康 遜，靳 軍，胡文瑄，楊 召，曹 劍，吳海光（.南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京0046；.中國石油新疆油田分公司實(shí)驗(yàn)檢測研究院，新疆克拉瑪依834000）

重力流研究評述及瑪湖斜坡區(qū)百口泉組重力流類型

康 遜1，靳 軍2，胡文瑄1，楊 召2，曹 劍1，吳海光1
（1.南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京210046；2.中國石油新疆油田分公司實(shí)驗(yàn)檢測研究院，新疆克拉瑪依834000）

對國內(nèi)外重力流研究的歷程及現(xiàn)狀，重力流形成的觸發(fā)機(jī)制、沉積過程、發(fā)育序列等進(jìn)行了綜述，并重點(diǎn)分析了重力流劃分模式、鑒定特征，以及在砂礫巖組合中可能發(fā)育的重力流類型。在此基礎(chǔ)上，對準(zhǔn)噶爾盆地瑪湖斜坡區(qū)百口泉組砂礫巖發(fā)育特征及沉積組構(gòu)進(jìn)行了系統(tǒng)分析，認(rèn)為主要發(fā)育泥石流、顆粒流、濁流、洪泛泥流和砂質(zhì)碎屑流等5種重力流類型，結(jié)合典型鉆孔巖性，總結(jié)出各類重力流鑒別標(biāo)志，并建立了對應(yīng)的沉積序列模式。

準(zhǔn)噶爾盆地；瑪湖斜坡區(qū)；百口泉組；重力流類型；沉積序列；砂礫巖儲集層

準(zhǔn)噶爾盆地瑪湖斜坡區(qū)下三疊統(tǒng)百口泉組取得重大油氣勘探突破，在瑪湖凹陷西斜坡、瑪南和瑪北部分地區(qū)（圖1）均有穩(wěn)定工業(yè)油流發(fā)現(xiàn)，顯示出大面積成藏特點(diǎn)。百口泉組為一套砂礫巖組合，初步研究認(rèn)為，在瑪湖斜坡區(qū)該套砂礫巖主要為重力流沉積產(chǎn)物，但目前在對其重力流沉積的類型和成因機(jī)制上認(rèn)識存在分歧，對其分布規(guī)律還不清楚，制約了瑪湖斜坡區(qū)百口泉組油氣勘探。

重力流研究起源于對濁流成因的認(rèn)識。20世紀(jì)50年代開始，前人逐漸認(rèn)識到濁流是受重力勢能驅(qū)動的重力流[1-2]。半個多世紀(jì)以來，隨著對重力流流體性質(zhì)、沉積特征等研究的深入，前人在重力流的觸發(fā)機(jī)制、流體性質(zhì)、沉積序列等方面取得了諸多共識，提出了不同的重力流類型劃分模式，并將其劃分為碎屑流、顆粒流、濁流和砂質(zhì)碎屑流等多種類型[3-4]。

圖1 研究區(qū)構(gòu)造位置

然而，由于諸多重力流概念模式間存在差異，造成目前重力流、濁流、碎屑流等基本術(shù)語混淆不清[5-6]，難以有效應(yīng)用。本文在對重力流起源和研究歷程簡要回顧的基礎(chǔ)上，厘清了不同模式重力流劃分依據(jù)和關(guān)鍵術(shù)語及其之間的關(guān)系，結(jié)合巖心精細(xì)描述，闡明了瑪湖斜坡區(qū)百口泉組砂礫巖儲集層中重力流的成因類型及沉積特征。

1 重力流研究歷程

1.1 重力流概念的提出

作為重力流萌芽的濁流概念起源于對復(fù)理石的深入研究。由Studer于1827年引入的復(fù)理石被地質(zhì)學(xué)家用來定義砂巖與泥頁巖頻繁交互的地層單元[7]。當(dāng)時被認(rèn)為與地殼構(gòu)造的頻繁升降作用有關(guān)，即認(rèn)為是海平面大幅度升降變化的沉積記錄。但是，復(fù)理石發(fā)育的交錯層理、粒序變化等大量沉積構(gòu)造，難以用單純的構(gòu)造波動來解釋。對于這些問題，文獻(xiàn)［7］認(rèn)為，較大型交錯層理是在地表或淺水中的流水層理，而粒序?qū)永硎怯珊[誘發(fā)的深水沉積，二者在砂巖中幾乎不會同時出現(xiàn)。文獻(xiàn)［8］提出水下高密度流體侵蝕能力很強(qiáng)，向下坡運(yùn)動時導(dǎo)致水下峽谷的形成，最終在海底分散沉積下來，并形成對應(yīng)的沉積構(gòu)造。文獻(xiàn)［9］用水槽試驗(yàn)驗(yàn)證了文獻(xiàn)［8］的這一假說。文獻(xiàn)［10］首次提出用濁流這一術(shù)語來表示攜帶大量懸浮物質(zhì)的密度流。

20世紀(jì)40至50年代，通過大量野外露頭觀察和水槽試驗(yàn)，對濁流的認(rèn)識有了巨大進(jìn)展，Kuenen和Migliorini在1948年于倫敦舉行的第18屆世界地質(zhì)大會上的偶遇，開啟了沉積學(xué)的一次革命[11]。他們聯(lián)名在1950年發(fā)表了“濁流是遞變層理的成因”一文，以解釋深海粒序砂巖的成因，開創(chuàng)性地提出了濁流（tur?bidity current）的概念，指出濁流是受斜坡非穩(wěn)定事件誘發(fā)攜帶淺海已沉積砂并向下坡運(yùn)動，因自身密度過高造成沉積物負(fù)載的、在深海環(huán)境重新沉積的流體[1]。他們認(rèn)為意大利北亞平寧的漸新統(tǒng)和中新統(tǒng)砂巖、頁巖和鈣質(zhì)層頻繁互層的復(fù)理石為濁流沉積物。這些在當(dāng)時新穎獨(dú)特的見解，突破了傳統(tǒng)的機(jī)械沉積分異學(xué)說，標(biāo)志著濁流理論的正式提出。后來，文獻(xiàn)［2］將濁流沉積物定名為濁積巖（turbidites），該名詞成為深海再沉積粒序砂巖層的同義詞，而現(xiàn)在所用的濁積巖已遠(yuǎn)遠(yuǎn)超出砂質(zhì)復(fù)理石的范疇[11]。20世紀(jì)50至60年代初，Kuenen和他的學(xué)生組成的“荷蘭學(xué)派”通過大量野外露頭觀測和水槽試驗(yàn)，關(guān)注于濁積巖的沉積構(gòu)造、古流向測量和層理樣式，建立了一個全新的沉積學(xué)分支。

