0 引言

20世纪中期前，绝大多数地质学家们都认为深海是幽深静谧之地，沉积物的形成是缓慢的，来源主要为悬浮沉积物且仅存在泥质沉积^[1]，直至《浊流是递变层理的形成原因？》一文^[2]的发表才结束了人们对深海沉积物的片面认识，标志着浊流理论的正式建立，也拉开了深水重力流研究的序幕。20世纪60年代著名的Bouma序列的建立和广泛应用进一步推动了深水重力流的发展^[3]，随后在Bouma序列的基础上多种深水沉积扇模式的建立意味着浊流理论的逐渐发展完善^[4-7]。各种关于深水重力流理论和模式的建立及应用使深海沉积勘探取得重大突破，如东地中海列维坦盆地、墨西哥湾深水盆地、北海Horda台地、印度东海岸KG盆地和澳大利亚西北大陆架等^[8-11]。虽然其后随着研究的深入Bouma序列及建立在其基础上的各类扇模式受到质疑甚至严厉批评、彻底否定^[12]，但从现有的勘探实例来看Bouma序列有其存在的实际意义，它可被不断完善但不可完全否定。地质学家们关于深水重力流理论的不断质疑和完善逐步提高了对其的理解和认识，同时也从一个侧面反映出深水沉积领域已成为当前全球油气勘探与研究的前缘和重点，深水重力流因其潜在的巨大油气资源成为地质学家追逐的热点^[13-14]。

国内学者王德坪^[15-16]最早提出块体砂质碎屑流沉积理论，Shanmugam^[12]的研究成果于90年代末引入我国^[17]，国内的相关学者也对其进行了针对性的研究^[18-20]。近些年来，深水重力流沉积理论在对鄂尔多斯、松辽、渤海湾、珠江口等盆地的油气勘探开发过程中得到了广泛应用^[21-22]，其中最为成功的案例是对鄂尔多斯盆地深水沉积块体的勘探。2013年，渤海湾盆地南堡凹陷构造湖盆深水区发现极具油气勘探意义的沉积砂体，引起了国内外的广泛关注，然而对该类砂体的沉积特征、影响因素、沉积模式等问题认识程度还较低，制约了该区深部油气的勘探开发，本文在仔细调研前人研究成果的基础上采用大量岩芯、测井、地震和分析化验数据，运用沉积岩石学、储层地质学等相关学科理论、通过岩芯微观鉴定和宏观描述、储层砂体反演等方法对研究区重力流沉积的相关问题进行了深入研究，以期对其取得更清楚的认识，为进一步勘探开发提供参考。

1 区域地质概况

渤海湾盆地是发育在我国东部华北地台上的中新生代含油气盆地，盆地整体呈仿锤状，长轴近北东向、短轴近南西向，区域构造上北邻燕山褶皱带，东接辽东、胶东隆起区，南依鲁西隆起区，西靠太行山隆起带，行政范围包括京、津、冀全部鲁、豫、辽局部及部分渤海海域。研究区位于盆地东北部，长轴近东西向，北部以西南庄断层、柏各庄断裂为界与老王庄、柏各庄、马头营凸起相邻，南以沙北断层为界与沙田垒凸起相接，西以涧东断裂与北塘凹陷相隔，为一典型的北断南超、东断西超的箕状凹陷^[23]。南堡凹陷面积约1 932 km²，其中滩海面积近1 000 km²，发育有5个有利构造带：南堡断裂构造带(南堡1号)、老堡断裂构造带(南堡2号)、老堡南断裂构造带(南堡3号)、蛤坨潜山披覆构造带(南堡4号)、北堡背斜构造带(南堡5号)；5个次凹：拾场次凹、林雀次凹、柳南次凹、曹妃甸次凹、新四场次凹^[24](图 1)。凹陷经历了先断后拗的演化过程，断裂持续活动广泛发育，地层发育较为完整，自上而下依次发育第四系平原组、上第三系明化镇组和馆陶组、古近系东营组(东一段—东三段)和沙河街组(沙一段—沙三段)，中生界侏罗系和古生界奥陶系地层，而古近系孔店组和沙四段地层普遍缺失^[25]。本次研究主要集中在凹陷南部滩海部分，目的区块为南堡1~4号有利构造，目的层主要为古近系东营组(东二段、东三段)和沙河街组(沙一段、沙三段)。目前区内已发现高尚堡、老爷庙、柳赞、北堡油田(陆地)和南堡油田(滩海)。根据现有的资料来看对南堡凹陷进行详尽研究具有较高的价值，随着研究程度不断深入、理论的逐渐成熟、三维地震等相关资料的不断完善对其开展更深一步的研究也变得越来越有可行性与迫切性。

