资源描述
<p><span id="_baidu_bookmark_start_0" style="display: none; line-height: 0px;"></span>博士学位研究生
开题报告及文献综述
南海北部大陆边缘深水沉积过程–响应
及其主控因素
学 号：B0401043
系 别：资源与信息学院
专 业：地质资源与地质工程
年 级：博2004级
姓 名：王海荣
指导教师：王英民教授
报告时间：2005年11月
中国石油大学（北京）
8
目 录
一、课题来源 1
二、选题目的和意义 1
三、选题依据 3
四、研究内容和拟解决的关键问题 7
五、拟采取的技术路线、研究方法、实验方案及可行性分析 8
六、预期创新点 10
七、预期成果 11
八、论文时间安排 11
八、参考文献 11
一、课题来源
《海平面波动、构造地貌的形成与深水沉积作用：以南海北部大陆边缘为例》来源于国家自然科学基金项目《南海北部深水陆坡体系侵蚀－沉积响应过程及其控制因素研究》。
二、选题目的、意义
20世纪70年代末期以来，国外在深水领域的油气勘探取得了巨大的成功，尤其在墨西哥湾、南美洲的巴西、委内瑞拉海域、西非和西北非、欧洲的北海和大西洋北部陆缘深水区域。Stow(2000) [35]估计世界上有1200-1300个油气田来自于陆架坡折带上下的深水沉积体系中，其中巨型油气田有四十余个。深水油气勘探以其巨大的勘探潜力和广阔的勘探前景构成本世纪最为重要的勘探领域之一。Stow（2000）[35]指出，深水沉积体系及其相关储层将是至少未来25年内世界油气勘探开发的前沿领域，与之相关的沉积学和层序地层学研究也自然成为当前学科发展的前沿和热点。与国外相比，我国深水油气勘探起步较晚，还处于探索阶段。目前有以下问题制约着我国在南海北部的陆坡深水油气勘探。
（1）南海北部陆坡的下方普遍发育有继承性的大型隆起，具有形成大型构造圈闭的优越条件以及良好的油气运聚条件，是寻找大型巨型油气田最有远景的地区。而勘探的最大风险在于其远离物源区，储层条件不确定，因此砂质碎屑能否搬运至坡脚乃至更远，就成为油气勘探的核心问题之一。
（2）南海北部陆缘深水区普遍发育有深海扇，但钻探结果表明不同扇体上砂岩储层的发育状况差别极大，目前一般认为物源条件对此起着主导控制作用。在远离物源区的深海扇中（如琼东南扇），是否还有其它的搬运机制和侵蚀-沉积过程以至于能够形成好的储集砂体，就成为人们关注的核心问题。
（3）国外深水油气勘探表明，深海扇具有高度复杂的结构单元，其空间形态和岩性组分具有高度的非均一性。这是当前国外深水沉积研究的核心热点问题，在我国南海北部陆坡特殊地质条件下的具体地质规律和成因机理自然也成为人们关注的核心问题。
仔细分析不难发现：以上三个地质问题的核心就是研究深水陆坡体系的剥蚀-沉积响应过程、机理和主控因素。陆坡体系侵蚀-沉积响应过程的实质是陆坡体系的动态调整过程。其控制因素众多，其中包括沉积物供给、陆坡体系地貌特征、深水作用机制（包括重力流和等深流）的成因类型和性质及基准面的升降变化等。正是这些因素的相互作用导致了复杂的陆坡体系侵蚀-沉积响应过程。
本课题将在探索南海北部陆缘的深水沉积体系的分布规律、控制因素等科学问题方面作出努力，为下一步的深水区油气勘探提供科学依据。
三、理论研究现状及存在问题
目前关于大洋深水沉积体系和深水作用机制的研究其集中体现在三个方面，1、深水沉积体系的类型、特征不断丰富；2、深水作用机制的类型在增多，研究在深入，对其机理的认识愈益完善；3、控制了深水沉积体系乃至深水作用机制的背景因素（如海平面波动、地貌、陆域和陆架浅水区的物源的变化等）所起作用的研究愈加深入，它们之间以及它们和深水作用机制之间的关系的研究日见清晰。
（一）理论研究现状
1 深水沉积体系的类型和形态特征
1.1 深水具有复杂多变的地貌
在全球大洋深水环境，外陆架、陆坡和陆隆具有复杂的海底地貌。水下滑动、滑塌、蠕动、重力流作用等重力机制形成了复杂的地貌类型，如滑动头壁、侧壁、侵蚀底床、峡谷侧壁的滑动、滑塌和蠕动，平直峡谷、曲流峡谷、水道分支等等；而底流、涡流和水下潮汐底流等深水作用一方面通过直接对底形作用使得地貌进一步复杂化；另一方面，它们通过沉积作用、再作用等影响深海沉积体系的稳定性和构成，反过来使得地貌进一步复杂化。近些年来，深水科学研究的手段不断涌现，侧扫声纳、多波束、高频回声测深、高频浅剖、海底摄像等极大丰富了关于海底地貌研究的内容，增强了对深水地貌的认识。全球大洋具有形态极为复杂、成因极为多样的地貌。
