南海是西太平洋面积最大的边缘海之一，自中生代末期以来一直受到欧亚板块、太平洋板块和澳大利亚-印度板块三大板块相互作用的控制，地质构造复杂，构造运动强烈.从其构造发育史看，它具有其独特的发育模式，是通过大陆张裂、分离和海底扩张而形成的边缘海盆，其构造演化又与周缘各地质单元具有密切的关系^[1].然而，对于南海的构造演化存在不同的观点^[2～12].如Taylor和Hayes^[3]、Briais等^[4]认为南海海盆新生代第一次海底扩张为N-S方向的，发生在渐新世(32～25 Ma)，产生了南海中央海盆的南北两部分洋壳；第二次海底扩张为NW-SE 方向，时代为早中新世(24～16 Ma)，形成了中央海盆中部洋壳和西南海盆洋壳，两次扩张之间，在25～23 Ma 发生了扩张轴由E-W 方向延伸转为NE-SW 方向延伸的跳跃.而姚伯初等^[8]则认为南海海盆受周缘大陆运动制约，具有多扩张中心和多期海底扩张特点.海盆中有三个残留的海底扩张中心，并发生过两次海底扩张.第一次海底扩张发生在晚始新世-早渐新世，扩张方向为北西-南东向，产生了南海西北次海盆和西南次海盆；第二次在晚渐新世-早中新世，扩张方向近南北向，形成南海中央海盆.引起上述不同观点的原因之一是由于在南海长期以来缺乏深海钻孔，许多问题只能通过地球物理资料或周边相关资料来解释，使研究受到一定限制.因此，从深海沉积角度阐明南海构造演化历史的作用过程，对建立南海大陆边缘新生代沉积演化模式，分析大陆边缘构造演化和重要地质事件的沉积响应有重要意义.

由于研究手段的不同，对南海北部渐新世末沉积物源的演化过程存在迥然不同的看法.例如，Clift^[13]认为渐新世末南海北部物源由华南近岸物源逐步转为华南地块内部，这个结果得到了粘土矿物学^[14]、地球化学^[15～17]、孢粉学^[18]及古海洋学^[19]的支持.但是，Li^[20]则认为1148站位沉积物在渐新世源自南海南部的印支陆块-巽它陆架-婆罗岛，到中新世则转变为南海北部源区，造成沉积物的Nd同位素εNd(0)值出现明显突变.可以看出，南海北部沉积物源在渐-中新世的界线附近存在明显改变是一个不争的事实，但是对于沉积物源自何方则存在明显不同的认识.

南海ODP184航次1148 站位为系统研究南海深海盆的形成演化、南海北部渐新世末沉积物源的演化过程提供了珍贵的研究素材.本文通过对1148站位沉积物中的陆源矿物组分含量、陆源矿物组分堆积速率、陆源矿物粒度、石英氧同位素及石英扫描电镜微形貌进行分析，并结合前人研究成果，从深海沉积记录入手探讨南海的形成演化历史，并尝试分析渐新世以来1148 站位沉积物的主要来源及其变化，并对1148 站位沉积间断形成的可能原因进行分析.

研究样品为1999 年在南海实施的ODP184 航次1148站位钻孔沉积物.1148站(18°50.17′N，116°33.94′E)位于南海北部陆坡下部，接近陆/洋壳边界(图 1)，水深3294 m，取芯长度859 mcd(合成深度)，为连续深海沉积物柱状样.本文中1148站位沉积物的年代地层框架是在磁性地层学和生物地层学的基础上通过线性插值建立起来的^[21～23]，其底部年龄为34 Ma，是ODP184航次中取芯最长、年代最老的站位^[21]，详细记录了渐新世以来南海北部的沉积历史.

