Henry W. Posamentier，Venkatarathnam Kolla，劉化清

1.美國得克薩斯州，伍德蘭，托普賽德羅德伍25號 77380

2.美國得克薩斯州，休斯頓，拉蓬特6907號 77083

3.中國石油勘探開發(fā)研究院西北分院，蘭州 730020

0 引言

深水環(huán)境下沉積過程是多樣的，包括半遠(yuǎn)洋和遠(yuǎn)洋沉積、濁流沉積、等深流沉積，以及塊體搬運體。從油氣勘探與開發(fā)的角度來看，這些類型的沉積都非常重要。半遠(yuǎn)洋和遠(yuǎn)洋沉積物的顆粒通常非常細(xì)，因此可以形成有效的蓋層。當(dāng)沉積物富含有機質(zhì)且被有效保存的特定情況下，這些沉積物可以形成有效的烴源巖。這些半遠(yuǎn)洋和遠(yuǎn)洋沉積的沉積速率通常很低，因此常常被稱為凝縮段。濁流沉積通常是深水環(huán)境中最重要的儲集體，粒度相對較粗的部位，儲層物性相對較好。等深流沉積隨粒度變化而變化，常被籠統(tǒng)地描述為沉積漂移物（Sediment drifts）和沉積物波（Sediment waves）[1]，其沉積物儲層質(zhì)量通常較差，因而作為油氣勘探目標(biāo)的風(fēng)險較高。塊體搬運沉積的類型多樣，其粒度大小取決于沉積物垮塌（造成沉積物位置改變）之前的原始狀態(tài)。然而，在大多數(shù)情況下，這些沉積都是由陸坡中部和上部的沉積物組成的，多構(gòu)成質(zhì)量較差的儲層和性能多變的蓋層。因此，本文的重點將是濁流沉積，將聚焦于其搬運過程、地貌區(qū)域分布以及內(nèi)部結(jié)構(gòu)。

1 沉積背景

濁流是以湍流為特征的一種沉積物重力流，沉積物的搬運方式既有懸浮搬運，也有牽引搬運[2-4]。無論是在陸坡上還是在盆地底部，都可以觀察到濁流沉積。本文將重點研究那些位于風(fēng)暴浪基面以下的濁流沉積，其沉積背景如圖1所示。圖1描繪了與深水沉積有關(guān)的各種地貌單元，包括水道和相關(guān)天然堤（在斜坡上和盆地底部）、溢岸沉積物波、末端扇、決口扇和非濁流形成的塊體搬運沉積。此圖還描述了陸架邊緣環(huán)境，也被稱為沉積物堆積區(qū)，深水濁積巖正是源自此處。

圖1 深水濁流沉積相關(guān)地貌單元示意圖（據(jù)Posamentier et al. [5]）Fig.1 Schematic illustration of key geomorphic elements related to deep-water turbidite deposition（after Posamentier et al.[5]）

絕大多數(shù)深水濁積巖來源于陸架邊緣的沉積物堆積區(qū)，從這里向深水區(qū)搬運沉積物有兩個主要過程：1）沉積物通過河流輸送到陸架邊緣，并在那里沉積暫存一段時間，然后由于斜坡失穩(wěn)而活化，最后通過重力流過程向斜坡下方搬運。搬運過程的最初是以塊體搬運的形式進(jìn)行的，其特點是層流，隨著流速加大，層流可能轉(zhuǎn)變?yōu)橥牧鳎部赡懿粫D(zhuǎn)化為湍流。如果層流不轉(zhuǎn)化為湍流，那么所產(chǎn)生的沉積物就是塊體搬運沉積：主要是滑動體、崩塌體以及塊體流沉積。如果層流轉(zhuǎn)化為湍流，就會觀察到濁流。2）沉積物通過河流輸送到大陸架邊緣，而且由于在河流高流量階段的高沉積物載荷，攜帶泥沙的河水（淡水）可能比海水密度高，因此產(chǎn)生持續(xù)發(fā)育的高密度底流，即異重流（Hyperpycnal flow）[6]。當(dāng)流體沿斜坡向下流動時，這些異重流會演變?yōu)檎嬲闹亓α?。然而，除了中國的長江，沒有幾條沿著被動陸緣發(fā)育的河流產(chǎn)生異重流。但沿活動大陸邊緣的一些河流條件確實有利，時不時會形成異重流。上述兩個可能過程的主要區(qū)別是，在第一種情況下，沉積物重力流的流動是階段性和災(zāi)難性的，與斜坡失穩(wěn)垮塌的臨界值有關(guān)；而在第二種情況下，沉積物重力流是連續(xù)的，與陸上河流洪水事件的持續(xù)時間有關(guān)，可能持續(xù)數(shù)天，也可能數(shù)周。

