海底峽谷內(nèi)濁流流動與沉積特征數(shù)值模擬研究

王越，孫永福,2*，修宗祥，宋玉鵬，王柯萌，謝秋紅

(1.自然資源部第一海洋研究所，山東 青島 266061；2.青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點國家實驗室 海洋地質(zhì)過程與環(huán)境功能實驗室，山東 青島 266237；3.中國海洋大學(xué) 工程學(xué)院，山東 青島 266100)

1 引言

海底濁流是陸源物質(zhì)向深海輸運的重要營力，形成的濁積巖為重要的油氣儲層已成為業(yè)界共識，現(xiàn)代實測資料證明濁流可由地震、滑坡、高濃度河流入海等因素觸發(fā)，經(jīng)大陸架或大陸坡的海底峽谷流入深海，在坡度平緩處形成巨大的海底扇[1-4]。故研究海底峽谷中濁流的流動過程與沉積特征對理解現(xiàn)有沉積結(jié)構(gòu)的沉積過程、反演深海水動力環(huán)境及探測海底油氣儲層具有重要意義。

自1887 年Forel[5]發(fā)現(xiàn)濁流以來，Daly[6]、Kuenen[7]、Bell[8]等人逐漸將濁流與海底峽谷成因、深水沉積物輸運聯(lián)系在一起，從理論與實驗的角度發(fā)表了一系列成果[9]。隨著探測手段的發(fā)展，相關(guān)的研究學(xué)者相繼在峽谷中觀測到濁流活動，并對濁流的觸發(fā)機制、速度等特征剖面進行了深入研究[10-14]。但由于濁流偶發(fā)性強、破壞性大，高速、偶發(fā)性濁流的實地觀測難以解決[9,14]，水槽實驗與數(shù)值模擬仍是研究濁流的重要方式。

自Kuenen 和Migliorini[15]開展水槽實驗對濁流的流動過程進行了研究，Middleton[16]針對濁流與密度流的自異性展開研究。各國學(xué)者相繼對坡度、速度、濃度等參數(shù)對濁流特征剖面的影響進行了系統(tǒng)性的研究[3,17-19]，推動了濁流理論的長足發(fā)展。但因水槽實驗的尺度限制，濁流的數(shù)值模擬研究迅速進入到蓬勃發(fā)展時期。Britter 和Simpson[19]研究了濁流在斜坡上的流動過程，并探討了坡度、沉積物交換與流體夾帶對濁流流動的影響。Huang 等[20-25]、Kassem 和Imran[26]、Strauss 和Glinsky[27]、Serchi 等[28]學(xué)者相繼對濁流的數(shù)值模型、溢流現(xiàn)象、侵蝕性進行了數(shù)值模擬研究，極大豐富了現(xiàn)有的濁流理論。姜濤等[29-30]和Jiang 等[31]基于FLUENT 對濁流形成的水動力條件以及濁流機制的沉積物波進行了模擬。Georgoulas 等[32]構(gòu)建三維數(shù)值模型，對比前人實驗，驗證濁流三維模擬的可行性，并分析了濁流對海底的沖擊作用。郭彥英和黃河清[33]模擬了不同坡度下濁流的流動與沉積過程，發(fā)現(xiàn)坡度對濁流的沉積位置起關(guān)鍵性作用。

由上述相關(guān)的研究概述可知，海底濁流及其沉積的數(shù)值模擬多為斜坡-平滑水平坡的研究。但實際海底峽谷地形復(fù)雜，單坡折帶無法展現(xiàn)濁流在復(fù)雜地形下的流動與沉積情況。故研究濁流在陸坡峽谷-大陸架沉積扇-平緩斜坡等連續(xù)坡折地形下的流動與沉積特征，對預(yù)測濁流沉積特征，反演濁流沉積環(huán)境及探測海底油氣儲層具有重要意義與參考價值。本文借助CFD 軟件FLUENT，基于雙歐拉（Euler-Euler）多相流與湍流k-ε 模型，求解不可壓縮流體Navier-Stokes（RANS）方程，對濁流在二維連續(xù)坡折地形下的流動與沉積過程進行了數(shù)值模擬，探討濁流在連續(xù)坡折地形下的流動特征與動力地貌過程。

