珠江口盆地多期走滑构造与叠合型拉分盆地:以阳江东凹为例

刘欣颖 , 吴 静, 朱定伟, 索艳慧 *, 周 洁 , 王鹏程 ,王光增 , 刘 泽 , 刘 博 , 郭玲莉 , 朱俊江 , 李三忠

(1.深海圈层与地球系统教育部前沿科学中心, 海底科学与探测技术教育部重点实验室, 中国海洋大学 海洋地球科学学院, 山东 青岛 2 66100; 2.青岛海洋科学与技术国家实验室 海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室, 山东 青岛 266100; 3.中海石油(中国)有限公司 深圳分公司, 广东 深圳 518000)

0 引 言

南海海盆形成与打开机制及其动力学过程一直以来都是大家关注的热点问题, 经过多角度、多方面调查与研究, 关于南海海盆演化模式前人提出了多种见解。当前一致认为南海北部陆缘的裂解机制才是打开南海海盆成因的金钥匙所在(Li et al., 2012;李三忠等, 20 12a), 主要有以下几种观点: ①弧后扩张模式: 认为南海海盆的扩张形成与其东侧菲律宾海板块西向俯冲有关, 从而提出南海形成是由弧后扩张引起的(Karig, 1971); ②海底扩张模式: 基于南海海盆磁条带异常, 提出海底扩张导致南海海盆的打开(Bowin e t al., 1978; Bri ais et al., 19 93; 姚伯初,1996; Sun et al., 2006; Taylor and Hayes, 2013); ③碰撞挤出模式: 认为南海扩张与印度-澳大利亚板块与欧亚板块碰撞导致的印支地块挤出逃逸在时空上具有密切联系(Tapponnier et al., 1986; Lacassin et al.,1997; Leloup et al., 2001; Liu et al., 2004); ④陆缘裂解模式: 一些学者利用地球物理和古地磁资料对南海海盆的应力场进行分析, 认为南海海盆是由陆缘裂解引起的主动扩张性海盆(Hamilton, 19 79; 郭令智等, 19 83; 刘昭蜀等, 1 983; 陈国达, 1997); ⑤地幔柱上涌模式: 基于南海高热流特征、大量玄武岩发育及层析成像分析结果, 认为南海下部存在地幔热柱, 地幔柱根位于海南岛下, 地幔柱上升导致南海海盆的打开(Maruyama, 1994; 曾维军等, 19 97;Lebedev et al., 2000; 张健等, 200 1; 鄢全树和石学法, 2 007; Zh ao, 200 7); ⑥右行右阶拉分模式: 认为南海海盆属于拉分盆地的范畴, 其打开原因是右行右阶走滑剪切、拉分成盆作用下东亚陆缘的裂解(Hutchison, 1989; 许浚远和张凌云, 19 99; B arka et al., 2000; 李三忠等, 2012a)。

珠江口盆地位于南海北部陆缘区域, 是中国重要的油气生产基地。目前珠江口盆地油气勘探取得丰富的成果, 且仍具有巨大勘探潜力。珠江口盆地地质特征以及演化规律的研究, 可以进一步推动该地区油气资源勘探的进程, 因此珠江口盆地的形成模式与动力学机制值得进一步深入探讨。本文以位于珠江口盆地西部的阳江东凹为解剖对象, 基于大地构造背景、古近纪以来盆地构造分析等研究, 尝试对珠江口盆地的成盆与南海海盆打开机制及两者的关联性提出新的见解。

图1 东亚新生代走滑拉分盆地分布(修改自Li et al., 2012)Fig.1 Distribution of Cenozoic pull-apart basins in East Asia