2.1 區(qū)域1

許多濁流沉積體系的最上部區(qū)域通常是以源自大陸架邊緣的匯聚型支流模式為特征的（圖3，4）。這種支流水道模式在相對較小的系統(tǒng)中似乎更為常見；更大的峽谷，如剛果峽谷（Congo canyon）和孟加拉灣的無地斯沃琪（Swatch of no ground）就只有一個供給溝道。在峽谷內(nèi)，底部的水道通常以低彎度為特征（圖4）。濁流系統(tǒng)上游的研究實例表明：1）具有匯聚型支流模式，2）這些支流水道的彎曲度明顯低于下游的、以它們?yōu)楣┙o系統(tǒng)的主干水道復(fù)合體，3）水道充填沉積自底部至最上部都是以地震強振幅反射為特征。從陸棚邊緣內(nèi)側(cè)的最上端到盆地底部，水道系統(tǒng)的坡度變化不大（圖5）。這種均勻的坡度可以視為一種平衡剖面，在這個平衡面上水道內(nèi)的流體已達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)，處于凈侵蝕與凈沉積之間平衡狀態(tài)。從供給支流匯入單一主溝道處所觀察到的彎曲度的突然增大，很可能反映了流體流變學(xué)特征的變化。我們推測，當(dāng)流體在峽谷上游段內(nèi)加速時（圖2），可能開始于塊體流和湍流的混合流動，后突然轉(zhuǎn)化成為完全的湍流。一般來說，以層流為主的流動往往比以紊流為主的流動具有明顯的低彎曲度。

圖2 濁流沉積體系示意圖Fig.2 Schematic illustration of turbidite systemsThree regions are identified:Region 1,proximal tributary feeder canyons;Region 2,single trunk/feeder channel or slope valley;Region 3,distal distributary channel complex comprising a terminal fan/frontal splay

圖3 法國東南近海Var 濁積巖系統(tǒng)的背向散射圖像Fig.3 Backscatter image of the Var turbidite system, offshore southeast France

觀察顯示，盡管支流水道的彎曲度很低，但從源頭開始，水道充填物都具有相同的強振幅地震反射特征，強烈表明從水道最近端至濁流系統(tǒng)的最遠(yuǎn)端，水道充填物的巖性十分相似。如果認(rèn)為具有強振幅地震反射特征的高彎曲水道其充填物富砂，那么上游區(qū)域發(fā)育的具有強振幅反射特征的低彎曲度水道充填物也應(yīng)當(dāng)為富砂沉積。如前所述，水道從相對順直到高度彎曲的演化模式反映了從層流和湍流的混合流體到以湍流為主的轉(zhuǎn)變。注意，我們并不是說低彎曲度水道總是由層流和塊體搬運過程主導(dǎo)；相反，我們是在水道系統(tǒng)最上游看到彎曲度從低到高這一非常明顯的轉(zhuǎn)換，才得出了塊體搬運（即層流）在上游部分占優(yōu)勢，而到較遠(yuǎn)的下游體系湍流占優(yōu)勢的結(jié)論。

顯而易見，支流水道的上游發(fā)育富砂沉積物，但就油氣勘探意義而言此處缺乏對濁流沉積的有效封堵層。盆內(nèi)峽谷的近端（上游）部分沉積物的粒度可能相當(dāng)粗[8-11]。由于在區(qū)域1支流水道的整段中都存在著砂質(zhì)沉積，因此在溝道充填砂與陸棚砂之間存在流體交換的可能性很大，從而大大增加了峽谷系統(tǒng)中油氣圈閉勘探的風(fēng)險。

圖4 新西蘭Taranaki 盆地區(qū)域1 近端支流溝道模式Fig.4 Multiple examples of proximal tributive channel patterns associated with Region 1, Taranaki Basin, New Zealand

2.2 區(qū)域2

這一區(qū)域的特點是在峽谷/斜坡溝谷或水道—天然堤系統(tǒng)中存在單一供給水道，該水道由多個較小規(guī)模的水道單元組成[12]。盡管主水道可以相對直也可以有一定彎曲度，但其中的水道單元（單期水道）通常具有中等到較高的彎曲度。可以認(rèn)為，主水道或峽谷是一個“干流”或“供給”系統(tǒng)，最終在下游末端形成扇形朵狀體（也稱之為海底扇，末端扇，前緣分散體系或朵葉體）。所有供給系統(tǒng)或多或少會切入先期存在的基底，然而從系統(tǒng)的近端向遠(yuǎn)端，下切的程度逐漸減小。流經(jīng)區(qū)域2 的濁流體系最初往往完全受限于侵蝕性水道，在這個地段水道決口形成決口扇完全是不可能的，因為該區(qū)域流體的高度通常低于供給系統(tǒng)水道壁的高度，所有的侵蝕和沉積作用都局限在水道內(nèi)部。最深的下切峽谷通常發(fā)育在陸架邊緣（圖5，6）。隨著該系統(tǒng)向下游方向，流體頂部與堤岸頂部越來越接近，并且最終漫過堤岸而發(fā)生溢流，就會形成諸如天然堤等溢岸沉積單元。因此，只有當(dāng)濁流的最上面部分發(fā)生溢岸時，天然堤建造才會發(fā)生。由于這些流體的最上面部分主要是富含泥質(zhì)的，區(qū)域2的天然堤沉積往往貧砂。

