葛智淵 許鴻翔

1 中國石油大學(xué)（北京）地球科學(xué)學(xué)院，北京102249

2 油氣資源與工程全國重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國石油大學(xué)（北京），北京102249

1 概述

濁流（turbidity current）是水、泥、沙和各類陸緣碎屑等物質(zhì)的混合物，其主要內(nèi)在驅(qū)動力是沉積物顆粒與環(huán)境水之間的密度差，并以湍流支撐機(jī)制為主要特征，因而是一種典型的水下沉積物密度流（subaqueous sediment density flow；Kuenen，1937；Johnson，1939；Lowe，1982；Altinakaretal.，1996；Knelleretal.，1999；Mulder and Alexander，2001；Muttietal.，2009；Meiburg and Kneller，2010；Tallingetal.，2012）。單次濁流事件的持續(xù)時(shí)間從幾分鐘到幾小時(shí)不等（Xu，2010；Xuetal.2014；Hughes Clarke，2016；Paulletal.，2018），更有甚者持續(xù)時(shí)間可長達(dá)數(shù)周（Azpiroz-Zabalaetal.，2017）。而且，單次濁流事件的流量可以數(shù)倍于全球河流的年徑流量（Tallingetal.，2012，2022）。這樣的快速搬運(yùn)作用使?jié)崃鲾y帶了大量陸源沉積物碎屑，經(jīng)由海底峽谷進(jìn)入數(shù)百甚至上千公里外的深水盆地之中，形成富含陸源有機(jī)物和營養(yǎng)物的海底扇（Tallingetal.，2013；李相博等，2013）。海底扇作為油氣、礦藏、稀土等自然資源的潛在儲集層，是地學(xué)界和工業(yè)界持續(xù)多年的研究重點(diǎn)（Kuenen and Migliorini 1950；Lowe，1982；龐雄等，2007；汪品先，2009；Tallingetal.2012；鮮本忠等，2014；龔承林等，2022；李華等，2023；田冬梅和姜濤，2023）。與此同時(shí)，濁流高達(dá)數(shù)米每秒甚至數(shù)十米每秒的流速（最大可達(dá)～19m／s，即～70 km／h）（Tallingetal.，2013）所帶來的強(qiáng)大侵蝕力和破壞力，可對包括海底通信光纜、油氣輸送管道、隧道等在內(nèi)的海底設(shè)施及鉆井平臺造成威脅。相關(guān)的海洋災(zāi)害研究也以濁流為重要的研究對象。

傳統(tǒng)的濁流沉積模式往往考慮其在平坦深水區(qū)的沉積過程。但實(shí)際上，濁流所沉積的陸坡和各類構(gòu)造盆地中往往具有復(fù)雜的地貌特征。在構(gòu)造運(yùn)動控制下的沉積盆地中，構(gòu)造變形和不同構(gòu)造單元間的組合形成了構(gòu)造地貌。在這類盆地中，濁流沉積物的分布在整體和宏觀上往往受到物源供給、構(gòu)造活動、氣候變化、海平面升降等因素的綜合影響。但在局部和微觀上，濁流的流動路徑和沉積物分布主要受到構(gòu)造地貌的控制（Gaw thorpe and Hurst，1993；Clark and Cartwright，2009）。因此，濁流對復(fù)雜構(gòu)造地貌的響應(yīng)越來越受到地學(xué)界和工業(yè)界的關(guān)注。

得益于大量的野外露頭，數(shù)值模擬、物理模擬和近年來逐漸成熟的原位觀測技術(shù)，濁流對地貌的水動力響應(yīng)機(jī)制越來越明確。水槽實(shí)驗(yàn)揭示了濁流對地貌的水動力響應(yīng)機(jī)制主要包括反射、偏轉(zhuǎn)、水躍等，并在此過程中展現(xiàn)出不同的水動力和沉積特征。這些特征在野外露頭、三維地震等資料上都得到了驗(yàn)證（Hiscott and Pickering，1984；Pantin and Leeder，1987；Garcia and Parker，1989；Edwardsetal.，1994；Clark and Cartw right，2009，2011，2012；How lettetal.，2021）。相比較而言，濁流對各類構(gòu)造地貌的響應(yīng)，盡管近年來取得了不少進(jìn)展，但在細(xì)節(jié)上還有許多待完善的問題。這主要是由于構(gòu)造地貌在三維上具有不斷變化的特征，而多個(gè)類似構(gòu)造形成的組合地貌又具有不同于單一構(gòu)造地貌的復(fù)雜空間特點(diǎn)。例如，單個(gè)正斷層在沿走向從斷層中心到端點(diǎn)時(shí)，斷層斷距逐漸變小直至消失成為斷層傳播褶皺。但當(dāng)2個(gè)同傾向的正斷層互相影響時(shí)，則會形成以轉(zhuǎn)換斜坡為代表的轉(zhuǎn)換構(gòu)造，影響濁流系統(tǒng)的運(yùn)輸與沉積（Geetal.，2017，2018）。

作者將以濁流對構(gòu)造地貌的水動力響應(yīng)機(jī)制為基礎(chǔ)，梳理濁流對于褶皺、正斷層、微盆地及坡折地貌響應(yīng)的研究進(jìn)展，總結(jié)當(dāng)前的研究成果需要加強(qiáng)的方面，力圖指明未來濁流對復(fù)雜構(gòu)造地貌響應(yīng)的研究可朝著定量化、真實(shí)化、構(gòu)造—沉積耦合等方向發(fā)展。

2 濁流對地貌的水動力響應(yīng)機(jī)制

濁流對地貌的水動力和沉積響應(yīng)在微觀上是濁流與不同三維坡度互相作用的結(jié)果。特別是對于濁流來說，由于其重力流的特性，沉積物重力勢能在垂向上受到的坡度影響會直接影響濁流的流體狀態(tài)和沉積物負(fù)載量。早期的濁流沉積模型以深水扇模型為主導(dǎo)（Normark，1970；Mutti and Ricci，1978），較少考慮復(fù)雜地貌對濁流沉積的影響。隨著對濁流和其沉積物研究的不斷深入，基于大量的野外露頭（Hiscott and Pickering，1984；Pickering and Hiscott，1991；Clayton，1993；Haughton，1994；Greculadetal.，2003）、水槽實(shí)驗(yàn)（Alexander and Morris，1994；Edwardsetal.，1994；Amyetal.，2004；Abharietal.，2018；Farizanetal.，2019）、數(shù)值模擬（Nasr-Azadani and Meiburg，2014a，2014b；W ilsonetal.，2018；Goodarzietal.，2020）的研究，濁流對地貌的水動力響應(yīng)機(jī)制越來越明確。從濁流的流體狀態(tài)來說，當(dāng)濁流遇到復(fù)雜地貌時(shí)，濁流可能會發(fā)生反射、偏轉(zhuǎn)（發(fā)散型、匯聚型）甚至直接越過地貌于背流面發(fā)生水躍（圖1）。從具體控制因素上來說，濁流對復(fù)雜構(gòu)造地貌差異的水動力響應(yīng)機(jī)制取決于濁流自身的特性（流速、流向、濃度、密度、厚度等）和地貌的幾何形狀及大小，并在此過程中展現(xiàn)出差異的水動力和沉積特征。

圖1 濁流對復(fù)雜地貌的水動力響應(yīng)機(jī)制模式（據(jù)Patacci et al.，2015；有修改）Fig.1 Hydrodynamic response model of turbidity current to complex topography（modified from Patacci et al.，2015）

由于水平面對濁流的重力勢能變化基本無影響，因此在二維上，所有影響濁流能量的地貌都可被簡化為2種：上坡與下坡。在不考慮侵蝕和沉積的簡單情況下，濁流在流經(jīng)上坡的過程中，重力勢能增加、動能減少；在流經(jīng)下坡的過程中，重力勢能減少而動能增加。但從濁流的內(nèi)部結(jié)構(gòu)看，由于沉積物含量自下而上不斷減少，因此地貌變化對濁流勢能和動能的轉(zhuǎn)換在濁流內(nèi)部不同高度影響不同。如果考慮到濁流的沉積物本身也需要湍流作為支撐，其動能變化與沉積物含量也息息相關(guān)，流體水動力和沉積行為就更為復(fù)雜。因此，早期濁流對地貌的響應(yīng)難以完全定量描述。直至Kneller和McCaffrey（1999）參考?xì)庀箢I(lǐng)域中氣流對山體障礙物的研究，提出了利用內(nèi)弗勞德數(shù)（Fri）判斷濁流對障礙物響應(yīng)的定量方法。其基本原理正是由于濁流內(nèi)部分層，使得懸浮沉積物濃度在垂向上具一定的梯度，產(chǎn)生密度（濃度）和粒徑分層（Stacey and Bowen，1988；Middleton，1993；Buckeeetal.，2009），且其底部常具高密度、高流速的基底 層（Hughes Clarke，2016；Paulletal.，2018；Popeetal.，2022）。構(gòu)造地貌周圍濁流的分層特征是濁流對于構(gòu)造地貌具有復(fù)雜響應(yīng)的關(guān)鍵所在，常用無量綱的參數(shù)——內(nèi)弗勞德數(shù)（Fri）表征，其取決于流速、流體厚度和密度分層程度的倒數(shù)，計(jì)算方程如下（Kneller and McCaffrey，1999）：

