中国南海西沙碳酸盐岩台地形成过程及控制因素：来自西科1井的地球化学证据*

鲁 毅 崔宇驰 刘新宇 邵 磊 乔培军

1同济大学海洋地质国家重点实验室，上海 200092 2中海油海南能源有限公司，广东湛江 524057

1 概述

南海是渐新世以来沿东亚大陆边缘形成的热带—亚热带边缘海盆地，面积约3.5×106ikm2，盆地大部分区域的沉积充填受周围陆壳来源的陆源碎屑控制。在远离大陆的盆地内隆升高地上，如西沙—中沙隆起区、东沙隆起区和南沙隆起区，则发育以生物礁相为主的碳酸盐岩台地。

生物礁是一种在造礁生物作用下形成的原生水下生物沉积体系(Riding，2002)，其形成条件与造礁生物的生存环境密切相关。研究揭示，海平面升降、区域构造和气候变化的相互作用，对生物礁的演化起到了直接控制作用(Shaoetal.，2017a)。长期以来，由于油气勘探需要，南海陆缘礁研究主要围绕油气勘探开展工作。近年来随着研究手段的增多，碳酸盐岩台地的研究重点逐步转变为以南海盆地演化和全球气候变化为重点。在过去40年中，石油工业钻探已经证实，南海盆地广泛发育碳酸盐岩台地(Erlichetal.，1993；龚再升和王国纯，1997；Wang and Li，2009)。在南沙群岛礼乐滩上的Sampaguita-1井中，发现了厚达2100im的晚渐新世生物礁灰岩(Taylor and Hayes，1983；Yaoetal.，2012)；在巴拉望，下中新统Nido组灰岩以不整合的形式覆盖在晚渐新世碳酸盐岩台地之上，在西北巴拉望盆地中，钻井发现了晚渐新世的灰岩层段(Steueretal.，2013)。1974年，中国地质学家通过西沙永兴岛上的西永1井首次证实了西沙地区碳酸盐岩台地发育起始时间是早中新世(王崇友等，1979；朱袁智等，1997)，后续在西沙和南沙群岛的另外5个深度不同的钻孔中，均揭示了从中新世到现代的碳酸盐岩台地。现有资料显示，南海生物礁碳酸盐沉积主要从晚渐新世开始，到早中新世明显扩展到更广泛的区域。

但是，对于南海碳酸盐岩台地的生长发育规律及其控制因素、元素地球化学对碳酸盐岩台地生长环境的指示作用缺乏系统详细研究，没有明确结论。针对这一问题，自1974年完成西永1井的钻探后，西沙地区陆续又完成了西石1井、西永2井和西琛1井等3口科探井，但由于极低的取心率和有限的钻井深度，一直没有获得完整的碳酸盐岩台地生长发育记录，极大地限制了南海碳酸盐岩台地的研究。2013年，中海油在西沙群岛宜德环礁上的石岛完成了西科1井的钻探，完钻深度1268.2im，基底为中生代花岗片麻岩(朱伟林等，2017)，全井取心，平均收获率达70%，是目前为止西沙群岛取心最完整的科学钻井，也是国际上碳酸盐岩台地取心率最高的探井之一。该探井的完成为恢复南海生物礁沉积建造史、沉积环境演化史提供了难得的研究素材。

近10余年，采用地球化学方法研究碳酸盐岩台地的生长发育历史以及沉积环境演变取得成功的例子越来越多(Becketal.，1992；Fallonetal.，2002;Schoutenetal.，2002，2008;Wyndhametal.，2004)。本研究采用地球化学方法，结合岩性组合特征，对西科1井长达1257im的完整岩心进行了系统分析，恢复了西沙地区中新世以来相对海平面变化及沉积环境演变，尝试性探讨该地区的碳酸盐岩台地生长发育史及其控制因素。

2 区域地质概况

西沙群岛位于西沙隆起之上(15°43′～17°07′N，111°11′～112°54′E)，是在孤立碳酸盐岩台地背景上发育起来的生物礁滩体系，岛屿总面积约8ikm2(图 1)。渐新世早期，伴随南海盆地的扩张，西沙隆起区由华南大陆裂离到现今位置(金庆焕，1989)；在23iMa随着西南次海盆的打开，西沙隆升区沉入海下，成为水下隆起高地。由于缺乏陆源碎屑供给，该水下高地为生物礁生长发育提供了适宜的地形地貌条件(龚再升和王国纯，1997；Fournieretal.，2005；吴时国等，2009)。适宜的温度及水深，使该区分布了大规模的生物礁滩体系(吕修祥和金之钧，2000；李颖虹等，2004；吕彩丽等，2011)。

