0 引言

过去50多年，在北部湾盆地深水沉积的油气勘探均证实，福山凹陷深水沉积具有较大的油气勘探潜力^[1-3]，而深水重力流沉积岩性油气藏勘探的关键在于储层砂体的准确预测。笔者将重力流沉积研究国内外进展^[4]与福山油田油气勘探史相结合，将福山凹陷重力流沉积研究划分为4个标志性阶段：

1) 随机观察描述阶段。1985年，福山油田进入正式油气勘探及开采时代，正逢以“递变层理是浊流标志”和浊流经典模式——鲍马序列为重力流研究焦点的大背景^[5]。福山凹陷重力流沉积的研究内容主要体现为对沉积岩心的观察描述，前人以鲍马序列为重力流识别标志，在古近系流沙港组沉积时期的半深湖—深湖区发现了典型的重力流沉积^[2-3]。

2) 沉积模式建立阶段。20世纪80年代，众多地质工作者基于鲍马序列理论建立了各种深水扇模式，Walker^[6]于1978年提出的综合水下扇模式是这一时期的主流模型，全球深水勘探在该模式指导下取得了大量成功实例^[7]。湖底扇这一概念是由海底扇引申演变来的，是受重力流或超导体流作用于湖底斜坡而形成的扇形碎屑岸沉积体，在陆相湖泊中一般指有较长且较稳定供给水道的洪水重力流沉积扇^[8-9]。

福山凹陷于1999年9月9日发现了具有商业价值的高产油气田——花场油气田，继而开展了对深湖区重力流的模式化研究。前人^[1]研究表明：以南部斜坡带三角洲平原为物源区供给的未固结前缘砂体，在外界条件扰动及重力作用下，沿湖盆内斜坡搬运至湖底区域而形成了湖底扇沉积，主要从几何形态上将湖底扇划分为传统的扇根-扇中-扇端沉积，垂向上包括浊流沉积、水下泥石流沉积和滑塌堆积3个重力流沉积相单元^[2-3]。在该模式指导下，油气勘探近十余年取得了一定成效。

3) 勘探应用与质疑阶段。基于鲍马序列的不断更新完善，以及高密度浊流和细粒低密度浊流的提出，人们逐渐认识到重力流沉积在立体模式方面的复杂性和多变性。以Shanmugam^[10-11]为代表，修正建立了以砂质碎屑流为主导的斜坡型深水重力流沉积模式。

国内学者也应用新理论对福山凹陷重力流沉积进行了深入的研究。罗进雄等^[12]将刘丽军所阐述的水下泥石流沉积定义为碎屑流沉积，在学术概念上更加严谨和贴切。笔者^[13-14]曾对福山凹陷流沙港组一段重力流沉积模式进行了初探，将重力流中靠近斜坡部位的沉积体归置为三角洲前缘滑塌体，将湖底扇范围缩小至深湖区；并于2014年通过对福山凹陷古近系流沙港组油层分布的实际勘探结果，发现其与满盆皆湖底扇的预测模式有所差异。但依然缺少对“湖底扇沉积体系”几何形态、充填样式、时空展布、沉积过程以及成因演化的精细研究。

4) 砂质碎屑流阶段。“砂质碎屑流”这一概念最早是由Hampton^[15]通过基于低黏土含量的碎屑流模拟实验提出，曾有一段时间，学者将其归纳为“高密度浊流”^[16]。而Shanmugam^[17-20]则认为砂质碎屑流是与浊流形成机理完全不同的一种宾汉塑性流体，并将其区分开来，建立了重力流沉积的四分体系，即将沉积物重力流划分为颗粒流、砂质碎屑流、泥质碎屑流和浊流；Stow等^[21-22]的推广应用使得砂质碎屑流的概念在国外得到广泛应用。

