0 引言
前人对鄂尔多斯盆地西南部长7段重力流沉积物源[17]、岩相类型及特征[18-19]、沉积体系[20-21]与沉积模式[7-8,22]、形成条件与触发机制[23-24]等进行了大量研究，但对研究区古地貌刻画不够精细，仅划分出次级地貌单元，古地貌格局对重力流沉积相带的控制作用研究不够深入，微古地貌单元对砂体成因类型及展布的控制作用等方面研究较少。本文基于708口井的测井、录井资料，结合野外露头、岩心等资料，采用印模法对研究区长7段沉积期古地貌形态进行恢复，精细刻画微古地貌单元，研究其重力流沉积体系的岩相类型、岩相组合、微相类型与展布以及沉积模式，并综合分析古地貌对长7段重力流沉积相带及砂体展布的控制作用，为研究区长7段重力流砂体储集层精准预测以及陆相坳陷湖盆重力流研究提供借鉴。
1 地质背景
鄂尔多斯盆地位于华北地台的西部，是一个中、新生代内陆湖盆叠加在晚古生代海相盆地之上的多旋回克拉通盆地[7,17⇓⇓ -20]。研究区位于鄂尔多斯盆地西南部，区域上属于天环坳陷的南部、伊陕斜坡的西南部，北到横山、南至长武、西到西缘冲断带、东至延安（见图1 a）。晚三叠世延长组沉积期，研究区经历了一个完整的水进、水退的湖盆演化过程，其沉积物为河流相、三角洲相以及湖泊相的陆源碎屑沉积，厚度为1 000~1 300 m。三叠系延长组可进一步分为10个段（长1—长10段）（见图1 b）。其中长7段沉积期为延长组深湖区域面积最大的阶段，发育一套成因类型多样、分布范围广的细粒沉积岩；黑色富有机质页岩和油页岩发育在半深湖—深湖环境中，为盆内优质烃源岩层；在半深湖—深湖环境中还发育一套物性较好的重力流砂体，为长7段的主要储集层，也是本文的主要研究对象。
2 古地貌精细重建
古地貌重建对于揭示沉积盆地古地理格局具有重要的辅助作用[25⇓-27]。对目前已报道的古地貌恢复方法进行对比分析，总结提出利用印模法进行古地貌定量恢复的详细流程，主要包括：①目标层的选取；②剥蚀厚度的恢复；③真厚度校正；④压实恢复；⑤古水深校正[25]。印模法古地貌恢复精度取决于地质资料的丰富程度，研究区三叠系延长组开发时间长、测录井资料丰富，利用此方法所恢复出来的古地貌更接近实际情况。长3段顶部发育一套分布较为稳定的沼泽沉积，具有高自然伽马、高自然电位、高声波时差、低密度、低电阻率的测井曲线特征[28-29]，可作为基准面对长7段古地貌进行恢复。鉴于长3—长7段在构造演化中保存较好，未遭受大规模的抬升剥蚀，故不需要考虑地层剥蚀对古地貌恢复所产生的影响。根据Jiang[25]的详细流程，选择长7段底至长3段顶之间的地层作为目标层，利用研究区708口单井数据，经过真厚度校正、压实方程建立、压实恢复和古水深校正等步骤，同时考虑沉积学方法和钻井资料限定湖盆边界，对长7段沉积前的古地貌进行了重建。
古地貌重建结果表明，长7段沉积期古地貌整体呈东北部宽缓、西南部陡窄的不对称坳陷形态，以该地区的深度平均值为界限，将古地貌划分为古缓坡、古斜坡和古洼地3个次级古地貌单元，再进一步细分为凸起、沟槽、坡折带、湖底平原、湖底深洼、古沟道、湖底古脊和湖底古隆8种微地貌单元（见图2 a）。
2.1 古缓坡
