引用本文
操应长, 金杰华, 刘海宁, 杨田, 刘可禹, 王艳忠, 王健, 梁超. 中国东部断陷湖盆深水重力流沉积及其油气地质意义[J]. 石油勘探与开发, 2021,48(2): 247-257.
CAO Yingchang, JIN Jiehua, LIU Haining, YANG Tian, LIU Keyu, WANG Yanzhong, WANG Jian, LIANG Chao. Deep-water gravity flow deposits in a lacustrine rift basin and their oil and gas geological significance in eastern China[J]. Petroleum Exploration & Development, 2021,48(2): 247-257.  
Doi: 10.11698/PED.2021.02.02
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中国东部断陷湖盆深水重力流沉积及其油气地质意义
操应长1, 金杰华1, 刘海宁1,2, 杨田3, 刘可禹1, 王艳忠1, 王健1, 梁超1
1.中国石油大学（华东）地球科学与技术学院,山东青岛266580
2.中国石化胜利油田分公司物探研究院,山东东营257000
3.成都理工大学沉积地质研究院,成都610059

第一作者简介：操应长(1969-),男,安徽潜山人,博士,中国石油大学（华东）教授,主要从事沉积学和地质学研究。地址：山东省青岛市黄岛区长江西路66号,中国石油大学（华东）地球科学与技术学院,邮政编码：266580。E-mail: caoych@upc.edu.cn

收稿日期: 2020-02-16 修回日期: 2021-02-01
基金项目: 国家自然科学基金（41802127,U1762217）; 国家科技重大专项（2016ZX05006-003）
摘要

通过大量的岩心观察和综合分析开展断陷湖盆深水重力流沉积类型、演化过程、形成机制和沉积模式研究。断陷湖盆深水重力驱动沉积作用可分为滑动、滑塌块体搬运沉积和碎屑流、浊流流体搬运沉积,碎屑流与浊流之间的相互转化、浊流的超临界态与亚临界态之间的转化是深水重力流主要的动力学机制。超临界浊流的侵蚀作用控制了深水重力流水道的形成,碎屑流沉积作用不发育水道,而以舌形体沉积为特征。深水重力流沉积包含盆内和盆外两种成因,前者表现为单一舌形体或多个舌形体叠加的扇形体,后者表现为水道发育的湖底扇沉积或单一水道砂体沉积,但近岸水下扇沉积以发育无水道舌形体叠置扇形体沉积为特征。近岸水下扇沉积相带分异导致的差异成岩作用形成成岩圈闭,盆外成因的深水重力流沉积是湖盆深水砂体富集的重要原因,紧邻三角洲前缘的滑动块体沉积是被忽视的重要岩性圈闭类型,流体转化成因的细粒沉积是页岩油气潜在的“甜点”发育区。图9参23

关键词: 浊流; 碎屑流; 深水重力流沉积; 沉积模式; 油气地质意义; 断陷湖盆
中图分类号:TE122 文献标志码:A
Deep-water gravity flow deposits in a lacustrine rift basin and their oil and gas geological significance in eastern China
CAO Yingchang1, JIN Jiehua1, LIU Haining1,2, YANG Tian3, LIU Keyu1, WANG Yanzhong1, WANG Jian1, LIANG Chao1
1. School of Geoscience, China University of Petroleum (East China), Qingdao 266580, China
2. Institute of Geophysical Exploration, Shengli Oilfield Company, Sinopec, Dongying 257000, China
3. Institute of Sedimentary Geology, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China
Abstract

The types, evolution processes, formation mechanisms, and depositional models of deep-water gravity flow deposits in a lacustrine rift basin are studied through core observation and systematic analysis. Massive transport of slide and slump, fluid transport of debris flow and turbidity currents are driven by gravity in deep-water lacustrine environment. The transformation between debris flow and turbidity current, and the transformation of turbidity current between supercritical and subcritical conditions are the main dynamic mechanisms of gravity flow deposits in a lake basin. The erosion of supercritical turbidity current controls the formation of gravity-flow channel. Debris flow deposition gives rise to tongue shape lobe rather than channel. Deep-water gravity flow deposits are of two origins, intrabasinal and extrabasinal. Intrabasinal gravity flow deposits occur as single tongue-shape lobe or fan of stacking multiple lobes. Extrabasinal gravity-flow deposits occur as sublacustrine fan with channel or single channel sand body. However, the nearshore subaqueous fan is characterized by fan of stacking multiple tongue shape lobes without channel. The differential diagenesis caused by differentiation in the nearshore subaqueous fan facies belt results in the formation of diagenetic trap. The extrabasinal gravity flow deposits are one of the important reasons for the abundant deep-water sand bodies in a lake basin. Slide mass-transport deposits form a very important type of lithologic trap near the delta front often ignored. The fine-grained sediment caused by flow transformation is the potential “sweet spot” of shale oil and gas.

