西北冰洋北风海盆的碎屑流沉积

2023-07-27徐逸鑫沈中延杨春国

海洋学研究 2023年2期

徐逸鑫,沈中延*,杨春国,张涛

(1.自然资源部海底科学重点实验室,浙江杭州 310012; 2.自然资源部第二海洋研究所,浙江杭州 310012)

0 引言

水下碎屑流,是深水重力流的一种主要类型,在沉积学研究、地质灾害防治和油气资源勘探等领域引起了学界与工业界的广泛关注[1]。水下碎屑流在全球各地的深水区域均有发育,其触发因素包括地震、构造运动、海平面变化、天然气水合物分解、沉积物快速堆积、海啸和风暴等[2]。在极地区域(简称极区)的大陆边缘或一些远离陆缘的海底高地附近,发育一种与冰川作用相关的特殊碎屑流,被称为冰川碎屑流(glacigenic debris flows,GDF)[3-6]。这些冰川碎屑流指示了冰盖到达陆架边缘或者直接在海底高地触地[3-4]。同时在这些区域也可能存在非冰川碎屑流。因此,极区的水下碎屑流能够提供冰川作用期次、范围等信息,可以反映与古气候和古海洋相关的信息,同时也帮助我们认识从陆架到海盆,深水沉积物的“源-汇”扩散过程。

北风海盆(Northwind Basin)位于西北冰洋楚科奇陆缘中段(图1)。在其西侧的东西伯利亚陆缘和楚科奇陆缘西段,前人利用浅地层剖面(简称浅剖)资料辅以多道地震资料,发现了许多冰川碎屑流[7-9],特别是在楚科奇陆缘西段,冰蚀槽(西部水深槽,图1a)的槽口区域堆积了多期冰川碎屑流,指示多期冰川作用以及大致从南往北的冰川流动方向[9]。北风海盆所在的楚科奇边缘地及邻近的楚科奇陆架区经历了多方向、多期次的复杂冰川作用[10-14],且海脊、海山众多,地形陡峭(图1b),碎屑流发育条件极佳,对其内部碎屑流的研究可增强对北风海盆及周边冰川活动历史、源汇系统和沉积过程等方面的认识。目前,海盆内部已开展了不少浅剖和气枪震源反射地震测量,基本覆盖了整个海盆(图1b)。LEHMANN et al[15]利用气枪震源反射地震剖面展示了海盆西南侧宽水深槽[11](图1a)外厚度为220～425 m的槽口扇沉积,但没有识别和描述里面的碎屑流。对于海盆其他区域,也未开展针对碎屑流的具体研究。气枪震源地震剖面的纵向分辨率太低,仅能够识别一些非常大型的碎屑流,这也是为何在北极地区更常用纵向分辨率更高的浅剖[9, 11, 16-17]和电火花震源地震剖面[3, 5]来识别碎屑流。

图1 北风海盆区域地理位置

中国第11次北极科学考察在北风海盆进行了浅剖测量,本文利用这些数据和国际公开的浅剖数据,建立了海盆内上部层序的地层格架,在此基础上识别了碎屑流并划分了期次,揭示出碎屑流沉积空间分布特征,并探讨了这些碎屑流的成因。

1 地质背景

研究区北风海盆位于北冰洋西部的楚科奇边缘地中南部,是西侧的楚科奇隆起(Chukchi Rise)与东侧的北风海脊(Northwind Ridge)之间的负地形,大致以一道NNW—SSE走向的海山链(中央海山链)为界,分为西部次海盆和东部次海盆(图1b)。西部次海盆整体水深呈从SW往NE逐渐变深的梯度变化,其西南侧为广阔的西南斜坡,西北侧则为更陡峭的中北部斜坡。东部次海盆整体水深更深,海底较为平缓,与其东侧北风海脊之间是陡峭的斜坡(图1b),海盆西南与宽水深槽直接相连,后者水深在450～600 m之间,为倾向NE方向的,呈宽阔三角形形态的槽子(图1b)。

