南海北部珠江口盆地珠一坳陷西江凹陷与陆丰凹陷差异裂陷过程定量分析

马兵山，漆家福，王俊怀，能 源，于福生，陈玮常，邬光辉，葛家旺

1. 西南石油大学 地球科学与技术学院，成都 610500；2. 中国石油大学（北京） 地球科学学院，北京 102200；3. 中国石油 新疆油田分公司勘探开发研究院，克拉玛依 834000；4. 中国石油大学（北京） 克拉玛依校区石油学院，克拉玛依 834000；5. 集宁师范学院 地理科学学院，乌兰察布 013658

南海在新生代受欧亚板块、印度板块和太平洋板块等相互作用发生破裂，在其周缘形成了一系列不同走向、不同性质的盆地（解习农等，2015；雷超等，2015；张功成等，2015；张功成等，2016），其北部陆缘发育一系列NE-SW走向的伸展型盆地群（朱伟林等，2008；梁建设等，2013），自东向西包括台西盆地、台西南盆地、珠江口盆地、琼东南盆地等（图1a）。该盆地群具有丰富的油气资源潜力，丰富的勘探资料为认识盆地结构及演化、陆缘结构及性质以及南海的构造演化提供了重要的研究基础。研究证实南海北部陆缘盆地的破裂不整合具有穿时的特征（梁建设等，2013；Morley, 2016；Wang et al., 2019），琼东南盆地破裂不整合时代约23 Ma（Xie et al., 2006；Lei et al., 2011），而关于珠江口盆地，一些学者认为其破裂不整合时限约32 Ma（龚再升，1997；戴一丁和庞雄，1998；刘铁树和何仕斌，2001），与南海初始扩张时间匹配，也有些学者认为珠二坳陷的不整合时限约25～23 Ma（Clift and Lin, 2001；张功成，2010；能源等，2013）。穿时的破裂不整合体现了珠江口盆地裂陷演化的时空差异性。

图1 (a)南海北部陆缘珠江口盆地位置及构造单元划分；（b）珠江口盆地西江凹陷构造略图 (位置见图1a，据漆家福等，2019修改)（c）珠江口盆地陆丰凹陷构造略图 (位置见图1a，据Yu et al., 2016修改)Fig. 1 (a) The location and structural units of the Pearl River Mouth Basin in the northern margin of the South China Sea; (b) Sketch structural map of the Xijiang Sag, Pearl River Mouth Basin; (c) Sketch structural map of the Lufeng Sag, Pearl River Mouth Basin

珠江口盆地作为南海北部陆缘盆地群中重要的盆地之一，一直以来都是油气勘探的重点区域。近十年来，陆架浅水区三维地震资料的大量采集及钻井取心分析、白云—荔湾凹陷等深水区三维地震资料的采集以及国际大洋发现计划（IODP）在南海的钻探取样，极大丰富了南海区域特别是南海北部陆缘盆地区的地震—地质资料，使得南海演化历史、陆缘属性及时空演变规律等研究领域不断取得重大突破（Yang et al., 2018; Zhao et al., 2018; Sun et al., 2019;Ye et al., 2018b; Wang et al., 2019; Xie et al., 2019; Ding et al., 2020），特别是位于细颈化带至外缘带的深水区大型拆离断层体系的刻画研究更推进了南海陆缘破裂演化研究进程（Yang et al., 2018; Zhou et al., 2018;Sun et al., 2019; Ding et al., 2020）。

珠一坳陷为珠江口盆地北部的二级构造单元，是重要的含油气盆地区，详细的勘探资料为研究其内部主要次级负向构造单元的盆地结构、断裂系统、断裂活动性和构造演化等提供了重要的资料支撑（彭光荣等，2013；钟志洪等，2014；丁亮等，2015；吴智平等，2015；Yu et al., 2016；胡阳等，2016；Chen et al., 2018；Ye et al., 2018a；Ma et al.,2020；Ge et al., 2020）。珠一坳陷位于南海北部陆缘近端带内，以上地壳脆性变形形成的典型地堑—半地堑组合为主要盆地结构特征，经历了至少两幕异向伸展的裂陷作用（钟志洪等，2014；吴智平等，2015；胡阳等，2016）。前人对珠一坳陷的研究区域上主要集中各个次级构造单元内，内容上主要以盆地结构转变与叠合和多幕断裂演化等为主（吴智平等，2015；胡阳等，2016；葛家旺等，2018；刘海伦等，2018；葛家旺等，2019；Ge et al., 2020；Ma et al., 2020），对珠一坳陷裂陷阶段构造演化及差异性缺乏更细致的分层讨论，且缺少定量数据的约束，多数忽视了近端带盆地演化对陆缘构造演化的响应。本文选取珠一坳陷内东、西部构造差异明显的西江凹陷和陆丰凹陷（图1）为研究对象，基于地震资料解释成果，分析两个凹陷两幕裂陷（共四个亚幕）的构造几何学、运动学特征，总结其时空演化差异并探讨对区域构造演化的启示。

1 区域地质概况

珠江口盆地位于南海北部大陆边缘，是呈NE-SW走向的伸展型盆地，具有南北分带、东西分区的构造格架（龚再升，1997；图1a）。自北向南，盆地依次划分为北部断阶带、北部坳陷带（包括珠一和珠三坳陷）、中央隆起带（包括神狐隆起、番禺低隆起和东沙隆起）、南部坳陷带（珠二坳陷和潮汕坳陷）以及南部隆起带（图1a）。珠江口盆地是在中生代岩浆岩、沉积岩或前中生代变质岩基底之上发育的新生代沉积盆地（鲁宝亮等，2011；孙晓猛等，2014）。地震资料及钻井资料证实，盆地古近纪充填层序自下而上可以划分为神狐组、文昌组、恩平组、珠海组等，新近系包括珠江组、韩江组、粤海组和万山组等（图2）。由于研究区不发育神狐组，文昌组和恩平组是本文研究的重要岩石地层单元，二者均被划分为上、下两个亚段。

