第二十三章 重力流沉积及沉积相
第一节 概 述
浊流理论的提出，有的学者认为是碎屑岩研究的一场大革命（Walker l973）。这个概念的提出始于瑞士学者福雷尔（Forel,1887）对当时流入日内瓦湖的罗纳河的研究。冰川溶化携带大量的砂泥进入日内瓦湖后就不见了，他认为是因砂泥相对密度大，滑下去就成了浊流（当时又叫比重流）。戴利（Daly ， 1936）引用了福雷尔的观察资料，探讨了海底的侵蚀作用，第一次强调了浊流是一种侵蚀作用很强的水下流，“密度底流是悬浮物在海底峡谷内形成，是陆棚内低水位时波浪的活动搅动了沉积物而发个的密度流，这些沉积物刻切大陆斜坡的峡谷”、奎恩和贝尔（Kuenen and BeIL I937）支持这一观点，并进行了一系列水槽实验，约翰逊（Johnson ， 1938）称这种性质的水流为浊流。1961年鲍玛（Bouma ）对复理石沉积进行研究，并概括的总结出有名的鲍玛层序（1962），以此作为鉴定古代浊流沉积的重要证据，把递变层理解释为浊流成因，具有划时代的意义，从实验室到野外观察都得到了证实。从而人们认识到在深海（湖）中沉积的碎屑物质是由高密度浊流搬运和堆积的。过去把砂、泥间互的复理石沉积，看作是由构造垂向频繁活动引起的深水和浅水交替沉积的产物，这种简单结论现已消除。浊流理论还能解释某些沉积反常现象，打破了多年来占据统治地位的砾石在岸边、泥沉积在深水的重力分异作用的概念。含深水化石泥岩夹层中的砂岩也可用浊流概念解释，它是浅水沉积的碎屑物质破搬进深水环境中再沉积的结果。
近二十年来，随着科学技术的发展，大力开展海洋和湖泊的研究，对这些环境的沉积作用有了许多新的认识、从而大大地充实了对深水浊流沉积的看法，使浊流概念发展为沉积物重力流的概念。海洋沉积物重力流的形成：搬运和沉积的一般模式参看图21-1。
广义的浊积岩概念是泛指由各种重力流成因的沉积物所形成的沉积岩。水下沉积物重力 流包括泥石流、颗粒流，液化沉积物流和浊流，在这里浊流只是重力流的一种类型，这是浊流的狭义含意。
沉积物重力流物质可以来自狭谷长轴向岸的上端也可以来自短轴的两侧，又可以是多方向的。物质到达狭谷以后，总是沿狭谷长轴下倾方向流动。在狭谷下部，有部分最粗的砂砾沉积下来；到了狭谷出口处，由于它处于大陆斜坡到深海平原的转折处，因坡度变缓重力流速度骤减。大量碎屑物质在这里堆积下来形成扇状堆积体，称海底扇；细的碎屑物质再向前搬运，在海底平原上扩散开来，形成宽广平坦的席状浊积层。可见，海底狭谷、海底扇、海底平原是重力流搬运所经的途径、也是它的不同沉积场所。
总之，无论是在海洋还是在湖泊中，重力流都是沿水下斜坡或狭谷流动的、含大量砂泥 并呈悬浮搬运的高密度底流。也就是说重力流与一般水流不用它是含大量泥、砂、砾石等碎屑物质的高密度流，这些物质呈悬浮状搬运在密度比它低的水体之下流动，而且流速很大，这是一种非牛顿流休。
特别值得提出的是1983年9月和10月在咸阳和南宁分别召开了两个全国性的重力流学术会议，这是我国建国以来举行的第一次沉积物重力流学术专业讨论会。以后，在陆续召开的 317
全国性、区域性的沉积学、沉积相和沉积矿产学术交流会上，无不把沉积物重力流和浊积岩研究成果放在重要研讨地位。到目前为止，我国广大地质工作者在重力流沉积和浊积岩研究方面所取得的成绩集中表现在:
（1）在实地调查和室内研究的基础上，近廿年来我国的重力流沉积研究有了飞速发展，从太古代至第三纪，无论是海相还是陆相，几乎在各时代地层中都发现了重力流沉积；
