利用浅剖剖面研究西太平洋Ogasawara断裂带附近海山声学反射特征.docx

1、利用浅剖剖面研究西太平洋Ogasawara断裂带附近海山声学反射特征Tae-GookLee,JamesR.Hein和KiehwaIee等摘要本文详细分析了西太平洋Ogasawara断裂带(OFZ)附近海山浅剖剖面(3-7kHz)和地形特征。OFZ断裂带是太平洋中较为独特的断裂带之一，在其周围发育了多个较老的海山(如麦哲伦海山和Dutton洋样上的海山)，该断裂带沿北西-南东走向，宽150km,长600km,且具有右旋移动特征。对海山的浅剖剖面声学特征分析之后，根据浅剖剖面的声学特征和反射连续性，底基构造和海底形态，将底基声学特征划分为9个具体类型：(1)清晰反射(类型I-】，1-2,1-3),

2、(2)不清晰反射(类型II-1,II-2,II-3),(3)双曲线反射(类型m-】，m-2,m-3)。类型i-2为远洋沉积，表现为较细的间歇性盖层，当底流较强时沉积可能发生在地形隐蔽区域，而类型I-1远洋沉积分布较为连续和广泛。OFZ断裂带侧翼裂谷帝的形成可能受先前火山活动时期存在的转换断层的影响，而Pigafetta盆地的IlaMaiTai海山仅受火山建造的影响和控制。岩墙侵入和火山活动形成的海山侧翼裂谷带在块状坍塌过程中起着重要作用。块状坍塌过程包括了沿山顶边缘的大量断裂和火山活动.滑塌/崩塌，碎屑流和浊积流，它们可能受断裂活动，火山作用，岩墙侵入和海山演化各个时期风化作用的控制和影响。关

3、键词西太平洋海山底基剖面断裂带海底成图块状坍塌1引言西太平洋普遍存在火山建造，包括海山、平顶海山和岛屿，但大多数研究很少。目前研究较多的是马绍尔群岛、麦哲伦海山和中太平洋海山。海山调查的重要性有以下方面：(1)火山建造提供了关于密度、岩石圈强度和地壳构造方面的信息(Watts,2001);(2)海山的古地磁数据能够用于识别古地理纬度和板块相对于洋脊的运动(Sager,1983);(3)海山上分布有非常重要的潜在矿产资源，如铁猛结壳、磷灰岩以及热液硫化物(Cnman,2000);(4)海山沉积物、山顶的礁灰岩混杂体和铁镒结壳是非常重要的古海洋记录(Hein等，1992;Jansa和AmaudVa

4、nneau,1995)。然而，人们对海山沉积过程的变化和火山建造演化时期从浅水到深水区的沉积发育情况却知之甚少。海山和岛屿的沉积过程和块状坍塌的研究对于理解和预测地质灾害及其引起的海山局部形态的变化非常必要。大多数关于海山沉积过程和块状坍塌的研究主要依靠多波束地形测量:、侧扫声纳和有限的地震资料(Vogt和Smoot,1984；Gee等，1999,2001;II-1以在山顶边缘类型m-1的礁混杂体和沿坡度较小区域类型in-3的滑塌沉积为界。类型111-3滑塌沉积主要分布于低坡度区域，且延伸至坡底附近的浊流沉积（图5和7）。类型II-3碎屑沉积在OSM8-1和OSM8-2坡底到盆地部位发育广泛。

5、类型II-3的分布在一些区域不是很清楚，这是因为一些测线过短而不能延伸至盆地底部。类型II-2浊流沉积在研究区南部与海山相邻的盆地广泛发育。1FN-画isouFe图5九种类型沉积（岩石）分布图图（a）、（b）和（c）分别是东南、东北和西北三个位置的分布图，等值线间距为0.5km.6讨论6.1远洋沉积盖层海山顶部的远洋沉积具有两种不同的声学反射特征，即类型I-1和I-2(图5和6)。远洋沉积这种反射类型的变化可以解释为沉积和侵蚀的过程。PeaiBon(1995)从马绍尔群岛海山的研究中得出三个时期远洋沉积盖层的形成。在第一阶段，山顶的底流很强，因此主要在地形上较低区域沉积。在第二阶段远洋沉积层序

