第二十三章 深水牵引流沉积

随着对浊流和其他类型深水重力流沉积研究的深入，发现在深海和半深海环境中，存在着规模可观的、由牵引流形成的碎屑沉积，这些深水牵引流沉积是一种潜在的油气储层。砂级的深水牵引流沉积与深水细粒沉积互层，可构成良好的生、储、盖组合。目前已发现的深水牵引流沉积主要有两种类型：一类是等深流沉积； 一类是内波和内潮汐沉积。随着深海调查技术的进步和完善，特别是深海钻探计划 (DSDP) 和大洋钻探计划 (ODP) 的完成，以大量的资料和雄辩的事实证实了深海等深流、内波、内潮汐的活动以及等深流沉积、内波和内潮汐沉积的存在，极大地促进了对各大洋的现代深水牵引流沉积的研究。同时，还识别出并系统地研究了不少地层记录中的深水牵引流沉积。

第一节 等深流沉积

一、等深流的概念

最先注意到深海底流及其沉积作用的是德国海洋物理学家G. Wust (1936，1958) 和美国沉积学家B. C. Heezen (1954, 1959)。而对深海底流沉积进行实质性研究是从 Heezen 和 Hollister (1963, 1964) 及 Schneider和 Heezen(1964) 对北大西洋西部底流沉积的研究开始的。1966年，Heezen等人在对北大西洋陆隆沉积物研究之后，首先提出了等深流这一术语。他们认为，等深流是由于地球旋转的结果而形成的温盐环流，这种环流平行于海底等深线作稳定低速流动 (5~20cm/s)，主要出现在陆隆区。

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的深海平原到水深为500~700m的较深水台地都存在这类等深流沉积。它们既出现于被动大陆边缘 (尤其是在北大西洋中)，也出现于活动大陆边缘。Faugeres等人 (1993)将这种在相对较深水环境中由地球旋转而产生的温盐环流称之为狭义的等深流，他们认为，只有这种意义的等深流才是真正的等深流。

海洋学调查发现，现代海洋中的等深流的流速一般为5~20cm/s，局部可达50cm/s甚至更高。因此，等深流是海底中一种非常重要而又十分特殊的地质营力，它不仅可以对海底产生侵蚀作用，而且还可以搬运沉积物，形成一类特殊的沉积——等深流沉积或等深积岩。

等深流的沉积作用是比较缓慢的，沉积速率比较低，而且变化也比较大。对大西洋部分现代等深流沉积区的沉积速率统计表明，其沉积速率为0.6~20cm/ ka，一般为2~12 cm/ ka。等深流的沉积速率与等深流的流速、物源供给、海底地貌、气候变化及海平面变化等诸多因素有关。

二、等深流的沉积特征

(一) 岩性特征

对现代海底等深流沉积物的研究表明，其沉积物的主要来源有：陆源碎屑物质、生物成因的物质、海底沉积物的重新浮悬和火山物质等。因此，等深流沉积物的成分主要为陆源碎屑物质和生物物质或碳酸盐物质，亦有少量火山物质。

由于等深流沉积本身分异度低、生物活动改造强烈以及与其他沉积类型区别困难，因此，对由等深流沉积形成的或由等深流改造而形成的等深积岩(或称等深岩) 的分类，特别是成因分类的研究程度还很低。目前，国外一般将等深积岩分为4种基本类型，即泥质等深积岩、斑块粉砂质等深积岩、砂质等深积岩和砾质等深积岩以及若干过渡类型。由于等深岩的成分除陆源碎屑物质外，还有生物成因的物质、化学成因的物质以及火山碎屑物质等，因此，可按粒级将等深积岩划分为泥级等深积岩、粉砂级等深积岩、砂级等深积岩、砾级等深积岩等类型，每一类型按成分再进一步划分 (图23–1)。

泥级等深积岩是各类等深积岩中粒度最细，看起来最单调，数量最丰富的一种，它是现代等深流沉积的主体。由于其中生物扰动构造发育，因此较难识别。

砂级等深积岩粒度较粗，分选较好，特征明显，易于识别。粉砂级等深积岩为泥级等深积岩与砂级等深积岩之间的过渡类型，多与它们交互成层或混杂出现，其数量亦很丰富。

砾级等深积岩粒度最粗，数量甚少，但反映沉积作用特征有一定的意义。一般认为它是由流速高、能量大的等深流侵蚀和改造细粒沉积物而形成的一种砾石滞留沉积。这种等深积岩单层薄且不规则，分选差，颗粒表面常具有铁镁质包壳。

生物屑等深积岩成分独特，数量也很少，多为等深流改造重力流沉积的石灰岩而成。与砾级等深积岩类似，对反映沉积作用有一定的意义。

(二) 结构特征

现代等深流沉积物的结构组分包括泥级组分、粉砂级组分、砂级组分和细砾级组分。其中泥级组分是最主要的，其次是粉砂级组分，砂级组分较少，细砾级组分极少。这是由于等深流的流速一般为5~20cm/s，决定了其所携带的颗粒大小一般为泥级至细砂级 (大于8~3φ)。但是很少见由单一的或以细砂级为主要粒级所组成的现代等深流沉积物。Gonthier等(1988) 按照颗粒粒级及其含量将现代等深流沉积划分为3种相类型，即(1) 砂一粉砂相；(2) 斑块粉砂—泥相； (3) 均质泥相。在砂—粉砂相中，细砂级颗粒含量约为20%~40%，粉砂为50%~70%，泥约为10%或更少； 在斑块粉砂——泥相中，细砂级颗粒含量约为5%~15%，粉砂约为45%~55%，泥约为30%；在均质泥相中几乎缺乏细砂级颗粒，含粉砂约为20%~40%, 泥约为60%~80%。

