深水水道沉積動力學發展現狀與展望

關鍵詞 深水水道；沉積動力學；沉積過程；油氣勘探

0 引言

深水水道是海底長條狀的凹形地貌特征，這些地貌特征廣泛存在于世界上所有的大陸邊緣[1?3]，世界各地都有深水水道體系發育（圖1）[1]，橫截剖面上呈現出“U”形和“V”形兩種形態[4]。深水水道系統形成了地球上最主要的沉積物輸送系統，是沉積物向深海運移的主要通道[5?6]，由含砂濁流和其他富沉積物重力流形成[7?9]。濁流是沉積物被輸送到深海的主要過程。單次的濁流事件能夠輸送100 km3的沉積物，超過全球河流年流通量的10倍[10?12]，由連續的濁流沉積形成的海底水道可以延伸1 000 km[13]。在104到106年的時間尺度上，其最終沉積物形成了世界上最大的沉積地貌——海底扇，其體積高達數百萬立方千米[14?15]。水道充填物能夠記錄氣候變化和古海洋學等信息[16]，同時可作為良好的油氣儲層，在過去幾十年里，世界各地均發現了具有相當經濟和戰略重要性的油氣藏[17?18]。此外，濁流的速度可達20 m/s[19]，可能破壞海底基礎設施，如常規的光纖電纜、石油和天然氣井口、管道和立管等，造成重大的地質災害和經濟損失[16，20]。因此，深水水道已成為學術界和工業界的研究熱點[3]。深水水道的研究成果主要通過如下幾種手段獲得：（1）直接觀測，可以揭示水道中濁流動力學參數（例如，流速、濃度、結構、粒度等）、搬運過程及其之間的聯系，但整個流場的測量數據仍然難以獲得[21?23]；（2）地震、巖心和露頭研究，有利于查明地層和巖性等，但很難解釋侵蝕作用和時間尺度的動態變化[3，24?25]；（3）物理實驗和數值模擬，促進深水水道沉積過程和流體結構的認識，但是物理實驗存在尺度問題，數值模型缺乏對全尺寸現場數據的驗證[3，26]。

近幾十年來，隨著古氣候、古生物、海洋地質災害、深海能源和深海沉積動力學研究的發展，學者們對深水沉積環境和沉積過程研究的關注度越來越高[27]，深水水道因其連接了陸源區與深水環境，成為深水沉積體系和沉積過程研究的有利場所。揭示深水水道時間尺度的沉積侵蝕過程對于探究深水水道如何有效地將陸源物質搬運到深海并在埋藏期間將其隔離，對油氣勘探至關重要[28?29]。查明深水水道的沉積顆粒的搬運，有利于闡明不同沉積時期的氣候變化、古海洋學和古環境[30?32]。因此，急需深入研究深水水道內濁流沉積過程和流體機制，以揭示不同流體結構作用下沉積物分布和充填特征，達到預測深水油氣儲層的目的。近年來，物理實驗和數值模擬在深水水道沉積水動力機制方面貢獻突出。然而，相關的物理實驗和數值模擬研究主要集中在流體機制的理論研究方面，對實際地形地貌的深水水道內部沉積水動力學機制的研究不足。本文系統回顧了國內外深水水道沉積動力學機制的研究進展，從深水水道內流體性質、沉積充填特征和深水水道動力學機制研究方法等多個維度進行歸納總結，進一步提煉出對深水水道沉積動力學機制研究的啟示意義，達到更好地預測深水沉積儲層分布，服務于深水油氣勘探的目的。

1 深水水道中的流體性質

1.1 重力流分類標準

深水水道主要由重力流和含顆粒濁流形成[7?9]。重力流在不同的研究領域的側重點的差異，導致該概念的名稱和分類標準存在差異[33]。在地質學和泥沙動力學領域，重力流通常被稱為沉積物重力流，該概念由Middleton et al.[34]提出，經過Shanmugam[35]完善后形成了被廣泛接受的分類方式，包括根據力學特征分為彈性代表的巖崩，彈性和塑性特征代表的滑動和滑塌，塑性特性代表的碎屑流和黏性流體代表的濁流；根據沉積物支撐機制分為顆粒之間相互作用為主的顆粒流，顆粒間流體向上流動的流化沉積物流，基質支撐的碎屑流和流體湍流作用的濁流。在水動力學領域，認為廣義的密度流與重力流的概念含義相同，是由流體之間的密度差驅動的。密度的差異是由于顆粒濃度、鹽度或溫度的不同而造成。重力流包含了一系列廣泛的自然現象，包括沙漠中的沙塵暴[36]，大氣中的推進冷鋒[37?38]，海洋中的溫鹽洋流[39?40]，火山噴發產生的火山碎屑流[41?42]，山區的雪崩[43]，河口交換流[44]和深海濁流[3，14]等。

濁流是一種特殊的重力流，Kuenen et al.[45]將其描述為“沉積物負載的重力流，其中沉積物顆粒由于湍流作用而懸浮”。Middleton[46]提出，濁流實際上不是由重力驅動的，而是顆粒驅動的，盡管顆粒受重力作用而運動，這些顆粒的運動驅動了間隙的懸浮流體[34]。但是這一觀點沒有闡明湍流流體和懸浮顆粒之間的關系。

