Seismic Stratigraphy, Tectonic Structure and Extension Model Across the Reed Bank Basin in the South Margin of South China Sea: Evidence from NH973-2 Multichannel Seismic Profile
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摘要: 针对“973”项目中“南海大陆边缘动力学与油气资源潜力”这一研究课题, 对在南海南部陆缘礼乐盆地采集的NH973-2测线进行了研究.对地震剖面的解释共划分出6个层序界面, 将地层划分为4个构造沉积单元.根据地震解释, 对不同时期断层的水平断距进行了测量及分析, 获取了与脆性拉张相关的伸展信息: 研究区的拉张作用可以分为2期, 主要的拉张作用发生在大陆裂谷阶段(古近纪), 形成了一系列的地堑—半地堑以及翘倾断块; 第2期拉张作用的时期为晚渐新世—早中新世, 断层活动强度明显变弱.在南海南部陆缘广泛发育了碳酸盐沉积, 其发育的时代和南海的海底扩张时期一致.对穿越礼乐滩区地震剖面伸展特征的分析表明, 根据断层水平断距获得脆性伸展因子与根据重力反演获得的全地壳伸展因子之间存在差异, 表明研究区的拉张在纵向上并非是均一的, 新生代的拉张经历了深度决定拉张模式.Abstract: One recently acquired regional multi-channel seismic profile (NH973-2) across the Reed Bank basin, the South China Sea (SCS), is interpreted.Based on the interpretations of these profiles, we have worked out its stratigraphic sequences, tectonic structures and extension factors.Four tectonic-stratigraphic units are determined, together with 6 sequence boundaries.Detailed analyses on the extension factors based on the measurement of fault heaves reveal two episodes of continental extension separated by a distinct unconformity.The main extension occurred during the continental rifting (Early Tertiary), and resulted in the formation of half-grabens and rotated blocks, controlled by deeply rooted detachment system.During the second extension phase (drifting period, Late Oligocene-Early Miocene) intensity reduced sharply and focused on the continental-oceanic transition area.A widespread carbonate platform developed across the Reed bank region concurrent with the drifting period of the SCS.Fault-related stretching factor (βf) is found to be comparable and shows discrepancy with the whole crust stretching factors (βc) in the study area.Thus we conclude that the continental crust of the Reed Bank basin experienced depth-dependent extension.
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Key words:
- Reed Bank basin /
- stratigraphy /
- tectonics /
- stretching factors /
- marine geology
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南海南部陆缘, 在新生代经历了大陆岩石圈拉张破裂, 海盆扩张及后期的俯冲、碰撞等复杂演化过程, 其地质内涵丰富.最新的研究表明, 南部陆缘的油气资源量是北部的4倍(李家彪, 2008).由于以上特点, 该区域成为了研究大陆边缘张裂过程、构造演化模式和动力学机制的理想场所.
研究区域是南海南部陆缘东北侧的礼乐盆地(图 1), NE-SW走向, 该盆地西北侧与南海深海盆相接, 东南侧与西北巴拉望盆地相接, 西南侧为南沙区域的九章及安渡北盆地, 面积达5.5×105 km2.国内外科学家根据已获得的该区域地质与地球物理资料进行了大量的研究, 包括对礼乐盆地的沉积地层划分(Kudrass et al., 1986; Schlueter et al., 1996; 张莉等, 2003; 孙龙涛等, 2008), 沉降史分析(高红芳等, 2005)、构造活动特征(孙龙涛等, 2010) 以及深部结构特征(Franke et al., 2011) 等方面的研究, 这些研究大大提高了对礼乐盆地的认识.但是由于海域中钻井数据较少, 主要集中在礼乐滩及巴拉望西北滨海沿岸区域, 使得对盆地层序界面的划分和定年均存在一定的争议, 这也在一定程度上限制了对南海陆缘变形模式、沉积特征及对沉积盆地的控制等方面的认识.笔者通过一条NW-SE向穿越研究区的高分辨率多道地震剖面的解释, 对礼乐盆地构造与沉积特征以及伸展机制进行分析, 并探讨张裂作用对沉积盆地的控制及新生代伸展模式, 为进一步研究南部陆缘的构造形成演化以及动力学特征提供参考.
