琼东南盆地陆架区晚中新世以来断层活动性研究

胡守祥 , 姚衍桃 李健 , 李爽 , 汪灵 , 詹文欢 , 李伟 , 冯英辞

1. 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室, 中国科学院南海海洋研究所, 广东 广州 510301;

2. 中国科学院南海生态环境工程创新研究院, 广东 广州 510301;

3. 中国科学院大学, 北京 100049

琼东南盆地位于南海西北部, 其构造演化受欧亚板块、太平洋板块和印度—澳大利亚板块三大板块碰撞、南海扩张及红河断裂带走滑运动等综合作用的影响(Ben-Avraham et al, 1973; Allen et al, 1984; 张功成 等, 2015)。琼东南盆地地质现象复杂多样, 构造演化具有独特性, 在该区可对众多科学问题, 如南海次海盆的形成以及岩石圈厚度变化等开展研究(Briais et al, 1993; Zhao et al, 2018)。琼东南盆地发育有较多的生长断层, 生长断层以其独特的构造形态和蕴含丰富的运动学信息等, 自提出以来就吸引了众多学者对其进行研究(Thorsen, 1963; 赵孟为, 1989; Jackson et al, 2013, 2017)。

生长断层通常以上下盘的厚度差异为主要标志, 也可以古背斜、碳酸盐床或逆牵引构造等作为识别标志(Tribovillard et al, 2012; Bertok et al, 2012), 其中国内学者对生长断层的伴生构造和构造模式等有较为深入的研究(梁富康 等, 2011)。量化生长断层活动性的方法有很多, 最为常用的是生长指数法(Thorsen, 1963; Henstra et al, 2015), 也有国内学者使用古落差法和断层落差法等量化方法(李居云, 2015)。随着技术的发展和研究的推进, 断层位移-长度关系分析法(displacement-length)和高分辨率断层落差图法(T-Z 图示法)得到了广泛的使用

(Muraoka et al, 1983; Cartwright et al, 1998; Ze et al, 2016; Jackson et al, 2017)。其中, 后者不仅可以量化断层活动性, 还可用来分析断层的多旋回活动和再活动模式以及建立盲断层的识别标准等(Baudon et al, 2008a, 2008b), 然而在国内的相关研究中却几乎未见T-Z 图示法的实际应用报道。

前人对琼东南盆地的断层活动性研究主要集中在深水盆地和中央峡谷等区域, 对北部陆架区的断层活动性研究较少, 且研究的时间多集中在晚中新世之前(李绪宣 等, 2005; 谢文彦 等, 2007; 谢玉洪 等, 2015; Zhao et al, 2018)。然而, 对于区域稳定性 评价以及石油钻井平台的安全性评估来说, 晚中新世之后的陆架区断层活动性分析研究则显得更为重要, 因此有必要对琼东南盆地北部陆架区晚中新世以来生长断层的活动性开展量化分析, 而T-Z 图示法则是一种有效的方法。本文在断层走向及垂向特征统计的基础上, 使用T-Z 图示法对断层活动性进行量化分析, 进而揭示陆架区晚中新世以来的断层活动过程, 并结合周缘构造演化历史, 探讨断层活动性变化的主要控制因素。

1 区域地质构造背景

琼东南盆地位于南海西北部, 是大陆边缘裂谷型盆地, 为新生代的沉积盆地(Lee et al, 1994, 1995)。琼东南盆地位于海南岛东南海域, 被莺歌海盆地、西沙隆起和珠江口盆地环绕, 盆地整体形态呈NE—SW 向(图1)。在陆架区的琼东南盆地水深变化较小, 本文研究区(图 1 黑框)主要位于水深100～200m 的区域, 该区域具有广阔的油气勘探前景(Wei et al, 2019)。

琼东南盆地的二级构造单元可以概括为为“三坳两隆”(谢文彦 等, 2007; 何云龙, 2012)(图1)。盆地内断层系统发育, 且西部和东部地区之间的断层走向存在显着的差异(Zhang et al, 2013)。琼东南盆地的断层走向主要为NE、NNE、E—W、NW 及NWW向, 其中西部断层以NW 向和E—W 向为主, 东部断层则以NE 向为主(Zhang et al, 2013; Ren et al, 2014a)。

