南堡凹陷东营组深水部分砂岩成因分析

南堡凹陷东营组深水部分砂岩成因分析

1深水抗沉岩相研究在堆积学中，沉积物结构被称为组分、结构和颜色的不显著变化，并且内部均匀（非层次结构）的沉积结构被称为块层理论。根据粒度,可分为块状泥岩、块状砂岩及块状砾岩,目前对块状砂岩研究较多。此外,油田开发中常泛称厚度大、横向相对稳定的一套(含砾)砂岩油藏为“块状砂岩油藏”(常由辫状河或扇三角洲沉积而成,可能发育多种层理)(牛善政,1985;邹信波等,2010)。当然,研究技术不同块状砂岩的判别结果也常常存在差异。岩心、野外露头描述中块状砂岩常限于肉眼或放大镜的观察,如果利用X射线照相、偏光显微镜下观察,部分原“块状砂岩”可能也存在层理、生物潜穴或扰动(Greeneetal.,2012;Hamblin,1962);据此可分出“真块状”和“视块状”砂岩(余杰,1983)。本文基于岩心资料,结合岩心观察和偏光显微镜研究沉积学意义上的块状砂岩。块状砂岩可以产出于深水沉积、火山喷发、洪水、冰川沉积等多种环境(StowandJohansson,2000)。随着深水沉积研究的深入和油气工业的促进,海相盆地深水块状砂岩及相关沉积研究得到广泛关注(Greeneetal.,2012;Johanssonetal.,1998;LarsonandWalker,1982;Renetal.,1989;StevensonandPeakall,2010;StowandJohansson,2000;Wynnetal.,2005;林畅松等,2011),对其成因的探索促进了砂质碎屑流(SandyDebrisFlow,SDF)(Shanmugam,1996)等深水沉积理论的提出和完善。StowandJohansson(2000)认为深水块状砂岩形成于碎屑流或高密度浊流的搬运和沉积,可以发育于(1)斜坡裙沟-朵叶系统(theslope-aprongully-robesystem);(2)三角洲补给斜坡系统(thedelta-fedrampsystem)及(3)富砂海底扇系统(thesand-richsubmarinefansystem)。与海相深水块状砂岩研究相比,湖相盆地中相关研究很少。自20世纪80年代以来,在东营凹陷始新世(王德坪和刘守义,1987;王德坪,1991)、鄂尔多斯盆地中心区域三叠系(李相博等,2009,2010;邹才能等,2009;袁珍等,2011)发现并报道过湖相块状砂岩沉积,提出了其碎屑流或砂质碎屑流成因的新认识,也意识到规模较大、物性较好的块状砂岩可以成为深水沉积中最重要的油气储集体。与坳陷盆地相比,断陷陆相盆地规模小,物源方向多、构造活动强烈,导致其发育的深水块状砂岩类型多样、成因及发育模式更为复杂。本文以南堡凹陷东营组为例,从岩相研究入手,配合薄片、粒度分析,研究块状砂岩岩相类型、物质来源、流体类型、成因模式及地质预测模型,提供一个断陷湖盆深水块状砂岩沉积研究实例的基础上,也为陆相断陷盆地中深水沉积油气勘探提供新的思路。2区域构造单元南堡凹陷位于中国东部渤海湾盆地黄骅坳陷的北部,为北断南超、东断西超的箕状凹陷(图1)。凹陷总面积1932km2,冀东油田的矿权面积中陆地570km2、滩海1000km2,分为1~5号构造带和老爷庙、高柳区域等构造单元。本次集中研究其东部滩海地区,构造上属于洼陷带(图1)。受控于北部西南庄、柏各庄边界断层的活动,盆地经历了断陷形成期(早中侏罗世-晚白垩世)、断陷发育期(渐新世早中期沙河街组)、断陷扩张期(渐新世晚期东营组)和坳陷期(中新世)四个阶段(朱光有等,2011;王华等,2011)。