馮軒,吳永華,,楊寶菊,單新,,劉季花,

1.自然資源部第一海洋研究所海洋沉積與環(huán)境地質(zhì)自然資源部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東青島 266061

2.青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室海洋地質(zhì)過(guò)程與環(huán)境功能實(shí)驗(yàn)室，山東青島 266061

0 引言

深水重力流的搬運(yùn)、沉積過(guò)程是海洋沉積學(xué)研究的熱點(diǎn)問(wèn)題[1]。自學(xué)者們將粒序?qū)永砑捌湎嚓P(guān)序列解釋為濁流沉積以來(lái)[2-3]，地震、風(fēng)暴等事件觸發(fā)的濁流被認(rèn)為是深水砂質(zhì)沉積的主要成因。然而，近三十年來(lái)的研究表明，由洪水?dāng)y帶的大量懸浮沉積物引起的異重流(Hyperpycnal Flow)可能是自然界中更為普遍的一種深水重力流類(lèi)型[4]，其沉積特征和輸運(yùn)機(jī)制吸引了國(guó)內(nèi)外學(xué)者的廣泛研究。目前對(duì)現(xiàn)代海底異重流研究較為詳細(xì)的地區(qū)有地中海的Var河峽谷[5-7]和臺(tái)灣西南部的高屏溪峽谷[8-12]，在對(duì)其沉積物特征進(jìn)行研究的同時(shí)，還對(duì)現(xiàn)代異重流沉積過(guò)程進(jìn)行了監(jiān)測(cè)；日本海[13]、北海[14]、阿拉伯海[15]等海區(qū)的現(xiàn)代異重流沉積也有報(bào)道；松遼盆地[16]、鄂爾多斯盆地[17]、渤海灣盆地[18]和阿根廷內(nèi)烏肯盆地[19]等地的古代沉積物中也發(fā)現(xiàn)了異重流沉積?？傮w上看，異重流的研究尚處于起步階段。

異重流這一概念最早是由Bates[20]于1953年研究河口三角洲時(shí)提出，當(dāng)時(shí)主要強(qiáng)調(diào)了河水和蓄水體之間的密度差異。若河水密度大于蓄水體的密度，則產(chǎn)生沿盆地向下流動(dòng)的異重流，而密度小于蓄水體密度和等于蓄水體密度的流體分別稱(chēng)為異輕流(Hypopycnal Flow)和等重流(Homopycnal Flow)。2003年Mulderet al.[21]對(duì)這一概念重新給出了定義，認(rèn)為異重流是由河流持續(xù)供源的攜帶大量懸移載荷而沿盆底流動(dòng)的高密度流體。Mulderet al.[22]強(qiáng)調(diào)了異重流搬運(yùn)距離遠(yuǎn)，從而將異重流的概念從河口拓展至深水環(huán)境。異重流與“觸發(fā)型”濁流的流體性質(zhì)相似，流態(tài)為紊流，流變學(xué)上為牛頓流體，沉積物支撐方式為紊流支撐，但具有持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)[23]、低流速[24]、低鹽度[25]等特點(diǎn)。由于異重流發(fā)源于河口洪泛，受氣候因素影響很大，故異重流沉積對(duì)源區(qū)古環(huán)境古氣候有一定指示意義[26]。

沖繩海槽內(nèi)深水重力流頻發(fā)，自上世紀(jì)八十年代以來(lái)前人已對(duì)海槽內(nèi)的重力流沉積做了大量的研究[27-32]。結(jié)果表明，沖繩海槽重力流沉積主要分布在海槽中部和南部的西坡和槽底，沉積物粒度組成主要為細(xì)砂和粉砂，單層厚度大多介于2～7 cm，鮑馬序列不完整[27-29]。關(guān)于沖繩海槽內(nèi)重力流的觸發(fā)機(jī)制，前人普遍認(rèn)為是由于火山、地震、內(nèi)波、內(nèi)潮汐等因素觸發(fā)的邊坡失穩(wěn)而引起的“觸發(fā)型”濁流[30-32]，而沒(méi)有考慮河流洪水引發(fā)的異重流，迄今在沖繩海槽尚沒(méi)有異重流的報(bào)道。本文對(duì)采自距臺(tái)灣蘭陽(yáng)溪河口僅約80 km的沖繩海槽西南端的沉積物巖芯HOBAB4-S1進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)其在1.3 ka以來(lái)發(fā)育有異重流沉積，并對(duì)其發(fā)育的古氣候背景進(jìn)行了探討。