琼东南盆地大致经历了两大演化阶段——古近纪裂陷期和新近纪坳陷期, 具体可以细分为始新世初始裂陷期、早渐新世主断陷期、晚渐新世断坳转换期、中中新世坳陷期和晚中新世至今的加速沉降期, 具有明显的“下断上坳”双层构造格架(Ren et al, 2014b; Xia et al, 2016; 任金锋, 2016)。在始新世时期, 太平洋板块后撤和古南海洋壳向婆罗洲地块发 生俯冲作用, 共同产生NW 向的拉张应力(Lüdmann et al, 1999; Yan et al, 2001), 在南海北部形成了较多由NE 向断层控制的凹陷。早渐新世时期, 红河断裂带莺歌海段由于印支板块的快速旋转而发生大幅度的左旋走滑, 引起琼东南盆地的断层活动增强, 该时期盆地经历首次快速沉降(徐子英 等, 2015; 任金锋, 2016)。在晚渐新世时期, 红河断裂带左旋走滑速率下降, 南海东部次海盆发生海底扩张, 但由于距离较远, 该时期琼东南盆地的断层活动因没有动力来源而持续减弱, NE 向断裂和新生代发育的E—W 向构造叠加引起琼东南盆地中部发育NW 向和NWW 向张扭性断裂(蔡佳, 2009)。晚渐新世至早中新世时期, 印支地块逐渐进入平静期(徐子英 等, 2015; 任金锋, 2016), 琼东南盆地处于裂后坳陷阶段, 沉降速度较慢, 位于盆地西侧的活动断层在该时期活动性急转下降甚至停止活动。由于次海盆的持续扩张引起西沙隆起的逆时针旋转, 东部NW 向张扭性断层得到进一步发育(任金锋, 2016)。更新世时期, 南海的海底扩张作用停止, 海底沉降加速, 因此盆地进入加速沉降期。

图1 琼东南盆地构造简图[底图由Generic Mapping Tools 简称GMT 制作, 二级构造单元根据何云龙(2012)修改] 图中红色实线表示琼东南盆地主要断层;蓝色区域表示凹陷地区; 黄色区域表示隆起区域; 黑色方框表示研究区位置。依据审图号GS(2016)2937 底图制作 Fig. 1 A structural diagram of the Qiongdongnan Basin

2 高分辨率断层落差图法原理

高分辨率断层落差图法(T-Z 图示法)是断层落差与双程走时的二维折线图(张焱林 等, 2010)。生长断层在发育过程中, 断层上、下盘的沉降幅度相 同时, 其沉积厚度的差值就是断层落差。在沉积补偿下将充填断层落差而形成的地貌视为同沉积作用, 沉积物的厚度与沉降幅度相等, 可以用上、下盘的厚度差来表示断层上、下盘的沉降幅度(Taylor et al, 2008)。因此, T-Z 图示法可较好地量化断层活动性。

T-Z 图是以断层的垂直落差为横轴、以断层上盘所在双程走时为纵轴的折线图示法(图2b), 本文引用变异系数来描述T-Z 图中折线点与趋势线的离散程度, 即变异系数越大, 断层活动波动越大。如图2a 所示, 断层穿过n 层地层, i 为活动断层在某一地层产生上下盘厚度差异的时间, 亦即该地层的年龄。T 代表同一地层在上下盘的双程走时差(单位: ms), 从i 到0 时刻断层的落差可表示为:

式中: Ti代表i 时间段的断层上下盘的落差总和(单位: ms); di代表i 与i-1 的时间间隔内断层垂直的位移距(单位: ms)。

T-Z 图中i 时间段内的斜率Ki可表示为:

式中: Z 值为对应的上盘双程走时值(单位: ms); Zi表示i 时间段上盘深度(单位: ms); Zi-1表示i-1 时间段上盘深度(单位: ms); Ti-1代表 i-1 时间段的断层上下盘的落差总和(单位: ms)。