2 重力流沉积物特征

关于重力流的分类是一个具有争议的问题，不同的学者从不同的角度出发提出了不同的分类方案，如Dott^[26]以流体的流动机制为依据将沉积物重力流分为塑性流和黏性流体流；Middleton et al. ^[27]以颗粒的支撑机制为依据将其划分为泥石流、颗粒流、液化沉积物流和浊流；Lowe^[28-29]将前两者的分类方式结合起来把沉积物重力流分为流体流和碎屑流，进而又细分为浊流、流体化流、液化流、颗粒流、黏性碎屑流；Mulder et al. ^[30]依据沉积物颗粒的黏结性将沉积物重力流分为黏性流和摩擦流，后又将摩擦流分为超高密度流、高密度流和浊流；Shanmugam^[31]则将沉积物重力流分为浊流、颗粒流、砂质碎屑流和泥质碎屑流四类；其中Shanmugam^[31]的四分类法因其简洁、明了、实用而被我国学者广泛接受、运用，同时块体搬运沉积体系(MTDs)及块体流理论对滑动、滑塌和碎屑流等重力流成因及沉积特征具有较好的解释^[32-33]。因此本文以Shanmugam^[31]的重力流分类方式和块体流理论为理论基础将研究区重力流沉积划分为块体搬运体系(滑塌和砂质碎屑流)和浊流等两种类型、将重力流成因岩石分为滑塌岩、砂质碎屑流沉积岩及浊积岩进行研究。

2.1 砂质碎屑流沉积特征

砂质碎屑流是介于颗粒流和泥质碎屑流之间的中间产物，具有流变学特征，Shanmugam认为是流变学特征而非粒度分布对其起到主要控制作用，漂浮的石英颗粒和泥质撕裂屑是其鉴别的明显标志^[34-35]。研究区砂质碎屑流发育程度较高，在1~4号构造26口取芯井不同层段中发现大量砂质碎屑流沉积(表 1)，其中南堡3号构造PG2井钻遇累积厚度达220 m、NP306X3井钻遇单层厚度达30 m的砂质碎屑流沉积砂体，如此厚度的沉积砂体为优质储层的形成提供了优越的物质基础。

2.1.1 岩石类型及特征

研究区砂质碎屑流沉积砂体岩石类型以岩屑长石砂岩为主，岩性主要为灰色的含砾粗砂岩，中砂岩、砾岩及细砂岩含量也较高，同时也可见黑深灰色粉砂岩、粉砂质泥岩及黑色泥岩，整体来说粒度较粗，砂岩中石英含量为43.7%，长石含量为29.3%，岩屑含量为18.8%，成分成熟度较低。砂体颗粒分选差，磨圆度级别以次棱角—次圆状为主，接触方式为点—线接触，呈孔隙式胶结类型。

