有关地质历史时期碳酸盐岩台地的消亡一直是沉积学研究的难点和热点科学问题。Erlich et al. (1990)提出：对控制碳酸盐岩发展演化过程中的各种沉积事件的分析，不仅可以重建区域的沉积、构造、海平面演化过程，而且还能指导石油地质学家的储盖预测工作。珠江口盆地早中新世碳酸盐岩集中分布在盆地东部东沙隆起之上 (刘军等, 2007)，其中的流花生物礁是其典型代表 (Zampetti et al., 2005; Sattler et al., 2004, 2009; Story et al., 2000)。Bassant et al. (2004)就流花地区井下的碳酸盐岩与土耳其Mut盆地的露头进行了对比研究，认为早中新世南海北部碳酸盐岩台地的形成演化受同时期全球高幅度的海平面升降的控制。实际上，碳酸盐岩的生长发育一般要经历几个百万年至数十个百万年不等的时间，它的萌芽、多期生长和消亡受构造、海平面变化、海洋环境和气候等综合因素的制约 (Wilson and Evans, 2002; Bachtel et al., 2004)。Fyhn et al. (2013)对南康盆地早中新世碳酸盐岩的生长过程研究表明，碳酸盐岩的生长受控于古地貌 (构造高点)、区域海侵作用、温暖的气候条件，而北部欧亚大陆边缘的隆升、底部火山作用和陆源碎屑物的富集是碳酸盐岩台地消亡的主要原因；Ting et al.(2010, 2011, 2012) 通过对沙捞越地区台地边缘形态学的研究支持“同沉积断裂对台地溺水事件起主导作用”的观点；Menier et al. (2014)对Luconia地区的台地研究表明中新世台地边缘礁滩发育部位受控于基底各断块的倾斜方向；由此可见，构造和气候联合作用下的古海洋环境条件是碳酸盐岩生长、发育和消亡的决定性因素 (Fulthorpe and Schlanger, 1989)。

前期针对珠江口盆地早中新世碳酸盐岩的研究，由于取芯的限制，大量的研究工作集中在珠江组最晚一期灰岩顶部，通常有两派观点，一种是认为晚期碳酸盐岩台地的暴露所致 (Moldovanyi et al., 1995; Wagner et al., 1995; Story et al., 2000)，另一种观点则认为晚期流花地区经历了明显的淹没导致以生物礁主导的碳酸盐岩的死亡 (Erlich et al., 1990, 1993; Schlager, 1998; Sattler et al., 2009)。

随着近年来勘探工作的深入，二维地震在研究区的全面覆盖和大量三维地震的实施，邻区IODP1148站30Ma以来的同位素资料 (汪品先等, 2003) 的取得，特别是大量钻井的部署和深部钻井取心资料的获得，为全面系统研究珠江口盆地早中新世碳酸盐岩的生长发育期次和平面展布提供了坚实的资料基础，取得了一些突破性的认识：① 珠江组早期继承了渐新世的滨岸沉积，在21Ma左右开始了大规模的碳酸盐岩建造；② 东沙隆起上的不同地区，碳酸盐岩发育存在明显差异，陆丰地区碳酸盐岩发育较早，厚度较小，分布较广，但最早消亡；隆起北部H35井区-LF25一线附近灰岩厚度平均值接近250m左右，消亡时间晚于陆丰地区；而流花地区是最晚消亡的礁滩复合体，地层厚度最大，分布较局限。同时，也提出了一些新的亟待回答的科学问题：① 是什么事件引起了21Ma之后的碳酸盐岩发育？② 碳酸盐岩的发育与北部陆源碎屑的注入的消长关系？③ 东沙隆起上惠州、陆丰和流花地区碳酸盐岩发育差异的控制因素是什么？

基于此，本文在盆地东部的构造演化特征 (陈长民, 2000)、珠一凹陷和东沙隆起的物源变化 (庞雄等, 2007a) 等研究成果的基础上，深入开展新老钻井岩芯的古生物地层研究工作，系统开展东沙隆起早中新世珠江组主要沉积事件的研究，旨在深刻揭示早中新世珠江组碳酸盐岩生长、发育历程和消亡机制，建立南海早中新世碳酸盐岩生长、发育和消亡地质模式，提供一个完整的碳酸盐岩台地形成和消亡的研究案例。

