0 引言

砂砾岩是由不同含量比例的砂岩和砾岩组成，往往在近物源的陡坡带上快速沉积形成砂砾岩扇体^[1]，具有局部岩性变化大、相变快和成层性差等特点^[2]。当今砂砾岩扇体在油气勘探与开发中占据重要地位^[3-5]。目前关于砂砾岩扇体研究主要包括基于砂砾岩岩石学特征、岩相特征、岩相模式、成岩相类型、成因机理和扇体控制因素等方面分析沉积特征或储层意义^[6-7]；根据微电阻率扫描成像测井判别砂砾岩岩性及沉积微相^[8]；针对少井和地震资料分辨率低等情况，利用沉积数值模拟技术划分沉积相带^[9]；通过砂砾岩体的成岩矿物类型及特征分析，探究砂砾岩体沉积格架内的成岩作用分布^[10]；基于大量野外露头对冲积扇沉积演化及模式进行探讨^[11]等。然而，针对砂砾岩扇体的沉积机理方面研究不够深入，其中发育的重力流沉积物沉积特征及沉积过程缺乏详细解释。因此，本文以东营凹陷北部陡坡带利563区块沙四上亚段砂砾岩扇体为例，在丰富的岩心、镜下薄片、粒度分析和文献资料的基础上，对砂砾岩扇体的沉积特征和沉积模式进行探讨，分析其岩相、岩相组合、沉积过程、沉积机理及微相综合鉴别特征等，从而为其他类似湖泊环境中发育的砂砾岩重力流体系的油气勘探与开发提供参考。

1 区域地质概况

东营凹陷北部陡坡带(东营北带)北邻陈家庄凸起，东邻青坨子凸起，西邻滨县凸起，南邻利津洼陷，整体沿东西向展布(图 1a)。构造上整体受陈南和滨利两套断裂带系统控制^[13]，形成北断南超、山高谷深、沟梁相间的古地貌特征^[14-15]。本文研究区利563区块处于东营北带西部二台阶，北部靠近物源区陈家庄凸起(图 1b)。

东营凹陷是渤海湾盆地的一个三级构造单元，其构造演化和地层发育共经历了3个阶段，包括中生代之前的断裂前期，中生代至古近纪的断裂期和坳陷期。在古近系—新近系中湖相碎屑沉积物占主导地位，与碳酸盐岩、盐岩、石膏及基性岩浆岩互层，是盆地中主要的含油地层^[13]。其中，古近系自下而上依次为孔店组、沙河街组和东营组，沙河街组可进一步分为沙四段、沙三段、沙二段、沙一段。沙四上亚段沉积时期，因受古构造背景控制，季节性洪水携带大量粗碎屑沉积物沿古冲沟直接入湖，使得在研究区发育了多期砂砾岩扇体，前人也将该扇体类型定为近岸水下扇^[14-18]。近岸水下扇是指在断陷湖盆扩张、水域扩大的湖侵或高水位体系域时期，由近物源、季节性的山区洪水携带大量陆源粗碎屑物质，沿陡斜坡直接进入湖盆，在断陷湖盆陡坡带控盆边缘断层的下降盘沉积，以楔形体插入半深湖—深湖中，兼具深水重力流沉积和牵引流沉积特征的砂砾岩扇体^[16-20]。研究区岩性主要为砾岩、含砾砂岩、中-粗砂岩和暗色泥岩(图 1c)。

2 岩相及岩相组合类型

由于研究区所在位置具有复杂的构造运动和地貌特点，具有不同的触发机制和多种水动力类型携带碎屑颗粒搬运沉积，使研究区内发育丰富的水下重力流特征和较少的牵引流特征的沉积物，这些沉积物源于富集在陡坡带碎屑沉积物的重力影响和洪水携带沉积^[21-22](表 1，表 2)。在对利563区块砂砾岩岩心精细描述的基础上，依据碎屑粒度大小、岩性、结构和构造等特征，将该区砂砾岩扇体划分出12种岩相(表 1)。再以发育相同水动力条件为单元，依据岩性和沉积机理将岩相在垂向上进行组合，划分出8种水动力类型和与其对应的8大类、11小类岩相组合类型(表 2)，各自特征及解释如下。