2.1.2 沉积特征

通过对NP3-27、NP288、NP306X1等井涉及砂质碎屑流沉积的岩芯段仔细观察发现，该区域砂质碎屑流沉积具有下述特征：1)砂质碎屑流与下伏泥岩成简单的线性接触关系，其在运移过程中未对下伏岩层形成冲刷侵蚀作用，顶部常常表现出砂泥突变关系(图 2A)；2)呈现出漂浮状的尖棱角不规则泥岩碎屑和磨圆的紫红色、浅黄、浅褐色泥砾常发育在砂质碎屑流块状砂体中上部(图 2B，C，D)，泥岩撕裂屑长轴方向与层面呈现出平行或近平行状，其不规则尖棱状形态说明运移距离近，极有可能是原地或近源沉积，磨圆度较好的泥砾则是远距离搬运而来；3)在砂质碎屑流沉积块体的细砂岩中上部发育有漂浮状的石英细砾和生物碎屑，且整体具有逆粒序性和逆粒序层理与逆—正粒序层理共存的特征(图 2E)；4)存在定向分布的、板条状等面状碎屑组构和易碎页岩碎屑，块状砂岩顶部发育向上变细的较薄粒序层，砂质碎屑流块状砂岩常与浊流沉积相伴生；5)砂质碎屑流砂体平面上呈联合扇状展布、连接性较好，剖面上呈丘状或透镜状砂体多期发育、相互叠置(图 2F)。

2.1.3 粒度分析特征

粒度概率累计曲线分析：NP306X1、PG2井样品的概率累积曲线呈现出两段式和三段式(图 3)，其中除NP306X1井4 225.60 m段之外，其余均为两段式，表明沉积物以悬浮组分和跳跃组分为主，存在部分滚动组分，而曲线斜率普遍较低表明各组分次总体分选较差，说明其沉积的非牵引流成因。样品C-M图：由NP306X1井C-M图看出(图 4)，该井C-M图呈现出两种特征：一种与牵引流C-M图中的QR段类似，与C-M基线大致平行，具有典型的重力流特征，另一种与OP段相似近乎水平，说明沉积物顶部具有漂砾。分选系数：通过对PG2井4 250~4 256.44 m段、NP306X3井4 225.6~4 228.7 m段8个样品的粒度分选情况进行统计分析，结果为分选性差，砂体是在快速沉积的环境下发育，具有颗粒大小不等、堆积混杂的特点。

2.2 浊流沉积特征

浊流是呈湍动状态具有牛顿流体性质的沉积物流，颗粒由湍流支撑且悬浮沉降，不具有任何屈服强度，受到外力作用就发生运动而外力逐渐降低时通过悬浮沉降方式卸载沉积颗粒形成浊积岩^[26]。关于浊积岩的共识有下述几点：1)真正的浊积岩是在且仅在浊流作用下形成的；2)正递变层理是浊积岩最可靠的识别标志；3)漂砾和泥岩撕裂屑等碎屑颗粒不会出现在浊积岩中；其地震响应具有内部平行—波状，振幅较低，但延续较远的特征(图 5B)。笔者根据浊积岩具有的上述特征，结合岩芯观察对研究区浊积岩进行分析与研究。

从对岩芯观察分析的数据统计来看，研究区浊积岩以灰色、灰黑色粉砂岩、细砂岩和泥质粉砂岩为主，灰色或灰黑色砂砾岩、含砾砂岩等粗碎屑沉积也有发现(发育于流水强度较大的沉积环境)；岩石类型主要为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩，颗粒分选性中—差，磨圆度以次棱角为主，成分成熟度较低。

通过对多口取芯井所得岩芯的观察可知研究区浊积岩发育程度较高，在区内沙三上段、沙一段及东营组等古近系地层中广泛发育具有正递变层理的砂岩。同时区内浊积岩岩层具有单层厚度小、多期发育的特征，单层浊积岩岩层厚度大都小于1 m，极个别情况下甚至小于0.1 m，但多期发育累积叠置现象明显说明研究区浊流沉积作用频繁发育。

