濁流對(duì)多段平行褶皺響應(yīng)的二維數(shù)值模擬

關(guān)鍵詞深水褶皺帶；濁流;數(shù)值模擬；逆向流;濁積系統(tǒng)

第一作者簡(jiǎn)介 ，女，1998年出生，碩士，深水沉積，E-mail：2021215058@student.cup.edu.cn

通信作者葛智淵，男，教授，深水沉積和鹽構(gòu)造，E-mail：gezhiyuan@cup.edu.cn

中圖分類號(hào) P512.2 文獻(xiàn)標(biāo)志碼A

DOI： 10.14027/j.issn.1000-0550.2024.093

CSTR： 32268.14/j.cjxb.62-1038.2024.093

0 引言

作為陸源沉積物向深水區(qū)搬運(yùn)的重要沉積過程，濁流多起源于陸架邊緣或上陸坡，流經(jīng)陸坡，最終延伸并終止于深海平原-5。被動(dòng)大陸邊緣盆地形成初期，裂谷活動(dòng)頻繁，形成大量拉張形態(tài)的構(gòu)造樣式；而在盆地形成并進(jìn)入漂移期后，受重力驅(qū)動(dòng)的構(gòu)造變形影響，也會(huì)在陸坡區(qū)形成斷層、褶皺等多種復(fù)雜構(gòu)造地貌。這些地貌直接控制了濁流的水動(dòng)力和沉積響應(yīng)，形成了多樣化的沉積特征與系統(tǒng)，并與沉積物供給、海平面升降、洋流活動(dòng)等因素共同控制了深水區(qū)域的地貌形態(tài)和沉積物分布[69]。其中，在被動(dòng)大陸邊緣盆地的深水區(qū)，沉積楔在重力作用下多形成由多段褶皺與逆沖斷層排列組成的逆沖褶皺帶[0-1]，這類逆沖褶皺帶也是目前深水地區(qū)油氣勘探的重要區(qū)域[10.，12]

濁流在深水褶皺帶的水動(dòng)力和沉積響應(yīng)特征多樣。當(dāng)濁流流經(jīng)褶皺時(shí)，會(huì)躍過或侵蝕褶皺[13-14]，也會(huì)出現(xiàn)流體的反射、橫向擴(kuò)展，甚至被完全封堵[15-18]前人研究表明褶皺的排布方式與幾何樣式對(duì)濁流的流動(dòng)與沉積均有重要的影響[9]。例如，對(duì)于共線式排列褶皺，濁流往往選擇作為褶皺間地貌低點(diǎn)的邊界通過2，而雁列式褶皺地貌的多段平行褶皺則使?jié)崃餮伛薨欓g的走向流動(dòng)2]。褶皺地貌使?jié)崃髁鲃?dòng)出現(xiàn)反射或改向等突然變化的位置也往往成為濁流的優(yōu)勢(shì)沉積區(qū)。例如，入射濁流受褶皺阻擋而褶皺坡腳位置發(fā)生改向，易在上述雁列式褶皺所提供的濁流流動(dòng)通道人口處發(fā)生沉積[21-22]。濁流在地形低洼處也容易形成沉積，上游的褶皺向斜區(qū)域會(huì)堆積相對(duì)較厚的砂體，而后砂體越來越薄，褶皺帶上的優(yōu)勢(shì)沉積區(qū)也逐漸向下游遷移[23-24]。盡管褶皺對(duì)濁流流動(dòng)和濁積巖分布的影響已有較詳盡的分析，但濁流對(duì)褶皺響應(yīng)的微觀機(jī)制研究大都只針對(duì)單段褶皺。前人的研究已表明單個(gè)褶皺的幾何形態(tài)，濁流與褶皺走向之間的人射夾角等都會(huì)影響濁流的水動(dòng)力響應(yīng)與沉積特征[16.20.22]。高度更高以及軸向長(zhǎng)度更長(zhǎng)的褶皺會(huì)使?jié)崃鞒练e面積更廣，沉積總量更多[25.20]。當(dāng)濁流垂直流向褶皺時(shí)，在褶皺的迎流面會(huì)發(fā)生減速和增厚，并反射形成逆向流，從而發(fā)生局部的沉積和侵蝕[20，22，26-27]。深水褶皺帶的褶皺往往呈現(xiàn)平行或近平行的多段排列，因此當(dāng)前濁流對(duì)多段平行褶皺響應(yīng)的定量研究尚有許多空白。當(dāng)兩段褶皺前后平行排列時(shí)，濁流對(duì)前排褶皺與后排褶皺是否存在水動(dòng)力的差異響應(yīng)和相互間的水動(dòng)力擾動(dòng)，以及這些水動(dòng)力特征對(duì)沉積物分布的影響亟需進(jìn)一步研究。

本研究將采取流體動(dòng)力學(xué)數(shù)值模擬從二維角度研究濁流對(duì)前后平行排列褶皺的水動(dòng)力和沉積響應(yīng)特征。通過改變兩個(gè)褶皺的地貌參數(shù)（寬度、高度和間距）和濁流初始流速設(shè)計(jì)了六組模擬實(shí)驗(yàn)，系統(tǒng)研究濁流在平行式多段褶皺地貌上的水動(dòng)力變化和沉積物分布。本研究揭示了深水褶皺帶中濁積巖的分布在時(shí)間與空間上的復(fù)雜性，并為深水油氣勘探和開發(fā)提供一定的參考。

1 研究方法與實(shí)驗(yàn)設(shè)計(jì)

本研究采用了商業(yè)軟件Flow-3D進(jìn)行模擬。Flow-3D是一款基于有限體積方法（FiniteVolumeMethod，F(xiàn)VM）和雷諾平均Navier-Stokes方程（Reynolds-AveragedNavier-Stokesequations，RANS）模型的模擬軟件。在模擬過程中，RANS模型將流體的瞬時(shí)速度分解為平均速度和脈動(dòng)速度，并通過湍流黏性系數(shù)來描述湍流的影響。Flow-3D的核心算法包括以下幾個(gè)步驟：首先，采用有限體積法將求解域離散成有限數(shù)量的體積單元，每個(gè)單元內(nèi)進(jìn)行質(zhì)量、動(dòng)量和能量守恒的計(jì)算，從而有效地捕捉流體流動(dòng)中的各種復(fù)雜特征。其次通過RANS方程求解流體的速度場(chǎng)和壓力場(chǎng)，RANS方程包括連續(xù)性方程和動(dòng)量方程，連續(xù)性方程確保質(zhì)量守恒，動(dòng)量方程則考慮了流體的慣性力、黏性力和外力。本研究采用k-ε模型來描述湍流的能量傳遞和耗散。該模型通過湍動(dòng)能k和湍流耗散率amp;來描述湍流特性。在模擬過程中，通過設(shè)置合適的邊界條件，包括入口速度、出口壓力和模型邊界過程，以確保數(shù)值模擬結(jié)果的準(zhǔn)確性和穩(wěn)定性。Flow-3D同時(shí)支持二維和三維模擬，其采用高精度網(wǎng)格劃分模擬區(qū)域，能夠模擬流體中的沉積物濃度和粒度分布，預(yù)測(cè)沉積和侵蝕過程，并通過湍流模型考慮湍流的各向同性、湍流能量傳輸和湍流耗散等關(guān)鍵因素。因此，該模擬方法能較好地模擬濁流中的復(fù)雜流體狀態(tài)，包括流體邊界的混合與夾帶，高速度和高濃度的懸浮物，流體的自加速過程等28]。由于本研究針對(duì)濁流在響應(yīng)地貌時(shí)精細(xì)的水動(dòng)力與沉積過程，需要很高空間的精度，而三維模擬所需要的運(yùn)算時(shí)間過長(zhǎng)，在綜合考慮有限的研究時(shí)間和算力資源后選擇了二維數(shù)值模擬方法。

實(shí)驗(yàn)中褶皺地貌的構(gòu)建主要基于對(duì)自然界深水褶皺逆沖帶實(shí)例的總結(jié)。在綜合巴西近海、墨西哥灣、西非近海和亞太地區(qū)大陸邊緣等地區(qū)的多段褶皺幾何形態(tài)數(shù)據(jù)之后，設(shè)計(jì)了典型的褶皺地貌[2942]。而在濁流參數(shù)的選擇上，通過對(duì)濁流的實(shí)測(cè)和實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)進(jìn)行匯總，選取其中具有代表性的流體參數(shù)來模擬濁流[20.43-46]

1.1多段褶皺模型的構(gòu)建

濁流流經(jīng)褶皺地貌時(shí)，要與地貌表面進(jìn)行交互作用。在此前的研究中已經(jīng)發(fā)現(xiàn)，褶皺高度、寬度均對(duì)濁流的流動(dòng)狀態(tài)有著重要影響[25，47-48]。同時(shí)，褶皺前后翼的斜坡坡度也受控于這兩個(gè)參數(shù)。多段平行式褶皺與單個(gè)褶皺相比，還增加了褶皺間距這一參數(shù)。本研究對(duì)多段褶皺地貌的構(gòu)建，主要是從以下三個(gè)參數(shù)來衡量多段褶皺的形態(tài)和排列：（1）單個(gè)褶皺兩翼坡腳間的水平投影長(zhǎng)度即褶皺寬度；（2）單個(gè)褶皺最高點(diǎn)到底部基準(zhǔn)面的垂直高度即褶皺高度；（3）兩段褶皺相鄰坡腳之間的水平長(zhǎng)度即褶皺間距。

本次研究中，通過對(duì)墨西哥灣褶皺帶、尼日爾三角洲、奧蘭治盆地、萊萬特盆地、寬扎盆地、杰奎特洪哈深水褶皺帶、佛羅倫薩海脊、沙巴大陸邊緣、婆羅洲西北部深水褶皺帶、拉穆盆地、貝特盆地的褶皺帶的褶皺幾何參數(shù)進(jìn)行調(diào)研和測(cè)量，發(fā)現(xiàn)海底現(xiàn)存的褶皺高度介于 100～1500m ，褶皺寬度介于 0.5～ 8.0km ，褶皺間距介于 1～9km^[29-42] （圖1）。

