松辽盆地北部青山口组包括青山口组一段、二段和三段，沉积于坳陷中期阶段，松辽盆地在青山口组和嫩江组经历过两次大规模湖浸，泉头组末期湖平面快速上升，湖相区域扩大至全盆地，青山口组湖盆沉积演化主要分为2个阶段，青一段湖扩阶段和青二、三段湖退阶段。青山口组属于快速水进和水退旋回下形成的沉积层序，前缘相带分布在长垣以西和长轴方向的北部地区，盆地中央为湖相，以发育湖相泥岩为主，沉积物源主要来自北部和西部，地层厚度介于135~679 m。在青一段和青二段发育了大规模重力流沉积，青三段也有部分时期发育重力流沉积。深层天然气勘探有现实的技术难题，外围盆地可替代资源量存在现实的勘探风险。随着油气勘探从构造油气藏转入隐蔽油气藏，不同区块油气成藏条件和油气藏分布主要控制因素差别巨大，另外松辽盆地中浅层剩余资源主要分布在向斜区沉积边缘相^[1,2,3]，具有低渗透、薄互层、隐蔽性强、难于识别等特点，勘探难度越来越大，由常规储层向非常规储层转变是地质勘探趋势。青山口组致密油气藏广泛分布于湖盆中间，勘探取得进展较难，但为了寻找可接替资源量，我们的勘探思路是必须向深水区进军，因研究致密储层就需要研究其储层沉积特征，深水浊流沉积对资源评价方法的提高具有实际的借鉴作用，因此对于盆地后续研发显得尤为重要。

Middleton^[4]等最早提出了“沉积物重力流”这一术语，沉积物重力流(Sediment gravity flow)是指沉积物或沉积物与水的混合物在重力作用下顺斜坡运动形成的流动，亦称沉积物流或块体流。Middleton等^[4]通过支撑机理研究把水下重力流沉积系统划分为浊流(Turbidity current)，液化流(Liquefied or fluidized flows)，颗粒流(Grain flows)，碎屑流(Debris flows)，沉积物中较粗颗粒由基质支撑，基质是由较细粒物质与孔隙内流体的混合物，具有一定的屈服强度^[1]。此外，按沉积环境可分为陆上重力流(形成冲积扇等)、水下重力流(形成各种湖底及海底重力流沉积)和过渡型重力流(形成扇三角洲)。这种沉积物流在陆地上和水下均能发生，最早发现大多数具有地质意义的沉积物重力流在海底，近年来在陆相盆地中也有大量沉积物重力流。以重力流为储层的油气田在全世界被发现愈来愈多，如中国的渤海湾盆地、二连盆地、塔里木油田、黄骅凹陷北大港油田，松辽盆地大庆油田、鄂尔多斯盆地长庆油田等^{[2,3,5,6,7,8,9]}。松辽盆地北部重力流沉积勘探经历了从探索阶段到发展阶段，自冯志强等^[10]报道以来，研究人员一直都在不懈地寻找湖盆有利沉积体，并于2011~2013年在嫩江组发现了大规模湖底重力流水道。从此松辽盆地重力流沉积研究进入了崭新的阶段，研究其特征对预测深水湖盆有利储层至关重要。

1 松辽盆地北部青山口组重力流沉积主要类型及其岩性特征

本文在连片三维工区、单个三维工区高精度地震资料利用的基础上，结合大量岩芯和钻测井资料，发现整个青山口组都发育不同规模重力流沉积，青山口组一段和二段规模最大。通过对松辽盆地北部青山口组湖区沉积物的进一步研究，发现该区存在着大规模重力流沉积。按照重力流搬运方式，可将青山口组重力流划分为块体流和浊流。重力流沉积发育有滑动岩、滑塌岩、砂质碎屑流和浊流等。从重力流沉积平面形态和相对构造位置上，共识别出滑动岩型、滑塌型、砂质碎屑流型、浊流型等重力流类型，另外青山口组还发育风暴岩，震积岩等。下面按照搬运方式和成因机制分别加以分析和研究。 1.1 滑动岩型及其岩性特征