北风海盆所在的楚科奇边缘地及邻近的楚科奇陆架的冰川作用历史较为复杂,东西伯利亚-楚科奇冰盖[7, 18]和劳伦泰德冰盖[6, 10, 14]在不同时期作用于该区域,对于该区的地貌塑造、沉积过程产生了深刻的影响。在陆架和高地之上保留有大型冰川线理(mega-scale glacial lineations,MSGL)、冰退冰碛垄(recessional moraines)、触地带楔形沉积体(grounding zone wedges, GZW)、埋藏的冰下侵蚀型河道(buried erosional channel)、鼓丘(drumlins)等冰下/冰缘地貌,在陆坡-海盆区域发育有冲沟(gully)、冰山犁痕(plowmark)等冰海地貌[9-12,19-21],这些典型地貌表征了冰盖的强烈作用。

2 数据与方法

本研究以浅剖数据为主,辅以前人发表的反射地震剖面和多波束数据。地震剖面可探测到几千米厚的沉积层,而浅剖的最大探测深度仅在海底之下100 m左右,尚未达到反射地震剖面上识别出的冰川期地层(glacial strata)与前冰川期地层(pre-glacial strata)间的不整合面[15],但浅剖数据相较于反射地震数据具有更高的纵向分辨率(分米级 vs 数十米),能揭示更精细的地层结构,两者互补可尽量完整地描述研究区发育的碎屑流的沉积特征。

本文所用的浅剖数据包括我国新近采集的资料和国外公开的历史资料。新的浅剖数据由2020年中国第11次北极科学考察(ARC11)中装载在“雪龙2”号上的Kongsberg TOPAS PS18型全海深浅地层剖面仪获得。历史浅剖数据来自美国国家地球物理数据中心(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]等航次数据和泛古陆地质科学和环境科学信息系统所共享的ARK-XXIII-3航次数据[30]。以上浅剖资料形成了覆盖绝大部分研究区的浅剖格网(图1b)。地震数据为MGL1112航次同期采集的反射地震数据,解释结果参考文献[15]。多波束资料亦来自MGL1112航次,为水深网格数据[24]。

除ARK-XXIII-3航次浅剖数据需要利用PARASTORE软件进行数据格式转换(由ACF格式数据转换为SEG-Y格式数据)外,其余浅剖数据均为SEG-Y格式数据。后续利用Sonarwiz软件对SEG-Y格式浅剖数据进行了深水时延改正、自动增益与时深增益等处理和解释工作。时深转换时,采用1 475 m/s的海水声速和1 500 m/s的沉积层声速,同时在剖面上标注了双程反射时间(two-way travel time,TWT),以便对照。除剖面图以外的所有图件均使用Generic mapping tools (GMT)[31]绘制。

3 结果

3.1 声学地层格架

与研究区以西的楚科奇陆缘西段的浅剖数据类似,本区的浅剖数据也揭示出了最上部地层的几何形状、内部结构、叠加样式和层位关系[9]。利用这些资料开展了全区的层位追踪工作,建立起整个研究区上部地层(最厚100 m左右)的声学地层格架。

在层位追踪过程中,由于研究区内多海山、陡坡(图1b),造成浅剖在这些区域的探测能力不佳,加上碎屑流造成的反射中断及对下伏地层的屏蔽等因素,使得研究区不同区域之间的直接引层追踪存在困难。因此,本研究基于波组特征进行不同区域间的跳跃追踪(间接对比),以保证整个研究区层位追踪的一致性。

在研究区共识别出了16个声学地层单元(从上到下分别为U1～U16)。然而受上述因素限制,没有一条浅剖能够完整呈现以上所有的地层单元,但这些地层单元可在相邻的浅剖资料中被完整地观察到,如ARC11-2-1和ARC11-2-2(图2c和2d)。

