地震海洋学方法是利用常规海洋反射地震方法进行海洋学研究的一种新兴的海洋调查方法.最初在2003年,Holbrook等(2003)在Science上发表了用常规反射地震方法来研究海洋温盐细结构的论文,揭示了该方法应用于海洋学研究的可能性.随后,越来越多与此相关的研究结果表明,该方法能够从定性以及定量两个方面对各种物理海洋学现象进行研究,包括水团边界(Nandi et al., 2004)、海洋锋面(Holbrook et al., 2003; Nakamura et al., 2006)、中尺度涡旋(Ménesguen et al., 2009; 宋海斌等,2009;Biescas et al., 2008;Quentel et al., 2010；Mikiya et al., 2011; Tang et al., 2013; Tang et al., 2014a),涡旋旋臂(Song et al., 2011)、水平漩涡(Sheen et al., 2012)、海洋内波(Holbrook and Fer, 2005;Krahmann et al., 2008;宋海斌等, 2009,2010)、内潮(Holbrook et al., 2009)、内孤立波(Tang et al., 2014b; 拜阳等,2015),背风波(Eakin et al., 2011)、黑潮(Tsuji et al., 2005; Nakamura et al., 2006)、不同海域的各种海流(Buffett et al., 2009;Mirshak et al., 2010;Pinheiro et al., 2010)、各种温盐细结构(Holbrook et al., 2003; Tang and Zheng, 2011;Blacic and Holbrook, 2010)以及温盐阶梯结构(Fer et al., 2010；Biescas et al., 2010)等海洋现象.与传统的物理海洋调查方法相比较,该方法具有更高的横向分辨率,能够更快速得对整个海洋观测剖面进行成像(宋海斌等,2008),因而能够更好得对海洋内部不同尺度海洋现象的垂向结构进行成像,从而可以利用反射地震学方法进行进一步的反演与定量分析研究(Ruddick et al., 2009; Papenberg et al., 2010; 宋洋等,2010; 黄兴辉等,2011; 陈江欣等,2013;董崇志等,2013).

迄今,地震海洋学的研究应用更多关注海水层内部的海洋学现象.实际上,海洋中正在进行中的各种海洋沉积过程、冷泉与热液活动和海洋生物地球化学活动等,理论上只要能够达到产生地震反射特征的条件,均可以利用地震海洋学方法进行研究,但针对于这方面目前仅有少量研究予以关注.徐华宁等(2012)在水体反射地震剖面中发现了2个明显的异常强反射柱体,并推断其可能是天然气水合物分解造成的大量甲烷释放而致使水体出现强扰动并形成明显的羽状流,Vsemirnova等(2012)利用地震海洋学与物理海洋学数据观察到了海底雾状层的存在；Hildebrand等(2012)证实多道反射地震数据能够对深水油气泄露成像并揭示其水平展布；拜阳等(2014)利用地震海洋学剖面推断出中建南盆地的底流活动非常发育并且可能有海底活动麻坑存在.由于这些作用过程更多分布在海底边界附近,因而本文将重点对海底附近水体的地震反射特征予以关注与分析.

水底边界层是由部分沉积物和水柱中的水体组成,直接受水体和沉积物性质分布及过程影响,被多数人认为是物理海洋学与沉积学的交叉研究对象.在物理海洋学上,水底边界层主要是由摩擦作用影响的高度决定的,自上而下主要包括对数层,粘滞层与扩散边界层,主要受到其内部的流体动力学条件控制,是重要的水体与沉积物交换与作用界面(McCave,1976；Boudreau and Jorgensen, 2001；Thomsen,2003; Thomsen et al., 2003；Lorke and MacIntyre, 2009).实际上,海底边界层(Bottom Boundary Layer/Benthic Boundary Layer)存在许多不同的定义,这取决于研究者所关心的研究尺度、性质和现象(Boudreau and Jorgensen, 2001),其研究领域也不仅仅局限于水层的流体动力学过程,甚至包括界面区域的生物过程、放射性化学、生物地球化学过程以及沉积动力学过程(Richardson and Bryant, 1996).在本文,我们将海底附近水体称之为“海底边界层”,而将在此区域广泛发育的各种海洋作用/过程称之为“海底界面过程”.

通过对南海大量地震资料的处理与分析,我们发现了海底附近大量的异常反射特征,这些异常反射特征与以往海洋内部的反射特征不同,更可能揭示了海底边界附近复杂的海洋作用/过程.本文主要利用地震海洋学方法对海底边界附近水体进行成像,利用传统地震相分析方法对这些异常反射特征进行分析、分类与总结,结合以往研究成果分析其可能的海洋作用过程,从而可以拓展地震海洋学的研究领域,为海底边界层的研究提供新的调查方法与研究视角.该方向的深入研究有助于深入认识深层海水运动、海底边界处发生的各种过程,从而揭示地球系统流体部分与固体部分相互作用的本质(宋海斌,2012).

