正是由于南海北部4个盆地的地层发育状况与构造演化存在着较大的差异, 故前人多是依据各盆地自身的地质特点对其地层进行定名与描述(金庆焕, 1989; 蔡乾忠, 2005; 朱伟林和米立军, 2010), 由于这4个新生代盆地所经历的构造运动与海平面变化响应有差异, 造成了所发育的地层在厚度、岩性以及生物与电性上的明显差异, 各地层组较好地反映了不同盆地各地质时期的沉积特征与差异。从钻井揭示的层位而言, 南海北部盆地新近系各有不同, 其中珠江口盆地和北部湾盆地自古新统至上新统均有揭示, 而在莺歌海盆地和琼东南盆地则地层揭示不全, 未钻遇古新统。在前人研究的基础上, 对各盆地典型取心井进行详细的岩心观察, 确定岩性界面, 进而在测井上厘定各统内的三级层序界面, 并结合每个盆地典型地震剖面上的反射终止特征, 明确各盆地的地层划分, 最后按统进行各盆地间的地层对比, 分析海平面变化。其包含古新统、始新统、下渐新统、上渐新统、下中新统、中中新统、上中新统和上新统共8个层位(图 2)。

图2

Fig.2

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	图2 南海北部盆地地层综合柱状图(资料来源:朱伟林和米立军, 2010; 米立军和张功成, 2011)Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of northern South China Sea basins(from Zhu and Mi, 2010; Mi and Zhang, 2011)

2.1.1 古新统

古近系古新统目前仅钻遇北部湾盆地长流组和珠江口盆地神狐组(朱伟林等, 2008)。古新统长流组及神狐组地层年龄为49.5~67, Ma。长流组和神狐组均为一套红色及杂色粗碎屑岩, 表明该套地层曾长期遭受过风化剥蚀。说明在该时期北部湾盆地和珠江口盆地受神狐运动影响大, 沉积物在动荡背景下快速堆积, 形成了一套陆相粗碎屑沉积。

2.1.2 始新统

始新世4个盆地均处于裂陷期, 整体格局为凹凸相间(何家雄等, 2012), 隆起区物源四处扩散, 地层主要分布于深凹部位的地堑或者半地堑内, 以陆相粗碎屑沉积为主, 始新世时形成了北部湾盆地的流沙港组, 加之神狐运动进一步由N向S运动, 莺歌海和琼东南盆地的南侧开裂形成多个小地堑, 沉积了莺歌海和琼东南盆地的岭头组以及珠江口盆地的文昌组。

流沙港组厚度巨大, 分布较广, 以涠西南凹陷、迈陈凹陷和乌石凹陷为主, 最大厚度达到4000, m以上, 发育灰色泥岩与浅灰色砂— 砾岩, 它是此时4个盆地中沉积最厚的; 莺歌海盆地的岭头组整体厚度相对较小, 沉积中心位于临高凸起南部, 最大厚度可达1600, m; 琼东南盆地内沉积面积小, 沉积中心多, 岭头组岩性与岩相的变化较大, 发育多个小型断陷湖盆, 沉积最大厚度达2000, m; 珠江口盆地文昌组东起陆丰凹陷, 西到文昌凹陷, 南至白云凹陷形成了一些相互不连通的坳陷沉积, 整体厚度较小, 珠Ⅰ 坳陷的惠州与文昌凹陷, 地层厚度达1800, m。总之, 4个盆地已初具规模, 但均以多个小断陷的各自为阵的形式呈现出来, 表现出北部的北部湾盆地与珠江口盆地沉积厚度明显较南部的莺歌海盆地和琼东西南盆地沉积厚度大, 琼东南盆地此时的范围相对较小。由此说明4盆地周缘的华南地块老山应是它们的主要物源, 湖平面总体呈上升趋势, 在北部湾盆地水深较大, 进一步佐证了神狐运动是自N向S加强的, 其结果是陆内裂陷作用大于陆缘。

2.1.3 渐新统

受南海运动的影响, 渐新统上、下在不同盆地的沉积特征差异较大, 除北部湾为一个地层组(涠洲组)外, 其他盆地均由2个地层组组成, 各盆地的名称也不尽相同。故此通常分为上渐新统和下渐新统, 分布于珠江口盆地的下渐新统为恩平组, 上渐新统为珠海组; 莺歌海盆地和琼东南盆地下渐新统为崖城组, 上渐新统为陵水组。

