2017, Vol. 60
2. 国土资源部海底矿产资源重点实验室, 广州海洋地质调查局, 广州 510760
2. Key Laboratory of Marine Mineral Resources, Ministry of Land and Resources, Guangzhou Marine Geological Survey, Guangzhou 510760, China
水下沙丘是现代海底发育的一种线形底形，广泛分布在波流联合作用的近岸陆架、陆坡海底床面，以及陆隆、深海盆地等环境中(Wynn et al., 2000; Wynn and Stow, 2002; Reeder et al., 2011).潮流、波浪、内波等引起的近海底流体运动使得海底沉积物悬浮并重新分布，水下沙丘就是近海底水动力和沉积物相互作用的结果(马小川, 2013).水下沙丘常与沙脊、沉积物波等相关术语、概念混杂在一起，使用较为混乱.目前形成共识的是，与水流方向平行发育的砂质岗地称之为沙脊，与主水流方向垂直的丘状底形称之为水下沙丘(庄振业等, 2004).水下沙丘中波长比较小的又曾被称为小波痕(ripples)，也有人翻译成波纹，波长较大的曾被称为沙波，波长中等的被称为大波痕(megaripples)(Carbajal and Montaño, 2001; Hulscher and van den Brink, 2001；庄振业等, 2004; 高抒, 2009)，种种分类，十分杂乱.本文为统一描述研究区大小、形态不一的线形底形，同时避免混乱、增进交流，使用的名称是1987年德克萨斯沉积会议(SEPM)推广的水下沙丘(Subaqueous Sand Dunes).沙丘被SPEM推广使用的理由是它最早被用来定义流水影响形成的相关底床形态，且不像沙波、大波痕等概念被混用描述其他底形，同时又对应了和其有密切联系的风成沙丘的概念(Ashley, 1990).
南海北部陆架、陆坡是潮、浪和内(孤立)波作用的区域，潮流的剪应力，潮流与风暴条件下的风海流的叠加，或波浪与潮流共同作用使得近海底水动力环境和海底砂砾沉积物互相作用在南海北部形成了波长数十米，高数米的水下沙丘(王文介, 2000; 吴建政等, 2006; 白玉川等, 2009)，因此南海北部陆架、陆坡是研究水下沙丘特征及分布的理想区域.前人对南海北部水下沙丘底形的研究集中在80~250 m水深范围内.冯文科等(1994)认为水深大于100 m的海域受潮流和波浪影响较小，现代环境总体上不能形成海底沙丘、沙垄、沙堤等地貌特征，并且通过电镜扫描石英砂表面微细特征发现这些沙丘是在末次冰期最低海面由于风和高能水下环境下形成的，属于残留地貌.除此之外还发现了一些形态细小不对称、NW-SE向展布、排列紧密的次一级小型和中型水下沙丘，这些沙丘形成的动力主要是NW向的退潮流(＞涨潮流).然而王尚毅和李大鸣(1994)、吴建政等(2006)、白玉川等(2009)、栾锡武等(2010)、张晶晶等(2015)的研究则认为南海北部水下沙丘为现代沉积地貌，该区无现代沉积构成，水下沙丘的沉积物主要来自海底地层剥蚀，形成沙丘的水动力是潮浪洋流.夏华永等(2009)、王文介(2000)、Reeder等(2011)和周川等(2013)则认为潮流海流对深水海底影响很弱，主要是NW向传播的内(孤立)波导致了SE向的优势流动，从而影响了现代沙丘的形成和迁移.虽然前人对南海北部水下沙丘进行了大量的研究，但大多研究集中在南海北部陆架区域(水深100~300 m)，较深的东沙海域则由于缺乏数据，研究极少.
本文主要研究南海上陆坡区域(230~830 m)水下沙丘的特征及分布.研究区位于东沙岛的北部和东部，面积达24632 km2(图 1)，基于前人研究的基础，主要应用大面积覆盖的多波束测深数据和多道反射地震剖面来：(1)确定南海东沙海域水下沙丘的分布；(2)研究区域水下沙丘的几何形态、脊线分布等特征；(3)讨论水下沙丘几何参数(波长、波高、水深等)之间的关系.
