陈 慧 解习农 David Van Rooij 苏 明

(1.中国地质大学(武汉)资源学院构造与油气教育部重点实验室 武汉 430074;2.Department of Geology and Soil Science，Renard Centre of Marine Geology，Ghent University，Krijgslaan 281 s8，B-9000 Ghent，Belgium;3.中国科学院可再生能源与天然气水合物重点实验室 广州 510640)

0 引言

近年来“深水沉积体系研究”持续得到广泛关注，其对于全球自然资源与能源勘探开发和古海洋古气候研究具有重大意义［1］。诸如“浊流沉积体系”、“块体流沉积体系”和“等深流沉积体系”等深水沉积体系普遍发育于大陆边缘陆架陆坡及深海半深海环境［2，3］，这些沉积记录可反映古海洋条件的变化［4，5］。

中国南海西北次海盆的地理位置十分独特——因西沙海槽东端尾部、南海北缘洋陆过渡带和南海中央次海盆深海平原三者在此交汇(图1)。迄今在南海北缘各新生代盆地已广泛开展重力流沉积体系研究工作并取得显著成果，如琼东南盆地和珠江口盆地［6］。目前等深流沉积体系的相关研究主要集中于东沙隆起以南和台湾岛以南陆坡区，尚属初步研究阶段［7～9］。国内外至今较少涉及有关西北次海盆西北缘洋陆过渡区的深水沉积体系研究［10～12］。

本文将报道中国南海西北次海盆西北缘洋陆过渡区(水深1 000～3 000 m)的重力流、底流相关深水沉积体系，包括描述其地形地貌特征、空间展布特征、地震沉积特征并探讨其成因演化。

1 区域地质背景

研究区经纬度地理坐标区间为18°～19°N，113°15’～114°30’E，水深范围主要集中于 1 000～3 000 m，属于中国南海西北次海盆西北缘洋陆过渡区。研究区北侧部分属于珠江口盆地北缘的南部隆起区(神狐隆起以南);南侧部分与西沙海槽和深海平原相邻(图1，图2)。海底地形显示1 200～1 400 m水深范围出露一座海山(图2)，因其位于神狐隆起以南，称其“神狐南海山”。

西北次海盆经历了南海的前期扩张(32～30 Ma)，该扩张结束于 23 Ma［13］。早中新世(23 Ma)以来，南海北缘珠江口盆地已由海陆交互相过渡为滨浅海相沉积环境，局部更有深海—半深海相出现［14，15］(图3)。南海北部陆缘自晚中新世(11.5 Ma)以来已基本转变为深水沉积环境［16，17］。

南海温盐环流自中中新世—上新世开始稳定发生［18，19］。现代南海温盐循环主要发生在三个深度:水深小于350 m为南海表层水循环，水深在350～1 350 m之间为中层水循环(南海局部地区该水团范围可达1 500 m或更深)，水深大于1 350 m为深层水循环［10，20～22］。其中南海表层水循环的方向受季风影响呈现季节性变换(冬季顺时针夏季逆时针)［23，24］。中层水和和深层水循环研究程度较低［25～27］，已有资料显示中层水循环大致呈顺时针方向［10，28，29］而深层水循环则相反［7，8］。

图1 研究区位置和地理格局示意图Fig.1 Location and overview map of the study area

2 方法和资料

本文使用的高分辨率2D地震数据资料由中海油湛江分公司采集处理后提供。地震数据总覆盖面积＞4 200 km2，剖面总长度＞1 500 m，平均剖面间距为5 m左右，频率约60 Hz。本文所使用地震剖面位置见图2。使用2D地震数据研究海底地形地貌时，本文默认海水的P波速度为1 500 m/s。

图2 研究区地震剖面及主要地理单元位置示意图Fig.2 Bathymetry of the study area showing the locations of the seismic profiles

3 结果和讨论

3.1 等深流沉积体系

(1)海山相关等深流沉积体系

“等深流环槽(contourite moat)”用于定义那些通常与伸长状—丘状的孤隔型漂积体(elongated－mounded separate drift)共生发育在突起地形(如出露的海山)边缘的底流侵蚀特征［30］。海底地形特征和2D地震资料共同显示，神狐南海山北侧发育典型等深流环槽，环槽南侧(海山北坡)发育黏附型漂积体(plastered drift)，环槽北侧发育伸长状—丘状漂积体(图4A，B)。“等深流水道(contourite channel)”定义为由底流侵蚀形成的平行陆坡方向展布的侵蚀特征［30］。研究区东北部陆坡(水深1 500 m附近，坡度＜1.14°)的NNE—SSW方向2D地震剖面上可见平行陆坡方向展布的水道(宽度0.5～2 km，下切深度10～20 m)(图4C，D)。对该区域地震反射界面进行闭合解释后，地震沉积记录显示上述侵蚀/沉积特征在地层界面T40(11.5 Ma)至现今的海底地层中发育稳定加积序列(图4A～D)。底流侵蚀能力较弱时形成下切深度小于10 m的侵蚀现象称为“犁沟(furrow)”［30］。研究区等深流环槽以北的伸长状—丘状漂积体沉积物表面发育有平行陆坡方向排列的等深流犁沟(图4A)。上述沉积单元共同构成神狐南海山附近“海山相关等深流沉积体系”。

