三沙永乐蓝洞成因机制初探*

高金尉, 付腾飞, 赵明辉, 张汉羽, 田丽艳

1. 中国科学院深海科学与工程研究所, 海南 三亚 572000;

2. 南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海), 广东 珠海 519000;

3. 自然资源部第一海洋研究所, 山东 青岛 266061;

4. 中国科学院南海海洋研究所, 广东 广州 511458;

5. 中国科学院大学, 北京 100049

海洋蓝洞是位于海平面以下的洞穴, 发育在碳酸盐岩台地和岛礁上, 洞口与外海连通, 洞穴内部填充了受潮汐影响但垂向分层的水体(包括淡水、海水或者二者的混合); 有些蓝洞存在与外海连接的通道, 而有些洞体则几乎完全与外海隔绝(Mylroie et al, 1995; Martin et al, 2012; Xie et al, 2019)。海洋蓝洞洞体内水动力较弱, 从而孕育了奇特的生物, 无氧和弱氧化的环境也有利于保留原始的水体、沉积遗迹和远古的化石残骸以及完整的生物骨骼, 因此海洋蓝洞在全球气候变化、海洋生态、碳酸盐岩地球化学和古生物研究等方面具有极高的科研价值(Gascoyne et al, 1979; Whitaker et al, 1997; Steadman et al, 2007; Gischler et al, 2008; Martin et al, 2012;刘焱雄 等, 2017; 毕乃双 等, 2018; Li et al, 2018;Xie et al, 2019; 李建坤 等, 2019; 罗珂 等, 2019)。作为一种罕见的水下地质遗迹, 海洋蓝洞以其神秘的成因和独特的风景被誉为“地球给人类保留宇宙秘密的最后遗产”, 其罕见的自然地理景观, 特殊的海底地形地貌, 给无数潜水爱好者带来了无限的视觉享受与震撼体验, 这些独特的文化和旅游价值,非常有利于当地经济的发展。

近60 年来, 全球关于海洋蓝洞的研究逐步受到地质学家的重视。研究较多的海洋蓝洞包括巴哈马长岛迪恩斯蓝洞(Dean’s Blue Hole, 深度202m)、伯利兹大蓝洞(Belize Great Blue Hole, 深度125m)、埃及达哈布蓝洞(Dahab Blue Hole, 深度130m)和马耳他戈佐蓝洞(Gozo Blue Hole, 深度60m), 它们均为深度较大的蓝洞(Sachet, 1962; Dill, 1977; Backshall et al, 1979; Hine et al, 1984; Wilson, 1994; Shinn et al,1996; Gischler et al, 2008, 2013; Naumann et al, 2015;Li et al, 2018; 罗珂 等, 2019); 其他深度较浅的蓝洞, 包括塞班岛蓝洞、意大利卡普里岛蓝洞和澳大利亚豪特曼-阿布罗尔霍斯蓝洞群(Jennings, 1985;Wyrwoll et al, 2006; 罗珂 等, 2019)。目前关于这些海洋蓝洞的成因机制, 一般划分为两大类, 包括喀斯特成因(karst origin)(France, 1985)与富珊瑚礁生长成因(rich coral growth origin)(Wyrwoll et al,2006)。随着人们对海洋蓝洞科研价值认识的不断深入, 海洋蓝洞研究逐步成为海洋研究当中的一个新兴的热点。

三沙永乐蓝洞位于我国西沙群岛, 是现今世界上发现的最深的海洋蓝洞。2016 年7 月24 日, 我国海南省三沙市政府正式宣布, 将其命名为“三沙永乐龙洞”, 科学界则称之为“三沙永乐蓝洞”(刘焱雄等, 2017)。由于其深度(301.19m)远远超过排在第二的巴哈马长岛迪恩斯蓝洞(202m), 因此三沙永乐蓝洞在海洋蓝洞研究中有着特殊的意义。而且, 三沙永乐蓝洞发育在南海西北部大陆边缘陆坡地区, 其独特的地质特征蕴含着丰富的地质历史信息, 与南海珊瑚岛礁体系以及南海的形成演化密切相关; 同时, 它对于研究南海古气候、古环境和古生物具有重要的科学意义, 对于开发西沙旅游经济也具有重要的社会经济意义。

