辽中凹陷北洼古近系东二下亚段湖底扇沉积类型及时空演化机理分析

刘艺萌，张藜，黄晓波，郑敬贵，徐伟

中海石油（中国）有限公司天津分公司，天津 300459

0 引言

湖底扇是陆相湖盆三角洲前缘或者滨岸浅水区尚未完全固结的碎屑沉积物，受一定因素触发，由重力流沉积所搬运的沉积物在湖底堆积形成的沉积体，是包含多种成因类型重力流的笼统概念[1-2]，湖底扇钻前富砂性预测一直是湖底扇岩性圈闭勘探长期面临的难题。自Kuenen和Migliorini[3]在1950年联名发表的“浊流是递变层理的成因”一文建立重力流理论以来，重力流理论体系经历了多个阶段的发展[4-11]，其中Shanmugam[12-14]在继承Middleton[4]重力流支撑机制和Lowe[5-6]重力流流变学分类的基础上，根据碎屑流在搬运过程中的演化规律提出并建立砂质碎屑流概念，将碎屑流研究从高密度浊流研究中剥离出来以来，代表了重力流理论体系研究的最新认识，尤其是其建立的水道化沉积体系和非水道化沉积体系两种深水重力流沉积模式是对Walker单一海底扇模式的重要补充[15]。

近年来，在砂质碎屑流理论和模式指导下，鄂尔多斯盆地、松辽盆地、渤海湾盆地、珠江口盆地等富油气盆地在深水重力流沉积砂岩中相继获得重要发现[16-21]，证明了砂质碎屑流理论在指导深水重力流勘探中的有效性和实用性。其中以Shanmugam[12-14]、刘芬等[16]为代表的众多学者从岩芯观察角度对砂质碎屑流、浊流的沉积特征和识别标志等进行了深入研究，但鲜有学者从坡折带、三角洲富砂性变化等宏观角度，分析不同类型湖底扇、各类型湖底扇间时空演化规律及成因。

辽中凹陷北洼东二下亚段发育多达14期湖底扇，具有纵向上叠置横向上连片的特点。钻井揭示这些湖底扇富砂型与富泥型并存，类型多样，空间演化规律复杂。以往受三维地震工区范围限制，吴奎等多位学者多针对单一湖底扇进行了成因、类型及富砂性解剖[22-26]。近年来在辽东湾探区新处理了覆盖辽东湾坳陷全区的三维地震大连片资料，得以将14期湖底扇在统一的等时地层格架中联合分析。本文结合前人研究，利用三维地震资料、测录井资料、化验分析资料，参考Shanmugam[14]建立的重力流沉积模式，对研究区湖底扇类型进行了划分，并从坡折带类型、物源富砂性等角度分析了不同类型湖底扇的时空演化关系及形成机理。

1 区域地质背景

辽东湾坳陷位于渤海湾盆地东北部，是下辽河坳陷的海域部分，属于发育在华北克拉通上的裂陷盆地，东西分别与胶辽隆起和燕山隆起相邻，整体呈北东走向，其形成明显受郯庐断裂带控制。辽东湾坳陷在新生代经历了古近纪裂陷和新近纪—第四纪后裂陷两个阶段，呈现三凹夹两凸的构造格局[27-30]。辽中凹陷北洼位于辽东湾的中北部，具东断西超的箕状特征，古近纪东营组时期东部以陡坡断裂坡折带与辽东凸起相连，西部以同沉积缓坡坡折带与辽西凸起过渡，面积约3 400 km2（图1）。