1.2 重力流研究的發(fā)展

20世紀(jì)60年代初至80年代中期，是重力流研究的發(fā)展階段。1962年，Kuenen的學(xué)生Bouma系統(tǒng)總結(jié)了法國東南部阿爾卑斯山Maritime地區(qū)始新統(tǒng)—漸新統(tǒng)阿諾（Annot）砂巖和部分北亞平寧濁積巖，發(fā)現(xiàn)濁流沉積形成的濁積巖具有特征的層序，建立了鮑馬序列[12]。鮑馬序列在當(dāng)時幾乎成為濁積巖的代名詞和標(biāo)準(zhǔn)序列。具有鮑馬序列的濁積巖常稱為經(jīng)典濁積巖，是一次濁積事件的完整記錄。完整的鮑馬序列自下而上可分為5段（分別為Ta段、Tb段、Tc段、Td段和Te段），隨水流向下，下部層段逐漸缺失。隨著海洋、湖泊深水沉積研究的深入，特別是現(xiàn)代沉積、野外露頭、水槽試驗(yàn)等大量資料的取得，前人認(rèn)識到，該序列對深水砂巖中的底痕、滑塌濁積巖以及Ta段沉積的動力學(xué)機(jī)制等，無法給出令人滿意的答案[13-14]。因此，諸多學(xué)者嘗試從流體動力機(jī)制方面來分析重力流成因、類型等關(guān)鍵問題，文獻(xiàn)［3］首次提出了沉積物重力流的概念，并依據(jù)顆粒支撐方式將其分為4類，而文獻(xiàn)［15］和文獻(xiàn)［16］從流變學(xué)上解釋了鮑馬序列的成因。這段時期濁積理論在相分析上有了顯著進(jìn)展。依據(jù)現(xiàn)代環(huán)境和沉積系統(tǒng)的大量數(shù)據(jù)，濁積扇模式逐漸被引入和廣泛討論。文獻(xiàn)［17］和文獻(xiàn)［18］通過對大陸邊緣盆地和深海小型扇體的細(xì)致分析建立了現(xiàn)代深海扇模式。文獻(xiàn)［19］和文獻(xiàn)［20］依據(jù)大量古代濁積巖充填盆地野外露頭資料，建立了包括河道、內(nèi)扇、中扇和外扇等要素的深海相模式，強(qiáng)調(diào)了水下分流河道和向前推進(jìn)的外扇砂巖朵葉體的重要性。

1.3 重力流研究的深化

20世紀(jì)80年代末至今，是重力流研究的拓展應(yīng)用階段。隨著墨西哥灣、巴西、北海和西非油氣勘探的重大發(fā)現(xiàn)，以及三維高分辨率地震等資料的支撐，重力流理論認(rèn)識與地震層序地層的結(jié)合越來越緊密[21-24]。依據(jù)野外露頭建立的濁積扇等相模式，結(jié)合地震資料刻畫濁積巖體系時的準(zhǔn)確程度，不僅是層序地層研究者和油氣勘探人員密切關(guān)注的問題，也是重力流研究者關(guān)注的重點(diǎn)。在實(shí)際應(yīng)用中，現(xiàn)代與古代、現(xiàn)代與現(xiàn)代、古代與古代重力流沉積體系對比時，相模式的諸多問題顯現(xiàn)了出來[25-27]。Bouma在1982年的第一屆水下扇會議中提出，在應(yīng)用相模式對比現(xiàn)代和古代濁流沉積時必須十分小心[27]。不同的資料、地質(zhì)背景、尺度問題及混亂的術(shù)語等，極大降低了利用相模式解釋古代沉積的可靠程度[7]。研究者已經(jīng)認(rèn)識到：就海底地形、沉積作用、幾何形態(tài)和堆積方式而言，深水系統(tǒng)是極其復(fù)雜的，沒有一個單一的沉積相模式可以解釋在復(fù)雜深水環(huán)境下的所有變化[28]。著名沉積學(xué)家Mutti曾于2009年特別強(qiáng)調(diào)：在許多復(fù)雜因素未充分考慮的情況下，不要受已有沉積相模式的誤導(dǎo)，并且這些因素在不同重力流沉積階段還是隨著時間變化的[11]。不同盆地內(nèi)重力流沉積體系差異巨大，不僅受盆地原型控制，并且受沉積物供給、沉積物搬運(yùn)距離、構(gòu)造抬升和氣候影響顯著；另外，不只是重力流，還有其他沉積體系，在沉積盆地中也呈扇形展布。物源區(qū)構(gòu)造抬升和盆地基底沉降對沉積盆地中重力流沉積體系的影響程度，要遠(yuǎn)超過海平面升降和構(gòu)造沉降對淺海—陸棚邊緣沉積的影響程度，把層序地層學(xué)理論應(yīng)用于重力流沉積研究，真正成功的實(shí)例并不多見[29]?？梢娭亓α骼碚摵蛻?yīng)用出現(xiàn)了明顯的分化。但隨著地球物理資料、深水調(diào)查等方面的進(jìn)步，石油工業(yè)依然參考重力流相關(guān)理論獲得了許多油氣發(fā)現(xiàn)，同時也在不斷促進(jìn)著重力流理論的發(fā)展。

進(jìn)入21世紀(jì)以來，隨著地震分辨率顯著提高，我國重力流研究逐漸側(cè)重于深水沉積層序地層學(xué)以及海底現(xiàn)代重力流過程實(shí)際監(jiān)測等[30-31]，而許多學(xué)者感興趣的是作為油氣儲集層的濁積砂體的預(yù)測，并在鄂爾多斯盆地[32]、珠江口盆地[33]和渤海灣盆地東營凹陷[34]、南堡凹陷[35]、深水沉積區(qū)的油氣勘探均取得重要突破。目前，重力流研究，特別是濁流研究，已經(jīng)成為我國沉積學(xué)、海洋地質(zhì)學(xué)一個非常重要的研究領(lǐng)域。

2 重力流類型與沉積特征

2.1 重力流類型劃分方案

文獻(xiàn)［3］認(rèn)識到與濁流相關(guān)的深水沉積物序列及其沉積過程的復(fù)雜性，提出了沉積物重力流的概念，并指出濁流僅是重力流的一種類型。依據(jù)沉積物主要支撐方式，把重力流分為4種基本成因類型：①濁流（turbidity current），其中沉積物主要受湍流中上升部分支撐，并攜帶大量呈懸浮狀態(tài)泥沙的較高密度底流，一般呈涌浪式沿斜坡或峽谷運(yùn)動前進(jìn)；②液化流（fluidized sediment flow），沉積物主要受已沉積顆粒間溢出水的上升支撐，以沉積層中部溢出水產(chǎn)生的碟狀構(gòu)造為特征；③顆粒流（grain flow），其中沉積物主要受顆粒碰撞和顆粒臨近時流體所產(chǎn)生的分散壓力支撐；④碎屑流（debris flow），其中較大顆粒受具有一定屈服強(qiáng)度的基質(zhì)支撐，基質(zhì)由水和較細(xì)的沉積物組成[3]。強(qiáng)調(diào)了水下重力流中沉積物顆粒一般由多種機(jī)制支撐，并且在搬運(yùn)過程中不同類型重力流是可以相互轉(zhuǎn)化的。

