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海洋油气勘探成本高、难度大，特别是在地震勘探资料有限的海域，勘探风险也巨大。随着新技术发展，现代超算技术和流固耦合技术的结合，有助于实现沉积“源–汇”过程动态模拟，以再现盆地构造演化过程中的内外地貌景观和四维层序结构演变，从而实现精准勘探。为此，本文以南海北部陆缘的珠江口盆地阳江凹陷为例，进行技术探索，并试图揭示构造–沉积耦合过程，以开拓数字油气勘探新技术、新途径。
南海位于欧亚板块、印澳板块和太平洋板块的交汇处，发育有多条NW向的大型断裂带，断裂带对其周缘的新生代沉积充填和地层堆叠样式有重要的控制作用[1-11]。阳江–一统暗沙断裂带便是切过南海北部阳江凹陷的一条NW向深大断裂带，它活动时间长，切割深度大，对上覆地层沉降中心的迁移有重要的控制作用。定量分析阳江凹陷新生代构造形变和沉积“源–汇”的耦合过程，对理解该断裂带的运动性质及其与周缘构造–沉积的响应关系具有重要意义，也有助于岩性油气藏的精准勘探。
关于阳江–一统暗沙断裂带在新生代的运动学性质迄今还存在争论，目前主要有三种观点：第一种观点认为阳江–一统暗沙断裂带目前只表现出一条构造转换带的特征，并没有足够的证据证明其是一条走滑断裂带。第二种观点认为，进入新生代后，欧亚、印澳、太平洋板块之间的相互作用以及岩石圈深部的动力变化改变了南海北缘的区域应力场，使该断裂带从中生代时的左行走滑断裂带转变为一条右行走滑断裂带[12-13]。第三种观点则认为，在新生代初期，阳江–一统暗沙断裂带是一条调节盆地内NE-NEE向伸展构造的差异变形的转换调节带，在始新世末开始左行走滑，并在渐新世末期形成左行左阶拉分断裂体系[14-17]。上述三种观点都是基于区域应力场的宏观分析或现今的地震剖面定性研究得出的，并没有定量研究断裂带的特征。而定性分析有一定的主观因素，对于断裂带的性质仍没有形成统一意见。因此，如何定量分析阳江–一统暗沙断裂带在新生代的运动学性质是解决争议的关键。
为了解决上述问题，本文利用Badlands沉积数值模拟方法，对阳江–一统暗沙断裂带的运动学性质开展了定量化数值模拟研究。研究过程中，可视化了阳江凹陷自始新世以来构造–沉积的耦合过程，通过与地球物理资料和地质资料的对比，确定了阳江–一统暗沙断裂带的运动学性质，探讨了在断裂带控制下恩平19洼沉降中心的迁移规律。
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阳江凹陷位于珠江口盆地（西部）珠三坳陷的北东端，是一个在古生界变质岩基底上发育起来的新生代陆缘拉张型断陷盆地，其西部以阳江凸起为界，东部毗邻恩平凹陷，南北两端被夹持在北部隆起带和神狐隆起之间（图1）。受多期构造运动的影响，阳江凹陷内部发育9个次级洼陷和多条控洼断层[18-23]，其中，阳江33洼由于缺乏必要的数据资料，不在本次研究范围内；恩平19洼位于阳江凹陷中西部，主要受一条NE向断层（F3）的控制，是阳江凹陷新生代主要沉降中心之一[24]。
珠江口盆地新生代沉积地层主要经历了早期（文昌组和恩平组）的湖泊相沉积、中期（珠海组）的海湾过渡相沉积以及晚期（珠江组及以后）的开阔海相沉积三个阶段[25-33]。其中，文昌组和恩平组处于盆地断陷期，经历过多次区域性升降，断层活动频繁，非常适合研究断层对构造–沉积的控制作用，是本研究模拟的主要时期。同时，文昌组沉积时期中小型物源输入为烃源岩的发育提供了良好的条件，恩平组则发育辫状河三角洲相沉积地层，这两组地层是阳江凹陷新生代烃源岩发育的主要地层，是该地区重要的生油层[34-36]。
阳江–一统暗沙断裂带位于南海北部，呈NW-SE向延展，向陆地方向可延伸至紫罗垭断裂，是横切珠江口盆地的重要断裂带之一[37]。该断裂带属于潜伏深大断裂带，自陆架至洋陆边界可分为北段的阳江东凹段、中段的神弧隆起东缘开平东洼段和南段的云开低凸起段[38]，全长超过400 km，宽度约30 km，在阳江凹陷地区也有所出露，航磁异常和岩浆展布显示，其主断裂切割了盆地基底地层[39-40]。阳江–一统暗沙断裂带在新生代由多条NW向分支断裂组成，各单支断裂在平面上多表现为右阶雁列构造或马尾状构造，整体上则呈左阶展布。在平面上，根据遥感资料和派生断裂的平面组合样式，阳江–一统暗沙断裂带在恩平19洼的表现形式为多条NW向、近平行的分支断层，分别切割阳江24东洼东部和恩平19洼的中西部；在地震剖面上，阳江–一统暗沙断裂带在恩平19洼周围表现为高角度板式或铲式断层，单支断裂陡立，整体呈“Y”字型展布，对断裂带周缘新生代地层分布有较强的控制作用[27]；但目前对阳江–一统暗沙断裂带如何影响周缘地层的分布特征及沉降中心的迁移规律并不清楚。
