宮 越,林暢松,2,何 敏,張忠濤,張 博,舒梁峰,馮 軒,洪芳浩

[1.中國地質大學(北京) 能源學院,北京 100083； 2.中國地質大學(北京) 海洋學院,北京 100083;3.中國海洋石油 深圳分公司 石油勘探開發(fā)研究院,廣東 深圳 518000]

南海是東南亞陸緣最大的邊緣海盆地,特殊的地球動力學背景和豐富的油氣資源,使其成為近一、二十年來國際地球科學和石油工業(yè)界高度關注的研究前緣和熱點領域[1-2]。而在南海海盆擴張的過程中,代表陸殼破裂、洋殼生成的裂后不整合面,對于研究南海的構造歷史,沉積演化,乃至石油生產(chǎn)都有著重要意義[3-4]。破裂不整合概念首次在1974年由Flavey等[5]學者提出,認為其形成是由于洋中脊的打開導致區(qū)域性拉張應力在新產(chǎn)生的洋中脊處得以釋放,加上洋中脊的側向擴張力,造成了整體發(fā)生區(qū)域性的抬升。對于南海北部破裂不整合面目前仍有部分爭議,爭議點主要集中在破裂不整合面界面的確定。在研究區(qū)西南側的瓊東南盆地,根據(jù)斷裂與界面之間的關系,T6界面被指為破裂不整合面[6],而Briais[7]等人在1993年通過對磁異常條帶進行研究,發(fā)現(xiàn)南海在32Ma(T7)洋中脊開始形成,區(qū)域性拉張應力消失,致使裂谷區(qū)發(fā)生區(qū)域性抬升而遭受剝蝕,形成區(qū)域性的破裂不整合面,也就是說T7是破裂不整合面。隨后伴隨著南海進入漂移期,在破裂不整合面之上繼續(xù)沉積了坳陷期產(chǎn)物[8-9]。錢坤[10]等人(2016)認為在南海北部破裂不整合面具有穿時性,且具有向西年輕化的特征。Morley[2]在2016年對南海包括破裂不整合界面T7在內的一系列重要不整合界面進行了文獻總結,推測了破裂不整合面在整個南海區(qū)域的分布。他認為雖然在瓊東南盆地(本研究區(qū)西南部)21Ma是最突出的不整合,但是T7不整合也仍然標志著擴張作用的顯著降低。所以這里的情況并不是簡單的向西破裂不整合年齡逐漸變輕,而是一個更年輕的不整合顯得更為重要。林暢松[1]等人(2018)也對珠江口盆地破裂不整合面界面(T7)及其之后坳陷期的構造沉積等進行總結研究。前人研究中對南海北部的T7不整合面的分布范圍以及不整合面的生成機理較少研究。本次研究通過大量跨盆地的二維測線,在珠江口盆地范圍內對T7不整合面進行比對(圖1)。T7不整合在珠江口盆地廣泛分布與“南海運動”有關[1,8],標志著裂谷期向熱沉降破裂后期的轉變,其形成與區(qū)域性南海運動有關,該運動也導致的不整合界面上下,恩平組與珠海組不同的物源和沉積環(huán)境。該研究主要針對珠江口盆地內破裂不整合面T7的特征、分布、樣式和剝蝕量進行描述,對破裂不整合面在盆地演化中的形成過程進行了探討,為南海的構造背景和形成機理提供線索和證據(jù)。

1 地質背景

現(xiàn)今珠江口盆地構造格局以發(fā)育NE向的構造帶為特征,由北向南可劃分為5個構造帶,包括北部斷階帶、北部坳陷帶、中央隆起帶、南部坳陷帶及南部隆起帶[1]。盆地內具有較復雜的斷裂系統(tǒng)[11],大致可分為早期、晚期和長期活動斷裂[12]。破裂不整合面之下的早期斷裂主要成北東東方向延伸,大部分早期斷裂在漸新世晚期(T7)停止活動或明顯減弱,之后研究區(qū)盆地進入坳陷期[12-13]。至中新世晚期,東沙構造運動(～10.5 Ma)產(chǎn)生了一系列規(guī)模較小的晚期斷裂,主要成北西西向或近西向展布。

