今天鞋百科给各位分享岩石骨架的定义标准是的知识，其中也会对岩石力学性质与岩石破裂准则的基本概念？(岩石力学性质与岩石破裂准则的基本概念是)进行解释，如果能碰巧解决你现在面临的问题，别忘了关注本站，现在我们开始吧！
**力学性质与**破裂准则的基本概念？
**力学性质（mechanical properties of rocks）是指**在应力作用下表现的弹性、塑性、弹塑性、流变性、脆性、韧性等力学性质。不同性质**的应力应变关系、变形条件或破裂条件等都不同。由于各种**的组分和结构各异，形成的年代不同，其中还有许多裂隙，致使其力学性质相差很大，小块**与大块**，以及岩块和地块的各点之间，差别也很大，此种性质还受时间、温度、湿度、围压、加力的方式和快慢、变形的历史，以及**所处的周围介质等因素的影响。地块的变形与之密切相关，力学性质不同的**，即使在相同的外力作用下变形也不相同；反之，变形相同的**，若力学性质不同，它们所受的力也一定不相同。因此在地质学中，无论从已知外力和边界条件去推测地块变形，或从地块的变形去反推地块所受的边界条件和外力，都需了解当时当地的**力学性质。
**破裂准则：格里菲斯（1920）提出了另一种**破坏理论。他发现材料的实际破裂强度远远小于根据分子结构理论计算出的材料粘结强度，达三个数量级。他认为这是由于材料中存在有许多随机分布的微裂隙的缘故。当材料受力时，在有利于发生破裂的微裂隙末端 （曲率最大处）附近应力强烈集中。当裂隙端部的拉应力达到该点的抗拉强度时，微裂隙开始发生扩展、联结，最后导致材料的破坏。现代超微观测技术的应用，已证实了这种微裂隙的普遍存在及其在材料破坏中的作用。
影响**水的地质因素有哪些
影响**水动态的因素：
1、气候是影响潜水动态最活跃的因素。雨季，降水入渗补给使潜水位上升，潜水矿化度降低；雨季过后，蒸发和径流排泄使潜水位逐渐下降，在翌年雨季前出现谷值，潜水矿化度升高。这种一年中周而复始的变化，称为季节变化。气候的多年变化，则使潜水位发生相应的多年周期性起伏。
2、地表水体附近，**水动态受地表水的明显影响。河水位上升时，近岸处的潜水位上升最快，上升幅度最大；远离河岸，潜水位变化幅度变小，反应时间滞后。
3、气候水文因素决定了**水动态的基本模式，而地质因素则影响其变化幅度与变化速度。例如，承压含水层受到上覆隔水层的限制，补给区动态变化强烈而迅速，远离补给区则变得微弱而滞后。对于潜水，包气带厚度越大，滞留于包气带中的水便越多，潜水位的变化越滞后于降水。
4、人为因素也可影响**水的天然动态。例如，打井取水后，天然排泄量的一部或全部转由采水井排出，如采水量超过补给量，**水位则逐年下降。再如，利用地表水大水漫灌而不加强排水，潜水位将因灌水入渗补给而逐年上升，引起土壤次生沼泽化或盐渍化。
地震波的传播速度是多少
根据横纵不同，速度不同，具体如下：
纵波是推进波，地壳中传播速度为5．5~7千米/秒，最先到达震中，又称P波，它使地面发生上下振动，破坏性较弱。
横波是剪切波，在地壳中的传播速度为3.2～4.0千米/秒，第二个到达震中，又称S波，它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强。
弹性模量和波速
均质各向同性的固体可由两个常数： k和μ来描述其弹性，两常数都可表示为单位面积的力。
密度为ρ的弹性固体内，可以传播两种弹性波。
P波，速度vP =√(k+4/3μ)/ρ。
花岗岩： vP=5.5千米/秒；
水： vP=1.5千米/秒。
S波，速度vS=√μ/ρ。
花岗岩：vS=3.0千米/秒；
水： vS=0千米/秒。
成矿流体起源
成矿流体有多种来源，主要包括①海水;②大气水;③原生水。这些水都具有明确的同位素组成。除此，其他可能来源有:地层水、变质水和岩浆水等，这些水认为是海水、大气水、原生水其中一种或多种水的派生物或混合物(图3.11)。
图3.11 不同来源水的δD－δ18O图
(1)海水(sea water)
现代海水的δ值几乎恒定，保持在零值左右。古代海水的同位素组成稍低，但是与零值的偏差不超过1‰～2‰。很多火山成因的块状硫化物矿床(massive sulfide deposit)都是在的海底环境的较热海水中形成的。最近在洋中脊观察到的热液系统支持了这一观点，观察结果显示，流体的同位素组成相对于零值仅仅产生了极小的变化。在有关海水与大洋地壳的相互作用研究方面，取得比较理想成果是对火山口流体δ18O和δD值的研究(Shankds，1901)。
Bowers ＆ Taylor(1985)模拟了演化中的海水热液系统的同位素组成。在低温下，由于大洋地壳中的蚀变产物富集18O，因此流体的δ18O值相对于海水会降低。在250℃左右时，流体的同位素组成转变为海水初始值。在350℃时与玄武岩进一步反应，使得海水的δ18O值增至+2‰左右。由于矿物－水的分馏系数一般都小于0，因此在所有温度条件下，溶液的δD值都会稍微增加。在350℃时，溶液的δD值为+2.5‰。黑矿型(Kuroko)矿床是证明海水参与了矿床形成的最好例证(Ohmoto et al.，1983)。