1 區(qū)域背景概況

1.1 海底地形與沉積特征

沖繩海槽位于東海陸架和琉球島弧之間，長(zhǎng)約840 km，寬約70 km，面積為2.2×105km2，地形特征表現(xiàn)為南深北淺，大部分深度逾1 000 m，最大深度2 719 m[33]。本文所研究的巖芯取自沖繩海槽西南端，臨近臺(tái)灣東北部，該海域主要的地形區(qū)有東海陸架、東海陸坡、棉花峽谷、北棉花峽谷、南沖繩海槽、宜蘭陸架、宜蘭海脊等(圖1a)。從蘭陽(yáng)溪河口到海槽槽底的巖芯站位處的平均坡度為1.06°，其中宜蘭陸架和槽底的地形較為平坦，陸坡處的坡度較陡。陸坡上發(fā)育多條海底峽谷，為沉積物向海槽內(nèi)運(yùn)輸提供了良好的通道(圖1b)[34]。

沖繩海槽南部槽底沉積了巨厚的沉積層，沉積記錄包含中新世、上新世、更新世到全新世，沉積物厚度最大可達(dá)2 km[35]。沉積物類(lèi)型主要為粉砂與黏土，僅有零星砂質(zhì)沉積物散布于泥質(zhì)沉積物中。沉積物組成按來(lái)源可分為陸源組分和海源組分[36]。陸源組分主要為河流作用和風(fēng)成作用輸入的陸源碎屑等；海源組分包括生物碎屑、自生礦物以及火山和海底熱液物質(zhì)。陸源碎屑的來(lái)源以臺(tái)灣蘭陽(yáng)溪的輸入為主，其次為東海陸架的輸入[37]。由于蘭陽(yáng)溪向海槽內(nèi)的沉積物輸入量很大，海槽南部的沉積速率很高，約為0.10～0.95 cm/a，且越靠近臺(tái)灣島的位置沉積速率越高[31]。

1.2 蘭陽(yáng)溪的水文特征與流域降水特征

蘭陽(yáng)溪發(fā)源于中央山脈南湖大山北麓，源頭海拔為3 535 m，在牛斗附近進(jìn)入蘭陽(yáng)平原，與宜蘭河和冬山河匯合后進(jìn)入太平洋，全長(zhǎng)約73 km，流域面積約為979 km2，平均比降約為4.8%(圖1a)。蘭陽(yáng)溪水流量大且含沙量高，且受季節(jié)性的臺(tái)風(fēng)降水影響很大。其年平均徑流量為90 m3/s，年均懸浮顆粒物濃度為2.8 kg/m3；在洪水期，徑流量可達(dá)11 100 m3/s，懸浮顆粒物濃度可達(dá)350 kg/m3[38]?，F(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)也顯示，蘭陽(yáng)溪平均每年有22天能達(dá)到形成異重流的臨界條件[39(]懸浮顆粒物濃度在40 g/L以上[38])。

圖1 HOBAB4-S1巖芯站位(a)和海底地形(b)(海底水深數(shù)據(jù)引自國(guó)家海洋科學(xué)數(shù)據(jù)共享平臺(tái))Fig.1 (a)Location of core HOBAB4-S1 and(b)submarine topography(submarine water depth data from National Marine Scientific Data center)

蘭陽(yáng)溪流域降水豐沛、氣候濕潤(rùn)，中國(guó)年降水量最大的地區(qū)火燒寮就位于此，年均降水量可達(dá)5 000～6 000 mm，被稱(chēng)為中國(guó)“雨極”。受臺(tái)風(fēng)和季風(fēng)影響，蘭陽(yáng)溪流域的降水多集中在夏秋季節(jié)，且常出現(xiàn)嚴(yán)重的洪災(zāi)事件。例如2010年10月超強(qiáng)臺(tái)風(fēng)“鲇魚(yú)”過(guò)境期間，臺(tái)灣宜蘭縣山區(qū)總雨量超過(guò)1 300 mm，多地發(fā)生嚴(yán)重的淹水災(zāi)情[40]。多發(fā)的大規(guī)模洪水為異重流的產(chǎn)生提供了有利的條件。

