同生逆断裂发育于挤压盆地边缘。在强烈和持续的挤压作用下, 挤压盆地边缘往往先后发育多条平行于盆地边缘的逆断层组。根据新断层发育位置(向盆地方向或向盆外方向)的差异可分为前展式或后展式2种类型, 如准噶尔盆地西北缘同生逆断裂为后展式逆断裂组合, 而南天山南缘则发育前展式逆断裂组合。这2种断裂组合是挤压盆地边缘的大型断裂的2种基本组合样式。在逆断裂发育过程中, 每条大型断裂所辖的断块内往往会发育一系列的附属断裂, 包括次级的逆断裂、正断裂及平移断裂。次级断裂受控于区域和局域构造应力场的控制, 可形成多种复杂的断裂样式。据研究, 在准噶尔盆地西北缘, 盆地边界断裂为克— 乌大断裂, 为一区域性同生逆断裂, 其附属断裂包括大侏罗沟断裂(右行平移断裂)、花园沟断裂(逆断裂)等次级断裂。在这些复杂的构造应力作用下, 形成了正梳状、反梳状和交叉状共3种断层组合样式(印森林, 2014; 吴胜和等, 2016; 印森林等, 2016a)。

在正梳状断层组合样式下, 断层的走滑活动导致物源区不断剥蚀后退, 扇体呈退积薄层条带状顺源叠置(图 1-A, 1-D)。多条平行断层幕式活动, 为冲积扇的初始形成提供了地形坡度。这些都直接导致了冲积扇的垂向砂砾岩体厚度小, 平面呈快速退积式的特点, 形成了退积式冲积扇样式。在反梳状断层组合样式下, 右旋走滑断裂走滑活动会影响物源出口位置, 扇体呈侧向迁移叠置型; 多期次不同级次的幕式挤压抬升, 造成了砂砾岩体的复杂叠置关系(图 1-B, 1-E)。走滑断裂的活动改变了物源的方向, 使得扇体呈侧向迁移叠置型样式。交叉状同生逆断裂组合则导致扇体在一个稳定的出山口外发生持续沉积, 形成辐射状扇体迁移和叠置(图 1-C, 1-F)。与准噶尔盆地西北缘三叠纪断层组合不同, 发育于二叠纪的断层组合为前展式, 前展式断层强烈活动导致断层坡度、断距极大, 多期次断裂强烈活动导致扇体呈前展式叠置。

图 1

Fig.1

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	图 1 同沉积逆断层组合控制下冲积扇的形成过程与叠置样式(据印森林等, 2016a; 有修改) A— 正梳状同生逆断层与同生平移断层控制的冲积扇分布模式; B— 反梳状同生逆断层与同生平移断层控制的冲积扇分布模式; C— 交叉状同生逆断层控制的冲积扇分布模式; D— 正梳状同生逆断层与同生平移断层控制的冲积扇平面分布样式; E— 反梳状同生逆断层与同生平移断层控制的冲积扇平面分布样式; F— 交叉状同生逆断层控制的冲积扇平面分布样式Fig.1 Formation process and stacking patterns of alluvial fans controlled by different combinations of contemporaneous reverse faults(modified from Yin et al., 2016a)

同生逆断裂的活动强度直接影响断裂两盘可容空间大小、分布及演变规律。在准噶尔盆地西北缘, 克— 乌大断裂的活动强度自白碱滩至红山嘴逐步减小, 导致三叠系克拉玛依组冲积扇规模自白碱滩向红山嘴逐步减小(蔚远江等, 2004, 2005; 印森林等, 2016a)。这表明, 同生逆断层的活动强度控制了冲积扇上游物源供给及水动力特征的差异性, 强烈的挤压作用导致地形隆升, 使得其内部水系坡度增加并大于非挤压活动区域, 因而其水动力较强、沉积物搬运能力和输运距离都有所增加, 这些有可能进一步控制这些扇体内部构型呈现一定的差异性(吴胜和等, 2016)。根据Clarke 等(2010)和Feng 等(2019)进行的水槽实验研究, 冲积扇沉积过程中可划分为3个明显的阶段, 分别为片流主控、非限制性河道主控及限制性河道主控3个阶段。不同水动力条件下, 冲积扇的阶段性演变存在明显的差异性: 水动力越强, 片流主控阶段持续时间越短、限制性河道主控阶段持续时间越长(Clarke et al., 2010)。因此, 在不同的断层活动强度下, 水动力与沉积物供给量的差异可导致冲积扇的三阶段沉积呈现明显差异性, 并导致构型模式的差异性: 水动力越强, 则片流砂砾岩体发育程度越低、扇体表面多分支小河道发育程度越高(Clarke et al., 2010; Feng et al., 2019)。