1 区域地质背景

东亚陆缘广泛发育NE、NW 向大型断裂(图1),紧邻珠江口盆地的华南地块也不例外, 其内部发育长乐-南澳断裂、阳江-河源断裂、丽水-海丰断裂等NE 向走滑断裂, 这些断裂在晚中生代具有多期活动特征。此外, 华南地块内NW 向走滑断裂也非常常见,例如, 阳江-一统暗沙断裂、北卫滩断裂和韩江断裂等。前人研究认为这些断裂与欧亚板块、印度-澳大利亚板块、太平洋板块三大板块相互作用关系紧密, 而南海海盆成因模式的关键也始于各自侧重的不同断裂控制作用的差异(李三忠等, 2012a)。处于三大板块交汇处的珠江口盆地早期阶段为裂陷盆地, 但后期主导性断裂还是为NE 向走滑断裂(李三忠等, 2012a)。

珠江口盆地位于南海北部广阔大陆架和陆坡的边缘, 发育在华南大陆南缘、古生代及中生代复杂褶皱基底之上, 是中国最大的新生代近海含油气沉积盆地(Xie et al., 2014), 整体呈NEE-SWW 向展布。由于研究区大陆边缘构造和大陆动力学背景复杂,新生代以来共遭受6 次重要的构造运动: 神狐运动、珠琼运动一幕、珠琼运动二幕、南海运动、白云运动和东沙运动(李平鲁, 1 993), 因此珠江口盆地的形成与陆缘裂陷、海底扩张、俯冲消亡和大规模走滑断裂等构造运动密切相关(Cullen et al., 2010; Li et al., 2014; Zhong et al., 2018)。珠江口盆地可以划分出5 个二级构造单元, 从北向南依次是北部隆起带、北部坳陷带(包括珠一坳陷和珠三坳陷)、中央隆起带、南部坳陷带(包括珠二坳陷)和南部隆起带(田巍等, 2015), 呈现出“三隆夹两坳”的构造格局(图2),但李三忠等(2012b)提出珠江口盆地实质上为三个成因密切相关的盆地构成的盆地群。

图2 珠江口盆地构造单元划分及NE 向、NW 向主要断裂体系(修改自王鹏程等, 2017)Fig.2 Tectonic division of the Pearl River Mouth Basin and distribution of the NE- and NW-trending fault systems

阳江凹陷自西向东可以划分为阳江西凹、阳江中低凸起和阳江东凹3 个二级构造单元。其中阳江东凹是位于珠三坳陷东北部的一个负向构造单元(彭光荣等, 2 019), 为发育在前寒武系花岗岩为主基底上的新生代陆缘拉张型断陷(鲁宝亮等, 201 1; 孙晓猛等, 2014), 整体呈NE-SW 向展布。阳江东凹东邻珠一坳陷的恩平凹陷, 南接文昌凹陷(图2), 其自西向东依次发育阳江24 洼、恩平19 洼、恩平20 洼以及恩平21 洼(图3)。新生代地层从下往上依次为:古近系文昌组、恩平组和珠海组以及新近系珠江组、韩江组、粤海组和万山组。其中, 文昌组底、顶界面分别为Tg和T80, 其内部自下而上又被三级层序界面T82和T81划分为文三段、文二段和文一段; 恩平组底、顶界面为T80和T70, 其内部又被三级层序界面T72划分为恩下段和恩上段。从大地构造背景角度来看, 阳江东凹处于太平洋构造域与新特提斯洋构造域的交汇处, 中-新生代长期遭受两大汇聚系统的联合作用(鲁宝亮等, 2014), 被俯冲带、走滑断裂、被动大陆边缘等不同类型的边界所围限, 具有复杂的地球动力学区域背景、深部机制和演化历史。

图3 阳江东凹及其邻区构造单元划分(修改自田立新等, 2020)Fig.3 Tectonic units of the eastern Yangjiang Sag and its neighbor region