图3 古新世以来南海珠江口盆地地层序列及演化历史Fig.3 Schematic overview of the stratigraphic sequence and tectonic evolution in the Pearl River Mouth Basin，of South China Sea since the Palaeocene

在北半球海山突起地形附近，自西往东的水流受到科氏力作用(右偏)在海山北侧受到地形限制，水流速度大幅增加，水流侵蚀能力大于沉积沿海山北侧边缘形成环槽;环槽北侧陆坡接受水流沉积作用，发育伸长状—丘状漂积体［30，31］。当环内水流因地形变化速度减缓时，会在海山北侧山坡形成黏附型漂积体［32］。远离海山的底流未被强烈加速，在环槽北侧漂积体沉积物上形成常规的等深流水道和犁沟。同一时刻在海山南侧区域，受到科氏力作用右偏的水流未受到地形限制，易形成沉积区(图4A)［30］。该现象亦指示自西向东的水流方向。因此，我们推测“海山相关等深流沉积体系”主要受反气旋方向(由西向东)南海中层水循环的底流行为控制。

研究区海山附近等深流侵蚀特征最早被发现于晚中新世早期(地层界面T40之上)(图4)。在其后至现今海底地层中，该区都发育较稳定的等深流沉积/侵蚀特征加积序列，指示南海西北次海盆西北缘陆坡区的稳定底流沉积/侵蚀过程可追溯至晚中新世早期。

(2)席状等深流沉积体系

在坡度较缓且地形较平整的大陆边缘下陆坡区，大范围流速较缓的底流易产生沉积作用形成“席状漂积体(sheeted drift)”［33］。通过本研究区东南部水深大于2 500 m缓坡区(平均坡度约1.5°)的2D地震资料，可识别出厚度超过70 ms TWT的席状漂积体沉积物。地震剖面显示其具有连续性强、平行/亚平行的中等振幅反射特征;外部形态以平整、平滑为主要特征。峡谷的出现会直接破坏席状漂积体沉积物平整一致的外形(图4E)，断层密集区席状漂积体发生局部变形(图4F)。该套漂积体沉积构成神狐南海山以南下陆坡“席状等深流沉积体系”。

席状等深流沉积多发育在缓而平坦的陆坡，如深海平原，该体系主要受分散的、流速较低的深层面状底流控制［32］。结合太平洋深层水经吕宋海峡入侵南海北部后所形成南海深层水团的行为模式以及该深层水团沿南海北部陆缘的流动路径［7，25］，推测本区深层底流可能属于自东往西流向的南海深层水循环(图5)。

3.2 重力流滑塌体系和峡谷体系

2D地震剖面显示神狐南海山以南水深约1 500～2 000 m 陡坡区(坡度2°～4°)具有坡移(mass-wasting)滑塌(slump/sliding)现象(图4E)。滑塌沉积物外形呈阶梯状起伏，各起伏单元内部具平行/亚平行、中等—高振幅的地震反射特征，起伏单元之间的地震反射轴被清晰的滑移面切断。

图4 A，B:海山相关等深流沉积体系，包括环槽、伸长状—丘状漂积体、黏附型漂积体、犁沟;C，D:等深流水道;E:重力流滑塌沉积、峡谷C.1和等深流沉积席状漂积体;F:等深流沉积席状漂积体;G:峡谷C.1具不对称V字型下切形态和明显ENE方向迁移;H:峡谷C.2具对称U字型下切形态，两侧发育具明显加积特征的丘状天然堤沉积，西侧天然堤沉积物上发育沉积物波。Fig.4 A，B:seamount related contourite sedimentary system，including the moat，elongated-mounded drift，plastered drift，contourite furrows;C，D:contourite channels;E:the deposits and canyon of gravity flow slump(C.1)and contourite sheeted drift;F:contourite sheeted drift;G:C.1 shows an asymmetric V-shaped morphology with an obvious ENE migrating pattern;H:C.2 presents a flat-bottomed U-shaped morphology with an aggradational levee-system on the both sides.The levee sediments on the WSW side show continuous waveshaped reflectors.