在强烈的挤压作用下, 同生逆断裂上盘往往发育次级构造要素— — 正牵引构造和断坡(印森林等, 2016b)。正牵引构造是在上盘靠近断层部位形成的凸起构造, 断坡则受到断层产状与断距的控制(印森林, 2014)。

同生逆断裂正牵引构造发育于逆断裂上盘, 其凸起幅度与构造挤压强度具有正相关关系(夏钦禹等, 2018)。根据挤压强度的差异, 可形成数十米、十数米、数米级凸起构造。数十米级的正牵引构造形成于强烈挤压事件, 可导致逆断层上盘形成小型背驮盆地(piggyback basin), 引起沉积物在局限环境下的快速沉积(冯文杰等, 2017a), 形成一种特殊的冲积扇。背驮盆地发育十分广泛, 在塔里木盆地、准噶尔盆地、秦岭晚古生代弧前盆地、华北北部等盆地或地区均有所发现(葛肖虹等, 1997; 和政军等, 1999; 王宗起和闫臻, 2002; 张进等, 2005; 朱晨涛, 2017)。十数米级的正牵引构造可阻挡上游来水, 导致水流从正牵引构造周缘绕流(Nichols, 1989); 数米级正牵引构造形成于在挤压强度较弱且断裂活动较为频繁的情况下, 同生逆断裂附属的正牵引构造可导致上盘区域发生一定程度的隆升, 造成逆断层上盘沉积区可容空间减小、沉积物减薄或地层局部缺失现象(印森林等, 2014)。

正牵引对冲积扇储集层内部构型的控制有以下关键2点: (1)控制了其发育部位的有效可容空间, 抬升隆起导致正牵引部位整体可容空间不断降低, 而其侧翼的可容空间在不断增加, 当沉积物供给充足时, 如洪水期, 古地形的高部位(正牵引发育部位)沉积了薄层细粒沉积物, 而低部位则(正牵引侧翼)沉积厚层粗粒砂砾岩体; 在沉积物供给不充分时, 如平水期, 则呈现饥饿性沉积, 甚至导致地层的剥蚀(印森林等, 2016b, 2017)。(2)扇体由多个朵体多期次叠加形成, 其隆起的沉积底形改变了古水流方向及朵体的空间分布, 进而改变了冲积扇储集层内部构型单元的分布, 即在冲积扇辐向距扇根距离相等的位置, 本应具有相同的构型要素, 但正牵引的发育却改变了这种常见模式, 辐向距扇根距离相等的位置发育了不同的构型要素类型。隆起的两翼为古水流卸载沉积物的重要场所, 发育了槽流砂砾岩体、片流砂砾岩体、辫流水道砂体等主力储层构型单元, 而隆起核部则以水流漫溢的沉积形式为主(印森林等, 2016b, 2017)。