Karig (1971)认为中国南海盆地是由弧后裂陷盆地进一步海底扩张演化后形成的具有被动大陆边缘的小型洋盆，也称大西洋型海盆 (姚伯初等, 2004)，珠江口盆地位于南海海盆的北部边缘 (图 1)，所以众多学者将其定义为“准被动大陆边缘”盆地。重磁异常资料显示，北东-南西向延伸的珠江口盆地自西向东被三条北西-南东向的断裂分割为几个构造段 (李平鲁, 1999; 陈汉宗等, 2005; 孙珍等, 2005)，盆地东部东沙隆起及周缘中生代-新生代基底构造均受控于F3断裂-惠东北卫滩断裂，它是渐新世-中新世一直活动的重要基底断裂，并且具有明显的“右旋”特征。盆地是以加里东期变质岩基底、海西-印支基底、燕山期华南大陆边缘的增生体为主 (谢锦龙等, 2010)，以南海运动面为界，盆地下部主要沉积陆相地层，晚渐新世为过渡环境，中新世以后转变为海相地层，碳酸盐岩主要发育于下中新统珠江组中。

图 1

Fig. 1

图 1 珠江口盆地及研究区位置图 Fig. 1 The Pearl River Mouth Basin and the location of study area

珠江组的上界位于钙质超微化石带NN4与NN5的界线，即中、下中新统界线；下界位于浮游有孔虫N4的底部附近，即位于中新统与渐新统界线。有孔虫属为N4-N8带，钙质超微化石为NN2-NN4带，底界年龄23.03Ma，顶界年龄为15.97Ma，地震反射上位于T40-T60之间 (图 2)，历经阿启坦阶与布加迪加尔阶。经地层对比发现，其中碳酸盐岩地层最早于21Ma左右开始生长，最晚于16.5Ma被泥岩淹没。

图 2

Fig. 2

图 2 珠江口盆东部惠州、流花和陆丰地区地层层序对比简图 (据黄诚等, 2010修改) Fig. 2 The stratigraphy and sequence correlation sketch among Huizhou, Liuhua and Lufeng area, eastern Pearl River Mouth Basin (after Huang et al., 2010)

在珠江组中共识别出包括生物化石带更替、不整合、火山作用事件、岩性和岩相转换、地震反射终止、测井突变和同位素突变 (图 3) 等7种类型的层序界面，在对这些层序界面成因和级次认定的基础上，建立了珠江组的层序划分方案，将珠江组划分为5个半三级层序。层序对比显示：南部地区缺失SQ1-SQ2层序，盆地北部凹陷区层序发育较完整。

图 3

Fig. 3

图 3 珠江口盆地东部珠江组层序界面特征 (右图邵磊等, 2008) Fig. 3 The sequence boundary characteristics of the Zhujiang Formation in eastern Pearl River Mouth Basin (right chart after Shao et al., 2008)

前人 (胡平忠, 1994^①; 何炎和胡平忠, 1995; 赵撼霆, 2011) 根据不同生物化石带、有孔虫特征和地震特征将珠江口盆地碳酸盐岩分为了5个期次。在建立了等时层序地层格架后，通过各单井具有定年意义的古生物化石对各方向上做连井对比，以分析灰岩发育时限与层序发育的关系，这样能较准确的分析各期碳酸盐岩的发育和消亡时限。灰岩顶界面从惠州-流花地区-陆丰地区为一个不等时面，不同沉积层序内部沉积了不同期或几个期次不同类型的碳酸盐岩 (图 2)，不同地区的发育特征也差异明显。

① 胡平忠. 1994.流花11-1礁 (滩) 型大油田地质规律与勘探经验.内部资料

(1) 陆丰地区：位于隆起东北缘 (图 4)，碳酸盐岩发育于SQ2期，海侵期为混积陆棚特征，发育数段薄层泥岩夹薄层灰岩，色深，以泥质粉砂-泥为主。高位期发育厚度40m左右灰岩段，岩性为砾屑灰岩、砂屑灰岩、生屑灰岩 (图 5a, b)，由底向顶颜色逐渐变浅。由于水体循环逐渐改善，底栖生物逐渐繁盛，含量达60%~80%，生物主要为珊瑚藻和大型底栖有孔虫，有孔虫以中垩虫和肾鳞虫为主 (图 5c, d)，少双盖虫，由于能量相对较高，底栖生物较为破碎，小型的有孔虫和浮游有孔虫都十分稀少。单井中钙质超微化石的分析表明，灰岩段位于NN2-NN1带中，表明发育时间早于19Ma。灰岩中发现主要的底栖有孔虫分子为：Spiroclypeus higginsi(希金斯圆盾虫) 和Miogypsinoides bantamensis(班塔拟中垩虫)，这指示了陆丰地区灰岩的死亡早于阿启坦阶 (20.43Ma)。进入布尔迪加尔阶以后 (SQ3以后)，陆丰地区整体被海水淹没，台地消亡，底栖有孔虫较少。

