南海西部深海平原SA-岩心浊流沉积特征

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陈芳　李学杰　刘坚　陆红锋　王金莲　张欣　廖志良　陈超云

（广州海洋地质调查局 广州 510760）

第一作者简介：陈芳，1966年生，教授级高工，主要从事海洋微体古生物学、沉积学研究。

摘要 本文对位于南海西部深海平原的 SA14-34 岩心进行详细的沉积物组分研究，结果表明：该岩心岩性复杂多变，沉积了粘土、粉砂质粘土、砂质粘土、粘土质粉砂、砂质粉砂、砂和粉砂质砂等7种沉积物类型。浊流沉积发育，至少已识别出4个特征明显的浊流层。浊流层厚度为18～120cm，具有粒度较粗呈下粗上细、异地钙质微体生物化石丰富、陆源碎屑矿物含量高、SiO2/Al2O3比值和CaCO3含量高四大特点。并对浊流沉积的物质来源、成因进行了初步分析，认为浊积物主要来自西部陆架-陆坡区，有利的地形、丰富的物源和频繁的海底火山活动诱发的地震是浊流发生的主要原因。

关键词 浊流沉积 深海平原 南海西部

南海，作为西太平洋的边缘海，物源丰富，沉积速率高，且生物多样，是研究古气候、古海洋环境和现代沉积作用的场所，近20年来成为热点研究地区，取得了一系列成果。对南海的浊流沉积也进行了一些研究，相继在南海的北部、南部以及东北部发现了浊流沉积的记录［1～7］。南海西部海域由于其研究程度较低，有关浊流沉积的研究基本上空白。

1996—2002年期间，广州海洋地质调查局在实施国家“126”专项时，对南海西部浅表层沉积物进行系统取样。取样站位北起琼东南，南至巽它陆架，覆盖整个南海西部海域，包括陆架、陆坡和深海盆地。通过对浅表层沉积物开展沉积学的研究，在西部中南半岛外深海平原区发现大量的浊流沉积［8］。本文通过对南海西部深海盆典型SA14-34岩心的研究，分析其浊流沉积特征及其控制因素。

1 材料与方法

SA14-34岩心位于地形平缓的南海西南海盆西南角，西侧紧邻地形陡峭的西南海岭，地理坐标111°57′48〞E，11°36′25.3〞N，水深4137m（图1），柱长801cm。对该柱状沉积物以5～15cm间隔取样，对其进行粒度、矿物、钙质微体生物化石和地球化学等综合分析。

图1 SA14-34岩心位置图

Fig.1 Location of piston core SA14-34

粒度分析，大于0.063mm粒级采用筛析法，小于0.063mm粒级用比重计法。

碎屑矿物分析，称取定量干样（通常7 g），自来水浸泡，用孔径0.063mm和0.25mm的铜筛冲洗，选取0.063～0.25mm粒径样品，烘干，进行磁选和电磁选，分为磁性矿物、电磁性矿物和无磁性矿物，对无磁性进行淘洗，分重矿物和轻矿物，然后分别称该四部分质量，用实体显微镜鉴定，并统计其相对含量。

有孔虫、介形虫样品采用常规方法处理：称取10 g干样，用水浸泡，待充分松散后，用孔径0.063mm的铜筛冲洗烘干，鉴定并统计＞0.15mm的个体，化石丰富的样品采用缩分鉴定。钙质超微化石样品处理采用简易涂片法。

地球化学分析，SiO2采用重量法，CaCO3采用容量法，A12O3用离子体光谱法。

上述分析均由广州海洋地质调查局实验测试所完成。

2 岩性特征

根据岩心肉眼观察、沉积物粒度和涂片发现，该岩心沉积特征不是以细粒沉积为主，粒度明显偏粗，岩性复杂多变，包含粘土、粉砂质粘土、砂质粘土、粘土质粉砂、砂质粉砂、砂、粉砂质砂等7种沉积物类型。沉积物组分以粘土矿物、长英矿物和风化矿物为主，其中长英矿物总体偏高，最高可达72%；钙质生物（主要由有孔虫和钙质超微化石组成）含量悬殊，从＜1%～31%，多个层段含量偏高，在10%～31%间变化；而硅质生物（主要由硅藻和放射虫组成）含量偏低，一般＜1%，在300～650cm含量增加，最高达10%（图2）。该岩心含多层粒度变化的正韵律层，其中大多钙质生物丰富，初步可识别出4层特征明显的浊流沉积：浊流层1（0～40cm），浊流层2（40～58cm），浊流层3（220～260cm）和浊流层4（653～773cm）。

图2 SA14-34岩心岩性、组分特征及浊流层系（数字1，2，3，4 代表浊流层，下同）

Fig.2 Lithologic feature，biogenic components and turbidite layers in core SA14-34