古缓坡主要分布在东北部、北部和西南部，地势较高且不平坦，可进一步细分为凸起和沟槽2种微地貌单元。古缓坡整体上是三角洲沉积区，为湖盆重力流沉积砂体的主要供给源[7]。
2.2 古斜坡
古斜坡（坡折带）为古缓坡与古洼地之间地形坡度突变的过渡带。盆地西南部坡折带较为陡窄，宽度为4.0~5.5 km，平均坡降为12.57~21.65 m/km，坡角为0.72°~1.24°（见图2 b），主要分布于泾川—镇原—环县以西一带。盆地东北部的坡折带较为宽缓，宽度为5.0~15.0 km，平均坡降为6.72~15.49 m/km，坡角0.39°~0.88°（见图2 b），主要分布于定边—吴起—志丹一带。
2.3 古洼地
根据研究区古洼地特征，参考前人海相微古地貌命名，将其进一步划分出古沟道、湖底古脊、湖底深洼、湖底古隆、湖底平原等5种微地貌单元。
古沟道呈“U”字型地貌特征，由重力流流体侵蚀而形成的负地形，主要发育两条古沟道，其中沟道A沿宁县—庆城一带近南北向分布，自南向北延伸约122 km，宽为5~12 km，深度为12~28 m；沟道B沿正宁—华池以东一带分布，自南向东北延伸约126 km，宽为4~8 km，深度为15~30 m（见图2 a）。
湖底古脊为持续延伸的线状隆起，主要发育3条湖底古脊，呈南北向分布，延伸距离为113~143 km，东西宽为3~19 km，脊高为16~30 m（见图2 a）。
湖底深洼为湖底水体最深、地形较为平缓的凹陷区域，主要位于环县以东—华池以北—吴起以西（见图2 a）。在该区域的H65、G68、G99、L18等井压实恢复后的厚度为756.74~779.35 m，为原始沉积最大厚度，与湖岸线原始沉积厚度（610 m左右）差值为146.74~169.35 m；而利用沉积岩中的钴（Co）元素含量定量推算该区古水深在115~158 m，综合原始沉积厚度特征，并结合沉积构造（沟模、槽模等）、生物遗迹化石（鱼鳞化石等）、岩性标志（厚层的油页岩）、微量元素组合等综合分析，认为长7段沉积期最大古水深为158~170 m。
湖底古隆为深湖区域四周陡峭且顶面呈穹隆状的正地形，主要发育高为35~50 m的两个古隆起（见图2 a）。
湖底平原为湖底地形平坦宽阔的区域，平均坡度小于0.1°，主要位于富县—宜君一带（见图2 a）。
3 重力流沉积体系特征及发育模式
3.1 岩相类型及垂向组合
图3 研究区长7段砂岩相典型岩心照片（a）Zh251井，1 666.05 m，块状层理细砂岩相；（b）Zh40井，1 360.72 m，块状细砂岩相中的泥砾或泥岩撕裂屑；（c）N189井，1 746.20 m，块状细砂岩相中的泥岩撕裂屑；（d）N199井，1 474.62 m，块状细砂岩相底部的冲刷面；（e）L231井，2 046.58 m，鲍马序列粉砂岩相，ACE组合；（f）Zh70井，1 571.06 m，鲍马序列粉砂岩相，ABCD组合；（g）Ch96井，1 996.12 m，鲍马序列粉砂岩相，AE组合；（h）N36井，1 592.90 m，鲍马序列粉砂岩相，ACE组合；（i）L231井，2 080.60 m，槽模构造；（j）N228井，1 670.25 m，沟模构造；（k）N36井，1 640.22 m，火焰状构造；（l）L170井，1 991.70 m，火焰状构造 |