2016 年10 月和2017 年5—6 月, 三沙航迹珊瑚礁保护研究所、中国海洋大学和自然资源部第一海洋研究所先后对三沙永乐蓝洞进行了较为系统的调查, 获取了蓝洞外貌、洞体内部的三维形态和水体、沉积物等样品信息(刘焱雄 等, 2017; 毕乃双 等,2018; Li et al, 2018; Xie et al, 2019; 李建坤 等,2019; 罗珂 等, 2019; Qiao et al, 2020), 为深入认识三沙永乐蓝洞提供了宝贵的数据。本文结合这些宝贵的数据和研究成果, 概括了三沙永乐蓝洞的洞体结构和水体化学特征, 以三沙永乐蓝洞的区域构造地质和地理特征为着眼点, 认为孕育三沙永乐蓝洞的永乐孤立碳酸盐岩台地的发育史与南海构造演化之间存在着不可分割的密切联系, 提出永乐环礁的台地边缘属于陡崖型台地斜坡。此外, 本文对比分析了世界上喀斯特成因和富珊瑚礁生长成因的海洋蓝洞及洞穴特征, 并基于三沙永乐蓝洞的洞体结构、台地碳酸盐岩沉积速率、水体化学特征、断层/裂缝发育的陡崖型斜坡和钻井岩心氧同位素数据等,探讨了三沙永乐蓝洞的形成机制。

1 区域构造地质和地理特征

三沙永乐蓝洞在构造背景上位于南海西北部的西沙群岛, 群岛周边被西北次海盆、西南次海盆、中沙群岛、琼东南盆地和中建南盆地等构造单元所环绕(图1a)。西沙群岛所在海域地质构造比较复杂,在白垩纪晚期至早渐新世, 华南大陆南部边缘发生裂解, 产生强烈的拉张作用(Holloway, 1982; Taylor et al, 1983; Ru et al, 1986); 之后晚渐新世至中新世南海发生海底扩张(Taylor et al, 1983; Briais et al,1993; Shi et al, 2005; Li et al, 2014, 2015; Lester et al,2014; Gao et al, 2016, 2019; Fan et al, 2017; Wan et al,2017), 期间哀牢山-红河断裂带和南海西缘断裂(越东断裂)发生强烈的区域走滑作用(Fyhn et al, 2009;Lei et al, 2011; Savva et al, 2013; Gao et al, 2019), 多期构造运动导致该地区结晶基底和沉积层遭受了强烈的构造变形, 伸展断裂十分发育; 中新世以后该地区又受到多期次岩浆活动的强烈影响(Zhang et al,2016; Gao et al, 2019), 形成了多个断块和火山, 从而为西沙群岛碳酸盐岩台地和生物礁的发育提供了良好的场所(图1b)。

图1 南海西北部大地构造背景图(a)与过西沙群岛的构造沉积剖面图(b)图1a 基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)1609 号的标准地图制作Fig. 1 (a) Tectonic setting of the northwestern South China Sea; (b) tectono-sedimentary section cross the Xisha Islands(location marked by a straight black line in Fig. 1a)