(2)大气水(meteoric water)
高温大气水是很多矿床中成矿流体的主要成分，可在矿床沉积的最后阶段起关键作用，这在很多斑岩型和矽卡岩型矿床中都有报道。在北美的几个古近－新近纪矿床中观察到，同位素变化系统性地随纬度的变化而变化，因此，古大气水的组成也是随纬度的变化而变化的(Sheppard et al.，1971)。随着水－**相互作用的进行，成矿流体氧同位素组成由大气水的δ18O值向富18O方向变化。大气水可成为浅成低温热液金矿、脉矿床和交代矿床的主要的成矿流体。
(3)原生水(juvenile water)
原生水这一概念对早期矿床成因研究产生了极大影响。“原生水”和“岩浆水”有时候表示同一个意思，不过它们并非完全指同一种物质。原生水来源于地幔脱气，从未以地表水的形式存在过。岩浆水这一概念则并不涉及成因，是指一种使岩浆之间达到平衡的水。
很难确定人们是否真正取到过原生水样品。其中一种方式是通过分析源自地幔的含羟基矿物获得原生水的资料(Sheppard ＆ Epstein，1970)。这种方法得到的原生水的同位素组成预计为:δD=－60‰±20‰，δ18O=+6‰±1‰(Ohmoto，1986)。
(4)岩浆水(magmatic water)
尽管许多矿床与岩浆侵入作用密切相关，但争论最多的问题依然是，岩浆究竟为成矿流体贡献了多少水和金属元素。早期很多关于热液成因矿物的稳定同位素组成资料证实，大气水是成矿流体的主要贡献者(Taylor，1974)。近期的研究显示，岩浆流体普遍存在，但是其同位素组成特征可能已被后来的事件所掩盖，如大气水的混入(Rye，1993;Hedenquist ＆ Lowenstern，1994)。
岩浆水的δD值在脱气过程中逐渐变化，导致δD值和火成岩体中残余含水量之间形成正相关关系。因此，后来形成的含羟基矿物的同位素组成代表了脱气后的参与熔体，而非初始岩浆水的同位素组成。多数从长英质熔体中溶出水的δD值介于－60‰～－30‰之间，而相关火成岩则可能出现明显的D亏损。
通过计算所得的岩浆水的同位素组成而言，δ18O值一般介于+6‰～+10‰之间，δD值一般介于－50‰～－80‰之间。岩浆流体可在**过程中，通过与围岩进行同位素交换以及与围岩内产生的流体混合，其同位素组成发生改变。因此，一般很难确定测岩浆水组分是否参与了成矿作用。
(5)变质水(metamorphic water)
变质水指在变质过程中与变质岩有关的水。因此，变质水是一个描述性、不涉及成因的术语，可包括各种具有最原始来源的水。狭义地讲，变质水指在变质期间由矿物脱水形成的水。变质水的同位素组成变化非常大，取决于**的类型，以及流体/**相互作用的历史。较大范围的δ18O值(+5‰～－25‰)和δD值(－70‰～－20‰)一般都由变质水所致(Taylor，1974)。
(6)地层水(formation water)
孔隙流体D和18O含量的变化取决于初始流体的来源(海水、大气水)、温度，以及与流体关系密切的**的岩性。一般情况下，具有最低温度和盐度的地层水具有最低的δD和δ18O值，接近于大气水的值;具有最高盐度的卤水的同位素组成一般变化不大。目前尚不清楚，大气水是否为卤水的唯一水来源。卤水的最终同位素组成可能是大气水和沉积物反应的结果，也可能是沉积物中捕获的古海水和大气水混合的结果。
测井资料解释方法与技术
测井资料解释可分为定量、半定量和定性三种类型。前者主要由计算机来实现，而后者则主要通过人工分析来完成，两者起着相互补充、相互印证的作用。应当承认，先进的计算机解释技术是实现各种复杂地质分析和数值运算的有力手段，也需要指出，单纯的计算机数据处理，并不能完全解决测井解释面临的各种问题。这是因为测井所要解决的地质、工程问题，一般不能仅用单纯的地质-数学模型及相应的解释方程所描述。它既有数值运算，也包含着由多种经验法则组成的非数值运算。大量事实也证明，使用常规的计算机处理方式，只能为测井解释提供分析问题的手段，而不能最终提供综合解题的能力和自动决策的最佳答案。因此，在测井解释中，充分利用各种有用信息（包括地质、录井、测试和岩心分析资料），认真分析各种可能的情况，借助专家的知识和经验，对提高测井解释的地质效果是十分必要的。下面我们通过对一些地质问题的解决的阐述，说明测井解释的一般方法。
15.6.1 划分钻井地质剖面和识别储集层
测井资料是划分钻井地质剖面的可靠手段，它不仅可以准确确定不同性质岩层的顶底界面，而且可以判别岩性，确定储集层及其储集特性。下面讨论两种主要岩层剖面。
15.6.1.1 碎屑岩剖面
碎屑岩剖面的主要岩类是砂岩（各种粒级）、泥岩和它们的过渡岩类，有时也有砾岩及砂岩与砾岩的过渡岩类。利用目前常规的测井方法，可以较好地解决划分其岩性剖面和确定储集层问题。其中较有效的方法是自然电位、自然伽马和微电极测井，其他测井方法如电阻率和声波等也有重要的辅助作用。
