Henry W. Posamentier，Venkatarathnam Kolla，刘化清

1.美国得克萨斯州，伍德兰，托普赛德罗德伍25号 77380

2.美国得克萨斯州，休斯顿，拉蓬特6907号 77083

3.中国石油勘探开发研究院西北分院，兰州 730020

0 引言

深水环境下沉积过程是多样的，包括半远洋和远洋沉积、浊流沉积、等深流沉积，以及块体搬运体。从油气勘探与开发的角度来看，这些类型的沉积都非常重要。半远洋和远洋沉积物的颗粒通常非常细，因此可以形成有效的盖层。当沉积物富含有机质且被有效保存的特定情况下，这些沉积物可以形成有效的烃源岩。这些半远洋和远洋沉积的沉积速率通常很低，因此常常被称为凝缩段。浊流沉积通常是深水环境中最重要的储集体，粒度相对较粗的部位，储层物性相对较好。等深流沉积随粒度变化而变化，常被笼统地描述为沉积漂移物（Sediment drifts）和沉积物波（Sediment waves）[1]，其沉积物储层质量通常较差，因而作为油气勘探目标的风险较高。块体搬运沉积的类型多样，其粒度大小取决于沉积物垮塌（造成沉积物位置改变）之前的原始状态。然而，在大多数情况下，这些沉积都是由陆坡中部和上部的沉积物组成的，多构成质量较差的储层和性能多变的盖层。因此，本文的重点将是浊流沉积，将聚焦于其搬运过程、地貌区域分布以及内部结构。

1 沉积背景

浊流是以湍流为特征的一种沉积物重力流，沉积物的搬运方式既有悬浮搬运，也有牵引搬运[2-4]。无论是在陆坡上还是在盆地底部，都可以观察到浊流沉积。本文将重点研究那些位于风暴浪基面以下的浊流沉积，其沉积背景如图1所示。图1描绘了与深水沉积有关的各种地貌单元，包括水道和相关天然堤（在斜坡上和盆地底部）、溢岸沉积物波、末端扇、决口扇和非浊流形成的块体搬运沉积。此图还描述了陆架边缘环境，也被称为沉积物堆积区，深水浊积岩正是源自此处。

图1 深水浊流沉积相关地貌单元示意图（据Posamentier et al. [5]）Fig.1 Schematic illustration of key geomorphic elements related to deep-water turbidite deposition（after Posamentier et al.[5]）

绝大多数深水浊积岩来源于陆架边缘的沉积物堆积区，从这里向深水区搬运沉积物有两个主要过程：1）沉积物通过河流输送到陆架边缘，并在那里沉积暂存一段时间，然后由于斜坡失稳而活化，最后通过重力流过程向斜坡下方搬运。搬运过程的最初是以块体搬运的形式进行的，其特点是层流，随着流速加大，层流可能转变为湍流，也可能不会转化为湍流。如果层流不转化为湍流，那么所产生的沉积物就是块体搬运沉积：主要是滑动体、崩塌体以及块体流沉积。如果层流转化为湍流，就会观察到浊流。2）沉积物通过河流输送到大陆架边缘，而且由于在河流高流量阶段的高沉积物载荷，携带泥沙的河水（淡水）可能比海水密度高，因此产生持续发育的高密度底流，即异重流（Hyperpycnal flow）[6]。当流体沿斜坡向下流动时，这些异重流会演变为真正的重力流。然而，除了中国的长江，没有几条沿着被动陆缘发育的河流产生异重流。但沿活动大陆边缘的一些河流条件确实有利，时不时会形成异重流。上述两个可能过程的主要区别是，在第一种情况下，沉积物重力流的流动是阶段性和灾难性的，与斜坡失稳垮塌的临界值有关；而在第二种情况下，沉积物重力流是连续的，与陆上河流洪水事件的持续时间有关，可能持续数天，也可能数周。

