南海生物礁是什么

❶ 我国南海有哪些海洋资源

3. 丰富的矿产资源
1）油气资源
南海陆架新生代地层厚约2000～3000米，有的达6000～7000米。第三纪沉积有海相、陆相及海陆交互相，具有良好的生油和储油岩系。有三角洲、生物礁、古潜山等多种储油类型。珠江口大型沉积盆地面积约15万平方千米，沉积厚度为几千米，盆地中心达7500-11000米，沉积岩主要由上、下第三系组成，有良好的生油层、储油层和成群的构造圈闭。北部湾盆地4万多平方千米，沉积厚度为数千米，最大7000米，且生油、储油条件好，水浅、离岸近，是油气丰富的地区；莺歌海盆地面积约7万平方千米，沉积厚度达6000-7000米，主要为第三系地层，有8个二级构造和两个礁块带。1977年-1980年，中国石油部门对上述3个盆地分别进行钻探，获得了工业油气流；1980年开始，中国又与法国、英国、美国等合作打出若干口原油质量好、比重轻、含硫低的高产油气井。从长远看，南海深水石油储油潜力比东海、黄海都要大。南海石油潜力最大的地段是中国台湾和海南岛之间的大陆架一带；另外，越南到加里曼丹岛之间的最宽陆架区，其中生代和第三纪的沉积厚度很大，已探明石油储量为6.4亿吨，天然气储量9800亿立方米，是世界海底石油的富集区。某些国外石油专家认为，仅南沙海域的石油资源量可达418亿吨，南海可能成为另一个波斯湾或北海油田。
[ 转自铁血社区 http://bbs.tiexue.net/ ]

南海天然气资源相当丰富。在我国10个主要的沉积盆地中，以珠江口和莺歌海盆地资源丰度最高，在我国已发现的天然气储量中，南海西部海域占50%。仅临近海南岛的莺歌海盆地就探明储气量达2147亿立方米，而整个南海至少可以找到250个油气田，有12个可望成为大型油气田，其中储凄凉达968亿立方米的崖13-1气田已经投产，并向广东和香港供气。
1998年的统计资料显示，南海周边国家已在南沙海域钻探了1000多口油气井，找到了97个油田和含油构造，95个气田和含气构造，其中位于我国断续线以内的油田28个，气井225个；石油总产量每天达两百多万桶，主要开采国家为马来西亚（每天75万桶）、越南（35万桶）、印度尼西亚（21万桶）、文莱（19万桶）、泰国（17万桶）；天然气产量达25100亿立方英尺（马来西亚14370亿立方英尺，文莱3340亿立方英尺）。
1998年，我国在南海海域的石油产量达1362万吨（其中南海东部产量1255万吨，南海西部107万吨），是我国最大的海上油田。随着开发力度的加大，南海石油产量将进一步增长。南海地区将成为我国未来的主要能源供应来源。

2）南海周边三省区矿产资源品种繁多，部分矿种蕴藏量在全国具有重要地位。
全国已经探明有工业储量的148种矿产中，海南岛已探明具有一定开发利用价值的矿产有57中；探明有各级储量规模的矿床126个，其中大型矿床31个，中型矿床31个，小型矿床64个。在国内占有重要位置的优势矿产主要有玻璃石英砂、天然气、钛铁矿、锆英石、蓝宝石、水晶、三水型铝土、油页岩、化肥灰岩、沸石等10多种。其中石禄铁矿的铁矿储量占全国富铁矿储量的70%，品位也居全国第一；钛矿储量占全国的70%；锆英石储量占全国的60%。此外，黄金、水泥灰岩、花岗石材、矿泉水等分布较集中，矿种相对配套，开采方便，所以具有重要的开发价值。
广东目前已找到矿产116种，探明储量的有89种，产地1400多处。广东的高岭土、泥炭、冶金用粗面岩、锗、碲等矿产储量全国第一。
[ 转自铁血社区 http://bbs.tiexue.net/ ]

广西是有色金属的富集区，素有“有色金属之乡”的称好，已发现的矿种有近百种。探明储量的有70多种，储量居全国前十位的有53种，铟储量居世界第一，比世界其他国家储量的总和还要多；锰、锡矿储量均占全国总量的1/3；钒、钨、锌、锑、银、铝、滑石等在全国占有重要地位。此外，广西河流众多，落差大，水流急，水能资源丰富。

3）未来新能源-可燃冰
可燃冰是甲烷和水结合而成的水合物，在海底的低温和压力下，甲烷被包进水分子中，形成一种冰冷的白色透明结晶，称为“甲烷水合物”，由于它外表看上去像冰，但又具易燃特性，能像蜡烛一样燃烧，故又称为“可燃冰”。目前，可燃冰主要分布在东、西太平洋和大西洋西部边缘，是一种极具发展潜力的新能源，但由于开采困难，海底可燃冰至今仍原封不动地保存在海底和永久冻土层内。可燃冰有望取代煤、石油和天然气，成为21世纪的新能源。科学家估计，海底可燃冰分布的范围约占海洋总面积的10%，相当于4000万平方公里，是迄今为止海底最具价值的矿产资源，足够人类使用1000年。全球迅速发展下，石油和天然气成为人类不可或缺的必需品，但据资料显示，目前全世界已探知的原油约占地球总原油量的80%，已探明的天然气约占总储量的60%，消耗速度很快，能源危机像悬在人类头顶的一把剑，寻找新能源成为当务之急。较早前，加拿大一艘渔船在出海捕鱼时，无意中发现一块巨大的海底可燃冰（学名：天然气水合物），再次引起科学家对开发这种新能源的兴趣，并希望能在10至30年内进行商业开采，使可燃冰能取代煤、石油和天然气，成为21世纪的新能源。
可燃冰由海洋板块活动而成。当海洋板块下沉时，较古老的海底地壳会下沉到地球内部，海底石油和天然气便随板块的边缘涌上表面。当接触到冰冷的海水和在深海压力下，天然气与海水产生化学作用，就形成水合物。可燃冰有很强的吸附天然气能力，1个体积单位的可燃冰可以分解为164个单位的天然气及0.8个单位的水，也就是说1立方米的可燃冰释放出来的能量，相当于164立方米的天然气。由于可燃冰燃烧时不会产生残余物，而且使用方便、清洁卫生，能减少环境污染，因此，科学家们一致认为：可燃冰可能成为人类新的后续能源，帮助人类摆脱日益临近的能源危机。目前，国际间公认全球的可燃冰总能量，是地球上所有煤、石油和天然气总和的2至3倍。
科学家估计，海底可燃冰分布的范围约占海洋总面积的10%，相当于4000万平方公里，是迄今为止海底最具价值的矿产资源，足够人类使用1000年。
长期以来，有人认为亚热带地区的我国南海海域不可能存在“可燃冰”，因为这里没有冻土带。然而，不久前，广州地质调查局利用地震波探测海底地表反射，发现了中国南海区域有“可燃冰”存在。由于特殊的物理性能，天然气和水可以在温度摄氏2度至5度内结晶，而南海海底600米至2000米以下的温度和压力都很适合“可燃冰”的生成。据估计，我国南海海底有巨大的“可燃冰”带，能源总量估计相当于中国石油总量的一半。

❷ 南海盆地生物礁形成条件分析

生物礁由生物生长堆积而成，其形成条件与造礁生物的生存环境相关，主要包括：①海水的温度、盐度和溶解氧的含量；②海水深度、透光度和海平面的升降变化；③季风、海流、热带气旋和太阳辐射（Steers J A et al.,1977；钟晋梁等，1996）。南海处于赤道以北的低纬度地区（中国科学院《中国自然地理》编辑委员会，1979；韩舞鹰等，1984），具备生物礁形成的①和③两项基本条件。但是，海水深度、透光度和海平面的升降变化在南海不同海域和不同发育时期具有一定的变化，受控于南海盆地形成和演化。因此，南海盆地的构造演化过程和特征决定了生物礁的形成和发育趋势。

6.1.1.1 南海盆地构造演化对影响生物礁形成的地形地貌和物源供给格局的约束

整体上看，南海盆地的形成处于岩石圈伸展减薄的统一构造背景之下，经历了古新世－早渐新世断陷、晚渐新世－中中新世洋壳扩张和晚中新世－全新世区域热沉降等演化过程（图6.1），控制着南海海域次一级含油气盆地的形成和演化，同时伴随着生物礁的生成和发展。

古新世－中始新世南沙地块尚未从华南地块分离出来，而是共同作为古南海北部的大陆边缘（Steers J A et a1.,1977；钟晋梁等，1996；中国科学院《中国自然地理》编辑委员会，1979；韩舞鹰等，1984；魏喜等，2005、2006）。珠江口、琼东南、中建南、南薇西、北康、礼乐、西北巴拉望以及民都洛－帕奈等盆地均靠近华南大陆一侧，是在岩石圈伸展和拉张背景下形成的一系列地堑和半地堑。此时西沙与华南相连，是华南大陆的一部分，是琼东南盆地东南侧地势较高的盆缘隆起带。该期全区处于古南海北部大陆边缘，整体沉积环境是南海北陆，如珠江口盆地为陆相环境，而礼乐滩为海相环境。中始新世晚期，南海发生新生代以来第二次张裂活动（西卫运动），海水逐渐从东南侧灌入。后来受全球海平面下降影响，南海海域大部分沉积盆地露出水面，遭受风化剥蚀。

晚始新世－早渐新世南海海盆开始扩张，南沙地块逐渐离开华南大陆，形成南海海湾（图6.1）。珠江口和琼东南两个盆地继续处于华南大陆边缘，物源方向仍为北西向，主要为陆相环境。但早渐新世断裂活动增强，地形高差增大，盆地南侧及其凹陷区发生海侵。中建南盆地表现为陆相湖盆向大陆边缘海盆的逐渐过渡，海盆范围明显扩大，北、西、南为物源区，海水由东南和东北侧侵入（黄企洲等，1994）。西沙仍处于隆起状态，遭受风化剥蚀，是琼东南和中建南盆地的物源补给区。此时南沙地块是古南海和新南海之间的一个半岛，物源自半岛中央高部位向南北两侧供给。南薇西盆地以海陆交互相沉积为主。早渐新世，海侵范围扩大，盆地快速沉降，除西北部为陆相环境外，其他地区均为海相环境（韩舞鹰等，1984）。北康盆地沉积了一套陆相－海相砂泥质沉积岩，自东向西依次为半深海、浅海、滨海、三角洲和冲积平原（施和生等，2003；夏戡原，1996）。礼乐盆地和曾母盆地沉积了滨海－浅海－半深海相的碎屑岩和生物礁灰岩（徐行等，2002；钟建强等，1994；陈玲，2002;Nguyen Trong Tin et al.,1995）。

图6.1 南海不同演化阶段含油气盆地位置和海域范围示意图

（据魏喜等，2005）

①～⑩分别是珠江口、琼东南、莺歌海、中建南、南薇西、北康、曾母、礼乐、北巴拉望、万安等盆地；SCS、DG、RB和NPB分别为华南陆坡、南沙危险滩、礼乐滩和北巴拉望

