珠江口盆地陽(yáng)江東凹裂陷期沉積環(huán)境及其構(gòu)造控制

楊 悅 , 彭光榮, 朱定偉, 索艷慧 *, 占華旺 , 劉 澤 ,李璽瑤 , 周 潔 , 王光增 , 劉 博 , 郭玲莉 , 李三忠

(1.深海圈層與地球系統(tǒng)教育部前沿科學(xué)中心, 海底科學(xué)與探測(cè)技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 中國(guó)海洋大學(xué) 海洋地球科學(xué)學(xué)院, 山東 青島 2 66100; 2.青島海洋科學(xué)與技術(shù)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室 海洋礦產(chǎn)資源評(píng)價(jià)與探測(cè)技術(shù)功能實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266 100; 3.中海石油(中國(guó))有限公司 深圳分公司, 廣東 深圳 51 8000)

0 引 言

珠江口盆地是南海地區(qū)重要的含油氣盆地, 前人多年研究和勘探實(shí)踐認(rèn)為, 新生代古近紀(jì)裂陷時(shí)期的文昌組和恩平組是優(yōu)質(zhì)烴源巖發(fā)育層段, 具有很大的油氣勘探潛力(龔再升和李思田, 20 04; 朱偉林等, 2008)。前人對(duì)珠江口盆地諸多凹陷(如陸豐凹陷、惠州凹陷)開展了系統(tǒng)的構(gòu)造-沉積等方面研究(施和生等, 2 009; 葛家旺等, 20 18), 陽(yáng)江凹陷作為珠江口盆地珠三坳陷北部的一個(gè)次級(jí)構(gòu)造單元, 由于復(fù)雜的構(gòu)造演化和成盆機(jī)制, 研究較為薄弱, 過(guò)去30 多年來(lái)油氣勘探方面也一直沒(méi)有較大進(jìn)展, 直至2018 年才取得巨大突破。本文基于地震剖面的精細(xì)解析, 建立了陽(yáng)江東凹的層序地層格架, 識(shí)別和明確了文昌組和恩平組地震相-沉積相類型的對(duì)應(yīng)關(guān)系, 并結(jié)合鉆井巖性特征, 確定了該區(qū)域裂陷期的沉積環(huán)境演化規(guī)律。由于陽(yáng)江東凹屬于陸相斷陷湖盆, 物源供給處于欠補(bǔ)償狀態(tài), 構(gòu)造活動(dòng)和演化成為控制層序界面形成、沉積相發(fā)育、沉積環(huán)境演化的根本因素(Gawthorpe and Leeder, 2000; 李占東等, 2015)。其中, 斷層活動(dòng)對(duì)沉積物的輸送、湖盆水系發(fā)展和沉積中心遷移等動(dòng)態(tài)過(guò)程產(chǎn)生很大的影響。分析斷裂構(gòu)造尤其是控洼斷裂的活動(dòng)是研究沉積環(huán)境的關(guān)鍵, 同時(shí)也為區(qū)內(nèi)烴源巖的識(shí)別提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

珠江口盆地位于南海北部陸緣, 盆地呈NEESWW 向, 是發(fā)育在中生代基底上的新生代伸展裂陷盆地(魯寶亮等, 2011; 孫曉猛等, 2014)。晚中生代-新生代初期, 深部地幔動(dòng)力學(xué)過(guò)程導(dǎo)致軟流圈地幔物質(zhì)上涌, 華南大陸東緣強(qiáng)烈伸展, 巖石圈大幅度減薄,盆地初現(xiàn)雛形, 一系列斷陷彌散狀孕育而生。整個(gè)珠江口盆地呈現(xiàn)出“南北分帶”的塊斷格局, 自北向南分為北部隆起帶、北部坳陷帶(珠一坳陷和珠三坳陷)、中央隆起帶、南部坳陷帶(珠二坳陷)和南部隆起帶等構(gòu)造單元(圖1; 邵磊等, 20 05; 薛成等, 20 12; 杜家元等, 2020)。

