付 洁，黎明碧，唐 勇，2，邱文弦，4，王 辉

（1.国家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012；2.国家海洋局 海底科学重点实验室，浙江 杭州 310012；3.浙江大学 地球科学系，浙江 杭州 310027；4.中国地质大学 资源学院，湖北 武汉 430074；5.中国石油测井有限公司，陕西 西安 710201）

0 引言

近年来，南海北部大陆边缘盆地的裂后沉降受到越来越多的关注［1－6］，这种沉降不同于 MCKENZIE［7］经典拉张模型中伸展型盆地在裂后所表现出的持久而缓慢的沉降特征，而是呈现出一种加速沉降的趋势，其规模可达千米级别。

白云凹陷位于珠江口盆地珠二坳陷内，作为南海北部陆坡区最深的凹陷，近些年由于其深水油气勘探的重大发现而成为研究的热点区域。该凹陷自裂陷期以来，就表现出持续沉降的特征，发育了多期规模较大的垂向叠置的海底扇，海相沉积厚度可达6 000多米［8］。白云凹陷作为南海陆坡区一种重要的地质构造单元，记录了从大陆张裂到海盆扩张的丰富信息，研究其沉降过程和裂后异常沉降形成机制不仅可以为揭示珠江口盆地的形成构造与沉积过程提供重要依据，也可以为研究南海北部陆缘沉积格架的建立及其动力学研究提供重要补充。前人在研究该地区裂后沉降异常时，通常就单条剖面进行正反演分析，再计算其异常沉降量［4－5］，本文拟通过对跨白云凹陷的3条测线进行回剥分析，研究凹陷整体裂后沉降的数量、速率以及沉降异常分布的时空特征，并分析导致其形成的机制。

1 区域地质背景

白云凹陷位于南海北部大陆边缘深水区的大陆坡上，面积约为20 000km2，是珠江口盆地面积最大的三级构造单元（图1）。其北侧是番禺低隆起，西侧以一条北西走向的基底断裂和岩浆活动带为界与神狐暗沙隆起和珠二坳陷西段相邻，东侧为东沙隆起，南侧延伸到盆地边缘。白云凹陷可以进一步划分为白云主凹和白云南凹（又称荔湾凹陷），之间以白云低凸起隔开［9］，凹陷整体呈碟型，表现为复式宽地堑，不同于被动陆缘常见的双层结构［8］。

南海北部陆缘中生代为挤压增生的主动大陆边缘，经历了强烈的NW向挤压运动和频繁的岩浆活动，形成了本区的基本构造格局，基底在陆缘西侧为加里东期褶皱带，而在东侧为海西期褶皱带［10－11］。晚白垩世（或古新世）以来，由于受到太平洋板块俯冲带后撤的影响，南海北部陆缘的应力场由挤压性质变为拉张性质，并开始陆缘断裂活动，而其上的白云凹陷也先后经历了多幕次的拉张（图2），包括神狐运动（晚白垩世—早始新世）、珠琼运动一幕（早—中始新世）、珠琼运动二幕（渐新世）、南海运动（晚渐新世—早中新世），形成了一系列的半地堑－地堑及隆坳相间的结构，并伴随着拉张应力场顺时针旋转［11－13］。拉张应力的积累最终导致南海海盆在30～16Ma时发生海底扩张运动［14］。

白云凹陷现今地壳基底厚度由凹陷北端的约23km向南阶梯式减薄，在凹陷中心处仅为7km；基底深度由凹陷北缘陆架区的5km逐渐下降到凹陷中心的13km以上，南缘至洋陆边界区段深度小于7km［9］。凹陷有充足的沉积物供给，中心处沉积物厚度达12.5km；洋陆过渡带以南的海盆区段，新近纪以来沉积物厚度为1～3km［5］。

图1 白云凹陷位置及测线分布图（图中阴影部分为白云凹陷，灰色区域为其内部凹陷区）Fig.1 Map shows the tectonic units of the Baiyun Sag and its adjacent area，black lines are the seismic profiles（shaded area is the Baiyun Sag；gray areas are the depression in the Baiyun Sag）

