0.   引言

剥蚀地貌和沉积地貌之间被沉积物搬运路径联系在一起，共同构成地表的源‒汇系统（Allen and Allen，2013）. 从源到汇的分析是指将沉积物的剥蚀、搬运和堆积作为完整的系统，综合考虑包括自旋回和异旋回在内的多种控制因素，以期更好地理解盆地的沉积充填过程并预测油气储层的分布（朱红涛等，2017）. 其中，地貌坡度是影响源‒汇过程的重要参数，故Helland-Hansen et al.（2016）将全球源‒汇系统划分为近源‒陡坡‒深水、远源‒缓坡‒深水和远源‒缓坡‒浅水三类. 近年来，陆相断陷盆地的源‒汇系统研究也取得了长足的进展（徐长贵，2013；朱红涛等，2017）. 例如，徐长贵（2013）在渤海湾盆地提出了“山‒沟‒坡‒面”时空耦合控砂理论，强调只有在四要素时空耦合的背景之下才有砂体的富集（董桂玉和何幼斌，2016）；李顺利等（2017a）以沙垒田凸起及沙南凹陷沙河街组源‒汇系统为例，进一步定量表征并建立了沉积体体积与地形高差、汇水面积和沟谷截面积间的定量公式. 可见，前人研究多集中于构建单个源区与相应汇区间的定量耦合模式，强调从源到汇过程的通量守恒（Sømme et al.，2009a；Liu et al.，2019）；而少有研究探讨地貌坡度对沉积体系的控制作用（吴胜和等，1994；王星星等，2016），尤其对同期多个不同沉积体系间相互作用的研究还十分薄弱（Cullen et al.，2020）.

不同坡度地貌单元间的差异主要体现在碎屑物质的入湖频率和搬运流态上（Postma，1990；Allen and Hovius，1998；Sømme et al.，2009a，2009b），在本文统称为供源样式. 例如，缓坡地貌下发育的常年稳定水系可通过牵引流主导的方式持续性供给砂泥，在沉积区表现为粒度与含砂率相协调的特征（如轴向辫状河三角洲；冯文杰等，2018）；相反，陡坡背景下间歇发育的山涧溪流往往以重力流为主的形式向沉积区呈脉冲式供源，表现为大套泥岩背景下出现事件性的砾岩沉积（如短轴近岸水下扇和扇三角洲；吴胜和等，1994；Sømme et al.，2009b；王星星等，2016）. 为便于从地层记录中直接识别，本文根据不同供源样式下沉积产物的特征将两者分别表述为协调型和非协调型沉积. 值得注意的是，在以复杂地貌和多物源为特征的断陷湖盆（朱红涛等，2017），两类供源样式可以同期发育且其沉积体系可发生相互作用（Connell et al.，2012；Cullen et al.，2020）. 例如，Connell et al.（2012）通过水槽模拟实验认为在短轴与长轴沉积体系共存时，两者的交互位置将主要受沉积通量差异的影响. 换言之，在短轴体系通量增强的情况下，长轴体系将被“推离”先前位置，反之亦然（Cullen et al.，2020）. 因此，开展源‒汇视角下不同地貌单元沉积体系间相互作用的研究有助于完善断陷盆地的控砂模式，并对有利砂体的分布具有重要的指示作用.

涠西南凹陷作为典型的古近纪断陷湖盆，具有地貌差异大、多物源等特征，使得同一时期多个不同的沉积体系共存（秦春雨，2020）. 本文以北部湾盆地涠西南凹陷C洼流沙港组三段为例，结合测井及高精度三维地震资料，开展包括源区单元划分、沟谷通道刻画、沉积体系类型和展布解剖在内的源‒汇系统分析，旨在通过从源到汇的分析来区分不同地貌单元的供源样式，明确物源体系间的相互作用及其控制下的沉积体展布特征，以期对涠西南凹陷或其他具有相似背景的断陷盆地的油气勘探提供指导.