2.1 区域1

许多浊流沉积体系的最上部区域通常是以源自大陆架边缘的汇聚型支流模式为特征的（图3，4）。这种支流水道模式在相对较小的系统中似乎更为常见；更大的峡谷，如刚果峡谷（Congo canyon）和孟加拉湾的无地斯沃琪（Swatch of no ground）就只有一个供给沟道。在峡谷内，底部的水道通常以低弯度为特征（图4）。浊流系统上游的研究实例表明：1）具有汇聚型支流模式，2）这些支流水道的弯曲度明显低于下游的、以它们为供给系统的主干水道复合体，3）水道充填沉积自底部至最上部都是以地震强振幅反射为特征。从陆棚边缘内侧的最上端到盆地底部，水道系统的坡度变化不大（图5）。这种均匀的坡度可以视为一种平衡剖面，在这个平衡面上水道内的流体已达到稳定状态，处于净侵蚀与净沉积之间平衡状态。从供给支流汇入单一主沟道处所观察到的弯曲度的突然增大，很可能反映了流体流变学特征的变化。我们推测，当流体在峡谷上游段内加速时（图2），可能开始于块体流和湍流的混合流动，后突然转化成为完全的湍流。一般来说，以层流为主的流动往往比以紊流为主的流动具有明显的低弯曲度。

图2 浊流沉积体系示意图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

图3 法国东南近海Var 浊积岩系统的背向散射图像Fig.3 Backscatter image of the Var turbidite system, offshore southeast France

观察显示，尽管支流水道的弯曲度很低，但从源头开始，水道充填物都具有相同的强振幅地震反射特征，强烈表明从水道最近端至浊流系统的最远端，水道充填物的岩性十分相似。如果认为具有强振幅地震反射特征的高弯曲水道其充填物富砂，那么上游区域发育的具有强振幅反射特征的低弯曲度水道充填物也应当为富砂沉积。如前所述，水道从相对顺直到高度弯曲的演化模式反映了从层流和湍流的混合流体到以湍流为主的转变。注意，我们并不是说低弯曲度水道总是由层流和块体搬运过程主导；相反，我们是在水道系统最上游看到弯曲度从低到高这一非常明显的转换，才得出了块体搬运（即层流）在上游部分占优势，而到较远的下游体系湍流占优势的结论。

显而易见，支流水道的上游发育富砂沉积物，但就油气勘探意义而言此处缺乏对浊流沉积的有效封堵层。盆内峡谷的近端（上游）部分沉积物的粒度可能相当粗[8-11]。由于在区域1支流水道的整段中都存在着砂质沉积，因此在沟道充填砂与陆棚砂之间存在流体交换的可能性很大，从而大大增加了峡谷系统中油气圈闭勘探的风险。

图4 新西兰Taranaki 盆地区域1 近端支流沟道模式Fig.4 Multiple examples of proximal tributive channel patterns associated with Region 1, Taranaki Basin, New Zealand

2.2 区域2

这一区域的特点是在峡谷/斜坡沟谷或水道—天然堤系统中存在单一供给水道，该水道由多个较小规模的水道单元组成[12]。尽管主水道可以相对直也可以有一定弯曲度，但其中的水道单元（单期水道）通常具有中等到较高的弯曲度。可以认为，主水道或峡谷是一个“干流”或“供给”系统，最终在下游末端形成扇形朵状体（也称之为海底扇，末端扇，前缘分散体系或朵叶体）。所有供给系统或多或少会切入先期存在的基底，然而从系统的近端向远端，下切的程度逐渐减小。流经区域2 的浊流体系最初往往完全受限于侵蚀性水道，在这个地段水道决口形成决口扇完全是不可能的，因为该区域流体的高度通常低于供给系统水道壁的高度，所有的侵蚀和沉积作用都局限在水道内部。最深的下切峡谷通常发育在陆架边缘（图5，6）。随着该系统向下游方向，流体顶部与堤岸顶部越来越接近，并且最终漫过堤岸而发生溢流，就会形成诸如天然堤等溢岸沉积单元。因此，只有当浊流的最上面部分发生溢岸时，天然堤建造才会发生。由于这些流体的最上面部分主要是富含泥质的，区域2的天然堤沉积往往贫砂。