（2）类型多样，陆源碎屑型，碳酸盐型和火山碎屑型都有；
(3)探索和建立了各种重力流沉积模式；
（4）从浊流沉积扩展到各种重力流沉积的研究；
（5）重力流沉积和大地构造研究的紧密结合；
（6）在研究内容和研究方法上有了新的开拓和进展；
（7）许多油田的研究成果表明，湖相浊积岩是一种重要的油气储集类型。它开拓了我国油气勘探的新领域，在“增储上产”中日益发挥作用。
第二节 沉积物重力流形成的基本条件和类型
一、形成条件
如图2一1所示，形成沉积物重力流。一般需具备如下条件:
图23-1 重力流的来源、搬运和沉积的示意图
（据里丁，1985）[1]
1．足够的水深
足够的水深是重力流沉积物形成后不再被冲刷破坏的必要条件。一般认为在重力流沉积的水深是1500～1800m 。最小水深100m ，最深的是美国加利福尼亚岸外蒙特里深海扇，深达8000m 。英国学者克林（Klein, 1978）则认为，形成重力流的最小水深是80m 。看来，足够的水深是相对而言，这方向海洋与湖泊也有较大差异。但无论何种沉积环境，水深的大小如何、其形成深度必须在风暴浪基面以下。
2．足够的坡度角
足够的坡度角是造成沉积物不隐定和易受触发而作块体运动的必要条件，一般认为，最小坡度角为3～5度，从表23一1可知，密西西比河三角洲的海底滑塌坡度角仅有0.5度。我国中、新生代断陷湖盆陡岸或缓岸都有重力流沉积物形成。计算结果表明，形成重力流的最小坡度角2～3度即可，只要重力流与湖水之间有足够密度差；就具备了形成重力流的充分条件。也就是说，重力流的密度对坡度有明显的补偿作用（Lothi ，1981）。
3. 充沛的物源
充沛的物源也是形成沉积物重力流的必要条件。洪水注入的碎屑物质和火山喷发一喷溢物质、以及浅水的碎屑物质和碳酸盐物质等，都可为沉积物重力流提供物质来源。
物源的成分决定重力流沉积物类型。随着物源成分的变化，重力流沉积物类型也呈现有规律的变化，如陕西洛南上张湾罗圈组重力流沉积物由下部的碎屑流和颗粒流演化到上部的
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浊流，相应的碳酸盐物质成分减少、陆源碎屑物质成分增多，这是一个渐变的演化过程。
表23-1 世界各地海底滑塌一览表（据Rupke,1978）
4．一定的触发机制
重力流沉积物的形成属于事件性沉积作用，其起因于一定的触发机制，诸如在洪水、地震、海啸巨浪、风暴潮和火山喷发等阵发性因素直接或间接诱发下，会导致块体流和高密度流的形成。除洪水密度流直接入海或入湖外，大多数斜坡带沉积物必须达到一定的厚度和重
图23-2 重力块体的搬运类型
（据Kruit 等，1975）
二、基本类型
如前所述，本世纪的50、60年代是大量发现并研究浊流的阶段，而70年代以来则是强调沉积物重力流及其连续统一体的研究阶段。
1．海相沉积物重力流
米德尔顿等（Middleton and Hampton，1973,1976）按支撑机理把沉积物重力流划分为四个类型，即泥石流（或碎屑流）、颗粒流、液化沉积物流和浊流。
纳丁等（Nardin et aL， 1979;Kruit l975）认为，无论陆源碎屑型或内源碳酸盐型沉积物重力流，从岩崩、滑坡、块体流到流体流，在力学性质上均可构成弹性塑性、粘性块体运动过程的连续通一体（表23-2）.
