海峡形态多样, 长度为5 km(如位于圣弗兰西斯科的Golden Gate Inlet海峡长度为5 km)至约1000 km(如Kattegat-Skagerrak海峡为1070 km), 宽度可为800 m(如Menai海峡的平均宽度为800 m)至1000 km(如莫桑比克海峡宽度为430~1000 km), 水深范围也各不相同, 从10 m(如Northumberland海峡深度为10 m)至5 km均有报道(如莫桑比克海峡深度约为3~5 km)(Dalrymple, 2021)。海峡的形态通常与其地质成因密切相关。绝大多数的海峡受控于构造活动: (1)很多大型海峡的较深的位置与断陷盆地构造伸展有关, 如澳大利亚与塔斯马尼亚岛之间的巴斯海峡(图2-a)和印度与斯里兰卡岛之间的保克海峡(Young et al., 1991; Ratheesh-Kumar et al., 2020); (2)另一些海峡的形成则与碰撞板块边界的前陆盆地或弧前/弧后盆地产生有关, 如霍尔木兹海峡(图2-b)和台湾海峡(Molinaro et al., 2004; Nagel et al., 2018)。

图2

Fig.2

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	图2 巴斯海峡和霍尔木兹海峡 a—巴斯海峡位于澳大利亚南部, 与断陷盆地伸展构造有关, 主要流体类型包括潮流和海流, 海峡两端直接过渡为深海区域; b—霍尔木兹海峡位于伊朗和阿曼之间, 与碰撞板块边界有关, 表层流方向由东向西, 深层流方向由西向东。地形数据来源于SATELLITE GEODESY(http://topex.ucsd.edu/marine_topo/mar_topo.html), 流体路线来源于Dalrymple(2022)Fig.2 Bass Strait and Strait of Hormuz

另有少数海峡的成因为差异侵蚀, 比如威尔士与莫纳岛之间的麦奈海峡的形成是由于河流与冰川侵蚀(Gibbons, 1987)。低海平面时期河流易侵蚀相对薄弱的沉积岩(物), 保存了相对难以侵蚀的由岩浆岩和变质岩组成的基底。在第四纪冰期时, 海平面通常下降100~120 m(Grant et al., 2014), 因此依据海峡在第四纪低海平面时期是否会遭受河流侵蚀, 可以将海峡划分为深水海峡(水深大于120 m)和浅水海峡(水深小于120 m)。由于晚第四纪冰期阶段海平面下降幅度可达120 m(如末次冰盛期、氧同位素6期、氧同位素8期等)(Grant et al., 2014), 浅水海峡在冰期时会裸露成陆并受到河流侵蚀/沉积作用的影响。有时, 在高纬度地区, 冰川作用也会改变海峡的形态, 形成笔直状海峡并伴随深U型剖面, 如魁北克省与巴芬岛之间的哈得孙海峡(Andrews and MacLean, 2003)。

目前有2种定义海峡形态的方法: (1)以长宽比来定义, 即短形海峡的长度/宽度比约等于1, 而长形海峡的长宽比大于1(Candela, 1990); (2)以海峡长度定义海峡长短, 即短形海峡的长度小于100 km, 而长形海峡大于100 km(Dalrymple, 2022)。短形海峡通常形状较为简单, 沉积物分布较为单一, 而长形海峡形态与沉积物分布相对复杂(Dalrymple, 2022)。短形海峡两端通常为漏斗形, 海峡中部最窄、横截面积最小, 呈现双喇叭口的形状, 如白令海峡和英法之间的多佛海峡(图3-a, 3-b)。长形海峡内部可出现若干海岛或浅水台地, 如佛罗里达海峡(图3-c); 有时长形海峡可以表现为简单的直状、弯曲形、单漏斗形等等, 如马六甲海峡形状为单漏斗形(图3-d)。海岛和浅水台地通常会阻隔洋流(图3-c)。长形海峡由于岸线狭长, 更容易受到海峡周边陆地的淡水注入, 比如乔治亚海峡会受到弗雷泽河的注入, 导致海峡内的盐度降低(LeBlond, 1983)。

