Variations in content of Si, Al, and Ca during the growth of ferromanganese crusts on the 13°20′N seamount of Kyushu-Palau Ridge and indication to the supply of detrital materials
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摘要: 作为深海铁锰结壳的重要组成部分，碎屑物质类型多样，不仅影响关键金属富集成矿，而且还可以指示结壳形成过程中的古海洋环境和重大地质历史事件。本文对九州-帕劳海脊13°20′N海山铁锰结壳样品进行了扫描电镜和激光剥蚀微区分析，并结合前期研究工作，发现大颗粒的碎屑物质主要由亚洲大陆风尘来源的石英、长石或两者的聚集体，以及主要分布在结壳外层的有孔虫壳体所组成，而细颗粒的碎屑物质包括陆源风尘沉降和周边岛弧物质风化搬运共同带入的黏土矿物，以及各种形态的生物体及其残片。结壳形成的早期其碎屑物质的供给量处于高峰阶段，晚期则降低到谷底，该趋势与Si、Al在结壳各层位中的含量分布特征一致，且可能有相当数量的细颗粒生物硅进入了铁锰氧化物纹层。结壳内早期被动增生的钙质生物体在中后期会遭受破碎和溶解，但其中的Ca并没有完全从结壳内迁移出去，而是大量被铁锰氧化物所吸附。结壳中的Ca主要赋存在细颗粒碎屑物质中，使得Ca在各层位全样样品和铁锰氧化物微区纹层中的含量极为相近，这与Si、Al的特征完全不同。研究区结壳样品属于典型开阔大洋海山型结壳，但因为受亚洲大陆风尘物质和硅藻供给的影响，其内部关键金属的富集在一定程度上受到了制约。Abstract: The detrital materials in diverse types are important components of deep-sea ferromanganese crusts. Detrital materials not only enrich the critical metals such as Co, Ni, Cu, Mn, REE and Y, but also record the oceanographic conditions and significant geological events during the growth of the crusts. Ferromanganese crust samples from the 13°20′N seamount of Kyushu-Palau Ridge were studied in detail using scanning electron microscopy and laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry based on previous research works. Results reveal that the large grain detrital materials in the samples are composed of mainly the aggregates of quartz and feldspar, and the foraminiferal fossils are mainly distributed in the outer part of the samples. The fine grain detrital materials include clay minerals, various forms of the fossil organisms and their fragments. The quartz and feldspar within the crusts are mainly derived from the Asian continental eolian dust, while the clay minerals are supplied by the eolian dust from the Asian continent and the weathering material from the surrounding island arc. The supply of detrital materials is at a high peak stage in the early stage of crust formation while it decreases to the lowest point in the later stage, which is consistent with the distribution characteristics of Si and Al contents in every part of the crusts, and a considerable amount of biogenic silica nanofossils may have incorporated into the ferromanganese oxide microlayers. The passively accreted Ca biogenic material within the crusts in the early stage suffers from fragmentation and dissolution in the middle and late stages, but the Ca in the inner part does not migrate out of the crusts completely. It is instead adsorbed by ferromanganese oxide microlayers in large quantities. The Ca contents in the bulk parts and the ferromanganese oxide microlayers are very similar to those in the three parts of the crust samples, which is due probably to that Ca in the crust is mainly distributed in fine grain detrital materials. The contents characteristics of Ca is completely different from Si and Al. The crust samples in the study area belong to normal open oceanic seamount-type crusts, but the enrichment of these critical metals is constrained by the supply of eolian dust from the Asian continent and the diatom from the surrounding seas.
