南海北部陆坡深水区新生代沉积演化东西部对比分析

谢 辉，区浩瑛，石红才，孔德明

南海北部陆坡深水区新生代沉积演化东西部对比分析

谢 辉1,2，区浩瑛1，石红才1，孔德明1

（1. 广东海洋大学海洋与气象学院//广东省近海海洋环境变化与灾害预警重点实验室，广东 湛江 524088；2. 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室，广东 广州 510301）

【目的】研究南海北部陆坡深水区新生代沉积演化在陆缘东部和西部的异同。【方法】利用珠江口盆地深水区和琼东南盆地深水区钻井和地震勘探资料，通过回剥分析，重建两沉积盆地深水区的去压实沉积厚度和沉积速率变化并进行对比分析。【结果】两沉积盆地深水区的新生代都呈现幕式沉积演化的特征，大体可以划分为4幕。在29－23.03 Ma和19.8－11.9 Ma，珠江口盆地深水区的沉积速率明显大于琼东南盆地；而在8.2－0 Ma，尤其是3.2 Ma之后，情况相反。在23－19.8 Ma，两个盆地的深水区都表现出极低的沉积速率。【结论】南海北部陆缘深水区东西部的沉积演化在裂陷期基本近似，但是裂后期明显不同。珠江口盆地深水区裂后期沉积演化主要受到珠江流域变化、白云运动和亚洲季风强弱控制，而琼东南盆地深水区裂后期沉积演化主要受到红河物源、海南岛物源、红河断裂右旋走滑和亚洲季风强弱控制。

南海北部；陆坡深水区；回剥分析；沉积演化

南海处于欧亚、太平洋和印澳三大板块交汇处，是西太平洋最大边缘海之一。南海的形成演化受三大板块相互制约，其构造发育史非常复杂，一直是当今地学界研究热点之一[1-4]。南海北部陆缘的构造属性长期以来存在多种不同观点，现一般归结为是一个边缘海型的被动大陆边缘[5-7]。然而南海北部陆缘东部和西部，无论是深部地壳结构上[8-11]还是沉积演化各方面[12-14]，都表现出极大差异。因此，进一步深入研究南海北部陆缘东西部的差异，无论是对厘定其陆缘属性，还是确定其形成演化机制，甚至是油气勘探等方面，都具有重要意义。目前，虽然对南海北部陆缘各沉积盆地构造沉积演化等特征进行了广泛研究[15-21]，但主要是定性方面的研究，而定量对比研究较少。本研究拟在高精度钻井地层和地震勘探资料分析的基础上，结合前人研究成果，选择珠江口盆地和琼东南盆地的深水区作为研究对象，定量对比分析两盆地深水区沉积演化特征的异同，厘定其异同的具体时间和差异大小并探讨其可能原因。这不仅可以为南海北部陆缘的形成演化提供约束，而且还可以为南海北部陆缘的深水油气勘探提供理论指导。

1 区域地质背景

珠江口盆地位于南海北部大陆边缘东部的珠江口外，呈北东向展布，盆地基底是华南板块在南海的延伸部分，因此在大地构造位置上属于华南板块南缘，是在古生代及中生代复杂褶皱基底上形成的新生代含油气盆地，面积达20×104km2（图1）。珠江口盆地新生代经历了裂陷期、坳陷期和构造活化期三个演化阶段，形成了下断上坳、先陆后海的构造―沉积响应特征[12,21]。受NE向和NWW向基底断裂的控制，盆地呈现南北分带、东西分块的构造格局。自北向南依次可以划分为北部隆起带、北部坳陷带（珠一坳陷和珠三坳陷）、中部隆起带（神狐隆起、番禺低隆起和东沙隆起）、南部坳陷带（珠二坳陷和潮汕坳陷）和南部隆起带共5个一级构造单元（图1）。盆地自下而上钻遇了古近系的神狐组、文昌组、恩平组、珠海组和新近系的珠江组、韩江组、粤海组、万山组、第四系地层，其中T70（33 Ma）界面为盆地的破裂不整合界面（图2）[22-23]。

图2琼东南盆地和珠江口盆地地层综合柱状图[12, 25]

琼东南盆地位于南海北部大陆边缘西部的海南岛南侧，海南岛和西沙群岛之间，近北东向展布，面积约5×104km2（图1）。盆地基底岩性以燕山期花岗岩为主，也有古生代沉积岩和变质岩，是在前第三系基底基础上发育起来的新生代断陷含油气盆地。盆地从北往南可以划分为北部隆起区、中央坳陷区和南部隆起区3个一级构造单元（图1）。其中中央坳陷区较大，主要包括乐东—陵水凹陷、松南—宝岛凹陷和长昌凹陷等多个二级构造单元。盆地具有下断上坳的双层地层结构，沉积充填序列主要有新生代和第四系地层组成，从下而上依次为始新统岭头组、渐新统崖城组和陵水组，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，其中T60(23 Ma)界面为盆地的破裂不整合界面（图2）[24-25]。

