第十二节 半深海及深海相

一、 概述

半深海 (hemipelagic, semideep sea) 相的位置相当于大陆坡, 是浅海陆架环境与深海环境的过渡区。现代大陆边缘陆架坡折主要位于90~180m的深度，坡底陆隆下部则可以达到3700m。由于阳光的穿透力有限，故此环境无植物发育。波浪、潮汐、洋流等也可以带入部分溶解物质，使该地带可以出现腹足类、瓣鳃类、腕足类等底栖生物，但随水深增加而逐渐减少以至消失。另外，在水动力较微弱的条件下，深部水体常常由于温度或盐度差异呈现密度分层现象，所造成的底部贫氧层可能覆盖斜坡和盆底的广大地区，其水深在几百米或者上千米，贫氧层的存在有利于有机质的保存并限制生物的生存和扰动。

深海 (pelagic, deep sea) 相发育于大洋盆地, 水深在2000m以下, 平均深度4000m。深海海底阳光已不能到达，氧气不足，底栖生物稀少，种类单调。现代深海沉积物主要为各种软泥，其中大部分为深海沉积物，即主要由繁殖于大洋表层水体中的微小浮游生物的钙质骨骼和硅质骨骼下沉堆积而成的软泥；另一部分是由底流活动、冰川搬运、浊流、滑坡作用等形成的陆源沉积物，以及局部地区各种矿物的化学和生物化学沉淀作用形成的锰、铁、磷等沉积物；此外，尚有少量风吹尘、宇宙物质等。对深海沉积有影响的主要因素是表层水域的密度、碳酸钙的补偿深度、大洋底流、沿大陆坡峡谷向下流动的重力流以及距大陆的距离。

因为碳酸钙沉积物在海洋中垂向分布受温度、压力、pH值以及海水CO₂含量的影响。表层水域深度小，pH值略大于7，CO₂分压小。碳酸盐钙物质在缓慢沉降过程中，随深度的增大不断被溶解。在溶解速度急剧增大的深度范围称作碳酸钙溶跃层，当深度增大到某一深度线时，就会出现碳酸钙的产生量与溶解量达到平衡，这个深度线即碳酸盐补偿深度面(CCD, carbonate compensate depth)。也就是说, 在此面之下很难再有碳酸钙的沉积了。其中，在饱和面和溶跃面之间，钙质为弱溶的P相；溶跃面内溶解度增加，为L相；在溶跃面与补偿面之间，溶解度进一步增大，为R 相；在补偿深度面上，溶解度更大，形成N相。碳酸盐补偿深度在空间和时间上也有所变化。太平洋CCD大部分小于4.5km，大西洋CCD大于5km, 印度洋CCD 居中。另外, CCD在赤道区深达5~5.5km, 在高纬度区只有3~4km(图5-99)。

Galloway 等 (1996) 总结了半深海及深海的主要岩石类型有五类 (图5-100)：(1)重力重新活动作用和先前沉积物的或滑向斜坡的惯性流体减速所产生的块体流，形成滑塌沉积 (图5-100(a))； (2)重力驱动的各种底流，如密度流、浊流、冷流或咸水流，形成碎屑流沉积)、高密度(粗粒) 流浊积岩(图5-100(c))、典型浊积岩 (图5-100(d))、低密度流浊(细粒)积岩(图5-100(e))；(3)洋盆内或洋盆间水体温度或盐度不同产生的稳定斜坡等深流 (图5-100(f)), 形成等深积岩(contourite); (4) 深海或半深海沉积物的悬浮沉降；(5)由长周期潮汐或风暴浪、内波和周期性上升流或下降流产生的流体，又叫牵引岩(tractionite) (图5-100(g))。相应的沉积相类型有: 浊流水道充填相、浊积朵体相、席状浊积相、块体沉积复合体相、低密度浊积充填及岩席、等深流相和半深海披覆和充填相等七种。其中前五种与重力流沉积有关，因此本节重点介绍等深流和重力流沉积。

二、等深流沉积

等深流(contour current) 又叫地转流 (geostrophic current), 是发生在半深海地区沿大陆坡等深线流动的深海底流，这个概念是 Heezen(1966)在对北大西洋陆隆沉积物研究之后首先提出来的。现代深海调查表明，起因于深水地转流的等深流是最常见的底流类型之一。从水深超过5000m的深海平原到水深500~700m的较深水台地都存在这类等深流沉积。

等深流的形成主要起因于南北两极与赤道地区海水温度的差异和水平方向上盐度差异所形成的密度梯度力，并通过地球旋转产生的科里奥利力影响着流体的运动方向。另外，风力和海底地形对等深流的流速也会造成一定的影响。

现代海洋中等深流的流速一般为5~20cm/s，有的可达500cm/s，个别如靠近直布罗陀海峡地区最大流速可达 180~250cm/s。一般来讲，在深海水道、深海海沟、海槽、洋脊和斜坡等地区，流速较高;而在深海盆地及平原内，流速则较缓慢。

