红河断裂带在莺歌海盆地的延伸——中央断裂的识别
doi: 10.19762/j.cnki.dizhixuebao.2023199
付永涛1,2,3 ， 陈鹳霏1,4 ， 吴涛5 ， 王万银1,2,6 ， 徐涛5 ， 王丁丁6 ， 周章国1,3 ， 杨安1,3
1. 中国科学院海洋地质与环境重点实验室，中国科学院海洋研究所，山东青岛， 266071
2. 海洋油气勘探国家工程研究中心，北京， 100028
3. 青岛海洋科学与技术试点国家海洋实验室海洋地质过程与环境功能实验室，山东青岛， 266237
4. 中国科学院大学，北京， 100049
5. 中海石油（中国）有限公司海南分公司，海南海口， 570311
6. 长安大学地质工程与测绘学院，陕西西安， 710054
基金项目: 本文为中海石油（中国）有限公司海南分公司勘探项目（编号CCL2022HNFN0321） ； 海洋油气勘探国家工程研究中心开放基金项目（编号CCL2022RCPS0794RQN）联合资助的成果
Identification of the Central fault: The extension of the Red River fault zone in the Yinggehai basin
FU Yongtao1,2,3 ， CHEN Guanfei1,4 ， WU Tao5 ， WANG Wanyin1,2,6 ， XU Tao5 ， WANG Dingding6 ， ZHOU Zhangguo1,3 ， YANG An1,3
1. Key Laboratory of Marine Geology and Environment, Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao, Shandong 266071 , China
2. National Engineering Research Center for Offshore Oil and Gas Exploration, Beijing 100028 , China
3. Laboratory for Marine Geology, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao, Shandong 266237 , China
4. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049 , China
5. CNOOC China Ltd._Hainan, Haikou, Hainan 570311 , China
6. College of Geology Engineering and Geomatics, Chang'an University, Xi'an, Shaanxi 710054 , China
摘要
红河断裂带的早期左行和后期右行走滑剪切作用对莺歌海盆地的构造演化和沉积过程具有重要的控制作用。虽然在莺歌海盆地的中央坳陷北部和南部已识别出红河断裂，但仍不清楚红河断裂带在中央坳陷是如何延伸的，因此对莺歌海盆地的构造演化和沉积过程研究造成了一定影响。目前多基于盆地东侧的1号断裂和西侧的莺西断裂为边界，研究莺歌海盆地的构造演化。本文基于莺歌海盆地卫星测高重力异常，采用重力异常归一化总水平导数垂向导数（NVDR-THDR）方法厘定了中央断裂的分布，且在中央坳陷北部和中部得到了2D地震剖面的证实。中央断裂是红河断裂带在莺歌海盆地的延伸，在东方底辟区以北发育左阶断层，在平面上形成向东的错断；在昌南底辟区以东为数条平行断层组成的断裂带，在乐东底辟区发展为左行左阶断层系，发育了乐东南洼陷（拉分盆地）。地震剖面显示中央断裂在中央坳陷的埋深较大，在双程旅行时长大于6 s的深度以下，依据地层层序判断其主要活动期为早于30 Ma并持续至15.98 Ma。依据双界面模型快速反演方法计算的莺歌海盆地沉积物厚度，在中央坳陷发育5个厚度大于15 km的沉降中心。总体上，中央断裂以西为沉降中心，以东为沉积深度变浅的梯度带。同时，中央坳陷的5个底辟构造带均分布于中央断裂以西，尤其是乐东区的左行左阶断层系对3个平行分布的底辟带有明显的控制作用。中央断裂对莺歌海盆地构造演化和油气勘探具有重要的意义。
Abstract
The early left-lateral and late right-lateral strike-slip shearing of the Red River fault zone performes a crucial function in controlling the tectonic evolution and sedimentation processes of the Yinggehai basin. While the Red River fault has been identified in the northern and southern parts of the Central depression of the Yinggehai basin, it remains unclear how the Red River fault zone extends within the Central depression, impacting the study of the basin's tectonic evolution and sedimentation processes. Current studies on the tectonic evolution of the Yinggehai basin are based on the No.1 fault on the eastern side and the Yingxi fault on the western side as boundaries. In this paper, utilizing satellite altimetry gravity anomaly data in the Yinggehai basin and employing the normalized vertical derivative total horizontal derivative edge recognition (NVDR-THDR) method, we determined the distribution of the Central fault. This recognition is verified by 2D seismic sections in the northern and central parts of the Central depression. The Central fault is the extension of the Red River fault zone in the Yinggehai basin, developing as a left-stepping fault system north of the Dongfang diapir area, forming an eastward dislocation in plan view. In the Changnan diapir area, it consists of several parallel faults. In the Ledong diapir area, a left-stepping sinistral strike-slip fault system is developed, leading to the development of the Ledongnan Subsag (pull-apart basin). Seismic profiles reveal that the buried depth of the Central fault is larger in the Central depression, with a two-way travel time exceeding 6 s. According to the stratigraphic sequences, the main active period of the Central fault predates 30 Ma to 15.98 Ma. The Cenozoic sediment thickness of the Yinggehai basin, calculated using the fast inversion method of the double-interface model of the gravity field, reveals the development of five depocenters with thicknesses exceeding 15 km in the Central depression. Generally, to the west of the Central fault are the depocenters, while to the east, there is a gradient zone with smaller sediment thickness. Simultaneously, the five diapir belts in the Central depression are all distributed to the west of the Central fault, with the left-stepping sinistral strike-slip fault system in the Ledong diapir area exerting significant control on three parallel diapir belts. The Central fault holds great significance for the tectonic evolution and oil and gas exploration in the Yinggehai basin.
