Geochemistry of the water profiles at the slope of East China Sea and Okinawa Trough and its implications
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摘要: 通过对东海陆坡—冲绳海槽中北部两个水体剖面的碳、氯、硼同位素和离子浓度的分析，探讨了水体剖面的离子和同位素组成的控制因素、水体来源以及现代水体交换过程。结果表明，水体剖面中表层水、次表层水、中层水体的性质明显不同，ST2水体剖面K+、Ca2+、SO42−等离子浓度整体随深度增加而升高，δ13C、δ11B、δ37Cl垂向变化波动较大，ST19剖面离子浓度、同位素垂向变化趋势与ST2剖面相反。ST2、ST19水体剖面表层水（0～100 m）和次表层水（100～300 m）主要来源于黑潮表层水（Kuroshio Surface Water，KSW）和黑潮热带水（Kuroshio Tropical Water，KTW），同时受长江冲淡水（Changjiang Diluted Water，CDW）/陆架水影响；中层水体（300～1 000 m）组成与北太平洋中层水（North Pacific Intermediate Water，NPIW）和南海中层水（South China Sea Intermediate Water，SCSIW）相似。两水体剖面水体组成存在较为明显的南北差异，可能与所处海区地理位置、CDW/陆架水传输路径、区域性地形导致局部上升流、水体剖面中NPIW与SCSIW占比不同有关。Abstract: Two water profiles are selected from the northern part of the Okinawa Trough and the elements, such as carbon, chlorine, and boron isotopes and ion concentrations analyzed for investigation of the control factors of the ion and isotope compositions, water source, and modern water exchange process of the water profiles. It is seen that the properties of surface water, subsurface water, and intermediate water in the water profiles are obviously different. The ion concentrations of K+, Ca2+, and SO42− in the ST2 profile increase with water depth, and the vertical changes of δ13C, δ11B, and δ37Cl fluctuate substantially. The vertical changing pattern of ion concentrations, and isotopes along the profile ST19 is opposite to the profile ST2. The surface water (0～100 m) and subsurface water (100～300 m) of the profiles ST2 and ST19 are mainly coming from KSW（Kuroshio Surface Water）and KTW（Kuroshio Tropical Water）, affected by CDW（Changjiang Diluted Water）/shelf water, whereas the composition of the intermediate water (300～1000 m) is similar to that of NPIW（North Pacific Intermediate Water) and SCSIW（South China Sea Intermediate Water）. There are obvious north-south differences in water composition between the two profiles, owing to the differences in locality, CDW/shelf water transmission path, local upwelling caused by regional topography and the proportions of NPIW and SCSIW in the water profiles.