图6 由陆架边缘到盆底的峡谷纵切面示意图Fig.6 Schematic cross section through a canyon from shelf edge to basin floor

从天然堤发育位置开始向下游方向，天然堤的高度随着峡谷切割、侵蚀幅度的减小而增加（图6）。与相邻斜坡的坡度相比，峡谷底面更平缓的坡度反映了侵蚀起伏的减小。离开陆架边缘，沿斜坡向海底方向随着距离的逐渐增大，斜坡面和峡谷/坡谷底面终将发生会聚，此时海底斜坡的坡度与水道底部的坡度相等。而此处水道的天然堤高度达到最大，天然堤高度由上游方向向该处的逐渐增加开始转而向下游方向逐渐减小（图6）。图7 展示了沿浊流水道的右岸天然堤顶端的地震横切面，天然堤高度向远端方向减小[5,13]。局部来看，天然堤的高度将根据其是位于蛇曲状水道的凹岸还是凸岸而有所变化。天然堤在水道的外侧（凹岸）弯曲处较厚，而在内侧弯曲处（凸岸）更薄，而整体向远端变薄（图7）。

天然堤高度下降是由于溢岸流中沉积物负荷的逐渐减少所致，当然也与流体流量的逐渐减少有关。位于天然堤顶端以上的流体在本质上是非限制性的，从流体内部沉淀下来的沉积物也主要来自于这部分非限制性（非沟道化）的流体。因此，流体虽然由于自身在床底的沉积而失去了一些砂质，但损失的主要还是细粒部分，因为流体的上部主要由细粒组分构成。这样，流体往往逐渐变得更小，但同时整体含砂量更多。由于对基底下切侵蚀的减少，水道的深度和天然堤高度也因此减小，富砂的流体部分得以逐渐接近天然堤顶部。流体较低的部分不仅富砂，而且水动力更强，所以当这种富砂的流体部分达到天然堤顶部的高度时，水道决口（图8）和决口扇会越来越常见（图8～10）。这样，当富砂流体不断溢出，决口或者决口扇/沟道的发生就变得越来越普遍，特别是在蛇曲状水道的外侧，流体拆离（Flow stripping）将会强化，决口也更为普遍[14]。在水道的外侧，决口扇和溢岸沉积物波最为常见（图9～11）。结果是，天然堤的砂质含量向下游方向呈增加趋势。最终，当决口更频繁发生的时候，区域2的主干水道就会让位于区域3 的末端扇。这个位置被称为转换点（Transition point）（图2）。

图7 印度尼西亚Makassar 海峡沿天然堤顶端地震剖面Fig.7 Seismic transect along a levee crest, Makassar Strait, Indonesia, illustrating the progressive thinning of the levee distally

图8 发生两次决口事件（墨西哥湾）的水道—天然堤复合体Fig.8 Leveed channel complex characterized by two avulsion events（Gulf of Mexico）

浊流内部的流线变化很大，在水道下部为蛇曲状；至可以溢岸的高度，向水道的两侧发散；再至流体最上层，则呈完全不受约束的状态直接向斜坡下方流动（图12）。图13 是一个水道—天然堤系统的例子，水道呈中等弯曲度，相关的天然堤边界则是平直的，与图12 展示的曲流水道（第1 级）的特征相似（图12）。天然堤的远端侧缘平直，平行于沉积斜坡，其顺直程度与图12中描述为第3级的坡向流体的方向直接相关。在第2 级，即天然堤的顶部位置，流体向岸外溢出，当流至水道凹岸处溢岸作用加强，流体发生拆离。远离水道的流体其流线向下游将逐渐变得弯曲，最终与沉积斜坡平行。显然，流体在底部（第1 级）和在上部（第2 级）流动方向的变化意味着流体的拆离。

