珠江口盆地開平凹陷構(gòu)造沉降史及其主控因素

聶國權(quán)，何登發(fā)，李小盼，張志業(yè)，何 敏

1中國地質(zhì)科學(xué)院巖溶地質(zhì)研究所；2自然資源部廣西巖溶動力學(xué)重點實驗室；3中國地質(zhì)大學(xué)（北京）能源學(xué)院；4中國石化河南油田分公司；5中海石油（中國）有限公司深圳分公司

0 前 言

自沉降史理論于1911年提出至今已有一百多年的歷史，期間隨著各種地質(zhì)理論的提出及地質(zhì)資料的不斷豐富，沉降史理論逐漸得到發(fā)展和完善［1-7］。沉降史分析是含油氣盆地分析中一項重要的基礎(chǔ)工作，在盆地構(gòu)造研究中得到了廣泛應(yīng)用。通過沉降史研究，可以查明盆地類型、構(gòu)造演化過程和動力學(xué)機制，判斷主要構(gòu)造事件發(fā)生的時間，了解烴源巖的發(fā)育、演化和成熟度等［8-10］。

珠江口盆地位于南海北部陸緣，伴隨著南海在32 Ma開始擴張及南海南、北大陸的逐漸分離，盆地具有被動大陸邊緣盆地的基本屬性［10］，盆地范圍內(nèi)由北向南涵蓋了陸殼和洋陸過渡帶［10-11］。前人對珠江口盆地的構(gòu)造沉降特征進行了大量的研究，主要側(cè)重于整個盆地及惠州凹陷、白云凹陷等構(gòu)造單元［10,12-19］。珠江口盆地自晚白堊世以來經(jīng)歷了多期構(gòu)造運動，對應(yīng)多期構(gòu)造沉降作用［20-21］。從盆地北部陸架區(qū)到南部陸坡區(qū)，地殼伸展因子逐漸增大，即陸架區(qū)沉降量小于陸坡區(qū)［22］。從陸架區(qū)到陸坡區(qū)，由于地質(zhì)結(jié)構(gòu)和構(gòu)造演化的差異，珠江口盆地不同構(gòu)造單元的沉降差異較為明顯。

開平凹陷位于珠江口盆地珠Ⅱ坳陷的西部，經(jīng)歷了長達40余年的勘探一直未獲得重大油氣發(fā)現(xiàn)。由于處在洋陸過渡帶［11,23］，開平凹陷的構(gòu)造演化有其自身的特殊性。隨著近幾年鉆井和三維地震資料的不斷豐富，對開平凹陷的研究取得了一定的進展［23］。聶國權(quán)等［24］精細解剖了開平凹陷的不整合面特征，并結(jié)合平衡剖面定性描述了凹陷的差異性構(gòu)造演化過程，但針對凹陷構(gòu)造沉降史的半定量分析尚未系統(tǒng)開展，對影響差異性構(gòu)造演化的主控因素也未深入討論。為深入分析開平凹陷的構(gòu)造沉降特征及主控因素，在前期研究的基礎(chǔ)上，選擇開平凹陷2條典型地震剖面，選取多個虛擬井（盡量使凹陷每個次級構(gòu)造單元都有虛擬井控制）進行構(gòu)造沉降史綜合分析，通過盆地模擬方法半定量表征凹陷內(nèi)不同次級構(gòu)造單元的差異性沉降特征。該項研究為開平凹陷的沉積、生烴和成藏研究奠定了基礎(chǔ)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

珠江口盆地呈近北東走向，具有“南北分帶、東西分塊”的特征，整體可劃分為“三隆兩坳”：北部斷階帶、北部坳陷帶、中央隆起帶、南部坳陷帶和南部隆起帶（圖1a）。開平凹陷位于珠Ⅱ坳陷西部，東鄰云開低凸起，西部與順德凹陷相鄰，南北分別與南部隆起帶、神狐暗沙隆起相接（圖1a，圖1b）。研究區(qū)水深為200～1 000 m［24］，大部分處于陸坡深水區(qū)，勘探重點為東部約2 500 km2的范圍。

圖1 珠江口盆地開平凹陷構(gòu)造位置及始新統(tǒng)時間厚度圖Fig.1 Structural location and Eocene time thickness of Kaiping Sag in Pearl River Mouth Basin