2 数据来源和研究方法

2.1 数据来源

本文选取了3条穿过白云凹陷的地震深度剖面进行回剥分析，它们均为近NNW—SEE向，与白云凹陷的构造走向近乎垂直，具体分布位置如图1所示，其中西侧多道地震剖面SO49－18为1987年完成的中德南海地球科学研究合作项目SO49航次获取的资料，测线呈NNW—SSE走向，始于珠江口盆地珠二坳陷，向东南经过一统暗沙隆起进入南海深海盆，横跨了白云凹陷的一部分。DSRP2002测线是中国海洋石油总公司于2002年完成的长电缆多道地震剖面，全长268km，跨越番禺低隆起南部、白云凹陷中部、大陆坡直至深海区［16］，剖面北段走向为NNW—SSE向，在中部隆起的南边开始转为近东西向，因 此 南 凹 的 形 态 是 视 形 态［16］，1569 测 线 呈NNW—SEE向，穿越白云凹陷主体［17］（图2）。

图2 3条剖面地震层序格架图Fig.2 Seismic sequence framework map of the three profiles

2.2 研究方法

本文采用Temis Suite 2007软件（法国Beicip Franlab公司）开展各测线的回剥（backstripping）研究，以得到白云凹陷的沉降曲线，最后与理论裂后沉降曲线对比，求出沉降异常值。Temis软件是大型油气盆地模拟软件，在盆地沉降史模拟方面具有刻画复杂沉积盆地演化的功能，能直观地重建沉积盆地的构造发育史。它依据沉积压实原理，按地质年代逐层回剥，在输入对应地层的岩性参数及古水深数据和海平面变化曲线后，能自动进行校正，并恢复剖面典型历史时刻的形态。

2.2.1 地层划分及岩性

图3 研究区主要层序界面时代、岩性及主要构造和海平面事件图Fig.3 Seismic stratigraphy，lithology，major tectonic events and sea－level changes in the study area

本文依据珠江口盆地地层发育特征，选取白云凹陷比较典型的不整合面来进行地层划分，共划分出新生代的8个三级层序，自下而上分别为文昌组、恩平组、珠海组、珠江组、韩江组、粤海组、万山组和第四系地层，各个层序对应的层序界面及时代见图3。粤海组及其上部地层由于地层较薄，模拟过程中作为一套地层处理。为了更好地进行实验结果对比，将只在凹陷中部发育的文昌组和恩平组合为一套地层进行模拟。对于裂后沉降的研究，首先要确定研究区张裂活动结束的时代。文献［15］、［19］、［20］的研究者通过ODP1148站微型浮游化石年代测定，认为珠江口盆地的裂陷时期持续至28～25Ma，前人通过物理模拟实验［8－9］及数值模拟［18］的研究同样发现，白云凹陷的断裂活动要滞后于海盆开始扩张的时间（30Ma），可能持续到T6（23.8Ma），甚至更晚。因此本文将白云凹陷裂后期开始时间设于23.8Ma。由于模拟主要为了研究凹陷裂后的沉降情况，因此将基底时间都设为65Ma，这对于裂后沉降的研究没有影响。

岩性组成比例按BY7－1－1、PY33－1－1井资料并结合前人统计数据［15，18］（表1）来开展模拟。由于Temis软件自带1个岩性数据库和不同组分岩性混合计算器，各种岩性的物理性质都能在给定不同岩性成分后自动合成，无需再追加其孔深关系。

2.2.2 古海平面变化校正

珠江口盆地的相对海平面变化曲线与全球海平面变化曲线（Haq曲线）不同。30Ma以来相对海平面变化的三级旋回曲线是与全球海平面变化相一致的；而二级旋回呈现海侵的总趋势，与全球海退趋势明显不同［5，18，21－23］，本 文 选 用 珠 江 口 二 级 海 平 面 变 化曲线进行校正。

2.2.3 古水深的恢复

古水深的估计可通过沉积相分析、古生物组合等方法进行。本研究区由于在南海运动（30Ma）以前，南海陆缘区主要为河湖相地层［17］，白云运动（23.8 Ma）之后，由于南海扩张脊南迁，白云凹陷开始热力学沉降，以海相沉积为主，陆架坡折带的位置由凹陷南侧向北迁移到现今坡折带的位置［19］。因此在进行回剥分析时，23.8Ma（T6）之前古水深皆设定为0m。23.8Ma之后，古水深逐渐由北向南递增。23.8Ma之后的不同时期，古水深依据郝诒纯等［24］对珠江口盆地第三纪微体古生物（包括沟鞭藻、浮游有孔虫、孢粉、钙质超微化石等）及古海洋学研究得出。

