大陆斜坡和毗邻的深海系统

大陆斜坡上主要的大尺度形态元素是槽口扇、沟壑和河道，以及大型海底滑痕及其堆积物(图12.8)。一些沟壑和水道可能与大陆冰原直接形成(例如Vorren等人，1998年)，但许多沟壑和滑梯并不是这样。因此，他们不会在这里得到治疗。在这里，我们将讨论大陆斜坡上的主要冰生沉积中心、槽口扇以及与冰生沉积物输入直接相关的深海漂移和扇。

12.2.1槽口风机

12.2.1.1槽口风机分布

在冰川覆盖的大陆边缘，扇形或三角洲状突起出现在许多火山的前面冰川槽或穿越大陆架并在大陆架断裂处结束的水道(图12.5、12.6、12.7和12.8)。其中许多凸起围绕着挪威-格陵兰海

图12.12 A)来自Halibut海峡的Huntec DTS高分辨率地震反射剖面，纽芬兰的大浅滩．B) A. Till tongue(非相干反射的楔形单元)与冰川沉积物互层。上面的犁舌被一系列解释的冰下融水通道切割，这些通道将犁舌破碎成一系列侵蚀残余物。(改编自Moran and Fader(1997)。)

图12.12 A)来自纽芬兰大浅滩大比比鱼海峡的Huntec DTS高分辨率地震反射剖面。B) A. Till tongue(非相干反射的楔形单元)与冰川沉积物互层。上面的犁舌被一系列解释的冰下融水通道切割，这些通道将犁舌破碎成一系列侵蚀残余物。(改编自Moran and Fader(1997)。)

由南森(1904年)提出。Vogt和Perry(1978)指出，这些凸起很可能是进积三角洲和附扇。Vorren等人(1988,1989)提出将这些也出现在其他冰期边缘的特征命名为“槽口扇”(TMF)。并不是所有在陆架断裂处结束的槽口都有扇子，但在挪威-格陵兰海的东部边缘，扇子特别多(图12.14)。在格陵兰大陆边缘，Scoresby Sund TMF发育良好(Dowdeswell et al.， 1997)， Funder (1989;图12.3)。虽然最初并没有表示为tmf，但在加拿大东部大陆边缘也描述了类似的堆积(Aksu and Hiscott, 1992;Hiscott和Aksu, 1994,1996)和来自英国西北部的大陆边缘(Stoker, 1995)。水深特征显示北冰洋东部有两个tmf，分别位于圣安娜海槽和弗朗茨维多利亚海槽前

水下的LANDSYSTEMS:大陆边缘305

水下陆地系统:大陆边缘305

图12.13巴伦支海西南部区域的详细水深图，显示了一个山洞对。这座山(Steinbitryggen)被解释为由来自洼地(Sopphola)的构造位移沉积物组成。水蕨的体积与脊的体积相当，部分呈西向流线型。给出了各个逆冲质量之间边界的可能的测深表达式。孤立的洼地和索普拉西南的冰川构造山的可能遗迹也被指出。(重绘自S^ttem, 1990)。

图12.13巴伦支海西南部区域的详细水深图，显示了一个山洞对。这座山(Steinbitryggen)被解释为由来自洼地(Sopphola)的构造位移沉积物组成。水蕨的体积与脊的体积相当，部分呈西向流线型。给出了各个逆冲质量之间边界的可能的测深表达式。孤立的洼地和索普拉西南的冰川构造山的可能遗迹也被指出。(重绘自S^ttem, 1990)。

槽。南极洲的TMFs包括Wedell海的Crary Fan (Kuvaas和Kristoffersen, 1991;Batist等人，1997)，the兹湾扇(Hambrey, 1991)在罗斯海西部，在布兰斯菲尔德盆地，在威尔克斯地大陆边缘(Anderson, 1999)。

12.2.1.2槽口风机的形态与结构

tmf的大小和形状各不相同。在北大西洋-北欧海域，最小的水母分布在斯瓦尔巴群岛的北部和不列颠群岛的南部。它们比最大的熊岛TMF(表12.1)要小几个数量级。最小的tmf通常具有最陡的斜率(表12.1)。

至少在晚第四纪，TMFs是强烈的泥石流活动场所。达穆斯(1978)是第一个指出它们存在的人。Vorren et al.(1988,1989)发现，从横截面上看，泥石流被捆住在一组被高振幅反射隔开的透镜中。扇的中间部分在截面上以丘状地震特征为主(图12.15)，代表流经泥石流的截面。泥石流沉积在古老沉积物之间的水深低点。气流在下部风扇处结束。每个透镜组之间的高纬度反射可能代表低沉积时期

