多期走滑拉分盆地的沉积响应:以南海北部珠江口盆地为例

马晓倩 , 刘 军, 朱定伟, 李三忠 *, 李颖薇, 索艳慧 ,周 洁 , 李玺瑶 , 王光增 , 王鹏程 , 刘 泽

(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

张扭断裂控制下的拉分盆地是伸展构造的一种重要形式, 左旋左阶走滑断层或右旋右阶走滑断层的叠接部位往往形成拉分盆地(Fossen, 201 0)。拉分盆地通常呈菱形, 两条长边常为走滑断层, 短边则为走滑控制的正断层组合。“拉分盆地”一词最早由Burchfiel and S tewart (1966)提出, 此后, 前人对全球拉分盆地开展了广泛地质调查(Aydin and Nur ,1982; M ann et al., 1983; M ann, 2007) 、物理模拟(Rodgers, 1980; Dooley and McClay, 1997; Wu et al.,2009; Dooley and Schreurs, 2012)以及数值模拟研究(McKenna and Blackwell, 2004; Petrunin and Sobolev,2006; van Wijk et al., 2017; Li u and H einz, 2018a,2018b)。此外, 由于走滑构造与油气勘探、地震等关系密切, 因此前人对典型的拉分盆地也开展了更深入的盆地动力学研究(Burchfiel et al., 1991; Hurwitz et al., 2002; Shi et al., 2015), 拉分盆地由此也成为一个研究热点。一些学者在前人研究基础上系统总结了拉分盆地的打开模式, 揭示了拉分盆地形成的多样性以及不同模式的优点和局限性(Freund, 197 4;Koide and B hattacharji, 1977; R odgers, 1980; Aydin and Nur, 1982; Mann et al., 1983)。

目前, 拉分盆地的研究手段主要有3 种: ①物理模拟, 主要适用于地球物理数据有限的区域, 但模型设定存在很多局限; ②数值模拟, 在研究拉分盆地发育方面的应用较少, 且需要掌握一定的计算技术, 起步台阶较高; ③实地调查并结合多种地球物理资料的综合分析, 这种研究手段虽然存在一些不足, 但仍有助于了解拉分盆地的发生、发展过程,目前依然是研究走滑构造演化的重要手段。特别是,地震剖面资料解析过程中, 由于忽视走滑构造的识别, 走滑主控的拉分盆地形成模式长期不被认可,因而, 对盆地成因模式认识还存在不足。此外, 无论物理模拟还是数值模拟, 目前技术条件下尚难以对走滑拉分盆地的沉积效应进行有效模拟, 因此本次研究仍采用最基础的综合分析方法。

南海北部是中国重要的油气生产基地, 油气勘探也取得了重大成就, 其中, 珠江口盆地巨大的油气开发潜力引人关注。在近三十年的油气勘探过程中, 在珠江口盆地东部发现了81 个油气田和含油气构造, 累计探明原油储量近10 亿吨, 天然气储量近2000 亿立方米, 预测石油资源共计80 亿吨, 是中国近海最大的含油气盆地之一。在珠江口盆地神狐海域天然气水合物产气现已超过30 万立方米, 且已圈定11 个远景区、19 个成矿区, 锁定2 个千亿立方米级矿区, 该区的天然气水合物前景可见一斑。另外,勘探资料也证实, 珠江口盆地西部的阳春凹陷、阳江凹陷和琼海凹陷具极大的勘探潜力, 但勘探成效不如南部的文昌凹陷, 直到近年来才有进一步突破(彭光荣等, 2019)。

自1979 年阳江凹陷油气勘探之初, 一直未取得重大发现, 钻井效果也不理想。近来在源-断控藏新认识的指导与新技术的应用下(彭光荣等, 2019), 阳江凹陷的勘探价值才逐渐被关注, 因此也开辟出该区油气勘探的远大前景。大量勘探资料显示阳江凹陷油气探勘突破与近些年重视该凹陷发育的多期次大型走滑断裂的控藏作用有关。与典型的拉分盆地类似, 阳江凹陷中大型走滑断裂是控制油气运移和聚集的主要因素, 沿走滑断裂发育的走滑拉分盆地是有机质储存和储层发育的优良场所。

由此可见, 南海北部具有良好的油气储存条件,但由于该区走滑构造对油气控制作用的研究不够深入, 一直未探明该区优质储区, 而且对该区的走滑断裂没有一个很好的分类, 特别是未深入了解构造对烃源岩、储集层宏观分布的控制。本次研究选择阳江东凹作为深入解剖对象, 借助研究区地震剖面资料和岩相古地理研究成果(朱明等, 201 9), 从研究区及其周围凹陷的多期次走滑断裂入手, 对珠江口盆地多期走滑拉分盆地与沉积关系进行分析, 进一步还原走滑控制的多期原型盆地及其叠合规律。

