在盆地南缘钻探的多个大洋钻探站位, 揭示了渐新统多个不整合界面。ODP1148站位有4次沉积间断:~ 28.5~27.5 Ma、27.0~26.0 Ma、25.5~24.5 Ma、24.0~23.5 Ma, 28.5 Ma之前为上陆坡较浅水沉积环境, 之后则为中— 下陆坡深水沉积环境(李前裕等, 2005)。367/368航次U1501站位通过古生物和古地磁数据, 揭示了2次沉积间断:~23~27 Ma、5.3~8 Ma(Sun et al., 2018)。而后结合锶同位素综合研究, 标定为~ 28~24 Ma、6~8 Ma, 其中, ~28 Ma之前为陆架浅水沉积环境, 而~ 24 Ma之后则为深水沉积环境(Jian et al., 2019); U1499站位通过沉积结构及矿物学综合分析, 识别出~ 27 Ma、~23 Ma界面, 沉积特征在界面前后发生明显变化(Ma et al., 2020)。基于地震资料的对比, ODP1148和U1501这2个站位所揭示的渐新统不整合面为同一地震反射界面, 表现为显著“ 两红夹一黑” 的“ 双反射界面” (李前裕等, 2005), 具有下削、上超地震反射结构特征(图 2)。向北部荔湾凹陷内, 以及深水区的横向对比表明, ~27.2 Ma、~23.0 Ma均对应于具有区域构造沉降特征的事件界面。

2.1.1 渐新世中期(~ 27.2 Ma)构造沉降事件响应特征

依据地震资料, 可将U1501所标定的不整合界面, 向北部荔湾凹陷内部进行对比追踪。该界面逐渐分为2个界面, 顶界面对应于T60(~ 23.0 Ma)层序界面, 底界面则对应于SB27.2(~ 27.2 Ma)层序界面, 均是凹陷内区域不整合界面。其中, SB27.2为典型下削、上超不整合界面, 在凹陷两侧隆起区及其斜坡部位下削角度不整合特征清晰, 界面上、下地层沉积充填由多沉积中心向同一沉积中心转变。地层的充填样式上, 该界面之前地层表现为多隆凹控制下同隆升期的超覆特征, 类似于mini盆地式充填, 隆升多与岩浆侵位作用相关; 该界面之后的地层则表现由同一沉积中心向周缘隆起区超覆减薄的特征, 沉积中心位于凹陷中南部, 形成北西向的狭长凹槽地貌(图 2)。

图 2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 2 荔湾凹陷裂后期构造沉降事件响应特征(剖面位置见图 1, AA ´ )Fig.2 Response characteristics of tectonic subsidence events in the post-rifting stage of Liwan sag(location seen Fig.1, AA ´ )

荔湾凹陷渐新世深水扇的研究表明, SB27.2之前, 陆架坡折带不明显, 深水扇沉积体规模小, 分布局限(柳保军等, 2011); 而之后则发育大型进积型陆架边缘三角洲— 深水扇沉积体系, 陆架坡折带分布于凹陷西北部, 深水扇垂直于陆架坡折带向东南方向推进, 沿北西向狭长的凹槽地带展布, 延伸长度可达30^km, 且该深水扇体已被L21钻井所证实, 界面之上发育多套优质深水重力流砂体。

由此可见, ~ 27.2 Ma荔湾凹陷发生了强烈沉降, 形成了狭长的凹槽地貌, 并控制陆架坡折带的发育, 沉积了大型的深水扇。同时, 差异隆升作用, 导致隆起区及其斜坡部位产生了较强的削蚀作用, 形成了角度不整合界面或沉积间断面。

在盆地南缘珠四坳陷西部的鹤山凹陷, SB27.2之后同样发育大型进积型陆架边缘三角洲— 深水扇沉积体系, S形前积特征显著, 且与荔湾凹陷可连续追踪对比, 陆架坡折带可延伸至该凹陷, 再向西部则逐渐不明显(图 3)。在东部的揭阳凹陷, 通过S18钻井古生物所标定的SB27.2界面, 对应于区域上超不整合界面, 表明在~ 27 Ma发生了显著沉降(图 4); 由此可见, ~27.2 Ma的构造沉降事件广泛发育在陆缘外侧的珠四坳陷, 使得珠四坳陷由陆架浅水下沉为陆坡深水的沉积环境。