近些年来,广州海洋地质调查局在南海北部与西部广大区域采集了大量多道反射地震数据,本文研究参考数据主要集中在东沙隆起区域与中建南盆地北部区域.东沙隆起区域(图 1,A1区域)位于珠江口东南,属于珠江口盆地中央隆起带东部的一个次级构造单元,是南海北部陆架上最突出的海底地形.水深主要分布在0～1000 m之间,主要由两个海底高原组成.一个呈圆形,位于陆架最外缘的坡折部位,其中央部位发育高出海面几十米的环礁即为东沙岛.另一个呈菱形,位于东沙岛 NW 方向约100 km,主要3个水下浅滩组成.区域内受到从吕宋海峡而来的黑潮分支,(涨落)潮流,珠江等流系的影响,海底剥蚀严重,发育大量沙波和冲蚀河谷(栾锡武等, 2010,2011).中建南盆地北部区域(图 1,A2区域)位于西沙群岛以西,水深主要分布在400～1000 m之间,为一斜坡阶地地形.与中建南盆地中南部相比,该区域新生代沉积较薄,海底发育深水水道和大量直径在1000～2000 m的圆形、椭圆形、长条形、新月形和不规则形麻坑,该区域整体勘探程度较低(Sun et al., 2011;陈江欣等,2015).

图 1

Fig. 1

图 1 本文主要研究参考区域A1(东沙隆起区域)和A2(中建南盆地北部区域) Fig. 1 The main study areas, A1 (Dongsha Uplift) and A2 (the northern Zhongjiannan Basin)

本文通过对上述区域大量地震数据进行处理,以获得海底界面附近的反射地震剖面.海水层以及海底以下浅部地层多道反射地震数据的主要处理流程有(1)：定义观测系统,直达波压制与振幅恢复,高通滤波,共中心点抽道集,常速水平叠加(海水声速)以及部分海水层剖面经过叠后FK滤波处理.部分海底以下地层剖面的处理流程包括(2)：数据质量控制,振幅补偿,6~100 Hz带通滤波,多次波压制,反褶积,速度分析,动校正,共中心点叠加,叠后噪声压制,4~70 Hz带通滤波和FX偏移.本文所用多波束数据为1998—1999年由广州海洋地质调查局“海洋四号”船利用船载多波束数据采集系统Sea Beam-2112所采集,原始数据处理流程经过(3)：导航定位滤波、参数校正、吃水改正、声速改正、数据滤清等处理步骤,有效地消除了噪点,保留了海底的各种微地貌特征.本资料的定位精度优于±10 m,水深测量准确度平均值约为0.3%.水深数据最终被以距离倒数加权算法差值得到网格间距为100 m×100 m的规则网格数据.

地震相是一个可以在区域内圈定的、由地震反射层组成的三维单元,是地震地层学与层序地层学解释的重要基础,其解释过程主要依据地震剖面的特殊反射特征,包括内部反射结构、连续性、振幅以及频谱,是沉积相的反射地震响应(Sangree and Widmier, 1977；Brown and Fisher, 1980；Veeken, 2007,2013).海水层的反射地震剖面反映了海底附近流体的活动特征,内部反射特征变化多样并且形态复杂.由于其成因可能涉及多种不同的海底界面过程,故其解释分析并没有现有的流体动力学反射地震模型可以借鉴.由于过去没有其它海洋约束数据资料的同步采集,所以本文主要根据反射地震的几何形态、反射结构、连续性、振幅和频率特征对海底界面处的异常反射特征进行分析与总结,结合其可能的各种海洋作用/过程,建立海底边界层异常反射地震特征的地震相分类.

通过对南海北部与西部大量地震剖面进行归类与总结,根据以往研究成果进行对比和分析,我们对海底边界附近比较广泛存在的或较为确定的相关海底作用/过程及其在反射地震剖面上的特征进行了分析与总结.其中,海底湍流边界层广泛存在于海底边界附近；海水与崎岖海底的相互作用在海底地形较为复杂,底流相对活跃的海底附近尤其发育,随着海水流速的不同,其反射结构特征相异,同时容易引起海底沉积物的再悬浮和搬运；内孤立波在南海北部,尤其在东沙海域广泛发育；背风波在海底山脊和崎岖海底附近同样可以产生；南海中尺度涡旋在整个南海分布广泛,不仅是海水内部的重要混合动力过程,其与海底的碰撞消亡同样也会引起海底沉积物的再悬浮,参与海洋的沉积动力过程；除此之外,盆地内部的流体也会在海底渗漏逸散,形成羽状流,引起沉积物的再悬浮,形成麻坑等复杂海底流体逸散地貌.