图 4

Fig. 4

图 4 珠江口盆地东部珠江组碳酸盐岩厚度分布图 圆点为有资料钻井，粉线为次级单元界线 Fig. 4 Carbonate thickness of distribution chart of Zhujiang Formation in the eastern part of Pearl River Mouth Basin Spot stand for having information of well drilling and pink line stand for borderline of secondary unit

图 5

Fig. 5

图 5 珠江口盆地东部东沙隆起陆丰地区珠江组岩石特征 (a) L15井1862.6m, 砾屑灰岩; (b) L15井1833.3m, 亮晶生屑灰岩 (-); (c) L15井1843.83m, Corallina sp.珊瑚藻 (-); (d) L15井1857.1m, Nephrolepidina sp.肾鳞虫 (-) Fig. 5 Rock characteristics of Zhujiang Formation in the Lufeng area of Dongsha uplift, in the eastern Pearl River Mouth Basin

(2) 惠州地区：本小区碳酸盐岩发育较早且时限较长 (SQ1-SQ3时期)，主要为SQ3期发育。凹陷内碳酸盐岩出现较早，平均碳酸盐岩厚度50m左右，隆起边缘发育稍晚，隆起高点H35井区最晚，碳酸盐岩厚度最厚可达近300m (图 4)。SQ1时期灰岩较薄，SQ2海侵后形成了短暂的陆棚沉积，之后发育了中等厚度的碳酸盐岩沉积。碳酸盐至少分为两期，SQ2高位期灰岩段在凹陷内为白云岩化微晶生屑灰岩、含泥质生屑微晶灰岩，主要为灰泥丘；隆起之上惠州井区下部为数十米厚细-粉晶白云岩，上部过渡为砂屑灰岩，晚期 (SQ3时期) 灰岩为生屑灰岩和珊瑚藻礁灰岩。惠州地区以H33灰岩分析较为仔细，生物化石丰富，占70%~80%，主要的种类是珊瑚藻和珊瑚，这两者此消彼长，不能同时繁盛，珊瑚藻以石叶藻 (Lp) 和石枝藻 (Lt) 最为丰富，珊瑚全是造礁的硬珊瑚为主。有孔虫在这一地区较少，仅见15%左右，其中最多的为Miogupsina(中垩虫)。隆起之上H34、H35等井区主要生物为珊瑚藻，含量一般为60%左右。SQ3(18.3Ma) 以后，惠州地区的碳酸盐岩全体被淹没，其后沉积了大段的泥岩夹粉砂岩。

(3) 流花地区：流花地区SQ2时期开始生长碳酸盐岩，最晚L18等以南井SQ5期后才被淹没，早期 (SQ2高位期) 是以细粉晶白云岩化有孔虫灰岩为主的碳酸盐岩缓坡沉积，随水体的加深，中期 (SQ3海侵期) 形成局限台地环境，生物主要以底栖的有孔虫为主，含微晶有孔虫灰岩较多。后期 (SQ3高位至SQ5期) 的海平面上升加快了碳酸盐岩的生长，形成了开阔台地及台地边缘环境，生物多样性加强，在顶部形成礁滩相及礁后相沉积，灰岩中珊瑚藻增加，主要以石枝藻为主，有孔虫主要以双盖虫为主，出现少量中垩虫。顶部岩芯和薄片中可见少量渗流粘土、黄铁矿被氧化等现象，代表微弱的暴露。16.5Ma后，被北部大量细碎屑岩披覆淹没，底栖有孔虫消亡。

研究区珠江组发育了底部碎屑岩，中部碳酸盐岩和顶部碎屑岩三段，纵向上的沉积演化从底部至顶部依次发育滨岸，陆棚，缓坡，台地，边缘礁滩，最后为浅海陆棚 (图 2)，各相带岩石类型特征明显 (图 6)，按三级层序体系域为单元的岩相古地理编图所揭示的沉积演化如下：

图 6

Fig. 6

图 6 珠江口盆地东部东沙隆起典型岩石类型 (a) H33井长石石英砂岩 (-)，滨岸相SQ1TST；(b) H28A井含石英砂生屑灰岩 (+)，混积陆棚SQ2HST；(c) H34井细-粉晶白云岩 (-)，缓坡相SQ2TST；(d) L11A井红藻石粘结礁，礁滩相SQ3HST；(e) L11B井海绿石生屑泥晶灰岩 (-)，台地相SQ3HST；(f) L33井含浮游有孔虫粉砂质泥岩 (+)，陆棚相SQ6TST Fig. 6 Typical rock type of Zhujiang Formation of Dongsha uplift in the eastern Pearl River Mouth Basin

