海底峡谷也称水下峡谷，是位于海底的一种十分显著的地貌，其深切于大陆架和大陆坡，形成了垂直或者斜交于海岸线的线性凹槽^[1-3]。海底峡谷谷壁陡峭，谷轴弯曲，通常与许多支流相连，类似于陆地上河流切割所形成的峡谷^[4]。大部分海底峡谷的宽度约为1～20 km，绵延几十到数百千米，规模较大的白令海底峡谷宽度达到了65 km，长达400 km^[5]，其垂向高差可达数百甚至上千米，在峡谷末端常常发育有海底扇。海底峡谷最常见的剖面形态为“U”字型和“V”字型，其中前者属于堆积状态，后者属于剥蚀状态。海底峡谷广泛发育于世界活动大陆边缘或被动大陆边缘^[6-7]，但在倾角<1°的平缓陆坡，以及海台或堡礁、与陆架隔开的陆坡上，海底峡谷则分布较少。峡谷头部多延伸至陆坡上部或陆架上，甚至接近海岸线，多数下部可延伸至大陆坡足部。海底峡谷不仅是一种典型的海底地貌，还是陆源碎屑物质向深海输送的主要通道^[8-9]，水团、沉积物、营养物质，甚至垃圾和污染物都会通过海底峡谷从海岸运移至深水区^[10]。在区域源—汇体系中，海底峡谷被认为是一个重要的形态-动力组成部分，其不仅是一个沉积物运移的主要通道，而且是一个临时的沉积区^[11]。海底峡谷内部粗碎屑沉积物是重要的油气藏储集场所，如美国加州沿岸、墨西哥湾、北海和中国南海北部的一些知名油气田^[12-13]，海底峡谷与天然气水合物的成藏关系紧密，峡谷的形成演化对天然气水合物的聚集与运移会产生影响^[14-15]。海底峡谷特殊的地貌特征导致部分海流沿峡谷涌升，形成上升流，若峡谷与陆上河流相连，河水在峡谷中流动会沿谷壁在一定粗粒砂层储集起来，形成海底淡水库^[16]。海底峡谷发育丰富的重力流类型，如：滑动、滑塌、碎屑流和浊流等^[17-19]。此外，海底峡谷中的沉积物质还可以记录所在区域的气候变化、海平面升降和构造活动等地质过程^[20-21]。众多海底峡谷在大陆边缘演化过程中扮演了重要的角色。同时，海底峡谷的生态意义已得到生态学家广泛认识，认为海底峡谷与提高初级生产力、底栖生物数量和生物多样性有关^[22]。因此，海底峡谷受到全球各国海洋学家的关注，并在地形地貌、地震地质、浊流沉积、重力堆积方面做了大量研究工作^{[17, 23-24]}。

对海底峡谷的形态描述及分类方法的研究已经较为充分^{[6, 25-28]}，但对于海底峡谷的成因及其演化过程则少有系统性的总结归纳。本文通过对海底峡谷的成因及演化类型的研究，对峡谷的分类提供新的参考依据，以期为今后全球海底峡谷的形成演化、海平面变化、区域水动力场、峡谷分布规律之间建立联系。通过总结前人对多个海底峡谷区的研究，针对海底峡谷不同的成因类型及演化模式进行研究，分别对世界上研究较深入的几个峡谷研究进行系统总结，为今后在海底峡谷的成因分类、演化控制因素等领域的研究提供详实的科学依据。

有关海底峡谷的测量最早的记载为1885年，美国LINDENKOHL^[29]借助测深尺对纽约哈得逊河道进行测量时发现了哈德逊海底峡谷，后于19世纪末，地理学家SPENCER ^[30]提出“海底峡谷”这一术语。20世纪初，一些科学家针对海底峡谷进行了几次富有开创性的观测^{[1, 31-32]}。VEATCH和SMITH^[33]绘制的美国东海岸的海道图是有记载的最早明确标注海底峡谷的海道图，海底峡谷才开始得到广泛而深入的科学研究。

SHEPARD等^[25]率先尝试借助对海底峡谷进行几何学描述和海底峡谷的形态分类来解释海底峡谷的成因。TWICHELL和ROBERTS^[26]沿袭这一思路，对美国东海岸哈德逊峡谷至巴尔的摩峡谷之间的区域进行侧扫声呐探测，研究认为海底峡谷的间距与陆坡边缘的坡度呈正相关，并对海底峡谷的演化过程做了初步解释。TAYLOR和SMOOT^[34]通过对Bonin弧前海底峡谷的研究，从海底峡谷地貌形态方面将其划分为直线型、弯曲型和树枝型3种类型，并对海底峡谷下切深度特征进行了研究。但是较大型峡谷通常具有更为复杂的内部结构，因此不能简单地用海底峡谷的形态来解释其形成机制。