褶皺地貌參數(shù)的具體選擇還與濁流流體特征息息相關(guān)。一般自然濁流的主體厚度在 100m 左右[43-44]，而濁流最高可爬升的地貌起伏高度為濁流自身流體厚度的4＼～5倍[47.49]。本研究中濁流的初始厚度設(shè)定為 100m ，因此當(dāng)褶皺地貌隆起大于 400m 時(shí)，會(huì)對(duì)濁流形成完全封堵。為了觀察濁流在前排與后排褶皺上完整的水動(dòng)力與沉積特征，需要濁流流經(jīng)前后排褶皺。而當(dāng)濁流被前排褶皺封堵而無法流經(jīng)后排褶皺時(shí)，模型將失效并無法觀察到相關(guān)現(xiàn)象。因此，本研究中褶皺的有效高度被限制在 400m 以下。對(duì)自然界褶皺的分析也表明其地貌高度主要集中在100～300m 之間（圖1）。因此，為了測(cè)試褶皺高度對(duì)濁流的控制作用，本研究分別選取 100m.200m 300m 這三個(gè)高度的褶皺。自然界中褶皺帶上多段褶皺的寬度主要集中在 3～7km 之間（圖1），實(shí)驗(yàn)中將選取較為典型的 4km 與 6km 作為模型中的褶皺寬度參數(shù)。而常見的褶皺間距主要集中在 1～5km 之間，實(shí)驗(yàn)中將選取較為典型的 2km 與 4km 作為模型中的褶皺間距。在這些參數(shù)中，將較為典型的褶皺地貌設(shè)為基準(zhǔn)模型用作對(duì)照組，其具體參數(shù)為 200m 的褶皺高度、 .4km 的褶皺寬度和 4km 的褶皺間距。其他作為實(shí)驗(yàn)組模型，來系統(tǒng)研究上述三個(gè)褶皺幾何參數(shù)對(duì)濁流的控制作用（圖2、表1）。

1.2 濁流水動(dòng)力模擬

濁流數(shù)值模擬的參數(shù)主要基于濁流原位觀測(cè)數(shù)據(jù)和物理實(shí)驗(yàn)水槽獲得的相關(guān)參數(shù)，這些參數(shù)主要包括：（1）流速；（2）流體厚度；（3）沉積物濃度；（4）沉積物粒度的分布。在對(duì)濁流的觀測(cè)中，濁流流動(dòng)速度從小于 1m/s 到超過 20m/s 不等[43-44]。為保證實(shí)驗(yàn)中流體最大速度在 25m/s 以內(nèi)的同時(shí)，使流體具備較大的動(dòng)能和沉積物搬運(yùn)能力，實(shí)驗(yàn)中濁流的初始流速確定為 7m/s ，并設(shè)定流速的水平分量向右（與下坡方向相符）時(shí)，流速為正數(shù)；水平分量向左時(shí)，流速為負(fù)數(shù)。為研究不同水動(dòng)力狀態(tài)下的濁流對(duì)多段褶皺地貌的響應(yīng)，在基準(zhǔn)模型的地貌上，設(shè)置一個(gè)對(duì)照組模型，濁流的初始流速為 4.5m/s 。

自然條件下，觀測(cè)到的濁流流體厚度最低為數(shù)十米，最高能達(dá)到約 300m ，但主要集中在 100m 左右[43-44，考慮到濁流在流動(dòng)過程中會(huì)因褶皺地貌的阻擋發(fā)生水躍而增厚，實(shí)驗(yàn)中選取濁流初始時(shí)流體的厚度為 100m 。濁流在自然尺度下的沉積物濃度從小于1% 到 35% 不等[43-44]，但較高的沉積物濃度會(huì)增加沉積顆粒之間的碰撞，引發(fā)受阻沉降并阻礙流體的湍流，因此數(shù)值模擬中沉積物濃度應(yīng)控制在 10% 以下[46，50-51]此次研究中濁流的初始沉積物濃度設(shè)置為 6% 。這種低濃度濁流中的顆粒物通常為黏土、粉砂及細(xì)砂。由于黏土沉積物在搬運(yùn)和沉積過程中有聚合特征，而在數(shù)值模擬中無法處理這種聚合過程，因此添加黏土沉積物將會(huì)對(duì)模擬流體流動(dòng)和沉積物搬運(yùn)的結(jié)果有效（a）模型1（基準(zhǔn)模型），褶皺高度為 200m ，寬度為 4km ，間距為 4km ，濁流初始流速為7 m/s ；（b）模型2，褶皺高度減小到 100m ，其他參數(shù)不變；（c）模型3，褶皺高度增加到 300m ，其他參數(shù)不變；（d）模型4，褶皺間距減小到 2km ，其他參數(shù)不變； Π（e） 模型5，褶皺寬度增加到 5km ，其他參數(shù)不變；（f）模型6，濁流初始流速減小到 4.5m/s ，其他參數(shù)不變；標(biāo)紅部分為與標(biāo)準(zhǔn)模型不同的測(cè)試參數(shù)。

表1實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ退扇〉目勺儏?shù)

性產(chǎn)生影響[20.45]。所以實(shí)驗(yàn)中的沉積物常以粉砂和細(xì)砂為主。同時(shí)，為了對(duì)照不同粒徑顆粒物的沉積特征，選用相同體積的粉砂顆粒、極細(xì)砂顆粒和細(xì)砂顆粒，三種沉積物濃度均為 2% 。

調(diào)研還發(fā)現(xiàn)，大部分深水濁流所處的海底坡度基本在 0.5^°～5.0^° 之間[43-44]，為了控制濁流的加速度，使其在遇到褶皺之前的速度保持在 20m/s 以下，經(jīng)過反復(fù)測(cè)試后，將海底坡度設(shè)置為 1.5^° 。所設(shè)置的濁流出水口到第一排褶皺坡腳的距離有 10km ，因此濁流有足夠的距離達(dá)到相對(duì)穩(wěn)定流的狀態(tài)，其與褶皺地貌所發(fā)生的交互作用也更具有代表性[2。從流體釋放到流出實(shí)驗(yàn)區(qū)域大約耗時(shí)2500s（約42min），為了確保有足量的沉積物在目標(biāo)區(qū)沉積，以觀察濁流在多段褶皺地貌上的沉積特征，所有模擬中濁流在出水口所釋放的持續(xù)時(shí)間為15000s（約4.17h）。而且在釋放結(jié)束后，模擬又持續(xù)了5000s（約1.39h ），從而可以完整地觀察濁流主體流過后沉積物的沉降過程。本次研究中，為了使模擬和觀測(cè)精度足夠高，同時(shí)總的計(jì)算量在硬件可負(fù)擔(dān)的范圍內(nèi)，經(jīng)過反復(fù)測(cè)試之后，最終選取的橫向單個(gè)網(wǎng)格寬度為 5m ，縱向上的單個(gè)網(wǎng)格高度為 2m 。模型底型的總體長(zhǎng)度為 30km ，高度為 400～600m 。網(wǎng)格的總長(zhǎng)度為 30km ，總高度為 750m ，網(wǎng)格總數(shù)為225萬個(gè)。

2 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

2.1 基準(zhǔn)模型（模型1）

模型1中的褶皺高 200m ，寬 4km ，前后兩段褶皺的距離為 4km 。濁流從出水口釋放后流至約600m 處，在重力作用下沉積物迅速集中到流體底部達(dá)到較為穩(wěn)定的狀態(tài)（約 7% ）（圖3a），流體上表面出現(xiàn)向上坡翻滾的K-H波，此時(shí)濁流的流態(tài)為超臨界流（弗勞德數(shù)， Fr=1.25， （圖4b）。濁流在 1.5^° 的斜坡繼續(xù)向第一個(gè)褶皺流動(dòng)并不斷加速，流速由初始的 7m/s 增加到 21m/s （圖4d），底部的沉積物濃度也逐漸增長(zhǎng)到 8% 。當(dāng)遇到第一個(gè)褶皺時(shí)，濁流受到褶皺迎流面的阻擋，在流體底部的褶皺坡腳處的位置產(chǎn)生了濃度低于母流的一系列獨(dú)立的逆向底流（圖3a，b）。而當(dāng)流體向上爬升到褶皺迎流面約 100m 的高度時(shí)，流體上部由于濃度和流速較低，動(dòng)能不足無法繼續(xù)爬升，發(fā)生向后崩塌形成逆向溢流（圖3a，b）。逆向底流的出現(xiàn)，對(duì)母流是一種擾動(dòng)，使其減速增厚，并發(fā)生水躍。在此處水躍中，濁流流速由21m/s 的峰值減至 7～14m/s ，流體厚度超過褶皺高度達(dá)到 320m ，弗勞德數(shù) （Fr） 從峰值的2.38跌至0.56，后繼續(xù)降低至0.35（圖4b，d。此后，逆向底流攜帶著懸浮在母流底部的沉積物向上游運(yùn)移，使得母流在逆向底流到達(dá)的區(qū)域均呈現(xiàn)亞臨界的流體狀態(tài)（圖4a）。在距褶皺 4300m 處，逆向底流停止向上游流動(dòng)，并在此處保持著約 -10m/s 的流速與母流不斷進(jìn)行對(duì)沖（圖4c）。而逆向溢流則是疊加在母流上方（圖3e），不受母流的抑制，因此雖然濃度 （2% 和流速 （-4m/s） 較逆向底流更低，但向上游傳播的距離更遠(yuǎn)，達(dá)到距褶皺約 7.5km 處（圖3e，f）。

濁流在褶皺迎流面上坡時(shí)，懸浮沉積物濃度已降低至約 4% ，由于先前受逆向底流擾動(dòng)而變厚的流體在擺脫逆向內(nèi)底流控制后，厚度減小（圖3c，d），底部所受阻力減少，因此濁流在流速剖面上的平均值雖呈降低趨勢(shì)，但最大值以及流體底部流速均增大（圖4c，d、圖5）。同時(shí)，弗勞德數(shù)由于受流速增大和厚度減小的影響，也逐漸增大，流體在褶皺脊部呈臨界狀態(tài)（圖4a，b。濁流躍過脊部順褶皺背流面下坡時(shí)，流速繼續(xù)升高，在坡腳處達(dá)到 20m/s ，而流體厚度從脊部開始就穩(wěn)定在 65m 左右，流體轉(zhuǎn)變?yōu)槌R界流且再次出現(xiàn)K-H波（圖3c）。濁流在躍過第一個(gè)褶皺后，在坡腳的地貌坡度轉(zhuǎn)變區(qū)，其運(yùn)動(dòng)方向由順褶皺坡度（約 5.7^° ）方向轉(zhuǎn)變?yōu)轫樞逼缕露?（1.5^° ）方向。流體受到垂直于斜坡方向的力而厚度增加，并且上下浮動(dòng)。當(dāng)流體上浮時(shí)在其底部出現(xiàn)了一些速度為0甚至具有逆向速率的流體，不同于前文描述的逆向底流，這部分底流總體隨著流體向下游移動(dòng)，并顯現(xiàn)出被動(dòng)的特征，我們將其稱為逆向底波（圖3c，d）。

