南海新生代以来的盆地演化与层序构型

1、南海新生代以来的盆地演化与层序构型摘要：南海具有及其复杂的构造演化过程，使其拥有复杂的沉积环境，进而造就其复杂的层序地层格架。针对于南海不同区块的盆地演化，无法进行宏观的概括，国内外学者针对于南海不同海域的盆地做了大量研究，但在构造角度方面，尚未达成共识，对盆地的层序地层构型及盆地演化也是各抒己见。本文结合不同学者对于南海所做的研究，对南海海域的构造演化方面做了一个系统的总结。受制于不同盆地有着不同的盆地演化及层序构型，本文通过选取南海北部与南部两个比较具代表性的盆地琼东南盆地和万安盆地，对其层序界面、层序特征、相应的地层及盆地演化方面进行了相应的细致调研。通过对南海海域盆地演化及层序构型的总

2、结，对于下步开展南海的进步研究打下坚实基础。关键词：南海 新生代 盆地演化 层序地层 体系域1. 研究意义南海是位于西太平洋最大的边缘海,面积约300万平方公里。属于西太平洋边缘沟弧-盆体系的一部分，其形成演化过程较为复杂。几乎一切类型的构造运动、沉积作用、岩浆活动、变质作用和成矿作用在南海都有一定的发生、发展和演化过程,对于南海的形成演化有着多家不同的见解。由于南海复杂的构造动力学环境，国内外学者从不同角度提出了众多的南海演化模式，但至今未能形成一种被大家普遍接受的观点。对于南海的宏观上的演化，也主要是集中在南海海域的构造演化方面，与沉积作用方面相关的工作太少，一方面是受制与南海面积辽阔，二

3、是受制于其复杂的动力学环境，很难全面的给出一个全区沉积特征。因此，在沉积方面，国内外学者多是针对于单一区块或盆地，建立起相应的层序地层格架，进而分析其沉积相、盆地的演化，盆地演化各阶段的形成机制。本文通过对前人在南海海域构造作用的研究及不同区块、盆地沉积作用研究的总结，以期对南海新生代以来的盆地演化及相应的层序构型有一个更加系统的了解。2. 研究区地理位置南海是西太平洋地区最大的边缘海之一,位于欧亚大陆东南缘，其面积约3。5x106km（栾锡武，2009）,相当于东海、黄海和渤海总面积的2。8倍。它北倚华南大陆,西接印支半岛和马来半岛,南界苏门答腊岛、邦加岛、勿里洞岛、加里曼丹岛,东止巴拉望岛

4、、民都洛岛、吕宋岛和台湾岛。南海中央为深海盆,北、西、南三面分别为华南、越东及巽他陆架环绕,东部被马尼拉海沟围限。南海北部大陆边缘存在着莺歌海盆地、珠江口盆地、琼东南盆地、北部湾盆地、台西盆地、双峰北和笔架盆地等诸多新生代盆地（张丙坤，2014）。由于受控于红河断裂的走滑影响，莺歌海盆地与其他盆地具有不同的成因机制。除应该海盆地、北部湾盆地外，其他盆地宏观上呈北东向分布，这些盆地具有大致相似的盆地结构与演化过程，呈现出“南北分带、东西分块”的特征。南海南部地区新生代盆地自北向南有南薇西、北康、礼乐、曾母、南沙海槽、文莱沙巴、西北巴拉望等多个中小型新生代沉积盆地。根据盆地不同演化阶段性质的转换和

5、主控盆断裂特征，可将这些盆地归纳为种盆地群：裂陷盆地群（南薇西、北康、礼乐）、裂陷拉分前陆叠合盆地（曾母）以及裂陷前陆盆地群（南沙海槽、文莱沙巴、西北巴拉望）（熊莉娟，2012；杨楚鹏，2014）。南海中部地区则出现以西北次海盆（内有西沙海槽、中沙海槽）、南海中央海盆（扩张时代发生于渐新世中晚期到中新世早期，南海北部陆缘新生代的构造演化与其扩张密切相关）为代表的大型海盆分布区（钟广见，2014）。图1南海地理位置及新生代沉积盆地分布（改自雷超（2012）3. 区域地质背景3。1构造演化特征南海位于三个巨型岩石板块的结合处，太平洋板块向欧亚板块俯冲消减，并在台湾岛东部发生剧烈碰撞，印度-澳大利亚

6、板块与亚欧板块太平洋板块碰撞俯冲消减，这三大板块的相互作用在南海区域相互影响，形成了南海复杂的构造动力学环境，同时为南海的形成发育提供了动力学条件（张广旭，2011）。新生代以来，南海周缘处于不同边界的力学性质,北缘为拉张,南缘为挤压,西缘为剪切,东缘为消减,边界动力学性质不同,新构造运动和表现形式亦不同（刘以宣，1994）。白垩纪末和新生代之交的构造运动揭开了新生代南海多旋回构造运动的序幕,自此之后整个南海的地壳开始进入总体受张性背景区域构造应力场控制、以张性沉降为主要特征的地质发展时期。七次区域性的构造运动和沉积作用具有多旋回、周期性振荡式发生的特点,其中尤以白垩纪末和老第三纪初、晚始新世

7、和中渐新世及中中新世和晚中新世之间的三次构造运动表现最为强烈,形成了南海最为重要的三个区域性构造界面（林长松，2007）。对于南海北部陆缘来讲，其作为华南大陆的一部分，所处的构造位置具有特殊性，在印度-澳大利亚板块和太平洋板块的联合作用下，北部边缘为华南陆架,其展布方向大致平行于呈北东向延伸的海岸线,其内有一系列阶梯状正断层及其所围限的基底地堑和地垒。基底地堑控制着新生代断拗盆地的形成和发展,盆地中充填有巨厚的沉积物,为拉张型或离散型边缘（刘昭蜀，1983）。最近的研究进一步把南海北部陆缘界定为一个离散、非火山型的被动大陆边缘（王霄飞，2014）。南海南部地区自新生代以来经历了复杂的构造演化过