辽东湾地区古近系东营组处于渤海湾盆地裂陷Ⅲ期，可划分为东三段、东二下亚段、东二上亚段和东一段。东三段为快速裂陷期，沉积最厚地区约2 080 m，辽中凹陷北洼沉积以湖泊相厚层深灰色泥岩夹薄层砂岩、粉砂岩为主，靠近边界断层处发育扇三角洲沉积。东二下亚段构造活动逐渐减弱，盆地以沉积充填作用为主，沉积最厚地区约1 200 m，其中沿盆长轴东北—西南向顺辽中凹陷北洼形成大型曲流河三角洲沉积，沿盆地短轴方向沉积多期辫状河三角洲沉积，这些三角洲前缘砂体滑塌在三角洲底部形成大量湖底扇沉积，沉积以灰色厚层泥岩夹薄层灰色砂岩、厚层砂岩为主。东二上亚段和东一段为裂陷收敛期，辽中凹陷逐渐填平补齐，沉积厚度约400 m，三角洲及三角洲平原发育，沉积以灰色、灰绿色与中厚层灰色砂岩不等厚互层为主[31-32]（图1）。

图1 研究区位置图及地层综合柱状图Fig.1 Location map of the study area and comprehensive strata log diagram

2 湖底扇沉积源汇体系分析

通过湖底扇追踪解释，在研究区共识别出14期湖底扇沉积。但东二下亚段时期，辽中凹陷北洼长轴方向存在双源供砂，三角洲与湖底扇相互叠置，明确各湖底扇与物源对应关系是理清各类型湖底扇成因的前提。本文从重矿物组合及湖底扇厚度中心走向统计等方面，对湖底扇与物源对应关系进行了识别。

2.1 湖底扇井震标定与解释

为明确湖底扇顶底地震反射特征，根据测录井资料对湖底扇进行正演模拟，并在正演模拟指导下对各期次湖底扇顶底进行了精细标定和追踪解释。

以锦州8号湖底扇为例，该湖底扇为大套泥岩背景下的厚层砂岩夹薄层泥岩，反映岩性变化的伽马和自然电位曲线上均有明显的异常特征，而在密度和声波时差曲线上湖底扇呈较明显的箱形，表现出高速低密的特征。经计算，湖相泥岩平均速度2 760.8 m/s，湖底扇段平均速度3 342.1 m/s，湖相泥岩平均密度2.42 g/cm3，湖底扇泥岩平均密度2.40 g/cm3，湖底扇砂岩平均密度2.33 g/cm3。以上述参数为模型对湖底扇进行正演模拟，结果表明湖底扇顶部为强波峰反射为主，湖底扇底部为强波谷反射为主（图2）。根据正演结果明确湖底扇顶底地震解释标准，并对湖底扇进行井震标定及追踪解释，并辅助湖底扇地震反射特征及属性特征，明确湖底扇空间展布范围，在研究区共解释出14期湖底扇（图3）。

2.2 不同物源湖底扇重矿物特征差异明显

稳定重矿物经过多次搬运，组分和含量变化小、分布广，在沉积区含量相对较高。应用重矿物组分，可以判别母岩矿物组分及物源方向[33-35]。

研究区主要发育五大物源，顺长轴方向包括古大凌河和古辽河物源，短轴方向包括古东沙河、古南大河和古浮渡河物源。其中古大凌河物源重矿物以锆石、石榴子石、磁铁矿为主，其次为褐铁矿，电气石含量较少，白钛矿含量最少；古辽河物源重矿物以电气石、石榴子石、磁铁矿为主，其次为锆石，褐铁矿及白钛矿含量低为特征；古南大河物源重矿物以石榴子石、白钛矿为主，其次为锆石，电气石和褐铁矿含量最低；古东沙河物源重矿物以石榴子石、磁铁矿为主，锆石、电气石及褐铁矿含量低；古浮渡河重矿物以磁铁矿、石榴子石、锆石、白钛矿含量高为特征，其次为电气石，偶见褐铁矿。

已钻1号湖底扇、2号湖底扇重矿物组合以锆石、石榴子石、磁铁矿为主，特征与古大凌河物源类似；已钻的8号湖底扇重矿物组合以电气石、石榴子石、磁铁矿为主，特征与古辽河物源类似；已钻14号湖底扇重矿物组合以磁铁矿、石榴子石、锆石、电气石为主，特征与古浮渡河相似（图3）。

图2 湖底扇地震反射正演模拟特征图Fig.2 Forward seismic modeling of sublacustrine fan

图3 东二下亚段沉积体系平面展布图Fig.3 Layout plan of sedimentary system of lower E d 2 Formation