图4 研究区长7段泥页岩及凝灰岩相典型岩心照片（a）N36井，1 652.84 m，粒序层理（粉砂质）泥岩相，岩心照片；（b）L211井，2 361.00 m，微波状纹层泥岩相，岩心照片；（c）YJ1井，2 074.51 m，平直纹层页岩相，岩心照片；（d）W100井，1 910.40 m，凝灰岩相，岩心照片；（e）N36井，1 652.84 m，粉砂质泥岩中见粒序层理，鲍马序列E段，普通薄片（+）；（f）L211井，2 361.00 m，泥岩中见微波状纹层，普通薄片（+）；（g）YJ1井，2 074.51 m，页岩中见平直纹层，呈“黏土矿物-有机质”的二元结构，普通薄片（+）；（h）W100井，1 914.00 m，有机质纹层与火山灰沉积物互层产出，凝灰岩在垂向上具有明显的正韵律特征，加大普通薄片（+）；（i）N36井，1 652.84 m，粉砂质泥岩中见粒序层理，矿物扫描成像；（j）L211井，2 361.00 m，泥岩中见微波状纹层，矿物扫描成像；（k）YJ1井，2 071.14 m，页岩中见平直纹层，见黄铁矿，矿物扫描成像 |
3.1.1 岩相类型
研究区长7段岩石类型丰富、矿物成分多样，主要发育细砂岩、粉砂岩、泥页岩3大岩类，以及少量凝灰岩。依据不同类型岩石的矿物组成、颜色、沉积构造、生物遗迹或化石组合以及有机质含量等，将岩相类型划分为以下9种。
①块状层理细砂岩相（S1）。岩性主要为灰色、褐灰色细砂岩（见图3 a—3d）。局部可见次棱角状泥砾、泥岩撕裂屑或“泥包砾”构造（见图3 b、图3 c），砂岩底部可见冲刷面（见图3 d），其上下岩层多为大套暗色泥岩，泥岩中可见黄铁矿，且呈突变接触。该岩相粒度概率曲线以“宽缓上拱型”和两段式为主，也可见一段式，且分选较差，反映再搬运后“冻结式”沉积的特征，推断该类岩相为砂质碎屑流沉积的产物。
②正粒序层理细—极细砂岩相（S2）。岩性主要为灰色、褐灰色细—极细砂岩，典型特征为正粒序层理较为发育（见图3 e—3h），顶部常发育卷曲状和碟状泄水构造（见图3 f）；局部可见较小、呈定向排列的次棱角状泥砾或泥岩撕裂屑（见图3 e）；底部可见冲刷面或突变面（见图3 h）。粒度概率曲线以“宽缓上拱型”为主，粒度以细砂—极细砂为主，但分选较差，为浊流成因的鲍马序列A段（Ta），主要是由高密度浊流衰退阶段沉积物快速沉降形成的。
③平行层理极细—粉砂岩相（S3）。岩性主要为灰色极细—粉砂岩，平行层理纹层间隔较大，也常因泄水作用而变得弯曲或不连贯（见图3 f）。若该岩相与下部岩性呈突变接触时，底部可见沟模、槽模构造（见图3 i）。粒度概率曲线呈“一段悬浮式”，粒度以极细砂—粉砂为主，但分选仍较差，为浊流成因的鲍马序列B段（Tb），主要是高密度浊流悬浮物中颗粒较快速沉降、层状剪切层崩塌形成的。
④波纹层理粉砂岩相（S4）。岩性主要为灰色、深灰色粉砂岩（见图3 h）。若该岩相与下部岩性呈突变接触时，底部可见沟模、槽模、火焰状等构造（见图3 j—图3 l）。粒度概率曲线呈明显的两段式，粒度以粉砂为主，泥质成分含量较高，但分选相对较好。该岩相为浊流成因的鲍马序列C段（Tc），主要是低密度浊流中相对慢速沉降形成的。
