高 抒1 全体船上科学家

1 南京大学地理与海洋科学学院，南京 210093

        摘要：本文是作者参加IODP第333航次后提交给中国IODP办公室的航次总结报告。在“地震带实验项目”（NanTroSEIZE）的总体框架下，本航次的任务是在日本四国岛岸外的一条断面的三个站位获取岩芯。钻探于2010年12月12日至2011年1月10日实施，钻取了4个长岩芯，总长达1005 m。IODP 333航次的主要研究内容是陆坡、海沟底部和海山脊部的第四纪沉积过程，包括沉积层内的孔隙压力、热流通量、粘土矿物组分、孔内微构造、火山地层学等，以及海底大型坡移事件沉积，弄清其基本特征及其第四纪层序形成的影响。集成上述分析资料，可望揭示边缘沉积体性质及其对地层内应力分布、临界应力值和强震发生的影响。此外，钻取的岩芯还有助于其他一些科学问题的探讨，如深海泥质沉积体系形成、火山活动的周期性、深海绿色沉积的组分与成因、沉积构造垂向分布特征与形成过程、第四纪细颗粒物质的沉积动力过程与海底地貌演化等。

        关键词：地震带实验；边缘沉积体；坡移事件沉积；深海第四纪沉积；综合大洋钻探计划；菲律宾海北部

        地震有多种类型、形成过程和机理。环太平洋地震带和特提斯海地震带是强烈地震发生的地方，因此海底地震受到了研究者的关注。地震震级、烈度与断层类型（正断层、逆断层、平移断层等）、相对于构造体系的位置和深度、岩石或地层性质、断裂带地层的平面围隔特征等因素有关[1-3]。地震研究在美国“洋陆边缘研究计划”中被列为四项主要内容之一，即“地震带实验”子计划[4-5]。

        最近，研究者们提出了“脱离带沉积夹层”假说[6]，认为洋陆边缘的沉积物堆积体（Accretionary prism）受到了板块碰撞造成的水平方向挤压，其标志是堆积体内部构造变形和逆冲断层的形成，一部分物质被裹挟到俯冲带里，使洋壳和上覆地层之间发生脱离；边缘堆积体和“脱离带”（Decollement zone）沉积体受到侧向挤压，所含流体的压力大为增加，这一因素可以影响地震发生的临界应力、 断裂位置和断裂规模。脱离带的存在可以从地层孔隙率和地震波速的垂向突变来证实[6-7]。

        菲律宾海北部（日本称为“南海”）的海沟-海盆被选定为关键研究地点，因为这里历史上多次发生大地震，如1944年和1946年均发生了8级以上地震[8-10]。本项研究被命名为“NanTroSEIZE”（Nankai Trough Seismogenic Zone Experiment, 南海海沟地震带实验）项目，将执行10年（2004-2013年），需完成一系列的IODP航次。钻探将分四个阶段进行，第一个阶段为2007-2008年，主要任务是了解洋壳之上的海盆地层中的断层特征；第二个阶段为2009-2010年，选择逆冲断层出露的地点进行钻探，进一步探明逆冲断层特征与沉积层的关系；第三个阶段为2010年至钻探结束，其中一个站位（C0002站）要钻进到海底之下7000 m，穿越逆冲断裂带、基底脱离带和洋壳，如获成功，将是深海和大洋钻探有史以来最深的钻孔。第四个阶段是要在C0002孔内的不同深度上安装监测仪器，进行长周期原位观测。为此，到2009年已经执行了IODP第314、315、316、319、322航次。更早之前，在本区域还实施过DSDP第31和87航次，以及ODP第131、190和196航次。

        2010年12月12日至2011年1月10日进行的IODP第333航次，是第二阶段的最后一个航次。笔者由中国综合大洋钻探计划（IODP-China）派出作为船上科学家（沉积学家）参与了该航次。本文的目的是报告该航次的科学目标和研究内容、钻探进展情况、以及笔者在钻探中思考并记录的部分科学问题。

        1. 研究计划与航次科学目标

        1.1 本航次的钻探目标

        IODP第333航次计划在三个站位（图1）钻取4个长岩芯。C0018站位于日本四国岛岸外的一个陆坡盆地（Slope basin），地震剖面资料显示，这里的未固结沉积有三层，初步解释为上下两层为半远海沉积，而夹在其中的一层是块体滑落堆积体（Mass Transport Deposits，或称为“坡移沉积层”）。如能钻透中间的一层，则可以获取“块体滑落层”全部岩芯，进而验证地震剖面解译结果。因此，设计的第一个长岩芯是该站的松散沉积层。C0018站位于四国盆地深部，此前在IODP第322航次时已钻取了下部的岩芯，故本航次拟获得上部350 m层的细颗粒物质岩芯，以得到该站的完整岩芯。C0011站位于海沟区，C0012站位于四国盆地以南从海底突起的基岩脊部，第322航次时在这两个地点曾进行过钻探，此次要在C0011站获得第四纪沉积的完整岩芯，在C0012站钻取两个长岩芯，即上部的细颗粒物质岩芯和下部的玄武岩岩芯。根据钻探记录，实际获取的岩芯总长度为1005 m（表1）。

