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Journal of Tropical Oceanography >

2018 , Vol. 37 >Issue 2: 72 - 83

DOI: https://doi.org/10.11978/2017060

Orginal Article

Miocene evolution of paleo-water depth and subsidence revealed in Well LF14 from Lufeng Sag, northern South China Sea

  • XUE Liyuan , 1 ,
  • DING Xuan , 1 ,
  • PEI Renjie 2 ,
  • WAN Xiaoqiao 2
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  • 1. School of Ocean Sciences, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
  • 2. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
Corresponding author: DING Xuan. E-mail:

Received date: 2017-05-22

  Request revised date: 2017-09-06

  Online published: 2018-04-11

Supported by

National Natural Science Foundation of China (91328201)

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热带海洋学报编辑部
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Abstract

Well LF14, drilled in the Lufeng Sag of the northern South China Sea, discloses marine sediment archives ranging from the mid-to-late period of the early Miocene to the early Pliocene. An abrupt rise in paleo-water depth up to 275 m during the early Miocene is recorded at the lowermost part of the well, followed by several fluctuations thereafter. The early Miocene to early Pliocene deposits are interpreted as formed under middle-to-outer shelf environment, and five complete transgressive-regressive sea-level cycles are identified. The results of backstripping calculations indicate a rapid subsidence in the study area during 17.5-10 Ma. The high sedimentation rate in this period may be caused by rapid tectonic subsidence and high terrigenous input. The subsidence rate was low from 10 to 4.53 Ma, characterized by a low sedimentation rate mainly due to less supply of terrigenous materials and less accommodation space caused by the Dongsha Movement. Finally, several short-lived uplift events were identified in the well based on quantitative reconstruction of paleo-water depth.

Key words： foraminifera; paleo-water depth; tectonic subsidence; Miocene; northern South China Sea

Cite this article

XUE Liyuan , DING Xuan , PEI Renjie , WAN Xiaoqiao . Miocene evolution of paleo-water depth and subsidence revealed in Well LF14 from Lufeng Sag, northern South China Sea[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2018 , 37(2) : 72 -83 . DOI: 10.11978/2017060

古水深重建是古环境研究和盆地分析的重要指标, 对于研究海平面变化幅度和盆地升降、沉积历史、确定沉积体系具有重要的意义(田昌炳 等, 2003; 李学杰 等, 2004)。以往研究中主要采用沉积学、地球化学(Th/U比值法和Co含量法)和微体古生物种群分析(如浮游有孔虫百分含量, 底栖有孔虫组合, 硅藻, 珊瑚等)等方法来重建古水深变化(Van der Zwaan et al, 1990; 李学杰, 1994; Hohenegger, 1995, 2005; Campeau et al, 1999; 吴智平 等, 2000; 李学杰 等, 2004; Chazottes et al, 2009; 庞军刚 等, 2012; Avnaim-Katav et al, 2016)。其中, 应用较为广泛的是基于浮游有孔虫百分含量(P)的拟合关系法和底栖有孔虫水深分布的转换函数法。但是, 应用P重建古水深变化是基于现代开放大洋环境建立的(Van der Zwaan et al, 1990; Van Hinsbergen et al, 2005), 且浮游有孔虫壳体容易受到碳酸盐溶解作用和离岸远近的影响(李学杰 等, 2004; Kucera, 2007; Pérez-Asensio et al, 2012)。此外, 受海底氧含量和食物供给影响的底栖有孔虫丰度也会对P产生影响, 这些因素导致应用P往往只能提供一个定性—半定量的结果, 用以区分内、中、外陆架以及陆坡环境(Murray, 1976)。相比而言, 底栖有孔虫的分布的主要受控于水深(Avnaim-Katav et al, 2013), 并与底质类型、有机质供给、含氧量、海流、光照、盐度、pH和温度等因素密切相关(Milker et al, 2009, 2010)。底栖有孔虫的分布特征是上述物理、化学和生态因素叠加的结果(Murray, 1991, 2006; Scott et al, 2001), 使得底栖有孔虫成为重建古海洋环境、古水深和水体含氧量的重要手段(Murray, 1991, 2006; Kaiho, 1994; Schumacher et al, 2007)。Hohenegger (2005)基于底栖有孔虫分布模式建立的定量重建古水深转换函数法, 被众多研究者采用(Hohenegger, 2005; Spezzaferri et al, 2007; Báldi et al, 2008; Hohenegger et al, 2008; Pérez-Asensio et al, 2012, 2013)。
盆地古水深和全球海平面作为回剥分析方法计算盆地构造升降活动过程中的重要校正参数, 古水深估算结果的误差对构造沉降的计算结果有极大影响, 其变化量占构造沉降量的比例最高可达99.8%(谢辉 等, 2014)。以往研究中采用的古水深估算值大多是通过微体生物组合获得的半定量结果, 在陆架区的范围较窄, 如内陆架为0~50m; 在外陆架和陆坡区范围很广, 如前三角洲至半深海为0~500m, 下陆坡则达到500~2000m, 难以满足盆地沉降史分析的需要(谢辉 等, 2014)。基于底栖有孔虫深度分布的转换函数法可以用来定量重建古水深变化, 为回剥分析重建盆地构造沉降活动提供更加详细准确的古水深信息。
本文以南海北部陆丰凹陷内LF14钻井为例, 利用转换函数方法重建该井中新世古水深变化, 进而应用到回剥分析中重建该井构造升降活动的历史。