式中：ρ為參考密度，此處為濁流周圍環(huán)境水的密度。

低內(nèi)弗勞德數(shù)會導(dǎo)致迎流面流體解耦形成一個(gè)分界流線（面），將流體分隔為2個(gè)部分：分界流線之下高沉積物濃度流體由于密度更高和距離地貌頂部較遠(yuǎn)，使得其所具有的動能不足以支撐流體上升至地貌頂部，轉(zhuǎn)而在地貌周圍偏轉(zhuǎn)繞過；而分界流線之上的低沉積物濃度流體如具有足夠的動能轉(zhuǎn)化為重力勢能，則可直接越過地貌起伏，如因動能不足則反射回流。分界流線高度hs計(jì)算方程如下（Kneller and McCaffrey，1999）：

式中：H為地貌高度；θ為地貌形狀系數(shù)，取值范圍為0.7～2.0，默認(rèn)值為1（Baines，1979；Hunt and Snyder，1980；Snyderetal.，1985；Goodarzietal.，2020）。

依據(jù)伯努利原理（A llen，2012），流體遭遇地貌之后動能減少量與最大爬升高度（hmax）處流體的重力勢能增加量相當(dāng)，滿足如下能量守恒公式：

對于分層明顯流體，考慮垂向上流體密度的非均一性，其能量守恒公式如下（Muck and Underwood，1990；Kneller and McCaffrey，1999；Allen，2012）：

式中：uz為初始高度z處流體垂直于地貌方向的速度分量；ρz為初始高度z處流體的密度；ρz為初始高度z處流體與環(huán)境水之間的密度差；Eloss為摩擦能量損失率。

因此，從定量分析的角度，迎流面流體對于復(fù)雜地貌的差異響應(yīng)受到分界流線高度hs、最大爬升高度hmax和地貌高度H的復(fù)合控制（Kneller and McCaffrey，1999）。hs小于0（Fri＞1／θ）時(shí)，流體內(nèi)部不存在分界流線：若hmax＞H，則濁流具有足夠多的動能克服重力在地貌起伏高度上做的功，整體直接向上越過地貌起伏；若hmax＜H，則濁流整體因動能不足在重力作用下反射回流，形成一系列的反射內(nèi)波。hs大于0（Fri＜1／θ）時(shí)，流體內(nèi)部存在分界流線：若hmax＞H，分界流線之下高濃度流體由于動能不足以支撐流體上升至地貌頂部，從而在周圍偏轉(zhuǎn)繞過地貌高點(diǎn)繼續(xù)沿坡向下游流動，而分界流線之上低濃度流體因最大爬升高度大于地貌高度得以越過地貌起伏；若hmax＜H，分界流線之下高濃度流體同樣在地貌周圍偏轉(zhuǎn)繞過，而分界流線之上低濃度流體沿著地貌起伏向上爬升，但因最大爬升高度小于地貌高度而最終反射回流至母流之中（圖2，Kneller and McCaffrey，1999）。值得說明的是，hmax是濁流速度和密度剖面的復(fù)合函數(shù)，不可簡單地一概而論。由于濁流在自然界是三維流體，具有很大的內(nèi)部差異。因此，在同一次濁流事件中，垂向不同高度上和橫向不同范圍內(nèi)，濁流的最大爬升高度可能具有較大的差異，從而同時(shí)導(dǎo)致部分流體hmax＞H，越過地貌起伏，而余下流體hmax＜H，反射回流至母流，此過程亦稱為流體剝離（flow stripping）（Piper and Normark，1983）。此外，當(dāng)?shù)孛哺叨葹榱黧w厚度5倍以上時(shí)，無論濁流內(nèi)部是否存在分界流線（Fri＞1／θ或Fri＜1／θ），流體皆被地貌完全封堵，流頭高度最高可上升至流體厚度的4～5倍（Simpson，1982；Lane-Serffetal.，1995）。其中，當(dāng)?shù)孛财鸱母叨却笥诹黧w厚度的2.5倍或流頭厚度的1.5倍（Rottmanetal.，1985；Muck and Underwood，1990）時(shí)，地貌對濁流起到部分封堵作用，使其主體無法越過地貌（圖2）。

圖2 分界流線（Fri）和限定程度（hmax／H）復(fù)合控制示意圖（據(jù)Kneller and McCaffrey，1999；有修改）Fig.2 Schematic illustration of the joint controls of the dividing stream line（Fri）and the degree of confinement（hmax／H）（modified from Kneller and McCaffrey，1999）

越過地貌高點(diǎn)來到其背面的流體對于地貌的響應(yīng)同樣受到內(nèi)弗勞德數(shù)的控制（圖3）：（1）當(dāng)流速足夠大、微小地貌對濁流的影響微乎其微時(shí)，背流面流體Fri?1／θ、未發(fā)生流體解耦，一體化的濁流流線在地貌起伏之上上凸后迅速下降、恢復(fù)至遭遇地貌之前的穩(wěn)定狀態(tài)，未產(chǎn)生更多的湍流擾動和阻塞效應(yīng)（Long，1955）；（2）當(dāng)背流面流體在越過類似于波紋、沙丘等小規(guī)模構(gòu)造地貌時(shí)，F(xiàn)ri值開始低于1／θ，發(fā)生流體解耦現(xiàn)象，上部流體流線上凸后下降恢復(fù)穩(wěn)定狀態(tài)，而下部流體在流體內(nèi)部密度梯度和地貌引起的重力加速作用下產(chǎn)生湍流擾動（Lawrence，1993）。隨著Fri的減小，背流面下部流體的湍流耗散和混合作用將更加強(qiáng)烈（W inters and Arm i，2012）；（3）當(dāng)?shù)孛哺叨群土黧w密度梯度增大而流速繼續(xù)降低時(shí)，背流面流體Fri進(jìn)一步減小，在越過地貌背流面時(shí)在順坡加速作用下轉(zhuǎn)變?yōu)槌R界流，隨后在地貌下游方向產(chǎn)生一系列不斷破碎的背流波（Castro and Snyder，1993），背流波具有與地貌相似的外形，其波長是Fri的函數(shù)（Miles and Huppert，1968），但所引起的巨大湍流擾動可能遠(yuǎn)高于地貌的高度；（4）當(dāng)Fri達(dá)到最低值時(shí)，背流面順坡加速下的超臨界流體在坡腳地貌坡度急劇變化下，濁流內(nèi)部發(fā)生水躍，地貌下游方向流體急劇減速、增厚，轉(zhuǎn)變?yōu)閬喤R界流體。順坡加速過程中重力勢能轉(zhuǎn)化為流體動能，隨后水躍過程中動能又迅速轉(zhuǎn)變?yōu)橥牧鞯膭幽艿暮纳⒁约傲黧w液面升高的重力勢能（圖3）。

圖3 內(nèi)弗勞德數(shù)（Fri）對地貌下游流體的影響（據(jù)Kneller and Buckee，2000）Fig.3 Effect of internal Froude number（Fri）on the behavior of flows downstream of topography（after Kneller and Buckee，2000）

盡管地學(xué)界在濁流對地貌的水動力響應(yīng)問題上已有較為完善的定量分析方法，但在實(shí)際工作中，由于直接觀測濁流沉積的難度較高，對濁積巖的研究往往依賴于露頭和巖心的解釋。因此，把濁流在構(gòu)造地貌下的水動力過程和沉積產(chǎn)物聯(lián)系起來極為重要。這方面的研究主要基于水槽物理模擬和濁積巖的沉積過程推測。其中，主要的濁流響應(yīng)過程包括：反射、偏轉(zhuǎn)和水躍。