（numberl，2，3 stand for turbidite layer）

3 浊流沉积物特征

3.1 粒度特征

与上下正常深海沉积相比，浊流沉积物相对较粗，且浊流沉积物内自下而上粒度由粗变细，具有典型的正粒序沉积层序——浊流沉积物的显著标志。

浊流层1，从上而下依次为含钙质生物砂质粘土（0～12cm）、粘土质粉砂（12～25cm）、粉砂质砂（25～40cm）；

浊流层2，从上而下依次为粉砂质粘土（40～45cm），含钙质生物粉砂质砂（45～58cm）；

浊流层3，底部为砂，向上递变为砂质粉砂、粉砂质粘土；

浊流层4，从上而下依次为粉砂质粘土和粘土质粉砂。

下面仅以浊流层3（220～260cm）为例（图3），剖析其粒度特征。

图3 SA14-34岩心浊流层3（220～260cm）粒度特征

Fig.3 The feature of grain of turbidite layer 3（220～260cm）

220～226cm，粘土，其中砂含量为1.3%，粉砂为48.5%，粘土为50.2%；

226～235cm，砂质粉砂，平均砂含量为35.0%，粉砂为54.0%，粘土为11%；

235～260cm，砂，砂含量为78.9%～79.4%，粉砂14.1%～14.9%，粘土6.2%～6.5%。自上而下，沉积物中值粒径由小变大，由顶部粉砂质粘土的6～7μm逐渐增大至底部砂的110μm左右，沉积物由细变粗，由下向上，分别相当于鲍马序列的A，B，D，E层。

3.2 微体古生物特征

SA14-34岩心取样位置位于碳酸盐临界补偿深度（CCrD）以下，碳酸盐溶解作用强烈，附近站位沉积物中钙质生物强烈溶失，丰度很低，一般为1～50个/g。但浊积物中的钙质生物化石有孔虫、介形虫和钙质超微化石尤其丰富，以高丰度区别于上下正常深海沉积，硅质生物放射虫、硅藻则不发育，该特征在浊流层1，2，3中表现明显（图4）。

图4 SA14-34岩心钙质生物丰度变化

Fig.4 Abundance of calcareous microfossils in core SA14-34

浊积沉积中有孔虫浮游类易溶种与抗溶种共存，抗溶等级由2级到7级的浮游有孔虫（据Berger，1979）同时出现；底栖类浅水种和深水种混杂，以浅水种为主。浊积物中有孔虫丰度一般为几百个/克，最高1900个/克，分异度20～39；而该岩心正常深海沉积物的有孔虫丰度只有几～十几个/克。以浊流层1为例，有孔虫丰度300～1900个/克，分异度 29～39，自下而上，丰度下降。浮游有孔虫常见有 Globigerinoides ruber，Gs.quadrilobatus，Gs.sacculifer，Neogloboquadrina dutertrei，N.pachyderma，pulleniatina obliquiloculata，Globorotalia menardii，Gr.inflata，Globigerinella aequilateralis，Gg.bulloides，Gg.rubescens等；底栖类有孔虫以玻璃质壳最多，其次为瓷质壳，胶结壳最少。常见种有 Elphidium jeseni，Cibicides refulgens，Quinqueloculina seminula，Psuodoeponides japonicus，Nonionella decora，Bolivina robusta，Bolivina earlandi，Bulimina marginata，等。还具有 Cibicides refulgens C.tanis，Pseudorotalia gaimardii，Elphidium jeseni，Han“a”aiaconcentrina，Uvigerina torquata，Virgulopsis orientalis，Quinqueloculina seminula，Quinqueloculina lamarckina等典型的浅水种。其他浊流沉积有孔虫组合面貌与第一层浊积物的相似。

与有孔虫相似，浊积沉积中介形虫亦相当丰富，但几乎全部为异地埋葬分子，以滨、浅海-半深海异地分子为主。前人对南海表层沉积物中介形虫的分布研究结果表明［5］：当水深大于4000m时，表层沉积物中的介形虫丰度在4个/10 g以下，种数不足1个，且全部为异地分子。而在浊流层1中介形虫丰度高达39～528个/10 g，分异度13～25，自下而上，数量减少。常见的有Iestoleberis guangdongensis，Lo”oconcha siensis，Cytheropteron minrensis，Hemicytherra cuneata，Munseyella japonica，Cornucoquimba tosaensis，Cytherlloideasabahensis，Leguminocythereis hodgii，Stigmatcythere dorsinoda等，其中Lo”oconcha sp.仅出现在800m水深的环境中，Cytheropteron minrensis在南海东北部分布在100～700m水深处，parabythocythere limata分布在800～1500m水深范围内，Krithe sa”anensis在南海东北部分布在700～3000m的海区。各层浊积物介形虫数量不等，这与浊流作用规模大小有关。浊流层2中的介形虫数量有所下降，丰度为28～77个/10 g，分异度13～25，少数介形虫如Cornucoquimba tosaensis，Aconthocythereis munechikai等只以幼虫出现。

3.3 陆源碎屑矿物特征

SA14-34岩心浊流沉积中的陆源碎屑矿物以含量特别高，矿物种类多而区别与上下正常深海沉积。浊流沉积中的陆源碎屑矿物以长石、石英为主，占50%～80%。此外，尚有黑云母、白云母、绿帘石、磁铁矿、褐铁矿、钛铁矿、独居石、锆石、角闪石等矿物，风化矿物含量明显增加。浊流层1、浊流层2中的长英矿物含量最高达50%；浊流层3长英矿物含量最高达72%；浊流层4长英矿物含量最高达67%（图2），其他层位长英矿物含量偏低，一般为6%～0%。在陆架和上陆坡广泛分布的海绿石在浊积物中普遍出现，浊流层1层段浊积物中的含量达1.0×10-4。而其他层位含量极低，几乎未见。镜下观察，浊流沉积中的石英具有两种明显不同的形态，大部分表面干净、透明，呈棱角状；部分表面具有雾痕、斑痕，呈次圆状，为搬运相互磨擦所造成；长石有些较新鲜，有些发生次生变化，说明浊流沉积物为近距离搬运。