開平凹陷自下而上發(fā)育始新統(tǒng)文昌組、恩平組，漸新統(tǒng)珠海組，中新統(tǒng)珠江組、韓江組和粵海組，上新統(tǒng)萬山組和第四系瓊海組（圖2），總厚度約為7 500 m。利用高精度三維地震資料，并結(jié)合前人的研究成果，在文昌組內(nèi)部由下至上識別了T85、T84、T83、T82、T81界面，在恩平組內(nèi)部識別了T71界面，由此將文昌組細分為6個亞段，恩平組分為2段（圖2）。

開平凹陷的形成演化主要受控于凹陷北緣大型伸展拆離斷層［23-24］，新生代沉積主要經(jīng)歷了裂陷期（始新世）和裂后熱沉降期（漸新世以來）兩個階段（圖2），凹陷整體具有“先陸后海，下斷上拗”的結(jié)構(gòu)特征。裂陷期地層具有“厚文昌，薄恩平”的特征［25-28］。根據(jù)裂陷期地層厚度可將開平凹陷劃分為主洼、北洼、西洼、西南洼和東洼等5個次級構(gòu)造單元，其中主洼構(gòu)造單元為開平凹陷的沉積中心（圖1b）。

圖2 開平凹陷地層綜合柱狀圖（據(jù)文獻［16,23-24,28］編繪）Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of Kaiping Sag(cited from reference［16,23-24,28］,modified)

2 構(gòu)造沉降史恢復(fù)方法

2.1 方法概述

盆地的沉降可分為構(gòu)造作用造成的構(gòu)造沉降和非構(gòu)造作用（如沉積物和水體負載作用、古水深和全球海平面變化等）造成的負載沉降，其中構(gòu)造沉降對于研究沉積盆地的構(gòu)造演化和形成機制有重要作用。引起盆地沉降的機制主要有局部均衡、撓曲均衡和熱沉降。局部均衡也叫艾里（Airy）均衡，該模式認為巖石圈的有效彈性厚度為零，沒有彈性撓曲作用，也叫點補償模式。撓曲均衡模式考慮了巖石圈的有效彈性厚度，認為均衡補償不是發(fā)生在一個負荷點，而是分布在比較寬的范圍以內(nèi)，也叫面板補償。熱沉降模式認為盆地的伸展作用是瞬時的，而且不考慮巖石圈的有效彈性厚度，包括軟流圈物質(zhì)上涌導(dǎo)致的巖石圈伸展減薄（裂陷期沉降）和巖石圈冷卻收縮（裂后熱沉降）兩部分［13］。

一般而言，伸展盆地巖石圈破壞程度較大，相對不連續(xù)，因此可不考慮巖石圈的彈性撓曲作用［29］。珠Ⅱ坳陷巖石圈的有效彈性厚度僅為1～5 km［30］，開平凹陷的熱流值為60～80 mW/m2，其中南部高達70～80 mW/m2［31］。由此可見，開平凹陷的巖石圈強度較低，熱流值較高，比較符合艾里均衡模式。本次研究主要參考艾里均衡模式并利用回剝法計算構(gòu)造沉降量?；貏兎ㄊ且环N盆地反演模擬方法，其基本思路是：假設(shè)地層骨架厚度在壓實過程中保持不變，地層體積隨埋深增大而不斷減小主要是由于巖石的孔隙度減小所致，在此基礎(chǔ)上根據(jù)地質(zhì)年代由新到老將地層逐層剝?nèi)?，直到全部剝完為止。這種方法需要進行4種校正，即去壓實校正、沉積負載校正、古水深和海平面變化校正。

2.1.1 去壓實校正

去壓實校正是由新到老逐層剝?nèi)サ貙右垣@取不同時代的地層在壓實之前的真實厚度，主要是基于巖石骨架厚度不變的原則，這樣地層體積的變小完全歸因于孔隙度的減小，與地層的壓實程度和埋深有很大關(guān)系。

