胡守祥 , 姚衍桃 李健 , 李爽 , 汪靈 , 詹文歡 , 李偉 , 馮英辭

1. 中國科學(xué)院邊緣海與大洋地質(zhì)重點實驗室, 中國科學(xué)院南海海洋研究所, 廣東 廣州 510301;

2. 中國科學(xué)院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院, 廣東 廣州 510301;

3. 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049

瓊東南盆地位于南海西北部, 其構(gòu)造演化受歐亞板塊、太平洋板塊和印度—澳大利亞板塊三大板塊碰撞、南海擴張及紅河斷裂帶走滑運動等綜合作用的影響(Ben-Avraham et al, 1973; Allen et al, 1984; 張功成 等, 2015)。瓊東南盆地地質(zhì)現(xiàn)象復(fù)雜多樣, 構(gòu)造演化具有獨特性, 在該區(qū)可對眾多科學(xué)問題, 如南海次海盆的形成以及巖石圈厚度變化等開展研究(Briais et al, 1993; Zhao et al, 2018)。瓊東南盆地發(fā)育有較多的生長斷層, 生長斷層以其獨特的構(gòu)造形態(tài)和蘊含豐富的運動學(xué)信息等, 自提出以來就吸引了眾多學(xué)者對其進(jìn)行研究(Thorsen, 1963; 趙孟為, 1989; Jackson et al, 2013, 2017)。

生長斷層通常以上下盤的厚度差異為主要標(biāo)志, 也可以古背斜、碳酸鹽床或逆牽引構(gòu)造等作為識別標(biāo)志(Tribovillard et al, 2012; Bertok et al, 2012), 其中國內(nèi)學(xué)者對生長斷層的伴生構(gòu)造和構(gòu)造模式等有較為深入的研究(梁富康 等, 2011)。量化生長斷層活動性的方法有很多, 最為常用的是生長指數(shù)法(Thorsen, 1963; Henstra et al, 2015), 也有國內(nèi)學(xué)者使用古落差法和斷層落差法等量化方法(李居云, 2015)。隨著技術(shù)的發(fā)展和研究的推進(jìn), 斷層位移-長度關(guān)系分析法(displacement-length)和高分辨率斷層落差圖法(T-Z 圖示法)得到了廣泛的使用

(Muraoka et al, 1983; Cartwright et al, 1998; Ze et al, 2016; Jackson et al, 2017)。其中, 后者不僅可以量化斷層活動性, 還可用來分析斷層的多旋回活動和再活動模式以及建立盲斷層的識別標(biāo)準(zhǔn)等(Baudon et al, 2008a, 2008b), 然而在國內(nèi)的相關(guān)研究中卻幾乎未見T-Z 圖示法的實際應(yīng)用報道。

前人對瓊東南盆地的斷層活動性研究主要集中在深水盆地和中央峽谷等區(qū)域, 對北部陸架區(qū)的斷層活動性研究較少, 且研究的時間多集中在晚中新世之前(李緒宣 等, 2005; 謝文彥 等, 2007; 謝玉洪 等, 2015; Zhao et al, 2018)。然而, 對于區(qū)域穩(wěn)定性 評價以及石油鉆井平臺的安全性評估來說, 晚中新世之后的陸架區(qū)斷層活動性分析研究則顯得更為重要, 因此有必要對瓊東南盆地北部陸架區(qū)晚中新世以來生長斷層的活動性開展量化分析, 而T-Z 圖示法則是一種有效的方法。本文在斷層走向及垂向特征統(tǒng)計的基礎(chǔ)上, 使用T-Z 圖示法對斷層活動性進(jìn)行量化分析, 進(jìn)而揭示陸架區(qū)晚中新世以來的斷層活動過程, 并結(jié)合周緣構(gòu)造演化歷史, 探討斷層活動性變化的主要控制因素。

1 區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造背景

瓊東南盆地位于南海西北部, 是大陸邊緣裂谷型盆地, 為新生代的沉積盆地(Lee et al, 1994, 1995)。瓊東南盆地位于海南島東南海域, 被鶯歌海盆地、西沙隆起和珠江口盆地環(huán)繞, 盆地整體形態(tài)呈NE—SW 向(圖1)。在陸架區(qū)的瓊東南盆地水深變化較小, 本文研究區(qū)(圖 1 黑框)主要位于水深100～200m 的區(qū)域, 該區(qū)域具有廣闊的油氣勘探前景(Wei et al, 2019)。