印度板块与欧亚板块碰撞的“逃逸”效应（Tapponnier et al.，1986，1990）和侧向挤出（许志琴等，2011）导致印支地块相对于华南地块沿哀牢山-红河断裂带发育了大规模左行走滑和后期的小距离右行走滑（Tapponnier et al.，1990；Leloup et al.，2001；Morley et al.，2023），由于哀牢山-红河断裂带的走滑作用和印支地块的相对旋转（Hall，2002；Li Shihu et al.，2017），在南海西北部孕育了NNW-SSE向走滑-伸展的莺歌海盆地（图1；龚再升，1997；谢玉洪，2009；任建业等，2011；Hoang et al.，2020，2023；Morley et al.，2023）。哀牢山-红河断裂带是印支地体与华南地块的三叠纪缝合带（Hall，2002），在陆域从喜马拉雅山的东侧延伸至红河入海口（Tapponnier et al.，1990；Leloup et al.，2001；Fyhn et al.，2018；Hoang et al.，2020），在海域内也称红河断裂带，经莺歌海盆地的1号断裂（谢玉洪，2009；Fyhn et al.，2015，2018；Hoang et al.，2020；Li Lun et al.，2023）延伸至中建南盆地边界的越东断裂带（Zhu Mangzheng et al.，2009；罗新刚等，2018； Hoang et al.，2020，2023；雷超等，2022；Luo Xingang et al.，2023；Morley et al.，2023）。
根据陆地区域变质岩和岩浆岩的同位素定年成果（Gilley et al.，2003；曹淑云等，2009；Zhang Bo et al.，2017），总体上认为左行走滑作用开始于35~34 Ma，活动期可持续至15~13 Ma。近期的定年结果给出了27 Ma（Yan Jiaxin et al.，2021；Zhang Bo et al.，2022）或25~24 Ma（Zhang Bo et al.，2022）的更年轻的左行走滑开始时代，但这两个年龄比莺歌海盆地地震剖面解释的左行走滑年龄年轻很多（Fyhn et al.，2018；Hoang et al.，2020；雷超等，2022；Morley et al.，2023）。对于右行走滑的时间，Morley et al.（2023）认为14~12 Ma期间开始了右行走滑。
早期曾认为哀牢山-红河断裂带的（渐新世—中新世）左行走滑位移约500~1400 km（Tapponnier et al.，1990；Leloup et al.，2001）。Replumaz et al.（2003）和Royden et al.（2008）分别将左行走滑位移修正为745 km和600 km。Hall（2002，2012）和Li Shihu et al.（2017）采用不同的地质模型得到早期左行走滑位移为250 km，后期右行走滑位移分别为50 km和40 km。Morley et al.（2023）认为哀牢山-红河断裂带东南段的塑性下地壳的近水平剪切作用（Searle，2006）与较低的左行位移量（250 km; Li Shihu et al.，2017）是相谐调的。在莺歌海盆地，红河断裂带的宽度由入海口处的25 km扩展到中央坳陷的＞200 km（图2），而且发育分段断层（fragmented fault）和系列的左行断层系（Hoang et al.，2020），这些都会大幅消耗走滑位移量，因此Morley et al.（2023）暗示在莺歌海盆地的走滑位移量可能少于50 km。
在莺歌海盆地北部的河内凹陷和临高凸起（图2），地震剖面中基底断层与层序的关系可判断左行走滑作用的活动期为早于30 Ma并持续至5.5 Ma，在15.5 Ma之后发生构造反转，由转换伸展改变为转换挤压（Rangin et al.，1995；Zhu Mangzheng et al.，2009；Fyhn et al.，2015）。上新世5.5 Ma以来具有右行走滑运动特征（Zhu Mangzheng et al.，2009）。Fyhn et al.（2018）和Hoang et al.（2020）认为晚始新世—晚渐新世（37~23 Ma）为左行转换伸展，在渐新世末期—中新世初期（约23 Ma）发育反转构造，走滑作用体制转变为左行转换挤压。在莺歌海盆地南部与琼东南盆地的结合部，左行走滑主活动期在33.9~15.5 Ma之间，而且莺歌海盆地北部的左行挤压反转构造和晚期的右行走滑在地震剖面上并不明显（雷超等，2022）。红河断裂带的右行走滑作用（Leloup et al.，1993；Replumaz et al.，2001；Li Shihu et al.，2017）相对较弱，但对底辟构造和浅层断层的分布有重要的作用（Sun Zhen et al.，2003；李绪深等，2017）。
图1莺歌海盆地大地构造背景（据Fyhn et al.，2018; Hoang et al.，2023）
Fig.1Tectonic background of the Yinggehai basin (after Fyhn et al., 2018; Hoang et al., 2023)
BKD—布张穹顶; CTF—曹邦-天元断裂; MPSZ—马坪剪切带; RNF—Rao Nay断裂; SCF—兰江断裂; THSZ—绥和剪切带; TPSZ—三塔剪切带
BKD—Bu Khang dome; CTF—Cao Bang-Tien Yen fault; MPSZ—Mae Ping shear zone; RNF—Rao Nay fault; SCF—Song Ca fault; THSZ—Tuy Hoa shear zone; TPSZ—Three Pagodas shear zone