本文采用硫酸氢钾(KHSO₄)熔融-六氟硅酸(H₂SiF₆)浸泡的化学分离法对ODP1148 站位的154个沉积物样品进行了矿物分离和定量统计.使用过量的H₂O₂ (30%，80℃)，HCL(2.6 mol/L，80℃)，NaOH(1mol/L，80℃)，KHSO₄(320℃加热30min，650℃加热45min)和H₂SiF₆(30%，25℃静置12h)等试剂与沉积物反应，分别去除掉沉积物中的铁锰氧化物和氢氧化物、生物或碎屑成因的碳酸盐、有机质、蛋白石、粘土矿物及长石^[25].处理后的样品用X 射线检测石英纯度在98%以上.据此计算出各个样品陆源物质中石英、长石和粘土矿物的绝对重量百分含量.石英、长石、粘土矿物和陆源物质含量数据来自文献[26].总物质堆积速率(Mass Accumulation Rate)(g·cm^-2 ·ka^-1)计算按照Rea等^[27]的方法：MAR = LSR×DBD，其中LSR为线性沉积速率(cm · ka^-1 )，DBD 为干容重(g·cm^-3).LSR 可以根据建立的年代深度框架获得，DBD 数据为ODP184 航次船上测得.由于考虑了压实校正，物质堆积速率MAR 比线性沉积速率更为真实.从而，陆源物质、石英、长石及粘土矿物的堆积速率可以通过它们各自的百分含量与总物质堆积速率计算获得.陆源物质的粒度分析在中国科学院海洋研究所用法国Cilas940L 激光粒度仪进行.其测量范围为0.5～2000μm，重复测量的相对误差小于2%.

图 1

Fig. 1

图 1 ODP1148站位图（修改自万世明等[24]） Fig. 1 Location of ODP site 1148 (revised from Wan et al. [24])

本文选取了1148站位65个层位进行了石英氧同位素的测定.分别称取分离出的石英样品12mg，用BrF5 法进行氧元素的提取^{[28， 29]}，并在高真空下和碳棒高温反应完全转化为CO₂ 气体.然后用MAT251EM 质谱仪把获得的CO₂ 气体进行氧同位素测定^[30].氧同位素在中国地质科学院矿产资源研究所测定，测量误差为±0.2‰.测定结果以标准平均大洋水(SMOW )作为标准表示：δ¹⁸O =[(¹⁸O/¹⁶O)_sample/(¹⁸O/¹⁶O)_SMOW -1]×1000‰.

在14～34 Ma之间选取6 个层位进行石英扫描电镜分析.所有样品均用超声波分散5min后，固定在铜托上，放入镀膜机中均匀镀以层厚为200?m的金钯合金，以供扫描电镜测试.样品测试在中国科学院海洋研究所运用KYKY-2800B 型扫描电镜进行.

1148站位陆源矿物主要由粘土矿物(51% ～87%)，长石(7% ～28%)和石英(5% ～29%)组成(图 2).从图 2可以看出，自34 Ma以来，石英和长石相对含量具有总体一致的变化趋势，而与粘土矿物相对含量的变化趋势相反，这主要是由于矿物之间的动力性质差异造成的.34～32 Ma期间它们的含量均呈增加趋势，之后直至28 Ma左右，尤其是30 Ma之前，石英呈快速降低趋势，长石与之趋势相似，而粘土组分则相反，这种降低趋势与沉积通量减少相一致，反映了构造活动的加剧和物源的快速远离.28～25 Ma为沉积间断，之后石英、长石总体上逐渐增加，粘土矿物呈相反的趋势，25～3.5 Ma期间变化趋势较为明显，3.5 Ma之后有所不同，石英的增加趋势变缓，长石含量陡然增加，相应地粘土含量迅速降低，暗示了物源的再次改变.如图 2 所示，1148站位陆源物质的质量百分含量在17% ～78%之间波动，其变化趋势总体与碳酸盐含量变化趋势^[21]相反，而与石英、长石、粘土矿物含量变化趋势基本相似，并且能够细分为5个明显的阶段.陆源物质含量总体趋势表现出在34～30 Ma之间其含量为46%～70%，平均为62%，之后其含量波动式减少，到28.3 Ma达到极小值30%；从25.4 Ma开始陆源物质百分含量又开始波动式增加、在23.5 Ma左右开始明显增加，在25.4～16.2 Ma之间其含量在17%～74%之间变化，平均为47%，到16.2 Ma达到极大值74%；自16.2 Ma至3.5 Ma，陆源物质百分含量有明显波动，但总体看变化趋势不明显，其含量在41%～65%之间变化，平均为54%；在3.5～0Ma陆源物质百分含量在55%～78%之间变化，平均为65%.

