Advances of Depositional Dynamics in Submarine Channels

深水水道是海底长条状的凹形地貌特征,这些地貌特征广泛存在于世界上所有的大陆边缘^[1⁃3],世界各地都有深水水道体系发育（图1）^[1],横截剖面上呈现出“U”形和“V”形两种形态^[4]。深水水道系统形成了地球上最主要的沉积物输送系统,是沉积物向深海运移的主要通道^[5⁃6],由含砂浊流和其他富沉积物重力流形成^[7⁃9]。浊流是沉积物被输送到深海的主要过程。单次的浊流事件能够输送100 km³的沉积物,超过全球河流年流通量的10倍^[10⁃12],由连续的浊流沉积形成的海底水道可以延伸1 000 km^[13]。在10⁴到10⁶年的时间尺度上,其最终沉积物形成了世界上最大的沉积地貌——海底扇,其体积高达数百万立方千米^[14⁃15]。水道充填物能够记录气候变化和古海洋学等信息^[16],同时可作为良好的油气储层,在过去几十年里,世界各地均发现了具有相当经济和战略重要性的油气藏^[17⁃18]。此外,浊流的速度可达20 m/s^[19],可能破坏海底基础设施,如常规的光纤电缆、石油和天然气井口、管道和立管等,造成重大的地质灾害和经济损失^[16,20]。因此,深水水道已成为学术界和工业界的研究热点^[3]。深水水道的研究成果主要通过如下几种手段获得：（1）直接观测,可以揭示水道中浊流动力学参数（例如,流速、浓度、结构、粒度等）、搬运过程及其之间的联系,但整个流场的测量数据仍然难以获得^[21⁃23]；（2）地震、岩心和露头研究,有利于查明地层和岩性等,但很难解释侵蚀作用和时间尺度的动态变化^[3,24⁃25]；（3）物理实验和数值模拟,促进深水水道沉积过程和流体结构的认识,但是物理实验存在尺度问题,数值模型缺乏对全尺寸现场数据的验证^[3,26]。

Figure 1.  Distribution of the largest submarine channel systems on Earth, the base map is from https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/global.html

近几十年来,随着古气候、古生物、海洋地质灾害、深海能源和深海沉积动力学研究的发展,学者们对深水沉积环境和沉积过程研究的关注度越来越高^[27],深水水道因其连接了陆源区与深水环境,成为深水沉积体系和沉积过程研究的有利场所。揭示深水水道时间尺度的沉积侵蚀过程对于探究深水水道如何有效地将陆源物质搬运到深海并在埋藏期间将其隔离,对油气勘探至关重要^[28⁃29]。查明深水水道的沉积颗粒的搬运,有利于阐明不同沉积时期的气候变化、古海洋学和古环境^[30⁃32]。因此,急需深入研究深水水道内浊流沉积过程和流体机制,以揭示不同流体结构作用下沉积物分布和充填特征,达到预测深水油气储层的目的。近年来,物理实验和数值模拟在深水水道沉积水动力机制方面贡献突出。然而,相关的物理实验和数值模拟研究主要集中在流体机制的理论研究方面,对实际地形地貌的深水水道内部沉积水动力学机制的研究不足。本文系统回顾了国内外深水水道沉积动力学机制的研究进展,从深水水道内流体性质、沉积充填特征和深水水道动力学机制研究方法等多个维度进行归纳总结,进一步提炼出对深水水道沉积动力学机制研究的启示意义,达到更好地预测深水沉积储层分布,服务于深水油气勘探的目的。

深水水道主要由重力流和含颗粒浊流形成^[7⁃9]。重力流在不同的研究领域的侧重点的差异,导致该概念的名称和分类标准存在差异^[33]。在地质学和泥沙动力学领域,重力流通常被称为沉积物重力流,该概念由Middleton et al.^[34]提出,经过Shanmugam^[35]完善后形成了被广泛接受的分类方式,包括根据力学特征分为弹性代表的岩崩,弹性和塑性特征代表的滑动和滑塌,塑性特性代表的碎屑流和黏性流体代表的浊流；根据沉积物支撑机制分为颗粒之间相互作用为主的颗粒流,颗粒间流体向上流动的流化沉积物流,基质支撑的碎屑流和流体湍流作用的浊流。在水动力学领域,认为广义的密度流与重力流的概念含义相同,是由流体之间的密度差驱动的。密度的差异是由于颗粒浓度、盐度或温度的不同而造成。重力流包含了一系列广泛的自然现象,包括沙漠中的沙尘暴^[36],大气中的推进冷锋^[37⁃38],海洋中的温盐洋流^[39⁃40],火山喷发产生的火山碎屑流^[41⁃42],山区的雪崩^[43],河口交换流^[44]和深海浊流^[3,14]等。

浊流是一种特殊的重力流,Kuenen et al.^[45]将其描述为“沉积物负载的重力流,其中沉积物颗粒由于湍流作用而悬浮”。Middleton^[46]提出,浊流实际上不是由重力驱动的,而是颗粒驱动的,尽管颗粒受重力作用而运动,这些颗粒的运动驱动了间隙的悬浮流体^[34]。但是这一观点没有阐明湍流流体和悬浮颗粒之间的关系。