2 区域走滑断裂几何学结构及其平面展布特征

华南地块野外构造资料显示, NE 和NW 向断裂是控制中生代盆地分布以及限制古近纪断陷发育格局的重要构造因素, 重磁异常显示这些断裂平直且连续性较好、延伸较长(王家林等, 2 002); 岩石学和地球化学研究表明, 中生代期间华南地块东缘和南缘为安第斯型活动大陆边缘(Li et al., 2016), 可见同期NE 和NW 向断裂形成于活动陆缘背景。而华南地块南缘的珠江口盆地中广泛分布的新生代裂谷构造层, 正发育在中生代活动大陆边缘性质的基底构造层之上(Li and Rao, 1994; Suo et al., 2019)。珠江口盆地断裂包括 NNE-NE 向、NWW-NW 向以及近EW-NEE 向三组, 由于新生代构造改造强烈, 其断裂关系较华南大陆内部更为复杂。已有地震剖面解析揭示的花状构造和平面断裂组合表现出的马尾状断裂组合等资料表明, NWW-NW 向断裂为基底走滑断裂(Wang et al., 2020); NNE-NE 向断裂为切割岩石圈的张扭性断裂; 近EW-NEE 向断裂数量众多, 但规模较小, 延伸较短。在众多断裂中, 阳江-一统暗沙断裂为一条重要的区域性断裂, 呈NW 向展布,把珠江口盆地分为东、西两部分(Li et al., 2019)。文昌组-恩平组为断裂活动最为活跃的断陷期沉积地层, 主要经历了3 次较大的构造运动, 分别为珠琼运动一幕、珠琼运动二幕和南海运动。

珠琼运动一幕(～48 M a)使得阳江东凹发生强烈抬升、剥蚀, 形成区域性不整合面, 在阳江东凹地区,T90和Tg界面重叠, 未发现神狐组, 因而文昌组为新生代最早沉积地层, 沉积于Tg界面之上。珠琼运动一幕的动力学机制可能是太平洋板块向华南大陆NWW 向俯冲角度加大, 强大的挤压导致NNE 向右行走滑断裂作用加强, 拉分强烈, 使得裂陷中心南移(夏斌等, 2 005)。隆起区缺失文昌组, 上覆恩平组直接覆盖在基底之上, 并再次张裂, 发育一系列NEE-NE 向基底大断裂, 并伴随岩浆活动。在文三段沉积期, 阳江-一统暗沙断裂开始发育, 并穿越阳江东凹(图3), 阳江东凹中次级张扭性断裂受该深大断裂控制, 同时发育NE 向断裂, 与NWW-NW 向断裂构成共轭断裂体系, 这一共轭断裂体系在阳江东凹最为显著, 且在整个珠江口盆地也均有发育。其中,NE 向断裂控制了一组长轴NEE 向箕状凹陷的发育,这组箕状凹陷总体呈NE 向展布, 几何学结构上表现为左阶组合排列, 意味着基底中发育右行走滑断裂; NW 向断裂控制了另一组长轴NEE 向箕状凹陷的发育, 但这组箕状凹陷总体呈NW 向展布, 几何学结构上表现为右阶组合排列, 意味着基底中发育左行走滑断裂。总体上, 区域应力场指示了NW-SE向的伸展, 此时, 南海东侧NE 轴向的依泽奈崎-太平洋洋中脊俯冲到东亚陆缘之下(图4), 导致整个东亚陆缘处于NW-SE 向的伸展裂解。因而, 东亚陆缘广泛发育NW-SE 向伸展的同期断陷盆地, 如渤海湾盆地、东海陆架盆地、南黄海盆地以及南海北部陆缘盆地, 而在阳江东凹则形成了NEE 轴向的恩平20洼地堑(图3)。

