2018, Vol. 30
2. 阿根廷国立南方大学 地质学系, 布兰卡港 B8000CPB, 阿根廷;
3. 中国石油勘探开发研究院 西北分院, 兰州 730020
2. Geology Department, National University of the South, Bahía Blanca B8000 CPB, Argentina;
3. PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration & Development-Northwest, Lanzhou 730020, China
河流是沉积物从源到汇最主要的搬运地质营力。据Syvitski[1]的调查和研究，海洋中超过90%的陆源碎屑由陆上河流长距离运输而来，每年输送量高达250亿t。传统观点认为：当河流抵达海(湖)岸线后，其流速迅速降低且摆脱了河流堤岸的束缚，因此河流携带的碎屑物质绝大部分在河口区发生快速卸载和沉积，然而，越来越多的证据表明，河流在洪水期所携带的大量沉积物不仅能路过滨岸地区，而且所形成的异重流[2]可向盆地方向继续运移几百公里。河流在洪水期向盆地深水区输送的沉积物量非常大，如Mulder等[3]记述Var河一次持续18个小时的异重流输送到大洋的沉积物量相当于过去20年间正常状态下的总和。因此，在周期性的洪水期，仅有少量河流搬运碎屑堆积在河口地区，而大部分被运移到了大陆架甚至更远的盆地深水区。
对230条现代河流的研究表明：大部分河流(84%)发育异重流[4]，然而，学术界对异重流及其形成的异重岩研究程度仍然不够深入，大量含油气盆地的异重岩被误判为河流相、三角洲相、风暴岩、滨岸沉积或砂质碎屑流沉积。因此，深入研究异重流及其相关沉积物对盆地深水区优质储层的形成机制和深水油气勘探具有重要意义。
1 异重流在Bates[2]提出的三角洲分类方案中，考虑了河流密度(ρr)与湖或海水密度(ρw)之间的关系，将进入汇水盆地的流体分为3种，分别称为异轻流、等密度流和异重流(图 1)。①异轻流：河流的水体密度小于汇水体的密度(ρr＜ρw)。河流在河口处流速迅速降低，并且失去河流堤岸的束缚而发生粗粒碎屑的卸载和沉积。河水中悬浮的细粒碎屑和植物碎片则形成上浮羽流，再搬运一定距离后，这些细粒物质沉降形成前三角洲沉积。异轻流及其搬运碎屑形成了海相或湖相三角洲，而三角洲的形态则由滨岸水动力的主控因素(河流水动力、波浪或潮汐)所决定，形成河控、浪控或潮控三角洲[5]。②等密度流：河流密度与汇水体密度相近(ρr = ρw)。此时，河流携带的所有碎屑物质(包括粗粒底载荷)在河口一带迅速沉积，形成陡坡三角洲(吉尔伯特型三角洲)，此类三角洲经常发生前积层碎屑的滚落(或崩塌)。必须强调：无底床载荷搬运的河流不可能成为等密度流。③异重流：河水密度大于汇水体密度(ρr> ρw)，河流流入汇水盆地后，在岸线处产生了密度差，则形成异重流。异重流在自然界普遍发育，并能携带陆源碎屑长距离向深水区运移[2]。在海相环境下，河流悬浮沉积物浓度要达到35~45 kg/m3，才能克服海水的阻滞力[6]形成异重流。在淡水湖盆中，河流浓度只需达到1 kg/m3就可形成异重流(表 1)。异重流是一种沉积物重力流，但重力流不一定是异重流。盆内形成的沉积物重力流，如块体搬运体、盆内浊积岩、风暴岩及对流不稳定产生的浊流[7]，都不是真正的异重流。
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下载eps/tif图 图 1 三角洲的分类(据文献[2]修改) Fig. 1 Classification of deltas according to Bates |
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下载CSV 表 1 河流形成异重流的临界条件(据文献[3]修改) Table 1 Critical sediment concentration in fluvial inflows required to produce a hyperpycnal flow |
异重流可以带动部分环境水体下沉，因此，在潜入区不利于形成上浮羽流[图 1(c)]。当异重流发生时，河流中相对较轻的物质，如植物碎片、树叶、树干和其他炭质碎屑，可以被异重流裹挟下沉并向盆地中心长距离运移。按照持续时间长短，异重流可以分为短期和长期性异重流。短期性异重流通常持续几个小时，主要发育在扇三角洲环境，坡度陡并且汇水区范围小。由于其浓度相对更高且持续时间短，短期性异重流在盆地中分布的面积相对有限。因此，本文重点讨论长期性异重流。
2 长期性异重流中型、大型河流形成的异重流可以持续几周甚至几个月，持续时间取决于气候、流域面积以及古地形。长期性异重流和盆内重力流有很大不同，长期性异重流的主要特征(图 2)包括：①与河流的沉积卸载直接相关，同时受到流速和浓度的影响；②发育底床载荷(包括陆源组分和盆内侵蚀组分)，具水流路过引起的剪切作用；③内部由河流淡水及其他陆源轻质悬浮物组分组成，如植物残体、叶片、树干等。
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下载eps/tif图 图 2 长期性异重流的主要特征及其典型沉积[8-10] Fig. 2 Main characteristics of long-lived hyperpycnal flows and their typical deposits |