20世纪中期之后，随着探测技术及深海钻探技术的发展，先进科学探测技术与仪器的不断发明出来，综合利用单/多波束测深技术、浅地层剖面技术、侧扫声呐技术、单/多道地震技术等先进声学探测技术，以及日趋完善的大洋钻探技术和ROV深海观测技术等，极大地促进了对海底峡谷地形地貌结构以及海底峡谷沉积构造的研究，学者们对海底峡谷的研究不仅局限在对其形态进行描述，对于海底峡谷的形成发展与演化也有了更进一步的认识。多波束测深技术在海底地貌的识别中发挥了不可替代的作用，现今对海底峡谷的研究中，借助多波束测深技术对峡谷区域的地形测量往往是开展海底峡谷探测研究的首要工作（图1）。一些学者发现海底峡谷是陆源沉积物和深海区域之间重要的传输通道，同时也是高悬浮物质堆积的场所，峡谷上有若干沉积中心形成并汇集众多现代沉积物质。这些研究提出海底峡谷在深海油气矿藏方面具有重要的意义，在海底峡谷末端常发育有深海扇，这通常是油气资源勘探的关键区域^[35]。

图  1  多波束测深获取的海底峡谷成像图

Figure 1.  Submarine canyons mapped with multi-beam echosounding system（MBES）

进入21世纪以来，地质学家尝试对峡谷进行更深层次的研究探索，JOBE等^[27]通过对位于赤道几内亚里约穆尼海盆的贝尼托海底峡谷系统（Benito canyon system）的研究，利用三维反射地震和岩心资料，对比了该处海底峡谷系统中的多条峡谷，提出了将海底峡谷从峡谷区位方面可以分为2类，Ⅰ型和Ⅱ型海底峡谷（图2）^[36-39]。Ⅰ型峡谷发源于大陆架并延伸至陆架坡折带，峡谷头部一般与粗粒沉积物高供给区域相连接，其陆源沉积物供应较Ⅱ型峡谷充足，以重力流侵蚀和富砂沉积为主，常形成富砂充填的侵蚀性峡谷地貌、大型海底扇。在地貌上具有多“V”字型剖面、支流众多、裂点发育、弯曲度较大等特点。Ⅱ型峡谷仅发育在陆坡上，下切陆坡形成陆坡峡谷，一般缺少陆源沉积物的供应，以富泥质沉积为主，浊流对其地貌的塑造作用要小于Ⅰ型峡谷，在地貌上具有多“U”字型剖面、支流较少、谷道较为顺直光滑（表1）。HUANG等^[40]在对澳大利亚陆缘海底峡谷研究时，针对峡谷是否切割大陆架将其分为2类，与Jobe分类法相似。

图  2  Ⅰ型和Ⅱ型海底峡谷系统^[27]

Figure 2.  Type Ⅰ and Type Ⅱ submarine canyon systems^[27]

HARRIS等^[7]借助ESRI提供的ArcGIS9.3软件，导入ETOPO1水深数据（全球测深网格数据），生成100 m间隔等深线水深图，从卫星数据中分离出5 849个独立的大型海底峡谷（图3）^[41]。为了有效识别海底峡谷，HARRIS基于海底峡谷形态制定了4条峡谷识别标准：①峡谷水深范围需>1 000 m，长度<1 000 m的峡谷不进行统计；②峡谷宽深比需<150:1，即峡谷100 m等深线向陆弯曲部分至少要15 km长，其横向跨距也要至少达到15 km，峡谷下切深度需>100 m，下切深度<100 m的不进行统计；③峡谷头部位于4 000 m水深以下的不进行统计；④只统计位于大陆边缘、岛屿临近斜坡或海底高原斜坡的峡谷，其中海底高原最大处水深需达到200 m，下切大洋中脊翼部、海山和其他海底山脉的峡谷排除在外^[7]。并将全部峡谷就其是否与河流相连和是否切割陆架等方面划分为3类：①Ⅰ型，陆架侵蚀型，峡谷头部与河流体系相接（river-associated，shelf incising canyon），这类峡谷一般与陆上河流系统联系紧密，通常是河流-海洋体系中的一部分；②Ⅱ型，陆架侵蚀型（shelf incising canyon），但头部并不与河流相接，这类峡谷的头部与河流三角洲在空间上相隔较远；③Ⅲ型，陆坡限制型峡谷（slope-confined canyon），未切入陆架，仅在陆坡上发育，这类峡谷远离大陆架，常发育在大陆坡上。

图  3  全球海底峡谷分布图^[41]

Figure 3.  Location map of world submarine canyons^[41]

