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超临界浊流沉积是近十多年来国际沉积学领域的一个研究热点,这在很大程度上得益于“周期阶坎”（cyclic steps）概念[1]的提出和与浊流有关的海底周期阶坎底形的发现[2]。现代环境调查和古代记录分析表明,超临界浊流沉积遍及三角洲前缘斜坡[3⁃9],海底峡谷和水道[2,10⁃16],海底扇[2,17⁃25]、火山岛周缘海底斜坡[26]、冰海和冰湖[27⁃28]、湖泊[29]等几乎所有与重力流有关的沉积环境。超临界浊流沉积理论的出现,极大地拓展了沉积学工作者的视野,对于深入理解古代沉积记录、解读地质历史具有重要的科学意义。同时,由于超临界浊流能量高,其沉积机理和砂体构型与亚临界流有很大的不同,相关沉积物的储集性能比亚临界流更优越,因此超临界浊流沉积研究对于深水油气资源勘探和开发亦具有重要的工程意义[30]。
自20世纪60年代以来,欧美等发达国家的科学家对超临界浊流沉积及其成因机理进行了持续的研究,大致经历了1960—1970年代和最近十多年来两个研究高潮,研究内容涵盖水槽实验[31⁃32]、数值模拟[33⁃39]、海底调查[2,4⁃6,10⁃14,17⁃22,40⁃43]和野外露头研究[8,44⁃50],已初步构建了超临界浊流沉积理论的基本框架。我国超临界浊流沉积研究起步较晚,但无论是海底调查[15⁃16,24,51⁃54]、露头分析[9,23],还是水槽实验[55⁃56]和数值模拟[57⁃62],都取得了一些很有意义甚至前缘性的学术成果,也出现了一些旨在宣介国际超临界浊流底形研究进展的综述性论文[63⁃64]。尽管如此,与国际上的高研究热度相比,国内对超临界浊流沉积的关注度仍较低。本文拟对与超临界流有关的水力学和沉积学概念进行较为系统的介绍,并着重就超临界浊流沉积的鉴别标志及相关问题进行讨论,旨在抛砖引玉,以期引起更多国内学者和工业界同行对超临界浊流沉积问题的重视,促进超临界浊流沉积学在我国的快速发展。
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流体的流动特性或流态依弗劳德数（密度流称内部或密度弗劳德数,Fr）可以划分为以下三种情形,分别为临界流动（Fr=1,critical flow）或过渡流态（transitional flow regime）、亚临界流动（Fr<1,subcritical flow）或下部流态（lower flow regime）及超临界流动（Fr>1,supercritical flow）或上部流态（upper flow regime)。明渠流和密度流的弗劳德数可以统一用密度弗劳德数表示为：
(1) 式中：U为平均流速,H为流体厚度,ρf 和ρa为流体及其上覆流体介质（密度流为海水或湖水,明渠流为空气）的密度,g为重力加速度,
水槽模拟实验表明,随着弗劳德数增加,底床上会依次出现下列底形[1,65]：①沙纹,②沙丘上的沙纹或上叠有沙纹的沙丘（沙纹与沙丘之间的过渡类型）,③沙丘,④冲蚀或剪切沙丘（washed-out or sheared-out dunes,沙丘与平床之间的过渡类型）,⑤平床（亦译作平坦床沙）,⑥逆行沙丘,⑦不稳定或破裂逆行沙丘（unstable or breaking antidunes）,⑧急滩和深潭（chutes-and-pools）,⑨周期阶坎。其中,①~③为典型的亚临界流底形,④和⑤的形成条件接近于临界流,代表亚临界流与超临界流之间的过渡底形,⑥~⑨为超临界流底形。
超临界流沉积并不是一个新范畴。相关的概念,如逆行沙丘[66]、后积层理[67]等,早在100多年前即已出现。从20世纪60年代流态概念的确立及沉积学界大兴水槽模拟和现代沉积调查之风以来,超临界流沉积的研究热度不减。尽管如此,关于超临界流沉积,国内外的沉积学教科书和参考书中均极少涉及,通常除了提到逆行沙丘、急滩和深潭等相关底形概念外,基本上没有超临界流沉积方面的专门介绍。这一状况的出现可能与以下三个因素有关：一是传统沉积学理论认为超临界流沉积不易保存,在地层记录中非常稀少[68⁃70],导致沉积学家对超临界流沉积的普遍性和重要性认识不足,在一定程度上对相关沉积学实践构成了“误导”；二是学术界对超临界流的沉积过程和沉积特征缺乏深入了解,对于如何鉴别超临界流沉积,缺乏明确而行之有效的依据或标志；三是超临界流沉积构造所特有的长波长、低幅度特点客观上增加了从范围狭小的露头或岩心中将其鉴别出来的难度。
事实上,超临界流沉积在冰川、冲积扇、河流、湖泊、三角洲、海岸、浊流等现代沉积环境中无处不在,在古代沉积记录中也屡被发现。可以肯定,超临界流沉积在地层记录中是大量存在的,只是我们尚未客观地将它们辨识出来而已。这也意味着,地层记录中很多超临界流沉积可能被我们错误地鉴别成了亚临界流或过渡流沉积,其结果势必影响我们根据沉积记录分析得出的古水动力恢复和沉积环境解释的合理性,进而波及相关沉积相填图、古地理重建、盆地分析、储层预测等研究成果的可靠性。这是目前沉积学研究中面临的一大困境或挑战,姑且称之为“超临界流沉积问题”。
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水跃（hydraulic jump,密度流中称为内部水跃）是理解超临界流及其水动力和沉积效应的一个重要概念。水跃是流体从超临界流向亚临界流的突然过渡,表现为流体表面的不连续或突然跃起,流体厚度的突然增大,流速突然降低,流体能量损失,上覆流体（空气或水）混掺（entrainment）及流体密度和沉积物浓度的显著下降[33,71],有时还可能表现为流体类型的转换[72]。由于流体能量显著降低,水跃及紧邻水跃的下游部位会发生强烈的沉积物堆积。水跃发生前超临界来流（incoming flow）的弗劳德数越大,水跃部位流速下降、流体厚度增大、能量损失、流体混掺、流体密度降低等的幅度也越大,相应的水跃下游沉积物堆积也越强烈。
水跃是一种极端紊流现象。超临界来流在水跃部位被强烈扰动,除了主流继续沿底部向前流动外,流体表面会出现一系列作剧烈回旋运动的旋滚（roller,一种反向流动的表面滚动波,这里沿用国内水力学教科书中的译法）,它们将上覆流体（水或空气）卷入,形成一个反向流动带或旋滚区。表面旋滚区的起点或水深突然增加部位,是水跃开始出现的标志,称为“水跃起点”或“水跃趾部”。表面旋滚区下游流体表面基本变平部位,称为“水跃终点”。水跃起点与终点之间的距离,称为“跃长”。水跃发生前超临界流的厚度（h1）和水跃发生后亚临界流的厚度（h2）,合称为“共轭深度”（conjugate depths）。水跃发生前、后流体的厚度差（h2-h1）,称为“跃高”。忽略水跃处流体和沉积物的混掺效应,水跃发生后与水跃发生前流体厚度之比（h2/h1）,称为“水跃强度”（图1a）。
水跃的本质是流体能量形式的转换,水跃前以动能为主,水跃后则以势能为主,水跃导致流体能量的大量损失。在水平矩形明渠且忽略底床剪切应力的假设前提下,根据Bélanger动量方程,水跃强度可以用来流弗劳德数（Fr1）表示为：
(2) 由该式知,随着来流弗劳德数增加,水跃强度逐渐增大,水跃的几何形态、内部流动特性和能量损失也会发生相应变化。
根据明渠流水槽实验结果,按来流弗劳德数大小,可以将水跃划分为以下五类[70⁃71]：1）当1.0<Fr1≤1.7时,共轭深度比接近于1,流体表面呈波状,流体能量损失小,称为波状水跃（undular jump,图1b）；2）当1.7<Fr1≤2.5时,表面波破裂,流体表面出现小的旋滚,但流速较均匀,能量损耗低,称为弱水跃（weak jump,图1c）；3）当2.5<Fr1≤4.5时,水跃变得极不稳定,在底床和流体表面之间形成自下而上的震荡射流,射流与底床之间还会出现反向流动单元,导致底床剪应力显著下降,称为震荡水跃（oscillating jumps,图1d）；4）当4.5<Fr1≤9.0时,水跃形态变得相当稳定,称为稳定水跃（steady jump,图1e）,此时高速射流离开床面的位置与流体表面旋滚末端大致处在同一断面内,能量损耗介于45%~70%；5）当Fr1>9.0时,高速射流已无法继续维持在流体底部,流体表面起伏很大,共轭深度比大,能量损耗充分（>70%）,称为强水跃（strong jump,图1f）。需要说明的是,不同类型水跃之间弗劳德数的分界值并不是一成不变的,可因水道形态、底床粗糙度等因素而发生变化。