3.4 地球化学特征

海洋沉积物中SiO2/Al2O3比值主要反映了沉积物中陆源碎屑和粘土的比例，该比值越高说明陆源碎屑含量越高，而CaCO3主要来自在海洋沉积物中的钙质生物有孔虫、钙质超微化石等，研究结果表明：该海域正常沉积的表层沉积物中的CaCO3含量一般为2%～5%。而SA14-34岩心浊流层1，2，3，4 中的SiO2/A12O3比值明显高于上下正常深海沉积，而浊流层1，2中的CaCO3明显高于下伏的正常深海沉积粘土层，最高可达8%，而下伏的正常深海沉积粘土层中的CaCO3含量＜2%（图5）。

4 浊流沉积的物源、成因初探

根据浊积物组成特征，大体可以了解浊积物的物质来源。SA14-34岩心的浊积物主要由陆源碎屑和生物碎屑组成。从上述浊积物的矿物组合来看，与南海西部中南半岛外陆架、陆坡区的矿物组合具有明显的相似性；经浊流搬运的生物碎屑通常保存较差，壳面遭受不同程度的磨损，壳体的破碎率较高。但SA14-34岩心中的介形虫保存良好，壳薄、透明、干净，壳体很少出现破碎、磨损充填现象，这主要与浊流搬运距离较短，搬运速度较快有关，据此推测浊积物的矿物主要来自南海西部陆架、陆坡区。

图5 SA14-34岩心SiO2/Al2O3比值和CaCO3含量

Fig.5 Downhole Plots SiO2/Al2O3ratio，CaCO3（%）in core SA14-34

南海西部自西向东发育有陆架、陆坡和深海盆地（南海西南海盆的一部分）等地形地貌，其中陆架狭窄，陆坡陡峭，深海盆地平缓。由于主要受南北向和北东向断裂的作用和火山作用的影响，自西向东呈阶梯状下降，高差变化极大，由200m降至4000m。而SA14-34岩心则位于地形平坦的深海盆地边缘，即西南海盆的西南角，四周被海山所围绕，西面与地形陡峭的陆坡海山陡坡相邻，南面与东面为深海海山。这种四周高，中间低的地形为浊流形成、搬运和沉积提供了有利的地理条件；而周围大量松散沉积物堆积为浊流的形成提供了重要的物质基础；频繁的海底火山喷发引起的地震则诱发了区内浊流的发生。SA14-34岩心所在的深海盆地分布着众多的由海底火山喷发形成的海山和海丘，该区是Cu、Ba元素含量的高值区，沉积物中Cu、Ba元素的富集主要是受区内海底火山活动控制的［9］，说明该区火山活动较强，为浊流的发生提供了动力条件。

5 结论

1）位于南海西部深海平原的SA14-34岩心岩性复杂多变，沉积了粘土、粉砂质粘土、砂质粘土、粘土质粉砂、砂质粉砂、砂和粉砂质砂等7种沉积物类型。浊流沉积发育，浊流沉积构成了该岩心的主体，至少已识别出4个特征明显的浊流层。

2）浊流沉积相对较粗，自下而上，主要由砂、粉砂和粉砂质粘土组成，沉积物中值粒径由小变大；浊流沉积中异地钙质生物化石有孔虫、介形虫富集。有孔虫浮游类易溶种与抗溶种共存，底栖类浅水种和深水种混杂，介形虫大部分为浅海-半深海类型，与正常深海组合完全不同；浊流沉积中的陆源碎屑矿物含量特别高，矿物种类多，以长石、石英为主。浊流沉积中SiO2/Al2O3比值、CaCO3含量相对偏高。

3）对浊流沉积的物质来源、成因初步分析表明：浊流沉积主要来自西部陆架-陆坡区，有利的地形、丰富的物源和频繁的海底火山活动诱发的地震是浊流发生的主要原因。

参考文献

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［9］蓝先洪，姚伯初，邱燕.南海西部海域表层沉积物中Ba/Cu 比值及分布特征.见：姚伯初等编，南海西部海域地质构造特征和新生代沉积.北京：地质出版社，1999，112～117

CharacteriSticS of Turbidity Current DepoSits of Core SA14-34 in Deep Sea BaSin ofthe WeStern South China Sea

Chen Fang　Li Xuejie　Liu Jian　Lu Hongfeng　Wangjin1ian　ZhangXin　Liaozhi1iang　Chen Chaoyun

（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760）

AbStract：Results based on visual core description，smear slide，microfossils，grain size，chemical and mineral analyses indicate turbidity current deposits have been developed in Core SA14-34，At least 4 layers of turbidities can be recognized.These layers，each 18～120cmthick，are characterized by turbidite sequence With graded bedding，abundant allochthonous calcareous microfossils and high SiO2/Al2O3ratio，high content of CaCO3and high contents of terrigenous detrital minerals.In addition，a preliminary analysis is made on the material source and origin of the turbidity current deposits.The authors suggest that the favorable topography，abundant source materials and earthquakes induced by repeatedly occurring submarine volcanic activities are the main causes for the occurrence of turbidity currents.