2.1 反射

在濁流反射中，與濁流沉積相關(guān)的沉積構(gòu)造呈現(xiàn)出部分或完整的鮑瑪序列Ta-e，表明沉積物來源于時(shí)空上能量逐漸減弱（速度逐漸減?。┑膯蜗蛄?。Hiscott和Pickering（1984）在加大阿巴拉契亞山脈奧陶系盆地的深水平原野外露頭中，通過槽模、爬升波紋交錯層理、波痕等沉積構(gòu)造所指示古水流方向的多次改變和遞變層理的突然反轉(zhuǎn)，首次識別出具有濁流反射過程的鮑瑪序列。反射濁流具有與單向濁流相似的流動特征，在流速快速變化所導(dǎo)致沉積過程中產(chǎn)生相似但具組合特征的沉積序列。以此為標(biāo)準(zhǔn)，隨后在達(dá)爾馬提亞的新近系復(fù)理石（Marjanac，1990）、南設(shè)得蘭群島海溝（Porebskietal.，1991）、南海海槽（Pickeringetal.，1992）、馬德拉深海平原（Rothwelletal.，1992）和亞平寧山脈北部（Tinterri and Tagliaferri，2015；Tinterri and Piazza，2019）等新近系、第四系濁積巖中均識別出濁流區(qū)域／局部反射的證據(jù)（圖4；Hiscott and Pickering，1984；Pickering and Hiscott，1991）。

圖4 加大阿巴拉契亞山脈奧陶系盆地的深水平原反射濁流野外露頭與沉積模式（據(jù)Hiscott and Pickering，1984；有修改）Fig.4 Field outcrop and deposition model of reflected turbidity current on an Ordovician basin floor，Canadian Appalachians（modified from Hiscott and Pickering，1984）

基于大量濁流反射的野外露頭證據(jù)，一系列水槽實(shí)驗(yàn)揭示了濁流反射的機(jī)制（Pantin and Leeder，1987；Edwardsetal.，1994）。濁流一經(jīng)釋放，在抵達(dá)斜坡前呈現(xiàn)出流頭、主體和流尾的典型三段式分布。之后，濁流在斜坡處發(fā)生反射，流頭由斜坡向上移動并迅速減速、變薄，濁流的主體同樣減薄。同時(shí)，在流體下部可見遠(yuǎn)離斜坡的膨脹流體反向流動。流體的膨脹來源于反向流體流頭的重力垮塌作用，使其裹挾順向流體流尾并夾帶懸浮沉積物。隨后，膨脹的反向流體不斷分解成一系列向上游遷移的內(nèi)波（圖5）。

圖5 水槽實(shí)驗(yàn)中濁流反射的內(nèi)部流體運(yùn)動示意圖（據(jù)Edwards et al.，1994）Fig.5 Schematic diagram of internal fluid motions of reflected turbidity current during flume experiment（after Edwards et al.，1994）

無論濁流與反射面之間入射角的大小關(guān)系（垂直／傾斜入射），內(nèi)波始終沿著反射面（斜坡）的垂直方向傳播（Knelleretal.，1991；Edwardsetal.，1994；Kneller，1995）。在這一過程中，反射內(nèi)波可以理解為濁流反射所形成的反向移動內(nèi)部水躍：水躍過程中，流體厚度的突然增大伴隨著流速的急劇減小，使原順向流體的動能轉(zhuǎn)化為水躍處的湍流動能、流體厚度增大所增加的重力勢能以及反向傳播的內(nèi)波動能，在此過程中濁流的整體流態(tài)由超臨界態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)閬喤R界態(tài)。

反向流的速度Ub和流動距離dD（drag distance）計(jì)算方程如下（Pantin and Leeder，1987）：

式中：h為順向流流尾的厚度；H為反向流的厚度；L為反向流的長度；g′為折算重力加速度，g［Δρ／ρa(bǔ)］；為流體上下界面的復(fù)合阻力系數(shù)；為與流頭形狀和大小相關(guān)的形狀阻力系數(shù)。

因此，反向流的速度與厚度這二者和順向流流尾厚度的比值呈正相關(guān)關(guān)系。濁流的反射除了由水躍形成上部的反射內(nèi)波之外，在濁流減速、增厚使底部懸浮物濃度增加，并最終在形成的逆壓梯度下，近底床區(qū)域出現(xiàn)流體邊界層分離，地貌迎流面坡腳處會形成逆流而上的馬蹄渦（horseshoe vortex）。對于由湍流支撐的、具高雷諾數(shù)的濁流，其反射內(nèi)波移動距離大于馬蹄渦的長度（Mignot and Riviere，2010；Nasr-Azadani and Meiburg，2014a；Geetal.，2017）。整體上，反射內(nèi)波和馬蹄渦的能量逐漸減弱，所運(yùn)輸?shù)膽腋〕练e物粒徑逐漸變細(xì)，并形成與低底床剪切應(yīng)力相關(guān)，并經(jīng)過多次后期改造的底形（爬升波紋交錯層理、波痕等），多次反射內(nèi)波之間以細(xì)粒懸浮物沉降所形成的泥蓋層所分隔（Edwardsetal.，1994；Tinterri and Tagliaferri，2015；Tinterri and Piazza，2019）。

2.2 偏轉(zhuǎn)

偏轉(zhuǎn)指濁流在流經(jīng)地貌起伏時(shí)，流體的速度和方向隨著流動距離的增加而不斷變化以繞過地貌繼續(xù)向下游方向流動的過程，其間濁流整體流動方向未發(fā)生180°的轉(zhuǎn)變。

濁流的偏轉(zhuǎn)涉及到濁流流體的穩(wěn)定性和均勻性問題。其中，穩(wěn)定流指流體連續(xù)通過空間中固定點(diǎn)具有相同的速度矢量，流體的流動隨時(shí)間變化保持不變，即?u／?t＝0。與此相對應(yīng)的是不穩(wěn)定流：漸強(qiáng)流流速隨時(shí)間變化逐漸增大，即?u／?t＞0；漸弱流流速隨時(shí)間變化逐漸減小，即?u／?t＜0。均勻流指流體某一時(shí)間點(diǎn)連續(xù)通過空間中多個(gè)固定點(diǎn)具有相同的速度矢量，流體的流動隨空間變化保持不變，即u·?u／?x＝0。與此相對應(yīng)的是非均勻流：匯聚流流速隨空間變化逐漸增大，即u·?u／?x＞0；發(fā)散流流速隨空間變化逐漸減小，即u·?u／?x＜0（圖6；Kneller，1995；Kneller and Branney，1995）。流體流動的凈加速度計(jì)算方程如下：

圖6 穩(wěn)定流／不穩(wěn)定流和均勻流／非均勻流的定義草圖和加速度矩陣（據(jù)Kneller，1995；有修改）Fig.6 Definition sketches and acceleration matrix for steady／unsteady flows and uniform／non-uniform flows（modified from Kneller，1995）

圖7 產(chǎn)生發(fā)散流／匯聚流的情況（據(jù)Kneller and McCaffrey，1993；Kneller，1995；有修改）Fig.7 Situations producing divergent／convergent flows（modified from Kneller and McCaffrey，1993；Kneller，1995）

式中：?u／?t為濁流的時(shí)間加速度；u·?u／?x為濁流的空間加速度。

無論流體是穩(wěn)定流／漸強(qiáng)流／漸弱流還是均勻流／匯聚流／發(fā)散流，其內(nèi)懸浮物是否沉積的關(guān)鍵在于凈加速度du／dt是否小于0。當(dāng)du／dt＜0，在該時(shí)間點(diǎn)之后／空間點(diǎn)下游方向的時(shí)間點(diǎn)和空間點(diǎn)，流體的平均流速將開始低于最大顆粒的懸浮閾值，換言之湍流的動能無法繼續(xù)支撐懸移質(zhì)，沉積物總量超過流體的攜帶能力的上限，致使粒徑大于粉砂的砂質(zhì)和聚集成團(tuán)的泥質(zhì)由懸移質(zhì)轉(zhuǎn)變?yōu)橥埔瀑|(zhì)。直至后續(xù)流速小于推移質(zhì)載荷的閾值，發(fā)生快速沉積。因此，凈加速度du／dt是沉積是否發(fā)生的主要控制因素，但同時(shí)沉積物粒徑垂向和橫向變化將取決于流體不穩(wěn)定性（時(shí)間加速度，?u／?t）和非均勻性（空間加速度，u·?u／?x）的正負(fù)和相對大?。▓D6；Kneller，1995）。

