张洪沙，陈 庆，孙家淞

（中石化集团上海海洋石油局第一海洋地质调查大队，上海 201208）

东海海域辽阔，不但是我国通往东北亚和东南亚的主要通道，也是我国东部诸港口通向太平洋的海上必经之路，地理位置十分重要。而且东海有丰富的海洋渔业、水力、滩涂和滨海砂矿，在东海大陆架之下蕴藏丰富的石油和天然气资源，在冲绳海槽中有海底热液和天然气水合物[1]。因此，深入研究东海地貌的基本特征，对于地质板块理论的研究、海底自然资源的开发利用、海洋交通事业的发展和海洋油气资源的勘探开发等都有着十分重要的意义[2]。

我局自1974年以来在东海大陆架和冲绳海槽地区进行了系统的地球物理、海洋地质综合调查和油气资源勘探，共获取实测水深资料数十万千米，并在此基础上于1986年编制了1:100万东海海底地形图。国家海洋局第二海洋研究所也于1987年编制出版了1:100万东海地形图。为进一步完善东海海底地形模型，为东海油气勘探和国民经济建设服务，我局于1993年又重新编制出版了1:100万东海地形图。

本文结合在东海海域开展的大量重力、磁力、地震、测深、旁侧声纳、浅地层剖面勘探及钻探等工作成果，重点分析东海海底地貌特征，同时阐述与地貌特征密切相关的沉积物、海底地质灾害和矿产资源的分布，并提出大陆架边缘盆状洼地是冲绳海槽浊流发源地的观点，从而为海洋工程规划建设和海底资源开发利用提供有益帮助。

1 东海海底地貌概况

东海是我国第二大边缘海，其范围北以长江口启东嘴至韩国济州岛西南端一线与黄海为界，东北以韩国济州岛与朝鲜海峡相连，经日本九州长崎本岛到东端的种子岛连成一线，南以广东省东北部的南澳岛至台湾省南端的鹅銮鼻一线与南海分界，西临沪、浙、闽三省市，东及日本九州、琉球群岛和我国台湾岛（图1）。依据新的水深测量成果，东海海区面积为75.69万km2[3]。

图1 东海海底地形简图Fig.1 Seaf l oor topographic map of East China Sea

东海海底地貌总体表现为由西北向东南方向倾斜的阶梯状地形[4]。从近岸浅水区至水深160m附近的大陆架边缘，基本呈舒展坦荡缓坡；水深160～200m区间范围，海底急剧变陡，为东海大陆坡（即冲绳海槽西坡）；越过大陆架进入冲绳海槽深水地貌区，在轴部有一系列陡峭的海山呈串珠状分布，主要由浮岩、玄武岩和玄武质安山岩组成，在槽底轴部发育断陷洼地及地堑槽，下陷深度一般超过100m，宽度大于7km[5]。

2 地貌分区及其特征

2.1 地貌分区

东海海域南北长约1400km，东北部宽阔，西南部较窄，最宽处在崇明岛与种子岛一线，约870km，最窄处在台湾海峡的海檀岛与新竹的连线，约125km。东海海底地貌主要由两大区块组成，即西部宽阔的大陆架浅水区和东部狭长的海槽深水区。

根据海底地貌变化的复杂程度、地质构造的区域性差异和沉积物组成与水动力条件，结合海底地形等深线的形态变化，采用成因—形态分级，在东海两大地貌区上再划分出8个地貌分区（图2）。

东海大陆架地貌大区(Ι)包括长江水下三角洲地貌区(Ι1)、浙江近海岛礁区地貌区(Ι2)、台湾海峡丘洼相间地貌区(Ι3)、外陆架古滨海平原地貌区(Ι4)、大陆架边缘盆状洼地地貌区(Ι5)5个部分；冲绳海槽地貌大区(ΙΙ)包括东海陆坡区地貌区(ΙΙ1)、琉球西岛坡区地貌区(ΙΙ2)、槽底平原区地貌区(Ι3)3个部分。