根据构造变形和海底峡谷间的相互作用，将海底峡谷划分为构造限制型、构造偏转型、构造转向型、构造阻挡型与横向切穿型5种类型^[42]。罗伟东等^[43]对南海海盆盆西峡谷开展了多波束和地震探测，将峡谷分为3部分，其形成受到侵蚀-沉积、断裂活动和海平面变化的控制，并将峡谷的演化划分为3个阶段。CHIANG等^[28]在对台湾西南海底峡谷群的研究中，将峡谷群中的5条峡谷根据峡谷头部所在位置以及峡谷剖面形态等分为3种类型：①与河流连接型峡谷，如高屏峡谷与台湾岛高屏河相连，接收陆源沉积；②陆架侵蚀型峡谷，如澎湖峡谷、高雄峡谷、枋寮峡谷，这几条峡谷缺少来自河流的沉积物补给，峡谷主要接收由陆坡局部坍塌带来的泥沙沉积；③陆坡限制型峡谷，如寿山峡谷。

基于ETOPO1测深网格数据，HARRIS等^[7]识别出的5 849条海底峡谷，其中多数（3 605条）分布于主动大陆边缘（包含岛屿），其余（2 244条）分布在被动大陆边缘。在这些分布于全球陆缘的海底峡谷中，南海北部陆架陆坡区和北美西海岸发育有数量多且密集的海底峡谷群，这些峡谷形态特征丰富，所处区位构造发育且研究成果丰富。因此，本文选取南海北部峡谷区与蒙特利峡谷区作为典型海底峡谷代表，就其所处区位构造特征、构造演化历史、峡谷属性等方面展开论述。

南海位于太平洋、欧亚、印度-澳大利亚板块交界处，受到太平洋构造域和特提斯构造域的构造叠加，多种地质活动在此汇交，大地构造位置独特，构造变形格局复杂（图4）。白垩纪晚期，太平洋板块俯冲作用减弱，在地壳-地幔均衡作用调整下，原以挤压为主的华南古陆边缘开始向张裂转化，导致新生代华南陆缘扩张、断裂、解体、沉陷，形成南海北部大陆架和大陆坡^[44-45]。正是这种独特的构造格局和优越的形成条件，各种海底地貌南海北部陆架发育齐全，最为显著的是位于北部大陆边缘处发育的众多海底峡谷。它们作为陆源碎屑沉积物进入到陆坡和深海平原的重要输送通道，发挥着塑造这一带地形的重要作用。南海北部峡谷群主要由珠江口外海底峡谷、台湾西南部海底峡谷群（包括台湾海底峡谷、高屏海底峡谷、澎湖海底峡谷）、琼东南盆地中央峡谷等组成，由南海北部大陆架、大陆坡上起源发展，延伸至南海海盆中。

图  4  南海北部海底峡谷区位置图

Figure 4.  Location map of the submarine canyon groups in the northern South China Sea

台湾岛位于沿菲律宾板块西边界的琉球岛弧与吕宋岛弧两大俯冲体系的结点上^[46]（图4）。吕宋岛弧与中国南海东北陆缘的弧陆碰撞始于晚中新世—早上新世，形成了台湾造山带^[47]，是全球构造活动最强烈的地区之一，复杂的构造环境使得台湾岛以及周边海域海底地形多样化发展，发育数量众多的海底峡谷。台湾峡谷区位于南海海域东北部陆坡，与台湾造山带和东沙隆起带毗邻。其处于被动大陆边缘环境，发育显著，沿台湾岛西南活动带分布有6条主要海底峡谷（图5），下面将分别对峡谷属性、形成演化过程研究进展展开论述。

图  5  台湾西南海底峡谷群位置图

Figure 5.  Location map of the submarine canyon groups in the southwest Taiwan Island

台湾峡谷（又称台湾浅滩南海底峡谷、东沙东海底峡谷）全长约为150 km，从台湾浅滩水深200 m处开始发育，峡谷上游垂直陆缘切割陆坡以NW—SE向延伸，经一海山阻隔，峡谷走向转为近EW向，延伸至马尼拉海沟约3 500 m处。台湾峡谷可以分成3段：上段（1 200～2 500 m），呈现明显的“V”字形下切，最大下切深度可达1 000 m；中段（2 500～3 000 m）和下段（3 000～3 500 m）地形坡度逐渐减缓，横剖面呈“U”字形，下切深度减小为200～300 m^[48]。台湾峡谷最大下切深度为1 200 m左右，坡度较陡，至下部逐渐变浅，谷坡坡度也随之变缓。研究区位于韩江三角洲河口附近，陆源碎屑物供应充足，陆架边缘沉积物不断向深海推进，在陆架前缘出现塌陷，成为峡谷形成的动力^[48]。吴庐山等^[49]认为华南大陆韩江断裂向东南海域延伸的NW向断裂影响台湾峡谷上段部分，峡谷的上段与中段间发育多条断裂带，导致峡谷出现第1次大的转向。下段受海底火山、盐构造或泥底辟的影响，海底峡谷发生转向^[50]。徐尚等^[51]认为南海东北部在末次冰期出现海平面大幅下降，导致台湾峡谷直接与陆架上河流相连，台湾峡谷接收大量陆源沉积物的搬运侵蚀作用，对峡谷的演化过程产生影响。也有研究发现台湾峡谷内有浊流发育的痕迹，由于峡谷发生转向，导致浊流溢流，产生沉积物波^[52]。

