0.   引言

海底峡谷是一种重要的深水地貌类型，其可以将陆源沉积物和有机质输运至深水地区，是沉积物"源-汇"系统中的重要组成部分(Harris and Whiteway, 2011；Su et al., 2020).陆坡重力流可以通过海底峡谷，将大量陆源砂质沉积物或浅海生物碎屑搬运至深水区，进而形成深水油气和天然气水合物储层(Boswell et al., 2012；苏明等，2015；尤丽等，2018).但与此同时，在峡谷的"围限"作用下，峡谷重力流在向下游方向搬运过程中规模变大、流速增强，对峡谷下游的海底设施造成巨大破坏(Carter et al., 2014).深入理解海底峡谷的形成机制、沉积演化以及主控因素不仅对于深水油气、天然气水合物储层预测具有指导意义，而且对于重力流等海底地质灾害活动性评估和相关海底工程的实施部署具有重要的参考价值.

南海北部陆坡峡谷广泛发育，如西北陆缘的中央峡谷，北部陆坡的珠江峡谷和神狐峡谷群，东北陆坡的东沙海底峡谷、台湾浅滩峡谷、澎湖海底峡谷群以及高屏海底峡谷(丁巍伟等，2010；苏明等，2013；殷绍如等，2015).这些峡谷分别位于不同的构造沉积背景，所对应的沉积演化过程也应有所差异.随着南海扩张的结束(~15.5 Ma)，南海板块向菲律宾板块之下俯冲，通过岩浆作用形成吕宋岛弧，进而与华南板块在晚中新世末期发生碰撞作用，导致台湾岛西南侧表现为主动陆缘特征，也使得处于被动大陆边缘的东沙陆坡在晚中新世以来表现出活跃的构造活动(Xie et al., 2017).高屏峡谷、澎湖峡谷处于主动大陆边缘，台湾浅滩峡谷处于主动-被动陆缘的接壤地带，其沉积演化均受到构造活动的影响(丁巍伟等，2010).紧邻台湾浅滩峡谷西侧的东沙海底峡谷也处于强烈构造活动区域，其沉积演化过程很可能也与南海东北部复杂的构造活动具有密切联系，但是目前较少有学者就这一问题展开深入探讨.

为此，本文主要利用高分辨率二维多道地震和海底多波束数据，对东沙海底峡谷上-中游段展开详细剖析，旨在揭示东沙海底峡谷的沉积演化过程.研究结果将对于南海东北部沉积物"源-汇"系统的理解具有帮助，同时也将对南海北部超深水盆地天然气水合物勘探具有重要的启示意义.

1.   区域地质背景

南海地处欧亚板块、印度-澳大利亚板块和太平洋板块的交汇地带，是西太地区最大的边缘海盆(姚伯初，1996).东沙海底峡谷所在的东沙陆坡位于南海北部珠江口盆地与台西南盆地的接壤地带(图 1).响应于南海的形成演化，东沙陆坡在新生代期间先后经历了裂陷阶段(晚白垩世-早渐新世，65~33 Ma)，海底扩张阶段(早渐新世末-早中新世，33.0~15.5 Ma)及扩张后阶段(中中新世至今，15.5 Ma以来)(图 2)(Xie et al., 2019).伴随着南海的构造演化，台西南盆地沉积环境逐渐从古新世的海陆过渡沉积环境演变为中新世以来的半深海-深海沉积环境(丁巍伟等，2004).随着海底扩张结束和南海板块沿马尼拉海沟向菲律宾板块之下俯冲，南海北部在晚中新世期间(10.5~5.5 Ma)发生一期强烈的构造活动，即东沙运动，其主要表现为东沙隆起及其周缘地区的强烈构造抬升作用，并伴生有断裂活动和岩浆活动(赵淑娟等，2012；Xie et al., 2017). 6.5 Ma左右吕宋岛弧与华南板块发生碰撞，这一事件使东沙运动强度加剧并在晚中新世末期(~5.5 Ma)达到峰值，随后活动强度逐渐减弱(何敏等，2019).值得注意的是，东沙陆坡岩浆活动强烈，在裂后阶段多期发育(尤其是早中新世期间)，早期断裂是该地区岩浆上涌喷发的主要通道(Zhao et al., 2016；Fan et al., 2017；Sun et al., 2020)(图 2).

