徐逸鑫,沈中延*,楊春國,張 濤

(1.自然資源部海底科學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,浙江 杭州 310012; 2.自然資源部第二海洋研究所,浙江 杭州 310012)

0 引言

水下碎屑流,是深水重力流的一種主要類型,在沉積學(xué)研究、地質(zhì)災(zāi)害防治和油氣資源勘探等領(lǐng)域引起了學(xué)界與工業(yè)界的廣泛關(guān)注[1]。水下碎屑流在全球各地的深水區(qū)域均有發(fā)育,其觸發(fā)因素包括地震、構(gòu)造運(yùn)動、海平面變化、天然氣水合物分解、沉積物快速堆積、海嘯和風(fēng)暴等[2]。在極地區(qū)域(簡稱極區(qū))的大陸邊緣或一些遠(yuǎn)離陸緣的海底高地附近,發(fā)育一種與冰川作用相關(guān)的特殊碎屑流,被稱為冰川碎屑流(glacigenic debris flows,GDF)[3-6]。這些冰川碎屑流指示了冰蓋到達(dá)陸架邊緣或者直接在海底高地觸地[3-4]。同時(shí)在這些區(qū)域也可能存在非冰川碎屑流。因此,極區(qū)的水下碎屑流能夠提供冰川作用期次、范圍等信息,可以反映與古氣候和古海洋相關(guān)的信息,同時(shí)也幫助我們認(rèn)識從陸架到海盆,深水沉積物的“源-匯”擴(kuò)散過程。

北風(fēng)海盆(Northwind Basin)位于西北冰洋楚科奇陸緣中段(圖1)。在其西側(cè)的東西伯利亞陸緣和楚科奇陸緣西段,前人利用淺地層剖面(簡稱淺剖)資料輔以多道地震資料,發(fā)現(xiàn)了許多冰川碎屑流[7-9],特別是在楚科奇陸緣西段,冰蝕槽(西部水深槽,圖1a)的槽口區(qū)域堆積了多期冰川碎屑流,指示多期冰川作用以及大致從南往北的冰川流動方向[9]。北風(fēng)海盆所在的楚科奇邊緣地及鄰近的楚科奇陸架區(qū)經(jīng)歷了多方向、多期次的復(fù)雜冰川作用[10-14],且海脊、海山眾多,地形陡峭(圖1b),碎屑流發(fā)育條件極佳,對其內(nèi)部碎屑流的研究可增強(qiáng)對北風(fēng)海盆及周邊冰川活動歷史、源匯系統(tǒng)和沉積過程等方面的認(rèn)識。目前,海盆內(nèi)部已開展了不少淺剖和氣槍震源反射地震測量,基本覆蓋了整個(gè)海盆(圖1b)。LEHMANN et al[15]利用氣槍震源反射地震剖面展示了海盆西南側(cè)寬水深槽[11](圖1a)外厚度為220～425 m的槽口扇沉積,但沒有識別和描述里面的碎屑流。對于海盆其他區(qū)域,也未開展針對碎屑流的具體研究。氣槍震源地震剖面的縱向分辨率太低,僅能夠識別一些非常大型的碎屑流,這也是為何在北極地區(qū)更常用縱向分辨率更高的淺剖[9, 11, 16-17]和電火花震源地震剖面[3, 5]來識別碎屑流。

圖1 北風(fēng)海盆區(qū)域地理位置

中國第11次北極科學(xué)考察在北風(fēng)海盆進(jìn)行了淺剖測量,本文利用這些數(shù)據(jù)和國際公開的淺剖數(shù)據(jù),建立了海盆內(nèi)上部層序的地層格架,在此基礎(chǔ)上識別了碎屑流并劃分了期次,揭示出碎屑流沉積空間分布特征,并探討了這些碎屑流的成因。