2 材料與方法

HOBAB4-S1巖芯是由中國(guó)科學(xué)院海洋研究所“科學(xué)號(hào)”考察船于2016年在沖繩海槽西南端應(yīng)用重力采樣器采取的沉積柱樣，坐標(biāo)24°56'37.239″N，122°37'45.498″E(圖1)，水深1 476 m，巖芯長(zhǎng)5.70 m。

巖芯剖開(kāi)后先進(jìn)行了拍照和沉積構(gòu)造描述，之后對(duì)全巖芯沉積物樣品進(jìn)行了粒度測(cè)試。取樣間距以2 cm為主，粒度突變的粗顆粒層取樣間距為0.5 cm，共取得465個(gè)粒度樣品。沉積物粒度測(cè)試在自然資源部第一海洋研究所海洋沉積與環(huán)境地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，所用儀器為英國(guó)Malvern公司產(chǎn)Mastersizer3000激光粒度分析儀。前處理方法如下：取少量沉積物樣品，加入15 mL 15%的H2O2溶液，反應(yīng)12 h后在70℃水浴中加熱2 h以去除有機(jī)質(zhì)，然后加入5 mL稀鹽酸反應(yīng)12 h以去除生物碳酸鹽。上機(jī)測(cè)試后，對(duì)測(cè)量數(shù)據(jù)采用Folk和Ward提出的公式計(jì)算了平均粒徑(Mz)、分選系數(shù)(σ)、偏度(Sk)和峰度(Kg)等粒度參數(shù)[41]。

在該巖芯9個(gè)層位挑取了浮游有孔蟲(chóng)混合種殼體4 mg以上進(jìn)行AMS14C測(cè)年，所選層位避開(kāi)了粒度突變的事件沉積層，以避免異地殼的混入。AMS14C測(cè)年在德國(guó)魏格納極地與海洋研究所(AWI)完成。測(cè)試得到的14C年齡使用CALIB7.10軟件校正到日歷年齡，考慮到?jīng)_繩海槽一直與太平洋連通，選擇了標(biāo)準(zhǔn)的海洋校正數(shù)據(jù)庫(kù)進(jìn)行校正，大氣與海水間的全球碳儲(chǔ)庫(kù)差異由程序自動(dòng)減去。

3 結(jié)果

3.1 巖芯巖相劃分與沉積構(gòu)造特征

HOBAB4-S1巖芯沉積物以青灰色粉砂為主，夾多層灰黑色砂質(zhì)粉砂層(圖2)。青灰色粉砂層發(fā)育塊狀層理和微細(xì)的水平層理，體現(xiàn)了靜水懸浮沉積的特征，解釋為正常半深海沉積?；液谏纳百|(zhì)粉砂層發(fā)育粒序?qū)永?、平行層理和爬升沙紋層理，且與上下界面多呈突變或侵蝕接觸，體現(xiàn)了較強(qiáng)的水動(dòng)力條件，解釋為重力流沉積(圖3)。為便于描述，將其中較為明顯的砂質(zhì)粉砂層編號(hào)為A1-A17，其沉積特征見(jiàn)表1。

重力流沉積中的各類(lèi)沉積構(gòu)造詳述如下：

3.1.1 平行層理

平行層理是由平行而又幾乎水平的紋層狀砂和粉砂組成的，它是在較強(qiáng)水動(dòng)力條件下，在平坦床砂上沉積而成的。水槽實(shí)驗(yàn)研究表明，平行層理形成的弗勞德數(shù)接近于1[42]。在HOBAB4-S1巖芯中平行層理在多數(shù)重力流沉積層中都有發(fā)育(A1、A4、A5、A7、A8、A9、A10、A11、A12、A13、A14、A15、A16，圖3a～c，e)，紋層厚度為毫米級(jí)，層系厚2～10 cm，指示了高能的水動(dòng)力環(huán)境。

