Morphologic characteristics and controlling factors of the northeastern South China Sea canyon group
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摘要: 海底峡谷在全球陆缘广泛分布，是浅海沉积物向深海运移的主要通道，对于理解深海浊流触发机制、深海沉积物的搬运模式、深海扇的发育历史和深海油气资源勘探等均具有重要意义。本文基于高分辨率高精度的多波束测深数据，首次对南海东北部海底峡谷体系进行了研究，精细刻画了高屏海底峡谷、澎湖海底峡谷、台湾浅滩南海底峡谷和东沙海底峡谷等4条大型海底峡谷的地貌特征并分析其发育控制因素。海底坡度、构造运动、海山与海丘是影响南海东北部峡谷群走向与特征的重要因素，其中，海底坡度对于峡谷上游多分支与“V”字特征有显著的控制作用；构造运动是控制高屏海底峡谷走向的因素，澎湖海底峡谷的走向则与菲律宾海板块与欧亚板块碰撞有关，东沙海底峡谷的走向则与东沙运动相关，台湾浅滩南海底峡谷上段受NW向断裂构造的控制；海山的阻挡作用造成峡谷局部走向和特征改变。海底峡谷群输送大量陆源沉积物到深海盆并形成大面积的沉积物波，海山和沉积物波的发育导致东沙海底峡谷下段“回春”和转向。Abstract: Submarine canyons are widely distributed on global continental margins, they are the main channels for sediment transport from shallow sea to deep sea. Submarine canyons are of great significance for understanding the triggering mechanism of turbidity currents, the transport pattern of sediments, the evolution of deep-sea/abysmal fans, and the exploration of oil and gas resources in deep sea. Based on high-resolution multi-beam bathymetric data, this paper studies the large submarine canyon group in the northeast of the South China Sea. The morphologic characteristics and controlling factors of the four large submarine canyons, the Kaoping, the Penghu, the South Taiwan Bank and the Dongsha submarine canyons, are described in detail. Seabed slope, tectonic movement, the development of seamounts and seaknolls are important factors affecting the orientation and characteristics of the Northeastern South China Sea Canyon Group. Seabed slope has an important influence on the multi-branch and "V"-shape of the upper reaches of the canyon. The orientation of the Kaoping submarine canyon is controlled by tectonic movement, the orientation of the Penghu submarine canyon is related to the collision between the Philippine Sea Plate and the South China Sea Plate, the orientation of the Dongsha submarine canyon is related to the Dongsha tectonic movement, and the upper reaches of the South Taiwan Bank submarine canyon is controlled by the NW-SE faults. The blocking effect of the seamounts changes the local orientation and morphologic characteristics of the submarine canyons. And the submarine canyon group acts as a channel to transport large amounts of terrigenous sediments to the deep-sea basin and form a large scale of sediment waves, while the development of seamounts and sediment waves leads to the "rejuvenation" and steering of the lower reaches of the Dongsha submarine canyon.
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1. 引言
海底峡谷作为海底窄而深的长条形负地形备受瞩目，常发育在大陆边缘的大陆架中部和坡折带−上陆坡区，峡谷走向往往蜿蜒曲折，其壁高坡陡、横剖面呈“V”字或“U”字特征，在峡谷末端常发育有大面积的缓斜的海底扇[1-3]。海底峡谷不仅是陆源和浅海沉积物及有机质向深海运移的主要通道[4-5]，还记录了临近环境的气候变化、海平面升降和构造演化等地质演化历史信息[6]，此外，海底峡谷内、天然堤系统的沉积物以及峡谷口发育的海底扇还是油气和水合物等深海油气资源的良好储层[7]。海底峡谷还是浊流的易发区域，海底浊流能在短时间内向深海搬运大量的沉积物，对其运移路径上的海底工程设施往往是毁灭性的破坏[8-9]。鉴于海底峡谷的特殊性和严重致灾性，其历来备受海洋地质学家和工程建设方的关注和重视。近20年来，多波束测深等高新技术的发展和应用，揭示了海底峡谷等多种地貌的精细特征，进一步推动了包括海底峡谷在内的海底地貌研究的发展[10-11]。
根据不同的分类方式可将海底峡谷分为多种类型。根据峡谷的平面形态将峡谷分为直线型、蛇曲型和树枝型海底峡谷[12-14]。根据峡谷下切位置将峡谷分为“有头型”（陆架侵蚀型）海底峡谷和“无头型”（陆坡限制型）海底峡谷，前者下切沉积物供给充足的陆架、陆坡，后者则只下切陆坡[15-16]。根据构造运动与海底峡谷之间的相互作用将海底峡谷分为构造限制型、构造转向型、构造偏转型、构造阻挡型和横向切穿型海底峡谷[17]。
南海北部陆缘发育多条大型海底峡谷，自东向西依次分布有澎湖海底峡谷、台湾浅滩南海底峡谷、东沙海底峡谷、神狐海底峡谷群、珠江口外海底峡谷、琼东南盆地中央峡谷和西沙北海底峡谷群等（图1a），在台湾西南岛坡上还发育有高屏海底峡谷等。这些海底峡谷走向基本为NWW–NNW向，切割南海北部陆缘并成为该区最显著的地貌沉积单元。这些峡谷或峡谷群中，尤以包括高屏、澎湖、台湾浅滩南以及东沙等海底峡谷在内的南海东北部海底峡谷群最为壮观（图1b）。这些峡谷群组成了南海北部宏伟的峡谷系统，其间还发育有众多的小型沟壑和水道，大部分水道汇入澎湖峡谷，最终向南汇入马尼拉海沟（图1），从而形成一个由“分支峡谷→主干峡谷→海沟”构成的完整树枝状的极为独特的峡谷体系，是南海北部陆源物质向深海盆地搬运的非常重要的通道[4-5]。