8、程，先后经历了拉张、走滑、压剪等构造运动。新生代早期，南沙地块随着古南海俯冲的拖曳，逐渐从华南陆缘裂离的改造，沿南海西缘断裂右旋走滑；中始新世，随着太平洋板块俯冲方向的转变，以及印度板块与欧亚板块的碰撞，古南海向南加速俯冲，南海周缘进一步被拉伸。渐新世，古南海继续向南俯冲，新南海洋盆张开，印藏碰撞挤出，造成南海西缘发生左旋走滑剪切，南沙地块南部与加里曼丹发生碰撞，但是南沙块体内部依然以张性应变为主。早中新世，澳大利亚陆块北缘与巽他爪哇沟弧系碰撞，菲律宾海板块运动至南海东部，新南海洋盆开始扩张，至中中新世新南海海底扩张逐渐停止经历了一系列的地块碰撞活动后，早期的断裂也由张性转为压或压扭性质，并且

9、导致北西向大断裂发生右旋剪切，晚中新世以后区域构造活动相对较弱（刘昭蜀，1983；徐行，2003；熊莉娟，2012；赵长煜，2014）。海盆西部边缘为狭窄的越东陆架,呈南北向展布,与海岸线大致平行。陆架上有一系列平直的阶梯状正断层,具剪切一拉张特征,先剪后张,由西向东断落（刘昭蜀，1983）。南海西部海域主要发育有北东北东东向、北西向和近南北向3组深大断裂,断裂发育与活动基本与南海演化同步同期,并控制南海西部海域盆地的演化历程；依据南海经历的4次成盆地质事件和3期扩张活动,将海域盆地发育概括为古新世中始新世陆缘断陷、渐新世早中新世盆地扩展与中中新世以来的热沉降3个演化阶段（谢锦龙，2008）。

10、南海中央海盆位于南海偏东位置,为一总体呈北东向展布、四周被岩石圈断裂围限的偏菱形小洋盆。中央海盆是由海底多期、多轴扩张形成的复合海盆。以中沙南至礼乐滩连线为界,可分为东北、西南两部分。东北部分为中央海盆主体,西北侧为扩散边缘,东侧为聚敛边缘,两侧向东北收敛,构造明显不对称。盆内东西向构造发育,如东西向断裂、东西向分布的海底火山群等。西南部分呈东北宽、向西南收敛的楔形,两侧陆坡基本对称,洋盆形如陆壳拉开的楔状“决口”。尽管国内外学者从不同角度提出了众多的南海演化模式，但至今未能形成一种被大家普遍接受的观点。因而，南海构造演化模式的研究仍是南海研究的热点和难点之一。3。2盆地演化特征古新世-中始新

11、世时期，在南海北部以下陷沉降发展为主,在大陆架、大陆坡的几个坳陷区内广泛堆积了3000-8000m厚的海相或海陆交互相第三系。在晚白垩世与古新世之间(距今约6765Ma),在南海北部陆架发生了神狐运动，造成了NEE的珠一、珠二和珠三坳陷。该阶段形成的盆地中,北部湾与珠江口盆地以断陷活动为主,古新世至早始新世发育长流组和神狐组河流相砂岩；中-晚始新世充填流沙港组与文昌组湖相厚层暗色泥岩。莺歌海盆地因受红河走滑断裂活动控制,其崖城组下段以砂砾岩和泥岩沉积为主,中-上段发育含煤陆源湖沼相碎屑岩沉积岩系,常见河流冲积扇及湖泊沼泽相沉积体系,总体上构成河流-扇三角洲-湖泊沉积体系。中建南盆地及万安盆地在

12、古新世中始新世期间同样以发育冲积扇和河流冲积平原相沉积体系为特点,南微西盆地及北康盆地多为隆起剥蚀区,局部发育以动荡或间歇性水流为主的陆相沉积；南微西盆地以滨-浅湖至半深湖相沉积体系为主,北康盆地则可能以滨-浅海相沉积为主(王嘹亮等,2002)。曾母盆地在古新世中始新世期间可能完全处于古南海海湾环境,除局部发育有陆相三角洲沉积体系外,大部分地区发育滨岸沉积体系。万安盆地晚始新世渐新世充填为一套巨厚的近岸三角洲与湖沼相碎屑沉积体系。早渐新世期末,南海中央海盆开始扩张形成,晚渐新世原中-北部及西部陆缘裂谷地堑出现滨-浅海至半深海环境。珠江口盆地晚渐新世沉积的珠海组早期为陆相湖沼环境,晚期海侵为滨海

13、环境。早中新世末期发生的南沙运动相对较弱,总体属滨-浅海相沉积。北部湾盆地经始新世流沙港组的湖相广盆发育后,于渐新世沉积的涠洲组主要是一套浅湖相砂岩；中新世以后接受滨岸相砂岩沉积。莺歌海琼东南盆地,渐新世发育的崖城组与陵水组分布广泛,晚期总体呈现半封闭的滨-浅海(局部可能为浅-深海)相及三角洲相沉积的特点。中新世以后,随着海水进一步加深,总体表现出滨岸-浅海-深海的沉积序列。中建南盆地和万安盆地在进入渐新世以后,由早渐新世时的河-湖相砂质岩沉积系列演化为晚渐新世时期的滨-浅海及三角洲相互层的砂岩与泥岩沉积；中新世成为浅海,沉积滨海潮汐相泥岩和砂岩,浅海相泥岩和细砂岩；上新世形成半深海,沉积浅海

