陆相断陷湖盆陡坡带深水重力流沉积类型、特征及模式--以东营凹陷

渐成为研究热点；断陷湖盆陡坡带由于受“沟梁对应”的地貌特征彫响且受控于边界断层，水下重力流沉积扇体发育， 也因此成为湖相致密油气与深层油气勘探的重要目标。以东营凹陷胜坨地区沙四段上亚段（分为纯上次亚段和纯下 次亚段）为研究对象.以岩芯，地震.测井，录井资料为基础，对陆相断陷湖盆陡坡带深水重力流沉积特征及沉积模式

展开研究。研究结果表明：东营凹陷胜坨地区沙四段上亚段深水沉积体系主要发育砂质滑动-滑塌沉积，砂质碎屑流

沉积，底流改造沉积，浊流沉积和深湖泥岩沉积五种类型，根据不同岩相组合特征划分出重力流沟道微相，砂质碎

屑流舌状体微相，远端朵叶体微相三种微相类型；沙四段上亚段经历了从低位域到湖侵域再到高位域的转换，纯下 次亚段在低位域时期经历了胜北断层幕式活动，是形成该时期深水重力流沉积在三级层序整体上呈退积发育.四

级层序内部呈进积发育的主要原因，而纯上次亚段高位域时期相对稳定的构造条件使得该时期在三级层序内呈现 退积到加积，四级层序内呈现稳定进积的特征；深水重力流搬运过程中由“流动分离作用”引起的“流体性质转换”

可以较好地解释平面上重力流沉积类型随搬运距离由近及远的差异性分布以及“远端砂质碎屑流沉积”的形成。关键词：陆相断陷湖盆；陡坡带；沙四段上亚段；深水重力流；沉积模式陆相断陷湖盆陡坡带在古地貌上存在“沟梁对 应”的特征，且由于其近物源，坡度陡，地形高差大以

2010 ； Fu Jinhua et al. , 2013; Shanmugam, 2013 ；

Xu Qinghai et al. , 2016 ； Yuan Jing et al. , 2016 ； Lv Qiqi et al. , 2017 ； Li Xiangbo et al. , 2019),因

及相对活跃的构造条件，使该区域洪水型与滑塌型 水下重力流沉积广泛发育，是湖相致密油气勘探的 重要目标（Zhao Yong, 2005； Lin Chengyan et al.,

此对于水下重力流类型的划分、识别以及沉积规律 分析是湖相致密储层勘探开发的重要环节(Zhao

1996 ； Liu Hui et al. , 2010 ； Yuan Zhen et al., 2011 ； Cao Yingchang et al. , 2014 ； Zou Caineng et

Yong, 2005； Fu Jinhua et al. , 2013； Zou Caineng et al. , 2015； Lv Qiqi et al. , 2017； Lin Chengyan, et al. , 2018)。对于陆相湖盆水下重力流的不同类

al. , 2015 ； Xu Qinghai et al. , 2016 ； Wang Wei et

al. , 2018； Li Xiangbo et al. , 2019）,同时由于研究 型，前人做过诸多的探讨(Zhang Lei et al. , 2015； Xu Qinghai et al. , 2016 ； Yuan Jing et al. , 2016; Liu Xinjin et al. , 2017 ； Luan Guoqiang et al.,

区该类型沉积所在地层埋深较大，使得其在深层油 气研究领域也受到重视。不同的重力流类型决定着

不同的沉积规律，从而进一步决定了不同类型致密 储层物性特征（Zhao Yong, 2005； Liu Hui et al.,

2018 ； Wang Wei et al. , 2018 ； Li Xiangbo et al., 2019),但对于东营凹陷北部陡坡带胜坨地区沙四段注：本文为渤海灣盆地济阳凹陷致密油开发示范工程（编号2O17ZXO5O72）和“十三五”国家科技重大专项（编号2017ZX05009001）资助 成果.收稿日期,2019-05-24；改回日期：2019-08-12,网络发表日期=2019-08-23；责任编委:邱楠生;责任编辑:周健.作者简介：陈柄屹，男，1995年生.博士研究生，研究方向为沉积学，沉积过程数值模拟。Email： bennylchen@ 163. com.通讯作者：林承 焰，男,1963年生.教授.博士生导师，研究方向为沉积学，储层地质学与油藏描述.Email： lincy@upc.edu.cn。引用本文：陈柄屹，林承焰，马存飞，任丽华，王军，李志1«,杜凯.2019.陆相断陷湖盆陡坡带深水重力流沉积类型、特征及模式：以东营

凹陷胜坨地区沙四段上亚段为例.地质学报，93（11） ：2921 〜2934,doi： 10. 19762/j. cnki. dizhixuebao. 2019098.Chen Bingyi» Lin Chengyan, Ma Cunfei, Ren Lihua, Wang Jun» Li Zhipeng, Du Kai. 2019. Types, characteristics and sedimentary model of deep-water gravity flow deposition in the steep slope zone of terrestrial faulted lacustrine basin： a case study of the E$4* submember in the Shengtuo area of Dongying depression. Acta Geologica Sinica, 93（11） ：2921〜2934.地质学报2922http：//www. geojournals, cn/dzxb/ch/index. aspx2019 年上亚段的水下重力流沉积并没有明确的类型划分; 位于陈南断层下降盘的“二台阶”断裂，属于“坨-胜- 永断裂带\"(Hou Fanghui et al. , 2006； Liu Hui et al. , 2010)(图Id),这些断裂体系是控制凹陷内沉