前人研究认为滑动岩是在一定外界条件触发下，块体沿着剪切面开始向下滑动。滑动岩最主要特征是内部形变不明显，滑动岩围岩主要为泥岩或泥质粉砂岩，为滑动型重力流砂体，岩芯观察上能看到原岩的层理和构造特征，与外围围岩有显著的构造特征差异^[11,12]。由于原始沉积物源方向和由外界条件触发引起地质体滑动的物源方向具有一定角度，导致滑动岩和周围围岩产生显著滑动变形构造。在力学性质上，滑动岩是塑性变形所产生，但一些小型滑动岩碎块保持完整外部形态，因此也存在一定程度弹性形变。滑动岩上部形成似漂浮的羽片状构造，中部为平行层理、底部为交错层理(图 1A,B,C)。研究区发现的滑动岩性主要为细砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩。这些被发现的滑动岩来于自三角洲前缘部位，呈羽片状构造，保留有三角洲前缘沉积物特征，为粉砂质泥岩或者泥质粉砂岩沉积^[13]。

图 1 青山口组重力流沉积岩岩芯特征图 A.X4井，K2qn2，2 082.95~2 083.1 m；B.X6井，K2qn2，1 995.58 m；C.X6井，层位:K2qn2，1 948.73~1 948.93 m； D.X2井，1 968.6 m，K2qn1，滑塌构造；E.X6，K2qn3，1 713.93 m，滑塌变形：砂泥交互，滑塌构造； F.X5井，K2qn2，块状砂岩，不均匀含油； G.X1井，K2qn1，构造：均匀含油； H.X5井，K2qn2，1 305.8 m，含倾斜泥砾； I.X6井，K2qn1，2 016.06 m，重荷模； J.X4井，K2qn2，2 082.4 m，印模； K.X7井，K2qn1，2 341.65 m，锥模； L.X6井，K2qn2，1 948 m，沟模； M.X6井，K2qn1，2 020.4 m，自下而上发育平行层理和爬升层理； N.X6井，K2qn2，1 905.53~1 950.93 m，鲍马序列c段，上部发育近40 cm长的波状层理，中部发育平行层理，下部发育水平层理，底部发育包卷层理； O.X2井，K2qn3，1 667.5 m，上部块状层理，中部斜波状层理，底部爬升波纹层理； P.X6井，K2qn3，1 716.03 m，爬升波纹层理，上部为碟状构造； Q.X6井，K2qn2，1 949.03~1 949.23 m，第一期次平行层理和爬升层理，第二期和第三期发育流水波状层理，第四期发育旋涡纹层。 Fig. 1 Characteristics of gravity flow sediment cores

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滑塌岩和滑动岩在层理和构造上几乎难以区分，但是流动体制上有显著差别。滑塌主要由较大的地质构造运动所引起，如地震、板块俯冲、挤压、湖平面上升等地质因素。当大的块体沿着剪切面发生滑动或者顺坡折带部位嵌入或落入低位体系域中^[14]，由于其推动机制力度大，所以落入异地地层体中和原地沉积物一起产生较为强烈的同沉积形变，常常形成包卷层理、搅浑构造(滑塌变形构造)、球枕构造和重荷模构造等(图 1 D,E)。在研究区滑塌岩极为普遍，岩性一般为粗砂岩、砂岩和粉砂岩。 1.3 碎屑流型及其岩性特征

碎屑流一般分为砂质碎屑流和泥质碎屑流两种。砂质碎屑流相对来说是较好的油气储层，泥质碎屑流对非常规储层研究具有一定的价值。Fisher等1971年提出了碎屑流的概念，而泥质含量较少的“砂质碎屑流”由Hampton于1975年提出，Lowe等^[15]1982年提出碎屑流为一种块状塑性流(宾汉流体)，Shangmugan^[16,17]等人认为砂质碎屑流沉积代表了一个在组分、结构、强度等方面的沉积序列，而且在这个沉积序列中有一个共同特征，即塑性流变。砂质碎屑流厚度较大，分布范围大约40%，泥质碎屑流沉积占35%，这为深水储层勘探提供了重要理论依据。

研究区发育砂质碎屑流，岩性以细砂岩和粗粉砂岩为主，另有粉砂岩。局部可见油浸、油斑、油迹，砂岩厚度为10~52 m。砂质碎屑流通常出现在水上暴露标志附近，如漂浮植物碳屑、植物根、贝壳化石、成群介形虫壳体化石存在，通常呈块状。砂质碎屑流沉积构造主要有槽模、沟模、重荷模、液化锥、液化管、碟状构造等(图 1 F~L)，有反映牵引流水流的交错层理和斜波状层理，可能为湖底流所致，属于湖泊深水牵引流范畴。 1.4 浊积岩型及其岩性特征