1 地質(zhì)背景

研究區(qū)北風(fēng)海盆位于北冰洋西部的楚科奇邊緣地中南部,是西側(cè)的楚科奇隆起(Chukchi Rise)與東側(cè)的北風(fēng)海脊(Northwind Ridge)之間的負(fù)地形,大致以一道NNW—SSE走向的海山鏈(中央海山鏈)為界,分為西部次海盆和東部次海盆(圖1b)。西部次海盆整體水深呈從SW往NE逐漸變深的梯度變化,其西南側(cè)為廣闊的西南斜坡,西北側(cè)則為更陡峭的中北部斜坡。東部次海盆整體水深更深,海底較為平緩,與其東側(cè)北風(fēng)海脊之間是陡峭的斜坡(圖1b),海盆西南與寬水深槽直接相連,后者水深在450～600 m之間,為傾向NE方向的,呈寬闊三角形形態(tài)的槽子(圖1b)。

北風(fēng)海盆所在的楚科奇邊緣地及鄰近的楚科奇陸架的冰川作用歷史較為復(fù)雜,東西伯利亞-楚科奇冰蓋[7, 18]和勞倫泰德冰蓋[6, 10, 14]在不同時(shí)期作用于該區(qū)域,對于該區(qū)的地貌塑造、沉積過程產(chǎn)生了深刻的影響。在陸架和高地之上保留有大型冰川線理(mega-scale glacial lineations,MSGL)、冰退冰磧壟(recessional moraines)、觸地帶楔形沉積體(grounding zone wedges, GZW)、埋藏的冰下侵蝕型河道(buried erosional channel)、鼓丘(drumlins)等冰下/冰緣地貌,在陸坡-海盆區(qū)域發(fā)育有沖溝(gully)、冰山犁痕(plowmark)等冰海地貌[9-12,19-21],這些典型地貌表征了冰蓋的強(qiáng)烈作用。

2 數(shù)據(jù)與方法

本研究以淺剖數(shù)據(jù)為主,輔以前人發(fā)表的反射地震剖面和多波束數(shù)據(jù)。地震剖面可探測到幾千米厚的沉積層,而淺剖的最大探測深度僅在海底之下100 m左右,尚未達(dá)到反射地震剖面上識別出的冰川期地層(glacial strata)與前冰川期地層(pre-glacial strata)間的不整合面[15],但淺剖數(shù)據(jù)相較于反射地震數(shù)據(jù)具有更高的縱向分辨率(分米級 vs 數(shù)十米),能揭示更精細(xì)的地層結(jié)構(gòu),兩者互補(bǔ)可盡量完整地描述研究區(qū)發(fā)育的碎屑流的沉積特征。

本文所用的淺剖數(shù)據(jù)包括我國新近采集的資料和國外公開的歷史資料。新的淺剖數(shù)據(jù)由2020年中國第11次北極科學(xué)考察(ARC11)中裝載在“雪龍2”號上的Kongsberg TOPAS PS18型全海深淺地層剖面儀獲得。歷史淺剖數(shù)據(jù)來自美國國家地球物理數(shù)據(jù)中心(US National Geophysical Data Center,NGDC)共享的MGL1112[24]、HLY0703[25]、HLY0805[26]、HLY0905[26]、HLY1002[27]、HLY1102[26]、HLY1202[28]、HLY1603[29]等航次數(shù)據(jù)和泛古陸地質(zhì)科學(xué)和環(huán)境科學(xué)信息系統(tǒng)所共享的ARK-XXIII-3航次數(shù)據(jù)[30]。以上淺剖資料形成了覆蓋絕大部分研究區(qū)的淺剖格網(wǎng)(圖1b)。地震數(shù)據(jù)為MGL1112航次同期采集的反射地震數(shù)據(jù),解釋結(jié)果參考文獻(xiàn)[15]。多波束資料亦來自MGL1112航次,為水深網(wǎng)格數(shù)據(jù)[24]。