2.3 湖底扇厚度中心走向与物源方向的良好对应关系

湖底扇为碎屑物质受重力作用滑塌形成，作为一种流体，其在滑动过程中受地貌控制作用明显，但在滑动—沉积过程中如没有明显障碍物阻挡，受惯性作用，沉积时扇体展布方向应与物源方向应有一定相关性。辽中凹陷为受控于东部走滑断层控制的东断西超箕状凹陷，深洼内部结构简单，大型古隆起不发育，湖底扇滑塌方向主要受其自身惯性控制。通过1号、2号、8号、14号等经过重矿物物源对比的湖底扇进行验证，证明了该思路的可行性。利用湖底扇厚度中心展布方向分析进一步对未钻湖底扇物源对应关系进行了识别。通过对湖底扇中心空间展布方向进行统计，研究区14期湖底扇展布走向可分为3组。

第一组，1号湖底扇厚度中心走向为198.9°，2号湖底扇厚度中心走向为202.17°，3号湖底扇厚度中心走向为195°，4号湖底扇厚度中心走向为198°，玫瑰画图显示这4期湖底扇走向大致为北北东向，与古大凌河三角洲走向一致，应为古大凌河三角洲供源形成（图4）。

第二组，5号湖底扇厚度中心走向为230.4°，6号湖底扇厚度中心走向为255°，7号湖底扇厚度中心走向为251.9°，8号湖底扇厚度中心走向为249.9°，9号湖底扇厚度中心走向为244.8°。10与11号湖底扇空间展布呈西南向，但其从东到西存在3到4个厚度中心，该湖底扇应为面状物源滑塌形成，其中10号湖底扇三个厚度中心走向分别为234.9°、236.2°、240°，11号湖底扇四个厚度中心走向分别为236.8°、245.6°、248.2°、262.4°。12号湖底扇厚度中心走向为240°，13号湖底扇厚度中心走向为262.5°。该组湖底扇空间走向主要为北东—北东东向，与古辽河三角洲走向一致，应为古辽河三角洲供源形成（图4）。

图4 湖底扇厚度中心展布走向统计玫瑰花图Fig.4 Rose diagrams of the trends of central sublacustrine fans

第三组，14号湖底扇经过重矿物资料对比为古浮渡河物源供给，厚度图显示该湖底扇存在较明显的6个水道，受东二下亚段时期活动强烈的辽中一号走滑断裂影响[36-38]，水道根部与三角洲前缘具有明显的错动，从北到南6个水道的展布方向依次为311.5°、310.7°、304.9°、303.2°、304.8°、326.8°，该组水道空间走向主要为西南向，与古浮渡河三角洲展布方向一致，为古浮渡河三角洲供源形成（图4）。

3 湖底扇类型及时空分布特征

Shanmugam[14]建立的重力流沉积模式分为非水道化体系和水道化体系2大类。其中非水道化体系重力流为富砂型物源形成，水道欠发育，形成的重力流类型分为两小类，分别为透镜状展布的富砂性砂质碎屑流沉积和席状展布的富泥性浊流沉积；水道化沉积体系为贫砂型物源形成，以水道发育为特征，水道内部为富砂的砂质碎屑流，水道之外为席状展布的富泥浊流沉积（图5）。

图5 以碎屑流为主的非水道化体系和水道化体系Fig.5 Depositional model for non-channelized and channelized debris-flow dominated systems

参考Shanmugam[14]建立的重力流沉积模式，从地震相、录井岩性、测井曲线及泥岩颜色等特征，将研究区湖底扇分为非水道化湖底扇和水道化湖底扇2大类，其中非水道化湖底扇根据沉积过程—流变学划分方案又可分为非水道化—砂质碎屑流型湖底扇和非水道化—浊流型湖底扇2小类。