图  1  研究区所处区域地质背景(a)；研究区区域海洋背景(b)；研究区海底地貌及测线位置(c)

图b中1~4分别代表东沙海底峡谷、台湾峡谷、澎湖峡谷群和高屏峡谷

Fig.  1.  Index map displaying the geological background of the study area in the northern South China Sea (a); index map showing the oceanographic background of the study area (b); zoom-in bathymetric map displaying the location of the seismic lines (c)

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图  2  南海北部综合地层柱状图

红色三角代表岩浆活动主要时期

Fig.  2.  Chronostratigraphic chart of the northern South China Sea

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继承于早期隆起地貌和受后期构造抬升影响，东沙隆起长期处于高地势地貌背景，加之较强的西南向陆架环流作用，中中新世以来，珠江三角洲沉积体系主要是向西南方向被搬运进入白云凹陷，而对东沙陆坡地区无直接物源供给(He et al., 2017).东沙陆坡直面吕宋海峡，海洋动力强烈，受到多类型底流作用影响，如季风与黑潮控制下的西南向陆坡环流、南海中层水和深层水环流，以及内波、内潮作用(图 1)(Alford et al., 2015；Shu et al., 2018)，它们的侵蚀和沉积作用对于东沙陆坡沉积演化具有不可忽略的影响(Luan et al., 2019).

2.   地震地层格架

依据钻井资料标定(包括LF35-1-1，ODP 184航次1144、1146和1148钻孔)以及南海北部主要地震反射界面的典型特征，前人已对南海北部开展过大量的地震层序研究，建立了关键地震地层界面识别标志(如Xie et al., 2017, 2019；Ding et al., 2020).本次研究参考前人建立的东沙陆坡地震层序解释方案，根据二维多道地震反射特征，识别出T_g、T₆₀、T₅₀、T₄₀、T₃₀、T₂₀六个主要地震反射界面，并对其进行全区闭合解释，建立了研究区的地震地层格架(图 3).

图  3  典型地震地层格架剖面

a.未解释剖面；b.解释剖面

Fig.  3.  Representative seismic profile showing the seismic-stratigraphic framework

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T_g为新生代基底界面，呈区域性分布，其下部地震反射主要表现为低频、弱-中振幅，连续性较差，以角度不整合终止于界面T_g，局部地区被晚期岩浆岩体所刺穿；界面之上地震反射连续性有所改善，并且由于受到断层影响，界面之上地层向构造高部位显著减薄，沉积地层整体呈楔形，其在断层作用下，形成多个断块(图 3).T₆₀主要为强反射波组和弱反射波组界面，界面之下地震反射振幅更强，界面之上地震反射连续性有所改善，盆地裂陷期断层多终止于该界面之下.T₅₀界面为一强振幅界面，界面之上地震反射特征连续性明显改善，振幅也总体增强，在岩浆侵入体两翼可见明显的上超反射特征，地层厚度在区域上较为稳定，其向海盆方向的减小程度较弱.T₄₀界面也表现为一强振幅界面，界面之上地震反射特征表现出较高的连续性，以中-强振幅、中-高频为主，但是在峡谷发育区受强烈的侵蚀作用影响，厚度明显减小，局部地区T₄₀与T₃₀之间地层已被侵蚀殆尽.T₃₀界面是研究区最为重要的侵蚀界面，其指示研究区峡谷开始显著发育；在峡谷发育地区，T₃₀界面之下地层侵蚀强烈，界面之上的峡谷充填沉积上超于峡谷两翼，内部可见多期水道.T₂₀界面表现为强、弱反射波组的界面，界面之上峡谷水道侵蚀作用有所减弱，以披覆沉积充填为主；值得注意的是，研究区绝大多数晚期断层均终止于该界面之下，其可能主要是响应于晚中新世之后东沙运动构造活动强度开始减弱(图 3).

3.   峡谷沉积地貌特征

基于海底多波束和二维多道地震资料，根据海底峡谷、水道、斜坡扇、沉积物波以及滑塌体等典型地貌和地震反射特征(耿明会等，2017；罗伟东等，2018；任金锋等，2021)，本次研究对东沙海底峡谷及其相伴生的沉积地貌特征进行系统识别和详细分析.