文獻(xiàn)［15］和文獻(xiàn)［16］以沉積過程為導(dǎo)向來劃分重力流。在解釋粗砂至細(xì)礫的逆粒序重力流沉積及鮑馬序列Ta段沉積成因時，提出了低密度濁流（low-den?sity turbidity current）和高密度濁流（high-density tur?bidity current）的概念，根據(jù)流體的流變特征和顆粒支撐機(jī)制，將沉積物重力流分為4種：濁流（turbidity cur?rent）、液化流（liquefied flow）、顆粒流（grain flow）和黏結(jié)性碎屑流（cohesive debris flow）或泥流（mudflow）。文獻(xiàn)［16］還認(rèn)為，高密度濁流由黏土—中砂、粗砂—較小細(xì)礫、細(xì)礫—中礫3個粒度區(qū)間組成，對應(yīng)于懸浮沉積、牽引毯沉積和牽引沉積3個階段，鮑馬序列的Ta段為高密度濁流懸浮沉積階段的產(chǎn)物。

20世紀(jì)90年代，以大量的水槽試驗(yàn)測試數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，更多流體力學(xué)的概念和描述方法應(yīng)用于重力流研究中，對重力流本質(zhì)屬性的認(rèn)識有了實(shí)質(zhì)性進(jìn)展，并給出了劃分重力流類型的量化標(biāo)準(zhǔn)。文獻(xiàn)［36］和文獻(xiàn)［37］指出，利用達(dá)西系數(shù)、雷諾數(shù)和摩擦系數(shù)等6個無量綱的參數(shù)，在地面劃分黏性碎屑流與顆粒流是可實(shí)現(xiàn)的，這些參數(shù)最終受重力流流體的濃度、密度、黏度等關(guān)鍵參數(shù)的控制。在分析諸多參數(shù)的基礎(chǔ)上，文獻(xiàn)［38］綜合考慮流體物理屬性、流動過程和顆粒支撐機(jī)制，將重力流劃分為黏結(jié)性密度流（cohe?sive density flow）和摩擦性密度流（frictional density flow）2大類。黏結(jié)性密度流可再劃分為碎屑流（泥石流）和泥流；摩擦性密度流（或非黏結(jié)性密度流）可分為超高密度流（hyperconcentrated density flow）、高密度流（concentrated density flow）和濁流（圖2），濁流依據(jù)流動持續(xù)時間又可分為涌浪式濁流（surge-like turbidity flow）和準(zhǔn)穩(wěn)態(tài)濁流（quasi-steady turbidity flow）[38]。應(yīng)用這些參數(shù)，在實(shí)驗(yàn)室中識別重力流類型是可行的。然而，在野外露頭觀察和巖心描述中，很難知道重力流的流體速度、流體濃度、流體黏度等關(guān)鍵參數(shù)，導(dǎo)致這些參數(shù)的應(yīng)用受限。因此，確定不同重力流流體特征、沉積過程及沉積物鑒別標(biāo)志，是劃分重力流類型的關(guān)鍵。

2.2 黏結(jié)性密度流

黏結(jié)性密度流是沉積物主要由黏土和水結(jié)合物引起的基質(zhì)強(qiáng)度支撐的沉積物重力流，為呈塑性的層狀流體，可再劃分為碎屑流（泥石流）和泥流[38-39]。浮力和顆粒間孔隙壓力也對黏結(jié)性流體顆粒支撐起一定作用。泥石流中所搬運(yùn)沉積物體積分?jǐn)?shù)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（約5%）表現(xiàn)出黏結(jié)性流體特征[38]。水下泥石流自下而上可分為3段，即底部的層流段，中間的筏流段和頂部經(jīng)不斷稀釋后產(chǎn)生的減弱流體段，而水上泥石流因減弱流體段缺失，速率分布只有2段（圖2，圖3）。泥石流筏流段的產(chǎn)生是由于沉積物具有屈服強(qiáng)度，必須要具有剛性筏流段這樣厚度的沉積物，才能在其底面沿底床方向產(chǎn)生等于或大于屈服強(qiáng)度的重力分量，使其下的沉積物產(chǎn)生黏性流動（層流流動段）。剛性筏即如同木筏一樣在層流段之上整體運(yùn)動[39-40]。因自身滲透性差和基質(zhì)較強(qiáng)的黏結(jié)能力，泥石流在搬運(yùn)過程中頭部常產(chǎn)生滑水作用[41]，對下伏沉積物侵蝕較弱，而在自身重力作用下，中部和尾部沿底床方向剪切侵蝕能力強(qiáng)，常在底部卷入下伏沉積物，形成水平或近水平撕裂泥片，進(jìn)而導(dǎo)致底部層流段呈逆粒序（圖3）。卷入泥片的分散程度也顯著影響著泥石流的流體性質(zhì)。泥石流已知能夠搬運(yùn)上百公里；最終整體固結(jié)沉積下來[38，41-43]。泥石流沉積物大小混雜，分選差，基質(zhì)中泥質(zhì)含量較高（一般大于10%）；整體為塊狀構(gòu)造；底部可見卷入的撕裂泥片，并常呈逆粒序。泥流是黏土礦物和水結(jié)合后，形成具有塑性的漿體后搬運(yùn)的，以洪泛泥流最為常見。它既具有支撐軟沉積物碎屑的強(qiáng)度，又表現(xiàn)出強(qiáng)度很低，允許密度比它大的砂顆粒、砂質(zhì)軟沉積物和細(xì)礫碎屑沉降；同時顯示出至少在最后階段呈層狀流動[39]。因搬運(yùn)較粗顆粒的能力有限，泥流沉積物中含有體積分?jǐn)?shù)小于5%的細(xì)礫，砂泥比小于1.

