0 引言

深水重力流沉积拥有巨大的油气勘探前景，目前研究主要基于对现代海床未固结岩芯的描述、古代露头实测观察和水槽模拟实验研究^[1]。不断进步的物理、数值模拟和海底实地监测等手段^[2]为研究深水重力流沉积过程，流体性质及其对储层性质的影响提供了便利^[3]。如今，在中国深水沉积领域，砂质碎屑流^[4]，黏结、弱黏结和非黏结性碎屑流^[5]等新概念与新模式已广泛运用于解释陆相湖盆深水块状砂岩搬运与沉积过程，如鄂尔多斯盆地延长组砂质碎屑流向浊流转化^[6]，渤海湾盆地济阳坳陷水下重力流成因研究^[7]，东营凹陷三角洲供给型重力流沉积模式^[8]等。大量研究证实，我国陆相湖盆深水重力流的沉积特征与分布规律和大型湖泊三角洲密切相关。然而，针对陆相断陷湖盆三角洲—重力流体系，一方面对重力流类型，沉积过程与控制因素的研究仍不够深入；另一方面，三角洲砂体对深水沉积单元沉积特征与分布规律的影响尚缺乏深入认识；此外，不同分类方案所确定的重力流类型之间的对应关系不明确，容易造成术语冗余，从而阻碍不同地区深水沉积单元的对比研究。

本文以东营凹陷牛庄洼陷沙三中亚段三角洲—重力流体系为例，综合运用地震、测井和岩芯，在明确该区层序格架的基础上，系统研究三角洲砂体发育规律，重力流类型，沉积特征，分布规律和控制因素。旨在统一该区重力流的分类方案，完善大型湖泊三角洲—重力流沉积模式，以期为陆相断陷湖盆深水沉积研究提供借鉴。

1 区域地质概况

牛庄洼陷位于我国东部渤海湾盆地东营凹陷东部，东西长约40 km，南北宽约15 km，面积约600 km^2[9]。其北面与民丰洼陷、利津洼陷以中央断裂背斜带相隔，南面以陈官庄—王家岗断裂构造带为界并与南部斜坡相接，西面与博兴洼陷纯化草桥断裂鼻状构造带相隔，向东延至广利南洼陷，形成一个南北界受东西向断裂所控制的似菱形沉积单元(图 1)。

牛庄洼陷构造演化主要经历四个阶段：裂陷初期(E_1-2k)、裂陷中期(E₂s_1-3)、裂陷晚期(E₂s₄~E₃d)以及后裂谷期(N)^[10]。

牛庄洼陷古近纪地层自下至上依次发育孔店组(E_1-2k)、沙河街组(E_2-3s)和东营组(E₃d)。沙河街组细分为沙四段(E₂s₄)、沙三段(E₂s₃)、沙二段(E_2-3s₂)和沙一段(E₃s₁)，其中沙三段又进一步细分为沙三上(E₂s₃^上)、沙三中(E₂s₃^中)、沙三下(E₂s₃^下)三个亚段。沙三中亚段(E₂s₃^中)沉积时期，三角洲砂体多期次进积，重力流砂体分布广泛于洼陷斜坡与深陷带。

2 层序地层格架

沙三中亚段(E₂s₃^中)时期，东营三角洲主力砂体进积到了牛庄洼陷内。为了精细刻画各期三角洲砂体的展布规律，前人对东营三角洲层序格架进行了大量研究，但至今仍没有形成统一的方案。邱桂强等^[11]认为沙三中亚段高位体系域的发育程度远超低位和湖侵体系域；方勇等^[12]将东营三角洲划分为7个短期基准面旋回；操应长等^[13]提出将东营凹陷沙三段内缺失稳定湖平面阶段的层序称为T—R层序；陈秀艳等^[14]认为整个沙三中亚段是一个T—R层序，并将东营三角洲划分为8个期次。刘建平等^[15]则将东营凹陷沙三中亚段划分为一个完整的三级层序，其中细分出10个准层序组。

通过分析牛庄洼陷地震反射终止样式(图 2A)，68口钻井的岩性和测井曲线特征(图 2B, C)，笔者认为该区湖平面的变化确实缺乏相对稳定的阶段，所以将牛庄洼陷沙三中段划分为一个T—R层序，即发育快速湖侵和湖退两个体系域，并进一步细分为6个准层序组，分别对应研究区6期三角洲砂体。湖侵体系域对应准层序组PS6，湖退体系域包括准层序组PS1—PS5(图 3)。

