Kuenen等提出浊流等密度流有助于海底峡谷的形成, 深水不一定是静水环境, 揭开了重力流理论的研究序幕。Middleton and Hampton等学者首次将重力流引入到深水沉积研究中, 使重力流成为多种深水沉积流体类型的统一体。随着鲍马序列、约克扇模式的出现和深水油气的勘探发展, 深水重力流沉积的研究有了理论基础^[1-3]。

近年来，对鄂尔多斯盆地重力流的研究较多, 但观点不尽一致。孙宁亮等认为，鄂尔多斯盆地南部延长组深水重力流包括滑动流、滑塌流、砂质碎屑流、泥质碎屑流和浊流等沉积类型, 相对应的分别为三角洲前缘水下分流河道沉积阶段、滑动阶段、滑塌变形阶段、砂质碎屑流及泥质碎屑流阶段、浊流阶段等^[4]。杨仁超等认为，鄂尔多斯盆地南部延长组发育由滑动、滑塌、砂质碎屑流、液化流、浊流等成因单元组成的重力流沉积体系, 并认为重力流沉积序列与浊积岩的鲍马序列存在较大差异, 垂向上自下而上常见块状层理、粒序层理与水平层理的组合模式^[5]。尚婷等认为，延长组沉积中期均发育浊流沉积, 并以坡移浊积扇和滑塌浊积扇亚相为主^[6]。李凤杰等认为，延长组长6厚层块状砂体属半深湖深水重力流沉积, 并进一步识别出液化流、砂质碎屑流、近源浊流和远源浊流等沉积类型^[7]。廖纪佳等认为，重力流沉积物可分为浊积岩、砂质碎屑流沉积物、泥质碎屑流沉积物和滑塌岩, 其中浊积岩发育正粒序, 砂质碎屑流以冻结块状沉积为特征, 泥质碎屑流中泥质内部含砂质颗粒和砂质团块, 滑塌岩发育包卷层理等液化构造^[8]。杨华等认为，深水砂岩底部分布稳定的薄层凝灰岩和湖退早期大面积分布的重力流沉积砂体为构造作用控制下的事件沉积^[9]。前人对鄂尔多斯盆地南部重力流的研究虽有一些成果，但对盆地南部重力流砂体的成因类型, 特别是对重力流沉积模式和主控因素的研究需进一步深化。因此，本研究结合鄂尔多斯盆地南部的岩心、钻井测井和野外露头等资料, 对盆地南部不同类型重力流沉积特征、沉积模式及重力流主控因素进行研究, 为鄂尔多斯盆地其他地区和其他类型克拉通盆地的重力流沉积研究提供依据。

1 区域地质特征

鄂尔多斯盆地是具多期次旋回的叠合型克拉通盆地, 沉积厚度大, 面积约25×10⁴km², 呈南北走向；根据现今构造形态、基底性质和构造特征等, 可进一步划分为伊盟隆起、渭北隆起、晋西挠褶带、陕北斜坡、天环拗陷和西缘逆冲带等6个一级构造单元^[10-13]。

研究区位于鄂尔多斯盆地南部的正宁、旬邑、黄陵和铜川一带, 跨陕北斜坡、渭北隆起2个构造单元(见图 1)。中三叠世末, 扬子板块与华北板块的碰撞造成秦岭的快速隆升和鄂尔多斯盆地的快速拗陷, 盆地南部的碎屑物源既有来自于盆地南方的秦岭地区, 也有来自盆地北部的物源。晚三叠世，盆地南部坡度可达3.5°~5.5°, 盆地南部地形陡、水体深、近物源等地质条件有利于重力流的形成。长6沉积期，深湖面积萎缩, 进入“砂进湖退”的退积型三角洲高建设期, 发育三角洲前缘—半深湖—深湖等沉积体系, 其中半深湖—深湖等重力流沉积砂体的底部沉积厚层块状砂岩夹薄层泥岩, 中上部为深灰色泥岩与薄层粉、细砂岩互层^[14-15]。

2 不同类型重力流的形成过程及特征 2.1 重力流的形成过程

物源供给、盆地底型、触发机制等是形成重力流的最主要因素^[16-17]。早三叠世, 鄂尔多斯盆地南部发育河流、三角洲及浅湖沉积, 沉积的厚层中—粗砂岩、细砂岩为重力流提供物源基础; 晚三叠世受构造作用的影响, 盆地南部形成“南陡北缓”的地形特征, 为重力流的形成提供盆地底型的空间条件。受印支运动的影响, 延长期鄂尔多斯盆地南部秦岭地区的火山、地震活动多发, 是重力流形成的主要触发机制^[18-20]。

鄂尔多斯盆地南部三角洲前缘水下分流河道砂体和暗色泥岩在重力作用或火山作用、地震等外力作用下，沿着剪切面发生轻微变形形成滑动砂体, 滑动砂体继续沿着剪切面向深湖方向滑塌, 在滑移面上堆积下来形成滑塌砂体；高密度颗粒流在整体块状流动中, 遇到液化及湖水稀释, 砂体发生块体搬运, 在斜坡带坡脚处形成砂质碎屑流；砂质碎屑流继续向深湖方向搬运, 砂体浓度降低, 在重力分异作用下形成浊积岩(见图 2)。