南海海盆由東向西逐步擴張,海盆北部裂陷由北向南發(fā)展。研究區(qū)在30 Ma之前發(fā)生了3幕裂陷(87～50,49～38,38～30 Ma),3期裂陷造成了盆地內的區(qū)域性隆升,產(chǎn)生重要的區(qū)域性不整合面Tg，T8和T7(圖2)[4,14],同時構造應力場方向在盆地裂陷過程中向順時針方向旋轉。在32～30 Ma(T7),伴隨著拉張作用和地幔上涌產(chǎn)生局部隆起和伸展,南海陸殼破裂,出現(xiàn)新洋殼并形成異常磁帶條11期[4,13,15]。至23～21 Ma南海出現(xiàn)一次大規(guī)模的“白云構造運動”,研究區(qū)內發(fā)生區(qū)域性海退[1],并形成大范圍的隆起和剝蝕(區(qū)域性不整合面T6)(圖2)。23 Ma之后水體迅速加深,大規(guī)模的海侵作用使陸架坡折帶迅速向陸地方向遷移[1,16]。在16～14 Ma海底擴張停止[17-18],南海巖石圈開始俯沖,并形成了不整合面T3。至中中新世末期,東沙隆起及附近區(qū)域可見韓江組有明顯的削截現(xiàn)象,與上覆地層角度不整合接觸(T2),可能與東沙運動產(chǎn)生的地層隆起有關[19]。新進紀末期呂宋島弧繼續(xù)向北移動,與華南古陸碰撞,形成臺灣隆起和不整合面T1[9,20-21]。

圖1 南海珠江口盆地構造單元分布特征Fig.1 Distribution and tectonic unit division of the PRMB in South China Sea

以破裂不整合面(T7)為界,研究區(qū)地層可以分為裂陷期和坳陷期。破裂不整合之下的裂陷期地層包括文昌組和恩平組(圖2),主要是陸相和濱淺海相沉積[1,14]。文昌組主要為湖相灰黑色泥巖夾薄層砂巖和粉砂巖,是研究區(qū)的主要生油區(qū)。恩平組早期為平原河流-沼澤、湖泊相砂泥巖互層,夾有較多煤線或薄煤層,向上逐漸過渡為濱淺海相沉積。破裂不整合之上包括珠海組、珠江組、韓江組、粵海組和萬山組(圖2)[1,16,22]。珠海組中下部為大套的河湖相砂泥巖互層,并向上逐漸過渡為海相外陸架沉積。至珠江組下部普遍發(fā)育一套陸架區(qū)三角洲,主要為濱岸相和淺海相的砂巖-沙質泥巖互層,上部為大段淺海沙質泥巖。韓江組受珠江三角洲的影響由西北向東南方向厚度增加、顆粒變細,主要是淺海相的大段泥巖或砂泥巖,中段夾有砂巖和沙質泥巖的三角洲沉積。粵海組與萬山組主要發(fā)育外陸架和陸坡沉積,形成灰綠色泥巖間互砂巖。

圖2 珠江口盆地層序劃分和構造演化Fig.2 Schematic diagram showing the sequence stratigraphic division and tectonic evolution in the PRMB

2 研究方法

本次研究使用的是89 600 km2三維地震數(shù)據(jù)(位于白云凹陷)和一系列橫跨珠江口盆地的二維測線(數(shù)據(jù)不包含東沙隆起)(圖1)。地震地層格架主要依據(jù)林暢松教授(2018)的先期工作,井曲線和合成記錄[1]。深部地層(裂谷期)井曲線的缺少以及二維測線數(shù)據(jù)的精度是該研究的不確定因素。