6、中夹杂有有孔虫软泥。初始沉积可能仅局限在山顶的中心部位。在第三阶段，由于进一步扩散至山顶边缘，导致沉积盖层的横向沉积的完成。根据此演化过程，此次研究中的类型I-1远洋沉积主要是第三阶段形成的，因为它表现为广泛旦连续的沉积层序，且厚度较大，内部成层性较好。另一方面，类型I-2远洋沉积可能主要形成于第一和第二阶段，因为其填充不好且厚度变化较大。OSM6-2在海山顶不发育远洋沉积，表明此处可能存在某个方向较强的底流。在OSM8-1山顶东部和西部，在1-1远洋沉积之下存在有I-2远洋沉积(图6b)。虽然沉积的准确时间无法确定，但可以看出OSM8-1海山的类型I-2远洋沉积盖层较类型I-1远洋沉积更为发

7、育。基于DSDP200-202站位的研究成果，Heezen等(1973b、c)指出在早始新世和早中新世此处可能存在沉积间断或沉积速率的突然降低。西太平洋Resolution海山顶部钻探的最老的I-2远洋沉积时间为上新世(Winterer等，1995)。远洋沉积的厚度主要受底流活动性和近赤道区域的高生产力控制。通过西太平洋平顶海山DSDP和ODP钻孔的远洋沉积厚度对比分析，Watkins等(1995)提出，沉积盖层厚度和纬度相关性很大。在我们的研究中ItaMaiTai海山远洋沉积最厚为150m,OSM7为125m,较西北区域的OSM2(50m)、OSM3(45m)、OSM4(70m)、OSM8-

8、1(50m)和OSM8-2(30m)、OSM5-1(0m)、Seascan(15m)、OSM6-1(5m)和OSM6_2(0m)要厚些。在我们的研究中，远洋沉积盖层的厚度似乎与纬度无明显相关性，这是因为此处海山与赤道区域的高生产力带且纬度变化不大。然而海山顶部与远洋沉积厚度具有很高的相关性。礁混杂体对于I-1型远洋沉积起着重要控制作用。1-2型远洋沉积局部分布且不会超过礁混杂体的高度，而I-1型远洋沉积大多数沿山顶边缘超覆于礁混杂体之上并覆盖整个山顶(图6)。6.2侧翼裂谷带m-2类型沿海山侧翼裂谷带广泛分布。大多数侧翼裂谷带表现为背景磁异常之上的局部正、负磁异常(图8)。这表明主火山活动时期

9、之后的侧翼侵蚀和堤坝侵蚀形成了侧翼裂谷带(Sager,1983;Mitchell,2001)oSmoot(1989)指出侧翼裂谷带有助于我们理解周围区域环境的形成，即海山形成反映了断裂带走向。在我们的研究区域内，这些侧翼裂谷带的位置和方向受与海山火山活动时期的转换断层相关的较早构造特征控制。OFZ的海山侧翼裂谷带与PB的ItaMaiTai海山的差异有力证明了上述观点。OSM2、0SM7、OSM8-1和OSM8-2的侧翼裂谷带及海山延伸方向为北西-南东和北东-西南走向，与转换断层方向一致。侧翼裂谷带的主体走向也可以从麦哲伦海山和。FZDuttoninoN-17*0(”WSCXN151.5O

10、9;E152*10'E16*40N152WE(b)15T50E图6海山顶浅剖剖面及其位置图续图6海山顶浅剖剖面及其位置图图（a）为OSM7海山，（b）为OSM8-1海山，（c）为OSM8-2海山.OSM7海山顶部类型1-1沉积广泛发育，剖面显示其内部为平行反射特征；OSM8-2海山顶部类型-2沉积比较发育，浅剖剖面内部表现为空白反射；OSM8-1海山顶部中心附近火山基底出露（类型ID-2）比较发育，类型I-1和I-2远洋沉积分别在海山西部和东部较为发育.山脊上的海山的基本走向看出（Smoot,1989）（图1）。在裂隙地带存在很强张力，其方向平行或垂直于转换断层方向，岩浆侵入了这些裂隙

11、从而形成了侧翼裂谷帝。相反地，ItaMaiTai的侧翼裂谷带走向为南-北向和东-西向。西部的侧翼裂谷带为L型，顶部覆盖着远洋沉积，其走向亦为南-北向和东-西向。PB的ItaMaiTai的侧翼裂谷带的形成可能受不同构造力的影响，或受OFZ不同方向断裂带堤坝侵入的影响。这里的侧翼裂谷带与较强的局部正、负磁异常并无明显相关性（图8）,侧翼裂谷带的坡度并未显示上部陡峭的坡度或OSM2和OSM8海山拱形海湾的存在。侧翼裂谷带的形成主要受盾形火山建造时期火山流和盾形火山建造时期之后岩墙侵入的影响。火山活动形成之后的岩墙侵入体的磁异常信号可能叠加在已经存在的磁异常之上，因而形成复杂的磁异常特征。相反地，侧翼