在地理位置上, 三沙永乐蓝洞距离三亚市约310km, 与三沙市首府永兴岛相距约70km(范德江等, 2018), 由众多的岛屿和礁滩构成(图2a)。西沙群岛以112°E 为界, 分为永乐群岛和宣德群岛两部分。永乐群岛包括北礁、永乐环礁、玉琢礁、华光礁、盘石屿5 座环礁和中建岛台礁。永乐环礁是永乐群岛中面积最大、发育较完整的一个, 在地貌上具有洲、岛、门、礁等地形, 是一座发育成熟的典型环礁。其礁体呈环形, 长轴方向呈NEE 向。永乐环礁主要由8 个礁体组成, 环礁上发育众多小岛, 包括金银岛、羚羊礁、甘泉岛、珊瑚岛、全富岛、鸭公岛、银屿、银屿仔、咸舍屿、石屿、晋卿岛、琛航岛和广金岛13 座小岛(图2b)。而三沙永乐蓝洞就位于晋卿岛与石屿岛之间的弯月形浅水礁盘上(图2b), 在平面上近似地呈圆形, 直径约130m(图2c), 最深达301.19m(Li et al, 2018; Xie et al, 2019)。此外, 这些小岛环绕着椭圆形展布的 潟湖, 潟湖东西长19.2km,南北宽13.4km, 水深大多在2～50m 之间, 环礁有一条向西南方向伸出的“尾巴”, 即金银岛小环礁。

图2 西沙群岛各岛礁位置图(a)、永乐环礁卫星照片(b)与三沙永乐蓝洞航拍照片(c)图2a 基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)1609 号的标准地图制作。图2a 位置见图1a 黑色方框, 图2b 位置见图2a 黑色方框, 图2c 位置见图2b 白色方框Fig. 2 (a) Location map of atolls in the Xisha Islands (location marked as a box in Fig. 1a); (b) satellite view of Yongle Atoll(location marked as a box in Fig. 2a); (c) aerial view of Sansha Yongle Blue Hole

2 永乐环礁的台地边缘类型和碳酸盐岩台地的发育演化

根据斜坡地形变化和沉积特征, 碳酸盐岩台地斜坡可被划分为3 种类型: 增生型、陡崖型和侵蚀型(Playton et al, 2010)(图3a—c)。基于永乐环礁多波束地形和地震反射剖面数据, 计算得出永乐环礁斜坡上部坡度超过了10°, 最高可达32.5°, 形态相当陡倾; 斜坡下部则十分平缓, 平均坡度小于5°(图3d)。与典型的增生型、陡崖型和侵蚀型台地斜坡相比, 永乐环礁的斜坡属于陡崖(过路)型台地斜坡至侵蚀(陡崖)型台地斜坡, 但总体上属于陡崖型台地斜坡(图3)。

图3 增生型(a)、陡崖型(b)和侵蚀型(c)台地边缘地层模型和斜坡曲线(d)图a—c 中的增生型、陡崖型和侵蚀型台地斜坡模型和特征改自Playton 等(2010); 图d 中不同类型台地斜坡曲线显示了斜坡角和斜坡高度的变化, 彩色曲线提取自永乐环礁的多波束地形数据和地震反射剖面, 黑色曲线改自Playton 等(2010), 代表其他碳酸盐岩台地斜坡Fig. 3 Stratal models and slope profiles of accretionary, escarpment, and erosional platform margins. (a-c) Models of accretionary, escarpment, and erosional platform margins with depositional characteristics (modified from Playton et al, 2010);(d) slope profiles of different platform slope patterns showing variations in slope angle and slope height. Color lines represent the slopes of Yongle Atoll derived from multi-beam bathymetric data and seismic reflection profiles. Black lines are other carbonate margins modified from Playton et al (2010)

在南海张裂期(晚白垩纪末期至早渐新世), 西沙群岛地区位于隆起高部位, 巨厚的碎屑岩沉积往往发育在构造位置较低的盆地(如琼东南盆地)之中,而这些沉积地层在隆起之上发育较薄甚至缺失(图1b, 图4a)。晚渐新世以来伴随着南海海底扩张, 该地区逐渐被海水淹没, 稳定的热沉降形成了适合碳酸盐岩台地和生物礁发育的水体环境(赵强, 2010;Ma et al, 2011; Wu et al, 2014, 2020)。