瓊東南盆地的二級構(gòu)造單元可以概括為為“三坳兩隆”(謝文彥 等, 2007; 何云龍, 2012)(圖1)。盆地內(nèi)斷層系統(tǒng)發(fā)育, 且西部和東部地區(qū)之間的斷層走向存在顯著的差異(Zhang et al, 2013)。瓊東南盆地的斷層走向主要為NE、NNE、E—W、NW 及NWW向, 其中西部斷層以NW 向和E—W 向為主, 東部斷層則以NE 向為主(Zhang et al, 2013; Ren et al, 2014a)。

瓊東南盆地大致經(jīng)歷了兩大演化階段——古近紀(jì)裂陷期和新近紀(jì)坳陷期, 具體可以細(xì)分為始新世初始裂陷期、早漸新世主斷陷期、晚漸新世斷坳轉(zhuǎn)換期、中中新世坳陷期和晚中新世至今的加速沉降期, 具有明顯的“下斷上坳”雙層構(gòu)造格架(Ren et al, 2014b; Xia et al, 2016; 任金鋒, 2016)。在始新世時期, 太平洋板塊后撤和古南海洋殼向婆羅洲地塊發(fā) 生俯沖作用, 共同產(chǎn)生NW 向的拉張應(yīng)力(Lüdmann et al, 1999; Yan et al, 2001), 在南海北部形成了較多由NE 向斷層控制的凹陷。早漸新世時期, 紅河斷裂帶鶯歌海段由于印支板塊的快速旋轉(zhuǎn)而發(fā)生大幅度的左旋走滑, 引起瓊東南盆地的斷層活動增強, 該時期盆地經(jīng)歷首次快速沉降(徐子英 等, 2015; 任金鋒, 2016)。在晚漸新世時期, 紅河斷裂帶左旋走滑速率下降, 南海東部次海盆發(fā)生海底擴張, 但由于距離較遠(yuǎn), 該時期瓊東南盆地的斷層活動因沒有動力來源而持續(xù)減弱, NE 向斷裂和新生代發(fā)育的E—W 向構(gòu)造疊加引起瓊東南盆地中部發(fā)育NW 向和NWW 向張扭性斷裂(蔡佳, 2009)。晚漸新世至早中新世時期, 印支地塊逐漸進(jìn)入平靜期(徐子英 等, 2015; 任金鋒, 2016), 瓊東南盆地處于裂后坳陷階段, 沉降速度較慢, 位于盆地西側(cè)的活動斷層在該時期活動性急轉(zhuǎn)下降甚至停止活動。由于次海盆的持續(xù)擴張引起西沙隆起的逆時針旋轉(zhuǎn), 東部NW 向張扭性斷層得到進(jìn)一步發(fā)育(任金鋒, 2016)。更新世時期, 南海的海底擴張作用停止, 海底沉降加速, 因此盆地進(jìn)入加速沉降期。

圖1 瓊東南盆地構(gòu)造簡圖[底圖由Generic Mapping Tools 簡稱GMT 制作, 二級構(gòu)造單元根據(jù)何云龍(2012)修改] 圖中紅色實線表示瓊東南盆地主要斷層;藍(lán)色區(qū)域表示凹陷地區(qū); 黃色區(qū)域表示隆起區(qū)域; 黑色方框表示研究區(qū)位置。依據(jù)審圖號GS(2016)2937 底圖制作 Fig. 1 A structural diagram of the Qiongdongnan Basin

2 高分辨率斷層落差圖法原理

高分辨率斷層落差圖法(T-Z 圖示法)是斷層落差與雙程走時的二維折線圖(張焱林 等, 2010)。生長斷層在發(fā)育過程中, 斷層上、下盤的沉降幅度相 同時, 其沉積厚度的差值就是斷層落差。在沉積補償下將充填斷層落差而形成的地貌視為同沉積作用, 沉積物的厚度與沉降幅度相等, 可以用上、下盤的厚度差來表示斷層上、下盤的沉降幅度(Taylor et al, 2008)。因此, T-Z 圖示法可較好地量化斷層活動性。