2.1 杂基支撑砾岩相

杂基支撑砾岩相以杂基(体积分数20%)支撑的杂色、浅灰色砾岩组成(表 2a)，垂向上堆叠厚度常大于10 m。嵌入杂基中的砾岩整体呈漂浮状，混杂堆积，分选极差，杂基由未分类的岩石碎屑组成，粒度介于泥至细粒碎屑之间。结构和成分成熟度极低，颗粒呈棱角状—次棱角状。

杂基支撑砾岩相具有典型的冻结沉积机制^[23]，认为是季节性洪水产生的高黏度泥石流沉积的特殊表现^[24]，其中绝大多数无定向砾岩指示发育于近端，其内部基质含量高，使得颗粒碎屑搬运距离较远。

2.2 颗粒支撑砾岩相

颗粒支撑砾岩相相对杂基支撑砾岩相具有更高的碎屑颗粒含量及更低的杂基含量，由多尺度杂色、灰色砾岩垂向堆叠，其中夹有泥质粉砂填充，分选、磨圆较杂基支撑砾岩好(表 2b)。

颗粒支撑砾岩相因其泥质杂基含量低而表明流体为非黏性^[25]，这与杂基支撑砾岩相相比，不仅水动力类型不同和其更好的磨圆分选致使其能够被搬运更远的距离，两者在发育时间上也存在差异。空间上，杂基支撑砾岩、颗粒支撑砾岩垂向相互叠置，颗粒支撑砾岩常见由牵引流作用形成的叠瓦状构造(表 2b)，指示两者在时间上可分为两个阶段：阶段一，在沙四上亚段初期，陈家庄凸起(物源区)处于半湿润阶段，因季节性降水并渗入碎屑颗粒，形成高密度、高黏度塑性流体，其携带的砾、沙、泥等碎屑物质在陡坡古冲沟上呈扇形堆积(泥石流沉积)，形态上横向展布宽、延伸距离短；阶段二，随着降水不断增多，源区水体超荷蓄积后引发持续洪水，大量粗碎屑颗粒在非黏性载荷主导的牵引流携带下，在之前的沉积物上冲刷侵蚀，颗粒支撑砾岩定向排列，形成限制性沟道。强烈的水动力影响使得粗碎屑颗粒流体改道频繁，形态上横向展布窄，延伸距离较长。

2.3 砂砾泥混合岩相

砂砾泥混合岩相主体由混杂的灰色粗砂岩构成，伴随夹有砾岩和泥岩，见变形结构的泥质碎屑和泥岩或者砂泥坍塌交替沉积，砾石含量低。滑动-滑塌变形构造内部颗粒碎屑分选极差，呈次棱角状(表 2c)。

砂砾泥混合岩相是因滑动-滑塌变形而沉积，发育的变形构造源于陡斜坡沉积的不稳定性和碎屑颗粒在重力作用下的加速不足^[26]。其中，具变形结构的泥质碎屑在整个沉积物经历了剧烈旋转的搬运过程中，支撑了整个混杂的滑塌单元。该岩相组合往往沉积在陡坡底部。

2.4 具平行层理及波状层理等递变砂岩相

具平行层理及波状层理等递变砂岩相由灰色细砂-粗砂组成，发育丰富的沉积构造，例如递变层理、平行层理、波状层理及冲刷充填构造，通常平行层理和波状层理发育在递变层理砂岩的上部(表 2d)，分选中等、次圆状。该岩相组合中显示不完整的Bouma序列的Ta段，指示因悬浮沉降或流体动能减少导致颗粒间相互作用沉积，并解释存在浊流。而其上部发育的平行、波状层理的砂岩因牵引流影响致使悬浮沉积，在Bouma序列上为Tb和Tc段，通过冻结牵引力形成分层。具有平行和波状层理的砂岩通常垂直叠加，同时发育递变砂岩，表明具有共同的来源^[25]。即该岩相组合类型兼具牵引流和浊流。

