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付少英　陈芳　刘广虎（广州海洋地质调查局 广州 510760）第一作者简介：付少英（1973—），男，博士，高级工程师，现从事天然气水合物和海洋地质研究。通讯地址：广州1180信箱矿产所，邮政编码：510760，e-mail:，电话：020-82253987。摘要 本文通过对西沙海槽HX132PC 站位岩心沉积物稀土元素组成的系统研究，结合该柱状样浮游有孔虫的氧同位素地层研究，对比分析了南海北部陆坡西沙海槽区晚第四纪以来的沉积物物源及其环境演变。关键词 西沙海槽 稀土元素（REE）沉积环境 地球化学1 前言稀土元素（REE）是一组特殊的元素，在一般的沉积变质作用过程中，往往以一个“整体”运移，其分布模式保持不变。但由于不同的稀土元素之间性质仍有微小差异，外界条件变化可以导致稀土元素之间发生一定程度的分馏，引起稀土元素总量和分布模式的差异。因此稀土元素的分布模式及其之间的分异特征是良好的地球化学指示剂，可以用于揭示地质体形成过程中元素的迁移、富集和环境变化，被广泛运用于探讨岩石矿物的形成条件、物质来源、地球化学分异作用和沉积环境变化等领域。在海洋沉积物的研究中，稀土元素其含量随深度的变化不仅反映出各类沉积物组成特征的变化，而且对于确定沉积物地层的划分及古海洋环境的演化均有指导意义。而海底沉积物中稀土元素的含量、配分模式和一些重要的稀土元素参数，不仅可以反映各类型沉积物的总体特征，而且对于探讨沉积物的形成条件、物源区性质和气候环境具有重要意义（沈华悌，1990；霍文冕等，2003）。本文通过对西沙海槽HX132 PC站位岩心沉积物稀土元素组成系统研究，分析了南海北部陆坡西沙海槽区晚第四纪以来的沉积物物源及其环境演变。2 样品概况HX132柱状样取自西沙海槽南部斜坡（17°5650′，113°2612′），水深1526m，柱长33m，为该区所获取的最长的重力柱状样。该柱状样沉积连续，岩性稳定单一，为含钙质生物粘土质粉砂，未见生物扰动现象和非正常沉积，未见底栖生物扰动和非正常搬运沉积。沉积物组分以海洋生物颗粒和粘土矿物为主，陆源碎屑矿物和海洋自生矿物少量。根据浮游有孔虫Guber（白色）进行氧碳同位素地层的研究和划分，该柱状样揭示了氧同位素1-6期的沉积序列，构成里斯冰期（相当于氧同位素6期，该期未见底）→末次间冰期（相当于氧同位素5期）→玉木冰期（又包含一个玉木Ⅰ期→玉木亚间冰期→玉木Ⅱ期次级的气候旋回，分别对应于相当于氧同位素4、3、2期）→冰后期全新世期（相当于氧同位素1期）完整气候地层。该柱状样晚更新世以来的平均沉积速率为0cm/ka，但冰期和间冰期的沉积速率差异较大，冰期沉积速率高于间冰期沉积速率，氧同位素1、3和5期的沉积速率分别为0、6和8cm/ka，2、4期的沉积速率为0和7cm/ka，氧同位素6期未见底，根据平均沉积速率为0cm/ka推算，长1133cm的HX132柱状样代表约14万年以来的沉积。以平均10cm间隔取样，共取样95个，样品由广州海洋地质调查局实验测试所分析测试，测试仪器为ICP4300 DV电感耦合等离子体发射光谱仪。3 稀土元素含量和总体分布经过测试分析，HX132站位95个柱状沉积物样品各稀土元素的含量变化范围及均值为：La为4～3 μg/g，均值为3 μg/g；Ce为3～0 μg/g，均值为85μg/g；Pr为0×10-6～6×10-6，均值为3 μg/g；Nd为9～4 μg/g，均值为8 μg/g；Sm为59～14 μg/g，均值为00 μg/g；Eu为83～50 μg/g，均值为12 μg/g；Gd为19～50 μg/g，均值为71 μg/g；Tb为20～81 μg/g，均值为21 μg/g；Dy为28～68 μg/g，均值为02 μg/g；Ho为50～26 μg/g，均值为76 μg/g；Er为04～47 μg/g，均值为88 μg/g；Tm为23～69 μg/g，均值为16 μg/g；Yb为49～63 μg/g，均值为06 μg/g；Lu为17～78 μg/g，均值为60 μg/g。而整个柱状沉积物中，样品的稀土元素总量w（∑REE）的变化范围为96～57 μg/g，平均值为8 μg/g。表1列出了西沙海槽海域HX132站位及邻近的东沙群岛海域ODP1146站位、南沙群岛海域的NS02-1、NS02-21、NS02-50站位以及大洋玄武岩14种稀土元素的平均含量。从表1的结果可以看出，HX132、ODP1146、NS02-1、NS02-21 以及NS02-50 的稀土元素的平均含量总体上与中国黄土相似，而与大洋玄武岩稀土元素含量差异较大，具有一定的“亲陆性”。这反映了整个南海沉积物的来源都主要是以陆源供应为主。另一方面，就南海的不同区域而言，西沙海槽HX132 站位沉积物的稀土元素含量，与南海南部南沙群岛海域的NS02-1、NS02-21以及NS02-50三个站位差异较大，而与同样位于南海北部陆坡区的东沙群岛海域ODP1146 站位的情况相似，但Pr、Nd、Tb、Tm以及Lu的平均含量相对较高，这一方面表明南海南北陆坡的沉积物源不同，整个南海北部陆坡区可能具有相似的物源供应。