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Badlands数值模型是一款基于盆地浅部构造控制的地貌和深部构造诱发的动力地形叠加的动态效应，并结合古气候、古侵蚀/古沉积速率、古海平面变化等因素，模拟盆地“4D”沉积充填过程和盆地地貌演变的软件[41-45]。基于地形演化数据，利用该数值模型还可精细刻画阳江–一统暗沙断裂带对阳江凹陷恩平19洼的控制作用。模拟过程中，模型主要遵循质量守恒方程，方程如下：
$ \frac{\partial z}{\partial t}=-\nabla \cdot {q}_{\mathrm{s}}+u $
(1) 其中，公式左侧为z（地面高程）的单位时间增量，u表示构造运动引起的地形变化，单位是m/a；
$\nabla $ 表示梯度；qs表示在深度上整合为一体的、每单位宽度的总体积沉积物通量，单位是m2/a。山坡滑移是指山坡上的部分物质在重力作用下沿一软弱面整体向下移动，其过程由简单蠕移法则定义[46-48]，方程如下：
$ -\nabla \cdot {q}_{\mathrm{d}}=-\kappa {\nabla }^{2}z $
(2) 其中，κ表示扩散系数，其值取决于岩性及平均降水量、河道宽度、洪水频率以及其他潜在的参数和过程[49-52]。
岩石圈的挠曲是在外动力作用下弹性地球外壳弯曲的一个过程，不同于流体静力学方法，挠曲模型假设岩石圈是一个复合层，上地壳近似于弹性板块，而下地壳和上地幔的行为则和黏性流体相似[53-55]。地表过程造成的沉积物再分配改变了地球弹性外壳上地表沉积物载荷的分配[56-57]。在抗弯刚度统一且不考虑水平作用力的情况下，控制弹性变形的方程如下：
$ {D}{\nabla }^{2}{\nabla }^{2}\omega +\Delta \rho g\omega ={q}_{\rm l} $
(3) 其中，ω代表板块的垂直偏转量；
$\Delta \rho ={\rho }_{\rm m}-{\rho }_{\mathrm{f}}$ 表示地幔和充填物（沉积物、空气、水或是它们的组合）之间的密度差；${q}_{\rm l}={\rho }_{\mathrm{l}}g{h}_{\rm l}$ 表示每单位面积上所施加的载荷的合力；ρl是载荷物的密度；hl是载荷物的高度；g为重力加速度；D是弹性板块的抗弯强度。 -
在构建模型时，本文考虑的主要参数有构造地形、古气候、侵蚀率系数和阳江–一统暗沙断裂带在阳江凹陷地区的走滑性质及走滑位移量等。
（1）构造地形
构造地形是地质构造形态的外部表现，它由构造运动直接影响产生，控制着盆地的沉积作用[58-62]。为保证模拟的精度，使模型最大程度地贴合实际地质构造，本文基于精确的三维数据体，结合测井数据和平衡剖面等，利用三维平衡恢复法（包括剥蚀量恢复、去断层、层拉平、去压实和热沉降等），对阳江凹陷进行三维构造恢复，以恢复后的基底古地形为初始模型，根据基底沉降量和地层的沉积时间，加载相应的构造地形数据（图2）。
图 2 模型基底走滑断裂演化
Figure 2. The evolution of strike-slip faults in the basement
根据阳江–一统暗沙断裂带在阳江凹陷的基本特征，模型设置了3条走滑断层（1号、2号和3号走滑断层），各断层平面分布位置如图1所示；并按照走滑断层的性质及位移量的不同，设置了6组模型，具体参数见表1。整个模型的模拟时间为18.4 Ma，对应于始新世到渐新世早期（47.8～29.4 Ma）。其中，在33.9 Ma时，模型开始进入走滑断层活动期，此时1号走滑断层开始活动（图2a），2号走滑断层在32.4 Ma时开始活动（图2b），3号走滑断层在30.9 Ma时开始活动（图2c）；到29.4 Ma时，所有断层均停止走滑，至此模拟结束（图2d）。
表 1 模型参数
Table 1. Model parameters
模型 模型1 模型2 模型3 模型4 模型5 模型6 性质 非走滑 右行 左行 左行 左行 左行 走滑量/m 2000 2000 2000 1500 2500 3000 侵蚀系数/a−1 3×10−7 3×10−7 3×10−7 3×10−7 3×10−7 3×10−7 降水量/（m/a） 1 1 1 1 1 1 （2）古气候