在我国沉积学界，王德坪等^[23]于1987年研究东营凹陷水下碎屑流沉积时，便识别出与传统泥石流不同的“内成碎屑沉积”，其主要特征有砂质砾屑、粉砂质团块和撕裂泥质条带。随后，国内众多地质学者陆续在渤海湾盆地、鄂尔多斯盆地的深水重力流中识别出了砂质碎屑流沉积，并对其识别标志、形成机理和油气指示意义进行了探讨，丰富了陆相湖盆深水重力流沉积的研究领域^{[1, 24-26]}。笔者^[13-14]通过对福山凹陷古近系流沙港组油层分布的勘探实际结果，提出对福山湖底扇的部分质疑，认为深湖区所见的块状砂岩并未构成传统意义上的扇体模式，而是砂质碎屑流沉积，但因缺少完整的框架性体系研究而未将重力流成因分类与沉积环境(沉积相)进行匹配，故不能得出四维空间整合的重力流沉积体系，即未能全面宏观地诠释重力流沉积体系的形态展布和时空分布特征。

因此本次研究的意义如下：1)在层序地层格架下，运用砂质碎屑流和成因分类法，对福山凹陷古近系重力流沉积进行成因分类，更新与完善研究区重力流岩相划分体系，以其高度的等时性和可对比性完善我国南海陆相断陷湖盆中重力流岩相划分理论；2)将重力流成因分类作为切入点，继而将其与沉积相进行配置研究并在层序地层格架内研究重力流沉积体系的时空展布特征，并深入研究重力流差异性沉积演化及其主控因素，以实现重力流从理论化到应用化的转变。

1 区域地质概况

北部湾盆地位于欧亚板块内部且临近板块边缘，由于受到板块碰撞、分离的影响，其构造活动性明显较南海北部新生代盆地和典型的克拉通盆地强烈^[27-29]。福山凹陷位于北部湾盆地南缘，是一个至晚白垩世发育的中、新生代次级裂谷型凹陷^[30-32] (图 1a)。其构造演化受古近纪红河断裂左行走滑和多种构造活动的综合影响，形成了福山凹陷特殊的三角形外部形态、北断南超的箕状断陷样式及其内部大量伸展、旋转、走滑特征的复杂结构^[33-35] (图 1b)。凹陷中部花场低凸起之上继承性发育的构造转换带使得福山凹陷最终形成“东西分带、南北分块”的格局^[36]。此研究以中部构造转换带为界，将凹陷划分为4个次级构造单元，即南部斜坡带、西部凹陷、中部构造转换带和东部凹陷(图 1c、d)。

马庆林等^[37]根据Vail等层序地层基准面原理和层序地层学分析技术，结合三维地震解释、钻井、测井等资料在流沙港组识别出3个沉积层序，建立了古近系流沙港组等时层序地层格架，流沙港组由老到新依次为流沙港组三段、流沙港组二段和流沙港组一段；并采用三分层序划分方案将各个三级层序进一步细分，即：低位域、湖扩域和高位域(HST)(图 2)。流沙港组发育对应断陷形成的裂陷期，是在盆地沉降速度逐渐增强、水体逐渐变深的湖相背景下形成的，主要发育辫状河三角洲沉积体系。流沙港组二段以来发生了古近系最大规模的湖侵作用，湖盆规模达到鼎盛状态，从而形成遍布全区的深湖—湖相泥岩^{[7-9, 12]}。进入第三纪以来，由于张裂作用增强，受南海运动、火山及地震活动的影响^{[33, 35]}，凹陷内部构造伸展作用强烈，沉积环境复杂多变^{[13, 38]}。在流沙港组二段中部发育一套巨厚火山岩层，目前已有多口探井钻遇，单井钻遇厚度达到220 m，其特征是喷发强度大、分布范围广、持续时间长以及多期次喷发等^{[35, 39]}。因此，充沛的物源、复杂的构造坡折以及频繁多发的火山及地震活动均为福山凹陷深水重力流沉积的形成提供了必要条件。

2 岩相划分

本次研究通过对福山凹陷深湖区16口钻井、总计218 m长岩心的细致观察，在流沙港组二段沉积时期识别出了4种类型的深湖重力流沉积岩相，分别是砂质碎屑流沉积、浊流沉积、砂质滑塌沉积和底流改造沉积，它们不仅仅代表了不同粒度沉积物的组构，更具有不同的成因机制、流变学特征等(图 3)。

