九州-帕勞海脊兩側深海盆地淺部地層結構特征與分析

楊慧良，尉佳，李攀峰，劉長春，董凌宇

1. 中國地質調查局煙臺海岸帶地質調查中心，煙臺 264000

2. 自然資源部天然氣水合物重點實驗室，青島海洋地質研究所，青島 266071

菲律賓海板塊經過晚中生代時期的三大板塊俯沖、碰撞，在弧后擴張、走滑斷裂等地質構造作用下，形成了復雜的海底地形地貌特征[1-5]。形成于45 Ma以前的西菲律賓海盆是菲律賓海中最大的盆地，由于四周復雜地形地貌環繞，使其陸源沉積匯入量與海底沉積擾動較少，較為原始的沉積地貌特征得以保存[6-7]。深海沉積特征對于沉積物源的識別與沉積動力過程的研究[8-9]、海底滑坡災害[10]以及古氣候旋回關系[11]等方面的研究有著重要意義。近南北向伸展的九州-帕勞海脊是西菲律賓海盆的東側邊界，并與中央海盆裂谷同為溝弧盆系統的古構造。九州-帕勞海脊的裂解與帕里西維拉海盆的弧后拉張轉換約發生在25 Ma，劇烈的構造運動使得火山物質成為主要沉積物源，而自25 Ma以來，該地區接受穩定沉積[12]。前人曾利用地球物理手段獲得大型地震反射剖面來研究深層地質構造[13]，利用表層地質取樣獲得表層沉積物的地球化學特征[14]，但對該研究區域的高分辨淺地層剖面的研究較為缺乏，無法獲得垂向小時間尺度的沉積特征。

參量陣淺地層剖面探測作為當今海洋淺地層調查的重要手段，利用聲波在介質中傳播的非線性特征，實現差頻窄波束聲波發射，從而獲得高分辨率的地震剖面[15]。參量陣淺地層剖面探測儀不僅有助于查明海底管線布設、海底淺部地層沉積和海底滑坡等地質情況，而且可對淺層氣的近海底聲學反射特征的探明提供幫助[16]。本文利用跨越九州-帕勞海脊的深海高分辨率淺地層剖面，結合多波束測深數據，對該區域的海底淺部地層剖面特征進行分析與描述，并探討高分辨淺地層剖面的研究意義。

1 區域地質背景

菲律賓海板塊位于歐亞板塊、澳大利亞板塊與太平洋板塊之間（圖1），受到三大板塊運動俯沖與碰撞的影響，板塊內發育豐富而復雜的構造單元，例如深海盆地、擴張中心、火山弧以及深海海脊等。九州-帕勞海脊位于菲律賓海盆中部，長度約2 750 km，水深范圍為3 700～5 000 m，貫穿南北分隔開西菲律賓海盆與東側的四國-帕里西維拉海盆[17]。由于太平洋板塊西向俯沖菲律賓海板塊，強烈的火山活動形成了伊豆-小笠原島弧古構造[18-20]，根據鉆探巖心沉積物的Ar元素測年，伊豆-小笠原-馬里亞納島弧與九州-帕勞海脊均形成于47～45 Ma[21]，西菲律賓海盆中央裂谷在54～33 Ma期間，東西兩側進行了不對稱的擴張運動[22-23]。29 Ma左右太平洋板塊西向俯沖速率降低，西菲律賓海盆的擴張活動也已停止，受到東向拉伸力的作用，伊豆-小笠原-馬里亞納海溝開始向東后退，南端的帕里西維拉海盆最先開始裂開，逐步向北延伸至四國海盆，15 Ma帕里西維拉海盆與四國海盆擴張活動結束，老的伊豆-小笠原島弧裂解完成，九州-帕勞海脊殘留弧結構形成。因此，九州-帕勞海脊東西兩側是不同的擴張與拉伸作用形成，導致兩側坡度[24]、水深[25]、沉積環境[26-27]等均有差異。九州-帕勞海脊兩側的復雜構造背景，使得該區域有較高的研究價值[28-29]。

圖1 菲律賓海板塊及鄰區主要構造單元圖[13]紅色為測線位置。Fig.1 Tectonic map of Philippine Sea plate and its adjacent area[13]Red shows the location of survey line.

