李华, 何幼斌, 王振奇. (2011)深水高弯度水道—堤岸沉积体系形态及特征* [J]. 古地理学报, １３(２): 139-149
Li Hua, He Youbin, Wang Zhenqi. (2011)Morphology and characteristics of deep waterhigh sinuous channel-levee system[J]. Journal Of Palaeogeography, １３(２): 139-149. DOI:  
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深水高弯度水道—堤岸沉积体系形态及特征*
李华, 何幼斌, 王振奇
长江大学地球科学学院,湖北荆州 434023

第一作者简介：李华,男,1984年生,长江大学地球科学学院硕士生,研究方向为沉积学。通讯地址:湖北省荆州市南环路1号长江大学地球科学学院;邮政编码:434023。E-mail:LH840607@126.com。

通讯作者简介：何幼斌,男,1964年生,1992年毕业于中国石油大学(北京),获工学博士学位,现为长江大学地球科学学院教授,博士生导师,主要从事沉积学的教学和研究。E-mail:heyb122@163.com。

收稿日期:2010-07-23
基金:*“十一五”国家科技重大专项(编号:2008ZX05030-03-01)和国家自然科学基金项目(编号:40672071、41072086)联合资助
摘要

在海底扇研究及油气勘探中,不断发现一种形态类似曲流河的高弯度水道—堤岸沉积体系,其在形态及沉积特征方面与海底扇有较大差异。在国内外研究成果的基础上,结合对重力流的实际研究工作,对该体系的沉积模式及沉积特征等开展了进一步的研究,并从沉积环境、流体类型、形态等方面与曲流河进行比较。深水高弯度水道—堤岸沉积体系主要包括水道、废弃水道、堤岸、决口扇及朵叶 5个部分。其中,水道分支少,弯度大,岩性主要为砂岩,局部见砾岩;堤岸多为细砂岩和粉砂岩;朵叶主要为砂泥互层;整个沉积体系外部形态为条带状。深水高弯度水道—堤岸沉积体系的发现及研究将丰富深水沉积研究内容,为深水油气勘探提供新的思路。

关键词: 重力流; 浊流; 高弯度; 水道—堤岸沉积体系
中图分类号:P512.2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2011)02-0139-11
Morphology and characteristics of deep waterhigh sinuous channel-levee system
Li Hua, He Youbin, Wang Zhenqi
School of Geosciences,Yangtze University,Jingzhou 434023,Hubei

About the first author：Li Hua,born in 1984,is a M.S.degree candidate in School of Geosciences,Yangtze University.E-mail:LH840607@126.com.

About the corresponding author：He Youbin,born in 1964,obtained his Ph.D.degree in China University of Petroleum(Beijing)in 1992.Now he is a professor in School of Geosciences, Yangtze University, and is engaged in sedimentology. E-mail: heyb122@163.com.

Abstract

High sinuous channel-levee system with morphology similar to the meandering river has been found during the submarine fan study and hydrocarbon exploration.This system is different from submarine fan in the aspect of morphology and sedimentary characteristics.Based on the achievements from the foreign and domestic researches,combining with the practical researches on gravity flow,a further research on the sedimentary model and sedimentary characteristics of the system has been carried out,including comparison to the meandering river with sedimentary environment,type of flow,morphology and so on.Channel,abandoned channel,levee,crevasse splay and lobe are included in the system.The number of branch of the channel is less,but always be high sinuous.The lithology of channel is mostly sandstone,while conglomerate can be found locally.The main lithology of levee is fine-sand or siltstone while lobe mudstone intercalated with sandstone.The whole morphology of the system is band-belt-like.The discovery and research on the deep water high sinuous channel-levee system not only enrich the content of the deep water deposition study,but also provide a new prospect for oil and gas exploration.