流速较快的等深流具有较强的侵蚀作用，可以形成一系列平行水流方向的几千米长、几米至十米宽、深度小于20m 的深水海渠(沈锡昌，1993)。等深流沉积形成的岩石叫等深积岩(contourite)，其沉积物质来源包括陆缘碎屑、生物碎屑、侵蚀下来的海底早期沉积物火山碎屑物质等。颗粒大小一般为泥一细砂，在流速较高的水道和海底峡谷中可以出现砂级乃至细砾级的等深流沉积物。分选性一般中等到较好，这与等深流的强度、持续时间、物源及生物活动等因素有关(高振中，1996)。常见的沉积构造有小型交错层理、透镜状层理波状层理，由生物碎屑、颗粒组成的定向排列，刻蚀痕、障积痕、叠瓦状的砾石等所表现出的定向构造。另外，在等深流沉积的底部和岩层内部常见侵蚀面和冲刷充填构造，生物潜穴和生物扰动构造也相当发育。

Faugeres 等(1984)根据对北大西洋东缘法鲁等深流沉积的岩心研究，结合其他各类等深积岩的特点，提出了等深积岩相的综合层序(图5-101)。

该层序是由一个向上变粗的逆递变段和一个向上变细的正递变段组成的对称递变层序，层序厚10~100cm。层序各段间的接触关系有过渡的、突变的和侵蚀的。该层序在厚度、完整性方面的变化很大，粉砂质和砂质等深积岩常有缺失。层序也可以是不对称的(单向递变)或不大对称的。

等深流的堆积体在空间上按形态可以划分为三种类型，即等深积岩丘、等深积岩席和与峡谷有关的等深积岩体 (Faugeres，1993)。强度大和不受限制的等深流，在沉积物供应充分时，可以形成巨大的伸长状等深积岩丘。等深积岩丘规模一般比较大，长几十至几百千米，宽可达几十千米，高出周围海底0.1~1km 以上，局部厚度可超过2km(高振中，1996)。等深积岩丘一般分布于等深流边缘，受相对静水体的控制，因流速降低而沉积，是等深流的最主要、最壮观的堆积形态。等深积岩丘在垂向上由一系列单个的等深积岩层序构成。但从整体上看，等深积岩丘既不是正递变层序，也不是逆递变层序，而是相对均匀的。

等深流堆积可以通过以下方法识别：(1)地震上呈爬升的、正弦式的到规则的、丘状起伏的反射模式；(2)流线型、拉长状的几何形态；(3)沿陆坡等深线分布。

三、重力流沉积

重力流属于块体流 (mass flow) 的一种。Nardin等 (1979) 对块体流进行了分类, 并认为从岩崩、滑坡、块体流到流体流，在力学性质上均可构成弹性、塑性、粘性块体运动过程的连续统一体 (表5-6、图5-102)。

表5-6 根据力学性质划分的块体搬运类型 (据冯增昭，1993)

块体搬运作用				力学性质	沉积物搬运和支撑机理	沉积物构造
岩 崩				弹性 塑性界限 塑 性 流体界限 粘性	沿较陡的斜坡以单个碎屑自由崩落为主，滚动次之	颗粒支撑的砾岩，无组构，杂基含量不等
滑坡		滑 动		沿不连续剪切面崩塌，内部很少发生形变或转动	层理基本上连续未变形，可在趾部和底部发生某些塑性变形
		滑 塌		沿不连续剪切面的崩塌，伴有转动。很少发生内部形变	具有流动构造，如褶皱、张断层、擦痕、沟模、旋转岩块
沉积物重力流	块体流	岩屑流		剪切作用分布在整个沉积物块体中。杂基支撑强度主要来自粘附力，其次为浮力。非粘滞性沉积物由分散压力支撑，流动高浓度时呈惯性，低浓度时呈粘性。一般发育在较陡的坡度	杂基支撑、随机组构、碎屑的粒级变化大，杂基含量不等，可有反向粒级递变、流动构造、撕裂构造
		颗粒流	惯性		块状，长轴平行流向并有叠覆构造，近底部具反向递变层理
			粘性
		液化流		松散的构造格架被破坏变为紧密格架、流体向上运动，支撑非粘性沉积物，坡度大于3°	泄水构造、砂岩脉、 火焰状一重荷模构造、包卷层理等
		流体化流		孔隙流体逸出支撑非粘性沉积物，厚度薄(小于10cm)，持续时间短
		蚀流		由湍流支撑	鲍玛序列等

(一)形成条件

形成沉积物重力流一般需具备如下四个条件。

1.足够的水深

足够的水深是重力流沉积物形成后不再被冲刷破坏的必要条件。一般认为，重力流沉积的水深是1500~1800m, 最小水深100m; 最深的是美国加利福尼亚岸外蒙特里深海扇, 深达 8000m。Galloway(1996)认为，以重力流沉积为重要特征的大陆斜坡及坡底沉积体系主要形成于陆架坡折以下的相对深水区，在现代大陆边缘，陆架坡折通常深约90~180m，在大陆和大洋拉分盆地中，这个深度可能会更小些。因此，足够的水深是相对而言的，海洋与湖泊也有较大差异。但无论何种沉积环境，其形成深度必须在风暴浪基面以下。

2.足够的坡度角和密度差

在水体中含有大量弥散沉积物的重力流也是一种密度流。有效的密度差与重力结合，引起侧向流动。流体运动又反过来在流体中产生紊流，支持沉积物呈悬浮状，不至于沉淀下来而使浊流消散。