本文研究的渐新世晚期东营组沉积处于其断陷扩张期,断裂活动强烈;在盆地陡坡带发育扇三角洲、辫状河三角洲相,缓坡地发育三角洲和少量辫状河三角洲-滨湖相,洼陷带多见半深湖-深湖及重力流沉积(鲜本忠等,2012)。平面上,构造调节带影响物源入口,同生断层控制了沉积砂体空间展布(鲜本忠等,2007)。3岩相类型和沉积特征3.1真块和视网状为了规范术语使用,笔者称其中发育层理,但厚度较大、横向稳定的砂岩为“广义块状砂岩”,而不含层理、内部均一的为“狭义块状砂岩”(或块状砂岩),前者多见于油藏开发领域,后者多见于沉积学领域。同时,也同意“真块状”和“视块状”砂岩(余杰,1983)的定义。此外,参考StowandJohansson(2000)称岩心、露头或成像测井资料可识别的、内部无明显沉积间断(冲刷面)的连续砂岩为“单砂层”(bed),成因密切相关的、内部以冲刷叠置或中薄层泥质、钙质沉积相隔的2个及以上单砂层构成“砂体”(body),2个或以上砂体构成、其间以厚层及以上泥质、钙质沉积相隔者为“砂岩单元”。参考SEPM网站①,称1m以上单砂层为极厚层,0.3~1m为厚层,0.1~0.3m为中层,0.03~0.1m为薄层,0.01~0.03m为极薄层。3.2似芎砂及相关沉积相组合类型通过研究区26口井的岩心观察和岩屑分析,在其中13口井约130m岩心中识别出重力流沉积。前期研究表明,从发育期次(层数)来看块状砂岩占砂岩岩相的25.3%(其中块状砂岩、块状含砾砂岩分别占15.3%和10%),正递变层理砂岩(中细、粉砂岩)比例最高,达58.4%(鲜本忠等,2012),这反映该区深水环境中浊流非常活跃。但是,从不同岩相的累积厚度来看,块状砂岩具有明显优势,占砂岩总厚的57.3%(其中块状砂岩为37.3%,含砾块状砂岩为20.6%),而正递变层理砂岩(含粉砂岩)仅占29.1%(鲜本忠等,2012),这又说明尽管块状砂岩层数少,但其单期厚度大,在厚度上占有明显优势。为了深化研究,笔者根据是否含砾及砾石的成分和形态,将南堡凹陷深水块状砂岩进行了细分,将其分为2类8种(表1)。严格地说,似块状砂岩不是真正的块状砂岩。岩相的描述有助于成因解释。但是,同一期沉积中因为水流速度、沉积物补给条件和搬运、沉积机制的变化仍可导致在不同阶段形成的沉积表现出不同的岩相及岩相组合。利用研究区内岩心资料,总结了单砂层中块状砂岩及相关沉积中可能出现的10种岩相组合类型(图2)。其中,图2a全部,图2b,c,e的下部均发育块状砂岩相,但后3者的上部却演变为深灰色、灰黑色泥岩撕裂屑或团块、氧化色泥岩条带、团块和具同生变形的似块状砂岩相。图2d中条带状泥砾非常发育,可能属于深水沉积某一特殊阶段或某一特殊部位。杂乱块状砂可由不同形态、不同成因的泥砾、砂岩团块(砾)混杂引起(图2f),也可由洪水作用等外源特征的基岩型砾石、盆缘特征的紫红色泥砾以及内源特征的泥砾、砂砾混杂形成(图2g),还可能来自地震作用的尚未完全固结的沉积物快速液化而形成(图2i)。但如果能清楚界定其中的液化作用,建议将其归为液化变形似块状砂岩(图2h)。最后,在粒度较粗的砾质块状砂岩相上部常隐约可见正递变特征“似块状”砂岩沉积(图2j)。南堡2-52井东营组3508~3514m大约6m的砂岩中,可观察到稳定的块状砂岩(图3a,f),条带状、椭圆状、撕裂状图3南堡2-52井东营组岩心柱状图及块状砂岩及相关沉积照片泥砾块状砂岩(图3b,e)以及具有较弱正递变、同时含有少量泥砾的块状砂岩(图3c)。每一期沉积的底部通常为较纯净的块状砂岩,其顶部则多以泥砾块状砂岩结束。据此,可以利用泥砾等砾石富集层段来划分深水重力流沉积的期次。比如,该井3512.1~3514.1m就可以据此识别出2期重力流沉积,每一期沉积厚度(压实后)大致在1m左右。