珠江口盆地位于南海北部大陆架和陆坡边缘, 东西部分别以台湾岛、海南岛为边界, 呈NE-SW向展布, 是在古生代及中生代复杂褶皱基底上形成的新生代含油气盆地(任建业等, 2015)。受一系列的NE向主控断裂和NWW向断裂共同控制, 盆地具有“ 三隆夹两坳” 的构造格局, 自北向南分别为北部隆起带、北部坳陷带、中央隆起带、中部坳陷带、南部隆起带(图 1-a), 盆地南侧与洋盆直接接触(庞雄等, 2007)。

图 1

Fig.1

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	图 1 珠江口盆地白云主洼构造位置(a)及古地貌背景(b)Fig.1 Structural location(a) and palaeogeomorphological background(b) of Baiyun main sag, Pearl River Mouth Basin

白云凹陷为珠江口盆地中部坳陷带的次级构造单元。最新资料表明, 白云凹陷位于陆缘地壳强烈减薄的洋陆转换带之上, 受地壳内脆韧性变形过程中产生的多条大型低角度拆离断裂控制, 始新世白云凹陷逐渐演化形成深大湖盆(任建业等, 2015; 庞雄等, 2018; Zhu et al., 2021)。根据基底断裂特征和新生代断陷期(Tg-T70)沉积地层的残余厚度, 白云凹陷可划分为白云主洼、白云西洼、白云东洼及白云南洼4个次级洼陷(赵阳慧, 2016; 韩银学等, 2017)(图 1-b)。其中白云主洼面积最大, 沉积地层最厚(地层呈南厚北薄的特征)。白云主洼北侧为番禺隆起, 东南侧为云荔隆起, 西南侧为云开隆起, 东侧为东部低凸起(图 1-b)。

研究结果揭示, 南海北部陆缘前新生代存在EW-NWW向与NEE向2组不同方向的基底先存断裂体系, 其在不同时期的差异性活化控制着白云主洼的结构及演化过程(叶青, 2019)。自晚白垩世以来, 白云主洼经历了3个构造演化阶段: 裂陷期、裂解期和裂后热沉降期(张功成, 2010; 柳保军等, 2019)。其中文昌组沉积时期处于主裂陷期, 可细分为初始裂陷期、强烈裂陷期及弱裂陷期(庞雄等, 2018)。根据在地震剖面上识别的关键性反射界面T85-T80, 文昌组可划分为5个三级层序, 从下到上分别为WCSQ1(文六段)、WCSQ2(文五段)、WCSQ3(文四段)、WCSQ4(文三段)、WCSQ5(文二、一段)(Wang et al., 2018; 柳保军等, 2019)(图 2)。

图 2

Fig.2

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	图 2 珠江口盆地白云主洼地层系统Fig.2 Stratigraphic system of Baiyun main sag, Pearl River Mouth Basin

文昌组初始裂陷期为湖盆开始发育阶段, 控凹断裂的活动性较弱, 发育WCSQ1(文六段), 其下部地层以砂砾岩与火成岩为主, 上部地层以湖相砂泥岩为主; 强烈裂陷期以上地壳断开、下地壳韧性伸展的拆离作用为主, 控洼断裂活动性较强, 形成WCSQ2和WCSQ3等地层。此阶段为湖盆的主要成盆期, 沉积地层多为中— 厚层灰褐色(或浅灰色)泥岩夹中— 薄层细砂岩、粉砂岩及泥质粉砂岩, 局部发育凝灰岩、玄武岩等火成岩; 弱裂陷期控洼断裂活动性很弱, 形成WCSQ4和WCSQ5等地层(刘蓓蓓等, 2015; 庞雄等, 2018; Wang et al., 2018)。沉积地层多为浅灰色中厚层泥岩与砂岩、粉砂岩互层。始新世恩平组沉积时期为断拗转换期, 白云凹陷以韧性沉降为主, 表现出拗陷湖盆的特征, 沉积地层以细砂岩与泥岩薄互层为主, 普见煤层(罗泉源等, 2017)(图 2)。