文二段沉积期, 阳江东凹次级张扭性断裂的形成主要受控于该时期区域右旋张扭性构造应力场,与在南海东侧太平洋板块由 NNW 向俯冲转变为NWW 斜向俯冲于东亚陆缘所导致的研究区区域构造应力场发生顺时针旋转有关(图5)。早期NW-SE向拉张变为近S-N 向伸展, 整个珠江口盆地中的走滑断裂继承部分中生代NE 向左行走滑断裂走向, 但性质发生了转变, 为右行走滑, 并控制了珠江口盆地中一些凹陷的进一步发育。这些凹陷长轴依然为NEE向或E-W 向, 而远离主干断裂的走滑断层则不受边界断裂的限制, 此时走滑断裂的平面组合型式主要为帚状和雁列式(李辉等, 2 014)。由于南海北部陆缘在印度-澳大利亚板块与欧亚板块持续碰撞作用下, 难以产生近S-N 向伸展应力场, 因此该伸展应力场实际上是太平洋动力系统调整所致。

图4 55～45 Ma 期间西太平洋-东亚地区板块重建及依泽奈崎-太平洋洋中脊俯冲到东亚陆缘之下(据Mueller et al., 2008)Fig.4 Plate r econstruction of the w estern Pacific-Ea st Asia duri ng 5 5–45 Ma a nd the subduc tion of the Izanagi-Pacific Ridge below the East Asian continental margin

珠琼运动二幕(～38 M a), 发生在中晚始新世-早渐新世, 该构造运动强烈, 延续时间长, 是盆地断陷阶段最主要的运动。此时, 盆地再次抬升并大量剥蚀, 形成区域性不整合面, 在地震剖面上表现为T80, 上部为恩平组烃源岩。在隆起区形成侵蚀面(普遍缺失恩平组, 珠海组直接覆盖于基底之上), 坳陷区则表现为削蚀面(缺失文昌组上段及部分恩平组)。第3 次张裂期发育了近 E-W 向断裂, 并伴有岩浆活动。珠琼运动二幕导致研究区应力场由NW-SE 向拉张转变为近S-N 向拉张, 并伴随右旋张扭作用(王家豪等, 201 1)。这次构造运动是珠琼运动一幕的继承性运动, 其动力学机制可能来源于太平洋板块继续对华南大陆的NWW 向俯冲, 导致华南大陆边缘形成近S-N 向张裂作用, 也可能是晚始新世印度-澳大利亚板块与欧亚板块发生的碰撞事件所致。直到34 M a, 南海运动形成了T70界面, 该界面对应珠海组的底界。此时, 包括珠江口盆地在内的南海北部陆缘盆地进入拗陷阶段。南海地区处于S-N 向拉张背景下, 洋盆初始扩张, 垂直拉张应力, 形成了近E-W 走向的磁条带, 时间一直持续到25 Ma。25 Ma以后, 由于太平洋板块持续NWW 向俯冲到东亚陆缘之下, 同时印度-澳大利亚板块与欧亚板块S-N 向挤压碰撞, 其合力导致研究区处于NW 向拉张应力场下, 洋中脊不仅发生南向跃迁, 而且发生了逆时针旋转, 变为NE 向洋中脊, 并向西南次海盆拓展。哀牢山-红河左行韧性剪切带也是此次构造事件的产物, 其向南延为越东断裂。因此南海海盆西边界只是一条边界断裂, 真正的区域动力还是来自太平洋板块快速楔入东亚陆缘, 特别是菲律宾岛弧的快速北移, 使菲律宾大断裂左行, 与哀牢山-红河左行韧性剪切带共同导致洋中脊跃迁和转向。