洛（Lowe.1979）根据流变学，将沉积物重力流划分为具流体流变学性质的流体流（含浊流、流体化流、过渡的液体化流）和具塑性流变学性质的岩屑流（含过渡的液化流，颗粒流、粘滞流、洛（1982）还提出高密度浊流和低密度浊流观点，从而把岩屑流和流体流这两大类
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型沉积物重力流演化为连续统一体（图23一3）。
表23-2 根据力学性质划分块体搬运类型（据Nardin,1979）
综合上述划分方案，将沉积物重力流划分为泥石流、碎屑流、颗粒流、液化沉积物流和浊流五种是较合理的。它们是统一机制下的连续统一体，是沉积物重力流不同阶段的演化产物，泥石流是水和粘土杂基支撑的块体流；碎屑流是含水的砾石级碎屑碰撞和杂基联合支撑的块体流、颗粒流是含水的砂级颗粒碰撞支撑的块体流和流体流；液化沉积物流是超孔隙压力支撑砂级颗粒的流体流；浊流是水、泥、砂等近于均匀混合由湍流支撑的浑浊流。
重力流沉积物描述中可供采用的划分标准是:
2．陆相沉积物重力流
近十年来，随着我国地层沉积学研究和油气勘探事业的发展，从太古代至第三纪，无论是海相地层还是陆相地层，无论是陆源碎屑岩还是碳酸盐岩，均发现了大量重力流沉积。而且类型多用独具特色。从不同角度可归纳如下各种类型（据赵澄林等，1988）。
按物源：陆源碎屑型，碳酸盐碎屑型、火山碎屑型；
按机制：洪水型、滑塌型、火山喷发型；
按组构：泥石流、碎屑流、颗粒流、液化沉积物流、浊流；
按形态：扇形体系包括近岸水下扇，湖底扇;
沟道或槽谷体系包括横向、纵向、拐弯水道重力流。
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层状或带状体系包括阶地、深水平原浊流沉积。
深入研究它们的形成机制、分布规律、储集条件， 对阐明新生代陆相裂谷盆地形成、演
图23-3 沉积物重力流按流变学演化示意图（据洛，1982）[9]
1- 泥石流；2、3-相当碎屑流；4-颗粒流；5-变密度颗粒流；6、7、8-高密度浊流；
9、10、11-低密度浊流；12、13-液化流和流化流；R 是泥石流；S 是砂级碎屑；R 1、S 1表示牵引构造（由
牵引作用形成）；R 2、S 2表示牵引毯的反向粒序；R 3、S 3表示悬浮作用的正向粒序
第三节 重力流沉积物（岩）的基本特征
一、岩石学特征
广义的浊积岩指形成于深水沉积环境的各种类型重力流沉积物及其所形成的沉积岩的总和。因此按成因和组构特征又将重力流沉积物划分为若干岩类，每一岩类又有其各自的成分、结构、构造特征。目前较为通用的分类方案是由沃克（Walker,1978）在海洋深水碎屑岩相中提出来的，它们也适用于湖泊深水碎屑岩相分类。概括为典型浊积岩和非典型浊积岩两类：
（一）典型浊积岩
是指具有不同段数鲍玛层序或序列的浊积岩（Bouma. l962）。一个完整的鲍玛层序是由五或六个段组成（图23-4），自下而上出现的顺序如下。
A段——底部递变层段：主要由砂岩组成，近底部含砾石。粒度下粗上细，递变清楚。一般为正递变，反映浊流能量逐渐减弱。底面上有冲刷一充填构造和多种印模构造，如槽模、沟模等。A 段常较其它段厚度大，代表递变悬浮沉积的产物。
B 段——下平行纹层段：与A 段为渐变关系，比A 段细，多为细砂和中砂，含泥质。显平行纹层，粒度递变不大明显。纹层除粒度变化显现外，更多的是由片状炭屑和长形碎屑定向分布所致，沿层面揭开时可见剥离线理，B 段若叠加在A 段之上，则两者是连续过渡的；若B 段作底，则与下伏鲍玛单元呈突变关系，其间有一冲刷面，这时B 段底层面可见各种印模构造。
C 段——流水波纹层段：以粉砂为主，有细砂和泥质。呈小型流水型波纹层理和上攀波状层理，井常出现包卷层理、泥岩撕裂屑和滑塌变形层理。这表明流水改造和重力滑动的复合作用。C 段段之上，二者是连续过渡的；C 段若与下伏鲍玛单元呈突变接触，则其间有冲刷面，并有各种底面印模构造。关于本段各类层理的成因，有人认为是在A 和B 段沉积后，浊流转变为低密度流，出现了牵引流水流机制所致。