2.5 厚层块状砂岩相

厚层块状砂岩相由浅色—深色的块状细砂岩-中砂岩组成，其中可见泥质纹层或条带，多数泥层属于破裂性重力流，发生在同生变形阶段^[24]。砂岩几乎没有分层，内部颗粒仅表现出细微或渐变的变化，局部见颜色较深的泥砾和泥质撕裂屑(表 2e)，反映典型的砂质碎屑流沉积。

厚层块状砂岩相无侵蚀，底部接触平坦，超高压流动系统的悬浮载荷沉积物致使富砂湍流减速，使得大量砂岩的能量减弱而沉积，泥质撕裂屑的深色指示碎屑颗粒在半深湖环境中沉积，并且受持续的季节性洪水和重力滑塌影响，往往在陡坡前方沉积。

2.6 粉-细砂岩与泥岩薄互层岩相

粉-细砂岩与泥岩薄互层岩相是由浅灰色、灰色的粉砂岩、细砂岩、泥岩交替叠加沉积，单层的厚度范围为1 ~5 cm，其中见部分的变形结构(表 2f)。该岩相组合相对厚层块状砂岩相具有更好的分选和磨圆度。其主要特点为颗粒细，厚度薄，见部分Bouma序列，多为Td(水平纹层)段和Te(泥岩)段，由稀浊流形成。砂泥薄互层反映当流体动能减弱至消失而受重力因素正常沉积的结果^[27]，常发育在扇体的前端。

2.7 正粒序泥岩相

正粒序泥岩相由灰黑色和灰色粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩组成，发育水平层理(表 2g)，垂向上厚度薄。多由流体携带的粉砂质和泥质颗粒溢出河道后，受自身重力沉降影响，呈正粒序渐变接触，在河道两侧堆积，一般不发育变形构造，能量低，属于弱牵引流体搬运。

2.8 厚层块状泥岩相

厚层块状泥岩相由厚层灰黑色泥岩和植物碎屑组成，下部与粉-细砂岩和泥岩薄互层岩相、递变砂岩相、正粒序泥岩相渐变接触(表 2h)。其中发育弱水平层理，指示在极低能量的湖相环境中的悬浮颗粒沉积^[25]。暗色泥岩指示其沉积在水下环境，常发育在粉-细砂岩与泥岩薄互层岩相的前方，属于扇体至湖相的过渡沉积，因重力流被湖水持续稀释，可解释为极稀浊流。

3 综合细粒沉积物特征判断沉积环境

研究岩相及岩相组合是研究沉积相的重要组成部分，而人们在研究岩相及岩相组合时，往往将粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩和泥岩包含在一起讨论，这样就有可能对细粒沉积物内部流体机制和沉积环境的识别造成一定的误差。因此，研究这类细粒沉积物作为重力流沉积机理的探讨具有重要意义。

MacKay等^[28]曾依据泥岩是否分层将泥岩类型划分两个不同的大类。其中：未分层的泥岩(UM)由岩性均匀的泥岩(可含砂岩)组成，内部无薄层；分层的泥岩(SM)是指内部具有成层的泥岩。Yang^[29]基于沉积构造、结构、组成及厚度，将UM再划分出6种类型；而基于内部成层的形状及其连续性将SM再划分出2种类型。针对本文研究区目的层发育的泥质重力流沉积物，基于泥岩的结构和纹理等，将未分层的泥岩和分层的泥岩分别划分出5种和2种类型(图 2)。

3.1 未分层的薄泥岩层(UM1)

UM1由均匀的深灰色富含粉砂质的薄层泥岩组成，厚度一般小于2 mm，常插入砂岩中(图 2a)。泥岩层横向延伸超过10 cm，几乎不见变形结构，薄泥岩具均质性，上下边界清晰，指示较安静的水体环境。

3.2 未分层的厚泥岩层(UM2)

