東海海底地貌特征研究

張洪沙，陳 慶，孫家淞

（中石化集團上海海洋石油局第一海洋地質(zhì)調(diào)查大隊，上海 201208）

東海海域遼闊，不但是我國通往東北亞和東南亞的主要通道，也是我國東部諸港口通向太平洋的海上必經(jīng)之路，地理位置十分重要。而且東海有豐富的海洋漁業(yè)、水力、灘涂和濱海砂礦，在東海大陸架之下蘊藏豐富的石油和天然氣資源，在沖繩海槽中有海底熱液和天然氣水合物[1]。因此，深入研究東海地貌的基本特征，對于地質(zhì)板塊理論的研究、海底自然資源的開發(fā)利用、海洋交通事業(yè)的發(fā)展和海洋油氣資源的勘探開發(fā)等都有著十分重要的意義[2]。

我局自1974年以來在東海大陸架和沖繩海槽地區(qū)進行了系統(tǒng)的地球物理、海洋地質(zhì)綜合調(diào)查和油氣資源勘探，共獲取實測水深資料數(shù)十萬千米，并在此基礎(chǔ)上于1986年編制了1:100萬東海海底地形圖。國家海洋局第二海洋研究所也于1987年編制出版了1:100萬東海地形圖。為進一步完善東海海底地形模型，為東海油氣勘探和國民經(jīng)濟建設(shè)服務(wù)，我局于1993年又重新編制出版了1:100萬東海地形圖。

本文結(jié)合在東海海域開展的大量重力、磁力、地震、測深、旁側(cè)聲納、淺地層剖面勘探及鉆探等工作成果，重點分析東海海底地貌特征，同時闡述與地貌特征密切相關(guān)的沉積物、海底地質(zhì)災(zāi)害和礦產(chǎn)資源的分布，并提出大陸架邊緣盆狀洼地是沖繩海槽濁流發(fā)源地的觀點，從而為海洋工程規(guī)劃建設(shè)和海底資源開發(fā)利用提供有益幫助。

1 東海海底地貌概況

東海是我國第二大邊緣海，其范圍北以長江口啟東嘴至韓國濟州島西南端一線與黃海為界，東北以韓國濟州島與朝鮮海峽相連，經(jīng)日本九州長崎本島到東端的種子島連成一線，南以廣東省東北部的南澳島至臺灣省南端的鵝鑾鼻一線與南海分界，西臨滬、浙、閩三省市，東及日本九州、琉球群島和我國臺灣島（圖1）。依據(jù)新的水深測量成果，東海海區(qū)面積為75.69萬km2[3]。

圖1 東海海底地形簡圖Fig.1 Seaf l oor topographic map of East China Sea

東海海底地貌總體表現(xiàn)為由西北向東南方向傾斜的階梯狀地形[4]。從近岸淺水區(qū)至水深160m附近的大陸架邊緣，基本呈舒展坦蕩緩坡；水深160～200m區(qū)間范圍，海底急劇變陡，為東海大陸坡（即沖繩海槽西坡）；越過大陸架進入沖繩海槽深水地貌區(qū)，在軸部有一系列陡峭的海山呈串珠狀分布，主要由浮巖、玄武巖和玄武質(zhì)安山巖組成，在槽底軸部發(fā)育斷陷洼地及地塹槽，下陷深度一般超過100m，寬度大于7km[5]。

2 地貌分區(qū)及其特征

2.1 地貌分區(qū)

東海海域南北長約1400km，東北部寬闊，西南部較窄，最寬處在崇明島與種子島一線，約870km，最窄處在臺灣海峽的海檀島與新竹的連線，約125km。東海海底地貌主要由兩大區(qū)塊組成，即西部寬闊的大陸架淺水區(qū)和東部狹長的海槽深水區(qū)。

根據(jù)海底地貌變化的復(fù)雜程度、地質(zhì)構(gòu)造的區(qū)域性差異和沉積物組成與水動力條件，結(jié)合海底地形等深線的形態(tài)變化，采用成因—形態(tài)分級，在東海兩大地貌區(qū)上再劃分出8個地貌分區(qū)（圖2）。

