南海北缘古近纪断裂活动规律及控盆特征:以阳江东凹为例

占华旺 , 蔡国富, 张志伟, 王光增 , 李颖薇, 索艳慧 *,王鹏程 , 姜素华 , 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 266100; 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

南海北部陆缘位于欧亚板块、印度-澳大利亚板块和太平洋板块之间, 新生代之前隶属于华南板块。古生代该陆缘经历了加里东运动, 形成了复杂的加里东褶皱带; 中-新生代又经历了印支地块的拼接(Faure et al., 2014)、依泽奈崎板块的西向俯冲消亡、太平洋板块的俯冲及俯冲后撤等构造过程(李三忠等, 2013; Li and Yuen, 2014; Li et al., 2017),使得南海北部陆缘基底构造变形十分复杂。晚白垩世-新生代, 古南海向南开始俯冲于加里曼丹之下(周蒂等, 2005), 同时太平洋板块俯冲后撤, 东亚陆缘经历了岩石圈伸展和裂解, 使得南海北部安第斯型陆缘也开始转化为西太平洋型大陆边缘,发育了一系列断陷盆地(朱伟林等, 2012), 从西向东可分为北部湾盆地、琼东南盆地、珠江口盆地及台西南盆地, 这些盆地记录了新生代南海北缘构造演化过程。

前人根据重磁资料、地震剖面及构造地貌等特征揭示南海北部陆缘断裂主要包括NNE-NE 向、NEE-EW 向和NW-NWW 向断裂。NNE-NE 向断裂从西向东依次为: 河浦-北流断裂、吴川-四会断裂、阳江-河源断裂、政和-大埔断裂、长乐-南澳断裂和滨海断裂(程世秀等, 2012; 王霄飞等, 2014; Hui et al., 2016; Zhang et al., 2016; 王鹏程等, 2017), 断裂性质中生代为左行走滑, 新生代转变为右行走滑(许浚远和张凌云, 2000), 控制了南海北部陆缘盆地。而NW-NWW 向断裂组自西向东为: 西部断裂带、阳江-一统暗沙断裂、北卫滩断裂、陆丰断裂、韩江-潮汕断裂和东部断裂, 这组断裂渐新世后或更晚再次强烈活动, 多为左行走滑(王鹏程等, 2017; Li et al.,2019; 张远泽等, 2019)(图1)。理解新生代断裂活动规律及盆地的构造演化对认识南海北部陆缘的构造变形具有十分重要的意义, 然而, 由于不同盆地其控盆断裂和控凹断裂的构造活动性差异较大, 对南海北部陆缘断裂的活动规律及其构造演化目前尚未有统一的模式。因此, 需要对不同的断陷盆地进行具体分析, 进而进行归纳和总结。

珠江口盆地经历了多幕裂陷作用, 断陷长轴方向由早期的NE-NEE 向至中晚期E-W 向、NWW 向的顺时针旋转(闫义等, 2005; 程燕君等, 2020), 形成了NE-NEE 向和EW-NWW 向两组断裂控制的“南北分带, 东西分块”的构造格局(钟志洪等, 2014)。前人对南海北部陆缘盆地结构、断裂系统、构造样式、裂陷演化和形成机制开展了大量的研究(李平鲁等,1989; 姚伯初, 1998; 孙珍等, 2006; 张功成, 2010;任建业和雷超, 2011; 能源等, 2013; 陈建军等, 2015;解习农等, 2015), 但对盆地断裂期次、构造演化及盆地动力学研究未取得一致认识(周蒂等, 2002; 张远泽等, 2019)。一些学者认为, 南海北部陆缘盆地是走滑拉分逐步形成的盆地, 控盆断裂为 NE 向和NEE-EW 向, 控凹断裂为NE 向断裂系的派生断裂(李三忠等, 2012b; 程世秀等, 2012); 而另一些学者认为, NEE-EW 向断裂为主要的控盆断裂, 表现为正断层(任镇寰等, 1996; 刘海龄等, 2004; 谢锦龙等,2010); 另外, 还有少数学者认为早期NE 向断裂为主要控盆断裂, 晚期NEE-EW 向为主断裂对地层沉积作用控制明显减弱(吕宝凤等, 2012)。同时, 前人对盆地构造演化研究主要关注NE 向断裂控盆作用,缺乏对与之共轭的NWW 向断裂是否控制其盆地演化的相关研究。

珠三坳陷位于珠江口盆地的西部, 前人对珠三坳陷研究多局限于文昌凹陷, 且集中在构造沉降、油气成藏、构造样式、应力场特征、断裂特征、层序样式及反转构造等方面(姜华等, 2008a, 2008b,2009; 李辉等, 2014a, 2014b; 张迎朝等, 2014; 李俊良等, 2015; 陈梅等, 2017; 杨计海等, 2019), 对珠三坳陷北缘断裂几何学、运动学特征及凹陷的构造演化研究较少。阳江凹陷位于珠三坳陷东北缘, 其分布于NE 向断裂和NWW 向阳江-一统暗沙断裂交汇处(图1b)。因此, 对阳江凹陷开展断裂活动性与演化特征研究, 对于深化认识珠三坳陷断裂特征、构造演化和油气勘探具有重要意义。

本文运用覆盖珠三坳陷北缘阳江东凹的三维地震资料和钻井资料, 开展阳江东凹古近纪断裂特征及其构造演化研究。在精细地震剖面地层-构造解析基础上, 详细分析断裂体系的平面及剖面特征, 结合主干断裂活动性、沉积中心及平衡剖面分析, 恢复不同时期阳江东凹的构造演化, 并对比前人研究成果, 侧重探讨阳江-一统暗沙断裂及其对南海北部陆缘盆地构造演化的影响。