为保持持续的紊流，要求有稳定地补给能量，即适当的坡度。足够的坡度角是造成沉积物不稳定和易受触发而作块体运动的必要条件。一般认为，这个最小坡度角为3°~5°，而典型的陆源碎屑斜坡坡度一般在2°~5°之间。

3. 充沛的物源

充沛的物源也是形成沉积物重力流的必要条件。洪水注入的碎屑物质和火山喷发一喷溢物质、浅水的碎屑物质和碳酸盐物质发生滑坡、垮落以及风暴浪作用等，都可为沉积物重力流提供物质来源。

物源的成分决定重力流沉积物类型。随着物源成分的变化，重力流沉积物类型也按规律变化。陕西洛南上张湾罗圈组重力流沉积物由下部的碎屑流和颗粒流演化到上部的浊流，相应的碳酸盐物质成分减少，陆源碎屑物质成分增多，表现出渐变的演化过程。

4.一定的触发机制

重力流沉积物的形成多属于事件性沉积作用，其起因于一定的触发机制，诸如在洪水、地震、海啸巨浪、风暴潮和火山喷发等阵发性因素直接和间接诱导下，会导致块体流和高密度流的形成。除洪水密度流直接入海或入湖外，大多数斜坡带沉积物必须达到一定的厚度和重量，再经滑动—滑塌等触发机制，才能形成大规模沉积物重力流 (图5-103)。其过程是：当重力剪切力超过沉积物抗剪强度时，引起斜坡沉积物重新启动；当重力剪切力超过摩擦能量损失时，已经运动起来的沉积物发生重力加速运动；只要重力仍作为流动的主动力，搬运作用就会继续，并可能会将沉积物搬运到盆地底部。

一些研究者认为，在大陆边缘斜坡处的沉积物通常不稳定，地震、海啸、风暴浪、滑坡等种种原因会造成大规模水下滑坡，使沉积物在滑动和流动过程中不断与水体混合，并在重力作用推动下不断加速，同时掀起和裹挟周围的水底沉积物增大自身体积，逐渐形成高密度的浊流。

(二)基本类型及其特征

Middleton 等(1976)按支撑机理把水底沉积物重力流沉积系统划分为四个类型，即泥石流(或碎屑流)、颗粒流、液化沉积物流和浊流(图5-103)。

Lowe 等(1979)根据沉积物一流体混合物的流变学特征--流体性或塑性以及质点支撑机理，提出了沉积物重力流的分类和命名:根据流变学性质--流体性或塑性，划分出流体流(含浊流、流体化流、过渡的液化流)和岩屑流(含过渡的液化流、颗粒流、粘滞流)两大类。其依据是:在减速过程中，这两类流动卸载的机理明显不同。流体流中的质点由底负载层(牵引沉积作用)或直接由悬载(悬浮沉积作用)中分别降落至底床，物质由底向上依次堆积;而对于碎屑流，当其所受的剪应力降低到屈服强度以下时就会停积下来，即在颗粒的摩擦阻力(摩阻冻结)和(或)粘结性质点的相互作用(粘滞冻结)下，流动物质整体地发生冻结

Lowe(1982)还提出了高密度浊流和低密度浊流的观点，从而把岩屑流和流体流这两大类型沉积物重力流演化为连续统一体(图5-104)。

1.泥石流(debris flow)

泥石流或碎屑流是在山麓环境中常见的在水流中含大量弥散的粘土和粗细碎屑而形成的粘稠的、呈涌浪状前进的一种流体，属于粘滞流。这种流体中如含粗碎屑很少则称为泥流，以水和粘土的混合物为主，一般比泥石流少见。泥石流或泥流中含水量仅40%~60%左右，密度为左右, 粘度可高达190Pa·s (纯水仅0.001Pa·s)。泥石流或泥流流动所需的坡度一般为5°左右，最低可为1°。陆上和水下泥石流和泥流沉积物多为厚层块状、富粘土杂基，无分选、无层理的粘土质砂砾沉积或砂砾质粘土沉积(图5-104）。

2. 颗粒流 (grain flow)

颗粒流这一术语由巴格诺尔德(Bagnold R. A.，1954)提出，是由颗粒互相碰撞产生的扩散应力支撑碎屑。这种扩散应力可以支撑粗砂和砾石，因而颗粒流沉积中常常含有较粗大的颗粒。

颗粒流沉积物粒度范围可以由粘土到砾石，但主要是砂质沉积。底面上可有底模，在其底部还可有下细上粗的反递变层理 (图5-103)。

3. 液化流 (liquified flow)