图 2

Fig. 2

图 2 1148站位34Ma以来陆源矿物组分相对百分含量、百分含量[26]、陆源物质平均粒径及碳酸盐百分含量[21]图中虚线和罗马数字表示陆源矿物组分的五个演化阶段 Fig. 2 Variations of weight percents of terrigenous components (quartz，feldspar, and clay minerals) and carbonate in bulk samples at ODP site 1148 in the northern South China Sea Since 34 Ma (dotted lines and roman numbers indicate five evolution stages of terrigenous mineral composition and carbonate)

1148站位陆源物质、石英、长石和粘土矿物堆积速率的变化趋势基本相似(图 3).34 Ma 稍后经历过短暂的快速增加后直至28.3 Ma，堆积速率波动式的快速减少，尤其在34～32 Ma期间降低尤为迅速，30.5 Ma左右有明显的增加；经历了沉积间断后，从25.4Ma开始陆源物质堆积速率又逐渐增加，23Ma前后有明显增加，之后经历了23～16.2 Ma、11～7.5 Ma、3.5 Ma～现今的峰值及16.5～11 Ma和7.5～3.5Ma谷值阶段.总体而言，25.4～3.5Ma堆积速率波动幅度较小，变化趋势不如岩芯的下部和上部明显，与矿物的含量变化相一致；3.5 Ma以来，堆积速率开始波动式地增加，至1.3 Ma左右达到该段的极大值，之后堆积速率又开始波动式地减少.总的来说，陆源物质堆积速率的变化范围为0.1～26.5g·cm^-2 ·ka^-1，平均为5.2g·cm^-2 ·ka^-1.石英堆积速率在0.01～4.7g·cm^-2 ·ka^-1 之间变化，平均为0.8g·cm^-2·ka^-1.长石(0.01～6.2g·cm^-2·ka^-1) 和粘土矿物(0.08 ～16.5g·cm^-2·ka^-1)堆积速率的平均值分别为1g·cm^-2·ka^-1和3.5g·cm^-2·ka^-1.

图 3

Fig. 3

图 3 1148站位34Ma以来陆源矿物组分堆积速率及碳酸盐堆积速率[21]图中阴影部分指示高堆积速率期和构造活动强烈期. Fig. 3 Variations of mass accumulation rates of terrigenous components (quartz，feldspar and clay minerals) andcarbonate[21] at ODP site 1148 in the northern South China Sea since 34 Ma (shaded parts indicate rapid mass accumulation rates and strong period of tectonic activity)

在扫描电镜和实体显微镜的观察下，进行石英氧同位素测定的65个层位的石英粒径均＜16μm，通过对＜16μm 石英δ¹⁸О 值的对比，可以排除由粒级不同带来的差异，从而保证不同样品之间的可对比性^[31].1148站位沉积物中的石英δ¹⁸О 值变化范围为14‰～21.5‰，均值为17.1‰(表 1；图 4、图 5).