根據(jù)地層壓實原理，去壓實方程表示如下：

式中：y2′和y1′為原始地層頂?shù)茁裆睿琺；y1和y2分別為現(xiàn)今地層頂?shù)茁裆睿琺；φ0為初始孔隙度，%；c為壓實系數(shù)，1/km。不同沉積巖具有不同的壓實系數(shù)。根據(jù)去壓實方程，可以求出不同地層在不同時代的埋深，從而求得各地層單元在不同時期的古厚度，即地層壓實之前的真實厚度。

2.1.2 沉積負載校正

盆地發(fā)生沉降后，為沉積物充填提供了有效的空間，而沉積物充填造成的負載會進一步導(dǎo)致盆地發(fā)生沉降，這種影響可以根據(jù)文獻［13］的方法計算。

采用艾里均衡模式，某一套地層的負載效果可表示為：

式中：y為沉積物負載校正后的基底深度，m；S為去壓實校正后的地層厚度，m；ρm、ρs、ρw分別為地幔密度、地層的平均密度及水的密度，kg/m3。

2.1.3 古水深和海平面變化校正

海平面變化對構(gòu)造沉降的影響較大，現(xiàn)今海平面是衡量沉降量大小的參考面，因此，需要對古水深進行校正。另外，由于不同構(gòu)造時期古水深存在差異，而水體深度又會影響盆地的沉降，增加基底的負載沉降，因此在分析構(gòu)造沉降量時應(yīng)考慮這些因素。這部分負載沉降（SL）可表示為：

式中：ΔSL為相對海平面變化，即古海平面相對于現(xiàn)今海平面的高度，m。

沉積盆地在不同演化階段的沉積環(huán)境不同，水體深度也不同，因此古水深在計算沉降量時必須予以考慮。目前，主要利用古生物資料和沉積相等相關(guān)資料獲取古水深。古生物資料可用于判斷水體環(huán)境，沉積相可大體反映水體深度的范圍。

結(jié)合Allen等［9］的研究，經(jīng)過一系列校正之后的構(gòu)造沉降量（y）公式可表示為：

式中：θ為補償度，表示巖石圈達到艾里均衡的程度。開平凹陷及鄰區(qū)巖石圈強度較低，熱流值較高，可以認為完全符合艾里均衡模式，θ取作1。那么，某時間點的構(gòu)造沉降量（y）可以表示為：

式中：y為某時間點的構(gòu)造沉降量，m；S表示該時間點去壓實校正后的地層厚度，m；ρm為地幔密度，取3 330 kg/m3；ρs為地層的平均密度，kg/m3；ρw為水的密度，取1 030 kg/m3；Wd表示古水深，m；ΔSL表示相對海平面變化，m。

2.2 參數(shù)選取

構(gòu)造沉降史分析涉及到的參數(shù)較多，而不同參數(shù)的選取須以實際地質(zhì)特征和地層組合為基礎(chǔ)，否則會出現(xiàn)較大誤差。

2.2.1 地層年代

西南聯(lián)大時期，大家生活都很困難，難以為繼。梅貽琦校長千辛萬苦向教育部要來一筆學(xué)生補助金，按規(guī)定，他家四個孩子都有資格申請，可是他卻一個不準沾邊，就是為了避嫌，不讓人說閑話。其實，那個時候他的家用相當(dāng)拮據(jù)，早已捉襟見肘，寅吃卯糧，可他寧肯舉債，變賣家產(chǎn)，或讓夫人磨米粉，做米糕，提籃小賣去補貼家用，也不涉“瓜田李下”之地。因而他在師生中享有崇高威望，帶領(lǐng)大家共度時艱，培養(yǎng)了大批優(yōu)秀人才，鑄就了中國教育的一段輝煌歷史。

Tg、T70是開平凹陷及鄰區(qū)最具代表性的區(qū)域性不整合面。兩者研究程度高，有豐富的古生物資料為地層定年提供依據(jù)，地層年代相對準確。伸展盆地的基底年代常常代表著伸展運動開始的時間。珠江口盆地深水區(qū)白云凹陷并不發(fā)育古新統(tǒng)神狐組，但發(fā)育始新統(tǒng)文昌組和恩平組，在約49 Ma開始發(fā)生裂谷作用，形成地震反射界面Tg。T70是南海擴張形成的不整合面，形成時間為30 Ma［16-17,32-33］。本次研究在參考白云凹陷研究成果的基礎(chǔ)上，精細厘定了開平凹陷各個地層的年代，對于文昌組和恩平組內(nèi)部層位，結(jié)合地震剖面采用插值的方法獲取，準確度相對較高，這為構(gòu)造沉降史的恢復(fù)提供了重要的基礎(chǔ)參數(shù)。