由于南海北部沉积物的陆源只能来自珠江、台湾岛及洋流经巴士海峡搬运而来的吕宋岛沉积物（邵磊等，2001），进一步的研究（刘岩等，1999；吴明清，1983）表明，南海北部陆坡与台湾浅滩沉积物及珠江口沉积物具有物质来源及成因上的同一性，而东沙群岛海域ODP1146站位沉积物的物源可能与台湾海峡沉积物更为接近一些（刘宝林等，2004）。因此，可以推测，西沙海槽HX132站位沉积物中，珠江口带来的陆源沉积物质要更多一些。表1 HX132 站位及其它地区沉积物样品中稀土元素含量（wB/10-6）　Table1 The distribution of REE in sediments of the core HX132 and other samples注：HX132；ODP1146（刘宝林等，2004）；NS02-1（田正隆等，2005）；NS02-21（田正隆等，2005）NS02-50（田正隆等，2005）；中国黄土（文启忠，1989）；大洋玄武岩（Frey et ，1964）4 稀土元素配分模式图1 HX132柱状样稀土元素分配模式与其他地区的对比图表F1 Comparison of REE distribution patterns of the core HX132 and other sediments从南海不同区域海底表层沉积物中稀土元素平均的含量的配分模式（图1）看，南海不同的沉积区，沉积物的稀土分布模式存在差异。其中，南海南部南沙群岛海域的NS021、NS02-21以及NS02-50三个站位与南海北部陆坡区东沙群岛海域ODP1146站位的稀土元素的配分模式非常相似，表明南海南北的沉积物均来自陆源，且具有相同或相近的形成过程。稀土元素组成存在着明显的规律性，LREE/HREE＞1，为缓右倾斜型，轻稀土相对富集的分布模式，无明显的Eu异常。说明在沉积过程中相对于北美页岩，REE没有发生明显的分异。相比而言，西沙海槽HX132站位沉积物虽然也没有明显的Eu异常，但其稀土元素配分曲线中重稀土元素富集，LREE/HREE＜1，呈现明显的Ce负异常（68），表明相对于东沙群岛和南沙群岛海域，在样品所揭示的时间-空间尺度内，西沙海槽海域沉积物的物质来源与形成环境具有一定的地域性，沉积物的形成环境总体具还原性。为了进一步确定稀土元素的组成与沉积环境与物源的关系，这里对HX132站位沉积物的δEu和δCe的组成特征与代表沉积物的岩性特征的沉积物平均粒径MZ（Φ）、代表生物活动的CaCO3、代表有机质输入的有机碳、代表陆源输入的SiO2+Al2O3+Fe2O3以及代表火山活动的火山玻璃以及褐铁矿含量之间进行了相关分析（表2）。表2 HX132站位稀土元素δEu和δCe与沉积物其它参数的相关系数　Table2 The related geochemical parameters of sediments in the core HX132结果显示，沉积物中代表生源输入的CaCO3与δEu和δCe的组成均呈现显著负相关的关系，而代表陆源输入的SiO2+Al2O3+Fe2O3与两者均成显著正相关关系，同时，δEu和δCe的组成与代表火山作用的火山玻璃和褐铁矿的组合成负相关，这一方面证实陆源输入是西沙海槽晚更新世以来沉积物的主要来源，也表明该时期生物碎屑碳酸盐沉积对陆源沉积的稀释作用显著。另一方面，沉积物的平均粒径MZ与δCe的组成呈正相关（与δEu负相关），有机质的含量与δCe的组成负相关（与δEu无相关性），这表明细粒沉积物中封闭性强，环境相对还原，有机质保存相对丰富。5 稀土元素的纵向分布晚更新世上次冰期以来，HX132柱状样碳酸盐岩溶解作用不强，受底流搬运活动的影响微弱，除了玉木冰期海平面的下降导致沉积环境发生微小波动外，一直处于较稳定的半深海沉积环境。从时间序列上看，经过里斯冰期→末次间冰期→玉木冰期→冰后期完整的冰期旋回，除了氧同位素4期和3期（对应于玉木冰期中的玉木Ⅰ期和玉木亚间冰期），沉积物稀土元素的配分模式总体上重稀土元素富集，LREE/HREE＜1，沉积物稀土元素中Pr、Nd、Gd、Tb显著富集，呈现明显的Ce负异常（图2）。图2 HX132不同时代沉积物稀土元素的配分模式F2 REEs distribution patterns of sediments in different eras from HX132 core同时，HX132柱状样各个时期的沉积物都表现出相似的配分模式，说明西沙海槽沉积环境和物质来源具有一定的继承性，反映了从14万年来西沙海槽沉积的供应基本保持稳定，而玉木冰期海平面的下降导致的沉积环境微小波动，也对沉积作用产生了一定的影响。不同时期沉积物中表现出的Ce特征，说明在源区岩石风化过程以及沉积物的沉积过程中，环境气候状况较不稳定。由于氧化环境沉积物的∑REE高，稀土元素铈为正异常，即δCe＞1，表明铈富集；而还原环境的沉积物∑REE低，铈为负异常，即δCe＜1，铈的亏损代表还原环境。铈亏损程度越大，说明沉积还原程度越大。沉积物稀土元素参数（表2）更为清楚地显示出了不同时期的沉积环境的差异。