图2 东海海底地貌分区图Fig.2 Seaf l oor geomorphy partition map of East China Sea

2.2 地貌分区特征

2.2.1 东海大陆架地貌区

东海大陆架是我国大陆向海区的自然延伸，面积51.2万km2，占东海总面积67.6%。大陆架海底地形开阔平坦，北宽南窄，平均宽度415km。最大水深188m，平均水深78.4m。大陆架南北坡度不同，平均坡度0˚01′07″，由西北向东南倾斜。

（1）长江水下三角洲地貌区

其范围以长江口为起点，等深线近似呈扇形平缓地向东南展开，水深明显浅于周边海区，为叠置在大陆架古滨海平原之上的一个沉积体。

15m水深以内地形平坦，平均坡降为0.22‰，发育有河口砂坝。10m等深线以内的河口附近，槽、滩相间分布，地貌变化相对比较复杂。15m等深线以外，地形坡降明显增大，为三角洲前缘斜坡带，平均坡降0.8‰，由西北向东南呈弧形展布，在地形上有一明显斜坡，沉积物主要为泥质粉砂和粉砂质泥。长江水下三角洲的外缘甚至延伸到水深60m附近。三角洲斜坡带之外，沉积物为粉砂质泥与砂-粉砂-泥混合类型。

长江入海泥沙量大，在河口堆积速度快，沉积物富含有机质，所以在地层中常聚集天然气[6]。在三角洲前缘斜坡，沉积物组分颗粒细且含水量高，很容易产生泥流和滑坡。同时河口也是径流和潮流的交汇地，水动力活跃，甚至一次大的风暴潮就能局部改变河口砂坝的地貌。因此，长江水下三角洲也是埋藏古河道、埋藏浅层气、海底滑坡等地质灾害最容易发生的地区之一。

本区主要矿产有河口砂坝砂石矿和海底长江古河道淡水资源等。本区河口砂坝为细砂质沉积物，砂质较纯，分选好，可采厚度较大，可作为建筑用砂[7]；在嵊泗海域已证实有长江古河道存在，钻探试验的单井淡水开采量大于3000m3/d[8]。

（2）浙江近海岛礁地貌区

其范围为沿浙江省海岸分布的狭长条带地区，沿海岛屿星罗棋布，海岸线蜿蜒曲折，大小岛屿1921个，累计岸线长度4301.21km，其中的舟山群岛也是我国最大的群岛。在本区基岩岬角之间的狭小海湾顶部，常有砂砾质沉积物分布，本区近岸沉积物为泥质粉砂，向外海逐渐变为粉砂质泥[9]。

本区地貌十分复杂，水深变化很大；岛屿间暗礁密布，海底水下潮汐通道沟谷纵横，最大的深沟水深可达117m。60m水深以内等深线大致与岸线平衡，其中20m等深线以内地形较为平缓，平均坡降0.5‰；20～60m等深线间距相对较密，为一明显的水下斜坡，平均坡降增大为0.8‰，约为大陆架平均坡降的3倍，但坡面比较平坦。

本区水动力作用十分活跃，沿岸潮流是海底地貌改造的主要因素。潮汐通道中独特的深切“V”型深水槽和崩塌、滑坡是本区主要的地质灾害（图3、图4）。

图3 暗礁附近滑坡的浅地震剖面Fig.3 Shallow seismic prof i le of the landslide near reefs

图4 冲刷槽中滑坡的浅地震剖面Fig.4 Shallow seismic prof i le of landside in scour-trough

海流、潮流、风暴潮等外力可以冲刷泥沙，在海底形成冲刷深槽，在造成边坡失稳，引发崩塌或滑坡的同时，又会把泥沙搬运到另外一些缓水地区，比如港湾和岬角堆积，造成港湾淤塞。而这些含有机质的沉积物堆积厚、组成颗粒细，往往富含浅层气，成为潜在的地质灾害因素[10]。

浙江近海岛礁区基岩海岸线绵长，有建设天然深水良港的得天独厚条件，也是海洋捕捞、近海养殖和开发海洋石油资源的重要基地。本区滨海砂矿点不多，仅见朱家尖岛东南部潮间浅滩的独居石砂矿和象山至鳌江海域的蛎壳矿。