⑤平行纹层（泥质）粉砂岩相（S5）。岩性主要为深灰色粉砂岩或泥质粉砂岩，发育断续的平行纹层（见图3 f、图3 l）。若该岩相与下部岩性呈突变接触时，可见明显的突变面。粒度以粉砂为主，泥质含量逐渐增多，分选较好。该岩相为浊流成因的鲍马序列D段（Td），断续平行纹层主要是低密度浊流中较缓慢沉降形成的。
⑥微粒序递变层理（粉砂质）泥岩相（M1）。岩性以深灰色、灰黑色泥岩或粉砂质泥岩为主（见图4 a），以发育向上变细的微粒序递变层理为特点（见图4 e、图4 i），为鲍马序列E段下部。该类岩相为浊流成因的鲍马序列E段（Te），由浊流自悬浮沉积形成。
⑦微波状纹层泥（页）岩相（M2）。岩性以深灰色、黑色泥（页）岩为主（见图4 b），页理较发育，呈微波状（见图4 b、图4 f、图4 j），有机质含量较高。该类岩相由较安静水体条件下悬浮作用形成，湖底底流作用明显，属于半深湖—深湖沉积环境的产物。
⑧平直纹层页岩相（M3）。岩性主要为灰黑色、黑色页岩（见图4 c），页理较为发育，多呈“黏土矿物-有机质”的二元结构（见图4 c、图4 g），鱼鳞化石、介壳化石发育，黄铁矿（见图4 k）、菱铁矿等自生矿物大量存在，部分与条带状凝灰岩互层发育（见图4 h）。该类岩相由安静深水环境下悬浮沉积形成，属于深湖沉积环境的产物。
⑨凝灰岩相（T1）。岩性主要为黄色、灰褐色凝灰岩（见图4 d），常与暗色页岩互层，呈薄层条带状（见图4 h）或中—厚层状分布。主要类型有晶屑凝灰岩、玻屑凝灰岩、尘灰凝灰岩等。
3.1.2 垂向组合
研究区9类岩相类型中的S2、S3、S4、S5分别对应浊流成因的鲍马序列Ta、Tb、Tc、Td段，为便于描述，将其所形成的完整或不完整的鲍马序列组合统称为鲍马序列细—粉砂岩相（Sb）。
在岩相分类基础上，利用马尔科夫链分析，对野外地质剖面和典型岩心中不同成因类型的细粒沉积岩的接触关系进行统计，总结岩相垂向组合方式。
岩相组合Ⅰ。块状层理细砂岩相（S1）与微波状纹层泥（页）岩相（M2）以互层的形式产出，两者多呈突变接触，为砂质碎屑流沉积与深水原地沉积交替发育形成。可分为两个亚类：①岩相组合Ⅰ1为厚层S1与薄层M2组成的韵律层（见图5 a），砂岩占比较大，单层厚度也相对较大，多数大于1.0 m；②岩相组合Ⅰ2为S1与M2频繁互层（见图5 b），砂岩单层沉积厚度相对较小，多数为0.4~1.2 m。
岩相组合Ⅱ。表现为块状层理细砂岩相（S1）-鲍马序列细-粉砂岩相（Sb）-微粒序递变层理（粉砂质）泥岩相（M1）-微波状纹层泥（页）岩相（M2）向上变薄变细的正韵律序列（见图5 c）。由下至上分别为砂质碎屑流沉积、浊流沉积、深水原地沉积。
岩相组合Ⅲ。由鲍马序列细-粉砂岩相（Sb）-微粒序递变层理（粉砂质）泥岩相（M1）-微波状纹层（或平直纹层）页岩相（M2或M3）组成，常见Sb沉积厚度向上变薄、单层粉砂岩厚度为0.05~0.52 m、页岩沉积厚度向上逐渐变厚的特征，为浊流沉积与深水原地沉积交替发育。可细分为两个亚类：①岩相组合Ⅲ1表现为砂岩整体粒度相对较粗，S2、S3、S4、S5岩相均有发育，砂岩占比较大，多表现为厚层细—粉砂岩夹薄层泥页岩（见图5 d）；②岩相组合Ⅲ2表现为砂岩粒度相对较细，以S4、S5岩相为主，砂岩占比相对较小，多表现为泥页岩与粉砂岩互层或厚层泥页岩夹薄层粉砂岩（见图5 e）。