图2 西部次海盆西南斜坡上的碎屑流

3.2 碎屑流特征与分布

碎屑流在浅剖上通常表现为声学特征均一,内部层理缺失,整体呈现为空白反射特征,外形多为透镜体或汤匙状,且常造成对下伏地层的侵蚀[9, 11]。根据这些特点对研究区浅剖数据中的碎屑流进行了识别,它们主要分布在:1)西部次海盆的西南斜坡;2)西部次海盆的中北部斜坡;3)东部次海盆的东南部;4)部分海山、陡崖之下(图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风海盆最西南端,表现为坡度为1°左右的低梯度斜坡。MGL1112航次垂直斜坡的反射地震资料显示,来自斜坡西南方向持续推进的进积地层使得陆架向外延伸1～2 km,大量冰期沉积堆积在斜坡上,形成了槽口扇[15]。在位于斜坡中央的MGL1112-MCS-09C反射地震剖面(简称09C地震剖面)上,其中部存在一尖状隆起,大致可将其分为相对较陡的上陆坡和相对较缓的下陆坡;槽口扇最厚的冰川期沉积出现在上陆坡上部,达340 m;下陆坡最厚的冰川期沉积达280 m(图2b)[15]。

整体上,由于上陆坡坡度相对较陡,所有航次的浅剖在该区域的穿透都非常浅,而在下陆坡区域,穿透要相对深一些。其中,我国ARC11航次浅剖最深可探测到下陆坡上部百米左右地层。通过对浅剖数据的解释,可以发现该槽口扇主体由多期碎屑流叠置而成,和极区其他地区的槽口扇类似[5,32-33]。这些碎屑流的最大范围(图1b,图2a)可作为槽口扇的范围,其前缘(向海一侧)横向展布可达50 km,后缘近 80 km,纵向约有80～90 km的向海延伸,覆盖近70%的西南斜坡。

下陆坡区域,在近垂直/斜交陆缘的ARC11-2-1(图2c)和ARC11-2-2(图2d)浅剖数据中,可观察到不同时代的8个碎屑流的叠置,分别为U2、U4、U5、U6、U7、U10、U15和U16时期;单个碎屑流常表现为汤匙状,视厚度均大于7 m。在同样垂直陆缘的相邻09C地震剖面中(图2b),尖状隆起东北侧的下陆坡冰川期沉积的整体厚度(约280 m)远厚于浅剖所记录的百来米地层,表明浅剖整体上未探测到冰川期沉积底界。但在09C地震剖面中,下陆坡的低幅度隆起处,冰川期沉积最薄,仅厚85 m左右(TWT=0.108 s,图2b 中AA′剖面),因此,这一低幅度隆起也可在ARC11-2-1浅剖数据中被观察到(图2c 中 CC′剖面),此处浅剖探得的最深反射面与海底的双程反射时间与09C地震剖面相应部位基本一致,推测该处浅剖上的最深反射面为冰川期沉积底界。如果这一推测正确,那么很可能在U16之下到冰川期沉积底界之间还存在一套地层。在近平行陆缘的浅剖数据中(图2e),也可以观察到碎屑流叠置的现象。碎屑流基本在同一深度展布,相较于近垂直/斜交陆缘的浅剖而言,其在有限探测深度内所展现的碎屑流期次数量更少,但增加了U1时期在该剖面西北段海山附近的小型碎屑流信息。U2时期碎屑流对下伏地层的侵蚀表现为横向间断的特征,这表明同一时期多条碎屑流向下运移造成独立的侵蚀特征,这种特征在极区的槽口扇是很常见的[4-5,16]。U4碎屑流在该剖面可见的几期碎屑流内,表现为横向展布和厚度均最大,最厚处甚至可达40 m。

综上所述,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(大部分区域浅剖无法探测到)还有一套地层,可能还存在更多的碎屑流活动。

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围相较于西南斜坡要小,且地形特征更为复杂,自南向北从中低梯度斜坡逐渐变为陡峭的高梯度斜坡(图3a)。根据该处斜交陆缘的MGL1112-MCS-07B反射地震剖面(简称07B地震剖面),北侧高梯度斜坡的陆架坡折处缺乏持续推进的混杂沉积序列,仅在北侧斜坡之下的盆底发育一大型的楔形沉积体,即不成熟的槽口扇,表现为近陆架一侧较厚,可达360 m,向NE 方向减薄至 70 m 左右(图3b)[15]。LEHMANN et al[15]根据两个相对连续的强反射轴,将其分为3个单元(即图3b中的SU2～SU4),但地震记录中最上部还有一层相对较薄的地层单元SU1,所以共有SU1～SU4四个冰川期沉积单元。