（3）台湾海峡丘洼相间地貌区

该区范围介于福建省和台湾岛之间。台湾海峡北窄南宽，南北长约500km，东西宽约150km，海底地貌变化较大。沉积物分选较差，主要为泥质粉砂和粉砂质泥，但在台湾岛近岸，沉积物以细砂为主。

台湾海峡是东海至南海的潮流通道，海底地形受潮流的冲刷作用比较明显，海底地貌较为复杂，导致海峡的东部和西部、南部和北部的地貌存在较大差异。总体水深较浅，除澎湖水道外，大部分地区水深为50～60m。

海峡西岸的闽东沿岸岸线曲折、多港湾，地形坡度较陡，水动力作用活跃。岛屿间多冲刷再堆积沉积物，岛坡和潮汐通道两侧多滑塌沉积物。海峡东岸岸线比较平直，水下地形平缓。海峡中部为一宽阔的深水槽，海底地貌呈丘洼相间分布。澎湖列岛位于海峡南口，由数个珊瑚岛组成，岛间地貌复杂，海水深浅不一。

本区主要的地质灾害现象为断层、滑坡、崩塌及浅层气（图5）。

台湾海峡两岸都为基岩海岸，具有可建深水大港的优良条件。两岸滨海的砂矿资源非常丰富，如福建省厦门至惠来的锆英石、钛铁矿；台湾西部滨海锆英石、独居石和磁铁矿，矿体规模较大，已采独居石3200t、锆英石50000t。

图5 近岸浅海断层的浅地震剖面Fig.5 Shallow seismic prof i le of offshore faults

（4）外陆架古滨海平原地貌区

外陆架古滨海平原区，位于沪浙地貌区外侧，至东海陆架边缘。面积宽广，地形坦荡，呈阶梯状由北西向南东缓缓倾斜，平均坡度0.2‰。水深大致变化于60～160m之间。

本区的潮流等水动力作用是改造海底地貌的主要外营力，在本区中部有众多强潮流作用形成的侵蚀坎与侵蚀槽，其中一个活动的侵蚀槽，槽宽约2.5km，槽深10m左右，最深处达15m。

沉积物以含贝壳的细砂为主。根据沉积物、古生物等的研究，在地质历史时期受海平面升降控制，曾先后发育有数条古海岸线，其中在水深60m和100m等深线附近的古海岸线在海底地貌形态上比较明显。

在全新世长江水下三角洲东南侧的古滨海平原地貌上，发现有一条长江古河道，由西北向东南呈喇叭状延伸，水深变化较大，高差在20m左右。古河道宽度从数千米至十余千米，长达万余米。在长江古河口湾内，分布着密集的潮流砂脊（图6）。

图6 古河口湾潮流砂脊群分布Fig.6 Distribution of tidal sand ridge group in ancient estuary

在古滨海平原中部的广大地区，广泛分布着北西—南东向排列的一系列脊状地形（图7）。其中玉泉地区水深在82～127m之间，平均水深约100m，以狭长的沙脊与潮沟密集相间分布，并大体互相平行，沙脊长度为30～60km，部分80km，宽度为2～4km，部分可达6～8km，脊高5～20m，脊的两侧不对称，西南坡陡，东北坡缓。而在平湖地区，砂脊的最大高度甚至可达32.6m。

图7 砂脊地貌局部Fig.7 The landform of sand ridge

在古滨海平原北部的残留砂地貌区，广泛发育大小不等的砂波和砂丘。砂波的脊基本垂直于海流方向，以不对称形居多，波高1m左右，波长5～8m（图8）。而砂丘形体一般较大，丘高2～10m，丘间距不等，一般10～40m。砂波常常成群发育，有时可连绵数十千米。砂丘则常常叠置在砂波上，形成交叉分布。与潮流砂脊不同，砂波和砂丘是现代潮流作用的产物，砂丘很可能与强潮流或风暴潮活动过程有关，这些成片分布的砂波与砂丘现仍随潮流而发生改变或迁移。

