珠江口盆地阳江东凹裂陷期沉积环境及其构造控制

杨 悦 , 彭光荣, 朱定伟, 索艳慧 *, 占华旺 , 刘 泽 ,李玺瑶 , 周 洁 , 王光增 , 刘 博 , 郭玲莉 , 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 266 100; 3.中海石油(中国)有限公司 深圳分公司, 广东 深圳 51 8000)

0 引 言

珠江口盆地是南海地区重要的含油气盆地, 前人多年研究和勘探实践认为, 新生代古近纪裂陷时期的文昌组和恩平组是优质烃源岩发育层段, 具有很大的油气勘探潜力(龚再升和李思田, 20 04; 朱伟林等, 2008)。前人对珠江口盆地诸多凹陷(如陆丰凹陷、惠州凹陷)开展了系统的构造-沉积等方面研究(施和生等, 2 009; 葛家旺等, 20 18), 阳江凹陷作为珠江口盆地珠三坳陷北部的一个次级构造单元, 由于复杂的构造演化和成盆机制, 研究较为薄弱, 过去30 多年来油气勘探方面也一直没有较大进展, 直至2018 年才取得巨大突破。本文基于地震剖面的精细解析, 建立了阳江东凹的层序地层格架, 识别和明确了文昌组和恩平组地震相-沉积相类型的对应关系, 并结合钻井岩性特征, 确定了该区域裂陷期的沉积环境演化规律。由于阳江东凹属于陆相断陷湖盆, 物源供给处于欠补偿状态, 构造活动和演化成为控制层序界面形成、沉积相发育、沉积环境演化的根本因素(Gawthorpe and Leeder, 2000; 李占东等, 2015)。其中, 断层活动对沉积物的输送、湖盆水系发展和沉积中心迁移等动态过程产生很大的影响。分析断裂构造尤其是控洼断裂的活动是研究沉积环境的关键, 同时也为区内烃源岩的识别提供依据。

1 区域地质背景

珠江口盆地位于南海北部陆缘, 盆地呈NEESWW 向, 是发育在中生代基底上的新生代伸展裂陷盆地(鲁宝亮等, 2011; 孙晓猛等, 2014)。晚中生代-新生代初期, 深部地幔动力学过程导致软流圈地幔物质上涌, 华南大陆东缘强烈伸展, 岩石圈大幅度减薄,盆地初现雏形, 一系列断陷弥散状孕育而生。整个珠江口盆地呈现出“南北分带”的块断格局, 自北向南分为北部隆起带、北部坳陷带(珠一坳陷和珠三坳陷)、中央隆起带、南部坳陷带(珠二坳陷)和南部隆起带等构造单元(图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发育以来, 经历了裂陷阶段、拗陷阶段和新构造运动阶段, 从早到晚经历了神狐运动、珠琼运动、南海运动、白云运动和东沙运动等多次构造运动, 地层中记录了华南陆缘裂解到南海洋盆扩张的全部构造-沉积事件(崔莎莎等,2009)。其中, 珠琼运动分为两幕: 珠琼运动一幕, 使得NEE-SWW 向展布的珠江口盆地进一步扩大, 在中央隆起两侧形成NE-NEE 向展布的裂陷湖盆群,形成多个深水盆地, 沉积了文昌组; 珠琼运动二幕,使珠江口盆地发生区域性的抬升剥蚀, 并伴有一期强烈而集中的岩浆活动, 盆地再次张裂, 湖盆范围扩大, 水体变浅, 沉积了恩平组。

阳江东凹位于珠三坳陷东北部, 东邻珠一坳陷的恩平凹陷, 南邻文昌A 洼, 阳江-一统暗沙断裂带从其东部穿过, 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, 恩平21 洼进一步分为东洼和西洼(图2)。在大地构造位置上, 珠江口盆地阳江东凹处于太平洋构造域与新特提斯构造域的交汇部位, 中-新生代长期受到印度-澳大利亚板块与欧亚板块近S-N 向的正向碰撞以及太平洋板块NNW-NWW 向俯冲至欧亚板块东缘之下这两大汇聚系统联合作用影响, 被一系列俯冲带、走滑断裂、被动大陆边缘等不同类型的边界围限,具有极为复杂的地球动力学背景和沉积构造演化历史。

