东沙隆起南缘第四系等深流沉积特征及成因机制

江宁，何敏，刘军，庞雄，张向涛，薛怀艳

中海石油(中国)有限公司深圳分公司，广东深圳 518054

随着深水沉积系统研究的不断深入和大洋钻探计划(ODP)的实施，等深流的定义和内涵在几十年间得到不断充实和完善。等深流的概念最早由Heezenetal.[1]提出，即由于地球旋转形成的温盐循环底流，以平行于等深线方向流动，于陆隆区形成的沉积，但Heezenetal.[1]并没有用一个确切的术语来对其命名，随后Hollisteretal.[2]才正式采用了“等深流”这一术语，对等深流沉积特征进行总结和归纳。随着等深流研究的深入，Faugèresetal.[3]注意到等深流概念被应用到浅水区，甚至于湖盆沉积环境，提出等深流概念应当回归到原来定义范畴，即在超过500 m水深区域，由于地球旋转形成的稳定温盐循环底流。Rebescoetal.[4- 5]认为等深流沉积主要受三方面因素影响：1)深水底流的强度；2)海底地形；3)物源的供给。等深流沉积可以划分为5种主要类型：1)伸长形—丘形漂积体；2)席状漂积体；3)限制形漂积体；4)等深流—重力流复合漂积体；5)与侵蚀沟谷相关的漂积体。Hernández- Molinaetal.[6]和Stowetal.[7]对Cádiz海湾深水区进行数十年的研究发现，地中海外溢水团(MOW)与大西洋存在强烈的水体交换，等深流沉积体系存在发育富砂优质储层的潜力。国内底流研究对象由陆上奥陶系古代海洋深水底流沉积，逐渐过渡到南海第四系现代海洋深水底流沉积，研究成果也由底流成分、结构和构造特征，丰富为底流沉积类型、成因机制和沉积模式，李华等[8]认为珠江口盆地深水区重力流和等深流的交互作用，可形成与等深流运动方向相同的单向迁移水道，陈慧等[9]根据一统暗沙附近发现的侵蚀—沉积特征，提出了海山相关等深流沉积体系。

珠江口盆地深水区历经20余年的勘探和研究工作，发现了以LW- S深水大气田为代表的白云—荔湾深水陆坡油气聚集区，明确了与陆架边缘珠江三角洲系统相联系的深水重力流沉积成因的深水扇系统，庞雄等[10]提出了韩江组—珠海组层序格架内的多期陆架坡折带是深水陆坡区重力流发育展布的重要分界线。珠江口盆地前期的油气勘探主要集中在陆架浅水区的珠一坳陷及陆坡深水区的珠二坳陷，先后发现一批储层主要由珠江三角洲砂岩和深水扇砂岩构成的复式油气藏。随着勘探工作的深入，勘探难度越来越大，迫切的需要寻找新的沉积体系和新的油气藏类型来接替后备储量的不足。靖海凹陷深水陆坡区位于珠江口盆地的珠四坳陷，远离古珠江沉积体系，缺乏优质储层是制约靖海凹陷勘探的直接认识(图1)。随着深水底流研究在全球范围内的兴起，以及对珠江口盆地深水区地震、钻井资料的反复分析，发现靖海凹陷陆坡深水区是等深流沉积的有利地区，是极具潜力的勘探新领域。