Key WordS：Turbidity current deposits Deep sea basin Western South China Sea

中国东部濒太平洋的非海相沉积盆地，属近海内陆盆地。这些盆地在中、新生代均经历了拉张构造运动。盆地的演化经历了两个大的发展阶段，即早期的断陷作用和晚期的坳陷作用。除松辽盆地外，它们大部分呈单断式半地堑状态，部分呈双断式地堑状态。一系列大大小小这样的盆地，构成了中国东部裂谷系。东部非海相沉积盆地在沉积特征和层序地层特征方面，具有某些共性或相似性，存在某种规律性。

一、沉积特征

图3-1　非海相沉积盆地层序地层工作流程

（一）受到海泛或海洋气候的影响

传统的观念认为，中国东部的含油层系主要形成于纯陆相环境。70年代以来，越来越多的证据表明东部盆地在中、新生代曾多次受到海水进侵的影响。汪品先（1972）在苏北和江汉盆地发现了有孔虫。徐怀大（1969,1973,1982）和何镜宇等（1982）在渤海湾、苏北和松辽盆地发现了众多的海绿石。同济大学（1975）有关人员在苏北盆地识别出与海洋环境相联系的生物碎屑灰岩。80年代以后，人们发现了更多的指示海相环境的古生物、自生矿物和地球化学等方面的证据。徐怀大和赵政璋（1983）在苏北发现了颗石藻类超微化石。郝诒纯等（1981,1984）在渤海沿岸地区（黄骅、东明、东营、惠民、临清、济阳和下辽河）发现了颗石藻和非颗石藻类超微化石，徐怀大和魏魁生（1989,1993）在华北冀中地区和松辽盆地也有相似的发现。东海和南海的钻探资料已证实古东海和古南海的确存在。这些证据冲击了东部含油层系属于纯陆相环境成因的观点，同时为研究生油成因及潜力提供了新方向。这些证据归纳如下：

1.古生物学

中国东部中、新生代非海相沉积地层的生物面貌，总体上以陆相淡水一半咸水生物群落为主，但是也存在某些通常属于海相的生物化石.

在第三纪地层中，见到最多的海相化石是有孔虫。例如在华北的冀中、济阳，黄骅等地区发现有五块虫（Quinqueloculina sp.）（图版Ⅰ－2），三块虫（Triloculina sp.），球旋虫（Glomospira sp.），环曲虫（Spirosigmoilina sp.），盘旋虫（Spirillina sp.），塔旋虫（Turrispirillina sp.），曲房虫（Sigmoilina sp.），圆盘虫（Discorbis），粟米虫（Miliolidae），小粟虫（Miliolids）等.在苏北及广东三水盆地也见有圆盘虫、串球虫、小粟虫及诺宁虫（Nonion）等。在汾渭地堑的晚第三纪和第四纪地层中也见有孔虫，例如渭河九字虫（Nonion weiheehse）、圆盘虫、暖水卷转虫（Ammonia tepida）等。除诺宁虫、卷转虫等能够生活于淡水环境，其余大部分生活于海相或海陆过渡性环境。这些有孔虫个体小、属种单调、变异度大、畸形个体多、分布局限，表明东部盆地曾经遭受海水泛滥的影响，但是可能还达不到大规模海侵的程度。

钙质超微化石的发现是海水进侵的另一个有力证据。苏北盆地见到Rhabdolithus sp.,Fasciculithus sp.,Discoaster sp.,Sphenolithus sp.和Coccolithus sp.等。在华北冀中、黄骅等地区已鉴定出Reticulofenestra　sp.,Coronocyclus sp.,Helicopontospharea sp.,Coccolithus sp.和Sphenolithus sp.等。作者在松辽盆地的J17井、J19井、D432井和S7井青山口组和嫩江组的钙质泥岩及劣质油页岩中识别出Cretarhabdus sp.,Nephrolithus sp.,Gartnergo sp.,prediscosphaera　sp.,Eiffellithus sp.,Arkhangelskiella sp.,Conusphaera sp.,Mitrolithus sp.,Lithraphidites sp.,Quadrumsp.,Nannoconus sp.,Rhagadiscus sp.,Tegulalithus sp.,Bukryaster sp.,Watznaueria sp.,Microrhabdulus sp.,Coccosphere sp.和Tetratithus copulates sp.等超微化石（图版Ⅰ—4至图版Ⅰ—7）。钙质超微化石主要分布于密集段内，一般成层分布并沿钙质页片层丰富.在第三纪地层中，除了上述化石，与海相有联系的生物还可见到苔藓虫、海百合、海绵、藻类和介形虫。藻类化石见有德弗兰藻（Deflandrea）、渤海藻（Bohaidina）（沟鞭藻类）；粒面球藻属、褶皱藻属、棒球藻属（疑源类）；中华枝管藻（Cladosphonia sinensis）、孔层藻（绿藻门海松藻科）等。介形类生活于海洋环境发现有浪花介超科的华花介，尾花介类的柄花介（Cytherura sp.），奈特介属的渤海奈特介（Knightia bohaiensis）。

在白垩系地层中，也存在其它一些海相化石。例如松辽盆地见长头松花鱼（Sungarichthys longicephalus）、贪食吉林鱼（Jilingichthys rapax）、巨口哈马鱼（Hamamacrostoma choow）等，与之相类似的化石主要见于浅海和滨海沉积中，有关联的现代属种也主要生活于海洋环境。松辽盆地还发现线纹蛤（Striarca）、壳菜蛤（Mytilus）、二区肋蛤（Musculus）和短齿蛤（Brachidontes）等咸水或半咸水生物化石。

2.矿物学和地球化学

在第三纪和白垩纪非海相沉积地层中，几乎所有盆地都见分布有海绿石。这些海绿石呈粒状球形、不规则凹凸状、叶片状和胶结物型（图版Ⅰ—3），含量较少.在密集段中还见自生白云石、磷灰石或胶磷矿、大量的莓状黄铁矿（图版Ⅰ—8）、伊利石型粘土，地层中存在含海相生物屑的碳酸盐岩或厚度较大的蒸发岩.