1 区域地质背景

位于南海北部陆缘的珠江口盆地是中国南海最大的新生代盆地, 蕴藏着丰富的石油以及天然气等矿产资源(He et al., 2017)。盆地内部断裂主要由NEE向和NW 向断裂组组成, 其次为NWW 向断裂组和NE 向断裂组(陈汉宗等, 2005), 形成了“南北分带、东西分块”的构造格局(图1)。

珠江口盆地自北向南依次为北部隆起带、北部坳陷带(珠一坳陷和珠三坳陷)、中央隆起带(东沙隆起、番禺低隆起和神狐隆起)、南部坳陷带(珠二坳陷和潮汕坳陷)和南部隆起带。

珠三坳陷位于珠江口盆地西部陆架区, 走向NE 向, 东与珠一坳陷相邻, 西靠海南岛, 北临北部隆起带, 南接神狐隆起, 总面积约3.6×104km2。坳陷内部被一系列次级基底断裂进一步分割成“三凹二凸”的构造格局, 自北向南为阳江凹陷、琼海凹陷、阳江低凸起、琼海凸起和文昌凹陷(李俊良等,2015), 凹陷间以NE 向低凸起等相隔, 构成坳陷内隆凹相间的构造格局。新生代构造演化可分为始新世-早渐新世断陷期、晚渐新世-中中新世断拗转换期及晚中新世以来的构造改造期三个阶段, 具有典型的“下断上拗”的构造格局。断陷期, 沉积了以陆相湖泊为主的神狐组(E1s)、文昌组(E2w)和恩平组(E3e); 断拗转换期, 沉积了以海陆交互相为主的珠海组(E3z)和珠江组(N1z); 构造改造期, 沉积了以滨浅海相为主的韩江组(N1h)、粤海组 (N1y)、万山组(N2w)和第四系(姜华等, 2009; 雷宝华等, 2012)(图2)。

阳江凹陷轴向为NE-NEE 向, 是珠江口盆地珠三坳陷北部的一个次级构造单元。其北部以阳春凸起南缘为界, 西南部以阳江低凸起与文昌 A凹陷分隔, 东部以阳江-一统暗沙断裂与恩平凹陷分割, 南北夹持于海南隆起和神狐隆起之间。凹陷内可划分为阳江西凹、阳江中低凸起和阳江东凹3 个二级构造单元, 其中, 阳江东凹又可划分为阳江24 西洼、阳江24 东洼、恩平19 洼、恩平20 洼、恩平21 西洼、恩平21 东洼等次级洼陷(图3)。

图1 珠江口盆地主干断裂分布和构造单元(据Wang et al., 2020)Fig.1 Distribution of the main faults and structural units in the Pearl River Mouth Basin

图2 珠三坳陷新生代地层划分(据姜华等, 2009)Fig.2 Cenozoic str atigraphic division o f t he Zhu ⅢDepression

阳江凹陷裂陷期发育三个主要区域不整合面(Tg、T80和T70), 分别对应着神狐运动、珠琼运动和南海运动三期构造运动。阳江凹陷裂陷阶段经历了多期伸展, 充填了两期湖相沉积。其中, 初始裂陷期发生于早始新世, 对应NW-SE 向伸展, 沉积了一套呈楔状的文昌组, 地层倾向NW。在这个时期分布于主干断裂(F4、F5及F6)上盘陡坡带的文昌组主要由灰色-褐灰色湖相泥岩、粉砂岩和砂砾岩组成, 其最大厚度位于恩平21 东洼, 可达1700 m。第二期裂陷始于晚始新世, 持续到早渐新世, 其伸展方向转变为近S-N 向, 发育大量近E-W 向正断层, 并沉积了以褐灰色泥岩、砂岩和薄煤层为主的恩平组, 研究区最大沉积厚度可达1600 m。

2 数据与方法

本文所使用的反射地震资料来源于中国海洋石油有限公司深圳分公司, 地层界面年龄参考姜华等(2009): Tg为49.5 Ma, T80为35 Ma, T70为30 Ma, T60为21 Ma, T40为16.5 Ma, T32为10.5 Ma, T30为5.5 Ma。

2.1 时深转换

对地震地层解析数据进行时深转换是进行断层活动速率和平衡剖面恢复的重要步骤。阳江凹陷区域的时深转换关系是由中国海洋石油有限公司深圳分公司通过钻孔数据用二次多项式拟合而得出:

式中,D为深度, 单位为m;t为从海底面算起的双程反射时间, 单位为ms。

2.2 断层活动速率

断层活动速率指某一地层单元在一定时期内,因断层活动所形成的落差与对应沉积时间的比值。该参数保留了断层落差, 具有定量反映断层活动量的优点, 同时又引入了时间概念, 便于对不同时期断层活动性进行对比, 可以更好地反映断层活动特点(李勤英等, 2000)。断层活动速率计算公式为:

式中,Vf为断层活动速率, 单位为m/Ma; ∆H为上下盘厚度差, 单位为 m;T为沉积时间, 单位为Ma;Hd为上盘厚度, 单位为 m;Hu为下盘厚度,单位为m。本文断层活动速率的计算未考虑地层压实作用, 所用地层厚度是由时深转换后的数据计算而得出。

