Natural Gas Geoscience >

2022 , Vol. 33 >Issue 2: 243 - 255

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2021.07.009

Comparison between the depositional systems on ramp type and S type of passive margins：Insights from stratigraphic forward models

  • LI WAN , 1, 2 ,
  • Valeria BIANCHI 2 ,
  • Suzanne HURTER 2 ,
  • Tristan SALLES 3 ,
  • Xuanjun YUAN 1 ,
  • Zhijie ZHANG 1
Expand
  • 1. Research Institute of Petroleum Exploration & Development，PetroChina，Beijing 100083，China
  • 2. School of Earth and Environmental Sciences，University of Queensland，Brisbane 4072，Australia
  • 3. School of Geosciences，University of Sydney，Sydeny 2006，Australia

Received date: 2021-03-29

  Revised date: 2021-07-14

  Online published: 2022-02-25

Supported by

The Research and Development in Science and Technology Project of RIPED,CNPC “Genetic model of fine-grained sedimentation in continental lake basin and tectonic-lithofacies paleogeographic mapping of key strata in craton basin”

Fold

Abstract

Passive margins can be divided into ramp type and S type from the perspective of morphology. Previous studies mainly focus on their influences on the delta development and sediment budget into deepwater systems. However， the individual impacts on submarine canyons and submarine fans as well as the role of shelf breaks and slope breaks for shaping deepwater depositional systems remain unsettled. In this study， stratigraphic forward modeling is applied to investigate the depositional systems on S type and ramp type of passive margins， including the spatial distribution， sediment budget， sequence stratigraphic frame， temporal evolution， and flow dynamics. The study reveals that an S type is featured by poorly-developed and progradation-dominated delta， asymmetrical erosion in the canyon， well-developed submarine fan， less affected by sea-level change. In contrast， a ramp type is characterized by well-developed and aggradation-dominated delta， the upper to middle canyon covered by delta， less distinct asymmetrical erosion， poorly-developed submarine fan， significantly influenced by sea-level change. In conclusion， shelf breaks result in less sedimentation on the shelf and more transferred into deepwater whereas slope breaks lead to less in the canyon and more unloaded at canyon mouths.

Key words： Stratigraphic forward modeling; Passive margins; S type and ramp type; Delta; Canyon; Submarine fan

Cite this article

LI WAN , Valeria BIANCHI , Suzanne HURTER , Tristan SALLES , Xuanjun YUAN , Zhijie ZHANG . Comparison between the depositional systems on ramp type and S type of passive margins：Insights from stratigraphic forward models[J]. Natural Gas Geoscience, 2022 , 33(2) : 243 -255 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2021.07.009