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Keywords:
- ferromanganese crusts /
- detrital materials /
- seamount /
- provenance /
- Kyushu-Palau Ridge
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东海盆地西湖凹陷是中国近海近年来油气储量增长较快的重要探区之一（图1），近年来针对岩性目标的勘探逐渐向凹陷南部的中央区域扩展。根据以往的研究成果，花港组在凹陷边缘砂岩较为发育，而在凹陷中间则以发育薄层砂岩及湖相泥岩为主，在凹陷的中央区域勘探面临着较大的储层风险。本研究的主要目的是综合分析各项资料，重新划分该区的沉积相带，在研究区寻找规模性砂体。
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图 1 研究区位置图Figure 1. Location of the drills and geological framework of the study area1. 研究区概况
西湖凹陷总面积约4.3万km2，是东海盆地内规模最大的凹陷（图1）。该凹陷以南为钓北凹陷，以北为福江凹陷，西侧为海礁隆起，东侧为钓鱼岛隆褶带[1]。西湖凹陷在新生代期间经过断陷-拗陷-区域沉降阶段的演化[2-3]，发育成为一个大型凹陷，其内部可分为西部斜坡带、中部洼陷带和东部断阶带[4-5]。本次研究区域位于西湖凹陷的中南部（图1）。
西湖凹陷的基底为前新生界的沉积岩、变质岩及火成岩[6-7]。在新生代，该区发育古近系、新近系，古近系包括八角亭组、宝石组、平湖组和花港组[8-9]。花港组分为花下段（分为H12—H6共7个砂组）、花上段（分为H5—H1共5个砂组）（图2）。本次研究的H5、H4砂组属于花港组上段的SQ3层序，H5为低位—水进期沉积，H4为高位期沉积[10-12]。
前人对西湖凹陷中南部花港组的沉积相做过较多的研究。陈琳琳[12-14]认为西湖凹陷的南部发育河流、三角洲及湖泊沉积体系。于兴河[10]及李顺利等[15]认为在花港组沉积时期西湖凹陷中部主要发育短轴辫状河三角洲，凹陷南部为海湾环境。何苗等[16-17]认为在花港组沉积时期，源自西部斜坡的分支河流体系在凹陷中心汇入轴向河流后在凹陷南部入湖，认为凹陷南部主要发育湖相沉积。但是，近几年来通过新的钻井在凹陷南部原认为是花港组上段湖相沉积区的中央带发现了水道砂体及薄煤层，这些发现引起了对该区原有沉积相认识的质疑。蔡佳等[18]认为西湖凹陷花港组下段发育大型浅水三角洲，凹陷中部仅有极少的区域发育浅湖，虽然该研究没有涉及花港组上段，但提出了一个有借鉴意义的新观点。
2. 研究方法
研究区的H5或H4砂组存在多种沉积相交互发育的现象，用传统方法很难对单砂组进行平面沉积相做图，因此，本文创新提出了针对浅水三角洲相带划分的新方法及新流程“四步法”，即“单井定相—平面描砂—寻岸划线—分区划带”，该方法先进行单井沉积相划分，要求结合岩芯资料尽可能进行沉积微相初步划分；第二步分析砂体平面展布及砂体类型，利用三维地震和钻井资料落实主力砂层的砂体平面展布形态，根据砂体形态及钻遇砂体的钻井资料划分砂体的沉积微相及砂体类型；第三步根据砂体形态及成因类型确定丰水期和枯水期的古岸线；第四步根据古岸线的变化划分各沉积相带的主要发育区。
3. 单井沉积相划分
在西湖凹陷中南部，三维地震资料覆盖了大部分区域，但花上段H5、H4砂组的取芯资料不多，仅在H-2井及HS-1井取芯（图1），本文根据这两口井的岩芯资料并结合H-3井的岩性、电测资料分析花上段H5及H4砂组的单井沉积相。
3.1 H-2井单井沉积相
3.1.1 H-2井H5砂组沉积相
H-2井在H5砂组取得1个岩芯（图3—4）。该段岩芯整体为灰白色细砂岩，中上部夹约1.2 m的深灰色泥岩。岩芯中
