Distribution of residual Mesozoic basins and their exploration potential in the western depression zone of East China Sea Shelf Basin
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摘要: 东海陆架盆地发育在中生代晚期古太平洋板块俯冲背景下，是中国近海面积最大的中、新生代沉积盆地，目前的油气发现均来自于新生界，而中生界的分布特征及其资源潜力尚缺乏足够的认识。前人研究表明，东海陆架盆地西部坳陷带的中生界遭到后期不同程度的构造抬升和剥蚀，总体表现为残留盆地的分布特征；而东部坳陷带的中生界缺乏钻井直接揭示，受制于中深层地震的资料品质，识别难度较大。本文从东海陆架盆地西部坳陷带钻遇中生界的井震标定出发，通过区域地震剖面的中生界地震相分类和识别，划分了中生界侏罗系和白垩系的构造层序格架，梳理了中生界残留盆地的结构和平面分布特征，并结合基本石油地质条件分析，认为东海陆架盆地中生界具有不可忽视的勘探潜力。Abstract: The East China Sea Shelf Basin is the largest Meso-Cenozoic sedimentary basin in the area offshore China formed by the subduction of the paleo-Pacific Plate in late Mesozoic. Current oil and gas discoveries are mainly from the Cenozoic deposits, and the distribution patterns and resource potentials of the Mesozoic remain unclear. Previous studies show that, the Mesozoic strata in the western depression zone of the East China Sea Shelf Basin have uplifted and been denuded to some extent in later stage suggesting the distribution pattern of a residual basin, and the eastern depression zone remain unclear due to lack of drilling evidence and the low quality of the seismic data from the medium and deep parts. Based on the well-seismic calibration for the western depression zone and the classification and identification of the Mesozoic seismic facies in the regional seismic profiles, this paper divided the stratigraphic sequences of the Jurassic and Cretaceous, summarized the structure and plane distribution patterns of the residual Mesozoic basins, and analyzed the basic factors which control the petroleum accumulation. The result suggests that the exploration potential of the Mesozoic in the East China Sea Shelf Basin should not to be ignored.