SQ1沉积时期 (23.03~21.5Ma) 继承了珠海组过渡相沉积特征，以细砂岩为主，底部可见中-粗粒的石英岩屑砂岩，沉积厚度小，差异不大，厚约50~100m。由于渐新世末的构造抬升，隆起上南部包括L11A、D7、F33及东北部F17等井区仍为古隆起，持续的沉降作用致使古隆起提供物源能力减弱，由早期向北形成三角洲沉积体系转变为宽广的滨岸体系 (图 6a)，如：H33、H27D等井区，沉积区相对海平面上升，以海侵作用为主。此时期，珠一凹陷的水体较深，西北古珠江三角州退缩到H25、H32、X36等靠西的井区，韩江物源的影响至西向东逐渐减弱，稀土元素分析显示，F7井主要是受到韩江物源的影响，最远影响到F14C井区附近 (张向涛等, 2012)，隆起边缘的F15、F13等井区受到的北部和东北部的影响已非常少，主要的物源来自隆起之上。

随海侵扩大，在原来近滨砂滩的隆起边缘地带，由于波浪作用逐渐形成了障壁砂坝，障壁砂坝以南至南部隆起带之间形成了大范围的潮坪-泻湖环境，由于隆起西部和北部地区这一时期强烈的潮汐作用 (余海波和杜家元, 2011)，主要发育薄互层粉砂-粉砂质泥岩，在北部惠州凹陷内个别钻井见少量的灰岩夹层出现 (H23井)，说明开始出现了适应碳酸盐岩生长的环境。

SQ2时期 (21.5~20.43Ma)：海侵期，南部的古隆起继续下沉，隆起出露范围退至F33-D7-L18一线东南，沉积面貌的变化明显。此时期，北部物源不再影响东沙隆起，南部的物源供给作用微弱，随海平面的不断上升，陆棚沉积体系发育，在浅水陆棚边缘，原滨岸砂坝沉积区出现了少量薄层的碳酸盐岩沉积，前期的潮坪-泻湖形成了砂泥岩及少量灰岩夹层的混积陆棚沉积 (图 6b)。此时，流花地区刚沉入水下，发育以薄层砂岩为主的碎屑岩陆棚沉积。

高位期隆起几乎全下沉至海平面附近，在陆棚平缓的斜坡上，东沙隆起区第一期的碳酸盐岩沉积 (图 7a) 发育，坡度小，坡折缓，厚度差异较小但分布广，形成典型的碳酸盐岩缓坡沉积，与Sattler et al. (2009)推测结果一致，与这一时期世界各地均不同程度发育缓坡沉积吻合。陆表海水动力能量的差异造成沉积物分异作用明显，由南向北分为内缓坡 (Z带)，中缓坡 (Y带) 和外缓坡 (X带)。内缓坡以L11A井区为代表，水体较浅，海水循环不畅，主要受到北部和西部潮汐作用的影响，沉积物主要以含白云石及少许陆源的石英砂混合为特征，灰岩中灰泥含量较高，以微晶灰岩为主，灰泥多数是直接从海水中沉淀出来。围绕整个流花地区和东沙地区以外的弧形范围是缓坡内带，包括流花地区西部和北部F25、H28、H35等地区，底部为数十米厚细粉晶白云岩层 (图 6c)，含少量生物碎屑，灰岩中灰泥含量中等，泥晶灰岩主要由缓坡高能带礁滩相中生屑灰岩打碎簸选、搬运沉积而形成。此时期的破折仅在隆起与北部凹陷的边缘位置发育，可能与隆起区边缘此时的构造-火山活动密切相关。在高能带中，主要以亮晶的生屑灰岩，包裹较好的红藻石灰岩、红藻石团块灰岩为主，隆起上的F15、F22井区内灰岩中胶结物总体上亮晶含量比凹陷内F13井区灰岩段含量高 (图 5a, b)。在外缓坡带内，灰岩厚度较小，岩石颜色较暗，泥质纹层较多，由于海流和潮汐作用较强，海水中氧气供给较好，发育一些小的藻球粒，被大量灰岩包裹形成藻球粒泥晶灰岩。在高能带以北凹陷内，灰岩段逐渐减薄最后尖灭，被深水相的砂泥岩互层取代。

图 7

Fig. 7

图 7 珠江口盆地早中新世碳酸盐岩主要发育时期沉积演化特征 (a) 缓坡形成阶段；(b) 发育鼎盛阶段；(c) 淹没台地阶段；(d) 最终被北部物源“退积”淹没阶段 Fig. 7 Sedimentary evolution for the carbonate rocks in Early Miocene of the Pearl River Mouth Basin (a) the gentle slope formation stage; (b) the developmental stage; (c) the submerged platform stage; (d) the retrogradation was eventually north source flood stage