12、裂谷带的形成与主火山活动时期基本同时，所以其磁异常可能是总体磁异常之上局部反映。BeieiBen（1995）不是所有的侧翼裂谷带的形成都受岩墙侵入的影响。通过对马绍尔群岛海山的侧翼裂谷带研究，他指出一些裂谷带可能是北齿620003000mType111-3400014：MJ5000m图7地震、浅剖剖面综合分析续图7地震、浅剖剖面徐合分析图(a)为OSM6-1海山地震和浅剖剖面;(b)为OSM2海山浅剖剖面；(c)为OSM81浅剖削面.图中可见上坡位置以II-1型基底出露为主,而下坡位置以DI-3型滑塌沉积为主.在盾形火山形成时期火山沉积和火山流的加积形成的。侧翼裂谷带局部的磁力高和磁力低可能可

13、能是岩墙侵入引起的。6.3块状坍塌在西太平洋海山，块状坍塌普遍存在且形式多样。类型U-2浊积流在东南研究区海山附近的海盆内普遍发育。浅剖剖面反射不清晰表明声波能量的散射，这可能是由于海底存在相对较强的底流使得沉积侵蚀发生扰动而引起的(Damuth,1980)o与海山相邻的盆地底流较开放性的盆地要强些，可能沉积物颗粒较粗，如类型I-3。类型111-1滑塌沉积在研究区坡度较低区域比较发育。滑塌沉积主要是由于长周期的缓慢移动引起12,40,12,40,13."N-14WN1ST40*Bl$S*0VE900*00<400-2000200400磁力舞肃(»T)l5r4O,EIS

14、3,WEWWB图8海山磁异常图图(a)为IlaMaiTai海山；(b)为OSM2海山；(c)为OSM8-1海山.图中粗线表示侧翼裂谷带位置。OSM2和OSM8-2海山的侧翼裂谷带与局部强磁力高和磁力低异常对应.东马里亚纳海盆中的haMaiTai海山的侧排裂谷带走向不同于OEZ断裂带中的OSM2和OSM«的侧翼裂谷带.磁异常等值线间距为50nT,地形等值线间距为0.2km.的(Masson等,2002)。碎屑沉积由单个高速事件引起的，而滑塌沉积是多个慢速阶段形成的，其中伴随着非常陡峭沉积和超负荷的沉积运移作用。滑塌的陡壁具有明显的地槽和上坡比较陡的特征(Moon等，1989)这些特征也

15、在OFZ的海I：裂谷带上有所反映。侧翼侵蚀和岩墙侵入可能会引起震动，进而引起大量的块状坍塌事件(Ekworth和Voight,1995)o大多数形成于热点附近的侧翼裂谷带都已形成。火山活动和大ht的块状坍塌在这些白垩纪海山曾经停止了很长时间，但侧翼裂谷带带在块状坍塌作用中起到r直接的作用，它阻止了碎屑沉积的横向移动，一直到裂谷带底部。Moom等(1989)研究得出夏威夷洋脊的大揪块状坍塌的移动方向均与侧翼裂谷带垂直。研究区西部海山顶部的海底地形和浅剖资料显示块状坍塌门海山从热点移动之后一宜影响着海山。侧翼裂谷带研究程度较高的海山的地形和上部浅剖资料显示存在较大规模的断裂和滑塌体（图2和6）。远

16、洋沉积的横向不连续和和碳酸盐平台表明海山陡坡形成于海山沉降在海平面以下。海山下部块体之上的海山侧翼表现为拱形海槽和陡坡。OSM8-1海山的南、北顶部和OSM8-2海山西南顶部的陡坡显示从海山沉降之后的山顶滑塌块体和断裂处就开始了块状坍塌。块状坍塌可能受地震活动、岩墙侵入、沉积超载、破火山口坍塌以及受热流、活动断裂和风化作用影响的火山岩的蚀变等因素的影响而产生（Lipman等，1988;Lopez和Williams,1993;Bergersen,1995;Elsworth和Voight,1995;Marti等，1997;Vidal和Merle,2000;Lee等，2002）o此处观测到的滑塌沉积