长期性异重流包括3个典型部分，即注入区、主干区和前端区[11]。不同于盆内浊流的是，异重流前端流速慢且不侵蚀[9, 12]，主要侵蚀和沉积作用发生在主干区[9, 13-15]。细粒异重流沉积常由1个底部反粒序单元和1个顶部的正粒序单元组成，下部反粒序单元反映了异重流能量的逐渐增强，上部正粒序单元反映了流体能量的逐渐减弱[3, 15-16]。反粒序形成于异重流前端，底部通常发育爬升波纹层理[15]，说明前端流速小于0.2 m/s。Nakajima[17]记述了距富士港700 km处日本海中央的异重流沉积，估算流速为0.3 m/s，能够流动如此远的距离，估计洪水持续了大约3~4周。
只要河流持续补给、环境水体对前端阻滞力小，异重流就能裹挟淡水和植物碎片等陆源轻组分长距离搬运[9, 18](图 3)，且与环境水体不相混合。该结论被越来越多的直接测量或观测结果所证实。Johnson等[19]与Farnsworth [20]均报导了1个长达12年的观测实例，发育在Monterrey海底峡谷的极端浊流与附近Salinas河的最大洪水事件直接相关，这里的异重流位于距河口5.2~22.0 km、海水深230~ 1 170 m处，在不同观测站都有温淡水携带大量陆源有机质，并延伸到1 000 m水深以下[21]。最近Gwiazda等[22]在Monterey海底峡谷水深超过3 000 m的沉积物中发现了农用DDT，这些DDT仅在1944—1972年间使用于加州。在Salinas河与Pajaro河发育异重流期间，这种化学物质由峡谷顶部向盆内运移距离达250 km，因此，它在深海的出现既表明Monterrey扇体在目前的高水位期活动，也表明异重流可长距离输送盆外组分(如DDT和淡水)到深水，而且与周围海水的混合很有限；Khripounoff等[23]记录了Zaire海底峡谷距刚果河口330 km远、4 000 m深处持续了大约10天的大型异重流事件，温暖的湍流速度超过了1.214 m/s，异重流冲断了穿越峡谷的电缆并向深水输送了大量细粒石英砂和植物碎片[24]，这些事件与洪水期的刚果河直接相关[25]。Kao等[26]观察到2009年台风莫拉克过后，在距台湾岛西南180 km远，水深3 000~3 700 m处，迅速形成了温暖的低盐度湍流，这说明异重流事件中淡水可沿海底长距离运移；基于英国Shetland—Faroes盆地内硅酸盐岩屑溶解形成的高岭石，Mansurbeg等[27]提出了异重流可以携带淡水到深水区的认识。
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下载eps/tif图 图 3 异重流沉积过程和岩相组合(据文献[9, 28-29]修改) Fig. 3 Main sedimentary processes and related facies families |
异重流长距离运移的主控因素有3个方面：①主干区流速相对较快，而前端流速慢，因此不会产生强烈的湍流漩涡，也不会与周围水体大量混合；②前端和两翼的上浮作用(尤其在海相环境)阻碍了水和沉积物重新聚合；③持续性洪水为其提供了充足能量。
3 异重岩及其岩相类型异重流形成的相关沉积岩被统称为异重岩[3]。异重岩也被称为盆外成因的浊积岩，是盆内物质与盆外物质多重相互作用形成的复杂沉积体，具有特殊的岩相特征[12]。异重岩的形成与河流密切相关[30]，因此其岩相类型、沉积特征与典型的河流相沉积极为类似(如发育底床载荷，弯曲河道等)。异重岩岩相复杂，难以用传统观点解释，也无法使用生物地层或水深指示矿物，厚层异重岩中通常缺乏或偶有指示河口环境的指相遗迹化石。对于每期洪水事件中形成的异重岩，粗粒沉积体的位置和厚度对当时的水下地貌很敏感，常形成很厚的层状或无层理的砂岩体。
异重岩岩相的复杂性主要取决于异重流及其演化的复杂性。异重流实际上也是一种湍流，由于含有高密度的悬浮颗粒(以细沙、粉沙及黏土为主)而具有较高的浓度。悬浮物中各组分比例变化很大，因此可形成不同岩性和岩相组合。异重流产生的湍流通常无法支撑和搬运粗粒碎屑物质，但是盆地底部异重流流体过路产生的剪切力也能以底负载方式来搬运粗粒碎屑物质。另外，当异重流部分悬浮载荷沉降而造成其密度降低后，所携淡水产生的浮力使其与海水密度倒转，头部也能产生上浮羽流。因此，异重流具有底载搬运、悬浮搬运和漂浮搬运等3种碎屑搬运方式，从而形成了3种主要的岩相系列(图 4)。笔者分别将这3种岩相命名为底载成因的B类岩相、悬载成因的S类岩相和漂浮物成因的L类岩相。
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下载eps/tif图 图 4 异重岩的岩相类型及空间演化模式(据文献[12]修改) Fig. 4 Genetic facies tract for the analysis of sustained hyperpycnites |