T-Z 圖是以斷層的垂直落差為橫軸、以斷層上盤所在雙程走時為縱軸的折線圖示法(圖2b), 本文引用變異系數(shù)來描述T-Z 圖中折線點與趨勢線的離散程度, 即變異系數(shù)越大, 斷層活動波動越大。如圖2a 所示, 斷層穿過n 層地層, i 為活動斷層在某一地層產(chǎn)生上下盤厚度差異的時間, 亦即該地層的年齡。T 代表同一地層在上下盤的雙程走時差(單位: ms), 從i 到0 時刻斷層的落差可表示為:

式中: Ti代表i 時間段的斷層上下盤的落差總和(單位: ms); di代表i 與i-1 的時間間隔內(nèi)斷層垂直的位移距(單位: ms)。

T-Z 圖中i 時間段內(nèi)的斜率Ki可表示為:

式中: Z 值為對應(yīng)的上盤雙程走時值(單位: ms); Zi表示i 時間段上盤深度(單位: ms); Zi-1表示i-1 時間段上盤深度(單位: ms); Ti-1代表 i-1 時間段的斷層上下盤的落差總和(單位: ms)。

圖2 T-Z 圖基本要素示意圖 a. 生長斷層示意圖; b. 圖a 對應(yīng)的T-Z 圖。圖a 中灰色色差表示地層; 橫向?qū)嵕€表示地層界面; 斜實線表示斷層面; 虛線表示地層面延伸; 圖b 中的圓點表示左側(cè)地層界面在T-Z 中對應(yīng)的位置 Fig. 2 Basic elements of T-Z plots

T-Z 圖的地質(zhì)意義為: 當(dāng)T-Z 圖在某一層位的斜率為零(K=0)時, 表示斷層在該層沉積時期內(nèi)停止活動; 當(dāng)T-Z 圖在某一層位的斜率為正值(K>0)時, 表示斷層在該層沉積時期內(nèi)存在活動, 且數(shù)值越大斷層活動性越大; 當(dāng)斜率為負(fù)值(K<0)時, 表示斷層在對應(yīng)的地層沉積時期內(nèi)可能發(fā)生了逆轉(zhuǎn)(Cartwright et al, 1998), 斷層在傳播過程產(chǎn)生重疊和連接也會導(dǎo)致該情況的出現(xiàn)(Mansfield et al, 1996)。

生長指數(shù)法等其他量化方法也可用于分析斷層活動性(Thorsen, 1963; Henstra et al, 2015), 但研究區(qū)的斷層僅在3 個時期中活躍, 阻礙了可靠數(shù)據(jù)的收集, 同時生長指數(shù)易因斷層下、上盤之間的侵蝕和沉積速率等不同的而引起誤差(Ze et al, 2017)。

T-Z 圖示法不受斷層活動時期的限制, 且地震資料的精度越高, 獲得的曲線變化越明顯, 揭示的斷層活動性也就越清晰。本文使用的三維高分辨率地震資料, 其主頻為35Hz, 接近海底的地震數(shù)據(jù)的垂向分辨率可達(dá)8～10m。因此依據(jù)研究區(qū)的實際情況以及所獲得的高分辨率地震資料, 本文采用T-Z圖示法開展研究。

3 瓊東南盆地陸架區(qū)斷層活動性特征

3.1 研究區(qū)生長斷層特征

根據(jù)高精度的三維地震資料解釋結(jié)果, 研究區(qū)一共有66 條正斷層, 其中54 條斷層長度不足5km, 12 條斷層長度大于5km, 其中最長的約14km, 位于研究區(qū)南部。從時間切片圖上顯示, 研究區(qū)的斷層主要分布在北部地區(qū), 但長度均較短; 南部斷層規(guī)模較大, 數(shù)目卻較少(圖3)。本次研究選取3 條規(guī)模相對較大、活動時間較長的斷層作為量化分析對象——斷層A、斷層B 和斷層C (圖3)。斷層A 位于研究區(qū)南部, 是所識別斷層中延伸最長的斷層, 與鄰近斷層組成近平行式斷層組合樣式。斷層B 位于研究區(qū)北部, 通過對斷層B 和斷層A 進(jìn)行同一直線上的切片分析, 探討區(qū)內(nèi)南部和北部的斷層活動性異同。斷層C 位于研究區(qū)域中部, 小規(guī)模斷層在該處集中分布, 斷層C 的活動性具有代表性。

圖3 研究區(qū)時間切片圖 a. 研究區(qū)時間切片圖; b. 研究區(qū)時間切片素描圖。圖b 中的黑色實線表示斷層; 黑點表示圖7 中地震剖面位置; 黑色虛線表示圖4 地震剖面位置; 玫瑰花圖中的陰影表示走向分布 Fig. 3 Time slice of the study area

