南海北部陆缘珠江口盆地深水区目前勘探已发现了数亿立方米油当量的油气地质储量^[1]，是南海北部石油与天然气勘探的热点地区。随着深水区中浅层圈闭勘探难度的日益加大, 深层古近系逐渐成为当前的勘探重点，而规模有效储层的分布则势必成为制约深水勘探前景的关键^[1]。从构造上看，南海北部深水区受控于南海岩石圈地壳强烈伸展薄化的背景，以发育大型拆离断裂控制下的拆离裂陷结构为特征，导致南海北部陆缘伸展盆地在岩石圈伸展—薄化—破裂—洋壳形成的过程中经历了均衡裂陷期、拆离裂陷期、断拗裂陷期等构造演化阶段^[2-3]。拆离断层的持续掀斜导致上盘地层弯曲形成挠曲缓坡带，控制了盆地的地貌形态，挠曲背斜轴成为分隔缓坡区三角洲沉积环境和倾没端快速沉降区半深湖—深湖沉积环境的构造坡折带^[1-2]。挠曲缓坡带受拆离断裂上盘强烈挠曲变形影响，发育以缓坡物源和挠曲坡折共同控制下的大型继承性三角洲沉积体系。古近纪挠曲缓坡带在地震剖面上识别出大量的向南前积反射层，部分呈S型，具有水平状的顶积层和水平或微倾斜状的底积层，以及前积和加积的叠置关系，表现为大型辫状河三角洲特征^{[1-2, 4-5]}。

当前在少井或无井的不利背景下，为进一步认识珠江口盆地白云凹陷挠曲缓坡带辫状河三角洲有效规模储层的分布规律，有必要开展该沉积体系沉积单元组成、平面展布及形成控制因素等基础问题的研究。在沉积背景分析基础上，水槽模拟实验可构建出沉积原型模型，通过对沉积过程的再现，能更精确地描述等时地层框架内砂体的叠置和切割关系，并可详细描述储层的原始特征，同时为认清沉积体系的形成过程和控制因素提供了一种有力的手段^[6-14]。本文拟通过开展陆缘构造演变过程挠曲缓坡背景下的沉积响应水槽模拟实验，从沉积动力学机制上揭示该区挠曲缓坡带三角洲沉积过程、沉积相及其演变过程，为砂体宏观展布和储集层有效性分析提供依据。

1.   裂陷期构造—沉积概况

白云凹陷位于珠江口盆地深水区，是珠二坳陷内最大的富生烃洼陷，呈NEE向展布，北侧与番禺低隆起毗邻，西侧为云开低凸起，东侧是东砂隆起区，南临南部隆起带^{[1-4, 15-17]}(图 1a，b)。受控于南海北部陆缘张裂过程与洋陆过渡带地壳薄化背景，白云凹陷的构造—沉积演化经历了新生代的断陷、断拗、拗陷及与新构造运动有关的块断升降等构造演化阶段^{[16, 18-23]}，发育了始新统文昌组、恩平组半地堑河湖相沉积、渐新统珠海组海陆过渡—浅海陆架—三角洲沉积、中下中新统珠江组—韩江组深水陆坡—深水扇沉积、上中新统以来的深水陆坡欠补偿沉积^[1-2]。

图  1  珠江口盆地构造单元划分(a)、白云凹陷地理位置(b)、白云凹陷三角洲—湖相沉积体系(c)及研究区模拟实验平面按比例对照示意(d)

图1a改自文献[22]；图1c位置见图1b，引自文献[1]；图1d中的x，y对应图 2中的x，y。

Figure  1.  Division of tectonic units in Pearl River Mouth Basin (a), geographic location of Baiyun Sag (b), delta-lacustrine sedimentary system of Baiyun Sag (c), and schematic diagram of scale of study area (d)

