地球科学进展, 2020, 35(2): 124-136 DOI: 10.11867/j.issn.1001-8166.2020.015

综述与评述

水下沉积物重力流与海底扇相模式研究进展

傅焓埔,, 刘群, 胡修棉,

南京大学地球科学与工程学院, 江苏 南京 210023

Review on Subaqueous Sediment Gravity Flow and Submarine Fan

Fu Hanpu,, Liu Qun, Hu Xiumian,

School of Earth Sciences and Engineering, Nanjing University, Nanjing 210023, China

通讯作者: 胡修棉(1974-),男,江西南昌人,教授,主要从事沉积地质学科研与教学工作. E-mail:huxm@nju.edu.cn

收稿日期: 2019-12-05   修回日期: 2020-01-14   网络出版日期: 2020-03-18

基金资助: 国家自然科学基金杰出青年科学基金项目“沉积学”.  41525007

Corresponding authors: Hu Xiumian (1974-), male, Nanchang City, Jiangxi Province, Professor. Research areas include sedimentary geology. E-mail:huxm@nju.edu.cn

Received: 2019-12-05   Revised: 2020-01-14   Online: 2020-03-18

作者简介 About authors

傅焓埔(1993-),男,浙江金华人,博士研究生,主要从事沉积大地构造研究.E-mail:hanpufunju@163.com

FuHanpu(1993-),male,JinhuaCity,ZhejiangProvince,Ph.Dstudent.Researchareasincludesedimentarytectonics.E-mail:hanpufunju@163.com

摘要

水下沉积物重力流将大量沉积物搬运至海底,形成了地球上最大的沉积体系——海底扇。综合前人研究成果,梳理水下沉积物重力流的基本概念、分类和识别标志,介绍了现代观测的重要结果和海底扇相模式的研究进展。浊流和碎屑流是重力流最主要的两类流体,浊流为逐层沉积,发育正粒序;碎屑流为整体沉积,垂向无序。由浊流转换为碎屑流的重力流称混合流,陆上洪水入海(湖)形成的浊流称异重流。现代观测的结果表明:浊流底部存在高密度层,横向结构并不都是涌浪型,浊流的持续时间可以长达1周。海底扇通常采用组构分析和层级分类进行研究,由水道、天然堤、朵体、远洋—半远洋沉积和块体搬运沉积组成。水道侧向延伸窄,发育侵蚀结构;天然堤由薄层泥—粉砂质浊积岩组成,横向呈楔形变薄;朵体侧向延伸宽,颗粒粒度集中,侵蚀结构较少。水道的层级从低到高依次为水道单元、水道复合体和水道复合体群。朵体的层级从低到高依次为层、朵体元素、朵体和朵体复合体。

关键词: 水下沉积物重力流 ; 浊流 ; 碎屑流 ; 海底扇 ; 水道 ; 朵体

Abstract

Subaqueous sediment gravity flow is the volumetrically most important process transporting sediment across our planet, which forms its largest sediment accumulations (submarine fan). Based on the previous studies, we tried to clear up the concept, classification and identification of subaqueous sediment gravity flow, and introduced the progress of modern direct observation and submarine fan model. Turbidity current and debris flow are two of the most important parts of the gravity flow, the former deposits layer by layer with normal gradation while the latter is en masse settling with chaotic disorder. The turbidity current transformed into the debris flow during the transportation is called hybrid flow. The hyperpycnal flow is the turbidity current formed by flood discharges into the ocean/lake. Modern direct observations show that the turbidity current can contain dense basal layers and last for a week. The structure of turbidity current can be different from those surge-like turbidity current observed in laboratory. Submarine fans are mainly composed of channel, levee, lobe, background deposits and mass transport deposits, which should be studied by architecture analysis and hierarchical classification. The channel deposits extend narrowly with abundant erosion structures; levee deposits are composed of thin layer mud-silty turbidites, wedge thinning laterally; the lobe deposits extend well laterally with narrow range of grain size. The hierarchy of channel deposits is channel unit, channel complex and channel complex system. The hierarchy of lobe deposits is bed, lobe element, lobe and lobe complex.

Keywords: Subaqueous sediment gravity flow ; Turbidity current ; Debris flow ; Submarine fan ; Channel ; Lobe.