2.2.2 巖性和孔隙度-深度關(guān)系

地層的巖性組成也會影響構(gòu)造沉降量的大小。本次研究主要利用開平凹陷及鄰區(qū)僅有的6口鉆井的巖性數(shù)據(jù)，參考了白云凹陷地層巖性的研究成果，并結(jié)合了區(qū)域地層特征。開平凹陷及鄰區(qū)總體上表現(xiàn)為古近系砂巖占優(yōu)勢、新近系以泥巖為主的特征，碳酸鹽巖和煤層發(fā)育范圍極為有限，厚度也不大，對構(gòu)造沉降量的影響微乎其微。鉆井揭示開平凹陷及鄰區(qū)的巖性主要由砂巖、粉砂巖和泥巖組成，但不同地層的巖性組成差異較大。

孔隙度隨深度變化的關(guān)系式參考文獻［13］。不同巖性的孔隙度、壓實系數(shù)和密度主要參考北海地區(qū)的實測結(jié)果［3,17］。砂巖剛性較強，孔隙度隨深度變化較??；泥巖塑性較強，孔隙度隨深度變化較大。珠江口盆地ODP1148井泥巖的孔隙度變化規(guī)律和北海地區(qū)的實測結(jié)果較為吻合［13］。具體參數(shù)見表1。

表1 開平凹陷主要巖性參數(shù)Table 1 Main lithologic parameters of Kaiping sag

2.2.3 古水深和相對海平面變化

古水深一直以來是影響構(gòu)造沉降量計算結(jié)果的最大因素［34］。由于開平凹陷公開發(fā)表的資料較少，本文主要依據(jù)沉積相推算古水深：一般來說，沖積相—河流相等陸相沉積的最大水深不超過15 m，水體較淺；濱淺海水深在20～200 m之間；陸坡水深介于200～2 000 m。開平凹陷及鄰區(qū)30 Ma之前為陸相沉積環(huán)境，水體較淺；30 Ma以后由于大規(guī)模海侵作用，水體深度急劇增加。

相對海平面變化也是影響構(gòu)造沉降量的一個因素，它是指古海平面相對于現(xiàn)今海平面的升降值，高于現(xiàn)今海平面取正值，低于現(xiàn)今海平面為負值。自23 Ma以來，全球海平面呈現(xiàn)下降的總趨勢，而珠江口盆地則表現(xiàn)水體不斷加深，二級旋回曲線出現(xiàn)相反的趨勢［35-36］。本文主要參考珠江口盆地的二級海平面變化曲線［14，37］（圖3）。

圖3 珠江口盆地相對海平面變化與全球海平面變化曲線（據(jù)文獻［14,37］）Fig.3 Curves of relative sea-level change in Pearl River Mouth Basin and global sea-level change(cited from reference［14,37］)

3 構(gòu)造沉降史恢復(fù)

3.1 剖面基本特征

本次研究以A—A′和B—B′2條典型地震剖面為例（位置見圖1b），它們經(jīng)過開平凹陷及鄰區(qū)的典型鉆井，橫跨主要構(gòu)造單元。開平東洼由于地震資料品質(zhì)較差及鉆井約束不足，此次研究未涉及。A—A′為南北向三維地震剖面，主要穿過開平北洼和開平主洼，經(jīng)過C井，全長約48.5 km（圖1b，圖4a）。A—A′剖面顯示：北洼和主洼為地塹結(jié)構(gòu)，受控于南北兩側(cè)邊界斷層的活動；北洼裂陷期地層厚度明顯小于主洼，兩個洼陷均具有“厚文昌、薄恩平”的結(jié)構(gòu)。裂陷期（文昌組—恩平組沉積期）斷裂活動較為發(fā)育，地層變形程度較強，橫向上厚度變化較大；裂后期（珠海組—第四系沉積期）斷裂活動較弱，橫向上厚度相對穩(wěn)定。B—B′為北西—南東向二維地震剖面，主要穿過神狐暗沙隆起、開平西洼、開平西南洼和南部隆起帶，經(jīng)過A井，全長約76 km（圖1b，圖4b）。B—B′剖面顯示：西洼和西南洼為北斷南超的半地塹結(jié)構(gòu)，西南洼裂陷期地層厚度大于西洼；南部隆起帶屬于構(gòu)造高部位，裂陷期地層厚度較薄。裂后期整體構(gòu)造活動較弱，地層橫向上厚度相對穩(wěn)定。

