南海的形成演化经历了完整的威尔逊旋回，发育多个中、新生代沉积盆地(姚伯初，1994).南海东南部海域位于南海洋盆东南侧，记录了中生代以来南海主被动陆缘转换、陆缘裂解、海底扩张和俯冲-碰撞等地质过程(姚伯初等，2004；周蒂等，2005)，形成了复杂的构造格局和沉积体系.其中，大面积、广泛发育的渐新世-中中新世碳酸盐岩(Nido灰岩)，承载了南海形成过程的重要信息(Taylor and Hayes, 1983；Kudrass et al., 1986；丁巍伟等，2011).碳酸盐岩建造不仅是构造活动、海平面变化和岛礁演变等过程的响应，更重要的是一种优质油气储集层，一直以来是南海研究的热点.然而，受资料条件等因素制约，南海东南部海域Nido灰岩发育模式和构造背景认识不一.

礼乐滩及其周缘拖网获取的灰岩样品的古生物化石定年结果显示碳酸盐岩主要发育时期为晚渐新世-中中新世(Kudrass et al., 1986)，与南沙地块漂移时期对应.钻井和地震资料揭示了西北和西南巴拉望盆地Nido灰岩发育在断块高点和古隆起上(Schlüter et al., 1996；Sales et al., 1997；Williams，1997).吴时国等(2011)通过对礼乐盆地东北部进行构造沉降史分析，认为构造作用控制了碳酸盐岩台地发育.Yao et al.(2012)通过拖网和礼乐滩钻井资料约束礼乐盆地沉积演化过程，发现碳酸盐岩台地受南海开始扩张和停止扩张两期构造过程控制.Steuer et al. (2013)通过Nido灰岩古生物地层年代信息约束南沙地块与巴拉望地块的逆冲推覆时间，发现Nido灰岩在西南巴拉望盆地发育时间为20~18 Ma，逆冲推覆时间不早于18 Ma.Steuer et al.(2014)系统总结了南海东南部碳酸盐岩的分布规律，提出逆冲推覆作用形成的板片挠曲变形，造成了前隆位置迁移是控制碳酸盐岩台地发育的构造因素.Ding et al. (2015)和方鹏高等(2015)根据构造沉降史与碳酸盐岩台地发育规律，提出地幔次生对流引起的构造抬升作用控制了渐新世-早中新世碳酸盐岩台地发育.王利杰等(2019a)对南海东南部海域已有古生物地层信息和地球化学定年进行分析，系统总结碳酸盐岩台地下伏裂陷层序年龄变化，重新划分了不同区域地层界面和不整合面系统，并进行区域对比，为该地区碳酸盐岩台地发育规律和构造分析提供了基础.本文基于大量地质与地球物理资料总结了碳酸盐岩台地发育特征和时空规律，并开展断裂活动、基底构造沉降史和构造演化过程分析，探讨了南海被动陆缘扩张演化及其对碳酸盐岩台地发育的控制和影响.

1.   地质背景

南海东南部陆缘位于南海南部的东侧，其北部为南海海盆，东部以巴拉望岛为界，南部为婆罗洲，西部为太平岛等岛礁区(图 1a).研究区主要由裂离华南地块伸展减薄的陆壳组成(Holloway，1982)，其上发育多个新生代沉积盆地，包括西北巴拉望、礼乐、安渡北和九章4个断陷盆地，以及南沙海槽和西南巴拉望断陷-前陆叠合盆地(刘海龄等，2002).研究区地形地貌复杂，包括岛礁和海山、陆架和陆坡(图 1a).其中陆坡为主体地貌单元，水深250~3 500 m，海底地形崎岖不平，其间岛礁密布，构成南沙群岛.

图  1  南海东南部海域构造单元、地震测线、钻井和拖网分布(a)及地层系统柱状图(b)

图a中海底地形地貌图据杨胜雄等(2015)，钻井位置据Schlüter et al.(1996)，拖网资料据Kudrass et al.(1986)；灰色测线为本文进行地层界面解释和识别碳酸盐岩所使用的地震测网；图b中NWPB为西北巴拉望盆地，SWPB为西南巴拉望盆地，RB为礼乐滩，LYB为礼乐盆地，JZB为九章盆地，ADBB为安渡北盆地

Fig.  1.  Regional tectonic framework, locations of seismic lines, wells, and dragnets (a) and stratigraphic column (b) in the southeast of South China Sea margin.

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根据研究区基底属性和地块划分(金庆焕和李唐根，2000)，本文将研究区构造单元划分为：(1)东北部区：以乌鲁根断裂为界，包括西北巴拉望盆地、洋陆过渡带区域、北巴拉望岛和卡拉绵岛(Calamian)及其陆架和陆坡区；(2)中部区：以东侧的乌鲁根断裂和西侧的中南-礼乐断裂、巴拉巴克断裂为界，由礼乐-西南巴拉望地块构成，包括礼乐滩、礼乐盆地南部凹陷、西南巴拉望盆地和西南巴拉望岛；(3)西南部区：东侧以中南-礼乐断裂和巴拉巴克断裂为界，西侧以南海西缘断裂在万安、南薇西盆地的延伸和西南侧的廷贾断裂为界.

受晚中生代以来南海构造和岩浆活动控制，南海东南部陆缘沉积厚度变化大，整体呈现陆架和陆坡区厚、岛礁区薄的特征.研究区主要发育中-新生代海相地层，自下而上依次为侏罗统、下白垩统、古新统、始新统、渐新统、中新统、上新统及第四系(Schlüter et al., 1996).其中，侏罗统和下白垩统为中生代海相-火山弧前混杂岩相(Holloway，1982)，古新统-下渐统为陆缘裂谷时期河流、湖泊、三角洲和浅海相沉积(左倩媚等，2019)，上渐新统-中中新统大部分区域为碳酸盐岩台地和生物礁相(Kudrass et al., 1986)，部分为海相沉积，上中新统-第四系包含陆架、陆坡和深水沉积体系，而岛礁区多为相对连续的碳酸盐岩建造.王利杰等(2019a)通过对研究区内钻井的岩性、测井、古生物资料综合分析以及地震剖面的解释与追踪，详细划分了研究区与Nido灰岩发育相关的地层界面年龄和层序界面的地震响应，主要包括T₇、T₆和T₅三个关键不整合面特征，并解释了T_g(新生界基底)、T₈(上始新统底界)、T₃(上中新统底界)和T₂(上新统底界)4个主要的区域不整合面(图 1b).这些界面的划分为研究区碳酸盐岩台地发育背景、沉积相特征、分布规律和相关的构造活动分析提供了基础.