浊流是一种牛顿流体，为沉积物悬浮于紊乱流体当中的重力流，湍流是沉积物主要支撑机制^[18]。Bouma^[19]提出了著名的鲍马序列，他认为完整的浊流事件主要包括Ta、Tb、Tc、Td。以鲍马层序为代表的经典浊流理论及鲍马序列在沉积地质学界广泛流行，甚至几乎所有的深水砂岩都被描述并解释为浊流沉积^[11]。但在研究中我们发现，完整的浊流沉积几乎不存在，它可能只发育浊流的Ta、Tb、Tc、Td其中一个，两个或者三个相序组合。传统的浊流惯性思维方式、浊流成因模式给实际研究工作带来了诸多不便，已经得到了普遍认可^[20]。浊积岩主要由底流或者牵引流作用形成，通常被改造成砂质碎屑流。在陆相湖盆中浊流被认为是一种深水浊积岩，这种浊积岩具有陆相湖盆深水沉积特征，岩性为细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩及砂砾岩等，通常厚度1~2 m左右，浊流多发生在湖底，有覆盖面大、期次多、较频繁等特点。浊流沉积特征有明显的递变层理，其主要标志是具有正递变层理^[21]。

具递变层理砂岩在青山口组较常见，重力流分异可能是主要原因，但是底流搬运也不可忽视。浊流层理特征主要表现为：底部块状层理、顶部水平层理、顶部小型交错层理、波纹交错层理，(一般厚度小于10 cm)(图 1 M~Q)，每期浊流由于水流作用在沉积间断面形成沟模和快速水流连续沉积，一期重力流底部形成槽模(图 1 J,L)。 2 重力流的垂向分布特征和控制机制分析

青山口组重力流多发育在英台大安阶地和长垣以西地区，发育层位主要集中在青山口组一段和二段(图 2A，图 2B)。英台大安地区厚度在10 m左右发育一个或多个重力流系列。青山口组泥岩发育厚度在30~200 m之间，其主要发育在大套的泥岩之下，从上至下依次发育滑动岩、滑塌岩(滑动岩和滑塌岩同时发育)、浊流沉积、砂质碎屑流等，砂质碎屑流发育在青二段底部。

图 2A SN-英台大安地区重力流沉积垂向分布特征剖面图(位置见图 4A剖面1) Fig. 2A Characteristics of SN-gravity flow deposit vertical distribution profile in Yingtaidaan region (location in Fig. 4A profile 1)

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图 2B SN-英台大安地区重力流沉积特征地震剖面图(位置见图 4A 剖面1) Fig. 2B Characteristics of SN-gravity depositional seismic profile in Yingtaidaan region (location in Fig. 4A profile 1)

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在地震反射界面T₂~T₀₆之间，东西向地震剖面上X3井和X7井附近有两条大断裂出现，断裂呈正花状构造，地震剖面上多呈不连续反射特征，有被连续挤压和滑动痕迹出现，岩芯观察上可见有微裂缝(图 2C)。这说明在青山口组沉积之后，发生过较大的构造运动，为该区域沉积物重力流形成提供了触发机制^{[22,23,24,26]}(图 2A，B，，C剖面位置见图 4A)。在英台大安地区重力流主要发育在滨浅湖层序界面附近，其上发育近80 m左右介形虫层，为水上暴露标志，在水下部位发育滑动和滑塌岩沉积。青二段发育滑动岩和滑塌岩为主，青一段以砂质碎屑流为主，在测井曲线上电阻率多呈锯齿状，自然电位多呈指状(图 3 井位置见图 4A)。南北向地震剖面上反射轴清晰且连续。长垣以西地区沉积物源主要来自于北部，地形坡度较缓，多以深水重力流水道形式出现，重力流水道在垂向上主要分布在青一段龙虎泡大安阶地和整个长垣以西地区，而在青二段时期紧限于长垣以西北端。以X8，X9，X10等典型井为代表(图 4A)。

图 2C WE-英台大安地区构造特征地震剖面图(位置见图 4A剖面2) Fig. 2C Characteristics of WE-gravity deposit structural seismic profile in Yingtaidaan region (location in Fig. 4A profile2)

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图 3 X6井柱状图—重力流沉积类型划分和岩芯特征图 Fig. 3 Yingtaida’an X6 Well clonuminar-gravity types and core characteristics

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综上所述青山口组重力流主要发育在大规模湖相泥岩中，重力流发育有期次多，具频率性特点，其形成受独特地形坡折控制，据恢复的古坡度统计，古坡度约0.5°~3°^[25]，是重力流发育的理想坡度。重力流在地形上多发育于坡折带部位，因坡折带附近砂岩厚度大，砂地比高，地质事件发生时，砂岩大面积块体搬运到坡折带低位体系域中，沉积环境处于三角洲前缘水下分流河道前端^[27,28]。 3 青山口组重力流沉积岩平面分布特征