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本文引用格式

傅焓埔, 刘群, 胡修棉. 水下沉积物重力流与海底扇相模式研究进展. 地球科学进展[J], 2020, 35(2): 124-136 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2020.015

Fu Hanpu, Liu Qun, Hu Xiumian. Review on Subaqueous Sediment Gravity Flow and Submarine Fan. Advances in Earth Science[J], 2020, 35(2): 124-136 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2020.015

1 引 言

水下沉积物重力流是沉积物搬运的最重要方式之一,形成了地球上最大的沉积体系——海底扇(如孟加拉扇南北方向延伸超过3 000 km)[1]。一次大型水下沉积物重力流搬运的沉积物是全球所有河流年输入量的10倍以上,其携带的沉积物包含丰富的有机质,是海底生态系统的营养物质来源,也是其产油生烃的物质基础,同时还会影响全球的物质循环(如碳循环)[2]

水下沉积物重力流形成的深水沉积(主要是海底扇)具有极大的油气勘探潜力,这已在巴西、墨西哥湾和西非等地区得到验证[3]。另外,水下沉积物重力流会破坏海底油气管道和海底电缆(传输全球95%的数据),造成巨大的经济损失(如1929年纽芬兰大浅滩事件)[1]

正是由于其重要的学术价值和经济价值,我国学者早在20世纪60年代中期便引入浊流的概念和研究方法[4],后续又对水下沉积物重力流的概念、分类、识别标志、岩相和海底扇相模式进行了总结和探索[5,6,7,8,9,10,11,12,13,14,15,16]

只有基于实际观测,深水沉积的理论才能进步[17]。得益于技术手段的进步,近10年来对现代海洋的直接观测带来了许多新发现和新认识[2,18,19,20,21,22]。本文综合前人研究成果,梳理水下沉积物重力流的基本概念、分类和识别标志,介绍现代观测的重要结果以及海底扇相模式的研究进展。

2 术语、分类和识别标志

2.1 浊流还是水下沉积物重力(密度)流?

如何统称由沉积物重力驱动的水下流体,目前主要有浊流[21,22]、水下沉积物密度流/重力流[23,24]两种观点。浊流一词最早由Johnson[25]于1939年提出,指由悬浮沉积物引起的密度流,Kuenen等[26]认为浊流指浑浊的流体,不包含紊流的概念。但随后的研究将浊流定义为以紊流为主要支撑机制、受重力驱动的悬浮沉积物流体[23,24,27,28,29]。Mulder等[30]使用水下沉积物密度流来描述水下的、由沉积物导致流体密度差从而向下运动的流体;Middleton等[27]则采用水下沉积物重力流来描述相似的概念。实际上,这两种做法各有优势和不足,“水下沉积物重力流/密度流”的优势在于可以区分“浊流”与“碎屑流”,但不够简洁,传播也不够广泛;“浊流”的优势在于简洁且为更多沉积学以外的学者所熟知,但容易混淆“浊流”与“碎屑流”。本文采用水下沉积物重力流统称由沉积物重力驱动的水下流体,简称重力流。

2.2 水下沉积物重力流的分类与识别标志

目前对重力流的分类尚未形成统一认识,分类依据主要有流体流变学性质、颗粒支撑机制、流体密度/浓度和底层流体的沉积过程等[3,27,28,29,30,31]。这里介绍几种具有代表性的分类:Lowe[28]基于流体流变学性质和颗粒支撑机制将重力流分为浊流、流体化流、液化流、颗粒流和泥流(表1);Shamugan[29]基于流体流变学性质、颗粒支撑机制和流体成分(水含量、泥含量、碎屑含量)将重力流分为泥质碎屑流、砂质碎屑流、浊流和颗粒流(图1);Talling等[3]主要基于底层流体的沉积过程(沉积记录)将重力流分为浊流和碎屑流,基于沉降是否受阻以及加积速率的高低将浊流分为高密度浊流和低密度浊流,基于基质黏结泥的含量和砾级碎屑的大小将碎屑流分为高强度碎屑流、中等强度碎屑流和低强度碎屑流(表2)。

表1   水下沉积物重力流的分类(据参考文献[28]修改)

Table 1  The classification of subaqueous sediment gravity flow modified after reference[28])

流体性质流体类型沉积物支撑机制
液态流体态流浊流低密度浊流流体紊流
高密度浊流
流体化流逃逸孔隙流体(完全支撑)
液化流逃逸孔隙流体(部分支撑)
塑性碎屑流

颗粒流

泥流或黏性碎屑流

基质强度为主、离散压力

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图1

图1   水下沉积物重力流的分类(据参考文献[29]修改)