斷層走向是研究斷層平面特征的重要參考指標(biāo)之一。對研究區(qū)斷層走向進(jìn)行統(tǒng)計, 并繪制玫瑰花圖(圖3b), 結(jié)果顯示, 研究區(qū)斷層的走向主要集中在NWW、NW 和E—W 方向, 其中以NWW 向為主。

地震剖面顯示研究區(qū)的生長斷層以正斷層為主, 平均傾角為41°, 大多向北傾(傾向NEE)。南部斷層的斷距較大, 多數(shù)斷層切過T40 界面(中中新世與晚中新世分界面, 10.5Ma)、T30 界面(晚中新世與上新世分界面, 5.5Ma)和T20 界面(上新世與第四紀(jì)分界面, 1.9Ma), 到達(dá)第四紀(jì)地層。

根據(jù)獲取的高分辨地震資料, 以斷層頂端平滑和連續(xù)的反射層作為斷層停止活動的終點, 可精確地將斷層的終止層位確定在1～2 個反射層面內(nèi)。對研究區(qū)斷層的終點位置進(jìn)行統(tǒng)計, 并且選擇有代表性的剖面繪制成圖(圖4a)。垂向切片統(tǒng)計數(shù)據(jù)(圖4b)顯示: 約45%的斷層頂部終止位置在T40—T30 界面之間, 即多數(shù)斷層在晚中新世期間停止活動; 約30%的斷層終止于T40 界面之下, 屬于中中新世期間停止活動; 在T30 和T20 之間即上新世期間終止活動的斷層約有25%; 極少數(shù)斷層在第四紀(jì)早期停止活動。

圖4 研究區(qū)斷層地震剖面圖(a)和斷層活動終止時間統(tǒng)計圖(b) 圖a 中圓點表示斷層終止位置; 下面紅色實線表示斷層。圖b 中虛線表示關(guān)鍵層位 Fig. 4 Statistical chart of the termination times of fault activities in the study area

3.2 研究區(qū)斷層活動性量化特征

根據(jù)附近鉆井資料(Zhao et al, 2015), 本文對研究區(qū)的斷層進(jìn)行了時深轉(zhuǎn)換, 并對比分析轉(zhuǎn)換前后的T-Z 圖示法量化特征(圖5)。時深轉(zhuǎn)換前的T-Z 圖顯示, 在T30 界面之下, T 值下降; 在海底到T30 界面之間, T 值呈緩慢增加(圖5b)。經(jīng)時深轉(zhuǎn)換后的T-Z 圖也表現(xiàn)出相同的趨勢(圖5c)。兩者均揭示了斷層落差在晚中新世末達(dá)到最大, 斷層活動性在T30 界面發(fā)生變化。通過對比分析時深轉(zhuǎn)換前后T-Z 圖中的變異系數(shù)和K 值, 其變化也不大, 因此后文在用T-Z 圖示法量化斷層活動性時, 不再作時深轉(zhuǎn)換, 斷層雙程走時和落差值均直接用雙程走時表示。

3.2.1 斷層A 的量化特征

地震剖面顯示, 正斷層A 的走向近E—W 向, 平均傾角為42° (圖6a)。為了更詳細(xì)地量化斷層A的斷層活動性變化, 沿其走向選取4 個剖面分別繪制T-Z 圖, 各剖面間隔為1.1km (圖6b)。

斷層A 的落差分布圖在垂向上大致呈半M 形 (Muraoka et al, 1983)。下面將以T20 和T30 為界分為3 個時期對斷層A 不同剖面的T-Z 圖特征進(jìn)行介紹。T30 界面之下, 最明顯的特征在于負(fù)的平均K值(約為-0.04)和平均T 值(73.43ms)為3 個時期中最大。4 個剖面的T-Z 圖均顯示出負(fù)的K 值。據(jù)變異系數(shù)分析, T30 界面之下的斷層A 均顯示出較小的落差變化(平均變異系數(shù)為0.15)(圖6c～6e )。

在T30 和T20 界面之間, 斷層A 的T-Z 圖折線波動最小, 平均變異系數(shù)為0.11, 且存在K 值為零的時期。剖面1、2、3 的T-Z 圖顯示出持續(xù)的正K 值(圖6c～6e), 剖面4 僅出現(xiàn)一次負(fù)K 值的波動(圖6f)。各剖面均顯示斷層A 在該時期的T 值整體上是減少的(圖6c～6f)。