南海北部陆缘自从新生代以来发生了6次重要的构造运动，分别是神狐运动、珠琼运动一幕、珠琼运动二幕、南海运动、白云运动和东沙运动[26-28]。研究表明，南海是由东到西呈渐进式张开，东部的海盆先形成，西部的海盆后形成，年龄大约在33－15 Ma之间[2,4]。

前人研究表明，亚洲季风演化对南海北部陆缘沉积盆地的沉积作用具有非常密切的联系[29-31]。夏季风的增强（或减弱）会增加（或减小）降雨量从而导致陆源区化学侵蚀强度增大（或减小），海底沉积物中由河流输送的陆源物质比例也会跟着增加（或减小）[32]。ODP1148站钻井岩芯的沉积物研究表明，在24－10 Ma亚洲季风呈现逐渐增强趋势，不过在16.5－15 Ma亚洲季风明显减弱，气候极度干燥。15－10.5 Ma亚洲季风明显增强，气候潮湿，化学风化作用增强。10－3.5 Ma亚洲季风又呈减弱趋势，气候变得干燥。而3.5 Ma之后，亚洲季风又呈明显增强趋势，气候又变得潮湿，化学风化作用增强[30]。而ODP站1146站钻井岩芯的沉积物研究表明，在15 Ma、8 Ma和3 Ma冬季风显著增强，气候干燥，并推测与同时期的青藏高原隆升有密切联系[31,33]。还有学者通过分析中国西北地区动物的牙齿化石中的碳和氧同位素变化，认为东亚夏季风在2－3 Ma显著增强[34]。

2 方法和数据

2.1 研究方法

本研究主要运用回剥分析法来计算盆地现今沉积地层的去压实厚度和沉积速率，并在此基础上进行盆地之间的对比分析。回剥分析法又称回剥反演法，是广泛运用于沉积盆地分析中的一种定量分析方法。回剥分析法最早由Watts和 Ryan[35]提出，目的就是把真实的构造沉降量从总的沉降量中剥离出来。回剥反演法中去压实校正的理论基础（图3）是沉积岩的孔隙度随深度的变化关系，一般认为沉积岩孔隙度随深度变化呈指数关系[36]：

=0exp(-)， (1)

公式（1）中，、0分别是沉积岩在地下深度处和地表的初始孔隙度（%），为压实系数(m-1)，为深度（m）。地层去压实计算公式为[22]：

2′-1′=2-1-0/{exp(-1)- exp(-2)}+

0/{exp(-1′) - exp(-2′)}， (2)

公式（2）中，0为地表的初始孔隙度，为压实系数，1′和2′为去压实后沉积地层的顶底界面深度，1和2为现今沉积地层的顶底界面深度。

图3 沉积物压实原理

地层去压实的目的是为了恢复地层在沉积时的初始厚度，其基本假设是沉积物在压实过程中沉积物颗粒体积保持不变，地层厚度减小仅由在上覆沉积荷载的作用下孔隙体积变小而引起，因而由深度及上覆沉积物密度所决定（图3）。研究表明压实作用对沉积物厚度的影响巨大，可达100%以上[37]。

2.2 数据来源

本研究数据都来源于中国海洋石油集团有限公司以及公开发表的文献。为对比分析东西部深水区沉积演化的异同，在珠江口盆地选取了一口钻井（LW31-1-1井）和两口模拟井（W1和W2）（图1），其中LW31-1-1井井位于白云凹陷东南边缘上，水深为1 480 m，钻遇渐新统珠海组地层，完钻井深为3 843 m。W1和W2两口模拟井位于凹陷中心内部。在琼东南盆地选取两口钻井，即LS33-1-1井和LS22-1-1井（图1），其中LS33-1-1井位于乐东—陵水凹陷的南侧边缘陵南低凸起上，水深为1 462.8 m，钻遇下渐新统崖城组地层，完钻井深4 356 m，而LS22-1-1井位于陵水凹陷，水深为1 335.8 m，完钻井深为3 623 m，钻遇梅山组地层。由于LS22-1-1钻遇的地层相对较少，完钻井深相对较浅，为了避免出现较大的误差，本研究只利用这些已经钻遇的地层数据。由于这些钻井在深水区，都没有钻遇基底，因此其基底深度都是通过地震勘探资料获得，存在一定的不确定性。LW31-1-1井和LS33-1-1井的具体数据见于表1和表2[25,37]。