Fig.1   The classification of subaqueous sediment gravity flow modified after reference [29])


表2   对水下沉积物重力流的分类[3]

Table 2  The classification of subaqueous sediment gravity flow[3]

水下沉积物重力流流体类型沉积特征沉积物支撑机制
浊流低密度浊流逐层沉积加积慢,发育包括交错层理在内的各种底形,浊积层侧向减薄流体紊流
高密度浊流加积快,块状或发育平行层理,侧向层厚较稳定抑制的紊流,颗粒间相互作用和孔隙压力
碎屑流低强度碎屑流整体沉积沉积厚度小于1 m,碎屑直径不超过数毫米基质强度为主,同时存在孔隙压力,浮力和颗粒间相互作用
中强度碎屑流沉积厚度小于2 m,碎屑直径可至数米
高强度碎屑流沉积厚度大于10 m,碎屑直径可超过10 m

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这些分类中存在争议的主要是“高密度浊流”这一概念。高密度浊流最早由Kuenen等[26]于1950年提出,指高浓度沉积物主要由基质强度、分散压力和浮力支撑的浊流,与低密度浊流的区别在于底部紊流是否被抑制[3,28],但Shamugan[29]指出:高密度浊流与低密度浊流之间的界限不明确,不同学者采用的标准不同,如1.1 g/cm3[32]、固体体积44%[33]、固体体积20%~30%[28]浊流是非塑性的,以紊流为主要支撑机制,但高密度浊流的主要支撑机制不是紊流;因此他采用砂质碎屑流来取代高密度浊流这一概念,代表从黏性至非黏性碎屑流的连续系列。

实际上,重力流的研究可以分为两类,一是可以获取流体详细信息(流体的性质、速率、沉积物浓度和颗粒支撑机制等)的研究,如实验模拟和现代观测等,这些重力流适用基于流体特征(流体流变学性质、颗粒支撑机制、流体密度/浓度等)的分类(如Lowe[28]的分类);另一类研究则无法获取流体的基本信息,如野外露头研究和钻探岩芯分析等,对于这些研究采用基于沉积记录(沉积方式、沉积结构和碎屑颗粒大小等)的分类(如Talling等[3]的分类)更为合适。

下面基于沉积记录的分类方案,重点介绍浊流、碎屑流、混合流和异重流的沉积特征与识别标志。

2.2.1 浊流与碎屑流

浊流的沉积方式为逐层沉积,即随着流体的能量逐渐减小,沉积的颗粒逐渐变细,因此其最主要的鉴别标志是正粒序(图2a)[3],如阿根廷Cerro Bola的浊积岩,发育良好的鲍马序列,从底部向上颗粒逐渐变细(图3a)。但当浊流能量保持稳定或源区沉积物粒度差异不大时,不发育正粒序,如法国Annot砂岩,从底部向上沉积物粒度保持稳定(图3b)。

图2

图2   水下沉积物重力流的沉积序列[3,34,35]

(a) 浊流沉积,显示正递变与牵引流结构[3];(b) 碎屑流沉积,整体混乱无序[3];(c) 混合流沉积,底部为浊流沉积,向上为碎屑流沉积,顶部为稀释的浊流沉积[34];(d) 异重流沉积,底部发育逆粒序,向上为典型浊流沉积,发育侵蚀界面[35]

Fig.2   The sedimentary sequences of subaqueous sediment gravity flow[3,34,35]

(a) Turbidite with normal grading and traction flow structure[3]; (b) Debrite with chaotic disorder[3]; (c) Hybrid event bed composed by bottom turbidite, milled debrite and upper dilute turbidity current deposits[34]; (d) Hyperpycnal flow deposits with bottom inverse grading and erosive contacts[35]


图3

图3   水下沉积物重力流沉积的野外照片

(a) 发育鲍马序列的浊流沉积,Ta发育正粒序,Tb发育平行层理,Tc发育交错层理,Td发育水平层理;(b)块状厚层砂岩,无粒序;(c) 碎屑流沉积与浊流沉积,其中碎屑流沉积含大量杂乱无序的碎屑[36];(d) 混合流沉积,见“三明治结构”,由底部的浊流沉积、中间的碎屑流沉积和顶部较为稀释的浊流沉积组成