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白云石自1916年被发现以来一直是沉积学界研究的热点，其形成机制始终备受关注[1-2]。白云石作为一种看似简单的碳酸盐矿物，在前寒武纪和古生代等地质历史时期的地层中广泛发育，却几乎见不到白云石在现代海水中直接沉淀[3]，并且通过实验证实仅在较高温压条件下（约200 ℃）才能人工合成完全有序的白云石，而模拟的常温常压地表条件下通常无法直接合成[4-5]，故人们无法通过现代沉积的或现代实验室模拟合成的白云石来复原地质历史时期白云石的形成过程，白云石成因问题始终是国际地球科学界难以突破的研究难点。
近百年来对白云石的成因问题众多学者展开了研究，传统观点认为白云石无法直接沉积，几乎都是由交代作用形成的，并提出多种形成模式，如蒸发混合水模式[4]、卤水回流渗透模式[6]、毛细管浓缩模式[7]、萨布哈模式[8]等。虽然这些模式可以解释部分地区的白云石形成过程，但始终受到局部环境的限制，也无法给出合理的白云石沉淀动力学机制。近年来微生物活动促进白云石沉淀这一观点迅速发展，与微生物作用相关的白云石化作用引起了众多学者的关注[9-11]，科学家们不断提出更多不同的猜想，包括：硫酸盐还原作用[12]、甲烷生成作用[13]、甲烷氧化作用[14]等，这些猜想普遍认为微生物活动在白云石形成过程中起到重要的催化作用，它可以通过增加孔隙水中反应物的浓度从而提高白云岩的反应速率[12,15]；另外微生物作用也可以克服动力学的制约，形成有利于白云石沉淀的环境条件，大大提高了白云石形成的概率[13,16-17]。
现代沉积物中的原生白云石含量很低，而冷泉环境中形成的原生白云石含量较高，作为冷泉碳酸盐岩的主要组成矿物，其含量甚至可以达到100%[18-19]。冷泉发现于20世纪80年代，主要是指分布于大陆边缘海底，来自沉积界面以下，以碳氢化合物、硫化氢和水为主要成分的流体以喷涌或渗漏方式进入海底界面，并产生一系列物理、化学和生物作用的现象[20-23]。冷泉中甲烷厌氧氧化作用和硫酸盐还原作用对于生物地球化学过程和碳循环都起到重要作用[24]。通过甲烷厌氧氧化古菌和硫酸盐还原菌的微生物代谢作用，冷泉中形成了白云石含量较高的冷泉碳酸盐岩。普遍观点认为冷泉微生物活动是冷泉白云石形成的关键，但是具体影响白云石沉淀的机理现在尚不明确，需进行进一步的探索，微生物成因的冷泉白云石或许可以成为研究白云石成因问题的新途径[18,25-27]。
台湾甲仙白云仙谷地区发育有大量白云石含量较高的冷泉碳酸盐岩，为探索白云石成因提供了良好的研究对象，通过碳同位素和主微量元素分析，结合岩石学和矿物学对其流体来源和沉积环境进行研究，为白云石形成的环境条件提供新的认识，也希望为解决“白云石问题”提供参考。
1. 地质概况
台湾岛位于亚欧大陆东南侧，北接东海，南临吕宋海峡，西为台湾海峡，西南连接南海，东侧为花东海盆及西菲律宾海[28]。从古新近纪末期至今一直活跃在西太平洋地震-火山活动带上，由欧亚板块的中国被动大陆边缘与属于菲律宾板块的吕宋岛弧之间的弧-陆碰撞而成[29-30]。台湾岛由西向东可分成：海岸平原、西部麓山带、雪山山脉、中央山脉和海岸山脉5个构造单元。台湾西部麓山带由中新世陆架斜坡到上新世至更新世前陆盆地沉积物构成，经过弧-陆碰撞产生增生楔[31]。裸露的增生楔为高屏斜坡提供了巨量的陆源沉积物和有机质，极有利于烃类流体的形成和积累，很可能促进了西部山麓带发育大量泥火山和冷泉渗漏系统[19,32-34]。
研究区位于台湾高雄甲仙乡，属西部麓山带南段，该地区断层较为发育。地层年代由中新世晚期至更新世早期，地层从老到新的顺序分别是长枝坑组、糖恩山组、盐水坑组、隘寮脚组、茅埔组、竹投崎组和北寮组[36]（图1）。本文所研究的冷泉白云岩出露于白云仙谷附近，位于早上新世的盐水坑组页岩中。甲仙白云仙谷地区的冷泉碳酸盐岩主要分布在其谷底、山坡和冲沟崖处。谷底的样品呈多层结核产出（图2A、B）；冲沟崖处多发育丘状和层状冷泉碳酸盐岩，冷泉碳酸盐岩样品主要呈块状产出（图2C）；山坡处发育冷泉专有生物——满月蛤科的Lucinoma生物丘，保存有双壳类化石和印模，直径5～10 cm（图2D）。