沉积层序原型结构剖面恢复是近年来出现的一项新技术, 其基于层序地层学标准化理论(Catuneanu, 2009; Catuneanu et al., 2019), 通过地震线描将剖面上的层序地层结构恢复至沉积期形态(图 3-b), 在此基础上开展层序地层结构、古地貌特征、沉积古环境、沉积相展布及砂体分布等研究(Wang et al., 2019; Xu and Pang, 2021)。AA'测线为1条NW-SE走向, 自白云主洼北缘, 过主洼中心, 至主洼东南缘的地震测线(图 1-b)。其避开了大断裂、气烟囱及火山等地震反射体, 可很好地展示白云主洼的地层结构、古地貌及沉积相分布等特征, 为1条优选出来的具有代表性的地震剖面(图 3-a)。原型结构剖面上, 层序沉积期湖平面通过湖盆两侧陆架坡折点的位置大致确定, 古水深为湖盆底部至湖平面的水体深度(湖水的地震波速取1500 m/ s)。白云主洼各沉积层序原型结构剖面主要特征如下(图 4)。

图 3

Fig.3

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	图 3 珠江口盆地白云主洼AA´ 测线原始地震剖面与剖面线描(测线位置见图 1-b)Fig.3 Original seismic profile and associated line drawing of line AA´ of Baiyun main sag, Pearl River Mouth Basin(line location is shown in Fig.1-b)

2.1 WCSQ1(文六段)

WCSQ1上下段表现出不同的地震反射特征。在WCSQ1下段, 白云主洼边缘区域表现为短轴不连续的地震反射, 指示洪积扇、河流相沉积。主洼中心主要为较干净、较连续、弱振幅的地震反射, 指示洪泛平原泥岩沉积。在WCSQ1上段, 主洼边缘呈丘状、中— 弱振幅的地震反射, 指示洪积扇或冲积扇, 主洼中心区表现为短轴、不连续、弱振幅的地震反射, 并呈现出湖架— 斜坡— 盆地的古地貌特征。根据湖架坡折的位置, WCSQ1沉积末期主洼中心湖底的古水深约50^m, 指示WCSQ1上部地层发育于浅湖— 半深湖的沉积环境(图 4-a)。

图 4

Fig.4

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	图 4 珠江口盆地白云主洼AA´ 测线沉积层序原型结构恢复剖面Fig.4 Original form structural profiles of sedimentary sequences of line AA´ of Baiyun main sag, Pearl River Mouth Basin

2.5 WCSQ5(文二段)

WCSQ5沉积时期主洼中心沉积地层较厚, 而两侧斜坡区沉积地层明显变薄, 表明此时沉积中心已迁移至湖盆中心。白云主洼东部发育较薄的火山碎屑沉积, 据此可推测, WCSQ5沉积时期白云主洼东南侧的火山活动变弱, 导致从主洼东南部进入湖盆的火山碎屑减少。这一时期主洼中心的古水深约为80 m, 表明经过沉积充填后, 湖盆水体发生大幅下降, 至WCSQ5末期湖盆整体上已演化为浅湖环境(图 4-e)。

图 6

Fig.6

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	图 6 珠江口盆地白云凹陷白云主洼文昌组沉积微相砂体类型及其对应增强地震相特征Fig.6 Sand body types of sedimentary microfacies and corresponding enhanced seismic facies characteristics of the Wenchang Formation in Baiyun main sag of Baiyun sag, Pearl River Mouth Basin

当前, 白云主洼钻遇文昌组的探井极少, 尚无探井有效地钻穿文昌组。因此, 通过识别地震相类型, 进而依据钻井岩性标定约束, 将地震相转化为沉积相的传统方法在研究区并不适用(李成海等, 2014; 贾浪波等, 2017; 曾智伟等, 2017)。另一方面, 白云主洼始新统发育大量砂包泥岩相, 大套砂岩内部因缺少明显的波阻抗界面而常表现为弱振幅地震反射(图 5), 因此单纯地依靠地震振幅切片的方法也不适用(张厚福等, 1988)。基于此, 利用覆盖白云主洼全区的三维地震, 结合钻遇文昌组探井的井— 震对比分析结果(图 5), 使用增强地震相分析来识别骨架岩相并刻画其分布特征(图 6, 图 7, 图 8)。

增强地震相分析是在传统地震相分析的基础上(Brown and Fisher, 1979; 徐怀大等, 1990; 苗顺德等, 2010), 通过增加光滑性、整洁性和反射轴波形(特殊波形样式)等3个新的地震标识来提高地震岩相的识别能力。最终通过空间位置、外部几何形态、内部反射结构、振幅、频率、连续性、光滑性、整洁性及特殊反射波形等9个地震反射标识分析, 在地震剖面上直接识别地震岩相(指从地震剖面上辨别出来的岩石相, 为一套地震反射指示的岩石类型组合, 例如砂夹泥地层)(Xu and Haq, 2021)。