3 三角洲和重力流砂体沉积特征

沙三中亚段时期，牛庄洼陷古地势东南部较西北部高，在物源体系和该古地貌背景控制下，三角洲砂体自东南向西北多期次进积，使得洼陷内沉积了丰富的三角洲和重力流砂体。

3.1 三角洲砂体特征

基于工区地震、测井和岩芯特征，认为牛庄洼陷三角洲砂体主要属于三角洲前缘亚相，砂体类型主要为水下分流河道和河口坝砂体。水下分流河道砂体多具正粒序，岩性为分选好的中细砂岩至泥质粉砂岩，且发育块状层理(图 4A)，槽状交错层理，冲刷充填构造，反映远物源、长距离搬运沉积作用，自然电位曲线上表现为钟型和箱型(图 4C)。河口坝砂体多具反粒序，岩性为砂质纯、分选好的细砂岩和粉砂岩，发育槽状交错层理，浪成砂纹层理和生物钻孔等沉积构造(图 4B)，反映湖水波浪冲刷改造和簸选作用，自然电位曲线上表现为漏斗形(图 4D)。

3.2 重力流砂体特征

三角洲前缘砂体滑动、滑塌形成重力流沉积是三角洲建设—破坏作用的典型过程。迄今为止，在洼陷斜坡和深陷带的沙三中亚段，尤其是湖退体系域中已经发现了大量与重力流相关的岩性油气藏。早期对该地区重力流的研究主要集中在浊积扇类型^[16-17]和储层特征^[17-20]。

3.2.1 存在的问题

近几年，在砂质碎屑流，砂质块体搬运沉积(SMTD)，黏结—弱黏结—非黏结性碎屑流等深水沉积新概念与模式的引领下，众多学者对渤海湾盆地东营凹陷重力流体系提出了新的观点和认识^{[8, 21-23]}。然而，大量重力流新类型和新模式的建立却容易造成术语的冗余，这不但会给后续的研究者增添困惑，而且一定程度上会阻碍不同区深水沉积单元的对比研究。

目前，国内外的学者对重力流的分类方案仍没有达成统一的共识。最具代表性的争论在于高密度浊流与砂质碎屑流的区别^{[4, 24-25]}。表 1中列举了近几年国内学者对东营凹陷沙三中亚段重力流沉积的分类方案。陈秀艳等^[14]的分类方案中将具滑塌构造的深水沉积单元也纳入了浊积岩范畴，这与浊流沉积典型沉积特征相矛盾；杨田等^[21]和鲜本忠等^[8]分类方案都比较注重流体成因，他们都接受了Shultz^[26]将碎屑流细分为砂质碎屑流与泥质碎屑流的观点，但是在泥流沉积(含有漂浮砾石的块状泥岩^[8])的归属上却产生了分歧，杨田等^[21]认为泥质碎屑流包含泥流，鲜本忠等^[8]则更倾向于将泥流沉积与泥质碎屑流和砂质碎屑流沉积区分开。然而，泥流和泥质碎屑流沉积的不同主要体现在黏土含量的细微差别上，在实际研究中往往较难区分；陈杰等^[22]和王伟峰等^[23]将三角洲或扇三角洲前缘斜坡带以滑动、滑塌或碎屑流的形式在斜坡带内发生再搬运形成的一种事件性砂质沉积体定义为坡移扇，这种命名的问题在于：1)运用相模式术语来描述深水沉积类型；2)无法准确反映深水砂体的成因；3)造成术语的冗余。

在实际研究中，重力流沉积的分类和命名应当注意以下几点：1)避开与相模式相关的术语；2)能够直接表征深水沉积的成因；3)在不同的地区具备可操作性。基于上述几点原则，结合牛庄洼陷沙三中亚段深水背景下钻井岩芯，测井和录井特征，划分出4种不同成因的重力流砂体：滑动沉积、滑塌沉积、碎屑流沉积和浊流沉积(图 5)。笔者不建议对滑塌和泥质碎屑流成因的深水沉积进一步细分，原因在于过于精细的分类方案在复杂多变的深水沉积领域往往不具备可操作性，在空间上也不便于对深水砂体展布特征的刻画和预测。

