3.1.1 海底峡谷

海底峡谷的头部以侵蚀作用为主, 向下切割上陆坡沉积地层, 通常具有典型的“ V” 型截面(图 2-A, 2-B, 2-C, 2-D)。地震剖面显示, 受断层活动以及块体搬运引起的侵蚀作用影响, 两侧的谷壁上沟坎发育, 谷缘物质松散, 沉积物受到侵蚀, 在地形上表现为阶梯状(图 2-G)。谷底上次级侵蚀沟槽发育, 显示了块体搬运对谷底强烈的刻蚀作用(图 2-D)。

海底峡谷的谷体是峡谷内部沉积物搬运的通道, 以侵蚀作用为主, 但局部存在沉积作用, 并且由于所处位置的不同导致沉积特征也存在一定的差异:在伊平屋海洼的西北侧陆坡, 由于坡陡面窄, 沉积物很难在峡谷谷底停留下来, 而是沿坡向下滑移(图 2-B); 伊西海底峡谷群与赤尾屿之间的海底峡谷规模相对较大, 谷体宽缓, 一部分沉积物在重力作用下沿谷壁向下搬运, 并在谷底堆积成具丘状或透镜状的滑塌堆积体(图 3-A), 而另一部分沉积物则继续顺坡面向下运移, 使峡谷底部受到侵蚀, 并造成沉积物的悬浮与再搬运; 赤尾屿以南的海底峡谷在平面上多呈树枝状(赵月霞等, 2009), 在下陆坡各支谷合并, 主谷横截面呈U型(图 2-F), 谷底的坡度小, 谷内局部发育多个叠置的丘状堆积体, 以扭曲或不整一的波状亚平行反射模式为特征(图 2-E), 推测这是由沉积物在重力作用下发生整体的滑坡搬运和蠕动造成的。冲绳海槽南段强烈的构造活动控制了赤尾屿以南海底峡谷的特征:峡谷通常沿断层发育, 两侧谷壁的沉积地层可追踪对比; 在峡谷发生向下侵蚀的同时, 受构造活动影响, 谷壁在下部基底抬升的作用下向上增筑, 增加了峡谷谷体的深度。

3.1.2 海底扇

海底扇多展布于海底峡谷前缘, 主要由海底峡谷运来的大量沉积物在峡谷出口外堆积而成。多波束资料揭示, 东海陆坡下部有一坡度明显变缓的浊流缓坡带, 坡度角约1.2° ~0.5° (28° N以南浊积缓坡带分布的上界水深为1270~1370m, 下界水深为1350~1690 m)(刘忠臣等, 2005), 沉积物在此迅速堆积形成海底扇。海底扇的形成及发育受陆坡坡度、沉积物供应、海平面升降和区域水动力环境等因素的影响, 不同陆坡段形成的海底扇的沉积结构和形态存在差异。

伊平屋海洼西侧陆坡陡峭, 构造活动相对活跃(栾锡武, 2001), 陆源物质供应充足(李西双等, 2004), 因此伊西海底峡谷群下部发育的海底扇相互叠置, 水道连通, 形成一个扇群。地震剖面(图 3)揭示, 具有丘状或透镜状的沉积体常发育于扇根, 沿陆坡向下则发育浊流沉积, 其内部反射结构由杂乱逐渐变为规则(前积或平行), 且单个沉积体的规模随着远离峡谷出口而逐渐变小。这种海底扇内部反射结构和体积的坡向变化显示了从扇根到扇缘沉积能量的减弱。该区域海底扇的沉积厚度为100~300m, 扇体上扇谷发育, 弯曲度较小, 水流指向冲绳海槽轴部。在上扇区的扇谷两侧, 堤坝沉积较发育, 与谷底的落差近百米, 具有微微倾斜的层理, 沉积厚度十几米到几十米不等。在下扇区, 扇体常被正断层所错动, 有的扇谷逐渐消失, 有的则在断裂活动和浊流侵蚀等作用下形成扇上水道(图 3-A), 构成一个复杂的排水系统。