晚渐新世－中中新世，由于洋壳扩张，南沙地块从华南大陆裂离，并定位于目前位置。该期各盆地均为海相环境，但物源方向发生显着变化。珠江口和琼东南盆地继承西北侧物源，由于海水进一步由南向北入侵，东沙隆起逐渐远离物源，有利于生物礁生长。如珠江口盆地东沙隆起从早中新世到中中新世末生物礁从隆起的边缘到隆起的高部位逐层呈阶梯状分布（图6.4），说明海水逐渐加深（钟晋梁等，1996）。西沙隆起区也逐渐下沉，形成水下高地，是生物礁生长的有利场所。南沙地块由于逐渐向低纬度地区漂移，远离物源，因此，为台地碳酸盐岩和生物礁相沉积创造了条件。如礼乐盆地沉积了浅海碎屑岩、碳酸盐岩和生物礁灰岩（韩舞鹰等，1984）。曾母盆地南部为浅海－半深海相砂泥岩、台地相碳酸盐岩和生物礁灰岩。亚洲最大的L气田就是该期形成的生物礁（Nguyen Trong Tin et a1.,1995）。早中新世万安盆地的伸展作用诱发海侵，开始沉积浅海砂泥相、台地灰岩相、生物礁相和半深水偏泥相（黄企洲等，1994；施和生等，2003）。

晚中新世以后南海盆地停止扩张，南海海域各含油气盆地已处于现今位置（图6.1）。该期区域性差异升降明显，沉降、沉积中心由东北向西南转移，致使晚中新世以来的地层在西南方向明显加厚。沉积格局与以前相比发生明显改变，表现为自海盆周缘向中心地势逐渐降低，沉积活动以周围大陆为源区，以珠江（北部）、红河（西北部）、湄公河（西南部）、拉让河和巴兰河（南部）等主要水系为搬运动力的格局（图6.2）。

图6.2 南海盆地生物礁发育趋势

（据魏喜等，2006）

①～⑤分别是珠江、红河、湄公河、拉让河和巴兰河等三角洲；⑥是南沙海槽

另外，在南海盆地的形成过程中，由于岩石圈伸展减薄，诱发地慢岩浆上侵，形成水下火山高地，为生物礁的形成创造了地形地貌条件（图1.1）。

6.1.1.2 大型三角洲制约生物礁的生成和分布

南海北、西、南三侧的珠江、红河、湄公河、卢帕尔河、拉让河和巴兰河等大型水系地质时期长期存在，成为陆源碎屑物质机械搬运的主要动力，相应的形成南海着名的大型三角洲，如（古）珠江三角洲、（古）湄公三角洲、（古）拉让三角洲和（古）巴兰三角洲等。研究表明，南海海域生物礁的生长发育明显受河流三角洲的制约。在远离陆地和不被河流三角洲波及处，物源供给有限，是台地碳酸盐岩和生物礁形成的有利地区（张莉等，2003）。如南海西南部海域生物礁在拉让河和巴兰河两大三角洲之间发育有南康大型生物礁群，在拉让河三角洲西侧发育有纳土纳生物礁群。但在三角洲波及部位生物礁不发育（图6.2、图6.3）。

图6.3 南海西南部海域碳酸盐台地和生物礁与河流三角洲沉积的消长关系

（据魏喜等，2006）

6.1.1.3 海平面升降控制生物礁类型和发育规模

图6.4 东沙隆起碳酸盐台地和生物礁的沉积演化

（据魏喜等，2005）

海水浸退速度影响着生物礁的生长和类型。海平面缓慢上升，生物礁以加积和进积为主，形成补丁礁、台地边缘礁和块礁，在台地一侧常伴随生物滩相。如果海平面快速上升，仅在个别高地发育生物礁，以加积为主，形成塔礁和环礁。当相对海平面上升速度更快时，生物礁便被海水淹死，形成泥晶灰岩和泥岩致密段。达到最大海泛面后，相对海平面开始缓慢下降生物礁以向海进积为主，形成水退岸礁，呈楔状，具下超结构。当相对海平面快速下降时，导致生物礁暴露水面而遭受风化剥蚀和淡水淋滤溶蚀。这种条件下，可以在礁前盆地形成低位扇。同时，海侵方向决定生物礁的生成顺序，如珠江口盆地东沙隆起从早中新世到中中新世末随着海水逐渐加深，生物礁从隆起的边缘到隆起的高部位逐层呈阶梯状分布（施和生等，2003）（图6.4）。南海盆地形成至今经历了礼乐、西卫、南海、南沙等构造运动，引起多次相对的海平面升降，形成了丰富多彩的生物礁群系。

南海盆地广泛分布着生物礁。南海演化决定了生物礁形成具有南早北晚，东早西晚的发育规律（龚再升等，1997；吕炳全等，2002）。如南海东南部的巴拉望盆地在晚始新世便有生物礁生成，而北部的珠江口－琼东南盆地直到晚渐新世－中新世以后才开始形成生物礁（图6.5）。整体上看，南海盆地中新世以后为生物礁繁盛期。生物礁分布受南海不同海域的构造特征制约。其中，深海盆洋壳区、海沟海槽区和大型三角洲波及区缺乏生物礁生长发育的地貌、水深、海水纯净度等条件，不利于生物礁生长发育；而北、西、南陆架和陆坡除三角洲波及区外多具良好的生物礁生成环境，是生物礁发育有利地区（图6.2）。

图6.5 南海不同盆地台地碳酸盐岩和生物礁发育特征对比

❸ 生物礁性质

现代生物礁造礁生物主要是珊瑚，因此又称为珊瑚礁。古代生物礁造礁生物比较复杂，除珊瑚外还有其他不同的造格架生物，且不同时代造格架生物类型有所不同（齐文同，2002;Fagerstrom J A,1987；王国忠等，1991；丁连芳等，1991;Stiller F,1999；范嘉松等，1985；余素玉，1982）。

（1）前寒武纪以蓝绿藻为主要生物，形成叠层石。

（2）早古生代寒武纪以古杯类为主要造格架生物；奥陶纪以海绵和苔藓虫为主要造格架生物，晚期伴生有珊瑚、棘皮类和蓝绿藻。

（3）古生代中期以层孔虫和珊瑚占优势，并出现棘皮类、蓝绿藻和红藻。

（4）晚古生代石炭纪早期以苔藓虫占优势，并有棘皮类；中晚期以叶状藻为主；二叠纪生物门类较多，有钙质海绵、苔藓虫、水螅类、棘皮类、蓝绿藻和红藻等。

（5）三叠纪中晚期至新生代，造礁生物单一，以六射珊瑚为主，局部海域以牡蛎或藻类为主。在白垩纪，厚壳蛤类占一定优势。

由此可见，在生物礁演化的整个地质历史时期，三叠纪是一个划时代的重要时期。早三叠世时期，世界各地均未发现生物礁。以此为界，以前的各个时代造礁生物种类繁多，而以后的各个时代造礁生物较为单一，以六射珊瑚为主，仅在局部海域出现藻类和牡蛎。图3.1是新生代仍然发育的造格架生物的演化特征。

西沙海域生物礁发育于晚新生代，根据西沙群岛琛航岛西琛1井钻探研究结果（许红等，1989），主要造礁生物为造礁钙藻（表3.1），其次为六射珊瑚、八射珊瑚、海绵和软体类等。附礁生物丰富，特别是底栖大有孔虫（表3.2）。西琛1井造礁钙藻化石可分为三类，即红藻门壳状珊瑚藻、有节珊瑚藻和绿藻门仙掌藻，共9属43种，含量20%～80%（表3.1）。这些藻类贯穿于生物礁发育的始终，具有较强的抵抗风浪能力，在生物礁剖面中厚度巨大，超过200m。根据生物礁的生物组成，确定西沙海域晚新生代生物礁主要是植物藻礁，其次为珊瑚礁。

南海北部的珠江口和莺歌海盆地的生物礁具有类似的造礁和附礁生物（许红等，1989）。如珠江口盆地的惠州33—1—1井，造礁生物主要是红藻，达10属41种，其次为六射珊瑚、苔藓虫和海绵等；莺歌海盆地莺6井主要造礁生物是珊瑚藻，发现8属21种。说明南海晚新生代植物藻礁可能普遍存在，而珊瑚礁相对较少。

图3.1 新生代仍然发育的造格架生物的演化特征

（据齐文同，2002，整理）

表3.1 西沙海域西琛1井的造礁钙藻化石

续表

续表

（据许红等，1989，整理）

❹ 南海第三纪生物礁及其含油气性

邱燕

摘要本文收集我国和周边国家大量的油气勘探资料，综合分析南海沉积盆地第三纪生物礁的分布、类型和岩性特征，探讨了珠江口盆地、莺歌海盆地、琼东南盆地、万安盆地、曾母盆地和巴拉望盆地生物礁的含油气性，认识到良好的生、储、盖组合和运、圈、保各项条件较好又能彼此配合，可使盆地具很好的含油气性，而礁体储油物性和生油岩的好坏又是含油气性评价的关键因素，有利的圈闭条件和运移条件也是重要的影响因素。通过分析热认为，本区各盆地第二纪生物礁的含油气性可分为三等：珠江口盆地和曾母盆地最好，万安盆地和巴拉望盆地次之，莺歌海盆地和琼东南盆地较为逊色。

关键词南海第三纪生物礁含油气性生、储、盖特征运移、圈闭和保存条件

1引言

生物礁油气藏是一种典型的岩性油气藏，因具有物性好、产能高、采收率高及勘探开发成本低等特点而倍受人们重视。最近数十年来世界上许多国家由于礁油藏的开采而一跃成为重要的产油国。近十年礁油气藏尤其是海上生物礁油气田的开采，使人们越来越重视生物礁及其油气资源的研究，各种研究技术和理论也日臻完善。

20世纪50年代末，南海周边国家在纳土纳盆地、曾母盆地、巴拉望盆地等区发现了生物礁。1979～1983年，南海石油公司在珠江口盆地发现和圈定了4.4×10⁴km²的碳酸盐岩台地、1.76×10⁴km²的生物滩及百余个各种类型的第三纪生物礁体^[1]。阿吉普石油公司于1984年钻探惠州33-1-1井，获411.7m³/日高蜡原油，由此发现南海北部陆架第一个生物礁油气田。数十年的勘探在南沙地区至少发现了30多个礁型油气田，在曾母盆地南康台地发现18个大型生物礁油气田。可见南海第三纪生物礁具有优越的成烃—成藏条件。

南海多种类型生物礁的发育及世界各国对南海礁油藏的勘探和开发，使该区成为得天独厚的研究生物礁及其油气资源效应的理想场所。本文选择南海新生代沉积盆地第三纪生物礁做深入细致的分析，认识不同盆地生物礁发育结构及其含油气性，为开拓油气勘探新领域，进而为边缘海含油气盆地资源远景评价提供科学依据。