从NP3-82井沙三上段4 731.76~4 729.06 m段长2.7 m的岩芯中发现鲍马序列的存在(图 6)，同时依据岩性及粒序变化可将该段划分出Ta、Tb、Tc和Te四段。Ta段：发育正递变层理，灰黑色含砾粗砂岩、不等粒砂岩，砾石大小不一见砂质团块，分选差；Tb段：发育近平行层理或小型交错层理，正粒序状，灰色钙质中砂岩—细砂岩，分选性差—中；Tc段：该段上部见小型波状层理，灰色粉砂岩—细砂岩，分选性中等；Te：块状层理，黑色泥岩或粉砂质泥岩，含有介形虫。

从NP306X1井、NP3-19井、NP3-82井岩芯特征均可看出多期浊积岩岩层叠置发育，说明有多层浊流发育。NP306X1井4 246.86 m段岩芯显示发育三期浊流(图 7B)，其中第一、二期都发育Ta、Tb、Tc三段，各段具有其各自特征，Ta段：正递变层理、灰色含砾中—细砂岩；Tb段：近平行层理、灰色细粉砂岩；Tc段：发育小型波纹层理或交错层理、灰色粉砂岩、泥质粉砂岩为主。而第三期则只可见Ta段。NP3-19井4 134.66 m见两期浊流发育(图 7A)，均只见Tc、Te段，Tc段：波状层理，与底部冲刷突变、灰色泥质粉砂岩，纹层是快速堆积的产物；Te段：块状层理、泥岩，其形成于浊流尾部稀薄的雾状悬浮黏土沉积。

2.3 滑塌岩沉积特征

滑塌岩是指已沉积块体在某种触发机制下沿上凹滑动面运移，经历旋转变形或崩塌掉入正在沉积的异地沉积物中的重力流沉积^[36]，其完全由水下重力滑动和滑塌作用形成^[37]，显著特征是包卷层理和滑塌变形等同沉积形变，地震剖面上呈丘状、透镜状反射，边界包络明显，内部蠕虫状、纺锤状中—强振幅短轴叠置(图 5A)。

研究区滑塌岩发育较多，空间分布范围较广，在扇三角洲前缘、辫状河三角洲前缘和深湖区均有发育，其发育受地形坡度及坡折带影响在斜坡的中部及附近较为常见，通过对取得的岩芯观察发现南堡1~4号构造均有滑塌岩发育，其中由于南堡4号构造地形坡度较大、扇三角洲前缘沉积发育，滑塌岩的发育条件更为有利，因此滑塌岩发育程度最高。

通过对研究区NP43-X4805井、NP43-X4830井、NP206井、NP3-27井取得的岩芯样品的观察分析知研究区滑塌岩颗粒粒级以砂—泥级为主，偶尔可见细—中砾级颗粒，岩性以灰色细砂岩和粉砂岩为主，沉积厚度较薄的泥质粉砂岩也可见，岩芯中观察到较多的直径大小不一的砂砾和泥砾(图 8A)，同时各种沉积体内部滑塌变形构造和包卷构造极为发育(图 8B, D)。从NP43-X4830井、NP1-80井、NP206井和NP3-27井沙一段到东营组地层的岩芯观察描述可知，滑塌岩在南堡1~4号构造不同层位均有发育，且具有滑塌变形构造发育、颗粒分选较差的特征。在NP3-27井岩芯可见球枕构造、泄水构造和火焰构造等重力流构造类型(图 8C)。