17、可能是一次或多次的机械运动造成的。在热点附近形成火山时，火山作用和侵入作用是块状坍塌的主要原因，但那些机械运动不在起作用。海山侧翼和山顶的沉积超负荷可能引起了块状坍塌。此次研究中，地震剖面和钻孔资料并未显示破火山坍塌力面的证据，因此此处的块状坍塌并非是简单的机械运动所致（Wedgeworth和Kellogg,1987;Heezen等1973b、c）0由于断裂和火山活动，大多数热液活动主要是在火山形成之后（Cronan,2000）o因此，热液流体引起几千万年的块状坍塌不大可能。此次研究中，侧翼裂谷带、侧翼上部陡坡和拱形海槽可能与块状坍塌直接相关，而且是碎屑流沉积的物源。研究区内大多数的块状坍塌沿

18、侧翼裂谷带之间的拱形海槽流失（图5）。总体来说，风化的火山流和火山沉积易受较远处地震活动和附近断裂的影响。由于太平洋板块俯冲到菲律宾海板块，故研究区西部的马里亚纳弧-沟系统是强旦深源地震的活动中心。此次研究中发现，地震活动可能引起了海山上的物质向西流失。7结论此次研究分析了西太平洋OFZ附近海山的浅剖剖面声学反射特征。不同声波反射类型的沉积呈清晰的带状分布：远洋沉积（类型I-1和I-2）和礁混杂体（类型UT-1）位于海山顶部；基底出露岩体（类型11-1和111-2）沿侧翼裂谷带和上坡位置；滑塌沉积（类型m-3）位于下坡位置；浊流沉积（类型II-3）位于坡底和盆地底部；远洋沉积和浊流沉积的混杂体

19、（类型I-3和n-2）位于盆地底部。远洋沉积具有两种不同类型（类型I-1和I-2）的声学特征。类型I-2远洋沉积的浅剖特征表现为清晰的底部反射界面，内部无明显反射，表明此处底流活动较强，使得沉积物仅在地形上较为隐蔽的区域沉积。类型I-1远洋沉积显示了清晰的底部反射界面且内部表现为平行反射特征，这表明此处沉积比较连续。OFZ的海山侧翼裂谷带可能受海山火山活动时期与转换断层相关的先前构造的影响，而PB的ItaMaiTai海山上的侧翼裂谷带显示了与OFZ不同的走向，这可能起源于海山形成时期。（下转第33页）侧翼的火山侵入活动和块状坍塌在海山形成过程中起着非常重要的作用。块状坍塌影响的海山形态的变化，

20、而侧翼侵蚀和岩墙侵入位于岩浆岩源之忆。块状坍塌间接地受侧翼裂谷带的控制，它控制了下坡块状坍塌的边界。块状坍塌受海山顶部断裂活动引起的大块体的移动，它形成了海山顶部下面的陡坡。著的波高和波长。不幸的是，在应用到珊瑚礁上，它们需要通过对充分扩展的大海作相同的假设。NOAA的环境预测国家中心（NCEP）生产了一个混合卫星/模型波产品，可以参考(/bering/pages/env-wave.html)o在珊瑚礁研究和管理方面，雨量是一个可充分利用的遥感产品。盐度是珊瑚礁其中一个主要的刺激因素。淡水会降低盐度水平所引起的压力，雨量是了解这个过程的关键,无论是从河流直接注

21、入到珊瑚礁系统中还是通过热带暴风雨。有两个主要的技术可以从空间获得降雨信息,一个是使用热红外来测量云层顶端的温度，而另一个是基于雨本身的微波衰减。Ebeil和Manton（1998）对这些使用不同卫星（无论是极地轨道和地球静止轨道）的技术做了一个对比。热带降雨测量任务（TRMM）采用了一种特别设计的用于测量降水的传感器包(www.eorc.nasda.go.jp/TRMM//)o2结论影响珊瑚礁健康的其中一个最紧迫的问题是大规模珊瑚礁的漂白。大规模的漂白是高的海洋温度和PAR、紫外线或这两者之间相互作用造成的（Brown,1997