2.   Nido灰岩构造背景及其沉积相特征

南海东南部陆缘自晚始新世开始发育碳酸盐岩，其中渐新世-早中新世碳酸盐岩(Nido灰岩)具有范围广、大面积连片分布的特征，是重要的地层识别标志和主要油气勘探储层(Williams，1997).Nido灰岩由研究区东北部卡拉绵岛以西的陆架区(Sales et al., 1997)，延伸到西南部的南沙海槽西南端(Hinz and Schlüter，1985).笔者根据研究区钻井和地震资料约束，识别了发育在3种不同构造背景的碳酸盐岩沉积相组合：

(1) 生长掀斜断块上的碳酸盐岩台地和台内礁.图 2a为过西北巴拉望盆地Malapaya-1和Cadlao-1井地震剖面.两井均钻遇了渐新世-早中新世碳酸盐岩(图 2a).在地震剖面上，碳酸盐岩层段具有丘状外形，顶面为强振幅反射，波形轮廓清晰，连续性好(图 2b)，为生物礁相.其内部反射杂乱，具有层状和杂乱反射交互的现象，表明在生物礁生长发育过程中，伴随海水的进退而出现礁、滩互层反射结构，体现出礁滩沉积多期旋回特征.礁体两侧地层呈上超反射特征，上覆地层呈现披覆现象.根据井震对比，在生物礁的两侧可见强振幅、连续、平行反射的碳酸盐岩台地，自东南部凸起到西北部凹陷区广泛分布.碳酸盐岩台地主要发育在向海倾斜正断层控制的掀斜断块上，而生物礁主要发育在古隆起或断块的构造高点，周围为碳酸盐岩台地，属于台内礁.

图  2  Nido灰岩发育构造背景及其地震相特征

Cadlao-1和Malapaya-1钻井地层及岩性信息引自Steuer et al. (2014)和Fournier et al. (2004)，Reed Bank B-1来源于东盟地质协会收集；图a、b、e和f地震剖面分别根据Fournier et al. (2004)、Aurelio et al. (2014a)、王利杰等(2019b)和丁巍伟等(2011)修改；剖面位置见图 1

Fig.  2.  Seismic characters of the Nido carbonate platforms and their growth tectonic settings

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另外，在礼乐盆地西北部的礼乐滩上，钻井揭示了晚渐新世以来多期泻湖、浅滩相白云岩、蒸发岩和生物礁互层(Steuer et al., 2014；徐东海等，2018).其地震相特征为：席状、平行、强振幅、连续性好，中-低频地震反射(图 2c).地震剖面显示，礼乐滩碳酸盐岩主要发育在正断层控制的地垒上，碳酸盐岩与下伏裂陷地层呈平行不整合接触，与西北巴拉望盆地碳酸盐岩发育特征类似，同属于掀斜断块作用控制的碳酸盐岩台地.

(2) 发育在构造前隆上的碳酸盐岩台地和台地边缘礁.钻井和地震资料揭示，西北、西南巴拉望盆地发育的Nido灰岩具有浅海-开阔台地相(Williams，1997；Aurelio et al., 2014a).Nido灰岩可被连续追踪到礼乐盆地南部凹陷(徐东海等，2018；王利杰等，2019a)，其顶面为强波峰、连续反射，与上覆地层呈现不整合接触，延续2~5个相位，底界面反射模糊(图 2a).由图 2d可见，位于礼乐盆地南部凹陷挠曲前隆构造高点上发育相似反射特征的碳酸盐岩台地，在台地的东南侧可见钟状或丘状生物礁，构成了开阔台地相-台地边缘生物礁体系.

(3) 位于古隆起之上的孤立台地相-台内礁(或)台缘礁-生物礁碎屑、浊流沉积体系.拖网和地震资料显示，礼乐滩西南部与Nido灰岩同时期的灰岩主要发育在海山或古隆起之上的孤立台地(Steuer et al., 2014；图 2e).其中，7个拖网站位获得了晚渐新世-早中新世的粒状、碎屑泥粒灰岩、生物碎屑粒灰岩，且富含红藻和有孔虫，其沉积环境为浅海-开阔海相(Kudrass et al., 1986).根据拖网和地震不整合面的约束，过美济礁的SO27-25站位在1 750 m处收获上渐新统-中中新统生物灰岩.在地震上，该套灰岩主要表现为平行、连续、中-弱振幅反射，且该层之上沿T₃界面(12 Ma)可见多处下切水道，T₃界面之上为丘状外形的生物礁相反射.在西北侧半地堑区发育大量下切水道，且在T₃界面之上可见一套下超现象和前积结构的强反射、内部杂乱反射，笔者推测为剥蚀东南部美济礁的生物礁碎屑形成的浊流沉积.在礼乐滩的东北部(973-2测线上，图 2f；据丁巍伟等，2011)同样可以看到大量下切水道，笔者推测为侵蚀早期碳酸盐岩台地或生物礁形成的重力流水道，并为下陆坡处的浊流、生物礁碎屑沉积提供物源通道.

3.   盆地结构和碳酸盐岩台地时空分布规律

3.1   主要盆地结构和地层充填特征

根据前人对研究区地层系统和主要地层界面的划分方案(王利杰等，2019a)，通过井震标定、二维地震剖面上地层界面追踪和闭合，结合不整合面反射特征和地层接触关系，笔者建立了3条跨不同构造单元NW-SE向构造-地层解释剖面(图 3).