在遇到第二個(gè)褶皺時(shí)，濁流同樣產(chǎn)生了逆向底流和逆向溢流，此時(shí)濁流才因逆向底流的擾動(dòng)，而出現(xiàn)了水躍現(xiàn)象（圖3c，d）。相較于在第一個(gè)褶皺前的逆向底流，第二個(gè)褶皺引起的逆向底流僅向上游延伸了 3000m （圖4c）。而逆向溢流則向上游傳播至第一個(gè)褶皺的背流面，在半坡處因能量不足而消失（圖3f。兩個(gè)褶皺之間，從第一個(gè)褶皺順流面坡腳到濁流水躍處，存在著一個(gè)相對(duì)穩(wěn)定的內(nèi)界面，在界面以下是濃度較高 4%～5% 向下游流動(dòng)的母流，界面以上是濃度較低 （2%～3%） 向上游流動(dòng)的逆向溢流，其流速約為 -4m/s ，在界面兩邊幾乎沒有物質(zhì)或能量的交換（圖3e，f。經(jīng)過兩次褶皺的阻攔，躍過第二個(gè)褶皺的濁流，沉積物濃度僅有 2.5% ，流體的擾動(dòng)更加劇烈，弗勞德數(shù)和流速都在大幅波動(dòng)，流體厚度達(dá)到 180m ，可以看到其上表面雖然出現(xiàn)K-H波，但波長(zhǎng)較之前增長(zhǎng)到 600～900m 且周期不再穩(wěn)定（圖3e，f）。

沉積過程的模擬結(jié)果表明，沉積物的優(yōu)勢(shì)沉積區(qū)與褶皺地貌及其控制的濁流水動(dòng)力特征直接相關(guān)。最主要的沉積中心位于第一個(gè)褶皺迎流面前方和坡面上，在濁流流動(dòng)過程中，這些條帶狀沉積出現(xiàn)的位置與亞臨界流態(tài)的區(qū)域相符，這表明褶皺造成的逆向底流對(duì)母流的減速效應(yīng)使沉積物快速沉積（圖6a）。其中，一開始細(xì)砂、極細(xì)砂和粉砂的占比較為均勻，隨著濁流釋放時(shí)間的增長(zhǎng)，細(xì)砂沉積物的占比逐漸增高，最終達(dá)到 43% 左右。在空間分布上，細(xì)砂沉積物的占比在褶皺坡腳處最高，而向上游逐漸降低。第二個(gè)褶皺前和迎流面上也出現(xiàn)少量沉積，沉積區(qū)同樣與亞臨界流態(tài)區(qū)相符（圖6、圖4a）。濁流在出水口停正釋放后，上述沉積中心的沉積物大部分堆積在坡腳處，最厚處高達(dá) 18m ；少部分沉積物隨著仍在褶皺與出水口之間以及兩段褶皺之間前后流動(dòng)的流體而不斷被侵蝕、搬運(yùn)和沉積，當(dāng)流體逆向流動(dòng)時(shí)，懸浮沉積物因其動(dòng)力不足而沉降；當(dāng)流體順向流動(dòng)時(shí)，沉積下來的砂粒又被重新搬運(yùn)。褶皺坡腳處沉降下來的沉積物以細(xì)砂為主，粉砂占比最少，并呈現(xiàn)向褶皺逐漸變粗的趨勢(shì)，在該沉積體的最高處細(xì)砂占比超過 50% 。隨著逆向流在距褶皺較遠(yuǎn)的上游區(qū)域沉降下來的沉積物，主要以粉砂為主，細(xì)砂占比最少，粒度向上游逐漸變細(xì)，在沉積物粒度最細(xì)的位置，粉砂沉積物的占比高達(dá)約 60% ，而細(xì)砂僅占約10% （圖6）。

（a）第 1200s 的濁流懸浮沉積物濃度截面圖，此時(shí)濁流在第一個(gè)褶皺段發(fā)生逆向底流；（b）第1200s的濁流流速截面圖； Π（Π_c） 第1950s的濁流懸浮沉積物濃度截面圖，此時(shí)第二個(gè)褶皺段前發(fā)生逆向底流；（d）第 1950s 的濁流流速截面圖； η（e） 第 4900s 的濁流懸浮沉積物濃度截面圖，兩段褶皺之間形成穩(wěn)定的內(nèi)界面；（f）第4900 s的濁流流速截面圖

2.2濁流對(duì)褶皺高度的響應(yīng)（模型2與模型3）

模型2和3主要考察褶皺高度對(duì)濁流沉積的控制作用，模型2中褶皺的高度為 100m ，與濁流的初始厚度相當(dāng)，第一個(gè)褶皺對(duì)濁流的阻攔作用較弱，流體沒有產(chǎn)生任何逆向流，僅在上坡時(shí)減速，流速?gòu)募s23m/s 降低至約 16m/s ，并且在第一個(gè)褶皺附近保持著超臨界的流態(tài)（ |Fr 介于1.00＼～2.50）（圖8a）。盡管如此，濁流在流經(jīng)背流面時(shí)，仍產(chǎn)生了一定程度的擾動(dòng)，其厚度增大且上下浮動(dòng)，流速?gòu)?23m/s 到 5m/s 來回波動(dòng)，弗勞德數(shù)也發(fā)生大幅波動(dòng)（1.0＼～2.5），一度接近臨界狀態(tài)（圖7b、圖8）。而當(dāng)已經(jīng)產(chǎn)生內(nèi)部擾動(dòng)的濁流在遇見第二個(gè)褶皺時(shí)，從坡腳開始就出現(xiàn)更加劇烈的湍流擾動(dòng)，弗勞德數(shù)在0.4＼～2.1之間波動(dòng)。而K-H波則被完全抑制，流體只在褶皺迎流面坡腳前留下少量沉積（圖9、圖10a）。濁流受到的擾動(dòng)逐漸累積。在約 90min 后，躍過第一個(gè)褶皺的流體發(fā)生分層現(xiàn)象，它不僅僅上下浮動(dòng)更是在底部出現(xiàn)一系列微弱的具有逆向速率的底波（圖7b），這些逆向底波隨著母流整體向下游移動(dòng)。約 150min 后，流體內(nèi)部的擾動(dòng)在爬上第二個(gè)褶皺時(shí)放大，逆向底波變得更加劇烈（圖7d）。但由于褶皺高度較低，在濁流底部?jī)H反射出一些微弱的逆向底流，并使母流轉(zhuǎn)變成亞臨界流（ Fr=0.75 ）。大部分逆向底波仍隨著母流一同躍過第二個(gè)褶皺（圖8a，b），來到第二個(gè)褶皺下游的濁流所受擾動(dòng)增大，逆向底波的幅度也隨之增加，其最大垂向高度能達(dá)到 100m 左右。模型2中全程未發(fā)現(xiàn)逆向溢流，這很可能是由于褶皺高度不足導(dǎo)致其坡度過緩而使流體上部不能向后垮塌。

（a）濁流母流弗勞德數(shù)的時(shí)間序列圖；（b）濁流母流弗勞德數(shù)在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖；（c）距海底16m高度處的流體速度時(shí)間序列圖，此高度約為逆向底流流速最大值處；（d）距海底 16m 高度處的流體速度在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖

（a）濁流在 10000m 處即第一個(gè)褶皺后翼坡腳處的流體速度剖面圖，位置在圖3f和圖4d中標(biāo)出；（b）濁流在 10500m 處即第一個(gè)褶皺后翼1/4坡面上的流體速度剖面圖，位置在圖3f和圖4d中標(biāo)出

（a）沉積物厚度時(shí)間序列圖；（b）細(xì)砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖; Π（Π_c） 極細(xì)沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖;（d）粉砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖

濁流流動(dòng)期間，沉積物僅在第二個(gè)褶皺坡腳前少量沉積。而濁流停止后，仍在褶皺之間反復(fù)流動(dòng)的流體中攜帶的懸浮沉積物逐漸沉積在褶皺迎流面坡前及坡上。其中細(xì)砂沉積物占比最多，且粒徑以坡腳為中心向兩邊逐漸變細(xì)。值得注意的是，與模型1不同，在高度較低的褶皺地貌上，后排褶皺所捕集到的沉積物比前排褶皺更多且總的沉積物量明顯小于模型1（圖9）。

作為對(duì)比，模型3中褶皺高度達(dá)到 300m 。與模型1相比，第一個(gè)褶皺所造成的逆向底流與逆向溢流都向上游傳播了更遠(yuǎn)的距離，逆向底流一度向上游移動(dòng)約 7500m ，而逆向溢流更是能夠向上坡影響到出水口位置（圖10b，d）。褶皺所引起的減速及流態(tài)轉(zhuǎn)變都更加劇烈，流速由 18m/s 的峰值降至 5m/s ，亞臨界流的區(qū)域更是擴(kuò)大至出水口，迎流面坡前的弗勞德數(shù)低至0.2（圖11）。躍過褶皺的濁流其懸浮沉積物濃度僅剩 3%～4% ，并同樣出現(xiàn)擾動(dòng)，厚度驟增至150～200m （圖10）。當(dāng)濁流來到第二個(gè)褶皺前，所引起的逆向底流較第一個(gè)褶皺更加顯著，高度達(dá)180m ，流速高達(dá) -15m/s ，其向上游延伸到第一個(gè)褶皺背流面坡腳處，甚至一度爬上坡面，這使得剛躍過第一個(gè)褶皺的濁流母流在坡腳處立刻發(fā)生水躍，從超臨界流變?yōu)閬喤R界流（圖10、圖 ^{11a，b，d）} 。而逆向溢流出現(xiàn)后，卻被劇烈擾動(dòng)的母流所影響成為斷續(xù)狀（圖10b，d）。躍過兩個(gè)褶皺后的濁流，擾動(dòng)依然非常劇烈，在褶皺下游 2000m 位置出現(xiàn)水躍現(xiàn)象，厚度激增至約 500m 。但在 120min 后，濁流受兩個(gè)褶皺影響而產(chǎn)生的擾動(dòng)程度減輕，僅微弱地上下浮動(dòng)，并且不再發(fā)生水躍（圖10d、圖11a）。

濁流產(chǎn)生的沉積中心仍在兩段褶皺迎流面前方及坡上。由于褶皺高度變高，第一個(gè)褶皺所捕集的沉積物較模型1更多，在 126min 即出現(xiàn)堆積成斜坡狀的沉積體，最厚處達(dá) 34m 。雖然來到第二個(gè)褶皺前的流體所攜帶的沉積物濃度較模型1更少，但堆積的沉積物更多，濁流停止釋放后形成斜坡狀沉積，厚度高達(dá) 18m 。沉積物在整體上均以細(xì)砂占比最多，粉砂最少，粒徑向上游逐漸變細(xì)（圖12）。

2.3 濁流對(duì)褶皺間距的響應(yīng)（模型4）

模型4與模型1有著相同形態(tài)的兩個(gè)褶皺，它們高 200m ，寬 4km ，但它們之間的距離從 4km 減小至2km 。濁流在第一個(gè)褶皺前以及躍過第一個(gè)褶皺的情況與模型1基本相似。濁流受褶皺阻擋而產(chǎn)生了向上游移動(dòng)的逆向底流和逆向溢流，并且逆向底流對(duì)母流流態(tài)與流速的遏制作用也非常明顯。弗勞德數(shù)在 5000m 處開始下降，從1.20＼～1.50一直下降到褶皺坡腳前的約0.35，流速也從 15m/s 驟降到 2m/s 左右（圖14）。濁流躍過第一個(gè)褶皺后，流體厚度因擾