圖4 開平凹陷地震地質(zhì)解釋剖面（剖面位置見圖1b）Fig.4 Seismic and geological interpretation profiles of Kaiping Sag（profile location is shown in Fig.1b）

對A—A′剖面每隔2.5 km抽取一道的層位信息生成虛擬井?dāng)?shù)據(jù)，形成19個虛擬井，由北到南對虛擬井編號為A-1—A-19（圖4a），其中A-1井—A-9井位于開平北洼，A-10井—A-19井位于開平主洼。對B—B′剖面每隔約3 km抽取一道的層位信息生成虛擬井?dāng)?shù)據(jù)，形成24個虛擬井，由西北到東南對虛擬井編號為B-1—B-24（圖4b），其中B-1井—B-3井位于神狐暗沙隆起，B-4井—B-8井位于開平西洼，B-9井—B-15井位于開平西南洼，B-16井—B-24井位于南部隆起帶。層位信息共包括T32、T35、T40、T50、T60、T70、T71、T80、T81、T82、T83、T84、T85和Tg等14個界面的數(shù)據(jù)（圖2，圖4）。

表2 開平主洼A-14井構(gòu)造沉降量計算主要參數(shù)表（據(jù)文獻［14,34-37］，有修改）Table 2 Main parameters for the calculation of tectonic subsidence of Well A-14 in Kaiping main sub-sag(cited from reference［1,34-37］,modified)

3.2 構(gòu)造沉降史分析

從A—A′剖面構(gòu)造沉降史曲線（圖5）可以看出：開平凹陷不同次級構(gòu)造單元的構(gòu)造沉降量差異較大；同一個洼陷不同構(gòu)造位置的構(gòu)造沉降量也具有較大差異，其中，斜坡和隆起區(qū)構(gòu)造沉降量相對較小，洼陷中心構(gòu)造沉降量相對較大；49～30 Ma期間構(gòu)造沉降量較高，30 Ma至今整體構(gòu)造沉降量較小。具體來看，主洼最大構(gòu)造沉降量約為3.5 km，最小僅為2.1 km；北洼最大構(gòu)造沉降量約為2.4 km，最小為1.8 km（圖5）。不同虛擬井的地層存在差異，故沉降曲線起始的時間也有差別：主洼發(fā)育文昌組下段的下亞段（Tg—T85），最早約49 Ma開始沉降；北洼沉降時間略晚于主洼。由于斷陷期存在構(gòu)造反轉(zhuǎn)現(xiàn)象，故主洼有小范圍的剝蝕作用，而北洼在恩平組沉積期剝蝕作用相對較強［25］。

從B—B′剖面構(gòu)造沉降史曲線（圖6）可以看出：開平凹陷西南洼構(gòu)造沉降量普遍大于西洼，最大構(gòu)造沉降量可達3 km，西洼最大構(gòu)造沉降量約為2.4 km；神狐暗沙隆起開始沉降最晚，構(gòu)造沉降量整體最低，最大構(gòu)造沉降量不到1.5 km。同一個洼陷存在洼陷中央部位和斜坡部位構(gòu)造沉降差異巨大的現(xiàn)象，如開平西南洼最大差異值超過1.3 km（圖6c）。

由于裂后期（30 Ma至今）地層相對穩(wěn)定，因此裂后期的構(gòu)造沉降量差異性較?。▓D7）。不同構(gòu)造單元構(gòu)造沉降量的巨大差異主要體現(xiàn)在裂陷期，不同洼陷的沉積中心被構(gòu)造高部位強烈分割造成了強烈的分塊性和差異性。值得注意的是，兩條剖面幾乎所有的構(gòu)造沉降曲線均在17.5 Ma出現(xiàn)一個拐點（圖5，圖6），反映沉降速率稍有增大。有學(xué)者認為17.5 Ma對應(yīng)于南海擴張逐漸停止，標志著新構(gòu)造運動開始發(fā)生［16］。