澎湖海底峡谷全长约为200 km，发源于台湾增生楔高屏陆坡和南海北部陆坡之间，向下游斜切入高屏陆坡增生楔，中轴线向南倾斜，与台湾造山带走向平行，沿SN向延伸进入马尼拉海沟^[46]。澎湖峡谷是一多头型峡谷，上段主要由3个分支组成，大致沿SN向延伸，呈现了典型的海底峡谷地貌，峡谷两边地势相差大，坡度陡（约8°～12°），峡谷剖面呈“V”字形。在2 500 m深度附近处，该峡谷存在一个扭折点，向下汇聚成一个水道并转为NNW走向，两边地势差别变小，坡度变缓，呈“U”字型，向南与马尼拉海沟交汇^[46]。LEE等^[53]通过地震勘探，借助地震剖面在现今的澎湖峡谷以东发现了2个上新世—更新世埋藏古峡谷遗迹，这意味着古峡谷已经向西南方向迁移到现在的澎湖峡谷所在位置。澎湖峡谷的西南迁移可能与台湾南向的弧陆碰撞有关，并伴随着逆冲前缘西向运动，因此，该峡谷被认为是一个构造控制的峡谷，具有独特的区位和走向，而不是陆坡沉降所控制的过程^{[28, 53-54]}。丁巍伟等^[55]认为澎湖海底峡谷的主体部分是马尼拉海沟向北的延伸段，由于弧陆碰撞的造山作用，发生抬升，但仍然保持凹槽状负地形。

高屏海底峡谷全长约240 km，走向NE—SW向，正对东港、深切于高屏陆坡（下切深度超过400 m），与台湾岛上河流高屏河相接，大约在120°E、21°N 处汇入马尼拉海沟^[56]。峡谷在离岸3 km处即达到200 m深度，在离岸25 km处，水深激增至1 000 m以上，峡谷蜿蜒曲折，谷壁较陡。基于高屏峡谷的走向及其与陆地间距，认为高屏峡谷头部是由陆源侵蚀作用而成的，它在更新世晚期被淹没，之后海底发生大规模运动致使其重新显露出来^[57]。CHIANG和YU^[58]提出，在洪水期，河流沉积物源附近的头部区域高密度流发生频率增加，这大幅度提高了侵蚀的频率与强度，塑造了具有高地势差的曲折峡谷谷道，曲折段受侵蚀作用影响明显，形成“V”字形的峡谷剖面。此外，河流与海底峡谷相连接，外加极端的气候条件和活跃的构造作用，有利于在峡谷顶部形成浊流^[58-59]。HSU等^[60]提出高屏海底峡谷属于海底峡谷的一种特殊类型，高屏峡谷头部与高屏河出海口十分接近，地表沉积物可以通过峡谷直接输送至大洋盆地中。高屏峡谷谷壁两侧附有大量由泥底辟带来的沉积物质，此处多发地震引发这些泥沙崩塌，从而导致浊流的发生^[61]。例如，高屏峡谷头部附近的沉积物崩塌就与2006年台湾西南近海的屏东地震（Ms=7.0）有关^[62]，重力流因此形成，向下侵蚀谷道，并逐渐向上游溯源侵蚀，海底地下水排放、液化和气体逸出可能推动了这一作用^[46]。

珠江口海底峡谷群（图4）主体位于东沙群岛以西，一统暗沙以东的区域，从构造位置上位于珠江口盆地的白云凹陷，主要包括珠江口外海底峡谷、位于一统暗沙的一统峡谷群以及位于神狐陆坡区的神狐峡谷群。珠江口盆地白云凹陷为华南大陆的水下延伸部分，是属于南部坳陷带（珠二坳陷）的一个三级构造单元，位于南海北部陆坡中下部，是南海北部陆坡面积最大、沉积最厚的新生代构造单元，其整体上呈NEE向展布，水深主要介于1 000～3 000 m范围内^[63-65]。对于珠江口盆地白云凹陷的构造演化，前人已经做过大量研究，特别是近年来研究成果发现，自始新世以来，白云凹陷区发生了大规模断陷和张裂迁移活动，形成了密集的NWW向白云凹陷断裂，渐新世与中新世之间的白云运动，使得该区域产生强烈的热沉降，并伴随着高沉积速率的滑塌变形，这进一步改造了断裂等负地形单元的形态，此后，随着南海大规模海退现象的发生，原本处于半深海沉积环境的白云凹陷逐步发展为浅水陆架-陆坡环境，在陆源物质不断向海输运的过程中，浊流、滑塌等重力沉积物流对断裂等负地形不断磨蚀改造，在南海北部陆坡发育了多个切割较深的海底峡谷群^{[64, 66]}。