3.1.2 爬升沙紋層理

爬升沙紋層理是砂波遷移的產(chǎn)物。在砂波向前遷移的同時(shí)，有大量沉積物特別是懸浮物充分供給，砂波依順流方向沿其迎水面向上爬升增長(zhǎng)，使后一層系爬疊在前一層系之上，形成具有爬升或上攀特點(diǎn)的交錯(cuò)層理。水槽實(shí)驗(yàn)研究表明，爬升沙紋形成于低流速(0.1～0.4 m/s)，且下伏為具有穩(wěn)定的底形的砂質(zhì)層[42]。在HOBAB4-S1巖芯中，爬升沙紋層理層系厚度約1 cm，往往與平行層理共生(A4、A12、A13，圖3a，b)，從平行層理轉(zhuǎn)換為爬升沙紋層理的過(guò)程指示了水動(dòng)力強(qiáng)度在逐漸降低。

3.1.3 粒序?qū)永?/p>

粒序?qū)永矸终Ｐ?粒度向上變細(xì))和逆粒序(粒度向上變粗)兩種。正粒序有兩類(lèi)成因類(lèi)型，一類(lèi)是水動(dòng)力強(qiáng)度逐漸降低而沉積物逐層加積的結(jié)果，顆粒組成向上變細(xì)，但下部不含細(xì)粒物質(zhì)；另一類(lèi)是由于懸浮體中含有各種大小不同的顆粒，在流速突然降低時(shí)因重力分異而整體堆積的結(jié)果，顆粒組成是以細(xì)粒物質(zhì)作為基質(zhì)，粗粒物質(zhì)向上逐漸減少的均勻遞變。逆粒序是在沉積過(guò)程中水動(dòng)力逐漸增強(qiáng)的結(jié)果[42]。HOBAB4-S1巖芯中的正粒序的成因類(lèi)型為第一類(lèi)，粗顆粒層粒度相對(duì)均勻，粒度頻率分布曲線并非細(xì)粒物質(zhì)為基質(zhì)的雙峰型(詳見(jiàn)下文巖芯粒度特征)，故正粒序和逆粒序均為水動(dòng)力強(qiáng)度變化的結(jié)果。巖芯中的粒序?qū)永淼慕M合樣式有兩類(lèi)，第一類(lèi)是自下而上一個(gè)逆粒序接一個(gè)正粒序的組合，粒度由細(xì)變粗再由粗變細(xì)(A2、A11，圖3c，d)。第二類(lèi)是底部發(fā)育侵蝕面，自下而上為一個(gè)正粒序接多組逆—正粒序組合，發(fā)育這一類(lèi)組合樣式的重力流層段一般較厚(A8、A14、A15、A17，圖3e)。

3.2 巖芯粒度特征

3.2.1 平均粒徑和粒度參數(shù)

平均粒徑(Mz)、分選系數(shù)(σ)、偏度(Sk)和峰度(Kg)的計(jì)算結(jié)果見(jiàn)圖4。在正常的半深海沉積物中，平均粒徑在7～10μm間變化，沉積物組分以粉砂為主，含量約為75%，黏土組分含量平均為22%，砂含量平均為3%。在重力流沉積層中，平均粒徑為20～70μm，砂組分含量占比上升至20%～60%，黏土和粉砂組分含量相應(yīng)降低。全巖芯分選系數(shù)變化范圍為0.96～2.16，體現(xiàn)了沉積物粒度分選較差。值得注意的是，分選系數(shù)在重力流沉積層中常呈中間低兩頭高的分布，即重力流沉積層與正常半深海沉積層的交界處分選較差，而重力流沉積層內(nèi)部沉積物分選相對(duì)較好，這與我們通常所認(rèn)為的“重力流沉積的沉積物分選較差”這一概念相反，這可能體現(xiàn)了該重力流沉積層并非整體堆積的結(jié)果，其流體有較為穩(wěn)定的流態(tài)。全巖芯偏度范圍為0～0.46，均為正偏態(tài)，重力流沉積層的正偏程度更為明顯。峰度范圍為0.75～1.46，正常半深海沉積的峰度多為1左右，而重力流沉積層的峰度則更高一些。

