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Journal of Tropical Oceanography >

2025 , Vol. 44 >Issue 5: 125 - 139

DOI: https://doi.org/10.11978/2025005

Marine Geology

Erosion characteristics of the Paleogene top strata in the Nanxiong Basin, southern margin of the South China Block and its tectonic significance

  • ZHAO Peng , 1, 2 ,
  • SHI Xiaobin , 1 ,
  • LIU Lu 3 ,
  • SHEN Yongqiang 1 ,
  • REN Ziqiang 1
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  • 1. Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology (South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences), Guangzhou 511458, China
  • 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
  • 3. College of Geosciences, China University of Petroleum, Beijing 102249, China
SHI Xiaobin. email:

Received date: 2025-01-05

  Revised date: 2025-02-13

  Online published: 2025-02-17

Supported by

National Natural Science Foundation of China(42276074)

National Natural Science Foundation of China(41776078)

National Natural Science Foundation of China(42076075)

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Abstract

The onshore Cenozoic basins of the southern margin of the South China Block (SCB) commonly exhibit an unconformity between the Paleogene and Quaternary systems. Restoration of the erosion at this unconformity provides critical constraints for reconstructing the complete Cenozoic tectonic evolution of the southern margin of the SCB. This study focuses on the Nanxiong Basin, employing vitrinite reflectance as a paleothermal indicator to restore the erosion thickness of the unconformity between the Guchengcun Formation (top age ~56 Ma) and overlying Quaternary strata. The onset time of erosion was constrained by integrating low-temperature thermochronology data from the basin periphery. Results show that the erosion thickness of Paleogene top strata is approximately (2700 ± 300) m in the Nanxiong Basin, with the erosion starting from the Early Oligocene and lasting until the Early Quaternary. This strong erosion caused the highly mature source rocks to be denudated to shallow burial depths. Analysis reveals that the basin faulting development did not end after the depositional period of Guchengcun Formation in Nanxiong Basin but continued until the early Oligocene. Subsequently, the tectonic environment changed from extension to compression, leading to basin uplift and erosion until the early Quaternary. This intense erosion removed the sedimentary record of the late Paleocene − early Oligocene. The erosion process of the southern margin of the SCB since the late Paleogene was affected by combined effects of southeast extrusion from the Indo-Eurasian plate collision and subduction of the Pacific plate underneath the Eurasia plate. The uplift amplitude tended to decrease gradually from inland to coastal areas, resulting in differential evolution between onshore uplift and offshore subsidence.

Key words： vitrinite reflectance; erosion restoration; southern margin of the South China Block; Nanxiong Basin

Cite this article

ZHAO Peng , SHI Xiaobin , LIU Lu , SHEN Yongqiang , REN Ziqiang . Erosion characteristics of the Paleogene top strata in the Nanxiong Basin, southern margin of the South China Block and its tectonic significance[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2025 , 44(5) : 125 -139 . DOI: 10.11978/2025005

华南大陆南缘在三叠纪印支造山运动以后, 受周缘板块相对运动的影响, 自晚中生代以来经历了多期重要的挤压−伸展交替事件以及岩浆活动, 发育了深大断裂和红层盆地(广东省地质矿产局, 1988; Li et al, 2007; Shu et al, 2009; Li et al, 2014b; 张岳桥 等, 2019; Shi et al, 2022)(图1)。随着晚中生代伸展变形以来, 华南大陆南缘沿海地区中−新生代沉积盆地在早新生代伸展背景下得到继承性发育, 沿海区域广东省范围内发育了108个陆相沉积盆地, 约占该省面积的1/6, 并且出露的花岗岩约占该省面积的1/2, 它们是华南大陆南缘的重要组成部分(张显球, 1999; 舒良树, 2012)。华南大陆南缘沿海区域中−新生代沉积盆地, 如南雄盆地和三水盆地等, 在经历了白垩纪至早新生代伸展作用下的沉降以后, 晚新生代普遍发生了显著的隆升剥蚀作用(广东省地质矿产局, 1988; 侯明才 等, 2007; Chan et al, 2010; 舒良树, 2012; 邓平 等, 2012), 这些盆地的地层记录了新生代构造应力场反转的重要信息。这与近海区域的张裂盆地如珠江口盆地在晚新生代表现为持续的裂后热沉降特征形成强烈对比(龚再升 等, 1997)(图1)。新生代是华南大陆南缘沿海区域构造应力场转换和地形重塑的重要时期(广东省地质矿产局, 1988; Chan et al, 2010; Shi et al, 2012; Li et al, 2017; Shi et al, 2022)。然而, 前人对华南大陆南缘沿海区域的研究主要集中在新生代之前的构造演化和岩浆活动等方面, 对于新生代以来构造演化的了解尚不充分。了解这些沿海沉积盆地晚新生代的隆升剥蚀特征对重建华南大陆南缘的新生代构造演化历史至关重要。
图1 东亚主要构造要素(a)及华南大陆南缘构造特征(b)