图  3  穿越南海东南部主要盆地NW-SE向地质结构剖面

剖面位置见图 1

Fig.  3.  Three NW-SE trending geological structure transections across the main basins in eastern Nansha block

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构造-地层格架图显示，南海东南部陆缘主要受裂陷阶段大型正断裂控制，形成了一系列地堑、半地堑、地垒结构(图 3).大部分盆地以铲式正断层和调节断层作为不同构造单元和局部地质体的边界.研究区盆地结构以裂陷结束不整合面为界具有下断上坳特征，裂陷结束作用在南海东南部陆缘具有东北部早、西南晚的现象(王利杰等，2019a).其中，下构造层为古/始新统-下渐新统(T_g~T₇)，主要呈现NW倾向断层控制的箕状断陷结构，断陷规模大小不一.礼乐盆地东北部半地堑、南部凹陷和安渡北盆地凹陷规模较大，其他区域规模较小.中构造层主要为上渐新统-下中新统(T₇~T₆)，主要呈现断坳现象，在剖面的东南部和西北部断块高点或古隆起主要发育Nido灰岩(图 3a、图 3c).中部区的礼乐盆地南部凹陷和西部区该构造层整体呈现低幅度、宽缓的挠曲"背斜"形态(图 3b).T₅界面以上，西南巴拉望盆地和南沙海槽盆地西南侧陆架区发生逆冲推覆，发育褶皱冲断系，地层挤压变形明显，反映前陆构造特征(图 3b).其他区域上构造层(中中新统-第四系)大部分为披覆坳陷沉积.东北部为被动陆缘"S型"充填结构，西南巴拉望盆地陆坡区、礼乐盆地南部凹陷和南沙海槽盆地具有"碟型"前陆坳陷沉积结构.

3.2   碳酸盐岩时空发育规律

基于上述研究区盆地结构和地层充填特征，结合碳酸盐岩的地震相-沉积相特征，以及前人的研究成果(Kudrass et al., 1986；Sales et al., 1997；Rehm，2003；Steuer et al., 2013, 2014；Ding et al., 2015)，笔者在大量二维地震资料基础上重新圈定了南海东南部陆缘不同地质时期碳酸盐岩的分布.

图 4a为不同区域Nido灰岩底面(包括生物礁灰岩)和其下可连续追踪裂陷结束不整合面的深度域立体图.Nido灰岩主要由台地相灰岩和生物礁组成，从研究区北部的Calamian群岛西部到西南部南沙海槽盆地西南端广泛分布，长达1 000 km(图 4b；Aurelio et al., 2014b).Nido灰岩埋深图显示，Nido灰岩埋深以乌鲁根断裂为界倾向发生突然转变.其埋深在东北部西北巴拉望盆地和北巴拉望岛具有往东南方向埋深不断变浅，呈现北西倾向，而在西南部沿着西南巴拉望盆地陆坡至南沙海槽往东南方向埋深不断增大，最大埋深达到10 000 m(图 4a).研究表明，乌鲁根断裂为南南东走向的转换断层(Ru and Pigott, 1986)，分割了其东北侧裂离华南陆缘、具有陆壳性质的西北巴拉望地块(Holloway，1982)和西南侧基底为蛇绿岩的西南巴拉望地块，并使断裂两侧的礼乐盆地东北部、西北和西南巴拉望盆地地层层序(Steuer et al., 2013)、碳酸盐岩发育时代(王利杰等，2019a)和地形地貌(Franke et al., 2011)发生了较大变化.

图  4  南沙海域裂陷结束不整合面深度构造图(a)和碳酸盐岩时空分布(b)

碳酸盐岩分布主要参考了Steuer et al. (2014)、Williams (1997)和Rehm (2003)，并根据Nido灰岩反射特征结合研究区多道地震资料，对礼乐东北部半地堑、礼乐盆地南部凹陷、安渡北盆地和南沙海槽盆地Nido灰岩范围进行了修改，红色实线为与Steuer et al. (2014)识别的灰岩范围不一致的区域

Fig.  4.  Depth geometry of the base Nido platform and corresponding surface and distribution of Oligocene-Miocene carbonate platform and the position of reefs in the southeast of South China Sea margin.

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在东北部，Nido灰岩沿西北巴拉望盆地陆架和陆坡区的半地堑和隆起区连片发育(Steuer et al., 2014)，其西北方向往礼乐盆地东北部半地堑和陆坡区延伸，消失在礼乐盆地东北半地堑高角度断层发育强烈区(图 3a)和洋陆转换带外缘隆起(图 5b；Franke et al., 2011).其往东北延伸到卡拉绵岛陆架，并且在北巴拉望岛存在同时期的灰岩露头.Nido灰岩大多直接超覆在裂陷层序、新生代沉积基底或中生代地层上.钻井古生物地层结果显示，Nido灰岩开始发育时间约为32~26 Ma，具有往陆方向开始晚，往洋方向发育早的现象.台地停止发育的时间约为25~23 Ma，而台地内通常发育台地内礁并持续到16 Ma(Steuer et al., 2014).

