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黄 磊 高红芳（广州海洋地质调查局 广州 510760）第一作者简介：黄磊（1984-），男，硕士，助理工程师，主要从事海洋地质和海洋水文研究，E-mail：1ei841004＠摘要 对2009年5月中沙群岛附近海域的水文观测资料，运用垂向梯度法，计算了中沙群岛海区温度及盐度两种跃层所处的深度及各自的厚度和强度，并进行了相应的分析。结果表明，夏季风转换期间海洋表、底层温度分布南高北低，表、底层盐度分布较为均匀；垂直结构上温度跃层比较稳定，无逆跃层出现；盐度跃层基本为单跃层，但在研究区南部混合层以下出现两种盐度异常水体。关键词 季风转换 温跃层 盐跃层 盐度异常海洋要素跃层的时空分布规律是物理海洋学的重要研究内容［1］，其分布和变化不仅关系到水团垂直边界的划定，而且直接影响到潜艇活动和水声仪器的使用以及海洋渔业的发展。因此国内外对跃层的研究，不论是关于大洋跃层的理论，还是浅海跃层的分析与诊断都非常活跃，特别是有关中国陆架海区跃层分析与诊断方面的研究更是成果颇多，如毛汉礼等人对黄海、东海温、盐、密跃层的分布和消长变化规律进行了详细的阐述［2］；邹娥梅等对黄海、东海温跃层在成长、强盛、消衰和无跃期的各特征值的分布特征及季节变化作了探讨和分析［3］；吴巍，贾旭晶等分别针对南海跃层几种不同的计算方法进行了讨论［4-5］；邱春华等利用SODA（Simple Ocean Data Assimilation）分析了南海北部深水海域温度及盐度的季节和年际变化特征，讨论了季节及年际变化尺度上黑潮通过吕宋海峡对南海北部温、盐场的影响［6］。但以上研究大多是对大范围海域内温盐特征进行分析，针对某一特定区域进行详细分析对比的研究还较少，本文以2009年5月广州海洋地质调查局在南海中沙群岛海域观测的温盐深（CTD）资料，分析了春夏季风转换期间该区水体的温、盐特征，探讨了近表层盐度异常水体的来源和盐度逆转现象形成的可能机制。1 温盐的水平分布特征中沙群岛附近海域位于南海中北部，主要跨越了陆坡（岛坡）和深海盆两大地貌单元。该区域属于亚热带季风气候，特点是高温多雨，盛行季风，偶有热带气旋活动。由于该海域受冷空气、南海高压、副热带高压、辐合带及热带气旋环流等多种因素的综合影响，导致该海域水文气象条件较复杂且明显随季节变化而变化。2009年5月14日～6月1日，广州海洋地质调查局“海洋四号” 综合科学考察船在南海中沙群岛海域进行了为期15天的CTD观测。共设置CTD测站19个（图1），取样时处于南海夏季季风转换期。图1 研究区位置及CTD取样站位分布图表层海水的温、盐分布明显受季风、太阳辐射等因素的影响，从图2a可以看出，表层温度分布具有南高北低的特点，即北部陆坡区温度较低，在28℃以下，最北端CTD5表层海水温度为248℃；由北向南至深水区，温度逐渐上升到28℃以上，最南端CTD19表层海水温度为477℃，南北两端温度相差3℃左右。由于南部处于开阔海域，能吸收更多的太阳辐射，表层增温较快，所以温度普遍比北部高。而海底底层水温的变化明显受海水深浅的影响，水深深的地方底层温度低，在海盆区最低可达372℃；水深浅的地方底层温度较高，在中沙海台海底温度为025℃。从图2b可以看出，海底底层水温在调查区西南部较高，西北部和海盆区较低。图2a 表层海水温度的水平分布图2b 底层海水温度的水平分布图2c 表层海水盐度的水平分布图2d 底层海水盐度的水平分布研究区的表、底层海水盐度分布相对比较均匀，从南到北仅有微小的变化。表层海水盐度变化范围在1～9之间，其中最低值位于CTD18，盐度值为150，最高值位于CTD6，盐度值为886。从整体趋势来看，表层海水盐度在调查区南部相对北部较低（图2c），原因是南部海域较北部陆坡区更为开阔，上层海水受季风及蒸腾作用的影响，海水混合程度较高，因此盐度值普遍比北部低。底层海水盐度变化范围在4～7之间，其中最低值位于CTD18，盐度值为458，最高值位于CTD15，盐度值为631，二者相差并不大（图2d），原因是底层水体盐度的变化跟海水的深浅有关，水深深的地方压强大，海水密度大，盐度值较高，水深浅的地方压强小，海水密度小，盐度值较低。2 温盐的垂直分布特征1 跃层特性依环境参数的不同，跃层可有温跃层、盐跃层等，它们的形成原因不尽相同，但形成过程之间却有一定的联系。跃层的示性特征用跃层的深度、厚度和强度表示。分析研究区跃层的示性特征是采用CTD提供的标准层资料。确定跃层的方法是先选定某一水文要素跃层强度的最低指标值，然后对这一水文要素的标准层资料求其变化率，即垂向梯度。把该水文要素垂向梯度值大于、等于最低指标值所在深度范围称之为跃层；跃层上、下端点所在深度分别为跃层上、下界深度；跃层下界深度与上界深度之差为跃层的厚度；跃层上、下界深度对应的水文要素值之差除以跃层厚度所得的结果为跃层强度。