图a中黄色箭头表示目前不同板块的大致运动情况(Simons et al, 2007)。BBWB表示北部湾盆地, PRMB表示珠江口盆地, QDNB表示琼东南盆地, TXB表示台西盆地, TXNB表示台西南盆地, YGHB表示莺歌海盆地。图b海岸线(黑色实线)基于中国地质调查局广州海洋地质调查局编制出版的南海晕渲地形图制作, 审图号为JS(2015)02-107, 底图无修改。断层位置数据来自 https://github.com/gmt-china/china-geospatial-data/releases, BHFZ表示北流−合浦断裂带, BHF表示百色−合浦断裂, EXFZ表示恩平−新丰断裂带, JSFZ表示江山−绍兴断裂带, NXF表示南雄断裂, WSFZ表示吴川−四会断裂带, XLF表示信宜−廉江断裂, ZBF表示紫金−博罗断裂, ZDFZ表示政和−大埔断裂带, HYFZ表示河源断裂带, LHSF表示莲花山断裂。XX'表示磷灰石裂变径迹研究的剖面位置

Fig. 1 Major structural elements in East Asia (a), and structural features of the southern margin of the South China Block (b)

在这些沿海陆相沉积盆地中, 南雄盆地是位于粤北地区研究程度较高的盆地之一, 连续沉积了晚白垩世—古新世陆相碎屑岩以及较薄的第四系。以往的研究在古生物学、沉积学、地球化学等方面取得了很大进展(张显球 等, 2006; 王雨豪, 2017; 赵资奎 等, 2017; 张族坤 等, 2019; 赵梦婷 等, 2021), 这些研究的兴趣点多集中于K/Pg界线(白垩系/古近系)和铀矿勘探开发等方面。南雄盆地大塘剖面是我国目前研究程度最高的非海相K/Pg界线剖面之一。然而对于盆地残余古新统与上覆第四系之间不整合面的剥蚀特征研究却少有涉及。对于经历过隆升剥蚀的沉积盆地, 剥蚀量估算是恢复盆地原型的首要前提, 对重建其构造演化历史至关重要。本文我们利用古温标镜质体反射率方法, 结合先前的沉积学和盆地周缘热年代学数据对南雄盆地古近系顶面地层隆升剥蚀的厚度和开始剥蚀的时间进行约束, 进一步探讨其构造意义。

1 地质背景

华南大陆位于秦岭−大别山造山带以南, 青藏高原龙门山断裂以东中国大陆南部的大陆及邻海区域, 是新元古代由扬子地块和华夏地块沿江山−绍兴断裂带拼合而成(图1)(广东省地质矿产局, 1988; 舒良树, 2012; 张国伟 等, 2013)。华南大陆南缘主体位于华夏地块, 该区域在中生代时期毗邻古太平洋板块俯冲带。中−晚侏罗世陆内挤压事件导致华南大陆形成NE (北东)向褶皱逆冲带(Yan et al, 2003; 张岳桥 等, 2012; Li et al, 2020)。白垩纪在NW—SE (北西—南东)向伸展应力作用下, 华南大陆南缘沿海区域山脉崩塌并产生一系列NE到NNE向陆相碎屑红层沿大型先存断裂充填的断陷盆地和裂谷盆地, 如南雄盆地、三水盆地、茂名盆地、东莞盆地、河源盆地和五华盆地等(广东省地质矿产局, 1988; 邓平 等, 2012; Li et al, 2022)(图1)。早新生代这些沿海白垩纪盆地继承性发育, 沉积了河流和湖泊相(广东省地质矿产局, 1988; 舒良树 等, 2004a)(图2a、2b)。与此同时, 在近海区域, 尤其是始新世—早渐新世的广泛张裂作用下, 形成了多个大型含油断陷盆地, 如北部湾盆地、珠江口盆地和琼东南盆地(龚再升 等, 1997) (图1、图2c)。然而, 随着南海于~32Ma开始海底扩张(Taylor et al, 1980; Briais et al, 1993; Li et al, 2014a), 这些近海裂陷盆地演变为持续沉降的裂后阶段(龚再升 等, 1997), 而沿海盆地却发生抬升剥蚀, 这在古近系与上覆第四系之间形成不整合面(广东省地质矿产局, 1988)(图2)。
图2 南雄盆地(a)、三水盆地(b)和珠江口盆地综合柱状剖面图(c)

图a修改自邓平等(2012)和Shi等(2022), 地层年龄参考张显球等(2021); 图b修改自Shi等(2022), 地层年龄参考陈盼盼(2018)和袁晓博(2019); 图c修改自赵中贤等(2009)和胡杰等(2021)

Fig. 2 Comprehensive stratigraphic column diagram of the Nanxiong Basin (a), Sanshui Basin (b), and Pearl River Mouth Basin (c)