图3 西部次海盆中北部斜坡上的碎屑流

该区域浅剖测线分布较少,且缺乏深部信息,对比07B地震剖面(图3b)及同一测线航迹的浅剖记录(图3c),发现浅剖揭示的地层可以与07B地震剖面上部的冰川期沉积对应,即U1～U3对应SU1,U4～U5对应SU2,SU3对应U6以下大致到U11;SU4地层没有被浅剖所探测到,推测为U12至冰川期沉积底界之间的地层。

地震记录上的SU1内并未发现碎屑流,但在近平行陆缘的MGL1112-SBP-03_1浅剖上能清晰可见U2时期的两个碎屑流,其厚度在10～15 m左右,在剖面上并不相连(图3d),推测为两个来源(图3a中最南侧2处箭头),同时能在斜交陆缘的MGL1112-SBP-07_2浅剖的坡脚发现U2时期的碎屑流,朝NE方向尖灭,厚度在5～6 m以内(图3c)。SU2中西南侧可见厚约25 m的透镜体,延伸近10 km(图3b),LEHMANN et al[15]对此并没有进一步解释,但根据其外部形态、内部特征以及沉积厚度等,我们推测其为碎屑流活动产物,对应浅剖记录上的U4碎屑流。在更高分辨率的浅剖数据中可发现U4碎屑流在斜坡上有更长距离的延伸(图3c)。SU3内存在大面积的混杂反射,其中包含4个明显的透镜体,上表面呈现上凸特征,厚度超过100 m(图3b),同一测线的浅剖记录上可观察到U6时期大型碎屑流,对应SU3上部地层,其侵蚀作用造成了大量下伏地层的缺失(图3b,3c)。U6时期的碎屑流还可在更北侧的NW—SE向浅剖记录中发现(图3e)。根据U6碎屑流的分布(图3a中白色虚线范围)和侵蚀特征,推测它们的来源(图3a中北侧3处箭头)比SU1碎屑流(U2)的更靠北。SU4整体呈现为楔形特征,内部为混杂反射,被两个连续性中等的反射面(图3b中白色虚线)划分为3个部分,被认为是代表了不同期次的冰流前进事件[15]。尽管我们认为这套冰川作用造成的堆积也和其上的3套地层一样包含大量碎屑流,但遗憾的是,该区域的浅剖没有一条可探测到这一地层单元,因此难以对其进行细致的识别和区分。

3.2.3 东部次海盆的东南部

东部次海盆的东南部是一个相对孤立的小型洼地,囿于一串小型海山和北风海脊,呈NNW—SSE向展布;其地势相对北风海盆中央区域较浅,其东侧斜坡自南向北坡度变陡(图4a)。

图4 东部次海盆东南端的碎屑流

在洼地南端,由于缺乏资料,不清楚是否存在碎屑流,除此之外,碎屑流在洼地其他区域均有分布(图4a阴影部分)。浅剖记录上可见两期碎屑流,分别为U4和U6时期(图4)。U4时期碎屑流只在洼地南部一SW—NE向浅剖数据中观察到,分布范围比较局限,在东侧斜坡上即终止,未延伸到洼地中央(图4b),推测其来源于东侧北风海脊。而U6时期碎屑流的分布范围(图4a阴影部分)则比U4时期大得多,在洼地底部大量堆积,最厚能达到30 m(图4),可能来源于东侧的北风海脊高地。

