南海西北部莺歌海盆地陆架晚更新世三角洲及其控制因素.pdf

陈泓君，姜涛，李顺，等.南海西北部莺歌海盆地陆架晚更新世三角洲及其控制因素J.海洋地质前沿，2023，39（9）：1-15.CHEN Hongjun,JIANG Tao,LI Shun,et al.Late Pleistocene delta and its controlling factors on the shelf of Yinggehai Basin in the northwest-ern South China SeaJ.Marine Geology Frontiers,2023,39(9):1-15.南海西北部莺歌海盆地陆架晚更新世三角洲及其控制因素陈泓君1,2，姜涛2,3，李顺1,2，冯英辞4，仝长亮5，贺超5，黄文凯1,2，杜文波1,2，钟和贤1,2（1 中国地质调查局广州海洋地质调查局，广州 511458；2 南方海洋科学与工程广东省 实验室（广州），广州 511458；3 中国地质大学（武汉）海洋学院，武汉 430074；4 中国科学院南海海洋研究所边缘海地质重点实验室，广州 510301；5 海南省海洋地质调查研究院，海口 570206）摘要：莺歌海盆地陆架区作为南海北部的一个重要地质构造单元，记录了第四纪以来沉积和海平面变化的丰富信息。通过对研究区高分辨率单道地震剖面的解释，结合深水区钻孔资料，分析了该地区晚第四纪地层的沉积特征，研究区浅部地层划分出层 A 和层 B 2 套地层单元，并进一步对研究区三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲 3 种沉积亚相的地震特征进行了解释分析。钻孔 AMS14C 与光释光测年结果表明，三角洲形成于晚更新世 6556 ka，即MIS4 晚期MIS3 早期。结合钻孔岩性和有孔虫分布特征以及区域地质、沉积背景等资料，开展了三角洲形成的控制因素分析，认为莺歌海盆地的构造和古地貌、海南岛隆升、物源供给、海平面变化、古季风对三角洲的形成发育具有重要的控制作用。关键词：莺歌海盆地；晚更新世；陆架；三角洲；南海中图分类号：P736.2文献标识码：ADOI：10.16028/j.1009-2722.2022.144 0 前言第四纪全球海平面变化存在多个旋回，末次盛冰期以来的海平面快速上升 100 多米至现今位置，南海西北部海域更是经历了一个从陆地到海洋的演变过程1-4。第四纪以来南海西北部和北部主要发育有珠江三角洲、红河三角洲等大型三角洲，以及海南岛周边发育的三角洲5-7。三角洲的发育与第四纪以来的新构造运动密切相关，例如红河断裂系统控制了红河的排放区域及三角洲发育走向8。珠江三角洲地区的新构造运动以断裂活动和断块差异升降运动为主要特征，新构造运动既控制河道的变迁又影响三角洲的沉积，在珠江三角洲的演化过程中起着非常重要的作用9-11。海平面的相对稳定或略微下降和大量的河流沉积物输入促进了三角洲的进积。三角洲是大陆边缘向近海持续供给陆源沉积物的重要方式，其沉积序列记录了重要的古环境信息。因此，陆架（边缘）三角洲的发育受到构造活动、海平面升降、物源供给、水动力条件和气候变化等诸多因素的影响12-14，研究三角洲沉积结构可以了解当时的海平面变化、构造和古海洋环境15-16。研究区位于南海西北部陆架海南岛西南海域（图 1）。海南岛入海河流众多，部分入海河流虽然短小，但其坡降较大，热带雨季产生的山溪性陆源细颗粒泥沙能在水动力较弱的陆架区产生相当有效的沉积17。有学者利用钻孔和地震资料发现，琼西南海域发育一套晚更新世埋藏三角洲，面积约2.5 万 km218-20（图 1），并对三角洲的地震反射特征和物源开展了初步研究，但因缺少钻穿三角洲地层的钻孔，目前对该三角洲准确的形成时间，沉积速率以及新构造对三角洲的控制因素缺乏详细的研 收稿日期：2022-05-06资助项目：中 国 地 质 调 查 局 项 目（1212010611302，GZH201500207，DD20190627，DD20160138，DD20160146，DD20221712，DD20221719）作者简介：陈泓君（1973），男，博士，正高级工程师，主要从事海洋地质与第四纪地质方面的研究工作.E-mail： ISSN 1009-2722海洋地质前沿第 39 卷第 9 期CN37-1475/PMarine Geology FrontiersVol 39 No 9究。