表 1(Table 1)

表 1 1148站位34Ma以来的石英氧同位素值 Table 1 Oxygen isotopic ratios of quartz from sediments of OOP site 1148 since 34 Ma

表 1 1148站位34Ma以来的石英氧同位素值 Table 1 Oxygen isotopic ratios of quartz from sediments of OOP site 1148 since 34 Ma

图 4

Fig. 4

图 4 1148站位34 Ma以来沉积物石英氧同位素值与不同岩石类型石英氧同位素值[28]的对比 Fig. 4 A comparison of oxygen sotope ratios of quartz between sediments in the northern South China Sea and ditferent rock types since 34 Ma[28]

图 5

Fig. 5

图 5 南海北部ODP1148站34Ma以来沉积物石英氧同位素值，陆源矿物石英/长石比值，陆源物质平均粒径，陆源物质百分含量[26]，陆源物质堆积速率，Nd同位素εNd(0)值[13,20]及全球海平面变化[32]图 Fig. 5 Variations of oxygen isotope ratios of quartz， quartz/feldspar ratio, median grain size of terrigenous materials，weight percents of the total terrigenous materials in bulk samples[26] , mass accumulation rates of terrigenous materials, Nd values[13,20] and global sea level[32]

变化石英是自然界中普遍存在的矿物之一，常见于酸性火成岩、变质岩和沉积岩中，石英脱离母岩后，由于其性质稳定，抗物理、化学风化能力强而成为沉积物的主要组成部分^[33].在不发生重结晶的情况下，石英在搬运、沉积和成壤过程中，它的氧同位素比值(δ¹⁸О)不发生改变，能够保存源岩形成的环境等信息^[34].不同成因类型石英的氧同位素比值差异较大，如图 4所示，热液作用形成的岩石中石英氧同位素比值(δ¹⁸О)为4‰ ～10‰；低温条件下沉积作用形成的石英其氧同位素δ¹⁸ О 值可以高达40‰^{[28， 35]}.因此，作为示踪物源的指示剂，石英氧同位素比值的研究受到许多学者的关注^{[28， 29， 31， 34～36]}，分析沉积物中石英氧同位素比值能够较好地指示其物源系统.

1148站位34～0 Ma期间65 个层位的石英氧同位素值变化范围为14‰～21.5‰，均值为17.1‰(图 4，图 5).其中34～31.6 Ma之间所测7个石英δ¹⁸О值的变化范围为16.9‰～21.5‰，均值为19.2‰，石英氧同位素值总体偏高.从石英扫描电镜可以看出(图 7)，石英颗粒经受的化学作用比较强烈，在颗粒表面形成很多硅质球、硅质鳞片和硅质薄膜等硅质沉淀层，表明这个时期源区表生地球化学过程向有利于低温石英形成的方向发展，石英颗粒有很大部分形成于表生过程，由物理风化破碎而形成的内生成因石英含量相应降低^[31]，石英δ¹⁸О 值偏高，暗示此阶段是南海构造活动相对稳定期.在新生代早期，礼乐-东北巴拉望地块和华南地块连在一起^[37]，而1148站位此时距离礼乐-东北巴拉望地块很近，高陆源组分含量及陆源矿物组分堆积速率和高石英氧同位素值显示在渐新世南海扩张初期，1148站位以近源沉积为主，沉积物主要来源于礼乐-东北巴拉望地块.31.6～28.3 Ma之间所测13个石英δ¹⁸О 值的变化范围为14‰ ～16.6‰，均值为15.7‰(图 4，图 5)，石英氧同位素值分布相对较为集中，代表了较为稳定的物源供应，与34～31.6 Ma期间的石英氧同位素值相比，此阶段的石英氧同位素值大为降低.晚渐新世以来随着南海发生海底扩张，礼乐-东北巴拉望地块和华南地块破裂分离，并向南运动^{[37， 38]}，强烈的构造运动使得礼乐-东北巴拉望地块的物理侵蚀速率大大增加，从而在沉积物中含有大量的内生石英，使表生成因的石英含量相应降低，石英δ¹⁸О 值偏低，因此，从石英氧同位素数据并结合石英长石和粘土矿通量的变化可以看出，南海中央海盆裂开始于31.6 Ma左右.从图 7可以看出，此阶段的石英颗粒直径较大，所受的机械作用比较强烈，在颗粒表面发育了撞击坑，并且颗粒磨圆度不高，分选较差，暗示了南海北部地区在此阶段构造活动剧烈且主要以近源沉积为主，礼乐-东北巴拉望地块为南海北部地区提供了大量的沉积物.随着礼乐-东北巴拉望地块的向南运动，陆源物质含量及堆积速率明显呈现减小趋势(图 2，图 3).从图5可以看出，31.6～28.3 Ma对应海平面的低值期，而陆源物质含量及堆积速率却呈明显减小的趋势，说明沉积通量主要受物源控制，海平面变化的影响很微弱.