1 区域地质背景

南海北部位于欧亚板块、印度-澳大利亚板块和太平洋板块交接部位, 长期受到多个板块相互作用(李三忠等, 2 012b)。最早的沉积记录揭示, 新生代珠江口盆地在中生代基底的基础上于55.8 Ma 启动裂解(解习农等, 2011), 直到34 Ma 左右陆壳破裂, 于现今大陆坡以南位置形成新洋壳, 南海海盆进入扩张阶段(Ding et al., 2018)。因此, 珠江口盆地内记录了陆壳裂解至南海扩张完整过程, 为深入研究珠江口盆地的构造-沉积作用提供了一个良好窗口。

NEE-SWW 向展布的珠江口盆地位于南海北部陆缘, 分布在南海北部、华南大陆南部、海南岛和台湾岛之间的广阔陆架和陆坡区, 面积约17.5×104km2。早期该区域属于古生代和中生代复杂褶皱基底或中生代安第斯型陆缘(Suo et al., 2019)。重磁数据表明,NE 和NW 向断裂控制盆地中生代基底构造(王家林等, 20 02), 为燕山期造山带, 而且它们还限制了古近纪断裂的发育模式。传统观点认为, 珠江口盆地是该俯冲型造山带在单一NW-SE 向拉张伸展背景下经垮塌形成的新生代伸展裂陷盆地(杜家元等,2020), 自北向南由北部隆起带、北部坳陷带(包括珠三坳陷和珠一坳陷)、中央隆起带、南部坳陷带(包括珠二坳陷)和南部隆起带5 个构造单元组成, 整体上呈“三隆夹两坳”的构造格局(图1)。

珠江口盆地主要发育断裂有NWW-NW 向基底走滑断裂、NNE-NE 向张扭性岩石圈尺度断裂和近EW-NEE 向小规模盖层断裂, 空间分布上这些断裂呈现出“棋盘格式”格局(图1), 而这种复杂断裂构造格局并非单次、单一应力场背景下简单伸展形成。

图1 珠江口盆地构造单元划分(修改自王鹏程等, 2017)Fig.1 Tectonic units of the Pearl River Mouth Basin

图2 阳江凹陷总体构造格架(修改自彭光荣等, 2019)Fig.2 Regional structural map of the Yangjiang Sag

阳江凹陷位于珠江口盆地珠三坳陷带北部, 其北部为海南隆起, 南部为神狐隆起, 西北部为阳春凹陷, 东北部为恩平凹陷(图2)。在构造单元方面,阳江凹陷由“两凹一凸起”组成: 从西到东依次为阳江西凹、阳江中低凸起和阳江东凹。在地形上, 阳江凹陷自西向东依次发育阳江33 洼、阳江24 洼、恩平19 洼、恩平20 洼和恩平21 洼。地层从下往上依次为古近系文昌组、恩平组以及新近系珠江组、韩江组和粤海组, 其中, 文昌组和恩平组是阳江凹陷主要烃源岩层, 文昌组自下而上又划分为: 文三段、文二段、文一段(区域上, 它们分别对应珠一坳陷和珠二坳陷的文四段、文五段、文六段); 恩平组自下而上被划分为: 恩下段和恩上段; 而珠江组、韩江组和粤海组是阳江凹陷主要的勘探开发目标层系(杨海长等, 201 1)。目前, 全区基本覆盖二维、三维地质资料, 其中三维地震区主要覆盖恩平组和文昌组, 主要层位分别为Tg、T70、T71、T80、T81和T82(图3), 为该区构造研究提供了丰富的数据基础。

2 多期走滑拉分成盆阶段与盆地原型

鉴于南海海盆成因复杂性和地理位置特殊性,珠江口盆地形成过程受多种构造的作用, 从而形成了多期次伸展、走滑断裂, 而且在盆地构造样式-沉积体系迁移、演替中也详细记录了这些构造运动。本文在前人研究基础上, 结合地震剖面资料, 着重讨论成盆时期经历的一期伸展和两期走滑构造作用对沉积过程的影响。

图3 珠江口盆地东部综合柱状图(修改自王德良等, 2018; 朱明等, 2019)Fig.3 Compr ehensive geological column of the eastern Pearl River Mouth Basin

2.1 先存NEE 向基底断裂强烈反转阶段与弥散状地堑式宽裂谷格局

前古近纪和古近纪期间, 珠江口盆地中可识别出NEE 向和NW 向两组主要共轭断裂, 这两组断裂控制了盆地形成及其内部发展。其中, NEE 向断裂形成较早, 持续活动时间较长, 并在后期构造作用中得到进一步的继承和发展, 属于盆地先存基底断裂。根据地震剖面资料, 阳江东凹前古近纪地层中NEE 向断裂表现为叠瓦式逆冲断坪结构, NW 向断裂表现为逆冲断坡结构。阳江东凹不同时期断裂体系揭示, 文昌组沉积期主控断裂呈 NEE 向展布,恩平组沉积期主控断裂呈EW-NW 向展布, 表明阳江东凹乃至整个珠江口盆地构造应力场从NNW-SSE向拉张转为近SN-NNE 向拉张, 整体具有顺时针旋转的趋势。前人提出东亚陆缘新生代盆地形成是右行剪切作用下NNE、NEE 或E-W 向中生代基底先存断裂继承性活动的产物(许浚远, 1997)。但刘欣颖等(2020)认为, 盆地是NE 向古太平洋-太平洋洋中脊俯冲诱发上覆板块处于NW-SE 向伸展背景下的宽裂谷作用, 因此先存基底断裂为后期伸展构造格局奠定了基础, 后期断裂在此基础上进行继承与发展,在阳江东凹表现为弥散性地堑分布格局(图4a、b)。其发育过程为: 珠琼运动一幕引发阳江东凹强烈隆升和侵蚀, 形成区域性不整合面Tg(文昌组底界面),并与前古近系基底呈角度不整合接触; 珠琼运动一幕-珠琼运动二幕期间的文昌组沉积期, 阳江东凹发生裂陷作用, NEE 向基底断裂强烈反转活化, 弥散性地堑分布格局形成, 并控制深水地堑湖盆的形成, 且各湖盆之间界线明显。