A—西沙群岛在南海的位置；B—西沙群岛岛礁分布；C—西科1井位置;D—西科1井地层岩性综合柱状图

3 材料与方法

对西科1井1257im的碳酸盐沉积物以0.5～2im的采样间距密集取样，共采集样品1281个，底部年龄为23iMa。样品完成元素地球化学分析1281个，分子有机化合物分析187个，并对岩石薄片进行了观察鉴定。

3.1 元素地球化学

在全岩沉积物元素地球化学分析测定中，常量元素使用电感耦合等离子光谱仪(ICP-AES)、微量元素使用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测试。

首先将样品用HF与HNO3的混合酸分解，在测定过程中全程加入1iμg/L的Ru作为内标对仪器稳定性进行监测，每个样品测定6次，并由国际标样(AGV-2、BCR-2、BHVO-2和 GBW07120)、重复样品以及空白样品进行校正，样品准确度及精确度由控制样品及重复样品监控，所有样品的相对偏差控制在±2%。样品处理及测试均在同济大学海洋地质国家重点实验室完成。

3.2 分子有机化合物

甘油二烷基甘油四醚类脂物(glycerol dialkyl glycerol tetraethers，GDGTs)是一种膜脂，由古菌来源的类异戊二烯甘油二烷基甘油四醚化合物(isoprenoid-GDGTs，简称iGDGTs)和细菌来源的支链甘油二烷基甘油四醚化合物(branched-GDGTs，简称bGDGTs)组成。

iGDGTs是泉古菌细胞膜的主要脂类。泉古菌合成含有0～4个环戊烷基团的异戊二烯类GDGT： GDGT-0～GDGT-4(质荷比(m/z)1302、1300、1298、1296)(Schoutenetal.，2000)。氨氧化古菌生成1个环己烷加另外4个环戊烷基团的Crenarchaeol V(m/z: 1292)及其同分异构体V′(m/z: 1292′)(SinningheDamstéetal.，2002;Schoutenetal.，2008)。iGDGTs主要是在海洋中检出，但它也可以在泥炭和土壤中检测到极低的浓度(Hopmansetal.，2004)。

在生物标记物的分析中，使用Hopmans等(2004)和Schouten等(2002)的方法进行样品处理。具体的有机质萃取步骤如下： 称取冷冻干燥后的粉末样品约20ig置于离心试管中，再加入二氯甲烷/甲醇(体积比为3︰1)混合溶液和内标(C46-GDGT)，经超声仪超声10imin、3500 rpm离心分离4imin后，收集清液用氮气流(水浴加热不得超过40i℃)吹干，重复上述操作6次，以保证样品中有机质尽量完全提取。重新溶解于正己烷/异丙醇(体积比为99︰1)混合溶液，并通过0.45iμm 聚四氟乙烯(PTFE)过滤膜以去除颗粒物质，重复操作5次后再次用氮气吹干，等待下一步分析。

GDGTs的检测与定量在高效液相色谱—三重杆质谱仪(HPLC/APCI-MS-S，Agilent)上完成。具体分析条件和步骤为： 使用Alltech Prevail Cyano色谱柱(150.0imm×2.1imm，3iμm)，柱温为30i℃，进样量为10imL；色谱分析初始5imin内，流动相为正己烷/异丙醇(体积比为99︰1)；在随后45imin内，异丙醇以0.2mL/min流速线性增加至1.8%。之后用异丙醇以0.2imL/min流速冲洗色谱柱10imin，在最后重新平衡为正己烷/异丙醇(体积比为99︰1)的混合溶液10imin，应用APCI(atmosheric-pressure chemical inoization)源进行化合物离子化，质谱检测模式为选择性离子扫描，雾化压力0.41iMPa；汽化温度为400i℃；氮气流速为6 L/min，温度为200i℃；毛细管电压为-3 kV；电流为5 μA(约3.2 kV)。最后选择单离子扫描模式(SIM)检测brGDGTs化合物所对应的质子化离子峰[M+H]+(1050、1048、1046、1036、1034、1032、1022、1020、1018)面积，定量分析通过比较目标化合物与内标(C46)的峰面积来完成，并由iGDGTs和bGDGTs不同组分的含量来计算多种指标(Schoutenetal.，2008)。所有样品预处理和测试分析工作均在同济大学海洋地质国家重点实验室完成。