SQ3时期 (20.43~18.3Ma) 是研究区碳酸盐岩建隆作用最强烈的时期。海侵期沉积范围广，厚度大，东沙隆起几乎均被碳酸盐岩沉积覆盖 (图 7b)，在原有缓坡高能带上逐渐形成了碳酸盐岩台地的镶边，西北和北部迎浪面分别形成了侵蚀型跌积和沟槽型两类台地边缘，多数台地边缘礁滩相主要面对西北向，在惠州33井底部火山岩隆起之上形成了一个塔礁，台缘带以大量的高能滩和一系列以红藻点礁为主。这一高能带不断成长，台地内靠近西部及南部地区海水受到局限形成局限台地沉积，西部碳酸盐岩泥质含量较高，南部地区含少量粉砂岩和泥岩。隆起东北方向随海侵作用加大而被淹没，发育少量的高能带镶边，海水自由通畅从东北方向注入，在此方向上形成了宽广的开阔台地沉积，造成这种特征的原因可能与东北部的物源对东沙隆起的东北方向还有一定的影响作用、东北缘坡度较缓有关，所以碳酸盐岩台地的前期边缘高能部位被东北方推进至隆起上来的砂泥岩逐渐淹没呛死而停止生长。

HST时期，西北物源向盆地内推进，北部和西部低部位的碳酸盐岩礁滩被前积砂泥岩淹没，隆起上由于台地的不断生长与同沉积的断裂作用，地势相对较高，台地内部相对高部位发育海退期的生物礁滩组合，台地边缘向南部退缩，西部台地边缘坡度大，部分地区碳酸盐岩台地边缘形成断崖，直接与同时期碎屑岩接触；流花地区L11A井附近此时发育台地及礁滩复合体，发育大有孔虫及红藻石 (图 6d)。东北部由于物源的影响减小，也在靠近F25井区附近海底地貌相对较高的位置上形成了镶边，发育了台地边缘相带，随着海退作用的发生，在台地边缘发生垮塌作用，形成一定规模的跌积边缘，这一侧主要发育滩相的沉积。由于台地边缘形成镶边，台地内部发育大量低能生屑滩及少许台洼低能环境。由于北部细粒砂泥岩向隆起上退覆，整个台地向南部退缩。

SQ4时期 (18.3~17.3Ma) 沉积环境变化较大。海侵时期东沙隆起大部分地区均被细粒陆棚相沉积淹没，碳酸盐岩沉积往流花地区南部退缩，L11A井附近地区台地逐渐被淹没，顶部灰岩中残留大量小的浮游有孔虫及海绿石 (图 6e)，仅L4井发育一晚期的礁，东沙地区发育小规模的孤立台地，在南部深水陆棚区偶见一些小规模的点礁，西北方向的物源向盆地内注入而形成了少许的远砂坝沉积。高水位时期海平面整体下降，北部物源区向深水盆地进积形成一定规模的三角洲前缘和少量陆棚上的砂坝。碳酸盐台地规模进一步缩小，流花地区被前积的砂泥继续淹没，只有更高的南部L18地区附近幸存，此处由前期的局限台地逐渐演化为开阔台地滩相，东沙地区、F33等井区发育小规模的碳酸盐礁滩 (图 7c)。高位期是台地前缘礁滩塌积相发育的时期，但由于北部沉积物退覆及台地基地沉降，这一部分常被淹没，研究区台地边缘不发育。

SQ5沉积时期 (17.3~16.5Ma)，主要以加积作用为主，碳酸盐岩台地继续向南退缩，发育规模最小，几乎整个隆起被陆棚沉积淹没，西北部和东北部物源活动加强，三角前缘砂体向盆地内伸展。海侵期，北部古珠江和东北部古韩江物源供给能力开始提升，三角洲前缘伸入西北部H32-33地区，北部F13等井区也有小规模的发育。高位期三角洲前缘继续伸入盆地内部，最远延伸至隆起边缘 (图 7d)，南部以发育少许孤立的碳酸盐岩台地为主，在F33及周边发育一些环礁和台内的点礁，在L18井区主要以生屑滩为主。整体上L11A，DS1等地区以欠补偿沉积为主，沉积物较薄。

SQ6TST时期 (16.5~15.97Ma)，东沙隆起整体被陆棚相-三角洲前缘“淹没”，发育细粒砂泥岩互层，主要生物为浮游有孔虫 (图 6f)。

碳酸盐岩的生长发育，主要受构造、海平面及物源的控制。研究区由于盆地构造性质转换及物源变迁影响而出现碳酸盐岩生长的温床；受南海扩张牵连和全球Mil事件影响，相对海平面的变化促使碳酸盐岩的发育及演化，区域上的物源持续注入造成了多数碳酸盐岩的消亡；局部的礁滩则是古地貌及火山参与的结果。