图2莺歌海盆地区域地质图
Fig.2Regional geological map of the Yinggehai basin
顺化凹陷据Hoang et al.，2023; 断裂据谢玉洪，2009；Fyhn et al.，2018；雷超等，2022
Hue sub-basin is from Hoang et al., 2023; faults distribution is from Xie Yuhong, 2009; Fyhn et al., 2018; Lei Chao et al., 2022
目前对于红河断裂带在莺歌海盆地海域的延伸，普遍的认识是东侧的1号断裂带和西侧的莺西断裂带（谢玉洪，2009；Zhu Mangzheng et al.，2009；Hoang et al.，2020，2023；Morley et al.，2023）。1号断裂是一个可能切割地幔的深大断裂（Li Lun et al.，2023），对莺东斜坡和中央坳陷的沉积作用具有重要控制作用。西侧的莺西断裂与马江断裂交汇，是莺西斜坡和中央坳陷的分界（Zhu Mangzheng et al.，2009；Hoang et al.，2020，2023；Morley et al.，2023）。由于中央坳陷的巨厚新生界（厚度最大超过17 km），在中央坳陷中部未在地震剖面上识别基底断裂。但在坳陷北部临近临高凸起和坳陷南部中建凸起的南北两端海域则有基底断裂的地震剖面证据（Rangin et al.，1995；Zhu Mangzheng et al.，2009），因此Zhu Mangzheng et al.（2009）依据中央坳陷北部和南部的基底断裂，根据中浅层地震剖面推断了中央坳陷中部的两条基底断裂。Nguyen et al.（2013）、王万银等（2013）、罗新刚等（2018）和Luo Xingang et al.（2023）依据重力资料的解释，提出在1号断裂以西发育一个基底深大断裂，为红河断裂带在中央坳陷的延伸，但未获得详细的构造特征，重力资料推断的断裂位置都与Zhu Mangzheng et al.（2009）推断的断裂位置有明显差别。
综上所述，红河断裂带在莺歌海盆地中部是如何延伸的，至今仍不清楚（Morley et al.，2023）。因此目前对莺歌海构造演化的研究都是以1号断裂和莺西断裂为边界，对最宽阔的中央坳陷中部未做基底断裂的约束（Tapponnier et al.，1990；Sun Zhen et al.，2003；孙珍等，2007；雷超等，2022；Li Lun et al.，2023）。在中央坳陷的研究集中在中浅层断层（Zhu Mangzheng et al.，2009；李绪深等，2017）。但从中央坳陷北部和南部海域的红河断裂看，在中央坳陷中部应该有红河断裂的分布。如何厘定红河断裂带在中央坳陷的分布，进而分析其对莺歌海盆地构造演化的作用，是有重要科学意义的研究。
同时，莺歌海盆地是我国海底天然气主要产区（谢玉洪等，2020），1号断裂等断裂的走滑剪切和晚期右行走滑剪切作用对盆地的沉积作用、底辟构造及油气富集产生了重要的影响（谢玉洪，2009；谢玉洪等，2015；李绪深等，2017）。中央坳陷内由北向南发育多个沉降中心，沉积层厚度均大于14 km（尤龙等，2014），发育规模巨大的底辟构造（龚再升，1997；谢玉洪，2009），但由于缺乏中央坳陷中部基底断裂乃至莺歌海盆地结构的认识，未能探讨沉降中心和底辟的分布的深部构造控制因素。
因此结合地震剖面的解释，对莺歌海盆地开展重力反演，分析红河断裂带在莺歌海盆地中央坳陷的延伸和特征，对于基础地质研究和油气勘探都具有重要的意义。
1 区域地质背景
1.1 莺歌海盆地
莺歌海盆地是新生代盆地，在平面上呈狭长的菱形，主要构造单元包括河内凹陷、临高凸起、中央坳陷、莺东斜坡、莺西斜坡、广义地堑和中建凸起的一部分（图2）。莺歌海盆地演化史可划分为裂陷期（古近纪）和裂后期（新近纪和第四纪），盆地充填序列主要由古近纪、新近纪和第四纪地层组成，从下向上依次为始新统岭头组、渐新统的崖城组和陵水组，中新统的三亚组、梅山组和黄流组，上新统的莺歌海组以及第四系乐东组（图3；谢玉洪，2009；李绪深等，2017）。中央坳陷多个沉降中心厚度大于14 km（尤龙等，2014），受早期左行走滑伸展、中期构造挤压旋转伸展、后期右行走滑伸展作用的控制，整体上盆地沉降中心由北西向东南迁移（龚再升，1997；谢玉洪，2009；李绪深等，2017）。
莺歌海盆地基底埋深大、钻遇前新生界基底的钻井数量少，对盆地（尤其是中央坳陷）的基底组成的认识并不清楚。通过区域构造对比、地球物理资料的分析，认为基底为印支地块东北部前新生代的地层在海区的延伸（孙家振等，1995；刘海龄等，2004）。
图3莺歌海盆地地层划分
Fig.3Stratigraphic division of the Yinggehai basin
据谢玉洪，2009; 李绪深等，2017; 雷超等，2022; 周杰等，2023
Modified from Xie Yuhong, 2009; Li Xushen et al., 2017; Lei Chao et al., 2022; Zhou Jie et al., 2023