2.1 岩相Ⅰ：砂质碎屑流沉积

从流变学角度来看，砂质碎屑流属于宾汉塑性流体，代表了黏性与非黏性碎屑流之间的连续作用过程^[4]。奥斯陆大学Elverhoi^[40]曾在水槽实验中证明，在同一期重力流中，密度较小的浊流主要分布于流体的顶部与前端，而密度较大的砂质碎屑流则分布在流体的底部。这便可以解释为何在盆地斜坡区沉积了较厚的砂质碎屑流砂体。

福山凹陷岩相Ⅰ(砂质碎屑流)的鉴定标志主要有(图 4)：①岩心顶部可见漂浮泥砾；②干净的块状砂岩且底部可见剪切带；③顶部为不规则接触面；④局部可见板条状碎屑。福山凹陷流沙港组沉积时期，砂质碎屑流最具典型的特征为灰白色，细—中块状干净砂岩，局部含泥砾，缺乏层理构造以及底部的剪切带，泥质含量较低。泥砾最大粒径达到10 cm，无序排列在砂岩顶部。反韵律一般与上部不规则接触且其下部剪切带伴生出现。砂质碎屑流沉积主要分布在东部凹陷岩心当中，而在西部凹陷极为少见。

2.2 岩相Ⅱ：浊流沉积

浊流属于牛顿流流体，沉积物悬浮于紊流中由紊动搬运，同时以受阻沉降为主要沉积方式。岩心中所见块状砂岩(鲍马序列中的A段)，尤其是含有漂浮泥砾的块状砂岩，根据其形成特征及流变学，应将其成因解释为砂质碎屑流成因，而不是Lowe所提出的高密度浊流。本次研究依据最新的浊流研究结果，仅将鲍马序列的C-D-E-F段视为浊流沉积，并从流体形成机制上进行岩相的划分和认识^[41]。

研究区岩相Ⅱ(浊流)的岩心特征如下(图 5)：由薄层—中层细砂—粉砂岩组成，常见正粒序，砂泥互层、水平层理较为发育，偶尔在鲍马序列C段还可观察到爬升波痕，显示了水流速率小于沉积速率的水体环境。一个完整的正粒序下部表现出明显的侵蚀接触。岩相Ⅱ主要分布于西部凹陷，而在东部凹陷发育较少；这与先前^[1-3]认为满盆皆为浊积扇沉积相悖。值得注意的是，从西部地区靠近斜坡的岩心中还可观察到与浊流沉积相伴生的砂质碎屑流沉积(岩相Ⅰ)。

2.3 岩相Ⅲ：砂质滑塌沉积

岩相Ⅲ被描述为浅灰色中砂岩伴随变形层理和泥岩互层，一个典型的特征是岩层高角度产状和扭曲变形构造。砂质滑塌岩底部常见剪切带、不规则的顶部接触、张性断裂、挤压褶皱和相关的侵入砂岩脉。底部还常见波痕、槽模和火焰状构造(图 6)。尽管如此，这些砂质滑塌岩常与砂质碎屑流伴生，所以部分岩心很难将它们区分开来；垂向上二者经常伴生出现，主要发育于东部深凹地区。这些伴生变形构造的滑塌砂岩曾在世界最深的湖盆——Siberia中南部的Baikal湖被发现，被Shanmugan等^[19]命名为一个独立的沉积相类型，即砂质滑塌沉积。陡峭倾斜的岩层代表了同沉积滑塌，而侵入的砂岩几乎均为前期沉积的产物在地震液化作用下所形成。在一些块状砂岩底部出现的剪切带和微褶皱可能是块状砂岩在平滑面发生移动而产生的转换剪切表面应力的次生构造(图 3)。

2.4 岩相Ⅳ：底流改造沉积

底流意指深水区非浊流参与的流体活动，并常常以牵引沉积结构为发育特征^[10]。研究区岩相Ⅳ(底流改造)典型特征为细砂岩夹双泥岩层，主要发育在东部盆底区域。有两种类型：①混合的粉砂岩层；②有规律出现的细砂岩和泥岩互层(图 7)。各个单元的厚度从几厘米变化到近1 m，垂向上与岩相Ⅱ伴随出现。

