東沙隆起南緣第四系等深流沉積特征及成因機制

江寧，何敏，劉軍，龐雄，張向濤，薛懷艷

中海石油(中國)有限公司深圳分公司，廣東深圳 518054

隨著深水沉積系統研究的不斷深入和大洋鉆探計劃(ODP)的實施，等深流的定義和內涵在幾十年間得到不斷充實和完善。等深流的概念最早由Heezenetal.[1]提出，即由于地球旋轉形成的溫鹽循環底流，以平行于等深線方向流動，于陸隆區形成的沉積，但Heezenetal.[1]并沒有用一個確切的術語來對其命名，隨后Hollisteretal.[2]才正式采用了“等深流”這一術語，對等深流沉積特征進行總結和歸納。隨著等深流研究的深入，Faugèresetal.[3]注意到等深流概念被應用到淺水區，甚至于湖盆沉積環境，提出等深流概念應當回歸到原來定義范疇，即在超過500 m水深區域，由于地球旋轉形成的穩定溫鹽循環底流。Rebescoetal.[4- 5]認為等深流沉積主要受三方面因素影響：1)深水底流的強度；2)海底地形；3)物源的供給。等深流沉積可以劃分為5種主要類型：1)伸長形—丘形漂積體；2)席狀漂積體；3)限制形漂積體；4)等深流—重力流復合漂積體；5)與侵蝕溝谷相關的漂積體。Hernández- Molinaetal.[6]和Stowetal.[7]對Cádiz海灣深水區進行數十年的研究發現，地中海外溢水團(MOW)與大西洋存在強烈的水體交換，等深流沉積體系存在發育富砂優質儲層的潛力。國內底流研究對象由陸上奧陶系古代海洋深水底流沉積，逐漸過渡到南海第四系現代海洋深水底流沉積，研究成果也由底流成分、結構和構造特征，豐富為底流沉積類型、成因機制和沉積模式，李華等[8]認為珠江口盆地深水區重力流和等深流的交互作用，可形成與等深流運動方向相同的單向遷移水道，陳慧等[9]根據一統暗沙附近發現的侵蝕—沉積特征，提出了海山相關等深流沉積體系。

珠江口盆地深水區歷經20余年的勘探和研究工作，發現了以LW- S深水大氣田為代表的白云—荔灣深水陸坡油氣聚集區，明確了與陸架邊緣珠江三角洲系統相聯系的深水重力流沉積成因的深水扇系統，龐雄等[10]提出了韓江組—珠海組層序格架內的多期陸架坡折帶是深水陸坡區重力流發育展布的重要分界線。珠江口盆地前期的油氣勘探主要集中在陸架淺水區的珠一坳陷及陸坡深水區的珠二坳陷，先后發現一批儲層主要由珠江三角洲砂巖和深水扇砂巖構成的復式油氣藏。隨著勘探工作的深入，勘探難度越來越大，迫切的需要尋找新的沉積體系和新的油氣藏類型來接替后備儲量的不足。靖海凹陷深水陸坡區位于珠江口盆地的珠四坳陷，遠離古珠江沉積體系，缺乏優質儲層是制約靖海凹陷勘探的直接認識(圖1)。隨著深水底流研究在全球范圍內的興起，以及對珠江口盆地深水區地震、鉆井資料的反復分析，發現靖海凹陷陸坡深水區是等深流沉積的有利地區，是極具潛力的勘探新領域。

1 區域地質背景

東沙隆起南緣東接臺西南盆地，西靠興寧—荔灣凹陷，南部為南海海盆，區域上位于珠江口盆地珠四坳陷東北翼。東沙隆起南緣主體為在加里東、海西以及燕山期褶皺基底上形成的靖海凹陷，凹陷呈北東—西南走向，新生界沉積厚度可達7 000 m以上，水深介于900～2 600 m。陳長民等[11]據地震及重磁資料分析，靖海凹陷新生界具有“先斷后拗”的雙層結構，下構造層為盆地斷陷期所充填的早第三紀近海淺湖沉積，上構造層為盆地拗陷期所形成的晚第三紀和第四紀海相沉積。近年來，LW- S氣田及其周邊一系列油氣田的發現，揭示了位于南海北部陸架邊緣深水陸坡區的白云—荔灣凹陷為富生烴凹陷，而同樣位于深水陸坡區的靖海凹陷，理應具有不可忽視的勘探潛力。目前珠江口盆地陸坡深水區儲量主要來自于以深水重力流為成因的海底扇砂巖儲層，而對陸坡深水區發育的等深流沉積儲層則未予以足夠重視，有必要對儲集性能和發育規模均優于重力流沉積的等深流沉積進行研究。