2.2 NE 向右行右阶走滑断裂主控阶段与大型拉分盆地

始新世-渐新世, 研究区主控活动断裂为NNENE 向, 该组断裂也是南海北部最主要、分布最广的断裂, 遍布北部湾盆地西部和东部、琼东南盆地北部以及珠江口盆地西部。其中, NE 向断裂切割古近纪沉积并延伸至中新统, 是控制南海构造格局的主要断裂。

在珠琼运动二幕-南海运动的恩平组沉积期,太平洋板块相对东亚大陆边缘的俯冲作用从NNW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, 并且印度–澳大利亚板块与欧亚板块的强烈碰撞导致欧亚板块向北漂移(许浚远和张凌云, 2 000)。南海北部陆缘处于近S-N 向拉张的背景下, N E 向先存断裂重新活动, 并具有一定右行走滑分量的张扭作用, 进而形成了NE 向右行右阶走滑拉分盆地体系(图4c、d)。

珠海组沉积期, 在珠江口盆地中段西江凹陷、白云凹陷和荔湾凹陷, N E 向基底断裂呈右行斜列(漆家福等, 2 019), 表明该时期NE 向基底受到右旋走滑伸展作用, 进一步证明珠江口盆地走滑拉分作用是先存基底的继承和发展。尽管走滑作用在不同盆地具有时空差异性, 但是整体都处于S-N 拉张背景下。

图4 阳江东凹走滑拉分构造演化Fig.4 Tectonic evolution of the strike-slip faults and pull-apart basins of the eastern Yangjiang Sag

同时, 该期断裂是陆地NNE-NE 向断裂(自东向西依次为滨海、长乐-南澳、政和-大埔和丽水-海丰断裂)向海部分的延伸(图1), 也是燕山期NNE-NE向逆冲断裂的继承与发展(程世秀等, 2012) 。其中,①滨海断裂, 又称或华南滨外断裂, 是福建沿海最活跃断裂带, 在南海北部延伸切割台西南盆地和珠江口盆地(黄昭和王善雄, 2006)。该断层是南海北部的控盆断层, 古新世开始发育, 6～5 Ma 起活动性增强,并继续控制新生代地层的形成(程世秀等, 2012)。其中, 中中新世, 在台湾造山带NWW-SEE 向挤压作用下, 断裂表现为右旋走滑断裂, 其断层面近于直立, 时而倾向西北, 时而倾向东南, 断面具有丝带效应。现今断裂带两侧地形差异较大, 并且沿断裂带地震活动频繁。②长乐-南澳断裂是东南沿海滨岸的一条中生代强烈活动的变质带和深断裂带, 也是一条现今地震较活跃的断裂带。野外观察发现, 该断裂带主要发育于晚侏罗世火山岩和燕山期花岗岩中, 其中, 东山岛澳角附近混合岩发育了红柱石-硅线石片岩, 表明岩石受到强烈挤压和片理化, 可能属于燕山晚期东亚大陆边缘高温低压带; 主干断裂附近莆田、泉州、惠安、福清、平潭、东山、南澳等地均有燕山期基性岩、超基性岩和岩浆活动记录,而在金门、龙海、漳浦、佛昙等地则出现新近纪至第四纪的岩浆活动(程世秀等, 20 12), 表明该断裂在燕山期表现为岩石圈断裂, 现今继承并活化为右行张扭断裂。主干断裂被NWW 向断裂切割, 切割地段逐渐形成断陷盆地和港湾。③政和-大埔和丽水-海丰断裂为岩石圈尺度的断裂, 切割深度可达10 k m(韩江涛等, 2011)。其中, 丽水-海丰断裂具有花状构造, 断裂底部的地壳内均存在明显高导层, 震源深度和高导层深度之间具有一致性。同时丽水-海丰断裂也是燕山期断裂的继承与发展, 在印支末期-燕山早期, 此断裂为逆冲推覆断层, 控制了早燕山期侵入岩的分布。类似长乐-南澳断裂在南海北部延伸的重磁异常特征, 丽水-海丰断裂为南海北部珠江口盆地西界、琼东南盆地东界的控盆断裂(程世秀等,2012)。