0 引言

被动大陆边缘占世界大陆边缘的2/3［1-2］，广泛分布于非洲、印度、澳大利亚、北美洲东海岸、南美洲和西欧的整个沿海地区［3］。沉积体系在不同被动大陆边缘表现出相似的构型、演化和分布模式［4-5］。因此，地貌的控制作用在不同区域也更具有相似性，针对被动大陆边缘的沉积学研究更具有广泛适应性。
被动大陆边缘的分类方法较多，分类依据包括是否达到均衡、演化阶段、沉积特征、地貌特征等［3，6］。其中地貌特征是大陆边缘沉积构造背景的直观体现，也与海平面变化、构造事件、沉积供给等共同构成被动大陆边缘沉积体系的控制因素。在近年来兴起的源—汇系统研究中，地貌的控制作用尤为受到重视。与传统的沉积学方法相比，源—汇系统格外关注地貌与沉积的相互作用，并且诸多针对源—汇系统的地貌控制研究表明，地貌形态特征为沉积物的形成、搬运和沉积提供了主要动力，从而影响整个源—汇系统中沉积物的搬运和分配［7-8］。因此本文着重研究不同地貌类型对被动大陆边缘沉积体系的控制作用。
从地貌角度讲，被动大陆边缘可分为S型与平直型，S型形态特征总体上表现为平坦陆架、陡峭斜坡和开阔的深海盆地［3］，具备明显的陆架坡折和陆坡坡折，从陆架到深海平原，坡度呈现缓—陡—缓的特征。平直型大陆边缘不具备明显的陆架坡折和陆坡坡折，坡度没有明显的转折点。
围绕这2种被动大陆边缘的研究热点有：三角洲尤其是陆架边缘三角洲的发育特征，对于沉积物向深水供给量的影响，与海平面变化的协同控制等［9-11］。近几年来，研究逐渐由定性向定量化转变，特别是源—汇系统理论为被动大陆边缘研究引入了沉积物分配以及侧重地貌控制的思路等。前积与加积的比率可作为预测沉积物向深海输送量的重要预测指标，结合陆架边缘迁移轨迹以及斜坡叠置样式可定量至半定量预测深水扇沉积规模［9，12］。POREBSKI等［13］对陆架边缘三角洲的分类开展了广泛调研，讨论了各个类型的坡度、发育位置以及对应层序特征。研究人员［14-15］对全球大陆架和海岸线也进行了调研和分类，讨论陆架宽度和陆架坡度的影响。此外，前人［1，16-17］对于陆坡峡谷、海底扇、乃至整个源—汇系统的综合调研也得出了地貌与沉积体系规模间的对应关系，由此可以促进理解坡度对沉积的控制作用。
但是现今有关于沉积物向深水环境输入量的研究没有精细地区分开峡谷和海底扇，且研究包含不同区域，其构造沉积背景差异较大，统计结果被不同的沉积供给、可容纳空间等因素影响，厘清地形地貌的控制作用难度较大。因此，本文应用沉积正演技术，遵循单一变量原则，对比同一物源供给、同一海平面变化下S型与平直型被动大陆边缘的沉积体系特征，以期有助于被动大陆边缘沉积学的研究。在理论研究方面，由于在深水领域实际数据相对缺乏，因此深水沉积发展相对较慢，本文研究利用沉积正演可为深水沉积发展提供更多参考数据；大陆边缘记录了海平面、沉积供给、以及地貌的演化［7-8，18］，是层学地层学研究的理想对象，本文研究有助于理解海平面变化和地貌的控制作用；大陆边缘是从源到汇的重要中间要素，其形态可以指示沉积物向深水的供给量［9， 12］，因此本文研究有助于预测深水环境的沉积体积。在实际应用方面，被动大陆边缘是全球油气新增储量的主要潜力区域，尤其是深水领域的贡献日益重要［6］，本文研究有助于明确大陆边缘类型对于沉积体系的控制作用，预测三角洲—峡谷—海底扇的沉积规模、演化以及形态，进而预测有利储层以及油气藏的分布，为我国海上油气田的勘探开发提供一定借鉴。

1 研究方法

正演模拟在地学领域日益发挥重要的作用，包含裂缝模拟、地震正演、沉积正演等从微观到宏观的多维度多学科模拟［19-21］。沉积正演（SFM）遵从水流与沉积物的物理运动规律，模拟还原沉积物侵蚀、搬运和沉积的过程，重建沉积体系，输入数据主要包括初始底形、沉积物输入量、海平面变化、沉积过程类型等，而输出数据为不同类型沉积物的空间分布，生成可随时间变化的四维模型［22］。

1.1　模拟方法

本文模拟软件为LECODE，由澳大利亚联邦工业科学研究院研发（CSIRO）［23］，结合了明渠流体流动方法、非均匀沉积物运动方法以及Exner公式来模拟河流和浊流的流体运动、沉积物搬运以及侵蚀沉积。具体来讲，用深度平均的Navier-Stokes方程模拟水流速度和浓度。在二维深度平均模型中，假设流体是均质的、不可压缩的、恒温的、稳定的水流，其连续性（质量守恒）方程可表示为：
∂ A ∂ t = - ∇ ∙ A u = 0
∇ = ∂ ∂ x i + ∂ ∂ y j + ∂ ∂ z k
式（1）、（2）中：t为时间，s；A为流动面积，m2；u为速度矢量，m/s。可根据经验依据地形坡度S定义宽度（w）—深度（h）的比值。
在笛卡尔坐标中，简化的深度平均浅水动量方程可写成：
d u d t = - g ∇ H + μ ρ ∇ 2 u - c u u h
∇ 2 = ∂ 2 ∂ x 2 + ∂ 2 ∂ y 2 + ∂ 2 ∂ z 2
式（3）、（4）中：du/dt位流速矢量相对于时间的拉格朗日导数；H为水面高度，m； g为重力加速度，m/s2；μ为流体黏度，N·s/m2；h为流深，m；c为底部摩擦系数。流动加速度的制约因素有：重力和水面高度、流体所经历的横向摩擦力和底部摩擦力。
此外，LECODE能够模拟含泥沙河流产生的浊流，河流在入海后可自动转为浊流。在这一模拟方法中，河流与浊流的主要区别在于：存在夹带作用［24］；采用折算密度；海相和陆相的曼宁系数和静止角不同。
非均匀总荷载泥沙搬运方法采用非平衡方法，包含悬浮载荷和床沙载荷［25］。侵蚀沉积采用Exner方程进行质量守恒约束下的模拟。
根据实验室数据提出的沉降速度公式如下［26］：
ω s = ( 13.95 v d ) 2 + 1.09 ρ s ρ - 1 g d - 13.95 v d
式（5）中：ω s为泥沙的下落速度，m/s；v为流体的μ/ρ运动黏度，m2/s；d为泥沙颗粒的直径，m；ρ s为泥沙的密度，kg/m3。
在引入非平衡模型的概念后，泥沙运移方程可描述为：
d c k d t = - β t ω s k h ( c k - c k * )
式（6）中：c k为沉积物k深度平均浓度，kg/m3； c k *为沉积物k平衡浓度，kg/m3；β t为总负荷的修正系数，对于浊流和河流流量，其修正系数等于1。
C k * = q s k + q b k u h
式（7）中：q sk为单位时间和宽度内悬浮荷载k的平衡输送速率，m2/s；q bk为单位时间和宽度内床沙载荷k的平衡输送速率，m2/s。
床沙荷载和悬浮载荷的输送速率计算公式［25］如下：
q b k / [ p b k ( ρ s / ρ - 1 ) g d k 3 ) ] = 0.005    3 [ n ' n 3 2 τ τ c k - 1 ] 2.2
q s k / [ p b k ( ρ s / ρ - 1 ) g d k 3 ) ] = 0.000    026    2 [ ( τ τ c k - 1 ) u ω s k ] 1.74
式（8）—（9）中：p bk为混合层中k的分数；n′为增益粗糙度对应的曼宁系数；τ为剪切应力，N/m2；τ c为临界剪切应力，N/m2。