3.2.4 部分海山、陡崖之下

除了以上几个能连片追踪的碎屑流分布区之外,研究区中央海山链周缘和海盆东北部的北风海脊西侧陡崖附近也都有碎屑流分布(图5)。这些碎屑流分布零散,单簇碎屑流的分布范围较小,时代各异,又可以分为3个次级分布区域。区域Ⅰ位于最北侧的海盆(图5a 中AA′剖面),在其靠近北风海脊一侧发育有U6时期的小型碎屑流,造成了盆底层位的反射中断(图5c),推测该期碎屑流来源于其东侧的北风海脊。区域Ⅱ位于中央海山链中部,包括宝石海山[20]及其西北侧的小型海山(图5a 中BB′剖面)。宝石海山西北侧发育有U12时期碎屑流,厚度为10 m左右(图5d);东南侧发育有U4、U6和U12时期碎屑流,U6时期碎屑流稍大,厚度可达20 m(图5e),U4和U12时期的仅为5 m左右(图5e中 FF′剖面)。西北侧小型海山的西南/东北两侧可见U11时期的碎屑流,其厚度为5～8 m(图3c)。区域Ⅲ位于中央海山链东南段——北风海脊最南端一带(图5a中CC′剖面),该区域的碎屑流活动较为复杂,主体发育在U6时期(图2c,5b,5f,5g,5h),厚度为5～10 m不等,U4碎屑流仅在海山链南侧有分布(图2c,5b,5h),U10碎屑流仅在新获取的ARC11浅剖数据中有所发现(图2c),厚度也为5 m左右。区域II和III的碎屑流推测来源于邻近的海山/海脊(图5a)。

图5 海山、陡崖周缘的碎屑流

4 碎屑流成因分析

DAMUTH[34]基于挪威-格陵兰海的浅剖资料,最早观察到一类厚度为20～40 m、横向范围为10～15 km、形态为透镜体的回波类型(echo types),并提出其主要由冰川沉积物组成,受控于冰川作用的重力流活动。后人通过研究地震地层结构、重力柱岩芯等[5,8,10,16,35],认为这些透镜体为冰川碎屑流。冰川碎屑流是一种独特的中高纬度碎屑流形式,与常规碎屑流相比,它们可以在极低的坡度(约小于1°)下延伸很长的距离(超过200 km),同时在其延伸方向上具有近似的厚度[16]。

北风海盆作为典型极区大陆边缘的深水区域,在其内部发育的碎屑流可能大部分受控于冰川作用,即为典型的冰川碎屑流。然而,根据上述冰川碎屑流和非冰川碎屑流的形态差异来对研究区内所有的碎屑流进行分类较为困难:首先研究区内除西南斜坡之外坡度均较大;其次海盆内地形复杂,海山及海山链等都影响了碎屑流的运移距离。因此需要通过其他的指标来区分不同成因的碎屑流活动。

从冰川碎屑流的成因来看,其发育主要受控于冰盖的作用。冰盖的推铲作用和/或融水使得冰川沉积物得以在陆架坡折附近快速堆积,后续由于沉积物的失稳造成向下坡运动引发碎屑流[3]。前一过程往往伴随在大陆边缘以及水下高地上留下冰盖触地的地貌,尤其是MSGL,它们和冰川碎屑流很大程度上总是伴生存在[32]。因此,对于冰川碎屑流的识别,可以将其发育区域邻近的冰蚀槽以及高地上的MSGL作为更典型的判断依据。虽然楚科奇陆架和楚科奇边缘地内的MSGL区中仅有少数MSGL进行了绝对形成年代测定[10],且只留存了最后几期冰川活动的痕迹,难以与碎屑流活动在地层年代上直接匹配,但在一定程度上可以为历史冰川活动的活跃程度及碎屑流的成因判断提供参考。

