系统观察南海南部Rajang群发现, 其主要由灰黑色泥页岩夹砂岩组成, 挤压变形强烈, 常见地层倒转。

图 3-a、3-b为野外考察点Location31和样品S76采集位置的典型野外露头照片, 可以观察到Rajang群由薄层页岩和浊积砂岩组成, 为深海浊积砂体与正常深海泥质沉积互层。在SA-20处可以明显看到1个大的构造不整合界面, 界面之下为高度变形倾斜的浊积岩; 界面附近发育1套主要由砂岩、火山碎屑、石英岩、板岩、玄武岩和燧石组成的底砾岩, 砾石直径1~30^cm, 圆形至近圆形; 界面上为渐新统河流— 浅海相磨拉石沉积, 标志着沉积环境从深海转变为较浅的前陆盆地(图 3-c, 3-d)。在S76点可见浊积砂岩层底面的冲刷槽模(图 3-e), 向上呈现鲍马序列的A-E段, 依次出现粒序层段、砂质平行层理段、交错层理段、泥质水平层理段及正常远洋泥质沉积段(图 3-f)。SA-21处可见平行层面的虫孔和遗迹化石(图 3-g)。

图 3

Fig.3

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	图 3 南海南部Rajang群沉积特征 a, b— Rajang群浊积砂层与深海泥岩互层; c— 始新世晚期不整合界面; d— 底砾岩中的砾石; e— 浊积砂岩底面发育冲刷槽模; f— 鲍马层序, 可见A-E段层序; g— 浊积砂层层面上深水遗迹化石; h— 单偏光下浊积砂岩特征(红色虚线指示泥质岩屑); i— 正交偏光下浊积砂岩特征(样号S76)。Rajang群沉积物砂岩组分三角图解见图4Fig.3 Sedimentary characteristics of the Rajang Group in southern South China Sea

Rajang群浊积砂体的砂岩镜下分析结果普遍显示为细砂— 粉砂结构, 以S76为代表, 其分选较好, 粒度均匀, 颗粒以次棱角— 次圆状为主, 颗粒含量75%, 杂基15%, 胶结物10%。碎屑颗粒以石英为主, 占60%左右, 岩屑30%, 长石10%。岩屑以火山燧石岩屑为主, 含部分泥质岩屑和少量变质岩屑。长石主要为斜长石, 多发生高岭土化。胶结物主要为泥晶方解石, 泥质杂基含量达15%(图 3-h, 3-i)。将本研究样品与Galin等(2017)在沙捞越地区Rajang群采集的11个样品岩石学数据进行砂岩分类投点, 结果显示Rajang群砂岩类型主要为长石岩屑砂岩, 少量位于长石岩屑砂岩和岩屑砂岩边界, 1个样品落在岩屑长石砂岩区域(图4), 石英含量普遍在43%~63%之间, 长石含量为10%~31%, 岩屑含量为24%~40%, 岩屑以火山燧石岩屑为主, 样品成分成熟度和结构成熟度均中等。

图 4

Fig.4

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	图 4 南海南部Rajang群岩石碎屑组分三角图Fig.4 Triangle diagram of rock debris composition of the Rajang Group in southern South China Sea

样品所含重矿物种类较为丰富, 既包含锆石、电气石等原生矿物, 也含有大量磁铁矿、锐钛矿、钛铁矿、白钛石和赤褐铁矿等次生矿物。由于研究区处于近赤道热带地区, 岩石易受强烈化学风化作用的影响, 据计算, 本研究中样品的次生矿物类总和普遍占样品重矿物总量的50%以上, 最高达到87.9%。研究表明, 大量次生矿物会压制真正能反映物源信息的其他透明重矿物的比例, 对物源分析造成极大干扰(陈心怡等, 2018)。因此, 在本次重矿物分析中采用重矿物物源分析中常用的方法, 剔除了次生矿物及表生衍生物, 仅使用原生透明重矿物进行分析, 得到重矿物组合如图 5所示。

图 5

Fig.5

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	图 5 南海南部Rajang群重矿物组合(样品SA-20、SA-21、S76来自本研究, 其余样品数据引自Galin et al., 2017)Fig.5 Heavy mineral composition assemblages of the Rajang group in southern South China Sea(Samples SA-20, SA-21 and S76 are from this study, other samples are from Galin et al., 2017)

整体来看, 本研究中Rajang群样品以超稳定重矿物锆石为主(62.4%~92.7%), 呈半自形、次圆状。其中晚白垩世样品SA-20以锆石(76.9%)、电气石(15.2%)、金红石(6.5%)稳定重矿物组合为主, 其他矿物含量很小; 始新世早期样品SA-21以锆石(62.4%)、电气石(12.2%)、金红石(24.8%)组合为主, 其他矿物含量也很小; 始新世中期样品S76以锆石(92.7%)、金红石(2.9%)、电气石(2.2%)为主, 还含有少量铬尖晶石(2.1%), 可能指示局部有超基性/蛇绿岩物质输入(图 5)。