南海北部大量反射地震剖面海底界面附近海水层具有如图 2所示垂向结构特征.该水层位于北部陆坡区域(图 1,A1),成席状披盖横向连续分布,与海底近似平行,并与上覆海水形成比较明显的边界(图中黑色虚线所示),边界上方海水成层状分布,内波发育,振幅明显强于边界下方.该水层内部呈反射杂乱状,反射振幅一般较弱,视频率较低.

图 2

Fig. 2

图 2 (a)陆坡区域海底与黑色虚线之间的席状披盖反射可能反映了海底湍流边界层.(b)图a中黄色虚框的放大图，注意湍流边界层上边界呈毛刺状并具有穿层现象.反射地震数据经处理流程(1)处理. Fig. 2 (a) The Sheet drape seismic facies unit between seafloor and black dotted line may reflect the turbulent bottom boundary layer. (b) A larger version of the yellow dashed rectangle in fig. a. Note that the upper boundary of turbulent bottom boundary layer shows burr shape and cut off many events. Seismic section was processed by sequence (1).

其整体特征说明,这种近海底海水层的出现与海底关系十分密切,我们推断其反映的是海底湍流边界层(Turbulent Bottom Boundary Layer).海底湍流边界层发育大量不规则内部结构的湍流,其能量随着形成更多更小的小涡旋而耗散(Thomsen,2003).这表明,海底湍流边界层内部混合作用比较强,内部成分趋于均一,地震反射振幅减弱.海水层上边界呈毛刺状并具有穿层现象(图 2b),这指示海水在该边界上由湍流边界层转换为地转效应显著影响的埃克曼层.Thomsen(2003)指出海底边界层在大陆边缘处于5~50 m厚的数量级,而该海水层在左侧最厚约有150 m,大部分处于100 m以下,而最薄处约有几米厚(图 2b).由于粘滞层与扩散边界层仅局限于海底附近很薄的区域,反射地震剖面的分辨率还不足以对其进行成像.而这种海水层内的海水流动与海流、(涨落)潮流或上升流等海水流动有关.

海底附近的海水活动很大程度上受到海底地形的影响,图 3a所示剖面的海底附近同样分布类似图 2的近海底海水层特征,黑色虚线指示该海水层的顶部边 界.该测线位于东沙隆起区域(图 1,A1),海水在测线黄色虚框左侧呈现弱振幅、混浊反射特征,而在黄色虚框内部和右侧则呈现内部弱振幅、杂乱反射特征,海水层整体反射振幅较弱,视频率偏低.黄色虚框内部所示海底发育有沙波,沙波波长约为200 m,沿海底横向展布约有5 km(图 3b).沙波上方发育特殊反射地震特征,反射同相轴自海底呈毛发披覆状排列,连续性偏低,并与海底成一定角度.整体反射结构特征横向连续性较好并与沙波分布一致呈毯式披盖,振幅与周围海水相比较强,视频率适中或偏高,随着离海底高度的增加,反射振幅逐渐减弱并与周围海水趋同,垂向厚度约有30 m,我们将这种特殊的反射结构特征称之为披毛状反射(图 3b).

图 3

Fig. 3

图 3 a)海底与黑色虚线之间发育有与图1类似的席状披盖几何反射特征，反映了海底湍流边界层.(b)图a中黄色虚框的放大图.海底发育沙波，沙波上方发育披毛状反射结构特征.Hansen等(1994)模拟得到波纹底床上震荡流所引起的流动(c1、c3、c5)与悬浮沉积物分布(c2、c4、c6)，而图b的披毛状反射特征与c2，c6类似，反映了沙波附近悬浮沉积物的反射地震特征.(b)中黑色箭头指示推断的海水流动方向.反射地震数据经处理流程(1)处理. Fig. 3 (a) The Sheet drape seismic facies unit also develops between the seafloor and black dashed line, which is similar with Fig. 1 and indicates the turbulent bottom boundary layer. (b) A larger version of the yellow dashed rectangle in fig. a. Sand dunes develop on the seafloor and hair reflection configuration grows above them. Flow patterns (c1, c3, c5) and distribution of suspended sediment (c2, c4, c6) at different phases during a wave cycle were calculated by Hansen et al. (1994).The reflection pattern of hair reflection configuration is similar with c2, c6, referring to the reflection characteristic of suspended sediment above sand dunes. (b) Black arrow indicates the speculative direction of water flow. Seismic section was processed by sequence (1).