在Badlands中，古气候变化对沉积作用的影响主要通过古海平面和降水量的变化来体现。由于珠江口盆地文昌组和恩平组为陆相沉积建造，其沉积时全部位于海平面之上，因此，海平面的绝对位置对模型的控制作用有限。本文以Haq等[63]恢复的全球海平面变化曲线为基础，设置模型的海平面变化。区域降水量也是体现古气候的重要参数，它可以影响岩石的风化速率以及河流的径流量，从而驱动河流侵蚀和河流体系的演化，对此，根据前人的经验值，本文将模型降水量设置为1 m/a。
（3）侵蚀率系数
侵蚀率系数直接控制盆地侵蚀和沉积速率的大小，对地层的沉积有很强的控制作用。本文设置了多组侵蚀率系数进行模拟分析，对比地震剖面和沉积厚度等地球物理资料后发现，当侵蚀率系数为3×10−7 a−1时，模拟结果和实际地质资料的匹配度最高。由于模型不深入讨论地层的沉积速率，因此设置所有模型均加载此统一的侵蚀率系数。
由于阳江凹陷的沉积范围有限，本文认为能显著影响盆地构造格局变化的是构造地形，而深部动力地形对盆地的影响很小，且研究区在文昌组和恩平组沉积时期并未发生大的热沉降事件，在本文中不讨论深部动力地形对模型的影响。
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为了分析阳江–一统暗沙断裂带在新生代的运动学性质，本文在阳江凹陷自西向东提取了3条模拟剖面与真实的地震剖面进行对比（图3），各剖面位置如图1所示。其中，图3a、3b、3c为转换带模式（模型1）下的模拟剖面，图3d、3e、3f为右行走滑模式（模型2）下的模拟剖面，图3g、3h、3i为左行走滑模式（模型3）下的模拟剖面，图3j、3m、3n为真实的地震剖面，阴影区为走滑断层活动的主要区域。与地震剖面不同，在模拟剖面中，断层主要是通过地层产状的变化来体现的。模拟结果显示，转换带模式和右行走滑模式下的模拟剖面形态相似，在阴影区，地层发育平缓，没有产状上的变化，即没有断层发育的迹象，3条剖面的沉积厚度都为300～2000 m。左行走滑模式下模拟剖面的地层在倾角上有明显的突变，显示有多条断层发育，剖面受到强烈的改造作用，形态呈近“W”型；A-A’剖面的地层厚度为1000 m左右，B-B’和C-C’剖面的地层厚度为800～2000 m。对比3条测线的模拟剖面和地震剖面，发现地震剖面的阴影区无论是在地层厚度（尤其是A-A’剖面的厚度都为1000 m）、剖面形态（明显受断层的改造作用）还是地层产状（有多处发生产状突变）等方面都和左行走滑模式下模拟剖面的阴影区相一致。
图 3 不同位置的模拟剖面和地震解释对比
Figure 3. Comparison of simulated sections and seismic sections at different locations
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根据上述三组剖面的对比结果，左行走滑模式更符合始新世末期阳江–一统暗沙断裂带在阳江凹陷的走滑特征，但该断裂带的走滑位移量还不清楚。这里设置了四组模型（模型3、4、5、6），以研究断层在始新世末期时的走滑位移量，各模型在A-A’位置的模拟剖面如图4所示。图4a表示走滑量为1500 m（模型4）时的模拟剖面，模拟结果显示，该模式下模拟剖面在演化过程中的整体形态基本保持不变，阴影区的地层厚度约为1200 m。图4b表示走滑量为2000 m（模型3）时的模拟剖面，该模式下阴影区的剖面形态有明显改变，最终呈现为“W”型，地层厚度大约为1000 m。图4c表示走滑量为2500 m（模型5）时的模拟剖面，该模型的模拟结果和模型3相似，阴影区的地层厚度也为1000 m左右。图4d表示走滑量为3000 m（模型6）时的模拟剖面，阴影区内的剖面地层被断层切割成“V”字型，地层厚度约1200 m。将模拟剖面（图4）和地震剖面（图4e）进行对比后发现，模型4与模型6的模拟剖面形态和地震剖面有较大差别，且地层厚度大于地震剖面（厚度约1000 m）的地层厚度；模型5的地层厚度和地震剖面相吻合，但剖面形态和地震剖面稍有差别，模拟剖面受断层的改造作用更强烈，模型3的模拟结果无论是在地层厚度还是在剖面形态上都和地震剖面有较好的一致性。
图 4 不同走滑位移量的剖面对比
Figure 4. comparison of strike-slip displacements in different sections