（a）濁流母流弗勞德數(shù)的時(shí)間序列圖;（b）濁流母流弗勞德數(shù)在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖;（c）距海底 16m 高度處的流體速度時(shí)間序列圖；（d）距海底 16m 高度處的流體速度在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖

（a）沉積物厚度時(shí)間序列圖；（b）細(xì)砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖； Π（Π_c） 極細(xì)沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖；（d）粉砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖

（a）濁流母流弗勞德數(shù)的時(shí)間序列圖;（b）濁流母流弗勞德數(shù)在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖;（c）距海底 16m 高度處的流體速度時(shí)間序列圖;（d）距海底16m高度處的流體速度在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖

（a）沉積物厚度時(shí)間序列圖；（b）細(xì)砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖； Π（π_c） 極細(xì)沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖；（d）粉砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖

動(dòng)而增厚至約 150m ，由于褶皺間距較短，當(dāng)濁流遇到第二個(gè)褶皺時(shí)，濁流厚度仍未減小，使得與褶皺的高度相差較小，可以輕松躍過第二個(gè)褶皺。不過，第二個(gè)褶皺迎流面的坡前和坡面上出現(xiàn)了有著逆向速率，隨著濁流母流而向下游移動(dòng)的逆向底波（圖13b、圖14c）。這與模型2中的現(xiàn)象相似，并且濁流同樣在第二個(gè)褶皺迎流面上以及下游受到了更大的擾動(dòng)，形成幅度更大的逆向底波。在接近 190min 時(shí)，也同樣在褶皺迎流面坡腳處因反射產(chǎn)生了逆向底流（圖14c）。

模型4中，第二個(gè)褶皺對(duì)沉積物的捕集作用與模型1相比較弱，而且兩個(gè)褶皺之間幾乎沒有沉積物沉積（圖15），濁流也是在第二個(gè)褶皺上坡減速期間才轉(zhuǎn)變?yōu)閬喤R界流（圖 14a 。褶皺間距的縮小使剛躍過第一個(gè)褶皺的濁流缺少足夠的距離來調(diào)整受到擾動(dòng)的狀態(tài)，濁流仍保持著較大的厚度（約 150m 。這樣的流體厚度與褶皺的高度落差較小，只有約 50m 而持續(xù)的超臨界流與模型2相似（圖13b）。逆向溢流則在第二個(gè)褶皺的迎流面上產(chǎn)生，它與下層的母流之間形成了一個(gè)相對(duì)穩(wěn)定的內(nèi)界面，由于下層母流未受逆向底流影響發(fā)生水躍，因此這個(gè)內(nèi)界面橫跨整個(gè)兩褶皺之間的區(qū)域，其總長(zhǎng)度與模型1中的內(nèi)界面相近，達(dá)到約 1.8km （圖13c，d）。

2.4濁流對(duì)褶皺寬度的響應(yīng)（模型5）

在模型5中褶皺高度與模型1相同，均為 200m ，但寬度從 4km 增加到 6km 。相應(yīng)地，褶皺兩翼傾角相對(duì)模型1較緩，其間距與模型1同為 4km （圖2e）。濁流在碰見第一個(gè)褶皺時(shí)就產(chǎn)生了逆向底流和逆向溢流，但逆向底流僅向上游傳播了約 3700m ，比模型1中逆向底流的傳播距離更小了 600m 。對(duì)母流的影響區(qū)域也與逆向底流的傳播區(qū)域相一致，與模型1相比面積減少了（圖17a，c）。但母流的流速和弗勞德數(shù)受逆向底流影響而降低的程度與模型1近似，分別降低到 3m/s 和0.35左右（圖16，17）。受到第一個(gè)褶皺擾動(dòng)的濁流，在模擬開始后的第 、200min 左右時(shí)，在距第一個(gè)褶皺背流面下游約 1km 處，產(chǎn)生了流體分層現(xiàn)象，濁流底部出現(xiàn)多個(gè)底波，這種底波表現(xiàn)出逆向的流速卻向下游傳播（圖17c）。

（a） cross-sectional plot of sediment concentration in turbidity current at 4900 s; （b）cross-sectional plot offlow velocity in turbiditycurrent at 4900 s; （c） cross-sectional plotofsediment concentrationinturbiditycurrentat 9850： s;（d） cross-sectionalplotofflowvelocityinturbiditycurrentat9850 s

并且流體厚度增大至約 160m （圖16b，d），在遇見坡度緩和的第二個(gè)褶皺時(shí)，能夠更輕易地躍過褶皺，僅在坡面上產(chǎn)生了上述向下游遷移的逆向底波，甚至在 130～60min 之間，逆向底波也不再產(chǎn)生（圖16b，d、圖17c）。逆向溢流在第二個(gè)褶皺前同樣變得更加微弱，它伴隨著逆向底流的出現(xiàn)而出現(xiàn)，當(dāng)濁流不產(chǎn)生逆向底流時(shí)，逆向溢流也隨之消失（圖16b，d）。濁流的流態(tài)也僅在上坡時(shí)因減速而轉(zhuǎn)變成亞臨界（弗勞德數(shù)由2.10左右降到約0.55），相應(yīng)地，第二個(gè)褶皺所捕集到的沉積物也十分微少，沉積物幾乎全部集中在第一個(gè)褶皺前以及迎流面上，沉積物厚度也僅有 2m ，在濁流停止釋放后才在層流的作用下逐漸堆積變厚（圖18）。

2.5 濁流初始速度的控制作用（模型6）

模型6中濁流的初速度與模型1相比由 7m/s 降至 4.5m/s ，褶皺形態(tài)與模型1相同。結(jié)果顯示，濁流從出水口釋放之后持續(xù)加速，加速度與模型1中相近，整體流速略低于模型1，在第一個(gè)褶皺前的流速僅在 10～16m/s 之間，在躍過第一段褶皺之后的流速也未能超過 20m/s （圖 20c，d） 。當(dāng)遇見第一個(gè)褶皺時(shí)產(chǎn)生了逆向底流和逆向溢流（圖19），這兩者的流速同樣略低于模型1中的逆向底流與逆向溢流，但由于濁流母流所具備的動(dòng)能也較小，兩者抗衡之下，逆向底流向上游傳播了 4900m 左右并穩(wěn)定下來，向上游移動(dòng)的距離明顯長(zhǎng)于模型1的 4300m 。此處的逆向底流流速在 -8～12m/s 之間，而緊臨褶皺的逆向底流流速明顯低于模型1，在 之間（圖20c，d）。濁流母流受到逆向流的阻礙而發(fā)生水躍，弗勞德數(shù)從1.70降到0.30，變化量小于模型1（圖 20a，b） 。第二個(gè)褶皺的迎流面斜坡同樣造成了逆向底流和逆向溢流，逆向底流的傳播距離與模型1同為 3000m 左右，母流在遇見逆向底流后發(fā)生水躍，弗勞德數(shù)由2.50到0.30，降低幅度與模型1相同（圖19、圖20a，b）。與模型1不同的是褶皺對(duì)于沉積物的捕集情況，由于濁流流速降低，使得沉積物更易沉積下來，在 140min 時(shí)沉積物就開始逐漸堆積，在實(shí)驗(yàn)后期沉積物的最大厚度達(dá)到 30m （圖21）。

（a）濁流母流弗勞德數(shù)的時(shí)間序列圖;（b）濁流母流弗勞德數(shù)在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖；（c）距海底 16m 高度處的流體速度時(shí)間序列圖；（d）距海底 16m 高度處的流體速度在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖

（atieotti points;（c）time seriesplotoffluid velocityataheight of 16m above the seabed;（d） line chartoffluidvelocityata height of 16m above the seabed at different time points

3 分析與討論

3.1濁流對(duì)多段褶皺的水動(dòng)力響應(yīng)

在地貌對(duì)濁流的作用中，逆向流對(duì)濁流水力狀態(tài)轉(zhuǎn)變有著重要影響，也是識(shí)別濁流擾動(dòng)情況的顯著標(biāo)志。針對(duì)濁流對(duì)第一個(gè)褶皺的響應(yīng)，本研究與Howlettetal.2的數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)相似，同樣識(shí)別出在流體底部和上部具有逆向速率的流體。其中流體底部的逆向流在Howlettetal.2的研究中表現(xiàn)為一種連續(xù)的流體即逆向底流，本實(shí)驗(yàn)提高模擬精度后，其表現(xiàn)為多個(gè)連續(xù)或不連續(xù)的流體，這與早期的實(shí)驗(yàn)室結(jié)果以及近年來根據(jù)野外露頭得出的反射回流形式一致[27，52]

在本實(shí)驗(yàn)中，濁流底部的逆向流體可以根據(jù)成因不同劃分為兩種類型。其中一種是濁流受褶皺阻擋而從濁流中分離出的向上游移動(dòng)的逆向底流，這與Pataccietal.5以及Howlettetal.2的模擬結(jié)果相符。本研究進(jìn)一步觀察了此類逆向底流在不同褶皺形態(tài)的影響下的流動(dòng)行為。模型1、模型3、模型4和模型6中在兩段褶皺前均能觀察到逆向底流的產(chǎn)生和延伸（圖3，4，7，8，19，20）。但在高度降低的模型2和坡度降低的模型5中，均無法對(duì)濁流形成有效阻擋從而沒有產(chǎn)生逆向底流（圖8，17），說明褶皺的高度和坡度同時(shí)控制著逆向底流的形成。濁流母流流經(jīng)逆向底流的控制區(qū)域時(shí)，母流與其發(fā)生對(duì)沖而使其無法再向上游傳播，此時(shí)母流也被迫在其上方流動(dòng)而立刻發(fā)生水躍，母流流體厚度增厚至1.5到2倍，流速不斷降低，在接近褶皺坡腳時(shí)甚至能達(dá)到 1m/s 以下（圖3，10，16），類似Pataccietal.5在水槽實(shí)驗(yàn)中所觀察到的現(xiàn)象。對(duì)于濁流的首次反射，更高更陡的褶皺會(huì)產(chǎn)生流速相對(duì)較快的逆向底流，其對(duì)母流流速與流態(tài)的減弱作用更加顯著，從而使得后續(xù)形成的逆向底流的速度也降低下來（圖11a，c）。因此，模型3與模型1相比較，更高的褶皺地貌使得濁流母流的減速更大，產(chǎn)生的逆向底流的傳播距離更遠(yuǎn)，但其移動(dòng)速度反而會(huì)更低（圖4c，d、圖 11e，d） 。模型6中，濁流的釋放速度降低，使得逆向底流首次產(chǎn)生時(shí)就具有更低的移動(dòng)速度。由于母流的能動(dòng)也相對(duì)較低，所以母流水躍后的流速流態(tài)減弱情況與模型1相似，后續(xù)產(chǎn)生的逆向底流所移動(dòng)的速度較模型1也更慢（圖4，20）。模型4與模型1相比，褶皺間距減小一半，這使得受到前排褶皺擾動(dòng)后的濁流在遇見后排褶皺時(shí)尚未恢復(fù)到穩(wěn)定狀態(tài)，流體厚度較大，在翻越與模型1同樣高度的褶皺時(shí)受到的阻擋更小，且在實(shí)驗(yàn)后期才產(chǎn)生逆向底流（圖4c、圖13、圖14c）。Jamalietal.54通過計(jì)算發(fā)現(xiàn)濁流在起伏較小的地形下游運(yùn)移一段距離后會(huì)恢復(fù)到水力穩(wěn)定狀態(tài)。然而，在本研究褶皺間距較小的模型4中，濁流未能恢復(fù)到水動(dòng)力穩(wěn)定狀態(tài)，仍舊保持著較大的厚度來到第二個(gè)褶皺前，從而使得濁流更易越過第二個(gè)褶皺，在此處因阻擋而產(chǎn)生的逆向底流幅度與模型1相比更小。因此，褶皺的間距大小對(duì)水動(dòng)力穩(wěn)定狀態(tài)的恢復(fù)具有一定的控制作用，較大的褶皺間距有助于水動(dòng)力穩(wěn)態(tài)的恢復(fù)。同時(shí)，研究還揭示了褶皺高度、坡度和濁流流速、厚度同時(shí)控制下，這種逆向底流的產(chǎn)生和傳播情況以及對(duì)濁流母流水力狀態(tài)的影響，也說明前排褶皺對(duì)濁流的擾動(dòng)與褶皺間距共同影響著濁流對(duì)后排褶皺的水動(dòng)力響應(yīng)（圖22）。