3.1 非水道化—砂质碎屑流型湖底扇

非水道化—砂质碎屑流型湖底扇是在富砂物源背景下形成，扇体整体富砂，外形呈丘状、朵状，水道不发育，沉积主体以砂质碎屑流为主、浊流次之。

研究区东二下亚段广泛发育非水道化—砂质碎屑流沉积型湖底扇沉积，以8号湖底扇为代表，湖底扇钻遇厚度204 m，岩性为块状含砾细砂岩、中砂岩、细砂岩夹薄层泥岩，单层砂体最薄0.5 m，最厚可达21 m，平均4.5 m。研究区非水道化—砂质碎屑流型湖底扇沉积具有以下特征：1）上下围岩为灰色泥岩、灰黑色页岩，为深湖相泥岩沉积，湖底扇顶底与深湖相泥岩呈突变接触；2）湖底扇内部泥岩颜色呈灰绿色，与围岩具有明显区别，表明为外来沉积；3）伽马曲线表现为高幅背景下的指状、刺刀状低异常，自然电位表现为低值背景下的相状高异常，单期湖底扇测井曲线整体表现为钟型；4）湖底扇录井含砂率64.6%，垂向具有明显可分为两期，单期次呈正粒序，中下部为粗砂岩、含砾粗砂岩、细砂岩，顶部渐变为粉砂岩、泥岩。中下部为砂质碎屑流沉积，顶部为细粒序浊流沉积（图6a）。

在地震剖面上，该类型湖底扇呈底平顶凸的丘型，底部无明显下切水道，但靠近扇体根部，底部具有明显波浪状下切侵蚀现象，而扇体末端，底部平滑没有明显侵蚀现象，反映出根部砂质碎屑流块状沉积，外缘浊流静水悬浮沉积的特点。整体地震相由根部的弱振幅低频空白反射向末端逐渐过渡为中强振幅中低频高连续反射。顺物源方向可见到明显前积反射，根据井震对比，地震相弱振幅杂乱反射特征为富砂的砂质碎屑流，尾端平滑且无基底侵蚀的地震反射为静水悬浮细粒沉积（图6d）。

对该类型湖底扇厚度图分析，砂质碎屑流型湖底扇呈丘型，具有明显的中间厚四边薄的特点。面积介于11～126.5 km2之间，一般在50 km2左右。为定量表征湖底扇的形态特征，将湖底扇厚度最大值与延伸长度最大值相比，经统计该类型湖底扇厚长比介于（17.6～38.3）×10-3（图6b，c）。

3.2 非水道化—浊流型湖底扇

非水道化—浊流型湖底扇是具有牛顿流体性质的沉积物流，整体富泥，是碎屑流在搬运过程中，由于水的稀释，受湍流支撑从碎屑流中逐渐分异出的细粒沉积[14]。钻井揭示研究区非水道化—浊流型湖底扇整体富泥，只浊流发育，不发育砂质碎屑流。

研究区非水道化—浊流型湖底扇发育数量较少，以2号湖底扇为代表，典型岩性为与暗色泥岩接触的浅灰色、灰绿色泥岩、粉砂岩、泥质粉砂岩，单层砂体最薄0.5 m，最厚3.8 m，平均1.7 m。该类型碎屑流测录井具有以下特征：1）上下围岩泥岩为灰色、深灰色，表现为深湖相泥岩沉积；2）湖底扇录井泥岩颜色常见灰绿色、灰白色，与围岩具有明显区别；3）录井含砂率介于2.3%～15.5%，平均10.1%；4）电测曲线与围岩相比呈低幅度变化或与围岩逐渐过渡，有时测井曲线难区分（图7a）。

图6 非水道化—砂质碎屑流型湖底扇测录井、地震相及厚度形态特征（8号湖底扇）Fig.6 Test log,seismic facies and thickness morphological features of non-channelized SDF sublacustrine fan

在地震剖面上，浊流型湖底扇底部呈断续波浪状，没有明显下切水道，地震相呈中频弱振幅弱连续蠕虫状反射与上下中高频强振幅高连续反射具有明显区分，整体外形呈席状。内部表现为蠕虫状，难以识别内部结构（图7c）。