HX132柱状样沉积物δCe的平均值都小于1（表3），为负异常，表明沉积环境总体具还原性。表3 HX132站位不同时代沉积物样品中稀土元素参数　Table3 The related REEs parameters of sediments in different eras from the core HX132总体上，∑REE和δCe值总体上随深度增加而增加，表明随着时间的推移，沉积环境的氧化性增强。对应于玉木冰期（对应于氧同位素4期→2期）沉积环境的微小波动，玉木Ⅰ期和玉木亚间冰期（对应于氧同位素4期和3期）形成的沉积物中，∑REE达到了整个柱状沉积的最大（分别为66和27），同时重稀土元素相对富集（∑Ce/∑Y达到了最低，为98和01），分子量较低的重稀土元素相对更为富集（NGd/NLu达到了最大，分别为36和53）。在上次冰期和末次冰期以来∑REE相对较低，而在上次间冰期相对较高，这表明上次间冰期的沉积环境相对地偏氧化性。资料显示，在末次冰期（玉木冰期）冰盛期以来，西沙海槽火山活动增强，海平面下降，沉积速率增大，陆源物质的输入增加，同时生物活动活跃，有孔虫、硅藻和放射虫丰度达到最高值，陆源碎屑物质和火山陆灰含量骤增。这些作用的共同作用，正好造成了西沙海槽HX132站位不同深度沉积物中稀土元素的组成的差异。6 结论1）南海西沙海槽HX132柱状样沉积物稀土元素的特征，与东沙群岛和南沙群岛沉积物相似，具有明显的“亲陆性”，而与大洋玄武岩稀土元素含量差异较大，反映了陆源供应是南海沉积物的主要来源。2）南海北部陆坡区的西沙海槽HX132站位，与东沙群岛海域ODP1146站位的沉积物的稀土元素特征相似，而与南海南部南沙群岛海域的NS02-1、NS02-21以及NS02-50三个站位差异较大，表明南海南北陆坡的沉积物源不同，南海北部陆坡区具有相似的物源供应；而根据稀土元素的组成特征分析，珠江口来的陆源物质对西沙海槽沉积物的贡献相对更多。3）从中新世（14万年）以来，经过里斯冰期→末次间冰期→玉木冰期→冰后期完整的冰期旋回，除了玉木冰期中的玉木Ⅰ期和玉木亚间冰期，西沙海槽沉积供应基本保持稳定，而玉木冰期海平面的下降导致的沉积环境微小波动，也对沉积作用产生了一定的影响。4）在上次冰期和末次冰期以来∑REE相对较低，而在上次间冰期相对较高，这表明上次间冰期的沉积环境相对地偏氧化性。参考文献霍文冕，曾宪章，田伟之，等北极楚科奇海近代沉积物稀土元素地球化学特征初探［J］极地研究，15（1）：23～27刘宝林，王亚平，王吉中，等南海北部陆坡海洋沉积物稀土元素及物源和成岩环境［J］海洋地质与第四纪地质，24（4）：18～23刘岩，张祖麟，洪华生珠江口伶仃洋海区表层沉积物稀土元素分布特征及配分模式［J］海洋地质与第四纪地质，19（1）：103～107邵磊，李献华，韦刚健，等南海陆坡高速堆积体的物质来源［J］中国科学（D辑），31（10）：828～833沈华悌深海沉积物中的稀土元素［J］地球化学，（4）：340～347田正隆，戴英，龙爱民，等南沙群岛海域沉积物稀土元素地球化学研究［J］热带海洋学报，24（1）：8～15文启忠中国黄土地球化学［M］北京：科学出版社吴明清我国台湾浅滩海底沉积物稀土元素地球化学［J］地球化学，（3）：303～313Frey F A，Haskin LRare earths in ocean icba salts［J］GR69（4）：775～780Geochemical Characteristics Of Rare Earth Elements In Sediments Of Xisha Trouth Area，South China SeaFu Shaoying　Chen Fang　Liu Guanghu（Guangzhou Marine Geology Survey，Guangzhou，510760）Abstract：Rare earth elements in the HX132 core of sediments sampled from Xisha Trouth Area，South China Sea，were measured by ICP-MS method，and the stable istopes of oxygen（δ18O）were also The rare earth element（REE）distribution patterns were compared between Xisha Trouth core samples and other area samples，It is found that there are very similar in REE contents but the Chonddrite-normalized REE distribution patterns are great differences LREE（light rare earth element）enrichment and Eu negative anomaly，indicating that there are a similar