1.2 陆坡倾向的深水重力作用机制沉积体系
大洋深水的独特环境造就了发达的重力作用成因的众多的沉积类型。滑动沉积体、滑塌沉积体、碎屑流沉积、浊流沉积等。同时，深水重力沉积体系又具有繁多的建造单元和侵蚀单元，包括：① 重力流水道－堤坝沉积体系；② 深水滑坡体；③ 深水巨沙体；④ 深水曲流水道和牛轭湖；⑤ 水道－朵叶体过渡带；⑥ 朵叶体和/或盆地（底）扇。
1.3 深水峡谷中的潮汐底流沉积
深水水下峡谷为有利于形成深水潮汐底流机制予以作用的、浅水至深水环境的独特背景。沙－泥韵律、双向泥层、爬升波纹、泥覆波痕、平行和交错纹层的交互、具有泥盖层的S型交错层理、潮汐内部侵蚀面、豆状层理、压扁层理均可用以解释深海潮汐底流沉积。
1.4 陆坡走向的深水平流作用机制沉积体系
大洋深水富有各种底流或等深流作用下的等深流漂积物，在不同的背景下发育有外部形态和内部结构均有所差别各种类型，如，① 平流（等深流，contourite）席状漂流；② 长条丘状漂流；③ 与水道相关的漂流；④ 局限漂流；⑤ 充填漂流；⑥ 互动的 (modified) 漂流－浊流体系。这只是连续谱系中的简单的端元类别，中间有许多过渡、或混合的类型。
1.5 具多种成因的深水作用机制沉积体系
事实上，在深海环境，某些沉积现象或底形为多种机制作用的结果。
1.5.1 深水沉积波是大洋深水的普遍现象
波状沉积底形在陆架坡折至深海平原的广阔地域为常见的海床底形，规模巨大；它们包括两种沉积成因的底形（包括浊流沉积波和等深流沉积波）和一种同沉积变形成因的底形（波状变形底形）(Faugères et al., 1999)。而同沉积重力变形导致的波状底形并非真正的沉积型的沉积波，而是重力块体输送事件导致的沉积物的同沉积变化所致，通常位于陆坡或陆架前缘。
1.5.2 深水陆坡和坡麓沉积体系的分类和特点
Galloway (1998)将陆坡体系划分为7个盆地相建造单元：① 浊流水道充填；② 浊流朵叶体；③ 席状浊积岩；④ 滑动、滑塌和碎屑流席状体、朵叶体和舌状体；⑤ 细粒浊流充填和席状体；⑥ 等深流漂移体；⑦ 半远洋披覆和充填体。并认为，沉积物粒径是水道和朵叶体几何形态、滑塌和碎屑流沉积的所具有的重要性和规模的主控因素。总体上有两种碎屑陆坡体系组合，建造（外来或异地型）型体系，和（异地）建造型体系。
1.5.3 深水沉积体系的多种构型元素
深水沉积体系的构型元素极为繁多，外观形态和几何规模差异巨大。
2 深水作用机制的类型和形态特征
在深水环境，有三种作用机制可以起到侵蚀、输送、沉积陆源碎屑、生物成因和火山成因物质的作用，即重力作用机制、半永久底流作用机制和深水潮汐底流作用机制。此外，大洋涡旋也可作用至海底，对深水环境起到一定的作用。
2.1 深水重力作用机制
在深水环境，存在着重力成因的种种作用机制，如蠕动、滑动、滑塌、碎屑流、颗粒流、浊流。
2.1.1 重力流作用机制
重力流的起动机制繁多，包括河流超重羽状流、风暴于陆架区域乃至上陆坡区域对海床物质的再悬浮和再搬运、滑动和滑塌的转变、冰川前锋的释放等。在向下陆坡运动过程中，会通过对侧壁、基床的侵蚀、过路和沉积而不断发生流体性质和行为的演变。多依次出现侵蚀作用、侵蚀－沉积作用、碎屑流聚集区和浊流活动区，但有例外。
2.1.2 轴向下切”（Axial incision）是深水峡谷演化的主要形式。
2.1.3 关于“浊积岩学说”的质疑和争议
近些年来，以Shanmugam G.为代表的一些学者对已有50余年历史的浊流学说、及其在实践中的广泛使用提出了尖锐的批评。原因在于，人们在野外观察和实验室研究中发现，非浊流的其他机制（如滑动、滑塌、碎屑流、颗粒流和底流） 在深水沉积中扮演了主要角色。将这些复杂机制和它们的沉积笼统称作“浊积岩”家族，而所谓的“浊积岩”家族则包括深海崩塌沉积、滑动体、滑塌体、碎屑流沉积（例如, 滑塌浊积岩、巨浊积岩、地震浊积岩、高密度浊积岩等)。结果导致所谓的“浊积岩”使用极为混乱并备受争议 (Shanmugam G., 2002)。