图  5  过南沙海槽盆地ns95-8测线构造‒地层解释剖面及局部构造与不同时期碳酸盐岩发育特征

剖面位置见图 1

Fig.  5.  Interpreted seismic profile ns95-8 across the Nansha trough basin and carbonate ending their development at different times at different local tectonic settings

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在乌鲁根断裂西南侧的中部区，笔者根据钻井和地震约束识别了与东北部区发育时代和构造背景不同的Nido灰岩(图 4b).其中，在礼乐滩地垒和西南部半地堑掀斜断块上，笔者发现了Nido灰岩以T₇(28.5 Ma)不整合面为底界开始发育(王利杰等，2019a).Nido灰岩在礼乐滩自晚渐新世持续发育至今(图 2c)，而西南侧半地堑和古隆起区拖网和地震资料显示Nido灰岩发育至早中中新世T₅(约18 Ma).在礼乐盆地南部凹陷，Nido灰岩发育在T₆界面之上，与西南巴拉望盆地钻遇的Nido灰岩可被连续追踪，并往西北方向逐渐超覆在现今的前隆上，而在隆后区未识别到Nido灰岩(图 2d，图 3b和图 4b).在西南巴拉望盆地Nido灰岩主要在边界断层控制的断块高点上发育.在礼乐盆地南部凹陷内，Nido灰岩发育在T₆界面上，界面下构造变形强烈，发育大量正断层，且界面对下伏地层可见剥蚀现象.Nido灰岩发育区域的构造高点均可见丘状生物礁(图 2d；Aurelio et al., 2014b；Ilao et al., 2018).钻井揭示西南巴拉望盆地陆架、陆坡区(前渊区)和逆冲推覆带Nido灰岩底界面为25.0~20.5 Ma，生物礁持续发育到早中新世末(Rehm，2003).

在西南部区，Nido灰岩沿西南巴拉望前渊区可以连续追踪至南沙海槽盆地西南端(Steuer et al., 2014)，其底界面为T₆，顶面为T₅.其中，T₅界面在南沙海槽与文莱-沙巴盆地为分割逆冲推覆体与裂陷地层的DRU界面，时代为17~18 Ma(Cullen，2010).Nido灰岩在东南侧海槽区连片发育，往西北方向逐渐超覆在前渊区靠前隆区一侧(图 4b和图 5)，部分可连续追踪到现今的构造前隆区，平面上呈椭圆或圆形的零散分布(图 4b).根据层序和地层接触关系分析可见，过南沙海槽盆地到西北部前隆区的Nido灰岩1~4的发育时间明显具有往西北逐渐依次变新的现象(图 5).这些台地生长在掀斜断块的高点或古隆起，以孤立台地和丘状反射的生物礁为主，呈零星发育(图 4b和图 5).另外，在现今前隆区构造变形强烈的T₆界面之下大多未识别到Nido灰岩类似特征的地震反射(图 3c和图 4b)，表明Nido灰岩由前渊区往西北部前隆区逐渐由连续分布，变得零星分布或不发育.

碳酸盐岩台地分布图显示，除礼乐滩和西南部孤立台地自渐新世以来持续发育，大部分台内礁或边缘礁于早中新世-中中新世开始消亡，并且具有自东南往西北消亡时间逐渐变晚的现象(图 4b).

4.   构造活动特征分析

盆地结构、断裂和地层充填特征显示，研究区主要构造变形包括断裂活动、断块掀斜、地层折翼挠曲和逆冲推覆.为探讨研究区碳酸盐岩台地发育规律与构造响应的关系，选取跨不同构造单元骨干剖面上碳酸盐岩台地发育规模大，垂直构造走向分布规律变化明显，且构造变形典型的区域进行断裂活动的生长指数和断层活动速率分析，并开展不同时期基底构造沉降史回剥分析.

4.1   局部构造变形和断层活动性分析

图 6a为过东北部区礼乐盆地东北半地堑ly306测线局部构造-地层解释图，测线范围见图 3a.剖面自东南往西北以T₅为界，下伏地层呈NW倾向控凹正断层Fly306-1、同向调节断层Fly306-2、Fly306-3等和反向调节断层Fly306-4、Fly306-5等共同调节控制的地堑结构.大多数断层为下缓上陡的铲式正断层.T₇下伏地层呈箕状结构，厚度往西北陆坡方向减薄，未见削截现象.T₇~T₅地层之间断层继承发育，呈现高角度，大多数终止在T₅界面附近.在测线东南侧T₅界面之下可见与Nido灰岩类似的平行、连续强反射波组，往西北方向逐渐消失，表明岩性发生变化，笔者推测Nido灰岩往西北方向在此消亡.

图  6  礼乐盆地东北半地堑ly306测线局部构造和断裂活动特征

剖面位置见图 3a

Fig.  6.  Typical tectonic feature of the half-graben in the northeast Liyue basin and its fault activities

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图 7a为位于中部区礼乐盆地南部凹陷和西南巴拉望盆地前渊区的地震剖面构造-地层解释图(ly178测线)，测线范围见图 3b.西南巴拉望盆地前渊区呈现明显的三层结构，构造相对稳定，无明显变形.在礼乐盆地南部凹陷，Flys1控盆断层沿东南部隆起与西南巴拉望盆地分割，与Flys2、Flys3调节断层共同控制了断坳结构.凹陷内，可见大量北西倾向的正断层，断裂基本活动到T₆界面附近.T₆界面之下板式正断层呈现反向断阶，部分断层沿西北倾向方向发生断面下凹，大多数断层未断过沉积基底T_g.裂陷层序构造变形强烈，呈挠曲折翼变形，具有构造前隆性质，其顶部被T₆界面削蚀，与上覆地层表现为角度不整合.T₆界面之上为Nido灰岩与西南巴拉望盆地前渊区Nido灰岩，可连续追踪，并往西北方向超覆在挠曲变形地层上.灰岩层序未见构造变形，但有少量断层断过灰岩层序.在西北部隆后区，同样发育大量西北倾向的断层，断面多为板式高角度正断层，基本未断穿沉积基底.地层厚度在T_g~T₇之间横向变化较小，厚度较大，T₇~T₆之间往西北方向呈现楔状减薄.T₆~T₅之间呈平行、连续、中高频、中等-连续反射，与Nido灰岩地震特征不同，笔者推测其为碎屑岩沉积.