terrestrial sediment source in South China Sea and it mainly due from the mouth Pearl River in the North of the South China Sea，including Xisha Trouth and Dongsha sea And The REE distribution patterns in lengthways orientation were discussed in HX132 core，and their correlation with sedimentary environment were also It is indicated that the difference of the REE content and distribution patterns are mainly controlled by the sedimentary environment，and during the last interglacial it was in some oxidation of Key Words：Xisha Trouth Area rare earth element（REE）sedimentary environment geochemistry

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于兴河1，梁金强2，方竞男1，姜龙燕1，丛晓荣1，王建忠1于兴河（1958－），男，教授，博士，主要从事油气勘探开发研究，E-mail:。中国地质大学能源学院，北京　广州海洋地质调查局，广州　510760摘要：对珠江口盆地深水区构造沉降史的定量模拟研究，发现晚中新世以来区内构造沉降总体上具有由北向南、自西向东逐渐变快的演化趋势；从晚中新世到更新世，盆地深水区经历了构造沉降作用由弱到强的变化过程：晚中新世（6～3 Ma），平均构造沉降速率为67 m/Ma，上新世（3～8 Ma），平均构造沉降速率为68 m/Ma，至更新世（8～0 Ma），平均构造沉降速率为73 m/Ma。而造成这些变化的主因是发生在中中新世末—晚中新世末的东沙运动和发生在上新世—更新世早期的台湾运动：东沙运动（10～5 Ma）使盆地在升降过程中发生块断升降、隆起剥蚀，自东向西运动强度和构造变形逐渐减弱，使得盆地深水区持续稳定沉降；台湾运动（3 Ma）彻底改变了盆地深水区的构造格局，因重力均衡调整盆地深水区继续沉降，越往南沉降越大。将BSR发育区与沉降速率平面图进行叠合分析，发现80％以上的BSR分布于构造沉降速率值主要在75～125 m/Ma、沉降速率变化迅速的区域。关键词：珠Ⅱ坳陷；深水区；定量模拟；构造沉降；BSRTectonic Subsidence Characteristics and Its Impact on the BSR Distribution in Deep Water Area of Pearl River Mouth Basin Since Late MioceneYu Xinghe1,Liang Jinqiang2,Fang Jingnan1,Jiang Liongyan1,Cong Xiaorong1,Wang JSchool of Energy resources,China University of Geosciences,Beijing 100083,CGuangzhou Marine Geological Survey,Guangzhou 510760,ChinaAbstract:By means of quantitative basin modeling research of tectonic subsidence history of deep water area in Pearl River Mouth basin,tectonic subsidence has been generally characterized by accelerationfrom north to south andfrom west to east in the research area since Late MFrom Late Miocene to Pleistocene,deep-water area in the basin experinced the variational process of tectonic subsidence effect that wasfrom weak to stong:the average tectonic subsidence rate was 67m/Ma in the Late Miocene(6～3 Ma),the average tectonic subsidence rate was 68m/Ma in the Pliocene(3～8 Ma),and the average tectonic subsidence rate was 