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韩江凹陷位于珠江口盆地珠一坳陷东北部，其处于珠江口盆地、台西盆地和台西南盆地交会处（图1a），其特殊的地理位置使韩江凹陷具有重要的研究意义，其不仅是研究珠江口盆地珠一坳陷古近系海侵方向和沉积环境演变的重要地区，同时其研究成果也可为台西盆地、台西南盆地构造演化及沉积特征研究提供重要参考。韩江凹陷作为新区，油气勘探程度较低，早期勘探（1979—1990年）以对外合作为主，国外于1985—1988年相继钻探了H1、H2、H3 共3口钻井（图1b），但均为干井，合作未取得突破，外方相继退出区块，韩江凹陷继而进入漫长的自营勘探阶段。由于资料匮乏，韩江凹陷整体研究程度薄弱，烃源潜力、始新统沉积古环境及沉积相类型等问题亟待深化研究。以韩江凹陷为研究靶区的文献较少[1-4]，钟慧智等[1]通过重磁资料识别出韩江凹陷内12条基底断裂，并推测基底岩性主要为中生代岩浆岩、火山岩；黄虑生等[2]通过对H2井少量钙质超微化石研究，认为文昌组超微化石组合隶属于中始新统；焦鹏[3]基于碎屑锆石定年明确韩江凹陷海丰28洼早中新世珠江组沉积来自北部的韩江物源；贺勇[4]在基于地震资料对韩江15洼新生代构造、演化特征分析的基础上，宏观预测了新生代可能发育的沉积相类型，但其预测结果主要基于构造演化分析，且使用已钻井资料较少，并未针对古氧相、古盐度、古水深等古环境特征展开具体研究。
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图 1 珠江口盆地珠一坳陷构造单元划分（a）及韩江凹陷构造刚要图（b）Figure 1. Structural unit division of Zhu Ⅰ depression in Pearl River Mouth Basin (a) and tectonic outline map of the Hanjiang Sag (b)珠江口盆地始新统不仅为已证实的优质烃源发育层段，同时也是现阶段最重要的勘探层系之一[5-7]。韩江凹陷整体研究程度不高，而对始新统沉积古环境研究则更为匮乏，仅少量文献的部分章节有所涉及[2, 8-9]，且存在“海相或陆相”分歧。黄虑生[2]在始新统文昌组发现属于NP15带的钙质超微化石，指出其为滨浅海相沉积环境；吴国瑄[8]在H2井文昌组浮游藻类组合中发现海相沟鞭藻，认为韩江凹陷始新世有过短暂海侵；张丽丽[10]根据钙质超微化石结果，推断韩江凹陷文昌组沉积晚期为遭受海侵影响的深水湖泊环境。前人关于韩江凹陷始新统沉积环境分析主要基于1987年钻探的H2井的古生物资料展开[2, 8-9]，但该井缺失恩平组地层，且钻揭的文昌组地层较少（仅74.4 m），同时该井古生物贫乏，故始新统古环境判别结果的准确性有待进一步研究。此外，前人的研究仅停留在海、陆相判别上[2, 8-9]，而对始新统古氧相、古气候、古盐度、沉积相及古环境纵向演化并未展开研究。2019年在韩江15洼钻探领域风险井H4井，该井因全井段无油气显示而提前完钻，完钻层位古近系文昌组（未钻穿），虽然未达到钻探预期，但该井钻揭地层较为完整，资料录取相对丰富，为重新认识韩江凹陷提供了新的资料基础。由于韩江15洼H2井与H4井始新统化石稀少，仅部分层段达到统计学意义，且两口井在生态组分上也存在较大差异（H2井见海相沟鞭藻，H4井未见），因此，仅借助古生物生态组分无法有效进行古环境判别及古环境演化分析。本文中，笔者首次在研究区运用元素地球化学方法对韩江15洼沉积古环境进行了详细分析，系统探讨了韩江15洼始新世沉积环境及其纵向演化过程，为深化韩江凹陷始新统沉积环境认识及海侵影响研究提供了有力支持。
1. 区域地质背景
珠江口盆地是中国南海油气产区之一，是在燕山期花岗岩及前新生代褶皱基底上发育起来的中—新生代大型沉积盆地[11-12]，经历了神弧运动、珠琼运动Ⅰ幕、珠琼运动Ⅱ幕等3期裂陷活动和南海运动、白云运动等裂后拗陷演化阶段[13-14]，具有“下断上坳”的结构，下构造层为裂陷结构，主要以陆相沉积为主，包括文昌组和恩平组；上构造层为坳陷结构，主要以海相沉积为主，包括珠海组、珠江组、韩江组和粤海组及第四系[9]（图2）。韩江凹陷隶属于珠江口盆地珠一坳陷，凹陷以北为北部隆起，以南为东沙隆起，东北为东山–浅滩凹陷，东南为澎湖隆起，西南为海丰凸起和陆丰凹陷（图1a），面积约7000 km2。
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图 2 珠江口盆地珠一坳陷地层综合柱状图Figure 2. Stratigraphic comprehensive histogram of Zhu Ⅰ depression in Pearl River Mouth Basin1.1 构造单元划分
地震及钻井资料揭示，韩江凹陷在中生代基底之上发育了始新统到第四系的完整地层，即古新统神狐组（Tg—T90）、始新统文昌组（T90—T80）及恩平组（T80—T70）、渐新统珠海组（T70—T60）、下中新统珠江组（T60—T40）、中中新统韩江组（T40—T32）、上中新统粵海组（T32—T30）、上新统万山组（T30—T20）和第四系（图2）。