图 1 南海东北部海底峡谷与断裂系统（a）（断裂根据文献[18]修改）和海底峡谷多波束地形（b）①高屏海底峡谷，②澎湖海底峡谷，③台湾浅滩南海底峡谷，④东沙海底峡谷，⑤神狐峡谷群，⑥珠江口外海底峡谷Figure 1. Submarine canyons and faults in the northeastern South China Sea (a, faults modified according to reference [18]), and multi-beam bathymetric of the submarine canyons (b)①Kaoping submarine canyon, ②Penghu submarine canyon, ③South Taiwan Bank submarine canyon, ④Dongsha submarine canyon, ⑤Shenhu submarine canyon group, ⑥Zhujiang River submarine canyon南海北部海底峡谷研究历史悠久，已取得诸多学术成果[19]，如苏明等[20]将琼东南盆地中央峡谷的演化分为峡谷蕴育、侵蚀−充填、平静充填和“回春”4个阶段；丁巍伟等[21]认为珠江口外海底峡谷的形成主要受新生代构造作用及海平面变化的控制；Yin等[22]提出东沙海底峡谷的成因与台西南盆地构造、重力流侵蚀以及海平面变化有关；徐尚等[23]认为台湾浅滩南海底峡谷的内堤岸由底流和重力流交互作用形成；Yu和Chang[24]提出澎湖峡谷上段是由重力流向下侵蚀形成，而下段则与低强度的侵蚀作用以及逆冲断层有关；Liu等[25]，Chiang和Yu[26-28]通过地震资料和测深资料分析高屏海底峡谷的形成演化主要受增生楔、背斜脊和逆冲断层等构造活动的控制。
然而，当前的研究多聚焦在单一海底峡谷，从南海东北部海底峡谷群的组合特征看，这些海底峡谷由“分支峡谷→主干峡谷→海沟”构成了完整的峡谷体系，因此目前尚缺乏该区峡谷体系的系统性研究；此外，当前的研究多聚焦在海底峡谷的宏观构造，对海底峡谷的精细地貌特征研究不多。我们还发现在海底峡谷群的末端发育了大面积的沉积物波，但与海底峡谷间的关系尚不清楚。基于上述目的，我们收集并处理了在南海北部勘测的多波束数据资料，将南海东北部海底峡谷群及周围海底微地貌作为一个体系进行研究。
2. 数据来源与区域背景
2.1 数据来源与方法
本文所用数据来源于“大洋一号”和“向阳红14号”采集的高分辨率多波束测深资料，使用的深水多波束测深系统分别为EM120和SeaBat 7150，期间历经多个航次。利用多波束后处理软件Caris HIPS 和 SIPS 9.1对原始数据进行潮位校正、声速校正、计算传播误差等处理[29]，有效剔除噪点，构建南海东北部高精度海底数字地形模型（DTM），格网分辨率为50 m。
基于上述数据，计算海底坡度和海底地形剖面，识别出南海东北部峡谷群及周围发育的海底微地貌，并统计海底峡谷的走向、水深、视宽度和横剖面形态等地貌参数，进而分析南海东北部峡谷群的地貌特征及影响其走向的因素。通过对南海东北部峡谷群及周围发育沉积物波的地貌特征研究，结合研究区域的构造演化历史分析二者之间发育的相互影响。
2.2 区域构造背景
南海东北部峡谷群北侧为台湾浅滩陆架[30]，东侧为欧亚板块和吕宋岛弧碰撞形成的台湾弧陆碰撞造山带，东南侧南海海盆正向菲律宾海板块俯冲消减，南侧为海底扩张形成的南海洋壳，西侧为东沙东部陆坡（图1a）。该区域在构造上隶属于台西南盆地，该盆地内部发育有4个构造单元，分别为北部坳陷、中央隆起、南部坳陷和南部隆起[22, 31]。台西南盆地经历了3个演化阶段：晚古新世−早渐新世陆缘裂陷期；晚渐新世−中中新世陆缘盆地坳陷期，受南海扩张运动的影响，南部坳陷发生快速坳陷，为盆地的沉降和沉积中心，而北部坳陷处于隆起状态；晚中新世−全新世陆缘张裂期，由于南海洋壳沿马尼拉海沟向吕宋岛弧之下俯冲，导致南部坳陷发生一期新的张裂活动，盆地沉积中心转移至北部坳陷[32]。
南海北部陆缘区域构造格架由NE–NNE向、NEE–EW向和NW向断裂组成（图1a）。NE–NNE向断裂在盆地中规模较大，以张性为主，活动时间约为中生代晚期到中中新世；NEE–EW向断裂是盆地中最主要的断裂之一，基本控制了盆地走向和隆坳格局，活动时间约为晚始新世−早中新世到中−晚中新世；NW向断裂在新生代晚期由于构造运动影响重新开始活动，往往左旋错动了NE–NEE向断裂[31, 18]。
3. 结果
基于获得的高分辨率多波束测深数据，对高屏海底峡谷、澎湖海底峡谷、台湾浅滩南海底峡谷和东沙海底峡谷4条大型海底峡谷的特征进行了精细地刻画。为了揭示峡谷内部深切特征，自上游至下游垂直峡谷主轴提取了若干地形剖面。
3.1 高屏海底峡谷
高屏海底峡谷是台湾西南部发育的规模最大的海底峡谷，峡谷头部与台湾境内的高屏溪相连，切割狭窄的台湾西南陆架和较宽的台湾西南岛坡后最终汇入马尼拉海沟，峡谷下段发育海底扇，属于典型的“有头型”（陆架侵蚀型）海底峡谷。高屏海底峡谷全长约260 km，无分支峡谷，顺陆坡向下，该峡谷整体呈现为蛇曲型，走向不规律，有两次明显的转向（图1，图2），第一次转向发生在21°36′N（图2中剖面4），峡谷由NNW向（N30°W）转为NNE向（N40°E）；第二次转向发生在21°24′N（图2中剖面6），峡谷由NNE向（N40°E）转为近E-W向后又转为NNE向（N20°E）。根据这两次转向，将高屏海底峡谷分为上段（剖面1至剖面4）、中段（剖面5至剖面7）和下段（剖面8至剖面10）。该峡谷的上段走向单一、基本呈现为直线型，中段走向发生大幅度的扭曲转向，而下段走向呈现为小幅度的抖动转向。
图 2 高屏海底峡谷地形红色实线为峡谷主轴，黑色虚线为地形剖面位置Figure 2. Bathymetric of the Kaoping submarine canyonThe red line is the main axis of the canyon, and the black dashed lines are the locations of bathymetric profiles垂直峡谷走向的10条地形剖面表明高屏海底峡谷自上段至下段变化剧烈（图3）。该峡谷上段的地形剖面（剖面1至剖面4）形态以不对称的“V”字型为主，峡谷两壁呈现为西缓东陡，峡谷底部水深由1 900 m逐渐增加到2 700 m，海底平均坡度达到15°，峡谷上段宽度为4～6 km，下切深度达200～600 m，峡谷的宽度和下切深度均呈现为持续减小的趋势。峡谷中段的地形剖面（剖面5至剖面7）形态不断变化，峡谷中段上部剖面（剖面5至剖面6）形态呈较浅较宽的槽形；随峡谷延伸峡谷中段剖面形态（剖面7）呈“U”字型，峡谷两壁呈现为北缓南陡，峡谷宽度为1.9～2.8 km，海底平均坡度达到10°，峡谷下切深度达170～220 m。峡谷下段剖面（剖面8至剖面10，图3）形态以“V”字型为主，峡谷底部水深由3 100 m逐渐增加到3 600 m，海底平均坡度达到15°，峡谷下段宽度为2～3 km，峡谷下切深度达100～400 m，峡谷下段宽度和下切深度均呈现为持续减小的趋势，再次表现出典型的峡谷特征。高屏峡谷在水深3 760 m处汇入马尼拉海沟，并发育有海底扇。
3.2 澎湖海底峡谷