Fig.3   Field photographs of subaqueous sediment gravity flow deposits

(a) Turbidite with Bouma sequence, Ta with normal grading, Tb with parallel bedding, Tc with cross bedding, Td with horizontal bedding; (b) Massive turbidite with non-grading; (c) Debrite and turbidite, of which the debrite comprise many disordered clasts[36]; (d) Hybrid event bed with bottom turbidite, middle debrite and upper dilute turbidity current deposits


碎屑流沉积方式为整体沉积(冻结沉积),因此其沉积垂向上无递变结构,也不发育牵引流结构(图2b)[3],如挪威斯匹次卑尔根岛的碎屑流沉积,从底部向上碎屑混乱堆积在基质中(图3c)[36]。但有的碎屑流顶部会向浊流演化,底部由于离散力或动力筛会发育逆粒序[3]

2.2.2 混合流

实验模拟、露头研究、岩芯取样和现代观测的研究表明重力流在运动过程中经常会发生流体性质的转换,如泥含量增加导致浊流向碎屑流转换,沉积物沉积及海水稀释导致碎屑流向浊流转换[34,37,38,39]。Haughton等[34]将这些在搬运过程中发生流体性质转换的重力流统称为复合流,其中浊流向碎屑流转换的重力流称混合流。混合流沉积底部为浊流沉积,向上为碎屑流沉积,顶部有时可见更细粒的浊流沉积,形成“三明治结构”(图2c)[34],如意大利Marnoso Arenacea沉积,底部为浊流沉积,中间为碎屑流沉积,顶部为层厚较薄、粒度较细的浊积岩,显示流体从浊流转化为碎屑流,再从碎屑流转化为较为稀释的浊流(图3d)。

另外,混合流通常在沉积系统初始生长阶段(低海平面)发育,出现在海底扇的边界位置,如Hodgson[38]基于南非卡鲁盆地的钻井资料和野外露头发现:在盆地初始生长阶段,盆地边缘发育大量混合流沉积;而在盆地近端或后撤阶段较少发育混合流沉积。这是因为当盆地处于初始生长阶段时,海平面较低,重力流沿途可以通过侵蚀底面产生较高的泥含量,从而发育混合流沉积[38,39]。因此,混合流沉积的识别有助于确定古代海底扇的边界,重建其生长过程。

2.2.3 异重流

异重流是陆上洪水入海(湖)形成的浊流(图4),入海异重流的主要特征为:沉积物浓度较高(密度大于1.036~1.043 g/cm3),因为沉积物颗粒之间起初为淡水。搬运距离一般较短(<100 km),因为流体入海后颗粒间的淡水会夹带海水稀释流体,导致流体能量衰减;但当斜坡坡度较大,洪水持续时间较长,泥含量较高时,其搬运距离较长(可达700 km)。发生频率高,现今的河流平均100~1 000年发生1次。异重流沉积序列通常底部发育逆粒序(洪水增强)(通常很难保存,与沉积位置有关),之上为正粒序(洪水衰弱),层与层之间发育侵蚀界面(洪水水位变化引起流体脉冲)(图2d)[35,40,41,42]

图4

图4   异重流航拍照片[35]

流体在下潜区后沿海底运动,箭头指示水流方向

Fig.4   Aerial photograph of a hyperpycnal flow[35]

The current flow along the seafloor after plunging, arrow indicates

the flow direction


异重流的触发机制是引起河流沉积物负载增加的气候—构造事件(如台风、冰川融化、风暴等)[35,40]。因此,异重流沉积的识别有助于恢复古代的气候—构造事件,如Pouderoux等[40]基于新西兰18 ka以来的岩芯记录发现其最近一次的异重流与陆上的风暴有关。

3 现代观测

浊流的基本性质(速率、浓度、持续时间等)是决定流体动态过程、对海底设备的影响程度和沉积物特征的重要参数;其触发机制决定浊流发生的条件和频率,是预测和预防浊流的关键[2]。目前对浊流的理解主要来自其沉积物、实验和数值模拟,但不同类型的流体可以形成相似的沉积物,实验模拟的尺度有限,数值模型的假设和边界条件具有很大的不确定性,因此目前仍不清楚浊流的基本性质(如浊流底部是否存在高密度层)和触发机制[2,21,22]。现代观测能获取流体真实的信息,帮助我们理解浊流的基本性质及其触发机制。下面介绍近年来现代观测取得的一些重要进展。