3.2.2 滑动沉积

滑动沉积是指块体在自身重力或一定外界条件(地震、火山喷发、海啸、气旋、快速沉积作用等)的触发下，沿着滑动剪切面向下滑动形成的块体流沉积^[27-28]。砂质滑动沉积自身由于弹性形变的力学特性，往往保留块体滑移前的原始沉积结构而不发生明显的内部变形，但是其底部的剪切作用会使下伏半固结的沉积物发生变形。牛庄洼陷滑动沉积顶底都为深水暗色泥岩，岩性主要为灰色或灰白色的粉砂岩和细砂岩，在岩芯上可见明显的滑移面，底部剪切带和下伏沉积物变形等现象(图 6)。一些砂质滑动沉积内部可见交错层理，波状层理等浅水沉积沉积构造，在自然伽马测井曲线上特征为中高幅指形和漏斗形，推测来自三角洲前缘。

3.2.3 滑塌沉积

滑塌沉积是指沉积物在斜坡沿下凹的滑移面运动时，在重力和剪切力的作用下，内部发生了明显旋转变形的黏结块体^{[8, 27-28]}。滑动沉积具备塑性形变的力学特性，常发育大量的变形和滑塌构造。牛庄洼陷滑塌沉积岩性主要为灰色粉砂岩和具棕色氧化色泥质粉砂岩；岩芯上常见包卷层理，砂岩脉，旋转火焰状构造，砂岩中变形泥砾，砂岩中的变形层，滑塌褶皱等变形构造(图 7)；在自然伽马测井曲线上特征为中高幅齿化钟型。

3.2.4 碎屑流沉积

碎屑流是一种塑性流变，层流态，且通过整体“冻结”的方式发生沉积的非牛顿流体^{[24, 28]}。碎屑流沉积中研究最热的属砂质碎屑流沉积，其流动特征介于黏性和非黏结性碎屑流之间^[4]。“砂质碎屑流”最早由Hampton^[29]基于水下碎屑流模拟实验提出，随后Shanmugam^[28]对砂质碎屑流的概念和模式进行完善和推广。如今，砂质碎屑流和深水块体搬运模式已被国内众多学者接受并用于解释我国陆相湖盆深水块状砂岩成因^{[8, 21, 27, 30-32]}。

牛庄洼陷沙三中亚段也发育了一定规模的碎屑流沉积，且主要为砂质碎屑流沉积。其岩性为与暗色或棕色泥岩伴生的块状中细砂岩、细砂岩和粉砂岩；岩芯上可见大量泥岩撕裂屑，砂岩顶部常有漂浮泥砾，发育面状碎屑结构，与底面常突变接触(图 8)；在自然伽马曲线上主要呈中高幅齿化箱形和齿形，也有少数呈钟形，可能是由块状细砂岩顶部富集泥砾造成。

3.2.5 浊流沉积

浊流是一种遵循牛顿流变学的，紊态的非均质沉积物重力流，其沉积物靠紊流支撑，悬浮搬运，并且以悬浮沉降的方式沉积^{[27-28, 33-34]}。Lowe^[35]基于颗粒粒度，浓度和支撑机理将浊流分为低密度浊流和高密度浊流，且认为高密度浊流以紊流、颗粒碰撞和流体逃逸混合支撑。高密度浊流最初被Kuenen^[36]用于解释深水粒序层理形成，随后又被用于解释深水块状砂岩的成因^[37-38]。然而，高密度浊流概念自提出以来就一直是深水沉积领域争论的焦点。最具代表性的争论在于高密度浊流和砂质碎屑流这两个概念都可用于解释深水块状砂岩^[39]。Haughton et al.^[24]认为碎屑流是按整体冻结的方式沉积，而浊流是按持续加积的方式沉积，两者的沉积方式有着显著差别。Shanmugam^[28]认为所谓的“高密度浊流”实际上就是砂质碎屑流，同时指出浊流不可能存在于高浓度值的情况下，因为当颗粒浓度超过30%时，浊流会转化为层流。Zou et al.^[6]提出紊流态沉积物流的颗粒体积分数大于20%时，会转变为颗粒碰撞方式，从而形成弱黏结性碎屑流。在高密度浊流问题上，笔者更赞同Haughton^[24]的观点，建议从成因上识别区分砂质碎屑流和高密度浊流。砂质碎屑流和高密度浊流沉积在岩芯上都可以含有漂浮的泥砾和泥岩撕裂屑，但是整体冻结方式沉积的砂质碎屑流不会形成高密度浊流沉积中的粒序层理和牵引构造。