珠江口盆地在新生代主要经历5幕重要的构造运动：神狐运动、珠琼运动一幕、珠琼运动二幕、南海运动和东沙运动（陈长民，2003；图2）。在珠江口盆地，前三幕构造运动分别诱导产生了三幕裂陷，而在本区主要发育两幕裂陷，分别沉积了文昌组和恩平组（图2）。从文昌组至恩平组沉积期，盆地的伸展方向经历了自NW-SE向向N-S向的转变（闫义等，2005；Cullen et al., 2010；李三忠等，2012a；钟志洪等，2014；吴智平等，2015；胡阳等，2016）。南海运动是南海海底扩张在陆缘的响应，北部陆缘盆地的演化自此进入陆间裂谷—被动大陆边缘阶段，盆地沉降机制受热沉降作用的影响（图2）。

图2 珠江口盆地新生代地层发育及区域构造演化（据Han et al., 2016；叶青等，2017修改）Fig. 2 Stratigraphy and regional tectonic evolution of the Cenozoic Pearl River Mouth Basin

在南海北部大陆边缘，不同的裂陷盆地其破裂不整合时限存在争议，总体来说具有自东北向西南变新的趋势（Franke, 2013；Morley, 2016；Wang et al., 2019）。珠江口盆地的裂陷演化也表现出时空差异性，珠江口盆地东部的不整合时限约为32Ma，对应于南海扩张的磁异常数据，西部的不整合时限约为23 Ma，与西南部邻接珠江口盆地的琼东南盆地一致（Xie et al., 2006；Lei et al., 2011），与南海洋脊向南跃迁的时间匹配。也有学者认为在珠江口盆地破裂不整合具有自陆向海变新的趋势（梁建设等，2013）。

珠一坳陷位于珠江口盆地的东北部，自西向东依次发育恩平、西江、惠州、陆丰和韩江凹陷（图1a）。珠一坳陷南北分别被北部断阶带和中央隆起带围限，总体呈NE向展布，内部被一系列NW向、NWW向低凸起分隔成多个相对独立的凹陷，构成隆凹相间的构造格局。珠一坳陷具有明显的东西分区特征（胡阳等，2016），西部的恩平凹陷和西江凹陷发育NE向、NNE向和近E-W向控洼断裂，发育NE向低角度主干断层是其独特构造特征（Ye et al., 2018; Ma et al., 2020），而东部的惠州、陆丰凹陷等主要发育近E-W向和NWW向控洼断裂，二者差异可能受控于基底差异及应力场变化（刘海伦等，2018）。

2 数据与研究方法

本文数据主要基于二维及三维地震数据，所采用的时间域及深度域剖面均来自于中海油深圳分公司，其中西江凹陷和陆丰凹陷的三维工区面积分别约2250 m2和6500 m2。水平伸展量（horizontal displacement）和拆离深度（depth to detachment or detachment depth）两个主要参数被选取用于定量分析。本文选取近垂直于构造走向的深度域剖面（每个工区展示一条地质剖面，见平衡剖面）进行平衡剖面恢复，根据面积守恒原则，结合岩石地层单元划分界限，对剖面进行关键历史时刻的地层变形恢复，进而计算各个时期的盆地伸展量。根据恢复的平衡剖面，盆地在某个时期的水平伸展量（D）可以被定义为伸展后的层长（L1）与未变形的层长（L0）之差：D=L1-L0（漆家福等，1994；董敏等，2013）。

地堑和半地堑是组成伸展断陷盆地的基本构造单元。多数断陷盆地在一定深度存在一条区域性拆离断层或滑脱层，并因为拆离断层的伸展位移，导致上覆地壳层形成伸展断陷盆地（Gibbs, 1983；Williams and Vann, 1987；漆家福等，2002）。自20世纪80年代开始，很多学者提出不同的伸展模型来约束拆离断层的深部形态并计算其拆离深度，进而研究盆地的几何学或指导解释不清晰的深部地震反射（Gibbs, 1983；Williams and Vann,1987；Groshong, 1989；Schönborn, 1999；漆家福等，2002；漆家福等，2006）。早期的一些模型包括恒定位移（constant-displacement）、恒定层长（constant-bed-length）、滑线（slip-line）等（Dula Jr,1991）。以上的计算方法均受限于建立的模型，而Groshong（1994）提出一种不依赖模型的“面积缺失（lost-area）”方法来计算拆离深度，认为在面积平衡的剖面中，拆离深度（depth to detachment）、位移（displacement）和应变（strain）具有内在联系但不受模型差异的限制（图3）。一般认为拆离深度（H）、位移面积（S）及位移（D）之间具有以下一般关系：S=D*H（Chamberlin, 1910；图3）。因此，在平衡剖面中，某时期的盆地拆离深度Hi可以认为是盆地在该期的位移面积Si除以该时期的伸展量Di，即Hi=Si/Di。

图3 拆离深度等伸展参数计算示意图Fig. 3 Sketch illustrating how to calculate depth-to-detachment and other parameters

该方法可能更适用于复杂的自然裂陷盆地，且已被应用于地堑和半地堑构造中（Groshong, 1994；漆家福等，2006）。该方法要求：（1）裂陷盆地不存在剥蚀作用或存在可忽略的剥蚀作用；（2）盆地机制为正断层主导的脆性伸展，不适用于韧性变形或热沉降作用下的断拗或拗断盆地。对于多幕裂陷盆地，结合盆地结构特征和断裂相关组合特征，计算不同区域、不同时期的拆离深度可以为分析盆地变形行为、建立适合盆地的动力学模型提供定量数据支撑。