等深流沉积的分选性与其沉积时等深流的强度、持续时间、物源及生物活动等因素相关。Heezen等(1966)、Hollister等(1972) 和 Bouma (1972) 等人最初认为经典的等深流沉积物 (单层厚度小于5cm) 的分选性为好—很好，分选取系数小于0.75 (Folk值)。但是，目前大洋中广为分布的等深流沉积中，其分选性一般为中等至较好，局部为好至很好。在正态粒度概率曲线上，一般有2~3个沉积总体，其中跳跃总体斜率大。

(三) 沉积构造

等深流沉积物中的沉积构造也较发育，特别是生物成因构造和机械成因的层理构造、沉积物波、大型粘性交错层、侵蚀构造和定向构造等。

等深流沉积中最常见的层理构造是小型交错层理，局部可见到大型粘性交错层。

侵蚀构造的发育是等深流沉积的重要特征。这些侵蚀构造包括侵蚀面、刻蚀痕、底渠(海底沟渠) 和截切面等。尤其是侵蚀面，在各种等深流沉积中均十分发育。它不仅分布在两种相类型的接触界面上，也分布于各单相的岩层内。频繁出现的侵蚀界面可能反映了等深流的脉动性。底渠的发育则指示了主流线的存在以及短暂时期内流速曾经突然加强。在海隆等正地貌单元之上，由于等深流流速大并持续稳定，则可出现侵蚀面向底渠发展，最后发育成水道。

定向构造主要由生物屑、碎屑颗粒的定向排列表现出来。另外，刻蚀痕、障积痕等流动痕迹可作为定向构造，这些定向排列的物质其长轴方向平行于等深流流动方向。在流速较高的水道底部，常见滞留砾石呈叠瓦状排列，这种砾石层厚度较小，分布局限。

生物成因的构造中最普遍和最常见的是生物扰动构造及生物潜穴。生物扰动几乎贯穿于等深流沉积物中。生物扰动形成毫米级至厘米级的不规则状斑块，这些斑块使得原始的层理构造部分或完全遭到破坏。在不同相的接触界面附近，生物扰动可将不同相中的组分搅混，比如将邻近均质泥相的组分 (泥) 搅至粉砂——泥相中，或者是将粉砂——泥相中的组分 (粉砂—泥) 搅到均一泥相中，形成典型的斑块状构造。在细粒的均质泥相中，斑块构造仅在X射线照片上可见。

生物潜穴及生物遗迹在等深流沉积中也非常发育。这些潜穴及遗迹呈毫米级至厘米级，其形态呈孤立的囊状、条带状、延长的扁豆状、管状，有时密集排列成相交的网状，还有规则的椭圆状、椭球状等。生物潜穴或其他遗迹常与生物扰动斑块混杂在一起，使之变得模糊不清，难以辨认。

(四) 垂向层序

Faugeres和 Gonthier (1984) 在研究北大西洋东缘现代等深岩丘时, 发现等深流沉积组合具有一定的规律性，即按一定的垂向顺序排列 [图23﹣2 (a)]。这一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构成的对称递变层序，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。层序的厚度和完整性变化很大，也不一定是完全对称的，可以是不对称的或不太对称的。

段太忠等 (1990) 在研究湘北九溪下奥陶统等深积岩时也发现了与 Faugeres等描述的层序类似的层序 [图23–2 (b)]，层序各段之间的接触关系可是过渡的、突变的和侵蚀的。层序厚度为10~200cm, 以30~80cm最为常见。

除上述典型层序外，还有其他一些特殊类型的层序，如由单一的砂屑等深积岩组成的层序。这类层序主要由中层到厚层的砂屑等深积岩叠置组成，其中每个单层砂屑等深积岩均具有典型的下细中粗上细的粒度变化特征，而整个层序在总体上又呈现为细—粗—细旋回，实际上这是一种复合层序、

上述层序特征与浊积岩或风暴岩迴然不同，当然其代表的水力学意义也是不同的。浊积岩和风暴岩的层序代表的是一次短暂事件沉积作用，而等深积岩层序则反映了等深流流动强度的长周期变化。即一个细一粗一细的垂向层序反映了等深流活动由弱到强再到弱的一个活动周期，而复合层则反映了等深流活动更大一级周期的弱一强一弱变化。

三、等深岩丘的研究与鉴别标志

(一)等深岩丘的发现与研究

海洋钻探、物探和综合研究还表明，在现代海洋大陆坡和陆隆上，不仅广泛分布着等深流沉积物，而且广泛发育着由等深流沉积物构成的巨大的堆积体，这种堆积体的规模可与由浊流沉积形成的海底扇相比拟。Stow等(2002)根据其形态和形成环境，将其划分为5种类型:(1)席状等深积岩体;(2)伸长状的等深积岩丘状体;(3)与水道有关的等深积岩体;(4)局限的等深积岩体;(5)浊积扇被改造的等深积岩体。(图 23-3)。其中，伸长状的等深积岩丘状体(等深岩丘)是一种最重要的类型，它呈长条形或伸长状，横剖面上呈丘状，长度一般为数十至数百公里，宽可达数十公里，高出周围海底0.1km 到 1km 以上，其堆积厚度局部可过 2km 以上。如佛罗里达海峡北部的碳酸盐等深岩丘长达 100km，宽达 60km，丘体厚度达600m，总面积达3000km?(Mullins et al.，1980)。到目前为止，已在北大西洋中发现和详细研究了 16个大型的现代等深岩丘(图23-4)

目前，对等深岩丘的研究主要集中于现代等深流沉积，对地层记录中的等深岩丘研究较少。已见诸文献报道的古代地层记录中的等深岩丘有3个，即阿拉伯克远大陆边缘白垩系塔勒梅亚费组碳酸盐等深岩丘 ( Bein etal.，1976)、湘北九溪下奥陶统碳酸盐等深岩丘 (段太忠等，1990) (图23–5) 和鄂尔多斯地区西缘中奥陶统平凉组碳酸盐等深岩丘 (高振中等，1995)。