由GDGTs的比值计算得到的TEX86被认为是有效的古海水温度重建指标，计算方法依据Schouten等(2002)的公式：

TEX86=(Ⅲ+Ⅳ+Ⅴ′)/(Ⅱ+Ⅲ+Ⅳ+Ⅴ′)

(1)

TEX86=0.015T+0.28

(2)

其中，Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ分别代表GDGT-1、GDGT-2、GDGT-3的含量，Ⅴ′代表Crenarchaeol的同分异构体(m/z:1292′)的含量，T为古海水温度。

值得注意的是，该方程式主要设计用于开放大洋水体，而来自浅水站位如西科1井的样品存在被污染的可能性，具体数值结果可能有一定偏差。因此，该指标推算的结果仅用来分析其变化趋势，而不考虑具体的温度值。

4 结果

4.1 地层及岩性特征

西科1井碳酸盐生物礁沉积自23iMa早中新世开始生长发育，完整记录了中新世以来南海地区碳酸盐岩台地演化过程。地层划分据Shao等(2017a，2017b)，0～216im为第四系乐东组，216～376im为上新统莺歌海组，376～577im为上中新统黄流组，577～1032im为中中新统梅山组，1032～1257.5im为下中新统三亚组，其岩性特征如下(图 1-D)：

红线为15点移动平均线，表示变化趋势；西沙地区海平面曲线根据各指标综合恢复；全球海平面据Haq，1988

红线为15点移动平均线，表示变化趋势；西沙地区海平面曲线根据各指标综合恢复；莺—琼盆地海平面据郝诒纯等，2000；全球海平面据Haq，1988

第四系全新统—更新统乐东组(0～216im)： 顶部0～26im为弱固结—未固结的生物碎屑砂，局部见黑色有机质软泥；26im以下由固结较好的浅黄白色生物礁灰岩组成，局部可见珊瑚、藻类和有孔虫等生物碎屑。地层中发育多层暴露剥蚀面，剥蚀面上常见褐铁矿等风化矿物；下部以生物礁灰岩夹薄层生物碎屑灰岩为主，可见双壳类印模和藻团块等。

新近系上新统莺歌海组(216～376im)： 主要以生物碎屑灰岩以及生物碎屑灰岩与生物礁灰岩互层为特征，可见藻纹层，局部白云岩化，风化暴露面以土黄色生物碎屑灰岩为主。

新近系上中新统黄流组(376～577im)： 以462im为界，上段376～462im以生物碎屑灰岩以及生物碎屑灰岩与生物礁灰岩互层为特征，可见生物藻礁云岩，顶部为黄褐色风化层；下段462～577im以泥晶白云岩及生物礁云岩为特征，藻云岩发育，可见珊瑚和双壳类碎屑，固结好，轻度破碎，具强白云岩化作用。

新近系中中新统梅山组(577～1032im)： 在577～758im层段的顶部，为含生物碎屑泥晶灰岩；向下以生物碎屑灰岩为主，含藻团块和有孔虫等，偶见双壳类和螺化石。580im附近有机质含量较高，见泥砾和炭屑；在758～1032im层段的上部，发育灰青色生物碎屑云岩，重结晶较强，形成细晶白云岩，在细晶白云岩层之上为暴露风化面，溶蚀孔洞发育；下部以生物碎屑灰岩夹生物礁灰岩为主，部分生物碎屑灰岩呈白垩状。

新近系下中新统三亚组(1032～1257.5im)： 顶部为固结较差的生物砂；整段以生物礁灰岩为主，偶见藻纹层。由于暴露风化淋滤作用，岩石溶蚀强烈，溶洞、溶孔发育，并因铁染呈黄红色；下部35im由含灰黑色钙质泥岩、富含有机质泥灰岩、灰白、浅黄色薄层砂砾岩、浅肉红色生物碎屑灰岩等组成。