1)下渐新统

北部湾盆地下渐新统涠三段、涠四段和珠江口盆地恩平组沉积厚度比莺歌海盆地和琼东南盆地崖城组小, 普遍小于1000, m。北部湾盆地涠三段和涠四段整体发育河流— 湖湾相, 在盆地西部涠洲组多为煤系, 其暗色泥岩与煤可作烃源岩; 珠江口盆地的恩平组与琼东南盆地的崖城组早渐新世以薄煤层、煤线及碳质泥岩和暗色泥岩所组成的含煤岩系为主, 水体深度较浅。而在琼东南盆地西南部乐东凹陷崖城组的钻井资料中初见海相标志生物— 有孔虫, 该盆地开始发育海相沉积(谢金有等, 2012)。下渐新统莺歌海盆地和琼东南盆地崖城组厚度相对较大, 沉积中心凹陷沉积地层厚度可达2300, m以上, 各凹陷大部分地层厚度不超过2000, m。总体特征是, 西部较东部要厚, 可见南海北部在早渐新世南海运动的影响下相对湖平面上升缓慢。其地质响应特征是北部的北部湾盆地与珠江口盆地沉积速率较南部的莺歌海盆地和琼东南盆地要小, 这是由于前者更靠近华南板块, 其隆起与沉降差较小, 使其物源与可容纳空间较后者有所不足所致。

2)上渐新统

晚渐新世, 4个盆地早期均以向上变细的正粒序沉积为主(图 2)。北部湾盆地的沉降中心发生了转移, 沉降的速率减缓, 由于处于盆地裂陷期末, 断裂活动强度减弱, 西北部海中凹陷沉积地层厚度达3000, m, 发育碎屑岩沉积, 可见煤系地层。晚渐新世晚期开始发生海退, 涠洲组顶部发育明显的反韵律序列(图 2); 莺哥海盆地陵水组沉积中心由临高凸起转移到莺歌海中央坳陷带, 最大厚度达3600, m, 琼东南盆地陵水组宝岛凹陷最大厚度达3200, m, 总体呈现北厚南薄的趋势, 盆地具有多水系、多凹陷、多凸起, 沉积中心零散分布的特点, 发育海相砂岩和暗色碳质泥岩; 珠江口盆地珠海组厚度普遍小于1000, m, 白云凹陷沉积地层相对较厚, 最大厚度达1400, m以上, 以砂岩为主, 夹泥岩。总之, 该时期是南海北部4个盆地在地质历史中平均沉积速度最大的时期, 表现出南部的歌海盆地与琼东南盆地沉积速率明显大于北部的北部湾盆地与珠江口盆地。由此说明此时中国南海北部正式开始进入大陆边缘的海洋沉积环境。由于南海运动的扩张作用, 产生中央次海盆, 促使整个南海北部发生了大规模海侵, 并且海侵速率在距离海盆较近的莺歌海盆地与琼东南盆地达到最大, 莺歌海盆地与琼东南盆地、珠江口盆地均开始进入海相沉积阶段。

