0 引言

沉积物波是一系列呈叠瓦状或对称状的海底大型波状床形单元，波长在1~20 km，主要分布在1~10 km之间，波高为1~140 m。一般垂直于沉积流方向，常向上坡迁移^[1]。由于蕴涵了丰富的古海洋学、古气候变化和沉积环境演化的信息，近几十年来沉积物波受到越来越多的关注和重视。沉积物波的成因主要包括：等深流成因、浊流成因、滑塌成因、内波内潮汐成因^[2]。在海底峡谷/水道发育的浊流系统中，沉积物波常出现在峡谷/水道的嘴部、天然堤的背坡、峡谷/水道的转弯段以及水道—朵叶体转换带内部，且与沉积物变形的蠕变构造或沉积物失稳形成的块体旋转存在相似性，其形成过程可能受到浊流、底流改造、沉积物变形与失稳等因素的综合作用^[3-5]。

台湾西南海域发育着大面积的沉积物波域，这些沉积物波域主要分布在海底峡谷的天然堤背坡和冲沟/水道的嘴部^[6-10]。前人的研究认为这些沉积物波是由于峡谷的局部溢流或顺坡而下的浊流堆积而成，其形成与台湾造山运动密切相关^[6-10]。部分学者认为这些波状沉积应为等深流成因，或者在浊流与等深流的交互作用下所形成的^[9]。王海荣等^[6]认为台湾西南海域沉积物波在距今1.2 Ma开始发育，且受控于台湾岛及其周缘新生代晚期以来的构造活动。处于弧陆碰撞“前缘”的台湾东部地区不仅与台西南地区同样受到菲律宾海板和欧亚大陆斜向碰撞的影响，而且其上同样发育大量规模不等的陆坡峡谷/冲沟系，沉积物滑坡、滑塌以及浊流等现象十分普遍，具备发育大面积深海浊流沉积物波的区域地质条件。但目前为止，关于台湾东部海域沉积物波的研究和报道较为缺乏。基于台湾东部海域获得的高分辨率地震数据，本文在台东峡谷周缘识别出一系列波状沉积。通过对这些波状沉积的形态特征、内部结构以及与峡谷/沟谷体系、块体流的关联性等方面的研究，指出台湾东部的波状沉积为浊流成因的沉积物波，且同样是台湾造山运动的沉积响应。

1 区域地质背景

台湾东部海域的花东海盆属于东部岛坡外缘深海盆地，西侧与台湾岛、绿岛及兰屿相邻，南部为吕宋岛弧，东界是加瓜海脊，北缘与琉球海沟和琉球岛弧相接(图 1)。台湾岛东部岛坡坡度较大，平均坡度在5°~7°，水深在1 000~4 000 m之间，其上发育众多规模大小不一的海底峡谷(图 1)。由南向北主要分布着台东峡谷、奇美峡谷、花莲峡谷这三条较大的峡谷，其中以台东峡谷规模最大^[12]。台东峡谷起源于台东海槽，与台湾东部主要河川之一的卑南溪(Beinan River)相连，沿着台东海槽轴部向南延伸，再向东穿过绿岛和兰屿之间的吕宋岛弧，经东部岛坡后，自西向东几乎横贯花东海盆，后与多条峡谷相汇，延伸至琉球海沟^[13-14](图 1)。台东峡谷发育在花东海盆内的主体水深在4 000~5 500 m之间，平面上呈NE走向，长度超过160 km，宽度为0.2~14 km，下切侵蚀海底深度最大可达550 m。台东峡谷上游较平直，向下游变弯曲，峡谷宽度逐渐减小，由吕宋岛弧附近的14 km降到琉球海沟外陆坡区不到200 m宽^[13]。在盆地中东部，峡谷发生近90°偏转，由NEE向转为NNW方向。台东峡谷的突然转向很可能是由于加瓜脊及其相伴生的小海山的遮挡造成的。这些与加瓜海脊相伴生的小海山表现为孤峰状，高出周围海底200~1 000 m，且大致与加瓜海脊平行^[14]。