3.1   现今海底地貌特征

东沙海底峡谷上-中游段目前处于水深600~2 200 m之间.根据峡谷头部所处位置的不同，东沙海底峡谷自东向西可以被划分为6个分支峡谷，即C1~C6(图 4a).其中，C1~C4上游段均以北西-南东走向为主，而C5和C6上游段则为北东-南西向延伸.C2~C6峡谷在中游段汇合为一条峡谷，因此本次研究将C1峡谷称为CI峡谷体系，C2~C6归为CII峡谷体系(图 4a).

东沙海底峡谷上游段横剖面总体表现为"V"型特征，宽度为3~6 km，下切深度最大可以达到700 m以上，两翼坡度约为13°；各分支峡谷头部及侧翼广泛发育滑塌地貌和小规模水道，大多数水道宽度小于1 km，下切深度小于100 m，但是部分水道下切深度可达100~200 m之间(图 4a~图 4e).C4规模相对较小，以近垂直的角度从C5侧翼汇入峡谷(图 4a).峡谷C3头部西侧的分支水道和C4头部连接有一宽缓沟槽(宽7.1 km，深91 m，宽深比为78)，该沟槽呈北东-南西向，其北西阶地上发育有沉积物波，其波长约为250~400 m，波高16~20 m(图 4f).

图  4  东沙海底峡谷现代海底地貌(a)；局部典型地貌放大图(b~d)；典型地形剖面(e~g)

Fig.  4.  Bathymetric map of the present Dongsha submarine canyon (a); zoom-in maps of the typical topographic features (b-d); typical bathymteric profiles (e-g)

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峡谷中游段横剖面则以"U"型特征为主，峡谷侧翼广泛分布的不规则滑塌后壁表明东沙海底峡谷中游段滑塌也较为发育(图 4d).较峡谷上游段，峡谷中游段宽度有所增大，但下切深度减小.虽然CII峡谷体系中游段是由C2~C6汇合，但是其与CI峡谷中游段的下切深度并无显著差异，二者平均下切深度均为250 m左右(图 4g).值得注意的是，至峡谷中游段，C1峡谷延伸方向由北西向转变为近东西向，而C2~C6汇合之后，延伸方向逐渐由北西向转变为北东-南西向(图 4a).

3.2   峡谷沉积地貌特征

3.2.1   峡谷上游段

高分辨二维多道地震解释结果显示，东沙海底峡谷上游段与断层的分布关系密切，其自晚中新世以来的发育，主要处于地堑式断裂体系之间(图 5).本次研究以C2峡谷和C5峡谷为例，对其沉积地貌特征展开详细分析.东沙海底峡谷上游段主要是自T₃₀之后开始发育，T₃₀之前未见明显下切、双向上超等深水峡谷/水道侵蚀与充填地震反射特征(图 5).虽然部分峡谷上游段在T₃₀之前已有所发育(如C2峡谷)，但是在T₃₀与T₄₀之间，其规模明显减小，逐渐被完全充填(图 5a、图 5b).

图  5  峡谷C2(a和b)和C5(c和d)上游段地震反射特征及其解释

Fig.  5.  Seismic-reflection features and the corresponding interpretation of the upper segments of C2 (a and b) and C5 (c and d), respectively

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晚中新世期间(T₃₀~T₂₀)，C2峡谷两翼可见广泛分布的水道沉积充填地震反射特征，其下切深度均小于40 m，在横向上随机摆动，彼此间相互叠置切割，总体呈弱-中振幅，并且随着远离峡谷中心，水道沉积充填振幅变弱(图 5a、图 5b).该时期C2峡谷的东侧发育有另一峡谷地貌，其东部边界也是由断层所限，该峡谷整体表现出向东迁移特征，宽度约为3 km，内部反射呈中-强振幅.至上新世期间(T₂₀以来)，C2峡谷两翼断裂活动减弱，T₂₀界面之上早期峡谷侧翼未见显著的下切水道特征，且C2峡谷沉积和横向迁移特征减弱，峡谷中心以侵蚀过程为主，横剖面呈V型特征；而处于C2以东的峡谷在该时期仍向东迁移，内部沉积充填特征明显，峡谷下切深度有所减小.至第四纪期间，主峡谷通道仍未发生明显的横向迁移，但是峡谷两翼再次开始广泛发育多期水道，其间相互切割叠置，总体呈弱-中振幅，偶见不连续强振幅反射(图 5a、图 5b).这些峡谷侧翼的陆坡水道现今已基本被完全充填，但C2峡谷仍然保留，整体呈V型，上部宽度约为6 km(图 5b).