正是在这样区域背景下, 阳江东凹NW 向次级张扭性断裂由于靠近阳江-一统暗沙主干断裂, 沿着主干断裂发生斜向走滑, 且收敛于NW 向主干断裂, 因此晚期NW 向张扭断裂的活化或强化也主要是太平洋动力系统所致。但随着碰撞效应逐渐向NE向传递, 印支地块发生顺时针旋转并向东挤出, 其形成的左行走滑分量使得珠江口盆地NW 向断裂不断强化, 进而形成左行张扭断裂体系。此时该地区主走滑断裂也由NE 向逐渐转变为NW 向, 但走滑断裂主要的平面组合型式仍为帚状和雁列式(图6c、d)。花状构造是走滑拉分盆地中一种特有的构造, 能够反映区域走滑特征, 多发生在强烈变形和构造作用叠加的区域。研究区地震剖面显示, 该区域花状构造分布较为广泛, 负花状构造常见于走滑断层中,走滑断层由下至上发散为若干条规模各异的次级断层, 并且收敛于底部, 整体呈现为花状形态(图7)。到中中新世末期发生东沙运动, 台湾造山带开始形成, 菲律宾海板块强烈楔入到东亚陆缘之下, 导致神狐-东沙地区广泛抬升, 而在阳江东凹地区主要表现为断块升降和局部挤压褶皱, 区域拉张构造应力场再次右旋, 由NW 向变为NE-SW 向, 部分断裂继承了早期NE、近E-W 向断裂, 甚至发生反转, 围绕凹陷边缘发育一组NW 向张扭性正断层。此时区域构造应力场进一步右旋, 方向由S-N 向变为NE-SW向, 该地区走滑断裂展布方向也随之发生变化(李思田等, 1998)。

图5 阳江东凹区域构造应力场演化Fig.5 Change of stress fields in the eastern Yangjiang Sag

3 阳江东凹古近纪三阶段走滑构造解析

断裂是盆地沉积的主要控制因素, 盆地沉积旋回与断裂活动阶段密切相关(Zhou et al., 2017)。前人研究表明, 白垩纪以来, 珠江口盆地经历了3 大构造演化阶段, 分别是: 晚白垩世-早渐新世多幕断陷裂谷演化阶段、晚渐新世-中中新世裂后断拗转换及区域热沉降阶段以及晚中新世后新构造运动及热沉降拗陷阶段(崔莎莎等, 2009; 漆家福等, 2019)。其中,裂陷期构造运动又可划分为3 幕, 分别为: 神狐运动、珠琼运动一幕以及珠琼运动二幕。但在阳江东凹地区, 未发现古新统神狐组沉积, 且古近纪期间发生多次沉积中心迁移, 具体迁移规律和趋势为:文二段沉积期, 沉积-沉降中心向西迁移; 文一段-恩下段沉积期, 沉积-沉降中心向南迁移; 恩上段沉积期, 沉积中心向东迁移。根据对阳江东凹总体结构和构造格架特征、断裂体系时空展布特征以及沉积-沉降中心迁移特征的分析, 对阳江东凹的演化过程进行恢复, 将其构造演化过程划分为早期伸展、中期右行右阶走滑拉分以及晚期左行左阶走滑拉分三个阶段(图8)。

图6 阳江东凹走滑断裂平面组合型式(修改自李辉等, 2014)Fig.6 Patterns and motion indicators of main faults in the eastern Yangjiang Sag

图7 阳江东凹花状构造剖面Fig.7 Flower-like structure in the eastern Yangjiang Sag

3.1 文三段沉积期NW-SE 向伸展阶段

已有研究认为, 神狐运动导致南海北部陆缘前新生代褶皱基底发生张裂, 形成了一系列NNE-NE向断陷雏形(崔莎莎等, 20 09), 神狐运动是南海北部陆缘发育伸展裂陷的开端, 但是在该地区并未发现神狐组沉积, 说明神狐运动可能对共轭断裂活化起到了一定促进作用, 但是对阳江东凹地区断陷的形成影响不大。文三段沉积期为断陷阶段,此时断陷未完全形成, 走滑拉分盆地是由走滑断裂拉伸中形成具有断陷构造的盆地, 故而该时期阳江东凹盆地的打开主要是受伸展区域构造应力场影响。伸展构造是阳江东凹主要的构造样式, 经过多次构造伸展运动的继承、叠加和发育而形成的,有地堑、半地堑型等多种组合型式(杨海长等, 2011)。