通常，泥岩层都具有正的自然电位和较高的自然伽马读数，微电极系曲线读数最低且无幅度差。砂岩层的显示特征正好与此相反。砂岩岩性纯、孔渗性好，有较明显的自然电位负异常，自然伽马低读数以及微电极系曲线的正幅度差等特征，且井径曲线常表现为实测井径值小于钻头直径。据此，也不难将剖面上的砂岩储集层划分出来，并可进一步根据这些曲线特征的明显程度判断其渗透性的好坏。
剖面上的非渗透性致密岩层，如致密砂岩、砾岩等，其自然电位和自然伽马曲线特征与一般砂岩基本相同，但它们有明显高的电阻率值和低的声波时差读数，容易根据微电极系或球形聚焦曲线，再配合径向电阻率曲线和声波时差曲线将它们划分出来。
利用渗透性地层与非渗透性泥页岩和致密层之间的电性差异，可以划分出储层中的非渗透夹层，进而确定储层的有效厚度。岩层界面的划分，通常是用直观性较好的自然电位或自然伽玛曲线和分层能力较强的微电阻率曲线，同时参考径向电阻率曲线和孔隙度测井曲线来实现。如图15-11是碎屑岩剖面上主要岩性在常规测井曲线上的显示特征和用这些曲线划分岩层剖面及确定储集层的实例。
在实际工作中，我们也可能遇到与所述规律不相符合的一些特殊情况，如含放射性矿物的高伽马储层，含高矿化度地层水的低电阻率储层，以及由于泥浆滤液矿化度大于地层水矿化度而使储层的自然电位曲线表现为正异常等等，对此需根据有关资料做出具体分析。
15.6.1.2 碳酸盐岩剖面
碳酸盐岩剖面的主要岩类是石灰岩、白云岩，也有泥岩、部分硬石膏以及这些岩类的过渡岩。储集层主要是在致密、巨厚石灰岩或白云岩中的孔（洞）隙和裂缝发育带，因此与砂岩储集层不同之处是，它与周围围岩具有相同的岩性。
划分碳酸盐岩剖面的岩性可用常规的自然伽马、径向电阻率和孔隙度测井（声波、密度和中子）曲线。通常，泥岩层具有高伽马、低电阻率和高时差、低密度及高中子孔隙度等特征；致密的纯石灰岩、纯白云岩，具有低的自然伽马和电阻率值高达数千甚至上万欧姆·米的特征，且在孔隙度测井曲线上有较典型的特征值。如石灰岩：Δt=47.5μs/ft（1 ft=0.3048 m），ρb=2.71g/cm3，ΦN=0；白云岩：Δt=43.5μs/ft，ρb=2.87g/cm3，ΦN=0.04；硬石膏的典型特征是，自然伽马为剖面最低值，电阻率为最高值，且体积密度最大（ρb=2.98g/cm3），很容易加以识别。
碳酸盐岩剖面上的储集层，由于其孔隙或裂缝发育，泥浆滤液的侵入造成电阻率明显降低（低于围岩），成为区分碳酸盐岩储层与非储层的一个重要标志。电阻率降低的数值与裂缝的发育程度有关。通常可低达数百欧姆·米甚至数十欧姆·米。在孔隙度测井曲线上，储集层的显示特征也较明显，即相对于致密层有较高的时差值，较低密度值和较大的中子孔隙度读数。特别是当裂缝较发育时，声波曲线还常显示出较明显的周波跳跃特征。
在实际划分碳酸盐岩剖面上的储集层时，应首先寻找低电阻率地层；其次，利用自然伽马曲线的相对高值排除其中的泥质层。然后，根据径向电阻率曲线的差异和孔隙度测井曲线的显示特征圈定出储集层，并进一步判断其渗透性的好坏。如图15-12是碳酸盐岩剖面上主要岩性及储层的测井响应特征实例。
15.6.2 确定储集层参数
在前述的测井分析程序中，我们已经介绍了几种主要储集层参数（孔隙度、饱和度和渗透率等）的常规确定方法，这里仅就程序中未能涉及到的一些问题作进一步补充。
图15-11 碎屑岩剖面主要岩性及储层的测井响应特征实例
图15-12 碳酸盐岩剖面主要岩性及储层的测井响应特征实例
15.6.2.1 确定孔隙度
在用孔隙度测井资料确定储层孔隙度时，对于高、中、低孔隙度的地层剖面，使用三孔隙度系列，一般都有较强的求解能力。也广泛使用单一的声波测井方法计算孔隙度，因为它的探测深度较深，对井眼条件的敏感性较低，且受**中可能存在的重矿物的影响较小。若再用岩心分析数据对声波测井资料求得的孔隙度作进一步刻度，一般都能满足储层评价中定量计算孔隙度的要求。
也需要指出，**的声波速度不是仅与孔隙度有关，它还受岩性、压实程度、胶结程度、孔隙结构，以及孔隙流体性质等诸多因素的制约。因此，线性形式的威利时间平均公式常常不足以表达这种复杂的关系。1986年，法国道塔尔石油公司通过声波时差与孔隙度之间关系的研究，提出了“声波地层因素”概念，其表示式为
勘查技术工程学
或
勘查技术工程学
式中：Fac为声波地层因素；x为岩性指数，与岩性和孔隙结构有关。对于砂岩、石灰岩和白云岩，x的经验值分别为1.6，1.76和2.00。
由于式（15.6-1）与电阻率地层因素-孔隙度关系式十分相似，故有“声波地层因素公式”之称。将其表示成孔隙度的计算形式为
勘查技术工程学
在给出**的岩性指数和骨架声波时差之后，可由该式计算孔隙度。它的特点是不需要作声波压实校正，也不需要流体声波时差，因而避免了这两个参数引起的误差。该式不适用于天然气层。
对于天然气储层，特别是疏松的高孔隙砂岩含气层，当声波曲线出现周波跳跃时，将无法用声波曲线计算可靠的孔隙度值。此时可用中子、密度测井由下式近似估算气层孔隙度