1 区域地质背景

东沙隆起南缘东接台西南盆地，西靠兴宁—荔湾凹陷，南部为南海海盆，区域上位于珠江口盆地珠四坳陷东北翼。东沙隆起南缘主体为在加里东、海西以及燕山期褶皱基底上形成的靖海凹陷，凹陷呈北东—西南走向，新生界沉积厚度可达7 000 m以上，水深介于900～2 600 m。陈长民等[11]据地震及重磁资料分析，靖海凹陷新生界具有“先断后拗”的双层结构，下构造层为盆地断陷期所充填的早第三纪近海浅湖沉积，上构造层为盆地拗陷期所形成的晚第三纪和第四纪海相沉积。近年来，LW- S气田及其周边一系列油气田的发现，揭示了位于南海北部陆架边缘深水陆坡区的白云—荔湾凹陷为富生烃凹陷，而同样位于深水陆坡区的靖海凹陷，理应具有不可忽视的勘探潜力。目前珠江口盆地陆坡深水区储量主要来自于以深水重力流为成因的海底扇砂岩储层，而对陆坡深水区发育的等深流沉积储层则未予以足够重视，有必要对储集性能和发育规模均优于重力流沉积的等深流沉积进行研究。

2 等深流沉积类型及特征

第四纪西北太平洋和南海水体交换过程中，伴随频繁而复杂的热通量和盐通量的交换，在东沙隆起南缘深水陆坡区形成沿等深线流动的稳定低速温盐底流[12]，发育了类型丰富、形式多样的等深流沉积体。由于等深流沉积体的多样性而导致其沉积特征的复杂性，要有效的区分同属于陆坡深水区的深水底流沉积和浊流沉积一直以来都有很大难度，但是二者在流动机制和流变过程上存在较大的不同，底流为一种可以长期存在，并处于平衡状态的地转流，底流搬运的驱动力主要是温盐差异，一般以平行于陆坡走向流动，主要通过牵引作用(悬移、跃移和推移方式)来搬运沉积物，而浊流为一种事件性存在，并处于非平衡状态的浑浊流，搬运的驱动力主要是重力，通常顺坡向下流动，主要是通过液体湍流悬浮作用搬运细粒沉积物。在钻探程度较低，取芯资料较少以及缺少足够古生物资料的海域，难以通过沉积物的结构特征和构造特征对底流沉积物进行有效识别(如底流沉积物颗粒/杂基的比值较高，分选中等到好，局部极好，概率图表征为2～3个沉积总体，其中跳跃总体斜率较陡；浊流沉积物颗粒/杂基的比值低，分选性很差到较好，概率图表征为只有一条斜度不大的较平的直线或微向上凸的递变悬浮总体。底流沉积具有反映牵引流沉积的平行层理和交错层理，而浊流沉积则具有反映重力流沉积的正递变鲍马序列)[13- 15]，但基于海域2D、3D地震资料，无论何种等深流沉积体都是以发育平行陆坡走向的侵蚀沟谷为最主要鉴定标志，其次还有平行陆坡走向发育的漂积体和沉积物波等，这也是其与以发育垂直陆坡走向的侵蚀水道—朵叶体的重力流沉积体的显著不同[16- 17]。通过对东沙隆起南缘第四系地震地层单元内部地震反射构型、结构和地震相单元外形进行定性的地震相分析，在东沙隆起南缘深水陆坡区识别出5种具有平行陆坡走向分布的等深流沉积类型：涂抹形漂积体；伸长形—丘形漂积体；席状漂积体；限制形漂积体；沉积物波，分析了等深流沉积体的各个组成部分的地震反射特征，并对具有代表性的等深流沉积体进行预测和推断。

图1 东沙隆起南缘区域位置图Fig.1 The location map of South Dongsha Uplift

2.1 涂抹形—伸长形—丘形漂积体

ODP1144站为东沙隆起南缘深水陆坡区钻遇等深流漂积体的科学探索井。ODP1144站获取的岩芯资料揭示其不具有重力流沉积物的成分、结构和构造特征，而ODP1144站高分辨率古海洋学研究则进一步证实其为牵引流沉积物[18- 19]。通过分析漂积体的地震反射特征(不同期次沟谷与下覆地层均呈侵蚀不整一接触关系)和测井曲线样式(不同期次漂积体分界面处，测井曲线呈现跳跃和突变，伽马曲线界面上、下分别表现向上的“漏斗形”和向下的“尖峰形—箱形”叠置样式)，一共识别7个不同期次、连续发育的漂积体(图2A～G)，不同期次漂积体均反映沉积水体逐渐变浅、继而变深的岩相组合，由上陆坡到下陆坡依次发育涂抹形漂积体—伸长形—丘形漂积体。(图2、表1)。

