重力流研究评述及玛湖斜坡区百口泉组重力流类型

康 逊，靳 军，胡文瑄，杨 召，曹 剑，吴海光（.南京大学地球科学与工程学院，南京0046；.中国石油新疆油田分公司实验检测研究院，新疆克拉玛依834000）

重力流研究评述及玛湖斜坡区百口泉组重力流类型

康 逊1，靳 军2，胡文瑄1，杨 召2，曹 剑1，吴海光1
（1.南京大学地球科学与工程学院，南京210046；2.中国石油新疆油田分公司实验检测研究院，新疆克拉玛依834000）

对国内外重力流研究的历程及现状，重力流形成的触发机制、沉积过程、发育序列等进行了综述，并重点分析了重力流划分模式、鉴定特征，以及在砂砾岩组合中可能发育的重力流类型。在此基础上，对准噶尔盆地玛湖斜坡区百口泉组砂砾岩发育特征及沉积组构进行了系统分析，认为主要发育泥石流、颗粒流、浊流、洪泛泥流和砂质碎屑流等5种重力流类型，结合典型钻孔岩性，总结出各类重力流鉴别标志，并建立了对应的沉积序列模式。

准噶尔盆地；玛湖斜坡区；百口泉组；重力流类型；沉积序列；砂砾岩储集层

准噶尔盆地玛湖斜坡区下三叠统百口泉组取得重大油气勘探突破，在玛湖凹陷西斜坡、玛南和玛北部分地区（图1）均有稳定工业油流发现，显示出大面积成藏特点。百口泉组为一套砂砾岩组合，初步研究认为，在玛湖斜坡区该套砂砾岩主要为重力流沉积产物，但目前在对其重力流沉积的类型和成因机制上认识存在分歧，对其分布规律还不清楚，制约了玛湖斜坡区百口泉组油气勘探。

重力流研究起源于对浊流成因的认识。20世纪50年代开始，前人逐渐认识到浊流是受重力势能驱动的重力流[1-2]。半个多世纪以来，随着对重力流流体性质、沉积特征等研究的深入，前人在重力流的触发机制、流体性质、沉积序列等方面取得了诸多共识，提出了不同的重力流类型划分模式，并将其划分为碎屑流、颗粒流、浊流和砂质碎屑流等多种类型[3-4]。

图1 研究区构造位置

然而，由于诸多重力流概念模式间存在差异，造成目前重力流、浊流、碎屑流等基本术语混淆不清[5-6]，难以有效应用。本文在对重力流起源和研究历程简要回顾的基础上，厘清了不同模式重力流划分依据和关键术语及其之间的关系，结合岩心精细描述，阐明了玛湖斜坡区百口泉组砂砾岩储集层中重力流的成因类型及沉积特征。

1 重力流研究历程

1.1 重力流概念的提出

作为重力流萌芽的浊流概念起源于对复理石的深入研究。由Studer于1827年引入的复理石被地质学家用来定义砂岩与泥页岩频繁交互的地层单元[7]。当时被认为与地壳构造的频繁升降作用有关，即认为是海平面大幅度升降变化的沉积记录。但是，复理石发育的交错层理、粒序变化等大量沉积构造，难以用单纯的构造波动来解释。对于这些问题，文献［7］认为，较大型交错层理是在地表或浅水中的流水层理，而粒序层理是由海啸诱发的深水沉积，二者在砂岩中几乎不会同时出现。文献［8］提出水下高密度流体侵蚀能力很强，向下坡运动时导致水下峡谷的形成，最终在海底分散沉积下来，并形成对应的沉积构造。文献［9］用水槽试验验证了文献［8］的这一假说。文献［10］首次提出用浊流这一术语来表示携带大量悬浮物质的密度流。