台湾东部的花东海盆四周受岛弧或海脊围限，封闭程度高，其西南部通过巴士海峡与南海水体进行交换。在台湾东部海域，黑潮(Kuroshio)是最主要的海流系统。黑潮源自北太平洋赤道洋流，主轴的流径沿着太平洋西部边界往北流，经台湾东部外海后在台湾东北海域进入南冲绳海槽，并沿着海槽的方向往东北流动。黑潮主流在台湾东部海域的宽度约110~150 km，主轴距岸大约50~150 km^[15]。黑潮主流径水体垂向可划分为黑潮表层水(KSW)、热带水(KTW)、中层水(KIW)和深层水(KDW)。水层以30~50 m、300~400 m和800~1 000 m分界，随着区域和时间(一年内的不同时期)而有所不同^[16]。目前为止，台湾东部海域的洋流研究主要集中在表层水，少量为中层水，关于深层洋流的资料十分缺乏^[17]。中层水乃至表层水的海流活跃于台湾东部海岸，对原有的陆坡沉积物产生侵蚀到再沉积作用。太平洋底层水(NPDW)沿台湾岛东侧由北向南移动，形成底流搬运。Chang et al.^[18]利用布放在兰屿海脊两侧的海底地震仪(OBS)，证实了在深达1 000 m以上的深海有内潮(internal tide)的传播，该地区的深海内潮以1~2 m/s的速度往东北方向传播，这个数值与巴士海峡所观测到的表水内波速度相近。

2 沉积物波的分布和形态特征

台湾东部海域花东盆地内广泛发育波状沉积，水深在4 000~5 500 m之间。通过地震剖面识别出的沉积物波主要分布于台东峡谷与陆坡其他峡谷的交汇区(图 2)。少数分布在台东峡谷靠加瓜脊一侧，其规模明显小于台东峡谷与陆坡其他峡谷的交汇区的沉积物波，且两者的几何形态有所差异。台东峡谷末端的深水扇之上未发现沉积物波。这些波状沉积的波脊线近垂直于峡谷/冲沟系的走向，呈近NE—SW向或近南北向展布。单个波形的波长为0.8~7.2 km，波高为18~75 m左右。

台东峡谷高弯曲段内侧，处于台东峡谷与陆坡其他沟谷体系的交汇区。按照沉积物波的规模大小和物源的不同可以分为两个沉积物波域即波域1和波域2。沉积物波域1的物源来自顺坡而下的浊流沉积物，来源充足，因而规模较大。沿斜坡向下随着沉积物供给减弱，沉积物波域的厚度、波长和波高也相应减薄和减小。在多波束地形图上可以识别出沉积物波域1内波状起伏的地形特征(图 2b)，波域内单个波形的波长(WL)为3~7.2 km，波高(WH)为24~100 ms左右(约18~75 m)，WL/WH=44~96，具有向上坡方向迁移的特点(图 3)。图 3为东西走向的单道地震剖面，与台东峡谷呈近45°斜交，水深范围大概在4 425~5 062 m之间，坡度约为1.5°。剖面西侧的沉积物波域1和靠近台东峡谷东侧的沉积物波域2的形态特征明显不同。较陡的西侧，沉积物波规模较大，波长达到7.2 km，波高75 m，单个波形的逆坡翼具有短而厚的特征，顺坡翼长而薄，波谷常遭受侵蚀厚度减薄；向下坡坡度变缓，沉积物波的规模相应减小，波长减小到1.2 km，波高为18.8 m；沉积物波域的厚度由约500 ms减薄到300 ms左右。波状反射之下发育一套连续性较差的强振幅夹弱振幅反射，推测为块体流与半深海交互沉积。

台东峡谷外弯曲段靠近加瓜脊及其伴生的小海脊。沉积物波的物源来自台东峡谷的高弯曲段漫溢出来的浊流沉积，呈层状充填在小海脊之间的低洼处。沉积物波呈现垂向加积的特征，这可能是由于小海脊的遮挡使得沉积物波的物源供给和可容纳空间受到限制导致的(图 4a，b)。如图 4地震剖面所示，台东峡谷外弯曲段即剖面东侧的沉积物波域单个波形的波长(WL)约1.2 km，波高(WH)为25 ms左右(约37.5 m)，WL/WH=32。同时，该处沉积物波的底部见冲刷面，无块体流堆积。隆起边缘的凹槽可能与底流的侵蚀或隆起造成接触地层变形有关。同时在该剖面西侧可以看到与东侧沉积物波完全不同的波状构造即向上坡迁移的沉积物波(图 4c)。该沉积物波域的地层厚度在245~320 ms之间(双程反射时间)，坡度在0.8°~1.45°之间变化，单个波形的波长(WL)为2~4 km，波高(WH)为38~50 ms左右(约57~75 m)，WL/WH=35~57。背流面可见顶超或削蚀反射，呈长而薄的特征；而迎流面表现为斜交和S型下超反射，具有短而厚的特征。沉积物波内反射同相轴振幅中等，可以连续追踪。同时波脊依次叠置并呈现有规律地向上坡迁移的特征，这与滑塌体中旋转断层面的产状完全不同，因而可以排除滑塌、蠕变等相似的地形特征。