2 數(shù)值計算模型概述

2.1 控制方程

濁流屬沉積物重力流的一種，由懸浮沉積物引起的密度差異所驅(qū)動[34]。本文將懸浮顆粒物設(shè)為固相，為保證初始條件不受太大限制，采用雙歐拉多相流法對濁流進行數(shù)值模擬[31-32]。

2.1.1 體積分?jǐn)?shù)方程

Euler-Euler 兩相流中，兩相看做可相互穿插的連續(xù)流體，體積不可互相占據(jù)，故模型構(gòu)建時引入體積分?jǐn)?shù)的概念。體積分?jǐn)?shù)視為時間與空間的連續(xù)函數(shù)，不同相體積分?jǐn)?shù)之和為1，每相的體積分?jǐn)?shù)可表達(dá)為

式中，aq是q相的體積分?jǐn)?shù)。故q相有效密度為

式中，ρq是q相的密度。

2.1.2 質(zhì)量方程

每相的連續(xù)性方程，通過經(jīng)驗方程或運動學(xué)方程而封閉[29]，基于體積分?jǐn)?shù)的概念，濁流的連續(xù)性方程由下式給出：

式中，ρrq是q體積平均密度；為q相速度。

2.1.3 動量方程

本文采用基于固-液兩相流的雙歐拉方法對濁流進行模擬，其動量方程由以下方程給出：

2.2 模型建立

考慮大陸坡的平均坡度在4°～5°之間，同時為方便與前人水槽實驗數(shù)據(jù)比對，本文建立了長5 m，坡度為4.6°的斜坡連接6.5 m 水平坡，水平坡接2°緩斜坡的幾何模型模擬濁流在陸坡峽谷-大陸架沉積扇-平緩斜坡地形上的流動與沉積過程（圖1）。入流口設(shè)定0.10 m 水平段以調(diào)整入流方向，2°緩斜坡確保濁流在流動過程中不會出現(xiàn)回流的情況。濁流入流高為0.03 m，懸浮顆粒密度為2 650 kg/m3。如圖1 所示，為保證計算精度同時節(jié)省計算時間，按0.05 m 的網(wǎng)格尺寸對該模型進行網(wǎng)格劃分，近壁面區(qū)域按0.01 m 的精度進行局部網(wǎng)格加密（圖1 中加粗區(qū)域），采用有限體積法對網(wǎng)格離散，以計算流體區(qū)域的流動情況。

2.3 邊界條件

濁流入流流速與懸浮顆粒體積濃度由初始條件給出（表1），湍動能與湍流耗散率則由經(jīng)驗公式推算給出[17]。入口邊界為速度入射邊界，不考慮兩相滑移速度。出口為壓力出口，流量全部由流域內(nèi)流出，為開放型流動邊界。自由水面采取對稱邊界，由于濁流觸發(fā)水深常在500 m 以下的深海，故該邊界對深海濁流的流動幾乎沒有影響。底部邊界為粗糙無滑移的固定邊界。

圖1 計算網(wǎng)格（加粗區(qū)域為近壁面網(wǎng)格）Fig.1 The mathematic grid (the bold area is the near-wall grid)

表1 初始入流條件Table 1 Numerical simulation initial conditions

2.4 模型驗證

為驗證該模型的可行性與可靠性，本文采用Garcia和Parker[3]濁流實驗組數(shù)據(jù)對該模型進行驗證。Garcia和Parker[3]所用實驗裝置如圖2 所示，左側(cè)為流體混合裝置，保證濁流以均勻濃度注入水槽，右側(cè)供應(yīng)清水以保持自由水面不變，為實現(xiàn)數(shù)值模擬，將主要流動區(qū)域簡化為斜坡與水平面相連的幾何模型。