涂抹形漂积体，沿陆坡走向方向“侧卧”于上陆坡，总体具有“底平顶凸”的丘形外部反射特征，靠近隆起侧可见侵蚀较浅，沿陆坡走向延伸的侵蚀沟槽。涂抹形漂积体内部多为中弱振幅、中低连续性的反射结构，局部被具有强振幅的陆坡滑塌体所侵蚀切割。涂抹漂积体延伸长度及地层厚度均较为有限，利用ODP1144站合成记录所提供的时深关系，计算出涂抹形漂积体延伸长度约为3.4 km，地层厚度约为40 m。

伸长形—丘形漂积体与其伴生的沟谷均位于下陆坡，沟谷往往发育于下陆坡内侧，而伸长形—丘形漂积体则发育于下陆坡外侧，沟谷与漂积体均呈现沿陆坡走向分布的特点。在地震剖面上沟谷具有近乎对称的“U”形或者“V”形下切面，“V”形沟谷宽深比一般介于30～40之间，而“U”形沟谷宽深比往往大于40。地震剖面上沟谷的侵蚀强度，与作用于沟谷的底流能量有着密切联系，如沟谷D下覆地震同相轴与沟谷呈明显的角度不整合，反映了沟谷发育阶段底流较为活跃，侵蚀作用强。不同期次充填于沟谷内地层，总体上具有连续性中等、振幅较强的内部反射特征，但是由于沟谷的侵蚀作用，极易触发上陆坡沉积物的滑塌和滑动，形成局限于下陆坡的重力流沉积，例如C和F沟谷内发育近源的重力流沉积，其地震反射十分杂乱，明显不同于相邻较为整一的等深流地震反射，且由垂直于陆坡走向方向的地震剖面上，可识别指示物源方向的斜交前积反射结构。ODP1144井钻遇的伸长形—丘形漂积体，以平行于陆坡方向(SW～NE)分布于下深水陆坡区，顺陆坡走向方向其展布范围可达45 km，垂直于陆坡方向其延伸长度约为80 km。在地震剖面上，伸长形—丘形漂积体整体上具有“中间厚，往两翼逐渐减薄”的特征，例如伸长形—丘形漂积体A，中间最厚可达147 m，往两翼逐渐过渡到约40 m左右。不同期次发育的伸长形—丘形漂积体具有相似的地震反射特征，主要表现在漂积体顶、底界面均表现为同相轴连续性较好，振幅能量较强，而漂积体内部地震反射强度有所降低，局部地层出现侧向减薄，甚至尖灭。由漂积体G过渡到漂积体A，漂积体继承性的披覆于前期发育的漂积体之上，且漂积体整体上具有向西北侧东沙隆起区迁移特征。漂积体厚度的变化，反映了作用于其上的底流强度变化规律：底流较活跃时期，水流能量较强，沟谷侵蚀搬运的沉积物被悬浮和带走，沟谷区漂积体沉积厚度往往较薄；底流较为平静时期，水体能量较弱，沉积环境较为稳定，侧向侵蚀隆起区形成的沉积物，以垂向加积方式保存于下陆坡方向，丘形漂积体厚度往往较厚。

图2 伸长形—丘形漂积体地震响应特征Fig.2 The seismic response characteristics of elongated- mounded drifts