Talling等[1]基于现代观测的浊流事件研究,发现其触发机制包括沉积物崩塌、洪水和大型波浪。沉积物崩塌可以发生在陆坡、峡谷口和三角洲前缘等,其中陆坡和峡谷口的沉积物崩塌主要与地震有关,形成的浊流速率大(高至19 m/s),运动距离长(数百千米);三角洲前缘的沉积物崩塌主要与快速沉积有关,形成的浊流速率低(<1 m/s),运动距离短(数十千米),但发生频率高,一年可发生数次。大型波浪形成的浊流运动距离较短(<50 km),触发频率高,一年数次;与洪水相关的异重流速率低(<1 m/s),但发生频率高,一年数次。

Paull等[2]基于美国蒙特利峡谷18个月的观测资料发现:浊流底部存在约2 m厚的高密度层,上部为稀释层,高密度层是峡谷底部受流体侵蚀及液化作用的结果;没有明显外部事件也可发育强力浊流(速率为5 m/s)。

Azpiroz-Zabala等[21]在刚果峡谷观测到一次持续时间近1周的浊流,基于流速和沉积物浓度恢复了浊流结构(图5),结果显示:刚果峡谷浊流的垂向速率剖面与传统实验模拟结果(涌浪式浊流)相似,但最大速率的时间剖面及横向结构均存在明显差异,刚果峡谷浊流头部小而快,供给整个流体并使其发生拉伸,而涌浪式浊流头部大而慢(图5);一次浊流持续的时间可以长达1周(前人观测的不超过1天),被认为与流体较高的泥含量有关(泥含量高时,其弥散作用和海水稀释弱,流体能量损失少,持续时间长)。

图5

图5   刚果峡谷与实验模拟的浊流结构对比[21]

(a) 实验模拟的涌浪式浊流结构,头部大而慢;(b) 刚果峡谷的浊流结构,头部小而快;红色实线指示流体最大速率,蓝色虚线指示流体某一时刻的垂向速率剖面,箭头指示流体相对前缘的运动方向,箭头越长速率越小

Fig.5   Turbidity current structure in laboratory experiments and Congo Canyon[21]

(a) Surge-like turbidity current in the typical laboratory experiment with a big and slow head; (b) Turbidity current in the Congo Canyon with a small and fast head. Temporal changes in maximum flow velocity are shown by red lines, and velocity profile shapes are shown by blue dotted lines, arrows denote relative movement of sediment-laden fluid with respect to the flow front


Symons等[22]结合美国蒙特利峡谷的流体和岩芯资料,恢复了浊流演化的3个阶段:第一阶段(0~1 h),浊流速率大(4~6 m/s),流体浓度高但较薄(约10 m),主要由无序的砂、砾和“干净”砂组成;第二阶段(1~5 h),流体逐渐稀释,头部扩大,主要由砂和粉砂组成;第三阶段(5~9 h),流体进一步扩大,主要由粉砂和泥组成(图6)。

图6

图6   蒙特利峡谷浊流演化图[22]

Fig.6   The evolution of flow structure and composition in the Monterey Canyon[22]


4 海底扇

海底扇是地球上最大的沉积体系[1]。广义的海底扇指以浊流沉积为主的深水沉积体系,包括海底缓坡和陆坡群等[43];而狭义的海底扇指主要由浊流通过海底峡谷把邻近陆架上的沉积物搬运至深水形成的沉积体,形态可以不是扇形[24,44,45],本文讨论的海底扇指后者。

由于海底扇具有极大的油气勘探潜力,20世纪50年代以来研究人员开展了大量对现代和古代海底扇的工作[46,47,48]。在海底扇研究早期(20世纪60~70年代),人们致力于建立一个统一的海底扇模式,其中代表性工作有:Normark[49]基于小型富砂扇研究(如加利福尼亚的San Lucas扇)提出的现代海底扇模式;Mutti等[50]基于意大利和西班牙露头研究提出的古代海底扇模式;Walker[51]总结两者,将海底扇简单划分为上扇、中扇、下扇的通用海底扇模式。