图2 T-Z 图基本要素示意图 a. 生长断层示意图; b. 图a 对应的T-Z 图。图a 中灰色色差表示地层; 横向实线表示地层界面; 斜实线表示断层面; 虚线表示地层面延伸; 图b 中的圆点表示左侧地层界面在T-Z 中对应的位置 Fig. 2 Basic elements of T-Z plots

T-Z 图的地质意义为: 当T-Z 图在某一层位的斜率为零(K=0)时, 表示断层在该层沉积时期内停止活动; 当T-Z 图在某一层位的斜率为正值(K>0)时, 表示断层在该层沉积时期内存在活动, 且数值越大断层活动性越大; 当斜率为负值(K<0)时, 表示断层在对应的地层沉积时期内可能发生了逆转(Cartwright et al, 1998), 断层在传播过程产生重叠和连接也会导致该情况的出现(Mansfield et al, 1996)。

生长指数法等其他量化方法也可用于分析断层活动性(Thorsen, 1963; Henstra et al, 2015), 但研究区的断层仅在3 个时期中活跃, 阻碍了可靠数据的收集, 同时生长指数易因断层下、上盘之间的侵蚀和沉积速率等不同的而引起误差(Ze et al, 2017)。

T-Z 图示法不受断层活动时期的限制, 且地震资料的精度越高, 获得的曲线变化越明显, 揭示的断层活动性也就越清晰。本文使用的三维高分辨率地震资料, 其主频为35Hz, 接近海底的地震数据的垂向分辨率可达8～10m。因此依据研究区的实际情况以及所获得的高分辨率地震资料, 本文采用T-Z图示法开展研究。

3 琼东南盆地陆架区断层活动性特征

3.1 研究区生长断层特征

根据高精度的三维地震资料解释结果, 研究区一共有66 条正断层, 其中54 条断层长度不足5km, 12 条断层长度大于5km, 其中最长的约14km, 位于研究区南部。从时间切片图上显示, 研究区的断层主要分布在北部地区, 但长度均较短; 南部断层规模较大, 数目却较少(图3)。本次研究选取3 条规模相对较大、活动时间较长的断层作为量化分析对象——断层A、断层B 和断层C (图3)。断层A 位于研究区南部, 是所识别断层中延伸最长的断层, 与邻近断层组成近平行式断层组合样式。断层B 位于研究区北部, 通过对断层B 和断层A 进行同一直线上的切片分析, 探讨区内南部和北部的断层活动性异同。断层C 位于研究区域中部, 小规模断层在该处集中分布, 断层C 的活动性具有代表性。

图3 研究区时间切片图 a. 研究区时间切片图; b. 研究区时间切片素描图。图b 中的黑色实线表示断层; 黑点表示图7 中地震剖面位置; 黑色虚线表示图4 地震剖面位置; 玫瑰花图中的阴影表示走向分布 Fig. 3 Time slice of the study area

断层走向是研究断层平面特征的重要参考指标之一。对研究区断层走向进行统计, 并绘制玫瑰花图(图3b), 结果显示, 研究区断层的走向主要集中在NWW、NW 和E—W 方向, 其中以NWW 向为主。

地震剖面显示研究区的生长断层以正断层为主, 平均倾角为41°, 大多向北倾(倾向NEE)。南部断层的断距较大, 多数断层切过T40 界面(中中新世与晚中新世分界面, 10.5Ma)、T30 界面(晚中新世与上新世分界面, 5.5Ma)和T20 界面(上新世与第四纪分界面, 1.9Ma), 到达第四纪地层。

根据获取的高分辨地震资料, 以断层顶端平滑和连续的反射层作为断层停止活动的终点, 可精确地将断层的终止层位确定在1～2 个反射层面内。对研究区断层的终点位置进行统计, 并且选择有代表性的剖面绘制成图(图4a)。垂向切片统计数据(图4b)显示: 约45%的断层顶部终止位置在T40—T30 界面之间, 即多数断层在晚中新世期间停止活动; 约30%的断层终止于T40 界面之下, 属于中中新世期间停止活动; 在T30 和T20 之间即上新世期间终止活动的断层约有25%; 极少数断层在第四纪早期停止活动。

