信息Fmq

图7.1。地理、冰川学和罗斯海地区的深度测量法。在米深度测量法。

占主导地位的冰川的特性在罗斯海罗斯冰架(图7.1)。它是冰的冰川末端排水面积大约2.3 x 106平方公里,及其流域包括东部和西部南极冰盖(图7.1)。

冰流入从东南极洲罗斯海必须在或通过横贯山脉,迅速流向流动的冰流。这些是大卫的最大的冰川,它扩展了目前海岸约70公里作为一个巨大的冰舌,伽尔斯基的冰舌(图7.1)。大卫冰川是最大的冰川出口罗斯海。在大多数情况下,该地区的冰盖是南极横贯山脉背后阻塞。排水进入罗斯海主要来自大山谷冰川。这些包括塔克最大的冰川,Borchgrevink冰川,水手冰川,飞行员冰川,冰川坎贝尔冰川,普里斯特利和里夫斯冰川(图7.1)。

因为他们的规模小得多的流域和渠道特点,这些冰川流在罗斯海以较慢的速度比大卫冰川。因此他们形成更小的冰舌。冰舌如Borchgrevink、海员和飞行员不受海浪侵蚀常年海冰在西北部罗斯海。

南部的干旱的山谷南极东部冰盖流入,成为罗斯冰架的一部分(图7.1)。罗斯冰架是世界上最大的冰架(总表面积大约是5.4 x 10平方公里)。其接地冰线位于约960公里的内陆的崩解。它产生最大的冰山平均罗斯海地区及其陡峭的裂冰墙占据了大约10%的南极海岸线。最大的冰山,从罗斯冰架崩解是大于或等于西北罗斯海的冰舌,汇票超过200米,虽然浅草案可能更常见。一些从冰舌厚,冰山崩裂,然而,草稿的300(钥匙、本卷)。

国王爱德华七世半岛东部,大型出口从山区冰川流动下来玛丽伯德的土地收敛形成苏兹贝格冰架(图7.1)。小得多(1.6 x lO 'km2)比罗斯冰架和它的裂冰墙站只有6 - 10米高,相比20 - 50米高罗斯冰架的裂冰墙。冰山从苏兹贝格冰架因此浅草稿,可能在40到60米。

表面沉积物罗斯海地区已经被斯泰森毡帽和Upson详细检查(1937),克里斯和Frakes (1972), Glasby et al。(1975),安德森et al。(1980年,1984 b),巴雷特et al。(1983),邓巴et al。(1985、1989),凯洛格和凯洛格(1988),莱和邓巴(1988),安德森和史密斯(1989),卡尔(1989)和哈伍德et al。(1989)。活塞罗斯海大陆架通常终止的核心凝聚力的沉积物被认为是基底的钱柜冰川下的沉积(产品)。这个解释是基于这些存款的特点是内聚强度高、缺乏整理,缺乏分层,缺乏海洋化石(除了再生化石),圆相对于那些鹅卵石冰川海洋沉积物在个别单位,结构和矿物学的同质性。凯洛格et al。(1979)和安德森et al。(1980年,1984 b)有更详细的描述冰川沉积物。

基底的钱柜几乎扩展到大陆架边缘。这表明冰盖一度停飞的架子上。事实上,矿物学的详细分析和卵石的罗斯海基底岩性收款机显示,不同岩相的省份出现在大陆架和这一手法已经用来重建威斯康星阶后期(18000年安塞)冰川排水体制的海洋冰层罗斯海地区(安德森et al ., 1984 b)。这些数据支持丹顿的paleodrainage模型和休斯(1981),要求冰原接地大陆架边缘。

Glacial-marine沉积物中含有相当数量的物质沉积于浮冰,冰架,冰舌或者冰山。这冰筏碎片与混合物的远洋和陆源沉积物。这些不同的组件的浓度变化反映冰川的相对影响,生物和海洋过程(chris Frakes, 1972;巴雷特,1975;安德森et al ., 1980)。图7.2显示了一个表面沉积物罗斯海的分布图。