20世纪40至50年代，通过大量野外露头观察和水槽试验，对浊流的认识有了巨大进展，Kuenen和Migliorini在1948年于伦敦举行的第18届世界地质大会上的偶遇，开启了沉积学的一次革命[11]。他们联名在1950年发表了“浊流是递变层理的成因”一文，以解释深海粒序砂岩的成因，开创性地提出了浊流（tur⁃bidity current）的概念，指出浊流是受斜坡非稳定事件诱发携带浅海已沉积砂并向下坡运动，因自身密度过高造成沉积物负载的、在深海环境重新沉积的流体[1]。他们认为意大利北亚平宁的渐新统和中新统砂岩、页岩和钙质层频繁互层的复理石为浊流沉积物。这些在当时新颖独特的见解，突破了传统的机械沉积分异学说，标志着浊流理论的正式提出。后来，文献［2］将浊流沉积物定名为浊积岩（turbidites），该名词成为深海再沉积粒序砂岩层的同义词，而现在所用的浊积岩已远远超出砂质复理石的范畴[11]。20世纪50至60年代初，Kuenen和他的学生组成的“荷兰学派”通过大量野外露头观测和水槽试验，关注于浊积岩的沉积构造、古流向测量和层理样式，建立了一个全新的沉积学分支。

1.2 重力流研究的发展

20世纪60年代初至80年代中期，是重力流研究的发展阶段。1962年，Kuenen的学生Bouma系统总结了法国东南部阿尔卑斯山Maritime地区始新统—渐新统阿诺（Annot）砂岩和部分北亚平宁浊积岩，发现浊流沉积形成的浊积岩具有特征的层序，建立了鲍马序列[12]。鲍马序列在当时几乎成为浊积岩的代名词和标准序列。具有鲍马序列的浊积岩常称为经典浊积岩，是一次浊积事件的完整记录。完整的鲍马序列自下而上可分为5段（分别为Ta段、Tb段、Tc段、Td段和Te段），随水流向下，下部层段逐渐缺失。随着海洋、湖泊深水沉积研究的深入，特别是现代沉积、野外露头、水槽试验等大量资料的取得，前人认识到，该序列对深水砂岩中的底痕、滑塌浊积岩以及Ta段沉积的动力学机制等，无法给出令人满意的答案[13-14]。因此，诸多学者尝试从流体动力机制方面来分析重力流成因、类型等关键问题，文献［3］首次提出了沉积物重力流的概念，并依据颗粒支撑方式将其分为4类，而文献［15］和文献［16］从流变学上解释了鲍马序列的成因。这段时期浊积理论在相分析上有了显著进展。依据现代环境和沉积系统的大量数据，浊积扇模式逐渐被引入和广泛讨论。文献［17］和文献［18］通过对大陆边缘盆地和深海小型扇体的细致分析建立了现代深海扇模式。文献［19］和文献［20］依据大量古代浊积岩充填盆地野外露头资料，建立了包括河道、内扇、中扇和外扇等要素的深海相模式，强调了水下分流河道和向前推进的外扇砂岩朵叶体的重要性。

1.3 重力流研究的深化

20世纪80年代末至今，是重力流研究的拓展应用阶段。随着墨西哥湾、巴西、北海和西非油气勘探的重大发现，以及三维高分辨率地震等资料的支撑，重力流理论认识与地震层序地层的结合越来越紧密[21-24]。依据野外露头建立的浊积扇等相模式，结合地震资料刻画浊积岩体系时的准确程度，不仅是层序地层研究者和油气勘探人员密切关注的问题，也是重力流研究者关注的重点。在实际应用中，现代与古代、现代与现代、古代与古代重力流沉积体系对比时，相模式的诸多问题显现了出来[25-27]。Bouma在1982年的第一届水下扇会议中提出，在应用相模式对比现代和古代浊流沉积时必须十分小心[27]。不同的资料、地质背景、尺度问题及混乱的术语等，极大降低了利用相模式解释古代沉积的可靠程度[7]。研究者已经认识到：就海底地形、沉积作用、几何形态和堆积方式而言，深水系统是极其复杂的，没有一个单一的沉积相模式可以解释在复杂深水环境下的所有变化[28]。著名沉积学家Mutti曾于2009年特别强调：在许多复杂因素未充分考虑的情况下，不要受已有沉积相模式的误导，并且这些因素在不同重力流沉积阶段还是随着时间变化的[11]。不同盆地内重力流沉积体系差异巨大，不仅受盆地原型控制，并且受沉积物供给、沉积物搬运距离、构造抬升和气候影响显著；另外，不只是重力流，还有其他沉积体系，在沉积盆地中也呈扇形展布。物源区构造抬升和盆地基底沉降对沉积盆地中重力流沉积体系的影响程度，要远超过海平面升降和构造沉降对浅海—陆棚边缘沉积的影响程度，把层序地层学理论应用于重力流沉积研究，真正成功的实例并不多见[29]。可见重力流理论和应用出现了明显的分化。但随着地球物理资料、深水调查等方面的进步，石油工业依然参考重力流相关理论获得了许多油气发现，同时也在不断促进着重力流理论的发展。