(二) 等深流沉积的鉴别标志

等深流沉积的鉴别是等深流沉积研究中的一个关键。在 Hollister 和 Heezen对等深流研究的基础上，结合现有的研究成果，将等深流沉积的鉴别标志归纳为以下几个方面。

(1) 产状。等深流沉积与深水原地沉积伴生且夹于深水原地沉积层系之中，多呈不规则薄层状、透镜状产出，单层厚度一般为几厘米，局部可达几十厘米。多分布于陆隆位置，亦可以出现在深水盆地中。

(2) 成分。等深流沉积的成分既有硅质碎屑物质，也有碳酸盐物质，沉积类型主要为陆源碎屑岩类和碳酸盐岩类 (包括生物屑等深岩)，亦有少量火山碎屑岩类。

(3) 粒度。等深流沉积的粒度可以是泥级到砂级的，且具有一系列由砂、粉砂和粘土混合物组成的过渡类型。当有极强的等深流剥蚀海底时，可形成砾石滞留沉积。目前所发现的等深流沉积一般以泥级和粉砂级为主，砂级次之，偶见细砾级。

(4) 分选性。等深流沉积的分选一般为中等至好，局部分选极好。标准偏差σ₁一般小于0.8( Folk值)。在正态粒度概率曲线上，一般有2~3个沉积次总体，其中跳跃总体斜率大。

(5) 牵引流沉积构造。等深流是一种深水牵引流，因此等深流沉积中一般具有牵引流沉积作用的特征，如水流冲刷而成的侵蚀面、流水层理(小型交错层理和大型纵向交错层理等) 和组构优选 (如长形颗粒的定向排列) 等。

(6) 与古地理的关系。由于等深流是平行海底等深线流动的，因此，在陆坡、陆隆处形成的等深流沉积中一般具有平行于斜坡走向的流向标志，如长形颗粒的定向排列平行于斜坡走向，交错层理中的细层倾向一般也是与斜坡走向平行的。这完全不同于浊流沉积、内波和内潮汐沉积。

(7) 生物扰动构造发育。等深流沉积中一般具有强烈的生物扰动构造，常与 Nereites遗迹相共生，主要是大规模网状遗迹； 导致原始层理被破坏，或形成毫米到厘米级的斑块。因此，原始的沉积构造不能很好地保存下来。这主要是因为等深流的流速一般不大，沉积作用比较缓慢。实体化石主要以棘皮类、三叶虫等生物屑形式出现。

(8) 垂向沉积层序。等深流沉积一般具有独特的垂向沉积层序，即垂向上粒度呈细—粗—细的逆递变——正递变，这是由于等深流流动强度呈周期性变化的结果。

(9) 与海平面变化的关系。等深流沉积主要发育于海平面上升时期。因为在低海平面时期，以重力流沉积占主导地位，等深流沉积不易形成或保存。随着海平面上升，物源区逐渐远离沉积盆地，粗碎屑物质注入减少，重力流活动减弱，等深流沉积得以发育。据氧碳同位素分析资料和微粒度资料研究，表明在冰期——间冰期过渡时期，即海平面上升时期，可能是最强烈的底层环流活动时期。而在高海平面时期，沉积物供给较少，等深流沉积也不甚发育。因此，等深流沉积可作为海侵体系域较为特征的沉积类型。

第二节 内波、内潮汐沉积

一、内波和内潮汐的概念

内波是存在于两个不同密度的水层界面上或具有密度梯度的水体之内的水下波(LaFond，1966)。只要水体密度稳定分层，并有扰动源存在，内波就会产生。由于内波的能量比相应的表面波小得多，只需小小的扰动就能引起内波的形成，且这种扰动是普遍存在的，因此，内波在海洋内部普遍发育。Munk(1981) 认为大洋内部的重力波甚至比海面波更加普遍，因为从未发现过在大洋内部存在平静的地方。此外，在大多数海湾和湖泊中都可能有内波存在。

内波的振幅、周期、传播速度、深度的变化范围都很大。内波的高度大者可超过百米，小的仅为厘米级。通常在深水处振幅大，而在浅水带振幅小。但内波振幅随深度的分布还受水体密度分布的影响，因为较低的能量只能使密度差小的界面发生位移，而不能移置密度差大的界面。内波的波长变化也很大，小的远小于1m，大者则可超过数公里。由于内波的波长和振幅均可以很大，能引起质点在纵向和横向上长距离转移，故内波是海水混合和搬运的重要因素。内波周期的变化范围从不足1分钟到长达数日或更长。在美国西海岸加利福尼亚的米申 ( Mission) 海滨水深18m处, 记录的1061个内波频率分布为2min至20min, 其周期中值为7.3min。Shepard等 (1973) 对加利福尼亚圣鲁卡斯 ( San Lucas) 海底峡谷水深137m、215m和328m三处的海底双向流周期的测定结果依次为0.9h、1.5h和2.8h。各地的频率分布情况不同，但总的趋势是清楚的，随深度增加周期平均值增大。

由于内波的存在，在界面上下水质点运动的方向相反，在界面处发生最大速度剪切，可形成速度高达1.5m/s以上的内波流，犹如锐利的剪刀，破坏力极大。

内波与表面波浪虽都是液体波动，但有极大的差别。由于两者的恢复力不同，内波的波速比表面波小得多，但内波的振幅通常比表面波大得多，有的甚至达200m以上，波长可达数百米甚至数公里。