图5 中国南海西北次海盆西北缘洋陆过渡区底流活动示意图Fig.5 Schematic diagram of bottom current activities on the northwestern margin slopes of the Northwest Sub-Basin，South China Sea

海底地形图显示在中国南海西北次海盆西北陆缘普遍发育深切峡谷(图2，5)。本文所研究地震剖面展示了其中位于神狐南海山东南方向的峡谷C.1(图4G)和神狐南海山以南的峡谷C.2(图4H)。峡谷C.1在水深2 000 m及以上处呈NNW—SSE走向，在2 000 m以下其走向转变为WNW—ESE走向，直至水深3 500 m处该峡谷下切下陆坡后汇入深海平原(图2，5)。图4G的地震剖面位于水深1350m左右，坡度为 0.9°的区域(图4G)，该剖面显示峡谷 C.1下切形态呈不对称V字型(宽度6.5 km，下切深度140 m)，具明显的ENE方向迁移特征。峡谷C.2在水深约1 800 m及以上处呈NNW—SSE的走向，向下其走向转变为ENE—WSW方向，至水深约2 500 m处该峡谷下切进入西沙海槽(图2，5)。图4H地震剖面位于水深1 870 m左右的陆坡，该剖面显示峡谷C.2底部平坦，下切形态呈U字型，无明显迁移特征;其两侧发育丘状天然堤沉积，加积特征较明显，且西侧天然堤体系出现波状沉积(图4H)。

3.3 等深流沉积体系对重力流滑塌体系和峡谷体系的影响

本区坡移现象主要发育于较陡陆坡区域，周边地震活动较少，未见浅层天然气或气体水合物的指示。据此我们认为较陡的坡度(＞2°)是导致本区滑移活动的决定性因素［1］。与此同时，在较陡陆坡基本未见等深流沉积记录，可能因坡度较陡，沉积环境不稳定而导致常规底流活动没有能力在该区留下侵蚀/沉积记录，或导致等深流沉积记录被频繁的重力流活动强烈破坏而无法被识别［5，34］，进而不利于等深流沉积体系的发育和保存。

本文所展示峡谷C.1和峡谷C.2表现出完全不同的外形形态和迁移模式。(1)处于神狐南海山东南侧水深约1 350 m处的峡谷C.1具不对称V字形和明显的ENE方向迁移。此迁移现象指示峡谷体系可能受到较强烈自西向东的底流改造作用而强制性东向迁移。此自西向东的底流与前文形成环槽和漂积体的水流方向一致，很可能同属南海中层水循环(图5)。在研究区邻近陆坡，Zhu et al.［10］和 Li et al.［11］报道过类似现象。值得注意的是，峡谷的东向迁移现象亦能够在神狐南海山以南水深超过1 350 m陆坡区(约1 500 m)被发现，可能与局部地区南海中层水循环范围可达1 500 m或更深［22］有关。(2)处于神狐南海山南侧水深约1 850 m(坡度＞2°)处的峡谷C.2呈对称U字型，两侧发育具加积序列的丘状天然堤沉积，暗示该处峡谷未受到强烈底流活动影响。丘状天然堤上的波状沉积物可能系浊流活动导致的沉积物波［35］。

4 结论

(1)中国南海西北次海盆西北缘洋陆过渡带(水深1 000～3 000 m)发育有“海山相关等深流沉积体系”、“席状等深流沉积体系”、“重力流滑塌体系”和“峡谷体系”一系列深水沉积体系。

(2)“海山相关等深流沉积体系”主要受属于南海中层水循环(反气旋方向)的底流行为控制。自西往东的水流受到科氏力作用后(右偏)在海山北侧受到地形限制，水流速度大幅增加，侵蚀大于沉积从而沿海山北缘形成环槽。环槽北侧陆坡接受水流沉积作用，发育伸长状—丘状漂积体。当水流因地形变化速度减缓时，在环槽南侧(海山北坡)发育黏附型漂积体。远离海山的底流未被强烈限制(加强)，仅在环槽北侧的丘状—伸长状漂积体上形成常规的等深流水道和犁沟。“席状等深流沉积”易发育在缓而平坦的陆坡，主要受分散的、流速较低的深层面状底流控制，本区该深层底流可能属于自东往西流向的南海深层水循环。

(3)南海西北次海盆西北陆缘神狐南海山附近较缓陆坡区的稳定底流沉积/侵蚀过程可追溯至晚中新世早期(T40之后)。神狐南海山以南坡度较陡区沉积环境不稳定，频繁发生重力流活动而不利于等深流沉积发育和保存。

致谢 感谢第五届沉积学大会海洋地质与沉积学专题各位专家和审稿人提出的宝贵意见和建议。

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