不整合面的勾繪和討論主要通過如下幾步進行:① 將不整合面的反射軸在所有可用井和地震數(shù)據(jù)中標定出來,主要是通過對削截、上超和下超,頂超等地震相進行識別。削截和上超是T7不整合面在地震剖面上的主要特征; ② 在網(wǎng)絡狀地震剖面約束下通過地層結構延伸法[23])恢復不整合削蝕量,揭示不整合剝蝕量的平面分布。將T7界面進行拉平,延伸不整合之下被削蝕的地層,可恢復地層的古地貌(圖3d)。不整合的接觸關系,如上超和下超,也通過大量的地震剖面追蹤,勾繪其平面分布。

圖3 珠江口盆地角度不整合區(qū)內各凹陷地震剖面Fig. 3 Seismic profiles of the depressions in the angular unconformity zone of the PRMBa.陸豐凹陷地震剖面,剖面位置見圖1中“a”測線，斷塊旋轉并被不整合削截；b.珠三凹陷地震剖面,剖面位置見圖1中“e”測線,文昌凹陷內同時具有角度不整合和假整合,斷裂活動在T7界面終止;c.恩平凹陷地震剖面,剖面位置見圖1中“d”測線,地層被錯斷旋轉,具有肩部削截特征,測井曲線在不整合面處具有顯著變化;d.北部隆起帶地震剖面,剖面位置見圖1中“c”測線,恩平組和珠海組成角度不整合接觸,恩平組地層相互平行 并被不整合面削截EP.恩平組;ZH.珠海組;WC.文昌組

3 研究結果

3.1 斷裂活動與T7不整合面

Driscoll[24]等人(1995)研究發(fā)現(xiàn)活動斷裂的數(shù)量在經(jīng)過斷坳界限的不整合面時會顯著減少,這是用來識別被動大陸邊緣破裂不整合面的基本特征之一。在中心和東部凹陷(陸豐凹陷,白云凹陷,恩平凹陷),早期斷裂活動在T7界面上或之前結束(圖3a,圖3c,圖3d)。然而在研究區(qū)的西部(順德凹陷),斷裂在T7界面之后仍然活動(圖4)。大部分斷裂活動在珠海組內結束,部分斷裂在T6界面上結束活動。

圖4 白云凹陷地震剖面與相應測井曲線(剖面位置見圖1中“j”測線)Fig.4 Seismic profile of Baiyun Depression and its correlated well logging curve (see Fig.1 for the profile location as marked by line “j”)

但是那些穿過界面的斷裂在經(jīng)過T7界面之后斷距明顯減少(圖5b,c)。

此外,地層厚度明顯受控于斷裂。恩平組一般呈楔狀,向斷裂方向變厚(圖3c,d)。對地層厚度的控制作用在珠江口盆地向西逐漸減弱,不僅在珠三凹陷得以體現(xiàn),在順德凹陷內也很明顯(圖5c)。在順德凹陷內,地層厚度向南逐漸減薄,厚度受一系列斷裂的控制,而不像在中心凹陷和東部凹陷內楔狀地層主要受控于一個主要斷裂,且斷塊旋轉典型。

3.2 T7不整合面的接觸關系和分布特征

T7不整合的識別在地震剖面總體上有兩個特點:一是有相對連續(xù),廣泛分布的強振幅地震軸,在盆地深部顯得尤為明顯,強反射軸上下有著不同的地震相,但不整合的分布還會受到局部復雜構造的影響而又不同的形態(tài)特征;二是不整合上下構造樣式的明顯不同,由受斷塊影響嚴重的裂谷期恩平組,變?yōu)椴皇軘嗔芽刂频霓窒萜谥楹＝M(圖3a,圖3c,圖3d,圖5b)。不整合的形態(tài)特征受在盆地內位置以及局部構造的影響,但總體在全盆可以對比識別。總體可以分為角度不整合帶,局部不整合及上超帶,整合帶。這種構造和地層上的形態(tài)差別,下面按照不整合在的盆地位置來進行描述和分析。