2研究方法

2.1生物礁的鉴别和层序地层分析

在浩瀚的海洋中，含油气盆地的勘探和研究主要依赖于地球物理资料。生物礁在地震时间剖面上的反射非常特征，较易识别，因此准确识别生物礁在地震剖面上的反射特征是研究生物礁的前提。

生物礁的鉴别首先是圈定碳酸盐岩的分布范围，再利用地震剖面和钻井资料综合确定生物礁体。碳酸盐岩在地震剖面上表现为强振幅、连续性好、波形稳定的强反射界面^[2]。来自生物礁的各种地震参数诸如振幅、频率、连续性等均与围岩不同，导致生物礁在外形、顶面、内部、底部、礁体周缘等部位的反射有其特殊性。根据反射形态可区分环礁、块礁、补丁礁、台地边缘礁和塔礁等不同类型的礁体。

应用层序地层学分析盆地的构造、沉积、岩性、岩相等地质条件，确定生物礁的生长特征及其盆地发育、构造地层的关系^[3]也是生物礁分析的关键。

2.2钻井资料分析

利用钻井资料鉴定各类造礁生物及生态特征，识别造礁生物及附礁生物的种属与结构特征，研究生物礁储层的孔隙类型、孔隙度和渗透率，同时分析与之有关的油源岩和盖层特征。主要手段为岩心观察、岩石薄片分析、古生物分析、岩石化学分析和测井资料分析等。

2.3生、储、盖、运移、圈闭、保存条件分析

生储盖条件及其组合、运移、圈闭、保存条件的好坏直接影响盆地的含油气性。丰富的生油母质（干酪根）是生成油气的物质基础，干酪根类型可分为三类——腐泥型、腐植型和过渡型；储集层的基本特征是孔隙性和渗透率，决定孔隙性和渗透率的根本因素是孔隙结构：盖层直接影响油气在地壳中聚集和保存条件，而油气运移又是形成油气聚集的不可缺少的环节；圈闭是油气藏形成的基础，一般以圈闭的成因来划分油气藏类型。

3结果与讨论

3.1生物礁分布、类型与岩性特征

南海中新世时期由于气候、环境及古地理等条件的改变，使陆源碎屑沉积减少，碳酸盐岩和生物礁的发育在许多盆地的沉积中占了主导地位。这些第三纪生物礁后来成为油气聚集的有利场所。截至目前，南海已发现第三纪生物礁的盆地有莺歌海、琼东南、珠江口、万安、曾母和巴拉望等盆地（图1）。

3.1.1莺歌海盆地生物礁

莺歌海盆地生物礁一般生长在滨海地带，主要类型为边缘堤复合礁。莺6井岩心分析资料表明，在1742～1768m井段中钻遇四层灰白色砂砾岩和四层白云岩化红藻－苔藓虫灰岩的礁相沉积。礁体侧翼指状部位的造礁生物主要为结壳红藻和苔藓虫，二者形成缠绕结构，白云岩化程度自上而下逐渐加深，化石结构被破坏，在薄片中偶见仅可辨认的残体。

3.1.2琼东南盆地生物礁

该盆地生物礁呈分散而孤立的礁滩出现，分布范围受基底断裂控制，一般发育在箕状断陷的隆起部位。礁的类型主要有补丁礁、环礁、台地边缘礁等。造礁生物以结壳红藻和苔藓虫为主。莺9井于井深2671m处钻遇26m厚的灰白色和浅褐色砂质生物碎屑灰岩与紫红色生物碎屑灰岩的互层，生物碎屑占34%～35%，以珊瑚、苔藓、海绵为主。

图1南海新生代盆地生物礁分布图

Fig.1Distribution of Tertiary reefs in the Cenozoic Basins

3.1.3珠江口盆地生物礁

珠江口盆地生物礁主要发育在神狐暗沙隆起和东沙隆起一带的碳酸盐岩台地区，生物礁数量多、类型丰富，塔礁、台地边缘礁（图2）、块礁等类型最为常见^[4]。

图2珠江口盆地流花－惠州礁群部分生物礁反射特征

Fig.2The seismic reflections of the several reefs in Liuhua-Huizhou area of Zhujiangkou Basin

上图流花4-1台地边缘礁反射特征

下图惠州33-1塔礁反射特征

由于该盆地生物礁类型多种多样，发育时间较长，礁体在生物组成、岩石学特征等方面均有差异。生物组成有红藻、绿藻、原生动物、海绵动物、腔肠动物、苔藓、腕足类、软体动物和节肢动物等十大门类。生物礁滩的岩石类型主要有粘结灰岩、颗粒灰岩、泥粒灰岩和粒泥灰岩四大类型^[5]。

3.1.4万安盆地生物礁

该盆地生物礁主要分布在盆地中部和南部，生物礁类型以台地边缘礁最为典型，其次是块礁、塔礁^[2]、补丁礁等。礁体被厚度小于5m、含大量浮游有孔虫的泥粒—粒泥灰岩深水碳酸盐岩所覆盖。

钻井岩心揭示生物礁体岩性特征一般为：下部生物碎屑粒泥灰岩和泥粒灰岩，属于水深10～50m或大于50m的碳酸盐岩台地和生物礁滩相沉积；上部骨骼状生物碎屑粒泥灰岩和泥灰岩，属生物礁相，是在水深10～50m或小于10m中沉积的礁体^[6]。

3.1.5曾母盆地生物礁

曾母盆地生物礁发育于西部台地和南康台地一带。典型的L塔礁位于西部台地的斜坡边缘。该生物礁主体部位呈北西走向，面积达500km²以上。293m长的岩心确定其岩性特征为：红珊瑚、藻粘结灰岩和粒状灰岩，红珊瑚、藻棘皮类泥粒灰岩和粒泥灰岩，红藻—棘皮类软体动物类泥粒灰岩，浮游有孔虫类一介形虫类泥粒灰岩^[7]。

南康台地主要发育较大的台地边缘礁、塔礁和块礁。台地边缘礁主要分布于东侧，形成镶边构造；块礁特征是顶平、面积大，可达100～300km²，厚度则超过1000m，发育于中部地区；塔隆面积小，最大不超过30km²，翼陡，发育于高地和洼地之间。珊瑚虫和珊瑚藻为主要造礁生物，形成礁体的抗浪骨架。较多的生物礁相在成岩过程中因白云岩化而演变为粒状白云岩，或由于淡水的作用而成为白垩状或印模状灰岩^[8]。

3.1.6巴拉望盆地生物礁

该盆地生物礁分布在内浅海台地和外浅海台地，礁类型主要是塔礁。礁体厚度大、物性较好。礁灰岩为珊瑚、红藻、大有孔虫组成的骨屑泥粒灰岩、骨屑粒状灰岩和泥粒灰岩。粘结灰岩含丰富的复体珊瑚（外包红藻）和大有孔虫、苔藓动物、软体动物。部分生物礁相灰岩分再造礁和未改造礁相，再造礁相为白色微晶骨屑灰岩夹粉砂岩、燧石和砾状物质；未改造礁相为白色—米黄色部分重结晶的微晶骨屑灰岩，无陆源物质夹层。

3.2生物礁含油气性

良好的生、储、盖组合和运、圈、保各项条件发育较好又能彼此配合，可使盆地具有很好的含油气性^[9]。

3.2.1珠江口盆地礁油气藏形成条件

珠江口盆地具厚度达万米的新生代沉积地层，生物礁非常发育且类型丰富，有着较好的油气藏形成条件。

生油条件

盆地具有始新统文昌组、渐新统珠海恩平组和下中新统珠江组三套生油层。文昌组湖相褐色页岩属最好生油岩，生油母质为腐泥和偏腐泥混合型干酪根，TOC（总有机碳）丰度为1.72%，成熟度较高，生油潜力大。珠海恩平组为湖沼相和滨海相泥岩，生油母质为腐殖泥混合型干酪根，成熟度较高，TOC丰度1.03%～1.16%，属次最好生油岩。珠江组为海相生油岩，生油母质以腐殖型干酪根为主，成熟度一般较低，属较好生油岩。将三套生油层的油源条件进行比较，文昌组生油层最好，可生成大量油气，后两套生油层可能有一定的生气能力。

储油条件

该盆地生物礁大部分于早中新世发育在东沙隆起和神狐暗沙隆起上。礁灰岩有的厚达307～563m。在生物礁发育井段，常规测井中的自然伽马曲线显示为低值，略显起伏状^[10]；在地层倾角测井资料处理的蝌蚪图上，生物礁滩相地层表现为不规则杂乱状（图3）；微扫描测井曲线处理的图像表明，礁灰岩图像呈团块状，黑白团块大小不一，形状极不规则，反映以

图3礁滩的倾角矢量特征图（流花4-1-1井）

Fig.3Vector characters of dip angle of the reef in Liuhua 4-1-1 well珊瑚、红藻为主的孔、洞型储集层特征；滩相灰岩图像呈斑点状，白色斑点呈次圆或椭圆形，分布较均匀，反映有孔虫及生物碎屑组成的孔隙特征。该盆地流花11-1大型礁油田储层灰岩中，厚度563.1m的储层其类型为有孔虫—珊瑚藻泥粒灰岩，孔隙类型有粒间孔、粒内孔、晶间孔、溶洞和裂缝，孔隙度5.6%～22.9%，渗透率50×10^-3～260×10^-3μm²。据总的岩心分析，该盆地礁储层平均孔隙度为14.4%～29.3%，渗透率平均为65.6×10^-3～830.4×10^-3μm²，次生溶孔、溶缝发育，产层具有高产能力。

盖层条件

中中新世上珠江组为一套海进泥质，地层最大厚度895m，一般500m左右，泥岩含量均占60%以上。除盆地西北边缘及古珠江三角洲核部以外，泥岩单层最大厚度可达94m，横向上连续性好，是一个良好的区域性盖层。珠江口盆地的生物礁大多发育于早中新世，部分中中新世，与之形成了良好的储盖组合。

圈闭条件

该盆地生物礁圈闭一般为礁块无定形岩性圈闭。礁的圈闭可分为三类：①单纯生物礁岩性圈闭，多为在基岩隆起上发育的礁块，如惠州33-1就是早中新世早期发育的礁块（图4），礁油藏主要分布在珠江组底部174.5m厚的生物礁灰岩中，灰岩纵向裂缝发育程度不同，油层厚度70.5m。值得注意的是，此类基岩隆起上发育的构造主要是披覆背斜，因此还可以有砂岩储层形成的圈闭，如图4惠州33-1含油构造中礁油藏之下的珠海组还有两个砂岩油藏；②岩性生物礁圈闭，礁沉积之后上覆细粒沉积，这类组合可形成进一步的遮挡，从而增加圈闭的高度和体积，形成岩性—生物礁圈闭；③构造—生物礁圈闭，生物礁形成之后，又叠加以构造运动，由此而形成此类圈闭。

运移条件

主要为不整合面运移和断面运移，此外储集层运移也是珠江口盆地纵横向运移的主要通道。位于文昌组和恩平组生油层之上、上珠江组区域盖层之下的珠海、下珠江组均为海相粗屑沉积，这种特定的地质条件在横向上可造成间接的连通，形成储层运移通道。3.2.2莺歌海盆地生物礁含油气性