2.1.4 中新统

1)下中新统

南海各盆地主要发育海相沉积地层, 珠江口、琼东南及莺歌海盆地部分发育半深海— 深海相沉积地层, 沉积的地层厚度整体比上渐新统小, 其中北部湾盆地下洋组和珠江口盆地珠江组沉积最大厚度在1000, m以上, 莺歌海盆地三亚组沉积最大厚度在2800, m以上, 琼东南盆地三亚组沉积最大厚度在1600, m以上。在北部湾盆地西部海中凹陷的钻井中有孔虫在下洋组第1次出现, 盆地开始发育海相沉积, 下洋组以滨浅海相砂砾岩、局部夹泥岩不等厚互层为特征( 图 2)。莺歌海盆地内沉积主要分布在中央坳陷带, 沉积中心缩小并向南迁移至中央坳陷带南部, 莺歌海三亚组下部(二段)岩性为浅灰色砂岩与灰色粉砂质泥岩互层, 局部含钙或含煤, 三亚组上部(一段)岩性为灰白、浅灰色中— 细砂岩与灰色泥岩互层, 顶部为块状泥岩, 由此可以看出水体加深; 琼东南盆地在该时期水体较早期有所加深, 三亚组顶部为块状泥岩, 中、下部为灰— 深灰色泥岩与粉砂岩互层; 珠江口盆地全面接受沉积, 盆地东部有碳酸盐岩发育, 盆内古珠江三角洲沉积体系不断前积, 沉积地层较厚, 东沙隆起也可见地层发育, 珠二坳陷的地层最大厚度达到1300, m。从砂砾发育到以泥岩沉积为主的岩性组合可以看出, 反映了逐渐海侵的变化过程。早中新世南海北部各盆地的沉积速率较晚渐新世有所减缓, 这与盆地的稳定热沉降有关, 陆源碎屑的供给相对减少, 海平面缓慢上升, 盆地内地层的岩性和岩相变化相对早期要小。

2)中中新统

北部湾盆地由于海侵从SW向 NE侵入, 其地层较厚的地方仍集中在西南部的海中凹陷和乌石凹陷附近, 最厚达1400, m, 其他凹陷较薄, 且以泥岩为主; 莺歌海盆地梅山组沉积范围扩大, 地层厚度不足1000, m, 局部沉积地层较厚, 其中岩性以普遍含钙质为特征; 琼东南盆地已处于拗陷期, 区域构造相对稳定, 梅山组地层厚度偏小, 约1200, m左右, 由于局部构造运动与海底地形的关系, 盆地中部开始发育海底峡谷, 岩性与莺歌海盆地类似, 主要发育浅灰色厚层细砂岩夹深灰色泥岩、粉砂质泥岩, 局部可见砂砾岩。珠江口盆地韩江组沉积变化速率较小, 部分凹陷沉积了近千米厚的地层, 岩性以浅海相泥岩为主夹砂岩, 局部发育生物礁滩灰岩。总之, 中中新世各盆地沉积较早中新世沉积厚度减小, 沉积物粒度变粗, 海陆过渡相范围增加, 表明在早中新世末期— 中中新世初期, 海平面上升达到最大值, 在中中新世晚期呈海退趋势。到中新世末期, 东沙运动开始形成并导致局部的抬升剥蚀, 造成地层缺失, 其中以珠江口盆地东沙隆起和潮汕坳陷表现最为明显。

3)上中新统

南海北部整体上地层厚度较中中新统要大(图 2), 北部湾盆地海中凹陷、莺歌海盆地中央凹陷和琼东南盆地乐东凹陷厚度沉积均超过2000, m; 莺歌海盆地, 沉积厚度在2400, m 左右; 珠江口盆地已完全进入浅海环境, 全盆接受海相沉积, 部分凹陷沉积厚度达1600, m。北部湾盆地灯楼角组多为浅海相及滨浅海相砂泥岩互层沉积, 岩性为灰色泥岩与砂岩及粉砂岩互层; 莺歌海盆地与琼东南盆地黄流组为以滨浅海相砂泥岩互层为主的沉积; 珠江口盆地北部沉积与北部湾盆地相似, 东部发育有碳酸盐岩台地。晚中新世, 南海北部各盆地顶部沉积了较厚的大段暗色泥岩(图 2), 结合地层厚度变化, 说明该时各盆地发生了不同程度的大规模海侵。莺歌海盆地受海侵影响较大, 海平面持续上升, 珠江口盆地发生快速海侵。这也证明了此时菲律宾板块向南中国海的俯冲作用致使北巴拉望走滑断层左旋作用明显增强。