3539.1 ～3541.35 m和3530.2 ～3532.3 m为三角洲前缘河口坝微相，这两段均为呈反韵律的不等粒砂岩段，底部灰黑色泥质粉砂岩中见浪成沙纹、生物潜穴，中部发育平行层理，顶部见板状交错层理。岩芯其他砂岩段为三角洲前缘分流水道微相，砂岩呈明显的正韵律，底部含砾中粗砂岩交错层理发育，见泥砾（图4d），中部砂岩中多见平行层理及板状交错层理，正韵律顶部为灰黑色泥质粉砂岩、泥岩，多发育浪成沙纹。根据岩芯中总结的各微相特征对H5砂组的沉积相带进行划分，从岩性与GR曲线特征看（图3左图），H5砂组底部为正韵律砂岩，向上在取芯段开始有反韵律砂岩出现，再向上可见多个正韵律沉积层。H-2井在H6砂组发育1层厚约1.0 m的煤层（图3左图），对于煤层的形成环境，彭迎迎等[19]认为花港组的煤层形成于三角洲平原的河漫沼泽。根据本区资料分析，H5砂组沉积早期的古水深普遍要比H6砂组沉积时期要小，因此，本井H5砂组底部的巨厚层正韵律粗粒砂岩与H6砂组的煤层段为连续沉积，其相带为三角洲平原的水道微相。H5砂组中上部正韵律砂岩与深灰色泥岩间互发育，砂岩为三角洲前缘相分流河道沉积，泥岩为三角洲前缘分流间湾沉积。![]()
图 3 H-2井岩芯（右图）及H4—H5砂组（左图）沉积相分析图右图岩芯深度为3524～3541.35 m，对应左图井深3527～3544.35 mFigure 3. Sedimentary facies of H4-H5 sand groups of well H-2![]()
图 4 H-2井及HS-1井岩芯照片a：HS-1井岩芯，3661.3 ～3661.6 m，灰黑色泥岩，无明显层理，未见植物碎屑；b：HS-1井岩芯，3661 ～3661.2 m，灰白色中细砂岩，分选好，发育浪成沙纹；c：HS-1井岩芯，3660.7 ～3661 m，中细砂岩，砂质较纯，发育低角度板状交错层理；d：H-2井岩芯，3528.68 ～3529 m，下部灰黑色泥质粉砂岩，发育脉状层理，向上突变为灰白色中细砂岩，夹棱角状泥砾，泥砾呈定向排列。Figure 4. Photos of cores of wells H-2 and HS-13.1.2 H-2井H4砂组沉积相
该井在H4砂组没有取芯（图3左图），但可以依据测井曲线及岩性特征与H5砂组进行类比分析。H4砂组中下部由多个反韵律砂层和深灰色泥岩组成，上部为正韵律砂层及灰色泥岩。根据区域资料，H4砂组为湖侵期沉积，其沉积水深比H5砂组略大，本井H4砂组中下部以发育三角洲前缘相河口坝、分流河道砂岩及分流间湾泥岩为主。与H-2井相距1 km的邻井中H4砂组上部发育少量褐色泥岩，综合分析，本井H4砂组上部发育三角洲平原相正韵律河道砂及分流间湾微相泥岩沉积。
3.2 HS-1井单井沉积相
HS-1井H5砂组及H4砂组地层厚约185 m，主要为深灰色、褐灰色泥岩与灰白色细砂岩、粉砂岩呈不等厚互层（图5左图）。
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图 5 HS-1井岩芯（右图）及H4—H5砂组（左图）沉积相分析图Figure 5. Sedimentary facies of H4-H5 sand groups of Well HS-13.2.1 HS-1井H5砂组沉积相
在该井H5砂层取得岩芯1个（岩芯描述见图5中右图，照片见图4）。该段岩芯底部为深灰色泥岩夹粉砂岩条带，发育脉状层理、变形构造，泥岩向上碳质增高，最上部变为碳质泥岩、薄层镜煤（图4a，图5右图），泥岩段为三角洲前缘分流间湾沉积，而泥岩顶部的碳质泥岩、煤则是在水退期间三角洲平原河漫沼泽形成的。向上主要为细砂岩及少量中砂岩，整体粒序变化不明显，砂岩中发育板状交错层理、平行层理、沙纹层理（图4b-c），该砂岩段主要为三角洲前缘水下分流河道沉积。该井H5砂组主要由细砂岩、粉砂岩与深灰色、褐灰色泥岩互层组成（图5中左图），底部砂层具正韵律，向上变为反韵律。在该井
3640 ～3650 、3696 ～3705 m出现褐灰色泥岩，显示局部发育暴露环境的三角洲平原相沉积。综合岩芯及钻井资料，认为H5砂组下部发育三角洲平原相，上部发育三角洲前缘相。3.2.2 HS-1井H4砂组沉积相