披毛状反射结构主要发育于海底沙波与高频崎岖海底上覆海水层,其发育特征与Hansen等(1994)利用离散涡流模型模拟所得到波纹底床之上的流场与沉积物悬浮类似(图 3 c1,c2,c5,c6,黄色方框所示),在这里我们将这种反射特征解释为海底水流与沙波等高频崎岖海底相互作用形成的流场和沉积物再悬浮相关的反射地震特征.与模拟结果相类比,其靠近海底的强振幅与低频特征主要是悬浮颗粒物所引起的,而并非是海水的温盐差异所造成的,因为其周围弱振幅,混浊、杂乱反射特征的海水层反射地震特征表明周围海水的温盐差异已经随着边界层大量湍流混合活动而趋于均一.

除了披毛状反射结构,海底沙波之上还发育有如图 4所示两种反射结构特征：高频小错断与高频波动.图 4所示测线位于东沙隆起区域(图 1,A1),图 4a所示黑色虚线大体表示海底边界层的顶部边界,内部反射较弱,连续性较弱,频率适中.反射地震特征表明,与图 3海底边界层海水相比,其内部海水的混合作用相对较弱,水动力环境较弱.海底发育有约3 km的海底沙波,沙波之上发育有沿海底毯式披盖分布、连续性较低、振幅偏强而频率偏高的高频小错断反射结构.图 4b海底附近海水成层性较好,振幅较强.海底有沙波发育,沙波之上发育有成毯式披盖分布、连续性较低、振幅适中和频率偏高的高频波动反射结构.

图 4

Fig. 4

图 4 (a)海底沙波上方发育的高频小错断反射结构特征，海底与黑色虚线之间海水层揭示海底湍流边界层的反射特征，与图2类似.(b)海底沙波上方发育的高频波动反射结构特征.反射地震数据经处理流程(1)处理. Fig. 4 (a) There is also high frequency small vertical faults reflection configuration above sand dunes. As similar with Fig. 2, seawater between seafloor and black dashed line refer to the reflection characteristic of turbulent bottom boundary layer. (b) High frequency fluctuations reflection configuration developing above the sand dunes. Seismic section was processed by sequence (1).

边界层理论认为,水流随着流速的增大会发生层流(Laminar Flow)和湍流(Turbulent Flow)两种形态,并在临界雷诺数位置发生转换,但实际上在此转换位置水流会产生摆动,形成一种间歇性状态(Rott,1990).图 3所示两种异常反射特征均表现出与海底沙波高频起伏海底分布相关,但呈现不同反射地震结构的特征.海水在这种崎岖地表流动时,随着流速的不同,我们推断其在海底边界会产生类似的流动形态转换,即这三种与沙波等海底高频起伏海底相关的反射特征很可能代表海水与海底相互作用的不同阶段.当水动力环境较弱时,海水呈现高频波动特征,海水由层流转化为高频波动,这时的水动力环境还不足以引起海底沉积物的悬浮,而更容易促进海水内部的混合,导致层结海水边界处海水温盐差异降低,层结内部保持稳定,因而造成整体反射振幅相比于周围海水适中或偏强,反射同相轴视频率偏高.当水动力环境较强时,海水发生较强的波动,并在某些区域发生破碎形成湍流,并引起海底沉积物的再悬浮,导致反射振幅增强,视频率偏高,连续性变差.当进一步增强时,海水内部由于强烈的湍流混合作用而趋于均一,但是强烈的动力环境导致海底沉积物的再悬浮并随着海水的流动方向发生漂移,形成具有强反射振幅、视频率偏高的披毛状反射结构.因而,海水的流水动力环境从强到弱可能依次为图 3b,图 4a,图 4b.

图 4a,图 4b的反射结构特征同样在图 5不规则海底沙波的上方发育,该测线位于东沙隆起区域(图 1,A1).图 5中黑色虚框处发育有高频小错断反射结构,而黄色虚框处发育有高频波动反射结构.由于这些反射结构是与海水与海底沙波地形的相互作用有关,左侧黄色虚框的高频波动反射特征位于黑色虚框所示的高频小错断之上,这表明靠近海底沙波的水动力环境较强,而这也与上述分析一致.