水跃发生的位置与下游水位——水力学称为“尾水深度”（tailwater depth,ht）有关。当水跃位于h2=ht处,称为“正常水跃”（normal jump,图1g）。当h2>ht,水跃将顺流迁移至下游某个满足h2=ht处出现,称为“驱离水跃”（flushed jump,图1h）；而当h2<ht时,水跃将被迫逆流迁移,称为“淹没水跃”（submerged jump,图1i）[68⁃69]。此外,水跃在有坡折和无坡折时均可发生。
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水槽实验表明,超临界流底形主要有以下四种类型（表1、图2）,按弗劳德数增大顺序依次为逆行沙丘或稳定逆行沙丘、不稳定或破裂逆行沙丘、急滩—深潭及周期阶坎[2,36,65]。其中,逆行沙丘和周期阶坎为超临界流底形的两种端元类型,而不稳定逆行沙丘和急滩—深潭则是介于前两者之间的过渡或复合底形[2,37,70,73]。
表 1 各种超临界流底形的流体动力学行为及沉积特征
底形类型 稳定逆行沙丘 不稳定逆行沙丘 急滩和深潭 周期阶坎 底形与流体表面波相位关系 同相位 同相位关系被不断破坏与重建 仅背流面（急滩）同相位 仅背流面（陡坎）同相位 水跃性质 无水跃 表面波波脊破裂 形成涌浪 不稳定或瞬态水跃 稳定水跃 流动的 临界性 超临界流动 超临界流动 跨临界流动 跨临界流动 流体动力学表现 迎流面减速流动, 背流面加速流动 表面波破裂形成 先逆流、后顺流 迁移的涌浪 迎流面亚临界加速流动, 背流面超临界加速流动 迎流面亚临界加速流动, 背流面超临界加速流动 特征的沉积构造 近水平—低角度后积层理,逆流迁移的波状或爬升交错层理 近水平—低角度 后积层理, 冲刷—充填构造 后积层理,冲刷—充填构造,建造—充填构造,块状或无构造沉积,软沉积物变形构造 后积层理,冲刷—充填构造,块状或无构造沉积,软沉积物变形构造,逆流迁移的波状或爬升交错层理 -
“逆行沙丘”由Gilbert[66]提出,指与水面重力波相位相同的正弦状底形,因其迁移方向与沙丘相反即逆流迁移而得名。Kennedy[74⁃75]发现,除逆流迁移外,逆行沙丘还可以顺流迁移或不发生迁移,故将逆行沙丘拓展至包含不论迁移方向的、所有与水面波相位一致的底形。尽管如此,无论是现代环境还是古代记录,绝大多数逆行沙丘表现为逆流迁移,顺流迁移者很少[37],且主要见于坡度陡、粒度粗、弗劳德数较低的超临界流环境[31,37]。
逆行沙丘底形的起伏与上覆流体表面波相位一致,波谷处流速最高、流体厚度最小,波脊处则相反。流体加速通过背流面进入波谷,然后减速通过迎流面到达波脊[74⁃76]（图2a）。明渠流中的逆行沙丘多为短命底形、不易保存,但密度流或浊流中,由于折算密度低,逆行沙丘可以持续稳定地发育[32]。
逆行沙丘与沙丘不同[75,77]。首先,沙丘是亚临界流底形,其迎流面侵蚀、背流面加积,因而顺流迁移；而逆行沙丘为超临界流底形（虽然其形成时的弗劳德数可以低至0.84甚至更低[75]）,其背流面容易出现侵蚀,而迎流面发生加积,故逆流迁移[66,75]。其次,沙丘为不对称尖脊底形,其迎流面缓且微微上凸,背流面很陡,接近于沉积物休止角；逆行沙丘则为低幅度、正弦状、对称或近对称底形。第三,沙丘背流面存在流体分离现象,流线在越过波谷、到达下游迎流面某个适当位置后才重新与底床贴合；逆行沙丘因幅度低、坡度缓,底床顺流坡度变化缓慢,故很少出现流体分离现象,多数情况下流线可以沿底形光滑追踪。
逆行沙丘逆流迁移形成后积层理（图2a）。后积层理的保存程度与其形成后被侵蚀改造的程度和加积速率有关[70]。由于后积层组上部更易被侵蚀破坏,在低加积速率情形下,往往只有后积层组下部倾角较缓的部分得以保留,纹层的厚度小,且多呈近水平至低角度形态,纹层组的横向连续性差,极端情况下为透镜状；高加积速率条件下,纹层厚度大,纹层组的横向连续性好,总体表现为较高角度的后积层理或由后积层组和前积层组交替构成的迁移波状或爬升逆行沙丘层理[35,48]。此外,非迁移型逆行沙丘可以形成正弦波状地层,而顺流迁移逆行沙丘的沉积构造主要为前积层理[28]。
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当弗劳德数进一步增加,形成逆行沙丘的流体会变得不稳定,表面波逐渐变陡。当波的陡度（波高/波长）超过临界值（明渠流为0.142[74]）时便会发生破裂,此时底床与表面波之间的同相关系不再保持,这种与逆行沙丘表面波破裂有关的底形,称为破裂逆行沙丘[63]或不稳定逆行沙丘（图2b）[70]。
表面波的破裂导致逆行沙丘底形周期性地被破坏和重新形成[70,75⁃76]。表面波的变陡和破裂通常从波脊部位开始,波脊顶部流体逆流滑行形成旋滚或破裂波,以正向涌浪（positive surges）形式逆流迁移,并导致其下伏逆行沙丘底形被冲刷破坏,跟在这些涌浪后面的是弥漫整个水柱的悬浮沉积物云。当涌浪逆流迁移至邻近波谷时,由于其速度降低、幅度减小,悬浮物质开始沉积。随着速度和幅度进一步快速下降,正向涌浪被顺流下冲,转换为负向涌浪（negative surges）,导致超临界流和逆行沙丘底形在加积底床上重新形成。逆行沙丘波的破裂过程差异很大,取决于波破裂时涌浪与底床之间的相互作用。
不稳定逆行沙丘沉积物通常由不连续的透镜状层构成,与逆行沙丘上覆同相位波的形成和破裂的周期性重复有关[70,78]。依涌浪所能到达的逆流侧最大位置,沉积物可以堆积在逆行沙丘的迎流面,形成后积层组；或者沉积在逆流侧前一逆行沙丘的背流面,形成低角度前积层组；如果沉积物堆积在波谷的中部,则形成与波谷形状一致的上凹状对称层组（图2b）。此外,波的破裂及有关的涌浪过程与高速来流的核部从底床滑离跃起（射流）有关,直接位于涌浪后面的底床所受到的牵引显著降低（有时甚至在底床与射流之间出现反向旋滚）,这些部位悬浮沉积物的快速堆积可以形成块状或无构造沉积。
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随着弗劳德数进一步增加,不稳定逆行沙丘会逐渐过渡为急滩—深潭底形。它由急滩（背流面）和深潭（迎流面）两种地貌交替构成,其中急滩代表以浅水急流为特征的坡道,深潭则为水深流缓的冲坑状或凹槽状负地貌（图2c）。国内沉积学教科书中大多将“chutes-and-pools”译为“流槽和凹坑”、“冲槽和冲坑”,后者带有较明显的侵蚀成因色彩。事实上,chutes-and-pools也可以是重要的沉积底形。本文采用陈景山[79]及国内水力学教科书中通行的“急滩和深潭”这一译名。chute一词源于法语,本意为跌落、下降,还用来指供物体快速滑落的倾斜坡道,指流水时为瀑布、急流之意。这里的chutes特指上覆为厚度小、流速高、Fr>1的急流的斜坡地形,译为“急滩”较为贴切；而pools部位流体深度大、流速低,为Fr<1的缓流,译为“深潭”也很形象。
急滩和深潭是一种超临界流底形,其稳定性在逆行沙丘与周期阶坎之间,可以视为二者之间的一种过渡或混合底形[70,73]。浅而快速的超临界流加速通过急滩,并在急滩末端发生水跃,转化为深潭中深而缓慢的亚临界流,但流体在深潭部位处于加速状态[37,65]。分隔急滩超临界流和深潭亚临界流的水跃,其迁移是随机的,可以自发形成和消散[70,78]。急滩下游的深潭中,可以发育稳定或不稳定的逆行沙丘[76]。
急滩和深潭与不稳定逆行沙丘的区别在于,不稳定逆行沙丘的涌浪会迅速减弱并消散,而急滩—深潭的涌浪则会演化为瞬态水跃[70,78]。形成急滩和深潭底形的流体,其流速通常与伴生的逆行沙丘接近或更高[70,76]。