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在陆缘深水岩石圈伸展薄化背景下，白云凹陷裂陷期经历了3期演化阶段：①均衡裂陷期，该阶段在地层上对应文昌组下部，这时期地壳伸展作用有限，均一伸展形成的陡倾正断层未完全切开上地壳，同时下地壳弱伸展、薄化不明显，地表发育由陡倾正断层控制的窄条状半地堑断陷；②拆离裂陷期，该阶段在地层上对应于文昌组上部，该时期伸展程度增强，发生应变迁移且集中到部分断裂带上，这些断裂向下深切到下地壳韧性流变层，变成大型伸展拆离面，均衡裂陷期的窄条状半地堑转变为受拆离断层控制的宽深断陷；③断拗裂陷期，该阶段在地层上对应于恩平组，该时期虽然断裂活动较弱，但地壳内部的韧性伸展流变作用仍在持续，导致地壳表面继续深陷，受拆离断层控制的宽深断陷演变为大型的碟形断拗盆地^[2-3]。

裂陷期拆离断层的发育控制了古近纪地貌形态及“源—汇”系统样式，主要表现为：①地貌形态。断层上盘发生旋转掀斜作用，导致上盘地层滚动形成挠曲缓坡带，挠曲背斜轴成为分隔缓坡浅水区和倾没端深水沉降区沉积环境的构造坡折带；②“源—汇”系统样式。翘倾端因旋转掀斜强烈抬升，遭受剥蚀，成为盆地最主要的物源区，而断层上盘的缓坡带则成为这些大量物源的沉积区，发育大规模辫状河三角洲。因此，受控于古近纪3期裂陷演化过程，白云凹陷裂陷期发育大型辫状河三角洲—湖相沉积体系，且辫状河三角洲从均衡裂陷幕已存在，持续进积并在断拗裂陷幕几乎覆盖整个白云凹陷(图 1c)，面积可达上万平方千米^{[1, 7]}。这种挠曲缓坡带大型辫状河三角洲沉积背景、沉积特征、发育控制因素及储集条件是白云凹陷古近系油气勘探亟需解决的关键科学问题。本文拟通过水槽模拟实验揭示白云凹陷古近纪裂陷期挠曲缓坡带在构造沉降过程中三角洲沉积特征、演变规律，探讨其发育的控制因素，指导白云凹陷深水区古近系优质砂岩储层甜点的分布预测。

2.   水槽模拟设备及方案

模拟实验以验证为主，通过设计相应的实验来模拟现代三角洲沉积环境，从而构建沉积模式。在模拟实验前，通过解剖研究区沉积相单元，获取沉积物的基本参数，按照相关的参数标准，设计实验基本条件，包括地形、水位、水量、沉积物构成等参数，以求最大限度逼近沉积作用发生的原始条件，从而再现沉积过程。

2.1   实验设备

实验在长江大学“中石油湖盆沉积模拟实验装置”(图 2)上完成。实验水槽主要由活动底板及控制系统、检测桥驱动定位系统、流速流量测量系统、实验过程视频采集与分析系统和计算机制图分析系统等构成。实验针对不同的需求，可对过程进行个性化的设计和监测。

图  2  实验装置示意

改自文献[9]。

Figure  2.  Schematic diagram of experimental device

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2.2   实验方案

研究区位于白云凹陷挠曲缓坡带(图 1b红框矩形), 针对设定的模拟目标，提取主要的地质因素并进行概念化简化处理。实验中通过对构造沉降速率、物源供给强度、河水流速以及地形坡度等条件的控制，再现沉积过程。结合研究区沉积的地质条件，设置了模拟实验方案。

2.2.1   模拟地形设计

白云凹陷挠曲缓坡带较为平缓，坡度仅为2°~4°。为了真实展现实验现象，将初始地形坡度设计为坡顶2°和坡底4°(图 3)，沉积体模拟实验池主要沉积区位于实验装置3~12 m区间，主要沉积区有效沉积面积为54 m²，与白云凹陷原型盆地相比，平面比例尺为1∶3 000(图 1d)，垂向比例尺为1∶500。