图 5

Fig. 5

图 5 黑色虚框所示为高频小错断，黄色虚框所示为高频波动.剖面中部发育有具有大振幅垂向孤包几何反射形态的内孤立波(ISW).反射地震数据经处理流程(1)处理. Fig. 5 High frequency small vertical faults and fluctuations develop in black and yellow dashed rectangles respectively. Internal solitary waves (ISW) propagated along this section, with geometry of large amplitude vertical solitary package.Seismic section was processed by sequence (1).

东沙附近海域有大量内孤立波(Internal Solitary Wave)发育,其主要成因是吕宋海峡海域内潮与崎岖陡峭海底地形的相互作用而产生(Ramp et al., 2004; Zhao et al., 2004).传统对于内孤立波的研究主要有遥感观测、锚系观测、声学观测、数值模拟以及物理模拟方法,但Tang等(2014b)和拜阳等(2015)的研究证实,与常规方法相比,地震海洋学方法对内孤立波的垂向结构成像、波数谱计算以及传播速度估算等方面具有重要的技术优势.图 5所示内孤立波(ISW)具有下沉型垂向孤包几何形态,与周围普遍发育的内波相比,具有更高的振幅与波宽.

东沙海域附近(图 1,A1)具有复杂的海底地貌,海底崎岖不平,发育有大量沙波与不同规模的海底山脊和冲蚀河谷.海流流经海底山脊容易形成背风波(Lee Wave),与大量物理海洋实际观测与数值模拟不同,Eakin等(2011)证实地震海洋学方法能够对海洋中、大尺度背风波成像,提供其垂向结构形态并能够用于进一步对其物理性质的计算分析.图 6a所示地震剖面位于东沙附近海域,海底发育有两处较高的海底山脊.山脊1与2(Ridge 1,2)分别约有300 m和200 m高,山脊上覆海水受到海底山脊地形的强烈影响而形成背风波(LW1、2、3),典型背风波具有垂向倾斜、振幅较大的下沉孤包几何形态,层结海水层层叠置,倾斜下凹,垂向连续性较好,反射振幅适中,视频率适中.

图 6

Fig. 6

图 6 (a)海底山脊(Ridge1、2)一侧上覆海水发育有大振幅倾斜孤包反射几何形态，反映了背风波低阶(LW1)、高阶(LW2)模态的不同反射结构特征.而LW3可能反映了随海流而剥离的背风波能量耗散形态特征.(b)层流流经隆起物产生背风波而形成的型阻结构(Edwards et al., 2004)，示意了低阶模态的背风波.(c)模拟得到的高阶模态背风波位移场(Klymak et al., 2010).红色箭头为推测剖面内(a)的海水流动方向.反射地震数据经处理流程(1)处理. Fig. 6 (a) Geometry of large amplitude tilted solitary package on sides of Ridges 1, 2 show the reflection characteristics of low-mode (LW1) and high-mode (LW2) Lee waves respectively. Lee Wave 3 (LW3) probably indicates the energy dissipation of lee wave, peeled away by ocean currents. (b) Schematic of form drag generated by stratified flow past a bump of height (Edwards et al., 2004), showing the low-mode Lee wave. (c) Displacement field of high-mode stationary wave simulated by Klymak et al. (2010). Red arrow points the speculative direction of water flow along this section. Seismic section was processed by sequence (1).

背风波1(LW1)的反射形态结构与Edwards等(2004)模拟层流流经隆起物而形成的背风波成因的型阻结构类似,具有低阶模态背风波特征,如图 6b所示；背风波2(LW2)具有复杂的内部反射结构,很可能反映高阶模态的背风波特征,这与Klymak等(2010)模拟得到的高阶模态背风波位移场特征相似,如图 6c中白色虚框所示.我们在剖面左侧发现另外一种横向连续性较差、高频波动、频率偏低的异常反射特征(LW3),我们推测其成因与背风波有关,可能反映背风波随着海流的横向漂流,随着内部混合作用的持续,形成与图 6c白色实框所示相类似的形态结构.根据背风波形态特征的一致性(图 6 a、b、c),我们推断该区域背景海水在剖面内的运动方向为自右向左,背风波3(LW3)在山脊2(Ridge 2)处产生,随着海流自右向左漂移,其形态结构随着内部海水的混合作用而与背风波2(LW2)相比具有更加复杂的内部反射结构特征,如同相轴连续性变差.