冯文杰等(2017a)开展了以准噶尔盆地西北缘逆冲断裂带为原型进行的水槽实验研究, 结果显示, 当正牵引构造阻挡水流后, 冲积扇表面可形成独特的水流样式和沉积特征(图 2)。携带大量沉积物的碎屑流冲出供水槽后很快受到正牵引构造的阻挡, 大量的粗粒沉积物快速卸载在正牵引构造的迎水面, 形成1个砂砾坝, 同时水流被分成2股分支水流。由于较粗粒的沉积物快速在迎水面卸载, 砂砾坝迎着水流逐步向物源方向生长, 形成逆向(生长)砂砾坝(冯文杰, 2017)。分支水流绕过正牵引构造后形成2个新的次级物源, 在次级物源持续供给下, 形成2个由多期碎屑流朵体复合而成的次级扇。受控于正牵引构造的阻挡, 冲积扇表面不同位置的沉积物卸载过程差异较大, 相较于正常冲积扇沉积体, 砂砾坝沉积物偏粗、分选更差, 而次级扇沉积物粒度偏细、分选更好; 正牵引构造凸起幅度高低也会影响冲积扇沉积构型, 凸起幅度越高, 正牵引构造对水流的阻挡作用越强、越持久, 逆向砂砾坝和次级扇的规模越大、空间结构也越复杂(图 3; 冯文杰等, 2017a)。正牵引构造完全被沉积物覆盖后, 扇面沉积特征与一般冲积扇无异(冯文杰, 2017)。受控于正牵引构造的冲积扇与一般冲积扇的内部构型存在较大差异, 在顺物源方向上前者依次发育碎屑流朵体、逆向砂砾坝及次级扇, 而后者则整体以碎屑流朵体为主; 在由近端至远端的切物源剖面上, 前者依次为碎屑流朵体主控、逆向砂砾坝主控及次级扇主控(图3), 而后者则均以碎屑流朵体主控为主。

图 2

Fig.2

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	图 2 不同幅度正牵引凸起控制的冲积扇内部次级扇的形成过程(据冯文杰等, 2017a) A— 正牵引凸起幅度: 2.5 cm; B— 正牵引凸起幅度: 5.0 cm; C— 正牵引凸起幅度: 7.5 cm; D— 正牵引凸起幅度: 10.0 cmFig.2 Deposition processes controlled by normal drag convex with different height(after Feng et al., 2017a)

图 3

Fig.3

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	图 3 同生逆断层正牵引凸起控制的冲积扇沉积构型模式(据冯文杰等, 2017a)Fig.3 Sedimentary architecture model of alluvial fan controlled by normal drag convex(after Feng et al., 2017a)

冲积扇地下构型解剖以及现代沉积考察的研究表明, 冲积扇的发育依赖于盆地边缘源区与沉积区的地形差, 即盆山耦合处断坡要素产生的高程差。因此, 断坡是冲积扇形成的必要条件, 没有断坡形成的地形高差就不能发育冲积扇(印森林, 2014)。在物源与气候变化不大的条件下, 断坡产生的地形差异控制了冲积扇形成过程; 多级断坡的不同组合样式导致不同冲积扇的片流带及辫流带差异明显, 其控制了不同相带内部构型要素的类型及其叠置关系; 单一断坡坡度大小控制了不同相带的砂砾岩体规模, 其与扇体面积、不同相带的辐向长度存在较好的指数关系(印森林, 2014)。

曲流河点坝是重要的河流沉积构型要素。根据曲流河道迁移方式, 可将曲流河点坝划分为4种基本类型: 侧向迁移型(expansion)、旋转式侧向迁移型(expansion and rotation)、顺流迁移型(downstream migration)、旋转式顺流迁移型(downstream migration and rotation)(图 4)(Ghinassi and Ielpi, 2015; Ghinassi et al., 2016; Yan et al., 2017)。侧向迁移与旋转式侧向迁移型点坝多发育在地形平坦的平原地带, 在自然界中分布更为广泛, 针对此种类型的点坝研究更早、也更成熟(Daniel, 1971; Leeder 1973; Brice, 1974; Jackson, 1976; Lorenz et al., 1985; 薛培华, 1991; 马世忠和杨清彦, 2000; 岳大力等, 2007, 2018; 吴胜和等, 2008; 周银邦等, 2009; Yue et al., 2019)。

近些年, 顺流迁移型(包括旋转式顺流迁移型)点坝研究取得较大进展。与经典的侧向迁移型点坝相比, 顺流迁移型点坝主要表现为蛇曲顶部平行于河道带轴部向下游迁移, 水道弯曲度和波长没有明显的变化(图 4-C)。顺流迁移型点坝砂体在河道凸岸向下游不断增生, 平面上多呈条带状。顺流迁移型点坝的形成与河流侧向侵蚀作用被抑制有关, 主要发育在可容空间较小的条件下, 河道两侧通常受到地貌(例如峡谷)或构造(例如短轴盆地)的限制(Ghinassi et al., 2016)。在峡谷水道的低位期, 可容空间较小, 受两侧峡谷壁的限制, 河流主要发生顺峡谷迁移, 对前期沉积进行侵蚀改造, 不发育或很少发育泛滥平原沉积; 随着加积作用的进行, 峡谷壁的限制性减弱, 河流优先发生侧向迁移, 当水道迁移至早期的废弃水道部位时, 侧向迁移受到抑制, 河流逐渐转为顺流迁移, 此时常见旋转式顺流迁移型点坝; 而在峡谷水道的海侵— 高位期, 可容空间明显增大, 河流可发生自由的侧向迁移(Ghinassi et al., 2016)。