Key words: gravity flow; turbidity current; high sinuous; channel-levee system

20世纪90年代以来, 海底扇油气勘探取得了一系列进展, 在墨西哥湾、西非、巴西及南海发现了一大批油气田, 使得海底扇的勘探成为当今热点之一。目前, 海底扇勘探范围已扩大到孟加拉湾、北海盆地、地中海、挪威大陆架及澳大利亚西北陆架等地(Pettingill, 1998; 庞雄等, 2007)。在墨西哥湾、西非、巴西盆地、印度洋等的深水勘探中, 相继发现了外形类似曲流河的高弯度水道— 堤岸沉积体系(Garrison et al., 1982; Amir, 1992; Hackbarth and Shew, 1994; Droz et al., 1996; von and Tahir, 1997; Peakall et al., 2000; Pichevin, 2000; Kollar et al., 2001; Deptuck et al., 2003; Nakajima et al., 2009)。由于该体系具有水道分支少、弯度大、整体形态为条带状的特点, 外部形态及砂体展布特征与传统的海底扇明显不同, 并且西非被动大陆边缘的高弯度水道— 堤岸体系含有丰富的油气资源(吕明等, 2008), 因此, 开展深水环境高弯度水道— 堤岸沉积体系研究不仅能够提高对深水沉积体系的认识, 而且也可能会为油气勘探提供新的思路。

早在20世纪80年代对密西西比扇、亚马逊扇等现代海底扇的研究中就已发现, 这些扇体不仅水道发育, 而且水道弯度较高, 局部地方还可见类似曲流河的“ 废弃水道” 。同时, 这些高弯度水道分支较少, 堤岸发育(Garrison et al., 1982; Damuth et al., 1983)。之后, 关于深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的报道逐渐增多, 对其的研究也从早期的单一水道形态特征转向成因和分布规律方面(Clark et al., 1992)。21世纪以来, 对深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的水道演化规律、沉积特征及其沉积模式等研究取得了一系列的成果(Peakall et al., 2000; Saller et al., 2004; Keevil et al., 2006; Kane et al., 2007; Wynn et al., 2007; Nakajima et al., 2009; Li et al., 2010; 袁圣强等, 2010), 并且研究对象也扩展到了古代(Deptuck et al., 2003; Khripounoff et al., 2003; Posamentier, 2003; Schwenk et al., 2003; Kollar et al., 2007)。2005年, 在英国南汉普顿召开了主题为“ 深水弯曲水道:成因、形态及结构特征” 的专题会议。2007年, 《Marine and Petroleum Geology》第24卷刊载了此次会议的主要成果。迄今为止, 在大西洋、地中海、印度洋等地共发现11处深水环境下的、不同规模的高弯度水道— 堤岸沉积体系(Garrison et al., 1982; Damuth et al., 1983; Bellaiche et al., 1984; Amir, 1992; Clark et al., 1992; Hackbarth and Shew, 1994; Droz et al., 1996; von Rad and Tahir, 1997; Deptuck, 2000; Peakall et al., 2000; Pichevin, 2000; Kollar et al., 2001, 2007; Deptuck et al., 2003; Khripounoff et al., 2003; Posamentier, 2003; Schwenk et al., 2003; 吕明等, 2008; Nakajima et al., 2009), 国内报道仅1例(吕明等, 2008)。文中将对深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的特征、储集性能及影响因素等进行研究。

1 与曲流河的异同

20世纪80年代初期, 主要运用侧扫声呐手段对现代深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的规模及特征进行研究, 成果多集中在水道形态、弯曲度、分支状况、决口扇及废弃水道是否发育等方面(Damuth et al., 1983)。目前, 地球物理技术(主要为地震资料及测井资料)也被广泛用于对深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的研究。如通过对地震属性的提取及切片, 识别该体系的形态及规模; 通过对地震剖面的解译来识别水道、堤岸、沉积物波痕(sediment waves)及朵叶等沉积单元(Deptuck et al., 2003; Posamentier, 2003; Kollar et al., 2007)。总体而言, 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系在外形及某些内部结构等方面与曲流河相似(图 1), 如均具有高弯度的水道(河道)、水道(河道)迁移形成的侧积体(点坝)类似等, 但两者在流体性质及演化过程方面仍存在较大的区别(Peakall et al., 2000; Kollar et al., 2001, 2007)。

图1 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系与现代曲流河的形态对比（A— 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系, 墨西哥湾(据Posamentier, 2003); B— 湖北荆州— 湖南岳阳段长江(据朱大仁等, 1996)）Fig.1 Comparison between morphology of deep water high sinuous channel-levee system and contemporary meandering river