Shanmugam (2002) 总结了他对浊流学说的批评，集中在他所称的浊流学说的“十个神话”。1、浊流是具有多种沉积物支撑机制的非紊状流体。事实：浊流是以紊流为主要的沉积支撑机制的紊状流体。2、浊积岩是碎屑流、颗粒流、流体化流和浊流（debris flows, grain flows, fluidized flows, and turbidity currents）的沉积。事实：浊积岩专指浊流的沉积。3、浊流为高速流体，并因而缺失记录。事实：浊流具有广谱的速度范围。4、高密度浊流是真正的浊流。事实：Ph. H. Kuenen (1950)基于实验的碎屑流而不是浊流而提出了“高密度浊流”的概念。高密度浊流是沙质碎屑流。5、泥（浆）流（slurry flows）是高密度浊流。事实：泥（浆）流是碎屑流。6、冲槽构造（flute structures）是浊流沉积的标志。事实：冲槽构造仅是流体侵蚀而不是沉积的标志。7：正粒序是多重沉积事件的产物。事实：正粒序是单一沉积事件的产物。8：交错层理是浊流的产物。事实：交错层理来自于底流的牵引沉积的产物。9：浊积岩相模式是解释浊流沉积的有用工具。事实：对法国东南的Annot Sandstone―其为第一个浊积岩相模式的基础―的再审视，意味着其具有塑性流和底流的复杂的沉积起因。10、浊积岩相可使用地震相和外观构型而得以解释。事实：单个浊流沉积事件―其厚度通常介于数厘米至数十分米直接－是地震所无法识别的。
2.2 深水潮汐底流作用机制
在许多深水峡谷进行的海流测量表明，峡谷中的一日两次的、分别向上和向下的海流和潮汐有极好的对应。无疑，深水潮汐底流是深水环境的重要作用机制之一，尤其在峡谷中更为如此。
2.3 深水等深流（平流或底流）作用机制
洋流受控于两类驱动力：驱使水体移动并决定其速度的首要驱动力；和影响流体的方向和实质的次要驱动力和因素。首要驱动力为热膨胀和收缩、风吹拂在水体上的应力和密度差异。次要驱动力和因素有科里奥利效应、重力、摩擦力和洋盆自身的外形 (Garrison T., 1993)。表流的流动及其各种因素的复杂卷入，会导致复杂的海流形式，如滨岸上涌流和滨岸下降流等，这些会进一步影响深水的作用机制。
密度跃层之下的水体也发生循环作用，但这种缓慢的深部循环的力量来自于不同密度的毗邻水团的重力的作用。既然密度在很大程度上是温度和盐度的函数，由于密度差异而引发的循环可称之为温盐循环(Garrison T., 1993)。温盐循环是深水循环的主要动力机制。
也有不同于纯粹温盐循环的其他底流，如大的风驱体系。在某些情况下，这种遍及水柱的流体可影响水深达4000m的海底。如湾流、黑潮。
在表层海流不稳定和曲流的地区，和海表地形变化有关的涡流动能可通过水柱传送，因而足以形成海床上的动能的明显变化。这进而导致了如下的交互：即称之为深海风暴的短期的（数天至数周）的高速底流和长期的（数周至数月）低速底流的互动。深海风暴可导致巨量体积的沉积物的侵蚀和再悬浮，进而合并为底部的雾状层(McCave & Tucholke)，但是关于它们对平流沉积的本质的累加的长期的影响知之甚少。
2.4 两种方向的深水作用机制的互动
在多数大洋，陆坡倾向和陆坡走向的深水作用机制往往并存，在其他背景因素的影响或控制下相互影响，彼此消长。
3 深水沉积体系和作用机制的背景控制因素
所谓深水沉积体系和深水作用机制的背景因素是指有能力通过影响深水作用方式的强度、方式、位置和转变等，从而影响乃至控制深水沉积体系的类型、分布、特征等。这样的因素包括三个方面，即，⑴ 构造运动、地貌对深水作用机制、侵蚀－沉积响应的影响；⑵ 陆域流域体系和陆架浅水区对深水沉积体系的影响；⑶ 海平面波动对深水体系的效应。
3.1 构造运动、地貌对深水作用机制和侵蚀－沉积响应的影响
3.1.1 地貌和海流的互动
刚波斯盆地位于巴西东南大陆边缘，介于21oS和24.5oS之间，以向海突出的陆缘地貌为特征。对海表温度的卫图分析显示了对地貌对巴西海流的控制。陆架缘侧的突出诱发巴西海流在北部的聚敛和加速。在这一区域，巴西海流向滨岸移动，有时深入陆架。对应于Albacora阶地，这一区域起到了聚集效应（funnelling）。巴西海流在“聚集区域”的、水深210m处的近底流速超过了70 cm/s (Viana & Faugères, 1998b)。
而在南侧，出于对陆缘走向变化的响应，巴西海流加宽并向海移动，这一区域被称作“扩散区expansion zone”。水深400m处的上陆坡底流的流速超过了40cm/s。在近底的上陆坡有内波的发育，其和上陆坡地形的变化有关（Lima et al., 1998）(Viana & Faugères, 1998b)。