在较高的泥沙浓度下,如近饱和的泥石流、泥浆和滑坡,颗粒的运动在重力流的演变中发挥更大的作用。Mulder et al.^[33]提出使用Bagnold极限作为浊流的上限值,即以9%的泥沙体积浓度作为浊流完全紊流的最大浓度^[47]。“高密度浊流”一词曾被用于描述高于这一阈值的流动^[48⁃50],但Mulder et al.^[33]认为,高密度或高浓度不适用于浊流,因为它们意味着除了湍流之外,还有其他重要因素使颗粒保持悬浮。如此高浓度流体的存在甚至受到了学者们的质疑^[51],因为由于颗粒的沉降作用,它们的寿命将非常短,这些流体很可能转化为低浓度的浊流^[52]。上述研究存在的问题是,当流体内存在较大的垂直密度变化时,以整体密度来表征流体动力学特性会具有较大的误差。因此,根据分层的程度不同,整体密度相似的流体可能在性质上存在较大的差异。

Bagnold^[47]将流体通过湍流保持颗粒长时间悬浮的特征称为自动悬浮（Autosuspension）。Bagnold^[47]通过考虑流体的能量平衡,推导出一种基于流体能量自悬浮的判别依据：

式中：ρ_f为流体密度（kg/m³）,ρ_p为颗粒的密度（kg/m³）,g为重力（m/s²）,Φ为沉积物体积浓度,u为流速（m/s）和α为坡度（°）。

自悬浮的标准是：

式中：PN=ρp-ρfgΦω为颗粒悬浮所需的能量（J）,ω为颗粒沉降速度（m/s）,P_I=τbU为对基底应力所消耗的能量（J）。

后来Pantin^[53]重新定义了这一标准：

式中：e_X 是一个效率因子,表示消耗的能量与基底应力的比例,基底应力也有助于颗粒悬浮。尽管对自动悬浮理论的这种处理对表征流动是有用的,它将流体的湍流与随后的颗粒运动联系起来,但它将复杂系统进行了过度简化。

流体动力学特性相关的无量纲数可以应用于重力流流动的描述和分类（表1）。为实验室与自然界流动的研究提供了一种缩放机制,通过它们可以比较不同尺度的流体。首先介绍雷诺数,它是惯性力与黏性力的比值,即：

式中：U为深度平均速度（m/s）,h为流体高度（m）,ν为运动黏度（m²/s）。雷诺数通常被用作湍流状态的指标。一般重力流的雷诺数Re<2 000为层流状态,Re>4 000为紊流状态,Re=2 000~4 000为过渡状态^[54]。流体厚度的定义方法存在争论,最常用的是由Ellison et al.^[55]定义的,即：

式中：u为时均速度（m/s）,z为垂直方向。x、y和z分别代表顺流方向、横流方向和垂直方向,对应的速度是u、v和w。此外,对分层流最重要的无量纲弗劳德数（Fr）也被广泛使用,

式中：g'=g(ρ¯-ρf)/ρf,g'为有效重力（m/s²）,ρ¯为深度平均密度（kg/m³）。它是惯性力与浮力的比率,因此可以作为流动稳定性的一个指标,因为惯性力（剪切）是不稳定的,而浮力（垂直分层）是稳定的。

根据弗劳德数流体可以被划分为亚临界流（Fr<1）或超临界流（Fr>1）^[55]。Huang et al.^[56]提出该临界值可以不是1,甚至是不存在的。然而,流经该临界点的水流会经历一次水跃。这种现象已经在博斯普鲁斯海峡的海流中被观察到^[57],表明流动状态和临界弗劳德数必定存在。

无量纲体积理查森数也可用来测量流体的动态稳定性,表现为：

它与周围流体的卷吸密切相关,Parker et al.^[58]提出了经验关系式：

重力流主要通过开闸式和连续入流两种方式在实验室中产生^[59]。开闸式重力流实验是通过打开一个闸门,将有限体积的相对密度较大的流体释放到周围的环境流体中。这类似于突发性事件,如地震产生的滑坡^[54]。连续入流实验为使用连续进口泵向水槽中输入密度较大的流体,这类似于在深水水道中观察到的持续时间较长的准稳态流^[57,60⁃63]。通过两种生成方法产生的流体的形态均显示出典型的重力流“主体和头部”区域,头部通常比主体厚（表2、图2）。同时,开闸式实验产生的重力流受头部的影响更大^[65]。

Figure 2.  Diagram of current structure

重力流的头部是高度湍流的,由流体和周围环境流体的密度不同造成的压力差驱动。对于水平移动的流体,头部保持准稳定,但对于斜坡重力流,头部的相对大小随着角度的增加而增加^[66]。因为在角度（<3°）较低时,压力起主导作用^[67]。然而,重力流主体部分的速度与坡度有关,可以比头部快30%~40%^[68⁃69],随着坡度的增加,头部不断卷吸周围流体得到补充而增大。由于头部湍流程度高,表现为强混合区域。这种混合是由两相流体之间的不稳定性造成的。这些不稳定性以卷浪或波瓣和裂沟的形式出现,卷浪发生在头部的顶部和后面的尾流中,是两种流体之间剪切的结果。这些卷浪被称为Kelvin-Helmoltz （K-H）不稳定性,发生在许多其他剪切流中,例如大气中云的运动和木星的红斑。强混合导致了较高的卷吸,因此头部的厚度通常是后面主体部分的两倍^[66]。也有人认为,它是水流侵蚀的一个重要因素,因此是沉积学家考虑的一个重要因素^[26,46,70]。