图  3  主要沉积区模拟地形设计示意

Figure  3.  Schematic diagram of simulated terrain design of main sedimentary areas

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2.2.2   构造沉降设计

白云凹陷裂陷期挠曲缓坡带经历了3期构造演化，分别为均衡裂陷期(对应文昌组下部)、拆离裂陷期(对应文昌组上部)及断拗裂陷期(对应恩平组)，实验通过下降3期活动底板来模拟实现白云凹陷3期裂陷沉降过程。统计表明，白云凹陷均衡裂陷期、拆离裂陷期、断拗裂陷期总沉积量比值约为3∶6∶4，实验按照等比例原则设计3期下降量参考实际沉降量比值，同时实验中每一期总沉降分别通过2~3次小沉降来完成。在确定各期的沉降量之后，为了最大程度地还原盆地演化过程中各裂陷期的沉降速率，根据沉降速率为沉降量与沉降时间的比值，各沉积期沉降时间实验设计参考各裂陷期跨越时间^{[20, 23]}，按照等比例原则，第一、二、三期实验沉降时间依次为40 h∶51 h∶48 h，基本上等比例还原了盆地各演化阶段的沉降量与沉积速率，具体的参数见表 1。

表  1  挠曲坡折带模拟实验活动底板设计参数

Table  1.  Design parameters of movable floor for flexural slope-break simulation experiment

沉积期	位置	下降时间/h	下降量/cm
			第一列	第二列	第三列	第四列
第三期	第四排	24	2	2	4	8
	第三排	24	2	2	4	8
	第二排	24	2	2	4	8
	第一排	24	2	2	4	8
第三期下降2次，合计下降		48	4	4	8	16
第二期	第四排	17	2	4	6	8
	第三排	17	2	4	6	8
	第二排	17	2	4	6	8
	第一排	17	2	4	6	8
第二期下降3次，合计下降		51	6	12	18	24
第一期	第四排	20	2	4	4	6
	第三排	20	2	4	4	6
	第二排	20	2	4	4	6
	第一排	20	2	4	4	6
第一期下降2次，合计下降		40	4	8	8	12
3期累计下降数值		139	14	24	34	52

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2.2.3   湖平面波动设计

基于白云凹陷裂陷期宏观沉积特征，设计了3期湖平面波动。初期湖平面处于较低位置，大致对应于均衡裂陷期；其后湖平面又有2次明显的上升，分别对应于拆离裂陷期和断拗裂陷期。水槽实验初期湖平面高程为10 cm，对应于第一期；其后上升到20 cm，对应于第二期；最后湖平面上升到35 cm，对应于第三期。

2.2.4   水动力过程设计

白云凹陷古近纪挠曲缓坡带发育为受缓坡大量物源和挠曲坡折带共同控制的大型继承性辫状河三角洲沉积体系。按照自然界中的一般规律^[8]，辫状河三角洲沉积过程主要发育洪水、平水及枯水3种水动力条件。根据前人类似模拟实验研究^{[9, 12]}，一次湖平面波动中，洪水期、枯水期、中水期依次占比为1∶1∶2。根据研究区古近系岩心粒度资料，砂岩粒级主要以中粗砂、细砂和粉砂为主，其中中粗砂约占10%，细砂占65%，粉砂占25%，实验中严格执行此水位时间比例和相应的砂体粒度组成。

考虑到辫状河三角洲沉积过程特点^[8]，单次完整放水周期包含枯水、中水、洪水期3种水动力状态。枯水期流量较小，约为0.5 L/s(流速约为0.3 m/s)，流体中混入细砂30%和粉砂70%，含砂率为5%。中水期流量中等，约为0.8 L/s(流速约为0.5 m/s)，流体中混入50%细砂和50%粉砂，含砂率为15%。洪水期流量约为1.3 L/s(流速约为1.2 m/s)，流体中混入粒度不同砂沉积物，含砂量大约为30%，主要由15%中粗砂、65%细砂和20%粉砂组成。