3 沉积体系特征

完整的沉积体系包括三维空间的沉积相和其所属的沉积环境。本文采用沉降史分析及构造-古地貌恢复宏观把控物源区与沉积区，利用地震反射特征勾绘物源在盆内的进积方向，利用砂岩体积分数图(图 8)精细描绘物源分支，从不同角度、不同层次对福山凹陷流沙港组古物源体系进行精细分析与厘定，并主要从岩相组合及其转换特征、砂分散体系、地震相、沉积体系展布特征等方面进行论述。

3.1 岩相组合及其转换特征

我们通过分析研究区300多口钻井的岩相垂向变化特征，对主干剖面上分布井的深湖重力流岩相空间配置特征进行了研究，结果表明东西部地区无论在岩相组合、砂岩特性，还是横向转换方面均存在显著差异。

西部地区从近源区至深湖区，岩性柱呈现由厚变薄、由粗及细的递变特征(图 9a)。在近源区，以砂质滑塌沉积(90%岩相Ⅲ)为主，W1井主要由粗粒块状砂岩组成，局部可见变形层理及夹层泥岩；随着水体的加深，逐渐变为以砂质碎屑流和浊流混合沉积为主；而在深湖区则主要发育薄层细砂—粉砂岩与泥岩互层的典型浊积岩，岩心观察中也可见多期次鲍马序列出现，体现出水体安静、水动力条件渐弱、以浊流为主的沉积环境。

从岩性柱演化图中可看出，东部地区(图 9b)在挠曲坡折处为灰白色薄层细砂岩沉积，显示此处砂体堆积较少，而在越过坡折点的下部，砂体厚度迅速增加，岩性以中—厚层灰白色粗砂—中砂岩为主，岩心观察显示此处以典型的砂质滑塌沉积为主。与西部地区不同的是，此处向湖盆中心推进砂层虽然逐渐减少，但是砂层厚度及岩心并未渐薄或呈现出粉砂质泥岩的沉积特征，主要还是以灰色块状砂岩为主，是典型的深水砂质碎屑流沉积。

3.2 砂分散体系

通过图 8可以看出：SQEls₂EST+LST沉积时期整体上自南部斜坡带南北向发育一个高含砂率条带，最高值在65%左右，其前端延至西部凹陷；W7井附近发育小规模北东向分布的含砂率条带(最高值在10%左右)；东部地区，由东向西发育一个小规模的高含砂率条带，最高值在40%左右；E7井附近发育一个小规模南北向分布的高含砂率条带(最高值在45%左右)。总体上，反映该沉积时期主要发育四大物源体系：西部辫状河三角洲平原部分，于深湖区发育小型高值区；东部物源，依据等值线数值大小分析，主要为辫状河三角洲前缘沉积；东北部物源，推测为扇三角洲前缘发育；西北部出现低值区，指示临高凸起开始有物源供给。

3.3 地震相

地震沉积学是继地震地层学和层序地层学之后出现的一个新的学科，它是通过地震岩性学、地震地貌学的综合分析，研究地层岩性、沉积成因、沉积体系和盆地充填历史的学科^[42]。本研究以福山凹陷三维地震工区为研究对象，通过地震相识别为沉积体系重建提供了更加有利的证据。

本次地震相分析参数主要有反射几何外形、内部反射结构、振幅、频率、连续性等。分析原则以反射几何外形和内部反射结构为主，以振幅、频率和连续性为辅，并把内部反射结构中的前积相和反射几何外形中的充填相、丘状相和透镜相等典型地震相作为本区的主控相，原因是它们能够直观指示古物源和古水流的方向。本次研究结合工区的实际情况，在该区品质较好的地震剖面上总结出了8种地震相类型，这些地震相与沉积相之间建立了良好的对应关系，分别为：水道充填地震相、“S”型前积反射地震相、连续前积反射地震相、杂乱反射地震相、帚状前积反射地震相、小型丘状反射地震相、低频强振幅连续反射地震相、中频中—弱振幅连续反射地震相。其中，受海南隆起丰富物源的供给，水道充填地震相(下切谷)在福山凹陷南部斜坡带较为发育，代表SQEls₂EST+LST时期长期侵蚀切割，输送沉积物；这与该时期为盆地的初始裂陷期断裂活动强烈有关(表 1)。

