海峽沉積研究進展*

單 新 李順利 石學法 譚程鵬

1自然資源部第一海洋研究所自然資源部海洋地質(zhì)與成礦作用重點實驗室，山東 青島 266061

2青島海洋科學與技術試點國家實驗室海洋地質(zhì)過程與環(huán)境功能實驗室，山東 青島 266061

3中國地質(zhì)大學（北京）能源學院，北京 100083

4中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所新生代地質(zhì)與環(huán)境重點實驗室，北京 100029

1 概述

海峽為連接2個相對開闊水體的狹長水上通道（圖1），相對開闊水體至少應大于海峽的面積。海峽具有重要的航運意義，而且歷來是兵家必爭之地，被稱為海上“咽喉”要道。比如，伊朗的霍爾木茲海峽若停運，會阻斷全球20%的油品輸運，嚴重影響人類生活質(zhì)量（U.S.Energy Information Agency，2019）。從古氣候和古地理學的角度來看，海峽的形成或關閉所引起古地理格局的變化，會深刻影響大洋環(huán)流，進而導致全球氣候的變化。因而，海峽就像是一個“開關”，深刻影響全球變化。由于海峽的重要性，多位學者利用現(xiàn)代觀測、數(shù)值模擬對海峽內(nèi)的水動力條件與地形進行研究（陳紅霞等，2006；Wu et al.，2018）。研究結果表明，海峽內(nèi)流體類型多樣，包括潮流、海流、風暴浪、內(nèi)波、內(nèi)潮汐、重力流等等（Li et al.，2015；Rubi et al.，2022）。海峽的形態(tài)、長度、寬窄和水深控制了海峽內(nèi)的流體類型與沉積作用。由于海峽的橫截面積通常較小，導致通過海峽的流體能量增加（Anastas et al.，2006），因此傳統(tǒng)觀點認為海峽內(nèi)主要發(fā)生侵蝕，并伴隨海底基巖的裸露（Longhitano and Chiarella，2020）。近10年來，隨著潮汐沉積學理論突飛猛進的更新，學者們發(fā)現(xiàn)海峽內(nèi)實際上存在大量沉積，通常僅在海峽的最狹窄區(qū)域裸露基 巖（Barnard et al.，2012；Longhitano，2013）。這一發(fā)現(xiàn)闡明了海峽內(nèi)橫截面積較寬區(qū)域通常以沉積作用為主、橫截面積較窄區(qū)域發(fā)生侵蝕作用，因此挑戰(zhàn)了海峽是以侵蝕作用為主的傳統(tǒng)觀點。海峽的限制性地形導致了海峽沉積作用的特殊性，致使海峽成為不同于三角洲、陸架等沉積環(huán)境的一類獨特沉積體系。

圖1 海峽示意圖（譯自Dalrymple，2022）Fig.1 Schematic representation of a strait（after Dalrymple，2022）

近年來，學者們逐漸認識到海峽沉積的獨特性，針對不同構造背景和氣候帶的海峽沉積學的研究不斷增加，海峽沉積體系受到更多關注。2019年第34屆國際沉積學會議（羅馬）、2021年第35屆國際沉積學會議（布拉格）和第10屆國際潮汐沉積學大會（2022年）均為海峽沉積專題單獨開設會場討論。英國地質(zhì)學會剛剛出版一期題為《海峽沉積：控制因素、沉積作用及其對現(xiàn)代/古代海峽體系的意義》的專輯（SP523），以介紹當前世界最新的關于海峽沉積的進展。以此為契機，作者從海峽的形態(tài)、沉積作用、平面相帶分布、沉積演化、沉積序列和中國代表性的海峽沉積等方面介紹國內(nèi)外海峽沉積體系的最新進展，希望能夠激發(fā)更多的海峽沉積學的相關研究。

2 海峽的成因與形態(tài)

