0 引言
本文以渤海湾盆地济阳坳陷东营凹陷史深100地区古近系沙河街组三段（简称沙三段）中亚段为研究对象，运用层序地层学、地震沉积学、沉积构型解剖等方法，分析强制湖退早期湖底扇的成因和内部沉积单元的空间分布，以此探讨四级基准面变化对异重流成因湖底扇沉积构型的控制规律，以期对湖底扇油气藏的井网部署和调整具有实践意义。
1 研究区概况
研究区古近系由孔店组、沙河街组和东营组组成，其中沙河街组从下往上分为4个亚段，而沙河街组三段进一步细分为下、中和上3个亚段（见图1b ），本次研究的目的层为沙河街组三段中亚段（简称“沙三中亚段”），地层厚度为300~1 200 m，岩性以厚层灰色、深灰色泥岩夹薄层砂岩为主。
2 四级基准面变化
2.1 四级层序划分
东营凹陷沙三中亚段顶底分别对应于地震反射界面T4和T6（见图1b ），两界面的上下均可见削截终止反射和上超终止反射现象（见图2a ），因此分别作为三级层序ESQ2的边界。本次层序划分方案采用四分层序模式，可以与基准面变化事件紧密联系。ESQ2上部识别出多期高角度前积反射体，且具有保存良好的顶积层，对应于高位域（见图2a ）。高位域之上发育多套缺失顶积层的前积同相轴，向湖盆中心呈退覆叠置，并与顶界面T4呈不整合接触，解释为下降体系域。高位前积体下超于全区厚度稳定分布的同相轴之上，该套同相轴在地震上表现为亚平行反射结构；并且在自然电位曲线上表现为高值特征（见图2b ），响应于大套细粒沉积，因此解释为湖侵域。而湖侵域以下的低位域，其空间分布限制在断裂坡折带下降盘（见图2a ）。
采用井-震结合的方法完成了研究区四级层序的划分（见图2b ）。Y77井上高位域的4个四级层序（PSS3—PSS6）和下降体系域的3个四级层序（PSS0—PSS2），分别在测井曲线上表现为向上含砂率增大的进积式沉积。此外，上述7个四级层序在地震上界面明显，具有典型的上超、顶超和削截特征（见图2a ）。而低位域的3个四级层序（PSS8—PSS10），在地震上表现为沿底界面T6依次上超。
2.2 PSS2内部四级基准面变化
由于前人针对湖底扇体系建立了比较成熟的构型级次划分方案[20]，认为构成湖底扇的水道复合体或朵体复合体对应于准层序级次。因此本次研究利用稳定泥岩和自然伽马曲线高值等界面识别标志，将PSS2划分为PSS2-1—PSS2-10共10个五级层序（见图3b ）。PSS2-10至PSS2-8反映了整体向上粒度变细的趋势，对应于四级基准面上升阶段[21]；而PSS2-7至PSS2-1却表现为相反的变化过程，形成于四级基准面下降阶段[21]。根据上节分析可知，PSS2沉积于三级层序的强制湖退早期。基于不同级次基准面复合原理，四级基准面上升过程受到三级基准面下降的抑制。同时前人使用微量元素等地球化学分析数据证实PSS2处于半潮湿向干旱转变的古气候背景[18]，干旱气候容易导致湖盆水体的蒸发量大于降雨量，所以PSS2整体以四级基准面下降过程为主（见图3b ）。利用砂泥比和砂岩粒度，将长期下降过程划分为早期和晚期两个阶段，分别选取PSS2-9、PSS2-5和PSS2-2代表四级基准面上升期、下降早期和晚期进行湖底扇构型解剖。
3 湖底扇沉积特征与砂体分布
3.1 岩相组合
基于研究区约420 m的岩心资料，根据颜色、粒度、沉积结构和沉积构造等特征，共识别出9种重力流沉积砂岩岩相（见图4 、表1 ），并分析了各种岩相对应的流体属性和搬运机制。依据不同岩相的垂向组合样式以及与深湖暗色泥岩的接触关系，确定了LA1—LA6共6种岩相组合（见图5 ）。