2.1.2 渐新世末期(~ 23.0 Ma)构造沉降事件响应特征

庞雄等(2007, 2008)结合白云凹陷深水扇的研究, 以及钻井所揭示深水重力流特征、古生物特征, 综合认为白云凹陷在~ 23.0 Ma发生强烈沉降事件, 并称之为白云运动, 导致白云凹陷沉积环境由陆架浅水突变为陆坡深水, 陆架坡折带由凹陷南部向北后撤至白云北坡。通过地震剖面的对比, ~23.0 Ma的构造沉降事件不仅发生在白云凹陷, 在整个盆地现今深水区均有响应。在珠四坳陷中部的荔湾凹陷、东部的揭阳凹陷, T60为区域上超不整合界面, 沉降范围向北扩大至整个凹陷(图 2, 图 3); 西部鹤山凹陷T60界面表现为大面积滑塌不整合特征, 界面深切谷削蚀特征清楚, 界面之上地层滑动变形特征明显(图 4)。

图 3

Fig.3

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	图 3 鹤山凹陷裂后期构造沉降事件响应特征(剖面位置见图 1, BB ´ )Fig.3 Response characteristics of tectonic subsidence events in the post-rifting stage of Heshan sag (location seen Fig.1, BB ´ )

图 4

Fig.4

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	图 4 揭阳凹陷裂后期构造沉降事件响应特征(剖面位置见图 1, CC ´ )Fig.4 Response characteristics of tectonic subsidence events in the post-rifting stage of Jieyang sag (location seen Fig.1, CC ´ )

由此可见, ~ 23.0 Ma的沉降事件使得陆缘沉降区向北扩展至整个陆坡深水区, 并奠定了盆地现今深水区的地貌格局。

宏观上, 盆地裂后期由北向南发育4个主要沉积中心: 陆架浅水区珠一坳陷沉积中心和陆坡深水区白云凹陷、荔湾凹陷2个沉积中心, 以及盆地南部西北次海盆沉积中心(图 1, 图 7)。依据地震剖面上地层的沉积充填结构, 裂后期沉积中心的迁移具有显著的旋回性, 可以分为7个时期(图 5):

图 5

Fig.5

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	图 5 过珠江口盆地裂后期地层充填与叠置样式典型剖面(剖面位置见图 1, DD ´ )Fig.5 Typical section showing the filling characteristics and stacking patterns in post-rifting stage of the Pearl River Mouth Basin(location seen Fig.1, DD ´ )

2.2.1 渐新世早期珠海组下段沉积时期(~ 33.9~27.2 Ma)

该时期地层主要分布于白云凹陷及盆地外侧的珠四坳陷, 珠一坳陷及中央隆起带缺乏该套地层或较薄, 具有填平补齐的充填特征, 沉积中心主要位于珠四坳陷荔湾凹陷和白云凹陷。荔湾凹陷内, 受岩浆持续侵位所产生的隆升作用控制, 隆起之间形成同隆升期mini盆地式巨厚充填, 沉积中心较为分散。

2.2.2 渐新世晚期珠海组上段沉积时期(~27.2~23 Ma)

地层分布于整个盆地, 并形成较为典型的被动陆缘充填样式, 分为陆架浅水区和陆坡深水区。陆架浅水区主要发育海相三角洲沉积, 以低角度前积和加积为主, 地层厚度由凹陷区向隆起区逐渐减薄, 但差异相对较小, 形成极为广阔的陆架区; 在陆架边缘发育大型S形进积型陆架边缘三角洲— 深水扇沉积体系, 陆架坡折带处沉积厚度最大, 以大角度前积层为主要特征, 其下的深水区发育近水平叠置沉积充填, 向周缘隆起区上超减薄, 凹陷内岩浆活动显著减弱。由于陆坡区沉降并成为沉积物充填的主要场所, 在盆地南部洋陆过渡区(外缘隆起), 该套地层普遍很薄或缺失。