3.1.2 构造地貌（构造活动）的影响
墨西哥东南的韦拉克鲁斯盆地在中新世和上新世，经历了两个演化阶段。第一个阶段发生在自早至晚中新世，且对应于Laramide造山带的弱化的效应。中新世盆地继承了构造陡峭化的盆缘，跨越盆缘有深峡谷的切入，其内有泥岩和薄的粗粒砂岩和砾岩的残余的充填。侵蚀和过路区渐变为厚的、富沙的盆底扇。在阶段1的后期，水下火山（其和远处的板块俯冲有关）在海域发育了，并形成了海底障碍从而阻止了浊流进入古代的墨西哥湾 (Jennette et al., 2003)。第二个沉积阶段和盆地内部的收缩的起动有关，也和称之为跨墨西哥火山带的盆地北缘的隆升有关。这个隆升引发了沉积物运移体系的强烈的重组，因而大的陆架单斜自北部向南部前积。和阶段1的上超型叠加形式相比，阶段2呈强烈的退覆型式 (Jennette et al., 2003)。
3.2 陆域流域体系和陆架浅水区对深水沉积体系的影响
在白垩纪以来，巴西的桑托斯盆地的构造发育和沉积充填受陆域水流体系重组的重大影响。桑托斯盆地的复杂的充填史受Serra do Mar海岸山脉带在晚白垩期间的隆升、和随后的平行海岸的Paraiba do Sul流域体系的组织化的强烈影响。在晚白垩和古近纪期间，古代的Paraiba do Sul倾向于将碎屑注入北、中桑托斯盆地。集中的碎屑供应迫使陆架发生规模巨大的前积和深水浊流沉积作用，尽管同期的海平面高位期。南桑托斯盆地在同一时期则处于相对的沉积饥饿状态，沉溺性陆架盛行 (Modica and Brush, 2004)。这些沉积型式持续至渐新世，此时，Paraiba do Sul被袭夺并转向北部的刚波斯盆地（该盆地此时处于空虚状态）。在Paraiba do Sul被袭夺和转向之后，北和中桑托斯陆架沉积饥饿并被淹没，陆架前缘后退超过了50km。相反，南桑托斯盆地发育了厚的倾泥的上渐新世和新近纪的层序，其对源岩成熟度有极大的影响(Modica and Brush, 2004)。
3.3 海平面波动对深水沉积体系的影响
更新世，日耳曼海东南陆缘的沉积序列为下列四个因素所沉积：(1) 海洋和冰川海洋作用机制；(2) 滑动事件；(3) 和快速移动的冰流有关的冰川成因碎屑流（GDFs）；(4) 犁地冰席。这些沉积机制效具有大的时空变化。该大陆边缘因而可划分为冰流影响的大陆边缘段（北海扇北部）、巨滑动体主导的陆缘段(Møre)、半远洋主导的陆缘段（维京（Vøring）南部）(Sejrup H.P. et al., 2004)。在间冰期，盛行底流和沿岸流；在冰期，重力流机制突出(Sejrup H.P. et al., 2004; 图3.7)。
同样在南极洲的Riiser Larsen海东部地区(Kuvaas B. et al., 2004)；在鄂霍次克海（Okhotsk）的西北部 (Wong H.K. et al, 2003)等地区，也发现有类似的现象。
（二）存在的关键科学问题
1、深水沉积体系的科学判识：如何依据间接的资料（地震、旁侧声纳、海底摄像、浅剖等）识别重力成因、潮汐底流成因、等深流成因乃至更次一级的深水沉积？
2、海平面波动对深水作用机制乃至深水沉积体系的影响？海平面波动通过影响物源供给状况影响重力流活动强度，而海平面波动同样会影响等深流的活动位置和强度，那海平面波动的综合效应如何研究？
3、地貌因素在塑造深水作用机制、乃至深水沉积体系方面的作用？深水侵蚀沉积作用又如何影响、塑造地貌？
4、深水作用机制的演变和互动，影响和控制它们演变的诸多因素？
5、经典层序地层学模式并未考虑沉积动力学在深水沉积中的作用。譬如，简单的低位域可以为纯粹的重力流成因，可以为受等深流影响的重力流成因，也可为由纯粹的等深流作用所形成。而成因上的不同意味着它们在物质成分、结构上差异很大。但是，经典层序地层学模式无法反映这种差异。
四、研究内容和拟解决的关键问题
（一）研究内容
1、对末次冰期以来的沉积进行层位的划分和对比
2、对南海北部陆缘的地貌进行识别与描述
3、识别南海北部陆缘的深水沉积体系类型
如重力作用机制沉积体系的识别；底流作用机制沉积体系的识别；深水峡谷中潮汐底流作用机制沉积体系的识别；复合成因的深水沉积体系的识别。
4、研究海平面波动的层序属性