珠江口外海底峡谷又称珠江海底峡谷或珠江口外陆坡海谷，位于东沙群岛西南部，西沙海槽东部，双峰海山和一统暗沙之间，在构造上看应属于珠江口盆地白云凹陷，是中国南海北部陆缘最大的峡谷系统（图6）。该峡谷整体呈“S”型形态展布，全长约340 km，峡谷按照其走向可划分为3段：峡谷上段表现为NW—SE走向，峡谷切割深度为440 m，谷坡坡度为0°50′，水深200～1 000 m，这一段峡谷横截面为不规则形状；中段表现为近EW向，切割深度为530 m，谷坡坡度为1°04′，水深1 000～2 000 m；下段接近深海平原处，走向又重回NW—SE走向，切割深度为770 m，谷坡坡度为1°10′，水深<2 100 m，峡谷在水深3 500 m处汇入至南海海盆中^[55]。峡谷中下段主要呈堆积状态，横截面为明显的“U”字型。该峡谷谷道呈喇叭状，在陆坡段谷道较窄，进入深海平原后峡谷宽度急剧增加。

图  6  珠江口海底峡谷群位置图^[67]

Figure 6.  Location map of the submarine canyon groups in the Pearl River Mouth^[67]

金庆焕^[68]最早对珠江口外峡谷开展了研究，主要是对峡谷的形态进行描述，包括峡谷源头，长度，延伸方向，形状变化等。柳保军等^[69]将白云凹陷区域上多处峡谷的侵蚀和沉积特征进行对比，认为珠江口外峡谷所在的区域形成的主要控制因素为盆地的古地貌背景、构造沉降、海平面变化、物源和气候变化等。ZHU等^[70]记录了白云凹陷北部陆架上的几条峡谷的形态、沉积作用和坡度的变化，认为该峡谷的形成及沉积过程与古洋流之间存在一定的关系。郑晓东等^[71]认为在13.8 Ma前，珠江口盆地区域曾发生大规模的海退，使珠江口盆地白云凹陷发育了大型的海底峡谷-断裂破折型深水扇，浊流沿谷道将碎屑物向凹陷内搬运，在海底峡谷内充填形成浊积水道砂体，在断裂坡折带之下快速卸载形成前积砂体。丁巍伟等^[72]通过对白云凹陷区域多波束及多道地震数据的处理和分析，得到该区域高分辨率海底地形图像和地层信息资料，他认为珠江口外峡谷的形成主要受到海平面变化及新生代以来构造作用的控制，白云凹陷的强烈沉降作用使该区域成为显著的负地形，且21 Ma以来海平面下降至陆坡坡折带处，古珠江不断输送物质至下陆坡及更深的盆地区域，珠江口外峡谷得以发育。毛凯楠^[73]将珠江口外峡谷体系划分了3个沉积模式演化阶段，早期（23～21 Ma）峡谷水道不发育，仅有小规模水道存在，在白云运动（21 Ma）中，陆架破折向北迁移使得水道被沉积体覆盖；中期（21～11.6 Ma）水道-海底扇发育，主干峡谷下切水道再次出现，形成了珠江口峡谷体系的雏形；晚期（11.6～0 Ma）海平面下降，陆架处于暴露环境，陆源沉积物供给充足，最终导致了峡谷的形成。

蒙特利海底峡谷区位于美国西海岸加利福尼亚州，在板块构造上属于太平洋板块与北美板块交界处的活动构造边缘^[74-75]。该区域主要受圣安德烈斯（San Andreas）和圣格雷戈里奥（San Gregorio）断层系统的右旋走滑运动控制^[72]。蒙特利海底峡谷区主要切入以圣安德烈斯（San Andreas）和圣格雷戈里奥（San Gregorio）断层为界外源萨利尼安白垩纪花岗岩块体（Salinian block）^{[74, 76]}，构造十分复杂。蒙特利峡谷区内共发育有6条主要峡谷，这些峡谷共有16处峡谷头部，沿海岸线延伸153 km，峡谷最深可达到海平面以下3 600 m^[77-78]。GREENE等^[77]提出蒙特利峡谷区最初发育于渐新世至中新世早期（33.9～15.97 Ma），最初形成的古峡谷经过多次沉积填充、侵蚀挖掘，才形成了现今蒙特利峡谷区。蒙特利和卡梅尔峡谷是蒙特利峡谷区目前仅有的2条延伸至海岸线的峡谷，至今仍在接收来自河流的陆缘沉积物的侵蚀。除了河流沉积物外，蒙特利峡谷区还截留了由沿岸流和海崖局部侵蚀带来的沉积物^{[75, 78-79]}。浊流不时携带被截留的沉积物冲刷峡谷，并造成进一步的峡谷切口^{[77, 80-81]}。