图1. IODP第333航次研究区域特征和钻孔位置（水深单位为m；底图由Pierre Henry博士提供）

表1. IODP第333航次的钻探设计和实际完成情况

        1.2 科学研究内容

        在探究沉积体与地震关系的科学问题之下，不同的航次有各自的具体研究内容。第333航次的主要研究内容是陆坡、海沟底部和海山脊部的第四纪沉积特征和海底大型坡移事件沉积。在钻探的三个站位有厚度为180 m至350 m不等的第四纪沉积，可提供丰富的第一手资料。

        C0018站所在的陆坡盆地沉积层较厚，其原因可能是接受了来自陆坡上部的浊流和坡移输运物质，再加上靠近陆地水层中的悬浮颗粒较多。换言之，该处由于物源较为充足，因此常态沉积速率较高、事件沉积较厚。浊流[11-12]和坡移运动形成不同类型的堆积体[13-14]，前者是重力流的产物，而后者是整体滑落的结果。因此，对钻孔中两类堆积体特征（厚度、物质组成、坡度等）的获取有助于本区重力作用对第四纪层序形成影响的分析。在板块碰撞带，浊流和坡移堆积有时是地震触发的[15-17]，但具体到C0018站所在区域，如何与非地震触发的堆积体向区分，地震形成的堆积体在平面上如何分布、形成什么样的地层记录，这些问题需要通过钻孔分析加以研究。

        C0011站的第四纪沉积属于边缘沉积体的深海一侧前缘部分，这里沉积体的厚度不仅与堆积速率有关，而且也与水平方向的挤压有关。研究的内容包括沉积层内的孔隙压力、热流通量、粘土矿物组分、构造（层理、断裂、变形等）、火山地层学等。不同层位的孔隙压力[18-19]提供了地层中流体运动、沉积物压实、水平挤压强度、断层性质的影响等信息。热流数据[20-22]可用于沉积层对热流的影响、孔隙流体的化学变化、沉积层成岩变化条件等分析。粘土矿物含有沉积层中压力、温度、物质来源的信息，如绿泥石向伊利石的转化就说明了较高温度下的地球化学作用，在此过程中碳酸钙被释放，对边缘沉积体中沉积物胶结和孔隙水化学反应形成影响，进而改变沉积层的应力特征[7,23]。岩芯中的构造信息[24-25]可用于变形和断裂性质、应力聚集状况、滑坡事件影响等的分析。而地层中的火山堆积物被用来研究火山喷发的强度、火山灰堆积方式（沉降、浊流等）、地球化学演化史、地层年代标尺等[26-27]。综合上述分析资料，可以获取边缘沉积体性质及其对地层内应力分布和临界应力值的影响，这是与“地震带实验”的主题直接相关联的。

        C0012站位于一座海山（称为Kashinosaki Knoll，见图1）的脊部，因此第四纪沉积相对较薄。对该站，除C0011站研究内容外，还要进行第四纪沉积层分布及其成因[28]的研究。例如，坡面物质蠕移和滑坡等都可造成脊顶附近地层的变薄，而缺乏浊流堆积、水柱中悬浮物浓度较低等物源因素也有重要影响。

        1.3 研究的时间表

        针对上述研究内容，船上科学家分工研究不同的课题，预期成果除规定的航次报告外，还有正式发表的论文。获得了样品的人员，被要求在两年内完成实验室分析，并将结果在船上科学家内部交流。在航次执行后的三年内，将召集关于样品分析、学术交流和成果集成的多次会议，其中由全体船上科学家参加的学术研讨会有两次。研究中完成的学术论文，也要求在三年内发表。事实上，在航次结束之前，已经举行了一次讨论如何发表C0018站大规模块体滑落堆积研究结果的会议。

        2. 第333航次工作日程与钻探概况

        2.1 出海之前的准备活动

        2010年12月8日，全体船上科学家在横滨集中。船上科学家共有25人，来自8个国家，除我本人外，有8人来自日本，美国7人，法国3人，德国2人，韩国2人，英国1人，挪威1人。来自法国的Pierre Henry博士和日本的金松敏也博士担任本航次首席科学家。上述人员分成沉积、地磁、力学性质、构造地质、地球化学、有机化学分析等6个组进行工作。

        12月9-10日，上述人员分两组参加出海之前的准备活动。我所在的小组于12月9日在日本地球深部探测中心（CDEX）参加了航行前情况介绍会议，于12月10日在日本海洋研究所参加了直升飞机落水和弃船逃生培训。

        地球深部探测中心坐落在日本海洋科学技术中心（JAMSTEC）所属“横滨研究所”院内。在航行前情况介绍会议上，多位专家作了已执行航次的进展、本航次组织方式、人员组成、钻探任务、钻进日程安排、船上设施（网络、软件、数据库等）的使用方法等报告。在钻进日程安排上有多套方案，除正常情况外，还有钻探作业提前和滞后情况下的预备方案。本航次还有一项新技术投入运用，即APCT3型温度探测仪；该仪器安装在孔底，实时记录温度，测定范围为-20至55ºC，误差0.2ºC。