对于该地区沉积相展布的研究，已有的研究主要将 其定义为近岸水下扇和湖底扇沉积(Zhao Yong,

2005 ； Hou Fanghui et al. , 2006 ； Liu Hui et al., 2010； Cao Yingchang et al. , 2014),对于其中不同

积发育的重要因素(Liu Hui et al. , 2010) o本文研 究区位于胜北断层下降盘，目的层为沙河街组沙四段

的沉积微相划分并不清晰，并且未对其平面沉积展 上亚段，物源供应主要来自北部的陈家庄凸起；其沉 积时期是处于湖盆断陷扩张期，以半深湖一深湖相沉 积为主(Liu Hui et al. , 2010； Su Xin et al. , 2012；

布特征及沉积模式进行相应的研究；加之研究区钻 遇井资料相对较少，地震与测井资料品质较差，且工 区也无目的层露头出露，诸多因素均导致该地区深

Yang Wanqin et al. , 2015； Wu Jin et al. , 2017)；半

水重力流砂体展布规律仍不明确。因此，本文以东 营凹陷北部陡坡带胜坨地区沙四段上亚段为研究对

干旱一湿润的气候条件使得陈家庄凸起能提供充足 的物源(Liu Hui et al. , 2010； Wan Lin. , 2014)；而胜 北断层的发育也使得在其上盘的沉积物能沿着断层 斜坡发生滑塌，二次搬运至更靠近湖盆中心，形成发

象，以岩芯，地震，测井，录井资料为基础，在层序地 层及沉积特征研究基础上，对该地区湖相深水沉积 物重力流沉积类型进行识别，对搬运、沉积机制及沉

育于半深湖一深湖泥岩中的深水砂体，岩性以粉砂

积模式进行了综合研究与分析讨论，以期待明确东 岩，泥质砂岩，中、细砂岩，含砾中、细砂岩为主(Liu Hui et al. , 2010； Cao Yingchang et al. , 2014)o 工区 资料有地震资料,10 口井测井资料，两口井的目的层

营凹陷北部陡坡带深水重力流沉积规律，为该地区 致密油气进一步的勘探开发提供新的认识。1区域地质概况东营凹陷是渤海湾盆地中济阳坳陷内一个“北

位取芯、录井资料，总体资料有限;且由于目的层位沙 四段上亚段在工区深度范围为3500〜4400m,导致地

震资料和测井资料的品质较差,加之已有测井资料完

断南超”的“箕状”断陷湖盆(图la, b)o胜坨地区位 于东营凹陷北部陡坡带中段，北靠陈家庄凸起，南接

全钻穿目的层的井数相对较少，因此本文主要是在有 限的资料基础上展开对陆相断陷湖盆陡坡带深水重

隆起带，东、西两侧分别与青坨子凸起和滨县凸 起相接(图lc)。北部陡坡带断裂发育(Zhao Yong, 2005 ； Hou Fanghui et al. , 2006)，其中最北部的陈

力流沉积类型、特征及沉积模式的研究。2层序地层特征研究区目的层沙四段上亚段分为纯上和纯下两(c)济阳坳陷南断层为东营凹陷的控盆断层；往南为胜北断层，是

惠广饶凸起-■

_____ 一级构造单元边界西隆直、| First order structural-----1 unit boundaryF.二级构造单元边界、unit boundarySecond order structural

图1研究区地质概况图Fig. 1 Geological setting of study area(a) —渤海湾盆地理位置图；(b)—东营坳陷地理位置图;(c)-济阳坳陷区域地质概况图；(d)-胜坨地区区构造概况图(据侯方辉等,2006修改)(a)—Geographical location of Bohai Bay basin； (b)—geographical location of Dongying sag depression； (c)一regional geological setting ofJiyang depression； (d)—tectonic pattern of the Shengtuo area (modified from Hou Fanghui et al. , 2006)第11期陈柄屹等：陆相断陷湖盆陡坡带深水重力流沉积类型、特征及模式2923个次亚段，其中纯下次亚段整体为低位域沉积，纯上 次亚段经历了湖侵域到高位域的转换(Jiang Zaixing et al. , 2011)o在纯下次亚段时期，胜北断 层发生多期幕式运动，在每期幕式活动初期断层剧

期幕式运动的稳定期，随着沉积物的不断堆积，相对

湖平面下降，可容空间逐渐减少(图2b)；在多期断 层幕式活动之后，纯下次亚段末期发生湖侵，并由此

转为纯上次亚段的高位域时期，沉降量逐渐减小(图

烈运动(Zhao Yong, 2005； Hou Fanghui et al., 2006； Ye Xingshu et al. , 2006),产生较大的沉降

2b)。在地震剖面上，可看出纯下次亚段存在四期

代表幕式活动的四级层序，在每个四级层序内部为 低位域重力流沉积，地震同相轴表现为进积特征，是

量(图2b),湖平面上升，湖盆可容空间增加，并由此

触发低位域湖底扇沉积，而后断层活动变弱，进入该 幕式稳定期湖底扇发生进积的体现，而纯下次亚段(a)沙地四层段划上分亚段

体

系域划分

三级层序

四级层序

时间

(Ma)41.5累积沉降量(m)0

200

400600可容空间变化湖平面变化升——降平均沉降量(m/Ma).4X0.减少——增加髙纯上次亚段

湖

侵域位域

42.591 m/Ma43;043.5167 m/Ma44.0(纯下次亚段

- -:

低位域

44.5571 m/Ma45.0

(b)图2胜坨地区层序地层分析Fig. 2 Sequence stratigraphy analysis of the Shengtuo area(a)—顺物源方向地震剖面图；(b)-沙四段上亚段地层、体系域与层序划分，各三级层序平均沉降量计算，以及可容空间和湖平面升降变化曲线(a)—Seismic profile along source delivery direction； (b)—strata dividing, system tracts and sequences analysis of upper part

of Es4 sub-member, average subsidence rate per Ma of each 3rd order sequence» and curves of accommodation and water level change地质学报2924http：//www. geojournals, cn/dzxb/ch/index. aspx2019 年三级层序整体上表现为退积（图2a）,反映出纯下次 亚段时期虽然每期幕式初期为低位域湖底扇沉积,

（1） 砂质滑动-滑塌沉积：岩芯主要为灰色，灰黄

色中细砂岩，含砾泥质中细砂岩。从岩芯上可观察 到，该类型沉积其泥岩含量较多，砾、砂、泥混杂，同 时存在植物碎屑，常显示岀滑塌褶皱泥岩层或包卷 层理（图3a）。同时还存在规则或变形的“砾石囊”

但整体为水体加深的背景。纯上次亚段则表现为四 级层序内部为进积、三级层序整体上由退积到加积

的特征（图2a）,是断层活动和沉积活动均趋于稳定 的体现。被包裹在砂岩或泥岩中（图3a）,显示出滑动-滑塌沉

3湖相深水沉积类型及特征工区内单井取芯表现为厚层暗色泥岩中间夹砂

积侵蚀并裹挟先期沉积物继续搬运的特征。（2） 砂质碎屑流沉积：岩芯主要为灰色，灰褐色， 灰黄色的含砾中细砂岩、中细砂岩，含泥岩撕裂屑

岩互层，是典型的深水重力流沉积（图3）。本文通

和砂质碎屑，砂岩内的基质主要为泥质。砂质碎屑 流沉积主要有叠合面，面状构造，正粒序，反粒序，块 状构造等沉积构造。叠合面反映了两期砂质碎屑流

过精细的岩芯观察与描述，识别出研究区沙四段上

亚段深水沉积体系内发育的5种沉积类型，分别为： 砂质滑动-滑塌沉积、砂质碎屑流沉积、底流改造沉

沉积的相互叠置（Shanmugam, 2013）（图3j）,叠合

积、浊流沉积和深湖泥岩沉积。面周围通常存在泥质或砂质碎屑。面状构造表现图3胜坨地区深水重力流沉积特征岩芯照片Fig. 3 Core samples of deep water gravity driven flow deposition from the Shengtuo area(a)—T7井，3955. 6m：滑塌变形构造，内部有“砾石囊”；(b)—T7井, 3952.4m：面状构造，可见泥质条带定向排列；(c)—T7井，

3956. Im：正粒序；(d)—T7井,3954. 8m：反粒序；(e)—T7井，3952. 7m：块状构造；(f)—T7井,4093. 8m：沿纹层状泥岩中裂缝发育的 砂质侵入体；(g)—T7井，40. 4m：泥岩中的变形构造；(h)—T7井,4090. 9m：砂质透镜体，内部显示正粒序；(i)—T7井，4091m：砂质

透镜体，内部显示交错层理和泥质脉状层理；(j)一T7井，3953. Im：叠合面，上下为两期砂质碎屑流(a)—Well T7, 3955. 6m： slump deformation texture, with inner Mconglomerate bag”； (b)一well T7» 3952. 4m： \"interlayer texture\

muddy strips oriented arranged； (c)—well T7» 3956. Im： normal grading； (d)—well T7, 3954. 8m： inverse grading； (e)—well T7♦

3952. 7m： massive texture； (f)—well T7, 4093. 8m： sandy injection develop along the fractures in laminated mudstone； (g)—well T7,

40. 4m： deformation texture in massive mudstone； (h)—well T7 , 4090. 9m： sandy lenses, with upward-fining texture； (i)一well T7 ,

4091m： sandy lenses, with cross stratification and muddy branches； (j)—well T7 , 3953. Im： contact surface, which divide two different

sandy debris flow deposits第11期陈柄屹等：陆相断陷湖盆陡坡带深水重力流沉积类型、特征及模式2925为长条状的泥质条带成定向或近似定向地分布在 砂质碎屑流岩中，其长轴方向*行于层面，指示

砂质碎屑流流动中的层流作用(图3b)。该沉积类 型在整体结构上通常表现为块状构造(图3e),除 此之外，正、反粒序在其中也有较多的发育(图3c,

d)。(3) 底流改造沉积:早先沉积的砂体经底流改造 形成。岩芯上主要为灰色粉细砂岩，在工区内主要 以夹在泥岩中的小尺度砂质透镜体存在。海洋环境

中底流的含义比较广泛，类型也较为多样 (Faugeres et al. , 1993 ； Stow et al. , 2002 ；

Shanmugam, 2013 ； Huang Yintao et al. , 2016), 对于陆相湖盆，同样存在底流作用，但由于规模小，

其底流作用的显著性可能不及深海盆地(Stow et al. , 2002 ； Shanmugam, 2013) o 岩芯上底流改造

沉积主要发育的沉积构造有：波状交错层理，砂质透 镜体。砂质透镜体内部构造以波状交错层理为主，

若是砂质沉积物上沉积多期了泥质，则表现出波状 交错层理中夹有薄泥质而形成泥质脉状层理(图

3i),除此之外，还存在透镜体底部为块状构造上部 为交错层理的沉积构造，是早期浊流沉积后其上部

经底流改造的体现。(4) 浊流沉积：岩芯主要为灰色粉细砂岩，存在

正递变层理或块状层理。浊流沉积主要表现为正递 变层理粉细砂岩(Lin Chengyan et al. , 1988),或者 从粉细砂岩逐渐往泥岩的过渡，除此之外，与底流改 造砂岩类似，浊流沉积也能形成夹于泥岩中的砂质

