3D地震资料覆盖区内可见4条大型峡谷, 其延伸方向均为近东西向, 延伸长度为45~50km, 平均48km。4条峡谷自南向北依次命名为C1、C2、C3和C4(图 1-d)。其中峡谷C2和C3在研究区显示相对完整, 为主要研究对象。盆地陆坡地貌三维可视化图(图 1-d)显示, 峡谷C2与分流河道直接相连, 而峡谷C3并没有与分流河道相连。分析认为, 峡谷C2切割陆架距离较远(约10km), 到达陆架中部, 距河口区较近, 推测其更容易与陆架河流直接相连; 峡谷C2大部分位于褶皱推覆带内, 仅尾部位于褶皱推覆带外; 峡谷C3切割陆架距离较短, 仅至陆架边缘, 距河口区相对较远, 因此并未与陆架河流相连。峡谷C3上段位于陆坡处褶皱推覆带的北缘, 下段位于褶皱推覆带之外(图 1-c)。

峡谷C2的深度由西向东逐渐减小, 以褶皱推覆带为界, C2的形态在褶皱推覆带内、外具有明显差异(图 4, 剖面a-a')。在研究区西部上陆坡位置, 峡谷C2位于褶皱推覆带内, 最大深度可达470m, 平均深度约350m, 而在东部褶皱推覆带之外, 峡谷位于下陆坡位置, 最大深度为120m, 平均深度约85m。整个峡谷C2的平均深度约315m。峡谷深泓线(峡谷内沿水流方向最大水深处的连线, 即各横剖面最大水深点的连线)的坡度在褶皱推覆带内较陡, 平均坡度约2.4° 。在褶皱推覆带外下陆坡位置, 坡度明显变缓, 平均坡度约1.7° 。峡谷宽度沿着陆坡方向变宽, 在上陆坡宽度约1980m, 在东部陆坡末端扩大为6300m, 平均宽度为4300m(图 4, 剖面b-b'、c-c'、d-d')。

图 4

Fig.4

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	图 4 坦桑尼亚滨海盆地峡谷C2和C3典型地震剖面Fig.4 Typical seismic sections of canyon C2 and canyon C3 in Tanzania Coastal Basin

和峡谷C2相比, 峡谷C3形态沿陆坡方向形态无明显规律性。在研究区西部上陆坡峡谷最大深度为240m, 在下陆坡位置深度变小, 约为105m, 但在峡谷末端, 峡谷深度又突然增大, 约350m。峡谷宽度在上陆坡为1980m, 在下陆坡位置, 宽度增大, 最大宽度可达4600m, 平均约2600m。但在陆坡末端, 峡谷宽度又减小, 约4100m。峡谷C3的深泓线坡度要比C2陡, 在上陆坡约2.3° , 在下陆坡相对较缓, 约为1.6° , 东部峡谷末端内部发育滑塌, 导致深泓线坡度又变陡, 约3.2° 。峡谷C3在上陆坡局部发育滑塌, 导致陆坡深泓线崎岖不平, 而在下陆坡无明显滑塌发育, 峡谷深泓线较为平缓(图 4, 剖面f-f')。

通过2D地震相解释, 在研究区共识别出4种地震相。研究区并没有获得海底沉积物岩心, 但根据研究区所处的坦桑尼亚盆地及邻区的鲁伍马盆地已获得深层岩心及井震标定结果(Frey-Martí nez et al., 2006; 陈宇航等, 2017a; 郭笑等, 2019; 孙辉等, 2019; Fonnesu et al., 2020), 地震剖面上强振幅一般代表砂质沉积, 弱振幅偏泥质沉积, 而杂乱反射多为快速堆积、沉积物砂泥混杂的碎屑流沉积(图 5)。在此基础上, 结合地震相的外部几何形态及内部反射结构, 确定不同地震相对应的沉积单元(表 1): (1)低连续、中— 强振幅、杂乱充填相, 主要分布在峡谷内部, 为峡谷内部的碎屑流沉积; (2)高连续、弱振幅、丘状地震相, 主要分布在下陆坡处的峡谷北岸, 向北部尖灭, 为漂积体; (3)高连续、强振幅、席状相, 主要分布在峡谷的开口处; (4)中— 低连续、中振幅、杂乱充填相, 主要分布在上陆坡峡谷的两侧, 解释为海底滑塌形成的块体搬运沉积。