1.1 相似点

首先, 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系与曲流河在外部形态上比较类似, 都具有高弯度的水道(河道)。其次, 两者的沉积地貌也大体一致, 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系发育水道、废弃水道、堤岸、决口扇及朵叶等, 曲流河则发育河道、牛轭湖、天然堤、决口扇, 并在入海(湖)口可形成三角洲, 且废弃水道(河道)的形成都为水道(河道)迁移、废弃的结果。最后, 两者的水道(河道)沉积垂向序列相似, 多为下粗上细的正粒序(Hickson and Lowe, 2002; Posamentier, 2003; 何幼斌等, 2007; Hubbard et al., 2009)。

1.2 不同点

尽管深水高弯度水道— 堤岸沉积体系与曲流河有很多相似之处, 但是在形成环境、流体类型、岩石特征等方面仍存在明显的差异(表 1)。两种体系最大的差异在于形成环境不同、流体类型不一, 从而导致两者在岩性和垂向沉积序列上有明显差异。

表1 深水高弯度水道与曲流河特征对比 Table1 Comparison between characters of deep water high sinuous channel and meandering river

深水高弯度水道— 堤岸沉积体系形成于深水地区, 主要为事件性沉积, 包括滑塌沉积和重力流沉积; 流体类型主要为重力流, 稳定性差。重力流在爆发过程中, 总体有从滑移、滑塌、碎屑流向浊流演化的趋势(赵澄林和朱筱敏, 2001); 重力流头部主要为粗粒物质, 以侵蚀作用为主, 颈部、体部及尾部相对较细, 主要以沉积作用为主; 垂向上具有下部密度高、粒度相对较粗, 上部密度低、粒度相对较细的特征(Mutti et al., 2009)。在重力流作用过程中, 其一方面与周围流体摩擦, 能量逐渐减小, 使得相对较粗的沉积物先沉积; 另一方面, 因其密度与周围流体存在较大差异, 在其运动过程中, 周围水体可以对重力流进行稀释, 导致其密度降低。因此, 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系主要岩性为砂岩、泥岩及少量砾岩; 沉积序列主要为下粗上细的正粒序; 沉积构造主要为正粒序层理、水平层理和交错层理。

图2 印度尼西亚近海深水高弯度水道和沉积物波痕(据Saller 等, 2004, 略修改)Fig.2 Deep water high sinuous channel and sediment wave in offshore of Indonesia(modified from Saller et al., 2004)

曲流河发育在地表环境中, 主要为牵引流沉积; 流体类型为牵引流, 稳定性高, 但在洪水期可能不稳定; 在搬运沉积过程中符合机械分异原理, 粗粒物质先沉积、细粒物质后沉积; 但相对重力流而言, 其密度与周围介质(空气)相差相对较小, 能量衰减相对较慢。沉积序列主要为“ 二元结构” ; 岩性主要为砂岩、粉砂岩和泥岩; 沉积构造丰富, 粒序层理、交错层理、水平层理等发育。

2 与海底扇区别

目前, 国内关于深水水道的归属问题认识不一, 大多数认为其属于海底扇范畴, 国外多称为水道— 堤岸沉积体系(channel-levee system)或水道— 堤岸复合体(channel-levee complex), 但在印度尼西亚深水区(图 2)(Saller et al., 2004)、南海北部陆坡(袁圣强等, 2010)及西非尼日尔盆地(Li et al., 2010)发现的一系列深水高弯度水道与海底扇中水道明显不同, 很可能不属于海底扇范畴。

首先, 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的最大特点在于水道分支很少, 仅在水道末端呈现出类似海底扇的朵叶; 并且常见水道迁移, 形成侧积体及废弃水道; 整体形态为条带状而非扇形。典型例子如加利福利亚上白垩统、印度尼西亚及尼日尔三角洲深水高弯度水道— 堤岸沉积体系(Deptuck et al., 2003; Kane et al., 2007; Li et al., 2010; 袁圣强等, 2010)。