1.2　输入参数

本文应用沉积正演技术进行理论化的数值实验，通过对比S型与平直型陆架模型，分析二者的沉积特征异同点，确立陆架坡折与陆坡坡折的作用。输入参数主要包括底形、沉积物输入以及海平面变化。输入参数主要来自于文献调研，其选取需要达到3个条件：处于自然界的参数范围内，具有地质上的合理性；匹配模型的精度与建模尺度，满足模拟程序的要求；可模拟出一定规模的沉积体系，实现研究目的。经过反复实验，最终确立了以下输入参数：
（1） 底形：建立2个模型，分别采用S型与平直型陆架底形。为更好地体现浊流的运动沉积特征，在陆坡上加入弯曲峡谷，这也有助于建立更加典型完整的源—汇系统。S型底形包括开阔陆架，弯曲峡谷以及开阔深海平原，峡谷长度约为100 km，深度可达4 000 m，陆架宽度为74 km，陆架坡度为6.64 m/km，陆坡平均坡度为89.35 m/km，深海平原坡度为15.28 m/km。平直型底形缺乏明显的陆架坡折和陆坡坡折，平均坡度为19.6 m/km，但同样包含相似的弯曲峡谷。2个底形均长200 km，宽105 km，分辨率为1 km×1 km（图1）。
图1 沉积正演输入底形

Fig.1 The bathymetry for stratigraphic forward modelling

（2） 沉积物输入：沉积物供给量为17.5 Mt/a，水流量为63 km3/a，在有水流量供给记录的1 200多个入海河流中［16］和有沉积物供给记录的770多个入海河流中，水流量供给和沉积物供给均处于中间范围，因此具有合理性和代表性。河流的沉积物浓度可低至0.005 kg/m3，高达20 kg/m3以上［16］，大部分位于0.2~1.5 kg/m3 之间，在本研究中，沉积物浓度设置为0.277 kg/m3。为排除沉积物供给变化带来的干扰，沉积物供给和水流供给均设定为恒定值。被动大陆边缘的沉积物供给总体为偏细粒的沉积，综合参考已有的被动大陆边缘模拟研究以及沉积体系研究［27-28］，沉积物供给粒度分别为0.002 mm、0.004 mm、0.01 mm、0.05 mm、0.1 mm、0.15 mm、0.2 mm、0.3 mm、0.4 mm、0.5 mm，组分分别为4%、6%、9%、14%、19%、17%、13%、8%、6%、4%。河口处的水流速度通常处于0.5~3 m/s之间［27］，本研究中，河口处的水流速度设置为2 m/s。一般而言，深水环境的最大沉积/侵蚀速率小于陆架上的最大沉积/侵蚀速率，所以此参数的设置主要参考了陆架的沉积/侵蚀速率［28-29］，整个沉积系体的最大沉积/侵蚀速率为50 m/a。温带河流的沉积物供给与水流量在一年内的变化趋势与季节密切相关，雨季高值，旱季极低值［30-31］，因此在模型中设置为每年的河流活跃时间占50%（表1）。
表1 沉积正演输入参数