盆地基底岩性由莺东斜坡的钻井（龚再升，1997；谢玉洪，2009）揭示，主要岩性包括：变质岩系（YIN1井）以及古生代碳酸盐岩（YQ2井），中生代中酸性侵入岩（YQ1井、YQ2井、LT35-1-1井和YIN9井），火山碎屑岩（YIN6井）和红层（LT1-1-1井和LT9-1-1井）。在莺西斜坡钻遇燕山期和燕山期—印支期花岗岩，河内东斜坡钻遇晚古生代碳酸盐岩，在陆地河内凹陷钻遇花岗岩和白垩系红层。对于在1号断裂西侧发育的NW-SE走向的狭长重力高，尤龙等（2014）判断其基底岩性主要由中—高密度的变质岩组成。对于莺歌海盆地内其他低重力异常地区，结合陆上的钻井、马江构造带内的地层展布特征，尤龙等（2014）判断其基底岩性主要为中生代的碎屑岩，偶见有中生代的花岗岩侵入体，中生界之下与马江构造带相似，可能分布有寒武系—上三叠统下部以及前震旦系构造层。
1.2 北部湾盆地
北部湾盆地是NE方向延展的新生代盆地，古新世—渐新世为张裂期，新近纪为裂后沉降，经历了古近纪湖相和新近纪—第四纪海相两个主要沉积演化阶段（Huang Baojia et al.，2017；任建业，2018）。北部湾盆地的北侧围限断层是涠西南断裂，南侧是海头北断裂。北部湾盆地的西部受到红河断裂的强烈影响，仙朗断裂延伸至北部湾盆地的西部，并且在渐新世末期发育了强烈的反转构造，古近系隆升并被剥蚀（Fyhn et al.，2018）。而北部湾盆地东部的涠西南凹陷在渐新世末期发育一系列交替排布的NE向的背斜与向斜，说明受到了局部NW向应力挤压，晚渐新世构造抬升导致涠西南低凸起顶部古近系遭受剥蚀，渐新世末期在右行剪切应力控制下形成了褶皱、走滑断裂带（李才等，2021）。
Fyhn et al.（2018）依据北部湾西部的钻井样品的年龄数据，提出北部湾盆地和莺歌海盆地的张裂期都是中始新世末期/晚始新世—渐新世，这两个盆地的成因是有联系的。但早期（朱伟林等，1998）和近期（李才等，2018，2021）的研究都表明，北部湾盆地（至少是东部）的张裂期要早于莺歌海盆地。
1.3 琼东南盆地
琼东南盆地是发育在强烈减薄陆壳上面的新生代伸展盆地（龚再升，1997；任建业等，2011；Zhao Zhongxian et al.，2018；吴克强等，2023）。琼东南盆地与莺歌海盆地在始新世以来一直作为一个整体接受沉积，具有相似的充填序列（李绪深等，2017）。琼东南盆地具有“南北分带、东西分块”的构造格局，自北向南可划分为北部隆起区、中央坳陷区和南部隆起区等3个一级构造单元。琼东南盆地西部受红河断裂带的强烈影响（雷超等，2022），琼东南盆地东部的伸展主要受控于南海北部大陆边缘的伸展作用（Zhao Zhongxian et al.，2018）。
1.4 顺化凹陷
顺化凹陷位于莺歌海盆地的中西部，Hoang et al.（2020）的地震剖面显示顺化凹陷是在晚渐新世—早中新世张开。因此，顺化凹陷的张开时代比莺歌海盆地要年轻。同时顺化凹陷的延展方向与莺歌海盆地的方向有交叉，略向西南，应与莺歌海盆地不是一个地质体。
顺化凹陷分为北区和南区，北区由荣江（Song Ron）地堑、白池（Bach Tri）分异带和东河（Dong Ha）台地构成，南区与莺歌海盆地中央坳陷相连。北区和南区由NE-SW走向逆断层分开，之间是顺化鼻状凸起（Hue nose）。NE-SW走向逆断层指示了渐新世末期（约23 Ma）的挤压，这些逆断层主要活跃于早中新世早期（Hoang et al.，2023）。
2 数据和方法
2.1 研究数据
本次研究中，卫星测高重力异常来源于Sandwell和Smith共同维护的全球卫星重力异常数据库（V32.1版本）中的重力数据（Sandwell et al.，2009，2013，2014）和地形数据（Smith et al.，1997）。重力数据在海域的数据网度为1′×1′，精度可以达到±3.03×10-5 m/s2，局部地区可达±1.8×10-5 m/s2；在陆域的数据网度为5′×5′，精度可以达到±4.13×10-5 m/s2（Sandwell et al.，2021）。
地震剖面来源于2022年实测的2D地震、重力和磁力剖面（作业船只为海洋石油760）和前人公开发表的地震剖面（Rangin et al.，1995；Zhu Mangzheng et al.，2009；李绪深等，2017）。
地层和岩石的密度参数主要参照中国科学院地质与地球物理研究所和南海西部石油公司研究院（1994）❶的《南海北部陆架西区盆地区域地球物理特征及深部结构研究》研究报告，以及尤龙等（2014）测量的莺歌海盆地西北缘陆区（马江构造带）前新生代岩石的密度参数。
2.2 研究方法
断裂构造的活动导致其两侧地质体发生错动或产生挤压破碎带，从而使得断裂两侧的物质密度分布产生差异，而这种密度分布的不均匀性则会引起重力异常的变化。因此，重力场边缘识别方法在断裂识别方面有独特的优势，至今已经有多种基于总水平导数和垂向导数、解析信号振幅或不同导数组合的技术方法用于边界识别和场源深度估算（Nabighain et al.，2005）。Wang Wanyin et al.（2009）提出的归一化总水平导数垂向导数（NVDR-THDR）边缘识别方法具有边缘增强功能，横向分辨能力强、图像简单、清晰、易于识别，它可以突出微弱的信号，无论对大断裂还是小断裂的识别都能取得很好的效果。该方法被广泛用于岩体边界和断裂位置分布的研究（Feng Xuliang et al.，2018；Ma Jie et al.，2021；Zhu Yingjie et al.，2021；He Tao et al.，2023；Luo Xingang et al.，2023），其用于识别断裂的准确性与可靠性已得到反复验证。识别标志是NVDR-THDR的极大值（脊值）及其错断位置。NVDR-THDR计算过程中的波数域求导突出了高频信号，因此需要对计算结果进行噪声压制（通常采用向上延拓的方法来压制噪声）。