通常情况下，可以利用浅层钻探技术在特定的环境地域中进行地质勘查工作，在一定程度上可以降低自然环境的破坏程度。比如说地表层植被较少但是土壤层较薄弱的地区或者是和沼泽地域自然环境较为接近或类似的区域。浅层钻探技术可以应用于地表浅层这一点，就可以很好地满足地质勘查工程相关的勘探条件。

位于区域2 主干水道（或供给水道）中的水道单元（单期水道），其分布模式从几乎为线性到高度弯曲都有（图14，15），而且都可以是富砂的。水道复合体中的富砂程度可以通过地震剖面上的同相轴上拱（Bump）程度来预测，这种上拱与差异压实作用有关。高度弯曲的水道单元可以有序排列（Organized），也可以无序排列（Disorganized）[15]。图15展示了一系列水道单元，是以渐进式横向迁移而形成的有序排列样式；而图16和图17则显示了以横向和垂直迁移为特征的一系列水道单元。在平面上，表现为水道的横向摆动（Swing）和向下游的扫动（Sweep）（图18）。摆动是指水道蛇曲（Meandering loop）的横向扩展，而扫动指蛇曲向下游方向的迁移。

图9 蛇曲水道与决口扇复合体Fig.9 Crevasse splay associated with meandering channel complex

图10 决口扇与水道—天然堤复合体Fig.10 Crevasse splay associated with leveed-channel complex

有序分布的水道序列，产生于浊流侵蚀事件连续发生，但水道充填却不充分的情况下。也就是说，在一次浊流事件结束时，水道未被完全充填，从而留下可供下一次浊流重新利用的沟道空间。然而，由于后续的浊流到达时的能量高于先期浊流衰减时的能量，因此在水道底部出现不平衡，从而导致早期浊流沉积被部分侵蚀。这也导致了早期浊流沉积的部分保存和水道向蛇曲外侧的逐渐迁移。在有序的水道模式中，前期浊流水道的轴线部分沉积会被优先侵蚀，而偏离水道轴线部分以及水道边缘相则得以系统性保存（图19A）。有序的水道序列在地震剖面上通常为“上凹”为特征（图20）[16]。这可能是由于深水浊流事件流体能量系统性的逐渐减少所致。

无序的水道序列，形成于连续的浊流事件中各自将其水道完全充填的情况下。此时，一次浊流事件结束时，随后的浊流往往不会立即出现在原来的浊流路径中。这种趋势因差异压实作用而加剧，呈现上拱形态的河槽充填地貌迫使后续流体沿不同通道流动（图19b）。近期的浊流水道沉积充填研究表明，在沉积后不久（<1万年），与周围泥岩脱水有关的压实作用会导致沉积顶面本来在同一个水平面的砂、泥岩发生变化，泥岩产生“上凹”，而砂岩由于差异压实而形成“上拱”[17]。通常，由于充足的沉积填充及水道突然废弃，与无序水道模式相关的水道填充具有顶部突变的特征，这与有序的水道序列中向上变细的充填模式明显不同（图19A）。

图11 与凹岸溢岸流有关的沉积物波，这种溢出与流体拆离过程有关（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

图12 与浊流相关的流线示意图Fig.12 Schematic illustration of flow lines associated with turbidity currents

从勘探角度讲，这种无序的水道模式通常效果最好，因为与有序水道模式中轴部沉积被连续侵蚀相比，其水道轴部的沉积通常会得到更好的保存。在任何情况下，水道底部的侵蚀冲刷，会导致这些在成因上紧密联系的水道复合体具有良好的流体交换能力。

图13 两个水道—天然堤复合体的地震振幅图像Fig.13 Seismic amplitude extraction illustrating two leveed channels.