2 等深流沉積類型及特征

第四紀西北太平洋和南海水體交換過程中，伴隨頻繁而復雜的熱通量和鹽通量的交換，在東沙隆起南緣深水陸坡區形成沿等深線流動的穩定低速溫鹽底流[12]，發育了類型豐富、形式多樣的等深流沉積體。由于等深流沉積體的多樣性而導致其沉積特征的復雜性，要有效的區分同屬于陸坡深水區的深水底流沉積和濁流沉積一直以來都有很大難度，但是二者在流動機制和流變過程上存在較大的不同，底流為一種可以長期存在，并處于平衡狀態的地轉流，底流搬運的驅動力主要是溫鹽差異，一般以平行于陸坡走向流動，主要通過牽引作用(懸移、躍移和推移方式)來搬運沉積物，而濁流為一種事件性存在，并處于非平衡狀態的渾濁流，搬運的驅動力主要是重力，通常順坡向下流動，主要是通過液體湍流懸浮作用搬運細粒沉積物。在鉆探程度較低，取芯資料較少以及缺少足夠古生物資料的海域，難以通過沉積物的結構特征和構造特征對底流沉積物進行有效識別(如底流沉積物顆粒/雜基的比值較高，分選中等到好，局部極好，概率圖表征為2～3個沉積總體，其中跳躍總體斜率較陡；濁流沉積物顆粒/雜基的比值低，分選性很差到較好，概率圖表征為只有一條斜度不大的較平的直線或微向上凸的遞變懸浮總體。底流沉積具有反映牽引流沉積的平行層理和交錯層理，而濁流沉積則具有反映重力流沉積的正遞變鮑馬序列)[13- 15]，但基于海域2D、3D地震資料，無論何種等深流沉積體都是以發育平行陸坡走向的侵蝕溝谷為最主要鑒定標志，其次還有平行陸坡走向發育的漂積體和沉積物波等，這也是其與以發育垂直陸坡走向的侵蝕水道—朵葉體的重力流沉積體的顯著不同[16- 17]。通過對東沙隆起南緣第四系地震地層單元內部地震反射構型、結構和地震相單元外形進行定性的地震相分析，在東沙隆起南緣深水陸坡區識別出5種具有平行陸坡走向分布的等深流沉積類型：涂抹形漂積體；伸長形—丘形漂積體；席狀漂積體；限制形漂積體；沉積物波，分析了等深流沉積體的各個組成部分的地震反射特征，并對具有代表性的等深流沉積體進行預測和推斷。

圖1 東沙隆起南緣區域位置圖Fig.1 The location map of South Dongsha Uplift

2.1 涂抹形—伸長形—丘形漂積體

ODP1144站為東沙隆起南緣深水陸坡區鉆遇等深流漂積體的科學探索井。ODP1144站獲取的巖芯資料揭示其不具有重力流沉積物的成分、結構和構造特征，而ODP1144站高分辨率古海洋學研究則進一步證實其為牽引流沉積物[18- 19]。通過分析漂積體的地震反射特征(不同期次溝谷與下覆地層均呈侵蝕不整一接觸關系)和測井曲線樣式(不同期次漂積體分界面處，測井曲線呈現跳躍和突變，伽馬曲線界面上、下分別表現向上的“漏斗形”和向下的“尖峰形—箱形”疊置樣式)，一共識別7個不同期次、連續發育的漂積體(圖2A～G)，不同期次漂積體均反映沉積水體逐漸變淺、繼而變深的巖相組合，由上陸坡到下陸坡依次發育涂抹形漂積體—伸長形—丘形漂積體。(圖2、表1)。

涂抹形漂積體，沿陸坡走向方向“側臥”于上陸坡，總體具有“底平頂凸”的丘形外部反射特征，靠近隆起側可見侵蝕較淺，沿陸坡走向延伸的侵蝕溝槽。涂抹形漂積體內部多為中弱振幅、中低連續性的反射結構，局部被具有強振幅的陸坡滑塌體所侵蝕切割。涂抹漂積體延伸長度及地層厚度均較為有限，利用ODP1144站合成記錄所提供的時深關系，計算出涂抹形漂積體延伸長度約為3.4 km，地層厚度約為40 m。