对该类型湖底扇厚度图分析，湖底扇平面上呈席状展布，具有大而薄的特点。面积介于47～116.2 km2，平均81.6 km2。通过统计最大厚度与最大延伸长度的比值，该类型湖底扇厚长比介于（7.8～8.4）×10-3之间，明显小于砂质碎屑流型湖底扇（图7 b，d）。

3.3 水道化湖底扇

水道化湖底扇具有明显下切水道，是在贫砂物源背景形成的，分异出的砂质碎屑流分布在水道中，浊流呈席状披覆在水道之外[14]。

研究区水道化湖底扇主要分布在研究区中南部。目前共有6口井钻遇水道化湖底扇，其中3口钻遇水道中间，3口钻遇侧翼沉积。以14号水道化湖底扇为例，水道中岩性主要为厚层细砂岩、粉砂岩，单层砂体最薄1 m，最厚达52.5 m，平均10.1 m；侧翼岩性主要为泥岩、粉砂岩，单层砂体最薄1 m，最厚3.5 m，平均1.6 m。钻井揭示的录井具有以下特征：1）上下围岩泥岩为灰色、深灰色，表现为深湖相泥岩沉积；2）水道中发育砂质碎屑流沉积，含砂率介于56.5%～86.4%，平均72.6%，砂体与顶底泥岩呈突变接触；3）侧翼发育浊流沉积，含砂率介于1.5%～9.1%，平均5.3%；4）水道中砂质碎屑流电测曲线呈相状、指状与上下泥岩具有明显区分；5）侧翼浊流电测曲线与围岩相比呈低幅变化或无明显变化，有时测井曲线难以区分围岩与侧翼浊流沉积（图8a）。

在地震剖面上，水道化湖底扇以发育明显下切水道为特征。水道内地震相呈弱振幅弱连续反射，不同期次之间发育泥质夹层引起的强波谷反射；水道侧翼发育中低频中强振幅高连续反射披覆在水道之外，与围岩中高频中低振幅中低连续反射具有明显区分（图8c）。

对该类型湖底扇厚度图分析表明，水道化湖底扇可以发育多个供给水道，水道交汇区砂体叠置地层最厚，水道之外为浊流沉积，地层迅速减薄，呈席状展布（图8b，d）。

图7 非水道化—浊流型湖底扇测录井、地震相及厚度形态特征（2号湖底扇）Fig.7 Test log,seismic facies and thickness morphological features of non-channelized turbidite sublacustrine fan

图8 水道化湖底扇测录井、地震相及厚度形态特征（14号湖底扇）Fig.8 Test log,seismic facies and thickness morphological features of channelized sublacustrine fan

3.4 不同类型湖底扇时空分布及演化特征

古大凌河及古辽河物源湖底扇发育数量众多、类型丰富，在已钻湖底扇物源分析、类型识别及特征总结的基础上，对未钻湖底扇类型进行了识别，明确了两大物源控制下各类型湖底扇空间分布及演化规律。

3.4.1 古大凌物源湖底扇由非水道化—砂质碎屑流型演化为非水道化—浊流型

古大凌河物源湖底扇的形成受两级断裂坡折带控制，共发育4期湖底扇，其中第一断阶之上沉积的1、3两期为非水道化—砂质碎屑流型湖底扇，第二断阶之上沉积2、4两期为非水道化—浊流型湖底扇（图9）。

第一断阶之上的非水道化—砂质碎屑流型湖底扇地震反射呈丘型，具有厚度大、面积适中、厚长比高的特点。其中已钻1号湖底扇面积53.2 km2，最厚约261.6 m，厚长比为30.8×10-3，地震相为中高频中弱振幅低连续丘状反射，钻井已揭示厚层砂岩发育（图9）。未钻3号湖底扇面积36.2 km2，最厚约138.6 m，厚长比为25×10-3，其厚长比、地震相特征及所处构造位置与1号湖底扇类似，判断其为非水道化—砂质碎屑流型湖底扇。