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通过断裂带走滑性质和走滑位移量的对比，发现模型3在剖面上最能反映阳江–一统暗沙断裂带对阳江凹陷的控制作用。为了验证该模型在平面上与地质资料的吻合度，这里提取了模型3的模拟沉积厚度和真实地层厚度以进行对比（图5）。其中，图5a为阳江凹陷（模型3）的模拟沉积厚度，图5b为根据地球物理资料得出的阳江凹陷现今真实的地层厚度。从全区来看，模拟厚度和真实地层厚度都显示，阳江凹陷自西向东共发育有阳江24西洼等8个沉降中心，且西部的平均沉积厚度大于东部；其中，恩平19洼和恩平28洼的沉积厚度最大，沉降中心的厚度超过3000 m；恩平27洼的沉积厚度最小，平均沉积厚度不到2000 m。从走滑断层周缘的沉降中心来看，真实地层厚度显示阳江24东洼内部又可分为3个更次级的洼陷，模拟结果也显示出相似的特征，并且中部和东部的次级洼陷被1号走滑断层切过，中部的次级洼陷呈NE走向，东部的次级洼陷靠近北部边界，这可能与1号走滑断层的左行走滑作用有关。阳江24东洼东部边界和恩平19洼西部边界都被2号走滑断层切过，且两者的边界线几乎处于同一直线上，这可能是受2号走滑断层NW向牵引作用的结果。恩平19洼被3号走滑断层切割为东、西两部分，东部沉积厚度较大；模拟厚度和真实地层厚度在恩平19洼的展布方向（近NE向）、沉降中心范围（约30 km2）、平均沉积厚度（约2500 m）和最大沉积厚度（约3000 m）等方面都有很好的一致性。这也说明模型3的模拟结果在平面和剖面上都较好地反映了阳江–一统暗沙断裂带在始新世末对阳江凹陷的控制作用。
图 5 模拟的沉积厚度和真实沉积厚度对比
Figure 5. Comparison of simulated thickness and real deposition thickness
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根据前人的研究成果，关于阳江–一统暗沙断裂带在新生代的运动学性质主要有三种观点，其中，第一种观点认为该断裂带在始新世末只是一条转换带，第二种观点认为该断裂带是一条右行走滑断裂带。但模拟结果显示，如果阳江–一统暗沙断裂带在始新世末是一条转换带或右行走滑断裂带，那该断裂带对周缘地层的控制作用非常弱，尤其是在走滑后期，模拟剖面内甚至无法识别出断层，剖面形态主要受基底构造的影响。第三种观点认为阳江–一统暗沙断裂带在新生代初期是一条调节带，但在始新世末受太平洋动力机制的控制转变为左行走滑断裂带。模拟结果显示，该模式下阳江–一统暗沙断裂带在走滑早期也具有一定的转换带特征，没有明显的走滑性质，但在模拟剖面上可识别出多条断层，且断距不断增长，在走滑后期发育明显的花状构造，对剖面有强烈的改造作用，和地震剖面的特征很匹配。因此，本文认为阳江–一统暗沙断裂带在始新世末是一条左行走滑断裂带。
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走滑断层位移量的研究一直是走滑断层研究的重点和难点[64]，针对大型走滑断层，人们已经提出了多种走滑量的计算方法，如两盘地质参考点对比法[65-68]、古地磁学研究方法[69-70]、地壳变形速度估算法[71]以及基于物理模拟实验的方法[72]等。虽然近年来对阳江–一统暗沙断裂带和阳江凹陷的研究已经取得了一些重大进展[73-75]，但目前还未对该断裂带在新生代的走滑量进行过详细分析。
根据模拟结果，当断层的走滑量较小时（模型4），走滑速度的增加在模拟剖面上主要体现为分支断层数量的增加，而断距的变化并不大（图6a）；在该模式下断层有明显的走滑性质，但对剖面形态的改造作用有限。当走滑量为2000 m时（模型3），按照断层的走滑速度及其对地层的改造作用，断层的活动主要可分为两个阶段：
图 6 不同走滑分量模式下构造–沉积耦合过程
Figure 6. Tectono-sedimentary coupling under different strike-slip displacements
第一阶段为早期慢走滑阶段，时间大约在33.9 Ma到30.9 Ma之间，断层的走滑速度较慢，约为0.3 mm/a。在此阶段内，模拟剖面的主要特点是断距不断增大（当断层走滑量增加到2500 m和3000 m时，也有相同的规律，这可能和走滑量的增大能使各分支断层持续活动有关）。第二阶段为后期快走滑阶段，时间大约在30.9 Ma到29.4 Ma之间，断层的走滑速度约为0.8 mm/a；与早期相比，（在第二阶段的模拟剖面内）断层的数量增加，剖面具有明显的走滑性质（图6b），对应于地震剖面（图4e）的花状构造。
随着走滑量的继续增大，断层的走滑性质在模拟剖面上越来越明显，断层对剖面的控制作用也越来越强，当走滑位移量增大到2500 m时（模型5），模拟剖面受断层的改造效应比真实的地震剖面（图6c）更强烈，原因可能是此时模型的走滑量已经大于断层的实际走滑量。当走滑量为3000 m时（模型6），相较于模型5，其模拟剖面的形态和地震剖面差别更大，且走滑断层的控制作用有向东扩展的趋势（图6d），可能是随着走滑量的增大，断裂带带动了恩平19洼东部地层进行走滑，地震剖面也显示发育在恩平19洼东侧的分支断层对地层有更强的控制作用。综上所述，始新世末，阳江–一统暗沙断裂带在阳江凹陷地区的走滑位移量大约为2000 m。