圖2 HOBAB4-S1巖芯照片F(xiàn)ig.2 Images of core HOBAB4-S1

圖3 HOBAB4-S1巖芯重力流沉積的沉積構(gòu)造特征(a)A4，發(fā)育平行層理和爬升沙紋層理；(b)A13，發(fā)育平行層理和爬升沙紋層理；(c)A11，發(fā)育平行層理和一組逆—正粒序組合；(d)A16，發(fā)育一組逆—正粒序組合；(e)A8，發(fā)育平行層理、底部侵蝕面和多組逆—正粒序組合Fig.3 Sedimentary structural features of core HOBAB4-S1

3.2.2 粒度頻率分布曲線

粒度頻率分布曲線如圖5所示。正常半深海沉積的粒度頻率分布曲線呈單峰分布，峰值大多出現(xiàn)在10～14μm的位置。重力流沉積層呈峰形更高聳的單峰分布，峰值出現(xiàn)的位置在70～130μm之間不等。重力流沉積層的粒度分布曲線的特征與其粒度參數(shù)中的低分選系數(shù)、高偏度和高峰度的特征相對(duì)應(yīng)。正常半深海沉積層和重力流沉積的過(guò)渡層段，出現(xiàn)了兩組分混合形成的雙峰分布，對(duì)應(yīng)著粒度參數(shù)中分選系數(shù)升高的位置。

表1 沖繩海槽HOBAB4-S1巖芯重力流沉積特征Table 1 Characteristics of gravity flow deposition in core HOBAB4-S1 from Okinawa Trough

3.2.3 C-M圖解

在巖芯沉積物的C-M圖中(圖6)(C值為粒度累計(jì)曲線上顆粒含量1%處對(duì)應(yīng)的粒徑，代表水動(dòng)力搬運(yùn)沉積物的最大能量；M值為粒度累計(jì)曲線上顆粒含量50%處對(duì)應(yīng)的粒徑，代表水動(dòng)力的平均能量)正常半深海沉積樣品集中在左下角，靠近靜水懸浮沉積的①區(qū)域。重力流沉積樣品的分布與C=M基線平行，表現(xiàn)出重力流沉積的典型特征。部分重力流沉積樣品靠近牽引流沉積模型的QR段和SR段，但不到PQ段，指示流體以懸浮搬運(yùn)為主，沉積物中缺少底載搬運(yùn)成分。

3.3 AMS14C測(cè)年結(jié)果

巖芯的測(cè)年及校正結(jié)果如表2所示。深度73～79 cm處AMS14C年齡低于448 a，不能用軟件校正，也視為現(xiàn)代沉積物。年齡測(cè)試數(shù)據(jù)沒(méi)有出現(xiàn)倒轉(zhuǎn)現(xiàn)象，根據(jù)沉積層厚度推測(cè)該巖芯各層重力流沉積時(shí)間很短暫，沒(méi)有造成大的沉積間斷，所以采用逐次線性?xún)?nèi)插法建立了巖芯基本年代框架(表2)，并計(jì)算出沉積速率。該孔沉積速率非常高，在0.29～1.5 cm/a之間變動(dòng)，平均值為0.45 cm/a，與附近相距約20 km的MD05-2908孔(0.5 cm/a)和ODP1202孔(0.6 cm/a)結(jié)果相近[37]。

4 討論

4.1 巖芯中異重流沉積的識(shí)別標(biāo)志

Mulderet al.[43]根據(jù)地中海Var河峽谷中異重巖的巖相特征建立了異重巖的沉積模式：自下而上由一個(gè)指示洪水增強(qiáng)期的逆粒序?qū)?Ha)和一個(gè)指示洪水衰退期的正粒序?qū)?Hb)組成。Ha段和Hb段的沉積厚度從幾厘米到幾米不等，層內(nèi)常發(fā)育由洪峰形成的微侵蝕面，Ha段依次發(fā)育爬升沙紋層理、交錯(cuò)層理、平行層理，Hb段與經(jīng)典濁流垂向序列相似。當(dāng)洪峰期洪水足夠大、持續(xù)時(shí)間足夠長(zhǎng)時(shí)，下部逆粒序?qū)涌杀磺治g殆盡，僅保留上部正粒序。在單次洪水事件中洪水強(qiáng)度可以發(fā)生多次增強(qiáng)和減弱，產(chǎn)生多組逆粒序—正粒序組合。