涡旋是海洋中重要的中小尺度海洋现象,地震海洋学方法能够提供海洋涡旋的垂向结构(Biescas et al., 2008;Pinheiro et al., 2010),并且能够通过地震反演得到其内部的温度、盐度、密度和声速等物理性质(Papenberg et al., 2010; 宋洋等,2010；黄兴辉等,2011；Kormann et al., 2011;陈江欣等,2013；Bornstein et al., 2013; Biescas et al., 2014).地震海洋学研究表明,海洋涡旋的内部垂向结构并不完全相同,例如地中海涡旋一般具有透镜状的几何形态(Biescas et al., 2008; 宋海斌等,2009；陈江欣等,2013),而其它一些地区的涡旋则并不具有明显的上边界,从而呈现碗状的几何形态(Mikiya et al., 2011; Tang et al., 2014a),还有研究发现涡旋具有旋臂(Song et al., 2011).这些发现不仅提供了涡旋内部的可视化垂向结构,而且在一定程度上改变了我们利用传统海洋学调查方法研究对涡旋的认识,例如走航温盐测量、锚系观测和海洋遥感等.

与以往研究不同,我们在南海北部陆坡海底附近发现了大量可能存在的涡旋活动.图 7所示剖面位于研究区域A2(图 1)陆坡海底附近,在水深大约800 m处发育有一处海底涡旋,整体呈透镜状几何形态,长约20 km,厚约300 m,左侧封闭,右侧与陆坡相撞呈开放状态.地震剖面显示,涡旋的垂向结构具有相对较为均匀、弱反射振幅的涡旋核心水(黑色箭头所示),以及核心水外围具有连续性较低,强反射振幅和视频率偏低的涡旋混合水(白色箭头所示).涡旋右侧与陆坡碰撞处具有反映涡旋核心水的弱反射振幅特征,但其上方虚线椭圆所示区域具有明显的反射杂乱、强振幅特征,反射同相轴沿陆坡有上倾趋势.我们推断这是由于涡旋活动受到陆坡限制,产生大量湍流混合作用并导致海底沉积物悬浮、上涌,从而导致海水的反射振幅增强、倾斜.海底湍流边界层沿涡旋下方陆坡海底附近区域发育,位于海底与白色虚线之间.该海水层厚度约有50 m,内部反射混浊、均匀,振幅偏弱,与白色虚线上方海水的反射地震特征明显相异.其特征与涡旋上方海底附近区域的海水反射地震特征恰恰相反,表明涡旋的存在很明显影响了其右侧和上方的海底湍流边界层,上方海水的强振幅则是由于海底沉积物的再悬浮所导致.

图 7

Fig. 7

图 7 海底与白色虚线之间海水层反映海底湍流边界层(TBBL)的反射结构特征，与图2类似.剖面中部发育有透镜状反射几何特征，揭示海洋涡旋的结构特征，即具有涡旋核心水(黑色箭头)和涡旋混合水(白色箭头)双层包裹反射结构特征.白色虚线椭圆所示区域具有强振幅特征，为涡旋活动受到陆坡限制，产生强烈湍流混合作用促使海底沉积物悬浮、 上涌所导致.反射地震数据经处理流程(1)处理. Fig. 7 As similar with Fig.2, water column between seafloor and white dashed line indicates the turbulent bottom boundary layer. Lenticular reflection configuration reveals the characteristic of an eddy with structure of the eddy core water (black arrow) and the eddy mixed water (white arrow). High amplitude reflection characteristics in white dashed ellipse indicate the suspended sediment caused by intense mixing of turbulence resulted from the interaction of seafloor and eddy. Seismic section was processed by sequence (1).

据上所析,海洋中的海流与涡旋均可能通过动力作用导致海底沉积物的再悬浮并在反射地震剖面中有所反映.海底附近还可能发育大量麻坑(Pockmark),这些海底微地貌特征是由于来自地层浅部或者深部的流体在海底渗漏逸散,导致海底附近沉积物受到剥蚀而形成的(Judd and Hovland, 2007).研究表明,南海北部与西部陆架与陆坡区域发育有大量海底麻坑,海底流体逸散活动广泛发育(陈江欣等,2015).