液化沉积物流或液化流，又叫流体化流 (fluidized flow)是超孔隙压力引起的向上粒间流支撑砂级颗粒的流体流。

沉积物形成后，其上覆沉积物的压力通过颗粒传递使沉积物固结，这种压力称有效压力。沉积物本身还有一种孔隙压力，是通过孔隙溶液传送的。当孔隙压力等于沉积物中流体的静水压力时，沉积物保持稳定平衡。如沉积物沉积较快，其中水分来不及排除，或者从外部渗流进入孔隙空间的水分过多，都可造成孔隙压力大于沉积物中流体的静水压力，因而降低沉积物的固结强度，甚至引起内部沸腾化。这样，沉积物中的流体就连同颗粒一起向上移动，变得像流沙一样，即所谓“液化”。在此过程中，部分流体会上逸至砂的表面。在重力作用下，沸腾化的沉积物沿3°或4°以上的斜坡迅速运动，形成液化沉积物流。在流动过程中，孔隙压力很快消散，液化沉积物流减速，可直接堆积层状悬浮沉积物，堆积物常为颗粒支撑的细砂和粗粉砂，呈块状或具泄水构造，其他特征包括各种底面铸模、火焰状构造、包卷层理和砂火山等 (图5-103)。若液化流加速导致紊动，则向颗粒流或浊流转化。

4. 浊流 (turbidity current)

浊流是一种在水体底部形成的高速紊流状态的混浊的流体，是水和大量呈自悬浮的沉积物质混合成的一种密度流，也是一种由重力作用推动成涌浪状前进的重力流。

浊流中支撑颗粒的因素有：(1)水流紊动；(2)粒间绕流状态，受阻抗将降低颗粒沉速；(3)水和细颗粒混合物的浮力；(4)颗粒碰撞产生的离散力。除水流紊动以外，后面几个因素都与颗粒浓度有关。

据 Bagnold (1954)、Middleton (1967) 和 Wallis (1969) 的资料, 受阻抗和离散压力起支撑作用的最低质点浓度为20%~30%。含粗砂以上质点的水流，当质点浓度小于20%时即趋于不稳定，除非有极大的紊动提供支撑力，流动将因卸载而崩溃。而由中砂以下质点组成的浊流，在各种浓度下都可以稳定。所以，根据粒度可将浊流划分为两类，即表现为中砂以下质点被紊动支撑于流体中的低密度浊流和由浓度相当高的粗砂、砾石碎屑构成的高密度浊流。

低密度浊流为工程学家所重视，高密度浊流在深海和深湖中有重要意义。

最简单的高密度浊流的沉积负载主要是粘土、粉砂和砂级质点，不含或极少含细砾和细砾以上成分。在这种条件下，除浊流的底部以外，离散压力可以忽略不计，颗粒由紊动和受阻抗所支撑。随着粒度加粗，离散力渐趋重要。砂质高密度浊流通过牵引沉积、牵引毯沉积和悬浮沉积作用堆积的理想序列 (Lowe，1982)如图5--105所示。

浊流中的粗负载堆积以后，包含相当多的细粒悬浮物的残余紊流沿坡向下继续运动，最后在深湖 (海)平原低能环境中沉积下来，这可能是形成低密度浊流的一个主要途径。

随着深海探测的开展，人们已知在远离大陆的洋底有大量浊流存在。海洋中的大规模的浊流一般属于突发的或阵发性的，具高速度和高密度，其沉积物一般为砂级物质(甚至含有卵石)与粘土和软泥互层。这些物质都是由间歇性浊流搬运到深海中去的。

(三)重力流沉积物 (岩)的基本特征

1.岩相类型

广义的浊积岩指形成于深水沉积环境的各种类型重力流沉积物及其所形成的沉积岩的总和。因此，按成因和组构特征又将重力流沉积物划分为若干岩类，每一岩类又有其各自的成分、结构、构造特征。目前较为通用的分类方案是由沃克(Walker，1978)在深水碎屑岩相中提出来的，现介绍如下。

1) 典型浊积岩 (classic turbidite)

典型浊积岩又叫经典浊积岩，是指具有鲍玛层序或序列的浊积岩。鲍玛(Bouma, 1962) 发现浊流沉积形成的浊积岩具有特征的层序，即鲍玛序列或鲍玛层序。一个鲍玛序列是一次浊流事件的记录。米德尔顿和哈普顿 (1976)对鲍玛序列沉积时的水动力学状态进行了解释，对其进行了完善(图5-106)。一个完整的鲍玛层序分为五段，自下而上为：

A 段 (T。)———底部递变层段:主要由砂组成，近底部含砾石，厚度常较其他段大，是递变悬浮沉积物快速沉积的结果。粒度递变清楚，一般为正粒序，反映浊流能量衰减过程。底面上有冲刷一充填构造和多种印模构造如槽模、沟模等。实验证明，A段是经直接悬浮沉积作用由高密度浊流中堆积的。

B段 (T₆)——下平行纹层段：与A段粒级递变过渡，常由中、细砂组成，具平行层理，同时也具不大明显的正粒序。纹层除粒度变化外，更多的是由片状炭屑和长形碎屑定向分布所致，沿层面揭开时可见剥离线理。

C段 (T。)——流水波纹层段：与B段连续过渡，厚度较薄，常由粉砂组成，可含细砂和泥。发育小型流水型波纹层理和上攀波纹层理，并常出现包卷层理、泥岩撕裂屑和滑塌变形层理，表明在A段和B段沉积后，高密度浊流转变为低密度浊流，出现了牵引流水流机制和重力滑动的复合作用。C段与B段为连续过渡关系。根据B、C的牵引沉积构造，可知质点沉落床面的同时，伴随有底形沿流向上的运动。