图14 无序水道—天然堤复合体Fig.14 Disorganized leveed-channel complex

对有序水道模式中水道扫动方向的判识，可以帮助判别流体的流动方向。在大多数情况下，因为在水道弯曲处的偏下游位置遭受更强的侵蚀作用，因而曲流水道的蛇曲通常向下游方向迁移。如果不知道流向，这一方法可以提供有用的信息。图21 展示的是黑海中新世一个有序水道的例子。请注意蛇曲逐渐向南移动，指示向南的浊流流向。

溢岸沉积物波与流体拆离相伴生[14]，最常出现于具天然堤水道的外侧（凹岸）（图11）。当流体经过水道弯曲处时，其下部被限制于沟道内，因而是受限的；然而，流体的上部可以高于天然堤，可以继续沿直线流向岸后低洼处。当溢岸流越过天然堤，可以形成如图11 所示的聚集在水道外侧附近的沉积物波。水道外侧由于更强的沉积作用，因而具有更大的天然堤厚度（图7）。

图15 与砂质有关的地震剖面上观察到的“上拱”现象和水道充填物Fig.15 Channel fill associated with a“bump”observed in section view suggests likely sand-prone fill

图16 在剖面和平面图中观察到有序水道摆动和扫动Fig.16 Organized channel swing and sweep observed in section and plan view

以上情况下，浊流下部的流线与水道路径一致（图12，第1 级），流体顶部的流线高于天然堤顶部，因而不受水道路径的限制，直接沿沉积坡度向下游流动（图12，第3级），这就产生了两侧边缘呈现线型特征的浊流沉积体系（图12，13）。浊流的中部单元（图12，第2 级）携带的沉积物在天然堤顶部或顶部附近分布，正是这些沉积物可在堤岸决口形成决口扇时沉积下来。因此，决口扇可能不会触及浊流最下部的最粗沉积物；然而，如果砂质可以持续搬运至第2 级，这些溢出的沉积物可以富砂。相反，沉积物波主要是受第3 级（图12）中的流体影响，而这更多的是富泥的流体，因此更容易形成富泥沉积。

区域2 的长度变化幅度很大，从几公里（图22，23）至数百公里（图24）[18-19]不等。通常，坡降幅度非常有限的小系统，比如陆内盆地坡降落差不到几百米的情况下，区域2的长度可能只有几公里。而较大的系统，如坡降幅度达数千米的被动大陆边缘，区域2 通常超过数百公里[20-21]。区域2 的长度是坡降幅度、坡度、流体流量、流体速度和流体密度的函数。任何或所有这些因素越大，水道—天然堤系统到达转换点（即区域3）之前的延伸距离越远。

图17 有序水道复合体的横截面Fig.17 Cross section view of an organized channel complex

图18 有序水道复合体的发育过程示意图Fig.18 Map view image of an organized channel complex characterized by swing and sweep from times 1 through 3

在多个水道复合体同时发育的情况下，根据方位角范围可以大致判断水道所处的古地理位置。如果方位角范围较小，反映坡度较大的古斜坡（图25A）；如果方位角范围较大，反映古地理背景是坡度极低的盆地平原（图25B，C）。

2.3 区域3

当区域2 的具天然堤水道系统过渡到一个相对不受限制的、宽阔的水道网络系统时，就到达了区域3。这些受限程度弱的水道，沿海底分散开来，并受海底地形起伏控制。在没有海底起伏的情况下，其形状为扇形。然而，在有起伏的地方，这些水道优先沿低洼地形分布，水道覆盖范围与海底地形相对应。从地貌学角度，这些地区的沉积被称为末端扇或前缘分散体系（图26～30）。末端扇的顶点具有过渡性质，称之为转换点，它出现在天然堤或下切侵蚀（区域2的典型特征）高度已经无法有效地限制流体的地方（图7）。在区域3，正是由于限制性很弱，水道出现频繁决口，导致在开阔区域内弱受限水道的广泛发育（图31）。区域3末端扇上的水道其弯曲程度显著低于区域2 干流/供给水道，图29 展示了这种差异。我们推测，末端扇上水道的频繁决口及分流水道的大量发育，说明天然堤发育程度很弱，因而流体的受限制程度也是很弱的。此外，由于受限程度很弱，我们进一步推测，溢岸流沉积将比区域2中的溢岸沉积更加富砂。因此，区域3的末端扇无论是水道内部还是溢岸沉积都以砂质沉积为主。

