九州-帕劳海脊两侧深海盆地浅部地层结构特征与分析

杨慧良，尉佳，李攀峰，刘长春，董凌宇

1. 中国地质调查局烟台海岸带地质调查中心，烟台 264000

2. 自然资源部天然气水合物重点实验室，青岛海洋地质研究所，青岛 266071

菲律宾海板块经过晚中生代时期的三大板块俯冲、碰撞，在弧后扩张、走滑断裂等地质构造作用下，形成了复杂的海底地形地貌特征[1-5]。形成于45 Ma以前的西菲律宾海盆是菲律宾海中最大的盆地，由于四周复杂地形地貌环绕，使其陆源沉积汇入量与海底沉积扰动较少，较为原始的沉积地貌特征得以保存[6-7]。深海沉积特征对于沉积物源的识别与沉积动力过程的研究[8-9]、海底滑坡灾害[10]以及古气候旋回关系[11]等方面的研究有着重要意义。近南北向伸展的九州-帕劳海脊是西菲律宾海盆的东侧边界，并与中央海盆裂谷同为沟弧盆系统的古构造。九州-帕劳海脊的裂解与帕里西维拉海盆的弧后拉张转换约发生在25 Ma，剧烈的构造运动使得火山物质成为主要沉积物源，而自25 Ma以来，该地区接受稳定沉积[12]。前人曾利用地球物理手段获得大型地震反射剖面来研究深层地质构造[13]，利用表层地质取样获得表层沉积物的地球化学特征[14]，但对该研究区域的高分辨浅地层剖面的研究较为缺乏，无法获得垂向小时间尺度的沉积特征。

参量阵浅地层剖面探测作为当今海洋浅地层调查的重要手段，利用声波在介质中传播的非线性特征，实现差频窄波束声波发射，从而获得高分辨率的地震剖面[15]。参量阵浅地层剖面探测仪不仅有助于查明海底管线布设、海底浅部地层沉积和海底滑坡等地质情况，而且可对浅层气的近海底声学反射特征的探明提供帮助[16]。本文利用跨越九州-帕劳海脊的深海高分辨率浅地层剖面，结合多波束测深数据，对该区域的海底浅部地层剖面特征进行分析与描述，并探讨高分辨浅地层剖面的研究意义。

1 区域地质背景

菲律宾海板块位于欧亚板块、澳大利亚板块与太平洋板块之间（图1），受到三大板块运动俯冲与碰撞的影响，板块内发育丰富而复杂的构造单元，例如深海盆地、扩张中心、火山弧以及深海海脊等。九州-帕劳海脊位于菲律宾海盆中部，长度约2 750 km，水深范围为3 700～5 000 m，贯穿南北分隔开西菲律宾海盆与东侧的四国-帕里西维拉海盆[17]。由于太平洋板块西向俯冲菲律宾海板块，强烈的火山活动形成了伊豆-小笠原岛弧古构造[18-20]，根据钻探岩心沉积物的Ar元素测年，伊豆-小笠原-马里亚纳岛弧与九州-帕劳海脊均形成于47～45 Ma[21]，西菲律宾海盆中央裂谷在54～33 Ma期间，东西两侧进行了不对称的扩张运动[22-23]。29 Ma左右太平洋板块西向俯冲速率降低，西菲律宾海盆的扩张活动也已停止，受到东向拉伸力的作用，伊豆-小笠原-马里亚纳海沟开始向东后退，南端的帕里西维拉海盆最先开始裂开，逐步向北延伸至四国海盆，15 Ma帕里西维拉海盆与四国海盆扩张活动结束，老的伊豆-小笠原岛弧裂解完成，九州-帕劳海脊残留弧结构形成。因此，九州-帕劳海脊东西两侧是不同的扩张与拉伸作用形成，导致两侧坡度[24]、水深[25]、沉积环境[26-27]等均有差异。九州-帕劳海脊两侧的复杂构造背景，使得该区域有较高的研究价值[28-29]。

图1 菲律宾海板块及邻区主要构造单元图[13]红色为测线位置。Fig.1 Tectonic map of Philippine Sea plate and its adjacent area[13]Red shows the location of survey line.