2.3 平衡剖面法

本次研究采用Move 软件中的2D 模块对选取的典型地震剖面建立二维地质模型, 对地震剖面中的构造层进行压实和去压实校正-断距消除-层拉平过程, 最终将各层剖面恢复到水平状态。去压实校正主要采用Sclater-Christie 算法(Sclater and Christie,1980), 通过统计研究区内钻孔资料得到各层位砂岩和泥岩的含量百分比, 来赋予各层的初始孔隙度和压实系数进行单层的去压实过程。断距消除有两种基本模式: 单剪算法(simple shear)和断层平行流算法(fault parallel flow), 前者针对于正断层(斜向正断层)控制的区域, 后者针对于逆断层(斜向逆断层)控制的区域。

图3 阳江凹陷区域构造图(据彭光荣等, 2019 修改)Fig.3 Regional structural map of the eastern Yangjiang Sag

3 阳江东凹构造特征

3.1 断裂体系特征

珠江口盆地及周边地区主要受控于 NE 向和NWW 向两组断裂系统, NE 向断裂系统主要包括了东沙东断裂、长乐-南澳断裂、政和-大埔断裂及阳江-河源断裂等, 这些断裂被NW-NWW 向断裂切割,如阳江-一统暗沙断裂、北卫滩断裂、陆丰断裂及韩江-潮汕断裂等(王鹏程等, 2017)(图 1)。NE 向和NWW 向断层普遍表现出走滑活动的特征。珠三坳陷在古近纪裂陷期主要发育NNE-NE、NEE-EW 和NWW 走向的主干断裂, 控制了盆地裂陷期的地层沉积与构造格局。由于三维地震资料的限制, 本文主要以阳江东凹为剖析对象, 对其古近纪的断裂体系特征进行解析。

以NE-NEE 向、近E-W 向和NWW 走向为主的断裂体系控制了阳江东凹裂陷期的构造变形和沉积(图4)。阳江东凹发育了6 条控洼断裂(F1～F6),自西向东分别控制着阳江24 西洼、阳江24 东洼、恩平19 洼、恩平20 洼、恩平21 西洼和恩平21东洼。

阳江凹陷区内F1断裂也称为阳江北断裂, 其延伸长度长, 为控制阳江24 西洼、阳江24 东洼及阳江西凹的断裂, 走向为NEE 向, 整体表现为斜向正断层(张扭性断层), 对古近纪地层控制作用明显。剖面上浅层次级断层发育, 与主干断裂F1呈Y 字型构造样式; 沿走向断层特征变化不明显, 主要表现为板式正断层或轻微铲式正断层, 切割层位多, 向上切至韩江组(图5a、b)。F2和F3断裂为控制恩平19洼的主干断裂, 走向分别为NWW 向和NEE 向, 倾向相反, 分别为SSE 向和NNW 向, 呈上陡下缓的铲式正断层, 主要切割了古近纪地层(图5c)。F1、F2、F3这三条主干断裂分别控制着阳江东凹西部洼陷的发育与演化。F4断裂为控制恩平20 洼的主干断裂,其倾向SSE 向, 走向变化大, 西部为NWW 向, 东部为NEE 向, 整体为NEE 向; 剖面上均呈板式正断层或轻微铲式正断层, 向上切割至韩江组, 洼陷中心明显位于断层下降盘(图5d、e)。F5、F6为一组近平行断裂, 分别控制恩平21 西洼和恩平21 东洼, 其走向为NEE-NE 向, 倾向NW。其中F5断裂表现为铲式正断层, 主要切穿古近纪地层(图5e), 而F6断裂东北段表现为铲式正断层, 仅切穿文昌组和恩平组,洼陷中心明显位于断层下降盘; 其西南段控洼相对东北段弱, 洼陷中心不明显, 从平面上看走向为NEE 向, 从剖面上看, 表现为板式正断层或轻微铲式断层, 仅切穿文昌组(图5f)。

为了分析阳江东凹应力场特征, 本文对区内文昌组-恩平组6 个地层界面进行了构造-层序解析, 并绘制了不同界面断裂组合图, 对比Tg到T70断裂组合图可以发现: 切割文昌组(Tg～T80)断裂走向主要有2组: NE-NEE 向和EW-NWW 向。从文三段到文一段,NE-NEE 向断裂减少, EW-NWW 向增多, 切割恩平组断裂走向以NWW 向为主(图4)。因此, 从文昌组沉积期到恩平组沉积期断裂走向有一个顺时针的旋转变化。

图4 阳江东凹Tg 反射层断裂平面组合(a)和T70 反射层断裂平面组合(b)Fig.4 T g (a) and T70 reflector (b) maps showing the distribution of fault in the eastern Yangjiang Sag

3.2 断裂组合样式

阳江东凹断裂组合表现出多种构造样式, 剖面上断裂发育花状构造, 在平面上断层呈现丝带效应和马尾状断裂组合, 呈现了走滑作用的特征。在剖面上断裂还发育多米诺式和铲形样式, 体现了不同程度的伸展构造, 控制了地堑式的盆地结构。不同凹陷断裂组合和盆地结构的差异, 体现了局部应力场环境的多变性, 然而实际区域应力场只有一个。因此, 这种多变性是盆地基底先存构造对某一区域应力场的差异响应。

(2) 走滑构造样式: 平面上表现为帚状、雁列式和羽状等组合样式, 具有丝带效应, 剖面上具有似花状和花状构造。

(3) 伸展-走滑构造样式: 为区域或局部拉伸叠加走滑作用发育的断裂组合。平面上由一系列走向相近的次级断裂雁列式排列分布组成, 或主干断裂与次级断裂平面上呈帚状组合, 在剖面上表现为多级Y 字形。

4 盆地构造演化过程

4.1 断裂活动性时序和活动强度分析

断裂活动性的定量表征方法有多种, 本文主要采用断层落差法和断层活动速率法对阳江东凹内主干断裂的垂向活动强度进行了定量计算。结果显示, 不同方向断裂的活动时间与活动强度存在明显差异, 同一条断层不同位置其断裂活动性也存在较大差别。