根據(jù)濁流偏轉(zhuǎn)過程中流速隨空間的變化（發(fā)散流／匯聚流），可劃分為發(fā)散偏轉(zhuǎn)和匯聚偏轉(zhuǎn)。發(fā)散偏轉(zhuǎn)過程中，濁流的空間加速度小于0，進(jìn)一步細(xì)分可以發(fā)現(xiàn)：發(fā)散漸弱流和發(fā)散穩(wěn)定流的凈加速度一定小于0；而部分情況下，發(fā)散漸強(qiáng)流的凈加速度也會小于0。因此，發(fā)散偏轉(zhuǎn)整體上使?jié)崃鳒p速并沉積，主要發(fā)生于地貌坡度變緩處，如峽谷／水道出口的水道—朵葉過渡帶、構(gòu)造地貌迎流面的坡腳周圍等。匯聚偏轉(zhuǎn)過程中，濁流的空間加速度大于0，進(jìn)一步細(xì)分：匯聚漸強(qiáng)流和匯聚穩(wěn)定流的凈加速度一定大于0；只有部分情況下，匯聚漸弱流的凈加速度會小于0。因此，匯聚偏轉(zhuǎn)整體上使?jié)崃骷铀俨⑶治g或過路，主要發(fā)生于地貌坡度變陡處，如構(gòu)造地貌背流面、段邊界的迎流面處、下伏塑性地層（鹽巖／泥巖）的活動所形成的微盆地內(nèi)等（圖 6，圖 7；Kneller and McCaffrey，1993；Kneller，1995）。

2.3 水躍

濁流中的水躍是指高流速的超臨界濁流進(jìn)入低流速或基本靜止的亞臨界環(huán)境水中，濁流流速急劇降低、厚度迅速增大，部分動能被湍流耗散或轉(zhuǎn)換成重力勢能使流體液面升高的水力躍遷現(xiàn)象（Komar，1971）。水躍是濁流對于地貌坡度劇變化的局部響應(yīng)，導(dǎo)致地貌突變處湍流增強(qiáng)、侵蝕下切能力增加；同時(shí)水躍下游方向亞臨界流體的剪切流速降低，懸浮物不斷沉降、堆積，沉積區(qū)不斷向上游方向擴(kuò)張，水躍區(qū)域向上游方向遷移（圖8）。因此，在懸浮物沉降的遲滯效應(yīng)下，在水躍下游方向，濁流底床剪切速率與懸浮顆粒沉降速率比值U*／Us的減小，水躍下游方向沉積物堆積厚度不斷增大，沉積物堆積區(qū)域往往位于水躍下游的一定距離內(nèi)（Garcia and Parker，1989；Kostic and Parker，2006，2007；Postma and Cartigny，2014；Pohl，2019）。

圖8 濁流水力躍遷原理（據(jù)Postma and Cartigny，2014；Pohl，2019；有修改）Fig.8 Schematic diagram of a hydraulic jump of turbidity current（modified from Postma and Cartigny，2014；Pohl，2019）

3 濁流對構(gòu)造地貌的響應(yīng)

本質(zhì)上，濁流對復(fù)雜地貌差異響應(yīng)的微觀機(jī)制決定了其對構(gòu)造地貌的宏觀響應(yīng)。因此，濁流對地貌響應(yīng)的微觀機(jī)制研究能從理論上推導(dǎo)出宏觀狀態(tài)下的濁流沉積特征。然而，從微觀機(jī)制到宏觀沉積特征的定量描述依賴于較為完整的濁流水動力信息，包括但不限于濁流的速度、沉積物濃度和分布等參數(shù)。這對絕大多數(shù)濁流沉積物都是無法獲得的參數(shù)，因形成濁積巖的流體已消逝而無法測量。同時(shí)，由于構(gòu)造地貌過于復(fù)雜，單一濁流系統(tǒng)對單個(gè)構(gòu)造地貌的響應(yīng)通常已經(jīng)包括了反射、偏轉(zhuǎn)和水躍。當(dāng)?shù)?個(gè)類似或不同的構(gòu)造出現(xiàn)時(shí)，濁流的水動力條件可能發(fā)生局部甚至大部分改變，從而調(diào)節(jié)沉積物的分布特征。因此，針對濁流對構(gòu)造地貌的響應(yīng)，目前的研究方式依然以較為簡單的構(gòu)造和沉積參數(shù)為前提，并在研究實(shí)例的基礎(chǔ)上，構(gòu)建特定地貌下具有代表性特征的濁流沉積模型。文中詳述的構(gòu)造地貌重點(diǎn)集中于擠壓構(gòu)造背景下產(chǎn)生的褶皺，拉張背景下產(chǎn)生的正斷層，鹽構(gòu)造區(qū)域常見的微盆地和陸架邊緣常見的坡折帶。濁流對其他構(gòu)造地貌的響應(yīng)，一方面未見較為詳細(xì)的定量研究，另一方面也能夠在這些典型的構(gòu)造區(qū)域找到相類似的地貌。例如，走滑斷層形成的正花狀凸起和負(fù)花狀凹陷，在地貌上部分類似于褶皺突起和微盆凹陷。

3.1 濁流對褶皺地貌的響應(yīng)

作為深水區(qū)最為典型的正地形，由逆沖斷層、鹽／泥底辟構(gòu)造引起的褶皺地貌廣泛分布于婆羅洲西北緣褶皺沖斷帶、尼日爾三角洲盆地、西非／巴西外海／墨西哥灣等被動大陸邊緣盆地（Heini?and Davies，2006；Morley，2007，2009；Morley and Leong，2008；Hesseetal.，2010；Mayalletal.，2010；Morleyetal.，2011；Oluboyoetal.，2014；趙曉明等，2018；How lettetal.，2021；Zhangetal.，2021）；褶皺所形成的正地形遮擋及其附近局部的負(fù)地形限定，直接影響了濁流（水道）的流動路徑和相關(guān)沉積中心的形成，進(jìn)而控制了沉積物分布模式。

流體動力學(xué)數(shù)值模擬研究揭示了非限定性濁流垂直流向不同規(guī)模褶皺構(gòu)造的水動力響應(yīng)過程和沉積物分布特征：濁流在褶皺后緣的反向斜坡上發(fā)生反射回流（逆流水躍）而減速、增厚，上部濁流反射形成稀疏的反向溢流，同時(shí)底部高密度沉積物負(fù)載下形成致密的反向底流。濁流的回流攜帶沉積物顆粒重新匯入母流之中，降低了母流的衰減速率，延長了母流的持續(xù)時(shí)間。大部分濁流沿著褶皺后緣發(fā)散偏轉(zhuǎn)，并在繞過褶皺側(cè)翼后繼續(xù)順坡而下輸送沉積物；流體上部小部分低濃度濁流溢出褶皺，在褶皺前緣的坡腳處發(fā)生水躍并堆積沉積物。褶皺構(gòu)造地貌下濁流所攜帶的沉積物主要分布于褶皺后緣和前緣2處沉積物堆積區(qū)（圖9；How lettetal.，2019）。褶皺大小在很大程度上決定了濁流對褶皺地貌的差異響應(yīng)：對于小型褶皺，濁流迅速包圍整個(gè)褶皺區(qū)域，軸向部分流體減速增厚、膨脹，整體足以溢出至褶皺前緣并發(fā)生水躍；對于大型褶皺，濁流主要在褶皺后緣偏轉(zhuǎn)繞過褶皺區(qū)域，只有少部分低濃度流體溢出至褶皺前緣并發(fā)生水躍，并在褶皺前緣形成沉積物堆積缺失的 “陰影區(qū)”（How lettetal.，2019）。此外，褶皺的遮擋使得濁流在褶皺后緣反向斜坡上膨脹減速、反射回流，往往還伴隨著混合事件層（hybrid event beds）的形成（Tinterri and Tagliaferri，2015；操應(yīng)長等，2017a；Tinterri and Piazza，2019）。濁流對褶皺的響應(yīng)廣泛分布于全球深水區(qū)。如婆羅洲西北緣褶皺沖斷帶之上發(fā)育的大型非限定性濁積扇，其在下伏不斷生長的多段逆沖斷層的持續(xù)作用下，沉積物分布明顯受到逆沖褶皺的控制，廣泛分布于褶皺側(cè)翼和褶皺之間的背馱式盆地（圖10；Morley，2007；Morley and Leong，2008；Morley，2009）。此 外，自然界濁流對褶皺的響應(yīng)除了大型的非限定性濁積扇，還包括不同規(guī)模的水道—朵葉復(fù)合體。褶皺地貌對于水道—朵葉復(fù)合體的控制方式包括：限制（confinement）、改向（diversion）、偏轉(zhuǎn)（deflection）和封堵（blocking）（圖11；Clark and Cartwright，2009，2011，2012；陳亮等，2017）。上述4種響應(yīng)模式體現(xiàn)出在重力和微觀機(jī)制驅(qū)動下，濁流侵蝕及沉積作用形成的水道—朵葉復(fù)合體流動路徑總是遵循湍流動能損失最?。ㄕ匦巫畹吞帲┖椭亓菽軠p小最大（負(fù)地形最低處）的規(guī)律。在褶皺構(gòu)造持續(xù)生長作用下，濁流對于褶皺的響應(yīng)還體現(xiàn)在水道—朵葉復(fù)合體的長期演化：如尼日爾三角洲盆地距今15～3.7Ma逆沖斷層側(cè)向連接、生長、成熟和衰亡的長期演化過程中，水道—朵葉復(fù)合體先后經(jīng)歷了天然堤限定、垂向加積的沉積型單一水道→天然堤限定、側(cè)向疊置的侵蝕型復(fù)合水道和局限性朵葉→水道化席狀朵葉等多個(gè)階段（圖12；Pizzietal.，2020，2021，2023）。