Table 1 The input parameters for stratigraphic forward modelling

参数 数值
水流量/（km3/a） 63
沉积物供给/（Mt/a） 17.5
沉积物浓度/（kg/m3） 0.277
粒度/mm 0.002、0.004、0.01、0.05、0.1、0.15、0.2、0.3、0.4、0.5
粒度占比/% 4、6、9、14、19、17、13、8、6、4
速度/（m/s） 2
最大沉积/侵蚀速率/（m/a） 50
河流活跃时间 50%
底形 大小 200 km×105 km
分辨率 1 km×1 km
时间 模拟时间 150 a
分辨率 1 a
（3）海平面变化：本研究中的海平面变化在低位时完全暴露陆架，高位时到达河口位置。全新世和更新世中一个海平面上升下降旋回大致为100 a左右［32］，本研究模拟时间为0~150 a，包含一个完整的上升—下降—上升旋回，时间精度为1 a（图1）。

2 研究结果

模拟结果包括位于陆架之上的三角洲，位于峡谷之内的水道—天然堤复合体，和位于深海平原之上的海底扇。

2.1　沉积特征对比

不同粒度沉积物的空间分布可以显示不同岩相的分布，而三角洲、峡谷充填、海底扇的栅状图可以显示其垂向与平面的多维度分布特征（图2）：
图2 沉积物分布模拟结果

Fig.2 The simulation results of sediments distribution

相同点：在陆架上形成三角洲，由三角洲平原到前三角洲，粒度由粗变细，三角洲整体呈现扇状—朵叶状；峡谷内充填沉积物，从上游到下游，粒度由粗变细；在整个沉积体系内，垂向上呈现下细上粗。
不同点：S型边缘上三角洲中轴部分为粗粒沉积物，向两边过渡为细粒沉积物，三角洲只局限在陆架之上；而平直型边缘上三角洲靠近岸线分布粗粒沉积物，向三角洲朵体的边缘过渡到细粒沉积，并且可观察到2期三角洲，其中一期三角洲延伸至陆坡之上。S型边缘上峡谷充填局限在峡谷之内，峡谷两侧的冲蚀沟槽不发育；而平直型边缘上上游峡谷被三角洲沉积覆盖，峡谷两侧的陆坡上发育2~3个冲蚀沟槽。S型边缘上在峡谷口发育海底扇，呈现朵叶状；而平直型边缘上几乎不发育海底扇，只有少量沉积物沿峡谷延伸线形成零星沉积。S型边缘上主要在海底扇上可观察到垂向上下细上粗的模式；而在平直型边缘上主要在三角洲上可观察到垂向上下细上粗的模式（表2）。
表2 S型与平直型被动大陆边缘沉积特征差异

Table 2 Differences between the depositional systems on S type and ramp type passive margins

特征 S型大陆边缘 平直型大陆边缘
地形特征 缓陆架—陡陆坡—缓深海盆地 无明显坡度变化
存在陆架坡折与陆坡坡折 无明显陆架坡折与陆坡坡折
海平面控制 海平面升降影响较小，主要通过改变岸线位置 海平面升降影响较大，改变垂向可容纳空间与平面岸线位置
沉积物分配 海底扇为主，三角洲为辅 三角洲为主，海底扇为辅
有利于沉积物向深水输送 不利于沉积物向深水输送
沉积中心 海底扇上扇 陆架边缘三角洲
三角洲 三角洲前积为主，加积为辅 三角洲前积为辅，加积为主
后期三角洲沉积速率低， 后期三角洲沉积速率仍然较高
峡谷 外岸侵蚀明显 不对称侵蚀不明显
三角洲与峡谷分隔 三角洲覆盖峡谷上游
海底扇 峡谷与海底扇区分明显 峡谷与海底扇无明显区分
浊流冲蚀沟槽 浊流冲蚀沟槽不发育 浊流冲蚀沟槽发育