除ARK-XXIII-3航次淺剖數(shù)據(jù)需要利用PARASTORE軟件進(jìn)行數(shù)據(jù)格式轉(zhuǎn)換(由ACF格式數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)換為SEG-Y格式數(shù)據(jù))外,其余淺剖數(shù)據(jù)均為SEG-Y格式數(shù)據(jù)。后續(xù)利用Sonarwiz軟件對SEG-Y格式淺剖數(shù)據(jù)進(jìn)行了深水時(shí)延改正、自動增益與時(shí)深增益等處理和解釋工作。時(shí)深轉(zhuǎn)換時(shí),采用1 475 m/s的海水聲速和1 500 m/s的沉積層聲速,同時(shí)在剖面上標(biāo)注了雙程反射時(shí)間(two-way travel time,TWT),以便對照。除剖面圖以外的所有圖件均使用Generic mapping tools (GMT)[31]繪制。

3 結(jié)果

3.1 聲學(xué)地層格架

與研究區(qū)以西的楚科奇陸緣西段的淺剖數(shù)據(jù)類似,本區(qū)的淺剖數(shù)據(jù)也揭示出了最上部地層的幾何形狀、內(nèi)部結(jié)構(gòu)、疊加樣式和層位關(guān)系[9]。利用這些資料開展了全區(qū)的層位追蹤工作,建立起整個(gè)研究區(qū)上部地層(最厚100 m左右)的聲學(xué)地層格架。

在層位追蹤過程中,由于研究區(qū)內(nèi)多海山、陡坡(圖1b),造成淺剖在這些區(qū)域的探測能力不佳,加上碎屑流造成的反射中斷及對下伏地層的屏蔽等因素,使得研究區(qū)不同區(qū)域之間的直接引層追蹤存在困難。因此,本研究基于波組特征進(jìn)行不同區(qū)域間的跳躍追蹤(間接對比),以保證整個(gè)研究區(qū)層位追蹤的一致性。

在研究區(qū)共識別出了16個(gè)聲學(xué)地層單元(從上到下分別為U1～U16)。然而受上述因素限制,沒有一條淺剖能夠完整呈現(xiàn)以上所有的地層單元,但這些地層單元可在相鄰的淺剖資料中被完整地觀察到,如ARC11-2-1和ARC11-2-2(圖2c和2d)。

圖2 西部次海盆西南斜坡上的碎屑流

3.2 碎屑流特征與分布

碎屑流在淺剖上通常表現(xiàn)為聲學(xué)特征均一,內(nèi)部層理缺失,整體呈現(xiàn)為空白反射特征,外形多為透鏡體或湯匙狀,且常造成對下伏地層的侵蝕[9, 11]。根據(jù)這些特點(diǎn)對研究區(qū)淺剖數(shù)據(jù)中的碎屑流進(jìn)行了識別,它們主要分布在:1)西部次海盆的西南斜坡;2)西部次海盆的中北部斜坡;3)東部次海盆的東南部;4)部分海山、陡崖之下(圖1b)。

3.2.1 西部次海盆的西南斜坡

西部次海盆的西南斜坡位于北風(fēng)海盆最西南端,表現(xiàn)為坡度為1°左右的低梯度斜坡。MGL1112航次垂直斜坡的反射地震資料顯示,來自斜坡西南方向持續(xù)推進(jìn)的進(jìn)積地層使得陸架向外延伸1～2 km,大量冰期沉積堆積在斜坡上,形成了槽口扇[15]。在位于斜坡中央的MGL1112-MCS-09C反射地震剖面(簡稱09C地震剖面)上,其中部存在一尖狀隆起,大致可將其分為相對較陡的上陸坡和相對較緩的下陸坡;槽口扇最厚的冰川期沉積出現(xiàn)在上陸坡上部,達(dá)340 m;下陸坡最厚的冰川期沉積達(dá)280 m(圖2b)[15]。

整體上,由于上陸坡坡度相對較陡,所有航次的淺剖在該區(qū)域的穿透都非常淺,而在下陸坡區(qū)域,穿透要相對深一些。其中,我國ARC11航次淺剖最深可探測到下陸坡上部百米左右地層。通過對淺剖數(shù)據(jù)的解釋,可以發(fā)現(xiàn)該槽口扇主體由多期碎屑流疊置而成,和極區(qū)其他地區(qū)的槽口扇類似[5,32-33]。這些碎屑流的最大范圍(圖1b,圖2a)可作為槽口扇的范圍,其前緣(向海一側(cè))橫向展布可達(dá)50 km,后緣近 80 km,縱向約有80～90 km的向海延伸,覆蓋近70%的西南斜坡。