圖10 邊緣檢測屬性圖、RMS振幅屬性圖和區(qū)域地震剖面，示意了婆羅洲西北緣褶皺沖斷帶的主要構(gòu)造和沉積特征（據(jù)Morley，2009；有修改）Fig.10 Edge map，RMS amplitude map of the seafloor and regional seismic lines，illustrating the main structural and sedimentary features of fold and thrust belt，NW margin of Borneo（modified from Morley，2009）

圖11 海底水道發(fā)育與褶皺地形相互作用的概念模型（據(jù)Clark and Cartw right，2009，2011）Fig.11 Conceptualmodels of interactions between submarine channel development and fold topography（after Clark and Cartwright，2009，2011）

圖12 應(yīng)變率和斷層連接隨時(shí)間變化下，水道路徑和構(gòu)型的持續(xù)變化模式（據(jù)Pizzi et al.，2023）Fig.12 Synthetic diagram summarizing the key changes in channel pathways and architectures as a function of strain rate and fault linkage through time（after Pizzi et al.，2023）

在此基礎(chǔ)之上，褶皺與濁積水道之間相互作用的控制因素更是近年來的研究熱點(diǎn)。具體而言包括：構(gòu)造上，褶皺的規(guī)模及外部形態(tài)特征；沉積上，濁積水道的規(guī)模、彎曲度、是否發(fā)育天然堤等。此外，褶皺構(gòu)造的生長速率與濁積水道內(nèi)部沉積物堆積速率的相對大小也極其重要：當(dāng)褶皺生長速率大于濁流沉積速率時(shí)，根據(jù)褶皺形成的不同構(gòu)造地貌，水道可能發(fā)生高角度改向、向褶皺段邊界改向、向下游可容空間發(fā)生改向；朵葉受控于褶皺地形起伏的單側(cè)／雙側(cè)限制作用阻塞了濁流沿斜坡而下的路線，形成局限性朵葉。當(dāng)褶皺生長速率小于濁流沉積速率時(shí)，水道會繞過褶皺發(fā)生小角度（小規(guī)模）的改向；同時(shí)褶皺也不會對朵葉起到封堵及局限作用，其遠(yuǎn)端朵葉會不斷疊置發(fā)育（圖13；Oluboyoetal.，2014；Howlettetal.，2021）。此外，水槽模擬研究證實(shí)了濁流流向與褶皺走向之間的夾角在很大程度上決定了兩者相互作用的方式、濁流的流態(tài)及其對濁流沉積的控制：濁流流向與褶皺走向近于平行時(shí)，褶皺單側(cè)限制濁流的同時(shí)，濁流會侵蝕側(cè)向褶皺遮擋物，軸向流速顯著加快；濁流流向與褶皺走向斜交時(shí)，部分濁流沿著斜向褶皺發(fā)生偏轉(zhuǎn)并加速，導(dǎo)致濁流在褶皺周圍發(fā)生分叉，形成褶皺前緣及后緣濁流轉(zhuǎn)向處2個(gè)主要沉積區(qū)；濁流近乎垂直流向褶皺時(shí)，褶皺正面直接限制濁流，部分濁流直接侵蝕、越過褶皺，在褶皺的前緣部位發(fā)生水躍與沉積，部分濁流受到褶皺的封堵作用，在褶皺后緣處發(fā)生反射回流分散并產(chǎn)生沉積物的堆積（Soutteretal.，2021）。

圖13 鹽底辟等鹽核構(gòu)造對深水沉積體系的主要影響總結(jié)圖（據(jù)Howlett et al.，2021）Fig.13 Summary graph of the major influences of salt-cored structures such as salt diapirs on deep-water depositional systems（after Howlett et al.，2021）

水道形態(tài)演化對于褶皺生長響應(yīng)的定量研究是近年來的另一研究熱點(diǎn)。Jolly等先后對尼日爾三角洲褶皺沖斷帶的多個(gè)研究區(qū)采用定量方法恢復(fù)下伏逆沖褶皺構(gòu)造的應(yīng)變（率）和累積應(yīng)變（率），同時(shí)對水道剖面形態(tài)（寬度、深度、寬深比、凹度等），平面形態(tài)（蛇曲度、曲率），滿槽水力學(xué)參數(shù)預(yù)測（底床剪切應(yīng)力、流速等）等進(jìn)行統(tǒng)計(jì)學(xué)定量分析（Jollyetal.，2016，2017；Pizzietal.，2021；Mitchelletal.，2021a，2021b，2022）。相關(guān)研究成果揭示了濁流總是選取構(gòu)造應(yīng)變（率）最低處（即褶皺隆起相對最低點(diǎn)）侵蝕下切，在水道剖面形態(tài)上表現(xiàn)為下切深度顯著增大，但水道寬度無明顯變化，寬深比顯著減小，水力學(xué)參數(shù)計(jì)算所預(yù)測的底床剪切應(yīng)力和濁流流速顯著增大；當(dāng)?shù)状布羟袘?yīng)力未達(dá)到閾值時(shí)，在生長褶皺的地形起伏作用下，水道發(fā)生改向或偏轉(zhuǎn)，蛇曲度、曲率增大，且水道內(nèi)部濁流更容易溢出天然堤形成決口扇。

盡管在主要的沉積模式上取得了相當(dāng)?shù)倪M(jìn)展，當(dāng)前濁流對褶皺的響應(yīng)研究仍然存在一些不足之處。首先，水道能否下切褶皺的底床剪切應(yīng)力與構(gòu)造應(yīng)變率之間相互的閾值及相關(guān)參數(shù)的控制作用仍不明確，亟需更多基于高精度海底測深數(shù)據(jù)的統(tǒng)計(jì)學(xué)定量研究。其次，受限于鹽巖活動的多期性及復(fù)雜性，廣泛分布于被動大陸邊緣鹽相關(guān)褶皺的生長速率恢復(fù)仍是構(gòu)造地質(zhì)學(xué)家們面臨的棘手問題（Giles and Rowan，2012；Cumberpatchetal.，2021a，2021b）。同時(shí)，濁流對多期、持續(xù)性生長鹽相關(guān)褶皺和底辟的響應(yīng)仍不明確，缺乏水道形態(tài)演化與鹽構(gòu)造生長速率恢復(fù)的定量研究。最后，自然界中的褶皺帶往往由多段褶皺所構(gòu)成，褶皺之間的排列方式及連接方式具有時(shí)間和空間上的差異性與復(fù)雜性（圖 10；Higginsetal.，2007；Morley，2009；Bretisetal.，2011；Grasemann and Schmalholz，2012；Fernandez and Kaus，2014；Collignonetal.，2014，2015）。但當(dāng)前的定量研究往往局限于單一褶皺（圖13；How lettetal.，2019；Soutteretal.，2021），缺乏濁流對多段褶皺地貌水動力和沉積響應(yīng)的定量研究。

3.2 濁流對正斷層地貌的響應(yīng)