3 盆地结构特征

研究区裂陷构造层（文昌组和恩平组）的盆地结构受控于不同样式的断裂系统，同时经历了两期异向的裂陷作用，盆地结构具有明显的时空差异性。研究区裂陷构造层可以进一步细分，文昌组自下而上划分为文下段（E2wX）和文上段（E2wS），恩平组自下而上划分为恩下段（E2eX）和恩上段（E2eS）。

3.1 西江凹陷

西江凹陷古近系断陷充填在南北两侧分别受限于北部断阶带（北部隆起）和东沙隆起，东西分别受限于西江—恩平凸起和西江—惠州凸起（图1b）。西江凹陷在古近纪裂陷时期是一个四周被隆起或凸起围限的相对独立的一个构造—沉积单元（图1b），根据其内部的盆地结构可将其进一步划分为西江主洼、番禺4洼和西江36洼和中央低凸起等4个次级构造单元，3个古近纪断陷被中央低凸起分隔成相对独立的半地堑次洼（图1b）。总体看来，西江凹陷为受相向倾斜的主边界断层控制的地堑，西江主洼为NE走向、SE倾向主边界断层控制的北断南超半地堑，而番禺4洼则为NNE走向、NWW倾向控制的南断北超半地堑（图1b）。受控于主边界断层的走向，西江凹陷的盆地走向为NE向，盆地内部主要发育NE向、近E-W向、NWW向和NW向多组次级断层（图1b）。本文主要利用地震资料比较充实的西江主洼和番禺4洼来研究西江凹陷的结构特征。

三条典型地震剖面（Lx1-3，图4）反映了西江主洼的盆地结构样式、断裂发育样式及盆地充填特征。整体看来，西江主洼为受NE向边界断层（Fx1）控制的半地堑，新生代盆地充填具有典型的“断陷+拗陷”双层结构特征，断陷充填主要为文昌组和恩平组（图4），拗陷构造层包括珠海组及以上地层，呈板状形态叠置在断陷充填之上。盆地结构沿盆地轴向具有明显差异。西江主洼南部表现为受多条断层控制的复式半地堑，铲式断层（Fx1）上盘发育两条反向倾斜断层（Fx3和Fx4）控制的地垒凸起（图4a）。充填在铲式边界断层及反向倾斜的主干断层控制的地堑断陷内的文昌组和恩平组厚度较为均匀，向SE斜坡方向略微减薄（图4a）。西江主洼北部主要表现为北断南超的半地堑，沉积层序被不同样式的次级断层切割（图4b）。文昌组向主边界断层楔状增厚，地层横向厚度变化大，向中央低凸起减薄尖灭；恩平组沉积范围进一步扩大，自斜坡向盆地中心地层厚度逐渐增厚，内部地震层序反射轴具有近水平、弱连续特征，靠近断层Fx1和Fx2的部位地层具有楔状增厚的特征（图4）。自下而上，盆地沉积范围逐渐扩大，盆地结构由NE向边界断层（Fx1）控制的自SE向NW快速增厚的楔形形态逐渐向由NE向边界断层（Fx1）和近E-W向主干断层（Fx2）控制的自SE向NW缓慢增厚的楔形形态转变。文下段、文上段和恩下段均发育在控洼断层的上盘，盆地沉降中心一直靠近边界断层发育，而恩上段则漫过控洼断层向北部隆起超覆（图4）。

图4 西江凹陷西江主洼主干地震剖面（剖面位置见图1b，据Ma et al., 2020修改）Fig. 4 Seismic profiles across the Xijiang Sub-Sag, Xijiang Sag

番禺4洼与西江主洼的盆地结构截然不同。番禺4洼具有断陷的一般特征，巨厚的文昌组和薄而广的恩平组沉积呈楔状充填在边界断层的上盘，恩平组虽然漫出断陷范围，但有些主干断层对其仍具有明显的控制作用（图5）。文昌组楔形层序主要受NNE向断层（Fp1）控制，而一些主干断层控制恩平组在其上盘形成局部楔形形态（图5）。自下而上，文昌组主要局限在边界断层（Fp1）或主干断层的上盘，恩平组广泛发育在盆地之中，但地层厚度具有自SE向NW增厚的特征，边界断层（Fp1）不再控制着恩平组的发育（图5）。该区文昌组发育较厚，可划分为上、下两段，而恩平组发育较薄，本文并未将其进一步划分。文下段向北倾边界断层（Fp1）楔状增厚，而文上段具有向边界断层（Fp1）和北部南倾次级断层两端增厚的特征，沉降中心具有向北迁移的特征，北部的剖面显示靠近断层部位地层发育较薄，根据地层断层挠曲形态，推测其在文昌组沉积后可能遭受剥蚀（图5a）。

在西江主洼，主边界断层（Fx1）和主干断层（Fx2-4）控制着文昌组和恩平组的展布，并向上尖灭在新近系中；而发育在洼漕中的次级断层向下植根于文昌组中，向上消失在恩平组或珠海组中（图4）。与西江主洼不同，番禺4洼边界断层（Fp1）和控洼主干断层植根于基底中，向上尖灭在珠海组或恩平组中，而洼漕中的多数次级断层向上延伸并最终消失在文上段中（图5）。

图5 西江凹陷番禺4洼主干地质剖面（剖面位置见图1b，据漆家福等，2019修改）Fig. 5 Geological profiles across the Panyu 4 Sub-sag, Xijiang Sag