參照濁流實驗組NOVA7 設(shè)定相同濃度、速度與顆粒密度等參數(shù)，將數(shù)值模擬結(jié)果與實驗結(jié)果進行對比研究（圖3）。比對得出兩點的濁流速度剖面與Garcia和Parker[3]實驗情況基本吻合，斜坡下的流速模擬結(jié)果與實驗吻合較好，坡上數(shù)模濁流厚度較厚，可能是由于數(shù)模中濁流沿斜坡流下，而實驗室則為跌落式排出。

3 模擬結(jié)果

3.1 濁流頭部特征

濁流可劃分為濁流頭部與濁流本體兩個部分，在流動過程中，濁流頭部排開環(huán)境流體，引導(dǎo)濁流沿海底流動，其形態(tài)與結(jié)構(gòu)受到濃度、速度及懸浮顆粒物粒徑等參數(shù)的影響。

3.1.1 濁流頭部速度分布

驅(qū)動濁流流動的懸浮顆粒物粒徑與濁流頭部結(jié)構(gòu)密切相關(guān)，濁流頭部的速度分布如圖4 所示，黏土等細(xì)粒物質(zhì)驅(qū)動的濁流頭部較粉砂與粗砂更易發(fā)生混合化作用，自由剪切層由于湍流運動產(chǎn)生的不穩(wěn)定的橫向渦旋而形成“云狀拖曳”現(xiàn)象更為明顯（圖4a）。且細(xì)粒懸浮物驅(qū)動的濁流具有明顯的速度核心，層級特征顯著。隨粒徑增大，濁流的頭部特征逐漸弱化，層級化逐步模糊至消失。環(huán)境水體夾帶系數(shù)可能與粒徑有關(guān)，粒徑越大系數(shù)越小，濁流厚度隨之減小，故粗砂驅(qū)動的濁流呈現(xiàn)散亂細(xì)長的頭部特征。

隨入流速度增加，濁流頭部表現(xiàn)出更強的層級結(jié)構(gòu)（圖4b，圖4c），自由邊界層的懸浮顆粒物由于環(huán)境水體的夾帶，具有清晰的湍流擴散層。相似的結(jié)構(gòu)特征變化也體現(xiàn)在入流濃度上（圖4b，圖4d）。

圖2 Garcia 和Parker[3]實驗裝置圖Fig.2 The experiment device schematic of Garcia and Parker[3]

圖3 實驗中模型3 m 處（a）和8 m 處（b）濁流垂向速度剖面與模擬結(jié)果對比（坡折帶在模型5 m 處）Fig.3 Comparison the vertical velocity profiles of laboratory and simulation results at the sites 3 m (a) and 8 m (b) from the inlet(the break in slope is at 5 m from the inlet)

圖4 200 s 時濁流頭部的速度分布（圖a-f 對應(yīng)工況1-6）Fig.4 Velocity profile of turbidity current head at 200 s in each case (a-f corresponds to case 1-6)

3.1.2 濁流頭部的密度分布

濁流頭部的密度分布如圖5 所示，在持續(xù)入流的濁流流動過程中，濁流頭部的密度遠(yuǎn)小于濁流本體，低濃度的高速頭部排開環(huán)境流體，由其后密度與濃度均較大的濁流本體推動濁流向前流動，與突然釋放型濁流表現(xiàn)出明顯差異[25]。

3.2 濁流速度特征

濁流沿斜坡流下，坡折帶前坡上1 m 處的速度剖面如圖6 所示，接近海床處存在速度的極大值，向上速度逐漸減小，至濁流頂層存在反向加速現(xiàn)象。該速度拐點由濁流擴散至環(huán)境流體中的“云狀拖曳”所貢獻(xiàn)，其速度一般較小。

斜坡上濁流受重力作用加速，一定的粒徑范圍內(nèi)（黏土與粉砂），粒徑（圖6a）與初始入流速度（圖6b）對流速影響較小，速度變化在0.05 m/s 之內(nèi)。但粗砂顆粒濃度使流速表現(xiàn)出較大差異，流速變化可達(dá)0.10 m/s（圖6c）。初始入流速度與濁流厚度呈正相關(guān)（圖6b），但粗砂驅(qū)動的濁流厚度遠(yuǎn)小于細(xì)粒懸浮物驅(qū)動的濁流厚度，速度較細(xì)粒沉積物的速度小0.07～0.09 m/s，且不同粒徑粗砂驅(qū)動的濁流的速度曲線近乎重合（圖6a）。