本文首先对莺歌海盆地的卫星测高重力数据进行处理，以获得布格重力异常。海水密度取1.03 g/cm3，海底地形密度取2.40 g/cm3，陆地地形密度取2.67 g/cm3，采用双界面模型重力场快速正演方法（王万银等，1993）计算海水和陆地地形的重力影响值，进而对卫星测高重力异常进行海水和陆地地形影响校正，得到布格重力异常。随后计算向上延拓不同高度的布格重力异常NVDR-THDR，依据计算结果图来划分不同级别的断裂。对于NVDR-THDR识别标志不明显的地方，需要结合剩余布格重力异常零值线位置判断。剩余布格重力异常是利用最小曲率位场分离方法（纪晓琳等，2015）对布格重力异常进行位场分离计算得到的。
本文采用双界面模型快速反演方法（王万银等，1993）反演了研究区基底界面深度。反演过程中将海水按照沉积层密度进行填充校正，利用Global Sediment V3沉积层数据库模型（Straume et al.，2019）进行可靠的沉积层重力异常提取以及沉积层变剩余密度的计算，随即将上界面设置为海平面，下界面设置为基底界面，对下界面（基底）深度进行反演。
3 断裂识别结果
参考剩余布格重力异常（图4a）零值线位置，依据向上延拓4 km、2 km的布格重力异常NVDR-THDR（图4b、c）分别识别了一级断裂和二级断裂（图4d）。一级断裂为基底深大断裂，控制盆地基本构造格架或二级构造单元的特征；二级断裂可以控制局部凸起与凹陷的发育，使得盆地基底凹凸不平。
仙朗断裂、涠西南断裂和海头北断裂位于北部湾盆地内，仙朗断裂为红河断裂带向北部湾盆地发育的一条断裂，海头北断裂是莺东斜坡与北部湾盆地的边界。2号断裂和5号断裂位于琼东南盆地内。
1号断裂（F01，图4d）对应于谢玉洪（2009）的东方断裂（F01-1）、原1号断裂（F01-2）和中建东断裂（F01-3），对莺歌海盆地构造演化和沉积具有重要作用。虽然在图4b、c上，F01-2断层和F01-3断层之间的布格重力异常NVDR-THDR脊值线并不相连，但中海油海南分公司的地震剖面已显示是相连的。在临高凸起南侧，F01-1实际上是由系列的左阶断层组成，与Fyhn et al.（2018）的解释结果吻合。地震剖面显示1号断裂的切割深度已超过20 km，极有可能下切了莫霍面（Li Lun et al.，2023）。
中央断裂（CF）呈NNW-SSE向贯穿中央坳陷：在东方底辟区以北发育左阶断层（CF-1断层和CF-2断层），叠接带长度约16 km，在平面上有向东错断，错开距离约17 km；在南部乐东底辟区发育菱形的左行左阶断层系（CF-3、CF-4、CF-5和CF-6等断层），再向南又表现为半个菱形断层系（CF-6、CF-7和CF-8等断层），指示了走滑拉分盆地的发育，与物理模拟试验结果（Wu et al.，2009）吻合。实际上，王万银等（2013）提出在1号断层西侧有红河断裂的发育，但未深入分析乐东底辟区的左行左阶断层系的布格重力异常NVDR-THDR特征。
ENE走向断层F2-1可能是莺东斜坡昌化凹陷的南部边界。同时，图4b、c上在莺歌海盆地的莺东斜坡识别了多条NNE走向断层（F2-2、F2-3、F2-4）。F2-2明显切割了海头北断裂，推测为逆断层。F2-3断层和F2-4断层由莺东斜坡延伸至中央坳陷，为左行走滑，与一级断裂剪切位移方向一致。
F2-5断层在剩余布格重力异常图上很明显，已被普遍接受（如谢玉洪，2009；Hoang et al.，2023）。
F2-6断层位于昌南6-1底辟南侧，在图4b上为E-W走向，但在图4c上为近N-S走向，可能反映出深部断层为E-W走向，而中浅层断层为近N-S走向。这个现象在中央坳陷是罕见的，是否与昌南6-1底辟——莺歌海盆地内最大的单一底辟的成因有关，是值得关注的问题。
4 讨论
4.1 中央断裂的特征
前人的地震剖面和本文采集的2D地震剖面（剖面位置见图5）均可清晰显示中央断裂的发育。
在莺歌海盆地的北部，CF-1断层对应于临高凸起北部、河内凹陷以南的N3、L1和L5（图6a~c）等地震剖面识别的断裂（Rangin et al.，1995；Zhu Mangzheng et al.，2009），表现为正花状构造或负花状构造。在临高凸起海域L5地震剖面（图6c；Zhu Mangzheng et al.，2009）显示了一系列近于平行的早期断裂（活动期普遍早于15.5 Ma，T50界面，现今有认识为15.98 Ma，见图3），其中左侧的断裂对应于CF-1断层，为左行剪切，顶界年龄为15.98 Ma，底界年龄早于30 Ma。
图4莺歌海盆地及邻区断裂识别标志和断裂分布图
Fig.4Identification marks and distribution of faults in the Yinggehai basin and adjacent areas
（a）—剩余布格重力异常;（b）—布格重力异常NVDR-THDR（上延4 km）;（c）—布格重力异常NVDR-THDR（上延2 km）;（d）—断裂分布图
(a) —residual Bouguer gravity anomaly; (b) —NVDR-THDR of Bouguer gravity anomaly (upward continuation to 4 km) ; (c) —NVDR-THDR of Bouguer gravity anomaly (upward continuation to 2 km) ; (d) —distribution map of faults
图5中央断裂与地震测线图
Fig.5Central fault and seismic lines
N3据Rangin et al.（1995）; L1、L5、L11和L25据Zhu Mangzheng et al.（2009）; AA'据李绪深等（2017）; 22-01~22-07为海洋石油760实测; LDNSS—乐东南洼陷; ZJXSS—中建西洼陷