图19 有序和无序水道复合体的地层学、地貌学及测井响应特征对比Fig.19 Contrasting stratigraphy, geomorphology, and well-log response associated with organized and disorganized channel complexes

图20 以摆动和扫动为特征的有序沟道复合体Fig.20 Organized channel complex characterized by swing and sweep

从地震剖面上看，末端扇表现为强振幅反射，这些反射趋向于向边部汇聚，从而形成一个非常平缓的丘型。末端扇向边部变薄常表现为收敛的地震反射特征（图32，33），或者为对盆内地形低洼处的上超（图34）。至于末端扇的平面形态，则取决于海底地形。具体来讲，其形态受海底微小地形低点的控制。

图21 揭示水道扫动特征的中新世水道流线演化图扫动方向揭示朝南的流体流动方向Fig.21 Miocene channel path evolution illustrating sweep Sweep direction indicates flow direction towards the south

图22 低坡降陆架—盆地平原及相关的深水浊积系统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况下，末端扇的地震反射以振幅增强为特征，在平面图中看不到明显的水道（图35）。这些强振幅属性与沉积期古地形相一致，并可能与相应的供给/干流水道复合体相连接。地震解释人员可以在这种扇体内部推测水道的存在。

图23 低坡降陆架—盆地平原及相关的富砂深水浊流沉积体系Fig.23 Low-relief shelf to basin floor and associated deep-water turbidite systems in sand-rich setting

图24 大型浊积系统（扎伊尔浊积扇）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]）

图36示意性地说明了区域2的一个供给水道复合体向区域3 复杂的沉积体过渡的情况。在区域3末端扇的顶点附近可以观察到多个决口水道（图36）。随着向下游距离的增大，这些决口水道逐渐扩散开来。剖面V-V'和W-W'显示，在供给/主干水道向深海平原末端扇演替过程中，强烈叠置的水道复合体即让位于叠置程度较小的、在末端扇上分散开来的水道复合体（见图36中的X-X'截面）。随着末端扇由近至远，水道的限制程度逐渐减弱，流速逐渐减小。相应的，水道的规模逐渐减小。于此同时，携带大量砂质的漫溢沉积在水道外围持续发育。随着水道规模的减小和持续的砂质漫溢沉积，水道的地貌形态逐渐向席状过渡，并最终形成末端扇的远端。这种过渡性地貌可以被描述为水道化席状体，因为在这里水道几乎难以辨认，但又不是真正的席状。水道化席状体的特征是底部仍然具有一定侵蚀能力，尽管极小，而席状体则完成不会对下伏基底产生任何侵蚀作用。此外，随着扇端流体流速的降低，湍流作用会减弱，并可能转变为厘米尺度的层流，从而产生混合层和碎屑流沉积。相关可能的现代参照实例，请参考Twichel et al.文献报道[22]。因此，从孔隙度和渗透率的角度来看，这些远端沉积物的储层质量一般较差。

图25 斜坡和盆地背景的天然堤—水道复合体Fig.25 Leveed channel complexes in slope and basin floor settings

图26 区域3 的末端扇（前缘分散体系）Fig.26 Frontal splays-i.e., terminal fans of Region 3

如图28 的末端扇所示，向远端方向水道分叉且规模减小。最终，它们变得太小，以至于无法被地震探测到。这种从扇顶大水道向扇缘小水道的逐渐变化，与沉积物重力流的沿途减速有关。在某一点上，水流将足够缓慢，因此很少或根本不发生侵蚀，此时流体将展开并形成席状沉积物。由水道向席状体的过渡阶段很可能存在小沟道，但沉积几乎呈席状，呈现出过渡相特征，称之为沟道化的席状体。