作為巖石圈拉張的產(chǎn)物，裂谷盆地接受了大量陸源碎屑沉積物。隨著裂谷拉張，深水環(huán)境逐漸占據(jù)主導(dǎo)，濁流在輸送沉積物的過程中也變得十分重要。深水裂谷盆地內(nèi)濁流沉積物的分布受到多種盆外因素的控制，如裂谷盆地的地形、氣候變化、物源區(qū)變化、海平面升降、相關(guān)水系變化等；但直接影響裂谷內(nèi)沉積物分布的仍為盆內(nèi)控制因素，其中眾多正斷層及其排列樣式直接控制著半地塹地形的形成（Leeder and Gaw thorpe，1987；Ravn?s and Steel，1998；Gaw thorpe and Leeder，2000）。因此，正斷層的生長發(fā)育直接控制了與裂谷盆地相關(guān)的地貌變化，進(jìn)而控制著盆內(nèi)濁流沉積物的時(shí)空展布特征。

從構(gòu)造的角度看，正斷層具有典型的上盤下降、下盤上升的運(yùn)動學(xué)特征，斷距在斷面中心處達(dá)到最大值，沿走向朝斷層末端逐漸減小至零。斷層走向上的斷距變化使得斷層下降盤沿走向有向斜構(gòu)造，相對應(yīng)地，斷層上升盤具有背斜構(gòu)造，同時(shí)斷層兩端常發(fā)育斷層傳播褶皺（Schlische，1995；Gawthorpe and Leeder，2000；Geetal.，2017）。流體力學(xué)數(shù)值模擬研究揭示了非限定、自然尺度的濁流垂直流向三維正斷層的水動力響應(yīng)過程和沉積物分布特征。濁流流經(jīng)正斷層地貌主要在以下3個(gè)區(qū)域發(fā)生沉積物的堆積：（1）正斷層上升盤小型背斜處濁流反射回流所形成的橫向沉積區(qū)；（2）正斷層下降盤坡腳處水躍作用及下降盤前緣濁流反射回流所形成的橫向沉積區(qū)；（3）正斷層下降盤反向斜坡頂部沉積物與濁流二次反向底流改造作用相關(guān)的橫向沉積區(qū)（圖14；Geetal.，2017）。

圖14 非限定性濁流對正斷層地貌響應(yīng)的流體動力學(xué)數(shù)值模擬結(jié)果與原理示意圖（據(jù)Ge et al.，2017；有修改）Fig.14 Computational Fluid Dynamics numerical simulation results and schematic diagram of response of unconfined turbidity current to normal fault topography（modified from Ge et al.，2017）

裂谷盆地初期至成熟期，多個(gè)呈雁列式分布的小型正斷層往往在區(qū)域拉張應(yīng)力作用下通過斷層末端的斷層傳播褶皺不斷相互連接、生長，最終形成大型貫穿式斷層。生長過程中同傾向的斷層之間多發(fā)育轉(zhuǎn)換斜坡地貌（Cartwrightetal.，1995；Cowie，1998；Gawthorpe and Leeder，2000；Gupta and Scholz，2000；Walshetal.，2002；Nicoletal.，2005；Athmer and Luthi，2011；Fossen and Rotevatn，2016）。斷層轉(zhuǎn)換斜坡一方面能夠在相鄰斷層之間傳遞構(gòu)造應(yīng)變，另一方面會成為相鄰斷層之間、從上升盤隆起處到下降盤沉積中心處重要的沉積物運(yùn)輸通道（Gawthorpe and Hurst，1993；Morley，1995；Imberetal.，2004；Athmer and Luthi，2011；Fossen and Rotevatn，2016）。

隨著斷層段生長連接過程中斷距、重疊距離和分隔距離的持續(xù)變化，濁流對于轉(zhuǎn)換斜坡也會形成具有差異的響應(yīng)特征：對于早期轉(zhuǎn)換斜坡，其垂向斷距和重疊距離仍較小，濁流僅在轉(zhuǎn)換斜坡處沉積過路，未發(fā)生明顯的沉積；對于成熟期轉(zhuǎn)換斜坡，其具有更大的垂向斷距和重疊距離，當(dāng)斷層間分隔距離較小，則濁流對轉(zhuǎn)換斜坡的響應(yīng)與單個(gè)斷層類似，但當(dāng)斷層間分隔距離較大，濁流逐漸傾向于在轉(zhuǎn)換斜坡處發(fā)生轉(zhuǎn)向并在斷層下盤向斜處發(fā)生沉積物的堆積（圖15；Geetal.，2018）。

圖15 非限定性濁流對轉(zhuǎn)換斜坡地貌響應(yīng)的模型示意圖（據(jù)Ge et al.，2018；有修改）Fig.15 Schematic diagram of response of unconfined turbidity current to relay-ramp topography（modified from Ge et al.，2018）

與褶皺地貌類似，濁流流向與正斷層（轉(zhuǎn)換斜坡）走向之間的夾角同樣決定了濁流的流態(tài)及正斷層（轉(zhuǎn)換斜坡）附近沉積物的分布模式?，F(xiàn)有的研究大多采用野外露頭（Cullenetal.，2020）、物理模擬與數(shù)值模擬相結(jié)合的方法（Athmeretal.，2010）等。野外露頭的不足之處在于無法從盆地尺度定量分析入射角的控制作用；而物理模擬與數(shù)值模擬相結(jié)合的方法存在模型尺寸與自然尺度之間的放縮問題，無法做到真實(shí)的自然尺度模擬。因此，入射角的變化對于濁流在正斷層（轉(zhuǎn)換斜坡）附近的控制作用亟需高精度的流體動力學(xué)數(shù)值模擬甚至是濁流原位觀測的結(jié)果來定量分析。另一方面，濁流對于正斷層（轉(zhuǎn)換斜坡）的復(fù)雜結(jié)構(gòu)樣式的差異響應(yīng)研究仍可進(jìn)一步細(xì)化，如定量分析正斷層的斷距、斷面傾角、斷層上下盤的坡度等，以及轉(zhuǎn)換斜坡的破碎方式（下盤、上盤、雙重和中心破碎）（Fossen and Rotevatn，2016；Plenderleithetal.，2022）等對于濁流沉積模式的控制作用。

3.3 濁流對微盆地地貌的響應(yīng)

含鹽（泥）盆地在重力滑脫與重力擴(kuò)展作用下，使得下伏的塑性鹽（泥）巖發(fā)生變形，鹽（泥）巖由鹽撤凹陷驅(qū)替至鄰近的鹽（泥）底辟，使得后期形成的沉積中心位于鹽撤凹陷之上的小型“碟狀”向斜即為微盆地（Hudecetal.，2009；Jackson and Hudec，2017）。微盆地是陸坡之上典型的海底構(gòu)造地貌，其廣泛分布于含鹽（泥）等下伏塑性基底的被動大陸邊緣盆地，如墨西哥灣盆地（Mayalletal.，2010；Wuetal.，2020）、西非下剛果盆地（Doughty-Jonesetal.，2017，2019）、巴西桑托斯盆地（Gamboa and Alves，2015；Rodriguezetal.，2018，2021）。而且其集中發(fā)育區(qū)域往往處于這些盆地的深水區(qū)，因而也往往發(fā)育了濁流沉積系統(tǒng)。微盆地內(nèi)濁流的充填是沉積物供給與構(gòu)造活動形成的可容空間共同控制下的結(jié)果。Prather等（1998）將墨西哥灣大陸坡上的微盆地劃分成了3類可容空間：阻塞盆地可容空間（ponded-basin accommodation）、斜坡可容空間（slope accommodation）、愈合—斜坡可容空間（healed-slope accommodation）。在此基礎(chǔ)之上，對微盆中濁流沉積模式進(jìn)一步發(fā)展，形成了經(jīng)典的微盆地充填模式——“充填—溢出”模式，其強(qiáng)調(diào)了微盆地內(nèi)沉積物的充填是沉積物驅(qū)動、同時(shí)由微盆沉降來調(diào)節(jié)可容空間的一個(gè)動態(tài)過程。充填—溢出模式將微盆地的充填細(xì)化為4個(gè)階段：（1）濁流阻塞階段：流向微盆地的濁流被微盆地的強(qiáng)限制作用完全捕獲，發(fā)生沉積物的堆積；（2）濁流剝離階段：隨著微盆地底部沉積物的堆積，其地形起伏相對減小，濁流中相對細(xì)粒的組分由上部低密度濁流所攜帶并越過地形的起伏阻擋，輸送至下游的微盆地中；而相對粗粒的組分則在下部高密度濁流的自身重力作用下，在盆地邊緣的反向斜坡處反射回流并快速堆積沉積物；（3）濁流過路階段：濁流以下切、侵蝕的方式發(fā)生沉積過路，主體流入順坡方向下游的微盆地之中，或在局部地形偏轉(zhuǎn)或沉積物供給方向變化下，濁流流動路徑改變使得先存微盆地可容空間廢棄；（4）細(xì)粒沉積披覆階段：微盆地及周圍地形因基準(zhǔn)面的上升而被細(xì)粒沉積物（深海披覆泥）所覆蓋（圖16；Badalinietal.，2000；Beaubouef and Friedmann，2000；Boothetal.，2000，2003；Sinclair and Tomasso，2002；Beaubouefetal.，2003；Beaubouef and Abreu，2006）。