虽然流体的头部是高度瞬变和不稳定的,但是主体部分在本质上是准稳态的（表2）。准稳态指它仍然受波动和不稳定的影响,但考虑一段时间的平均值时,表现出均匀的特征。K-H不稳定是头部的一个典型特征,但在流体的主体部分是不一定存在的。

梯度理查德森数（Rig）：

该指标指示了流体分层的局部稳定性^[54]。它是垂直方向上由湍流引起的浮力和剪切力的比值。通常认为,对于Rig<0.25,分层是不稳定的。K-H不稳定性是浊流卷吸的主要形式,也是产生剪切的主要阻力源。通过数值模拟表明当上部区域满足Rig>0.25时,K-H不稳定性不存在^[71]。Kneller et al.^[71]认为许多低梯度的流体都符合这一标准,这解释了浊流的长距离搬运。

重力流的内部结构对于进一步理解其动力学特性至关重要,它为浊流如何沿着海底水道长距离搬运提供了依据。Stacey et al.^[72]首先从理论角度详细研究了重力流的垂直结构,并与Ellison et al. ^[55]早期实验数据进行了比较。重力流的速度和密度分布展示了其主要特征（表2）。形成陆上河流和海底浊流系统的流体动力学之间存在着根本性的差异。河流和海底浊流的流速和密度垂直分布非常不同,因为浊流的切向速度通常在流量的下三分之一处达到最大值,而河流的切向速度的最大值在顶部附近（图2b,c）^[73]。控制重力驱动的流动结构涉及更多方面^[74⁃75]。速度最大值出现在底面以上的高度,这是由上下边界剪切力和拖曳力的比值决定的^[67]。这个高度通常是流体厚度的0.2~0.3^[69]。

以最大速度的高度划分了内部和外部区域的流动（表2、图2a）。内部区域的特性与具有正速度梯度和近壁效应的明渠流和湍流边界层相似。外层主要受周围流体剪切的影响,具有负的速度梯度。如果不存在K-H不稳定性,且随后流动的阻力小得多,则最大速度所在位置可能显著增高^[71]。值得注意的是,以上涉及的实验室模型没有按比例缩放^[64]。

重力流的分层性质引起了垂直密度梯度。密度剖面可分为两类：阶梯状的双层剖面或平滑的连续剖面（图2c）^[51,64,73]。后者是实验室观察到的低浓度含盐水流的特征^[76]。然而,观测到进入黑海的盐水流具有明显的阶梯状轮廓^[77]。

在速度和密度确定后,可以计算重力流的湍流强度,常用来揭示重力流与环境流体的混合情况。Kneller et al.^[68⁃69]首先用激光多普勒风速仪对重力流的湍流结构进行了实验研究。随后Buckee et al.^[78]验证了这一理论,Islam et al.^[79]以及Cossu et al.^[80]使用现代声学多普勒测速技术重新研究了这一理论。研究结果阐明平均流场的波动至关重要,其大小决定了湍流强度。Islam et al.^[79]以及Cossu et al.^[80]认为盐水流和浊流的湍流结构没有明显的差别。接近速度最大值的湍流强度较低,而在靠近壁面的内部区域和在剪切层的外部区域湍流强度较高。这个低湍流强度的区域被认为阻止了内部和外部区域之间的物质传输,被称为慢扩散区（SDZ）^[73,78]。

剪切和浮力是产生低湍流区域的原因。由于剪切生产的湍流。

式中：u'是脉动速度（m/s）。而由于浮力产生的湍流,取决于雷诺应力和速度梯度。

式中：ρ'是密度的脉动值（kg/m³）,w'是z方向的速度脉冲（m/s）。Buckee et al.^[78]在早期的研究中只考虑垂直方向,忽略了横流项（即剪切仅使用u'w'项计算）。Islam et al.^[79]使用3D技术显示,湍流强度在横流方向大于垂直方向,因此横流项应该包含在任何湍流计算中。

沉积物搬运时,流体的速度必须足够高,这样剪切应力（τ）才能超过底层临界剪切应力（τc）推动泥沙的运动,即剪切力必须克服限制颗粒运动的惯性和摩擦力。颗粒开始运动时的剪应力称为临界剪应力^[81],颗粒开始运动的临界条件为：τ=τc。

Hjulstrom图通过量化了不同粒径沉积物颗粒运动所需的临界流速^[82],表明大颗粒的搬运需要较大的流速,如果流速低于输沙的临界阈值,则由于流体不具备维持输沙的能力而发生沉积（图3）。Hjulstrom图的一个根本缺点是它没有考虑流体深度、颗粒密度或形状,使得浊流迅速失去其全部的颗粒负荷。

Figure 3.  Hjulstrom’s diagram showing the critical velocity required to move sediment of a given grain⁃size

Shields参数（θ）^[83]通过考虑颗粒大小和密度的影响,改进了颗粒搬运临界条件的相关的预测。这种方法考虑了水流施加在河床上的剪切力与维持颗粒在水中的自重的比值：