本文主要利用地震剖面，结合获取的研究区钻孔资料，对南海西北陆架浅地层沉积特征，包括地层单元的识别，埋藏古三角洲沉积特征及其年代进行研究，探讨三角洲形成的控制因素，有助于深入理解南海西北部和其他大陆边缘的第四纪沉积演化及新构造运动的沉积响应。22N106108110112 E201816图例河内凹陷盆地水深线地震测线三角洲钻孔断裂斜坡临高隆起050 km中央坳陷据文献 21-22 修改图 1区域地质构造、地震测线及钻孔位置Fig.1 Regional tectonic and location of the seismic profiles and ZBW core in the study area 1 地质概况南海西北部海域莺歌海盆地陆架区海底地形平缓，水深变化在 0200 m 左右。水深等值线在海南岛西部为 SN 向，向东北部逐渐转为 NE 向。南海西北部海域呈半封闭形态，西、北、东三面环陆，面积接近 13 万 km2，东临中国的雷州半岛和海南岛，北临中国广西自治区，西临越南，南与南海相通（图1）。莺歌海盆地是一个新生代大型走滑-伸展盆地，面积约 11.3104 km2，包括莺东斜坡、临高隆起、中央坳陷和莺西斜坡 4 个一级构造单元（图 1）。莺歌海盆地中央坳陷最大沉积厚度超过 17 km23-24。钻探资料表明，莺歌海-琼东南盆地（莺-琼盆地）崖 13-1-1 井，乐东 30-1-1 井第四系有 1 000 多米厚，莺-琼盆地第四系乐东组最厚达 2 000 余米25。该区第四纪沉积速率高达 1 m/ka，巨厚的第四系分布在强烈沉降区，由构造抬升区迅速的剥蚀怍用提供物源26。莺歌海盆地主要发育了 NW、NNW 和近 SN走向的基底断裂，而在盆地北部还形成了 NE 向基底断裂，断裂以正断层为主，是红河断裂带向海的延伸21-22，27-29。盆地的东侧存在一号断裂带、西北侧有红河断裂带的分支断裂（如红河断裂、泸江断裂和黑水河断裂等）以及盆地西侧发育有长山断裂等21。红河断裂带自中新世以来逐渐由左旋运动转变为上新世的右旋运动30-34。上新世以来莺歌海盆地中红河断裂带未表现出明显的构造变形35。在上新世晚期（2.02.6 Ma），由于大量的欠压实沉积物供给，莺歌海盆地形成较大规模的泥底辟构造，而现今泥底辟活动性较弱36。莺歌海盆地新构造运动活跃，主要表现包括中新统末、上新统与第四系之间及层系内部的不整合，盆地的沉降，沉积中心的迁移，断裂活动，底辟带的发育与分布，泥火山和地震等。新构造运动不但控制了盆地的形成演化、沉降-沉积中心的迁移和底辟构造带发育及其雁行排列特征，同时还控制了盆地油气的成藏和分布37。2Marine Geology Frontiers海洋地质前沿2023 年 9 月 2 材料与方法研究区单道地震数据采集数字单道记录系统为 Exsea Delph Seismic，EPC-1086 记录仪、SureShot气枪控制器。激发采用G.I.枪震源，工作压力2 000 psi，容量 210 in3，沉放深度 2.53 m，激发间隔为 67 s，记录长度为 1 5002 000 ms。地震资料开展了多次波压制、涌浪静校正、气泡效应、随机噪声等处理，获得了浅部地层清晰的地质记录18-19。研究区 ZBW 钻孔（1710.43N、1091.67E，水深 100 m），岩芯进尺 101 m，实际取芯 100.65 m，取芯率为 99.65%。钻探设备为南海 503 船工程地质调查MZ-32 型海洋钻机。海上钻孔每回次进尺2，取样后用塑料管密封保存，在管上标注管号、进尺、回次、日期及顶底等并低温保存。光释光测年由中国地质大学（武汉）构造与油气资源教育部重点实验室中心完成，测试采用石英颗粒的单片再生法进行年代测定，样品处理参照MURRY 和 OLLEY 38的选取标准和原则，在实验室暗室中削去装样管两头表层样品，保留中心部位样品，以保证光释光测量样品在采取过程中从来没有曝露在日光下。在实验室用 H2O2和 HCl 分别去除样品中的有机质和碳酸盐类物质；根据 Stokes 沉降定律提取 411 m 粒径的石英做等效剂量测试，并用 H2SiF6去除其中的长石成分；完成前处理的样品保存在丙酮中。样品的石英纯度用红外光检测，将提纯的石英颗粒沉降在直径约 1 cm 的圆铝片上供测量。等效剂量测量在热释光/光释光定年系统（Ris-TL/OSL-Reader Model DA 20）上进行。