图12.14挪威海槽口扇位置和范围的水深图。(改编自Vorren et al.， 1978)。

间冰期或间冰期的投入/侵蚀。后来通过地震和侧面扫描声纳绘制的地图证实，碎屑流是挪威-格陵兰海tmf年轻部分的主要组成部分(Vogt等人，1993年;labberg和Vorren, 1995, 1996a, b;King等人，1996年;Sejrup等人，1996;Dowdeswell等人，1996,1997)。在英国西北部的大陆边缘(Stoker, 1995)和加拿大东部的大陆边缘(Aksu和Hiscott, 1992;Hiscott和Aksu, 1994)。

Vanneste(1995)提出了TMF的三种基本类型:

1.大多是稳定的tmf，特点是没有大尺度物质坡移存款(如Scoresby Sund TMF)

2.以存在大规模的质量损耗沉积物为特征的不稳定的TMF(例如熊岛TMF)

3.TMF与远端深海扇系统相关(例如Crary TMF)。

				TMF
	Kongsfjorden	Isfjorden	Bellsund	Storfjorden	贝尔斯登岛	北海	苏拉扬
半径(公里)	55	50	70	190	590	560	50
上部宽度(km)	40	45	55	130	250	165	70
下宽(公里)	60	75	85	210	550	300	85
上部深度(km)	0.2	０．２５	0.15	0.4	0．5	0.4	0.2
下深约(km)				2.4	3.0	2.7	1.3
深度下远端(km)	2.0	3.0	2.3	2.7	3.2	3.5	1.3
面积(平方公里)	2700年	3700年	6000年	35000年	21 5000	142000年	3100年
梯度(上)				1.8°	0.8°	0.6°
梯度(中)	1.9°	3.2°	1.8	1.0°	0.4°	0.8°	1.3°
梯度(低)				0.2°	0.2°	0.3°
半径=沿最长轴的半径;上宽度=上架宽度;下宽度=下风机的最大宽度;上部深度=货架断口处深度;下部深度prox. =扇近端底部深度;下远端深度=风机远端部分底座深度;面积=风扇总面积。 根据labberg和Vorren (1996b)和King等人(1996)的北海TMF, Stor^orden和Bear Island TMF沿最长扇轴的上、中、下斜坡的梯度。给出了Kongs^ord TMF、is ^ord TMF、Bellsund TMF和Sula Sgeir TMF的平均风扇梯度。(源自Vorren and labberg, 1997)。

表12.1西北欧大部分槽口风机的尺寸和形状。

表12.1西北欧大部分槽口风机的尺寸和形状。

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12.2.1.3泥石流

King等人(1998)建议将构成tmf的泥石流称为“冰期泥石流”，Vogt等人(1999)则使用“冰期泥石流”一词。这里我们将用冰期泥石流来区分发生在地面环境中的冰期泥石流和泥石流。冰川碎屑流的大小各不相同:宽0.5公里至40公里，厚5米至60米，短于10公里至长200公里，覆盖面积可达1880平方公里，体积0.5至50平方公里。有一种明显的倾向，即较大的扇具有更大和更大的泥石流。

泥石流沉积物为均质diamicton (labberg and Vorren, 1995;King等人，1996,1998;Elverhei等人，1997;Vorren等人，1998)。它含有30% - 55%的粘土，30% - 50%的淤泥，10% - 30%的沙子，通常不到10%的砾石。粒度分布和含水量与外货架上最年轻的耕种单元相匹配(例如King et al.， 1998;Vorren等人，1998)。

到陆棚断裂处的运移和堆积:一个普遍接受的模型(图12.16)是，冰生沉积物作为变形的till层被带到接地线上(Boulton, 1979;Alley等人，1989)。根据Alley等人(1989)的模型，这可能导致了“直到-三角洲”的建立，或“垂直胶圈”(Hambrey等人，1992)，或“接地线或区域楔形”(例如Powell和Alley, 1997;Anderson, 1997)沿着冰川终点。冰川形成的沉积物也可能继续直接下坡。沉积在till三角洲的沉积物可能天生不稳定，在倾斜的地下不能很好地保存(Dimakis et al.， 2000)。然而，在陆棚断裂的地震记录上有一些例子，可以解释为直到三角洲(Vorren和labberg, 1997)。

释放因素:从形态上看，目前最上面的斜坡表面有滑动伤疤，而上部扇上则是混乱的地震相，这表明在陆棚断裂附近有几处沉积物滑动被释放(labberg和Vorren, 1995)。幻灯片可能是由以下因素引起的:

1.由于高泥沙输入而产生的超孔隙压力(Dimakis等，2000)

