研究区北部和西部斜坡带以发育三角洲相为特征, 且主要发育三角洲前缘亚相, 由水下分流河道、水下分流河道间湾、河口砂坝和席状砂4个微相组成( 图 2)。

图2

Fig.2

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	图2 高邮凹陷永12井取心段沉积微相分析Fig.2 Microfacies analysis of core sediments in Well Yong 12 in Gaoyou sag

水下分流河道以灰色、褐色粉、细砂岩为主, 单层厚度3~6, m, 底部常具冲刷面, 含泥砾。粒度概率曲线主要为“ 两段式” (图 3-a)(袁静等, 2003), 反映中等强度稳定牵引流水动力特征和水流注入湖盆能量降低的水动力特征; 发育槽状交错层理、平行层理, 具多期冲刷面, SP曲线为高幅箱型、钟型。水下分流河道间湾以较厚层灰色、褐灰色泥岩和泥质粉砂岩为主, 偶夹薄层粉砂岩, 含炭屑, 见生物钻孔和生物扰动; SP曲线为低幅近泥岩基线。河口坝以中厚层粉细砂岩和粉砂岩为主, 单层厚度3~4, m, 多为反韵律或均质韵律, 粒度概率曲线多为“ 高斜多跳— 悬式” , 反映受多组水流影响和分选较好的搬运沉积条件; 发育块状层理、浪成沙纹层理、平行层理(图 4-a)及波纹层理。SP曲线为漏斗型、箱型。席状砂微相以薄层灰色粉砂岩为主, 分选好, 砂质纯净, 粒度概率曲线多为“ 高斜多跳— 悬式” ; 发育爬升交错层理和生物钻孔。SP曲线多为尖齿型。

图3

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	图3 高邮凹陷戴一段典型粒度概率曲线Fig.3 Probability cumulative curves of grain sizes of the Member 1 of Dainan Formation in Gaoyou sag

图4

Fig.4

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	图4 高邮凹陷戴一段典型沉积构造Fig.4 Sedimentary structure characteristics of the Member 1 of Dainan Formation in Gaoyou sag

断陷盆地控盆边界断层下降盘靠近物源, 坡形较陡, 常有扇三角洲(Benvenuti, 2003; Longhitano, 2008)发育。高邮凹陷南部断阶带发育一系列扇三角洲, 个体规模较小, 向湖盆中央推进距离多在3, km以内, 发育扇三角洲平原亚相和扇三角洲前缘亚相。

扇三角洲平原亚相仅在邵9井区戴一段二亚段1砂层组发育, 主要由碎屑流、河道和漫流组成。碎屑流以棕色砾岩、不等粒砂岩和含砂泥岩为主(图 4-b), 发育块状构造、粒序层理。河道以棕色砾岩、粗砂岩为主, 发育块状构造、交错层理, 常具冲刷面。漫流以棕色、杂色砂岩、粉砂岩和泥岩为主, 见小型交错层理和块状构造。

扇三角洲前缘亚相主要发育水下分流河道、河口坝、水下分流河道间和席状砂微相(图 5)。水下分流河道以灰色不等粒砂岩、含砾砂岩、泥质粉砂岩为主, 粒度概率曲线多为“ 一跳一悬夹过渡式” ( 图 3-b), 反映能量高、迁移快的扇三角洲水下分流河道沉积物受湖盆水流影响, 部分颗粒以湍流搬运。发育块状层理、递变层理, 多见冲刷面、叠覆冲刷构造, SP曲线为钟型或箱型。水下分流河道间以棕灰色、紫色泥岩、粉砂质泥岩为主, 发育水平层理、变形构造和高角度生物钻孔( 图 4-c)等, SP曲线接近基线。河口坝在研究区较发育, 反映水下分流河道较稳定, 以灰色不等粒砂岩、粉砂岩为主, 粒度概率曲线多为“ 高斜多跳— 悬式” ; 发育平行层理、浪成沙纹交错层理(图 4-d), SP曲线多为漏斗型或箱型。席状砂在研究区不甚发育, 以薄层粉砂岩为主, 多夹于厚层泥岩中; 发育小型交错层理和波状层理, SP曲线多为中低幅指型。