NE 向断裂(如F5和F6)为早期活动、晚期消亡型断裂, 具有单峰式活动特点, 其断层活动强度整体表现为逐渐减弱的趋势。该组断裂在文昌组沉积期开始活动, 且该时期活动强度达到最大, 其活动速率可达90 m/Ma; 而后活动速率迅速减弱, 珠海组沉积期以后彻底消亡(图6a)。

NEE 向断裂(如F1、F3和F4)为长期活动型断裂,具有双峰式活动特点, 断层活动整体表现为弱-强-弱-强交替变化。该组断裂在文昌组沉积期开始发育,恩平组沉积期活动强度达到最大值, 其活动速率可达352 m/Ma; 而后活动强度迅速回落, 珠海组沉积期活动性最弱, 其活动速率不到30 m/Ma; 珠江组沉积期以后断层活动强度又稍微增强, 可达50 m/Ma左右(图6b)。

NWW 向断裂(如F2、F7、F8、F9和F10)为晚期活动断裂, 该组断裂自文昌组沉积期开始发育, 但垂向活动性较弱; 恩平组沉积期大量发育, 平面上表现为多条NWW 向次级断裂呈雁列式排列。主干断裂活动强度整体表现为弱-强-弱-强交替变化, 恩平组沉积期活动性最强, 最大可达117 m/Ma; 珠海组沉积期活动速率最弱, 不到11 m/Ma; 珠江组沉积期后断层活动略有加强(图6c)。

综上所述, 断裂体系活动强度变化具有明显阶段性, NE 向断裂文昌组沉积期活动性最强, 平均可达72 m/Ma; 而后, 断裂活动逐渐减弱, 至珠海组沉积期之后, 几乎不活动。NEE 向及EW-NWW 向断裂恩平组沉积期活动速率最大, 平均可达120 m/Ma;珠海组沉积期活动强度最小, 断裂活动速率平均为10 m/Ma; 珠江组沉积期后, 断裂活动强度又有所回升, 平均可达30 m/Ma, 这一特征与区域构造所经历的多期断陷-断拗-构造改造的幕式演化过程相吻合。

就裂陷期断层活动性而言, 阳江东凹西部NEE向断裂(F1、F3和F4)活动表现为弱-强-弱; 阳江东凹东部NE-NEE 向断裂(F5及F6)活动表现为强-弱。

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图6 阳江东凹不同方向断层活动速率Fig.6 Activity rates for faults of differ ent directions in the eastern Yangjiang Sag

F1断裂(NEE 向)文二段沉积期开始活动, 东段最强, 西段次之, 中段最弱; 文一段沉积期, 断裂活动明显增强, 东、西段活动相差不大; 恩下段沉积期活动强度达到最大, 东段活动强度明显比西段大;恩上段沉积期后才逐渐减弱(图7a)。

F2断裂(NWW 向)文一段沉积期开始活动, 西段几乎不活动, 仅东段活动, 且活动强度达到最大;恩下段沉积期, 断裂活动强度表现为西强东弱; 恩上段-珠海组沉积期, 活动强度较均一, 差异不大(图7b)。

F3断裂(NEE 向)文二段沉积期开始活动, 东强西弱; 文一段沉积期稍有所减弱, 表现为西强东弱;恩下段沉积期, 活动达到最强, 表现为西弱东强;恩上段沉积期又开始逐渐减弱, 但仍表现为西弱东强的分布趋势(图7c)。

图7 阳江东凹主干断裂裂陷期活动速率Fig.7 Activity rates of different rifting periods for the main faults in the eastern Yangjiang Sag

F4断裂(NEE-EW 向)在整个断陷期强烈活动,直至珠海组沉积期活动强度才逐渐减弱, 但不同位置其活动强度又有差异。文三段沉积期, 中西段断裂活动性强, 东段弱; 文二段沉积期, 几乎未发生变化, 但整体较文三段沉积期活动强度增大; 文一段沉积期, 中西段继承性活动, 并逐渐减弱, 东段几乎不活动; 恩下段沉积期, 西段断裂活动, 并增强, 其活动性达到最大, 东段继续不活动; 恩上段沉积期西段活动又开始逐渐减弱, 但东段逐渐增强;珠海组沉积期后, 断裂活动性明显减弱, 且较稳定(图7d)。

F5断裂(NE 向)在文三段沉积期开始活动, 仅限于中段活动; 文二段沉积期, 断裂活动最强, 呈现出东强西弱特征; 文一段沉积期, 断裂活动性明显减弱, 表现为西强东弱; 恩平组-珠海组沉积期, 断裂活动性继续减弱, 且仅西段断裂活动, 东段不活动(图7e)。

F6断裂(NE 向)文三段沉积期开始活动且强度大,其中北东段活动性明显加强, 中段次之, 南西段最小; 文二段沉积期活动性加强, 北东段继续活动,南西段几乎不活动; 文一段沉积期, 活动强度降到最小, 几乎不活动; 恩平组沉积期, 南西段活动强度比文一段沉积期有所加强, 但东北段几乎不活动(图7f)。

总体而言, 断裂活动特征表现为: ①主干断裂基本为古近纪同沉积断层; ②断裂活动总体表现为北强南弱; ③控凹断裂形成演化非常复杂, 同一条断层在不同时期不同区段活动强度差异大, 同一条断层在同一时期不同部位活动差异大: 文三段沉积期, 断裂表现为东强的特征; 文二段沉积期, 断裂表现为东西差异不大; 文一段沉积期, 断裂为西强东弱, 东西差异极大; 恩下段沉积期, 活动加强; 恩上段沉积期, 活动整体减弱。从整体上看, 从文昌组-恩平组, 断裂西部活动强, 东部活动较弱; ④断裂活动存在分段、连锁、接替及分离等特征, 既受区域构造应力场的影响, 又受临近断裂以及局部构造应力影响。