圖5 斷層A 地震剖面(a)時深轉(zhuǎn)換前(b)、后(c)的T-Z 圖 a. 斷層A 4 號地震剖面,紅色實線表示斷層A; 圓點表示斷層終止位置; 圖b 和圖c 中的橫線分別表示關(guān)鍵層位T20 和T30 Fig. 5 Comparison of T-Z plots of Fault A before and after the time to depth conversion

圖6 斷層A 中不同剖面位置的T-Z 圖 a. 斷層A 的時間切片圖; b. 斷層A 時間切片的素描圖, 實線表示斷層A, 圓點表示4 個地震剖面位置; c. 斷層A 剖面1 的T-Z 圖; d. 斷層A 剖面2 的T-Z 圖; e. 斷層A 剖面3 的T-Z 圖; f. 斷層A 剖面4 的T-Z 圖 Fig. 6 T-Z plots of Fault A

在T20 界面到海底之間, 剖面3、4 顯示出T 值持續(xù)下降, 而剖面1、2 則顯示T 值波動下降, 最終各剖面的斷層T 值均歸為零(圖6c～6f)。

3.2.2 斷層B 的量化特征

根據(jù)地震剖面顯示, 斷層B 是一個略呈鏟狀的正斷層, 位于研究區(qū)的北部, 地處大陸架之上。斷層B 的走向為 SSE 向, 平均傾角為 44°, 長度為10.3km。為了分析研究區(qū)斷層活動性的南北差異, 選擇斷層A 和斷層B 在相同經(jīng)度上的兩個位置進(jìn)行切片, 利用T-Z 圖示法開展對比分析(圖7)。

同樣以T20 和T30 為界面劃分為3 個時期來介紹, 并且主要介紹斷層B 的量化特征。根據(jù)斷層B兩個剖面的T-Z 圖顯示, T30 和T40 之間的平均T 值是3 個時期中的最大值, 而且剖面7 和剖面8 的最大T 值接近, 分別為29.75ms 和27.26ms。剖面7 的K 值為正值(0.004), 而剖面 8 則顯示為負(fù) K 值(-0.002), 該時期斷層 B 的平均 K 值接近于零(0.001)。剖面7 和8 在T30 和T40 之間的變異系數(shù)分別為0.16 和0.11, 兩者的平均變異系數(shù)為0.14, 小于斷層A 的平均變異系數(shù)(0.15), 顯示出更為穩(wěn)定的T 值變化(圖7g、7h)。

圖7 斷層A 和斷層B 的T-Z 對比圖 a. 斷層A 的時間切片圖; b. 斷層A 的時間切片素描圖; c. 斷層A 中剖面5 的T-Z 圖; d. 斷層A 中剖面6 的T-Z 圖; e. 斷層B 的時間切片圖; f. 斷層B 的時間切片素描圖; g. 斷層B 中剖面7 的T-Z 圖; h. 斷層B 中剖面8 的T-Z 圖。圖b 和圖f 中實線分別表示斷層A和斷層B, 圓點表示各斷層地震剖面圖的位置 Fig. 7 T-Z plots of Fault A and Fault B

在T30 和T20 界面之間, 斷層B 表現(xiàn)出明顯的正 K 值(0.05)。這一時期斷層 A 出現(xiàn)最大T 值(100.6ms), 斷層B 也表現(xiàn)出相似特征(40ms)。同時斷層B 的T 值變化較大, 平均變異系數(shù)為0.30, 其中剖面1 的曲線顯示出明顯的波動, 而斷層A 在該時期的變異系數(shù)較小, 故曲線波動也較小(圖 7c～7d、7g～7h)。

在T20 界面之上, 斷層B 停止活動的平均雙程走時為450ms 處。T-Z 圖顯示, 斷層B 的平均變異系數(shù)在該時期最大。由于T20 界面之上斷層B 可靠數(shù)據(jù)量較少, 容易造成誤差, 所以本文不再統(tǒng)計該斷層在T20 界面之上的K 值(圖7g、7h )。

3.2.3 斷層C 的量化特征

斷層C 走向為SE 向, 平均傾角為40°, 長度為9.8km (圖8a、8b)。為了詳細(xì)地量化斷層C 的落差變化, 選取與斷層正交且間隔為1.1km 的2 個剖面繪制T-Z 圖(圖8c、8d)。