图 1 南海南部陆缘地貌特征及主要构造单元黑色实线为NH973-2多道地震测线Fig. 1. Morphological features and major tectonic units in the south margin of South China Sea1. 区域地质背景
在中侏罗世, 华南陆缘为安第斯型汇聚边缘, 基底主要为西部加里东期褶皱带和东部的海西期褶皱带组成(Taylor and Hayes, 1983; Zhou et al., 1995).晚白垩世—晚古新世期间由于构造应力场的变化, 华南陆缘开始处于拉张环境, 大陆张裂作用在华南陆缘形成了一系列NE-SW向的半地堑和旋转地块(姚伯初等, 1994; Zhou et al., 1995; Schlueter et al., 1996; Clift and Lin, 2001), 并最终在30~16 Ma期间发生海底扩张作用(Briais et al., 1993). Barckhausen and Roeser (2004)根据最新获得的船测磁力资料对扩张的时代进行了修正, 认为南海海盆扩张结束的时间为20 Ma左右.随着海底扩张的进行, 南海南部陆缘开始与华南陆缘分离、向南移动, 并最终与婆罗洲地块发生碰撞(Fuller et al., 1999).碰撞具有穿时性, 首先与婆罗洲的西南侧发生碰撞, 形成了沙捞越造山带, 根据增生体获取岩石样品的年代, 得知其碰撞时间始于始新世(Hutchison, 2005), 其后在沙巴地区发生碰撞, 时代为中中新世(~16 Ma) (Clift et al., 2008).在南海南部陆缘未发生碰撞前, 其南侧可能存在一个古南海(古新世-早中新世) (Morley, 2002; Clift et al., 2008).礼乐盆地的基底仍不是很清楚, 根据有限的拖网样品资料, 推测其为古生代或中生代结晶基底, 与欧亚大陆东南缘类似(Kudrass et al., 1986).
2. 数据来源及方法
本次研究所使用的多道地震剖面(NH973-2) 是2009年在“南海973航次”中采集的.采集过程中使用了总长为6 237.5 m的480道电缆, 气枪总容量为8.2×104 cm3, 记录长度12 s, 采样间隔2 ms, 炮间距为37.5 m.所获取的数据以SEG-D格式记录.数据进行了包括振幅补偿、静态校正、增益处理、反褶积处理、去除多次波、速度分析、剩余静态校正及频谱分析在内的叠前处理, 并对叠加数据进行了叠后反褶积及高通滤波处理, 从而获得了高质量的叠后偏移剖面.NH973-2剖面始于南海东部次海盆, 从礼乐滩的东北侧穿越了礼乐盆地, 止于巴拉望滨海区域.
南部陆缘区钻井资料匮乏, 可收集到的资料主要包括礼乐滩和巴拉望西北滨海区的几口有限钻井(如Sampaguita-1井、Santiago-1井、Nido-1井等) (图 1), 因此地震剖面解释中层位的标定在钻井资料的基础上, 利用了研究区已发表的拖网资料(Kudrass et al., 1986), 并参考了前人对地层的解释及年代标定结果(Hinz et al., 1989; Schlueter et al., 1996; Hutchison, 2004; Yan and Liu, 2004; Franke et al., 2008; 孙龙涛等, 2010).
3. 层序界面划分及地震反射特征
研究区的地震剖面共划分出6个层序界面及4个地震反射层组, 层序界面的时代以及岩性见图 2.因为井位资料的缺乏, 未对层序作进一步的细分.地层单元从下至上分别为裂谷期层组、漂移期层组、后漂移期层组1及后漂移期层组2.以下将由下至上对各层组的主要反射及沉积特征进行详述.
图 2 研究区主要层序界面时代、岩性及主要构造事件Fig. 2. Seismic stratigraphy, lithology and major tectonic events of the study area3.1 裂谷期层组(Tg—T70, 古新世—早渐新世)
该层组主要表现为裂谷期的碎屑岩沉积, 充填了地堑及半地堑(图 3, 4).地震反射主要表现为低频、中等—强振幅、连续性中—杂乱反射, 在裂谷的底部地区可能有部分古新世和始新世深水相泥灰岩及页岩沉积, 有利于生烃.Tg为裂谷期沉积的底界, 振幅中—强, 连续性好, 部分地区发散.该层组顶界为T70, 在地震剖面中T70均表现为中—强振幅, 连续性较好, 局部地区下削上超, 为一个区域性的不整合面.该面与南海海盆开始拉张的时间相对应, 代表了裂谷期—漂移期的转换.