图 5

Fig.5

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	图 5 坦桑尼亚滨海盆地深水沉积井震标定及岩心特征(据陈宇航等, 2017a, 有修改) 地震相对应岩心及沉积相: a— 低连续、中— 强振幅、杂乱充填相含泥砾砂岩, 水道内碎屑流沉积; b— 中连续、强振幅、充填相含砾粗砂岩, 水道充填沉积; c— 中— 低连续、弱振幅、杂乱充填相砂泥混杂堆积, 见变形构造, 滑塌沉积; d— 高连续、强振幅、席状相灰色粗砂岩, 水道开口处沉积; e— 高连续、弱振幅, 暗色泥岩, 远洋沉积Fig.5 Seismic-well tie and core characteristics of deep-water sediments in Tanzania Coastal Basin(modified from Chen et al., 2017a)

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 坦桑尼亚滨海盆地地震相特征统计 Table1 Overview of seismic facies in Tanzania Coastal Basin

表 1 坦桑尼亚滨海盆地地震相特征统计 Table1 Overview of seismic facies in Tanzania Coastal Basin

峡谷C2在横切剖面上(S-N向)的形态变化自西向东具有一定规律性。在最西部, 峡谷横切面形态呈V字型, 表明重力流对峡谷底部的侵蚀作用较强, 向东逐渐变为U字型, 表明重力流流速降低, 对下伏地层侵蚀作用逐渐减弱(图 4, 剖面b-b'、c-c'、d-d')(Anka et al., 2009; Jobe et al., 2017)。峡谷西部位于褶皱推覆带内, 受构造活动影响, 早期沉积地层发生褶皱变形。W-E向地震剖面显示, 峡谷C2内的重力流沉积对褶皱推覆带的侵蚀作用非常明显, 但侵蚀程度在不同区域存在一定差异: 在褶皱的核部主要为侵蚀作用, 峡谷底部无明显沉积(图 4, 剖面c-c')。而在褶皱的翼部, 侵蚀作用减弱并最终消失, 且在峡谷发育一定的沉积, 厚度约20~40m(图 4, 剖面b-b')。地震剖面显示, 这些沉积呈杂乱反射。因此认为峡谷内杂乱反射沉积物砂泥混杂, 为碎屑流沉积(图 4, 剖面a-a'、b-b')。峡谷中部位于褶皱推覆带的末端, 深泓线坡度变缓, 同时峡谷宽度变大, 重力流流速降低, 故形成大面积沉积(Adeogba et al., 2005)。其东西延伸长度约为8km, 厚度80~100m。地震剖面显示, 沉积物内部表现杂乱弱振幅相, 表明沉积物内部分选较差, 砂泥混杂, 以碎屑流沉积为主(图 4, 剖面a-a'、d-d'; 图 7)。褶皱推覆带之外, 在峡谷的开口处, 坡度进一步变缓, 发育大面积的席状沉积, 在地震剖面上整体表现为中连续、强振幅特征, 因此推测该席状沉积为较纯净的砂体, 呈近水平展布(图 4, 剖面a-a'、e-e'), 厚度80~120m。但在强振幅同相轴之间, 也可见小范围的杂乱反射, 厚度约30m, 推测为砂泥混杂碎屑流沉积, 表明了沉积的不稳定性(图 4, 剖面e-e')。