由于内波发生在海洋内部，所以不能用测量表面波的方法进行观测，但可通过间接的方法测得，如通过测定流速、温度、盐度等随时间的变化。随着深海调查的不断进行，发现在海底峡谷和大陆边缘其他各种类型的沟谷中，几乎普遍存在着沿沟谷轴线向上和向下的交替流动。这些双向交替流动几乎是连续进行的，它们是由内波引起的。因此，只要测出其时间—流速曲线，海洋中的内波就直观地表现出来了。图23-6就是在海底峡谷中测得的一些时间——流速曲线。

从图23-6中可以看出，内波的周期与海面潮汐的周期几乎完全相同。实际上，这只是内波的一种特殊而又非常重要的类型。其特殊性就在于其周期等于半日潮或日潮的周期。这种具有潮汐周期的低频内波可称作内潮汐。内潮汐的产生主要与表面潮、层化的海水和跃变的地形有关。通常在潮差较大的地区，这种沿峡谷上下交替流动的平均周期，在深度超过250m时趋近半日潮或日潮； 而在潮差较小的地区，则需要更大的深度才能趋近于表面潮汐的周期。

二、海底峡谷中的交替流动

横切大陆坡和陆架边缘的海底峡谷及其他类型海底沟谷是沉积物大量搬运至深海的主要通道。大量调查表明，这些海底沟谷中普遍存在沿沟谷轴线向上方和向下方的交替流动。这些交替流动被归因于内波作用，故海底峡谷和其他沟谷是观察研究内波的良好场所。

(一) 流动速度

Shepard等 (1968--1979) 对25个海底峡谷和其他沟谷各测站进行了长时间观测, 获得了总时数达25000小时的大量记录，取得了丰富的实际资料。测量的深度范围为39~4206m。大量数据表明，这种向上、下交替流动的最大流速和平均流速各地不同。向沟谷上方流动的最大流速的变化范围为3~48cm/s，以15~30cm/s者为主； 向下方的最大流速的变化范围为4~68cm/s, 以15~40cm/s为主。向上方的平均流速变化范围为0.8~23.6cm/s,以4~15cm/s为主; 向下的平均流速变化范围为0.6~26.0cm/s, 以5~20cm/s为主。

以上数据表明这种交替流动的流速一般不是很大，但已可搬运砂级以下的沉积物。

(二) 交替流动周期的变化规律

测量记录统计表明，交替流动的平均周期的变化范围很大，从小于1小时至 20小时不等，同一沟谷的不同测站变化亦很大，不同沟谷之间更有明显差别。但交替流动周期的变化是有规律的，它与深度和潮差有关。其平均周期变化的总趋势是随深度增加而增加，多数沟谷在达到一定深度后其平均周期趋近于潮汐周期 (半日潮)。但是，不同沟谷中趋近于潮汐周期的深度差别很大，其主要原因是各地的潮差不同。潮差较大的地区，趋近于潮汐周期的深度小； 反之则大。潮差较大的几个海底沟谷，在深度达到250~400m时，交替流动的周期即趋近于潮汐周期，如潮差最大的弗雷泽 ( Fraser) 海谷 (潮差达4.6m) 在深度60m处已接近潮汐周期。潮差较小的地区则常需上公里或更大深度才趋近于潮汐周期，如里奥巴尔斯 ( Rio Balsas) 海底峡谷，该地潮差最大0.6m左右，其中的6个测站中只有最深的一个(深1905m) 趋近于潮汐周期。潮差小于0.3m的克里斯琴斯特德 ( Christiansted) 海底峡谷，直至深度为2525m，交替流动的周期才趋近于潮汐周期。

(三) 单向优势流动

一般来说，内波和内潮汐产生的上下交替流动是连续进行的，但是有些情况下会出现以指向水道上方为主的流动或以指向水道下方为主的流动。如在美国东海岸哈得孙 ( Hudson)海底峡谷水深约3000m处，深潜水取得了连续4天的向峡谷下方的持续流动的记录，在高于谷底7m和 100m处均如此 ( Cacchione et al., 1978)。该单向流动包含有潮汐作用的成分，具潮汐周期的波动，但流动方向均向峡谷下方。

Shepard等 (1979) 认为这种深达3000m处的长达数日的单向流动的成因尚无法解释。高振中等认为这可能是长周期内波叠加于内潮汐之上的结果。因长周期内波可引起长时间的沿峡谷向上或向下的流动，当长时间的向下方流动叠加于这里能量较弱的内潮汐之上时，即可形成具有潮汐周期波动的向下方的单向流动。Keller 和 Shepard等(1978, 1974) 对哈得孙海底峡谷进行的大量调查也表明，不同的测站有的显示向上为主的流动，有的显示向下为主的流动，这有可能是在不同地方，内潮汐与不同相位的长周期内波叠加引起的。在美国加利福尼亚海岸最大的海底峡谷———蒙特雷 ( Monterey) 峡谷中也取得了单向优势流动的记录，在深1061m处主要为向上方的流动 (图23-7)，这也可能是内潮汐与长周期内波不同相位叠加所致。

(四) 净流动

如前所述，海底峡谷中的流动一般都是沿峡谷轴线上下交替的流动，有时还有横越峡谷轴线方向的流动。那么，经过一段时间以后，这种上下、左右往复流动的最后结果如何，即水质点经过这种往复运动，最后的运动方向如何，是向峡谷上方还是向峡谷下方流动? 这是一个非常重要的问题，它决定着峡谷内沉积物的搬运方向。

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利用编绘前进矢量图的方法可以表示在某段时间内水质点的运动情况和它的最后运动结果, 即“净流动”结果。Shepard等(1979) 标绘了69处前进矢量图(距谷底3m的记录)。其中43例的净流动方向为向峡谷下方，26例为向峡谷上方。这说明双向交替流动搬运沉积物的总趋势是向峡谷下方为主，而且其所依据的测量记录，大多为正常天气的记录，仅有少数为风暴天气。暴风雨天气的时间虽不长，但在沉积物搬运中起作用甚大，而暴风雨期间的净流动一般都是指向海底峡谷下方的。所以，海底峡谷中上下交替流动搬运沉积物的总趋势与重力方向是一致的，也是指向峡谷下方。