跃层强度最低值的选取依据海洋调查规范［7］给出的最低标准（表1）。表1 跃层强度的最低标准2 温跃层研究区地处亚热带季风区，这里海域广阔，海水较深，大部分海区的跃层具有低纬深海大洋的跃层性质。其跃层类型主要包括浅跃层和深跃层。浅跃层一般分布在近海陆架区及外海深水区的上层，其主要特征是上界深度浅、厚度薄、强度大，且具有明显的季节变化；深跃层比较稳定，终年存在，为永久性的，其主要特征是上界深度较深，厚度较大，强度较弱，季节变化不明显［8］。中沙群岛属于外海深水区，这里浅跃层较弱，其底界深度较深，有时与下面的深跃层上界深度间隔较小，因此在这里将浅跃层与深跃层合二为一作为单跃层处理。例如CTD9和CTD14位于海盆区，水深都接近4000 m，从图3和图4可以看出，浅跃层深度在25 m左右，深跃层深度约为50 m，浅跃层底界深度跟深跃层顶界深度之间的间隔距离很小，因此在分析跃层深度和厚度时将其当做一个跃层进行处理。在跃层的分析中没有发现逆跃层的现象。根据张勐宁，刘金芳等［9］对南海温跃层的研究，在南海逆跃层主要出现在北部近海，即粤东、粤西近海和北部湾及越南岘港附近海域，且多出现在1月到4月份，其他月份只有10月份出现局部范围的逆跃层，这与我们的分析结果是相符的。另外需要特别指出的是，CTD13和CTD18分别位于中沙北海岭和中沙海台，水深分别为2340 m和360 m，受复杂的海底地形和海流的影响，多跃层的现象较明显（图5，图6），跃层深度、厚度和强度的判定采用邱章，徐锡祯等［4］的分析方法，取第一个跃层的上界深度为跃层顶界深度，最后一个跃层的下界深度为跃层的底界深度，如果由此定出的跃层其强度达不到最低指标值，则对多个跃层依其深度进行适当的组合，最后从中确定的跃层，其强度不但满足最低指标值，而且较强，同时其厚度也尽可能的大。图3 CTD9温度梯度变化曲线图（注：400 m水深以下曲线变化幅度很小，未在图中表示，以下同）图4 CTD14温度梯度变化曲线图通过对温跃层深度、厚度、强度的分析可以看出，取样时正值春夏交替，海表盛行风转为较弱的西南风，太阳辐射逐渐增强，表层海水逐渐增温，但是由于出现上暖下冷的海水现象及风力搅拌作用较弱，大部分跃层深度都在40 m以下，由于我们是将浅跃层和深跃层合并处理，故跃层厚度较厚，一般在130～150 m之间，跃层强度变化不大，一般在07～09℃/m之间。图5 CTD13温度梯度变化曲线图图6 CTD18温度梯度变化曲线图3 盐跃层在热带海域的上层海洋，气候平均的盐度值随深度呈现单调增加，温度值随深度呈现单调降低，密度随深度呈现单调增高。南海气候平均的温度、盐度和密度也符合上述规律［10］。以盐度为例，从图7a可以看出150 m深度以浅的盐度变化趋势是随深度单调增加。其跃层类型都是单跃层，顶界深度约在30～40 m，跃层厚度约在100～155 m之间，跃层强度在01～15m-1之间变化。与气候平均值相比，个别站位航测盐度在次表层出现极低盐度值，或者在次表层交替出现高-低盐度极值（图7b），同时温度和密度却符合上述一般垂向分布规律（给出对应位置温度的分布图，图7c），这种盐度的逆转显然具有特殊性。参照对应的混合层深度位置以及南海气候态温跃层的分布［11］，发现这种盐度在垂向上的异常基本出现在混合层底和强温跃层之间的深度位置［12］。这种盐度异常水体特点为上部混合层一般在30～40 m之间，上下水层盐度异常值相差约3，最低盐度值约在60～70 m之间，盐跃层强度在01～3 m-1之间变化。通过对比两种类型的盐跃层在不同站位的分布发现：第一种类型的盐跃层主要分布在研究区北部陆坡及西南侧；第二种类型的盐跃层主要分布在研究区南部海盆区。这些盐度异常水体在春夏季风转换期间具有普遍性［7］，其原因主要是南部海区热量摄入较多，有利于蒸发，并在2～3级风作用下，形成了比较浅薄的相对高盐水层，而它的下面仍为冬季遗留下来的低盐水层，从而在垂向上呈现出如图7b所示的上层盐度逆转结构。以后随着夏季季风的稳定增长，上混合层厚度加大，冬季遗留下来的低盐水层会最终变性消失。据此可以认为：在夏季季风转换期间异常表层水的出现主要是该海区气候环境特征造成的，其生成机制涉及混合层与温跃层的交换以及温跃层的动力调整。南海地质研究2012图7 观测期间典型的垂向盐度和温度特征图（a为盐度随深度单调变化图；b为盐度异常变化图；c为盐度异常水体对应的温度变化图）|F7 Typical temperature and salinity profiles（a：salinity with depthmonotonic changes b：salinity abnormal changes ：abnormal saline water temperature changes profiles）3 结 语根据上述分析结果，初步得到夏季季风转换期间中沙群岛北部附近海域的温盐分布特征：（1）表层海水受季风、太阳辐射等因素影响，温度分布具有南高北低的特点，盐度变化幅度不大，南部相对北部较低；底层海水受地形、水深等因素影响，在调查区西南部温度较高，西北部和海盆区较低，盐度分布特征正好相反。