將斷層C 的T-Z 圖以T20 界面和T30 界面為界分為3 個部分。在T30 界面之下, 斷層C 的平均K 值為0.03, 表示斷層在這一階段具有穩(wěn)定的活動性。該時期斷層C 的平均T 值為3 個時期中的最大值, 剖面9 和剖面10 的T 值分別為47.24ms和69.42ms。斷層C 的T 值表現(xiàn)出穩(wěn)定的變化, 剖面9 和10 的變異系數(shù)分別為0.05 和0.11 (圖8c、8d)。

在T30 和T20 界面之間, 斷層C 剖面9 和剖面10 的K 值均為正值且較為接近, 分別是0.05 和0.06。這一時期剖面9 的T 值趨于穩(wěn)定, 剖面10 的T 值出現(xiàn)局部變化, 兩者的變異系數(shù)分別為0.28 和0.33 (圖8c、8d)。

在T20 界面之上, 斷層C 的T-Z 圖顯示T 值波動下降, 3 個時期的平均 T 值分別為 58.33ms、29.85ms 和14.26ms, 由下到上呈現(xiàn)出遞減的趨勢 (圖8c、8d)。

4 斷層的活動性及主控因素分析

4.1 斷層活動性分析

根據(jù)T-Z 圖示法對研究區(qū)斷層活動性量化的結(jié)果顯示, 晚中新世時期斷層A 的T-Z 圖的平均K 值為-0.04。上新世時期, 平均K 值為0.06, 表明斷層活動速率變大, 而較小的變異系數(shù)(0.12)則表明該時期斷層活動性穩(wěn)定的增大。斷層A 3 個時期的平均T 值分別為73.43ms、63.10ms 和28.39ms (表1), T值在T30 界面附近最大, 為100.6ms, 表明上新世時期和中新世末的斷層活動開始發(fā)生變化。平均K 值在晚中新世末期(5.5Ma)由-0.03 轉(zhuǎn)變?yōu)?.06, 表明斷層上、下盤的運動方向發(fā)生了變化, 即斷層活動性在該時期發(fā)生了逆轉(zhuǎn)。

圖8 斷層C2 個剖面的T-Z 圖 a. 斷層C 的時間切片圖; b. 斷層C 的時間切片素描圖, 實線表示斷層C, 圓點表示地震剖面的位置; c. 斷層C 地震剖面9 的T-Z 圖; d. 斷層C 地震剖面10 的T-Z 圖 Fig. 8 T-Z plots of Fault C

表1 斷層T-Z 圖量化參數(shù)總結(jié) Tab. 1 Summary of T-Z diagram parameters of faults in the study area

斷層B 的T-Z 圖特征反映了晚中新世時期斷層活動性較弱(K=0.001); 在上新世時期, 斷層B 的變異系數(shù)為0.30, 比斷層A 同時期的變異系數(shù)(0.11)大, 表明斷層B 的T 值變動較劇烈, 揭示了該條斷層在上新世的活動性變化較大; 較高的K 值(0.05)反映了其在上新世時期活動速率較大。斷層B 3 個時期的平均 T 值是分別是 28.76ms、17.82ms 和6.61ms (表1), 均小于同時期斷層A 的平均T 值, 表明同時期斷層A 的活動性大于斷層B。

根據(jù)斷層C 的 T-Z 圖K 值特征, 晚中新世時期斷層C 具有較強的活動性(K=0.03), 上新世時期斷層活動性進(jìn)一步加大(K=0.05)。在第四紀(jì)時期, 斷層C 的K 值為0.09 以及變異系數(shù)為0.74, 反映了斷層活動性變化較大。此外, 斷層C 在第四紀(jì)時期的活動時間較斷層A 短, 但又略大于斷層B, 表明南、北斷層在活動停止時間上存在先后順序, 即北部的斷層先停止活動, 南部的斷層最后停止活動。