UM2是由结构均匀的泥岩嵌入富含有机质的粉砂岩和细砂岩组成的，一般无粒序，厚度大于2 mm(图 2a)。它与UM1区别除了在厚度相差显著之外，两者泥层的上下边界性质也不同，UM2泥岩的下边界大多数清晰，上边界常呈负载构造，该类型颗粒沉降速率更高。UM1和UM2同质，通常UM1、UM2与细砂岩相组合(图 3a)，一般发育在河道边缘。

3.3 未分层的厚粉砂质泥岩与泥岩内部碎屑(UM3)

UM3的未分层厚粉砂质泥岩厚度变化大，一般大于3 cm，粉砂质漂浮在泥岩中，形状不规则(图 2c)。泥岩内部具有变形结构，表明这些碎屑物质在搬运和沉积过程中富含水而保持塑性。在搬运过程中，因机械扰动易液化，常见流化泥岩脉、砂岩脉及砂岩透镜体等侵入，这也通常被解释为重力流搬运和沉积的结果^[29]。

3.4 未分层的厚泥岩与(粉)砂岩互层(UM4)

UM4的砂质含量大于UM3，在未分层厚泥岩中可见互层状的粉砂岩和砂岩，其中发育深灰色或灰色泥质砂球构造、球枕构造等变形构造(图 2c)，厚度大于3 cm。UM3和UM4常与厚层块状砂岩相组合(图 3b)，受砂质碎屑流作用搬运，并在河道末端区域沉积。

3.5 未分层的递变泥岩(UM5)

UM5主要为泥岩，其中见细砂岩和粉砂岩薄互层，它通常包括单一向上细化沉积物或由向上粗化和向上细化的组合沉积物，厚度为2~17 mm，单层的边界因颜色和粒度变化较为明显(图 2d)。其中向上粗化和向上细化的组合通常被解释为超高压流动沉积物，向上粗化表示在超高压流动流体动力增加的状态下运输和沉降，向上细化代表在低压流动流体动力减弱的状态下沉积。即UM5是浊流搬运、沉积的结果。UM5常发育在厚层块状砂岩相中(图 3c)，指示在河道近末端处。

3.6 分层泥岩与低角度交错层理的粉-细砂岩(SM1)

SM1为具低角度交错层理的分层泥岩，厚度大于2 mm，上下为粉砂岩或细砂岩，可存在透镜状粉砂岩，其特点为泥质纹层具不连续性和不平行性(图 2b，c)。该泥质沉积物类型中的有机物含量很低，低角度交错层理指示在湍流或过渡湍流中沉积。

3.7 薄层状泥岩与平行层理的粉-细砂岩互层(SM2)

SM2特点为各薄层相互平行且横向连续，但缺少SM1的透镜状构造，有机质含量大于SM1(图 2b，c)。平行且连续薄层是由湍流和层流间交替引起的，从准稳态过渡流中快速沉积^[28]。SM1与SM2常互层并与厚层块状砂岩相组合(图 3d)，从泥岩与粉-细砂岩间的频繁交替推断出可能发育于水道末端区域。

4 扇体沉积过程及沉积形态特征

基于砂砾岩沉积的空间分布、尺度大小、接触关系、水动力类型和上述泥岩类型所代表的沉积环境特征等研究，将研究区砂砾岩扇体定义了能够反映转化过程及沉积形态的5种类型(表 3，图 4)。

4.1 近端厚层砾石沉积

该类由多个颗粒支撑砾岩相和杂基支撑砾岩相垂向叠加接触(图 4)。厚度可达数十米，颗粒支撑砾岩相底部发育冲刷面，局侵蚀性。粗大颗粒和分选极差的砾石表明在扇体的近端聚集，其粒度特征多呈“一段式”(表 4)。

因在时间上先后发育高黏度泥石流和非黏性载荷主导的牵引流，根据在空间上分布特点，可进而划分出两种沉积形态：杂基支撑砾岩相呈非限制性的扇状形态，颗粒支撑砾岩相呈限制性水道形态。其中夹有的暗色泥岩指示粗粒沉积物直接入湖^[25]。