图1 珠江口盆地构造单元划分和断裂分布(修改自王鹏程等, 2017)Fig.1 Tectonic units and distribution of main faults of the Pearl River Mouth Basin

2 层序地层格架

断陷盆地在充填过程中, 由于受构造应力场转换、构造抬升等事件影响, 从而发育可追索对比的等时层序界面(严德天等, 2008)。地层划分及层序界面识别有助于区域空间和时间上的分段性研究, 是沉积和构造演化研究的必要条件。结合前人划分的层序界面结果, 本文通过地震剖面反射特征研究,识别出文昌组和恩平组的顶底界面Tg、T80、T703个二级层序界面和T82、T81、T723 个三级层序界面,并揭示出界面之间的接触关系。

图2 阳江东凹及邻区构造单元划分和断裂分布(修改自彭光荣等, 2019)Fig.2 Tectonic units and distribution of main faults of the eastern Yangjiang Sag and its adjacent areas

图3 阳江东凹典型二级层序界面特征(剖面位置见图2)Fig.3 Typical second-order sequence interfaces in the eastern Yangjiang Sag

二级层序界面表现为角度不整合面, 成因机制为区域性的构造活动, 常常反映构造幕的变化(Catuneanu,2006; 严德天等, 2008)。文昌组底界面(Tg)是中生代基底与古近系的不整合界面, 对应珠琼运动一幕(葛家旺等, 20 18)。下伏地层为高频、弱振幅的杂乱、波状或空白反射, 无明显的层状特征; 上覆地层呈发散反射, 具低频、中强振幅、连续的地震相反射特征。界面之下表现为削截, 之上局部上超明显(图3)。文昌组顶界面即恩平组底界面(T80), 表现为一组强反射, 对应珠琼运动二幕。该界面上下地震振幅存在较大差异, 上覆地层的地震相普遍呈亚平行反射结构, 下伏地层为发散反射, 地层接触表现为界面之下有明显削截, 界面之上为上超(图3)。恩平组顶界面(T70)对应南海运动, 该界面上、下沉积地层地震相普遍呈平行、亚平行反射结构, 上覆地层较为连续。界面之下局部有削截, 呈低角度不整合接触(图3)。三组界面在洼陷中表现出不同的地层接触关系, 但均有上超/削截特征, 下伏地层被削截, 后期上覆地层进一步接受沉积, 超覆在剥蚀面之上。洼陷边缘因处于构造薄弱带, 受断裂控制, 不稳定因素多,易被剥蚀, 所以洼陷边缘较为突出。

相比于二级层序界面, 三级层序界面不整合范围分布较局限, 常与幕内次级构造作用对应。三级层序界面T82、T81将文昌组分为文三段(SQ1)、文二段(SQ2)和文一段(SQ3), T72则把恩平组分为恩下段(SQ4)和恩上段(SQ5), 该界面接触关系也常表现为上超/削截。由于地层单元具有等时性, 局部的层序特征可以延伸至区域, 可用于推断区域的沉积特点并揭示构造控制意义(苗顺德等, 2010)。

表1 阳江东凹文昌组-恩平组典型地震相类型及沉积相转换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 阳江东凹各洼陷地震相-沉积相转换

对地震剖面上同相轴的视振幅、视频率、连续性、地震反射构型和地震反射外形来识别及划分不同地震相, 并根据地震相特征和层序规律进行沉积相推断(Chen et al., 2012; 刘志峰等, 2013; Gijs et al.,2017; 周清波等, 2019)。

研究区文昌组的地震相类型大致可分为以下几类: 洼陷中心发育的中-弱振幅、中-低频率连续波状反射和中-弱振幅、中-低频率连续平行、亚平行反射; 洼陷底部发育的强振幅、中-低频率平行、亚平行反射; 坡折带-缓坡带发育的强振幅、中-低频率平行、亚平行反射和前积反射; 陡坡带发育的中-强振幅、中-低频率楔形前积反射和空白杂乱反射。