HS-1井H4砂组主要是深灰色、褐灰色泥岩夹细砂岩、薄层粉砂岩（图5中左图），H4砂组中下部深灰色泥岩发育，为三角洲前缘沉积，其中正韵律段砂岩为水道沉积，反韵律段砂岩为河口坝沉积。H4砂组上部
3520 ～3525 、3531 ～3533 m出现褐灰色泥岩，为暴露环境的三角洲平原相沉积。综上，HS-1井H5砂组主要为三角洲前缘相及平原相沉积，H4砂组以三角洲前缘相沉积为主，局部发育少量三角洲平原相沉积。
3.3 H-3井单井沉积相
H-3井H5及H4砂组厚约225 m（图6），没有取芯。该井H5砂组发育深灰色泥岩、绿灰色泥岩与薄层粉砂岩、细砂岩互层。H5砂组底部发育绿灰色泥岩及正韵律细砂岩，为三角洲平原分流水道及分流间湾沉积（图6）；中部发育深灰色泥岩及反韵律粉砂岩，为三角洲前缘分流间湾及河口坝沉积；上部发育深灰色泥岩及正韵律细砂岩，为三角洲前缘分流间湾及分流河道沉积。该井H4砂组的岩性组合及韵律特征与H5砂组基本相同，H4砂组下部发育深灰色泥岩、绿灰色及正韵律细砂岩，为三角洲前缘分流间湾及分流河道沉积，可能局部发育少量三角洲平原分流间湾沉积；H4砂组中部发育反韵律薄层粉细砂岩，为河口坝沉积；H4砂组上部发育灰色泥岩及正韵律细砂岩，为三角洲平原相沉积。
3.4 沉积相联井对比
横向上对三口井的沉积相进行联井对比（图7）。H5砂组底部及H4砂组顶部在三口井中主要发育三角洲平原相，正韵律分流河道砂、分流间湾绿灰色泥岩-沼泽相泥岩、煤层均较发育。从H5砂组中上部到H4砂组的下部及中部，以发育三角洲前缘相沉积为主，正韵律前缘分流河道砂岩、反韵律河口坝砂岩及深灰色前缘分流间湾相泥岩均较发育。
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图 7 研究区连井沉积相剖面图Figure 7. Sedimentary facies of cross section between wells in the study area4. 砂体展布与古岸线变化
鉴于H5砂组下部及H4砂组上部为三角洲平原相，其余地层段以三角洲前缘相为主，因此，本文选取H5砂组下部、H4砂组中部为例进行砂体展布与平面沉积相研究。
为了更准确地分析砂体展布并划分砂体的成因类型，需先分析该区的物源方向。前人研究认为，西湖凹陷中南部有3个物源方向，一是来自于凹陷西部的海礁隆起区，即沉积物从研究区的西部向凹陷中央搬运；二是轴向物源，即从凹陷的北部由北向南搬运沉积物，三是来自于凹陷东部的钓鱼岛隆褶带物源，由隆褶带上发育的河流向西搬运沉积物[20-23]。
研究区内的砂体识别比较困难，通过多次试验最终确定发现地震中远道AVO属性能较好地刻画砂体。本次沿H-2井H5砂组下部主力砂层顶面、H4砂组中部追踪并成图（图8-9）。
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图 9 研究区H5砂组下部AVO梯度属性平面图Figure 9. Seismic AVO (amplitude versus offset) of lower H5 in study area4.1 H4砂组砂体展布与古岸线分析
（1） 研究区H4砂组砂体展布。研究区西部地层厚度较小，为沉积时古斜坡，研究区东北部为当时的沉积中心，水深最大，古河流的方向是沿西部盆缘先由北向南流，再由西南向东北方向流。沿H4砂组中部H-2井
3407 m厚层粉砂岩顶面、H-3井3570 m砂岩顶面、HS-1井3584 m砂岩顶面沿层提取属性作图（图8），提取属性的地层厚度约为20 m。在图8中，条带状振幅异常为分流河道砂体，朵叶状的振幅异常为三角洲前缘河口坝砂岩与分流水道砂岩的复合体，团块状振幅异常为残留的小型河口坝，或为浅湖滩坝砂体。条带状振幅异常a1-a2-a3-a4为一条曲流河形成的砂体，自北向南延伸，再由南向东北方向入湖，在a5处形成三角洲朵叶体（下文称河流A）；条带状振幅异常b1-b2也为曲流河的河道砂体，该条河流在b3、b4附近形成三角洲朵叶体（下文称河流B）。除此之外，还有河道砂体c1-c2、d1-d2、e1-e2、f1-f2、g1-g2等。在图8东部，还发育大量的朵叶状、团块状三角洲前缘砂体。（2） H4砂组沉积期古岸线分析。