D段 (T₄)——上平行纹层段：由泥质粉砂和粉砂质泥组成，具断续平行纹层。此段反映更为直接的悬浮沉积作用，即主要是垂向沉落，但质点在堆积时或堆积前也因牵引流作用而产生微细纹层和结构分选。D段若叠于C段之上，二者连续过渡；若D段单独出现，则与下伏鲍玛单元间有一清楚界面。它是由薄的边界层流 (一种低密度浊流)造成的，厚度不大。

E段 (T。)———泥岩段：下部为块状泥岩，具显微粒序递变层理，和D段均属细粒浊流沉积，为最细粒物质在深水中直接沉降的结果；上部泥页岩段，为正常的深海深水沉积的泥页岩或泥灰岩、生物灰岩层，含浮游生物及深海、半深海生物化石。显微细水平层理，与上覆层为突变或渐变接触。

2) 块状砂岩 (massive sandstone)

块状砂岩是指层内结构均一的砂岩或含砾砂岩，指示重力流水道沉积环境。块状砂岩中出现泄水管和碟状构造，反映其最有可能成因于液化流沉积作用。

3) 叠覆冲刷粗砂岩(multiply-scoured coarse-grained sandstone)

叠覆冲刷粗砂岩是砂砾质高密度浊流沉积作用的产物。常表现为“A、A、A”序(简化为“AAA”)，此处“A”是指一个递变层或一次重力流事件；有时演变为“ABAB”序，即每一个递变层之上均连续沉积有厚薄不等的平行层理砂岩。

4) 卵石质砂岩(pebbly sandstone)

卵石质砂岩实际上是一种厚度较大的叠覆递变的砾质砂岩层，每个递变层的下部含砾多，向上逐渐减少。由于砾石多系再沉积组分，故有一定磨圆度。砾石有时显优选方位，在以砂为主的部分有时也见交错层理和泄水构造。故这类岩石指示高密度浊流向牵引流和液化流转化的特征。卵石质砂岩也指示重力流水道沉积环境。

5) 颗粒支撑砾岩 (grain-supported conglomerate)

颗粒支撑砾岩以再沉积砾石为主，细粒充填孔隙；随细粒物质增加可过渡为卵石质砂岩(相)。按组构特征可划分为紊乱层、反—正递变砾岩层、正递变层、具递变和叠瓦状构造的砾岩层等四种微相(图5-107)。四种再沉积砾岩厚度大而不稳定，底面清晰；主要分布在内扇主水道或非扇深水重力流水道环境中。

6) 杂基支撑的岩层 (matrix-supported bed)

这种岩层杂基含量一般为25%~50%，可细分为杂基支撑砾岩、杂基支撑砂砾岩和杂基支撑砂岩等三种类型，有时显递变现象。系水下泥石流沉积作用所致，反映内扇重力流水道环境。

7) 滑塌岩 (slumps)

滑塌岩是指泥砂混杂并具有明显同生变形构造的岩层，随着砂的减少可过渡为变形层理的页岩。系未完全固结的软沉积物因重力滑动—滑塌沉积所致。广泛见于重力流沉积体系。在大陆斜坡脚根部的补给水道末端及主水道的重力流沉积物中普遍可见。

2.结构特征

重力流沉积物从泥石流(碎屑流)演化到浊流阶段，其唯一的或主要的搬运方式是悬浮和递变悬浮载荷搬运。其特征在粒度的各项参数，如平均粒径、标准偏差、偏度和尖度等，以及由粒度参数所制作的概率图、C-M图、判别函数等方面均有良好反映。

颗粒/杂基的比值低，分选性很差到较好。概率图只有一条斜度不大的较平的直线或微向上凸的弧线，说明只有一个递变悬浮次总体，粒度范围分布很广，分选差。

在C-M图上点群分布平行于C=M线，属于粒序悬浮区，亦反映递变悬浮沉积为主的特点。

3.构造特征

由于重力流沉积物 (岩)的多样性，而导致其构造特征的复杂性。但无论哪类重力流沉积物，都是以递变层理或叠覆递变层理为其最主要的鉴定标志，其次还有平行层理、波状层理、包卷层理、滑塌变形层理等。有时可伴有少量反映牵引流水流机制的交错层理和斜波状层理。

除层理类型外，槽模、沟模、重荷模、撕裂屑、变形砾、直立砾、漂浮砾、液化锥、液化管、碟状构造、水下岩脉和水下收缩缝等特殊构造类型分布虽然并不普遍，但一旦出现就有良好的指相性。

除指示深水环境的实体化石如有孔虫、放射虫、钙质超微化石外，深水的遗迹化石如觅食迹、进食迹、耕作迹等更具良好指相性。

(四)扇相模式

浊流沿海底峡谷 (层序地层学称为下切谷，incised valley)流动，穿过陆架和大陆斜坡流入深海盆地时，常形成海底扇 (层序地层学称为盆底扇，basin-floor fan)。海底扇一般分布在谷口处，也常常彼此连接成陆隆，但有时也分布到深海平原上。扇体分布在补给水道 (feedchannel)下倾方向的大陆斜坡外，海底扇相模式以 Walker(1978)所建立的为代表，由内扇(inner fan, upper fan)、中扇 (middle fan)、外扇 (outer fan) 三部分组成(图5-108)。

