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)與探測技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 中國海洋大學(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)國家實(shí)驗(yàn)室 海洋礦產(chǎn)資源評價(jià)與探測技術(shù)功能實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266 100; 3.中海石油(中國)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), 陽江凹陷作為珠江口盆地珠三坳陷北部的一個(gè)次級構(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, 過去30 多年來油氣勘探方面也一直沒有較大進(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, 建立了陽江東凹的層序地層格架, 識別和明確了文昌組和恩平組地震相-沉積相類型的對應(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, 斷層活動對沉積物的輸送、湖盆水系發(fā)展和沉積中心遷移等動態(tài)過程產(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, 深部地幔動力學(xué)過程導(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, 經(jīng)歷了裂陷階段、拗陷階段和新構(gòu)造運(yùn)動階段, 從早到晚經(jīng)歷了神狐運(yùn)動、珠瓊運(yùn)動、南海運(yùn)動、白云運(yùn)動和東沙運(yùn)動等多次構(gòu)造運(yùn)動, 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)動分為兩幕: 珠瓊運(yùn)動一幕, 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, 盆地再次張裂, 湖盆范圍擴(kuò)大, 水體變淺, 沉積了恩平組。

陽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, 陽江-一統(tǒng)暗沙斷裂帶從其東部穿過, 自西向東依次發(fā)育陽江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

斷陷盆地在充填過程中, 由于受構(gòu)造應(yīng)力場轉(zhuǎn)換、構(gòu)造抬升等事件影響, 從而發(fā)育可追索對比的等時(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, 本文通過地震剖面反射特征研究,識別出文昌組和恩平組的頂?shù)捉缑鎀g、T80、T703個(gè)二級層序界面和T82、T81、T723 個(gè)三級層序界面,并揭示出界面之間的接觸關(guān)系。

圖2 陽江東凹及鄰區(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 陽江東凹典型二級層序界面特征(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, 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, 對應(yīng)珠瓊運(yùn)動一幕(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, 對應(yīng)珠瓊運(yùn)動二幕。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)對應(yīng)南海運(yùn)動, 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。

相比于二級層序界面, 三級層序界面不整合范圍分布較局限, 常與幕內(nèi)次級構(gòu)造作用對應(yīng)。三級層序界面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 陽江東凹各洼陷地震相-沉積相轉(zhuǎn)換

對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識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, 反映了陽江東凹內(nèi)部水動力條件和物源供給等條件相對穩(wěn)定。文昌組(SQ1、SQ2 和SQ3)內(nèi)表現(xiàn)為中-弱振幅和中-低頻率, 說明水動力不強(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, 推測水動力方向轉(zhuǎn)換, 形成灘壩沉積相(圖5)。

圖4 陽江東凹文昌組-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。鉆井資料則可以對巖性進(jìn)行識別, 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, 對其巖性進(jìn)行分析, 結(jié)合過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應(yīng), 波狀反射構(gòu)型明顯, 總體呈現(xiàn)平行的趨勢, 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。

將這種井震對應(yīng)的方式推廣到陽江東凹的各個(gè)洼陷, 再結(jié)合地震相特征, 發(fā)現(xiàn)陽江東凹裂陷期發(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)造對沉積環(huán)境的控制作用

5.1 陽江東凹控洼斷裂活動

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(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)造動力學(xué)過程密切相關(guān), 先存構(gòu)造體系的影響貫穿于新生代多幕裂陷的構(gòu)造演化過程(葉青, 2019)。陽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), 沉積充填過程主要依靠斷裂活動來進(jìn)行(圖7)。為詳細(xì)研究陽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, 本次研究共識別出F1～F66 條主要控洼斷裂(圖2), F1斷裂控制陽江24 洼的展布, 延伸長度大; 東部的 F2～F6斷裂長度短、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斷裂活動最為強(qiáng)烈, F4、F5開始活動; 文二段沉積期, F4、F5斷裂活動最為強(qiáng)烈,F1、F2及F3斷裂也開始活動, F6斷裂活動依然強(qiáng)烈;文一段-恩下段沉積期, F5、F2及F6斷裂活動較弱, 或者未活動, F1、F3以及F4斷裂活動強(qiáng)烈; 恩上段沉積期, F1以及F4斷裂活動較強(qiáng), 其余斷裂活動較弱或者未活動。陽江東凹斷裂整體表現(xiàn)出“弱-強(qiáng)-弱”的演化序列, 裂陷活動也分為三個(gè)階段。

5.2 陽江東凹構(gòu)造演化

珠江口盆地陽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力學(xué)機(jī)制, 其中太平洋俯沖動力系統(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, 也不是慢速的長時(shí)間伸長, 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)。伴隨著新生代以來兩大匯聚系統(tǒng)三個(gè)階段的幕式演化過程, 陽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。陽江東凹進(jìn)入初始裂陷階段, 東部開始裂陷沉降。陽江東凹恩平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, 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, 陽江24 洼下陷較深, 文一段沉積了較厚的地層。珠瓊運(yùn)動二幕使得部分區(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)。陽江東凹各洼陷主要受控于6 條控洼斷裂, 由陽春凸起、陽江低凸起和恩平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)陽江東凹盆地面積十分有限, 控洼斷裂活動較強(qiáng), 而來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, 物源分別來自陽江低凸起和恩平15-1 古隆起(圖8a)。

圖7 陽江東凹文昌組-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, 導(dǎo)致陽江東凹進(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, 陽江東凹西部開始裂陷沉降, 發(fā)育恩平19 洼和陽江24洼。F3斷裂形成且活動較強(qiáng)烈, 成為恩平19 洼南部最主要的控洼斷裂。因恩平19 洼南部緊靠陽江低凸起, 物源相對充足, 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、長度最長的F1斷裂在文二段沉積期間活動強(qiáng)烈, 控制陽江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, 但其陡坡帶都無法供應(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

隨著斷裂活動性的減弱, 陽江東凹進(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)。陽江低凸起繼續(xù)為恩平20 洼和陽江24 洼的緩坡帶提供有限的辮狀河物源, 而陽春凸起位于恩平20 洼和陽江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不強(qiáng),坡度不如陽江24 洼和恩平20 洼陡, 由陽春凸起提供物源發(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)。陽江低凸起繼續(xù)向恩平19 洼和陽江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, 陽江低凸起的辮狀河范圍延伸至陽江24 洼、恩平19 洼和恩平20 洼南部。陽春凸起沿著陽江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

通過上述研究, 本文得出以下三點(diǎn)新認(rèn)識:

(1) 通過地震剖面和鉆井巖心資料分析, 識別出珠江口盆地陽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, 控洼斷裂的生長和活動對沉積物的輸送、湖盆水系發(fā)展、沉積中心遷移等過程影響很大(圖7)。

圖8 陽江東凹文昌組-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。