中生代, 阳江东凹盆地基底发育两组逆冲断裂体系, 呈NE 和NW 向展布。文三段沉积期, 即古新世-早渐新世, 该区域受到依泽奈崎-太平洋洋中脊俯冲以及印度-澳大利亚板块与欧亚板块碰撞影响,产生NW-SE 向伸展区域构造应力场(图5、8a), 在伸展区域构造应力场的作用下, 中生代先存共轭断裂体系选择性活化并发生了构造反转, 形成伸展正断层, 多为控制坳陷或凹陷的主干断裂, 整体呈NE向展布。研究区受到先存共轭断裂体系的影响, 发育了一系列NEE 向正断层, 呈现“断而不连”的分散状态, 发育弥散状NEE 向断陷。同时, 在阳江东凹局部地区也发现有NW 向正断层, 可能为先存NW 向断裂的继承发育, 与共轭体系NW 向先存断裂选择性活化有关。珠琼运动一幕时期(～48 Ma), 阳江东凹NE向边界断裂F6、F4最先发育, 其构造样式均为倾角较缓的铲状断裂, 在恩平21 洼处形成北倾的初始箕状断陷, 内部发育正断层组合; 在恩平20 洼处发育双断的宽裂谷并开始接受文昌组湖相沉积。此时F1、F2、F3、F5断裂尚未形成, F4、F6断裂不断生长发育, 控制沉积-沉降中心的形成与洼陷的沉积(图8a)。

图8 阳江东凹古近纪三阶段演化构造模式Fig.8 Structural pattern evolution of the eastern Yangjiang Sag during Paleogene

3.2 文二段沉积期NE 向右行右阶走滑拉分阶段

文二段沉积期, 区域构造应力场发生顺时针旋转, 转变为区域右旋张扭性构造应力场, 伸展由早期NW-SE 向变为近S-N 向, 南海北部陆缘处于近S-N 向拉张的背景下(图5), 太平洋板块相对东亚陆缘的俯冲由NW 向转为NWW 向, 这一斜向俯冲在东亚陆缘产生一定的右行走滑分量, N E 向先存断裂重新活动, 发生广泛的具有走滑分量的正断作用,进而形成了NE 向右行走滑正断体系(图8b), 发育右行右阶走滑拉分盆地。随着NE 向走滑正断体系的不断生长拓展, 其交接叠置部位强烈下陷, 易继承早期先存断裂或者新生一系列NEE 向断裂。由于靠近主干断裂的走滑断层受边界断裂的限制, 沿着主干断裂发生斜向走滑并且收敛于主干断裂, 从而形成马尾构造, 在剖面上表现为正向伸展的地堑组合型式。在该时期内, 早期未发育的阳江东凹F1、F2、F3和F5断裂开始形成并不断生长连接, 使得前期“断而不连”的边界断裂相连接贯通, 进而走滑拉分成盆(图8b)。边界断裂多为铲状, 部分为先存断裂继承性反转形成, 可见负花状、似花状断裂组合。NE向和NEE 向断裂在平面上近于平行展布, 是盆地内部构造单元的控制边界, 把珠江口盆地自北向南分隔成条带状、隆坳相间的构造格局。

3.3 文一段-恩平组沉积期NWW 向左行左阶走滑拉分阶段

文一段沉积期, 太平洋板块NWW 向持续俯冲于东亚大陆之下, 但是随着俯冲速率逐渐降低, 俯冲带不断后撤。同时, 印度-澳大利亚板块与欧亚板块发生近S-N 向持续碰撞, 南海北部陆缘在近S-N向伸展应力背景下持续拉张减薄(图5)。随着印度-澳大利亚板块与欧亚板块碰撞效应逐渐向东、向北东传递, 印支地块发生顺时针旋转并向东挤出, 其形成的左行走滑分量使得珠江口盆地NW 向断裂不断强化, 进而形成左行走滑正断体系(图8c)。随着NW 向断裂横向生长连接的不断推进、不断贯通连接, 进而切割了部分早期的NE、NEE 向控洼边界断裂, 阳江东凹区域进入左行左阶走滑拉分成盆阶段。部分走滑断裂的联接沿走滑方向, 断层面倾角不断变化至倾向相反, 在空间上表现为“丝带效应”(图8c)。