前人 (陈长民, 2000) 将盆地东部早中新世的构造演化定义为断坳转换和热沉降阶段，结合本次沉积演化中碳酸盐岩大面积发育的时限分析，以20Ma左右 (±0.5Ma) 为界，将盆地东部的断坳转换和热沉降区分开为两个阶段 (图 8上)。23.03Ma至20Ma为断坳转换阶段，盆地南高北低，残存部分构造活动影响，研究区大部分地区不适宜生物的发育；20Ma以后，盆地进入热沉降阶段，此时东沙隆起火山作用较少，受南海海盆扩张的微弱影响，区内各区块发生差异沉降 (图 8左)，盆地逐渐转变为北高南低。20Ma之后的短时期 (2Myr左右) 范围内，盆地沉降不久，东沙隆起逐渐沉入水下，水体整体较浅，盆地构造活动微弱，整体坡度平缓，灰岩沉积出现。

图 8

Fig. 8

图 8 珠江口盆地早中新世构造演化示意图 (位置方向如图 1剖面1)(上图据刘安, 2007) Fig. 8 Tectonic evolution in Early Miocene in Pearl River Mouth Basin (location of section 1 as shown in Fig. 1)(upper chart after Liu, 2007)

珠江口盆地以南IODP1148航站钻孔资料揭示，在25Ma前后特别是23Ma以后，区域物源在逐渐改变，从晚渐新世进入早中新世后沉积物质来源由南部变为北部，沉积环境由深海相转变为浅海相 (Li et al., 2003; 邵磊等, 2004)。这一改变在盆地内白云凹陷较为显著 (李云等, 2011; 庞雄等, 2007b)。在珠江口盆地东部，其物源区特征也类似于1148航站，总体上由早期南北两方向物源转变为北部物源为主。

渐新世珠海组时期，盆地东部珠一凹陷为主要沉积中心，盆地内大范围接受海陆过渡相沉积，渐新世与早中新世交界时期，东沙隆起区在沉积了珠海组地层后再一次抬升暴露并持续向北部珠一凹陷提供物源。

珠江组早期 (23~20Ma) 继承了珠海组晚期的强烈构造活动，东沙隆起刚刚开始加速下沉，仍在向北部珠一凹陷提供少量物源 (图 9)，以隆起对北部凹陷等低洼区填平补齐为主。同时这期间，向欧亚板块俯冲的印度岩石圈发生拆沉作用，导致喜马拉雅进入后造山阶段，青藏高原向东伸展 (安芷生等, 2006)，造成华南大陆的古老沉积岩被古珠江和古韩江带入珠江口盆地 (庞雄等, 2007b)，这部分物源首先被珠一凹陷等捕获 (李安春等, 2011; Wu, 1994; Yu, 1990)。到达东沙隆起西北部后被鼻状东沙隆起切开，沉积物顺隆起的边界沿番禺地区向南和惠州凹陷向东搬运而未能超覆于隆起之上，这造成了早中新世早期陆丰凹陷内部的物源多源性 (张向涛等, 2012) 和白云凹陷内深水扇的形成。此时期为南北两向物源。

图 9

Fig. 9

图 9 珠江口盆地东部东沙隆起西南缘近南北向SQ1-SQ2层序充填特征 (方向如图 1剖面1) Fig. 9 Filling characteristic of SQ1-SQ2 developed in near NS direction, southwestern margin of Dongsha uplift in eastern Pearl River Mouth Basin (location of section 1 as shown in Fig. 1)

20Ma以后至17Ma以前，由于持续沉降，隆起南部逐渐形成水下古陆，不再或极少向北部提供物源，同时中国大陆变为了干旱气候 (Guo et al., 2002)，北部物源总体供给量也有所减小，此时隆起北部边缘水体清洁，适宜生物礁滩发育，这是碳酸盐岩发育的首要条件。

17Ma以后，夏季季风气候又持续增强，北部古珠江和古韩江物源供给作用增加，大量出现前积而来的碎屑物质。从盆地内大量的退积超覆沉积记录看出，影响珠江口盆地东部沉积记录的主要物源的方向已经从20Ma以后逐渐由南部转向北部，北部逐渐成为影响研究区的主要单一物源。