坡度轉(zhuǎn)換后，濁流發(fā)生水力躍變，躍變期間速度較坡前減小50%或以上（圖7），該數(shù)值與Muck 等[35]計算結(jié)果相同。濁流的速度剖面隨粒徑表現(xiàn)出不同特征，粗砂驅(qū)動的濁流由于粒徑過大，環(huán)境水體夾帶系數(shù)過低，呈現(xiàn)薄而尖銳的特征（圖7a）。粉砂與黏土驅(qū)動濁流隨速度增大，濁流厚度減小（圖7b），隨入流濃度增大，濁流厚度也隨之增大（圖7c）。

圖5 200 s 時濁流頭部密度分布（圖a-f 對應(yīng)工況1-6）Fig.5 Density profile of turbidity current head at 200 s in each case (a-f corresponds to case 1-6)

濁流在水平段流動一段時間后，海床的摩阻作用使?jié)崃魉俣炔粩鄿p小，懸浮顆粒逐漸沉降，粉砂與黏土的速度剖面逐步趨于一致（圖8）。低速低濃度粉砂驅(qū)動的濁流與粗砂驅(qū)動的濁流速度穩(wěn)定，其原因可能是濃度與速度維持了湍流強度的平衡，使?jié)崃鲙捉S持勻速的狀態(tài)向前流動。2°的緩斜坡使?jié)崃髟谥亓︱?qū)動下出現(xiàn)微弱的加速現(xiàn)象，粒徑與懸浮物體積分?jǐn)?shù)對速度的影響顯著（圖9c），粗砂驅(qū)動的濁流（1 mm）已在水平段逐漸沉積。

長時間流動后（200 s），坡折帶前后4 個速度剖面結(jié)構(gòu)趨于一致（圖10）。粗砂（粒徑0.5～1 mm）驅(qū)動的濁流維持了薄而尖銳的剖面特征，且隨入流粒徑增大，濁流厚度變薄。黏土、粉砂驅(qū)動濁流均為典型濁流速度剖面，粒徑、懸浮顆粒物體積分?jǐn)?shù)對速度的影響較大，且以濁流厚度所反映的水夾帶系數(shù)可能是粒徑與濃度的函數(shù)，粒徑越小，濃度越大，水夾帶系數(shù)也越高。

圖7 濁流到達(dá)6.1 m 處垂向速度剖面Fig.7 Vertical velocity profiles at 6.1 m when turbidity current arrives

圖8 濁流到達(dá)10.6 m 處垂向速度剖面Fig.8 Vertical velocity profiles at 10.6 m when turbidity current arrives

將濁流到達(dá)時刻的速度（圖6 至圖9）視為濁流頭部速度，200 s 時流速坡折（圖10）為濁流本體流速，由其最大速度對比可以看出，坡上濁流頭部速度明顯大于濁流本體速度（4.1 m 剖面處），平均速度高達(dá)0.10 m/s，經(jīng)過破折帶變化后，6.1 m 處濁流頭部速度與本體速度基本相同，隨濁流向前流動，濁流本體速度逐步大于濁流頭部速度，其平均速度差由0.09 m/s（10.6 m 剖面處）增大至0.18 m/s（12.6 m 剖面處）。但是粗砂驅(qū)動濁流與細(xì)粒物質(zhì)驅(qū)動濁流表現(xiàn)出不同的速度結(jié)構(gòu)，自坡上至坡下整個流動過程中頭部速度均略小于本體速度，但速度差很小，濁流速度結(jié)構(gòu)在整個流動過程中十分穩(wěn)定。