图5

Fig.5

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	图5 高邮凹陷邵斜14井取心段沉积微相分析Fig.5 Microfacies analysis of core sediments in Well Shao Xie 14 in Gaoyou sag

图6

Fig.6

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	图6 高邮凹陷周斜60井取心段沉积微相分析Fig.6 Microfacies analysis of core sediments in Well Zhou Xie 60 in Gaoyou sag

研究区近岸水下扇相主要分布在肖刘庄、徐庄和周庄南部坡形陡峻的深水区域, 层位为戴一段二亚段1砂层组至戴一段一亚段, 由碎屑物直接沿陡峻斜坡注入(半)深湖而成, 以棕灰色砾岩、砂质泥岩、灰色粉砂岩、泥质粉砂岩和砂质泥岩为主, 向湖心依次发育内扇、中扇和外扇亚相。

内扇上接坡形陡峻的真②断层或吴①断层, 总体为厚层砾岩、含砾粗砂岩夹薄层泥岩, 发育冲刷面、递变层理和块状层理等构造。

中扇位于内扇前方, 为研究区近岸水下扇的主体, 由辫状沟道、沟道间和前缘砂3个微相构成(图 6)。辫状沟道微相以厚层粉砂岩、含砾砂岩和砾岩为主, 粒度概率曲线多为“ 宽缓多段式” (图 3-c), 反映高能动荡流体特征, 发育冲刷面、递变层理和块状构造( 图 4-e)。沟道间微相以灰色、深灰色粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩为主, 块状构造, 可见生物钻孔。前缘砂微相位于沟道微相前缘, 以薄层灰色粉砂岩和泥质粉砂岩为主, 夹有深色薄层泥岩, 底部常与沟道间微相或(半)深湖泥岩突变接触, 发育平行层理、波状层理、小型交错层理和透镜状层理, 局部见球枕、重荷模等变形构造。

外扇亚相以深灰、黑色泥岩为主, 逐渐向深湖泥岩过渡, 仅在富22井取心段有此发现。

研究区戴一段湖泊环境除了滨浅湖、(半)深湖亚相和滩坝亚相, 还发育风暴岩、震积岩、滑塌岩等非深水事件砂体。

滨浅湖亚相以浅紫色、棕色、浅灰色泥岩和粉砂质泥岩为主, 偶夹灰色泥质粉砂岩; 发育波状层理、波状交错层理、生物成因构造; 见螺化石、炭屑等; SP曲线微齿状起伏。(半)深湖亚相主要分布在刘五舍次凹和樊川次凹中心地带, 以深灰、灰黑色泥岩、钙质泥岩为主, SP曲线平直。

滩坝亚相主要分布在邵伯次凹北部斜坡带浅水区, 以浅灰色粉砂岩为主, 质纯, 分选磨圆好, 常发育浪成沙纹层理和平行层理, 可见生物成因构造, 单层厚度1~5, m, SP曲线呈低幅或尖凸高幅凸起。

非深水事件砂体是砂体经风暴、地震和重力滑塌等突发事件作用改造后, 重新堆积在正常浪基面或风暴浪基面以上区域的重力流成因砂体, 常分布于(扇)三角洲前缘下游方向或侧缘, 孤立分布; 若位于正常浪基面之上, 经后期湖浪彻底改造可演化为滩坝。其成因类型大致可概括为:风暴岩、震积岩和滑塌岩3类, 在研究区汉留断层和真②断层下降盘均有出现。如联28井发育近源风暴岩, 以粉细砂岩为主, 粒度概率曲线多为“ 高斜一段式” ( 图 3-d)、“ 细粒一段式” , 发育冲刷面及截切构造(图 4-g)等侵蚀构造以及递变层理、丘状交错层理、洼状交错层理等层理构造。马家嘴及联盟庄地区见到大量震积(图 4-h)现象, 是汉留断层持续活动导致地震活动频繁发生的沉积响应。此外, 沉积在斜坡带和断阶带滨浅湖区的未固结沉积物在地震和风暴等事件作用下发生滑动滑塌, 于半深水区或半深水断阶处稳定下来, 形成具有纹层变形、岩性混杂等典型沉积构造的半深水滑塌岩, 如吴堡断层下降盘的周26井、真②断层下降盘的曹5井等。