研究表明去压实参数（初始孔隙度和压实系数）对去压实的结果有重要的影响，而且不同的沉积盆地去压实参数有较大的差异[37]。为了保证去压实结果的可靠性，本研究选取的去压实参数来源于前人对本地区的研究成果[38-39]，都是由各自盆地的钻井资料拟合获得，具体可见参考文献[38-39]。

3 结果与分析

3.1 珠江口盆地深水区

珠江口盆地T70界面为破裂不整合界面，根据IODP的U1435站位研究结果可以确定T70的年龄为33 Ma[4,23]，该年龄即为盆地裂陷期和裂后期的分界点。珠江口盆地深水区发育巨厚的沉积地层，其中位于白云凹陷中心的W1井去压实沉积地层厚度可达18 800 m，裂陷期的去压实沉积地层厚度可达8 000 m，裂后期的去压实沉积地层厚度可达10 800 m（图4）。总体来讲，裂陷期和裂后期的延续时间相近，在凹陷中心裂陷期和裂后期的沉积地层总厚度也相近，表明裂陷期和裂后期的平均沉积速率相近。不过位于凹陷边缘的LW31-1-1井裂陷期的去压实沉积厚度仅为1 600 m，而裂后期的去压实沉积厚度为4 100 m，远大于裂陷期，表明在凹陷边缘裂后期的平均沉积速率明显大于裂陷期。

图4 珠江口盆地井的去压实沉积地层厚度（左）及沉积速率（右）

Fig. 4 The decompacted thickness and sedimentary rate in the Pearl River Mouth Basin

珠江口盆地深水区的沉积演化可以根据T70破裂不整合界面分为裂陷沉积期和裂后沉积期两个阶段。裂陷沉积期为66－33 Ma，从图4的沉积速率图可以看出裂陷沉积期主要表现为先慢后快的沉积特征：66－38 Ma沉积速率不超过200 m/Ma，38－33 Ma沉积速率最大可超过500 m/Ma。裂后沉积期为33 Ma至今，从图4的沉积速率图可以看出珠江口盆地深水区裂后期的沉积演化可以分为两个明显的快速沉积期和三个明显的慢速沉积期。两个明显的快速沉积期分别为：29－23.03 Ma，沉积速率最高可超过1 000 m/Ma；19.8－11.9 Ma，沉积速率最高可达870 m/Ma。三个慢速沉积期分别为：33－29 Ma，沉积速率最大不超过200 m/Ma；23.03－19.8 Ma，最大沉积速率也不超过200 m/Ma；11.9 Ma至今，最大沉积速率在200 m/Ma以下，尤其在W2井，沉积速率仅为20 m/Ma左右。

3.2 琼东南盆地深水区

琼东南盆地T60界面为破裂不整合界面，根据LS33-1-1井的古生物定年研究结果可以确定T60的年龄为23 Ma[25],该年龄即为盆地裂陷期和裂后期的分界点。LS33-1-1井的去压实沉积地层厚度可达5 850 m（去压实之前仅为3 800 m），其中裂陷期的去压实沉积厚度可达2 700 m，裂后期的去压实沉积厚度3 150 m（图5）。尽管去压实沉积地层厚度跟LW31-1-1井相近，但是裂后期沉积厚度只是稍大于裂陷期，没LW31-1-1井那么明显，说明在琼东南盆地深水区裂后期和裂陷期的平均沉积速率相近。

图5 琼东南盆地井的去压实沉积地层厚度（左）及沉积速率（右）

琼东南盆地深水区的沉积演化可以根据T60破裂不整合界面分为裂陷沉积期和裂后沉积期两个阶段。裂陷沉积期为45－23 Ma，从图5的沉积速率图可以看出，裂陷沉积期表现为慢－快－慢－快的特征，比珠江口盆地深水区要更复杂，不过最大沉积速率不超过200 m/Ma。裂后沉积期为23 Ma至今，从图5的沉积速率图可以看出，琼东南盆地深水区裂后期的沉积演化可以分为两个加速沉积期和两个慢速沉积期。两个加速沉积期分别为：18.3－11.6 Ma，沉积速率最高可达210 m/Ma；8.2－0 Ma，沉积速率最高可达750 m/Ma。两个慢速沉积期分别为：23－18.3 Ma，沉积速率约为40 m/Ma；11.6－8.2 Ma，沉积速率不超过100 m/Ma；。