1.   区域地质概况

涠西南凹陷位于北部湾盆地北部坳陷带（图 1），西北部与万山隆起相邻，西南缘以涠西南低凸起与海中凹陷相邻，东南部则与企西隆起相接（秦春雨，2020）. 涠西南凹陷经历了古近纪的裂陷期和新近纪的裂后热沉降期，且裂陷作用表现为多幕裂陷的特征（葛家旺等，2021；刘一鸣等，2021）. 在白垩纪末神狐运动的影响下，北部湾盆地古新世进入初始裂陷阶段，发育了涠西南断裂控制下的长流组沉积. 始新世经历了第2幕裂陷，在区域拉张应力作用下，近北东向的一号断层控制着流三段至流二段的沉积；至流一段沉积时期，近东西向的二号断裂开始具有明显的控沉作用. 渐新世区域构造应力顺时针偏转后凹陷进入了第3幕裂陷期，近东西向的二号断层进一步活化而成为了主控断裂，控制了涠洲组的沉积. 中新世以来，凹陷进入裂后热沉降阶段，盆地整体下沉并接受海相沉积（张智武等，2013；秦春雨，2020；刘一鸣等，2021）.

图  1  涠西南凹陷构造位置（改自杨希冰等，2019）

Fig.  1.  Structure location of Weixinan Depression (modified from Yang et al., 2019)

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始新统流沙港组三段是涠西南凹陷第2期裂陷初期发育的一套以冲积扇及河流‒扇三角洲体系为主的沉积地层，仅在沉积中心发育小范围的中深湖相泥岩（姜平等，2020）. 作为此次研究的目的层段，流三段内以最大湖泛面（T88）为界可识别出psL32和psL31两个四级层序，分别称为流三下和上亚段（图 2）. 流三段沉积时期，小落差的断层广泛发育，尚不存在明显的控盆大断裂，因此湖泊整体范围相对较小且地层厚度较薄、尖灭快（秦春雨等，2020）. 流三段在岩性上表现为含砾砂岩和泥岩的互层，向上粒度变细，在测井上以箱形和钟‒箱复合型为主，在地震上以强振幅、低连续反射为特征（秦春雨等，2020）. 值得注意的是，受古新世构造活动的影响，局部地区仍存在长流组的残余地层，在一定程度上影响着流三段的沉积.

图  2  涠西南凹陷流沙港组地层综合柱状图（改自胡德胜等，2020）

Fig.  2.  Integrated stratigraphic column of the Liushagang Formation in the Weixinan Depression (modified from Hu et al., 2020)

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2.   源‒汇系统要素分析

2.1   源‒渠单元划分

源区面积和高差控制着沉积物通量，准确划分汇水单元是源‒汇分析的基础.涠西南凹陷C洼具有3个一级供源单元，即北部万山隆起、西部长轴体系和南部涠西南低凸起（秦春雨等，2020）. 其中，涠西南低凸起作为研究区可追踪的主要供源单元，其南部为三号断层所控制，北部邻近涠西南凹陷C洼，为一面积约67 km²的东西向延展的长条状凸起.

依据陆威延等（2020）建立的级次划分方法，相应地识别出涠西南低凸起残余古地貌上的地貌高点及分水岭‒分水线位置（图 3）. 将涠西南低凸起最高点连线作为分水岭，划分出南、北两个流域单元，各单元内水系相背分别流向海中凹陷和C洼；进一步拾取北部一级单元的局部地貌高点作为分水线，自东向西依次划分出S-Ⅰ、S-Ⅱ和S-Ⅲ三个次级流域单元（图 3）. 整体来说，涠西南低凸起具有自东向西由高陡向低缓过渡的地势，S-Ⅰ号和S-Ⅱ号流域单元位于低凸起中东部，地势高陡；S-Ⅲ号流域单元则处于低凸起的西部地区，由于底部残留着长流组的地层而使得地势相对低缓. 值得注意的是，本文所分析的残余古地貌是基于T90界面来构建的，原因如下：（1）T90界面是全区可追踪的稳定界面；（2）凸起走向与后期变形方向相近（李才等，2021），在改造过程中古地貌的大体格局可能得到保留. 尽管存在一定的误差，但研究表明残余地貌具备开展汇水单元划分的条件（Elliott et al.，2012）. 同时，地层的充填特征也用于验证不同单元间的地貌差异，详见下文.