图27 阿拉斯加北坡斜坡底部附近的深水浊流沉积系统Fig.27 Deep-water turbidite system near the base of slope-North Slope, Alaska

图28 低坡降斜坡至盆地背景的深水浊流沉积体系（挪威巴伦支海）Fig.28 Deep-water turbidite system in low relief slope to basin floor setting-Barents Sea, Norway

3 层序地层学

图29 位于新西兰Taranaki 盆地平原上的深水浊流体系Fig.29 Deep-water turbidite system located on the basin floor-Taranaki Basin, New Zealand

图30 对图29 所示的深水浊积体系的局部放大，突出显示了区域2 有序水道复合体及区域3 末端扇上相对低弯度的水道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

一般来说，深水沉积的地层序列通常以重力流为主的低位域沉积与以凝缩段为主的高位和海侵沉积的交替为特征（图37）[23-24]。低位域早期通常是以逐渐增大和富砂的流体为特征，而低位域晚期通常以逐渐减小和富泥质的流体为特征。由于富泥的流体更利于天然堤的建造，而天然堤会限制沉积物重力流，因而在低位域晚期，沉积物重力流流动得更远，直至盆地底部。因此，低位域晚期区域2 和区域3 之间的过渡点通常向盆地方向延伸得更远（图38）。一般来说，低位域晚期区域2 的天然堤—水道系统覆盖于低位域早期区域3 的末端扇之上。图22B 展示的深水扇群中区域3 的顶点是靠近陆坡底的，而图22C 所示的扇体其顶点远离斜坡底部而分布在盆地平原上。我们推测图22B 所示的决口扇与富砂流体有关，而图22C 中所示的扇与富泥的流体有关，这也说明了区域2的广阔覆盖范围。

浊积岩的活跃沉积时间多对应于相对低海平面时期（低位域）。在这些时期，由于强制性海退，沉积中心往往被迫向大陆架边缘移动[25]，因而大陆架边缘实际上是砂质沉积的聚结地[5]。砂体通过河流输送到这里后，或者是通过异重流继续搬运进入深水区，或者是先在这里沉积，然后由于斜坡失稳垮塌，再被沉积物重力流搬运到深水区。当河口及相关的沉积中心位于大陆架边缘或附近时，砂体被搬运到斜坡及深水平原的可能性会更大。随着海平面的下降，越来越多的砂体被输送到大陆架边缘。与海平面下降相关的还有，沉积物在搬运过程中在陆架上过而不留，从而进一步加强了向陆架边缘输送砂体的能力。海平面低位域期的深水沉积速率显著高于海平面高水位期。高海平面时期，以远洋沉积和半远洋沉积为主，从而形成凝聚层。

图31 区域3 末端扇上的无序水道复合体（墨西哥湾）Fig.31 Disorganized channel complex within a terminal fan of Region 3

图32 深水浊流沉积体系末端扇在剖面上表现为向两侧逐渐变薄的丘状，平面图以分流水道发育为特色。剖面图为地震振幅反射，平面图是相干体的地层切片Fig.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

图33 区域3 末端扇上细小的分流水道，剖面图表现为非常细微的侧向减薄特征Fig.33 Subtle distributary channels associated with a terminal fan of Region 3. Very subtle lateral thinning is observed in section view

图34 与区域3 末端扇相关的多个低弯度水道，成群的水道聚集于明显的古地貌低洼处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