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图 2 甲仙冷泉碳酸盐岩剖面野外特征A.层状碳酸盐岩，位于白云仙谷谷底；B.丘状碳酸盐岩，风化较为严重，位于冲沟崖处；C.透镜状碳酸盐岩，位于冲沟崖处，围岩为固结程度较好的黑色页岩，直径约为50 cm；D.冷泉碳酸盐岩生物丘，含满月蛤科的Lucinoma化石及其印模，位于白云仙谷山坡处。Figure 2. Field geological characteristics of Chiahsien seep carbonateA. layered carbonates at the bottom of the Baiyunxiangu Valley; B. colluvial carbonates with seriously weathering at the gully cliff; C. lenticular carbonates at the gully cliff with well-consolidated black shale of about 50 cm in diameter; D. cold-seep carbonates biodomes, containing Lucinoma, on the slopes of the Baiyunxiangu Valley.2. 分析方法
研究样品采自台湾甲仙白云仙谷剖面，在室内用切割机将岩石标本切成两份，一份被抛光处理用于手标本观察，另一份被切割成1 cm大小的小块样品，用去离子水清洗，风干后挑选出新鲜的样品，用玛瑙研钵研磨至200目粉末。粉末样品被用于X射线衍射（XRD）、微量与稀土元素、碳氧同位素等分析。
粉末样品的XRD分析在中国科学院广州地球化学研究所Bruker AXS D8上测试完成。工作参数为Cu靶Kα射线，石墨单色器，测试电压40 kV，电流40 mA，扫描角度5°～65°（2θ），步进扫描，步宽0.02°。发散狭缝0.5°，接受狭缝0.15 mm，防散射狭缝0.5°。矿物半定量分析根据面积法确定。
主量元素分析在中国科学院地球化学研究所完成，使用ICP-OES进行测试。称取50 mg样品粉末放入50 mL离心管中，加入50 mL 5%的稀醋酸，同时加入镥内标溶液，放置于摇床摇晃1 h后离心取上清液5 mL并转移至干净的离心管，稀释10倍，然后上机进行测试。分析过程中用内标Lu控制结果的可靠性，主量分析平均标准偏差小于1%。
微量及稀土元素分析在中国科学院地球化学研究所完成，使用ICP-MS进行测试。称取50 mg样品粉末放入50 mL离心管中，加入50 mL 5%的稀醋酸和2 500 ng铑内标溶液，摇匀后取5 mL上清液稀释10倍，然后上机进行测试。分析过程中使用内标Rh控制误差，微量及稀土分析平均标准偏差小于5%。本文中Ce/Ce*=3CeN/（2LaN+NdN），Pr/Pr*=2PrN/（CeN+NdN），Ce异常指Ce/Ce*，N为相对于澳大利亚后太古代页岩（PAAS）标准化[25]。
碳酸盐岩的碳氧同位素测定在美国路易斯安那州立大学地质与地球物理系同位素实验室中完成，采用正磷酸法。在90 ℃下，将样品粉末与正磷酸反应制备CO2气体，而后通过GV IsoPrime II型稳定同位素质谱仪测定。δ13C和δ18O值均相对于V-PDB标准，分析精度前者优于0.1‰，后者优于0.2‰。
3. 结果
3.1 岩石学
台湾甲仙白云仙谷的冷泉白云岩样品呈现透镜状产出于固结程度较好的页岩中，直径约50 cm，为泥晶或微晶结构（图3A、C），抛光面观察可见烟囱状结构，可能为过去的流体通道（图3B）。冷泉白云岩的主要碳酸盐矿物为白云石，含量为61.4%～88.0%，平均值为74.6%，陆源碎屑以石英为主，含少量黏土矿物，主要为伊利石、绿泥石、蒙脱石、钠长石（表1）。薄片观察发现有大量的草莓状黄铁矿，以分散状或者集合体状产出（图3D）。
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图 3 甲仙代表性自生碳酸盐岩手标本、抛光面及矿物特征A.碳酸盐岩发育不同期次的沉积物；B.冷泉碳酸盐岩发育烟囱结构；C.呈现两种不同的组分，左侧为陆源碎屑含量较高的黑色泥晶，右侧为灰色微晶，可能由重结晶作用形成；D.冷泉白云岩含有大量生物碎屑，可见清晰的有孔虫化石和黄铁矿颗粒。Figure 3. Representative hand specimens, polished surface and mineral characteristics of the Chiahsien seep carbonatesA. sediments of different periods in the carbonates; B. chimney structures in the cold-seep carbonates; C. black fine crystals with high content of terrigenous detritus on the left and gray microcrystal on the right, which may be formed by late-stage recrystallization; D. the cold-seep dolomite contains a large amount of biological detritus, with well-preserved foraminifera and pyrites.