4.2 沉积中心迁移规律

张扭性断裂典型特征是拉张分量大于其走滑分量, 其控制的盆地具有如下典型特征: ①盆地沉积速率较高; ②具有多期沉积中心变化与迁移; ③走滑运动所伴生的盆地沉积中心迁移与控盆走滑断裂的运动方向相反; ④后期沉积物向沉积中心形成“地层叠瓦”分布(李继岩, 2020)。

文昌组沉积期整体经历了裂陷旋回, 即初始裂陷期-强裂陷期-裂陷萎缩期, 每个层序的发育对应了裂陷旋回的某个阶段。文三段沉积期, 盆地接受沉积, 阳江东凹仅在东部接受沉积, 构造格局表现为“两洼一凸”, 形成了两个沉积中心(恩平20 洼和恩平21 东洼)。南部沉积中心较大, 沉积中心呈NE向展布, 沉积厚度最大可达1400 m(图8a)。文二段沉积期为强烈裂陷期, 构造格局、地层厚度和沉积中心均发生较大变化。沉积中心从原来两个演化为5 个相对独立的沉积中心(阳江24 洼、恩平19 洼、恩平20 洼、恩平21 西洼及恩平21 东洼), 沉积中心呈NEE 向展布, 其中最大沉积中心略向西迁移, 范围略有缩小, 沉积厚度最大可达1000 m(图8b)。文二段沉积末期, 沉积中心向西迁移, 导致了恩平20洼和恩平21 洼陷遭受剥蚀。文一段沉积期, 东部较大沉积中心消亡, 而中西部发育的三个沉积中心(阳江24 洼、恩平19 洼及恩平20 洼)继承性发育, 同时在阳江东凹东南部新发育了两个大的沉积中心, 其范围较广, 最大沉积厚度为1500 m(图8c)。

恩平组沉积期经历了初始裂陷与裂陷扩张作用。恩下段沉积期, 盆地普遍接受沉积, 相比文昌组沉积期规模有所扩大, 发育多个沉积中心(阳江24洼、恩平19 洼和恩平20 洼等), 沉积厚度最大位于阳江东凹的南侧, 为1800 m(图8d)。恩下段沉积末期, 由于沉降中心南移, 导致恩平21 洼持续遭受抬升剥蚀。恩上段沉积期, 盆地普遍接受沉积, 局部持续抬升剥蚀, 沉积中心不太明显(图8e)。

受断裂活动强度变化影响, 裂陷早期至裂陷晚期沉积中心发生了明显迁移。文三段沉积期沉积中心主要位于东部强烈活动的NE 向断裂(F6)处; 文二段沉积期, NEE 向断裂活动强烈, 沉积中心向西迁移至NEE 向断裂(F1和F4)下降盘附近; 文一段-恩平组沉积期, NE 向断裂活动减弱, NWW 向断裂(F7和F8)活动强烈, 沉积中心向南迁移至NWW 向断裂下降盘附近(图9)。

综上所述, 阳江东凹在裂陷期发生过多次沉积中心迁移。其中, 文三段-文一段沉积时期, 沉积中心向西迁移距离比较大; 文一段-恩下段沉积期, 向南迁移比较明显; 恩上段沉积期, 沉积中心发育不明显。这种沉积中心呈现螺旋式上升的堆砌方式、由东向西再向南迁移规律性变化, 反映了早期受伸展断裂作用, 沉积中心位于东部; 中期受NE 向右行走滑断裂作用, 使得沉积中心整体向西迁移, 文二段局部剥蚀; 晚期受NWW 向左行走滑断裂影响,沉积中心再次发生了变化而向南迁移, 同时东部局部地段文一段乃至恩平组全部被剥蚀。

4.3 盆地演化及叠合过程

构造演化剖面不仅能够再现构造演化过程, 也可反映出断裂主要活动时期。地震剖面解析结果显示, 文三段沉积厚度较大, 地层呈楔状结构, 表明该时期断层活动强烈, 主干断裂对地层具有明显控制作用; 文二段沉积厚度较小, 但横向分布范围较文三段沉积期广, 控凹断层活动明显加强, 地层中发育了Y 型构造及似花状构造, 表明主走滑断裂面不清晰, 其控制的大量次级NEE 向正断层活动明显加强, 对沉积地层控制作用明显, 显示了该凹陷整体受NEE 向主干断裂控制, 但控凹的NEE 向次级断层主要受控盆的NE 向走滑断层影响; 文一段沉积厚度较小, 且横向分布范围较文二段沉积期相对萎缩。

依据上述断裂活动性及沉积中心迁移规律,为了厘清阳江凹陷的构造-沉积关系, 本文分别选取跨过阳江24 东洼、恩平19 洼、恩平20 洼及恩平21 东洼的4 条典型剖面进行平衡剖面恢复(图10)。结果表明, 阳江凹陷新生代古新世主要有 6个地层沉积期、2 期走滑活动和2 次正反转构造叠加, 可将阳江凹陷断裂体系发育划分为断陷期、断拗转换期和拗陷热沉降期三个演化阶段。其中断陷期又可以分为早期伸展、中期右行右阶走滑及晚期左行左阶走滑三个演化阶段(图 11), 分别对应文二段沉积期前、文二段沉积期及文一段-恩平组沉积期。