2.3 NWW 向左行左阶走滑断裂主控阶段与小型拉分盆地

中新世, 主控断裂整体为NWW-NW 向, 如南海东北部的九龙江-鹅銮鼻和南海东南缘的巴拉巴克岩石圈尺度走滑断裂。该期断裂具有左行剪切性质, 大部分切割了NNE-NE 向断裂, 因此其形成晚于NNE-NE 向断裂。在部分区域该期断裂控制了第四系的沉积, 进一步证明其活动较晚, 为中生代基底断裂的继承与发展。

但该期断裂体系在阳江东凹出现较早, 大致始于早始新世文昌组沉积期, 表现为调节带或变换带,控制不同地堑之间的应变差异(图4e、f)。此时, 太平洋板块NWW 向持续俯冲到东亚陆缘之下, 但是俯冲速率下降, 俯冲带持续后撤。与此同时, 印度-澳大利亚板块与欧亚板块近S-N 北向持续碰撞, 南海北部陆缘在近S-N 向伸展应力背景下持续拉张减薄。随着碰撞效应逐渐向东、东南传播, 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 向调节带不断强化, 进而局部可能形成了左行张扭断裂(图1)。

在此之后, 阳江东凹进入裂陷二幕, 并沉积恩平组, 该构造事件主要发生于中晚始新世-早渐新世(约39 M a), 此次构造运动强烈, 延续时间长, 是珠琼一幕继承性的活动, 也是盆地断陷阶段最主要的运动。NEE 向断裂在该构造运动早期持续活动,于盆地内发育了E-W 向断裂。该时期断裂为盆地的一级断裂, 其中部分断裂长度较短, 呈右阶斜列分布, 反映了基底相对破碎, 且有左旋斜向伸展特征。由于多期构造运动, 盆地形成了NWW 向、NE 向共轭断裂体系。

根据漆家福等(2019)研究, 以云开低凸起为主的珠江口盆地中段在渐新世珠海组沉积期, 断裂在NW-NWW 向构造带上多左阶斜列, 证明NW 向断裂具有左旋张扭走滑特征。尽管发生在不同范围和不同时间, 但其仍是先存基底断裂的继承与发展,同时, 也进一步证实珠江口盆地存在多期走滑拉分作用。

重磁和地震资料揭示, 珠江口盆地早期主控边界断层为NNE 向走滑断裂, 次级边界为NEE 向铲形正断层, 盆地总体展布方向与右行控盆断裂斜交。其中, 北部珠一坳陷和西南珠三坳陷总体受NEE 向断层控制, 形成箕状断陷, 部分次级构造单元受晚期NWW 向断裂改造, 导致走向转为NWW向; 而更南部的中央隆起带的三个凸起之间被NNE向基底断裂切割; 中央隆起带以南的珠二坳陷(白云凹陷)和潮汕凹陷可能是NNE 向基底走滑断裂和NEE 向正断裂分割的E-W 向次级构造单元(图1)。总体上, NNE 向走滑断裂对NEE 向断裂有一定的约束, 最终两者被NWW 向断裂切割, 而珠江口盆地在这几条断裂的控制下呈NEE 走向分布。

3 构造演化过程的沉积响应

珠江口盆地的构造-沉积事件为南海打开机制提供关键证据, 也为珠江口盆地多期走滑拉分作用研究提供重要佐证。珠江口盆地新生代期间至少发生了6 次构造运动, 从早到晚分别为神狐运动、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(朱明等, 2 019)。研究资料表明, 多期走滑拉分作用主要发生于珠琼运动和白云运动期间,后期多为基底断裂的继承和发展, 具体构造演化过程与沉积响应关系如下。

3.1 神狐运动的沉积响应

神狐运动发生于晚白垩世与古近纪之间, 在地震剖面上呈区域性不整合界面(图3), 沉积地层为神狐组。钻井资料显示, 神狐组主要出现在珠三坳陷中(姜华等, 2 009), 在其他坳陷较少出现或缺失。该时期, 南海北部陆缘受到NW-SE 方向的拉张作用,前新生代基底发生张裂, 形成NEE向箕状断陷盆地,靠陆地一侧形成少量地堑, 同时伴有大量岩浆活动。神狐运动末期发生褶皱隆升运动(李三忠等,2012a), 地层遭风化剥蚀, 导致神狐组与上覆地层之间出现不整合界面。而神狐组沉积期的断裂主要为同沉积断裂或为更早的先存基底断裂, 但由于地层埋藏较深, 资料品质较差, 难以准确深入探究沉积对构造的精细响应。

3.2 珠琼运动一幕的沉积响应

珠琼运动一幕发生于始新世早期(约47.8 Ma),沉积地层为文昌组, 地震反射界面表现为T90不整合面(图3)。在文二段沉积期, 太平洋板块向欧亚板块俯冲, 俯冲方向由NNW 向转为NWW 向; 与此同时, 印度-澳大利亚板块与欧亚板块碰撞, 欧亚板块向北漂移与太平洋板块沿NNE 向俯冲带产生右旋剪切, 因此, 南海北部NE 向先存断裂重新活动, 并发生一系列具有走滑分量的弱张扭作用, 但早期断裂活化不强。NE 向断裂逐渐生长并连接一些小断裂,形成NE 向右行走滑张扭体系。