戴一段三亚段可分为2个砂层组。

2砂层组是吴堡运动之后高邮凹陷开始接受的沉积。沉积范围窄小, 深凹带分为东西两部分, 西部次洼水体较深。来自北部柘垛低凸起碎屑物质分别在沙埝— 花庄地区和永安地区入湖形成小规模三角洲。来自南部通扬隆起的碎屑物质分别在富民南和肖刘庄地区入湖形成小规模扇三角洲。联39井区水体浅, 湖浪作用较强, 发育小规模滩坝。邵伯和联盟庄地区以滨浅湖为主。

1砂层组沉积范围扩大, 周庄地区接受沉积, 3个次凹连片。碎屑物质在北部斜坡带永安、富民和花庄地区入湖形成较大规模三角洲; 陡坡带碎屑物质多点入湖沿邵伯— 曹庄— 肖刘庄— 富民— 周庄一线发育多个独立小型扇三角洲。该时期汉留断层活动加剧, 邵伯次凹基底沉降较快, 水体加深, 汉留断层下降盘联12— 联39井区发育湖底扇( 图 7-a)。

该亚段沉积范围扩大, 可分为2个砂层组, 砂层组地层平均厚度均超过95, m, 砂体规模大。

2砂层组沉积范围继续扩张, 沉积边界向北越过汉留断层并推进3~9, km。北部分别在永安和沙埝— 花庄地区形成累积厚度30~70, m、面积约30, km²的大型三角洲砂体; 来自西北菱塘桥低凸起的少量碎屑物质在马家嘴地区形成小规模三角洲。南部断阶带基本继承戴三亚段1砂层组沉积格局, 伴随真②断层活动范围向西拓展, 黄珏地区构造活动加剧, 开始有小规模扇三角洲入湖。曹21井、联39井和真83井区湖面较开阔, 水体较浅, 湖浪作用强烈, 发育数个小型滩坝。周庄北部地区扇三角洲连片, 部分沉积物随沿岸流搬运到周庄南部周26井和周斜60井一带堆积形成滩坝。

图7

Fig.7

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	图7 高邮凹陷戴一段部分砂层组沉积相平面分布特征Fig.7 Sedimentary facies planar distribution of some sand groups of the Member 1 of Dainan Formation in Gaoyou sag

1砂层组沉积范围进一步扩大。北部大量碎屑物质自永安和沙埝地区入湖形成覆盖联盟庄、永安、富民和花庄地区累积厚度40~50, m、面积110, km²的大型三角洲, 来自西北的碎屑物质在韦庄和马家嘴北部入湖形成中型三角洲。联盟庄南部的三角洲前缘砂体经事件作用改造重新堆积形成非深水事件砂体, 又与(扇)三角洲前缘部分砂体一起经湖浪改造形成沿联7— 联X40— 联39井一线分布的面积约20, km²的条带状滩坝。南部断阶带基本继承2砂层组沉积格局, 周庄地区发育连片扇三角洲; 随真②-1断层活动范围扩大, 刘五舍和樊川次凹坡形变陡, 水体加深, 徐庄和肖刘庄地区碎屑物质直接注入(半)深湖形成近岸水下扇( 图 7-b)。

该亚段沉积范围持续扩大, 向北接近柘垛低凸起, 向西接近菱塘桥低凸起。砂地比降低, 砂体规模减小, (半)深湖和湖底扇较前2个亚段发育。可分为3个砂层组。

3砂层组物源供给规模锐减, 湖盆周缘(扇)三角洲砂体向岸退缩2~4, km, 以周庄地区扇最为明显。各次凹中心水体呈还原环境, 发育(半)深湖, 在南部断阶带和花庄地区部分(扇)三角洲前缘砂体滑塌至深水区堆积形成多个小型湖底扇。肖刘庄地区继承发育近岸水下扇。