澎湖海底峡谷由Lee命名[3, 25]，峡谷头部发育若干分支峡谷，属于树枝型海底峡谷（图1）。澎湖峡谷头部位于台湾西南部陆坡（高屏斜坡）和南海北部陆坡交界处，由NNE向（N30°E）转为NNW向（N25°W）后延伸进入马尼拉海沟，全长约180 km（图1，图4）。根据峡谷走向将峡谷分为NNE向的上段（剖面1至剖面3）和NNW向的下段（剖面4至剖面8）。峡谷头部由3条分支峡谷组成，呈扇形，包括1条发源于南海北部陆坡西部的分支峡谷和2条发源于台湾西南岛坡的分支峡谷[24]（图1）。台湾西南部岛坡和南海东北部陆坡在澎湖海底峡谷发育处相交呈三角形，向南部水深逐渐加深，这两个陆坡上发育了一系列主干道大致与等深线垂直的海底峡谷和沟壑水道，而澎湖海底峡谷成为台湾西南岛坡和南海东北部陆坡的地貌边界（图1）。
图 4 澎湖海底峡谷地形红色实线为峡谷主轴，黑色虚线为地形剖面位置Figure 4. Bathymetric of the Penghu submarine canyonThe red line is the main axis of the canyon, and the black dashed lines are the locations of bathymetric profiles垂直峡谷走向的8条地形剖面表明澎湖海底峡谷自上段至下段有较大变化（图5）。该峡谷上段的地形剖面（剖面1至剖面3）形态以 “V”字型为主，峡谷底部水深由2 400 m逐渐增加到2 800 m，海底平均坡度达到12°，峡谷上段宽度为2～3 km，下切深度达120～260 m。峡谷下段地形剖面（剖面4至剖面8）形态以宽槽型为主，峡谷底部水深由2 800 m逐渐增加到3 500 m，海底平均坡度为5°，峡谷下段宽度达5～6 km，下切深度为80～180 m，不具有典型峡谷剖面形态。剖面7后为峡谷尾部发育的沉积物波，地势相对峡谷下段较低，呈明显的波状地形。澎湖峡谷西侧的台湾浅滩南海底峡谷于剖面7处汇入澎湖海底峡谷并向南延伸进入马尼拉海沟，峡谷尾部发育有大面积的海底扇。
3.3 台湾浅滩南海底峡谷
台湾浅滩南海底峡谷头部位于台湾浅滩南部，下切南海北部陆架边缘和上陆坡区，头部水深约200 m，峡谷呈NW向延伸约160 km后于21°15′N（剖面7，图6）转向为近E–W向延伸，于水深约3 500 m处汇入澎湖海底峡谷，最终一起汇入马尼拉海沟，全长约220 km（图1，图6）。从峡谷平面形态看，峡谷头部发育两条大型分支峡谷和众多次级分支峡谷，属于树枝型海底峡谷；从峡谷位置看，峡谷头部下切陆架和陆坡，属于陆架侵蚀型海底峡谷。此外，台湾浅滩南海底峡谷东侧与台湾浅滩南海底峡谷之间发育有若干NNW向的侵蚀沟壑，沟壑较峡谷下切深度浅而且长度短。根据峡谷的下切形态和走向，将台湾浅滩南海底峡谷分为上段（剖面1至剖面3）、中段（剖面4至剖面6）和下段（剖面7至剖面9），峡谷上段为呈树枝状的峡谷头部，峡谷分支达到9个，峡谷中段呈现为平直的NW–SE走向（N50°E），峡谷下段走向为近E–W向（图6）。
图 6 台湾浅滩南海底峡谷地形红色实线为峡谷主轴，黑色虚线为地形剖面位置Figure 6. Bathymetric of the South Taiwan Bank submarine canyonThe red line is the main axis of the canyon, and the black dashed lines are the locations of bathymetric profiles台湾浅滩南海底峡谷头部包含两条主要的分支峡谷，本文选取最西侧分支峡谷提取剖面（图6红色实线）。该峡谷上段的地形剖面（剖面1至剖面3）形态以“V”字型为主，峡谷底部水深由900 m逐渐增加到2 400 m，海底平均坡度达到12°，峡谷上段宽度为4～6 km，下切深度达200～500 m，峡谷的宽度呈现为持续增大的趋势而下切深度则持续减小（图7）。峡谷中段由峡谷上段分支峡谷合并而来，地形剖面（剖面4至剖面6）形态以不对称的“U”字型为主，峡谷两壁呈现为西陡东缓，峡谷底部水深由2 700 m逐渐增加到2 900 m，海底平均坡度达到3°，峡谷中段宽度为11～13 km，下切深度达200～400 m。峡谷下段地形剖面（剖面7至剖面9）形态以“U”字型为主，两侧发育大面积沉积物波，峡谷底部水深由3 000 m逐渐增加到3 300 m，海底平均坡度为2.5°，峡谷下段宽度为6～8 km，下切深度达160～200 m，峡谷下段于水深3 500 m处汇入澎湖海底峡谷。此外，澎湖海底峡谷中下段转向处（剖面7）南侧21°13′N处可明显看到峡谷南侧发育有一高差为1 230 m的隆起。
3.4 东沙海底峡谷
东沙海底峡谷是南海东北部海底峡谷群中最西侧的一条大型海底峡谷，峡谷头部接近东沙群岛，因此而得名。东沙海底峡谷整体走向为NWW向（N75°W），峡谷分别在118°45′E（剖面5，图8）处发生近15°转向和119°22′N（剖面7，图8）处发生近90°的转向后转为近S–N向汇入台湾浅滩南海底峡谷。峡谷头部水深约800 m，NWW向（N50°W）延伸约180 km后转为近S–N向，于水深约3 100 m处汇入台湾浅滩南海底峡谷，峡谷全长约220 km。峡谷头部发育4条主分支峡谷和若干次级分支峡谷，属于树枝型海底峡谷，峡谷下切南海北部陆坡，属于陆架侵蚀型海底峡谷。根据峡谷峡谷形态和走向，将东沙海底峡谷分为上段（剖面1至剖面3）、中段（剖面4至剖面7）和下段（剖面8至剖面9），该峡谷上段为呈树枝状的峡谷头部，峡谷中段走向为NWW向（N75°W）且发生小幅度转向，下段则重新发育有3条分支峡谷。
图 8 东沙海底峡谷地形红色实线为峡谷主轴，黑色虚线为地形剖面位置，A-A′及B-B′为多道地震剖面位置Figure 8. Bathymetric of the Dongsha submarine canyonThe red line is the main axis of the canyon, the black dashed lines are the locations of bathymetric profiles, A-A′ and B-B′ are the locations of multi-channel seismic profiles本文选取东沙海底峡谷头部最南侧分支峡谷提取剖面（图8红色实线），垂直峡谷走向的10条地形剖面表明东沙海底峡谷自上段至下段变化剧烈（图9）。该峡谷上段的地形剖面（剖面1至剖面3）形态以 “V”字型为主，峡谷底部水深由1 100 m逐渐增加到2 300 m，海底平均坡度达到15°，峡谷上段宽度为5～6 km，下切深度达200～660 m，峡谷的宽度呈现为持续增大的趋势而下切深度则持续减小。峡谷上段分支峡谷合并形成峡谷中段，中段地形剖面（剖面4至剖面7）形态以宽槽型为主，不具有典型峡谷剖面形态，峡谷底部水深由2 300 m逐渐增加到2 800 m，海底平均坡度为2°，峡谷中段宽度为6～8 km，下切深度达20～50 m，峡谷的宽度和下切深度均呈现为持续减小的趋势。峡谷下段由3条分支峡谷组成，地形剖面（剖面8至剖面9）形态以 “V”字型为主，峡谷底部水深由2 800 m逐渐增加到3 100 m，海底平均坡度达到7°，峡谷下段宽度为1～4 km，下切深度达40～110 m。最北侧分支峡谷转为近S–N向汇入台湾浅滩南海底峡谷，南侧两条分支峡谷则逐渐消失在台湾浅滩南峡谷南部的沉积物波区。此外，东沙海底峡谷中下段21°13′N（剖面5）和21°04′N（剖面7）处可明显看到峡谷北侧分别发育有一高差为340 m的隆起和高差为1 230 m的隆起。
4. 讨论
本文研究区的构造演化历史复杂[33-35]，多种地质活动在此汇集，宏观地貌和微地貌类型均很丰富。本文基于多波束测深数据展示的峡谷特征，对其形态和走向的影响因素，以及海底峡谷与沉积物波的关系进行讨论。
4.1 海底峡谷形态与走向的控制因素
4.1.1 海底坡度对峡谷形态的影响