Keyword: turbidity current; debris flow; deep-water gravity-flow deposits; depositional model; oil and gas geological significance; fault lake basin
0 引言

湖盆深水重力流沉积砂体指重力驱动搬运、沉积, 发育在风暴浪基面以下的砂体, 是目前中国岩性油气藏及非常规油气勘探的重要对象[1, 2, 3, 4]。湖盆中深水重力流沉积砂体的形成与分布受构造活动及气候条件等多因素综合控制[5, 6, 7], 蕴含丰富的古构造及古气候演化信息。湖盆深水重力流沉积的相关研究对构造演化、古气候变化、古地理重建等地质研究和油气勘探开发具有重要指导意义[8, 9]。深水重力流研究始于1950年提出的浊流理论[10], 尔后扩展为沉积物深水重力流理论。Forel[11]对注入瑞士日内瓦湖的高密度流体搬运过程的研究是湖盆重力流沉积的最早工作。后人多将海相沉积物再搬运形成的深水重力流沉积作为主要研究对象, 而忽视了对湖盆中深水重力流沉积的研究。近年来, 借鉴海相深水重力流沉积研究成果, 湖盆深水重力流沉积相关研究取得了一定的进展[1, 12, 13, 14]。湖盆深水重力流沉积研究是涉及重力流“ 触发-搬运-沉积” 动力学过程的综合研究[15], 现阶段重视砂体识别和分布规律的研究, 而轻视对深水重力流沉积动力学过程的分析, 针对深水重力流流体类型、流体演化、成因机制及沉积模式的系统研究相对薄弱[2, 3, 8, 9, 16]。

断陷湖盆具有陡坡带、洼陷带、缓坡带等多样地貌结构单元和多级阶梯状断坡发育的典型特征, 其所控制形成的深水重力流沉积类型多样、演化过程复杂, 是研究湖盆深水重力流沉积的有利场所。本文在系统分析断陷湖盆深水重力流沉积类型的基础上, 解析沉积演化过程、建立沉积模式、探讨油气地质意义, 以期为陆相湖盆深水重力流沉积常规与非常规油气勘探提供理论依据。

1 断陷湖盆深水重力流分类

断陷湖盆具有构造活动性强、地形坡度大、碎屑物质供给充足、湖盆水体深度大等特点, 相比海相盆地和其他类型陆相湖盆更易形成深水重力流沉积, 在大型断陷湖盆中发育丰富的深水重力流沉积类型[4]。本文在济阳坳陷和涠西南凹陷等断陷湖盆典型深水重力流沉积岩心观测分析的基础上, 以沉积物组成、沉积构造及岩相组合反映的流体流变学特征及沉积动力特征为主要依据, 结合国内外深水重力流流体类型划分方案, 将断陷湖盆深水重力流划分为具有塑性流变学性质的碎屑流、牛顿流变学特征的浊流两种流体类型; 与深水重力流沉积相伴生, 还包含滑动和滑塌两种块体搬运过程沉积。根据泥质杂基含量将碎屑流划分为泥质碎屑流（发育在陆上也称泥石流）和砂质碎屑流。根据流体密度和沉积构造差异将浊流划分为高密度浊流和低密度浊流, 根据沉积动力强度和持续时间及相序组合差异将低密度浊流进一步细分为似涌浪浊流和准稳态浊流[17]（见图1）。

图1 断陷湖盆深水重力流类型、分布与沉积特征
①东营凹陷, 樊133井, 2 404.7 m, 滑动块体, 内含未完全改造层理; ②东营凹陷, 樊斜183井, 2 890.1 m, 滑塌块体, 内部变形构造发育; ③东营凹陷, 东科1井, 3 348.5 m, 块状泥质碎屑发育泥质碎屑流沉积; ④惠民凹陷, 商548井, 3 240.2 m, 块状顶部漂浮泥砾发育砂质碎屑流沉积; ⑤东营凹陷, 史100井, 3 087.7 m, 分层构造发育高密度浊流沉积; ⑥东营凹陷, 史129井, 3 438.7 m, 低密度似涌浪浊流沉积形成不完整的鲍马序列; ⑦东营凹陷, 牛876井, 3 374.5 m, 低密度准稳态浊流沉积形成逆正粒序沉积

泥质碎屑流沉积物颗粒以基质强度和超孔隙流体压力支撑为主, 形成的沉积物以杂基支撑块状砾岩和泥质砂岩为主, 反映流体塑性流变特征及整体固结沉降卸载方式（见图1③）。砂质碎屑流沉积物颗粒受基质强度、超孔隙流体压力、浮力和分散压力等多种作用共同支撑, 杂基含量整体较低, 以块状砂岩沉积为主（见图1④、图2a）, 块状砂岩中上部广泛发育的漂浮状泥砾和泥岩撕裂屑指示了流体的塑性流变性质和块状固结的卸载方式。

图2 东营凹陷断陷湖盆深水重力流沉积块状砂岩特征
（a）牛110井, 3 010.92~3 013.05 m, 砂质碎屑流成因块状中细砂岩, 内部均一, 无明显沉积构造, 无显著粒序变化; （b）史100井, 3 073.78~3 076.65 m, 高密度浊流成因块状中粗砂岩, 内部分层构造发育, 粒序变化显著