牛庄洼陷沙三中亚段的浊流沉积是由低密度浊流形成，岩芯上未见典型高密度浊流沉积特征。低密度浊流沉积的岩性为灰色薄层粉砂岩和泥质粉砂岩；岩芯上主要发育鲍马序列和火焰状构造(图 9)；在自然伽马曲线上常呈低幅的指形和齿形。

4 砂体分布规律和控制因素 4.1 砂体分布规律

牛庄洼陷沙三中亚段时期，三角洲自东南向西北方向多期次进积。为了总结各期三角洲砂体与不同成因重力流沉积的平面分布规律，在地震资料的约束下，结合岩芯观察和不同成因砂体在测井上的响应特征，分析各准层序组的砂体展布特征(图 10)。

PS6—PS1沉积时期三角洲主要发育水下分流河道和河口坝两种砂体，砂体平面分布的范围逐渐扩大，与此同时，在滨浅湖和半深湖—深湖亚相中形成了滑动—浊流沉积等一系列不同成因的重力流砂体。重力流砂体在湖退体系域即PS5—PS1准层序组中分布广泛，但在湖侵体系域PS6分布局限。平面上，滑动—浊流沉积的分布具有一定规律性，滑动沉积距离三角洲前缘近，呈带状平行于三角洲前缘砂体分布；滑塌和碎屑流沉积距离三角洲前缘较远，主要分布于洼陷斜坡和斜坡角；浊流沉积发育的距离最远，呈席状分布于洼陷的深湖相中。

4.2 控制因素

牛庄洼陷沙三中亚段重力流沉积主要来自快速进积的三角洲前缘砂体，其形成主要受沉积，构造和古气候这3大因素的控制。

4.2.1 沉积因素

三角洲在沙三中亚段湖退体系域PS5—PS1准层序组时期，从洼陷东南部的斜坡向西北方向洼陷的深陷部位依次进积。邱桂强等^[11]对牛庄洼陷三角洲的沉积速率进行过研究，认为该三角洲的进积速率可达200 m/万年，且在400万年时间内进积超过80 km。高进积速率必然造成其三角洲前缘的砂体在垂向上迅速地叠置，尚未固结的前缘砂体容易在地震、风暴等因素的诱发下，沿斜坡向半深湖—深湖发生块体搬运。

4.2.2 构造因素

东营凹陷是受断层控制的伸展半地堑，其南部斜坡主要受八面河断裂带控制。牛庄洼陷北接中央断裂带，西临石村断裂带，南部边界与陈官庄—王家岗断裂带相接(图 1)。在古近纪时期，整个东营凹陷经历了强烈的伸展活动^[40]。通过统计计算东营凹陷新生代北西向和北东向断层的活动速率(图 11)，认为牛庄洼陷周缘八面河断裂带、中央断裂带和石村断裂带等控洼断裂的活动高峰主要出现在沙三段(E₂s₃)时期。对洼陷南部斜坡陈官庄—王家岗断裂带不同地质时期生长断层断层落差的计算结果显示(表 2)，该反向调节式断裂带在沙三中亚段时期断层落差最大，断裂活动明显加强^{[40, 42]}。如此频繁的地震和断裂活动会促使三角洲前缘砂体失稳向洼陷深处发生滑动，滑塌，形成一系列不同成因的重力流砂体。方勇等^[12]对洼陷东南部的构造坡折带进行了研究，认为沙三中亚段时期，发育两种构造坡折带：与陈官庄—王家岗断裂密切相关的断裂坡折带和受基底挠曲控制的同沉积地形坡折带。顺三角洲物源方向发育的构造坡折带有利于三角洲前缘重力流砂体的搬运与再沉积作用。

4.2.3 古气候因素

温暖潮湿的气候条件下，三角洲平原河流水系茂盛，物源供给充足，三角洲的进积速率较高，有助于重力流沉积的形成。前人对渤海湾盆地济阳坳陷和东营凹陷进行了大量的古气候分析工作(表 3)，结果一致显示沙三中亚段时期，气候温暖潮湿，主要属亚热带温湿气候类型。