3.4 沉积体系展布特征

本研究综合利用岩心岩相、岩相组合及其转换特征、砂分散体系、地震相等分析结果，对SQEls₂EST+LST时期的沉积体系类型和空间配置关系进行了分析。SQEls₂EST+LST沉积时期，福山凹陷处于盆地发育的裂陷Ⅱ幕和区域性湖扩期，湖盆扩张达到最大，水体快速加深，整体呈现出安静的水下湖相沉积环境。断层系统以北东东向为主，主要发育在凹陷西部区域。南部斜坡带物源体系持续发育，并由西至东发育4条主要古水系，形态上以西侧水系最为发达，东南角水系次之，西南角和中部水系均较小，东北部云龙凸起和西北部临高凸起及北部也有小型水系发育。

该时期沉积体系主要发育3种，根据所处位置、水体深度及形成机制，可分为辫状河三角洲沉积体系、扇三角洲沉积体系和深湖相重力流沉积体系(图 10)。其中辫状河三角洲沉积体系为沉积主体，发育范围以西部为主，呈群带状分布在南部斜坡带上。此时的辫状河三角洲平原仅小部分发育在近源区，沉积主体以辫状河三角洲前缘的河口坝为主，远砂坝依然小面积发育在其前端，说明此时三角洲能力依然较强；东部地区以东南角供源形成的辫状河三角洲沉积体系为主；中部地区发育小型三角洲前缘沉积体。整体而言，东部水系较西部弱。扇三角洲沉积以东北部云龙凸起处为主，发育扇体范围较大，水系较为简单，凸显了快速堆积下的粗碎屑沉积特点。东西部地区发育两种不同的重力流沉积：西部地区在美台断层下降盘的滚动背斜深凹区发育以浊流为主的湖底扇沉积, 具有典型的浊积水道沉积，外部形态呈现扇形; 而东部地区则以砂质碎屑流沉积形成的远端孤立朵体为主，并不具有典型的浊积水道和完整的扇体形态(图 10)。

4 成因机制分析

断陷湖盆中，沉积体系的发育特征其实就是沉积砂体的展布及运移史，而砂体的扩散、搬运、堆积等活动都与其所赋存的盆底构造样式紧密相关^[43]。因此，在层序地层格架下进行沉积体系-层序构造样式分析对于我们理解沉积体系的发育过程具有重要意义。本次研究对东西部凹陷的主要层序构造样式进行剖析，进而对沉积体系成因展开深入论述。

4.1 深水湖底扇成因机制 4.1.1 西部多级断阶带

SQEls₂EST+LST沉积时期，福山凹陷西部地区的层序构造样式主要由两部分组成，从盆缘斜坡带到深湖区依次发育多级断阶带和滚动背斜构造^[38](图 11)。多级断阶带是福山凹陷南部斜坡带发育的主要古地貌样式，且在西部地区，以顺向断层为主。进入古近纪后，由于福山凹陷的快速伸展作用，形成铲形控制整个福山凹陷形态的临高断裂在流沙港组二段沉积期，随着海南隆起的抬升，在重力作用下形成反向的调节断裂，即美台断层。西部发育的多级断阶带中，在斜坡区F₁断裂处断距开始增大，直至美台断层断距达到最大，同沉积断裂对沉积和地层形成产生了深远的影响。强烈的伸展作用使得临高断裂的断层面较为平缓，断层的活动性也逐渐减弱。但由于凹陷整体伸展作用还在持续，所以在这个过程中，主要是通过美台断层及其临高断裂所派生的次级断裂进行调整。美台断层与临高断裂形成非对称性的活动过程，造成了西部深湖区特殊的受两条大断裂从两个方向共同控制的双牵引滚动背斜。由于特殊的位置，这类构造可接受多个方面的物源供给。