圖6 由陸架邊緣到盆底的峽谷縱切面示意圖Fig.6 Schematic cross section through a canyon from shelf edge to basin floor

從天然堤發(fā)育位置開始向下游方向，天然堤的高度隨著峽谷切割、侵蝕幅度的減小而增加（圖6）。與相鄰斜坡的坡度相比，峽谷底面更平緩的坡度反映了侵蝕起伏的減小。離開陸架邊緣，沿斜坡向海底方向隨著距離的逐漸增大，斜坡面和峽谷/坡谷底面終將發(fā)生會聚，此時海底斜坡的坡度與水道底部的坡度相等。而此處水道的天然堤高度達(dá)到最大，天然堤高度由上游方向向該處的逐漸增加開始轉(zhuǎn)而向下游方向逐漸減?。▓D6）。圖7 展示了沿濁流水道的右岸天然堤頂端的地震橫切面，天然堤高度向遠(yuǎn)端方向減小[5,13]。局部來看，天然堤的高度將根據(jù)其是位于蛇曲狀水道的凹岸還是凸岸而有所變化。天然堤在水道的外側(cè)（凹岸）彎曲處較厚，而在內(nèi)側(cè)彎曲處（凸岸）更薄，而整體向遠(yuǎn)端變?。▓D7）。

天然堤高度下降是由于溢岸流中沉積物負(fù)荷的逐漸減少所致，當(dāng)然也與流體流量的逐漸減少有關(guān)。位于天然堤頂端以上的流體在本質(zhì)上是非限制性的，從流體內(nèi)部沉淀下來的沉積物也主要來自于這部分非限制性（非溝道化）的流體。因此，流體雖然由于自身在床底的沉積而失去了一些砂質(zhì)，但損失的主要還是細(xì)粒部分，因為流體的上部主要由細(xì)粒組分構(gòu)成。這樣，流體往往逐漸變得更小，但同時整體含砂量更多。由于對基底下切侵蝕的減少，水道的深度和天然堤高度也因此減小，富砂的流體部分得以逐漸接近天然堤頂部。流體較低的部分不僅富砂，而且水動力更強，所以當(dāng)這種富砂的流體部分達(dá)到天然堤頂部的高度時，水道決口（圖8）和決口扇會越來越常見（圖8～10）。這樣，當(dāng)富砂流體不斷溢出，決口或者決口扇/溝道的發(fā)生就變得越來越普遍，特別是在蛇曲狀水道的外側(cè)，流體拆離（Flow stripping）將會強化，決口也更為普遍[14]。在水道的外側(cè)，決口扇和溢岸沉積物波最為常見（圖9～11）。結(jié)果是，天然堤的砂質(zhì)含量向下游方向呈增加趨勢。最終，當(dāng)決口更頻繁發(fā)生的時候，區(qū)域2的主干水道就會讓位于區(qū)域3 的末端扇。這個位置被稱為轉(zhuǎn)換點（Transition point）（圖2）。

圖7 印度尼西亞Makassar 海峽沿天然堤頂端地震剖面Fig.7 Seismic transect along a levee crest, Makassar Strait, Indonesia, illustrating the progressive thinning of the levee distally

圖8 發(fā)生兩次決口事件（墨西哥灣）的水道—天然堤復(fù)合體Fig.8 Leveed channel complex characterized by two avulsion events（Gulf of Mexico）

濁流內(nèi)部的流線變化很大，在水道下部為蛇曲狀；至可以溢岸的高度，向水道的兩側(cè)發(fā)散；再至流體最上層，則呈完全不受約束的狀態(tài)直接向斜坡下方流動（圖12）。圖13 是一個水道—天然堤系統(tǒng)的例子，水道呈中等彎曲度，相關(guān)的天然堤邊界則是平直的，與圖12 展示的曲流水道（第1 級）的特征相似（圖12）。天然堤的遠(yuǎn)端側(cè)緣平直，平行于沉積斜坡，其順直程度與圖12中描述為第3級的坡向流體的方向直接相關(guān)。在第2 級，即天然堤的頂部位置，流體向岸外溢出，當(dāng)流至水道凹岸處溢岸作用加強，流體發(fā)生拆離。遠(yuǎn)離水道的流體其流線向下游將逐漸變得彎曲，最終與沉積斜坡平行。顯然，流體在底部（第1 級）和在上部（第2 級）流動方向的變化意味著流體的拆離。

通常情況下，可以利用淺層鉆探技術(shù)在特定的環(huán)境地域中進(jìn)行地質(zhì)勘查工作，在一定程度上可以降低自然環(huán)境的破壞程度。比如說地表層植被較少但是土壤層較薄弱的地區(qū)或者是和沼澤地域自然環(huán)境較為接近或類似的區(qū)域。淺層鉆探技術(shù)可以應(yīng)用于地表淺層這一點，就可以很好地滿足地質(zhì)勘查工程相關(guān)的勘探條件。