图8 阳江东凹不同阶段沉积厚度图Fig.8 Maps showing the sedimentary thickness of the different stages in the eastern Yangjiang Sag

图9 阳江东凹沉积中心的迁移示意图(剖面位置见图3)Fig.9 Migration of the depocenter in the eastern Yangjiang Sag

4.3.1 断陷早期伸展阶段(文二段沉积期前)

晚白垩世-早始新世, 古太平洋板块(依泽奈崎板块)沿NWW 向欧亚板块俯冲, 俯冲速率降低和俯冲角度加大导致俯冲带后撤(Northrup et al., 1995;包汉勇等, 2013), 使得南海北缘区域构造环境由挤压转变为NW-SE 向拉张, 发生区域性裂陷作用(周蒂等, 2002; 包汉勇等, 2013), NEE 和NWW 向先存逆冲断裂发生负反转。由于受NW-SE 向拉张, 断裂走向以NE-NEE 向断裂为主要控盆断裂, 同时发育少量NWW 向和近E-W 向断裂(图11a)。

断裂活动强度上, 其中以NE 向断裂(F6)活动强度最大(约137 m/Ma), NEE 向断裂(F4和F5)次之(分别约99 m/Ma 和26 m/Ma)(图6), 反映了该时期盆地整体处于NW-SE 向区域拉张环境。阳江凹陷层序充填上, 此时阳江24 东洼和恩平19 洼尚未沉积,恩平21 东洼沉积厚度较恩平20 洼要大。而盆地结构样式上, 表现为受边界断裂控制的半地堑或窄地堑结构。随着西太平洋俯冲带后撤, 阳江凹陷东部(恩平20 洼及恩平21 东洼)发生强烈裂陷伸展, 形成文三段沉积期的伸展断陷湖盆, 发育向西倾斜的NNE-NE 向基底主边界断裂。由于主边界断裂延伸走向较长, 落差较大, 对同期古新统-始新统沉积体系具有明显控制作用, 使阳江凹陷发育北断南超半地堑的恩平20 洼和南断北超半地堑的恩平21 东洼。凹陷整体呈现“南断北超”构造格局, 沉积中心位于凹陷东部的边界断裂F6附近。由于边界断裂F6活动强度大, 平面距离较长, 断块旋转强, 洼陷面积较大, 彼此孤立, 呈现“两洼一凸”的古地貌特征, 发育半深湖、滨浅湖及辫状河三角洲等沉积体系组合。

4.3.2 断陷中期走滑阶段(文二段沉积期)

中-晚始新世, 在东侧的太平洋板块由NNW 向转变为 NWW 向俯冲及俯冲速率增大的背景下(Engebretson et al., 1985; Northrup et al., 1995), 菲律宾海板块洋中脊开始扩张, 太平洋板块向欧亚板块斜向俯冲, 使得南海区域处于右旋扭动应力场背景下(李三忠等, 2013)。同时, 研究区西侧印度-澳大利亚板块与欧亚板块发生陆陆碰撞, 造成印支地块旋转挤出(Tapponnier et al., 1990; 孙珍等, 2006)。进而,东、西部动力系统联合驱动古南海向南俯冲于婆罗洲地块之下, 俯冲产生的拖曳力使得南海北部陆缘处于近S-N 向拉张作用。基底先存NE 向断裂在右矩力的作用下, 发生活化并具有右行走滑分量的正断作用, 并新生了一系列近E-W 向次级断裂, 构成了NE 向右行走滑正断层体系(图11b)。

由于受应力转变影响和制约, 边界断裂演化往往是孤立正断层的生长和连接过程。大致可分为孤立正断层、同向叠接和硬连接三个演化阶段(Peacock et al., 1991)。随着NE 向张扭断裂体系的不断生长拓展, 其叠接部位强烈下陷, 易继承或者新生一系列NEE 向断裂, 形成马尾状构造, 在剖面上表现为正向伸展的地堑组合型式。阳江东凹F1、F2、F3、F4、F5和F6断裂开始形成并不断生长、连接, 使得前期“断而不连”的边界断层相连接贯通, 进而走滑拉分成盆。边界断裂在地震剖面上多表现为铲状, 部分为先存断裂继承性反转形成, 可见Y 型及似花状断裂组合。

图10 阳江东凹平衡剖面(剖面位置见图3)Fig.10 The balanced cross-sections of the eastern Yangjiang Sag

从洼陷结构和层序地层看, 阳江凹陷西部形成恩平19 洼和阳江24 东洼双断地堑结构, 阳江凹陷东部继续沉积, 为北断南超半地堑和南断北超半地堑, 其沉积厚度总体大于西部次洼。其中, 恩平21东洼沉积厚度最大, 继续发育南断北倾的箕状断陷。洼陷斜坡由于断陷作用而发生掀斜翘倾, 北部早期裂陷中心被逐渐抬升并发生剥蚀, 在恩平21 东洼地震剖面上可见明显的文二段及文三段被削截现象, 也可见一系列基底卷入的反向和顺向断层。文二段沉积期出现多沉积-沉降中心, 存在沉积-沉降中心向西迁移的特征, 发育半深湖、滨浅湖、扇三角洲、近岸水下扇、湖底扇以及辫状河三角洲等沉积体系组合。

4.3.3 断陷晚期走滑阶段(文一段-恩平组沉积期)

