0 引言
以往有关浊流沉积的露头研究［9-10］、地震属性刻画［11-12］、岩心分析及测井解释［13-14］等表明，浊流在进入盆底之后，随着流速的逐步减弱，流体内部的沉积物会逐步卸载堆积。近年来，部分学者发现，即使在传统认为盆底平原浊流能量较弱的部位，浊积砂岩中依然发育着大量从湖泊或者海洋底床侵蚀而来的泥砾、泥质撕裂屑和泥质碎屑［8，15］。这些现象表明浊流在盆底平原仍然存在较强侵蚀作用。这种侵蚀作用所造成的沉积记录缺失能够达到什么程度？浊流如何演化才能在盆底平原依然保持较强的侵蚀能力？这些问题亟需开展深入研究。明确这种侵蚀作用的成因不仅可以深化对盆底平原浊流沉积机制的认识，丰富沉积学理论，还能助力湖底扇和海底扇砂岩储层的找寻和精准预测，从而服务油气勘探。
鄂尔多斯盆地延长组长7段沉积时期，形成了较为广阔的深湖区［16-18］，沉积了一套富含有机质的页岩夹重力流砂体的沉积建造［19-21］。笔者从长7段深湖区中心获取的最新岩心资料表明，浊积砂岩中夹有大量自深湖底床侵蚀而来的泥砾和泥质碎屑。部分学者虽然从岩性组合和沉积构造入手，将该类型的浊流沉积归类为混合事件层［15］，但从本质上来看，具有浊流通过侵蚀湖底沉积物向碎屑流转化的趋势，是一种转化过程中的中间产物。这种在深湖区仍然保持较强侵蚀能力的浊流是如何演化而来的？他们是如何控制这些浊流沉积体在深湖区的空间分布？目前尚不清楚。鄂尔多斯盆地长7段页岩油资源潜力巨大［22-23］，明确这类浊流沉积的具体成因，不仅可以深化对深湖区浊流沉积机制的认知，也可以助力深湖区浊积砂体的分布预测，服务页岩油的进一步勘探开发。另外，为了进一步明确长7段页岩等时异相的发育特征，不同学者［24-27］基于米兰科维奇旋回的偏心率、岁差、斜率等轨道参数，针对长7段年代地层框架做了初步的研究工作，但是得出的结果却大相径庭。显然，这与浊流在深湖区的侵蚀作用所造成的沉积记录缺失密切相关。这种缺失能够达到什么样的程度？需要开展定量评估。
针对上述科学问题，笔者以鄂尔多斯盆地长7段深湖区为研究靶区，在综合利用岩心资料、测井数据和三维地震属性分析对深湖区浊流沉积进行精细刻画的基础上，采用基于纳维—斯托克斯方程和k—ɛ模型的数值模拟，再现长7段深湖区浊流的动态演化过程。剖析浊流在深湖区的演化机制，进而阐明浊流在深湖区湖底平原的侵蚀作用机制。并基于405 ka长偏心率周期旋回、地球化学指标和沉积噪音模型反映的湖平面变化记录进行等时地层单元对比，评估浊流的侵蚀作用对深湖区沉积记录缺失的影响程度。研究不仅能丰富深湖区浊流沉积理论，还能辅助预测深湖区浊积砂岩分布。
1 地质背景
延长组厚1 000余米，顶部和底部分别与下侏罗统富县组、中三叠统纸坊组呈不整合接触（图2）［33］。延长组包括长1段—长10段，整体为一套内陆河流—三角洲—湖泊碎屑岩沉积组合（图2）［34］。本文研究层段为上三叠统延长组长7段（图2中蓝色部分）。长7段沉积时期半深湖和深湖区范围整体呈NW—SE向展布，现今的残余湖盆向东南方向开口（图1）。长7段沉积时期，湖盆范围达到最大，火山热液活动频发，火山灰为低等水生生物的大量繁殖提供了良好的物质条件，形成了一套富含有机质的烃源岩，即“张家滩页岩”［35-37］。长7段自下而上可分为长73、长72、长71共3个亚段，其中长73亚段以灰色、灰黑色至黑色的页岩为主，页岩中夹有大量的凝灰岩夹层，凝灰岩夹层厚度大多数小于1 cm，部分地区可达到甚至超过10 cm厚［38-39］；长72亚段则以半深湖—深湖相厚层泥页岩夹薄层粉—细砂岩为主，长71亚段以半深湖—深湖相泥页岩夹多薄层叠置砂岩为主（图2）［40］。深湖区的浊积砂层具有较强的非均质性。