位于區(qū)域2 主干水道（或供給水道）中的水道單元（單期水道），其分布模式從幾乎為線性到高度彎曲都有（圖14，15），而且都可以是富砂的。水道復(fù)合體中的富砂程度可以通過地震剖面上的同相軸上拱（Bump）程度來預(yù)測，這種上拱與差異壓實作用有關(guān)。高度彎曲的水道單元可以有序排列（Organized），也可以無序排列（Disorganized）[15]。圖15展示了一系列水道單元，是以漸進(jìn)式橫向遷移而形成的有序排列樣式；而圖16和圖17則顯示了以橫向和垂直遷移為特征的一系列水道單元。在平面上，表現(xiàn)為水道的橫向擺動（Swing）和向下游的掃動（Sweep）（圖18）。擺動是指水道蛇曲（Meandering loop）的橫向擴展，而掃動指蛇曲向下游方向的遷移。

圖9 蛇曲水道與決口扇復(fù)合體Fig.9 Crevasse splay associated with meandering channel complex

圖10 決口扇與水道—天然堤復(fù)合體Fig.10 Crevasse splay associated with leveed-channel complex

有序分布的水道序列，產(chǎn)生于濁流侵蝕事件連續(xù)發(fā)生，但水道充填卻不充分的情況下。也就是說，在一次濁流事件結(jié)束時，水道未被完全充填，從而留下可供下一次濁流重新利用的溝道空間。然而，由于后續(xù)的濁流到達(dá)時的能量高于先期濁流衰減時的能量，因此在水道底部出現(xiàn)不平衡，從而導(dǎo)致早期濁流沉積被部分侵蝕。這也導(dǎo)致了早期濁流沉積的部分保存和水道向蛇曲外側(cè)的逐漸遷移。在有序的水道模式中，前期濁流水道的軸線部分沉積會被優(yōu)先侵蝕，而偏離水道軸線部分以及水道邊緣相則得以系統(tǒng)性保存（圖19A）。有序的水道序列在地震剖面上通常為“上凹”為特征（圖20）[16]。這可能是由于深水濁流事件流體能量系統(tǒng)性的逐漸減少所致。

無序的水道序列，形成于連續(xù)的濁流事件中各自將其水道完全充填的情況下。此時，一次濁流事件結(jié)束時，隨后的濁流往往不會立即出現(xiàn)在原來的濁流路徑中。這種趨勢因差異壓實作用而加劇，呈現(xiàn)上拱形態(tài)的河槽充填地貌迫使后續(xù)流體沿不同通道流動（圖19b）。近期的濁流水道沉積充填研究表明，在沉積后不久（<1萬年），與周圍泥巖脫水有關(guān)的壓實作用會導(dǎo)致沉積頂面本來在同一個水平面的砂、泥巖發(fā)生變化，泥巖產(chǎn)生“上凹”，而砂巖由于差異壓實而形成“上拱”[17]。通常，由于充足的沉積填充及水道突然廢棄，與無序水道模式相關(guān)的水道填充具有頂部突變的特征，這與有序的水道序列中向上變細(xì)的充填模式明顯不同（圖19A）。

圖11 與凹岸溢岸流有關(guān)的沉積物波，這種溢出與流體拆離過程有關(guān)（Piper et al.[14]）Fig.11 Overbank sediment waves associated with flow spillover at outer channel bends. The process of flow-stripping（Piper et al.[14]）likely characterized the spillover

圖12 與濁流相關(guān)的流線示意圖Fig.12 Schematic illustration of flow lines associated with turbidity currents

從勘探角度講，這種無序的水道模式通常效果最好，因為與有序水道模式中軸部沉積被連續(xù)侵蝕相比，其水道軸部的沉積通常會得到更好的保存。在任何情況下，水道底部的侵蝕沖刷，會導(dǎo)致這些在成因上緊密聯(lián)系的水道復(fù)合體具有良好的流體交換能力。

圖13 兩個水道—天然堤復(fù)合體的地震振幅圖像Fig.13 Seismic amplitude extraction illustrating two leveed channels.

圖14 無序水道—天然堤復(fù)合體Fig.14 Disorganized leveed-channel complex

對有序水道模式中水道掃動方向的判識，可以幫助判別流體的流動方向。在大多數(shù)情況下，因為在水道彎曲處的偏下游位置遭受更強的侵蝕作用，因而曲流水道的蛇曲通常向下游方向遷移。如果不知道流向，這一方法可以提供有用的信息。圖21 展示的是黑海中新世一個有序水道的例子。請注意蛇曲逐漸向南移動，指示向南的濁流流向。

溢岸沉積物波與流體拆離相伴生[14]，最常出現(xiàn)于具天然堤水道的外側(cè)（凹岸）（圖11）。當(dāng)流體經(jīng)過水道彎曲處時，其下部被限制于溝道內(nèi)，因而是受限的；然而，流體的上部可以高于天然堤，可以繼續(xù)沿直線流向岸后低洼處。當(dāng)溢岸流越過天然堤，可以形成如圖11 所示的聚集在水道外側(cè)附近的沉積物波。水道外側(cè)由于更強的沉積作用，因而具有更大的天然堤厚度（圖7）。