22、；Hoegh-Guldberg,1999;Mumby等，2001b）。虽然海温,紫外线和PAR可以从卫星数据中提取，但还没有研究能够把这些数据与热量及预测珊瑚礁表面漂白状况风险的辐射转移模型相合并。事实上，通过整合一系列卫星传感器的产品，在许多方面可以提高大规模漂白的预报质量。遥感数据逐渐变得更多元化和更有用。随着时间的推移，来自遥感产品的气候时间序列数据变得越来越有意义，并能更好地区别海洋环境中典型波动中的急性干扰。也许使用这些数据的最大障碍是成本和如何获得。未来的高分辨率卫星仪器，有望能提供目前必须由飞机才能获得的这种数据。希望互联网技术的发展除了提高产品序列互补性外，还可以提高数据传播的

23、多样性。最后，我们强调有必要扩大培训机会，使得更广泛的群体人员可以作出判断，对于给定的应用如何选择和解释最适当的信息。译者万荣胜译自MarinePollutionBulletin48（2004）219-228.校对梁世容译者简介万荣胜，男，硕士，任职于广州海洋地质调查局海洋地质科学发展战略研究所工程师，现从事海洋地质相关专业研究工作.通讯地址广州市1180信箱，邮编510760,电话号码：02082251637（上接第50页）翻译杨永译自Deep-SeaResearchPartI,Vol.52：1932-1956,2005,doi：10.1016/j.dsr.2OO5.04.009.校对译者简

24、介通讯地址）姚会强杨永，硕士，2010年毕业于长安大学，从事海洋地球物理研究.广州市1180信箱矿产所，邮编：510760,yong0913029163.oom.Masson等，2002;Mitchell等,2002）oGreene等（1980）首次在天皇海岭尝试运用地震剖面的9种不同反射类型来研究海山地质构造，但是每个海山上仅有一条或两条地震剖面。由于测线太稀而使得研究收到很大的限制，以至于不能很好的解释海山的深部构造和识别沉积过程。侧扫声纳数据不能刻画沉积的内部构造特征，只能研究海底地形特征。多波束测深数据不能提供关于海底之下沉积层分布的地质信息。人们已经利用高频（3-llkHz）的浅剖资

25、料进行海底沉积层的研究（如Damuth,1980;Chough等，1997）,研究中假设不同的沉积类型、地形起伏、几何形态和沉积构造具有不同的声学反射特征。目前，利用声学反射类型成图进行沉积层的调查研究大多数主要是沿大陆边缘，这不同于随海山基底变化的较厚的沉积分布特征的研究（Emb-ley,1970,1980;Damuth和Hayes,1977;Chouth等，1985;Pratson和Iaine,1989）O尽管浅剖的穿透深度很浅，但利用浅剖、测深数据和其它辅助资料能够提供关于海山沉积特征和形态变化特征方面的信息。基于海山及其附近的深海平原的浅剖资料（3-7kHz）,本文详细解释了的声学反射

26、类型。目前关于海山此方面研究较少，该基于浅剖的类型图详细描绘了海山沉积层和岩石类型的分布特征，滑塌沉积的运动学原理和分布以及其他与这些西太平洋海山沉积演化相关的过程。2地质背景本文所研究的海底火山位于东马里亚纳海盆（EMB）,Pigafetta海盆（PB）和Ogasawara断裂带（OFZ）,该断裂带将上述两个盆地隔开（如图1）。根据Nakanishi等（1989）的研究，OFZ在中侏罗世到晚侏罗世时期是【zanagi板块和太平洋板块的边界。它西北延伸至马里亚纳海沟，东南边界由于资料有限不甚清楚。基于多道地震剖面，Abmms等（1992）指出OFZ有150km宽，且边界地形陡峭，并垂直于磁条带

27、。从位于PB和EMB之间的磁条带M35可以看出，这两个海盆已经发生了600km的位移（图1）（Nakanishi等，1989）。在西太平洋的断裂帝中，OFZ比较特别，因为其附近有许多海底火山（如麦哲伦海山和Dutton洋脊上的海底火山）。根据磁条带资料可以看出，研究区中的PB和EMB海盆是最古老的太平洋地壳的一部分（Nakanishi等,1989,1992）0本文涉及的所有海山未考虑其形状和大小。韩国海洋研究和开发所（K0RDI）已经对研究区的大多数海山进行了先进的多波束测深调查，获得了其海底地形图。这些海山主要包括OSMUOSM2、OSM3、OSM4、OSM5-1、OSM5-2、OSM6、O