图3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 冲绳海槽中段和北段典型海底峡谷— 扇体系以及滑塌、滑坡和浊流的沉积结构(测线位置见图1)（A— 剖面L1; B— 剖面L2; C— 剖面L3）Fig.3 Sedimentary stratigraphic structure of slump, landslide and turbidite of submarine canyon— fan system in middle and north Okinawa Trough (Location of seismic profiles in Fig.1)

利用多波束资料绘制的水深立体图(图 4)清晰地揭示, 位于冲绳海槽中段和南段构造转换带附近的赤尾海底峡谷外的海底扇在空间上表现为不对称的半锥状, 宽达20 km, 长45 km左右, 扇根位置沉积厚度达500~600m, 其上发育扇谷。扇谷呈北西— 南东走向, 东北侧具有高出谷底100~300m的天然堤, 堤长约30 km, 其外侧扇体上可见与天然堤小角度相交的波纹状沉积。纵向地震剖面上, 这些沉积体呈楔状(图 3-B), 内部以平行或亚平行反射结构为主, 推测是浊流中细颗粒物质通过溢流形成的越岸沉积。扇谷西南侧的天然堤高度仅几十米到100 m, 沉积物厚度远小于东北侧。谷壁内侧地形呈阶梯状。在现代扇谷的东北侧存在一条废弃的老扇谷, 高出现代扇谷近100m, Zhao 等(2008)认为断块的抬升导致了扇谷向西南迁移。现代扇谷两侧沉积地层不发育, 目前处于侵蚀状态, 推测可能与全新世以来海平面上升、沉积物供应减少、块体搬运和浊流发生的频率降低有关。

图4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 多波束水深立体图揭示的赤尾海底峡谷外的海底扇(位置见图1)Fig.4 Bathymetric 3D diagram of submarine fan of Chiwei Canyon(location in Fig.1)

南段棉花海底峡谷出口处海底扇根部的地震剖面表现为较均一、平行到平缓发散的内部反射模式, 连续性好, 中间厚, 向两侧逐渐减薄直至缺失, 且上超于原始地形之上, 可能是在沉积物供应相对稳定的环境下形成的(佩顿, 1982)。这种连续的平行反射模式代表了一种低能的沉积环境, 可能是峡谷内部低速浊流形成的沉积物与半深海及深海沉积物互层的一种表现。继续沿陆坡向下则出现外形呈丘状、内部具杂乱反射的堆积体(图 3-C)。这一沉积特征表明, 海底峡谷虽然是东海陆架沉积物向冲绳海槽搬运的主要通道, 但并不是唯一的, 沿陆坡坡面冲沟的物质搬运和峡谷间坡地上发生的沉积物搬运对海底扇也具有改造作用。冲绳海槽南段峡谷规模大, 上陆坡沉积速率通常大于40 cm/ka, 最高可达100 cm/ka 以上(李培英等, 1999; 李军, 2007), 但棉花海底峡谷海底扇出现以平行、亚平行反射为特点的反映低能环境的地震相表明, 这里主要受区域水动力条件的影响。全新世以来, 黑潮进入冲绳海槽, 主流沿北东向前进, 部分沿北西方向入侵东海陆架, 在东海陆坡南段附近形成一个逆时针旋转流场(Chuang et al., 1993; Tang et al., 2000), 改变了局部的水动力环境, 阻挡了部分沉积物向海的运输, 物质通量降低(Chung et al., 2000)。但在黑潮流幅之外的区域, 受强烈的构造活动影响, 沉积物质的搬运仍十分活跃。

在东海陆坡的中段和南段, 较大的坡度角、丰富的陆源物质供应以及冲绳海槽弧后扩张作用引起的强烈构造活动、特别是陆坡断裂带的活化和地震活动, 使得陆坡上发生的沉积物滑塌、滑坡以及浊流等现象十分普遍(李军等, 2005; 刘保华等, 2005; Liu et al., 2009)。浊流和块体搬运是海底峡谷— 扇体系内部主要的沉积物搬运方式, 同时也对陆坡地形地貌起着重要的塑造作用。