3.3 对比分析与讨论

总体来讲，无论珠江口盆地深水区还是琼东南盆地深水区都表现为幕式沉积演化特征，并且表现出一定相似性（图6）。两者大致都可以划分为4个由慢到快的沉积幕：第一幕是66－33 Ma（琼东南盆地是45－29.9 Ma）；第二幕是33－23 Ma（琼东南盆地是29.9－23 Ma）；第三幕是23－11.9 Ma；第四幕是11.9－0 Ma（图6）。除了在第四幕（11.9 Ma之后），两个沉积盆地在前三幕时期内都表现为沉积速率总体阶梯式上升的特征，并且珠江口盆地深水区的沉积速率总体要大于琼东南盆地深水区的沉积速率。这说明在11.9 Ma之前，珠江口盆地和琼东南盆地深水区处于类似的大地构造背景中，其新生代沉积演化所受到的控制因素可能总体近似，都是受到南海北部陆缘形成演化的控制。在11.9 Ma之后，珠江口盆地和琼东南盆地深水区的沉积演化才表现出明显差异，琼东南盆地深水区的沉积速率明显大于珠江口盆地深水区的沉积速率，尤其是在3.2 Ma之后。

黑色曲线代表ODP1148站矿物比例曲线（绿泥石/绿泥石+赤铁矿+针铁矿），比值越低代表气候越潮湿，化学风化作用越强[30]

3.3.1 裂陷期 如前文所述，珠江口盆地的裂陷期为66－33 Ma，琼东南盆地的裂陷期大约为45－23 Ma。无论是珠江口盆地深水区还是琼东南盆地深水区，裂陷期的沉积速率都是表现为早期缓慢沉积后期加速沉积（图6）。这也符合沉积盆地的演化规律，一般沉积盆地形成早期可容纳空间不足导致沉积速率偏低，随着沉积盆地的逐渐形成，可容纳空间逐渐增大，沉积速率也逐渐增大[3]。值得一提的是，琼东南盆地深水区在裂陷期还可以进一步划分为两个沉积时期：45－29.9 Ma和29.9－23 Ma，在这两个时期内沉积速率也表现为阶梯式上升。由于在珠江口盆地裂陷期的沉积地层划分相对比较粗糙，故而没有发现跟琼东南盆地深水区裂陷期相对应的两期沉积期。前人研究表明[37]，粗糙的沉积地层划分会平均掉一些沉积演化的细节信息。总体来讲，在裂陷期无论是珠江口盆地深水区还是琼东南盆地深水区都表现为近似的沉积演化特征，都表现为先慢后快的沉积演化特征。

3.3.2 裂后期 珠江口盆地的裂后期为33－0 Ma，琼东南盆地的裂陷期大约为23－0 Ma。跟裂陷期不同，两沉积盆地在裂后期的沉积演化具有明显不同的特征（图6）。珠江口盆地深水区在裂后期主要表现为两个明显的快速沉积期（29－23.03 Ma和19.8－11.9 Ma）和三个明显的慢速沉积期（33－29 Ma，23.03－19.8 Ma和11.9－0 Ma），其中快速沉积期表现为快速沉积，沉积速率极高，而慢速沉积期表现为沉积速率极低。琼东南盆地深水区在裂后期主要表现为两个加速沉积期（18.3－11.6 Ma和8.2－0 Ma）和两个慢速沉积期（23－18.3 Ma和11.6－8.2 Ma），其中加速沉积期表现为沉积速率总体逐渐加快，而慢速沉积期表现为沉积速率极低。在裂后期刚开始时期，两沉积盆地深水区都表现为一个明显的慢速沉积期，珠江口盆地在32 －29 Ma，琼东南盆地在23－18.3 Ma。前人研究表明，盆地发生岩石圈破裂初期时会在盆地肩部产生隆起，大约持续3－5 Ma左右[40]。因此，该时期两沉积盆地的极低沉积速率可能主要是岩石圈发生破裂产生隆起导致的。值得一提的是，在23－19.8 Ma，珠江口盆地深水区也表现出极低的沉积速率。前人研究表明[27]，珠江口盆地在23.8 Ma左右发生了白云运动，陆架破折带向北跳跃，整个盆地快速沉降。这可能导致由珠江输入的沉积物更多被盆地北部的凹陷所围陷[38]。而且由图6可以看出，大约在20 Ma以前，ODP1148站的矿物（绿泥石/绿泥石+赤铁矿+针铁矿）比例值极高，表明该时期华南主要表现出干旱的气候环境，化学风化侵蚀作用较弱[30]，导致沉积物源供给匮乏，从而进一步导致23－19.8 Ma珠江口盆地深水区沉积速率极低。

珠江口盆地深水区在29－23.03 Ma和19.8－11.9 Ma时期表现为明显的快速沉积，最大沉积速率是同期琼东南盆地的5倍以上（图6）。而在8.2－0 Ma时期，琼东南盆地深水区的沉积速率又反过来明显大于同期的珠江口盆地，尤其是在3.2 Ma以来，其最大沉积速率是珠江口盆地深水区的5倍以上（图6）。