14、-深海相砂岩、泥岩和灰岩。南薇西盆地,晚始新世以后,逐渐进入断陷扩张阶段,形成海陆交互相沉积环境。早渐新世,随海侵范围进步扩展,盆地主体已进入海陆交互相和开阔海台地相沉积环境。至晚渐新世中中新世，盆地东部、中部和北部发育浅海相砂岩及泥岩,局部为浅海-半深海相；早中新世末盆地从此由相对高海平面进入低海平面。北康盆地进入晚渐新世以后成为海相环境。中中新世盆地构造活动渐趋平静，此外,因前中中新统大多褶皱隆升与遭受侵蚀,故保存下来的地层厚度不稳定,多有缺失。中中新世末,区域应力场反转,发生南沙运动,南海构造格局基本形成。晚中新世除深海盆地洋脊区保持断陷格局外,陆架陆坡区盆地已分别由早-中期的断陷或断-

15、坳陷充填格局转换为晚期的坳陷充填格局,各盆地出现联合迹象,地层表现为超覆与海退特点,总体上以披覆式沉积为特点,发育浅海滨海相沉积。晚中新世上新世时期，伴随着大规模海侵,各盆地逐渐进入裂后坳陷沉降的发育阶段。更新世全新世时该盆地整体处于浅海至半深海陆坡环境,呈现出加积披盖式沉积的特点，主体处于浅海-半深海环境。上新世全新世该盆地发育一套披覆式浅海陆架及半深海相沉积。图2为南海北部海域新生代以来的地层分布。图2南海北部海域地层分布4. 南海各海域盆地新生代的层序地层研究南海各海域盆地的构造演化特征存在着众多的差异，由此导致了不同学者分区块对南海各海域盆地的层序地层进行研究。因此，本文通过查阅相关的

16、文献，通过对南海北部、南部不同海域的典型盆地（自北向南依次选择了琼东南盆地、万安盆地）进行层序地层的分析总结，以此来了解南海海域新生代以来层序构型的组成及其沉积相的演化过程。这段放在这里有问题，陈述也少4。1层序划分依据层序地层学作为一门独立的地学分支自问世以来,在地学界受到高度重视,其全新的观念和独特的视角给广大地质工作者提供了广阔的思维空间,被誉为地质学领域的一场革命。海相层序地层研究方面,按层序边界选取的差异分为3个学派。Vail为代表的以地层不整合或可与之可对比的整合面为层序的边界；主要利用地震资料来解释地震地层,通过地震反射终端来确定界面的形态和分布,然后再根据在层序内与层序不整合界

17、面的关系来解释沉积体系与沉积体系域。Galloway为代表的以最大洪泛面及其对应的沉积间断面作为层序的边界,主要利用井资料来进行沉积体系分析。以Johnson为代表的采用地层不整合或海进冲刷不整合为界面的海进-海退旋回,即从一个(海水)加深事件到另一个具同等规模的加深事件开始之前的一段时间内沉积下来的岩层。本文主要是借助Vail为代表的经典地层学理论对不同海域的盆地的层序地层进行划分。4.2琼东南盆地4.2.1层序界面识别地震剖面在层序界面处表现为不协调的反射终止类型。这些不整合接触关系正是在地震剖面上识别层序地层界面最为可靠和客观的基础。层序界面之上,常见的反射结构为上超、下超反射特征,层序

18、界面之下常见削蚀、顶超反射。其中,削截和顶超是层序界面识别的首要标志，上超也是可靠的层序界面识别标志。另外在层序界面上下地震相可能存在明显的差异,表现在连续性、振幅的不同,这些都可以用作为识别层序界面的依据。借助这一标准，本文通过地震剖面划分了T100、T80、T70、T60、T50、T40、T30等几个重要的地层界面(图3、4)。图3 琼东南盆地古近纪主要界面地震剖面反射特征图4 琼东南盆地主要界面特征描述4.2.2层序地层及沉积相分析针对本区层序地层的分析，主要放在了三亚组及其后的地层。其中的层序界面也在这些组的内部重新进行了划分（图5）。II1-sy1a层序(5154-52819m,未见

19、底):仅揭示了海侵和高位体系域。岩性上,该层序顶部为一薄层灰质砂岩；上部为粉砂岩与泥岩的不等厚互层；下部为细砂岩和泥岩互层。有孔虫和超微化石含量均较低,其中有孔虫以浮游类为主,准层序叠加方式为退积一加积/前积,总体属滨海环境,砂坝微相和风暴砂沉积发育。II1-ms2层序(4974-5154m):低位、海侵和高位等3个体系域发育齐全。岩性上,低位体系域以泥质灰岩夹粉砂岩和泥岩为主,海侵体系域为细砂岩与灰质泥岩互层,高位体系域主要为厚层细砂岩夹灰质泥岩、粉砂质泥岩；测井响应上,准层序叠加方式表现为进积一退积一加积的完整旋回；有孔虫和超微化石含量均较低,其中有孔虫以浮游类为主,少量底栖,属滨海环境,

20、砂坝微相发育,低位体系域以碳酸盐岩浅滩为特征。II1-ms1层序(4842-974m):低位、海侵和高位等3个体系域发育齐全。岩性上,总体为细砂岩夹泥岩,上部细砂岩单层厚度明显增大；准层序叠加方式由退积一加积的变化；该层序化石稀少,属滨海环境,以砂坝沉积为主。II2-hl2层序(4414-4842m):包括低位、海侵和高位等3个体系域。岩性上,顶部为粉砂岩与泥岩互层,上部泥岩夹细砂岩,中部和下部细砂岩、粉砂岩夹泥岩,底部为砂砾岩；准层序叠加方式由加积一退积一进积的变化；有孔虫和超微化石含量均较低,以低位浅海斜坡扇和浅海水道砂为主要沉积类型。图5 琼东南盆地新近纪层序单元划分与沉积体系综合分析图