圖2 依據(jù)流體性質(zhì)、沉積過程和沉積特征的重力流劃分模式（援引自文獻(xiàn)［38］，有修改）

圖3 泥石流速率梯度與剪應(yīng)力關(guān)系（a）及典型巖心照片（b）

2.3 非黏結(jié)性密度流

摩擦性流體包括超高密度流（hyperconcentrated density flow）、高密度流（concentrated density flow）和濁流[38]。超高密度流具有很高的沉積物體積分?jǐn)?shù)（大于25%），包括了顆粒流、砂質(zhì)或細(xì)礫質(zhì)滑塌（sandorgrav?elly avalanches）、砂質(zhì)碎屑流（sandy debris flow）等[38]，其中顆粒流和砂質(zhì)碎屑流較為常見。顆粒流可在粗粉砂、砂至細(xì)礫范圍內(nèi)出現(xiàn)，依據(jù)巖性可進(jìn)一步分為細(xì)礫質(zhì)顆粒流和砂質(zhì)顆粒流。細(xì)礫質(zhì)顆粒流又稱為細(xì)礫質(zhì)密度流[44]，細(xì)礫（2~5 mm為主）含量大于50%，基質(zhì)（包括砂和泥）泥質(zhì)含量小于8%，甚至更低，顆粒支撐機(jī)制主要為顆粒支撐。顆粒流對下伏沉積物侵蝕能力較強(qiáng)，底部發(fā)育沖刷面或沖刷槽；在搬運(yùn)過程中，上部產(chǎn)生泥質(zhì)和粉砂組成的低密度濁流。顆粒流最終在較低坡度因重力分量小于顆粒間摩擦阻力而固結(jié)沉積下來。沉積物厚度與顆粒流最終搬運(yùn)時期的厚度一致[37，45]。顆粒流沉積整體為塊狀構(gòu)造，上部也常見正粒序；粗粉砂至砂質(zhì)顆粒流常發(fā)育泄水構(gòu)造[38]；局部見卷入的撕裂泥片，頂部常發(fā)育薄層較細(xì)顆粒懸浮沉積物。

文獻(xiàn)［4］和文獻(xiàn)［44］在關(guān)于鮑馬序列成因、高密度濁流流體性質(zhì)的討論中，提到砂質(zhì)碎屑流的概念，認(rèn)同濁流僅限于湍流起主要支撐作用的流體流（flu?idal flow），而高密度濁流為砂質(zhì)碎屑流（sandy debris flow），并認(rèn)為鮑馬序列的Tb段和Ta段均為砂質(zhì)碎屑流沉積。進(jìn)而前人指出，砂質(zhì)碎屑流或砂質(zhì)密度流為河口已沉積砂體在地震、洪水等因素作用下再次搬運(yùn)形成，沉積物體積分?jǐn)?shù)一般為9%~25%，基質(zhì)中泥質(zhì)含量6%~14%[4，27]。砂質(zhì)碎屑流代表了由黏結(jié)性碎屑流到非黏結(jié)性碎屑流的連續(xù)過程，通常為具黏性的層流，頂部有或無攜帶懸浮物質(zhì)；其顆粒支撐機(jī)制包括基質(zhì)支撐、碰撞分散壓力支撐和浮力支撐；具有中等至高的流體濃度等，基質(zhì)中泥質(zhì)含量低至中等，顆粒濃度與泥質(zhì)含量隨著粒徑大小和組分的變化而變化；砂質(zhì)碎屑流在較細(xì)粒砂巖中常見，對底部侵蝕能力強(qiáng)，常卷入下伏已沉積底質(zhì)，故砂質(zhì)中常見剪切變形的泥片碎屑；砂質(zhì)碎屑流最終以整體固結(jié)形式沉積下來。沉積物整體為塊狀構(gòu)造（圖4），底部可出現(xiàn)反粒序；砂質(zhì)碎屑流沉積體呈透鏡狀或不規(guī)則狀，在頂部和橫向不規(guī)則尖滅[4，28，41，46]。

圖4 濁積砂巖與砂質(zhì)碎屑流沉積塊狀砂巖野外露頭對比（援引自文獻(xiàn)［47］）

高密度流（concentrated density flow）為超高密度流經(jīng)不斷稀釋后形成的過渡性流體（圖2），所搬運(yùn)沉積物體積分?jǐn)?shù)為9%~25%，小于超高密度流對應(yīng)值；顆粒碰撞產(chǎn)生的分散壓力為主要顆粒支撐機(jī)制[38]。高密度流上部已形成湍流，表現(xiàn)出牛頓流體特征；所搬運(yùn)顆粒發(fā)生明顯的沉積分異；在流動中不斷稀釋，不能產(chǎn)生“打水漂”現(xiàn)象，對下伏已沉積底質(zhì)侵蝕強(qiáng)[38]。高密度流沉積具正粒序（特別是在上部），可發(fā)育平行層理、交錯層理等沉積構(gòu)造，底部見明顯的侵蝕特征，整體為表現(xiàn)為Lowe序列模式[16]。高密度流以較高的沉積物體積分?jǐn)?shù)和搬運(yùn)物中含細(xì)礫等較粗顆粒組分區(qū)別于濁流。

濁流是顆粒間湍流為主要支撐機(jī)制的重力流，沉積物體積分?jǐn)?shù)小于9%，依據(jù)沉積過程可分為猝發(fā)性的涌浪式濁流（surge-like turbidity flow）和持續(xù)性的準(zhǔn)穩(wěn)態(tài)濁流（quasi-steady turbidity flow）[38]。涌浪式濁流持續(xù)時間較短，一般為幾個小時[38，48]，可有高密度重力流對下伏底質(zhì)侵蝕誘發(fā)形成，也可有其他高密度重力流（如顆粒流）上部懸浮物轉(zhuǎn)化形成。搬運(yùn)過程中基本無流體稀釋和外界物質(zhì)混入，流體形態(tài)可分為頭部、頸部、中部和尾部明顯的四部分[3]，整個搬運(yùn)過程流體形態(tài)變化不大，但流動速率在不斷減?。▓D2）。流體中沉積物粒徑一般不超過粗砂，顆粒由湍流向上分量支撐而呈懸浮狀態(tài)，最終逐層沉積下來形成完整的鮑馬序列。由于流體規(guī)模較小且持續(xù)時間短，單期次涌浪式濁流沉積厚度薄，但常以多期次疊置發(fā)育為特點(diǎn)。而持續(xù)性濁流常在河流向盆地供給的河口處由洪水誘發(fā)形成，以較長時間的供給和搬運(yùn)為特點(diǎn)，可持續(xù)幾天至數(shù)周[48]，也常稱為異重流（hyperpycnal flow）[38]。由于流體展布范圍較長和持續(xù)時間長，頭部形態(tài)基本可忽略，在搬運(yùn)過程中較粗顆粒逐漸沉淀在流體下部，并對下伏底質(zhì)有一定侵蝕能力，可在底部形成向上變粗的薄層逆粒序（圖2）。流體下部沉積后整體呈塊狀（鮑馬序列Ta段），而流體上部由于繼續(xù)搬運(yùn)形成爬升交錯層理和水平層理，并向上變細(xì)逐層沉積下來（圖4）。文獻(xiàn)［46］指出了對于濁流及其沉積物的諸多誤解，目前這些誤解在國內(nèi)依然很流行，需引起重視。關(guān)于濁流沉積需強(qiáng)調(diào)的是：①濁流是湍流起主要支撐作用的重力流；②濁積巖是濁流獨(dú)有的沉積物；③濁流可在很寬的速率范圍內(nèi)流動；④砂質(zhì)成分為主的高密度流是砂質(zhì)碎屑流；⑤泥漿流是碎屑流；⑥底模構(gòu)造只能指示水流侵蝕作用的發(fā)生并不包括沉積作用；⑦正粒序是單一沉積事件產(chǎn)物；⑧交錯層理是底流牽引沉積的產(chǎn)物；⑨濁積扇顯示了黏性流和底流復(fù)合沉積成因的復(fù)雜性，不可作為預(yù)測濁流沉積的可靠工具；⑩單期次的濁流沉積只有幾厘米到幾十厘米厚，不能用地震資料來預(yù)測[40]。