粒径变化较大，既有粗碎屑，又有细粒沉积物。由2种作用力共同形成：①异重流底部的剪切力使粗粒碎屑以底载荷形式(滚动和跳跃)搬运；②悬浮载荷中部分细粒物质的重力沉降。因此，B类岩相具有双峰结构，反映了底载与悬浮共存的沉积作用。粗粒物质的滚动除了受颗粒大小的影响，外形也有重要的影响，磨圆好的碎屑不论大小都可以长距离运移。粗粒碎屑滚动后直接形成了叠瓦状构造，因为磨圆差的颗粒在滚动时容易停留在稳定的位置(图 5)。叠瓦状构造表明，在非黏性异重流底部，大的碎屑可以自由移动及转动。因此，识别叠瓦状排列的粗粒物质非常重要，它是非黏性流体的标志。在B类岩相中，粗碎屑可以滑动和滚动方式进行搬运，而作为基质的细粒沉积物，则为浓度相对较高的水流底部区域以低速悬浮搬运为主[31]。底载成因的粗粒碎屑既有来自于盆外的砾石(大部分磨圆性较好)，还有来自盆内或盆外的黏土条或黏土碎块、盆外的软体动物碎片或其他湖生或海生动物化石，或上述几种物质均有。B类岩相中存在盆外组分，表明底载荷直接由陆地河流注入而来。砂岩中叠瓦状分布的砾石或泥岩碎块，不应被误认为是流体内聚作用所形成，如砂质碎屑流或砂质碎屑岩[32-33]。砂质碎屑流沉积是一种重力流沉积，但以塑性流为特征，为流体冻结式搬运形成的块状砂岩[34]。因此，碎屑流搬运机制无法充分地解释细粒砂岩中呈叠瓦状展布的粗碎屑。据此，鄂尔多斯盆地上三叠统发现的砂质碎屑流[33-37]，部分层段可能是持续性异重流底部所形成的底载沉积。
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下载eps/tif图 图 5 湍流底部底载成因和双峰式沉积 Fig. 5 Occurrence of bedload at the base of sustained turbulent flows often results in bimodal deposits |
B类岩相进一步可以分为3种亚岩相，即B1、B2和B3亚岩相(图 4)。当砂岩沉积序列中含有大量黏土碎屑时，这3种亚型即为B1s、B2s和B3s微岩相(图 4)。
3.1.1 B1亚岩相以中细砂岩为基质，由块状或略呈层状的砾石组成，结构上为砂岩基质支撑，也有些为砾质支撑[B1c微岩相，图 6(c)]。大的砾石在砂岩基质中呈“漂浮”状，或呈发散亚平行叠瓦式排列。受控于异重流能量和持续时间，垂向层序可以为正粒序或反粒序，或二者的复合变化。野外露头显示B1c微岩相与B1亚岩相的垂向变化[图 6(c)]，是由异重流路过产生的牵引力逐渐减小所致。在粗粒物质缺乏的体系中，B1亚岩相全部由砂岩组成，或由黏土碎屑互相支撑组成[B1s微岩相，图 6(d)])。
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下载eps/tif图 图 6 B1亚岩相露头实例 (a)~(b)委内瑞拉Margarita岛始新统Pampatar组深水沉积中的B1亚岩相，砾石叠瓦状(图中用i来表示)排列于细粒基质中；(c)内乌肯盆地Los Molles组陆架异重流沉积中碎屑支撑的砾岩(B1c微岩相)；(d)内乌肯盆地Los Molles组泥岩碎屑漂浮在细粒的砂质基质中 Fig. 6 Field examples of B1 facies |
由砂岩、含砾砂岩和细砾岩组成，常发育低角度收敛交错层理和含砾砂丘。交错层理形成于沙质紊流的底部，其特征与河流环境(或开放河道)中常见的沉积特征相同。流体流形成的沙丘或颗粒流沙丘最主要的标志是流体流动分离形成了高角度前积层理，即水流在流经底床沙脊部或高点(波缘点)处产生流动分流现象，高点背水面为“阴影区”，没有层流，水流下部纵向上向下形成一个回流漩涡[图 7(a)]，带动相对较粗碎屑以底载搬运方式沿河床底部沙丘的背流面向上运动聚集，结果在背流面反复发生重力崩落，形成向上粒度变细的纹层[图 7(a)]。因此，形成的交错层理整体为正粒序展布，底界面突变且角度大，并常见侵蚀面。与此相反，颗粒沉降沙丘是含有大量悬浮物的流体在沙丘波缘点向前扩散，由于流速逐渐减小，悬浮物质沿沙丘背水面逐渐下沉，形成细沙沉积，底部常含大量植物化石及小的黏土碎屑[图 8(b)，(d)]，悬浮物质沿沙丘前部的沉降形成了底部呈渐近收敛的交错层理[图 8(a)~(d)]。细粒悬浮物在前积层下部沉积，而粗粒在上部沉积，这种底部收敛的交错层理主体构成了向上逐层增厚并变粗的沉积序列([图 7(b)，图 8(b)~(c)]。
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下载eps/tif图 图 7 河流底部不同成因的2类交错层理 Fig. 7 Main differences between cross bedding generated at the base of a streamflow |
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下载eps/tif图 图 8 B2亚岩相野外露头和岩心典型实例 (a)Margarita岛Pampatar组深水沉积中的低角度底部收敛型交错层理；(b)西伯利亚盆地下白垩统浅海水道下部的收敛型交错层理(自然光和紫外线下)；(c)内乌肯盆地更新统Huarenchenque组粗粒湖相沉积中的收敛型交错层理，粒度向上变粗；(d)图片(a)的局部放大；(e)内乌肯盆地Huarenchenque组河流相形成的交错层理，底界面突变接触，向上粒度变细 Fig. 8 Field and core examples of facies B2 |