2 数据和方法
本文使用的盐56井、张22井（图1）岩心数据和测井资料均来源于中国石油长庆油田分公司。JY-1井（图1）为西北大学自钻井。文中用于均方根振幅属性分析的三维地震数据（时间域）由中国石油长庆油田分公司提供，地震数据面积为756 km2。长7段底部界面的地震解释精度达到了200 m×200 m，采用克里金法插值后，用于提取长7段的沿层均方根振幅属性。针对张22井、JY-1井的浊积砂岩共采样9件，在西北大学大陆演化与早期生命全国重点实验室使用激光粒度仪进行粒度测试，并磨制薄片。另外，在JY-1井中长7段泥页岩发育部位共采样37件，送至甘肃省油气资源勘探与评价重点实验室进行主微量元素测试，同时获取JY-1井长7段Mo/Ti值变化。在前人［41-42］恢复的长7段湖盆古地形图上选取过深湖中心张22井的典型地形剖面进行简化，用于建立网格模型。在此基础上，选取纳维—斯托克斯方程和k-ɛ模型［43］构建数值模型，进行浊流的数值模拟，再现长7段深湖区浊流的动态演化过程。
此外，为定量评估深湖区浊流侵蚀作用所造成的地层记录缺失程度，采用盐56井、张22井和JY-1井的自然伽马能谱曲线开展旋回地层学分析（图3），识别沉积记录中的405 ka长偏心率周期旋回。具体体现为采用Matlab平台下的Acycle2.2软件进行频谱分析［44-45］、滑动窗口频谱分析［46-47］、滤波分析、相关系数“COCO”及“eCOCO”分析和沉积噪音模型分析等［48］。其中，滑动频谱分析和频谱分析通过识别优势厚度比值，来与405 ka∶131 ka∶41 ka∶24 ka对比［46，49］，证实研究区盐56井、张22井和JY-1井长7段记录了米兰科维奇旋回信号［图3（a），图3（b）］。相关系数“COCO” 分析及“eCOCO”分析通过自回归模型、零假设检验来增大天文轨道信号识别的精度［图3（c）］。最后，通过滤波分析来提取沉积记录中的405 ka长偏心率周期旋回数量。沉积噪音通过噪音值的大小来反映古水深变化趋势［48］，由于沉积噪音仅使用泥页岩占据绝对主体的井，因此仅通过沉积噪音来反映盐56井和张22井古水深变化。JY-1井浊流砂体较为发育，选用Mo/Ti值来表征长7段古水深变化，并与盐56井、张22井沉积噪音反映的长7段古水深变化趋势进行交叉验证。
3 深湖区浊流沉积的岩性组合、沉积构造及测井响应特征
3.1 浊流沉积的岩性及粒度特征
研究区浊流沉积岩性多样，主要包括块状构造粉砂岩［图4（c）］、含泥砾、泥质碎屑粉砂岩［图4（c）—图4（f）］、平行层理粉砂岩［图4（g）］、灰黑色页岩（见粉砂质纹层，波状纹理、水平层理）等［图4（h）］。其中，浊积砂岩在成分上属于长石石英砂岩，长石颗粒发生不同程度溶蚀，碎屑矿物之间呈颗粒支撑［图4（a），图4（b）］。浊积砂岩样品平均粒径分布在66.7~145.1 μm之间，平均值为89.9 μm。镜下照片显示，浊积砂岩中不少细小颗粒镶嵌在较大颗粒之间［图4（b）］。粒度分析数据表明，浊积砂岩分选系数（S O）介于4.6~18.6之间，平均值为11.2。无论是单个样品的分选系数，还是平均分选系数均大于4.0，指示研究区浊积砂岩分选总体较差，与镜下薄片观察一致。浊积砂岩沉积物颗粒磨圆一般，大部分颗粒呈棱角状—次棱角状［图4（a），图4（b）］，表明搬运距离较短，距离物源较近。浊积砂岩粒度频率曲线主体呈单峰式，沉积物以粗粒组分为主，呈正偏态，细粒一侧表现为低的尾部，但不同样品粗粒组分的粒径有所差异［图5（a）］。C—M图解中，研究区砂岩的C值（沉积物粒度累积曲线上颗粒含量1%处对应的粒径值）和M值（累积曲线上颗粒含量50%处对应的粒径值）点群具有线性趋势，并且趋势线与C=M基线大致平行，C值（280.5~601.0 μm）和M值（39.8~119.2 μm）变化幅度大，这是浊流沉积的典型识别特征。