岩相组合Ⅳ。微波状纹层（或平直纹层）页岩相（M2或M3）与凝灰岩相（T1）以互层产出（见图5 f），常伴生有呈薄层状、团块状的黄铁矿，表明其为水体较深、强还原环境的产物。此类岩相组合由深水原地沉积-火山碎屑沉积所构成，主要发育在半深湖—深湖区域。
3.2 沉积微相类型
在岩相类型及岩相垂向组合分析的基础上，结合测井、古生物等沉积相标志，在研究区长7段重力流沉积中识别出了5种沉积微相：①限制性水道沉积；②非限制性水道沉积；③天然堤沉积；④水道间沉积；⑤朵叶体沉积（见图6 ）。
3.2.1 限制性水道沉积
限制性水道是三角洲前缘前端向半深湖—深湖输送沉积物的主要通道，也可作为重力流的沉积场所。以砂质碎屑流成因的厚层S1岩相为主、M2和Sb岩相次之（见图6 a）。限制性水道一般较深，单层砂体厚度为1.0~4.8 m；顶底界面通常表现为与暗色泥页岩的突变接触，底部冲刷侵蚀面较为发育；根部可见源自斜坡带的滑塌沉积，粒度在垂向上没有明显的变化趋势。沉积剖面上多以岩相组合形式Ⅰ1的富砂沉积为主，砂质碎屑流沉积砂体占重力流沉积砂体比例在70%以上（见图6 a）。该微相砂岩占比较大，在长7段的累计厚度可以达到35 m；自然伽马（GR）曲线主要呈光滑平直箱形。
3.2.2 非限制性水道沉积
非限制性水道沉积微相在垂向上由上、下两部分组成。下部以厚层S1岩相为主，间歇性发育Sb，沉积剖面上多以岩相组合Ⅰ1、Ⅱ形式产出的富砂沉积为主（见图6 b）。上部发育厚层S1、Sb、M1、M2等岩相组成的韵律性组合层，沉积剖面上多以岩相组合Ⅱ产出为主。内部的砂岩层底面通常与下部地层呈突变接触，局部可见冲刷侵蚀的特征；砂岩所占比例较大，总体上砂岩厚度呈向上变薄的趋势。下部的流体主要为砂质碎屑流，向上逐渐转化为浊流。统计结果表明，砂质碎屑流沉积砂体占重力流沉积砂体比例在5%~70%（见图6 b）。相比于限制性水道沉积，该微相中浊流沉积砂体所占比例明显增加，甚至可以占主导地位；砂岩占比相对减小，在长7段各亚段的累计厚度通常在10~30 m。GR曲线呈锯齿状箱形或钟形。该微相主要发育于限制性水道沉积的下游，其下部和上部分别代表主水道和水道边缘沉积。
3.2.3 天然堤沉积
天然堤沉积微相是重力流沉积物漫溢出限制性水道或非限制性水道形成的溢岸沉积，表现为S1或Sb与M2岩相组成的韵律层。在沉积剖面上主要发育两类组合形式：①以岩相组合Ⅰ2产出为主，砂泥比为1︰3~1︰1（见图6 c），GR曲线呈锯齿状箱形，为砂质碎屑流沉积与半深湖原地沉积的交互沉积，主要分布在限制性水道侧缘；②以岩相组合Ⅲ2产出为主，砂泥比为1︰5~1︰2，GR曲线呈锯齿状钟形或指状，为浊流沉积与半深湖—深湖原地沉积的交互沉积（见图6 d），主要分布在非限制性水道侧缘。
3.2.4 水道间沉积
水道间沉积微相属正常湖相沉积，是（非）限制性水道砂体之间的富泥质沉积。岩相以M2、S4及S5为主，M2以厚层形式产出，所占比例较大，为半深湖—深湖原地沉积。典型特征为厚层泥页岩中夹有砂泥岩薄互层沉积，砂泥比多低于1︰4（见图6 e），GR曲线呈指状。相比天然堤沉积，该微相的砂岩粒度较细，主要为原地沉积的产物。
3.2.5 朵叶体沉积