下陸坡區(qū)域,在近垂直/斜交陸緣的ARC11-2-1(圖2c)和ARC11-2-2(圖2d)淺剖數(shù)據(jù)中,可觀察到不同時(shí)代的8個(gè)碎屑流的疊置,分別為U2、U4、U5、U6、U7、U10、U15和U16時(shí)期;單個(gè)碎屑流常表現(xiàn)為湯匙狀,視厚度均大于7 m。在同樣垂直陸緣的相鄰09C地震剖面中(圖2b),尖狀隆起東北側(cè)的下陸坡冰川期沉積的整體厚度(約280 m)遠(yuǎn)厚于淺剖所記錄的百來米地層,表明淺剖整體上未探測到冰川期沉積底界。但在09C地震剖面中,下陸坡的低幅度隆起處,冰川期沉積最薄,僅厚85 m左右(TWT=0.108 s,圖2b 中AA′剖面),因此,這一低幅度隆起也可在ARC11-2-1淺剖數(shù)據(jù)中被觀察到(圖2c 中 CC′剖面),此處淺剖探得的最深反射面與海底的雙程反射時(shí)間與09C地震剖面相應(yīng)部位基本一致,推測該處淺剖上的最深反射面為冰川期沉積底界。如果這一推測正確,那么很可能在U16之下到冰川期沉積底界之間還存在一套地層。在近平行陸緣的淺剖數(shù)據(jù)中(圖2e),也可以觀察到碎屑流疊置的現(xiàn)象。碎屑流基本在同一深度展布,相較于近垂直/斜交陸緣的淺剖而言,其在有限探測深度內(nèi)所展現(xiàn)的碎屑流期次數(shù)量更少,但增加了U1時(shí)期在該剖面西北段海山附近的小型碎屑流信息。U2時(shí)期碎屑流對下伏地層的侵蝕表現(xiàn)為橫向間斷的特征,這表明同一時(shí)期多條碎屑流向下運(yùn)移造成獨(dú)立的侵蝕特征,這種特征在極區(qū)的槽口扇是很常見的[4-5,16]。U4碎屑流在該剖面可見的幾期碎屑流內(nèi),表現(xiàn)為橫向展布和厚度均最大,最厚處甚至可達(dá)40 m。

綜上所述,在西部次海盆的西南斜坡至少存在9期次碎屑流,而在U16之下(大部分區(qū)域淺剖無法探測到)還有一套地層,可能還存在更多的碎屑流活動。

3.2.2 西部次海盆的中北部斜坡

西部次海盆的中北部斜坡范圍相較于西南斜坡要小,且地形特征更為復(fù)雜,自南向北從中低梯度斜坡逐漸變?yōu)槎盖偷母咛荻刃逼?圖3a)。根據(jù)該處斜交陸緣的MGL1112-MCS-07B反射地震剖面(簡稱07B地震剖面),北側(cè)高梯度斜坡的陸架坡折處缺乏持續(xù)推進(jìn)的混雜沉積序列,僅在北側(cè)斜坡之下的盆底發(fā)育一大型的楔形沉積體,即不成熟的槽口扇,表現(xiàn)為近陸架一側(cè)較厚,可達(dá)360 m,向NE 方向減薄至 70 m 左右(圖3b)[15]。LEHMANN et al[15]根據(jù)兩個(gè)相對連續(xù)的強(qiáng)反射軸,將其分為3個(gè)單元(即圖3b中的SU2～SU4),但地震記錄中最上部還有一層相對較薄的地層單元SU1,所以共有SU1～SU4四個(gè)冰川期沉積單元。

圖3 西部次海盆中北部斜坡上的碎屑流

該區(qū)域淺剖測線分布較少,且缺乏深部信息,對比07B地震剖面(圖3b)及同一測線航跡的淺剖記錄(圖3c),發(fā)現(xiàn)淺剖揭示的地層可以與07B地震剖面上部的冰川期沉積對應(yīng),即U1～U3對應(yīng)SU1,U4～U5對應(yīng)SU2,SU3對應(yīng)U6以下大致到U11;SU4地層沒有被淺剖所探測到,推測為U12至冰川期沉積底界之間的地層。