图  3  南海北部湾盆地涠西南低凸起源‒渠单元划分

a.三维地貌；b.沟道特征

Fig.  3.  The subdivision of source-to-sink systems within the Weixinan Low Uplift, Beibuwan Basin, South China Sea

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渠道连接着源区和汇区，是刻画碎屑物质从源到汇过程的关键地貌单元. 其中，沟道（V、U和W型）的截面积和宽深比反映了沉积物的通量和搬运方式（李顺利等，2017a，2017b）. 在涠西南低凸起，不同流域单元间沟道存在差异. 其中，Ⅰ号流域单元由3个宽缓的次级沟道合并为一条主沟道，Ⅱ号则以V型下切沟道为特征，Ⅲ号流域单元发育3个近U型的次级沟道，局部发育小型下切沟道（图 3）.

2.2   沉积体系分析

在长轴和短轴物源的共同供给下，涠西南凹陷C洼流三段发育了不同类型的沉积体系（孙万华等，2010；秦春雨，2020）. 通过分析地震反射特征、测井曲线样式，主要识别出辫状河三角洲、扇三角洲、盆底扇及滨浅‒半深湖共四类沉积体系. 其中，扇三角洲在地震剖面上表现为中低频、中弱振幅，连续性较差，多为楔形杂乱反射或者前积反射（图 4）. 向下倾方向发散的帚状前积常代表陡坡背景下的扇三角洲、冲积扇等；楔形退积反射则与断层活动后可容空间的快速增长有关（张万选等，1989）. 辫状河三角洲在地震剖面上主要以中高频、中强振幅、连续性较好为特征，常见前积反射结构；在测井曲线上多为齿化钟形、漏斗形和箱形的叠置；砂岩粒度与整体含砂率（49.6%）相协调，多为中细砂岩与杂色泥岩的互层，局部夹含砾砂岩，与葛家旺等（2019）描述的呈叠瓦状前积的辫状河三角洲具有相似的特点（图 4）. 盆底扇的地震反射特征为呈丘状的低频、弱振幅的杂乱反射；测井曲线表现为舌形特征；岩性上为厚层泥岩背景下出现薄层含砾砂岩，明显突变的粒度显示出非协调供源的特征（图 4）. 值得注意的是，盆底扇和扇三角洲相叠置的结构常在断控陡坡带出现，代表了不同斜坡坡度下的产物（Chiarella et al.，2021）. 其中，出现在断裂下降盘的盆底扇又被称为断崖底部沉积（base-of-scarp deposit），其沉积与碎屑流、滑落和高密度浊流等重力驱动过程密切相关；在沉积物堆积减缓斜坡坡度（低于25°~30°）后，扇三角洲或毯式浅水三角洲得以发育（Chiarella et al.，2021）. 滨浅‒半深湖沉积在地震上表现为中高频、中强振幅、连续性好的特征；测井曲线则表现为高幅指状；岩性上多为泥岩夹薄层粉细砂岩（图 4）.

图  4  南海北部湾盆地涠西南凹陷C洼流三段沉积体系类型

Fig.  4.  Types of depositional systems of the third member of Liushagang Formation in the C Sag, Weixinan Depression, South China Sea

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3.   协调‒非协调型源‒汇系统特征

作为一个完整从源到汇的系统，源区构造强度或气候条件等改变所引起沉积物通量和供源样式的变化，最终将对下游沉积区沉积体系的性质（类型及体积等）产生重要的影响（Allen and Hovius，1998；Sømme et al.，2009b）. 前人针对通量守恒开展过大量研究，建立了源区面积和高程、搬运区沟道截面积与汇区扇体面积和体积间的定性‒定量关系（Sømme et al.，2009a；李顺利等，2017a；Liu et al.，2019）. 因此，本次研究侧重于从供源样式的角度来探讨不同地貌单元下沉积体系的差异. 综合分析涠西南凹陷C洼及周缘凸起地形地貌及沉积体系等特征，在研究区划分出协调型和非协调型两类源‒汇系统.