        由于本航次参加人员乘坐直升飞机登船，因此需要相应的训练证书。直升飞机落水与弃船逃生训练在位于横须贺的海洋研究所进行。经过理论课学习和书面考试、各项水池训练（如模拟直升飞机落水后机舱翻转情形下的逃生动作；弃船时跃入水中和救生艇放置和操作训练等）后，我们获得了有效期为两年的训练证书。

        12月11日，我们从横滨乘坐高铁列车到达名古屋，再换乘普通快车抵达鹈方。鹈方是志摩半岛南端一座安静的小镇，直升飞机场就坐落在离镇上不远的海边。12月12日早晨乘车抵达直升飞机场，经体检和行李检查后分批登机。直升飞机飞行约35分钟后在“地球号”前部顶端的停机坪降落。12月12日下午船方管理部门召集了有关船上安全工作的会议，让大家熟悉船上环境。

        2.2 钻孔作业进程

        船上科学家登船之前，“地球号”钻探船已抵达现场，并于12月12日凌晨02:02（当地时间，下同）获得了C0018站的第一段岩芯，其标号为C0018A-1H。岩芯的标注方式是标准化的，在同一个站位，由于多种原因（如需获取复样、钻孔故障）而可能进行多次钻孔，此时钻孔按照先后次序以A、B、C、D等予以区分；依地层性质的不同，要采取不同的钻井方法，这也要加以标注，如“H”表示以“水力活塞钻孔系统”（Hydraulic Piston Coring System, HPCS）方式钻取，“T”表示以“延伸击打钻孔系统”（Extended Punch Coring System, EPCS方式钻取，“X”表示以“外管扩展式钻孔系统”（Extended Shoe Coring System, ESCS）方式钻取，“R”表示以“旋转式钻孔系统”（Rotary Core Barrel Coring System, RCB）方式钻取。在以上实例中，C0018A-1H表示是C0018站的第一个孔、第一段、以H方式钻取。根据钻探标准，每段岩心都是钻进9.5m后提取。但由于岩芯的不完整或者流体压力，实际记录的岩心长度可能小于或大于9.5m。经过5个工作日，12月16日晚21:03获得了C0018A孔的最后一个岩芯。

        C0018A孔作业完成后，“地球号”缓慢移向C0011站位，并于12月18日下午开始作业，晚上18:36获得了第一段岩芯。一星期后，于12月24日上午08:55获得C0011D-52X岩芯，C0011站作业完成。

        其后，“地球号”转移至C0012站位，于12月25日开始钻进，17:30获得该站第一段岩芯。12月28日获得未固结地层的岩芯C0012D-13H后遭遇了故障，因此又开始钻取C0012E孔，于12月30日获得了C0012E-1X岩芯，12月31日获得了未固结地层的最后一段岩心C0012E-3X。接下去开始了基岩钻进，玄武岩的硬度很高，钻进不够顺利，到2011年1月3日下午钻取了C0012E-1R和C0012E-2R之后，钻机底部出现故障，全部取出清理，然后从海底重新钻至原层位，再继续取样，这花费了一天时间。在C0012F重新开钻后，于1月5日下午16:05获得了标号为C0012F-1R的玄武岩岩芯。头两段玄武岩岩芯是破碎的，向下完整性得到了提高，但钻进仍然较为缓慢。1月7日下午15:38获得了C0012F-15R岩芯，是该孔的最深一段玄武岩岩心，这时钻孔达到了海底以下630.5m深处，至此C0012站位作业完成。

        除浪高超过5.5m时有两天停钻外，“地球号”即使在大风、寒潮天气下也正常实施了钻探。三个站位的总体钻探情况列于表2。1月10日上午09:30“地球号”抵达新宫港，船上科学家于下午14:10离船，第333航次结束。

表2. IODP第333航次岩心总体特征

        2.3 钻孔样品的初步分析工作

        每个航次的元数据采集既有固定的类型，也有根据具体情况的选择性类型。本航次岩芯分析初步分析的内容是岩芯拍照、颜色扫描、岩性描述、薄片制作和镜下鉴定、构造地质、地磁测量、X射线衍射分析、土力学性质测定、孔隙水组分分析等。样品包装运上岸后，再进行地球化学分析。其目的是获取钻孔的总体特征信息，以航次报告的形式提供元数据（Mega data）。

        元数据是关于数据和样品说明的文字和数字资料，含有数据和样品获取的时间、地点、层位、类型、储存方式、资料质量、测量方法、使用办法等信息。从“深海钻探项目”（DSDP）时期到现在，元数据的记录和存储一直是现场工作的重点之一。在DSDP和ODP时代，航次后出版的“初步报告”（Initial reports）记载了主要的元数据。早期的报告是纸质本，进入21世纪后改为电子本。