图3

Fig.3

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	图3 短形海峡与长形海峡 a—太平洋与北冰洋之间的白令海峡为短形海峡, 双漏斗形, 主要流体类型为海流; b—北海与英吉利海峡之间的多佛海峡(短形), 双漏斗形, 潮流为主要沉积作用; c—美国佛罗里达南部的佛罗里达海峡, 长形, 呈弯曲状, 主要流体为海流(包括沿岸流); d—马来西亚与印度尼西亚之间的马六甲海峡, 长形(单漏斗形)。海流、浊流与潮流路线根据Dalrymple(2022)绘制Fig.3 Short and long straits

海峡平面相带研究较为透彻的是潮控海峡(表1)。意大利巴西利卡塔大学Longhitano教授通过对意大利境内诸多更新统海峡沉积进行研究, 认为这些海峡属于典型的潮控型, 并且划分了潮控海峡的4种主要区域, 分别为海峡狭窄区域、海峡边缘、海峡沙丘区域和海峡末端区域(图4; Longhitano, 2013)。海峡内发育的三角洲受海流和潮流的影响, 可能与开阔海三角洲有所不同。

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 浅水海峡与深水海峡的沉积特征对比 Table 1 Comparison of sedimentary characteristics of shallow-water and deep-water straits 海峡类型 浅水海峡(水深小于120 m) 深水海峡(水深大于120 m) 潮控海峡 海流控制型海峡 海流控制型海峡 主要沉积作用 潮汐(包括内潮汐) 海流 海流 其他沉积作用 风暴浪、海流、内波、重力流 潮汐(包括内潮汐)、风暴浪、内波、重力流 重力流、内波、内潮汐 沉积特征 中—大型交错层理、潮汐韵律层、再作用面、砂质纹层与生物碎屑层交互出现、滞留砾石 生物扰动通常强烈(水平垂直潜穴均可出现)、可呈现双向/单向粒序层理、有时出现丘状(风暴)交错层理和潮汐韵律层、泥质沉积中缺乏纹层、砂质沉积中无层理或可出现交错层理 生物扰动通常强烈(水平垂直潜穴均可出现)、可呈现双向/单向粒序层理、泥质沉积中缺乏纹层、砂质沉积中无层理或可出现交错层理 地震反射特征 水道、沙脊、砂坝、前积体 和海流方向平行的丘状体、砂波、侵蚀沟道 长条状丘形体、砂波、侵蚀沟道

表1 浅水海峡与深水海峡的沉积特征对比 Table 1 Comparison of sedimentary characteristics of shallow-water and deep-water straits

图4

Fig.4

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	图4 潮控海峡不同沉积区的沉积特征与序列(据Longhitano, 2013) a—潮控海峡可以划分为海峡狭窄区域、海峡边缘、海峡沙丘区域和海峡末端区域4种区域, 从近端(海峡狭窄区域)到远端(海峡末端区域)沉积物粒度逐渐变细、潮流速度逐渐降低; b—海平面上升可以形成海侵充填序列, 整个序列以海峡狭窄区域的滞留砾石为底, 演化为交错层理砂(沙丘区域), 向上粒度继续变细并演化为陆架泥Fig.4 Sedimentary areas of tide-dominated strait and their characteristics and sequences(after Longhitano, 2013)

4.1.1 海峡狭窄区域 海峡狭窄区域是浅水潮控海峡所有区域中最具特色的。狭窄区域通常为宽度最小、横截面积小, 导致经过流体的能量最大。通常情况下, 浅水海峡的狭窄处易形成侵蚀面, 强烈的侵蚀甚至裸露出基岩, 致使狭窄处的深度大于其他区域(图5-a, 5-b)。有时, 侵蚀面表现为滞留砾石(图5-c, 5-d)。短形海峡通常只有1个狭窄区域; 而长形海峡可以包含若干个, 比如Magellan海峡有5个狭窄区域并伴随着高能侵蚀环境(Antezana, 1999)。