南雄盆地位于粤北与赣南交接处, 主体位于南雄市内, 盆地总体呈NE—SW向带状展布, 面积约1800km2 (张显球 等, 2013)(图3)。南雄盆地位于东南侧的诸广山和坪田花岗岩体与西北侧的青嶂山和油山花岗岩体之间, 受北缘NE—SW向延伸的南雄断裂控制, 具“北断南超”的特征, 表现为宽缓单斜的断陷盆地(图3)(舒良树 等, 2004b)。南雄盆地发育于前寒武纪变质花岗岩和其它中浅变质岩组成的基底之上(赵佳楠 等, 2022)。盆内广泛发育晚白垩世—古新世地层(凌秋贤 等, 2005; 张显球 等, 2021), 主要沉积高连续性的陆相沉积碎屑岩, 其中红层沉积物出露面积约占盆地面积的40% (Luo et al, 2021)。白垩系由早及晚发育松山组(K2s)、主田组(K2z)和浈水组(K2zh); 古近系由早及晚发育上湖组(E1s)、浓山组(E1n)和古城村组(E1g)(图2a)(张显球 等, 2006; 张族坤 等, 2019; 张显球 等, 2021)。古近系仅发育古新统, 始新世—上新世无地层沉积记录(凌秋贤 等, 2005; 张显球 等, 2021), 古新统与上覆第四系呈角度不整合接触。
图3 南雄盆地地质简图(a)、AA' (b)和CC' (c)剖面图

图a修改自张族坤等(2019); 图b和图c修改自邓平等(2012)。图中红色实线和箭头分别表示断裂带和上盘滑动方向

Fig. 3 Simplified geological map of the Nanxiong Basin (modified after Zhang et al, 2019) (a), AA' (b), and CC' (c) profiles (modified after Deng et al, 2012)

华南大陆南缘NE—SW、NW—SE和E—W 3组走滑断裂是该区中−新生代沉积盆地的主要控盆构造因素, 其中南雄断裂是NE—SW向吴川−四会断裂东北端的重要分支断裂, 是南雄盆地发育的主要控盆构造(广东省地质矿产局, 1988)。南雄断裂总体NE—SW向延伸超120km, 倾向SE, 倾角约30°~45°。南雄断裂具有由浅到深角度变缓的趋势, 总体表现为大型低角度滑脱正断层(图3b、图1b)(广东省地质矿产局, 1988; 邓平 等, 2012)。南雄断裂最初活动于早白垩世, 表现为压扭性特征; 早白垩世末由逆冲推覆转为拉张伸展, 张扭性特征显著, 上盘沉积了以红层为特征的晚白垩世—古近纪陆相碎屑岩(邓平 等, 2012; 王雨豪, 2017; 赖静 等, 2020)。区内中−新生代断块升降构造变形强, 褶皱变形弱, 地层由白垩系单斜构造和古新统短轴宽翼复向斜组成(谢小占, 2015)。南雄断裂的运动学方式不仅对南雄盆地的形成和演化有着决定性控制作用, 也是粤北地区矿产发育的主控构造。

2 样品和方法

2.1 镜质体反射率方法

目前针对剥蚀量的恢复国内外学者大致提出了3类估算方法, 主要是与温度相关的古温标法、与孔隙度相关的方法和与地层对比相关的方法(Dow, 1977; 施小斌 等, 2013; Kamiya et al, 2017; 朱传庆 等, 2017)。镜质体反射率(Ro)是恢复剥蚀量的重要古温标, 其可记录岩石埋藏过程中所经历的最高古温度, 并且具有不可逆性。广泛应用于沉积盆地不整合面剥蚀厚度估算, 适用条件为不整合面上覆沉积量小于剥蚀量。该方法总体思路为调整剥蚀量, 使得在不同埋藏历史下样品在Easy%Ro平行化学反应模型(Sweeney et al, 1990)下经历最高古地温埋藏时的Ro预测值与Ro观测值一致。
我们共筛选了35个样品, 前往四川省科源工程技术测试中心完成样品制备, 并前往成都理工大学学习并完成了测试工作。镜质体反射率测试采取全岩测试法, 样品制备过程首先去除样品表面风化层; 碎样后筛选出8~16目的颗粒; 将颗粒转移至载样台进行胶结; 在试样预磨机上先后利用800目(粗磨)和1600目(细磨)的水磨砂纸, 在持续水龙淋浴下将样品预磨至表面在反射光下无折痕; 随后在试样抛光机上持续滴加Al2O3悬浮液进行抛光; 最后将样品置入60℃干燥箱烘干3~4h。镜质体反射率测试为镜质体抛光面在无荧光浸油(反射率1.518)下, 绿光(波长=546nm)的反射率。测试前使用Saphir (蓝宝石, 反射率0.589)和GGG (钆−镓−石榴石, 反射率1.721)标准样品校正信号强度与反射率值的线性关系, 当拟合度R2达到0.9999以上可认为达到测试标准。
我们根据镜质体反射率数据, 利用盆地模拟软件BasinMod对南雄盆地的剥蚀量进行估算(图4)。首先设定一个初始的剥蚀厚度; 假设孔隙度(ϕ)随深度(z)变化遵循压实规则ϕ(z) = ϕ0 exp(−cz), 式中, ϕ0为与岩性相关的初始孔隙度, c为压实因子(Sclater et al, 1980); 根据地层厚度、年龄、砂泥岩比值, 建立盆地的埋藏历史; 然后设定一个古地温梯度模型, 根据样品经历的埋藏历史模拟古地温演化; 根据Easy%Ro平行化学反应模型拟合得到样品的成熟度, 即Ro%预测值; 接下来通过反复调节剥蚀量的大小(取值间隔100m), 观察样品的Ro%实测值与预测值曲线的差异。我们通过计算均方根误差(root mean square error, RMSE)来评估剥蚀量计算结果(公式1), RMSE的极小值点为最佳剥蚀厚度。
$\text{RMSE}=\frac{\sqrt{{{\displaystyle \sum }}_{i=1}^{N}{\left({\text{Ro}}_{\text{o}}-{\text{Ro}}_{\text{p}}\right)}^{2}}}{N}$
式中: N为Ro数据的数量, i为第i个Ro样品, Roo和Rop分别表示观测值和预测值。
图4 剥蚀量估算流程示意图