1 材料与方法

1.1 研究材料

LF14井位于珠江口盆地东北部陆丰凹陷内(图1), 现今水深小于200m, 平均水深约145m(Wang et al, 2009; 朱伟林 等, 2010)。LF14井取样井段为676~3051m, 全部为岩屑样品, 采样间距10~12m, 混合样品跨度3~5m, 共取得226个样品。其中676~2439m段地层为本文研究层段(171个样品), 属早中新世至上新世海相地层, 含丰富的有孔虫化石; 2400~2439m有孔虫壳体保存差, 难以鉴定; 2439m以下为陆相地层, 无有孔虫, 因此我们将2439m这一钻井深度作为海、陆相地层的界面, 古水深为0m。取约100g样品, 首先被压成直径约为5~10mm的小碎块, 然后加热干燥(<60℃), 称取干重。其次, 将样品置于烧杯中分多次加入10%的H2O2溶液(<60℃), 用量比为1:2, 浸泡24h或至样品完全松散。最后用63μm孔径筛网冲洗, 并晾干称重。本文将>63μm组分记作砂成分, 计算含砂量。底栖有孔虫鉴定标准主要依据湖北省地质科学研究所 等(1978), 郝诒纯 等(1980), 侯佑堂 等(1981), 汪品先 等(1988), 和Holbourn等(2013)等文献。LF14井主要底栖有孔虫属种见图2和3。为方便与研究区其他结果对比, 本文年代地层格架参考秦国权(1996), 见表1。
Fig. 1 Location of Well LF14. Modified after Zhang et al (2012)

图1 LF14井位置图(据张向涛 等, 2012)

Fig. 2 Some major benthic foraminifera genera/species in Well LF14 (all scale bars are 100μm)

图2 LF14井主要底栖有孔虫属种
横线标尺为100μm。 a. Bolivina cochi, 侧视, 样品深度705~710m, 下同; b. Rectobolivina glypta, 侧视, 1065~1070m; c. Bolivina robusta, 侧视, 705~710m; d. Bolivina tuberosa, 侧视, 1335~1340m; e. Brizalina capitata, 侧视, 1535~1540m; f. Bolivina desussata, 侧视, 835~840m; g. Cibicides laxus, 腹视715~720m; h. Cibicides refulgens, 腹视, 1095~1100m; i. Cibicides refulgens, 背视, 1095~1100m; j. Cibicides tani, 腹视, 705~710m; k. Epistominella pulchra, 背视, 895~900m; l. Epistominella pulchra, 腹视, 895~900m; m. Ammonia beccarii, 背视, 705~710m; n. Ammonia beccarii, 腹视, 705~710m; o. Hanzawaia mantaensis, 腹视, 725~730m; p. Hanzawaia mantaensis, 背视, 725~730m; q. Heterolepa dutemplei, 腹视, 685~690m; r. Heterolepa dutemplei, 壳缘视, 685~690m; s. Heterolepa dutemplei, 背视, 685~690m; t. Robulus submamilligerus, 侧视, 715~720m; u. Lenticulina comptoni, 侧视, 795~800m; v. Lenticulina lobata, 侧视, 745~750m; w. Lenticulina convergens, 侧视, 1565~1570m; x. Bulimina marginata, 侧视, 715~720m