进入21世纪以来，随着地震分辨率显著提高，我国重力流研究逐渐侧重于深水沉积层序地层学以及海底现代重力流过程实际监测等[30-31]，而许多学者感兴趣的是作为油气储集层的浊积砂体的预测，并在鄂尔多斯盆地[32]、珠江口盆地[33]和渤海湾盆地东营凹陷[34]、南堡凹陷[35]、深水沉积区的油气勘探均取得重要突破。目前，重力流研究，特别是浊流研究，已经成为我国沉积学、海洋地质学一个非常重要的研究领域。

2 重力流类型与沉积特征

2.1 重力流类型划分方案

文献［3］认识到与浊流相关的深水沉积物序列及其沉积过程的复杂性，提出了沉积物重力流的概念，并指出浊流仅是重力流的一种类型。依据沉积物主要支撑方式，把重力流分为4种基本成因类型：①浊流（turbidity current），其中沉积物主要受湍流中上升部分支撑，并携带大量呈悬浮状态泥沙的较高密度底流，一般呈涌浪式沿斜坡或峡谷运动前进；②液化流（fluidized sediment flow），沉积物主要受已沉积颗粒间溢出水的上升支撑，以沉积层中部溢出水产生的碟状构造为特征；③颗粒流（grain flow），其中沉积物主要受颗粒碰撞和颗粒临近时流体所产生的分散压力支撑；④碎屑流（debris flow），其中较大颗粒受具有一定屈服强度的基质支撑，基质由水和较细的沉积物组成[3]。强调了水下重力流中沉积物颗粒一般由多种机制支撑，并且在搬运过程中不同类型重力流是可以相互转化的。

文献［15］和文献［16］以沉积过程为导向来划分重力流。在解释粗砂至细砾的逆粒序重力流沉积及鲍马序列Ta段沉积成因时，提出了低密度浊流（low-den⁃sity turbidity current）和高密度浊流（high-density tur⁃bidity current）的概念，根据流体的流变特征和颗粒支撑机制，将沉积物重力流分为4种：浊流（turbidity cur⁃rent）、液化流（liquefied flow）、颗粒流（grain flow）和黏结性碎屑流（cohesive debris flow）或泥流（mudflow）。文献［16］还认为，高密度浊流由黏土—中砂、粗砂—较小细砾、细砾—中砾3个粒度区间组成，对应于悬浮沉积、牵引毯沉积和牵引沉积3个阶段，鲍马序列的Ta段为高密度浊流悬浮沉积阶段的产物。

20世纪90年代，以大量的水槽试验测试数据为基础，更多流体力学的概念和描述方法应用于重力流研究中，对重力流本质属性的认识有了实质性进展，并给出了划分重力流类型的量化标准。文献［36］和文献［37］指出，利用达西系数、雷诺数和摩擦系数等6个无量纲的参数，在地面划分黏性碎屑流与颗粒流是可实现的，这些参数最终受重力流流体的浓度、密度、黏度等关键参数的控制。在分析诸多参数的基础上，文献［38］综合考虑流体物理属性、流动过程和颗粒支撑机制，将重力流划分为黏结性密度流（cohe⁃sive density flow）和摩擦性密度流（frictional density flow）2大类。黏结性密度流可再划分为碎屑流（泥石流）和泥流；摩擦性密度流（或非黏结性密度流）可分为超高密度流（hyperconcentrated density flow）、高密度流（concentrated density flow）和浊流（图2），浊流依据流动持续时间又可分为涌浪式浊流（surge-like turbidity flow）和准稳态浊流（quasi-steady turbidity flow）[38]。应用这些参数，在实验室中识别重力流类型是可行的。然而，在野外露头观察和岩心描述中，很难知道重力流的流体速度、流体浓度、流体黏度等关键参数，导致这些参数的应用受限。因此，确定不同重力流流体特征、沉积过程及沉积物鉴别标志，是划分重力流类型的关键。