地震記錄上的SU1內(nèi)并未發(fā)現(xiàn)碎屑流,但在近平行陸緣的MGL1112-SBP-03_1淺剖上能清晰可見U2時(shí)期的兩個(gè)碎屑流,其厚度在10～15 m左右,在剖面上并不相連(圖3d),推測為兩個(gè)來源(圖3a中最南側(cè)2處箭頭),同時(shí)能在斜交陸緣的MGL1112-SBP-07_2淺剖的坡腳發(fā)現(xiàn)U2時(shí)期的碎屑流,朝NE方向尖滅,厚度在5～6 m以內(nèi)(圖3c)。SU2中西南側(cè)可見厚約25 m的透鏡體,延伸近10 km(圖3b),LEHMANN et al[15]對此并沒有進(jìn)一步解釋,但根據(jù)其外部形態(tài)、內(nèi)部特征以及沉積厚度等,我們推測其為碎屑流活動產(chǎn)物,對應(yīng)淺剖記錄上的U4碎屑流。在更高分辨率的淺剖數(shù)據(jù)中可發(fā)現(xiàn)U4碎屑流在斜坡上有更長距離的延伸(圖3c)。SU3內(nèi)存在大面積的混雜反射,其中包含4個(gè)明顯的透鏡體,上表面呈現(xiàn)上凸特征,厚度超過100 m(圖3b),同一測線的淺剖記錄上可觀察到U6時(shí)期大型碎屑流,對應(yīng)SU3上部地層,其侵蝕作用造成了大量下伏地層的缺失(圖3b,3c)。U6時(shí)期的碎屑流還可在更北側(cè)的NW—SE向淺剖記錄中發(fā)現(xiàn)(圖3e)。根據(jù)U6碎屑流的分布(圖3a中白色虛線范圍)和侵蝕特征,推測它們的來源(圖3a中北側(cè)3處箭頭)比SU1碎屑流(U2)的更靠北。SU4整體呈現(xiàn)為楔形特征,內(nèi)部為混雜反射,被兩個(gè)連續(xù)性中等的反射面(圖3b中白色虛線)劃分為3個(gè)部分,被認(rèn)為是代表了不同期次的冰流前進(jìn)事件[15]。盡管我們認(rèn)為這套冰川作用造成的堆積也和其上的3套地層一樣包含大量碎屑流,但遺憾的是,該區(qū)域的淺剖沒有一條可探測到這一地層單元,因此難以對其進(jìn)行細(xì)致的識別和區(qū)分。

3.2.3 東部次海盆的東南部

東部次海盆的東南部是一個(gè)相對孤立的小型洼地,囿于一串小型海山和北風(fēng)海脊,呈NNW—SSE向展布;其地勢相對北風(fēng)海盆中央?yún)^(qū)域較淺,其東側(cè)斜坡自南向北坡度變陡(圖4a)。

圖4 東部次海盆東南端的碎屑流

在洼地南端,由于缺乏資料,不清楚是否存在碎屑流,除此之外,碎屑流在洼地其他區(qū)域均有分布(圖4a陰影部分)。淺剖記錄上可見兩期碎屑流,分別為U4和U6時(shí)期(圖4)。U4時(shí)期碎屑流只在洼地南部一SW—NE向淺剖數(shù)據(jù)中觀察到,分布范圍比較局限,在東側(cè)斜坡上即終止,未延伸到洼地中央(圖4b),推測其來源于東側(cè)北風(fēng)海脊。而U6時(shí)期碎屑流的分布范圍(圖4a陰影部分)則比U4時(shí)期大得多,在洼地底部大量堆積,最厚能達(dá)到30 m(圖4),可能來源于東側(cè)的北風(fēng)海脊高地。