在較高的泥沙濃度下，如近飽和的泥石流、泥漿和滑坡，顆粒的運動在重力流的演變中發揮更大的作用。Mulder et al.[33]提出使用Bagnold極限作為濁流的上限值，即以9%的泥沙體積濃度作為濁流完全紊流的最大濃度[47]?！案呙芏葷崃鳌币辉~曾被用于描述高于這一閾值的流動[48?50]，但Mulder et al.[33]認為，高密度或高濃度不適用于濁流，因為它們意味著除了湍流之外，還有其他重要因素使顆粒保持懸浮。如此高濃度流體的存在甚至受到了學者們的質疑[51]，因為由于顆粒的沉降作用，它們的壽命將非常短，這些流體很可能轉化為低濃度的濁流[52]。上述研究存在的問題是，當流體內存在較大的垂直密度變化時，以整體密度來表征流體動力學特性會具有較大的誤差。因此，根據分層的程度不同，整體密度相似的流體可能在性質上存在較大的差異。

Bagnold[47]將流體通過湍流保持顆粒長時間懸浮的特征稱為自動懸?。ˋutosuspension）。Bagnold[47]通過考慮流體的能量平衡，推導出一種基于流體能量自懸浮的判別依據：

式中：eX是一個效率因子，表示消耗的能量與基底應力的比例，基底應力也有助于顆粒懸浮。盡管對自動懸浮理論的這種處理對表征流動是有用的，它將流體的湍流與隨后的顆粒運動聯系起來，但它將復雜系統進行了過度簡化。

1.2 流動特性

流體動力學特性相關的無量綱數可以應用于重力流流動的描述和分類（表1）。為實驗室與自然界流動的研究提供了一種縮放機制，通過它們可以比較不同尺度的流體。首先介紹雷諾數，它是慣性力與黏性力的比值，即：

式中：U 為深度平均速度（m/s），h 為流體高度（m），ν為運動黏度（m2/s）。雷諾數通常被用作湍流狀態的指標。一般重力流的雷諾數Relt;2 000為層流狀態，Regt;4 000 為紊流狀態，Re=2 000～4 000 為過渡狀態[54]。流體厚度的定義方法存在爭論，最常用的是由Ellison et al.[55]定義的，即：

式中：u 為時均速度（m/s），z 為垂直方向。x、y 和z 分別代表順流方向、橫流方向和垂直方向，對應的速度是u、v 和w。此外，對分層流最重要的無量綱弗勞德數（Fr）也被廣泛使用，

式中：g' = g （ ρˉ - ρf ）/ρf，g'為有效重力（m/s2），ρˉ為深度平均密度（kg/m3）。它是慣性力與浮力的比率，因此可以作為流動穩定性的一個指標，因為慣性力（剪切）是不穩定的，而浮力（垂直分層）是穩定的。

根據弗勞德數流體可以被劃分為亞臨界流（Frlt;1）或超臨界流（Frgt;1）[55]。Huang et al.[56]提出該臨界值可以不是1，甚至是不存在的。然而，流經該臨界點的水流會經歷一次水躍。這種現象已經在博斯普魯斯海峽的海流中被觀察到[57]，表明流動狀態和臨界弗勞德數必定存在。

1.3 重力流形態特征

重力流主要通過開閘式和連續入流兩種方式在實驗室中產生[59]。開閘式重力流實驗是通過打開一個閘門，將有限體積的相對密度較大的流體釋放到周圍的環境流體中。這類似于突發性事件，如地震產生的滑坡[54]。連續入流實驗為使用連續進口泵向水槽中輸入密度較大的流體，這類似于在深水水道中觀察到的持續時間較長的準穩態流[57，60?63]。通過兩種生成方法產生的流體的形態均顯示出典型的重力流“主體和頭部”區域，頭部通常比主體厚（表2、圖2）。同時，開閘式實驗產生的重力流受頭部的影響更大[65]。

1.3.1 重力流頭部

重力流的頭部是高度湍流的，由流體和周圍環境流體的密度不同造成的壓力差驅動。對于水平移動的流體，頭部保持準穩定，但對于斜坡重力流，頭部的相對大小隨著角度的增加而增加[66]。因為在角度（lt;3°）較低時，壓力起主導作用[67]。然而，重力流主體部分的速度與坡度有關，可以比頭部快30%～40%[68?69]，隨著坡度的增加，頭部不斷卷吸周圍流體得到補充而增大。由于頭部湍流程度高，表現為強混合區域。這種混合是由兩相流體之間的不穩定性造成的。這些不穩定性以卷浪或波瓣和裂溝的形式出現，卷浪發生在頭部的頂部和后面的尾流中，是兩種流體之間剪切的結果。這些卷浪被稱為Kelvin-Helmoltz （K-H）不穩定性，發生在許多其他剪切流中，例如大氣中云的運動和木星的紅斑。強混合導致了較高的卷吸，因此頭部的厚度通常是后面主體部分的兩倍[66]。也有人認為，它是水流侵蝕的一個重要因素，因此是沉積學家考慮的一個重要因素[26，46，70]。

1.3.2 重力流主體

雖然流體的頭部是高度瞬變和不穩定的，但是主體部分在本質上是準穩態的（表2）。準穩態指它仍然受波動和不穩定的影響，但考慮一段時間的平均值時，表現出均勻的特征。K-H不穩定是頭部的一個典型特征，但在流體的主體部分是不一定存在的。