图4 永乐孤立碳酸盐岩台地(左)随南海构造演化(右)的发育史示意图ASRRSZ: 哀牢山-红河断裂带; MT: 马尼拉海沟; XT: 西沙海槽; ZF: 中南断裂; DI: 东沙群岛; ZI: 中沙群岛; XI: 西沙群岛; MI: 民都洛岛; LB: 礼乐滩; PI: 巴拉望岛; NI: 南沙群岛; 南海构造演化图(右)改自Li 等(2015)Fig. 4 Evolutionary of Yongle isolated carbonate platform (left) with the tectonic evolution of the South China Sea (right).ASRRSZ: Ailao Shan-Red River Shear Zone; MT: Manila Trench; XT: Xisha Trough; ZF: Zhongnan Fault; DI: Dongsha Islands; ZI: Zhongsha Islands; XI: Xisha Islands; MI: Mindoro Island; LB: Liyue Bank; PI: Palawan Island; NI: Nansha Islands. Right panels are modified from Li et al (2015)

中新世以来由于南海相对海平面上升, 西沙群岛地区除了较高部位的断块和火山之外, 整体被淹没。碳酸盐岩台地和生物礁从早中新世开始在位于西沙隆起之上的先存断块和火山上发育, 琛科2 井的研究结果显示永乐环礁从19.6Ma 开始发育(Fan et al, 2020; Zhang et al, 2020), 并表现出加积的特征(图4b)。中中新世时期永乐孤立碳酸盐岩台地继续加积生长(图4c), 表明该台地的碳酸盐岩生长速率在早中中新世时期与可容纳空间的变化速率大致是相同的(李学林 等, 2020), 这种相对稳定的沉积环境可能持续到了晚中新世早期。晚中新世由于相对海平面加速上升, 西沙地区可容纳空间的变化速率增加, 超过了该地区碳酸盐岩台地的生长速率, 这些台地开始逐渐被淹没(Ma et al, 2011; Wu et al,2014, 2020), 在永乐孤立碳酸盐岩台地上表现为台地边缘的一些地方开始向台地中心后退, 而另一些地方则继续加积(图4d)。该时期永乐环礁的收缩表明西沙碳酸盐岩台地从晚中新世开始由加积向后退转变, 这对应了在永乐环礁上发生的一次生物礁淹没事件(Fan et al, 2020), 该淹没事件也发生在广乐碳酸盐岩台地和宣德环礁上, 被称为部分台地淹没事件(Fyhn et al, 2013; 徐国强 等, 2002)。上新世以来, 相对海平面持续上升, 上新世早期(3.8～3.0Ma)再次发生大规模淹没事件(徐国强 等,2002), 导致碳酸盐岩台地持续向台地中心的 潟湖后退(图4e), 并一直持续至今(图4f), 包括永乐环礁在内的西沙碳酸盐岩台地在上新世至第四纪发生区域性淹没事件(Ma et al, 2011; Wu et al, 2014, 2020)。

综上所述, 西沙群岛酸盐岩台地的发育演化主要受到了两种因素的控制, 一是由区域拉张作用导致的盆地单元构造沉降控制了生物礁生长的初始地形和台地的分布, 二是海平面变化控制了高频碳酸盐岩序列的演化(Wu et al, 2014)。孤立碳酸盐岩台地的加积和后退容易形成十分陡倾的台地边缘和斜坡(Playton et al, 2010), 永乐环礁的台地演化模式亦具有这种特征(图3d)。