图 3 穿越礼乐盆地的NH973-2多道地震剖面a.原始地震剖面; b.主要地震反射特征; c.地质解释图; 断层水平断矩测量的区域见图 3cFig. 3. Multichannel seismic profile NH973-2 across the Reed Bank basin
图 4 NH973-2测线反映伸展结构的典型地震剖面段(a) 及地质解释(b) (位置见图 3a)Fig. 4. Seismic section (a) and interpretation (b) in the Reed Bank basin showing a consecutively developed half-graben system3.2 漂移期层组(T70—T60, 晚渐新世—早中新世)
该层组是在南海扩张期间沉积形成, 主要充填于半地堑中, 但是其厚度比裂谷期沉积明显减薄, 内部表现为亚平行状、中—高连续性的反射, 振幅中等(图 4).在礼乐滩南部及西南部的23个拖网取样点中均获取了包括粒状灰岩、粒泥状灰岩及泥粒状灰岩在内的台地相碳酸盐岩沉积, 沉积环境为礁湖相或者开阔浅海相(表 1, 拖网取样点位置见图 1).因此我们认为该层组主要为碳酸盐岩沉积.
表 1 南沙区域拖网站位获取的碳酸盐岩的岩性及沉积环境(据Kudrass et al., 1986)Table Supplementary Table Lithology and depositional environment of carbonate rocks拖网站位 岩性 年代 沉积环境 SO23-27 松散富红藻粒状灰岩, 内成碎屑粒泥灰岩 晚渐新世—早中新世 浅海—开阔海相, 泻湖相 SO23-38 多孔含红藻—圆盾虫粒泥灰岩, 生物碎屑粒泥灰岩 晚渐新世—早中中新世 浅海—开阔海相 SO27-16 印模粒泥灰岩, 内成碎屑泥粒灰岩 晚渐新世—中中新世 浅海—开阔海相 SO27-21 层状含石英, 富红藻泥粒灰岩 晚渐新世—早中新世 开阔海相 SO27-25 富红藻粒泥灰岩, 内成碎屑富红藻泥粒灰岩 晚渐新世—早中新世 浅海—开阔海相 SO27-26 多孔富红藻泥粒灰岩, 粒泥灰岩 晚渐新世—早中新世 深海相—开阔海相 SO27-69 富有孔虫泥粒灰岩, 粒泥灰岩 晚始新世—早中中新世 浅海—深开阔海相, 半深海相 T60为该层台地相碳酸盐的顶界, 在地震剖面中非常突出, 表现为强振幅及强连续性, 下部地层有削截.在不同的区域碳酸盐岩沉积结束的时期并不一致, 在一些地形较高的地区会形成礁体构造, 时代要在中中新世之后, 而在一些区域可能在晚渐新世末期(如西北巴拉望滨海区域(Williams, 1997)) 或者早中新世(南沙地区(Schlueter et al., 1996)), 导致该界面的时代并不确定. Hinz and Schlueter (1985)和Hinz et al. (1989)认为该层序界面的时代基本上为早中新世晚期.笔者认为T60的时代为早中新世晚期(19~16.5 Ma).
3.3 后漂移期层组1 (T60—T40, 早中新世末期)
后漂移期层组1的地震反射特征基本为平行状, 连续性好, 振幅低—中, 局部空白.该层组的顶界为T40不整合面, 本次解释中时代为中中新世.该界面标示着漂移期浅水相向沉降期深水相沉积环境的转化, 而该层组也对应于巴拉望地区的Pagasa组(Hinz and Schlueter, 1985).西北巴拉望陆架区的钻井资料证实Pagasa组整合覆盖于Nido组的碳酸盐之上, 岩性为硅质—钙质页岩, 泥灰岩和钙质砂岩, 沉积于半深水相环境(Schlueter et al., 1996).在局部地区碳酸盐礁体会一直生长至T40不整合面, 尤其是地形高地及南沙群岛区.
3.4 后漂移期层组2 (T40—海底, 中中新世—今)
该层组地震反射特征表现为连续性较好的平行—亚平行反射, 振幅低—中, 局部为嘈杂相或波状(图 4).ODP1143井钻透代表后漂移期沉积的上中新统, 岩性为500 m厚的泥灰岩、砂岩和富含有孔虫的钙质软泥, 沉积环境为近岸半深海相或远滨冲积相至开阔海相(Shipboard Scientific Party, 2000).T40界面近似平行于海底, 表现为中—强振幅的连续反射, 局部地区下部地层有削截.T32和T20是裂后沉积中另外两个不整合面, T32分隔了下Matinloc和上Matinloc组, 时代为~10.5 Ma, T20是Matinloc组的顶界, 时代为~5.5 Ma (图 2).