图  7  礼乐盆地南部凹陷ly178测线局部构造特征和断裂活动性分析

测线位置见图 3b

Fig.  7.  Typical tectonic feature of the southern graben of the Liyue basin and its fault activities

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图 8a为西南部区过安渡北盆地和南沙海槽盆地地震剖面构造-地层解释图(tpm1测线)，具体测线范围见图 3c.两个盆地均以T₆为界，其下伏地层受控盆和控凹断层Fst1和Fad1活动影响形成了半地堑结构，内部发育多条西北倾向和东南倾向正断层(Fst1-1、Fad1-1和Fad1-2)，部分断层断穿基底T_g界面(Fst1-1和Fad1-1).T₆界面对下伏地层可见明显剥蚀现象，Fst1-Fad2断块之间的裂陷地层部分沿断面发生了挠曲、牵引等强烈变形.在南沙海槽盆地(前渊区)T₆界面之上可连续、追踪识别到Nido灰岩，而往安渡北盆地方向逐渐消失.裂后层序，除东南部南沙海槽盆地(T₃~T₅之间地层)可见逆冲作用形成的杂乱、扭曲变形外.其他地区为披覆沉积，无构造变形，地层厚度由东南往西北沉积减薄.

图  8  安渡北盆地和南沙海槽盆地构造特征和断层活动性分析

剖面位置见图 3c

Fig.  8.  Typical tectonic features of the Andubei and Nansha trough basins and their fault activities

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根据断层的性质和Nido灰岩时空展布规律，笔者对控盆、控凹断层进行断层活动速率分析.通过对比发现，控盆和控凹断层主要为北西倾向，控制了大多数的地堑和半地堑.断层活动速率分析显示(图 6b、图 7b和图 8b)，断层活动在不同区域均具有明显的幕式活动规律，并存在一定差异.其中，古新世-中始新世(65~39 Ma)礼乐盆地南部凹陷和九章盆地控盆断层活动强烈，Fsy1和Fad1断层活动速率平均达100 m/Ma，最大活动速率可达250 m/Ma.该时期礼乐盆地东北部和九章盆地的控盆、控凹断裂活动速率相对小，约40~70 m/Ma，可能是伸展裂陷作用不强烈，从而形成了多为小规模的半地堑结构.晚始新世-早渐新世(39.0~ 28.5 Ma)各个盆地内控盆和控凹断层整体活动相对减弱，除安渡北盆地控盆断层Fad1外，其他断层活动速率在5~60 m/Ma之间.晚渐新世-早中新世(28.5~16.0 Ma)断层活动在各盆地再次加强，断层活动速率在5~170 m/Ma.其中，西南部区和中部区断层活动强烈，东北部断层活动性相对较弱.20~16 Ma边界断层活动依然较强，整体上断层活动速率呈现由东北部往西南部变强烈的现象.

断层生长指数分析显示(图 6c、图 7c和图 8c)，研究区调节正断层主要活动时期为古新世-晚始新世(65~39 Ma)和晚渐新世-早中新世(28.5~20/16 Ma).其中，古新世-晚始新世活动的断层大多与边界断层同时期活动，形成半地堑、地堑结构，而晚渐新世-早中新世断层活动强度呈现东北部往西南部增强的现象.礼乐盆地东北部半地堑(ly306测线)断层活动指数分析显示(图 6c)，调节断层Fly306-2和Fly306-3在65~32 Ma活动强烈，生长指数在1.5~1.7之间，在32~16 Ma断层生长指数约为1.2~1.5.这表明在礼乐盆地东北部半地堑裂陷阶段发育多个控凹断裂，这与剖面上的边界断裂伴生的次级断裂特征吻合，并且次级断裂晚期持续活动，但活动强度较裂陷期明显减弱.由此可见，持续的断裂活动使裂陷阶段至海底扩张结束(65~16 Ma)礼乐盆地东北半地堑构造活动强烈，沉积环境多变，不发育稳定的构造高点，从而影响了乌鲁根断裂西南侧的礼乐盆地东北部沉积环境，不利于灰岩发育(图 4b).

礼乐盆地南部凹陷前隆和隆后区断层生长指数均表现出裂陷早期断层生长指数小，表明断层活动性弱，而裂陷晚期(28.5~20.0 Ma)断层生长指数较大，约为1.8~2.4，表明该时期断层活动强烈.20 Ma以后断层生长指数为1，表明断裂基本不活动.西南巴拉望盆地钻井揭示最晚开始发育的Nido灰岩为20.5 Ma，随着南沙地块与婆罗洲地块的碰撞，前隆位置的迁移，礼乐盆地南部凹陷处于前隆区的构造高点开始发育Nido灰岩，这与该区域20~16 Ma断裂基本不活动，处于相对稳定的构造环境相对应.

在研究区西南部tpm1测线上，断穿基底的调节断层Fad1-1和Fst1-1断裂与未断穿基底断层Fad1-2活动特征与其他地区类似.其中，Fad1-1和Fst1-1在裂陷期活动指数较大(图 8c)，并且在28.5~16.0 Ma断层生长指数与Fad1-2断层相当，平均为1.4，表明基底的断层具有长期活动特征.未断过基底断层主要活动时期为28.5~16.0 Ma，并且该区域晚期断层活动强度和礼乐东北部半地堑相当.强烈的断层活动，造成了16 Ma以前海底扩张阶段Nido灰岩往西北部前隆区发育逐渐减少的现象.

4.2   基底构造沉降特征分析

为进一步分析Nido灰岩发育的构造控制因素，本次根据Steckler and Watts (1978)提出的盆地回剥方法，运用Zhao et al. (2013)改进的空盆构造沉降计算程序，对研究区3条剖面(图 3)构造-地层解释结果进行基底构造沉降史分析.其中，地层界面的年代、岩性组合参考王利杰等(2019b)及其参考文献对研究区地层界面、地层岩性组合的研究结果.时深转换方法运用剥除水深后地层速度进行深度计算.其中，礼乐滩、西北、西南巴拉望盆地地层速度规律和时深关系参考Rimando and Manuel(1997)、Rehm(2003)和王利杰等(2020)的分析结果，陆坡和深水区参考邱宁等(2019)运用速度谱拟合的海底以下地层与双程反射时间的规律.其他参数参考了Ding et al. (2015)和方鹏高等(2015)的原则进行选取.