与C2峡谷相似，C5峡谷的发育也主要局限于断裂体系所形成的地貌低洼地带，但是C5峡谷两翼的断裂在上新世以来仍在发育，并且C5峡谷上游段自发育以来，未表现出明显的横向迁移，而是以下切侵蚀和过路不沉积过程为主，峡谷中心沉积充填较弱(图 5d).值得注意的是，峡谷C5南翼的上新世地层表现为断层作用下所形成的断阶，断阶上升盘一侧地层可见向峡谷中心进积的地震反射特征，而下降盘一侧在断层根部的地震反射特征表现为杂乱、弱振幅的滑塌体(图 5d).第四纪期间，C5两翼滑塌有所增强，可见多期滑塌构造和相互叠置的下切水道.此外，位于C5北西方向的地堑式断裂体系形成了一系列断阶，并可见断裂相关褶皱，C5峡谷北部宽缓沟槽恰处于地堑式断裂体系及"Y"型断裂体系中部的低洼地带，该区域地震反射被现今海底所截切，表现为角度不整合接触界面，表明其受到强烈的侵蚀作用(图 5c).

3.2.2   峡谷中游段

研究区基底的平面展布特征以及近垂直于峡谷中游段的地震剖面均显示，峡谷中游段局限于构造凸起与岩浆岩体之间，该岩体呈北东-南西向延伸(图 3和图 6).在缺乏钻井资料的情况下，岩浆岩体与周缘地层在地震剖面上的接触关系通常被作为有效揭示岩浆岩体活动时期的重要依据(Bischoff et al., 2017).同时经过东沙海底峡谷中游段和岩浆岩体的地震剖面显示，T₅₀界面之下地层均随该岩体有上拱特征，而T₅₀~T₄₀之间地层则上超于T₅₀界面和海山两翼(图 7)，从而表明该局限地形主要是形成于T₅₀~T₄₀之间，即早中新世晚期-中中新世早期(~18.5 Ma至~16 Ma)，该时期南海北部陆缘岩浆活动活跃(Zhao et al., 2016).在此期间，峡谷中游段所在区域整体表现为一宽缓负地形地貌特征(图 3)，内部可见下切水道反射特征，并且伴生有整体呈丘状或透镜状、内部可见双向下超地震反射特征的典型斜坡扇沉积体(图 7和图 8).

图  6  峡谷中游段受后期岩浆活动改造的新生代基底(T_g)构造顶面

Fig.  6.  Time structure map for the Cenozoic base (T_g) that was reworked by the late magmatism activities at the middle segment of the canyon

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图  7  CI峡谷体系中游段地震反射特征(a)及解释剖面(b)(位置见图 3a)

Fig.  7.  Seismic-reflection features (a) and the corresponding interpretation (b) of the middle segment of the CI system (see the location in Fig. 3a)

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图  8  CII峡谷体系中游段地震反射特征(a)及解释剖面(b)(位置见图 3a)

Fig.  8.  Seismic-reflection features (a) and the corresponding interpretation (b) of the middle segment of the CII system (see the location in Fig. 3a)

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T₄₀以来，继承于前期断裂作用结果，该负地形内部下切水道特征明显增多，总体下凹特征也变得更为显著，地震反射呈弱-中连续性(图 7和图 8).峡谷中游段的中中新世地层(T₄₀~T₃₀)厚度明显减薄，特别是CII峡谷中游段的中中新统已被侵蚀殆尽，但CI与CII峡谷之间地层保存相对较好(图 3).由此表明，东沙海底峡谷于中中新世晚期已初步分化为两个峡谷分支，现今峡谷体系CI和CII中游段雏形基本形成.