勘查技术工程学
式中：φN、φD分别是中子、密度测井计算的孔隙度值（%）。
对于裂缝性储层，提出了一种利用电阻率测井资料计算裂缝孔隙度的方法。由于这类储层的总孔隙度由岩块孔隙度φb和裂缝孔隙度φf两部分构成，假定岩层浅部裂缝中有泥浆侵入而岩块孔隙及岩层深处的裂缝中无泥浆侵入，则根据并联电路原理和阿尔奇方程可导出计算裂缝孔隙度的方程为
勘查技术工程学
式中：Rm为泥浆电阻率；mf为裂缝的孔隙度指数，通常为1～1.3。
15.6.2.2 确定饱和度
目前，在常规测井解释中主要是利用电阻率测井资料，由阿尔奇方程计算油气储层的含水饱和度。尽管阿尔奇方程在应用中也暴露出了许多问题，但它仍是目前指导油气层测井解释的理论基础。实践表明，用好阿尔奇方程的关键，是根据**类型和**结构正确确定方程中的经验系数a、m、n和b，或根据对具体储层的研究，提出一些针对性强和更加适用的派生公式。下面列举几种评价泥质砂岩和碳酸盐岩油气层的几种派生饱和度公式。
（1）分散泥质砂岩油气层饱和度方程
勘查技术工程学
式中：q为分散泥质含量，它是分散泥质体积占**总孔隙体积之比，即q=VSH／Vφ，
勘查技术工程学
（2）层状泥质砂岩油气层饱和度方程
勘查技术工程学
式中：VSH为层状泥质砂岩的泥质含量；φ为层状泥质砂岩的有效孔隙度，它与纯砂岩部分的有效孔隙度φSD之间的关系为φ=φSD（1-VSH）。
（3）混合泥质砂岩油气层饱和度方程
勘查技术工程学
（4）裂缝性碳酸盐岩油气层饱和度方程
岩块含水饱和度由下式计算
勘查技术工程学
式中：Rtb为岩块电阻率；mb和nb分别是岩块孔隙度指数和饱和度指数；Rtb为岩块真电阻率，可由下式确定
勘查技术工程学
mf为裂缝的孔隙度指数。
裂缝含水饱和度目前还很难根据测井资料直接确定，它与裂缝壁的束缚水厚度hbW成正比，而与裂缝宽度b成反比。通常认为，只要裂缝宽度大于10μm，裂缝含水饱和度将小于5%。因此，一般情况下，裂缝性油气层的裂缝含油气饱和度特别高。
裂缝性油气层的总含水饱和度SWt等于裂缝含水饱和度与岩块含水饱和度的算术加权和。若用Vf表示裂缝孔隙度占**总孔隙度的是百分数（称为裂缝分布指数），则
勘查技术工程学
另外，也可用电阻率测井资料计算，即
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式中m和n为总孔隙度指数和总含水饱和度指数，RTC为裂隙性地层的真电阻率。
15.6.2.3 确定渗透率
确定储集**的渗透率是测井解释的一个难题，主要原因是影响**渗透率的因素较多，随机性较强，加之目前还缺乏能直接反映**渗透率的测井手段。因而，现有的方法基本上都是通过统计分析建立由测井计算的孔隙度、束缚水饱和度与岩心分析渗透率之间的经验关系式。局限性较大，很难达到地质分析所要求的精度。
应用核磁共振测井资料计算储层渗透率是目前较有效的方法。岩心实验分析得出的计算渗透率的两个主要经验公式是
SDR方程
勘查技术工程学
Timur方程
勘查技术工程学
式中：φNMR为核磁测井求得的孔隙度；φF和φB分别是自由流体和束缚水孔隙度；T2log为T2的对数平均，C、a1、a2、b1和b2为经验系数。对于砂岩地层，通常取a1=4，a2=2，b1=1，b2=2。系数C1和C2对于不同地区或层段可能不一样，可通过实验分析确定。一般情况下（砂岩），C1=4，C2=10。
**，地球的骨架
**是地球母亲的骨架，支撑着秀丽的山川，支撑着树林草地，支撑着高楼大厦，支撑着世界万物……这含有90多种化学元素的**，也是地球向我们提供金银铜铁等有用元素的百宝箱。
那么，这个百宝箱中，到底有哪些宝贝呢？宝贝真的不少，足有上百种，甚至更多呢！
让我们先来数一数这地球大骨架中能让人感到惊喜的宝贝吧！
“狗头金”你可能听说过吧？有人爬上连绵起伏的崇山峻岭，想找点什么奇珍异石玩玩，忽然在河旁的碎石块中发现一个闪光的东西，扒出来举到眼前一看，竟然像个小狗的模样，虽然不大，只有寸把长，却挺沉实，啊！金光闪闪，是块金子吧？对！这就是“狗头金”！报纸上曾经报道过：在青海、在四川、在某些省区都曾经发现过。
狗头金
地质学家说，“狗头金”是纯度很高的金矿石。**中含金（Au）元素超过3克/吨时就算金矿石了；如果超过10克/吨就算是富矿了。这每吨中含有多少克Au叫做金矿石的品位。当然含的Au越多，品位就越高。而“狗头金”的品位已相当于n×1000克/吨，由此可见，这块“狗头金”，可真是一笔不小的财富啊！
常林钻石
“钻石”被人们称为宝石之王，这是妇孺皆知的。“钻石”就是金刚石，你也知道吧？钻石，放在哪里，都是高价物品，英国女王用它镶嵌在桂冠上来显示高贵，可是，这金刚石却是普通的非金属碳（C）元素构成的，最早发现的金刚石是产在一种叫金伯利岩的**中。
前些年报纸上曾经报道过：山东常林地区一个农村女孩，在田野里捡到一块不大的石头竟是金刚石，后来被称作“常林钻石”，她因此获得了一笔为数可观的奖金。