2.2 限制形漂积体

限制形漂积体发育的位置与所处的地形存在密切的关系，由于海山或者隆起区的分割作用，沿陆坡走向方向，在高地势区之间可以形成不连续分布、相对独立的限制形漂积体。限制形漂积体具有丘形地震反射外形，丘形顶、底界面多具有振幅能量较强，连续性较好的地震反射特点，而丘形内部同相轴则表现为振幅能量较弱，连续性较差，反映了内部沉积地层存在较为频繁的侧向减薄、尖灭。限制形漂积体顶部沉积地层略厚，往两翼沉积地层相对减薄，通过对限制形漂积体A至G的厚度进行统计，限制形漂积体两翼厚度与顶部厚度比值主要介于40%～60%，明显不同于两翼厚度与顶部厚度比值介于20%～40%，横向上厚度减薄迅速的伸长形—丘形漂积体。与伸长形—丘形漂积体只在靠近隆起区的单侧形成沟谷不同，限制形漂积体两侧均发育侵蚀沟谷，但两侧沟谷的侵蚀强度存在明显的差异，且随水深变化强烈侵蚀部位也存在相应变化。靖海凹陷下陆坡平均水深约2 200 m，发育海山相关的限制形漂积体，限制形漂积体两侧沟谷均为宽深比大于40的“U” 形沟谷，且不同期次沟谷具有良好的继承性，水道轴部不存在明显的迁移。在地震剖面上可识别东南侧沟谷与下覆被侵蚀地层存在明显的角度不整合，地震同相轴在沟谷处出现清晰的终止、截断，而西北侧不同期次发育的沟谷则呈现为较为整一的接触关系，地震同相轴逐期披覆于前期反射界面之上，侧向上未见明显的同相轴错断。靖海凹陷上陆坡平均水深约1 500 m，在该区海山与东沙隆起间可识别限制形漂积体，限制形漂积体东南侧沟谷宽深比介于16～18，呈“V” 形对下覆地层进行切割，西北侧沟谷由于受到晚期熔岩的涌入，于沟谷间形成凸起的岩柱，造成地震同相轴的中断，与反射较为连续的限制形漂积体反差明显，西北侧沟谷宽深比超过40，呈不对称的“U”形对下覆地层侵蚀削截。从下陆坡到上陆坡，限制形漂积体整体具有“波状”起伏特征，且波形呈现向上陆坡方向迁徙的特点。值得一提的是，上陆坡漂积体所具有的起伏形态与下覆的断层具有一定对应关系，不排除是晚期断层的活动造成陆坡的不稳定，诱导上覆地层的塌陷，从而形成一系列负向地层单元(图3)。

2.3 席状漂积体

席状漂积体主要发育于水动力作用强度较弱、水体较为安静的深海沉积环境，部分发育于下陆坡的半深海沉积环境。在地震剖面上，漂积体内部反射具有振幅能量较强、连续性较好的特点，不同期次席状漂积体之间的界面彼此平行，沉积物分布宽阔而层薄，单个席状漂积体厚度相对稳定，一般介于20～40 m之间，有的席状漂积体侧向可以追踪几十至数千千米，反映了深海—半深海沉积背景下，深层底流流速较慢，沉积速率较低的特点。席状漂积体的形成，并不一定存在沟谷的伴生，尤其是在坡度一般为1/1 000，地形相对平坦的深海平原，席状漂积体往往单独以“席状”、“毯状”，沿陆坡走向方向广泛发育、分布(图4)。

2.4 沉积物波

沉积物波广泛分布于陆坡至深海平原的半深海—深海区，面积由数平方千米至数百平方千米不等，是具有“波状”起伏的海底沉积底形。在地震剖面上，沉积物波呈不对称的正弦波形，沉积物波的波长、波高与发育的位置和所处的水深有一定对应关系，靖海凹陷陆坡区沉积物波波高25～50 m，波长1～3 km，以中—短波长的沉积物波为主(图3)；陆隆区沉积物波波高5～20 m，波长1～20 km，以长波长的沉积物波为主，深海平原区鲜有波状起伏底形的沉积物波(图4)。沉积物波的迁徙方向具有多变性，既有内波成因的向上坡迁徙沉积物波(图3)，也有底流成因的顺陆坡走向迁徙沉积物波(图5)，沉积物波依流向方向逐期向上爬升增长，使后一层系爬叠在前一层系之上，因此沉积物波的迁徙方向是等深流流向的有利指示标志。沉积物波成因的多样性，造成即使在相同沉积环境，亦可以形成不同波形特征的沉积物波，例如图5处于2 300 m相同水深的伸长形—丘形漂积体两翼，西南侧漂积体受到滑塌断层影响发育短波长沉积物波，而东北侧漂积体沉积地层较为稳定，发育长波长沉积物波。