2.2　沉积物配置关系对比

总沉积厚度显示了从0~150 a的沉积厚度综合分布，可以指示沉积中心（图3）：
图3 总沉积厚度模拟结果

Fig.3 The simulation results of total depositional thickness

相同点：整体上可由厚度分布识别出三角洲、峡谷充填、海底扇3个沉积单元。峡谷处均为沉积厚度的最大值。
不同点：S型边缘上三角洲的厚度最高值出现在轴部河道密集分布区域，在陆架边缘处为次高值，指示陆架边缘三角洲；平直型边缘上三角洲整体厚度大，靠近三角洲边缘略有升高。S型边缘上峡谷的厚度值由上游向下游逐渐增加；而在平直型边缘上峡谷的厚度整体呈现高值，在靠近峡谷头部厚度最大。S型边缘上扇体的厚度从上扇到下扇逐渐降低，并且从轴部到边部厚度降低；平直型边缘上扇体厚度整体为低值，在峡谷出口远端呈现小型朵体，在峡谷两侧冲蚀沟谷出口的远端也呈现小型朵体。S型边缘上整个沉积体系的沉积中心出现在上扇轴部；而平直型边缘的沉积中心出现在三角洲边缘轴部（表2）。
统计沉积体系在陆架、陆坡和深水盆地的体积与面积，其结果定量化地揭示了沉积物的空间分配（图4）。
图4 沉积体积（a）与沉积面积（b）统计

Fig.4 The depositional volume（a） and depositional area（b）

相同点：峡谷的沉积面积在整个沉积体系中为最低值，而沉积体积处于中间值。
不同点：S型边缘上从三角洲到海底扇沉积体积增加；平直型边缘上从三角洲到海底扇沉积体积减小。S型边缘上海底扇的沉积面积高于三角洲；平直型边缘上三角洲的沉积面积高于海底扇。S型边缘上沉积体系体积差异更大，面积差异更小，三角洲、峡谷沉积、海底扇的体积比和面积比分别为1∶1.39∶8.77和2.51∶1∶5.44；平直型边缘上沉积体系体积差异更小，面积差异更大，三角洲、峡谷沉积、海底扇的体积比和面积比分别为4.21∶1.08∶1和5.62∶1∶3.86（表2）。

2.3　层序发育特征对比

对三角洲的典型顺物源剖面进行详细剖析，分析其沉积物粒度分布特征以及模拟地震剖面的沉积时间剖面（图5）。三角洲边缘的顺物源剖面揭示沉积物源供给和可容纳空间之间的相互关系，建立层序格架［33］。
图5 三角洲剖面与层序地层解释

Fig.5 The dip-section of the delta and interpreted sequence stratigraphic frame

相同点：层序格架从下到上包括以下7个部分：低位体系域LST1，特征为正常海退，进积和加积；海侵体系域TST1，特征为海侵和退积；高位体系域HST1，特征为正常海退和进积；海退体系域FSST2，特征为强迫海退，进积和退覆；低位体系域LST2，特征为正常海退；海侵体系域TST2，特征为海侵和退积；高位体系域HST2，特征为正常海退。可以识别出以下几个标志界面： TST1与HST1之间，TST2与HST2之间为最大海泛面；FSST2与TST2之间为不整合界面。其中粗粒沉积物标记低位体系域，而细粒沉积物标记高位体系域。
不同点：S型边缘上LST1、TST1、HST1发育较好，FSST2、LST2、TST2、HST2发育较弱；而平直型边缘上LST1、TST1、HST1较好，FSST2、LST2、TST2、HST2发育也较好。S型边缘上三角洲整体规模小，厚度小；平直型边缘上三角洲规模大，厚度大。S型边缘上整体前积为主，加积为辅，加积层与前积层之比小；而平直型边缘上整体加积为主，前积为辅，加积层与前积层之比大。S型边缘前三角洲坡度较小；而平直型边缘上坡度较大（表2）。

2.4　演化特征对比

截取每隔25 a的沉积建模结果，进行对比，比较其沉积演化特征（图6）。
图6 沉积体系演化

Fig.6 The evolution of depositional systems

相同点：三角洲、峡谷充填、海底扇几乎同时形成，而非依次形成。海平面变化对于三角洲的影响较为显著，而对峡谷充填和海底扇的影响较小。早期沉积体系增长快，后期沉积速率变慢。
不同点：S型边缘上三角洲受海平面影响主要体现在三角洲边缘，影响较小，在中期海退时期反复改造三角洲边缘，使其从整齐边缘过渡为破碎边缘；平直型边缘上三角洲受海平面影响可以覆盖到三角洲中部，影响较大，早期的三角洲被中期海退改造，产生侵蚀水道，后期海侵时期三角洲自陆坡逐渐向陆架中部发展，覆盖先前形成的三角洲。S型边缘上峡谷中充填较粗沉积物，沉积充填面积较小，峡谷与三角洲相互分隔开来；平直型边缘上峡谷充填沉积物的粒度较细，充填面积大，三角洲在中期覆盖峡谷上游，至后期覆盖至峡谷中游。S型边缘上海底扇由初期长轴状过渡至中期朵叶状以及后期扇状，扇体的粒度逐渐变粗，峡谷口的沉积物粒度由早期细粒过渡为后期粗粒；平直型边缘上少量长轴状沉积分布，中期至晚期在远端形成小型的朵叶，小型朵叶的粒度为细粒沉积（表2）。