3 沉积物波内部结构特征

由于地震资料分辨率的限制等因素，对沉积物波内部结构的研究较少。目前的研究主要是根据沉积物波内部同相轴反射特征(连续性、振幅、频率)和波的迁移规律等特征的差异来划分沉积物波的结构特征，并进行演化阶段的划分。例如Richard et al.^[19]根据北大西洋洛克尔海槽东北部波状沉积的特征，将其分为3个单元：底部的单元1为上攀沙丘组成的序列、单元2是由爬升沙丘向正弦床形的过渡类型、单元3呈正弦波形。Gong et al.^[9]在研究台湾西南海域的沉积物波时，根据沉积物波的外部几何特征、内部地震反射特征将识别出的沉积物波域划分为3个演化阶段，阶段1是沉积物波的初始发育阶段，波形不清楚，连续性较差；向阶段3过渡的过程中沉积物波的特征越来越明确。

基于地震剖面，本文对研究区的沉积物波内部结构特征进行分析。地震剖面上可以辨识出两个主要的层序界面：界面1与界面2(图 4a，c)。界面2到界面1之间的同相轴呈杂乱、弱振幅(局部夹杂中强振幅)反射层，代表块体流沉积层(MTC)，其顶部被一系列浊流水道下切侵蚀。界面1到海底之间的同相轴呈长波状、连续性好的中强振幅波状反射特征，应为半深海—深海披覆沉积，可进一步细分为2个单元：上部单元为波脊向上迁移的波状沉积；下部单元相对上部单元地震反射同相轴的连续性变差，波形不如上部单元规律，可视为块体流向波状床形的过渡类型(图 4c)。块体流的不规则顶面即界面1为沉积物波的形成提供了粗糙起伏的起动面。由于不规则表面形态使得高密度流中的粗粒沉积物在相对低洼处沉积，而细粒沉积物的悬浮沉积作用加强，先后形成底部过渡单元和上部迁移性的波状床形。另外，MTD埋藏之后经历压实、脱水，其内部常形成超压，这有利于上覆沉积盖层发生变形，促进或改造已形成的沉积物波^[20]。

4 沉积物波的成因

南海已报道过的沉积物波发育区包括：琼东南中央峡谷东段的两侧^[21]、珠江口盆地神狐海域陆坡峡谷区^[22]以及台西南海域峡谷发育区^[6]。这些沉积物波域的底界面均发育块体流或滑塌沉积体，时间范围在1.2~2 Ma^{[6, 21-22]}。台湾西南部海域发育的沉积物波主要分布在峡谷/冲沟的侧翼、嘴部或转弯处，单个波形的波长为1.5~7.2 km，波高为15~110 m，走向与峡谷/水道的轴部垂直或斜交^[6-10]。关于这一区域内沉积物波域的成因，大多数学者认为是浊流在峡谷侧翼溢出形成或者在峡谷嘴部堆积形成的^[6-8]，该沉积物波的主体开始发育的时间可能为中更新世1.05~1.2 Ma^{[6, 23]}。例如，王海荣等^[6]和丁巍伟等^[7]认为该沉积物波域的发育史受控于台湾岛及其周缘新生代晚期以来的构造活动。台湾岛和东沙群岛的隆升不仅为台西南海域沉积物波的形成提供了物质来源，而且增强了浊流活动的强度和频率，从而开始了该波域的起动和发育。部分学者认为这些波状沉积应为等深流成因，或者在浊流与等深流的交互作用下所形成的^[9]。

台湾东部的沉积物波主要分布于台东峡谷与陆坡其他峡谷的交汇区。少数分布在台东峡谷的靠加瓜脊一侧，其规模较小，且两者的几何形态有所差异。在台湾东部海域，黑潮是最主要的海流系统，黑潮主流宽约100 km，深度可达1 000 m左右，表面流速可达到1~1.5 m/s，可将台湾东部的陆源物质带入冲绳海槽。到目前为止，台湾东部海域关于深层洋流的资料十分缺乏，可能存在北太平洋底层水(NPDW)沿台湾岛东侧由北向南移动，但其流向为NNE—SSW走向，这与波域的走向一致。因而，可以排除识别出的沉积物波为等深流成因的可能性。新近纪晚期以来菲律宾海板块与欧亚板块的弧陆碰撞导致了台湾造山运动，台湾岛的强烈抬升、剥蚀为沉积物波的形成提供了大量的陆源物质^[24]。而台湾岛东部狭窄的陆架上大量发育的峡谷为陆源物质向花东盆地搬运提供了良好的通道。台湾东部海域识别出的沉积物波的形态特征、内部结构以及与峡谷/沟谷体系、块体流的关联性都指示这些沉积物波是浊流沉积物在峡谷/冲沟的嘴部等地形限制性降低的位置卸载堆积或在峡谷/冲沟的转向处漫溢而形成的。台东峡谷高弯曲段内外两侧沉积物波域特征的差异表明弯曲段内侧的沉积物波主要是在顺坡而下的浊流侵蚀—沉积作用下形成的，而外弯曲段的沉积物波是浊流溢出峡谷在可容纳空间受限的地形下堆积而成。这是由于台东峡谷侵蚀较深，例如其上段下切谷深度达500 m，高弯曲段下切谷的深度最低也有370 m；因而浊流沉积不易溢出高限制性的台东峡谷，仅在台东峡谷高弯曲段外侧部分溢出，形成加积型的沉积物波。峡谷高弯曲段分布的沉积物波常呈同心环绕状，且优先分布在弯曲段的外侧^[25]。