表 1 甲仙地区冷泉白云岩矿物学组成及碳氧同位素Table 1. Mineralogical composition of the Chiahsien seep dolomite and carbon and oxygen isotope样品号 方解石/% 白云石/% 石 英/% 伊利石/% 绿泥石+蒙脱石/% 钠长石/% δ13C/‰ δ18O/‰ BG-1 88.0 9.0 3.0 -20.42 2.06 BG-2 80.7 9.0 4.0 6.3 -20.48 1.98 BG-3 52.3 28.3 19.4 BG-4 82.7 12.9 4.3 -21.63 0.41 BG-5 83.6 7.8 4.0 4.6 BG-6 76.3 8.6 10.9 4.2 BG-7 73.8 6.5 13.1 4.0 2.6 BG-9 10.2 61.4 14.8 5.0 5.0 3.6 -10.62 -2.72 BG-10 78.7 13.4 7.9 BG-11 64.9 25.5 9.6 BG-12 78.7 9.5 11.8 -27.08 0.90 3.2 主量元素和微量元素
甲仙地区冷泉白云岩的主量元素和微量元素含量如表2所示。其中MnO含量为0.06%～0.12%，平均含量为0.09%；Sr含量为231～476 μg/g，平均含量为333.71 μg/g，Mn/Sr值范围为2.53～5.60，平均值为3.92。Ni含量为35.00～49.70 μg/g，平均含量为44.49 μg/g；Co含量为2.06～9.61 μg/g，平均含量为4.30 μg/g；Ni/Co比范围为5.38～24.08，平均值为12.54。
表 2 甲仙白云仙谷的冷泉白云岩的主量元素和微量元素含量Table 2. Major and trace element compositions of the Chiahsien seep dolomite样品号 BG-1 BG-2 BG-4 BG-9 BG-10 BG-11 BG-12 MnO/% 0.06 0.07 0.09 0.10 0.09 0.07 0.12 Sr/（μg/g） 291.16 296.37 226.96 218.85 408.65 244.33 394.45 Mn/Sr 2.53 2.89 4.86 5.60 2.70 3.51 3.73 Li/（μg/g） 4.20 2.95 3.03 4.53 3.28 2.42 3.27 Be/（μg/g） 1.27 0.74 0.84 0.91 1.09 0.97 1.09 Sc/（μg/g） 7.21 6.89 8.25 7.38 6.24 5.90 6.24 V/（μg/g） 6.28 4.66 13.00 10.10 13.10 10.10 13.10 Cr/（μg/g） 10.30 9.75 10.90 7.60 10.40 9.44 10.40 Co/（μg/g） 9.61 2.06 3.26 2.89 3.59 3.38 3.59 Ni/（μg/g） 51.70 49.60 49.70 38.70 44.60 35.00 44.60 Cu/（μg/g） 0.48 0.36 0.40 1.26 0.61 1.02 0.61 Zn/（μg/g） 3.20 1.94 2.09 1.72 5.71 0.09 5.71 Ga/（μg/g） 0.39 0.43 0.45 0.56 0.52 0.41 0.83 Rb/（μg/g） 4.41 3.73 4.63 5.69 3.41 2.92 7.20 Zr/（μg/g） 0.23 0.31 0.34 0.17 0.66 0.37 1.16 Nb/（μg/g） 0.03 0.02 0.03 0.01 0.04 0.03 0.20 Cs/（μg/g） 0.04 0.05 0.05 0.05 0.05 0.04 0.19 