4.1.2 湖底扇沉积模式

福山凹陷SQEls₂EST+LST沉积时期，湖底扇主要分布于美台断层下降盘的西部凹陷，此时该区域为同一时期的最深处，可视为湖底沉积部位。平面上，以美台断层为界，湖底扇分布于辫状河三角洲前缘的下部，占据西部凹陷湖地区域，侧向上受WE方向断层影响而呈现向东侧迁移的趋势，整体上为一个对称型的扇体，显示出沉积地形的均质性以及单水道供源的特征(图 12)。前端朵体沿较细的浊积水道向深凹处推进，岩性剖面上也有相应的表现：以灰色细砂岩向上递变为灰色粉砂质泥岩的正旋回水道沉积，局部夹薄层细砂岩-深灰色泥岩薄互层朵体，是一个典型的低位浊积扇。本次研究认为多级断阶带的发育以及三角洲的快速推进是该深水湖底扇形成的主要机制。

① 多级断阶带。通过对西部凹陷SQEls₂LST底部坡折带的识别，划分出半深湖区的“断控陡坡带”和深湖区凹形的“滚动背斜”。断控陡坡带发育于辫状河三角洲前缘附近，是重力流触发的主要区域；从地震剖面中也可看出，断控陡坡带下方易于形成深切的河道沉积。而“滚动背斜”形成的凹形底部是深水重力流砂体的主要卸载沉积区(图 11)。断控陡坡带和滚动背斜之间长缓的斜坡带是重力流沉积砂体的搬运区域，砂质碎屑流主要在此构造单元发育。在沉积砂体的差异搬运过程中，位于顶部的水体逐渐混入下部，经过紊动改造形成浊流，从而混合流体继续向深湖区搬运，其抵达美台断层的一级断控陡坡带时由于受到断层阻力而能量降低，位于底部的浊流在紊动搬运的作用下大部分越过坡折带，在深处形成大规模连片沉积体。

② 三角洲的快速推进。SQEls₂LST时期，福山凹陷西部正南方向古水流继承性发育，使得南部斜坡带的物源得以形成，继而通过砂体的快速推进形成未固结的三角洲前缘沉积体；火山喷发与地震活动诱发滑塌形成重力流的认识已受到众多学者的认可^{[1, 30]}，研究发现一些大型湖底扇和海底扇的发育与此密切相关(图 11)。

4.2 砂质碎屑流成因机制 4.2.1 东部挠曲坡折带

东部地区断裂活动性较弱，对原始斜坡带的改造和沉积砂体的展布影响不大，主要发育挠曲坡折带层序构造样式(图 13)^[37]。挠曲坡折带构造样式一般形成于早期隐伏断层之上，未见明显的地层掉落现象，但具有典型的挠曲坡折点，可以说是介于斜坡型古地貌样式与断块古地貌样式之间的过渡型样式。挠曲坡折带主要分布在福山凹陷南部斜坡带的东部地区，从SQEls₂早期开始发育，具体的分布范围从凹陷中部靠近南部斜坡带地区延伸至东南部斜坡区，辐射范围较广，挠曲坡折点下部的斜坡区较长。在地震剖面上可以看见典型的上斜坡区，挠曲坡折区和下斜坡带。地层发育特征表现为挠曲坡折点薄层，而在越过挠曲坡折点后在其下方沉积较厚地层，推测为大型斜坡扇沉积(图 13)。

4.2.2 砂质碎屑流沉积模式

福山凹陷SQEls₂EST+LST沉积时期，在东部地区具备了形成砂质碎屑流的必备条件。

① 挠曲坡折带提供了足够的坡度和斜坡长度。这使得来自东南角的辫状河三角洲前缘砂体能够越过坡折点在坡折带下方斜坡区堆积形成砂质碎屑流，并沿着长斜坡继续向深湖区推进一直到达湖底平原。与西部地区的砂质碎屑流停滞于坡折带之前大不相同，东部地区坡折带较西部平缓，但坡折带下方的斜坡区较长，不仅使砂质碎屑流具备了越过坡折点的地形条件，也为其后期继续推进发育提供了理想的外部环境(图 14)；而非常态模式化地形成浊积湖底扇沉积体系，也是东西部深水重力流沉积差异的关键所在。