（a）沉積物厚度時(shí)間序列圖;（b）細(xì)砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖; （c） 極細(xì)沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖；（d）粉砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖

另一種在濁流底部出現(xiàn)的逆向流，即逆向底波，在局部具有逆向速度，但總體上卻向下游移動(dòng)。濁流受到前排褶皺的擾動(dòng)后，流體在其下游出現(xiàn)不穩(wěn)定的水力狀態(tài)，在之前的研究中往往表現(xiàn)出流體厚度增大、上下浮動(dòng)的幅度增大，流態(tài)從背流面的超臨界演變?yōu)閬喤R界，流體內(nèi)部沉積物濃度區(qū)分明顯的界面被擾亂[53.55-5σ。在本實(shí)驗(yàn)中，所有模型在兩段褶皺下游處均出現(xiàn)了上述擾動(dòng)現(xiàn)象，例如模型1中流體底部出現(xiàn)的速度為0的區(qū)域說明流體在上下浮動(dòng)（圖3c，e）。但在模型1、3、6中，第二個(gè)褶皺前由于立即產(chǎn)生了向上游傳播的逆向底流而難以觀察到擾動(dòng)的發(fā)展情況，僅在模型2、4、5中，受到擾動(dòng)的濁流出現(xiàn)了具有逆向速率，卻有著向下游傳播趨勢(shì)的底波（圖7c、圖14c、圖17c、圖22），即為本研究中的逆向底波。觀察流體速度場(chǎng)圖，發(fā)現(xiàn)當(dāng)濁流受擾動(dòng)而上下波動(dòng)時(shí)，向下落的部分出現(xiàn)了這些逆向底波（圖23a）。但底波為何表現(xiàn)出順流向移動(dòng)的趨勢(shì)（圖23b），由于數(shù)值模擬在時(shí)間和空間精度上的限制，本研究的模型不能捕捉到這一連續(xù)過程，僅能在流速時(shí)間序列圖上觀察到其移動(dòng)趨勢(shì)（圖23b）。模型3、模型6與模型1相比，后排褶皺下游的此類逆向底波規(guī)模更多，逆向速率更大，說明更高的褶皺以及更小的流速使得濁流受到的擾動(dòng)更強(qiáng)烈（圖4c、圖11c、圖20c）。這與Knelleretal.所總結(jié)的濁流在褶皺地貌下游受到的影響相符合，因其研究結(jié)果表示濁流弗勞德數(shù)越小、褶皺高度越大，流體在濁流背流面產(chǎn)生的波動(dòng)越劇烈。更多學(xué)者的研究也表明坡降程度的增大會(huì)導(dǎo)致流體紊流程度的增加[57-58]。但模型1與模型2相比卻不盡然。觀察截面圖可以發(fā)現(xiàn)模型2中，流體在后排褶皺迎流面上因受到褶皺擾動(dòng)產(chǎn)生逆向底波后，由于褶皺高度較低，逆向底波隨著濁流母流來到了褶皺背流面，導(dǎo)致濁流在越過后排褶皺后仍保持著受擾動(dòng)的狀態(tài)，因此后排褶皺下游的這種逆向底波較模型1數(shù)量更多（圖4c、圖8c）。另外，將兩段褶皺下游分別產(chǎn)生的此類逆向底波之間相比較可以發(fā)現(xiàn)，濁流在后排褶皺受到的擾動(dòng)比前排褶皺更劇烈（圖8c圖14c、圖17c、圖22）。

在兩段褶皺之間，這兩種逆向流體的傳播也會(huì)受到地貌的影響。例如，后排褶皺造成的向上游傳播的逆向底流在移動(dòng)到前排褶皺背流面坡腳處時(shí)，因遭到阻擋不再繼續(xù)向上游傳播，而在第一個(gè)褶皺背流面上來回?cái)[動(dòng)（圖11c）。地形的影響也會(huì)使得向下游傳播的逆向底波與向上游傳播的逆向底流存在復(fù)雜的轉(zhuǎn)換關(guān)系。例如，模型2中較低的褶皺沒有起到足夠的阻擋作用，起初濁流底部并不會(huì)形成向上游傳播的逆向底流，但濁流受到擾動(dòng)后在前排褶皺下游產(chǎn)生的逆向底波在遇到后排褶皺時(shí)，無法繼續(xù)向坡上運(yùn)動(dòng)，而此時(shí)受到第二段褶皺地貌阻擋的濁流產(chǎn)生了向上游移動(dòng)的逆向底流（圖8c）。

3.2濁流對(duì)多段褶皺的沉積響應(yīng)

濁流一般在亞臨界流態(tài)下沉積，在超臨界流態(tài)下進(jìn)行侵蝕[5963]，在本實(shí)驗(yàn)中濁流也遵循著這樣的沉積行為。因此，研究結(jié)果表明最為重要的優(yōu)勢(shì)沉積區(qū)是在前排褶皺迎流面坡腳處，即濁流減速的區(qū)域[4。在單個(gè)褶皺的地貌上，沉積物會(huì)堆積在褶皺迎流面坡腳處，而褶皺下游會(huì)形成一個(gè)沒有沉積的“陰影區(qū)\"[20.22];在微盆地這樣類似于褶皺但更為封閉的可容空間內(nèi)，濁流的沉積劃分為“阻塞一剝離一過路

（a）濁流母流弗勞德數(shù)的時(shí)間序列圖；（b）濁流母流弗勞德數(shù)在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖； Π（π_c） 距海底16m高度處的流體速度時(shí)間序列圖；（d）距海底16m高度處的流體速度在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖

（a）沉積物厚度時(shí)間序列圖；（b）細(xì)砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖；（c）極細(xì)沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖；（d）粉砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖

第4900s的濁流懸浮沉積物濃度截面圖；（b）第 4900s 的濁流流速截面圖；（c）第9850s的濁流懸浮沉積物濃度截面圖；（d）第9850s的濁流流速截面圖 （a）cross-sectional plot of sediment concentration in turbidity current at 4900s; （b） cross-sectional plot of flowvelocityinturbiditycurrent at 4900 s; （c） cross-sectional plotofsedimentconcentrationinturbiditycurrentat 9850 s;（d）cross-sectional plot offlowvelocityinturbiditycurrent at 9850 5

（a）濁流母流弗勞德數(shù)的時(shí)間序列圖;（b）濁流母流弗勞德數(shù)在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖；（c）距海底 16m 高度處的流體速度時(shí)間序列圖;（d）距海底 16m 高度處的流體速度在不同時(shí)間節(jié)點(diǎn)的折線圖

（a）沉積物厚度時(shí)間序列圖；（b）細(xì)砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖；（c）極細(xì)沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖；（d）粉砂沉積物占所有沉積物百分比的時(shí)間序列圖

（a）模型4兩段褶皺之間的流體速度場(chǎng)截面圖，顯示逆向底波從母流中分解出并向下游移動(dòng)；（b）模型4兩段褶皺之間以及第二個(gè)褶皺迎流面上，逆向底波流速的時(shí)間序列圖，示意逆向底波向下游移動(dòng)并在迎流面上出現(xiàn)得更頻繁一回填\"四個(gè)階段[65-69]。處于不同沉積物充填階段的微盆地，可容空間逐漸降低，其反向斜坡的坡度和高度也逐漸減小，這與本研究中不同形態(tài)的多段褶皺以及它們形成的多個(gè)可容空間相類似。模型1、模型3和模型6的褶皺高度相對(duì)較高，兩排褶皺都有一定的沉積物捕集能力，對(duì)應(yīng)著微盆地的剝離階段，經(jīng)過流體剝離的濁流在前排褶皺前所堆積的沉積物會(huì)更厚，粒徑更粗（圖6，12，21）。這三個(gè)模型相比較，褶皺高度越高，濁流在迎流面上的流速越小，所堆積的沉積物面積更廣，厚度更大（圖6，12，21）。褶皺間距減小的模型4和褶皺坡度降低的模型5在后排褶皺前都幾乎沒有沉積物堆積（圖15，18），因?yàn)槭芮芭篷薨檾_動(dòng)的濁流厚度較大，其與后排褶皺的高度差減小，因此能夠越過后排褶皺。濁流在前排褶皺處于剝離階段，而在后排褶皺前處于過路階段。在模型2中，褶皺高度較小，沉積物幾乎沒有沉積下來（圖9），反映了上述沉積模式中的濁流過渡階段。這說明濁流在多段褶皺地貌上的多種沉積模式類似于微盆地的“濁流剝離”“濁流過路”等沉積階段，多段褶皺的沉積模式取決于其褶皺的形態(tài)與濁流的水力狀態(tài)，并且前排褶皺往往更易捕集沉積物（圖22）。