圖15 與砂質(zhì)有關(guān)的地震剖面上觀察到的“上拱”現(xiàn)象和水道充填物Fig.15 Channel fill associated with a“bump”observed in section view suggests likely sand-prone fill

圖16 在剖面和平面圖中觀察到有序水道擺動和掃動Fig.16 Organized channel swing and sweep observed in section and plan view

以上情況下，濁流下部的流線與水道路徑一致（圖12，第1 級），流體頂部的流線高于天然堤頂部，因而不受水道路徑的限制，直接沿沉積坡度向下游流動（圖12，第3級），這就產(chǎn)生了兩側(cè)邊緣呈現(xiàn)線型特征的濁流沉積體系（圖12，13）。濁流的中部單元（圖12，第2 級）攜帶的沉積物在天然堤頂部或頂部附近分布，正是這些沉積物可在堤岸決口形成決口扇時沉積下來。因此，決口扇可能不會觸及濁流最下部的最粗沉積物；然而，如果砂質(zhì)可以持續(xù)搬運至第2 級，這些溢出的沉積物可以富砂。相反，沉積物波主要是受第3 級（圖12）中的流體影響，而這更多的是富泥的流體，因此更容易形成富泥沉積。

區(qū)域2 的長度變化幅度很大，從幾公里（圖22，23）至數(shù)百公里（圖24）[18-19]不等。通常，坡降幅度非常有限的小系統(tǒng)，比如陸內(nèi)盆地坡降落差不到幾百米的情況下，區(qū)域2的長度可能只有幾公里。而較大的系統(tǒng)，如坡降幅度達(dá)數(shù)千米的被動大陸邊緣，區(qū)域2 通常超過數(shù)百公里[20-21]。區(qū)域2 的長度是坡降幅度、坡度、流體流量、流體速度和流體密度的函數(shù)。任何或所有這些因素越大，水道—天然堤系統(tǒng)到達(dá)轉(zhuǎn)換點（即區(qū)域3）之前的延伸距離越遠(yuǎn)。

圖17 有序水道復(fù)合體的橫截面Fig.17 Cross section view of an organized channel complex

圖18 有序水道復(fù)合體的發(fā)育過程示意圖Fig.18 Map view image of an organized channel complex characterized by swing and sweep from times 1 through 3

在多個水道復(fù)合體同時發(fā)育的情況下，根據(jù)方位角范圍可以大致判斷水道所處的古地理位置。如果方位角范圍較小，反映坡度較大的古斜坡（圖25A）；如果方位角范圍較大，反映古地理背景是坡度極低的盆地平原（圖25B，C）。

2.3 區(qū)域3

當(dāng)區(qū)域2 的具天然堤水道系統(tǒng)過渡到一個相對不受限制的、寬闊的水道網(wǎng)絡(luò)系統(tǒng)時，就到達(dá)了區(qū)域3。這些受限程度弱的水道，沿海底分散開來，并受海底地形起伏控制。在沒有海底起伏的情況下，其形狀為扇形。然而，在有起伏的地方，這些水道優(yōu)先沿低洼地形分布，水道覆蓋范圍與海底地形相對應(yīng)。從地貌學(xué)角度，這些地區(qū)的沉積被稱為末端扇或前緣分散體系（圖26～30）。末端扇的頂點具有過渡性質(zhì)，稱之為轉(zhuǎn)換點，它出現(xiàn)在天然堤或下切侵蝕（區(qū)域2的典型特征）高度已經(jīng)無法有效地限制流體的地方（圖7）。在區(qū)域3，正是由于限制性很弱，水道出現(xiàn)頻繁決口，導(dǎo)致在開闊區(qū)域內(nèi)弱受限水道的廣泛發(fā)育（圖31）。區(qū)域3末端扇上的水道其彎曲程度顯著低于區(qū)域2 干流/供給水道，圖29 展示了這種差異。我們推測，末端扇上水道的頻繁決口及分流水道的大量發(fā)育，說明天然堤發(fā)育程度很弱，因而流體的受限制程度也是很弱的。此外，由于受限程度很弱，我們進(jìn)一步推測，溢岸流沉積將比區(qū)域2中的溢岸沉積更加富砂。因此，區(qū)域3的末端扇無論是水道內(nèi)部還是溢岸沉積都以砂質(zhì)沉積為主。

圖19 有序和無序水道復(fù)合體的地層學(xué)、地貌學(xué)及測井響應(yīng)特征對比Fig.19 Contrasting stratigraphy, geomorphology, and well-log response associated with organized and disorganized channel complexes

圖20 以擺動和掃動為特征的有序溝道復(fù)合體Fig.20 Organized channel complex characterized by swing and sweep