珠琼运动二幕(～38 M a)时期, 珠江口盆地继承珠琼运动一幕的构造活动, 发生区域性抬升剥蚀,在地震剖面上表现为T80不整合面。在文一段-恩平组沉积期, 断裂主要分布在恩平19 洼、恩平20 洼、恩平21 洼以及阳江东凹南部, 阳江24 洼东部地区基本没有断裂分布。此时阳江东凹再次张裂, 湖盆范围进一步扩大, 在左行走滑拉分背景下主要沉积恩平组河流相和滨浅湖相地层。渐新世中期, 阳江东凹在经历了强烈断陷作用之后, 随着洋壳打开,进入南海扩张期。南海运动使得珠江口盆地又一次抬升剥蚀, 并形成区域性不整合面T70, 阳江东凹也由断陷期转为拗陷期, 盆地的断裂活动减弱, 构造趋于平静, 盆地进入拗陷沉积阶段。在恩上段沉积期, 阳江东凹断裂体系发育规模更大, 断裂分布于整个凹陷, 阳江24 洼西部开始有断裂分布, 主要集中在恩平20 洼、恩平21 洼和阳江24 洼东部。T80～T70,以NW 向次级断裂占主导、呈NW 向左阶雁列式展布, 断陷盆地的发育指示了其左行张扭的性质。T81～T80, 断裂转变为以NWW 向左行左阶走滑断裂为主。从早期到晚期, 研究区构造应力场近S-N 向旋转为NNW-SSE 向(图 5), 同时, 基底先存断裂对新生代构造有制约作用。

4 早期强伸展与后期走滑拉分叠合的成盆模式

盆地存在是油气生成和运聚的前提, 先期盆地的后期改造会控制油气的成藏, 沉积盆地对于油气勘探具有非常重要的意义, 也是石油地质研究的主要实体内容, 因此, 盆地的成盆模式研究一直是大家关注的热点问题。地壳运动具有多阶段性, 沉积盆地的演化往往也具有多旋回特征, 于是便产生了复杂多变的叠合盆地, 不同时期盆地的沉积组合、热演化与成藏和油气分布存在差异。对于叠合盆地的定义, 至今未有定论, 学者们根据自己所研究的盆地特征和对叠合概念的不同理解, 对叠合盆地给出了不同的定义(金之钧和王清晨, 2 004; 刘池洋,2007; 张光亚等, 2008)。金之钧和王清晨(2004)提出,叠合盆地指的是那些由两种或两种以上类型的原型盆地叠加或复合在一起的盆地, 这些盆地具有多期成盆、多期改造、多套烃源岩、多次生排烃以及多期运聚散等特征, 往往经历了多次沉降与抬升交替;何登发等(2004)认为叠合盆地是不同阶段的原型盆地经历了多阶段构造与热体制等运动体制的变革,发生叠合而形成的具有叠加地质结构的盆地, 典型叠合盆地的不同阶段之间以构造体制转换为界, 每一阶段形成的构造层之间往往为区域性不整合面;张光亚等(2008)的观点是, 叠合盆地是指位于地壳某一负向构造单元内的多时代、多类型沉积盆地相对集中发育形成的一类沉积盆地, 是地壳多旋回发展的产物。根据以上定义, 阳江东凹整体应为三期构造叠合型盆地, 分别以T82和T81不整合面为构造分界层,先后经历宽裂谷发育(伸展断陷阶段)、右行右阶走滑拉分成盆以及左行左阶走滑拉分成盆三个成盆阶段,存在明显的构造体质转换。凹陷内各次级洼陷之间盆地叠合机制存在差异, 其中恩平21 洼只经历前两种类型的盆地叠合, 阳江24 洼和恩平19 洼只经历后两种类型的盆地叠合, 只有恩平20 洼经历了三种类型的盆地叠合, 且为典型的“小而肥”洼陷, 因此, 洼陷的生烃量和盆地构造叠合机制之间是否存在联系也是值得思考与研究的问题。