圖16 限定性濁積盆地遞進(jìn)式充填及下游盆地坡底伴生沉積模式（據(jù)Sinclair and Tomasso，2002；有修改）Fig.16 Depositionalmodel for the progressive infill of a confined turbidite basin and associated deposits at the base of the slope of a lower basin（modified from Sinclair and Tomasso，2002）

經(jīng)典微盆地 “充填—溢出”模式的不足之處在于其僅考慮了微盆地充填過程中的盆地沉降調(diào)節(jié)作用，而未考慮到這一過程中鹽底辟活動性對于微盆地可容空間的動態(tài)控制。隨著濁流攜帶的沉積物不斷為微盆地所捕獲，微盆地內(nèi)部沉積物堆積速率存在一定差異性，沉積中心處沉積物堆積速率往往大于周邊區(qū)域。同時(shí)，區(qū)域構(gòu)造活動會導(dǎo)致鹽巖變形，如擠壓作用可驅(qū)替鹽巖至兩側(cè)鹽底辟導(dǎo)致微盆地深度加大，而在拉張作用下底辟頂部發(fā)生凹陷形成新的微盆地等。上述沉積物速率、構(gòu)造活動結(jié)合區(qū)域水深變化共同控制了微盆地的沉降機(jī)制（Hudecetal.，2009）。考慮到微盆地與鹽底辟的共同演化，在墨西哥灣微盆地內(nèi)與濁流相關(guān)塊體搬運(yùn)復(fù)合體（MTCs）的沉積過程模型基礎(chǔ)上發(fā)展出了“中心沉降—邊緣滑塌”模式，其可劃分為3個(gè)階段：（1）濁流初始滯留階段；（2）中心沉降—邊緣隆升階段：隨著微盆地沉積中心處遠(yuǎn)源沉積物的堆積，在差異負(fù)載作用下，微盆地中心不斷沉降，兩翼鹽底辟不斷生長；（3）邊緣滑塌階段：隨著兩翼鹽底辟的不斷生長，微盆地邊緣的鹽底辟上覆地層發(fā)生滑塌斷裂，產(chǎn)生近源的塊體搬運(yùn)復(fù)合體并被微盆地所捕獲，促進(jìn)微盆地的進(jìn)一步沉降。上述3個(gè)階段的不斷循環(huán)使得微盆地內(nèi)部充填了多期次的塊體搬運(yùn)復(fù)合體、泥質(zhì)濁流沉積和半遠(yuǎn)洋沉積（圖17，圖18；Madofetal.，2009，2017；Wuetal.，2020）。雖然 “中心沉降—邊緣滑塌”模式主要針對塊體搬運(yùn)復(fù)合體和泥質(zhì)濁流（Doughty-Jonesetal.，2017，2019；Wuetal.，2020），但是其對于濁流在微盆地的沉積仍具借鑒意義。尤其是在濁流充填微盆過程中，微盆周圍底辟活動及相關(guān)滑塌作用所形成近源濁流使?jié)崃鞯某练e模式更為復(fù)雜。

圖17 鹽構(gòu)造控制下微盆地內(nèi)塊體搬運(yùn)復(fù)合體循環(huán)形成的概念模型（沉降與隆升箭頭的相對大小示意了構(gòu)造活動的相對速率；據(jù)Madof et al.，2009）Fig.17 Conceptualmodel showing salt-controlled cyclic generation of intrabasinalmass transport complexes（MTCs）（the relative sizes of subsidence and uplift arrows indicate the relative rates of tectonic activity；after Madof et al.，2009）

圖18 “充填—溢出”模式（a）與 “中心沉降—邊緣滑塌”模式（b）的比較（據(jù)Madof et al.，2017；有修改）Fig.18 Comparison of fill-and-spillmodel（a）and subsidence and margin failure model（b）（modified from Madof et al.，2017）

微盆地內(nèi)部濁流的水動力響應(yīng)，早在本世紀(jì)初期就通過大量的水槽實(shí)驗(yàn)揭示了濁流整體呈現(xiàn)為近端水躍、遠(yuǎn)端反射回流的 “充填—溢出”模式（Lambetal.，2004，2006；Violetetal.，2005；Tonioloetal.，2006a，2006b；Maharaj，2012），但微盆地內(nèi)部濁流多次反射回流可能形成的內(nèi)部環(huán)流對于沉積物分布的控制作用仍不明確，仍需高精度的流體動力學(xué)數(shù)值模擬來定量研究自然尺度下濁流對微盆地的響應(yīng)。此外，針對微盆地的充填模式，無論是偏向于微盆沉積特征的濁流事件水槽實(shí)驗(yàn)（Violetetal.，2005；Khan and Im ran，2008；Sequeirosetal.，2009；Spinewineetal.，2009；Maharaj，2012），還是偏向于微盆構(gòu)造演化的砂箱物理模 擬（Callotetal.，2016；Mianaekere and Adam，2020），都無法同時(shí)考慮微盆地內(nèi)濁流沉積與鹽構(gòu)造活動的相互作用。近年來取得長足發(fā)展的數(shù)值模擬方法，只揭示了靜態(tài)微盆地內(nèi)地層充填過程中沉積中心向上游方向退積疊置的現(xiàn)象（Wangetal.，2017；Bastianonetal.，2021）；Sylvester等（2015）為數(shù)不多地考慮了動態(tài)充填過程，但也僅是建立微盆地沉積過程中簡易的沉積物質(zhì)量平衡模型，聚焦于沉積物供給與盆地沉降之間的相互作用，但未考慮下伏鹽巖活動所控制的微盆地可容空間的變化。因此，未來可綜合利用基于地球動力學(xué)的構(gòu)造數(shù)值模擬和基于盆地沉積動力學(xué)的沉積數(shù)值模擬，將二者聯(lián)動起來，并通過改變相關(guān)構(gòu)造參數(shù)（鹽巖流動性、微盆地深度、平面長寬比、剖面縱橫比等）和沉積參數(shù)（沉積物通量、水通量、降水量、沉積物輸送系數(shù)等）在盆地尺度上定量分析構(gòu)造—沉積耦合下微盆地內(nèi)濁流的動態(tài)充填過程。

3.4 濁流對坡折地貌的響應(yīng)

順坡而下的濁流所流經(jīng)的海底坡度往往發(fā)生一定變化，局部坡度迅速減緩處即為坡折（slope break；Mutti and Normark，1987）。在自然界中，坡折的分布非常廣泛。例如，從大陸坡向深水盆地的過渡中，往往會出現(xiàn)坡折帶。當(dāng)濁流流經(jīng)坡折處時(shí)，坡度減緩，產(chǎn)生以水道—朵葉轉(zhuǎn)換帶及伴生的周期階坎為典型的自生地貌。因此，濁流在緩坡處發(fā)生水躍，逐漸由過路轉(zhuǎn)變?yōu)槌练e，并在坡折下游形成沉積物堆積區(qū)（Garcia and Parker，1989；郭彥英和黃河清，2013；Cartignyetal.，2014；Pohl，2019；楊宇平，2020；侯明才等，2022；Hodgsonetal.，2022；鐘廣法，2023）。

水槽實(shí)驗(yàn)揭示了濁流對坡折響應(yīng)的機(jī)制：坡度的減小直接減少了重力作用于濁流下坡方向的分量，當(dāng)該分量小于濁流所遇到的阻力時(shí)，濁流將在流速剖面上呈現(xiàn)出邊界區(qū)減速和增厚。因此，濁流剪切力減小、攜沙能力降低，最終形成沉積物的堆積。濁流流經(jīng)坡折時(shí)，密度分層程度減弱，使得懸浮沉積物在垂向上混合程度更高，表明坡折所引起的湍流增強(qiáng)（Grayetal.，2005）。