地球化学指标显示过渡性的特点。华北地区第三系某些层段、松辽盆地白垩系某些地层中（表4-3）出现硼含量大于100ppm、B/Ga比值大于3.3（2.1-8.5）,Sr/Ba比值大于1。苏北盆地阜二段及阜四段硼含量大于100ppm,Sr/Ba为0.9-2.6,B/Ga大于3.3的甚多。在有机地球化学方面，出现正烷烃碳数呈双峰态，可见钒卟啉，族组分中芳香烃含量有时小10%。经分析对比，有人（周光甲，1984）认为济阳沙四段部分样品的有机化学特征类似于滨海沉积物。

东部盆地受海洋气候的控制也是很明显的。渤海沿岸近20万年的海侵层位与间冰期的温暖气候相伴生。海洋气候对近海大陆区域的影响表现在使陆域呈非纬度分带性。例如在第三纪时，我国北部为潮湿带、中部为干燥带、南部为潮湿带，而东南近海区出现潮湿气候带（据关士聪等，1986）。湖盆最大水进期往往与海水进侵的时代相一致，证据颇多。

据关士聪等（1986）有关资料统计，在东部盆地出现海相标志的时代主要有：晚侏罗世、早白垩世、古新世、始新世、渐新世、中新世、上新世和第四纪。海水的进侵是周期性的。最富生油潜力的密集段含海相超微、微体化石丰度最高，这也冲击了纯陆相生油学说。

（二）盆地经历了裂陷、深化和消亡的发展史

无论是白垩系地层充填为主的盆地还是第三系地层充填为主的盆地，均经历了裂陷、深化和消亡这一发展历程。这个发展过程可以进一步分为：地幔隆起阶段、早期断陷作用阶段、晚期断陷作用阶段、断坳作用阶段和坳陷作用阶段（图3-2）。

1.地幔隆起阶段

由于洋壳俯冲，大陆地壳上升，地幔隆起形成幔枕，为断陷盆地孕育期。

2.早期断陷作用阶段

当地幔物质聚集到一定阶段及构造应力场的转变，陆壳破裂，断陷作用开始，发育地堑式盆地。此期火山活动强烈，开始快速沉降，地势起伏高差大，各小盆地彼此独立、分割性强，物源丰富，沉积物供应速率高，因而洪积物、冲积物发育，具有膏盐建造及基性火山岩喷发。例如松辽盆地的侏罗系和白垩系沙河子组及营城组的地层属于此期。早期断陷作用阶段往往伴生坳陷作用。

3.晚期断陷作用阶段

此期断陷作用强烈，水域扩展，以湖相碎屑岩沉积为主，伴生火山喷发作用。箕状凹陷往往在晚期断陷作用阶段形成，即缓坡一侧的断裂活动消失或减弱。此期松辽盆地发育多个断堑式盆地，相当于登娄库组地层形成期。

4.早期坳陷（断坳）作用阶段

断陷和坳陷作用并存，以后者为主导。各种沉积体系都会出现，海水时而泛入，水域广阔，环境分带性明显。松辽盆地相当于泉头组至嫩江组形成期，三角洲发育，低水位期“下切谷”多见。

5.坳陷作用阶段

此期盆地以坳陷作用占优势，快速的充填使盆地水域范围缩小、湖水深度变浅，发育河流、三角洲和滨浅湖沉积体系。松辽盆地相当于四方台组以上的沉积。

盆地消亡之后，地壳整体上升后又整体下降，发育河流、洪积平原相。

其中3和4为盆地深化阶段。

反映在沉积物特征上，绝大部分盆地纵向上具有一个或两个红粗—黑细—红粗的巨大旋回，相应水体有由浅—深—浅、沉积环境有由氧化—还原—氧化的旋回特征。例如渤海湾盆地，孔店组和沙四段下部地层多为红色粗粒沉积，沙河街组其余地层主要为深色细粒沉积，东营组以上地层为色杂粗粒沉积，构成一个完整的巨旋回。二连盆地阿尔善组为粗粒沉积，腾格尔组为细粒沉积，赛汉组以上为粗粒沉积，同样形成一个巨大旋回。

每个巨旋回中含4-6个二级旋回。华北冀中地区包括孔店组—沙四段、沙三段、沙二段至沙一段、东营组、馆陶组和明化镇组（以上为大致层位，层序边界在原地层组、段的上、下部位，并非吻合）共6个二级旋回。松辽盆地白垩系地层含7个二级旋回，包括沙河子组－营城组，登娄库组、泉头组姚家组中部、姚家组中部－嫩江组二段顶部，嫩江组其余地层，四方台组及明水组。