珠江口盆地自新生代發(fā)育以來(lái), 經(jīng)歷了裂陷階段、拗陷階段和新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)階段, 從早到晚經(jīng)歷了神狐運(yùn)動(dòng)、珠瓊運(yùn)動(dòng)、南海運(yùn)動(dòng)、白云運(yùn)動(dòng)和東沙運(yùn)動(dòng)等多次構(gòu)造運(yùn)動(dòng), 地層中記錄了華南陸緣裂解到南海洋盆擴(kuò)張的全部構(gòu)造-沉積事件(崔莎莎等,2009)。其中, 珠瓊運(yùn)動(dòng)分為兩幕: 珠瓊運(yùn)動(dòng)一幕, 使得NEE-SWW 向展布的珠江口盆地進(jìn)一步擴(kuò)大, 在中央隆起兩側(cè)形成NE-NEE 向展布的裂陷湖盆群,形成多個(gè)深水盆地, 沉積了文昌組; 珠瓊運(yùn)動(dòng)二幕,使珠江口盆地發(fā)生區(qū)域性的抬升剝蝕, 并伴有一期強(qiáng)烈而集中的巖漿活動(dòng), 盆地再次張裂, 湖盆范圍擴(kuò)大, 水體變淺, 沉積了恩平組。

陽(yáng)江東凹位于珠三坳陷東北部, 東鄰珠一坳陷的恩平凹陷, 南鄰文昌A 洼, 陽(yáng)江-一統(tǒng)暗沙斷裂帶從其東部穿過(guò), 自西向東依次發(fā)育陽(yáng)江24 洼、恩平19 洼、恩平20 洼以及恩平21 洼, 恩平21 洼進(jìn)一步分為東洼和西洼(圖2)。在大地構(gòu)造位置上, 珠江口盆地陽(yáng)江東凹處于太平洋構(gòu)造域與新特提斯構(gòu)造域的交匯部位, 中-新生代長(zhǎng)期受到印度-澳大利亞板塊與歐亞板塊近S-N 向的正向碰撞以及太平洋板塊NNW-NWW 向俯沖至歐亞板塊東緣之下這兩大匯聚系統(tǒng)聯(lián)合作用影響, 被一系列俯沖帶、走滑斷裂、被動(dòng)大陸邊緣等不同類型的邊界圍限,具有極為復(fù)雜的地球動(dòng)力學(xué)背景和沉積構(gòu)造演化歷史。

圖1 珠江口盆地構(gòu)造單元?jiǎng)澐趾蛿嗔逊植?修改自王鵬程等, 2017)Fig.1 Tectonic units and distribution of main faults of the Pearl River Mouth Basin

2 層序地層格架

斷陷盆地在充填過(guò)程中, 由于受構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)轉(zhuǎn)換、構(gòu)造抬升等事件影響, 從而發(fā)育可追索對(duì)比的等時(shí)層序界面(嚴(yán)德天等, 2008)。地層劃分及層序界面識(shí)別有助于區(qū)域空間和時(shí)間上的分段性研究, 是沉積和構(gòu)造演化研究的必要條件。結(jié)合前人劃分的層序界面結(jié)果, 本文通過(guò)地震剖面反射特征研究,識(shí)別出文昌組和恩平組的頂?shù)捉缑鎀g、T80、T703個(gè)二級(jí)層序界面和T82、T81、T723 個(gè)三級(jí)層序界面,并揭示出界面之間的接觸關(guān)系。

圖2 陽(yáng)江東凹及鄰區(qū)構(gòu)造單元?jiǎng)澐趾蛿嗔逊植?修改自彭光榮等, 2019)Fig.2 Tectonic units and distribution of main faults of the eastern Yangjiang Sag and its adjacent areas

圖3 陽(yáng)江東凹典型二級(jí)層序界面特征(剖面位置見圖2)Fig.3 Typical second-order sequence interfaces in the eastern Yangjiang Sag