28、SM7和OSM8,其中OSM6和OSM8可进一步分为OSM6-1、OSM6-2和OSM8-1、OSM8-2（图2）在这些海山中，OSM1和OSM5-2早期被命名为ItaMaiTai和Seascan,目前仍在使用。ItaMaiTai海山已经进行了钻探、重力、地震和磁力调查等许多地质地球物理工作（Heezen等，1973b、c;Sager,1983;Koppem等，1998;Lee等，2003）0DSDP200-202钻井资料（Heezen等，1973b、c）显示ItaMaiTai海山顶部由远洋沉积、灰岩和礁软泥沉积。Kop-pezs等（1998）对ItaMaiTai海山的拖网样品进行了放射性年代

29、测量，测量结果显示其年龄为118Ma。Sager（1983）和Lee等（2003）对研究区海山进行了古地磁研究，提出了大多数海山群沿129-72Ma磁条带位置分布。OFZ断裂带内的DSDP585钻井资料钻至893m却未到达基底(Moberly等，1986),但Abrams等(1992)得出基底之上的沉积层厚度大于EMB和PB海盆的厚度。22,N3TNDuttonRidgeOFZI5TE156E158*E15(TE154,EI48,E120"E130T140*EIWE100*E17TE180*“,*I6(TE图1研究区位置图图中阴影部分为三个研究区域，详细地形特特征如图2所示.图中等值

30、线间距为Ikm.磁条带异常基于侏罗纪洋壳地磁翻转研究(M28=158-159Ma;M32=161-162Ma；M35=164Ma)(Nakanishi等，1989,1992).0电和函分别表示Ogasawara和Kashima断裂带.EMB和PB分别为东马里.亚纳海盆和Pigafrtta海盆.Vlinder、Pako和loah海山位于麦哲伦海山区.除0SM5-1之外，此次研究的海山均为平顶海山。ImMaiTai海山山顶位L型，其它海山均为近圆形。OSM8-1和OSM8-2海山的北侧坡度较小而地形起伏较大。ItaMaiTai、OSM2、0SM8-1和OSM8-2发育有侧翼裂谷带；其侧翼倾角较陡，

31、存在陡坎(台地和堤坝）（Vogt和Smoot,1984）,并与裂谷带平行或相互切割。OSM3、OSM4、OSM5-1、OSM6-1和OSM6-2海山的侧翼裂谷带发育较少。在研究区中，海山的坡底深度在5300-6000m之间变化（表1）。南部海山的坡底深度大于北部海山的坡底深度。根据Smith和Sandwell（1997）的地形数据库，OFZ南部附近的海盆较其附近的要深些。海山顶部深度在1085-1350m之间变化，海山顶部边缘在1300-1650m之间。南部海山较北部海山要高些。OSM7和血MaiTai海山顶部表面积分别约为2395km:和650kn?,其余海山的顶部表面积均小于300km2o

32、海山的平均坡度为6.5°-12.9°，而非平顶海山的坡度为6.7。13.3。（表1）。ItaMaiTai和OSM7海山的平均坡度受较大的平顶影响较大。上坡部分和侧翼裂谷带的坡度要大于海山其它部分（图3）oOSM8-2海山北部的下坡部分与一个平均坡度为7.0°的小丘相连。OSM6-1海山西部的下坡部分坡度较小，平均为4.3。WtNTt图2研究区海山地形图图（a）、（b）和（c）分别是图1中所示三个研究区域.图中黑线表示调查测线，白色粗字表示等值线值，黑色实点表示DSDP站位.等值线间距为0.2km.表1海山地形地貌统计结果位置.深度高度顶部平台面积（km2）平均坡度

33、酎平均坡度（不包含山Bi平台）经度（E）纬度（N）顶界深度（mbsl*）底界深度（inbsl）山瞋边缘深度（mbsi）IlaMaiTai56°50，12°50,13505900165045506509.5°11.2°OSM257°35，3°55，12205800150045802109.7°9.8°OSM3"40，11°50'12605900155046407012.9°13.3°OSM457°50，12。50'1270600050047301401

34、1.4°11.9°OSM5-158。45，5°20，12055500429511.7°11.7°Seascaii159°15'15°05，11505500130043508011.9°12.2°OSM6-116OcO5,15°40,10855300140042151556.5°6.7°(JSM6-216(20'15°35'1225530014004075708.0°8.0°OSM7152°05，6。55，1330