“赏他几吊银子。”，“你真称（读音chen衬）银子！”……这是古代、现代人们常用的语言。银（Ag）是我国最早用来制作钱币的材料，也是古今人们做首饰以及工业应用的重要原料。
含Ag元素的**，只要达到30克/吨的时候，就可算作银矿石了；若能高达100克/吨就可算是富矿了。“银”仍属于贵金属中的重要成员之一。
“蓝宝石”、“***”、“猫眼石”、“京白玉”、“孔雀石”、“翡翠”、“玛瑙”、“水晶”、“彩石”、“寿山石”……这些数不过来的宝石和玉石，五光十色、光彩照人、美丽无比，有的甚至价值连城、万分诱人。
**中相当多的元素，几乎是现代人的衣、食、住、行、用等每天都离不开的东西，有些是人们熟知的，有些是你接触过或利用过但是还不熟悉的，在此，为了让你了解一下，分成六大类摆出来浏览一下吧！
激光拉曼光谱仪
第一类：贵金属元素——包括金、银、铂、钯、铑、铱、钌、锇等。
第二类：黑色金属元素——包括铁、锰、铬、钒、钛等。
第三类：有色金属元素——包括铜、铝、铅、锌、镍、钴、钨、锡、钼、锑、铋、汞等。
第四类：稀有**分散元素——包括铍、锂、铌、钽、铷、铯、锆、铪、锶、铱、钇、铽、铈、镧、镨、钕、钐、铕、锗、镓、铟、铊、铼、镉、钪、硒、碲等。
北京怀柔崎峰茶金矿选冶厂
第五类：非金属矿产——包括化工、化肥非金属矿产，如磷、硫、钾、硼、盐、芒硝、重晶石等；冶金辅助原料非金属矿产，如菱镁矿、萤石、耐火粘土等；建材非金属矿产，如水泥石灰岩、玻璃硅质原料、石膏、大理石、花岗石、石墨、滑石、石棉、高岭土、硅藻土、膨润土、硅灰石等；宝石和工艺美术非金属矿产，如金刚石、宝石、玉石、水晶等。
祖国镍都——甘肃金昌市
第六类：能源矿产——包括煤、石油、天然气、铀、地热、天然气水合物等。
影响地震波速度的主要因素有哪些
影响地震波在岩层中传播速度的地质因素有很多，主要有：
**本身的弹性性质：包括杨氏弹性模量、拉梅常数、泊松比、体变模量等。这些因素与**的成分和**形成时经历的热力作用、压实作用程度相关。
**的岩性：岩浆岩、沉积岩和变质岩当中地震波波速不同，主要与岩性有关，而这一因素根本上是与成岩环境相关的，一般来说，岩浆岩当中的地震波波速较高，深变质岩中地震波波速也较大。
**的密度：**的密度主要与**所经历的压缩作用有关，密度大的**波阻抗一般比较大，其中的地震波波速一般较高。
**的埋藏深度：**埋深增大，压缩比较强烈（对于沉积岩来说，埋深增大则压实作用增强），波速也增大。浅部的**随着埋深增大，地震波速度梯度增大，但是深部的**则没有那么大的地震波速度梯度。
**的构造历史与地质年代：**的构造历史对**中地震波传播是有影响的，强烈褶皱的地区，**中的地震波速度增大，构造抬升而遭到风化破碎的**，地震波速度较小。地质年代老的**一般具有比年轻**更大的地震波速度。
**的孔隙度、流体速度和流体饱和度：由威里时间公式可以知道，**孔隙度越大，密度越小，波速变小，**当中流体速度增大，地震波速度增大，**当中的流体饱和度越大，剪切波的速度越小。
压力：上覆岩层压力增大，孔隙压力不变，地震波增加，孔隙压力增加而上覆岩层压力不变，则地震波速度减小。
**的结构：**的胶结程度越高，通常地震波速度越大。**越疏松，孔隙度越高，波速越小。
其他因素还有温度和地震波频率等。
如何根据岩性组合沉积岩原生构造初步分析地层的形成环境
如何根据岩性组合沉积岩原生构造初步分析地层的形成环境
划分原则
**地层单位是依据宏观岩性特征和相对地层位置划分的**地层体。它可以是一种或几种**类型的联合。整体岩性一致(岩性均一、或规律的、复杂多变的岩类与岩性的组合)，野外易于识别划分。它是客观地质实体，而不能用成因或形成年代来划分。
折叠划分单位
正式**地层单位:是按地层层序，统一的规则划分、定义并正式命名的群、组、段、层等。
非正式的地层单位:未按统一规则划分和正式命名的段、层、礁体、透镜体等。
群(Group):一般由纵向上相邻两个或两个以上具有共同岩性特征的组联合而成，是比组高一级的**地层单位。群的上，下界限往往为明显的沉积间断面(假整合和角度不整合)。群内不能有明显的沉积间断或不整合存在。群的命名为具有代表性的地名命名。群的符号是在界、系、统的符号后边加两个汉语拼音的字母，群名拼音用第一个字母和最接近的声母。
组(Formation):是**地层的基本单位，是划分适度的地区性或区域性**地层单位。组在总体岩性上一致并具可填图性(1∶5万图)。组的**组合可由一种**构成，或者以一种主要的**为主，夹有重复出现的夹层，或者由两三种**交替出现所构成，还能以很复杂的**组分为一个组的特征，而与其他比较单纯的组相区别(全国地层委员会、1981)。组的界线应为清楚、稳定的特殊岩性变化面或特殊结构构造标志层为界线划分。组内不应存在长期地层间断。组名一律用地名加"组"命名，但如果一个组岩性单一，也可以用地名加**名命名。组的符号，采用在系或统的后边加汉语拼音头一个字母，用小写斜体字表示。