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沉降中心的迁移方向和盆地的走滑方向一致是走滑盆地的显著特征[76]。根据模拟剖面，走滑断层对地层的控制作用可以分为两个阶段，恩平19洼沉降中心的迁移也显示出相同的规律（图7）。在早期慢走滑阶段（33.9～30.9 Ma），沉降中心的迁移方向和走滑断层的滑动方向几乎完全一致，由于走滑量较小，沉降中心的迁移速度也较小，约为0.18 mm/a；在后期快走滑阶段（30.9～29.4 Ma），走滑位移量的增大以及走滑速度的增快使沉降中心加速迁移，移动速度约为0.3 mm/a。与前期相比，在后期快走滑阶段，恩平19洼的沉降中心向北迁移的趋势更加明显，而且沉降中心发生逆时针旋转（图7d），这可能与3条走滑断层的移动速度不同有关。发育于最东侧的3号走滑断层走滑速度最大，其牵引作用带动沉降中心加速向北迁移，同时，其与1号、2号走滑断层的速度差导致沉降中心发生逆时针旋转，这也与地震剖面上观察到的恩平19洼东侧的分支断层对地层的控制最明显相吻合。
图 7 阳江凹陷恩平19洼沉降中心演化
Figure 7. Evolution of depocenters of the Enping 19 Subsag in the Yangjiang Sag
走滑断层控制的沉降中心的迁移和油气赋存密切相关，大型走滑断裂带本就是油气的富集地带，其运动学性质对圈闭形成与分布及油气的输导与保存等有重要的控制作用。文昌组和恩平组沉积时期是阳江凹陷烃源岩发育的主要时期，而NW向的张扭断裂带有较好的侧向封堵能力[39]，因此，恩平19洼沉降中心向北迁移，可能会改变烃源岩的存储和油气的运移规律，使靠近北部边界的储油构造存储更多的烃源岩。
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（1）阳江–一统暗沙断裂带在新生代始新世末是一条左行走滑断裂，其沿NW向穿过阳江凹陷恩平19洼，走滑量约为2000 m。
（2）阳江–一统暗沙断裂带在始新世末对阳江凹陷恩平19洼有明显的改造作用，且在模型的走滑后期对其构造–沉积的控制作用明显增强。在早期慢走滑阶段，断裂带在阳江凹陷的走滑位移量约为800 m，恩平19洼的沉降中心沿断裂带走滑方向迁移；在后期快走滑阶段，其走滑位移量约为1200 m，在剖面上可识别出明显的花状构造，恩平19洼的沉降中心加速向北迁移，并发生逆时针旋转。对阳江凹陷恩平19洼精细沉积充填样式的模拟有助于研究阳江–一统暗沙断裂带对沉降中心的改造作用，对岩性油气藏精准勘探具有一定的指导意义。
Numerical modeling of the coupling between strike-slip faulting and sedimentation: A case from the Yangjiang Sag of northern South China Sea
More Information-
摘要: 以构造变形为核心的内动力过程和以沉积“源–汇”过程为核心的外动力过程，如何动态塑造盆地精细地貌景观，是油气精准勘探必须突破的关键技术。本研究以南海北部陆缘珠江口盆地的阳江凹陷为例，试图探索NW向阳江–一统暗沙深大断裂带对周缘新生代沉降中心分布的控制作用。为此，本文采用Badlands沉积数值模拟方法，定量分析阳江–一统暗沙断裂带的运动学特征，模拟阳江凹陷新生代地层构造-沉积耦合过程。模拟结果显示，阳江–一统暗沙断裂带在始新世末期是一条左行走滑断裂带，其走滑过程主要可分为两个阶段。其中，在早期慢走滑阶段，走滑位移量约800 m，沿断裂带走滑方向，恩平19洼的沉降中心发生迁移；在后期快走滑阶段，走滑位移量约1200 m，模拟剖面可识别出明显的花状构造，恩平19洼的沉降中心加速向北迁移，并发生逆时针旋转。
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关键词:
- 运动学性质 /
- 数值模拟 /
- 阳江–一统暗沙断裂带 /
- 阳江凹陷