5、确定主要物源区的性质，如物源类型、组分特点、物源数量等
6、背景因素对深水作用机制乃至深水沉积体系的影响和控制
海平面波动对深水作用机制、深水沉积体系的影响；地貌和深水作用机制之间的影响和反馈；构造活动对深水作用机制的影响；陆域和浅水区对深水沉积体系的影响；密跃面的重力流流体行为的影响效应；
7、深水作用机制之间的互动
8、典型层序地层——沉积模式的建立
（二）拟解决的关键问题
1、具有南海自身特色的深水沉积体系的识别标准的建立？譬如，强烈等深流沉积体的特征之一的壕堑在南海深水体系中并不甚发育；又如，南海北部大陆边缘的巨大面积和各地区差异甚殊的物源等因素，决定了个地区具有差异很大的资料特征，如此，想然不存在一个普遍适用的鉴别标准。因此，借鉴国际深水研究的成果，建立南海的深水沉积体系的识别标准是首要工作；
2、海平面波动、地貌变化、海流、物源变动等背景因素往往彼此协同，共同对深水作用机制和进而的深水沉积体系施加影响或予以控制，那么，如何甄别出其主控因素并科学分析其时空演变就是关系我们研究成果的关键所在。
3、重力作用机制是关系陆源碎屑，尤其是粗碎屑能否出现在深水环境的关键因素，而重力流流变学或流体行为的演变是关系粗粒碎屑在深水环境中的分布规律的关键因素，因此，分析控制、影响南海重力流的起动、侵蚀、过路和沉积的内在要素是必须的。譬如，陆坡的多级坡折和密跃面对流体行为的意义？
五、研究内容和拟采取的技术路线、研究方法、实验方案及可行性分析
南海北部大陆边缘涵盖了自台湾西南至北部湾的广大地区。自东而西，各地理单元在物源的供给类型和供给数量、海流作用的类型和强度、地貌特征、受海平面波动的影响程度等方面差异很大；显然，这些地区差异会通过影响深水作用机制的时空变化，进而影响深水沉积体系在各地区分布的差异；因此，欲研究南海北部大陆边缘深水沉积体系的主控因素，就必须针对性的精选具有代表意义的地区，通过对典型资料（如地震、海底取样、多波束、海底摄像等）分析，获取具有科学意义和实际意义的认识。
此外，鉴于南海北部大陆边缘本身的巨大面积，这样作也增强了论文的可操作性。
故而，论文将首先分析南海北部大陆边缘在物源情况、和构造地貌方面的地区差异和差异背后的控制因素，进行陆坡深水区的分类；其次，选取有代表意义的地区进行重点解剖；在此基础上，通过精选典型的地震剖面、结合已有海底取样并有目的地再取样、结合海底摄像、多波束地貌资料和地形资料等，分析各背景控制因素随时空变化在控制或影响深水作用机制乃至深水沉积体系方面的客观规律，以便于进行深水油气有利储层的预测；
（一）研究内容和拟采取的技术路线、研究方法
1、陆坡分类的方案
2、研究的总体流程
3、沉积体系的识别
（二）可行性分析
1、资料情况
1.1 ODP184航次的5个站位长孔岩心；
1.2 高分辨率的、多个单位的多道和单道地震剖面；
1.3 系列的箱式取心、抓斗取心和浅层柱状样；
1.4 多波束的海底地貌和海底摄像；
1.5 较高分辨率的地形图。
2、可操作性分析
1.1 国际理论研究的现状掌握的比较充分，可以根据认识的发展及时调整思路或进行再调研；
1.2 快速建立沉积体系分布的总体框架，指明研究的重点；
1.3 有目的地精选研究区和资料，以萃取科学观点并加以验证。
六、预期的创新点
1、建立深水沉积体系的相标志；
2、探索海平面波动、地貌变化、海流、物源变动等背景因素控制或影响南海深水作用机制和沉积体系的时空模式或规律，分析不同情况下的主次和角色；
3、分析影响或控制重力作用机制的起动、发展、演变的因素，和影响或控制重力流发生水力的跃迁的因素，如地貌坡折和密跃面？研究其演变对碎屑物质的意义，侵蚀－过路－沉积出现的规律？
4、等深流作用机制对重力流沉积的影响和对碎屑物质的分选意义。
七、预期成果
1、定识别深水沉积体系（包括重力流、潮汐底流、和等深流及其更次一级的类型）的相标志；
2、背景因素（海平面波动、地貌变化、海流、物源变动）控制或影响深水作用机制和沉积体系的模式；
3、背景因素之间的互动，如地貌和海流的相互作用等，会如何控制或影响深水作用机制和沉积体系；
4、控制或影响重力流发生水力跃迁的因素（陆坡坡折和密跃面），及其作用的意义；
5、不同条件下的等深流作用机制对重力流沉积的影响的规律和对碎屑物质的分选意义。
八、论文时间安排
2005年5-10月，论证调研和论文开题；
2005年11月至2006年8月，南海沉积体系的识别和成图；