② 二级层序内的最大湖扩期形成了足够深的水体环境。SQEls₂LST虽然是三级层序内的低位域时期，但SQEls₂整体为流沙港组时期的最大湖扩期。此时盆地裂陷活动加剧，湖盆急速扩张，湖平面较SQEls₃晚期迅速上升至最高点。即此时具有较高的湖水深度，水湿润滑作用导致床底摩擦力较小。而波浪影响导致的稳定性较差，在火山活动引发的震动及洪水事件的触发下，未固结的三角洲前缘砂体在坡折带上方跌落形成砂质碎屑流，沉积在坡折带下方的斜坡底部，直达深水盆地部位，形成少量的浊流和底流改造沉积(图 14)。

③ 粗细适合的三角洲前缘砂体。从SQEls₂EST+LST沉积体系平面分布图(图 10)上可以看出：该时期西部辫状河三角洲前缘砂体向湖盆内推进更远，直达邻近湖盆中心的美台断层，远砂坝沉积范围逐渐扩大，导致前缘砂体整体较细；而东部地区三角洲前缘砂体未能推进较远便停滞于挠曲坡折带上方，使得形成砂质碎屑流的砂体是由辫状河道于水下分流不久形成的，更多为河口坝沉积物，岩性较西部远砂坝或前三角洲更粗，砂层厚度更大，因此具备了合适粗细的三角洲前缘砂体，为砂质碎屑流的形成提供了必备条件。

总体而言，物源距离的远近、湖平面与湖底地形落差导致的相对水深、坡折带的陡度和坡折下方斜坡区的长度，以及终端沉积场所的地形平坦或凹凸，综合作用导致了东西部深水重力流沉积的差异性。

5 沉积体系主控因素分析 5.1 深湖重力流形成的必要条件

SQEls₂EST+LST沉积时期，福山凹陷深湖区发育大型重力流沉积，是因为该时期辫状河三角洲能量大小适当，并不是能量过高导致三角洲砂体直接进入深凹区，也不是过弱未能将砂体送达深湖区。其次是水体深度足够深，再加上该时期频繁发生的火山活动引发了众多区域或局部地震的发生，为重力流的大面积形成提供了必要条件：①湖平面达到流沙港组时期最大，提供了深水沉积的基础；②南部斜坡带前部在凹陷西部发育次级大断裂所形成的断控陡坡带古地貌样式，在凹陷东部地区则发育坡度为7°~9°的挠曲坡折带，坡折带作为沉积物能量发生变化的枢纽带，是沉积物重力流发生的必要条件之一；③SQEls₂初期物源体系继承性发育，虽然湖盆急速扩张，依然不影响接受来自南部斜皮带的充沛物源入湖，是形成重力流的必要条件；④SQEls₂EST+LST沉积时期，福山凹陷发生了区域性的火山活动，强烈的火山喷发引发了频繁的地震，加之最大湖扩期多期的洪水暴发，均为重力流形成提供了一定的触发机制。

5.2 构造沉降对沉积体系的影响

本次研究在模拟点数据采集和参数选取的基础上，对福山凹陷古近系的沉降史进行了模拟。选择研究工区内7条覆盖全区并经过构造关键部位的地震测线(WE-1、WE-2、WE-3、NS-1、NS-2、NS-3、NS-4)，选取了30~60个不等的观测点，用EBM软件对古近系的沉积演化过程进行模拟，得出相应观测点的沉降速率直方图，进而通过这一直观的表现形式对各观测点沉降速率的垂向演化特征进行分析，并对各个观测点的沉降速率的垂向特征进行分析^[44]。