2.2 黏结性密度流

黏结性密度流是沉积物主要由黏土和水结合物引起的基质强度支撑的沉积物重力流，为呈塑性的层状流体，可再划分为碎屑流（泥石流）和泥流[38-39]。浮力和颗粒间孔隙压力也对黏结性流体颗粒支撑起一定作用。泥石流中所搬运沉积物体积分数大于55%，黏土含量一般大于10%[39]。水上泥石流可在更低的黏土含量下（约5%）表现出黏结性流体特征[38]。水下泥石流自下而上可分为3段，即底部的层流段，中间的筏流段和顶部经不断稀释后产生的减弱流体段，而水上泥石流因减弱流体段缺失，速率分布只有2段（图2，图3）。泥石流筏流段的产生是由于沉积物具有屈服强度，必须要具有刚性筏流段这样厚度的沉积物，才能在其底面沿底床方向产生等于或大于屈服强度的重力分量，使其下的沉积物产生黏性流动（层流流动段）。刚性筏即如同木筏一样在层流段之上整体运动[39-40]。因自身渗透性差和基质较强的黏结能力，泥石流在搬运过程中头部常产生滑水作用[41]，对下伏沉积物侵蚀较弱，而在自身重力作用下，中部和尾部沿底床方向剪切侵蚀能力强，常在底部卷入下伏沉积物，形成水平或近水平撕裂泥片，进而导致底部层流段呈逆粒序（图3）。卷入泥片的分散程度也显著影响着泥石流的流体性质。泥石流已知能够搬运上百公里；最终整体固结沉积下来[38，41-43]。泥石流沉积物大小混杂，分选差，基质中泥质含量较高（一般大于10%）；整体为块状构造；底部可见卷入的撕裂泥片，并常呈逆粒序。泥流是黏土矿物和水结合后，形成具有塑性的浆体后搬运的，以洪泛泥流最为常见。它既具有支撑软沉积物碎屑的强度，又表现出强度很低，允许密度比它大的砂颗粒、砂质软沉积物和细砾碎屑沉降；同时显示出至少在最后阶段呈层状流动[39]。因搬运较粗颗粒的能力有限，泥流沉积物中含有体积分数小于5%的细砾，砂泥比小于1.

图2 依据流体性质、沉积过程和沉积特征的重力流划分模式（援引自文献［38］，有修改）

图3 泥石流速率梯度与剪应力关系（a）及典型岩心照片（b）

2.3 非黏结性密度流

摩擦性流体包括超高密度流（hyperconcentrated density flow）、高密度流（concentrated density flow）和浊流[38]。超高密度流具有很高的沉积物体积分数（大于25%），包括了颗粒流、砂质或细砾质滑塌（sandorgrav⁃elly avalanches）、砂质碎屑流（sandy debris flow）等[38]，其中颗粒流和砂质碎屑流较为常见。颗粒流可在粗粉砂、砂至细砾范围内出现，依据岩性可进一步分为细砾质颗粒流和砂质颗粒流。细砾质颗粒流又称为细砾质密度流[44]，细砾（2~5 mm为主）含量大于50%，基质（包括砂和泥）泥质含量小于8%，甚至更低，颗粒支撑机制主要为颗粒支撑。颗粒流对下伏沉积物侵蚀能力较强，底部发育冲刷面或冲刷槽；在搬运过程中，上部产生泥质和粉砂组成的低密度浊流。颗粒流最终在较低坡度因重力分量小于颗粒间摩擦阻力而固结沉积下来。沉积物厚度与颗粒流最终搬运时期的厚度一致[37，45]。颗粒流沉积整体为块状构造，上部也常见正粒序；粗粉砂至砂质颗粒流常发育泄水构造[38]；局部见卷入的撕裂泥片，顶部常发育薄层较细颗粒悬浮沉积物。