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图 1 南海北部表层沉积物类型以及前人发现的水下沙丘(黑色波纹) (据冯文科等, 1994; 李亮等, 2014) Fig. 1 Surface sediment types and subaqueous sand dunes in the northern South China Sea (black wavy lines) (Feng et al., 1994; Li et al., 2014) |
东沙海域位于南海北部张裂大陆边缘，是南海北部中部隆起构造带的主要组成部分，东西呈弧形长条状展布(李德生和姜仁旗, 1989).本文的研究区域主要位于东沙岛附近，东沙隆起的东部，大致呈三角形分布，东西长约250 km，南北最宽处达170 km，面积达24, 632 km2，水深从东北端的210 m变化到最南端的850 m (图 1).
充足的底砂和较强的水动力是形成水下沙丘的必要条件.如图 1所示，南海北部海底表层分布有砾、砂、粉砂、黏土4种粒级组分的沉积物颗粒，其中水下沙丘研究区域是砂含量高值区(＞80%)，沉积物以粗砂和粉砂质砂为主，局部地区还分布有黏土质粉砂和砾砂，沙源丰富(李亮等, 2014).通过扫描电镜研究石英砂表面微细特征，发现组成该区水下沙丘的沉积物都是晚更新世末次冰期低海平面时的产物，因此沙丘曾被认为是残留砂体地貌(罗又郎等, 1985; 冯文科和黎维峰, 1994).但后续的研究发现东沙海域缺乏现代沉积，沉积物主要源于海底强烈的剥蚀作用，其分布和现代水动力环境相协调，属于再造沉积(栾锡武等, 2010).
3 数据和方法多波束测深数据由广州海洋地质调查局采集，经过处理，有效消除噪点，得到如图 2b、2c所示的多波束测深图，清晰地揭示了海底各种底形和地貌特征.本文所使用的是100 m×100 m网格的高分辨率水深数据，垂向分辨率的平均值约为水深的0.3%.
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图 2 东沙海域水下沙丘和冲蚀条带的分布及其相关特征 Fig. 2 Distribution and characteristics of subaqueous sand dunes and erosion strips in the Dongsha region |
地震数据由广州海洋地质调查局“探宝号”于2009年采集.数据采集使用480道拖缆，道间距12.5 m，最小偏移距250 m，炮间距25 m，记录长度9 s，采样率2 ms，震源容量3810/5080 in3(1 in=2.54 cm).地震数据的处理流程包括解编、滤波、几何校正、抽道、选排、动校正、速度分析、叠加以及偏移等，结果如图 2d和图 4所示.
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图 3 多波束测深剖面上水下沙丘几何参数分析 Fig. 3 Geometric analysis of subaqueous sand dunes |
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图 4 冲蚀条带Ⅱ(a)和水下沙丘(b)多道反射地震剖面 Fig. 4 Multi-channel reflection seismic profiles of erosion strip Ⅱ (a) and subaqueous sand dunes (b) |
波长(波谷之间距离)、波高、波脊线、沙波指数、水深等参数通常用来描述水下沙丘的几何形态(庄振业等, 2008; 高抒, 2009).如多波束测深剖面(图 3)所示，由于水下沙丘通常发育在一定坡度地形上，因此在进行数据统计时要考虑到地形坡度对其影响(图 3b).
波长(L)即为沙丘之间的间距，本文用谷底与谷底之间的距离来表示，公式为
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(1) |
波高(h)即为脊顶到谷底的垂直距离，可利用三角形面积S公式进行计算，公式为
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其中
沙丘指数(Ι)指示了区域水下沙丘的发育情况，其定义为
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沙丘水深(D)指的是沙丘脊顶水深，即为D0，海底表面水体流动从此深度开始对沙丘产生影响.
4 结果 4.1 东沙海域沙丘分布与基本特征多波束测深图和反射地震剖面显示东沙海域发育了斑块状分布的水下沙丘区域，以及条带状的水流冲蚀带，二者间隔分布(图 2).