該指標指示了流體分層的局部穩定性[54]。它是垂直方向上由湍流引起的浮力和剪切力的比值。通常認為，對于Riglt;0.25，分層是不穩定的。K-H不穩定性是濁流卷吸的主要形式，也是產生剪切的主要阻力源。通過數值模擬表明當上部區域滿足Riggt;0.25時，K-H不穩定性不存在[71]。Kneller et al.[71]認為許多低梯度的流體都符合這一標準，這解釋了濁流的長距離搬運。

1.4 重力流內部結構

1.4.1 速度和密度結構

重力流的內部結構對于進一步理解其動力學特性至關重要，它為濁流如何沿著海底水道長距離搬運提供了依據。Stacey et al.[72]首先從理論角度詳細研究了重力流的垂直結構，并與Ellison et al. [55]早期實驗數據進行了比較。重力流的速度和密度分布展示了其主要特征（表2）。形成陸上河流和海底濁流系統的流體動力學之間存在著根本性的差異。河流和海底濁流的流速和密度垂直分布非常不同，因為濁流的切向速度通常在流量的下三分之一處達到最大值，而河流的切向速度的最大值在頂部附近（圖2b，c）[73]。控制重力驅動的流動結構涉及更多方面[74?75]。速度最大值出現在底面以上的高度，這是由上下邊界剪切力和拖曳力的比值決定的[67]。這個高度通常是流體厚度的0.2～0.3[69]。

以最大速度的高度劃分了內部和外部區域的流動（表2、圖2a）。內部區域的特性與具有正速度梯度和近壁效應的明渠流和湍流邊界層相似。外層主要受周圍流體剪切的影響，具有負的速度梯度。如果不存在K-H不穩定性，且隨后流動的阻力小得多，則最大速度所在位置可能顯著增高[71]。值得注意的是，以上涉及的實驗室模型沒有按比例縮放[64]。

重力流的分層性質引起了垂直密度梯度。密度剖面可分為兩類：階梯狀的雙層剖面或平滑的連續剖面（圖2c）[51，64，73]。后者是實驗室觀察到的低濃度含鹽水流的特征[76]。然而，觀測到進入黑海的鹽水流具有明顯的階梯狀輪廓[77]。

1.4.2 湍流結構

在速度和密度確定后，可以計算重力流的湍流強度，常用來揭示重力流與環境流體的混合情況。Kneller et al.[68?69]首先用激光多普勒風速儀對重力流的湍流結構進行了實驗研究。隨后Buckee et al.[78]驗證了這一理論，Islam et al.[79]以及Cossu et al.[80]使用現代聲學多普勒測速技術重新研究了這一理論。研究結果闡明平均流場的波動至關重要，其大小決定了湍流強度。Islam et al.[79]以及Cossu et al.[80]認為鹽水流和濁流的湍流結構沒有明顯的差別。接近速度最大值的湍流強度較低，而在靠近壁面的內部區域和在剪切層的外部區域湍流強度較高。這個低湍流強度的區域被認為阻止了內部和外部區域之間的物質傳輸，被稱為慢擴散區（SDZ）[73，78]。

剪切和浮力是產生低湍流區域的原因。由于剪切生產的湍流。

式中：u'是脈動速度（m/s）。而由于浮力產生的湍流，取決于雷諾應力和速度梯度。

式中：ρ'是密度的脈動值（kg/m3），w'是z方向的速度脈沖（m/s）。Buckee et al.[78]在早期的研究中只考慮垂直方向，忽略了橫流項（即剪切僅使用u'w'項計算）。Islam et al.[79]使用3D技術顯示，湍流強度在橫流方向大于垂直方向，因此橫流項應該包含在任何湍流計算中。

2 深水水道的沉積機制

2.1 深水水道中的沉積物搬運

2.1.1 沉積物搬運閾值

沉積物搬運時，流體的速度必須足夠高，這樣剪切應力（τ）才能超過底層臨界剪切應力（τc）推動泥沙的運動，即剪切力必須克服限制顆粒運動的慣性和摩擦力。顆粒開始運動時的剪應力稱為臨界剪應力[81]，顆粒開始運動的臨界條件為：τ=τc。

Hjulstrom 圖通過量化了不同粒徑沉積物顆粒運動所需的臨界流速[82]，表明大顆粒的搬運需要較大的流速，如果流速低于輸沙的臨界閾值，則由于流體不具備維持輸沙的能力而發生沉積（圖3）。Hjulstrom 圖的一個根本缺點是它沒有考慮流體深度、顆粒密度或形狀，使得濁流迅速失去其全部的顆粒負荷。

Shields參數（θ）[83]通過考慮顆粒大小和密度的影響，改進了顆粒搬運臨界條件的相關的預測。這種方法考慮了水流施加在河床上的剪切力與維持顆粒在水中的自重的比值：