        在船上，岩芯元数据记录的工具是“J-CORES”软件（数据库）。当班人员将初步分析的结果录入该数据库，在一个站位结束时进行全面核对，然后提交。该软件自动将数据编排为航次报告所要求的格式。同时，也可以按照用户的要求对数据进行编辑和处理，输出研究者需要的信息。

        岩芯描述还包含钻探质量的信息。除岩芯获取率外，钻进过程本身造成的岩芯破碎和变形程度也是重要的质量指标。当沉积层的物理特性与某种钻进方式相配时会出现岩芯的损坏，由于钻进方式只有有限的几种，因此在现场往往不能解决所有的问题。例如，对于含水量较低的粉砂、粘土沉积，以T方式钻进时可能导致 “饼干状”扰动（图2a），沉积层出现0.5-3cm周期性的破碎；以粘土组分为主的硬泥在X钻探方式下可能出现旋转破碎，完整岩芯与破碎岩芯交替，两者的厚度均为数厘米（图2b）；另外，由于孔内压力作用等原因，在每个岩芯段的底部，沉积物优势出现剧烈的流动变形，原来的结构被完全破坏（图2c）。

图2. 岩芯质量下降的几种情形：

(a) T钻探方式下的“饼干状”破碎；(b) 硬泥在X钻探方式下的旋转破碎；(c) 岩段底部的岩芯物质流动变形

        船上对钻孔样品的初步分析与钻孔处于准同步状况。因岩芯采集后要经过切割等工序才能送交实验室，故各项分析稍稍滞后于岩芯采集。2010年12月13日船上科学家花了一天时间熟悉船上设备和工作环境，12月14日开始分析C0018A孔岩芯，12月20日完成。12月21-28日进行C0011站各孔（C0011C、C0011D）的分析，12月29日至2011年1月9日进行C0012站各孔（C0012C、C0012D、C0012E、C0012F）的分析。在离船之前提交了全部分析记录。

        2.4 IODP科考船航次管理

        “地球号”是一艘排水量为5.7万吨的大型科考船，其管理和运行机制有些是采用IODP的统一规定，有些则是结合科考船的自身特点。通过参加第333航次的工作，对船上的日常管理情况有了一些切身的体验。

        “地球号”非常注重营造一个安全、舒适的工作环境。在海上作业的30天里，船上科学家被安排多次参观钻探设备和其他设施，让大家熟悉船上环境。在硬件条件上，船上餐厅每隔6小时开饭一次，每次都有各国风味的餐饮，在开饭以外的时间则随时有饮料和点心供应；船员、技术人员和科学家居住舱比较宽敞，每人有约9平方米面积，室内有盥洗室、办公桌、衣柜、电话；船上有阅览室、体操房、乒乓球室，可以随时上网，但国际长途电话是限时使用的。

        “地球号”上的图书馆有600多本书，规模虽小，但很实用。工作台面与书架合为一个整体，取书、复印、网上查询都极其方便。藏书主要是大洋钻探要用到或咨询的专业书（如海洋学、地球物理、地球化学、构造地质、古生物学、钻孔技术与岩芯分析技术等）、与研究区有关的学术专著（如西太平洋边缘海、沟-弧-盆体系、区域火山地层学等）、以及一些科普性的著作，如关于气候变化、火山喷发、地球环境演化等方面的读物。此外，还有完整的DSDP初步报告（Initial Reports）、以及ODP和IODP的航次报告（Proceedings）。

        除硬件设计的优越性外，良好的管理制度也是船上工作环境的亮点。为了消除安全隐患，任何地点、场所都禁止吸烟、饮酒，连可口可乐这样的饮料也只是在圣诞和新年聚餐时才有。安全部门针对火灾、船舶故障、弃船逃生等多种情境举行了多次演练，确保全体人员反应快速、准确。管理部门还制定了“管理建议奖励”制度，任何人员，只要提出有关安全措施、环境维护、资源节约等方面的意见和建议的，都可以参与评奖。这些制度为良好工作秩序的建立提供了保证。

        2.5 样品和数据共享

        从DSDP时代开始，为了实现样品和数据共享的目标，项目管理层就制定了“样品分配办法”，对获取样品的申请步骤、评议程序、样品库管理员职责、样品使用和成果归属等进行了具体、详尽的叙述。此外，还对各类元数据的使用作了清晰的规定。后来，该文件有过多次修订，但总的原则和操作流程都没有改变。目前，IODP规定船上科学家有优先获得样品的权利，并且要求获得样品后的两年内完成分析工作、发表分析结果。一般航次结束一年后，样品将对所有科学家开放，接受样品需求申请。

        船上科学家的现场采样活动依照规定进行。在出航前和航次执行期间，他们可以填写样品申请表并在网上提交。申请表内容包括采样层位、样品量、采样方式等。采样在柱状样切开后进行，样品申请人须本人在场，或委托他人代为采集。每个样品包装为一件，样品袋口用加热法封口。每个申请人分配一个包装箱，航次结束后寄达工作单位。采样后留下的空洞用泡沫材料充填，以保持原位特征，封装后入库保存。柱状样的另一半是不用于分样的，完整封装后直接送入样品库，长期保存。