恩平组的地震相类型大致可以分为以下几类:洼陷中心发育的中-强振幅、中频率连续波状反射和中-强振幅、中频率连续平行、亚平行反射; 洼陷边缘发育的中振幅、中频率帚状和丘状前积反射。

不同的地震相类型对应着不同沉积相(表 1,Ianniruberto et al., 2012)。洼陷中心的平行、亚平行反射外部形态多为席状, 反映了阳江东凹内部水动力条件和物源供给等条件相对稳定。文昌组(SQ1、SQ2 和SQ3)内表现为中-弱振幅和中-低频率, 说明水动力不强, 上下层岩性差异不大, 多为泥岩, 沉积速率慢, 一般代表半深湖-深湖相沉积(图4, 戴朝强等, 201 4; 孔令辉等, 20 19)。恩平组(SQ4 和SQ5)内平行、亚平行反射振幅和频率都相对较高, 反映了沉积时期水深变浅, 出现砂岩层或者含砾砂岩层,代表滨浅湖相沉积(图 4)。波状反射是不均匀垂向加积的产物, 同一地层单元内的岩性横向上变化较大, 岩层厚度也不稳定, 一般发育在冲积平原、滨浅湖以及总沉积速率相对比较缓慢的扇体等相带中(图4)。研究区各个洼陷边缘斜坡带内均分布有明显的前积地震反射, 表现为一套倾斜的反射层依次向盆地方向前积, 根据不同的地震相形态, 前积地震相主要解释为扇三角洲前缘沉积或近岸水下扇沉积(戴朝强等, 2014; Mahmoud and Andrea, 2019)。地震剖面上局部出现丘状外形的空白杂乱反射, 推测水动力方向转换, 形成滩坝沉积相(图5)。

图4 阳江东凹文昌组-恩平组典型地震剖面及沉积相解释(剖面位置见图2)Fig.4 Typical seismic profile and its interpreted sedimentary facies of the Wenchang and Enping Formations in the eastern Yangjiang Sag

图5 阳江东凹文昌组-恩平组沉积相解释Fig.5 Sedimentary facies of the Wenchang and Enping Formations in the eastern Yangjiang Sag

4 井震联合确定沉积相类型

地震剖面提供了大范围的沉积相横向变化信息,但并不能分辨其岩性。钻井资料则可以对岩性进行识别, 是垂向上研究沉积相主要依据(图6)。研究区内仅恩平21 洼D1 井钻遇文昌组, 对其岩性进行分析, 结合过井地震剖面的地震相, 则可进一步确定研究区的沉积相类型。D1 井资料显示文昌组整体发育一套厚度大而质纯的灰色泥岩, 与地震剖面上整体低频率、弱振幅的反射特征相对应, 波状反射构型明显, 总体呈现平行的趋势, 故可推断文昌组深洼带不论在纵向还是横向上岩性的差异均非常小。局部发育的泥质粉砂岩在地震剖面上频率和振幅皆增强。从文昌组到恩平组, 岩性发生了较大的变化,D1 井钻入恩平组下段后, 钻遇一套含砾砂岩沉积,石英含量高, 在地震剖面中表现为空白杂乱反射。恩平组上段发育一套砂泥岩互层(图6), 在地震剖面上表现为振幅增强, 频率增高, 连续性变好, 发散特征变弱, 显示出良好的成层性, 表明恩平组物源条件发生改善, 沉降速率降低, 纵向和横向上的岩性分布都较为均匀。

将这种井震对应的方式推广到阳江东凹的各个洼陷, 再结合地震相特征, 发现阳江东凹裂陷期发育7 种沉积相: ①半深湖相: 地震相主要表现为平行、亚平行反射, 岩性以泥岩为主, 夹有薄层泥质粉砂岩; ②滨浅湖相: 地震相以波状为主, 相比半深湖相, 砂岩含量增高; ③近岸水下扇相: 地震剖面上表现为多个叠瓦状的强振幅短轴状反射, 常由灰色泥岩夹砂砾岩构成, 是靠近陡坡带而又缺少物源时形成的近源堆积体, 自扇根至扇端砂岩单层厚度逐渐减薄, 表现为地震剖面上的前积结构; ④扇三角洲相: 表现为强振幅的杂乱或空白反射, 发育砂砾岩沉积, 石英含量高; ⑤辫状河三角洲相: 地震相具席状外形, 内部有较明显的低频断续强振幅反射特征, 岩性为细砂质或频繁的砂泥岩互层; ⑥湖底扇相: 地震相呈蠕虫状, 中强振幅短轴状反射特征,常表现为低位进积楔, 目前无井钻遇(图5); ⑦滩坝相: 地震反射呈丘状和透镜状, 垂向上表现为砂岩和泥岩频繁互层(图5)。