随后的研究表明,海底扇受控于多种因素,包括:沉积物类型(泥、砂、砾),如富砂流体的搬运距离短且海底扇规模小,富泥流体的搬运距离长且海底扇规模大,形态呈长条状。大地构造背景,构造背景直接控制了盆地的大小、形状、斜坡坡度和持续时间等,如在成熟的被动大陆边缘,构造活动弱,海底扇的发育不受影响;而在活动大陆边缘,沉积盆地空间小且形状不规则,海底扇的发育会受到盆地形态的限制。海平面变化,如高海平面时,沉积物输入减少,粒度减小[24]。因此,目前没有统一的海底扇模式[24,52,53,54]

国际上通常采用组构分析(将沉积体系分解为一些基本单元[55])来研究海底扇,其优势在于可以将不同的海底扇划分成相同尺度的单元进行对比。海底扇一般可分为水道、天然堤、朵体、块体搬运沉积和背景(远洋—半远洋)沉积5个单元(图7[52,56,57,58]

图7

图7   海底扇沉积单元组成示意图[58]

Fig.7   The schematic diagram of depositional elements in submarine fan[58]


块体搬运沉积是水下斜坡由于重力失稳发生的块体滑塌即海底滑塌,主要包括滑塌、滑移和碎屑流沉积。块体搬运沉积在现代陆坡和地质记录中普遍发育,体积小至数立方米,大至数千立方千米,在一些深水盆地中面积占比超过一半,改变了原先的海底地貌[59]

当海底扇沉积物供给不足时(如海平面上升和构造活动减弱),远洋—半远洋沉积发育形成背景沉积,可以充当良好的地层对比单元[24]

下面重点介绍水道、天然堤和朵体。

4.1 水道和天然堤

海底扇水道指长条状的负地形,代表了相对长期(介于海底峡谷和冲刷构造之间)的沉积物搬运通道,会发生搬运、侵蚀和沉积作用,沉积体一般为透镜状[60]。现代海底扇水道宽度通常不超过10 km,深度约100 m;古代海底扇水道宽数米至数千米,厚数米至百米(考虑保存情况),现代和古代水道的宽/厚均集中在10∶1~100∶1[56]

层级分类是将一个沉积系统划分为一些在空间和时间上重复的单元[61]。Mchargue等[54]综合前人资料,将水道系统划分为水道单元、水道复合体和水道复合体群。水道单元由水道形成的底面和其中的充填沉积组成,以垂向加积为主,不发育明显的侧向补偿沉积,两个水道单元之间发育侧向补偿沉积。多个相关、相似的水道单元组成一个水道复合体,多个相关的水道复合体组成水道复合体群。

水道单元根据形态可以分侵蚀型、加积型和过渡型(图8[56]。侵蚀型水道弯曲度小,坡度大,重力流携带的沉积物颗粒较粗,因此通常不发育天然堤(即使发育也很容易被侵蚀)[57,62],如智利Lagama水道,主要由粗砂—砾级沉积物充填,底部发育大型槽模等侵蚀构造,不发育天然堤(图9a);加积型水道窄而深,以细粒沉积物为主,发育良好的天然堤,支撑水道向上生长[24,63],如智利巴塔哥尼亚Tres Pasos水道,主要由中砂级沉积物充填,发育良好的天然堤(图9b)。

图8

图8   海底扇水道类型示意图[56]

Fig.8   The channel types of submarine fan[56]


图9

图9   海底扇沉积单元的野外照片

(a) 水道沉积,沉积物颗粒粗(粗砂—砾),底部发育槽模;(b) 天然堤与水道沉积,天然堤沉积物颗粒细(泥—粉砂),水道底部发育槽模;(c) 朵体沉积,砂岩层侧向延伸良好[66]

Fig.9   Field photographs of the depositional elements in submarine fan

(a) Channel filled by coarse sands and gravels, flute developed at the base of channel; (b) Levee covered by channel, levee is composed of mud and fine sand, flute developed at the base of channel; (c) Lobe stacked by continuous sandstone layers[66]


尽管水道复杂多变,目前没有统一的模式,如富泥的水道侵蚀较少,而富砂的水道加积较少[54]。但水道单元一般具有以下特征(图10):底部侵蚀至细粒或非水道相沉积(如古水道、块体搬运沉积);沉积物向上总体变薄、变细;早期的水道发育大量侵蚀充填结构,合并化严重,侧向延伸差;水道的叠加会重复之前侵蚀—充填—溢出过程,表现为侧向补偿沉积和垂向加积;一个水道可以分为轴部相、轴外相、边缘相和废弃相,轴部相沉积最厚,合并化最发育,边缘相沉积较薄,合并化最弱,轴外相介于两者之间,废弃相会覆盖其他水道相,砂含量和层厚向上减小并发育泥岩夹层[24,53,54]