南海北部珠一坳陷的伸展始于中生代晚期古太平洋板块的俯冲后撤，始新世中期印支板块与欧亚板块的硬碰撞，导致华南陆缘旋转挤出，珠琼运动一幕开始发育，南海北部陆缘整体处于NW—SE向伸展环境，进入恩平期，受印支地块挤出和古南海俯冲影响，开始珠琼二幕的裂陷作用，伸展方向顺时针转变为近SN方向[5, 15-16]。珠琼一幕到珠琼二幕构造运动，伸展应力转变，导致韩江凹陷裂陷早期NE、NEE向断裂向裂陷晚期近EW、NWW向断裂转变。韩江地区各次洼古近系控洼断裂主要为NE、NWW 方向，这两组断裂相交，其中，NWW向断裂占优（图1b）。结合断裂形态及文昌组厚度展布，把韩江凹陷划分为韩江15洼（又称韩江主洼）、海丰28洼、韩江32洼3个次级洼陷（图1b），其文昌组最大残留厚度分别为4200、2800、2600 m（据内部资料），韩江15洼文昌组的厚度及面积均最大，为韩江凹陷的主要沉积和沉降中心，勘探潜力较大。
1.2 洼陷结构
韩江15洼受边界断裂控制，表现为地堑–半地堑结构，可划分为低凸起、陡坡带、洼陷带、北部隆起带等结构单元（图3）。由过井的典型地震剖面可见，韩江15洼文昌期表现为地层等厚的地堑式结构，T80为重要区域不整合界面，其下部的始新统地层与上覆地层呈角度不整合接触（图3），其中，文一段（T81—T80）受挤压作用，经历强烈的地层抬升剥蚀作用。古新世为韩江凹陷的初始发育期，始新世为凹陷发育的鼎盛期，地层最厚，且纵向上表现为厚文昌组、薄恩平组特征，进入渐新世以后，凹陷开始进入区域沉降阶段，地层分布稳定。平面上古近系地层整体呈现南厚北薄特征，沉降中心位于南部边界大断层附近（图1b、图3），进入区域沉降阶段，地层分布稳定，沉积了由北往南逐渐增厚的席状披覆沉积地层。
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图 3 过韩江15洼地震解释及地层充填剖面A-A′剖面位置见图1b。Figure 3. Seismic interpretation and stratigraphic filling profile of Hanjiang 15 SubsagThe station of the profile A-A′ is shown in fig.1b.2. 始新统沉积古环境
韩江15洼仅有2口钻井，即H2、H4井。H2井钻探于1987年，钻揭始新统地层较少，缺失恩平组，仅钻遇74.4 m文昌组；H4井钻探于2019年，钻揭始新统较厚（1799 m），且层序相对完整。古生物资料常被用于古环境判别，H2井文昌组1 549.8 m深度点（图4）样品中见生活于淡水环境的盘星藻、咸水环境的海相沟鞭藻以及少量微咸水环境的百色藻和球藻[8]；在文昌组岩心样中（1547.85～1548.90 m）发现丰度及分异度极低的NP15-NP16带钙质超微化石，为reticulofenestrid类，属于中始新统，而NP15-NP16带化石在台西南盆地较为发育，反映海相环境。H2井文昌组虽见反映咸水及微咸水环境的古生物，但由于其数量过少，借此无法准确判别始新统是否受海侵影响，且海侵程度及时间也无法明确。此外，该井缺失恩平组地层，已有资料仅可为始新统文昌组局部环境变化研究提供借鉴，但无法进行始新统纵向环境演化分析。
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图 4 韩江15洼已钻井生态组分分布Figure 4. Distribution map of drilled ecological components in Hanjing 15 Subsag新钻井H4井虽钻揭较厚始新统，但全井段古生物含量偏低，恩平组、文一段化石稀少，未达到统计学意义，文二段、文三段浮游藻类含量整体偏低，仅局部含量中等（图4），浮游藻类以淡水盘星藻为主，指示淡水沉积环境。此外，H4井仅发育少量指示微咸水环境的球藻，未见海相沟鞭藻，而H2井见少量海相沟鞭藻，表明两口井在古盐度上也存在差异，由于两口钻井古生物资料匮乏，借助该资料无法对始新统水体微咸化原因及不同层位盐度差异进行判别。元素地球化学是判定和恢复沉积古环境的重要手段，可有效解决上述问题。
2.1 元素分析及沉积环境指示意义
在不同沉积环境中，沉积物与沉积介质之间发生各种复杂的化学反应，化学元素会发生沉积、分离、组合等，从而使不同的沉积环境有着不同的化学元素含量和组合，因此，可利用元素地球化学方法来恢复沉积古环境[17-23]。本次研究选用H2井、H4井及CIT-1井共计136个泥岩样品的主微量元素测试数据对始新统沉积环境特征进行分析。采用Sr/Ba、Ca/(Ca+Fe)与MgO/Al2O3地球化学指标判别古盐度，选取U/Th、Ni/Co与δU指标来分析古氧相，选取MnO/TiO2、Mn/Fe指标判别水深，采用CIA、Ti、P指标判别古气候（图5）。