图6 阳江东凹恩平21 洼文昌组-恩平组地震反射特征及沉积体系解释(剖面位置见图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 构造对沉积环境的控制作用

5.1 阳江东凹控洼断裂活动

珠江口盆地的基底为华南陆块, 经历了加里东、海西、燕山等多期构造运动(Taylor and Hay es,1980; 崔莎莎等, 2009), 其断裂构造十分发育, 按断裂展布方向大致可分为NNE-NE 向、NWW-NW 向和近EW-NEE 向三组(图1; 程世秀等, 2012; 李三忠等, 201 2a; 王鹏程等, 2017), 且大地构造位置的特殊性导致了南海北部陆缘现今的构造格局。作为珠江口盆地的一部分, 阳江东凹局部的构造机制和沉积充填与整个南海北缘的区域构造动力学过程密切相关, 先存构造体系的影响贯穿于新生代多幕裂陷的构造演化过程(叶青, 2019)。阳江东凹古近系文昌组-恩平组总体处于物源欠补偿状态, 沉积充填过程主要依靠断裂活动来进行(图7)。为详细研究阳江东凹的断裂体系如何控制各洼陷的沉积充填, 基于地震剖面解析, 本次研究共识别出F1～F66 条主要控洼断裂(图2), F1断裂控制阳江24 洼的展布, 延伸长度大; 东部的 F2～F6断裂长度短、呈右阶斜列分布,分别控制着恩平19 洼、恩平20 洼和恩平21 洼的沉积和展布。

文三段沉积期, F6断裂活动最为强烈, F4、F5开始活动; 文二段沉积期, F4、F5断裂活动最为强烈,F1、F2及F3断裂也开始活动, F6断裂活动依然强烈;文一段-恩下段沉积期, F5、F2及F6断裂活动较弱, 或者未活动, F1、F3以及F4断裂活动强烈; 恩上段沉积期, F1以及F4断裂活动较强, 其余断裂活动较弱或者未活动。阳江东凹断裂整体表现出“弱-强-弱”的演化序列, 裂陷活动也分为三个阶段。

5.2 阳江东凹构造演化

珠江口盆地阳江东凹位于南海北部陆缘, 其大地构造位置极其特殊, 太平洋板块对华南大陆的俯冲和印度-澳大利亚板块与欧亚板块碰撞的共同作用为其形成和演化提供了动力学机制, 其中太平洋俯冲动力系统起主控作用(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结果, 也不是慢速的长时间伸长, 而是经历多次的快速或瞬时拉伸, 具有幕式进行的特点(任建业等, 1996;施和生等, 2009)。伴随着新生代以来两大汇聚系统三个阶段的幕式演化过程, 阳江东凹裂陷期文昌组-恩平组发展为三阶叠合演化的产物(张远泽等, 2019)。

古新世-早始新世, N E 向依泽奈崎-太平洋洋中脊俯冲至欧亚板块之下, 俯冲板块之下的软流圈上涌, 在南海北部陆缘发生岩浆作用, 使岩石圈处于NW-SE 向伸展应力背景(图7)。珠琼运动一幕使得研究区快速裂陷, 先存基底NW、NE 向共轭逆冲断裂体系选择性活化, 并发育一系列NEE 向伸展正断层, 整体呈现“断而不连”的分散状态, 形成弥散状宽裂谷。阳江东凹进入初始裂陷阶段, 东部开始裂陷沉降。阳江东凹恩平20 洼、恩平21 洼发育 F4、F5、F6同沉积边界断裂, 控制文三段的沉积。