首先，将时间域解释的地震层位进行深度转换，并对深度域层位数据进行平滑、抽稀；其次，根据测井解释的岩性数据以及不同岩性组合地震相反映的沉积相，统计各个地层的岩性组合，砂岩、泥岩及灰岩的含量和比例；然后，根据研究区沉积相和沉积环境图件(Kudrass et al., 1986；Williams et al., 1997；Rehm，2003；Steuer et al., 2013, 2014)，恢复各时期的古水深；最后采用地层回剥技术，对各个地层进行去压实，获得了各个时期的沉积物厚度和沉积速率，同时通过空盆构造沉降算法(Zhao et al., 2013)，计算盆地各时期的空盆构造沉降量及空盆构造沉降速率.

图 9a是东北部区西北巴拉望盆地、礼乐盆地东北半地堑区到下陆坡区(范围见图 3a)ly306测线裂陷期(65~32 Ma)盆地沉降速率.可见其受基底形态和断层活动影响明显，沉降曲线与基底结构形态相似.整体为隆起区基本未发生构造沉降，凹陷区沉降速率曲线幅度变化较大，最大沉降速率位于控凹断层的下降盘.沉降速率在洋陆过渡带往洋方向逐渐减小，曲线变化幅度与断层有关.由于该区域地层剥蚀严重，且洋壳在该时期还未形成，因此计算的沉降速率值在0附近，而多个受西北倾向铲式断裂控制的半地堑沉降量相对小，可能与岩石圈破裂时发生的抬升作用有关.

图  9  研究区三条骨干测线裂陷期构造沉降速率

测线分别对应图 3a~图 3c三条剖面

Fig.  9.  Tectonic subsidence rates during rifting of the three main geological transections

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图 9b为中部区礼乐盆地-西南巴拉望盆地(范围见图 3b)ly178测线裂陷期(65.0~28.5 Ma)基底沉降速率.可见构造沉降速率同样受基底形态和断层活动影响，沉降曲线与基底结构形态类似.整体上，南部隆起和礼乐滩(垒块)构造沉降量较小，凹陷区沉降速率曲线幅度变化较大，约50~20 m/Ma.礼乐滩两侧存在两个规模较大的沉降中心，对应于盆地西北部和东南部两个大的坳陷带，沉降速率为110~80 m/Ma.沉降曲线变化幅度与断层位置有关，对应这一时期边界断层活动速率较强(图 7b).

图 9c为跨安渡北、九章盆地和南沙海槽盆地tpm1测线裂陷期构造沉降速率曲线(范围与图 3c一致).模拟结果显示，与其他盆地类似，该剖面上各构造单元裂陷期(65.0~28.5 Ma)盆地沉降特征受基底形态和断层活动影响明显，盆地沉降曲线与基底结构形态类似，形成了多个凹陷中心.整体上，断块上盘(隆起区域)基本未发生构造沉降，沉降速率在0值附近.凹陷区沉降速率曲线幅度变化较大，约85~30 m/Ma，沉降曲线变化幅度与断层位置有关.沉降速率较大的两个区域位于Fad1和Fjz1断层下降盘，达到85~70 m/Ma，对应该时期较大的活动速率(图 8c).

图 10为3条测线局部构造区(图 6a、图 7a和图 8a)T₇~T₆(32/28.5~20 Ma)构造沉降速率对比图(海底扩张阶段).可以看出，礼乐盆地东北部半地堑区(ly306测线上)构造沉降速率最大，约40~20 m/Ma.沉降曲线与海底漂移阶段的凹隆充填结构类似(图 10a).礼乐盆地南部凹陷前隆区(ly178测线，图 10b)沉降速率发生反转，出现负值，约-20~0 m/Ma，表明该时期礼乐盆地南部凹陷中部发生构造隆升.28.5~18.0 Ma，在安渡北盆地构造沉降速率同样发生反转，出现负值，约-8~0 m/Ma，表明该时期在构造前陆区大部分地区发生构造隆升，而在南沙海槽盆地构造沉降速率较大，约20 m/Ma，表明南沙海槽在这一构造时期已由发育碳酸盐岩的构造前隆或掀斜断块高点迁移至前渊的深水区，整体构造沉降速率增加.

图  10  漂移阶段构造沉降速率

Fig.  10.  Tectonic subsidence rates during drifting of the three main geological transections

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5.   讨论

Nido灰岩发育构造背景表明沉积过程记录了南海岩石圈破裂、海底扩张、南沙地块随古南海俯冲，与婆罗洲碰撞的多个构造演化阶段.根据上述不同构造位置碳酸盐岩台地的发育特征和时空分布规律，结合Nido灰岩发育区域相关的构造活动，分析Nido灰岩的演化模式与构造控制因素.

5.1   东北部区Nido灰岩演化过程及其构造控制因素

研究区东北部Nido灰岩发育时间约32~23 Ma，与南海岩石圈初始破裂到洋脊跃迁(西南次海盆开始扩张)时间吻合(Briais et al., 1993；Li et al., 2015).岩石圈破裂作用使得礼乐-西北巴拉望地块相继裂离华南陆缘(图 11a、图 11b)，同时造成了巴拉望地块靠陆一侧大面积区域出露地表并遭受剥蚀，而靠洋盆一侧部分处于浅海环境接受来自南部出露地表剥蚀的沉积，沉积了一套坳陷地层(Pre-Nido)(图 11c)，并且在洋盆一侧的下陆坡地区可能进入了深水半深水环境，不利于碳酸盐岩发育.IODP钻井在南海北部陆坡区多个站位揭示岩石圈破裂前已经进入了深水环境(Jian et al., 2019).因此，在下陆坡区、礼乐盆地半地堑大部分区域也未见该时期碳酸盐岩发育(图 3a、图 4b和图 6a).

图  11  研究区东北部Nido灰岩演化过程

该图对应于过礼乐盆地东北半地堑和西北巴拉望盆地图 3a演化示意图

Fig.  11.  Schematic development of the Nido platform in the northeastof the study area.