盆地的生油门限均在3020m以下，上第三系有机质丰度较低，主要靠下第三系生油。梅山组二段是典型的海相烃源岩，有机碳平均值1.95%，以Ⅱ型干酪根为主，属较好的烃源岩。礁储层类型主要为点礁和台地边缘礁，礁岩的储油物性偏低，孔隙度5.40%～14.43%，变化幅度较大；渗透率最大16.94×10^-3μm²，多数为0.12×10^-2μm²，属低渗透率储层。究其原因一是白云岩化不明显；二是礁体没有暴露接受淋滤作用形成良好的次生孔隙。莺歌海盆地油气从盆地的中央坳陷往两侧运移，发育礁群的二级构造单元莺东斜坡带恰位于运移途中，因此较易形成油气聚集，但是由于储层条件偏差，难以形成高产油气田。

3.2.3琼东南盆地礁油气藏形成条件

琼东南盆地生油门限与莺歌海盆地相似，也在3020m以下，下第三系为主要生油层。崖南凹陷崖城组泥岩有机碳含量1.16%，以Ⅱ—Ⅲ型干酪根为主，煤系有机碳含量为39.25%，以镜煤质为主，属Ⅲ干酪根；陵水组有机碳平均值0.6%，以Ⅱ2型干酪根为主，陵水组煤岩有机碳平均值52.53%，以Ⅲ型干酪根为主。下第三系生油岩的分布受断裂所控制，一般发育在凹陷中，而这些凹陷往往是分割性的。导致油气藏的形成首先是生油凹陷内部，其次是紧邻生油凹陷凸起区的礁油藏。高水位期形成的陵二段海相泥岩为盖层。礁岩的储油物性也较低，物性参数与莺歌海盆地类似，孔隙度3.78%～14.11%，变化幅度较大；渗透率0.987×10^-3～16.95×10^-3μm²。值得注意的是，尽管琼东南盆地生物礁群与珠江口盆地礁群的生长位置都在同一条北东向的隆起带上^[11]，但琼东南盆地迄今为止尚未发现可与珠江口盆地媲美的大型礁油气田。推测与该盆地的油源岩较不发育、礁体储油物性较差有关。

图4惠州33-1含油构造综合图

Fig.4Oil-bearing structure of Huizhou 33-1 Reef

A—84～0.78测线地震时间剖面；B—

（石灰岩油层顶）构造图；C—惠州33-1-1井油层柱状图

3.2.4曾母、万安、巴拉望盆地含油气性

这三个盆地均位于南海南部，具有不同的石油地质条件。

生油岩

三个盆地的烃源岩多发育于渐新统，源岩一般为滨浅海和湖沼相的泥页岩，少数为泥灰岩；有机质属Ⅱ—Ⅲ型，陆生植物碎屑丰富，以树脂母质为主，具中至好的生烃能力；且处于成熟—高成熟阶段，可生成大量油气；烃源岩排烃效率较高。巴拉望盆地生油岩为晚渐新早中新世以及中中新世灰岩和钙质页岩，属内陆架潮下带浅海相沉积，主要是生油，TOC丰度0.33%～2.48%；曾母盆地生油岩为渐新世—中新世泥岩沼泽沉积，大部分为煤层和页岩^[12]，盆内具有三个生烃区：康西坳陷、南康台地和巴林坚区，康西坳陷是主要生烃区，以生气为主。各盆地生油岩特征评价见表1。

表1南海南部若干盆地烃源岩特征及评价

储集岩和盖层

巴拉望盆地主要是渐新统礁储层，尼多灰岩为典型的礁型油田。其他盆地的礁储层主要发育于中—中新统，曾母盆地的礁储层特征为上部礁灰岩，下部台地灰岩沉积序列，以糖粒状白云岩物性最好。各盆地礁储层的储集性能良好，孔隙度一般为15%～30%，渗透率高达3.94×10^-3μm²，储集空间主要为次生孔隙。次生孔隙有三种成因：淡水淋滤、CO₂溶解和化；次生孔隙发育程度与原生结构有很大关系，以生物灰岩最好，粒状灰岩次之。

各盆地具有良好的区域性盖层和局部盖层。上新统和第四系为稳定沉降的滨浅海半深海细粒碎屑岩沉积，泥岩厚度大，分布广泛，在万安、曾母盆地中可达1000～5000m。而渐新统—中新统中的泥岩夹层则是油气储层的局部盖层。

储集岩和盖层特征如表2所示。

表2南海南部若干盆地储集层和盖层特征

圈闭类型

圈闭类型主要有生物礁岩性圈闭、碳酸盐岩—生物礁圈闭、断块生物礁圈闭等^[12]。巴拉望盆地以生物礁岩性圈闭为主。曾母盆地圈闭类型较丰富，如F6气田为塔礁礁隆，属生物礁岩性圈闭（图5），礁的顶面与上覆页岩之间有沉积间断，该圈闭面积达66.8km²，孔隙度20%～30%，渗透率（1～5）×10^-3μm²，可采储量估算为62.7×10⁸m³（3.4×10¹²cf）。另一气田F23为块礁，两侧被断层所限，属断块—礁隆圈闭（图6），礁圈闭面积36.5km²，天然气可采储量估算为526.7×10⁸m³（1.86×10¹²cf）。

图5F6塔礁圈闭特征

Fig.5Trap character of F6 pyramidal reef

运移条件

各盆地具有较强的构造分割和沉积差异性，运移通道主要是断层和不整合面，以垂向运移和短距离侧向运移为主。万安盆地断层的形成早于排烃期，盆内发育有五个不整合面，可成为油气运移的有利通道；曾母盆地三组断裂和不整合面为油气运移创造了有利条件。但是南海南部的盆地由于缺乏诸如珠江口盆地那种由储集层形成的大型通道，故运移条件较差，因此油气运移距离较短，远离源岩的圈闭大多为无效圈闭［14]，如万安盆地虽以侧向运移为

图6F23块礁圈闭特征

Fig.6Trap character of F23mass reef主，但该盆地西南部一些较大型礁圈闭附近因没有良好的生烃凹陷，经钻探证实不含油气。圈闭所含的油气类型取决于附近的烃源，如曾母盆地南康台地礁隆为含气圈闭，而巴拉望盆地的礁隆则为含油圈闭^[15]。

分析上述各项条件可以认为，南海南部各盆地生物礁具有较好的含油气性，以曾母盆地为最好，万安盆地和巴拉望盆地次之。

综上所述，南海北部珠江口盆地具有良好的生物礁油气藏形成条件，而莺歌海和琼东南盆地的礁油藏形成条件较为逊色；南部曾母盆地的烃源岩评价较高，因此该盆地具有良好的含油气性；相比之下，巴拉望盆地和万安盆地的烃源岩评价较低，因此其含油气性也相应较差；尽管万安盆地的生物礁发育广泛，因运移条件的限制，礁油气藏仅集中分布在油源岩附近。可见，生物礁的含油气性除了与良好的储层和有利的圈闭条件有关外，烃源岩发育的好坏以及相应的运移条件也是关键因素。

4结语

南海北部珠江口盆地具有良好的生物礁油气藏形成条件，而莺歌海盆地和琼东南盆地的礁油气藏含油气性较为逊色，主要影响因素是礁体储油物性的差异和烃源岩发育程度；南部曾母盆地的生油岩评价较高，圈闭类型丰富，储层与运移条件也较其他盆地优越，因此该盆地具有良好的含油气性；相比之下，巴拉望盆地和万安盆地的生油岩评价较低，因此其含油气性也相应较差。尽管万安盆地的生物礁发育广泛，因运移条件的限制，礁油气藏仅集中分布在烃源岩附近，可见，生物礁含油气性的评价与礁体储油物性和生油岩的发育关系较大，有利的圈闭条件与运移条件也是重要因素。

通过对礁油气藏的形成条件分析，南海各盆地生物礁油气藏的含油气性可以分为：珠江口盆地和曾母盆地的生物礁油气藏具有良好的含油气性，万安盆地和巴拉望盆地次之，而莺歌海盆地和琼东南盆地生物礁的含油气性最为逊色。

❺ 什么是礁石

礁石，指高出海蚀平台的海蚀残留体。

礁石可为生物礁体组成，也可为火山岩体或大陆岩体延伸于水下所组成，因其分布于海中或靠近海岸，对沿海渔业及航行都不利。礁石上面也经常长满了海砺和贝壳，若礁石的规模很大，则称岛屿。

礁石的类型：

1、暗礁

低潮时部分或全部出露的石礁岩组成的宽旷平地叫焦坪，礁坪的特点是有浅凹地、浅沟、锅穴和礁斑，这些都是由珊瑚碎屑和珊瑚砂及生物贝壳所组成。

2、堡礁

生长在离岸较远的海上，它像城堡一样，围绕在陆地周围，所以称它为堡礁。堡礁与陆地之间隔着一个宽度几公里至数十公里的水域，这个水域基本上被珊瑚礁围着，所以称它为泻湖。泻湖原指水较浅的海湾，被泥沙淤积口门，封闭成湖泊，但涨潮时能与海洋相通。

3、环礁

在分布形态上与堡礁相似，但它不是围着陆地或在接近陆地的海洋里生长，一般是大洋中形成一个珊瑚岛礁群的体系。发育完整的环礁，包括四周的礁环、中间的潜水泻湖和泻湖里的几个珊瑚岛组成。像环形那样分布的礁群，周边的直径从几公里到几十公里不等。

(5)南海生物礁是什么扩展阅读：

科学研究：

南侯赛因瑚岛礁资源极为丰富，实时、快速、高效、准确地获取大范围珊瑚岛礁地貌遥感信息具有现实意义。研究提出了一种双尺度转化下的模型与数据混合驱动的岛礁地貌信息提取框架，并设计了珊瑚岛礁地貌分类体系及相应技术流程。

首先采用自上而下模型驱动的GVF Snake模型进行宏观地理分带的粗分割，然后采用自下而上数据驱动的云影极值抑制下多阈值OTSU分类算法进行微观地貌类型的精细分类，最终利用区域生长算法提取离散分布的暗沙、暗滩等浅水地貌单元。

针对西沙永乐环礁利用CBERS-02B数据进行实验，精度验证表明:珊瑚岛礁地貌遥感信息提取方法总体精度优于经典数据驱动的监督分类算法，且具有抗噪能力强、顾及空间拓扑关系、自动灵活等特点。

❻ 南海全新世珊瑚礁ESR和铀系年龄的研究

业渝光和杰刁少波刘新波高钧成杜亚经

（地质矿产部海洋地质研究所）（中国计量科学研究院）

提要川ESR和铀系方法对儿个南侯赛因瑚礁浅钻的样品进行了年龄测定，实验结果表明这两种方法测定的年龄基本一致，这些珊瑚礁形成十全新世早期。在用附加剂量法求取总剂量值时，不论样品饱和的磁效应如何，采用指数方程拟合均可取得较好的效果。研究中发现样品的天然FSR信号强度 I0和样品磁饱和剂量时的ESR信号强度 I_max之比可以很好地反映a辐射效率——k值的大小，川文中提出的方程确定 k值可以提高海洋碳酸盐 ESR测年的精度。