此外,在部分井中可以观察到与盆地基岩性质一致的基岩型砾石或呈氧化色的泥岩砾石块,这说明这些砾石来自盆地以外,往往与季节性洪水作用形成的碎屑流直接进入湖泊并沿湖底搬运(通常通过三角洲前缘斜坡等的重力加速)至深水区沉积有关。南堡4-31井3968~3973m的岩心中可见直径远超过12cm(岩心直径只有12cm,难以具体测量)的花岗片麻质砾石,周围还发育团块状砂岩团块、撕裂状泥砾及直径约2cm的圆状基岩型砾石(图4a),其多种砾石混杂,且外源砾石磨圆好充分反映了其外源型供给的背景。此外,在其他部位还见到块状砂岩顶部的漂浮状泥砾(图4d,e)、圆状基岩砾(图4f)和顶部与灰黑色泥岩的突变接触关系(图4c)。3.3储层构造类型及意义块状层理的本质就是无成层性而表现出均质特征。但块状砂岩的定义一直存在异议,目前存在三种理解:(1)确定无成层性或均质的技术手段不同,结果可能不同;(2)沉积时是块状,后期如果受到液化、泄水、高压等影响可能被改造成碟状构造、泄水构造、砂岩脉状、砂岩团块等多种构造,但从原始沉积构造而言属于块状砂岩;(3)沉积时可能不是块状图4南堡4-31井东营组岩心柱状图及块状砂岩岩心照片而存在交错层等其他沉积构造,但后期受到生物扰动等改造而最后变成了块状砂岩。本文认同前两种类型为块状砂岩,对于受强烈生物扰动者则需慎重甄别。考虑到野外和岩心描述工作的环境,本文建议研究中以肉眼和放大镜观察为标准。从粒度组成看,本文讨论的块状砂岩实际上包括了以砂为主的含砾或砾质砂岩,当受到砾石成分、产状等影响时可能出现“流纹构造”(王德坪和刘守义,1987)等特殊的沉积构造。所以,文中讨论的“块状砂岩”是一个相对广泛的范畴,是指除发育典型牵引流成因的交错层理、平行层理和典型浊流成因的正递变层理以外的砂岩;对于含漂浮砾石者,重点考核其中基质部分的砂是否均质;存在准同生变形构造时,需要推测、判断其原始沉积构造是否块状砂岩。3.4岩相划分与岩相特征本区东营组块状砂岩中石英颗粒平均含量为39%,长石平均含量18%,岩屑平均含量43%,为长石质岩屑砂岩。长石以碱性长石为主,斜长石次之。岩屑组分主要是中酸性火山岩,其次为石英岩,少量泥粉晶白云岩、灰岩、花岗岩、千枚岩、砂岩、泥岩及云母片等。粒度以中粒、细粒为主,尤以细-中粒、中-细粒结构的双众数组合最常见,分选中等至较差(图5)。颗粒以棱角状、次棱状为主,少见次圆状(图5)。成分成熟度和结构成熟度都较低。块状砂岩中漂浮状砾石较发育,显示了其结构组成的“宏观含斑性”。砾石的含量、成分、形态是块状砂岩岩相进一步划分的依据,也是深入研究块状砂岩物质来源、流体类型、搬运和沉积机制的手段之一。依据成分,块状砂岩中砾石可分为泥砾、砂砾和基岩砾;根据形态,可分为撕裂状、团块状、条带状、椭圆或圆状砾;考虑到物质来源,可划分为盆地内部再搬运的“内源型”、盆地边缘(陆)沉积后遭冲刷、侵蚀的“过渡型”和母岩区直接供给的“外源型”。结合岩心和镜下显微特征观察结果,可以认为块状砂岩中不同岩相的结构特征差异较大。其中,纯净的块状砂岩相结构成熟度较高,分选好-中等,次圆状-次棱角状(图3a,f;图5a,b);其他块状砂岩相在镜下观察中常见明显的“含斑性”(余素玉,1984)(图3b,e;图5c,d),分选差,磨圆以棱角状-侧棱角状为主。粒度分析结果也显示,粒级相似的不同块状砂岩的粒度频率和概率累积特征差异很大。除了早期报道提到的块状砂体可能呈现“再沉积双峰特征”(鲜本忠等,2012)之外,块状砂岩的粒度组成可以表现出分选好-中等-差的丰富变化。概率累积曲线上可分出三种类型(图6)。