图4 席状漂积体地震响应特征Fig.4 The seismic response characteristics of sheeted drifts

3 等深流沉积过程及主控因素

珠江口盆地东沙隆起南缘深水陆坡区第四纪等深流的形成、演化受控于多种因素，其中主控因素包括：西北太平洋与南海水体的交换机制、科里奥利力的偏转效应、冰期—间冰期海平面变化以及新构造运动时期火山的活动、隆升。底流的循环路径取决于西北太平洋与南海水体交换机制，期间受到科里奥利力和海底地形对底流路径的改造，而气候变化造成的海平面升降则决定了底流沉积与重力流沉积在东沙隆起南缘深水陆坡区的主导地位。

3.1 西北太平洋与南海水体的交换机制

作为西北太平洋边缘最大海的南海，具有典型的半封闭特征，维系南海与外界的水交换的三条主要通道分别为南海北部的台湾海峡、东部的吕宋海峡以及南部的苏—丹陆架，而吕宋海峡则是西北太平洋和南海深层水体交换的唯一通道[20]。东沙隆起南缘位于台湾岛的西南侧，吕宋岛的西北侧，直面吕宋海峡，是南海与西北太平洋水体交换的“咽喉”，其特定的地理位置及所处的复杂流场结构，蕴含了活跃而丰富的深水底流沉积作用(图1)。由于南海水体交换机制研究尚处于起步阶段，以及缺乏系统的水文观测资料，目前对南海的环流结构的认识仍然集中于现代南海的表层水，且不同学者对南海环流结构的认识存在一定差异。Wyrtki[21]和Nitani[22]研究认为南海表层水(水深小于200 m)在冬季以“逆时针”方向流入南海，而在夏季则以“顺时针”方向流出到太平洋；黄企洲等[23]利用实际观测的温度—盐度资料提出，南海表层水只有在秋季以“顺时针”方向流出到太平洋，而在其他季节均呈“逆时针”方向流入南海；汪品先[24]利用沉积物中浮游有孔虫数据，推测末次冰期最盛时南海表层海流夏季呈“顺时针”流向东北、冬季呈“逆时针”流向西南。Quetal.[25]通过实际观测数据认为，表层水在一年四季都可以以“逆时针”方向，由西北太平洋进入南海。由于南海独特的半封闭性，南海中、深层水(水深超过200 m)均须经由吕宋海峡与太平洋水体进行交换[20]。从Wyrtki[21]发现中层水交换可能与表层水交换呈相反路径，到Nitani[22]认为台湾东部黑潮中层水最低盐度值偏高与南海中层水流出到西北太平洋存在联系，再到Tianetal.[26]通过直接观测到的中、深层流速资料，计算出中层存在净通量的南海水流出，揭示了中层水由“顺时针”方向从南海海盆流往西北太平洋。由于南海深层水的研究尚处于初级阶段，通过Nitani[22]和Quetal.[27]研究工作，定量指出了深层水可由吕宋海峡流入南海盆地。目前针对古南海水体的环流结构和流态路径展开的工作十分匮乏，通过ODP1144站地化分析揭示东沙隆起南缘沉积物成分与台湾西南部样品具有高度亲缘性，而迥异与珠江及南海深海表层样品，反映了第四纪西北太平洋底流携带的台湾西南部陆源物质，可由西北向东南经吕宋海峡带入南海[28]。