1.补给水道

海底峡谷成为海底扇的补给水道，其作用类似于三角洲体系的河道，将砂砾岩输送到扇上去，常被粗粒物质 (滑塌块、碎屑流、砾石或物源供给的其他粗粒物)或很细物质.(泥岩)堵塞。后一种情况通常是由于海平面的相对升高，扇的原有物源被切断造成的。一个很好的例子是密西西比补给水道，它已被废弃由泥质充填。

2. 内扇亚相

内扇包括斜坡坡脚、有天然堤 (水道堤)的主水道及主水道两侧的低平地区。在地貌单元上，这个亚相位于大陆斜坡和峡谷出口处。在斜坡脚地带沉积物较粗，主要有滑塌层、基质支撑的砾岩(泥石流沉积)及其他类型的砾岩。在主水道向下的延伸方向上，依次出现紊乱砾岩层、反粒序至正粒序砾岩、有层理砾岩等水道充填物，是内扇的主体，浊流间歇期的细粒沉积物被后来发生的浊流侵蚀掉而不能保存下来。在天然堤、天然堤外或阶地外缘，漫出水道的细粒薄层浊流沉积层与浊流间歇期的深海、半深海沉积层形成间互层，构成T。-T。序典型浊积岩。

该亚相沉积物分布严格受地形控制，砾岩更是严格地受水道的限制。水道深度和宽度因地而异，其深度可达100~150m，宽度有2~3km。由于水道的迁移和加积作用，可使砂砾岩分布的宽度变得更大。在水道里，特别在内扇主水道的末端，也可有颗粒流和浊流沉积。

3. 中扇亚相

中扇位于内扇以外、外扇以内, 常形成叠覆扇叶状体(叠覆扇舌, superimposed fan lobes)。

每个叶状体分为上部或近源的辫状水道部分和下部或远源的无水道部分。上部的辫状水道没有天然堤，常发生淤塞和侧向迁移；但细粒沉积物常被冲刷掉，以沉积卵石质砂岩(或含砾砂岩)和块状砂岩为主，有时见颗粒流和液化流沉积，不含或很少含有泥岩夹层。在水道间以T，-T。和T，-T。序列典型浊积岩为主。

辫状水道一般宽300~400m，深一般在10m以内。由于扇表面辫状水道的迁移和加积作用，可使颗粒流沉积的卵石质砂岩和块状砂岩连续出现，从而形成孔隙度和渗透率都非常好的优质厚层油气储集层。

中扇下部水道逐渐消失，在无水道部分以漫溢沉积的Tₖ-T。、T。-T。序列典型浊积岩为特征。

4.外扇亚相和盆地平原相

中扇之外比较低平的部分是外扇。外扇亚相基本无水道，沉积物分布宽阔而层薄，主要是T。-T。序列和T₄-T。序列的末端型浊积岩。浊流间歇期沉积的泥质沉积物保存较好，所占比例也较高。

外扇向外逐渐过渡到深海盆地，这时的重力流沉积有低密度底流的特点，除局部地区因填平有所加厚外，在深海平原广阔面积上以远积典型浊积岩为特征。厚度很稳定，呈薄层状夹于深海沉积的泥质岩中，有的薄粉砂层可以侧向追踪几十至数百千米。

5.深切扇

粗碎屑扇上深切水道在外扇亚相或以外形成的新的上置扇 (suprafan)，即深切扇 (图5-108)。深切扇以水道 (深切水道)为主，其“扇叶”可达深水平原区，具有很大的含油气潜力。

6.海底扇推进式相层序

推进的海底扇形成一个类似三角洲的向上变厚、变粗的沉积层序 (图5-109)。层序中的砂层都是具正粒级递变层理和各种浊流成因砂岩，它们与深海沉积的泥质岩呈互层状。

层序下部是外扇沉积，砂层为远源浊积岩，砂层较薄且间距较大，常构成向上变粗、变厚的次级旋回。层序的中部为中扇沉积。中扇向上变粗、变厚的层序由几个叠覆扇叶状体向上变粗、变厚的小旋回组成。每个叶状体旋回下部的砂层都是典型的浊积岩及近源浊积岩层，上部变为块状的分流水道块状浊流砂岩。越靠上部的旋回，水道沉积物占的比例越大，靠近上扇部位的水道构成厚层的向上变细、变薄的次级层序。最上部为内扇沉积，由块状砾岩、含砾砂岩及滑塌沉积物构成，是整个扇体沉积物中最粗的部分。

另外, Galloway 等 (1996) 提出了海底水道一扇沉积模式。这种水道一朵叶体复合体形成许多斜坡沉积体系的基本框架(图5-110)。其组成包括: (1) 近端的下切水道；(2)远端的天然堤水道；(3)终端朵叶体，逐渐过渡为盆地底部细粒沉积物。在一个理想化的水道一朵叶体复合体中，每一种要素具有不同的特点：不同的沉积地貌、相关沉积相以及构造，以及由此而产生不同的测井模式。下切水道充填相对较窄，呈透镜状，沉积物粒度粗，侵入到其他斜坡相中。它也可能被泥质滑塌体所堵塞。沉积水道向下坡方向展宽，形成大面积的天然堤和越岸沉积。水道充填物由块状的、混合的高密度浊积岩组成。当水道在坡底展开时，流体扩张，沉积物加积，形成砂质朵叶状浊积岩。在坡度突然减小处发生的流体迁移导致水道一朵叶体复合体的迁移，从而在体系中分离出较厚的水道充填和浊积岩朵叶体相。