在岩芯观察基础上，应用钻井、测井、录井等资料进行综合研究，认为青山口组重力流沉积岩平面上主要分布于盆地西部地区，以中央坳陷区英台—他拉哈地区最为发育，另外在盆地其他地区也有零星分布，如泰康隆起带，长垣南侧及三肇凹陷部分地区。

青一段沉积时期，在盆地范围内广泛发育重力流沉积，平面上呈海豚状、近南北向长条形及不规则椭圆状或不规则多边形，砂岩最厚处于英台地区，最大厚度达37.2 m，平均厚度4.03 m。靠近西部英台三角体系较近处，重力流沉积厚度大，期次相对较多，重力流沉积砂岩以发育块状层理砂质碎屑流为主，兼有滑动岩和滑塌岩发育，以细砂岩、粉细砂岩和粉砂岩为主。长垣和三肇地区距离物源较远处发育由于风暴或底流形成的片状或不规则状薄层浊积岩沉积，岩性以泥质粉砂岩为主，期次也较少(图 4A)。

图 4A 青山口组一段沉积相+浊积岩平面分布图 Fig. 4A Horizontal distribution of the first member of Qingshankou Formation sedimentary facies + turbidite rock

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青二段沉积时期，重力流沉积主要发育在盆地西部地区，以龙虎泡大安阶地、古龙西侧和古龙东侧以及大庆长垣局部地区为主。砂岩最厚位于他拉哈地区，最厚达28.7 m，平均为5.3 m。重力流沉积砂岩厚度大，以发育块状层理砂质碎屑流为主，岩性以细砂岩、粉细砂岩和粉砂岩为主，期次相对较多；古龙东侧及大庆长垣局部地区发育由风暴或底流形成片状或不规则状薄层浊积岩沉积，期次也较少(图 4B)。

图 4B 青山口组二段沉积相+浊积岩平面分布图 Fig. 4B Horizontal distribution of the second member of Qingshankou Formation sedimentary facies + turbidite rock

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青山口组一、二段重力流沉积以砂质碎屑流型和浊流型见多，砂质碎屑流砂体岩石类型主要为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩，浊积岩切片分析表明切片表明主要为长石、方解石团块、沥青质(图 5)^[29]，为非常规储层的一类储层(图 4A，B)，重力流砂体厚度平均4.2 m，主要发育于青山口组西部斜坡英台地区，为斜坡扇型重力流，据统计：累计面积达960 km²，延伸长度达58 km，宽度1.3~6 km，预测厚度1~24 m，单砂层厚0.3~5 m，孔隙度10%~15%，占80 %左右，渗透率(0.01~0.14)×10^-3 μm²。长垣以西薄层纯砂岩层型:单层砂岩厚度2~3 m，平均孔隙度5%~9%；砂泥岩薄互层型：单层砂岩厚度<1 m，孔隙度4%~6%，为致密油型砂岩类型，岩性：细—粉砂岩、含泥粉砂岩、泥质粉砂岩等较薄重力流砂岩，储集空间以粒间孔、粒间溶孔、晶间孔、微裂缝和纳米孔缝，镜下储集空间大小：10~100 μm，溶孔可达500 μm，属重力流沉积二类储层区域(图 4A)。以上两种储层均为非常规致密砂岩储层。

图 5 X5青一段2 361.58 m薄片鉴定(浊流沉积) (图 5描述：含泥细砂质粉砂岩。泥质具浸染呈团块状分布。可见有黑色物质，可能为沥青质充填孔隙中。碳酸盐呈团块充填孔隙，零散分布。岩块以酸性喷发岩为主) Fig. 5 X5 K1qn1 2 361.58 m slice identification (turbid flow deposit)

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(1) 松辽盆地北部青山口组一、二段湖相泥岩中发育大规模重力流沉积，重力流类型以滑塌岩型、滑动岩型、砂质碎屑流型、浊积岩型等类型为主，地震活动是触发机制，其形成受独特地形坡折所控制。

(2) 重力流储层主力区域在英台大安地区，青山口组一、二段重力流储层以非常规储层为主，由于局部存在高渗透，累积砂体厚度大，又处于优质烃源岩中间，且有断层沟通，因而具有好的勘探潜力。

(3) 重力流特征研究对我国陆相湖盆浊流沉积研究具有贡献作用，另外为寻找非常规油气储层开辟了新领域，对油气勘探和开发具有极其重要地质意义。