3 重力流形成条件

广泛认可的重力流沉积发育所需的条件为：湖盆古地形及滞水环境(较大水深)、物源供给、触发机制^[38-39]。但随着对重力流研究的不断深入，某些条件必需性和具体量度引起较大争议。拿“较大水深”而言，1 500~1 800 m的水深被认为是重力流发育的合适深度，但从已知的案例来看重力流发育的最大水深可达8 000 m，而最小水深被认为仅为80 m(Klein，1978)，前后相差100倍，而近些年有学者研究则认为深度对重力流的形成没有直接影响。对“地形坡度”来说，具体的坡度临界值为多少具有较大争议，国外众多学者对这个问题做了大量研究^[40-43]，其中Lee et al. ^[43]认为在0.1°~1.7°最适宜重力流的发生，地形坡度大于0.1°重力流即可形成。王颖等^[44]认为斜坡梯度值为6 m/km即可发生重力流沉积，且该值并非最小值，辛仁臣等^[45]对松辽盆地青山口组—姚家组砂质碎屑流的研究中估算出斜坡带的斜坡梯度值约为9.09 m/km，而刘忠保等^[46]认为重力流发生所需的地形坡度受多重因素影响，其值变化较大。质疑与争议总是随着研究的深入不断发生，为便于探讨本次研究认为重力流发育的四个因素均为必需，从上述四个方面尽可能深入的对该区重力流的成因进行解析。地形坡度是重力流形成的前提^[38]，在平坦的区域不会形成重力流沉积。由坡折带形成的地形坡度变化是重力流形成的关键因素，而且斜坡的坡度越大越有利于重力流的形成。南堡凹陷斜坡带和坡折带发育程度高，以南堡凹陷3号构造为例，从其沙一段和东一段底三维构造图可看出，3号构造沙一段发育期地形起伏较大高低点相差近1 100 m，从图中可明显看出三个低洼区和较陡的斜坡存在，加上充足的物源供给，致使重力流大量发育，沿斜坡向下运动最终沉积充填在在低洼区，出现类似于“削高填低”的现象；东一段构造活动减弱，盆地快速充填、整体地貌深浅变化不大，以微负地貌和微正地貌为主，东一段底三维构造图未看出明显的低洼区且斜坡也较平缓、地形起伏程度较低，不利于重力流的发育(图 9)。

深水环境下重力流沉积更易于发生，深水区是一定范围内最低洼区，是流态物质最可能的自然汇聚区，且一般而言深水区具有安静的环境有利于沉积物的留存，而浅水区虽然也可能发育重力流沉积，但动荡的浅水环境会对沉积物产生破坏^[38]，因此较大的水深是重力流沉积物形成和保存的重要条件。在沙三段、沙一段时期南堡凹陷古近纪古湖泊分别达到最大深度^[47]，在岩芯中可见螺类、腕足类化石，显示较深水的沉积环境，在研究区沙一段厚层块状砂岩中广泛发育的大套暗色泥岩中也从一个侧面说明了这一点。东营组东三段盆地边缘扇三角洲、辫状河三角洲发育，东二段为东营组最大水侵期，沉积了厚的湖相泥岩，东一段湖泊开始萎缩水深降低，因此东二段为重力流发育的有利阶段。笔者认为深水环境和斜坡存在是因果关系，有深水区必然就有浅水区，而深浅水之间的过渡带即为斜坡，深浅之间的高差与过渡带的长短造就了两种不同的斜坡：长缓坡与短陡坡。

对ZTR指数分析可知研究区存在三个主要物源：南部的沙垒田凸起、西部的涧南物源和东部的马头营突起。1号、4号构造分别受西部和东部物源的控制发育扇三角洲—湖泊—重力流沉积体系，2号、3号构造受控于南部物源发育辫状河—湖泊—重力流沉积体系。沉积演化过程中三角洲前缘不断向前扩展，为重力流的形成提供了充足的物源，沙一段属于深湖—半深湖环境，经历了湖侵期—最大湖侵期的沉积旋回，沙一下段丰富的前积—加积型辫状河三角洲砂体为上段最大湖侵砂质碎屑流的形成提供充足的物质来源。从凹陷3号构造沙一上亚段顺物源方向的反演剖面可看出研究区沙垒田凸起物源砂体非常丰富，辫状河三角洲前缘砂体向湖盆内部不断延伸，形成多期叠置规模较大的前积体，在其前方形成了丰富的砂质碎屑流沉积砂体，同时快速沉积于前缘砂体之上的欠压实的半固结—未固结的沉积物也可为重力流的形成提供物质供给(图 10)。