段(Member):是低于组、高于层的**地层单位，正式命名的段需具有与组内相邻岩层明显不同的岩性特征，并分布范围广，代表组内具有明显岩性特征的一段地层。段可用地名加"段"来命名，也可用**名称加"段"命名，如白山段、砂岩段等。
层(Bed):是最小的**地层单位，指岩性、成分、生物组合等具有明显特征，显著区别于相邻岩层的单层或复层。层的厚度可为数厘米至十余米，在侧向上多横穿不同组或段，而名称不变。具有区域性地层划分对比标志的层才正式命名，常作为非正式**地层单位使用。
非正式地层单位，主要是为了突出其特殊性，用以补充说明正式单位的特征，如特殊成分层，特殊颜色层、特殊形态层、特殊成因层、特殊异常层等。当给予非正式**地层单位地理专名时，不能与"组"、"段"、"层"等术语连用，以区别正式地层单位。
折叠编辑本段生物地层
生物地层单位是根据化石类型、分布、化石特征划分，并区别于相邻地层的客观地质实体。生物(地层)带是常用的生物地层单位，它是根据不同的生物内容和生物特征分带。常用组合带、延限带、顶峰带(全国地层委员会、1981)。
(一)组合带(群集带):是以所有化石类型(群类联合)某一种或几种类型构成的一个自然共生或埋葬为依据划分，与相邻地层有明显区别的具有生物地层特征的地层体。带的界线可划在标志该单位特征存在的生物面上。带的名称由2-3个最特征的分类单位名称联合单位术语组成，如C.Petrovi-V.fuheensts组合带。
(二)顶峰带:是根据某些生物分类单位的发育顶峰或极大发育，但不是根据它们总延续时限划分的地层体。发育顶峰可以是一种化石非常丰富，或一个属的种十分繁多。该带以最发育分类单位命名，以明显富集部位的顶底作为顶峰带的界线。
(三)延限带:是依据地层中所含化石一个或数个选定的分类单位的垂向和侧向分布范围划分的地层单位。其带的界线是选定的生物分类单位已知的首现和末现生物面
折叠编辑本段年代地层
年代地层划分的目的是解释地层序列的年代关系，将地层精确地确定到区域性阶，按界、系、统、阶等级划分地层。年代地层法，主要用生物地层进行对比;同位素测年(常用于哑地层，火山岩中沉积岩夹层及变质岩区地层);磁性地层极性单位和地球化学异常层的研究;对组的穿时性特征进行研究。
磁性地层
(一)根据地层磁性特征的变化，划分成磁性地层单位。在地层的原始序列中，以磁极性的一致而统一在一起，以区别相邻岩层的单位，称极性带。
(二)极性带的划分是以地磁场的极性改变所引起的岩层天然剩余磁性方向变化为基础。磁极性渐变转换的地层间隔称为"极性转换带";标志磁极性改变的面或薄层称"极性倒转面"。极性带的划分是依据带中极性变化形式而分为:
1.由整体具同一磁化方向的地层组成;
2.由正、负极性复杂变化的单位组成;
3.由一种磁化方向为主、间有次级反向极性单位岩层组成。
极性带分级:极性超带极性带极性亚带
对应地质年代:极性超时极性时极性亚时
曾母盆地西部典型构造沉降史研究
白志琳 高红芳 王后金 郭依群
（广州海洋地质调查局，广州，510760）
第一作者简介：白志琳，女，1954年生，1979年毕业于长春地质学院物探专业，教授级高级工程师，广州海洋地质调查局海洋地质矿产调查所所长，长期从事海洋地质调查与研究工作。
摘要 南沙海域新生代发生的多次构造运动既是盆地形成的主要原因，也是控制局部构造形成和发育的主要成因。本文以南沙海域曾母盆地典型构造为研究目标，分析了局部构造的沉降-剥蚀史，进一步了解了前陆盆地局部构造沉降的特点，以及在区域动力场背景上局部构造的演化特征。在研究中采用构造高点和相邻凹陷模拟井的单井沉降史对比的方法，分析了局部构造在沉降过程中的各阶段主导因素。
关键词 曾母盆地 典型构造 沉积埋藏史 构造沉降史 沉积剥蚀史
1 前言
曾母盆地位于南海南部的南沙海域，其主体坐落在巽他**架，部分向北延伸到陆坡区，是南沙海域规模最大的新生代沉积盆地。曾母盆地是一个被走滑断裂复杂化的周缘剪切—前陆叠置型盆地，其构造应力场复杂多变。特殊的构造背景与沉积环境，导致了盆地的局部构造十分发育（图1）。椐地球物理资料分析，曾母盆地的局部构造多与断层相伴生，形态、规模以及分布规律与断层密切相关，断层对局部构造的形成和发育起到促进或制约的作用。
不同成因的盆地所发育的局部构造应具有不同的特征，尤其是在地质演化过程中，在不同时期，不同应力场作用下形成的构造均凸现了各种各样的特征或特点。曾母盆地是典型的前陆叠合盆地，而南乐23构造、阳明9构造和南屏8构造是位于在盆地不同部位的局部构造。本文拟重点分析三个典型构造的地质演化史，以剖析前陆盆地构造的演化特点。
2 典型构造特征
2.1 阳明9构造
阳明9构造位于盆地南部的塔陶垒堑上，是一个典型的断鼻构造。该构造形态较简单，构造的发育受一条生长断层控制（图2），该断层规模较大，在上新世—第四纪仍有微弱活动。上升盘地层可见牵引现象，下降盘的上始新统—渐新统呈半背斜形态，往上构造幅度逐渐变小。在平面上该构造呈NW向展布，地层上倾方向被断层封闭。仅T3、T4和T5反射界面有圈闭显示，各层圈闭只有一个高点，垂向上基本叠合。