透镜体，但由于两者沉积搬运机制的差异，其内部结

构也存在不同。工区取芯井段内由浊流沉积所形成 的砂质透镜体内部构造主要为正递变层理或块状构 造(图3h)。此外，在浊流沉积中，还存在与流体超

压沉积物液化作用有关砂质侵入体，在岩芯上表现 为砂质沉积物挤入同沉积时期在泥岩中形成的小断 层或者裂缝，形成的肠状或长条状砂质条带(图

3£)o(5) 深湖泥岩沉积:深湖泥岩在工区地层中最为 广泛发育，主要为深灰色，灰黑色纹层状(图3f),均

质块状或含变形构造泥岩(图3g),指示工区整体为 深湖大背景下的沉积。纹层状和均质块状泥岩主要

是由于悬浮细粒物质在静水条件下机械沉降形成 (Lin Chengyan et al. , 1988； Ma Cunfei et al.,

2017),含变形构造的泥岩则是早期在斜坡上沉积的 泥岩经滑动滑塌作用形成。而砂质或砾质的粗碎屑 沉积通常夹于深湖泥岩沉积之中(图4),指示着典

型的深水重力流沉积体系(Luan Guoqiang et al.,

2018 ； Li Xiangbo et al. , 2019) 04岩相组合特征及深水重力流沉积微

相类型研究区沙四段上亚段地层整体为边界断层控制

下，于深湖一半深湖背景下发育的湖底扇沉积 (Zhao Yong, 2005； Hou Fanghui et al. , 2006; Liu

Hui et al. , 2010 ； Cao Yingchang et al. , 2014)。

根据单井岩芯观察，将其划分为：重力流沟道微相、 砂质碎屑流舌状体微相和远端朵叶体微相。(1) 重力流沟道微相：该微相位主要发育于靠近 断层的湖底扇扇根部位，是由于断层活动触发斜坡

失稳垮塌而形成，以砂质滑动-滑塌沉积为主，由于

其滑塌沉积物以高黏度块体搬运为主 (Shanmugam, 2013),多数含大量的粗粒碎屑物质，

故容易对先期沉积物造成侵蚀，并在滑动滑塌过程

中卷入沉积于斜坡上的暗色泥岩，从而与下伏沉积 之间以较为明显的冲刷面突变接触(Huang et al., 2009 ； Corella et al. , 2016)。在岩相组成上，以含

滑塌变形构造的含砾泥质中细砂岩为主，有时会有

较多的泥岩撕裂屑混入(图5a),在垂向上可与砂质 碎屑流沉积相互叠置指示多期深水重力流沉积事件

(Shanmugam, 2013)。(2) 砂质碎屑流舌状体微相：是水下重力流在经 过重力流沟道后继续往前搬运后的沉积，主要为砂 质碎屑流沉积，是重力流沟道微相与远端朵叶体微 相之间的过渡，也是湖底扇沉积的主体部位。在搬

运过程中由于重力流对周围水体的卷吸作用(Felix et al. , 2010),使得沉积物浓度降低，流动性增强，

由高黏度滑动滑塌块体转化为砂质碎屑流；且随着

搬运距离增加，重力流沟道对流体的作用逐渐

减弱，砂质碎屑流逐渐向两侧漫溢扩散，使得其呈现 出舌状体的平面形态特征。由于“流动分离作用”与 “滑水效应”的存在，砂质碎屑流搬运过程中其前端 可能会岀现与主体分离的滑脱体(Corella et al., 2016),最终与舌状体分离并在其前端单独形成“远

端砂质碎屑流沉积”。该微相的岩相组成以块状含

砾中细砂岩，正粒序中细砂岩为主，垂向上也会夹有 远端朵叶体的薄层泥岩与含层理或块状粉、细砂岩 互层(图5b)«(3) 远端朵叶体微相：发育于湖底扇扇端部位， 主要由浊流沉积，底流改造沉积和深湖泥岩组成，是

砂质碎屑流继续搬运，经流体转化后沉积物浓度持地质学报2926http：//www. geojournals, cn/dzxb/ch/index. aspx2019 年深度(m)3836.3深愚叫泥卿中租砾41 -HMr~~~~~~~~~ -深湖勢沉积3837.33838.3深3839.3湖3840.3泥岩3841.3沉积3842.33843.3 彳3844.3T7 井 第1次取芯T7井 第2次取芯T7井第3次取芯T7井 第4次取芯第5次取芯图4T7井取芯段岩芯单井柱状图及沉积微相划分Fig. 4 Core column of well T7 and the microfacies dividing(a)3956.0m砂质 滑动-滑塌沉积(b)3959. 5m砂囉瞬积4092. 25m深湖泥岩沉积底流改造沉积深湖泥岩沉积叠合面砂质碎屑流