进入晚中新世之后，CI和CII峡谷体系开始显著发育.CI峡谷北翼在晚中新世期间(T₃₀~T₂₀)表现为侵蚀特征，可见多期滑塌界面和下切水道(图 7).该时期CI峡谷主体宽度约为7.3 km，多期峡谷侧壁滑塌体相互叠置；峡谷主体沉积充填表现为中等连续性的地震反射特征，振幅强度变化大；CI峡谷体系在晚中新世早期主要发育单一主水道，其下切深度向上逐渐减小，变得更为宽缓；但在晚中新世中期以来，峡谷内水道规模再次增大，并分化为两个分支水道(Ch1和Ch2)，二者紧邻峡谷两翼发育.其中，Ch2在晚中新世晚期已被完全充填，而Ch1中沉积较弱，且其进入上新世期间仍以侵蚀为主，成为现今CI峡谷(图 7).CII峡谷体系中游段在晚中新世期间，宽度可以达到9.7 km，其底部呈弱振幅、杂乱地震反射(图 8)，表现出典型峡谷水道滞留沉积特征，如Monterey峡谷(Maier et al., 2018).与CI峡谷不同，CII峡谷自晚中新世早期便发育有两个分支水道，Ch3和Ch4.其中，Ch3水道规模相对较小，表现为强-弱振幅间互、中等连续的地震反射特征，至晚中新世晚期，Ch3水道已被充分充填，虽然仍表现为下凹地形特征，但在平面上的展布较为局限(图 4和图 8).Ch4水道体系在该时期不仅发育有侧翼的垮塌，其内部呈空白杂乱反射特征，还可以在其内部见到呈下切碟状特征、弱振幅、弱-中连续性的下切水道特征，这些水道在该时期内长期发育并相互叠置.至晚中新世末期时，Ch4仍表现出典型的侵蚀下切特征，其两翼具有显著的截切地震反射特征(图 8).

T₂₀以来，东沙海底峡谷中游段表现出与现今相似的地貌特征.现今CI峡谷体系中游段是在Ch1基础上的继承性发育，CII峡谷体系中游段则是对Ch4的继承性发育.此外，该时期CI与CII峡谷间也有水道发育(Ch5)，其与Ch3相邻发育，规模较小，平面上分布也较为局限，向下游方向延伸8 km左右即汇入CII峡谷体系中(图 4和图 8).

4.   沉积演化过程

综上分析，东沙海底峡谷在晚中新世期间最为发育.以此为界，东沙海底峡谷的演化可以分为3个主要阶段(图 9)：(1)早中新世晚期-中中新世；(2)晚中新世；(3)上新世以来.该部分将结合东沙陆坡的构造活动与海洋动力背景，对其沉积演化过程展开详细论述.

图  9  东沙海底峡谷沉积演化模式

蓝色箭头示意重力流向峡谷头部汇聚；IW指示内波；SC指示南海北部西南向陆坡环流；红色虚线指代沉积物沿峡谷搬运的主要路径

Fig.  9.  Sedimentary evolution model of the Dongsha submarine canyon

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4.1   早中新世晚期-中中新世：峡谷初始发育阶段

受早期裂陷作用影响，南海北部在海底扩张之前，发育有一系列北东、北东东向断裂体系以及北东-南西向延伸的裂陷盆地，表现出隆坳相间的古构造地貌格局(龚再升等，1997).进入裂后期以来，早期断裂活动逐渐减弱，整体以热沉降为主，特别是在海底扩张结束之后(Xie et al., 2017).但是，南海北部陆缘岩浆活动却在裂后期表现得极为强烈，特别是在早中新世期间(T₆₀~T₄₀之间)(Fan et al., 2017).东沙陆坡地区深部岩浆沿着早期形成的北东向伸展断裂上涌喷发，形成一系列北东向延伸的海山及海岭(Fan et al., 2017).研究区新生代基底(T_g)被北东-南西向延伸的岩浆岩体所刺穿，该岩体紧邻东沙海底峡谷中游段北部展布，峡谷南部则被继承早期构造凸起所形成的构造高部位所限(图 3和图 6).由前述分析可知，该岩浆岩体形成于早中新世晚期(图 7).随后，在北东-南西向延伸的古构造凸起和海山/海岭的夹持作用下，东沙海底峡谷中游段开始孕育，此时局限负地形规模较大，其宽度可达21 km(图 3和图 6).峡谷发育之初，其内部尚未开始发育分支峡谷，但局限地形条件将有利于峡谷内重力流汇聚、搬运和沉积.通过重力流长期的侵蚀和沉积作用，宽缓的峡谷在中中新世期间逐渐分化为两个分支峡谷，即CI和CII峡谷体系的雏形在该时期奠定(图 3b).由此可见，东沙海底峡谷的初始蕴育及其早期发育，受岩浆岩体和构造凸起的影响较大(图 9a).