图 4

Fig.4

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图 4 典型的曲流河点坝平面演变模式(据Ghinassi and Ielpi, 2015) A— 邻近意大利Imola的Santerno河(44° 20'45.16″N, 11° 43'17.32″E); B— 侧向迁移型点坝(美国蒙大拿州Powder河, 45° 19'30″N, 105° 32'40″W); C— 顺流迁移型点坝(阿根廷Chubut河, 43° 50'19.71″S, 67° 54'41.18″W); D— 旋转顺流迁移型点坝(阿根廷Rio Negro河40° 13'30.90″S, 64° 7'50.84″W); E— 顺流迁移型点坝与逆流加积的沉积物(美国阿拉斯加Koyukuk河, 65° 0'50.01″N, 157° 29'50.61″W); F— 顺流迁移型点坝与反向坝沉积物(加拿大Beaver河, 54° 16'48.67″N, 110° 5'34.01″W)Fig.4 Plan view evolution pattern of typical meandering fluvial point bars(after Ghinassi and Ielpi, 2015)

受河流顺流迁移过程的影响, 上游坝沉积物(upstream-bar deposits)通常发生侵蚀, 而下游坝沉积物(downstream-bar deposits)容易保存, 整体上形成顺流方向倾斜的点坝砂体(图 5-B), 这与经典的侧向迁移型点坝(图 5-A)明显不同。

图 5

Fig.5

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	图 5 不同类型曲流河点坝的剖面与平面模式(据Ghinassi et al., 2016)Fig.5 Cross-sectional and map-view patterns for different types of meandering fluvial point bar(after Ghinassi et al., 2016)

上游坝主要发育较粗粒的沉积物, 垂向上韵律不明显或呈现一定的反韵律特征; 由上游坝到下游坝沉积物粒度逐渐变细, 且在垂向上表现为向上变细的正韵律特征。在点坝的下游部位容易发生水流分离现象(channel-flow separation), 形成局部较强的反向涡流, 可在河岸侵蚀点形成较深的冲刷坑, 从而发育特殊类型的坝尾(bar-tail)沉积物, 包括反向坝沉积物(counter-point bar deposits; 图 4-E)和涡流加积沉积物(eddy-accretion deposits; 图 4-F)(Smith et al., 2009; Ghinassi and Ielpi, 2015; Ghinassi et al., 2016; Yan et al., 2017)。反向坝沉积物主要形成于较低的河岸侵蚀角度(10° ~40° ), 以细粒沉积物和上凹的地层样式为特征(图 5-C); 而涡流加积沉积物主要形成于较大的河岸侵蚀角度(40° ~140° ), 发育粗粒沉积物, 并下切相邻的点坝沉积物(图 5-D)。随着河道的不断顺流迁移, 在河道带的两侧边缘逐渐形成以坝尾沉积物充填为主的延长型沟道(Ghinassi et al., 2016)。

曲流河点坝的演变与A/S值等异旋回因素有关(梁宏伟, 2013; Ghinassi et al., 2016)。通过对秦皇岛32-6油田明化镇组下段曲流河点坝砂体及现代河流沉积的系统分析, 识别了5种复合点坝的平面分布样式(图 6-A, 6-B), 且研究表明, 随着基准面的逐渐上升, A/S值不断增大, 曲流河点坝由鳞片状逐步演变为条带状, 最后变为点状(梁宏伟, 2013)。结合基准面旋回沉积动力学原理, 建立了A/S值控制下的曲流河点坝复合样式(图 6-C)。当A/S值介于0~1时, 基准面旋回处于上升初期, 可容纳空间较小、物源供给较为充足, 此时复合点坝在平面上表现为鳞片状, 后期点坝对早期形成的点坝侧向侵蚀明显, 呈点坝与点坝相互切叠的特征, 河道弯曲度较高; 当A/S值大于1时, 基准面旋回处于上升中期, 物源供给相对不足, 可容纳空间呈增加趋势, 复合点坝在平面上表现为宽带状; 当A/S值远大于1时, 基准面旋回处于上升末期, 可容纳空间较大、物源供给不充足, 此时复合点坝在平面上则表现为窄带状和点状。