如上所述，HOBAB4-S1巖芯的重力流沉積層段中粒序?qū)永韽V泛發(fā)育。粒序組合分為兩類(lèi)：一類(lèi)是底部不發(fā)育侵蝕面，自下而上為一個(gè)逆粒序—正粒序的組合，如A2(圖7a)，指示相對(duì)較弱的水動(dòng)力強(qiáng)度；另一類(lèi)是底部發(fā)育侵蝕面，向上發(fā)育正粒序和一至多組逆—正粒序組合，這指示了在一次洪水事件中洪水強(qiáng)度的多次增強(qiáng)和減弱現(xiàn)象，同時(shí)最下部的逆粒序?qū)邮芮治g而未能保存。以A14(圖7b)和A15(圖7c)為例，結(jié)合粒度測(cè)試結(jié)果發(fā)現(xiàn)，在A14層的底部侵蝕面之上發(fā)育一個(gè)正粒序疊加兩個(gè)逆—正粒序的組合，在A15層中發(fā)育一個(gè)正粒序疊加一個(gè)逆—正粒序的組合。這兩類(lèi)粒序?qū)永斫M合均表現(xiàn)為典型的異重流沉積特征。

圖4 HOBAB4-S1巖芯沉積物組成與粒度參數(shù)Fig.4 Composition and grain size parameters of core HOBAB4-S1

圖5 HOBAB4-S1巖芯沉積物粒度頻率分布曲線Fig.5 Grain size distribution of core HOBAB4-S1

4.2 巖芯異重流沉積類(lèi)型

Zavalaet al.[44]認(rèn)為異重流由于受盆地內(nèi)外多種因素的制約，可以產(chǎn)生復(fù)雜多樣的沉積體。他根據(jù)異重流的搬運(yùn)方式的不同將異重巖相分為三類(lèi)，分別為底載成因的B類(lèi)巖相、懸載成因的S類(lèi)巖相和漂浮物成因的L類(lèi)巖相。B類(lèi)巖相由底部反映底載組分的粗顆粒的砂、礫和懸載組分的細(xì)粒粉砂、泥共同組成，其中粗顆粒沉積物呈疊瓦狀分布。S類(lèi)巖相主要為異重流中懸載的細(xì)砂和粉砂重力沉降形成，有厚層塊狀砂巖(S1)、紋層狀砂巖(S2)、發(fā)育爬升波紋層理的板狀砂巖(S3)和塊狀粉砂巖或泥巖(S4)等亞巖相，其中Mulderet al.[43]所提出的“一個(gè)逆粒序?qū)蛹右粋€(gè)正粒序?qū)印钡漠愔貛r沉積序列就出現(xiàn)在這一類(lèi)巖相中。L類(lèi)巖相由細(xì)粉砂和極細(xì)砂巖組成，是在異重流的運(yùn)輸過(guò)程中，密度較低的淡水、植物碎片及其攜帶的細(xì)粒沉積物漂浮形成的上浮羽流發(fā)生沉降形成，特征是出現(xiàn)單層厚度較薄(幾毫米到1厘米)的韻律沉積，一般與S類(lèi)巖相相伴生，呈過(guò)渡接觸關(guān)系。B類(lèi)巖相產(chǎn)生的位置更接近河口，處于異重流發(fā)生和增強(qiáng)的階段；S類(lèi)巖相在遠(yuǎn)離物源區(qū)的位置產(chǎn)生；L類(lèi)巖相常出現(xiàn)在異重流主體的邊部。

圖6 HOBAB4-S1巖芯沉積物C-M圖解①區(qū)域：典型靜水懸浮沉積；②區(qū)域：典型濁流沉積；③區(qū)域：典型牽引流沉積，其中RS段為均勻懸浮沉積，QR段為遞變懸浮沉積，PQ段為以懸浮搬運(yùn)為主，含有少量滾動(dòng)搬運(yùn)組分；OP段以滾動(dòng)搬運(yùn)為主，滾動(dòng)組分與懸浮組分相混合；NO段，基本由滾動(dòng)顆粒組成Fig.6 C-M pattern of core HOBAB4-S1