早始新世-中始新世, 太平洋板块向欧亚板块的俯冲由NW 向转为NWW 向, 区域构造应力场转换为S-N 向伸展, 在东亚陆缘产生一定的右行走滑分量, 进而形成了NNE 向右行走滑正断体系。阳江24 洼和恩平19 洼的F1、F2、F3边界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, 进入裂陷强烈阶段, 控制文二段沉积。

晚始新世以来, 太平洋板块NWW 向持续俯冲,但是俯冲速率降低, 俯冲带不断后撤。同时, 印度-澳大利亚板块与欧亚板块近S-N 向持续碰撞, 碰撞效应逐渐向东、东南传递, 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。NW 向断裂的横向生长与贯通连接切割了部分早期NE、NEE 向控洼边界断裂, 区域进入左行左阶走滑拉分成盆阶段。该阶段, 阳江24 洼下陷较深, 文一段沉积了较厚的地层。珠琼运动二幕使得部分区域发生抬升, 恩平21 洼不再是沉积-沉降中心, 恩平21 东洼缺失文一段沉积(图6; 施和生等,2009)。恩平组沉积时期, 拉张作用减弱或停止, 裂陷萎缩, 湖盆变为宽浅湖盆, 阳江各洼陷处于稳定沉积状态(朱明等, 2019)。

5.3 构造-物源响应模式

相对于海相盆地, 陆相湖盆具有多断、多幕、多沉降中心的构造特征, 发育复杂的多断多洼、多隆多洼古地理格局(朱红涛等, 2013)。阳江东凹各洼陷主要受控于6 条控洼断裂, 由阳春凸起、阳江低凸起和恩平15-1 古隆起提供物源, 形成多期次演化、多沉积中心和多沉积相的沉积格局。

5.3.1 初始裂陷阶段

文三段形成于初始裂陷阶段, 此时区域处于NW-SE 向的伸展应力背景下, N EE 向断裂发育, 东部开始裂陷沉降, 恩平20 洼和恩平21 洼成为最早的沉积中心。F4断裂控制恩平20 洼, 发育一套滨浅湖沉积。此时阳江东凹盆地面积十分有限, 控洼断裂活动较强, 而来自下盘陡坡带的物源供给并不充足, 恩平20 洼沿 F4断裂陡坡带主要发育近源堆积的水下扇体, 并不发育较大规模的扇三角洲(图8a)。F5、F6断裂分别控制恩平21 洼西洼和恩平东洼, 发育了一套沿断裂走向的半深湖沉积。相比恩平20洼, 恩平21 洼所处位置不利于周围凸起为其提供物源, 更加处于欠补偿状态, 仅在陡坡带局部地区发育近源垮塌堆积形成的狭窄的近岸水下扇, 其他地区则发育质纯而巨厚的泥岩沉积。恩平20 洼、恩平21 洼缓坡带是良好的水系入口, 均发育小型的辫状河三角洲沉积, 物源分别来自阳江低凸起和恩平15-1 古隆起(图8a)。

图7 阳江东凹文昌组-恩平组沉积模式Fig.7 Sedimentary pattern of the Wenchang and Enping Formations in the eastern Yangjiang Sag

5.3.2 强烈裂陷阶段

在右行右阶走滑拉分的区域构造背景下, 南北边界断裂均强烈活动, 导致阳江东凹进入强烈裂陷阶段, 沉积了文二段。沉积中心向西发生迁移, 阳江东凹西部开始裂陷沉降, 发育恩平19 洼和阳江24洼。F3断裂形成且活动较强烈, 成为恩平19 洼南部最主要的控洼断裂。因恩平19 洼南部紧靠阳江低凸起, 物源相对充足, 所以其南侧发育扇三角洲沉积,北侧由F2断裂控制, 发育近岸水下扇。研究区内规模最大、长度最长的F1断裂在文二段沉积期间活动强烈, 控制阳江24 洼发育。由于断崖高, 坡度陡, 很少发育河道, 物源供给非常欠缺, 发育面积较大的半深湖相和滨浅湖相沉积, 仅在局部地区发育近岸水下扇。F4、F5、F6断裂在文二段沉积期间继续强烈活动, 但其陡坡带都无法供应足够物源, 在恩平20 洼以及恩平21 洼的南部发育一套连片的半深湖相沉积(图8b)。