4. 变形特征
礼乐盆地在新生代发生拉张减薄, 形成了一系列由正断层控制的半地堑及掀斜断块.以下将针对不同的构造单元进行详述.
4.1 断陷盆地区
礼乐盆地断陷盆地区以伸展活动为主, 从剖面上可以看出表现为一系列多米诺状半地堑, 伸展活动从裂谷期一直持续到漂移期(Tg—T60).其边界断层均为海倾.部分正断层甚至切至海底, 表明其活动一直持续至今(图 4).伸展活动期间的充填沉积为典型的楔状, 为铲式断层所控制, 在断层的上盘会发育一些次生断层, 断距均不大.伸展活动之后的沉积(T60之后) 掩埋了这些半地堑, 变形较弱.在沉积基底中具有一些断续却明显的反射(图 5), 连接这些较强的反射会形成一个铲式断层, 在大约8 s (双程走时) 处开始变得平缓, 显示了在基底存在的低角度拆离构造.该拆离构造的主拆离面为前面所述的地垒构造NW侧半地堑的边界断层(图 3, 200~220 km), 向海方向的一系列半地堑及掀斜断块均受到此拆离面的控制.
图 5 NH973-2测线COT区基底内部反映莫霍面的内部反射(位置见图 3b)Fig. 5. Blow-ups of the deeper parts of the seismic sections showing possible Moho reflections in the area of the continent-ocean transition (COT)4.2 礼乐滩区
礼乐滩被认为是和中沙地块、西沙地块等类似的刚性地块, 新生代变形作用较弱(Sun et al., 2009; Franke et al., 2011).其上的沉积中唯一可以连续追踪的界面为T60界面, 海底发育了大量的碳酸岩礁体和冲沟—水道等, 形成了崎岖复杂的地貌特征.Tg不整合面均可识别, 其下可能会有中生代的沉积, 如在礼乐滩的Sampaguita-1井即钻遇了600 m厚的早白垩世海相砂岩和页岩(Taylor and Hayes, 1983) (图 1).岩性分析表明这些中生代沉积源自华南大陆, 表明在海底扩张前礼乐滩为华南陆缘的一部分(Sales et al., 1997).但由于礼乐滩上大量发育的碳酸岩礁体对地震反射能量的削弱作用, 中生界在地震剖面中没有很好的反射特征, 无法确定底界.
4.3 COT及东部次海盆区
在地震剖面中很难确定洋陆过渡带(COT) 的确切位置.从礼乐滩向洋盆具有一系列的向海倾斜正断层, 向下切穿基底, 向上切至T40界面(中中新世), 并形成了半地堑和一些小的地垒构造(图 3).这些构造表明其下为拉张减薄的地壳.地震剖面中在大约8 s (双程走时) 处有明显的反射界面, 并向着礼乐滩方向加深(图 6), 该界面很可能为莫霍面, 在图 3中0~40 km的壳体厚度表现为典型的洋壳.T40之后的沉积基本为水平状, 平行于海底.
图 6 NH973-2测线断陷盆地区基底内部反射(内部反射可与其上的控坳边界断层相接, 组成低角度拆离系统.位置见图 3b)Fig. 6. Internal reflectors beneath the rift grabens along profile NH973-25. 伸展特征及期次
岩石圈拉张形成的张裂盆地或者张裂陆缘不仅表现为上地壳的正断作用所表现的脆性拉张, 同时也包括地壳和岩石圈的减薄(McKenzie, 1978), 而地壳的脆性拉张可以通过对正断层水平断距的计算获得(Davis and Kusznir, 2003).通过测量NH973-2多道地震剖面的正断层水平断距(测量的区域见图 3), 得出总伸展量(Lt), 总伸展率(E=L/Lt, L为测量区域现今总长度), 以及伸展因子(βf=L/ (L-Lt)).同时我们也可以得到不同时期的伸展量及伸展率(表 2).拉张量的测量利用了Paradium公司的GeoSec软件.