图3-2　断陷盆地发育阶段示意图

A－地幔隆起阶段；B－早期断陷作用阶段；C－晚期断陷作用阶段；D－断坳作用阶段；E－坳陷作用阶段

据统计，第三系地层中约含20个三级旋回，例如冀中地区至少具有19个层序（图3-3、3-4），大港和苏北地区有27个层序；白垩系地层中含40多个三级旋回，例如松辽盆地泉头组至嫩一段划分出22个层序。值得一提的是，距海愈近，地层的旋回性愈强（例如松辽盆地），距海愈远，三级层序的频率愈低，例如松辽盆地白垩系登娄库组至明水组具有47个层序（图4-18-4-22），而二连盆地下白垩统地层仅识别出8个层序（图3-5、3-6）。原因是近海盆地受大陆气候和海洋气候的双重影响，远海盆地主要受大陆气候的影响，同时远海高频层序不易辩认所致；重力流沉积占优势的盆地旋回性不明显（例如辽河断陷盆地某些凹陷）。

图3-3　冀中地区文26井层序地层分析

1－层序边界；2－体系域边界；3－准层序及准层序组边界；4－前积型，5－退积型；6－加积型；CS－密集段；LST－低水位体系域；TST－水进体系域；HST－高水位体系域

图3-4　冀中地区岔81井层序地层分析，图例同图3-3

图3-5　二连盆地白垩系阿参1井—阿61井层序地层分析

图3-6　二连盆地三维INLINE231—237测线白垩系层序地层分析

（三）多物源、多旋回、多沉积体系

东部近海内陆盆地不同于海相的单物源方面，盆地四周几乎均为物源。在箕状断陷盆地中，物源既来自陡坡，也来自缓坡和长轴方向。早期为双（多）物源，晚期为顺盆地长轴方向的物源。

在沉积物方面，陡坡粗，具有冲积扇、扇三角洲体系；缓坡和长轴方向较细，出现三角洲等体系。在构造布局上，沉积特征也有一定的分布规律。在一系列次级盆地组合的大盆地，近海一侧凹陷的沉积物细，近陆一侧的凹陷沉积物粗。例如冀中地区，近海一侧的武清、饶阳凹陷沉积物较细，暗色泥岩发育，而远海一侧的石家庄、保定、徐水等凹陷红色粗粒沉积物比例高。

这些盆地赋存期短、埋藏迅速、旋回性强。几乎所有在海洋环境发育的沉积体系均可在东部盆地中见到，例如三角洲、扇三角洲、滨岸砂滩或砂坝、浊积扇或湖底扇、河流和冲积扇体系等。在湖泊环境中，滑塌沉积广泛分布，在基准面升降变化的任一阶段，在任一阶段的不同部位均可见到，“滑塌扇”多而沉积巨厚，有时甚至贯穿于整个小盆地的某个区域。非海相沉积盆地中河流体系发育，可以出现在任一体系域中，它们多与断层伴生。

（四）盆地发育的不同阶段层序地层特征各异

在盆地形成初期，剥蚀区及“盆地”内高差很大，可容纳空间小而且水体多位于氧化带内，物源丰富，搬运距离短，因而发育很厚的膏盐、红层和冲积扇。这些沉积物属于特殊的低水位体系域，宏观上以海洋为参照物有可能是高水位体系域的产物。早期水进和高水位体系域不发育。

盆地发育晚期或消亡以后，湖泊收缩，水域甚小或者只有河流袭过，主要发育河流、冲积体系（例如冀中地区的上第三系地层）。由于此时盆地已经濒于消失或者已经消失，残盆水域极浅，河流相当于在前期湖面上流过，远远上升到原“风暴浪基面”之上，所以这些沉积物属于高水位体系域，局部地区部分沉积物为水进体系域的产物。

盆地发育中期，地势高差减小，水域广阔，相邻凹陷连接在一起，水体相对较深，环境分带性比较明显，物质供应相对受到抑制，黑色泥质沉积加厚。周期性的基准面升降变化比较明显，层序含三个体系域（图3-7），但是低水位体系域的沉积特征与海相差异较大。

图3-7　冀中地区断坳期发育的“T4”层序及体系域

T4反射层为密集段，上覆三角洲体系下超于T4反射层；T2反射层以上地层为湖泊消亡之后发育的河流体系

（五）箕状凹陷中央有底辟或地貌隆起

在箕状凹陷中心或其附近，由于火山上涌、泥岩或盐类刺穿，可形成底辟构造；也可以由重力滑动造成地貌上的隆起，例如滚动背斜，陡侧见沉积背斜。

（六）东部盆地基准面变化趋势

东部盆地在中、新生代时，在总体以陆相沉积环境占主导地位的背景上，曾多次受到海泛的影响，全球性海平面升降必然波及到湖盆基准面的变化。对比白垩纪和第三纪的湖盆基准面升降曲线和Haq的海平面变化曲线（图3-8，图4-29），可以看出两者的总体变化趋势相近或相似。松辽盆地白垩纪的基准面变化与Haq的曲线基本合拍，土伦阶、森诺曼阶、阿普第阶和阿尔必阶吻合极好，基至在高频部分也近相一致（图4-29），但是前者的三级旋回频率高于后者。二连盆地距外海远、封闭性强，然而其白垩纪基准面变化曲线与Haq的曲线相似，仅最大水进期迟滞及三级旋回频率较低。白垩纪是全球性海进期，世界各地广泛分布碳酸盐岩和深水湖泊沉积，说明全球处于一个相近的变化域中，因而即使是距海较远的陆相盆地，其水体变化规律也受全球“应力场”的控制。