73m/Ma in the Pleistocene(～0 Ma)Moreover,the major reasons which causing these changes was Dongsha tectonic evnet from the end of the Middle Miocene to the end of the Late Miocene and Taiwan tectonic event from the Pliocene to the Early Pleistocene:Dongsha tectonic event(10～5 Ma) makedfault block uplifting and sagging,rise area eroding,and waning of movement intensity and structural deformation from east to west,which caused stable subsidence of deep-water area in the basin; Taiwan tectonic event(3 Ma) thoroughly changed the tectonicframework of deep-water area in the basin,which kept on subsiding and was subsiding more southward because of gravity Overlaying the developed areas of BSR and ichnography of tectonic subsidence rate,it was discovered that more than 80%BSR tend to distributed in the area that the average tectonic subsidence rate rangedfrom 75 m/Ma to 125m/Ma and changed Key words:ZhuⅡdepression;deep water area ; quantitative basin modeling ; tectonic subsidence; BSR1 区域地质背景“深水（海）”这一术语通常是指位于陆架坡折向海一侧包括陆坡、陆隆和深海平原的深水环境（水深＞200 m)[1]。根据这一定义，珠江口盆地深水区主要为珠Ⅱ坳陷，位于珠江口盆地南部。珠Ⅱ坳陷由2个低凸起（云开低凸起和白云低凸起）和4个凹陷（开平凹陷、顺德凹陷、白云凹陷和荔湾凹陷）组成。坳陷大致呈NE—SW向展布，水深2～2 km，面积4×104km2，北部以番禺低隆起和神狐暗沙隆起与珠I和珠Ⅲ凹陷相隔，南部以南部隆起为界，西部与神狐隆起相邻，东部以东沙隆起为界（图1）。图1 珠江口盆地深水区构造区划图据文献[2]修改珠Ⅱ坳陷的中新统－更新统均为海相沉积，自下而上划分为韩江组、粤海组、万山组和琼海组（表1）。在珠江口盆地的地层中，中中新统（韩江组）和上中新统（粤海组）之间存在不整合（或假整合）。该期构造运动相当于珠江口盆地地震反射剖面中的地震反射层T3，代表了一期重要的区域构造运动——东沙运动[4,5]。中中新世之后，东沙隆起整体快速沉降，进入非补偿沉积期，可容纳空间高速增长[6]。东沙运动对珠江口盆地深水区的块断升降有着重大地影响，其运动的强度和影响程度，东强西弱。上新世—更新时早期（3 Ma）的台湾运动彻底改变了珠江口盆地深水区的构造格局，褶皱隆起转变为断褶带，且盆地深水区因重力均衡调整继续沉降[2,7]。表1 珠江口盆地地层划分[3]为了更为深入地研究珠江口盆地深水区晚中新世以来的构造沉降及其对BSR的影响，结合珠江口盆地深水区中中新世以来发生的构造运动和海平面升降变化，在珠江口盆地深水区识别出晚中新世以来的3个层序界面：自下而上分别为T3、T2和T1，对应的时间分别是6 Ma,3 Ma,8 Ma（表1），相应的，自下而上可识别出层序Ⅲ、层序Ⅱ、层序Ⅰ 3个地层层序，大致对应于粤海组、万山组和琼海组。2 构造沉降的计算方法盆地在某一时刻的基底总沉降幅度（DB）实际上包括2部分，即构造作用引起的构造沉降幅度（DT）和沉积物负荷均衡作用引起的负载沉降幅度（DL）。用回剥技术[8-10]计算构造沉降，需要进行3方面的校正：①地层去压实校正；②古水深校正；③古海平面变化校正[11]。经过校正的构造沉降幅度可以表示为[8,12]：南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集式中：Φ为补偿量（衡量达到Any均衡的程度）；H为回剥方法确定的古地层厚度；ρm为地幔密度；w为水的密度 ρ为沉积层平均密度；Wd为古水深；ΔSL为古海平面相对现今海平面的升降值（高水位为正，低水位为负）。由于珠江口盆地岩石圈强度很低，可以认为已达到完全的重力均衡[13-15]，Φ取作1。