实际的冰川沉积物运送到海岸的命运仍然是有问题的。我们所知道的是,冰筏的浓度在表面沉积物的碎片大陆架是高度可变,显著减少外海的架子上打破(安德森et al ., 1979年,1984年)。冰川学家之间有一个共识,冰架的基底层(舌头)就是冰山融化之前裂冰线生产(Robin, 1979;托马斯,1979;德鲁里和库珀,1981;德鲁里的,1986)。这个结论是主要基于理论方面的考虑,但支持物理海洋学观测表明净底部的罗斯冰架融化(Jacobs et al ., 1979)和缺乏基础的碎片带洞的罗斯冰架(德鲁里和库珀,1981)。此外,表面附近的沉积物收集罗斯冰架的裂冰行只包含小数量的冰筏碎片(邓巴et al ., 1985)。

最基冰川碎片接地冰线附近可能融化冰架和冰川舌(德鲁里和库珀,1981;Drewey, 1986)。残遗的沉积物底砾层的融化后形成的被认为发生在罗斯海地区(安德森et al ., 1984 b)和现代沉积物沉积以这种方式从麦凯冰舌下采样的西南角罗斯海(1986年麦克弗森,1987)。他们类似于基底的钱柜,未排序,非常不一般大,显示结构和矿物downcore同质性。它们只从基底收银台的区别在于,他们不是overcompacted和他们经常包含海洋化石。

南极大陆架现代冰川海洋沉积物中包含两个不同的组。第一组包括细粒度沉积物组成的陆源淤泥和粘土的混合物和远洋材料(主要是硅藻细胞膜)和相关的冰筏碎片。这些沉积物被称为“复合冰川海洋沉积物”,安德森et al。(1980)因为他们代表的沉积组合海洋洋流,远洋沉积,冰漂流在相对低能量的设置(chris Frakes, 1972)。附近的海岸风成材料可能由一个重要的组件的表面沉积物(巴雷特et al ., 1983)。冰筏碎片在这些沉积物的比例差别明显,但大多数集中在近岸地区受出口冰川和冰流,比如在最西端罗斯海,Pennell海岸,玛丽·伯德土地海岸(安德森et al ., 1984)。肮脏的冰山和冰川冰显示残骸含有层冰舌并不总是达到融化了产犊前区(jr钥匙,珀耳斯。通讯)。在十二个探险南极地区,我发现许多充满沉积物冰山在大陆架但大多数是在几十公里的大陆,并在公海他们很少。

第二组冰川海洋沉积物由poorly-sorted混合物的沙子和砾石与各种大量的钙质,生物碎屑砂和砾石(主要有孔虫测试和苔藓的碎片、藤壶、软体动物、珊瑚和棘皮动物)。这些沉积物反映冰筏地区海洋洋流足够强大的去除细粒度的材料,因为它解决水体或通过底部侵蚀和再悬浮(chris Frakes, 1972;安德森et al ., 1980, 1984)。他们因此称为安德森et al。(1980)“剩余冰川海洋沉积物”。剩余的冰川海洋沉积物发生外大陆架(图7.2),撞击的地方深海洋流是影响沉积代理(安德森和史密斯,1989)和相对较浅(< 300)银行和内陆棚地区风力洋流影响沉积(安德森et al ., 1984)。剩余的冰川海洋沉积物通常与相对分选好的砂,这是当前运输产品的底部。这些沉积物表明相对强劲的海洋洋流是活跃的深度可达300米(安德森和史密斯,1989)。