Fig. 4 Schematic diagram of the erosion estimation process

计算模型中涉及的参数选取, 我们假设现今地温梯度为25℃·km-1 (胡圣标 等, 2001), 开始隆升剥蚀的时间设为29Ma (详见4.1节)。南雄盆地和三水盆地同受NE—SW向的吴川−四会断裂(或其分支断裂)控制, 现今热流均为70~80mW·m-2 (Li et al, 2023), 南雄盆地隆升剥蚀开始前的古地温梯度即最高古地温梯度根据三水盆地构造热演化的模拟结果设定为40~45℃·km-1。新生代地层年龄根据张显球等(2021)古生物研究成果, 将上湖组(E1s)底界面年龄设为68Ma, 浓山组(E1n)底界面年龄为62Ma, 古城村组(E1g)底界面和顶界面年龄分别为58Ma和56Ma。地层厚度和岩性参数参考地层描述及古地理资料(张族坤 等, 2019; 张显球 等, 2021)。

2.2 低温热年代学方法

镜质体反射率可以用于评估不整合面剥蚀厚度, 但是无法对剥蚀的开始时间进行约束。利用低温热年代学方法可以定量地给出样品剥露冷却以来的温度−时间轨迹。低温热年代学技术, 尤其是磷灰石裂变径迹方法(apatite fission track, AFT), 通常对60℃~110℃的温度最为敏感, 已成为制约和量化地壳上部几千米岩石冷却历史的有力工具(Gleadow et al, 2002; Ketcham et al, 2003; Kohn et al, 2005)。根据模拟的热史结果可获取一定时间内的温度降低量(△T, 单位: ℃), 结合研究区的古地温梯度(dT/dz, 单位: ℃·km-1), 即可获得隆升造成的剥蚀量E=△T/(dT/dz)。为揭示华南大陆南缘露头样品热历史和地貌演化, 前人已有多项研究成果, 我们收集到Shen (2008)、Yan等(2009)和Tao等(2017, 2019)的19个磷灰石裂变径迹数据, 并选择了其中经过南雄盆地周围的NW—SE向的XX'剖面的9个样品对剥蚀量进行恢复(表1), 剖面位置如图1b所示。所选样品岩性主要为花岗岩和砂岩, 这些数据均通过了χ2检验, 磷灰石裂变径迹年龄均远小于岩石的矿物结晶年龄, 平均径迹长度范围在13.3~14.8μm之间。样品的磷灰石裂变径迹年龄从(37±2)Ma到(61±4)Ma不等(表1)。
表1 热年代学数据及剥蚀量估算结果

Tab. 1 Thermochronological data and estimated amount of erosion thickness

编号 岩性 结晶年龄 东经 北纬 高程/m 磷灰石裂变径迹 29Ma以来剥蚀量/m
年龄/Ma 误差(±1δ)/Ma 剥蚀量范围 根据最佳热史
Nx1a 花岗岩 中侏罗世 114°15′00″ 25°12′46.8″ 198 40 3 (640, 1920) 1120
Nx3a 花岗岩 中侏罗世 114°15′21.6″ 25°13′12″ 221 37 2 (1560, 2800) 2360
04GD43 c 花岗岩 晚三叠世 114°02′20.4″ 25°23′13.2″ 486 37 3 — 2260
12GH22-1c 砂岩 早侏罗世 113°31′26.4″ 25°00′7.2″ 191 38 10 (440, 1920) 1280
11GG10-1b 花岗岩 中−晚三叠世 114°23′56.4″ 24°53′42″ 385 51 3 (720, 2240) 1440
10GDDX32-1b 砂岩 早侏罗世 114°28′48″ 24°07′19.2″ 122 42 5 (1000, 2480) 1920
12GH14b 花岗岩 晚奥陶−早志留世 114°55′8.4″ 24°27′14.4″ 162 53 3 (40, 600) 520
Hz1a 花岗岩 早白垩世 114°56′06″ 22°49′51.6″ 109 61 4 (1040, 1280) 1240
Hz3a 花岗岩 早白垩世 114°58′30″ 22°50′20.4″ 149 60 3 (1120, 1400) 1240