海底坡度是影响海底峡谷形态的重要因素之一，地形坡度大的区域，沉积物不稳定，在重力作用下易形成沉积物重力流，重力流下切侵蚀地层是海底峡谷的成因之一。沉积物重力流形成后，地形坡度增大的区域重力流流速增大，峡谷的侵蚀能力随之增大。地形坡度作为影响海底峡谷走向的基本因素，在峡谷发育过程的不同阶段，其做为主要因素或次要因素对峡谷整个发育过程都有或多或少的影响。前已述及，南海东北部海底峡谷群毗邻南海北部陆缘与台湾西南陆缘，东侧台湾境内的高屏溪年输沙量达6.7 Mt[36]，且台湾造山带处于持续隆起状态[37-38]，北侧位于华南大陆的韩江三角洲沉积速率则高达150～570 cm/(1000 a)[23, 39]，西侧东沙隆起长期处于隆升状态[32, 40-41]，这些都为沉积物重力流的形成提供了大量物源。
按照水深区间可将南海北部陆坡划分为上、中、下3个区间，其中，水深200～2 000 m为上陆坡、水深2 000～3 000 m为中陆坡，水深大于3 000 m区间为下陆坡至深海盆（图1a），海底峡谷群也基本对应的可划分为上、中、下三段。在上陆坡区域，海底地形陡峭，海底坡度达到15°，平均坡度达到13°（图10），4个海底峡谷群的头部大部分呈现多分支形态，少则3分支，多达9分支，这些分支峡谷基本正交等深线的走向，垂直海底峡谷的地形剖面表明，海底峡谷下切深度大，达200～660 m，峡谷呈现为典型的“V”字型特征。中陆坡区域最为宽广，海底平均坡度达到5°（图10），海底峡谷群由上游的多分支汇聚为一个主流，除高屏海底峡谷外，峡谷走向也呈现为平直单一，峡谷下切深度显著减小，其剖面多呈现为深“U”型或浅“U”型，有些峡谷段的地形剖面的“V”字和“U”字特征甚至消失。在下陆坡区域，海底平均坡度达到7°（图10），研究区内的4条大型峡谷群呈现为汇聚特征，逐渐由分支峡谷汇聚为主支峡谷，最后统一汇聚到马尼拉海沟，与中游相比，下游的海底峡谷特征又更加显著，个别峡谷维持了“V”字特征，但下切深度普遍小于200 m。
由此可见，海底坡度对于海底峡谷的分支、形态、走向和深切特征有至关重要的影响，在上陆坡，海底坡度大于10°，海底峡谷普遍发育多分支，下切深度大，“V”字型特征明显，分支峡谷呈现为树枝状，走向多变。而在中陆坡和下陆坡，海底坡度减缓到约5°，海底峡谷分支明显减少，下切深度变小，峡谷“V”字型特征不明显甚至消失。这表明海底坡度大于10°时导致海底地貌失稳，易发生滑坡和浊流现象，从而易于形成分支海底峡谷。
4.1.2 构造运动对峡谷走向的影响
构造运动是影响海底峡谷发育的重要因素，而其对海底峡谷最直观的影响是控制海底峡谷的走向。
上新世早期（6.5 Ma BP）发生蓬莱运动，菲律宾海板块沿琉球海沟NW向俯冲，同时南海洋壳沿马尼拉海沟向东俯冲于吕宋岛弧之下，在马尼拉海沟西侧形成俯冲增生楔，之后菲律宾海板块与欧亚板块持续运动至今，形成台湾弧−陆碰撞造山带[37-38]。南海东北部海底峡谷群正是在这样的构造背景下形成的，高屏海底峡谷下切于台湾西南增生楔之上，且峡谷头部与台湾境内年输沙量达6.7 Mt的高屏溪相连[36]，持续隆起的造山带为高屏海底峡谷提供了充足的物源，高耸的地势也造成台湾西南陆缘地形坡度较大，由此形成高强度的沉积物重力流下切侵蚀台湾西南部地层并在增生楔、泥底辟、断裂等构造活动作用下形成NE向的高屏海底峡谷头部。Liu等[25, 42]研究表明，高屏海底峡谷中段沿两侧的逆冲断层发育并被限制在两侧逆冲断层内的相邻背斜脊之间（图11）。高屏峡谷中段属于典型的构造限制型海底峡谷，被限定在由构造变形产生的相邻两个正地貌单元之间（图11），下切深度较大并难以发生转向，因而此段相对笔直。而高屏海底峡谷中段尾部由于背斜脊的阻挡导致峡谷走向由NNW向转为NNE向（图11），发生近90°的转向，此处为构造转向型海底峡谷。高屏海底峡谷下段蜿蜒曲折，发生多次转向（图2）则是由于下段的逆冲断层杂乱分布，峡谷发育遇到小型背斜脊的阻挡，在背斜脊之间的低洼地带连续转向，此段属于构造阻挡型和构造限制型海底峡谷（图11）。
澎湖海底峡谷的形成演化非常复杂，我们认为其上段NNE向转为下段NNW向（图4）主要为构造运动作用的结果。澎湖海底峡谷发育于两个截然不同的板块交界处，峡谷西侧为相对稳定的南海北部陆坡（被动大陆边缘），峡谷东侧为构造运动相对剧烈的台西南陆坡（主动大陆边缘），广泛分布有挤压应力形成的逆冲断层和背斜构造[42-43]，而峡谷转向处无正地形的阻挡或限制。上新世早期（约6.5 Ma BP）菲律宾海板块与欧亚板块发生碰撞[39-40]，碰撞处形成的负地形—缝合带为澎湖海底峡谷的形成提供了有利条件，缝合带的转向也造成了澎湖海底峡谷的转向。
中新世晚期−上新世早期（10～5 Ma BP），菲律宾海板块NW向漂移与欧亚板块碰撞，即东沙运动，南海北部中东部地区发生了块断升降、局部挤压褶皱、隆起、剥蚀、频繁的断裂和岩浆活动，导致东沙隆起长期处于隆升状态，为东沙海底峡谷提供了部分物源[32, 40-41]。来自东沙隆起和华南大陆的沉积物形成沉积物重力流下切侵蚀陆坡形成了东沙海底峡谷。
此外，台湾浅滩南海底峡谷上段受NW向断裂构造的控制，韩江断裂向南海陆缘的延伸部分（图1）使地层发生破碎形成沉积上的薄弱带，陆架边缘沉积物形成的重力流优先侵蚀薄弱地层，形成了与NW向断裂方向一致的台湾浅滩南海底峡谷上段和中段。
4.1.3 海山与海丘对峡谷局部形态的影响
东沙海底峡谷与台湾浅滩南海底峡谷之间发育有两处隆起地形（图8，图12），西侧隆起高差为340 m，东侧隆起高差为1 230 m。根据《海底地名命名标准》[44]，分别为海丘和海山。丁巍伟等[33]通过地震资料分析海山处的的地震反射波为典型的岩浆岩反射波，推断该火山为岩浆上涌形成的海底火山。
台湾浅滩南海底峡谷上段和中段呈NW向延伸约160 km后于21°15′N处转为近E–W向汇入澎湖海底峡谷（图6），东侧海山（图6，图12）就发育于台湾浅滩南海底峡谷转向处。台湾浅滩南海底峡谷上段NW向延伸，相对高大的海山阻挡了台湾浅滩南海底峡谷的发育路线，沉积物重力流沿周围地势相对低洼的方向下切，导致峡谷于此处由NW向转为近E–W向。
东沙海底峡谷于118°45′E和119°22′E处发生两次转向后汇入台湾浅滩南海底峡谷（图8），两次转向处分别临近海丘和海山。与台湾浅滩南海底峡谷相同，东沙海底峡谷中段演化过程中遇海丘的阻挡发生转向，但是由于海丘的规模较小，东沙海底峡谷中段仅发生约15°的小规模转向。东沙海底峡谷下段同样发生近90°的转向，但本文推测峡谷此处转向于海山的存在无关，原因为海山距离峡谷下段转向处相对较远（约20 km）且峡谷转向处位于海山下游而非上游。
由此可见，海山与海丘的出现也会改变海底峡谷的局部形态与走向。
4.2 海底峡谷与沉积物波发育的相互影响
南海东北部发育有大面积沉积物波，其共同特点为发育在沟壑水道、海底峡谷和海沟周围（图1），主要包括澎湖海底峡谷西侧、台湾浅滩南海底峡谷上中段西侧及下段两侧、东沙海底峡谷南侧等沉积物波区，此外由南海东北部海底峡谷群汇入的马尼拉海沟西侧也发育有大面积沉积物波（图1，图13）。南海东北部沉积物波的分布存在一共同特点，即主要分布在海底峡谷及海沟西侧。本文分析造成此现象的原因主要有两个：一是受科氏力影响，北半球峡谷中的沉积物重力流有“右”偏的趋势[45]，由北而南的沉积物重力流更易于峡谷和海沟右岸（西侧）溢出并沉积下来；二是上新世早期（6.5 Ma BP）发生蓬莱运动，菲律宾海板块沿琉球海沟NW向俯冲，同时南海洋壳沿马尼拉海沟向东俯冲于吕宋岛弧之下[40-41]，在马尼拉海沟和澎湖海底峡谷东侧形成俯冲增生楔，相对于高耸崎岖的增生楔沉积物重力流更易于西侧的平坦地带沉积下来。台湾浅滩南海底峡谷南北两侧的沉积物波走向明显不同，北侧沉积物波走向为NEE向，而南侧沉积物波走向近S–N向，此现象也与海底峡谷密切相关。来自台湾造山带和华南大陆的沉积物形成的沉积物重力流沿断裂造成的地层薄弱带下切侵蚀形成澎湖海底峡谷西侧多条NNW向沟壑水道，沉积物重力流沿沟壑水道于尾部沉积下来形成台湾浅滩南海底峡谷北侧NEE向的沉积物波。台湾浅滩南海底峡谷上中段沿NW向延伸遇海山阻挡后转为近E–W向，沉积物重力流于转向处溢出仍按NW向沉积下来形成南侧近S–N向的沉积物波。