3.2.1 块体搬运

海底峡谷头部的块体搬运作用十分常见, 包括海底沉积物的滑塌和滑坡。海底发生滑坡时, 重力作用带动沉积物滑动一定的距离后停留下来, 这在地震剖面上表现为上部强相位突然变得不规则或断开(图 3-A), 具有透镜状外形的块体下部通常有一条比较清晰的强反射界面, 同时滑坡体内部受扰乱较小, 保持原来层理, 滑坡体尾部受挤压发生变形, 导致滑坡体的边缘上凸, 峡谷内局部地区地形起伏。海底滑塌则是海底沉积物在自身重力作用下的自由滑塌, 通常限于近直立的陡坡。与谷壁分离后的沉积物在峡谷底部迅速堆积下来形成滑塌体。地震剖面显示, 该滑塌体下部常出现强反射界面, 内部多表现为无规则的杂乱反射, 具丘状外形, 造成谷底的不对称和局部地形的起伏(图 2-E)。块体搬运和沉积作用主要发生于海底峡谷段和上扇环境。

块体搬运对海底峡谷有强烈的侵蚀作用。当海底滑坡和滑塌发生在海底峡谷头部时, 滑坡体缘区形成弧型或新月型陡坎, 使得峡谷向陆架方向伸展; 当发生于峡谷谷壁上时, 会导致峡谷侧向加宽。海底峡谷谷壁上发育的许多冲沟是小尺度块体搬运形成的次级地貌单元, 也是块体搬运具有强烈侵蚀作用的证据。当滑坡现象发生在峡谷的谷底时, 会导致谷底加深, 加上滑坡源区发育的阶梯状张性断层导致峡谷谷缘沉积物质松散, 这也为再次发生块体搬运创造了条件。

3.2.2 浊流

由于块体搬运而引起海底峡谷内细颗粒物质发生再悬浮, 其与水流混合后形成高密度的浊流并继续顺坡向下运移, 随着坡度减小、能量减弱而逐渐沉积下来, 形成浊流沉积。浊流携带的沉积物质被认为是下陆坡海底扇及其扇谷两侧天然堤沉积的主要物质来源(Daly, 1936; 谢帕德, 1979; Belen, 2003)。东海陆坡浊流沉积十分发育(李军等, 2005; 刘保华等, 2005), 特别是在海底峡谷出口处。地震剖面揭示浊流沉积具有多种反射相(图 5), 不同的地震相反映了浊流能量、规模和沉积环境的差异。具楔状和透镜状外形的浊积体(图 5-A, 5-C), 多发育于中扇和下扇环境, 是较大规模的浊流在滑移一定的距离后, 随着能量减弱逐渐沉积下来的, 在远端多表现为平行或前积的规则反射。具丘状外形的浊积体内部以杂乱反射为主(图 5-B), 是快速堆积作用形成的, 规模小, 多发育于上扇环境。规模较大的浊积体可能包含了多个小的浊积体, 图5-D显示了一个典型的由多次浊积事件形成的浊积体, 剖面中至少可以识别出5个小的浊积体, 代表了5次不同的浊积事件。李巍然等(1999)研究表明, 东海陆坡浊流沉积通常由细沙、粉沙和黏土组成, 多见陆源碎屑和火山岩碎屑, 含有近岸浅水半咸水生物化石属种。浊积体多分布于海底峡谷出口外, 显示海底峡谷是浊流的主要源区和主要搬运通道。地震通常是大规模浊流的诱发因素, 小规模浊流可能是峡谷中的内波和内潮汐作用的结果(李军, 2005)。

浊流及其沉积是峡谷内部沉积物输运和再沉积的重要方式之一, 在一定程度上影响和改变着峡谷体系的形态和结构。

图5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 浊流沉积典型地震相（A— 楔状外形, 具小角度前积结构; B— 丘状外形, 内部反射杂乱; C— 透镜状外形, 内部反射杂乱; D— 由5次浊积事件形成的浊积体）Fig.5 Typical seismic facies of turbidity current deposit