在文一段沉积期, 太平洋板块NWW 向持续俯冲到东亚陆缘之下, 但俯冲速率降低, 印度-澳大利亚板块相对欧亚板块碰撞速率也降低, 碰撞方向近S-N 向, 因此, 在南海北部陆缘产生了广泛的S-N 向拉张(夏斌等, 2005)。同时, 随着碰撞效应逐渐向东、东南传播, 导致挤出构造发育, 并形成左行走滑分量, 使得珠江口盆地先存的NW 向断裂继承性再活化, 但活动性不显著, 发育不明显, 只是从地堑格局可判断不同地堑之间可能存在调节带或变换带,局部开始出现弱的左行走滑断裂体系。在阳江东凹内形成左行左阶走滑拉分盆地, 叠合在之前形成的右行右阶拉分盆地之上。但控制该期地堑的还是NEE 向主导断裂, NE和NW 向断裂表现出共轭特征,但活动性不强。该期构造运动在珠江口盆地中央隆起两侧多形成NE-NEE 向展布的深水盆地, 宏观上珠一坳陷和珠三坳陷构成一条地堑分布带, 类似汾渭地堑; 而珠二坳陷为另一条地堑分布带, 可能受深部两条坡坪式滑脱带控制, 使得珠江口盆地进一步扩大(图5)。

文昌组沉积期, 珠一坳陷带受珠琼一幕运动衍生的断陷活动影响, 局部隆起发育, 物源供给充沛,形成了许多以地堑为单元的次级洼陷, 各洼陷相对独立, 之间呈雁列式排列分布(图5)。沉积相受NEE向正断层控制, 在地堑南北两侧几乎对称分布, 洼陷轴呈NEE 向展布, 而低凸起带四周被次级沉降中心包围, 故形成的沉积系统呈多方向发散, 如西江中低凸起北部和东部在文昌组沉积期为河流三角洲,而西部和南部则为扇三角洲, 湖盆内部局部隆起主要发育一些较小的扇三角洲、辫状河三角洲及滨岸沉积(杜家元等, 2020)。

珠三坳陷带与珠一坳陷带相似, 洼陷或地堑边界断层控制沉积特征及沉积中心分布(何家雄等,2020), 导致各次级洼陷之间分隔且呈条带状分布(图5), 整体为滨-浅湖和半深湖-深湖沉积。

珠二坳陷带和邻近的琼东南盆地中央坳陷带受NE 向走滑断裂影响, 发育一系列NEE-NE 向断陷, 沉降速率较快(刘铁树和何仕斌, 2001), 其中珠二坳陷带主要发育扇三角洲和半深湖-深湖相沉积。珠江口盆地中央隆起带残洼裂陷作用强烈, 对沉积作用影响明显, 沉积期湖水较深, 范围较广,在番禺低隆起和东沙隆起的部分洼陷(番禺27 洼、番禺24 洼和东沙隆起惠州35 洼)发育了一套扇三角洲、辫状河三角洲和半深湖-深湖相沉积(郭刚等,2013)。南部隆起带位于深水区, 主要发育辫状河三角洲、滨-浅湖相、半深湖-深湖相沉积; 其中,荔湾凹陷和白云凹陷发育的三角洲沉积来自北侧三角洲体系, 控制了二者的沉积格局(柳保军等,2019)。

图5 珠江口盆地文昌组沉积期构造-沉积响应(修改自朱明等, 2019)Fig.5 Tectono-sedimentary response of the Wenchang Formation in the Pearl River Mouth Basin

文昌组沉积期, 由于整体受基底断裂控制, 盆地各地堑式洼陷相互分割, 主要发育滨-浅湖相、半深湖-深湖相和三角洲相沉积, 该期运动使得岩石圈逐渐减薄, 沉积沉降中心逐渐向南移, 盆地中部和西部的白云凹陷、恩平凹陷和文昌凹陷为主要沉降中心(马明等, 2019)。其中, NE 向走滑断裂形成的走滑构造格局对辫状河三角洲分布具有明显控制作用, 伴生的走滑拉分断陷为不同辫状河三角洲的汇聚沉积区, 虽然与NE 断裂走向具有很好耦合性, 但不具线性展布特征(图5)。综上, 由于盆地普遍受该期构造运动影响形成弥散性地堑, 并衍生断陷活动,因此主要形成小型洼陷沉积, 无大型三角洲形成,但为后期大型三角洲的形成奠定构造和沉积背景。

3.3 珠琼运动二幕的沉积响应

珠琼运动二幕发生在中始新世-晚始新世之间(约38 M a), 沉积地层为恩平组, 地震反射界面表现为T80不整合面(图3)。该运动是珠江口盆地裂陷阶段最重要的构造运动, 使得珠江口盆地发生区域性抬升, 形成区域不整合面, 并伴有强烈岩浆活动,同时使得珠江口盆地规模进一步扩大, 沉积盆地走向由NEE 向逐渐转为E-W 向。珠琼运动一幕活动的断裂, 在该期构造运动中持续活动和发育, 因此该期构造运动主要为珠琼一幕运动的继承和延续(图6)。