式中：d50為沉積物中值粒度（mm）。沉積物搬運方式如圖4，揭示了臨界剪切應力（或臨界希爾茲數）與顆粒雷諾數（Red=τd /v）的函數。顆粒雷諾數是一個雷諾尺度，對床層附近的顆粒懸浮具有重要意義。它描述了泥沙表面的粗糙度，決定了邊界處的水流是平滑的（由黏性力主導）還是粗糙的（由湍流力主導）[26]。如果邊界是平滑的，較薄的層流會保護床層，沉降到這一近床層邊界層的顆粒將不再與懸浮的湍流結構相互作用，并可繼續沉積。在過渡區，湍流旋渦與床層之間存在相互作用，則黏性力也起著重要作用。無論是在邊界層還是在懸浮液中，水道實驗的初始階段依賴于紊流—泥沙的相互作用，因此必須滿足Shields的約束。Shields的模型尺寸縮放方法反映了流動動力學的弗勞德尺度，即作用在顆粒上的湍流力和重力的比值（Shields參數）等于自然界的值，而另一個尺度（顆粒雷諾數尺度）的范圍是廣泛的，只要保持粗糙到過渡區的邊界層條件，就可以保持近真實的紊流底床狀態，并有助于顆粒進入懸浮狀態。這兩個尺度構成了經典Shields沉積物搬運圖的坐標軸（圖4），使得比較當前實驗、自然濁流條件和以前的實驗研究成為可能。de Leeuw et al.[26]，Fernandes et al.[84]和Pohl et al.[85]水道物理實驗中，通過增加坡度和沉積物初始濃度，保證幾何形狀縮小后的模型具有與實際地貌相同的Shields參數。但是，Giorgio Serchi et al.[86]認為水道軸向坡度影響速度最大值的位置，決定了深水水道內二次流的樣式。

2.1.2 不均勻和黏性沉積物

雖然基于平均粒度的Shields參數在工程和沉積學中廣泛應用，但它沒有考慮由非均勻沉積物組成的基質。在混合沉積層中，由于顆粒之間粒度的差異，運動閾值會發生變化。McCarron et al.[87] 和Wiberg et al.[88]利用礫石和沙質混合沉積物的泥沙搬運模型解釋了非均勻沉積物的沉積效應。

粗顆粒分離和床層加固可以保護細顆粒不被侵蝕，從而增加了沉降顆粒搬運所需的臨界剪應力[87，89]。當流體施加的剪應力，只搬運較細的沉積物時，或者通過將較細的沉積物從河床中移除（稱為分選），就可能形成保護層[89]。Bartzke et al.[90]的研究表明，非黏性泥沙顆粒包圍中粗顆粒時，由于粗顆粒間的接觸減少或消除，因此增加了休止角和剪切應力導致的沉積物搬運，從而闡明了細粒沉積物可以增加床層穩定性。

沉積顆粒搬運的閾值還可因為作用于顆粒之間的黏附力而改變[91]。黏性沉積物存在于地球上各種沉積環境中，包括河流、河口、海岸和深海環境。研究發現泥漿、黏土的內聚性增加了侵蝕閾值，并改變了床層的發育[91?92]。

2.1.3 深水水道中濁流的沉積過程

深水水道內濁流在陸源沉積物向深水環境搬運過程中起著重要作用，因此需深入探討其沉積過程[6，15，51]。深水水道初始階段存在不穩定機制的假設，使得深度平均流動和泥沙傳輸模型在濁流沉積過程方面的研究豐富[93]。但是，深度平均方法無法揭示沉積底層與流體結構之間的相互作用，導致無法闡明沉積侵蝕作用過程的耦合機制。Hall et al.[94]運用三維納維—斯托克斯方程（Navier-Stokes，N-S）指出濁流橫向結構與懸浮沉積物之間的雙向耦合機制對深水水道形成的重要性，深水水道的不穩定性由懸浮泥沙濃度的擾動和水道中二次流結構產生的剪應力調節。基于流體結構分析能將深水水道內水動力過程與沉積產物相聯系。河道和深水水道內流體結構的差異導致兩者沉積過程以及沉積形態的差異。Peakall et al.[51]將深水水道沉積過程分為兩種不同的狀態，牽引主導和懸浮主導；前者與沉積物過路不沉積有關，因此沉積受到限制，主要表現為內彎沉積和外岸侵蝕的點壩；后者是由高懸浮物沉降率劃分，在沉積過程中，顆粒受牽引作用弱，可能在水道上游形成點壩（圖5）。

2.2 深水水道中流體機制對沉積樣式的響應

深水水道的形態演化模式與河流有根本區別[73]，例如，深水水道的彎曲度似乎趨向于達到穩定狀態[73，98]。然而，由于外彎處的侵蝕和內彎處的沉積，河流的彎曲度將會持續增加，直到截彎取直形成“牛軛湖”。這種情況在深水水道中并不常見，深水水道在一定的彎曲度下處于平衡狀態[73]。通過調節濁流的流體結構，使得水道持續加積，直到達到臨界點變得不穩定，在內力作用下，濁流沖破外堤導致沖裂[99]。這種時空穩定性的研究指出了兩者流動動力學的根本區別。雖然在這兩種體系中都觀察到內彎道沉積[13]，但外彎道沉積被認為是深水水道所特有的[73]。外岸堆積體使平衡得以實現，Kane et al.[100]通過實驗揭示的不同曲率水道的速度剖面結構與流體事件后的沉積地貌表明，這與流體過路不沉積的程度直接相關。

水道常受到周圍天然堤的約束，這些天然堤逐漸向外延伸[101?103]。天然堤系統比水道本身寬幾個數量級，是由水流溢出水道邊界沉積產生[104?105]。受影響的水道外部區域稱為溢岸，其受控于水道內部濁流的影響。當水流的頂部可以溢過水道的邊緣，并流到溢岸稱為溢流，在水道彎道處尤為明顯[106]。