B2亚岩相中大粒径的碎屑常沿前积纹层漂浮在中粗粒砂岩基质中[图 8(c)]，前积纹层斜度通常小于20°。当异重流增强且碎屑沉降速率较小时，沙丘的顶界面可发生侵蚀，形成各向异性的丘状交错层理；沉降速率增大时则渐变为上叠沙丘[30]。
野外露头观察表明，B2亚岩相与水道沉积充填紧密相关。在砾石缺乏的沉积体系中，B2亚岩相几乎全由中粗粒砂岩组成[图 8(b)，(d)]，在前积层低部位经常发育大量泥质碎屑和植物残体，这种砂岩相被称为B2s微岩相(图 4)。如果黏土含量高且粒度偏细，则形成的构造很容易与潮汐环境相混淆。二者的区别在于前者为细小的黏土碎块，而潮汐环境中为大面积的席状泥坪。
3.1.3 B3亚岩相由中砂岩、砾质砂岩组成，发育平行层理及斜列的砾石层[图 9(a)~(b)]。砾石或泥砾岩呈叠瓦状斜列展布，粒度分布为典型的双峰式。大粒径的砾石或泥砾岩分布在砂岩中，可解释为：当异重流能量减弱时，悬浮的沙粒发生重力分异沉降形成沙质基质；当运载能力减小且剪切力无法再推动大粒径碎屑滚动时，过路紊流搬运来的砾石将逐个排列沉积下来。B3亚岩相呈板状—透镜状沉积体充填于侵蚀凹槽中。
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下载eps/tif图 图 9 B3亚岩相典型实例 (a)含砾砂岩，砾石斜列(图中用i来标识)展布，底载荷与悬浮载荷在加积层中共同发育，内乌肯盆地更新统Huarenchenque组湖相沉积；(b)含砾砂岩，砾石呈叠瓦状排列，Margarita岛Pampatar组深水沉积；(c)西西伯利亚盆地下白垩统块状砂岩含斜列的黏土碎片(B3s岩相)；(d)泥岩碎屑呈叠瓦状排列的B3s微岩相，内乌肯盆地下白垩统Rayoso组湖相沉积；(e)砂岩含斜列的泥岩碎片，内乌肯盆地Los Molles组外大陆架沉积 Fig. 9 Field and core examples of facies B3 |
如果B3亚岩相中发育斜列的泥质碎屑并常伴有植物碎片，则称为B3s微岩相。浅水环境下，B3亚岩相发育低角度纹层，与砾质丘状交错层理(图 4，B3h微岩相)很相似。Mutti等[38]认为陆源成因的重力流向下游流动并经过浅水区时，浅水区水体本身的动荡会对重力流流体产生同样的震荡作用，此时也有利于形成B3h微岩相。因为有“漂浮”的泥岩碎块，该岩相常被误解释为砂质碎屑流。
3.2 悬载成因的S类岩相异重流能量较弱时，悬载颗粒会发生重力沉降并形成S类岩相。岩石类型主要为包括细砂和粉砂在内的细粒沉积，可发育块状或牵引流成因的沉积构造。
3.2.1 S1亚岩相是异重岩中最常见的一种岩相。通常由单一的厚层砂体序列构成，岩性为块状中细砂岩(图 10)，有时发育正粒序[图 10(d)]；常见黏土碎屑“漂浮”在砂岩中，或由于异重流上部流体浓度降低，黏土碎屑在层顶成排出现[图 10(b)]而形成S2亚岩相。在S1亚岩相中，块状砂岩中常见炭化物、炭屑和木质碎片，甚至完整的树叶[图 10(e)]。在印尼Kutei盆地的块状砂岩中，叶片的含量非常高，可作为生烃物质[39]。S1亚岩相一般不发育生物扰动构造，偶见孤立的Ophiomorpha[图 10(c)]和Thalassi-noides等遗迹化石，他们是由异重流从浅水区携带而来的甲壳类[40]。
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下载eps/tif图 图 10 S1亚岩相典型实例 (a)西伯利亚盆地YK油田白垩系块状细砂岩；(b)鄂尔多斯盆地上三叠统湖相块状砂岩中发育的泥砾；(c)Columbus盆地中新统朵叶体块状细砂岩含phiomorpha nodosa遗迹；(d)Margarita岛Pampatar组深水朵叶体板状砂岩；(e)阿根廷火地岛始新统深水沉积块状砂岩中保存了完整的叶片；(f)火地岛始新统的深水沉积块状砂岩中含完整叶片和炭质碎屑 Fig. 10 Field and core examples of facies S1 |
S1亚岩相为异重流从底到顶逐渐加积而成[41-43](图 11)，这种加积作用继承了底层原始沉积物的构造特征。因此，块状砂岩内部没有清晰的界限。实验研究表明[44-46]，S1亚岩相形成条件是紊流的沉降率大于0.44 mm/s。如果流速不变、沉积速率小于0.44 mm/s，会形成类似S2亚岩相的纹层状砂岩。异重流携带的沙质成分快速沉降使得植物碎片也被卷入砂粒中(图 11)；快速沉降产生的块状砂岩因充填疏松而具有很高的原始孔隙度。S1亚岩相分选性很好，但部分颗粒间隙通常有粉砂、黏土等细粒物质充填。图 12是Trinidad岛块状细粒砂岩显微照片和激光粒度统计的例子，显示分选相对好的细砂岩中含有大量的植物碎屑。
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下载eps/tif图 图 11 块状砂岩及植物碎片的沉积过程(据文献[42, 47]修改) C.流体浓度；u.流速 Fig. 11 Diagram showing the accumulation of massive sandstone deposits with plant debris at the base of a long lived and waning turbulent flow |