二級(jí)層序界面表現(xiàn)為角度不整合面, 成因機(jī)制為區(qū)域性的構(gòu)造活動(dòng), 常常反映構(gòu)造幕的變化(Catuneanu,2006; 嚴(yán)德天等, 2008)。文昌組底界面(Tg)是中生代基底與古近系的不整合界面, 對(duì)應(yīng)珠瓊運(yùn)動(dòng)一幕(葛家旺等, 20 18)。下伏地層為高頻、弱振幅的雜亂、波狀或空白反射, 無(wú)明顯的層狀特征; 上覆地層呈發(fā)散反射, 具低頻、中強(qiáng)振幅、連續(xù)的地震相反射特征。界面之下表現(xiàn)為削截, 之上局部上超明顯(圖3)。文昌組頂界面即恩平組底界面(T80), 表現(xiàn)為一組強(qiáng)反射, 對(duì)應(yīng)珠瓊運(yùn)動(dòng)二幕。該界面上下地震振幅存在較大差異, 上覆地層的地震相普遍呈亞平行反射結(jié)構(gòu), 下伏地層為發(fā)散反射, 地層接觸表現(xiàn)為界面之下有明顯削截, 界面之上為上超(圖3)。恩平組頂界面(T70)對(duì)應(yīng)南海運(yùn)動(dòng), 該界面上、下沉積地層地震相普遍呈平行、亞平行反射結(jié)構(gòu), 上覆地層較為連續(xù)。界面之下局部有削截, 呈低角度不整合接觸(圖3)。三組界面在洼陷中表現(xiàn)出不同的地層接觸關(guān)系, 但均有上超/削截特征, 下伏地層被削截, 后期上覆地層進(jìn)一步接受沉積, 超覆在剝蝕面之上。洼陷邊緣因處于構(gòu)造薄弱帶, 受斷裂控制, 不穩(wěn)定因素多,易被剝蝕, 所以洼陷邊緣較為突出。

相比于二級(jí)層序界面, 三級(jí)層序界面不整合范圍分布較局限, 常與幕內(nèi)次級(jí)構(gòu)造作用對(duì)應(yīng)。三級(jí)層序界面T82、T81將文昌組分為文三段(SQ1)、文二段(SQ2)和文一段(SQ3), T72則把恩平組分為恩下段(SQ4)和恩上段(SQ5), 該界面接觸關(guān)系也常表現(xiàn)為上超/削截。由于地層單元具有等時(shí)性, 局部的層序特征可以延伸至區(qū)域, 可用于推斷區(qū)域的沉積特點(diǎn)并揭示構(gòu)造控制意義(苗順德等, 2010)。

表1 陽(yáng)江東凹文昌組-恩平組典型地震相類型及沉積相轉(zhuǎn)換Table 1 Typical ty pes of se ismic fac ies a nd the ir c orresponding se dimentary fac ies of the W enchang a nd En ping Formations in the eastern Yangjiang Sag

3 陽(yáng)江東凹各洼陷地震相-沉積相轉(zhuǎn)換

對(duì)地震剖面上同相軸的視振幅、視頻率、連續(xù)性、地震反射構(gòu)型和地震反射外形來(lái)識(shí)別及劃分不同地震相, 并根據(jù)地震相特征和層序規(guī)律進(jìn)行沉積相推斷(Chen et al., 2012; 劉志峰等, 2013; Gijs et al.,2017; 周清波等, 2019)。

研究區(qū)文昌組的地震相類型大致可分為以下幾類: 洼陷中心發(fā)育的中-弱振幅、中-低頻率連續(xù)波狀反射和中-弱振幅、中-低頻率連續(xù)平行、亞平行反射; 洼陷底部發(fā)育的強(qiáng)振幅、中-低頻率平行、亞平行反射; 坡折帶-緩坡帶發(fā)育的強(qiáng)振幅、中-低頻率平行、亞平行反射和前積反射; 陡坡帶發(fā)育的中-強(qiáng)振幅、中-低頻率楔形前積反射和空白雜亂反射。

恩平組的地震相類型大致可以分為以下幾類:洼陷中心發(fā)育的中-強(qiáng)振幅、中頻率連續(xù)波狀反射和中-強(qiáng)振幅、中頻率連續(xù)平行、亞平行反射; 洼陷邊緣發(fā)育的中振幅、中頻率帚狀和丘狀前積反射。