東海大陸架地貌大區(qū)(Ι)包括長江水下三角洲地貌區(qū)(Ι1)、浙江近海島礁區(qū)地貌區(qū)(Ι2)、臺灣海峽丘洼相間地貌區(qū)(Ι3)、外陸架古濱海平原地貌區(qū)(Ι4)、大陸架邊緣盆狀洼地地貌區(qū)(Ι5)5個部分；沖繩海槽地貌大區(qū)(ΙΙ)包括東海陸坡區(qū)地貌區(qū)(ΙΙ1)、琉球西島坡區(qū)地貌區(qū)(ΙΙ2)、槽底平原區(qū)地貌區(qū)(Ι3)3個部分。

圖2 東海海底地貌分區(qū)圖Fig.2 Seaf l oor geomorphy partition map of East China Sea

2.2 地貌分區(qū)特征

2.2.1 東海大陸架地貌區(qū)

東海大陸架是我國大陸向海區(qū)的自然延伸，面積51.2萬km2，占東海總面積67.6%。大陸架海底地形開闊平坦，北寬南窄，平均寬度415km。最大水深188m，平均水深78.4m。大陸架南北坡度不同，平均坡度0?01′07″，由西北向東南傾斜。

（1）長江水下三角洲地貌區(qū)

其范圍以長江口為起點，等深線近似呈扇形平緩地向東南展開，水深明顯淺于周邊海區(qū)，為疊置在大陸架古濱海平原之上的一個沉積體。

15m水深以內(nèi)地形平坦，平均坡降為0.22‰，發(fā)育有河口砂壩。10m等深線以內(nèi)的河口附近，槽、灘相間分布，地貌變化相對比較復(fù)雜。15m等深線以外，地形坡降明顯增大，為三角洲前緣斜坡帶，平均坡降0.8‰，由西北向東南呈弧形展布，在地形上有一明顯斜坡，沉積物主要為泥質(zhì)粉砂和粉砂質(zhì)泥。長江水下三角洲的外緣甚至延伸到水深60m附近。三角洲斜坡帶之外，沉積物為粉砂質(zhì)泥與砂-粉砂-泥混合類型。

長江入海泥沙量大，在河口堆積速度快，沉積物富含有機質(zhì)，所以在地層中常聚集天然氣[6]。在三角洲前緣斜坡，沉積物組分顆粒細且含水量高，很容易產(chǎn)生泥流和滑坡。同時河口也是徑流和潮流的交匯地，水動力活躍，甚至一次大的風(fēng)暴潮就能局部改變河口砂壩的地貌。因此，長江水下三角洲也是埋藏古河道、埋藏淺層氣、海底滑坡等地質(zhì)災(zāi)害最容易發(fā)生的地區(qū)之一。

本區(qū)主要礦產(chǎn)有河口砂壩砂石礦和海底長江古河道淡水資源等。本區(qū)河口砂壩為細砂質(zhì)沉積物，砂質(zhì)較純，分選好，可采厚度較大，可作為建筑用砂[7]；在嵊泗海域已證實有長江古河道存在，鉆探試驗的單井淡水開采量大于3000m3/d[8]。

（2）浙江近海島礁地貌區(qū)

其范圍為沿浙江省海岸分布的狹長條帶地區(qū)，沿海島嶼星羅棋布，海岸線蜿蜒曲折，大小島嶼1921個，累計岸線長度4301.21km，其中的舟山群島也是我國最大的群島。在本區(qū)基巖岬角之間的狹小海灣頂部，常有砂礫質(zhì)沉積物分布，本區(qū)近岸沉積物為泥質(zhì)粉砂，向外海逐漸變?yōu)榉凵百|(zhì)泥[9]。

本區(qū)地貌十分復(fù)雜，水深變化很大；島嶼間暗礁密布，海底水下潮汐通道溝谷縱橫，最大的深溝水深可達117m。60m水深以內(nèi)等深線大致與岸線平衡，其中20m等深線以內(nèi)地形較為平緩，平均坡降0.5‰；20～60m等深線間距相對較密，為一明顯的水下斜坡，平均坡降增大為0.8‰，約為大陸架平均坡降的3倍，但坡面比較平坦。

本區(qū)水動力作用十分活躍，沿岸潮流是海底地貌改造的主要因素。潮汐通道中獨特的深切“V”型深水槽和崩塌、滑坡是本區(qū)主要的地質(zhì)災(zāi)害（圖3、圖4）。