也许最有趣的方面之一现代表面沉积物的南极大陆架是冰筏碎片通常是一个较小的组件这些沉积物,当然相对于古代架子上的沉积。事实上,硅质泥岩和渗出组成的生物硅10至40%,主要是硅藻细胞膜,不到10%的冰筏碎片是普遍的在货架上和大陆架盆地的主要沉积类型(图7.2)。这些硅质沉积物累积率高达2.5毫米/年在西方罗斯海,这个地区和生物硅积累与低纬度的上升流环境(Ledford-Hoffman et al ., 1986)。一般来说,表面沉积物生物硅含量的增加从东到西穿过罗斯海货架和海岸方向(Truesdale和凯洛格,1979;邓巴et al ., 1985)。硅质泥岩和渗出发生南至麦克默多海峡(图7.2)。这分布格局是由于更大的生产力在西方罗斯海,可能由于不持久的海冰覆盖(Truesdale和凯洛格,1979;安德森et al ., 1984 b),并重新分配的细粒度沉积物中海洋洋流(邓巴et al ., 1985)。硅质沉积物也集中在冰川槽Pennell海岸(图7.2)。他们的出现源于海洋洋流扫浅的细粒度沉积物的部分货架,进入这些小盆地(安德森et al。1984年)。

内部货架上东罗斯海Sulzberger湾区,细粒度组件

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•样本位置

图7.2。罗斯海区域表层沉积物分布地图。CGM =冰川海洋沉积物的粒度矩阵,RGM =冰川海洋沉积物粗粒度矩阵,SiM =硅质泥、SiO =硅质软泥,S =沙子,G =砾石,Z =淤泥,C =粘土,d =硅藻土,Z =粉,C =粘土质,S =桑迪和m =泥泞。点显示样品的位置。

•样本位置

图7.2。罗斯海区域表层沉积物分布地图。CGM =冰川海洋沉积物的粒度矩阵,RGM =冰川海洋沉积物粗粒度矩阵,SiM =硅质泥、SiO =硅质软泥,S =沙子,G =砾石,Z =淤泥,C =粘土,d =硅藻土,Z =粉,C =粘土质,S =桑迪和m =泥泞。点显示样品的位置。

粒度沉积物(粘土质砂浆)很少的生物和冰筏材料(< 10%)积累(图7.2)。这些细粒度沉积物归因于海洋悬浮物质的重新分配电流没有明显的生物沉积物输入(邓巴et al ., 1985)。Nittrouer et al。(1984)认为,陆源沉积物的体积累积罗斯海楼今天是与大陆架的主要河流传播系统。

总之,罗斯海的表层沉积物分布规律表明,只在近岸地区的出口冰川和冰流冰筏是一个重要的贡献者海洋沉积物。冰筏碎片是一个次要组件的堆积物中相邻的裂冰墙罗斯冰架。细粒度沉积物由陆源物质和硅质生物材料。这些细粒度沉积物被从外大陆架内陆棚盆地,他们迅速积累。浅银行由粗粒度的残留沉积物主要由生物碎屑(碳酸盐)材料。这些沉积物表明相对强劲的海洋洋流深度大约300米以上。

地表的沉积物分布模式的其余部分的南极边缘太平洋知道甚少。唯一的其他领域的具体工作进行了伯兰斯菲尔德海峡在南极半岛北端(安德森et al ., 1984)和玛格丽特湾之间的经度W 66°和70°W南极半岛(肯尼迪,1987)。在这些领域,冰川海洋沉积物出现在浅大陆架的一部分,diato-maceous泥和渗出发生在大陆架盆地和海湾和海湾的半岛(格里菲斯和安德森,1989)。生物碎屑沉积物,类似于那些毛毯的浅部分罗斯海地板,没有空心。最近的工作在南极半岛的峡湾和海湾地区导致融水的观察的一个重要因素的交付海只在沉积物南设得兰群岛(安德森et al ., 1987)。

大陆坡沉积

沉积南极大陆坡上详细描述了安德森et al。(1979)。不幸的是,只有少数沉积物已经收集了南极斜率在太平洋和罗斯海这些收集。因此不可能描述沉积物分布模式在斜坡上。然而,沉积物类型,因此过程,可以描述为罗斯海大陆坡。

罗斯海大陆坡Iselin银行分为两个截然不同的地形学的部分的分界线(图7.1)。东部Iselin银行,斜率是相对温和的(平均梯度2°)和完整的海底峡谷。Iselin西部银行,斜率是陡峭的上下坡度平均5°斜面点1.5°,并解剖了海底峡谷(图7.3)。