2.4 重力流演變與分布

文獻(xiàn)［7］和文獻(xiàn)［11］對前陸盆地中重力流類型與分布進(jìn)行了細(xì)致研究，并分析了各重力流類型對應(yīng)巖性，認(rèn)為重力流可劃分為密度流（density flow）和濁流（turbidity current）2大類，密度流又可細(xì)分為細(xì)礫質(zhì)密度流（gravelly density flow）和砂質(zhì)密度流（sandy density flow）[7，11]。這里的密度流具有了黏性流體特征，為非牛頓流體，包含了以往提到的碎屑流（debris flow）、砂質(zhì)碎屑流（sandy debris flow）、高密度濁流（high-densi?ty turbidity current）、超高濃度流（hyperconcentrated flow）、細(xì)礫流（granular flow）和塊體流（slide flow）。密度流（density flow）在向下坡搬運(yùn)過程中粗粒組分不斷沉積，最終演變?yōu)闈崃鳎╰urbidity current）。

前陸盆地母源流體是無序的中礫、細(xì)礫和粗砂的混合物，并懸浮于砂泥質(zhì)雜基中，通常為泥石流沉積（圖5中F2相）。在盆地斜坡處同樣常見的是顆粒支撐細(xì)礫質(zhì)密度流，最終因摩擦阻滯而固結(jié)沉積（圖5中F3相），沉積體常表現(xiàn)為上凸透鏡狀，最終呈朵葉體展布，并且這些透鏡體常含對下伏底質(zhì)侵蝕而來的泥片。細(xì)礫質(zhì)密度流之上的砂質(zhì)密度流繼續(xù)向盆地深處搬運(yùn)，其搬運(yùn)距離取決于產(chǎn)生和保持自身超孔隙壓力的能力。砂質(zhì)密度流類似于Lowe所提的高密度濁流或Shanmugam所提的砂質(zhì)碎屑流（圖5中F4相），也包括了Kneller提到的持續(xù)性高密度濁流產(chǎn)生的厚層塊狀砂巖[49]。塊狀砂巖（圖5中F4相）之上常為薄層中、粗砂巖，向上變細(xì)變薄發(fā)育，平行層理（圖5中F5相）。再向盆地深部則只有濁流殘余，隨著流體動力條件的減弱Ta段優(yōu)先呈塊狀沉積下來（圖5中F6相），之后殘余流體逐層沉積下來（圖5中F7相）。同時，文獻(xiàn)［7］依據(jù)相對比和劃分的思路將前陸盆地沿長軸方向重力流沉積物分為4大類，分別對應(yīng)于明顯不同的粒度范圍：巨礫至小粒徑碎屑、小中礫至粗砂、中砂至細(xì)砂和細(xì)砂至泥。與Shanmugam的濁流僅限于湍流流體的觀點(diǎn)有所不同，Mutti沿用了Kuenen定義的實(shí)質(zhì)，認(rèn)為成因上有聯(lián)系的重力流類型包含了由礫石至泥很寬的粒度范圍。這4類粒度組分分別由不同類型重力流搬運(yùn)，前兩種粒度組分在密度流中搬運(yùn)，第3種組分最初在密度流中搬運(yùn)，之后因混入懸浮負(fù)載轉(zhuǎn)變?yōu)樯细餐牧鳎?種組分是典型的由湍流懸浮負(fù)載的。第3和第4組分共同構(gòu)成了完整的鮑馬序列[7]。

圖5 前陸盆地中沿長軸方向重力流類型與演化過程示意（援引自文獻(xiàn)［7］）

2.5 重力流特征小結(jié)

由以上概述可知，重力流類型的術(shù)語應(yīng)用有諸多分歧，但共識是普遍的?；诹黧w性質(zhì)、顆粒支撐機(jī)制和流動過程等，重力流可分為碎屑流（包括泥石流和泥流）、濁流（包括涌浪式濁流和準(zhǔn)穩(wěn)態(tài)濁流）和特殊類型重力流（顆粒流、砂質(zhì)碎屑流、高密度流等）3大類（表1）。碎屑流為基質(zhì)強(qiáng)度和摩擦強(qiáng)度支撐的黏結(jié)性呈層狀流動的流體，最終整體固結(jié)沉積下來；而濁流是湍流起主要支撐機(jī)制呈流體狀態(tài)的流體，最終逐層沉積下來。已沉積細(xì)礫再次在洪水、地震等誘發(fā)因素下坍塌是典型的顆粒流沉積[48]。砂質(zhì)碎屑流或砂質(zhì)密度流在中細(xì)砂中常見，砂質(zhì)沉積物中雜基含量變化范圍較大，其最終以整體固結(jié)的形式沉積下來區(qū)別于高密度流。顆粒流和砂質(zhì)碎屑流均在特定的粒徑范圍內(nèi)分布，受巖性制約顯著。高密度流僅是顆粒流、砂質(zhì)碎屑流等超高密度流不斷稀釋而向濁流轉(zhuǎn)化過程中的過渡性流體。

表1 不同重力流類型及對應(yīng)的流體特征和沉積特征

3 瑪湖凹陷斜坡區(qū)百口泉組砂礫巖重力流類型

由重力流評述可知，不同類型重力流在流體濃度、黏結(jié)性、顆粒支撐機(jī)制、持續(xù)時間和流動過程上表現(xiàn)出差異。Mulder等人提出的多個劃分模式，從層狀的黏結(jié)性碎屑流到稀釋的低密度濁流，涵蓋了多種重力流類型及對應(yīng)沉積物[7，38，49，50-54]。然而多個劃分模式中關(guān)鍵術(shù)語的不同及分歧，造成了研究人員的諸多困惑。考慮前人對重力流流體性質(zhì)、顆粒支撐機(jī)制和流動過程的理論認(rèn)識，在對瑪湖凹陷斜坡區(qū)瑪18井、艾湖1井等13口重點(diǎn)取心井百口泉組巖石鑒定的基礎(chǔ)上，結(jié)合沉積特征，依據(jù)重力流沉積類型特點(diǎn)，對取心井進(jìn)行了沉積成因的精細(xì)解釋（圖6）。為方便砂礫巖沉積體系的描述和深入研究，筆者將百口泉組砂礫巖體系重力流總結(jié)為5種，即泥石流、顆粒流、濁流、洪泛泥流和砂質(zhì)碎屑流，并建立了各沉積類型的垂向序列模式（圖7）。