图 7

Fig. 7

图 7 1148站位34〜14 Ma沉积物中石英颗粒扫描电镜形貌图 (a)33.74 Ma;(b)29.19 Ma; (c)28.52 Ma; (d)24.12 Ma;(e)18.82 Ma;(f)14.73 Ma. Fig. 7 SEM images of quartz between 34 Ma and 14 Ma at ODP Site 1148 in the Northern South China Sea (a)33.74 Ma ； (b)29.19 Ma ； (c)28.52 Ma ；(d)24.12 Ma ； (e)18.82 Ma ； (f)14.73 Ma.

而25.4～23.3 Ma之间所测5个石英δ¹⁸О 值的变化范围为16.3‰ ～17.8‰，均值为17.1‰ (图 5).此阶段石英颗粒经受的化学作用比较强烈，在颗粒表面发育了很多硅质鳞片和硅质薄膜等硅质沉淀层(图 7)，相对于31.6～28.3 Ma而言，此阶段石英氧同位素值有所升高，可能意味着在此阶段南海北部地区的沉积物源区发生了改变.随着南海扩张，礼乐-东北巴拉望地块不断向南运动，而且随着印澳板块与欧亚板块碰撞加剧导致青藏高原隆升加剧，中国西高东低的古地理格局逐步形成^{[39， 40]}，华南地块开始成为1148 站位主要的物源区^[41].这次物源改变事件可能和南海扩张轴的向南跳跃不无关系，可以认为，正是该重大地质构造事件导致了南海北部沉积物源、沉积环境发生剧变，无论是沉积速率还是各种岩石地球化学分析、孢粉含量曲线、有机质含量等也都表现出明显的突变^{[18， 42， 43]}.23.3 ～16.3 Ma之间所测12个石英δ¹⁸О 值的变化范围为16‰～20.3‰，均值为17.3‰，石英氧同位素值的分布范围进一步扩大，其值也进一步升高，反映了随着珠江溯源侵蚀进一步加剧，来自华南内陆古老沉积岩的低温石英含量相应增加，该时期沉积物在物质来源上范围更广，使得华南地块古老的沉积岩区成为南海北部地区的主要源区^[41].从石英扫描电镜形貌也可以看出(图 7)，相对于24.12Ma、18.82Ma的石英颗粒较小，所受的化学作用比较强烈，在颗粒表面发育了硅质鳞片和硅质薄膜等硅质沉淀层，分选较好，暗示了南海北部在此阶段主要以远源沉积为主，珠江口盆地转为凹陷盆地，接收了沉积面积巨大、以泥为主的沉积堆积^{[44， 45]}.从石英/长石比值也可以看出(图 5)，在23.5 Ma前其比值小于1，长石含量高于石英的含量，在23.5 Ma后其比值一直大于1，长石含量低于石英含量，直到0.7 Ma左右少数层位的比值才小于1，相对石英而言，长石很容易发生水解作用而遭到破坏，因此，长石的上述这种变化也表明，在23.5 Ma之前，1148 站位离沉积物源区较近，长石的水解和物理磨蚀程度低，属于近源沉积，而23.5 Ma之后，南海北部转为以远源沉积为主.从石英-长石-粘土的三组分图解中也可以看出(图 6)，1148站位在23.5 Ma前后的矿物组合明显不同，似乎也暗示南海北部沉积物源区发生了改变.16.3～3.5 Ma之间所测19 个石英δ¹⁸О 值的变化范围为14.5‰～19.3‰，均值为16.8‰，石英氧同位素值的分布范围仍然较大，反映该时期沉积物的物质来源范围仍然较广，华南地块古老的沉积岩区仍是南海北部地区的主要源区，Nd 同位素εNd(0)值[13.20]也显示了在此阶段沉积物源没有发生变化(图 5).3.5～0 Ma之间所测9个石英δ¹⁸О 值的变化范围为16.8‰～17.9‰，均值为17.3‰，石英氧同位素值分布较为集中且总体趋于稳定，从图 4 我们也可以看出，此阶段陆源物质及各组分堆积速率总体呈现增加的趋势，并出现极大值，陆源物质的平均粒径也总体呈现增加的趋势(图 5)，Wan 等^[46]通过研究发现台湾陆源物质向南海北部的输送在Ma前开始增强，上新世之后，吕宋岛弧继续向北移动，与华南古陆碰撞，形成台湾隆起^{[8， 47]}，在深水底流的作用下为南海北部提供了大量的陆源碎屑物质^[46].