图 6

Fig.6

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	图 6 复合点坝分布样式、类型与随着A/S比值变化的演化模式(修改自梁宏伟, 2013) A— 秦皇岛32-6油田明化镇组下段不同旋回阶段的复合点坝分布样式; B— 现代河流沉积的复合点坝类型; C— 随着A/S值变化的复合点坝演化模式Fig.6 Distribution pattern, types and evolution pattern with changing of A/S of point bar(modified from Liang, 2013)

分流河道会强烈改造河口坝, 导致指状形态的砂体主要由分流河道和天然堤组成(Bhattacharya and Walker, 1992; 张昌民等, 2010; 朱筱敏等, 2012, 2013), 也有学者认为部分河口坝会以残留坝的形式分布在分流河道两侧(冯文杰等, 2017b; 张莉等, 2017)。通过对赣江浅水三角洲指状砂坝现代沉积与渤海油田明化镇组浅水三角洲指状砂坝沉积进行系统的研究, 发现分流河道会对河口坝进行一定的改造, 并形成点坝沉积(偶见心滩), 在分流河道两侧形成披覆于河口坝之上的天然堤沉积, 但河口坝仍可成为指状砂坝的主体沉积(吴胜和等, 2019; 徐振华等, 2019)(图 7, 图 8)。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄱阳湖浅水三角洲中一个指状砂坝的横剖面特征(据吴胜和等, 2019)Fig.7 Cross section of a fingered bar within a shollow-water delta in Poyang Lake(after Wu et al., 2019)

图 8

Fig.8

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	图 8 渤海湾盆地BZ25油田新近系明化镇组一个小层的浅水三角洲指状砂坝构型特征(据吴胜和等, 2019)Fig.8 Architectural characteristics of fingered bars of shoal water delta in a layer of the Neogene Minghuazhen Formation in BZ25 Oilfield, Bohai Bay Basin(after Wu et al., 2019)

3.1.1 形态特征

单一指状砂坝平面上呈条带状, 指状砂坝之间发育分流间湾沉积。但与深水三角洲环境中不同的是, 浅水三角洲指状砂坝呈弯曲伸长状(图 8)(徐振华等, 2019)。在平面上, 坝上的分流河道呈窄条带状分布于指状砂坝中部(其内可发育点坝, 偶见心滩), 被坝上分流河道改造后的河口坝基本被天然堤覆盖并分布在分流河道的侧缘; 在横剖面上, 分流河道呈“ 顶平底凸” 形态, 位于河口坝上部或切穿坝体, 河口坝呈“ 底平顶凸” 形态, 天然堤披覆于分流河道两侧的河口坝之上(图 7, 图 8)(吴胜和等, 2019)。

在近源浅水环境下, 分流河口可深切甚至切穿河口坝, 使河口坝呈翅状分布于分流河道两侧, 沿着主流线方向, 坝上分流河道下切程度逐渐降低, 并由深切河口坝向浅切河口坝转变(图 8)(Edmonds and Slingerland, 2010; 徐振华等, 2019)。随着三角洲向湖推进, 分流河道会强烈改造先前形成的河口坝, 部分残留的河口坝保存于分流河道两侧(冯文杰等, 2017b; 张莉等, 2017), 甚至可被全部侵蚀而以分流河道和天然堤为主(Bhattacharya and Walker, 1992; 张昌民等, 2010; 朱筱敏等, 2012, 2013)。