        2.6 船上学术活动

        船上科学家实验室和技术人员实行每12小时换一次班。在正常上班之余，除非船上另有安排（如举行安全演练、参观、船员会议、节日聚会等），每天都举行船上学术研讨会（Daily Science Meeting），有时一天内数次举行。研讨会的内容既有钻探进展的报告，又有相关学术问题的研讨，还有科学家之间的学术交流（表3）。

        航次结束前，首席科学家对全体船员作了一次科普报告。2011年1月9日下午，Pierre Henry博士在题为“Expedition 333 science overview”的报告中介绍了地震带和地震预警、块体滑落堆积、岩芯沉积物特征、基底脱离带早期形成过程等问题。船员们对于所研究的科学问题有着浓厚的兴趣，提了不少很有深度的问题，如：本航次有哪些非同寻常的发现、块体滑落堆积是否是新发现？陆上也有钻孔中所见的玄武岩-红色粘土岩体系，能否用来改进钻探技术？俯冲带和地震研究的前景如何？本项目的目标在多大程度上已通过本航次实现？这是一种很有价值的科普形式，其实在任何科研项目的研究团队内部也应定期举行。

表3. “地球号”船上学术研讨会内容一览

        3. 笔者在钻探期间思考的一些科学问题

        3.1 深海泥质沉积体系形成

        水柱中有不少物质连续地沉降至海底，成为环境变化研究的沉积记录。但是，深海泥质沉积的连续性会受到事件沉积在影响。半远海沉积中的砂质层通常是事件沉积（如火山灰、浊流或块体滑落堆积），水层中在常态条件下是没有此类物质的。然而，如同砂质物质，泥质物质输运也会深受重力沉积影响 [29-30]。在C0018站这样的环境，细颗粒物质被重力流输运并堆积，这完全是可能的。C0018站位于陆坡区，砂质浊流沉积和块体滑落堆积体已经发现了不少，在砂质层频频出现的地点，有理由认为泥质沉积的一部分也与重力沉积有关。

关于细颗粒沉积的事件沉积的识别，沉积层的底部出现岩性突变或侵蚀面可作为标志，另外事件沉积的层理厚度和内部颗粒排列方式也应不同于纯粹沉降形成的沉积层[31]。这些特征可以通过高分辨率的微结构分析来揭示。在沉积记录中区分常规沉降和事件造成的记录，对于气候变化记录分析等研究具有重要性，因为前者含有相关的信息，而后者不一定含有。

        3.2 火山活动的周期性

C0018站岩芯的222-228m段有非常独特的特征。首先是沉积物颜色深浅的周期性变化，浅色层厚10-14cm，深色层厚1-3cm。其次，初步的镜下鉴定分析结果显示，两种沉积层的主要成分都是火山喷发物，粒度范围为砂和粉砂，而暗色层是由于混入了粘土矿物和有机质颗粒的缘故。

        从物质成分上看，暗色层的细颗粒物质和有机质应该是来自半远海的沉降堆积。在有些环境中，火山的喷发或多或少是随机的，但是像本段岩芯表现出来的高度节律性是值得关注的。每次喷发的规模可以从浅色层厚度来推算，而喷发的频率则可以用火山-半远海混合堆积层的年代数据来确定。在海盆形成过程中，火山喷发的周期性知识局地性现象，还是与板块碰撞带的演化阶段[32-33]有关？如果是后者，那么在哪些阶段火山喷发具有随机性、哪些阶段具有节律性？这些问题的探索对于板块碰撞历史研究具有参考价值。

        3.3 深海绿色沉积：组分与成因

        C0011和C0012站岩心中的“绿色沉积”引人注目。地球化学研究显示，绿色可以来自于还原环境，因此在深海沉积的顶部形成黄褐色与绿色沉积之间的界面，代表了氧化环境向还原环境的过渡带[34-35]，这里铁元素以二价铁的形式出现。然而，本研究区的绿色层似乎是火山灰混入到半远海沉积中而形成的。肉眼下看起来是绿色的沉积物，在显微镜下却全然不同，绿色消失了，代之以暗色的黄铁矿颗粒。本区的火山灰有三种表现：浅色（白色）、深棕褐色和绿色，有时三种颜色甚至在同一段岩芯中出现。代表火山物质的绿色沉积的研究对于半远海沉积的物源识别具有意义，本区沉降物质的主要物源有大气降尘、细颗粒火山灰和水层中生成的生物颗粒[36]。

        3.4 沉积构造垂向分布特征与形成过程

        在C0012站，上部19 m沉积层内层理从水平向下变为低角度倾斜，19-50 m层出现了高角度倾斜的层理，而50 m以下更是出现了强烈的变形，岩芯中的断裂很多，层理已难以辨认（图3），微体化石数量明显减少（可能是由于变形加剧了溶蚀作用而致）。从船上古地磁分析的初步结果看，地层有一段缺失，似乎与一次较大规模的滑坡、崩塌过程有关。按照这一思路，滑坡层的底部应位于强烈变形层的上界，而高角度倾斜层的上界物质的年代应是滑坡事件发生的时间。沉积层序形成的正演模拟可提供相关的证据。C0012站周边的坡度最大可达1:10以上，随着堆积过程的进行，地层内的蠕移不可避免。根据蠕移速率的垂向分布[37]和沉积速率，地层内的形变随时间的变化可以计算出来，然后根据地层破裂临界值就可以判断滑坡发生的层位和时间。