大量反射地震剖面显示,海底麻坑上覆海水部分发育异常反射地震特征.图 8b所示剖面位于南海西沙群岛西缘(图 1,A2),水深大约800 m,测线位置为图 8b黑线所示.海底多波束地形图(图 8b)揭示该区域海底发育有海底圆形、新月形麻坑以及复杂的海底软沉积物变形.测线SE方向有5处比较明显的麻坑发育,分别如图 8a、b白色箭头对应所示,分别编号为1~5.海底以下反射地震叠加剖面揭示,麻坑与流体逸散通道相伴生,盆地流体沿着逸散通道运移渗漏,并在海底形成麻坑.麻坑上覆海水黄色虚框区域发育有高频波动,黑色虚框区域由于2~4号麻坑顺序排列而地形起伏,上覆海水具有强振幅、倾斜披覆反射的披毛状特征,相比图 3b分布稀疏,但是均出现在波动海底的上方,其成因与图 3b披毛状反射地震特征成因类似,也为悬浮沉积物成因.除此之外,在1号与5号麻坑上覆海水发育有垂向异常反射条带,呈羽状几何形态,宽约1 km,高约400 m,内部反射混浊且相对均一,振幅偏弱,视频率偏低.由于类似特征主要发育在麻坑上方,其几何特征又与高频声学探测得到的羽状流相似(Rollet et al., 2006; Valdes et al., 2007; Logan et al., 2010; Jones et al., 2010; Etiope et al., 2013),如图 8c,因而我们推断这种异常反射地震特征成因与麻坑密切相关,揭示了活动麻坑的流体(水、天然气、松散沉积物等)逸散活动特征.

图 8

Fig. 8

图 8 (a)海底以上及以下地震数据经过处理流程(1)处理，并在海底处进行拼接.海底发育有大量白色箭头所示麻坑，与图(b)中多波束地形图中的麻坑位置相对应，其中黑色直线为地震测线的位置.多波束地形数据经处理流程(3)处理.黄色虚框处发育有高频波动， 黑色虚框处发育有披毛状反射结构特征.图(a)中两处自麻坑向海洋内部垂向延伸的羽状几何形态反射结构与图(c)中高频声学羽状流(Jones et al., 2010)相类似，可能反映麻坑内部的流体逸散活动. Fig. 8 (a) Seismic section above and below the seafloor were processed in sequence (1) and jointed together along the seafloor. There are many pockmarks (white arrows) on the seafloor, which locations are pointed out by white arrows in the multi-beam topographic map (b). The black line shows the location of seismic line. The multi-beam topographic data was processed in sequence (3). High frequency fluctuations and hair reflection configuration develop in yellow and black dashed rectangles respectively. The geometry of plume seismic facies unit is similar with hydroacoustic flares (Jones et al., 2010),probably indicating the activity of methane seepage in pockmarks.

与图 8a不同,图 9a(图 1,A2)所示麻坑(PM1)内部海水层呈现扫帚状几何特征,内部反射杂乱,振幅偏弱,频率偏低.1号麻坑位于麻坑链内部,整体呈长条形；2号麻坑呈近似椭圆状,3号麻坑呈不规则状,如图 9b所示.反射地震剖面显示,1号麻坑与地层内部断层相连,而2、3号麻坑则没有可以作为流体逸散的通道,仅1号麻坑上覆海水发育此异常特征,这表明这种海底附近的异常反射特征与麻坑有关.Hammer等(2009)的数值模拟和现场观测指出,海流流经麻坑时会发生变化,从而在麻坑内部产生向上的流动分量形成上升流,这种上升流能够降低沉积速率并且能够扬起麻坑内部的细碎颗粒,并一定程度上能够令麻坑加深.图 9a麻坑(PM1)上覆海水异常反射特征的几何形态与Hammer等(2009)的数学模拟结果非常相似(图 9c),它揭示了麻坑内部异常海流与悬浮细碎颗粒的反射地震特征,并指示海流方向在剖面内是自左往右(图 9a,c).但PM2、3并没有类似的反射特征出现,我们推测这种现象的发生仍然需要麻坑内部流体逸散活动的参与,即深部流体自底辟沿着小裂隙与断层流体通道,向上运移,在PM1处逸散并导致麻坑内部沉积物的再悬浮,这些悬浮沉积物又被麻坑内部的上升流所带走(图 9a).

图 9

Fig. 9

图 9 (a)海底以上地震数据经过处理流程(1)处理，而海底以下数据则经过处理流程(2)处理，并在海底处进行拼合.(b)多波束斜率地形图显示海底发育有大量麻坑(PM)与泥火山(MV)，红线为图(a)地震剖面位置.(c)数值模拟得到麻坑内部流速的垂向分量揭示麻坑内部存在上升流(Hammer et al., 2009)，麻坑1(PM1)内部扫帚状反射几何形态反映了这种活动特征.(a)中红色箭头指示推测的剖面内海流方向.多波束地形数据经处理流程(3)处理. Fig. 9 (a) Seismic sections above and below the seafloor were processed in sequence (1) and (2) respectively and jointed together along the seafloor. (b) Slope map shows that there are many pockmarks and mud volcanoes on the seafloor. Red line indicates the location of seismic line. (c) Vertical component of current velocity from numerical modeling, showing upwelling in a pockmark (Hammer et al., 2009), and the broom seismic facies unit reflects the flow activity. Red arrow (Fig. a) indicates the speculative direction of water flow along this section. The multi-beam topographic data was processed in sequence (3).