從地震剖面上看，末端扇表現(xiàn)為強振幅反射，這些反射趨向于向邊部匯聚，從而形成一個非常平緩的丘型。末端扇向邊部變薄常表現(xiàn)為收斂的地震反射特征（圖32，33），或者為對盆內(nèi)地形低洼處的上超（圖34）。至于末端扇的平面形態(tài)，則取決于海底地形。具體來講，其形態(tài)受海底微小地形低點的控制。

圖21 揭示水道掃動特征的中新世水道流線演化圖掃動方向揭示朝南的流體流動方向Fig.21 Miocene channel path evolution illustrating sweep Sweep direction indicates flow direction towards the south

圖22 低坡降陸架—盆地平原及相關(guān)的深水濁積系統(tǒng)Fig.22 Low-relief shelf to basin floor and associated deep-water turbidite systems

在地震分辨率不理想的情況下，末端扇的地震反射以振幅增強為特征，在平面圖中看不到明顯的水道（圖35）。這些強振幅屬性與沉積期古地形相一致，并可能與相應(yīng)的供給/干流水道復(fù)合體相連接。地震解釋人員可以在這種扇體內(nèi)部推測水道的存在。

圖23 低坡降陸架—盆地平原及相關(guān)的富砂深水濁流沉積體系Fig.23 Low-relief shelf to basin floor and associated deep-water turbidite systems in sand-rich setting

圖24 大型濁積系統(tǒng)（扎伊爾濁積扇）Fig.24 Large turbidite system-Zaire fan-in high shelf to basin floor relief continental margin characterized by long Region 2 component（～2 800 km long; Curray et al.[18]）

圖36示意性地說明了區(qū)域2的一個供給水道復(fù)合體向區(qū)域3 復(fù)雜的沉積體過渡的情況。在區(qū)域3末端扇的頂點附近可以觀察到多個決口水道（圖36）。隨著向下游距離的增大，這些決口水道逐漸擴散開來。剖面V-V'和W-W'顯示，在供給/主干水道向深海平原末端扇演替過程中，強烈疊置的水道復(fù)合體即讓位于疊置程度較小的、在末端扇上分散開來的水道復(fù)合體（見圖36中的X-X'截面）。隨著末端扇由近至遠(yuǎn)，水道的限制程度逐漸減弱，流速逐漸減小。相應(yīng)的，水道的規(guī)模逐漸減小。于此同時，攜帶大量砂質(zhì)的漫溢沉積在水道外圍持續(xù)發(fā)育。隨著水道規(guī)模的減小和持續(xù)的砂質(zhì)漫溢沉積，水道的地貌形態(tài)逐漸向席狀過渡，并最終形成末端扇的遠(yuǎn)端。這種過渡性地貌可以被描述為水道化席狀體，因為在這里水道幾乎難以辨認(rèn)，但又不是真正的席狀。水道化席狀體的特征是底部仍然具有一定侵蝕能力，盡管極小，而席狀體則完成不會對下伏基底產(chǎn)生任何侵蝕作用。此外，隨著扇端流體流速的降低，湍流作用會減弱，并可能轉(zhuǎn)變?yōu)槔迕壮叨鹊膶恿?，從而產(chǎn)生混合層和碎屑流沉積。相關(guān)可能的現(xiàn)代參照實例，請參考Twichel et al.文獻(xiàn)報道[22]。因此，從孔隙度和滲透率的角度來看，這些遠(yuǎn)端沉積物的儲層質(zhì)量一般較差。

圖25 斜坡和盆地背景的天然堤—水道復(fù)合體Fig.25 Leveed channel complexes in slope and basin floor settings

圖26 區(qū)域3 的末端扇（前緣分散體系）Fig.26 Frontal splays-i.e., terminal fans of Region 3

如圖28 的末端扇所示，向遠(yuǎn)端方向水道分叉且規(guī)模減小。最終，它們變得太小，以至于無法被地震探測到。這種從扇頂大水道向扇緣小水道的逐漸變化，與沉積物重力流的沿途減速有關(guān)。在某一點上，水流將足夠緩慢，因此很少或根本不發(fā)生侵蝕，此時流體將展開并形成席狀沉積物。由水道向席狀體的過渡階段很可能存在小溝道，但沉積幾乎呈席狀，呈現(xiàn)出過渡相特征，稱之為溝道化的席狀體。

圖27 阿拉斯加北坡斜坡底部附近的深水濁流沉積系統(tǒng)Fig.27 Deep-water turbidite system near the base of slope-North Slope, Alaska

圖28 低坡降斜坡至盆地背景的深水濁流沉積體系（挪威巴倫支海）Fig.28 Deep-water turbidite system in low relief slope to basin floor setting-Barents Sea, Norway

3 層序地層學(xué)

圖29 位于新西蘭Taranaki 盆地平原上的深水濁流體系Fig.29 Deep-water turbidite system located on the basin floor-Taranaki Basin, New Zealand