Ba/（μg/g） 23.00 16.00 22.00 18.00 23.00 20.00 32.00 Hf/（μg/g） 0.03 0.02 0.02 0.03 0.03 0.03 0.05 Pb/（μg/g） 0.04 0.24 0.21 0.37 0.49 0.19 0.23 Th/（μg/g） 1.20 1.10 1.84 3.16 1.26 1.51 1.52 U/（μg/g） 0.63 0.55 4.61 0.53 2.32 5.77 0.78 Ni/Co 5.38 24.08 15.25 13.39 12.42 10.36 12.79 3.3 稀土元素
冷泉白云岩的稀土元素分析结果列于表3，稀土总量（ΣREE）为13.66～29.91 μg/g，平均为22.75 μg/g。数据经过PAAS标准化后显示出中稀土富集（平均（Pr/Sm）N=0.60；平均（Sm/Yb）N=1.75）和轻微的Ce正异常（平均（Ce/Ce*）N=1.05），Log（Ce/Ce*）为−0.02～0.12。
表 3 甲仙白云仙谷的冷泉白云岩的稀土元素含量Table 3. Rare element compositions of the Chiahsien seep dolomite样品号 BG-1 BG-2 BG-4 BG-9 BG-12 La/（μg/g） 3.28 2.16 3.64 4.16 4.54 Ce/（μg/g） 7.36 5.21 8.58 10.08 13.5 Pr/（μg/g） 0.9 0.67 1.05 1.34 1.03 Nd/（μg/g） 3.93 2.83 4.49 6.09 4.95 Sm/（μg/g） 0.97 0.66 0.99 1.48 1.17 Eu/（μg/g） 0.3 0.19 0.29 0.45 0.37 Gd/（μg/g） 1.24 0.77 1.17 1.67 1.48 Tb/（μg/g） 0.17 0.1 0.16 0.23 0.21 Dy/（μg/g） 1.01 0.52 0.83 1.14 1.15 Y/（μg/g） 9.03 4.52 7.41 7.75 10.2 Ho/（μg/g） 0.18 0.09 0.15 0.18 0.22 Er/（μg/g） 0.52 0.24 0.39 0.49 0.62 Tm/（μg/g） 0.06 0.03 0.04 0.06 0.08 Yb/（μg/g） 0.4 0.17 0.25 0.33 0.51 Lu/（μg/g） 0.06 0.02 0.03 0.04 0.08 ΣREE/（μg/g） 20.37 13.66 22.06 27.74 29.91 Ce/Ce* 0.97 1.00 1.00 0.96 1.33 lg（Ce/Ce*） 0.02 0.00 0.00 0.02 0.12 Pr/Pr* 0.98 1.02 0.99 0.99 0.74 (Pr/Sm)N 0.58 0.64 0.67 0.57 0.55 (Sm/Yb)N 1.24 2.03 2.02 2.30 1.16 3.4 碳氧同位素
甲仙地区白云仙谷的冷泉白云岩样品的碳氧同位素测定结果列于表1。碳同位素范围为−27.08‰～−10.58‰，平均值为−20.05‰；氧同位素为−2.72‰～2.06‰，平均值为0.53‰。
4. 讨论
4.1 成岩作用
碳酸盐岩对后期成岩作用较为敏感，其赋存的地化信息极易因此发生改变，故在对碳酸盐岩记录的地球化学数据分析之前，需要对成岩作用改造的程度进行判断。
与碳同位素相比，碳酸盐岩的氧同位素对成岩作用更为敏感。一般情况下，当δ18O＜−5‰时，表示碳酸盐岩受成岩作用一定程度的影响；当δ18O＜−10‰时，表示碳酸盐岩受到强烈的成岩蚀变，碳酸盐岩记录的氧同位素已经不是初始信息[37-38]。冷泉碳酸盐岩样品的氧同位素值为−2.72‰～2.06‰，明显大于−5‰，显示冷泉碳酸盐岩的氧同位素未受到强烈的成岩作用影响，另外，δ13C和δ18O之间相关性不明显（R2=0.55），表明碳同位素受到成岩作用影响但并不强烈，且相对于氧同位素，碳同位素更难受到成岩作用的改造，故认为碳氧同位素均受到成岩作用的一定影响但碳同位素依旧可以用于还原冷泉碳酸盐岩沉淀时流体的原始信息[37]。