3.1   长轴协调型辫状河三角洲体系

由于三维地震资料范围有限，涠西南凹陷C洼长轴体系的源区无法获取. 但前人研究认为，长轴体系往往具有相对宽缓的源区，常以辫状河的形式向沉积区提供充足且稳定的物源供给（Leeder and Mack，2001；朱秀等，2017）. 在进入到停滞水体后，辫状河体系向湖盆方向逐渐分支、水动力相应减弱，搬运的砾、砂、泥沉积物也因此发生差异卸载（冯文杰等，2018）.

涠西南凹陷C洼流三段长轴方向也发育一套辫状河三角洲沉积（孙万华等，2010）. 在地震剖面上，辫状河三角洲沉积体表现为叠瓦状前积发射，向远处过渡为连续、强振幅的滨浅湖相泥岩（图 5）. 其中，W-4井钻遇到辫状河三角洲的前积主体区，对应于含砾中‒细砂岩夹杂色泥岩，整体向上逐渐变细，含砂率为49.6%，GR曲线呈齿化箱形和钟形；泥岩颜色底部为褐色和棕色，向上过渡为灰色，局部甚至发育黑褐色油页岩，推测为较浅水环境下的辫状河道侧翼沉积（葛家旺等，2019）；向湖盆方向，W-2井底部揭示前积体前端为砂砾岩夹薄层泥岩，含砂率高达69%，测井曲线呈齿化箱形，推测为辫状河三角洲主体；近滨浅湖的W-1s井则表现为粉细砂岩与泥岩的互层，局部出现薄层含砾中砂岩，整体含砂率为36.5%. 值得注意的是，含砂率较高的W-2和W-4井分别发育砂砾岩及中细砂岩，含砂率最低的W-1s井则由粉细砂岩主导，表明轴向辫状河三角洲的砂体粒度和含砂率具有明显的相关性或协调性（冯文杰等，2018）.

图  5  顺长轴辫状河三角洲物源方向的低角度前积剖面（见图 1中BB’剖面）

Fig.  5.  Seismic profile along axial braided delta showing low-angle progradational reflection characteristics

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综合前人建立的轴向沉积体系的模式，认为涠西南凹陷C洼长轴发育协调型辫状河三角洲体系. 这类协调型源‒汇系统的核心在于其供源具有常年稳定和牵引流主导的两大特征，常年稳定意味着一定时期内河流具有相近的流量和搬运能力，其搬运物由此具有相近的粒度组分（砾、砂和泥的混合比例）（Sømme et al.，2009a）；牵引流主导的流态特征则使得砾、砂和泥在进入到停滞水体后，将自近向远逐步填充可容空间（冯文杰等，2018）；最终在录井上表现为粒度与含砂率相协调，在剖面上表现为叠瓦状前积反射的特征（图 5）.

3.2   短轴非协调型扇三角洲体系

涠西南低凸起作为研究区可追踪的源区单元，可进一步划分为3个次级流域单元. 其中，S-Ⅱ号单元具有高陡的源区和深切的沟道，在断层下降盘堆积形成丘状和前积反射叠置的地震相组合（图 6）. Chiarella et al.（2021）认为这一结构的出现反映了地貌逐渐变缓的过程，其中盆底扇的堆积指示斜坡早期坡度可能大于25°，与前文残余古地貌的分析结果相吻合. 在涠西南凹陷C洼，盆底扇的边部由W-3井揭示，对应为一套滨浅湖泥岩夹砂砾岩‒含砾细砂岩，该段整体含砂率为23.9%，GR曲线呈舌状. 可见，在近源陡坡背景下厚层泥岩与含砾层频繁且快速的变换可能反映了短轴含砾物源“脉冲式”地进入湖盆（Sømme et al.，2009a；王星星等，2016）. 在断裂活动速率减缓或间洪期，流速较缓的溪流只能携带粉细砂和泥级细粒碎屑，使得沉积区出现大套的背景泥岩沉积；但在断裂快速活动期或洪水期，山崩作用形成的砾级碎屑经过洪水冲刷后可形成大规模泥石流（王星星等，2016），顺高陡的斜坡向下直接搬运至洼陷中心（Stevenson et al.，2015）. 此外，其上发育的斜交型高角度前积反射上超于斜坡并具有向下倾方向发散的特征，推测为湖扩背景下的一套近源快速堆积的扇三角洲（图 6）. 相比之下，S-Ⅲ号单元在沉积区仅发育一套低角度进积的扇三角洲，与其相对低缓的源区地貌和宽缓的水系相匹配（图 7）.