表层沉积物样品的大陆坡上西方罗斯海(约1000米)的深处由砂、砾质泥土和沙砾生物碎屑。底照片上斜率也显示

图7.3。单通道(点火线圈)地震剖面显示(a)一个海底峡谷位于上部大陆坡Iselin银行,和(b)大衰退的大陆坡上,再次Iselin银行

图7.4。底照片从西方罗斯海大陆坡显示(a)波及金沙(Eltanin相机站在1720米的水)2,和(b)砾滞后存款(Eltanin相机站7,2040米的水)。

表面滞后存款和current-rippled金沙(图7.4)。上斜坡罗斯海因此显然相对强劲底流(邓巴et al ., 1985;安德森和史密斯,1989)。活塞核心地区的渗透薄(< 1米)分级砂。生物碎屑碳酸盐岩和碎屑砂发生,显然是来自附近Iselin银行。浊度电流因此重要代理罗斯海的这一部分大陆坡。边坡的地震行显示巨大的衰退(图7.3 b),这是另一个重要的沉积物运移机制陡峭,上层的斜率。

只有两个活塞芯一直在收集的上层部分罗斯海东部大陆坡,这些渗透poorly-sorted桑迪,卵石mud,显示没有证据表明当前的筛选。海洋洋流因此似乎有效筛选沉积物上斜坡,但不是在这个地区的低斜率。四活塞芯收集低,东部斜坡渗透无序沉积物(混杂沉积物)和层压泥浆。这些混杂沉积物沉积性质和流离失所的有孔虫库尔茨和安德森(1979)认为他们是泥石流,可能运送过去大下坡冰川推进在架子上。层压泥浆被充满沉积物可能沉积底部电流。他们表明缓慢的底部电流比存在今天在这个区域上斜坡。

深海沉积物分布模式

南极深海沉积物的分布格局部门太平洋海底的映射和描述了几个工人(Goodell、1968、1973;Lisitzin、1962、1970;Nayudu), 1971;Piper et al ., 1985)。这些作者所产生的沉积物分布地图使用结合我自己的检查结果表面沉积物来编译表面沉积物在图7.5所示的映射。下面的讨论是主要基于这张地图。

陆源淤泥和粘土广泛带从南极continenal坡度延伸至深海的地板上。这些半深海的沉积物通常poorly-sorted polymodal,包括层压和巨大的,经常生物扰动单位。他们主要由碎屑石英,粘土矿物主要是结晶良好的绿泥石和伊利石(Goodell, 1973)。冰筏碎片、火山灰和锰铁micronodules是这些沉积物的次要成分。

皮带的陆源沉积物也位于海外秘鲁的智利保证金,但比那窄发生南极洲。这主要是由于存在的秘鲁-智利海沟的陷阱的沉积物被从大陆运输海上。西方国家,这些沉积物级碳酸盐软泥。这些沉积物类型的分布受碳酸盐补偿深度(C.C.D.),与钙质软泥发生以上约4500 m和深海粘土低于这个深度。作为了

南美、陆源砂和砂浆实际上是局限于新西兰的大陆架和斜率。除了深海粘土带位于新西兰的东北边缘,这些陆源沉积物年级离岸深海碳酸盐。

北部的陆源淤泥和粘土带南极洲周围,有一个广泛的硅质软泥带,主要由硅藻细胞膜。南方硅质软泥带对应的极限大约地表水0°C等温线和限制的北部南极辐合带(图7.5;Goodell, 1973)。北部的融合,一个相对狭窄的带混合diatom-calcareous软泥(有孔虫软泥)发生。混合泥带以北,有孔虫软泥毯子深海层的深度约4500米(C.C.D.) (Goodell, 1973;Piper et al ., 1985)。布朗深海粘土中积累的那些部分太平洋盆地东南部和西南部太平洋盆地位于低于C.C.D.与陆源沉积物发生在腰带南极洲和南美洲,这些深海粘土几乎完全由粘土矿物,沸石和碎屑颗粒(Skornyakova Petelin, 1967;Nayudu), 1971)。蒙脱石是主要的粘土矿物。这些沉积物的主要沸石钙十字沸石,这可能由50%以上的沉积物的体积,辉石、斜长石、不透明像是占主导地位的矿物颗粒(Nayudu), 1971)。这些深海粘土可能也含有丰富的鱼骨头(Nayudu), 1971)。 Hemipelagic clay and calcareous clay also occur in a broad belt west of the South American continent, within the deeper part of the Southeastern Pacific Basin.