2.1.5 上新统

此时各盆地地层厚度较上中新统有所增加, 且均发育大套泥岩(图 2), 北部湾盆地与珠江口盆地主要沉积滨浅海相体系, 莺歌海盆地与琼东南盆地大范围沉积半深海— 深海相体系。北部湾盆地望楼港组主要为砂砾岩沉积, 沉积厚度相对较小, 普遍在1200, m左右; 莺歌海盆地的沉积范围达到最大, 沉积中心位于中央坳陷带中部, 莺歌海组沉积厚度高达3400, m, 总体呈现北高南低的趋势; 琼东南盆地和莺歌海盆地连合成片, 整体上以巨厚泥岩为主, 最大地层厚度达3200, m, 同时海底峡谷渐趋扩大, 呈NW向分叉伸入广海; 珠江口盆地东部在上新世早期发育了一套浅海相的碳酸盐沉积, 由于水体加深与碎屑物质的供给, 随后沉积了一套中细粒碎屑岩沉积。在该阶段整个南海北部完全进入海相— 海陆过渡相沉积, 海水覆盖面积达到新生代以来最大, 即整个南海北部4个盆地全面进入大陆边缘的海洋环境。

地震反射波的上超和削截都指示了海平面的相对变化(Vail et al., 1977), 南海北部地震剖面显示出南海相对海平面的逐渐上升。从典型剖面的识别与分析可以再现其海平面的相对变化特征与规律。

2.2.1 琼东南盆地

该盆地位于研究区最南部, 由于渐新世(32, Ma)南海中央海盆(中沙群岛北部)的裂开, 致使该盆地开始由东向西受到海侵的影响, 发育了海陆交互相的碎屑岩沉积, 在盆地的西部发育了潮汐影响的扇三角洲沉积体系。中新世该盆地从断陷期转入拗陷期, 海平面变化对盆地的沉积影响作用加强(图 3)。早中新世海水深度较浅, 分布面积较广, 地层上超不太明显, 但有2期海侵且向岸上超距离大, 末期海退特征减弱。中中新世地震反射上超明显, 海水上升速率较快, 水体深度可至100, m以上, 末期海平面迅速下降, 地层削蚀严重。晚中新世海水动荡加剧, 发育有2期海平面上升幅度逐渐加大的海侵, 然而海退地震响应不明显, 最大水深达到150, m, 向岸延伸较远。至上新世, 在琼东南盆地大陆边缘坡折带作用明显, 可细分出4次海侵海退, 整体略呈海退趋势, 坡折点不断向海方向前进。早期海侵幅度大, 海岸上超延伸远, 一直到海南隆起区。中后期水体深度明显低于中新世高水位期, 水体深度一般为25~150, m。

图3

Fig.3

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	图3 琼东南盆地地震剖面与相对海平面变化Fig.3 Seismic profiles and relative sea level changes in Qiongdongnan Basin

图4

Fig.4

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	图4 莺歌海盆地地震剖面与相对海平面变化Fig.4 Seismic profiles and relative sea level changes in Yinggehai Basin

2.2.2 莺歌海盆地

此盆地长轴方向与另外3个盆地的长轴走向近于垂直, 海水沿着SE— NW方向侵入。在莺东斜坡上可以见到明显的海平面变化证据(图 4)。在早渐新世崖城组沉积时, 由于红河断裂左旋使盆地拉张与南海北部张裂作用进一步向西伸展的共同影响, 致使该盆地走滑裂陷与沉降快。地震波上超明显, 湖水深度变化快, 平面上延展范围较局限, 盆地内沉积厚度较大。晚渐新世盆地东南部受到海侵影响, 海平面上升, 后期海平面下降明显, 在斜坡上可见明显的削截侵蚀。到中新世, 盆地进入裂后断拗转换期, 三亚组沉积厚度不大, 地层上超不明显, 海水上升速率较快, 平面推进幅度大。中中新世海平面较早中新世略有下降, 期间发生的海平面上升最大水深为100, m, 向岸延伸范围变化较小。晚中新世, 海平面上升明显, 向陆扩展范围大, 水深变化不大。上新世整体略呈海退趋势, 发育有2期小规模海侵, 整个盆地在该阶段处于海相, 水深无显著变化。

2.2.3 珠江口盆地

珠江口盆地构造从北向南成带状分布, 坳隆相间。盆地南部的珠二坳陷最早接受海侵, 现今处于深水区域。盆地在古近纪受到多期构造运动, 断层发育明显, 地震剖面上不易识别上超, 早渐新世末期, 盆地逐渐进入热沉降阶段, 在盆地沉降的影响下, 相对海平面缓慢上升(图 5)。早中新世, 地震剖面上可识别出2次海平面上升, 地层上超不明显, 海水上升速率较快, 海侵幅度较大, 海水延伸到东沙隆起。中中新世, 地层沉积厚度较薄, 地震上识别出2期上超, 整体略呈海退趋势。到晚中新世早期, 可见明显的前积现象, 可知东沙运动的抬升作用, 使相对海平面下降, 中晚期发育2期海侵。到上新世, 海平面上升速率快, 海侵幅度大, 海水覆盖整个盆地, 在早期一次大的海侵作用以后, 后期海平面变化不明显, 可细分出2次海侵。