圖5 開平凹陷A—A′剖面虛擬井構(gòu)造沉降曲線Fig.5 Tectonic subsidence curves of virtual wells of profile A—A′in Kaiping Sag

圖6 開平凹陷B—B′剖面虛擬井構(gòu)造沉降曲線Fig.6 Tectonic subsidence curves of virtual wells of profile B—B′in Kaiping Sag

圖7 開平凹陷不同構(gòu)造單元典型井構(gòu)造沉降曲線Fig.7 Tectonic subsidence curves of typical wells at different tectonic units in Kaiping Sag

構(gòu)造沉降速率可以反映盆地在不同時期構(gòu)造活動性的強弱。在構(gòu)造沉降曲線的基礎(chǔ)上進一步計算了開平凹陷主洼、北洼、西洼和西南洼在不同構(gòu)造變革期的構(gòu)造沉降速率，以此為基礎(chǔ)深化對開平凹陷構(gòu)造演化過程的認識。

對A—A′剖面和B—B′剖面所穿過主要洼陷的部分虛擬井進行了不同時期構(gòu)造沉降速率的計算，并統(tǒng)計了構(gòu)造沉降速率分布（圖8）。結(jié)果顯示：①文昌組沉積期（49～39 Ma）是開平凹陷的主要沉降期，構(gòu)造沉降速率較高，普遍超過150 m/Ma。北洼最大沉降速率超過150 m/Ma；主洼由于強烈的伸展變形和沉降作用，最大沉降速率接近250 m/Ma；西洼最大沉降速率超過150 m/Ma，和北洼相當(dāng)；西南洼最大沉降速率超過200 m/Ma。②恩平組沉積期（39～30 Ma），斷裂活動有所減弱，構(gòu)造沉降速率明顯減小，沉降速率普遍小于50 m/Ma。③30～17.5 Ma是南海擴張期，構(gòu)造活動雖然逐漸減弱，但這一時期盆地仍進一步沉降。④17.5 Ma至今是珠江口盆地深水區(qū)新構(gòu)造運動階段，構(gòu)造活動速率有所增大。如圖8所示，17.5 Ma至今構(gòu)造沉降速率雖普遍小于50 m/Ma，但普遍大于30～17.5 Ma期間的沉降速率。

圖8 開平凹陷新生代構(gòu)造沉降速率直方圖Fig.8 Histogram of Cenozoic tectonic subsidence rate in Kaiping Sag

4 構(gòu)造沉降史主控因素

4.1 區(qū)域構(gòu)造運動

開平凹陷在新生代經(jīng)歷了多期構(gòu)造運動（圖2），不同期次的構(gòu)造運動所造成的構(gòu)造沉降量存在較大差異（圖8）。

始新世珠瓊運動掀開了開平凹陷構(gòu)造演化的序幕。始新世早期受珠瓊運動一幕北西—南東向伸展作用的影響，開平凹陷發(fā)育一系列北東—南西向斷層，形成了較大的沉降空間，充填了文昌組湖泊相沉積［38］。珠瓊運動一幕活動劇烈，造成文昌組沉積期構(gòu)造沉降量大、沉降速率高，對總的構(gòu)造沉降貢獻最大。始新世晚期珠瓊運動二幕持續(xù)裂陷，在相對分隔的文昌組斷陷基礎(chǔ)上接受了恩平組沉積。恩平組沉積期控洼斷層雖然繼續(xù)活動，但活動強度不及文昌組沉積期，構(gòu)造沉降作用減弱，形成了“厚文昌、薄恩平”的基本格局。恩平組沉積末期，受南海運動影響，開平凹陷的裂陷活動進一步減弱；在南海持續(xù)擴張作用的影響下，開平凹陷在漸新世—早中新世以區(qū)域性熱沉降為主，沉降作用較弱。

早中新世末（17.5 Ma），伴隨著南海擴張逐漸停止，開平凹陷的構(gòu)造體制發(fā)生改變，構(gòu)造沉降作用稍有增強。地震剖面顯示T50界面上下地層為整合接觸，且界面上下地層地震反射特征相近（圖4），可見17.5 Ma開平凹陷未發(fā)生大規(guī)模的抬升剝蝕作用，仍以區(qū)域性沉降作用為主。