Mn/Sr比值也是判断成岩作用程度的灵敏指标。一般情况下，当Mn/Sr＜10时，指示碳酸盐岩未遭受强烈的成岩作用，其同位素组成可大致代表原始的流体同位素成分；当Mn/Sr＜2～3时，表明样品未遭受成岩作用蚀变，保持了原始的同位素组成[37]。甲仙白云仙谷的冷泉碳酸盐岩样品的Mn/Sr值范围为2.53～5.60，平均值为3.92，证明冷泉碳酸盐岩受成岩作用的影响不大，主微量元素可用于反映当时的沉积流体的地化信息。
稀土元素作为探究自生碳酸盐岩沉积环境的重要手段，也可能遭受后期成岩作用改造，需要对其受到成岩作用影响的程度进行判断[38-39]。通常，大部分稀土元素通过异价类质同像进入碳酸盐矿物晶格，并取代钙离子，因此受成岩作用的影响较小，但元素Ce对成岩作用较为敏感。碳酸盐岩受到成岩作用严重改造时，Ce/Ce*值会发生偏离原始值，同时Ce/Ce*与ΣREE、Ce/Ce*与DyN/SmN、Ce/Ce*与LaN/SmN之间会表现出正相关性[38]。台湾甲仙白云仙谷地区冷泉碳酸盐岩的Ce/Ce*与ΣREE、Ce/Ce*与DyN/SmN之间均不存在显著相关性（图4），指示冷泉碳酸盐岩的稀土元素并未受到后期成岩作用的影响。此外，LaN/SmN值小于0.35是判断成岩作用的影响程度的另一重要指标。冷泉碳酸盐岩的Ce/Ce*与LaN/SmN间均不存在相关性，而且LaN/SmN值范围为0.41～0.56，进一步表明冷泉碳酸盐岩的稀土元素没有受到成岩作用影响，能够用于形成冷泉碳酸盐岩时流体沉积环境的研究。
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图 4 甲仙冷泉碳酸盐岩δ13C与δ18O，Ce/Ce*与ΣREE、DyN/SmN及LaN/SmN的关系Figure 4. Correlations of δ13C vs.δ18O, Ce ⁄Ce* vs.ΣREE, DyN⁄SmN, and LaN/SmN of Chiahsien seep carbonates4.2 碳源分析
冷泉碳酸盐岩是记录冷泉流体沉积环境的良好载体，其继承了沉积流体的碳同位素，可以很好地示踪其流体来源[40]。通常冷泉碳酸盐岩的碳源具有较低的碳同位素值。目前，已知的碳源主要包括：生物成因甲烷（δ13C＜−65‰）、热成因甲烷（δ13C为−50‰～−30‰）、石油烃类物（δ13C为−35‰～−25‰）、正常海水（δ13C为0±3‰）、深部产甲烷作用残余的CO2（δ13C＞−25‰）以及混合碳源[22,41]。台湾甲仙白云仙谷地区的冷泉白云岩的δ13C值为−27.08‰～−10.58‰，平均值为−20.05‰，远远低于正常海相碳酸盐岩的δ13C值，但明显高于生物成因的甲烷碳源，且在手标本及镜下没有观察到石油烃类残留物，故其碳源可能为热成因甲烷渗漏混合正常海水。类似的碳源在墨西哥湾、西藏岗巴等地已有较多报道[41-42]，其中Bian等[43]对墨西哥湾GC140的冷泉生物碎屑结核进行碳同位素测试，其δ13C值为−22.2‰～−8.8‰；张文进等[42]测试了西藏岗巴地区冷泉碳酸盐岩的碳同位素值为−17.0‰～−7.2‰。
4.3 沉积环境
海水中V、U、Ni、Co等元素的赋存状态容易受到沉积环境氧化还原条件的影响，相关元素的含量及比值可以被用来恢复古海洋氧化还原环境[44]。Ni、Co均为亲硫元素，也是指示氧化还原环境的重要元素：在还原环境下二者常以不溶的NiS和CoS形式被黄铁矿所固定，Co在氧化的沉积环境中以Co2+溶于海水，Ni在氧化的海洋环境中以Ni2+、NiCl+和可溶的NiCO3形式存在[45-46]。Ni/Co＞7.00指示贫氧或缺氧环境，5.00＜Ni/Co＜7.00代表次富氧环境，Ni/Co＜5.00指示氧化环境[47-49]。甲仙地区冷泉白云岩的Ni/Co值范围为5.38～24.08，平均值为12.54，指示形成于较为还原的环境。
稀土元素是示踪碳酸盐岩沉积环境的重要工具[47, 50]，台湾甲仙白云仙谷的冷泉白云岩的稀土元素呈现中稀土轻微富集的“钟型”模式（图5A），与正常海相差别较大，可能受到铁锰氧化物的影响[42,51-52]，类似的富集模式在墨西哥湾、西藏岗巴、台湾西南的冷泉碳酸盐岩样品中也存在[19, 42, 53]。稀土元素基本都为+3价，但Ce较为特殊，氧化条件下+3价离子会失去一个电子变为+4价，形成所谓的“负异常”[54]。故Ce异常是判别氧化还原环境的良好指标[53,55-56]。需要注意的是La异常可能导致Ce假异常，通过绘制Ce/Ce*和Pr/Pr*的关系图（图5B）可以排除La异常干扰，对真假Ce异常进行判别。除个别样品，其他冷泉白云岩样品均显示Ce无异常，证明其主要沉积于弱还原环境。弱还原的沉积环境有利于甲烷氧化古菌和硫酸盐还原菌共同协调作用的甲烷厌氧氧化生物地球化学反应[9,17]。甲烷的厌氧氧化过程会导致硫酸根被大量消耗，而HCO3−的含量则迅速增加，较低SO42−浓度和较高HCO3−浓度的还原环境[18,57-59]，加上活跃的微生物作用，有利于白云石的沉淀。