单一物源供给下可形成1个或多个指状砂坝, 指状砂坝之间可以形成不同的组合样式, 包括单一蛇状、鸟足状、树枝状、交织状等(吴胜和等, 2019)。

3.1.2 规模特征

从现代沉积可以看出, 指状砂坝内分流河道的规模与上游平原分流河道的规模相近, 指状砂坝的宽度一般为分流河道的4~10倍(图 9)。河道在指状砂坝内可发生侧向迁移形成点坝沉积(偶见心滩沉积), 这便增加了分流河道砂体(包含河床滞留及点坝、心滩砂体)的宽度, 图 8中指状砂坝的宽度仅为分流河道砂体的3~4倍(吴胜和等, 2019; 徐振华等, 2019)。向盆地方向, 河口坝不断减薄, 分流河道也由全切河口坝变为仅下切河口坝厚度的一半(图 8)。

图 9

Fig.9

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	图 9 东洞庭湖藕池浅水三角洲(A)与鄱阳湖赣江北支浅水三角洲(B)指状砂坝沉积的卫星照片Fig.9 Satellite images of shollow-water deltas from Ouchi, Eastern Dongting Lake(A) and northern branch of Ganjiang River, Poyang Lake(B)

浅水三角洲指状砂坝的形成需满足一定的条件。

1)弱的盆地水体能量。从现代沉积来看, 浅水三角洲指状砂坝多形成于湖泊(如鄱阳湖、东洞庭湖)或海湾(如圣安东尼奥湾)中, 其共同点在于盆地水体能量(波浪与潮汐作用)较弱。波浪会降低岸线糙度, 使砂坝向朵状或连片状转变(Bhattacharya and Giosan, 2003); 潮汐会阻止河口坝的前积(Leonardi et al., 2013)。因此, 弱的盆地水体能量更有利于指状砂坝的形成。并且, 在较弱的湖盆水体能量条件下, 低排量供给能够抑制分流河道的分流与决口(Syvitski and Saito, 2007), 有利于指状砂坝的形成。

2)细粒高黏沉积供给。细粒高黏的沉积物在水体中多呈悬移质的搬运状态, 沉积速率小, 有利于分流河道两侧高黏天然堤的形成, 从而起着限制河道分流与决口的作用(Edmonds and Slingerland, 2010; Caldwell and Edmonds, 2014; Burpee et al., 2015; Tejedor et al., 2016), 有利于指状砂坝的形成, 并使得指状砂坝可向前延伸数公里。

3)温暖潮湿的气候。相似地, 温暖潮湿的气候有利于植被的发育(Rosen and Xu, 2013; Nardin and Edmonds, 2014; Nardin et al., 2016), 能够稳固分流河道两侧的天然堤沉积, 从而有利于指状砂坝的形成。

大量基于地震及钻井资料的研究表明, 陆坡微盆地内部可发育多种类型的重力流构型要素, 主要包括朵叶体、水道— 天然堤以及滑动— 滑塌成因的块状搬运体(MTDs)(Damuth and Olson, 2015; Olson et al., 2016)。与常规深水陆坡及盆底环境相比, 陆坡微盆地内的重力流构型要素受复杂地貌及构造活动的影响较为明显, 因而表现出差异的空间分布样式。

4.1.1 朵叶体构型分布样式

沉积物重力流沿大陆斜坡搬运至微盆地内部时, 由于地形突变导致流速骤减, 大量沉积物可发生快速堆积形成连片且相对富砂的朵叶体(图 10)。相比于盆底扇朵叶体, 陆坡微盆地内的朵叶体规模较小, 其平面展布受控于微盆地的形态规模(Kendall et al., 2012; Zhang et al., 2016)。当沉积物供给小于微盆地可容空间时, 朵叶体主要限制在微盆地内部, 其平面展布与微盆地形态近似, 在微盆地边缘可见明显的地层超覆特征。例如, 大陆斜坡受区域性重力滑脱作用的影响, 可发育多组平行陆坡走向的正断层或逆冲断层, 形成多个平行的条带状微盆地, 限制了多个并排相间的长条形朵叶体(Shultz and Hubbard, 2005; 李磊等, 2010)。当沉积物供给大于微盆地可容空间时, 朵叶体分布可不受微盆地形态的约束, 在微盆地边缘可发生沉积过路, 形成扇状或席状的非限制性朵叶体(Adeogba et al., 2005; 李磊等, 2012)。