伸長形—丘形漂積體與其伴生的溝谷均位于下陸坡，溝谷往往發育于下陸坡內側，而伸長形—丘形漂積體則發育于下陸坡外側，溝谷與漂積體均呈現沿陸坡走向分布的特點。在地震剖面上溝谷具有近乎對稱的“U”形或者“V”形下切面，“V”形溝谷寬深比一般介于30～40之間，而“U”形溝谷寬深比往往大于40。地震剖面上溝谷的侵蝕強度，與作用于溝谷的底流能量有著密切聯系，如溝谷D下覆地震同相軸與溝谷呈明顯的角度不整合，反映了溝谷發育階段底流較為活躍，侵蝕作用強。不同期次充填于溝谷內地層，總體上具有連續性中等、振幅較強的內部反射特征，但是由于溝谷的侵蝕作用，極易觸發上陸坡沉積物的滑塌和滑動，形成局限于下陸坡的重力流沉積，例如C和F溝谷內發育近源的重力流沉積，其地震反射十分雜亂，明顯不同于相鄰較為整一的等深流地震反射，且由垂直于陸坡走向方向的地震剖面上，可識別指示物源方向的斜交前積反射結構。ODP1144井鉆遇的伸長形—丘形漂積體，以平行于陸坡方向(SW～NE)分布于下深水陸坡區，順陸坡走向方向其展布范圍可達45 km，垂直于陸坡方向其延伸長度約為80 km。在地震剖面上，伸長形—丘形漂積體整體上具有“中間厚，往兩翼逐漸減薄”的特征，例如伸長形—丘形漂積體A，中間最厚可達147 m，往兩翼逐漸過渡到約40 m左右。不同期次發育的伸長形—丘形漂積體具有相似的地震反射特征，主要表現在漂積體頂、底界面均表現為同相軸連續性較好，振幅能量較強，而漂積體內部地震反射強度有所降低，局部地層出現側向減薄，甚至尖滅。由漂積體G過渡到漂積體A，漂積體繼承性的披覆于前期發育的漂積體之上，且漂積體整體上具有向西北側東沙隆起區遷移特征。漂積體厚度的變化，反映了作用于其上的底流強度變化規律：底流較活躍時期，水流能量較強，溝谷侵蝕搬運的沉積物被懸浮和帶走，溝谷區漂積體沉積厚度往往較??；底流較為平靜時期，水體能量較弱，沉積環境較為穩定，側向侵蝕隆起區形成的沉積物，以垂向加積方式保存于下陸坡方向，丘形漂積體厚度往往較厚。

圖2 伸長形—丘形漂積體地震響應特征Fig.2 The seismic response characteristics of elongated- mounded drifts

2.2 限制形漂積體

限制形漂積體發育的位置與所處的地形存在密切的關系，由于海山或者隆起區的分割作用，沿陸坡走向方向，在高地勢區之間可以形成不連續分布、相對獨立的限制形漂積體。限制形漂積體具有丘形地震反射外形，丘形頂、底界面多具有振幅能量較強，連續性較好的地震反射特點，而丘形內部同相軸則表現為振幅能量較弱，連續性較差，反映了內部沉積地層存在較為頻繁的側向減薄、尖滅。限制形漂積體頂部沉積地層略厚，往兩翼沉積地層相對減薄，通過對限制形漂積體A至G的厚度進行統計，限制形漂積體兩翼厚度與頂部厚度比值主要介于40%～60%，明顯不同于兩翼厚度與頂部厚度比值介于20%～40%，橫向上厚度減薄迅速的伸長形—丘形漂積體。與伸長形—丘形漂積體只在靠近隆起區的單側形成溝谷不同，限制形漂積體兩側均發育侵蝕溝谷，但兩側溝谷的侵蝕強度存在明顯的差異，且隨水深變化強烈侵蝕部位也存在相應變化。靖海凹陷下陸坡平均水深約2 200 m，發育海山相關的限制形漂積體，限制形漂積體兩側溝谷均為寬深比大于40的“U” 形溝谷，且不同期次溝谷具有良好的繼承性，水道軸部不存在明顯的遷移。在地震剖面上可識別東南側溝谷與下覆被侵蝕地層存在明顯的角度不整合，地震同相軸在溝谷處出現清晰的終止、截斷，而西北側不同期次發育的溝谷則呈現為較為整一的接觸關系，地震同相軸逐期披覆于前期反射界面之上，側向上未見明顯的同相軸錯斷。靖海凹陷上陸坡平均水深約1 500 m，在該區海山與東沙隆起間可識別限制形漂積體，限制形漂積體東南側溝谷寬深比介于16～18，呈“V” 形對下覆地層進行切割，西北側溝谷由于受到晚期熔巖的涌入，于溝谷間形成凸起的巖柱，造成地震同相軸的中斷，與反射較為連續的限制形漂積體反差明顯，西北側溝谷寬深比超過40，呈不對稱的“U”形對下覆地層侵蝕削截。從下陸坡到上陸坡，限制形漂積體整體具有“波狀”起伏特征，且波形呈現向上陸坡方向遷徙的特點。值得一提的是，上陸坡漂積體所具有的起伏形態與下覆的斷層具有一定對應關系，不排除是晚期斷層的活動造成陸坡的不穩定，誘導上覆地層的塌陷，從而形成一系列負向地層單元(圖3)。

2.3 席狀漂積體

席狀漂積體主要發育于水動力作用強度較弱、水體較為安靜的深海沉積環境，部分發育于下陸坡的半深海沉積環境。在地震剖面上，漂積體內部反射具有振幅能量較強、連續性較好的特點，不同期次席狀漂積體之間的界面彼此平行，沉積物分布寬闊而層薄，單個席狀漂積體厚度相對穩定，一般介于20～40 m之間，有的席狀漂積體側向可以追蹤幾十至數千千米，反映了深?！肷詈３练e背景下，深層底流流速較慢，沉積速率較低的特點。席狀漂積體的形成，并不一定存在溝谷的伴生，尤其是在坡度一般為1/1 000，地形相對平坦的深海平原，席狀漂積體往往單獨以“席狀”、“毯狀”，沿陸坡走向方向廣泛發育、分布(圖4)。