2.5　水道特征

初始沉积厚度为1 000 m，截取150 a时初始沉积层的厚度变化，厚度低值则侵蚀强，厚度高值则侵蚀弱，并且侵蚀区域可以揭示水道的分布轨迹，当不同时期水道反复侵蚀同一区域时，侵蚀强度较高（图7）。
图7 水道与侵蚀强度分布

Fig.7 The distribution of channels and eroded districts

相同点：在开阔陆架上，水道分布较为分散，分布面积较大，单位面积内侵蚀强度低。而在局限性的峡谷里，水道分布较为集中，分布面积小，单位面积内侵蚀强度高，在弯折区域，出现更为强烈的非对称性侵蚀。
不同点：S型边缘上，陆架上河道的分布范围更大，曲率更高；平直型边缘上，河道的分布范围更窄，曲率较低。S型边缘上，大多数水道分布在峡谷内，而分布在峡谷两岸之上的水道，重合度低，分布面积广，侵蚀强度低；平直型边缘上，更多水道分布在峡谷两岸，重合度高，分布面积小，在北岸形成小型侵蚀沟槽，而在南岸形成大型侵蚀沟槽。S型边缘上，峡谷内侧的非对称型侵蚀更为明显，在峡谷头部形成向岸侵蚀，在峡谷中部弯折处的内岸上游和外岸侵蚀强烈，峡谷出口弯折的外岸侵蚀次之；平直型边缘上，非对称型侵蚀相对较弱，峡谷头部没有明显侵蚀，峡谷中部弯折处侵蚀主要分布在外岸下游，但侵蚀面积较大。S型边缘上，水道分布范围广，曲率大，在局部洼陷处聚集；平直型边缘上，水道主要沿沟槽和峡谷的延长线分布，曲率小，侵蚀强度大（表2）。
选取一条顺物源剖面显示其海拔变化，并每隔20 km计算其坡度，其结果可揭示2种大陆边缘的地貌特征，随后每隔25 a对比从河口到研究区最西端的水流速度与浓度，可揭示大陆边缘类型对水流的影响（图8）。
图8 水流速度与浓度随流动距离的变化

Fig.8 The spatial variation of flow velocity and concentration against the flowing distance to river mouth

相同点：从河口至研究区最西端，水流速度先增大，在地形低处达到最高值，入海后速度降低，达到<5 m/s的低值，随后缓慢持续降低，期间存在波动。沉积物浓度短暂维持高值之后快速降低，随后维持低值，缓慢降低；沉积物速度和浓度的分布范围较为相似，沉积物速度分布范围为>1 m/s和<13 m/s，沉积物浓度分布范围为>0.01 kg/m3和<0.277 kg/m3。
不同点：S型边缘为缓坡—陡坡—缓坡组合，存在明显的坡度变化，陆架与深海盆地为低坡度，坡度约为5 m/km，而陆坡上坡度变化为自陆向洋先增加后减小；平直型边缘不存在明显坡度变化，坡度呈现为10~20 m/km，坡度介于陆坡坡度与陆架坡度之间。S型边缘上速度的空间变化一般呈现为单峰型，在陆坡上出现小幅度的峰值，峰值差异较大；平直型边缘上速度出现多个峰值，峰值差异小，接近陆坡时出现次峰值，而在陆坡位置，变化更为多样，可能出现低值。S型边缘上早期沉积物浓度维持高值一段时间；而平直型边缘上后期沉积物浓度维持高值一段时间（表2）。