式中：d₅₀为沉积物中值粒度（mm）。沉积物搬运方式如图4,揭示了临界剪切应力（或临界希尔兹数）与颗粒雷诺数（Red=τd/v）的函数。颗粒雷诺数是一个雷诺尺度,对床层附近的颗粒悬浮具有重要意义。它描述了泥沙表面的粗糙度,决定了边界处的水流是平滑的（由黏性力主导）还是粗糙的（由湍流力主导）^[26]。如果边界是平滑的,较薄的层流会保护床层,沉降到这一近床层边界层的颗粒将不再与悬浮的湍流结构相互作用,并可继续沉积。在过渡区,湍流旋涡与床层之间存在相互作用,则黏性力也起着重要作用。无论是在边界层还是在悬浮液中,水道实验的初始阶段依赖于紊流—泥沙的相互作用,因此必须满足Shields的约束。Shields的模型尺寸缩放方法反映了流动动力学的弗劳德尺度,即作用在颗粒上的湍流力和重力的比值（Shields参数）等于自然界的值,而另一个尺度（颗粒雷诺数尺度）的范围是广泛的,只要保持粗糙到过渡区的边界层条件,就可以保持近真实的紊流底床状态,并有助于颗粒进入悬浮状态。这两个尺度构成了经典Shields沉积物搬运图的坐标轴（图4）,使得比较当前实验、自然浊流条件和以前的实验研究成为可能。de Leeuw et al.^[26], Fernandes et al.^[84]和Pohl et al.^[85]水道物理实验中,通过增加坡度和沉积物初始浓度,保证几何形状缩小后的模型具有与实际地貌相同的Shields参数。但是,Giorgio Serchi et al.^[86]认为水道轴向坡度影响速度最大值的位置,决定了深水水道内二次流的样式。

Figure 4.  Regime for sediment transport (modified from reference [84])

虽然基于平均粒度的Shields参数在工程和沉积学中广泛应用,但它没有考虑由非均匀沉积物组成的基质。在混合沉积层中,由于颗粒之间粒度的差异,运动阈值会发生变化。McCarron et al.^[87]和Wiberg et al.^[88]利用砾石和沙质混合沉积物的泥沙搬运模型解释了非均匀沉积物的沉积效应。

粗颗粒分离和床层加固可以保护细颗粒不被侵蚀,从而增加了沉降颗粒搬运所需的临界剪应力^[87,89]。当流体施加的剪应力,只搬运较细的沉积物时,或者通过将较细的沉积物从河床中移除（称为分选）,就可能形成保护层^[89]。Bartzke et al.^[90]的研究表明,非黏性泥沙颗粒包围中粗颗粒时,由于粗颗粒间的接触减少或消除,因此增加了休止角和剪切应力导致的沉积物搬运,从而阐明了细粒沉积物可以增加床层稳定性。

沉积颗粒搬运的阈值还可因为作用于颗粒之间的黏附力而改变^[91]。黏性沉积物存在于地球上各种沉积环境中,包括河流、河口、海岸和深海环境。研究发现泥浆、黏土的内聚性增加了侵蚀阈值,并改变了床层的发育^[91⁃92]。

深水水道内浊流在陆源沉积物向深水环境搬运过程中起着重要作用,因此需深入探讨其沉积过程^[6,15,51]。深水水道初始阶段存在不稳定机制的假设,使得深度平均流动和泥沙传输模型在浊流沉积过程方面的研究丰富^[93]。但是,深度平均方法无法揭示沉积底层与流体结构之间的相互作用,导致无法阐明沉积侵蚀作用过程的耦合机制。Hall et al.^[94]运用三维纳维—斯托克斯方程（Navier-Stokes,N-S）指出浊流横向结构与悬浮沉积物之间的双向耦合机制对深水水道形成的重要性,深水水道的不稳定性由悬浮泥沙浓度的扰动和水道中二次流结构产生的剪应力调节。基于流体结构分析能将深水水道内水动力过程与沉积产物相联系。河道和深水水道内流体结构的差异导致两者沉积过程以及沉积形态的差异。Peakall et al.^[51]将深水水道沉积过程分为两种不同的状态,牵引主导和悬浮主导；前者与沉积物过路不沉积有关,因此沉积受到限制,主要表现为内弯沉积和外岸侵蚀的点坝；后者是由高悬浮物沉降率划分,在沉积过程中,颗粒受牵引作用弱,可能在水道上游形成点坝（图5）。

Figure 5.  Verification of the depositional dynamics in a submarine channel using seismic, core, and outcrop data

深水水道的形态演化模式与河流有根本区别^[73],例如,深水水道的弯曲度似乎趋向于达到稳定状态^[73,98]。然而,由于外弯处的侵蚀和内弯处的沉积,河流的弯曲度将会持续增加,直到截弯取直形成“牛轭湖”。这种情况在深水水道中并不常见,深水水道在一定的弯曲度下处于平衡状态^[73]。通过调节浊流的流体结构,使得水道持续加积,直到达到临界点变得不稳定,在内力作用下,浊流冲破外堤导致冲裂^[99]。这种时空稳定性的研究指出了两者流动动力学的根本区别。虽然在这两种体系中都观察到内弯道沉积^[13],但外弯道沉积被认为是深水水道所特有的^[73]。外岸堆积体使平衡得以实现,Kane et al.^[100]通过实验揭示的不同曲率水道的速度剖面结构与流体事件后的沉积地貌表明,这与流体过路不沉积的程度直接相关。