沉积物波的发育同样也对海底峡谷尾端特征与走向造成重要影响。顺陆架陆坡向下，沉积物重力流的下切侵蚀能力逐渐减弱，峡谷从上段的以侵蚀作用为主逐渐转变为下段的以沉积作用为主，沉积物在峡谷尾部沉积下来形成海底扇，而东沙海底峡谷下段则重新发育有3条分支峡谷且地形剖面（剖面8至剖面9，图9）形态以“V”字型为主，表明峡谷下段以侵蚀作用为主。殷绍如等[30]在东沙峡谷的研究表明，峡谷中段经历了多期的侵蚀−充填过程（图14），而峡谷下段则重新发育有3条分支峡谷且只经历了一期侵蚀−充填过程，其充填厚度达到150 ms （双程反射时间）。该区峡谷下段的分支峡谷下切于早期形成的沉积物波之上（图15），这些沉积物波历经了长时间的发育和演化，在老的H8地层上就有发育，一直延续到现今的海底而从未间断，甚至大型沉积物波的位置都没有发生变化，分支峡谷切开了局部的沉积物波地层。
本文使用“回春”概念解释此现象，3条分支峡谷的走向与台湾浅滩南海底峡谷下段沉积物波的走向一致，而且最北侧分支峡谷头部与海山相连，最终汇入台湾浅滩南海底峡谷，而南侧两条分支峡谷逐渐消失在沉积物波区，因此本文推测东沙海底峡谷下段的“回春”现象与海山及沉积物波的存在有关。台湾浅滩南海底峡谷下段沉积物重力流从峡谷中漫溢出来形成S–N向沉积物波，岩浆作用形成的海山刺穿海底为沉积物重力流重新提供物源和能量，“回春”的沉积物重力流沿早期形成的沉积物波之间的低洼地带下切侵蚀，造成峡谷在此处发生近90°转向，东沙海底峡谷在此处属于典型的构造限制型海底峡谷。与海山相连的分支峡谷物源充足，汇入台湾浅滩南海底峡谷下段，而南侧两条分支峡谷不与海山相连，逐渐消失在沉积物波区。
5. 结论
（1）基于高分辨率的多波束测深数据，精细刻画了南海东北部的海底峡谷群，首次将4处海底峡谷群作为一个完整的峡谷体系进行研究，发现该区海底峡谷群自上陆坡至深海盆总体呈现为“分支峡谷→主干峡谷→海沟”的汇聚特征，是南海沉积物自陆架向深海盆和马尼拉海沟输运的重要通道，对于理解南海海盆的沉积历史具有借鉴价值。
（2）通过对南海东北部海底峡谷地形特征、典型剖面和三维坡度的综合分析，发现海底坡度对于海底峡谷的分支、形态、走向和深切特征有至关重要的影响。在上陆坡，海底坡度大约10°，海底峡谷普遍发育多分支，下切深度大，“V”字型特征明显，分支峡谷呈现为树枝状，走向多变。在中陆坡和下陆坡，海底坡度减缓到约5°，海底峡谷分支明显减少，下切深度变小，峡谷“V”字型特征不明显甚至消失。这表明海底坡度可以用于评估海底地层的稳定性，对于该区深海工程的选址与建设具有参考价值。
（3）进一步理顺了该区海底峡谷发育与构造运动的关系，构造运动是控制高屏峡谷走向的因素，澎湖峡谷的走向则与菲律宾海板块与欧亚板块碰撞有关，东沙峡谷的走向则与东沙运动相关，台湾浅滩南海底峡谷上段受NW向断裂构造的控制，海山的阻挡作用造成峡谷局部走向和特征改变。
（4）揭示了海底峡谷与沉积物波发育的关系。南海东北部沉积物波都发育于海底峡谷及海沟西侧，造成此现象的原因为科氏力和峡谷及海沟东侧增生楔的限制，海山和沉积物波的发育同样也对海底峡谷的形成演化有重要影响，海山为东沙海底峡谷下段沉积物重力流重新提供物源和能量，“回春”的沉积物重力流沿沉积物波之间的低洼地带下切侵蚀，造成峡谷局部转向。
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图 1 南海东北部海底峡谷与断裂系统（a）（断裂根据文献[18]修改）和海底峡谷多波束地形（b）
①高屏海底峡谷，②澎湖海底峡谷，③台湾浅滩南海底峡谷，④东沙海底峡谷，⑤神狐峡谷群，⑥珠江口外海底峡谷
Fig. 1 Submarine canyons and faults in the northeastern South China Sea (a, faults modified according to reference [18]), and multi-beam bathymetric of the submarine canyons (b)
①Kaoping submarine canyon, ②Penghu submarine canyon, ③South Taiwan Bank submarine canyon, ④Dongsha submarine canyon, ⑤Shenhu submarine canyon group, ⑥Zhujiang River submarine canyon
图 2 高屏海底峡谷地形
红色实线为峡谷主轴，黑色虚线为地形剖面位置
Fig. 2 Bathymetric of the Kaoping submarine canyon
The red line is the main axis of the canyon, and the black dashed lines are the locations of bathymetric profiles
图 4 澎湖海底峡谷地形
红色实线为峡谷主轴，黑色虚线为地形剖面位置
Fig. 4 Bathymetric of the Penghu submarine canyon
The red line is the main axis of the canyon, and the black dashed lines are the locations of bathymetric profiles
图 6 台湾浅滩南海底峡谷地形
红色实线为峡谷主轴，黑色虚线为地形剖面位置
Fig. 6 Bathymetric of the South Taiwan Bank submarine canyon
The red line is the main axis of the canyon, and the black dashed lines are the locations of bathymetric profiles
图 8 东沙海底峡谷地形
红色实线为峡谷主轴，黑色虚线为地形剖面位置，A-A′及B-B′为多道地震剖面位置
Fig. 8 Bathymetric of the Dongsha submarine canyon
The red line is the main axis of the canyon, the black dashed lines are the locations of bathymetric profiles, A-A′ and B-B′ are the locations of multi-channel seismic profiles
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[1] Shepard F P. Submarine Geology[M]. New York: Harper & Row, 1963. [2] Shepard F P. Submarine canyons[J]. Earth-Science Reviews, 1949, 8(1): 1−12. [3] 韩喜彬, 李家彪, 龙江平, 等. 我国海底峡谷研究进展[J]. 海洋地质前沿, 2010, 26(2): 41−48.Han Xibin, Li Jiabiao, Long Jiangping, et al. Development of research on submarine canyon in China[J]. Marine Geology Letters, 2010, 26(2): 41−48. [4] Lewis K B, Barnes P M. Kaikoura Canyon, New Zealand: active conduit from near-shore sediment zones to trench-axis channel[J]. Marine Geology, 1999, 162(1): 39−69. doi: 10.1016/S0025-3227(99)00075-4 [5] Posamentier H W, Jervey M T, Vail P R. Eustatic controls on clastic deposition I—conceptual framework[C]//Sea-Level Changes—An Integrated Approach, SEPM Special Publication. 