3.2 陆丰凹陷

陆丰凹陷南北分别被北部断阶带和东沙隆起限制，东西分别通过海丰凸起和惠陆低凸起过渡到韩江凹陷和惠州凹陷（图1a，c）。陆丰凹陷具有“两洼夹一隆”的构造格局，包括北部洼陷、南部洼陷及中央凸起等三个次级构造单元（图1c）。受控于6条主干断层（Fl1-6），陆丰凹陷一共发育6个沉降中心，自北向南分别为HZ5、HZ11、LF7、LF13W、LF13E和LF15（图1c）。与西江凹陷相比，陆丰凹陷具有与之不同的构造特征（图1b，c;图4-6）：（1）西江凹陷的次洼走向呈NE向或NNE向，而陆丰凹陷的次洼走向多为NEE向或近E-W向；（2）西江凹陷为NE向或NNE向主控断层控制的半地堑凹陷，而陆丰凹陷则为NWW向、NEE向和近E-W向多条主干断层控制的复式地堑—半地堑组合。

从地震剖面上看，陆丰凹陷的地层结构也具有“下断上拗”的双层结构特征，断陷充填以文昌组和恩平组为主，珠海组及以上地层为拗陷构造层覆盖其上（图6）。陆丰凹陷地层结构在南北区域以及垂向上都存在差异。在北部洼陷，文昌组呈近平行状（图6b）或略呈楔形（图6a）局限发育于断层上盘，地层厚度较薄，其中文下段局限分布在主干断层控制的上盘半地堑或地堑内（图6a-c），文上段沉积范围进一步扩大但厚度中心基本继承早期的构造位置；恩平组整体表现为受主干断层控制的楔形形态（图6a，b），局部层序也具有近平行的特征（图6c），其中恩下段向主干断层楔形增厚，但与文昌组相比，恩下段的厚度中心具有自南向北迁移的特征（图6a，b）。南部洼陷文昌组受边界断层控制呈楔形结构，厚度较薄的恩平组覆盖其上。文昌组厚度中心紧邻边界断层，恩平组厚度中心则向洼漕中心迁移。文下段、文上段和恩下段均受主干断层（Fl3、Fl5、Fl6）的控制而呈楔形形态，文下段发育较厚且沉积范围较大，文上段厚度减薄且沉积范围减小，恩下段沉积范围较文下段略有增大，恩上段地层层序呈近板形叠覆在恩下段、文昌组甚至基底之上。

陆丰凹陷发育多条主干断层和众多次级断层，多数主干断层向下切割基底、向上切入新近系中，而南北洼陷次级断层样式也有差异。在南部洼陷，一些早期的次级断层向上终止在T70界面（图6a，b）或T60界面（图6c）之下。在北部洼陷，洼漕内发育众多的次级断层，在穿过北部沉降中心HZ5和HZ11的剖面上，次级断层多向上终止在T60界面（图6a）之下，但在穿过洼漕边缘的剖面上，次级断层多向上终止在T70界面之下（图6b，c）。

图6 陆丰凹陷主干地震剖面（剖面位置见图1c，据Yu et al., 2016修改）Fig. 6 Seismic profiles across the Lufeng Sag

4 盆地伸展特征

盆地经历多幕裂陷阶段，计算分析各个时期的盆地伸展量、拆离深度等参数可以定量约束盆地的伸展变化，反映盆地时空演化差异性。本文在西江凹陷和陆丰凹陷均选取4条深度域剖面进行平衡剖面恢复，计算盆地各个时期的伸展相关参数，比较分析其差异性及其影响因素。

4.1 西江凹陷

跨西江主洼的四条深度域剖面被选取来计算伸展量和拆离深度等参数（图7, 8; 表1）。四条剖面的长度在15～25 km之间。计算的伸展量具有如下特征（表1; 图8a）：（1）西江主洼在四个裂陷亚幕强烈伸展，在珠海组沉积期伸展量显著减小，但仍具有一定的伸展量，在盆地进入新近纪后伸展量急剧缩小；（2）测线Lx1、Lx2和Lx4反映的伸展量变化特征接近，伸展量自文下段沉积期（伸展量约为1.63～2.80 km）到文上段沉积期（1.17～1.70 km）、恩下段沉积期（0.23～0.87 km）持续递减，在恩上段沉积期（0.40～0.88 km）略有增长或与恩下段沉积期大致等量，在珠海组沉积期（0.06～0.29 km）直至新近纪伸展量快速减小；（3）测线Lx5位于西江主洼北部，其伸展量演变特征与前三条测线不同，其伸展量在文下段沉积期（1.74 km）较小，在文上段沉积期（1.93 km）增大，而向恩下段（0.99 km）、恩上段（0.61 km）和珠海组沉积期（0.37 km）急剧递减；（4）伸展量主要集中在裂陷阶段的四个亚幕中，而在珠海组沉积期后，伸展量急剧减薄，伸展作用微弱，地层特征符合剖面所示的拗陷结构。

图7 西江凹陷Lx2测线构造演化剖面（剖面位置见图1b）Fig. 7 Serial sections showing tectonic evolution based on the profile Lx2 of the Xijiang Sag

