沖繩海槽西南端1.3ka以來異重流沉積記錄及其古氣候響應

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)自然資源部重點實驗室，山東青島 266061

2.青島海洋科學與技術(shù)試點國家實驗室海洋地質(zhì)過程與環(huán)境功能實驗室，山東青島 266061

0 引言

深水重力流的搬運、沉積過程是海洋沉積學研究的熱點問題[1]。自學者們將粒序?qū)永砑捌湎嚓P(guān)序列解釋為濁流沉積以來[2-3]，地震、風暴等事件觸發(fā)的濁流被認為是深水砂質(zhì)沉積的主要成因。然而，近三十年來的研究表明，由洪水攜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型[4]，其沉積特征和輸運機制吸引了國內(nèi)外學者的廣泛研究。目前對現(xiàn)代海底異重流研究較為詳細的地區(qū)有地中海的Var河峽谷[5-7]和臺灣西南部的高屏溪峽谷[8-12]，在對其沉積物特征進行研究的同時，還對現(xiàn)代異重流沉積過程進行了監(jiān)測；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提出，當時主要強調(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為異輕流(Hypopycnal Flow)和等重流(Homopycnal Flow)。2003年Mulderet al.[21]對這一概念重新給出了定義，認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的高密度流體。Mulderet al.[22]強調(diào)了異重流搬運距離遠，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)時間較長[23]、低流速[24]、低鹽度[25]等特點。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)，自上世紀八十年代以來前人已對海槽內(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)機制，前人普遍認為是由于火山、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]，而沒有考慮河流洪水引發(fā)的異重流，迄今在沖繩海槽尚沒有異重流的報道。本文對采自距臺灣蘭陽溪河口僅約80 km的沖繩海槽西南端的沉積物巖芯HOBAB4-S1進行了研究，發(fā)現(xiàn)其在1.3 ka以來發(fā)育有異重流沉積，并對其發(fā)育的古氣候背景進行了探討。

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2 km[35]。沉積物類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)。陸源碎屑的來源以臺灣蘭陽溪的輸入為主，其次為東海陸架的輸入[37]。由于蘭陽溪向海槽內(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，且越靠近臺灣島的位置沉積速率越高[31]。

1.2 蘭陽溪的水文特征與流域降水特征

蘭陽溪發(fā)源于中央山脈南湖大山北麓，源頭海拔為3 535 m，在牛斗附近進入蘭陽平原，與宜蘭河和冬山河匯合后進入太平洋，全長約73 km，流域面積約為979 km2，平均比降約為4.8%(圖1a)。蘭陽溪水流量大且含沙量高，且受季節(jié)性的臺風降水影響很大。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11 100 m3/s，懸浮顆粒物濃度可達350 kg/m3[38]?，F(xiàn)場觀測也顯示，蘭陽溪平均每年有22天能達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)引自國家海洋科學數(shù)據(jù)共享平臺)Fig.1 (a)Location of core HOBAB4-S1 and(b)submarine topography(submarine water depth data from National Marine Scientific Data center)

蘭陽溪流域降水豐沛、氣候濕潤，中國年降水量最大的地區(qū)火燒寮就位于此，年均降水量可達5 000～6 000 mm，被稱為中國“雨極”。受臺風和季風影響，蘭陽溪流域的降水多集中在夏秋季節(jié)，且常出現(xiàn)嚴重的洪災事件。例如2010年10月超強臺風“鲇魚”過境期間，臺灣宜蘭縣山區(qū)總雨量超過1 300 mm，多地發(fā)生嚴重的淹水災情[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巖芯是由中國科學院海洋研究所“科學號”考察船于2016年在沖繩海槽西南端應用重力采樣器采取的沉積柱樣，坐標24°56'37.239″N，122°37'45.498″E(圖1)，水深1 476 m，巖芯長5.70 m。

巖芯剖開后先進行了拍照和沉積構(gòu)造描述，之后對全巖芯沉積物樣品進行了粒度測試。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個粒度樣品。沉積物粒度測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)重點實驗室完成，所用儀器為英國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12 h后在70℃水浴中加熱2 h以去除有機質(zhì)，然后加入5 mL稀鹽酸反應12 h以去除生物碳酸鹽。上機測試后，對測量數(shù)據(jù)采用Folk和Ward提出的公式計算了平均粒徑(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個層位挑取了浮游有孔蟲混合種殼體4 mg以上進行AMS14C測年，所選層位避開了粒度突變的事件沉積層，以避免異地殼的混入。AMS14C測年在德國魏格納極地與海洋研究所(AWI)完成。測試得到的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，選擇了標準的海洋校正數(shù)據(jù)庫進行校正，大氣與海水間的全球碳儲庫差異由程序自動減去。