圖3 暗礁附近滑坡的淺地震剖面Fig.3 Shallow seismic prof i le of the landslide near reefs

圖4 沖刷槽中滑坡的淺地震剖面Fig.4 Shallow seismic prof i le of landside in scour-trough

海流、潮流、風(fēng)暴潮等外力可以沖刷泥沙，在海底形成沖刷深槽，在造成邊坡失穩(wěn)，引發(fā)崩塌或滑坡的同時，又會把泥沙搬運到另外一些緩水地區(qū)，比如港灣和岬角堆積，造成港灣淤塞。而這些含有機質(zhì)的沉積物堆積厚、組成顆粒細，往往富含淺層氣，成為潛在的地質(zhì)災(zāi)害因素[10]。

浙江近海島礁區(qū)基巖海岸線綿長，有建設(shè)天然深水良港的得天獨厚條件，也是海洋捕撈、近海養(yǎng)殖和開發(fā)海洋石油資源的重要基地。本區(qū)濱海砂礦點不多，僅見朱家尖島東南部潮間淺灘的獨居石砂礦和象山至鰲江海域的蠣殼礦。

（3）臺灣海峽丘洼相間地貌區(qū)

該區(qū)范圍介于福建省和臺灣島之間。臺灣海峽北窄南寬，南北長約500km，東西寬約150km，海底地貌變化較大。沉積物分選較差，主要為泥質(zhì)粉砂和粉砂質(zhì)泥，但在臺灣島近岸，沉積物以細砂為主。

臺灣海峽是東海至南海的潮流通道，海底地形受潮流的沖刷作用比較明顯，海底地貌較為復(fù)雜，導(dǎo)致海峽的東部和西部、南部和北部的地貌存在較大差異?？傮w水深較淺，除澎湖水道外，大部分地區(qū)水深為50～60m。

海峽西岸的閩東沿岸岸線曲折、多港灣，地形坡度較陡，水動力作用活躍。島嶼間多沖刷再堆積沉積物，島坡和潮汐通道兩側(cè)多滑塌沉積物。海峽東岸岸線比較平直，水下地形平緩。海峽中部為一寬闊的深水槽，海底地貌呈丘洼相間分布。澎湖列島位于海峽南口，由數(shù)個珊瑚島組成，島間地貌復(fù)雜，海水深淺不一。

本區(qū)主要的地質(zhì)災(zāi)害現(xiàn)象為斷層、滑坡、崩塌及淺層氣（圖5）。

臺灣海峽兩岸都為基巖海岸，具有可建深水大港的優(yōu)良條件。兩岸濱海的砂礦資源非常豐富，如福建省廈門至惠來的鋯英石、鈦鐵礦；臺灣西部濱海鋯英石、獨居石和磁鐵礦，礦體規(guī)模較大，已采獨居石3200t、鋯英石50000t。

圖5 近岸淺海斷層的淺地震剖面Fig.5 Shallow seismic prof i le of offshore faults

（4）外陸架古濱海平原地貌區(qū)

外陸架古濱海平原區(qū)，位于滬浙地貌區(qū)外側(cè)，至東海陸架邊緣。面積寬廣，地形坦蕩，呈階梯狀由北西向南東緩緩傾斜，平均坡度0.2‰。水深大致變化于60～160m之間。

本區(qū)的潮流等水動力作用是改造海底地貌的主要外營力，在本區(qū)中部有眾多強潮流作用形成的侵蝕坎與侵蝕槽，其中一個活動的侵蝕槽，槽寬約2.5km，槽深10m左右，最深處達15m。

沉積物以含貝殼的細砂為主。根據(jù)沉積物、古生物等的研究，在地質(zhì)歷史時期受海平面升降控制，曾先后發(fā)育有數(shù)條古海岸線，其中在水深60m和100m等深線附近的古海岸線在海底地貌形態(tài)上比較明顯。

在全新世長江水下三角洲東南側(cè)的古濱海平原地貌上，發(fā)現(xiàn)有一條長江古河道，由西北向東南呈喇叭狀延伸，水深變化較大，高差在20m左右。古河道寬度從數(shù)千米至十余千米，長達萬余米。在長江古河口灣內(nèi)，分布著密集的潮流砂脊（圖6）。