高密度浊流沉积物以浮力、分散压力和流体扰动支撑为主, 沉积物杂基含量相对较低, 整体显示微弱正粒序, 粗粒块状沉积物中可见砾石呈叠瓦状定向排列或牵引毯作用形成的分层构造（见图1⑤、图2b）, 指示流体分层搬运和垂向叠置的卸载特征[18]。高密度浊流沉积在断陷湖盆的陡坡带粗粒重力流沉积中可能较为发育, 部分的高密度浊流沉积可能被解释为砂质碎屑流沉积, 通过显著的底冲刷、内部粒序变化等特征, 可将高密度浊流沉积与砂质碎屑流沉积区分（见图1④、图1⑤、图2）。

低密度似涌浪浊流沉积物颗粒以流体扰动支撑为主, 沉积物颗粒粒径逐级递减沉降形成完整或不完整的鲍马序列, 沉积物粒度较高密度浊流细且杂基含量较高, 流体流动持续时间较短, 具有流速和能量突然增大而后迅速递减的演化特征, 状似涌浪[17]（见图1⑥）。低密度准稳态浊流沉积物颗粒以流体扰动支撑为主, 颗粒大小受洪水能量控制, 形成反映洪水能量先增强后减弱的典型逆-正粒序层理, 且上攀层理和陆源植物碎屑发育[17]（见图1⑦）。滑动块体以内部包含部分浅水沉积构造的砂岩与深水泥岩的突变接触、底部剪切滑动面发育为典型特征（见图1①）, 滑塌块体以内部连续变形构造、砂质褶皱、砂质注入体发育为典型特征（见图1②）。

断陷湖盆同样存在碎屑流与浊流的转化与混合过程及其沉积产物深水重力流混合事件层, 为了便于理解不将其单列为一种流体类型, 而将其作为流体转化的过程来认识。颗粒流可作为砂质碎屑流的极端情况, 即砂质碎屑流中不含泥质杂基, 沉积物颗粒主要靠分散压力支撑。超临界态是快速搬运流体的动力学属性, 在分层的高密度浊流中最易于形成[18, 19, 20, 21, 22]。

2 断陷湖盆深水重力流沉积动力学机制与沉积作用

由于特殊的沉积构造背景, 断陷湖盆深水重力流动力学机制与沉积作用具有特殊性, 主要表现为：①地形坡度大, 导致深水重力流流体转化效率低; ②地形复杂, 多级阶梯状断坡发育, 造成深水重力流的多阶段演化; ③构造活动强烈, 三角洲前缘滑塌成因深水重力流发育; ④沉积区与物源紧邻, 洪水成因深水重力流广泛发育; ⑤浅水区到深水区的过渡范围窄, 粗粒重力流沉积更为发育。断陷湖盆在拉张断层控制下多表现为单断式结构和双断式地堑结构, 可分为陡坡带、缓坡带和洼陷带等构造带, 不同构造带由于地形坡度、物源供给、沉积水体深度等差异明显, 深水重力流动力学机制与沉积作用也存在明显差异。陡坡带以洪水触发形成的深水重力流沉积为主, 长轴或缓坡以洪水触发形成的深水重力流沉积和沉积物垮塌触发形成的深水重力流沉积最为发育。

2.1 断陷湖盆陡坡带洪水触发深水重力流沉积

断陷湖盆陡坡带一般为拉张断层控制而形成, 地形坡度普遍较大, 如东营凹陷北带地形坡度为18.7° ~31.8° [4]。物源供给充足时, 断陷湖盆陡坡带是深水重力流最为发育的地区之一, 陡坡带沉积相带窄、浅水沉积不发育或仅在断面下切谷发育少量洪积扇或扇三角洲沉积, 在阵发性洪水作用下陆源碎屑通过湖缘下切谷以洪水-泥石流的形式向湖盆快速搬运, 多在断层坡脚沿断面发生快速沉积。因此, 陡坡带深水重力流沉积以碎屑流沉积和高密度浊流沉积为主, 发育少量的低密度准稳态浊流沉积（见图3a）。

图3 断陷湖盆深水重力流搬运演化过程模式图
（a）断陷湖盆陡坡带深水重力流搬运过程及流体演化过程; （b）断陷湖盆缓坡带及长轴方向洪水成因深水重力流搬运过程及流体演化过程; （c）断陷湖盆缓坡带及长轴方向沉积物垮塌成因深水重力流搬运过程及流体演化过程

陡坡带的洪水-泥石流入湖后在自身重力分量的作用下, 多沿边界断层直达深湖区, 泥石流由于杂基含量高, 流体黏性强, 与环境水体混合程度低, 多在深湖区断层坡脚处直接堆积。泥石流即泥质碎屑流卸载后, 洪水下潜形成的高密度流体进一步向前搬运, 在自身重力作用下逐渐卸载; 部分高密度流体在次级断坡的控制下加速流动, 侵蚀能力增强, 进一步侵蚀泥质基底, 转化为砂质碎屑流沉积。砂质碎屑流在向前搬运的过程中, 由于环境水体的稀释混合和水力跳跃作用, 进一步转化为高密度浊流沉积; 高密度浊流由于沉积物卸载和流体稀释以及洪水的持续补给作用, 进一步演化为低密度准稳态浊流（见图3a）。由于陡坡带的高角度边界断层对盆底地貌起主要控制作用, 重力流在搬运过程中与环境水体的稀释混合受到抑制, 流体演化效率较低, 多形成围绕断层坡脚分布的以泥质碎屑流沉积和砂质碎屑流沉积为主的扇群沉积。