图4 深湖区典型浊流沉积岩性组合、沉积构造特征（a）JY-1井，209.5 m，长石石英砂岩，100倍单偏光镜下照片；（b）JY-1井，209.5 m，长石石英砂岩，100倍正交偏光镜下照片；（c）浅灰色块状层理粉砂岩（鲍马序列A段）；（d）灰色泥质粉砂岩，块状构造，见泥砾、泥质碎屑，部分平行层面，部分不定向排列；（e）灰色粉砂岩，内部见泥质撕裂屑不定向排列，并和下伏泥岩层相连接（鲍马序列A段）；（f）灰色泥质粉砂岩，泥质碎屑平行层面排列，底部发育冲刷面（鲍马序列B段）；（g）浅灰色粉砂岩，平行层理（鲍马序列B段）；（h）灰黑色页岩中见粉砂质纹层，波状纹理、水平层理（鲍马序列C、D、E段）。注：Pl代表斜长石；Qtz代表石英；Bt代表黑云母 Fig.4 Lithologic assemblage and sedimentary structures characteristic of turbidites in the deep lake area |
3.2 浊流沉积的沉积构造及测井响应特征
在岩性和沉积构造方面，研究区鲍马序列不同分段特征迥异。鲍马序列的A段包括：块状构造粉砂岩［图4（c）］、含泥砾、泥质碎屑块状构造粉砂岩［图4（d）—图4（e）］。在块状构造粉砂岩［图4（c）］中，泥质含量很低，不发育泥质碎屑和泥砾。含泥砾和泥质碎屑的粉砂岩中，泥砾的形态呈扁平状或团块状［图4（d）］和不定形状［图4（e）］。它们的直径由1 cm至10 cm左右不等，部分泥砾岩心不能完全揭示，磨圆和分选差，漂浮在粉砂或泥质粉砂基质中（基质支撑）［图4（d）］。泥砾周缘常分布有细小的泥质碎屑，部分泥质碎屑甚至还和泥砾保持着连接［图4（d），图4（e）］，这表明细小的泥质碎屑来自浊流对其内部携带的泥砾的磨蚀分散。部分浊积砂岩中泥砾不定向排列，指示浊流内部的紊流流态［图4（e）］。而这些不定形且不定向排列的泥砾和下伏泥岩层还保持着连接［图4（e）］，表明这些泥砾来源于浊流流体侵蚀下伏泥岩层。若侵蚀作用完成后，则在下伏泥岩层中留下清晰的冲刷面［图4（f）］。值得注意的是，在部分浊积砂岩内泥砾大致和层面平行或者小角度相交，但是细小的泥质碎屑却呈不定向排列［图4（d）］，这些特征指示粒径较大的泥砾抑制浊流的紊流，使得紊流强度变弱，仅能使得细小的泥质碎屑不定向排列。总体上看，上述这些现象反映出在深湖区浊流仍具有侵蚀湖床沉积物的能力，侵蚀而来的泥砾会在内部被流体剪切磨蚀分散而形成细小的泥质碎屑，甚至是完全磨蚀成泥级颗粒，使得块状构造砂岩［图4（c）］中泥质含量变高而呈灰色或者深灰色［图4（d）—图4（f）］。浊流流体中泥质含量的升高会增大流体的黏度，从而进一步抑制紊流，降低浊流的侵蚀能力［15］。
在深湖区，鲍马序列B段包括：泥质碎屑平行层面定向排列的泥质粉砂岩［图4（f）］和平行层理粉砂岩［图4（g）］。这些粉砂岩或者泥质粉砂岩底部也常见到明显的冲刷面［图4（f）］。鲍马序列的A段和B段形成于高密度浊流，其内部沉积物浓度高、侵蚀能力强［5，15，50］。它们的粒度频率曲线均呈特征鲜明的正偏态［图5（a）中jy-1至jy-5样品］，即不对称的单峰式。高密度浊流沉积物组成中以粗粒度组分为主，细粒度组分占比很低，仅在粒度频率曲线中有一个高度很低的尾部［图5（a）中jy-1至jy-5样品］。搬运以粗粒沉积物占据绝对主体的沉积物需要足够大的动能，这表明高密度浊流动能较大。这应是高密度浊流能够侵蚀下伏湖床沉积物，获得泥砾和泥质碎屑［图4（d）—图4（f）］的根本原因。高密度浊流形成的砂体层厚多在数十厘米至数米，在测井曲线上呈箱形或者微尺化箱形特征（图6），这是其内部细粒沉积物组分占比很低的另一表现。