2.1 海峽的地質(zhì)成因

海峽形態(tài)多樣，長度為5 km（如位于圣弗蘭西斯科的Golden Gate Inlet海峽長度為5 km）至約1000 km（如Kattegat-Skagerrak海峽為1070 km），寬度可為800 m（如Menai海峽的平均寬度為800 m）至1000 km（如莫桑比克海峽寬度為430～1000 km），水深范圍也各不相同，從10 m（如Northumberland海峽深度為10 m）至5 km均有報道（如莫桑比克海峽深度約為3～5 km）（Dalrymple，2021）。海峽的形態(tài)通常與其地質(zhì)成因密切相關。絕大多數(shù)的海峽受控于構造活動：（1）很多大型海峽的較深的位置與斷陷盆地構造伸展有關，如澳大利亞與塔斯馬尼亞島之間的巴斯海峽（圖2-a）和印度與斯里蘭卡島之間的?？撕{（Young et al.，1991；Ratheesh-Kumar et al.，2020）；（2）另一些海峽的形成則與碰撞板塊邊界的前陸盆地或弧前/弧后盆地產(chǎn)生有關，如霍爾木茲海峽（圖2-b）和臺灣海峽（Molinaro et al.，2004；Nagel et al.，2018）。

圖2 巴斯海峽和霍爾木茲海峽Fig.2 Bass Strait and Strait of Hormuz

另有少數(shù)海峽的成因為差異侵蝕，比如威爾士與莫納島之間的麥奈海峽的形成是由于河流與冰川侵蝕（Gibbons，1987）。低海平面時期河流易侵蝕相對薄弱的沉積巖（物），保存了相對難以侵蝕的由巖漿巖和變質(zhì)巖組成的基底。在第四紀冰期時，海平面通常下降100～120 m（Grant et al.，2014），因此依據(jù)海峽在第四紀低海平面時期是否會遭受河流侵蝕，可以將海峽劃分為深水海峽（水深大于120 m）和淺水海峽（水深小于120 m）。由于晚第四紀冰期階段海平面下降幅度可達120 m（如末次冰盛期、氧同位素6期、氧同位素8期等）（Grant et al.，2014），淺水海峽在冰期時會裸露成陸并受到河流侵蝕/沉積作用的影響。有時，在高緯度地區(qū)，冰川作用也會改變海峽的形態(tài)，形成筆直狀海峽并伴隨深U型剖面，如魁北克省與巴芬島之間的哈得孫海峽（Andrews and MacLean，2003）。

2.2 海峽的形態(tài)

目前有2種定義海峽形態(tài)的方法：（1）以長寬比來定義，即短形海峽的長度/寬度比約等于1，而長形海峽的長寬比大于1（Candela，1990）；（2）以海峽長度定義海峽長短，即短形海峽的長度小于100 km，而長形海峽大于100 km（Dalrymple，2022）。短形海峽通常形狀較為簡單，沉積物分布較為單一，而長形海峽形態(tài)與沉積物分布相對復雜（Dalrymple，2022）。短形海峽兩端通常為漏斗形，海峽中部最窄、橫截面積最小，呈現(xiàn)雙喇叭口的形狀，如白令海峽和英法之間的多佛海峽（圖3-a，3-b）。長形海峽內(nèi)部可出現(xiàn)若干海島或淺水臺地，如佛羅里達海峽（圖3-c）；有時長形海峽可以表現(xiàn)為簡單的直狀、彎曲形、單漏斗形等等，如馬六甲海峽形狀為單漏斗形（圖3-d）。海島和淺水臺地通常會阻隔洋流（圖3-c）。長形海峽由于岸線狹長，更容易受到海峽周邊陸地的淡水注入，比如喬治亞海峽會受到弗雷澤河的注入，導致海峽內(nèi)的鹽度降低（LeBlond，1983）。

圖3 短形海峽與長形海峽Fig.3 Short and long straits

3 海峽沉積作用

海峽的寬窄、長短和形態(tài)直接控制了海峽內(nèi)的流體類型與流體強度，歸根結底，是地形對于流體（沉積作用）的控制作用，并因此直接影響海峽內(nèi)的沉積展布與沉積特征。海峽根據(jù)發(fā)育流體的類型可以劃分為單向流體型海峽和雙向流體型海峽（Dalrymple，2022）。單向流體型海峽以單向海流或者重力驅(qū)動的流體為主要沉積物搬運營力；而雙向流體型海峽則以潮汐流體為主。這2種海峽代表了2個端元，大多數(shù)海峽內(nèi)的沉積作用既包括雙向的漲潮流和退潮流，也包括單向的海流以及重力流。在海峽內(nèi)，潮流與海流由于狹窄地形限制，導致流體能量（速度）高于周邊相對開闊海區(qū)。