4.2   晚中新世：峡谷拓展阶段

晚中新世以来，受东沙运动的影响，东沙陆坡断层再次开始强烈活动，导致早期NE向断裂发生活化，部分活化断层持续活动，甚至断穿现今海底，同时也在南海北部产生了大量规模相对较小的NW-NWW向张扭性断裂(赵淑娟等，2012；Jin et al., 2020)，上陆坡可以见到广泛分布的"Y字形"断裂组合，形成一系列断块差异升降、翘倾以及相关的侵蚀不整合界面(图 5).

构造活动是影响峡谷形成演化的重要因素(赵家斌和钟广法，2018).东沙运动对于东沙海底峡谷发育具有极为有利的促进作用，主要体现在两方面：(1)强烈构造活动易于触发频繁重力流(Talling，2014)，促使峡谷的进一步侵蚀扩展，不仅使峡谷下切深度增大，内部发育多期次级水道(图 7和图 8)，同时促进峡谷通过头部的溯源侵蚀，向上游方向进一步发展；(2)在东沙运动作用下，产生大量"Y字形"或地堑式断裂体系(图 5)，其间低洼地带是重力流搬运的优势通道，在长期的侵蚀作用下，这些优势通道汇入早期峡谷主体，成为东沙海底峡谷上游段C1~C6六个分支峡谷(图 4)，这一过程与东沙海底峡谷邻侧的台湾浅滩峡谷的形成过程相似(丁巍伟等，2010).

综上所述，晚中新世期间东沙陆坡构造活跃，在峡谷上游段断裂所形成的优势通道引导下，峡谷头部溯源侵蚀和峡谷内重力流频发，促使东沙陆坡峡谷得到空前的发展，不仅向上游方向进行拓展，同时也得到了有效的加深及拓宽，现代东沙海底峡谷的雏形也已基本成型(图 9b).

4.3   上新世以来：现代峡谷发育阶段

上新世以来，东沙运动强度开始明显减弱，断裂活动也随之减弱，但是在南海板块持续俯冲作用影响下，南海东北部地区依然时有5.0~6.9级地震活动发生(孙金龙等，2009).由地震活动所触发的重力流作用势必会使得东沙海底峡谷得到进一步的侵蚀，这在一定程度上使得东沙海底峡谷上游段目前仍是以"V"形结构为主，内部沉积充填较弱(图 4和图 5).

与此同时，吕宋岛弧和欧亚大陆于晚中新世末期(~6.5 Ma)发生弧陆碰撞，吕宋海峡随之形成，且其水下部分自上新世以来不断隆升(黄奇瑜，2017).现代物理海洋学研究表明，正压潮在流经吕宋海峡时，由于吕宋海槛地形突变，激发产生了西向传播的内波，并在东沙陆坡地区演化为更为强烈的内孤立波(Alford et al., 2015).对于内孤立波而言，其可以在峡谷限制型地貌条件下进一步增强，对峡谷内部进行侵蚀，使得峡谷底床、侧翼沉积物发生再悬浮，并以雾状层的形式发生搬运(Pomar et al., 2012).当峡谷中的再悬浮沉积物浓度达到一定程度时，可以随之产生浊流对峡谷造成进一步侵蚀(Pomar et al., 2012).与此同时，内孤立波还可以通过在峡谷头部上游段发生浅化作用，产生强劲底流，加之该地区长期存在的近平行于陆坡的环流作用(Shu et al., 2018)，东沙海底峡谷头部在此期间受到强烈的侵蚀作用，促使其发生进一步的溯源侵蚀(图 9c).对于头部多分支峡谷的形成，强劲底流的侵蚀通常具有重要作用，例如地中海Gulf of Lions地区的峡谷与冬季下沉陆架水团有关(Harris and Whiteway, 2011).因此，上新世以来东沙海底峡谷头部多分支特征与该地区的强烈底流背景具有密切联系.