本巖芯可見(jiàn)兩類(lèi)異重流沉積類(lèi)型(圖8)。一類(lèi)為較厚層的異重流層(圖8a)，包括A8、A14、A15、A17(圖3e、圖7b，c)，層厚較厚一般大于10 cm，底部發(fā)育侵蝕面，向上為一個(gè)正粒序疊加一個(gè)或多個(gè)逆—正粒序組合，發(fā)育平行層理或塊狀層理，異重流的侵蝕作用和沉積作用都較為明顯，對(duì)應(yīng)著Zavalaet al.[44]異重巖相分類(lèi)中的S1、S2類(lèi)巖相。水槽實(shí)驗(yàn)表明，在紊流的沉降速率大于0.44 mm/s時(shí)會(huì)形成發(fā)育塊狀層理的S1類(lèi)巖相，如果流速不變，沉降速率小于0.44 mm/s，則會(huì)形成發(fā)育平行層理的S2類(lèi)巖相[45]。這一類(lèi)沉積類(lèi)型指示了相對(duì)較強(qiáng)的水動(dòng)力條件，發(fā)育的位置在相對(duì)近端位置。另一類(lèi)為較薄層的異重流層(圖3b～d、圖7a、圖8b)，層厚相對(duì)較薄約2～8 cm，底部侵蝕面不發(fā)育，大多不發(fā)育粒序?qū)永?，部分自下而上發(fā)育而上發(fā)育一個(gè)逆—正粒序組合，發(fā)育平行層理和爬升沙紋層理，對(duì)應(yīng)Zavala異重巖相分類(lèi)中的S3、S4類(lèi)巖相。水槽實(shí)驗(yàn)表明，爬升沙紋的形成于低流速(0.1～0.4 m/s)，且下伏為具有穩(wěn)定的底形的砂質(zhì)層[45]。這一類(lèi)沉積類(lèi)型指示了較弱的水動(dòng)力條件，發(fā)育的位置在異重流沉積的遠(yuǎn)端或邊界。巖芯中沉積物沒(méi)有粗顆粒的砂、礫等底載搬運(yùn)組分，在C-M圖(圖6)中表現(xiàn)為沒(méi)有樣品點(diǎn)落在PQ段，故Zavala分類(lèi)中的B類(lèi)巖相在巖芯中不發(fā)育。同時(shí)，巖芯中未發(fā)現(xiàn)漂浮物成因的L類(lèi)巖相，這可能是由于缺少指示陸源的碎屑如炭屑等，且沉積物顏色較深，L類(lèi)巖相不易與正常深水細(xì)粒沉積區(qū)別。

4.3 巖芯異重流沉積與晚全新世東亞古氣候事件的對(duì)應(yīng)

臺(tái)灣附近海域的異重流沉積事件通常與臺(tái)風(fēng)直接相關(guān)。2009年8月在莫拉克臺(tái)風(fēng)過(guò)境時(shí)，洪水產(chǎn)生的異重流沖斷了屏東和臺(tái)東外海的六條國(guó)際電纜[46]。Zhanget al.[8]于2013—2016年對(duì)臺(tái)灣西南部高屏溪峽谷海底進(jìn)行了長(zhǎng)期現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)，發(fā)現(xiàn)在臺(tái)風(fēng)期間會(huì)產(chǎn)生高沉積物濃度、高溫、低鹽的異重流。因此可以推斷，在巖芯中異重流發(fā)育較多的層段，指示了當(dāng)時(shí)較為頻繁的臺(tái)風(fēng)活動(dòng)。臺(tái)風(fēng)容易在高溫、高濕的氣候條件下形成[47]，故異重流沉積頻率高也指示了暖濕的氣候條件。

表2 沖繩海槽HOBAB4 S1孔AMS14C年齡Table 2 AMS14C ages of core HOBAB4-S1 from Okinawa Trough

圖7 異重流沉積中粒序?qū)永淼膬煞N組合方式(a)A2，發(fā)育一組逆—正粒序組合，頂?shù)讓咏缑鏋闈u變接觸；(b)A14，底部發(fā)育侵蝕面，向上為一個(gè)逆粒序接兩組逆—正粒序組合；(c)A15，底部發(fā)育侵蝕面，向上為一個(gè)逆粒序接一組逆—正粒序組合Fig.7 Two combinations of graded bedding of hyperpycnites

圖8 異重流沉積的兩種沉積序列特征Fig.8 Two combinations of sedimentary sequences of hyperpycnites