峡谷C3在W-E方向的地震剖面显示, 峡谷C3的头部位于褶皱推覆带北部边缘, 峡谷下伏地层受褶皱推覆带影响较小, 变形相对褶皱推覆带中部的地层要弱(图 4, 剖面f-f')。峡谷C3在横切剖面上的形态变化较为复杂。地震剖面显示, 峡谷内部无明显的沉积, 峡谷附近沉积物同相轴被峡谷壁两侧及峡谷底部削截终止, 表明峡谷对海底沉积物的侵蚀(Posamentier et al., 2003)(图 4, 剖面g-g'、h-h'、i-i'), 但侵蚀作用强弱在不同区域存在差异。其在研究区西部上陆坡处呈U字型, 表明重力流对下伏地层的侵蚀相对较弱(图 4, 剖面g-g')。向东部过渡, 整体上仍以U型为主, 但峡谷深度相对变小, 表明侵蚀作用减弱(图 4, 剖面h-h')。在研究区东部, 峡谷末端的横剖面又变为V型(图 4, 剖面i-i'), 表明对下伏地层的侵蚀作用增强。由于侵蚀作用增强, 峡谷的深度增加, 相比而言, 峡谷侧向宽度变化不明显, 所以峡谷在横剖面上的几何形态纵横比增大, 因此表现为V型(Anka et al., 2009; Jobe et al., 2011)。整体上, 峡谷C3内部无明显沉积。

对比分析峡谷C2和C3的形态及沉积特征, 可以看出, 峡谷C2的宽度及深度均要大于C3, 表明峡谷C2对海底的侵蚀作用强于峡谷C3。峡谷C2的深泓线形态沿陆坡延伸方向变化较为复杂, 在褶皱推覆带内, 深泓线受下伏褶皱的影响, 坡度较陡, 深泓线深度大于峡谷C3。而在推覆带之外, 由于侵蚀作用减弱, 深泓线延伸较为平缓, 且坡度变缓, 导致深泓线深度反而比峡谷C3浅(图 6)。

图 6

Fig.6

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	图 6 坦桑尼亚滨海盆地峡谷C2和C3深泓线对比Fig.6 Thalwegs of canyon C2 and canyon C3 in Tanzania Coastal Basin

峡谷C3基本位于褶皱推覆带之外, 其深泓线整体较为平缓, 但在峡谷末端, 由于断层活动, 深泓线突然变深, 坡度变陡。在沉积特征方面, 峡谷C2内部沉积相对较为发育, 其中在褶皱推覆带内, 沉积主要受褶皱形态控制, 在推覆带之外, 沉积物主要堆积在峡谷开口处, 厚度较大, 向陆坡方向延伸, 沉积厚度逐渐减小。峡谷C3内部无明显沉积, 以侵蚀作用为主。

研究区峡谷间的沉积特征由西向东呈明显的分带性。地震剖面显示, 峡谷间的海底沉积特征在推覆带内外具有明显差异。在推覆带内的近海底沉积以中连续— 中振幅或杂乱相为特征, 表明偏砂或者砂泥混杂沉积, 为海底滑塌或块体搬运等沉积(Frey-Martí nez et al., 2006), 厚度约50m。而在推覆带之外, 则以高连续、弱振幅反射为主(图 7), 为偏泥质沉积。而S-N向地震剖面(图 8)显示, 褶皱推覆带以外的峡谷间的细粒沉积主要发育在峡谷北岸, 沉积厚度较大, 约200m, 导致峡谷的北岸较陡, 坡度约30° , 北岸的泥质沉积随着远离峡谷壁而逐渐减薄直至消失, 呈丘状, 表现出漂积体的特征(Rebesco et al., 1996; Alonso et al., 2016)。其延伸距离为10~15km, 整体面积约400km²。峡谷南岸的泥质沉积相对较薄, 厚度80~100m, 从而导致峡谷南岸坡度相对较缓, 约17° (图 8, 剖面c-c'、d-d'、g-g')。根据研究区井震标定、岩心资料(陈宇航等, 2017a; 孙辉等, 2019; Fonnesu et al., 2020), 漂积体粒度从南向北逐渐变细, 从偏砂质向偏泥质过渡(Wynn et al., 2007; Kuang et al., 2014)(图 9, 图10)。