(五) 沿海底峡谷的内波传播

统计表明，海底峡谷中内波的传播方向以向峡谷上方者居多。Shepard等 (1979)研究的27例中，有20例为向峡谷上方传播，传播速度变化于20~100cm/s之间； 有7例为内波沿峡谷轴线向下方传播，传播速度的变化范围为25~265cm/s。

关于内波传播方向和沉积物搬运方向的关系，LaFond和 Shepard指出沉积物搬运方向和内波前进方向相反。海底峡谷中内波传播方向以向上方为主，净流动方向 (沉积物搬运方向应与净流动方向一致) 以向下方为主。

三、海盆中的内潮汐和内波作用

对海洋盆地中内潮汐、内波作用的研究，远不如对海底峡谷中的内潮汐、内波作用研究的那样详细。但现有资料已经表明，在大洋底部同样广泛存在内潮汐、内波作用。

Lonsdale等 (1972) 报道了中太平洋夏威夷附近的霍赖曾 ( Horizon) 海底平顶山一带水深2000m处的底流速度和方向特征，置于3个地方的流速测量仪的记录均显示其速度和流动方向频谱具有潮汐流特征。3处流向均以 NW--SE 向为主，反复倒向，流速不对称；而第26号流速仪的10h记录则显示出半日潮特征。

Cacchione等 (1988) 对霍赖曾平顶海山地区的内潮汐及其对沉积物的搬运进行了更为详细的研究。通过长达9个月以上的连续观测，所得的流速和温度的时间序列曲线清楚地指示平顶海山上主要为潮汐运动。其流动反向次数每月近60次，具半日潮周期。最强的流动出现在春季 (3月至5月)，其峰值流速接近30cm/s，这一阶段的强流动与温度升高有关。由观察到的相位关系表明，这种半日潮不是表面潮汐，而是内潮汐。在太平洋中北部观察到半日潮流动的能量向底部增加 ( Earle，1975)，能量随深度增加而增加也说明其受内波控制而不是表面潮汐。故 Cacchione等 (1988) 认为霍赖曾平顶海山上的内潮汐不是自远距离深水大洋传播而来，而是产生于平顶海山本身。此处潮汐流较强，可能是测量仪器靠近内潮汐产生地之故。在霍赖曾平顶海山的北西和南东边缘发现了侵蚀证据，沿着呈NE—SW向延伸的平顶海山的两个长长的边缘，呈现出侵蚀阶地，在平顶海山盖层岩心中也同样存在侵蚀作用的证据。

在霍赖曾平顶海山的盖层上，广泛发育由有孔虫砂组成的流水波痕和小型沙丘 ( Lons- dale,1972)。该地的流速一般可达15~20cm/s, 最大可达30cm/s, 故产生流水波痕是很自然的。但这样的流速能否产生沙丘呢? 对美国旧金山海湾大型石英质沙波的研究表明，沉积物开始搬运所要求的接近边界层顶部的流速需超过50cm/s。但 Cacchione等(1988) 指出，这些有孔虫砂的颗粒平均密度仅 1.46g/cm³，搬运它比搬运同样大小的石英砂 (密度2.65g/cm³) 所需的流速要小得多, 考虑到在3~5月份最大流速可达30~35cm/s, 形成这些沙丘并使其迁移是完全可能的。

利古里亚海 ( Ligurian Sea) 和第勒尼安海 ( Tyrrhenian Sea) 是地中海西部两个重要盆地, 其间由科西嘉海峡 ( Corsica Channel) 连接。Artal等利用流动频谱和温度频谱分析对科西嘉海峡内波场进行了研究。水平动能谱显示出在半日 (潮) 频率处出现一个峰值。在内波范围内，其振动以垂向规模小于 20m，而水平规模通常不超过 1km为特征。Okada和 Ohta(1993) 报道了日本本州中部两个深水海湾和邻近海域的海底摄影资料， 清楚地反映出该区底流活动的一些情况，为研究内波、内潮汐作用提供了重要依据。

四、内波和内潮汐的沉积特征

海洋学调查表明，在深水区内波和内潮汐是重要的地质营力，这些营力对深水沉积作用有重要影响。尽管一些研究者已注意到深水沉积中存在内潮汐作用迹象，但未能从内波、内潮汐沉积作用机理方面进行研究。直到1990年，高振中和 K. A. Eriksson在对北美阿巴拉契亚山脉中段奥陶系进行研究时才首次在地层记录中鉴别出内潮汐沉积，对其沉积特征和形成机理进行了论述，建立了沉积模式，并首次使用了内潮汐沉积这一术语。其后，我国沉积学工作者一直在该领域进行不懈的研究，先后在浙江桐庐上奥陶统、新疆塔里木盆地中一上奥陶统、西秦岭泥盆系至三叠系、江西修水中元古界等地层发现了内波、内潮汐沉积并进行了系统研究。

(一) 成分特征

内潮汐和内波沉积通常是改造其他类型深水沉积的产物，如重力流沉积、深水原地沉积等。内波、内潮汐沉积的物质成分决定于它所改造的沉积物的成分，故既有陆源的，又有内源的，还可有火山碎屑物质。迄今所见者，以陆源组分为多。

陆源组分主要来源于浊流或其他重力流搬运至深水盆地的砂泥质和垂直降落沉积的粘土与粉砂质。砂级内波、内潮汐沉积的成分，与其伴生的浊积岩非常类似，只是前者的成分成熟度略高。如美国弗吉尼亚州中奥陶统贝斯组浊积砂岩样品的岩屑平均含量为23.1%，而与其伴生的内潮汐沉积砂岩的岩屑平均含量为19.7%。