长7段深湖区鲍马序列的C、D段非常发育，包括波状层理的粉砂岩（C段），或者泥页岩中的粉砂质纹层和泥质粉砂纹层呈波状层理（C段）或水平层理（D段）［图4（h）］。鲍马序列的C段和D段是低密度浊流的产物，尽管呈紊流的流态，但流体内部沉积物浓度低，流体能力弱，侵蚀能力弱［15，51-52］。低密度浊流沉积粒度频率曲线中，细粒组分明显增多［图5（a）中zhang22-1样品］，甚至呈现三峰式特征，即粗粒沉积物、中粒沉积物和细粒沉积物组分占比差异较小，虽然仍以相对粗组分为主［图5（a）中zhang22-2样品］，但低密度浊流所携带粗粒沉积物比例大幅减少，是其流体平均动能较小的直接反映。研究区长7段低密度浊流形成的砂体单层厚度在数至数十厘米（图6）。单层砂体在测井曲线上呈现出典型的钟形形态，这是其内部携带的粗粒和细粒组分［图5（a）中zhang22-2样品］依次沉积的结果。多层低密度浊流形成砂体互层，常在测井曲线上呈现出锯齿状特征（图6）。鲍马序列中的E段为灰色—灰黑色泥页岩沉积［图4（h）］，是泥级颗粒在重力作用下，在相对静水环境中缓慢沉降形成。
4 长7段深湖区浊流的动态演化过程
长7段湖盆古地形西南斜坡坡度在1.24°左右，深湖平原坡度在0°~0.88°之间［图7（a）］［53］。数值模拟结果显示，在5 000 s时，浊流在斜坡上部由入流流速1 m/s向下增加至最大1.3 m/s，随后逐步减速至坡脚时的0.49 m/s［图7（b）］。这些现象表明，浊流在沿斜坡向深湖区流动的过程中，在斜坡上部由于流体自身的重力大于湖水对其的阻力，浊流整体加速。而在西南斜坡下部，浊流在整体快速减速，这表明周围湖水对浊流流体的阻碍作用大于浊流流体的重力沿斜坡的分力。浊流在西南斜坡的下半段减速明显，这很可能与沿斜坡向下流动过程中，湖水的厚度快速增大，导致对浊流的阻碍作用增大有关。在抵达西南斜坡坡脚时，由于坡度的骤减，浊流流速进一步降低；从沉积物浓度来看［图7（c）］，坡脚部位浊流头部流体的高度急剧增高，但中上部流体的流速基本为0 m/s［图7（b）］。这种坡脚部位浊流流体抬高现象的成因在于，坡度的骤减使得浊流失去重力对其施加的加速作用，只剩下前方湖水的阻碍作用，从而流体在湖水的阻碍作用下爬升，逐渐失速，将自身的动能转化成重力势能。在15 000 s时，可以看到由西南陡坡向湖底平原，浊流的流速在逐渐减弱，但是在浊流的头部仍然维持着高流速、强紊流状态，流速达1.6 m/s［图7（d）］。结合沉积物浓度［图7（c），图7（e）］来看，浊流流体头部仍然维持着和5 000 s时大致相当的高度。对比15 000 s时的浊流速度分布［图7（d）］和沉积物浓度分布［图7（e）］，可以清楚地看到浊流的高沉积物浓度主要分布浊流的减速段范围，这表明减速范围内浊流沉积物大量卸载发生沉积。
从5 000 s和15 000 s这2个时刻浊流的状态来看，15 000 s时长的浊流在深湖中心，尽管流速总体快速降低，但浊流头部仍维持着高流速和强紊流的状态［图7（d）］，具有较强的侵蚀能力，很可能是深湖中心块状构造砂岩中发育大量泥砾［图7（d）—图7（f）］的成因。这表明深湖区较强的侵蚀作用主要和较长时长（即较大规模）的浊流事件有关。浊流事件的规模和持续时间长短与浊流的来源关系密切。在湖泊里，浊流的来源主要包括两大类：一是前三角洲斜坡上沉积物发生滑坡，滑坡体在沿斜坡滑动的过程中周围湖水对其进行磨蚀分散形成浊流［54］，这一成因的浊流往往持续时间较短。另一来源则是，洪水期间三角洲前缘水下分流河道携带的沉积物卸载，雾状云朵直接潜入半深湖中，沿湖底斜坡向深湖区流动，这种浊流的规模则与洪水的规模密切相关［55］，总体上规模大、时间跨度长。至于深湖区的侵蚀作用是否完全来源于河流洪水潜入形成的浊流，仍需开展原位观测，并开展大量浊流沉积特征相关的研究工作。