3.2.1 角度不整合區(qū)

珠江口盆地北部包括恩平凹陷,西江凹陷和陸豐凹陷等不整合特征與南部白云凹陷,雙峰凹陷有所不同。不僅在識別上更加容易,形態(tài)上更加明顯,特征上也略復雜,主要是由于斷塊旋轉產(chǎn)生的肩部削蝕,體現(xiàn)了更加活躍的構造活動。另外,在盆地邊緣有不整合界面合并的現(xiàn)象[3]。不整合剝蝕特征由東部陸豐凹陷向西至珠Ⅲ凹陷逐漸減弱:在地震剖面上,陸豐凹陷表現(xiàn)為明顯的地層掀斜,不整合面削截特征,減薄特征不明顯-地層厚度不受斷裂的控制(圖3a)；在恩平和惠州凹陷(圖3c)體現(xiàn)為明顯的斷塊旋轉,肩部削蝕的特征,地層減薄,地層受斷裂控制,向斷裂方向增厚,遠離斷裂的一段由于斷塊旋轉翹起而被剝蝕；番禺低隆起內的不整合特征與恩平凹陷與西江凹陷的特征相似,削截特征主要分布在番禺隆起內部的小凹陷中(番禺4洼)。這種斷塊旋轉削蝕的特征在盆地中心和東部較為常見,但至珠Ⅲ凹陷不整合特征變得不再明顯(圖3b),主要顯示為假整合,部分地區(qū)可見地層被削截的現(xiàn)象。總體上,珠江口北部隆起區(qū)為明顯削截特征,角度不整合面積的分布比南部大,隨斷裂呈條帶狀,分布于斷裂上盤。

在隆起區(qū)(角度不整合帶)內不僅由東向西不整合特征略有不同,由北向南不整合上下地層的結構特征也有區(qū)別,大體可分為3種: ① 在盆地最北部的北部隆起帶上,恩平組相互平行,并由于斷裂活動成板狀整體旋轉(圖3d)。 ② 在珠一凹陷內,地層呈楔狀向南減薄,說斷裂活動與沉積過程同時發(fā)生。(圖3c,圖5c)； ③ 在番禺4洼,恩平組的減薄特征相較于珠一凹陷更為明顯,且剝蝕區(qū)域主要位于番禺次洼的邊緣。

圖5 珠江口盆地局部不整合及上超帶內的不整合特征Fig.5 Characteristics of the local unconformity and unconformity contact located within the onlap zone in the PRMBa.荔灣凹陷地震剖面,剖面位置見圖1中“h”測線，受底辟作用影響,地層向上彎曲變形并被不整合削截;b.白云凹陷南部地震剖面,剖面位置見圖1中“f”測線,恩平組受斷裂影響發(fā)生旋轉,珠海組地層上超于不整合面上，斷裂可分為早期斷裂、晚期斷裂和長期斷裂,可觀察到早期斷裂活 動終止與T7界面;c.順德凹陷地震剖面,剖面位置見圖1中“g”測線，恩平組由一系列斷裂控制、向南減薄,珠海組相對均一、成板狀EP.恩平組;ZH.珠海組;WC.文昌組

另外,在盆地的東部,構造活動在T7不整合形成時相對活躍,地形變形明顯,不再是簡單的單側地層抬起,形成相對復雜的構造隆起區(qū)(海豐凸起)(圖3a)。盆地北部從東向西不整合的剝蝕作用總體在減弱,斷裂活動對恩平組地層導致的形變逐漸減輕。

3.2.2 局部不整合及上超帶

珠江口盆地內白云凹陷和順德凹陷根據(jù)剝蝕情況被劃為次級隆起區(qū)。該區(qū)域內的剝蝕帶明顯減少,分布成條狀,沿著大陸邊緣,削蝕不整合只在局部分布,其他區(qū)域主要為假整合(圖4)。