图5

Fig.5

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	图5 海峡不同区域的特征(据Longhitano and Chiarella, 2020) a—Minas海峡中部侵蚀地貌, 剖面a-a′见图b; b—海峡中部浅地层剖面可见侵蚀水道; c-d—海峡中部侵蚀地貌以滞留砾石为特点; e—旧金山海峡侵蚀区域两端为沙丘区域, 沙丘区域以二维、三维沙丘为特征(Barnard et al., 2012)Fig.5 Characteristics of different strait zones(after Longhitano and Chiarella, 2020)

4.1.2 海峡沙丘区域 狭窄区域的两边为沙丘区域, 以砂质沉积为主, 为海峡的重要组成部分。由于潮控海峡该区域宽度和横截面积变大导致潮汐流体逐渐减速、能量降低, 流体中底负载的沉积物堆积形成大型沙丘(图5-e)。交错层理砂(岩)是该区域最常见的岩相(图4, 图5, 图6), 表现出由狭窄区域向两端加积和前积的特点(图6-a, 6-b), 反向交错层理偶有出现(Longhitano et al., 2012; Olariu et al., 2012)。当砂质沉积物供给充足时, 这些沙丘可由近端三维沙丘(槽状交错层理)演化为远端二维沙丘(板状交错层理), 体现了潮流能量向海峡远端衰减的趋势(Longhitano, 2013)。当供给较为匮乏时, 沙丘则表现为新月形, 甚至砂带状(Belderson et al., 1982)。

图6

Fig.6

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	图6 海峡沉积交错层理的特征 a-b—海峡沙丘的界面指示了单向迁移(Olariu et al., 2012); c—交错层理中常见再作用面, 指示流体的流向发生改变, reactivation surface为再作用面, S为spring tide大潮, N为neap tide小潮(Longhitano et al., 2012); d—潮汐组合层, 生物碎屑纹层与碎屑沉积物纹层交互出现, b=bioclast代表生物碎屑层, s=sand代表砂层(Longhitano et al., 2012)Fig.6 Characteristics of cross beddings in strait deposits

由于沙丘沉积区的涨潮、退潮流体中携带的营养物质丰富, 该区域的底栖生物种类繁多, 这也导致了交错层理沉积中的钙质碎屑含量较高。这些交错层理常常为潮汐复合层(tidal bundle), 表现为富贝壳砂纹层与纯砂纹层交互出现(图6-d), 常见再作用面(图6-c), 反映了流体方向发生改变(Chen et al., 2015)。有时, 交错层理的纹层界面有薄层泥质披覆, 砂质纹层反映了涨潮—落潮动荡期的产物, 泥质披覆形成于静水期, 再作用面和砂—泥韵律层是潮汐沉积作用的重要识别标志(Longhitano et al., 2012; Chen et al., 2015)。

4.1.3 海峡末端区域 海峡末端以泥质沉积为主, 床砂底形可以表现为砂斑、流水砂纹等, 体现了砂质沉积物供给不足(Belderson et al., 1982)。末端缺乏大型沙丘(交错层理)(图4), 反映了潮汐流体的流速到达末端时已明显衰减。细粒沉积物主要通过悬浮沉降方式沉积, 该区域沉积速率相对较低。由于海峡末端位于海峡与开阔海之间的过渡地带, 因此风吹程比海峡中部大, 风暴浪作用可以与开阔海相比, 海峡末端的沉积中可见风暴沉积。

4.1.4 海峡边缘 有时, 海峡内的潮流可以改造海峡三角洲的平面形态。当河流流入以潮汐作用为主的海峡时, 存在河流注入和潮汐之间的相互作用, 形成的沉积体平面分布与潮控三角洲有所不同。例如, 意大利Siderno 古海峡地层的相关研究表明河流作用为主的三角洲进入潮汐作用较强的海峡, 潮流将沉积在滨线附近的沉积物沿着海峡搬运至更远区域, 导致三角洲前缘的沉积物沿着海岸线偏转并呈现明显的不对称性(彭旸等, 2022)。