3.2.4 部分海山、陡崖之下

除了以上幾個(gè)能連片追蹤的碎屑流分布區(qū)之外,研究區(qū)中央海山鏈周緣和海盆東北部的北風(fēng)海脊西側(cè)陡崖附近也都有碎屑流分布(圖5)。這些碎屑流分布零散,單簇碎屑流的分布范圍較小,時(shí)代各異,又可以分為3個(gè)次級分布區(qū)域。區(qū)域Ⅰ位于最北側(cè)的海盆(圖5a 中AA′剖面),在其靠近北風(fēng)海脊一側(cè)發(fā)育有U6時(shí)期的小型碎屑流,造成了盆底層位的反射中斷(圖5c),推測該期碎屑流來源于其東側(cè)的北風(fēng)海脊。區(qū)域Ⅱ位于中央海山鏈中部,包括寶石海山[20]及其西北側(cè)的小型海山(圖5a 中BB′剖面)。寶石海山西北側(cè)發(fā)育有U12時(shí)期碎屑流,厚度為10 m左右(圖5d);東南側(cè)發(fā)育有U4、U6和U12時(shí)期碎屑流,U6時(shí)期碎屑流稍大,厚度可達(dá)20 m(圖5e),U4和U12時(shí)期的僅為5 m左右(圖5e中 FF′剖面)。西北側(cè)小型海山的西南/東北兩側(cè)可見U11時(shí)期的碎屑流,其厚度為5～8 m(圖3c)。區(qū)域Ⅲ位于中央海山鏈東南段——北風(fēng)海脊最南端一帶(圖5a中CC′剖面),該區(qū)域的碎屑流活動較為復(fù)雜,主體發(fā)育在U6時(shí)期(圖2c,5b,5f,5g,5h),厚度為5～10 m不等,U4碎屑流僅在海山鏈南側(cè)有分布(圖2c,5b,5h),U10碎屑流僅在新獲取的ARC11淺剖數(shù)據(jù)中有所發(fā)現(xiàn)(圖2c),厚度也為5 m左右。區(qū)域II和III的碎屑流推測來源于鄰近的海山/海脊(圖5a)。

圖5 海山、陡崖周緣的碎屑流

4 碎屑流成因分析

DAMUTH[34]基于挪威-格陵蘭海的淺剖資料,最早觀察到一類厚度為20～40 m、橫向范圍為10～15 km、形態(tài)為透鏡體的回波類型(echo types),并提出其主要由冰川沉積物組成,受控于冰川作用的重力流活動。后人通過研究地震地層結(jié)構(gòu)、重力柱巖芯等[5,8,10,16,35],認(rèn)為這些透鏡體為冰川碎屑流。冰川碎屑流是一種獨(dú)特的中高緯度碎屑流形式,與常規(guī)碎屑流相比,它們可以在極低的坡度(約小于1°)下延伸很長的距離(超過200 km),同時(shí)在其延伸方向上具有近似的厚度[16]。

北風(fēng)海盆作為典型極區(qū)大陸邊緣的深水區(qū)域,在其內(nèi)部發(fā)育的碎屑流可能大部分受控于冰川作用,即為典型的冰川碎屑流。然而,根據(jù)上述冰川碎屑流和非冰川碎屑流的形態(tài)差異來對研究區(qū)內(nèi)所有的碎屑流進(jìn)行分類較為困難:首先研究區(qū)內(nèi)除西南斜坡之外坡度均較大;其次海盆內(nèi)地形復(fù)雜,海山及海山鏈等都影響了碎屑流的運(yùn)移距離。因此需要通過其他的指標(biāo)來區(qū)分不同成因的碎屑流活動。

從冰川碎屑流的成因來看,其發(fā)育主要受控于冰蓋的作用。冰蓋的推鏟作用和/或融水使得冰川沉積物得以在陸架坡折附近快速堆積,后續(xù)由于沉積物的失穩(wěn)造成向下坡運(yùn)動引發(fā)碎屑流[3]。前一過程往往伴隨在大陸邊緣以及水下高地上留下冰蓋觸地的地貌,尤其是MSGL,它們和冰川碎屑流很大程度上總是伴生存在[32]。因此,對于冰川碎屑流的識別,可以將其發(fā)育區(qū)域鄰近的冰蝕槽以及高地上的MSGL作為更典型的判斷依據(jù)。雖然楚科奇陸架和楚科奇邊緣地內(nèi)的MSGL區(qū)中僅有少數(shù)MSGL進(jìn)行了絕對形成年代測定[10],且只留存了最后幾期冰川活動的痕跡,難以與碎屑流活動在地層年代上直接匹配,但在一定程度上可以為歷史冰川活動的活躍程度及碎屑流的成因判斷提供參考。