2 數據獲取與處理

本文淺地層剖面數據采用全海深參量陣淺層剖面儀Parasound P70，淺剖換能器固定安裝于調查船底，采集過程中能夠保持較好姿態。本文應用測線由東向西橫跨九州-帕勞海脊，兩側地形地貌表現各異，淺部地層反射信息豐富。當參量陣淺地層剖面調查同步多波束采集，參量陣的和頻與多波束的主頻相近時，會相互造成干擾，因此本文選擇差頻為3.5 kHz的淺地層剖面，波束發射間距根據水深值自適應調節，以滿足不同水深變化的調查工作。淺剖數據處理過程較為簡單，經過波束觸發時間校正后，利用帶通濾波處理涌浪噪聲與環境噪聲，衰減隨機干擾噪音，獲得反射特征清晰、高信噪比的淺地層剖面。

3 研究區域淺地層剖面特征與成因分析

本文應用測線長度374.6 km，自東向西依次經過西菲律賓海盆東側、九州-帕勞海脊以及帕里西維拉海盆西側，水深值變化劇烈且高差達到3 030 m（圖 2）。

圖2 測線水深圖以及位置示意圖Fig.2 Bathymetric profiles and their locations

3.1 海底滑坡

海底滑坡是指海底沉積物受到地形、構造條件、水動力以及物源類型等各種因素影響下的一種運動方式[30]，也是海底沉積物搬運的方式之一。海底滑坡因其發生頻率高、破壞性大成為近20年海洋研究熱點，其形成環境、發生機制以及運動方式的復雜性，導致海底滑坡的分類一直沒有較好的共識[31-32]。但是從廣義的概念來講，海底滑坡的過程就是海底沉積物的搬運過程，包括蠕動、崩塌以及重力流現象[33]。目前常用地球物理手段間接地觀察海底沉積物邊界特征，推斷出海底滑坡的運動過程。大陸邊緣的河口三角洲、深海沉積扇、深海陸坡以及海脊均是海底滑坡容易發生的區域，分析其原因在于海底滑坡的發生機制需要一定量的沉積物、一定的搬運距離、沉積物的抵抗剪切強度以及內在的力學驅動。從高分辨淺地層剖面能夠分析出海脊兩側呈現因劇烈構造運動而發生沉積物滑坡的反射特征（圖3）。圖3a最大坡度為4.76°，而圖3b最大坡度為1.77°，兩剖面具有不同的傾斜角度、不同的滑坡距離以及沉積物再沉積的厚度。

通常深海峽谷具有一定的坡度接受原始的沉積物積累，并且坡上的重力分量能夠提供海底滑坡的內在力學驅動，底部較為平坦的地勢為沉積物提供了滑塌所需要的搬運距離，深海沉積物含水量較大，造成沉積物的低抗剪切強度。沉積物滑坡過程與地層抬升過程相對應，根據地形坡度可以看出圖3a中經歷兩次不同程度的地層抬升。AB段坡度為1.07°，沉積物在某個角度以較小的初始速度開始滑坡，滑坡量不大，緩慢堆積于坡底。隨著沉積活動與抬升活動的繼續發生，BC段抬升動力更大，獲得更大的坡度（約4.08°），沉積物滑坡速度較快，并且在滑塌的過程中擠壓推動坡底的沉積物，使其在平坦的坡底進行再沉積，沉積物同相軸連續清晰表明再沉積速度較慢，時間較長。AB段由于上覆BC段的沉積物推動，反射同相軸出現錯斷不連續。BC段由于滑坡速度較快的原因，同相軸雜亂不連續。圖3b中，由于整個剖面坡度只有1.77°，因此沉積物獲得加速度較小，搬運過程較弱，整個過程均發生在坡上，并且根據坡上的反射軸特征，該區域沉積物搬運過程較圖3a緩慢，底部呈現席狀平行的反射特征。

該區域的滑坡特征說明，海底地形坡度提供的內在驅動力是海底沉積物滑坡的影響因素，即使在小坡度的情況下仍然能夠誘發緩慢的沉積物滑動[34-35]，因此，海底地形的坡度能夠影響沉積物滑坡過程中的再沉積速度與沉積特征。

圖3 海底滑坡高分辨淺地層剖面圖Fig.3 High resolution shallow stratigraphic profile of submarine landslide

3.2 丘狀起伏沉積差異

海脊東側區域處于帕里西維拉海盆中，受到東向拉伸力的作用，該區域由一系列復雜的丘狀起伏組成，地形走向近南北方向[25]。帕里西維拉海盆擴張過程中，西部沉積物厚度較小，且以遠洋黏土沉積為主[36]。深海沉積物的來源中，陸源比例很少，主要為海洋生物源、海底火山物源等。影響沉積物分布的因素有地形地貌、水動力、氣候變化以及海平面漲落。其中洋流、底流以及海底構造等活動使得海洋環境處于動態平衡狀態中，沉積物在動態的海洋環境中會發生再次搬運與沉積[37]。分析高分辨率淺地層剖面發現，不同地形結構的相鄰區域存在沉積物厚度差異（圖4）。圖4a與圖4b中同一區域的反射特征均呈現丘狀起伏、狹窄深谷處的沉積層明顯更薄，沉積厚度最大相差近40 m。

圖4 海脊東側丘狀起伏地形沉積差異圖c中黃色線為施工測線，矩形范圍對應圖a與圖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.