不同的地震相類型對(duì)應(yīng)著不同沉積相(表 1,Ianniruberto et al., 2012)。洼陷中心的平行、亞平行反射外部形態(tài)多為席狀, 反映了陽(yáng)江東凹內(nèi)部水動(dòng)力條件和物源供給等條件相對(duì)穩(wěn)定。文昌組(SQ1、SQ2 和SQ3)內(nèi)表現(xiàn)為中-弱振幅和中-低頻率, 說(shuō)明水動(dòng)力不強(qiáng), 上下層巖性差異不大, 多為泥巖, 沉積速率慢, 一般代表半深湖-深湖相沉積(圖4, 戴朝強(qiáng)等, 201 4; 孔令輝等, 20 19)。恩平組(SQ4 和SQ5)內(nèi)平行、亞平行反射振幅和頻率都相對(duì)較高, 反映了沉積時(shí)期水深變淺, 出現(xiàn)砂巖層或者含礫砂巖層,代表濱淺湖相沉積(圖 4)。波狀反射是不均勻垂向加積的產(chǎn)物, 同一地層單元內(nèi)的巖性橫向上變化較大, 巖層厚度也不穩(wěn)定, 一般發(fā)育在沖積平原、濱淺湖以及總沉積速率相對(duì)比較緩慢的扇體等相帶中(圖4)。研究區(qū)各個(gè)洼陷邊緣斜坡帶內(nèi)均分布有明顯的前積地震反射, 表現(xiàn)為一套傾斜的反射層依次向盆地方向前積, 根據(jù)不同的地震相形態(tài), 前積地震相主要解釋為扇三角洲前緣沉積或近岸水下扇沉積(戴朝強(qiáng)等, 2014; Mahmoud and Andrea, 2019)。地震剖面上局部出現(xiàn)丘狀外形的空白雜亂反射, 推測(cè)水動(dòng)力方向轉(zhuǎn)換, 形成灘壩沉積相(圖5)。

圖4 陽(yáng)江東凹文昌組-恩平組典型地震剖面及沉積相解釋(剖面位置見圖2)Fig.4 Typical seismic profile and its interpreted sedimentary facies of the Wenchang and Enping Formations in the eastern Yangjiang Sag

圖5 陽(yáng)江東凹文昌組-恩平組沉積相解釋Fig.5 Sedimentary facies of the Wenchang and Enping Formations in the eastern Yangjiang Sag

4 井震聯(lián)合確定沉積相類型

地震剖面提供了大范圍的沉積相橫向變化信息,但并不能分辨其巖性。鉆井資料則可以對(duì)巖性進(jìn)行識(shí)別, 是垂向上研究沉積相主要依據(jù)(圖6)。研究區(qū)內(nèi)僅恩平21 洼D1 井鉆遇文昌組, 對(duì)其巖性進(jìn)行分析, 結(jié)合過(guò)井地震剖面的地震相, 則可進(jìn)一步確定研究區(qū)的沉積相類型。D1 井資料顯示文昌組整體發(fā)育一套厚度大而質(zhì)純的灰色泥巖, 與地震剖面上整體低頻率、弱振幅的反射特征相對(duì)應(yīng), 波狀反射構(gòu)型明顯, 總體呈現(xiàn)平行的趨勢(shì), 故可推斷文昌組深洼帶不論在縱向還是橫向上巖性的差異均非常小。局部發(fā)育的泥質(zhì)粉砂巖在地震剖面上頻率和振幅皆增強(qiáng)。從文昌組到恩平組, 巖性發(fā)生了較大的變化,D1 井鉆入恩平組下段后, 鉆遇一套含礫砂巖沉積,石英含量高, 在地震剖面中表現(xiàn)為空白雜亂反射。恩平組上段發(fā)育一套砂泥巖互層(圖6), 在地震剖面上表現(xiàn)為振幅增強(qiáng), 頻率增高, 連續(xù)性變好, 發(fā)散特征變?nèi)? 顯示出良好的成層性, 表明恩平組物源條件發(fā)生改善, 沉降速率降低, 縱向和橫向上的巖性分布都較為均勻。

將這種井震對(duì)應(yīng)的方式推廣到陽(yáng)江東凹的各個(gè)洼陷, 再結(jié)合地震相特征, 發(fā)現(xiàn)陽(yáng)江東凹裂陷期發(fā)育7 種沉積相: ①半深湖相: 地震相主要表現(xiàn)為平行、亞平行反射, 巖性以泥巖為主, 夾有薄層泥質(zhì)粉砂巖; ②濱淺湖相: 地震相以波狀為主, 相比半深湖相, 砂巖含量增高; ③近岸水下扇相: 地震剖面上表現(xiàn)為多個(gè)疊瓦狀的強(qiáng)振幅短軸狀反射, 常由灰色泥巖夾砂礫巖構(gòu)成, 是靠近陡坡帶而又缺少物源時(shí)形成的近源堆積體, 自扇根至扇端砂巖單層厚度逐漸減薄, 表現(xiàn)為地震剖面上的前積結(jié)構(gòu); ④扇三角洲相: 表現(xiàn)為強(qiáng)振幅的雜亂或空白反射, 發(fā)育砂礫巖沉積, 石英含量高; ⑤辮狀河三角洲相: 地震相具席狀外形, 內(nèi)部有較明顯的低頻斷續(xù)強(qiáng)振幅反射特征, 巖性為細(xì)砂質(zhì)或頻繁的砂泥巖互層; ⑥湖底扇相: 地震相呈蠕蟲狀, 中強(qiáng)振幅短軸狀反射特征,常表現(xiàn)為低位進(jìn)積楔, 目前無(wú)井鉆遇(圖5); ⑦灘壩相: 地震反射呈丘狀和透鏡狀, 垂向上表現(xiàn)為砂巖和泥巖頻繁互層(圖5)。