图3. C0012C/D孔岩芯沉积构造的垂向变化：

(a) 顶层（8 m深处）的近于水平的层理；(b) 27m深处的高角度倾斜层理；(c) 下部（132 m深处）断裂和扰动变形

        3.5 第四纪细颗粒物质的沉积动力过程与海底地貌演化

        深海沉积动力环境与陆架、海岸有很大不同，后者以河流入海物质影响大、波浪潮流作用强为特征，而前者是以重力作用下的物质运动为主，受到地貌因素（坡度、海山高度、海盆规模等）的很大影响。同时，重力输运对地貌演化本身也有重要影响。

        在陆地环境，山坡上物质的蠕移速率与含水量有关[38-39]。而在海底环境，由于沉积层由于始终位于水下，空隙全部被海水充填，因此可在较长时间尺度内保持未脱水状态，造成持续的沉积层蠕移，并发生间歇性的海底滑坡。C0012站的岩芯记录显示，即使在海底坡度较小的条件下，也能形成较大强度的输运，甚至达到地层破裂的阈值，产生大规模滑坡。

        海底平顶山上的松散沉积物盖层的分布也表明了重力输运的重要性[40-41]。Wright等[42]提出可以根据沉积厚薄的平面分布评价重力输运的相对重要性。Ike等[43]发现本区沉积物厚度与基底坡度明显相关。更一般的重力输运分析方法可依据沉积物质量守恒原理而建立。例如，根据海底地形图，可确定海底“分水岭”所包围的“控制盆地”的范围和各个“集水盆地”的面积；根据控制盆地内的沉积物总量计算平均堆积厚度；假定细颗粒沉积物在海底的堆积最初是由水柱中物质的沉降而造成的，可计算海底“冲淤”速率；计算 “集水盆地”侵蚀地层的质量中心和相应的在盆地底部堆积地层的质量中心位置之间的距离，辅之以沉积层的年龄测定，可以获得物质的平均体积输运率。在此基础上，通过沉积层厚度-海山坡度关系的建立，可望获得海底滑坡的临界值，进而区分坡面蠕移导致的和地震诱发的不同滑坡事件。

        4.   结语

        IODP第333航次的概况总结如下：

        （1）本航次在日本四国岛岸外的陆坡、海沟和海山三个站位进行了钻探，获取了总长为1005 m的岩芯。除半远海沉积外，岩芯有一大部分为事件沉积（火山与浊流沉积）产物。

        （2）本航次的主要研究内容是陆坡、海沟底部和海山脊部的第四纪沉积过程，包括沉积层内的孔隙压力、热流通量、粘土矿物组分、孔内微构造、火山地层学等，以及海底大型坡移事件沉积，揭示边缘沉积体性质及其对地层内应力分布和临界应力值的影响，从而为“地震带实验项目”总体目标服务。

        （3）钻取的岩芯有助于其他科学问题的探讨，如深海泥质沉积体系形成、火山活动的周期性、深海绿色沉积的组分与成因、沉积构造垂向分布特征与形成过程、第四纪细颗粒物质的沉积动力过程与海底地貌演化等。

        致谢：“地球号”科学钻探船的全体船员和技术人员为航次的成功付出了艰辛的劳动；本文的部分内容曾以“深海细颗粒物质输运与堆积的地貌因素”为题在“南海深海过程演变重大研究计划2011年度学术研讨会暨研究计划启动会议”（上海，2011年1月26-27日）上宣读；南京大学海岸与海岛开发教育部重点实验室牛战胜工程师在图件准备上提供了帮助。谨致谢忱。

        参考文献 (References)：

        [1] Scholz C H. The mechanics of earthquakes and faulting (2nd edition) [M]. New York: Cambridge University Press, 2002.

       [2] Noda A, TuZino T, Kanai Y et al. Paleoseismicity along the southern Kuril Trench deduced from submarine-fan turbidites [J]. Marine Geology, 2008, 254(1); 73-90.

       [3] Lay T, Kanamori H, Ruff L, 1982. The asperity model and the nature of large subduction zone earthquakes [J]. Earthquake Prediction Research, 1: 3-71.

        [4] MARGINS Office. NSF MARGINS Program science plans 2004 [M]. Columbia University, New York, 2003.

        [5] 高抒. 美国《洋陆边缘科学计划2004》述评 [J]. 海洋地质与第四纪地质, 2005, 25(1): 119-123.

        [6] Morgan J K, Sunderland E B, Ramsey ne E B, Ask M V S, 2007. Deformation and mechanical strength of sediments at the Nankai subduction zone: implications for prism evolution and decollment initiation and propagation [M]. In: Dixon T H, Moore C J (Ed.). The seismogenic zone of subduction thrust faults. Columbia University Press, New York, 210-256.