水道常受到周围天然堤的约束,这些天然堤逐渐向外延伸^[101⁃103]。天然堤系统比水道本身宽几个数量级,是由水流溢出水道边界沉积产生^[104⁃105]。受影响的水道外部区域称为溢岸,其受控于水道内部浊流的影响。当水流的顶部可以溢过水道的边缘,并流到溢岸称为溢流,在水道弯道处尤为明显^[106]。

Kane et al.^[100]利用矩形水道物理实验得到的流体事件后的沉积地貌揭示了弯曲水道内沉积体不对称,弯道的外岸堤坝高于内岸（图6a）,并将这种特征解释为不平衡流动导致。Straub et al.^[107]研究了弯曲度对水道内浊流沉积机制的作用,通过沉积厚度、颗粒大小揭示高弯曲的低速区比高速区的沉积厚度更薄、颗粒更细并且粒径和流体浓度的垂直分层更少（图5c~e、图6b,c）。Amos et al.^[108]通过研究不同弯曲度的梯形水道,借助水道内速度剖面、速度矢量平面分布和厚度地貌图,阐明当弯曲度增加时,流体的溢出作用增强,沉积和侵蚀减少,导致沉积物坡度减小；高弯曲水道的弯道顶部上游溢出物回流到下游水道中。Janocko et al.^[109]基于实验和数值模拟阐明了水道内沉积作用主要与流体的平衡梯度、波长、入流角度和侵蚀作用强度等因素有关。Ezz et al.^[110]借助弯曲度为1.15的梯形水道揭示了沉积物在水道底部表现为楔形,弯道顶点的漫滩区为叶状。Huang et al.^[111]研究不同弯曲度的梯形水道,发现粗粒沉积物优先沉积于水道内,并且弯曲度越小颗粒搬运距离更长；多次浊流流经后,外岸沉积厚度大于内岸。

Figure 6.  Deposit morphology after flow events

深水水道由于所处的深水环境和浊流的间歇性,使得获取现场流体数据成为挑战^[73,112]。近年来,在世界许多地方都获得了直接观测重力流和浊流的数据^{[23,29,63,113⁃119]},但整个流场的数据仍然难以测量（表3）。

以往的大多数工作主要是基于间接的方法来研究深水水道,例如按比例缩小的实验室实验、数值模拟、地球物理（地震）地下分析、露头研究、沉积物取心、非重复海底测绘和理论工作以及与河流的比较^{[24,26,146⁃149]}。野外尺度的数据,如地震和露头研究,只捕获了地层,这使得很难理解时间尺度的侵蚀作用和动态形态变化^[3,24⁃25]。地球物理数据往往缺乏对单个水道内的高分辨率特征。露头可以实现这种水平的分辨率,但也缺乏时间限制和三维视角。沉积物岩心也缺乏三维视角。与河流比较得出的模型,或理论工作也需要与现实浊流对比验证。此外,深水水道也被认为在几个关键方面不同于河流,如弯曲度和二次流^{[73,112,124,127]}。

目前,分辨率最高的数据来自物理实验和小尺度的数值模拟（表3）。物理实验详细地揭示了重力流结构^{[55,58,64,67⁃69,79]}和水道内动力学特征^{[127,129,131,150]}。它们也被用来研究沉积特征^[100,110]和水道的形态演变^{[26,70,85,151]}。数值模拟为水道内流体动力学机制提供了进一步的见解^{[57,86,127,136,145,152]},扩大了实验室研究的范围和参数空间。

尽管直接观测已经获得了大量的数据集,但对于浊流的整个流场而言,来自直接观测数据仍然很少。并且,这些观测数据大多是沿海底峡谷的洋流,如加利福尼亚州的蒙特利峡谷^[21,113],而不是海底水道。利用声学多普勒技术,Xu^[21]观测到多个由风暴或峡谷壁的塌陷诱发的浊流的速度剖面,证实了在物理实验中观察到的速度特征。通过分析洋流的组成,Xu^[21]认为悬浮物的浓度和粒度对浊流的发育起着重要作用,在达到准稳态阶段之前,浊流可能经历一个沉积物驱动的调整期。其次,由于细粒沉积物沉降速度较低和更容易悬浮,则沉积物越细,流体越厚,这与实验室揭示的结果一致^[122]。Liu et al.^[120]观测到台湾高屏峡谷的浊流是由气旋产生的洪水诱发的,可能存在一种非潮汐的“增减”效应。最近,在刚果峡谷观测到不同厚度的流动,二次流差异明显^[115]。

尽管峡谷内流体为了解自然尺度浊流提供了良好的基础,但它们受边界地形的限制作用大；不像水道内浊流会随着水道地形作用溢出到水道堤岸^[51]。限制作用可能对流体动力学产生重大影响^[136]。Khripounoff et al.^[60]和Vangriesheim et al.^[63]观测到4 000 m深度的刚果深水水道的数据。浊流的平均速度为1~3 m/s,这为研究部分限制性水道内流体的性质和时间变化提供依据。沉积物捕集器也表明流动持续时间长达10天,但是,这些数据是一维和稳定的,所以浊流特征的详细分析受到了限制。Sumner et al.^[57]在黑海与地中海之间,观测到由盐度持续下降,导致弯曲水道内重力流具有明显径向和垂直分层以及外岸抬升的反向二次流特征,并且观测到流体溢出现象（图7）。但是,由于缺少沉积物而不沉积,而且具有较低的弗劳德数（0.41）,使得与更大的深水水道系统内的流动性质存在差异。