剝蝕量的產(chǎn)生與斷裂的相關性較低(圖4),但仍有不整合面被斷裂斷開的情況(圖5b)。斷裂主要可以分為終止于不整合面的早期斷裂,及穿過不整合面長期斷裂。斷裂在破裂不整合面上主要體現(xiàn)出階梯狀,小斷距的特征。在這個區(qū)帶內,剝蝕帶主要位于靠近南部隆起的帶的區(qū)域,南部隆起帶使地層一側翹起發(fā)生削蝕,上部珠海組上超其上(圖5b)。在荔灣凹陷的北部(圖5a),底辟作用使隆起的周圍地層翹起,產(chǎn)生明顯形變,形成角度不整合。至珠江口盆地最西端,不整合形態(tài)十分不明顯。順德凹陷恩平組斷塊旋轉的特征變弱,但仍受斷裂影響地層向南減薄(圖5c)。幕式斷裂活動可以將這里的斷裂分為兩期,在T7不整合形成前終止活動的斷裂,和終止于T6不整合的斷裂。隨著地層減薄,在靠近南部隆起帶的區(qū)域,T8和T7不整合面合并為一個界面。這種不整合面合并的現(xiàn)象在盆地內其他地區(qū)也有出現(xiàn)[25]。

但在白云凹陷的珠海組內,可廣泛的發(fā)現(xiàn)上超(在凹陷邊緣及隆起帶周邊)、下超(白云凹陷北坡,深水區(qū))的現(xiàn)象。大部分上超和超覆特征位于珠二凹陷內(局部不整合和上超帶),但仍有部分超覆區(qū)域位于珠一凹陷內。這種上超和下超特征明顯增多,剝蝕區(qū)明顯減少(且主要分布在靠近南部隆起帶-裂谷末期仍然活動的區(qū)域)的特征,說明該區(qū)域在不整合形成時可能位于水下,這與前人研究的恩平組末期和珠海組早期的深湖沉積相向一致[26-27]。

3.2.3 整合區(qū)

珠江口盆地以南,雙峰凹陷,是本研究區(qū)域的最深處,相比于北部的大陸邊緣地帶,這里不整合基本沒有被斷裂錯斷,具有較為簡單的形態(tài)特征,主要為整合接觸為主(圖6)。這里的界面特征在地震剖面解釋中較難識別,也缺少井資料,但仍然可在凹陷邊緣等地發(fā)現(xiàn)上超等接觸關系。

雙峰凹陷內不整合體現(xiàn)為強振幅聯(lián)系反射,缺少因斷塊旋轉而產(chǎn)生的角度不整合,不整合上下地層也相對平行。在凹陷沉積中心,盆地深部,恩平組和珠海組呈現(xiàn)整合平行接觸,但在盆地邊緣遠離沉積中心處,裂后沉積上超在T7不整合上,較易識別。局部地區(qū)(主要在上盤斷塊內)與其他不整合一起殲滅在南部隆起上。珠江口南部乃至雙峰凹陷,不整合之下的斷塊旋轉比珠江口北部凹陷要少很多。Brais[7]等人(1993)認為洋殼此時在珠江口南部已經(jīng)形成[1,2,26]。

3.3 不整合的剝蝕量及其分帶

從圖7中可以發(fā)現(xiàn),研究區(qū)剝蝕量量向南逐漸減少,并可以據(jù)此將珠江口盆地劃分為強剝蝕區(qū),弱剝蝕區(qū)和無剝蝕區(qū),與角度不整合帶,局部不整合和上超帶,整合帶一一對應。不整合及主要斷裂在珠江口盆地內的分布特征以及剝蝕情況體現(xiàn)為：① 角度不整合區(qū)(強剝蝕區(qū))在圖7中標為“Ⅰ”區(qū),剝蝕量為200～350 m；② 局部不整合和上超區(qū)(弱剝蝕區(qū))在圖7中標為“Ⅱ”區(qū),剝蝕量為100～200 m；整合區(qū)(無剝蝕區(qū))在圖7中標為“Ⅲ”區(qū)。