D 段——上平行纹层段：这段由泥质粉砂和粉砂质泥组成，具断续平行纹层。D 段若叠于C 段之上，二者为连续过渡；但若单独出现则与下伏鲍玛单元间表现一清楚的界面。它是由薄的边界层流造成的，厚度不大。
E 段——泥岩段：为块状泥岩，E 段和D 段有时不好区分，二者均属低密度重力流沉积。鲍玛没有划分出这个段，他的E 段指的是深水非浊流沉积段，即我们将介绍的F 段。
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F 段——深水页岩段：为远洋深水沉积的页岩或泥灰岩、生物灰岩层，含深水浮游化石，显微细水平层理，与上覆层为突变或渐变接触。实际上F 段已不属浊流沉积。但它是判断深水浊流沉积的重要标志。有时与E 段难于区分。
鲍玛推断浊积岩的各个层段在平面上呈舌状展布，较细的段比其下较粗的段有更大的展布面积。这是因沿流动方向上流速和粒径都逐渐减小造成的（图23—6）．鲍玛还指出，由于受到再一次浊流的侵蚀冲刷；或当第一次浊流发生沉积作用后不久又发生第二次浊流，后者前锋赶在第一次的尾部前沉积；或位于海底扇的末稍部分，则仅有上部层段的较细粒物质沉积。即浊积岩层序的完善程度由浊流的频率和强度所决定。结果就形成了缺失底部的层段、顶部层段被削蚀的、或者顶部底部层段均缺失的各种层序，如ABCDE ，BCDE 、CDE 、DE 以及AB BC、
图23-5 一次浊流形成的沉积相平面分布示意图
鲍玛本人作过总结，有完整层序的浊积岩仅占10～20％。许靖华（1978）谈到，他看到完整的浊积岩不到l ％。笔者近廿年研究渤海湾地区下第三系沙三段湖相浊积岩过程中，统计各段和各层序出现的频率亦有类似情况，具有ABCDE 完整层序的鲍玛单元也仅占所研究层段的5％左右。
（二）非典型浊积岩
1．块状砂岩
是指层内结构均一的砂岩或含砾砂岩。但沃克（1978）海底扇相模式中提供的资料和我国中、新生代湖相浊积岩中常见到的，块状砂岩相比层较厚，其内部有时隐约显叠复递变特征。当块状砂岩中出现泄水管和碟状构造时，是指示液化流沉积作用。块状砂岩指示重力流水道沉积环境。
2．叠复冲刷粗砂岩
常表现为“AAA ”序，此处“A ”是指一个递变层或一次重力流事件（图23一6）。有时演变为“ABABAB ”序，每一个递变层之上均连续沉积有厚薄不等的平行层理砂岩。
图23-6 块状砂岩（据刘孟慧，1984）[15]
(A) 饱含油叠覆递变含砾粗砂岩，显“AAA ”序，东营凹陷，纯47-1井，沙三中，2420m;
(B) 含油叠覆递变含砾砂岩，显“ABAB ”序，东营凹陷，纯47-1井，沙三中，2418m;
3. 卵石质砂岩
实际上是一种厚度较大、显叠覆递变的砾质砂岩层，每个递变层的下部含砾多，向上逐 渐减少。由于砾石多系再沉积组分，故有一定磨圆度（图23-7）．砾石有时显优选方位，在以砂为主的部分有时也见交错层理和泄水构造。故这类岩石指示高密度重力流向牵引流和液化流转化的特征。卵石质砂岩也指示重力流水道沉积环境。
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4．颗粒支撑砾岩
以再沉积砾石为主，细粒充填孔隙，并构成颗粒支撑结构；随细粒物质增加可过渡为卵石质砂岩（相）。按组构特征可划分为紊乱砾岩层，反递变-正递变砾岩层、正递变砾岩层、具递变和叠瓦构造的砾岩层等四种微相（图23-8）．四种再沉积砾岩厚度大，但不稳定，底面清
图23-7 卵石质砂岩（据刘孟慧，1984）[15]
正递变卵石质砂岩中漂浮有直径达12cm 的花岗岩质砾石，显颗粒支撑结构东濮凹陷，
图23-8 颗粒支撑砾岩层及再沉积砾岩的四种模式（据沃克，1978）
5．杂基支撑的岩层