典型的急滩—深潭沉积物由充填于冲坑中的陡倾的后积层组构成,有时伴有缓倾的前积层组及同心状的冲坑充填沉积（图2c）[35,48,70,78,80]。水槽实验[35,70,78,80]表明,当加积速率较低时,急滩—深潭沉积物的顶部多被侵蚀,保存下来的沉积物通常表现为叠置的冲刷—充填构造,其内部主要由上凹状后积层理和块状或无构造沉积物组成。随着加积速率增加,在上凹状纹层组之间,还可能叠置上凸状透镜体,这些透镜体的下部多为块状沉积物,向上纹理逐渐变得清晰起来。在高加积速率情况下,急滩—深潭沉积物由上凸状透镜体和上凹状透镜体共同组成[45,50,81]。Slootman et al.[50]将这种形成于高加积速率条件下的急滩—深潭构造称为“建造—充填构造”（build-and-fill structures）,其中上凸状透镜体形成于同相波体制,称为建造期沉积；上凹状透镜体形成于水跃体制,称为充填期沉积。理想化建造—充填构造的形成经历了同相波条件下逆行沙丘的形成和建造,同相波的破裂（流动受阻）和随后水跃的形成,底形脊上游侧凹坑的充填,水跃被冲至下游和超临界流在底床上的重新建立等阶段[50]。
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随着弗劳德数进一步增高,水跃变得更加稳定,急滩—深潭过渡为周期阶坎,它由一组首尾相接、逆流迁移的阶梯状底形所构成,每个底形包含一个坡度较缓或逆流倾斜的“台阶”（即迎流面）和一个坡度较陡、顺流倾斜的“陡坎”（即背流面）,这种阶、坎交替地貌在顺流方向上周期性重复出现（图2d）[1⁃2,36⁃37]。周期阶坎概念由Parker[1]正式提出,不过类似的概念此前已经出现[82]。文献中cyclic steps的中文译名较为混乱,可能与对cyclic的不同理解有关。笔者[83]将其译为“周期阶坎”,主要考虑cyclic在地层学中强调地层特征在垂向上的旋回性或韵律性,而这里的cyclic为水力学概念,强调底形及上覆流体的形态特征沿床面或横向上的周期性重现特性,译为“周期”似乎更合适一些；steps描述的是此类底形的台阶状或阶梯状外形,译为“阶坎”较为合适,其中“阶”对应于相对平缓的迎流面（台阶）,“坎”对应于相对陡峭的背流面（陡坎）,“阶”和“坎”连起来完整地反映了此类底形的形态特点。
组成周期阶坎波列的每个底形,可以根据跃前弗劳德数（Fr1）、跃后弗劳德数（Fr2）及脊顶附近临界弗劳德数划分为以下三部分（图2d）[36]：一是水跃区,从背流面倾泻而下的超临界流在这里减速扩展,转化为亚临界流；二是水跃区下游的迎流面,水跃后的亚临界流加速通过该区,并在波脊略靠上游部位达到临界状态[84]；三是背流面,超临界流加速掠过该区,直至谷底由于坡度骤降,被迫形成下一个水跃。由于背流面薄而快速的超临界流的侵蚀成分更多一些,而迎流面厚而慢速的亚临界流的沉积成分更多一些,其结果周期阶坎不可避免地逆流迁移。
周期阶坎和逆流迁移的逆行沙丘都是周期性重复出现的超临界流底形,二者都由多个同类底形首尾相连而成,成组或成列发育,且逆流迁移。二者的区别主要表现为以下三个方面[1,31,37]。首先周期阶坎为长波长底形,其波长与流体厚度之比大于或等于10,而逆行沙丘则小于或等于5[31,37]。其次,逆行沙丘底形与上覆流体表面波相位一致,上覆流体全程为超临界流；而周期阶坎的上覆流体则以波谷附近持续性或稳定发育的水跃为标志[2,36,85],以背流面超临界流与迎流面亚临界流的顺流交替为特征,亦即周期阶坎上覆流体并非一以贯之的超临界流,但当底形缺乏时整个底床仍为超临界流[85]。由于流态的交替,周期阶坎与流体表面波的相位关系也不够明确,其中超临界流部分为同相位,而亚临界流部分则不同相,流体最厚和最薄部位均位于波谷附近。第三,明渠流中的逆行沙丘多为暂时性底形,在沉积记录中不易完整保存,而持续性水跃的存在使得周期阶坎波列得以稳定发育,故可以留下完整波列的沉积记录[37]。
周期阶坎与急滩—深潭不易区分,二者均由逆流迁移的阶梯状地貌所组成,周期阶坎的阶和坎（迎流面和背流面）分别相当于急滩—深潭的深潭和急滩,二者的成因也都与水跃有关[37],不过二者的水跃动力学行为存在一定的差异。急滩—深潭常与逆行沙丘波列共生,是以瞬态水跃为特征的欠稳定底形,瞬态水跃的形成与同相波的偶然破裂有关[70,78,86⁃87]。急滩—深潭上覆流体由背流面超临界流、波谷中暂时性水跃及迎流面亚临界流组成,与周期阶坎类似,但急滩—深潭缺乏周期阶坎在顺流方向上的重现性。由于急滩下游的深潭区常常叠加稳定或不稳定逆行沙丘,急滩—深潭中的水跃一般呈阶跃式逆流迁移；而周期阶坎中,水跃相对于底形的位置保持稳定,且以大致稳定的速率逆流迁移[2,70,88]。急滩和深潭可以视为周期阶坎的特例[85]。
根据控制底形的主要过程是沉积还是侵蚀,通常将周期阶坎划分为净沉积、搬运（transportational）和净侵蚀三类。很多海底沉积物波属于净沉积型周期阶坎,而净侵蚀型周期阶坎则表现为一系列逆流迁移的冲坑[37]。坡度较陡易形成净侵蚀型周期阶坎,较缓则有利于形成净沉积型周期阶坎[82]。顺坡而下,净侵蚀型周期阶坎可以过渡为净沉积型[16]。搬运型周期阶坎中,每个阶坎底形的平均沉积物搬运速率在顺流方向上为常数,单个底形内平均侵蚀速率等于0,其迎流面净沉积、背流面净侵蚀,侵蚀量和沉积量在一个波长范围内保存平衡[85,89]。
Slootman et al.[73]根据底床加积速率与底形迁移速率的比值,将周期阶坎进一步细分为完全沉积型、部分沉积型、搬运型、部分侵蚀型和完全侵蚀型五类（图3）。底床加积速率与底形迁移速率的比值,用波脊迁移方向相对于背流面倾角的爬升角或相对于迎流面倾角的降落角加以定义。当底床所有部位都为加积时,纹层连续,波脊迁移的爬升角大于背流面倾角,为完全沉积型周期阶坎。当背流面侵蚀,但背流面侵蚀速率小于迎流面沉积速率时,为部分沉积型周期阶坎,此时波脊爬升角小于背流面倾角。当波脊下降,且下降角度超过迎流面倾角（即底床任何部位都发生侵蚀）时,为完全侵蚀型周期阶坎。当波脊下降角度小于迎流面倾角时,迎流面沉积速率小于背流面侵蚀速率,为部分侵蚀型周期阶坎。波脊以与背流面（或迎流面）倾角相等的角度爬升（或下降）是部分沉积（或侵蚀）型和完全沉积（或侵蚀）型周期阶坎的分界线,该角度上的背流面（或迎流面）既不发生沉积也不发生侵蚀,为临界沉积型或临界侵蚀型周期阶坎。搬运型周期阶坎既没有净沉积,也没有净侵蚀,其迎流面沉积和背流面侵蚀的速率相等。
周期阶坎沉积物主要由后积层理组成（图2d）,其底部为块状,由水跃下游部位悬浮颗粒的快速堆积形成,垂向上过渡为层理特征更为明显的后积层[70,46⁃48]。纹层的厚度和倾角与沉积速率呈正比。后积层理的形态与水跃相对于波谷的位置有关。若为正常水跃或驱离水跃,后积层理主要堆积在波谷及下游的迎流面上；若为淹没水跃,沉积物将覆盖波谷,形成产状与底界一致的上凹状纹理[70]。除后积层理外,周期阶坎还可以形成冲刷—充填构造,兼有后积层理和前积层理的不规则透镜状、丘状和楔状沉积体,以及平行或低角度逆流和顺流倾斜的波状层理等沉积构造[90]。
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由（1）式可知,当流速和流体厚度一定时,浊流因折算密度远低于明渠流而更易成为超临界流。水槽实验亦证实,浊流达成超临界流体制的速度要明显低于明渠流[32]。根据稳定均匀流谢才公式（Chézy equation）,浊流的流动行为可以表示为底床坡度（sinβ）和摩擦系数（包括底床拖曳系数Cf 及流体顶部混掺系数E）的函数[33]：
(3) 将（3）式代入（1）式得：