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)永怼⑵叫袑永砗团郎臣y層理，且與上下界面多呈突變或侵蝕接觸，體現(xiàn)了較強的水動力條件，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)粉砂層編號為A1-A17，其沉積特征見表1。

重力流沉積中的各類沉積構(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，它是在較強水動力條件下，在平坦床砂上沉積而成的。水槽實驗研究表明，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，層系厚2～10 cm，指示了高能的水動力環(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，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，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的交錯層理。水槽實驗研究表明，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程指示了水動力強度在逐漸降低。

3.1.3 粒序?qū)永?/p>

粒序?qū)永矸终Ｐ?粒度向上變細)和逆粒序(粒度向上變粗)兩種。正粒序有兩類成因類型，一類是水動力強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，但下部不含細粒物質(zhì)；另一類是由于懸浮體中含有各種大小不同的顆粒，在流速突然降低時因重力分異而整體堆積的結(jié)果，顆粒組成是以細粒物質(zhì)作為基質(zhì)，粗粒物質(zhì)向上逐漸減少的均勻遞變。逆粒序是在沉積過程中水動力逐漸增強的結(jié)果[42]。HOBAB4-S1巖芯中的正粒序的成因類型為第一類，粗顆粒層粒度相對均勻，粒度頻率分布曲線并非細粒物質(zhì)為基質(zhì)的雙峰型(詳見下文巖芯粒度特征)，故正粒序和逆粒序均為水動力強度變化的結(jié)果。巖芯中的粒序?qū)永淼慕M合樣式有兩類，第一類是自下而上一個逆粒序接一個正粒序的組合，粒度由細變粗再由粗變細(A2、A11，圖3c，d)。第二類是底部發(fā)育侵蝕面，自下而上為一個正粒序接多組逆—正粒序組合，發(fā)育這一類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)的計算結(jié)果見圖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)部沉積物分選相對較好，這與我們通常所認為的“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應。正常半深海沉積層和重力流沉積的過渡層段，出現(xiàn)了兩組分混合形成的雙峰分布，對應著粒度參數(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值為粒度累計曲線上顆粒含量1%處對應的粒徑，代表水動力搬運沉積物的最大能量；M值為粒度累計曲線上顆粒含量50%處對應的粒徑，代表水動力的平均能量)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為主，沉積物中缺少底載搬運成分。

3.3 AMS14C測年結(jié)果

巖芯的測年及校正結(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。年齡測試數(shù)據(jù)沒有出現(xiàn)倒轉(zhuǎn)現(xiàn)象，根據(jù)沉積層厚度推測該巖芯各層重力流沉積時間很短暫，沒有造成大的沉積間斷，所以采用逐次線性內(nèi)插法建立了巖芯基本年代框架(表2)，并計算出沉積速率。該孔沉積速率非常高，在0.29～1.5 cm/a之間變動，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別標志

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：自下而上由一個指示洪水增強期的逆粒序?qū)?Ha)和一個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、交錯層理、平行層理，Hb段與經(jīng)典濁流垂向序列相似。當洪峰期洪水足夠大、持續(xù)時間足夠長時，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度可以發(fā)生多次增強和減弱，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：一類是底部不發(fā)育侵蝕面，自下而上為一個逆粒序—正粒序的組合，如A2(圖7a)，指示相對較弱的水動力強度；另一類是底部發(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度的多次增強和減弱現(xiàn)象，同時最下部的逆粒序?qū)邮芮治g而未能保存。以A14(圖7b)和A15(圖7c)為例，結(jié)合粒度測試結(jié)果發(fā)現(xiàn)，在A14層的底部侵蝕面之上發(fā)育一個正粒序疊加兩個逆—正粒序的組合，在A15層中發(fā)育一個正粒序疊加一個逆—正粒序的組合。這兩類粒序?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 巖芯異重流沉積類型