海脊東側的帕里西維拉海盆內部存在的底流來自于南極底層水[38]。受到該區域地形的影響，底流會繞過障礙物流動，圍繞整個海盆呈現逆時針轉動（圖5），在多項相關研究中，該區域的底層流速度較快[39]，平均速度達到15 cm/s。當海底層流經過丘狀起伏地形，流體速度因流體橫截面積的影響會發生局部改變。在流體通量一定的情況下，流體速度與流經的橫截面積成反比。在圖4中a與b兩處的窄溝跨度均小于1 km，與寬度達到2 km的寬溝相比，流速提高一倍。深海沉積以遠洋沉積物源為主，流速的差異造成沉積速率與沉積物搬運速度的不同，進而形成了不同間距的丘狀起伏處的沉積物厚度差異。

3.3 淺層氣與海底流體運移

深海淺層氣滲漏、冷泉以及熱液活動等現象是當今深海大洋研究的熱點，這些現象常常與海底資源相關，冷泉與熱液活動的極端系統的相關性研究，能夠揭示巖石圈與外部圈層的物質、能量的交換與轉移[39]。淺層氣的存在能夠引起沉積層的區域地質條件的不穩定，對人類生活與海洋工程等造成影響[40]。由于存在聲阻抗差，該類活動在反射剖面上具有明顯的特征，例如濁反射、聲學空白帶、云狀聲反射以及羽狀流等，并常出現泥火山、麻坑、自生性碳酸鹽巖等海底地質特征[41]。

分析高分辨淺地層剖面可以發現，在海脊兩側的深海盆地海底淺層氣發育豐富。由于遠洋沉積厚度較薄且沉積時間長，淺層氣較容易滲漏出海底并干擾沉積物成像（圖6）。聲圖呈“云狀”反射且淺部地層出現聲反射空白區，沉積物反射軸雜亂不連續，淺層氣通道邊界明顯。當淺層氣滲漏面積較大且地形起伏較快時，參量陣高分辨淺地層剖面受到干擾更為嚴重（圖6c）。由于淺層氣侵入表層沉積物，造成其反射軸連續性變差，形成明顯的聲學空白區，以測深數據為約束，對比水深值與地形起伏情況，可分析固液界面的雜亂濁反射范圍。淺層氣滲漏以及海底流體超壓上涌形成的麻坑與泥火山，結合多波束測深數據確定位置信息，能夠確認其淺地層剖面特征（圖7）。

圖5 帕里西維拉海盆底層流向示意圖[39]Fig.5 Schematic diagram of the bottom flow direction of the Parece Vela Basin [39]

相比近陸地沉積，深海沉積物源相對單一，深海淺層氣主要是來自于熱成甲烷氣[42]。熱成甲烷氣通常是在高溫高壓的深地層中產生，形成了深海淺層氣的氣源。研究區域兩側的深海海盆，均存在中央裂谷拉伸活動的擴張，盆地中發育豐富的斷層與裂隙[2-7]，為深層甲烷氣提供了上升通道。甲烷氣通過運移通道聚集于淺地層中，形成海底淺層氣。當沉積層受到水動力、地質構造等作用的擾動，淺層氣易于滲漏出海底。不同壓力值使得淺層氣呈現不同的反射特征，會在淺地層反射剖面上出現羽狀流、聲學空白區域以及入侵表層沉積物引起的反射軸錯斷。

圖6 淺層氣滲漏及其濁反射剖面特征Fig.6 Shallow gas leakage and its characteristics of shallow gas turbidity reflection profile

圖7 麻坑及泥火山c與d為對應多波束資料。Fig.7 Pockmark and mud volcanoc and d correspond to multi-beam data.

4 結論

（1）九州-帕勞海脊兩側地質現象的多樣性來自于構造作用下地形地貌的復雜性。該區域發育有豐富的海底滑坡、丘狀起伏地形沉積差異、淺層氣聚集與海底流體運移等地質現象。淺地層剖面上滑坡距離與再沉積速度等特征，揭示了滑坡特征與坡度的關系。水動力等環境因素直接制約了深海沉積物的沉積特征，造成了丘狀起伏地形的沉積厚度差異。深海海盆擴張與海脊快速隆起的構造作用，為圈層物質交換提供了可能性，使得熱成氣聚集于淺層沉積物中甚至滲漏出海底，海底流體受到超壓作用影響向上運移，在淺層氣共同的作用下刺穿海底，形成泥火山與麻坑。

（2）參量陣淺地層剖面儀能夠對海底幾百米以內的沉積地層形成高分辨圖像，應用于深海淺層沉積物的形成、運移等方面的研究。結合多波束測深、多道地震等數據，構建深海地層垂直方向表—淺—深的全尺度海底地層體系，有利于開展深海地形地貌成像、沉積特征以及板塊構造作用的系統性研究。

致謝：本次研究使用的數據由青島海洋地質研究所“海洋地質九號”船深海調查團隊獲取，數據處理中心團隊進行室內處理，在此表示感謝。