文献［4］和文献［44］在关于鲍马序列成因、高密度浊流流体性质的讨论中，提到砂质碎屑流的概念，认同浊流仅限于湍流起主要支撑作用的流体流（flu⁃idal flow），而高密度浊流为砂质碎屑流（sandy debris flow），并认为鲍马序列的Tb段和Ta段均为砂质碎屑流沉积。进而前人指出，砂质碎屑流或砂质密度流为河口已沉积砂体在地震、洪水等因素作用下再次搬运形成，沉积物体积分数一般为9%~25%，基质中泥质含量6%~14%[4，27]。砂质碎屑流代表了由黏结性碎屑流到非黏结性碎屑流的连续过程，通常为具黏性的层流，顶部有或无携带悬浮物质；其颗粒支撑机制包括基质支撑、碰撞分散压力支撑和浮力支撑；具有中等至高的流体浓度等，基质中泥质含量低至中等，颗粒浓度与泥质含量随着粒径大小和组分的变化而变化；砂质碎屑流在较细粒砂岩中常见，对底部侵蚀能力强，常卷入下伏已沉积底质，故砂质中常见剪切变形的泥片碎屑；砂质碎屑流最终以整体固结形式沉积下来。沉积物整体为块状构造（图4），底部可出现反粒序；砂质碎屑流沉积体呈透镜状或不规则状，在顶部和横向不规则尖灭[4，28，41，46]。

图4 浊积砂岩与砂质碎屑流沉积块状砂岩野外露头对比（援引自文献［47］）

高密度流（concentrated density flow）为超高密度流经不断稀释后形成的过渡性流体（图2），所搬运沉积物体积分数为9%~25%，小于超高密度流对应值；颗粒碰撞产生的分散压力为主要颗粒支撑机制[38]。高密度流上部已形成湍流，表现出牛顿流体特征；所搬运颗粒发生明显的沉积分异；在流动中不断稀释，不能产生“打水漂”现象，对下伏已沉积底质侵蚀强[38]。高密度流沉积具正粒序（特别是在上部），可发育平行层理、交错层理等沉积构造，底部见明显的侵蚀特征，整体为表现为Lowe序列模式[16]。高密度流以较高的沉积物体积分数和搬运物中含细砾等较粗颗粒组分区别于浊流。

浊流是颗粒间湍流为主要支撑机制的重力流，沉积物体积分数小于9%，依据沉积过程可分为猝发性的涌浪式浊流（surge-like turbidity flow）和持续性的准稳态浊流（quasi-steady turbidity flow）[38]。涌浪式浊流持续时间较短，一般为几个小时[38，48]，可有高密度重力流对下伏底质侵蚀诱发形成，也可有其他高密度重力流（如颗粒流）上部悬浮物转化形成。搬运过程中基本无流体稀释和外界物质混入，流体形态可分为头部、颈部、中部和尾部明显的四部分[3]，整个搬运过程流体形态变化不大，但流动速率在不断减小（图2）。流体中沉积物粒径一般不超过粗砂，颗粒由湍流向上分量支撑而呈悬浮状态，最终逐层沉积下来形成完整的鲍马序列。由于流体规模较小且持续时间短，单期次涌浪式浊流沉积厚度薄，但常以多期次叠置发育为特点。而持续性浊流常在河流向盆地供给的河口处由洪水诱发形成，以较长时间的供给和搬运为特点，可持续几天至数周[48]，也常称为异重流（hyperpycnal flow）[38]。由于流体展布范围较长和持续时间长，头部形态基本可忽略，在搬运过程中较粗颗粒逐渐沉淀在流体下部，并对下伏底质有一定侵蚀能力，可在底部形成向上变粗的薄层逆粒序（图2）。流体下部沉积后整体呈块状（鲍马序列Ta段），而流体上部由于继续搬运形成爬升交错层理和水平层理，并向上变细逐层沉积下来（图4）。文献［46］指出了对于浊流及其沉积物的诸多误解，目前这些误解在国内依然很流行，需引起重视。关于浊流沉积需强调的是：①浊流是湍流起主要支撑作用的重力流；②浊积岩是浊流独有的沉积物；③浊流可在很宽的速率范围内流动；④砂质成分为主的高密度流是砂质碎屑流；⑤泥浆流是碎屑流；⑥底模构造只能指示水流侵蚀作用的发生并不包括沉积作用；⑦正粒序是单一沉积事件产物；⑧交错层理是底流牵引沉积的产物；⑨浊积扇显示了黏性流和底流复合沉积成因的复杂性，不可作为预测浊流沉积的可靠工具；⑩单期次的浊流沉积只有几厘米到几十厘米厚，不能用地震资料来预测[40]。