西江主洼为NE向铲式边界断层控制的半地堑断陷，地震反射轴反映边界断层自上而下倾角逐渐减小直至接近水平（图4）。测线Lx2显示接近水平的铲式断层（Fx1）可能在6 km左右深度拆离（图7），但主干断层（Fx2）切穿铲式断层（Fx1）的断层切割关系暗示着由边界断层（Fx1）在早期沿断层面拆离在较浅位置，在后期则主干断层（Fx2）向下切割（Fx1）并使得拆离面发育在比近水平Fx1断层面更深的位置（图7）。西江凹陷拆离深度具有如下特征（表1; 图8b）：（1）自文下段到文上段沉积期，拆离深度从1.30～2.10 km轻微增长至2.28～3.51 km；（2）自文上段至恩下段沉积期，拆离深度显著增大至4.30～18.01 km；（3）自恩下段至恩上段沉积期，不同测线计算的拆离深度表现出或增大或减小或保持稳定的规律；（4）在珠海组沉积期，计算的拆离深度远大于北部陆缘的地壳厚度（华南陆缘地壳厚度约为30 km，据徐辉龙等，2006；姚伯初和万玲，2006；Chen, 2014），意味着计算拆离深度的方法不再适用，盆地构造变形不再为由断层拆离而形成的上盘脆性伸展变形，盆地沉降可能受控于若干断层的微弱活动和海底扩张造成的陆缘热沉降作用。自文下段到恩上段沉积期，拆离深度显著增大，暗示着由拆离断层控制的构造变形系统发生了转变，也即拆离断层系统可能发生了转变。

图8 西江凹陷不同时期伸展量及拆离深度变化折线图（剖面位置见图1b）Fig. 8 Line chart showing the variations of the horizontal displacement and depth-to-detachment during different rifting phases in the Xijiang Sag

表1 西江凹陷主干剖面伸展相关参数表(剖面位置见图1b)Table 1 Extension-related parameters calculated from major profiles of the Xijiang Sag

4.2 陆丰凹陷

四条过陆丰凹陷的深度域剖面被用于计算伸展量和拆离深度等参数（图9, 10; 表2）。陆丰凹陷的伸展量具有如下特征（表2; 图10a）：（1）在文下段、文上段、恩下段和恩上段沉积期，陆丰凹陷的伸展量较大，在珠海组沉积期及之后，盆地的伸展量急剧减小；（2）从文下段至文上段沉积期以及从恩下段至恩上段沉积期，伸展量均显著减小；（3）过北部洼陷沉降中心的两条测线（Lf5和Lf6）显示从文上段至恩下段沉积期盆地伸展量显著增大，而过北部洼陷边缘及仅过南部洼陷的测线（Lf7和Lf8）显示该时期盆地伸展量持续减弱。

图9 陆丰凹陷Ll6测线构造演化剖面（剖面位置见图1c）Fig. 9 Serial sections showing tectonic evolution based on the profile Ll6 of the Lufeng Sag

陆丰凹陷为多条主干断层控制的复式地堑—半地堑断陷，与西江主洼相比缺乏铲式边界断层。通过陆丰凹陷主要测线计算的拆离深度具有如下特征（表2; 图10b）：（1）陆丰凹陷的拆离深度具有自早到晚逐渐加深的特征；（2）拆离深度在文下段（2.61～6.11 km）、文上段（4.22～6.17 km）和恩下段沉积期（4.43～14.37 km）缓慢加深，但在恩上段沉积期急剧增大，计算的拆离深度约26.85～57.4 km，多条测线测量的拆离深度大于地壳厚度，暗示着在恩上段沉积期盆地沉降可能不仅受控于断层活动，还受控于其他沉降因素，如热沉降作用；（3）在恩上段沉积期跳跃增大的拆离深度代表盆地类型或伸展构造变形模式在该期发生改变；（4）与西江主洼相似，在珠海组沉积期，陆丰凹陷的拆离深度值远大于地壳厚度值，代表着拆离深度计算方法不再适用，盆地构造变形不再为由拆离断层（面）活动而产生的脆性伸展变形，这与南海裂解具有时间上的匹配关系。

图10 陆丰凹陷不同时期伸展量及拆离深度变化折线图（剖面位置见图6）Fig. 10 Line chart showing the variations of the horizontal displacement and depth-to-detachment during different rifting phases in the Lufeng Sag

表2 陆丰凹陷主干剖面伸展相关参数表（剖面位置见图1c）Table 2 Extension-related parameters calculated from major profiles of the Lufeng Sag

5 盆地差异构造演化及控制因素

南海北部陆缘盆地是在前新生代褶皱基底上发生裂陷作用形成的（孙晓猛等，2014），在新生代经历多幕伸展方向不同的陆内裂陷阶段及随后的被动大陆边缘演化阶段（李三忠等，2012a；钟志洪等，2014；朱伟林等，2015；张功成等，2016）。同一地区不同时期盆地构造变形特征存在差异，不同区域其构造演化特征也存在差异。本文在分析珠江口盆地西江凹陷和陆丰凹陷构造几何学和伸展定量参数的基础上，揭示其差异构造演化特征，并探讨其与区域构造演化的联系。

5.1 研究区差异构造演化

研究区位于南海北部陆缘近端带，沉积地层和构造变形样式保存完整，记录了陆缘自裂陷盆地向被动陆缘演化的构造—沉积过程。珠江口盆地北部珠一坳陷通常被认为在古近纪开始裂陷，至渐新世（30～34 Ma）南海海底扩张在北部陆缘形成破裂不整合而结束裂陷并进入裂后拗陷阶段。依据盆地结构特征、盆地伸展量和拆离深度等定量参数，结合区域构造演化特征，可将构造演化划分为前新生代裂前阶段、裂陷阶段和裂后拗陷阶段，其中裂陷阶段包括文昌组和恩平组沉积期两幕裂陷，且每幕裂陷均可再细分为早期、晚期两个亚幕（图7，9），不同时期、不同区域构造变形特征存在差异。