2.4 沉積物波

沉積物波廣泛分布于陸坡至深海平原的半深?！詈^，面積由數平方千米至數百平方千米不等，是具有“波狀”起伏的海底沉積底形。在地震剖面上，沉積物波呈不對稱的正弦波形，沉積物波的波長、波高與發育的位置和所處的水深有一定對應關系，靖海凹陷陸坡區沉積物波波高25～50 m，波長1～3 km，以中—短波長的沉積物波為主(圖3)；陸隆區沉積物波波高5～20 m，波長1～20 km，以長波長的沉積物波為主，深海平原區鮮有波狀起伏底形的沉積物波(圖4)。沉積物波的遷徙方向具有多變性，既有內波成因的向上坡遷徙沉積物波(圖3)，也有底流成因的順陸坡走向遷徙沉積物波(圖5)，沉積物波依流向方向逐期向上爬升增長，使后一層系爬疊在前一層系之上，因此沉積物波的遷徙方向是等深流流向的有利指示標志。沉積物波成因的多樣性，造成即使在相同沉積環境，亦可以形成不同波形特征的沉積物波，例如圖5處于2 300 m相同水深的伸長形—丘形漂積體兩翼，西南側漂積體受到滑塌斷層影響發育短波長沉積物波，而東北側漂積體沉積地層較為穩定，發育長波長沉積物波。

圖4 席狀漂積體地震響應特征Fig.4 The seismic response characteristics of sheeted drifts

3 等深流沉積過程及主控因素

珠江口盆地東沙隆起南緣深水陸坡區第四紀等深流的形成、演化受控于多種因素，其中主控因素包括：西北太平洋與南海水體的交換機制、科里奧利力的偏轉效應、冰期—間冰期海平面變化以及新構造運動時期火山的活動、隆升。底流的循環路徑取決于西北太平洋與南海水體交換機制，期間受到科里奧利力和海底地形對底流路徑的改造，而氣候變化造成的海平面升降則決定了底流沉積與重力流沉積在東沙隆起南緣深水陸坡區的主導地位。

3.1 西北太平洋與南海水體的交換機制

作為西北太平洋邊緣最大海的南海，具有典型的半封閉特征，維系南海與外界的水交換的三條主要通道分別為南海北部的臺灣海峽、東部的呂宋海峽以及南部的蘇—丹陸架，而呂宋海峽則是西北太平洋和南海深層水體交換的唯一通道[20]。東沙隆起南緣位于臺灣島的西南側，呂宋島的西北側，直面呂宋海峽，是南海與西北太平洋水體交換的“咽喉”，其特定的地理位置及所處的復雜流場結構，蘊含了活躍而豐富的深水底流沉積作用(圖1)。由于南海水體交換機制研究尚處于起步階段，以及缺乏系統的水文觀測資料，目前對南海的環流結構的認識仍然集中于現代南海的表層水，且不同學者對南海環流結構的認識存在一定差異。Wyrtki[21]和Nitani[22]研究認為南海表層水(水深小于200 m)在冬季以“逆時針”方向流入南海，而在夏季則以“順時針”方向流出到太平洋；黃企洲等[23]利用實際觀測的溫度—鹽度資料提出，南海表層水只有在秋季以“順時針”方向流出到太平洋，而在其他季節均呈“逆時針”方向流入南海；汪品先[24]利用沉積物中浮游有孔蟲數據，推測末次冰期最盛時南海表層海流夏季呈“順時針”流向東北、冬季呈“逆時針”流向西南。Quetal.[25]通過實際觀測數據認為，表層水在一年四季都可以以“逆時針”方向，由西北太平洋進入南海。由于南海獨特的半封閉性，南海中、深層水(水深超過200 m)均須經由呂宋海峽與太平洋水體進行交換[20]。從Wyrtki[21]發現中層水交換可能與表層水交換呈相反路徑，到Nitani[22]認為臺灣東部黑潮中層水最低鹽度值偏高與南海中層水流出到西北太平洋存在聯系，再到Tianetal.[26]通過直接觀測到的中、深層流速資料，計算出中層存在凈通量的南海水流出，揭示了中層水由“順時針”方向從南海海盆流往西北太平洋。由于南海深層水的研究尚處于初級階段，通過Nitani[22]和Quetal.[27]研究工作，定量指出了深層水可由呂宋海峽流入南海盆地。目前針對古南海水體的環流結構和流態路徑展開的工作十分匱乏，通過ODP1144站地化分析揭示東沙隆起南緣沉積物成分與臺灣西南部樣品具有高度親緣性，而迥異與珠江及南海深海表層樣品，反映了第四紀西北太平洋底流攜帶的臺灣西南部陸源物質，可由西北向東南經呂宋海峽帶入南海[28]。