朵叶体沉积微相为重力流细粒沉积物进入地形相对平坦的开阔湖区后，在非限制性水道末端形成的浊流砂体朵叶体。岩相为Sb、M1，与暗色泥岩呈薄互层；以岩相组合Ⅲ1产出为主，槽模、沟模及火焰状构造较为发育，典型沉积为鲍马序列的CDE段、CE段、DE段（见图6 f）。砂质碎屑流沉积砂体占重力流沉积砂体的比例小于5%，以浊流成因砂体为主；砂岩的单层厚度多小于0.5 m，但垂向上多个薄层浊流砂体叠置，其小层累计厚度最厚可达20 m；平面上呈多期朵叶体叠置广泛分布，GR曲线呈低幅齿状或指状。
3.3 重力流沉积体系展布特征
以长73亚段为例（见图8 ），重力流沉积主要分布于古斜坡—古洼地区，在西南部、南部物源控制下的重力流砂体发育十分广泛，东北部次之。
西南部辫状河三角洲前缘前方的古斜坡—古洼地区发育的重力流砂体延伸距离较远，直线距离可达179.31 km；从斜坡—湖盆中心依次发育限制性水道-天然堤、非限制性水道-天然堤、前端朵叶体3个沉积单元（见图7 a）：①限制性水道以砂质碎屑流沉积砂体为主，砂体形态在剖面上呈上平下凸的特征，共识别出6个复合型限制性水道-天然堤沉积单元，其发育受到古水道宽度的限制较为明显，主要表现为垂向叠置或弱侧向迁移叠置模式，延伸长度为18.84~67.45 km，平面上呈聚拢条带状展布；②非限制性水道主要发育于限制性水道沉积的下游，发育砂质碎屑流和浊流两种成因砂体，砂体形态在剖面上为下凸状，但受到古水道宽度的限制相对较弱，主要表现为侧向迁移叠置模式，致使多个非限制性水道在纵向延伸不远、部分横向叠置连片，纵向延伸距离为22.91~46.25 km，主要表现为分支状平面展布；③前端朵叶体主要发育在水道末端，砂体形态在剖面上呈透镜状，发育于非限制性的环境中，表现为补偿叠置模式，延伸距离为11.23~105.74 km，呈片状或朵叶状分布。
东北部曲流河三角洲前缘前方的古斜坡—古洼地发育的重力流砂体规模相对较小，延伸直线距离为78.37 km，从坡折带到湖盆中心依次发育非限制性水道-天然堤沉积、前端朵叶体沉积；其中非限制性水道-天然堤沉积单元延伸直线距离为24.98~38.07 km；前端朵叶体发育在非限制性水道-天然堤沉积单元的前端，延伸距离为30.13~57.62 km，呈片状或朵叶状分布。
3.4 重力流沉积模式
综合区域地质背景，结合古地貌特征以及重力流沉积展布特征，建立了研究区长7段重力流水道-朵叶复合体沉积模式（见图9 ）。其规律如下：①在坡折带上，砂质碎屑流携带大量沉积物在限制性水道中以过路不沉积为主，如图9 中剖面AA°所示；而在坡折带末端，砂质碎屑流随着坡度变缓而大量卸载，在水道内部发育大套厚层砂岩，并以岩相组合Ⅰ产出，如图9 中剖面BB°所示；②随着砂质碎屑流向前搬运，流体能量衰减、下切侵蚀作用逐渐变弱，水道类型由限制性水道转变为非限制性水道；碎屑流流体与环境流体也发生相互作用，并在流体表面发生部分转化而变为浊流，在内部沉积了一套以岩相组合Ⅱ产出为主的富砂沉积，如图9 中剖面CC°所示；③随搬运距离继续增加，碎屑流向浊流转化增多，在湖盆坳陷前端，流体已大部分转化为浊流，以岩相组合Ⅲ产出的泥砂组合沉积为主，如图9 中剖面DD°所示。
4 讨论
4.1 微古地貌对重力流沉积相带的控制作用