图4 研究区断层地震剖面图(a)和断层活动终止时间统计图(b) 图a 中圆点表示断层终止位置; 下面红色实线表示断层。图b 中虚线表示关键层位 Fig. 4 Statistical chart of the termination times of fault activities in the study area

3.2 研究区断层活动性量化特征

根据附近钻井资料(Zhao et al, 2015), 本文对研究区的断层进行了时深转换, 并对比分析转换前后的T-Z 图示法量化特征(图5)。时深转换前的T-Z 图显示, 在T30 界面之下, T 值下降; 在海底到T30 界面之间, T 值呈缓慢增加(图5b)。经时深转换后的T-Z 图也表现出相同的趋势(图5c)。两者均揭示了断层落差在晚中新世末达到最大, 断层活动性在T30 界面发生变化。通过对比分析时深转换前后T-Z 图中的变异系数和K 值, 其变化也不大, 因此后文在用T-Z 图示法量化断层活动性时, 不再作时深转换, 断层双程走时和落差值均直接用双程走时表示。

3.2.1 断层A 的量化特征

地震剖面显示, 正断层A 的走向近E—W 向, 平均倾角为42° (图6a)。为了更详细地量化断层A的断层活动性变化, 沿其走向选取4 个剖面分别绘制T-Z 图, 各剖面间隔为1.1km (图6b)。

断层A 的落差分布图在垂向上大致呈半M 形 (Muraoka et al, 1983)。下面将以T20 和T30 为界分为3 个时期对断层A 不同剖面的T-Z 图特征进行介绍。T30 界面之下, 最明显的特征在于负的平均K值(约为-0.04)和平均T 值(73.43ms)为3 个时期中最大。4 个剖面的T-Z 图均显示出负的K 值。据变异系数分析, T30 界面之下的断层A 均显示出较小的落差变化(平均变异系数为0.15)(图6c～6e )。

在T30 和T20 界面之间, 断层A 的T-Z 图折线波动最小, 平均变异系数为0.11, 且存在K 值为零的时期。剖面1、2、3 的T-Z 图显示出持续的正K 值(图6c～6e), 剖面4 仅出现一次负K 值的波动(图6f)。各剖面均显示断层A 在该时期的T 值整体上是减少的(图6c～6f)。

图5 断层A 地震剖面(a)时深转换前(b)、后(c)的T-Z 图 a. 断层A 4 号地震剖面,红色实线表示断层A; 圆点表示断层终止位置; 图b 和图c 中的横线分别表示关键层位T20 和T30 Fig. 5 Comparison of T-Z plots of Fault A before and after the time to depth conversion

图6 断层A 中不同剖面位置的T-Z 图 a. 断层A 的时间切片图; b. 断层A 时间切片的素描图, 实线表示断层A, 圆点表示4 个地震剖面位置; c. 断层A 剖面1 的T-Z 图; d. 断层A 剖面2 的T-Z 图; e. 断层A 剖面3 的T-Z 图; f. 断层A 剖面4 的T-Z 图 Fig. 6 T-Z plots of Fault A

在T20 界面到海底之间, 剖面3、4 显示出T 值持续下降, 而剖面1、2 则显示T 值波动下降, 最终各剖面的断层T 值均归为零(图6c～6f)。

3.2.2 断层B 的量化特征

根据地震剖面显示, 断层B 是一个略呈铲状的正断层, 位于研究区的北部, 地处大陆架之上。断层B 的走向为 SSE 向, 平均倾角为 44°, 长度为10.3km。为了分析研究区断层活动性的南北差异, 选择断层A 和断层B 在相同经度上的两个位置进行切片, 利用T-Z 图示法开展对比分析(图7)。