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下载eps/tif图 图 12 Trinidad岛上新统块状细砂岩显微照片及粒度分析 Fig. 12 Microphotography and laser grain size analysis of massive sandstones of Pliocene turbidites |
在断陷盆地中，由于断裂形成的次凹会影响异重流及异重岩的分布(图 13)，因此块状砂岩单层厚度会增加很快[48]，甚至有时会大于45 m[49-50]。流动缓慢的前缘引导异重流流向地势更低的地方，如果被沉积中心拦截，会减速并沉积形成透镜状厚层砂岩[9]。
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下载eps/tif图 图 13 厚层块状砂岩沉积过程示意图(据文献[9]修改) Fig. 13 Accumulation of very thick massive sandstone bodies in structurally confined depocenters |
主要由细砂岩组成，发育亚平行层理(图 14)或低角度纹层[图 4，15(d)]，底界面为突变面或过渡面，单个纹层厚度有时仅有几毫米，界面含大量云母、植物残片[图 15(c)，(f)，(g)]及炭屑[图 15(e)]，S2亚岩相与发育爬升层理的S3亚岩相常常紧密共生。
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下载eps/tif图 图 14 异重流沉降速率及流速减小形成的块状、纹层及爬升沙纹层理 Fig. 14 Origin of massive(S1), laminated(S2)and climbing rippled(S3)sandstones as related to changes in the rate of sediment fallout and decrease in flow velocity of sustained turbulent suspensions |
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下载eps/tif图 图 15 S2亚岩相的岩心和露头典型实例 (a)Columbus盆地上中新统陆架朵叶体沉积中纹层状细砂岩；(b)Margarita岛Pampatar组块状砂岩(S1亚岩相)顶上发育纹层状砂岩(S2亚岩相)；(c)内乌肯盆地下白垩统Centenario组陆架砂岩朵叶体沉积，纹层状砂岩(S2亚岩相)与块状砂岩互层，显示了沉降速率的快慢循环变化，图上箭头所指的黑线是植物残留；(d)内乌肯盆地Rayoso组湖相朵叶体沉积；(e)Columbus盆地上新统Mayaro组陆架砂岩朵叶体沉积，纹层状细粒砂岩(S2亚岩相)与块状细粒砂岩互层，箭头所指为炭屑；(f)鄂尔多斯盆地三叠系朵叶体块状和纹层状细粒砂岩，箭头所指为植物残体；(g)鄂尔多斯盆地三叠系朵叶体沉积，层状砂岩中富含植物碎片 Fig. 15 Core and field selected examples of facies S2 |
纹层状细砂岩在浊积岩中也很常见[51]，但仍未形成统一的成因认识[52]。Sanders[41]指出，湍流形成的平行层理常在侧向上渐变为爬升纹层，说明兼有牵引与重力沉降的形成机制。该结论与Arnott等[45]和Sumner等[46]所做的实验结果一致，也被S2与S1亚岩相常呈互层共生这一现象所证实[图 15(c)，(e)]。在异重岩中，纹层状细砂岩相(S2)是块状砂岩相(S1)与爬升层理砂岩相(S3)的过渡岩相。从块状砂岩相(S1)过渡到纹层状砂岩相(S2)，流体流速变化不大，但是沉积速率减小到0.44 mm/s[46]；纹层状亚岩相(S2)转变为爬升层理亚岩相(S3)，是由水流速度减小而引起沉降速率增大所致[41](图 14)。因此，异重流能量的波动(FF)引起沉降速率的周期性变化，形成了S1与S2互层，流速的周期性变化形成了S2与S3亚岩相互层(图 14)，而S1与S3直接互层转换，在水力学上是不可能的。当流体流速和沉降速率在平面上具有各向异性时，流体非均性形成了低角度侧向发散的纹层，内部以不连续的侵蚀面为界[称为S2h微岩相，参见图 4(a)]，其特征与各向同性的丘状交错层理类似[38, 53-56]。
3.2.3 S3亚岩相由发育爬升波纹层理的板状或不规则的细砂岩所构成(图 16)，单层厚度可达5 cm，同时前积层底部具收敛趋势，底部常见云母片和细小植物碎片[图 16(b)，(d)]。如果层理的爬升角度长时间保持一致，整套沉积会呈现“假交错层理”现象[图 16(a)]。
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下载eps/tif图 图 16 S3亚岩相露头和岩心实例 (a)内乌肯盆地Rayoso组，发育爬升波纹层理的细砂岩(S3亚岩相)与纹层状砂岩互层，高角度爬升层理的相似于“假交错层理”；(b)Margarita岛Pampatar组，沙纹交错层理砂岩(S3亚岩相)和纹层状砂岩(S2亚岩相)互层，代表了当时水流速度的波动；(c)西伯利亚盆地下白垩统Vikulovskaya组，爬升波纹层理砂岩向上转变为泥质沉积；(d)鄂尔多斯盆地上三叠统湖相沉积，爬升波纹层理，上面黑色线是植物碎片；(e)Trinidad岛和Tobago岛上新统Morne L’Enfer组，变化型爬升波纹层理，含大量植物残片 Fig. 16 Selected field and core examples of facies S3 |