本研究結(jié)果還表明，在濁流從出水口釋放的過程中，沉積體呈條帶狀分布在褶皺的迎流面前方，并以斜坡狀堆積在迎流面坡腳處（圖6，12，15，18，21、22），這與尼日爾三角洲深水褶皺帶的地震數(shù)據(jù)、巴斯克坎塔布里亞盆地的野外露頭，以及數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果中褶皺兩翼的地層超覆現(xiàn)象相符[8.70-72]。沉積區(qū)域與濁流在褶皺前的減速區(qū)域/亞臨界區(qū)域相一致（圖4a，c、圖6），同樣驗(yàn)證了濁流的沉積過程與水動(dòng)力狀態(tài)密切相關(guān)[20.45]。各粒徑沉積物占比均勻，分選較差，僅在模型1、3、6中存在向上游變細(xì)的沉積物分選（圖6b＼～d、圖12b＼～d、圖21b＼～d）。濁流流過之后，一方面，沉積物大部分集中堆積到坡腳處，呈向上游逐漸變細(xì)的斜坡狀；另一方面，前排褶皺反射回來的流體攜帶著極細(xì)砂、粉砂等細(xì)粒沉積物沉積到距褶皺較遠(yuǎn)的上游區(qū)域，且向上游逐漸變細(xì)。而兩段褶皺之間的流體會(huì)在兩個(gè)斜坡之間來回反射，如此往復(fù)直到其動(dòng)能消耗殆盡（圖6b＼～d、圖12b＼～d、圖21b＼～d）。

3.3 與自然實(shí)例的比較

將前人研究中的實(shí)際地質(zhì)資料與本研究中數(shù)值模型進(jìn)行比對(duì)分析，進(jìn)一步驗(yàn)證了本次模擬結(jié)論的有效性。雖然還未有直接的實(shí)測(cè)資料驗(yàn)證濁流在褶皺沖斷帶的水動(dòng)力響應(yīng)，但通過對(duì)濁流沉積結(jié)果分析，能夠部分反映出濁流在褶皺上的流體特征。Mitchelletal.4對(duì)尼日爾三角洲深水褶皺帶區(qū)域內(nèi)的濁流水道形態(tài)與構(gòu)造變形之間的關(guān)系進(jìn)行了詳盡的研究，結(jié)果顯示水道的寬度和深度與地貌的起伏有著顯著的相關(guān)性，即流體的侵蝕與沉積作用都一定程度上受到地貌的控制。研究人員通過兩種不同方法計(jì)算得出流體的流速等水動(dòng)力參數(shù)，得出褶皺帶對(duì)于濁流的水動(dòng)力狀態(tài)也有著顯著的控制作用4。觀察水道內(nèi)流體的流速與沉積物濃度變化，能夠發(fā)現(xiàn)流體在遇見前排褶皺時(shí)發(fā)生了減速，并且減速區(qū)域一直延伸到上游距褶皺一定距離處。流體從褶皺上坡時(shí)速度開始提升，而后排褶皺形成的減速區(qū)域延伸到了前排褶皺背流面坡面上14（圖24）。該研究區(qū)內(nèi)流體的水動(dòng)力特征受褶皺地貌影響的大體趨勢(shì)，與本研究所得出的結(jié)論基本相符。

此外，前人還通過地震數(shù)據(jù)等地質(zhì)資料對(duì)濁流在褶皺帶上的沉積分布進(jìn)行了分析研究。其中，Morley[3研究了西北婆羅洲近海深水褶皺逆沖帶，揭示了大約 3.5～5.0Ma 期間大陸斜坡上生長(zhǎng)的褶皺與沉積過程之間的相互作用。該研究表明濁流的運(yùn)移路徑受褶皺地貌的影響。沉積物往往沉積在褶皺帶中的向斜盆地內(nèi)，并隨著時(shí)間推移向下游推進(jìn)。而向斜盆地內(nèi)部沉積量的相對(duì)變化大多由濁流所攜帶沉積物的量與褶皺高度之間的關(guān)系來決定。例如，當(dāng)褶皺VI停止生長(zhǎng)，被沉積物所覆蓋，導(dǎo)致傾角變小后，C層中主要的沉積中心Q在A、B層中的沉積厚度相對(duì)減小3（圖25）。這些結(jié)論與前文所總結(jié)的，濁流沉積分布受褶皺高度和間距控制的規(guī)律相一致。

3.4 研究的局限性

數(shù)值模擬方法盡管可以按照自然尺度來模擬濁流對(duì)地貌的響應(yīng)，但在技術(shù)方面還是有一定限制性[20.45]，例如與水槽實(shí)驗(yàn)相比難以識(shí)別較小的沉積構(gòu)造。本實(shí)驗(yàn)也因算力不足而限制在二維模擬，一定程度上限制了關(guān)于濁流對(duì)多段褶皺地貌響應(yīng)的全面理解。因?yàn)槎S模擬僅能捕捉流體在一個(gè)平面內(nèi)的流動(dòng)，而三維模擬能夠揭示流體在整個(gè)空間中的流動(dòng)路徑。例如，流體受阻擋會(huì)在褶皺迎流面發(fā)生側(cè)向擴(kuò)散，這會(huì)導(dǎo)致流體在褶皺兩翼的流速和沉積物濃度發(fā)生相應(yīng)改變[18]。此外，二維模擬中沉積物的分布僅限于一個(gè)面上的特征。而三維模擬能夠更準(zhǔn)確地反映沉積物在褶皺地貌中堆積厚度與空間分布的變化。未來的研究中，我們計(jì)劃對(duì)硬件設(shè)備進(jìn)行升級(jí)，以便開展三維模擬研究，更全面地揭示濁流在多段平行褶皺地貌中的響應(yīng)機(jī)制。此外，也受限于硬件條件限制，本次模擬的時(shí)間精度仍然不足以捕捉到逆向內(nèi)波是如何以逆向的速率順上游移動(dòng)的。

在模型設(shè)計(jì)方面，為了探究濁流對(duì)地貌純粹的水動(dòng)力響應(yīng)，而設(shè)置了不可侵蝕性基底，在自然界中，濁流在流經(jīng)褶皺時(shí)可能會(huì)下切侵蝕而改變褶皺的形態(tài)。

此外，濁流沉積一般屬于事件沉積。因?yàn)閿?shù)值模擬方法能夠在秒級(jí)時(shí)間尺度上捕捉到關(guān)鍵的水動(dòng)力和沉積過程，有效地再現(xiàn)相關(guān)區(qū)域的沉積特征。但實(shí)際地震和野外研究中觀察到的地層通常是十萬或百萬年累積的沉積產(chǎn)物。因此，數(shù)值模擬的結(jié)果適用于理解濁流在不同地貌條件下的水動(dòng)力和沉積響應(yīng)，為地質(zhì)解釋提供理論支持，但并不能直接等同于實(shí)際的沉積地層。另一方面，自然界的褶皺地貌樣式繁多且不同的濁流事件差異較大，本實(shí)驗(yàn)中只設(shè)置了五組簡(jiǎn)化的多段褶皺地貌和一組對(duì)濁流水動(dòng)力條件的進(jìn)行對(duì)比，難以反映所有褶皺帶的濁積巖特征。在實(shí)際地貌中，前后排褶皺的形態(tài)往往有一定差異，而各次濁流自身的水動(dòng)力條件也有一定差異，也會(huì)影響實(shí)驗(yàn)結(jié)果。因此，未來的研究中，上述局限性均需要進(jìn)一步優(yōu)化模擬參數(shù)，并結(jié)合地質(zhì)實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)，提升模擬結(jié)果的準(zhǔn)確性和有效性。

本研究結(jié)果對(duì)于理解濁流在多段褶皺地貌中的水動(dòng)力響應(yīng)和沉積行為作出初步嘗試，同時(shí)也為深水褶皺帶對(duì)濁積巖發(fā)育的控制模式提供理論指導(dǎo)。然而，研究中還存在一定局限性，未來還需進(jìn)一步定量地研究濁流與復(fù)雜褶皺地貌相互作用的機(jī)理。

4結(jié)論

（1）濁流對(duì)多段褶皺水動(dòng)力響應(yīng)的一個(gè)重要表現(xiàn)是逆向流。在褶皺上游和下游出現(xiàn)在濁流底部的逆向流按成因分為兩種，一種是濁流受褶皺阻擋而反射出的向上游移動(dòng)的逆向底流；一種是躍過褶皺的濁流受擾動(dòng)而產(chǎn)生的具有局部逆向速率的逆向底波，其會(huì)隨著濁流母流向下游移動(dòng)。逆向底流會(huì)使?jié)崃髂噶靼l(fā)生水躍現(xiàn)象，從而在褶皺前產(chǎn)生亞臨界的減速區(qū)域。另一種逆向底波則是分析濁流躍過褶皺時(shí)所受擾動(dòng)程度的重要標(biāo)志。通過比較此類逆向底波可以得出，濁流在后排褶皺受到的擾動(dòng)比前排褶皺更劇烈。

（2）褶皺高度是影響濁流的主要因素。足夠高的前后排褶皺都會(huì)使?jié)崃餍纬赡嫦虻琢鳎薨櫱暗臐崃鳒p速區(qū)域也隨褶皺高度增加而變大，說明對(duì)濁流形成的阻擋作用較大。當(dāng)褶皺高度較高且不完全形成阻擋時(shí)，濁流也更易在躍過褶皺后形成逆向底波，表明濁流受到的擾動(dòng)較強(qiáng)烈。褶皺間距和褶皺寬度也會(huì)對(duì)濁流有一定的影響作用。受前排褶皺擾動(dòng)后，褶皺間距較小或褶皺寬度較大時(shí)，濁流在后排褶皺處難以產(chǎn)生逆向底流。

（3）多段褶皺地貌上濁流的流動(dòng)與沉積還受其水動(dòng)力狀態(tài)所控制。更低的濁流初速度會(huì)使其在褶皺地貌上流動(dòng)時(shí)所受到的擾動(dòng)更大，沉積作用加強(qiáng)，使得濁積巖沉積面積更廣，厚度更大。

（4）濁流流動(dòng)期間，沉積物呈條帶狀分布在褶皺迎流面前方以及迎流面上。濁流流過多段褶皺地貌后，沉積物順褶皺迎流面呈斜坡狀淤積在坡腳處，與褶皺形成超覆接觸，粒徑向褶皺逐漸變粗。前排褶皺往往比后排褶皺沉積更多的沉積物。并且受前排褶皺擾動(dòng)而增厚的濁流會(huì)更易翻越后排褶皺，而減少在后排褶皺前的沉積。

參考文獻(xiàn)（References）

[1]Gerber TP，PratsonLF，Wolinsky MA，etal.Clinoform progradation by turbidity currents：Modeling and experiments[J].Journal of Sedimentary Research，2008，78（3）： 220-238.

[2]Puig P， Palanques A，Martin J.Contemporary sediment-transport processes in submarine canyons[J].Annual Review of Marine Science，2014，6：53-77.

[3]Mountjoy JJ， Howarth JD，Orpin AR，et al.Earthquakes drive large-scale submarine canyon development and sediment supply to deep-ocean basins[J]. Science Advances，2018，4（3）： eaar3748.