由粉砂和粘土组成的杂基含量一般为25-5%可细分为杂基支撑砾岩，
杂基支撑砂砾岩和杂基支撑砂岩等三种类型（图23-9）有时显递变现象。系水下泥石流沉积作用所致，反映扇根图23-9 杂基支撑砾岩层（据刘孟慧，1984
）[15]
图23-10 滑塌岩（据刘孟慧，1984）
6. 滑塌岩
是指泥砂混杂并具有明显同生变形构造的岩层（图23一11）。随着砂的减少可过渡为具变形层理的页岩。系未完全固结的软沉积物，因重力滑动—滑塌沉积所致。广泛见于重力流沉积体系，斜坡脚根部的补给水道末端及主沟道，在重力流沉积物中普遍可见。 [15] 砂质团块沉陷在灰色泥质沉积物中，显旋卷及火焰构造东营凹陷，纯51井，沙三段，24/6
二、结构特征
重力流沉积物从泥石流（碎屑流）演化到浊流阶段，其唯一的或主要的搬运方式是悬浮和递变悬浮载荷搬运。其特征在粒度的各项参数，如平均粒径、标准偏差、偏度和尖度等。以及由粒度参数所制作的概率图C-M 图、判别函数等方面均有良好反映. 基本特征是：
颗粒／杂基的比值低，分选性很差到较好，概率图只有一条斜度不大的较平的直线或微向上凸的弧线，说明只有一个递变悬浮次总体，粒度范围分布很广，分选差（图23一11）。在C 一M 图上的形象也具明显特征，点的分布平行C=M线，属于粒序悬浮区。亦反映递变悬浮沉
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[6]图23-12 浊积岩的C-M 图（据洪庆玉等，1979） [6]
三、构造特征
由于重力流沉积物（岩）的多样性而导致其构造特征的复杂性。但无论那类重力流沉积物都是以递变层理或叠覆递变层理为其最主要的鉴定标志，其次还有平行层理、波状层理、旋涡层理，滑塌变形层理等。有时可伴有少量反映牵引流水流机制的交错层理和斜波状层理。
除层理类型外，诸如槽模、沟模、重荷模，撕裂屑、旋涡层、变形砾、直立砾、漂浮砾、液化锥、液化管、碟状构造、水下岩脉和水下收缩缝等特殊构造类型，分布虽然并不普遍，但一旦出现就有良好的指相性（表23一3）。
除指示深水环境的实体化石如有孔虫、放射虫、钙质超微化石外，深水的遗迹化石如平行层理的爬迹、网状迹和平行潜穴等更具良好指相性。
微观下所见的再沉积组分诸如破碎鲕粒、化石碎片、晶体碎屑和植物屑。用以及泥晶包壳等都在一定程度上反映重力流沉积作用。
表23-3 浊积岩外部构造的成因分类
第四节 浊积岩的相模式
一、典型浊积岩相基本特征
综括起来浊积岩相具有如下基本特征：
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（1）陆源碎屑沉积与深水页岩（或泥灰岩〕组成韵律层。碎屑成分是陆源的、浅水的，可含浅水化石、植物屑。鲕粒，但无浅水沉积构造，如大型交错层理、浪成波痕、泥裂等。说明陆源碎屑浊积岩的碎屑主要来自浅水环境、但却沉积在深水。
（2）垂向层序中鲍玛序列不一定完整（实际上大部分不完整）。海相、湖相浊积岩均如此、但递变层理仍为其最主要特点。
（3）粒度资料显示悬浮和递变悬浮沉积特点。
（4）有滑动-滑塌及沉积物液化的证据——包卷层理、滑塌构造和重荷模。
（5）有高密度流动的侵蚀痕——底面印模构造（沟槽、槽模等）。
（6）颜色深，反映深水缺氧沉积环境。
（7）单层薄（甚至只几个厘米），但在大面积上分布稳定。
（8）如有发育的浅水沉积构造，可从反面证实所观察的沉积层不会是浊流沉积。
二、非典型浊积岩相模式
（一）海底扇相模式
兹以沃克（1978）和诺马克（1978）所建立的海底扇相模式图（图23-13）说明如下（1）补给水道：补给水道或海底狭谷的主要作用是将砂砾泥组成的重力流沉积相输送
到深水环境中去，高密度重力流具有侵蚀下切作用，使水道或峡谷不断向海底延伸。
（2）内扇亚相。在地貌单元上这个相位于大陆斜坡根部的狭谷出口处。在斜坡脚地带，发育滑塌层和紊乱层的泥石流、碎屑流沉积物，在水道向下延伸方向上，依次出现泥石流、碎屑流沉积（紊乱砾岩层、反粒序至正粒序砾岩、有层理砾岩等）。在水道堤或阶地外缘，由于漫溢作用可形成不同序次的典型浊积岩。