注: 肩标a、b和c表示热年代学数据分别收集自Yan等(2009)、Tao等(2017)和Tao等(2019)。—表示该处无剥蚀量范围

3 结果

由于南雄盆地红层普遍发育, 大多层位样品的镜质体含量较低, 测试很难获得有效的数据。试验测试共获得了8个有效的镜质体反射率数据(表2和图3), 这些样品主要位于古城村组底部和浓山组顶部, 其中4个代表样品的测试结果如图5所示。测试结果显示, 我们的样品Ro范围在0.95%~1.55%, 对应现今埋藏深度范围约为500~1050m (表2和图6a)。根据Ro值可将烃源岩的成熟度划分为未成熟阶段(Ro<0.5%)、低成熟阶段(0.5%<Ro<0.7%)、中等成熟阶段(0.7%<Ro<1.0%)、高等成熟阶段(1.0%<Ro<1.3%)、过成熟阶段(1.3%<Ro<2.0%)和干气阶段(Ro>2.0%)等6个阶段。依据该划分规则, 南雄盆地古城村组底部样品已经进入中−高等成熟阶段, 该地层总体为黑色泥岩, 并且发育劣质油页岩; 浓山组烃源岩样品成熟度已经进入高−过成熟度阶段, 显著的隆升和剥蚀作用将较高成熟度的地层抬升至较浅的埋藏深度。
表2 南雄盆地镜质体反射率数据

Tab. 2 Vitrinite reflectance data of the Nanxiong Basin

编号 经度 纬度 深度/m Ro/%
NXR1 114°14′17.9″E 25°8′35.1″N 500 0.95
NXR2 114°14′18.8″E 25°8′37.3″N 550 1.06
NXR3 114°14′13.2″E 25°8′23.7″N 590 1.55
NXR4 114°14′30″E 25°8′39″N 600 1.52
NXR5 114°14′29.6″E 25°8′37.2″N 630 1.51
NXR6 114°14′30.1″E 25°8′36.7″N 650 1.10
NXR7 114°29′56.1″E 25°17′9.6″N 950 1.33
NXR8 114°14′32.3″E 25°8′33.4″N 1050 1.39
图5 南雄盆地代表样品镜质体反射率测试结果

a. 样品编号NXR1; b. 样品编号NXR2; c. 样品编号NXR3; d. 样品编号NXR4

Fig. 5 Test results of vitrinite reflectance for representative samples from the Nanxiong Basin

图6 南雄盆地镜质体反射率拟合结果(a)、均方根误差随剥蚀厚度变化(b)及新生代埋藏历史和最高古温度历史(c)

图a中紫色曲线表示平均最高古地温梯度42.5℃·km-1、平均剥蚀量为2700m时拟合得到的Ro%最佳预测曲线。图b中每条曲线的极小值点对应该古地温梯度模型下的最佳剥蚀厚度。图c中由于镜质体反射率随温度具不可逆性, 抬升过程中最高古地温不变

Fig. 6 Fitting results of vitrinite reflectance in the Nanxiong Basin (a), variation of RMSE with erosion thickness (b), and Cenozoic burial history and maximum paleotemperature history (c)