深海沉积过程

很多因素导致表面沉积物的分布在南太平洋的海底深处。其中包括离岸的细粒度的陆源沉积物通量大洲(通过洋流和浊度电流),表面生产率的生物材料,生物沉积物的溶解深度、返工由海洋洋流,得多的程度上,冰筏和自生矿物的形成(Lisitzin、1962、1970;Nayudu), 1971;Goodell, 1973)。

南极大陆是生产大量的陆源淤泥和粘土,大大超过其他大陆的南太平洋。在海底表层沉积物的矿物学南极半岛的面积显示,朝鲜半岛是一个主要的陆源沉积物来源东南太平洋(爱德华兹,1968)。副极地冰川的海上设置地区有利于冰川沉积物的侵蚀和运输,融水的发生是一个主要贡献者供应。以南大约65°S,极地冰川政权存在,和沉积物的海洋表面的交付融水流几乎是不存在的。

同样值得注意的是:大陆周围的陆源沉积物的皮带是更广泛的比南极东部西南极洲左右(Goodell, 1973)。这是解释说,在某种程度上,由于流入南极西部的广阔的冰架边缘有一个更大的冰川流域,因此

图7.5。南太平洋表层沉积物分布地图。点显示样品的位置。T =陆源siltsand粘土、Tz =桑迪浊烈,做= diatomaceousoozeand泥浆公司=钙质软泥和泥,PC =深海粘土,La =砾石或桑迪滞后存款。在米深度测量法。

更大的沉积物源区,比冰川排水到南极东部边缘的任何部分。例外是测定冰架和相邻的大陆边缘。此外,西南极洲的冰川设置(wet-based海洋冰层)更有利于沉积物侵蚀和运输比南极东部的陆地冰川dry-based政权(德鲁里,1986)。南极周围的陆源沉积物带向海的程度也是一个函数的效率这些沉积物被海军海上运输过程,我们知道相对较少的一门学科。然而,显然,浊度电流都扮演了非常重要的角色在提供陆源沉积物南太平洋海底的那些部分位于南极洲附近,这种机制可能是活跃的今天(赖特et al ., 1985)。

的大陆斜坡和上升的阿蒙森和Bellinghausen海相当广泛,是由无数的海底峡谷解剖(唐夏et al ., 1977)。这些峡谷扩展到深海层,通过哪些陆源沉积物主要渠道提供给深(唐夏et al ., 1977)。浊度洋流的作用在交付陆源沉积物深海底的形式表达深海的粉丝发生在别林斯高晋海大陆崛起和深海平原(赖特et al ., 1984)。夏科和帕默两大潜艇的粉丝,粉丝,映射(Tucholke Houtz, 1976;唐夏et al ., 1977)。这些球迷系统显然是不活跃的今天,作为对浊主要局限于峡谷(赖特et al ., 1984)。杂乱无章的级配砾石和沙砾石和空心在这些渠道包括glacially-striated谷物,包括各种矿物和岩石类型。最近的岩相工作Baegi(1985)表明,从canyon-to-canyon这些矿床的矿物成分不同,这些数据显示直接输入冰川碎片峡谷正面的冰川在先前的冰川冰接地时达到或接近最大架子上休息。活塞从河道间地区核心收集包含完美层,非常细腻的沙子,淤泥和粘土,解释为漫滩沉积。