Surlyk(1987)按扇体与物源关系,划分了点物源 (峡谷)型 (图5-111(a))、弧线物源 (三角洲前缘)型 (图5-111(b))、线物源 (陆架边缘)型 (图5-111(c))和线物源 (陆坡块体崩塌)型(图5-111(d)) 的重力流水下扇 (Galloway 等, 1996)。

(五)滑塌沉积模式

当重力的剪切应力超过了沉积物的剪切强度时，沉积物重新开始向坡下移动；同样，当重力的剪切应力超过了摩擦力时，已经运动的沉积物产生重力加速度。只要重力一直作为流体的动力，搬运作用将持续进行。惯性流体可能进一步延伸到相邻盆地的底部。

粘滞性块体流沉积物形成分散的沉积物块体，具有席状、朵叶状和舌状。一个理想的滑塌体包含几个带 (图5--112)，在粘滞性滑块或碎屑流中多少都发育。滑塌体头部位于拉张和滑塌带，以滑脱崖、沉陷、正断层、地层产状反向和变薄为特征。向堆积带的搬运作用主要发生在滑动面与斜坡合并为微弱的侵蚀滑槽之中。堆积最厚处以丘状体和不规则的丘状起伏面为特征。滑塌体的受压前端出现逆断层、褶皱和加厚层。在前端之外，液化的浊积岩层可能延伸到盆地底部。偶尔，滑塌沉积物的凝聚体可能推进到前端之外。在许多盆地中，在半深海斜坡—深海盆地相中发育了不规则区域延伸的物质搬运复合体，有时也称为巨型浊积岩。其单一个体一般超过100km²，厚度可能达到数十米。

碎屑流和滑塌沉积物在测井曲线上的识别标志是结构和成分混杂、上部和下部界线突变、厚度大。以滑塌、碎屑流和滑动沉积物为主的斜坡段即使在相邻井间也缺乏对比性。大型的滑动和滑塌体形成的物质搬运复合体可以在地震上清晰地识别出来；而小型滑塌和碎屑流产生不连续的、丘状起伏—混乱反射特征。粘滞性滑塌朵叶体具有不规则、高地形的丘状形态。

(六)水道充填模式

(a) 点物源(峡谷):

(b)弧线物源(三角洲前缘)；

水道是很多斜坡体系的显著特征。水道主要被高密度浊(c)线物源(陆架边缘)； 流所冲刷。水道可以是侵蚀水道、沉积水道和天然堤复合(d)线物源(陆坡块体崩塌) 体。侵蚀水道一般出现在重力流加速的斜坡最陡部位。沉积水道和天然堤复合体在流体减速的较低斜坡和斜坡底部形成。与地面河流相似，随沉积载荷与卸载之比或斜坡梯度和基准面的边界条件的改变，河段可能由侵蚀变成沉积。沉积水道的横剖面从凹形到平坦底形。侵蚀水道显示出具有台阶状或三角形岸的U形或V形到宽阔、平缓向上凹的流槽。在许多文献中，侵蚀水道也常称为峡谷 (canyon)，但是本书认为侵蚀水道和峡谷之间存在基本差别：(1)前者保留了与水道的密度流的大小成比例的流体横剖面，后者是由作为斜坡侵蚀的再均夷作用一部分的物质坡移所形成的；(2)峡谷壁可能是斜坡体系的地层不整合，水道堤岸仅代表短暂的沉积间断；(3)一般峡谷比水道大得多。

水下水道形成了一个从以砂砾为主到以泥为主沉积类型的图谱 (图5-113)。粗粒水下水道具有宽阔的、低起伏的平底到宽阔的凹形和低弯曲度的特点。多碎石体系形成了低起伏的流槽。天然堤发育很差，而且水下水道迅速变动和迁移，形成多边到辫状带。随着泥质含量的增加，天然堤逐渐发育，水道的稳定和弯曲度也随之增加。高弯曲的水道代表了极低坡度的泥质斜坡的沉积特征。

水下水道规模大，一般宽度为几百米到几千米(图5-113)，深度从数十米到超过一百米。水道网的长度范围从小盆地中的几千米到大洋盆地中的数百千米。水道网包括近源支流、轴向干流和很少见的末端分流。当重力流和滑塌体堵塞水道，或者当发生同沉积断层、刺穿作用和构造反转使得斜坡地形改变时，会引起水道分叉。

水道充填沉积物由块状到混合粗粒浊积物、块体流沉积物和成层性好的异屑浊积岩(hereolithic turbidites)混合组成。在非常细粒沉积物扩散的体系中，水道充填可以由大量泥质浊积岩和滑塌碎屑组成。地层向水道堤岸超覆、收敛、变薄，向两侧过渡到天然堤沉积(图5-113)。由于水道内的冲刷充填作用和迁移导致内部层理复杂。水道充填垂向显示向上变细变薄，反映了水道的逐渐废弃，也可能突然被细粒浊积岩、泥石流或深海沉积物所覆盖。水道的平面形态成拉长状或带状体。