研究表明, 白云主洼文昌组主要发育硅质碎屑沉积(砂泥岩), 其中主洼东侧地层含火山碎屑。以泥岩为背景岩性, 砂岩为骨架岩性, 结合沉积背景和砂体发育部位, 研究认为白云主洼文昌组主要发育河道砂、河口坝砂、沿岸滩坝砂、水下分流河道砂、席状砂、湖底扇砂(含水道砂)等6种沉积微相砂体类型(图 6)。

基于“ 沉积体系=骨架岩相+大类沉积环境+水流路径” 的新思路来重建沉积体系(Xu et al., 2021)。其中砂岩为骨架岩相, 通过砂体地震扫描解释来获取其空间分布; 大类沉积环境通过增强地震相和沉积层序原型结构剖面分析来确定, 即利用原型结构剖面上识别的岸线点、坡折点、坡脚点来确定湖岸线、湖架坡折线及坡脚线, 在此基础上确定陆相、浅湖、半深湖和盆地4种大类沉积环境; 主水流路径通过地震剖面上识别的河道、水下分流河道及侵蚀沟谷, 并结合砂体平面形态来确定(汪业勇, 2020; Xu et al., 2021)。据此得到白云主洼文昌组三级层序沉积体系(图 9), 其展布特征如下:

WCSQ1: 白云主洼西北斜坡带主要为浅湖环境, 发育3个大型扇三角洲朵叶体, 主水流为NW-SE或近南北向, 扇体前端分布连片的席状砂; 主洼西南陡坡带主要为浅湖环境, 受同生控凹断裂强烈活动影响, 断阶洼陷区发育2个大型扇三角洲沉积体, 主水流为SW-NE或近东西向, 扇体推进距离相对较短; 主洼东南陡坡带主要为浅湖环境, 控洼断裂周边发育近岸水下扇和小型扇三角洲沉积, 其以近源快速堆积为主, 砂体局限于湖岸周缘, 且普遍受到火山碎屑影响; 主洼中心主要为半深湖— 深湖环境, 以泥质沉积为主, 仅在北缘发育小规模湖底扇沉积(图 9-a)。

图 9

Fig.9

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	图 9 珠江口盆地白云主洼文昌组三级层序沉积体系分布Fig.9 Distribution of sedimentary system within third-order sequence of the Wenchang Formation in Baiyun main sag, Pearl River Mouth Basin

WCSQ2: 湖退期白云主洼发育4个物源供应体系: (1)西北部物源, 番禺隆起供源, 为纯陆源碎屑沉积。主洼西北缓坡带主要为浅湖— 半深湖环境, 主水流为NW-SE向, 发育2个大型辫状河三角洲沉积体, 呈NW-SE向展布, 长约30^km, 沉积体前端推进至半深湖区, 并发育连片分布的席状砂。(2)东北部(含北部)物源, 主要为番禺隆起提供的陆源碎屑物, 其次为火山灰锥提供的火山碎屑。东北斜坡区主要为浅湖— 深湖环境, 近南北向主水流, 发育中— 小规模扇三角洲沉积体。受白云凹陷东部地区大规模岩浆底侵和断裂活动影响, 东北斜坡区坡度较陡, 并发育突变古地貌。因此, 斜坡下方发育小规模的浊积扇和斜坡水道等重力流沉积。这一时期, 东北斜坡区发育多个大型火山灰锥, 其向临近洼陷提供大量火山碎屑, 使得东北斜坡区沉积砂体的孔隙性普遍较差。(3)西南部物源, 云开隆起供源, 为纯陆源碎屑沉积。西南陡坡带主要为浅湖— 半深湖环境, 主水流为SW-NE向和近东西向, 发育2个中等规模的扇三角洲沉积体, 其向湖推进距离较短。(4)东南部物源, 主要为云荔隆起供源, 陆源碎屑和火山碎屑混合物源。东南陡坡带主要发育半深湖环境, SE-NW向主水流, 沉积体规模很小。这一时期东南斜坡带发育一个大型火山灰锥, 受其影响, 该地区沉积砂体的孔隙性相对较差; 主洼中心为深湖— 超深湖的欠补充沉积环境, 以泥质沉积为主, 具有较好的优质烃源岩发育条件(图 9-b, 9-f)。