圖30 對圖29 所示的深水濁積體系的局部放大，突出顯示了區(qū)域2 有序水道復(fù)合體及區(qū)域3 末端扇上相對低彎度的水道Fig.30 Detail of deep-water turbidite system shown in Figure 29 highlighting an organized channel complex within Region 2 and the relatively low sinuosity channels of the terminal fan of Region 3

一般來說，深水沉積的地層序列通常以重力流為主的低位域沉積與以凝縮段為主的高位和海侵沉積的交替為特征（圖37）[23-24]。低位域早期通常是以逐漸增大和富砂的流體為特征，而低位域晚期通常以逐漸減小和富泥質(zhì)的流體為特征。由于富泥的流體更利于天然堤的建造，而天然堤會限制沉積物重力流，因而在低位域晚期，沉積物重力流流動得更遠(yuǎn)，直至盆地底部。因此，低位域晚期區(qū)域2 和區(qū)域3 之間的過渡點通常向盆地方向延伸得更遠(yuǎn)（圖38）。一般來說，低位域晚期區(qū)域2 的天然堤—水道系統(tǒng)覆蓋于低位域早期區(qū)域3 的末端扇之上。圖22B 展示的深水扇群中區(qū)域3 的頂點是靠近陸坡底的，而圖22C 所示的扇體其頂點遠(yuǎn)離斜坡底部而分布在盆地平原上。我們推測圖22B 所示的決口扇與富砂流體有關(guān)，而圖22C 中所示的扇與富泥的流體有關(guān)，這也說明了區(qū)域2的廣闊覆蓋范圍。

濁積巖的活躍沉積時間多對應(yīng)于相對低海平面時期（低位域）。在這些時期，由于強制性海退，沉積中心往往被迫向大陸架邊緣移動[25]，因而大陸架邊緣實際上是砂質(zhì)沉積的聚結(jié)地[5]。砂體通過河流輸送到這里后，或者是通過異重流繼續(xù)搬運進(jìn)入深水區(qū)，或者是先在這里沉積，然后由于斜坡失穩(wěn)垮塌，再被沉積物重力流搬運到深水區(qū)。當(dāng)河口及相關(guān)的沉積中心位于大陸架邊緣或附近時，砂體被搬運到斜坡及深水平原的可能性會更大。隨著海平面的下降，越來越多的砂體被輸送到大陸架邊緣。與海平面下降相關(guān)的還有，沉積物在搬運過程中在陸架上過而不留，從而進(jìn)一步加強了向陸架邊緣輸送砂體的能力。海平面低位域期的深水沉積速率顯著高于海平面高水位期。高海平面時期，以遠(yuǎn)洋沉積和半遠(yuǎn)洋沉積為主，從而形成凝聚層。

圖31 區(qū)域3 末端扇上的無序水道復(fù)合體（墨西哥灣）Fig.31 Disorganized channel complex within a terminal fan of Region 3

圖32 深水濁流沉積體系末端扇在剖面上表現(xiàn)為向兩側(cè)逐漸變薄的丘狀，平面圖以分流水道發(fā)育為特色。剖面圖為地震振幅反射，平面圖是相干體的地層切片F(xiàn)ig.32 Deep-water basin floor terminal fan characterized by low-relief mounding associated with gradual thinning laterally in section view and distributary channels in plain view. Section views are reflection amplitude displays, whereas plan view image is a horizon slice from a coherence volume

圖33 區(qū)域3 末端扇上細(xì)小的分流水道，剖面圖表現(xiàn)為非常細(xì)微的側(cè)向減薄特征Fig.33 Subtle distributary channels associated with a terminal fan of Region 3. Very subtle lateral thinning is observed in section view

圖34 與區(qū)域3 末端扇相關(guān)的多個低彎度水道，成群的水道聚集于明顯的古地貌低洼處Fig.34 Multiple low-sinuosity channels associated with a terminal fan within Region 3. Channels are observed to cluster within an apparent paleo-bathymetric low

為了便于討論，我們將海平面低位域時期細(xì)分為早期和晚期。沉積物重力流事件的頻率和強度在低位域早期逐漸增加，而在低位域晚期逐漸減少。低位域早期利于砂體進(jìn)入深水區(qū)，此時海平面的下降導(dǎo)致風(fēng)暴浪基面的降低，進(jìn)而影響到高水位期間不受干擾的部分海底。隨著海平面下降的開始，波浪撞擊使上斜坡失穩(wěn)，導(dǎo)致斜坡垮塌及沉積物重力流的頻發(fā)。這種低位域早期的斜坡失穩(wěn)可能發(fā)生在沉積中心到達(dá)陸架邊緣之前。因此，在最早的低位域時期，斜坡失穩(wěn)和相應(yīng)的沉積物重力流無法得到從河流輸入的砂質(zhì)，主要涉及泥質(zhì)沉積物。隨著相對海平面繼續(xù)下降，沉積中心接近大陸架邊緣，越來越多的砂質(zhì)沉積物被帶到大陸架邊緣。重力流的流量、含砂量及發(fā)生頻率均會增加。圖39 展示了海平面周期變化與流體、含砂量和頻率之間的關(guān)系。