图5

Fig.5

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	图5 珠江口盆地地震剖面与相对海平面变化Fig.5 Seismic profiles and relative sea level changes in Pearl River Mouth Basin

据前人大量的研究、地震剖面反射特征识别以及4个盆地的地层对比来看, 南海北部主要发育有3期大规模海平面变化(图 2)。第1期发生在渐新世(32~23, Ma), 南海北部沉积盆地开始接受海侵, 在晚渐新世达到该期次的最大海水深度, 随后水体深度逐渐减小; 第2期海平面变化时期为早— 中中新世(23~10.5, Ma), 在渐新世晚期海水后退明显, 在早中新世开始新一轮海侵, 在中中新世初期, 海侵范围达到最大, 水体最深, 到末期海水自西北向东南逐渐退缩; 第3期大规模海平面变化时间为晚中新世— 上新世(10.5~2.6, Ma), 这次海侵使整个南海北部被海水覆盖, 绝大部分地区成为浅海环境, 在上新世中期整个陆架达到最大水深, 晚期海水逐渐向南后退。

早期, 南海发生第1次扩张, 海水持续涌入, 此时南海北部海平面缓慢上升, 大部分区域继承始新世陆相, 但在研究区南部已有海相发育。北部湾盆地主要发育浅湖相; 莺歌海盆地在莺歌海凹陷南部和莺西斜坡带南部地带处于浅海相环境, 发育一小型扇形三角洲, 其他地区均为陆相; 琼东南盆地自始新世河湖相之后开始接受海侵, 乐东陵水凹陷和松南宝岛凹陷形成了以海陆过渡相为特征的半封闭型海湾沉积, 总体水深较浅, 其他地区均为陆相沉积。珠江口盆地由陆相沉积向海相沉积转化, 相对海平面变化不大, 珠江三角洲开始形成, 潮汕坳陷以及部分白云凹陷为海相沉积, 其他地区均为陆相沉积(图 6-A)。

图6

Fig.6

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	图6 南海北部新生代海陆变迁图Fig.6 Maps showing changes of seas and lands of northern South China Sea

表1

Table1

表1(Table1)

表1 南海北部各盆地海平面推进速率对比 Table1 Comparison of sea level propulsion rate of different basins in northern South China Sea 时间 北部湾 莺歌海 琼东南 珠江口 海侵 次数 平面推进速率 /km· Ma-1 海侵 次数 平面推进速率 /km· Ma-1 海侵 次数 平面推进速率 /km· Ma-1 海侵 次数 平面推进速率 /km· Ma-1 最低 最高 最低 最高 最低 最高 最低 最高 上新世 2 2.1 25.3 3 -1.7 0.6 4 -2.4 0.8 2 -1.1 3.8 晚中新世 1 3.2 8.3 3 2.8 4.6 2 0 0.5 3 0.7 10.2 中中新世 1 0.8 7.3 1 1.4 10.9 1 -0.4 0.6 3 1.0 4.2 早中新世 1 0.4 1.2 2 -8.7 14.2 2 4.2 8.9 2 3.7 20.0 晚渐新世 0 0 0 1 3.6 49.1 3 23.7 36.5 1 0.8 6.3

表1 南海北部各盆地海平面推进速率对比 Table1 Comparison of sea level propulsion rate of different basins in northern South China Sea