5 页岩油地质意义
5.1 对页岩层系高精度等时地层格架搭建的启示
盐56井（湖盆西北部）、张22井（湖盆中部）、JY-1井（湖盆东南部）（图1）沉积噪音和Mo/Ti值变化趋势一致，指示长7段内部发育3个特征鲜明的湖泛面，他们具有较低的沉积噪音和高Mo/Ti值特征（图8）。这3口井所记录的湖平面变化曲线特征一致，保证了长7段顶底界面识别的准确性。以长7段内部的3个湖泛面为界，可以将长7段划分为4个湖退—湖侵旋回（图8）。其中，盐56井几乎全部由泥页岩组成，局部夹有薄层凝灰岩和粉砂质泥岩，整体形成于湖水中悬浮的泥级颗粒在重力作用下的沉降。此外，从全取心的岩心来看，长7段内部不发育冲刷面，这表明盐56井长7段的沉积记录十分完整。针对盐56井开展的405 ka长偏心率周期滤波分析，发现长7段发育12.5个405 ka长偏心率周期旋回（图8），这与前人［56］针对湖盆东北侧半深湖区泥页岩井（Y1101井）的滤波分析结果一致。这些特征表明，长7段完整的沉积记录发育12.5个405 ka长偏心率周期旋回，经历沉积时长5.06 Ma。
以盐56井为参照，位于深湖边部的JY-1井和深湖中心的张22井的沉积记录则存在着不同程度的缺失（图8）。JY-1井长7段发育11个405 ka长偏心率周期旋回，缺失1.5个旋回，即缺失607.5 ka的沉积记录（图8）。张22井长7段发育10个405 ka长偏心率周期旋回，缺失2.5个旋回，即缺失1 012.5 ka的沉积记录（图8）。位于深湖中心的张22井虽然以泥页岩为主，但在其底部、中部和顶部不同程度发育鲍马序列A段和B段的高密度浊流沉积（图8）。形成这些沉积的高密度浊流［图7（d），图7（e）］对湖盆底床的侵蚀作用［图4（d）—图4（f）］，是深湖中心张22井缺失100余万年沉积记录的主要原因。值得注意的是，位于深湖区边部的JY-1井泥页岩仅在其底部和中部零星发育，80%以上由高密度浊流沉积（鲍马序列A、B段）和低密度浊流沉积（鲍马序列的C、D段）组成。对比深湖边部JY-1井和深湖中心张22井，发现虽然JY-1井的高密度浊流沉积更为发育，但其沉积记录的缺失程度却小于湖盆中心的张22井。这其中的原因在于浊流沉积的事件性，高频的浊流沉积也能起到一定的地质计时器的作用，这是部分研究以浊流沉积开展米兰科维奇旋回的主要原因［57］。但从本文对深湖区浊流侵蚀作用强度的量化评估来看，在高频浊流事件发育区域，特别是单个浊积事件持续时间较长的地区，开展米兰科维奇旋回的研究应慎之又慎。必须以进行沉积记录缺失程度的量化评估为前提。
5.2 深湖区浊流水道发育机制及其页岩油勘探意义
浊流在深湖平原的强烈侵蚀作用在造成沉积记录缺失的同时，也在一定程度塑造着深湖区域的湖底地形。笔者通过对长7段野外露头开展系统调研，发现在深湖区域发育有浊流水道（图9），而类似现象在鄂尔多斯盆地长7段湖盆屡见不鲜［58-59］。受限于出露条件的限制，野外露头所观察到的重力流水道多在数米深，数至数十米宽（图9）。水道呈透镜状，顶平底凸，向下切入下伏沉积物之中，周围地层被明显地削截（如图9中红色圆圈标注部位）。显然，浊流水道形成于浊流对下伏沉积物的侵蚀作用。从本文的数值模拟结果来看（图7），浊流水道的形成与持续时间长的浊流活动密不可分，且主要是高紊流、强流速的浊流头部对深湖平原的侵蚀作用［图7（d）］。