由河流A形成的河流-三角洲沉积时湖岸线在H-2井附近（图8），由河流B形成的河流-三角洲沉积时湖岸线已后退至b2与b3点之间，其沉积期湖岸线相对河流A时期向西部斜坡方向移动。在图8中存在一条L1线，在该线以西主要形成条带状曲流河砂体；而L1线以东，除了条带状河道砂体之外，还发育大量朵叶状、团块状砂体，推测L1线为H4砂组中部沉积时期最高水位时的湖岸线，该线以西主要发育三角洲平原沉积，形成曲流河道砂体；该线以东，丰水期发育三角洲前缘沉积，枯水期湖岸线向东移动，在L1线的东部发育三角洲平原沉积及前缘沉积。由于三角洲前缘所形成的朵叶状、团块状砂体并未在某一区域集中分布，可见研究区的湖岸线在东西方向上移动频繁，并未长期固定在某一区域。
4.2 H5砂组砂体展布与古岸线分析
（1） 研究区H5砂组砂体展布。沿H5砂组底部H-2井
3532 m厚层粉细砂岩底面、H-3井3692 m泥岩段、HS-1井3666 m泥岩段进行属性提取作图（图9），对应三口井中的沉积微相为河口坝砂岩、三角洲前缘分流间湾、三角洲平原河漫沼泽。在图9的中西部发育弯曲的条带状河道砂体b1、b2、b3及三角洲前缘朵叶状砂体a1、a2、a3；图9的中东部发育条带状河道砂体b4、b5、b6、b7及朵叶状三角洲前缘砂体a4、a5、a6、a7、a8；除上述砂体外，该区还有大量的团块状湖相滩坝砂体发育。（2） 研究区H5砂组沉积期古岸线分析。在图9中，根据砂体的类型可将砂体划分为3个区，边界线为L2线及L3线。L2线以西发育条带状河道砂体b1、b2、b3，与其相对应发育了三角洲前缘朵叶状砂体a1、a2、a3，L2线为H5砂组下部沉积期水位最高时形成古湖岸线。沿L2线以东为条带状河道砂体与朵叶状三角洲前缘砂体混和发育区，在枯水期，水退造成湖岸线向东移动，这时发育了三角洲平原水道b5、b6、b7及三角洲前缘朵叶体a6、a7、a8，这时期的河道普遍较宽且呈曲流化。L3线为枯水期水位降至最低时的湖岸线，该线以东主要发育湖相沉积。
5. 研究区平面相分布
（1） H4砂组沉积相带划分。在H4砂组中部沉积时期，在L1线以西主要发育三角洲平原弯曲的分流河道砂体（图8），为三角洲平原相发育区。在L1线以东，丰水期间发育三角洲前缘砂体，在枯水期间发育三角洲平原分流河道砂与三角洲前缘砂体，该区为三角洲平原相与三角洲前缘相交互发育区。
（2） H5砂组沉积相带划分。在H5砂组下部沉积时期，在L2线以西主要发育三角洲平原的分流河道砂体（图9），为三角洲平原相发育区。在L2线以东及L3线以西，在丰水期间发育三角洲前缘朵叶状砂体；在枯水期间，水位降低，该区形成了三角洲平原河道砂体及前缘相朵叶状砂体，为三角洲平原相与三角洲前缘相交互发育区。在L3线以东，未见到三角洲河道砂体，为滨浅湖相发育区。
综合分析H5及H4砂组的砂体平面展布及其相带，总结出研究区的沉积相带展布模式（图10），研究区的西部边缘和东部边缘为三角洲平原主体区，在该区内主要发育三角洲平原相，形成条带状曲流河砂体；在研究区的中部，主要是三角洲平原相及三角洲前缘相交互发育区，在枯水期为三角洲平原相及前缘相，在丰水期为三角洲前缘相及湖相。
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图 10 研究区花港组上段H4—H5砂组平面沉积相展布图Figure 10. Sedimentary facies of H4-H5 sand groups of Huagang Formation in the study area6. 曲流河浅水三角洲平面相分布模式及勘探意义
早期研究者认为花港组上段H5-H4砂组沉积期西湖凹陷中南部处于湖盆发育中心[13-17]，研究区的中部砂岩不发育，但近年来在原来确定的湖相发育区不但发现了水道沉积，而且发现了薄煤层，按照传统的沉积相展布模式无法解释此类现象。
前人认为西湖凹陷花港组主要聚煤环境为曲流河下三角洲平原分流间湾沼泽、辫状河下三角洲平原越岸沉积沼泽和滨湖泥炭沼泽[19,24-25]。在研究区内3口井中所发现的薄煤层及反映暴露环境的褐灰色泥岩、灰绿色泥岩与反映水下沉积环境的深灰色泥岩频繁互层，反映了三角洲平原沼泽沉积环境与三角洲前缘水下环境在短时间内频繁交替出现，而这种特殊的沉积现象主要是在浅水三角洲沉积环境下形成的。