综上, 潮流是浅水海峡中重要的沉积物搬运营力, 能够改变沉积物的平面分布、床砂底形和相分布。潮控海峡的重要识别标志包括滞留砾石、裸露基岩、中—大型交错层理、潮汐韵律层、再作用面、砂质纹层与生物碎屑层交互出现等等, 古流向还应体现出狭窄区域两端的沙丘区域的迁移方向相反的特点。

与潮控海峡不同, 有些海峡以强劲的单向海流为特点。海流为温盐或风驱动的持续型流体。海流控制型海峡的水深通常大于200 m(Choi et al., 2019), 即深水海流控制型海峡。当然, 也有一些浅水海峡发育浅水等深流沉积体。浅水与深水海流控制型海峡沉积的主要区别可能为浅水海峡还发育一些浅水波浪和潮汐成因的沉积体(表1; Dalrymple, 2022)。

通常情况下, 海峡内海流的速度0.1~1 m/s, 但小巽他群岛的龙目海峡也曾报道过3 m/s的流速(Murray et al., 1990)。细粒沉积物在持续海流的作用下可以形成沉积物波(sediment wave)和等深流沉积。佛罗里达海峡、莫桑比克海峡和望加锡海峡均发育海流形成的沉积物波(Anselmetti et al., 2000; Posamentier et al., 2000; Breitzke et al., 2017)。除此以外, 佛罗里达海峡内曾报道过等深流沉积体的存在(Tournadour et al., 2015)。

黑潮属于太平洋西边界流, 对中国近海环流起着重要作用。黑潮具有流速高、流量大、高温和高盐等特点(苏纪兰, 2001)。黑潮发育于菲律宾以东, 沿吕宋岛东岸向北, 途经巴士海峡, 从中国台湾岛东岸向北进入东海, 而后沿东海陆坡北上, 向东转向并经日韩周边海域进入太平洋(袁耀初和苏纪兰, 2000)。沿冲绳海槽陆坡北上的黑潮南分支由西南向东北流入大隅海峡, 沉积物搬运方向与海流方向一致, 从近端到远端的床砂底形分布依次为沙脊、砂带、砂波、流水砂纹, 粒度逐渐变小, 分选逐渐变好, 揭示了海流对沉积物的改造以及在大隅海峡内逐渐减速的过程(Ikehara, 1988)。该海峡内海流的常规流速为0.30~0.75 m/s, 很可能对应于流水砂纹的形成速度(Ikehara, 1988), 大型沙脊、砂带的形成流速可能为0.75~1.50 m/s(Belderson et al., 1982)。黑潮的北分支为对马暖流, 流速约为0.5 m/s(Takikawa et al., 2005)。更新世海平面下降阶段, 洛东江携带的沉积物受到对马暖流的控制, 并在对马海峡形成了4期强制性海退楔形沉积体, 分别对应于氧同位素2期、6期、8期和10期的早期, 即海平面下降时期(Choi et al., 2019), 揭示了海峡沉积过程对于100 ka海平面升降旋回的响应。

渤海海峡位于辽宁省大连市与山东半岛之间, 连接渤海与黄海, 是渤海唯一的出海口, 峡口宽度105 km。渤海海峡为断裂控制型海峡(陆凯等, 2021), 海峡内目前出露不少岛屿, 如长岛、庙岛群岛、砣矶岛、大钦岛和北隍城岛等。岛屿间分布着若干水道。陈义兰等(2013)认为这些水道的成因为潮道, 其中较为著名的为老铁山水道, 水道长约42 km, 最大水深为45~86 m。该水道内潮流的最大速度可达2.5 m/s(武贺等, 2011)。除水道外, 该海峡内还分布着大量的潮汐沙脊和浅滩砂席(Liu et al., 1998; 刘振夏等, 1998), 说明了潮流是高海平面时期渤海海峡重要的沉积物搬运方式。