珊瑚礁的放射性同位素年龄测定对古气候学、古海平面变化和构造运动等研究有着重要意义。自M.1keya1983年首次应用电子自旋共振（ESR）方法测定日本琉球群岛海成阶地珊瑚的年龄以来，越来越多珊瑚礁的ESR年龄见诸于报道，现已成为测定珊瑚礁年龄的主要手段之一。地质矿产部海洋地质研究所生物礁课题组于1989年春曾在海南岛和西沙群岛施工了几口浅钻，我们用这些样品进行了ESR和铀系年龄的测定，个别样品也做了¹⁴C年龄的测定。ESR方法是一项新的测年技术，本文除了报道这些样品的测定结果及其地质意义外，还就ESR测年方法本身的一些技术问题进行了较深入的研究和探讨。

1样品及其矿物成分

样品均为珊瑚礁，取自海南岛和西沙东岛的几口浅钻的岩心，钻孔的具体位置和地质背景，文献[9]已做了详细报道不再赘述。所有的样品都用口本理学D/max-rA转靶X射线衍射仪确定了矿物成分，具体数据见表1。

表1珊瑚礁样品的取样地点和矿物成分（w_B/%)Table 1 Locations and mineral compositions of samples of coral reefs(w_B/%）

续表

由表1可见绝大多数样品的文石含量大于95%，基本符合铀系测年的要求。个别样品方解石含量较高，海南岛样品都带有少量石英，西沙东岛样品则带一些磷灰石。

2实验及结果

样品的预处理同文献[10]所述，在玛瑙研钵中粉碎，筛取65～120目的部分测定ESR波谱，小于120目的做X射线衍射分析，其余部分做铀系测年。

铀系测年用a谱法，化学流程同文献[11],a谱的测试是由金硅面垒探测器和多道分析器组合的a谱仪（北京核仪器厂生产）完成的。

ESR波谱的测定是在中国计量科学院进行的，使用的仪器是日本JEOL公司的JES-FEIXG ESR波谱仪，测定条件是，室温，X波段，微波功率 2mW，磁场调制0.05mTpp．，磁场扫描范围336±5mT。每个样品在相同条件下连续测定记录3次ESR波谱，然后取其记录的平均值作为ESR的信号强度。典型的ESR波谱图如图1所示。这个波谱图与前人所做的波谱图完全相同，gc=2.0007是公认珊瑚礁的测年信号，我们亦选用它作为测年的信号。

每个样品等分5～6份，采用附加剂量法（γ人工辐照）得到一组人工辐照剂量和ESR信号强度的数据点，在微型计算机上用指数方程进行拟合，求出总剂量，大多数样品拟合的相关系数都在0.999以上（见表2）。

用无限介质模式计算了样品的内部剂量，并且考虑到铀系不平衡的影响，具体做法同文献[12]中所讨论的一样。在珊瑚礁中²³²Th含量很低，这也是铀系测年的基本出发点之一。K的含量也较少，据多个中子活化分析和原子吸收法分析测定的结果，K含量小于0.015%。因此，²³²Th和K对样品的贡献忽略不计，只考虑铀的贡献。

由于这些样品取自浅钻，宇宙射线对样品有一定的影响，随着样品的埋深，宇宙射线的影响逐渐减少。J.R.Prescott等（1982）认为宇宙射线的贡献在深度100g/cm²以上时有较大的减少，然后以100g/cm²减少8.5%的关系线性减少。本文宇宙射线贡献的计算基本上同文献[13]一样。碳酸盐密度为2.6g·cm^-3，孔隙度取50%，海平面宇宙射线年辐射剂量率为0.35mGy/a。

表2样品的ESR和铀系年龄及有关参数Table2ESR and U-series ages of samples and relevant parameters

注：TD为总剂量；D_eT为宇宙射线的贡献；D_ainT,D_βinT和D_oinT分别为样品内a、β和γ辐射的贡献；D_in为样品内平均年辐射剂量率。

图1样品的ESR波谱图Fig.1ESR spectra of sample

测定的结果及有关参数列在表2中，铀系和ESR年龄间的关系标绘在图2中。

图2ESR和铀系年龄对比图Fig.2Comparision of ESR ages and U-series ages

3讨论

3.1地质意义

南侯赛因瑚礁前人已做过许多工作，无论是¹⁴C还是铀系年龄数据都表明南侯赛因瑚礁形成于全新世，夏明等根据铀系年龄认为南侯赛因瑚礁形成年代为距今7000a左右，沙庆安等根据¹⁴C年龄推断海南岛小东侯赛因瑚礁最早建造可能始于距今8000a前后。我们测定的铀系和ESR年龄与前人结论完全一致，南侯赛因瑚礁形成于全新世早期。儿种独立的年代学方法都能得出一致的结果；南海确有全新世珊瑚礁。

D.Johnson等（1984）曾在澳大利亚中央大堡礁布里托马特礁南端一个大潟湖的迎风面上打了两个钻孔，全新世珊瑚礁（25.5m）是大堡礁中迄今记录到的最厚的礁体，它覆盖在更新世礁灰岩的风化面上，岩石学、地球化学和年代学的研究都表明它形成于距今9000a前。中太平洋马绍尔群岛埃尼威托克环礁，类似于布里托马特礁，PAR-16孔3.7m和7.9m处的¹⁴C年龄分别为6705a和7145a，澳大利亚南大堡礁的独树礁钻孔孔深8m处¹⁴C年龄为7400a。这些水下礁的年代和我们测定南侯赛因瑚礁浅钻样品的ESR和铀系年龄一致，可以对比。这说明全球的气候变化影响着海平面的变化和珊瑚礁的生长，尽管世界各地的海平面变化幅度不一，各珊瑚礁的地质构造不同，但总的变化有某种一致的趋势；反映出全新世早—中期全球海平面较高，上升速率较快，珊瑚礁亦较发育。

3.2ESR和铀系年龄

由表2和图2中可看出ESR和铀系年龄基本一致，只是多数ESR年龄偏老。值得提出的是E-U-5样品，铀系比ESR年龄老。这个样品的矿物学测定表明方解石含量较高，文石含量较低，这说明它处于化学开放体系，在淡水作用下文石质的珊瑚礁大部分转变为方解石质，在此过程中²³⁴U被氧化形成溶于水的双氧铀离子。与占据着稳定晶格位置的238U相比，²³⁰U优先进入水相，结果使²³⁰Th/²³⁴U的比值增大，而使²³⁰Th年龄偏老。从三亚一孔的整个年代顺序来看，这个样品的ESR年龄也比铀系可靠些。U.Radtke等（1988）在研究巴巴多斯珊瑚礁的ESR测年时曾指出，重结晶现象似乎对ESR年龄仅有有限的影响，文石含量低至60%的样品与文石含量为95%～100%样品的ESR年龄相比，并没有显示出年轻的倾向。看来在化学开放体系中的ESR年龄似乎比铀系年龄还要可靠些。

对ESR和铀系方法来说，几千年是它们测定的年龄上限，由于年龄轻，样品中由²³⁴U衰变形成的²³⁰Th积累少，有可能影响²³⁰Th/²³⁴U方法的精度。为了检验其可靠性，我们把剩余的6g由 100%文石质组成的E-U-8样品又用稀释技术做了一个¹⁴C测年，测定结果为5110±270a，这表明ESR和铀系年龄还是可靠的。统计发表的18对新赫布里底和巴巴多斯珊瑚礁的ESR和铀系年龄，其中16对ESR年龄比铀系年龄偏老些，出现这种现象的原因有待于进一步的研究。

3.3指数拟合与线性拟合

在用附加剂量法求取样品的总剂量时，有人采用线性方程拟合，有人采用指数方程拟合。A.F.Skinner(1988）曾对7个样品同时采用两种方法似合并做了对比，在这些样品中指数拟合求取的总剂量要比线性拟合求取的总剂量小一些，一般不大于10%。然而我们在测定全新世和晚更新世珊瑚礁及晚更新世风成灰岩的ESR年龄时，发现不同的样品磁饱和效应相差极大，采用线性拟合和指数拟合求取的总剂量值大不一样。邢如连和原思训等也观察到这种现象，磁性饱和剂量大的样品，两种方法拟合求取总剂量的值相差无几，如表2中西石U1样品；磁性饱和剂量小的样品采用线性拟合的结果要比指数拟合的结果大得多，也就是说由此求得的ESR年龄要大得多。

因此，我们认为对于珊瑚礁样品采用指数方程拟合为好，不论其磁性饱和剂量大小都可取得较理想的效果，由表2的拟合曲线相关系数γ来看，指数拟合也比线性拟合为好，一般都在0.999以上。但是需要指出的是，在实际应用时磁性饱和剂量有可能都用增加人工辐照剂量的方法取得，大都通过一组ESR信号强度和辐照剂量的数据点用计算机做最佳拟合迭代确定。数据点不同，拟合求取的总剂量值还是有些差异，所以后几个数据点的辐照剂量应取得大一些，这样可使求取总剂量的误差大大减少。

3.4a辐射效率——k值的确定

由于各个样品的磁饱和效应不尽相同，各个样品k值的确定亦应不同。在目前发表的文献中，各个作者对k值的选取是不一致的，Ikeya取k为0.15～0.2,Skinner取k为0.1。Radtke等在巴巴多斯珊瑚礁86样品中做了5个k值的测定，取其平均值为0.06，但他们自己也承认这个值偏低，因为铀衰变链有效的a效率可能比用单一能量的a源（4.1MeV）确定的值要高20%～30%。总的来说珊瑚礁的k值范围较窄，一般在0.1～0.2之间，由于a剂量率在整个内部剂量率中所占的比重很大，k值的选取不当对ESR年龄的求取也有较大的影响，其关系如图3所示。

我们在研究中发现样品的天然ESR信号强度I。和样品在磁饱和剂量时的ESR信号强度I_max之比可以很好地反映k值的大小，I₀/I_max和k值之间线性关系相当明显，这两项参数在ESR测年中都可很方便地得到。我们根据几个保持化学封闭体系的样品E-U-3′，E-U-7,E-U-8和西石U-1的ESR年龄和I₀/I_max回归求取k值的线性方程

图3同一内部剂量时k值和年龄问的关系图Fig.3The dependence of thek-value upon the ESR ages in identical interior dose

k=4.386×I₀/I_max+0.095

线性相关系数γ达到0.999。用这个方程求出各个样品中的k值。我们认为这个方程可以用于海洋碳酸盐的ESR测年中k值的求取，当然这个方程还有待于更多的铀系年龄对比过的ESR年龄及 I₀/I_max的数据进一步地完善和验证。