朱筱敏等[26]、邹才能等[27]认为在湖水频繁进退、水体浅的古地理背景下形成浅水三角洲，其主要特征是洪水线-枯水线之间区域长期处于河湖交替环境，同时具有河流和湖泊两种沉积特征。鄱阳湖为一个典型的现代浅水三角洲沉积[28]，该湖的大部分湖区在枯水期成为三角洲平原，形成了河湖频繁交替的沉积现象。
西湖凹陷南部花港组上段沉积期具有发育浅水三角洲的古地理环境。花港组上段H5及H4砂组沉积时期，该区构造稳定，凹陷内地形宽缓，坡度小于2˚，水深为2.0～4.1 m。该时期古气候温暖潮湿，古湖水频繁进退[18]，研究区具备浅水三角洲发育的条件。
从本区的沉积相带横向展布看，研究区花港组上段河湖交互相特别发育。一方面，在平面上可以看到在很短的时期形成了三角洲前缘朵叶状砂体与大量的三角洲平原相条带状砂体在研究区中部同时存在的现象（图9）。另一方面，在研究区钻井中H5砂组中上部及H4砂组中下部主要发育水下沉积，但也在上述井段发现了枯水期形成的水上沉积，如在HS-1井
3662 m左右发现河漫沼泽相煤层、在H3井的3599 ～3644 m发现灰绿色泥岩。由于本次研究提取地震属性的地层厚度约为20 m，其形成的地质时间较为短暂，因此，从砂体的成因类型上也证实研究区的古水深在短期内曾多次发生剧烈变化。朱筱敏等[26]、邹才能等[27]认为在浅水三角洲沉积模式下，在湖盆中心区域仍可能发育大量的河道砂体，如大庆长垣水下分流河道砂体可延伸长达40 km，鄱阳湖赣江三角洲枯水线与洪水线之间的下三角洲平原延伸10～20 km[28]。美国密西西比河浅水三角洲的前缘水道延伸长达40 km[29]。
受该沉积模式的启发，本研究在西湖凹陷中南部利用三维资料刻画了河道砂体的分布，在H-2井以东发现河道砂体b5、b6、b7、b8等（图9），H-2井以西发现河道砂体a2、a3、a4等（图8），这些河道砂体与大型构造脊相迭合形成了众多的构造+岩性复合圈闭，从而提升了该区的勘探潜力。新的钻井证实这些砂体存在，如在Y-7井钻遇河道砂体b5，为厚36 m的细砂岩；河道砂体b7在H-211井钻遇12 m厚的细砂岩，在H-221井处钻遇厚13 m的细砂岩。这些河道相砂体厚度大，物性好，将研究区中东部从勘探高风险区提升为勘探有利区。在西湖凹陷的其他区域也发育浅水三角洲沉积，这些区域同样为下一步勘探潜力区。
7. 结论
（1）研究区发育了浅水曲流河三角洲并形成了特殊的相带展布模式。在花港组上段H5及H4砂组沉积时期，研究区内地形宽缓，古湖水频繁进退，具备浅水三角洲发育的地质条件。在沉积相带平面展布上，研究区西部长期处于水面之上，主要发育曲流河三角洲平原沉积；研究区中东部大部分区域处于丰水期岸线及枯水期岸线之间，发育三角洲平原与前缘交互相沉积；研究区的中东部局部区域长期处于岸线以下，发育浅湖相沉积及少量三角洲前缘沉积。
（2）研究区中东部发育大量的三角洲平原相砂体和三角洲前缘相砂体并被钻井所证实。在研究区的西部主要发育条带状曲流河相砂体；在研究区中东部，既发育条带状的三角洲平原水道砂体及前缘水道砂体，同时也发育团块状的河口坝砂体、湖相滩坝砂体；在研究区中东部的小范围内，主要发育薄层河口坝砂体、湖相滩坝砂体。
（3）本文建立了针对浅水三角洲相带划分的新方法及新流程：“单井定相—平面描砂—寻岸划线—分区划带”。
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图 1 结壳样品位置
地形数据采用GEBCO 2022版，成图软件为GMT6.2，因此与文献[8]采用的GEBCO 2015版数据成图地形特征略有不同。黑色正方形代表结壳采样位置。
Figure 1. Location of ferromanganese crusts in the study area