1988. [6] Antobreh A A, Krastel S. Morphology, seismic characteristics and development of Cap Timiris Canyon, offshore Mauritania: A newly discovered canyon preserved-off a major arid climatic region[J]. Marine and Petroleum Geology, 2006, 23(1): 37−59. doi: 10.1016/j.marpetgeo.2005.06.003 [7] Pickering K, Coleman J, Cremer M, et al. A high sinuosity, laterally migrating submarine fan channel-levee-overbank: results from DSDP Leg 96 on the Mississippi Fan, Gulf of Mexico[J]. Marine and Petroleum Geology, 1986, 3(1): 3−18. doi: 10.1016/0264-8172(86)90052-8 [8] 徐景平. 海底浊流研究百年回顾[J]. 中国海洋大学学报: 自然科学版, 2014, 44(10): 98−105.Xu Jingping. Turbidity current research in the past century: an overview[J]. Periodical of Ocean University of China, 2014, 44(10): 98−105. [9] Carter L, Milliman J D, Talling P J, et al. Near-synchronous and delayed initiation of long run-out submarine sediment flows from a record-breaking river flood, offshore Taiwan[J]. Geophysical Research Letters, 2012, 39(12): 12603. [10] 吴自银, 阳凡林, 李守军, 等. 高分辨率海底地形地貌–可视计算与科学应用[M]. 北京: 科学出版社, 2017.Wu Ziyin, Yang Fanlin, Li Shoujun, et al. High Resolution Submarine Geomorphology: Visual Computing and Scientific Applications[M]. Beijing: Science Press, 2017. [11] 吴自银, 阳凡林, 罗孝文, 等. 高分辨率海底地形地貌—探测处理理论与技术[M]. 北京: 科学出版社, 2017.Wu Ziyin, Yang Fanlin, Luo Xiaowen, et al. High Resolution Submarine Geomorphology: Detection Processing Theory and Technology[M]. Beijing: Science Press, 2017. [12] Taylor B, Smoot N C. Morphology of Bonin fore-arc submarine canyons[J]. Geology, 1984, 12(12): 724−727. doi: 10.1130/0091-7613(1984)12<724:MOBFSC>2.0.CO;2 [13] 吴自银, 王小波, 金翔龙, 等. 冲绳海槽弧后扩张证据及关键问题探讨[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2004, 24(3): 67−76.Wu Ziyin, Wang Xiaobo, Jin Xianglong, et al. The evidences of the backarc spreading and discussion on the key issues in the Okinawa Trough[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2004, 24(3): 67−76. [14] Wu Ziyin, Li Jiabiao, Jin Xianglong, et al. Distribution, features, and influence factors of the submarine topographic boundaries of the Okinawa Trough[J]. Science China Earth Sciences, 2014, 57(8): 1885−1896. doi: 10.1007/s11430-013-4810-3 [15] Jobe Z R, Lowe D R, Uchytil S J. Two fundamentally different types of submarine canyons along the continental margin of Equatorial Guinea[J]. Marine and Petroleum Geology, 2011, 28(3): 843−860. doi: 10.1016/j.marpetgeo.2010.07.012 [16] Yin Shaoru, Lin Lin, Pope E L, et al. Continental slope-confined canyons in the Pearl River Mouth Basin in the South China Sea dominated by erosion, 2004−2018[J]. Geomorphology, 2019, 344: 60−74. doi: 10.1016/j.geomorph.2019.07.016 [17] 赵家斌, 钟广法. 构造活动对海底峡谷地貌形态的影响[J]. 海洋地质前沿, 2018(12): 1−13.Zhao Jiabin, Zhong Guangfa. A review on geomorphic response of submarine canyons to tectonic deformation[J]. Marine Geology Frontiers, 2018(12): 1−13. [18] 丁巍伟, 李家彪, 李军. 南海北部陆坡海底峡谷形成机制探讨[J]. 