4结语

从南侯赛因瑚礁浅钻样品的¹⁴C、铀系年龄和ESR年龄基本一致表明，这些珊瑚礁和世

界一些地方的珊瑚礁一样都是形成于全新世时早期、有助于全球古气候和海平面变化的研究。ESR方法是测定珊瑚礁年龄的一个十分有效的手段。

在用ESR方法测定珊瑚礁的年龄时，无论磁饱和效应大或小的样品采用指数方程拟合求取总剂量值，都可以取得令人满意的效果。

样品的天然ESR信号强度与磁性饱和剂量时的ESR信号之比和a辐射效率——k值之间的线性关系相当明显，可以很方便地求取各个样品中的k值，有利于ESR测年精度的提高。

张明书副研究员提供样品和有关地质资料，在此表示衷心的感谢！

（地质论评，1991，第37卷，第2期，165～171页）

❼ 南海海盆的形成时间和成因机制

南海盆地处于欧亚板块的东南边缘，是欧亚、印度、澳大利亚和太平洋等几大板块相互作用十分强烈的地区，因此，其形成演化备受国内外地质学家的广泛重视，并提出多种观点。主要有：

（1）南海的形成与印度－欧亚板块碰撞引起的印支地块挤出逃逸有关（Tapponnier et al.,1986）。

（2）南海的形成与青藏高原软流圈物质东南向流动引起的深部过程有关（Fukao et a1.,1994;Tam aki,1995；邓晋福等，1996;Flower et a1.,1998）。

（3）南海的形成与板块俯冲引起的弧后扩张有关（Karig,1973;Ben-Avraham et a1.,1973;Hilda et a1.,1977；郭令智等，1983）。

（4）南海的形成与古南海俯冲拖曳作用有关（Howllo—way,1982;Taylor et al.,1980、1983;Robert Hall,1996、2002）。

这些观点从不同侧面探讨了南海的形成和演化。笔者认为，南海所处大地构造位置复杂，很难用简单的成因模式加以解释。实际上，南海盆地处于区域大的板块相互作用的强烈碰撞活动带上，是在欧亚、印度、澳大利亚、菲律宾和太平洋等几大板块整体会聚和挤压的背景下形成的，是在大尺度板块整体汇聚和挤压背景下的局部伸展扩张（魏喜等，2005）（图1.9）。它与印度－欧亚板块碰撞引起的深部软流圈物质向东南方向流动，红河断裂和南海西缘断裂走滑活动，禅泰和印支等微板块旋转和逃逸，以及软流物质在南海地区底辟上拱等密切相关，是全球板块构造的一个枢纽带和调节带。它既是全球板块构造运动的产物，同时也在某种程度上记录了板块运动的过程。在这个区带内，多个岩石圈伸展减薄带和挤压会聚带相间分布，岩浆活动和陆壳增生并存。说明伸展与挤压同时存在，是地慢流体和板块碰撞的响应和表现。这种现象也见于地中海地区（邓晋福等，2004）。

图1.9 南海盆地形成的构造背景

（据Robert Hall,1996，略有修改）

箭头代表板块运动方向；双箭头代表岩石圈伸展方向；其他图例参见Robert Hall（1996）

关于南海海盆的形成时间前人做了不少工作，但目前尚无统一观点。Taylor和H ayes（1980,1983）利用中美合作调查的综合地球物理资料以及前苏联科学家观测的重力资料，在该海盆中部发现波长30～60km、异常值为15×10^-5～30×10^-5m/s²的重力异常带，走向NE，他们认为是扩张中心，并根据对比出5a～11号磁异常条带，确定海底扩张年龄在25～17Ma之间。陈圣源（1987）利用中美合作调查的综合地球物理资料，在西南次海对比出M7～M 11号磁异常条带，认为海底扩张年龄在126～119Ma之间。吕文正（1987）在西南次海对比出27～32号磁异常条带，认为第一次海底扩张发生在晚白垩世（76～63Ma）。姚伯初（1991）根据海盆中磁异常条带的走向，与区域地质构造和沉积构造层组合进行对比，推测西南海盆的海底扩张时间为始新世。陆钧等（2003）利用中美合作第二阶段调查的地磁资料，采用高通滤波方法，去掉洋壳层2A 之下地壳中磁性体的影响，对比出18～23号磁异常条带，推测西南次海海底扩张年代为晚始新世到早渐新世（42～35Ma）。何廉声（1987）认为南海在中新生代发生过两次海底扩张，第一次发生在白垩纪，产生了西南海盆；第二次发生在晚渐新世至早中新世，产生了中央海盆。H ayes（1987、1990）和Briais（1993）利用多波速测深资料分析了海底地形地貌特征，并和地磁异常资料进行综合对比分析，在西南海盆中对比出5c～6b号磁异常条带，据此认为海盆的海底扩张年代为24～15.5Ma。刘海龄（1998）认为中央次海盆开始扩张时间为晚白垩世，伸展方式同西南次海盆，证据是礼乐半地堑盆地发育上白垩统和始新统，但目前洋壳基底之上覆盖中新统，根据现存的地磁异常条带计算的年龄为32～17 Ma（Tapponnier et a1.,1986）。这可能是后期作用叠加和改造，如断块差异升降运动显着，落差达3km，使早期特征不易识别。

整体上看，南海经历了多期扩张，这点上多数人是认同的。根据南海地层结构、地震反射特征和区域地质资料可知，南海盆地的形成处于岩石圈伸展减薄的统一构造背景之下，是印度－欧亚板块碰撞，导致青藏高原隆升而形成山峰和岩石圈根，引起软流物质向东南流动。同时由于太平洋、菲律宾、澳大利亚、印度和欧亚板块的相聚俯冲运动，软流物质在南海盆地地区圈闭上涌，导致岩石圈减薄和裂开。南海盆地的形成经历了古新世－早渐新世断陷、晚渐新世－中中新世洋壳扩张和晚中新世－全新世区域热沉降等演化过程。古新世－中始新世南沙地块尚未从华南地块分离出来，而是共同作为古南海北部的大陆边缘（Steers J A et al.,1977；钟晋梁等，1996；中国科学院《中国自然地理》编辑委员会，1979；韩舞鹰等，1984；魏喜等，2005、2006）。珠江口、琼东南、中建南、南薇西、北康、礼乐、西北巴拉望以及民都洛－帕奈等盆地均靠近华南大陆一侧，是在岩石圈伸展和拉张背景下形成的一系列地堑和半地堑。此时西沙与华南相连，是华南大陆的一部分，是琼东南盆地东南侧地势较高的盆缘隆起带。晚始新世－早渐新世南海海盆开始扩张，南沙地块逐渐离开华南大陆，形成南海海湾。珠江口和琼东南两个盆地继续处于华南大陆边缘，物源方向仍为北西向，主要为陆相环境。晚渐新世－中中新世，由于洋壳扩张，南沙地块从华南大陆裂离，并定位于目前位置。该期各盆地均为海相环境，但物源方向发生显着变化。晚中新世以后南海盆地停止扩张，南海海域各含油气盆地已处于现今位置。该期区域性差异升降明显，沉降、沉积中心由东北向西南转移，致使晚中新世以来的地层在西南方向明显加厚。到上新世，现代南海轮廓基本形成。伴随着南海扩张，古南海逐渐关闭，南沙陆块东南缘向加里曼丹岛和巴拉望岛下面消减俯冲，最后两陆块拼合到一起，目前的南沙海槽就是南沙陆块俯冲的古海沟，沿南沙海槽分布有蛇绿岩套（古南海洋壳的残余）。

综上，印度、欧亚、澳大利亚、菲律宾和太平洋等板块的相互作用，导致岩石圈的增厚或减薄，形成青藏高原等山峰和山根，以及南海、苏禄海和苏拉威西海等边缘海。同时也改变了全球大气环流，引起古气候变化。特别是澳大利亚板块脱离南极后，环南极冷气流形成，南半球气候变冷，南极冰盖形成。伴随着南极冰盖的形成，淡水向极地迁移，引起全球性海平面下降和海水浓度增加。

西沙海域生物礁是南海形成演化的产物，因此，礁相碳酸盐岩的矿物组成、主要造岩氧化物、微量元素和同位素特征无疑会记录该时期上述地质过程。同时，在南海及周边地质演化过程中，陆源物质（包括有机和无机）充填到南海盆地，为南海各含油气盆地的形成创造了条件。

❽ 生物礁成礁模式

许红等（1989）曾对中国海域及邻区含油气盆地生物礁的成礁模式做过探讨，提出3种成礁模式，即：

（1）清水型（咸水型）成礁模式。属于纯海相沉积环境的产物，具隐晶灰岩（礁后亚相）→礁灰岩（礁核亚相）→粒屑灰岩、生物碎屑灰岩（礁前亚相）等完整的生物礁相系列。表现为远离物源区，水体清洁透明，沉积环境一般较稳定。这类生物礁一般具有完整的生长发育期，单体面积和厚度较大，分布广，类型多，微相齐全。如珠江口盆地斜坡型塔礁、台地边缘礁和块礁。

（2）清水－浑水型（淡化咸水型）成礁模式。为近岸海相沉积环境的产物，具砂岩、砂质灰岩、礁灰岩交互层（礁后亚相）→礁灰岩（礁核亚相）→粒屑灰岩（礁前亚相）等礁相系列。具近岸、近物源区、靠陆一侧水体混浊，而远离物源一侧水体清澈能量较大的特点。这种环境下，礁源碳酸盐岩与陆源碎屑岩易于发生混合沉积作用（Hays J D et al.,1969）。当沉积区具有活跃的水动力条件和干湿交替的气候条件时，礁体和硅质沉积体之间可能形成相互控制的形态学和动力学关系，同时形成混合沉积。纵向上表现为较厚砂岩层与礁灰岩相互叠置；横向上表现为指状接触贯通。这类生物礁也具有完整的生长发育期，数量也较多，成排成带分布，但单体面积和厚度中等，类型一般较少。如莺歌海盆地的边缘堤——堡礁。

（3）浑水型（咸化淡水型）成礁模式。这是一种陆相咸化湖泊条件下生物礁的成礁模式，具有近物源、水体动荡、浑浊的特点。这类生物礁一般不具备完整的生长发育期，数量少，单体面积和厚度小，类型一般较少。如渤海湾盆地的礁型滩坝和东营凹陷滨南堤复礁。

西沙海域生物礁的形成整体上符合清水型（咸水型）成礁模式，但其构造位置比较特殊，是陆坡之外的孤立台地，因此，成礁环境独特，可以作为一种新的成礁模式（图6.9）。

图6.9 西沙海域生物礁形成模式

图中T40、T60、T70分别代表上中新统、下中新统和渐新统底界

西沙海域西部盆地区渐新世和早—中中新世为断阶高点成礁。除渐新世晚期发生海退外，整体海侵规模较大。生物礁主要在相对较高部位发育，生物礁孤立分布。晚中新世以后为缓坡带成礁。经过早期沉积充填，地形起伏变小，形成大面积缓坡带。因此，为斜坡台地碳酸盐岩和生物礁滩相的大规模发育创造了条件。由于海平面多次升降，形成多期台地碳酸盐岩和生物礁滩的叠覆，并表现为晚期生物礁随着层位变新而向隆起高部位迁移（图2.14）。