圖6 陽(yáng)江東凹恩平21 洼文昌組-恩平組地震反射特征及沉積體系解釋(剖面位置見圖2)Fig.6 Seismic reflection profile and interpreted sedimentary system of the Wenchang and Enping Formations in the Enping 21 Sub-sag of the eastern Yangjiang Sag

5 構(gòu)造對(duì)沉積環(huán)境的控制作用

5.1 陽(yáng)江東凹控洼斷裂活動(dòng)

珠江口盆地的基底為華南陸塊, 經(jīng)歷了加里東、海西、燕山等多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)(Taylor and Hay es,1980; 崔莎莎等, 2009), 其斷裂構(gòu)造十分發(fā)育, 按斷裂展布方向大致可分為NNE-NE 向、NWW-NW 向和近EW-NEE 向三組(圖1; 程世秀等, 2012; 李三忠等, 201 2a; 王鵬程等, 2017), 且大地構(gòu)造位置的特殊性導(dǎo)致了南海北部陸緣現(xiàn)今的構(gòu)造格局。作為珠江口盆地的一部分, 陽(yáng)江東凹局部的構(gòu)造機(jī)制和沉積充填與整個(gè)南海北緣的區(qū)域構(gòu)造動(dòng)力學(xué)過(guò)程密切相關(guān), 先存構(gòu)造體系的影響貫穿于新生代多幕裂陷的構(gòu)造演化過(guò)程(葉青, 2019)。陽(yáng)江東凹古近系文昌組-恩平組總體處于物源欠補(bǔ)償狀態(tài), 沉積充填過(guò)程主要依靠斷裂活動(dòng)來(lái)進(jìn)行(圖7)。為詳細(xì)研究陽(yáng)江東凹的斷裂體系如何控制各洼陷的沉積充填, 基于地震剖面解析, 本次研究共識(shí)別出F1～F66 條主要控洼斷裂(圖2), F1斷裂控制陽(yáng)江24 洼的展布, 延伸長(zhǎng)度大; 東部的 F2～F6斷裂長(zhǎng)度短、呈右階斜列分布,分別控制著恩平19 洼、恩平20 洼和恩平21 洼的沉積和展布。

文三段沉積期, F6斷裂活動(dòng)最為強(qiáng)烈, F4、F5開始活動(dòng); 文二段沉積期, F4、F5斷裂活動(dòng)最為強(qiáng)烈,F1、F2及F3斷裂也開始活動(dòng), F6斷裂活動(dòng)依然強(qiáng)烈;文一段-恩下段沉積期, F5、F2及F6斷裂活動(dòng)較弱, 或者未活動(dòng), F1、F3以及F4斷裂活動(dòng)強(qiáng)烈; 恩上段沉積期, F1以及F4斷裂活動(dòng)較強(qiáng), 其余斷裂活動(dòng)較弱或者未活動(dòng)。陽(yáng)江東凹斷裂整體表現(xiàn)出“弱-強(qiáng)-弱”的演化序列, 裂陷活動(dòng)也分為三個(gè)階段。