图 6

Fig. 6

图 6 1148站位34Ma以来石英-长石-粘土矿物含量三角图(陆源物质、石英、粘土、长石含量数据来自蒋恒毅等[26]) Fig. 6 Ternary diagram of quartz-feldspar-clay mineral at ODP Site 1148 in the Northern South China Sea since 34 Ma (data of terrigenous material， quartz， clay， feldspar is from Jiang et a[26])

结合34 Ma以来1148站位沉积物的陆源矿物组分相对及绝对百分含量变化，陆源矿物组分堆积速率变化及石英氧同位素变化，可以将南海海盆的演化划分为5个阶段来进行讨论.

(1) 扩张初期(34～28.5 Ma)

早期研究认为南海扩张始于早渐新世磁异常11带^[4]，据Gradstein 等^[48]，国际地层年代标准磁异常11带年龄约为30 Ma.可以认为，1148站位沉积物底部34～32 Ma以来较高的陆源矿物含量及快速的陆源矿物组分堆积速率，属于南海海底扩张开始之前近源沉积的产物.石英δ¹⁸О 值偏高，暗示着此阶段是南海构造活动相对稳定的时期.南海早渐新世的沉积特点是浅水与深水化石混杂、多陆源成分和高陆源物质堆积速率，说明扩张初期的南海还只是一条夹在陡坡间自东向西延伸的狭长海湾^[19].此时，1148 站位靠近礼乐-东北巴拉望地块^[38]，近距离的物源导致陆源物质的大量堆积.33.5～33.4 Ma期间是低海平面时期，陆架大面积出露，物源与研究站位距离较近，使得陆源物质供应量相应增加，沉积物粒径略有变粗，近距离的物源和低海平面是造成34～32 Ma以来高陆源组分和高陆源矿物堆积速率的共同原因.之后随着南海在31.6 Ma开始扩张，礼乐-东北巴拉望地块不断向南运动，逐渐远离沉积站位，陆源矿物堆积速率从30.4 Ma的7.2g·cm^-2·ka^-1下降到28.3 Ma的2.1g·cm^-2·ka^-1(图 3)；陆源矿物含量从30.4 Ma的61%下降到28.30 Ma的30%(图 2).平均粒径达到最大值，从海平面变化曲线也可以看出(图 5)，海平面在此阶段也达到了极小值，强烈的构造活动和低海平面是出现上述现象的共同原因.石英氧同位素值分布相对较为集中，而其值大为降低.晚渐新世以来随着南海发生海底扩张，礼乐-东北巴拉望地块和华南地块破裂分离，并向南运动^{[37， 38]}，强烈的构造运动使得礼乐-东北巴拉望地块的物理侵蚀速率大大增加，从而在沉积物中含有大量的内生石英，使表生成因的石英含量相应降低，石英δ¹⁸О 值偏低，因此，从石英氧同位素数据我们可以看出，南海扩张始于31.6 Ma左右.