第三纪的基准面变化在30Ma处，即早、晚第三纪之间的界面处，与Haq的曲线基本一致，内部高频变化趋势也大体相似。但是湖盆的最大水进期或最高水位期随盆地距海的远近而渐次迟滞（图3-8），距海近的盆地基本吻合，距海愈远最大水进期愈晚。这是由于局部构造运动所致；另外，由于湖盆最大水进期与海水进侵基本同步，海水是伴随着波浪状构造运动向大陆内部迁移的，因而最大水进期依距海的近远而提前。

图3-8　冀中和苏北地区第三系基准面升降曲线（据徐怀大、魏魁生，1994）

①Millazian；②Sililian；③Emilian；④Calabriam；⑤Piacenzian

（七）油气勘探

根据200多个油田资料分析，含油层系主要为三角洲、扇三角洲体系，河流沉积、砂滩和浊积岩具有一定储油潜力，少数勘探区与基岩、火山口及碳酸盐岩有关。总体上，勘探方向仍为浅层高水位体系域的沉积砂体，各油田的勘探重点仍限于构造圈闭。层序地层学能够用于井少的新区和井多的老区指导油气勘探。科学的进步就是思维能力的进步。层序地层学提供了一种开拓性思想，具备科学思维方式。层序地层学为地层分层提供了统一方案，解决了地层对比方面的矛盾，这预示着有很多未被开恳的油气远景区需要勘探，已开发的油田需要调整开发方案以提高采收率（徐怀大，1993）。

二、层序地层特征

根据松辽盆地、南海盆地、冀中地区、辽河盆地、二连盆地等区域白垩系和第三系沉积地层的分析结果，中国东部非海相沉积盆地在层序地层方面有以下特征：

1.Ⅰ型层序占主导地位

层序有两种主要类型，即I型和Ⅱ型层序。I型层序边界形成时，全球海平面下降速率超过构造沉降速率，所以在陆架坡折处相对海平面发生了下降，海水完全退出大陆架。Ⅱ型层序边界形成时，全球海平面下降速率小于构造沉降速率，在陆架坡折处没有发生相对海平面的下降，相反以相对上升为特征，海水没有完全退出大陆架（图3-9）。湖泊盆地水域相对很小，水体进退频繁，基准面的骤然下降，可能导致绝大部分地区出露水面甚至干枯，因而层序性质以I型为主（徐怀大，1991）。识别I型层序的关键在于有无下切谷，湖盆低水位期近源发育辫状河道、远源发育网状河道，实质是湖泊环境特殊的下切谷。

野外观察及岩心剖面分析证实了上述结论。在海相沉积环境中，例如鄂尔多斯盆地奥陶纪海相碳酸盐沉积，野外见Ⅱ型层序边界，最明显的特征是岸线或滨岸上超向下（向盆地）的迁移，其它标志如削截、暴露侵蚀作用等不明显或不存在。相反，Ⅰ型层序边界部位暴露标志、削截结构非常显著。在松辽、辽河及冀中等地区非海相沉积地层的岩心观察中，层序边界附近暴露标志广泛，并非只存在滨线下移的现象。

非海相沉积层序的边界在地震剖面上有时特征不甚明显，原因是：①多物源造成的沉积物叠置方式复杂；②河流体系在任一体系域都会出现，造成误解为断层多、断块多；③测线方向有一定偏差；④分辨率不够高；⑤湖盆面积小，“陆架坡折”不典型，而且基准面变化频率高，以致层序边界处的反射结构难以辨认。这种现象并非说明非海相沉积盆地不存在层序边界，相反更加证明了在地层划分中需要层序地层的方法，应该充分结合地震、测井、岩心和露头资料综合分析，才能够比较准确地分析、对比地层。

2.层序的时间跨度

由研究实例统计，东部盆地三级层序的时间跨度为0.5-4Ma，平均2Ma。例如华北冀中地区由孔店组（底界60.2Ma）到东营组（顶界24.6Ma）的时间延限约35.6Ma，共识别出17个层序，每个层序平均为2.094Ma；松辽盆地由登娄库组到明水组共划分了47个层序，时代由125-65Ma，每个层序的时代跨度平均约为1.28Ma。每个层序含6-20个准层序，岩心中准层序约含6个砂泥韵律层（松辽盆地），表明非海相沉积也具有高频旋回特征。

3.体系域特征

非海相沉积盆地与海相盆地在体系域特征方面各有异同。低水位体系域在非海相盆地形成早期和中期存在，通常由红层、冲积扇、河道和小三角洲等沉积体系组成，并不是真正的像海相成因的盆底扇、陆架边缘沉积楔状体和斜坡扇。Vail模式中的盆底扇相当于Mutti（1985）的I型和Ⅱ型浊积扇，斜坡扇相当于Ⅲ型扇体。湖泊中的浊流沉积主要由季节性或灾变性洪水入湖而成；在低水位期，水体太浅，以致洪水入湖无法构成密度差而形成浊流，只有在水进和高水位期水体变深才能构成形成浊流的条件，其性质多为片汜型浊流，浊积扇也多赋存于水进体系域。任何事物均具有两重性，在一些大型湖泊盆地（例如松辽盆地）中湖底（盆底）扇仍然可能存在，只要满足浊流的边界条件就能够形成相应的沉积，沉积物供应速率高，可能引起特殊的浊流沉积。湖泊盆地的另一个特点，就是即使在低水位期，物源因素也很活跃，河流沉积广泛分布。在盆地发育晚期或者湖泊消亡之后，低水位体系域消失，其赋存于相邻更近海的盆地，甚至仅在海洋盆地发育，原盆地之上仅发育高水位体系域。