同样以T20 和T30 为界面划分为3 个时期来介绍, 并且主要介绍断层B 的量化特征。根据断层B两个剖面的T-Z 图显示, T30 和T40 之间的平均T 值是3 个时期中的最大值, 而且剖面7 和剖面8 的最大T 值接近, 分别为29.75ms 和27.26ms。剖面7 的K 值为正值(0.004), 而剖面 8 则显示为负 K 值(-0.002), 该时期断层 B 的平均 K 值接近于零(0.001)。剖面7 和8 在T30 和T40 之间的变异系数分别为0.16 和0.11, 两者的平均变异系数为0.14, 小于断层A 的平均变异系数(0.15), 显示出更为稳定的T 值变化(图7g、7h)。

图7 断层A 和断层B 的T-Z 对比图 a. 断层A 的时间切片图; b. 断层A 的时间切片素描图; c. 断层A 中剖面5 的T-Z 图; d. 断层A 中剖面6 的T-Z 图; e. 断层B 的时间切片图; f. 断层B 的时间切片素描图; g. 断层B 中剖面7 的T-Z 图; h. 断层B 中剖面8 的T-Z 图。图b 和图f 中实线分别表示断层A和断层B, 圆点表示各断层地震剖面图的位置 Fig. 7 T-Z plots of Fault A and Fault B

在T30 和T20 界面之间, 断层B 表现出明显的正 K 值(0.05)。这一时期断层 A 出现最大T 值(100.6ms), 断层B 也表现出相似特征(40ms)。同时断层B 的T 值变化较大, 平均变异系数为0.30, 其中剖面1 的曲线显示出明显的波动, 而断层A 在该时期的变异系数较小, 故曲线波动也较小(图 7c～7d、7g～7h)。

在T20 界面之上, 断层B 停止活动的平均双程走时为450ms 处。T-Z 图显示, 断层B 的平均变异系数在该时期最大。由于T20 界面之上断层B 可靠数据量较少, 容易造成误差, 所以本文不再统计该断层在T20 界面之上的K 值(图7g、7h )。

3.2.3 断层C 的量化特征

断层C 走向为SE 向, 平均倾角为40°, 长度为9.8km (图8a、8b)。为了详细地量化断层C 的落差变化, 选取与断层正交且间隔为1.1km 的2 个剖面绘制T-Z 图(图8c、8d)。

将断层C 的T-Z 图以T20 界面和T30 界面为界分为3 个部分。在T30 界面之下, 断层C 的平均K 值为0.03, 表示断层在这一阶段具有稳定的活动性。该时期断层C 的平均T 值为3 个时期中的最大值, 剖面9 和剖面10 的T 值分别为47.24ms和69.42ms。断层C 的T 值表现出稳定的变化, 剖面9 和10 的变异系数分别为0.05 和0.11 (图8c、8d)。

在T30 和T20 界面之间, 断层C 剖面9 和剖面10 的K 值均为正值且较为接近, 分别是0.05 和0.06。这一时期剖面9 的T 值趋于稳定, 剖面10 的T 值出现局部变化, 两者的变异系数分别为0.28 和0.33 (图8c、8d)。

在T20 界面之上, 断层C 的T-Z 图显示T 值波动下降, 3 个时期的平均 T 值分别为 58.33ms、29.85ms 和14.26ms, 由下到上呈现出递减的趋势 (图8c、8d)。

4 断层的活动性及主控因素分析

4.1 断层活动性分析

根据T-Z 图示法对研究区断层活动性量化的结果显示, 晚中新世时期断层A 的T-Z 图的平均K 值为-0.04。上新世时期, 平均K 值为0.06, 表明断层活动速率变大, 而较小的变异系数(0.12)则表明该时期断层活动性稳定的增大。断层A 3 个时期的平均T 值分别为73.43ms、63.10ms 和28.39ms (表1), T值在T30 界面附近最大, 为100.6ms, 表明上新世时期和中新世末的断层活动开始发生变化。平均K 值在晚中新世末期(5.5Ma)由-0.03 转变为0.06, 表明断层上、下盘的运动方向发生了变化, 即断层活动性在该时期发生了逆转。

图8 断层C2 个剖面的T-Z 图 a. 断层C 的时间切片图; b. 断层C 的时间切片素描图, 实线表示断层C, 圆点表示地震剖面的位置; c. 断层C 地震剖面9 的T-Z 图; d. 断层C 地震剖面10 的T-Z 图 Fig. 8 T-Z plots of Fault C