[4]王大偉，白宏新，吳時(shí)國(guó)．濁流及其相關(guān)的深水底形研究進(jìn)展[J]. 地球科學(xué)進(jìn)展，2018，33（1）：52-65.[Wang Dawei，Bai Hongxin， Wu Shiguo.The research progress of turbidity currents and related deep-water bedforms[J]. Advances in Earth Science，2018， 33 （1）： 52-65.]

[5]PosamentierHW，KollaV，劉化清．深水濁流沉積綜述[J].沉積 學(xué)報(bào)，2019，37（5）：879-903.[PosamentierHW，KollaV，Liu Huaqing.An overview of deep-water turbidite deposition[J]. Acta Sedimentologica Sinica，2019，37（5）： 879-903.]

[6]王海榮，王英民，邱燕，等．南海東北部臺(tái)灣淺灘陸坡的濁流沉 積物波的發(fā)育及其成因的構(gòu)造控制[J]：沉積學(xué)報(bào)，2008，26（1）： 39-45.[Wang Hairong，Wang Yingmin，Qiu Yan，et al.Development and its tectonic activity's origin of turbidity current sediment wave in manila trench， the South China sea[J]. Acta Sedimentologica Sinica，2008，26（1）： 39-45.]

［7］黃璐，張家年，吳吳雨，等．彎曲海底峽谷中濁流的三維流動(dòng)及 沉積的初步研究[J].沉積學(xué)報(bào)，2013，31（6）：1001-1007. [HuangLu， Zhang Jianian，Wu Haoyu，etal.Preliminary study of three-dimensional flow and deposition of turbidity currents in sinuous submarine canyons[J].Acta Sedimentologica Sinica，2013， 31（6）： 1001-1007. ]

[8]Cumberpatch ZA，Kane IA， Soutter EL，et al. Interactions between deep-water gravity flowsand active salt tectonics[J].Journal of Sedimentary Research，2021，91（1）： 34-65.

[9]侯云超，樊太亮，李一凡，等．鹽構(gòu)造與深水重力流的相互作用 及響應(yīng)：以墨西哥灣 Sureste 盆地中新統(tǒng)為例[J].沉積學(xué)報(bào)， 2022，40（1）：22-33.[Hou Yunchao，F(xiàn)an Tailiang，Li Yifan，etal. Interactions and responses between salt structures and deep water gravity flow： A case study from the Miocene strata in the Sureste Basin，Gulf of Mexico[J].Acta Sedimentologica Sinica，2022，40 （1）： 22-33.]

[10]Morley C K，King R，Hillis R，et al.Deepwater fold and thrust belt classification，tectonics，structure and hydrocarbon prospectivity：A review[J].Earth-Science Reviews，2011，104（1/2/3）： 41-91.

[11］Ogawa K，Back S.Deepwater fold-thrust belt contraction driven by mixed deformation components[J].Tectonophysics，2022， 841： 229574.

[12］崔敏深水褶皺沖斷帶的構(gòu)造變形和油氣地質(zhì)特征[Ⅲ海洋 地質(zhì)前沿，2014，30（6）：20-26.[Cui Min. Deformation in deepwaterfold and thrust beltsand itsbearingon hydtocarbon accumulation[J].Marine Geology Frontiers，2014，30（6）： 20-26.]

[13]Jolly BA，Whittaker AC，Lonergan L.Quantifying the geomorphic response of modern submarine channels to actively growing folds and thrusts，deep-water Niger Delta[J]. GSA Bulletin， 2017，129（9/10）： 1123-1139.

[14]Mitchell W H， Whittaker A C，MayallM，et al. Quantifying the relationship between structural deformation and the morphology of submarine channels on the Niger Delta continental slope[J]. Basin Research，2021，33（1）： 186-209.

[15]Clark IR，Cartwright JA.Key controls on submarine channel development in structurally active setings[J].Marine and Petroleum Geology，2011，28（7）：1333-1349.

[16]Oluboyo A P， Gawthorpe R L， Bakke K， et al. Salt tectonic controls on deep-water turbidite depositional systems： Miocene， southwestern Lower Congo Basin，offshore Angola[J].Basin Research，2014，26（4）： 597-620.

[17]趙家斌，鐘廣法．構(gòu)造活動(dòng)對(duì)海底峽谷地貌形態(tài)的影響[J].海 洋地質(zhì)前沿，2018，34（12）：1-13.[Zhao Jiabin，Zhong Guangfa.A review on geomorphic response of submarine canyons to tectonic deformation[J].Marine Geology Frontiers，2018，34 （12）： 1-13. ]

[18］葛智淵，許鴻翔．濁流對(duì)復(fù)雜構(gòu)造地貌的水動(dòng)力和沉積響應(yīng) [J].古地理學(xué)報(bào)，2023，25（5）：1090-1117.[Ge Zhiyuan，Xu Hongxiang. Hydraulic and sedimentary responses of turbidity current to structurally-controlled topography[J].Journal of Palaeogeography，2023，25（5）：1090-1117.]

[19]MayallM，Lonergan L，Bowman A，etal.The responseofturbidite slope channels to growth-induced seabed topography[J]. AAPG Bulletin，2010，94（7）： 1011-1030.

[20]Howlett D M， Ge ZY，Nemec W， et al.Response of unconfined turbidity current to deep-water fold and thrust belt topography： Orthogonal incidence on solitary and segmented folds[J].Sedimentology，2019， 66（6）： 2425-2454.

[21]Clark IR，Cartwright JA. Interactions between coeval sedimentation and deformation from the Niger delta deepwater fold belt [M]//PratherBE，Deptuck ME，Mohrig D， et al.Application of the principles of seismic geomorphologyto continental slope and base-of-slope systems： Case studies from seafloor and near-sea floor analogues. Tulsa： SEPM Society for Sedimentary Geology， 2012.

[22]Soutter E L，Bell D，Cumberpatch Z A，et al.The influence of confining topography orientation on experimental turbidity currents and geological implications[J]. Frontiers in Earth Science， 2021，8： 540633.

[23］李磊，王英民，張蓮美，等．尼日爾三角洲下陸坡限定性重力 流沉積過程及響應(yīng)[J].中國(guó)科學(xué)：地球科學(xué)，2010，40（11）： 1591-1597.[LiLei， Wang Yingmin， Zhang Lianmei， et al.Confined gravity flow sedimentary process and its impact on the LOwer cUnucIaI siupe， NigeI DeialJ]. Suicnce Ca Laiu Sciences，2010，40（11）：1591-1597.]

[24]高毅凡，李磊，程琳燕，等．塊體搬運(yùn)沉積構(gòu)型及其對(duì)后期濁 流沉積的影響：以瓊東南盆地陵水凹陷L區(qū)為例[J].海洋地質(zhì) 與第四紀(jì)地質(zhì)，2022，42（2）：101-109.[Gao Yifan，Li Lei， ChengLinyan，etal.Sedimentaryarchitectureofmasstransport deposits and its influence on later turbidity deposition：An example from the L area of Lingshui Sag in Qiongdongnan Basin[J]. Marine Geologyamp; Quaternary Geology，2022，42（2）：101-109.]

[25]Abhari M N， Iranshahi M， Ghodsian M，et al. Experimental studyof obstacle effectonsedimenttransportofturbiditycurrents[J]. Journal ofHydraulic Research，2018，56（5）： 618-629.

[26]Pantin H M，Leeder MR.Reverse flow in turbidity currents： The role of internal solitons[J]．Sedimentology，1987，34（6）： 1143-1155.

[27]Edwards DA，Leeder MR，Best JL， et al.On experimental reflected densitycurrentsand the interpretationof certainturbidites [J].Sedimentology，1994，41（3）： 437-461.

[28］季雪瓜，陶麗云，黃河清．突然釋放型濁流在不同坡折渠道中 的流動(dòng)與沉積[J]．沉積學(xué)報(bào)，2022，40（3）：730-738.［Ji Xuegua， Tao Liyun，Huang Heqing.Numerical simulation of flow and deposition of sudden release turbidity on different slope breaks[J].Acta SedimentologicaSinica，2022，40（3）：730-738.]

[29]Weimer P， Buffler R T.Structural geology and evolution of the Mississippi fan fold belt， deep gulf of Mexico[J].AAPG Bulletin，1992，76（2）：225-251.

[30]TrudgillB D，Rowan MG，F(xiàn)iduk JC，et al.The Perdido fold belt，northwesterndeep gulfofMexico，part1： Structural geometry，evolution and regional implications[J].AAPG Bulletin， 1999， 83（1）： 1320-1336.

[31]CorredorF，ShawJH， BilotiF.Structural styles in the deepwater fold and thrust belts of the Niger Delta[J].AAPG Bulletin， 2005， 89（6）： 753-780.

[32]Netzeband G L，Hubscher C P， Gajewski D. The structural evolution of the Messinian evaporites in the Levantine Basin[J]. Marine Geology，2006，230（3/4）： 249-273.

[33]De Vera J，Granado P，McClayK. Structural evolution of the Orange Basin gravity-driven system，offshore Namibia[J].Marine and Petroleum Geology，2010，27（1）： 223-237.

[34]Hesse S，Back S，F(xiàn)ranke D. The structural evolution of folds in a deepwater fold and thrust belt：A case study from the Sabah continental margin offshore NW Borneo，SE Asia[J].Marine and Petroleum Geology，2010，27（2）： 442-454.

[35]King R C， Backé G. Abalanced 2D structural model of the hammerheaddelta-deepwaterfold-thrustbelt，bightBasin，Australia [J].Australian Journal of Earth Sciences，2010，57（7）：1005- 1012.

[36]Adam J，Ge ZY，Sanchez M. Salt-structural styles and kinematic evolution of the Jequitinhonha deepwater fold belt， central Brazil passive margin[J]. Marine and Petroleum Geology，2012，37

[37]Durand-Riard P，Guzofski C， Caumon G，et al. Handling natural complexityin three-dimensional geomechanical restoration， with application to the recent evolutionof the outer fold and thrust belt，deep-water Niger Delta[J]. AAPG Bulletin，2013，97（1）： 87-102.

[38]SellierNC，Loncke L，Vendeville BC，et al.Post-Messinian evolution of the Florence Ridge area （western Cyprus Arc），Part I：Morphostructural analysis[J].Tectonophysics，2013，591： 131-142.

[39]CrucianiF，Barchi MR，Koyi HA，etal.Kinematic evolution of aregional-scale gravity-driven deepwater fold-and-thrust belt： The Lamu Basin case-history （East Africa）[J].Tectonophysics， 2017，712-713：30-44.

[40]Yarbuh I， Contreras J. The interplay between deformation， erosion and sedimentation in the deep-water Mexican Ridges foldbelt，western Gulf of Mexico Basin[J].Basin Research，2017，29 （Suppl. 1）： 446-464.

[41]Totake Y，Butler R W H，Bond C E，et al.Analyzing structural variations along strike in a deep-water thrust belt[J]. Journal of Structural Geology，2018，108： 213-229.