图4 PSS2内部重力流砂岩典型岩心照片（a）S102井，3 291.26 m，上部纯净块状细砂岩（S3），下部含定向泥砾块状细砂岩（S2），泥砾呈叠瓦状排列并紧邻冲刷面分布；（b）S103井，3 294.25 m，含漂浮泥砾块状细砂岩（S4），顶部可见层状植物碎屑；（c）S106井，3 411.67 m，交错层理细砂岩（S1）和平行层理细砂岩（S6），并被冲刷面分隔；（d）S102井，3 287.24 m，波纹层理粉砂岩（S7）；（e）S102井，3 290.55 m，水平层理泥质粉砂岩（S8）；（f）S3-12-12井，3 165.82 m，变形层理砂岩（S9），可见变形泥岩和不规则砂质团块；（g）S3-12-12井，3 163.60 m，含泥岩撕裂屑块状细砂岩（S5）；（h）S3-12-12井，3 166.89 m，变形层理砂岩（S9），可见砂岩侵入体 |
表1 研究区重力流岩相类型划分 |
| 岩相 | 沉积特征 | 沉积过程 | 成因解释 |
|---|---|---|---|
| 交错层理细砂岩（S1） | 交错层理，底部有时含少量植物碎屑和泥岩撕裂屑 | 底床载荷[6-7] | 准稳态浊流[10,22] |
| 含定向泥砾块状细砂岩（S2） | 低泥质含量，底部少量泥岩撕裂屑沿层面分布， 内部紫红色泥砾沿冲刷面呈叠瓦状排列 | 底床载荷[6-7]、牵引毯[9] | 准稳态浊流[10,22]； 高密度浊流[9] |
| 纯净块状细砂岩（S3） | 低泥质含量，块状构造，有时可见大量植物碎屑 | 牵引毯[9] | 高密度浊流[9] |
| 含漂浮泥砾块状细砂岩（S4） | 块状构造，含少量紫红色泥砾、泥岩撕裂屑， 顶部具有断续水平分布的植物碎屑层 | 牵引毯[9] | 高密度浊流[9] |
| 含泥岩撕裂屑块状细砂岩（S5） | 块状构造，含大量暗色泥砾和亚垂直排列的泥岩撕裂屑 | 块体搬运[9,11,23] | 砂质碎屑流[9,11,23] |
| 平行层理细砂岩（S6） | 平行层理 | 牵引毯[9]、悬浮载荷[6-7,9 -10,24] | 高密度浊流[9]；低密度浊流[9] |
| 波纹层理粉砂岩（S7） | 波纹交错层理，夹泥质纹层 | 悬浮载荷[6-7,9 -10,24] | 低密度浊流[9] |
| 水平层理泥质粉砂岩（S8） | 水平层理，夹泥质纹层 | 悬浮载荷[6-7,9 -10,24] | 低密度浊流[9] |
| 变形层理砂岩（S9） | 变形层理、包卷层理和砂岩侵入体 | 块体搬运[9,11,23] | 滑塌块体[9,11,23] |
岩相组合LA2表现为S2、S3或S4、S6、S7向上变细的正韵律序列（见图5b ）。LA2底部同样存在侵蚀面，但与LA1相比，顶部发育悬浮载荷成因岩相S7，同时总厚度有所减小。LA2由高密度浊流沉积（S2、S3或S4、S6）和低密度浊流沉积（S7）两部分组成。LA2顶部的岩相S7指示了流体能量下降[6]，因此该组合可能发育在LA1的下游位置。
岩相组合LA3从底到顶由S3或S4、S6、S7、S8组成（见图5c ），底部无侵蚀特征，并与下伏暗色泥岩呈突变接触。LA3主要由低密度浊流沉积构成，整体表现为经典的鲍玛序列，形成于流体的能量衰弱阶段[9]。该组合底部缺失侵蚀面，并常与LA2相伴生，可能发育在远端水道翼部的沉积环境。
岩相组合LA6从下往上由S9和S5组成（见图5f ）。该组合下部为沉积物垮塌形成的滑塌块体沉积，上部为砂质碎屑流沉积，垂向上反映由滑塌向砂质碎屑流的流体转化过程[5]。
3.2 沉积单元类型及沉积特征
主水道分布在湖底扇的内扇区域，是湖底扇沉积物补给的主要通道，也是重力流的主要沉积场所[25]。主水道在沉积剖面上由LA1构成（见图6a ），底部常见冲刷侵蚀特征（见图4c ），砂体的粒度概率曲线主要为二段式，其中跳跃组分占到85%（见图6d ），反映了底床载荷主导的沉积过程。主水道砂体在垂向上表现为均质韵律（见图6a ），厚度一般为7~14 m，自然伽马曲线呈巨厚的箱型响应特征。