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岩石圈初始破裂造成了南海南部西北巴拉望盆地和礼乐盆地东北部张裂阶段形成的多个分割强烈、小规模的断陷盆地结束了断陷作用(图 11a)，形成断坳转换面.界面具有下削上超特征(图 11b)，界面之下为近NE向分布的孤立分割的小型断陷，在陆架区的西北巴拉望盆地T₇界面之上为连续分布，强反射、坳陷特征的Nido灰岩.钻井揭示Nido灰岩的年龄最早为32 Ma，与南海岩石圈破裂开始海底扩张时间吻合.因此，可以认为是断陷结束作用使得西北巴拉望盆地控制断陷盆地的边界断层停止活动(图 6)，并造成断块掀斜形成构造高点，构造沉降量较小(图 9)，从而形成相对平坦的地貌形态，为碳酸盐岩发育提供了构造条件(图 11c).

在海底扩张作用下，西北巴拉望地块以乌鲁根断裂为界开始漂移.随着南海岩石圈逐渐打开，应力释放、岩石圈冷却下沉，西北巴拉望地块开始由北向南(由洋向陆)逐渐没入水下，构造沉降速率整体相对裂陷期减小，表明构造相对稳定，有利于碳酸盐岩台地发育.另外，构造沉降速率呈现由北向南减小的现象(图 9a)，表明北部构造沉降相对较大，南部构造相对稳定，与Nido灰岩在西北巴拉望盆地往西北连续分布范围减小，南部连续分布范围大相对应.由于构造沉降差异，首先在远离陆架区的西北侧，由于物源供给减少，环境适宜，在构造高点开始由北向南发育Nido灰岩，且直接超覆在坳陷层序上(图 11c).Nido灰岩往东南部向陆方向古隆起也逐渐发育，并直接超覆在T₇不整合面上(图 11d).这一演化过程与钻井揭示Nido灰岩往陆方向开始发育时代变年轻，且对应下伏地层沉积间断大的现象基本吻合.靠近洋盆区的礼乐盆地东北半地堑和陆坡区构造沉降相对大(图 9a)，水深较大不利于碳酸盐岩台地发育，与Nido灰岩呈现往洋盆方向逐渐难以识别的现象吻合.随着南海洋中脊在25~23 Ma第二次跃迁，西南次海盆开始扩张，岩石圈开始冷却下沉，构造沉降速率增大(图 9a)，使得西北巴拉望盆地大部分Nido灰岩台地淹没消亡(图 11e).由于靠洋陆过渡带一侧，岩石圈冷却使得构造活动加强，或使得早期断层再次活动，如Fly306-1、Fly306-2断层，从而造成了差异沉降，使得凹陷处构造沉降量大于低凸起或古隆起区(图 11e).笔者推测在差异沉降作用和海平面相对上升的联合作用下，在断块倾末端的构造高点上发育生物礁，而凹陷区以外以浅海-半深海泥岩为主.生物礁持续发育至早中新世末，伴随南海结束扩张，随着全面热沉降开始而结束(图 9a和图 11f).在扩张后快速沉降阶段，西北巴拉望盆地自陆向洋逐渐形成了陆架-陆坡沉积体系(图 3a)，使得深水区Nido灰岩继续沉降，埋深增大，进而形成了现今西北巴拉望盆地Nido灰岩北西倾向的构造特征(图 4a).

5.2   中部区Nido灰岩发育模式及其构造控制因素

钻井和拖网资料揭示西南巴拉望盆地、礼乐滩及其周缘岛礁区Nido灰岩发育时代为晚渐新世-早中新世，部分生物礁持续发育至中中新世至现今(Steuer et al., 2014).其中，礼乐滩最早开始发育Nido灰岩(约28.5 Ma)(王利杰等，2019a).根据Nido灰岩发育的构造背景和钻井揭示的下伏地层时代，笔者发现礼乐滩和西南巴拉望盆地早期发育的Nido灰岩位于掀斜断块形成的构造高点上.根据钻井古生物揭示裂陷结束不整合面地层年龄(王利杰等，2019a)、盆地结构和地形地貌特征(孙珍等，2011)，前人研究发现南海岩石圈破裂存在穿时破裂现象.其中，礼乐地块(礼乐滩-西南巴拉望盆地)与中沙共轭，岩石圈破裂时间晚于东部海盆(约29.5~28.5 Ma)，可能对应于南海岩石圈第一次跃迁(Briais et al., 1993).另外，ODP184和IODP367/368航次，发现在北部陆缘陆坡和洋陆过渡带钻遇的破裂不整合面上下地层也存在沉积间断，界面时间约为28~26 Ma.结合研究区构造变形和基底构造沉降史，可以发现古新世-早渐新世礼乐地块发生陆缘张裂，形成了凹陷规模不等的地堑、半地堑结构(图 12a).由于洋脊第一次跃迁造成了礼乐地块与北部陆缘处岩石圈破裂，发育类似东北部区的掀斜断块，造成礼乐滩、西南部古隆起和断块高点、西南巴拉望盆地半地堑等区域较小的构造沉降速率(图 9)，造成了构造高点和相对平坦的地貌，形成了多个局限、开阔浅海相环境，为碳酸盐岩发育提供了构造条件(图 12b).从盆地结构、断裂活动和构造沉降分析(图 3b、图 7、图 9和图 10)结果可以看出，礼乐盆地南部凹陷下构造层为规模较大的地堑、半地堑结构，与裂陷阶段伸展断陷作用产生的较大的构造沉降有关.这种深大凹陷结构，在断陷作用停止时难以形成小规模掀斜断块的构造高点.另外，这些区域持续发生断裂活动(图 7b和图 7c)，构造活动强烈，不易形成稳定的沉积环境，因此不利于Nido灰岩发育.