WCSQ3: 湖退期白云主洼发育3个物源供应体系: (1)北部(含西北)物源, 番禺隆起供源, 纯陆缘碎屑沉积。三角洲沉积体规模变大, 并向湖盆中心大幅迁移, 因而主洼西北和东北2个不同物源方向的砂体开始叠置连片。该时期主洼北部陆上的辫状河道沉积范围扩大, 指示沉积作用加强。平面上分布3个相互叠置的大型辫状河三角洲沉积体, 三角洲前端推进至半深湖— 深湖区, 并表现出典型的三角洲舌形特征(图 9-c), 指示经湖浪改造形成的半月形席状砂。斜坡区下方的深湖区发育中等规模的湖底扇沉积。(2)西南部物源, 沉积体规模明显变小, 指示物源供给减弱。西南陡坡带主要为浅湖— 深湖环境, 主水流为SW-NE向, 发育小规模的近岸水下扇和扇三角洲沉积, 沉积物局限于控凹断层周缘。(3)东南部物源, 以陆源碎屑物为主。东南陡坡带主要为半深湖— 深湖环境, 于断阶洼陷处发育中等规模的扇三角洲沉积, 呈SE-NW向展布, 斜坡下方的深湖区发育小规模湖底扇(图 9-c)。

WCSQ4: 湖退期白云主洼发育4个物源供应体系: (1)西北部物源, 纯陆源碎屑, 物源方向表现出较明显的北西向, 先前的近南北向不发育。这种物源方向变化指示可能有华南陆源碎屑通过西江— 荔湾海槽进入白云凹陷。这一时期西北斜坡区主要为滨浅湖— 半深湖环境, 平面上分布2个大型辫状河三角洲沉积体, 三角洲前端发育大面积连片分布的席状砂(图 9-d)。(2)东北部物源, 以陆源碎屑为主, 其次为火山碎屑。东北斜坡区主要为浅湖环境, 主水流为NW-SE向, 发育1个大型辫状河三角洲沉积体。该沉积体东北侧火山喷发强烈, 产生大量火山碎屑, 导致该地区沉积砂体的孔隙性相对较差。(3)西南部物源, 纯陆源碎屑沉积, 主要发育于浅湖— 半深湖环境。在断阶带周缘发育2个规模不等的扇三角洲沉积体, 呈SW-NE向展布。其中西侧扇三角洲沉积体分布较局限, 而东侧扇三角洲沉积体规模相对较大(图 9-d)。(4)东南部物源, 主要为陆源碎屑沉积, 其次为火山碎屑。东南陡坡带主要为浅湖— 半深湖环境, 发育2个中等规模的扇三角洲沉积体, 呈NW-SE向展布(图 9-d)。受东部火山喷发物的影响, 沉积砂岩的孔隙性相对较差。

WCSQ5: 湖退期白云主洼发育4个物源供应体系: (1)西北部物源, 主要为滨浅湖— 半深湖沉积环境, 主水流为NW-SE向, 发育3~4个推进距离较远的大型辫状河三角洲沉积体。P33-1井(西北缓坡带西侧)于WCSQ5层段发育大套砂包泥地层(图 1-b, 图 5-a), 为三角洲平原相带的辫状河道沉积, 证实了西北缓坡带发育辫状河三角洲的沉积充填特征。另外, 三角洲朵体前端砂体的舌形特征较为典型(图 9-e), 指示被湖浪改造后的半月形席状砂。(2)东北部物源, 主要为陆缘碎屑, 少量火山碎屑。平面上分布3个中等规模的辫状河三角洲沉积体, 呈近南北向展布, 其中砂体的条形特征比较典型, 指示河口坝和浪成沙坝较发育。(3)西南部物源, 纯陆源碎屑沉积, 主要为浅湖— 半深湖沉积环境, 主水流为SW-NE向, 发育1个大型扇三角洲沉积体, 扇体前端的席状砂比较发育。(4)东南部物源: 主洼东南缘的W4-1井于WCSQ5层段发育厚层泥岩(图 1-b, 5-b), 该泥岩中的古生物样品揭示浮游藻类占绝对优势(主要为盘星藻和球藻), 且所见组合中浮游藻类均为河湖相藻类, 同时无定形有机质含量为中等— 高(图 5-c), 指示主洼东南部主要为浅湖— 半深湖环境(图 1-b)。该时期东南陡坡带主水流为NW-SE向, 局部(B18井区附近)近南北向水流, 主要发育大规模的扇三角洲沉积, 其次为小规模的近岸水下扇沉积, 半深湖区周缘则分布连片的前缘席状砂(图 9-e)。这一时期白云凹陷东部地区火山喷发变弱, 砂体受火山喷发物的影响变小, 具有良好的孔隙性砂岩发育条件。