分支水道是主水道向下游延伸时能量衰减和分叉形成的，作为物源输送枢纽向远端朵叶体供给沉积物[20]，在沉积剖面上发育两种组合形式（见图6b ）：靠近水道中心以LA2产出，在水道侧缘以LA3产出。分支水道砂体在垂向上呈正韵律，厚度一般为2.5~7.0 m，自然伽马曲线表现为低幅度钟型（见图6b ）。分支水道砂体的粒度概率曲线也以二段式为主，跳跃组分占比低于主水道，但仍然可以达到70%~80%（见图6d ）。
朵叶体是重力流在分支水道末端失去地形限制的约束，在相对开阔环境下向四周快速扩散和减速形成的扇形沉积体[25]。朵叶体在沉积剖面上以LA4产出（见图6a ），自然伽马曲线呈中低幅度漏斗型，砂体厚度一般为2~8 m。朵体砂体的粒度概率曲线有二段式和三段式（见图6d ），但悬浮组分占比明显高于水道砂体，达到40%~50%。
朵叶体侧缘作为湖底扇最远端的沉积环境，分布在朵叶体的侧端或前端[25]，沉积剖面由LA5构成（见图6a ）。朵叶体侧缘砂体在垂向上呈反韵律或无明显的韵律变化，自然伽马曲线表现为中高幅度指状，粒度概率曲线为斜率较高的一段式（见图6d ），指示悬浮载荷主导的沉积过程。
舌状体是滑塌块体和碎屑流的能量减弱而发生整体卸载和冻结式沉积，形成多期叠置的舌状沉积体[23]。舌状体在沉积剖面上以LA6产出（见图6c ），垂向上呈反韵律或无明显的韵律特征，砂体厚度一般为2~5 m，自然伽马曲线呈中幅度漏斗状。
水道/朵叶体间形成于正常深湖原地沉积或者稀释的低密度浊流沉积[9]，并由块状泥岩、粉砂质泥岩组成，代表低能沉积环境。该单元在垂向上无明显的韵律变化，自然伽马曲线表现为高幅度齿状（见图6b ）。
3.3 湖底扇砂体分布特征
史深100地区钻井主要分布在梁11和河91断层之间（见图7 ），而北部区域钻井数量相对较少。本次研究利用地震沉积学方法[18]，可以准确预测重力流砂体的平面展布。研究区沙三中亚段的地震资料主频约为30.5 Hz，最大垂直分辨率约为20 m，而测井解释的单砂层最大厚度约为15 m。因此将地震子波频率划分为5个中心频率（10~50 Hz、间隔10 Hz），然后对各分频数据体90°相位转换后变成测井岩性数据体，发现30 Hz的数据体可以识别薄层重力流砂岩，并且这些砂岩在地震剖面上大多数对应于波谷（见图7a ）。以四级层序界线作为等时约束界面[18]，沿着各五级层序边界提取振幅地层切片。通过标定振幅地层切片和取心井的岩性，发现切片上黄色和深绿色区域对应重力流砂岩，而浅绿色区域指示砂—泥过渡沉积，在此基础上圈定了重力流砂体边界（见图7b ）。
在砂体边界约束下，结合开发井砂岩测井解释的结果，绘制了各五级层序砂体厚度分布图。PSS2-9阶段砂体呈高度沟道化的树枝状扇形展布（见图8a ）。内扇区域沟道状砂体的厚度和横向规模最大，然后在中扇部位分叉成多条次级沟道状砂体，最后在外扇区域全部演变为席状砂体。PSS2-5阶段也发育树枝状扇形砂体，相比于PSS2-9，扇体分布范围减小，同时内部沟道状砂体的横向规模和延伸距离变小（见图8b ）。PSS2-2阶段砂体分布与前两个阶段相比具有明显的差异。该阶段树枝状扇体分布范围继续萎缩，内部沟道状砂体的延伸距离较短，并快速向席状砂体转变；此外，树枝状扇体外围还存在多支小型的孤立舌状砂体（见图8c ）。
在综合分析取心井各沉积单元沉积特征和测井响应的基础上，完成了所有单井沉积单元的识别和划分，并结合砂体分布最终确定了各五级层序的优势微相平面展布（相当于4级构型单元或水道复合体/朵叶体复合体级别[20]，并由不同期次的单一水道/单一朵叶体构成）。PSS2-9至PSS2-2阶段，研究区水道复合体的延伸距离逐渐变短，并且水道复合体和朵叶体复合体的分布范围逐渐缩小。此外，PSS2-2阶段研究区还发育多支舌状复合体（见图9 ）。