圖5 沉積物波地震響應特征Fig.5 The seismic response characteristics of sediment wave

3.2 科里奧利力對底流路徑的影響

由東沙隆起南緣上陸坡至下陸坡，再到深海平原，不同循環路徑的底流在北半球科里奧利力“右偏”作用下，可對位于運移路徑右側的高地勢區進行沖刷侵蝕，形成與漂積體相關的溝谷。東沙隆起南緣上陸坡溝谷主要發育在東沙隆起南緣東南側，而下陸坡與海山相關的溝谷，往往發育于海山的西北側，不同侵蝕方位的溝谷揭示上陸坡底流具有“逆時針”環流路徑，而下陸坡底流則呈現“順時針”環流路徑。如圖2，底流侵蝕形成的“U”形或者“V”形溝谷，以平行于陸坡方向在東沙隆起東南側發育，揭示太平洋底流依逆時針方向，由呂宋海峽侵入南海，在底流推進方向的右側，底流運移路徑受到西北側東沙隆起的攔截，加上北半球科里奧利力對底流的“右偏”作用，底流能量得以快速加強，流速得到迅速加快，從而對東沙隆起進行強烈侵蝕，而在底流推進方向左側，地勢較為平緩，底流能量未被顯著強化，底流速度總體較為平緩，有利于伸長形—丘形漂積體的發育和保存。邵磊等[28]利用伸長形—丘形漂積體鉆取的一系列沉積柱狀巖芯資料，對其分別進行沉積速率的計算，發現伸長形—丘形漂積體頂部沉積速率較高，往西北和東南兩翼沉積速率逐漸降低。沉積速率的變化反映了作用于不同沉積環境的底流強度的變化，伸長形—丘形漂積體西北側為底流強化區，沉積物的保存能力較差，沉積物過路不留，順著溝谷向西南方向搬運；伸長形—丘形漂積體頂部距離底流強化區有一定距離，底流能量相對減弱(如圖2，溝谷與漂積體頂部距離遠達18 km左右)，沉積環境較為穩定，漂積體繼承性發育，沉積序列不斷增厚；伸長形—丘形漂積體頂部相對于東南側翼部具有一定的地形差，同樣會對“右偏”底流起到一定攔截作用，造成東南側底流能量的相對強化，沉積物體積減少，進而導致沉積速率的降低。

3.3 冰期—間冰期旋回造成底流強度的變化

自1947～1948年，瑞典科學家發現“Albatross”科考船獲取深海巖芯中碳酸鈣含量的變化具有周期性以來，Arrheniusetal.[29]分別對赤道太平洋和大西洋第四系沉積中碳酸鈣含量進行研究，發現太平洋的碳酸鹽含量在間冰期較低，冰期較高，而大西洋的碳酸鹽含量變化卻是與之相反，在間冰期較高，冰期較低(圖6a)。大洋中碳酸鈣含量的變化趨勢，可以定性揭示海水古溫度的變化規律。南海北部陸坡區V36- 06- 3和V36- 06- 6柱狀樣顯示南海碳酸鈣含量曲線存在波狀起伏，尤其在75 ka B.P.附近存在“斷崖式”跳躍，揭示了南海第四紀時期存在頻繁的冰期—間冰期旋回，海平面發生周期性相對下降和上升，這種交替變化必將導致覆冰區與熱帶區之間的距離縮短和伸長，底流和重力流對該區沉積的交互主導(圖6b)。

圖6 晚第四紀沉積CaCO3百分含量曲線a.北大西洋與赤道太平洋晚第四紀沉積CaCO3百分含量曲線；b南海與東海晚第四紀沉積CaCO3百分含量曲線對比(據汪品先，1990；Luz, Shackleton，1975，有改動)Fig.6 The percentage content curve of CaCO3 during late Quaternary