表1 珠江口盆地岩性组成比例统计 %Tab.1 Lithological composition of the Pearl River Mouth Basin

模拟过程中未考虑剥蚀量，首先是因为剥蚀量本身就难以估计，再者白云凹陷的剥蚀作用相对陆架区较弱，为了简化回剥计算过程，省略了剥蚀量恢复这个步骤［9］。

2.2.4 理论裂后沉降的计算

裂后沉降异常理论值依据 MCKENZIED［7］提出的均一拉张模型进行计算：

式中：τ为岩石圈的热时间常数，约为62.8Ma；αV为热膨胀系数，为3.28×10－5℃－1；yL为原始岩石圈厚度，取125km；Tm为软流圈上界面温度，为1 333℃；ρs对于空盆是水的密度（1 030kg／m3），对于有沉积物充填的盆地是沉积物密度（2 680kg／m3）；ρ＊m为0℃时地幔的密度3 330kg／m3（以上参数据文献［25］取值）；β（岩石圈拉张因子）选取前人［5］正演模拟中计算的4.5来进行模拟，得出理论裂后沉降曲线。

3 剖面反演结果

通过Temis软件对3条测线的回剥分析，反演出从西至东分布的3条剖面SO49－18、DSRP2002和1569测线的关键地质时期的形态（图4～6）。由于珠江口盆地岩石圈强度很低［18］，实验结果得到的经过校正的总沉降曲线可以近似看作盆地的构造沉降曲线。从以上二维剖面上选取若干典型地区作虚拟井沉降分析，得出结果如下。

3.1 SO49－18测线

由于该测线只跨越白云凹陷西北侧部分，因此只能部分反映研究区的沉降信息。从图4中可以看出，该区域新生代发育了一系列向陆倾斜的正断层［17］，控制了凹陷的沉降。古新世至早渐新世期间（65～30 Ma）为伸展活动最强烈的时期，沉积呈楔状，受断层控制，基底Tg深度可达约4km。晚渐新世期间（30～23.8Ma），断层活动减弱，对盆地沉积控制也相应减弱，基底深度达5km。早中新世（23.8～16.5 Ma），由于受白云运动的影响，沉积中心逐渐向南侧一统暗沙隆起迁移，基底深度接近6km。中中新世（16.5～10.5Ma），沉积物越过南部凸起，向下陆坡方向沉积，陆坡形态基本定型，基底深度接近6.4km。晚中新世以来（10.5Ma至现在），陆坡进一步接受沉积，沉降中心南移，北侧白云凹陷基底深度仍保持最大，达7km左右（图4）。图7所示白云凹陷在沉降过程中，凹陷中心沉降量最大，速率最高。凹陷南缘北缘的沉降量接近，沉降速率也基本相同。

图4 SO49－18测线的回剥反演Fig.4 Backstripping model of the profile SO49－18

图5 DSRP2002测线的回剥反演Fig.5 Backstripping model of the profile DSRP2002

图6 1569测线的回剥反演Fig.6 Backstripping model of the profile 1569

应用Mckenzie热沉降公式计算的理论沉降曲线与之比对（图7，表2），发现剖面中白云凹陷各处异常沉降量近似，约为1 100m，沉降曲线相对平缓。但廖杰等［5］用正演模型求取的β值，为凹陷中心处的β值，而SO49－18测线只穿越了白云凹陷的西北部分，所在位置的拉张量小于凹陷中心，故该异常沉降量为该区最大异常沉降量。

3.2 DSRP2002测线

该测线上白云主凹南北由断裂带所限，宽约80 km，基底深度超过11km，剖面上呈大致对称的深碟形；南凹宽约70km，沉积基底深约9km，剖面上近似呈“W”型［16］。古新世至早渐新世期间（65～30Ma），白云凹陷接受了普遍的沉积，没有发育明显的沉积中心，基底深度约5.6km。晚渐新世期间（30～23.8 Ma），白云主凹和南凹开始形成各自不同的沉降和沉积中心，白云主凹基底深度约7.5km，南凹基底深度约6km，白云主凹沉降作用强于南凹。白云低凸起基底深度约为4km，沉降作用明显低于两侧的次凹。早中新世（23.8～16.5Ma），陆坡位置北移，主凹和南凹持续沉降，南凹沉降速率与主凹接近，白云低凸起沉降几乎停止（图8）。白云主凹基底深度达约8.5 km，南凹基底深度约6.5km。中中新世（16.5～10.5 Ma），陆坡继续北移，白云主凹沉降速率明显高于南凹，该时期沉积物几乎都分布在白云主凹内部，主凹基底深度接近11km，南凹深度约9.2km。晚中新世以来（10.5Ma至现在），白云主凹继续沉降，基底深度接近12km，南凹沉降几乎停止，基底深度约9.5km（图5）。