表1 断层T-Z 图量化参数总结 Tab. 1 Summary of T-Z diagram parameters of faults in the study area

断层B 的T-Z 图特征反映了晚中新世时期断层活动性较弱(K=0.001); 在上新世时期, 断层B 的变异系数为0.30, 比断层A 同时期的变异系数(0.11)大, 表明断层B 的T 值变动较剧烈, 揭示了该条断层在上新世的活动性变化较大; 较高的K 值(0.05)反映了其在上新世时期活动速率较大。断层B 3 个时期的平均 T 值是分别是 28.76ms、17.82ms 和6.61ms (表1), 均小于同时期断层A 的平均T 值, 表明同时期断层A 的活动性大于断层B。

根据断层C 的 T-Z 图K 值特征, 晚中新世时期断层C 具有较强的活动性(K=0.03), 上新世时期断层活动性进一步加大(K=0.05)。在第四纪时期, 断层C 的K 值为0.09 以及变异系数为0.74, 反映了断层活动性变化较大。此外, 断层C 在第四纪时期的活动时间较断层A 短, 但又略大于断层B, 表明南、北断层在活动停止时间上存在先后顺序, 即北部的断层先停止活动, 南部的断层最后停止活动。

对比断层A、B、C 3 个断层几何特征以及T-Z图, 可以看出: 任一时期, 平均T 值和最大T 值均是自南向北依次减少: 断层 A 最大(最大 T 值为100.6ms), 断层B 最小(最大T 值为40ms)(图7、图8), 表明研究区内断层活动性自南向北依次减弱。断层A、断层C 和断层B 在第四纪时期的活动时间自南向北依次变短, 表明南部断层的活动持续时间要比北部断层活动时间更长。根据3 个时期的平均K值变化(表1), 晚中新世时期研究区北部断层表现为轻微活动的逆断层, 而南部断层则表现为活动明显的逆断层。在晚中新世末期(5.5Ma)研究区断层活动性发生变化, 由逆断层转变为正断层, 并且断层活动性在第四纪进一步加大(图6～图8)。

通过上述断层活动性分析, 对本文研究区断层活动规律总结如下: 平面上, 研究区断层走向以NWW 向为主, 断层活动性自南向北依次减弱, 南部断层活动持续时间要比北部断层活动时间更长; 时间上, 断层上下盘运动方向在晚中新世末期(5.5Ma)发生改变, 由逆断层转为正断层, 研究区断层在上新世时期以正断层活动, 并且断层活动性在第四纪时期进一步加大。

4.2 红河断裂带构造反转的控制作用

图9 红河断裂带的滑移反转与断层T-Z 图的对比[底图由GMT 制作, 图中构造单元修改自Sun 等(2003); Zhu 等(2009)] a. 16—5.5Ma 时南海西北部区域构造图; b. 5.5Ma 至今南海西北部区域构造图; c. 断层A 1 号剖面的T-Z 图; d. 断层A 1 号地震剖面。图a 和图b 中黑色实线表示红河断裂带; 红色箭头表示红河断裂带滑移方向。YGHB: 莺歌海盆地; QDNB: 琼东南盆地; PRMB: 珠江口盆地; RRFZ: 红河断裂带 Fig. 9 Structure reversal of the Red River Fault Zone, and T-Z diagrams of the faults

红河断裂带起源于有世界屋脊之称的青藏高原东南部, 向南海海域延伸, 进入莺歌海盆地, 总长超过1000km (图9), 是华南地块与印支—巽他地块的分界线(郑勇 等, 2006; 徐果明 等, 2007)。经模拟实验发现红河断裂带是由于印度板块与欧亚板块的碰撞旋转挤出形成的(Tapponnier et al, 1982), 在新生代时期表现为强烈活动的韧性剪切带(Tapponnier et al, 1990)。红河断裂带在海域的延伸被视为是琼东南盆地的西界(孙珍 等, 2003), 琼东南盆地的演化历史与红河断裂带的构造演化有着紧密的联系(袁玉松 等, 2008)。