沉积（块状构造）砂质碎屑流沉积

（正粒序）砂质碎屑流沉积

（反粒序）砂质俩积底流改造沉积 （砂质透镜体有波状层理）砂閥㈱积砂质滑动-滑塌 沉积（滑塌变形构造）底流改造沉积 （砂质透镜体） 底流改造沉积（水平层理）深湖泥岩沉积 底流改造沉积（水平层理） 底流改造沉积 （砂质透镜体）底流改造沉积 （水平层理）T7井 3956.5mT7井3959.8mT7井 4092.65m图5胜坨地区3种类型深水重力流沉积微相的岩相组合图Fig. 5 Lithology combination of 3 types of deep water gravity driven flow microfacies in the Shengtuo area(a)—重力流沟道微相;(b)—砂质碎屑流舌状体微相；(c)—远端朵叶体微相(a)—Gravity flow channel microfacies； (b)—ligulate sandy-debris microfacies； (c)—distal lobe microfacies续降低所形成的远端低密度流体沉积 大，单期沉积厚度更薄的朵叶体形态。其岩相组成 （Shanmugam, 2013） o其流体流动性较砂质碎屑流 主要为暗色泥岩中夹薄层交错层理，块状构造，正粒 更大，侧向扩散流动更明显，呈现出平面展布范围更 序灰色粉细砂岩（图5c）。第11期陈柄屹等：陆相断陷湖盆陡坡带深水重力流远积类型、特征空式29275连井剖面与地震切片特征通过对取芯井岩芯观察分析，根据取芯段划分 的不同沉积微相类型及其对应的测井曲线特征，其

上由退积到加积的特征。在顺物源方向剖面，砂质 碎屑流沉积的前端还经常出现与之同一层位但是彼

此间断的另一套“远端砂质碎屑流沉积”，这一现象 一方面可能是由于不同沉积期次造成，另一方面则

中在sp曲线上，重力流沟道微相呈现齿化“钟形” 特征（图6c-3）,砂质碎屑流舌状体微相呈现“箱形” 特征（图6c-2）,远端朵叶体微相表现出“指形”特征

是受水下重力流搬运过程的影响，砂质碎屑流在运

动过程中其“头部”与主体滑脱分离所形成的“滑脱 块体”，这种沉积方式在水下重力流的沉积中颇为常 见（Shanmugam, 2013 ； Corella et al. , 2016） „（图6c-l）；再结合工区非取芯井的录井资料、测井曲

线及地震资料，对工区9 口井进行了连井剖面对比， 将纯上和纯下次亚段分别划分了 4个砂组（图7）。 在顺物源方向剖面上，纯下次亚段三级层序为整体

地震原始数据体和瞬时频率属性体的沿层切片 能较好地展现出湖底扇的大致形态与平面展布特征

（图6）。扇体从断层处沿断层倾向顺物源发育，形

退积的特点，表现出纯下次亚段时期整体是水体加 深的背景；其每个四级层序内部，湖底扇以进积为特

态上表现为中部呈延伸长度较长，宽度较窄的舌状 体，远端侧向范围更广，呈朵叶体形态，在朵叶体外 缘有时展现出指状特征（图6b）；在扇体主体沉积前

点，表现出低位域时期湖底扇不断沉积，使得可容空 间减小而逐渐往湖盆中心推进的过程。纯上次亚段 则表现为四级层序内部为稳定进积、三级层序整体

方,还分分布着与主体相脱离而呈断续、分散状分布 的“远端砂质碎屑流沉积”（图6a）。岩性T7-X1井1砂组:远端朵叶体微相TN76井1砂组:砂质碎屑流舌状体微相I灰质砂岩

T769井1砂组：重力流沟道微相_ 、一 深色泥岩==□含砾砂岩Gravelly sandstone-------倉砾泥质砂岩'\"董畠］I Marl sandstone

L _ _ J砂质泥岩1 Sandy mudstoneDark mudstone油页岩Oil shale（（；）弓霊豊鷲焉ndstoneH尋‘寸蘊蠶sandstone灰质泥岩Marl mudstone图6胜坨地区地震属性体切片与沉积微相测井特征Fig. 6 Seismic attribute slices and well logging characteristics of microfacies in the Shengtuo area(a)-纯上次亚段1砂组2小层振幅属性体地层切片;(b)-纯上次亚段1砂组3小层瞬时频率属性体地层切片;(c)—3类沉积微相的

测井相特征：c~l—远端朵叶体微相，c~2—砂质碎屑流舌状体微相，c~3—重力流沟道微相'(a) — Amplitude cube slice of the 2nd sub-layer in the 1st sand group of Chunshang sub-submember5 (b)—instantaneous frequency cube

slice of the 3rd sub-layer in the 1st sand group of Chunshang sub-submember； ( c)—log-facies of 3 microfacies： c-1—distal lobe

microfacies♦ c-2—ligulate sandy-debris microfacies, c-3—gravity flow channel microfacies地质学报2928http：//www. geojournals, cn/dzxb/ch/index, aspx2019 年坨7-斜1井 SPGR |深度 ' 市160 -[8550 ioo| (m) |1二厂3600 三二二二一

坨7井| GR | 深度 |HDRSl50 joo (m)

1—8坨76・10井| SP | GR | 深度100二70|60 110| (m)厂3砂1——]0|坨765井^GR 1»RILD60 135 (m)0.6一25T

360(2二纯上

-一

三

^3700二3初03700次 亚—段3900二

口9颁2

二

■ ■二二

4100砂组分界Sand group boundary 重力流沟道Gravity flow channel 砂质碎屑流舌状体 Ligulate sandy-debris 远端朵叶体Distal lobe 深湖泥岩沉积Deep lake mudstone4100二二

二4000纯41UU4200=

三下

次 亚 段/^73井]坨731井766井坨769井图7胜坨地区顺物源方向连井剖面图Fig. 7 Well-logging section along the source delivery direction in the Shengtuo area6讨论通过综合利用岩芯、地震、测井及录井资料，上 文对陆相断陷湖盆陡坡带深水沉积物重力流沉积类 型、特征进行了研究，以下对深水重力流流动搬运机