Fig. 3 Some major benthic foraminifera genera/species in Well LF14 (All scale bars are 100μm)

图3 LF14井主要底栖有孔虫属种
横线标尺为100μm。a. Uvigerina torquata, 侧视, 样品深度685~690m, 下同; b. Uvigerina urnula, 侧视, 1585~1590m; c. Uvigerina schwageri, 侧视, 695~700m; d. Uvigerina canariensis, 侧视, 685~690m; e. Siphouvigerina proboscidea, 侧视, 735~740m; f. Rectobolivina xuwenensis, 侧视, 685~690m; g. Globocassidulina subglobosa, 口孔面, 705~710m; h. Fursenkoina schreibersiana, 侧视, 1475~1480m; i, Cibicidoides subhaidingerii, 背视, 705~710m; j. Cibicidoides subhaidingerii, 腹视, 705~710m; k. Cibicidoides pachyderma, 腹视, 725~730m; l. Cibicidoides pachyderma, 背视, 725~730m; m. Cibicidoides compressus, 背视, 1585~1590m; n. Cibicidoides compressus, 腹视, 1585~1590m; o. Brizalina hantkeniana, 侧视, 705~710m; p. Bolivina vadescens, 侧视, 1215~1220m

1.2 转换函数法

Hohenegger(2005)提出了基于底栖有孔虫的分布深度建立的转换函数方程, 并进一步加以完善
(Báldi et al, 2008; Hohenegger et al, 2008)。其转换等式为:
$PWD\sum^{m}_{j=1}(n_{j}l_{j}d^{-1}_{j})/\sum^{m}_{j=1}(n_{j}l_{j}d^{-1}_{j})$
式中PWD为古水深, nj为第j个底栖有孔虫属种百分含量, lj为其分布梯度范围的几何平均值, dj为离散指数; 计算时仅考虑样品中百分含量大于1%且至少在3个样品中出现的属种。由于底栖有孔虫具有较强的区域性, 即不同地区的属种具有不同的水深分布范围; 并且对于底栖有孔虫的生存环境、水深分布是否随时间和环境变化而变化尚无一致结论(Van der Zwaan et al, 1990)。因此, 在利用转换函数法重建古水深变化时, 需要大量详细的基础数据来获取准确的区域参数lj, 这对于估算结果的准确程度尤为重要。本文应用底栖有孔虫的全球水深分布范围(图4), 旨在消除采用的底栖有孔虫水深分布的地理性差异(Hohenegger, 2005), 计算结果取95%置信区间。对于样品中已经灭绝的属种或水深分布范围相差不大的属种(如Ammonia beccarii和Ammonia spp.), 以属的水深分布范围进行下一步计算。
Fig. 4 Water depth range of benthic foraminifera predominant in Well LF14. Bathymetric ranges are based on Van Morle (1988), Wang et al (1988), González-Regalado (1989), Murray (1991, 2006), Zheng et al (2001), Gupta (2003), Pérez-Asensio et al (2012), and “Ocean Biogeographic Information System” (http://www.iobis.org)

图4 LF14井底栖有孔虫水深分布范围
据Van Marle, 1988; 汪品先 等, 1988; González-Regalado, 1989; Murray, 1991, 2006; 郑守仪 等, 2001; Gupta, 2003; Pérez-Asensio et al, 2012; 以及参考自“Ocean Biogeographic Information System”(http://www.iobis.org)