基底： 1257.5～1262im，为灰黑色角闪黑云片麻岩。1262im以下为二长花岗岩，与上部片麻岩呈突变接触。

4.2 元素地球化学

4.2.1 常量元素

西沙碳酸盐岩台地常量元素以Ca和Mg为主，二者氧化物含量占总量的46%～60.9%。MgO含量和CaO含量呈完全镜像的负相关关系(图 2)，在290～310im与380～577im层段，MgO含量在10%～20%之间，为强白云岩化层段，与王振峰等(2015a)、翟世奎等(2015)利用XRD方法研究西科1井白云岩富集层段完全吻合。MgO、CaO、P2O5含量和Na2O/K2O值除在接近地表及底部基底层段有异常值外，井深30～1175im包含4个规律性变化层段(图 2，图 3)。具体表现为： 1175～1032im(下中新统)，P2O5含量、Na2O/K2O值逐渐增高，MgO含量则处于全井段中的高值范围，相反CaO含量一直保持在30%～35%低值区间；在1032～577im(中中新统)，P2O5、MgO含量及Na2O/K2O值逐渐降低，有些含量甚至为0，CaO含量则逐渐上升，达到50%～60%，MgO含量除了在770～800im、620～650im出现2段高值外，在其他层段中基本都保持低值，与CaO含量变化刚好相反；在577～216im(上中新统—上新统)，MgO含量、Na2O/K2O值以及P2O5含量又升高变大，而CaO含量则保持在低位；216im以上(第四系)，P2O5、MgO和Na2O/K2O值再次降低，CaO含量保持在50%～60%之间的高值，在接近地表附近，P2O5含量突然增高，Na2O/K2O值震荡幅度较大，可能与地表生物后期污染有关。

4.2.2 微量元素

4.3 分子有机化合物

西科1井TEX86以及恢复的古海水温度总体呈现高—低—高的变化趋势(图 2)，在1175～577im层段(下中新统—中中新统)古海水温度在30i℃左右波动；到577～216im层段(上中新统—上新统)古海水温度骤降5～10i℃，维持在25i℃以下。在216～0im层段(第四系)，古海水温度恢复到30i℃，并呈现2个大的波动旋回。

5 讨论

碳酸盐岩台地的发育依赖于各种全球和区域因素，包括构造、二氧化碳、养分输入和降水模式等(Wilson，2008，2012)，与水体温度、酸碱度以及水体深度密切相关。由于西沙地区自中新世以来为大洋环境，酸碱度与全球大洋同步变化(Shaoetal.，2017b)，在此不再累述。海水温度变化较为复杂，除受全球气候变化影响外，还受区域构造运动造成的海水深度变化控制。本研究结合岩性特征及温度变化特征，重点讨论西沙地区海平面变化对碳酸盐岩台地生长发育的控制作用。

5.1 西沙碳酸盐岩台地发育的控制因素

5.1.1 海水深度变化

研究区潟湖相的岩性为生物礁云岩以及藻云岩等，生物碎屑滩相的岩性为生物碎屑灰岩，生物礁相的岩性为生物礁灰岩。从岩性特征(图 1-d)可以看出，西科1井沉积环境在早中新世为潟湖—生物碎屑滩为主，中中新世则以生物礁—生物碎屑滩为特征，显示海水总体由深变浅的过程；到晚中新世—上新世，海水再次加深，沉积潟湖—生物碎屑滩相的碳酸盐堆积，到第四纪，该地区海水变浅，形成生物礁—生物碎屑滩相沉积。因此，西科1井从早中新世到第四纪完整记录了海水由深变浅的2个完整旋回。

海水深度的变化在元素含量及比值上反映明显，Na2O/K2O、P2O5、Al/Sr、Ti/Sr、Zr/Sr和Th/U等元素氧化物及元素比值同样显示，西沙地区海平面经历了早中新世高—中中新世低—晚中新世到上新世高—第四纪低的4个阶段(图 3)。

海洋中的磷通常是由陆地沉积物输入或富含营养的冷水上涌提供的(Kinsey and Davies，1979;Bertrandetal.，2000;Saltzman，2005)。在几乎没有陆源物质输入的西沙区域，可以认为磷的变化是对上升流或区域环流强度变化的响应，上升流强度的变化受控于相对海平面变化(Shaoetal.，2017a)。当相对海平面处于高水位时期，上升流增强，P2O5含量增大；而海平面在低水位时期，上升流减弱，P2O5含量变小。西科1井下中新统和上中新统—上新统，P2O5含量较大，在0.04～0.08之间，是对于高海平面条件下强上升流的响应；而中中新统和第四系，P2O5含量较小，普遍在0.02～0.04之间，对应的是低海平面条件下弱上升流，到第四系顶部0～26im，P2O5含量升高到0.08，可能代表的是第四纪间冰期海平面的上升或是过于接近地表、由于现代生物活动产生的异常值(图 3)。