西沙海域东部岛礁区为环礁成礁。该区处于南海西北部陆坡的较高部位，中新世以后整体上处于海侵成礁，海退暴露的环境下，生物礁追随海平面生长，因此，生物礁岩石较纯，形成多个环礁（图1.2，图6.9）。尽管相对海平面多次升降，但整体上，海水逐渐加深，相对海平面表现为逐渐上升，礁体由早到晚表现为由岸礁→堡礁→环礁，再由单个巨型环礁，演化为多个大型环礁，再分化为更多的小型环礁，有的现在已发展为独立小礁体（如金银礁）。

❾ 西沙海域生物礁的形成

6.1.2.1 成礁环境

南海盆地不同构造位置成礁环境有一定差别。珠江口和莺歌海盆地处于南海北部陆架位置，属陆架海环境，生物礁分布受陆架形态和物源区影响明显（图6.2,6.6），形成相应类型的生物礁，如台地边缘礁（莺琼盆地北缘生物礁和珠江口盆地东沙隆起LH4—1生物礁）、块礁（珠江口盆地东沙隆起LH11—1生物礁）和塔礁（珠江口盆地HZ33—1生物礁）等。与珠江口和莺歌海盆地不同，西沙海域是陆缘之外的孤立台地，不受大陆物源影响，表现为陆缘海环境，形成陆缘海生物礁。生物礁的形成和演化主要受海平面控制（图5.2）。其中，东部岛礁区生物礁生长在台地的较高部位，具有低水位暴露，高水位成礁的特点；西部盆地区生物礁发育于断阶高部位或碳酸盐岩斜坡向东部岛礁区逐渐变浅的部位，具有低水位成礁，高水位淹没的成礁特点，成礁环境相当于浪击面之上接近水面的浅水台地斜坡带。西沙海域这种特殊的强风浪成礁环境易于形成“钙藻长垣”，并且使得各种古海洋信息被保存下来。根据西琛1井660 块有生物化石系统鉴定（韩春瑞等，1990；王玉净等，1996；邱燕等，2001；张明书等，1987；张明书等，1989；李云通，1984；王崇友，1984；张明书，1990；许红等，1989），该井中新世生物礁地层中主要为底栖大有孔虫和底栖介形类，很少见浮游有孔虫，也不存在钙质超微化石，说明海水较浅。

图6.6 南海南部曾母盆地礁相碳酸盐岩和砂泥质沉积地层的消长关系

6.1.2.2 成礁基

图6.7 珠江口盆地东沙碳酸盐台地和生物礁分布略图

（资料来源于中国海洋油气勘探总公司）

成礁基是生物礁形成的重要条件之一。西沙海域位于南海盆地西部生物礁发育区的北侧，包括东部岛礁区和西部盆地区。东部岛礁区生物礁礁盘直接坐落于西沙前寒武纪变质岩基底之上。由于西沙古老变质岩基底表面具有高低不平的性质，为生物礁形成创造了地形地貌条件。因而，中新世至今历经2000万年，在这个统一的庞大礁基上发育出大大小小共40 多个岛礁或沙洲（图1.2）。钻探结果表明，西沙海域东部岛礁区前寒武纪变质岩基底之上的盖层全部为较纯的礁相碳酸盐岩，说明该区一直处于较纯净的成礁环境。西沙海域西部盆地区处于西沙隆起的西部斜坡带向琼东南盆地延伸部位，早期生物礁成礁基可能为变质岩基底，而后期生物礁成礁基均为新生代沉积岩，如碳酸盐岩台地等（图2.5）。在南海北部的其他地区，成礁基具有相似的特点，如珠江口盆地生物礁的成礁基为统一的碳酸盐岩台地（图6.7），分布面积为4.4×10⁴km ²（金庆焕，1989；许红等，1989）。但也有不同之处，如莺－琼盆地中新世生物礁直接生长在断裂上升盘的基底面上（包括白垩系及其他老地层），呈带状分布（曾鼎乾，1986）。

6.1.2.3 成礁期

西沙海域古近纪晚期以来生物礁有渐新世、早中新世、中中新世、晚中新世、上新世和第四纪等多个成礁期。但东部岛礁区和西部盆地区略有不同，前者缺失早期的渐新世生物礁，而后者缺失晚期的第四纪生物礁。岛礁区生物礁成礁期已被西永1井和西琛1井钻探研究成果证实（曾鼎乾，1981）（表6.1）。而盆地区得到了地震勘探的印证（图2.2至2.13，图5.2）。与西沙海域相比，珠江口盆地生物礁形成时期相当于西部盆地区，即在晚渐新世生物礁在神狐暗沙－白云凹陷一带就已开始生成。早中新世之后，生物礁向东－东北方向扩展，分布最广，数量最多。根据珠江口盆地东沙隆起钻探结果，生物礁至少经历5个发育期（图6.4）。莺歌海盆地受地形地貌和物源控制，成礁期最为局限，成礁期以中中新世为主，这一结论已由莺6井钻探证实（王国忠，2001）。

表6.1 西永1井和西琛1井晚新生代生物礁成礁期

❿ 生物沉积作用和生物沉积物

由生命活动直接或间接造成的物质迁移和聚集作用称生物沉积作用。从现在掌握的资料看，至少从太古宙中晚期开始生物就已遍布在了世界各地的海水中，可能不晚于泥盆纪生物已蔓延到了陆地。现在在地下1000m以下的深度也仍然有生命存在。生物的广泛时空分布意味着它必定既是狭义、也是广义沉积作用中的能动因素。地球上的任何生物，包括人类在内，都是生物沉积作用的主体，而在地质历史中具有重要造岩意义的生物还是植物、水生无脊椎动物和细菌。无论在分布时空还是在个体数量上其他生物都不能与它们相比。

（一）生物沉积作用方式或途径

生命的实质就是生物能动地利用外部物质和能量在分子到整个个体的多个层次上进行自我复制。生命活动绵延不绝，生命现象千奇百怪，但从沉积学角度看，它主要通过三种方式或途径来实现物质的迁移和聚集。

1.生物化学

从本质上讲，生物个体内由生命活动制造任何有机质或矿物质的方式都是生物化学方式。例如植物通过光合作用将CO₂和H₂O合成为碳水化合物，动物通过消化食物、吸取水分、利用离解离子合成自己的软体、骨骼、外壳等。生物死亡后，其遗体就成了生物性沉积。陆生和部分水生植物的堆积可转化成泥炭或煤，许多动物的骨骼或外壳可形成生物礁或贝壳滩等。生物化学涉及到复杂的物质相态和能量的转化，往往不符合一般无机化学的作用规律。例如在同一环境中，不同生物制造的钙镁碳酸盐骨骼或外壳可以是文石质，也可以是低镁方解石或高镁方解石质（但无白云石质）；硅质生物可以在离子浓度很低的水体中有效吸取硅制造硅质骨骼、磷质生物可吸取钙和磷制造磷酸钙质骨骼，许多藻菌类体内的微量元素浓度可以是它周围海水中浓度的几百到几十万倍；当生物吸取相同元素（如O、C等）时，还会对其中的重同位素，如¹⁸O或轻同位素如¹²C吸取得更多一些从而造成生物体与环境之间的同位素分馏；某些生物（主要是微生物）可以吸取放射性元素铀，半导体元素锗、硒，贵重金属金、银等。尽管这个过程的许多细节还不清楚，但在地表物质的重组中，生物化学无疑起到了固定或富集某些成分的特殊作用，其沉积学意义是十分巨大的。

2.改变环境的物化条件

在生物从环境中吸取或向环境中排放某些成分的同时它也在改变环境条件，结果可能会加速某些化学反应的进程或控制某些反应的进行方向，在等低蓝绿藻和细菌等微生物的生命活动中这一点显得尤为突出。例如低等蓝绿藻行光合作用消耗CO₂可使环境水体pH值上升；细菌分解有机质排放NH₃可提高pH值，排放CO₂、H₂S、H₂可降低pH值；在封闭环境中细菌对氧的消耗可降低Eh值等。可以认为，在所有依赖一定pH值或E_h值的天然化学反应中，微生物都可以成为活的催化剂。这种受生物影响或控制的无机化学过程被看成是间接的生物化学作用。许多化学沉积物，如海湖环境中从水中析出的许多泥级CaCO₃质点、沼泽环境中的黄铁矿、围绕生物软体形成的硅质结核等都与这种作用有着千丝万缕的联系。

3.机械捕集或粘结

这是低等藻类（如蓝绿藻）和某些细菌（可合称为藻菌类）独有的作用方式。这类生物都是原核或真核的单细胞球状体或简单多细胞丝状体或棒状体，体表带有一层粘性很强的透明有机质衣鞘，可以捕集或粘结水介质中的细小质点。当粘结物多到一定程度，妨碍了它们的正常生活时，它们就分裂出新的个体而将老的衣鞘遗弃。实际上，上述低等藻类通过间接生物化学作用促使环境水体析出的泥级CaCO₃质点有些就被粘结到自己的衣鞘上。无数个藻体附着在地表（近岸地面或水下）生长繁殖可形成大面积的藻席（algal mat），附着在其他颗粒上可形成藻包壳（algal coating），自由藻体相互粘结则可形成游移状藻团（algallump），相应的也就富集了这些泥级CaCO₃质点。有些厌氧铁细菌依靠氧化Fe^2＋所释放的能量生活，有些具硅质骨骼的藻类（如金藻）营光合作用释放O₂使Fe^2＋转变成Fe^3＋，它们都可粘结沉淀出来的高铁氧化物形成铁质或铁与硅质的共同沉积。类似作用对其他难溶矿物的化学沉积可能也有重要意义。这种兼有间接生物化学和粘结的沉积作用具有非常久远的地质历史，很可能在生命诞生的同时或初期就已开始了，地球上已知最古老的生命遗迹就是通过这种方式被保存在38亿年前的铁质岩中，而且相同的作用一直到今天仍在继续。

除了上述三种方式以外，生物还可通过对先成沉积物的钻孔、扰动，对骨骼、泥砂性食物咀嚼、消化时的机械研磨，对流水、波浪等的阻挡等方式实现或影响沉积作用进行。

在三大类沉积作用中，生物沉积作用无疑是一种较为特殊的沉积作用。

（二）生物沉积物

生物的广泛时空分布和多种沉积作用方式使得许多沉积物或多或少、或直接或间接与生命活动有关，但并不是所有这些沉积物都可称为生物沉积物。按照现在比较流行的观点，这里只将主要由原地生物遗体、遗迹及其相关产物构成的沉积物才视为生物沉积物，而将主要由游移的生物硬体、粪粒、藻团等构成的沉积物看成是复合沉积作用的结果。那些由间接生物化学方式形成的沉积物则仍属化学沉积物的范畴。