在混合的砂和泥及泥质斜坡体系中，天然堤的薄互层砂岩、粉砂岩和泥岩形成了沉积水下水道充填的界线。富泥天然堤形成了明显的丘状，在水道一天然堤复合体的地震剖面上，为“鸥翅状”。天然堤高度可以超过100m，而且天然堤的陡翼可以滑塌进入水下水道和水下水道之间的平原上。水道充填在横向上渐变，或侵入到一般由细粒浊积岩和重力流沉积物组成的漫滩相中。

粗粒水道充填的测井响应一般是块状的，或可能向上变薄，充填部分的富含泥质碎屑的浊积岩或碎屑流沉积抑制了伽马射线或自然电位响应。尽管大规模的水道充填可以清晰成像，但传统地震勘探不能够很好地解决一般的锯齿状的水道或水道一天然堤的地貌问题。一般的孤立水道可以通过一个或两个反射削截、微小凹形反射、波形幅度和波形特征的变化加以识别。

(七)席状浊积岩 (sheet turbidite)

粗粒或混合沉积物的高速补给有利于无限制液化流的发育，沉积了分布广泛的席状浊积岩。席状浊积岩沉积的地区包括坡底、盆地平原、斜坡内盆地和水道间区域。席状浊积岩的特征包括：大范围的延伸和可对比性，发育极好的层理以及发育很好的正粒序层理，其他经典浊积岩特征的保存。岩层的厚度一般小于1m，但是砂含量可以高于相层序的90%。顺流向浊积岩岩层厚度变薄，分选变好，颗粒变小。

席状浊积岩的粒度横向上变为泥质盆地—平原沉积物，或者盖住同时期沉积物的深海高点。单层可以延伸100km。然而，在狭窄的构造槽和像天然堤、滑塌体或碎屑流丘等沉积障碍间的堵塞是常见的。在这种情况下，应用外部边界的轮廓确定相的几何形态，在地震上的表现形式一般是平行、低到高振幅反射。

(八)低密度浊积岩充填和岩席

泥质、低密度浊流趋于充填盆地平原、斜坡内凹陷和斜坡水道间的最低区域。其岩相由分布广泛的薄层到厚层 (超过1m)浊积岩层组成。半深海沉积物的多数细粒沉积物实际上是由这类低密度泥质浊积岩组成的。与粗粒席状浊积岩相似，细粒浊积岩单元从粒度上逐渐变成围岩的深海泥或向上流动进入砂质席状沉积物之中，它们可以覆盖同时间沉积的、侵蚀的或构造的深海高点。

测井曲线特征反映了低密度浊积岩的泥质组成，在砂或粉砂足以形成结构粒序时呈锯齿状；在地震上则具有低振幅、平行的到发散的连续反射的特点。

四、半深海—深海沉积的含油气性

半深海—深海沉积的泥岩是良好的生油岩，夹于其中的等深流、重力流碎屑物质是储集层，这种有利的组合使得半深海—深海沉积具有很好的含油气性，也是21世纪剩余油气(含天然气水合物)资源最丰富的相带和勘探目标。

据 Stow等统计 ，全球约有1300个已勘探和开发的油气田分布于深海扇浊流沉积及相关的低位体系域中。中国南海也是深水油气勘探的有利区，它处于古陆架与古陆坡的过渡带，向南进入海盆 ，主要分布于珠江口盆地南缘。这些地带广泛发育低水位沉积体 ，包括下切谷充填、海底峡谷、深水滑塌物、盆底扇、斜坡扇与低位进积复合体等。位于珠江口外深水区的白云凹陷是珠江口盆地中面积最大、沉积最厚的巨型凹陷。白云凹陷深水区是南海发育深水低位扇并具有极好油气勘探潜力的地区。目前我国在深海油气勘探方面已取得突破 ，中国海洋石油总公司和加拿大哈斯基公司发现的荔湾301 大气田就位于白云凹陷中央水深1500m深水扇处 ，是首个在中国领海内发现的深海油气田。该气田潜在天然气储量可能超过1000x10⁸ m³(李大伟等, 2007)。据郑晓东等 (2007) 研究, 发生于13.8Ma 前的强烈海退使得珠江口盆地白云凹陷发育了大型的海底峡谷—断裂坡折型深水扇，浊流沿海底峡谷将碎屑物向凹陷内搬运 ，在海底峡谷内充填形成浊积水道砂体，在断裂坡折带之下快速卸载形成前积砂体 (图5-114、图5-115)。深水扇地震响应特征研究发现，沿着古水流方向，深水扇自断裂坡折带附近向白云凹陷呈进积充填；在垂直古水流方向上，深水扇砂体呈丘状充填。以分隔深水扇的底积层作为等时面，可将荔湾深水扇划分为3期相互叠置的朵叶体 (图5-116)。通过地震属性分析等储集层预测手段，预测了各期砂体的分布。在扇体发育过程中，由于重力作用，粗碎屑首先在坡折带下降盘附近卸载，细粒的泥质沉积物以悬浮搬运的方式被带到侧缘或更远的下扇区沉积下来，因此，朵叶体的主体部位富砂，两翼及前缘末梢一带富泥。