(4) 该方程表明,随着坡度增加,浊流的弗劳德数逐渐增大。给定摩擦系数（Cf =0.005,E=0.9Cf ）,Komar[33⁃34]根据上式预测,只要海底坡度大于1/100（~0.5°）,浊流就会因弗劳德数超过临界值而成为超临界流。Sequeiros[91]根据历年发表的水槽模拟和现场观测资料（浓度和速度）所做的统计分析亦表明,浊流的弗劳德数与底床坡度之间存在良好的正相关性,且当坡度大致等于1/100（~0.5°）时,浊流的弗劳德数就会达到临界值（图4）,证实了Komar[33⁃34]的预测。
由于0.5°这一临界坡度值在海底浊流沉积环境很容易得到满足,因此自然界中超临界浊流沉积应很常见。现代海底沉积环境调查表明,超临界浊流底形在三角洲前缘斜坡,开放陆坡,海底峡谷和水道,水道天然堤或越岸区,海底扇朵体,水道—朵体过渡带,乃至深海平原等几乎所有与重力流有关的沉积环境中广泛存在。地层记录中的超临界浊流沉积也通过露头研究、地震解释等手段越来越多地被揭示出来[7,16,25,44,46⁃50,92⁃94]。所有这些,都证实了超临界浊流沉积的普遍性。
需要说明的是,上述临界坡度值仅是超临界浊流形成的一个必要条件,并不是充分条件[37]。浊流能否演化为超临界流,受浊流本身包括其中所含悬浮沉积物的特性、底床的性质及浊流与底床之间的地貌动力学相互作用等多重因素制约。Kostic[37]基于非稳定流深度平均的四方程公式[38],提出了如下的无量纲参数N：
(5) 式中：Frd0,C0和U0分别为来流的弗劳德数、浓度和速度；S0为底床初始坡度；p为无量纲系数,表征底床沉积物抗侵蚀的能力或沉积物混掺能力,介于0~1（岩石底床p=0,完全为无黏性的松散沉积物底床p=1）；λ为底床孔隙度；Rf 为无量纲的颗粒沉降速度,
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超临界浊流沉积的识别是合理解释地层记录的关键。遗憾的是,文献中相关论述并不多见。本文对散见于文献资料中的各种标志进行了整理与分析,并结合笔者近年来在南海的实践[15,51,95⁃96],将超临界浊流沉积的鉴别标志概括为几何形态和内部沉积特征两大方面,前者包括沉积体的大小或规模（波长、波高,波长/波高比值）、剖面和平面形态、底形排列样式等,后者包括沉积体特有的逆坡或逆流迁移、后积层理等特征沉积构造、沉积物粒度或组构的顺流和垂向变化及特征的岩相组合等（表2）。由于超临界流沉积底形的长波长和低幅度特点,很多标志在露头和岩心上不易辨识,需结合地震、浅剖及多波束测深等高分辨率地球物理资料综合判定。
表 2 超临界浊流沉积的鉴别标志、主要特征及适用的资料范围
鉴别标志 主要特征 资料适用性（√=适用；Δ=待开发） 海底测深 地震/浅剖 露头 岩心 几何形态 底形规模 长波长,低幅度,高波长/波高比 √ √ √ 成列（组）发育 数至数十个底形首尾相接,成列（组）发育,单个波列长度可达数十至逾百千米 √ √ 波脊平面形态 波脊延伸平行于等深线；平面形态主要有新月形、反新月形、弯曲形或平直形 √ √ 横剖面形态 对称,逆坡不对称,顺坡不对称,不对称负地貌 √ √ 内部沉积特征 逆坡（流）迁移 波脊（谷）迁移轨迹平行于坡向,指示逆坡（流）迁移； 背流面侵蚀可致底形下游端出现顺坡（流）倾斜的复合侵蚀面 √（重复或 时延观测） √ √ 沉积构造 后积层理；近水平至低角度交错层理；与水跃有关的冲刷—充填和建造—充填构造等 √ √ Δ 粒度和组构 迎流面粒度顺流和垂向均呈变细趋势；粗颗粒显示高角度逆流倾斜的叠瓦构造 Δ √ √ 岩相组合 水跃带发育软沉积物变形和块状或粗尾递变的粗粒快速堆积（Ta）；迎流面主要为各种牵引毯性质的Tb相,包括顶部含超大碎屑的块状层（Tb4）和粗略层理（Tb3a）、 稀疏层理（Tb3b）及纹层状平行层理（Tb2） Δ √ √ -
与短波长、大幅度、低波长/波高比（一般在8以下[97]）的亚临界流底形相反,超临界流底形通常表现为长波长、低幅度和大的波长/波高比。明渠流水槽实验表明,当坡度大于1/100时,逆行沙丘的平均波长/波高比约为30[98],且随着坡度的降低,逆行沙丘的波长/波高比还会进一步增大[37]。相对于逆行沙丘,周期阶坎的波长/波高比更大,其波长从数十米到数千米不等（最大超过10 km[15]）,波高从小于1 m到大于200 m,波长通常要高出波高1~2个数量级（图5）[99]。
Symons et al.[99]按规模大小（波长和波高）将超临界流底形划分为小型底形（或沉积物波）,大型底形（或沉积物波）和大型冲坑三种类型（图5）。小型底形的波长为20~300 m,波高为0.5~8 m,多分布于三角洲前缘斜坡及陆坡中—小型峡谷和水道（长度10~50 km）。大型底形的波长从300 m到10 km不等,波高为5~220 m,通常形成于深水非限制性环境。大型冲坑为封闭的负地貌,其波长为550~3 500 m,波高为20~200 m,常见于峡谷或水道中泓线、峡谷口及天然堤决口水道等限制性或半限制性环境。
超临界流底形的规模（波长和波高）取决于坡度,流体性质（包括流体厚度、弗劳德数、流量、悬浮沉积物浓度、流体的分层性）及底床性质（抗侵蚀能力及孔隙度）等一系列参数（见公式5）[36⁃37,73],这些参数决定了超临界流在发生水跃后重回超临界流动状态所需要的距离,从而间接地控制了底形的规模[5,47]。例如,周期阶坎的波长随坡度降低、沉积物浓度下降、流体厚度和流量的增加而增大,底形的幅度随背流面坡度和底床孔隙度的增加而增大[37]。水的混掺和沉积物的沉积也会导致波长增大[5]。与细粒沉积物相比,粗粒沉积物的沉降速度较大,会在较短距离内沉积,从而形成较陡的迎流面和较大的底形幅度[3]。坡度较陡的限制性峡谷或水道环境及粒度较粗的高浓度浊流有利于形成规模较小的逆行沙丘和周期阶坎底形（波长~101 m,波高~100 m）,而坡度较缓的非限制性环境包括天然堤或越岸区及水道—朵体过渡带的低浓度细粒浊流有利于形成长波长周期阶坎（波长~103 m,波高~102 m）[5,37,100]。此外,厚度较大的非层状低浓度浊流可以形成千米级波长的大型周期阶坎[2,15,36],而层状浊流底部高浓度底层流所形成的周期阶坎的波长则较小（数十米至数百米）[4⁃5,47]。
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超临界浊流底形的波脊平行于等深线延伸,其平面形态可以呈新月形（弧形波脊线两端指向下游）、反新月形（弧形波脊线两端指向上游）、弯曲形或平直形（图6a）。波脊平面形态是环境限制性的函数,形成于净侵蚀或低加积速率的峡谷、水道等限制性浊流环境的底形,其波脊平面形态通常为新月形[4⁃5,15,41⁃42],而在沉积作用占主导的非限制性浊流环境,包括水道天然堤背坡或越岸区及开放陆坡等,波脊多为反新月形或弯曲形（图6b,d）[15,99]。
图 6 （a）超临界流底形的横剖面及波脊平面形态类型[99]；（b）美国西部岸外蒙特利扇谷谢泼德曲流环外侧天然堤背坡上的新月形和反新月形周期阶坎波列[2]；（c）泼德曲流环外侧天然堤背坡上新月形周期阶坎波列的水深纵剖面[2]；（d）南海东北部西澎湖峡谷内新月形周期阶坎及峡谷口外海底扇上反新月形周期阶坎波列[15]；（e）西澎湖峡谷底部新月形周期阶坎波列的水深纵剖面[15]
Figure 6. (a) Types of cross⁃section geometry and planform crest shapes of supercritical flow bedforms; (b) trains of crescentic and reverse crescentic cyclic steps on the levee backslope outside of the Shepard Meander, Monterey fan valley; (c) the longitudinal bathymetric profile along the train of the crescentic cyclic steps on the levee backslope outside of the Shepard Meander, Monterey fan valley; (d) the train of crescentic cyclic steps along the thalweg of the West Penghu submarine canyon and the reverse crescentic cyclic steps on the submarine fan beyond the month of the same canyon in the northeastern South China Sea; (e) the longitudinal bathymetric profile along the train of the crescentic cyclic steps in the West Penghu canyon