其次, 坡度是水道具有弯曲度的主要因素之一(Clark et al., 1992)。只要坡度达到一定条件, 其就有可能形成高弯度水道。因此, 海底扇并非是形成深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的必须条件。

最后, 在砂体分布特征方面, 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系砂体主要分布于水道和朵叶之中; 除了水道沉积为块状或透镜状砂岩外, 还可能出现侧积体; 砂体分布为条带状, 在水道末端呈扇形分布。而海底扇则在中扇部分发育分支水道, 其整体呈扇形分布。

因此, 两种体系在水道分布范围、规模及砂体分布特征方面有着明显的不同(表 2)。

表2 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系与海底扇特征对比 Table2 Characters comparison between deep water high sinuous channel-levee system and submarine fan
3 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系特征

在现有研究成果的基础上, 结合对深水沉积的实际研究工作和相关理论, 可将该体系划分为水道、废弃水道、堤岸、决口扇和朵叶等5个沉积单元(图 3)。

图3 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系模式Fig.3 Model of deep water high sinuous channel-levee system

3.1 水道(channel)

Clark等(1992)在研究深水水道弯曲度中发现, 坡度是水道弯曲度影响因素之一(图 4)。由图4可以看出, 坡度从 0.001向 0.1变化的过程中, 水道弯曲度的变化趋势总体是从小逐渐增大再逐渐变小。因此, 结合水道弯曲度(形态)、重力流特征及水道类型(Normark, 1970; Mutti and Normark, 1987; Clark and Pickering, 1996), 可以将水道分为上部低弯度侵蚀水道、中部高弯度建设性水道及下部低弯度建设性水道。水道沉积主要是块状— 厚层砂岩, 局部见砾岩, 从下至上粒度变细, 单层厚度变小(David et al., 2001), 地震反射特征多为“ U” 或“ V” 形及杂乱充填。

图4 水道弯曲度与坡度关系(据Clark 等, 1992)Fig.4 Relationship between sinuosity of channel and slope gradient(after Clark et al., 1992)

上部低弯度侵蚀水道类似下切谷(图 5)(王存武等, 2007), 规模较大, 能量高, 重力流以侵蚀作用为主, 水道底部可能沉积部分砾岩, 多为滑塌块体或碎屑流沉积。地震剖面上见侵蚀水道, 堤岸不发育, 溢流沉积少见, 水道弯曲度较低。

图5 珠江口盆地低弯度侵蚀谷/水道(据王存武等, 2007)Fig.5 Low sinuosity incised valley/channel of Pearl River Mouth Basin(after Wang et al., 2007)

中部高弯度建设性水道堤岸发育(图 6-A), 沉积作用大于侵蚀作用, 能量相对侵蚀水道要低, 为水道主要沉积区。水道内浊流、碎屑流沉积发育, 也可见滑塌沉积, 岩性主要为厚层— 块状砂岩, 局部见砾岩、泥砾; 沉积序列以正粒序最为常见, 可见侵蚀构造(Popescu et al., 2001; Hickson and Lowe, 2002; Richard, 2007)。水道在迁移、演化过程中, 主要经历侧向加积(迁移)、垂向加积及废弃等3个过程(Kollar et al., 2007)。其中, 侧向加积过程中, “ 侧积” 现象明显, 迁移地震反射特征明显, 其侧向连续性较差, 迁移频率比曲流河小, 且迁移过程中不一定向流体方向迁移(图 6-C); 岩性主要为砂岩、含砾砂岩及少量砾岩(Peakall et al., 2000; Posamentier, 2003)。垂向加积过程中, 岩性较低弯度侵蚀水道沉积物粒度更细, 多为砂岩, 见粒序层理, 并可能伴随滑塌沉积(Normark et al., 1997)。

下部低弯度建设水道与中部高弯度水道相比, 其水道和堤岸规模更小, 沉积物粒度更细, 砂泥比更小。形成原因主要有两个方面:一方面可能为坡度减小及流体在运动过程中能量逐渐减小, 使得水道迁移活动不再活跃; 另一方面高弯度水道一般发育堤岸, 水道在从上游至下游过程中, 堤岸规模逐渐减小, 导致堤岸对水道的限制作用也逐渐减小, 水道分支趋势加大。