多波束测深图(图 2b)显示该区域海底表面发育了三种明显的地貌特征-水下沙丘、不规则洼地和陡坡.其中水下沙丘在东沙海域呈现为大小不一的斑块状分布(图 2a)，其海底表面形态表现为波状起伏，脊线NE-SW向展布，略有弯曲，基本平行等深线(图 2c).地震剖面上(图 4b)表现为海底反射同相轴呈现波状起伏，但海底下方的同相轴则通常较为平坦，表明水下沙丘仅是水流影响形成的海底底形特征，与地层构造无关.沙丘区域地形坡度平缓，在0.03~2.5°之间.不规则洼地和陡坡都是由于近海底水流冲蚀地层造成的，其整体分布可划分为三个NE-SW向延伸的条带，其中侵蚀条带Ⅱ曾被栾锡武等(2011)命名为东沙冲蚀河谷.多波束地形图上(图 2b)可以看出洼地表面形态不规则，有椭圆形、线状等，NW-SE向延伸，与等深线近似垂直.地震剖面(图 4a)上显示洼地下方褶皱地层与海底表面斜交，受近海底水流冲蚀，形成大小不一、形态各异的洼地.陡坡地形也在东沙海域发育，这些陡坡一般倾向于SE方向，垂直高度100 m左右.在地震剖面上(图 2d)表现为海底层状反射呈现断崖式的缺失，有些陡坡的坡脚下方还会发育一个下切的深沟，呈“V”形，表明该区域沉积物受水流冲蚀作用较强.
东沙海域深水水下沙丘的尺寸要比南海北部陆架区域发育的水下沙丘的大得多(表 1).前人研究表明南海北部水深80~250 m范围内发育的水下沙丘波长在15~250 m之间，波高仅0.3~3 m (冯文科和黎维峰, 1994; 王文介, 2000; 吴建政等, 2006; 栾锡武等, 2010; 张晶晶等, 2015).而研究区域水下沙丘的波长范围则在55~510 m之间，波高最大可达20 m，最小也有1.5 m.Flemming (1988)曾统计了全球1941个水下沙丘，其波长L连续分布且和波高呈指数关系，SPEM大会组委会据此将波长5、10、100 m作为划分不同类型沙丘的节点，波高h节点则是根据Flemming提出的波高波长的指数关系式hmean=0.0677L0.8098计算得来(表 2，Ashley, 1990).根据此分类方法，东沙海域沙丘大部分属于大型或巨型水下沙丘.
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表 1 南海北部不同水深沙丘参数对比 Table 1 Comparison of subaqueous sand dunes at different depths in the northern South China Sea |
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表 2 水下沙丘分类(据Ashley, 1990) Table 2 Classification of subaqueous sand dunes (Ashley, 1990) |
根据波长、波高、脊线分布等特征，东沙海域的水下沙丘又大致可以归为三类：第一类水下沙丘(图 5a和b)大都分布在较深的海域，底质以粗砂为主，脊线顺直连续，近似平行，延伸长度最长可达1 km以上，波长、波高较为平均，分别为150 m、10 m左右，属于巨型水下沙丘.第二类水下沙丘(图 5c和d)的脊线延伸长度不等，长的在800 m以上，短的不足100 m，沙丘尺寸从波长100 m、波高1 m到波长200 m、波高8 m不等.第三类水下沙丘(图 5e和f)发育在限制环境中(较浅冲沟内)，中间水下沙丘的平面形态表现为新月形，脊线的延伸长度仅100 m，波高、波长大致相同，分别为170 m和6 m左右.