Kane et al.[100]利用矩形水道物理實驗得到的流體事件后的沉積地貌揭示了彎曲水道內沉積體不對稱，彎道的外岸堤壩高于內岸（圖6a），并將這種特征解釋為不平衡流動導致。Straub et al.[107]研究了彎曲度對水道內濁流沉積機制的作用，通過沉積厚度、顆粒大小揭示高彎曲的低速區比高速區的沉積厚度更薄、顆粒更細并且粒徑和流體濃度的垂直分層更少（圖5c～e、圖6b，c）。Amos et al.[108]通過研究不同彎曲度的梯形水道，借助水道內速度剖面、速度矢量平面分布和厚度地貌圖，闡明當彎曲度增加時，流體的溢出作用增強，沉積和侵蝕減少，導致沉積物坡度減??；高彎曲水道的彎道頂部上游溢出物回流到下游水道中。Janocko et al.[109]基于實驗和數值模擬闡明了水道內沉積作用主要與流體的平衡梯度、波長、入流角度和侵蝕作用強度等因素有關。Ezz et al.[110]借助彎曲度為1.15的梯形水道揭示了沉積物在水道底部表現為楔形，彎道頂點的漫灘區為葉狀。Huang etal.[111]研究不同彎曲度的梯形水道，發現粗粒沉積物優先沉積于水道內，并且彎曲度越小顆粒搬運距離更長；多次濁流流經后，外岸沉積厚度大于內岸。

3 深水水道研究方法

深水水道由于所處的深水環境和濁流的間歇性，使得獲取現場流體數據成為挑戰[73，112]。近年來，在世界許多地方都獲得了直接觀測重力流和濁流的數據[23，29，63，113?119]，但整個流場的數據仍然難以測量（表3）。

以往的大多數工作主要是基于間接的方法來研究深水水道，例如按比例縮小的實驗室實驗、數值模擬、地球物理（地震）地下分析、露頭研究、沉積物取心、非重復海底測繪和理論工作以及與河流的比較[24，26，146?149]。野外尺度的數據，如地震和露頭研究，只捕獲了地層，這使得很難理解時間尺度的侵蝕作用和動態形態變化[3，24?25]。地球物理數據往往缺乏對單個水道內的高分辨率特征。露頭可以實現這種水平的分辨率，但也缺乏時間限制和三維視角。沉積物巖心也缺乏三維視角。與河流比較得出的模型，或理論工作也需要與現實濁流對比驗證。此外，深水水道也被認為在幾個關鍵方面不同于河流，如彎曲度和二次流[73，112，124，127]。

目前，分辨率最高的數據來自物理實驗和小尺度的數值模擬（表3）。物理實驗詳細地揭示了重力流結構[55，58，64，67?69，79]和水道內動力學特征[127，129，131，150]。它們也被用來研究沉積特征[100，110] 和水道的形態演變[26，70，85，151]。數值模擬為水道內流體動力學機制提供了進一步的見解[57，86，127，136，145，152]，擴大了實驗室研究的范圍和參數空間。

3.1 直接觀測

盡管直接觀測已經獲得了大量的數據集，但對于濁流的整個流場而言，來自直接觀測數據仍然很少。并且，這些觀測數據大多是沿海底峽谷的洋流，如加利福尼亞州的蒙特利峽谷[21，113]，而不是海底水道。利用聲學多普勒技術，Xu[21]觀測到多個由風暴或峽谷壁的塌陷誘發的濁流的速度剖面，證實了在物理實驗中觀察到的速度特征。通過分析洋流的組成，Xu[21]認為懸浮物的濃度和粒度對濁流的發育起著重要作用，在達到準穩態階段之前，濁流可能經歷一個沉積物驅動的調整期。其次，由于細粒沉積物沉降速度較低和更容易懸浮，則沉積物越細，流體越厚，這與實驗室揭示的結果一致[122]。Liu et al.[120]觀測到臺灣高屏峽谷的濁流是由氣旋產生的洪水誘發的，可能存在一種非潮汐的“增減”效應。最近，在剛果峽谷觀測到不同厚度的流動，二次流差異明顯[115]。

盡管峽谷內流體為了解自然尺度濁流提供了良好的基礎，但它們受邊界地形的限制作用大；不像水道內濁流會隨著水道地形作用溢出到水道堤岸[51]。限制作用可能對流體動力學產生重大影響[136]。Khripounoff et al.[60] 和Vangriesheim et al.[63] 觀測到4 000 m深度的剛果深水水道的數據。濁流的平均速度為1～3 m/s，這為研究部分限制性水道內流體的性質和時間變化提供依據。沉積物捕集器也表明流動持續時間長達10天，但是，這些數據是一維和穩定的，所以濁流特征的詳細分析受到了限制。Sumneret al.[57]在黑海與地中海之間，觀測到由鹽度持續下降，導致彎曲水道內重力流具有明顯徑向和垂直分層以及外岸抬升的反向二次流特征，并且觀測到流體溢出現象（圖7）。但是，由于缺少沉積物而不沉積，而且具有較低的弗勞德數（0.41），使得與更大的深水水道系統內的流動性質存在差異。

3.2 物理實驗

野外數據的局限性使得實驗模擬在重力流動力學研究顯得至關重要。Kuenen[153]首次進行了物理實驗，通過觀測確定了流體流動特性。隨著技術的進步和該領域的廣泛發展，物理實驗發展迅速。