一般来说,半深海的沉积物在离岸方向,成为更好的远离南极大陆。这仅仅反映了这些沉积物源的距离增加。这些沉积物的冰筏组件大幅减少从南极大陆(安德森et al ., 1979),和冰筏碎片实际上是缺乏底部沉积物的南极辐合带(Goodell, 1973)。这是由于加速衰减率的冰山会根据相对温暖(> 0°C)和粗糙表面水域位于近海大陆架,以及冰山漂移的趋势平行于大陆一旦遇到环极气流位于外海的架子上休息。

图7.5所示的硅质软泥带结果从高表面的生产力。它还标志着北方陆源沉积物运输浊度极限电流。这种硅质软泥和半深海的沉积物之间的界限也大体上与深海环流的主要差异。这个边界以南的深海洋流流方向向西沿南极大陆边缘,这个边界以北,深海流更向东(Heezen和霍利斯特,1971)。陆源沉积物从南极大陆边缘向北转移植可以携入的向西流动的电流,从而限制其分布。这个边界以北,硅质沉积物被运送到了东方在他们最终下降到海底。

硅藻泥带的北部边界标志着北方限制水域底部的欠饱和对碳酸钙和钙质生物沉积物面具硅质沉积物(Lisitzin, 1970)。南太平洋中部,这个边界对应大约的位置大洋中脊向北,这阻碍了腐蚀南极底层水(Heezen和霍利斯特,1971)。

Nayudu)(1971)和Zemmels(1978)进行了详细的南太平洋深海沉积物地球化学分析。Nayudu)发现深海粘土有丰富的矿物质和火山起源的元素。他还得出结论,硅藻土和陆源沉积物的分布是深海环流影响,稀释的陆源沉积物生物阶段的主要因素调节他们的浓度在海底。几项研究已经表明可能出现金属的沉积物的热液来源的波峰Pacific-Antarctic脊(Zemmels, 1978;Glasby et al ., 1980;Stoffers et al ., 1985)。

分散的细粒度沉积物到深海深处后,在某种程度上,从底部出来的照片。大量的底部照片存在,尤其是对东南太平洋盆地,由于早期Eltanin和康拉德邮轮。这些研究了Goodell(1968)和Heezen霍利斯特(1971)可见底部水流的证据,和他们合并后的结果显示在图7.6。这些结果表明,东南太平洋盆地可以划分为三个东西向的腰带。照片在深海楼最近的南极大陆边缘显示的证据薄弱底部电流(图7.7)。大约这个区域对应的带细粒度的陆源沉积物位于北部的边缘(图7.5)。

北部的低能量沉积带,底部照片显示的证据强烈到中度底部水流的形式固着生物偏转时,冲刷鹅卵石和结节,当前线理和涟漪。一些照片在附近的海洋骨折区域和大洋中脊显示基底岩石暴露。该区域的底部冲刷也对应于一个广泛领域的锰结核(图7.6)。底该地区样本也显示有孔虫砂和砾石滞后存款。从该地区表层沉积物样品显示,两种沉积物类型包含锰铁合金micronodules manganese-coated砂和砾石的冰筏。大波痕和涟漪主要砂级沉积物和海底冲刷特性在暗示当前速度每秒几十厘米(Goodell, 1973)。在其他地方,C.C.D.以下,这冲刷区特点是含硅质渗出锰铁micronodules和manganese-coated冰筏谷物。磁性地层分析活塞芯从南太平洋沉积物表明Brunhes年龄更薄,和当地缺席,在这深海地板行业(Goodell和沃特金斯,1968)。

南太平洋冲刷区(图7.7)与来自东方的运输

图7.6。地图搜索的分布区域,锰结核分布,推断在南太平洋底部电流信息。领域滞后存款和金沙发生显示一个点画模式。虚线显示外部限制的海底锰结核所覆盖(Piper et al ., 1986)。虚线显示南太平洋的极限冲刷区(从Heezen和霍利斯特,1971)。也表明推断底部水流的方向和速度(从Heezen Holister, 1971)。