图 7

Fig.7

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	图 7 坦桑尼亚滨海盆地陆坡地震剖面和洋流盐度叠合剖面 洋流盐度数据来源于World Ocean Database(据Boyer et al., 2009), 利用Ocean Data View成图(据Schlitzer, 2013)。TSW(Tropical Surface Water)=热带表层流; SICW(South Indian Central Water)=南印度中层流; RSW(Red Sea Water)=红海底流; AAIW(Antarctic Intermediate Water)=南极中层流; NADW(North Atlantic Deep Water)=北大西洋底流Fig.7 Seismic and hydrographic vertical section of continental slope in Tanzania Coastal Basin

图 8

Fig.8

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	图 8 坦桑尼亚滨海盆地陆坡海底峡谷横向地震剖面(红色箭头表示峡谷延伸方向)Fig.8 Transverse seismic profiles of canyons in Tanzania Coastal Basin(Red arrows indicate direction of cayon extension)

图 9

Fig.9

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	图 9 坦桑尼亚滨海盆地陆坡海底均方根振幅图(时窗: 海底向下100ms)Fig.9 Root mean square amplitude map of seafloor in continental slope of Tanzania Coastal Basin (time window: 100ms below sea floor)

图 10

Fig.10

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	图 10 坦桑尼亚滨海盆地陆坡峡谷沉积控制因素综合分析 a— 坦桑尼亚滨海盆地沉积速率(据Said et al., 2015; 有修改); b— 峡谷C2内近海底沉积分布(原始剖面见图 4, 剖面a-a′); c— 底流与重力流交互作用及沉积特征(据Fonnesu et al., 2020; 有修改)Fig.10 Comprehensive analysis of controlling factors for continental slope canyon deposition in Tanzania Coastal Basin

在峡谷间还发育多条冲沟, 呈近W-E向延伸, 与峡谷基本平行。冲沟一般为海底陆坡滑塌形成的。陆坡沉积物在构造失稳条件下发生滑塌作用, 而滑塌一般会持续向陆地方向迁移, 从而形成溯源侵蚀作用, 并最终形成冲沟(Pratson et al., 1996; Bertoni and Cartwright, 2005)。冲沟的头部一般限制在陆坡内, 并不切割陆架。研究区位于东非裂谷海域分支范围内, 构造活动活跃, 断层较为发育, 极易引发海底滑塌并逐渐形成冲沟。冲沟的规模较小, 延伸距离为30~35km, 深度为30~70m。冲沟内部无明显沉积, 其规模在末端逐渐减小至消失, 或与峡谷相连(图 1-d)。

研究区海底均方根振幅图(图 9)显示, 峡谷内为中— 强振幅反射, 为偏砂质沉积, 主要为陆源物质及陆坡滑塌进入峡谷形成的重力流沉积。峡谷间的沉积特征在褶皱推覆带内外差异明显(图 7, 图 8), 在褶皱推覆带内以中— 强振幅为主, 主要为陆坡滑塌; 在褶皱推覆带之外, 峡谷间的海底沉积以弱振幅为特征, 主要为漂积体等偏泥质沉积。峡谷间的冲沟内部为中振幅反射, 主要为冲沟头部及两侧滑塌形成的沉积物。整体而言, 在靠近陆地的褶皱推覆带内, 重力流沉积在峡谷内和峡谷间均有发育, 陆源物质经陆架河流进入陆坡峡谷内, 并以重力流的形式向深海方向搬运。在上陆坡, 峡谷内以侵蚀作用为主, 沉积物分布局限, 主要分布在褶皱的翼部, 而核部以侵蚀为主, 而峡谷间发育海底滑塌沉积。在褶皱推覆带之外的下陆坡区, 坡度变缓, 重力流流速降低, 在推覆带前端沉积下来。上陆坡处峡谷间沉积物分布较少, 但由于坡度较大, 早期海底沉积形成重力滑塌, 进入峡谷和冲沟内与重力流一起向深海搬运。在下陆坡处, 峡谷间无明显重力流沉积, 但由于峡谷变浅, 重力流流速降低, 容易受向北流动的底流影响。峡谷内重力流顶部的偏泥质沉积物被底流搬运出峡谷, 在峡谷北侧沉积逐渐下来, 形成丘状的漂积体(Gong et al., 2016; 陈宇航等, 2017a; Fonnesu et al., 2020)。在陆坡的末端, 由于靠近边界断裂, 构造活动发育, 引发大量的海底滑塌, 形成块体搬运沉积, 同时断层活动导致峡谷内地形差异沉降, 坡度突然变大, 形成断崖。