21、II2-hl1层序(4100一4414m):低位、海侵和高位等3个体系域发育齐全。岩性上,上部为粉砂质泥岩夹泥质粉砂岩,中部为泥岩与中、细砂岩和粉砂岩互层,下部以泥岩为主:有孔虫和超微化石自下而上含量增加,浮游类占70%以上,指示为半深海一深海沉积环境。II2-ygh2c层序(3543。8一100m):3个体系域发育齐全。岩性上,上部为厚层泥岩夹薄层泥质粉砂岩和细砂岩,中部为粉砂质泥岩及泥质粉砂岩,下部以厚层细砂岩为主,夹泥岩、粉砂质泥岩；准层序叠加方式由加积一退积一加积/进积的变化；有孔虫丰度自下而上增加,浮游类占80%以上,超微化石丰度也较高,显示为深海环境,低位体系域发育中央峡谷水道充填

22、。II2ygh2b层序(3260一3543。8m):低位、海侵和高位等3个体系域发育齐全。岩性上,上部泥岩夹泥质粉砂岩、粉砂岩,中部以泥岩为主,底部泥质粉砂岩；有孔虫丰度总体较高,以浮游类为主,指示为深海沉积环境。II2-ygh2a层序(2981一3260m):低位、海侵和高位等3个体系域发育齐全。岩性特征与II2ygh2b层序相似,但泥质含量明显增加,说明物源供给减弱,属深海环境。II2-ygh1层序(2670一298lm):低位、海侵和高位等3个体系域发育齐全。岩性上,上部以泥岩为主,中、下部为粉砂质泥岩与泥质粉砂岩、粉砂岩互层；准层序叠加方式由加积一退积一进积的变化；有孔虫丰度有所降低,

23、但仍以浮游类为主,指示为深海环境；低位体系域以发育深海斜坡扇为特征。4.2.3层序特征层序地层格架是指盆地内各层序单元的几何形态及其相互关系,它是盆地基底构造格局、同沉积期构造活动、沉积物源供给体系和海平面变化等因素的综合响应。因此,阐明层序地层格架特征对于总结层序样式,分析层序发育的主控因素具有重要意义。对琼东南盆地的层序分析主要放在三亚组、梅山组、黄流组合莺歌海组四个地层组,11个三级层序单元（图6）。1）三亚组各三级层序特征研究区三亚组沉积期发育了II1-sy2、II1-sy1b和II1-syla等3个三级层序。II1-sy2层序对应于三亚组二段,其底部、顶部边界分别为S60和S52界面

24、。S60界面是盆地断拗转换的破裂不整合面,对下伏地层削截明显,S52界面在盆地边缘隆起部位超覆于S60界面之上。由于该层序发育于裂后热沉降阶段早期,盆地范围较小,水深相对较浅,总体以滨浅海背景为主。较大面积的剥蚀区,为盆地充填提供了充足的沉积物源,因而低位体系域盆底扇、斜坡扇和高位体系域三角洲均比较发育。从断层两盘地层厚度情况可以得出,该时期构造活动总体相对较弱,部分基底断层继承性活动,盆地古地理格局和物源供给条件也是控制层序几何形态的重要因素。II1-sylb层序对应于三亚组一段下亚段,其底部、顶部边界分别为S52和S51界面。该层序分布范围较II1-sy2层序小,S51界面超覆在S52界面

25、之上。该时期盆地水体也较浅,总体仍以滨浅海背景为主。该层序厚度明显较II1-sy2层序薄。该时期暴露剥蚀区范围也较大,沉积体系类型主要为低位体系域的盆底扇和斜坡扇,崖城区主要发育规模较小的低位三角洲沉积,高位时期仅在宝岛、长昌区发育了三角洲沉积。该时期断层活动也比较弱,且多为隐伏活动,因而盆地古地理格局和物源供给条件是控制层序几何形态的关键因素。II1-syla层序对应与三亚组一段上亚段,其底部、顶部边界分别为S51和S50界面。该时期沉积范围明显扩大,在盆地边缘直接超覆于II1-sy2层序之上。该时期盆地沉积范围进一步增大,水体开始加深,但总体仍以滨浅海背景为主,地层厚度侧向变化较小。碎屑沉

26、积体规模较小,沉积物粒度明显偏细,局部区域发育了碳酸盐沉积,表现为坡度较缓背景下的平稳沉积。图6 琼东南盆地地震剖面层序地层特征2）梅山组各三级层序特征研究区梅山组沉积期发育了II1-ms2和II1-ms1等2个三级层序。II1-ms2层序对应于梅山组二段,其底部、顶部边界分别为S50和S41界面。该沉积期沉积范围进一步扩大,水体进一步加深,高位体系域沉积期南部隆起总体沉没于水面之下,只是在部分区域零星出露水面。该时期碎屑砂体规模总体较小,仅在陵水区发育了高位三角洲沉积,碳酸盐岩沉积较为发育,在崖城区和盆地南部发育了规模可观的碳酸盐岩台地沉积。该层序沉积后期,由于10。5Ma左右的大规模强制性