5.2 陽(yáng)江東凹構(gòu)造演化

珠江口盆地陽(yáng)江東凹位于南海北部陸緣, 其大地構(gòu)造位置極其特殊, 太平洋板塊對(duì)華南大陸的俯沖和印度-澳大利亞板塊與歐亞板塊碰撞的共同作用為其形成和演化提供了動(dòng)力學(xué)機(jī)制, 其中太平洋俯沖動(dòng)力系統(tǒng)起主控作用(程世秀等, 20 12; 李三忠等,2012b)。裂谷盆地的形成往往不是一次快速拉伸的結(jié)果, 也不是慢速的長(zhǎng)時(shí)間伸長(zhǎng), 而是經(jīng)歷多次的快速或瞬時(shí)拉伸, 具有幕式進(jìn)行的特點(diǎn)(任建業(yè)等, 1996;施和生等, 2009)。伴隨著新生代以來(lái)兩大匯聚系統(tǒng)三個(gè)階段的幕式演化過(guò)程, 陽(yáng)江東凹裂陷期文昌組-恩平組發(fā)展為三階疊合演化的產(chǎn)物(張遠(yuǎn)澤等, 2019)。

古新世-早始新世, N E 向依澤奈崎-太平洋洋中脊俯沖至歐亞板塊之下, 俯沖板塊之下的軟流圈上涌, 在南海北部陸緣發(fā)生巖漿作用, 使巖石圈處于NW-SE 向伸展應(yīng)力背景(圖7)。珠瓊運(yùn)動(dòng)一幕使得研究區(qū)快速裂陷, 先存基底NW、NE 向共軛逆沖斷裂體系選擇性活化, 并發(fā)育一系列NEE 向伸展正斷層, 整體呈現(xiàn)“斷而不連”的分散狀態(tài), 形成彌散狀寬裂谷。陽(yáng)江東凹進(jìn)入初始裂陷階段, 東部開始裂陷沉降。陽(yáng)江東凹恩平20 洼、恩平21 洼發(fā)育 F4、F5、F6同沉積邊界斷裂, 控制文三段的沉積。

早始新世-中始新世, 太平洋板塊向歐亞板塊的俯沖由NW 向轉(zhuǎn)為NWW 向, 區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)轉(zhuǎn)換為S-N 向伸展, 在東亞陸緣產(chǎn)生一定的右行走滑分量, 進(jìn)而形成了NNE 向右行走滑正斷體系。陽(yáng)江24 洼和恩平19 洼的F1、F2、F3邊界斷裂開始形成并不斷生長(zhǎng)連接, 使得前期“斷而不連”的邊界斷層相連接貫通, 進(jìn)而走滑拉分成盆, 進(jìn)入裂陷強(qiáng)烈階段, 控制文二段沉積。

晚始新世以來(lái), 太平洋板塊NWW 向持續(xù)俯沖,但是俯沖速率降低, 俯沖帶不斷后撤。同時(shí), 印度-澳大利亞板塊與歐亞板塊近S-N 向持續(xù)碰撞, 碰撞效應(yīng)逐漸向東、東南傳遞, 印支地塊發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn)并向東擠出, 其形成的左行走滑分量使得珠江口盆地NW 向斷裂不斷強(qiáng)化, 進(jìn)而形成左行走滑正斷體系。NW 向斷裂的橫向生長(zhǎng)與貫通連接切割了部分早期NE、NEE 向控洼邊界斷裂, 區(qū)域進(jìn)入左行左階走滑拉分成盆階段。該階段, 陽(yáng)江24 洼下陷較深, 文一段沉積了較厚的地層。珠瓊運(yùn)動(dòng)二幕使得部分區(qū)域發(fā)生抬升, 恩平21 洼不再是沉積-沉降中心, 恩平21 東洼缺失文一段沉積(圖6; 施和生等,2009)。恩平組沉積時(shí)期, 拉張作用減弱或停止, 裂陷萎縮, 湖盆變?yōu)閷挏\湖盆, 陽(yáng)江各洼陷處于穩(wěn)定沉積狀態(tài)(朱明等, 2019)。

5.3 構(gòu)造-物源響應(yīng)模式

相對(duì)于海相盆地, 陸相湖盆具有多斷、多幕、多沉降中心的構(gòu)造特征, 發(fā)育復(fù)雜的多斷多洼、多隆多洼古地理格局(朱紅濤等, 2013)。陽(yáng)江東凹各洼陷主要受控于6 條控洼斷裂, 由陽(yáng)春凸起、陽(yáng)江低凸起和恩平15-1 古隆起提供物源, 形成多期次演化、多沉積中心和多沉積相的沉積格局。