通过Haq et al. (1988)的全球海平面曲线和早中新世初期南极冰盖重大扩张事件来看，早中新世时期全球海平面总体在逐渐降低，表现为一个海退的旋回背景，区域上的物源对盆地持续影响 (图 7)，但颗粒大小及影响范围有限，珠江口盆地碳酸盐岩的发育受控于这个全球海退的大环境。

然而王春修 (1996)通过古生物资料重建的珠江口盆地古水深变化趋势显示盆地水深从早中新世开始在逐渐加深而并非一直降低，这表明构造沉降引起了研究区相对海平面的变化，这是控制碳酸盐岩发育的必要条件，同时他认为全球性气候变冷 (Mil事件) 所引起的冰川型海平面下降对研究区影响较大。结合研究区地层层序、李前裕等 (2007)通过地磁、古生物资料、氧同位素 (Zachos et al., 2001) 等编制的珠江口盆地的海平面变化曲线与汪品先等 (2003)的Mil事件发生时限良好的对比性可以看出 (图 10)，区域海平面的下降加速北部物源供给是导致珠一凹陷碳酸盐岩消亡的重要因素之一。

图 10

Fig. 10

图 10 珠江口盆地东部碳氧同位素及海平面变化关系 (据汪品先等, 2003; 李前裕等, 2007修改) 图右为研究区三级层序划分 Fig. 10 Relationship between carbon and oxygen isotope and sea level change in the eastern Pearl River Mouth Basin (modified after Wang et al., 2003; Li et al., 2007) Third-order sequence division of the study area as shown in the right figure

珠江口盆地珠一凹陷碳酸盐岩的发育主要受隆起构造沉降作用控制，早中新世以后，区域上的沉降中心逐渐向南部珠二凹陷迁移，早期北部凹陷最先快速沉降，东北次之，而南部隆起最晚 (图 11)；碳酸盐岩的发育时间也是由北向南逐渐变晚，隆起之上发育规模大、时间长 (图 11)。灰岩发育的时间先后与各区沉降早晚紧密相关：① 碳酸盐岩的发育都是在一次快速的沉降之后，最早快速沉降的隆起北部凹陷内，最早发育碳酸盐岩，东北部次之，而隆起之上时间最晚；② 21.5Ma以后，宽广的隆起上整体开始加速沉降，碳酸盐岩开始大面积发育，沉降向南迁移引起隆起上第二次快速沉降时间越早，碳酸盐岩越早消亡，沉降过快引起的淹没死亡是灰岩消亡的另一重要因素。

图 11

Fig. 11

图 11 珠江口盆地东部东沙隆起不同地区构造沉积差异性 构造沉降分析分别为H23井，F15井，H34井，L4井，使用盆地模拟软件求得 Fig. 11 Tectonic sedimentary difference in regions of Dongsha uplift and its peripheral areas in eastern Pearl River Mouth Basin The tectonic subsidence results are obtained by basin simulation from Well H23, Well F15, Well H34 and Well L4

21Ma以后，南部地区相继进入快速沉降期，在平面分布上碳酸盐岩逐渐往隆起东南方向迁移 (图 4、图 7)。SQ3以后，南部东沙隆起上的碳酸盐岩礁滩复合体主要发育在海侵期 (图 7)，台地边缘和前缘的垮塌主要在高位期发育，但此时的碳酸盐岩分布有珠江口盆地独特的特点，一是台地边缘和台地前缘垮塌平面分布范围规模十分小，二是碳酸盐岩持续向南部阶梯状退缩，这都是十分少见的。形成这种趋势的原因在于：1) 海侵期，沉降速率大于全球海平面下降速率，北部的地势较低的部位被细粒物质淹没，早期形成的碳酸盐岩地层较薄，含泥质成分较高，只有局部高点与靠近隆起区的高部位灰岩持续生长，出现并进和追补特征，在凹陷内易发育个别点礁，在隆起边缘底部有火山处易形成陡崖，地震上特征明显 (图 12)；高位期区域上北部物源作用加强 (图 7c, d)，相对海平面降低，碳酸盐岩出现堆积缓慢的追补特征，水体逐渐变浅，北部前积碎屑物持续前积披覆于灰岩上，逐渐影响到隆起上的清水环境，导致靠近北部边缘的碳酸盐岩生产速率降低，最终被呛死。这样一来，台缘的范围规模不能发育始终太大；2) 随着沉降中心由北向南迁移，隆起上南部地区的水体持续加深，靠近北部的礁滩被淹死或呛死之后，碳酸盐岩在南部继续发育，形成始终逐渐向南部的阶梯状退缩特征 (图 12)，这都是北部物源对研究区不断前积和加积的前提下，构造沉降与之共同作用的结果。