图1 曾母盆地构造区划和局部构造分布图
Fig.1 The tectonic subdivision and the distribution of local structure in Zengmu Basin
图2 阳明9构造剖面图
Fig.2 The seismic cross-section of YangMing9local structure
2.2 南乐23构造
南乐23构造位于康西坳陷西部，是一个被断层复杂化的披覆背斜构造。地震剖面（图3）显示该构造整体呈宽缓的背斜形态，轴面近于直立，核部沉积较薄，由核部向两翼地层逐渐加厚，倾角变缓。构造主体发育两组倾向相背的正断层，这些断层形成于中中新世，大多在晚中新世停止活动。断裂活动使构造幅度进一步加大，并且由于两侧断层活动强度的差异，导致背斜两翼不对称。构造顶部发育一生物礁体，呈丘状反射，底部反射清楚。该构造沿NW向展布，在五个反射界面均形成圈闭，从下往上，圈闭面积呈逐渐减少的趋势。在平面上各层圈闭形成1～2个高点，垂向上叠合较好，显示了继承性发育的特点。该构造发育于基岩隆起上，其形成与沉积压实作用有关。后虽被断层改造，但构造未遭破坏，形态较完整。
图3 南乐23构造剖面图
Fig.3 The seismic cross-section of NanLe23local structure
2.3 南屏8构造
南屏8构造位于康西坳陷中部，是一个被断层复杂化的断背斜构造。
地震剖面（图4）显示构造部位的不同时期、不同倾向以及不同活动强度的断层非常发育，地层被多条倾向相背的正断层夹持，褶皱隆起明显。断层的活动大致分为三期：渐新世、晚中新世和上新世—第四纪。早期的断裂活动奠定了断块构造的雏形，早－中新世时地层在应力作用下褶皱变形，呈背斜形态，晚中新世断层的活动促使构造进一步发育，构造幅度显著增加，上新世—第四纪断裂活动强度减弱，对构造无明显影响。该构造呈NW向展布，各反射界面均有圈闭显示。除T2、 外，各层圈闭均有两个或两个以上的高点，明显受断层控制。
图4 南屏8构造剖面图
Fig.4 The seismic cross-section of NanPing8local structure
3 构造沉降史
构造沉降是由于地壳自身动力产生的主动沉降过程。非构造沉降是指沉积负荷、古水深及海平面升降等因素引起的沉降。南海发生的多次区域性沉降、抬升构造活动既是形成盆地也是控制局部构造形成和发育的主要成因，在本次的研究中采用通过构造高点和相邻凹陷模拟井的单井沉降史对比，以基底面为基准，研究构造部位沉降量的变化，以该部位的地层埋藏史、构造沉降史和沉降速率变化规律，分析构造在沉降过程中的各阶段主导因素。
3.1 阳明9构造（图5）
位于盆地南部的构造带上，构造高点和相邻凹陷单井模拟沉降史分析结果表明该构造经历了三个沉降阶段。
3.1.1 晚始新世—渐新世
成盆初期阶段，构造部位的沉积厚度约600km，该时期的总沉降速率为25m/Ma，构造沉降速率占50%，是构造与非构造因素综合影响的结果。构造区南部相邻凹陷的沉积厚度达3.2km，总沉降速率为180m/Ma，构造沉降速率为80m/Ma，以沉积负载作用为主，非构造因素的影响较大。
3.1.2 早中新世—中中新世
这是构造沉降最快也是地层最为发育的阶段。构造部位披覆沉积约3km，早中新世地层厚约0.9km，中中新世地层厚1.5km，该时期的最大沉降速率由上阶段25m/Ma急剧加大到160～220m/Ma，构造沉降速率随着总沉降速率的变化而增大到80～90m/Ma。造成大幅度沉降的原因是综合因素共同所致。相邻凹陷早中新世沉积厚约3.1km，中中新世沉积厚约2.3km。在该时期出现小幅度升降活动，最大沉降速率由180m/Ma急剧增大至450m/Ma，之后略有减小，为420m/Ma，其中构造沉降速率由80m/Ma加大为160m/Ma，随之减小为130m/Ma，该时期以非构造因素为主。
图5 曾母盆地阳明9构造单井沉降史图（ZM320）
Fig.5 The subsidence history of YangMing9local structure in Zengmu Basin（zm320）
3.1.3 晚中新世—第四纪
晚中新世构造部位最大沉降速率由前阶段220m/Ma锐减至60m/Ma，之后随着区域沉降开始，再次加大沉降速率达100m/Ma，构造沉降速率由20m/Ma增加到60m/Ma，表明构造因素影响逐渐加大。相邻凹陷在这一阶段沉积量小，沉降速率低，构造因素影响较小，呈稳定状态。
阳明9构造是基岩古隆起上形成的构造。构造区在初期和晚期随区域沉降活动而相应沉降，渐新世—中中新世是该构造剧烈沉降的阶段。引起沉降的主要动力是每个时期都具有一定厚度的沉积负荷，加之各时期区域构造运动产生的动力。构造区的早期沉降作用主要发生在南部地区，沉降幅度相对较小。晚期在北部地区发生的沉降活动强度明显大于南部地区，且构造南部的相对抬升也表明了曾母盆地的沉降中心由南部逐渐转向北部。