海洋学研究, 2010, 28(1): 26−31. doi: 10.3969/j.issn.1001-909X.2010.01.004Ding Weiwei, Li Jiabiao, Li Jun. Forming mechanism of the submarine canyon on the north slope of the South China Sea[J]. Journal of Marine Sciences, 2010, 28(1): 26−31. doi: 10.3969/j.issn.1001-909X.2010.01.004 [19] Zhang Yanwei, Liu Zhifei, Zhao Yulong, et al. Long-term in situ observations on typhoon-triggered turbidity currents in the deep sea[J]. Geology, 2018, 46(8): 675−678. doi: 10.1130/G45178.1 [20] 苏明, 解习农, 王振峰, 等. 南海北部琼东南盆地中央峡谷体系沉积演化[J]. 石油学报, 2013, 34(3): 467−478. doi: 10.7623/syxb201303007Su Ming, Xie Xinong, Wang Zhenfeng, et al. Sedimentary evolution of the central canyon system in Qiongdongnan Basin, northern South China Sea[J]. Acta Petrolei Sinica, 2013, 34(3): 467−478. doi: 10.7623/syxb201303007 [21] 丁巍伟, 李家彪, 李军, 等. 南海珠江口外海底峡谷形成的控制因素及过程[J]. 热带海洋学报, 2013, 32(6): 63−72. doi: 10.3969/j.issn.1009-5470.2013.06.010Ding Weiwei, Li Jiabiao, Li Jun, et al. Formation process and controlling factors of the Pearl River Canyon in the South China Sea[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2013, 32(6): 63−72. doi: 10.3969/j.issn.1009-5470.2013.06.010 [22] 殷绍如, 王嘹亮, 郭依群, 等. 东沙海底峡谷的地貌沉积特征及成因[J]. 中国科学: 地球科学, 2015, 58(6): 971−985. doi: 10.1007/s11430-014-5044-8Yin Shaoru, Wang Liaoliang, Guo Yiqun, et al. Morphology, sedimentary characteristics, and origin of the Dongsha submarine canyon in the northeastern continental slope of the South China Sea[J]. Science China: Earth Science, 2015, 58(6): 971−985. doi: 10.1007/s11430-014-5044-8 [23] 徐尚, 王英民, 彭学超, 等. 台湾峡谷的成因及其对沉积的控制[J]. 中国科学: 地球科学, 2014, 44(9): 1913−1924.Xu Shang, Wang Yingmin, Peng Xuechao, et al. Origin of Taiwan Canyon and its effects on deepwater sediment[J]. Science China: Earth Science, 2014, 44(9): 1913−1924. [24] Yu H S, Chang J F. The Penghu submarine canyon off southwestern Taiwan: Morphology and origin[J]. Terrestrial, Atmospheric and Oceanic Sciences, 2002, 13(4): 547−562. doi: 10.3319/TAO.2002.13.4.547(O) [25] Liu C S, Lundberg N, Reed D L, et al. Morphological and seismic characteristics of the Kaoping Submarine Canyon[J]. Marine Geology, 1993, 111(1/2): 93−108. [26] Chiang C S, Yu H S. Morphotectonics and incision of the Kaoping submarine canyon, SW Taiwan orogenic wedge[J]. Geomorphology, 2006, 80(3/4): 199−213. [27] Chiang C S, Yu H. Evidence of hyperpycnal flows at the head of the meandering Kaoping Canyon off SW Taiwan[J]. Geo-Marine Letters, 2008, 28(3): 161−169. doi: 10.1007/s00367-007-0098-7 [28] Yu H S, Chiang C S, Shen Sumin. Tectonically active sediment dispersal system in SW Taiwan margin with emphasis on the Gaoping (Kaoping) Submarine Canyon[J]. Journal of Marine Systems, 2009, 76(4): 369−382. doi: 10.1016/j.jmarsys.2007.07.010 [29] Zhao Dineng, Wu Ziyin, Zhou Jieqiong, et al. A new method of automatic SVP optimization based on MOV algorithm[J]. Marine Geodesy, 2015, 38(3): 225−240. doi: 10.1080/01490419.2015.1006798 [30] Zhou Jieqiong, Wu Ziyin, Jin Xianlong, et al. Observations and analysis of giant sand wave fields on the Taiwan Banks, northern South China Sea[J]. Marine Geology, 2018, 406: 132−141. doi: 10.1016/j.margeo.2018.09.015 [31] 杜德莉. 台西南盆地地质构造特征及油气远景[J]. 海洋地质与第四纪地质, 1991, 11(3): 21−33.Du Deli. Characteristics of geologic structure and hydrocarbon potential of the southwest Taiwan basin[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 1991, 11(3): 21−33. [32] 易海, 钟广见, 马金凤. 台西南盆地新生代断裂特征与盆地演化[J]. 