在HOBAB4-S1巖芯中，異重流沉積事件在800～1 300 A.D.之間出現(xiàn)的較為頻繁，與“中世紀(jì)暖期”相對(duì)應(yīng)(圖9)?！爸惺兰o(jì)暖期”又稱(chēng)“小氣候適宜期”，指900～1 300 A.D.之間出現(xiàn)在歐洲及北大西洋鄰近地區(qū)的相對(duì)溫暖的氣候階段，但其是否具有全球性尚未有定論[51]。然而，Tanet al.[48]通過(guò)對(duì)北京石花洞石筍進(jìn)行古氣溫恢復(fù)，發(fā)現(xiàn)“中世紀(jì)暖期”在東亞地區(qū)是存在的(圖9b)。Lanet al.[49]利用位于季風(fēng)邊緣區(qū)的甘肅民勤中泉子湖泊沉積記錄，結(jié)合燒矢量、碳酸鹽含量、粒度和磁化率等多種指標(biāo)進(jìn)行綜合研究，認(rèn)為在“中世紀(jì)暖期”東亞夏季風(fēng)的強(qiáng)度較大(圖9c)。羅建育等[50]利用臺(tái)灣嘉明湖巖芯的TOC、C/N的進(jìn)行研究證實(shí)，臺(tái)灣地區(qū)在820～1 320 A.D.之間為較為暖濕的時(shí)期(圖9e，f)。陳金霞[52]對(duì)沖繩海槽西南端MD05-2908巖芯中孢粉組合的研究結(jié)果顯示，在960～1 470 A.D.之間存在著一個(gè)相對(duì)暖濕的時(shí)期。HOBAB4-S1巖芯中異重流沉積頻繁發(fā)育的層段與上述指標(biāo)在時(shí)間上耦合較好，記錄了東亞中世紀(jì)暖期的存在。結(jié)合本文異重流沉積記錄，有理由相信臺(tái)灣地區(qū)在中世紀(jì)暖期臺(tái)風(fēng)頻發(fā)，降雨量相對(duì)較大，易形成洪水。

5 結(jié)論

(1)沖繩海槽西南端HOBAB4-S1巖芯中發(fā)育多段重力流沉積，根據(jù)其巖相特征結(jié)合地質(zhì)背景判斷這些重力流沉積為異重流成因。

(2)該區(qū)異重流沉積物以砂質(zhì)粉砂為主，粒度頻率分布曲線多呈以70～130μm為中心高聳的單峰，C-M圖上樣品點(diǎn)集中分布區(qū)間大致平行于C=M基線，且位于PQ段以下，表明沉積物搬運(yùn)方式為重力流懸浮搬運(yùn)。異重流內(nèi)部發(fā)育平行層理，爬升沙紋層理和粒序?qū)永淼瘸练e構(gòu)造。

(3)該區(qū)異重流沉積類(lèi)型主要有兩類(lèi)。一類(lèi)是厚層異重流沉積，底部侵蝕面發(fā)育，內(nèi)部發(fā)育多組逆—正粒序組合，指示了水動(dòng)力較強(qiáng)，侵蝕作用和沉積作用均較明顯的近端異重流沉積；另一類(lèi)是薄層異重流沉積，底部侵蝕面不發(fā)育，內(nèi)部不發(fā)育或僅發(fā)育一組逆—正粒序組合，指示了水動(dòng)力較弱的遠(yuǎn)端異重流沉積。

(4)異重流層段在800～1 300 A.D.之間的發(fā)育較為集中，指示了當(dāng)時(shí)氣候條件為高溫高濕、臺(tái)風(fēng)頻發(fā)，也驗(yàn)證了“中世紀(jì)暖期”在東亞地區(qū)的存在。

致謝 自然資源部第一海洋研究所李朝新老師對(duì)沉積物粒度測(cè)試給予了極大幫助,山東科技大學(xué)楊仁超教授對(duì)文章思路有著重要啟發(fā),德國(guó)阿爾弗雷德·魏格納研究所暨亥姆霍茲極地與海洋研究中心（AWI）宮勛博士對(duì)AMS14C測(cè)年和文章中古氣候討論給予了極大的幫助,在此一并致謝！