这样构造沉降幅度可以表示为南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集1 孔隙度－深度关系与含砂率在正常压实的沉积层中，沉积物孔隙度和埋深呈指数关系[16]，即：南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集式中：φ为地层深度为y处岩石的孔隙度，％；φ0为初始沉积（y=0）时岩石的孔隙度；C为压实系数；C和φ0与岩性有关（表2）。表2 不同岩性的压实系数与地表孔隙度[17]以位于珠江口盆地深水区北部白云凹陷内的虚拟井点神－72为例，对应层序Ⅰ、层序Ⅱ、层序Ⅲ3个地层的含砂率分别0％、9％、7％，因此得到3套地层对应的不同岩性的含量（表3）。表3 虚拟井点神－72不同岩性组成2 去压实校正当深度为Y1和Y2之间的岩层回剥到 和 高度时，在回剥的位置上岩层的厚度由下式给出[8]：南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集如果地层中划分出n种岩性，以Pi表示地层中第i种岩性的含量，则深度为Y1和Y2之间沉积层厚度为南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集由二维地震资料得到神－72点对应的层序Ⅰ、层序Ⅱ、层序Ⅲ3个地层的现今地层厚度分别是44 m、186 m、733 m，以及对应的现今水深为548 m。那么，层序Ⅰ、层序Ⅱ、层序Ⅲ3个地层的顶深分别为548 m、592 m、778 m。图2 连续去压实概念模型[17]3 古水深校正沉积物沉积时，其沉积界面在水下一定深度，所以沉积物厚度不能代表沉降深度。沉积盆地水深较大时，必须对古水深作校正才能得出正确的构造沉降。有了古水深Wd，则可以直接将古水深加上沉积物厚度，从而得到真正的深度。古水深的计算是一项复杂而难于算准的问题，加上缺少珠江口盆地深水区各个时期沉积环境的准确资料，目前无法准确计算古水深数据。在由引张应力场转变为挤压应力场时，先存断裂逆转，伴随着盆地的缩短，断陷盆地褶皱并发生隆升，继而遭受风化和剥蚀，造成破裂不整合面，而后发生坳陷[18]。珠江口盆地具有下断上拗的双层结构，以晚渐新世早期“南海运动（8 Ma）”所形成的区域“破裂不整合面”为界，珠江口盆地分为上下两套构造层和先陆后海的沉积组合[19]。下构造层由分隔的断陷沉积组成，自下而上为神狐组冲积相沉积、文昌组湖相沉积和恩平组湖泊一沼泽相沉积。上构造层由统一的海相沉积组成，代表了从晚渐新世开始的南中国海的广泛海侵[20,21]。因此借用计算莺琼盆地和珠江口盆地沉降曲线的方法[10]，将古水深按线性增加处理。考虑到晚渐新世以前为湖相－陆相，对沉降量的计算影响较小，晚渐新世起，水深才开始发生升降变化[22]，取4Ma之前水深为0[23]，之后水深线性增加至现今深度，中间各层古水深由线性插值生成（图3），差值公式为南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集式中：ti为时间（Ma）; h0为现今水深（m）;hi为ti时对应的水深（m）。运用此方法计算得到神－72在6Ma、3Ma、8Ma时刻的古水深值分别是324 m、445 m、513 m。图3 古水深线性插值计算示意图4 海平面变化校正层序地层学的研究表明，古今海平面变化较大，全球性的旋回性沉积作用基本上或完全受全球范围的海平面变化控制[24]。因此，构造沉降的计算需要对海平面变化进行校正，将其统一到现今海平面的位置。由于研究年代跨距较小，海平面变化不大[23,25]，所以△SL近似取值为0。5 构造沉降计算结果本次研究根据上述原理，利用研究区的地层、岩性、水深及海平面等资料，运用PRA盆地模拟软件对珠江口盆地深水区172个虚拟点进行了构造沉降的计算，定量恢复了研究区的构造沉降史；并且针对4条典型剖面和3套地层的平面沉降特征进行分析，进而探讨珠江口盆地深水区的构造演化特征及其对BSR分布的影响。例如，恢复神－72的构造沉降史后，得到此点在不同时间的总沉降速率和构造沉降速率（表4）。表4 虚拟井点神－72构造沉降计算结果3 模拟结果分析1 单井沉降史特征用在二维地震测线上选取的虚拟点进行沉降史的计算与分析。以位于顺德凹陷的虚拟点神－72、荔湾凹陷的虚拟点神－23、白云凹陷的虚拟点神－152以及位于南部隆起的虚拟点神－117（图1）为例，定量地对盆地深水区的埋藏史和沉降史进行了模拟。这些点基本位于各个构造单元的中心部位，可以用来分析各凹陷或隆起的构造沉降演化特征。珠江口盆地深水区西南缘神－72点的构造沉降速率在不同时期相差较大，分别是晚中新世为104 m/Ma，上新世为43 m/Ma，而更新世则只有23 m/Ma（图4A）。这表明顺德凹陷的构造运动随着时间的推移越来越弱。盆地深水区东南缘的神－23点（图4B）和南缘的神－117点（图4C）具有相似的特征：神－23点处晚中新世构造沉降速率为87 m/Ma，上新世为100 m/Ma，更新世为76 m/Ma；而神－117点晚中新世构造沉降速率为54 m/Ma，上新世为63 m/Ma，更新世为45 m/Ma。