在珠一坳陷带, 恩平组主要受珠琼二幕运动作用控制, 该期运动在珠一坳陷带表现为裂陷活动逐渐减弱, 之前形成的小湖泊逐渐相连, 形成浅而广的开阔型湖泊。与文昌组沉积期相比, 该期物源供给减弱, 恩平洼陷北部形成湖底扇、陡坡扇、扇三角洲沉积, 陆丰洼陷形成河流三角洲、滩坝等沉积(杜家元等, 2 020)。此时, 早期NE 向右行走滑断裂活动更为强烈, 成为沉积相分布的主控要素, 该区辫状河控三角洲呈NE 向排列, 其西侧主要受NE 向断裂控制, 整体仍为扇三角洲相、辫状河三角洲相及滨岸相沉积(杜家元等, 20 20)。由于受先存薄弱带的影响, 各洼陷NEE 向正断层依然铲形滑脱, 洼陷内沉积地貌也随之变化, 转变为箕状断陷, 三角洲沉积的轴向受NEE 向正断层约束, 转为NWW-NW 向。

图6 珠江口盆地恩平组沉积期构造-沉积响应(修改自朱明等, 2019)Fig.6 Tectono-sedimentary response of the Enping Formation in the Pearl River Mouth Basin

在珠三坳陷带, 仍受早期NE 向断裂影响, 控洼断裂活动较强(杨计海等, 201 9), 恩平组沉积期为滨浅湖相、滩坝和河沼相沉积。在中央隆起带番禺低隆起, 受早期NE 向走滑断裂影响, 表现为裂陷特征, 海水沿西沙海槽入侵(刘铁树和何仕斌, 2001 ),沉积范围扩大, 发育滨-浅湖、辫状河三角洲和滩坝沉积, 同样, 受NEE 向正断层约束, 三角洲轴向为NWW 向。

在珠二坳陷带, 受珠琼二幕构造作用影响, 主要发育E-W 向断陷, 但依然表现为不对称地堑, 沉降速度变慢, 海侵范围扩大(刘铁树和何仕斌, 2001),主要发育滨-浅湖相和辫状河三角洲沉积。由于海侵作用, 南部隆起带深水区沉积范围扩大, 主要发育辫状三角洲和半深湖-深湖相沉积。由于印度-欧亚板块碰撞引起的左旋走滑作用, 将该区凹陷分割为多凸多洼格局(纪沫等, 2014), 三角洲轴向受NEE 向正断层约束明显。

恩平组沉积期, 珠江口盆地处于走滑拉分的强烈断陷晚期, 区域断陷作用减弱, 导致盆地北部洼陷分割性不强, 小型湖泊逐渐连通形成湖盆沉积;而南部因伸展强度大, 地壳减薄显著, 盆地遭受大规模海侵作用。盆地内部受NNE 向右行走滑断裂控制, 拉分盆地内部受NEE 向陆倾断层主控(程世秀等, 2 012)。该期构造运动导致盆地内部部分区域隆起, 缺失恩平组沉积(李平鲁, 1 993), 盆地整体逐渐发育河流三角洲、湖沼相和滨-浅湖相沉积。早期NE 向走滑断裂形成的构造格局对辫状河三角洲空间分布依然具有显著控制作用, 不同辫状河三角洲呈线性展布, 与NE 向断裂具有很好的耦合性。在此期间形成的一些大型三角洲集中迁移到了西江凹陷及以南, 盆地中部和西部的惠州凹陷、西江凹陷、恩平凹陷和开平凹陷为主要的沉降中心(图6)。但整体上, 盆地三角洲展布受NE 向右行断裂控制; 且沉积沉降中心也受NE 向右行断裂控制发生南移或北移; 而单独的三角洲轴向则明显受NEE 向铲形断裂系统控制。

3.4 南海运动的沉积响应

南海运动发生于晚始新世和渐新世之间(约33.9 M a), 地震反射界面表现为T70不整合面(图3),为区域性裂离不整合, 意味着在S-N 向拉张作用下,右行右阶的走滑拉分盆地活动中心南移, 出现强烈基性岩浆上涌, 出现初始洋壳。渐新世初(约34 Ma),随着洋壳打开, 南海海盆进入扩张期, 形成E-W 向磁条带(此时区域应力场为S-N 向拉张, 该应力场持续到25 Ma), 而珠江口盆地区发生区域性热抬升,形成区域不整合面; 随后因洋中脊热中心不断南移,盆地进入热衰减阶段, 由断陷转化为拗陷, 断裂活动急剧减缓。在地震剖面上表现为以T70不整合面为界、上下明显不同的盆地结构, 下部受断裂控制明显, 上部基本上不受断裂控制。该期运动在阳江东凹地区表现为区域性抬升, 并在25～16 Ma 期间, 沿着左行左阶NW 向断裂剪切的拉张部位伴有强烈岩浆侵入活动, 但总体上构造运动趋于平缓, 由之前的断陷期转为拗陷期。该期构造运动使珠江口盆地局部抬升, 总体趋于稳定沉积阶段。

图7 珠江口盆地珠海组沉积期构造-沉积响应(修改自朱明等, 2019)Fig.7 Tectono-sedimentary response of the Zhuhai Formation in the Pearl River Mouth Basin