3.2 废弃水道(abandoned channel)

当水道侧向迁移而弯曲到一定程度时, 重力流可能对其进行“ 截弯取直” , 而形成类似于曲流河的废弃水道(图 3, 图6-B, 图7)。废弃水道可分为废弃之前和废弃之后两个阶段, 废弃之前其沉积特征与水道一样, 而废弃之后重力流很少向废弃水道提供物源, 多表现为垂向加积, 以半深海或深海泥沉积为主, 局部可以形成披覆(Peakall et al., 2000)。因此, 其下部多为水道沉积砂岩、少量砾岩, 而上部主要为泥岩, 整体为下粗上细的沉积序列, 地震反射特征与中部高弯度水道类似。

废弃水道的形成过程可能是:首先, 水道形成初期, 由于重力流的侵蚀、侧向迁移, 使得水道弯度不断增大; 在此阶段, 重力流溢流使得堤岸不断垂向加积, 当沉积失衡或受到外界因素影响时(地震、海啸等), 可能造成水道滑塌沉积不断增多, 水道堵塞程度不断加大。其次, 水道持续侧向迁移, 弯曲度进一步增大, 重力流在水道中运动时受到的阻碍不断加大。最后, 由于离心力及惯性作用影响, 重力流在水道弯曲部分侧向迁移活动加剧, 水道弯曲度进一步加大, 导致在重力流高峰期, 其可能在弯曲部分改道, 形成新的水道, 而弯曲部分遗留下来, 成为废弃水道。

3.3 堤岸(levee)

堤岸是该沉积体系与曲流河在外形上较为类似的另一部分, 多分布于高弯度水道两边(图 3, 图6-A, 图8)。该部分较水道沉积更细, 主要为细砂岩、粉砂岩及泥岩, 砂泥比低(Hickson and Lowe, 2002; Posamentier, 2003)。堤岸面积较水道大得多, 砂体侧向连续性好, 总体为下粗上细沉积序列, 可能为油气储集体。堤岸主要为溢流(overbank)垂向加积而成。造成溢流可能有两方面因素, 一方面是滑塌体及水道中的沉积物不断增多造成水道堵塞, 重力流运动受阻, 使得流体溢出水道; 另一方面, 在高弯度水道部分, 重力流的惯性作用, 也可能导致水流溢出水道形成堤岸沉积。

图6 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系
Deep water high sinuous channel-levee system（A— 水道和堤岸(内堤、外堤), 尼日尔三角洲斜坡(据Deptuck等, 2003); B— 水道和废弃水道, 印度尼西亚婆罗洲东部近海(据Kollar等, 2007); C— 水道和水道迁移, 墨西哥湾(据Posamentier, 2003)）

图7 墨西哥湾的水道和废弃水道(据Posamentier, 2003)Fig.7 Channel and abandoned channel in Gulf of Mexico(after Posamentier, 2003)

图8 孟加拉湾孟加拉扇的堤岸(溢流沉积)、水道及沉积物波痕(据Schwenk等, 2003)Fig.8 Levee(overbank deposits), channel and sediment-waves of Bengal Fan in Bay of Bengal(after Schwenk et al., 2003)

按堤岸与水道位置, 可将堤岸分为内堤和外堤。内堤内部水道发育, 侵蚀作用较强, 地震反射特征多为中等连续、弱反射, 类似于曲流河的阶地。其形成原因主要有侵蚀和沉积过程中溢流垂向加积作用(Deptuck et al., 2003), 外堤滑塌或水道壁滑塌作用(Hackbarth and Shew, 1994), 生长断层作用(Clark and Pickering, 1996)和滑塌块体旋转作用(Shepard and Emery, 1973; Kenyon et al., 1995; Fridmann, 2000)。