石油实验地质, 2007, 29(6): 560−564. doi: 10.3969/j.issn.1001-6112.2007.06.006Yi Hai, Zhong Guangjian, Ma Jinfeng. Fracture characteristics and basin evolution of the Taixinan basin in Cenozoic[J]. Petroleum Geology & Experiment, 2007, 29(6): 560−564. doi: 10.3969/j.issn.1001-6112.2007.06.006 [33] Taylor B, Hayes D E. Origin and history of the South China Sea basin[M]//Hayes D E. The Tectonic and Geologic Evolution of Southeast Asian Seas and Islands: Part 2. Washington, D.C.: Geophysical Monograph Series, 1983, 27: 23−56. [34] Briais A, Patriat P, Tapponnier P. Updated interpretation of magnetic anomalies and seafloor spreading stages in the South China Sea: Implications for the Tertiary tectonics of Southeast Asia[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1993, 98(B4): 6299−6328. doi: 10.1029/92JB02280 [35] Hutchison C S. Marginal basin evolution: the southern South China Sea[J]. Marine and Petroleum Geology, 2004, 21(9): 1129−1148. doi: 10.1016/j.marpetgeo.2004.07.002 [36] 栾锡武, 彭学超, 王英民, 等. 南海北部陆架海底沙波基本特征及属性[J]. 地质学报, 2010, 84(2): 233−245.Luan Xiwu, Peng Xuechao, Wang Yingming, et al. Characteristics of sand waves on the northern South China Sea shelf and its formation[J]. Acta Geologica Sinica, 2010, 84(2): 233−245. [37] 黄镇国. 台湾板块构造与环境演变[M]. 北京: 海洋出版社, 1995.Huang Zhenguo. Plate Tectonics and Environmental Evolution in Taiwan[M]. Beijing: China Ocean Press, 1995. [38] 张开毕, 徐维光, 陈淑华, 等. 台湾区域地质概论[J]. 福建地质, 2017, 36(2): 79−93. doi: 10.3969/j.issn.1001-3970.2017.02.001Zhang Kaibi, Xu Weiguang, Chen Shuhua, et al. Geological survey in Taiwan area[J]. Geology of Fujian, 2017, 36(2): 79−93. doi: 10.3969/j.issn.1001-3970.2017.02.001 [39] Zheng Zhuo, Li Qianyu. Vegetation, climate, and sea level in the Past 55, 000 years, Hanjiang delta, southeastern China[J]. Quaternary Research, 2000, 53(3): 330−340. doi: 10.1006/qres.1999.2126 [40] 黄慈流, 钟建强. 南海东北部及其邻区新生代构造事件[J]. 热带海洋, 1994, 13(1): 55−62.Huang Ciliu, Zhong Jianqiang. Tectonic events in the Cenozoic era in the northeast area of south China sea and its neighboring regions[J]. Tropic Oceanography, 1994, 13(1): 55−62. [41] 赵淑娟, 吴时国, 施和生, 等. 南海北部东沙运动的构造特征及动力学机制探讨[J]. 地球物理学进展, 2012, 27(3): 1008−1019. doi: 10.6038/j.issn.1004-2903.2012.03.022Zhao Shujuan, Wu Shiguo, Shi Hesheng, et al. Structures and dynamic mechanism related to the Dongsha movement at the northern margin of South China Sea[J]. Progress in Geophysics, 2012, 27(3): 1008−1019. doi: 10.6038/j.issn.1004-2903.2012.03.022 [42] Liu C S, Huang I L, Teng L S. Structural features off southwestern Taiwan[J]. Marine Geology, 1997, 137(3/4): 305−319. [43] 黄任亿. 台灣西南海域高屏陸坡盆地及澎湖海底峽谷—水道系統的沉積作用及演化[D]. 台北: 台湾大学海洋研究所, 2006.Huang Renyi. Sedimentation and evolution of Kaoping slope basin and penghu submarine canyon—channel system off southwest Taiwan[D]. Taipei: Institute of Oceanography, Taiwan University, 2006. [44] Organization I H. Standardization of Undersea Feature Names[Z]. International Hydrographic Organization Monaco, 2008. [45] Wynn R B, Stow D A V. Classification and characterisation of deep-water sediment waves[J]. Marine Geology, 2002, 192(1/3): 7−22. 期刊类型引用(4)
1. 陈星铨，朱俊江，朱庆龙，焦钰涵，丁小笑，刘政渊，丁咚，贾永刚，李三忠，刘永江. 南海多波束测量中水深数据异常的精细处理与成因分析. 地球科学. 2025(02): 535-550 . 
百度学术2. 李金洋，张建兴，王冰，杜梦迪，张毅涵，阳凡林，栾振东. 南海陆坡海底峡谷地形复杂度分析方法. 海洋地质前沿. 2024(03): 84-92 . 百度学术3. 陈顺，杨小秋，何昌荣，徐子英，林為人，姚文明，施小斌，许鹤华，孙珍. 南海神狐峡谷群海底沉积物摩擦特性. 地球物理学报. 2023(11): 4705-4720 . 百度学术4. 陈靓，刘时桥，辛卓，邢子浩，张经纬，刘亮，靳佳澎，李伟，陈万利. 南海西沙海域永乐海底峡谷形成演化过程分析. 热带海洋学报. 2022(05): 89-104 . 百度学术其他类型引用(0)
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