瑪湖凹陷斜坡區(qū)百口泉組5種重力流類型對應(yīng)的鑒別標(biāo)志如下。

圖6 瑪湖凹陷斜坡區(qū)百口泉組不同重力流類型沉積特征

（1）泥石流為黏結(jié)性碎屑流，可分為水上泥石流和水下泥石流。泥石流礫石大小混雜，砂含量變化范圍大，基質(zhì)中泥質(zhì)含量大于14%，可含分散分布的巨礫；整體為塊狀構(gòu)造，分選差。沉積厚度一般為0.15~5.00 m；底部常見卷入的撕裂泥片，并發(fā)育呈逆粒序的底部剪切段；頂部發(fā)育薄層含礫中、粗砂減弱流體沉積層，常因上覆沉積流體改造而缺失（圖7a）。

（2）（細(xì)礫質(zhì)）顆粒流沉積物巖性為砂質(zhì)細(xì)礫巖，細(xì)礫（粒徑以2~6 mm為主）含量大于50%，以基質(zhì)（包括砂和泥）泥質(zhì)含量低為特征；整體為塊狀構(gòu)造，底部常出現(xiàn)逆粒序，上部也可發(fā)育正粒序；沉積厚度一般為0.10~1.00 m；局部可見卷入的下伏已沉積泥質(zhì)碎片，頂部常發(fā)育薄層中、細(xì)砂至粉砂的懸浮物沉積層（圖7b）。

（3）濁流沉積物為泥至細(xì)、中砂，近底部可能含少量礫石，單一序列沉積厚度較薄，一般小于0.3 m，下砂上泥，表現(xiàn)出沉積動力逐漸減弱的特點(diǎn)（圖7c），常呈多期疊置產(chǎn)出。

圖7 瑪湖凹陷斜坡區(qū)百口泉組不同沉積成因類型沉積序列模式

（4）洪泛泥流洪泛泥流沉積細(xì)礫含量小于5%，砂泥比小于1∶1，主要巖性為棕色粉砂質(zhì)泥巖、棕色泥巖；整體可分為3段，下部為塊狀含細(xì)礫粉砂質(zhì)泥巖或泥巖，中部為顆粒分異的含細(xì)礫粉砂質(zhì)泥巖或泥巖，上部為塊狀泥巖；沉積厚度變化大，一般為1.00~ 5.00 m（圖7d）。

（5）砂質(zhì)碎屑流巖性主要為中、細(xì)砂巖，常見撕裂泥片或泥團(tuán)；整體呈塊狀，底部可有逆粒序，頂部可沉積少量懸浮泥質(zhì)；沉積體呈透鏡狀或不規(guī)則狀（圖7e）。砂質(zhì)碎屑流沉積塊狀砂巖以泥質(zhì)含量高區(qū)別于水下河道沉積砂巖，以沉積構(gòu)造不發(fā)育區(qū)別于濁流沉積。

瑪湖凹陷斜坡區(qū)百口泉組不同的巖石類型與特定的沉積微相對應(yīng)?；疑?、灰綠色含泥含砂中礫巖為水下泥石流沉積，砂質(zhì)細(xì)礫巖為顆粒流沉積，灰色、深灰色泥質(zhì)粉砂巖一般為濁流沉積，棕色粉砂質(zhì)、泥巖則為洪泛沉積，灰色、灰白色砂巖及含細(xì)礫砂巖為水下河道沉積。對比瑪18井等百口泉組取心段巖性組合和重力流沉積類型，百口泉組3個亞段中各亞段重力流類型與組合顯示出明顯差異。

使用任何重力流分類方案時，應(yīng)考慮到重力流沉積過程中流體類型轉(zhuǎn)換是普遍的。大量現(xiàn)代海底觀測、水槽試驗(yàn)、露頭及巖心觀察均表明，在一次事件中重力流的流體力學(xué)性質(zhì)在空間和時間上有很大的差異[41]。一種流體隨著流動距離和流動時間的增加，自身在不斷發(fā)生變化，而外部條件稍微改變更可以打破流體的平衡狀態(tài)[3，7，47]。隨著外部流體和上部懸浮物的不斷混入，呈黏性層狀流動的重力流可逐漸演化為較低密度的濁流，流體黏性整體呈減弱的趨勢；因侵蝕卷入的底部泥質(zhì)碎屑的分散，流體黏性整體不斷增強(qiáng)，非黏結(jié)性的細(xì)礫質(zhì)顆粒流等可轉(zhuǎn)變?yōu)轲そY(jié)性的層狀流體（碎屑流、泥流等）[7，47]。重力流的雙層結(jié)構(gòu)現(xiàn)象便是其相互轉(zhuǎn)化的典型實(shí)例。大多數(shù)攜帶粗粒組分的重力流沉積均可視為雙層流體[7]，即底部流動較快的超孔隙壓力、顆粒碰撞分散壓力等支撐的底流和上部較稀釋的濁流。雙層流體不僅可以形成沉積特征差異很大但成因上有聯(lián)系的相，并且水槽試驗(yàn)已表明，砂質(zhì)碎屑流頭部在向下坡搬運(yùn)時，可轉(zhuǎn)變?yōu)榈兔芏鹊臐崃鱗41]。

4 結(jié)論

（1）重力流研究以濁流概念的提出為革命性開端，其研究歷程可分為初期、發(fā)展和拓展應(yīng)用等3個主要階段。在近百年發(fā)展中，前人在重力流的流體性質(zhì)、沉積過程和發(fā)育序列等方面認(rèn)識不斷深化并取得諸多共識，重力流類型劃分及沉積機(jī)制得到不斷完善。

（2）重力流是受流體自身重力驅(qū)動的流體，與沉積物受水等介質(zhì)牽引作用搬運(yùn)的流體有本質(zhì)的區(qū)別。考慮流體性質(zhì)、顆粒支撐機(jī)制、流動過程和沉積特征，重力流劃分為黏結(jié)性流體和摩擦性流體兩大類。黏結(jié)性流體可再劃分為碎屑流（泥石流）和泥流；摩擦性流體可分為超高密度流、高密度流和濁流。超高密度流包含了顆粒流、砂質(zhì)碎屑流等多種類型重力流。