中新世以来, 东非裂谷活动导致非洲大陆东部抬升, 加剧了地表的剥蚀, 物源供给增强, 在坦桑尼亚陆缘形成一系列大型三角洲沉积, 如鲁菲吉三角洲(Rufiji Delta)和鲁伍马三角洲(Rovuma Delta)(Stankiewicz and de Wit, 2006; Said et al., 2015; Xue et al., 2019)。大量陆源物质被搬运至东非陆缘深水盆地, 物源供给丰富。而自中新世以来, 全球海平面整体处于持续下降的状态(Miller et al., 2005), 因此研究区整体相对海平面降低(图 10-a), 致使陆架暴露侵蚀作用加剧, 陆坡沉积明显增加, 为重力流沉积提供充足的物源, 有利于大型海底扇发育。而在坦桑尼亚南部, 由于东非裂谷海域分支的活动造成陆坡抬升变陡, 进而导致陆坡处重力流流速增加, 对海底地形的侵蚀作用增强, 导致研究区发育多条切割陆架的海底峡谷(Maselli et al., 2019)。由于研究区陆架短(5~30km)(图 1, 图 2), 因此陆源物质可以很快通过陆架, 直接进入陆坡(Reeves, 2018)。峡谷C2与陆架三角洲水下分流河道相连(图 1-c), 大量的陆源物质可以直接进入峡谷, 形成重力流, 进而对其下伏地层产生明显侵蚀(Harris and Whiteway, 2011)。在褶皱推覆带范围内陆坡倾角一般要比褶皱推覆带外陆坡更陡(图 3), 但是峡谷C2的深泓线坡度比峡谷C3小(图 8), 表明陆架物源形成的重力流对陆坡海底的侵蚀非常明显。而峡谷C3虽然也切割陆架, 但并没有与三角洲水下分流河道直接相连, 故陆源物质供给量明显比峡谷C2少, 有限的物源来自于峡谷内部滑塌而产生的沉积物, 因而对下伏地层的侵蚀作用较弱, 峡谷深度比C2小。地震剖面上显示, 峡谷C3内无明显的沉积(图 4), 考虑到C3峡谷的深泓线坡度相对较陡, 有利于沉积物向深海搬运, 因此推测沉积物沿着峡谷被搬运至东部的深海盆地内。

虽然陆架物源对陆坡侵蚀作用明显, 但同时侵蚀作用也导致陆坡变缓, 因此峡谷C2深泓线倾角明显比C3要缓, 导致其内部重力流流速迅速降低, 因此部分陆源物质在峡谷末端及开口处堆积下来(图 4, 剖面d-d', e-e')。

从渐新世开始, 由于东非大陆抬升, 在坦桑尼亚陆缘形成一系列大型三角洲沉积。大量的陆架沉积物在重力驱动下, 向陆坡推进, 发育大规模重力滑脱构造, 并在陆坡形成褶皱推覆带(Mahanjane and Franke, 2014)。过峡谷C2深泓线剖面(图 4, 剖面a-a')显示, 受褶皱推覆带活动影响, 研究区陆坡中新统及其下部的地层变形严重, 形成一系列褶皱构造。而第四系及现代海底沉积物的分布则受褶皱的控制, 部分褶皱的核部甚至上升至地表, 形成局部地形高, 可见褶皱推覆带直接影响海底地貌形态。褶皱的核部作为海底相对高部位, 因此易受到峡谷内重力流的侵蚀。具体来讲, 核部的最高点可作为裂点(Heiniö and Davies, 2007), 从该点向深海方向, 峡谷深泓线的坡度突然增加, 导致重力流流速增加, 从而加大了对下伏地层的侵蚀, 继续向深海方向延伸, 逐渐进入褶皱的翼部, 深泓线坡度变缓, 重力流流速相对稳定且逐渐减小, 同时翼部的地形相对核部较低, 因而有利于沉积物的堆积。在褶皱推覆带之外, 陆坡坡度整体变缓, 峡谷内重力流流速减小, 对下伏地层侵蚀逐渐变弱并消失, 同时堆积了大量的沉积物(图 10-b)。峡谷C3位于褶皱推覆带边缘, 受褶皱变形影响较小。但在上陆坡位置, 受褶皱推覆带影响, 坡度相对较陡, 导致峡谷内环境失稳, 可能是上陆坡发育海底滑塌的主要原因。而在下陆坡远离褶皱推覆带, 无明显海底滑塌, 因此坡度较缓(图 4, 剖面f-f')。