图10

图10   海底扇水道单元模式[54]

(a) 欠充填水道单元,发育加积天然堤,半合并化的不同岩相,泥质/粉砂质盖层,向上变细的废弃相;(b)充填水道单元,发育欠加积天然堤/漫滩沉积,合并化的相似岩相,缺少泥质/粉砂质盖层和废弃相

Fig.10   Schematic representations of common fill styles of under-filled and filled channel elements[54]

(a) Under-filled channel element with moderate to high rate of overbank aggradation, semi-amalgamated highly heterolithic fill,common shale/silt drapes, and capped by upward fining abandonment-fill facies; (b) Filled channel element with low rate of overbank aggradation, amalgamated and less heterolithic fill, and rare shale/silt drapes


海底扇天然堤是由浊流上部溢出堤岸(流体厚度大于天然堤高度或水道变向产生的离心作用)并侧向延伸超过水道边缘形成的地形高地[24]。天然堤的主要特征如下:由1~5 cm厚的泥—粉砂质浊积岩韵律层堆叠而成,夹较厚的中细粒砂岩层,厚度从数百米至数十米不等[24,30,63],如智利巴塔哥尼亚Tres Pasos天然堤(图9b);横向呈楔形变薄,如Nakajima等[64]对尼罗、亚马孙、富士、孟加拉、瓦尔和鲁德尔—麦哲伦6个水道—天然堤系统进行数值分析后发现斜坡坡度大(>0.6°)的天然堤沉积厚度衰减服从幂律分布,坡度小的服从指数或对数分布。

4.2 朵体

海底扇朵体最早由Normark等[52]提出,指海底扇最远端的舌状沉积体,即水道—天然堤的末端部分[24,52,65]。一般朵体的发育过程如下:随着浊流向下运动,水道—天然堤的规模逐渐减小(水道变浅,天然堤变薄、变窄),同时细粒沉积物溢出,粒径范围减小,最终水道消失,流体减速、沉积形成朵体[65]。因此,朵体主要由席状砂组成,颗粒粒度集中,侵蚀结构较少,形态大多为叶状低地(侧向延伸宽、厚度薄)[23],如阿根廷拉斯拉哈斯朵体,砂岩层侧向延伸良好,层与层之间不发育侵蚀结构(图9c)[66]。现代的朵体长宽为数至数十千米,厚数米至数十米(如亚马孙扇[67]和扎伊尔扇[68])。

朵体的层级分类从低到高依次为层、朵体元素、朵体和朵体复合体(图11[69,70]。层代表一次单独的沉积事件,一个或一个以上的层组成朵体元素,两个朵体元素之间为侧向延伸良好的薄层细粒沉积(粉砂岩/泥岩)(也称内朵体),一个或一个以上的朵体元素组成朵体,两个朵体之间为背景沉积,一个或一个以上的朵体组成朵体复合体。

图11

图11   朵体层级分类[69,70]

(a) 垂向剖面图[69]; (b) 平面图[70]; (c) 野外照片[69]; B: 层,LE: 朵体元素,L: 朵体,LC: 朵复合体

Fig.11   Hierarchical scheme of lobes[69,70]

(a) Vertical profile[69]; (b) Plan form view[70]; (c) Field photograph[69]; B: Bed, LE: Lobe Element, L: Lobe, LC: Lobe Complex


根据发育的受限程度(盆地形态对重力流运动的限制程度),朵体可以分为受限和不受限两类。受限朵体的侧向延伸范围较小,沉积厚度较大,堆积方式以加积为主,砂岩层侧向延伸良好,根据受限方式的不同会发育不同方式的上超和古水流偏转(图12a~c),如印度尼西亚婆罗洲库台盆地、法国科西嘉岛戈洛扇、尼日利亚扇的朵体(平均宽度5 km×长度8 km×厚度30 m)。而不受限朵体侧向延伸范围较大,沉积厚度较小,堆积方式以补偿堆积为主,砂岩层侧向快速减薄,发育侧向下超和前缘下超(图12d),如南非卡鲁盆地Tanqua沉积中心、亚马孙扇、安哥拉扎伊尔扇的朵体(平均宽度14 km×长度35 km×厚度12 m)[70,71]