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图 5 东沙海域水下沙丘脊线分布和水深剖面 Fig. 5 Ridge lines distribution and depth profiles of subaqueous sand dunes in the Dongsha region |
1988年，Flemming对全世界范围内不同水环境下发现的1941个沙丘波长波高进行统计研究，发现水下沙丘平均波高和波长之间关系式为
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(4) |
一定波长之下，水下沙丘的最大波高不超过：
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(5) |
东沙海域水下沙丘波长、波高分布如图 6所示，78个不同水深的沙丘的波高、波长遵循公式5的规律.沙丘的波长一定时，最大波高都不超过Flemming (1988)的预测，但大部分的沙丘波高大于Flemming的平均预测(公式4)，尤其是巨型沙丘的波高几乎全部大于Flemming统计的平均波高(图 6).对东沙海域水下沙丘的波长波高在对数域进行线性拟合(图 7)，转换成幂函数公式为
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图 6 东沙海域水下沙丘波长和波高 Fig. 6 Wavelengths and wave heights of subaqueous sand dunes in the Dongsha region |
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图 7 东沙海域水下沙丘波长、波高的对数域拟合关系 Fig. 7 Log-domain fitting relationship of wavelengths and wave heights of subaqueous sand dunes in the Dongsha region |
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Flemming预测的全球水下沙丘平均波高(公式5)同波长呈幂函数关系，其指数0.8098＜1，表明随沙丘波长的增大，其波高增大的幅度必然减弱，沙丘指数曲线减缓.而东沙海域水下沙丘波高、波长幂函数的指数为0.8711＞0.8098，说明东沙地区虽然沙丘波长增大，波高增大幅度也会减弱，但比全球统计结果减小的速率低，即沙丘指数曲线衰减速率相对全球统计较小(图 8).产生这种现象的原因可能是该区域水动力强、沉积物供应较充足或者两种条件均具备.
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图 8 东沙海域水下沙丘指数同水深、波高、波长之间的关系 Fig. 8 Relationships between subaqueous sand dunes′ index and depth, wave height, wavelength |
水深对水下沙丘的形成影响很具争议性.Flemming (2000)认为浅水区域，水深越大，流速越大，沙丘波长也越大，但深水区域，水深对沙丘形成影响不大.而Rubin和McCulloch (1980)则认为水深也是控制深水沙丘的重要因素，随水深增加沙丘的波高、波长都增加.如图 9所示，东沙海域沙丘波长和水深呈正相关关系，随水深的增加，沙丘波长也增加.而在水深500~700 m范围内沙丘的波高则明显高于500 m以浅、700 m以深地区的沙丘波高(图 9).由此可见，沙丘的波长随水深的增加而增加，而沙丘的波高则和水深并无明确的关系，可能由底砂粒径以及底流速度最终决定，二者随水深的不同发生变化，最终导致水下沙丘波高发生变化.
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图 9 东沙海域水下沙丘波长、波高同水深的关系 Fig. 9 Relationships between subaqueous sand dunes′ wavelengths, wave heights and depths |
与南海北部陆架区域沙丘相比，东沙海域的水下沙丘所处水深更深，尺寸更大(表 1).二者相同之处是形成水下沙丘的沉积物都来自于水流剥蚀海底地层，而且这种剥蚀至今仍在发生.不同的是陆架上沙丘的形成和迁移主要受潮汐和海浪控制，而东沙海域则由于水深较大，很难受到潮、浪的影响，必需有另一种很强的近海底水流影响水下沙丘才会形成.
如图 10所示，海蓝线所示为Zhao等(2004)统计1995-2001年间卫星观测图显示的内孤立波，太平洋的潮汐经巴士(吕宋)海峡进入南海，与地形相互作用形成内孤立波并向西传播，在南海北部转向垂直于陆坡陆架的西北方向传播，而后浅化、分裂并破碎(Guo and Chen, 2014).海蓝色线段在东沙海域分布密集，表明东沙海域内孤立波发育，通过MODIS、ADCP、X-band雷达、多道反射地震等数据计算得到东沙海域附近内孤立波传播速度通常在50~300 cm·s-1之间，波高最大可超过100 m (Lü et al., 2010; Fu et al., 2012; Zhao et al., 2012; 拜阳等, 2015).内孤立波在南海北部诱发的近海底水流的流速通常在100 cm·s-1以上，最大达到200 cm·s-1，而王尚毅等(1990)通过沙丘形成机理和数学模型的计算分析得出形成沙丘的中砂起动速度仅为50.7 cm·s-1，因此内孤立波足以起动不同粒径的沉积物颗粒，影响沉积物的输运和堆积，形成水下沙丘(黄色区域)(王尚毅等, 1990; Reeder et al., 2011; Belde et al., 2015; Ribó et al., 2016).且如图 2a所示，研究区域内冲蚀条带和水下沙丘脊线延伸的方向近似平行于等深线为NE-SW向，水流冲蚀形成的不规则洼地延伸方向同水深梯度一致为NW-SE向，表明东沙海域巨型水下沙丘及水下冲蚀条带的形成演变与内孤立波引起的NW-NE向高流速近海底水流有关.东沙海域水下沙丘位于在冲蚀区域内，沙源充足，内孤立波发育，水动力更强，因此研究区域水下沙丘尺寸相对陆架沙丘更大.虽然内孤立波向岸传播的过程中对陆架区域也会产生影响，但根据Lien等(2005)的计算，内孤立波在陆坡浅化过程中消耗的总能量是陆架区域的4.5倍.因此内孤立波浅化主要发生在陆坡区域，对陆架沙丘的影响甚小.