5.1.1 前新生代裂前阶段

南海北部陆缘和南部（礼乐地块）在中生代经历了洋—陆俯冲、陆陆碰撞和晚中生代造山带的坍塌等演化阶段（赵美松等，2012；侯方辉等，2015），发育NE向逆冲断层和NW向剪切断层（鲁宝亮等，2011）。西江凹陷和陆丰凹陷的地震资料显示前新生代基底存在多组地震反射同相轴（图4,6），可能为前新生代先存断裂反射。西江凹陷的铲式边界断层和陆丰凹陷的多条主干断层均可能为中生代逆冲断层在新生代重新激活而形成。前人通过地震资料对珠一坳陷前新生代断裂系统解释证实了西江凹陷和陆丰凹陷断裂系统的差异，也即前者主要发育NE向基底断层，而后者发育NWW向、近E-W向和NEE向等多组基底断层（Ye et al., 2018a）。西江凹陷和陆丰凹陷的先存断裂几何学（走向倾向等空间几何形态）及断层发育密度是二者在新生代呈现出不同的盆地结构样式的深部决定因素。

5.1.2 裂陷一幕

在古新世—始新世，珠江口盆地在中生代构造变形影响的非均质地壳构造背景上逐渐开始局部裂陷。西江凹陷和陆丰凹陷缺乏神狐组地层充填，在此文昌组被认为是研究区初始裂陷的产物。在第一幕裂陷早期（文下段沉积期），在西江主洼，受控于发育较浅的先存低角度铲式边界断层（Fx1），该期拆离深度较浅，约为1.30～2.10 km，盆地在拆离断层面上发生强烈脆性伸展变形而表现为半地堑构造样式（图7b）。在陆丰凹陷，多组不同走向的先存基底断层激活并控制盆地结构，多条断层在地壳浅部发生强烈脆性伸展构造变形，仅部分强烈活动的主干断层控制地层发生旋转，盆地整体表现为半地堑—地堑构造样式（图9b）。陆丰凹陷在该期的拆离深度（2.61～6.11 km）略大于西江凹陷（图11）。

图11 西江—陆丰凹陷不同时期拆离深度变化及其对比Fig. 11 Variation and comparison of depth-to-detachment in different rifting phases of the Xijiang and Lufeng Sags

在第一幕裂陷晚期（文上段沉积期），两个凹陷基本继承了早期的构造格局，沉积充填主要存在于早期的主干断层上盘，发育在主干断层上盘的一些次级断层逐渐消失（图7c，图9c）。两个凹陷的伸展量减小，拆离深度略有增加。两个凹陷的构造特征在南北洼陷均表现出不同的构造特征。陆丰北部洼陷和西江主洼的沉积范围继续扩大并向斜坡超覆；而陆丰南部洼陷和番禺4洼虽发育在早期的断陷中但其沉积范围略有缩小，在其南部可能遭受剥蚀，地震反射轴呈现被削截的特征（图5，6）。

5.1.3 裂陷二幕

珠琼二幕运动在研究区形成了区域性平行—角度不整合界面（T70界面），并诱导第二幕裂陷的发生。区域板块构造背景的转变可能导致了盆地伸展方向由NW-SE方向转变为近N-S向，直接造成与第一幕截然不同的第二幕裂陷构造变形。在第二幕早期（恩下段沉积期），盆地沉积范围继承了早期的规模并继续扩大，断层强烈活动，盆地强烈伸展，拆离深度继续增加，盆地发生强烈脆性变形，仍表现为半地堑—地堑断陷结构。盆地沉降中心总体上具有向北迁移的特征。在陆丰凹陷，北部洼陷沉积范围较大，沉降较厚，南部洼陷沉降范围较小，且沉积充填漫过边界断层（Fl3）向其下盘凸起超覆（图9d）。在西江凹陷，西江主洼的沉积范围进一步扩大并向中央低凸起超覆（图7d），而番禺4洼中恩平组向中央低凸起增厚，沉积充填基本不受早期南部铲式边界断层（Fp1）的控制（图5）。该期陆丰凹陷和西江凹陷也展现出不同的构造变形特征。其一、在西江凹陷，早期的低角度铲式边界断层不再满足盆地伸展变形的运动学要求，拆离深度突然增大，其上盘发育的近E-W向断层（Fx2）在新伸展方向作用下强烈活动并与早期的NE向边界断层（Fx1）共同控制着盆地结构（图7d）；在陆丰凹陷，NEE向、NWW向和近E-W向多组主干断层在新的伸展背景下易于激活发生斜向或正向伸展变形，继续控制盆地结构（图9d）。其二、在西江凹陷，盆地伸展量减小，伸展作用持续减弱；而过陆丰凹陷北部洼陷沉降中心的两条测线显示伸展量较早期增大（表1, 2）。

在第二幕晚期（恩上段沉积期），研究区基本继承早期构造格局，沉积范围向中央隆起及主干断层下盘斜坡超覆，盆地伸展量进一步缩小，地层表现为平行—亚平行结构，断层面及两盘并没有明显的旋转（图7e，9e）。盆地构造变形仍具有向北部迁移集中的特征。与北部相比，陆丰南部洼陷和番禺4洼的恩平组沉积较薄且断层多提前终止在T70界面之下。

陆丰凹陷和西江凹陷在第二幕晚期表现出明显差异的盆地结构、伸展特征及拆离深度变化特征。其一、西江凹陷在早期和晚期盆地伸展量变化较小，而陆丰凹陷的伸展量则急剧减小。其二、恩上段在西江凹陷仍呈楔形形态向中央凸起超覆（图7e），而在陆丰凹陷则更接近于板形形态（图9e），不再仅受断层伸展而沉降，该期地层沉积更类似于受热沉降作用而形成。其三、西江凹陷在该期的拆离深度与早期的相近，而陆丰凹陷多数测线显示该期的拆离深度急剧增大且远大于地壳厚度（图11），该异常变化及异常数据暗示着盆地的变形行为发生改变，盆地不再为拆离面上由断层活动主导的脆性伸展变形，热沉降作用可能影响着盆地沉降。