蒙特利海底峡谷（Monterey Canyon）位于蒙特利海湾中央，是北美最大的海底峡谷之一，峡谷发源于加州莫斯兰丁码头（Moss Landing Wharf）附近，自东向西深切于蒙特利湾平坦的大陆架（<1.0°～2.0°）约30 km，直至水深100～140 m的大陆架边缘^[82]，并最终延伸至3 km深的海底扇，全长达470 km，峡谷宽度变化很大，从峡谷头部2 km到深海扇12 km不等，最大切割深度为1 700 m^[78]（图7）。蒙特利峡谷头部与陆上萨利纳斯河（Salinas River）、帕扎罗（Pajaro River）、圣洛伦佐河（San Lorenzo River）河口相接，这3条河流共同构成蒙特利海底峡谷最主要的沉积物质来源^[83-84]。因此，在地质历史中，蒙特利峡谷记录了沿岸构造、河流沉积物质输送和深海沉积之间的关系。美国蒙特利湾海洋生物研究所（Monterey Bay Aquarium Research Institute）利用Tiburon等ROV在蒙特利湾开展生物调查已有20多年的历史，累计执行超过4 000个潜次，获得大量海底地貌、底质资料。PAULL等^[39]利用这些 ROV深潜资料，结合多波束数据，对发育蒙特利峡谷谷底的小型尼克点（small knickpoints, SKP）反向弯曲底形（Reverse Curvature Bedforms, RCB），新月形底形（Crescent-Shaped Bedforms, CSB）及出露于谷底的露头进行了研究，揭示了蒙特利峡谷谷道的精细特征（图1d）。在1993—2011年近20年的时间里，美国地质调查局（USGS）与相关领域科学家在蒙特利峡谷针对现代浊流过程开展了一系列基础性研究，为解释海底峡谷内沉积物和其他颗粒物质输送的机制及浊流在维持深水峡谷中的生态系统平衡起到的作用提供了依据^[85]。

图  7  美国西海岸蒙特利海底峡谷区地形图^[41]

Figure 7.  Topographic images of the Monterey submarine canyons along the west coast of the U.S.^[41]

CONRAD等^[86]学者通过对蒙特利峡谷附近水生富含铁和锰的岩石（铁锰结壳）进行采样，并对其中的锇、钕、铅等元素的同位素采样分析，确定了蒙特利海底峡谷形成于距今约10 ～6.80 Ma，认为峡谷可能是由一条或多条从河流携带大量陆源沉积物留入海洋对峡谷进行不断侵蚀而成，在大约5 Ma前加利福尼亚海岸山脉的隆盛期，蒙特利峡谷基本成型。MAIER等^[87]借助蒙特利湾高分辨率地震反射图像，发现在蒙特利海底峡谷头部周围的大陆架下埋藏着古峡谷遗迹，认为更新世海平面和气候变化频度大，峡谷头部的构造随着海平面的变化而改变，在蒙特利陆架上发生多次迁移，形成了分布广泛的古海底峡谷相，伴随海岸线的变化，峡谷遭受到来自陆相沉积的侵蚀作用加剧，逐渐塑造出当今峡谷的形态（图8）。

图  8  蒙特利峡谷演化模式图^[87]

Figure 8.  Schematic evolution model of Monterey submarine canyon^[87]

通过对南海北部陆缘珠江口外海底峡谷群、台湾海底峡谷群和蒙特利海底峡谷区的分析，对各峡谷的地貌特征、沉积结构以及形成控制因素进行了总结（表2）。这些海底峡谷的形成、发育和演化是一个复杂的过程，通常是受以构造运动为特征的内营力以及河流侵蚀、重力流侵蚀、海平面变化等外营力共同作用的结果。

早期主要针对海底峡谷的形态开展描述性的科学研究，同时对海底峡谷的成因进行初步探索。SPENCER等^[30]学者提出海底峡谷的形成是地壳运动的结果。就当时对海洋演化过程的认知，人们还不能对诸如海底峡谷这种大型海底地貌的成因进行解释，因此认为海底峡谷的出现是由于海平面的变化，使陆架暴露于海平面之上，经过一定时间的河流侵蚀作用形成峡谷后，海平面再次发生变化，使其没于海平面之下，成为海底峡谷^[33]，或者发生灾难性的海底事件是海底峡谷必不可少的成因，如海啸波侵蚀作用^[32]。但是，尽管有证据表明，在更新世海平面较低的时期，一些海底峡谷的头部露出海平面，但在始终低于海平面的峡谷中下游，是如何遭受到河流侵蚀的却不得而知。直到DALY^[1]和KUENEN^[88]提出富含沉积物的重力流是海底峡谷形成的重要原因，后经近一个世纪的深海地层学、沉积学和地貌学的研究，浊流成因是目前海底峡底形成演化的主要模型。