2.2 不同类型重力流的特征 2.2.1 滑塌流

滑塌流属紊流流体性质。三角洲前缘砂体在外力作用下滑动, 沉积砂体沿着剪切面呈不规则整体搬运, 沉积物的流速和流向相互混杂^[21]；在前缘斜坡带坡脚处停止滑动形成滑塌砂体。滑动岩体内部变形较少, 或可保留原始的沉积构造；在滑动剪切面处有变形发生, 底部见主剪切带滑动面(见图 3a, b), 界面上下岩性或岩性组合差异大(见图 3c), 可见较大的地层交角(见图 3f)；顶部砂泥岩性突变接触, 泥岩中见砂质注入的砂岩脉(见图 3e)。砂岩内部的沉积变形构造是滑塌沉积的典型特征(见图 3g, h)。

2.2.2 砂质碎屑流

砂质碎屑流是呈塑性流变、层流状态的整体块体搬运沉积物重力流。砂质碎屑流属于层流, 砂体呈块状, 局部含有泥砾及泥岩撕裂屑, 一般不具沉积构造。由于砂质碎屑流沉积物的整体冻结沉积作用不具侵蚀性, 因此底接触面平坦, 上下岩层的接触关系类型多种, 其中顶、底与泥岩突变接触多见(见图 3d), 也见顶部渐变。同时，砂质碎屑流还具“泥包砾”结构。“泥包砾”为砂体整体搬运的结果, 也是深水沉积的重要证据。

2.2.3 泥质碎屑流

泥质碎屑流以发育泥岩、粉砂质泥岩为主, 内部混杂砂质团块或砾石的黏性流体。泥质碎屑流的基质强度取决于黏土含量的高低, 当黏土含量较少时, 表现为刚性流动, 砂质团块棱角分明；当黏土含量较多时, 表现为塑性流动, 砂质团块和泥砾具有一定磨圆性。

2.2.4 浊流

浊流是具牛顿流体的紊流流动状态。浊积岩最明显的标志是层内颗粒由粗变细的粒级整体正递变层理, 这是重力分异作用的结果。浊积砂体位于重力流沉积的前端、侧翼或顶部, 底部常见到槽模、沟模等底模构造(见图 4h, i)。

鄂尔多斯盆地南部浊积岩为薄—中厚层粉、细砂岩夹深灰色、黑色泥岩、粉砂质泥岩, 具有正粒序性和多期韵律性旋回。最常见的层序组合类型有ABCD型、AB型(见图 4b, c)、AE型、BCD型(见图 4d)及CD型。

3 重力流的沉积特征 3.1 重力流的沉积构造特征

沉积构造反映沉积岩在形成过程中的构造特征, 可分为原生沉积构造和准同生变形构造, 原生沉积构造能发映沉积物在形成过程的水动力特征^[22]。由于水动力先强后弱, 重力流也会发生侵蚀构造。当流速降低时以沉积作用为主, 侵蚀作用微弱或不发生侵蚀作用；当水动力增强时，重力流对早期深湖沉积泥岩进行侵蚀, 可见明显的侵蚀接触面。粒序层理(见图 4a)在研究区多见, 是重力流悬浮物质快速沉积的结果, 块状砂岩中见棱角状或椭圆状泥砾, 呈叠瓦状分布。滑塌流砂体常发育揉皱变形及微褶皱、火焰状构造、球枕构造(见图 4e, f, g, h)等, 泥岩中见砂岩注入体; 砂质碎屑流、浊流砂岩底部受牵引流作用, 见平行层理和小型砂纹层理(见图 4b, c), 水动力作用较强则发育平行层理, 底部常见槽模、沟模等各种底模构造(见图 4i)。

3.2 重力流沉积的平面分布

鄂尔多斯盆地南部北东物源的三角洲前缘向深湖区发育滑塌流、砂质碎屑流、泥质碎屑流、浊流沉积, 南部物源三角洲前缘向深湖区可见滑塌流、砂质碎屑流、浊流沉积。重力流在搬运过程中, 受不同水动力条件及盆地底型的影响, 不同类型的重力流沉积在平面上均有分布。

从鄂尔多斯盆地南部延长组长6沉积相图可以看出(见图 4), 研究区深湖沉积发育，北部发育3支浊积砂体, 南部发育2支浊积砂体。南北物源浊积砂体在正104井，正96井处汇合。北部物源区西侧浊积砂体西起槐34，槐40井一线, 东到正54井，正203井一线, 砂地比分布区间40%~70%, 浊积砂体宽度3.9~5.6 km; 中部浊积砂体西沿正18井，正56井一线, 东到黄参7井，正59井一线, 砂地比分布区间54%~80%, 浊积砂体宽度3.5~9.9 km; 东侧浊积砂体沿黄参24井，正106井展布, 砂地比区间51%~59%, 浊积砂体宽度3.4~5.6 km。南部物源区西侧浊积砂体沿正034-016井，正104井一线展布, 砂地比分布区间24%~32%, 浊积砂体宽度3.4~4.9 km; 东侧浊积砂体西沿正80井，正121井一线, 东到正97井，正35井一线, 砂地比分布区间61%~70%, 浊积砂体宽度3.2~7.3 km。