圖6 古河口灣潮流砂脊群分布Fig.6 Distribution of tidal sand ridge group in ancient estuary

在古濱海平原中部的廣大地區(qū)，廣泛分布著北西—南東向排列的一系列脊?fàn)畹匦危▓D7）。其中玉泉地區(qū)水深在82～127m之間，平均水深約100m，以狹長的沙脊與潮溝密集相間分布，并大體互相平行，沙脊長度為30～60km，部分80km，寬度為2～4km，部分可達6～8km，脊高5～20m，脊的兩側(cè)不對稱，西南坡陡，東北坡緩。而在平湖地區(qū)，砂脊的最大高度甚至可達32.6m。

圖7 砂脊地貌局部Fig.7 The landform of sand ridge

在古濱海平原北部的殘留砂地貌區(qū)，廣泛發(fā)育大小不等的砂波和砂丘。砂波的脊基本垂直于海流方向，以不對稱形居多，波高1m左右，波長5～8m（圖8）。而砂丘形體一般較大，丘高2～10m，丘間距不等，一般10～40m。砂波常常成群發(fā)育，有時可連綿數(shù)十千米。砂丘則常常疊置在砂波上，形成交叉分布。與潮流砂脊不同，砂波和砂丘是現(xiàn)代潮流作用的產(chǎn)物，砂丘很可能與強潮流或風(fēng)暴潮活動過程有關(guān)，這些成片分布的砂波與砂丘現(xiàn)仍隨潮流而發(fā)生改變或遷移。

圖8 砂波的旁側(cè)聲納圖像Fig.8 The side-scan sonar image of sand wave

古濱海平原上的潮流砂脊是本區(qū)最主要的地貌特征。

古濱海平原地貌區(qū)是海洋開發(fā)最有利的地區(qū)之一，現(xiàn)也是我國東海海洋石油勘探開發(fā)的重點海區(qū)。海底砂礦僅有少量礦點和異常區(qū)，但品位低，未形成工業(yè)礦床。

該區(qū)潛在的地質(zhì)災(zāi)害類型有：埋藏古河道（圖9）、埋藏淺層氣、侵蝕谷、侵蝕槽、潮流砂脊、活動砂丘等。已發(fā)現(xiàn)三片淺層氣“氣泉”區(qū)，埋藏在海底沉積物中的淺層氣噴出海底，形如煙柱，高達數(shù)十米。

圖9 埋藏古河道的淺地震剖面Fig.9 The shallow seismic prof i le buried in ancient river course

上述地質(zhì)災(zāi)害直接影響海底電纜、光纜、輸油氣管線的鋪設(shè)和安全運行，也會對半潛式石油鉆井平臺的錨位和錨爪力、樁腿式石油鉆井平臺的樁位和樁端持力層帶來影響。

（5）大陸架邊緣盆狀洼地地貌區(qū)

本區(qū)范圍在北緯27?30′以南，釣魚島、黃尾嶼以北，大陸坡邊緣，面積約5400km2。為簸箕形盆狀洼地，長軸約100km，東南端與陸坡上的一個海底峽谷相接，水深一般為150m左右，最大水深188m，與周圍地形的高差達60m，是東海陸架東南部的一個明顯深水區(qū)（圖10）。沉積物以貝殼細砂為主。

圖10 盆狀洼地和濁流積物分布Fig.10 Distribution of basin-shaped depression and turbidite

從大比例尺海底地形圖上可以發(fā)現(xiàn)，該盆狀洼地東南部地形等深線間距比較寬展，西北側(cè)地形等深線間距比較密集，形態(tài)平直，表明為一個陡峻的斜坡，坡降為6‰，斷崖痕跡隱約可見，目前在海底地貌上仍有反映，推測其為一個地質(zhì)斷層。東北側(cè)緊鄰大陸架邊緣，等深線沿大陸坡走向向兩邊延伸，沉積厚度巨大[11]，根據(jù)物探資料，以第三系為底板的沉積物厚度達6500m，為東海陸架區(qū)最厚處[12]。

盆狀洼地的出口面向深水槽，外形酷似簸箕形的地貌特征非常明顯，這是在外陸架古濱海平原上，唯一的一個由地層斷裂，塌陷下洼所致的構(gòu)造地貌。盆狀洼地總體的地形比較陡峻，坡降較大，這里是滑坡、崩塌等地質(zhì)災(zāi)害多發(fā)地區(qū)。