珠江口盆地深水区在29－23.03 Ma时期表现为明显的快速沉积可能跟岩石圈的破裂和丰富的物源供给有关。珠江口盆地的破裂不整合界面T70的年龄为33 Ma[4]。岩石圈发生破裂之后会产生快速沉降[40],从而形成大量的可容纳空间。而此时的珠江口盆地沉积珠海组地层，物源主要为白云凹陷周边的隆起带和华南东南部沿海带[41]，物源极为丰富。因此，导致了29－23.03 Ma的快速沉积期。而同时期的琼东南盆地深水区沉积的是陵水组地层，物源主要为盆地南部隆起区域，物源相对较为单一[41-42]。而且该时期的琼东南盆地还处于裂陷期，还没有发生岩石圈破裂，可容纳空间相对较小，从而导致其沉积速率明显要比珠江口盆地深水区低。琼东南盆地深水区在裂后期的早期也没有见到如此显著的一个快速沉积期。

珠江口盆地深水区的另一个比琼东南盆地深水区要明显的快速沉积期是在19.8－11.9 Ma。该时期在珠江口盆地主要沉积了珠江组和韩江组地层，沉积物源发生了显著变化，由近源沉积转变为远源沉积[43-44]。ODP1148站位的研究成果显示23.8 Ma之后由于青藏高原隆升，古珠江溯源侵蚀加剧，流域范围显著增大，华南内陆古老的沉积岩成为珠江口盆地的主要物源区[43-44]。另外，发生在23.8 Ma时期的白云运动导致珠江口盆地深水区形成了巨大的可容纳空间[27，40]。同时，如图6所示，在18 Ma左右和15 Ma左右，矿物（绿泥石/绿泥石+赤铁矿+针铁矿）比例值出现极小值，指示亚洲季风显著增强，化学风化侵蚀作用强烈，导致古珠江输送了大量的沉积物进入珠江口盆地[29-30]。因此，19.8－11.9 Ma的快速沉积现象应该是上述因素综合产生的效果。琼东南盆地深水区在18.3－11.6 Ma也出现沉积速率逐渐增加的现象，该时期沉积了三亚组和梅山组地层，物源主要来自海南岛[45]。由于受到同期亚洲季风增强的影响，琼东南盆地深水区也表现出沉积速率呈阶梯式上升的特征。研究发现[46]莺歌海盆地在中中新世也出来了沉积速率加快的现象并认为跟同期的亚洲季风增强有关。但是由于琼东南盆地当时没有大型河流可以输送大量的沉积物（红河物源沉积始于10.5 Ma）进入盆地深水区且受海南岛体积的控制[47]，导致琼东南盆地深水区的沉积速率比珠江口盆地深水区同期的沉积速率要低很多。大约在11 Ma以后，矿物（绿泥石/绿泥石+赤铁矿+针铁矿）比例值逐渐增大，气候干旱，化学风化侵蚀作用逐渐减弱，因此无论是在珠江口盆地深水区还是在琼东南盆地深水区，都表现为沉积速率明显降低（图6）。

不过在8.2－0 Ma时期，琼东南盆地深水区的沉积速率明显大于同期的珠江口盆地深水区且总体逐渐增大，尤其是在3.2 Ma以来更为明显。前人对海南岛西部的莺歌海盆地沉积演化特征进行了研究，发现在晚上新世－更新世（特别是2.6－2.0 Ma）莺歌海盆地沉积速率最大，并将原因归结于间冰期潮湿的气候[46]。笔者认为3.2 Ma以来的快速沉积事件可能是多种因素产生的综合效果。该时期琼东南盆地沉积莺歌海组和乐山组地层，沉积物源发生了显著变化，由单一海南岛物源变为海南岛和红河双物源，而且红河物源极为丰富[47-48]。同时，在5.5 Ma由于红河断裂的右旋走滑，琼东南盆地发生了异常快速沉降[49-50]，产生巨大的可容纳空间，从而导致琼东南盆地深水区沉积速率快速增大。3 Ma以来亚洲夏季风有所增强，气候潮湿，这可能进一步导致琼东南盆地深水区沉积速率加快[34]。值得一提的是，同期的珠江口盆地深水区沉积速率极低，该时期由于珠江口盆地深水区离岸距离远大于琼东南盆地，沉积物更多的被陆架区的凹陷所围陷的结果，导致深水区沉积速率一直很低。

需要注意的是，本研究为了保证数据的高精度性，没有大量引用模拟井进行全面分析。琼东南盆地只选择了2口钻井，珠江口盆地只选择了1口钻井和2口模拟井来进行对比分析，部分认识可能不够全面，需要今后进一步深入全面分析。