在濁流攜沙能力驅(qū)動與密度分層增強(qiáng)的復(fù)合作用下，坡折下游的沉積物堆積具有一定的粒徑粗化現(xiàn)象；同時(shí)，坡折下游泥沙淤積和堵塞作用逐漸形成一個(gè)反向斜坡（坡折下坡坡度減小甚至為負(fù)值），超臨界濁流減速增厚轉(zhuǎn)變?yōu)閬喤R界濁流的過程中發(fā)生水躍，使得坡折所導(dǎo)致的沉積物堆積位于坡折下游方向的一定距離內(nèi)（圖19；Garcia and Parker，1989；Pohl，2019；Pohletal.，2022）。坡折控砂受到上坡坡度和下坡坡度的同時(shí)控制：砂體上傾尖滅點(diǎn)的位置受上坡坡度的控制，而沉積物堆積厚度的增加受下坡坡度的控制。上坡坡度的增加使得上傾尖滅點(diǎn)向下坡方向遷移，斜坡砂體與坡折底部砂體之間的連通性減弱；下坡坡度的增加使得沉積物堆積厚度逐漸減小，但不影響上傾尖滅點(diǎn)的位置（圖19；Pohl，2019；Pohletal.，2020）。

圖19 濁流流經(jīng)坡折（a）并在坡折下坡堆積沉積物形成反向斜坡（b）的流體與沉積動力學(xué)概念模型（據(jù)Pohl，2019；Pohl et al.，2020；有修改）Fig.19 Flow-dynamic model for a turbidity current crossing a slope break（a）and depositing on the lower slope，later the deposited sediment forms an adverse slope（b）（modified from Pohl，2019；Pohl et al.，2020）

在坡折及其下游方向水躍的誘發(fā)作用下，該區(qū)域多形成水道—朵葉轉(zhuǎn)換帶并伴生一系列以周期階坎為典型特征的超臨界流底形（Mutti and Normark，1987；Masellietal.，2021）。周期階坎是由超臨界流和亞臨界流頻繁交替產(chǎn)生水躍作用所引起的一系列向流體上游方向遷移的自生地層沉積序列（Zhongetal.，2015；操應(yīng)長等，2017b；Slootman and Cartigny，2020；王大偉等，2020；鐘廣法，2023）。周期階坎的坡度變化使得流經(jīng)的濁流由超臨界態(tài)向亞臨界態(tài)轉(zhuǎn)化，產(chǎn)生水躍。在此過程中，背流面的超臨界濁流持續(xù)加速，使得底床的剪切應(yīng)力增加，泥沙夾帶速度逐漸大于泥沙沉降速度，從而在背流面發(fā)生侵蝕作用；當(dāng)濁流抵達(dá)迎流面的反向斜坡時(shí)，濁流流速逐漸降低，轉(zhuǎn)變成亞臨界流，使得底床的剪切應(yīng)力減小，泥沙夾帶速度逐漸小于泥沙沉降速度，從而在迎流面發(fā)生沉積作用（圖20；Cartignyetal.，2014；Zhongetal.，2015；王大偉 等，2018，2020；Slootmana and Cartigny，2020）。根據(jù)周期階坎背流面與迎流面的沉積速率與侵蝕速率的相對大小，可將周期階坎劃分為：完全沉積型、部分沉積型、過渡型、部分侵蝕型與完全侵蝕型（Slootman and Cartigny，2020；鐘廣法，2023）。

圖20 周期階坎形成的示意圖和水槽實(shí)驗(yàn)快照（據(jù)Postma et al.，2009，2014；Slootmana and Cartigny，2020）Fig.20 Definition diagram and snapshot during flume experiment of cyclic steps（after Postma et al.，2009，2014；Slootmana and Cartigny，2020）

值得說明的是，濁流對于周期階坎的響應(yīng)研究是迄今為止唯一得到濁流原位觀測證明的。Hughes Clarke于2013年6月對加拿大斯闊米什河河口前緣的前三角洲進(jìn)行了長達(dá)6天的原位觀測，期間直接記錄到多次涌浪式濁流流經(jīng)平面呈新月形的周期階坎時(shí)，流體厚度在迎流面突然增厚發(fā)生水躍的現(xiàn)象，且觀測期間的多次多波束測深證實(shí)了濁流流經(jīng)周期階坎的前后其背流面侵蝕、迎流面沉積、整體向上游方向遷移的現(xiàn)象（Hughes Clarke，2016）。

4 結(jié)論與展望

濁流對復(fù)雜構(gòu)造地貌的響應(yīng)特征是在對濁流不斷深入研究中發(fā)現(xiàn)的科學(xué)問題。盡管大量的模擬實(shí)驗(yàn)研究和多種水動力分析方法使在復(fù)雜地貌區(qū)預(yù)測濁流沉積成為可能，但由于獲取濁流流態(tài)和沉積物濃度等參數(shù)過于困難，同時(shí)實(shí)際地貌又過于復(fù)雜。因此，從濁流在各類地貌下的微觀水動力響應(yīng)機(jī)制到構(gòu)造盆地內(nèi)的宏觀沉積分布仍然存在著較大的鴻溝。因此，濁流對各類構(gòu)造地貌的宏觀響應(yīng)模式仍然是目前相關(guān)研究的重點(diǎn)。總的來說，濁流對多種復(fù)雜構(gòu)造地貌的響應(yīng)集相似性與差異性為一體。在褶皺后緣等地貌的相對高點(diǎn)處，濁流重力勢能增加，濁流反射回流在上游方向堆積沉積物，反向流的強(qiáng)度控制沉積物堆積范圍；在褶皺前緣等地貌的相對低點(diǎn)處濁流重力勢能減小，濁流水躍并在下游方向堆積沉積物，水躍強(qiáng)度控制沉積物堆積范圍。同時(shí)，由于不同地貌的樣式差異，濁流在不同地貌中的沉積特征又有不同：

1）由逆沖斷層／鹽（泥）底辟構(gòu)造引起的褶皺地貌中，濁流整體在褶皺后緣發(fā)散偏轉(zhuǎn)，在前緣匯聚偏轉(zhuǎn)，部分濁流反射回母流，部分濁流從褶皺頂部溢出至下游，形成褶皺后緣和前緣2處沉積物堆積區(qū)。

2）由正斷層及其組合引起的正斷層地貌中，濁流整體在斷層上盤水躍，部分濁流由于斷層上、下盤的三維構(gòu)造差異發(fā)生局部反向流動，形成斷層下盤邊緣、上盤坡腳及斜坡頂部3處沉積物堆積區(qū)。

3）由下伏塑性地層（鹽巖／泥巖）的活動所形成的微盆地地貌，濁流整體呈現(xiàn)為近端水躍、遠(yuǎn)端反射回流的 “充填—溢出”模式。

4）由坡折引起、以水道—朵葉轉(zhuǎn)換帶及伴生的周期階坎為典型的自生地貌中，濁流在緩坡處發(fā)生水躍并形成沉積物堆積區(qū)。

盡管在濁流對復(fù)雜地貌的響應(yīng)上取得了相當(dāng)?shù)倪M(jìn)展，但當(dāng)前的研究結(jié)果仍以基于野外露頭、三維地震、水槽實(shí)驗(yàn)的定性—半定量研究為主，缺乏定量的濁流原位觀測和數(shù)值模擬研究。因此，未來研究重點(diǎn)可朝著定量化、真實(shí)化、構(gòu)造—沉積耦合等方向發(fā)展：

1）在當(dāng)前基于原位觀測明確濁流流體結(jié)構(gòu)的基礎(chǔ)之上，對全球范圍內(nèi)、典型構(gòu)造地貌進(jìn)行定量化原位觀測研究。

2）在原位觀測獲得更多濁流流體參數(shù)基礎(chǔ)之上，通過流體動力學(xué)數(shù)值模擬揭示濁流對于多個(gè)組合型復(fù)雜真實(shí)構(gòu)造地貌的響應(yīng)，在機(jī)理上更好地了解濁流的水動力過程，為深水油氣勘探建立真實(shí)可靠的自然尺度地質(zhì)模型。

3）由于盆地演化的復(fù)雜性，可以考慮構(gòu)造與沉積之間的相互控制作用，例如可以采用構(gòu)造砂箱模擬與水槽物理模擬相結(jié)合、地球動力學(xué)構(gòu)造數(shù)值模擬與盆地沉積動力學(xué)數(shù)值模擬相結(jié)合等綜合方法，定量揭示構(gòu)造—沉積耦合作用下濁流對構(gòu)造地貌的響應(yīng)機(jī)制。