2.4 重力流演变与分布

文献［7］和文献［11］对前陆盆地中重力流类型与分布进行了细致研究，并分析了各重力流类型对应岩性，认为重力流可划分为密度流（density flow）和浊流（turbidity current）2大类，密度流又可细分为细砾质密度流（gravelly density flow）和砂质密度流（sandy density flow）[7，11]。这里的密度流具有了黏性流体特征，为非牛顿流体，包含了以往提到的碎屑流（debris flow）、砂质碎屑流（sandy debris flow）、高密度浊流（high-densi⁃ty turbidity current）、超高浓度流（hyperconcentrated flow）、细砾流（granular flow）和块体流（slide flow）。密度流（density flow）在向下坡搬运过程中粗粒组分不断沉积，最终演变为浊流（turbidity current）。

前陆盆地母源流体是无序的中砾、细砾和粗砂的混合物，并悬浮于砂泥质杂基中，通常为泥石流沉积（图5中F2相）。在盆地斜坡处同样常见的是颗粒支撑细砾质密度流，最终因摩擦阻滞而固结沉积（图5中F3相），沉积体常表现为上凸透镜状，最终呈朵叶体展布，并且这些透镜体常含对下伏底质侵蚀而来的泥片。细砾质密度流之上的砂质密度流继续向盆地深处搬运，其搬运距离取决于产生和保持自身超孔隙压力的能力。砂质密度流类似于Lowe所提的高密度浊流或Shanmugam所提的砂质碎屑流（图5中F4相），也包括了Kneller提到的持续性高密度浊流产生的厚层块状砂岩[49]。块状砂岩（图5中F4相）之上常为薄层中、粗砂岩，向上变细变薄发育，平行层理（图5中F5相）。再向盆地深部则只有浊流残余，随着流体动力条件的减弱Ta段优先呈块状沉积下来（图5中F6相），之后残余流体逐层沉积下来（图5中F7相）。同时，文献［7］依据相对比和划分的思路将前陆盆地沿长轴方向重力流沉积物分为4大类，分别对应于明显不同的粒度范围：巨砾至小粒径碎屑、小中砾至粗砂、中砂至细砂和细砂至泥。与Shanmugam的浊流仅限于湍流流体的观点有所不同，Mutti沿用了Kuenen定义的实质，认为成因上有联系的重力流类型包含了由砾石至泥很宽的粒度范围。这4类粒度组分分别由不同类型重力流搬运，前两种粒度组分在密度流中搬运，第3种组分最初在密度流中搬运，之后因混入悬浮负载转变为上覆湍流，第4种组分是典型的由湍流悬浮负载的。第3和第4组分共同构成了完整的鲍马序列[7]。

图5 前陆盆地中沿长轴方向重力流类型与演化过程示意（援引自文献［7］）

2.5 重力流特征小结

由以上概述可知，重力流类型的术语应用有诸多分歧，但共识是普遍的。基于流体性质、颗粒支撑机制和流动过程等，重力流可分为碎屑流（包括泥石流和泥流）、浊流（包括涌浪式浊流和准稳态浊流）和特殊类型重力流（颗粒流、砂质碎屑流、高密度流等）3大类（表1）。碎屑流为基质强度和摩擦强度支撑的黏结性呈层状流动的流体，最终整体固结沉积下来；而浊流是湍流起主要支撑机制呈流体状态的流体，最终逐层沉积下来。已沉积细砾再次在洪水、地震等诱发因素下坍塌是典型的颗粒流沉积[48]。砂质碎屑流或砂质密度流在中细砂中常见，砂质沉积物中杂基含量变化范围较大，其最终以整体固结的形式沉积下来区别于高密度流。颗粒流和砂质碎屑流均在特定的粒径范围内分布，受岩性制约显著。高密度流仅是颗粒流、砂质碎屑流等超高密度流不断稀释而向浊流转化过程中的过渡性流体。