如前所述，重力流可以通過開閘式釋放密度更大的流體或使用連續進口泵兩種方法在實驗室中產生。de Rooij et al.[123]發現開閘式實驗由于更大的初始內部力，流體形成一個更明顯的頭部，而連續入流的沉積是由主體主導的。Peakall et al.[59]認為開閘式入流實驗導致學者過多地關注流體頭部的影響。

除了有兩種釋放流體的方法外，還有兩種主要方法來實現流體和周圍流體之間的密度差。最直接的方法是用鹽來制造鹽溶液。其次，是利用沉積物來制造顆粒溶液?？梢曰旌鲜褂眠@兩種方法來創建混合溶液。顆粒流的使用使侵蝕和沉積的研究成為可能。然而，存在尺寸縮放的問題，由于實驗室尺度流體的雷諾數比自然尺度低很多，流體往往無法實現自懸浮。此外，與等量的顆粒相比，非常細的沉積物更容易受到黏性力的影響產生絮凝，從而導致較大的顆?？焖購牧黧w中沉降。

3.2.1 物理實驗監測技術

現代重力流動力學研究的實驗技術主要可分為兩類：多普勒頻移技術和粒子成像技術。多普勒頻移包括激光多普勒測速（LDA）、超聲多普勒測速剖面（UDVP）和聲學多普勒測速（ADV）。LDA獲得的數據可以計算湍流變量，Buckee et al.[78]利用LDA生成垂直湍流廓線。然而，它要求兩相流體具有相同的折射率，并且只在一個點上測量二維流體數據。ADV不需要折射率匹配，可以實現高達100 Hz的3D測量，已經越來越多地被用來捕捉湍流的特征[79?80]。由于UDVP固有頻率較低，無法捕捉到流體的湍流特性，但它可以揭示平均流速的平面特征，從而達到對流動特征的可視化，例如Corney et al.[124]觀察到的二次流循環特征（圖7a，b）。雖然UDVP需要一定的流動深度才能有效，但它的覆蓋范圍比ADV大得多。

3.2.2 物理實驗對直水道的研究

大多數的物理實驗都是在直水道中進行的。具有多種形式，包括可侵蝕底床[45]，或完全可侵蝕[26，70]，截面從矩形到梯形不等。

為了闡釋流體的行為和搬運能力，物理實驗研究聚焦在揭示流體的垂直結構上[64]，具體包括識別速度和濃度的輪廓[55，67，76，122]，以及湍流的結構特征[68?69，78?79]。Sequeiros et al.[64]研究了底床類型對流體的影響，結果表明，它們對亞臨界和超臨界狀態都有顯著的響應，可導致水道中速度最大值的升高。Stagnaro et al.[154]對Sequeiros et al.[64]的發現提出了異議，他們發現在光滑床層上改變弗勞德數數時，流動動力學幾乎沒有變化，但是他們觀察到了對雷諾數的依賴性。Straub et al.[70]在侵蝕水道中，將垂直密度結構與天然堤增長率聯系起來。流體的限制作用下水道外翼的泥沙量，決定了外岸的沉積程度。deLeeuw et al.[26]在斜坡上進行了水道形成實驗，在水流的不同區域，通過天然堤的沉積和水道內的侵蝕，產生了水道。

3.2.3 物理實驗對彎曲水道的研究

近十幾年來，彎曲水道的研究受到了越來越多的關注。Corney et al.[124]首次對海底彎曲水道開展了物理實驗。發現了重力流可以產生河流反向的二次流（圖7a，b）。在彎道頂點處的橫流流動方向與在河流中的情況相反，即基底流指向外岸。這種倒轉二次流現象曾引起許多爭論。Imran et al.[127]觀察到兩個方向相反的垂直堆疊的單元（圖7d）。Abad etal.[129]進行了類似的實驗，盡管水道彎曲度更大，但未觀察到反向二次流。Kane et al.[100]研究了在改變縱橫比的情況下，相同水流在彎曲水道的沉積特征，從而研究了流體限制作用。低限制的流體更易表現為過路不沉積，少量沉積物傾向于堆積在外岸。Straub etal.[70]在侵蝕水道中進行了一系列物理實驗。由于外岸的流體上升，彎道超高現象明顯。雖然外岸的天然堤更厚、更陡，但由于兩岸都有沉積物堆積，平面形態幾乎沒有變化。由于水道底部的沉積速率比堤岸的沉積速率大，導致水道的地形起伏度下降。之后，Straub et al.[107]就彎曲度對沉積作用進行了研究。闡明了限制性流動的標準，如果流體的動能大于與水道起伏相關的勢能增益，流體不可能保持限制。他們還補充了Keevil et al.[125]的觀點，即水道的彎曲度對于增加流體的混合強度非常重要。除了Straubet al.[107]以外，上述所有研究都采用了矩形截面或者高縱橫比和陡峭的堤岸，這些截面在自然水道中是不現實的。這可以歸因于這種水道模型容易構建以及受到測量儀器的限制作用。

Islam et al.[150]在梯形剖面、寬高比為5的水道中進行了實驗。這種水道剖面更有利于溢出，并且之前觀察到的垂直堆疊單元的流動模式被打斷，上層單元被破壞。Dorrell et al.[131]強調了時間變化在流動中的作用，之前的研究都集中在時間平均流動性質上。并揭示了時間尺度上二次流單元的方向是如何在彎道內波動的。