为了便于讨论，我们将海平面低位域时期细分为早期和晚期。沉积物重力流事件的频率和强度在低位域早期逐渐增加，而在低位域晚期逐渐减少。低位域早期利于砂体进入深水区，此时海平面的下降导致风暴浪基面的降低，进而影响到高水位期间不受干扰的部分海底。随着海平面下降的开始，波浪撞击使上斜坡失稳，导致斜坡垮塌及沉积物重力流的频发。这种低位域早期的斜坡失稳可能发生在沉积中心到达陆架边缘之前。因此，在最早的低位域时期，斜坡失稳和相应的沉积物重力流无法得到从河流输入的砂质，主要涉及泥质沉积物。随着相对海平面继续下降，沉积中心接近大陆架边缘，越来越多的砂质沉积物被带到大陆架边缘。重力流的流量、含砂量及发生频率均会增加。图39 展示了海平面周期变化与流体、含砂量和频率之间的关系。

图35 盆地底部地形起伏地区的区域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

图36 区域2 远端—区域3 地貌（平面）和地层（剖面）示意图Fig.36 Schematic illustration of the geomorphology and stratigraphy of the distal Region 2 transitioning into Region 3

另一个导致深水沉积速率提高的可能因素是，随着风暴浪基面的降低，温度和压力的变化，导致近海底天然气水合物的溶解。这种溶解会破坏上—中斜坡的稳定性，从而增加沉积物重力流的频率，特别是在低位域早期更是这样。

在低位域早期，随着重力流频率和规模的增加，每一次后续的流体往往比前一次能量更强，因而侵蚀能力越来越强。这种情况下，沉积物重力流不能被上一次流体事件所形成的水道所容纳，其最终的结果是区域2以水道侵蚀为主，并很难有水道充填沉积的保存。在区域3内，砂质沉积的相对突然输入导致低位域浊积砂岩直接覆盖在富泥沉积之上，而这种泥质沉积通常是海平面高水位期发育的凝缩层。

图37 盆地底部沉积的地层层序演化模式Fig.37 Sequence stratigraphy of basin floor deposition

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

在低位域晚期，随着相对海平面的缓慢上升，沉积物重力流的强度、频率和含砂量逐渐减小，原因包括：1）随着基准面的升高和河流下切作用的减少，陆架上的过路沉积作用减弱。粗颗粒沉积物被阻挡于海岸线一带，因而输送到陆架边缘的沉积物中粗粒沉积物的含量较少。2）海平面上升导致沉积中心逐渐向陆地方向转移。由于输入陆架边缘的沉积物减少，流体的流量及频率都将减少。由于规模和频繁的逐渐减少，每一次后续的流体将倾向于不像前一次那样充满活力，从而导致区域2的水道内发生净沉积作用。这种情况下，沉积物重力流都可以被上一次流体事件所形成的水道所容纳。区域2 中的这种沉积序列如图40 所示。在低位域末期，流体流量非常小，以至于区域2和区域3 之间的过渡点向上迁移到区域2 内部，导致区域3 的沉积围限于区域2 水道壁之内（图41）。

图39 流体的大小、频率与相对海平面变化关系示意图Fig.39 Schematic illustration of the relationship between flow magnitude and frequency and relative sea level change

图40 区域2 内低位域早期的水道侵蚀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

图41 低位域末期流体规模减小的沉积响应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 结论

深水浊流沉积体系往往与海平面低位域有关，因而在层序地层格架中，它位于先期的高水位体系域远端的远洋和半远洋富泥沉积以及随后的远端海侵体系域远洋和半远洋富泥沉积物之间。浊流沉积体系一般可划分为三个区域：区域1位于上游近物源一端，包括陆棚边缘及支流供给峡谷，在这个区域沉积物重力流完全受峡谷壁的限制。区域2 的显著特点是发育单一的供给水道复合体，其中的重力流不完全受水道壁的限制，常常形成与水道相伴生的天然堤沉积。当供给水道过渡为前缘分散体系或末端扇时就让位于区域3。区域3 末端扇发育沟道化流体，但天然堤非常有限，因而经常发生决口，形成富砂的溢岸沉积。

致谢 本文的翻译由山东科技大学杨仁超教授、中国石油大学（北京）龚承林教授及齐昆博士等共同完成，在此表示感谢！