（2）利用垂向梯度法对温跃层进行分析得出调查区内浅跃层、深跃层普遍存在。浅跃层特征为上界深度浅、厚度薄、强度大；深跃层特征为上界深度较深，厚度较大，强度较弱。在中沙海台和中沙北海岭，受复杂的海底地形和海流的影响，多跃层现象较为明显。（3）利用垂向梯度法对盐跃层进行分析，得出跃层类型基本都为单跃层，但个别站位混合层以下出现盐度逆转现象，这些站位都分布在南部海盆区。异常表层水的出现主要是该海区气候环境特征造成的，其生成机制涉及混合层与温跃层的交换以及温跃层的动力调整。参考文献［1］李风岐，苏育嵩海洋水团分析［M］青岛：海洋大学出版社，2000，36 ～［2］毛汉礼，邱道立第四章：中国近海温、盐、密度的跃层现象［A］中华人民共和国科学技术委员会海洋组海洋综合调查办公室全国海洋综合调查报告，第三册［C］北京：科学出版社，［3］邹娥梅，熊学平，郭炳火，等黄、东海温盐跃层的分布及其季节变化［J］黄渤海海洋，2001，19（3）：8～［4］吴巍，方欣华，吴德星关于跃层深度确定方法的讨论［J］海洋湖沼通报，2001，2：1～［5］贾旭晶，刘秦玉，孙即霖1998年5～6月南海上混合层、温跃层不同定义的比较［J］海洋湖沼通报，2001，1：1～［6］邱春华，贾英来南海北部深水海域温度以及盐度的季节及年际变化特征［J］中国海洋大学学报，2009，39（3）：375～［7］国家技术监督局海洋调查规范-海洋调查资料处理［S］（中华人民共和国国家标准GB7-91）北京：中国标准出版社，69～［8］张勐宁，刘金芳，毛可修，等中国海温度跃层分布特征概括［J］海洋预报，2006，23（4）：51～［9］邱章，徐锡祯，龙小敏1994年9月南沙群岛调查海区的跃层特征［J］热带海洋，1996，15（2）：61 ～［10］王东晓，杜岩，施平南海上层物理海洋学气候图集［M］北京：气象出版社，［11］杜岩，王东晓，等南海南部混合层底盐度异常水体的结构特征［J］热带海洋学报，2004，23（6）：52～［12］方文东，黄企洲，等春夏季季风转换期南海南部的异常表层水［J］热带海洋学报，2001，20（1）：77～Analyses on Temperature and Salinity Distributions in ZhongSha Islands Waters During Spring to Summer Monsoon TransitionHuang Lei，Gao Hongfang（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760）Abstract：Based on the data collected during an investigation in the Zhongsha Islands in May，2009，using vertical grads method in thermocline and halocline calculation and discussed thecharacteristics of the transition The results show that the temperature of sea water was high-er in south area and the salinity of sea water is relatively equality during spring to summer mon-soon The vertical temperature stratification was stable and not existed temperature in-Almost vertical salinity stratification was single halocline，but two types of the abnormalsaline water were found under the mixed layer in the south part of the Zhongsha Key words：Monsoon transition Thermocline Halocline Abnormal saline water

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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