图8 砂波的旁侧声纳图像Fig.8 The side-scan sonar image of sand wave

古滨海平原上的潮流砂脊是本区最主要的地貌特征。

古滨海平原地貌区是海洋开发最有利的地区之一，现也是我国东海海洋石油勘探开发的重点海区。海底砂矿仅有少量矿点和异常区，但品位低，未形成工业矿床。

该区潜在的地质灾害类型有：埋藏古河道（图9）、埋藏浅层气、侵蚀谷、侵蚀槽、潮流砂脊、活动砂丘等。已发现三片浅层气“气泉”区，埋藏在海底沉积物中的浅层气喷出海底，形如烟柱，高达数十米。

图9 埋藏古河道的浅地震剖面Fig.9 The shallow seismic prof i le buried in ancient river course

上述地质灾害直接影响海底电缆、光缆、输油气管线的铺设和安全运行，也会对半潜式石油钻井平台的锚位和锚爪力、桩腿式石油钻井平台的桩位和桩端持力层带来影响。

（5）大陆架边缘盆状洼地地貌区

本区范围在北纬27˚30′以南，钓鱼岛、黄尾屿以北，大陆坡边缘，面积约5400km2。为簸箕形盆状洼地，长轴约100km，东南端与陆坡上的一个海底峡谷相接，水深一般为150m左右，最大水深188m，与周围地形的高差达60m，是东海陆架东南部的一个明显深水区（图10）。沉积物以贝壳细砂为主。

图10 盆状洼地和浊流积物分布Fig.10 Distribution of basin-shaped depression and turbidite

从大比例尺海底地形图上可以发现，该盆状洼地东南部地形等深线间距比较宽展，西北侧地形等深线间距比较密集，形态平直，表明为一个陡峻的斜坡，坡降为6‰，断崖痕迹隐约可见，目前在海底地貌上仍有反映，推测其为一个地质断层。东北侧紧邻大陆架边缘，等深线沿大陆坡走向向两边延伸，沉积厚度巨大[11]，根据物探资料，以第三系为底板的沉积物厚度达6500m，为东海陆架区最厚处[12]。

盆状洼地的出口面向深水槽，外形酷似簸箕形的地貌特征非常明显，这是在外陆架古滨海平原上，唯一的一个由地层断裂，塌陷下洼所致的构造地貌。盆状洼地总体的地形比较陡峻，坡降较大，这里是滑坡、崩塌等地质灾害多发地区。

众所周知，浊流的形成除了要有触发因素外，还要有较丰富的物质来源，且具备一定的地形条件。根据水动力条件，泥沙往往在地形低洼处或水流突然变缓处发生沉积，可见盆状洼地物质来源丰富；洼地斜坡高差达60m，并且开口在大陆坡上，这为密度流活动提供了前提；盆状洼地受新构造运动影响，断裂发育，是浊流作用的主要诱发因素；从冲绳海槽浊积物分布的区域形态来看，在已发现浊积物的16个站位中，除1个站位于官古岛以西海区外，其余15个站位均位于盆状洼地口外水深大于1000m的槽底；在图10中Ⅳ区浊积物的物质组成中，主要为来自西部大陆架的生物碎屑和陆缘碎屑。通过研究认为，发育在盆状洼地开口周围的冲绳海槽浊积物，都源于大陆架边缘盆状洼地地貌区。

2.2.2 冲绳海槽地貌区

其西侧为东海大陆架，东侧是琉球群岛坡。在地貌上冲绳海槽是一个呈北东—南西向延伸，并向东南突出的弧形深水槽，面积24.49万km2。

冲绳海槽南北长约1200km，南宽北窄，平均宽度150km。主体水深大于1000m，海槽北部水深在500m左右，中部水深在1500～2000m之间，南部的槽底水深大于2000m，根据实测资料，最大水深为2334m。冲绳海槽的横断面呈U型，在纵剖面上水深北浅南深[13]。