2.2.5   物源供给设计

由于研究区缓坡带物源区为番禺低隆起，西北方向有多条次级河道供给物源，缓坡带方向设计了双物源(图 1d)。

3.   水槽模拟结果

3.1   与白云凹陷实际沉积特征对比

目前对白云凹陷古近纪挠曲缓坡带沉积体系形成以下认识，在均衡裂陷期挠曲缓坡带就已经发育一定规模的辫状河三角洲沉积，在拆离裂陷幕开始出现大型缓坡物源控制下的辫状河三角洲，在断拗裂陷幕沉积期辫状河三角洲几乎覆盖整个白云凹陷，白云凹陷挠曲缓坡带发育持续推进的大型叠置连片辫状河三角洲沉积体系^[1]。

而从模拟实验结果来看，挠曲缓坡带发育大型辫状河三角洲沉积，与研究区实际分布特征相似。第一期(图 4a)，三角洲前缘延伸至10.9 m，砂体厚度平均15 cm。第二期(图 4b)，砂体前积作用明显，砂体向前延伸至11.6 m，沉积砂体厚度平均22 cm。第三期(图 4c)，砂体继续前积，前缘延伸至11.9 m左右，平均厚度18 cm。实验过程中物源供应充足，分流河道发育明显，挠曲坡折带辫状河三角洲分流河道规模大，一般发育3~5条分流河道，主河道宽度达到70 cm, 深度5 cm左右；二级河道宽度5~20 cm，深度约为2 cm。挠曲缓坡带砂体充填以进积作用为主，砂体沉积过程进积作用明显，厚度较大，至第三期沉积充填结束，砂体已延伸至整个研究区。

图  4  水槽模拟实验3期的砂体平面分布

Figure  4.  Plane distribution of sand bodies in three stages of simulation experiment

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3.2   沉积单元组成

模拟实验发育的辫状河三角洲沉积亚相及沉积微相组成及特征如下所述。

3.2.1   辫状河三角洲平原亚相

据剖面上识别的沉积构造(层理、冲刷面等)与平面上的沉积物展布特征，本次实验辫状河三角洲平原亚相可识别出分流河道、泛滥平原、废弃河道等微相(图 5a)。

图  5  水槽模拟实验展示的辫状河三角洲平原亚相沉积特征(a)和前缘亚相沉积特征(b)

Figure  5.  Sedimentary characteristics of plain (a) and front subfacies (b) of braided river delta in flume simulation

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(1) 分流河道。辫状河三角洲平原亚相发育有丰富的分流河道，常见块状、平行层理及冲刷面构造。根据模拟实验中河道发育规模，横、纵剖面的观察与测量，按照实验设计方案垂向比例尺设置，单期河道厚1 cm，按比例换算为5 m。河道多次叠置而沉积的复合河道砂体，厚度最大可到8 cm，按比例换算为40 m。靠近物源区的河道构成叠置型河道，其内沉积物主要为中砂，同时底部的冲刷面构造尤为明显，也发育有槽状交错层理，顶部主要为平行层理的粉砂。

(2) 废弃河道。废弃河道沉积在剖面上主要表现为下粗上细的正韵律，砂层向两侧逐渐变薄甚至尖灭，但随着河道的变迁，局部也会发育下细上粗的反韵律。模拟实验中废弃河道较发育，主要受到河道迁移及截弯取直的控制。剖面显示底部有小幅度的冲刷面，发育交错层理、平行层理，顶部有水平层理，同样也表明水动力逐渐减弱的过程。

(3) 天然堤。天然堤为沉积物搬运流体漫出河道在侧向上超过河道边缘而沉积下来的沉积地貌。天然堤的形成与水动力条件和水位深度有着重要联系。模拟实验中的天然堤主要形成于水位抬升或洪水期水流漫过河岸，当水位再次下降后形成断面呈楔形的天然堤。以细、粉砂及泥质互层，总体展现为从下至上逐渐变细的正韵律，主要发育有水平层理。