Figure 7.  Cross⁃stream velocity and velocity vector contour of a gravity current showing the secondary flow

野外数据的局限性使得实验模拟在重力流动力学研究显得至关重要。Kuenen^[153]首次进行了物理实验,通过观测确定了流体流动特性。随着技术的进步和该领域的广泛发展,物理实验发展迅速。

如前所述,重力流可以通过开闸式释放密度更大的流体或使用连续进口泵两种方法在实验室中产生。de Rooij et al.^[123]发现开闸式实验由于更大的初始内部力,流体形成一个更明显的头部,而连续入流的沉积是由主体主导的。Peakall et al.^[59]认为开闸式入流实验导致学者过多地关注流体头部的影响。

除了有两种释放流体的方法外,还有两种主要方法来实现流体和周围流体之间的密度差。最直接的方法是用盐来制造盐溶液。其次,是利用沉积物来制造颗粒溶液。可以混合使用这两种方法来创建混合溶液。颗粒流的使用使侵蚀和沉积的研究成为可能。然而,存在尺寸缩放的问题,由于实验室尺度流体的雷诺数比自然尺度低很多,流体往往无法实现自悬浮。此外,与等量的颗粒相比,非常细的沉积物更容易受到黏性力的影响产生絮凝,从而导致较大的颗粒快速从流体中沉降。

现代重力流动力学研究的实验技术主要可分为两类：多普勒频移技术和粒子成像技术。多普勒频移包括激光多普勒测速（LDA）、超声多普勒测速剖面（UDVP）和声学多普勒测速（ADV）。LDA获得的数据可以计算湍流变量,Buckee et al.^[78]利用LDA生成垂直湍流廓线。然而,它要求两相流体具有相同的折射率,并且只在一个点上测量二维流体数据。ADV不需要折射率匹配,可以实现高达100 Hz的3D测量,已经越来越多地被用来捕捉湍流的特征^[79⁃80]。由于UDVP固有频率较低,无法捕捉到流体的湍流特性,但它可以揭示平均流速的平面特征,从而达到对流动特征的可视化,例如Corney et al.^[124]观察到的二次流循环特征（图7a,b）。虽然UDVP需要一定的流动深度才能有效,但它的覆盖范围比ADV大得多。

大多数的物理实验都是在直水道中进行的。具有多种形式,包括可侵蚀底床^[45],或完全可侵蚀^[26,70],截面从矩形到梯形不等。

为了阐释流体的行为和搬运能力,物理实验研究聚焦在揭示流体的垂直结构上^[64],具体包括识别速度和浓度的轮廓^{[55,67,76,122]},以及湍流的结构特征^{[68⁃69,78⁃79]}。Sequeiros et al.^[64]研究了底床类型对流体的影响,结果表明,它们对亚临界和超临界状态都有显著的响应,可导致水道中速度最大值的升高。Stagnaro et al.^[154]对Sequeiros et al.^[64]的发现提出了异议,他们发现在光滑床层上改变弗劳德数数时,流动动力学几乎没有变化,但是他们观察到了对雷诺数的依赖性。Straub et al.^[70]在侵蚀水道中,将垂直密度结构与天然堤增长率联系起来。流体的限制作用下水道外翼的泥沙量,决定了外岸的沉积程度。de Leeuw et al.^[26]在斜坡上进行了水道形成实验,在水流的不同区域,通过天然堤的沉积和水道内的侵蚀,产生了水道。

近十几年来,弯曲水道的研究受到了越来越多的关注。Corney et al.^[124]首次对海底弯曲水道开展了物理实验。发现了重力流可以产生河流反向的二次流（图7a,b）。在弯道顶点处的横流流动方向与在河流中的情况相反,即基底流指向外岸。这种倒转二次流现象曾引起许多争论。Imran et al.^[127]观察到两个方向相反的垂直堆叠的单元（图7d）。Abad et al.^[129]进行了类似的实验,尽管水道弯曲度更大,但未观察到反向二次流。Kane et al.^[100]研究了在改变纵横比的情况下,相同水流在弯曲水道的沉积特征,从而研究了流体限制作用。低限制的流体更易表现为过路不沉积,少量沉积物倾向于堆积在外岸。Straub et al.^[70]在侵蚀水道中进行了一系列物理实验。由于外岸的流体上升,弯道超高现象明显。虽然外岸的天然堤更厚、更陡,但由于两岸都有沉积物堆积,平面形态几乎没有变化。由于水道底部的沉积速率比堤岸的沉积速率大,导致水道的地形起伏度下降。之后,Straub et al.^[107]就弯曲度对沉积作用进行了研究。阐明了限制性流动的标准,如果流体的动能大于与水道起伏相关的势能增益,流体不可能保持限制。他们还补充了Keevil et al.^[125]的观点,即水道的弯曲度对于增加流体的混合强度非常重要。除了Straub et al.^[107]以外,上述所有研究都采用了矩形截面或者高纵横比和陡峭的堤岸,这些截面在自然水道中是不现实的。这可以归因于这种水道模型容易构建以及受到测量仪器的限制作用。