5.3.1 初始裂陷階段

文三段形成于初始裂陷階段, 此時(shí)區(qū)域處于NW-SE 向的伸展應(yīng)力背景下, N EE 向斷裂發(fā)育, 東部開始裂陷沉降, 恩平20 洼和恩平21 洼成為最早的沉積中心。F4斷裂控制恩平20 洼, 發(fā)育一套濱淺湖沉積。此時(shí)陽(yáng)江東凹盆地面積十分有限, 控洼斷裂活動(dòng)較強(qiáng), 而來(lái)自下盤陡坡帶的物源供給并不充足, 恩平20 洼沿 F4斷裂陡坡帶主要發(fā)育近源堆積的水下扇體, 并不發(fā)育較大規(guī)模的扇三角洲(圖8a)。F5、F6斷裂分別控制恩平21 洼西洼和恩平東洼, 發(fā)育了一套沿?cái)嗔炎呦虻陌肷詈练e。相比恩平20洼, 恩平21 洼所處位置不利于周圍凸起為其提供物源, 更加處于欠補(bǔ)償狀態(tài), 僅在陡坡帶局部地區(qū)發(fā)育近源垮塌堆積形成的狹窄的近岸水下扇, 其他地區(qū)則發(fā)育質(zhì)純而巨厚的泥巖沉積。恩平20 洼、恩平21 洼緩坡帶是良好的水系入口, 均發(fā)育小型的辮狀河三角洲沉積, 物源分別來(lái)自陽(yáng)江低凸起和恩平15-1 古隆起(圖8a)。

圖7 陽(yáng)江東凹文昌組-恩平組沉積模式Fig.7 Sedimentary pattern of the Wenchang and Enping Formations in the eastern Yangjiang Sag

5.3.2 強(qiáng)烈裂陷階段

在右行右階走滑拉分的區(qū)域構(gòu)造背景下, 南北邊界斷裂均強(qiáng)烈活動(dòng), 導(dǎo)致陽(yáng)江東凹進(jìn)入強(qiáng)烈裂陷階段, 沉積了文二段。沉積中心向西發(fā)生遷移, 陽(yáng)江東凹西部開始裂陷沉降, 發(fā)育恩平19 洼和陽(yáng)江24洼。F3斷裂形成且活動(dòng)較強(qiáng)烈, 成為恩平19 洼南部最主要的控洼斷裂。因恩平19 洼南部緊靠陽(yáng)江低凸起, 物源相對(duì)充足, 所以其南側(cè)發(fā)育扇三角洲沉積,北側(cè)由F2斷裂控制, 發(fā)育近岸水下扇。研究區(qū)內(nèi)規(guī)模最大、長(zhǎng)度最長(zhǎng)的F1斷裂在文二段沉積期間活動(dòng)強(qiáng)烈, 控制陽(yáng)江24 洼發(fā)育。由于斷崖高, 坡度陡, 很少發(fā)育河道, 物源供給非常欠缺, 發(fā)育面積較大的半深湖相和濱淺湖相沉積, 僅在局部地區(qū)發(fā)育近岸水下扇。F4、F5、F6斷裂在文二段沉積期間繼續(xù)強(qiáng)烈活動(dòng), 但其陡坡帶都無(wú)法供應(yīng)足夠物源, 在恩平20 洼以及恩平21 洼的南部發(fā)育一套連片的半深湖相沉積(圖8b)。

5.3.3 裂陷萎縮階段

隨著斷裂活動(dòng)性的減弱, 陽(yáng)江東凹進(jìn)入裂陷萎縮階段。文一段沉積期, 區(qū)域構(gòu)造背景由右行右階走滑拉分轉(zhuǎn)變?yōu)樽笮凶箅A走滑拉分。東部構(gòu)造發(fā)生抬升, 原本發(fā)育半深湖相優(yōu)質(zhì)泥巖的恩平21 東洼因文昌組沉積末期巖漿底侵影響缺失文一段地層。恩平20 洼的南、北兩側(cè)斷裂活動(dòng)強(qiáng)烈, 在物源欠缺的情況下僅發(fā)育近源堆積的水下扇體, 而洼陷中心發(fā)育半深湖相(圖8c)。陽(yáng)江低凸起繼續(xù)為恩平20 洼和陽(yáng)江24 洼的緩坡帶提供有限的辮狀河物源, 而陽(yáng)春凸起位于恩平20 洼和陽(yáng)江24 洼斷裂帶下盤, 因此物源欠缺, 洼陷邊緣僅發(fā)育近岸水下扇體, 洼陷內(nèi)沿?cái)嗔寻l(fā)育濱淺湖相。恩平19 洼北部由于斷裂活動(dòng)不強(qiáng),坡度不如陽(yáng)江24 洼和恩平20 洼陡, 由陽(yáng)春凸起提供物源發(fā)育小規(guī)模扇體, 洼內(nèi)則發(fā)育半深湖相。