3.5 白云运动的沉积响应

白云运动发生于渐新世与中新世之间(约23 M a),自南海运动到白云运动以来, 盆地沉积响应典型代表为珠海组, 地震反射界面表现为T60不整合面(图3)。该期构造运动主要发生于珠江口盆地珠二坳陷的白云凹陷内, 在此之前该凹陷为浅海陆架沉积, 之后随着南海扩张洋中脊向南跃迁, 使得白云凹陷深部产生强烈的热衰减而持续沉降, 逐渐转变为大陆坡深水沉积, 大陆坡折带也同步向北跳跃。该期NE 向右行走滑拉分作用弱化, 主要发生于白云凹陷以及珠江口中段; 然而, N WW-NW 向走滑断裂发育宽泛而强烈, 成为主控构造, 并切割早期构造(图7)。

在珠一坳陷和珠三坳陷, N E 向走滑断裂不再控制该区沉积展布。珠三坳陷在之前发育的浅水背景下, 东部发育大型三角洲沉积, 西部发育陆架边缘三角洲, 由于物源供应不足, 古珠江三角洲沉积逐渐消退(钟泽红等, 2018), 边缘发育滨岸沉积,珠一坳陷发育三角洲和滨岸沉积, NW 向断裂对三角洲的轴向起着明显的控制作用。在中央隆起带,白云运动导致番禺低隆起隆升, 向南沿着白云凹陷发育三角洲沉积(尹俊等, 201 1), 海侵扩大, 该期沉积形成的三角洲轴向受NW 向断裂控制, 大致呈NW 向。

在珠二坳陷, 由于该期构造作用导致海侵扩大,古珠江三角洲推进至白云凹陷, 因此, 主要发育三角洲前缘和平原亚相沉积, 并伴有海侵沉积旋回(刘铁树和何仕斌, 2 001)。南部隆起带由于该期构造作用导致大规模海侵而被水覆盖, 发育滨岸、滨-浅湖相、半深湖-深湖相沉积和深水扇沉积, 以陆架边缘三角洲和重力流沉积为主(邢作昌等, 202 0), 整体处于深海沉积环境。

综上, 受白云运动影响, 珠江口盆地由断陷湖盆类型向坳陷盆地类型过渡(尹俊等, 201 1), 白云凹陷持续沉降, 大陆坡折带向北迁移, 并导致海侵,在盆地中部发育大型三角洲沉积, 并沉积珠海组,整体上以河流三角洲相和滨-浅海相沉积为主。沉积范围与上一期构造运动相比扩大, 沉积环境由陆相过渡到海相, 陆坡附近海倾断裂增多, 逐步演变为被动陆缘(程世秀等, 2 012)。由于南海扩张, 先前形成的小型断陷盆地逐渐合并, 奠定盆地格局, 同时沉积沉降中心向南继续迁移, 白云凹陷、恩平凹陷、番禺凹陷、文昌凹陷和顺德凹陷为主要沉降中心。在珠海组沉积期, NE 向走滑断裂不再控制沉积相、沉积沉降中心的空间展布, 但NW 向断裂依然对大型三角洲轴向起着控制作用(图7)。

图8 珠江口盆地东沙运动剥蚀区分布(修改自王鹏程等, 2017)Fig.8 Range of denudation induced by the Dongsha Movement in the Pearl River Mouth Basin

3.6 东沙运动的剥蚀与沉积响应

东沙运动主要发生于中中新世-晚中新世末期(约5 Ma), 地震反射界面表现为T30不整合面(图3)。该时期印度-澳大利亚板块与欧亚板块间的汇聚速率减弱, 太平洋板块俯冲速率加大, 菲律宾海板块向西俯冲, 吕宋岛弧与台湾岛发生碰撞, 导致台湾岛整体抬升并产生逆断层(程世秀等, 2 012; 钱星等,2019), 即发生台湾造山运动。

6 Ma 以来, 台湾造山运动与珠江口盆地东部构造相关(李平鲁, 1 993)。据推测, 东沙运动是台湾断褶带海岸山事件在珠江口盆地的表现(程世秀等,2012)。该期运动为局部构造运动(图8), 自西向东逐渐减弱, 受控于NWW 向水平挤压作用派生的NEE向右旋走滑应力场(何敏等, 2 019), 使得珠江口盆地一系列老断层重新活动和改造, 产生NWW 向具有张扭性质的断层, 并伴随强烈的岩浆活动, NE 、NEE 向断裂发生强烈挤压, 台西盆地消亡形成弧后前陆盆地(程世秀等, 2012)。在珠江口盆地主要表现为区域性挤压构造, 遭受大规模剥蚀形成的区域不整合面主要存在于盆地东部的东沙隆起及其邻区(图8红色区域), 完全可能成为台湾造山带未来的西扩地段。