测量仪器上附带放射性 源 90Sr/90Y，所有人工放射性辐照都在该仪器上进行39-40。AMS14C 样品选取完整的贝壳并送往美国 BETA实验室进行测试，并利用 CALIB 7.1 程序对 AMS14C年龄数据进行了校正。文中所用的14C 日历年龄都是从公元 1950 年向前起算的，以“cal aBP”表示，或用“ka”来代替“cal kaBP”。3 浅地层地震反射特征3.1主要地震反射界面及地层单元划分根据地震反射特征，研究区浅部地层主要由 R0、R1 和 R2 3 个界面控制18-19,39，其中，R0 为海底，RI和 R2 这 2 个主要地震反射界面可在全区连续追踪，其主要特征如下（图 2、3）：R1 界面位于研究区海平面下约 60130 ms 处，由东向西、由北向南呈缓慢倾斜，埋藏深度逐渐加大（图 2）。该界面东西方向上一般比较平整，部分区段出现起伏。南北方向上，北部较为起伏，往南相对平整，局部有起伏。该界面为高频、中振幅、高连续，存在明显的下切谷现象，总体上近岸地区振幅较弱、连续性变差，该界面对下伏地层削截作用明显。R2 界面位于研究区海平面下约 70200 ms 处，由东向西、由北向南呈缓慢倾斜，埋藏深度逐渐加大（图 2）。该界面东西方向上一般比较平整，部分区段略有起伏。南北方向上，北部靠近海南岛位置 双程反射时间/ms1002003005 kmSER0R1层A层BR2侵蚀河道侵蚀河道ZBW钻孔b双程反射时间/ms140160180220240200260SER1R2ZBW钻孔a剖面位置见图 1图 2过 ZBW 钻孔局部放大（a）和整体（b）地震剖面及地震单元划分Fig.2 The partial enlarge section（a）and overall（b）seismic profile across ZBW core and seismic units第 39 卷 第 9 期陈泓君，等：南海西北部莺歌海盆地陆架晚更新世三角洲及其控制因素3发生尖灭，往南相对平整，局部有起伏。该界面为高频、强振幅、高连续，有下切谷现象。根据单道地震反射界面及层序内部特征，研究区浅部地层自上而下相应地划分出层 A 和层 B2 套地层单元（图 2）。（1）层 A（R0R1）层 A 顶界为 R0 海底，底界为 R1 界面，为一套较稳定、高频、中弱振幅、中高连续的反射层组。该层在研究区北部为平行或亚平行结构，席状披盖外形，向南部陆坡深水方向层组厚度逐渐变厚，基本上呈发散和前积结构，楔状外形。南部深水区局部呈波状起伏，反映了层序发育过程中受到局部构造活动的影响。层 A 局部地区下切谷发育，呈谷状外形和内部杂乱反射结构（图 25）。层 A 中古河道主要发育在海南岛西南部海域（图 4），古河道规模较大，宽度约 23 km，长度约2030 km，河道充填物的厚度一般为 1530 m。河道平面上外形呈分叉状、NWSE 走向分布（图 4）。古河道剖面呈“V”型或“U”型特征，河道底界面反射呈强振幅，连续性好；河道内部充填呈中强振幅，连续性好的反射特征；河道顶部呈中振幅，连续性好的反射特征，推断为成分较细的沉积。河道侧向迁移现象清晰，发育反复冲刷充填沉积。河道宽泛，河床边界凹岸陡峭，凸岸稍缓（图 3）。层 A 古河道是末次盛冰期之后海平面大幅度上升前的产物。主要集中分布于 100 m 水深的陆架区，向 200 m 水深以远的外陆架亦有延展。该期古河道是晚更新世末全新世初的低海平面时期的古河流体系，表明当时在120 m 水深以上的古陆架暴露于海平面之上。（2）层 B（R1R2）该层为三角洲沉积，顶界以削截为主，局部显示为整一接触，底界主要为上超接触，表现为高频、中弱振幅、高连续的反射层组，局部地区为弱振幅、中连续。该层序在陆架区下切谷发育，规模大小不一，显示出明显的河道特征。在坡折带和陆坡 双程反射时间/ms1502001 kmSER1R1侵蚀河道双程反射时间/ms1502502 kmSWR1R2R2R2R2R1侵蚀河道侵蚀河道双程反射时间/ms1002001 kmNER1R2侵蚀河道侵蚀河道侵蚀河道双程反射时间/ms1502501 kmSER2R2R1侵蚀河道侵蚀河道侵蚀河道侵蚀河道图 3研究区典型古河道地震反射特征Fig.3 The seismic characteristics of paleo-channel in the study area 20N108110 E18图例三角洲平原三角洲前缘前缘三角洲层B早期古河道层A晚期古河道地震测线三角洲钻孔水深线/m5050501001 000200ZBWBAC海南岛图 4研究区三角洲沉积亚相及古河道分布Fig.4 Distribution of delta sedimentary subfacies andpaleo-channels in the study area4Marine Geology Frontiers海洋地质前沿2023 年 9 月区以发散和平行结构为主，同相轴的连续性非常好。