冲绳海槽是一个地质构造活动强烈地区，海底地貌的形成与形态大多与构造活动，如张裂、挤压、断陷、沉降、火山活动等有关。在冲绳海槽中，广泛分布着海底山、海底狭谷、海底洼地、海底断崖和海底槽，与两侧的陡坡带构成东西分带、南北分块的地貌特点。

根据等深线形态，结合地质构造，该区从西向东可细分为冲绳海槽西坡区（即东海陆坡）地貌、槽底平原区地貌和冲绳海槽东坡区（即琉球西岛坡）地貌。

（1）冲绳海槽西坡地貌区

其在地形上是一个狭长条陡坡，等深线非常密集，陡坡的上界即为大陆架边缘转折处。沉积物主要为细砂、泥质粉砂、粉砂质泥等陆源碎屑物，并含有较多破碎的生物介壳。

冲绳海槽西坡东北部稍宽稍缓，坡度仅1˚，地貌单一。其中部宽度较窄较陡，坡度达4˚，也是东海地形上坡度最陡的一个地区，槽坡上存在多条断裂沟、谷及地垒式隆块。其西南部宽度变大，坡度为2˚，平均宽度为47.7km，分布有数条大断裂谷。

冲绳海槽西坡上广泛发育海底峡谷、隆块、海山、陡崖和深入大陆架的断裂谷等。北纬28˚以南地貌复杂，起伏变化很大，其中北纬26˚～27˚之间尤为明显。北纬28˚以北，地貌较为简单。这些深入大陆架的峡谷一般长30～60km，宽1～5km，横剖面呈V型，说明切割非常强烈。分布在大陆坡坡脚处的断块山多呈椭圆形，高度在100～500m之间，说明这些断块山是冲绳海槽活动张裂、挤压过程中形成的。

冲绳海槽西坡上的地质灾害主要有断层、滑坡、崩塌、浊流、泥石流等，诱发因素有重力、地震、断裂活动等。

冲绳海槽西侧斜坡赋存的矿产资源主要为天然气水合物。

（2）冲绳海槽东坡地貌区

其地貌简单，大致呈向冲绳海槽倾伏的斜坡。槽坡沉积物主要为凝灰岩、浮岩、生物灰岩、细粒泥质、粉砂、贝壳等。

依岛屿分布情况，岛坡坡度的陡缓和宽窄也很不一致。冲绳海槽东坡东北部和中北部海山、海丘、断陷洼地沿断裂线发育，致其地貌复杂，槽坡宽度加大。南部槽坡宽度较小，但坡度较陡。

冲绳海槽东坡的平均宽度为64km，最宽处位于甑岛列岛至卧蛇岛之间，达160km，最窄处在宫古岛北侧，宽仅10km，而高差却达2000m，坡度近25˚，形成断崖地貌。

整个岛坡地貌以北纬26˚N为界，可分为南北两个部分，南部地貌相对比较单一，大致呈向海槽底倾斜的陡坡；北部海底地貌复杂，岛礁密布，海底山、山间谷、海底洼地和海底断崖等杂乱分布。总体地貌特征可总结为：北缓南陡，北繁南简。

本区易发的地质灾害主要有滑坡、断层等。

（3）槽底平原地貌区

总体上是一个长弧形深水槽，由北向南可分成三个部分，北部水深在1000～1500m之间，槽底相对宽阔，但槽底地形比较崎岖，时有海底山分布；中部水深在1500～2000m之间，地貌比较复杂，起伏多变；南部水深大于2000m，槽底相对较窄，其中一个海底洼地深度2940m，是冲绳海槽的最深点。冲绳海槽槽底平原地貌特征，是一个由北向南呈阶梯形变深的构造平原区。

在槽底平原中、北部，断裂带排列成群，构造成因的海丘、海底山、海底洼地和地堑槽等分布较多。槽底平原南部，海山、海丘较少。但在槽底平原中部和西南部的最深处，常常有一系列正断层控制的地堑槽、裂沟分布。