在地震剖面上可觀察到的削蝕區(qū)域主要位于盆地北部；在盆地南部,削蝕區(qū)域的面積明顯減少。研究區(qū)的剝蝕量不僅受在盆地中位置影響(盆地內向南剝蝕量減小),還與主要斷裂的分布有關。在盆地北部,不整合的分布特征與斷裂具有一定的相關性,主要體現(xiàn)在剝蝕區(qū)的分布、位置以及剝蝕量:① 斷裂在研究區(qū)內成北西西向至東西向,而高剝蝕區(qū)的分布受斷裂走向的控制,也隨著斷裂成北西西向條帶狀分布；② 剝蝕區(qū)總是位于斷層的上盤處,上盤地層受斷裂影響一側下降,發(fā)生地層掀斜或扭曲變形,導致上盤地層的遠端掀斜處發(fā)生剝蝕；③ 剝蝕量總體在盆地北部呈現(xiàn)東高西低的特征，在西江凹陷與陸豐凹陷等,地震剖面上可見到地層削蝕特征明顯,而至珠三凹陷削飾特征明顯減弱,不易識別。在盆地的南部,白云雙峰凹陷等地,不整合的分布與斷裂的走向相關性變弱,呈局部零星分布,且不整合的分布主要受南部隆起帶(白云凹陷、雙峰凹陷)和底辟作用(荔灣凹陷)的控制。圖7中勾繪的超覆區(qū)域的分布體現(xiàn)了在不整合形成之后的一次大規(guī)模海侵。

由于缺少井數(shù)據(jù),剝蝕量信息主要通過二維地震剖面通過地層延伸法進行估測。但本研究破裂不整合在珠江口盆地的分布特征(圖7)與Moley在2016年對南海北部破裂不整合分布的總結和推測相一致。

圖6 雙峰凹陷地震剖面(剖面位置見圖1中“k”測線)Fig.6 Seismic profile across the Shuangfeng Depression(see Fig.1 for the profile location as marked by line “k”)EP.恩平組;ZH.珠海組;WC.文昌組

圖7 珠江口盆地T7不整合分布特征Fig.7 The distribution features of unconformity T7 in the PRMBⅠ.角度不整合帶；Ⅱ.局部不整合及上超帶；Ⅲ.整合帶

4 討論

4.1 斷裂活動與裂陷期的延遲

早期斷裂活動在研究區(qū)東部和中部(陸豐凹陷、白云凹陷、恩平凹陷)終止于T7不整合面,尤其在珠江口盆地的主凹陷——白云凹陷內(圖5b),至順德凹陷斷裂繼續(xù)向上活動,多終止于珠海組內,部分終止于T6不整合面(圖5c)。相較于東部,盆地西部斷裂活動性的延遲在研究區(qū)內引起了一系列橫向變化:由斷塊旋轉產(chǎn)生的削蝕面積由大面積分布(東)明顯減少至局部分布(西)(圖3a,圖5c,圖7),剝蝕量由(東)400 m左右降至100 m以下(西)(圖3b,圖7),意味著東部凹陷的構造隆起活動在32 Ma更為強烈(圖7,圖8)；恩平組的楔狀特征(圖3c,d)至西部也不再明顯(圖3b,圖5c),但厚度上向南仍然減薄并受控于一系列斷裂。