5.1.4 拗陷阶段

珠海组为伴随南海扩张而沉积的初始裂后地层，该层层序为近平行—平行结构，呈毯状广泛覆盖盆地内部的断陷和基底凸起，各构造单元发育的地层厚度差异不大，盆地表现为断拗、拗断或拗陷的结构特征。在研究区南部（番禺4洼和南部洼陷）次级断层基本终止，而北部（北部洼陷和西江主洼）仍发育一些活动性断层。该时期的伸展量急剧减小，盆地构造变形不再为断层主导的脆性伸展构造变形，拆离深度不再具有意义。该时期陆丰凹陷和西江凹陷的构造变形特征仍存在一定差异。西江凹陷在珠海组沉积期仍具有一定的伸展量（表1），而陆丰凹陷的伸展量则极小（表2）。多数次级断层终止在T60界面之下，而界面之上的珠江组及其上地层厚度更加均匀，断裂活动较少，且以高角度盖层断层为主，具有裂后拗陷的结构特征。

5.1.5 研究区差异时空演化规律

总体来说，研究区在新生代经历了始新世—早渐新世裂陷阶段和晚渐新世—第四纪的裂后拗陷阶段。盆地在裂陷阶段以拆离面上断层主导的脆性伸展变形为主，在裂后阶段受热沉降作用影响而呈拗断或拗陷结构。盆地构造变形总体上具有变形强度自南向北增强、由早到晚逐渐减弱、变形范围自地壳浅层向深层延伸、裂陷时限自东（陆丰凹陷）向西（西江凹陷）逐渐变新的特征。施和生等（2020）提出发生在早、晚文昌期之间的惠州运动来解释裂陷作用的向北迁移，并认为该期构造转变应与区域板块构造背景变化具有时间上的匹配关系，也可能与岩石圈由初始张裂到快速减薄的转变诱发下地壳底部熔岩垫的形成进而导致南部发生基底隆升作用有关。研究区的裂陷作用的向北迁移可能受到以上因素的持续作用。

陆丰凹陷和西江凹陷的构造演化具有时空差异。其一, 基底先存断裂和地壳结构是二者在新生代具有不同构造变形特征并表现为不同盆地结构的基本控制因素。其二, 西江主洼在恩上段沉积之后结束裂陷，但在珠海组沉积期仍具有一定的伸展量；陆丰凹陷在恩上段沉积期具有平行—近平行的层序结构、较少的断层规模、极小的伸展量和激增的异常拆离深度（图11），暗示着陆丰凹陷可能在恩上段沉积期结束裂陷作用，或受热沉降作用的综合影响。珠一坳陷通常被认为在约32 Ma结束裂陷作用，也即T70界面常被作为破裂不整合界面。而最近的研究证实在被动大陆边缘的裂陷盆地中，破裂不整合仅在较小的区域尺度上一致，不同区域盆地构造变形、断裂演变、不整合特征和地层结构等存在一定的时空差异特征（Wang et al., 2019；Xie et al.,2019），不同区域的破裂不整合往往是穿时的（任建业等，2015）。

5.2 裂陷时限及其迁移规律对北部大陆边缘演化的启示

近年来，关于被动大陆边缘演化的认识经历了重大变革。越来越多的大洋钻探资料以及深水区高质量深地震资料为认识陆缘演化提供了重要的资料支撑。总体来说，陆缘裂陷盆地的裂陷构造变形具有自陆向海、沿海底扩张轴向逐渐迁移的构造演化规律。近年来，南海北部陆缘也被类比于其他被动大陆边缘并被自陆向海划分出近端带、细颈化带、远端带和外缘带等若干构造单元来讨论它们之间的地层结构、不整合发育和构造变形差异（Yang et al., 2018；Xie et al., 2019）。珠一坳陷位于北部陆缘近端带内，通常被认为在～32 Ma结束裂陷，位于或靠近细颈化带的深水区盆地（白云凹陷等）被认为在～23 Ma结束裂陷。本文研究表明的裂陷时限自东向西逐渐变新以及陆丰凹陷可能早于破裂不整合时限结束裂陷的观点均可能与南海海盆的复杂构造演化有关。

关于南海海盆的演化存在争议。根据南海海盆发育的磁异常条带将南海划分为西北次海盆、中央（东部次）海盆和西南次海盆，也有些学者提出了更早的东北次海盆。但由于磁异常源模式的不同和磁异常条带对比的多解性，南海各次海盆的形成时间并未形成统一的认识，南海海盆的演化阶段和扩张方向也都存在争议，但总体上南海海盆的扩张阶段还是有规律可循的，不同的学者将其划分为两期或三期不同方向的扩张阶段（Briais et al., 1993；李家彪，2011；Wang et al., 2019）。总体来说，东北次海盆形成最早（37.8～35 Ma）（Hsu et al., 2004；Yeh et al., 2010），西北次海盆较早（34～25 Ma），为近 N-S向扩张，西南次海盆相对较新（25～16 Ma），为近N-S向或NW-SE向扩张，中央海盆持续扩张但存在洋中脊的向南跃迁（Briais et al., 1993；李家彪等，2011；李家彪，2011；李家彪等，2012；李三忠等，2012b）。根据西窄东宽NE向小洋盆形态及磁异常条带，认为南海扩张总体上为自东向西的渐进式扩张（李家彪，2011）。