南海发生第2次扩张, 产生中央次海盆和一系列的NE— SW相断裂, 海平面持续上升。北部湾盆地位于研究区最北端, 还未遭受到海侵的影响; 莺歌海盆地此时达到渐新世阶段的最大水深, 海侵平面推进速率最高达到49.1km/Ma(谢金有等, 2012), 海侵方向由SE向NW。莺歌海凹陷的大部分以及莺西斜坡带的南部地区处于海相环境, 在莺歌海凹陷北部地区发育一小型朵状三角洲, 其他地区依旧处于陆相环境; 琼东南盆地接受广泛的海侵, 海水从东、西2个方向进入盆地, 继承了早渐新世的海侵方向, 在松西松东凹陷和松南宝岛凹陷东北部、长昌凹陷西北部地区发育多个小型朵状三角洲, 环盆地周边大部分地区为滨浅海相, 并将大部分古隆起(崖城脊、陵水低凸起、松涛凸起、中央凸起)淹没, 特别是到晚渐新世末期, 海侵平面推进速率最高达到36.5km/Ma, 大范围的海侵使整个琼东南盆地覆盖了厚度较大的浅海相泥岩(蔡国富等, 2013), 仅崖城凸起、松涛凸起及其北部的松西凹陷、松东凹陷为陆相环境; 珠江口盆地海侵作用有所增强, 但总体海平面上升幅度依旧不大, 海侵平面推进速率最高仅为6.3km/Ma, 由SE向NW海侵, 潮汕坳陷、白云凹陷、开平凹陷、顺德凹陷以及云开低凸起、南部隆起带均被海水淹没, 此时珠江三角洲的范围最大, 其他地区为陆相沉积(图 6-B)。

在渐新世末南海北部发生1次区域抬升, 相对海平面下降, 早中新世盆地都进入热沉降阶段, 在盆地热沉降作用下, 相对海平面逐渐上升。北部湾盆地在早中新世开始出现海侵, 分布范围较小, 仅在盆地西南角的昌化凹陷出现海陆过渡相, 发育多个小型朵状三角洲。莺歌海盆地在早中新世早期, 开始接受新一轮的海侵, 初期主要表现为滨海沉积范围逐渐减小, 浅海范围逐渐扩大。琼东南盆地被海水淹没, 形成开阔海盆, 海侵平面推进速率在4.2~8.9 km/Ma之间。珠江口盆地海侵范围进一步扩大, 海平面急剧上升, 仅在局部时段出现下降(李向阳等, 2012), 海侵平面推进速率在1.1~20.0km/Ma之间。珠江辫状河三角洲在此时表现出朵状的展布特点, 分布范围达惠州凹陷、惠陆低凸起及陆丰凹陷等地, 北部断裂带为陆相沉积, 其他地区均被海水淹没, 东沙隆起东部有碳酸盐岩台地沉积(图 6-C)。

中中新世, 北部湾盆地昌化凹陷由海陆过渡相转化为浅海相, 其他地区仍为陆相环境。莺歌海盆地海侵面积和水深在距今约15.6, Ma前后达到最大(谢金有等, 2012), 海侵平面推进速率约为10.9km/Ma。莺歌海凹陷已经全部被海水淹没, 莺西斜坡、中央凹陷和莺东斜坡带连成一片, 琼东南盆地海水进一步加深, 出现半深海沉积。珠江口盆地海平面处于缓慢上升阶段, 海域范围较早中新世时期略有增加(图 6-D), 珠江三角洲的平面范围从此开始缩小, 中中新世后期海水自NW向SE开始逐步退缩。

晚中新世, 南海北部在菲律宾板块逆时针旋转作用下发生了东沙运动, 北部湾盆地海平面有所增加, 水体变深, 浅海相范围变大, 海侵平面推进速率在3.2~8.3km/Ma之间, 昌化凹陷以及部分海头北凹陷被海水淹没, 由此说明北部湾盆地所遭受的海侵作用是海水通过莺歌海盆地由SW向NE而侵入的。莺歌海盆地绝大部分地区成为浅海环境, 整个陆架水体深度最大, 海侵范围最广。但琼东南盆地在此时因已处于海平面之下, 其升降的幅度并无明显变化。珠江口盆地海平面再次回升, 海侵平面推进速率最高达到10km/Ma, 但在此时段还出现了一次较大规模的海平面下降。除北部断阶带、海丰凸起和韩江凹陷外, 其他地区均被海水淹没(图 6-E), 同时在盆地的东部再次出现了碳酸盐岩台地的沉积。