SQEls₂EST+LST沉积时期，由贯穿凹陷东西部的格架剖面WE-1垂向沉降速率演化图(图 15)可以看出，处于东西部不同次凹垂向观测点的沉降速率不同，反映东西部不同次凹相同裂陷幕具有不同沉降量的特点, 具体表现为早期凹陷西部的沉积速率大、而晚期东部沉降速率大的特征。整体而言，沉降中心依然各自分布在东西凹陷中，其中西部凹陷沉降量更大，而东部地区较小。整体上看，来自南部斜坡带的古水系均沿斜坡方向向深湖区延伸。不同的是，西部辫状河三角洲主体展布更远，并在沉降中心形成湖底扇沉积；而东部地区辫状河三角洲沉积止于挠曲坡折带处，砂质碎屑流沉积进而展布在向湖心方向的斜坡处。说明沉降量大导致西部地区形成的湖底平原更易于浊流的发育以及浊积扇的形成(图 16)。

5.3 构造古地貌和沉积体系配置特征

本次古地貌分析采用的是地层的定量“回剥技术”，通过计算盆地的沉降量，定量恢复盆地发育某一时期的原始地貌形态，然后结合盆地的构造、层序地层和沉积体系的分析确定原始古地貌特征。研究应用Discovery软件描绘古地貌平面等深图，同时又应用了Petrel三维建模软件对古地貌进行了立体展示，力求使古地貌的成果表征更为直观和精细。

SQEls₂EST+LST沉积时期，福山凹陷整体向北部扩张，而南部斜坡带由于海南隆起的不断抬升遭受到大面积的剥蚀。由于SQEls₂为区域最大湖扩时期，湖盆深水区域为整个二级层序中最大。该时期西部凹陷沉积中心持续性下沉，东部凹陷也继承性发育，水体深度达到最大，而中部花场低凸起也随之下降，但仍然起到了分割凹陷的作用。SQEls₂EST+LST沉积时期，辫状河三角洲沉积体系依然为沉积主体，发育范围以西部为主，呈群带状分布在南部斜坡带上，辫状河三角洲平原由于水体上升而向盆缘退缩，仅小部分发育在近源区，沉积主体以辫状河三角洲前缘的河口坝为主，远砂坝依然小面积发育在其前端，说明此时三角洲能力依然较强。东部地区以东南角供源形成的辫状河三角洲沉积体系为主，中部地区发育小型三角洲前缘沉积体，整体而言，东部水系较西部弱。

6 结论

1) 通过对福山凹陷深湖区16口、总计218 m长岩心的细致观察，在SQEls₂EST+LST沉积时期识别出了4种类型的深湖重力流沉积岩相，分别是砂质碎屑流沉积、浊流沉积、砂质滑塌沉积和底流改造沉积，它们不仅仅代表了不同粒度沉积物的组构，更具有不同的成因机制、流变学特征等。

2) 西部地区从近源区至深湖区，岩性柱呈现由厚变薄、由粗及细的递变特征，体现出水体安静、水动力条件渐弱、以浊流为主的沉积环境；而东部地区，在越过挠曲坡折点的下部，砂体厚度迅速增加，岩性以中—厚层灰白色粗—中砂岩为主，是典型的深水砂质碎屑流沉积。

3) SQEls₂EST+LST沉积时期，福山凹陷西部地区的层序构造样式主要由两部分组成，从盆缘斜坡带到深湖区依次发育多级断阶带和滚动背斜构造；而东部地区断裂活动性较弱，对原始斜坡带的改造和沉积砂体的展布影响不大，主要发育挠曲坡折带层序构造样式。

4) SQEls₂EST+LST沉积时期，东西部地区发育两种不同的深水重力流沉积：西部地区发育以浊流为主的湖底扇沉积，具有典型的浊积水道沉积，外部形态呈现扇形；而东部地区则以砂质碎屑流沉积形成的远端孤立朵体为主，并不具有典型的浊积水道和完整的扇体形态。

5) 该区域深水重力流的形成不仅依赖于水深、坡度、物源和触发机制等必要条件，其沉积体系的形成也与构造沉降、构造古地貌等因素紧密相关。