對比斷層A、B、C 3 個斷層幾何特征以及T-Z圖, 可以看出: 任一時期, 平均T 值和最大T 值均是自南向北依次減少: 斷層 A 最大(最大 T 值為100.6ms), 斷層B 最小(最大T 值為40ms)(圖7、圖8), 表明研究區(qū)內(nèi)斷層活動性自南向北依次減弱。斷層A、斷層C 和斷層B 在第四紀(jì)時期的活動時間自南向北依次變短, 表明南部斷層的活動持續(xù)時間要比北部斷層活動時間更長。根據(jù)3 個時期的平均K值變化(表1), 晚中新世時期研究區(qū)北部斷層表現(xiàn)為輕微活動的逆斷層, 而南部斷層則表現(xiàn)為活動明顯的逆斷層。在晚中新世末期(5.5Ma)研究區(qū)斷層活動性發(fā)生變化, 由逆斷層轉(zhuǎn)變?yōu)檎龜鄬? 并且斷層活動性在第四紀(jì)進(jìn)一步加大(圖6～圖8)。

通過上述斷層活動性分析, 對本文研究區(qū)斷層活動規(guī)律總結(jié)如下: 平面上, 研究區(qū)斷層走向以NWW 向為主, 斷層活動性自南向北依次減弱, 南部斷層活動持續(xù)時間要比北部斷層活動時間更長; 時間上, 斷層上下盤運動方向在晚中新世末期(5.5Ma)發(fā)生改變, 由逆斷層轉(zhuǎn)為正斷層, 研究區(qū)斷層在上新世時期以正斷層活動, 并且斷層活動性在第四紀(jì)時期進(jìn)一步加大。

4.2 紅河斷裂帶構(gòu)造反轉(zhuǎn)的控制作用

圖9 紅河斷裂帶的滑移反轉(zhuǎn)與斷層T-Z 圖的對比[底圖由GMT 制作, 圖中構(gòu)造單元修改自Sun 等(2003); Zhu 等(2009)] a. 16—5.5Ma 時南海西北部區(qū)域構(gòu)造圖; b. 5.5Ma 至今南海西北部區(qū)域構(gòu)造圖; c. 斷層A 1 號剖面的T-Z 圖; d. 斷層A 1 號地震剖面。圖a 和圖b 中黑色實線表示紅河斷裂帶; 紅色箭頭表示紅河斷裂帶滑移方向。YGHB: 鶯歌海盆地; QDNB: 瓊東南盆地; PRMB: 珠江口盆地; RRFZ: 紅河斷裂帶 Fig. 9 Structure reversal of the Red River Fault Zone, and T-Z diagrams of the faults

紅河斷裂帶起源于有世界屋脊之稱的青藏高原東南部, 向南海海域延伸, 進(jìn)入鶯歌海盆地, 總長超過1000km (圖9), 是華南地塊與印支—巽他地塊的分界線(鄭勇 等, 2006; 徐果明 等, 2007)。經(jīng)模擬實驗發(fā)現(xiàn)紅河斷裂帶是由于印度板塊與歐亞板塊的碰撞旋轉(zhuǎn)擠出形成的(Tapponnier et al, 1982), 在新生代時期表現(xiàn)為強烈活動的韌性剪切帶(Tapponnier et al, 1990)。紅河斷裂帶在海域的延伸被視為是瓊東南盆地的西界(孫珍 等, 2003), 瓊東南盆地的演化歷史與紅河斷裂帶的構(gòu)造演化有著緊密的聯(lián)系(袁玉松 等, 2008)。

自旋轉(zhuǎn)擠出模型提出以來, 前人從變形構(gòu)造、沉積建造、同位素定年和數(shù)值模擬等方面對紅河斷裂帶進(jìn)行了詳細(xì)的研究, 對其左旋及右旋走滑活動起始時間的研究匯總?cè)缦? 自58Ma 開始, 紅河斷裂帶進(jìn)行左旋運動, 運動時間持續(xù)到 10—5.5Ma, 其中16—5.5Ma 時期是左旋運動的轉(zhuǎn)化時期, 紅河斷裂帶在5.5Ma 時轉(zhuǎn)變?yōu)橛倚\動(Wang et al, 1998; Replumaz et al, 2001; Sun et al, 2003; Zhu et al, 2009)。