東沙隆起東北側地震剖面上，由上陸坡到下陸坡，依次可識別重力流侵蝕形成的水道，以及等深流沉積的溝谷—伸長形—丘形漂積體。由于上陸坡較下陸坡地形坡度緩，冰期—間冰期上陸坡水體深度變化更為顯著，在垂向地層記錄上，上陸坡可識別第四紀早期發育的等深流沉積，其地震同相軸連續性較好，呈相對整一接觸關系，西北側隆起區可識別與漂積體伴生的溝谷，溝谷呈“V”形對下覆地層進行切割、侵蝕，揭示該時期上陸坡沉積環境較為穩定，水體深度較深，南海處于海平面上升的間冰期，底流是該時期上陸坡沉積的主導力量。第四紀中期隨著覆冰區的南向遷移，海平面相對下降大陸架部分出露水面而遭受強烈剝蝕，陸源沉積物可以越過大陸架和大陸斜坡，通過深切谷和斜坡峽谷大量注入海洋，重力流活動相應增強，重力流主導了上陸坡沉積，發育多期近東西向“V”形重力流下切水道，該水道振幅能量較強，橫向上連續性中等到較好，且水道兩側地震同相軸整一性不強、光滑程度較低，未見具有 “光滑”、“ 整一”反射特征的等深流沉積。地層記錄顯示水道具有東南向遷移特征，反映了由呂宋海峽進入南海的東南向底流對東西向遷移重力流水道具有一定的改造作用。Lüdmannetal.[30]通過比對ODP1144站、ODP1146站及臺西南盆地沉積物地化特征，發現ODP1144站沉積物成分與臺西南盆地樣品具有高度相似性，而迥異與珠江口盆地樣品，同樣佐證了西北太平洋底流，可由北向南，經由巴士海峽進入南海，將底流攜帶的臺西南盆地沉積物帶至ODP1144站所在的陸坡區。南海陸坡區柱狀樣的碳酸鈣含量在10 ka B.P.存在明顯的正向增大(圖6b)，揭示第四紀晚期南海逐漸由冰期過渡到間冰期，海平面發生相對上升，海岸線逐步向華南大陸推進，陸源沉積物受限于陸架區，陸坡區重力流作用開始減弱，底流作用重新處于主導地位。在地震剖面上，重力流水道之上可識別具有“波狀”起伏反射特征的沉積物波，晚第四紀早期沉積物波波長較長，波高較高，反映了重力流與底流交互作用階段，水體濁度較高，水體密度差異較大，底流能量較強；晚第四紀后期沉積物波波長和波高明顯減小， 反映了重力流作用逐漸減弱，水體密度差異逐漸減小，底流能量較弱。下陸坡地形坡度減緩，重力流能量更趨減弱，等深流逐漸主導了下陸坡沉積，由上陸坡攜帶來的沉積物受到等深流淘洗、篩選，再沉積形成限制形和伸長形—丘形漂積體，與漂積體相關的溝谷主要發育于西北側，同樣揭示了底流具有“逆時針”的環流方向(圖7)。

3.4 新構造運動對底流活動的影響

新構造運動時期(10.2～0 Ma)，珠江口盆地受到菲律賓海板塊向南海的仰沖及菲律賓島弧與華南地塊在臺灣碰撞的影響，分別經歷東沙運動(10.2～5.33 Ma)、流花運動(1.9～1.4 Ma)兩期區域性構造運動，珠江口盆地發生強烈的斷塊升降，隆起區遭受不同程度的抬升、剝蝕，并伴有頻繁而復雜的巖漿、構造活動，是珠江口盆地拗陷熱沉降最活躍的時期[31- 32]。由東沙隆起至北部隆起帶的區域地震解釋剖面，東沙隆起晚新近紀(T35～T30)和第四紀(T20～海底)均遭受不同程度的剝蝕，其地震同相軸以較大角度終止于上覆海底反射界面之下，揭示了東沙隆起區存在兩期強烈隆升，而在廣大的拗陷區則是較為連續沉積，其地震同相軸橫向分布穩定，呈相對整一接觸關系(圖8)。東沙運動和流花運動造成珠江口盆地斷裂的再次活化，伴隨多次基性巖漿的噴溢和底侵，在地震反射層T20和Sea Bottom之間形成具有“錐形”或者“鐘形”反射外形的海底火山(圖3)。新構造運動造成東沙隆起南緣深水區海底地貌的不均一性和差異性，導致局部底流循環路徑受到新構造運動形成的海底火山的復雜化。

在海底火山發育的東沙隆起南緣下陸坡深水區，底流流態路徑除了與科里奧利力的偏轉作用有關，還與火山間“峽谷效應”有著密切聯系。底流由開闊地帶流入海山間狹窄地帶時，流道變窄、過流面積減小，會導致流速的快速增加，對圍限底流的兩側海山強烈侵蝕。如圖3，限制形漂積體兩側均發育火山相關溝谷，但東南側溝谷在“峽谷效應”和“科里奧利力”雙重作用下，侵蝕強度明顯強于僅受“峽谷效應”作用的西北側溝谷。限制形漂積體強烈侵蝕溝谷端，指示了下陸坡底流依“順時針”方向由南海流出呂宋海峽，對途經的東南側火山進行 “右偏”撞擊。在海底地形起伏較小的深海平原，底流循環路徑較為通暢，底流能量沒有受到海山的強化，整體沉積環境較為穩定，鮮有底流侵蝕形成的溝谷，主要沉積了席狀漂積體沉積。

3.5 等深流沉積模式

根據等深流沉積的地震響應特征、沉積類型、分布規律以及成因機制，一個理想的陸坡區等深流沉積模式具有沉積物沿陸坡走向呈條帶狀分布的特點，即從上陸坡到下陸坡，及至深水盆地，大致依次出現涂抹形漂積體、伸長形—丘形漂積體、沉積物波、限制形漂積體以及席狀漂積體。由于底流沉積物的發育往往受南海環流方向、古氣候條件、海底地形、距物源區遠近以及海平面升降等因素的控制，實際沉積模式要復雜得多。東沙隆起南緣陸坡區第四系中—深層底流呈“雙層”環流結構，由呂宋海峽進、出南海，并在科里奧利力作用下對運移方向右側隆起區進行侵蝕、切割。在冰期，海平面相對下降，陸源碎屑物可在重力流作用下，在陸坡區快速卸載、堆積，發育“事件性”重力流水道沉積和深水扇沉積，在重力流作用較弱的兩翼及深水盆地區，發育等深流沉積；在間冰期，海平面相對上升，來自東沙隆起的陸源碎屑物“淤積”于陸架區，下陸坡區重力流強度較弱，底流作用主導了陸坡區和深水盆地區沉積，期間底流受到新構造運動形成的海底火山對循環路徑的改造(圖9)。