外堤侧向连续性好, 多具平行— 亚平行地震反射特征, 面积比内堤大, 其上常见沉积物波痕(图 1-A, 图3, 图8)。

关于深水沉积物波痕的成因, 特别是深水大型沉积物波痕的成因, 主要有浊流(Damuth, 1979)、等深流(Habgood et al., 2003)、滑塌(Faugè res et al., 2002)和内波(高振中等, 2000; 何幼斌等, 2007; 李华等, 2007)等4种。另外, 笔者在对宁夏香山群徐家圈组的深水波痕研究过程中, 认为其形成原因可能为内波和浊流形成的复合流作用(李华等, 2009, 2010)。而该体系中的沉积物波痕为浊流成因。

3.4 决口扇(crevasse splay)

当水道到达一定弯度时, 大规模的重力流作用可能破坏堤岸, 在水道弯曲处形成类似曲流河的决口扇沉积。岩性主要为细砂岩、粗砂岩、泥岩互层, 多为向上变粗序列, 地震剖面反射特征为中— 强振幅、丘状或不明显的斜层反射, 连续性较好(吕明等, 2008)。

3.5 朵叶(lobe)

水道末端可形成扇形的沉积体, 即朵叶(lobe)(图 9)。朵叶特征与海底扇中的朵叶沉积特征类似, 内部主要由一系列发散状重力流分支水道组成, 整体呈朵状。其面积较大, 侧向连续性好, 剖面上呈丘状, 岩性主要为砂岩和泥岩; 地震反射特征为平行— 亚平行, 连续性较好。朵叶(特别是大型朵叶的根部)可能为良好的油气储集体。朵叶的形成主要有两个方面的因素, 一是在限制作用较强的峡谷、下切谷及堤岸发育的水道末端, 因限制性环境消失, 可能导致大量沉积物被卸载于谷口或水道口形成朵叶, 其内部包含一系列次一级的重力流分支水道; 另一方面, 水道在不断延伸过程中, 随着能量的不断减小, 自身有分支的趋势, 最后在水道末端形成朵叶。

图9 墨西哥湾的朵叶(据Posamentier 和Walker, 2006)Fig.9 Lobe in Gulf of Mexico (after Posamentier and Walker, 2006)

4 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的影响因素

深水高弯度水道— 堤岸沉积体系影响因素包括直接因素和间接因素, 直接因素为水动力性质、重力流类型及规模、沉积物粒度、峡谷形态、斜坡坡度、地形及科里奥利力等; 间接因素主要为物源、海平面升降、气候及构造, 其大致关系如图10。

图10 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系影响因素(据Kollar等, 2001, 2007; Keevil等, 2006)Fig.10 Control factors of deep water high sinuous channel-levee system (after Kollar et al., 2001, 2007; Keevil et al., 2006)

重力块体搬运类型主要为滑移、滑塌、块体流和浊流等几种, 其在演化过程中流体性质不断地变化, 从碎屑和杂基联合支撑向湍流支撑过渡, 能量不断减弱, 沉积物粒度逐渐减小, 侵蚀作用减弱而沉积作用加强。重力流初期能量高、侵蚀作用强, 以形成低弯度侵蚀水道为主; 中期重力流能量减弱, 沉积物卸载并发生迁移, 形成高弯度建设性水道; 最后随着能量的进一步降低, 重力流密度减小, 使得其迁移现象不明显, 形成低弯度建设性水道; 而重力流的规模大小直接影响其水道规模。因此, 重力流类型、规模、沉积物粒度、水动力性质直接决定水道的形态、演化过程及沉积特征。

峡谷形态在一定程度上可以控制重力流物质的规模及输送距离。当峡谷形态弯曲度较小时, 重力流可以直接通过“ 运输通道” 进入水道, 能量损失较小, 并且还可因本身的侵蚀作用增大其规模; 而当峡谷弯曲度较大时, 重力流运输可能受阻, 能量损失较大, 可能导致部分重力流物质沉积于峡谷之中, 从而减小了水道中重力流的规模。

海底地形特别是坡度为水道的主要影响因素之一, 坡度越大, 重力流的能量越大, 侵蚀作用越强, 水道弯曲度越低。从陆坡向深海盆地, 坡度整体呈减小趋势, 重力流的规模、能量随着减小, 侵蚀作用逐渐减弱, 沉积作用增强, 水道迁移现象明显增多, 弯曲度逐渐增大, 沉积物以粗粒为主; 在重力流发育后期, 其密度减小, 能量进一步降低, 水道迁移频率降低, 就会形成以细粒沉积为主的低弯度水道。