由于冲绳海槽张性断裂发育，火山活动强烈，地震活动频繁，故地质灾害多发。主要有地震、断层、断陷、滑坡、崩塌、海底黑烟窗、火山喷发等等。

本区沉积物由陆源、生物及火山碎屑组成，以陆源碎屑占优势，但局部地区生物和火山碎屑含量超过50%。北部沉积物主要为玻屑和有孔虫软泥，中部和南部次之。而含有孔虫粉砂质泥主要分布于海槽平原中部，分布于南部的主要是粉砂质泥，其中还有浊流沉积物[14,15]。

随着调查与研究的深入，冲绳海槽海底热液和天然气水合物矿产资源日益受到关注和重视[16]。

3 地貌成因探讨

调查与分析结果表明，东海是一个地质构造独特的地区。自中生代以来，太平洋板块俯冲入欧亚板块之下，中国东海曾经历过六次区域性的构造运动[17]。早白垩世的基隆运动使东海大陆架西部出现一系列断陷盆地；玉泉运动使东海陆架盆地转入坳陷发展时期；龙井运动则使东海陆架盆地中的巨厚地层摺皱、抬升和剥蚀。

而古长江、古黄河携带的大陆陆源碎屑物沉积在大陆架盆地内，并进一步流向冲绳海槽。晚更新世以来的海平面变化，形成了古滨海平原外陆架的潮流砂脊地貌。

东海陆架盆地现已结束剧烈的构造运动而进入区域沉积阶段，新构造运动对大陆架的影响很微弱，在形态及构造上保留了东西分带南北分块的特点。

与东海陆架盆地不同，冲绳海槽的新构造运动十分强烈，在海槽中形成了一系列北东向和北西向构造断裂。新构造运动往往继承原构造轨迹，在原有的地垒、地堑、张裂、平移断裂等构造上叠加，成了断裂沟谷、地垒式隆块、地堑槽、海山脊等不同的地貌形态。北西向断裂带将海槽横切成数块，使海底地形复杂，控制了海底地貌的发育。由于新构造运动受北东向及北西向构造的控制，使冲绳海槽继承了东西分带和南北分块的特征。

由于东海的主要地质构造线呈北东—南西向的弧形延伸，使东海海底的地貌单元界线与主要地质构造线方向总体一致[18]，并与相邻海区一起组成了沟—槽—架的地貌格局（图11）。

图11 东海地质构造分区略图Fig.11 Partition scheme of geological structure in East China Sea

4 结论

东海海底地貌由西部宽阔的大陆架浅水区和东部狭长的海槽深水区组成，地貌单元界线与主要地质构造线方向总体一致，表现为由西北向东南方呈弧形阶梯状倾斜形态，并与相邻海区一起组成了沟—槽—架地貌格局。东海海底地貌的形成，既受控于地质构造，又受水动力和沉积作用的制约。目前大陆架地貌区主要受不同时期水动力和沉积作用的影响，而东部海槽区则主要由地质构造运动支配。

长江水下三角洲由长江径流所携带的巨量泥砂在长江入海口扩散、快速沉积堆积形成，叠置在大陆架东北部的古滨海平原之上。在古滨海平原东南部的大陆架边缘盆状洼地，则是下沉于古滨海平原之下，其为地层断裂塌陷所致的构造地貌。

浙江近海岛礁地貌和台湾海峡丘洼相间地貌区紧贴大陆，水深较浅，岛屿众多，有大量陆源沉积物，又有潮流等强劲水动力对海底沉积物的侵蚀和破坏，海底地貌复杂。

在东海大陆架中部广泛发育的潮流砂脊是大陆架最主要的地貌特征，其是海平面升降变化古滨海平原形成时期的产物，并正在接受现代海洋潮流的侵蚀和改造。

冲绳海槽现今仍是扩张的弧后盆地，新构造运动十分强烈。槽底既堆积了大量沉积物，又发育各类构造地貌。冲绳海槽内的浊流沉积物分布与大陆架边缘盆状洼地边界条件密切相关，可以认为是东海大陆架边缘盆状洼地演化发生的产物。

海底潜在的地质灾害与海底地貌特征密切相关。

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