这种慢—快—慢的沉降速率特征表明，荔湾凹陷和南部隆起在上新世都经历了一次沉降高峰期，随后沉降作用变弱。盆地深水区东北部的神－152点与前面三者都不同，它的构造沉降速率变化不大：晚中新世为71 m/Ma，上新世为72 m/Ma，更新世为72m/Ma（图4D）。这表明自晚中新世以来，白云凹陷一直处于稳定的沉降期，该区新近纪构造变动不太。深水区内各个凹陷沉降特征各异，具有各自独特的埋藏史和沉降史，但总体上呈现出持续稳定的沉降特征。结合二维地震资料可以得到（表5），4个虚拟点在各个时期的沉积速率均小于沉降速率，说明盆地深水区具有欠补偿的沉积补给作用，且沉降速率较大。快速沉降作用和欠补偿作用造成了盆地深水区的形成。图4 研究区各虚拟点埋藏史与沉降史曲线图表5 珠江口盆地深水区晚中新世以来典型单点沉降速率与沉积速率　m/M2 构造单元沉降速率对比分析珠江口盆地深水区晚中新世以来各凹陷的沉降速率值（表6），不难发现各构造单元沉降速率之间存在明显差异。晚中新世最大沉降速率出现在白云凹陷，构造沉降速率120 m/Ma，总沉降速率达208 m/Ma；上新世最大沉降速率出现在荔湾凹陷，构造沉降速率达152 m/Ma，总沉降速率达200 m/Ma；更新世最大沉降速率仍在荔湾凹陷，构造沉降速率达122 m/Ma，总沉降速率达167 m/Ma。这表明盆地沉降中心的平面迁移规律：晚中新世，沉降中心位于盆地北部的白云凹陷；上新世—更新世沉降中心往东部的荔湾凹陷迁移。表6 珠江口盆地深水区晚中新世以来各构造单元沉降速率　m/M3 盆地沉降史特征盆地模拟结果表明（图5）：盆地在自晚中新世以来的沉降过程中，T3-T2沉降时期，即晚中新世构造沉降作用最弱，平均构造沉降速率为67 m/Ma。这与发生在中中新世末—晚中新世末的东沙运动（10～5 Ma）时期相符。东沙运动使盆地在升降过程中发生块断升降、隆起剥蚀，并伴有挤压褶皱断裂和频繁的演化活动，发育了NWW向断裂，构造活动强烈[7,26]。因此，在晚中新世，盆地各构造单元发生程度不同的沉降作用。从晚中中新世到全新世，盆地经历了构造沉降幅度由小变大，构造沉降量由大变小，构造沉降速率由小变大的变化过程，呈现出梯度变化趋势，表现为伸展盆地的动力学背景。经过中中新世末期盆地抬升剥蚀之后，晚中新世盆地进入块断升降阶段，沉降幅度和沉降速率开始增大，可容纳空间增大。上新世时，平均构造沉降速率为68 m/Ma，相对晚中新世变化不甚明显。至更新世时期，平均构造沉降速率为71 m/Ma，盆地构造活动变强。4 剖面沉降史选择位于盆地深水区不同位置的4条典型的剖面进行构造沉降的计算，分析研究区纵向与横向上的构造演化特征。总体上，由陆向海方向，构造沉降速率总体表现为增大的趋势，且自西向东构造沉降速率逐渐变快，这与盆地深水区平面沉降特征相一致。A剖面位于研究区西南部，由西北向东南方向穿过开平凹陷、神狐隆起、顺德凹陷及南部隆起。晚中新世，从开平凹陷到神狐隆起，构造沉降速率一直减小，直至在顺德凹陷中减小到42 m/Ma才开始上升，直到南部隆起中达100 m/Ma以上；上新世，构造沉降速率先在开平凹陷—神狐隆起—顺德凹陷中由50 m/Ma左右增加到73 m/Ma，又在顺德凹陷中经历微弱的降低过程，最后在顺德凹陷和南部隆起的交汇部位降到60 m/Ma后又开始急剧上升，直至90 m/Ma以上；更新世，构造沉降特征与上新世相似，具有很好的继承性，由45 m/Ma上升到76 m/Ma后，在顺德凹陷和南部隆起的交汇部位降低到72 m/Ma，接着构造沉降速率快速增大，达到105 m/Ma以上（图6）。B剖面位于研究区中部偏东处，由北向南方向经过番禺低隆起、白云凹陷、白云低凸起、荔湾凹陷和南部隆起。3个时期的变化规律趋于一致：在番禺低隆起—白云凹陷中，晚中新世、上新世、更新世构造沉降速率分别由60 m/Ma、32 m/Ma、39 m/M a左右升高到80 m/Ma、78 m/Ma、79 m/Ma左右，在白云凹陷—白云低凸起—荔湾凹陷中，构造沉降速率大小变化不大，而在荔湾凹陷和南部隆起的交汇部位，构造沉降速率急剧上升，直至150 m/Ma左右达稳定（图7）。C剖面位于研究区东南部的东沙隆起内。东沙隆起在3个时期的构造沉降速率由陆向海缓慢增大，晚中新世、上新世、更新世构造沉降速率分别由100 m/Ma、115 m/Ma、120 m/Ma左右增大到135 m/Ma、147 m/Ma、135 m/Ma左右（图8）。图5 珠江口深水区不同时刻沉降幅度直方图（a）、不同时期沉降量直方图（b）及沉降速率直方图（c）D剖面横穿整个研究区，从南西到北东，横穿神狐隆起、顺德凹陷、南部隆起、白云凹陷、白云低凸起和东沙隆起。在晚中新世，神狐隆起的构造沉降慢速下降，直至在顺德凹陷中降低到40 m/Ma后急速增至55 m/Ma左右才趋于稳定，在南部隆起中经历了一个缓慢的下降过程降到45 m/Ma后，从南部隆和白云凹陷的交汇部位开始快速上升，而在东沙隆起达最高值93 m/Ma后又开始减小，这与东沙运动造成东沙隆起抬升剥蚀、并且具有东强西弱的特点相一致。