(4) 泛滥平原。泛滥平原是河道在洪水期溢出河床后堆积而成的平原，主要发育在河流的中下段；水平层理较发育，平面上连续性好，厚度大，主要为富泥沉积物。

3.2.2   辫状河三角洲前缘亚相

辫状河三角洲前缘亚相常可见小型交错层理和平行层理，前端入水口发育有反S型前积体，粉砂含量较平原明显减少。从实验结果来看，前缘亚相可识别出水下分流河道、河口砂坝、支流间湾等微相(图 5b)。

(1) 河口砂坝。由于实验室无法提供波浪影响，故河道携带砂体入水口时沉降堆积的砂体称为河口砂坝。根据过程现象和剖面可见，发育块状构造、水平层理和槽状交错层理；岩性以细砂和粉砂沉积为主，整体呈现下细上粗的反韵律。

(2) 水下分流河道。分流河道入水口时，由于惯性和减弱后的水动力条件，形成的水下河道，河道深度逐渐变浅至消失。因可容空间增加，且沉积物搬运阻力加大，使得水动力条件相对减弱，流速减缓，对河道的下蚀作用减小，堆积速度增大。岩性主要有细砂、粉砂沉积，呈现下粗上细的正韵律特征；常发育交错层理、波状层理，距离平原亚相越近，冲刷面构造越明显，随着水体深度的增加逐渐消失。

(3) 支流间湾。支流间湾微相是水下分流河道之间在平面上呈现相对平原方向内凹的区域。岩性以细腻的粉砂为主，局部也有细砂沉积，上部常见发育有水平层理、波状层理。当搬运的沉积物随水下分流河道向前堆积时，在2条水下分流河道之间出现支流间湾。平面上呈现向海方向的内凹形态展布。

3.3   砂体叠置特征

从多条沉积体剖面(位置见图 1d)观察，垂向发育有多个下细上粗的反韵律旋回，局部发育有下粗上细的正韵律特征。从纵剖面上可见河道典型的顶平底凸形态，又有河口坝典型的底平顶凸形态，反映研究区辫状河三角洲分流河道和河口坝沉积共同发育的特征。

(1) 距离物源近的剖面(图 1d的A-A’)。河道形成的冲刷槽构造发育位置与2个出水口(图 1d红色箭头)近似一致，水流水动力条件强，水流主要以对河道的侵蚀加深为主，河道表现为纵向发育, 侧向侵蚀迁移缓慢，砂体两侧发育丰富的平行层理(图 6a)。

图  6  水槽模拟实验不同位置横剖面3期砂体叠置特征

剖面位置见图 1d。

Figure  6.  Superimposed characteristics of three stages of sand bodies on cross section at different positions in flume simulation

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(2) 距离物源稍远的剖面(图 1d的B-B’)。第一期沉积体以朵体和废弃朵体叠置沉积为主；第二期沉积体右侧出水口河道多为垂向叠置，并向中部迁移，左侧出水口河道迁移频繁，冲刷面呈现宽而浅特征；第三期沉积体总体表现为河道的频繁侧向迁移沉积特征，发育有平行层理、交错层理和冲刷构造(图 6b)。

(3) 从距离物源更远的剖面(图 1d的C-C’)可看出，第一期沉积体即将达到最远沉积距离，第一期主要为相互叠置的朵体，主要发育槽状交错层理和快速沉降形成的块状构造；第二期沉积过程中，由于右侧快速沉积发育块状构造；第三期可见河道因侧蚀作用砂体两侧往复迁移，主要发育平行层理和冲刷构造(图 6c)。

(4) 距离物源最远的剖面(图 1d的D-D’)。第一期沉积体已消失，第二期沉积体发育丰富的交错层理，且左侧被第三期的快速沉积侵蚀，形成交错层理及块状构造，主要为以朵体和废弃朵体叠置沉积为主(图 6d)。