3.3 重力流的沉积模式

通过分析鄂尔多斯盆地南部延长组长6沉积微相特征, 结合不同类型重力流沉积物的平面分布特征, 建立盆地南部延长组重力流的沉积模式(见图 6)。研究认为，重力流主要为北东向(安塞—正宁—旬邑一带)发育的三角洲前缘沉积, 受到印支期的火山作用和地震活动的影响, 在坡折带坡角较小处发生滑塌, 在重力分异作用和载荷作用下，砂体搬运至半深湖—深湖, 形成浊积岩。东北部的正宁、黄陵一带, 北东向的三角洲前缘砂体沿坡折带发育砂质碎屑流沉积, 而南部的旬邑、淳化一带发育滑塌流、浊流沉积。砂质碎屑流砂体大多沉积在深湖地带，极少发育在斜坡地带。这种平面上的分布特征是由于三角洲前缘水下分流河道砂体在搬运过程中发生卸载形成的；搬运过程中，晚期砂体侵蚀早期的深湖暗色泥岩, 使得流体的状态发生改变，形成不同类型的沉积物重力流。

4 重力流的主控因素 4.1 沉积物源供应是重力流沉积的物质基础

鄂尔多斯盆地南部物源供给充足, 沉积砂体沿斜坡带向下滑动。重力流沉积体系发育在三角洲前缘斜坡带之上、斜坡带及斜坡带坡脚处低凹处。鄂尔多斯盆地延长期是三角洲的高建设时期, 大量的陆源碎屑物质在三角洲前缘区沿斜坡不断向深湖—半深湖区快速沉积。特别是三角洲前缘水下分流河道及河口坝的松散沉积物受火山、地震等触发机制的影响, 在重力作用下沿斜坡形成滑塌砂体；部分滑塌沉积物在较陡的斜坡带上以层流态继续向深湖方向移动，形成块状碎屑流沉积砂体；随着流体搬运方式的变化, 大量的块状碎屑流沉积继续搬运, 在深湖区形成浊积岩。

4.2 盆地底型为重力流沉积提供空间条件

鄂尔多斯盆地南部延长组沉积期发育浅水坡折带和深水坡折带(见图 6)。浅水坡折带位于三角洲前缘附近, 处于其之上的重力流砂体受三角洲前缘水下分流河道的影响, 平面上呈条带状、线状在“浅水凸形”坡折带形成滑塌流砂体, 在其下部的斜坡带形成砂质碎屑流砂体。深水坡折带位于前三角洲深湖区, 深水重力流砂体在“深水凹形”坡折带卸载沉积, 由于能量骤降，地形相对开阔, 其下的重力流砂体混入层流砂体中, 碎屑流砂体被湍流化, 大面积转化为浊流砂体。

4.3 构造活动是重力流沉积的触发机制

晚三叠世, 秦岭造山带构造活动发育, 这从研究区岩心薄片的岩屑中火山碎屑成分及南缘周边野外露头中凝灰岩层发育等特征可以得到印证。印支运动使秦岭造山带向鄂尔多斯盆地强烈挤压、碰撞隆升, 盆地南缘发育半固结—未固结的三角洲前缘水下分流河道砂体, 在火山活动、地震等外力作用及湖水的震荡下, 沿坡折带呈层状整体滑塌, 诱发重力流沉积。三角洲前缘斜坡的坡度大，具有不稳定性, 火山、地震等外力作用可将三角洲前缘水下分流河道不稳定的朵状体撕裂和断开, 使得朵状砂体被改造并在重力的作用下呈层状整体向深湖滑动形成滑塌砂体；滑塌砂体受变形构造和液化构造的影响, 形成若干小而薄的透镜状浊积岩砂体^[23-26]。

5 结论

1) 鄂尔多斯盆地南部的延长组重力流可分为滑塌沉积、砂质碎屑流沉积、泥质碎屑流沉积和浊积沉积等类型, 其中以砂质碎屑流和浊流沉积较为发育, 不同的重力流沉积有不同的沉积特点。

2) 鄂尔多斯盆地南部的延长组重力流沉积构造见原生沉积构造和准同生变形构造, 具侵蚀接触面。块状层理在研究区多见, 棱角状或椭圆状泥砾呈叠瓦状分布。滑塌流砂体发育揉皱变形以及微褶皱、火焰状构造、球枕构造，见泥岩中砂岩注入体；砂质碎屑流、浊流砂体底部见平行层理和小型砂纹层理；浊积岩底部常见槽模、沟模等底模构造。受不同水动力条件及盆地底型的影响, 不同类型的重力流沉积在平面上分布在坡折带及其附近的不同部位。

3) 鄂尔多斯盆地南部延长组重力流沉积发育主控因素有:沉积物源供应是重力流沉积的物质基础，盆地底型为重力流沉积提供空间条件，构造活动是重力流沉积的触发机制。