西部次海盆西南斜坡和中北部斜坡的碎屑流与宽水深槽直接相连,宽水深槽内发现众多的NE—SW向MSGL,一直可延伸到陆架坡折处(图6a),代表了广泛的快速冰流活动[11]。冰的流动模式受冰下地形的控制[15,36-37],楚科奇隆起似乎影响了冰流的路线,冰流整体随冰蚀槽的变宽呈喇叭口状散开(图6a)。对于西南斜坡而言,其向陆方向的那部分宽水深槽在很近的范围内存在走向略有不同的MSGL,但总体均为NE—SW向,说明存在多期次的方向较为一致的冰流活动(图6a)。我们在前人发表的位于陆架坡折处的多波束数据中[11]新识别出了大量的冲沟,KIM et al[9]也有类似发现(图6a)。因此,我们认为西南斜坡上至少9次的碎屑流是典型的构成槽口扇主体的冰川碎屑流,在冰川推铲作用和/或融水作用下形成。这和LEHMANN et al[15]认为的这些沿陆架边缘发育的混杂层序和进积层序是冰川作用形成的观点一致。中北部斜坡向陆方向的MSGL更为复杂,走向有平行宽水深槽方向(NE—SW),也有NW—SE向(图6a),表明除了从SW向来的冰流之外,还可能有来自SE或者NW方向的冰流。LEHMANN et al[15]提出该斜坡的沉积楔被两个连续反射面和两个中等连续反射面所分割,并认为这些反射面代表间冰期的半远洋沉积物(图3b),因此表明宽水深槽至少有3～5次冰流事件。我们对大致相当于多道地震上的SU1～SU3的浅剖地层的解释,识别出U2、U4、U5、U6四期碎屑流,加上SU4沉积期间的3次冰流事件,证明此处曾发生过至少7次冰川作用。与西南斜坡相比,此处浅剖能探测到的U6及之上地层中,除U1之外,其他地层单元与西南斜坡相应地层单元同步发育碎屑流。这表明历史上大部分冰期中,冰流穿过整个宽水深槽,在西南斜坡和中北部斜坡同步产生碎屑流,而在U1时期,冰流可能仅仅集中在槽口中部,在西南斜坡形成很小范围的碎屑流。

图6 研究区的不同地貌分布

东部次海盆南端的两期碎屑流则来自于北风海脊,海脊顶部同样对应有WNW—ESE向的MSGL(图6a)[11],因此,该处的碎屑流也应为冰川成因。由于海脊/海山顶部往往只保存了最新一期冰川触地的地貌,因此我们推测这些MSGL应该是U4时期的产物。然而U4时期碎屑流分布范围非常有限,U6时期碎屑流则大范围分布,海脊上有没有U6时期的冰川地貌存在还无法确定,需要在此高地进行更大范围的多波束调查。

相比上述区域,海山/陡崖区发育的碎屑流的成因较为复杂。区域Ⅰ、区域Ⅱ宝石海山的西北和东南两侧、区域Ⅲ海山链西南侧发育的碎屑流(图6a),在其邻近高地上,要么能在多波束资料中识别出MSGL(图6a),要么能在浅剖上发现双曲线状绕射特征(图6b,6d),类似的绕射特征被解释为MSGL[11]。因此,推测这些区域的碎屑流为冰川成因碎屑流。而在区域Ⅱ的西北部和区域Ⅲ的北部零星发育的碎屑流,则与前述冰川碎屑流不同。其中,区域Ⅲ北部海山顶部水深约970 m,其山顶的浅剖记录表现为成层相沉积地层(图6e),与上述典型冰盖侵蚀型海底的绕射特征完全不同(图6b,6d),表明该海山顶部并未发生过冰盖触地事件,由此推测该海山西侧的两处碎屑流为非冰川碎屑流(图6a中白色阴影)。这两处都发育U6时期碎屑流,靠南一处还发育有U4和U10时期碎屑流(图2c中 DD′剖面, 图5f, 图5g和图5a中区域Ⅲ)。在这3个时期,其周边的陆架和海脊的坡上都发育冰川碎屑流,推测这些时期的冰架虽然没有在此海山触地,但在邻近区域触地并引发震动,使得此处海山斜坡沉积物失稳而形成碎屑流。区域Ⅱ西北部的小型海山水深最浅处约为970 m,其海山顶部特征(图3c 中EE′剖面,图6c)与区域Ⅲ北部海山类似,推测其两侧发育的碎屑流也为非冰川成因碎屑流。全区仅该处碎屑流为U11时期,其发育较为孤立,猜测它可能是由冰盖触地以外的震动因素(如构造活动)引起的失稳坍落。

区域Ⅲ北部海山东侧还有一处U6时期碎屑流(图6a中灰色阴影),根据本文有限的资料,难以判断其成因,它可能来源于该海山(非冰川成因)和/或更南侧的海脊(冰川成因)。