水槽实验表明，波纹交错层理形成于低流速(0.1~0.4 m/s)，且下伏为具有稳定的底形的砂质层[57]。波纹层理并不单由沉积作用形成，侵蚀作用和沉积环境的转变都可形成该类层理。波纹层理形成的关键是纹层爬升角度[53-54]，层理爬升角度与沉降速率成正比，高角度爬升层理(临界或超临界爬升沙纹层[58])意味着前积层沉积物并非来自于对迎流面的侵蚀，而是由衰减的流体路过卸载而成。因此，爬升波纹层是高砂质悬浮载荷湍流的标志性沉积构造[16, 46, 59-61]。另外，S3亚岩相在垂向上和平面上可逐渐转变为S2亚岩相[28, 41]，这也证明了湍流流速波动能形成S3和S2互层沉积[图 16(b)]。受浅水水体的影响，爬升层理也可以表现为加积的波状构造[S3w微岩相，图 16(e)]，表明单向水流到震荡水流可以形成更复杂的沉积组合。
3.2.4 S4亚岩相由块状或粒序层理粉砂岩及泥岩组成，底界面为突变面或侵蚀面，该岩相是异重流输送来的最细粒物质在水流彻底停止时沉降而成的沉积。因此，S4亚岩相可用来确定不同期次异重流之间的边界。S4亚岩相与前三角洲或深水泥岩沉积很难区分，但S4常含有陆相或浅水生物物种，因此，可通过对微体古生物的识别来判断是否为S4亚岩相。在海相粗粒(含沙质或砾质)异重流沉积体系中，S4亚岩相不发育，细粒物质由内部淡水形成的漂浮羽流裹挟而形成L类岩相[图 17(a)~(b)]。海相泥质异重流是粉沙和泥浆的混合物，沉积物浓度所形成的负荷量并非直接由流速决定，上浮羽流不发育，因此S4亚岩相非常发育[图 17(c)]。
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下载eps/tif图 图 17 海相环境中异重流的类型及其沉积特征(据文献[12]修改) (a)发育砂质底载荷的异重流，流体中含较多的粉砂/黏土组分，漂浮羽流的上升速度比较低；(b)不发育砂质底载荷的异重流，粉砂/黏土含量较低形成高速的上浮羽流；(c)泥质异重流，由于流体密度不随流速减小而降低，泥质异重流一般不能产生上浮羽流 Fig. 17 Composition of hyperpycnal flows and their resulting deposits in marine settings |
泥质异重流最终形成几厘米至几米厚的正粒序泥岩层，内部可混有盆内外生物化石[图 18(d)]，与下伏地层突变或侵蚀接触(图 19)。与L类岩相不同，泥质异重岩中植物碎屑通常分散在泥岩中(图 19)。泥质异重流即属于高动力流体，表现在底界的侵蚀面、火焰状构造及正粒序经常重复发育(图 19)，又是长时间持续的脉动性流体，表现在内部粒序层理周期性变化。泥质异重流具有较强的侵蚀性和搬运能力，尤其是将大量的盆外有机质搬运到盆内深水区而成为优质烃源岩。
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下载eps/tif图 图 18 内乌肯盆地Los Molles组泥质异重流沉积(S4亚岩相)露头(据文献[12]修改) (a)三层粒序层理的划线追踪，层2底界发育侵蚀面，层1顶部发育火焰状构造，侵蚀面表明泥质异重流从左向右运动侵蚀；(b)露头全貌及显微照片a，b，c位置，显微照片a，b，c中均含有大量植物化石 Fig. 18 Example of deposits related to muddy hyperpycnal flows(Facies S4) |
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下载eps/tif图 图 19 内乌肯盆地上侏罗统—下白垩统Vaca Muerta组S4亚岩相岩心实例 (a)~(c)泥质异重流形成的沉积层，底部侵蚀接触和整体沉积呈正粒序；(d)层内植物化石(黄色箭头) Fig. 19 Selected core examples of S4 facies in cores of the Upper Jurassic-Lower Cretaceous Vaca Muerta Formation, Neuquén Basin, Argentina |
由粉砂岩与极细砂岩组成，单层厚度仅几毫米到1 cm，平面上呈席状大面积展布，界面上有大量植物碎片和云母片(图 20)，并发育丰富的小型重力负载构造，常与收缩缝与菱铁矿结核伴生。遗迹化石少见，通常只有一些古藻类，这种纹层可叠置成厚达0.5 m的层组(称为漂浮羽流沉积韵律)[62-63]。在空间分布上，L类岩相与陆架页岩或深海页岩呈互层状，但更多的是与块状砂岩(S1亚岩相)相伴生[参见图 4，图 20(c)~(d)]。植物碎片是河流体系与海/湖体系之间存在直接联系的证据[47, 64-65]。砂岩中不发育流水成因的构造，表明为悬浮漂浮物在正常重力沉降作用下形成。
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下载eps/tif图 图 20 L类岩相岩心和露头实例 (a)L类岩相与深海泥岩(M岩相)互层，内乌肯盆地Los Molles组陆架内沉积；(b)图(a)中植物碎片全貌；(c)~(d)西伯利亚盆地白垩系，漂浮物及其相关岩相(L类岩相)与块状砂岩(S1亚岩相)互层，图中P表示黑色植物化石；(e)图(d)中的植物遗体化石，同时层面富含云母片 Fig. 20 Field and core examples of facies L |