BasinMod盆地模拟软件计算结果显示, 剥蚀开始前最高古地温梯度40℃·km-1时, 最佳的剥蚀厚度约为3000m, 最高古地温梯度45℃·km-1时, 最佳的剥蚀厚度约为2400m, 由此获得南雄盆地古近系顶面地层平均剥蚀量约为(2700±300)m (图6b)。根据剥蚀厚度恢复结果, 我们获得了南雄盆地大致的埋藏历史、构造沉降历史和最高古地温历史(图6c)。对于剥蚀量约为2200m的三水盆地, 其埋藏深度为1222~1728m的怖心组样品实测Ro范围约为1.1%~1.4% (Zhao et al, 2025)。可见南雄盆地相对于三水盆地烃源岩具有更高的成熟度以及更浅的埋藏深度(比三水盆地实测样品浅520~690m)。结合南雄盆地现已剥露出古新世古城村组地层, 表明南雄盆地很可能遭受过比三水盆地更为强烈的剥蚀作用, 使得高成熟度的地层剥露至更接近地表的深度。此外受南雄断裂活动的影响, 区内可能发育深长的裂隙供热水通向地面致该区温泉比较发育, NXR3、NXR4和NXR5样品异常高成熟度特征可能受部分流体活动的影响(图6a)。
根据所选9个磷灰石裂变径迹样品的热历史反演模拟结果对剥蚀量进行了恢复(图7)(Yan et al, 2009; Tao et al, 2017, 2019)。这些样品的磷灰石裂变径迹年龄沿XX'剖面自沿海往内陆方向呈逐渐减小的趋势, 均在晚古近纪—新近纪发生了快速剥露冷却(图7b)。假设地温梯度为25℃·km-1 (胡圣标 等, 2001), 现今地表温度为22℃ (Shi et al, 2022), 可计算得到这些样品所在区域自29Ma以来的剥蚀量。结果显示沿XX'剖面, 这些样品的剥蚀量范围从(40m, 600m)变化到(1560m, 2800m)不等, 根据这些样品的最佳拟合热史曲线计算得到的剥蚀量范围从520m变化到2360m不等, 平均剥蚀量约为(1530±830)m。其中靠近南雄盆地的5个样品Nx1、Nx3、11GG10-1、04GD43和12GH22-1显示, 南雄盆地周围地区的剥蚀量从(640m, 1920m)变化到(1560m, 2800m)不等, 最佳热史曲线计算得到的剥蚀量平均值约为(1700±660)m (图7c和表1)。
图7 南雄盆地附近磷灰石裂变径迹(AFT)样品(a)、代表样品模拟的热历史(b)和XX'剖面AFT年龄和剥蚀量(c)

图a海岸线(黑色实线)基于中国地质调查局广州海洋地质调查局编制出版的南海晕渲地形图制作, 审图号为JS(2015)02-107, 底图无修改。图b中AFT PAZ为磷灰石裂变径迹退火带, 黑色虚线为三水盆地隆升时间。图c中粉色区域是根据热史路径计算的剥蚀厚度的范围, 蓝色实线为根据最佳热史路径估算的剥蚀厚度。图中标注为样品编号

Fig. 7 Apatite fission track (AFT) samples near the Nanxiong Basin (a), simulated thermal history of representative samples (b), and AFT ages and erosion thickness along section XX' (c)

4 讨论

4.1 晚古近纪隆升剥蚀特征

张珂等(1995)和周尚哲等(2008)发现粤北不同海拔高度的多个夷平面是支持华南大陆南缘晚古近纪广泛隆升和剥蚀的直接证据。热年代学数据显示, 晚白垩世—新生代以来华南大陆南缘一直处于剥露冷却过程(Shen, 2008; Yan et al, 2009; Tao et al, 2017, 2019; 张敏 等, 2021; Shi et al, 2022)。我们基于南雄盆地盆内镜质体反射率数据和盆周低温热年代学数据得到的剥蚀厚度分别为(2700±300)m和(1700±660)m。我们基于盆内钻孔镜质体反射率数值模拟方法, 获得三水盆地自29Ma以来剥蚀量约为2200m; 根据Shen (2008)在大珠江三角洲的6个磷灰石裂变径迹数据, 计算获得三水盆地周围基岩自29Ma以来剥蚀量高达(3400±1100)m (图7b)(Zhao et al, 2025)。与三水盆地类似, 盆地周缘基岩相对于盆内地层通常具有更高的剥蚀量, 而南雄盆地情况相反。南雄盆地是一个受南雄断裂控制的断陷盆地, 在早古近纪伸展断陷过程中断裂上盘发生沉降, 下盘基岩快速剥蚀(AFT 样品区域)可为上盘南雄盆地提供物源(图7a、7b、图8a、8b)。晚古近纪隆升剥蚀阶段, 南雄断裂的性质可能由正断层转变为逆断层, 断裂上盘隆升剥蚀显著(Ro样品所在区域), 断裂下盘的基岩可能因此表现为相对较缓的剥露速率(图7a、7b、图8c)。因此, 镜质体反射率样品相对于磷灰石裂变径迹样品更能体现南雄盆地剥蚀量。
图8 南雄盆地演化示意图

图a、b和c分别代表主田组−浓山组沉积时期、古城村组及剥蚀层沉积时期和剥蚀开始—现今的演化阶段。图中绿色箭头方向代表应力方向, 红色箭头表示上盘滑动方向。图c中菱形代表盆地周缘低温热年代学样品位置, 同图7; 黄色五角星代表镜质体反射率样品位置。K2z表示主田组, k2zh表示浈水组, E1s表示上湖组, E1n表示浓山组, E1g表示古城村组