2.2 断陷湖盆长轴或缓坡洪水触发深水重力流沉积

断陷湖盆长轴或缓坡带由于地形高差较陡坡带明显减小, 泥石流和洪水形成的高密度沉积物多在陆上或滨浅湖区大量卸载, 形成洪积扇、扇三角洲等, 部分高能量的洪水能够越过滨浅湖区直接以高密度流体的形式向深湖区搬运, 形成广泛发育的洪水触发的深水重力流沉积（见图3b）。由于湖盆物源丰富, 且湖盆水体密度一般较小, 使得湖盆中洪水触发成因的深水重力流沉积较海相盆地更为发育[5, 14]。

断陷湖盆长轴或缓坡洪水成因的深水重力流沉积主要受洪水能量强度和搬运过程的控制。洪水能量较强时, 由于自身重力差异使沉积物在沉积近端卸载, 可形成少量碎屑流沉积和高密度浊流沉积。伴随洪水的持续补给及粗粒沉积物的卸载, 相对细粒沉积物持续以低密度准稳态浊流的形式向深水盆地搬运, 准稳态浊流对底部高浓度沉积物的剪切拖拽作用是形成牵引毯的有利条件, 牵引毯垂向叠置形成块状砂岩[23]（见图3b）。高密度浊流对泥质基底的侵蚀会导致流体中泥质杂基含量增加, 泥质杂基由于密度较低在流体上部富集形成少量的泥质碎屑流沉积, 形成深水重力流混合事件层[19]（见图4）。湖盆地形坡度较缓时形成以低密度准稳态浊流沉积为主的深水重力流沉积, 沉积过程受洪水能量先增强后减弱的演化过程控制, 对应形成下部逆粒序、上部正粒序沉积序列, 伴随洪水的持续补给, 上攀沙纹层理发育。断陷湖盆与海盆结构的差异导致洪水成因重力流沉积特征存在一定差异。海相盆地具有宽广的大陆架, 洪水成因深水重力流携带的粗粒沉积物多卸载在大陆架, 剩余的细粒沉积物继续搬运至深海平原沉积, 因而大多数研究认为洪水成因重力流只能携带细砂及以下粒径的沉积物。断陷湖盆浅水区到深水区的过渡带宽度一般较小, 由于没有类似海盆大陆架或大型内陆坳陷湖盆的宽广缓坡, 洪水成因深水重力流携带的不同粒径沉积物可直接向深湖中心搬运, 因而可形成大量粗粒深水重力流沉积（见图2b）。

图4 北部湾盆地涠西南凹陷断陷湖盆深水重力流混合事件层（黄色虚线为沉积单元分界线; H1— H5为重力流混合事件层沉积单元编号; 据文献[19]修改）
（a）WZ11-7-1井, 2 508.63~2 509.16 m, 4层结构, 上部泥质碎屑发育; （b）WZ11-7-1井, 2 512.74~2 513.15 m, 3层结构, 上部泥质碎屑发育; （c）WZ11-7-4井, 2 171.72~2 172.09 m, 条带状结构发育深水重力流混合事件层; （d）WZ11-7-1井, 2 521.61~2 521.95 m, 双层结构, 上部泥质碎屑不发育

2.3 断陷湖盆长轴或缓坡沉积物垮塌触发深水重力流沉积

断陷湖盆长轴或缓坡地区在浅水区形成扇三角洲和三角洲沉积, 在自身快速前积或外界触发机制的作用下易发生垮塌再搬运, 是断陷湖盆深水重力流形成的重要原因之一。浅水区垮塌再搬运沉积物早期经历滑动、滑塌块体搬运过程向深水区搬运, 随着环境水体的混入块体逐渐解散形成碎屑流沉积, 碎屑流在环境水体混入稀释作用下进一步演化为高密度浊流, 由于沉积物垮塌再搬运持续时间一般较短, 具有流体流速和能量突然增大然后逐渐降低的特征, 最终演化为低密度似涌浪浊流沉积（见图3c）。

断陷湖盆长轴或缓坡虽然与陡坡带相比地形相对平缓, 但在沉积作用、构造作用控制下往往发育多级多类型坡折带, 特别是断陷湖盆同生断裂控制的断裂坡折带发育, 多级多类型坡折带控制下的深水重力流搬运演化过程与海相盆地陆坡主控的搬运演化过程相比更加复杂。紧邻湖岸线的沉积体前缘坡折带是控制早期沉积物滑动、滑塌的有利条件, 而后续的坡折带能加速块体解散和流体稀释, 对碎屑流和高密度浊流的发育起着重要控制作用。高密度浊流在搬运演化过程中, 在坡折带控制下易发生水力跳跃作用, 导致强烈的侵蚀和超临界态与亚临界态的频繁转化, 进一步加速侵蚀下伏泥质基底, 导致流体中泥质含量快速增加, 可能是断陷湖盆上部泥质碎屑发育的深水重力流混合事件层形成的重要原因。湖盆中央局部地形起伏也会对深水重力流的搬运演化产生显著影响, 特别是低密度浊流在搬运过程中, 受局部隆起地形的阻挡, 在相对低部位减速、沉积增厚; 随着流体流速降低及泥质含量的增加, 导致低密度浊流向泥质碎屑流转化, 可能是断陷湖盆盆底相对低部位上部泥质碎屑不发育的薄层深水重力流混合事件层形成的主要原因（见图4）。