褶皱推覆带除了通过改变海底地貌控制峡谷内沉积物分布外, 也影响峡谷的延伸方向。峡谷C2的延伸方向在褶皱推覆带内发生多次偏转。在褶皱推覆带内, 不同区域地层变形强度存在差异, 从而影响峡谷侧壁的倾角。对S-N向地震剖面分析表明, 褶皱活动相对较强的区域, 地层抬升明显, 从而导致峡谷壁倾角较陡。而地层抬升较弱区域一侧的峡谷壁倾角较缓。峡谷内重力流对较陡的峡谷侧壁侵蚀较强, 并将侧壁的物质以螺旋流的形式搬运至较缓的峡谷壁一侧堆积下来, 从而加剧了峡谷两侧倾角的差异, 并最终在较陡一侧形成凹岸, 较缓一侧形成凸岸(Corney et al., 2006; Straub et al., 2008)(图 8, 剖面e-e'、f-f')。

在褶皱推覆带之外, 峡谷的北岸发育漂积体, 表明峡谷内重力流受到向北流动的底流的影响(陈宇航等, 2017b)。基于研究区所处的东非海域洋流分布, 推测该底流是北大西洋底流(North Atlantic Bottom Water: NABW)(Breitzke et al., 2017)。北大西洋底流主要是温盐效应驱动的深海等深流(Talley, 2013), 从中新世中期(约15Ma)开始, 北大西洋底流从非洲南端向北流经东非大陆边缘(Schlü ter and Uenzelmann-Neben, 2007)。根据现今的洋流测试结果, 北大西洋底流经研究区时的水深范围是1500~2000m(deRuijter et al., 2002; Thié blemont et al., 2019)。而研究区内漂积体的分布的深度范围为1300~2200m, 和北大西洋底流的深度范围相符(图 7), 因此推测峡谷内重力流上部的偏细粒的泥质容易被北大西洋底流搬运出峡谷, 并在峡谷北岸逐渐沉积下来, 形成向北延伸的丘状漂积体。底流既可以和重力流同时作用(吴嘉鹏等, 2012; Gong et al., 2016), 也可以对重力流沉积进行后期改造(Zhu et al., 2010)。通过研究区地震剖面可以看出峡谷内部无明显沉积, 推测重力流经峡谷搬运至东部的海底地堑中。因此峡谷北岸的漂积体应为峡谷内重力流搬运过程中同时受底流的影响而形成, 并非重力流沉积之后被底流改造形成的。而研究区内对漂积体取心也表明沿着底流的流向, 漂积体的粒度逐渐变细, 岩性从靠近峡谷边缘的(含砾)粗砂岩逐渐过渡中细砂岩、粉细砂岩夹泥质条带, 而在漂积体的远端, 则为泥岩沉积(图 10-c), 也表明底流和重力流同时作用下, 形成了粒度逐渐变化的沉积物。