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图 5 甲仙冷泉白云岩稀土元素特征A.稀土元素分布模式图，B.稀土元素Ce/Ce*与Pr/Pr*相关图。I 区：无异常；IIa 区：La正异常，无Ce异常；IIb区：La负异常，无Ce异常；IIIa区：真Ce正异常；IIIb区：真Ce负异常[60]。Figure 5. Characteristics of REE of the Chiahsien seep dolomiteA.PAAS-normalized REE distributions of Chiahsien seep carbonate; B.Ce/Ce* vs. Pr/Pr* diagram of Chiahsien seep carbonates. Field I: no anomaly; Field IIa: positive La anomaly causes apparent negative Ce anomaly; Field IIb: negative La anomaly causes apparent positive Ce anomaly; Field IIIa: real positive Ce anomaly; Field IIIb: real negative Ce anomaly[60].5. 结论
（1）台湾甲仙白云仙谷早上新世盐水坑组发育冷泉白云岩，以透镜状产于页岩地层中，碳酸盐矿物为白云石，发育大量的冷泉生物双壳类满月蛤科的Lucinoma化石。
（2）白云石的碳同位素值为−27.08‰～−10.58‰，指示碳源可能为甲烷和海水碳源的混合；Ni/Co均值为12.54，指示沉积环境偏向还原；稀土元素配分模式呈现轻微的中稀土富集，且表现出轻微的Ce正异常或无异常特征，也表明冷泉白云岩形成于弱还原的沉积环境。
（3）台湾甲仙白云仙谷冷泉白云岩的沉积环境表明在甲烷厌氧氧化菌和硫酸盐还原菌作用下，弱还原的沉积环境促进了SO42−的消耗和HCO3−的增加，很可能有利于冷泉白云石的沉淀。
致谢：感谢台湾成功大学黄奇瑜教授对于野外工作的支持和指导，感谢贾子策、陈成业在样品处理过程中提供的帮助。
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图 2 东海陆架盆地福州凹陷A井中生界地震地质综合解释
Figure 2. Comprehensive geological interpretation for Mesozoic seismic profile through well A in Fuzhou Sag, the East China Sea Shelf Basin
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图 6 东海陆架盆地中下侏罗统残余地层厚度
Figure 6. Residual thickness of the Middle and Lower Jurassic, the East China Sea Shelf Basin
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图 7 东海陆架盆地上侏罗统-下白垩统残余地层厚度
Figure 7. Residual thickness of the Upper Jurassic- Lower Cretaceous, the East China Sea Shelf Basin
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图 8 东海陆架盆地上白垩统残余地层厚度
Figure 8. Residual thickness of the Upper Cretaceous, the East China Sea Shelf Basin
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