本文通過量化分析斷層活動性, 發(fā)現(xiàn)瓊東南盆地北部陸架區(qū)的斷層活動在5.5Ma 前后發(fā)生轉(zhuǎn)變, 與紅河斷裂帶的走滑反轉(zhuǎn)在時間上和運動性質(zhì)上都存在耦合關(guān)系(圖9)。T-Z 圖示法對研究區(qū)3 個有代表性的斷層的量化結(jié)果顯示(圖6、圖8 和圖9), 在晚中新世末期(5.5Ma)即T30 界面前后, 平均K 值由-0.003 轉(zhuǎn)變?yōu)?.05, 即斷層由活動性較弱的逆斷層轉(zhuǎn)變?yōu)榛顒有暂^強的正斷層。紅河斷裂帶在5.5Ma時期發(fā)生構(gòu)造反轉(zhuǎn), 由相對平靜的滑移反轉(zhuǎn)時期(16—5.5Ma)轉(zhuǎn)為低速右旋運動, 與斷層活動性量化結(jié)果在時間上和運動性質(zhì)上均對應(yīng)。

此外瓊東南盆地發(fā)生多期沉降, 其第一期、第二期的快速沉降與紅河斷裂帶的左旋運動在時間上相一致, 5.5Ma 之后紅河斷裂帶的右旋走滑運動影響盆地的加速沉降, 而沉降的劇烈程度, 則直接與距離相關(guān), 與紅河斷裂帶距離越遠(yuǎn), 沉降速率越慢, 由此可見紅河斷裂帶的走滑運動是瓊東南盆地晚期構(gòu)造演化的主控因素(袁玉松 等, 2008)。

根據(jù)前人研究, 瓊東南盆地多處記錄到紅河斷裂帶5.5Ma 時的走滑反轉(zhuǎn)。如晚中新世期間, 紅河斷裂帶的走滑反轉(zhuǎn)曾在瓊東南盆地引發(fā)大型海底滑坡(Wang et al, 2016)。前人通過對海底滑坡底部界面和滑坡頂界面的識別, 鑒定出滑坡發(fā)生的時間為5.5Ma, 該時期全球海平面變化幅度較小(Miller et al, 2005), 無法形成規(guī)模巨大的海侵事件, 紅河斷裂反轉(zhuǎn)被認(rèn)為是瓊東南盆地黃流組發(fā)現(xiàn)的大型海底滑坡的主導(dǎo)因素(Wang et al, 2016)(圖10 灰白色區(qū)域)。此外, 前人從熱模擬和物理模擬、沉降史分析以及動力學(xué)機制等不同角度, 在瓊東南盆地北部區(qū)域也發(fā)現(xiàn)了眾多有關(guān)紅河斷裂帶構(gòu)造反轉(zhuǎn)的證據(jù)(何麗娟 等, 2000; Clift et al, 2006; 袁玉松 等, 2008)。

綜合以上分析, 紅河斷裂帶的滑移反轉(zhuǎn)控制著瓊東南盆地北部以及西部的構(gòu)造沉積演化, 結(jié)合研究區(qū)的斷層發(fā)育與活動特征, 本文認(rèn)為紅河斷裂帶的滑移反轉(zhuǎn)是影響瓊東南盆地北部陸架區(qū)斷層活動性的主要因素。

5 結(jié)論

通過對瓊東南盆地北部陸架區(qū)晚中新世以來生長斷層特征的統(tǒng)計分析, 以及利用T-Z 圖示法對斷層活動性的定量分析, 結(jié)合紅河斷裂帶的構(gòu)造反轉(zhuǎn)事件, 對研究區(qū)斷層活動性的主要控制因素進(jìn)行了探討, 得出以下結(jié)論和認(rèn)識:

1) 斷層南北分布存在差異, 北部斷層延伸短但數(shù)量多, 南部斷層稀疏但規(guī)模大。整個研究區(qū)的斷層以NWW 向為主要走向方向。研究區(qū)斷層以鏟式斷層為主。通過對斷層活動停止時間的統(tǒng)計, 發(fā)現(xiàn)多數(shù)斷層在晚中新世期間停止活動。

2) 在晚中新世末期, 斷層上下盤的活動方向發(fā)生了改變。研究區(qū)南部的斷層落差值大于北部的斷層落差值, 南部斷層較北部斷層稍晚停止活動, 表明南部斷層活動較為劇烈且持續(xù)時間長。

3) 紅河斷裂帶構(gòu)造反轉(zhuǎn)可能是瓊東南盆地陸架區(qū)晚中新世以來斷層活動性的控制因素。紅河斷裂帶對整個瓊東南盆地的構(gòu)造演化起著控制作用, 并且紅河斷裂帶在5.5Ma 時發(fā)生走滑運動的反轉(zhuǎn), 該時期與研究區(qū)斷層的活動性反轉(zhuǎn)時間以及運動性質(zhì)耦合。

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