4 湖底扇沉积构型特征
4.1 同时期水道复合体和朵叶体复合体的沉积构型差异
沉积构型是指不同级次构型单元的形态、规模和叠置关系[20]。研究区树枝状湖底扇主要由水道复合体和朵叶体复合体构成，因此分别采用顶底泥岩标志层拉平、等高程差异和侧向砂体厚度变化等方法[16]进行构型单元对比，用来分析水道复合体和朵叶体复合体的沉积构型差异。以PSS2-9阶段树枝状湖底扇为例，中扇区域发育多套分支水道复合体，其底部深切泥岩基底，形成顶平底凸的形态（见图10a ）；而水道两侧的朵叶体复合体呈底平顶凸的形态，其形成过程可能与流体松弛机制有关[26]。当水道向下游生长时，重力流离开水道口并失去约束，造成流体底部的横向压力梯度和层剪切速度增加，从而水道口产生冲刷场[26]，水道两侧发生沉积作用形成堤状朵叶体。外扇区域分支水道的水动力快速减弱，并且下切深度逐渐变浅；分支水道仅分布在朵叶体单元中上部，共同组成水道-朵叶体复合体；水道末端的朵叶体复合体厚度相对较薄，同样呈底平顶凸的形态（见图9a 、图10b ）。
4.2 不同时期湖底扇的内部沉积构型差异
PSS2-9阶段不同期次单一水道在横向上无侧向迁移，垂向上晚期水道深切早期水道（见图10a ），形成切叠式构型样式[27]。外扇不同期次朵叶体呈不定向迁移，组成侧向摆动型补偿叠置样式[20]（见图10b ）。PSS2-5阶段不同期次单一分支水道在横向上呈不明显的单向迁移，垂向上呈叠加式叠置[27]，即晚期水道浅切早期水道（见图11a ）；外扇朵叶体表现为侧向迁移型补偿叠置样式[20]（见图11b ）。相比于PSS2-9阶段，该时期单一水道的下切能力减弱，横向规模减小。PSS2-2阶段不同期次单一分支水道在横向上侧向迁移明显（见图12a ），垂向上呈孤立式叠置[27]，即晚期水道没有下切侵蚀早期水道，单一水道间发育稳定的泥质夹层；而外扇多期单一朵体构成加积型叠置样式[20]（见图12b ）。
4.3 湖底扇的规模
借助于沉积单元分布和构型解剖的成果，统计了PSS2内部不同时期树枝状湖底扇及内部水道和朵体的定量参数。结果表明，单一水道和单一朵叶体的宽度具有相反的变化趋势，并可以划分为3个阶段（见图13a —图13b ）。四级基准面上升期单一水道的横向规模最大，宽度为710~1 623 m；单一朵叶体的横向规模最小，宽度仅为629~874 m。四级基准面下降早期单一水道、单一朵体的横向规模中等，宽度分别为423~684 m和773~1 024 m。四级基准面下降晚期单一水道的横向规模最小，宽度仅为326~580 m；单一朵叶体的横向规模最大，宽度为1 014~1 655 m。此外，从四级基准面上升期到下降晚期树枝状湖底扇的分布范围逐渐萎缩，沉积面积由13.64 km2减小到4.97 km2（见图13c ），宽长比逐渐增大，从0.51转变为2.80（见图13d ）；湖底扇内部复合水道的最大长度从4.92 km减小到0.73 km（见图13e ），水道与朵叶体的占比从1.13下降到0.28（见图13f ）。
5 讨论
5.1 强制湖退早期湖底扇重力流沉积的触发机制