3 断陷湖盆深水重力流沉积模式
3.1 断陷湖盆深水重力流水道形成过程

重力流水道的形成主要受流体侵蚀能力控制, 侵蚀过程与沉积充填过程综合作用形成深水盆地的水道-堤岸系统; 因而, 流体的侵蚀能力是形成重力流水道的必要条件。塑性流变学性质的碎屑流多呈层流状搬运, 搬运过程中由于存在底部滑水作用与基底剪切润湿作用, 对下伏基底的侵蚀能力较弱。由于强烈的流体扰动作用, 牛顿流变学特征的浊流在搬运过程中能够对下伏基底产生明显的侵蚀作用, 侵蚀作用强度与流体扰动程度呈正相关。由于流体扰动程度相对较弱, 低密度浊流侵蚀能力有限。超临界高密度浊流强烈的流体扰动和侵蚀作用为合理解释重力流水道的形成和演化提供了理论依据。现代重力流水道地貌学研究和深水重力流监测研究证实, 深水超临界浊流的侵蚀作用首先形成不连续线状排列的冲刷槽, 剖面形似碟状, 水道的宽深比较大; 尔后持续作用形成连续性重力流水道, 下蚀作用增强, 剖面宽深比减小; 水道内部在科里奥利力和次生环流的作用下发生侧向的迁移和弯曲, 下蚀作用进一步增强, 形成宽深比较小的V型剖面; 局部重力流溢出伴随侵蚀作用形成分支水道, 剖面形态由单一V型演化为多V型组合[20]。上述过程不断重复, 形成复杂的水道系统。湖盆中, 深水重力流水道-堤岸沉积多与洪水持续供给形成的深水重力流密切相关, 如歧口凹陷板桥斜坡沙一下亚段、东营凹陷牛庄东坡沙三下亚段等。断陷湖盆陡坡带洪水触发形成的碎屑流沉积为主的深水重力流沉积和缓坡带及长轴方向沉积物垮塌再搬运形成的砂质碎屑流沉积为主的深水重力流沉积由于不发育具有强侵蚀能力的浊流, 因而深水重力流水道相对不发育。

3.2 断陷湖盆深水重力流沉积模式

3.2.1 盆外成因深水重力流沉积模式

从重力流沉积机制和沉积构型要素组成分析, 盆外成因深水重力流沉积模式主要包含下切谷、水道-堤岸沉积、水道-朵叶体转换带沉积、朵叶体沉积等沉积构型要素。从沉积近端到沉积远端, 下切谷、重力流水道-堤岸沉积、水道-朵叶体转换带和朵叶体沉积可依次有序过渡分布, 构成典型沉积构型要素组合。受沉积构造背景的控制, 部分沉积构型要素可能不发育。沉积构型要素类型和沉积物粒度受沉积物供给和洪水强度的综合控制, 整体扇体形态显著（见图5）。

图5 盆外成因深水重力流沉积模式图

下切谷沉积以强烈的下蚀作用为典型特征, 地震剖面上可见明显下切充填地震反射特征, 一般宽深比较大, 以杂基支撑砾岩或泥质充填为主, 为侵蚀过路沉积或泥质碎屑流沉积充填。水道-堤岸沉积同样可见下切充填地震反射特征, 宽深比较下切谷沉积明显变小, 具有带状几何形态, 水道内以厚层分层构造发育的块状砾岩、含砾砂岩和砂岩沉积为典型特征, 底部侵蚀构造发育, 为高密度浊流沉积产物, 主要发育在湖缘下切谷前部与坡折带的结合部位。在水道两侧为相对细粒沉积物所限制, 为能量较强的洪水携带的细粒沉积物溢出水道, 以低密度准稳态浊流形式侧向流动所形成, 构成水道两侧的堤岸沉积, 堤岸沉积中沙纹层理发育。水道-朵叶体转换带以强烈的侵蚀作用为典型特征, 是超临界浊流沉积最为发育的沉积构型要素类型。朵叶体沉积以高密度浊流沉积和低密度准稳态浊流沉积为主, 局部发育小型分支水道, 朵叶体的迁移叠置形成朵叶复合体[21]。朵叶体沉积近端可发育侵蚀成因的混合事件层, 朵叶体沉积远端则可发育流体减速膨胀形成的混合事件层。特别是在局部断阶发育导致流体侵蚀能力增强的情况下, 深水重力流混合事件层多广泛发育。