4.1.1 微古地貌对沉积微相类型的控制
在不同次级古地貌单元下，发育不同的沉积体系。在古缓坡区，由于地形起伏较小、物源供给充足、水体整体较浅，沉积机制为牵引流，为三角洲沉积提供了有利条件，且微地貌单元沟槽方向限定了古水系方向，凸起与沟槽相间的特征也为形成三角洲（水下）分流河道提供了古地形基础。
西南部、南部、东北部持续的物源供给使得陆源碎屑物质不断向三角洲前缘推进、加积，直至坡折带前端。受坡折带地形坡度较大以及强烈的构造运动等外界因素影响，沉积物的沉积机制由牵引流转变为重力流，在古斜坡和古洼地区发育重力流沉积体系。
4.1.2 微古地貌对微相带展布的控制
由于坡折带的形态和古洼地微地貌的不同，研究区西南方向与东北方向发育的重力流规模和形态差异较大。
研究区西南部坡折带陡而窄，在充足的物源供给和外界因素触发下发生了流态的转变，由牵引流转变为砂质碎屑流，在此过程中能获得较快的流体速度和较强的流体侵蚀能力，使其能在坡折带及其前端形成较稳定的重力流水道，即限制性水道，主要形成限制性水道-天然堤沉积单元（见图8 ）。随着限制性水道向前推进，碎屑流流体的速度和侵蚀能力逐渐减弱，在较为开阔的非限制性地形环境中，碎屑流流体与环境流体之间相互作用，在发生部分稀释、破碎转化以及剪切作用、水力跳跃作用下，流体表面发生部分转化而变为浊流，主要形成非限制性水道-天然堤沉积单元；湖底古脊和古沟道相间的微古地貌特征也为形成非限制性水道-天然堤沉积单元提供了古地形基础。随搬运距离增加，碎屑流向浊流转化增多，在湖盆坳陷前端，大部分碎屑流流体已转化为浊流，主要形成前端朵叶体沉积。
研究区东北部在相对充足的物源供给和外界因素触发下也在古斜坡区发生了流态的转变，但由于其坡折带较为宽缓，在牵引流转变为重力流过程中，最终的砂质碎屑流的流速较小、侵蚀能力较弱，只能在坡折带及其前端形成规模较小、深度较浅的非限制性水道，部分砂质碎屑流运动较短的距离后，发生部分转化而变为浊流，主要形成非限制性水道-天然堤沉积单元（见图8 ）。随搬运距离增加，大部分碎屑流流体转化为浊流，主要为前端朵叶体沉积。
研究区南部重力流沉积分布特征与研究区西南部受微地貌的影响相似，故不在此赘述。除此之外，研究区南部还发育受洪水作用等因素触发下形成的洪水异重流沉积[34]，发育深水牵引构造、氧化泥砾，与其它重力流沉积相区别存在差异，洪水异重流进入湖盆之后，在坡折带及其前端沿前期的沟谷体系下泄，砂体受限制性水道影响而呈聚拢型的条带状分布，随着搬运距离增加，异重流沉积逐渐展宽，呈分支状-朵叶体的展布特征，形成了重力流水道-朵叶复合体沉积体系。
在湖盆的湖底平原、湖底深洼，主要为半深湖—深湖泥，重力流沉积发育较少，如T19井和L211井。
4.2 微古地貌对重力流砂体的控制作用
4.2.1 次级微古地貌对砂体的控制