圖8 珠江口盆地東沙隆起—北部隆起帶區域地震解釋剖面Fig.8 The regional seismic interpretation profile from Dongsha Uplift to North Uplift in Pearl River Mouth Basin

圖9 珠江口盆地東沙隆起南緣等深流沉積模式Fig.9 The depositional model of South Dongsha Uplift in Pearl River Mouth Basin

4 結論

東沙隆起南緣陸坡深水區為南海與太平洋水體交換的樞紐，第四紀時期陸坡區中—深層底流循環方向具有“雙層”結構：上陸坡依“逆時針”方向由西北太平洋侵入南海，而下陸坡底流則由“順時針”方向由南海流入西北太平洋。由東沙隆起南緣深水陸坡區至深海平原區，依次發育涂抹形漂積體、伸長形—丘形漂積體、限制形漂積體、沉積物波以及席狀漂積體，上陸坡溝谷發育于漂積體西北側，而下陸坡溝谷發育于漂積體東南側。第四紀東沙隆起南緣深水陸坡區底流的發展變化、沉積類型受到科里奧利力“右偏”效應、新構造運動的“峽谷效應”，以及冰期—間冰期旋回中海平面升降的強烈影響，呈現出底流與重力流交互主導、互相影響的復雜而多變的沉積格局。

)

[1] Heezen B C, Hollister C. Deep- sea current evidence from abyssal sediments[J]. Marine Geology, 1964, 1(2): 141- 174.

[2] Hollister C D. The concept of deep- sea contourites[J]. Sedimentary Geology, 1993, 82(1/2/3/4): 5- 11.

[3] Faugères J C, Stow D A V. Bottom- current- controlled sedimentation: a synthesis of the contourite problem[J]. Sedimentary Geology, 1993, 82(1/2/3/4): 287- 297.

[4] Rebesco M, Stow D A V. Seismic expression of contourites and related deposits: a preface[J]. Marine Geophysical Research, 2001, 22(5/6):303- 308.

[5] Rebesco M, Larter R D, Camerlenghi A, et al. Giant sediment drifts on the continental rise west of the Antarctic Peninsula[J]. Geo- Marine Letters, 1996,16(2): 65- 75.

[6] Hernández- Molina F J, Llave E, Stow D A V. Continental slope contourites[C]//Rebesco M, Camerlenghi A. Contourites. Developments in sedimentology. Amsterdam: Elsevier Science, 2008: 379- 408.

[7] Stow D A V, Hernández- Molina F J, Llave E, et al. The Cadiz contourite channel: sandy contourites, bedforms and dynamic current interaction[J]. Marine Geology, 2013, 343: 99- 114.

[8] 李華，何幼斌，王英民，等. 深水交互作用沉積研究進展:以南海北部珠江口盆地為例[J]. 巖性油氣藏，2015，27(5)：218- 224. [Li Hua, He Youbin, Wang Yingmin, et al. Research advances in deep water interaction deposition: A case from the Pearl River Mouth Basin, northern South China Sea[J]. Lithologic Reservoirs, 2015, 27(5): 218- 224.]

[9] 陳慧，解習農，毛凱楠. 南海北緣一統暗沙附近深水等深流沉積體系特征[J]. 地球科學，2015，40(4)：733- 743. [Chen Hui, Xie Xinong, Mao Kainan. Deep- water contourite depositional system in the vicinity of Yi'tong shoal on the northern margin of the South China Sea[J]. Earth Science, 2015, 40(4): 733- 743.]

[10] 龐雄，陳長民，彭大鈞，等. 南海珠江深水扇系統及油氣[M]. 北京：科學出版社，2007：157- 164. [Pang Xiong, Chen Changmin, Peng Dajun, et al. The Pearl River deep- water fan system & petroleum in South China Sea[M]. Beijing: Science Press, 2007: 157- 164.]

[11] 陳長民，施和生，許仕策，等. 珠江口盆地(東部)第三系油氣藏形成條件[M]. 北京：科學出版社，2003：1- 9. [Chen Changmin, Shi Hesheng, Xu Shice, et al. The petroleum system of Tertiary of the Pearl River Mouth Basin (eastern)[M]. Beijing: Science Press, 2003: 1- 9.]

[12] Qu Tangdong. Evidence for water exchange between the South China Sea and the Pacific Ocean through the Luzon Strait[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2002, 21(2): 175- 185.