3.3 濁流的流動與沉積特征

濁流表現(xiàn)出坡上加速，坡折減速，水平流動后坡下小幅度加速的基本特征，且濁流厚度由于環(huán)境水體的夾帶逐漸變厚。如圖11 所示，坡度轉(zhuǎn)換處由于速度驟然減小，湍流強度隨之減小，懸浮顆粒體積濃度隨之增大，表現(xiàn)出顯著的沉積性，逐漸沉積至海床之上。由于2°緩斜坡的存在，濁流速度小幅度增加，懸浮顆粒物的體積分?jǐn)?shù)短暫的下躍，但短距離的濁流運移中，高濃度濁流已然形成，小坡度不會影響濁流的流動過程，其整體仍然表現(xiàn)出沉積性。

細(xì)粒懸浮物由于易被環(huán)境流體夾帶，故粒徑與濁流厚度負(fù)相關(guān)，黏土為主驅(qū)動的濁流沉積性較弱（圖11a，圖12a)，速度變化幅度小，難以形成沉積記錄。粉砂為主驅(qū)動的濁流沉積性較強，可能在地層上形成連續(xù)的沉積記錄，而粗砂驅(qū)動的濁流由于粒徑過大趨于不穩(wěn)定狀態(tài)，顆粒難以在懸浮狀態(tài)下輸運，粗砂在底床可能以滾動等方式向前輸移。除非有極大的湍流強度提供粗砂的支撐力，否則濁流流動將因粗砂卸載而崩散[36]。故粗砂驅(qū)動濁流經(jīng)過坡折帶后，速度驟減，湍流難以對粗砂提供支撐，沉積物在坡下沉積。隨流動時間和流動距離的增大，濁流速度逐漸減小，湍流強度也隨之減弱，粗砂在坡下形成形似短波長的不連續(xù)的沉積物波（圖11b，圖12e，圖12f）。

湍流強度隨流速增大而增大，挾沙能力也隨之越強，故流速越高沉積性越弱（圖11c，圖12b，圖12c），反之懸浮顆粒物的體積分?jǐn)?shù)越大，沉積性越強（圖11d，圖12b，圖12d）。

圖9 濁流到達(dá)12.6 m 處垂向速度剖面Fig.9 Vertical velocity profiles at 12.6 m when turbidity current arrives

圖10 200 s 時濁流在各坡折帶的速度剖面對比Fig.10 Comparsion of the velocity profiles around the slope break at 200 s

4 分析與討論

4.1 濁流結(jié)構(gòu)

按動力學(xué)角度可將濁流劃分為動力侵蝕帶、前部調(diào)節(jié)帶、沉積卸載帶、后部調(diào)節(jié)帶、動力平衡帶5 個動力變形部分[36]，本文將動力侵蝕帶與前部調(diào)節(jié)帶歸為濁流頭部（圖13），其余歸為濁流本體部。

圖11 200 s 時濁流懸浮顆粒在底床的體積濃度分布Fig.11 Distribution of volume fraction along the slope bottom of turbid suspended particles at 200 s

圖12 200 s 時濁流在底床沉積分布（圖a-f 對應(yīng)工況1-6）Fig.12 Distribution of the sediments deposit along the slope bottom of turbidity current at 200 s (a-f corresponds to case 1-6)

圖13 濁流頭部特征示意圖Fig.13 Protection characteristics of turbid head

如圖13 所示，濁流在流動時與周圍水體的摩擦作用形成的環(huán)形渦流使沉積物呈自懸浮狀態(tài)[34]，在濁流向前流動時，細(xì)粒沉積物由于流動分離作用和湍流分散壓力在濁流頭部產(chǎn)生強烈的云狀拖曳現(xiàn)象。流動過程中，濁流頭部渦流從底床裹挾懸浮物質(zhì)，在調(diào)節(jié)轉(zhuǎn)換帶細(xì)粒物質(zhì)被拖曳至云狀發(fā)散層，較粗物質(zhì)返回濁流底部或沉積于底床。濁流頭部被高密度高速的本體部向前推動，同時補充其損失的動能與物質(zhì)。故云狀拖曳的強弱可能在一定程度上可指示濁流的侵蝕性，更強的云狀拖曳可能指示濁流頭部具有更大的湍流強度與挾沙能力，使?jié)崃鞅憩F(xiàn)出更強的侵蝕性。并且近岸底流研究中發(fā)現(xiàn)底部流速與懸沙濃度呈正相關(guān)，懸沙通量隨懸沙砂組份增加而增加[37]。因此小粒徑沉積物與更高速度驅(qū)動的濁流可能具有更強的侵蝕性，大粒徑沉積物表現(xiàn)出更強的沉積性。但由于本次模擬的濁流為單粒徑驅(qū)動的濁流，與實際情況下多粒徑驅(qū)動的濁流存在差異，故濁流中小粒徑懸浮物比例與濁流流速可能是濁流底部再懸浮的過程響應(yīng)的敏感組份，可在一定程度上指示濁流的侵蝕性。