3 三沙永乐蓝洞的洞体结构和水体化学特征

根据三沙永乐蓝洞的初步调查结果来看, 航拍和多波束/单波束扫描显示洞口近圆形, 平均直径约为130m(刘焱雄 等, 2017)(图2c)。蓝洞洞口周围生长有繁茂的珊瑚礁, 但是在洞壁和洞底没有发现类似石钟乳和石笋等产物, 洞壁上有数个小型洞穴,也没有发现与外海连接的通道(Li et al, 2018)。Li 等(2018)通过水下机器人(ROV)扫描获得了蓝洞的剖面结构和整个蓝洞的三维形态, 并将蓝洞自上而下分成了5 段(图5a): 段I(0～15m)从洞口往下, 随着水体加深, 洞壁逐渐收窄, 至水深15m 处, 洞体直径缩至约73.5m; 段Ⅱ(15～50m)洞体保持近垂直的圆柱状, 平均直径在80m 左右; 段Ⅲ(50～90m)洞体先变宽后变窄, 从而形成了一个鼓包形状, 最大直径位于洞体深度58m 处, 约为93.3m, 在水深90m 处其直径又收缩至约 80m; 段Ⅳ(90～158m)的水深124m 之下的洞体逐渐向东南倾斜并形成一个斜坡,该段洞体中部直径最大, 然后向下逐渐收窄; 段Ⅴ(158m 至洞底)略微倾斜, 158m 处为洞体转折处, 向下直径继续收窄, 至301.19m 的洞底, 其直径仅约26.2m。蓝洞底部呈不规则的圆形, 并覆盖有微细的珊瑚砂和粉砂等沉积物(范德江 等, 2018; 李建坤等, 2019)。整体上, 三沙永乐蓝洞在垂直剖面上的形状似一只芭蕾舞鞋(图5a; Li et al, 2018)。

图5 三沙永乐蓝洞剖面结构图(a)[改自Li 等(2018)]与三沙永乐蓝洞水体温度及酸碱度(b)、溶解氧和硫化物(c)曲线[改自Xie 等(2019)]Fig. 5 (a) Cross section of Sansha Yongle Blue Hole (modified from Li et al, 2018); (b, c) dissolved oxygen, sulfide,temperature, and pH profiles in the Sansha Yongle Blue Hole (modified from Xie et al, 2019)

三沙永乐蓝洞内水体基本呈静止状态, 温度测量显示整个水体包含了两个温跃层, 其中季节性温跃层位于水深 13～20m 处, 永久性温跃层位于70～150m 处(Xie et al, 2019)(图5b)。水体内溶解氧含量随深度增加而逐渐降低, 在70～150m 处的温跃层内, 溶解氧在约85m 处趋向于零, 并已无法检测出其含量, 但却能够检测到微量的硫化物, 因此该温跃层作为氧化还原的边界将蓝洞内水体分为上部含氧层和下部无氧层(图5c)。在水深约100m 处, 硫化物含量明显可测, 且随深度加深而呈线性增加, 至150m 处达到最大, 含量约为48μmol·L–1, 至蓝洞底部无明显变化(图5c)。pH 值从表层水的8.09 减小至无氧层的7.49, 说明仍是一种偏弱碱性的环境(Xie et al, 2019)(图5b)。

4 三沙永乐蓝洞成因机制探讨

4.1 典型海洋蓝洞成因

4.1.1 喀斯特成因

总体而言, 喀斯特成因主要分为地下水溶蚀(phreatic dissolution)和酸性溶蚀(acid dissolution),特别是硫化氢溶蚀(Mylroie et al, 1995; Palmer,2013)。酸性溶蚀, 是指来源于油气的酸性流体如硫化氢、二氧化硫等或者由岩浆作用和变质作用形成的热液流体, 这些流体具有较低的pH 值, 可对碳酸盐岩产生破坏性的溶蚀作用, 进而形成大量的洞穴,洞穴内一般存在刺鼻的味道(Hill, 1990; Palmer,2013, 2016)。地下水溶蚀是指由地下水淋滤交换导致碳酸盐岩特别是灰岩的溶解、沉降和垮塌而形成洞穴, 洞穴内以发育大量石笋、石钟乳为特征。海洋蓝洞的喀斯特成因多为地下水溶蚀成因, 即碳酸盐岩特别是灰岩由于地下水的溶蚀而发生溶解、垮塌, 从而形成数个相通的溶洞, 后期发生沉降或者相对海平面上升, 造成这些溶蚀坑洞被海水淹没,从而形成了蓝洞。这些蓝洞也可能会发育有大量的石笋、石钟乳, 并可能存在与洞外海水相交换的通道。世界上大部分的蓝洞如巴哈马长岛迪恩斯蓝洞、伯利兹大蓝洞、塞班岛蓝洞和意大利卡普里岛蓝洞等均属于这种成因类型(Dill, 1977; Backshall et al,1979; France, 1985; Gischler et al, 2013)。因此, 喀斯特成因中的地下水溶蚀作用也是目前海洋蓝洞的主要作用机制。