眾所周知，濁流的形成除了要有觸發(fā)因素外，還要有較豐富的物質(zhì)來源，且具備一定的地形條件。根據(jù)水動力條件，泥沙往往在地形低洼處或水流突然變緩處發(fā)生沉積，可見盆狀洼地物質(zhì)來源豐富；洼地斜坡高差達60m，并且開口在大陸坡上，這為密度流活動提供了前提；盆狀洼地受新構(gòu)造運動影響，斷裂發(fā)育，是濁流作用的主要誘發(fā)因素；從沖繩海槽濁積物分布的區(qū)域形態(tài)來看，在已發(fā)現(xiàn)濁積物的16個站位中，除1個站位于官古島以西海區(qū)外，其余15個站位均位于盆狀洼地口外水深大于1000m的槽底；在圖10中Ⅳ區(qū)濁積物的物質(zhì)組成中，主要為來自西部大陸架的生物碎屑和陸緣碎屑。通過研究認(rèn)為，發(fā)育在盆狀洼地開口周圍的沖繩海槽濁積物，都源于大陸架邊緣盆狀洼地地貌區(qū)。

2.2.2 沖繩海槽地貌區(qū)

其西側(cè)為東海大陸架，東側(cè)是琉球群島坡。在地貌上沖繩海槽是一個呈北東—南西向延伸，并向東南突出的弧形深水槽，面積24.49萬km2。

沖繩海槽南北長約1200km，南寬北窄，平均寬度150km。主體水深大于1000m，海槽北部水深在500m左右，中部水深在1500～2000m之間，南部的槽底水深大于2000m，根據(jù)實測資料，最大水深為2334m。沖繩海槽的橫斷面呈U型，在縱剖面上水深北淺南深[13]。

沖繩海槽是一個地質(zhì)構(gòu)造活動強烈地區(qū)，海底地貌的形成與形態(tài)大多與構(gòu)造活動，如張裂、擠壓、斷陷、沉降、火山活動等有關(guān)。在沖繩海槽中，廣泛分布著海底山、海底狹谷、海底洼地、海底斷崖和海底槽，與兩側(cè)的陡坡帶構(gòu)成東西分帶、南北分塊的地貌特點。

根據(jù)等深線形態(tài)，結(jié)合地質(zhì)構(gòu)造，該區(qū)從西向東可細分為沖繩海槽西坡區(qū)（即東海陸坡）地貌、槽底平原區(qū)地貌和沖繩海槽東坡區(qū)（即琉球西島坡）地貌。

（1）沖繩海槽西坡地貌區(qū)

其在地形上是一個狹長條陡坡，等深線非常密集，陡坡的上界即為大陸架邊緣轉(zhuǎn)折處。沉積物主要為細砂、泥質(zhì)粉砂、粉砂質(zhì)泥等陸源碎屑物，并含有較多破碎的生物介殼。

沖繩海槽西坡東北部稍寬稍緩，坡度僅1?，地貌單一。其中部寬度較窄較陡，坡度達4?，也是東海地形上坡度最陡的一個地區(qū)，槽坡上存在多條斷裂溝、谷及地壘式隆塊。其西南部寬度變大，坡度為2?，平均寬度為47.7km，分布有數(shù)條大斷裂谷。

沖繩海槽西坡上廣泛發(fā)育海底峽谷、隆塊、海山、陡崖和深入大陸架的斷裂谷等。北緯28?以南地貌復(fù)雜，起伏變化很大，其中北緯26?～27?之間尤為明顯。北緯28?以北，地貌較為簡單。這些深入大陸架的峽谷一般長30～60km，寬1～5km，橫剖面呈V型，說明切割非常強烈。分布在大陸坡坡腳處的斷塊山多呈橢圓形，高度在100～500m之間，說明這些斷塊山是沖繩海槽活動張裂、擠壓過程中形成的。

沖繩海槽西坡上的地質(zhì)災(zāi)害主要有斷層、滑坡、崩塌、濁流、泥石流等，誘發(fā)因素有重力、地震、斷裂活動等。

沖繩海槽西側(cè)斜坡賦存的礦產(chǎn)資源主要為天然氣水合物。

（2）沖繩海槽東坡地貌區(qū)

其地貌簡單，大致呈向沖繩海槽傾伏的斜坡。槽坡沉積物主要為凝灰?guī)r、浮巖、生物灰?guī)r、細粒泥質(zhì)、粉砂、貝殼等。

依島嶼分布情況，島坡坡度的陡緩和寬窄也很不一致。沖繩海槽東坡東北部和中北部海山、海丘、斷陷洼地沿斷裂線發(fā)育，致其地貌復(fù)雜，槽坡寬度加大。南部槽坡寬度較小，但坡度較陡。