(2) 构造活动剧烈期(28.5～23 Ma)

生物地层结果表明，在28.5～23 Ma 期间，1148站位沉积物有四个主要的沉积间断面：488，478，472和458～460mcd，其中458～472mcd为滑塌沉积，四大沉积间断相加总计缺失至少3 Ma的沉积记录^[49].其中，28.5 Ma(478 mcd)是南海西北海盆停止扩张，而南海扩张轴仅在中央海盆发生张裂，到25 Ma(472mcd)南海扩张轴发生跳跃，由原来的N-S方向转为NW-SE 方向，使南海西南海盆打开^{[3， 4]}.至23 Ma(458～460 mcd)南海出现一次大规模的构造运动，不但陆源矿物组成(图 2)，Nd同位素εNd(0)值和石英氧同位素比值发生改变(图 5)，更有较大规模的滑塌层出现，暗示着强烈构造活动的发生.在此阶段(28.5～23 Ma)，伴随着全球海平面的上升^[32](图 5)，南海的集水区域进一步扩大，陆源物质的输运距离增加.并且在南海扩张初期，珠江口盆地形成了一系列相互交错的凸起和凹陷，且全盆地相对统一的沉降作用明显加速，导致海水由南向北推进，逐渐淹没众多的沉积凹陷，因此，在晚渐新世来自华南的大部分陆源碎屑物质在到达1148站位前被这些洼陷所捕获^{[50， 51]}.并且由于礼乐-东北巴拉望地块加速远离1148站位，而此时由于青藏高原的隆升引导的区域地貌变化还没有波及到云贵高原和华南地区，或者说还没有根本改变华南和西南地区的地貌变化，珠江等大河尚未发育，因此北方华南大陆的影响还很小或根本没有影响到研究区，此时的总体情况是南部物源逐渐远离沉积站位，而北部物源区尚未影响到该区域.从图 2我们也可以看出，此时的陆源矿物含量出现最小值，陆源物质及各组分的堆积速率也要远小于南海扩张初期.此外，海底洋流的作用也不能忽略，当时菲律宾岛弧尚未到达现今位置，其沿一条NW 走向的断裂左行滑动，大约20 Ma时^[52]或晚些时候^[53]到达南海东部，使南海基本封闭，因此在28.5～23 Ma期间，南海与菲律宾海沟通自如，来自大洋的洋流动力作用强，使得陆源物质的平均粒径达到了极大值，并且石英扫描电镜图像也显示(图 7)，此阶段的石英颗粒也较大.由上述分析可认为，1148 站位沉积间断的形成可能是在南海扩张的背景下强烈构造运动、全球海平面的上升、物质供应的匮乏及海底洋流共同作用的结果.

(3) 构造活动减弱期(23～16.5 Ma)

在南海扩张轴发生“南跃”之后，构造活动逐渐变弱，南海盆地变得相对平静，陆源物质及各组分的堆积速率较低并且变化较小，南海海盆进入相对较稳定的发展阶段.随着印澳板块与欧亚板块碰撞加剧导致青藏高原隆升加剧，中国西高东低的古地理格局逐步形成，珠江流域向西扩展，使珠江有更广泛的物质来源^[15]，从而使得1148 站位沉积物源区范围也逐步扩大，导致陆源物质及各组分总体呈增加的趋势(图 2)，石英氧同位素值分布范围也更广(图 4，图 5).至16.5 Ma磁条带5 期，由于向南运动的礼乐-东北巴拉望陆块与加里曼丹和西菲律宾的碰撞，南海海底扩张结束^{[4， 38]}，造成陆源物质含量出现峰值，但在粒度曲线上反应强度不如渐新世时期强烈，邻近的1146站位的陆源矿物组分的堆积速率出现了明显增加^[54].ODP1148 站早中新世的介形虫和底栖有孔虫化石群，都反映出下陆坡的深度(＞1500m)，海盆水深已经加大，到扩张结束时已经达到现代深度，具有与现代相近的底栖生物组合^[19]，这与珠江流域向西扩展，沉积物源区范围扩大是相辅相成的.