圖35 盆地底部地形起伏地區(qū)的區(qū)域3 深水末端扇Fig.35 Deep-water terminal fan associated with Region 3, deposited on a basin floor with significant local relief

圖36 區(qū)域2 遠(yuǎn)端—區(qū)域3 地貌（平面）和地層（剖面）示意圖Fig.36 Schematic illustration of the geomorphology and stratigraphy of the distal Region 2 transitioning into Region 3

另一個導(dǎo)致深水沉積速率提高的可能因素是，隨著風(fēng)暴浪基面的降低，溫度和壓力的變化，導(dǎo)致近海底天然氣水合物的溶解。這種溶解會破壞上—中斜坡的穩(wěn)定性，從而增加沉積物重力流的頻率，特別是在低位域早期更是這樣。

在低位域早期，隨著重力流頻率和規(guī)模的增加，每一次后續(xù)的流體往往比前一次能量更強，因而侵蝕能力越來越強。這種情況下，沉積物重力流不能被上一次流體事件所形成的水道所容納，其最終的結(jié)果是區(qū)域2以水道侵蝕為主，并很難有水道充填沉積的保存。在區(qū)域3內(nèi)，砂質(zhì)沉積的相對突然輸入導(dǎo)致低位域濁積砂巖直接覆蓋在富泥沉積之上，而這種泥質(zhì)沉積通常是海平面高水位期發(fā)育的凝縮層。

圖37 盆地底部沉積的地層層序演化模式Fig.37 Sequence stratigraphy of basin floor deposition

圖38 低位域早期和晚期沉積的平面及剖面特征Fig.38 Stratigraphic and geomorphologic expression of early and late lowstand deposits

在低位域晚期，隨著相對海平面的緩慢上升，沉積物重力流的強度、頻率和含砂量逐漸減小，原因包括：1）隨著基準(zhǔn)面的升高和河流下切作用的減少，陸架上的過路沉積作用減弱。粗顆粒沉積物被阻擋于海岸線一帶，因而輸送到陸架邊緣的沉積物中粗粒沉積物的含量較少。2）海平面上升導(dǎo)致沉積中心逐漸向陸地方向轉(zhuǎn)移。由于輸入陸架邊緣的沉積物減少，流體的流量及頻率都將減少。由于規(guī)模和頻繁的逐漸減少，每一次后續(xù)的流體將傾向于不像前一次那樣充滿活力，從而導(dǎo)致區(qū)域2的水道內(nèi)發(fā)生凈沉積作用。這種情況下，沉積物重力流都可以被上一次流體事件所形成的水道所容納。區(qū)域2 中的這種沉積序列如圖40 所示。在低位域末期，流體流量非常小，以至于區(qū)域2和區(qū)域3 之間的過渡點向上遷移到區(qū)域2 內(nèi)部，導(dǎo)致區(qū)域3 的沉積圍限于區(qū)域2 水道壁之內(nèi)（圖41）。

圖39 流體的大小、頻率與相對海平面變化關(guān)系示意圖Fig.39 Schematic illustration of the relationship between flow magnitude and frequency and relative sea level change

圖40 區(qū)域2 內(nèi)低位域早期的水道侵蝕和低位域晚期的水道充填Fig.40 Schematic illustration of channel erosion and deposition within Region 2 that characterizes early and late lowstand time

圖41 低位域末期流體規(guī)模減小的沉積響應(yīng)Fig.41 Latest stage deposition of small Region 3 terminal fans within the confines of master channel of Region 2 in response to significant decrease in flow magnitude towards the end of lowstand time. This is the expression of landward or backstepping depocenters that characterizes late lowstand time

4 結(jié)論

深水濁流沉積體系往往與海平面低位域有關(guān)，因而在層序地層格架中，它位于先期的高水位體系域遠(yuǎn)端的遠(yuǎn)洋和半遠(yuǎn)洋富泥沉積以及隨后的遠(yuǎn)端海侵體系域遠(yuǎn)洋和半遠(yuǎn)洋富泥沉積物之間。濁流沉積體系一般可劃分為三個區(qū)域：區(qū)域1位于上游近物源一端，包括陸棚邊緣及支流供給峽谷，在這個區(qū)域沉積物重力流完全受峽谷壁的限制。區(qū)域2 的顯著特點是發(fā)育單一的供給水道復(fù)合體，其中的重力流不完全受水道壁的限制，常常形成與水道相伴生的天然堤沉積。當(dāng)供給水道過渡為前緣分散體系或末端扇時就讓位于區(qū)域3。區(qū)域3 末端扇發(fā)育溝道化流體，但天然堤非常有限，因而經(jīng)常發(fā)生決口，形成富砂的溢岸沉積。

致謝 本文的翻譯由山東科技大學(xué)楊仁超教授、中國石油大學(xué)（北京）龔承林教授及齊昆博士等共同完成，在此表示感謝！