表 2 礼乐盆地区根据断层水平间距计算的相关伸展参数Table Supplementary Table Extension factors caused by normal faulting in the Reed Bank basin测线 计算长度(km) 阶段 拉张量(km) 拉张率(%) 总拉张量(km) 总拉张率(%) 伸展因子(βf) NH973-2 171.40 裂谷期 16.15 9.42 23.14 13.50 ~1.2 漂移期 5.80 3.38 后漂移期-1 1.23 0.72 后漂移期-2 0.00 0.00 对不同阶段伸展率的研究发现, 礼乐盆地具有2期的拉张(图 7), 其中第一期主要的拉张发生在古近纪大陆裂谷阶段(Tg—T70).该时期的伸展率为9.4%, 几乎为总伸展率(13.5%) 的2/3.第二期拉张发生在漂移阶段(T70—T60), 但是伸展强度明显减弱, 伸展率为3.4%, 只占第一期的1/3.拉张作用在T60之后基本停止, 局部地区由于一些正断层的重新活动而仍体现出拉张作用, 部分正断层的活动甚至一直持续至今(图 4).
图 7 礼乐盆地区不同阶段的拉张系数Fig. 7. Extension rates for different periods as derived from the estimation of fault heaves6. 讨论
6.1 伸展因子及拉张模式
至目前为止对南海南部陆缘减薄地壳伸展因子的研究仍然比较少. Holt (1998)通过重力反演得出了南沙地区的地壳厚度, 初始地壳厚度根据婆罗洲滨海地区的厚度设定为30 km, 得出的全地壳伸展因子在婆罗洲滨海区域为1.3左右, 逐渐增加到洋陆过渡带区的3.0. Franke et al. (2011)根据最新获得的重力数据进行了二维重力模型反演, 表明在西北巴拉望滨海区具有减薄强烈的地壳, 而全地壳伸展因子在该区域可以达到2.0, 在洋陆过渡带区可以达到3.0.
全地壳伸展因子可以根据公式βc=To/Te进行计算, 其中To为地壳初始厚度, Te为拉张后地壳的厚度(McKenzie, 1978).由于南部陆缘在海底扩张前为华南陆缘的一部分, 因此地壳初始厚度以参考华南陆缘的地壳厚度为最佳.最新研究表明, 华南陆缘滨海区域的莫霍面深度为30 km (Chen et al., 2010), 因此地壳初始厚度设定为30 km.计算的第二步是获取对拉张后地壳厚度.“973”项目在布设NH973-2多道地震测线的同时, 也进行了海底广角地震测线的布设, 获得了沿NH973-2测线的深部结构信息, 并从中得出了礼乐盆地区地壳的厚度信息(阮爱国等, 未发表).根据前述公式, 计算了礼乐盆地区沿测线的全地壳伸展因子(图 8).
前文已根据断层水平断距得出礼乐盆地上地壳伸展因子为1.2左右(表 2), 与该区全地壳伸展因子之间存在较大的差异(图 8).在礼乐滩区域, 该区域的新生代伸展变形极小, 表现为刚性地块, 上地壳的脆性伸展因子均小于1.1, 而该区域全地壳的伸展因子均在1.5以上, 在COT区甚至可以达到3.3左右.即便是在礼乐盆地的伸展构造发育的断陷盆地区, 上地壳伸展因子在1.3左右, 也与全地壳伸展因子(约为2) 之间存在差异.这表明南海南部陆缘在不同深度上伸展率并不一致.
近些年来对被动陆缘的研究表明, 拉张在纵向上是非均一的, 不仅在地壳伸展因子与岩石圈伸展因子之间存在差异, 同时上地壳脆性伸展因子和全地壳伸展因子之间也存在差异(Ziegler, 1983; Sibuet, 1992; Driscoll and Karner, 1998; Clift and Lin, 2001; Whitmarsh et al., 2001; Meredith and Egan, 2002; Davis and Kusznir, 2003; Contrucci et al., 2004; Kusznir et al., 2005).目前对这种差异的解释有2种观点, 其一是认为在地震解释中未能对所有的断层进行解释, 或者因为存在多期断层, 使得有很大一部分的拉张并不能通过地震剖面被观察到, 从而使得根据断层水平断距获得的上地壳脆性伸展因子被低估(Reston, 2005, 2009).另外一种被广泛接受的观点是断层的几何学特征涵盖了全部或者接近全部的上地壳脆性拉张, 差异的存在和岩石圈的非均一拉张相关, 在纵向上不同的层位可能具不同的伸展量, 因此这种差异用与深度相关拉张模式(depth-dependent stretching) 进行解释(Driscoll and Karner, 1998; Clift and Lin, 2001; Davis and Kusznir, 2003; Crosby et al., 2011).