傳統(tǒng)觀點認為風暴浪不是海峽內(nèi)重要的沉積物搬運方式，這可能是由于：（1）海峽的寬度通常較?。ㄍǔ装倜字翈浊祝L吹程短（波浪由風推向岸邊，其高度以及由此獲得的能量取決于風的強度和風程距離，風程可大致簡單理解為沿風力方向從岸的一邊至另一邊的距離），因此風暴浪作用較弱；（2）海峽兩端通常由錯落的島嶼和島嶼間彎曲的通道組成，阻礙了風暴浪由開闊海向海峽內(nèi)傳入。近年來，學者們開始認識到吹程距離長的寬闊海峽中風暴浪作用的重要性。Frey和Dashtgard（2011）發(fā)現(xiàn)了Juan de Fuca海峽（寬10～40 km）中小于20 m水深的沉積物以風暴沉積和潮汐沉積為主，海峽沉積序列中風暴沉積的大量發(fā)育可能指示了：（1）強風場的區(qū)域氣候背景；（2）波浪從開闊海傳入海峽。Skagerrak海峽（寬110 km）內(nèi)發(fā)育沙嘴的實例表明，斜向的風向是導致海峽序列中出現(xiàn)風暴沉積的重要原因，風場通過產(chǎn)生波浪并激發(fā)沿岸流的方式促使沙嘴（障壁的一種）形成（Nielsen and Johannessen，2009）。另外，海峽兩端與開闊海相連，海峽末端的風暴浪作用通常較強。

海峽內(nèi)除了風暴浪以外，重力流也可能出現(xiàn)。由于海峽的邊緣由主陸和島嶼組成，當?shù)匦屋^為陡峭時，重力流沉積作用就顯得較為重要。比如意大利的Messina海峽為斷層控制，斷裂活動時有發(fā)生，海峽邊緣沉積中發(fā)育了大量的扇三角洲沉積（Longhitano，2018）。這些扇三角洲序列中大部分為重力流沉積，有可能為異重流激發(fā)的濁流形成（Casalbore et al.，2011），或者是由于斜坡失穩(wěn)導致的垮塌形成（Ridente et al.，2014）。相對比Messina海峽這種極端個例，不少海峽的斜坡邊緣以低角度為特點，構造也沒有那么活躍，因此重力流并不是非常發(fā)育（Dalrymple，2022）。

4 海峽的平面相帶展布

4.1 潮控海峽

海峽平面相帶研究較為透徹的是潮控海峽（表1）。意大利巴西利卡塔大學Longhitano教授通過對意大利境內(nèi)諸多更新統(tǒng)海峽沉積進行研究，認為這些海峽屬于典型的潮控型，并且劃分了潮控海峽的4種主要區(qū)域，分別為海峽狹窄區(qū)域、海峽邊緣、海峽沙丘區(qū)域和海峽末端區(qū)域（圖4；Longhitano，2013）。海峽內(nèi)發(fā)育的三角洲受海流和潮流的影響，可能與開闊海三角洲有所不同。

表1 淺水海峽與深水海峽的沉積特征對比Table 1 Comparison of sedimentary characteristics of shallow-water and deep-water straits

4.1.1 海峽狹窄區(qū)域

海峽狹窄區(qū)域是淺水潮控海峽所有區(qū)域中最具特色的。狹窄區(qū)域通常為寬度最小、橫截面積小，導致經(jīng)過流體的能量最大。通常情況下，淺水海峽的狹窄處易形成侵蝕面，強烈的侵蝕甚至裸露出基巖，致使狹窄處的深度大于其他區(qū)域（圖5-a，5-b）。有時，侵蝕面表現(xiàn)為滯留礫石（圖5-c，5-d）。短形海峽通常只有1個狹窄區(qū)域；而長形海峽可以包含若干個，比如Magellan海峽有5個狹窄區(qū)域并伴隨著高能侵蝕環(huán)境（Antezana，1999）。