上新世时期, 南海北部进入新构造运动阶段, 印度与欧亚大陆碰撞挤压作用存在时强时弱的特点, 呈现出脉动性与阶段性的特点, 这也使相对海平面动荡频繁。上新世早期海水已覆盖整个南海北部。北部湾盆地区域沉降明显, 海平面继续上升, 海侵平面推进速率最高达到25.3km/Ma, 昌化凹陷、海头北凹陷、企西隆起西部地区和海中凹陷均被海水淹没, 其他地区为海陆过渡相。莺歌海盆地自上新世之后, 沉降速率加快, 海平面再次上升。琼东南盆地交替出现海侵海退, 海平面范围变化不大。珠江口盆地整个海平面变化均只发生在陆架之上(朱锐等, 2015; 图 6-F)。

由于岩石圈下伏软流圈地幔的底辟作用, 可导致洋盆裂陷, 形成陆缘裂谷盆地, 盆地的形成与区域内的板块构造背景有着紧密联系(龚再升和李思田, 1997; 万天丰和朱鸿, 2002)。珠江口与琼东南盆地的形成与南海中央海盆的开裂与扩张密不可分(于兴河等, 2012; 李胜利等, 2013)。在印度— 澳大利亚板块与欧亚板块的碰撞过程中, 印支地区陆块滑移, 印度洋向北俯冲诱导弧后扩张及菲律宾板块的俯冲引起了南海地区的横向扩张(刘海龄等, 1991; 姚伯初等, 2004), 最终体现在南海地区岩石圈下伏软流圈热底辟作用及南海洋盆的裂陷。珠江口盆地与琼东南盆地是其典型代表, 而琼东南盆地裂陷规模较小, 下面以珠江口盆地为例说明。

珠江口盆地具有“ 下断上拗” 的双层盆地结构, 形成了上下2套构造层以及先陆后海的沉积组合特征(张志杰等, 2004)。下构造层古近纪断裂十分发育, 将珠江口盆地分割成明显的隆凹相间格局, 其沉积背景以“ 箕状” 断陷湖盆的发育为典型特征。每个断陷湖盆又可进一步划分为陡坡或陡断带、凹陷带和缓坡带等古构造沉积分带。裂陷期盆地构造活动强烈, 沉降迅速, 湖平面上升较快、湖盆快速扩张。在可容纳空间快速增加的背景下形成了快速水进的层序发育模式(图 7)。在陡坡带始新统文昌组与下渐新统恩平组主要发育水下扇、湖底扇等近源快速沉积, 而缓坡带则发育冲积平原、辫状河三角洲、滨浅湖等沉积, 整体上以不对称的退积型层序为特点, 而凹陷的中心部位形成了较厚的暗色泥岩, 为后期的生烃提供了良好的物质基础。

图7

Fig.7

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	图7 南海北部新生代陆缘裂谷盆地沉积充填模式Fig.7 Sedimentary filling model of the Cenozoic continental margin rift basin in northern South China Sea

上构造层的拗陷期构造活动相对较弱, 盆地也开始发育海相沉积, 尽管海平面垂向上升速率慢, 但因盆地北岸相对较缓、延伸范围大, 可容纳空间增长速率缓慢, 湖盆扩张速率减退, 此时物源仍持续供给且强度有所增加, 因此在斜坡区形成了进积型的珠江大型三角洲沉积体系。上渐新统珠海组发育半深湖、滨浅海、海岸平原及三角洲等海陆过渡相为主的沉积环境。新近纪盆地整体以海相和海陆过渡相沉积为主。在早、晚中新世, 盆地东部较浅, 阳光充足, 缺少物源的供给, 形成了碳酸盐— 生物礁的沉积。

新生代以来, 在印度板块与欧亚板块碰撞作用下造成印支板块的逃逸构造, 板块发生顺时针旋转, 同时红河断裂带由左旋转换为右旋。在此构造背景下, 在欧亚、印度— 澳大利亚及太平洋三大板块交汇处形成了莺歌海走滑拉分盆地(Zhu, 2007)。这种转换引起的挤压作用产生了一系列局部的挤压构造, 在盆地北段形成反转构造, 这也是该盆地新生代形成高温高压的核心原因。同时, 在盆地内表现为沉降中心依次向南东方向迁移, 并使沉降中心的轴向转为北西, 与现今盆地的方向一致。