渤海海峡的沉积演化研究值得进一步探索, 由于海峡内的潮流等流体较强, 强水动力条件下形成的沉积物(岩)是否可以利用古地磁定年有待商榷(刘建兴等, 2020)。利用地震地层、AMS¹⁴C和光释光测年建立准确可信的年龄框架是重建晚第四纪沉积演化的基础。

台湾海峡连接着东海与中国南海, 长约400 km, 最窄处约130 km, 平均水深约60 m。台湾海峡的成因为构造活动, 其本质为前陆盆地, 与太平洋板块向欧亚板块俯冲有关(Tensi et al., 2006)。

台湾海峡的潮汐为典型的半日潮, 是中国典型的大潮区之一, 海峡内潮流主要受东海传入的潮波控制(吴頔等, 2020)。除强烈的潮流, 台湾海峡内还存在持续的海流。Zhu 等(2004)利用物理海洋观测手段监测到海峡内存在持续的北向的海流, 速度约0.3 m/s。然而, 这个海流究竟是黑潮的分支(台湾暖流)还是台湾海峡流仍然存有争议(Wu et al., 2021)。

台湾海峡内表层沉积物的分布已经非常明确。海峡南部的台湾浅滩发育大量沙脊和砂波, 很可能与海峡内强劲的潮流有关(Zhou et al., 2022)。Liu等(2008)阐明了全新世高海平面时期以来大型沉积体的分布, 长江携带的物质在闽浙沿岸流的作用下可以延伸至台湾海峡形成闽浙泥质区(长江泥楔)。台湾岛河流携带的碎屑物质往往以异重流的形式进入台湾海峡和周边海域, 并形成浊流(Milliman and Kao, 2005; 冯轩等, 2021)。

这些沉积物在台湾海峡北向海流的作用下形成了平行于海流方向的大型丘状沉积体(Liu et al., 2008)。然而, 该丘状体的成因是浅水等深流沉积还是三角洲前缘/前三角洲的泥有待进一步阐明(Dalrymple, 2022)。

由于台湾海峡内的研究多以重力柱为研究材料(Liu et al., 2008), 缺乏长钻孔的相关研究, 致使全新世以前沉积演化的相关研究非常匮乏。

琼州海峡位于雷州半岛与海南岛之间, 东西长80 km, 宽度最小处约20 km, 连接着北部湾与南海。赵焕庭等(2007)认为琼州海峡为非构造成因, 其前身为常态低地。

琼州海峡是南海潮流最强的区域(刘振夏等, 1998), 涨潮流流速为1.7 m/s, 落潮流流速为1.4 m/s(侍茂崇等, 1998), 是典型的潮控海峡。该海峡沉积体系由冲刷槽和全新世8.7 ka BP以来发育的东、西翼非对称型涨潮、落潮三角洲组成(图9), 西翼三角洲的面积为11 000 km², 是东翼三角洲面积的2倍(Ni et al., 2014)。两端三角洲不对称的原因很可能是涨潮与落潮流的能量、潮流通量差别较大。穿过该潮汐三角洲的浅地层剖面指示靠近冲刷槽的区域发育潮道、潮汐沙脊和砂波, 更远端的区域发育三角洲前积体(图9; Ni et al., 2014)。琼州海峡冲刷槽的沉积物以粗粒的含砾砂和砂为主, 狭窄区域以外则变细为粉砂, 最外侧分布更细粒的黏土质粉砂(陈亮等, 2014)。无论床砂底形和沉积物平面分布都印证了海峡最窄处的流体能量最大、粒度最粗, 随着横截面积增加导致流体能量(速度)降低、沉积物粒径减小。

图9

Fig.9

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	图9 琼州海峡及穿过其潮汐三角洲的浅地层剖面(据Ni et al., 2014) a—海峡两端发育潮道、潮汐沙脊和潮汐三角洲; b—a-a′剖面, 近端发育潮道, 远端发育潮汐三角洲的前积体; c—b-b′剖面, 近端发育潮汐沙脊和砂波, 远端发育潮汐三角洲的前积体Fig.9 Qiongzhou Strait and shallow seismic lines across tidal deltas(after Ni et al., 2014)