同时, 选取Galin等(2017)在沙捞越地区Rajang群采集的11个重矿物样品数据进行对比(图 5), 样品位置信息详见图 1, 其样品整体也以稳定重矿物组合(锆石、金红石、电气石)为主, 与我们的重矿物结果相吻合。其中, 锆石含量介于24.3%~87.5%之间, 电气石含量介于6.0%~74.4%之间, 金红石含量介于0.7%~4.9%之间, 且样品TB179b、TB40和TB189a中电气石含量超过了锆石。其他矿物含量都很小, 石榴石含量普遍在0.0%~4.3%之间, 在样品TB44中可高达13.3%, 表明可能有区域变质来源影响; 铬尖晶石仅在少数样品中出现并且含量极低, 在0.3%~1.3%之间, 说明沉积区样品超基性/蛇绿岩的输入极少或可忽略不计。

碎屑锆石U-Pb定年相较于传统的物源分析手段(重矿物分析、全岩地球化学等), 能更准确地反映母岩信息, 有助于源区的识别和年龄的准确标定, 也是本次研究中的重要分析手段, 其结果如图 6所示。沉积区样品S76锆石年龄谱系相对简单, 呈现明显的91 Ma燕山期主峰和236 Ma印支期次峰, 只有少量古生代和前寒武纪年龄(图 6-a)。此外, S76最年轻锆石年龄为45± 1 Ma, 因此其沉积年龄不会早于45± 1 Ma, 沉积时代应为始新世中期。

图 6

Fig.6

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	图 6 南海南部Rajang群及其周缘潜在源区碎屑锆石U-Pb年龄频谱图(n代表谐和锆石数)Fig.6 Detrital zircon U-Pb age spectra of sediments in the Rajang group in southern South China Sea and surrounding potential source areas(n=number of concordant ziron grains)

潜在源区马来半岛样品的综合锆石年龄谱系比较复杂, 年龄范围较广, 以239 Ma的印支期年龄为主峰, 并有燕山期、海西— 加里东期、1.5~1.9 Ga的吕梁期次峰(图 6-h)。加里曼丹样品K23锆石年龄谱系也较为复杂, 主要表现为以206 Ma的晚三叠世年龄为主, 此外还含有燕山期、晋宁期等多个小峰值, 出现较多新元古代年龄(600~1000 Ma)(图 6-f)。中南半岛南侧的湄公盆地的渐新世早期钻井砂岩样品Mekong1锆石年龄谱系较简单, 以115 Ma的中燕山期年龄为主(图 6-j)。

关于南海南部Rajang群的物质来源研究一直较少且存在较大争议, 早期研究手段有限, 主要基于简单的沉积学和岩石学方法进行大致判断, 如Tan(1982)和Honza等(2000)分别对Lupar组和Belaga组底部的Layer段槽模的古水流进行分析, 发现其向东北方向发散, 认为物源主要来自西南方向, 但未结合其他研究手段和婆罗洲新生代逆时针旋转历史进行精细化修正; Hamilton(1979)猜测可能存在印支物源输入; Moss(1998)使用Dickinson和Suczek(1979)图解对Rajang群对应地层Embulah群的砂岩组分进行研究, 指示了再循环造山带岩相, 并猜测沉积物可能来自印支和巽他陆架, 通过古湄公河进行输送; 此外也有人猜测南海北部存在供源可能(Pieters and Sanyoto, 1993)。近年来, Galin等(2017)首次对沙捞越地区Rajang群沉积物采用野外观测、轻重矿物和锆石U-Pb定年方法进行综合研究, 但只对Rajang群沉积区开展了研究, 对沉积物中不同年龄段的锆石来源仅分别提出了猜测, 涉及的潜在源区非常宽泛而未进行系统的源-汇对比, 如认为白垩纪锆石可能源自南部的施瓦纳山、越南东南部, 侏罗纪锆石可能源自西婆罗洲、马来半岛和印支半岛, 三叠纪锆石可能源自西沙捞越的三叠纪沉积物、马来锡带、印支和中国东南部等。综上, 目前有关Rajang群物源的研究仅仅基于推测, 而缺乏确切的源-汇对比证据和对所有潜在源区特征的清晰厘定。