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单向亚临界流底形（沙纹和沙丘）的横剖面多为不对称状,其迎流面缓、背流面陡,波脊位于底形靠下游部位[77]。与亚临界流底形不同,超临界流底形的横剖面形态可以表现为对称（背流面和迎流面坡度相当）、顺坡不对称（迎流面长而缓,背流面短而陡）、逆坡不对称（背流面长而缓,迎流面短而陡）及不对称负地貌等多种类型（图6a）[14,36,99,101]。对称或近对称底形多见于逆行沙丘,不对称底形以周期阶坎居多。小型超临界流底形多为顺坡不对称至对称形,大型底形从顺坡不对称、对称到逆坡不对称都有[99]（图5,7）。Kostic[37]根据数值模拟认为,薄层浊流倾向于形成不对称周期阶坎,而厚层浊流往往垂向加积比逆坡迁移更为活跃,有利于形成逆行沙丘等对称底形。
图 7 周期阶坎底形的横剖面形态
Figure 7. Cross⁃section morphology of cyclic steps shown on seismic profiles
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超临界浊流底形具有首尾相接、成列或成组发育特性。每个底形列（组）所包含的底形个数,少则3~4个,多则20~30个或更多。单个底形列的长度一般在数千米至数十千米,最大可逾100 km（图6b~e）[1,15,36⁃37]。
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逆流（坡）迁移是超临界流底形区别于亚临界流底形的典型特征[14,36⁃37,99]。超临界流底形逆流迁移与其背流面易于侵蚀和迎流面易于加积有关[36⁃37]。逆流迁移导致底形背流面的下游端被不断侵蚀,形成复合侵蚀面（composite erosion surface）[70,73],它们将相邻底形的后积层组分开,构成后积层组的边界。单个后积层组的下游端被复合侵蚀面削截,上游端则上超至前一底形后积层组末端的复合侵蚀面之上（图8）[73]。
图 8 高加积速率情形下复合侵蚀面的形成模式（a）及露头实例（b）（据文献[73]修改）
Figure 8. Conceptual model for the formation of composite erosion surfaces under high aggradation rate conditions (a) and an outcrop case (b) (modified from refenence [73])
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发育后积层组,缺乏高角度前积层组,层理类型以低角度上凹状和上凸状纹理为主（冲刷—充填和建造—充填构造）,是鉴别超临界浊流沉积物的关键沉积构造标志（图9）[31,70,78,81]。这些标志的比例、形态及横向过渡关系决定了底形的成因解释。
图 9 超临界浊流沉积中常见的沉积构造
Figure 9. Common sedimentary structures in outcrops of supercritical turbidity⁃current deposits
超临界流底形迎流面和背流面的加积,分别形成后积层理（图9a,b）和前积层理。完全沉积型周期阶坎中,单个纹层从迎流面到背流面连续分布。部分沉积型底形中,后积层理的下游端被复合侵蚀面削截（图8）。搬运型和净侵蚀型周期阶坎通常仅在特殊条件下,如上游水道决口改道导致形成底形的浊流突然消失,底形被后续半远洋沉积层覆盖时,才可能保留在沉积记录中[73]。
超临界流的沉积作用主要发生在水跃部位及其下游的迎流面上。水跃带的沉积特征包括冲坑及其上覆块状或发育粗尾递变的沉积物,常含火焰状构造和撕裂状同生泥砾（图9c）。冲坑还可能被形成于水跃下游部位的逆流倾斜的后积层理充填。指示快速堆积的沉积构造如块状层理、火焰状构造、撕裂泥砾等,与后积层理和或低角度上凸或上凹构造的组合,是水跃沉积物的重要特色[46,70,81]。
超临界流沉积构造通常表现为长波长和低幅度的上凹和上凸状形态,即所谓的冲刷—充填构造和建造—充填构造（图9d),其中单个层组往往呈透镜状,顶、底均被侵蚀面分隔[31,36,50,70,73,78,81]。三维超临界流底形常常形成形态上与丘状和洼状交错层理极为类似的层理构造[78,103⁃104]。
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周期阶坎的迎流面,由于流体减薄和重新加速,流体能量朝波脊方向不断增强,导致底床剪切应力顺流增大[84],从而形成后积纹层中粒度顺流变细现象（图10a）[47,73,86]。这种顺层粒度变细趋势可以用于判断古水流方向[90]。
图 10 周期阶坎沉积模式[73]
Figure 10. Conceptual depositional models of cyclic steps, showing (a) the fining⁃downstream and fining⁃upward trends in grain size, and (b) the lateral and vertical facies associations of cyclic steps formed by high⁃density (left) and low⁃density (right) turbidity currents, respectively[73]
顺流变细和逆流迁移共同作用,导致后积层组的粒度在垂向上也呈向上变细的变化趋势（图10a）[3,47,70]。不过,这种垂向粒度变细趋势可能被后续浊流事件的侵蚀及形成于相邻浊积事件之间的半远洋沉积而复杂化。
此外,水槽实验研究表明,与亚临界流沉积不同,超临界流沉积物中,无论迎流面还是背流面,粗颗粒均表现为高角度逆流倾斜的叠瓦构造,其成因可能与高浓度悬浮颗粒的碰撞效应有关[105⁃106]。
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超临界浊流和亚临界浊流的流体动力学行为极为不同[36⁃37,91]。与亚临界流相比,超临界流具有更高的底床剪切应力、更强的侵蚀能力及强得多的流体混掺效应[91],而且超临界流还会发生水跃和流体转换[107]。这些动力学差异形成了超临界流区别于亚临界流的沉积相特征。