莺歌海盆地整体呈对称型坳陷, 古近系发育简单的不对称地堑, 盆地内地层不受断裂的控制, 地层整体向盆地两侧超覆。在盆地短轴方向三角洲沉积富集, 呈现出莺东斜坡小而多、莺西斜坡大而少, 前者扇形, 后者朵叶形, 三角洲形态明显受地形坡度与海平面升降控制的特点。

图8

Fig.8

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	图8 南海北部新生代走滑拉分盆地沉积充填模式Fig.8 Sedimentary filling model of the Cenozic strike slip pull apart basin in northern South China Sea

新近纪莺歌海盆地完全为坳陷沉积, 断裂不发育, 海侵规模进一步扩大, 主要沉积滨浅海相、三角洲、浊积扇、滑塌体, 以及半深海— 深海、海岸平原。整体上莺歌海盆地构造作用相对平缓, 湖/海平面起伏波动不大, 湖平面上升与物源供给强度都比较稳定, 多形成对称型的层序发育模式(图 8)。早渐新世, 源于越南方向的红河开始为莺歌海盆地供源, 由于物源供给充足, 加之河道摆动频繁, 在盆地长轴方向形成大范围的红河三角洲相带, 在三角洲下方的斜坡上常伴生水下扇与深水重力流沉积。

北部湾盆地为典型的陆内裂谷盆地, 是在中生代区域隆起背景下发育起来的新生代断陷沉积盆地, 盆地受南海扩张与早期深大断裂影响, 同时其构造格局及地质演化与粤桂及印支陆地的地质事件也有着千丝万缕的联系(黄汲清等, 1974; 闫义等, 2005)。盆地的沉积特征表现为北部区域西深东浅, 南部西浅东深, 整体呈下断上拗特点, 盆地内发育断阶型、复合断阶型半地堑多个次级构造单元。

前已述及, 该盆地受海侵影响的时间比南海北部陆坡区其他3个盆地明显要晚。始新世, 盆地以湖相沉积为主, 发育有冲积平原、三角洲及水下扇等陆相沉积体系, 尤其是在涠西南与乌石凹陷, 湖平面不断上升, 浅湖面积扩大, 扇体逐渐后退; 到中新世, 全球海平面快速上升, 北部湾盆地进入海相沉积发育阶段(吴长林, 1984), 浅海沉积分布广泛, 沿岸发育三角洲沉积体系与滨岸沉积; 中新世晚期北部湾盆地海平面有略微的下降, 水深变浅, 浅海相范围减小, 以滨海相为主, 三角洲相主要分布在盆地西北缘、东南缘和东北缘。上新世北部湾盆地继承了中新世沉积, 以滨海、浅海沉积为主(图 9)。

图9

Fig.9

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	图9 南海北部新生代陆内裂谷盆地沉积充填模式Fig.9 Sedimentary filling model of the Cenozic continental rift basin in northern South China Sea

南海北部各盆地总体均呈现早陆后海的演化特征, 但同一时期, 海平面变化在各盆地的变化特点不同, 相应的沉积充填也有所差异。靠近陆地(内带)的陆内裂谷盆地北部湾盆地海侵最晚, 其古近系充填厚度明显大于新近系, 以发育滨浅湖相、近源扇三角洲为特色; 而外带走滑拉分盆地(莺歌海盆地)则以新近系海相沉积占优势, 以相对远源海相细粒沉积为主; 陆缘裂谷盆地(琼东南盆地与珠江口盆地)古近系陆相与新近系海相相对均衡发育, 发育大型三角洲与碳酸盐岩台地(表 2)。

表2

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表2(Table2)

表2 南海北部各盆地的海平面变化及沉积充填特征对比表 Table2 Sea level changes and sedimentary filling characteristics of Basins in northern South China Sea 注: * 海平面变化中垂向箭头代表海平面垂向升降, 水平箭头代表海水平面上的进退, 其长度代表海平面变化速率。 黄色代表陆相沉积, 蓝色代表海相沉积。

表2 南海北部各盆地的海平面变化及沉积充填特征对比表 Table2 Sea level changes and sedimentary filling characteristics of Basins in northern South China Sea