断陷湖盆不同构造带发育的河流类型及其产生的深水重力流流体搬运过程和搬运效率存在显著差异, 导致盆外成因的深水重力流沉积模式存在显著差异（见图5）。断陷湖盆陡坡带由于地形高差大, 以山间季节性河流发育为主, 携带的沉积物粒度粗且泥、砂、砾混杂, 在季节性洪水作用下沿湖缘下切谷等物源通道入湖顺着陡坡快速向深湖搬运。由于地形坡度大, 流体搬运效率低, 流体转化分异弱, 单期重力流事件形成以碎屑流沉积主导的舌形体沉积, 不同期次舌形体叠置形成近岸水下扇沉积[4]。根据近岸水下扇内部沉积物组成及沉积构造、沉积机制和沉积物分布、沉积构型要素组成等特征, 可进一步划分出近岸水下扇扇根、扇中、扇缘3个主要部分。扇根为坡脚处紧邻基底断层的部分, 以泥质碎屑流沉积形成的厚层块状杂基支撑砾岩为主; 扇中以砂质碎屑流形成的厚层块状颗粒支撑砾岩、含砾粗砂岩沉积为主, 由于地形坡度陡, 碎屑流来不及与环境水体混合转化, 整体呈舌状沉积, 水道-堤岸沉积构型要素不发育; 扇缘以少量低密度准稳态浊流形成的中薄层粉细砂岩沉积为主。

断陷湖盆缓坡带、湖盆长轴方向是常年性河流的有利发育区, 洪水期携带的沉积物需经过长距离的搬运越过滨浅湖区后进入深湖区。由于地势相对较缓, 流体搬运效率高, 流体转化分异彻底, 在相对沉积近端以补给水道、高密度浊流侵蚀形成的水道沉积及两侧的堤岸沉积为主; 在相对沉积远端以低密度准稳态浊流沉积形成的朵叶体沉积为主, 中部则可发育侵蚀构造常见的水道-朵叶体转换带, 整体构成扇体形态, 属于典型的湖底扇沉积。根据沉积物组成和沉积构造、沉积机制和沉积物分布、沉积构型要素组成等特征, 可将盆外成因扇状深水重力流砂体沉积划分为内扇、中扇和外扇3个主要部分。内扇以充填原始限制性物源通道的中厚层块状碎屑流沉积为主, 对应补给水道沉积; 中扇以高密度浊流侵蚀作用形成的分支水道及充填沉积为典型特征, 对应水道-堤岸和水道-朵叶体转换带沉积; 外扇以大面积分布的薄层低密度准稳态浊流沉积朵叶体叠置为典型特征。在物源供给较弱的情况下, 沉积相带分异较弱, 扇体形态不明显, 多形成低密度准稳态浊流沉积为主的条带状沉积砂体, 以充填盆地低洼地形为主要特征。

3.2.2 盆内成因深水重力流沉积模式

从重力流沉积机制和沉积构型要素组成分析, 盆内成因的深水重力流沉积模式主要包含三角洲前缘垮塌带、混杂沉积、舌形体沉积等沉积构型要素。从沉积近端到沉积远端, 三角洲前缘垮塌带、混杂沉积和舌形体沉积依次有序分布, 构成典型沉积构型要素组合（见图6）。沉积物粒度受再搬运沉积物自身粒度大小控制, 整体扇体形态不明显, 以透镜状砂体堆叠为主[12]。

图6 盆内成因深水重力流沉积模式图

三角洲前缘垮塌带以垮塌断崖及凹坑等地貌为主要特征。混杂沉积以泥、砂、砾混杂, 以不同尺度的软沉积物变形构造发育为典型特征, 是沉积物垮塌后再搬运形成的, 滑动构造及内部变形构造发育的厚层块状砂岩及泥质砂岩沉积。根据内部沉积组成和沉积构造的差异, 舌形体可进一步划分为舌形体近端沉积和舌形体远端沉积, 近端沉积以中厚层块状砂质碎屑流沉积为主, 远端沉积以中薄层鲍马序列发育的低密度似涌浪浊流沉积为主。在局部断阶发育情况下会导致部分砂质碎屑流向高密度浊流转化, 流体侵蚀能力增强, 在舌形体远端可发育部分深水重力流混合事件层。不同触发机制和前缘坡角控制下的盆内成因深水重力流沉积分布存在一定差异, 三角洲前缘快速前积导致的沉积物自身重力超过临界休止角而发生的垮塌再搬运一般深水重力流搬运演化过程充分, 相对远离坡折带的舌形体沉积发育。同沉积断层和地震作用下形成的盆内成因深水重力流沉积一般紧邻坡折带的三角洲前缘垮塌带、混杂沉积发育; 由于事件作用导致的大量先存沉积物的快速搬运, 不易与环境水体充分混合, 因而流体转化过程相对较弱, 远离坡折带的舌形体沉积相对不发育。物源供给强弱同样对沉积舌形体的形成和分布起到控制作用, 沉积物供给较弱时多形成孤立舌形体; 而沉积物供应充足时则易于形成多期舌形体叠置。