为了更好地展示古地貌形态对砂体的控制作用，将长73亚段古地貌与砂体轮廓进行叠合（见图10 ）。三角洲沉积搬运的通道及堆积场所主要在古缓坡区，即在古缓坡区主要发育三角洲成因砂体；而重力流成因砂体主要分布在古斜坡和古洼地区，尤其在西南部—南部物源和北部物源控制的重力流成因砂体较为发育。由于西南部坡折带陡而窄，西南部—南部辫状河三角洲前缘前方的古斜坡—古洼地区发育限制性水道-非限制性水道-朵叶体沉积，其砂体延伸距离远；在坡折带，单层砂体厚度为0.5~4.0 m，纵向上多期叠置厚度超过20 m；其砂体主要以砂质碎屑流成因砂体为主，呈聚拢型的条带状分布；在坡折带前端—古洼地区近端，单层砂体厚度为0.25~2.50 m，纵向上多期叠置厚度超过25 m；砂质碎屑流成因砂体所占比例逐渐减小，浊流成因砂体开始增多，形成了砂质碎屑流砂体和浊流砂体沉积区，呈分支状展布；随搬运距离增加，砂体纵向上层数多但层薄，单层厚度多为数厘米至40 cm，浊流成因砂体占据主导，占重力流成因砂体比例的95%以上，形成了浊流砂体沉积区，在平面上呈片状或朵叶状分布。北部坡折带较宽缓，北部曲流河三角洲前缘前方的古斜坡—古洼地区发育非限制性水道-朵叶体沉积，其砂体延伸距离稍短；在坡折带和坡折带前端，单层砂体厚度为0.3~2.4 m，多期叠置可达10余米，砂体主要以砂质碎屑流成因砂体为主，但浊流成因砂体也占有一定的比例，呈分支状展布；随搬运距离增加，单层砂厚0.05~1.00 m，多期叠置可达10余米，浊流成因砂体占主导地位，平面上呈片状或朵叶状分布。
4.2.2 微古地貌对砂体的控制
微古地貌对重力流成因砂体展布也能起到一定的控制作用。在面积较大古洼地区，地形起伏虽然相对较小，但微地貌却复杂多样。湖底古脊和古沟道相间的微古地貌控制了重力流成因砂体展布；湖底古脊为异常隆起，地势相对较高，不仅阻挡重力流水系，且可容纳空间较小，砂体不易在其发生卸载，沉积物主要为湖相泥岩；古沟道为较低洼的地貌单元，可容纳空间较大，主要充填物为重力流成因砂体。在古沟道侧向低凸过渡区，由于地势逐渐变高，可容纳空间逐渐减小，古沟道内充填的重力流砂体逐渐超覆尖灭；重力流砂体经古沟道输送，至更远湖底平原或湖底深洼区形成了连片分布的朵叶砂体。
5 结论
鄂尔多斯盆地西南部长7段沉积期古地貌总体表现为东北部宽缓、西南部陡窄的不对称坳陷形态，并划分出古缓坡、古斜坡和古洼地3个次级古地貌单元，以及凸起、沟槽、坡折带、湖底平原、湖底深洼、古沟道、湖底古脊和湖底古隆8种微地貌单元。
鄂尔多斯盆地长7段在古斜坡和古洼地发育9种岩相类型、4种岩相垂向组合方式。将重力流沉积细分为限制性水道沉积、非限制性水道沉积、天然堤沉积、水道间沉积、朵叶体沉积5种微相类型；并结合微古地貌特征以及重力流沉积体系展布特征，建立了重力流水道-朵叶复合体沉积模式。
微古地貌对研究区沉积物源方向、沉积微相类型和空间展布、砂体成因类型及分布具有重要控制作用。这种控制作用取决于次级古地貌的展布特征和微古地貌的空间差异。古缓坡区为牵引流作用下三角洲沉积物的搬运提供了通道与堆积场所，主要发育三角洲成因砂体。古斜坡和古洼地区发育重力流沉积体系，从古斜坡至古洼地依次发育限制性水道-非限制水道-朵叶体沉积；在坡折带主要发育呈条带状分布的砂质碎屑流成因砂体，在坡折带前端-古洼地近端发育呈分支状展布的砂质碎屑流和浊流2种成因砂体，在古洼地远端主要发育呈片状或朵叶状分布的浊流成因砂体。微古地貌对古洼地的重力流砂体展布也能起到一定的控制作用，凸起与沟槽相间的特征为形成三角洲水下分流河道提供了古地形基础。湖底古脊和古沟道相间的特征为形成非限制性水道-天然堤沉积单元提供了古地形基础。