4.1.2 海峽沙丘區(qū)域

狹窄區(qū)域的兩邊為沙丘區(qū)域，以砂質(zhì)沉積為主，為海峽的重要組成部分。由于潮控海峽該區(qū)域?qū)挾群蜋M截面積變大導致潮汐流體逐漸減速、能量降低，流體中底負載的沉積物堆積形成大型沙丘（圖5-e）。交錯層理砂（巖）是該區(qū)域最常見的巖相（圖4，圖5，圖6），表現(xiàn)出由狹窄區(qū)域向兩端加積和前積的特點（圖6-a，6-b），反向交錯層理偶有出現(xiàn)（Longhitano et al.，2012；Olariu et al.，2012）。當砂質(zhì)沉積物供給充足時，這些沙丘可由近端三維沙丘（槽狀交錯層理）演化為遠端二維沙丘（板狀交錯層理），體現(xiàn)了潮流能量向海峽遠端衰減的趨勢（Longhitano，2013）。當供給較為匱乏時，沙丘則表現(xiàn)為新月形，甚至砂帶狀（Belderson et al.，1982）。

圖5 海峽不同區(qū)域的特征（據(jù)Longhitano and Chiarella，2020）Fig.5 Characteristics of different strait zones（after Longhitano and Chiarella，2020）

由于沙丘沉積區(qū)的漲潮、退潮流體中攜帶的營養(yǎng)物質(zhì)豐富，該區(qū)域的底棲生物種類繁多，這也導致了交錯層理沉積中的鈣質(zhì)碎屑含量較高。這些交錯層理常常為潮汐復合層（tidal bundle），表現(xiàn)為富貝殼砂紋層與純砂紋層交互出現(xiàn)（圖6-d），常見再作用面（圖6-c），反映了流體方向發(fā)生改變（Chen et al.，2015）。有時，交錯層理的紋層界面有薄層泥質(zhì)披覆，砂質(zhì)紋層反映了漲潮—落潮動蕩期的產(chǎn)物，泥質(zhì)披覆形成于靜水期，再作用面和砂—泥韻律層是潮汐沉積作用的重要識別標志（Longhitano et al.，2012；Chen et al.，2015）。

圖6 海峽沉積交錯層理的特征Fig.6 Characteristics of cross beddings in strait deposits

4.1.3 海峽末端區(qū)域

海峽末端以泥質(zhì)沉積為主，床砂底形可以表現(xiàn)為砂斑、流水砂紋等，體現(xiàn)了砂質(zhì)沉積物供給不足（Belderson et al.，1982）。末端缺乏大型沙丘（交錯層理）（圖4），反映了潮汐流體的流速到達末端時已明顯衰減。細粒沉積物主要通過懸浮沉降方式沉積，該區(qū)域沉積速率相對較低。由于海峽末端位于海峽與開闊海之間的過渡地帶，因此風吹程比海峽中部大，風暴浪作用可以與開闊海相比，海峽末端的沉積中可見風暴沉積。

圖4 潮控海峽不同沉積區(qū)的沉積特征與序列（據(jù)Longhitano，2013）Fig.4 Sedimentary areas of tide-dominated strait and their characteristics and sequences（after Longhitano，2013）

4.1.4 海峽邊緣

有時，海峽內(nèi)的潮流可以改造海峽三角洲的平面形態(tài)。當河流流入以潮汐作用為主的海峽時，存在河流注入和潮汐之間的相互作用，形成的沉積體平面分布與潮控三角洲有所不同。例如，意大利Siderno古海峽地層的相關研究表明河流作用為主的三角洲進入潮汐作用較強的海峽，潮流將沉積在濱線附近的沉積物沿著海峽搬運至更遠區(qū)域，導致三角洲前緣的沉積物沿著海岸線偏轉并呈現(xiàn)明顯的不對稱性（彭旸等，2022）。

綜上，潮流是淺水海峽中重要的沉積物搬運營力，能夠改變沉積物的平面分布、床砂底形和相分布。潮控海峽的重要識別標志包括滯留礫石、裸露基巖、中—大型交錯層理、潮汐韻律層、再作用面、砂質(zhì)紋層與生物碎屑層交互出現(xiàn)等等，古流向還應體現(xiàn)出狹窄區(qū)域兩端的沙丘區(qū)域的遷移方向相反的特點。

4.2 海流控制型海峽

與潮控海峽不同，有些海峽以強勁的單向海流為特點。海流為溫鹽或風驅(qū)動的持續(xù)型流體。海流控制型海峽的水深通常大于200 m（Choi et al.，2019），即深水海流控制型海峽。當然，也有一些淺水海峽發(fā)育淺水等深流沉積體。淺水與深水海流控制型海峽沉積的主要區(qū)別可能為淺水海峽還發(fā)育一些淺水波浪和潮汐成因的沉積體（表1；Dalrymple，2022）。