始新世, 南海北部处于裂陷初期, 主要为断陷盆地及湖相沉积环境, 此时南海北部缺乏大型河流, 沉积物无法从华南内陆向南海北部进行长距离搬运(Shao et al., 2016; Cao et al., 2017; 崔宇驰等, 2018; 邵磊等, 2019, 2020; 侯元立等, 2020; Meng et al., 2021)。因此, 如果南海北部存在供给Rajang群的物源, 该物源更有可能来自南海北部的中南半岛及南海北部岩浆岩局部隆起区。中生代末期, Izanagi板块沿着亚洲东缘俯冲形成了大型岩浆弧, 该弧从日本、朝鲜半岛延伸至华南以及越南南部和加里曼丹边缘, 形成一系列白垩纪侵入岩和喷出岩, 并且随着板块俯冲后撤, 总体具有向海方向变年轻的时空分布特征。Zhu等(2021)对南海北部前新生代基底的最新研究显示, 在东部的珠江口盆地和琼东南盆地新生代沉积层下广泛发育侏罗纪— 早白垩世花岗岩, 最年轻年龄为85~129 Ma; Li等(2012)和Cui等(2021a)研究指出中生代末华南沿岸广泛发育安第斯型大陆弧, 该弧相关的岩浆作用在85~90 Ma终止, 其最后一次岩浆活动以南海北部盆地东边基底的85~100 Ma的花岗侵入体为代表; 此外, 前人对南海北部基底岩浆岩进行的大量K-Ar、Rb-Sr和锆石U-Pb定年分析也显示年龄通常在早燕山期— 晚燕山期之间(70.5~153 Ma)(Yan et al., 2010)。因此, 可以认为中生代在南海北部广泛存在燕山期(85~100 Ma)岩浆活动, 局部可能隆升剥蚀并成为源区, 本研究选取南海北部珠江口盆地珠二坳陷最南端荔湾凹陷的始新世沉积岩样品ZⅡ -1(Shao et al., 2019), 代表南海北部岩浆岩局部隆起区物源, 其锆石年龄主要为80~120 Ma, 存在91 Ma的晚燕山期主峰(Cui et al., 2021b; Hou et al., 2021)(图 6-g)。南海西北侧的中南半岛, 在晚三叠世与华南地块碰撞缝合, 隆升成山(周蒂等, 2005), 成为南海北部的重要沉积物源区(邵磊等, 2019), 中南半岛锆石年龄分布以239 Ma的印支期主峰为主, 还含有一定数量的古生代和前寒武纪锆石(图 6-e)。

研究区西侧的马来半岛包括典型的古生代大陆边缘岩石, 被大量含锡的二叠纪— 三叠纪及白垩纪花岗岩侵入, 新生代沉积分布较少。本研究在马来半岛较老的各时代地层中综合取样, 以充分代表源区特征, 样品整体以复杂多样的锆石年龄谱系图和较多古老锆石为特征, 呈现明显的239 Ma印支期主峰, 还兼具燕山期、海西— 加里东期、吕梁期多个次峰(图 6-h)。

西沙捞越地区位于Rajang群沉积区以西南、Lupar俯冲构造线以南, 主要是由于晚三叠世古太平洋俯冲带不断俯冲、隆升形成的火山弧相关物质, 具体为蛇绿岩套、三叠纪— 侏罗纪变质岩和火成岩、晚三叠世— 始新世沉积物等组成的穹窿(Bretifeld et al., 2017), 存在为沉积区供源的可能性。作者整理了Bretifeld等(2017)在Lupar线西南侧古晋带中生代基底所做的锆石U-Pb定年数据(三叠纪Jagoi花岗岩、三叠纪Sadong组和Kuching组沉积物与侏罗纪— 白垩纪Pedawan组), 以充分代表西沙捞越源区特征, 其整体以出现较多老的年龄值为特征, 以1860 Ma年龄为主, 并含有206 Ma的晚三叠世次峰和88 Ma的峰值(图 6-d)。

加里曼丹位于Rajang群沉积区以南, 主要是由中晚侏罗世从冈瓦纳大陆澳大利亚西北缘裂离并向北漂移的微陆块(西南婆罗洲、东爪哇— 西苏拉威西板块)组成, 于早白垩世并入巽他克拉通(Metcalfe, 2011)。本研究在加里曼丹采集的渐新世早期样品可以代表其源区特征, 加里曼丹整体锆石年龄谱系较为复杂, 以206 Ma的晚三叠世年龄为主峰, 此外还含有燕山期95 Ma次峰以及633 Ma和935 Ma等新元古代年龄峰值(图 6-f)。也有一些学者提出加里曼丹西南部的施瓦纳山可能是Rajang群潜在的源区(Galin et al., 2017; Hennig-Breitfeld et al., 2019), 该山主要由大量白垩纪花岗岩侵入Pinoh群变质岩而形成, 作者整理了Bretifeld等(2020)有关施瓦纳山南部、北部和Pinoh群变质岩的锆石数据, 其表现为114 Ma的燕山期单峰特征(图 6-i)。