（3）碎屑流和濁流是重力流的兩個代表性端元，且在古代沉積與現(xiàn)代沉積事件中分布廣泛，但二者差異顯著。碎屑流（包括泥石流和泥流）為主要由基質(zhì)強(qiáng)度支撐的黏結(jié)性呈層狀流動的流體，一般具有含撕裂泥片的底部層流段和上部筏流段，最終因摩擦阻力整體固結(jié)沉積下來；而濁流是湍流起主要支撐的呈液體狀態(tài)的流體，最終逐層沉積下來。顆粒流和砂質(zhì)碎屑流（或砂質(zhì)密度流）為僅在某些巖性中才能形成的特殊類型重力流。

（4）結(jié)合瑪湖凹陷斜坡區(qū)百口泉組巖石學(xué)和沉積特征，砂礫巖沉積體系中重力流可分為5種基本類型，即濁流、顆粒流、砂質(zhì)碎屑流（或砂質(zhì)密度流）、泥石流和泥流。隨著搬運(yùn)距離和流動時間的增加，重力流自身不斷發(fā)生變化，導(dǎo)致流體類型不斷發(fā)生轉(zhuǎn)換。

（5）百口泉組不同重力流類型沉積特征差異顯著，并與不同巖石類型相對應(yīng)?；疑?、灰綠色含泥含砂中礫巖為水下泥石流沉積，灰色、灰黑色砂質(zhì)細(xì)礫巖為顆粒流沉積，灰色、深灰色泥質(zhì)粉砂巖一般為濁流沉積，棕色（粉砂質(zhì)）泥巖則為洪泛泥流沉積，灰色含定向分布撕裂泥片的中、粗砂巖為砂質(zhì)碎屑流沉積。

［1］Kuenen Ph H，Migliorini C I.Turbidity currents as a cause of grad?ed bedding［J］.The Journal of Geology，1950，58（2）：91-127.

［2］Kuenen Ph H.Sole markings of graded greywacke beds［J］.The Journal of Geology，1957，65（3）：231-258.

［3］Middleton G V，Hampton M A.Sediment gravity flows：mechanics of flow and deposition［C］//Middleton G V，Bouma A H.Turbidites and deep?water sedimentation.Los Angeles，California：SEPM Pa?cific Section，1973：1-38.

［4］Shanmugam G.High?density turbidity currents：are they sandy de?bris flows?［J］.Journal of Sedimentary Research，1996，66（1）：2-10.

［5］晉慧娟，李育慈，方國慶.中國古代深海沉積和遺跡化石群落［M］.北京：科學(xué)出版社，2003：1-169.

Jin Huijuan，Li Yuci，F(xiàn)ang Guoqing.Ancient deepsea sedimentation and trace fossil communities in China［M］.Beijing：Science Press，2003：1-169.

［6］龐雄，陳長民，朱明，等.深水沉積研究前緣問題［J］.地質(zhì)論評，2007，53（1）：36-43.

Pang Xiong，Chen Changmin，Zhu Ming，et al.Frontier of the deep?water deposition study［J］.Geological Review，2007，53（1）：36-43.

［7］Mutti E，Tinterri R，Benevelli G，et al.Deltaic，mixed and turbidite sedimentation of ancient foreland basins［J］.Marine and Petroleum Geology，2003，20（6-8）：733-755.

［8］Daly R A.Origin of submarine canyons［J］.American Journal of Sci?ence，1936，31（5）：401-420.

［9］Kuenen Ph H.Experiments in connection with Daly’s hypothesis on the formation of submarine canyons［J］.Leidsche Geologische Med?edeelingen，1937，8（2）：327-335.

［10］Johnson D.The Origin of submarine canyons［M］.New York：Co?lumbiaUniversity Press，1939：126.

［11］Mutti E，Benoulli D，Ricci Lucchi F，et al.Turbidite and turbidity currents from Alpine‘flysch’to the exploration of continental mar?gins［J］.Sedimentology，2009，56（1）：267-318.

［12］Bouma A H.Sedimentology of some flysch deposits：a graphic ap?proach to facies interpretation［M］.Amsterdam：Elsevier，1962：88-123.

［13］Dzulynski S，Walton E K.Experimental production of sole markings［J］.Trans.EdinburghGeol.Soc.，1963，19（4）：279-305.

［14］Sanders J E.Primary sedimentary structures formed byturbidity currents and related resedimentation mechanisms［C］//Middleton G V.Primary sedimentary structures and their hydrodynamic inter?pretation.SEPM Special Publication，1965：192-219.

［15］Lowe D R.Sediment gravity flows：their classification，and some problems of application to natural flows and deposits［C］//Doyle L J，Pilkey O H.Geology of continental slopes.SEPM Special Publi?cation，1979：75-82.

［16］Lowe D R.Sediment gravity flows：Ⅱdepositional models with spe?cial reference to the deposits of high?density turbidity currents［J］. Journal of Sedimentary Petrology，1982，52（1）：279-297.

［17］Normark W R.Growth patterns of deep?sea fans［J］.AAPG Bulle?tin，1970，54（11）：2 170-2 195.

［18］Normark W R.Fan valleys，channels，and depositional lobes on modern submarine fans—characters for recognition of sandy turbi?dite environments［J］.AAPG Bulletin，1978，62（3）：912-931.

［19］Mutti E.Distinctive thin?bedded turbidite facies and related depo?sitional environments in the Eocene Hecho group（south?central Pyrenees，Spain）［J］.Sedimentology，1977，24（1）：107-131.

［20］Mutti E，Ricci L F.Turbidites of the northern Apennines：introduc?tion to facies analysis［J］.Int.Geol.Rev.，1978，20（2）：125-166.

［21］Mulder T，Etienne S.Lobes in deep?sea turbidite systems:state of the art［J］.Sedimentology，2010，229（3）：75-80.

［22］Vail P R，Todd R G.North Sea Jurassic unconformities，chro?nostratigraphy and sea?level changes from seismic stratigraphy［C］//Illing L V，Hobson G D.Proceedings of the petroleum geolo?gy continental shelf，northwest Europe.London：Heyden，1981：216-235.

［23］Pickering K，Stow D，Watson M R，et al.Deep?water facies，pro?cesses and models：a review and classification scheme for modern and ancient sediments［J］.Earth Science Review，1986，23（2）：75-174.

［24］Piper D J W，Cochonat P，Morrison M L.The sequence of events around the epicenter of the 1929 Grand Banks earthquake：initia?tion of the debris flows and turbidity current inferred from side scan sonar［J］.Sedimentology，1999，46（1）：79-97.

［25］Mutti E，Normark W R.Comparing examples of modern and an?cient turbidite systems:problems and concepts［C］//Legget J K，Zuffa G G.Marine clastic sedimentology.London：Graham and Trotman，1987：1-38.

［26］Normark W R，Mutti E，Bouma A H.Problems in turbidite re?search：aneed for COMFAN［J］.Geo?Marine Letters，1983/1984，3（2-4）：53-56.