Fig. 8 Schematic diagram of the evolution of Nanxiong Basin

Tang等(2014)根据低温热年代学数据, 认为自早新生代以来大珠江三角洲区域香港地区剥蚀量达2000~3000m。晚新生代在区域挤压作用下, NE—SW向的河源断裂和紫金−博罗断裂表现为左旋剪切挤压性质, 并且造成紫金−博罗断裂上盘抬升超过3000m (断裂位置见图7a)(张敏 等, 2021), 这为南雄盆地晚古近纪断层性质可能反转为逆断层提供依据。图7中XX'剖面热年代学数据显示, 新生代以来华南大陆南缘韶关−大溪−汕尾区域持续处于冷却过程。东南沿海地区在古新世—始新世首先发生快速冷却; 大溪地区在始新世快速冷却; 南雄盆地区域在晚始新世—早渐新世发生快速冷却; 剖面整体显示剥蚀速率由东南沿海往西北方向逐渐增大(Shen, 2008; Yan et al, 2009; Tao et al, 2017, 2019)(图7)。Shi等(2022)根据低温热年代学研究得出华南大陆南缘沿海地区隆升幅度由SE往NW方向递增, 这与南雄盆地的剥蚀量(2700±300)m高于其南部的香港和三水盆地区域(2200m)基本相符。
隆升剥蚀开始的时间可结合盆地周缘地貌演化和低温热年代学等信息进行约束。前人对华南夷平面的研究表明, 晚白垩世—早新生代华南南缘经历广泛的剥露, 渐新世大部分陆上区域已是准平原(张珂 等, 1995; 周尚哲 等, 2008), 渐新世准平原的残余夷平面现位于南岭山脉海拔约1800m的山顶上, 表明渐新世以后发生了一次重要的隆升事件。新生代沿海地区的剥蚀中心由南往北迁移(Yan et al, 2009; 闫义 等, 2016), 表明南雄盆地发生隆升剥蚀的时间可能在南岭夷平面形成以前。南雄盆地发育过程受南雄断裂强烈控制, 断裂以北的Nx1和Nx3样品反演的热历史显示, 南雄盆地周围岩体在新生代约40~30Ma发生快速剥露冷却(图7b), 该过程可能是强烈的伸展作用下断层下盘发生卸载隆起导致。最新研究成果显示三水盆地在48~29Ma期间发生了一次显著的张裂作用, 该阶段沉积记录因后期隆升剥蚀而缺失(Zhao et al, 2025)。南雄断裂北侧岩体约40~30Ma的快速冷却过程指示南雄盆地可能仍处于强烈的伸展断陷阶段。此外, 大珠江三角洲及其周边地区的低温热年代学数据反演的热历史表明, 该区域在大约 30Ma 时曾出现过一次快速降温事件(Shen, 2008; Tsang, 2010)。三水盆地火山岩的同位素年龄集中在55~43Ma (Chung et al, 1997), 袁晓博等(2019)报道了最年轻的玄武岩和粗面岩年龄约为29Ma, 表明早期的裂谷环境可能从29Ma开始转变为挤压和隆升环境。南雄盆地和三水盆地发育于华南大陆统一大陆基底之上, 同受NE—SW走向的吴川−四会断裂或其分支断裂南雄断裂控制。南雄盆地的隆升剥蚀的开始时间可参考三水盆地的研究结果~29Ma, 并且剥蚀作用一直持续到第四纪早期。

4.2 新生代演化历史

先前的研究表明, 新生代早期位于南雄盆地南部的大珠江三角洲地区发生了广泛的伸展(图9a)(Shen, 2008; Chan et al, 2010; Tsang, 2010)。Chan等(2010)通过野外考察和古应力反演确定了两个伸展阶段, 晚中生代—早新生代以NW—SE向伸展为主, 早−中新生代以N—S向伸展为主。广泛的伸展作用将先前存在的NE—SW向断裂系包括吴川−四会断裂及其东北端分支−南雄断裂重新激活为正断层(Chan et al, 2010)。早新生代以来南雄断裂带表现为NW—SE向伸展的力学性质(谢小占, 2015), 驱动了南雄盆地的伸展断陷过程(图9a), 上盘持续沉降, 并在水平方向往东南迁移, 盆地西北部靠近断裂带区域持续为沉降/沉积中心, 积累了古新世的上湖组、浓山组和残余古城村组(图8a、8b)。盆地在古城村组沉积以后, 南雄断裂仍然维持了很长一段时间的伸展断陷作用, 断层上盘沉积了大量被剥蚀的地层(图8b)。此阶段三水盆地和珠江口盆地发生相似的3幕张裂, 并且自第二幕张裂开始(~48Ma), 张裂中心逐渐由沿海转移到近海珠江口盆地(Zhao et al, 2025)。华南大陆南缘新生代早期的伸展作用通常归因于俯冲太平洋板块的后撤以及婆罗洲和卡加延岛弧下方古南海向南俯冲的板片拉力(Taylor et al, 1980; Hutchison, 2010; Shi et al, 2022)。
图9 华南大陆南缘新生代演化示意图