第二断阶带之上的非水道化—浊流型湖底扇地震反射呈席状，具有厚度薄、面积大、厚长比小的特点，其中已钻2号湖底扇面积116.2 km2，最厚约152 m，地震相呈中频中振幅弱连续蠕虫状反射，钻井揭示该扇整体富泥（图7，9）。未钻4号期湖底扇面积47 km2，最厚约82.8 m，厚长比为7.8×10-3，其厚长比、地震相特征及构造位置与2号湖底扇类似，判断其为非水道化—浊流型湖底扇。

3.4.2 古辽河物源湖底扇由非水道化—砂质碎屑流型逐渐过渡为水道型

古辽河物源湖底扇的形成主要受沉积坡折控制，其中5—9号湖底扇为非水道化—砂质碎屑流型湖底扇，10—11号湖底扇为逐渐表现出水道化的特征，12—13号湖底扇为典型的水道化湖底扇（图10）。

图9 古大凌河物源湖底扇地震反射及时空展布特征Fig.9 Seismic reflection and space-time evolution of sublacustrine fans of the ancient Daling river

图10 古辽河物源湖底扇地震反射及时空展布特征Fig.10 Seismic reflection and space-time evolution of sublacustrine fans of the ancient Liao river

非水道化—砂质碎屑流型湖底扇分布位置靠近物源，地震剖面没有明显水道，典型特征为地震反射呈丘型，扇体厚度大，厚长比高，地震反射具有类似的根部呈中高频弱振幅低连续向末端过渡为中低频中强振幅高连续反射特征。其中8号为已钻的非水道化砂质碎屑流型湖底扇，其地震反射呈丘型，面积126.5 km2，最厚约233.1 m，厚长比17.6×10-3，地震相为根部的弱振幅低频空白反射向末端逐渐过渡为中强振幅中低频高连续反射，钻井揭示砂岩发育（图6，10）。5号湖底扇面积17.4 km2，最厚约179.3m，厚长比 28.5×10-3；6 号湖底扇面积 48.2 km2，最厚约228.2 m，厚长比32.7×10-3；7号湖底扇面积74.7 km2，最厚约260.8 m，厚长比26.1×10-3；9号湖底扇面积23.1 km2，最厚约220.1 m，厚长比38.3×10-3。

10—11号湖底扇均为长条形展布，在厚度图上可以观察到多个厚度中心现象，在地震剖面上可见到较明显下切水道发育（图4，10），其形态特征与非水道化—砂质碎屑流型湖底扇明显不同，已具有水道化湖底扇特征，为非水道化—砂质碎屑流型湖底扇向水道化湖底扇的过渡形态。

12—13号湖底扇为典型的水道化湖底扇，地震剖面上可以观察到明显的下切水道，水道内地震相呈弱振幅弱连续反射，水道侧翼地震相呈低频中强振幅高连续反射披覆在水道之外，厚度图上可以明显看到水道内厚度大，水道外厚度迅速减薄（图4，10），其地震反射特征、厚度特征与已钻14号水道化湖底扇类似。

4 不同类型湖底扇成因机制及时空演化模式探讨

不同类型湖底扇的富砂程度及砂体富集部位具有很大差异，阐明不同类型湖底扇的形成机制对勘探找砂具有重要意义，本文从物源富砂性及坡折带类型和规模入手，对湖底扇水道发育程度、不同类型湖底扇形成机制及沉积模式进行了探讨。

4.1 物源富砂程度决定湖底扇水道发育程度

古辽河物源早期形成的5—9号湖底扇水道不发育，而晚期形成的10—13号湖底扇及古浮渡河形成的14号湖底扇发育明显下切水道，分析认为湖底扇水道发育程度是受三角洲前缘富砂性决定的。

海相重力流研究表明，海底扇沉积形态及水道发育程度与物源富砂性具有明显对应关系。当滑塌体富砂时，海底扇沉积整体富砂，外形呈朵状或丘状，对基底侵蚀呈片状，水道不发育或发育程度低且稳定性低，水道宽深比高；随着滑塌体泥质含量增高，重力流外形逐渐表现出水道分支，对基底侵蚀逐渐加深；当滑塌体富泥时，重力流沉积水道内富砂、水道外富泥，外形表现为明显水道状，水道深且稳定，堤岸发育，水道宽深比低[39-42]（图11）。