首先，异重流作为一种准稳态浊流，能够持续长达几天到数周的时间[22]。岩相S1和S7通常形成于长时间的波纹或沙丘稳定场状态[9,24]（见图4c —图4d ），反映洪水持续性补给的异重流性质[6-7]。岩相S2中磨圆较好和大小均一的泥砾沿冲刷面呈叠瓦状排列（见图4a ），指示上覆过路浊流的选择性搬运[6]以及长时间剪切拖曳作用[6-7]。其次，岩相S4中大量的棕红色泥砾和植物碎屑，通常是由洪水直接从盆地外部搬运进来的陆源碎屑[7]（见图4b ）。另外，湖相异重流沉积由底床载荷和悬浮载荷两部分组成[6,28]。研究区树枝状湖底扇内部重力流砂岩的粒度概率曲线以二段式和三段式为主（见图6d ），其中跳跃组分可以占到70%~85%，反映底床载荷的牵引流性质；而岩相S4顶部的层状植物碎屑（见图4b ），形成于悬浮载荷的快速沉降过程[6-7]。树枝状湖底扇从近到远由LA1至LA5组成（见图9 ），反映异重流能量逐渐减弱，即近端准稳态高密度浊流的底床载荷不断卸载，过渡到远端悬浮载荷为主的低密度浊流沉积。最后，湖相盆地重力流水道的形成与异重流有关，其底床载荷具有较强的侵蚀泥岩基底能力[7,28]（见图4a 、图4c ）。因此，上述各证据综合表明强制湖退早期PSS2内部各阶段树枝状湖底扇沉积为洪水触发的异重流成因。
5.2 四级基准面变化对湖底扇平面形态的控制
湖相盆地的高频基准面变化主要受古气候驱动[31]。PSS2内部短暂的四级基准面上升过程对应于相对潮湿气候[18]，而长期的四级基准面下降过程对应于干旱气候[18]。干旱气候条件下源区植被覆盖较少，常发生机械风化作用，使粗粒碎屑产量增加；而潮湿气候条件下源区更容易发生化学风化作用，形成更多的细粒碎屑[2]。四级基准面下降时三角洲前缘区域可容空间不断减小，粗粒碎屑容易沉积路过三角洲并被搬运至深湖环境[21]。因此，四级基准面从上升到下降，对应的古气候愈发干旱，异重流的流量以及携带盆外沉积物的泥质含量减少，共同导致异重流的流动效率降低[29]，流体最大搬运距离变短[29]，造成异重流成因湖底扇的平面形态从高度沟道化的扇形向裙带状的扇形转变（见图8 —图9 ），宽长比不断增大（见图13d ）。
此外，研究区梁11同沉积断层坡脚处容易形成低洼微地貌[5]，而基准面变化不同阶段异重流水动力存在差异，受此古地貌的影响形成不同的沉积单元分布样式。四级基准面上升期，相对潮湿气候条件下洪水能量较强[15,18]，异重流进入研究区后具有较强的水动力，近端位置发育LA1构成的主水道（见图9a ）。高能流体容易越过低洼地貌继续向湖盆中心远距离侵蚀搬运，在远端位置仍然发育由LA2和LA3构成的分支水道，因此该阶段水道沉积占主导地位（见图13f ）。四级基准面下降早期洪水能量开始减弱，异重流进入低洼微地貌后速度急剧下降，主水道快速向分支水道转变，近端位置发育由LA2构成的分支水道（见图9b ）；同时水道向下游短距离搬运后，过渡为LA4构成的朵叶体沉积。四级基准面下降晚期，相对干旱的气候条件下洪水能量较弱[15,18]，如S101井上可见少量的LA4和LA5（见图9c ）；低能异重流进入坡折带后快速失去限制[15]，在低洼地貌处向四周分散，形成大片由LA4构成的朵叶体沉积。
5.3 四级基准面变化对湖底扇沉积构型的控制
四级基准面控制异重流成因湖底扇水道的侧向叠置样式，其次不同阶段所对应的古气候条件又影响水道的垂向叠置样式。PSS2-9阶段处于四级基准面上升期（见图14a ），研究区发育较多的可容纳空间，分支水道较为稳定、不易发生侧向迁移。该阶段对应相对潮湿的古气候，异重流携带较多的沉积物[2]，形成横向规模较大的分支水道（见图13a ）。在较强水动力条件下，晚期水道下切侵蚀早期水道（见图14d ）。PSS2-5阶段处于四级基准面下降早期（见图14b ），可容纳空间开始下降，分支水道发生侧向迁移；同时古气候开始干旱，洪水流速和流量降低[15]，导致单一水道的规模以及下切深度减小（见图14f ）。PSS2-2阶段处于四级基准面下降晚期（见图14c ），可容纳空间急速下降，分支水道容易发生决口和改道。不同期次分支水道呈明显的侧向迁移，形成了宽阔的分支水道复合体（见图9c ）。该阶段对应干旱的古气候，洪水中沉积物供给减少，湖底扇内部发育较窄的单一分支水道；此时洪水发生的频率降低[2]，水道间泥岩沉积厚度增加。在弱水动力条件下，晚期水道侵蚀水道间泥岩不彻底，垂向上形成孤立式叠置样式（见图14h ）。