Abstract: To dynamically shape the fine geomorphic landscape of a basin is a key technology required in efficient oil and gas exploration. In this paper, the Yangjiang Sag in the Pearl River Mouth Basin on the northern margin of the South China Sea is selected as a case to explore the NW-trending Yangjiang-Yitong’ansha Blind Fault Zone(YYBFZ) and its control over the distribution patterns of Cenozoic depocenters in its periphery. Badlands’ numerical sedimentation simulation is used to quantitatively analyze the kinematic characteristics of the YYBFZ for further understanding the Cenozoic tectono-sedimentary coupling process of the Yangjiang Sag. The simulation results suggest that the YYBFZ was a sinistral strike-slip fault zone formed by the end of Eocene, and the strike slip process can be divided into two stages. The early stage is a slow strike slip stage, with a strike-slip displacement of about 800 m, and the depocenters of the Enping 19 Subsag migrate along the slip direction of the fault; In the late stage, however, the slip was fast and the displacement of the strike slip may reach the figure about 1200 m, and along the simulation section, obvious flower-like structures are observed. At the same time, the depocenters of the Enping 19 Subsag accelerated its move northward with rotation anticlockwise. -
图 3 不同位置的模拟剖面和地震解释对比
Figure 3. Comparison of simulated sections and seismic sections at different locations
图 4 不同走滑位移量的剖面对比
Figure 4. comparison of strike-slip displacements in different sections
图 5 模拟的沉积厚度和真实沉积厚度对比
Figure 5. Comparison of simulated thickness and real deposition thickness
图 6 不同走滑分量模式下构造–沉积耦合过程
Figure 6. Tectono-sedimentary coupling under different strike-slip displacements
图 7 阳江凹陷恩平19洼沉降中心演化
Figure 7. Evolution of depocenters of the Enping 19 Subsag in the Yangjiang Sag
表 1 模型参数
Table 1. Model parameters
模型 模型1 模型2 模型3 模型4 模型5 模型6 性质 非走滑 右行 左行 左行 左行 左行 走滑量/m 2000 2000 2000 1500 2500 3000 侵蚀系数/a−1 3×10−7 3×10−7 3×10−7 3×10−7 3×10−7 3×10−7 降水量/（m/a） 1 1 1 1 1 1 
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