与水跃有关的岩相是鉴别超临界流沉积底形特别是周期阶坎和急滩—深潭的重要依据（图10b）。Postma et al.[47]根据流体浓度、雷诺数和弗劳德数的差异,将浊流划分为高浓度（层状）浊流（发育高密度伪层流底层）和低浓度（非层状）浊流,每类浊流按流态进一步细分为超临界流和亚临界流,亦即将浊流区分为以下四种情形,分别为底层为超临界流的高密度（层状）浊流（情形I）、底层为亚临界流的高密度（层状）浊流（情形II）、低密度（非层状）超临界浊流（情形III）和低密度（非层状）亚临界浊流（情形IV）。其中,情形I和情形III属于超临界浊流。对于底层为超临界流的高密度（层状）浊流（情形I）,周期阶坎迎流面的沉积作用受波谷处的水跃减速及随后沿迎流面的加速流动控制。水跃处底床剪切应力弱,为沉积物快速堆积区,以软沉积物变形（火焰构造）和块状无构造或粗尾递变（Ta）为特征；水跃区下游的迎流面主要为各种牵引毯性质的Tb相（图9c）,顺流而下随着流体强度增大、底床剪切应力增加、沉积速率下降,从顶部含超大碎屑的几乎无构造的块状层理(Tb4),依次过渡为具有粗略层理（Tb3a)、稀疏层理（Tb3b）,直至脊顶附近纹理间隔小于0.5 cm的平行层理（Tb2,图10b）。低密度（非层状）超临界浊流（情形III）通常形成爬升型逆行沙丘和沉积型周期阶坎底形,其沉积物主要由薄的含火焰构造的Ta,Tb2⁃Tb1及砂纹状Tc单元组成；迎流面的上游端粒度最粗,脊顶变细,背流面最细（图10b）。van den Berg et al.[108]认为,Postma et al.[47]的上述模式主要适用于水跃强度大的限制性环境,而在水跃强度较弱的非限制性环境,由于周期阶坎背流面侵蚀作用较弱,水跃下游加积速率降低,可能缺乏无构造砂和软沉积物变形（火焰）构造。Hage et al.[6]对现代Squamish河三角洲前缘浊流成因的新月形周期阶坎底形的研究表明,当周期阶坎沉积物结构保存较完整时,可以见到规则的后积层理,但当保存不完整时则表现为含块状砂的冲坑充填沉积。
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超临界流沉积是被沉积学界长期忽视的一个重要科学问题。
水跃是超临界流向亚临界流的突然过渡,表现为流体表面突然跃起、流速和流体能量急剧下降及沉积物的快速堆积。随着弗劳德数增加,可以依次出现波状水跃、弱水跃、震荡水跃、稳定水跃和强水跃。水跃按发生部位,可以划分为正常水跃、驱离水跃和淹没水跃。水跃类型对超临界流底形的侵蚀和沉积行为具有重要影响。
随着弗劳德数增加,超临界流依次可以形成稳定逆行沙丘、不稳定逆行沙丘、急滩—深潭和周期阶坎等底形,其中不稳定逆行沙丘和急滩—深潭被认为是在逆行沙丘和周期阶坎两种端元类型之间的过渡类型。不同类型的底形具有不同的地貌动力学行为。逆行沙丘与流体表面波同相位,全程为超临界流,流体减速通过迎流面、加速通过背流面。随着逆行沙丘表面波幅度增大和变陡,表面波最终破裂形成不稳定逆行沙丘,此时底形与表面波的同相关系不再维持,表面波破裂形成逆流迁移涌浪导致逆行沙丘破坏、上游波谷沉积充填及逆行沙丘的重新形成。急滩—深潭和周期阶坎底形都以发育水跃为特征,相邻水跃之间由迎流面亚临界流和背流面超临界流组成,为跨临界加速流动；二者的区别主要是水跃性质不同,急滩—深潭中的水跃为瞬时水跃,周期阶坎则为稳定水跃。
由于折算密度小,浊流比明渠流更易成为超临界流。超临界浊流在地形坡度大于0.5°时即可形成。越来越多的海底调查和露头研究证实,超临界浊流沉积在包括三角洲前缘斜坡、开放陆坡、海底峡谷和水道、天然堤或越岸区、海底扇朵体及水道—朵体过渡带、火山岛缘陆坡、冰海或冰湖及湖泊等几乎所有与重力流有关的沉积环境中广泛存在。
超临界浊流沉积可以从沉积体的几何外形和内部沉积特征加以辨识,具体可以从底形规模、波脊平面形态、横剖面对称性、成组发育、逆流迁移、沉积构造、粒度和组构及岩相组合等方面加以鉴定。超临界流底形多为长波长、低幅度底形,其波脊平面形态主要有顺坡新月形、逆坡反新月形、弯曲形和平直形等类型,波形横剖面可以呈对称型、顺坡不对称型或逆坡不对称型。超临界流底形具有成列或成组发育特征,单个波列可以包含数个至20~30个首尾相连的底形,波列长度可达数十千米或更大。逆坡（流）迁移是超临界流底形区别于亚临界流底形的重要标志,逆坡迁移导致底形背流面侵蚀形成复合侵蚀面,将不同底形的后积层组分开。超临界流沉积发育特征的后积层理。此外,与水跃及迎流面加积有关的冲刷—充填和构造和建造—充填构造,近水平至低角度交错层理,以及后积层理和前积层理的共生,也是超临界流沉积的重要鉴别标志。水跃下游迎流面沉积物的粒度在横向（顺流方向）和垂向上均表现为变细趋势。水跃区及迎流面是周期阶坎的主要沉积区,在这里高浓度超临界浊流的沉积作用可依次形成块状无构造或粗尾递变的Ta相和从块状（无构造）层（Tb4）到具有粗略层理（Tb3a）、稀疏层理（Tb3b）和间距小于0.5 cm的平行层理（Tb2）的各种牵引毯沉积相,而低密度超临界浊流沉积主要由薄的含火焰构造的Ta,Tb2⁃Tb1及砂纹状Tc单元组成。
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综上所述,近年来超临界浊流沉积学研究已取得了长足的进步,基本查明了主要超临界浊流底形的类型及其地貌动力学行为和沉积特征,初步确立了相关沉积物的鉴别标志。尽管如此,超临界流浊流沉积研究还远未成熟,很多理论和应用问题还有待更深入的研究加以解决。
首先是超临界浊流沉积理论研究中的问题。由于浊流直接观测的难度很大[109],长期以来浊流沉积理论研究主要依赖于水槽实验和数值模拟。水槽实验装置的规模小,存在尺度升级（upscaling）这一固有缺陷,难以真实地再现自然界浊流的地貌动力学及相关的侵蚀和沉积过程。数值模拟中,各种数学模型的建立和模型参数的选择,通常建立在大量假设前提和高度近似求解基础之上,也难以全面反映超临界浊流的真实情形。即便如此,目前针对超临界浊流的水槽和数值模拟工作也很有限,以至于我们对超临界浊流的速度、浓度等基本参数的时空变化都还知之甚少。超临界浊流沉积的很多理论问题,包括各种底形的地貌动力学行为及其与沉积组构和沉积相时空变化之间的联系,不同超临界浊流底形之间的过渡与组合关系,叠加在大型底形之上的小型或次级超临界浊流底形的成因及其对沉积特征的复杂化,亚底形尺度的地貌动力学过程及其对岩相的控制等,仍不够了解。要解决这些问题,除了需要进一步加强浊流的物理和数值模拟、原位观测（尽管难度很大）等传统研究外,可能还需要概念上的突破及新技术、新方法的引入。比如,浊流的原位观测,能否与实时海底三维地形成像、海底通信定位及现代人工智能等技术相结合,取得新的突破?此外,近年来兴起的高分辨率近底多波束和浅剖观测,特别是详细的海底时延或重复观测技术的应用[4,110],将极大地丰富和拓展我们对超临界浊流动力学及其沉积效应的认识。
其次是地层记录中超临界浊流沉积的鉴别问题。尽管上文已经提到,超临界浊流沉积可以根据一系列标志加以鉴别。但是,由于超临界浊流底形的长波长、低幅度特点,露头和岩心难以窥见其波形全貌,客观上增加了从小范围露头和岩心对其进行识别的难度。通常情况下,完整的超临界浊流底形（特别是波长数百米至数千米的大型底形）及其内部结构的识别,需要借助于高分辨率地震、浅剖和海底多波束测深等地球物理资料。因此,露头或岩心地质分析与高分辨率地球物理资料的综合,应是鉴别超临界浊流沉积的重要途径。此外,超临界浊流沉积中常见的一些沉积构造在成因上潜在的多解性,也是露头和岩心研究中面临的一个实际问题。例如,块状层理和冲刷—充填构造在亚临界浊流中也可以形成；上凹状和上凸状层组（即冲刷—充填和建造—充填构造）与风暴沉积中常见的丘状和洼状交错层理极为相似；后积层理的角度低,纹层厚度横向变化小,在露头或岩心上很容易被误认为平行层理或低角度交错层理；大的水跃冲坑充填沉积,也容易与水道充填沉积相混淆。总之,现阶段超临界流沉积构造方面的研究案例还很少,相关鉴别标志还缺乏必要的约束,现有的超临界浊流沉积模式还有待更多的露头和岩心地质研究加以检验、修正和完善。
最后是超临界浊流沉积的应用问题。超临界浊流沉积多为高能沉积,其储集条件可能比亚临界流沉积更优越。应用超临界浊流沉积理论,对重力流沉积再研究,对油气勘探开发、增储上产具有重要意义。可惜相关的研究还很欠缺,以至于我们对超临界浊流沉积的砂体构型、储层模式、圈闭样式等一些基本石油地质特征,都还缺乏应有的了解。
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预计未来在超临界浊流底形的地貌动力学基础理论研究方面（特别是底形之间的过渡和亚底形尺度研究）会取得新的重要突破。新理念、新技术和新方法的应用,将为理论突破的取得提供助力。