在内波、内潮汐沉积中，细粒陆源碎屑物质也是一种重要组分，即使在砂质为主的沉积中，也不乏粘土基质，常见杂砂岩。究其原因，一方面砂质沉积物多由浊流搬运而来，其中含有大量粘土物质； 另一方面，潮汐流搬运沉积作用的特点就是床沙载荷和悬浮载荷交替沉积。不过，经过潮汐流的簸选，其粘土基质含量可比浊积岩少一些。如弗吉尼亚州芬卡斯尔地区中奥陶统浊积岩杂基平均含量为24%，伴生的内潮汐成因的砂岩杂基平均含量为20%。

内源沉积物以碳酸盐岩为主，其次为硅质和其他物质。

(二) 结构特征

内波、内潮汐沉积的粒度为砂级至泥级。对于海底峡谷和其他沟谷中的内波、内潮汐沉积，以砂级为主； 而对于平坦、开阔的非水道环境中的内波、内潮汐沉积，既有砂级和粉砂级的，也有泥级的沉积物。这是由其环境条件和沉积作用特征决定的。对于砂级内潮汐沉积，颗粒形状以次棱角状至次圆状为主，分选中等至较好。如我国浙江桐庐地区上奥陶统堰口组内潮汐沉积以细砂至极细砂级为主，少数属粗粉砂级，标准偏差变化于0.70~1.06之间。

以内源物质为主要成分的内波、内潮汐沉积，生物颗粒常为其重要的或主要的结构组分。美国夏威夷附近平顶海山上，经内潮汐改造形成的有孔虫软泥和瓜哇海台内潮汐沉积的白垩纪—新近纪富含有孔虫和颗石藻的生物灰岩均如此。

(三) 沉积构造

目前所发现的内波、内潮汐沉积中，常发育各种层理、波痕等沉积构造。

交错层理是内波、内潮汐沉积最为重要的一种层理类型。交错层理中纹层的方向具有典型的双向微特征 (图23-8)，这与内潮汐、内波所引起的双向水流密切相关。双向交错层理层系间普遍相互切割，因而使层系呈楔状、透镜状 (图23–8)，层系厚度以0.5~2cm最常见。具有沿水道向上和向下倾斜的交错纹理，这也是区别重力流和等深流沉积的显著标志。如果仅存在向水道上方的交错纹理或其他指向沉积构造，亦应视为存在内潮汐和内波沉积的指示。因为在某些情况下内潮汐和内波可引起单向流动，此时可只形成和保存单向指向沉积构造。若仅存在向水道下方的沉积构造，既有可能为重力流所形成，也有可能为内潮汐和内波沉积所形成，这就应根据沉积层序和其他特征加以鉴别。

在具有平缓坡度的开阔地带，内潮汐和内波作用引起的双向往复流动的路径并不一定相同，这就导致双向指向沉积构造的方向并不一定刚好相差180°，而可以有一定程度的偏离。而且在这种平缓的开阔地带，往复流动的总体方向也易于发生变化，使得形成的指向沉积构造事实上是多向的。

脉状层理、波状层理和透镜状层理也是内波、内潮汐沉积的一种常见的沉积构造。床沙载荷与悬浮载荷的频繁交互沉积形成了砂、泥岩的薄互层，随着砂泥比的变化，在不同部位分别发育脉状层理、波状层理和透镜状层理。这组特征的沉积构造与潮坪环境所见比较相似，但内波、内潮汐沉积处于深水还原环境，其沉积物颜色、指相矿物与潮坪沉积迥然不同，更无暴露标志，只要认真观察研究，是不难把两者区别开来的。

(四) 沉积层序

沉积层序是沉积环境、物源及其演化的函数。在内潮汐、内波作用控制下形成的沉积物，其层序特征必然反映沉积时的水动力特点及其周期性变化，故内波、内潮汐沉积的层序是有其内在规律的。已发现的内波、内潮汐沉积主要有4种基本类型，分别是向上变粗再变细层序 (双向递变层序)、向上变细层序 (单向递变层序)、砂泥岩对偶层向上变粗再变细层序 (对偶层双向递变层序)、泥岩—鲕粒灰岩—泥岩层序 (图23—9)。

(a) 由交错纹理砂岩构成的向上变粗再变细层序； (b) 由中型交错层和小型交错纹理构成的向上变粗再变细层序；

(c) 由交错纹理砂岩构成的向上变细层序； (d) 由中型交错层和双向交错纹理砂岩构成的向上变细层序； (e) 砂

岩、泥岩对偶层构成的向上变粗再变细层序； (f) 泥岩—-鲬粒灰岩—泥岩层序

向上变粗再变细层序的基本特征是层序中部粒度最粗，向上、向下均逐渐变细，反映水动力条件的弱--强—弱变化，即最大流速的周期性变化。其主要由砂级沉积物组成，按照沉积构造特点可进一步分为两种亚类 [图23-9(a)、(b)]。

向上变细层序的特征是层序下部粒度最粗，向上逐渐变细，与上覆泥质沉积物呈逐渐过渡； 底部与下伏泥岩突变接触，界线分明。其主要由砂级沉积物组成，按照沉积构造特点也可分为两种亚类 [图23-9 (c)、(d)]。

砂泥岩对偶层向上变粗再变细层序由薄互层砂岩、泥岩组成。砂岩、泥岩比率在纵向上呈韵律性的变化 [图23-9 (e)]。

泥岩————鲕粒灰岩——泥岩层序主要发现于塔里木盆地塔中地区中上奥陶统碎屑岩段中，由缅粒灰岩或砂质鲬粒灰岩组成，鲬粒灰岩上下均与暗色泥岩直接接触，多为突变接触，其顶界也可以呈渐变过渡 [图23–9 (f)]。