西部次海盆西南斜坡和中北部斜坡的碎屑流與寬水深槽直接相連,寬水深槽內(nèi)發(fā)現(xiàn)眾多的NE—SW向MSGL,一直可延伸到陸架坡折處(圖6a),代表了廣泛的快速冰流活動[11]。冰的流動模式受冰下地形的控制[15,36-37],楚科奇隆起似乎影響了冰流的路線,冰流整體隨冰蝕槽的變寬呈喇叭口狀散開(圖6a)。對于西南斜坡而言,其向陸方向的那部分寬水深槽在很近的范圍內(nèi)存在走向略有不同的MSGL,但總體均為NE—SW向,說明存在多期次的方向較為一致的冰流活動(圖6a)。我們在前人發(fā)表的位于陸架坡折處的多波束數(shù)據(jù)中[11]新識別出了大量的沖溝,KIM et al[9]也有類似發(fā)現(xiàn)(圖6a)。因此,我們認(rèn)為西南斜坡上至少9次的碎屑流是典型的構(gòu)成槽口扇主體的冰川碎屑流,在冰川推鏟作用和/或融水作用下形成。這和LEHMANN et al[15]認(rèn)為的這些沿陸架邊緣發(fā)育的混雜層序和進(jìn)積層序是冰川作用形成的觀點(diǎn)一致。中北部斜坡向陸方向的MSGL更為復(fù)雜,走向有平行寬水深槽方向(NE—SW),也有NW—SE向(圖6a),表明除了從SW向來的冰流之外,還可能有來自SE或者NW方向的冰流。LEHMANN et al[15]提出該斜坡的沉積楔被兩個(gè)連續(xù)反射面和兩個(gè)中等連續(xù)反射面所分割,并認(rèn)為這些反射面代表間冰期的半遠(yuǎn)洋沉積物(圖3b),因此表明寬水深槽至少有3～5次冰流事件。我們對大致相當(dāng)于多道地震上的SU1～SU3的淺剖地層的解釋,識別出U2、U4、U5、U6四期碎屑流,加上SU4沉積期間的3次冰流事件,證明此處曾發(fā)生過至少7次冰川作用。與西南斜坡相比,此處淺剖能探測到的U6及之上地層中,除U1之外,其他地層單元與西南斜坡相應(yīng)地層單元同步發(fā)育碎屑流。這表明歷史上大部分冰期中,冰流穿過整個(gè)寬水深槽,在西南斜坡和中北部斜坡同步產(chǎn)生碎屑流,而在U1時(shí)期,冰流可能僅僅集中在槽口中部,在西南斜坡形成很小范圍的碎屑流。

圖6 研究區(qū)的不同地貌分布

東部次海盆南端的兩期碎屑流則來自于北風(fēng)海脊,海脊頂部同樣對應(yīng)有WNW—ESE向的MSGL(圖6a)[11],因此,該處的碎屑流也應(yīng)為冰川成因。由于海脊/海山頂部往往只保存了最新一期冰川觸地的地貌,因此我們推測這些MSGL應(yīng)該是U4時(shí)期的產(chǎn)物。然而U4時(shí)期碎屑流分布范圍非常有限,U6時(shí)期碎屑流則大范圍分布,海脊上有沒有U6時(shí)期的冰川地貌存在還無法確定,需要在此高地進(jìn)行更大范圍的多波束調(diào)查。