图  6  顺涠西南低凸起S-Ⅱ号流域单元高角度前积剖面（见图 1中CC’剖面）

Fig.  6.  Seismic profile along the catchment Ⅱ showing high-angle progradational reflection characteristics

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图  7  顺涠西南低凸起S-Ⅲ号流域单元低角度前积剖面（见图 1中DD’剖面）

Fig.  7.  Seismic profile along the catchment Ⅲ showing low-angleprogradational reflection characteristics

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与协调型源‒汇系统相反，在湖盆短轴发育的非协调型源‒汇系统具有脉冲式供源和重力流主导两大特征. 其中，脉冲式供源使得同一搬运体系在相近的地质时期既能以粉砂和泥质的搬运为主，偶尔也具备携带砾石的能力（Sømme et al.，2009a）；重力流主导的流体流态则确保了砾级碎屑能向湖盆推进相当长的距离（Stevenson et al.，2015）；最终在录井上表现为大套泥岩背景下出现砾级粗碎屑岩层，在地震剖面上则表现为丘状盆底扇和切线形前积状扇三角洲的叠置（图 6）.

3.3   地貌单元与供源样式

地貌坡度影响着沉积物的入湖频率和搬运流态，进而控制了碎屑物质进入沉积区时的供源样式. Sømme et al.（2009a）在调研29个近现代的源‒汇系统后，指出大型的宽缓源区能形成稳定的物源供给，陡峭的小型源区提供的沉积通量则往往在短时间内变化迅速. 前人的研究也表明，地貌坡度对沉积物的搬运流态具有重要控制作用，进而影响着沉积体系的性质（Postma，1990），如Allen and Hovius（1998）在研究美国西南部断陷盆地时发现，断裂陡坡带发育碎屑流主导的冲积扇，而缓坡冲积扇则以片流为主；国内学者吴胜和等（1994）也注意到即便同在断裂陡坡带，不同坡度下的扇三角洲仍表现出不同的主导流态并对储层质量具有显著影响.

本次研究对涠西南凹陷C洼开展源‒汇系统分析，强调断陷湖盆不同地貌单元具有差异的供源样式，最终影响了沉积体的性质. 其中，具有宽缓源区地貌的长轴物源体系常表现为协调型供源，牵引流主导的搬运体系在入湖后总是优先充填近端可容空间，并在沉积物的稳定供给下向湖盆中心逐渐进积（图 5，图 8，图 9）；具有高陡源区地貌和深切搬运通道的短轴S-Ⅱ号流域则为典型的非协调型源‒汇体系，在断裂活动期或洪水期供源体系的通量和粒度达到鼎盛，可通过重力流的搬运机制先在湖盆中心处堆积，在供源强度减弱后才在近端沉积（图 6，图 8）；此外，W-3井差异的油气显示可能反映了协调‒非协调沉积体间不同的储层质量（图 6）. 更重要的是，本次研究在一定程度上拓展了前人基于通量守恒的源‒汇系统分析思路，强调对凸起区地貌坡度的研究有助于识别沉积物的供应样式，进而为预测储层质量提供指导. 例如，短轴S-Ⅲ号流域单元在长流组的填平补齐下，相对S-Ⅱ号单元具有较低的地貌坡度，可能是有利砂体发育的潜在区域（图 7；吴胜和等，1994）.