N3 is from Rangin et al. (1995) ; L1, L5, L11 and L25 are from Zhu Mangzheng et al. (2009) ; AA' is from Li Xushen et al. (2017) ; 22-01~22-05 were acquired by Haiyangshsiyou 760; LDNSS—Ledongnan subsag; ZJXSS—Zhongjianxi subsag
在中央坳陷北部，东方底辟区北侧的L11剖面（图6d；Zhu Mangzheng et al.，2009）显示了两个平行的深部断层，实际上应该是中央断裂的两个左阶断层（CF-1断层和CF-2断层），这是走滑断层的一个特征。22-03和22-04剖面均可识别中央断裂，为深大断裂，双程旅行时长大于6 s（图6g、h）。Luo Xingang et al.（2023）的视深度计算结果显示，断裂深度大于20 km。
在中央坳陷中部，由于巨厚沉积层覆盖、早期地震资料成像质量在深部较差，因此缺乏对深大基底断裂的研究。在本次采集的22-01剖面和22-05剖面上（图6i、j），中央断裂均有清晰的显示，在22-01剖面上表现为数条平行断层组成的断裂带，其西侧为一个底辟。在乐东底辟区，中央断裂走滑作用产生了一个左行左阶断层系，由西向东为平行的走滑断层CF-3、CF-5，由北向南为CF-4、CF-6正断层，控制了一个拉分盆地；再向南是一个不完整的左行左阶断层系，由CF-7、CF-8和CF-6等断层组成。CF-5断层对应于李绪深等（2017）地震解释中的1号断裂以西的基底断层（图6e）。CF-4断层和CF-6断层的间距66 km，是中央断裂左行走滑产生的拉分盆地的走滑位移量，指示了莺歌海盆地的左行走滑最大位移量，与Morley（2023）推测的不超过50 km位移量接近。
另外需要指出的是，在本次采集的地震剖面上可见莫霍面反射特征（图6g~j）。
再向南，CF-7和CF-8断层向南延伸，CF-8断层与中建西交汇，在中建凸起海域的L25地震剖面获得 CF-7断层和 CF-8断层延伸的证据（图6f；Zhu Mangzheng et al.，2009）。CF-8断层先与中建西断裂汇合之后，再向西与CF-7断层汇合，向南延伸为越东断裂。
因此中央断裂的活动期较早、在中央坳陷断裂埋深大（普遍深于6 s时长的深度）、断层规模较大，主要活动期早于30 Ma并持续至15.98 Ma，为左行走滑。在中央坳陷中部和南部，中央断裂可见构造反转作用，与雷超等（2022）对莺-琼结合部基底断裂未见反转的认识不同。在莺歌海盆地北部的河内凹陷和临高凸起，15.98 Ma（Rangin et al.，1995；Zhu Mangzheng et al.，2009；Fyhn et al.，2015）或23 Ma（Fyhn et al.，2018；Hoang et al.，2020，2023）之后发生构造反转，由之前的转换伸展改变为转换挤压。因此，莺歌海盆地北部、中部和南部在15.98 Ma或23 Ma之后的构造应力有显著的区别，表现为“北部挤压南部伸展”。范彩伟（2018）和李绪深等（2020）认为左行走滑作用在10.5 Ma（T40反射界面）基本停止，莺歌海盆地北部在10.5 Ma左右开始构造挤压作用，并在距今5.5 Ma左右构造挤压结束，而中央坳陷同期受区域构造运动的影响为旋转伸展。
图6地震剖面上的中央断裂
Fig.6Central fault Zone on seismic sections
（a）据Rangin et al.（1995）;（b）、（c）、（d）、（f）据Zhu Mangzheng et al.（2009）;（e）据李绪深等（2017）;（g）、（h）、（i）和（j）分别是中海油海南分公司许可公开的22-03、22-04、22-01和22-05剖面；剖面位置见图5；N3据Rangin et al.（1995）; L1、L5、L11和L25据Zhu Mangzheng et al.（2009）; AA'据李绪深等（2017）; 22-01、22-02、22-04和22-05为海洋石油760实测; LDNSS—乐东南洼陷; ZJXSS—中建西洼陷
(a) is from Rangin et al. (1995) ; (b) , (c) , (d) and (f) are from Zhu Mangzheng et al. (2009) ; (e) is from Li Xushen et al. (2017) ; (g) , (h) , (i) and (j) are respectively sections 22-03, 22-04, 22-01 and 22-05 licensed to the public by CNOOC Hainan Branch; see the profile locations in the Fig.5; N3 is after Rangin et al. (1995) ; L1, L5, L11, L25 are after Zhu Mangzheng et al. (2009) ; AA′ is after Li Xushen et al. (2017) ; 22-01, 22-02, 22-04, 22-05 were acquired by Haiyangshsiyou 760; LDNSS—Ledongnan subsag; ZJXSS —Zhongjianxi subsag
4.2 中央断裂对沉降中心的控制作用
根据基底深度反演结果，结合海底地形图，计算了研究区的新生代沉积层厚度（图7）。由于研究区海水深度相对较浅，莺歌海盆地绝大部分区域和北部湾盆地水深约在100 m以内，研究区东南角的琼东南盆地和广乐隆起海域水深较大，琼东南盆地在研究区内水深超过1000 m，因莺歌海盆地的沉积层厚度幅值及等值线走向特征与基底深度特征一致。