诱发重力流沉积的因素较多，地震、断层、火山、海洋风暴、陨石撞击等影响为外力诱发，三角洲前缘不断加积致使前缘斜坡角超过休止角可引发自然滑塌。相对而言外部因素对其的影响更重要，地震、火山喷发、断层活动为最常见且高效的诱发因素，室内水槽实验也已经证实了触发机制对重力流形成的重要性^[48]。东营组沉积期研究区断层活动普遍而强烈，断层活动速率高达500~1 200 m/Ma^[49]，同时南堡凹陷古近系火山活动具有多期性，在不同层位地层中均可找到岩浆岩发育的证据，前人研究表明无论在沙河街组还是东营组沉积时期火山活动期次都大于5次^[50]。

在对PG2井沙一段4 249.80 m、NP1-80井东三段3 654.40 m和3 686.30 m、NP280井东三段3 745.57 m岩芯的观察中均发现火山岩的存在，通过地震剖面反射特征在南堡3号构造带识别出清晰的火山机构(图 11)。频繁的断层活动及多期的火山运动是该区域重力流沉积的重要触发机制，而自然滑塌也是研究区重力流发育不可忽略的影响因素。

4 重力流沉积模式

Shanmugam et al. ^[51]在对北海白垩系和古新统深水块状砂岩的长期研究中认为：沉积物在深水环境中经历滑动、滑塌、碎屑流及浊流等重力驱动作用从陆架边缘沿斜坡向下运动至深海斜坡和盆地平原等处二次沉积。重力流沉积物的物质源头为泥、砂、砾等物质，在原始沉积位置由某些因素引起运动，运动能量和水对流态物质进行改造进而在斜坡不同位置形成不同类型的重力流沉积物。

4.1 沉积模式建立

南堡凹陷1~4号构造中典型的构造样式有4号和3号构造，南堡2号、3号构造地形坡度相对较缓，发育辫状河三角洲—湖泊—重力流沉积体系，为长缓坡型重力流沉积模式(图 12B)，向湖盆推进较远的辫状河三角洲前缘砂体为深水区重力流沉积提供物质补给，触发机制最有可能为活跃的火山及断层活动；1号、4号构造地形坡度较陡，发育扇三角洲—湖泊—重力流沉积体系，为短陡型的重力流沉积模式(图 12A)，扇三角洲前缘砂体为主要物质来源，砂体更易发生自然滑塌，滑塌岩发育程度较高。三角洲前缘砂体在的斜坡上不断前积，为重力流的发育提供充足的物质来源，向湖盆不断加积的前缘砂体在诱发因素作用下发生断裂，前缘砂体与主体砂体脱离在自身重力的作用下沿势能减弱方向运动。砂体刚开始运动时能量较高运动剧烈流体流态复杂，常在前缘斜坡中上部及附近形成滑塌岩沉积，流体不断向前运动能量逐渐降低内部呈现均一化趋势，随之流体呈整体块状沉积在斜坡收尾处(斜坡与深湖平原过渡处)及附近形成砂质碎屑流沉积，此时流体能量、流速已变的极低，流体中所携带的沙、泥等在重力的作用下由粗到细逐渐沉积形成具有正粒序的浊积岩。

4.2 沉积规律分析

以4号构造为代表的短陡坡型重力流沉积规律：1)由于斜坡短而陡，坡折带具有又窄又陡的特点，扇三角洲前缘砂体更易因快速沉积失衡而引发滑动、滑塌而形成重力流，物源以线性补给为主，无固定补给水道，常随三角洲的推进而推进；2)重力流沉积经过滑动、滑塌、砂质碎屑流及浊流4个形成阶段，滑塌岩更为发育，分布范围多局限于深水坡折斜坡上部或斜坡角，以液化滑塌而形成的同生变形构造为特征；砂质碎屑流分布范围较广，在深水斜坡及深湖湖盆均有发育，常发育厚层块状砂岩；浊流沉积则常见于湖盆平原，沉积具有单层厚度薄多层叠置发育的特征，底部的递变层理为典型识别标志；3)单次重力流事件形成的砂体规模较小，在剖面上呈透镜状平面上呈片状、舌状，在纵向上深水坡折带之下多个透镜状砂体叠置分布，在横向上基本连片，近于平行于坡折带展布。