通常情況下，海峽內(nèi)海流的速度0.1～1 m/s，但小巽他群島的龍目海峽也曾報道過3 m/s的流速（Murray et al.，1990）。細粒沉積物在持續(xù)海流的作用下可以形成沉積物波（sediment wave）和等深流沉積。佛羅里達海峽、莫桑比克海峽和望加錫海峽均發(fā)育海流形成的沉積物波（Anselmetti et al.，2000；Posamentier et al.，2000；Breitzke et al.，2017）。除此以外，佛羅里達海峽內(nèi)曾報道過等深流沉積體的存在（Tournadour et al.，2015）。

黑潮屬于太平洋西邊界流，對中國近海環(huán)流起著重要作用。黑潮具有流速高、流量大、高溫和高鹽等特點（蘇紀蘭，2001）。黑潮發(fā)育于菲律賓以東，沿呂宋島東岸向北，途經(jīng)巴士海峽，從中國臺灣島東岸向北進入東海，而后沿東海陸坡北上，向東轉向并經(jīng)日韓周邊海域進入太平洋（袁耀初和蘇紀蘭，2000）。沿沖繩海槽陸坡北上的黑潮南分支由西南向東北流入大隅海峽，沉積物搬運方向與海流方向一致，從近端到遠端的床砂底形分布依次為沙脊、砂帶、砂波、流水砂紋，粒度逐漸變小，分選逐漸變好，揭示了海流對沉積物的改造以及在大隅海峽內(nèi)逐漸減速的過程（Ikehara，1988）。該海峽內(nèi)海流的常規(guī)流速為0.30～0.75 m/s，很可能對應于流水砂紋的形成速度（Ikehara，1988），大型沙脊、砂帶的形成流速可能為0.75～1.50 m/s（Belderson et al.，1982）。黑潮的北分支為對馬暖流，流速約為0.5 m/s（Takikawa et al.，2005）。更新世海平面下降階段，洛東江攜帶的沉積物受到對馬暖流的控制，并在對馬海峽形成了4期強制性海退楔形沉積體，分別對應于氧同位素2期、6期、8期和10期的早期，即海平面下降時期（Choi et al.，2019），揭示了海峽沉積過程對于100 ka海平面升降旋回的響應。

5 海峽的沉積演化與沉積序列

與其他沉積環(huán)境一樣，海峽的沉積演化也受控于構造活動、氣候、海平面、周緣供給以及地形等因素。不少海峽的深度較淺，通常為幾米至幾十米，構造隆升或者冰期時海平面下降會暴露海峽，形成河流環(huán)境（Bird et al.，2006），比如白令海峽末次盛冰期存在河流沉積體系（Dalrymple，2022）。從層序地層學的觀點來看，該暴露階段為下降和低位體系域。當構造沉降或者氣候變暖導致海平面初始上升時，由于海峽兩端的海拔高度不同，高地仍為陸地，而高程較低的一端被海水淹沒，河流體系演化為三角洲/河口灣環(huán)境，如Malacca海峽在氧同位素3期就曾經(jīng)歷過這種環(huán)境演化（Emmel and Curray，1982；Roberts et al.，2011）。當海平面進一步上升時，河口灣范圍擴大演化為海灣。當海峽完全被海水淹沒時，海峽貫通，通過海峽的潮流、重力流和海流是沉積物搬運的主要營力（Anastas et al.，2006）。在這之后，海平面逐漸下降，由純海相（貫通的海峽）沉積向海陸過渡相或陸相演化。海峽沉積演化的循環(huán)大致如此。在完整的海平面升降周期內(nèi)，海峽充填序列的單一層序以河流沉積為底，之上覆蓋著三角洲/河口灣沉積和海灣沉積，頂部為貫通的海峽沉積（圖7；Dalrymple，2022）。

圖7 海峽沉積演化（據(jù)Dalrymple，2022）Fig.7 Sedimentary evolution of strait（after Dalrymple，2022）