与理论裂后沉降曲线明显不同（图8），白云主凹及南凹均在16.5～10.5Ma时，存在一个加速沉降过程，而靠近白云低凸起区，则在16.5Ma之前出现了短时沉降停滞过程。

3.3 1569测线

该剖面显示白云坳陷呈碟型，中间深边缘浅，新生界基底深度最深可达11km（图6）。早渐新世末（30Ma）就具有明显的沉降和沉积中心，主要集中于白云主凹，其基底深度超过5km，并一直保持相对稳定。晚渐新世期间（30～23.8Ma），盆地持续沉降，基底深度达约8km。早中新世（23.8～16.5Ma），基底深度达约8.8km。中中新世（16.5～10.5Ma），基底深度达约10.5km。晚中新世以来（10.5Ma至现在），白云凹陷的沉降作用相比前期有所减弱，基底深度接近11km（图6）。

与理论模型获得的沉降曲线（图9）相比，白云主凹沉降中心的异常沉降量达2km，主凹南侧异常沉降量达到1.5km左右，略低于主凹，而主凹北侧边缘异常沉降量约700m（表2），明显弱于主凹及其南侧。从图9中也发现中中新世（16.5～10.5Ma）期间存在明显的沉降加速过程，应与DSRP2002测线对同一期构造事件的响应。

表2 各测线虚拟井对应的异常沉降量值 mTab.2 Post－rift anomalous subsidence amount of the artificial wells

图7 SO49－18测线虚拟井分布位置（a）及沉降曲线（b）Fig.7 Maps show locations of artificial wells（a）and their subsidence curves（b）of profile SO49－18

图10 各测线裂后沉降速率分布图Fig.10 Post－rift subsidence rate of 3profiles

图11 下地壳流作用模式示意图Fig.11 Schematic diagram of lower－crust flow mode

4 异常沉降分析

4.1 白云凹陷异常沉降比较特征

DSRP2002测线上观测到白云主凹中心的异常沉降量最大达2.6km左右，高于其它两条测线观测值，差距可达千米级别。白云南凹最大异常沉降量接近2km，高于白云凹陷北部边缘的异常沉降（表2）。裂后早期，即早中新世（23.8～16.5Ma）时期，白云主凹沉降速率可达100m／Ma，白云南凹稍弱，约70m／Ma。中中新世（16.5～10.5Ma）期间，DSRP2002测线和1569测线上都能观察到明显的沉降加速事件，DSRP2002测线显示该阶段白云主凹和南凹的沉降速率均超过了400m／Ma。1569测线上该期沉降速率也接近300m／Ma，沉降作用弱于西侧的DSRP2002测线。而最西侧的SO49－18测线则无明显沉降加速作用（图10）。经度方向上，凹陷主体最强，东部次之，西部最弱；纬度方向上表现为白云主凹最强，南凹次之，北部最弱，这些均表明异常沉降主要集中在白云凹陷的主体之中。

白云凹陷区在中中新世期间的明显沉降加速事件很可能与南海海盆在16Ma时停止海底扩张运动相关。扩张轴在25Ma前后发生南迁后，白云凹陷的裂谷运动基本停止，开始裂后沉降，但由于海盆区仍有地幔对流运动，使得陆缘区之下仍有热物质的支撑。而在海盆扩张停止后，扩张轴之下的地幔对流停止活动，陆缘区之下也失去支撑。孙珍等［8］和黄春菊等［16］均指出白云凹陷在新生代呈现与陆架区不同的韧性伸展方式，显示其更多的受到深部热事件的控制，使得该区在16.5Ma之后沉降加速的特征更加明显。

该期的沉降加速事件也使得白云凹陷能够形成更多的空间容纳陆源沉积物。根据庞雄等［9］对白云凹陷沉积特征的研究，发现存在中中新世早期（17.5～15.5Ma）和中中新世后期（13.8～12.5Ma）两次沉积高峰［21］，说明该时间段沉降和沉积达到动态平衡，从而形成了研究区剖面上该阶段发育的多个垂向叠置的深水扇体。

4.2 异常沉降成因机制探讨

裂后异常沉降在全球被动大陆边缘有广泛的发现［26－33］，究其原因大致可以分为两类［26］，一类是来自于平面上应力场的变化，导致盆地裂后出现幕式加速沉降的特征；还有一类影响因素来自于盆地深部：地幔柱的活动、上地幔的次生对流以及下地壳流等都能引起地球表层岩石圈的垂向运动，从而引起盆地沉积速率的响应。这些成因往往都是互相影响、互相触发的，它们共同控制了盆地的演化过程，其对盆地垂向运动的影响程度可达数百米甚至数千米。

