Es-SQ1沉积时期属于盆地断陷萎缩期, 构造活动仍较剧烈, 地形坡度相对较大, 具有一定起伏。斜坡整体具有西高东低特征, 斜坡西部外带以及北部的雁翎潜山带为局部隆起, 此时期洼槽区沉积中心在中南部的肃宁洼槽, 北部任西洼槽相对较浅, 西柳地区为洼中隆特征。斜坡存在南北两个物源, 其中南部以辫状河三角洲沉积为主, 物源充足, 三角洲推进远, 范围大, 以三角洲平原发育为特色, 呈鸟足状展布, 三角洲前缘以沿坡牵引流为特征, 在斜坡中北段的西柳地区形成了大量滩砂坝砂体。北部的辫状河三角洲为次要物源, 斜坡相对窄陡, 三角洲以朵叶状向前推进到任西洼槽, 基本上覆盖了整个北部地区, 三角洲在坡折处以顺坡重力流为特征, 在坡折处以下形成了一些小的重力流扇体。

Es-SQ2沉积时期处于盆地的断陷萎缩后期, 构造活动较弱。早期的填平补齐和整体抬升剥蚀使得该时期地势相对平缓, 斜坡西高东低特征减弱, 洼槽区范围极度缩小。沙二段沉积体系表现出较好的继承性, 仍然发育南、北两个物源。斜坡总体发育辫状河和“ 浅水型” 辫状河三角洲沉积体系, 以“ 大平原、小前缘” 为特征(崔周旗等, 2005), 三角洲平原的泛滥平原泥较发育, 三角洲前缘由于坡折使得河口坝较普遍。沙二段沉积时期为一套干旱成因的基准面下降沉积旋回, 这是由于构造回返, 气候干燥, 湖域面积缩小, 导致物源向前大幅推进, 斜坡发育大面积的三角洲平原相区, 主要分布于斜坡南段的赵皇庄和北段的高阳地区, 而三角洲前缘分布则相对较为局限。

Es-SQ3时期盆地处于断拗扩展期, 蠡县斜坡地势平缓, 整体略呈西南高、北东低的区域构造特征。沙一下亚段沉积时期, 气候温暖潮湿, 在宽缓的地形条件下稳定接受沉积, 蠡县斜坡在沙一下时期大部分区域以三角洲前缘沉积为主, 除继承性的发育南部主物源外, 由地震和古水深资料还可发现斜坡存在由来自太行山直接跨过高阳低凸起的西部物源, 其与西南主物源汇合共同向斜坡中南部供源。南部两支物源均较为发育, 三角洲范围较大, 几乎覆盖了整个斜坡南部, 朵体向北一直延伸到西柳地区。斜坡北部的三角洲前缘沉积规模相对较小, 而滨浅湖滩砂坝则相对较为发育。其中, 斜坡北部高阳鼻状构造附近发育多个滩、坝砂体组成的砂体群, 平面上呈椭圆状分布, 并随湖岸线的扩展而向外围迁移。随后基准面快速上升, 迎来了古近系最大的一次湖泛, 形成了一套大面积分布的由油页岩、深色泥岩、生物鲕灰岩、薄砂岩以及泥质云岩组成的“ 特殊岩性段” 。此后, 湖平面开始缓慢下降, 蠡县斜坡发育了一套进积型三角洲砂体, 即Es-SQ3高位体系域三角洲砂体。

图2

Fig.2

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	图2 饶阳凹陷蠡县斜坡沙河街组层序划分方案Fig.2 Sequence division of the Shahejie Formation of Lixian Slope in Raoyang Sag

控制陆相湖盆沉积层序发育的主要因素有构造沉降、物源供给速率、气候和湖平面升降等。由于蠡县斜坡沙三上段至沙一段发育时期, 斜坡构造演化存在阶段性, 同时斜坡南北部在斜坡类型、构造发育特征以及物源体系上也存在较大差别。因此, 不同层序内以及同一层序在斜坡南、北部不同位置, 其发育特征与充填模式不尽相同, 相应的控制因素也有所差异。

4.2.1 沙三上亚段沉积时期

构造活动相对强烈, 地形变化大, 地震剖面上存在较明显的超覆、前积等反射现象。南北断层活动的差异造成了斜坡南北两区构造样式和地层发育的各异, 因此构造运动是造成沙三上亚段斜坡南北部层序充填特征差异的主要因素。

由于斜坡北部的控制断层— — 任西断层活动强烈, 造成斜坡北部迅速沉降, 可容空间快速增加, 导致该时期湖盆快速扩张, 湖平面上升较快, 表现为低位和湖侵体系域发育时间短, 沉积充填以辫状河三角洲与湖底扇为特征(图 3-a), 形成了快速成湖的层序发育模式。在沙三上亚段后期, 高位体系域早期湖域达到最大, 构造活动减弱, 水体稳定, 辫状河三角洲向湖中心大规模推进, 顺流加积作用大于垂向加积(于兴河, 2008), 由此导致北部沙三上亚段层序形成以进积型准层序组为主的不对称层序发育特征(图 4)。