2砂层组物源规模恢复, 北部斜坡带三角洲前缘较3砂组向湖推进约2, km。受吴①断层形成的梳状断槽控制, 周庄地区发育多个走向近平行的扇三角洲砂体; 曹庄地区发育越过扇三角洲前缘沿真②-1派生断槽直接推进到次凹中央的较大规模湖底扇; 肖刘庄地区发育近岸水下扇。联盟庄南部和邵深1井区发育较大规模滩坝。

1砂层组(半)深湖区范围扩大。湖盆周缘(扇)三角洲继承发育。花庄地区三角洲前缘砂体滑塌于深水区形成湖底扇; 吴①断层活动加剧使得刘五舍次凹周缘坡形变陡, 源自吴堡低凸起的粗碎屑物质由周庄地区陡岸带直接注入(半)深湖中, 形成多个形态和产状受断槽控制的近岸水下扇; 联盟庄南部发育较大规模滩坝( 图 7-c)。

戴一段沉积时期处于盆地的强烈扩张期, 构造活动频繁, 真②断层、汉留断层和吴①断层对相应地区的沉积作用具有显著的控制和影响。

4.1.1 真②断层对沉积格局的影响

真②断层形成于吴堡运动, 结束于盐城运动, 是长期活动的同生断层。真②-1、真②-2、真②-3等3条断层都在阜四段沉积时期开始发育, 活动的高峰期主要在戴南期(马晓鸣, 2009; 马婷婷, 2011; 王玺等, 2013), 且均具有自东向西发育的特点(表 2)。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 真②-1和真②-2断层平均活动速率(m/Ma) Table2 Mean activity rate (m/Ma)for the Zhen②-1 and Zhen②-2 Faults 断层 亚段 黄珏 邵伯 曹庄 肖刘庄 富民南 刘五舍 真②-1 E2d2 — — 0 259.7 206.1 193.9 E2d1 — — 0 — 47.8 255.3 真②-2 E2d2 165.4 458.6 142.8 — — — E2d1 0 280.6 300.6 — — — 注:— 表示无具体数据, 但断层存在活动。

表2 真②-1和真②-2断层平均活动速率(m/Ma) Table2 Mean activity rate (m/Ma)for the Zhen②-1 and Zhen②-2 Faults

戴一段沉积时期, 真②-2断层活动区域由曹庄— 许庄地区向西延伸到真武地区, 真②-1断层只在刘五舍和竹墩地区保持较大活动速率。沿真②-1断层西段至真②-2断层下降盘自东向西选取17口井组成1条长约15, km的剖面( 图 1, 剖面D), 统计分析钻遇砂岩累计厚度数据( 表 3)可以看出:砂岩厚度较大井的分布具有从曹庄经真武到邵伯地区自东向西迁移的现象。也就是说, 戴一段沉积时期发育在樊川和邵伯次凹靠近南部断阶带的一系列扇三角洲, 在来自通扬隆起的稳定物源供给下, 其沉积主体随真②-2断层自东往西的持续活动而同步向西稳定迁移, 表明真②-2断层活动深刻影响着戴一段曹庄、真武和邵伯地区砂体的发育和展布。真②-1断层活动规律与真②-2断层相似, 主要作用于富民南部和肖刘庄地区, 该地区同样接收来自通扬隆起的物源, 因此推断富民南部和肖刘庄地区砂体发育具有跟曹庄、真武和邵伯地区相似的规律, 即自下而上自东向西持续迁移。

4.1.2 汉留断层对沉积格局的影响

汉留断层(马晓鸣, 2009; 王晓蕾, 2011)主要影响北部斜坡带的沉积。该断层的活动在联盟庄和马家嘴地区形成坡折带, 戴二亚段沉积时期, 北部沉积边界越过汉留断层推进10~25, km, 形成较为稳定的宽广滨浅湖区, 坡折带下方水体骤然加深构成催生较强湖浪的有利条件(Jiang et al., 2011; 袁静等, 2014), 进而形成了戴二亚段1砂层组至戴一亚段1砂层组马家嘴东部和联盟庄南部沿汉留断层下降盘分布的大规模滩坝砂体。