图7.6。地图搜索的分布区域,锰结核分布,推断在南太平洋底部电流信息。领域滞后存款和金沙发生显示一个点画模式。虚线显示外部限制的海底锰结核所覆盖(Piper et al ., 1986)。虚线显示南太平洋的极限冲刷区(从Heezen和霍利斯特,1971)。也表明推断底部水流的方向和速度(从Heezen Holister, 1971)。

图7.7。底照片和浊度计的概要文件从一个横断面在东南太平洋(数据从苏利文et al ., 1973)。泥泞的底部与跟踪和小径南太平洋北部发生冲刷区,和锰结核内冲刷区。南极洲附近的海底泥覆盖着冰筏石头。底雾状层扩展了整个地区,除了在北部的冲刷区。浊度计数据记录光度计/透射密度计。光密度转化为log-exposure使用校准曲线由感光计补丁。日志两个散射光条平均曝光和日志暴露的直接带中减去平均获得E / ED看到沙利文et al。(1973)用于获取更多的讨论方法和量化浊度计测量。

图7.7。底照片和浊度计的概要文件从一个横断面在东南太平洋(数据从苏利文et al ., 1973)。泥泞的底部与跟踪和小径南太平洋北部发生冲刷区,和锰结核内冲刷区。南极洲附近的海底泥覆盖着冰筏石头。底雾状层扩展了整个地区,除了在北部的冲刷区。浊度计数据记录光度计/透射密度计。光密度转化为log-exposure使用校准曲线由感光计补丁。日志两个散射光条平均曝光和日志暴露的直接带中减去平均获得E / ED看到沙利文et al。(1973)用于获取更多的讨论方法和量化浊度计测量。

底水通过的缝隙Pacific-Antarctic脊最深的深海平原的一部分,并通过德雷克海峡(Heezen和霍利斯特,1971)。北的冲刷区是一个带,底部照片弱底部电流能量反射(图7.7),细粒度的硅质渗出和远洋生物有机体毯子海底(图7.5)。

浊度计的资料收集以及计算横断面在东南太平洋盆地的东部边缘穿过南太平洋冲刷区(图7.7)。底雾状层相关的两个低能量区,而没有底雾状层与北部的部分相关冲刷区。最近的雾状层位于南极大陆与向西的指导下电流(图7.6),而且很可能由细粒度的陆源沉积物来自欧洲大陆。在中部地区,雾状层底部更广泛(图7.7)。这个区域与东底部电流流动(图7.6)。北部部门已经近底雾状层,可能是由沉积物来自南美大陆,与底部水流的流向南方(图7.6)。

在随机变数康拉德·克鲁斯15,一系列的浊度计的概要文件和底部照片收集沿横断面在南太平洋的北部部分(图7.8)。这些数据,再加上表面沉积物地图,可以用来说明一些重要的沉积学的省份和过程在整个盆地样东西。东北部的部分地区的海底150°和140°之间(W)击倒了锰结核(图7.8),并在这一领域没有底雾状层。玄武岩露头的横断面穿过一个区域在138°W,分离锰结核的领域向西从一个相对无特色的海底(图7.8)已接近底部雾状层(图7.8)。这个地区沉积物由深海粘土(图7.5)。大约130°和90°之间W,海底覆盖着跟踪轨迹(图7.8)和底部沉积物由钙质粘土和软泥(图7.5)。岩石露头发生在横断面穿过大洋中脊(图7.8)。附近没有底雾状层在中部省份(图7.8)。底雾状层发生在约500米的东部部分的底部东太平洋盆地,同时约与钙质粘土之间的边界和钙质软泥(图7.5)。这可能雾状层由陆源沉积物来自南美大陆。

施密茨最近,et al。(1986)已经确定沉积物累积利率在西南太平洋盆地和演示的重要性由南极底层水侵蚀和泥沙集中(A.A.B.W.)。

锰铁存款

地板上的分布和丰富的锰结核的南极部门太平洋已经被许多调查人员(映射Goodell、1968、1973;Goodell et al ., 1971;Glasby, 1976;Piper。, 1985)。地球化学的研究结节从这个地区已报告Goodell et al . (1971), Glasby (1976 b)和Meylan Goodell (1976)。

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