[42]HowlettDM， Gawthorpe RL，GeZY，et al. Turbidites，topography and tectonics： Evolution of submarine channel-lobe systems in the salt-influenced Kwanza Basin，offshore Angola[J].Basin Research，2021，33（2）： 1076-1110.

[43]Talling P J，Masson D G， Sumner E J，et al. Subaqueous sediment density flows： Depositional processes and deposit types[J]. Sedimentology，2012，59（7）：1937-2003.

[44]Taling P J，PaullC K，Piper D JW. How are subaqueous sedimentdensityflows triggered，whatistheirinternal structureand how does it evolve？Direct observations from monitoring of active flows[J].Earth-Science Reviews，2013，125：244-287.

[45]Ge Z Y，Nemec W， Gawthorpe R L，et al.Response of unconfined turbidity current to normal-fault topography[J]. Sedimentology，2017， 64（4）： 932-959.

[46]Vellinga AJ，Cartigny MJB，Eggenhuisen JT，etal. Morphodynamics and depositional signature of low-aggradation cyclic steps： New insights from a depth-resolved numerical model[J]. Sedimentology，2018，65（2）： 540-560.

[47]Simpson R L.Two-dimensional turbulent separated flow[J]. AIAA Journal， 1987，25（6）： 775-776.

[48]Alexander J，Morris S.Observations on experimental， nonchannelized，high-concentration turbidity currents and variations in deposits around obstacles[J]. Journal of Sedimentary Research， 1994， 64（4a）： 899-909.

[49]Lane-Serff GF，Beal L M， Hadfield TD. Gravity current flow over obstacles[J]. Journal ofFluid Mechanics，1995，292：39-53.

[50] 楊田，操應(yīng)長(zhǎng)，田景春.淺談陸相湖盆深水重力流沉積研究中 的幾點(diǎn)認(rèn)識(shí)[J].沉積學(xué)報(bào)，2021，39（1）：88-111.[Yang Tian， CanYinochang Tian Iingchuin Discussion on research nf deenmentologica Sinica，2021，39（1）： 88-111.]

[51］VellingaAJ.Froude supercritical geophysical flows： Their related bedforms and frontal structure[D].Southampton：School of Ocean and Earth Science，University of Southampton，2019： 25-101.

[52]Tinteri R，Magalhaes PM，Tagliaferri A，etal.Convolute laminationsand load structuresin turbidites asindicatorsofflowreflections and decelerations against bounding slopes.Examples from the Marnoso-arenacea Formation （northern Italy） and Annot Sandstones （south eastern France）[J]. Sedimentary Geology， 2016，344： 382-407.

[53]Patacci M， Haughton PDW，Mccaffrey W D.Flow behavior of ponded turbidity currents[J]. Journal of Sedimentary Research， 2015，85（8） 885-902.

[54]Jamali M. Non-hydrostatic layered flows over a sillJ].Fluid Dynamics Research，2013，45（2）： 025502.

[55]Lawrence GA. The hydraulics of steady two-layer flow over a fixed obstacle[J].Journal of Fluid Mechanics，1993，254： 605-633.

[56]Kneler B，Buckee C. The structure and fluid mechanics of turbidity currents：A review of some recent studies and their geological implications[J]. Sedimentology，20oo，47（S1）： 62-94.

[57]Durran D R. Mountain waves and downslope winds[M]//Banta R M， Berri G， Blumen W， et al.Atmospheric processes over complex terrain. Boston：American Meteorological Society， 1990： 59-83.

[58］陳亮，季漢成，張靚，等．裂陷盆地重力流沉積對(duì)基準(zhǔn)面變化 的響應(yīng)：以烏里雅斯太南洼騰一下亞段為例[J].沉積學(xué)報(bào)， 2016，34（3）：487-496.[Chen Liang，Ji Hancheng，Zhang Liang， et al.Responses of gravity flow deposits to base-level variation in rift basin usinga case study of Lower Tengl Formation in south Wuliyasitai Sag[J].Acta Sedimentologica Sinica，2016，34 （3）： 487-96. ]

[59]CartignyMJB，Postma G， Van Den Berg JH，etal.Acomparative study of sediment waves and cyclic steps based on geometries，internal structures and numerical modeling[J].Marine Geology，2011，280（1/2/3/4）：40-56.

[60]Covault JA，Kostic S，Paull CK， et al.Cyclic steps and related supercritical bedforms：Building blocks of deep-water depositional systems，western North America[J].Marine Geology， 2017，393： 4-20.

[61］王大偉，孫悅，司少文，等．海底周期階坎研究進(jìn)展與挑戰(zhàn)[J]. 地球科學(xué)進(jìn)展，2020，35（9）：890-901.[Wang Dawei，Sun Yue， Si Shaowen， et al.Research progress and challenges of submarine cyclic steps[J].Advances in Earth Science，2020，35（9）： 890-901.]

[62］李爽，李偉，詹文歡．南海東北部陸緣濁流活動(dòng)的地貌記錄及 其形成機(jī)制分析[J].熱帶海洋學(xué)報(bào)，2021，40（1）：111-121.[Li Shuang，Li Wei， Zhan Wenhuan. Geomorphological records of turbiditycurrentactivityinthenortheasternmarginof theSouth China Sea and analysisof triggeringmechanism[J].Journal of Tropical Oceanography，2021，40（1）：111-121.]

[63]鐘廣法．超臨界濁流之地貌動(dòng)力學(xué)和沉積特征[J].沉積學(xué)報(bào)， 2023，41（1） ：52-72.[Zhong Guangfa. Morphodynamics of supercritical turbidity currents and sedimentary characteristicsof related deposits[J].Acta Sedimentologica Sinica，2023，41（1）： 52-72.]

[64］龔廣傳，李磊，何旺，等．塊體搬運(yùn)沉積頂面沉積過程模擬：以 南海北部坡為例[J].海洋地質(zhì)前沿，2022，38（12）：75-83. [GongGuangchuan，LiLei，HeWang，etal.Numerical simulationof post-mass transport deposition：Acase study of the marginslope of South China Sea[J].Marine Geology Frontiers， 2022，38（12）： 75-83.]

[65]Sinclair H D，Tomasso M. Depositional evolution of confined turbiditebasins[J].Journal ofSedimentaryResearch，2oo2，72 （4）： 451-456.

[66] LambMP，Hickson T，MarrJG，etal.Surgingversuscontinuousturbidity currents：Flowdynamics and depositsin an experimental intraslope minibasin[J].Journal of Sedimentary Research，2004，74（1）：148-155.

[67]Violet J，Sheets B，Pratson L，et al.Experiment on turbidity currentsand their depositsina model 3Dsubsidingminibasin[J]. Journal ofSedimentary Research，2005，75（5）：820-843.

[68]Lamb MP，Toniolo H，Parker G. Trapping of sustained turbidity currents by intraslope minibasins[J].Sedimentology，2006，53 （1）：147-160.

[69]Toniolo H，Lamb M，Parker G.Depositional turbidity currents indiapiricminibasinson thecontinental slope：Formulationand theory[J]. Journal of Sedimentary Research，20o6，76（5）： 783-797.

[70] WangXX，Luthi SM，HodgsonDM，etal.Turbidite stacking patterns in salt-controlled minibasins：Insights from integrated analoguemodelsand numerical fluid flowsimulations[J].Sedimentology，2017，64（2）： 530-552.

[71]LiL，Wang Y M，Zhang L M，et al. Confined gravity flow sedimentary process and its impact on the Lower continental slope， NigerDelta[J].Science China Earth Sciences，2010，53（8）： 1169-1175.

[72]NyantakyiEK，LiT，HuWS，et al.Structural and stratigraphic characteristics on distal partsof the outer fold and thrust belt of southernNigerDelta，Nigeria[J].ArabianJournalofGeosciences， 2015，8（9）：6677-6695.

[73]Morley C K. Growth of folds in a deep-water seting[J].Geosphere，2009，5（2）：59-89.

Abstract：[Objective] Continental margins often develop fold and thrust belts，which have a major control over deep-water deposition processes，such as turbidity currents.These structures play a crucial role in shaping the seafloorand influencing sediment transportand deposition pattrns.However，due tothe difficulties inobtaining relevant geological data and conducting field measurements of turbiditycurrents，quantitative researchon the hydraulic and depositional responses of turbidity currents to multi-segment folds is largelyunderstudied.[Methods]In this study，computational fluid dynamics（CFD）and the finite volume method（FVM）were used to conduct a twodimensional numerical simulation studyon the hydraulicand depositional responses of turbiditycurrents to multisegment parallel folds.Using the Flow-3D software and the Reynolds-Averaged Navier-Stokes （RANS）equations，six simulation experiments were designed by systematically varying fold morphology parameters （width，height，and spacing）and initial turbidity flow velocity.These parametersare based on insitu observations and physical flume experiments to ensure realistic input conditions.[Results and Conclusions]（1）under the influence of multisegment paralel folds，reverse flows develop atthe botom ofthe turbiditycurrent，including upstream-propagating reverse underflows generated by the blockage of the folds and downstream-propagating reverse under waves arising from perturbations after the turbidity current flows over the folds.（2）The propagation distance，velocity，and scale ofthe underflow reflect the extentto which the turbidity currentis disturbed bythe folds.Bycomparing the reverse flows，the turbiditycurrentis shown to experience more severe disturbances at the back row folds than atthe frontrow folds.This suggests thatthespatialarrngementofthefolds playsacriticalrole in modulatingtheflowdynamics and sedimentation pattens of turbiditycurrents.（3）The depocenters of turbidity currents on folded morphologies are primarily distributed on theupstream-facing slopesand in front of the folds，forming overlapping strata and gradually fining upstream.The depositionof turbiditycurents iscontrolledbothbythe morphologyofthefoldsandthe hydraulic conditionsof the turbidity current.Higher foldsand slower flow velocitiesof the turbidity current promotes more deposition，indicatingastrong couplingbetween thephysical characteristics of thefoldsand theflow propertiesof the turbidity currents.Additionall，the front row folds accumulate more sediment than the back row folds，highlighting theinfluenceoffoldpositioning onsediment dispersal.（4）Thedisturbance of the turbiditycurrentby the frontrow foldsand the separation distance between the two folds afect the hydrauliccharacteristics and depositional proceses ofthe turbidity current flowing through the back row folds.When the turbidity current is disturbed bythe front row foldsand theseparation distance between twofolds issuffcientlysmallto maintain its perturbed state，the current is morelikelytoflow over the back row folds，furtherreducing the total amount ofsedimentdeposited on theupstreamfacing slope of the back row folds.The main findings of this studyare consistent with those of previous studies focusing onnatural examples.Therefore，this studyhelps toreveal the hydraulicanddepositional patterns of turbidity currents occurring in multi-segment folds and provides a reference for oil and gas exploration in related regions.

Key words：deepwater fold belt;turbidity current；numerical simulation;reverse flow；turbidite system