深水单向迁移水道建造模式与成因机制研究进展*

周 伟

1 成都理工大学能源学院，四川成都 610059 2 油气藏地质及开发工程国家重点实验室，成都理工大学，四川成都 610059

1 概述

深水水道是发育在大陆坡和深海盆地的一种常见海底伸长状负地貌。作为大陆边缘浅水物质向深海盆地搬运的主要通道，深水水道在被动大陆边缘盆地“源-汇”系统研究中占有重要地位(Piper and Normark，2001;Allen，2008)。同时，深水水道是深海领域油气重要的富集单元之一(Mayalletal.， 2006)。因此，深水水道受到了学术界和油气工业界的密切关注。

1—中国南海北部珠江口盆地(Zhu et al.， 2010;Gong et al.， 2013;Li et al.， 2013;Zhou et al.， 2015)；2—中国南海北部琼东南盆地(He et al.， 2013)；3—格陵兰伊尔明格盆地(Rasmussen et al.， 2003)；4—西非下刚果盆地(Gong et al.， 2016)；5—西非加蓬盆地(Séranne and NzéAbeigne，1999)；6—巴西坎波斯盆地(Viana et al.， 1999)；7—加拿大新斯科舍陆缘(Campbell and Mosher，2016)；8—坦桑尼亚外海Tanzania Coastal盆地(Sansom，2018)；9—莫桑比克Rovuma盆地(Chen et al.， 2020； Fonnesu et al.， 2020)。底图来自美国国家地球物理数据中心网站(http: //www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/global.html)，作者为Varner J 和 Lim E图 1 单向迁移水道在世界海洋中的分布Fig.1 Distribution of unidirectionally migrating channels in the world’s oceans and seas

深水水道按照成因可以分为重力流水道(或浊积水道)、底流水道及重力流与等深流交互作用成因水道。其中重力流水道(或浊积水道)主要沿着垂直陆坡走向发育，具有典型的“V”形、“U”形或“鸥翼状”水道横剖面形态，主要表现为顺直(低弯度)或高弯度双侧迁移(摆动)特征，为重力流侵蚀—沉积作用形成(Abreuetal.， 2003;Fildanietal.， 2013;Loweetal.， 2019;李华和何幼斌，2020)。底流水道主要沿着平行陆坡走向发育，常具顺直(低弯度)特征，表现为壕沟(moat)或等深流水道(contourite channel)，其发育往往与等深流漂积体(contourite drift)相伴生，主要为平行陆坡走向流动等深流侵蚀作用形成(Hernndez-Molinaetal.， 2008;Rebescoetal.， 2014;Miramontesetal.， 2021)。通常，深海重力流与底流作用并非完全是孤立存在的，在特殊的环境下两者可以同一时间、同一地点发生交互作用。深水水道是重力流与底流发生交互作用最有利的场所(Shanmugam，2003；Rebescoetal.， 2014)。特别是沿水道向下坡方向流动的浊流与底流(如平行陆坡走向的等深流、沿水道轴向往复流动的潮汐底流等)的交互作用最为普遍。其中，Gong 等(2013)首先定义了重力流与等深流交互作用成因的一种侧向上向一个方向迁移的水道类型——深水单向迁移水道。深水单向迁移水道主要沿着垂直陆坡走向发育，具有典型的非对称“U”或“V”形、非对称“鸥翼状”水道横剖面形态，整条水道均表现为持续向一侧迁移特征(李华等，2013;Gongetal.， 2013，2018;Sansom，2018;Chenetal.， 2020;Fonnesuetal.， 2020;Fuhrmannetal.， 2020)。深水单向迁移水道作为重力流与等深流交互作用最典型产物，其在中国南海北部珠江口盆地、中国南海琼东南盆地、西非下刚果盆地、西非加蓬盆地、东非莫桑比克Rovuma盆地、东非坦桑尼亚Tanzania Coastal盆地、格陵兰伊尔明格盆地、巴西坎波斯盆地和加拿大新斯科舍陆缘均有发育(Séranne and NzéAbeigne，1999;Vianaetal.， 1999;Rasmussenetal.， 2003;Zhuetal.， 2010;Heetal.， 2013;Lietal.， 2013;Gongetal.， 2013，2016;Zhouetal.， 2015;Campbell and Mosher，2016;Sansom，2018;Fonnesuetal.， 2020;Chenetal.， 2020)(图 1)。近年来，单向迁移水道因其独特的建造特征(如单向迁移、非对称侵蚀—沉积剖面建造等)得到了学界广泛的关注(Rebescoetal.， 2014;Gongetal.， 2018;Chenetal.， 2020;Fuhrmannetal.， 2020;Miramontesetal.， 2020)。因莫桑比克北部Rovuma盆地深水超巨型天然气田群(总储量超过80 TCF)的发现，浊流与等深流交互作用成因深水砂岩被有关学者认为是一种新型的世界级的深水油气储集体(Fonnesuetal.， 2020)。