在对全球海底峡谷识别分类的过程中，HARRIS等^[7]对海底峡谷的演化进行了初步的解释，他认为峡谷的演化主要受2个独立的过程驱动：①滑坡、斜坡失稳及其他块体搬运事件；②发端于河流、陆架或上陆坡的侵蚀型浊流。这2种过程或者独立发挥作用或者联合起来共同影响峡谷的形成演化。但在成因研究方面，学者更多的是对单条或一处峡谷群进行成因解释。

随着科学技术的进步，众多学者开始借助先进的声学设备对全球众多海底峡谷开展峡谷成因演化研究。LASTRAS等^[89]借助多波束测深系统和侧扫声呐对葡萄牙中央峡谷的地貌及侵蚀特征研究发现，峡谷间形态差异主要是由沉积运输驱动机制控制，将峡谷分为3种类型：①低海平面时期，海底峡谷与陆上河流直接连接，沉积物直接由陆向海沿峡谷搬运并不断侵蚀增大；②高海平面时，峡谷顶部汇聚沿岸高密度沉积物形成密度流并向深海侵蚀移动；③陆坡上形成的早期不稳定滑塌体，不断向上游方向溯源侵蚀，逐步达到陆架坡折之上，并进一步向陆架上延伸。MOUNTJOY等^[90]通过天然地震及探测数据对位于新西兰北岛希库兰古俯冲带上的峡谷、通道进行研究，认为虽然大陆边缘的重力流的侵蚀可以塑造海底峡谷，但在活动大陆边缘，由地震引发的峡谷冲蚀作用是驱动沉积物和有机质从陆地运移至海洋的主要方式，是漫长地质时间尺度上峡谷地貌变化及其长期发展的重要驱动力。

此外，周家乐^[91]就海底峡谷成因提出了不同的观点，他认为河流和浊流等因素仅对海底峡谷的外貌产生影响，但并不是峡谷的主要成因。他认为不同类型特征的海底峡谷是由不同形式的板块运动造成的。根据不同板块运动的形式，他将海底峡谷分为3类：地槽型海底峡谷，错位型海底峡谷，张裂型海底峡谷。

通过总结前人对全球范围内海底峡谷的研究，本文将海底峡谷的主控成因及其演化类型分为以下3大类：

（1）强侵蚀型 在冰期期间，海平面下降，海浪将河流三角洲、陆架或上陆坡上的大量的泥沙卷入海水中，近岸海水密度增大，在海流的作用下形成高密度流，它沿陆坡顺势而下，势能不断减小，动能逐渐增加，不断侵蚀着陆坡及海底面，切割出如今海底峡谷的形态。另外，潮汐控制的底流、沿岸流也是塑造这一类型峡谷的主要力量。自1936年DALY^[1]通过现场观测提出富含沉积物的重力流是海底峡谷形成的重要原因的假想，后KUENEN^[88]于1937年通过室内模拟证明了DALY^[1]假想的正确性。经过近一个世纪科学家不断的现场考察与室内模拟验证，证明了这种方式的存在及普遍性。这类海底峡谷主要分布于侵蚀流多发的大陆架上，陆坡上的峡谷则较少由此成因发育而来。

（2）河流侵蚀型 在地质历史时期，由河流侵蚀切割形成的陆上峡谷，随着海平面上升或者地壳沉降，峡谷被海水覆盖，成为海底峡谷。随着河流改道或者河流断流，河流对这类海底峡谷的塑造作用逐渐减弱，重力流与沿岸流等海底侵蚀流开始取代河流的作用，对海底峡谷的演化发挥作用。此外，这类海底峡谷中有一部分现今仍与河流相连，河流在海底峡谷的塑造演化过程中仍发挥有作用，但这类峡谷在数量上较少，据HARRIS等^[7]统计，与陆上河流系统相接且属于陆架切割型的峡谷数量占全球峡谷总数仅2.62%。位于北美西海岸的Eel海底峡谷与陆上Eel河流相连^[92]、西班牙Guadiaro峡谷与陆上Guadiaro河流相连^[93]、智利Biobio峡谷与陆上Biobio河流相连^[94]，这些峡谷被认为是在低海平面时期陆上河流在陆架上的延伸，后海平面上升将其淹没所形成的。