27、海退,造成盆地边缘和早期沉积区大面积暴露,遭受了一定程度的剥蚀,部分区域高位体系域沉积的砂体为后期的低位沉积提供了沉积物源,但沉积物粒度总体偏细。II1-ms1层序对应于梅山组一段,其底部、顶部边界分别为S41和S40界面。S40界面是研究区重要的区域性海退面,该界面对下伏地层削截明显,部分区域甚至剥蚀了整个梅山组一段地层,造成黄流组一段(S31一S30)直接覆盖与梅山组二段(S50一S41)之上。该层序沉积期,总体上砂体不发育,仅在局部陵水和宝岛区发育了零星的三角洲沉积图7 琼东南盆地剖面层序地层特征3）黄流组各三级层序特征黄流组沉积期发育了II2一hl2和II2一hll两个三级层序。II2

28、一hl2层序对应于黄流组二段沉积,其底部、顶部边界分别为S40、S31界面。S31界面分布范围较小,向盆地边缘逐渐上超在S40界面之上。该层序是在全球性海退背景下形成的强制性海退层序,从盆地中央向盆地边缘,该套地层逐渐减薄,最终尖灭在S40界面之上。该时期,全球海平面开始缓慢上升,水体加深,陆架陆坡体系开始发育,形成了陆架陆坡型层序。除低位体系域在坡折带附近发育的斜坡扇和盆底扇等低位扇体外,盆地东部的中央峡谷是该层序有别于早期层序的重要特征。II2一hll层序对应于黄流组一段沉积,其底、顶分别以S31和S30为界。S30界面明显扩大,在工区范围内未找到其超覆边界。该层序沉积期,陆架陆破体系进一

29、步发育完善,陆坡之下发育了规模相对较小的重力流沉积,陆坡之上主要为陆架浅海沉积,朵叶状砂体不发育。4）莺歌海组各三级层序特征莺歌海组沉积期发育了II2一ygh2c、II2一ygh2b、II2一ygh2a和II2一ygh1等4个三级层序。II2一ygh2c、II2一ygh2b、II2一ygh2a层序分别对应于莺歌海组二段的下、中、上亚段；II2一ygh1对应于莺歌海组一段。S30、S29、S28、S27和S20等五个界面共同限定了上述四个三级层序,其中S30界面为莺歌海组底界,S20界面为新近系与第四系的分界面,研究区内均未发现上述界面的超覆边界。莺歌海组各三级层序沉积期,研究区完全处于深水环境

30、,陆架陆坡体系发育成熟,并且由于不同区域构造活动和沉积物供给的差异,形成了进积型、滑塌型、水道化型和宽缓渐变型等4种类型的陆坡,进而也就形成了陆架陆坡型层序样式的4种亚类。整个莺歌海组沉积期,各三级层序以发育规模不等的低位扇体为特征,盆地中央发育了规模较大的轴向海底峡谷沉积,高位碎屑沉积体规模明显较小,主要发育在盆地北部陆架区。4.3万安盆地万安盆地位于南海西南部,主体水深在500m以内,面积约8。5x104m2。盆地总体呈NNE向延伸,西北以昆仑隆起与湄公盆地为邻,西与呵叻隆起、昆仑盆地相接,南为纳土纳隆起,东南以一低隆起与曾母盆地相望，对于此区域的层序地层研究颇多，本文结合此区大量地震调查

31、资料及几位研究者在此区域关于层序地层方面的工作，对万安盆地的新生代地层特征进行了分析和总结。4.3.1层序界面识别杨木壮（）经过大量地震资料解释，在万安盆地识别出T1、T2、T3、T4、T5(Tg)五个主要区域不整合面，它们在地震剖面上均有明显的反映（图8）。图8 万安盆地地震层序划分图T1盆地内均有分布。呈稳定双相位,常为一套大型前积层的顶超面,可连续追踪,能量时强时弱,可见水道下切充填现象。T2分布广泛,是盆地内重要的区域不整合面之一。其上为上超、下超和整一接触,其下多为顶超和整一接触,也可见到削截现象；在西部陆架区呈连续双轨强反射,中部和东部陆架及其边缘为弱振幅、低视频、低连续反射,在台

32、地区段一般为2一3个强相位连续反射。在盆地南部,该不整合覆于遭断裂和褶皱、倾斜的老地层上,而不整合面以上地层基本未受断褶作用影响,国外称为浅层不整合。T3容易识别,是盆地内另一重要的区域不整合面。在盆地中、北部,它将反射层系分为反射特征截然不同的两大套,界面下地层大多已发生变形、断裂和褶皱,界面以上地层则较平整,强烈的剥蚀作用形成的削截现象是该界面最显著的特征,反射波表现为能量较强的l一3相位、连续性较好、中一强振幅、视频中等。T4分布于中部和东部,其中低隆起上有时缺失(图4)。坳陷内一般为2一-3个相位的中一低频强反射,低隆起上相应减至1一2个相位的弱振幅、低连续反射。西部同相轴较粗糙,连续

33、性变差,不整合特征明显；东部连续性变好,上下地层多呈整一接触。但在盆地南部却仅见于盆地东部边缘,盆地深部缺失本层。T5相当于声波反射基底Tg。由于深层反射波品质差,断层及各类地质异常体又经常破坏了界面的连续性,使得该界面在盆地内难以连续追踪。在低隆起区,界面不整合特征较明显,一般由2一3个相位组成,强振幅、低视频、绕射波发育,上超现象明显,反映强烈剥蚀特征；深坳陷区无明显特征,一般靠推断解释。除了以上5个区域不整合面外,地震剖面上还可识别出砚、吸两个次级不整合面。其中,T31处于T3一T4反射层内,主要存在于北部隆起上,并且有可能也是一个分布较广的区域不整合面；T41发现于中部坳陷中,处于T4