常量元素Na、Ka具有较高的化学迁移率，在海水中的含量高于淡水，Na在海水中比Ka更容易沉淀，特别是在高盐海洋环境中，如蒸发碳酸盐海岸带或潟湖环境中(Lowensteinetal.，2001)。Na2O/K2O值的增加一般预示着沉积环境向水体更深、能量更低的方向变化。相反，当Na2O/K2O值降低时，一般来说水体较浅，大气环境起主导作用。图 3显示，西科1井Na2O/K2O值呈高—低—高—低的趋势：1175～1032im(下中新统)值比较高，显示沉积环境为水体较深的低能环境，相对海平面较高；1032～577im(中中新统)值低，显示大气主导的水体较浅的环境，相对海平面较低；577～216im(上中新统—上新统)值比较高，显示沉积环境为水体较深的低能环境，相对海平面较高；216～0im(第四系)值波动剧烈，可能与冰期间冰期旋回性变化有关(图 3)。

西科1井反映海平面变化趋势的元素指标与前人研究的海平面变化结果完全吻合(王振峰等，2015b；Shaoetal.，2017a)，印证了该方法的有效性，也与莺琼盆地海平面曲线(郝诒纯等，2000)变化趋势相似，但是与中新世以来一直缓慢下降的全球海平面曲线(Haq，1988)差异较大，表明西沙地区海平面变化更多地受区域性因素的影响。

5.1.2 海水温度变化

图 2显示，在早中新世—中中新世，西沙地区古海水温度在30±5i℃范围内波动，与ODP1148站恢复的南海北部δ18O 古温度记录一致(Zachosetal.，2001；Tianetal.，2008)，该温度十分有利于生物礁生长，尤其是中中新世珊瑚礁发育繁盛，礁体不断扩大。到晚中新世古海水温度出现约5～10i℃的快速下降，与δ18O 记录的该时期全球变冷事件基本一致，但是变冷速度较快。其急剧下降的原因与区域性构造事件有关。晚中新世南海基底沉降加快，造成相对海平面快速上升的速率远大于碳酸盐平均堆积速率，沉积环境为水深大于30im的中光层环境，生物礁生长环境从表层海水变为次表层海水，次表层海水温度小于表层海水温度，加之全球总体温度下降，西科1井记录的海水温度骤降5～10i℃。海水深度增大、水温降低以及该时期冬季季风增强等不利因素，对生物礁的生长产生了消极影响，南海碳酸盐岩台地面积锐减。这种情况一直持续到第四纪，造成现代南海珊瑚礁台地仍处于萎缩状态。

5.1.3 构造作用

在新生代南海裂陷期，剧烈的构造运动引起明显的差异升降，在盆地中形成一些构造高地形。这些构造高部位由于远离陆源碎屑物质，而适合碳酸盐岩台地生长发育。早中新世随着南海西南次海盆的快速打开，西沙古隆起开始沉入海平面之下，形成海盆中的高地形，成为浅海碳酸盐岩台地发育的理想场所。在16—15.5iMa南海东部次海盆与西南次海盆先后停止扩张(Larsenetal.，2018)，整个海盆进入热沉降期。中中新世，构造沉降的速率相对稳定，海平面则一直保持在较低的水平，使西沙地区整体处于相对稳定的浅海环境，为碳酸盐岩台地的发育提供了必要条件。晚中新世—上新世，南海基底沉降加快，达200～260im/Ma(Wuetal.，2014)，造成相对海平面快速上升速率远大于碳酸盐平均堆积速率(～32im/Ma)，使西沙地区碳酸盐岩台地几乎全部被淹没，仅在构造高部位保留部分碳酸盐岩台地，台地的分布范围明显减小。西科1井所在位置是西沙地区的绝对高点，该阶段沉积环境变为水深大于30im的中光层潟湖环境。