Tab. 1 Biostratigraphic controls of Well LF14 and global sea level change

表1 LF14井生物地层年龄控制点和全球海平面变化

深度/m 化石带 浮游有孔虫生物事件
(LAD)		 年龄/Ma 全球海平面变化/m
685±5 PL1 Sphaeroidinellopsis kochi 4.53 9.6
975±5 M13/M12 Globoquadrina dehiscens 10 -5.19
1135±5 M12/M11 Globorotalia siakensis 11.6 17.79
1265±5 M11/M10 Globigerinoides subquadratus 12.7 5.48
1345±5 M10/M9 Globorotalia foshi 13.4 -1
1425±5 M9/M8 Globorotalia foshi peripheroacuta 13.8 -2.13
1485±5 M8/M7 Globorotalia foshi peripheroronda 14.7 -9.4
1555±5 M7/M6 Globigerinoides sicanus 15 -12
1755±5 M6/M5 Globigerinatella insueta 15.5 15
1885±5 M5-4 Globorotalia birnageae 16.00 0.93
1905±5 M5-4 Globigerinoides parawoodi 16.50 3.1
2005±5 M4/M3 Catapsydrax dissimilis 17.5 4.15

注: LAD(last appearance datum)指末现面。年龄值参考自秦国权(1996), 全球海平面变化参考Miller等(2005)

1.3 沉降史恢复方法

回剥分析是盆地沉降史分析的核心方法, 通过地层压实、沉积物负载均衡、古水深变化及海平面变化等校正求取盆地构造沉降的过程(谢辉 等, 2014)。地层去压实校正采用下式(Steckler et al, 1978; Stam et al, 1987):
$h_{s}=Z_{2}-Z{1}-\frac{\frac{\Phi_0}{C}}{e^{-CZ_{1}}-e^{-CZ_{2}}}$
其中hs为地层原始厚度(m), Z1, Z2为地层现今埋深顶、底埋深(m), Φ0为地表孔隙度, C为地层压实系数, e为自然对数。正常压实状态下, 沉积物孔隙度与深度的变化呈指数(Allen et al, 2005):
$\Phi_{Z}=\Phi_{0} \times e^{-CZ}$
其中ΦZ为埋藏深度为Z时孔隙度, Z为埋藏深度, Φ0为沉积物原始孔隙度, C为沉积物压实系数。本文样品中砂含量(>0.063mm)在0~30%, 平均约5%左右; 因此上述参数依据以往研究通过数学插值方法获得(谢辉 等, 2014; 张孟然 等, 2016), 其中砂岩和页岩压实系数C分别取0.27和0.51, 孔隙率Φ0分别取0.49和0.63(Sclater et al, 1980; 董军社, 1996; Clift et al, 2002b); 全球海平面变化参考Miller等(2005)。应用Basinmod-1D软件绘制研究井位埋藏史、原始沉积速率、沉降史和构造沉降速率。

2 结果

为更加形象地描述水深与沉积环境的对应关系(图5), 陆架区通常被划分为3个部分(Katz et al, 2003), 即内陆架环境(0~50m), 中陆架环境(50~100m)和外陆架环境(100~200m); 在南海南部Sunda海陆坡区, 半深海区(陆坡区)通常被分为4个部分(Wakefield, 2003; Szarek et al, 2009), 即半深海上部环境(200~300m), 半深海中部环境(300~1000m), 半深海下部上段环境(1000~1300m)和半深海下部下段环境(1300~2000m)。李学杰 等(2004)通过对南海西部地区水深与浮游有孔虫百分含量之间的关系进行研究发现, 浮游有孔虫百分含量在水深较浅的内陆架区(水深<36m)<1%; 水深36~100m的中陆架区较高, 为0.7%~84.8%, 平均约50.5%; 水深100~200m的外陆架区较高, 为48.5%~98.0%, 平均约80.9%; 而在陆坡—深海盆区, 为64.5%~100%, 平均约95.6%。根据P和砂含量以及古水深变化曲线, 将研究层段分为A(2439~1550m)、B(1550~1135m)和C(1135~676m)三个阶段, 分别对应浮游有孔虫化石带M3—M6带、M7—M11和M12—PL1带(图6)。
Fig. 5 Summary of benthic foraminiferal assemblages observed across the continental slope of the Sunda Shelf in the southern South China Sea