可以看出, 南海南部及周边不同潜在物源区的锆石U-Pb年龄谱系差异明显, 可以采用该方法对沉积物来源进行判定。

白垩纪— 始新世早中期, 在沙捞越和沙巴陆上及近海地区普遍发育深水复理石沉积Rajang群。Rajang群沉积物样品S76碎屑锆石年龄谱系呈现明显的燕山期主峰和印支期次峰, 以及少量古生代和前寒武纪锆石年龄值。Galin等(2017)对Rajang群砂岩样品进行锆石U-Pb定年分析也显示91 Ma的燕山期主峰和226 Ma的印支期次峰, 及少量古生代和前寒武纪锆石年龄值(Galin et al., 2017)(图 6-b), 与本研究沉积区样品定年结果基本一致(图 6)。

通过与周边潜在源区对比发现, Rajang群沉积物中锆石年龄谱91 Ma的晚燕山期主峰与南海北部基底始新世沉积岩样品ZⅡ -1的91 Ma主峰特征吻合度很高, 236 Ma的印支期次峰及少量古生代和前寒武纪锆石年龄值, 与中南半岛的锆石年龄谱系特征非常相近。相反, Rajang群中较年轻的91 Ma主峰虽然数值上与西沙捞越锆石年龄谱中的88 Ma次峰以及加里曼丹锆石年龄谱中的95 Ma小峰相近, 但从整体年龄分布来看, Rajang群沉积物与西沙捞越、加里曼丹以及马来半岛潜在源区的锆石年龄谱系分布和各峰值年龄占比明显不同, 沉积物主要来自这些地区贡献的可能性较小。一些学者提出南侧的施瓦纳山很有可能为Rajang群供源(van Hattum et al., 2013; Galin et al., 2017; Hennig-Breifeld et al., 2019), 但近些年在施瓦纳山开展的大量锆石年代学研究均显示该侵入岩体及变质岩以130~80 Ma白垩纪年龄主导(van Hattum et al., 2013; Davies et al., 2014; Hennig et al., 2017), Bretifeld等(2020)最新对施瓦纳山南北部的侵入岩及变质岩定年显示114 Ma燕山期单峰年龄频谱(图 6-i)、对现代河流砂样品定年显示为95 Ma的单峰年龄频谱, 均缺乏印支期等较老的锆石, 与Rajang群年龄谱系并不一致。此外, 由于施瓦纳山山体范围有限, 在其北侧又有中生代隆升火山弧相隔, 故作者认为其为在陆地和海域上大面积展布的Rajang群供源的可能性极小。

因此, 结合以上物源分析和区域演化背景, 本研究尝试把南海北部基底始新世沉积岩样品及中南半岛样品数据综合制图, 以代表南海北部的源区, 可以看出, 其锆石年龄谱系特征与Rajang群沉积物锆石年龄谱系特征近乎完全一致(图 6-c)。同时, 在湄公盆地采集的渐新世早期钻井样品Mekong1位于中南半岛南侧湄公河三角洲河口, 显示以115 Ma的中燕山期年龄为主(图 6-j), 为简单的近源搬运特征, 与Rajang群年龄谱系不具相似性, 因此, 我们认为中南半岛南侧附近的源区对Rajang群沉积的贡献较小, 沉积物更有可能源自其东及东北侧。

此外, 通过前述研究发现, Rajang沉积物以深海浊积砂体与正常深海泥质沉积为主, 挤压变形强烈, 砂岩镜下显示含有大量侵入岩、火山岩或沉积岩来源的岩屑, 成分成熟度和结构成熟度中等; 重矿物上以锆石— 金红石— 电气石稳定矿物组合为主, 不稳定矿物比例较低, 指示沉积物经过一定距离的搬运。综合古地理特征及沉积物形成过程, 可以认为, 南海北部的岩浆岩局部隆起区和中南半岛为南海南部晚白垩世— 始新世的主要物源区, 为Rajang群提供了大量沉积物。

晚白垩世— 始新世早中期, 沙捞越是古南海深海区(Hall and Nichols, 2002), 沉积物来自包括中南半岛和岩浆岩局部隆起区在内的南海北部源区, 这些沉积物在深水环境下形成了深水浊积砂体与正常大洋沉积的泥岩互层, 构成Rajang群的主体(图 7)。

图 7

Fig.7

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	图 7 南海南部上白垩统— 始新统Rajang群沉积物搬运示意图Fig.7 Schematic diagram of sediment transport in the Upper Cretaceous-Eocene Rajang Group in southern South China Sea

Rajang扇中深海泥质夹层多, 砂层相对较薄, 岩石致密且沉积物粒度细, 因而无法形成有利储集体。基于同时期区域沉积物展布特征及搬运路径, 预计在曾母盆地北侧及偏北的北康— 南薇西盆地一带可能存在较好的浅水储集体, 是下一步油气勘探的潜在方向。