图  8  协调‒非协调型源‒汇系统模式(改自Sømme and Jackson, 2013)

Fig.  8.  Conceptual model of concordant-discordant source-to-sink systems (modified from Sømme and Jackson, 2013)

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图  9  顺长轴方向剖面显示W-3井的快速相变（见图 1中EE’剖面）

Fig.  9.  Seismic profile along axial braided delta showing abrupt facies evolution in Well W-3

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4.   涠西南凹陷C洼长短轴沉积交互作用

作为典型的断陷湖盆，涠西南凹陷C洼具有多个物源注入口，包括由北部万山隆起、南部涠西南低凸起供源的短轴体系以及西部的长轴体系. 3个不同方向的物源体系同期共存，以不同的供源样式和通量向C洼分别提供沉积物质，形成辫状河三角洲、扇三角洲、盆底扇及滨浅‒半深湖相四类沉积体系. 在有限的可容空间下，长轴和短轴体系相互影响使得沉积体系的展布范围在时空上存在明显迁移.

4.1   流三下亚段

流三段下层序沉积时期，凹陷仍处于湖盆发育的初始阶段，以落差较小的断层广泛分布为特征（Gawthorpe and Leeder，2000；葛家旺等，2018；秦春雨等，2020）. 该时期湖盆范围相对局限，水体较浅，在W-4井表现为近10 m厚的褐红色泥岩的发育（图 5）. 在盆地周缘粗碎屑物质的供应下，短轴和长轴体系同时发育. 其中，具有非协调供源样式的短轴源区产生了大量泥砾混杂的碎屑物质，在C洼堆积形成盆底扇和扇三角洲，可延伸至湖盆中央. 具体来说，坡度最陡的涠西南低凸起S-Ⅱ号单元沉积区发育双向下超的丘状盆底扇，在录井上表现为厚层泥岩夹薄层含砾粗碎屑层；随后由高角度进积的扇三角洲所覆盖（图 6）. 相比之下，由于S-Ⅲ号单元底部为长流组残余地层，地貌坡度相对平缓，在剖面上表现为一套低角度进积的扇三角洲（图 7）. 另一方面，具有宽缓源区的长轴体系以协调型样式向洼陷供给砂砾，形成大型的辫状河三角洲，在W-2井底部形成厚层的箱状砂砾岩（图 5）. 值得注意的是，由于洼陷南侧可容空间为短轴扇体所占据，长轴辫状河三角洲的展布范围整体偏向C洼中北部（图 10a）.

图  10  古地貌与沉积体系叠合模式

a.流三下亚段；b.流三上亚段

Fig.  10.  The coupled paleo-geomorphology-depositional system model

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4.2   流三上亚段

流三段上层序沉积时期，各方向物源体系继承性发育，但湖盆范围相对扩大，水体也逐渐加深，例如在W-4井发育了黑褐色的油页岩（图 5）. 在湖盆范围持续扩张的情况下，盆内凸起面积相应萎缩，使得短轴物源的供给能力明显减弱，扇体的面积和延伸距离也显著缩小（图 10b）. 另一方面，湖平面上升不影响盆外凸起的供源能力，因此长轴辫状河三角洲面积和延伸距离均保持相对稳定. 然而，南侧短轴扇体的萎缩使得其先前占据的可容空间余出，辫状河三角洲前端由此向南侧发生相应摆动（图 10b）. 这使得位于C洼南侧的W-3和W-3s井发生了快速的相变，由下亚段的陡坡非协调物源转变为协调供源背景下的辫状河三角洲沉积（图 9）. 同时，长轴体系在填充南侧可容空间时消耗了大量的沉积通量，由此使得洼陷北侧的W-2井相应由辫状河主导的厚层箱状砂砾岩转变为滨浅湖相的粉砂‒泥岩（图 5）.