图5 南海南部Sunda陆架陆坡区底栖有孔虫组合分布

2.1 LF14井中新世古水深

图6a是基于底栖有孔虫水深分布的转换函数定量重建的古水深变化曲线(95%置信区间)。结果显示, 研究井位在早中新世中晚期(21Ma后)海水进入到珠一坳陷后, 古水深在C段底部迅速上升并达到最大深度275m, 达到陆架外缘乃至陆坡上段环境, 随后开始缓慢下降; 至中中新世早期再次达到峰值220m后, 经数次波动后逐渐变浅, 总体处于中—外陆架环境(图6a)。
Fig. 6 Estimated paleodepth curves for Well LF14

图6 LF14井古水深估算曲线
a. 转换函数法估算曲线, 95%置信区间; b. 浮游有孔虫百分含量; c. 含砂量

2.2 LF14井埋藏史和沉降史

通过回剥分析获得了研究层位12个地层单元在早中新世晚期至上新世经全球海平面和古水深校正后的沉降史和沉积速率(暂将研究层位以下地层记作基底), 如图7。结果显示研究井位在早中新世至早上新世沉降史大致分为2个阶段: 即17.5—10Ma的强沉降期和10—4.53Ma的弱沉降期(图7c)。
Fig. 7 Burial history (a), sedimentation rate (b), subsidence chart (c), and tectonic subsidence rate (d) in Well LF14 (N, Neocene; Q, Quaternary)

图7 LF14井埋藏史(a)、沉积速率(b)、沉降史(c)和构造沉降速率(d)变化
N为新近纪; Q为第四纪

在强沉降期, 以16—15Ma和13.8—13.4Ma两个阶段沉降速率高, 分别为390m·Myr-1和230m·Myr-1; 沉积速率在此期间也达到最高值, 为620m·Myr-1(图7d); 而13.4—12.7Ma沉降速率为-25m·Myr-1, 表现为构造上升活动。弱沉降期, 平均沉降速率为20m·Myr-1; 在此阶段沉积速率低, 平均为60m·Myr-1(图7b)。
此外, 经全球海平面和古水深变化校正后沉降速率曲线揭示了研究区在稳定下沉过程中夹杂着多次构造上升活动, 以10Ma为界, 将其分为17.5—10Ma强升降活动期和10—4.53Ma的弱升降活动期。在强活动期以18、16、12.5和11.7Ma附近的上升活动较为突出(图7d), 最高值为-509m·Myr-1。弱活动期以9.2Ma和7.3Ma附近上升活动较为明显, 约为-220m·Myr-1。

3 讨论

3.1 LF14井中新世古水深变化

依据转换函数法获得的古水深重建结果揭示, 古水深在研究层位底部(2400~2439m)迅速上升至275m, 研究区由陆地转为海洋环境, 随后缓慢下降; 在M3带顶部再次上升至M6带顶部达到峰值, 约220m, 平均约145m。研究层位底部古水深的最大值275m可能估算过高, 这是因为研究层位底部(2200~2439m)底栖有孔虫数量较少(图8), 且Uvigerina spp.所占百分含量较大且其水深分布范围(0~4400m)也较大。但另一方面, Uvigerina spp.底栖有孔虫组合(包括Heterolepa dutemplei和Lenticulina spp.)常作为较深水陆架浅海环境的指示种, 在C段地层处于主导地位, 平均百分含量约30%, 并伴有一系列深水性底栖有孔虫, 如Pullenia bulloides, Martinotiella communis, Gyroidina spp.等(图5), 反映当时研究区水体较深的外陆架—上陆坡环境(Berggren et al, 1976; 侯祐堂 等, 1981; Schönfeld, 1997; Szarek et al, 2006, 2009; Pérez-Asensio et al, 2012)。岩芯中P高和含砂量低也进一步表明此阶段沉积环境水体较深, 受陆源物质影响小(图6)。
Fig. 8 Number of benthic foraminifera and relative abundance of water depth markers in Well LF14