(1)似两段过渡式,粗看与两段过渡式相似,其中细截点位置也相当,但其跳跃组分成弧形,难以划分出对应的“段”,表现了没有跳跃或多次跳跃的搬运特征,频率图上主峰不突出,分选较差(图6a);(2)两段过渡式,较好的分段性,细截点位于极细砂,跳跃组分可划分出粗细两个次总体,表现了两种搬运动力共同控制的特征,分选较好,与三角洲前缘沉积特征相似;但其跳跃总体的含量在50%~60%,悬浮总体含量大于40%,与三角洲前缘沉积存在较大差异(图6b,d);(3)弧形或一段式,悬浮总体绝对占优,在南堡288井中出现于一套块状砂岩顶部的含紫红色泥砾的过渡型块状砂岩相中,可能表明单砂层沉积后期分选极差的混杂堆积特征(图6c)。4关于成因的讨论和发展模式4.1模式1:主流体系中的大力成分重力流沉积中关于块状砂岩的讨论可以追溯到KuenenandMenard(1952)对“非递变沉积(non-gradeddeposit)”可图6南堡288井东营组块状砂岩中三种粒度组成特征能的原因解释:(1)浊流头部的均质沉降;(2)供给的沉积物自身分选极好;(3)海底扇的非浊流搬运。后来,Bouma(1962)提出“鲍马序列”的Ta段可能包含块状层理砂岩或递变层理砂岩的观点。MiddletonandHampton(1973,1976)同意这种认识,Lowe(1982)则进一步将其中Ta和Tb-d分别解释为高密度浊流和低密度浊流的产物。后来,Shanmugam(1997)提出只有具正递变的Ta段才是浊流沉积,块状的Ta段应为砂质碎屑流沉积;MulderandAlexander(2001)认为块状砂岩、含砾块状砂岩应为其新提出的碎屑流、超高密度流、高密度流、浊流四分重力流体系中的“超高密度流”所成,其中块状砂岩也可能形成于传统的颗粒流。面对不同时期提出的术语,有必要首先厘定其实质、关系并规范其运用。笔者认为MulderandAlexander(2001)新建立的重力流划分体系基于流体密度和粘度,简单易行,系统全面,但与之前基于颗粒支撑机制分类(MiddletonandHampton,1973,1976)的标准不同,在使用时不应混用。本文选择使用后者,而不采用“超高密度流”。以此为基础,讨论本区块状砂岩的流体成因。4.1.1高密度浊流及细胞质区除了纯净块状砂岩或弱递变似块状砂岩可能来自颗粒流(讨论见后)沉积外,从表1的流体类型解释可知,所有真正的块状砂岩都可能是碎屑流所成,此外液化变形似块状砂岩在遭受液化变形之前也可能是碎屑流沉积的结果。可以肯定,碎屑流是形成块状砂岩的主要流体类型,颗粒流或砂质为主的滑塌作用其次。对于表1中弱递变似块状砂岩可能为浊流形成,也可能是颗粒流作用的结果。颗粒流的颗粒支撑动力来自颗粒相互碰撞产生的分散压力(MiddletonandHampton,1976;Lowe,1976),也有人将颗粒流视为超高密度流(MulderandAlexander,2001)。在南堡4-31、南堡4-X4805井、南堡203X2、南堡2-15(原)和南堡2-60井都观察到小规模颗粒流沉积。前期研究表明颗粒流沉积:1)反粒序、正粒序都有发育,但粒序层理不明显,常表现出视块状特征或块状砂岩;2)不见砾,砂质较纯(鲜本忠等,2012,照片见其中图8)。浊流是一种具有牛顿流变学性质、紊流状、靠紊流支持颗粒,通过悬浮沉降形成沉积的沉积物流体(Shanmugam,2006)。自从Lowe(1982)提出了高密度浊流以来,该概念被用来解释粒度较粗的深水沉积。但Postmaetal.(1988)通过物理模拟实验发现所谓“高密度浊流”实际上可以分为两层,底部为低速、高浓度、非浊流的惯性流,顶部为快速、低浓度的浊流;底部为层流,顶部为紊流,证实高密度浊流本质上由底部碎屑流和顶部浊流复合构成。