4.2 限制性水道沉积

限制性水道沉积位于扇体的中—近端，由颗粒支撑砾岩相、砂砾泥混合岩相、具平行层理及波状层理等递变砂岩相组合，发育非黏性载荷主导的牵引流、砂质滑动-滑塌块体流和兼具牵引流和浊流(图 4)。砾石尺度多变，与接触的细粒沉积物间存在明显的冲刷面，陡坡底部发育滑动-滑塌变形构造。此后扇体趋于平坦。整体分选和磨圆度较好，指示沉积位置相对较远^[26]，其粒度特征以“低斜三段式”、“宽缓上拱式”和“高斜两段式”为主(表 4)。

4.3 非限制性舌状体沉积

该类沉积位于扇体中—远端，由厚度大且颗粒细的块状砂岩和粉-细砂岩与泥岩薄互层岩相组成，发育砂质碎屑流和稀浊流(图 4)。相对于限制性水道沉积，非限制性舌状体沉积无冲刷面，底部接触平坦、横向连续且搬运距离更远、规模更大。粒度特征多为“宽缓上拱式”(表 4)，由于湍流减速，向上较细颗粒悬浮主导的砂质碎屑流和浊流沉积物形成舌状体沉积形态。

4.4 非河道薄层沉积

非河道薄层沉积是由多个正粒序泥岩相组成，发育弱牵引流(图 4)。具有粒度细、厚度薄、横向展布较广、分布于河道周边且呈席状几何形状的特征。由能量低的牵引流体携带泥质沉积物漫溢河道后，因自身沉降堆叠形成。

4.5 远端细粒沉积

远端细粒沉积由厚层灰黑色和黑色泥岩相组成，岩性组成较纯，能量极低，底部平坦，发育在扇体的远端(图 4)。由稀浊流携带细颗粒向前搬运，随搬运距离不断增加，受湖水不断稀释，形成极稀浊流并在舌状体沉积物边缘沉积，是扇体与湖相沉积的过渡部分。

综合上述砂砾岩扇体的5种能反映转化过程、沉积形态类型和相应的流体类型，建立该研究区的砂砾岩扇体发育模式(图 5)。沿扇体展布方向，依次发育高黏度泥石流、非黏性载荷主导的牵引流、砂质滑动-滑塌块体流、兼具牵引流和浊流、砂质碎屑流、稀浊流、极稀浊流，弱牵引流发育在非黏性载荷主导的牵引流、砂质碎屑流、兼具牵引流和浊流等周边(图 5a)。

各类型流体转化过程如下：初始阶段，因季节性降水，水体渗入碎屑颗粒中，形成高密度、高黏度塑性流体并携带沙、砾、泥等碎屑颗粒在陡坡堆积(高黏度泥石流沉积)。随降水不断增加，引发持续洪水，牵引流强度不断增大并占据主导，携粗碎屑物质在泥石流沉积物表面冲刷侵蚀，此后随搬运距离增大，流体强度持续减小。到扇根的末端处，由于洪水作用减弱、陡斜坡沉积的不稳定性和碎屑颗粒在重力作用下加速不足，在陡坡底部发生滑动-滑塌作用^[26]，形成滑动-滑塌块体流。块体流上部及前部因悬浮沉降或流体动能减少导致颗粒间相互作用沉积，形成浊流，此时流体兼具牵引流和浊流。随着滑动-滑塌块体不断向砂质碎屑流转化，使其在整个扇中占据主要位置。到扇中前缘砂质碎屑流几乎完全转化为浊流，但持续受半深湖—深湖的水体稀释，使浊流浓度不断降低，至扇体远端与湖相的过渡带发育极稀浊流(图 5b)。