图8 LF14井底栖有孔虫个数(枚)和水深指示种百分含量(%)变化曲线

古水深在B段底部由220m急剧下降约80m, 平均约120m, P由70%急剧下降至20%, 岩芯含砂量则由2%迅速上升至10%(图6), 表明此时研究区沉积环境发生重要转变。李学杰 等(2004)指出, 在陆架区随水深和离岸距离增大, 水体通常变清, 更适合浮游有孔虫的生长, 而底栖有孔虫数量变化较小, 致使浮游有孔虫含量在陆架-陆坡界线附近至上陆坡达到峰值。在B段底部, Cibicides spp.组合(包括Cibicidoides spp.和Hanzawaia spp.)的百分含量由10%迅速增加至40%, 该属种主要生存于外陆架—陆坡环境(图5), 在水动力条件强的粗硬底质营附着生长(Murray, 2006), 其百分含量高表明B阶段研究区沉积环境中水动力强, 受陆源物质影响程度增大, 不利于浮游有孔虫的生长和保存。
海平面在晚中新世早期(A段)略有上升, 平均约98m, 该阶段底栖有孔虫为浅水内生类型Ammonia spp.组合(图8), 含Heterolepa dutemplei, Hanzawaia spp., Siphonina australis, Bolivina spp., Epistominella purchra和Siphouvigerina probosidea等, 百分含量在50%~70%; 代表了水体较浅的内—中陆架环境(汪品先 等, 1988; 叶得泉 等, 1993; Murray, 2006; Pérez-Asensio et al, 2012)。在南海南部Sunda陆架区(图5), 上述属种是中陆架环境(50~100m)的代表属种(Szarek et al, 2006)。
南海北部地区新生代晚期相对海平面升降曲线在早中新世至早上新世期间(17.5—4.53Ma)呈不断上升趋势(秦国权, 1996), 存在8个完整的三级海侵—海退层序(秦国权, 1996; 郝诒纯 等, 2000; 魏魁生 等, 2001), 但LF14井并没有完整记录上述变化。转换函数法揭示的古水深在研究层段整体呈下降趋势, 与新生代晚期全球海平面变化趋势相一致(图9), 我们推测可能是由于LF14井地处惠陆低凸起之上, 构造沉降量低和沉积速率高导致了研究井位与以往研究中相对海平面变化趋势的差异。新生代晚期以来全球海平面变化曲线与南海北部地区的主要差异在于中中新世和晚中新世分界处(TB3.1层序附近)的最低部位(秦国权, 1996; Wang et al, 2009), 随全球海平面在此期间(10.5Ma)的突然大幅度下降, 研究井位古水深亦表现为缓慢变浅(图9)。沉积物中P在此时期升高, 含砂量下降(图6), 表明该时期沉积环境受陆源物质影响降低, 沉积速率降低(图7), 水体变清, 适合浮游有孔虫的生长。万晓樵 等(1996)和徐钰林(1996)分别通过对珠江口盆地PY33-1-1井有孔虫和钙质超微化石研究认为此次海平面下降为前次海侵背景下的海退期, 为外陆架内侧环境; 这一变化在莺琼盆地似乎并不明显(何卫军 等, 2011; 麦文 等, 2015)。
Fig. 9 Comparison between the regional and global sea level curves and the paleo depth of studied interval from Well LF14. Modified according to Haq et al (1987), Miller et al (2005) and Wang et al (2009)

图9 LF14井古水深与区域和全球海平面变化曲线对比
据Haq等(1987), Miller等(2005)和Wang等(2009)修改

3.2 LF14井中新世沉积和升降活动

LF14井沉降曲线揭示了研究区在早中新世至中中新世(17.5—10Ma)处于快速沉降阶段, 沉积速率高, 10—4.53Ma则沉降速率较低, 沉积速率低(图7b、d), 这一结论与珠江口盆地其他研究结果较为一致(董军社, 1996; Xie et al, 2013)。
3.2.1 16—15Ma沉积和沉降速率峰值期
研究井位沉降速率和沉积速率在16—15Ma达到最大值。董军社(1996)通过对珠江口盆地多口钻井如PY33-1-1井和BY7-1-1井的沉积速率研究认为, 在早中新世晚期M6带和中中新世晚期M10-12带沉积地层厚度大, 沉积速率高; 同时他还指出早—中中新世期间沉积速率主要取决于可容纳空间发育速率和陆源物质供给, 进入到晚中新世, 可容纳空间发育速率低导致研究区该时期内沉积速率低(图10)。早中新世17—15Ma喜马拉雅山脉的侵蚀速率较低(Clift et al, 2002a, 2008), 研究井位表现为含砂量低, 而沉降速率和沉积速率均在16—15Ma达到最高值(图7b、d), 表明该时期内构造沉降导致的盆地内可容纳空间发育速率变大是导致该时期沉积速率高的主要因素。
Fig. 10 Comparison of Miocene sedimentation rate between Well LF14 and other wells from the northern South China Sea. Data for Well LF13-1-1, LF13-2-1, PY33-1-1, BY7-1-1, and Y8-1-1 are from Dong (1996)