层组整体外形从陆架到陆坡变化较大，陆架区以条带、透镜和充填外形为主，在坡折带主要为楔状-席状披覆外形，由于水深、地形和物源远近的变化，沉积特征也明显不同。在三角洲发育的大部分区域，层 B 表现出近平行和连续的进积地层结构，而在靠近海南岛近岸浅水区域，则表现出杂乱反射的特征。内部反射逐渐由水浅的杂乱和波状反射逐渐转变为深水区与近平行斜坡沉积反射特征（图 2、3）。层 B 中同样发育埋藏古河道，主要分布在海南岛西南海域（图 4）。该时期古河道长度约 57 km，下切深度约 520 m，宽度约 12 km，河道延伸长度短，总体上其发育数量、规模较层 A 中的河道规模小。河道横剖面呈“V”型特征，其底界面为强振幅、连续性好，内部充填弱强振幅的反射特征，断续扭曲的不规则杂乱反射，反映了底冲刷和杂乱充填，主要是高能河流切割和快速充填堆积。河道侧翼有连续的地震相，具有明显侵蚀下切和垂向叠加的特征，向上地震相出现水平层状反射或小型前积反射,往往对应了河流的上超充填和侧向加积充填沉积结构，而侧向加积充填是河道中最多见的沉积，反映了沉积时期水动力强、碎屑物填充稳定。3.2地层厚度通过读取研究区地震剖面 R1 和 R2 地震反射界面的时间深度，地层速度数据按平均 1 600 m/s进行时深转换19-20,41，计算出层 A 和层 B 厚度（图 5）。层 A 平均沉积厚度约 30 m，海南岛西南浅水区厚度较小，厚度基本在 015 m 内，往南厚度逐渐增大，厚度变化介于 2030 m，由浅水区向深水区厚度逐渐增大，最大厚度位于陆架坡折处，最大沉积厚度达 70 m。层 B 平均沉积厚度约 45 m，最大沉积厚度达80 m。层 B 主要围绕莺东斜坡呈弧形分布，内部有 2 个主要的沉积中心，分别位于海南岛西南侧和南侧（图 5b）。2 个沉积中心分布形态不一，沉积中心 1 位于三角洲的西侧，呈“U”形，长轴呈 NWSE 向展布，中间薄（约 4050 m），两侧厚（约 5080 m）。沉积中心 2 位于三角洲的东侧，呈椭圆形，长轴呈 NESW 向展布，厚度 5065 m。3.3三角洲沉积特征和沉积相根据地震反射特征，三角洲可划分为三角洲平原，三角洲前缘和前缘三角洲 3 种亚相（图 4）。三角洲平原亚相发育在三角洲北部 50100 m水深近岸浅水区域（图 4）。三角洲平原地震反射特征为高频、中强振幅、中连续，席状披盖外形，平行前积结构，下切水道发育，反映水动力强，为近源三角洲环境。三角洲平原内部发育有下切谷填充结构，表明三角洲北部边缘经历了河道下切、侵蚀和填充等复杂的过程（图 5）。三角洲前缘亚相位于三角洲中部 100150 m水深范围内（图 5）。地震反射特征为高频、中振幅、高连续，局部中弱振幅高角度前积反射，外部形态为席状披盖。内部结构东北方向为接近铲状的加积结构，西南部为“S”型斜交型高角度前积结构。该前积结构为陡倾前积，局部发育下切水道，反映水动力较强，三角洲前缘沉积环境物源供应较充足。三角洲前缘逐渐靠近莺西斜坡处，古地势向西南逐渐升高，沉积层则逐渐减薄，沿斜坡形成超覆填充结构。该区域水深较大，基本在 150 m 以深，地层结构保存完好，说明沉积环境较稳定且未受到后期 17.517.018.5N18.0海南岛层A(R0-R1)沉积中心108.5108.0109.0109.5110.0 110.5 Ea17.517.018.5N18.0海南岛层B(R1-R2)沉积中心2沉积中心1108.5108.0109.0109.5110.0 110.5 Eb沉积厚度/m1002030405060708090图 5研究区层 A（a）和层 B（b）沉积等厚度图Fig.5 Sedimentary thickness of the unit A（a）and unit B（b）in the study area第 39 卷 第 9 期陈泓君，等：南海西北部莺歌海盆地陆架晚更新世三角洲及其控制因素5侵蚀破坏（图 6）。前缘三角洲亚相主要位于三角洲南部的 150200 m 深水区（图 6）。