图 10

Fig.10

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	图 10 陆坡微盆地与深海平原海底扇沉积构型分布模式(据Kendall, 2012)Fig.10 Sedimentary architecture model of submarine fan developed in intraslope minibasins and abyssal plain(after Kendall, 2012)

不同限制程度的朵叶体可表现出差异的构型复合样式与定量规模(Zhang et al., 2016)。Gervais 等(2006)研究发现, 在微盆地边缘附近, 由于地形的限制, 朵叶体可表现为侧向迁移的复合样式, 而在相对平坦的微盆地中心部位, 朵叶体主要呈无序的补偿叠置样式。根据Pré lat 等(2010)的定量统计分析, 限制性朵叶体具有面积小、厚度大的特点, 而非限制性朵叶具有面积大、厚度小的特点。

4.1.2 水道— 天然堤构型分布样式

作为沉积物重力流搬运的主要载体, 水道— 天然堤体系可在地形变化较缓的条件下通过陆坡微盆地, 并继续向下游输送沉积物(图 10; 图 11-A)。受复杂沉积、构造作用的影响, 陆坡微盆地内部的水道— 天然堤构型分布样式表现出明显的差异性。墨西哥湾陆坡盐底劈微盆地的研究揭示了2种不同的水道— 天然堤分布样式, 一种是穿越陆坡微盆地、延伸数百千米、稳定且不发生改道的富泥型水道— 天然堤体系, 另一种是富砂型的辫状水道— 天然堤体系(Damuth and Olson, 2015)。在陆坡逆冲微盆地中, 受逆冲活动的影响, 水道构型分布可表现出限制、转向、偏移以及阻挡等4种不同的过程响应(Clark and Cartwright, 2009, 2011)。Jolly 等(2016)研究了尼日尔三角洲深水逆冲微盆地的水道构型分布特征, 认为当沉积速率小于构造隆升速率时, 水道路径可发生明显改变, 主要沿断层边缘或断层连接部位绕过构造高部位(图 11-C); 而当沉积速率大于构造隆升速率时, 水道可沿构造高部位通过, 并可发生明显的下切侵蚀(图 11-B)。

图 11

Fig.11

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	图 11 尼日尔三角洲盆地陆坡逆冲微盆地的水道构型分布特征(A)与同构造地层及水道沉积模式(B, C) (据Jolly et al., 2016)Fig.11 Architectural distribution of submarine channels within the thrust-related minibasins in deepwater Niger Delta Basin(A), and syn-tectonic strata and channel sedimentary model(B, C)(after Jolly et al., 2016)

当水道流经微盆地复杂地形区时, 水道形态、规模、叠置样式等构型特征可发生相应的改变。一般来讲, 当地形坡度变小时, 水道弯曲度变大, 加积作用及侧向迁移明显, 天然堤发育程度增加; 而当地形坡度变大时, 水道弯曲度变小, 下切侵蚀作用明显, 天然堤发育程度减弱(Clark and Cartwright, 2011; 赵晓明等, 2018; Zhao et al., 2018)。

4.1.3 块状搬运体分布样式

块状搬运体是一种由滑动— 滑塌过程形成的相对富泥的构型单元, 内部褶皱变形现象明显, 底部侵蚀作用较强, 可发育在陆坡微盆地的不同部位。根据重力流块体来源的不同, 在陆坡微盆地内部识别了外源和内源2种不同的块状搬运体。

外源块状搬运体是由陆源碎屑物质沿大陆斜坡整体搬运至微盆地后快速堆积形成的, 可沿微盆地中心分布, 底部可见因顺坡搬运产生的侵蚀擦痕(蔺鹏等, 2018; 张佳佳和吴胜和, 2019)。外源块状搬运体的形成与海平面变化、飓风、地震等诱发机制有关(Shanmugam, 2016), 一般经过较长距离的搬运过程, 以泥质滑塌及碎屑流沉积为主。