        [7] Tobin H J, Saffer D M. Elevated fluid pressure and extreme mechanical weakness of a plate boundary thrust, Nankai Trough subduction zone [J]. Geology, 2009, 37(8): 679-682.

        [8] Ando M. Source mechanisms and tectonic significance of historical earthquakes along the Nankai Trough, Japan [J]. Tectonophysics, 1975, 27, 119-140.

        [9] Park J –O, Tseru T, Kodaira S, et al. Splay fault branching along the Nankai subduction zone [J]. Science, 2002, 287, 1157-1160.

        [10] Underwood M B. Sediment inputs to subduction zones: why lithostratigraphy and clay mineralogy matter [M]. In: Dixon T H, Moore C J (Ed.). The seismogenic zone of subduction thrust faults. New York: Columbia University Press, 2007, 42-85.

        [11] Simpson S E. Gravity currents in the environment and the laboratory (2nd edition) [M]. Cambridge: Cambridge University Press, 1997.

        [12] Stow D A V, Bowen A J. A physical model for the transport and sorting of fine-grained sediment by turbidity currents [J]. Sedimentology, 2006, 27(1): 31-46.

        [13] Alves T M, Cartwright J A. The effect of mass-transport deposits on the younger slope morphology, offshore Brazil [J]. Marine and Petroleum Geology, 2010, 27(9): 2027-2036.

        [14] Alves T M, Lourenco S D N. Geomorphologic features related to gravitational collapse: submarine landsliding to lateral spreading on a Late Miocene-Quaternary slope (SE Crete, eastern Mediterranean) [J]. Geomorphology, 2010, 123: 13-33.

        [15] Kastens K A. Earthquakes as a triggering mechanisms for debris flows and turbidites on the Calabrian Ridge [J]. Marine Geology, 1984, 55: 13-33.

        [16] Strasser M, Stegmann S, Bussmann F, et al. Quantifying subaqueous slope stability during seismic shaking: Lake Lucerne as model for ocean margins [J]. Marine Geology, 2007, 240(1-4), 77-97.

        [17] Noda A, TuZino T, Kanai Y, et al. Paleoseismicity along the southern Kuril Trench deduced from submarine-fan turbidites. Marine Geology, 2008, 254(1-4), 73-90.

        [18] Hubbert M K, Rubey W W. Role of fluid pressure in mechanics of overthrust faulting, Part I [J]. Geological Society of America Bulletin, 1959, 70: 115-166.

        [19] Screaton E, Saffer D, Henry P. Porosity loss within the underthrust sediments of the Nankai accretionary complex: implications for overpressures [J]. Geology, 2002, 30(1): 19-22.

        [20] Yamano M, Foucher J –P, Kinoshita M, et al. Heat flow and fluid flow regime in the western Nankai accretionary prism [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1992, 109: 451-462.

        [21] Yamano M, Kinoshita M, Goto S, et al. Extremely high heat flow anomaly in the middle part of the Nankai Trough [J]. Physics and Chemistry of the Earth, 2003, 28: 487-497.

        [22] Ondrak R, Gaedicke C, Horsfield B. Combining 2D-basin and structural modeling to constrain heat transport along the Muroto Transect, Nankai Trough [J], Japan. Marine and Petroleum Geology, 2009, 26: 580-589.

        [23] Masuda H, Peacor D R, Dong H L. Transmission electron microscopy study of conversion of smectite to illite in mudstones of the Nankai Trough: contrast with coeval bentonites [J]. Clays and Clay Minerals, 2001, 49(2): 109-118.

        [24] Kuehl S A, Hariu T M, Sanford N W, et al. Millimeter-scale sedimentary structure of fine-grained sediments: examples from continental margin environments [M]. In: Benett R H, Bryant W R, Hulbert M H (Ed.). Microstructure of fine-grained sediments: from mud to shale. New York: Springer-Verlag, 1991, 33-45.

        [25] Shephard L E, Rutledge A K. Clay fabric of fine-grained turbidite sequences from the southern Nares Abyssal Plain [M]. In: Benett R H, Bryant W R, Hulbert M H (Ed.). Microstructure of fine-grained sediments: from mud to shale. New York: Springer-Verlag, 1991, 61-72.

        [26] Arculus R J, Gill J B, Cambray H, et al. Geochemical evolution of arc systems in the western Pacific: the ash and turbidite record recovered by drilling [M]. In: Taylor B, Natland J (Ed.), Active margins and marginal basins of the western Pacific. Washington DC: American Geophysical Union, 1995, 45-65.

        [27] Nagahashi Y, Satoguchi Y. Stratigraphy of the Pliocene to lower Pleistocene marine formations in Japan on the basis of tephra beds correlation [J]. The Quaternary Research, 2007, 46(3): 205-213.

        [28] Ike T, Moore G F, Kuramoto S, et al. Tectonics and sedimentation around Kashinosaki Knoll: a subducting basement high in the eastern Nankai Trough [J]. Island Arc, 2008, 17: 358-375.