图  12  研究区中、西南部区Nido灰岩演化模式

该图对应于过礼乐滩‒西南巴拉望盆地或南沙海槽盆地图 3b和图 3c演化示意图

Fig.  12.  Schematic development of the Nido platform in the middle and southwest part of the study area.

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分析表明礼乐盆地南部凹陷，构造前渊区连片发育Nido灰岩，并往西北方向超覆在现今前隆区的T₆界面上.T₆界面下伏地层发生了折翼、挠曲变形，断层具有走滑、断面扭曲特征，断层活动指数较大(图 7).构造沉降史分析显示，漂移阶段(28.5~20.0 Ma)的构造沉降速率在前隆区减小，甚至为负值，表现为相对抬升，而断层活动指数为正值.这说明构造变形为板片挠曲作用形成了正断层，但地层的构造沉降量为负值，对应构造抬升，推测这是南沙地块与婆罗洲碰撞作用产生的构造前隆作用形成的(Steuer et al., 2014).因此，可能是构造前隆作用使得基底盖层随板片挠曲发生相对抬升，发育正断层，并形成于构造高点上，为Nido灰岩发育提供了构造条件(图 12d).

5.3   西南部区Nido灰岩发育规律及构造控制因素

由于西南部区目前尚无钻井揭示Nido灰岩，其发育时代主要根据中部区和西南部的北康盆地追踪的地层界面和地层接触关系推断.Nido灰岩顶面T₅和底面T₆可沿着西南巴拉望盆地前渊区和南沙海槽盆地连续追踪.研究表明T₅界面与DRU面形成时代一致，为18~17 Ma(Cullen，2010)，T₆界面时代尚无法确定，但根据区域地层界面对比应该不早于23~25 Ma.

Nido灰岩的分布和发育层段显示，西南部区南沙海槽盆地(前渊区)Nido灰岩连片发育(图 5、图 8)，以T₆界面为底界，下伏地层为发育在基底盖层整体发生挠曲变形的构造高点，并发育大量板式正断层，且顶面遭受了抬升剥蚀，与Nido灰岩之间可见明显的角度不整合面，表明现今南沙海槽盆地的Nido灰岩构造控制因素与礼乐盆地南部凹陷的Nido灰岩类似，主要受板片挠曲形成的构造前隆控制.

从Nido灰岩的空间展布可见，在西南部区，Nido灰岩在前渊区垂直测线往西北部前隆区域超覆，逐渐变得零散分布(图 4b).部分前隆区域不发育Nido灰岩，如过tpm1测线Fad1下降盘，其漂移阶段断层活动和构造沉降特征与礼乐盆地南部凹陷均类似(图 7、8和图 10).在西北部凹陷区(隆后区，如Fjz1下降盘)也未见明显Nido灰岩发育.而西南部的ns95-8测线上，现今构造前隆区的掀斜断块上可见持续发育的生物礁.根据其碳酸盐岩发育层位和地层接触关系可以发现，往西北部Nido灰岩发育时间逐渐变年轻(图 5)，这表明早期的掀斜断块和挠曲前隆作用共同控制的构造高点为Nido灰岩发育提供了条件.

根据构造变形和沉降史分析，对比中部区礼乐盆地南部凹陷到西南巴拉望盆地，可以发现早期形成的碳酸盐岩台地主要发育在基底盖层整体发生挠曲变形的构造高点.Nido灰岩下伏地层发育大量板式正断层，且顶面遭受了抬升剥蚀，与Nido灰岩之间可见明显的角度不整合面，显示了下伏地层脆性特征的构造变形.构造前隆变形幅度约230 m，宽度相对窄，约37 km(图 3c)，并在构造高点发育大量生物礁(图 2d).相比而言，tpm1和ns95-8测线显示不同的构造和沉积响应，在其前隆区早期掀斜断块伴生的半地堑结构内，挠曲作用使得地层沿着早期地层发生变形，并伴生板式正断层.但可能由于受先存地壳厚度差异和隆起规模影响，tpm1和ns95-8测线上前隆宽度范围更大，约150~210 km，隆升幅度在95~165 m.然而碳酸盐岩在西南部区前隆区的半地堑内未见发育，而是发育在前隆区的掀斜断块的构造高点上(图 5和图 8).这表明南沙板块在受到古南海拖曳或(和)上覆地块单点荷载作用时，其板片上岩石圈先存结构对构造前隆的挠曲变形幅度、前隆宽度都有一定影响，进而影响了碳酸盐岩的发育规模.然而，从图 7a可见碳酸盐岩超覆在现今的构造前隆上，在构造最高点并未发育Nido灰岩，这表明除了构造作用外，海平面变化、水深等环境因素也影响碳酸盐岩的发育.

6.   结论

在钻井、拖网和地震资料约束下，系统分析了南海东南部碳酸盐岩的沉积相特征、时空分布规律和构造背景，并结合构造变形和基底构造沉降史，分析了不同构造背景碳酸盐岩演化模式，取得以下认识：

(1) 南海东南部陆缘主要发育大面积、连片的Nido灰岩，沉积类型包括台内/缘礁、礁滩、生物礁碎屑和浊流沉积.灰岩主要发育在古隆起(海山)、掀斜断块和构造前隆3种构造背景上.

(2) Nido灰岩连片、广泛发育在研究区东南部，自西北巴拉望北部Calamin岛陆架区到南沙海槽西南部，往西北部前隆区、礼乐滩和岛礁区逐渐由连片发育变为零星、孤立发育.Nido灰岩以乌鲁根断裂为界具有在东北往陆架抬升的特征，总体呈北西倾向，而在中、西南部区具有往西南巴拉望岛和婆罗洲东南倾向的反转特征.

(3) 结合构造变形特征和构造演化过程，南海东南部陆缘Nido灰岩具有不同演化模式和构造控制因素.盆地先存结构、断块高点和古隆起是影响碳酸盐岩台地发育的先存要素，岩石圈初始破裂、洋脊跃迁和古南海拖曳对南沙地块板片的构造响应，控制了不同区域的碳酸盐岩台地发育和演化模式.