3.3 數值模擬

半個世紀以來，人們一直在用數值模擬方法研究重力流。Harlow et al.[155]是最早將計算流體動力學（Computational Fluid Dynamics， CFD）技術應用于重力流的人之一，他們使用的“標記和單元”技術與現在的有限元方法有許多相似之處。他們認識到數值技術不僅有助于分析和實驗研究，而且能更好地檢驗參數效應。隨著計算機科學的發展，數值模擬能研究在實驗室環境中無法實現的大尺度流動。

CFD方法可分為三類。采用雷諾平均的納維—斯托克斯模型（RANS）、大渦模型（LES）和直接數值模擬（DNS）。第一類涉及在離散網格上求解RANS方程。為從納維—斯托克斯方程中將瞬時速度u =uˉ + u'分解為時間平均和波動分量。這引入了額外的參數：雷諾應力Reij =--ρ--u----- i'uj'。由于紊流項的非線性，用一個封閉系統來進行建模，并將它們與已知變量聯系起來。封閉通常有兩種獲得方法，渦動黏度模型（EVMs）[156]或Reynolds應力模型（RSMs）[74]。

3.3.1 渦動黏度模型（EVMs）

EVM常用有k- 和k-ω 湍流模型，被大量學者用來研究重力流的動力學特征[86，127，136，145，157]。所有的EVMs都采用Boussinesq假說[158]，

將渦動黏度vt （m2/s、由于湍流的動量傳輸）通過相應的速度梯度與雷諾應力聯系起來。渦動黏度通常由其他已知的變量來計算，如湍流動能k（J）和湍流耗散。

EVMs 模型與實驗數據取得了良好的一致性。Choi et al.[159]使用k- 模型得到吻合非常好的垂直剖面，盡管需要調整方程中控制浮力產生的湍流量的經驗常數。Paik et al.[160]提出使用k- 的低雷諾數模型更適合模擬實驗室尺度的流動，這解決了三維特征，如K-H不穩定性。在此之前，這些模型只能使用在更復雜技術和較多的計算資源，如LES和DNS模型獲得[134]。然而，這些結果的真實性存在爭議，因為這些流動特征在實驗室中很少被揭示。

Kassem et al.[136]使用標準k- 模型研究了陡峭堤岸對重力流演化的影響。無側向限制的算例由于側向擴張和溢出造成的流體卷吸增厚程度較小。上述絕大多數數值模擬研究考慮的是直水道。雖然這意味著很容易驗證模型，并簡化了網格劃分和設置過程，但它可能與許多實際海底水道幾何形態不一致。

不少學者利用數值模型研究了彎曲水道的曲率對流體動力學和流體演化的影響。Kassem et al.[136]最先采用了k- 模型，而Das et al.[137]采用了更簡單的深度平均模型。Imran et al.[127]結合實驗進行了一些模擬，重現了實驗室中觀察到的垂直堆疊單元。Giorgio Serchi et al.[86]也關注了關于二次流循環的爭論，揭示了二次流方向差異原因。為了模擬設置更容易，上述研究中使用了不現實的矩形水道截面。Ezz et al.[145]使用的梯形剖面與Islam et al.[128]在實驗室中使用的梯形剖面相同。水道的邊坡對水流動力學影響較大，需要進一步深入研究。Pirmez et al.[161]模擬了多彎曲、流經800 km長的亞馬孫河中濁流特征，發現如此長又多彎的渠道形成和演化與以淤泥為主沉積物的亞臨界濁流有關。Huang et al.[139]通過多相流方法使用三維數值模擬求解動量守恒和質量守恒方程，模擬結果揭示了流速的垂直分布、沉積濃度、沉積厚度等。黃璐等[143]通過圓弧形水道的三維數值模擬，闡明了由于夾帶作用，濁流夾帶周圍水體，使得流體高度增加從而導致流體溢出，尤其是在彎道頂點，甚至會出現流體剝落的現象；在河流相同方向的二次流的作用下，彎道頂點的內岸下游發生沉積作用，然而外岸下游表現為侵蝕特征。郭彥英等[144]研究了曲率半徑對濁流的影響，提出當水道的邊坡較小、曲率半徑較大時沉積顆粒的溢出量較多，反之水道中表現為侵蝕現象。

3.3.2 Reynolds應力模型（RSMs）

RSMs方法增加了計算時間且較難實現收斂，因此使用不多。其原因是RSMs方法每個應力都是使用一個單獨的方程來計算的。Br?rs et al.[162]在他們的EVM分析中使用了RSMs，并聲稱結果更好。然而，僅與早期實驗數據進行了比較[55]，而與EVM預測沒有直接對比，所以很難看到明顯的差異。

3.3.3 大渦模擬（LES）和直接數值模擬（DNS）

最近的數值模擬工作集中于使用更高級的求解器，如LES和DNS。計算資源的大幅增加是LES和DNS模擬的限制因素。DNS在不使用任何湍流模型的情況下數值求解N-S方程。這對網格要求精度高，因為每個空間和時間尺度都必須被解析，從小的Kolmogorov 耗散尺度η=（υ/）0.25，到大的積分尺度L，這直接關系到最大的湍流結構的大小。網格要求如下：

式中：N 是網格節點的數量，δx 是單元格的大小。LES使用類似的技術，但沒有這么嚴格的網格要求。低于尺度的網格會被過濾并建模（通常使用與RANS模型類似的技術），而那些被網格捕獲的會像使用DNS一樣被“直接”求解。