晚中新世受東沙運動（10.4 Ma）影響，珠江口盆地發(fā)生構(gòu)造升降、沉積物剝蝕和NWW向張性斷裂活動以及角度不整合等作用和現(xiàn)象［39］，主要對盆地東部區(qū)域如東沙隆起的隆升影響較大，而對西部深水區(qū)影響相對較?。?9］。開平凹陷的地震剖面顯示T32界面為強波阻抗界面（圖4），在全區(qū)易于識別追蹤。構(gòu)造沉降恢復(fù)結(jié)果表明，10.4 Ma以來構(gòu)造沉降作用未出現(xiàn)明顯增強的特征（圖5—圖7），反映東沙運動對開平凹陷的構(gòu)造沉降作用影響較小。

需要說明的是，對于17.5 Ma以來開平凹陷的構(gòu)造體制，作者采用了文獻［16］的提法：基于白云凹陷構(gòu)造沉降史研究發(fā)現(xiàn)，17.5 Ma凹陷沉降速率明顯增大，故把南海擴張停止之后，17.5 Ma以來的構(gòu)造運動定義為新構(gòu)造運動。關(guān)于新構(gòu)造運動的理解目前還未形成統(tǒng)一認識，前人往往把東沙運動等同于新構(gòu)造運動［38，40-42］，也有學(xué)者將13.8 Ma［39］、5.33 Ma［43-44］、5.33 Ma和0.46 Ma兩期作為新構(gòu)造運動開始的時間［45］，對比本文不作深入討論。

4.2 拆離斷層活動

開平凹陷的形成與演化主要受控于北緣大型伸展拆離斷層［15,24,37］。拆離斷層的分段活動和構(gòu)造活動遷移性是不同洼陷在斷陷期差異性活動的主要原因［15,24］。平面上拆離斷層可分為西南段、中段和東北段等3段［15］，在裂陷期分別控制不同洼陷的構(gòu)造沉降作用。開平凹陷不同次級構(gòu)造單元的構(gòu)造沉降特征差異較大，主要體現(xiàn)在裂陷期，特別是文昌組沉積期。裂后期由于拆離斷層停止活動，凹陷以區(qū)域性熱沉降為主，不同洼陷之間的差異性相對較小。此外，拆離斷層的上覆斷塊不斷向東南大規(guī)模運動，洼陷內(nèi)地層發(fā)生逆時針旋轉(zhuǎn)［46］，造成了同一洼陷內(nèi)不同構(gòu)造位置構(gòu)造沉降量的較大差異，其中，洼陷中心構(gòu)造沉降量最大，向緩坡或陡坡區(qū)域構(gòu)造沉降量減小，差異可達1 km以上（圖5—圖7）。

5 結(jié) 論

（1）珠江口盆地開平凹陷新生代構(gòu)造演化經(jīng)歷了裂陷期、裂后熱沉降期2個階段。

（2）對開平凹陷2條典型地震剖面上43個虛擬井的構(gòu)造沉降史恢復(fù)表明：開平凹陷裂陷期（49～30 Ma）構(gòu)造沉降量較大，不同洼陷構(gòu)造沉降差異性較大；裂后期（30 Ma至今）構(gòu)造沉降量相對較小，各洼陷構(gòu)造沉降差異性較小。開平凹陷文昌組沉積期（裂陷一幕，49～39 Ma）為最大構(gòu)造沉降期，恩平組沉積期（裂陷二幕，39～30 Ma）構(gòu)造沉降速率顯著減小，漂移期（30～17.5 Ma）和新構(gòu)造運動期（17.5 Ma之后）構(gòu)造沉降量均出現(xiàn)了不同程度的增大。

（3）差異性沉降是開平凹陷及鄰區(qū)的一個基本特征。多期次的區(qū)域構(gòu)造運動和拆離斷層分段性、差異性活動是造成差異性沉降的主要因素。

致謝：在資料收集和研究工作過程中得到了中海石油深圳分公司研究院的大力協(xié)助，在此表示感謝！