(五) 微相类型

已识别出的内波、内潮汐沉积可归纳为双向交错纹理砂岩微相、单向交错层和交错纹理砂岩微相、韵律性砂泥岩薄互层微相、鲕粒灰岩 (或砂质鲕粒灰岩) 微相和脉状、波状、透镜状层理有孔虫灰岩微相等沉积微相类型。

双向交错纹理砂岩微相以芬卡斯尔地区奥陶纪内潮汐沉积为代表，以普遍发育双向交错纹理 (分别向水道上方和下方倾斜) 为其特征。主要由极细粒岩屑杂砂岩组成，局部为粉砂岩，与其互层的是暗色页岩和薄层浊积岩，其分选明显比浊积岩好。该类沉积常呈双向递变(向上、向下均变细) 或向上变细层序。这种类型的沉积是由内潮汐引起的沿水道上下交替流动的沉积产物，频繁交替的双向交错纹理代表了日潮或半日潮作用的结果，粒度的纵向变化记录了最大流速的变化，这很可能反映了大潮和小潮的周期性变化。

单向交错层和交错纹理砂岩微相在芬卡斯尔地区中奥陶统和塔中地区中、上奥陶统碎屑段及江西修水中元古界中均有发现。以发育倾向水道上方的板状交错层和交错纹理为特征，由中至细粒岩屑杂砂岩构成，亦显示双向递变。古流向特征说明其形成于沿水道向上为主的流动，很可能为长周期内波与内潮汐叠加引起的单向优势流动所致。

韵律性砂泥岩薄互层微相以薄层砂岩和泥岩组成有规律的频繁互层为特征。基本岩性为灰色细—极细粒砂岩、杂砂岩与深灰色、灰黑色泥岩近等厚互层。这些砂岩和泥岩薄互层在纵向上呈韵律性变化，即富砂岩段和富泥岩段交替出现且连续过渡，并组合而形成波状层理、透镜状层理及脉状层理。

鲕粒灰岩(或砂质鲕粒灰岩) 微相发现于塔里木盆地中、上奥陶统中的大套深灰色含笔石页岩中，以砂质鲬粒灰岩与页岩组成的薄互层为特征。砂质鲬粒灰岩单层一般厚5~15cm，其中发育侧积交错层，它常与深灰色页岩构成薄互层，且以不同的比例、形态组合形成脉状层理、波状层理和透镜状层理，其中砂质鲕粒灰岩多具双向倾斜的交错纹理。该类沉积为平坦的深水斜坡上内潮汐沉积作用的产物。

脉状、波状、透镜状层理有孔虫灰岩微相见于爪哇海台2200~3000m水深处的白垩系至第四系中，以富含有孔虫和颗石藻的灰岩为主，与蚀变的粉砂级玻屑纹层、海绿石粉砂岩纹层和沸石质粘土薄层间互成层，它们之间为渐变接触。石灰岩与沸石质粘土层常组合形成脉状层理、波状层理和透镜状层理，单层厚数厘米至数十厘米。

(六) 内波、内潮汐沉积模式

目前已建立了3种内波、内潮汐沉积模式，分别是水道型内波、内潮汐沉积模式，陆坡非水道环境内波、内潮汐沉积模式和海台内波、内潮汐沉积模式 (图23–10)。

在水道发育的斜坡环境中，低海平面时期，以发育粗碎屑重力流沉积为特征，此时内潮汐和内波作用的能量不足以改造砂砾级碎屑重力流沉积，故此时难以形成可鉴别的内潮汐和内波沉积。随着海平面上升，物源区逐渐远离沉积区，粗碎屑的注入受到抑制，这时内潮汐和内波得以改造细粒重力流沉积物。该环境中形成的沉积主要为上述第一种和第二种微相类型。

在不发育海底水道的陆坡环境条件下，内潮汐流通常不像水道环境中那样强，而是流速较低。在这种情况下，产生典型的床沙载荷和悬浮载荷的交替沉积，即形成砂岩(或颗粒灰岩) 与泥岩的薄互层。该环境的沉积以上述第三种和第四种微相类型为主，如我国浙江桐庐上奥陶统和塔里木盆地中、上奥陶统的内潮汐沉积。

深海、半深海中广阔的海底平台上也是内潮汐发育的较有利场所。由于海台上地形平坦，阻力较小，内潮汐流可在较大范围内保持一定的流速，从而可搬运细粒沉积物并形成内潮汐沉积。由于海台上缺乏陆源碎屑物质，通常以碳酸盐沉积为主，也可有硅质沉积物和火山碎屑沉积。该环境常形成上述第五种微相类型。

五、深水牵引流沉积之间及其与浊流沉积的主要区别

内潮汐和内波沉积与浊流沉积、等深流沉积一样都形成于较深水至深水环境，而且多形成于斜坡与陆隆环境。由于内潮汐和内波沉积常为细粒浊流沉积经内潮汐和内波改造的产物，因此，其碎屑成分相似。而且内潮汐和内波沉积的砂岩(或颗粒灰岩) 与细粒浊积岩和砂级等深流沉积的粒径也相差不大。因此，正确区分内潮汐和内波沉积与浊流沉积和等深流沉积也是识别内潮汐和内波沉积的关键。下面几点是目前所认识到的它们之间的主要区别。

(1) 内潮汐沉积的沉积构造类型繁多，表现出牵引流沉积的典型特征，且具有双向指向沉积构造(如双向交错层理和交错纹理等) 和脉状、波状、透镜状层理，这是等深流沉积、浊流沉积和其他重力流沉积不可能具有的。

(2) 内潮汐和内波沉积层序有双向递变层序、单向递变层序和对偶层双向递变层序等，这些层序明显不同于浊积岩的鲍玛层序和其他重力流沉积层序，也与等深流沉积层序有区别，等深流沉积不可能存在对偶层双向递变层序。