沉积岩中不同类别的孢粉组合可以直接反映古植物群落特征，它易于保存，常用于恢复古温度，地史时期干燥度或降水量和古地形^[46]，是对古气候重建最有利的证据之一。对东营凹陷沙三中亚段孢粉组合的鉴定统计结果(图 12)表明，该时期亚热带植物含量远大于山地植物和旱生植物。亚热带植物具有地质温度计作用，其含量与气温的变化密切相关，含量越高则指示古气温越高。旱生植物多为灌木或草本植物，其含量的纵向变化可反映古湿度变化^[46]。所以，沙三中亚段时期亚热带植物尤为发育，旱生植物极其匮乏的孢粉组合特征指示该时期的古气候条件温暖潮湿，有利于河流三角洲发育。

湖泊沉积物地球化学记录是恢复古环境的有效手段之一，湖泊沉积碳酸盐碳氧稳定同位素作为重要的古环境变化指标，常用于研究古湖水化学(盐度)和古气候(温度、降水及季节变化)^[48-49]。东营凹陷沙河街组湖泊沉积碳酸盐的δ¹³C_PDB和δ¹⁸O_PDB值在沙三段时期均发生了明显的负偏移(图 13)。δ¹⁸O值主要受控于湖水的蒸发作用，当气候湿润，降水充沛，湖水蒸发量小于水体的补给量时，流域河流与地下水会为湖泊带来大量贫¹⁸O的水体，从而造成δ¹⁸O值减小^[50-51]。δ¹³C值与湖泊水体深度和水体与大气CO₂交换程度相关^[50-51]。表层水体易与大气沟通，使δ¹³C值升高。深层水体相对封闭，死亡有机质的沉降和降磷作用使水体相对富集¹²C，从而导致δ¹³C值降低^[51]。基于上述原理，沙三段时期，东营凹陷δ¹³C_PDB和δ¹⁸O_PDB值的负漂移现象表明该时期气候条件相对湿润，降水较充足，湖水的补给量大于蒸发量，水深相对增加，这与孢粉组合分析结果相吻合。

在此温暖潮湿古气候条件的控制下，研究区沙三中亚段半深湖相的岩芯中多见含植物碎片块状细砂岩和棕褐色的泥岩(图 14)，推测是季节性洪水将来自陆地或浅水区的沉积物同三角洲前缘砂体沿构造斜坡一起带入半深湖—深湖相的泥岩中。

5 沉积模式

基于地震、测井、岩芯和各准层序组三角洲—重力流砂体的平面分布特征，结合重力流沉积的控制因素，总结研究区三角洲—重力流体系的沉积模式(图 15)。

牛庄洼陷三角洲主体位于洼陷东南缓坡带，且主要受陈官庄—王家岗断裂构造带控制。沙三中亚段时期，气候温暖潮湿，三角洲砂体从洼陷的东南缓坡不断地向洼陷内进积，在PS6—PS1准层序组时期，三角洲多期次进积使得水下分流河道和河口坝砂体不断在洼陷东南斜坡堆积。在地质历史演化的过程中，三角洲前缘砂体在自身重力和外部构造作用力的影响下，内部沉积物发生移动和垮塌，顺着前缘斜坡向洼陷内搬运，形成一系列不同成因的重力流砂体。滑动沉积主要呈带状分布在三角洲前缘砂体外侧；在自身重力、外部构造，风暴，季节性洪水等因素的影响下，沉积物会顺斜坡继续向洼陷深处搬运，一部分沉积物会在斜坡上发生变形、旋转并堆积下来，形成滑塌沉积；另一部分沉积物则会在斜坡角附近形成碎屑流沉积；而粒度最细的粉砂、泥质粉砂的沉积物最终在洼陷深陷部位悬浮沉降形成席状的浊流沉积。

6 结论

(1) 牛庄洼陷沙三中亚段可划分为一个T—R层序，其中包括一个快速湖侵体系域和一个湖退体系域，并进一步细分为6个准层序组，分别对应6期三角洲砂体。

(2) 牛庄洼陷沙三中亚段发育四种成因的重力流砂体：滑动沉积，滑塌沉积，碎屑流沉积和浊流沉积。重力流砂体在湖退体系域即PS5—PS1准层序组中分布广泛，但在湖侵体系域分布局限。平面上，滑动沉积主要呈带状临近三角洲前缘砂体分布；滑塌和碎屑流沉积分布于洼陷斜坡和斜坡角附近；浊流沉积呈席状分布于洼陷深陷部位。

(3) 三角洲高速的进积速率，频繁的地震与断裂活动，顺物源方向发育的构造坡折带和温暖潮湿的古气候条件控制着牛庄洼陷重力流砂体的形成与分布。