Zavalaet al.[44]認為異重流由于受盆地內(nèi)外多種因素的制約，可以產(chǎn)生復雜多樣的沉積體。他根據(jù)異重流的搬運方式的不同將異重巖相分為三類，分別為底載成因的B類巖相、懸載成因的S類巖相和漂浮物成因的L類巖相。B類巖相由底部反映底載組分的粗顆粒的砂、礫和懸載組分的細粒粉砂、泥共同組成，其中粗顆粒沉積物呈疊瓦狀分布。S類巖相主要為異重流中懸載的細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“一個逆粒序?qū)蛹右粋€正粒序?qū)印钡漠愔貛r沉積序列就出現(xiàn)在這一類巖相中。L類巖相由細粉砂和極細砂巖組成，是在異重流的運輸過程中，密度較低的淡水、植物碎片及其攜帶的細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類巖相相伴生，呈過渡接觸關(guān)系。B類巖相產(chǎn)生的位置更接近河口，處于異重流發(fā)生和增強的階段；S類巖相在遠離物源區(qū)的位置產(chǎn)生；L類巖相常出現(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段為以懸浮搬運為主，含有少量滾動搬運組分；OP段以滾動搬運為主，滾動組分與懸浮組分相混合；NO段，基本由滾動顆粒組成Fig.6 C-M pattern of core HOBAB4-S1

本巖芯可見兩類異重流沉積類型(圖8)。一類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，向上為一個正粒序疊加一個或多個逆—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，對應著Zavalaet al.[44]異重巖相分類中的S1、S2類巖相。水槽實驗表明，在紊流的沉降速率大于0.44 mm/s時會形成發(fā)育塊狀層理的S1類巖相，如果流速不變，沉降速率小于0.44 mm/s，則會形成發(fā)育平行層理的S2類巖相[45]。這一類沉積類型指示了相對較強的水動力條件，發(fā)育的位置在相對近端位置。另一類為較薄層的異重流層(圖3b～d、圖7a、圖8b)，層厚相對較薄約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)育一個逆—正粒序組合，發(fā)育平行層理和爬升沙紋層理，對應Zavala異重巖相分類中的S3、S4類巖相。水槽實驗表明，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]。這一類沉積類型指示了較弱的水動力條件，發(fā)育的位置在異重流沉積的遠端或邊界。巖芯中沉積物沒有粗顆粒的砂、礫等底載搬運組分，在C-M圖(圖6)中表現(xiàn)為沒有樣品點落在PQ段，故Zavala分類中的B類巖相在巖芯中不發(fā)育。同時，巖芯中未發(fā)現(xiàn)漂浮物成因的L類巖相，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類巖相不易與正常深水細粒沉積區(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應

臺灣附近海域的異重流沉積事件通常與臺風直接相關(guān)。2009年8月在莫拉克臺風過境時，洪水產(chǎn)生的異重流沖斷了屏東和臺東外海的六條國際電纜[46]。Zhanget al.[8]于2013—2016年對臺灣西南部高屏溪峽谷海底進行了長期現(xiàn)場觀測，發(fā)現(xiàn)在臺風期間會產(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，指示了當時較為頻繁的臺風活動。臺風容易在高溫、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“中世紀暖期”相對應(圖9)?！爸惺兰o暖期”又稱“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]通過對北京石花洞石筍進行古氣溫恢復，發(fā)現(xiàn)“中世紀暖期”在東亞地區(qū)是存在的(圖9b)。Lanet al.[49]利用位于季風邊緣區(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進行綜合研究，認為在“中世紀暖期”東亞夏季風的強度較大(圖9c)。羅建育等[50]利用臺灣嘉明湖巖芯的TOC、C/N的進行研究證實，臺灣地區(qū)在820～1 320 A.D.之間為較為暖濕的時期(圖9e，f)。陳金霞[52]對沖繩海槽西南端MD05-2908巖芯中孢粉組合的研究結(jié)果顯示，在960～1 470 A.D.之間存在著一個相對暖濕的時期。HOBAB4-S1巖芯中異重流沉積頻繁發(fā)育的層段與上述指標在時間上耦合較好，記錄了東亞中世紀暖期的存在。結(jié)合本文異重流沉積記錄，有理由相信臺灣地區(qū)在中世紀暖期臺風頻發(fā)，降雨量相對較大，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，表明沉積物搬運方式為重力流懸浮搬運。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)異重流沉積類型主要有兩類。一類是厚層異重流沉積，底部侵蝕面發(fā)育，內(nèi)部發(fā)育多組逆—正粒序組合，指示了水動力較強，侵蝕作用和沉積作用均較明顯的近端異重流沉積；另一類是薄層異重流沉積，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，指示了水動力較弱的遠端異重流沉積。

(4)異重流層段在800～1 300 A.D.之間的發(fā)育較為集中，指示了當時氣候條件為高溫高濕、臺風頻發(fā)，也驗證了“中世紀暖期”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沉積物粒度測試給予了極大幫助,山東科技大學楊仁超教授對文章思路有著重要啟發(fā),德國阿爾弗雷德·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AMS14C測年和文章中古氣候討論給予了極大的幫助,在此一并致謝！