        [29] Anikouchine W A, Ling H Y. Evidence for turbidite accumulation in trenches in the Indo-Pacific region [J]. Marine Geology, 1967, 5(2): 141-154.

        [30] Stow D A V, Bowen A J. A physical model for the transport and sorting of fine-grained sediment by turbidity currents [J]. Sedimentology, 1980, 27(1): 31-46.

        [31] Collinson J, Mountney N, Thompson D. Sedimentary structures (3rd edition). Harpenden (UK): Terra, 2006.

        [32] Bloomer S H, Taylor B, MacLeod C J, et al. Early arc volcanisms and ophiolite problem: a perspective from drilling in the western Pacific [M]. In: Taylor B, Natland J (Ed.), Active margins and marginal basins of the western Pacific. Washington DC: American Geophysical Union, 1995, 1-30.

        [33] Clift P D. Volcaniclastic sedimentation and volcanisms during the rifting of western Pacific backarc basins [M]. In: Taylor B, Natland J (Ed.), Active margins and marginal basins of the western Pacific. Washington DC: American Geophysical Union, 1995, 67-96.

        [34] Lyle M. The brown-green color transition in marine sediments: a marker of the Fe(III) – Fe(II) redox boundary [J]. Limnology and Oceanography, 1983, 28(5), 1026-1033.

        [35] Giresse P, Wiewiora A. Origin and diagenesis of blue-green clays and volcanic glass in the Pleistocene of the Cote d’Lvoire-Ghana Marginal Ridge (ODP Leg 159, Site 959) [J]. Sedimentary Geology, 1999, 127(3-4): 247-269.

        [36] Scudder R P, Murray R W, Plank T. Dispersed ash in deeply buried sediment from the northwest Pacific Ocean: an example from the Izu-Bonin arc (ODP Site 1149) [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2009, 284(3-4): 639-648.

        [37] Mitchell J K, Soga K. Fundamentals of soil behaviour (3rd edition) [M]. Hoboken (New Jersey): John Wiley, 2005.

        [38] Yamada S. The role of soil creep and slope failure in the landscape evolution of a head water basin: field measurements in a zero order basin of northern Japan [J]. Geomorphology, 1999, 28: 329-344.

        [39] Sasaki Y, Fujii A, Asai K. Soil creep process and its role in debris slide generation – field measurements on the north side of Tsukuba Mountain in Japan [J]. Engineering Geology, 2000, 56(2): 163-183.

        [40] Waasbergen R J van, Winterer E L, Shlanger S O. Summit geomorphology of western Pacific guyots [M]. In: Pringle M S, Sager W W, Sliter W V, Stein S (Ed.). The Mesozoic Pacific: geology, tectonics, and volacanism. Washington DC: AGU, 1993, 335-366.

        [41] Bergerson D D. Geology and geomorphology of Wodejebato (Sylvania) Guyot, Marshall Islands [M]. In: Pringle M S, Sager W W, Sliter W V, Stein S (Ed.). The Mesozoic Pacific: geology, tectonics, and volacanism. Washington DC: AGU, 1993, 367-385.

        [42] Wright J V, Smith A L, Self S. A working terminology of ryroclastic deposits [J]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 1980, 8: 315-336.

        [43] Ike T, Moore G F, Kuramoto S, et al. Variation in sediment thickness and type along the northern Philippine Sea Plate at the Nankai Trough [J]. Island Arc, 2008, 17: 342-357.

IODP Expedition 333: scientific objectives, drilling progress, and research potentials

GAO Shu1 Shipboard Scientific Party

1 School of Geographic and Oceanographic Sciences, Nanjing University, Nanjing 210093, China

E-mail：shugao@nju.edu.cn

Abstract: The present contribution is a report submitted to the IODP-China office by the authors, after the implementation of the Integrated Ocean Drilling Program (IODP) Expedition 333. The objectives of this cruise are to drill at three sites along a transaction in the northern Philippine Sea, within the framework of the NanTroSEIZE program. The drilling operation was carried out during 12th December, 2010, to 10th January, 2011, and cores with a total length of 1005 m were obtained. These cores provide the materials to study the Quaternary sedimentary processes and mass transport deposits associated with the slope basin, deep trench and sea mount environments; laboratory analyses will be carried out to obtain information on pore pressure within the sediment, heat flux, clay mineralogy, micro-structures, and tephra stratigraphy. On such a basis, the influence of the accretionary prism on the stress distribution and the critical stress for the occurrence of large-scale earthquakes may be evaluated. Furthermore, the cores enable the researchers to seek solutions to other scientific problems, such as the formation of deep water fine-grained sediment deposits, periodicity of volcano activities, the mechanisms for the formation deep sea green muds, the vertical distribution patterns of sedimentary structures and the related processes, and deep water sediment transport processes and the resultant geomorphological evolution during the Quaternary period.

Keywords: Seismogenic Zone Experiment; accretionary prism; mass transport deposits; deep water Quaternary sedimentation; IODP; northern Philippine Sea