3 讨论

3.1　陆架坡折的作用

陆架坡折通常意味着低坡度陆架和高坡度陆坡的组合。低坡度陆架可容纳空间低，不利于三角洲发育［34-35］，尤其在三角洲发育后期，沉积充填占据了绝大部分可容纳空间，即使海平面上升，沉积速率仍然较低，因此整体加积为辅，前积为主，后期沉积体系发育欠缺，尤其是陆架三角洲发育较弱（图4—图6）。同时低坡度情况下，河道的曲率往往较高［36］，虽然前人研究表明随着坡度持续升高，河道曲率有可能产生补偿作用，开始增加［37］，但陆架坡折一般较少能够达到这一坡度门限值，因此总体而言，坡度低时，河道分布更为广泛，三角洲宽度增加（图7）。
高坡度陆坡降低了峡谷的有效可容纳空间，陡坡环境本身也不利于沉积物贮存，因此高坡度峡谷中沉积物充填量降低（图4）。坡度通常也与水流侵蚀能力成正比［38］。因此陡坡环境下，水流对峡谷搬运通道底部和两侧的侵蚀都更为强烈，在弯折处速度升高（图8），也会形成更为显著的不对称性侵蚀，通常为凹岸侵蚀（图7）。因此高坡度陆坡更有利于峡谷继续加深、变宽乃至曲率增加［39］。此外在峡谷头部，有限的沉积物和强烈的侵蚀也会形成峡谷头部向岸发展，延长峡谷，促进峡谷下切陆架（图7）。
低陆架坡度不利于沉积物的贮存，而高陆坡坡度促进沉积物向下游搬运，总体陆架坡折的存在更有利于沉积物向深水环境搬运［40］，反之，当不存在明显陆架坡折时，沉积物会以三角洲的形式大量贮存在陆架上甚至是陆坡上游（图2），即使存在陆坡峡谷作为疏导体系，仍在缺乏有效的输送机制，沉积物在峡谷上游堆积，快速对峡谷进行充填，进一步降低沉积物输送能力（图3，图4）。
并且陆架坡折的存在可以降低海平面升降的影响强度和影响范围，陆架坡折使得海平面的升降对垂向可容纳空间的影响较为有限，而主要通过迁移岸线来施加作用，并且把影响范围局限在陆架坡折之上，降低对于峡谷和海底扇的影响。而当陆架坡折缺乏时，海平面的升降会显著影响垂向可容纳空间，因此随着海平面的升降出现了显著的三角洲的进积退积的变化（图2）。此外，当陆架的可容纳空间被充填后，沉积物会在陆坡上游堆积，将影响范围扩大至陆坡。当陆架坡折存在时，水流速度与浓度的峰值受海平面升降的影响更为明显（图8）。
虽然陆架坡度较高时，水流侵蚀能力增强，更易形成侵蚀陆架的峡谷，促进深水环境与陆相河流的连接，但在沉积物输送量具有一定规模时，这种影响弱于高可容纳空间的影响，也弱于峡谷向岸侵蚀延伸的影响。因此总体而言，陆架坡折可促进沉积物向深水环境的输送。

3.2　陆坡坡折的作用

陆坡坡折意味着高坡度陆坡与低坡度深海平原的组合。深海平原的坡度对于可容纳空间的影响不大，对于陆源沉积供给来说，可容纳空间非常充足，但是陡坡环境下，沉积物不容易保持稳定而是向低地形区域继续搬运，因此缓坡环境更有利于沉积物卸载形成沉积（图2，图3）。缓坡环境下，水道的曲率增大，海底扇的面积增大，同时，水道发生分叉点的位置也会距离峡谷出口更远［41］（图7）。但需要注意的是，当坡度增大至一定程度，水道曲率仍然有可能补偿坡度增加而增加，而深海平原很有可能达到这一临界值，因此坡度与水道曲率不一定成反比。
此外，前人研究表明，当底形在顺物源方向的弯曲度增大时，有利于沉积物卸载，具体在峡谷至深海平原环境中，有利于峡谷充填向海底扇转化［4］，因此陆坡坡折的存在增大了底形的弯曲度（图8），有利于沉积物在峡谷出口处卸载，完成峡谷内水道—天然堤复合体充填向水道化的海底扇扇根转化。而当缺乏陆架坡折时，沉积物不会发生大规模的卸载，而是沿峡谷的延长线继续形成条带状的侵蚀与沉积作用（图2，图3）。
总体而言，陆坡坡折的存在促进沉积物在峡谷中少停留多向下搬运，并且在峡谷出口处大规模卸载，形成海底扇［42］，成为油气资源的有利储层。