2006年9-12月，分析影响深水作用机制和沉积体系的背景控制因素，分析海平面波动对深水作用机制、深水沉积体系的影响；研究地貌、构造等和深水作用因素之间的影响和反馈；
2007年1-2月，分析深水作用机制的类型和相互作用，其动力学演化特征等；研究南海深水底流循环的格架和及其在地史中的演变；
2007年3-6月，编写论文，制作答辩多媒体，完成论文公开答辩。
文献综述
数十年来，随海洋地质，尤其在海洋石油勘探开发提出的地质问题的推动下，大洋深水沉积体系和深水作用机制的研究取得了长足进步，对其科学规律和科学问题的研究在质疑中不断修正、完善和发展，其集中体现在以下三个方面，1、深水沉积体系的类型、结构、构造不断丰富；2、深水作用机制的研究在质疑、修正中而持续发展，传统认识中的某些环节或不好的倾向得到强烈的批判和质疑，同时，深水作用机制的类型不断增多，对其机理的认识愈益完善；3、控制了深水沉积体系乃至深水作用机制的背景因素（如海平面波动、地貌、陆域和陆架浅水区的物源的变化等）所起作用的研究愈加深入，它们之间以及它们和深水作用机制之间的关系的研究日见清晰，进而对深水沉积体系的成因的认识愈益科学。研究方面取得的进步推动在全球大洋深水油气工业取得进一步的发展。
9 第一章 深水沉积体系的类型和形态特征
“深水”这一术语并无严格的定义，泛指自陆架坡折（水深并不局限在200m左右，如苏格兰中央陆坡其水深介于80-130m之间（Mosher D.C. et al, 2004）向海方向的半深海环境，包括可能的外陆架或其一部、陆坡（有些地方也可进一步上陆坡、中陆坡和下陆坡等）、陆隆乃至深海平原的一部。在此处是指经受来自于陆域、陆架乃至陆坡的重力作用的影响的深水区，纯粹的深海远洋沉降型沉积的地区不包括在本文的“深水区”概念之内。而在在石油勘探和开发中，“深水”具有两种涵义，其一，多数地质学家的“深水”表达的是油藏发育于深水沉积物中，即使现在钻遇的油藏是在陆架之上；其二，钻井工程界的“深水”是钻井位于深水环境，而与油藏的最初的环境无关。
1 深水具有复杂多变的地貌
在全球大洋深水环境，外陆架、陆坡和陆隆具有复杂的海底地貌。水下滑动、滑塌、蠕动、重力流作用等重力机制形成了复杂的地貌类型，而底流、涡流和水下潮汐底流等深水作用一方面通过直接对底形作用使得地貌进一步复杂化；另一方面，它们通过沉积作用、再作用等影响深海沉积体系的稳定性和构成，反过来使得地貌进一步复杂化。
譬如苏格兰中央陆坡（Mosher D.C. et al, 2004），其在地史上为受冰川强烈影响的地区。其上陆坡区域地形平缓，为冰期后的海进和高位的充填作用的结果。而在上陆坡和中陆坡的过渡地带，清晰可辨冰川作用遗留在海底的冰川犁痕。中陆坡区域则以成因有所差异的峡谷和谷间岭脊，峡谷内以侵蚀型的峡谷头部、谷内的碎屑流沉积和重力失稳的种种迹象，谷间岭脊上则具有次级的向峡谷谷线的重力成因的冲蚀水道等地貌类型（图1.1）。反映在地震剖面上，则体现为混杂堆积的冰期冰碛堆积、后退型的峡谷头坎、旋转的滑塌和叠加型的碎屑流沉积、多期的峡谷迹象和充填、以及反射强度明显增强的拆离（滑动）面和峡谷翼侧的重力作用明显的整体滑动的迹象（图1.2）。
图1.1 苏格兰中央陆坡的多波束海床地貌（Mosher D.C. et al, 2004; Fig. 5）。
图1.2 位于苏格兰中央陆坡的碎屑流走廊上的气枪震源的倾向地震剖面（Mosher D.C. et al, 2004; Fig. 8B）
2 陆坡倾向的深水重力作用机制沉积体系
2.1 重力流水道－堤坝沉积体系是深水沉积体系的显著特色
翼侧为堤坝所围限的水下水道为许多深水体系的重要组成部分。在许多大型或中等规模的水下扇上，水道－堤坝体系均为主导性的，Deptuck et al (2003)对此进行了总结。如：密西西比扇(Bouma et al., 1985), 亚马逊扇(Damuth et al., 1985), 印度扇 (McHargue & Webb, 1986; Kolla & Coumes, 1987), 孟加拉扇(Emmel & Curray, 1985), 扎伊尔扇 (Droz et al., 1996), 富士扇(Nakajima et al., 1998), 隆河扇 (Bellaiche et al., 1984), 以及许多小型扇，如 Hueneme (Piper et al., 1999) 和 Golo扇等 (Bellaiche et al., 1994)。它们为碎屑物质向深海输送的通道，并且在流动过程中起到了予以围限和分选以便于沙质组分得以输送至盆地平原。水道－堤坝体系也可为粗粒组分的沉积场所(Bouma et al., 1985; Manley et al., 1997)，而细粒沙和粉沙则沉积为堤坝 (Hiscott et al., 1997; Piper & Deptuck, 1997)。