四级基准面从上升到下降，异重流成因树枝状湖底扇内部水道搬运距离逐渐变短（见图9 、图13e ）；水道末端朵体从开阔的深湖平原退积到梁11断裂坡折带（见图9 ），其沉积环境的限制性发生改变[20,29]，从而影响沉积构型样式。基准面上升期水道末端朵叶体靠近湖盆中心，沉积地形相对开阔，侧向限制性较弱，容易形成宽度较小、厚度较大的单一朵叶体[20]，并有利于发育侧向摆动型补偿叠置的朵叶体复合体[20]（见图14e ）。基准面下降早期水道向盆外方向萎缩，末端朵叶体处于半限制环境，单一朵叶体的厚度减小、宽度增大（见图14g ）。基准面下降晚期末端朵叶体邻近梁11断层坡脚，该区域发育较多的低洼地貌[5]。朵叶体复合体在该限制性环境中常形成加积型叠置样式[20,29]，其中单一朵叶体具有宽度大、厚度小的沉积特征（见图14i ）。
5.4 湖底扇沉积构型表征对油田开发的指导意义
综上所述，基准面变化的不同阶段异重流成因湖底扇内部沉积单元的规模和叠置样式具有差异，需要针对不同时期湖底扇砂体分别制定合适的开发方案。
四级基准面上升期和下降早期，外扇补偿叠置的朵叶体复合体内部常发育侧向泥岩夹层（见图10b 、图11b ），并且单一朵叶体的横向分布范围有限（见图13b ），导致各单一朵叶体砂体间的侧向和垂向连通性变差。在朵叶体砂体注水未波及区域，可以开展局部井网加密，提高对未动用储量的控制程度。由于晚期水道对早期水道的下切侵蚀，水道砂体间泥质夹层不太发育（见图10a 、图11a ），无法进行分层注水开发。该情况下水道砂体在侧向上可以实施注水井调剖，避免注入水在单一水道砂体内部形成优势窜流通道；此外，在水道砂体不同部位可以适当增加注水井，改变单一水道砂体内部注入水流动方向和增大水驱波及面积。
四级基准面下降晚期，不同期次单一水道侧向迁移、侵蚀形成连片分布的复合水道砂体，并具有较好的侧向砂体连通性（见图12a ）。而垂向上水道复合体内部具有稳定的水道间泥质夹层。因此该阶段的水道复合体和横向上规模较大的单一朵叶体具有相似的泥质夹层发育样式（见图12 ），采用分层注水开发方式，可以解决吸水不均问题，提高纵向水驱程度。
6 结论
东营凹陷沙河街组三段中亚段的强制湖退早期，处于三级基准面下降过程；在此背景下四级基准面的上升受到抑制，而下降得到加强。因此，东营三角洲快速向湖盆推进，斜坡容易发生垮塌，形成块体搬运体。而古气候由半潮湿转化为干旱，洪水触发的异重流携带沉积物通量降低；最终导致研究区滑塌成因湖底扇的比例逐渐上升，异重流成因湖底扇的占比逐渐降低。
四级基准面变化控制湖底扇的平面形态。四级基准面从上升到下降，异重流搬运效率降低，导致异重流成因湖底扇的平面形态从高度沟道化的扇形向裙带状的扇形转变，宽长比不断增大。受异重流水动力和断裂坡折带古地貌的影响，水道最大搬运距离逐渐变小，朵叶体沉积成为主要的沉积单元。
四级基准面变化还控制异重流成因湖底扇的沉积构型特征。从四级基准面上升期到下降晚期，分支水道复合体的构型样式从垂向加积转变为侧向迁移，晚期水道下切早期水道的能力减弱，同时单一水道的横向规模和厚度逐渐减小；水道末端朵叶体复合体的构型样式从侧向摆动型补偿叠置演变为加积型叠置，单一朵叶体的横向规模逐渐增大，而厚度逐渐减小。
本研究揭示了强制湖退期高频基准面升降对重力流沉积构型样式具有重要的控制作用，也为湖底扇油气藏内部砂体连通性分析和井网部署提供了新的思路。