Shanmugam(1996)认为不存在“高密度浊流”。因为Bouma序列中Ta段的解释,碎屑流、浊流成为块状砂岩成因争论的焦点。流变学特征是区分碎屑流与浊流的关键。塑性行为控制下的搬运过程称为块体流(Nardinetal.,1979)。塑性的碎屑流为块体流,而浊流不是。4.1.2质的粒级和碎屑流碎屑流本身有比较复杂的表现和类型。随着研究的深入,提出了水下碎屑流、陆上碎屑流、砂质碎屑流、泥质碎屑流、泥石流、泥流等与碎屑流相关的概念。结合前人对水下碎屑流(Hampton,1972,1975;Postmaetal.,1988)的研究成果,可以明确“碎屑流是一种具有塑性流变学特征的,层流状搬运(Hampton,1972)、整体冻结式沉积的沉积物重力流(Shanmugam,2006)”。王德坪(1991)提出根据“主要粒级组分”将其分出砂质、粉砂质、泥质以及碳酸盐岩质碎屑流;Shanmugam(1997)根据基质的粒级,将碎屑流细分为砂质碎屑流和泥质碎屑流,并提出泥质碎屑流、颗粒流、浊流为端元、砂质碎屑流为其过渡类型的沉积物重力流四分的观点。笔者认为,基于碎屑流中“基质的粒级”比基于“主要粒级组分”更助于理解其成因,但认为泥质碎屑流中粘土含量高的“泥流”因其流体性质和沉积产物特征而应单独列出,进而将碎屑流3分为“真正碎屑流”(王德坪,1991)、泥质碎屑流(或泥流)和砂质碎屑流。需要特别注明的是,此处所说泥质碎屑流与Shanmugam(1997)中泥质碎屑流不同,而与泥石流地质灾害研究中按照物质成分将碎屑流分出的以粘性土为主,含少量砂粒、石块、粘度大、呈稠泥状的“泥流”(slurryflow)相当;而砂质碎屑流则与其中由水和砂粒、砾石组成的“水石流”相当,真正碎屑流与大量粘性土和粒径不等的砂、砾组成的“泥石流”相当。为了避免混淆,在尊重前人术语基础上可以分别称本文建议的3种碎屑流为砂质碎屑流、泥流和泥石流。表1中块状砂岩相、砾质块状砂岩相、泥砾块状砂岩相及部分的砂质团块块状砂岩相均可能是砂质碎屑流的产物,以粘土含量少和典型的砂粒支撑为特征;而具内外源混合特征的混杂块状砂岩相和含漂浮状基岩砾石或氧化色泥砾等外源特征的外源砾石块状砂岩相应为“真正碎屑流”搬运沉积所致,以粘土含量较高、泥沙砾混杂为特征。虽然从岩相类型而言,二者势均力敌,但从南堡凹陷目前的钻遇程度看,由砂质碎屑流而形成的块状砂岩比例普遍较高。之前人们对砂质碎屑流的了解不多,但此概念并非新概念。早在1975年,Hampton(1975)就提出了砂质碎屑流的概念。后来Shanmugam(1996)定义了砂质碎屑流的几个基本特征:(1)塑性流变学特征;(2)多颗粒支撑机制(基质强度、摩擦强度、阻滞沉降和浮力);(3)块体搬运模式;(4)流体中超过25%~30%砂、砾质含量;(5)总沉积物的含量在25%~95%。4.1.3变形岩石学特征泥质碎屑流(泥流)所形成的沉积产物主要为块状或似层状泥质(或粉砂质)沉积或含少量漂浮砾石的块状泥质沉积,并不能形成本文重点关注的块状砂岩。但是,泥流与泥质滑塌、砂质滑塌具有成因联系(应为后者吸水、液化的结果)并在沉积特征上与泥质滑塌可能相似,且常与块状砂岩伴生,所以在此将三者单独讨论。这里,将具有块状(整体)搬运但发生明显的内部变形的滑塌(slump)根据物质成分的不同分出泥质滑塌(muddyslump)和砂质滑塌(sandyslump)。泥质碎屑流强调的是支撑颗粒的基质强度主要来源于泥质(粘土含量高)。泥质碎屑流在物质组成上与泥质滑塌相似,但后者属于整体搬运,沉积物尚未解体。砂质滑塌中如果砂岩被撕裂严重,泥质穿插其间,又有可能形成砂质团块的块状砂岩。