Longhitano等（2014）專注于海峽區(qū)域純海相沉積的海侵過程，即上述的高位體系域（貫通的海峽沉積）。他們根據(jù)交錯層理的規(guī)模、層厚重建了床砂底形的演化（圖8）。當海峽水深為30～50 m時，海峽的床砂底形表現(xiàn)為三維沙丘即槽狀交錯層理；水深為50～80 m時，演化為二維沙丘底形（板狀交錯層理）；當水深進一步加深至80 m以上時，床砂底形開始出現(xiàn)流水砂紋層理，并最終演化為陸架泥質(zhì)沉積。整個海侵序列表現(xiàn)為向上變細趨勢，由底到頂依次為槽狀交錯層理砂、板狀交錯層理砂、流水砂紋粉砂與陸架泥，生物擾動指數(shù)由底至頂也逐漸增高（圖8）。整個序列體現(xiàn)了海峽沉積體系由海峽狹窄部位向海峽末端的床砂底形演化，體現(xiàn)了水深加大、可容納空間增加的海侵背景。

圖8 海峽沉積海侵序列（據(jù)Longhitano et al.，2014）Fig.8 Transgressive sequence of strait deposits（after Longhitano et al.，2014）

6 中國代表性的海峽沉積研究現(xiàn)狀

中國較大的海峽由北向南依次為渤海海峽、臺灣海峽和瓊州海峽，這些海峽沉積的研究程度與中國東部陸架以及黃河、長江三角洲相比明顯不足。有關這些海峽的沉積演化、流體類型、大型沉積體的成因、海平面對于海峽內(nèi)沉積過程的控制作用，都值得進一步探索。

6.1 渤海海峽

渤海海峽位于遼寧省大連市與山東半島之間，連接渤海與黃海，是渤海唯一的出海口，峽口寬度105 km。渤海海峽為斷裂控制型海峽（陸凱等，2021），海峽內(nèi)目前出露不少島嶼，如長島、廟島群島、砣磯島、大欽島和北隍城島等。島嶼間分布著若干水道。陳義蘭等（2013）認為這些水道的成因為潮道，其中較為著名的為老鐵山水道，水道長約42 km，最大水深為45～86 m。該水道內(nèi)潮流的最大速度可達2.5 m/s（武賀等，2011）。除水道外，該海峽內(nèi)還分布著大量的潮汐沙脊和淺灘砂席（Liu et al.，1998；劉振夏等，1998），說明了潮流是高海平面時期渤海海峽重要的沉積物搬運方式。

渤海海峽的沉積演化研究值得進一步探索，由于海峽內(nèi)的潮流等流體較強，強水動力條件下形成的沉積物（巖）是否可以利用古地磁定年有待商榷（劉建興等，2020）。利用地震地層、AMS14C和光釋光測年建立準確可信的年齡框架是重建晚第四紀沉積演化的基礎。

6.2 臺灣海峽

臺灣海峽連接著東海與中國南海，長約400 km，最窄處約130 km，平均水深約60 m。臺灣海峽的成因為構造活動，其本質(zhì)為前陸盆地，與太平洋板塊向歐亞板塊俯沖有關（Tensi et al.，2006）。

臺灣海峽的潮汐為典型的半日潮，是中國典型的大潮區(qū)之一，海峽內(nèi)潮流主要受東海傳入的潮波控制（吳頔等，2020）。除強烈的潮流，臺灣海峽內(nèi)還存在持續(xù)的海流。Zhu等（2004）利用物理海洋觀測手段監(jiān)測到海峽內(nèi)存在持續(xù)的北向的海流，速度約0.3 m/s。然而，這個海流究竟是黑潮的分支（臺灣暖流）還是臺灣海峽流仍然存有爭議（Wu et al.，2021）。

臺灣海峽內(nèi)表層沉積物的分布已經(jīng)非常明確。海峽南部的臺灣淺灘發(fā)育大量沙脊和砂波，很可能與海峽內(nèi)強勁的潮流有關（Zhou et al.，2022）。Liu等（2008）闡明了全新世高海平面時期以來大型沉積體的分布，長江攜帶的物質(zhì)在閩浙沿岸流的作用下可以延伸至臺灣海峽形成閩浙泥質(zhì)區(qū)（長江泥楔）。臺灣島河流攜帶的碎屑物質(zhì)往往以異重流的形式進入臺灣海峽和周邊海域，并形成濁流（Milliman and Kao，2005；馮軒等，2021）。這些沉積物在臺灣海峽北向海流的作用下形成了平行于海流方向的大型丘狀沉積體（Liu et al.，2008）。然而，該丘狀體的成因是淺水等深流沉積還是三角洲前緣/前三角洲的泥有待進一步闡明（Dalrymple，2022）。