在普通沉积岩石学中，典型的生物沉积物主要指生物礁和藻叠层。

1.生物礁（organic reef）

通常所说的生物礁是指以原地生长繁殖的造礁生物为格架，另有喜礁生物或其他相关沉积物共同参与形成的具有抗浪作用的水下隆起（厚度大于它的同期沉积）。成因相同，但缺少抗浪作用的低矮舒缓的水下隆起称生物丘（bioherm）。若隆起也不明显，只呈大致扁平的透镜状或宽板状的生物沉积则称生物层（biostrome）。然而，隆起高低很难有客观的划分标准（有人曾根据统计提出以高/宽＞1/30作为生物礁的标准），所以从沉积学角度出发，许多人将生物丘就看成是生物礁的同义语，甚至将生物层也看成是一种生物礁，称为层礁（stratigraphic reef）。不管隆起高低或术语使用上有何差异，它们在生物原地生长繁殖这一点 上则是共同的。

生物礁有许多类型，如按主要造礁生物就有珊瑚礁、海绵礁、苔藓虫礁等。在沉积学中，更多地还是按礁的外部形态和发育的环境位置来划分，较为常见的有点礁、塔礁、环礁、岸礁和堡礁等。点礁（patchreef）也翻译为斑礁或补丁礁，是一种小型、孤立的礁体，直径多不超过1km，常发育在浅海或深湖中，也可能只是某个大型礁体（如环礁）的一个构成部分。塔礁（pinnacle reef）也是孤立的，高可超过100m，顶部平坦，面积可在2km²以上，出现在深水环境，是伴随海底不断沉降形成的。环礁（atoll）大体呈圆台状，礁体沿台顶周边发育而将台顶围成一个潟湖，台顶直径可从1km到超过130km，发育在大洋或陆架上的开放海域中。岸礁（shore reef）又称裙礁（apron reef），是一种与海岸相连，又与海岸隔有浅的水道或潟湖的小型礁体，礁顶宽度可超过1km，涨潮时没入水下，退潮后又可露出水面，它的向海边缘常是一个陡的斜坡。堡礁（barrier reef）实际是一个大致平行海岸的狭长礁带，与岸之间隔有一个相当深度和宽度的潟湖。澳大利亚东北部昆斯兰海岸附近有现今最大的堡礁，长达1200km。我国南海水域分布有许多珊瑚礁，其中主要是点礁和环礁，但研究程度还不高。

在纵剖面中可以看出一个典型生物礁大体可分成三个部分：基底、礁核和礁翼（图15－21）。

◎ 基底（base）：是构筑礁体的底座，通常是海底某个比较稳固的突起部位，如各种机械性堆积的滩、丘、坝等，有时是海底火山锥。基底的形成大多与造礁生物无关。

◎ 礁核（reef core）：是在基底上构筑起来的礁体的核心部分。垂向上，礁核可显示一定的分带（或分层）现象，反映了生物礁的成长过程。下部常常是障积生物层。所谓障积生物是指那些有柄的或呈枝状形态的生物，如海百合、枝状珊瑚、各种骨骼钙藻等，当它们像小树林一样在基底上成片生长时，从中流过的海水就会受到阻挡而减速，水中携带的泥晶等细碎屑物质就会沉积下来。这种由障积生物和被障积的泥晶等细屑物质构成的沉积层就称障积生物层，它所具有的结构就称障积结构（baffle texture）。就体积而言，障积生物层或障积结构中的障积生物并不多，常以泥晶等细碎屑物质为主。紧接障积生物层之上的是粘结生物层。粘结生物又称结壳生物，特指那些粘附在其他物体或生物表面的呈纹层状、皮壳状或薄板状生长的生物群，如低等蓝绿藻、某些骨骼蓝藻、结壳有孔虫、厚蛤类等。某些床板珊瑚、层孔虫等在发育初期也是结壳状的。在障积生物层沉积的晚期，结壳生物就已开始出现，以后才逐渐繁盛起来。在结壳间隙常有很多由生物钻孔、啃食或排泄形成的砂泥级大小的结壳生物碎屑或粪粒，但在它们上面又会形成新的生物结壳，如此反复就形成了结壳生物层，该层具有的结构就称粘结结构（binding texture）。客观上，结壳生物层对稳固各种细碎质点及其下面的障积性泥晶起着重要作用。最上面的是骨架生物层。该层最重要的特征是含有原地增殖的生物骨架。这类生物称为骨架生物，如块状层孔虫、各种丛生的群体珊瑚、海绵、水螅、苔藓虫、古杯、钙藻等。骨架生物世世代代的原地繁衍和复杂随机的生长习性常常会造成大量间隙或孔洞，里面可沉积泥晶或生物碎片，也可栖息喜礁生物，如底栖有孔虫、腕足、海百合、海胆、软体动物等。在孔洞内壁，孔洞充填物和骨架生物遗体表面也可继续发育生物结壳，而生物的钻孔和啃食作用也到处盛行。这种由原地生物骨架和相关作用产物共同构成的沉积称骨架生物层，它所具有的结构就称生物骨架结构（skeletal texture）。值得注意的是，在古代生物礁中，骨架生物层中的生物骨架常常只有10％左右，最多也不过50％，有些还只是一些骨架的痕迹，这可能与当时骨架生物的生长密度以及被其他生物的破坏程度和沉积后被改造的程度有关。骨架生物层是生物礁鼎盛发育时的产物，它在很大程度上可决定整个生物礁的成长规模。礁核中的所有障积生物、粘结生物和骨架生物都可称为造礁生物。

在礁体顶部，在骨架生物层之上连续沉积的非礁沉积层称礁盖（reef cap），它不是礁体的构成部分，但对礁体终止发育的原因却有重要的指示性意义。

图15－21 生物礁理想剖面示意图

◎礁翼（reef flank）：随着骨架生物层的成长，生物礁的抗浪作用也逐渐增强，由此就产生了生物礁的礁翼。所谓礁翼是指与礁核呈指状穿插并部分覆盖在礁核之上的礁的裙边部分。礁翼的形成和构成物质与礁体的发育环境位置有关。像广海中的塔礁或大型潟湖中的点礁，四周水深、风浪等条件基本一致，礁翼就具有空间上的对称性，主要由礁核骨架生物层被风浪击打破碎形成的礁屑（reef debris）就地堆积而成。礁屑一般大小混杂，最粗可达巨砾级，但自上而下有变小的趋势。礁屑常被看成是礁体抗浪作用的证据。在相对浅水的上部礁翼中可能没有或很少有泥晶，礁屑可呈颗粒支撑，向下泥晶增多可变为基质支撑。整个礁翼厚度向外变薄，逐渐过渡为外围沉积（图15 －21）。另外一些礁体，如岸礁、堡礁等，其向海一侧坡度较陡，水体较深又迎风，波浪作用较强，向陆一侧坡度较缓，水体较浅又背风，波浪作用较弱，两侧礁翼有很大差别。迎风侧的礁翼称礁前（fore reef），背风侧的礁翼称礁后（back reef）。礁前与上述对称礁翼相似，也由礁屑和泥晶构成。礁后常由较细小的礁屑、生物碎屑、内碎屑、鲕粒、藻粘结颗粒或纯的泥晶构成。礁后沉积物与生物礁之间没有专属性，在其他非礁环境中也可形成，只是在这里处在了礁体背风侧而已。在体积上，礁翼常可占到整个礁体的70％～90％，礁核只占10％～30％。

作为一种生物沉积，生物礁的发育要受背景条件的严格控制。适宜礁体发育的环境条件是，水体温暖、清澈、循环良好、水深适宜，如现代珊瑚礁就主要分布在热带、亚热带、水温常年保持在18～30℃、盐度正常的水域。在水温较低、较高或常常混有较多陆源碎屑的浑浊水体或停滞水体中，造礁生物就难以繁殖或存活。水深条件主要靠礁体所在部位的基底沉降速度与生物礁的增长速度（或生物繁殖速度）保持大体平衡来保证。在任何情况下，海湖水面都是礁体向上生长的极限，只有基底不断沉降，礁体才会不断向上生长，但沉降速度也不能长时间超过礁体生长速度，否则水深将不断加大，礁体发育也会受到抑制或完全终止。实际上，由于水温和食物丰度等方面的原因，礁体顶部的水深最大只有几十米，许多只有几米或更浅。在地质历史中，常常可以见到一些生物礁、生物丘或生物层只由障积生物层和粘结生物层或仅由障积生物层构成，其中的重要原因就是背景条件不宜。

2.藻叠层（stromatolite）

由低等蓝绿藻（或许还有低等的红藻、绿藻或异养细菌）在某个固定基底上周期性繁殖而堆叠的纹层状沉积物称为藻叠层，外观上就象铺成的垫子而被称作藻席，固结以后就称为叠层石，它具有的构造就是叠层构造。前面已经介绍过，叠层构造中的藻纹层按有机质的多少可分为富藻层和贫藻层，实际上，这些有机质常常是以藻迹形式出现的。所谓藻迹就是被遗弃的、粘结有大量泥晶的藻衣鞘或死亡的藻体。在显微镜下，藻迹常呈几乎不透明的细小斑点或细丝、细棒，边缘透明度稍高，大小在几微米到几十微米左右。由它们聚集成的富藻层实际并无截然的上下边界，横向上的显微厚度也起伏不定，甚至局部可有断开或上下富藻层的相互接触。相邻的上下富藻层之间没有藻迹或只有很少藻迹的层即为贫藻层，主要由矿物晶体构成。但是，并不是所有藻迹都能完好保存下来，其中一部分可能会成片腐烂消失，这将在富藻层中造成一些形状不规则的空洞（称藻腐孔），继而再被成岩矿物充填形成显微鸟眼构造。当埋藏温度升高时，藻迹中的有机质将逐渐降解而相互融合，富藻层将由一些细小的有机质斑块或条带构成，其中的藻迹基本上不复存在。降解严重时，残余有机质还会以沥青形式进入到周围的晶间接触界面或裂隙中，富藻层的层状形态也将逐渐消失而代之以残余有机质的网脉状分布（图15－22）。

图15－22 常见藻叠层的显微特征（湖北宜昌，寒武系叠层石灰岩，单偏光，d＝2mm）

在功能上，蓝绿藻也是一种典型的结壳生物，在生物礁的发育中对泥晶的沉淀、富集和固定可起重要作用。如同在生物礁中一样，藻叠层或叠层石的结构也称粘结结构。在潮下浅水区，当密集的柱状、枝状藻叠层随基层沉降而不断向上生长时也可以形成一种特殊的生物礁，称藻叠层礁或简称藻礁（algal reef）。相应地，呈丘状或层状产出的藻叠层也可看成是一种生物丘（藻丘）或生物层（隐藻生物层）。

在地质历史中，被藻菌类粘结的矿物成分是随时代而变的，因而所形成的藻叠层或叠层石的矿物成分就有很大差别。大致在中元古代以前形成的叠层石主要是铁质的（最常见赤铁矿质），部分是硅质的，以后主要被白云石质取代，而自寒武纪开始到现在则主要是钙质的了（寒武纪早期有少量磷酸盐质）。虽然有些硅质、白云质或磷质藻叠层有可能是交代钙质叠层石形成的，但当缺少任何交代证据、藻菌类的细胞构造保存完好时，它们的原生沉积成因就很难被否定，尤其是形成于地球早期的铁质、硅质叠层石现在已经成了窥探当时生物、海洋和大气的一个重要窗口。