地震反射特征为高频、中强振幅、高连续，席状外形，内部结构为平行斜交型前积结构。前积层为缓倾前积，未见下切水道，反映水动力较弱，为远源的三角洲环境（图 7）。前缘三角洲沉积厚度在陆架坡折处减薄，并且因陆架坡折处坡度较陡，大量泥砂为主的松散沉积物在自身重力的作用下容易形成重力流或浊流沉积（图 8）。4 三角洲沉积年龄为确定研究区三角洲地层的时代属性，对ZBW 孔岩芯样品进行了 AMS 14C 和光释光测年，其中，AMS14C 测年的样品共 10 个（表 1），光释光测年的样品共 38 个（表 2）。采集 30 m 以浅沉积层中完整的贝壳用于 AMS14C 测试，由于 AMS14C 测年上限制约，无法精确给出43 ka 地层的年代，因此，将 5 m 以浅 AMS14C 年龄40 ka 测试结果剔除。ZBW 钻孔光释光年龄数据随深度依次增大，在埋深 62 m 处的 ZBWO-23 和埋深 89 m 处的 ZB-WO-36 光释光测试年龄明显偏小，但对比岩性和地震相资料，未发现沉积事件的记录，可能是样品采集过程中发生了曝光事件，或者是在样品的前处理过程中曝光所导致年龄明显偏小。因此，可以将62 和 89 m 处这 2 个测试数据剔除，不参与年代学 双程反射时间/ms100501502002 kmNER1R1R2R2侵蚀河道三角洲平原侵蚀河道位置见图 4 地震测线 A图 6三角洲平原亚相地震反射特征Fig.6 The delta plain subfacies seismic reflection characteristics 双程反射时间/ms1001502002502 kmNER1R1R2R2侵蚀河道三角洲前缘侵蚀河道位置见图 4 地震测线 B图 7三角洲前缘亚相地震反射特征Fig.7 The delta front subfacies seismic reflection characteristics 双程反射时间/ms1502002505 kmSER1R1R2R2前缘三角洲位置见图 4 地震测线 C图 8前缘三角洲亚相地震反射特征Fig.8 The front delta subfaices seismic reflection characteristics6Marine Geology Frontiers海洋地质前沿2023 年 9 月格架的建立。综合以上 2 种测年结果，拟合出 ZBW孔的时间-深度关系曲线（图 9）。过井地震剖面显示 ZBW 钻孔分别钻遇 R1、R2 2 个地震反射界面（图 2、9）。根据 AMS14C 年代深度曲线及钻孔岩性变化特征，钻孔 2.8 m 位置附近岩性变化较大，其上为细粒的黏土质粉砂，之下为较粗的含砾砂质粉砂沉积（图 10），再根据 3.51 m处年龄为 1.2 ka，推测 2.8 m 处为全新统底界。地震反射界面 R1 对应钻孔 27.2 m 处为砂质粉砂，年龄为 56 ka。地震反射界面 R2 对应钻孔 75.4 m 处为泥质砂质砾，年龄为 65 ka（图 9、10）。年代测试结果表明三角洲主要发育时间为距今 6556 ka。钻孔下部岩芯 94.1m 层位为粉砂沉积，年龄为 76.275.43 ka（图 9）。将 ZBW 钻孔年代深度拟合结果与全球海平面升降曲线进行对比，65 ka（MIS4 晚期）时海平面下降幅度为 80100 m，至 56 ka（MIS3 早期），海平面逐渐上升了 30 m 左右，三角洲正是海平面相对上 表 1ZBW 钻孔 AMS14C 年代测试结果Table 1 AMS 14C dating results of ZBW core 野外编号深度/m测试物14C年龄/aBP校正年龄/cal aBP实验室编号ZBW-50.3贝壳1903061030Beta-451891ZBW-60.8贝壳3 850304 26030Beta-451892ZBW-71.08贝壳8 340308 750 30Beta-451893ZBW-81.23贝壳9 440309 86030Beta-451894ZBW-91.26贝壳9 8503010 26030Beta-451895ZBW-111.65贝壳10 1903010 55030Beta-451897ZBW-123.51贝壳11 790 4012 230 40Beta-451898ZBW-43.88贝壳37 77018038 170 180Beta-451890ZBW-146.50贝壳43 