表1 不同重力流类型及对应的流体特征和沉积特征

3 玛湖凹陷斜坡区百口泉组砂砾岩重力流类型

由重力流评述可知，不同类型重力流在流体浓度、黏结性、颗粒支撑机制、持续时间和流动过程上表现出差异。Mulder等人提出的多个划分模式，从层状的黏结性碎屑流到稀释的低密度浊流，涵盖了多种重力流类型及对应沉积物[7，38，49，50-54]。然而多个划分模式中关键术语的不同及分歧，造成了研究人员的诸多困惑。考虑前人对重力流流体性质、颗粒支撑机制和流动过程的理论认识，在对玛湖凹陷斜坡区玛18井、艾湖1井等13口重点取心井百口泉组岩石鉴定的基础上，结合沉积特征，依据重力流沉积类型特点，对取心井进行了沉积成因的精细解释（图6）。为方便砂砾岩沉积体系的描述和深入研究，笔者将百口泉组砂砾岩体系重力流总结为5种，即泥石流、颗粒流、浊流、洪泛泥流和砂质碎屑流，并建立了各沉积类型的垂向序列模式（图7）。

玛湖凹陷斜坡区百口泉组5种重力流类型对应的鉴别标志如下。

图6 玛湖凹陷斜坡区百口泉组不同重力流类型沉积特征

（1）泥石流为黏结性碎屑流，可分为水上泥石流和水下泥石流。泥石流砾石大小混杂，砂含量变化范围大，基质中泥质含量大于14%，可含分散分布的巨砾；整体为块状构造，分选差。沉积厚度一般为0.15~5.00 m；底部常见卷入的撕裂泥片，并发育呈逆粒序的底部剪切段；顶部发育薄层含砾中、粗砂减弱流体沉积层，常因上覆沉积流体改造而缺失（图7a）。

（2）（细砾质）颗粒流沉积物岩性为砂质细砾岩，细砾（粒径以2~6 mm为主）含量大于50%，以基质（包括砂和泥）泥质含量低为特征；整体为块状构造，底部常出现逆粒序，上部也可发育正粒序；沉积厚度一般为0.10~1.00 m；局部可见卷入的下伏已沉积泥质碎片，顶部常发育薄层中、细砂至粉砂的悬浮物沉积层（图7b）。

（3）浊流沉积物为泥至细、中砂，近底部可能含少量砾石，单一序列沉积厚度较薄，一般小于0.3 m，下砂上泥，表现出沉积动力逐渐减弱的特点（图7c），常呈多期叠置产出。

图7 玛湖凹陷斜坡区百口泉组不同沉积成因类型沉积序列模式

（4）洪泛泥流洪泛泥流沉积细砾含量小于5%，砂泥比小于1∶1，主要岩性为棕色粉砂质泥岩、棕色泥岩；整体可分为3段，下部为块状含细砾粉砂质泥岩或泥岩，中部为颗粒分异的含细砾粉砂质泥岩或泥岩，上部为块状泥岩；沉积厚度变化大，一般为1.00~ 5.00 m（图7d）。

（5）砂质碎屑流岩性主要为中、细砂岩，常见撕裂泥片或泥团；整体呈块状，底部可有逆粒序，顶部可沉积少量悬浮泥质；沉积体呈透镜状或不规则状（图7e）。砂质碎屑流沉积块状砂岩以泥质含量高区别于水下河道沉积砂岩，以沉积构造不发育区别于浊流沉积。

玛湖凹陷斜坡区百口泉组不同的岩石类型与特定的沉积微相对应。灰色、灰绿色含泥含砂中砾岩为水下泥石流沉积，砂质细砾岩为颗粒流沉积，灰色、深灰色泥质粉砂岩一般为浊流沉积，棕色粉砂质、泥岩则为洪泛沉积，灰色、灰白色砂岩及含细砾砂岩为水下河道沉积。对比玛18井等百口泉组取心段岩性组合和重力流沉积类型，百口泉组3个亚段中各亚段重力流类型与组合显示出明显差异。

使用任何重力流分类方案时，应考虑到重力流沉积过程中流体类型转换是普遍的。大量现代海底观测、水槽试验、露头及岩心观察均表明，在一次事件中重力流的流体力学性质在空间和时间上有很大的差异[41]。一种流体随着流动距离和流动时间的增加，自身在不断发生变化，而外部条件稍微改变更可以打破流体的平衡状态[3，7，47]。随着外部流体和上部悬浮物的不断混入，呈黏性层状流动的重力流可逐渐演化为较低密度的浊流，流体黏性整体呈减弱的趋势；因侵蚀卷入的底部泥质碎屑的分散，流体黏性整体不断增强，非黏结性的细砾质颗粒流等可转变为黏结性的层状流体（碎屑流、泥流等）[7，47]。重力流的双层结构现象便是其相互转化的典型实例。大多数携带粗粒组分的重力流沉积均可视为双层流体[7]，即底部流动较快的超孔隙压力、颗粒碰撞分散压力等支撑的底流和上部较稀释的浊流。双层流体不仅可以形成沉积特征差异很大但成因上有联系的相，并且水槽试验已表明，砂质碎屑流头部在向下坡搬运时，可转变为低密度的浊流[41]。