這種在裂谷末期不整合界面的橫向變化也反映了南海洋盆的擴張過程——由東向西南逐步破裂。Taylor和Hayes(1983)[28]與Briais[7]等人(1993)在對磁條帶異常進行研究后，指出陸殼的破裂過程始于32 Ma,同時Ru和Pigott(1986)[29]和Sun[4]等人(2009)發(fā)現(xiàn)古南海北部破裂過程由東向西?；趯嬙斐两邓俾屎偷貙雍穸鹊难芯?董冬冬等人[30](2008)發(fā)現(xiàn)在32 Ma破裂之后,大陸邊緣的構造沉降速率不降反升,這意味著同裂谷期有所延長——在西部海底面開始擴張時仍然繼續(xù)。這種破裂模式和斷裂活動性的延長解釋了T7不整合剝蝕量東強西弱的特征。雖然在研究區(qū)西南部-瓊東南盆地21 Ma(T6)是最突出的不整合,但是T7不整合也仍然標志著擴張作用的顯著降低[2]。所以因此T7不整合應為破裂不整合,其在珠江口東部較為典型,但向西至順德凹陷乃至瓊東南凹陷,裂陷作用繼續(xù)向上發(fā)育,T7不再為典型。

在其他前人研究中,尤其在伊比利亞-紐芬蘭,破裂不整合被視為破裂層序的基底面[31,32]。破裂層序首次提出由Soares[31]等人(2012)在基于伊比利亞-紐芬蘭大陸邊緣的研究后認為其是“在區(qū)域性延伸擴張作用下,巖性破裂事件之前和之后的獨特沉積地層結構”。研究認為陸殼的破裂洋殼生成是在一段時間內,通過兩個階段完成的:裂谷作用和地殼巖石圈破裂階段,上地幔伸展巖石圈裂解階段[33]。因此在被動大陸邊緣盆地中,裂陷期至裂后期的轉變是一個過渡階段,在巖性破裂和熱沉降的過程中產(chǎn)生了一系列不整合界面,這解釋了許多前人研究的南海北部各盆地間破裂不整合具有穿時性。在珠江口盆地南部IODP1148井的研究結果中[26],破裂不整合面(32 Ma)與T6不整合(23 Ma)之間(分別在30，28．5和25 Ma)沉積物成分存在3次明顯的突變或不連續(xù)面,并與南海北部陸坡盆地沉積記錄體現(xiàn)的3次較大規(guī)模的海侵事件[34]相對應。短時間內連續(xù)幾次沉積間斷共失去了近3 Ma左右的記錄。但目前在地震剖面上暫未發(fā)現(xiàn)這3個明顯的地層削蝕現(xiàn)象。

4.2 剝蝕作用與破裂-隆起的動力學背景

珠江口盆地破裂不整合展布模式說明不整合的分布樣式與不同區(qū)帶的構造作用和構造地貌的差異有關,并據(jù)此可以將研究區(qū)劃分為3個區(qū)帶。前人也曾做過根據(jù)不同區(qū)帶的構造特征及相應沉積相來劃分大陸邊緣的案例。Soares等人[31](2004)將裂谷期大陸邊緣分成三個部分:內大陸邊緣近端(inner proximal margin),外大陸邊緣近端(outer proximal margin)和大陸邊緣遠端。按照Soares等人的劃分方案,本次研究區(qū)主要位于內大陸邊緣近端(inner proximal margin),外大陸邊緣近端(outer proximal margin)內(圖8)。

在北部盆緣處,肩部隆起構造和斷塊旋轉廣泛性發(fā)育(圖8,圖9),剝蝕量大,而研究區(qū)南部在陸殼破裂時距離盆地中心較近,剝蝕量較少。此外在北部角度不整合區(qū)斷裂對地層的控制作用較強,反應為更廣泛的剝蝕面積和比南部顯著明顯的地層楔狀特征。巖漿匱乏型被動大陸邊緣以廣泛分布的斷塊旋轉和接近陸殼基底面的拆離斷裂為特征[3],在本研究區(qū)珠一凹陷內廣泛發(fā)育(盆地北部,陸豐凹陷,惠州凹陷,恩平凹陷,圖8,圖9)。珠江口盆地的一系列正斷層,斷塊旋轉,一側抬起產(chǎn)生肩部削蝕的現(xiàn)象,與伊比利亞(Iberia)的被動大陸邊緣模式[35]與紐芬蘭(Newfoundland)的被動大陸邊緣模式相似。