重力流的第一個DNS模擬是由H?rtel et al.[133]開展的，研究了開閘式重力流的頭部動力學特征。雷諾數Re=750的3D模擬捕獲了預期的波瓣和裂溝特征，這是在以前的數值模型中沒有觀察到的。由于計算的限制，當運行到Re=30 000時，必須恢復到2D，但在自由滑動邊界條件下運行的情況與Benjamin[163]的無黏理論非常一致。Necker et al.[134?135]也研究了矩形槽中開閘式重力流的初始階段。研究發現，雖然2D和3D模擬早期的發展階段在流量推進方面是一致的，但在更長的時間尺度上存在顯著差異，包括巨大的非自然卷浪。這似乎是2D模擬的一個常見問題[71，164]，因為缺乏橫向的湍流耗散。在3D中計算出的唯一更高雷諾數的流體是由Cantero et al.[140]用1.31億個節點網格解析了Re=15 000的情況。

上述研究均是針對鹽水重力流，Cantero et al.[141]將研究方法擴展到顆粒流，通過改變顆粒沉降速度研究了對流體分層產生的影響。研究發現，具有較高沉降速度的顆?？梢允沽黧w分層，使流體在速度最大值以下重新分層，從而完全阻止湍流質量或動量在流體中垂直傳遞。

唯一將LES（或DNS）應用于彎曲水道研究的是Mahdinia et al.[142]。觀測到的特征包括：隨著水道半徑的增加，靠近內壁和近床的湍流增強，二次流強度降低。與實驗數據的良好一致性，使Mahdiniaet al.[142]聲稱即使在中等單元數的網格上也可以有效的運行模擬。LES和DNS較多的計算資源和復雜性使得所有的研究都限于在矩形、完全受限的水道中，在沒有輸入或輸出條件的情況下進行的有限體積釋放。不斷增加的計算資源無疑意味著未來有機會將其擴展到更現實的幾何形態。

4 未來發展趨勢

深水水道沉積水動力學機制的研究揭示了水道內流體性質、沉積充填特征和動力學機制，彌補了在深水水道沉積過程研究的不足，極大地推動了深水沉積理論和沉積模式的構建，推進了砂體展布規律和堆積樣式的識別，進而達到有效預測深水沉積儲層分布的目的。通過上述深水水道內流體性質、沉積特征、研究方法和南海北部深水水道體系的回顧總結，未來深水水道沉積動力學機制應當進一步探索。

（1） 模型的改進。由于濁流的觀測數據有限，而且完全缺乏對自然系統過程—產物的研究。高分辨率濁流沉積動力學的數據來自實驗室和小尺度的數值模擬。然而，深水水道內濁流的流動模擬由類似河流的蜿蜒通道控制，并使用簡單的速度和密度分層模型，物理和數值建模的比尺效應無法充分揭示深水水道的影響，對自然彎道周圍的三維流場及其下游物質運輸的解釋也是有限的。目前缺乏湍流混合數據支持的濁流流體動力學參數研究，即湍流動能和剪應力。其次，泥沙搬運過程不僅需要對懸浮顆粒進行建模，而且還需要對基礎卷吸進行建模，可以使用與剪切相關的底界面的源項進行建模。為了評估模型的準確性，還需要針對實驗中沉積作用的流動性進一步驗證。將泥沙輸移、沉積和侵蝕納入數值模擬的泥沙輸送模型，向具有底邊界變形的模型發展，可以克服僅依靠基礎應力來解釋流體與水道相互作用的局限性，這種模型能夠有效地預測水道形態的演化。也許最重要的挑戰是開發一個能夠準確預測基質形態變化的三維數值模型，無論是在更大尺度的水道形態還是更小尺度的底床形態和沖刷。

（2） 深水系統對陸地有機碳的埋藏效率。深水水道系統已被確定為有機碳埋藏的重要場所[28?29]。然而，這些碳被掩埋的效率如何尚不清楚。首先，輸入系統的泥沙總量和通過系統內侵蝕釋放的泥沙總量沒有與觀測到的沉積物相平衡。此外，海底水道系統中現代沉積物的保存潛力往往不清楚；同樣不清楚的是，海底沉積物在多大程度上是臨時儲存場所，以及后期侵蝕作用下多少早期埋藏的有機碳被氧化。高抒[165]指出在地貌、位置、水動力和物質供給條件差異較大的情況下，有機碳變量范圍的形成需要進行動力機制研究。

（3） 有效揭示深水油氣儲層分布。借助地震、巖心和露頭的深水水道的研究主要集中在沉積樣式、充填特征、發育時間、成因演化及演化模式等相對宏觀的研究，缺乏對深水重力流沉積過程、流體機制等沉積動力學定量方面的研究，尤其對于南海北部發育的深水水道[166?170]；而流體結構的差異將直接導致沉積充填樣式、砂體展布及疊置樣式、侵蝕改造作用等沉積結構的不同，沉積砂體的平面展布和垂向連通性又嚴重制約著深水油氣勘探。因此，針對深水水道沉積動力學機制研究薄弱的問題，急需深入研究深水水道內濁流運動機制，再現沉積過程，以揭示不同流體結構作用下沉積物分布和充填特征，達到精準預測深水油氣儲層的目的。