4.1.2 富珊瑚礁生长成因

澳大利亚西部陆架区的豪特曼-阿布罗尔霍斯蓝洞群(Houtman Abrolhos Blue Holes)是富珊瑚礁生长成因作用的代表(Wyrwoll et al, 2006)。这些蓝洞群位于豪特曼-阿布罗尔霍斯礁滩区的东部(背风面),由数十个蓝洞组成, 深度一般在10～20m 之间, 最深达30m 左右。Wyrwoll 等(2006)通过调查该地区礁体形态、岩性、地震地层特征和生长年代, 认为该地区自全新世以来, 水体能量和营养充足, 有利于珊瑚礁生长, 孤立的礁体(如塔礁)快速生长并逐渐形成聚集状的潟湖礁体, 根据钻井岩心计算发现其生物礁生长速率可达5.8～7.7m·ka–1; 随着海平面的上升, 礁体也快速生长, 并逐渐封闭成近似圆形的蓝洞结构。这种类型的海洋蓝洞以垂直的珊瑚礁建造、珊瑚礁骨架灰岩结构和底部无氧环境以及存在珊瑚砂为特征, 与喀斯特成因的海洋蓝洞有着显著差异。

4.2 三沙永乐蓝洞成因机制

三沙永乐蓝洞作为世界上已知的最深蓝洞, 其成因机制研究至关重要, 是急需解决与探讨的科学问题。根据永乐环礁琛航岛上的琛科2 井岩心数据,永乐环礁碳酸盐岩沉积速率仅约0.74m·ka–1(Fan et al, 2020), 远低于澳大利亚豪特曼-阿布罗尔霍斯地区生物礁5.8～7.7m·ka–1的生长速率(Wyrwoll et al,2006); 而在深度上, 三沙永乐蓝洞(301.19m)远远超过了豪特曼-阿布罗尔霍斯蓝洞群30m 的最大深度。因此, 三沙永乐蓝洞不具备富珊瑚礁生长成因的条件, 也不具有这种成因类型的蓝洞形态特征。

三沙永乐蓝洞洞体内的水体化学特征显示, 水体内硫化物(含硫化氢)最大含量仅为 48μmol·L–1,洞内水体环境为十分微弱的碱性环境(Xie et al,2019), 这表明洞体遭受酸性腐蚀的可能很小。通常典型酸性溶蚀洞穴的硫化物含量会很高, 还带有刺激性的、甚至致命的气体, 水体pH 值较低, 呈弱酸性至酸性, 一般小于6.5, 甚至小于1.5。如美国怀俄明州凯恩洞(Kane Caves)内仅硫化氢含量就可达176.5μmol·L–1, 意大利中部亚平宁山脉(Apennines)的酸性溶蚀洞穴内硫化氢含量可达529.4μmol·L–1,墨西哥塔巴斯科光明洞穴(Cueva de Villa Luz,Tabasco)内的硫化氢含量更是高达 8823.5μmol·L–1(Palmer, 2013)。最新的研究发现, 三沙永乐蓝洞内水体中的硫化物是通过洞体深部(100～300m)无氧环境中的微生物反应形成的(He et al, 2020), 含量很低。因此, 可以排除喀斯特成因中的酸性溶蚀作用,而地下水溶蚀作用最有可能是导致三沙永乐蓝洞形成的原因。