2 数据获取与处理

本文浅地层剖面数据采用全海深参量阵浅层剖面仪Parasound P70，浅剖换能器固定安装于调查船底，采集过程中能够保持较好姿态。本文应用测线由东向西横跨九州-帕劳海脊，两侧地形地貌表现各异，浅部地层反射信息丰富。当参量阵浅地层剖面调查同步多波束采集，参量阵的和频与多波束的主频相近时，会相互造成干扰，因此本文选择差频为3.5 kHz的浅地层剖面，波束发射间距根据水深值自适应调节，以满足不同水深变化的调查工作。浅剖数据处理过程较为简单，经过波束触发时间校正后，利用带通滤波处理涌浪噪声与环境噪声，衰减随机干扰噪音，获得反射特征清晰、高信噪比的浅地层剖面。

3 研究区域浅地层剖面特征与成因分析

本文应用测线长度374.6 km，自东向西依次经过西菲律宾海盆东侧、九州-帕劳海脊以及帕里西维拉海盆西侧，水深值变化剧烈且高差达到3 030 m（图 2）。

图2 测线水深图以及位置示意图Fig.2 Bathymetric profiles and their locations

3.1 海底滑坡

海底滑坡是指海底沉积物受到地形、构造条件、水动力以及物源类型等各种因素影响下的一种运动方式[30]，也是海底沉积物搬运的方式之一。海底滑坡因其发生频率高、破坏性大成为近20年海洋研究热点，其形成环境、发生机制以及运动方式的复杂性，导致海底滑坡的分类一直没有较好的共识[31-32]。但是从广义的概念来讲，海底滑坡的过程就是海底沉积物的搬运过程，包括蠕动、崩塌以及重力流现象[33]。目前常用地球物理手段间接地观察海底沉积物边界特征，推断出海底滑坡的运动过程。大陆边缘的河口三角洲、深海沉积扇、深海陆坡以及海脊均是海底滑坡容易发生的区域，分析其原因在于海底滑坡的发生机制需要一定量的沉积物、一定的搬运距离、沉积物的抵抗剪切强度以及内在的力学驱动。从高分辨浅地层剖面能够分析出海脊两侧呈现因剧烈构造运动而发生沉积物滑坡的反射特征（图3）。图3a最大坡度为4.76°，而图3b最大坡度为1.77°，两剖面具有不同的倾斜角度、不同的滑坡距离以及沉积物再沉积的厚度。

通常深海峡谷具有一定的坡度接受原始的沉积物积累，并且坡上的重力分量能够提供海底滑坡的内在力学驱动，底部较为平坦的地势为沉积物提供了滑塌所需要的搬运距离，深海沉积物含水量较大，造成沉积物的低抗剪切强度。沉积物滑坡过程与地层抬升过程相对应，根据地形坡度可以看出图3a中经历两次不同程度的地层抬升。AB段坡度为1.07°，沉积物在某个角度以较小的初始速度开始滑坡，滑坡量不大，缓慢堆积于坡底。随着沉积活动与抬升活动的继续发生，BC段抬升动力更大，获得更大的坡度（约4.08°），沉积物滑坡速度较快，并且在滑塌的过程中挤压推动坡底的沉积物，使其在平坦的坡底进行再沉积，沉积物同相轴连续清晰表明再沉积速度较慢，时间较长。AB段由于上覆BC段的沉积物推动，反射同相轴出现错断不连续。BC段由于滑坡速度较快的原因，同相轴杂乱不连续。图3b中，由于整个剖面坡度只有1.77°，因此沉积物获得加速度较小，搬运过程较弱，整个过程均发生在坡上，并且根据坡上的反射轴特征，该区域沉积物搬运过程较图3a缓慢，底部呈现席状平行的反射特征。

该区域的滑坡特征说明，海底地形坡度提供的内在驱动力是海底沉积物滑坡的影响因素，即使在小坡度的情况下仍然能够诱发缓慢的沉积物滑动[34-35]，因此，海底地形的坡度能够影响沉积物滑坡过程中的再沉积速度与沉积特征。

图3 海底滑坡高分辨浅地层剖面图Fig.3 High resolution shallow stratigraphic profile of submarine landslide

3.2 丘状起伏沉积差异

海脊东侧区域处于帕里西维拉海盆中，受到东向拉伸力的作用，该区域由一系列复杂的丘状起伏组成，地形走向近南北方向[25]。帕里西维拉海盆扩张过程中，西部沉积物厚度较小，且以远洋黏土沉积为主[36]。深海沉积物的来源中，陆源比例很少，主要为海洋生物源、海底火山物源等。影响沉积物分布的因素有地形地貌、水动力、气候变化以及海平面涨落。其中洋流、底流以及海底构造等活动使得海洋环境处于动态平衡状态中，沉积物在动态的海洋环境中会发生再次搬运与沉积[37]。分析高分辨率浅地层剖面发现，不同地形结构的相邻区域存在沉积物厚度差异（图4）。图4a与图4b中同一区域的反射特征均呈现丘状起伏、狭窄深谷处的沉积层明显更薄，沉积厚度最大相差近40 m。

图4 海脊东侧丘状起伏地形沉积差异图c中黄色线为施工测线，矩形范围对应图a与图b位置。Fig.4 differences in deposition around the hilly terrain on the east side of the ridgeThe yellow shows is the survey line. The rectangular range corresponds to position a and b in c.