南海北部陆缘盆地的构造变形样式及地层结构的演变是南海演化的构造—沉积响应。海底初始扩张的时限一定程度上限定了陆缘盆地裂陷变形的终止时间，而沿海底扩张轴向陆缘盆地的构造变形发生规律性迁移。在南海海盆扩张之前，盆地经历多幕裂陷作用。东北次海盆被认为最早扩张的海盆，但有些学者认为其属于陆壳而非洋壳（Sibuet et al.,2016）。无论如何，当东北次海盆开始扩张时，伸展应变主要集中在扩张脊上，陆缘盆地的伸展应变快速减弱，这也可能是珠江口盆地东部陆丰凹陷提前受到热沉降作用的影响而提前发育裂后拗陷地层结构特征的动力学因素之一（图12）。当西北次海盆和中央海盆在～32 Ma开始海底扩张，大量伸展应变向洋中脊集中，在珠江口盆地可能形成区域性不整合面（T70界面），近端带盆地如珠一坳陷等其伸展量快速递减，具有裂后拗陷特征的构造—地层结构。随着南海海盆自东向西剪刀式扩张，自东北向西南方向伸展量逐渐由陆缘盆地向洋中脊集中，这就造成了裂陷变形沿盆地轴向的时空差异性，解释了西江凹陷晚于陆丰凹陷结束裂陷，且在珠海组沉积期仍具有一定的伸展量，并在区域上解释了珠江口盆地、琼东南盆地破裂不整合的时空差异（图12）。

图12 珠江口盆地西江—陆丰凹陷差异演化概念图Fig. 12 Conceptual model of differential tectonic evolution in the Xijiang and Lufeng Sags, Pearl River Mouth Basin

陆缘盆地的裂陷结束（破裂不整合）时限并不能直接反映洋盆的初始裂开时限。在很多被动大陆边缘盆地中，破裂不整合时限往往滞后于海底扩张时限（董冬冬等，2008；Franke, 2013）。在陆缘某一局限区域，如白云凹陷，其破裂不整合时限被认为在～23 Ma，滞后于海底初始扩张时期（董冬冬等，2008）。这一现象与沿海底扩张轴向破裂不整合时限逐渐变形有关（Franke, 2013），因为在海底扩张初期，初始海盆两侧陆缘近端带发生隆升形成破裂不整合，随着海底继续扩张，在陆缘沿海底扩张轴向上发育的盆地其破裂不整合时限要晚于初始扩张时限。不仅如此，这种裂陷延迟现象会受到地壳性质和区域构造运动的影响。因此，研究区的破裂不整合时限很难利用海底扩张时限或者T70界面时限来准确限定，陆丰凹陷破裂陷终止时间可能滞后于东北次海盆扩张时间。

珠江口盆地裂陷变形自北东向西南迁移的特征可能不仅与南海扩张有关，也与区域板块运动作用下的构造背景息息相关。在珠江口盆地演化过程中，南海周边板块运动也持续发生改变，板块运动与陆缘盆地的裂陷作用在时间上具有很好的匹配关系。总体来说，古新世—始新世，太平洋板块向华南大陆俯冲后撤提供了伸展环境，诱导了裂陷的发育。在40 Ma左右，印度板块与欧亚板块的碰撞由“软碰撞”转化为“硬碰撞”（Hall, 2002），印支地块旋转挤出，红河断裂带发生走滑运动（Zhu and Lei,2013），也诱导北部陆缘发生伸展；同时～45 Ma澳大利亚向北加速漂移可能造成古南海向婆罗洲的俯冲（Hall, 2012），直接影响着华南陆缘的伸展。晚始新世到渐新世，由欧亚—印度板块碰撞诱导产生的伸展应变沿陆缘向东北方向逐渐递减，而太平洋板块向华南大陆的正向俯冲作用产生的挤压作用力向西南陆缘方向递减，这可能在晚渐新世以来造成盆地伸展应变的空间差异，进而影响了盆地伸展变形迁移。当南海开始扩张时，这种由板块相互作用造成的差异伸展构造应力场直接作用于珠江口盆地东北部近端带，可能共同诱导陆丰凹陷提前结束裂陷、西江凹陷随后也结束裂陷。

6 结论

（1）西江凹陷和陆丰凹陷在新生代均经历了始新世—早渐新世裂陷阶段和晚渐新世—第四纪的裂后拗陷阶段，每幕裂陷又可细分为早、晚两个亚幕。盆地在裂陷阶段以拆离面上断层主导的脆性伸展变形为主，在裂后阶段受热沉降作用影响而呈拗断或拗陷结构。裂陷构造层（文昌组和恩平组）地层形态由铲式（旋转式）断层控制的楔形形态向平面式断层控制的近板状形态转变。盆地构造变形总体上具有裂陷作用自南向北迁移、变形强度由早到晚逐渐减弱、变形范围自地壳浅层向深层延伸特征。

（2）西江凹陷和陆丰凹陷在恩上段沉积期盆地结构、断裂系统、伸展特征及拆离深度反映的变形行为等差异显著。西江凹陷基本继承恩下段沉积期的构造格局，而陆丰凹陷在恩上段沉积期发育近平行—平行层序、骤减的断层伸展强度和激增的异常拆离深度值，据盆地结构及伸展参数分析推测西江凹陷在恩上段沉积后结束裂陷作用，而陆丰凹陷可能在恩下段沉积后提前结束裂陷作用，受热沉降作用的影响。

（3）研究区裂陷时限的差异及裂陷变形的自东向西迁移可能受南海演化和区域板块构造演化的共同作用。南海东北次海盆海底扩张吸收大量伸展应变或造成北部陆缘近端带东北部陆丰凹陷提前结束裂陷。南海海盆自东向西剪刀式扩张，自东北向西南方向伸展量逐渐由陆缘盆地向洋中脊集中，晚始新世到渐新世欧亚-印度板块碰撞诱导产生的远程伸展应变沿陆缘向东北方向逐渐递减，太平洋板块向华南大陆的正向俯冲作用产生的挤压作用力向西南陆缘方向递减，三者在晚渐新世以来形成珠江口盆地自东北向西南增强的差异伸展应变，可能是影响盆地裂陷时限演变及伸展变形迁移的动力学因素。