需要注意的是, 漂积体只在褶皱推覆带外的峡谷北岸发育, 在褶皱推覆带外的南岸以及褶皱推覆带内的峡谷两岸均不发育(图 7, 图 8), 这可能和峡谷的深度以及重力流的流速有关(Gong et al., 2016)。在褶皱推覆带内, 峡谷深度大、坡度陡, 且距物源相对较近, 重力流流速大, 底流对重力流的影响相对较弱, 重力流很难被搬运出峡谷, 因而峡谷两侧漂积体不发育。在褶皱推覆带之外, 峡谷深度变浅, 同时重力流流速减慢, 容易受到底流的影响, 重力流顶部粒度较细的泥质被底流搬运出峡谷, 并在峡谷北岸沉积下来, 最终形成漂积体。底流与重力流的交互作用, 影响峡谷附近沉积物分布, 也进一步影响峡谷的延伸方向。相比峡谷C2的延伸方向一直受褶皱推覆带控制, 峡谷C3仅在上陆坡方向受褶皱推覆带影响, 向远离褶皱推覆带方向(北)延伸, 但是在下陆坡远离褶皱推覆带后, 峡谷的延伸方向从近W-E向变为近NW-SE向, 峡谷向南偏转(图 8)。这可能是受底流与重力流交互作用的影响, 当峡谷内重力流向深海方向搬运时, 由于坡度降低, 流速逐渐减小, 底流与重力流交互作用增强(Rasmussen et al., 2003)。图 7地震剖面显示, 从推覆带之外, 漂积体开始发育, 且向沿深海方向(自西向东)延伸时厚度逐渐变大, 到陆坡末端约200m厚, 也证明底流对重力流作用沿着陆坡方向逐渐增强。因此峡谷北侧沉积沿陆坡方向逐渐增多, 迫使后期的重力流向峡谷南侧偏移(Fonnesu et al., 2020), 最终导致峡谷逐渐向南偏转(图 10-c)。

坦桑尼亚东南海域位于东非裂谷海域分支范围内, 受构造活动影响, 陆坡被边界断层切割, 导致峡谷长度较短(平均长度48km), 明显短于西非被动大陆边缘盆地内的峡谷(平均长度57km)(Harris and Whiteway, 2011)。除了影响峡谷发育规模以外, 断层活动还对峡谷的内部形态及沉积特征产生影响。一般随着陆坡变缓, 峡谷内重力流对下伏地层的侵蚀作用减弱至消失, 因此峡谷在末端深度减小、宽度增大, 并逐渐演化为水道充填— 朵体沉积(Deptuck et al., 2007; Su et al., 2014)。但研究区峡谷C3在末端深度反而增大, 而宽度变窄, 横切面形态从U型变为V型(图 4), 表明重力流对下伏地层的侵蚀作用增强。从研究区海底地形倾角属性图(图 11)可以看出, 在陆坡的末端边界断层非常发育, 倾向为东, 基本呈南北向展布, 延伸距离可达40km以上, 边界断层派生出许多次级断层, 走向近南北, 倾向在南部向西, 在北部向东。而边界断层诱发的派生断层南北延伸距离10~15km, 南北间距较小, 为1~3km, 分布较为密集, 与边界断层构成断裂带, 断裂带宽度为5~10km(图 11)。断裂带对海底地形影响明显, 由于一系列断层活动, 引发海底差异沉降, 垂向断距50~100m, 导致峡谷末端地形崎岖不平, 并形成断崖(坡度可达15° ~20° ; 图 11, 剖面a-a'、b-b'), 而断崖边缘容易引发海底滑塌, 形成块体搬运沉积(图 11, 剖面c-c')。另外断崖也会导致峡谷深泓线坡度突然增大, 峡谷内重力流流经断崖时流速会突然增加, 从而进一步加剧了峡谷对下伏地层的侵蚀作用, 因此峡谷末端深度增大, 峡谷横切面变为V型(Anka et al., 2009; Jobe et al., 2011)。整体上看, 研究区峡谷末端以侵蚀作用为主, 因此在陆坡处不发育水道充填— 朵体沉积, 这和被动大陆边缘峡谷沉积特征具有明显区别。

图 11

Fig.11

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	图 11 坦桑尼亚滨海盆地断层分布特征(左图是海底地形倾角属性图)Fig.11 Fault distribution in Tanzania Coastal Basin(The left figure is a seabed topographic dip attribute map)