以3号构造为代表的长缓坡型重力流沉积规律：1)由于斜坡长而缓，深水坡折带具有宽缓的特征，辫状河三角洲前缘砂体向湖盆推进较远，为深水区重力流沉积提供丰富、稳定的物源补给，有利于砂质碎屑流的形成与发育；2)三角洲前缘砂体在频繁的火山、断层活动及地震等诱发机制下发生滑动滑塌而形成重力流，物源为线—面性补给；3)由于宽缓的斜坡，重力流的形成演化更为充分，滑动、滑塌、砂质碎屑流及浊流4个形成阶段展现的更为完美。其中，滑塌岩分布范围多局限于深水坡折斜坡上，但是延伸距离有所增加，砂质碎屑流成为重力流沉积的主体，浊流沉积常分布于砂质碎屑流的上部及外缘；4)重力流沉积的范围和厚度较大，在平面上，重力流沉积砂体垂直坡折带方向延展，从斜坡到深湖平原，由条带状展布逐渐演变舌状或扇体形状；在纵向上，砂质碎屑流、浊积岩及滑塌岩等三种类型重力流沉积常互层出现，其中以砂质碎屑流与浊流或者砂质碎屑流与滑塌岩两种互层组合方式最为常见。

5 结论

(1) 南堡凹陷滩海地区发育砂质碎屑流沉积物、浊积岩和滑塌岩三种重力流沉积物，砂质碎屑流为重力流沉积的主体，在钻探过程中钻遇几率较高，厚度较大，岩石以岩屑长石砂岩为主，整体粒度较粗，成分成熟度较低，分选磨圆差；沉积砂体顶底面较平整，内部含有泥岩碎屑和砾石，平面上联通度较高，剖面上呈丘状多期发育。浊积岩以灰色细粒砂岩为主，偶见含砾砂岩，分选中—差，磨圆程度低，成分成熟度低，区内浊积岩发育程度较高，具有发育层数多、层厚低的特征，浊积岩见明显的正递变层理，发现不完整鲍马序列，多发育在砂质碎屑流前端也可见于其上端；滑塌岩颗粒粒级以砂—泥级为主，含有较多的砾石，分布范围广，沉积砂体内滑塌变形、包卷构造发育。

(2) 研究区周围的沙垒田、柏各庄等凸起是重力流沉积重要的物质来源，三角洲前缘砂体及未固结的沉积物是重力流的直接物质来源，古近系活跃的火山运动和断层活动为重力流启动提供了动力，自然滑塌也是重力流形成的常见原因。1号、4号构造坡度较大的斜坡为重力流运动和发生沉积提供有利条件，沙三、一段，东二段较大的水深为重力流沉积物的形成保存提供了适宜的环境。

(3) 结合各种因素建立了两种重力流沉积模式：1号、4号构造的扇三角洲—短陡坡型重力流沉积模式，2号、3号构造的辫状河三角洲—长缓坡型重力流沉积模式。重力流发育演化经历滑动、滑塌、砂质碎屑流及浊流四个阶段，沿斜坡下行方向发育滑塌岩、砂质碎屑流沉积、浊积岩，不同类型沉积具有不同的发育规模，沉积砂体常见丘状、透镜状，剖面上叠置发育，平面上连片分布。2号、3号构造触发机制最可能为火山、断层活动及地震，以线性补给物源为主；1号、4号构造自然滑塌也是重要的诱发机制，以线—面补给物源为主。