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图 5 H4井始新统古环境判别指标纵向变化Figure 5. Vertical variation of paleoenvironment discrimination index of Eocene in well H42.1.1 古盐度
锶钡比是判别海、陆相沉积环境的重要指标之一[17, 24]，淡水沉积物中Sr/Ba值＜1，而海相沉积物中Sr/Ba值＞1，Sr/Ba值1.0～0.6为半咸水相[25]。需要注意的是，Sr/Ba值区分海陆相的界限值在不同地区不都是相同的，因为Sr、Ba含量数值各地相差很大，在珠江三角洲现代表层样的Sr/Ba比值虽有向海方向增加的趋势，但其比值很小（＜0.3），主要是因为Sr含量偏低所致[26]。Nelson[27]通过测定现代与古代沉积的磷酸盐组分（Ca/（Ca+Fe)），证实其与盐度成正比关系。蓝先洪[26]通过对珠江三角洲24个钻孔的228个样品及41个现代表层样品的元素研究，认为在珠江三角洲地区用Ca/(Ca+Fe)比值区分海陆相是可行的，并指出Ca/(Ca+Fe)比值＜0.40为陆相，＞0.8为海相。刘宝珺等[28]、赵其渊等[29]认为沉积水介质盐度与Ca/(Ca+Fe)值之间呈线性关系。陈建强等[30]对比总结古代海相、湖相磷酸盐沉积物后，发现Ca/(Ca+Fe)值与盐度值呈现约35倍的正相关关系。本研究区靠近珠江三角洲地区，Sr/Ba值存在整体偏低的特征，故其比值主要用于定性判别古盐度的相对高低，而定量判别指标选用Ca/(Ca+Fe)比值。镁铝比值（m =100×MgO/Al2O3）是判别古盐度变化的良好指标，m＜1时代表淡水环境；1＜m＜10时，指示海陆过渡沉积环境；10＜m＜500时，为海水环境，当m＞500 时，则为陆表海环境或潟湖沉积环境[17, 31-32]。
H4井Sr含量偏低，Sr/Ba比值均远小于0.1，平均值仅为0.05，而该井下珠江组海相泥岩Sr/Ba均值仅为0.14，小于1，证实在研究区Sr/Ba比值不能真正反映古盐度，其海陆指相意义欠佳，仅用于纵向盐度变化辅助分析，盐度判别主要用Ca/(Ca+Fe)比值。
选用H4井泥岩样品的主微量分析值对韩江15洼始新统沉积古环境进行分析，其中，恩平组泥岩样6个，文一段、文二段、文三段泥岩样品数分别为2、15、8个。文三段Ca/（Ca+Fe）值为0.42～0.78，平均值为0.55，指示整体以陆相沉积为主，但水体具有一定盐度，为淡水–微咸水；文二段Ca/（Ca+Fe）值为0.22～0.71，平均值为0.48，指示以淡水为主，但其顶部、底部Ca/（Ca+Fe）值增高，比值＞0.4，水体为微咸水（图5）；而恩平组Ca/（Ca+Fe）值为0.04～0.18，平均值为0.1，指示古水体为淡水环境（图6）。
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图 6 H4井始新统古盐度地化参数纵向变化Figure 6. Vertical variation of paleosalinity geochemical parameters of Eocene in well H4文昌组Sr/Ba平均值为0.05，恩平组均值为0.03，文昌组镁铝比值m平均为9.48，恩平组均值为3.11，均指示文昌组水体盐度高于恩平组，且两者的纵向变化趋势与Ca/(Ca+Fe)值高度一致，揭示从文三段到恩平组，盐度总体上逐渐降低，但局部有短暂、小幅升高，升高段主要集中在文三段中下部、文二段底部、顶部，其中，文三段水体盐度相对最高（图5）。整体呈现出文昌组微咸化、恩平组淡水环境，古盐度逐渐降低的变化特征。
2.1.2 古氧相
沉积环境的氧化还原程度影响有机质和微量元素的富集，不同氧化还原敏感元素的敏感度有差异，通过这种差异可以对水体的氧化还原环境进行判定[33]。U、Th、V、Cr、Ni等为氧化还原性敏感元素，U/Th与Ni/Co值对沉积环境的氧化还原性判别效果较好[17, 22, 34-35]，U/Th＜0.75为富氧环境，0.75～1.25为弱氧化环境，＞1.25为缺氧环境；Ni/Co值＜5为富氧环境，5～7为弱氧化环境，＞7为缺氧环境[36-38]。δU=2U/（U+Th/3)，δU＞1指示缺氧环境，当δU＜1指示富氧环境[17]。
H4井文三段U/Th值为0.27～0.45，平均值0.35，文二段U/Th值为0.22～0.34，平均值0.28，文一段为0.25～0.26，平均值为0.26，恩平组为0.24～0.34，平均值为0.29（图7），文昌组、恩平组U/Th比值均小于0.75，指示始新统水体为富氧环境。文三段Ni/Co值为1.72～2.40，平均值为1.96，文二段为1.71～2.42，平均值为2.03，文一段为1.62～1.90，平均值为1.76，恩平组为1.47～1.74，平均值为1.58（图7），文昌组、恩平组Ni/Co均值小于5，为富氧环境。文三段δU值为0.90～1.15，平均值为1.02，文二段为0.79～1.02，平均值为0.90，文一段为0.86～0.88，平均值为0.87，恩平组为0.83～1.01，平均值为0.92（图7），表明除文三段显示为弱氧化–弱还原环境，总体显示为富氧环境。