图10 LF14井与南海北部其他井位中新世沉积速率对比
LF13-1-1, LF13-2-1, PY33-1-1, BY7-1-1和Y8-1-1井据董军社(1996)

3.2.2 13.8—13.4Ma沉积和沉降速率峰值期
研究井位沉降速率和沉积速率在13.8—13.4Ma再次达到峰值。这一高沉积速率期广泛存在于南海北部地区钻井记录中(Clift et al, 2002b; Xie et al, 2014)。Xie等(2013)通过对珠江口盆地南部深水凹陷的研究认为, 13.8—12.5Ma的高沉积速率是构造下沉和季风增强共同作用的结果。LF14井古水深和含砂量在此阶段均升高, 进一步表明构造沉降速率高和陆源物质供应充足是导致该时期高沉积速率的主要因素。
3.2.3 中新世研究区的升降活动
珠江口盆地东部地区早—中中新世以区域沉降活动为主, 进入到晚中新世东沙运动使珠江口盆地在沉降过程中发生块断升降和隆起侵蚀, 以断陷活动为主(施和生 等, 2014)。Xie等(2014)通过对珠江口盆地南部地区沉降活动的研究认为, 早中新世晚期至中中新世早期存在明显的构造上升活动; 南部隆起区、白云凹陷和荔湾凹陷发生于17.9—17.2Ma, 东沙隆起发生于15.5—14.3Ma; 在研究区发生于13.4—12.7Ma。LF14井经全球海平面和古水深校正的构造升降活动历史(图7d)揭示了研究井位在17.5—10Ma升降活动幅度变化大, 以18、16、12.5和11.7Ma附近的上升活动较为突出(图7d), 最高达-509m·Myr-1。研究表明, 东沙运动开始于晚中新世早期, 结束于中—上新世的界线处(Xie et al, 2013)。在南海北部地区, 该运动影响程度向西减弱, 研究者多将该运动与菲律宾板块与欧亚板块的碰撞相联系, 影响范围最远可达南海北部陆坡区(吴时国 等, 2004; 赵淑娟 等, 2012; Xie et al, 2013)。研究区在10—4.53Ma期间升降活动相对较弱, 以9.2Ma和7.3Ma附近上升活动较为明显, 约为-220m·Myr-1; 沉积速率和沉降速率也在10Ma附近呈大幅降低趋势。

4 结论

1) 依据底栖有孔虫的深度分布, 通过转换函数法首次定量重建了南海北部陆丰凹陷内LF14井在早中新世至早上新世古水深变化历史。揭示了研究井位古水深呈不断下降的趋势, M3—M6带平均古水深为145m, M7—M11带平均古水深为120m, M12-PL1带平均值为98m, 为外—中陆架环境。
2) 利用回剥分析方法重建的LF14井埋藏史和沉降史揭示了研究井位在中新世17.5—10Ma处于快速沉降期, 对应于裂谷后沉积期, 快速沉降导致的凹陷可容纳空间发育速率高, 陆源物质供给充足是造成该阶段沉积速率高的两个重要因素; 10—4.53Ma处于弱沉降期, 推测东沙运动导致的凹陷可容纳空间发育速率变小, 陆源物质供给减少, 造成了该时期内研究井位沉积速率低。
3) 全球海平面和古水深变化曲线为利用回剥分析方法重建研究井位的构造升降活动历史提供了比以往更加详细的古水深校正参数。基于此, 在17.5—10Ma期间, 识别出4次明显的上升活动, 分别位于18Ma、16Ma、12.5Ma和11.7Ma附近, 上升速率最高值为-509m·Myr-1; 10—4.53Ma期间存在2次较为明显的上升活动, 在9.2Ma和7.3Ma附近, 上升速率最高值为-220m·Myr-1。

The authors have declared that no competing interests exist.

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