图 12

Fig. 12

图 12 碳酸盐岩的生长发育方式及基底特征 (剖面方向如图 1剖面2) Fig. 12 The growth and development of carbonate rocks and the characteristics of the basement (profile direction of section 2 as shown in Fig. 1)

从多方向地震剖面和连井上看，凡是礁滩发育部位或者台缘部位，其底部多数均伴随地貌上的局部凸起 (图 12)，凸起多数为小规模火山作用。火山活动的幅度和时间存在一定的规律，构造大规模抬起较高的南部早期被剥蚀，较晚发育礁滩 (图 9)，部分小规模的底部尖凸只局限于影响底部碳酸盐岩的地层而对上部砂泥岩互层没有改变，这可以看出，多数碳酸盐岩的发育是伴随同时向上隆起的火山作用或发育在早期形成的地貌高点上发育。所以，底部火山作用形成的所有古地貌高点对碳酸盐岩以及礁滩的发育与否和规模大小起十分重要的控制作用。

各时期的沉积事件是碳酸盐岩生长发育的关键影响因素。碳酸盐岩的发育和死亡可以是单因素原因，也可以是构造、沉积、地形、气候等的综合，但无论如何都在碳酸盐岩的生长过程中留下了不可磨灭的痕迹。

(1) 以普遍白云岩化、砾屑灰岩、风暴作用为代表的早期缓坡是珠江口盆地早中新世碳酸盐岩的萌芽阶段，它建立在南部隆起物源消亡而隆起区由南向北被早期的滨岸、陆棚沉积填平补齐的基础之上，快速沉降引起的海侵作用 (以大量海绿石的发育为代表，21Ma左右) 标志着碎屑岩沉积向碳酸盐岩沉积转变。第一次的碳酸盐死亡是由于这一时期的全球海平面下降到了最低位 (Haq et al., 1988)，引起了区域上的大面积退积作用发生，地势低洼地区的泥晶灰岩直接被北部细粒沉积物前积淹没。陆丰地区红藻石砾屑灰岩顶部表现为一低位暴露面，伴有1m厚的暴露溶蚀标志，但随后来自北部陆丰低凸起的粉砂质碎屑物质前积至此，终结了碳酸盐岩的生产，碳酸盐岩的死亡之前发育了大量红藻石团粒沉积。而H33等地以生屑灰岩为主而含少量红藻石的局部高地在第一期灰岩结束以后继续发育了第二期的珊瑚-珊瑚藻礁灰岩。隆起上第一期碳酸盐岩地层的分界面岩性上表现为白云岩化结束，岩相上由生屑滩相转变为礁相。

(2) 20±0.5Ma以后，是礁滩发育鼎盛时期 (SQ3时期)，此时碳酸盐岩面积分布较广，白云岩化普遍变弱，此时东沙隆起南部地势较高，台地逐渐向隆起上萎缩，形成阶梯状向南部退缩的样式。隆起的沉降造成了相对海平面的上升，此时沉降速率和海平面上升速率与碳酸盐岩的生长速率达到平衡，由于区域上的低水位而形成了大量向盆地内的细粒前积层，随隆起区沉降，台地北部边缘陆续被北部低位前积层呛死，地震上表现为水平下超于碳酸盐岩地层之上，在H284井边缘相变明显，与北部碎屑岩呈断崖式接触。基底的古隆起与否和地势的高低控制了碳酸盐岩先后的死亡时间，随沉降中心向南迁移，高部位与沉降和海平面变化达到平衡，灰岩继续生长。当持续到二级海平面加速海侵的时候，隆起上分布最广的碳酸盐岩沉积被逐渐全面淹没，只残留前积层最远接触点以南的碳酸盐岩继续生长 (像流花、东沙等地势最高的次级区块)。

(3) 最后期的碳酸盐岩 (流花等地) 的淹没过程前人讨论较多，但通过本次的实际分析来看，虽然在地震上水平上超作用明显，它却不是广泛意义上的海侵作用结果，而是随构造的反转，北部碎屑岩向南部盆地的前积作用造成。靠流花台地北部边缘的L4最后还发育了一段礁代表了隆起的旋转作用抬升了同沉积断裂切割的各次级区块北部边缘，虽然L4井先接触碎屑物源，但它比相对南部的L11A井地区更高，所以较晚被“淹死”。这也可能是流花地区碳酸盐岩地层顶部微弱的间歇性暴露作用发生的原因。本文更倾向于将这里的淹没事件解释为北部碎屑物注入而引起的碳酸盐岩的生长环境变化而逐步把生物礁滩呛死，它在表现上类似海侵作用特征，但碳酸盐岩的消亡与碎屑岩向南部盆地前积到达的时间和沉降中心的向南迁移速率直接相关。