Azpiroz-Zabala 等[38]在剛果峽谷觀測到的濁流現(xiàn)象，如圖14 所示，實測濁流頭部表現(xiàn)出底部速度大于上部的特征，且懸浮物濃度也集中于濁流與底床相接部位，與圖4 與圖5 模擬濁流的頭部結(jié)構(gòu)特征吻合較好，且實測顯示濁流頭部速度小于本體流速，與模擬結(jié)果相符。但在該峽谷中實測濁流形態(tài)為中間厚兩端薄，與模擬濁流形態(tài)不同。其原因可能為本次濁流模擬針對單次單粒徑濁流流動，而實測濁流可能是多次濁流流動的疊加，且由混合粒徑沉積物所驅(qū)動。Huang 等[25]發(fā)現(xiàn)連續(xù)入流型濁流與突然釋放型濁流共同流入時，會出現(xiàn)兩個涌起的頭部，其形態(tài)類似2013 年剛果峽谷實測濁流，但頭部匯合后的濁流形態(tài)與本文模擬相似。

4.2 濁流對地形的塑造作用

本文采用連續(xù)坡折帶模型模擬陸坡峽谷-大陸架沉積扇-平緩斜坡地形上濁流的流動與沉積過程，持續(xù)入流可模擬與高濃度懸沙河流相連的海底峽谷內(nèi)濁流的流動。

對比沉積結(jié)果，濁流在坡度轉(zhuǎn)換后由于湍流強度隨流速減小而減小，濁流攜沙能力隨之減弱，加之懸浮物的自然沉降，流動一段距離后懸浮顆粒物逐漸沉積于海床，與姜濤等[29-30]的模擬結(jié)果相同。粒徑與沉積物位置成正比，粒徑越小，距坡腳的沉積距離就越遠(yuǎn)（圖12a，圖12b，圖12e，圖12f），沉積記錄越連續(xù)，粗砂在坡腳形成形似沉積物波的不連續(xù)沉積記錄。濁流在具有坡度變化的地形流動，傾向沉積在斜坡的上游[29-30]，在后續(xù)多頻次、長時間的濁流流動中，隨濁流的不斷疊加，先沉積的顆粒被壓實，后沉積的顆粒受到沉積地形的影響，沉積體表現(xiàn)出向坡腳上游遷移的趨勢[30]，這與本文模擬的間歇式入流濁流沉積結(jié)果（圖15）與觀測的遷移特征一致[39]。

圖14 實測濁流頭部速度（a）與懸浮物濃度（b）[38]Fig.14 Velocity (a) and suspended sediment concentration (b) of turbidity head[38]

圖15 兩次間歇性持續(xù)入流濁流的沉積分布Fig.15 Sediment distribution of twice continuous inflow turbidity current

由于在實際流動中，濁流往往以間歇式多頻次的方式在海底觸發(fā)，故本文針對單粒徑驅(qū)動的間歇式兩次入流的濁流進行了模擬，流動時間為200 s，間歇為50 s。模擬結(jié)果如圖15 所示，在兩次濁流流動中，濁流先后沉積于底床之上，并且流動過程中，第二次濁流活動對已有的濁流沉積體前坡先侵蝕后淤積，最后呈現(xiàn)出中間薄兩邊厚的沉積形態(tài)（圖15），且沉積體表現(xiàn)出向坡腳遷移的趨勢。本次模擬的單粒徑驅(qū)動的間歇式濁流與實際的濁流流動情況存在一定差異。在實際的濁流流動中，每層沉積體均應(yīng)遵循粗粒物質(zhì)沉積在下，細(xì)粒物質(zhì)沉積在上的鮑瑪層序。若流動時間足夠長，且沉積序列得以保存，多次持續(xù)入流的濁流沉積在縱向上應(yīng)是多個不連續(xù)鮑瑪層序的疊積，每一層沉積體都表現(xiàn)出底部粗上部細(xì)的沉積特征。但在實際過程中，多次持續(xù)入流濁流的時間間隔可能很小或濁流痕跡被后續(xù)的流動侵蝕，故在地層上整體表現(xiàn)出下粗上細(xì)的沉積特征。