500Beta-451900ZBW-1510.60贝壳43 500Beta-451901ZBW-1628.90贝壳43 500Beta-451902 表 2ZBW孔 OSL年代测试结果Table 2 OSL dating results of ZBW core 样品编号深度/mOSL年龄/ka误差/ka样品编号深度/mOSL年龄/ka误差/kaZBWO-111.141.042.69ZBWO-2055.161.144.73ZBWO-21344.882.84ZBWO-2157.162.494.12ZBWO-315.145.734.69ZBWO-225962.534.46ZBWO-41744.56 3.00ZBWO-236237.149.43ZBWO-520.147.854.60ZBWO-2465.663.653.74ZBWO-622.150.162.67ZBWO-256764.054.04ZBWO-725.152.74.23ZBWO-266964.764.61ZBWO-827.155.623.25ZBWO-277164.283.34ZBWO-930.156.524.44ZBWO-287364.993.30ZBWO-103257.64.14ZBWO-297465.054.15ZBWO-113458.064.24ZBWO-307565.113.83ZBWO-123658.673.27ZBWO-317868.743.79ZBWO-133958.274.27ZBWO-328071.344.62ZBWO-144158.334.57ZBWO-338272.843.96ZBWO-154461.014.21ZBWO-348473.265.15ZBWO-1646.159.73.33ZBWO-358773.834.70ZBWO-1748.160.284.54ZBWO-368963.475.01ZBWO-1850.161.225.38ZBWO-379173.654.35ZBWO-1953.161.16.23ZBWO-3894.176.275.43第 39 卷 第 9 期陈泓君，等：南海西北部莺歌海盆地陆架晚更新世三角洲及其控制因素7升阶段形成（图 9）。65 ka 之前，ZBW 钻孔 94.1 m至 75.4 m 层段沉积速率约 1.71 m/ka，据此推断，钻孔底部 100.65 m 处年龄约为 81.9 ka。6556 ka，即 75.427.2 m 为三角洲发育时期，沉积速率明显 三角洲0102030405060708090100110120深度/m01020304050607080901005152535455565758595MIS5MIS4MIS3MIS2MIS1abc0204060801001301109070503010过ZBW钻孔地震剖面年龄/ka年龄/ka水深/mbsfWAELBROECK 等 3R1(27.2 m)R1(56 ka)R2(75.4 m)R2(65 ka)GRANT 等 4海平面变化曲线据文献 3-4 修改图 9（a）全球海平面升降曲线、（b）过 ZBW 钻孔地震剖面以及（c）钻孔时深曲线对比Fig.9 The correlation of global sea level change curve（a）,seismic profile（b）and depth-age model（c）of ZBW core 10 cm顶粉砂粉砂2.8 m全新统底界砾石砂质粉砂砂质粉砂泥质砂质砾砂100.65 m钻孔底部27.2 mR1界面75.4 mR2界面(a)全新统底界2.8 m及岩性(b)27.2 m（对应R1反射界面）岩性(c)75.4 m（对应R2反射界面）岩性(d)底部岩性（100.65 m）图 10ZBW 钻孔主要界面及岩性变化Fig.10 Variation in lithology at main boundaries of ZBW core8Marine Geology Frontiers海洋地质前沿2023 年 9 月增大，此阶段沉积速率为 5.2 m/ka。56 ka 之后，钻孔 1027.2 m 层段沉积速率明显减小，沉积速率约为 1.1 m/ka，速率稳定，没有地层年代异常现象。全新世以来沉积速率进一步下降，仅为 0.28 m/ka。5 钻孔岩性特征ZBW 钻孔岩性颜色以灰色为主，少数层段橄榄灰色、深灰色、黄灰色，沉积物类型以粉砂为主，其次为砂质粉砂，局部夹薄层粉砂质砂、泥、泥质砂质砾、砂、含砾泥、砾质泥质砂、泥质砾、含砾泥质砂和砾质泥等。