图3

Fig.3

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	图3 沙三上亚段发育时期斜坡可容空间变化曲线（SB— 层序界面; MFS— 最大湖泛面; A/S— 可容空间与沉积物供给速率的比值）Fig.3 Accommodation change on the upper submember of Member 3 of Shahejie Formation in Lixian Slope

而斜坡南部的任南断裂活动相对较弱, 使得南部构造沉降作用不如北部剧烈和迅速, 因此构造沉降引起的可容空间增加速率与湖盆扩张速度缓慢, 而物源推进速度要比斜坡北部大, 使A/S≤ 1, 斜坡南部沉积了一套进积型辫状河三角洲体系。随着湖平面的不断上升, 可容空间增加速度超过沉积物供给速度, A/S> 1, 沉积物退积, 但南部构造沉降形成的可容空间增加速度较低, 而物源又相对充足, 故退积的程度和速度都要较北部低(图 3-b), 由于南部斜坡区无坡折, 斜坡上不发育低位体系域, 同时南部的高位体系域形成快速进积的辫状河三角洲沉积。故从整体上看, 斜坡南部的地层旋回对称性要好于斜坡北部由低位体系域及湖侵体系域构成的下半旋回与由高位体系域构成的上半旋回的对称性(图 2)。

4.2.2 沙二段沉积时期

斜坡发生整体抬升剥蚀, 风化夷平作用使得沙二段发育时期, 地形平缓, 无明显地形坡折, 构造活动对该时期层序发育影响较弱, 而南北物源供给的差异则成为了层序发育的主控因素。该时期物源不充足, 斜坡以“ 浅水型” 三角洲沉积为主, 沉积体系向盆地迅速推进, 地震反射以低角度叠瓦状前积为主。相应的地震剖面上无明显的上超、S型前积等反射特征。因此在这种情况下, 将沙二段划分为湖侵体系域和高位体系域。

在湖侵体系域中, 可容空间增大, 沉积物供给不足, A/S> 1, 砂体呈退积叠加样式; 可容空间达到最大时, 在沙二段沉积了一套泥岩, 俗称“ 泥脖子” 。随后可容空间减小, 进入高位体系域沉积时期, A/S< 1, 砂体呈叠瓦状进积叠加样式。斜坡南部主物源区砂体发育, “ 泥脖子” 段厚度较小, 表现为“ 砂包泥” 的特征; 而斜坡北部物源不充足, 该层序的顶底砂体欠发育, 以大套暗色泥岩为主, 整体表现为“ 泥包砂” 的特征(图 4)。

图4

Fig.4

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	图4 蠡县斜坡北部(A)及南部(B)沉积模式剖面图Fig.4 Sedimentary pattern in north(A) and south(B) region of Lixian Slope

4.2.3 沙一段沉积时期

斜坡整体缓慢沉降, 地形平缓, 构造作用对斜坡影响程度较弱, 而该时期气候湿润, 地表水系发育, 南部主要物源延伸距离长、覆盖面积广, 而北部次要物源仅对斜坡北段同口、博士庄等地区起作用, 因此, 沉积物供给是该时期层序发育的主要控制因素。

斜坡北部, 沙一段沉积早期, 湖平面缓慢上升, 沉积物供给速率大于或近似等于可容空间的增加速率, A/S≤ 1(图 5), 砂体呈叠瓦状前积, 总体厚度较薄。随着可容空间的迅速增大, 由于北部物源较弱, 使得A/S比值由不大于1快速变为远大于1, 物源迅速后撤, 形成快速退积的叠加样式, 至后期达到最大洪泛面附近时, 物源已退出斜坡区, 斜坡北部沉积了一套厚度较大、由泥灰岩、油页岩等组成的烃源层和区域性盖层, 俗称“ 特殊岩性段” 。而后可容空间增加变缓, 继而缓慢减小, 湖泊开始收缩, A/S< < 1, 高位体系域时期发育进积型三角洲(图 4)。

斜坡南部沙一段层序充填特征整体和北部具有相似性, 所不同的是由于斜坡南部物源供给要远强于北部, 因此在层序对称性以及具体的充填叠加方式上有所不同。由于物源供给强于北部, 导致沙一下早期A/S比值由不大于1转换到大于1的时间晚于斜坡北部, 因此造成斜坡南部沙一段沉积早期的前积砂体要厚于北部, 且前积距离也更远。虽然随后可容空间快速增大, 但南部物源更加充足, 使得A/S绝对值小于北部, 砂体呈退积叠加样式, 但退积速度和程度弱于北部, 至后期接近最大洪泛面附近时, 三角洲砂体基本呈加积式叠加方式, 且斜坡外带未发育“ 特殊岩性段” , 仅在斜坡内带有少量沉积。此外, 由于南部物源更充足, 达到最大洪泛面的时间要明显早于北部, 因此斜坡南部沙一段湖侵体系域要薄, 以砂为主; 而北部要厚, 以洪泛泥为主。同时, 斜坡南部沙一上亚段物源更加充足, 发育大规模前积体, 砂体更厚, 前积距离更远。因此, 地层旋回的对称性要差于斜坡北部(图4)。