（3）构造作用及溯源侵蚀型 新生代以来的各种构造活动作用如海底的扩张活动、海山侵蚀、断层、褶皱或底辟等，以及由大的构造运动所引发的地震、海啸、滑坡、斜坡失稳等地质灾害，这些构造活动会在陆坡上形成不稳定滑塌体，并引起大规模的溯源侵蚀作用，最终成为海底峡谷。除构造作用外，陆坡沉积物的物理力学性质、所处地形条件、是否存在软弱层等陆坡内在条件及水动力条件、全球气候变化、人为因素等外在触发因素同样可以导致海底滑塌的形成^[95]，当这种滑塌达到一定规模并出现溯源侵蚀的现象时，海底峡谷的形成条件便趋于完整。这类峡谷主要出现在受重力流影响较小的陆坡上（图9）。如在Diepgat峡谷头部有明显的下切峡谷和突出的半圆形滑塌结构，被认为是在滑塌作用下形成的^[96]；海山俯冲下形成的智利前弧San Antonio峡谷^[97]；新生代构造作用及海平面变化的控制，再加上中新世以来白云凹陷强烈的沉降作用，多重作用下形成的珠江口外海底峡谷^[72]；位于意大利卡拉布里亚Cirò港外的Cirò峡谷被认为是海底滑塌事件经溯源侵蚀所形成的^[98]。

图  9  构造作用及溯源侵蚀型海底峡谷演化模式图

Figure 9.  Evolution models of the submarine canyon of tectonic-headward erosional type

上述分类方法是依据峡谷的主要成因，但一条海底峡谷的形成绝非是单一成因，而是在多方因素共同作用下形成的。例如位于印度洋东北部的印度海底峡谷与陆上印度河相连，自全新世以来，该区域海平面发生多次升降，峡谷的沉积过程与沉积填充随之发生变化，表现出明显的对应关系：①海平面下降导致海岸侵蚀加剧，在海浪作用下形成的浊流顺地势向海侵蚀，形成陆上侵蚀谷地，陆缘沉积物质在陆架边缘斜坡、谷道内、冲积扇沉积，这一阶段峡谷演化控制因素主要为强侵蚀型，同时在低海平面阶段，峡谷内沉积物被不断侵蚀切割，谷道内阶地发育，冲积扇继续沉积发育；②高海平面期，重力流侵蚀作用变弱，陆架斜坡、冲积扇沉积随之衰减，与陆上印度河相连接，此阶段主要受陆上河流的侵蚀作用影响。同时周期性的洪水暴发会带来短时间内的强侵蚀流，在峡谷的演化中发挥作用^[99]（图10）。此外，关于海底峡谷的多重成因精细化耦合还有待进一步探索。

图  10  印度峡谷对海平面变化的响应模式图^[91]

Figure 10.  Schematic response models of the Indus Canyon to sea level changes^[91]

海底峡谷作为一种常见又具有特殊沉积动力背景的海底地貌，其形成演化记录着丰富的海平面变化、古气候变迁及区域构造演变信息，是未来深海矿产油气资源极具潜力的勘探区域，受到海洋学界广泛的关注。本文主要总结了全球范围内海底峡谷的分类方法及构造特征，并对全球多个较大型峡谷区进行分析和对比，总结了5条典型的海底峡谷（台湾海底峡谷、澎湖海底峡谷、高屏海底峡谷、珠江口外海底峡谷、蒙特利海底峡谷）的区位构造及控制因素，并提出了对海底峡谷主控成因演化的通用分类方法：①强侵蚀型海底峡谷，不同时期的重力流是塑造峡谷的主体力量，主要分布在陆架上；②河流侵蚀型海底峡谷，过去或现今与河流连接，直接接受陆源侵蚀所形成，主要分布在陆架或陆架陆坡上；③构造作用及溯源侵蚀型海底峡谷，不同活动构造直接或间接对海底产生破坏，再加上溯源侵蚀作用，沟槽逐渐演变成海底峡谷，主要分布于陆坡上。

近年来国际海底峡谷体系研究具有以下发展趋势：①提高声学探测技术手段分辨率。目前了解海底峡谷地形及结构主要探测手段有多波束测深技术及地震探测技术，提高声学资料的分辨率可以为准确识别地貌及特征和海底面下构造提供坚实技术保障。②针对海底峡谷多种成因机制耦合的研究。峡谷的成因和演化无法使用单一控制因素进行合理的解释，可以借助当今数值模拟等手段将峡谷起源到现今状态的演化全过程“还原”出来，同时对海底峡谷所处区位的地质历史也要有充分的认识和理解。③在海底峡谷形成过程重建方面进行新的探索。目前针对海底峡谷的研究大部分是对一条或数条峡谷开展，对于不同种类峡谷的形成过程重建是一项新的领域，可以更精准直观的将峡谷的形成及演化模拟出来。对海底峡谷系统的研究不仅可以提供古气候演变、海平面变化和区域构造演化信息，提升对大陆边缘源—汇系统演变过程的认识，还能为远洋深水区富藏储层预测及油气勘探提供有力的支持。