图a显示古新世—早渐新世, 华南大陆南缘在太平洋板块NW向俯冲后撤及后续古南海向南俯冲作用下南雄盆地、三水盆地和珠江口盆地在张裂过程中发生沉降, 沉降中心从沿海逐渐向南往近海方向迁移。图b显示早渐新世—第四纪早期, 随着南海海底扩张, 印−澳板块、欧亚板块和太平洋板块的汇聚使得沿海区域发生抬升剥蚀, 近海区域如珠江口盆地等发生热沉降。图中JSFZ表示江山−绍兴断裂带, WSFZ表示吴川−四会断裂, NXF表示南雄断裂, ZBF表示紫金−博罗断裂, LHSF表示莲花山断裂。NXB为南雄盆地, SSB为三水盆地, PRMB为珠江口盆地。绿色箭头指示伸展或挤压方向, 黑色箭头指示沉降或抬升

Fig. 9 Schematic diagram of the Cenozoic evolution of the southern margin of South China Block

随着南海在~32Ma开始海底扩张, 与近海珠江口盆地在张裂作用结束之后进入裂后热沉降阶段不同, 华南大陆南缘南雄盆地和三水盆地等沿海区域伸展作用减缓, 基底隆升和剥露现象广泛发生(图9b)(广东省地质矿产局, 1988; 贾承造 等, 2004; Chan et al, 2010; Shi et al, 2022; 郑金云 等, 2022)。新近纪以来南雄盆地的力学性质表现为近E—W向挤压, 擦痕和阶步指示右行走滑压扭运动学特征(邓平 等, 2012; 谢小占, 2015)。我们在油山镇附近多个构造观察点测量了地层产状信息, 沿BB'剖面NEE方向, 地层倾向由NE向逐渐过渡为NW向, 地层倾角超过25° (图3)。该特征显示新生代古城村组沉积以后可能存在近E—W向的挤压造成了区内地层褶皱, 并伴随抬升剥蚀。晚古近纪以来南雄断裂在印度−澳大利亚板块、欧亚板块和太平洋板块的汇聚背景下可能发生了与紫金−博罗断裂类似的逆冲推覆(图8c、图9b)(广东省地质矿产局, 1988; 张敏 等, 2021)。南雄盆地晚古近纪以来剥蚀事件只是华南大陆南缘广泛的基底隆起和剥蚀的一部分, 这一般归因于印度−澳大利亚板块、欧亚板块和太平洋板块的汇聚, 特别是印度−亚洲碰撞引起的东南挤压(Tapponnier et al, 1982)。
印度−亚洲碰撞引起的东南挤压可能强烈抑制了华南大陆南缘的张裂作用(广东省地质矿产局, 1988; 贾承造 等, 2004; Chan et al, 2010), 应力环境从伸展过渡到挤压, 晚古近纪沿海地区进入由海向陆方向的整体隆升剥蚀阶段(Shen, 2008; Yan et al, 2009; Tang et al, 2014; Shi et al, 2022)。早渐新世沿海地区南雄盆地和三水盆地等开始隆升剥蚀, 渐新世末南岭地区准平原开始抬升, 逐渐形成现今夷平面(周尚哲 等, 2008)。粤北地区发育4级夷平面(海拔高度分别为300~350m、410~460m、610~780m和1010~1350m)显示隆升剥蚀过程可能具有阶段性(张珂 等, 1995; 周尚哲 等, 2008)。华南大陆南缘的隆升幅度由西北往东南方向具有逐渐减小的趋势, 至东部沿海及近海区域时隆升剥蚀幅度已经变得微不足道(Shi et al, 2022)。表明隆升剥蚀的驱动力可能具有往东南沿海方向减弱的趋势, 并且该作用并未影响到近海如珠江口盆地等区域。因此, 与沿海盆地隆升剥蚀相反, 近海盆地能够继续保持裂后沉降, 海、陆区域晚古近纪以来的演化表现为两极分化现象。

5 结论

本文利用古温标镜质体反射率方法和低温热年代学方法分析了南雄盆地自晚古近纪以来的剥蚀量, 在此基础上讨论了华南大陆南缘南雄盆地新生代的演化历史。主要结论如下:
1) 南雄盆地古城村组与上覆第四系之间的剥蚀厚度约为(2700±300)m, 隆升剥蚀的开始时间约为早渐新世, 构造环境由伸展转换为挤压环境, 并且一直持续到第四纪早期。强烈的抬升剥蚀作用使得区内烃源岩具有“埋藏浅成熟度高”的特征。
2) 早新生代南雄盆地古城村组沉积时期并非盆地断陷发育的终点, 而在此后一段时期内, 盆地在南雄断裂的伸展断陷作用下继续发生了较大幅度的沉降, 沉积了较厚的剥蚀地层, 后期剥蚀作用使得盆地丢失了这部分沉积记录。
3) 南雄盆地晚古近纪以来的隆升剥蚀是华南大陆南缘广泛隆升剥蚀的一部分, 是由印度−欧亚板块碰撞引起的东南挤压与太平洋板块向华南大陆下方俯冲共同作用的结果。隆升幅度具有阶段性自内陆往沿海方向逐渐减弱的趋势, 并未影响到近海盆地, 沿海和近海区域分别表现为隆升和沉降的差异演化现象。

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