图12

图12   朵体受限类型示意图[71]

(a) 完全受限;(b) 侧向受限;(c) 前缘受限;(d) 不受限;箭头指示水流方向

Fig.12   Different types of confinement in lobes[71]

(a) Ponded; (b) Laterally confined; (c) Frontally confined; (d) Unconfined; Arrows denote flow direction


除了在盆地平原广泛发育外,朵体还可在大陆坡上发育,其发育空间由构造作用、滑塌侵蚀等形成[72,73]。受发育空间和地理位置影响,陆坡上的朵体侧向延伸范围小,一般呈圆形或矩形,堆积方式以加积为主,流体在沉积过程中会发生偏转和反向;通常富集粗砂(坡度突变引起水跃作用),伴随块体搬运沉积,易受后期的水道侵蚀[73]

5 总结与展望

本文获得以下认识:

(1) 在重力流研究的近百年历史中,出于各种研究需要,不同学者建立了不同的术语和分类,客观上造成了一定的混乱。本文重新梳理相关术语和分类的历史后,建议统一如下认识:为了区分“浊流”与“碎屑流”,使用“水下沉积物重力流”来统称由沉积物重力驱动的水下流体;基于流体特征的分类适用于实验模拟、现代观测等研究;而野外露头和钻探分析等研究采用基于沉积记录的分类更为合适。浊流和碎屑流是重力流最主要的两类流体,浊流为逐层沉积,发育正粒序;碎屑流为整体沉积,垂向无序。混合流是由浊流转换为碎屑流的重力流;异重流是陆上洪水入海(湖)形成的浊流。

(2) 近年来在美国蒙特利峡谷、非洲刚果峡谷等开展的现代观测研究对浊流的结构、触发机制和持续时间产生了新的认识:浊流的底部存在高密度层,是峡谷底部受流体侵蚀及液化作用的结果;浊流的结构并不都是传统实验模拟呈现的涌浪型,头部可以小而快;通常浊流由沉积物崩塌、洪水和大型波浪触发,但没有外部事件也可引发强力浊流;浊流的持续时间可以长达1周。

(3) 海底扇是地球上最大的沉积体系,受构造、气候、沉积物类型、海底地貌等多种因素控制,通常采用组构分析和层级分类进行研究。海底扇由水道、天然堤、朵体、背景沉积和块体搬运沉积组成,水道沉积侧向延伸窄,发育大量侵蚀构造;天然堤沉积由薄层泥—粉砂质浊积岩组成,横向呈楔形变薄;而朵体沉积侧向延伸宽,颗粒粒度集中,侵蚀结构较少。水道的层级从低到高依次为水道单元、水道复合体和水道复合体群。朵体的层级从低到高依次为层、朵体元素、朵体和朵体复合体;根据发育是否受限,朵体可以分为受限和不受限两类,受限的朵体延伸范围小但厚度大,层厚侧向稳定,古水流会发生偏转;不受限的朵体延伸范围大但厚度小,层厚侧向快速减小。

目前对重力流和海底扇的研究存在一些不足,如现代观测局限于有限的几个观测点,且主要集中在海底峡谷的上段(水深不超过2 000 m),观测距离短(不超过100 km),迫切需要开展更大范围和数量的观察,以获得具有普遍意义的认识;多数现代观测只有流体数据,而无对应的沉积物;缺乏长周期(>100年)的地质记录来探讨不同灾害事件(地震、洪水和风暴等)与重力流的耦合关系;对海底扇的研究不够精细(如朵体在侧向上的演变),缺少在层尺度上的对比研究,尤其缺乏定量数据的研究。因此未来对重力流和海底扇的研究可以侧重以下几个方面:一是继续完善现代观测的研究,尤其是获取一些长距离搬运的、深水的、流体底部的信息,同时获取其对应的沉积物,建立完整的流体—沉积记录;二是借助大洋钻探获取地质灾害事件长周期(>100年)的沉积记录,通过岩芯柱来恢复长周期尺度下重力流沉积物与气候—构造的耦合关系;三是对地质时期的海底扇进行更精细的研究,尤其是基于定量数据来探讨海底扇在层尺度的演变规律。

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