物源供给与沉积充填格局的变化受控于构造活动的强度(邵东波等, 2019; Zeng et al., 2020)。白云主洼文昌组不同时期的物源供给变化和沉积充填演化与同时期控洼断裂的活动强度、古地貌特征密切相关。通过对白云主洼文昌组开展沉积层序原型结构剖面恢复和有限井控下的沉积体系分析, 认为文昌组沉积时期整个沉积演化过程可大致分为河流、河流— 湖泊、超深湖发生、超深湖早期充填、超深湖充填和浅湖发生6个阶段。

WCSQ1沉积时期为白云主洼初始裂陷期, 湖盆初始形成, 白云主洼沉积环境从河流相变为河流— 湖泊相。层序的下部地层主要为洪积扇、河流相沉积, 上部地层主要为近岸水下扇、扇三角洲及湖相沉积(图 4-a)。这一时期白云主洼以周缘隆起中生代基岩的短程分散物源体系为主, 物源供给强度不大, 沉积物主要充填于边缘断陷(图 9-a)。晚期湖盆整体表现为“ 小盆浅湖” 特征。

WCSQ2下段沉积时期白云主洼南部的控凹断裂活动性逐渐增强并达到最大, 主洼处于强烈裂陷期, 对应于白云主洼超深湖发生阶段。这一时期湖盆迅速扩大加深, 从浅湖迅速地变为深湖和超深湖, 此时湖盆中心古水深约为600 m(图 4-b)。湖盆整体表现为“ 大盆超深湖” 特征。由于沉积物主要堆砌于控凹断层周边(图 4-b), 湖盆中心为欠补偿的饥饿沉积环境, 具有优越的烃源岩发育条件。

WCSQ2上段沉积时期, 白云主洼南缘控凹断裂活动性开始减弱。受此影响, 基底沉降速率减小, 导致湖盆中心古水深开始减小(但仍维持在高水位, 古水深大于500 m), 同时地层堆砌样式从退积为主转为前积为主(图 4-b)。此时湖盆中心仍为欠补偿环境, 发育少量湖底扇沉积。整体看, 这一时期对应超深湖早期充填阶段。白云主洼周缘隆起继续向边缘断陷提供陆缘碎屑, 不过由于古地形高差加大, 沉积物供给强度变大。相对来讲, 西北、西南物源区为纯陆源碎屑, 沉积体推进距离较远, 具有较好的孔隙性砂岩发育条件。而主洼东部地区主要为近源短程沉积, 受临近火山碎屑影响较大, 因而孔隙性砂岩发育条件较差。

WCSQ3沉积时期, 控凹断裂活动性变弱, 基底结束快速沉降。此时湖盆可容空间增长速率开始明显小于沉积物供给速率, 湖盆发生大规模的沉积充填作用, 地层表现出明显的前积特征(图 4), 沉积体规模也明显变大(图 9-c)。受此影响, 湖盆古水深迅速减小, 至WCSQ3沉积晚期, 湖盆中心古水深减至400^m左右, 已由超深湖逐渐演化成深湖— 半深湖(图 4-c)。因此, WCSQ3沉积时期对应于超深湖充填阶段。同时, 湖盆的连通性逐渐增强, 半深湖— 深湖区的分布范围明显扩大, 整体上湖盆表现为“ 广盆深湖” 特征。该时期沉积体向湖推进距离较远(最长距离达42 km), 且发育多种类型的砂体。其中, 主洼北部缓坡带部分三角洲前端砂体表现出典型的舌形或条形特征(图 9-c), 预示水下分流河道砂、河口坝砂及席状砂等经历湖浪充分改造筛选, 理论上这类砂体具有较好的分选性。同时该时期主洼东侧的火山喷发变弱, 火山碎屑影响变小。因此, WCSQ3具有良好的孔隙性砂岩发育条件。