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图 7 H4井始新统泥岩古氧相地化参数纵向变化Figure 7. Vertical variation of paleo-oxygen geochemical parameters of Eocene mudstone in well H4纵向上，始新统整体为偏氧化沉积环境，但各段氧化性强弱略有差异（图5）。文三段氧化性最弱，进入文二段氧化性先减弱后增强，进入文一段氧化性继续增强，进入恩平组，氧化性快速减弱。
2.1.3 古水深
不同元素在沉积物搬运过程中稳定性不同，Fe、Al、Ti的稳定性相对较弱，在滨岸带富集，Mn、Ca、Mg等元素可以长距离运移，MnO/TiO2、Mn/Fe比值可以作为离岸远近分析的定性指标[39-40]。MnO/TiO2＜0.5时，为距陆地较近的边缘浅海环境，比值0.5～3.5，代表远离大陆的深海环境[17]。Fe极易受氧化而成Fe3+，Fe3+在pH＞3 时，易形成Fe(OH)3 的沉淀，故Fe的化合物易在浅水环境聚集，而Mn 却能在离子溶液中比较稳定地存在，能更好地在水深较大的环境发生聚集，因此随着沉积水体深度的增大，Fe 元素含量普遍降低，Mn/Fe 值增大[41]。
H4井文昌组、恩平组MnO/TiO2均值分别为0.17、0.06，皆小于0.5，指示始新统沉积期水体整体偏浅。Mn/Fe值与MnO/TiO2纵向变化趋势高度一致（图5），指示文三段沉积期水深自底部向上部，水深先增加后减小；进入文二段后，水深先缓慢变浅，之后缓慢变深，但整体变化幅度较小，以浅水为主，文一段保持浅水环境；进入恩平组后，水深略有增加，但仍保持浅水环境。综上，文昌组、恩平组水体整体为浅水环境，但局部水深有所增大，其中文三段水深相对最大。
2.1.4 古气候
化学蚀变指数（CIA）是通过沉积岩的化学组分变化来识别源区气候条件的较为有效的方法[42]，CIA＜70，反映寒冷、干旱气候，CIA值为70～75，反映温暖、湿润气候，CIA＞75，代表炎热、潮湿条件下的强烈的化学风化作用[43-44]。Ti元素含量变化可反映陆源物质输入程度，该值高则表明陆源物质含量愈丰富，指示一种温暖潮湿的气候背景，沉积岩中P的高含量指示干旱高盐度环境的气候背景，低含量则指示潮湿的气候背景[45]。
H4井文昌组CIA值为36.6～67.3，均值51.4，指示文昌组整体为干燥气候。其中，文三段CIA值为37～53.9，均值48.8；文二段CIA值为36.6～67.3，均值为52.9；文一段CIA为41.1～53.3，均值47.2。恩平组CIA为75.7～81.8，均值为78.8，指示温暖、湿润气候。H4井Ti含量变化与CIA含量变化有较好的相关性，与P含量变化有较好的负相关性（图5），文三段表现为P相对富集，Ti元素相对贫乏，指示干旱气候，进入文二段保持干旱气候，但文二段中段沉积期，Ti含量增加，P含量减少，表明气候短暂向温湿转变，进入恩平组后，P元素快速减少，Ti元素逐渐增加，转变为温暖湿润气候。始新统古气候变化与古盐度变化对比发现，即在文昌期，古气候与古盐度基本保持同步变化（图5），即干旱气候对应高盐度，说明古气候对古盐度变化有一定影响，但进入恩平期后，这种同步关系变差。
2.2 始新统水体微咸化成因探讨
韩江15洼文昌组水体具微咸化特征，推测为受海侵影响所致。韩江15洼东南侧的H5井（图1a）位于台西南盆地北部坳陷带，该井发育早、中始新统，缺乏晚始新统，地层中见有孔虫、钙质超微化石，推测始新世受到断陷作用影响导致海水入侵[46]。位于澎湖–北港隆起上的CIT-1井（图1a）缺失晚始新统，在早始新统中见海相沟鞭藻，在部分砂岩中含海绿石，且早始新统87个样品的Ca/(Ca+Fe)平均值为0.75（图8），接近海相判别界限值0.8，指示水体盐度较高，表明始新统早期海侵已影响至台西盆地的澎湖隆起。此外，该井Sr/Ba平均值为0.62，其值远高于H2及H4井（图8），表明早始新统沉积期澎湖–北港隆起受海侵影响程度远高于韩江凹陷。
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图 8 韩江15洼及周边已钻井古盐度指标对比Figure 8. Comparison of paleosalinity indexes of drilled wells in and around Hanjiang 15 subsag台西盆地厦澎坳陷位于韩江凹陷东北侧（图1a），其始新世主裂陷期以湖相沉积环境为主，中—晚始新世来自东南方向的海侵进一步加强，覆盖到厦澎坳陷，CDW-1井中—晚始新统中出现的钙质超微化石NP15-NP16带及鲕粒状砂岩也证实了这一点[47]。李健等[48]认为台西盆地乌丘屿凹陷始新统为海岸平原相–浅海相泥岩为主的沉积建造，其中始新世中期有一次大规模的海侵。