与海洋内部的反射地震剖面相比,海底附近区域的反射地震特征更加复杂多样,具有各种异常几何反射结构和反射地震属性特征.这些异常反射地震特征反映了海底附近各种复杂的海洋作用/过程.通过对各种地震反射特征进行分类统计,我们总结了各种异常反射地震特征的地震相特征,并结合以往研究成果分析了其最可能的海洋作用/过程,具体列表如表 1所示.

表 1(Table 1)

表 1 各种异常反射地震特征可能的海洋作用过程与地震相特征 Table 1 Possible ocean processes and associated seismic facies, revealed by various abnormal reflection seismic characteristics 地震相特征 发育位置 图示 可能的海洋作用过程 几何形态 反射结构 连续性 振幅 视频率 席状披盖 杂乱、混浊 差 弱 低 近似平行海底附近 图2、3、 4a、7 海底湍流边界层 毯式披盖 披毛状，高频小错断、高频波动 低 中强 中高 沙波等高频起伏海底 图3a、4、 5、8a 海底水流与海底相互作用、沉积物再悬浮 垂向孤包 垂向层叠上凸、下凹 好 中 中 东沙等发育区域 图5 内孤立波 倾斜孤包 倾斜层叠下凹、凹凸相间 好、低 中 中 海底山脊附近 图6 背风波低阶、高阶模态 透镜状、 碗状 双层包裹 低、差 内弱外强 中、低 海洋内部、海底附近 图7 海洋涡旋活动 羽状 混浊 差 弱 低 海底麻坑等流体渗漏区 图8a 流体逸散羽状流 扫帚状 杂乱 差 弱 低 麻坑等凹坑内部 图9a 麻坑内异常流(上升流、涡旋、湍流)与沉积物再悬浮

表 1 各种异常反射地震特征可能的海洋作用过程与地震相特征 Table 1 Possible ocean processes and associated seismic facies, revealed by various abnormal reflection seismic characteristics

通过对南海北部与西部采集的大量地震数据进行处理,我们重点对海底附近海水层的异常反射地震特征进行研究,主要利用传统地震相分析方法对这些异常反射特征进行分析、分类与总结,主要包括其反射几何形态、内部反射结构、连续性、振幅和频率.

结果分析表明,海底附近海水层的地震反射与海洋内部的相比具有更加复杂的几何形态和反射结构特征,可能揭示了海底附近各种复杂的海洋作用/过程.海底附近广泛发育的弱振幅杂乱反射席状披盖地震相,反映的是海底附近广泛发育的湍流边界层；海底沙波等高频起伏海底容易与上覆海流相互作用从而形成披毛状的,高频的小错断和波动等毯式披盖地震相特征；海底山脊地形容易与海流发生作用形成背风波,其大振幅倾斜孤包特征与内孤立波大振幅的垂向孤包相异,而前者主要发生在海底山脊上方,后者则主要发生在特定海区,受到海底地形、潮流等成因环境控制,比如东沙群岛海域.除此之外,流体逸散活动所形成的羽状流与麻坑的内部活动均可引起反射地震异常,分别形成具有羽状和扫帚状的反射几何形态,而海洋内部的内孤立波和海洋涡旋已经被地震海洋学研究所证实.我们对这些重要的异常反射地震特征进行了分类和分析,并对其地震相特征进行了归纳和总结,分析总结结果见表 1所示.

传统地震海洋学的研究主要集中在海洋内部物理海洋学过程的观测和研究,而我们的研究分析结果表明,地震海洋学可以捕捉海底附近更加复杂的海洋作用/过程.上述分析结果更多展现的是海洋中可能一直存在并广泛发育的海洋作用/过程,实际上海底附近还有更多复杂的海洋作用/过程,例如浊流等重力流活动、等深流、热液活动、海底滑坡和各种生物活动等.这些作用/过程一直以来是难以进行观测的海洋作用/过程,而我们的研究分析表明,地震海洋学可以作为一种具有优势的研究手段对海底附近的各种复杂海洋作用/过程进行成像,不仅对本文所推测的各种作用/过程适应,同样也可能适应于这些过去难以观测的海洋作用/过程.但这方面的研究需要针对各种海洋作用/过程是否突发性特征、不同活动规模和规律等特点进行不同探测手段的配合使用.

感谢广州海洋地质调查局资料处理研究所冯震宇所长，张宝金副所长以及其他各位同事为作者在广州研究期间提供的支持与帮助.