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(Zhu et al., 2010; Gong et al., 2013; Li et al., 2013; Zhou et al., 2015)和琼东南盆地(He et al., 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。

图 2

Fig.2

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	图 2 “ 下游迁移型” 单向迁移水道典型剖面样式 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)Fig.2 Typical seismic profile patterns of downstream unidirectionally migrating channels

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(Chen et al., 2020; Fonnesu et al., 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” 。

图 3

Fig.3

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	图 3 “ 上游迁移型” 单向迁移水道典型地震剖面样式 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)Fig.3 Typical seismic profile patterns of upstream unidirectionally migrating channels

“ 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。

图 4

Fig.4

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	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)

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。

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(Zhu et al., 2010; He et al., 2013; Gong et al., 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)(Gong et al., 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0.10~0.30m/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7.07m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0.87~1.48m/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(Gong et al., 2018)。

图 5

Fig.5

	Figure Option 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) Fig.5 Secondary circulation patterns and products in different depositional environments'>ViewDownloadNew Window
	图 5 不同沉积环境下次生环流样式及产物 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)Fig.5 Secondary circulation patterns and products in different depositional environments

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。Sé ranne和Nzé Abeigne(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; Mercier et al., 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

Fig.6

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	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Sé ranne and Nzé Abeigne, 1999)Fig.6 Model of formation of unidirectionally migrating channels by upslope, upwelling-related spiral bottom currents in Gabon Basin, West Africa(after Sé ranne and Nzé Abeigne, 1999)

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(Shanmugam et al., 1993; Rebesco et al., 1996; Rasmussen et al., 2003; Zhu et al., 2010; 徐尚等, 2012, 2013; 李华等, 2013; He et al., 2013; Gong et al., 2013, 2016, 2018; Zhou et al., 2015; Sansom, 2018; 李俞锋, 2019; Chen et al., 2020; Fonnesu et al., 2020; Fuhrmann et al., 2020; Miramontes et al., 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” (Shanmugam et al., 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(Puig et al., 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1.72~2.59m/s)与低速等深流(流速0.10~0.30m/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)(Miramontes et al., 2020)。

图 7

Fig.7

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	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

Fig.8

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	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)

图 9

Fig.9

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	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)

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)。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 深水单向迁移水道建造模式及沉积动力学参数 Table1 Architectural patterns and sedimentary kinetic paramaters of deepwater unidirectionally migrating channels

表 1 深水单向迁移水道建造模式及沉积动力学参数 Table1 Architectural patterns and sedimentary kinetic paramaters of deepwater unidirectionally migrating channels

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(Herná ndez-Molina et al., 2009)。

对于中国南海, 其漫长(32Ma至现今)的形成与演化受到周缘欧亚板块、印度— 澳大利亚板块和太平洋板块三大板块的联合作用(Hall, 2002)。现今, 南海中深层水团表现为中层水(350~1350m)顺时针流动, 深层水(> 1350m)逆时针流动, 均通过吕宋海峡与太平洋中、深层水进行交换(Fang et al., 1998; Yuan 2002; Chen, 2005)。Wu等(2016)对南海北部珠江口盆地白云北坡现代陆坡海底水道(水深约1000m)内外的底流观测指出, 近海底底流流速在水道内约0~20cm/s, 而水道外的流速约为0~30cm/s。对白云凹陷“ 下游迁移型” 单向迁移水道(发育水深为450~1500m)成因机制的研究推测南海中层水自中新世到现今无明显变化(Zhu et al., 2010)。对于东非莫桑比克和坦桑尼亚外海, 该海区朝北流动的北大西洋深层水团稳定的发育历史较好地支持了“ 上游迁移型” 单向迁移水道的发育(Fonnesu et al., 2020; Thié blemont et al., 2020)。现代水槽模拟实验指出, 水道体系浊流(最大流速可达76~97cm/s)与低速(10~19cm/s)等深流交互作用能形成“ 上游迁移型” 单向迁移水道(图 9)(Miramontes et al., 2020)。但在中— 高速等深流(流速大于19cm/s)环境下, 是否还能形成“ 上游迁移型” 单向迁移水道还未知。因此, 古代深水单向迁移水道建造对古海洋学信息如古代等深流流向、流速等的解密还有待进一步研究。

据深水底流系统的“ 底形— 流速图版” (bedform-velocity matrix)可知, 泥质沉积底形形成的底流的流速背景大约为10~30cm/s(Stow et al., 2009)。现代化水槽模拟实验模拟了低速(10~19cm/s)等深流背景下能形成“ 上游迁移型” 非对称单向迁移水道— 堤岸体系, 该等深流流速与经统计的“ 底形— 流速图版” 一致(图 9)(Stow et al., 2009; Miramontes et al., 2020)。但室内水槽模拟所得的单向迁移水道— 堤岸体系的发育规模较小、时间尺度小, 其用于解释第四纪及古代大型单向迁移水道可能还存在一定局限。海底原位底流观测指出北莫桑比克大型“ 上游迁移型” 单向迁移水道发育区的近海底向北流动的底流流速范围约为20~40cm/s, 最大可达140cm/s, 该流速与水槽模拟实验参数较为一致(Fuhrmann et al., 2020)。数值模拟实验指出超临界浊流(流速1.72~2.59m/s)与低速等深流(流速10~30cm/s)同时交互作用能形成“ 下游迁移型” 单向迁移水道(Gong et al., 2018)。单向迁移水道非对称的侵蚀— 沉积剖面结构表明水道的缓岸以沉积泥质等深流漂积体为主, 因此缓岸为低速区; 陡岸为侵蚀/砂质沉积为主, 即陡岸为高速区。因此, 不管是“ 上游迁移型” 还是“ 下游迁移型” 单向迁移水道, 其动力学模式均能解释在特定流体参数条件下的单向迁移水道的非对称侵蚀— 沉积剖面形态。但在这些动力参数区间之外是否还能形成单向迁移水道, 还有待进一步进行浊流与等深流交互作用水槽模拟实验、数值模拟和海底原位流体观测的验证。另外, 地下地震资料解释由于地震分辨率及经验限制, 存在一定的多解性, 适当补充实际的“ 单向迁移水道” 野外地表露头资料对实验模型的建立具有重要意义。因此, 为了解密深水单向迁移水道的交互作用成因之谜, 未来还需要补充额外的模拟实验(水槽、数值)及观测(海底、地表露头)数据。