未来超临界流沉积学将得到快速发展,并将极大地改变甚至颠覆人们对沉积学及相关学科的认知。很多传统的沉积学观点或模式,可能随着超临界流沉积研究的深入而被改写。
随着工业界对基础理论研究的不断重视,超临界浊流沉积理论在油气勘探开发中的应用研究将会快速发展。超临界浊流沉积砂体内部构型和储层结构方面的研究将大大加强,新的与超临界浊流有关的砂体分布理论和地层圈闭预测模式将助力深水油气勘探取得新的突破。
我国超临界浊流沉积研究起步较晚,但发展迅速。未来需要加强水槽模拟和数值模拟研究,力争在超临界浊流沉积基础理论研究方面取得突破；同时还需要加强应用研究,争取在超临界浊流储层研究方面取得创新性成果。
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本文写作期间,接连收到硕士导师——侯方浩、方少仙教授夫妇先后辞世的噩耗,我的心情无比悲痛。两位先生毕生致力于沉积学和油气储层地质学研究,是我国浊流和碳酸盐岩沉积学领域早期的拓荒者和代表性人物。拙作完稿之际,当年追随先生跑野外、看岩心、认薄片、研习沉积学的日子,一一浮现在眼前。正是：显微镜下讲鲍马,川西露头话礁滩；多少地球沧桑事,尽在吾师谈笑间。正是先生手把手的教导,引领我一步步踏入沉积学的科学殿堂。往事如昨,音容历历,师恩难忘。谨以此文纪念我的两位恩师！
Morphodynamics of Supercritical Turbidity Currents and Sedimentary Characteristics of Related Deposits
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摘要: 超临界流在现代沉积环境中几乎无处不在,但相关沉积物却极少从地层记录中被辨识出来,这是当前沉积学研究所面临的一个困境,文中称之为“超临界流沉积问题”。按弗劳德数增大顺序,超临界流可依次形成稳定逆行沙丘、不稳定逆行沙丘、急滩—深潭及周期阶坎等底形,相应的地貌动力学也从同相位体制（逆行沙丘）逐渐过渡为水跃体制（急滩—深潭和周期阶坎）。相对于明渠流,浊流因折算密度低而更易成为超临界流。超临界浊流底形的长波长、低幅度、逆流（坡）迁移特性,决定了其沉积物发育特征的后积层理、近平行—低角度交错层理、与水跃有关的快速堆积及冲刷—充填和建造—充填构造。超临界浊流沉积可以通过沉积体的几何形态（包括波长/波高比、平面和剖面形态等）和内部沉积特征（包括波脊逆坡迁移、沉积构造、粒度变化趋势及沉积相组合等）的综合分析加以鉴别。露头、岩心分析与高分辨率地震、浅剖、多波束测深等地球物理资料的综合,是准确鉴别超临界浊流沉积单元的重要途径。本文对超临界浊流地貌动力学研究进展进行综述,并对地层记录中超临界浊流沉积的鉴别标志及相关问题进行探讨。Abstract: Supercritical flows are ubiquitous in modern sedimentary environments, but the relevant sediments have been rarely identified in ancient sedimentary records. This is a dilemma faced by current sedimentological research, which is called the "supercritical flow deposition problem" in this paper. As the Froude number increases, supercritical flows may form the following bedforms successively, which are stable antidunes, unstable antidunes, chutes-and-pools, and cyclic steps； and their corresponding morphodynamics will gradually transition from an in-phase regime （antidunes） to a hydraulic-jump regime （chutes-and-pools and cyclic steps）. Turbidity currents will become a supercritical flow much easier than open channel flows because of their lower reduced density. A slope of 0.5° is a necessary condition for the formation of supercritical turbidity currents, which may be easily satisfied in almost all gravity-flow environments. The long-wavelength, low amplitude and upslope migration characteristics of supercritical turbidity-current bedforms determine that the relevant sediments may be developed with backset beddings, near-horizontal to low-angle cross-beddings, hydraulic-jump-related structureless and coarse-tail graded beddings, and scour-and-fill and build-and-fill structures. Supercritical turbidity current deposits in the stratigraphic records may be recognized from their external geometry （e.g., high wavelength/amplitude ratio and specific plane and cross-section morphology） and their internal sedimentary architecture （e.g., upslope migration, sedimentary structures, lateral and vertical grain size or fabric trends, and facies associations）. The integration of outcrop, core and high-resolution geophysical data （seismic, sub-bottom profiling, multibeam bathymetry） analyses allows accurate identification of long wavelength, low amplitude supercritical turbidity-current sedimentary bodies in the geological records. In this study, the morphodynamics and sedimentary characteristics of supercritical turbidity-current bedforms are reviewed, and the diagnostic criteria for such deposits are discussed.