4 断陷湖盆深水重力流沉积实例及油气地质意义
4.1 近岸水下扇沉积与成岩圈闭

断陷湖盆陡坡带是近岸水下扇沉积的有利区域, 其独特的沉积成因和沉积过程使得粗碎屑沉积与深湖相优质烃源岩侧向紧邻, 是断陷湖盆有利的油气富集区带。以东营凹陷北部陡坡带为例, 较高的地形落差和广泛发育的古冲沟使得沙四段上亚段近岸水下扇呈裙带状分布, 受洪水泥石流搬运演化分异过程控制, 扇根以砂、泥、砾混杂的块状泥质碎屑流沉积为主, 扇中和扇缘以相对分选较好的砂质碎屑流、高密度浊流和低密度准稳态浊流沉积为主[22]。在埋藏演化过程中, 由于强烈的压实作用和杂基重结晶作用, 导致杂基支撑为主的扇根泥质碎屑流沉积储集层物性变差, 形成良好的侧向封堵层; 扇中和扇缘分选相对较好的砂质碎屑流和浊流沉积砂体可作为良好的输导层和储集层; 扇根与扇中和扇缘沉积组构的差异决定了其埋藏成岩演化过程的差异性, 控制了深埋条件下近岸水下扇成岩圈闭的形成和油气富集[22]。在该模式的指导下, 胜利油田近岸水下扇砂砾岩油气勘探取得重大突破, 截至2019年, 近岸水下扇砂砾岩累计落实探明石油地质储量3.2× 108 t。

4.2 洪水成因重力流沉积与深水砂体富集

北部湾盆地涠西南凹陷WZ11-4N区块古近系流沙港组一段（简称流一段）沉积期发育典型盆外成因深水重力流沉积（见图7a）, 位于沉积远端的WZ11-7-1井局部炭质碎屑成层分布且与薄层粉砂互层（见图7b）, 为盆外成因深水重力流远端的漂浮沉积; 局部发育的逆-正粒序韵律层理和上攀沙纹层理共同指示了洪水成因深水重力流沉积作用（见图7c）。WZ11-7-1井中广泛发育的双层结构深水重力流混合事件层沉积进一步表明其为深水重力流沉积的相对远端沉积（见图7d）, 指示了涠西南低凸起为其潜在的物源区。涠西南低凸起在流一段沉积时期遭受抬升剥蚀, 剥蚀产物可以在洪水作用下直接由涠西南低凸起搬运至洼陷带深水区沉积而未在涠西南低凸起周缘形成丰富的浅水砂体沉积（见图7a）。浅水砂体的堆积并不是深水重力流砂体形成的必要条件, 盆外成因的深水重力流沉积为广泛发育的深水重力流沉积提供了合理解释, 进一步拓展了对深水重力流砂体沉积分布范围的认识。涠西南凹陷流一段油气资源丰富, 基于其下部源岩层流二段生烃量计算, 能够形成至少4.2× 108 t以上的油气, 洪水成因深水重力流沉积形成的深水砂体将成为下一步油气勘探的主要目标。

图7 涠西南凹陷WZ11-4N区块流沙港组一段湖底扇沉积分布特征
（a）湖底扇沉积平面分布特征示意图; （b）WZ11-7-1井, 洪水成因深水重力流炭质纹层发育; （c）WZ11-7-1井, 洪水成因深水重力流逆正粒序和上攀层理发育; （d）WZ11-7-1井, 深水重力流混合事件层沉积特征, H1— 混合事件层下部浊流沉积, H3— 混合事件层上部泥质碎屑流沉积

4.3 块体搬运沉积与沉积斜坡带岩性圈闭

断陷湖盆三角洲前缘发育的块体搬运沉积由于被深水优质烃源岩包裹且脱离三角洲前缘主体, 利于油气的富集与保存, 是重要的岩性圈闭类型。渤海湾盆地东营凹陷博兴洼陷古近系沙三段中亚段沉积期, 金家三角洲前缘发育紧邻三角洲的滑动块体搬运沉积（见图8a）, 三角洲前缘砂体在外界触发机制作用下向深水盆地发生再搬运, 紧邻三角洲前缘以滑动块体沉积为主, 以厚层块状砂岩与深灰色泥岩突变接触为典型特征（见图8b）。由于先存沉积未完全解散, 这种滑动块体沉积与三角洲前缘河口坝砂体沉积特征极为类似, 甚至保存了部分河口坝反序沉积特征。但是, 由于滑动块体搬运沉积与下伏沉积物之间的剪切作用可形成底部剪切带, 可见断续状滑动剪切面, 杂基含量略高于上部。整体以块状结构为主, 内部牵引构造不发育, 局部可保留少量滑动改造后的层理。单层滑动块体厚度多大于砂质碎屑流沉积与浊流沉积且利于油气成藏（见图8b）, 是三角洲前缘长期被忽视的重要岩性油气藏类型。三角洲前缘块体搬运沉积发育的认识突破了传统沉积学三角洲前缘以河口坝沉积为主的认识, 为三角洲前缘沉积斜坡带广泛发育的岩性油气藏油气勘探提供了新的沉积学视角。东营凹陷博兴洼陷樊154区块沙三段中亚段的块体搬运沉积中, 已探明石油地质储量364.98× 104 t, 证实了块体搬运沉积为重要的岩性圈闭类型。

图8 东营凹陷古近系沙河街组块体搬运沉积与岩性圈闭
（a）东营凹陷博兴洼陷沙三中亚段滑动块体沉积平面示意图; （b）樊24井, 滑动块体沉积岩相组合特征, M— 深灰色泥岩, S— 块状砂岩