图5 沉积物波地震响应特征Fig.5 The seismic response characteristics of sediment wave

3.2 科里奥利力对底流路径的影响

由东沙隆起南缘上陆坡至下陆坡，再到深海平原，不同循环路径的底流在北半球科里奥利力“右偏”作用下，可对位于运移路径右侧的高地势区进行冲刷侵蚀，形成与漂积体相关的沟谷。东沙隆起南缘上陆坡沟谷主要发育在东沙隆起南缘东南侧，而下陆坡与海山相关的沟谷，往往发育于海山的西北侧，不同侵蚀方位的沟谷揭示上陆坡底流具有“逆时针”环流路径，而下陆坡底流则呈现“顺时针”环流路径。如图2，底流侵蚀形成的“U”形或者“V”形沟谷，以平行于陆坡方向在东沙隆起东南侧发育，揭示太平洋底流依逆时针方向，由吕宋海峡侵入南海，在底流推进方向的右侧，底流运移路径受到西北侧东沙隆起的拦截，加上北半球科里奥利力对底流的“右偏”作用，底流能量得以快速加强，流速得到迅速加快，从而对东沙隆起进行强烈侵蚀，而在底流推进方向左侧，地势较为平缓，底流能量未被显著强化，底流速度总体较为平缓，有利于伸长形—丘形漂积体的发育和保存。邵磊等[28]利用伸长形—丘形漂积体钻取的一系列沉积柱状岩芯资料，对其分别进行沉积速率的计算，发现伸长形—丘形漂积体顶部沉积速率较高，往西北和东南两翼沉积速率逐渐降低。沉积速率的变化反映了作用于不同沉积环境的底流强度的变化，伸长形—丘形漂积体西北侧为底流强化区，沉积物的保存能力较差，沉积物过路不留，顺着沟谷向西南方向搬运；伸长形—丘形漂积体顶部距离底流强化区有一定距离，底流能量相对减弱(如图2，沟谷与漂积体顶部距离远达18 km左右)，沉积环境较为稳定，漂积体继承性发育，沉积序列不断增厚；伸长形—丘形漂积体顶部相对于东南侧翼部具有一定的地形差，同样会对“右偏”底流起到一定拦截作用，造成东南侧底流能量的相对强化，沉积物体积减少，进而导致沉积速率的降低。

3.3 冰期—间冰期旋回造成底流强度的变化

自1947～1948年，瑞典科学家发现“Albatross”科考船获取深海岩芯中碳酸钙含量的变化具有周期性以来，Arrheniusetal.[29]分别对赤道太平洋和大西洋第四系沉积中碳酸钙含量进行研究，发现太平洋的碳酸盐含量在间冰期较低，冰期较高，而大西洋的碳酸盐含量变化却是与之相反，在间冰期较高，冰期较低(图6a)。大洋中碳酸钙含量的变化趋势，可以定性揭示海水古温度的变化规律。南海北部陆坡区V36- 06- 3和V36- 06- 6柱状样显示南海碳酸钙含量曲线存在波状起伏，尤其在75 ka B.P.附近存在“断崖式”跳跃，揭示了南海第四纪时期存在频繁的冰期—间冰期旋回，海平面发生周期性相对下降和上升，这种交替变化必将导致覆冰区与热带区之间的距离缩短和伸长，底流和重力流对该区沉积的交互主导(图6b)。

图6 晚第四纪沉积CaCO3百分含量曲线a.北大西洋与赤道太平洋晚第四纪沉积CaCO3百分含量曲线；b南海与东海晚第四纪沉积CaCO3百分含量曲线对比(据汪品先，1990；Luz, Shackleton，1975，有改动)Fig.6 The percentage content curve of CaCO3 during late Quaternary