3.3　研究实例

在实际研究案例中，三角洲—峡谷—海底扇的发育受到多重因素的影响，比如海平面变化、沉积物供给、构造活动以及地貌等，因此较难分辨出单独地貌因素的影响。同时，自河口至深海平原一般长达上百公里以上，深度跨度也达数千米，深水环境中沉积学研究难度也较大，因此难以在实际研究中涵盖整个三角洲—峡谷—海底扇沉积体系。前人多将三角洲与深水环境中的峡谷—海底扇分开研究［43-45］，少数研究案例强调了三角洲到深水峡谷/水道之间的过渡［46］，但整体而言，对于三角洲—峡谷—海底扇之间的内在联系与相互关联研究仍然非常有限。随着源—汇系统理论的兴起，陆相物源区与深水沉积区之间的关系得到了更多重视，出现了更多量化研究，但是更强调物源区与海底扇之间的对应关系［8］，而对三角洲和峡谷的研究较为欠缺。但是针对陆架形态以及深水环境输入量的研究强调了陆架沉积与深水沉积间的关系［9， 12］，可为揭示陆坡地貌特征对于整个三角洲—峡谷—海底扇的控制作用提供借鉴。下文以中国南海海域红河扇的研究为例［9， 12， 47］，简要阐述其垂向上不同时期的陆架发育特征，对陆架坡折外沉积体系的影响（图9）。
图9 南海陆架坡折形态与对应陆架坡折下沉积特征（修改自文献［9，12，47］）

Fig.9 The growth styles of shelf-margin clinoforms and the corresponding sedimentary features in front of shelf-margin clinoforms in the South China Sea（modified by Refs.［9，12，47］）

研究区位于中国南海陆架的西北部，处于莺歌海盆地和琼东南盆地的交接处。红河为红河海底扇提供物源，而YC35-1-2井钻遇该扇体（图9）。在陆架斜坡体系顺物源方向的地震剖面中（图9），可观察到自下而上分别发育3种陆架增长模式，即底部的前积为主模式［（图9（c）］，中间前积加积混合模式［图9（b）］，以及顶部的加积为主模式［图9（a）］。前积为主的模式形成于相对低可容纳空间阶段。低陆架坡度、海平面下降、高沉积供给这3个因素的相互组合有利于发育这种模式。其特征为陆架斜坡高度低，长度大，陆架坡折迁移轨迹上升非常缓慢。加积为主模式形成于相对高可容纳空间阶段。高陆架坡度、海平面上升这2个因素有利于发育这种模式。其特征为陆架斜坡高度大，长度相对较小，陆架坡折迁移轨迹上升快。而前积加积混合模式的特征介于二者之间。其中，前积为主阶段与前积加积混合阶段之间的界限，地层年代为5.5 Ma，而前积加积混合阶段与加积为主阶段之间的界限，地层年代为1.9 Ma。
通过井震结合，可观测到位于陆架坡折外的YC35-1-2井自下而上，与这3个阶段对应的分别是富砂段、泥砂混合段、以及泥岩段。底部的富砂段主要为黄色中—粗粒砂岩，含砂量可到48.6%。中部砂泥混合段为黄色的粉砂岩以及中粗粒砂岩与绿色泥岩互层，含砂量约为29.1%。而顶部的泥岩段为绿色泥岩，含砂量仅为8.8%。在陆架坡折外的横切物源地震剖面上，对应自下到上分别为底部海底扇、中部的峡谷充填［图9（d）］以及顶部的块体搬运（MTDs）［图9（e）］。扇体呈现丘状，内部可见双向下超。峡谷充填构成较为复杂，可见小规模的杂乱相、河道充填相、底部高振幅相等。而块体搬运整体为席状，内部为杂乱相。
这一研究表明，垂向上在相对可容纳空间不足时，以发育陆架坡折前积为主，向深水环境中输入沉积物多，深水沉积体系发育，可形成大规模的高含砂陆源海底扇。而可容纳空间相对充足时，以加积为主，沉积物主要滞留在陆架之上，向深水环境输入沉积物少，缺乏陆源供给形成的沉积体系，主要发育陆坡失稳形成的富泥块体搬运。

4 结论

通过对平直型大陆边缘和S型大陆边缘分别建立沉积正演模型，对比了2种类型的沉积体系特征，揭示了陆架坡折和陆坡坡折的作用。
（1）平直型大陆边缘三角洲沉积为主，海底扇沉积为辅，峡谷沉积作用强，三角洲可覆盖峡谷之上；而S型大陆边缘海底扇沉积为主，三角洲沉积为辅，峡谷侵蚀作用强，三角洲与峡谷相互分隔。
（2）平直型大陆边缘受海平面变化影响大，垂向可容纳空间变化大，加积为主，沉积速率衰减慢；而S型大陆边缘受海平面变化影响小，以影响岸线迁移为主，垂向可容纳空间变化小，进积为主，后期沉积速率快速降低。
（3）陆架坡折不利于沉积物驻留在陆架之上，促进沉积物向深海搬运，降低海平面变化的影响强度和影响范围，加强陆架与深水环境的差异性；而陆坡坡折减少沉积物在峡谷中的充填，促进沉积物在坡脚大规模卸载。

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