4.1.3 吴①断层对沉积格局的影响

吴①断层形成于泰州组沉积时期, 在戴一段沉积时期尽管活动性减弱(马晓鸣, 2009; 陈明铭, 2011; 马婷婷, 2011; 王玺等, 2013), 但对刘五舍次凹东南部沉积作用影响明显。该断层及发育于下降盘并与之高角度相交的一组伴生次级调节断层形成的梳状断槽, 在戴一亚段沉积时期对入湖砂体具有重要的控制作用, 使来自吴堡低凸起的碎屑物质在周庄地区入湖后沿梳状断槽( 图 7-c)向湖心方向堆积, 在不同水深条件下, 形成多个走向和形态受断槽控制的扇三角洲或近岸水下扇砂体。

表3

Table3

表3(Table3)

表3 邵伯、真武、曹庄地区部分井戴一段砂岩厚度(m) Table3 Sandstone thickness(m) of the Member 1 of Dainan Formation in Shaobo, Zhenwu and Caozhuang Areas 砂层组 邵5 邵3 邵4 邵8 邵X14 真89 真80 真98 真14 真69 真35 真45 曹10 曹38 曹35 曹16 曹18 E2 d11-1 5.8 1.0 8.5 5.3 6.7 5.0 0.0 4.8 0 6.2 22.8 1.6 0 2.0 4.4 2.6 5.2 E2 d11-2 0 0 7.5 18.2 9.8 0 6.2 0 6.0 6.4 4.4 0.0 1.6 8.7 7.2 14.4 24.2 E2 d11-3 1.6 0 < 5 5.2 6.7 0 0 0 0.0 2.7 0 0 1.4 0 1.6 0 2.8 E2 d12-1 8.4 × < 5 × 17.1 5.0 20.6 12.2 < 5 < 10 < 10 < 10 11.6 16.8 < 20 17.3 < 10 E2 d12-2 11.3 × × × × 0.0 6.0 4.6 1.5 < 15 < 10 26.1 6.1 < 5 < 5 1.7 < 5 E2 d13-1 × × × × × 3.0 18.4 3.2 × × × < 10 < 20 < 15 < 10 < 5 < 5 E2 d13-2 × × × × × × × × × × × × × > 20 < 20 < 5 < 5 注:‘ × ’ 表示钻至阜宁组基底。

表3 邵伯、真武、曹庄地区部分井戴一段砂岩厚度(m) Table3 Sandstone thickness(m) of the Member 1 of Dainan Formation in Shaobo, Zhenwu and Caozhuang Areas

古水深及氧化/还原性质是沉积盆地古水体的重要特征, 对沉积体系类型、分布和发育规模有显著的影响。对研究区177口井戴一段还原色(包括黑色、深灰色、灰色、褐色)泥岩和氧化色(包括棕色、紫色、红色)泥岩厚度比值的统计结果( 表 4)表明, 戴三亚段至戴二亚段沉积时期深凹带泥岩颜色总体以氧化色为主, 不难理解其主要成因砂体为(扇)三角洲和滩坝等滨浅水砂体。戴一亚段沉积时期还原色泥岩占优势, 表明古水体转为以还原环境为主导, 利于形成近岸水下扇和湖底扇等深水砂体。

表4

Table4

表4(Table4)

表4 高邮凹陷戴一段还原色泥岩与氧化色泥岩厚度比值 Table4 Thickness ratio of mudstones formed in reducing environment to those in oxidized environment of the Member 1 of Dainan Formation in Gaoyou sag 亚段 联盟庄 邵伯 永安 真武 曹庄 富民 周庄 平均 E2 d11 0.70 1.14 1.15 1.05 1.47 3.24 3.67 1.59 E2 d12 0.13 0.62 0.39 0.42 0.22 0.26 3.78 0.39 E2 d13 0.41 1.16 0.32 0.43 0.18 0.68 2.42 0.53