2.地震

3.削

图12.15熊岛TMF泥石流沉积物上3.5 kHz剖面段。A)上部风机上的泥石流沉积剖面。在这里，泥石流是通过其表面起伏来识别的。定义底部的反射立即消失在流动沉积物下面(箭头)。B)中间风机上的泥石流沉积剖面。在这个地区，泥石流是通过其表面起伏来确定的。定义底部的反射立即消失在流动沉积物下面(箭头)。C)水深2000米左右的剖面。在这里可以清楚地看到底部的反射，泥石流表面有时反映出底部的高度。D)中间风机的剖面。 The deposit is characterized by a positive relief and the underlying deposits seem to be unaffected by the younger flow. E) Profile from the lower fan illustrating a slightly irregular surface relief. The underlying acoustic parallel unit seems to have been left unaffected by the deposition of the flow. F) Profile from the lower fan illustrating a relatively smooth surface relief. The underlying acoustic parallel unit seems to have been left unaffected by the deposition of the flow. (After Laberg and Vorren, 2000).

图12.16显示冰架断裂处冰流存在期间陆棚断裂处和上斜坡上主要沉积过程的概念模型。

4.冰装载(例如Mulder和Moran, 1995)，和/或

5.浅层气体渗漏。

区域范围内幻灯片的重复发布表明了这些特定环境中常见的触发机制。因此，滑坡很可能是由于超孔隙压力的累积和过度陡化而释放的。Dimakis et al.(2000)计算出，经过95-170年的高沉积速率后，将发生破坏，使沉积沉积物的顶部10-30米消失。

流动特征:在较老的沉积物之间，泥石流在水深低处向下移动(Aksu和Hiscott, 1992;labberg和Vorren, 1995)。比前驱流下坡更远的气流横向扩散，导致下部扇的宽度和厚度增加。一般来说，含沙量最大的泥石流流出距离最远(labberg and Vorren, 1995)。

许多观测到的泥石流在低坡度斜坡上有很大的流出距离，特别是在熊岛和北海的tmf上。这表明粘度较低。泥石流的流动性涉及到过量孔隙流体的重要贡献，允许长时间的流动。

labberg和Vorren(2000)已经表明，从至少1600米水深开始，泥石流会侵蚀并可能合并基底碎片，但再往下坡，它们会被动地在基底沉积物上移动。泥石流锋面打滑理论可以解释为什么泥石流在不影响下伏扇的情况下移动。当发生打滑时，移动的泥石流头部基本上与河床分离，实验表明，跳动距离和头部速度与泥石流流变无关(Mohrig et al.， 1998;Elverhoi等人，2000)。

12.2.2深海漂流与扇

太平洋大陆架对南极半岛具有典型的影响冰川形态，主要形态元素以槽分隔的河岸表示。大陆坡很陡。在大陆隆起处有狭长的沉积土丘，周围是侵蚀河道。沉积岩丘是沉积物漂移。与槽口相反，南极半岛斜坡上其他地方没有扇生长的形态表现。Rebesco等人(1998)用供给槽口的低抗剪强度沉积物解释了这一点。因此，它们沿着相对陡峭的大陆斜坡向下滑动，并为浊流通道和漂移系统提供水(图12.17)。因此，漂移沉积物的主要来源被认为是在漂移之间的深层区域穿越大陆隆起的通道中流动的浊流。浊流的细颗粒成分被环境中的浑浊层所夹带底流然后被洋流重新沉积在海底地形控制下。因此，在这种情况下，大部分运输到陆棚断裂的冰川沉积物积聚在漂流物和深海扇中，而不是在tmf中。同样在其他陡峭的大陆斜坡地区，通过浑浊水道运输的冰川成因沉积物已被证明积聚在深海扇中(例如Vorren等人，1998年;安德森,1999)。

图12.17合成图解模型显示了南极半岛西部大陆边缘主要地理要素的空间关系。巨大的冰川槽从主要岛屿之间穿过大陆架，在结构上被引导到大陆架中部高地的地形低点。在大陆架中部高地的地形高度之外，在主要冰川槽向外延伸的旁边，在外层大陆架上发展出大型前进楔形。在前进楔体之间的大陆隆起上部，存在着被大型水道系统隔开的巨大沉积物漂移。一个巨大的深海扇，围绕着一个海洋基底高地，出现在漂流体的最底层之外的较低的大陆隆起上。(Rebesco et al.， 1998)。

图12.17南极半岛西部大陆边缘主要地理要素空间关系的综合示意图模型。巨大的冰川槽从主要岛屿之间穿过大陆架，在结构上被引导到大陆架中部高地的地形低点。在大陆架中部高地的地形高度之外，在主要冰川槽向外延伸的旁边，在外层大陆架上发展出大型前进楔形。在前进楔体之间的大陆隆起上部，存在着被大型水道系统隔开的巨大沉积物漂移。一个巨大的深海扇，围绕着一个海洋基底高地，出现在漂流体的最底层之外的较低的大陆隆起上。(Rebesco et al.， 1998)。

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