东沙隆起东北侧地震剖面上，由上陆坡到下陆坡，依次可识别重力流侵蚀形成的水道，以及等深流沉积的沟谷—伸长形—丘形漂积体。由于上陆坡较下陆坡地形坡度缓，冰期—间冰期上陆坡水体深度变化更为显著，在垂向地层记录上，上陆坡可识别第四纪早期发育的等深流沉积，其地震同相轴连续性较好，呈相对整一接触关系，西北侧隆起区可识别与漂积体伴生的沟谷，沟谷呈“V”形对下覆地层进行切割、侵蚀，揭示该时期上陆坡沉积环境较为稳定，水体深度较深，南海处于海平面上升的间冰期，底流是该时期上陆坡沉积的主导力量。第四纪中期随着覆冰区的南向迁移，海平面相对下降大陆架部分出露水面而遭受强烈剥蚀，陆源沉积物可以越过大陆架和大陆斜坡，通过深切谷和斜坡峡谷大量注入海洋，重力流活动相应增强，重力流主导了上陆坡沉积，发育多期近东西向“V”形重力流下切水道，该水道振幅能量较强，横向上连续性中等到较好，且水道两侧地震同相轴整一性不强、光滑程度较低，未见具有 “光滑”、“ 整一”反射特征的等深流沉积。地层记录显示水道具有东南向迁移特征，反映了由吕宋海峡进入南海的东南向底流对东西向迁移重力流水道具有一定的改造作用。Lüdmannetal.[30]通过比对ODP1144站、ODP1146站及台西南盆地沉积物地化特征，发现ODP1144站沉积物成分与台西南盆地样品具有高度相似性，而迥异与珠江口盆地样品，同样佐证了西北太平洋底流，可由北向南，经由巴士海峡进入南海，将底流携带的台西南盆地沉积物带至ODP1144站所在的陆坡区。南海陆坡区柱状样的碳酸钙含量在10 ka B.P.存在明显的正向增大(图6b)，揭示第四纪晚期南海逐渐由冰期过渡到间冰期，海平面发生相对上升，海岸线逐步向华南大陆推进，陆源沉积物受限于陆架区，陆坡区重力流作用开始减弱，底流作用重新处于主导地位。在地震剖面上，重力流水道之上可识别具有“波状”起伏反射特征的沉积物波，晚第四纪早期沉积物波波长较长，波高较高，反映了重力流与底流交互作用阶段，水体浊度较高，水体密度差异较大，底流能量较强；晚第四纪后期沉积物波波长和波高明显减小， 反映了重力流作用逐渐减弱，水体密度差异逐渐减小，底流能量较弱。下陆坡地形坡度减缓，重力流能量更趋减弱，等深流逐渐主导了下陆坡沉积，由上陆坡携带来的沉积物受到等深流淘洗、筛选，再沉积形成限制形和伸长形—丘形漂积体，与漂积体相关的沟谷主要发育于西北侧，同样揭示了底流具有“逆时针”的环流方向(图7)。

3.4 新构造运动对底流活动的影响

新构造运动时期(10.2～0 Ma)，珠江口盆地受到菲律宾海板块向南海的仰冲及菲律宾岛弧与华南地块在台湾碰撞的影响，分别经历东沙运动(10.2～5.33 Ma)、流花运动(1.9～1.4 Ma)两期区域性构造运动，珠江口盆地发生强烈的断块升降，隆起区遭受不同程度的抬升、剥蚀，并伴有频繁而复杂的岩浆、构造活动，是珠江口盆地拗陷热沉降最活跃的时期[31- 32]。由东沙隆起至北部隆起带的区域地震解释剖面，东沙隆起晚新近纪(T35～T30)和第四纪(T20～海底)均遭受不同程度的剥蚀，其地震同相轴以较大角度终止于上覆海底反射界面之下，揭示了东沙隆起区存在两期强烈隆升，而在广大的拗陷区则是较为连续沉积，其地震同相轴横向分布稳定，呈相对整一接触关系(图8)。东沙运动和流花运动造成珠江口盆地断裂的再次活化，伴随多次基性岩浆的喷溢和底侵，在地震反射层T20和Sea Bottom之间形成具有“锥形”或者“钟形”反射外形的海底火山(图3)。新构造运动造成东沙隆起南缘深水区海底地貌的不均一性和差异性，导致局部底流循环路径受到新构造运动形成的海底火山的复杂化。