2009 年在臺灣枋寮峽谷中觀測到的濁流現(xiàn)象被廣泛認(rèn)為是持續(xù)入流的濁流活動，其沉積物短柱樣品可以指示持續(xù)入流濁流的沉積特征。沿峽谷走向獲取的沉積物短柱樣品[40]，分別位于峽谷頭部以及距峽谷頭部13 km、21 km、26 km 處，其中，用210Pb 活度的異常增大指示濁流活動，粒度中的粗砂可以指示該次濁流的沉積特征（圖16）。

如圖16 所示，位于峽谷不同部位的短柱樣按粗砂體積分?jǐn)?shù)可劃分為不同的層級，以體積分?jǐn)?shù)的反向減小指示濁流沉積層次并以顏色劃分。峽谷頭部（ORI-915-MV）濁流處于加速狀態(tài)，表現(xiàn)的沉積性較弱，而位于大陸架的短柱樣（S.09、915-8、915-9）均表現(xiàn)出明顯的濁流沉積。粗砂表現(xiàn)出的尖銳峰值（圖16c）可能是由于后期的濁流活動將前次濁流沉積的細(xì)粒物質(zhì)沖刷，使粗砂粒度圖在下半段表現(xiàn)出倒序結(jié)構(gòu)。且隨濁流流動，陸坡物質(zhì)隨濁流攜帶沉積，使沉積中粗砂的體積分?jǐn)?shù)減小（圖16d）。

圖16 枋寮峽谷粗砂粒度分布[41]Fig.16 Volume fraction of sand in the Fangliao Canyon[41]

2009 年，枋寮峽谷柱狀樣品的沉積特征在圖16中可大致劃分對應(yīng)的沉積位置，從實測數(shù)據(jù)與模擬數(shù)據(jù)可以看出多頻次間歇式持續(xù)入流的濁流在縱向地層上可能形成多個不連續(xù)鮑瑪序列的韻律性疊積。

5 結(jié)論

本文基于不可壓縮的Navier-Stokes 方程與湍流k-ε 模型構(gòu)建了含有沉積物的濁流數(shù)值計算模型，應(yīng)用此模型模擬了單粒徑沉積物驅(qū)動的濁流在連續(xù)坡折地形上的流動與沉積過程，所得主要結(jié)論如下：

（1）濁流在峽谷中呈加速狀態(tài)，流至地形平緩處速度驟減，懸浮沉積物濃度隨之加大并隨流動逐漸沉積，此后保持沉積狀態(tài)，緩斜坡的加速作用不影響濁流的沉積趨勢，陸架坡折帶可能是濁流沉積作用的重要分界線。

（2）持續(xù)入流的濁流頭部具有速度快、濃度低的濁流特征，在流動過程被高速高濃度的濁流本體推動向前流動。

（3）多頻次入流的濁流在地層上連續(xù)疊加沉積，在垂向上可能形成多個不連續(xù)鮑瑪層序的韻律性沉積。

本文的模擬結(jié)果確認(rèn)了一些已知的實驗事實，并且提供了濁流在陸坡峽谷-大陸架沉積扇-平緩斜坡地形下的流動及沉積特征，這對理解和推斷濁流深水沉積過程具有一定的參考價值。但在濁流模型的建立和參數(shù)選擇過程中，進行了適當(dāng)?shù)暮喕缟形纯紤]濁流與沖蝕底床的物質(zhì)交換，對濁流侵蝕量的模擬尚待進一步研究。