渐新世时期, 阳江-一统暗沙断裂由早期的右行走滑转为左旋走滑运动(张远泽等, 2019; Li et al.,2019), 东部太平洋板块向东亚大陆持续NWW 向俯冲, 裂陷作用和东西轴向沉积中心扩大, 沉积-沉降中心向南迁移, 局部翘倾剥蚀。同时, 西部受印度-澳大利亚板块与欧亚板块碰撞的影响, 南海北部陆缘在S-N 向伸展应力背景持续拉张。随着碰撞效应逐渐向东及东南传递, 印支地块发生旋转并向东挤出, 使得与NE 向共轭的NWW 向阳江-一统暗沙断裂发生左行走滑。阳江东凹表现为NW 向断裂强化,并新生一系列NW-NWW 向雁列式断层, 进而构成了左行张扭断层体系(图11c)。

图11 阳江东凹构造演化模式Fig.11 Model of tectonic evolution in the eastern Yangjiang Sag

受阳江-一统暗沙断裂左行走滑影响, 阳江凹陷构造格局也发生明显的转变。先期活动强度较大的NE-NEE 向控凹断裂(F5和F6)活动减弱, 断块旋转较弱; 近E-W 向和NWW 向断裂(F2、F7、F8、F11及F12)活动性增强, 主要控盆断裂由早期NE-NEE向转变为NWW 向和近E-W 向断裂, 且东部发育了一系列NWW 向和E-W 向新断裂。随着NW 向断裂横向生长连接的不断推进, NW 向分段断裂F28、F18及F9等不断贯通连接, 切割了部分早期NE 向、NEE向边界断裂, 并沿走向延伸, 而其倾向在发生多次反复变化后, 在空间上表现为丝带效应。晚始新世的珠琼二幕运动, 以区域性抬升、剥蚀为主, 构造活动中心逐渐向南迁移, 伴随小规模的岩浆活动。阳江东凹早期孤立的洼陷相互贯通, 半地堑及地堑式洼陷范围进一步扩大, 在左行走滑拉分背景下, 接受来自阳江低凸起或阳春凸起带物源, 主要发育了河流相、三角洲及滨浅湖沉积体系组合。

4.3.4 断拗转换阶段(珠海组沉积期)

该时期, 太平洋板块西部的菲律宾海板块开始向中国东部陆缘俯冲(李三忠等, 2013), 同时古南海自北向南俯冲于加里曼丹-苏禄地区之下, 并大约在晚始新世-渐新世开始自西向东呈剪刀式消亡, 洋脊开始向南迁移, 南海开始扩张形成, 盆地发生区域性抬升、剥蚀, 伴有少量的断裂和岩浆活动。该时期NE 向、NEE 向断裂逐渐消亡, 仅有NWW 向和EW向断裂继承性发育, 但活动强度明显减弱(图6), 主干断裂基本不控制沉积, 盆地处于向拗陷热沉降阶段转变。凹陷隆起部位整体沉降, 呈披覆式碟状沉积,主要沉积了半封闭的滨浅海相粗碎屑岩。

4.3.5 整体热沉降阶段(珠海组沉积期后)

这一时期断裂活动微弱, 除了长期活动断裂以外, 仅有少量NWW 向断裂微弱活动, 属于构造宁静期, 凹陷进入热沉降阶段, 整体沉降并接受沉积,沉积了浅海相地层。

5 阳江东凹成因的区域背景: 南海北部陆缘分析

5.1 南海北部陆缘断裂活动性

Ye et al. (2020)认为, 南海北部陆缘晚白垩世主要发育EW-NWW 向逆冲构造体系、NEE 向伸展断陷体系以及NEE 向逆冲构造体系。实际上, 李三忠等(2012a)认为, 南海北部陆缘印支期主要发育EW-NWW 向逆冲构造体系, 燕山期主要发育NE 向逆冲构造体系, 新生代主要发育NEE 向伸展断陷体系。其中, 新生代发育了NNE-NE 向、NEE-EW 向及NWW 向三组断裂, 与中生代先存断裂体系在后期不同应力场下的反转响应具有密切关系。其断裂活动性及新生代凹陷分布与印支期、燕山期先存构造的棋盘格式叠加型式和近于垂直的复合构造部位有关。

空间上, 南海北部陆缘的盆地西部主要以NNE-NE 向断裂为主, 控制凹陷形成; 而东部主要以NEE-EW 向断裂为主。断裂活动性表现为早期西强东弱, 而晚期东强西弱, 从西向东依次停止。断陷自西向东主控断裂由NNE-NE 向转为NEE-EW 向。时间上, 盆地早期(文昌组沉积期)NNE-NE 向断裂活动速率最大, 其中阳江凹陷F6断裂为92 m/Ma,开平凹陷边界断层可达130 m/Ma(张远泽等, 2019);中期(恩平组沉积期)转为NEE-EW 向; 晚期大量发育NWW 向断裂, 切割了先前形成的NNE-NE 向及NEE-EW 向断裂。

从各个凹陷内主干断裂的活动性来说, 珠江口盆地西部NE-NEE 向断裂活动时间长, 例如, 珠三坳陷南断裂和阳江F1断裂于文昌组沉积期开始活动,恩平组沉积期活动速率达到最大, 珠海组沉积期则迅速减弱。而珠江口盆地东部, 其断裂于文昌组沉积期开始活动, 且活动速率达到最大, 恩平组-珠海组沉积期继承性活动, 活动速率减小, 表现为从文昌组沉积期至珠海组沉积期断裂活动逐渐减弱的过程。

5.2 南海北部陆缘区域构造运动与盆地内部构造演化

综合研究表明, 珠江口盆地构造演化过程可分以下四个阶段: 晚白垩世基底断层和伸展断陷期、张扭性拉分断陷期、断拗转换期及热沉降期。

印支期, 印支地块与华南地块碰撞形成了琼南缝合线(刘海龄等, 2004; Cai and Zhang, 2009), 该缝合线沿着近E-W 向往珠江口盆地延伸, 导致珠江口盆地内部形成一系列E-W 走向逆冲推覆体。