自旋转挤出模型提出以来, 前人从变形构造、沉积建造、同位素定年和数值模拟等方面对红河断裂带进行了详细的研究, 对其左旋及右旋走滑活动起始时间的研究汇总如下: 自58Ma 开始, 红河断裂带进行左旋运动, 运动时间持续到 10—5.5Ma, 其中16—5.5Ma 时期是左旋运动的转化时期, 红河断裂带在5.5Ma 时转变为右旋运动(Wang et al, 1998; Replumaz et al, 2001; Sun et al, 2003; Zhu et al, 2009)。

本文通过量化分析断层活动性, 发现琼东南盆地北部陆架区的断层活动在5.5Ma 前后发生转变, 与红河断裂带的走滑反转在时间上和运动性质上都存在耦合关系(图9)。T-Z 图示法对研究区3 个有代表性的断层的量化结果显示(图6、图8 和图9), 在晚中新世末期(5.5Ma)即T30 界面前后, 平均K 值由-0.003 转变为0.05, 即断层由活动性较弱的逆断层转变为活动性较强的正断层。红河断裂带在5.5Ma时期发生构造反转, 由相对平静的滑移反转时期(16—5.5Ma)转为低速右旋运动, 与断层活动性量化结果在时间上和运动性质上均对应。

此外琼东南盆地发生多期沉降, 其第一期、第二期的快速沉降与红河断裂带的左旋运动在时间上相一致, 5.5Ma 之后红河断裂带的右旋走滑运动影响盆地的加速沉降, 而沉降的剧烈程度, 则直接与距离相关, 与红河断裂带距离越远, 沉降速率越慢, 由此可见红河断裂带的走滑运动是琼东南盆地晚期构造演化的主控因素(袁玉松 等, 2008)。

根据前人研究, 琼东南盆地多处记录到红河断裂带5.5Ma 时的走滑反转。如晚中新世期间, 红河断裂带的走滑反转曾在琼东南盆地引发大型海底滑坡(Wang et al, 2016)。前人通过对海底滑坡底部界面和滑坡顶界面的识别, 鉴定出滑坡发生的时间为5.5Ma, 该时期全球海平面变化幅度较小(Miller et al, 2005), 无法形成规模巨大的海侵事件, 红河断裂反转被认为是琼东南盆地黄流组发现的大型海底滑坡的主导因素(Wang et al, 2016)(图10 灰白色区域)。此外, 前人从热模拟和物理模拟、沉降史分析以及动力学机制等不同角度, 在琼东南盆地北部区域也发现了众多有关红河断裂带构造反转的证据(何丽娟 等, 2000; Clift et al, 2006; 袁玉松 等, 2008)。

综合以上分析, 红河断裂带的滑移反转控制着琼东南盆地北部以及西部的构造沉积演化, 结合研究区的断层发育与活动特征, 本文认为红河断裂带的滑移反转是影响琼东南盆地北部陆架区断层活动性的主要因素。

5 结论

通过对琼东南盆地北部陆架区晚中新世以来生长断层特征的统计分析, 以及利用T-Z 图示法对断层活动性的定量分析, 结合红河断裂带的构造反转事件, 对研究区断层活动性的主要控制因素进行了探讨, 得出以下结论和认识:

1) 断层南北分布存在差异, 北部断层延伸短但数量多, 南部断层稀疏但规模大。整个研究区的断层以NWW 向为主要走向方向。研究区断层以铲式断层为主。通过对断层活动停止时间的统计, 发现多数断层在晚中新世期间停止活动。

2) 在晚中新世末期, 断层上下盘的活动方向发生了改变。研究区南部的断层落差值大于北部的断层落差值, 南部断层较北部断层稍晚停止活动, 表明南部断层活动较为剧烈且持续时间长。

3) 红河断裂带构造反转可能是琼东南盆地陆架区晚中新世以来断层活动性的控制因素。红河断裂带对整个琼东南盆地的构造演化起着控制作用, 并且红河断裂带在5.5Ma 时发生走滑运动的反转, 该时期与研究区断层的活动性反转时间以及运动性质耦合。

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