[13] Viana A R. Seismic expression of shallow- to deep- water contourites along the south- eastern Brazilian margin[J]. Marine Geophysical Researches, 2001, 22(5/6): 509- 521.

[14] 何幼斌，高振中，羅順社，等. 等深流沉積的特征及其鑒別標志[J]. 江漢石油學院學報，1998，20(4)：1- 6. [He Youbin, Gao Zhenzhong, Luo Shunshe, et al. Features of contourites and their discrimination[J]. Journal of Jianghan Petroleum Institute, 1998, 20(4): 1- 6.]

[15] Hernández- Molina F J, Serra N, Stow D A V, et al. Along- slope oceanographic processes and sedimentary products around the Iberian margin[J]. Geo- Marine Letters, 2011, 31(5): 315- 341.

[16] Laberg J S, Stoker M S, Dahlgren K I T, et al. Cenozoic alongslope processes and sedimentation on the NW European Atlantic margin[J]. Marine and Petroleum Geology, 2005, 22(9/10): 1069- 1088.

[17] Price J F, Baringer O M. Outflows and deep water production by marginal seas[J]. Progress in Oceanography, 1994, 33(3): 161- 200.

[18] Bühring C J, Sarnthein M, Erlenkeuser H. Toward a high- resolution stable isotope stratigraphy of the last 1.1 million years: site 1144, South China Sea[C]//Prell W L, Wang P, Blum P, et al. Proceedings of ODP Scientific Results. Texas: Texas A&M University Press, 2004: 1- 29.

[19] Wang L, Sarnthein M, Erlenkeuser H, et al. East Asian monsoon climate during the Late Pleistocene: high- resolution sediment records from the South China Sea[J]. Marine Geology, 1999, 156(1/2/3/4): 245- 284.

[20] 楊慶軒. 呂宋海峽通量及南?；旌涎芯縖D]. 青島：中國海洋大學，2008. [Yang Qingxuan. Study on the fluxes in the Luzon Strait and turbulent mixing in the South China Sea[D]. Qingdao: Ocean University of China, 2008.]

[21] Wyrtki K. Physical oceanography of the south- East Asian waters[R]. California: The University of California, 1961: 29- 49.

[22] Nitani H. Beginning of the Kuroshio[M]//Kuroshio: Physical Aspects of the Japan Current. Seattle: University of Washington Press, 1972: 129- 163.

[23] 黃企洲，王文質，李毓湘，等. 南海海流和渦旋概況[J]. 地球科學進展，1992，7(5)：1- 9. [Huang Qizhou, Wang Wenzhi, Li Yuxiang, et al. General situations of the current and eddy in the South China Sea[J]. Advances in Earth Science, 1992, 7(5): 1- 9.]

[24] 汪品先. 冰期時的中國?！芯楷F狀與問題[J]. 第四紀研究，1990，10(2)：111- 124. [Wang Pinxian. The ice- age China Sea—status and problems[J]. Quaternary Sciences, 1990, 10(2): 111- 124.]

[25] Qu Tangdong, Meyers G, Godfrey J S, et al. Upper ocean dynamics and its role in maintaining the annual mean western Pacific warm pool in a global GCM[J]. International Journal of Climatology, 1997, 17(7): 711- 724.

[26] Tian Jiwei, Yang Qingxuan, Liang Xinfeng, et al. Observation of Luzon strait transport[J]. Geophysical Research Letters, 2006, 33(19): L19607.

[27] Qu Tangdong, Girton J B, Whitehead J A. Deepwater overflow through Luzon strait[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2006, 111(C1): C01002.

[28] 邵磊，李學杰，耿建華，等. 南海北部深水底流沉積作用[J]. 中國科學(D輯)：地球科學，2007，37(6)：771- 777. [Shao Lei, Li Xuejie, Geng Jianhua, et al. Deep water bottom current deposition in the northern South China Sea[J]. Science China (Seri. D): Earth Sciences, 2007, 37(6): 771- 777.]

[29] 同濟大學海洋地質系. 古海洋學概論[M]. 上海：同濟大學出版社，1989：157- 176. [Department of Marine Geology. Introduction to paleoceanography[M]. Shanghai: Tongji Press, 1989: 157- 176.]

[30] Lüdmann T, Wong H K, Berglar K. Upward flow of North Pacific deep water in the northern South China Sea as deduced from the occurrence of drift sediments[J]. Geophysical Research Letters, 2005, 32(5): L05614.

[31] 李平魯. 珠江口盆地新生代構造運動[J]. 中國海上油氣(地質)，1993，7(6)：11- 17. [Li Pinglu. Cenozoic tectonic movement in the Pearl River Mouth Basin[J]. China Offshore Oil and Gas (Geology), 1993, 7(6): 11- 17.]

[32] Lüdmann T, Wong H K, Wang Pinxian. Plio- quaternary sedimentation processes and neotectonics of the northern continental margin of the South China Sea[J]. Marine Geology, 2001, 172(3/4): 331- 358.