恩平組沉積期延續(xù)左行左階走滑拉分的構(gòu)造背景, 但NEE 向斷裂活動(dòng)強(qiáng)度整體減弱。恩下段沉積期, 早期分隔的小湖泊逐漸連片, 形成水體較淺、范圍較大的開闊性濱淺湖, 半深湖亞相較少或缺失(杜家元等, 2020)。陽(yáng)江低凸起繼續(xù)向恩平19 洼和陽(yáng)江24 洼提供物源并發(fā)育較大規(guī)模的辮狀河三角洲(圖8d、e)。同時(shí), 由于恩平21 洼整體抬升, 廣泛接收來(lái)自北部恩平15-1 古隆起的辮狀河物源, 隆起北側(cè)發(fā)育一定規(guī)模的灘壩。至恩上段沉積期, 湖盆面積進(jìn)一步擴(kuò)大, 在水源更加充足的條件下, 陽(yáng)江低凸起的辮狀河范圍延伸至陽(yáng)江24 洼、恩平19 洼和恩平20 洼南部。陽(yáng)春凸起沿著陽(yáng)江24 洼北部、恩平19洼北部發(fā)育較大規(guī)模的扇三角洲沉積(圖8e)。

6 結(jié) 論

通過(guò)上述研究, 本文得出以下三點(diǎn)新認(rèn)識(shí):

(1) 通過(guò)地震剖面和鉆井巖心資料分析, 識(shí)別出珠江口盆地陽(yáng)江東凹裂陷期文昌組和恩平組發(fā)育半深湖、濱淺湖、近岸水下扇、扇三角洲、辮狀河三角洲、灘壩和湖底扇7 種沉積相類型, 由于該時(shí)期陽(yáng)江東凹物源處于欠補(bǔ)償狀態(tài), 各洼陷的沉積充填主要受控于區(qū)域構(gòu)造演化, 其中, 控洼斷裂的生長(zhǎng)和活動(dòng)對(duì)沉積物的輸送、湖盆水系發(fā)展、沉積中心遷移等過(guò)程影響很大(圖7)。

圖8 陽(yáng)江東凹文昌組-恩平組構(gòu)造-物源體系(修改自彭光榮等, 2019)Fig.8 Tectonic and provenance system of the Wenchang and Enping Formations in the eastern Yangjiang Sag

(2) 珠江口盆地在裂陷時(shí)期經(jīng)歷了三次大的構(gòu)造演化, 使得陽(yáng)江東凹的構(gòu)造背景發(fā)生轉(zhuǎn)變, 分別是NW-SE 向的伸展、NNE 向右行右階走滑拉分、NWW 向左行左階走滑拉分三個(gè)階段, 陽(yáng)江東凹為三個(gè)階段疊合演化的產(chǎn)物。構(gòu)造不斷演化伴隨著先存基底斷裂的活化和新生斷裂的發(fā)展, 早期一系列NEE 向斷裂活化與發(fā)展, 晚期NW 向的斷裂不斷生長(zhǎng)并連接, 控制了該地區(qū)的斷陷和沉積。

(3) 受控于區(qū)域多幕裂陷、多旋回疊加特征的構(gòu)造演化, 陽(yáng)江東凹不同時(shí)期的沉積體系組合呈現(xiàn)不同特征。從文昌組沉積期到恩平組沉積期, 由于湖盆面積不斷擴(kuò)大, 水深變淺, 洼陷中心的沉積環(huán)境從半深湖相轉(zhuǎn)為濱淺湖相; 洼陷邊緣的扇三角洲和辮狀河三角洲范圍不斷擴(kuò)大; 早期由于缺乏物源,僅發(fā)育由重力垮塌形成的近岸水下扇, 到后期逐漸發(fā)育為較大規(guī)模的扇三角洲。