综上所述，上新世以来构造活动虽然有所减弱，但仍保持活动，加之该阶段海洋动力作用较强，使得东沙海底峡谷仍表现出明显的侵蚀特征.但是，海洋动力作用和相对较弱的构造活动作用一般难以造成地貌格局的巨变.因此，该阶段为东沙海底峡谷的现代演化阶段，其主要是在晚中新世晚期地貌基础上的继承性演化(图 9c).

5.   对南海东北部沉积物"源-汇"过程的启示意义

东沙海底峡谷下游与台湾浅滩峡谷相汇合，并最终延伸进入马尼拉海沟(图 1)，其对南海东北部沉积物"源-汇"过程(沉积物输入深水区的方式、组分及输入量)具有重要意义.

由于东沙隆起地势较高，中中新世以来南海北部陆架河流均未延伸至东沙陆坡地区，因此东沙陆坡地区在南海扩张结束以来并未得到三角洲沉积的直接供源(He et al., 2017).因此，东沙陆坡沉积以泥质、粉砂质等细粒悬浮沉积物为主，而砂级颗粒则多为生物碎屑砂(如有孔虫砂)(陈芳等，2006)，这主要是得益于强烈的海洋动力作用使得东沙陆坡地区营养丰富，生物生产率较高(Alford et al., 2015).在较高的生物生产率作用下，东沙陆坡泥质、粉砂质沉积物中富含有机质，其对于南海东北部浅层气与天然气水合物的形成提供了重要物质基础，例如台西南地区GMGS2所钻遇的天然气水合物气源主要是来自生物气(刘昌岭等，2017).

晚中新世以来，随着东沙隆起的强烈抬升和南海北部内波作用的强化，东沙上陆坡地区遭受更为强烈的侵蚀作用，产生大量沉积物向深水区供给(Luan et al., 2019).该时期东沙海底峡谷也较为发育，这些富有机质沉积物以重力流的方式，通过东沙海底峡谷向下游方向进行搬运，汇入台湾浅滩峡谷，并最终抵达马尼拉海沟(殷绍如等，2015).进入马尼拉海沟的富有机质沉积物，一部分向菲律宾板块之下俯冲，另一部分被上覆板块刮蹭下来，形成了马尼拉海沟俯冲带增生楔(陈志豪等，2010).由于这些沉积物多是通过重力流作用快速从浅水陆架或上陆坡进入深水环境，其中有机质保存良好，使其仍具有较好的生烃潜力.随着俯冲作用的进行，这些沉积物埋深达到一定程度时开始生烃，并顺着增生楔内断层向上运移，进而在马尼拉海沟增生楔上部形成天然气水合物，这一点可以由马尼拉海沟地区地震资料所证实(陈志豪等，2010；王红丽等，2019).因此，晚中新世以来东沙海底峡谷的繁荣发育对于沉积物"汇"区天然气水合物的形成及其成藏模式的理解具有积极意义，同时也表明东沙海底峡谷对于南海东北部"碳循环"的理解十分关键.

6.   结论

东沙海底峡谷是南海东北部沉积物"源-汇"系统的重要组成部分，其于早中新世晚期开始发育，沉积演化过程可以分为3个主要阶段：(1)早中新世晚期-中中新世，继承于裂陷期和海底扩张时期的古地貌背景，东沙海底峡谷自早中新世晚期在局限地形的约束下开始发育；(2)晚中新世期间，伴随着强烈的东沙运动，东沙海底峡谷显著发育并达到空前的规模，其宽度与下切深度均得到极大的拓展，且分支峡谷在此期间开始形成，总体与该时期构造地貌及构造活动所触发的频繁重力流侵蚀作用有关；(3)上新世以来，东沙陆坡构造活动有所减弱，但是在强烈底流作用(主要包括内波和陆坡环流)的影响下，东沙海底峡谷持续发育，进入现代演化阶段，峡谷头部的分支水道进一步发育.

晚中新世以来，东沙海底峡谷向马尼拉海沟输送了大量的富有机质沉积物，这些沉积物不仅构成了马尼拉海沟增生楔的重要组成部分，同时也具有较大的生烃潜力，为马尼拉增生楔处天然气水合物富集提供了重要物质基础.