34、一T5反射层内。4.3.2层序地层根据上述区域不整合面及其不整合面之间的反射特征,可把盆地内反射层系划分为两个地震超层序及5个地震层序(表)。其中,T0-T3为超层序I,包含A、B、C三个层序,相当第四系一上中新统地层；T3-T5为超层序II,包含D、E两个层序,相当于中中新统一渐新统一上始新统(?)地层。其中D层序又可细分为D1和D2两个亚层序。各层序的主要反射特征如表1：表1 万安盆地地震层序划分表层序A(T0一T1)：顶界为海底,底界为稳定双相位反射界面T1,层内为平行一亚平行反射层组,厚250-1200m。层序B(T1一T2)：顶界顶超,底界上超、下超明显,层内反射现象丰富清晰,常见有

35、大型前积结构,连续性好,层速度1800-3400m/s,厚度一般为200-2400m,由西向东逐渐增大,最厚可达4200m。层序C(T2-T3)：顶界顶超、整一接触,底界上超、下超和整一接触,层内反射特征明显,层速度2250-3750m/s；凹陷区表现为连续平行反射层组,隆起部位连续性变差；厚度较小,200-2400m,一般小于600m。层序D(T3-T4)：可以T31为界划分为D1、D2两个亚层序。亚层序Dl(T3-T31)：顶界多见角度不整合,削截现象明显,底界不整合一假整合接触,局部见上超。为中一弱振幅、连续一断续、微发散一平行的反射层组。层速度为2500-4500m/s；层内断层发育,

36、断距较大,局部已变形。厚度变化较大,为500-3500m,坳陷区较厚,隆起上较薄。亚层序D2(T31-T4)：顶界不整合一整合接触,底界不整合接触。西部为一套强振幅、中连续反射层组；中部为一套具平行结构、中振幅的连续反射层组,往东连续性变差、振幅变弱；在隆起部位及断裂带附近,连续性较差。常呈楔状或发散充填外形。层速度为2750一5000m/s,层内断层错断强烈,局部已变形。厚度变化大,为200-4000m,局部缺失。层序E(T4一T5)：顶界在西部削截、顶超现象较明显,底界在隆起区上超明显；为一套中连续一断续一杂乱反射层组,层速度3500-5000m/s；层内断层错断强烈,局部发生剧烈变形,厚

37、度变化大,200-5000m。4.3.3层序特征表2为各个地震层序特征。表2 万安盆地各地震层序特征其中，层序D和C沉积层序均为I型层序，由低水位体系域、海侵体系域和高水位体系域组成,其中高水位体系域沉积为最厚（邱燕）。由于海平面升降速度和沉积物可容空间的变化,高水位体系域又分为平衡型沉积和滞后型沉积。D层序的低水位体系域主要是原地低水位楔,高水位体系域主要是滞后型沉积,平衡型沉积较薄。而C层序的低水位体系域既有原地又有异地,高水位体系域的滞后型沉积很薄,以平衡型沉积为主。其具体的层序体系域如表（3）所示。表3 C、D层序体系域分析简表5. 南海各海域盆地新生代的地层展布特征5.1琼东南盆地地

38、层分布图9 琼东南盆地地层划分琼东南盆地沉积层序可划分为裂陷期的岭头组、崖城组和陵水组；坳陷期的三亚组和梅山组；新构造活动期的黄流组、莺歌海组和乐东组（图9）。自晚渐新世开始，沉积环境出现了巨大的改变，由早期裂陷期的河湖沼泽相沉积，逐渐过渡为海相沉积。晚期基本以浅海相沉积为主（张丙坤，2014）。岭头组:除顶、底部为灰白色砂岩、砂砾岩外,其余均为深灰色、褐灰色页岩。该组总体上为近海陆相断陷湖盆沉积,是盆地主要的烃源岩层。崖城组(T80-T70):该组可划为三段：崖三段底部为棕红色砂砾岩夹深灰色薄层泥岩；中上部为灰白色砂岩与深灰色泥岩的不等厚互层,且夹煤层和煤线；崖二段以深灰色厚层泥岩为主,下部

39、夹灰白色薄层砂岩；崖一段为灰白色砂岩、深灰色泥岩、砂质泥岩夹煤层和炭质泥岩。崖三段上部为灰白色砂岩与深灰色泥岩的不等互层沉积,。夹煤层和煤线。该组总体上以海陆过渡相为主,为碎屑滨岸(含沼泽)沉积体系的产物。该组沉积类型多样,以出现较多的海岸平原含煤沉积为特点,其余包括半封闭浅海、滨海、近源三角洲以及早期局部地区发育的河流相。在岩性上呈现粗一细一粗的变化旋回,即崖三段较粗,；崖二段较细；崖一段又相对较粗。陵水组(T70一T60):陵水组亦三分,其底界面为脚O,顶界面为区域不整合面T60界面,地层仍呈北厚南薄之势,属于断陷晚期的产物。陵三段土要由灰白一浅灰色砾岩、砂岩组成,夹深灰色泥岩,局部见生物

40、灰岩,是盆地的重要产气层；陵二段则以灰一深灰色泥岩为主,夹浅色薄层砂岩；而陵一段为浅灰色砂砾、中粗砂岩与灰一深灰色泥岩呈不等厚互层状产出(其顶部的不整合面特征明显)。该组下部为海陆过渡相沉积,中上部以海相沉积为主(局部出现了半深海相),可以说,该组以滨岸碎屑沉积体系和半封闭浅海沉积体系为主体。三亚组(T60-T50):三亚组是断坳或坳陷早期(盆地裂后充填初期)的产物,上、下二分,其底界T60界面。下部以灰一深灰色泥岩、砂质泥岩与灰自色砂岩、砂砾岩互层沉积组成,顶部为块状泥岩。上部沉积物进一步变细,颜色变深。该组是浅海一深海沉积体系的产物(早期发育有滨岸碎屑沉积体系)。物源具有海相单方向的特征,