图3-9　作为全球海平面变化和沉降作用函数的相对海平面（据H.W.Posamentier,1988）

除上述特征外，水进和高水位体系域特征与海洋盆地相似。例如水进体系域发育砂滩、砂坝体系，高水位体系域发育三角洲、扇三角体系。

在重力流沉积发育的地区，例如辽河盆地冷东地区，层序界面不易判别，但是仍有一定的规律可循。低水位体系域碎屑流沉积发育；洪水型浊流赋存于水进体系域；高水位体系域下部泥流（mudflow）沉积多见，上部碎屑流沉积发育，但其组构特征有变化。

4.层序界面

层序界面位于微体和超微化石丰值最低处。典型的层序界面具有削截、顶超、上超和下超地震反射结构。在岩心剖面上见暴露标志，例如在松辽盆地见根土层、古风化壳、地层缺失等标志；在测井曲线上，层序界面在近陆部位处位于砂泥幅值突变接触部位；在近湖地带位于砂岩内部，呈渐变关系，即砂体由前积式向加积式转换的部位；在湖盆中央，往往位于砂岩底部或泥岩内部。值得注意的是，在非海相沉积盆地中，有时层序界面上、下地层均呈退积式结构，这是由于湖泊水体可容纳空间的增减与气候及河水入湖的因素息息相关；另一方面，每次较大规模洪水的冲刷可将相当厚的湖坪沉积物带走。

5.密集段

密集段多为连续性好的高振幅反射波，见下超反射结构。过去作为地层组段分界面或定为假整合的强反射，实质上与密集段相关。例如松辽盆地的T1和T2、冀中地区的T4和T6、二连盆地的T3和T5反射层（图3—10）及济阳坳陷的T2和T6反射层即是。密集段内微体和超微化石丰度最高、变异度最大（例如介形类出现壳饰）。古生物纵向分布具有某种规律性、半对称或对称性，例如松辽盆地北部一些密集段中，纵向上的变化为介屑滩—化石丰度低值—介形类富集—介形类和叶肢介混生—叶肢介富集—混生带—介形类—藻类及小型叠层石—低值带，代表了水质由淡 咸 淡的变化过程；或者在超微生物出现之后，其它生物均不存在，反映了在较长的一段时间内水质偏咸。密集段形成于沉积物欠补偿期，时间间隔长，沉积速率最低，生物繁殖期长，许多重要的沉积矿产如金、银、铜、铅、锌等及稀土元素都可能富集成矿，是层控矿床研究的新领域；在岩心中，密集段的标志为暗色泥岩、油页岩、粒泥岩、白云岩甚至泥粒岩。在松辽盆地嫩一段的密集段中还发现暗色泥岩中夹火山灰，说明其形成时水体深度大。典型的密集段常与海水进侵相联系。在测井曲线上，密集段位于其变化幅度最小的部位，俗称“泥脖子”（低阻高伽玛）。

6.首次洪泛面

首次洪泛面（ffs）是区分LST与TST的标志层，火山活动多发生在ffs前后。东部盆地（例如松辽盆地）典型的ffs上有一层很薄的细砾石，成分同下伏岩层（图版Ⅱ—7），具由盆向陆搬运的痕迹；春融冰漂砾也落入ffs。在近岸带可与层序界面重合，近盆部位过去所谓的界线粘土层实质上就是ffs。

7.沉积型式

完整的三级层序含低水位、水进和高水位三个体系域。一般沉积型式低水位体系域呈加积式，在电测曲线上表现为箱状；水进体系域呈退积式，在电测曲线上钟形或塔形；高水位体系域由一个加积式（下部）准层序组和一个前积式准层序组构成，一个准层序组含6-20个准层序，单个准层序或呈向上变粗或为向上变细的型式，从理论上讲以前者为主，但是后者在非海相沉积层序中占一定比例。甚至在总体变化型式的基础上，低水位或高水位体系域中也有退积式地层的插入，表明湖水进退频繁、振荡性强，在水退背景上也会出现小规模的水进。

8.迫降式沉积

H.W.Posamentier等（1992）提出迫降式海退沉积（forced regressions），在非海相沉积盆地中也有相似的特征。这类沉积一般形成于低水位期，与正常水退沉积不同之处在于其沉积物注入盆地的变化，沉积物过路作用明显，并且由高阶地的盆地（或凹陷）向低阶地的盆地（或凹陷）逐阶搬运，滨线和相向（海）盆持续迁移，近陆部位的沉积可能完全或部分被搬运走，直到水进期各盆地才可能统一接受沉积。这种现象在苏北的各盆地、冀中和辽河地区的断阶式背景中均有显示。苏北溱潼凹陷有一特例，可能反映盆地堵塞湖水干沽的沉积背景。

一切科学规律的抽象或总结，都是以大量的实验和观察为基础，从普通存在的事实出发，从事物全部总和出发，对个别或偶然现象综合概括、逻辑推导并经理性加工所取得的，并非是人为的想象或主观的臆造。具体事例分析是对一般规律的检验。

图3-10　二连盆地INLINE 239测线T3和T5反射层之上的下超结构

示SB8处（黑线之下）的削截现象；T5之上和T3顶部反射层的下超结构，SB5处扇三角洲的穿时现象

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