目前，国内外对单向迁移水道的成因分歧不大，主流观点均认为单向迁移水道为浊流与等深流交互作用的产物。但关于单向迁移水道的迁移—建造特征与等深流的运动方向之间的关系，以及其形成所涉及的浊流与等深流交互作用动力学机制目前还处在争论之中。因此，其形成所蕴含的古海洋学意义也存在一定争议。作者在系统梳理目前该领域相关观点的基础上，重点结合近5年浊流与等深流交互作用研究进展，总结认识及存在的主要问题，希望有助于提高对浊流与等深流交互作用的认识。

2 单向迁移水道迁移—建造特征

根据单向迁移水道迁移方向与等深流运动方向之间的关系，单向迁移水道存在2种截然不同的迁移模式，其一为下游迁移模式，其二为上游迁移模式。这2种模式下单向迁移水道的建造特征明显不同。

2.1 下游迁移

下游迁移，主要表现为水道的迁移方向与等深流的运动方向一致，即水道向等深流流动的下游方向迁移。这种类型的迁移模式以中国南海北部珠江口盆地和琼东南盆地、西非下刚果盆地、格陵兰伊尔明厄盆地和巴西坎波斯盆地为代表(图 2)。“下游迁移型”单向迁移水道建造特征主要表现为： (1)横剖面形态：具非对称“U”或“V”形，水道堤岸表现为等深流迎流岸陡、背流岸缓；(2)平面形态：据中国南海北部珠江口盆地(Zhuetal.，2010；Gongetal.，2013；Lietal.，2013；Zhouetal.，2015)和琼东南盆地(Heetal.，2013)的研究实例，“下游迁移型”单向迁移水道在平面上主要表现为顺直—低弯度特征；(3)建造特征：以水道内的下切—充填建造的主，缺乏外堤岸沉积建造，因而与深水重力流弯曲水道所特有的“鸥翼状”地貌特征明显不同；(4)水道内充填结构：水道底部以底流改造砂(bottom-current reworked sands，简称BCRSs)沉积为主，水道背流岸以泥质等深流漂积体(contourite drifts)沉积为主，迎流岸以侵蚀作用为主；(5)迁移特征：向等深流下游方向单向迁移。

A—中国南海珠江口盆地(据Zhou et al.， 2015)；B—中国南海琼东南盆地(据He et al.， 2013)；C—西非下刚果盆地(据Gong et al.， 2018)； D—巴西坎波斯盆地(据Viana et al.， 1999)；E—格陵兰伊尔明格盆地(据Rasmussen et al.， 2003)图 2 “下游迁移型”单向迁移水道典型剖面样式Fig.2 Typical seismic profile patterns of downstream unidirectionally migrating channels