整体搬运特征的同生变形是区分泥质碎屑流和滑塌的重要标志。对于表1中液化变形似块状砂岩,如果以泥质基质支撑的大量砂岩脉、砂岩墙(体积含量超过50%)则可能为砂岩原地液化大量注入泥岩层而形成;如果属于泄水构造发育的较纯净砂岩,则可能为砂质碎屑流成因的块状砂岩由于沉积时流体底部包裹的大量水体发生泄水而成,本质上为砂质碎屑流的产物(表1)。4.2单次碎屑流综合研究区13口井深水沉积岩心资料,按照流体类型及其纵向上的组合类型,将该区发育的典型相序组合归纳为六种类型。每一种相序组合类型都代表了一种沉积上不同流体之间的转换或不同期流体之间的叠置关系。(1)砂质碎屑流与浊流相邻或间互沉积(图7a)。该组合最为常见,可能由同期流体流动过程中的流体类型发生转换而成,也可能为不同期流体在同一地点流态不同沉积产物直接接触而成。(2)多期碎屑流相邻或间互沉积(图7b)。这种组合也非常常见,可能代表了相对稳定的多期砂质碎屑流的发育,如果规模大,相隔时间短,所形成的较厚的多期砂质碎屑流之间直接接触;反之则多见小规模砂质碎屑流砂体被深色泥岩分隔。(3)颗粒流与砂质碎屑流相邻沉积(图7c)。在靠近滑塌物源供给区的各类三角洲前缘斜坡附近较常见,表现为具有正递变、反递变或复合递变层理的纯净(似块状)砂岩之上发育砂质碎屑流沉积,二者之间可由深色泥岩分隔开,也可直接接触。应该是三角洲斜坡的砂质沉积物在突破休止角后再斜坡角及前端形成的颗粒流沉积之后,斜坡失稳形成沉积物重力流进行叠置所至。(4)真正碎屑流或液化砂质滑塌向砂质碎屑流相邻沉积(图7d)。其中下部砂岩团块富集,可能为砂质层滑塌所形成的早期真正碎屑流或碎屑流沉积后经液化改造形成的泥质砂岩向上直接与砂质碎屑流块状砂岩相邻发育。(5)砂质碎屑流与泥质碎屑流相邻沉积(图7e)。这种岩相组合有时被研究人员误以为上部为深水泥岩沉积,这时仔细观察深色泥岩中是否包括撕裂状、团块状或次圆状的泥砾、砂砾,甚至基岩砾就成为二者鉴别的关键。常见泥质碎屑流叠置在砂质碎屑流之上,可能与前者搬运距离较远且容易称为流体的上半部单元有关。4.3下一种中小型储层精细结构除了两种似块状砂岩以外,根据是否含漂浮状砾石(floatingclasts),可以将块状砂岩细分。不含漂浮砾石的有块状砂岩、砾质块状砂岩,含漂浮砾石的块状砂岩又可根据砾石的组分分出泥砾、砂质团块、外源(基岩砾石或氧化色泥砾)砾石块状砂岩及其混杂块状砂岩等类型。除相对纯净的块状砂岩外,含漂浮砾石的块状砂岩非常常见。根据Postmaetal.(1988)的研究,孤立状、大碎屑(漂砾)初期被强劲的紊流抬升,然后沿着碎屑流与上部浊流的分界面“滑动”。由于底部碎屑流呈冻结式沉积,一旦完全冻结或上部浊流剪切力快速减小,碎屑块最终被捕获并以漂浮状沉积下来(Postmaetal.,1988),形成顶部含漂浮状砾石的块状砂岩(图8)。根据块状砂岩成因流体类型及其中漂浮砾石形成过程的讨论,结合研究区内深水砂岩,尤其是块状砂岩特征,可以得出以下认识:(1)是否形成块状砂岩,或者是否发育大量块状砂岩,是由物源供给、地形坡度、沉积物相对浓度等影响控制下的碎屑流能否形成所决定;(2)发育粘土含量低、砂质沉积为基质的较纯净的块状砂岩,还是发育泥质基质支撑颗粒的混杂块状砂岩,受到重力流形成的触发机制、供给物质的粒度组成等因素的影响。“真正碎屑流(泥石流)”作用下混杂块状砂岩发育,但若存在流体分层导致底部的砂质碎屑流发育则多形成纯净块状砂岩或含砾块状砂岩。受断层活动控制,南堡凹陷陡坡带高坡度、短距离搬运、快速沉积背景下洪水型碎屑流有利于直接进入湖泊深水区形成“外源型”重力流,如果沉积物浓度高且泥质含量也较高,则易于形成“真正碎屑流”(图8a,b);因入湖水体搬运距离远