4 结论

通过对珠江口盆地深水区和琼东南盆地深水区钻井和地震勘探资料进行回剥分析，并结合前人的研究成果进行讨论，得到了以下结论：

（1）无论是珠江口盆地深水区还是琼东南盆地深水区都可以大致划分为4个沉积幕：第一幕是66－33 Ma（琼东南盆地是45－29.9 Ma）；第二幕是33－23 Ma（琼东南盆地是29.9－23 Ma）；第三幕是23－11.9 Ma；第四幕是11.9－0 Ma。

（2）在裂陷期无论是珠江口盆地深水区还是琼东南盆地深水区都表现为近似的先慢后快的沉积演化特征。

（3）两沉积盆地在裂后期的沉积演化特征差异明显。珠江口盆地深水区有两期明显的快速沉积期：29－23.03 Ma和19.8－11.6 Ma，最高沉积速率分别为1000 m/Ma和870 m/Ma。前者可能跟珠江口盆地岩石圈破裂之后产生大量的可容纳空间和同期周围隆起提供丰富的沉积物供给有直接关系。后者应该是古珠江溯源侵蚀导致流域范围扩大以及亚洲季风显著增强和白云运动导致巨大可容纳空间综合效果。而琼东南盆地深水区只有一期明显的快速沉积期：8.2－0 Ma，最高沉积速率可达750 m/Ma，红河物源的加入以及5.5 Ma红河断裂的右旋走滑是导致琼东南盆地深水区远比珠江口盆地深水区沉积速率大的主要原因。

（4）在23－19.8 Ma，珠江口盆地和琼东南盆地的深水区都表现出极低沉积速率，前者跟白云运动和气候干冷有关，后者跟岩石圈破裂初期产生的隆起有关。

[1] HOLLOWAY N H. North Palawan block, Philippines: its relation to Asian mainland and role in evolution of South China sea[J]. AAPG Bulletin, 1982, 66(9): 1355-1383.

[2] BRIAIS A, PATRIAT P, TAPPONNIER P. Updated interpretation of magnetic anomalies and seafloor spreading stages in the South China sea' implications for the tertiary tectonics of Southeast Asia[J]. Journal of Geophysical Research, 1993, 98: 6299-6328.

[3] BRUNE S, HEINE C, PÉREZ-GUSSINYÉ M, et al. Rift migration explains continental margin asymmetry and crustal hyper-extension[J]. Nature Communications, 2014, 5: 4014.

[4] LI C F, XU X, LIN J, et al. Ages and magnetic structures of the South China Sea constrained by deep tow magnetic surveys and IODP Expedition 349[J].Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2014, 15: 4958-4983.

[5] 丘学林, 赵明辉, 敖威, 等. 南海西南次海盆与南沙地块的OBS探测和地壳结构[J]. 地球物理学报, 2011, 54(12): 3117-3128.

[6] 李家彪, 丁巍伟, 吴自银, 等. 南海西南海盆的渐进式扩张[J]. 科学通报, 2012, 57(20): 1896-1905.

[7] 孙珍, 刘思青, 庞雄, 等. 被动大陆边缘伸展–破裂过程研究进展[J]. 热带海洋学报, 2016, 35(1): 1-16.

[8] NISSEN S S, HAYES D E, BUHL P, et al. Deep penetration seismic soundings across the northern margin of the South China Sea[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1995, 100(B11): 22407-22433.

[9] QIU X L, YE S Y, WU S M, et al. Crustal structure across the Xisha trough, northwestern South China sea[J]. Tectonophysics, 2001, 341(40547): 179-193.

[10] YAN P, ZHOU D, LIU Z S. A crustal structure profile across the northern continental margin of the South China Sea[J]. Tectonophysics, 2001, 338(1): 1-21.

[11] 郝天珧, 徐亚, 孙福利, 等. 南海共轭大陆边缘构造属性的综合地球物理研究[J]．地球物理学报, 2011, 54(12): 3098-3116.

[12] 庞雄, 陈长民. 南海珠江深水扇系统及油气[M]. 北京: 科学出版社, 2007.

[13] 解习农, 张成, 任建业, 等. 南海南北大陆边缘盆地构造演化差异性对油气成藏条件控制[J]. 地球物理学报, 2011, 54(12): 3280-3291.

[14] 孙珍, 刘海龄. 序:南海边缘海共轭陆缘构造—沉积过程研究的天然实验室[J]. 地球科学(中国地质大学学报), 2011, 36(5): 785-786.

[15] 姚伯初, 万玲, 刘振湖. 南海海域新生代沉积盆地构造演化的动力学特征及其油气资源[J]. 地球科学, 2004, 29(5): 543-549.