纵向剖面(图 1d的E-E’)显示(图 7)，由地层的叠加样式和实验过程中的现象反映，研究区内沉积主体为辫状河三角洲沉积。砂体充填以进积作用为主，表现为水下分流河道到水下主河道沉积，部分表现为远砂坝向河口砂坝沉积过渡。同时可认识到挠曲缓坡带3期砂体充填以进积作用为主，砂体沉积过程进积作用明显，厚度逐渐增加。

图  7  水槽模拟实验纵剖面3期砂体叠置特征

E-E’剖面位置见图 1d。

Figure  7.  Superimposed characteristics of three stages of sand bodies on longitudinal section in flume simulation

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如图 8沉积模式所示，近物源区域反映出河道在纵向继承发育，随着沉积区域远离物源方向，河道纵向上开始不再继承发育，表现为迁移特征，迁移过程中纵向上河道砂体部分叠置，并且河道展布范围越来越广。随着挠曲坡折带向湖盆中心方向迁移，整个沉积过程进积作用明显，至沉积末期砂体在平面上已延伸至整个研究区。

图  8  水槽模拟实验辫状河三角洲砂体时空叠置模式示意

Figure  8.  Temporal and spatial superposition of sand bodies of braided river delta in flume simulation

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4.   辫状河三角洲发育的控制因素

通过本次水槽模拟实验，认识到挠曲缓坡带可发育大型辫状河三角洲沉积体系，且沉积体系受到多种因素共同控制。通过分析模拟实验结果，认为地形坡降条件、物源供给、流量条件、基底沉降及相对湖平面升降，联合控制了挠曲缓坡带辫状河三角洲的发育。

4.1   地形坡降条件

辫状河三角洲主要发育在坡度陡、高差大、物源区紧邻湖水的古地形背景下。实验中坡降设计越陡，辫状河三角洲沉积速率越快，同时早期碎屑物以充填沉积为主，到一定程度后，分流河道开始形成并逐渐迁移改道，各类砂坝沉积单元相继形成；反之，坡降设计越缓，辫状河三角洲早期河道充填速率变慢，分流河道迁移改道所需时间也越长，以至于辫状河三角洲发育的时间推后，其发育及演化与设计地形基本无关；直至基底再次下降后的下个沉积期，地形坡降又开始明显控制辫状河三角洲沉积充填(图 9)。

图  9  水槽模拟实验过程中基底下降的坡降特征

Figure  9.  Slope characteristics of basement descent during flume simulation

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4.2   物源供给条件

物源供给条件包括三方面，即物源供给量、供给距离及物源组成。不论洪水或中水，三角洲砂体的发育与沉积物供应量密切相关：碎屑物供给充分时，水流分散，三角洲分布范围大(图 10a)；若碎屑物供给不足时，上一期沉积砂体受到水流切割，水流惯性方向可形成切割较深的新水道(图 10b)。

图  10  水槽模拟实验物源供给充足(a)与物源供给不足(b)河道发育特征对比

Figure  10.  Simulation experiments with sufficient (a) and insufficient (b) supplies of provenance of river channel development

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白云凹陷辫状河三角洲沉积时发育相对潮湿气候环境，当时降水量变化大，入湖水流具突发性、事件性的特点，同时因地面植被受破坏、机械风化作用强产生丰富的碎屑物源，且河流流程较短，物源入湖距离近；河流流量随季节性变化较大，不同时期水流量相差悬殊，洪水季节汪洋一片，水流量大，携带大量碎屑物质，枯水季节河汊密布，水流散乱，甚至有时主流位置难于辨认，物源供给少。