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图 10 南海北部孤立波传播和沙丘区域 Fig. 10 Internal solitary waves and subaqueous sand dunes in the northern South China Sea |
内孤立波除影响沙丘的形成和迁移之外，也控制着沙丘的分布.Reeder等(2011)认为沙丘在南海北部斑块状的分布主要是内孤立波沿陆坡向上传播时与地形相互作用的非线性过程所致.内孤立波浅化过程中，地形作用使得不同振幅内孤立波在不同深度波形发生失稳，能量产生耗散，冲蚀海底地层使得沉积物再悬浮、沉积在此深度形成水下沙丘，而非线性作用又使得内孤立波波形恢复稳定，能量耗散小，难以形成沙丘，因此沙丘的分布和孤立波波形的不稳定相关.除水动力条件影响外，底质类型和沉积物供给也可能是影响沙丘斑块状分布的主要原因.
因此，我们认为NW向传播的内孤立波引起了NW-SE向的近海底流，冲刷海底地层，剥蚀出充足的沉积物颗粒，在海底表面形成大大小小、不同形状NW-SE向延展的洼地，同时为水下沙丘的形成提供了充足的沉积物供应和必要的水动力环境.东沙海域内孤立波发育，水动力条件充足，利于巨型水下沙丘的形成.前面所述的东沙海域水下沙丘的形态、几何参数关系是其与现今水动力相互平衡的结果，反映了区域的海底界面的过程.
6 结论本文主要利用多波束测深数据，同时结合部分反射地震剖面来研究东沙海域的深水沙丘特征.东沙海域水深230~830 m范围内发育斑块状分布的深水沙丘，其波长范围55~510 m，波高1.5~20 m，按照Ashley (1990)分类方法，大部分沙丘属于大型或巨型水下沙丘.除沙丘以外，研究区还发育三条与沙丘间隔分布的水流冲蚀条带.水下沙丘脊线NE-SW的展布、冲蚀条带中陡坡SE倾向以及不规则洼地NW-SE的延伸方向都表明该区域受NW-SE向水流作用，水流冲蚀、改造海底表面，形成水下沙丘.水下沙丘的波高、波长是与现代沉积物供应和水动力相适应的结果.该区域水下沙丘的区别于前人研究的南海北部陆架沙丘：(1)水深范围230~830 m，既不在潮汐影响范围内，也不受深层环流影响；(2)属于大型或巨型沙丘，比前人在南海北部陆架区发现的沙丘尺寸要大；(3)呈块状与冲蚀条带间隔分布，沙丘指数曲线随波长减小的速率比全球沙丘统计结果要小，表明该区沉积物供给充足、水动力强.由于太平洋海水通过巴士(吕宋)海峡进入南海，与地形相互作用形成内孤立波，内孤立波向西向北传播，最终在南海北部大陆边缘浅化、破碎.推断东沙海域NW向传播的内孤立波引起了NW-SE向的优势流动，冲蚀海底表面沉积物，形成了水下沙丘.且南海北部上陆坡区域内孤立波发育，水动力条件充足，利于巨型水下沙丘的形成.
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