印支末期-燕山早期, 古太平洋板块开始向欧亚板块的俯冲, 形成了燕山期东亚陆缘活动型大陆边缘, 发育NNE 向岛弧岩浆带(Honza and Fujioka,2004; Metcalfe, 2013), 强烈构造变形波及华北和华南内陆(Li et al., 2019)。燕山期珠江口盆地内也发育强烈NE 向逆冲断裂体系, 且太平洋板块向欧亚板块斜向俯冲, 导致左行走滑强烈, 平面上出现一系列透镜体。索艳慧等(2017)认为, 燕山晚期, 由于板块俯冲后撤、俯冲角度和断层活动速率的多期次变化, 使得南海北缘处于挤压-拉张-挤压-拉张变化的应力环境, 形成了NE 向逆冲断层(图12a)。

古新世-早始新世, 55 Ma 开始, 古太平洋板块(依泽奈崎板块)消亡殆尽, 太平洋板块开始俯冲,两者之间的古太平洋(依泽奈崎)-太平洋洋中脊俯冲到东亚陆缘之下。55～47 Ma 期间, 珠江口盆地内出现弥散性裂谷或宽裂谷作用, 局部开始出现NW-SE向伸展断陷盆地, 如珠江口盆地东、西部的陆丰凹陷和文昌凹陷。47 Ma 开始, 太平洋板块由NNW 向俯冲转变为NWW 向俯冲, 且俯冲角度不断加大。与此同时, 印度-澳大利亚板块与欧亚板块开始强烈碰撞, 南海北部陆缘强烈伸展减薄, 使得早期一系列NNE 向或NE 向左行走滑断裂转变为右行走滑断裂, 且受NE 向走滑断裂控制, 形成了一系列次级NEE-EW 向正断层, 控制着盆地内各个凹陷的形成(图12b)。40 Ma 开始, 西太平洋俯冲角度变陡, 珠江口盆地NNE 向或NE 向走滑控盆断裂进一步强化, 盆地范围扩大(图 12c), 沉积了半深湖相文昌组烃源岩。

渐新世, 东部太平洋板块继续向NWW 方向俯冲, 且俯冲速度加快。34～32 Ma, 受控于NE 向断裂体系右行右阶走滑拉分和古南海俯冲拖曳的联合作用, 南海海盆逐渐打开形成洋壳(Wang et al., 2016;王鹏程等, 2017)。由于受西部印度-澳大利亚板块与欧亚板块碰撞影响, 及印支地块发生旋转并向东南挤出, 使得与NE 向共轭的NWW 向断裂(如阳江-一统暗沙断裂、红河断裂、琼中央断裂等)开始强化(张远泽等, 2019), 表现为左行走滑, 在前期右行右阶拉分成盆基础上垂向叠加了左行左阶拉分。此时,NNE-NE 向断裂数量逐渐减少, 其活动性也明显减弱, 发育了大量EW-NWW 向断裂。25 Ma, 印度-澳大利亚板块与欧亚板块碰撞到达鼎盛时期, NWW 向断裂的左行走滑作用开始减弱, 但古南海俯冲拖曳作用仍然存在, 南海海盆洋中脊向西南跃迁(图12d)。

图12 南海北缘盆地演化模式Fig.12 Model of tectonic evolution for the basins in the northern South China Sea margin

中中新世, 南海海盆停止扩张, 海盆东部开始向马尼拉海沟俯冲, 菲律宾海板块沿着NWW 向仰冲于吕宋岛弧之上。随后, 吕宋岛弧与欧亚板块发生弧-陆碰撞(赵淑娟等, 2012; 耿威等, 2013)。在NWW 向仰冲-碰撞联合作用下, 南海北部陆缘受强烈楔入作用, 应力场表现为NNE 向拉张环境。在NNE 向拉张背景下, NWW 向和近E-W 向先存控盆断裂发生活化, 断裂活动显著增强, 表现为断块活动, 局部出现的左行左阶拉分盆地成串定向分布。同时, 在隆起区也新生了一系列NWW 向次级张性断裂, 其表现为左行走滑, 而后进入相对稳定的区域热沉降阶段。

6 结 论

通过对阳江东凹盆地构造解析以及平衡剖面的深入研究, 提出以下新认识:

(1) 阳江东凹发育复杂断裂系统, 具有张扭性断裂特征。断裂活动速率显示同一条断层在不同时期不同区段活动强度差异大, 同一条断层在同一时期不同部位活动差异也较大。其中NE 向断裂活动性从文昌组沉积期到珠海组沉积期逐渐减弱, 而NEE-EW 向断裂活动表现为先增后减的趋势。

(2) 阳江东凹在古近纪文三段-恩上段沉积期发生过多次沉积中心迁移。文三段-文一段沉积期, 沉积中心向西迁移距离比较大; 而文一段-恩下段沉积期, 沉积中心向南迁移比较明显; 恩上段沉积期,沉积地层遍布整个盆地, 沉积中心发育不明显。

(3) 阳江东凹断层体系经历了文三段沉积期强伸展、文二段沉积期NE 向右行右阶走滑拉分和文一段-恩平组沉积期NWW 向左行左阶走滑拉分三个阶段。

(4) 南海北部陆缘断裂活动表现为早期西强东弱, 晚期东强西弱, 从西向东依次停止; 时间上,盆地早期NNE-NE 向断裂活动速率最大, 中期(恩平组沉积期)转为 NEE-EW 向, 晚期大量发育NWW 向断裂。