41、多凸、多凹的古地理背景已经消失,但是陆架坡折不甚明显,盆地性质可能与末端陡倾的缓坡类似,该期物源方向主要为北西向。三亚组一段物源方向明显变为北西,水体较三亚组早期深,深海、半深海面积扩大,其余特征与三亚组二段相似。梅山组（T50-T40）:可分为2个三级层序,底界面为T50,顶界面为T40。梅二段为灰·深灰色泥岩、灰色砂质泥岩与褐色、灰白色砂岩、钙质砂岩及钙质及白至质砂岩呈不等厚互层状产出。梅一段为浅灰一灰色泥岩夹薄层泥质砂岩、砂岩。该组沉积环境也为滨浅海,有海相烃源岩发育。同时,梅山组沉积物中普遍含灰质,是良好的区域盖层。黄流组(T40一T30):可识别出2个三级层序。由于黄流组沉

42、积时期发生大规模海退,盆地范围明显缩小。盆地的陆架几乎全部露出水面,沿北部边界分布的滨岸平原、滨海及浅海不发育,呈窄条状,其中滨海相自东而西变宽,三角洲不发育。该组沉积环境以滨浅海一半深海沉积环境为主,沉积物粒度偏细,以泥岩为主,且普遍超压,是盆地内主要的超压区域盖层。莺歌海组(T3O一T20):可识别出4个三级层序。在盆地北部,宽缓的陆架上发育滨岸平原、滨海、浅海沉积体系。在盆地中部陆坡带,多个进积体叠加的楔状复合体向盆地东南方向进积,在地震剖面上形成典型的前积斜交反射结构。该组沉积环境也为主要为滨浅海一半深海环境。岩性以泥岩为主,发育超压,亦为盆地内主要的超压区域盖层。乐东组：主要由浅灰色

43、、绿灰色粘土岩为主,夹薄层粉砂、细砂,富含生物碎屑,未成岩。5.2万安盆地在划分地震层序基础上,依据有关地层所含化石带、地震反射特征、岩性、沉积环境等特征,可把盆地内第三系地层划分为5个组,自下而上分别为西卫组、万安组、李准组、昆仑组、广雅组；第四系暂不划分和命名。西卫组主要为渐新统,可能还包括上始新统,地震剖面上相当于层序ET4-T5)；为平原河流、近岸湖泊、滨一浅海沉积,西部发育有三角洲；以砂泥岩为主,下部夹有煤层,底部有砾岩,厚度变化大,0-3000m,隆起区较薄,北部隆起上的大熊3井处仅为250m。万安组下中新统,根据化石带对比,可能尚包含中中新统的底部。地震剖面上相当于亚层序D2(T

44、31-T4)；为滨一浅海沉积,西部发育有大型三角洲；由灰色砂岩夹暗灰色泥岩组成,底部为砾岩；含N4一N8有孔虫带和NN?一NN5带超微化石。厚度变化较大,为200一4000m,局部缺失。李准组中中新统,地震剖面上相当于层序D,(T3-T31)；为滨一浅海沉积,西部发育有大型三角洲；主要由砂岩夹泥页岩组成,上部碳酸盐岩发育；含N9一N14有孔虫带和NN5一NN10B带超微化石。厚度变化较大,为500-3500m,坳陷区较厚,隆起上较薄。昆仑组上中新统,根据化石带对比,尚包含上新统底部。地震剖面相当于层序C(T2-T3)；为滨一浅海和陆架台地沉积,以砂岩、泥岩及碳酸盐岩组成,台地灰岩和礁灰岩很发育

45、；含N15一N18有孔虫带和NN10A/B、NN12A带超微化石；厚度较小,200-2400m,一般小于600m。广雅组上新统,地震剖面上相当于层序B(T1-T2)；为滨海平原一三角洲一浅海一半深海沉积环境,岩性为巨厚泥岩夹砂岩,厚度一般为200-2400m，由西向东逐渐增大,最厚可达4200m。第四系地震剖面上相当于层序A(T0一Tl)；为滨海一半深海沉积环境,岩性主要为砂泥岩互层,厚度250-1300m,。地层基本未变形,泥岩较发育。6.南海各海域盆地新生代的沉积演化过程6.1琼东南盆地三亚组沉积期总体为滨浅海环境,基本继承了裂陷期的隆凹相间格局,但总体地形相对较平坦,沟谷发育特征不甚明显

46、。三亚组二段沉积期发育的低位扇体基本沿中央坳陷带分布,主要以斜坡扇为主,发育的斜坡扇规模也较大,。在地形相对平缓的地区则发育了大量低位三角洲,由于该时期水体总体较浅,当相对海平面下降时这些三角洲进积较远,沉积于盆地中央附近。三亚组一段地貌特征基本继承了上一三级层序的地形特征,盆地中心部位地形进一步趋于平缓。梅山组沉积时期，盆地水深逐渐增大，沉积环境也逐渐由滨海环境演化成半深海环境。梅山组二段沉积期，低位砂体主要以斜坡扇和盆底扇为主，此外，直至该沉积时期，南部古隆起仍然局部暴露，有沉积物源供给，形成一个低位三角洲沉积。梅山组一段沉积期形成的低位砂体很少，岩性也偏细。黄流组沉积时期，盆地构造演化进