相比上述區(qū)域,海山/陡崖區(qū)發(fā)育的碎屑流的成因較為復(fù)雜。區(qū)域Ⅰ、區(qū)域Ⅱ?qū)毷Ｉ降奈鞅焙蜄|南兩側(cè)、區(qū)域Ⅲ海山鏈西南側(cè)發(fā)育的碎屑流(圖6a),在其鄰近高地上,要么能在多波束資料中識別出MSGL(圖6a),要么能在淺剖上發(fā)現(xiàn)雙曲線狀繞射特征(圖6b,6d),類似的繞射特征被解釋為MSGL[11]。因此,推測這些區(qū)域的碎屑流為冰川成因碎屑流。而在區(qū)域Ⅱ的西北部和區(qū)域Ⅲ的北部零星發(fā)育的碎屑流,則與前述冰川碎屑流不同。其中,區(qū)域Ⅲ北部海山頂部水深約970 m,其山頂?shù)臏\剖記錄表現(xiàn)為成層相沉積地層(圖6e),與上述典型冰蓋侵蝕型海底的繞射特征完全不同(圖6b,6d),表明該海山頂部并未發(fā)生過冰蓋觸地事件,由此推測該海山西側(cè)的兩處碎屑流為非冰川碎屑流(圖6a中白色陰影)。這兩處都發(fā)育U6時(shí)期碎屑流,靠南一處還發(fā)育有U4和U10時(shí)期碎屑流(圖2c中 DD′剖面, 圖5f, 圖5g和圖5a中區(qū)域Ⅲ)。在這3個(gè)時(shí)期,其周邊的陸架和海脊的坡上都發(fā)育冰川碎屑流,推測這些時(shí)期的冰架雖然沒有在此海山觸地,但在鄰近區(qū)域觸地并引發(fā)震動,使得此處海山斜坡沉積物失穩(wěn)而形成碎屑流。區(qū)域Ⅱ西北部的小型海山水深最淺處約為970 m,其海山頂部特征(圖3c 中EE′剖面,圖6c)與區(qū)域Ⅲ北部海山類似,推測其兩側(cè)發(fā)育的碎屑流也為非冰川成因碎屑流。全區(qū)僅該處碎屑流為U11時(shí)期,其發(fā)育較為孤立,猜測它可能是由冰蓋觸地以外的震動因素(如構(gòu)造活動)引起的失穩(wěn)坍落。

區(qū)域Ⅲ北部海山東側(cè)還有一處U6時(shí)期碎屑流(圖6a中灰色陰影),根據(jù)本文有限的資料,難以判斷其成因,它可能來源于該海山(非冰川成因)和/或更南側(cè)的海脊(冰川成因)。

5 結(jié)論

通過對北風(fēng)海盆區(qū)域淺地層剖面和反射地震數(shù)據(jù)的解譯,勾勒了研究區(qū)內(nèi)的碎屑流平面分布,解剖了它們的縱向期次信息,并采用MSGL作為冰川碎屑流的判別依據(jù)進(jìn)行碎屑流成因分析,得出以下認(rèn)識。

1)北風(fēng)海盆內(nèi)發(fā)育有大量且多期次的碎屑流,以西部次海盆為主,碎屑流的堆疊在其西南斜坡和中北部斜坡形成了兩處大型槽口扇。東部次海盆及海山鏈附近則表現(xiàn)為期次較少、范圍較小的碎屑流活動。

2)基于更精細(xì)的淺剖數(shù)據(jù)解譯,我們認(rèn)為寬水深槽內(nèi)可能發(fā)生過更多次數(shù)(大于9次)的冰流活動,遠(yuǎn)超前人3～5次冰流事件的推論[15],表明冰流的活動頻率比之前認(rèn)為的更高。

3)仍有部分碎屑流的高地源區(qū)并沒有冰蓋/冰架觸地的痕跡,被解釋為非冰川成因,對于這一現(xiàn)象,我們推測鄰近區(qū)域冰蓋觸地或構(gòu)造運(yùn)動引發(fā)的震動可以導(dǎo)致這些海山沉積物失穩(wěn),從而形成除冰川碎屑流以外的碎屑流。

致謝感謝中國第11次北極科學(xué)考察“雪龍2”號船長趙炎平及全體船員。