2.2.3 中新世早期珠江组下段沉积时期(~23~19.1)

盆地北部陆架浅水区地层较薄, 沉积中心集中在南部深水区, 隆起区由早到晚地层灰质含量显著增加, 表明持续海侵导致北部物源逐渐萎缩。该时期陆架坡折带位于白云北坡, 发育陆架边缘三角洲— 深水扇沉积, 其南侧广阔地区表现为平行叠置的深水欠补偿沉积, 以泥岩为主; 白云凹陷、荔湾凹陷沉积中心成为一体, 沉积相对较厚, 向陆缘外侧逐渐减薄。局部区域有岩浆活动, 呈近南北向展布, 多与深大断裂有关。

2.2.4 中新世早期珠江组上段沉积时期(~19.1~16 Ma)

地层沉积中心显著向北部珠一坳陷迁移, 发育低角度前积和加积三角洲沉积, 厚度由凹陷区向周缘隆起区减小, 但差异较小。早期东沙隆起区碳酸盐岩礁滩沉积广泛发育, 并以向高处迁移和湮灭的产状, 反映沉降导致的海侵速度快过礁的生长速率; 南部珠二坳陷、珠四坳陷继承性发育陆坡深水沉积, 陆架坡折带位于白云北坡, 晚期坡折带附近的前积特征较明显, 其他区域以平行充填为主。地层较浅水区显著减薄, 且向南逐渐减薄。

2.2.5 中新世中期韩江组沉积时期(~16~10 Ma)

地层沉积中心由珠一坳陷迁移至南部白云凹陷, 陆架浅水区地层厚度较一致, 在白云北坡陆架坡折带处显著增大, 陆架坡折带下方发育大量斜坡扇— 深水扇, 向凹陷南部逐渐过渡为平行充填, 并逐渐减薄。表明陆架区沉降有所减缓, 而深水区沉降增大, 尤其陆坡区白云凹陷, 承纳了主要的沉积物充填, 形成了较为典型的陆坡内盆地沉积充填结构。

2.2.6 中新世晚期粤海组沉积时期(~ 10~5.3 Ma)

该时期地层珠一坳陷、珠二坳陷厚度差异较小, 但在白云凹陷陆架边缘三角洲— 深水扇沉积体系较为典型, 陆架坡折带附近发育大角度前积层, 坡折带下方大量斜坡扇— 深水扇叠置发育, 向南部急剧减薄, 但在西北次海盆处显著加厚, 呈平行充填, 发育深水复合水道和深水扇砂体, 且已被大洋钻探所证实(Sun et al., 2018; 朱伟林和郑金云, 2020), 西北次海盆沉积中心开始形成。表明陆缘区沉降显著减弱, 逐渐形成开放陆坡, 陆缘沉积物得以进入西北次海盆沉积。

2.2.7 上新世以来万山组沉积时期— 第四纪(~ 5.3~0 Ma)

白云北坡陆架坡折带附近地层厚度最大, 发育多期次具有大范围顶削特征的大角度前积层。向北部陆架浅水区地层逐渐减薄, 南侧深水陆坡区普遍较薄, 发育大型峡谷。西北次海盆沉积变厚, 呈平行叠置充填, 发育深水复合水道— 深水扇沉积。表明陆缘区沉降逐渐停止, 陆坡由沉积主要卸载区转变为沉积物过路区。

盆地发生大规模海侵, 以陆相为主的沉积环境向海相转变, 地层充填具有填平补齐特征, 沉积中心位于盆地外侧的珠二坳陷、珠四坳陷。盆地南缘珠四坳陷内, 受岩浆侵位的影响较显著, 隆起之间形成mini盆地式巨厚充填, 呈多隆凹的不均衡分布, 表明西北次海盆岩石圈破裂初期, 邻近的陆缘区依然存在较强的岩浆活动。因此, 该阶段为陆缘地壳破裂初期, 在均衡调整背景下, 以盆地整体缓慢沉降为主, 以大规模海侵为主要特征, 并伴有较强的岩浆作用。