(4) 热沉降期(16.5～3.5 Ma)

中中新世-上新世，南海海盆结束张裂后，新洋壳逐步冷却，导致盆地发生热沉降作用^[8]，海区以垂向构造运动为主，出现大规模的海侵活动.陆源矿物含量有明显的波动，但总体看变化趋势不明显，平均粒径及陆源物质与其各组分堆积速率总体也较稳定，波动不大，可能指示了此阶段物源的总体稳定.相邻陆区的构造运动对南海北部有一定影响，例如，13 Ma前后的青藏高原快速隆升导致南海陆源沉积通量的增加^[55].

(5) 台湾岛隆升期(3.5 Ma～现今)

上新世之后，吕宋岛弧继续向北移动，与华南古陆碰撞，形成台湾隆起^{[8， 47]}，为南海北部提供了大量陆源碎屑物质^{[56， 57]}，使得陆源矿物含量明显增加，陆源矿物各组分的含量也发生了明显改变，从图 3也可以看出，3.5 Ma以来陆源物质及各组分堆积速率呈现快速增加的趋势，陆源物质的平均粒径自上新世以来也总体呈现增加的趋势(图 5).台湾岛隆起形成后，原先向东敞开的南海海盆，成为四周被大陆地块和岛弧地块全面包围于衰亡关闭中的残留边缘盆地，现代南海的构造格局和沉积环境基本形成.

通过对ODP184航次1148 站位沉积物中的陆源矿物组分含量、陆源矿物组分堆积速率、陆源矿物粒度、石英氧同位素及石英扫描电镜的分析与研究，得到以下主要结论：

(1) 南海北部陆坡下部在渐新世时期的沉积物来源与近代不同，主要来源于研究区东南部的巴拉望地块等.南海扩张初期，分布相对集中的石英氧同位素值、直径较大和分选较差的石英颗粒、高含量的陆源矿物组分以及较高的陆源物质及各组分堆积速率都表明，南海北部陆坡区在此阶段主要以近源沉积为主，南部的巴拉望地块为南海北部陆坡提供了大量的物质供应.南海扩张轴在25～23 Ma发生向南跳跃后，陆源矿物组成发生改变，石英氧同位素值有所升高，其变化范围有所扩大，这意味着除华南沿海的花岗岩以外，华南内陆古老的沉积岩区也成为南海北部新的物源区，之后随着珠江溯源侵蚀的加剧，华南地块古老的沉积岩区逐渐成为南海北部地区的主要源区，南海北部转为以远源沉积为主.

(2) 根据1148站位沉积物的陆源矿物组分、陆源矿物组分堆积速率及石英氧同位素矿物比值分布特征，可将南海海盆的沉积演化划分为5 个大的阶段：即34～28.5 Ma，28.5～23 Ma，23～16.5 Ma，16.5～3.5Ma和3.5Ma～现今.其中在28.5～23 Ma期间，尤其是23.5前后陆源矿物组成和石英氧同位素值发生了明显改变，是南海渐新世以来演化过程中构造活动最为活跃的时期，造成了4 个期次的沉积间断以及滑塌层的出现.3.5 Ma以来随着台湾隆起的形成，在深水底流的作用下台湾成为南海北部陆源碎屑物质的主要贡献者.

(3) 陆源矿物组分、陆源矿物组分堆积速率、陆源物质的平均粒径及石英扫描电镜揭示了1148 站位沉积间断的形成可能是在南海扩张背景下强烈的构造运动、全球海平面的上升、物质供应匮乏及海底洋流共同作用的结果.

研究样品由国际大洋钻探计划提供.感谢ODP184 航次的全体科学家和船员的辛勤劳动.中国科学院海洋所的王红莉女士和中国地质科学院矿产资源所万德芳研究员在粒度分析和石英氧同位素测试中提供了帮助和指导，在此表示衷心感谢.