4.3   流量条件

地形与气候条件主要是通过河流的水文特征起作用，主要包括季节性水流强度与流量变幅。季节性洪水期与枯水期水流流量和流速的巨大差异，有利于辫状河三角洲的形成与发育。本次模拟实验中，通过观察认识到当水流强度越大，带往下游的碎屑物越多，辫状河三角洲分流河道堆积越快，水流迁移改道越频繁，斜列砂坝、纵向砂坝等砂体演变越迅速，有利于砂体的形成及变化(图 11)。流量变幅越大，水流强度相差越大，反映出水流能量越大。

图  11  流量由大变小(a-b)时辫状河三角洲沉积特征对比

Figure  11.  Sedimentary characteristics of braided delta when flow changes from large to small (a-b)

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4.4   湖盆基底沉降

湖盆基底的沉降直接致使辫状河三角洲前缘主力砂体垂向发育增厚，且辫状河三角洲要素保留完整。湖盆基底的沉降，一方面给湖区砂体提供了沉积场所(即可容空间)；另一方面导致基底面坡降变大，砂体垂向加积增厚、叠覆。基底的沉降程度决定了沉积物的厚度大小，若基底不下降，河道垂向沉积作用不明显，主要表现为纵向加积和横向加积。在实验条件下，不同部位基底沉降量直接导致了不同沉积期沉积物厚度大小，若基底沉降幅度越大，沉积物厚度越大。基底下降过程中，刚开始水流自下往上溯源侵蚀(图 12)，中下部水体较深，沉积物呈舌状向前推进，随着上游带来的沉积物越来越多，中下游的水体逐渐变浅，水流转变为呈指状向前推进。同时基底沉降幅度越大，水下分流河道沉积迁移速率越快。

图  12  水槽模拟实验基底下降过程中溯源侵蚀现象

Figure  12.  Simulation of traceable erosion during the descent of experimental basement

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4.5   相对湖平面升降

相对湖平面的升降是辫状河三角洲形成与演化的重要影响因素。湖平面上升，水面比降变小，湖泊提供的可容空间增加，水流携带碎屑沉积物进入湖泊，水流受到湖水的顶托作用，流速减慢，砂体堆积在河口处，形成辫状河三角洲砂坝沉积(图 13a)。

图  13  水槽模拟实验辫状河三角洲砂体湖水面上升时(a)与湖水面下降时(b)沉积特征

Figure  13.  Sedimentary characteristics of sand bodies of braided river delta when lake water level rises (a) and drops (b) in flume simulation

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相对湖平面下降，水面比降变大，水流强度增大，三角洲水下分流河道向前推进的速率加快，向前推进的距离也更远，同时对前期形成的砂体表面侵蚀切割也更深，最终加速了辫状河三角洲水下分流河道及河口砂坝的形成及转变，导致大型辫状河三角洲的发育(图 13b)。

5.   结论

(1) 根据实验结果，挠曲缓坡带可以发育进积型大型辫状河三角洲沉积体系。白云凹陷挠曲坡折带由于构造作用较弱，处于缓坡带，辫状河三角洲平原及前缘发育不同级别的分流河道、水下分流河道，而且河口坝比较发育，发育叠置连片的三角洲朵叶体，砂体展布规模比较大。

(2) 水槽实验砂体的切片结果显示，挠曲缓坡带砂体充填以进积作用为主，砂体沉积过程中进积作用较明显，厚度较大，至第三期沉积结束时，砂体已延伸至整个水槽。

(3) 裂陷期砂体形态及分布主要受构造运动、入湖河流流量变幅、湖平面的升降以及水体深度控制。在挠曲坡折带物源供应充分的条件下，构造沉降强烈，砂体厚度大；河流洪水期与枯水期流量差别大，容易形成大型三角洲；湖平面的频繁升降，三角洲内部隔夹层发育；湖水深度大，三角洲前缘砂体厚度大。

(4) 水槽模拟结果表明，大型物源背景下辫状河三角洲具有发育规模性连片有效储层的条件，可为白云凹陷深水区储层砂体预测提供一定参考。