5.3.3 裂陷萎缩阶段

随着断裂活动性的减弱, 阳江东凹进入裂陷萎缩阶段。文一段沉积期, 区域构造背景由右行右阶走滑拉分转变为左行左阶走滑拉分。东部构造发生抬升, 原本发育半深湖相优质泥岩的恩平21 东洼因文昌组沉积末期岩浆底侵影响缺失文一段地层。恩平20 洼的南、北两侧断裂活动强烈, 在物源欠缺的情况下仅发育近源堆积的水下扇体, 而洼陷中心发育半深湖相(图8c)。阳江低凸起继续为恩平20 洼和阳江24 洼的缓坡带提供有限的辫状河物源, 而阳春凸起位于恩平20 洼和阳江24 洼断裂带下盘, 因此物源欠缺, 洼陷边缘仅发育近岸水下扇体, 洼陷内沿断裂发育滨浅湖相。恩平19 洼北部由于断裂活动不强,坡度不如阳江24 洼和恩平20 洼陡, 由阳春凸起提供物源发育小规模扇体, 洼内则发育半深湖相。

恩平组沉积期延续左行左阶走滑拉分的构造背景, 但NEE 向断裂活动强度整体减弱。恩下段沉积期, 早期分隔的小湖泊逐渐连片, 形成水体较浅、范围较大的开阔性滨浅湖, 半深湖亚相较少或缺失(杜家元等, 2020)。阳江低凸起继续向恩平19 洼和阳江24 洼提供物源并发育较大规模的辫状河三角洲(图8d、e)。同时, 由于恩平21 洼整体抬升, 广泛接收来自北部恩平15-1 古隆起的辫状河物源, 隆起北侧发育一定规模的滩坝。至恩上段沉积期, 湖盆面积进一步扩大, 在水源更加充足的条件下, 阳江低凸起的辫状河范围延伸至阳江24 洼、恩平19 洼和恩平20 洼南部。阳春凸起沿着阳江24 洼北部、恩平19洼北部发育较大规模的扇三角洲沉积(图8e)。

6 结 论

通过上述研究, 本文得出以下三点新认识:

(1) 通过地震剖面和钻井岩心资料分析, 识别出珠江口盆地阳江东凹裂陷期文昌组和恩平组发育半深湖、滨浅湖、近岸水下扇、扇三角洲、辫状河三角洲、滩坝和湖底扇7 种沉积相类型, 由于该时期阳江东凹物源处于欠补偿状态, 各洼陷的沉积充填主要受控于区域构造演化, 其中, 控洼断裂的生长和活动对沉积物的输送、湖盆水系发展、沉积中心迁移等过程影响很大(图7)。

图8 阳江东凹文昌组-恩平组构造-物源体系(修改自彭光荣等, 2019)Fig.8 Tectonic and provenance system of the Wenchang and Enping Formations in the eastern Yangjiang Sag

(2) 珠江口盆地在裂陷时期经历了三次大的构造演化, 使得阳江东凹的构造背景发生转变, 分别是NW-SE 向的伸展、NNE 向右行右阶走滑拉分、NWW 向左行左阶走滑拉分三个阶段, 阳江东凹为三个阶段叠合演化的产物。构造不断演化伴随着先存基底断裂的活化和新生断裂的发展, 早期一系列NEE 向断裂活化与发展, 晚期NW 向的断裂不断生长并连接, 控制了该地区的断陷和沉积。

(3) 受控于区域多幕裂陷、多旋回叠加特征的构造演化, 阳江东凹不同时期的沉积体系组合呈现不同特征。从文昌组沉积期到恩平组沉积期, 由于湖盆面积不断扩大, 水深变浅, 洼陷中心的沉积环境从半深湖相转为滨浅湖相; 洼陷边缘的扇三角洲和辫状河三角洲范围不断扩大; 早期由于缺乏物源,仅发育由重力垮塌形成的近岸水下扇, 到后期逐渐发育为较大规模的扇三角洲。