海脊东侧的帕里西维拉海盆内部存在的底流来自于南极底层水[38]。受到该区域地形的影响，底流会绕过障碍物流动，围绕整个海盆呈现逆时针转动（图5），在多项相关研究中，该区域的底层流速度较快[39]，平均速度达到15 cm/s。当海底层流经过丘状起伏地形，流体速度因流体横截面积的影响会发生局部改变。在流体通量一定的情况下，流体速度与流经的横截面积成反比。在图4中a与b两处的窄沟跨度均小于1 km，与宽度达到2 km的宽沟相比，流速提高一倍。深海沉积以远洋沉积物源为主，流速的差异造成沉积速率与沉积物搬运速度的不同，进而形成了不同间距的丘状起伏处的沉积物厚度差异。

3.3 浅层气与海底流体运移

深海浅层气渗漏、冷泉以及热液活动等现象是当今深海大洋研究的热点，这些现象常常与海底资源相关，冷泉与热液活动的极端系统的相关性研究，能够揭示岩石圈与外部圈层的物质、能量的交换与转移[39]。浅层气的存在能够引起沉积层的区域地质条件的不稳定，对人类生活与海洋工程等造成影响[40]。由于存在声阻抗差，该类活动在反射剖面上具有明显的特征，例如浊反射、声学空白带、云状声反射以及羽状流等，并常出现泥火山、麻坑、自生性碳酸盐岩等海底地质特征[41]。

分析高分辨浅地层剖面可以发现，在海脊两侧的深海盆地海底浅层气发育丰富。由于远洋沉积厚度较薄且沉积时间长，浅层气较容易渗漏出海底并干扰沉积物成像（图6）。声图呈“云状”反射且浅部地层出现声反射空白区，沉积物反射轴杂乱不连续，浅层气通道边界明显。当浅层气渗漏面积较大且地形起伏较快时，参量阵高分辨浅地层剖面受到干扰更为严重（图6c）。由于浅层气侵入表层沉积物，造成其反射轴连续性变差，形成明显的声学空白区，以测深数据为约束，对比水深值与地形起伏情况，可分析固液界面的杂乱浊反射范围。浅层气渗漏以及海底流体超压上涌形成的麻坑与泥火山，结合多波束测深数据确定位置信息，能够确认其浅地层剖面特征（图7）。

图5 帕里西维拉海盆底层流向示意图[39]Fig.5 Schematic diagram of the bottom flow direction of the Parece Vela Basin [39]

相比近陆地沉积，深海沉积物源相对单一，深海浅层气主要是来自于热成甲烷气[42]。热成甲烷气通常是在高温高压的深地层中产生，形成了深海浅层气的气源。研究区域两侧的深海海盆，均存在中央裂谷拉伸活动的扩张，盆地中发育丰富的断层与裂隙[2-7]，为深层甲烷气提供了上升通道。甲烷气通过运移通道聚集于浅地层中，形成海底浅层气。当沉积层受到水动力、地质构造等作用的扰动，浅层气易于渗漏出海底。不同压力值使得浅层气呈现不同的反射特征，会在浅地层反射剖面上出现羽状流、声学空白区域以及入侵表层沉积物引起的反射轴错断。

图6 浅层气渗漏及其浊反射剖面特征Fig.6 Shallow gas leakage and its characteristics of shallow gas turbidity reflection profile

图7 麻坑及泥火山c与d为对应多波束资料。Fig.7 Pockmark and mud volcanoc and d correspond to multi-beam data.

4 结论

（1）九州-帕劳海脊两侧地质现象的多样性来自于构造作用下地形地貌的复杂性。该区域发育有丰富的海底滑坡、丘状起伏地形沉积差异、浅层气聚集与海底流体运移等地质现象。浅地层剖面上滑坡距离与再沉积速度等特征，揭示了滑坡特征与坡度的关系。水动力等环境因素直接制约了深海沉积物的沉积特征，造成了丘状起伏地形的沉积厚度差异。深海海盆扩张与海脊快速隆起的构造作用，为圈层物质交换提供了可能性，使得热成气聚集于浅层沉积物中甚至渗漏出海底，海底流体受到超压作用影响向上运移，在浅层气共同的作用下刺穿海底，形成泥火山与麻坑。

（2）参量阵浅地层剖面仪能够对海底几百米以内的沉积地层形成高分辨图像，应用于深海浅层沉积物的形成、运移等方面的研究。结合多波束测深、多道地震等数据，构建深海地层垂直方向表—浅—深的全尺度海底地层体系，有利于开展深海地形地貌成像、沉积特征以及板块构造作用的系统性研究。

致谢：本次研究使用的数据由青岛海洋地质研究所“海洋地质九号”船深海调查团队获取，数据处理中心团队进行室内处理，在此表示感谢。