根据钻孔岩性和粒度的垂向变化特征自上而下可分为 ZBW1ZBW7 共 7 层（图 11）。ZBW1（0650 cm）以灰色砂质粉砂为主，夹薄层粉砂质砂和粉砂，多处可见完整贝壳或碎片，与下层界线不甚明显。粉砂含量为 24.49%78.13%，平均 51.03%；其次为砂，含量为 3.30%71.61%，平均 35.87%；黏土含量较低，为 3.90%22.93%，平均 13.10%。平均粒径为 3.566.69，标准偏差为 1.402.37，分选差；偏态为0.060.55，大部分正偏，少数正态分布；峰态为 0.701.40，大多数宽峰态，其次中等峰态，少数窄峰态。ZBW2（6501 190 cm）以灰色粉砂为主，局部夹薄层砂质粉砂，与下层界线不甚明显。粉砂含量为 62.96%81.58%，平均 73.59%；黏土为 6.13%21.68%，平均 15.27%；砂含量为 2.07%23.25%，平 层A层B岩性砂 砾0 20 40 60 80100204 6 8213 4 0.40.4 0.800.51.52.50102030405060708090粉砂砂质粉砂粉砂质砂含砾泥含砾泥质砂不整合接触泥质砾 泥质砂质砾砾质泥砾质泥质砂泥砂粒度组成/%分选系数峰态偏态平均粒径/ZBWZBW1ZBW2ZBW3ZBW4ZBW5ZBW6ZBW7黏土粉砂(101 m)100R1(27.2 m)R2(75.4 m)深度/m图 11ZBW 钻孔地震剖面、岩性及粒度特征对比Fig.11 The correlation with seismic profile,lithology and grain size of ZBW core第 39 卷 第 9 期陈泓君，等：南海西北部莺歌海盆地陆架晚更新世三角洲及其控制因素9均 11.15%。平均粒径为 5.207.11，标准偏差为 1.241.92，分选差；偏态为 0.000.39，多数正态分布，少数正偏；峰态为 0.871.51，大多数中等峰态，极少数宽峰态和窄峰态。ZBW3（1 1902 710 cm）以灰色粉砂为主，与下层界线不明显。粉砂含量为 65.16%81.46%，平均 75.64%；其次为黏土，含量为 13.40%30.29%，平均 20.59%；砂含量仅为 0.55%9.91%，平均3.77%。平均粒径为 6.077.09，标准偏差为1.401.79，分选差；偏态为 00.25，多数正态分布，少数正偏；峰态为 0.841.13，大多数中等峰态，极少数宽峰态和窄峰态。ZBW4（2 7103 400 cm）以灰色砂质粉砂为主，与下层界线不明显。粉砂含量为 58.43%77.28%，平均 71.87%；黏土含量为 14.15%23.62%，平均18.24%；砂含量为 5.31%26.63%，平均 11.85%。平均粒径为 5.426.85，标准偏差为 1.682.00，分选差；偏态为 00.42，多数正态分布，少数正偏；峰态为 0.861.00，大多数中等峰态，极少数宽峰态。ZBW5（3 4007 540 cm）颜色以灰色为主，局部黄灰色，与下层界线明显。沉积物以粉砂为主，粉砂含量为 40.21%80.88%，平均 71.90%；其次为黏土，含量为 13.07%41.44%，平均 25.19%；砂含量普遍较低，局部较高，为 0.02%41.44%，平均3.36%。平均粒径为 5.067.79，标准偏差为1.792.37，大部分分选很差；偏态为0.150.39，大多数正态分布，少数正偏和负偏；峰态为 0.701.16，大多数中等峰态，少数宽峰态和窄峰态。ZBW6（7 5408 759 cm）颜色为灰色、深灰色，该层见有大量的砾石，颗粒普遍较粗，粗细层多次交错出现。沉积物以粉砂质砂为主，与下层界线明显。粉砂含量为 5.68%75.08%，平均 47.92%；其次为砂，含量为 1.77%100%，平均 34.56%；黏土含量为 0.67%27.16%，平均 13.92%；局部层段有较多砾石，含量 063.42%，平均为 4.82%。平均粒径为 0.277.09，标准偏差为 0.403.58，大部分分选很差和极差，少数分选差，极少数分选良好；偏态为0.280.86，多数正偏，少数正态分布，极少数负偏；峰态为 0.632.44，大多数宽峰态，少数中等峰态，极少数窄峰态。