WCSQ4沉积时期, 受物源供给增强(火山活动增强导致火山碎屑增多)影响, 白云主洼在延续先前沉积充填格局的基础上, 沉积充填作用进一步加强。因此, 湖盆古水深进一步减小, 至WCSQ4末期湖盆中心古水深减至约250 m(图 4-d), 此时超深湖区消失, 深湖及半深湖区范围萎缩, 浅湖区范围明显扩大(图 9-d), 湖盆由深湖逐渐演化成半深湖— 浅湖。因此, WCSQ4沉积时期对应于超深湖充填(晚期)阶段。同时, 湖盆面积开始扩大, 连通性继续增强, 湖盆整体表现为“ 广盆深湖” 特征。整体来看, WCSQ4为一个富砂层序, 平面上各沉积体进一步向湖推进(最长距离达46 km)(图 9-d)。不过, 由于主洼东侧火山喷发对临近砂岩的孔隙性产生不利影响, 因此该时期高孔隙砂岩主要发育于主洼西侧地区。

WCSQ5沉积时期, 控凹断层几乎停止活动, 此时沉积中心迁移至湖盆中心(图 4-e)。因而湖盆中心发生强烈的沉积充填作用, 湖盆古水深发生大幅下降, 至WCSQ5末期, 湖盆中心古水深约为80 m(图 4-e), 表明湖盆已由早期的超深湖演变为浅湖。另外, W4-1井文昌组下部地层为砂夹泥沉积, 指示为陆相沉积, 而顶部出现大套(约65 m)泥岩沉积(图 1-b, 图 5-b), 并且该泥岩中的孢粉组合(3210 m处)揭示河湖类浮游藻类占绝对优势, 同时无定形有机质含量为中等— 高(图 5-c), 指示该时期主洼东南缘部分高地(W4-1井附近)已没入水下(图 1-b), 变为浅湖— 半深湖环境。这一现象表明WCSQ5时期湖盆面积开始明显扩大, 主洼高低起伏的地貌被逐渐夷平。因此, WCSQ5沉积时期对应于浅湖发生阶段, 湖盆整体表现为更加明显的“ 广盆浅湖” 特征。另外, 该时期主洼东侧的火山喷发明显减弱, 火山喷出物对砂体孔隙性影响变小。同时, WCSQ5为富砂层序, 各物源区的碎屑物于湖盆中心周缘(半深湖— 深湖)发育前缘席状砂、湖底扇砂等改造砂体(图 9-e)。因此, WCSQ5具有良好的孔隙性砂岩发育条件, 为潜在的优质储集层发育层段。

1)珠江口盆地白云主洼文昌组发育4个“ 源-汇” 体系, 分别为: (1)西北部大型继承性缓坡源-汇体系, 番禺隆起供源, 纯陆源碎屑物源, 以大型辫状河三角洲— 湖泊相沉积为主, 沉积体规模普遍较大; (2)东北斜坡带源-汇体系, 陆源碎屑为主要物源, 火山碎屑为次要物源, 以大— 中型辫状河三角洲— 湖泊相沉积为主; (3)西南轴向陡坡转换带源-汇体系, 云开隆起供源, 纯陆源碎屑物源, 以近岸水下扇、扇三角洲— 湖泊相沉积为主; (4)东南陡坡带源-汇体系, 云荔隆起和临近火山喷发混合供源, 以短程的近岸水下扇、扇三角洲— 湖泊相沉积为主, 沉积体规模相对较小。

2)白云主洼文昌组沉积时期整个沉积演化过程可大致分为河流、河流— 湖泊、超深湖发育、超深湖早期充填、超深湖充填和浅湖6个不同环境依次发育阶段。其中WCSQ1下段对应河流阶段, 上段对应河流— 湖泊相发育阶段, 这一时期白云主洼从河流相变为河流— 湖泊相; WCSQ2下段对应超深湖发育阶段, 上段对应超深湖早期充填阶段, 这一时期湖盆从浅湖迅速变为深湖和超深湖; WCSQ3对应超深湖充填阶段(早), 湖盆逐渐由超深湖演化成深湖— 半深湖; WCSQ4对应超深湖充填阶段(晚), 湖盆逐渐由深湖演化成半深湖— 浅湖; WCSQ5对应浅湖发育阶段。

3)白云主洼文昌组孔隙性砂体发育条件受断裂和火山活动强度、物源类型、沉积体类型及分布部位等因素影响。其中白云主洼西北缓坡带孔隙性砂体发育条件最好, 其次为白云主洼西南陡坡带。相对而言, 白云主洼东侧地区孔隙性砂体发育条件较差, WCSQ3和WCSQ5 2个层序的局部地区具有较好的孔隙性砂体发育条件。

(责任编辑 郑秀娟; 英文审校 龚承林)