5 砂砾岩扇体相类型及沉积模式 5.1 砂砾岩扇体相类型及沉积微相综合鉴别特征

综合工区的沉积背景、沉积机理及沉积特征，认为该区砂砾岩扇体为近岸水下扇，并分为扇根、扇中、扇端3个亚相，扇根又发育沟道和沟道间微相，扇中发育辫状水道、水道间和扇中前缘微相，扇端主要发育扇端泥微相。各沉积微相类型的综合鉴别特征及单井近岸水下扇沉积综合柱状图分别如图 6、图 7所示，沟道间以高黏度泥石流沉积为主；沟道通过由非黏性主导的牵引流搬运粗粒碎屑沉积；辫状水道近端以发育砂质滑动-滑塌块体流、兼具牵引流和浊流为主，砂质碎屑流发育规模最大；扇中前缘以稀浊流发育为主；水道间发育弱牵引流；扇端泥发育极稀浊流。其中牵引流几乎贯穿整个扇体发育过程，搬运距离越远，其强度越小，即本区砂砾岩扇体是由重力流和牵引流共同作用下搬运沉积的结果。

5.2 近岸水下扇沉积模式

基于研究区测井、岩心及相关文献等资料，结合重力流与牵引流共同作用结果，建立本工区近岸水下扇沉积模式(图 8)。扇体主体位于东营北带的冲沟处，主要受陈—南断裂带控制。沙四上亚段时期，气候为半湿润，砂砾岩体由北部陈家庄物源区持续向断陷湖盆搬运，其中重力流和牵引流的持续作用时间和沉积盆地的古地貌特征共同影响扇体的垂向厚度和横向延伸距离。扇体发育时期处于盆地构造活动阶段，以砂质碎屑流、泥石流发育为主，其中在扇中处由砂质碎屑流体搬运的厚层块状砂岩可能指示含油气的有利储层。

6 结论

1) 通过对东营北带利563区块沙四上亚段岩心精细描述，划分出12种岩相：杂基支撑粗砾岩相、颗粒支撑粗砾岩相、颗粒支撑中砾岩相、颗粒支撑细砾岩相、砂质砾岩相、含砾砂岩相、粗砂岩相、中砂岩相、细砂岩相、粉砂岩相、递变层理砂岩相、泥岩相。再以发育相同水动力类型为单元，划分出8种水动力类型：高黏度泥石流、非黏性载荷主导的牵引流、砂质滑动-滑塌块体流、砂质碎屑流、兼具牵引流和浊流、稀浊流、极稀浊流和弱牵引流及与之对应的8种岩相组合类型：杂基支撑砾岩相、颗粒支撑砾岩相、砂砾泥混合岩相、厚层块状砂岩相、具平行层理及波状层理等递变砂岩相、粉-细砂岩与泥岩薄互层岩相、正粒序泥岩相、厚层块状泥岩相。

2) 基于沉积物中泥岩的结构、纹理，将泥质重力流沉积物划分7种泥岩类型：未分层的薄层泥岩、未分层的厚层泥岩、未分层的厚粉砂质泥岩与泥岩内部碎屑、未分层的厚泥岩与(粉)砂岩互层、未分层的递变泥岩、分层泥岩与低角度交错层理的粉-细砂岩、薄层状泥岩与平行层理的粉-细砂岩互层。再将其与砂砾岩沉积的空间分布、尺度大小、接触关系相结合，将砂砾岩扇体定义了5种沉积形态特征：近端厚层砾石沉积、限制性水道沉积、非限制性舌状体沉积、非河道薄层沉积、远端细粒沉积。

3) 依据研究区的沉积背景、沉积机理及沉积特征，综合认为工区发育的近岸水下扇可细分为6种沉积微相类型：沟道、沟道间、辫状水道、水道间、扇中前缘和扇端泥。最终建立本区近岸水下扇的沉积模式，扇体主要以砂质碎屑流和泥石流发育为主。此外，由于砂砾岩及重力流皆为目前油气勘探开发的热点，因此该文工作可能为其他类似的湖泊环境中发育砂砾岩重力流体系的油气勘探与开发提供参考。

致谢: 本文研究工作的顺利完成，离不开提供丰富资料的中石化胜利油田勘探开发研究院、细心指导的导师林承焰教授，还有对我在精神和生活上支持的王锦同学，在此表示衷心的感谢！