由于臺灣海峽內(nèi)的研究多以重力柱為研究材料（Liu et al.，2008），缺乏長鉆孔的相關研究，致使全新世以前沉積演化的相關研究非常匱乏。

6.3 瓊州海峽

瓊州海峽位于雷州半島與海南島之間，東西長80 km，寬度最小處約20 km，連接著北部灣與南海。趙煥庭等（2007）認為瓊州海峽為非構造成因，其前身為常態(tài)低地。

瓊州海峽是南海潮流最強的區(qū)域（劉振夏等，1998），漲潮流流速為1.7 m/s，落潮流流速為1.4 m/s（侍茂崇等，1998），是典型的潮控海峽。該海峽沉積體系由沖刷槽和全新世8.7 ka BP以來發(fā)育的東、西翼非對稱型漲潮、落潮三角洲組成（圖9），西翼三角洲的面積為11 000 km2，是東翼三角洲面積的2倍（Ni et al.，2014）。兩端三角洲不對稱的原因很可能是漲潮與落潮流的能量、潮流通量差別較大。穿過該潮汐三角洲的淺地層剖面指示靠近沖刷槽的區(qū)域發(fā)育潮道、潮汐沙脊和砂波，更遠端的區(qū)域發(fā)育三角洲前積體（圖9；Ni et al.，2014）。瓊州海峽沖刷槽的沉積物以粗粒的含礫砂和砂為主，狹窄區(qū)域以外則變細為粉砂，最外側分布更細粒的黏土質(zhì)粉砂（陳亮等，2014）。無論床砂底形和沉積物平面分布都印證了海峽最窄處的流體能量最大、粒度最粗，隨著橫截面積增加導致流體能量（速度）降低、沉積物粒徑減小。

圖9 瓊州海峽及穿過其潮汐三角洲的淺地層剖面（據(jù)Ni et al.，2014）Fig.9 Qiongzhou Strait and shallow seismic lines across tidal deltas（after Ni et al.，2014）

7 結論與建議

作者回顧了近年來國內(nèi)外海峽沉積學的最新研究進展，主要認識如下：

1）依據(jù)不同的控制因素，海峽可以劃分為若干類型：根據(jù)海峽的長度是否大于100 km，可以劃分為長形海峽和短形海峽；根據(jù)海峽的成因是否為構造活動，可以分為構造成因和差異侵蝕成因海峽；根據(jù)海峽冰期是否暴露成陸，可以劃分為淺水海峽和深水海峽；根據(jù)海峽內(nèi)的流體類型，可以劃分為單向流體型（海流、重力流）海峽和雙向流體型（潮流）海峽。

2）海峽的形態(tài)、寬窄、長短和水深控制了海峽內(nèi)不同區(qū)域的流體類型、沉積作用和沉積物分布。海峽是一個具有獨特地貌特點和沉積作用組合的沉積體系。在海峽的狹窄區(qū)域，流體能量強，表現(xiàn)為侵蝕性地貌，侵蝕地貌兩端由于流體能量降低表現(xiàn)為沉積型地貌。潮流、海流、重力流是海峽內(nèi)的重要沉積物搬運方式，風暴浪作用相對較弱，且多為開闊海傳入。潮控海峽是目前研究最為透徹的海峽沉積類型，每個相帶分布擁有獨特的流體動力條件、床砂底形（沉積構造）和沉積物組成。無論是深水型還是淺水型海峽，都有可能受到海流的控制。海流控制型海峽研究方興未艾，內(nèi)部的沉積體類型、沉積作用、是否存在潮汐和風暴浪的沉積產(chǎn)物都值得進一步探索。

3）中國的渤海海峽、臺灣海峽和瓊州海峽均為淺水海峽，渤海海峽和瓊州海峽發(fā)育大量潮汐形成的床砂底形，臺灣海峽同時受到海流、潮流和臺灣島重力流的影響。未來針對中國海峽沉積學的相關研究，可以在充分認識海峽流體與沉積作用獨特性的基礎上進一步開展。

致謝感謝3名專家的認真評審。單新在讀研究生期間得到于興河、李勝利教授的指導，在此謝謝兩位老師的諄諄教誨。