4 结论

（1）重力流研究以浊流概念的提出为革命性开端，其研究历程可分为初期、发展和拓展应用等3个主要阶段。在近百年发展中，前人在重力流的流体性质、沉积过程和发育序列等方面认识不断深化并取得诸多共识，重力流类型划分及沉积机制得到不断完善。

（2）重力流是受流体自身重力驱动的流体，与沉积物受水等介质牵引作用搬运的流体有本质的区别。考虑流体性质、颗粒支撑机制、流动过程和沉积特征，重力流划分为黏结性流体和摩擦性流体两大类。黏结性流体可再划分为碎屑流（泥石流）和泥流；摩擦性流体可分为超高密度流、高密度流和浊流。超高密度流包含了颗粒流、砂质碎屑流等多种类型重力流。

（3）碎屑流和浊流是重力流的两个代表性端元，且在古代沉积与现代沉积事件中分布广泛，但二者差异显著。碎屑流（包括泥石流和泥流）为主要由基质强度支撑的黏结性呈层状流动的流体，一般具有含撕裂泥片的底部层流段和上部筏流段，最终因摩擦阻力整体固结沉积下来；而浊流是湍流起主要支撑的呈液体状态的流体，最终逐层沉积下来。颗粒流和砂质碎屑流（或砂质密度流）为仅在某些岩性中才能形成的特殊类型重力流。

（4）结合玛湖凹陷斜坡区百口泉组岩石学和沉积特征，砂砾岩沉积体系中重力流可分为5种基本类型，即浊流、颗粒流、砂质碎屑流（或砂质密度流）、泥石流和泥流。随着搬运距离和流动时间的增加，重力流自身不断发生变化，导致流体类型不断发生转换。

（5）百口泉组不同重力流类型沉积特征差异显著，并与不同岩石类型相对应。灰色、灰绿色含泥含砂中砾岩为水下泥石流沉积，灰色、灰黑色砂质细砾岩为颗粒流沉积，灰色、深灰色泥质粉砂岩一般为浊流沉积，棕色（粉砂质）泥岩则为洪泛泥流沉积，灰色含定向分布撕裂泥片的中、粗砂岩为砂质碎屑流沉积。

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Gravity Flow Research Review and Gravity Flow Type of Baikouquan Formation in
Mahu Slope Area

KANG Xun1,JIN Jun2,HU Wenxuan1,YANG Zhao2,CAO Jian1,WU Haiguang1
(1.School of Earth Sciences and Engineering,NanjingUniversity,Nanjing,Jiangsu 210093,China;2.Research Institute of Experiment and Detection,XinjiangOilfield Company,PetroChina,Karamay,Xinjiang 834000,China)

The history and actuality of gravity flows researches at home and abroad were reviewed,including the gravity flow formation mechanism,sedimentary process and development sequence,etc.,and the classification models and identification characteristics of gravity flows were analyzed,pointing out the possible gravity flow types in glutenite combination.Based on these results,the development charac⁃teristics and depositional fabrics of Baikouquan glutenite in Mahu slope area of Junggar basin were systematically observed and studied.It is suggested that five types of gravity flows,such as debris flow,grain flow turbidity current,flood mudflow and sandy debris flow,are main⁃ly developed in the Baikouquan formation.According to the typical cores lithology descriptions,the identification marks for various gravity flows are presented,and the correspondingsedimentary sequence models are established in this paper.

Junggar basin;Mahu slope area;Baikouquan formation;gravity flow type;sedimentary sequence;glutenite reservoir

TE112.221

A

1001-3873（2015）03-0369-10

10.7657/XJPG20150324

2015-01-11

2015-02-04

康逊（1989-），男，河南太康人，博士研究生，石油地质，（Tel）025-89681059（E-mail）kangxunk@163.com.