白云凹陷由于地理位置独特，地质环境复杂，导致其裂后沉降异常的原因很可能是多方面的。XIE et al［1］认为珠江口盆地的沉降异常有一部分是由于动态地形变化引起的，然而这种原因只能导致其陆坡区产生300m左右的沉降。而17Ma前后的岩浆侵入事件能造成白云凹陷北缘180～520m的异常沉降［34］。即便将这些因素引起的异常沉降量相加，依然与本次研究获得的白云凹陷的异常沉降量有较大的差异，显然还有别的因素控制着盆地的构造沉降。

PRAEG et al［35］利用上地幔次生对流模型，解释了欧洲被动陆缘西北侧的裂后异常沉降。所谓上地幔次生对流（＜660km）是在粘滞系数足够低、厚度变化较大的地壳下部由于地温梯度变化引起的一种地幔对流现象。比如活动的裂谷下、扩张轴下或者洋陆边界下地壳厚度较大的区域会产生上升流，而在厚度较小的区域会产生下降流，这种次生对流往往受到海盆区海底扩张脊下的主地幔对流的控制［36］。上地幔次生对流产生的对地壳的底侵活动，或者由此引起的垂向应力变化，可以导致上部地壳超过千米量级的垂向运动。

按照上地幔次生对流模型，由于南海海盆区的主地幔对流而导致在白云凹陷下有次生对流，那么在扩张脊向南跃迁后，也即23.8Ma之后不久，白云凹陷之下的次生对流会消失，地壳由于失去下部支撑而产生快速沉降，也即加速沉降的时期应在23.8Ma之后。这与沉降曲线上观察到的中中新世（16.5Ma）才开始沉降加速事件无法匹配，所以利用上地幔次生对流模式解释白云凹陷的形成，还有待进一步论证。

WESTAWAY［37－38］提出了下地壳流模型来解释陆缘区观测到的裂后异常沉降。所谓下地壳流是地球深部对地表载荷增加的响应。气候变化等因素的影响［39］，会使得陆地物源区剥蚀量加大，并大量堆积于陆缘盆地中，导致盆地内沉积速率加快。迅速增加的沉积负荷使得脆性上地壳基底向下位移，而物源区的脆性上地壳由于其上的沉积负载减低而使得基底向上位移，原先稳定的地壳热状态被扰动，韧性的下地壳在侧向压力差的驱动下，从裂谷中心向外侧向流动，从而造成裂谷的进一步沉降和莫霍面的抬升（图11）［39］。该 模 型 在 高 原 区［40］、马 来 盆 地 （Pattani和Malay盆地）［41］以及南海南部陆缘的礼乐盆地［42］均得到较好的应用。

珠江为华南大陆最大的河流，其入海沉积作用至今已有30Ma的历史［43］。新近纪以来珠江向珠江口盆地倾泄了巨量碎屑物质，18.5Ma以来珠江口盆地大约沉积了59万km3的沉积物，相当于现今珠江45万km2流域面积被均匀削蚀了1 300m厚的碎屑物质［19］。由于受到地幔上涌等深部机制的控制，白云凹陷自中新世以来开始处于快速持续的沉降［8，16］，使得该区成为珠江口盆地陆坡区沉积和沉降的中心，这些巨厚的沉积对白云凹陷区之下的地壳产生了巨大的压力。对白云凹陷地壳深部结构特征的研究发现，该区热事件强烈，新生代主要表现为韧性的伸展特征［16－17，44］，这些都使得白云凹陷下地壳向两侧发生流动成为可能。如果下地壳物质的流出量大于沉积物的充填量，地壳的减薄将大于伸展而导致白云凹陷的减薄，从而出现裂后异常沉降［5］。但触发下地壳流的边界条件和下地壳流对盆地沉降量的贡献均还需要更深入的研究。

5 结论

（1）白云凹陷自新近纪以来普遍存在裂后异常沉降，裂后异常沉积主要集中于白云凹陷主体，西部的异常沉降最小，东部次之。

（2）白云凹陷在中中新世期间（16.5～10.5Ma）存在明显的沉降加速事件，可能与南海扩张停止，主地幔流消失有关。

（3）白云凹陷30Ma以后充填了大量沉积物，且地壳呈韧性拉伸状态，下地壳流可能是导致裂后异常沉降的主要原因，同时裂后沉降还受到动力地貌沉降和岩浆侵入等因素的共同作用。

致谢 感谢阿什卡公司丁增勇博士提供的技术支持！

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