表4 高邮凹陷戴一段还原色泥岩与氧化色泥岩厚度比值 Table4 Thickness ratio of mudstones formed in reducing environment to those in oxidized environment of the Member 1 of Dainan Formation in Gaoyou sag

具体到3个次凹来说, 戴三亚段沉积时期汉留断层在联盟庄南部地区开始活动, 邵伯次凹受汉留断层活动影响明显, 南北双断的地堑式结构使其基底沉降速率较大, 造成水体还原性较樊川次凹和刘五舍次凹稍强, 因而在联盟庄南部地区发育湖底扇砂体。樊川次凹自始至终主要由真②断层持续活动控制, 其水体环境演变趋势与深凹带总体一致。刘五舍次凹受真②-1和吴①断层强烈活动控制, 始终维持还原环境, 因此其湖底扇和近岸水下扇等深水砂体较邵伯次凹和樊川次凹发育密集。

随真②断层活动基底沉降, 湖平面迅速扩张, 物源供给充分, 沉积厚度增大。来自柘垛低凸起的碎屑物质在花庄地区注入刘五舍次凹形成小规模三角洲; 来自通扬隆起的碎屑物质在曹庄、真武和邵伯地区就近入湖形成退积型扇三角洲。受1砂层组沉积时期汉留断层活动影响, 邵伯次凹基底沉降稍快, 形成深水环境, 发育湖底扇。该时期沉积充填总体呈退积型式。

随真②断层活动加剧, 水体持续加深, 物源持续供应, 至1砂层组沉积时期在樊川次凹和刘五舍次凹发育(半)深湖, 且沉积范围继续扩大, 南部沉积边界越过真②断层, 北部沉积边界越过汉留断层直抵柘垛低凸起和菱塘桥低凸起边界。大量碎屑物质在永安、富民和花庄地区堆积形成戴一段规模最大的加积型三角洲砂体。发育于樊川和刘五舍次凹南部的部分扇三角洲在持续加积过程中随水深增大相变为近岸水下扇。持续涌入的碎屑物质受湖浪作用改造并重新分配, 在刘五舍次凹南部、邵伯次凹北部及其与樊川次凹之间水下隆起附近形成规模不等的滩坝砂体。该时期深凹带沉积充填整体呈不明显的加积型式。

总体上, 该沉积时期湖盆水体活跃性较弱, 还原特征较为明显, (半)深湖、滩坝、湖底扇和近岸水下扇较为发育。3砂层组沉积时期湖平面进一步扩张, 与2砂层组相比, 砂体退积式充填, 2砂层组沉积时期砂体分布范围和厚度扩大, 呈进积式充填; 1砂层组沉积时期水体加深, 3个次凹中心均为(半)深湖环境, 砂体呈退积型式。整体上看, 深凹带北坡仍以大型三角洲前缘砂体为主, 其中邵伯次凹北部开阔浅湖区持续发育滩坝砂体; 邵伯次凹南坡的扇三角洲继承发育; 受真②-1断层活动影响, 在樊川次凹南部形成构造断阶, 其上发育扇三角洲, 其下发育滑塌成因湖底扇。周庄地区受吴①断层次级梳状断裂体系的影响, 发育沿断槽分布的扇三角洲或近岸水下扇。该时期总体呈现退积— 进积— 退积的充填型式。

同时, 从 图8可以看出, 除了上述相对统一的沉积充填型式, 邵伯、樊川和刘五舍3个次凹的水深和环境特征变化规律各有特色:从戴三亚段— 戴一亚段沉积时期, 邵伯次凹水体分别呈现3个由浅至深、由氧化至还原的变化过程( 图 8-a), 樊川次凹则呈现持续加深、相对稳定的特点( 图 8-b), 而刘五舍次凹水体表现为从戴三亚段至戴二亚段和戴一亚段沉积时期2个由浅至深、由氧化至还原的变化过程(图 8-c)。水体深度和环境性质的不同演化特征, 控制和影响了3个次凹内类型各异的成因砂体及其展布规律。