[16] 孙珍, 孙龙涛, 周蒂, 等. 南海岩石圈破裂方式与扩张过程的三维物理模拟[J]. 地球科学, 2009, 34(3): 435-447.

[17] 雷超, 任建业, 裴健翔, 等. 琼东南盆地深水区构造格局和幕式演化过程[J]. 地球科学, 2011, 36(1): 151-162.

[18] 解习农, 任建业, 王振峰，等. 南海大陆边缘盆地构造演化差异性及其与南海扩张耦合关系[J].地学前缘，2015, 22（1）：77-87.

[19] 任建业, 庞雄, 雷超, 等. 被动陆缘洋陆转换带和岩石圈伸展破裂过程分析及其对南海陆缘深水盆地研究的启示[J]. 地学前缘, 2015, 22(1): 102-114.

[20] 任建业，庞雄，于鹏，等. 南海北部陆缘深水—超深水盆地成因机制分析[J]. 地球物理学报，2018, 61（12）：4901-4920.

[21] DONG D D, ZHANG G C, ZHONG K, et al. Tectonic evolution and dynamics of deepwater area of Pearl River Mouth basin, northern South China Sea[J].Journal of Earth Science, 2009, 20(1): 147-159.

[22] 陈长民, 施和生, 许仕策，等. 珠江口盆地（东部）第三系油气藏形成条件[M]. 北京：科学出版社，2003.

[23] Expedition 349 Scientists. Opening of the South China Sea and its implications for southeast Asian tectonics, climates, and deep mantle processes since the late Mesozoic[J].International Ocean Discovery Program Preliminary Report, 2014, 349: 1-109.

[24] 雷超. 南海北部莺歌海－琼东南盆地新生代构造变形格局及其演化过程分析[D]. 武汉：中国地质大学，2012.

[25] 杜同军. 琼东南盆地层序地层和深水区沉积充填特征[D]. 青岛：中国海洋大学，2013.

[26] 李平鲁. 珠江口盆地新生代构造运动[J]. 中国海上油气(地质), 1993(6): 11-17.

[27] 庞雄, 陈长民, 邵磊, 等. 白云运动: 南海北部渐新统-中新统重大地质事件及其意义[J]. 地质论评, 2007, 53(2): 145-151.

[28] 庞雄, 陈长民, 吴梦霜, 等. 珠江深水扇系统沉积和周边重要地质事件[J]. 地球科学进展, 2006, 21(8): 793-799.

[29] CLIFT P D, LEE J I, CLARK M K, et al. Erosional response of South China to arc rifting and monsoonal strengthening; a record from the South China Sea[J]. Marine Geology, 2002, 184(3): 207-226.

[30] CLIFT P D, HODGES K V, HESLOP D, et al. Correlation of Himalayan exhumation rates and Asian monsoon intensity[J]. Nature Geoscience, 2008, 1(12): 875-880.

[31] SHIMING W, ANCHUN L, KEHUI X, et al. Characteristics of clay minerals in the northern South China sea and its implications for evolution of east Asian monsoon since Miocene[J]. Journal of China University of Geosciences, 2008, 19(1): 23-37.

[32] 孟宪伟, 夏鹏, 张俊, 等.近1.8 Ma以来东亚季风演化与青藏高原隆升关系的南海沉积物常量元素记录[J]. 科学通报, 2010, 55(34): 3328-3332.

[33] 万世明, 李安春, STUUT J W, 等. 南海北部ODP1146站粒度揭示的近20Ma以来东亚季风演化[J]. 中国科学(D辑: 地球科学), 2007(6): 761-770.

[34] BIASATTI D , WANG Y , DENG T. Strengthening of the East Asian summer monsoon revealed by a shift in seasonal patterns in diet and climate after 2–3 Ma in northwest China[J]. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 2010, 297(1): 12-25.

[35] WATTS A B, RYAN W B F. Flexure of the lithosphere and continental margin basins[J]. Tectonophysics, 1976, 36: 25-44.

[36] SCLATER J G, CHRISTIE P A F. Continental Stretching: An Explanation of the Post-mid-Cretaceous Subsidence of the Central North Sea Basin[J]. Journal of Geophysical Research, 1980, 85: 3711-3739.

[37] 谢辉，周蒂，陈广浩，等. 盆地沉降史回剥分析的不确定性及参数影响[J]. 热带海洋学报，2014，33（5）：50-59.

[38] XIE H，ZHOU D, PANG X，et al. Cenozoic sedimentary evolution of deepwater sag in the Pearl River Mouth Basin, northern South China Sea[J]. Marine Geophysical Research，2013，34 (3/4):159-173.

[39] ZHAO Z X, SUN Z, WANG Z F, et al. The high resolution sedimentary filling in Qiongdongnan Basin, Northern South China Sea[J]. Marine Geology, 2015, 361:11-24.