(3) 内潮汐和内波沉积缺乏生物扰动构造，而等深流沉积中生物扰动构造十分发育，浊流沉积层序的顶部可见生物扰动构造。

(4) 指向沉积构造的方向与古地理格局的关系。浊积岩中发育指向斜坡下方的指向沉积构造； 等深流沉积的指向沉积构造以平行斜坡定向为主导方向； 而指向斜坡上方的与双向指向构造为内潮汐和内波沉积所特有。

内波、内潮汐沉积与等深流沉积、浊流沉积的区别如表23-1所示。

表23-1 深水牵引流沉积与浊流沉积及深水原地沉积的特征比较

特 征		浊 流 沉 积	等深流沉积	内波、内潮汐沉积
岩 性		陆源碎屑岩类， 碳酸盐岩类，火山碎屑岩类	陆源碎屑岩类， 碳酸盐岩类，少量火山碎屑岩类	陆源碎屑岩类， 碳酸盐岩类，少量火山碎屑岩类
粒 度		从泥级到砂级， 少量砾级	以泥级和粉砂级为主，砂级次之， 极少量砾级， 有时以砂级为主	泥级一砂级， 水道环境中以砂级为主
颗粒分选		差一中等	中等—好， 局部极好	中等一较好
粒度曲线		概率曲线图上只有一个总体，斜率小； 在C—M图上呈平行C=M基线的图形	在正态概率曲线图上有2~3个沉积总体， 跳跃总体斜 率大	在正态概率曲线图上有2~3个沉积总体， 跳跃总体斜率大
颗粒组构		颗粒很少具有或没有优选 方位	颗粒普遍具有特征的优选 方位	无
颗粒岩中的杂基		10%~30%	0~5%	10%~30%, 较浊积岩少
垂向沉积层序		完整或不完整的鲍玛层序	基本对称的正粒序与逆粒序组合	双向递变或正递变层序
单个层序厚度		一般为5~30cm	一般为 10~100cm, 复合层序厚度更大	10~130 cm
顶底面接触界线		底突变， 顶渐变	渐变或突变均有	顶渐变， 底突变或渐变
原生沉积构造	粒 序	普遍存在正粒序， 底部接触清楚， 向上接触不清楚	正粒序及逆粒序， 顶底接触多比较清楚	正粒序及逆粒序， 有时逆粒序不明显
	交错层理	普遍发育， 由细碎 (粒) 屑集中而显示出	普遍发育， 由重矿物集中而显示出	发育双向或单向交错纹理和交错层理
	水平纹层	仅见于层上部	普遍发育	无
	其他层理	常见块状层理， 特别是在层序底部	生物扰动强烈时可形成块状层理	可见脉状、波状、透镜状层理
生物扰动		无或顶部有	发育	缺乏
遗迹化石		多见于层序的顶	整个层序中均较发育	少见
微体化石		少， 保存较完整	较少， 磨损或破碎	少见
形成环境		陆坡、深海盆地以及深湖区	主要在陆隆区， 深海其他地区也可出现	深水斜坡、峡谷、海台及盆地

六、大型沉积波的发现与成因探讨

一个引人注目的深海调查发现，在世界各大洋盆地中2000~4500m深海底广泛发育一种大面积分布的大型沉积物波，包括沙波和泥波，特别是泥波更为普遍。Normark等(1980) 总结了已报道的30个深海大型沉积物波发育区的沉积物波特征，其波长0.3~20km, 以1~10km为主; 波高1~140m, 以10~100m居多。产地的坡度均很小, 绝大部分在0.5°以下，最大不超过 1°。其内部结构有的呈近正弦曲线形，有的呈上攀叠瓦形。这些沉积物波多表现为向上坡迁移，少数为向下坡迁移，还有一些呈对称状，无侧向迁移。沉积物波的组成物质以泥质为主，也可含有砂质。

这些大型沉积物波的成因说法不一，早期有3种说法：(1) 浊流成因； (2) 等深流成因或底流改造；(3) 滑塌成因。后来才考虑到内波成因的可能性。通过对现代深海大型沉积物波资料的再研究，发现大型沉积物波的波形、内部结构、迁移方向等特征可提供其成因的有力证据。这些大型沉积物波大多是不对称的，但也有一些是对称的。其内部结构反映的迁移方向有向下坡迁移的，也有向上坡迁移的。这样用重力流成因就难以解释，而内波成因说则完全可以解释。内波既可向上坡方向传播，也可向下坡传播。向上坡传播的内波可引起沉积物向下迁移； 向下传播的可引起沉积物向上坡迁移； 而内驻波则可形成不发生迁移的、两侧对称的大型沉积物波。大型沉积物波的方向性也说明它不是等深流成因的。因这些沉积物波的波脊方向多平行于斜坡走向，其迁移方向与等深流方向相垂直。同时，这些大型沉积物波规则的外形和内部结构，也排除了滑塌成因的可能性。

现代深海大型沉积物波的内波成因新认识，是内波、内潮汐沉积研究的重要进展。这一新认识已被用来对古代大型沉积物波的识别和研究，首例地层记录中的大型沉积物波，已在塔里木盆地中部中、上奥陶统中鉴别出来。该沉积物波在地震剖面上显示为丘状地震异常体，地震剖面显示异常体西南端为水平—槽状强振幅反射相； 其北为向南倾斜的断续中等振幅反射相，异常体西北部还发育有明显叠瓦状上攀弱——中等振幅地震相，反射同相轴向南倾斜，即向斜坡上方倾斜。这一特征完全可与现代地中海摩西拿海隆上攀迁移的大型沉积物波对比。

从目前我国对内波、内潮汐沉积研究的势头来看，在不久的将来不但会有许多处内潮汐、内波被鉴别出来，而且会有更多的古代大型沉积物波被识别出来。