2.2 上游迁移

上游迁移，主要表现为水道的迁移方向与等深流的运动方向相反，即水道向等深流流动的上游方向迁移或“溯源迁移”。这种类型的迁移模式以东非莫桑比克Rovuma盆地和东非坦桑尼亚Tanzania Coastal盆地为代表(图 3)。“上游迁移型”单向迁移水道建造特征表现为： (1)横剖面形态：非对称鸥翼状，其中远离等深流来源方向的鸥翼发育更完整，靠近等深流来源方向的鸥翼因外堤岸欠发育而不全；水道内堤岸表现为迎流岸缓、背流岸陡；(2)平面形态：据莫桑比克Rovuma盆地(Chenetal.，2020； Fonnesuetal.，2020)和坦桑尼亚Tanzania Coastal盆地(Sansom, 2018)的研究实例，“上游迁移型”单向迁移水道在平面上主要表现为低弯度—高弯度特征；(3)建造特征：发育非对称的水道—堤岸体系，其中远离等深流来源方向的堤岸相对更厚；(4)水道内充填结构：水道底部主要为底流改造砂沉积，远离等深流来源方向的堤岸以泥质等深流漂积体沉积为主，靠近等深流来源方向的堤岸以侵蚀作用为主；(5)迁移特征：向等深流上游方向“溯源迁移”。

A—东非莫桑比克外海Rovuma盆地(据Fonnesu et al.， 2020)；B—东非坦桑尼亚外海Tanzania Coastal盆地(据Sansom，2018)； C—东非莫桑比克外海Rovuma盆地(据Chen et al.， 2020)图 3 “上游迁移型”单向迁移水道典型地震剖面样式Fig.3 Typical seismic profile patterns of upstream unidirectionally migrating channels

图 4 深海泥波生长过程的“Lee Wave”作用模式 (据Flood，1988)Fig.4 Lee wave model of deep-sea mudwave growth process (after Flood，1988)

3 单向迁移水道沉积动力学模式

3.1 “Lee Wave”模式

“Lee Wave”模式最早用于解释深海环境下泥质沉积物波的上游迁移现象(Flood，1988)(图 4)。 “Lee Wave”是一种地形波，主要在近海底层流越过弧形海底地貌或孤立海脊时产生。“Lee Wave”的流场特征导致位于泥波的水流上游侧或迎流侧的底层流流速相对较低而具相对较低的床面剪应力，因此具备更高的沉积速率，主要表现为沉积作用；泥波的水流下游侧的底层流流速较高即具相对较高的床面剪应力，因此具备更低的沉积速率或者具备较高的侵蚀能力，主要表现为侵蚀作用。因此在“Lee Wave”动力学机制下，深海泥波在等深流作用下具有上游迁移或“溯源迁移”特征。

除了解释深海泥波的形成机制，“Lee Wave”模式近年来被有关学者应用来解释深水单向迁移水道的成因机制。Campbell和Mosher(2016)用“Lee Wave”模式解释了加拿大新斯科舍陆缘新生代的“上游迁移型”深海单向迁移水道的形成机制，认为该地区单向迁移水道主要形成于等深流越过海底水道侵蚀地貌所产生的“Lee Wave”与受北半球科氏力偏转的水道内下坡浊流的共同作用。Fuhrmann等(2020)基于“Lee Wave”模式，利用岩心岩相、高分辨率海底地形地貌和近海底流体原位观测等资料的综合分析，认为西非莫桑比克Rovuma盆地和坦桑尼亚Tanzania Coastal盆地发育的“上游迁移型”深水单向迁移水道建造来自于长期、半稳定的等深流与幕式、不稳定的浊流的交互作用(图 1，图 3)。在该模式下，水道的背流岸等深流因下坡加速导致沉积速率低，因此主要为侵蚀作用、堤岸沉积缺乏而表现为陡岸；水道的迎流岸等深流因上坡减速，载荷力降低，反而负载来自浊流的细载荷部分，因此大量的细粒物质因等深流载荷力降低得以卸载沉积，主要表现为加积作用，因此堤岸沉积较发育而表现为缓岸，在幕式浊流与长期半稳定等深流的交互作用下，水道因堤岸的“溯源”加积而被动向等深流的上游方向单向迁移。

A和A′—牵引流成因的曲流河(据Armstrong，2012;Jobe et al.， 2016)，河道内次生环流方向据Bathurst等(1977)；B和B′—浊流成因的深水弯曲水道(据Abreu et al.， 2003)，水道内次生环流方向据Keevil 等(2006)；C和C′—浊流与等深流交互作用成因的单向迁移水道及其次生环流样式(据Gong et al.， 2016，2018)图 5 不同沉积环境下次生环流样式及产物Fig.5 Secondary circulation patterns and products in different depositional environments