由于台湾造山运动斜向弧陆碰撞，构造演化向南迁移的特性，3.5 Ma左右奇美火山岛及成广燠火山岛间闸口发生变形、抬升，最终封闭成沉积构造坝。同时，北吕宋海槽弧前盆地西侧因背逆冲构造变形为花东海脊，进而将广燠火山岛—绿岛—兰屿火山岛间闸口沉积物变形及抬升，产生类似沉积构造坝作用。现代沉积物经由卑南溪及海底水道向南输送到绿岛西侧台东海槽残留弧前盆地时，沉积物则因受阻于此沉积构造坝，转而沿台东峡谷及陆坡冲沟体系向东输送入台湾东侧海域的花东海盆^[26]。充足的陆源碎屑供给为沉积物波的形成提供了物质基础。因而，该浊流沉积物波与台湾西南部沉积物波的形成一样，是台湾岛新生代晚期构造活动的沉积响应，其形成时间应不晚于3.5 Ma。

5 浊流流动特征

目前关于沉积物波形成模式主要有：背流波模式、逆行沙波模式以及底形和失稳(滑塌)混合模式。此外，部分学者还讨论了内波模式形成沉积物波的可能性。背流波模式和逆行沙波模式中流体流动状态分别为亚临界流动(subcritical flow)和超临界流动(supercritical flow)，可由弗劳德数确定。采用简单的数字模拟公式计算浊流的流动特征。首先，计算弗劳德系数，然后结合波长去估计流体厚度。流体速度用弗劳德系数和沉积物浓度去估计。

浊流的弗劳德系数(Fi)用坡度梯度(tanβ)去估算^[27]：

波长(L)、流体厚度(h)、弗劳德系数(Fi)的关系如下^[28]：

流体速度(u)可以用以下公式估算^[29]：

，ρ代表沉积物颗粒的平均密度，ρ₀表示孔隙水密度，g是重力流体加速度，Δρ为浊流/海水密度内颗粒密度和流体密度的差值。C代表体积浓度，无量纲值，代表沉积物浓度。C的值取决于流体类型，对细粒沉积而言，不受限的浊流的C值在5×10^-5~5×10^-4内变化^[29]。

沉积物波区的平均坡度是0.8°~1.45°，估算出弗劳德系数(Fi)在1.3~1.8，远大于逆行沙丘形成所需要的佛劳德数的下限条件(Fi >0.84)，同时与前人关于浊流的研究一致^[29-31]，也符合水道堤上的非受限浊流状态下沉积物波的成因即逆行沙丘模式^[28]。台东峡谷沉积物波波长取平均值约4 km，通过上述公式，经计算我们发现台湾东部沉积物波区流体厚度在196~356 m，流体速度可达到15~21 cm/s。

6 结论

(1) 台湾东部海域发现一系列波状沉积，它们主要分布于台东峡谷与陆坡其他峡谷的交汇区以及台东峡谷的高弯曲段，单个波形的波长为0.8~7.2 km，波高为18~75 m左右，呈NE—SW向展布。

(2) 这些波状沉积可分为两类：一类位于台东峡谷与陆坡其他峡谷的交汇区的波状沉积，其波脊有向上坡迁移特征，而顺坡向下，波长、波高和沉积物波的厚度都相应的减小和减薄，内部具有双层结构即下部过渡单元和上部波形单元；另一类位于台东峡谷高弯曲段外侧的波状沉积，呈现加积叠置的特点。

(3) 基于波状沉积的形态特征、内部结构、分布规律以及数值计算的结果，认为这些波状沉积是浊流在峡谷侧翼溢出或者在峡谷嘴部卸载堆积形成的沉积物波，其形成时间应不晚于3.5 Ma。沉积物波域的古海洋学、古气候变化和沉积环境演化的意义尚有待进一步深入的研究。