韵律性发育的L类岩相是异重岩的典型特征。异重流是由不同密度组分形成的紊流，相对于海水密度(平均表层密度为1.025 g/cm3)，淡水(密度为1.0 g/cm3)、炭质(密度为0.208 g/cm3)和植物碎片(密度为0.09~0.55 g/cm3)等均属于漂浮组分或轻组分(图 21)，而沙(密度为2.2~2.8 g/cm3)、粉沙(密度为2.4~2.8 g/cm3)和黏土(密度为2.7~2.8 g/cm3)等属于负载组分或重组分。在一定的速度条件下，湍流将这些组分以不同比例进行混合，如果密度大于海水，流体就会潜入海底流动。在此过程中，如果高密度流体在运动过程中部分负载组分(如沙或粉沙)发生沉降，密度降低后的流体会在浮力作用下形成上浮羽流[66-70]，这些上升流体将携带细粒沉积物、植物碎片和云母片向上运动，最终沉降后形成漂浮物及其相关的沉积。
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下载eps/tif图 图 21 异重流中的漂浮和负载组分(据文献[9]修改) Fig. 21 Buoyant and load components as the basic constituents of a turbulent hyperpycnal flow |
L类岩相主要发育在异重流边部[9]，比主体沉积分布更广[47, 62]。L类岩相与S类岩相在垂向和横向上形成过渡接触关系，而不是突变接触[参见图 4(b)]，分别称作S1/L(块状砂岩层与连续的粉砂岩层转换，图 22)、S2/L(纹层状砂岩与大量植物碎片及云母片转换)、S3/L(粉砂岩与发育低角度小型爬升波纹层理的砂岩互层)。
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下载eps/tif图 图 22 内乌肯盆地Los Molles组S和L类岩相的接触关系 Fig. 22 Outcrop showing the lateral relationship between massive sandstones(facies S1)and lofting(facies L) |
微观薄片分析(图 23)为正确鉴定L类岩相提供了可靠的证据[47, 63]，漂浮成因的细粒物质分选非常好，整体具有正粒序特征，沉降遵循斯托克定律，同时植物化石和植物碎片在泥岩中也非常富集，并沿层呈分散状展布。
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下载eps/tif图 图 23 Trinidad和Tobago岛Columbus盆地上新统L类岩相(据文献[47]修改) Fig. 23 Thin section(a)and grain-size analysis(b)of lofting deposits in the Pliocene of the Columbus Basin, Trinidad & Tobago |
图 24对L类岩相的韵律成因作了详细图解。首先，异重流在流体的侧面形成了分选性极差的漂浮或悬浮物云[图 24(a)]；随后当异重流衰减时，不同粒度的碎屑物质自由沉降形成了正粒序层，顶部为粉泥和定向排列的云母片，但多数植物叶片和碎片仍为悬浮状态[图 24(b)]；当另一期异重流形成新的悬浮云后，大粒径沙粒自由沉降并推动植物叶片一起发生沉降[图 24(c)]。如此不断重复，则在块状砂岩及粉砂岩层之间形成了大量具韵律性的L类岩相。
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下载eps/tif图 图 24 L类岩相沉积演化过程(据文献[47, 63]修改) (a)羽流带来悬浮组分，未分选，悬浮物沉降遵循斯托克斯定律；(b)多数叶片和植物碎片仍为悬浮状态，悬浮物自由沉降沙—粉沙正粒序层；(c)羽流带来悬浮组分，为分选，大粒径沙粒自由沉降，并推动叶片一起沉降；(d)粒序砂岩层之间发育炭质薄层。 Fig. 24 Lofting rhythmites are the result of the repeated aggradation of fine grained materials from suspension clouds related to the buoyant inversion of hyperpycnal flows at flow margin areas |
与盆内浊积岩不同，长期性异重流入盆后形成了动力很强的喷射流[71]，在平缓的盆地斜坡可以长距离向前流动，能量来自于河流持续输送补给的洪水。因此，异重流的流动距离受控于其洪水持续时间和盆地底形。根据前端发育爬升沙纹层理，推测其平均流速为20 cm/s(爬升沙纹层理形成于流速15~25 cm/s的水体环境[60])。如果持续时间为2个月、平均流速为20 cm/s，异重流会沿海底延伸1 000 km。据沉积构造与内部侵蚀面发育特征推测，相比前端，主干流速更高。异重流在盆地内的演化过程是理解水道充填和朵叶体沉积几何形态的关键。在向盆地流动过程中，由于沉降速率快，靠近异重流的构造低洼地会首先截获流体，从而沉积厚层连续的块状砂岩体。在底形平坦的地方，主干的喷射流会产生侵蚀和下切作用。异重流水道的沉积充填演化过程分3个阶段：①初始沉积；②侵蚀和路过；③水道充填(图 25)。