内源块状搬运体是由微盆地边缘沉积物发生块体垮塌形成的, 主要堆积在微盆地坡脚部位, 在微盆地边缘斜坡部位可见明显的滑动侵蚀现象(Spychala et al., 2015; 蔺鹏等, 2018)。内源块状搬运体的形成与微盆地边缘的构造活动有关, 沿微盆地边缘的搬运距离较短, 内部可见因挤压形成的次级逆断层与旋转块体。在盐底劈微盆地的边缘, 由于持续的盐底劈上拱作用, 可发育多套重复出现的内源块状搬运体(Madof et al., 2009); 而在深水逆冲褶皱的上盘, 由于持续的逆冲抬升, 可在逆冲微盆地的坡脚部位堆积一系列朵状、舌状或带状的内源块状搬运体(Heinio et al., 2006; 蔺鹏等, 2019)。

大量研究表明, 微盆地重力流构型演化一般经历沉积充填和沉积过路2个过程, 即微盆地充填— 过路模式(ponding-to-bypass)(Prather et al., 2012; Spychala et al., 2015)。微盆地早期可容空间较大, 沉积物重力流在微盆地底部快速卸载充填, 形成连片的朵叶体或块状搬运体。随着沉积充填的进行, 微盆地可容空间逐渐减小, 沉积物重力流逐渐向沉积过路转化, 形成条带状的水道— 天然堤体系, 并叠加在早期朵叶体或块状搬运体之上(Zhang et al., 2018)。在微盆地充填— 过路模式的影响下, 平面上多个微盆地之间可呈现出水道— 朵叶交替出现的构型组合样式(李磊等, 2010)。

张佳佳(2019)研究了尼日尔三角洲盆地深水逆冲相关微盆地内部的海底扇构型演化特征, 认为受微盆地A/S的影响, 早期充填朵叶与后期过路水道之间可表现出差异的空间叠置关系。当微盆地A/S较大时, 微盆地呈欠充填状态, 早期的充填朵叶规模较小, 后期的过路水道可沿微盆地中心通过, 并垂向叠加在朵叶主体之上(图 12-A); 随着微盆地A/S的减小, 微盆地充填逐渐趋于平衡状态, 早期朵叶体充填范围扩大, 后期过路水道可沿微盆地侧缘通过, 并侧向叠加在朵叶边缘部位(图 12-B); 当微盆地A/S进一步减小时, 微盆地呈过充填状态, 主要发育非限制的朵叶复合体, 过路水道相对不发育(图 12-C)。

图 12

Fig.12

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	图 12 陆坡逆冲微盆地A/S影响下的海底扇构型组合样式(据张佳佳, 2019)Fig.12 Submarine-fan architecture distribution pattern impacted by varied A/S for intraslope minibasins (after Zhang, 2019)

构造活动是控制微盆地重力流构型演化的重要因素。对于构造活动较弱的陆坡微盆地, 如局部地形变化导致的微盆地, 其可容空间可随着微盆地充填— 过路的演化而逐渐消失, 形成平行上超的地层结构(李磊等, 2010; Zhang et al., 2018)。相反, 微盆地边缘持续的构造抬升(如底劈上供或逆冲抬升)可以不断产生新的可容空间, 使得微盆地内部可发育多套沉积层序, 在垂向上形成朵叶— 水道交替出现的构型组合序列, 对应汇聚超覆型的地层结构(Prather et al., 2012; Sylvester et al., 2015)。此外, 较强的构造活动还容易在微盆地边缘产生频繁的内源块状搬运体, 使得微盆地重力流构型组合样式更为复杂(Madof et al., 2009)。

海平面变化可通过改变沉积物供给控制微盆地重力流构型演化。一般来讲, 海平面低位期的重力流沉积物供给充足, 可在微盆地内形成相对富砂的朵叶体或水道— 天然堤体系; 随着海平面逐渐升高, 重力流沉积物供给减少, 微盆地内可发育相对富泥的水道— 天然堤体系(Olson et al., 2016; Zhang et al., 2018)。在微盆地沉积过程中, 多期的海平面变化可产生多套砂泥交互的重力流沉积层序。另一方面, 海平面低位期快速的沉积物堆积可促进微盆地中心的沉降, 导致微盆地可容空间增加, 从而有利于后期的重力流构型演化, 在微盆地内部形成多期叠置的海底扇沉积体系(Brown et al., 2004)。