3.2 次生环流模式

为了解释等深流流动方向与水道迁移方向一致的、缺乏外堤岸建造的“下游迁移型”单向迁移水道的形成机制，近年来国内外有关学者做了许多工作，比较有代表性的实例为中国南海北部珠江口盆地和西非下刚果盆地的单向迁移水道建造(Zhuetal.， 2010;Heetal.， 2013;Gongetal.， 2016，2018)。类似于陆上曲流河点砂坝、深海弯曲浊积水道侧积体(Lateral Accretion Packages，简称LAPs)沉积的动力学机制，浊流和等深流交互作用成因深海单向迁移水道也具有次生环流水动力机制(图 5)(Gongetal.， 2018)。Gong等(2018)通过数值模拟指出沿水道轴向流动的满岸超临界浊流(弗劳德数Fr=1.11～1.38，流速1.72～2.59 m/s)与横跨水道的稳定低速等深流(流速0.10～0.30 m/s)同时交互作用下会在浊流与等深流之间形成流体厚度达7.07 m的密度跃层。该密度跃层在多数情况下所产生的次生环流——气旋型涡流“开尔文—亥姆霍兹漩涡”(Kelvin-Helmholtz billows and bores)(用于描述具有剪力速度的连续流体内部或有速度差的2个不同流体界面之间发生的不稳定现象)——以0.87～1.48 m/s流速、4.0°～19.2°角度流向水道陡岸，导致陡岸流体流速高倾向于侵蚀/沉积粗碎屑、缓岸流体流速低倾向于卸载/沉积细碎屑的非对称剖面结构，水道因持续的陡岸侵蚀、缓岸沉积而主动向等深流的下游方向单向迁移(Gongetal.， 2018)。

3.3 沿水道轴向的螺旋流作用模式

在埃克曼运动(Ekman motion)的推动下，大陆架区表层水团会向离岸方向运动，造成浅海表层水团的亏空，这导致广海朝近海方向形成一个水压梯度，那么陆坡区的中层水团则在此压力梯度的作用下向陆架区运动形成向上坡方向流动的、与上升流有关的底流。受限制性地形地貌、科氏力的联合作用，水道内向上坡方向流动的底流会发生偏转形成螺旋形水流，从而在水道内形成非对称的侵蚀—沉积剖面形态。Séranne和NzéAbeigne(1999)基于该模式解释了西非加蓬盆地单向迁移水道的形成机理(图 6)。需要指出的是，该单向迁移水道的形成并不需要下坡浊流的参与，而只与沿着水道的上升底流作用有关，因此水道内主要沉积细粒的等深积岩。但该模式存在明显的不足： (1)无法解释该区单向迁移水道底部的砂质沉积；(2)科氏力的强弱与纬度有关，其在该研究区(南纬3°～4°)的作用可能较弱；(3)该区还存在不能忽视的平行陆坡走向的等深流的作用，并非只有上升流(Stramma and England，1999;Mercieretal.， 2003)。因此该模式可能并不能作为单向迁移水道成因的动力学机制。

图 6 西非加蓬盆地与上升流有关螺旋形底流形成单向迁移水道的模式(据Séranne and NzéAbeigne，1999)Fig.6 Model of formation of unidirectionally migrating channels by upslope，upwelling-related spiral bottom currents in Gabon Basin，West Africa(after Séranne and NzéAbeigne，1999)

4 关键科学问题及发展方向

4.1 深水单向迁移水道体系浊流与等深流交互作用的机制

图 7 深水水道体系的浊流与等深流交互作用模式(据Shanmugam，1993)Fig.7 Model of interaction of turbidity flows with contour currents in a deep-water channel system(after Shanmugam，1993)

图 8 不同时间尺度下深水重力流与底流交互作用过程及产物概念模型(据Fonnesu et al.， 2020；有修改)Fig.8 Conceptual models of deep-water processes and products for interaction of gravity flows and bottom currents at different temporal scales(modified from Fonnesu et al.， 2020)