礼乐盆地的礼乐滩区域在上地壳没有发生较为强烈的脆性变形, 该区对一些正断层未能解释而使得伸展被大大低估的情况完全可以被排除(Reston, 2009), 该区较大的全地壳伸展因子很可能是与韧性的下地壳伸展相关.而在脆性变形发育的断陷盆地区, 上地壳伸展因子和全地壳伸展因子的差异依然达到了35%, 根据对地震剖面的解释识别出了位于上地壳中的大型拆离面, 而且在两条剖面中作为张裂作用基底的不整合面(T70) 均清晰可见, 剖面中的基底拆离构造很明显, 虽然可能会有一些断层未被解释而使得伸展量被低估的情况, 但Davis and Kusznir (2003)认为, 即使因为解释的原因而被低估的伸展量可以达到50%, 该数值也只会导致比较少的差异.因此, 很难完全用所谓上地壳脆性伸展因子被低估来解释伸展因子之间的差异.
与深度相关拉张模式的另外一个特点是裂离型被动大陆边缘在大陆张裂阶段沉降较少, 而在张裂结束之后开始发生大规模的沉降.如前所述, 南海南部陆缘发育了大量的台地相碳酸岩, 年代从晚渐新世至早中新世, 这表明自海底扩张运动开始以后的长时期内(超过10 Ma), 南海南部陆缘一直处于浅海相的沉积环境, 这可能与陆缘岩石圈地幔虽然远离海底扩张中心, 但活动并未发生减弱, 且一直在底部支撑减薄的陆壳相关(Franke et al., 2011).覆盖于漂移期碳酸盐岩之上的后漂移期-1的沉积显示了半深海—开阔海相的沉积环境, 表明伸展活动结束后礼乐盆地大规模快速沉降.该现象也与深度相关拉张模式一致.
因此, 笔者认为用与深度相关拉张模式来解释南海南部陆缘礼乐盆地全地壳拉张和上地壳脆性拉张之间的差异更为合适.
6.2 区域构造事件在礼乐盆地的响应
中生代期间, 现今的南海南部陆缘与北部陆缘均位于北侧, 是华南陆缘的一部分.晚白垩世以来, 古太平洋板块俯冲带发生后撤(Northrup et al., 1995).在后撤过程中, 紧邻海沟的大洋板块随着海沟后撤, 使得该区由挤压环境转变为拉张环境, 陆缘区开始裂离减薄, 并形成了一系列的被动陆缘盆地(Holloway, 1982; Luedmann and Wong, 1999), 礼乐盆地也开始发育.古近纪以来礼乐滩与中沙地块相接, 拉张活动主要集中在断陷盆地区, 并受到低角度拆离系统的控制, 形成了该区半地堑—地堑以及掀斜断块构造.并沉积了裂谷期沉积(Tg—T70).T70面为区域性不整合面, 与南海海底扩张开始时间相对应.
30 Ma拉张应力的积累最终导致南海开始海底扩张, 先前与中沙地块相接的礼乐滩及南侧盆地随着海底扩张向南移动.在漂移期间, 包括礼乐盆地在内的南部陆缘仍有伸展活动, 但拉张强度大为减弱.漂移期间南部陆缘长期处于浅海相的沉积环境, 沉积了一套大范围分布的台地相碳酸盐岩(T70—T60).随着南部陆缘与婆罗洲在中中新世期间(约16 Ma) 的碰撞(Clift et al., 2008), 南海海底扩张运动停止, 礼乐盆地的伸展运动也停止, T60界面不仅标示着碳酸盐岩的顶界面, 也是一个区域性的不整合面.而礼乐滩也最终停止向南漂移, 止于现今的位置.
中中新世之后伸展活动基本停止, 局部的区域可能还有部分断层的活动, 并持续至今.南部陆缘开始进入热沉降阶段, 沉积环境开始由浅海相向半深海相—深海相的沉积环境转化, 沉积了后漂移期沉积(T60至今).