形成蓝洞的地下水溶蚀作用又可以细分为3 种类型(Mylroie et al, 1995; Gunn, 2004; Mylroie et al,2007; Mylroie, 2019): 1) 海平面下降使台地暴露而接受剥蚀, 期间由于淡水淋滤(溶蚀)作用形成相互连通的喀斯特坑洞(图6a), 海平面上升后海水淹没坑洞而形成蓝洞(图6b), 如巴哈马群岛大巴哈马岛的蓝洞和北安德罗斯岛的海螺蓝洞(Gunn, 2004); 2)海平面处于低位时期, 深部地下水溶蚀作用在碳酸盐岩台地内部形成巨大的空洞(图6c), 空洞顶部不断垮塌至海底或者地表, 海水直接淹没或者海平面上升后海水淹没而形成蓝洞(图6d), 这类型的蓝洞内部有巨大空腔, 向上逐渐收窄, 如伯利兹大蓝洞、澳大利亚大堡礁Cockatoo 礁蓝洞和巴哈马长岛迪恩斯蓝洞(Dill, 1977; Backshall et al, 1979; Wilson,1994; Mylroie et al, 1995; Gischler, 2008); 3) 陡倾的碳酸盐岩台地边缘由于早期构造作用或者自身的重力失稳, 导致力学破裂而容易形成断裂/裂缝(图6e),地下水溶蚀作用沿着断层/裂缝发生, 随着相对海平面的变化, 断层或者裂缝被逐渐溶蚀并形成了陡直的洞穴, 洞穴被海水淹没之后成为了蓝洞(图 6f),这类型的蓝洞洞口直径较大, 向下逐渐收窄, 如巴哈马群岛西北部的南安德罗斯岛和新普罗维登斯岛的蓝洞(Palmer, 1986; Carew et al, 1989; Carew et al,1992; Mylroie et al, 1995)。这3 种机制可单一作用也可联合作用形成蓝洞(Mylroie et al, 1995)。

图6 蓝洞成因模型[改自Mylroie 等(1995)和Gunn(2004)]a、b: 淡水淋滤-海水淹没作用; c、d: 深部洞穴垮塌; e、f: 台地边缘断层或裂缝Fig. 6 Formation models of blue hole (modified from Mylroie et al, 1995 and Gunn, 2004). (a, b) Freshwater dissolution and seawater flooding; (c, d) collapse of deep voids; (e, f) fault or fracture of bank margin

三沙永乐蓝洞不存在与外部海水连接的通道,因此可以排除淡水淋滤-海水淹没作用(图6a)。基于洞体结构和水下照片, Li 等(2018)认为前3 段洞体近乎垂直, 段Ⅳ的洞体结构最大, 并在洞体转折处之上的斜坡观测到了滑塌沉积物, 据此推测158m 以上的前4 段洞体是通过洞穴垮塌形成的(图6c、6d),而底部段V 的形成原因仍不清楚。钻井岩心的氧同位素曲线与钻井所在地区的碳酸盐岩淡水成岩作用有着密切的关系, 衰减的氧同位素值可以反映出淡水透镜体对碳酸盐岩台地成岩作用的改造(Melim,1996), 进而反映出地下水溶蚀作用的深度范围。通过分析西沙群岛6 口科学钻井岩心的氧同位素曲线(图7), 发现连续衰减的氧同位素最低值为-9‰～-6‰(同位素绝对比值)。这种连续衰减的氧同位素最低值在每口钻井氧同位素曲线上的顶、底界面深度又有所不同, 如其顶界面在琛科2 井的氧同位素曲线上最浅, 深度为14.75m, 而在西永1 井的氧同位素曲线上则最深, 为32.60m; 类似地, 其底界面在琛科2 井的氧同位素曲线上显示的最浅深度为157.21m,但是在西石 1 井的氧同位素曲线上最深, 为183.80m(图7)。因此, 连续衰减的氧同位素最低值主要位于14.75～183.80m 的深度之间, 这揭示了西沙群岛地区可能发生地下水溶蚀作用的深度范围。特别地,位于永乐环礁琛航岛上西琛1 井和琛科2 井的氧同位素曲线显示, 永乐环礁碳酸盐岩台地的地下水溶蚀作用深度范围局限在14.75～168.60m(图7), 与实际观测到的洞穴垮塌作用发生在158m 以上的结果(Li et al, 2018)对比, 两者是非常吻合的。