D剖面在上新世和更新世构造沉降速率的变化趋势与晚中新世相似，不同之处是在神狐隆起—顺德凹陷中构造沉降速率由西北到东南方向经历的是分别由43 m/Ma、38 m/Ma左右先快速增大到72 m/Ma、80 m/Ma左右继而急速减小到54 m/Ma、60 m/Ma左右的变化过程，接着与晚中新世构造沉降特征一致：经历一个相对稳定的沉降时期后，在南部隆起中分别缓慢下降到43 m/Ma、42 m/Ma，接着急速上升到100 m/Ma、95 m/Ma后再下降至56 m/Ma、85 m/Ma（图9）。图6 A剖面不同时期构造沉降速率对比剖面图图7 B剖面不同时期构造沉降速率对比剖面图图8 C剖面不同时期构造沉降速率对比剖面图图9 D剖面不同时期构造沉降速率对比剖面图5 平面沉降史分析及其与BSR关系天然气水合物在地震剖面上通常出现一强反射波，大致与海底平行，故称似海底反射（BSR)[27,28]。它是水合物沉积层的高阻抗与其下伏沉积层的低阻抗之间的相互作用而形成的振幅较强的地震反射，它是天然气水合物富集成矿的主要地球物理标志[29,30]。目前认为，BSR已成为判断海洋中存在天然气水合物及查找其分布的重要证据[31]。图10 珠江口盆地深水区晚中新世（a）、上新世（b）、更新世（c）时期及晚中新世以来（d）构造沉降速率与BSR叠合图珠江口盆地深水区各个时期的构造沉降速率整体上表现出从自东向西、由南向北逐渐减弱的变化规律（图10）。晚中新世，BSR分布于深海地区（一般水深大于2 000 m），构造沉降速率主要在75～115 m/Ma（图10(a），表7）；上新世， BSR分布在构造沉降速率曲线较密集地段与盆地边界处，对应的构造沉降速率在45～135 m/Ma（图10(b），表7）；更新世，未存在BSR（图10(c），表7）。总之，发现80％以上的BSR分布趋于构造沉降速率值主要在75～125 m/Ma、沉降速率变化迅速的区域（图10(d)）。表7 珠江口盆地深水区构造沉降与BSR对应关系4 讨论晚中新世后，盆地进入新构造运动及热沉降坳陷阶段，东部菲律宾板块向NNW 方向俯冲推挤，在晚中新世一早上新世时期造成了东沙运动的发生。东沙运动是导致盆地块断升降、隆起剥蚀、挤压褶皱和断裂以及岩浆活动的根本原因及动力源。在盆地沉降过程中产生了一系列以NWW 向张扭性为主的断裂。自东向西，东沙运动的强度和构造变形逐渐减弱，由此造成了珠江口盆地东部块体升降和断裂的晚期活动。在上新世—更新世早期（3 Ma）发生台湾运动中，珠江口盆地深水区因重力均衡调整而继续沉降，越往南沉降越大。在各个地质时期，盆地的构造沉降量占总沉降量的1/2以上，这表明了构造沉降作用始终控制着盆地总沉降的变化，因此控制了盆地可容纳空间的变化，从而控制了盆地的沉积充填，最终影响盆地内部烃源岩的形成和储集体的分布。5 结论沉降速率等值线越密集的地方越容易发育BSR，这是因为等值线密集的地方一般是盆地边界或是坳隆交汇的部位，这些地方沉降速率变化快，断层褶皱发育，可能形成特殊的断裂带、泥底辟、快速堆积体、滑塌体及增生楔等特殊构造环境与构造体。沉降速率高值区可提供的可容纳空间大，有利于沉降物的快速堆积与BSR的形成。更新世不存在BSR是因为构造运动趋于停止后，盆地的构造活动减弱、构造沉降速率变化不大、可容纳空间小、沉积速率小，有机质碎屑物不能被迅速埋藏，容易在海底氧化直接分解。1）盆地深水区各个凹陷沉降特征各异，具有各自独特的埋藏史和沉降史，但总体上呈现出持续稳定的沉降特征。2）盆地深水区具有欠补偿的沉积补给作用，且沉降速率较大。这说明快速沉降作用和欠补偿作用造成了盆地深水区的形成。3）晚中新世，沉降中心位于盆地北部的白云凹陷；上新世—更新世沉降中心往东部的荔湾凹陷迁移。4）中中新世—晚中新世末（10～5 Ma）发生的东沙运动造成了盆地深水区的块断升降和抬升剥蚀，构造活动强烈，使得晚中新世时期盆地深水区持续沉降。上新世—更新世早期（3 Ma）发生的台湾运动彻底改变了盆地深水区的构造格局，盆地深水区继续沉降，越往南下沉越大。5）构造沉降作用控制了盆地总沉降的变化，因此控制了盆地可容纳空间的变化，从而控制了盆地的沉积充填，最终影响盆地内部烃源岩的形成和储集体的分布。6）沉降速率高值区可提供的可容纳空间大，有利于沉降物的快速堆积与BSR的形成。致谢：广州地质调查局的沙志斌、王宏斌等为此基研究提出了相关资料与帮助，在此一并表示感谢！参考文献[1]于兴河碎屑岩性油气储层沉积学北京：石油工业出版社， [2]陈长民，施和生，许仕策珠江口盆地（东部）第三系油气藏形成条件[M]北京：科学出版社[3]秦国权珠江口盆地新生代地层问题讨论及综合柱状剖而图编制[J]中国海上油气：地质，2002,14:2l-[4]姚伯初南海北部陆缘新生代构造初探[J]南海地质研究：1993,1-[5]姚伯初中美合作调研南海地质专报[M]武汉：中国地质大学出版社，[6]李德生，姜仁旗南海东沙隆起及其周围坳陷的地质演化[J]海洋学报：中文版，1989,737-[7]张志杰，于兴河，侯国伟，等张性边缘海的成因演化特征及沉积充填模式——以珠江口盆地为例[J]现代地质：2004,284-[8]Allen P A,Allen J 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