Deptuck et al (2003)仔细分析了尼日尔三角洲陆坡和阿拉伯海的水道－堤坝体系(channel-levee system (缩略为CLS))，并将之与其他地区的典型深水体系和露头剖面进行对比后，系统总结了水道－堤坝体系的地貌单元、特征和成因演化。认为，尼日尔三角洲陆坡和阿拉伯海的上扇区域所发育的水道－堤坝体系，具有构型上的高度复杂性。通常具有数个构型单元：内堤坝、外堤坝、侵蚀通道、水道轴心沉积、滚动块体、物质输送的沉积。尽管单个体系的规模变化很大，第一级别构型元素的相似性和它们的构型意味着，不管规模差异，它们都具有相同的沉积机制（图1.3）。
多数水道－堤坝体系以基底侵蚀通道（为厚度变化的外堤坝所包围）为特征，这些元素一道明确定义了基底和水道带的边缘，其中水道轴心沉积和内堤坝为主要的构型元素。蜿蜒的和/或曲流的水道具有垂向、次垂向和侧向的叠加型式，进而形成特色性的地震相，为外形呈狭窄或宽阔的高振幅反射单元（HARs），具有杂乱至连续的、叠瓦至水平的反射的特征。某些HARs呈孤立或叠加的、非对称至对称的U型和V型反射，呈“水道形状”。在圆齿状侵蚀通道壁墙的围限下（以外堤坝作为两翼），水道带于其内演化，在地貌上和河流体系的曲流带相似，但通常具有更大的垂向加积的成分。对尼日尔三角洲陆坡的一个水道－堤坝体系的详细研究后发现，在侵蚀周期后，在其加积期间伴有三个明显的水道发育的阶段。每个充填阶段对应于不同的水道叠加构型、平面形态、和阶地发育。在某些情况下，可观察到多阶段的内堤坝生长，而每个都和水道迁移、加积的历史紧密相连。水道曲流度动态演化，某些曲流环经历了加速曲流生长的进程，而与此同时，其他的则几乎没有侧向迁移（Deptuck, 2003）。
图1.3 切穿了水道－堤坝体系的地震剖面，显示了第一级别的构型元素，包括侵蚀通道、内堤坝、外堤坝和种种的对应于水道沉积的HARs (Deptuck, 2003; Fig. 2)。
2.2 深水滑坡体
安哥拉海域发现了一个巨大的水下滑坡体，体积约>20km3，范围>430km2。滑坡体的基底面具有大的条带状构造（约9km长），为灾难性滑塌事件对广阔地域（>130 km2）的基底侵蚀。该滑坡体为和断裂有关的地震或流体流动所触发。在滑坡体的内部，有巨大的桌状块体（直径约1-5km，约100-150m厚）和紊乱的碎屑流沉积，这意味着其为快速的就位过程 (Gee et al., 2005)。
2.3 深水巨沙体
Stow et al (2000b) 定义深水巨沙体（Deep-water massive sands (DWMS)）为巨厚的（>1m）的沙层或单元，其缺乏原始沉积构造，且和其他深水沉积相联系－巨厚沙相组合。除了极厚的层理和无构造的外观外，DWMSs的关键之处在于发育了普遍的水逃逸构造、细微的加积面和页岩块砾；并显示了差至中等的分选和组分的非成熟（图1.4）。卷入它们的长距离的输送和就位的两个关键性作用机制为沙质碎屑流（sandy debris flows (SDFs)）和高密度浊流（high-density turbidity currents (HDTs)）。后沉积液化和沙注入可极大程度的予以影响。
2.4 深水曲流水道
陆坡峡谷具有和陆域曲流河极为相似的曲流形态，其内部的侧向加积型式也完全相同。Dalia M9 Upper 油田位于安哥拉海域的Block 17区块，其下中新世绿谷综合体（Green Channel Complex）是深水曲流水道的杰出范例。该曲流水道综合体本身约40m深、2km宽，为单个水道（该水道约300m宽和40m深）的侧向迁移和局部撕裂分支所致(Abreu et al., 2003)。
图1.4 巨沙体的相组合 (Stow et al., 2000b; Fig. 2)。