Islam et al.^[150]在梯形剖面、宽高比为5的水道中进行了实验。这种水道剖面更有利于溢出,并且之前观察到的垂直堆叠单元的流动模式被打断,上层单元被破坏。Dorrell et al.^[131]强调了时间变化在流动中的作用,之前的研究都集中在时间平均流动性质上。并揭示了时间尺度上二次流单元的方向是如何在弯道内波动的。

半个世纪以来,人们一直在用数值模拟方法研究重力流。Harlow et al.^[155]是最早将计算流体动力学（Computational Fluid Dynamics, CFD）技术应用于重力流的人之一,他们使用的“标记和单元”技术与现在的有限元方法有许多相似之处。他们认识到数值技术不仅有助于分析和实验研究,而且能更好地检验参数效应。随着计算机科学的发展,数值模拟能研究在实验室环境中无法实现的大尺度流动。

CFD方法可分为三类。采用雷诺平均的纳维—斯托克斯模型（RANS）、大涡模型（LES）和直接数值模拟（DNS）。第一类涉及在离散网格上求解RANS方程。为从纳维—斯托克斯方程中将瞬时速度u=u¯+u'分解为时间平均和波动分量。这引入了额外的参数：雷诺应力Reij=-ρui'uj'¯。由于紊流项的非线性,用一个封闭系统来进行建模,并将它们与已知变量联系起来。封闭通常有两种获得方法,涡动黏度模型（EVMs）^[156]或Reynolds应力模型（RSMs）^[74]。

EVM常用有k-􀆠和k-ω湍流模型,被大量学者用来研究重力流的动力学特征^{[86,127,136,145,157]}。所有的EVMs都采用Boussinesq假说^[158],

将涡动黏度v_t （m²/s、由于湍流的动量传输）通过相应的速度梯度与雷诺应力联系起来。涡动黏度通常由其他已知的变量来计算,如湍流动能k（J）和湍流耗散􀆠。

EVMs模型与实验数据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,尽管需要调整方程中控制浮力产生的湍流量的经验常数。Paik et al.^[160]提出使用k-􀆠的低雷诺数模型更适合模拟实验室尺度的流动,这解决了三维特征,如K-H不稳定性。在此之前,这些模型只能使用在更复杂技术和较多的计算资源,如LES和DNS模型获得^[134]。然而,这些结果的真实性存在争议,因为这些流动特征在实验室中很少被揭示。

Kassem et al.^[136]使用标准k-􀆠模型研究了陡峭堤岸对重力流演化的影响。无侧向限制的算例由于侧向扩张和溢出造成的流体卷吸增厚程度较小。上述绝大多数数值模拟研究考虑的是直水道。虽然这意味着很容易验证模型,并简化了网格划分和设置过程,但它可能与许多实际海底水道几何形态不一致。

不少学者利用数值模型研究了弯曲水道的曲率对流体动力学和流体演化的影响。Kassem et al.^[136]最先采用了k-􀆠模型,而Das et al.^[137]采用了更简单的深度平均模型。Imran et al.^[127]结合实验进行了一些模拟,重现了实验室中观察到的垂直堆叠单元。Giorgio Serchi et al.^[86]也关注了关于二次流循环的争论,揭示了二次流方向差异原因。为了模拟设置更容易,上述研究中使用了不现实的矩形水道截面。Ezz et al.^[145]使用的梯形剖面与Islam et al.^[128]在实验室中使用的梯形剖面相同。水道的边坡对水流动力学影响较大,需要进一步深入研究。Pirmez et al.^[161]模拟了多弯曲、流经800 km长的亚马孙河中浊流特征,发现如此长又多弯的渠道形成和演化与以淤泥为主沉积物的亚临界浊流有关。Huang et al.^[139]通过多相流方法使用三维数值模拟求解动量守恒和质量守恒方程,模拟结果揭示了流速的垂直分布、沉积浓度、沉积厚度等。黄璐等^[143]通过圆弧形水道的三维数值模拟,阐明了由于夹带作用,浊流夹带周围水体,使得流体高度增加从而导致流体溢出,尤其是在弯道顶点,甚至会出现流体剥落的现象；在河流相同方向的二次流的作用下,弯道顶点的内岸下游发生沉积作用,然而外岸下游表现为侵蚀特征。郭彦英等^[144]研究了曲率半径对浊流的影响,提出当水道的边坡较小、曲率半径较大时沉积颗粒的溢出量较多,反之水道中表现为侵蚀现象。

RSMs方法增加了计算时间且较难实现收敛,因此使用不多。其原因是RSMs方法每个应力都是使用一个单独的方程来计算的。Brørs et al.^[162]在他们的EVM分析中使用了RSMs,并声称结果更好。然而,仅与早期实验数据进行了比较^[55],而与EVM预测没有直接对比,所以很难看到明显的差异。

最近的数值模拟工作集中于使用更高级的求解器,如LES和DNS。计算资源的大幅增加是LES和DNS模拟的限制因素。DNS在不使用任何湍流模型的情况下数值求解N-S方程。这对网格要求精度高,因为每个空间和时间尺度都必须被解析,从小的Kolmogorov耗散尺度η=(υ/􀆠)^0.25,到大的积分尺度L,这直接关系到最大的湍流结构的大小。网格要求如下：