在海底火山发育的东沙隆起南缘下陆坡深水区，底流流态路径除了与科里奥利力的偏转作用有关，还与火山间“峡谷效应”有着密切联系。底流由开阔地带流入海山间狭窄地带时，流道变窄、过流面积减小，会导致流速的快速增加，对围限底流的两侧海山强烈侵蚀。如图3，限制形漂积体两侧均发育火山相关沟谷，但东南侧沟谷在“峡谷效应”和“科里奥利力”双重作用下，侵蚀强度明显强于仅受“峡谷效应”作用的西北侧沟谷。限制形漂积体强烈侵蚀沟谷端，指示了下陆坡底流依“顺时针”方向由南海流出吕宋海峡，对途经的东南侧火山进行 “右偏”撞击。在海底地形起伏较小的深海平原，底流循环路径较为通畅，底流能量没有受到海山的强化，整体沉积环境较为稳定，鲜有底流侵蚀形成的沟谷，主要沉积了席状漂积体沉积。

3.5 等深流沉积模式

根据等深流沉积的地震响应特征、沉积类型、分布规律以及成因机制，一个理想的陆坡区等深流沉积模式具有沉积物沿陆坡走向呈条带状分布的特点，即从上陆坡到下陆坡，及至深水盆地，大致依次出现涂抹形漂积体、伸长形—丘形漂积体、沉积物波、限制形漂积体以及席状漂积体。由于底流沉积物的发育往往受南海环流方向、古气候条件、海底地形、距物源区远近以及海平面升降等因素的控制，实际沉积模式要复杂得多。东沙隆起南缘陆坡区第四系中—深层底流呈“双层”环流结构，由吕宋海峡进、出南海，并在科里奥利力作用下对运移方向右侧隆起区进行侵蚀、切割。在冰期，海平面相对下降，陆源碎屑物可在重力流作用下，在陆坡区快速卸载、堆积，发育“事件性”重力流水道沉积和深水扇沉积，在重力流作用较弱的两翼及深水盆地区，发育等深流沉积；在间冰期，海平面相对上升，来自东沙隆起的陆源碎屑物“淤积”于陆架区，下陆坡区重力流强度较弱，底流作用主导了陆坡区和深水盆地区沉积，期间底流受到新构造运动形成的海底火山对循环路径的改造(图9)。

图8 珠江口盆地东沙隆起—北部隆起带区域地震解释剖面Fig.8 The regional seismic interpretation profile from Dongsha Uplift to North Uplift in Pearl River Mouth Basin

图9 珠江口盆地东沙隆起南缘等深流沉积模式Fig.9 The depositional model of South Dongsha Uplift in Pearl River Mouth Basin

4 结论

东沙隆起南缘陆坡深水区为南海与太平洋水体交换的枢纽，第四纪时期陆坡区中—深层底流循环方向具有“双层”结构：上陆坡依“逆时针”方向由西北太平洋侵入南海，而下陆坡底流则由“顺时针”方向由南海流入西北太平洋。由东沙隆起南缘深水陆坡区至深海平原区，依次发育涂抹形漂积体、伸长形—丘形漂积体、限制形漂积体、沉积物波以及席状漂积体，上陆坡沟谷发育于漂积体西北侧，而下陆坡沟谷发育于漂积体东南侧。第四纪东沙隆起南缘深水陆坡区底流的发展变化、沉积类型受到科里奥利力“右偏”效应、新构造运动的“峡谷效应”，以及冰期—间冰期旋回中海平面升降的强烈影响，呈现出底流与重力流交互主导、互相影响的复杂而多变的沉积格局。

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