ZBW7（8 75910 065 m）以灰色粉砂为主，含量为 55.13%83.70%，平均 58.53%；其次为黏土，含量为 9.88%29.80%，平均 23.01%；砂较少，含量为 0.63%28.25%，平均 3.12%；局部含少量砾石，含量为 06.99%，平均 0.15%；黏土粉砂比值为0.120.44。平均粒径为 4.137.42，标准偏差为 1.3154，大部分分选很差和极差，少数分选差；偏态为0.400.22，多数正态分布，少数正偏，极少数负偏；峰态为 0.601.59，大多数宽峰态，少数中等峰态，极少数窄峰态。通过钻孔岩性特征和地震剖面对比，地震层序A 主要对应钻孔 ZBW1ZBW3 层（027.2 m）。地震层序 A 反射特征为上部为强振幅，中连续反射特征，下部为中弱振幅，中连续地震反射特征。钻孔 027.2 m 岩性粒度由上往下逐渐变细，由砂质粉砂、粉砂质砂互层变为粉砂，在 27.2 m 界面处岩性由粉砂变为砂质粉砂，地震反射特征为一个较强的连续界面。地震层序 B 总体以中弱振幅，中连续地震相为主，对应钻孔 ZBW4ZBW5 层（27.275.4 m）。该套三角洲地层岩性较细，主要为粉砂为主，夹有砂质粉砂和泥。在 75.4 m 处岩性有明显变化（图 10c），对应的地震反射特征发育强振幅的 R2 反射界面（图 11）。钻孔 ZBW6ZBW7 层（75.4101 m）岩性总体较粗，上部以泥质砾质砂、含砾泥、粉砂、砂质粉砂、砾质泥等为主，呈互层出现。下部较细，以粉砂为主，夹砾质泥、含砾泥砂和粉砂质砂等夹层。钻孔底部岩性较粗，为粉砂质砂和砂。该套地层对应的地震反射特征为中强振幅、中低连续反射特征，在底部有一强反射界面（图 11）。总体来说，地震发射特征与钻孔地层岩性特征具有较好的对应关系。6 三角洲形成控制因素6.1盆地构造及古地貌新构造运动控制了莺歌海盆地的形成演化、沉降-沉积中心的迁移。莺歌海盆地的沉降，沉积中心的迁移又对盆地的沉积起到了明显的控制作用。莺歌海盆地经历过 3 期裂陷，其中，晚上新世到第四纪以后又有一个热事件造成快速沉降，即第三裂陷期42-45。莺歌海盆地巨厚第四纪沉积与构造密切相关，盆地中央凹陷基底强烈的岩石圈减薄作用为盆地内巨厚裂后沉积物堆积提供了有利条件46。受到红河断裂带的影响，莺歌海盆地自始新世、渐新世、中新世至第四纪，沉积中心由北西沿盆地长10Marine Geology Frontiers海洋地质前沿2023 年 9 月轴方向往东南方向依次迁移，沉积中心迁移距离达320 km37。5 Ma 时莺歌海盆地内沉降中心再发生向盆地东侧的跃迁30,45。中新世莺歌海盆地中央坳陷的沉降速率远大于盆地边缘的，形成下断上坳的牛头状盆地结构，导致盆地边缘总体表现为斜坡形的古沉积地貌特征。莺歌海盆地莺东斜坡呈现陡倾特征，莺西斜坡呈现阶梯状43，为三角洲沉积等在中央坳陷内发育提供有利的场所。陈泓君等41依据全球海平面变化曲线和地层厚度，对海南岛西南海域晚第四纪以来的古水深和海岸线进行反演，认为 100.1 ka 时期研究区地貌为陆坡区，水深较大，最大水深超过 550 m，陆架较窄，地形较陡。古地形地貌的变化有利于三角洲的发育，河流人海口向陆架区延伸，陆源物质搬运至沉积地的距离缩短，从而有利于大量陆源物质搬运至沉积地点。莺歌海盆地第四纪以来的沉积充填过程，也继承性地受到盆地演化的控制。三角洲发育受到盆地古地貌和构造的控制，地震资料显示 6556 ka期间，三角洲内存在 2 个沉积中心，均分布在莺东斜坡带的西侧。56 ka 之后，研究区层 A 沉积中心往南迁移至深水区，表明莺歌海盆地构造运动对三角洲的沉积具有一定的控制作用。6.2物源供给研究表明，莺歌海盆地沉积物自晚渐新世以来主要来自红河、海南岛和越南西部沿岸，其中，红河流域供给了莺歌海盆地 80%的沉积物47。自中新世以来，越南西部沿岸和海南岛周缘沉积物主要影响各自邻近区域，而红河沉积物主要供给莺歌海盆地中央凹陷区48-50。中中新世时期，Song Lo River可能从东北向研究区供给大量沉积物，此时的海南岛和越南沿岸主要影响附近区域。晚中新世，SongLo River 被珠江流域袭夺51，此时红河流域物源供给范围减小，海南岛和越南沿岸影响范围变大。上新世以来，红河流域和海南岛物源供给范围有所扩大。YAN 等47通过钻井沉积物的地球化学分析表明，30 Ma 以来莺歌海盆地的沉积物中约 20%来自于海南岛和越南东部。而晚更新世以来的物质来源主要以海南岛供给为主