台西南盆地早—中始新世已为海相沉积环境，而台西盆地在中—晚始新世受海侵影响加强[47]，周邻凹陷、盆地沉积环境分析证实，始新世韩江凹陷具备海侵的条件。从台西南盆地H5井向台西盆地CIT-1井至韩江15洼H4井，古盐度指标及海相古生物数量逐步减少，表明韩江15洼海侵方向应来自东南方向的台西南盆地，海侵时间为始新世中—晚期，但海侵影响范围有限，受影响层段主要集中在文三段，而恩平组并未受到海侵影响，以淡水沉积为主。
3. 始新统沉积相
H4井未进行钻井及井壁取心，故岩性确定主要来自录井资料。始新统恩平组录井岩性为薄—厚层浅灰色含砾粗砂岩、中—细砂岩与中—厚层灰色泥岩不等厚互层。始新统文昌组一段为中厚—巨厚层浅灰色中砂岩、细砂岩，夹薄层泥岩；文昌组二段上部以中厚—巨厚层细砂岩为主，夹灰色、褐红色泥岩，下部为薄—中厚层细砂岩、泥质细砂岩与灰色泥岩不等厚互层（图9）；文昌组三段为薄—中厚层浅灰色细砂岩、泥质粉砂岩、灰白色灰质粉砂岩、薄—中厚层灰色泥岩，夹少量褐色、褐红色泥岩。
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图 9 韩江15洼H4井文一段+文二段综合柱状图Figure 9. Composite stratigraphic column of 1th-2th Member Wenchang Formation of theWell H4 in the Hanjiang 15 Subsag浅水三角洲多发育于大型坳陷湖盆中，但在断陷湖盆萎缩期或裂陷初期也存在浅水三角洲沉积[49-52]。边界断层活动强度降低是断陷湖盆发育浅水三角洲的先决条件，大型浅水三角洲沉积通常发育于构造稳定、地形平缓且供源充足的浅水区[51]。文一段+文二段沉积期，韩江凹陷处于早期裂陷萎缩期，边界断层活动强度减弱，沉降幅度变小。边界断层活动强度的减弱为文一段+文二段的“填平补齐”及地层平缓稳定的沉积背景创造了条件，具备发育浅水三角洲的沉积背景。沉积时水体的深浅是判断浅水三角洲沉积的重要因素[53]。文昌组上段泥岩颜色以灰色、褐红色为主，且两者交互出现（图9），褐红色为较典型氧化色，文一+文二段杂色泥岩的发育，表明其沉积时水深不大，岸线涨落动荡频繁，符合浅水三角洲的沉积特征。韩江15洼文昌期水底地形平坦（H4井区现今坡度1.9°），元素、有机地化分析皆指示沉积水体偏浅（见前文），具备发育浅水三角洲的条件。
浅水三角洲由于湖水较浅，一般以河流营力为主，湖水改造作用较弱，以河流砂体为主，水下分流河道砂岩相对发育。此外，浅水三角洲建设性较强，使河道进积速度快，在进积过程中对原河口沉积物具有较强的改造作用，使发育的河口坝不能较好地保存，从而使河口坝的规模和分布局限[53-54]。H4井文昌组自然伽马（GR）曲线主要为指示水下河道沉积的箱型或齿化箱形，少量指示席状砂的指状，其中，三角洲水下分流河道构成了文昌组最主要的砂体类型，而指示河口坝的反韵律特征相对少见（图9）。相对干旱气候条件下常形成枝状分流河道型浅水三角洲，主要微相为水下分流河道，相对湿润气候条件下，易形成网状叠置河道型浅水三角洲[55]。韩江15洼文昌组气候偏干旱，仅文二段中部气候短暂向温湿转变，故主要发育枝状分流河道型浅水三角洲（图10a）。综合元素地化、测井相及岩性分析，认为文昌组上段发育浅水三角洲沉积（图10b）。此外，文昌组从顶部到底部，整体由浅水三角洲平原“无泥”间断正韵律向前缘“有泥”间断正韵律演变，文一段主要为浅水三角洲平原亚相，文二段为平原–内前缘亚相，文三段主要为外前缘亚相（图9）。
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图 10 珠江口盆地韩江15洼文一段+文二段均方根振幅（a）及沉积相图（b）Figure 10. Root mean square amplitude and sedimentary facies of 1th+2th Member Wenchang Formation in Hanjiang 15 Subsag, Pearl River Mouth Basin4. 结论
（1）韩江15洼文昌组、恩平组以浅水、富氧环境为主，局部层段水体有所增大、还原性增强。文三段沉积期水深相对最大，但仍以浅水为主，为弱氧化–弱还原环境；文二段水深先变浅后逐步变深，氧化性先减弱后增强，整体以富氧环境为主；进入恩平组，保持浅水环境，但氧化性减弱，以弱氧化环境为主。古气候分析表明始新统文昌组沉积期气候偏干，进入恩平期气候向湿润转变。
（2）韩江15洼始新统主要为陆相沉积，但文昌期受海侵影响，海侵应来自东南方向，海侵时间为始新世中—晚期，海侵影响范围有限，受影响层段主要集中在文三段，其盐度值最高，其次为文二段、文一段，而恩平组并未受到海侵影响，以淡水沉积为主。
（3）根据元素地球化学判别结果、测井相及岩性特征，综合判识韩江15洼始新统文昌组上段（H4探井附近区域）主要为浅水三角洲沉积。
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图 2 研究剖面温度、盐度和溶解氧垂向变化