经历~ 27 Ma构造沉降事件后, 形成较为典型的被动陆缘沉积充填结构, 发育宽广陆架浅水区和较窄的陆坡深水区。邻近陆缘的珠四坳陷沉降量更大, 使得沉积环境由陆架浅水转变为陆坡深水, 差异沉降控制了陆架坡折带的形成, 发育大型进积型陆架边缘三角洲— 深水扇沉积。珠四坳陷沉降中心由分散逐渐走向统一, 凹陷内岩浆活动显著减弱。因此, 该阶段以珠四坳陷的强烈沉降为主要特征, 差异沉降形成了该时期陆架浅水和陆坡深水沉积环境。

经历~ 23 Ma构造沉降事件, 陆缘强烈沉降区进一步向北拓展, 差异沉降使得白云凹陷沉积环境由陆架浅水变为陆坡深水, 陆架坡折带由南向北跃迁, 陆坡深水区向北扩展, 由此奠定了现今浅水和深水沉积格局。深水区地层整体表现为陆坡内盆地的充填特征, 陆坡区域的持续沉降使得陆架坡折带稳定分布在白云北坡, 并限制陆缘碎屑向陆缘外侧及西北次海盆输送, 使之成为欠补偿远洋沉积, 地层充填较薄。因此, 该阶段以陆缘强烈沉降区向北扩展为主要特征, 奠定了现今深水地貌格局。

~10 Ma以来, 整个盆地的沉降显著减弱, 尤其是陆坡区, 使得陆架区大量沉积物推进至陆架坡折带附近, 形成大角度前积结构, 而陆架坡折带下方, 经过前期的充填, 形成开放陆坡, 大量沉积物通过大型峡谷水道体系, 输送至西北次海盆区沉积。同时, 该时间对应于珠江口盆地东沙隆起的显著隆升, 表明随着周缘板块的持续会聚, 南海北部陆缘的沉降逐渐停止, 并形成开放陆坡, 陆架区的沉积物才能通过大型陆坡峡谷水道系统输送至西北次海盆。

珠江口盆地裂后沉降的差异还表现在平面分布规律上, 具有显著的分带性。依据地壳结构及其薄化程度的差异, 被动陆缘结构单元由陆向洋可分为: 近端带、细颈化带、远端带和洋陆转换带(Mohn et al., 2012; Sutra and Manatschal, 2012; 任建业等, 2015)。其中, 陆架浅水区(包括珠一坳陷、珠三坳陷和中央隆起带)处于近端带, 珠二坳陷主要位于细颈化带, 珠四坳陷处于远端带— 洋陆转换带(任建业等, 2018)。裂后沉降特征表明, 近端带的裂后沉降较为均衡, 与板内典型裂陷盆地较为相似; 细颈化带经历了~ 33.9~23.0 Ma的缓慢沉降和~ 23.0~10.0 Ma的快速沉降, 远端带则经历了~ 33.9~27.2 Ma缓慢沉降和27.2~23.0 Ma、23.0~10.0 Ma 2期快速沉降。同时, 差异沉降由南向北有序扩展, 控制深水沉积地貌的演化和陆架坡折带的变迁。

珠江口盆地裂后3阶段沉降的起始时间分别对应于南海的初始扩张(~33.9 Ma)和2次洋中脊的向南跃迁(~27~28 Ma、~23 Ma)(Briais et al., 1993; Sun et al., 2009; Li and Song, 2012; Li et al., 2014; 李春峰等, 2020; 丁巍伟, 2021)。关于扩张脊向南跃迁的机制, 存在2种可能: 与区域伸展应力场由早期的近S-N向转变为晚期的NW-SE和与地幔热点的向南迁移有关(丁巍伟, 2021)。不论以何种方式实现跃迁, 都将通过虹吸效应影响深部幔源物质的流动, 从而引起临近陆缘盆地沉降和岩浆活动的响应。通过对南海磁条带的精细分析和研究表明, 与陆缘毗邻的西北次海盆扩张脊的磁条带不如中央海盆、西南次海盆清晰(李春峰等, 2020), 扩张所经历的时间相对较短。由此推测, 在南海渐进式扩张方式下, 西北次海盆处于扩张初始阶段(~33.9~27.2 Ma), 尚未建立典型的海底扩张体系, 扩张脊的虹吸效应不明显, 使得邻近陆缘的珠四坳陷沉降不均衡, 并伴有较强的岩浆活动。同时, 陆缘岩石圈初始破裂期间因拉伸应力释放后产生挠曲回弹效应, 对陆缘的裂后沉降有一定缓冲作用。因此, 该阶段盆地整体表现为缓慢沉降的过程。