在南部的局部不整合及上超帶內,雖然在白云凹陷南部和荔灣凹陷內仍然可見局部的剝蝕區(qū)(圖4,圖5b),但是地震上最顯著的特征變?yōu)樯铣?下超(圖7,圖8)。前人的工作推測,此時該區(qū)域為水下沉積環(huán)境:珠江口盆地北部因為斷塊旋轉而剝蝕下來的沉積物,通過遠程搬運至白云凹陷等沉積[36]。這與邵磊[26]2004年對研究區(qū)南部IODP1148的底棲有孔蟲分析結果相同。他們的研究指出在盆地南部及1148站的位置,漸新世經(jīng)歷了一個海水逐漸加深的過程,這與沉積物源由華南地塊邊緣向陸內逐漸推移的過程相一致。Franke(2013)[3]推測南海北部洋陸過渡帶(COT)及其附近區(qū)域,在陸殼破裂、洋殼開始生成時已經(jīng)位于水下,推測破裂不整合在該區(qū)域內不會連續(xù)[37]。這與本次研究的破裂不整合在白云凹陷等地只在局部發(fā)育的結果向一致。南海西南區(qū)域,瓊東南盆地等,多個研究[13,38-39]認為陸殼隆升是在23Ma時結束,形成了面積廣泛并產(chǎn)生一系列地質變化的T6不整合面,并認為破裂不整合面具有穿時性,南海破裂不整合面的形成時間向西南方向逐漸變小[13,39]。但這里的情況并不是簡單的向西破裂不整合年齡逐漸變輕,而是一個更年輕的不整合顯得更為重要[2]。同時珠江口盆地破裂不整合的展布反映了一個這樣的裂后過程:巖石圈在拉張的過程中減薄,形成斷陷、地塹,在熱作用和肩部隆起的共同作用下,在被動大陸邊緣的或肩部隆起上形成不整合(圖9)。這種破裂不整合的分布樣式為南海的巖漿匱乏型被動裂谷成因機制提供了線索。

圖8 珠江口盆地3個區(qū)帶的不整合特征(剝蝕量數(shù)據(jù)的取點位置如圖7中的黑線所示)Fig.8 Unconformity characteristics of the three zones in the PRMB(point positioning of denudation data is shown by the black line in Fig.7)

圖9 珠江口盆地破裂不整合面模式Fig.9 The stage boundary unconformity model in the PRMB

5 結論

1) 區(qū)內T7界面具有明顯的破裂不整合面特征:斷裂活動在T7界面終止(東),或在穿過T7界面是斷距顯著減小(西)；地層厚度受斷裂控制,表現(xiàn)為明顯的楔狀地層。

2) 珠江口盆地破裂不整合面T7按接觸關系可劃分為3個區(qū)帶,分別是角度不整合帶、局部不整合帶及上超帶和整合帶。3個區(qū)帶體現(xiàn)出不同的結構和接觸關系。3個區(qū)帶內的不整合具有不同的不整合特征:角度不整合帶主要以斷塊旋轉、肩部削蝕為特征；局部不整合和上超帶的削蝕面積比角度不整合帶明顯減少,最突出特征為上超和下超；整合帶位于盆地南部隆起帶以南,以凹陷邊緣的上超和凹陷中心的整合接觸為特征。

3) 研究區(qū)北部角度不整合帶的剝蝕量最大、地層變形最強烈,向南至局部不整合和上超帶削蝕特征逐漸減弱,至盆地中心區(qū)域的整合帶,剝蝕特征不再可見。因此,研究區(qū)也可劃分為強剝蝕區(qū),弱剝蝕區(qū)和無剝蝕區(qū),并與按接觸關系劃分的3個區(qū)帶一一對應。

4) 珠江口盆地破裂不整合展布模式說明不整合的分布樣式因不同區(qū)帶的構造作用和構造地貌的差異而變化。破裂不整合的形成機理與盆地邊緣肩部隆起上的剝蝕有關。