图7 西沙群岛6 口钻井岩心的氧同位素曲线黑色条带标定了6 口钻井的地下水溶蚀作用范围, 有虚线边界的粉色和蓝色区域分别代表了西沙群岛地区地下水溶蚀作用的顶、底界限, 黄色区域代表了地下水溶蚀作用的主要范围; 西琛1 井、西永1 井、西永2 井和西石1 井的氧同位素曲线源自赵强(2010), 琛科2井的氧同位素曲线源自Jiang 等(2019), 西科1 井的氧同位素曲线源自Shao 等(2017); 各井位置详见图2a。PDB: 同位素绝对比值Fig. 7 Oxygen isotopes (δ18O) in carbonate cores from six drilled wells of Xisha Islands. Black strips mark the phreatic dissolution extent of six drilled wells; purple and blue areas with dashed lines represent the top and bottom boundaries of phreatic dissolution extent in the Xisha Islands, respectively; and yellow area represents the main phreatic dissolution extent.δ18O data of wells Xichen-1, Xiyong-1, Xiyong-2, and Xishi-1 are from Zhao (2010); data of Well Chenke-2 are from Jiang et al (2019); and data of Well Xike-1 are from Shao et al (2017). See Fig. 2a for locations. PDB: Pee Dee Belemnite

永乐环礁陡崖型台地斜坡会由于重力失稳, 导致力学破裂, 从而发育断层/裂缝(Palmer, 1986;Mylroie et al, 1995)。这些断层/裂缝作为流体通道,能够促进淡水和海水的交换, 进而促使碳酸盐岩的溶蚀和内部洞穴垮塌, 洞穴继续向上垮塌至海底或者地表, 从而形成类似于洞穴垮塌成因的溶蚀洞(图6d); 而流体也可沿断层/裂缝向下继续溶蚀从而导致洞穴深部直径自上而下逐渐收窄(图6f), 这可能是形成三沙永乐蓝洞最深部段Ⅴ的真正原因。Chen等(2015)在东沙隆起碳酸盐岩台地上发现了大量的位于断层之上的溶蚀坑, 并认为断层为碳酸盐岩台地的垮塌形成溶蚀坑提供了通道, 表明断层在南海北部碳酸盐岩台地上引起的溶蚀和垮塌作用是存在的。综上所述, 三沙永乐蓝洞的成因可能是台地边缘断层/裂缝和深部洞穴垮塌两种成因机制综合作用的结果, 158m 以下以源于断层/裂缝的流体溶蚀为主, 158m 以上断层/裂缝的存在为地下水溶蚀提供了有利条件, 但以深部洞穴垮塌作用为主。然而,验证这种断层/裂缝-洞穴垮塌综合作用机制还需要在该蓝洞及其周边开展高分辨率的地球物理探测(如地震反射剖面、浅地层剖面等), 以确认蓝洞之下及其附近是否存在断层/裂缝的具体证据。

5 结论

1) 三沙永乐蓝洞发育在西沙群岛永乐孤立碳酸盐岩台地之上, 台地发育史与南海构造演化之间存在着不可分割的密切联系, 中新世以来永乐环礁碳酸盐岩台地的加积和后退形成了陡倾的陡崖型台地斜坡, 这种类型的斜坡由于重力失稳导致力学破裂, 从而为台地边缘发育断层/裂缝提供了有利条件。

2) 西沙群岛永乐环礁钻井岩心的氧同位素曲线揭示地下水溶蚀作用位于14.75～168.60m 的深度范围内; 通过与世界上其他喀斯特成因和富珊瑚礁生长成因的蓝洞以及洞穴特征进行对比研究, 认为三沙永乐蓝洞洞体158m 以上以洞穴垮塌作用为主,158m 以下以源于台地边缘断层/裂缝的溶蚀作用为主。

3) 西沙群岛碳酸盐岩台地存在边缘断层/裂缝溶蚀作用, 意味着西沙群岛可能存在更多的被海水淹没的“蓝洞”, 因此本研究可为将来在西沙群岛寻找其他淹没的蓝洞提供经验与借鉴。