图11 不同类型重力流沉积模式及对基底侵蚀样式（据Reading et al.[39]；Roberts et al.[42]）Fig.11 Different gravity flow depositional models showing erosion styles（modified from Reading et al.[39]；Roberts et al.[42]）

图12 古浮渡河和古辽河三角洲前缘砂体富砂性连井对比图（剖面位置见图3）Fig.12 Well-connection diagram of delta-front sandbody of the ancient Fudu and Liao rivers

研究区东二下亚段古辽河物源沿辽中凹陷长轴方向形成大型“S”型前积三角洲。根据钻井揭示三角洲富砂性从北到南逐渐降低：在JZ22-1-1井以北钻遇的三角洲富砂，前缘砂体含砂率介于39.1%～50.9%，形成的5—9号湖底扇为非水道化—砂质碎屑流型湖底扇；三角洲后期逐渐贫砂，JZ20-6-1和JZ21-1-1井揭示的前缘砂体含砂率分布为25.4%和24.3%，形成的10—13号湖底扇为水道化湖底扇。东二下亚段时期古浮渡物源沿凹陷短轴方向形成辫状河三角洲，钻井揭示前缘砂体含砂率为27.1%和21.9%，形成的14号湖底扇为水道化湖底扇（图12）。

可见陆相断陷湖盆重力流水道发育程度与物源富砂性也具有很好的关联性，三角洲早期富砂，且当物源含砂率大于30%左右时，易形成非水道化—砂质碎屑流型湖底扇；三角洲沉积晚期逐渐富泥，当物源含砂率小于30%左右时，易形成水道化湖底扇（图13）。

对水道的成因机理国内外学者从不同角度进行了解释，Shanmugam[14]认为砂质碎屑流是层流，容易发育滑水效应，发育滑水效应的碎屑流不易侵蚀海底；浊流处于紊流状态，紊流更易于侵蚀泥质海底。本研究认为，富砂滑塌体偏非粘性体，滑动过程中易与水融合呈“一盘散沙”，对基底形成片状冲刷；富泥滑塌体为粘性体，且粘性随着黏土含量的增加更增高，与水混合稀释速度相对富砂滑塌体较慢，滑动过程中能较长时候呈“块状”搬运，对底部冲刷更集中，强度也更大，易形成单一水道。

图13 古辽河三角洲前缘砂体富砂性变化与湖底扇水道发育程度关系模式Fig.13 Depositional models of the relationships between the sand-rich variability in the ancient Liao delta front,with the formation of water channels in sublacustrine fans

4.2 坡折规模控制滑塌过程中碎屑流砂泥分异程度

4.2.1 “断阶”式坡折规模大，为砂质碎屑流与浊流分离提供充足动力及空间

富泥的浊流型重力流沉积在海相被动大陆边缘沉积中比较常见，在陆相断陷湖盆少有发现，这主要由于陆相断陷湖盆相对于海相被动大陆边缘坡折带规模及可容纳空间相对较小，碎屑流在滑动过程中沉积分异不彻底造成的。

古大凌河三角洲前缘发育盆缘断裂和洼内断裂两个生长断层，形成两级断裂坡折带，断层间断坡长约11.2 km。两级坡折相互匹配，以接力方式分别为重力流滑塌提供了初始及二次动力，也为砂泥分异和沉积提供了充足坡长规模及可容纳空间，是形成2号富泥的非水道化—浊流型湖底扇的关键因素（图9，14）。