图7莺歌海盆地新生代沉积层厚度及底辟构造分布图
Fig.7Cenozoic sediment thickness and diapirs distribution in the Yinggehai basin
底辟构造位置据何家雄等，2007；韩光明等，2013; LDNSS—乐东南洼陷；ZJXSS—中建西洼陷
The location of diapirs are after He Jiaxiong et al., 2007; Han Guangming et al., 2013; LDNSS—Ledongnan subsag; ZJXSS—Zhongjianxi subsag
由图7可见，中央坳陷的新生代沉积厚度等值线呈NNW-SSE走向，中间深两侧浅，类似于槽状。中央断裂以西为厚度值在13~17 km的宽缓变化的槽底，宽度约40~50 km，中央断裂以东和F2-5断层以西为沉积厚度变小的梯度带，沉积厚度在莺东斜坡附近浅至6~7 km、在莺西斜坡附近为4~6 km。在中央断裂（CF-1、CF-2和CF-3断层）西侧分布4个厚度超过15 km的沉降中心。在中央坳陷南部乐东底辟区CF-5断层西侧发育一个厚度大于15 km的沉降中心，为左行左阶断层系围限的走滑拉分盆地—乐东南洼陷。再向南的中建西洼陷（CF-7和CF-8断层之间）同样具有中央沉积物厚度增大的趋势，这是走滑拉分盆地的典型特征（Wu et al.，2009）。
虽然在地震剖面上初步识别的中央断裂主活动期为T80~T50（约33.9~15.98 Ma），但其中T80~T60为裂陷期，中央断裂向下切割地壳，同时由于印支地块相对于华南地块的旋转，在中央坳陷的中央发育了更厚的T80~T60界面的崖城组和陵水组地层，以及更厚的T60~T40的三亚组地层。而T60~T30界面（23.3~5.33 Ma）为热沉降期，T30（5.33 Ma）之后为加速沉降期，中央坳陷T50之后的地层厚度在横向上总体变化相对较小。因此，虽然中央断裂的主活动期在33.9~15.98 Ma，但在新生界厚度图（图7）上中央断裂与沉降中心密切相关，表现为中央断裂对沉积中心分布的控制作用。这与走滑断层有利于产生更深裂陷的特点相吻合。
4.3 中央断裂对底辟构造分布的控制作用
新近纪以来，快速沉降沉积（最大沉降沉积速率1400 m/Ma）、强烈的欠压实、高热流值和地温梯度、水热增压及生烃作用等多种因素，导致莺歌海盆地中部坳陷区形成了规模大范围广的强超压泥-流体（何家雄等，2006）。加之盆地边界断层右旋走滑伸展之区域构造应力场的配合与影响，5.5 Ma以来，莺歌海盆地开始右旋走滑伸展作用，伸展方向以E-W向为主，引起近S-N向的张性破裂，进而诱发了中央坳陷大规模强烈的泥-流底辟活动，激发底辟垂向上拱作用，使得流体底辟和伴生的张裂断层以N-S向分布，形成了规模巨大的底辟构造带（龚再升，1997；谢玉洪，2009；李绪深等，2017）。底辟构造气体同位素反映天然气运聚时间晚于5.5 Ma，佐证底辟构造发育与右行走滑时间是匹配的（范彩伟，2018）。
中央坳陷的底辟构造呈现5排S-N走向雁行排列。东方区底辟和昌南区底辟NW-SE雁列分布，与盆地NW-SE延展方向一致；乐东区的三个底辟带虽然底辟的规模较小，但其底辟活动强度高（谢玉洪等，2015），表现为向东雁列展布的特征，暗示了可能有所不同的控制机制。根据地质研究和物理模拟，基底断裂与底辟发育的关系密切（Koyi et al.，1993）。但之前在中央坳陷未获得明确的基底断裂带的证据，因此底辟构造与基底深大断裂的关系尚未得到充分讨论，主要集中于中浅层断裂与底辟的分析（韩光明等，2013）。
从中央断裂与底辟构造的平面位置（图7）看，东方区底辟和昌南区底辟均位于中央断裂西侧，E-W走向的F2-6断层可能与昌南6-1底辟有密切的关系。乐东区底辟均临近于中央断裂的左行左阶断层系，被中央断裂分隔为近E-W方向上分布的3个底辟带：西侧的LD8-1、LD13-1、LD14-1等底辟和LD20-1底辟向东紧邻CF-3断层；中间的LD15-1和LD21-1等底辟位于CF-3断层和CF-5断层之间；东侧的LD22-1和LD28-1等底辟向东紧邻CF-5断层，LD10-1、LD10-2和LD10-3等底辟则位于CF-5断层的东北方向和F01-2断层的西侧（图7）。乐东区底辟的活动性整体上比东方区底辟的活动性更强烈，可能与乐东区更复杂的左行左阶断层系有关。而在莺东斜坡和莺西斜坡，底辟发育的数量和规模都很小，基本不发育。
虽然在地震剖面上中央断裂的主要活动期位于T70~T50之间，但作为红河断裂在中央坳陷的延伸，也极有可能发育后期的右旋走滑伸展。而且相对于盆地边界断裂的右旋伸展，中央断裂右旋伸展的E-W向张性应力场产生的S-N向局部张性破裂，可能会直接导致沉降中心的强超压泥-流体向上刺穿和垂拱，最终形成东方区、昌南区和乐东区底辟构造带。
因此，从中央断裂平面位置、红河断裂带的右旋走滑作用、底辟构造带分布特征，可以推断中央断裂对底辟活动和分布具有明显的控制作用。
4.4 中央断裂与莺东斜坡乐东鼻状凸起的关系
在莺东斜坡由南向北发育乐东、岭头、海口等几个鼻状凸起，宽缓的鼻状凸起仅发育在中新统及其下伏地层，反映其与距今10.5 Ma以来的构造应力场无关（范彩伟，2018）。莺东斜坡鼻状凸起具有良好的油气显示，其中乐东鼻状凸起有望成为莺歌海盆地下一个千亿方级天然气聚集区（周杰等，2023）。