沖繩海槽東坡的平均寬度為64km，最寬處位于甑島列島至臥蛇島之間，達160km，最窄處在宮古島北側(cè)，寬僅10km，而高差卻達2000m，坡度近25?，形成斷崖地貌。

整個島坡地貌以北緯26?N為界，可分為南北兩個部分，南部地貌相對比較單一，大致呈向海槽底傾斜的陡坡；北部海底地貌復(fù)雜，島礁密布，海底山、山間谷、海底洼地和海底斷崖等雜亂分布?？傮w地貌特征可總結(jié)為：北緩南陡，北繁南簡。

本區(qū)易發(fā)的地質(zhì)災(zāi)害主要有滑坡、斷層等。

（3）槽底平原地貌區(qū)

總體上是一個長弧形深水槽，由北向南可分成三個部分，北部水深在1000～1500m之間，槽底相對寬闊，但槽底地形比較崎嶇，時有海底山分布；中部水深在1500～2000m之間，地貌比較復(fù)雜，起伏多變；南部水深大于2000m，槽底相對較窄，其中一個海底洼地深度2940m，是沖繩海槽的最深點。沖繩海槽槽底平原地貌特征，是一個由北向南呈階梯形變深的構(gòu)造平原區(qū)。

在槽底平原中、北部，斷裂帶排列成群，構(gòu)造成因的海丘、海底山、海底洼地和地塹槽等分布較多。槽底平原南部，海山、海丘較少。但在槽底平原中部和西南部的最深處，常常有一系列正斷層控制的地塹槽、裂溝分布。

由于沖繩海槽張性斷裂發(fā)育，火山活動強烈，地震活動頻繁，故地質(zhì)災(zāi)害多發(fā)。主要有地震、斷層、斷陷、滑坡、崩塌、海底黑煙窗、火山噴發(fā)等等。

本區(qū)沉積物由陸源、生物及火山碎屑組成，以陸源碎屑占優(yōu)勢，但局部地區(qū)生物和火山碎屑含量超過50%。北部沉積物主要為玻屑和有孔蟲軟泥，中部和南部次之。而含有孔蟲粉砂質(zhì)泥主要分布于海槽平原中部，分布于南部的主要是粉砂質(zhì)泥，其中還有濁流沉積物[14,15]。

隨著調(diào)查與研究的深入，沖繩海槽海底熱液和天然氣水合物礦產(chǎn)資源日益受到關(guān)注和重視[16]。

3 地貌成因探討

調(diào)查與分析結(jié)果表明，東海是一個地質(zhì)構(gòu)造獨特的地區(qū)。自中生代以來，太平洋板塊俯沖入歐亞板塊之下，中國東海曾經(jīng)歷過六次區(qū)域性的構(gòu)造運動[17]。早白堊世的基隆運動使東海大陸架西部出現(xiàn)一系列斷陷盆地；玉泉運動使東海陸架盆地轉(zhuǎn)入坳陷發(fā)展時期；龍井運動則使東海陸架盆地中的巨厚地層摺皺、抬升和剝蝕。

而古長江、古黃河攜帶的大陸陸源碎屑物沉積在大陸架盆地內(nèi)，并進一步流向沖繩海槽。晚更新世以來的海平面變化，形成了古濱海平原外陸架的潮流砂脊地貌。

東海陸架盆地現(xiàn)已結(jié)束劇烈的構(gòu)造運動而進入?yún)^(qū)域沉積階段，新構(gòu)造運動對大陸架的影響很微弱，在形態(tài)及構(gòu)造上保留了東西分帶南北分塊的特點。

與東海陸架盆地不同，沖繩海槽的新構(gòu)造運動十分強烈，在海槽中形成了一系列北東向和北西向構(gòu)造斷裂。新構(gòu)造運動往往繼承原構(gòu)造軌跡，在原有的地壘、地塹、張裂、平移斷裂等構(gòu)造上疊加，成了斷裂溝谷、地壘式隆塊、地塹槽、海山脊等不同的地貌形態(tài)。北西向斷裂帶將海槽橫切成數(shù)塊，使海底地形復(fù)雜，控制了海底地貌的發(fā)育。由于新構(gòu)造運動受北東向及北西向構(gòu)造的控制，使沖繩海槽繼承了東西分帶和南北分塊的特征。