47、入了加速热沉降期，在菲律宾海板块向欧亚板块俯冲作用控制下，盆地内陆架陆坡体系已经发育成熟，低位砂体的发育总体受控与陆架坡折，在地形相对较低洼的部位沉积。黄流组二段沉积时期，由于较陡的地形造成了滑塌等重力流沉积的发育，梅山组一段的高位沉积被剥蚀，为这一时期的低位砂体提供物源，粒度较粗，含砾。黄流组一段水深进一步增大，中央坳陷带整体处于半深海环境，发育的低位砂体较少。莺歌海组沉积时期继承了黄流组沉寂期的陆架坡折地形地貌特征，低位扇体总体沿陆架坡折分布，最终汇聚到中央峡谷内。莺歌海组二段c亚段时期中央峡谷岁陆架陆坡的演化向西溯源侵蚀。莺歌海组二段b亚段的主要特点是中央峡谷分为三段式，这位峡谷的向东部

48、猥琐奠定了基础。莺歌海组二段a亚段沿陆架坡折的下坡折点主要发育了大规模的盆底扇，岩性较细，以泥质粉砂岩为主。莺歌海组一段在全盆地范围内发育连片的斜坡扇和盆底扇，山体规模总体较大。盆地的西部的低位扇体主要是由浊流和碎屑流构成，盆地中部滑塌体较发育，而在盆底东部则主要是由沉积波构成，中央峡谷也开始向东部萎缩。6.2万安盆地万安盆地的沉积过程受构造作用强烈，根据地震资料,万安盆地存在3个重要的区域性不整合面,即地震剖面上为T5和T3面,对应万安盆地新生代2次重要的构造运动。西卫运动发生于始新世中晚期,这次构造运动使万安盆地大范围发生强烈沉陷(或断陷),为后续的沉积提供了广阔的空间,此后接受大规模海侵

49、沉积,发育了巨厚的渐新世-中新世(E3-N1)海相地层,最大沉积厚度超过万米。构成盆地的主体构造层。该套地层以浅海相沉积为主,上部碳酸岩发育(且南部较北部发育),为盆地的断坳沉积阶段。并伴生有大量断裂活动,北部隆起基本成型并继续上隆。西卫运动在盆地的北部和南部表现不同,在盆地中北部,此期运动以引张为主,使早期的断陷进一步拉张扩大,盆地转入断坳沉积；而在盆地南部,此期运动则以隆升作用为主,使早期沉积较薄的地层(或礼乐运动造成南部抬升,根本就没有沉积这套地层)遭受强烈剥蚀,导致渐新统直接覆盖在前新生界之上。万安运动发生于早中新世末,结束于晚中新世初,是盆地演化的重要转折时期,表现在盆地主体部位的前

50、晚中新世地层受到强烈的削蚀、错断和不同程度的变形。以其为界的上、下两套地层呈明显角度不整合接触,其上为一套近水平、变形微弱、无断层错动(或错动小)的反射层组,在陆架区为席状,在陆坡区为一套具大型前积结构的反射波组；其下为一套受到不同程度变形、断层错断明显、倾角较大的反射层组,反映其为地震反射层内部最强烈的区域不整合面。万安运动分万安运动幕、万安运动幕,分别发生在早中新世末至中中新世初(T31)、中中新世末至晚中新世初(T3)。万安运动幕是盆地演化的重要转折期。随后,南海海底扩张结束,万安盆地发生大规模的区域沉降(热沉降),致使T3界面之上沉积了一套具明显上超现象及具大型前积结构的沉积层,即表层

51、构造层。综上所述,相比而言,T1、T2、T13、T4等4个界面有一个共同特点,即界面附近上下地层呈平行关系。因此,这些反射界面可能是在构造活动相对较弱的背景下,由于海平面下降而形成的局部不整合面(侵蚀不整合面)-沉积间断面,属于水动型引起的小规模构造活动所致。7.结论1。陆缘断陷阶段盆地具有与中国东部裂谷盆地相似的沉积充填特征,初期主要充填北东北东东与北西向河流冲积扇及滨-浅湖相等沉积体系及火山岩等；随着裂陷活动的加剧,小型断陷逐渐复合、联合为大-中型断陷或断-坳陷,充填湖相、湖沼相沉积体系。盆地扩展阶段,盆地沉积范围不断扩大,原断陷或断-坳陷逐渐复合、联合为大型坳陷。逐渐由早期陆相河流、湖沼

52、沉积环境接受海侵,成为以滨海至浅海相沉积为主的陆架陆坡区。热沉降阶段因受海域周围地区板块俯冲和碰撞造山作用的影响,南海海底扩张受阻,盆地逐渐进入热收缩与稳定沉降阶段。中中新世末,盆地逐渐萎缩,南海现今的构造格局基本形成。2。琼东南盆地裂后期的地层格架可以划分为2个二级层序,其下可细分为11个三级层序:其中二级层序II底部以破裂不整合面S60与下伏地层分隔,顶部以S40界面与上覆地层相隔,包括II-sy2层序、II-sylb层序和II-syla层序,II-ms2层序和II-ms1层序；二级层序III(S40-S20)为可分为6个三级层序,包括III-hl2层序、III-hl1层序、III-ygh2b层序、III-ygh2b层序、III-ygh2a层序和III-yghl层序。3。分析了琼东南盆地裂后期的演化特征。三亚组时期,盆地形态基本保持了裂陷期的隆凹格局,南北分带,东西分块性明显。各个凹陷的范围越来越小,边界也逐渐模糊,盆地逐渐进入全盆沉积的阶段。梅山组时期盆地逐渐由近准平原化的隆凹相间演化出初始的陆架陆坡体系,由于该时期盆地内构造活动不发育,海平面变化可能是造成古地貌形态变化的主要原因。黄流组时期盆地逐渐进入深海半深海环境,陆架陆坡体系逐渐形成,南部隆起逐渐沉入海底。莺歌海组时期陆架。陆坡体系已发育成熟。中央坳陷带东西贯通。盆地西部