然而，晚中新世—上新世广泛存在白云岩，与先前认为在晚中新世灰岩沉积过程中普遍存在较深的中光层环境的观点似乎是矛盾的，因为这些次生白云岩的形成需要频繁的暴露环境。但实际上，晚中新世—上新世相对海平面并非一直快速上升，西科1井强白云岩化层段与西科1井恢复的海平面下降层段存在极好的耦合关系，290～310im(上新统)与380～577im(上中新统)层段为白云岩化层段，在这2段之后，西沙地区海平面下降。晚中新世—上新世白云岩形成原理是钙质藻类在海平面上升的中光层环境中大量繁殖，促进了Mg的富集(Kamenosetal.，2009)。当相对海平面下降后，碳酸盐岩台地暴露出海面，发生混合岩化作用，Mg取代Ca，先前在中光层环境中生成的灰岩转化为白云岩。在第四纪，地球化学替代性指标均发生突变，反映相对海平面的急速下降，其时间略滞后于全球海平面的变化，但与琼东南盆地海平面下降的开始时间一致(郝诒纯等，2000)(图 3)。

图 4 南海西沙碳酸盐岩台地中新世以来演化模式Fig.4 Evolution patterns of carbonate platform in Xisha Island of South China Sea since the Miocene

总体来说，构造作用对西沙碳酸盐岩台地的发育形成起到关键作用。南海裂陷期的构造高点成为台地形成发育的基础，早中新世西南次海盆的打开使碳酸盐岩台地开始在西沙地区发育，中中新世南海进入热沉降期，相对稳定沉降的构造背景使该地区碳酸盐岩台地广泛发育，形成巨厚的碳酸盐堆积；晚中新世快速的海平面上升导致碳酸盐岩台地分布范围骤减，仅在相对高部位残存了碳酸盐岩台地；第四纪以来西沙大部分地区已经变为半深海—深海环境，碳酸盐岩台地持续萎缩。

5.2 西沙碳酸盐岩台地的堆积速率

西科1井碳酸盐堆积速率在不同时期存在明显差异，反映了各时期珊瑚礁生长环境明显不同。在早中新世(岩心1175～1032im)和晚中新世(岩心577～376im)，其堆积速率十分接近，分别为30im/Ma及32im/Ma；在上新世(岩心376～216im)，其堆积速率达59im/Ma，而在中中新世(岩心1032～577im)则高达91im/Ma。尽管在各时期均存在由于碳酸盐岩台地的抬升暴露而造成的地层缺失，这些堆积速率上的明显不同仍可反映碳酸盐岩台地在不同时期的发育规模。

在第四纪(岩心216～0im)和中中新世(岩心1032～577im)，西沙地区相对海平面较低，水深为5～10im或更浅的浅水环境，形成固结较好的浅黄白色礁滩相生物礁灰岩，夹薄层生物碎屑砂，珊瑚、藻类、有孔虫等生物碎屑发育(Shaoetal.，2017b)，发育有多层短期风化剥蚀面，褐铁矿等常见。吴时国等(2018)通过分析横穿西沙碳酸盐岩台地地震剖面发现，在中中新世，西沙碳酸盐岩台地层序以1组强振幅、丘状反射为特征，平顶碳酸盐岩台地边缘有明显上超反射，是西沙地区碳酸盐岩台地分布范围最广的时期。

在晚中新世—上新世(岩心577～216im)和早中新世(岩心1175～1032im)，西科1井为典型的潟湖相沉积，珊瑚礁灰岩被生物碎屑灰岩及藻灰岩取代。纤维状和叶片状胶结广泛分布，在生物碎屑颗粒周围形成薄纹层，这种形态反映了海水深度较大的沉积环境，与西沙地区相对海平面升高相对应，海水变为超过30im的中光层水体，碳酸盐岩台地发育较弱。在其他地势低的区域，碳酸盐岩台地大多被淹没，在地震相上整体以席状、平行—亚平行、弱—中振幅、较连续—弱连续、中—较高频率为特征，推测该时期的沉积以硅质碎屑与碳酸盐碎屑的混合沉积为主，碳酸盐岩台地发育规模有限(吴时国等，2018)，SiO2在该时间段含量也较高。