由于東海的主要地質(zhì)構(gòu)造線呈北東—南西向的弧形延伸，使東海海底的地貌單元界線與主要地質(zhì)構(gòu)造線方向總體一致[18]，并與相鄰海區(qū)一起組成了溝—槽—架的地貌格局（圖11）。

圖11 東海地質(zhì)構(gòu)造分區(qū)略圖Fig.11 Partition scheme of geological structure in East China Sea

4 結(jié)論

東海海底地貌由西部寬闊的大陸架淺水區(qū)和東部狹長的海槽深水區(qū)組成，地貌單元界線與主要地質(zhì)構(gòu)造線方向總體一致，表現(xiàn)為由西北向東南方呈弧形階梯狀傾斜形態(tài)，并與相鄰海區(qū)一起組成了溝—槽—架地貌格局。東海海底地貌的形成，既受控于地質(zhì)構(gòu)造，又受水動力和沉積作用的制約。目前大陸架地貌區(qū)主要受不同時期水動力和沉積作用的影響，而東部海槽區(qū)則主要由地質(zhì)構(gòu)造運動支配。

長江水下三角洲由長江徑流所攜帶的巨量泥砂在長江入?？跀U散、快速沉積堆積形成，疊置在大陸架東北部的古濱海平原之上。在古濱海平原東南部的大陸架邊緣盆狀洼地，則是下沉于古濱海平原之下，其為地層斷裂塌陷所致的構(gòu)造地貌。

浙江近海島礁地貌和臺灣海峽丘洼相間地貌區(qū)緊貼大陸，水深較淺，島嶼眾多，有大量陸源沉積物，又有潮流等強勁水動力對海底沉積物的侵蝕和破壞，海底地貌復(fù)雜。

在東海大陸架中部廣泛發(fā)育的潮流砂脊是大陸架最主要的地貌特征，其是海平面升降變化古濱海平原形成時期的產(chǎn)物，并正在接受現(xiàn)代海洋潮流的侵蝕和改造。

沖繩海槽現(xiàn)今仍是擴張的弧后盆地，新構(gòu)造運動十分強烈。槽底既堆積了大量沉積物，又發(fā)育各類構(gòu)造地貌。沖繩海槽內(nèi)的濁流沉積物分布與大陸架邊緣盆狀洼地邊界條件密切相關(guān)，可以認(rèn)為是東海大陸架邊緣盆狀洼地演化發(fā)生的產(chǎn)物。

海底潛在的地質(zhì)災(zāi)害與海底地貌特征密切相關(guān)。

References)

[1]楊文達,崔征科,張異彪,等. 東海地質(zhì)與礦產(chǎn)[M]. 北京:海洋出版社,2010:65-67.

Yang W D, Cui Z K, Zhang Y B, et al. Geology and mineral resources of the East China Sea[M]. Beijing: Ocean Press, 2010:65-667.

[2]汪品先. 上海地學(xué)研究:從長江口到深海[J]. 上海國土資源,2011,32(3):1-6.

Wang P X. Earth science research in Shanghai: From Yangtze estuary to deep ocean[J]. Shanghai Land & Resources,2011,32(3):1-6.

[3]茅惠明. 1:100萬東海地形圖說明書[R]. 上海海洋地質(zhì)調(diào)查局,1993:17-25.

Mao H M. The instruction book of topographic map in the East China Sea(1:1000000)[R]. Shanghai Marine Geological Survey Bureau, 1993:17-25.

[4]宋偉建. 東海大陸架地貌研究[J]. 海洋石油,2005,(1):89-98.

Song W J. The research into continental shelf geomorphology of the East China Sea[J]. Offshore Oil,2005,(1):89-98.

[5]孫家淞,周長振. 東海海底地貌特征和區(qū)劃的探討[J]. 海洋通報,1982,(4):34-42.

Sun J S, Zhou C Z. Discussion on the submarine topographic features and regionalization of the East China Sea[J]. Marine Science Bulletin,1982,(4):34-42.

[6]陳慶,張洪沙,崔永昆. 上海周邊海域潛在的淺層氣災(zāi)害及其防治措施[J]. 上海地質(zhì),2008,29(1):8-12.