图9 阳江东凹走滑构造和叠合型拉分盆地形成过程的三维立体示意Fig.9 Schematic dia gram of str ike-slip faul ting an d formation of the superimposed basin in the eastern Yangjiang Sag

图10 阳江东凹文昌组不同沉积期原始沉积厚度叠合Fig.10 Map showing the sedimentary thicknesses of different depositional periods of the Wenchang Formation in the eastern Yangjiang Sag

盆地构造叠合过程(图9)揭示: 在伸展断陷阶段,恩平20 洼的边界断裂F4、F6强烈活动, 断层落差大,发育第一幕裂陷中心; 在右行右阶走滑拉分成盆阶段, 恩平20 洼处于F4和F5、F6断裂交接叠置位置,双断下陷强烈, 垂向叠加发育第二幕裂陷中心; 在左行左阶走滑拉分成盆阶段, 恩平20 洼依然处于F4和F5、F6断裂的交接叠置位置, 在F4断裂南侧同样叠加发育第三幕裂陷中心。由此可见, 恩平20 洼在三幕构造叠合阶段均发育稳定的裂陷中心, 保持稳定的裂陷发育。原始沉积厚度图显示在文三段沉积期, 恩平20 洼在F4断裂南侧发育沉积-沉降中心,地层沉积厚度达到1000 m(图10a); 文二段沉积期,恩平20 洼依然为沉积-沉降中心, 地层沉积厚度达到1100 m(图10b); 文一段沉积期, 恩平20 洼F4断裂南侧叠加发育沉积-沉降中心, 地层沉积厚度达到1300 m(图10c)。恩平20 洼在盆地叠合的伸展断陷、右行右阶拉分以及左行左阶拉分三个阶段均发育叠合裂陷中心和叠合沉积-沉降中心, 为文昌组各阶段物源欠补偿条件下的半深湖相沉积提供了良好的构造条件, 从而使得各阶段地层沉积厚度大, 泥岩含量高, 有利于有机质的保存和生烃。由此可见, 在阳江东凹地区盆地的构造叠合机制为洼陷的生排烃提供了良好的构造条件, 对增大洼陷的生烃量具有重要的促进作用。

5 结 论

本文以阳江东凹为例, 对研究区构造演化阶段进行逐步分解, 从而对珠江口盆地的成盆机制和演化模式进行进一步整理和恢复, 同时梳理了与之相关的区域应力场转变和沉积中心迁移过程, 并对研究区成盆机制与烃源岩发育之间存在的联系进行分析, 得到以下认识:

(1) 古近纪, 阳江东凹的构造演化可以分为早期NW-SE 向伸展断陷、中期NE 向右行右阶走滑拉分和晚期NWW 向左行左阶走滑拉分三个阶段。受区域构造应力场转变的影响, 不同阶段的断裂展布方向和发育特征均具有一定差异。

(2) 珠江口盆地的成盆模式为早期强伸展与后期走滑拉分相叠合, 整体为三期构造叠合型盆地,分别以T82和T81不整合面为构造分界层, 存在明显的构造体制转换。

(3) 盆地叠合过程、不同沉积期地层厚度变化以及沉积-沉降中心迁移的模拟和对比揭示了盆地的构造叠合机制与生排烃量之间存在一定的联系, 即前者为后者提供了良好的构造条件, 促进了盆地的烃源岩发育。