直接形成的块体搬运沉积，是一种黏结状固态块体,

以重力为驱动力，依靠分散压力支撑(Shanmuga叫,2013)其在流态上属于层流，携砂流体密度大，在流 动过程中质点间的黏滞力较大，流速较小，流体呈层

状流动，流变学特征为宾汉塑性流体，可以沿斜坡上

制以及其沉积模式展开讨论。平板状滑移面滑动，或者因垮塌发生旋转而造成内 部变形(Shanmugam, 2013)，形成砾、砂、泥混杂，含

6.1深水沉积物重力流流动搬运机制分析断陷湖盆陡坡带深水重力流沉积，从靠近断层 处到湖盆中心，表现出从重力流沟道微相，到砂质碎

变形构造的重力流沟道微相沉积。砂质碎屑流是一

种塑性流变、层流态的沉积物流，以重力为驱动力, 沉积物支撑机制为基质强度，颗粒间分散压力流体 浮力三种(Shanmugam, 2013 ； Zou Caineng et al.,

屑流舌状体微相，再到远端朵叶体微相的逐渐过渡

的平面展布特征，由此反映出深水沉积物重力流在 从湖盆边缘到湖盆中心的流动搬运过程中.其类型 发生了从“砂质滑动-滑塌”到“砂质碎屑流”再到“浊

2015)；与块体流类似，砂质碎屑流中剪切应力也在 其内部整体分布，但相比之下，其粒间运动较剪切面

流”的转变；不同类型的沉积物重力流，其流体性质 运动更占优势，因此代表一种黏结碎屑流和非黏结 碎屑流的连续过程(Shanmugam, 2013)；在水下斜

和搬运特征不同，导致相应沉积物中沉积结构与沉 积构造也不同，进而在断陷湖盆陡坡带的不同位置

坡失稳作用下，砂质碎屑流可以通过砂质滑动-滑塌 在运动过程中因周围水体卷吸(Felix et al. , 2010)

表现出不同岩相组合特征，指示不同沉积微相类型。砂质滑动-滑塌沉积是水下斜坡失稳垮塌后在 发生“流体性质转化”而形成，最终沉积物通过整体

第11期陈柄屹等：陆相断陷湖盆陡坡带深水重力流沉积类型、特征及模式2929\"冻结\"发生沉积(Shanmugam, 2013； Zou Caineng et al. , 2015),形成重力流沟道前端以块状构造中

相对较远距离搬运和再改造作用使得沉积物颗粒变

得细小，平面分布范围更广，从而形成远端以粉细砂

细砂岩为主的砂质碎屑流舌状体微相。浊流是一种 不稳定的非均质流(Allen et al. , 1985),无法达到 水动力平衡(Allen et al. , 1985),是颗粒以单一形

岩和泥岩沉积为主的远端朵叶体微相。在断陷湖盆陡坡带深水重力流流动搬运过程

中，“流体性质转化”是其重要特征，体现为不同类型 沉积物重力流的相互转换，是造成水下沉积物重力 流随着搬运距离增加呈现出从“砂质滑动-滑塌”到 “砂质碎屑流”再到“浊流”这一转变过程的主要原

式悬浮于紊流流体中，由流体紊动支撑，且颗粒动量 传递以流动分应力为主的牛顿流体(Shanmugam,

2013),可以通过砂质碎屑流顶部的“流体性质转 化\"而形成(Felix et al. , 2004； Ilstad et al. , 2004； Felix et al. , 2010)，也能通过外界的触发(如地震，

因，而“流动分离作用”是造成“流体性质转换”的重 要原因之一。“流动分离作用”(图8)的原理是：对

海啸等)而直接在斜坡上激发(Shanmugam, 2013； Luan Guoqiang et al. , 2018)。底流改造沉积是先

于在水体中运动的块体流，在其顶部存在一个相对 高点P，对于边界层外的流体，在单位时间内流体通

期形成的沉积物经底流改造后的产物，因此其具有 量保持不变的假设前提下，流体相对于块体流的流 动速度从P点向两侧递减，由伯努利方程可知流体 压力从P点向两侧递增，因此沿流体相对运动方 向，在P点两侧分别存在一个正压力梯度区和逆压

较为明显的牵引流沉积(波状交错层理)特征；同时， 底流可以搬运或改造黏土、粉砂、细砂级别的沉积物 (Stow et al. , 2002),使其岩相以细砂到粉砂相为 主(Shanmugam, 2013)。浊流和底流改造沉积由于

边界层外流速曲线 Velocity of fluid particlesoutside boundary layer力梯度区；对于边界层内的流体，流体质点的除了受-.边界层内压强曲线Pressure inside boundary layerBoundary layer 水流流压Flow streamline 湍流侵蚀面 ErosidiTafea逆压力梯度区正压力梯度区相对高压区流边速界分层布内

尾涡区-

相对低压区图8块体流顶部“流动分离”作用及“流体性质转化”示意图Fig. 8 Schematic of the \"flow separation\" mechanism and \"fluid transformation\" on the top of the mass flow地质学报2930http：//www. geojournals, cn/dzxb/ch/index. aspx2019 年到压力梯度的影响，还会明显受到块体流表面的摩 砂质碎屑流会形成断续“远端砂质碎屑流沉积”的重 要原因。对于“滑水效应”产生的原因，可以通过“流体