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Key words:
- supercritical turbidity currents /
- morphodynamics /
- antidunes /
- cyclic steps /
- diagnostic criteria
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图 1 水跃的强度、类型和发生位置[70]
（a）跃后弗劳德数（Fr2）、水跃能量损失（ΔH/h1）及共轭深度比或水跃强度（h2/h1）之间的理论关系；（b）波状水跃；（c）弱水跃；（d）震荡水跃；（e）稳定水跃；（f）强水跃；（g）正常水跃；（h）驱离水跃；（i）淹没水跃
Figure 1. Strength, type and location of hydraulic jumps[70]
(a) theoretical relations between outgoing Froude number (Fr2), the dimensionless energy loss (ΔH/h1) and the ratio of conjugated depths or jump strength (h2/h1) as a function of the incoming Froude number (Fr1); (b) undular jump; (c) weak jump; (d) oscillating jump; (e) steady jump; (f) stong jump; (g) normal jump; (h) flushed jump; (i) submerged jump
图 2 各种单向超临界流底形的类型地貌动力学及沉积特征概念化模式图[70]
（a）稳定逆行沙丘；（b）不稳定逆行沙丘；（c）急滩和深潭；（d）周期阶坎
Figure 2. Conceptual models showing the morphodynamic and sedimentary characteristics of various unidirectional supercritical⁃flow bedforms[70]
(a) stable antidunes; (b) unstable antidunes; (c) chutes and pools; (d) cyclic steps
图 6 （a）超临界流底形的横剖面及波脊平面形态类型[99]；（b）美国西部岸外蒙特利扇谷谢泼德曲流环外侧天然堤背坡上的新月形和反新月形周期阶坎波列[2]；（c）泼德曲流环外侧天然堤背坡上新月形周期阶坎波列的水深纵剖面[2]；（d）南海东北部西澎湖峡谷内新月形周期阶坎及峡谷口外海底扇上反新月形周期阶坎波列[15]；（e）西澎湖峡谷底部新月形周期阶坎波列的水深纵剖面[15]
Figure 6. (a) Types of cross⁃section geometry and planform crest shapes of supercritical flow bedforms; (b) trains of crescentic and reverse crescentic cyclic steps on the levee backslope outside of the Shepard Meander, Monterey fan valley; (c) the longitudinal bathymetric profile along the train of the crescentic cyclic steps on the levee backslope outside of the Shepard Meander, Monterey fan valley; (d) the train of crescentic cyclic steps along the thalweg of the West Penghu submarine canyon and the reverse crescentic cyclic steps on the submarine fan beyond the month of the same canyon in the northeastern South China Sea; (e) the longitudinal bathymetric profile along the train of the crescentic cyclic steps in the West Penghu canyon
Fig.6
图 8 高加积速率情形下复合侵蚀面的形成模式（a）及露头实例（b）（据文献[73]修改）
Figure 8. Conceptual model for the formation of composite erosion surfaces under high aggradation rate conditions (a) and an outcrop case (b) (modified from refenence [73])
Fig.8
图 9 超临界浊流沉积中常见的沉积构造
（a）后积层理（南加州上中新统—下上新统浊积岩露头）[23]；（b）后积层理（西班牙比利牛斯山脉中始新统海底扇沉积）[94]；（c）底部发育火焰状构造的无构造粗尾递变层及其上覆牵引毯沉积[46]；（d）顶底均被复合侵蚀面包围的、由上凹状和上凸状透镜体所组成的冲刷—充填和建造—充填构造（古流方向从左向右,垂向放大3倍,意大利南部Favignana岛下更新统钙屑浊积岩露头）[50]
Figure 9. Common sedimentary structures in outcrops of supercritical turbidity⁃current deposits
(a) backset beddings (Upper Miocene to Lower Pliocene turbidites, Southern California) [23]; (b) backset beddings (Middle Eocene submarine⁃fan turbidites, Spanish Pyrenees)[94]; (c) a structureless turbidite layer with coarse⁃tail grading and flame structures and its overlying traction carpet deposits[46]; and (d) scour⁃and⁃fill and build⁃and⁃fill structures shown respectively as concave⁃up and convex⁃up lenses and bounded by composite erosion surfaces at both the top and bottom (paleocurrent from left to right, vertical exaggeration ×3, Lower Pleistocene calciturbidites, Favignana Island, southern Italy)[50]
图 10 周期阶坎沉积模式[73]
（a）横向顺流变细和垂向向上变细的粒度变化趋势；（b）高密度浊流和低密度浊流周期阶坎的横向岩相分布和垂向岩相组合概念模式[47]
Figure 10. Conceptual depositional models of cyclic steps, showing (a) the fining⁃downstream and fining⁃upward trends in grain size, and (b) the lateral and vertical facies associations of cyclic steps formed by high⁃density (left) and low⁃density (right) turbidity currents, respectively[73]
Fig.10 表 1 各种超临界流底形的流体动力学行为及沉积特征
底形类型 稳定逆行沙丘 不稳定逆行沙丘 急滩和深潭 周期阶坎 底形与流体表面波相位关系 同相位 同相位关系被不断破坏与重建 仅背流面（急滩）同相位 仅背流面（陡坎）同相位 水跃性质 无水跃 表面波波脊破裂 形成涌浪 不稳定或瞬态水跃 稳定水跃 流动的 临界性 超临界流动 超临界流动 跨临界流动 跨临界流动 流体动力学表现 迎流面减速流动, 背流面加速流动 表面波破裂形成 先逆流、后顺流 迁移的涌浪 迎流面亚临界加速流动, 背流面超临界加速流动 迎流面亚临界加速流动, 背流面超临界加速流动 特征的沉积构造 近水平—低角度后积层理,逆流迁移的波状或爬升交错层理 近水平—低角度 后积层理, 冲刷—充填构造 后积层理,冲刷—充填构造,建造—充填构造,块状或无构造沉积,软沉积物变形构造 后积层理,冲刷—充填构造,块状或无构造沉积,软沉积物变形构造,逆流迁移的波状或爬升交错层理 
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表 2 超临界浊流沉积的鉴别标志、主要特征及适用的资料范围
鉴别标志 主要特征 资料适用性（√=适用；Δ=待开发） 海底测深 地震/浅剖 露头 岩心 几何形态 底形规模 长波长,低幅度,高波长/波高比 √ √ √ 成列（组）发育 数至数十个底形首尾相接,成列（组）发育,单个波列长度可达数十至逾百千米 √ √ 波脊平面形态 波脊延伸平行于等深线；平面形态主要有新月形、反新月形、弯曲形或平直形 √ √ 横剖面形态 对称,逆坡不对称,顺坡不对称,不对称负地貌 √ √ 内部沉积特征 逆坡（流）迁移 波脊（谷）迁移轨迹平行于坡向,指示逆坡（流）迁移； 背流面侵蚀可致底形下游端出现顺坡（流）倾斜的复合侵蚀面 √（重复或 时延观测） √ √ 沉积构造 后积层理；近水平至低角度交错层理；与水跃有关的冲刷—充填和建造—充填构造等 √ √ Δ 粒度和组构 迎流面粒度顺流和垂向均呈变细趋势；粗颗粒显示高角度逆流倾斜的叠瓦构造 Δ √ √ 岩相组合 水跃带发育软沉积物变形和块状或粗尾递变的粗粒快速堆积（Ta）；迎流面主要为各种牵引毯性质的Tb相,包括顶部含超大碎屑的块状层（Tb4）和粗略层理（Tb3a）、 稀疏层理（Tb3b）及纹层状平行层理（Tb2） Δ √ √
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