The terrain data in this map are from GEBCO 2022 version and the mapping software is GMT6.2, thus the topographic features are slightly different from the data within GEBCO 2015 version used in reference [8].Black square symbol indicates the sampling location of ferromanganese crusts.
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图 2 结壳内主要碎屑物质的扫描电镜形貌、X射线能谱及主要元素半定量分析结果
黄色十字线为能谱分析位置。a：石英，b：钠长石，c：斜长石，d：有孔虫。
Figure 2. Scanning electron microscope images, X-ray energy dispersive spectra, and semi-quantitative contents of major elements of detrital materials in the ferromanganese crust samples
Yellow cross symbols indicate the points of energy dispersive X-ray spectroscopy analysis. a: Quartz; b: albite; c: plagioclase; d: foraminifer.
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图 3 结壳样品的纵剖面激光剥蚀微区线扫描图谱
Figure 3. LA-ICP-MS results of line vertical profile showing the variation of element Si, Al, Ca, Mn and Fe in polished thin ferromanganese crust sample
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图 4 结壳不同层位主要碎屑元素的全样样品和铁锰氧化物微区成分对比
Figure 4. Comparison of bulk sub-samples and ferromanganese oxide layers in compositions of major detrital elements in the different parts of the crust sample
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图 5 全球不同海域结壳全样样品的碎屑元素含量对比
NPCZ、PCZ、南太平洋、印度洋、北冰洋和CCM内结壳主要碎屑元素含量数据引自文献[35]。PCZ：太平洋结壳主要成矿带；NPCZ：北太平洋结壳非主要成矿带；CCM：加利福尼亚大陆边缘。
Figure 5. The average contents of the detrital elements in the ferromanganese crusts from the research area and other global oceans
The average contents of the detrital elements in the ferromanganese crusts from the NPCZ, PCZ, South Pacific, Indian Ocean, Atlantic Ocean, Arctic Ocean, and CCM are from the reference[35]. PCZ: Pacific Prime Crust Zone; NPCZ: North Pacific non-PCZ; CCM: California continental margin.
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