7. 结论
(1) 对南海南部陆缘穿越礼乐滩地区的NH973-2多道地震剖面进行了解释, 共解释出4个层序地层单元及6个层序界面(T20, T32, T40, T60, T70, Tg).大陆裂谷期(Tg—T70) 和漂移期(T70—T60) 的沉积均显示为楔状, 收到伸展作用的控制.T60以上为后漂移期沉积, 基本不受构造运动的控制.T70和T60是新生代沉积中2个重要的不整合面: 前者标示着海底扩张运动的开始; 后者是研究区广泛分布的晚渐新世—早中新世台地相碳酸岩的顶界, 标志着拉张活动的结束和快速沉降作用的开始.
(2) 通过对地震剖面解释中断层水平断距的测量计算了礼乐盆地与伸展相关的一些要素, 包括总伸展量及总伸展率、不同时期的伸展量及伸展率以及伸展因子.对这些要素的研究发现新生代的伸展活动可以分为2期, 主伸展期发生在古近纪大陆裂谷期, 漂移期之后南部陆缘依然有伸展活动, 但强度大为减弱.大部分的伸展构造都受到低角度拆离系统的控制.
(3) 礼乐盆地上地壳脆性伸展因子与全地壳伸展因子之间存在差异.强烈减薄的地壳以及伸展因子差异的存在表明该区经历了与深度相关的拉张模式, 在纵向上拉张是非均一的.
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图 1 南海南部陆缘地貌特征及主要构造单元
黑色实线为NH973-2多道地震测线
Fig. 1. Morphological features and major tectonic units in the south margin of South China Sea
图 2 研究区主要层序界面时代、岩性及主要构造事件
Fig. 2. Seismic stratigraphy, lithology and major tectonic events of the study area
图 3 穿越礼乐盆地的NH973-2多道地震剖面
a.原始地震剖面; b.主要地震反射特征; c.地质解释图; 断层水平断矩测量的区域见图 3c
Fig. 3. Multichannel seismic profile NH973-2 across the Reed Bank basin
图 4 NH973-2测线反映伸展结构的典型地震剖面段(a) 及地质解释(b) (位置见图 3a)
Fig. 4. Seismic section (a) and interpretation (b) in the Reed Bank basin showing a consecutively developed half-graben system
图 5 NH973-2测线COT区基底内部反映莫霍面的内部反射(位置见图 3b)
Fig. 5. Blow-ups of the deeper parts of the seismic sections showing possible Moho reflections in the area of the continent-ocean transition (COT)
图 6 NH973-2测线断陷盆地区基底内部反射(内部反射可与其上的控坳边界断层相接, 组成低角度拆离系统.位置见图 3b)
Fig. 6. Internal reflectors beneath the rift grabens along profile NH973-2
图 7 礼乐盆地区不同阶段的拉张系数
Fig. 7. Extension rates for different periods as derived from the estimation of fault heaves
表 1 南沙区域拖网站位获取的碳酸盐岩的岩性及沉积环境(据Kudrass et al., 1986)
Table 1. Lithology and depositional environment of carbonate rocks
拖网站位 岩性 年代 沉积环境 SO23-27 松散富红藻粒状灰岩, 内成碎屑粒泥灰岩 晚渐新世—早中新世 浅海—开阔海相, 泻湖相 SO23-38 多孔含红藻—圆盾虫粒泥灰岩, 生物碎屑粒泥灰岩 晚渐新世—早中中新世 浅海—开阔海相 SO27-16 印模粒泥灰岩, 内成碎屑泥粒灰岩 晚渐新世—中中新世 浅海—开阔海相 SO27-21 层状含石英, 富红藻泥粒灰岩 晚渐新世—早中新世 开阔海相 SO27-25 富红藻粒泥灰岩, 内成碎屑富红藻泥粒灰岩 晚渐新世—早中新世 浅海—开阔海相 SO27-26 多孔富红藻泥粒灰岩, 粒泥灰岩 晚渐新世—早中新世 深海相—开阔海相 SO27-69 富有孔虫泥粒灰岩, 粒泥灰岩 晚始新世—早中中新世 浅海—深开阔海相, 半深海相 
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表 2 礼乐盆地区根据断层水平间距计算的相关伸展参数
Table 2. Extension factors caused by normal faulting in the Reed Bank basin
测线 计算长度(km) 阶段 拉张量(km) 拉张率(%) 总拉张量(km) 总拉张率(%) 伸展因子(βf) NH973-2 171.40 裂谷期 16.15 9.42 23.14 13.50 ~1.2 漂移期 5.80 3.38 后漂移期-1 1.23 0.72 后漂移期-2 0.00 0.00
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