水道弯曲度越大, 科里奥利力影响越明显, 更容易加剧水道弯曲程度。陆架宽度对重力流的物源及规模影响也比较明显:陆架宽度较大时, 陆源碎屑搬运距离相对较远, 沉积物规模可能较小, 不容易通过峡谷向深水区域输送沉积物; 相反陆架宽度较窄时, 陆源物源容易输送, 可为重力流沉积提供丰富的物源。同时, 次生环流等可进一步加大水道的迁移、侧积, 使水道弯曲度加大。水道弯曲度越大, 离心力、科里奥利力越明显, 从而导致水道迁移活动更加频繁, 可能形成弯度更大的水道(Kollar et al., 2001, 2007; Keevil et al., 2006)。

物源、海平面、气候及构造可影响重力流的类型、规模及沉积物的粒度, 因此可以间接影响高弯度水道— 堤岸沉积体系的水道形态、演化及沉积特征:

物源的组分可直接影响重力流的类型。物源充分、沉积物粒度粗时, 形成的重力流规模大, 其可使水道特征明显; 目前, 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的物源常见的为三角洲(图 3), 但是在陆架相对较窄、河流回春作用较强的情况下或洪水期时, 沉积物可通过峡谷直接输送到峡谷及水道中, 形成洪水型重力流沉积, 为高弯度水道沉积奠定基础。

气候可以间接影响物源组分, 而不同物源决定重力流的组分类型(富砂或富泥)。气候温暖潮湿时, 陆源碎屑物源物质相对以细粒为主, 而干旱气候条件下陆源碎屑物质粒度多较粗。

海平面变化与陆架暴露程度有密切联系。海平面较低时, 陆架暴露面积大, 侵蚀作用强, 重力流物源充分, 且容易搬运至陆架边缘通过峡谷等通道, 为重力流沉积提供物源; 海平面升高时, 陆架暴露面积小, 侵蚀作用弱, 陆源碎屑相对较少, 向陆架边缘搬运距离增加, 从而可能减小重力流的规模。

构造作用对深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的影响可以分为两个方面。一方面, 构造运动可以使相对海平面发生变化, 当挤压型的构造活动时, 大陆抬升使得相对海平面降低, 侵蚀作用明显加强, 可以提供丰富的物源。另一方面, 构造运动是重力流爆发的重要触发机制之一, 其作用越强、频率越大, 重力流越容易爆发。

综上所述, 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的影响因素较多, 并且某些影响因素可相互影响, 如构造作用、气候、海平面可以影响物源的组分。坡度可以影响重力流的规模及类型, 坡度大时重力流能量高, 侵蚀作用强; 而重力流的侵蚀破坏可能使坡度进一步增大。离心力及科里奥利力可以使水道的迁移活动更加活跃, 但是弯曲度越大的水道, 其离心力和科里奥利力可能更大。因此, 深水高弯度水道— 堤岸沉积体系与其影响因素之间是相互联系的有机整体, 考虑其影响因素时必须进行统一、客观、整体的分析, 不能将其分开。

5 结论

深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的形态与曲流河类似, 但其流体性质、沉积特征却与后者有着明显的差异。该体系的形态和砂体分布与海底扇也不相同。深水高弯度水道— 堤岸沉积体系主要包括水道、废弃水道、堤岸、决口扇及朵叶5个部分, 各个部分的沉积特征各具特色, 水道、朵叶沉积可能具有良好的储集性能。深水高弯度水道— 堤岸沉积体系的发现, 可推进深水重力流沉积研究理论的进一步提高, 丰富深水重力流研究内容, 同时也可为油气勘探提供新的思路。

致谢 论文在资料收集、整理及完成过程中得到了文沾、罗薇, 西非项目组老师及同学的大力支持和帮助, 中国地质大学马良涛参与了部分资料收集工作, 评审专家提出了很多宝贵的意见和建议, 在此表示衷心的感谢！

作者声明没有竞争性利益冲突.

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