4.3   沉积交互与砂体展布

涠西南凹陷C洼在流三段沉积时期接受着长轴和短轴体系的同期供源，且随着湖平面的逐渐上升，短轴和长轴体系的主导范围在时空上存在迁移. 例如，W-3井流三段下层序为短轴S-Ⅱ号单元提供的非协调型物源所主导，在地震上表现为丘状杂乱反射（图 6）；在上层序则过渡为长轴协调性沉积主导，在地震上表现为微弱的前积反射（图 9）. 林畅松等（2000）指出同沉积断裂可以通过改变盆地底形进而控制沉积体系的展布方向. 但考虑到流三段时期断裂落差较小且广泛分布（秦春雨，2020），可能难以控制大型的轴向体系向一侧有规律的偏转. 另一方面，同一时期短轴扇三角洲出现退积的地层叠置样式，表明涠西南低凸起的供源能力相对减弱，这可能与湖平面上升后源区面积减小或构造活动减弱有关（Henstra et al.，2016；李顺利等，2017a）. Connell et al.（2012）通过水槽模拟实验揭示在短轴与长轴沉积体系共存时，两者的交互区将主要受沉积通量差异的影响. 因此，本次研究将沉积体系展布方向的偏转归因于物源体系间的相互作用. 在流三段下层序沉积时期，涠西南低凸起上断裂的活化触发了大量的粗粒碎屑，占据了C洼的可容空间，使得长轴辫状河三角洲被推离出洼陷南侧而主要分布在中北部（图 10a，图 11）；在湖平面上升或断层活动减弱后，短轴源区供源能力明显减弱使得扇体推进范围相应变小，长轴辫状河三角洲随之向南偏转以占据多出的可容空间（图 10b，图 11）.

图  11  长短轴沉积体系交互模式图(改自Cullen et al., 2020)

Fig.  11.  A conceptual model for interactions between transverse and axial depositional systems (modified from Cullen et al., 2020)

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前人研究多侧重建立单个源区与相应汇区的通量守恒模型，少有人探讨多个物源体系间的相互作用. 事实上，由于断陷湖盆具有多物源注入的特征，国内外多个研究实例对这类沉积体系间的相互作用进行了不同程度的报导. 例如，陈杰等（2016）通过岩心观测、录井和地震资料分析，认为沙三中亚段不断进积的东营三角洲和永安三角洲在东营凹陷发生了交汇；Sun et al.（2020）则通过重矿物和碎屑锆石进一步重建了胶东和辽东半岛物源的交汇过程，认为胶东方向的体系逐渐成为新近系渤东地区的主导. 可见，沉积体系间相互作用是断陷湖盆中广泛存在却长期被忽视的一种重要的控砂机制（Cullen et al.，2020）. 考虑到不同沉积体系往往具有差异的储层特征（如长轴协调和短轴非协调沉积），明确沉积体系间的相互作用将对多物源注入下断陷湖盆的有利砂体预测具有启示意义.

5.   结论

（1）从碎屑物质的入湖频率和搬运流态区分了协调和非协调供源样式，明确了涠西南凹陷C洼不同地貌单元源‒汇系统的差异. 其中，西部长轴体系代表着协调型供源样式，具有常年稳定和牵引流主导的特征，在测井上呈现出粒度与含砂率相协调，地震上多表现为叠瓦状前积反射；南部短轴体系则代表非协调供源，以脉冲式供源和重力流主导为特征（如S-Ⅱ号次级系统），在测井上呈现出整体泥岩背景下局部发育含砾层，地震上表现为丘状反射和切线型前积反射.

（2）涠西南凹陷C洼存在长轴协调和短轴非协调物源体系的相互作用，进而控制着沉积体系的时空展布. 在流三段下层序沉积时期，在南部涠西南低凸起S-Ⅱ号源区的强烈供源下，长轴辫状河三角洲主体分布在C洼中北部；流三段上层序沉积时期，湖平面上升使得S-Ⅱ号源区供源减弱，短轴扇三角洲面积减小后长轴辫状河三角洲也相应向南偏转.

（3）本次研究对涠西南凹陷C洼开展源‒汇系统分析，强调了凸起区地貌坡度对沉积区储层质量的影响，突出了沉积体系间相互作用对砂体展布的控制作用，可为其他具有多物源注入口和复杂地貌背景的陆相断陷盆地提供一定的参考.