西沙地区在早中新世被海水淹没，海平面变化震荡频繁，开始发育碳酸盐岩台地，堆积速率较低，出现与陆源碎屑互层以及碳酸盐岩台地暴露溶蚀的现象；到中中新世，海平面相对稳定，处于全球海平面的低位状态，其浅水环境适合珊瑚礁发育，台地发育相对活跃，接受了巨厚的碳酸盐沉积；晚中新世—上新世，由于海平面的快速升高，淹没了大量珊瑚礁体，造成西沙地区碳酸盐堆积速率明显降低。到第四纪，西沙地区以及整个南海碳酸盐岩台地均处于萎缩消减状态(吴时国等，2018)。

5.3 西沙碳酸盐岩台地的发育演化过程

根据西科1井的记录可以看出，构造沉降与气候环境变化的双重作用是西沙碳酸盐岩台地演化的主要控制因素，造成碳酸盐岩台地的繁盛或衰落(图 4)。在早中新世，随着南海西南次海盆的扩张打开，西沙古隆起沉没于海下。由于远离陆源碎屑，碳酸盐岩台地在先前裂谷期形成的构造高部位开始发育。此时海平面波动频繁，造成碳酸盐岩台地表现出滩相、礁相和潟湖相之间的快速转换。当时气候温暖湿润，适合碳酸盐岩台地生长发育，南海碳酸盐岩台地生长速度加快，分布面积变广。到中中新世，西沙碳酸盐岩台地由巨厚的生物礁灰岩组成，而其他海域如珠江口盆地、琼东南盆地、中建南盆地以及南沙海域均有生物礁开始迅速扩增的记录(魏喜等，2006；吕彩丽等，2011)。反映该时期气候温暖湿润、构造沉降速率稳定、海平面相对较低，适于珊瑚礁的生长发育，成为西沙碳酸盐岩台地发育的繁盛时期。到晚中新世—上新世，受快速构造热沉降、季风冷却及海水加深的不利影响，珊瑚礁处于寒冷、水体较深的中光层环境，大部分地区生物礁被淹没，潟湖环境中累积了较多的生物碎屑物质，碳酸盐礁体生长受限。虽然部分生物礁通过迁移到高地而在晚中新世—上新世危机中存活下来，但西沙地区的碳酸盐岩台地总体遭受了严重的破坏，面积锐减(张明书，1989；Wuetal.，2014)。

进入第四纪以来，西沙地区大部分区域已处于半深海—深海的沉积环境，碳酸盐岩台地收缩到区域高地，局限于西沙岛礁周缘。这些以环礁为主的碳酸盐建造一直延续至今。进入更新世以来，随着北极冰盖完全形成，地球气候进入以冰期—间冰期旋回主导的气候状态。碳酸盐岩台地在冰期频繁出露水面，在强盛的冬季风作用下，碎屑物质大量存在，碳酸盐岩台地发育停滞；间冰期珊瑚礁生长环境较为适宜。Yi(2018)标定了石岛风成砂屑灰岩各期次的形成年代，认为沙丘主要在东北季风(冬季风)的驱动下发生进积和加积，东北季风(冬季风)的增强与碳酸盐岩台地暴露和风成沙丘的形成有良好的对应关系，反映出该地区第四纪碳酸盐建造更多地受气候变化的影响(Lietal.，2018)。

6 结论

1)通过西沙群岛西科1井所记录的岩性特征、元素地球化学和生物标志化合物等，获得海水古温度、营养盐和碎屑成分输入量等多种指标随时间的变化特征，较系统地揭示了西沙地区中新世以来碳酸盐岩台地的发育过程及形成环境。

2)晚渐新世—早中新世，南海西南次海盆的打开造成西沙隆起区的下沉淹没，启动了西沙地区碳酸盐岩台地初始建造；中中新世南海扩张停止，盆地整体进入稳定的热沉降时期，加之“气候适宜期”的稳定温暖环境，为碳酸盐岩台地的大规模发育创造了条件；南海快速的盆地沉降和季风冷却的双重影响，触发了晚中新世—上新世生物礁的全面收缩，仅在西沙地区高部位保存有碳酸盐岩台地；第四纪以来，西沙地区处于半深海—深海环境，在构造高部位残存的碳酸盐岩台地继续萎缩；更新世冰期—间冰期气候旋回形成岛礁上风成生物砂屑灰岩。生物礁苛刻的生长条件和对环境的敏感性，使其成为研究区域构造演化和全球气候变迁的重要素材。