擦作用；因此在边界层内逆压力梯度区，在逆压力梯

度和粘滞阻力的双重减速作用，其流体质点速度快

速降为0,并发生反向流动，这就在逆压力梯度区的 中间部位形成了“尾涡区”，在该区域内的流体质点

动压力”进行解释：块体流在水下斜坡运动的过程 中，由于水体的阻碍作用，其前端会受到流体的动压

发生强烈的紊动形成湍流，从而对其下方的块体流

力P『，大小与块体流运动的速度U和流体的密度

顶部产生侵蚀，并使得顶部碎屑和上部水体混合，导 致沉积物浓度降低，发生“流动转化作用”。 Turnbull et al. (2015)通过水槽实验测量斜坡上

Pw有关：Pf = l/2pwU2若流体动压力的大小足以克服块体流前端在沿 斜坡方向的重力分量，则其前端会被抬起，水体进入 下部，产生“滑水效应\"(Ilstad et al. , 2004)。运动的砂质碎屑流中的孔隙流体压力，结果显示其 孔隙流体压力的峰值出现在“头部”顶点P之后，这

也从另一个角度说明了块体流“头部”后方存在“流

6.2陆相断陷湖盆陡坡带深水重力流沉积模式工区位于陈南断层以南的胜北断层下降盘，与

动分离作用”，周围水体被卷吸入块体流碎屑颗粒之 间造成孔隙流体压力的增大。物源区陈家庄凸起相距较远，因此直接由洪水导致 的从物源区以异重流形式搬运入湖的水下重力流沉

除此之外，前人基于大量水槽实验，观察到“滑 水效应”在水下重力流搬运中确实广泛存在(Marr

积主要发育在胜北断层上升盘，在胜北断层下降盘

et al. , 2001 ； Ilstad et al. , 2004 ； Shanmugam, 2013)。在“滑水效应”下(图8),块体流前端“头部”

发育较少；而构造活动引起的水下斜坡失稳垮塌则 成为工区内深水重力流沉积的主要触发因素。胜北 断层的幕式活动是导致工区纯下次亚段广泛发育低

下方由于水体进入导致摩擦阻力降低，运动速度变

快，从而与主体分离(Ilstad et al. , 2004)。而\"流动 分离作用”对于顶部的侵蚀也促使了分离作用的产 生(图8),该现象是造成深水沉积物重力流尤其是

位域深水重力流沉积的主要原因，也是造成纯下次 亚段三级层序内整体表现为退积发育，四级层序内 部以进积发育主要原因(图9)。工区纯上次亚段的胜北断层Shengbei fault吓二 I

I沉积微相边界Microfacies boundary重力流沟道微相Gravity flow channel microfacies一|远端朵叶体微相 -----------1砂质碎屑流舌状体微相--------------1 Distal lobe microfacies I Ligulate sandy-debris microfaciesI區____

图9胜坨地区纯下次亚段四个四级层序沉积微相平面图Fig. 9 Sedimentary microfacies distribution of the 4 sand groups in Chunshang sub-submember in the Shengtuo area(a) —1砂组沉积微相平面图；(b)—2砂组沉积微相平面图；(c)-3砂组沉积微相平面图；(d)—4砂组沉积微相平面图(a)—Sedimentary microfacies distribution of the 1st sand group； (b)—sedimentary microfacies distribution of the 2nd sand group；(c)—sedimentary microfacies distribution of the 3rd sand group； (d)—sedimentary microfacies distribution of the 4th sand group第11期陈柄屹等：陆相断陷湖盆陡坡带深水重力流沉积类型、特征及模式2931构造相对稳定时期使得深水重力流沉积发育程度不 方继续搬运沉积（图10）。底流改造作用则会对先

及纯下次亚段，并且整体向湖盆中心进积。不同类型的湖相深水重力流沉积在平面上表现

前沉积的深水重力流沉积物的顶部进行改造，主要

分布在砂质碎屑流和浊流沉积的顶部、周围和更前

出一定的分布组合规律：砂质滑动-滑塌通常形成于 发生斜坡失稳垮的断层斜坡处（图10）,在从斜坡往 湖底搬运的过程中由于“流动分离作用”，而发生“流

方深湖泥岩沉积的位置（图10）。7结论（1） 东营凹陷北部陡坡带胜坨地区，在胜北断层 下降盘沙四段上亚段深水沉积体系内主要发育五种

体性质转换”形成砂质碎屑流，经“整体冻结”沉积在

砂质滑动-滑塌岩上方和前方；砂质碎屑流顶部的 “流动分离作用”对顶部的侵蚀和头部下方的“滑水 效应”会使得砂质碎屑流有时会发生“头部与主体分 离”的现象，而斜坡上和湖盆底未固结成岩的软泥也 能起到减小摩擦与润滑作用，加速了脱离主体后的

沉积类型：砂质滑动-滑塌沉积，砂质碎屑流沉积，浊 流沉积，底流改造沉积和深湖泥岩沉积。按照顺物

源方向从断层处到湖盆中心，依次可将其体划分为 重力流沟道微相，砂质碎屑流舌状体微相，远端朵叶

砂质碎屑流的移动，使滑脱体能在距离较远的地区 体微相。沉积（Turnbull et al. , 2015； Luan Guoqiang et al. , 2018）（图10）,呈现一种断续沉积的特征，形成