Chen Q, Zhang H S, Cui Y K. The potential shallow gas disasters and its prevention measures surrounding Shanghai sea[J]. Shanghai Geology,2008,29(1):8-12.

[7]龔士良. 長江口水域砂礦資源及其合理開發(fā)利用[J]. 資源環(huán)境與工程,2009,23(3):335-338.

Gong S L. The underwater placer resources and its rational exploitation in the estuary of Yangtze River[J]. Resources Environment & Engineering,2009,23(3):335-338.

[8]王振宇. 浙江嵊泗海域海底淡水資源初探[J]. 上海地質(zhì),2005,26(3):16-21.

Wang Z Y. The offshore fresh water exploration in Shengsi,Zhejiang province[J]. Shanghai Geology,2005,26(3):16-21.

[9]張朝陽,楊世倫,羅向欣,等. 舟山群島朱家尖島以東近岸海域沉積物粒度特征[J]. 上海國土資源,2012,33(4):39-43.

Zhang Z Y, Yang S L, Luo X X, et al. Surficial sediment characteristics of the inshore area of east Zhujiajian island,Zhoushan archipelago[J]. Shanghai Land & Resources,2012,33(4):39-43.

[10]孫家淞,馮棟志,丁培民. 我國東部海底不穩(wěn)定因素及其對海洋工程建設(shè)的影響[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì),1985,(4):21-30.

Sun J S, Feng D Z, Ding P M. Submarine instability factors and influences on submarine engineering in sea area around east China[J]. Marine Geology and Quaternary Geology,1985,(4): 21-30.

[11]唐保根. 東海陸架第四紀(jì)地層層序的初步研究[J]. 上海地質(zhì),1996,17(2):22-30.

Tang B G. Preliminary study on the Quaternary stratigraphic sequence in the continental shelf of the East China Sea[J].Shanghai Geology,1996,17(2):22-30.

[12]江為為,宋海斌,郝天珧,等. 東海陸架盆地及其周邊海域地質(zhì)與地球物理場特征[J]. 地球物理學(xué)進展,2001,(2):18-27.

Jiang W W, Song H B, Hao T Y, et al. The characters of geology and geophysics of shell basins of East China Sea and adjacent sea area[J]. Progress in Geophysics,2001,(2):18-27.

[13]高金滿,李國勝,孫家淞,等. 沖繩海槽的地形地貌特征[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì),1987,(1):51-61.

Gao J M, Li G S, Sun J S, et al. Geomorphic characteristics of Okinawa trough[J]. Marine Geology and Quaternary Geology,1987,(1):51-61.

[14]潘志良,石斯器. 沖繩海槽沉積物及其沉積作用的研究[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì),1986,(1):17-29.

Pan Z L, Shi S Q. Study on sediments and sedimentation in Okinawa trough[J]. Marine Geology & Quaternary Geology,1986,(1):17-29.

[15]黃小慧,王汝建,翦知湣. 全新世沖繩海槽北部陸源輸入物變化及其古氣候意義[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì),2009,(5):73-82.

Huang X H, Wang R J, Jian Z M. Holocene terrigenous input changes in the northern Okinawa trough and their paleoclimatic implications[J]. Marine Geology & Quaternary Geology,2009,(5):73-82.

[16]楊守業(yè),王權(quán). 沖繩海槽中部熱液活動與ΙODP 331航次初步成果[J]. 地球科學(xué)進展, 2011,26(12):1282-1289.

Yang S Y, Wang Q. Hydrothermal activity in middle Okinawa trough and preliminary results of integrated ocean drilling program expedition 331[J]. Advances in Earth Science, 2011,26(12):1282-1289.

[17]劉金水,廖宗廷,賈健誼,等. 東海陸架盆地地質(zhì)結(jié)構(gòu)及構(gòu)造演化[J]. 上海地質(zhì),2003,24(3):1-6.

Liu J S, Liao Z T, Jia J Y, et al. The geological structure and tectonic evolution of the East China Sea shelf basin[J]. Shanghai Geology,2003,24(3):1-6.

[18]江為為,郝天珧,劉少華,等. 中國東部大陸與東海海域地質(zhì)構(gòu)造的相關(guān)性分析[J]. 地球物理學(xué)進展,2004,(1):75-90.

Jiang W W, Hao T Y, Liu S H, et al. Relativity of geological structure of Chinese continental and East China Sea[J]. Progress in Geophysics,2004,(1):75-90.