Figure 2. Vertical changes of temperature, salinity and dissolved oxygen along the water profiles
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图 3 水体剖面主要离子浓度垂向变化
Figure 3. Vertical changes of major ions concentrations along water profiles
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图 4 水体剖面碳、硼、氯同位素垂向变化
Figure 4. Vertical changes of carbon, boron and chlorine isotopes along water profiles
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图 5 研究剖面与世界海水Na+/Cl−和K+/Cl−的关系
Figure 5. Relationship between the water profiles and the world seawater based on Na+/Cl− and K+/Cl−
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图 6 不同地质储库的碳氯硼同位素对比
Figure 6. Comparison of carbon, chlorine and boron isotopes in various geological reservoirs
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图 7 研究剖面与水体端员对比
a. 水体剖面盐度与δ37Cl参数图，b. 水体剖面盐度与温度参数图。
Figure 7. Comparison between the water from study profiles and end members of different water bodies
a. water salinity versus δ37Cl parameters of the water profiles, b. water salinity versus temperature parameters of the water profiles.
表 1 研究剖面样品碳、氯、硼同位素和离子含量
Table 1 Contents of carbon, chlorine, boron isotopes and ion of the water profiles
水体剖面 深度/ m 盐度/‰ 温度/℃ δ13C/‰ δ11B/ ‰ 误差/(±‰) δ37Cl/‰ 误差/(±‰) Na+/(mg/L) K+/)(mg/L) Ca2+/ (mg/L) Mg2+/ (mg/L) SO42−/ (mg/L) Cl−/ (mg/L) ST2 1 34.57 26.40 −2.45 40.31 0.22 −0.90 0 10.82 0.45 0.41 1.27 2.54 17.16 9.6 34.57 26.39 −4.45 40.19 0.20 −0.74 0.10 10.61 0.49 0.44 1.36 2.55 16.63 18.9 34.57 26.34 −3.65 40.63 0.10 −0.77 0.03 10.76 0.45 0.40 1.26 2.36 15.26 47.8 34.60 26.34 −2.69 40.51 0.15 −0.40 0.05 10.88 0.43 0.38 1.21 2.33 13.88 99.5 34.73 24.62 −4.55 40.55 0.04 −0.94 0.01 11.01 0.44 0.39 1.23 2.47 14.83 199.5 34.73 18.00 −4.95 40.55 0.09 −0.56 0.05 10.84 0.47 0.42 1.30 2.50 14.96 426.4 34.32 10.20 −3.81 41.02 0.10 −0.94 0.03 10.64 0.48 0.42 1.32 2.61 15.07 653.7 34.33 6.23 −1.96 41.14 0.09 −0.93 0.03 10.43 0.51 0.45 1.41 2.65 15.42 879.7 34.38 4.80 −486 40.70 0.17 −0.80 0.12 10.48 0.51 0.46 1.43 2.72 16.74 927.8 34.38 4.63 −2.46 40.74 0.13 −0.45 0.01 10.62 0.50 0.44 1.38 2.73 15.50 957.2 34.39 4.50 −2.24 40.72 0.25 −0.62 0.09 10.51 0.49 