绿谷综合体的一种重要特征为位于水道边缘的叠瓦状地震反射的存在。这些叠瓦反射倾向于平行水道，在多数情况下向水道倾斜，在某些情况倾向于下游方向。这些叠瓦反射形成了位于水道内湾的特征明显的反射体。显然和水道在其演化过程中的连续的侧向迁移有关，导致了水道内侧的增生沉积和水道外侧的侵蚀。这些增生体可命名为侧向增生体（Lateral Accretion Packages (LAPs)）。典型上，单一曲流水道的侧向迁移产生了侧向加积的水道综合体，其因水道充填的本质而呈不同程度的内部加积(Abreu et al., 2003)（图1.5）。同样，牛轭湖（环）是绿谷综合体的重要组成部分，其下部多为水道充填的粗碎屑组分，而中上部多为自曲流水道漫溢而来的相对细粒的、和半深海的悬浮沉降的细粒组分。
和野外露头类比，安哥拉海域的这些解释的曲流水道的型式和露头很相似。自野外露头描述的LAPs的岩性组成和岩心是变化的。但它们倾向于在底部为粗粒和细粒的砂岩的混合所主导、向上部为加积减弱的更细粒所主导(Abreu et al., 2003)。
2.5 深水沉积体系的新领域：水道－朵叶体过渡带
多数的深海扇模式主要基于古代沉积得来，认为沉积朵叶体直接系于它们的补给水道(Bouma, 2000)。但是，Wynn et al (2002)基于数个现代浊流体系的研究，识别出介于水下扇和水道之间的水道－朵叶体过渡带（CLTZ(channel-lobe transition zone）)，发现其普遍发育了众多的侵蚀特征，且可能切入富沙水道和朵叶体沉积（图1.6）。
图1.5 安哥拉海域的高分辨率三维地震剖面和切片。a′中的红色方框和c′中的红线指示了b′中的横剖面的位置。水道边缘的叠瓦反射对应于切片中的点坝(Abreu V. et al., 2003; Fig. 3, 经删节)。
CLTZ 位于水道口的下陆坡方向，紧邻水道口，且通常和陆坡坡折相联系。研究揭示，在这一区域，浊流可能经历了自受限型向开阔型的水力体制的跃迁(Komar, 1971)，导致了流体的迅速扩散和紊流程度的增加，进而导致海底侵蚀和沉积物途越作用 (Mutti and Normark, 1991)。实际上，情况非常复杂，因为浊流流量和组成的变化会导致体系内的水力体制跃迁发生位置上的变化。例如，小流量的跃迁可能发生在水道内，而大流量则可发生在盆地内(Mutti and Normark, 1987; Piper and Savoye, 1993; Morris et al., 1998)。
Mutti and Normark (1991)定义CLTZ为：任一浊流体系内的、将特征明显的水道或水道充填沉积和朵叶体或朵叶相分隔开来的区域。多数CLTZ以侵蚀型刻槽和线形构造为特征，其被片状分布的粗粒沙和砾所分隔，通常形成横向底形(Morris et al., 1998).。
不过值得注意的是，大规模的侵蚀刻槽和相关的底形不仅仅局限于发育良好的CLTZ，下列位置也可以发育，水道堤坝后壁陆坡、水道边缘(Elliott, 2000)、水道底床(Shor et al., 1990)以及小规模的富沙扇的扇面(Normark and Piper, 1991; Piper et al., 1999)。
图1.6 (a) 具有附系朵叶体的低效系统和拆离朵叶体的高效系统的横剖面示意图；(b) 显示水道－朵叶体过渡带内的侵蚀特征和沉积底形的空间分布(Wynn et al, 2002; Fig. 17)。
2.6 朵叶体和/或盆底（地）扇
朵叶体发育的背景众多，上陆坡、中陆坡和下陆坡乃至盆地平原，在地形发生相对平缓的变化处，在水道、峡谷出口或撕裂分支的决口处均可出现流体行为的跃迁，从而沉积相应粒径的碎屑物质。朵叶体在沉积的同时，又相应造成了地貌的渐进性变化，和水道迁移一道形成了朵叶体的侧向和纵向的迁移，如此垂向叠加和侧向叠覆，即可形成规模巨大的陆坡扇或盆底（地）扇。
2.7 水下扇特征和类别的本质控制因素
Piper and Normark (2001)在对包括亚马逊扇和Huename扇等全球众多扇进行研究后认为，具有预测意义的扇模式既不能仅仅作为地形和沉积关系的提炼，也不可仅仅涵盖与构造背景或海平面状态相关的结构单元的总体分类。仅仅将扇划分为沙质或泥质是不够的，在多数海底扇和其局</p>
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