沉积物分布严格受地形的控制，特别是砾岩更严格地受水道的限制。水道宽度和深度因地而异，其深度可达100～150m ，宽度有2～3km 。由于水道的迁移和加积作用可使砂砾质浊积
图23-13 海底扇相模式，表示有关的亚相、微相、扇地形和沉积环境
（据沃克，1978）
（3）中扇亚相。位于内部扇以外和外部扇以内，常呈叠覆舌状体，突出的地貌特征是辫状分支水道发育。在辫状分支沟道里，以卵石质砂岩（或含砾砂岩）和块状砂岩为主，有时见颗粒流和液化流沉积。在辫状分支沟道间以不同序次典型浊积岩分布的特征。
辫状水道一般宽300M ～400m ，深一般不超过10m 。由于扇表面辫状水道的迁移和加积作用，可使颗粒流沉积的卵石质砂岩和块状砂岩连续出现，从而形成孔隙度和渗透率都非常好的优质厚层油气储集层。中扇无沟道部分以漫溢沉积的B 一E 、C-E 序列典型浊积岩为特征。
(4)外扇亚相，外扇亚相与中扇无水道部分相接，地形平坦，基本无水道，沉积物分布宽阔而层薄。典型沉积是C-E 序列和B 一E 序列的末梢相典型浊积岩和深水泥页岩。
（5）深海平原相 深海平原沉积环境以具有填
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平低洼但不爬高的低密度底流沉积为特点，故除局部地区因填平有所加厚外，在深海平原广阔面积上以远积典型浊积岩为特征。其厚度是很稳定的，有的薄粉砂层可以侧向追踪几十至数百公里。
(6)深切扇，“扇叶”“深切”湖底扇“扇叶”表示形成的沟道，在底洼处形成小型“深切扇”，形成的沟道型浊积岩是一种与周缘沉积相反常的相类型，由于其包括在暗色泥页岩中，浊积岩体含油气潜力很大。
（7）海底扇推进式相层序。如图23一14所示，自下而上为变厚变粗相层序，如果扇的补
图23-14 海底扇的推进式相模式
（据沃克，1978）[10]
C-U 代表向上变厚和变粗的层序;F-U 代表向上变变薄变细的层；;C 、T 为典型浊积岩;M 、S 为块状砂岩;P 、
S 为含砾砂岩;CGL 为砾岩;DF 碎屑流;SL 为滑塌
二. 湖底扇相模式
研究结果表明，渤海湾地区下第三系有较发育的扇相浊积岩，其岩性岩相特征均可与沃克（1978、 1982）的海底扇相模式相对比。较好的实例，如东营凹陷南坡粱家楼沙三中缓岸湖底扇（图23一15a 、b ）和东濮凹陷白庙沙三段陡岸湖底扇(赵澄林，1984) 。其相模式和垂向层序均表现为推进式复合叠置的向上变厚变粗层序。有几个C-U 层序就大致反映了有几个“扇叶”的叠加，其特点是扇相砂体、砂砾岩体与深水泥页岩间互出现。每个”扇叶”平面呈扇形横剖面呈顶平底凸状，纵剖面或放射方向剖面呈楔状。从根部至扇缘岩相带为补给水道-上部扇（或内扇）一中部扇（或中扇）-外部扇(或扇缘)-盆地平原（可有深切水道）。相应的岩石类型为：颗粒支撑或杂基支撑的砾岩、有序或无序砂砾岩-卵石质砂岩或块状砂岩-典型浊积岩。其总的变化趋势是沟道浊积岩减少，典型浊积岩增加，这是一个连续的变化过
图23-15 东营凹陷纯梁地区沙三中湖底扇相模式及相层序（据赵澄林，1984）
a- 显示三个“扇叶”的叠加，并依次向湖内推进；显示三个不甚完整的相层序的叠加
三、槽相模式
1．海槽型重力流沉积相模式
海槽型浊流沉积早有报导，诸如美国中部阿巴拉契亚山脉中的奥陶统马丁斯堡组浊积岩、美洲西海岸科迪勒拉山边缘带不同时代的浊积岩。横贯欧亚洲的阿尔卑斯-喜马拉雅山脉的特提斯海不同时代的浊积岩等。较为明确并在油气勘探中取得良好效果的是美国文图拉盆地海槽浊积砂岩的研究成果（许靖华、1980），文图拉盆地上新统一更新统主要有四种岩石类型：
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表23-4 渤海湾地区下第三系沙四-沙三段湖底扇浊积岩相带的沉积作用及相组合特征