［27］Bouma A H，Normark W R，Barnes N E.Comfan：needs and initial results［C］//Bouma A H，Normark W R，Barnes N E.Submarine fans and related turbidite systems.New York：Springer-Verlag，1985：3-5.

［28］Shanmugam G.50 years of the turbidite paradigm（1950s-1990s）：deep?water processes and facies models—a critical perspective［J］. Marine and Petroleum Geology，2000，17（2）：285-342.

［29］Shanmugam G.Deep?water exploration：conceptual models and their uncertainties［J］.Nigerian Association of Petroleum Explora?tionsists Bulletin，1997，12（1）：11-28

［30］李祥輝，王成善，金瑋，等.深海沉積理論發(fā)展及其在油氣勘探中的意義［J］.沉積學(xué)報，2009，27（1）：77-86.

Li Xianghui，Wang Chengshan，Jin Wei，et al.A review on deepsea sedimentation theory：significances to oil?gas exploration［J］.Acta SedimentologicaSinica，2009，27（1）：77-86.

［31］徐景平.海底濁流研究百年回顧［J］.中國海洋大學(xué)學(xué)報，2014，44（10）：98-105.

Xu Jingping.Turbidity current research in the past century：an overview［J］.Periodical of Ocean University of China，2014，44（10）：98-105.

［32］鄒才能，趙政璋，楊華，等.陸相湖盆深水砂質(zhì)碎屑流成因機(jī)制與分布特征——以鄂爾多斯盆地為例［J］.沉積學(xué)報，2009，27（6）：1 065-1 075.

Zou Caineng，Zhao Zhengzhang，Yang Hua，et al.Genetic mecha?nism and distribution of sandy debris flows in terrestrial lacus?trine basin［J］.Acta Sedimentologica Sinica，2009，27（6）：1 065-1 075.

［33］龐雄，柳保軍，顏承志，等.關(guān)于南海北部深水重力流沉積問題的討論［J］.海洋學(xué)報，2012，34（3）：114-119.

Pang Xiong，Liu Baojun，Yan Chengzhi，et al.Some reviews on deep?water gravity?flow deposition in the northern South China Sea［J］.ActaOceanologicaSinica，2012，34（3）：114-119.

［34］董冬.斷陷湖盆陡坡帶碎屑流沉積單元的沉積序列和儲集特征——以東營凹陷永安地區(qū)為例［J］.沉積學(xué)報，1999，17（4）：69-74.

Dong Dong.On vertical sequence and reservoir characteristics of alluvial debris flow sedimentary unit in fault basins，Eastern Chi?na—based on a case study of Yong?an alluvial fan，Dongying basin［J］.ActaSedimentologicaSinica，1999，17（4）：69-74.

［35］鮮本忠，萬錦峰，董艷蕾，等.湖相深水塊狀砂巖特征、成因及發(fā)育模式——以南堡凹陷東營組為例［J］.巖石學(xué)報，2013，29（9）：3 287-3 299.

Xian Benzhong，Wan Jinfeng，DongYanlei，et al.Sedimentary char?acteristics，origin and model of lacustrine deepwater massive sand?stone：an example from Dongying formation in Nanpu depression［J］.ActaPetrologicaSinica，2013，29（9）：3 287-3 299.

［36］Iverson R M，La Husen R G.Dynamic pore?pressure fluctuations in rapidly shearing granular materials［J］.Science，1989，246（42）：796-799.

［37］Iverson R M.The physics of debris flows［J］.Reviews Geophysics.，1997，35（3）：245-296.

［38］Mulder T，Alexander A.The physical character of subaqueous sedi?mentary density flows and their deposits［J］.Sedimentology，2001，48（2）：269-299.

［39］王德坪.湖相內(nèi)成碎屑流的沉積及形成機(jī)理［J］.地質(zhì)學(xué)報，1991，65（4）：299-318.

Wang Deping.The sedimentation and formation mechanism of la?custrine endogenic debris flow［J］.Acta Geologica Sinica，1991，65（4）：299-318.

［40］Bridge J S，Demicco R V.Earth surface processes，landforms and sediment deposits［M］.Cambridge：Cambridge University Press，2008：255-264.

［41］Mohrig D G，Whipple K，Ellis C，et al.Hydroplaning of subaque?ous debris flows［J］.Geological Society of America Bulletin，1998，110（3）：387-394.

［42］Iverson R M，Vallence J W.New views of granular mass flows［J］. Geology，2001，29（2）：115-118.

［43］Pierson T C，Scott K M.Down?stream dilution of a lahar transition from debris flow to hyper?concentrated streamflow［J］.Water Re?views，1985，21（10）：1 511-1 524.

［44］Shanmugam G.The Bouma sequence and the turbidite mind set［J］.Earth?Science Reviews，1997，42（4）：201-229.

［45］Hawkins A B，Pinches G M.Engineering description of mudrocks［J］.Quarterly Journal of Engineering Geology and Hydrogeology，1992，25（1）：17-30.

［46］Shanmugam G.Ten turbidite myths［J］.Earth?Science Reviews，2002，58（3-4）：311-341.

［47］Lowe D R，Guy M.Slurry?flow deposits in the Britannia formation（Lower Cretaceous），North Sea：a new perspective on the turbidi?ty current and debris flow problem［J］.Sedimentology，2000，47（1）：31-70.

［48］Talling P J，Masson D G，Sumner E J，et al.Subaqueous sediment density flows：depositional processes and deposit types［J］.Sedi?mentology，2012，59（7）：1 937-2 003.

［49］Kneller B C，Michael J.Branney sustained high?density turbidity currents and the deposition of thick massive sands［J］.Sedimentol?ogy，1995，42（4）：607-616.

［50］Gee M J R，Masson D G，Watts A B，et al.The Saharan debris flow: an insight into the mechanics of long run out submarine debris flow［J］.Sedimentology，1999，46（2）：317-335.

［51］Peter H，Christopher D，William M，et al.Hybrid sediment gravity flow deposits：classification，origin and significance sediment gravi?ty flows，recent insights into their dynamic and stratified composite nature［J］.Marine and Petroleum Geology，2009，26（10）：1 900-1 918.

［52］Mohrig D，Marr J G.Constraining the efficiency of turbidity current generation from sumarine debris flows and slides using laboratory experiments［C］//Mutti E，Steffens G S，Pirmez C，et al.Turbidites：models and problems.Marine and Petroleum Geology，2003：883-899.

［53］Postma G.Classification for sediment gravity?flow deposits based on flow conditions duringsedimentation［J］.Geology，1986，14（4）：291-294.

［54］Guido G.Subaqueous sediment gravity flow deposits;practical cri?teria for their description and classification［J］.Sedimentology，1992，39（3）：423-454.

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

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