~27.2 Ma南海扩张脊向南跃迁至中央海盆处, 远离陆缘盆地区, 在扩张脊虹吸效应的控制下, 毗邻陆缘区的幔源物质优先向南撤离, 珠四坳陷开始进入快速热沉降阶段, 岩浆活动随之显著减弱, 沉降中心更为统一。~23.0 Ma扩张脊进一步向南跃迁, 陆缘的快速沉降区域向北扩展, 裂陷期地壳薄化强烈区进入快速沉降阶段, 从而奠定了深水地貌格局。~15.5 Ma随着南海扩张的停止, 沉降中心开始向海盆迁移, 陆缘盆地区依然延续裂后沉降, 但沉降量的横向差异性有所减小, 地层的厚度差异更多由单边充填的欠补偿沉积所导致。随着菲律宾板块持续楔入太平洋板块与欧亚板块之间, 所形成的挤压应力在~ 13.8 Ma开始影响珠江口盆地, 即进入新构造运动演化阶段。盆地的沉降作用也随之逐渐减缓, 并在~ 10.0 Ma陆坡由沉积卸载区转变为过路区, 大量陆源碎屑沉积物进入海盆区, 并被IODP钻探所证实。

图 8

Fig.8

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	图 8 珠江口盆地裂后期阶段性差异沉降演化过程与成因机制Fig.8 Evolution process and genetic mechanism of differential subsidence in post-rifting stage of the Pearl River Mouth Basin

不同学者基于OBS、重磁反演等方法, 研究认为南海北部陆缘的Moho面深度的变化与现今水深成显著的负相关(米立军等, 2019; 李海龙等, 2020), 与地壳的薄化程度呈正相关, 表明珠江口盆地裂后沉降量与其裂陷期地壳伸展薄化程度密切相关。珠江口盆地陆架浅水区、上陆坡区、下陆坡区现今地壳的厚度存在显著差异, 近似对应于陆缘结构单元的近端带、细颈化带和远端带, 陆架浅水区地壳厚度为22~26 km, 上陆坡区为22~15 km, 下陆坡区为15~8 km, 表明裂陷期地壳的薄化程度依次增大(米立军等, 2019)。地壳薄化程度的差异性也体现在裂陷期凹陷的分布上, 即分别控制了珠一坳陷/珠三坳陷、珠二坳陷、珠四坳陷的分布。现今水深变化与地壳厚度变化趋势基本一致, 表明裂陷期地壳薄化程度的差异直接影响了裂后期沉降量的大小, 薄化程度越强, 裂后沉降量越大。

珠江口盆地裂后阶段性差异沉降控制了陆架浅水和深水沉积环境的形成和陆架坡折带的演化, 进而控制了陆架浅水区三角洲沉积体系和深水区陆架边缘三角洲— 深水扇沉积体系2大沉积体系的展布。沉降量的差异导致海侵程度的不同, 影响陆缘碎屑向海推进的距离, 进而影响深水区相对富砂层序的形成。深水区由于叠加了裂后异常沉降, 导致沉积充填以海侵组合为主, 富砂层序相对较少。因此, 对于白云凹陷而言, 裂后期珠海组— 珠江组下段和韩江组中段至上段的地层相对富砂, 而荔湾凹陷仅珠海组上段相对富砂, 西北次海盆~ 10.0 Ma以后的地层相对富砂。

珠江口盆地裂后阶段性差异沉降与深部幔源物质的有序撤离相关, 不同构造带沉降规律的差异也反映了热演化史的分带差异, 进而导致储集层成岩演化、烃源岩的成烃演化的不同, 从而具有不同的油气成藏规律。