但需要指出的是，浊流对深湖平原的下切不是一蹴而就的，其根本原因在于浊流的事件性，单个浊流事件少则几分钟、多则数天［60-61］，长达半月至数月的非常少见。这就要求沉积物源的供给应相对稳定，这样才能确保浊流长期在深湖平原的相同地方发生多期次的侵蚀。从以往针对长7段沉积体系的研究成果来看，在长7段沉积时期，三角洲物源展布位置基本稳定［28，62］，奠定了长7段深湖区浊流水道发育的物质基础。除此之外，湖盆微地貌对浊流的汇聚作用也不能忽视，初始的负向地形被长持续时间浊流优先侵蚀和扩大，最终形成浊流水道。从以往长7段湖盆古地貌的研究来看，湖盆底部地貌起伏特征明显［55］，在地貌低部位浊流更易汇聚，从而发生长时间、多期次的侵蚀作用形成浊流水道。因此，三角洲物源稳定供给，微地貌汇聚作用，高流速、强紊流浊流头部长时间、多期次的侵蚀，很可能是鄂尔多斯盆地长7段深湖区浊流水道较为发育的根本原因。
深湖区浊流水道由于发育尺度较小，大多数情况在地震属性上往往难以识别，这对地震数据的质量提出了更高的要求。笔者利用中国石油长庆油田分公司采集的最新高精度三维地震，通过提取长7段不同时窗范围内的均方根振幅属性，发现在长7段底部4 ms范围内发育有大规模的浊流水道（宽度达到了数百米），它们和水道周围的朵叶体共同组成了庆城湖底扇（图10）。
有意思的是，该浊流水道在长7段由底部往上的均方根振幅属性上快速消失。然而，从野外露头来看，长7段重力流水道的发育并不局限于其底部（图9）［58-59］。这些现象表明，由长7段底部向上，浊流水道的发育规模在快速变小。结合本文构建的湖平面变化曲线来看（图8中张22井），长7段底部湖平面低，随后发生快速的湖侵，直至长73亚段顶部到最大湖泛面，在长71亚段—长72亚段湖平面则保持在高位振荡。因此，快速的湖侵作用所导致的物源供给强度变小，很可能是浊流水道规模由长7段底部向上快速变小的根本原因。浊流水道的存在意味着，向深湖区输送粗粒沉积物的源—汇体系相对稳定，这样才有利于较大规模湖底扇的形成。从长7段浊流水道的发育规模来看，长7段底部大规模浊流水道所供给的庆城湖底扇应是深湖区夹层型页岩油［63］的优先勘探靶区。
6 认识与结论
（1）持续时间短的浊流在沿湖盆斜坡流入深湖的过程中，由于受到前方湖水的阻碍作用，流体流速快速衰减，流体内的沉积物发生堆积。持续时间长的浊流可抵达深湖中心，尽管总体流体的流速受到湖水阻碍作用会逐渐衰减，但浊流头部仍可在深湖中心维持高流速、强紊流的状态，保持较强的侵蚀能力。浊流头部在深湖区的较强侵蚀作用是深湖区块状构造粉砂岩中发育大量从底部湖床侵蚀而来的泥砾的主要原因。
（2）持续时间较长的浊流对深湖区湖底沉积物的侵蚀作用，造成长7段局部可缺失长达100万余年的沉积记录。这种较大规模的侵蚀性浊流在先存微地貌的汇聚作用和三角洲物源的持续供给之下，通过长时间、多期次对湖底的侵蚀作用在长7段深湖区形成了规模不等的浊流水道。这些水道的存在意味着，长7段沉积时期三角洲物源能够相对持续地被输送至深湖区域内，形成较大规模的湖底扇砂体，造就深湖区夹层型页岩油发育的物质基础。
（3）长7段底部深湖区浊流水道发育规模相对较大，部分在三维地震属性上可识别。由长7段底部向上，浊流水道发育规模变小，地震属性上难以识别，仅在野外露头尺度可观察到。这种浊流水道发育规模的变化受控于较大范围的湖侵作用。湖盆范围扩大以及湖水的加深，很可能使得抵达深湖区的浊流期次变少、侵蚀作用变弱，从而形成的浊流水道规模变小。
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