以1、2号湖底扇为例，根据重力流在搬运过程中的演化规律，分析认为古大凌河物源湖底扇存在如下时空演化过程：1）三角洲前缘沉积体在第一坡折带处发生滑动；2）之后在两级断裂之间的断坡上滑塌过程中，滑塌体底部受摩擦拖拽变形，并逐渐和水混合；3）随着混合水比例不断增加，碎屑流内部颗粒所受外力主要为重力及湍流支撑力两种，其中粗碎屑颗粒重力大于湍流支撑力发生下沉，泥质细颗粒重力小于湍流支撑力上扬，逐渐分异出砂质碎屑流和浊流；4）当滑塌到第二坡折带附近时，下部的砂质碎屑流受“冻结作用”[11]先沉积形成1号砂纸碎屑流型湖底扇，上部的浊流惯性继续向前运动遇到第二坡折带；5）第二坡折带此时提供了二次动力及更大可容纳空间，使浊流能充分向前运动与砂质碎屑流彻底分离，并在第二断阶带上沉积形成2号浊流型湖底扇（图14）。因此两级坡折为重力流滑塌提供了充足动力的同时，断层之间长达11.2 km的断坡为使重力流在搬运过程中砂泥彻底分离，形成了砂质碎屑流和浊流型湖底扇。

4.2.2 沉积坡折规模小，制约砂质碎屑流与浊流彻底分离

古辽河物源湖底扇的形成受控于沉积坡折，三角洲发育早期沉积坡折角度最大，5、6号湖底扇沉积坡折角度可达6.3°，随着三角洲向南前积，坡折角度逐渐减小，在8号湖底扇沉积坡折角度约为3°～4°，三角洲沉积末期沉积破折角度最小，12—13号湖底扇沉积坡折角度约为1.9°。沉积坡折相对断裂坡折规模较小，湖底扇距离前缘砂体的距离一般不超过5 km（图10）。

根据井震分析，古辽河物源湖底扇的形成过程为：1）三角洲前缘砂体受风暴、地震触动或砂体堆积越过休止角[43-44]，沉积体发生滑动；2）之后滑塌体在移动过程中的变形及砂泥分异机理与上文古大凌河物源湖底扇类似，不再赘述；3）当滑塌体到达湖底失去动力，分异出的砂质碎屑流受“冻结作用”先沉积，之上的浊流受惯性继续向前移动一段距离，最终沉积在砂质碎屑流前端（图15）。受坡折长度的影响，沉积坡折控制下滑塌体内部砂质碎屑流和浊流分异并不彻底，主要表现为湖底扇根部以砂质碎屑流为主，尾部以浊流为主。

图14 断裂坡折控制下古大凌河物源湖底扇发育模式Fig.14 Development pattern of ancient Daling river sublacustrine fans controlled by fault slope break zone

图15 沉积坡折控制下古辽河物源湖底扇发育模式Fig.15 Development pattern of ancient Liao river sublacustrine fans controlled by sedimentary slope break zone

5 结论

辽中凹陷北洼东二下亚段湖底扇可分为非水道化湖底扇和水道化湖底扇两大类，其中非水道化湖底扇又可分为非水道化—砂质碎屑流型湖底扇和非水道化—浊流型湖底扇两小类。非水道化—砂质碎屑流型湖底扇整体富砂，外形呈丘状，厚长比较大。非水道化—浊流型湖底扇整体富泥，地震反射呈蠕虫状，难以识别内部结构，外形呈席状，厚长比小。水道化湖底扇发育明显水道，水道中富砂水道外富泥。

物源含砂率是决定湖底扇是否发育水道的主要因素。三角洲前缘扇体含砂率小于约30%时易形成水道化湖底扇，含砂率大于约30%时易形成非水道化湖底扇。滑塌体的粘性是决定是否形成水道的根本原因，富砂物源滑塌体偏非粘性体，搬运过程中易与水融合，对底部呈片状冲刷，不易形成单一水道；富泥物源滑塌体为黏性体，与水混合稀释速度相对富砂滑塌体较慢，搬运过程中对底部冲刷集中，强度更大，易形成水道。

坡折带规模决定了重力流滑塌过程中砂泥分异程度，进而决定湖底扇沉积类型。坡折带规模足够大时，富砂性物源滑塌体在滑动过程中砂泥彻底分异，形成非水道化—砂质碎屑流型湖底扇和非水道化—浊流型湖底扇。坡折带规模较小时砂质碎屑流和浊流不能彻底分异，浊流分布在砂质碎屑流尾端。