在珠三坳陷, 东沙运动使得先存断裂重新活动,并伴有NWW 向走滑断层, 主干断裂对沉积作用控制较弱, 拗陷作用占主导, 该区坡度变缓导致海侵进一步扩大(杨计海等, 2019), 发育浅海相沉积。在珠一坳陷, 该期运动从东沙隆起向西逐渐减弱, 表现为从惠州凹陷到恩平凹陷、从白云凹陷东北部到西南部逐渐减弱(何敏等, 201 9), 主要发育三角洲沉积。中央隆起带和珠二坳陷在该期运动之后进入陆坡发育阶段, 在中央隆起带的番禺低隆起及邻区,由于古珠江三角洲整体后撤, 发育陆架边缘三角洲沉积, 深水区主要为半深湖-深海相沉积。而珠二坳陷带的陆坡发育较晚(刘铁树和何仕斌, 2 001), 与南部隆起带深水区发育半深海相沉积。

中新世以来, 东沙运动主要发生于珠江口盆地东部东沙隆起及其邻区, 主要表现为隆升运动和断裂, 并伴有局部岩浆活动。东沙运动是台湾造山运动在珠江口盆地的表现, 台湾造山运动导致台西盆地逐渐消亡, 珠江口盆地和台西盆地出现挠曲前隆区域。T30界面显示, 东沙隆起大部分地区遭遇强烈剥蚀, 处于强烈隆升期, 剥蚀范围逐渐向西扩展(何敏等, 2019)。整体上受来自台湾造山运动的构造作用,珠江口盆地在该期运动呈现自东向西逐渐扩展的不整合面, 且在盆地内表现为一次大规模海退, 使得古珠江三角洲整体后撤, 加大了白云凹陷陆架坡折的坡度。由于东沙隆起导致珠江三角洲由东南向西南偏转, 并且在陆架区主要发育珠江三角洲体系, 在陆架坡折区和陆架区发育边缘三角洲沉积(何敏等, 2019),盆地内则主要发育浅海-半深海相沉积, 无稳定的沉积中心(程世秀等, 2012)。该期构造运动的断裂活动主要表现继承型和后期改造型断裂, 在地层浅部表现出似花状构造。T20界面发育后, 东沙隆升作用停止,珠江口盆地受到的构造运动波动较小, 直至现今。

4 结 论

沉积-构造特征研究表明, 珠江口盆地的三期走滑拉分作用对盆地沉积作用影响较大, 从成盆机制、沉积响应等角度, 得出以下新认识:

(1) 第一期为发生在珠琼运动一幕的NNE 向右行右阶走滑拉分断裂, 此时太平洋板块向欧亚板块俯冲, 俯冲方向由NNW 向转为NWW 向, 与此同时印度-澳大利亚板块与欧亚板块强烈碰撞, 致使欧亚板块向北漂移与太平洋板块沿NNE 向俯冲带产生右旋剪切, 在阳江东凹地区形成右行右阶走滑拉分盆地, 在南海北部逐渐形成NE 向右行走滑拉分体系。该期运动在珠江口盆地形成文昌组沉积, N E向右旋走滑断裂伴生的断陷活动产生次级洼陷, 沉积沉降中心位于盆地的中部和西部, 主要发育半深海相和辫状河三角洲沉积, 辫状河三角洲的空间分布受NE 向走滑构造格局控制, 并且与NE 向断裂走向具有很好的耦合性, 但是不具有线性展布特征, 由于拉分断陷的弥散性, 该期沉积无大型三角洲形成。

(2) 第二期为珠琼二幕运动NWW 向的左行左阶走滑拉分断裂, 此时印度-澳大利亚板块相对欧亚板块碰撞速率降低, 随着碰撞效应逐渐向东、东南传播导致挤出构造发育, 并形成左行走滑分量,使得珠江口盆地先存NW 向断裂继承性活动, 并不断强化和发育, 进而形成左行走滑断裂体系。该期运动在珠江口盆地发生于恩平组沉积期, 发育河流三角洲、湖沼相和滨-浅湖相沉积, 受NW 向断裂影响, 早期湖泊串联形成大湖盆, 沉积范围扩大, 沉积沉降中心向南迁移, 位于盆地的中部和西部。早期NE 向构造格局依然对辫状河三角洲空间分布具有显著控制作用, 由于沉积范围的扩大, 辫状河三角洲呈线性展布, 与NE 向断裂具有很好的耦合性, 但三角洲轴向主要受NWW-NW 向断裂体系控制。

(3) 第三期为白云运动伴生的NWW 向左行走滑断裂, 主要为继承型和改造型断裂, 该期运动导致白云凹陷及邻区产生强烈的热沉降, 逐渐转变为陆坡深水沉积, 陆架坡折带向北跳跃, 古珠江三角洲初步格局形成, 同时NW 向基底左旋走滑断裂发育。该期运动沉积珠海组, 主要发育河流三角洲相和滨-浅海相沉积, 沉积沉降中心向南继续迁移, NE向断裂不再控制展布, 但三角洲轴向受NWW 向断裂体系控制。

(4) 中新世由于受东部的台湾造山运动影响,珠江口盆地发生了东沙运动并导致东沙隆起, 盆地遭受大规模剥蚀, 古珠江三角洲整体后撤, 盆地主要发育浅海-半深海相沉积, 无稳定的沉积中心, 该期运动伴有的NWW 向走滑断层在地层浅部发育似花状构造。