李绪深等（2017）和范彩伟（2018）认为莺东斜坡鼻状凸起是左行走滑派生的挤应力形成的，在1号断裂沿NW-SE向左行走滑应力场作用下，派生出与张力方向垂直的近E-W向挤压应力，挤压应力越大，褶皱变形越大，构造变形长轴与主位移带夹角越小。周杰等（2023）根据三维地震资料解释了乐东鼻状凸起的成因，认为晚渐新世末期（23 Ma）由于走滑挤压强烈，莺东斜坡区南段发生明显构造抬升，此时1号断裂的东西两侧分支断裂强烈活动，崖城组（T80~T70，33.9~27.8 Ma）地层产生明显褶皱变形，形成了由基底至陵水组（T70~T60，27.8~23 Ma）地层继承性发育的凹中隆。
但从平面位置看，1号断层的左行走滑是否对应于其西侧的挤压应力是有疑问的，这可能是因为长期以来缺乏中央坳陷基底断裂的认识。而本文识别的中央断裂的左行走滑可产生E-W向挤压应力，从图4b、c的向东错断的布格重力异常NVDR-THDR脊值线可见，CF-3、CF-5等左行左阶断层系具有明显的向东挤压的特征。尤其是乐东底辟区的左行左阶断层系的CF-5断层，在平面位置上对应于乐东鼻状凸起的褶皱隆起和剥蚀区（周杰等，2023）。因此中央断裂和1号断层可能是乐东鼻状凸起走滑挤压的主要因素。
4.5 NNE走向断层的意义
NNE走向断层在莺歌海盆地内尚未被详细研究，本文识别的F2-2、F2-3和F2-4等断层是左行剪切，与1号断裂和中央断裂的剪切位移方向一致，一个推测为同向（P）剪切破裂带。另一个推测是与北部湾盆地的NE—ENE走向断层的成因相似。在北部湾盆地广泛发育NNE走向断裂，例如涠西南断裂的呈现NE—NNE走向，西端向SW方向延伸，被1号断裂切割。为滨太平洋构造域NE向构造的表现，与新生代古新世时期南海北部拉张环境有关。
但从本文识别的布格重力异常NVDR-THDR图（图4b、c）上来看，CF-1断层实际上是由多个NNE走向的脊值线组成。F2-3断层和F2-4断层已经切割1号断裂，向西延伸至中央坳陷。并且在图4c中，沿F2-3断层向SW的方向，在临近莺西斜坡和顺化凹陷的区域，仍然有较明确的NE—NNE走向的布格重力异常NVDR-THDR脊值线，很可能是尚未证实的NE-NNE走向断层。这暗示NE—NNE走向的断层在中央坳陷内是有较大范围分布的。
实际上，在图4c上F2-3断层隐约可以断续与顺化凹陷的NNE走向断层相联系。而根据Hoang et al.（2023）的研究，该处发育的NE—NNE走向断层是反转逆断层，反转时期是从渐新世末期（约23 Ma）开始。这一时期的反转构造是区域性的构造事件，在北部湾盆地西部和莺歌海盆地北部产生了明显的逆断层和褶皱（Fyhn et al.，2018；Hoang et al.，2020）。在顺化凹陷的反转构造使得前新生代的地层逆冲，形成鼻状凸起，并且地震剖面上显示有可能形成了推覆体（Hoang et al.，2023）。
虽然在莺东斜坡还没有NE—NNE断层的地震剖面的研究文献，但结合莺歌海盆地北部、北部湾盆地西部和顺化凹陷的NE—NNE走向的反转构造（逆断层和褶皱构造），可以推测本文识别的NE—NNE走向断层可能是同一期反转构造，可能也是逆冲断层，会产生鼻状凸起或褶皱。根据李绪深等（2017）的介绍，莺东斜坡鼻状凸起有利于油气的运移和聚集。因此有必要分析莺东斜坡NE—NNE走向断层对油气勘探的意义。
5 结论
（1）采用重力位场边缘识别的NVDR-THDR方法，厘定了红河断裂带在莺歌海盆地中央坳陷内延伸的中央断裂，并得到2D地震剖面的验证。
（2）中央断裂表现出典型的走滑断层构造特征，在东方底辟区发育左阶断层，在乐东底辟区发展为左行左阶断层系，发育了乐东南洼陷（拉分盆地）。
（3）中央断裂以西4个新生代沉积层厚度大于16 km的沉降中心呈NNW-SSE向排列，中央断裂以东为沉积厚度变小的梯度带。乐东南洼陷控制1个沉积层厚度大于15 km的沉降中心。
（4）中央坳陷的底辟构造主要分布于中央断裂以西，同时具有紧邻断裂发育的特点，乐东区底辟被中央断裂分隔为3个底辟带。
（5）莺东斜坡和中央坳陷北部发育NE—NNE走向断层，推测为反转构造产生的逆断层。
致谢:感谢两位匿名审稿人的意见，提高了本文的水平。感谢中海油海南分公司胡高伟、邓盾和刘凯等专家的帮助。感谢长安大学博士研究生何涛、王林、罗新刚在重磁数据处理上提供的支持。
注释
❶ 中国科学院地质与地球物理研究所和南海西部石油公司研究院.1994. 北部陆架西区盆地区域地球物理特征及深部结构研究.
图1莺歌海盆地大地构造背景（据Fyhn et al.，2018; Hoang et al.，2023）
Fig.1Tectonic background of the Yinggehai basin (after Fyhn et al., 2018; Hoang et al., 2023)
图2莺歌海盆地区域地质图
Fig.2Regional geological map of the Yinggehai basin
图3莺歌海盆地地层划分
Fig.3Stratigraphic division of the Yinggehai basin
图4莺歌海盆地及邻区断裂识别标志和断裂分布图
Fig.4Identification marks and distribution of faults in the Yinggehai basin and adjacent areas
图5中央断裂与地震测线图
Fig.5Central fault and seismic lines
图6地震剖面上的中央断裂
Fig.6Central fault Zone on seismic sections
图7莺歌海盆地新生代沉积层厚度及底辟构造分布图
Fig.7Cenozoic sediment thickness and diapirs distribution in the Yinggehai basin
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