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泥岩相、砾岩相、递变砂岩相、薄层砂岩相。它们分别形成于盆地斜坡、海底峡谷或扇、海槽，盆地侧翼或陆隆环境中。作者特别强调，海槽递变砂岩相形成于海底狭谷或海底扇浊流的拐弯，是沿盆地长轴纵向搬运、沉积造成的。
最令人信服的实例是海因和沃克（Hein and walker l982）所确定的加拿大魁北克寒武一奥陶系Cap 一Enrage 组中的具阶他的辫状海底水道砾质沉积。它由厚约270m 的卵石砂岩和块状砂岩组成，恢复后的水道深约300m 、宽约10km ，水道沿平行大陆斜坡脚的凹槽方向延伸
图23-16 加拿大魁北克Cap-Enrage 组海槽型重力流沉积相模式
（据海因和沃克，1982）
①-⑧-八个岩相类型；LA-海槽侧向加积；MC-主水道；MT-边缘阶地；
图23-17
加拿大魁北克Cap-Enrage 组海槽重力流沉积相层序（据海因和沃克，1982）
图23-18 东濮凹陷西部胡7-18井重力流水道沉积相层序
图23-19 东濮凹陷西部重力流水道沉积相模式
（据赵澄林等，1988）
其中有八种岩相类型：l 一粗砾岩，2一具粒序层理的细砾岩和卵石质砂岩，3一显粒序的细砾岩和卵石质砂岩，4-粒序细砾岩、卵石质砂岩和具液体溢出的砂岩，5-非粒序交错层细砾岩、卵石质砂岩和砂岩，6-缺少构造的卵石质砂岩和砂岩，7-砂和粉砂质浊积岩。8-深水页岩。他们又将八种岩相类型归纳为粗粒沟道、叠覆冲刷粗砂岩和非沟道沉积的三种相组合。图23一17a 指示由于水道侧向加积形成主沟道和次要沟过的叠加作用，以向上变薄变细层序为主；图21一17b 指示了水道迁移到阶地上，形成向上变厚变粗的层序。依此类推，由于构造因素导致水道迁移，充填乃致废弃，从而分别形成变厚变粗和变簿变细等复杂层序类型
自70年代初期陆续出现对我国东部一些中、新生代断陷湖盆中槽状浊积砂体的报导。如在辽河凹陷早第三纪的西斜坡上，在边界大断层不远有一条与之平行但倾向相对的一条断层，二者构成狭长的断槽，岸上洪水重力流到此后不能向西扩张，而是沿断槽南北流动。断崖上可能有多个沉积物重力流供给点，形成的沉积物呈狭长条带状沿边界断层分布，岩性具有递变构造的杂乱砂泥砾混杂沉积（吴崇筠，1986）形成非典型沟道浊积岩相。类似的例子，如东濮凹陷下第三系西部斜坡带沙三段拐弯重力流水道沉积（姜在兴等，1988）和沿中央隆起
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带西侧断槽中分布的轴向重力流水道沉积（赵澄林等， 1988）。这种水道型浊积岩的基本特征是：
（1）相标志：暗色泥岩、页岩中央有卵石质砂岩、块状沙岩、颗粒支撑砾岩杂基支撑砂砾岩。滑塌变形构造十分发育，有时也见典型浊积岩。暗色泥页岩中普见深水介形虫化石和古网状迹和网状迹等遗迹化石。砂岩的粒度慨率图和C-M 图均表现以递变悬浮和悬浮总体沉积为主。
（2）相层序：以向上变厚变粗层序为最发育，反映重力流的逐渐加强和多次事件的叠加，有时是由于水道迁移所致（图23-18）。
(3)相模式：湖槽型的重力流沉积可划分为水道和漫溢两个亚相。前者又可划分为水道轴和点坝两个微相。后者又可划分为近漫溢和远漫溢两个微相。水道亚相以卵石质砂岩、块状砂岩、平行层理砂岩沉积为特征，漫溢微相以典型浊积岩沉积为特征，参看图23一19。
(4)石油地质意义：槽状或沟道型浊积岩体在平面呈不均一带状、剖面呈透镜状分布的砂砾岩体，可能成为有利的含油气储集体。例如东濮凹陷西部的胡状集油田和中央隆起带的文东气田、桥口气田均为重力流水道浊积岩储油和储气，油气的有利储集层受沟道浊积岩的岩性和岩相的控制。
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