[40] XIE H, ZHOU D, LI Y P, et al. Cenozoic tectonic subsidence in deepwater sags in the Pearl River Mouth Basin, northern South China Sea[J]. Tectonophysics, 2014, 615: 182-198.

[41] SHAO L, CAO L C, PANG X, et al. Detrital zircon provenance of the Paleogene syn‐rift sediments in the northern South China Sea[J]. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2016, 17(2): 255-269.

[42] 陈欢庆, 朱筱敏, 张功成, 等. 井震结合深水区物源分析: 以琼东南盆地深水区古近系陵水组为例[J]. 石油地球物理勘探, 2010, 45(4): 552-558.

[43] 邵磊，庞雄，乔培军，等. 珠江口盆地的沉积充填与珠江的形成演变[J]. 沉积学报，2008, 26（2）：179-185.

[44] 李安春，黄杰，蒋恒毅，等. 渐新世以来南海北部陆坡区沉积演化及其对构造的响应[J]. 地球物理学报，2011, 54（12）：3233-3245.

[45] 曹立成，姜涛，王振峰，等. 琼东南盆地新近系重矿物分布特征及其物源指示意义[J]. 中南大学学报（自然科学版），2013, 44（5）：1971-1981.

[46] CLIFT P D, SUN Z. The sedimentary and tectonic evolution of the Yinggehai-Song Hong basin and the southern Hainan margin, South China Sea: Implications for Tibetan uplift and monsoon intensification[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2006, 111(B6): 1-28

[47] 李冬，徐强，王永凤，等.南海晚中新世—上新世红河沉积体系研究[J]. 沉积学报，2013, 31（1）：32-37.

[48] 李冬，徐强，王永凤. 琼东南盆地上新世中央峡谷物源分析及其意义[J]. 沉积学报，2015, 33（4）：659-664.

[49] XIE X N, MÜLLER R D, LI S T, et al. Origin of anomalous subsidence along the Northern South China Sea margin and its relationship to dynamic topography[J]. Marine and Petroleum Geology, 2006, 23(7): 745-765.

[50] 李亚敏, 施小斌, 徐辉龙, 等. 琼东南盆地构造沉降的时空分布及裂后期异常沉降机制[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2012, 42(1): 47-57；65.

Contrastive Analysis on the Sedimentary Evolution in the Deep Water Areas from West to East, Northern South China Sea

XIE Hui1,2, OU Hao-ying1，SHI Hong-cai1, KONG De-ming1

（1.//,524088,; 2.,,510301,）

【Objective】To study the discrepancy of the Cenozoic sedimentary evolution from west to east in the deep water areas, northern South China Sea. 【Method】Based on drilling wells and seismic exploration data in the deep water area of the Pearl River Estuary Basin and the Qiongdongnan Basin, this work employed the method of backstripping to calculate the decompacted depositional thickness and sedimentary rate. 【Result】Our results show that the sedimentary evolution of these two basins could be divided into four episodes in Cenozoic. However, the sedimentary rates were much higher in 29－23.03 Ma and 19.8－11.9 Ma in the deep water areas of the Pearl River Mouth Basin than in the Qiongdongnan Basin, the reverse was true in 8.2－0 Ma, especially after 3.2 Ma. In 23－19.8 Ma, both of them were characterized by low sedimentary rate. 【Conclusion】The sedimentary evolution from west to east in the northern South China Sea may be similar in the rift stage, but the discrepancy is obvious in the post-rift stage. The post-rift sedimentary evolution in the deep water areas of the Pearl River Estuary Basin was mainly controlled by the Pearl River drainage system, Baiyun Movement and the Asia monsoon strength. But the post-rift sedimentary evolution in the Qiongdongnan Basin was controlled by the Red River drainage system, Hainan Island, Red River Fault dextral slip and the Asia monsoon strength.

northern South China Sea; deep water areas; Backstripping; sedimentary evolution

P67

A

1673-9159（2020）04-0041-10

10.3969/j.issn.1673-9159.2020.04.007

2019-05-03

国家自然科学青年基金（41606065）；广东省自然科学基金（2016A030310331）；中国科学院边缘海地质重点实验室开放基金（MSGL15-02）；广东海洋大学博士启动基金项目；广东海洋大学海洋科学科研团队项目（002026002004）

谢辉(1987－)，男，博士，讲师，主要研究方向大陆边缘构造与盆地分析。E-mail：xiehuihaoba@163.com

谢辉，区浩瑛，石红才，等. 南海北部陆坡深水区新生代沉积演化东西部对比分析[J]. 广东海洋大学学报，2020，40（4）：41-50.

（责任编辑：刘岭）