4.4 深水重力流成因细粒沉积与页岩油气

湖盆深水细粒沉积发育是页岩油气赋存的主要载体, 除了传统的悬浮沉积成因外, 深水重力流作为细粒沉积的重要成因机制逐步受到重视。细粒沉积物通过絮凝的方式可形成相对大颗粒的絮凝粒, 能够沿盆地底部发生长距离搬运, 深水重力流作为重要的顺坡长距离搬运动力机制, 在细粒沉积物的搬运和沉积过程中发挥了重要作用[23]。以涠西南凹陷WZ11-7-4井发育的深水细粒沉积为例, 根据沉积构造和岩相组合可识别出4种成因深水细粒沉积（见图9）。泥质碎屑流成因的细粒沉积以薄层块状砂质泥岩沉积为特征, 可见漂浮状砂质颗粒或砂质团块, 内部可含不规则漂浮状泥岩撕裂屑, 顶底部与悬浮沉积泥岩突变接触（见图9a）。流体转化成因的细粒沉积以底部杂基含量相对较低的薄层块状砂岩沉积和上部富含杂基和有机质的粉砂质泥岩沉积组成的混合事件层沉积为主要特征, 为低密度浊流向泥质碎屑流转化的沉积产物[23]（见图9b）。低密度浊流成因的细粒沉积以底部微弱侵蚀和典型的正粒序沉积为特征（见图9c）, 指示沉积物紊流支撑逐级递减沉降。悬浮沉降成因的细粒沉积以纹层状薄层泥岩叠加为特征（见图9c）, 物质组成差异或季节变化形成不同颜色的纹层相间组合。

图9 涠西南凹陷WZ11-7-4井流一段深水重力流成因细粒沉积
（a）碎屑流成因的细粒沉积岩相组合及沉积构造; （b）流体转化成因的细粒沉积岩相组合及沉积构造; （c）低密度浊流成因与悬浮沉降成因的细粒沉积岩相组合及沉积构造

不同成因的细粒沉积在垂向上叠置, 在平面上广泛分布, 是湖盆深水细粒沉积广泛发育的主要原因。不同深水重力流搬运机制形成的细粒沉积物其有机质含量及粉砂含量存在明显差异, 低密度浊流成因的薄层正粒序岩相组合粉砂含量高, 但其有机质含量相对较低; 泥质碎屑流成因的细粒沉积有机质含量高, 但粉砂含量较低; 流体转化成因的细粒沉积岩相组合同时具有高有机质及高粉砂含量的特征。因而, 流体转化成因的细粒沉积具有油气易于生成和富集, 且易于压裂的先天优势, 是页岩油气中的“ 甜点” 区发育的优势沉积岩相组合类型。流体转化成因的细粒沉积主要位于盆底深水区局部相对低洼地区, 单层厚度多小于20 cm, 累计厚度可达数十米, 是下一步陆相页岩油气勘探的重要靶区。如济阳坳陷页岩油勘探取得重大突破, 页岩油资源量达98.44× 108 t, 其中发育的深水重力流成因砂岩薄夹层是页岩油稳定渗流的有利条件。

5 结论

断陷湖盆主要发育碎屑流和浊流两种流体类型和滑动滑塌块体搬运过程, 碎屑流可进一步划分为泥质碎屑流和砂质碎屑流, 浊流可进一步划分为高密度浊流和低密度浊流, 低密度浊流包含低密度似涌浪浊流和低密度准稳态浊流两种类型。断陷湖盆深水重力流搬运演化过程受流体沉积物浓度和密度的控制, 在沉积近端可发生超临界态与亚临界态的相互转化, 在沉积远端流体的侵蚀或膨胀减速则导致局部浊流向泥质碎屑流的转化。

断陷湖盆深水重力流包含盆内沉积物再搬运成因和盆外沉积物持续补给成因两种主要机制, 对应盆外成因和盆内成因两种主要沉积模式。从沉积近端到沉积远端, 盆内成因的深水重力流沉积包含前缘垮塌带、混杂沉积和舌形体沉积3种主要沉积构型要素, 扇体形态不明显; 盆外成因的深水重力流沉积包含下切谷、重力流水道-堤岸沉积、水道-朵叶体转换带沉积、朵叶体沉积等沉积构型要素, 整体扇体形态显著。低流体搬运效率的近岸水下扇以泥质碎屑流沉积为主; 高流体搬运效率的湖底扇沉积以高密度浊流沉积为主。

近岸水下扇重力流流体搬运演化控制的沉积相带分异是深埋条件下成岩圈闭形成的主要原因; 滑动块体沉积是三角洲前缘被忽视的重要岩性圈闭类型; 盆外成因的深水重力流沉积为广泛发育的深水重力流沉积提供了合理解释; 深水重力流是细粒沉积的重要成因机制, 流体转化成因的细粒沉积是页岩油气中“ 甜点” 区发育的优势沉积岩相组合类型。

致谢：中国石化胜利油田分公司、中海油湛江分公司和国家自然科学基金委对研究团队深水重力流沉积的相关研究工作给予了持续资助, 特表感谢！

（编辑 王晖）

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