式中：N是网格节点的数量,δx是单元格的大小。LES使用类似的技术,但没有这么严格的网格要求。低于尺度的网格会被过滤并建模（通常使用与RANS模型类似的技术）,而那些被网格捕获的会像使用DNS一样被“直接”求解。

重力流的第一个DNS模拟是由Härtel et al.^[133]开展的,研究了开闸式重力流的头部动力学特征。雷诺数Re=750的3D模拟捕获了预期的波瓣和裂沟特征,这是在以前的数值模型中没有观察到的。由于计算的限制,当运行到Re=30 000时,必须恢复到2D,但在自由滑动边界条件下运行的情况与Benjamin^[163]的无黏理论非常一致。Necker et al.^[134⁃135]也研究了矩形槽中开闸式重力流的初始阶段。研究发现,虽然2D和3D模拟早期的发展阶段在流量推进方面是一致的,但在更长的时间尺度上存在显著差异,包括巨大的非自然卷浪。这似乎是2D模拟的一个常见问题^[71,164],因为缺乏横向的湍流耗散。在3D中计算出的唯一更高雷诺数的流体是由Cantero et al.^[140]用1.31亿个节点网格解析了Re=15 000的情况。

上述研究均是针对盐水重力流,Cantero et al.^[141]将研究方法扩展到颗粒流,通过改变颗粒沉降速度研究了对流体分层产生的影响。研究发现,具有较高沉降速度的颗粒可以使流体分层,使流体在速度最大值以下重新分层,从而完全阻止湍流质量或动量在流体中垂直传递。

唯一将LES（或DNS）应用于弯曲水道研究的是Mahdinia et al.^[142]。观测到的特征包括：随着水道半径的增加,靠近内壁和近床的湍流增强,二次流强度降低。与实验数据的良好一致性,使Mahdinia et al.^[142]声称即使在中等单元数的网格上也可以有效的运行模拟。LES和DNS较多的计算资源和复杂性使得所有的研究都限于在矩形、完全受限的水道中,在没有输入或输出条件的情况下进行的有限体积释放。不断增加的计算资源无疑意味着未来有机会将其扩展到更现实的几何形态。

深水水道沉积水动力学机制的研究揭示了水道内流体性质、沉积充填特征和动力学机制,弥补了在深水水道沉积过程研究的不足,极大地推动了深水沉积理论和沉积模式的构建,推进了砂体展布规律和堆积样式的识别,进而达到有效预测深水沉积储层分布的目的。通过上述深水水道内流体性质、沉积特征、研究方法和南海北部深水水道体系的回顾总结,未来深水水道沉积动力学机制应当进一步探索。

（1） 模型的改进。由于浊流的观测数据有限,而且完全缺乏对自然系统过程—产物的研究。高分辨率浊流沉积动力学的数据来自实验室和小尺度的数值模拟。然而,深水水道内浊流的流动模拟由类似河流的蜿蜒通道控制,并使用简单的速度和密度分层模型,物理和数值建模的比尺效应无法充分揭示深水水道的影响,对自然弯道周围的三维流场及其下游物质运输的解释也是有限的。目前缺乏湍流混合数据支持的浊流流体动力学参数研究,即湍流动能和剪应力。其次,泥沙搬运过程不仅需要对悬浮颗粒进行建模,而且还需要对基础卷吸进行建模,可以使用与剪切相关的底界面的源项进行建模。为了评估模型的准确性,还需要针对实验中沉积作用的流动性进一步验证。将泥沙输移、沉积和侵蚀纳入数值模拟的泥沙输送模型,向具有底边界变形的模型发展,可以克服仅依靠基础应力来解释流体与水道相互作用的局限性,这种模型能够有效地预测水道形态的演化。也许最重要的挑战是开发一个能够准确预测基质形态变化的三维数值模型,无论是在更大尺度的水道形态还是更小尺度的底床形态和冲刷。

（2） 深水系统对陆地有机碳的埋藏效率。深水水道系统已被确定为有机碳埋藏的重要场所^[28⁃29]。然而,这些碳被掩埋的效率如何尚不清楚。首先,输入系统的泥沙总量和通过系统内侵蚀释放的泥沙总量没有与观测到的沉积物相平衡。此外,海底水道系统中现代沉积物的保存潜力往往不清楚；同样不清楚的是,海底沉积物在多大程度上是临时储存场所,以及后期侵蚀作用下多少早期埋藏的有机碳被氧化。高抒^[165]指出在地貌、位置、水动力和物质供给条件差异较大的情况下,有机碳变量范围的形成需要进行动力机制研究。

（3） 有效揭示深水油气储层分布。借助地震、岩心和露头的深水水道的研究主要集中在沉积样式、充填特征、发育时间、成因演化及演化模式等相对宏观的研究,缺乏对深水重力流沉积过程、流体机制等沉积动力学定量方面的研究,尤其对于南海北部发育的深水水道^[166⁃170]；而流体结构的差异将直接导致沉积充填样式、砂体展布及叠置样式、侵蚀改造作用等沉积结构的不同,沉积砂体的平面展布和垂向连通性又严重制约着深水油气勘探。因此,针对深水水道沉积动力学机制研究薄弱的问题,急需深入研究深水水道内浊流运动机制,再现沉积过程,以揭示不同流体结构作用下沉积物分布和充填特征,达到精准预测深水油气储层的目的。