0.44 1.38 2.63 14.86 981.9 34.40 4.44 −2.28 40.85 0.26 −0.75 0.05 10.49 0.51 0.45 1.40 2.71 17.21 ST19 1 34.68 26.32 −3.57 40.65 0.03 −0.85 0.08 10.69 0.49 0.44 1.37 2.67 15.44 9.6 34.68 26.32 −4.41 40.77 0.08 −0.32 0.02 10.85 0.46 0.41 1.28 2.50 16.45 20.1 34.68 26.31 −3.81 40.72 0.07 −0.62 0.15 10.81 0.46 0.41 1.29 2.54 15.83 50 34.66 26.18 −3.97 40.68 0.18 −0.60 0.03 10.82 0.47 0.42 1.30 2.63 15.57 100.5 34.36 24.57 −3.21 40.26 0.06 −0.82 0.15 10.83 0.45 0.41 1.27 2.59 17.37 200.4 34.61 18.30 −4.14 40.81 0.04 −1.07 0.17 10.95 0.45 0.40 1.24 2.49 14.30 428.3 34.34 9.10 −4.14 40.92 0.04 −0.72 0.19 10.78 0.46 0.41 1.26 2.51 14.36 652.7 34.35 5.55 −4.06 40.63 0.10 −0.32 0.01 11.00 0.42 0.37 1.16 2.39 13.51 879.9 34.38 4.70 −2.75 40.54 0.15 −0.47 0.13 10..97 0.42 0.37 1.15 2.35 13.36 932 34.39 4.53 −1.92 40.37 0.07 −0.66 0.26 10.90 0.44 0.39 1.21 2.44 13.77 980.3 34.40 4.36 −4.36 40.69 0.04 −0.95 0.11 10.89 0.43 0.39 1.21 2.42 14.33 ST19 997.1 34.40 4.35 −4.16 39.85 0.16 −0.86 0.27 10.81 0.50 0.40 1.24 2.52 14.10 CDW 0 28.30 19.10 − − − − − − − − − − − KSW 0～100 34.59±0.14 26.81±1.11 − − − −0.5±0.3 − − − − − − − KTW 100～200 34.73±0.09 20.66±3.40 − − − − − − − − − − − NPSW 0～200 34.70±0.10 18−26 − − − −0.7±0.15 − − − − − − − NPIW 398 34.65 15.30 − − − − − − − − − − − 455 34.60 15.00 − − − − − − − − − − − 505 34.45 12.20 − − − − − − − − − − − 651 34.30 7.00 − − − − − − − − − − − 794 34.17 4.67 − − − − − − − − − − − SCSSW 0～200 34.60±0.10 18.60−26.80 − − − −0.8±0.50 − − − − − − − SCSIW 495 34.43 8.75 − − − − − − − − − − − 795 34.48 5.75 − − − − − − − − − − − 997 34.53 4.53 − − − − − − − − − − − 1 488 34.60 2.93 − − − − − − − − − − − 注：黑潮表层水（KSW）与黑潮热带水（KTW）分层数据参考文献[6]和[18]，北太平洋中层水（NPIW）和南海中层水（SCSIW）分层数据参考文献[19−20]。长江冲淡水（CDW）盐度数据和温度数据参考文献[5]，黑潮表层水与黑潮热带水盐度数据和温度数据参考文献[21]。北太平洋中层水（NPIW）盐度数据和温度数据参考文献[22]，南海中层水（SCSIW）盐度数据和温度数据参考文献[23]。黑潮表层水和北太平洋表层水（NPSW）盐度数据和δ37Cl数据参考文献[24]，南海表层水（SCSS）盐度数据和δ37Cl数据参考文献[16]。“−”表示研究区域来源水体没有碳、氯、硼同位素参数和离子含量参数。 
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1. 何雁兵 ，雷永昌 ，邱欣卫 ，肖张波 ，郑仰帝 ，刘冬青 . 珠江口盆地陆丰南地区文昌组沉积古环境恢复及烃源岩有机质富集主控因素研究. 地学前缘. 2024(02): 359-376 . 
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