自Shanmugam等(1993)首次示意深水水道体系中浊流与等深流交互作用以来(图 7)，关于深水水道体系浊流与等深流交互作用的机制及产物研究近30年产出了丰硕的成果(Shanmugametal.， 1993;Rebescoetal.， 1996;Rasmussenetal.， 2003;Zhuetal.， 2010;徐尚等，2012，2013;李华等，2013;Heetal.， 2013;Gongetal.， 2013，2016，2018;Zhouetal.， 2015;Sansom，2018;李俞锋，2019;Chenetal.， 2020;Fonnesuetal.， 2020;Fuhrmannetal.， 2020;Miramontesetal.， 2020)。深海环境下，底流主要对浊流具有淘洗、改造作用，形成受底流改造的浊积砂，简称“底流改造砂”(Shanmugametal.， 1993)。而底流捕获的浊流的细载荷部分是深水雾状层的一种成因机制(Puigetal.， 2004)。近5年以来，深水单向迁移水道体系的交互作用成因机制在国际学界中产生了激烈的争论。Gong等(2018)通过数值模拟提出“下游迁移型”深水单向迁移水道的形成源于高速浊流(流速1.72～2.59 m/s)与低速等深流(流速0.10～0.30 m/s)同时交互作用。而Fonnesu等(2020)提出存在2种不同时间尺度的浊流与等深流交互作用模式： (1)浊流与等深流异时交替作用，如早期等深流漂积体地貌对后期浊流路径及沉积场所进行控制，或先存的浊流沉积在后期等深流过程改造下再分布，其中“下游迁移型”深水单向迁移水道为该机制下的典型产物；(2)等深流与浊流同时交互作用，其典型产物为“上游迁移型”深水单向迁移水道(图 8)。Fuhrmann等(2020)通过海底原位底流观测及地质—地球物理综合研究指出，“上游迁移型”单向迁移水道的沉积学模式受到幕式、不稳定浊流与半稳定底流的交互作用控制，在浊流爆发期以浊流主控的水道下切、过路和充填为主，在浊流宁静期以底流主控的等深流漂积体沉积及底流改造为主，交互作用控制了水道向上游单向迁移。近期国外的室内水槽模拟实验研究指出，“上游迁移型”深水单向迁移水道在实验室中可再现(图 9)(Miramontesetal.， 2020)。而“下游迁移型”深水单向迁移水道所需要的次级环流还需水道内海底原位流体观测或水槽模拟实验来证实。因此，交互作用成因的深水单向迁移水道存在的截然不同的2种迁移模式及相似的沉积动力参数表明其形成所需的浊流与等深流交互作用的机制目前还存在较大争议(表 1)。

4.2 古代深水单向迁移水道的古海洋学意义

等深流沉积因具备长时、高分辨地层记录属性而具有重大的海洋学意义，特别是对古代大型等深流沉积建造——等深流漂积体的识别促进了对全球大洋水团循环的认识(Knutz，2008)。全球大洋水团循环路径在漫长的地质历史中并不是一成不变的，其往往受到板块运动驱动的重要海洋海道(ocean gateways)的开启—关闭过程所控制，因此当今全球大洋循环路径或方向在部分海区有可能与古代的有所不同。典型的例子是中美洲海道(又称巴拿马海道)的开启和关闭过程对太平洋、大西洋大洋环流体系的控制(Hernndez-Molinaetal.， 2009)。

4.3 现代化的模拟实验和近海底原位流体观测是打开单向迁移水道成因之谜的钥匙

图 9 浊流与等深流交互作用水槽模拟装置及结果 (据Miramontes et al.， 2020)Fig.9 Equipment and results of turbidity flow and bottom current interaction flume-tank experiment(after Miramontes et al.， 2020)

5 结语

深水单向迁移水道的形成主要受控于浊流与等深流的交互作用。当前国际学界上争论较大的“上游迁移型”与“下游迁移型”2种截然不同的单向迁移水道发育模式表明，深水单向迁移水道的浊流与等深流交互作用的具体方式及动力学模式还存在较大争议。现代化的模拟实验、地表露头分析、海底原位流体观测可能是今后解决该争议最有效的途径，并在最终有利于深水单向迁移水道古海洋学意义的呈现。

致谢审稿专家及期刊编辑对本文提出了宝贵的意见和建议，在此表示衷心的感谢。