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下载eps/tif图 图 25 异重流成因水道的演化和沉积过程(据文献[63]修改) Fig. 25 Depositional schema showing the step by step origin of hyperpycnal channel fill deposits |
在初始沉积阶段，流体前端加速到达后，形成S3，S2亚岩相和堤岸沉积(L类岩相)[图 25(a)]。随后流速逐渐再增大，在喷射区和主干区形成湍流，一旦流速超过侵蚀临界速度[图 25(b)]，河床底部将产生线形沟槽状冲刷[71]，并在两侧形成规模更大的堤岸沉积(L类岩相)。这一阶段侵蚀、临时沉积和路过之间相互作用，在水道底部形成底载荷(B1，B2和B3亚岩相)和悬浮载荷沉积(S1亚岩相)，常伴生多期侧向加积作用。如内乌肯盆地Rayoso组露头(图 26)，该露头剖面垂直于流向，水道充填形成了多期侧向加积沉积。
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下载eps/tif图 图 26 异重流水道中的侧向加积现象[63] Fig. 26 Field example of lacustrine hyperpycnal channel fill with lateral accretion |
在水道最终形成和充填阶段，异重流呈波动式衰减[图 25(c)]，砂质颗粒持续从湍流中沉降出来，形成S1、S2和S3亚岩相，同时伴生边部堤岸沉积(L类岩相)。与河流相河道充填不同的是，异重流水道充填后在海底形成了正向地形，控制后期水道分布，形成沉积补偿循环[68]，使得砂体之间的关系变得非常复杂。当异重流流速减小并失去了对底床的侵蚀能力后，水道末端的异重流会逐渐演化为朵叶体沉积。
湖盆古底形和盆内断裂对异重流的分布有着重要的控制作用。在墨西哥湾陆坡和阿尔卑斯盆地的古近系，盆地古底形起伏大，异重流“充填与溢出”的过程至少包括4个阶段[72-74]：①异重流注入低洼地，所有注入水流都被截获并沉积了厚层毯状砂泥层。②水流分流，低密度的异重流从低洼分流出来，在别处低洼地沉积。③水流路过，流体穿过蓄满水的凹地，把沉积物搬运到更远的地方。④最后形成低砂/泥比值的弯曲水道-堤岸沉积[73](图 27)。在断陷盆地中，异重流沿凹陷中心轴部推进时，常形成厚层块状砂岩与纹层状砂岩的互层沉积(图 28)。
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下载eps/tif图 图 27 Columbus盆地充填和溢出三维模型及其沉积序列 Fig. 27 3D model showing the progressive infill and spill of Columbus basin and its control in the stacking pattern of the associated reservoirs |
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下载eps/tif图 图 28 Columbus盆地上新统Mayaro组块状砂岩体 Fig. 28 Thick massive sandstone bodies in the Pliocene Mayaro Formation, Columbus Basin |
在湖盆底形极为平缓的盆地，异重流成因的水道通常延伸几十到几百公里远，最后在末端形成朵叶体或湖底扇沉积。如松辽盆地嫩江组，发源于盆地北部的异重流[75]，途经北部三角洲后在深水区形成完整的水道-湖底扇系统(图 29)。自北向南依次发育顺直水道和弯曲水道，河道延伸距离超过80 km，宽度为100~900 m；水道末端发育湖底扇，单个面积可达20 km2。
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下载eps/tif图 图 29 松辽盆地嫩江组均方根地震属性[75] Fig. 29 RMS of Late Cretaceous shallow to deep water lacustrine deposits of the Nengjiang Formation in Songliao Basin |
异重流是一种重要的将浅水沉积物向深水盆地大规模搬运的地质营力，但这种流体类型、搬运机制及形成的深水砂体等方面的研究却未受到足够的重视，本文只讨论了异重流的成因及其沉积物的主要特征。对现今碎屑岩沉积环境(尤其是水下环境)认识不全面，对异重流的认识仍很有限，这些都限制了对深水砂体成因的正确认识。大量含油气盆地的异重岩被误判为河流相、三角洲相、风暴岩、滨岸沉积或砂质碎屑流沉积，正确认识这些沉积体系还需要进一步深化研究，以期对异重流及其沉积物有更为系统的认识。
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