35、55001650417023958.3。11.3°OSM8-1152°40，17°25f13205300160039802957.7°8.0°OSM8-2】53。10'17°25*11905300145041101907.9°8.1°,nbd=海平面之下水深（单位为m）;-平均坡度是每个网格点与其相邻八个方向（南、北、东、西、北东、北西、东南和西南）网格点之间的最大坡度，梯度计算采用Air/lnfo的空间分析模块计算的。图3海山坡度图图（a）、（b）和（c）分别是图1中所示三个研究区域的坡度图.坡度是每个网

36、格点与其相邻八个方向网格点之间的最大坡度，上坡位置和侧翼裂谷带的坡度较山坡中、下坡位置的坡度要大得多.3数据获取此次的多波束测深和浅剖数据（3-7kHz）来源于KORDI,是该研究所在2000、2001和2003年的R/VOnnuri航次在西太平洋海山进行铁锭结壳初步调查中获得的，分别采用SeaBeam2000多波束系统和Bathy-2000P浅剖系统采集获取的。调查测线主要为南-北和东-西走向，测线间距大约为7km,有些地方随水深和SeaBeam2000的海底覆盖率的变化而有所变化（图2）。共获得了8760km的浅剖剖面资料。由于浅剖测量频率较高，故这些浅剖资料可用于解释数十米到100m的底

37、基构造特征。浅剖的传输速率和脉冲长度分别为0.1Hz和50ms。时深转换时选取的速度为恒定速度1500m/so岩石样品来源于沿海山侧翼和海盆采集到的拖网样品，但此处只讨论与岩石类型相关的具体的声学反射类型。4反射类型分类本文基于反射波的属性和连续性，底基构造和海底地貌特征识别出9种不同的反射类型。反射类型主要分为三组：（1）清晰反射（类型I-1,1-2,1-3）,（2）不清晰反射（类型II-1,n-2,n-3）,（3）双曲线反射（类型m-i,ni-2,in-3）。4.1类型I-1此类型表现为清晰的连续、平行反射特征，与海底反射基4一致（图4a）。表面反射一般较平缓或轻微向上凸起。该类型的下界面

38、往往较为粗糙和不规则。这种类型一般主要分布在平坦的海山顶部，如OSM6-1和OSM8-2。在ItaMaiTai和OSM7海山顶部，此类型沉积的厚度超过100m,而在其它海山厚度大约在20-70m之间。在ItaMaiTai海山顶部，DSDP200-202钻井显示类型1-1为远洋沉积（Heezen等，1973b、c）。4.2类型1-2类型I-2内部表现为透明反射，具有清晰的下反射界面（图4b）。与类型1-1相似，该类型也主要分布在海山平顶部位且不受陡坡控制。类型I-2的现界反射波稍微向上凸起且横向连续性较差。此类型在OSM6-1和OSM8-2海山顶部呈不连续反射特征。这种内部透明的沉积层厚度一般较

39、薄，例如OSM6-1海山5m厚，OSM8-2海山30m厚。然而，OSM8-2海山局部厚达100m。Winterer等（1995）对比了Resolution海山3.5kHz底基剖面和大洋钻探资料，将该类型解释为远洋沉积。4.3类型I-3此类型显示了清晰的底部反射和层间平行反射（图4c）。内部平行反射延伸至近平缓的底部反射层。这种类型在深海盆地记录中可以看到。类型I-3最上部在部分记录上表现为空白带，且延伸至盆地底部。DSDP199和585站位接近该类型的末尾，与ItaMaiTai相邻，其最上部被解释为浊流沉积（Heezen等，1973a;Moberly等，1986）oOSM4和OSM5-1之间的

40、盆地底部重力活塞取样显示此为远洋沉积。我们将此类型解释为浊流沉积，它其之上被远洋沉积所覆盖。«®H-3图4九种舟波反射类型的典型浅剖剖面§°3km续图4九种声波反射类型的典型浅剖剖面（每个类型在文中有详细描述，剖面位置如图2所示.）4.4类型口-1此类型具有清晰的基底反射但无明显底基反射且沿海山陡坡处反射较弱（图4d）。在坡度突变的地方，该类型与海山顶部边缘的类型ID-1相邻，且与中、低坡度区域的in-2和m-3相邻。类型n-1被解释为具有少量或无沉积覆盖的火山基底，这是侵蚀或无沉积作用的结果。4.5 类型n-2此类型显示了较长延伸的基底反射.但底基反射发散或无离散反射（图4e和f）。此次研究中，此类型的穿透深度为30-40m。此类型曾被解释为代表性的浊流沉积（Damut