（2） 断层活动是触发工区深水重力流沉积的重

要因素。纯下次亚段时期胜北断层幕式活动，导致

前面所提到的“远端砂质碎屑流沉积”。在砂质碎屑 流的搬运过程中同时会发生“流体性质转换”，而形

工区内广泛发育低位域深水重力流沉积，并使得纯 下次亚段内的四级层序内部以进积特点发育演化,

成粒度更细，沉积物浓度更低的浊流在其上方和前

T7井：3960.8m.整体水体上升的背景又使得在纯下次亚段三级层序

3956.0m深湖泥岩沉积T7井:3959.5m深湖泥岩沉积浊流沉积■底流改造沉积 ■（砂质透镜体）•砂质碎胛流沉枳 ■b（正粒序） 网质碎m流沉积 S （反粒序）■砂质ffMit沉积 ■（正粒序）I沉积A （砂质透镜体）斜坡垮堀深湖泥岩沉积

底流改造作.流体竹顶转换底流改造沉积〈水平层理） 沐湖泥岩沉积浊流沉枳（正粒序）T7井:4092. 25m

深湖泥岩沉积底流改适砂沉积 （砂质透镜体）深湖泥岩沉枳浊流沉枳（疋粒序）砂质碎码流沉积 （反粒序〉砂质碎腭流沉积 （正粒序）漆湖泥¥；沉枳底流改造沉枳 （枣平层理）底流改适沉积 （砂应送1ft体）处合面砂质碎屑流沉积（块状构造）

叠合面• 砂质滑动-滑塢沉积（变形构造）3961.8m(e)图10陆相断陷湖盆陡坡带深水沉积物重力流搬运及沉积模式图Fig. 10 Depositional patterns of the deep water gravity flow in the steep-slope zone of the terrestrial faulted lacustrine basin地质学报2932http：//www. geojournals, cn/dzxb/ch/index. aspx2019 年内整体以退积特点发育演化。纯上次亚段高位域时 期工区断层较稳定，表现为四级层序内部为进积、三

级层序整体上由退积到加积的特征。(3)“流体性质转化”是深水重力流搬运过程中 的重要特征，是造成水下重力流随着搬运距离增加 呈现出从“砂质滑动-滑塌”到“砂质碎屑流”再到“浊

流”这一流体演化过程的主要原因。在平面展布上， 单期深水重力流从靠近断层陡坡带到深湖区通常依

次为：砂质滑动-滑塌沉积，砂质碎屑流沉积，浊流沉

积和底流改造砂沉积，深湖泥岩沉积。由于深水重

力流搬运存在“流动分离作用”和“滑水效应”，块体 流的“脱离块体”会在较远处形成“远端砂质碎屑流 沉积”，呈现断续、分散沉积的分布特征，与深水泥岩

(可作为炷源岩)共生，可以形成湖相深水有利储层。ReferencesAllen J R L. 1985. Loose-boundary hydraulics and fluid mechanics：

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http：//www. geojournals, cn/dzxb/ch/index. aspx

2019 年气勘探开发与理论技术进展.地质学报，(6):979-1007.Types, characteristics and sedimentary model of deep-water gravity flow deposition in the steep slope zone of terrestrial faulted lacustrine basin:

a case study of the Es4s submember in the Shengtuo area of Dongying depression

CHEN Bingyi\" , LIN Chengyan\" , MA CunfeW , REN Lihua1'2' ,WANG Jun\" , LI Zhipeng3) , DU Kai\"1) School of Geosciences in China University of Petroleum (East China ) , Qingdao, Shandong, 266580；2) Reservoir Geology Key Laboratory of Shandong Province , Qingdao-, Shandong266580；3) Shengli Oil Field Exploration and Development Research Institude , DongyingShandong, 257099关 Corresponding author z ycdzycms2O17 @126. comAbstractIn recent years, lacustrine tight oil and gas reservoirs and deep reservoirs closely related with deep­

water sediment gravity flow deposits have attracted increasing attention in the field of oil and gas exploration and have become a research hotspot. Controlled by geomorphological features and boundary faults, the steep-slope zone of the faulted lacustrine basin hosts well-developed sedimentary fans caused by subaqueous sediment gravity flow, which has become a major target for tight oil and gas exploration as

well as for the deep reservoir・ This study selected the Upper Submember of the 4th Member of the Shahejie Formation (Es/) in the Shengtuo area, Dongying depression, Bohai Bay basin, East China, as the study object. Based on the core, seismic, logging and mud logging data, sedimentary features and

models of the deep-water gravity flow in the steep slope zoon of the terrestrial faulted lacustrian basin has

been studied. The results show that sandy slide-slump deposition, sandy debris flow deposition, bottom

current reconstructed deposition, turbidity deposition and deep lake mudstone deposition are five main sedimentary types of the deep-water deposition system in the research area・ Three types of microfacies of deep-water gravity flow deposition in this area have been identified according to the patterns of different

lithofacies combination： gravity flow channel, ligulate sandy-debris and distal lobe. The E54s deposition

experienced a transition from lowstand system tract to transgressive system tract to highstand system tract. The Chunxia sub-submember experienced the episodic faulting activ让ies of the Shengbei fault during the lowstand system tract period, which resulted in that deep-water gravity flow regressively deposited within the 3rd order sequences and progressively developed within each single 4th order sequence during

the period. The relatively stable tectonic condition makes Chunxia sub-submember featured with

retrogradation to aggradation in the 3rd order sequence and steady progradation in the 4th order sequence・ The \"fluid trans£ormation,, caused by \"flow separation,, during the transportation process of deep water

gravity flow could better explain the differential distribution patterns of different deep-water gravity flow deposition from the proximal to distal area as well as the formation of the \"distal sandy debris deposition”.Key words: terrestrial faulted lacustrine basin； steep-slope zone； upper submember of the 4th Member

of the Shahejie Formation (E54s) ； deep water gravity flow； sedimentary model