3.2 南乐23构造（图6）
位于曾母盆地西北部，构造高点和相邻坳陷的沉降史反映两处经历了不同的沉降过程，总体活动趋势也可分为三个阶段。
3.2.1 晚始新世—早中新世
该时期基底以上的地层为稳定沉积，各时期地层的埋藏曲线显示持续稳定，总沉降速率稳定在100～150m/Ma，其中构造沉降速率基本稳定在50m/Ma上下，非构造因素的变化影响总的沉降作用。相邻坳陷的地层埋藏史持续稳定，总沉降速率由25m/Ma逐渐增加到480m/Ma，其中构造沉降速率稳定在120～140m/Ma之间，总沉降量为8km，构造沉降量为3.6km，构造动力因素较小，沉积负载作用影响较大。
3.2.2 中中新世—晚中新世
图6 曾母盆地南乐23构造单井沉降史图（ZM200）
Fig.6 The subsidence history of NanLe23local structure in Zengmu Basin（zm200）
该阶段埋藏史曲线变化不大，构造部位总沉降量3.8km，构造沉降量为1.8km，总沉降速率由前期150m/Ma减到30m/Ma，构造影响小于沉积负载。相邻坳陷的埋藏史曲线变化稳定，总沉降量为10km，构造沉降量4km，总沉降速率加大为320m/Ma，构造沉降速率为100m/Ma，这个时期的主要动力因素还是以沉积负载作用为主。
3.2.3 晚中新世—第四纪
该时期的构造部位进入快速沉积阶段，总的沉降速率达到460m/Ma，构造沉降速率为180m/Ma，总沉降量达到6.2km，其中构造沉降量为2.8km，该阶段的沉降动力以沉积负荷为主。相邻凹陷的总沉降速率此时也达到460m/Ma，构造沉降速率为160m/Ma，总沉降量达12.8km，构造沉降量为4.5km。
该构造的沉降史表明在曾母盆地西北部的沉降过程具有以下的规律。
构造区经历了早、晚两个较长时间的沉降阶段。早期的沉降阶段时间长，沉降稳定；晚期的沉降阶段时期短，沉降快速。两个沉降阶段之间曾经历一次沉降间断或隆升剥蚀阶段。影响该构造沉降的主要动力是沉积负载和全球海平面变化等综合因素，构造动力在不同阶段有不同的贡献，相对沉积因素的影响较小。古水深的影响甚微。构造高点与相邻坳陷的沉降活动强度不等，但动力因素以及变化规律相似，表明在同一个应力场作用下的效果，只是因异地而有所差别。在两次沉降之间发生构造部位总沉降速率急剧减小，表明当时该部位大幅度抬升，是局部构造的主要形成期。
3.3 南屏8构造（图7）
位于曾母盆地康西坳陷中部的正向构造带上，是典型的凹间隆构造。构造高点及南北相邻两个凹陷的沉降史曲线的总趋势均呈均衡沉降，各时期地层稳定发育。沉降历史也存在阶段性，且不同部位有所不同，大致可分为三个阶段。
图7 曾母盆地南屏8构造单井沉降史图（ZM272）
Fig.7The subsidence history of NanPing8local structure in Zengmu Basin（zm272）
3.3.1 晚始新世—渐新世
沉降史曲线表明该时期构造高点及相邻凹陷沉降稳定，高点处的总沉降速率为170m/Ma，凹陷的总沉降速率为240m/Ma。其中高点和凹陷的构造沉降量、构造速率均为总沉降量和总沉降速率的一半，说明构造区在成盆初期的区域应力场作用下整体逐渐沉降。
3.3.2 早中新世—晚中新世
早中新世初，构造高点总沉降量由3km增加到7km，构造沉隆量由1.6km增加到3km。总沉降速率在早中新世期间达到300m/Ma，到晚中新世逐渐降低至210m/Ma，构造沉降速率由110m/Ma降为60m/Ma。该阶段的特点是沉积速率相对提高、沉降速率降低。
构造以北的凹陷以最大沉降速率为460m/Ma持续沉降到中中新世，随之减小为300m/Ma。其中构造沉降速率由160m/Ma逐渐减小至80m/Ma，总沉降量达到3～10km，构造沉降量为2～4km。构造以南的凹陷在中中新世沉降速率达到600m/Ma，至上新世降为280m/Ma，构造沉降速率由180m/Ma降为100m/Ma，总沉降量由4km增加到12.5km，构造沉降量由2km加大至4.8km。
3.3.3 上新世一第四纪
构造区发生沉降，最大沉降速率达340m/Ma，其中构造沉降速率为120m/Ma，总沉降量为9km，构造沉降量为3.5km。南凹的沉降速率持续不变，北凹也发生了大幅度沉降活动，最大沉降速率由350m/Ma增大为740m/Ma，构造沉降速率240m/Ma。最大沉降量达14km，其中构造沉降量为5km。
南屏8构造发育在曾母盆地的沉积中心部位——康西坳陷，形成初期与相邻凹陷均为均衡沉降。渐新世—晚中新世期间，康西坳陷整体下沉，成为曾母盆地的沉降沉积中心，构造高点部位最大沉降量达到7km，构造以南的相邻凹陷最大沉降量12.5km，以北的凹陷最大沉降量10km。该时期在构造周围发生不均衡沉降活动，南部成为该时期的沉降沉积中心。上新世一第四纪期间，随着区域性整体沉降，盆地沉降中心向北迁移，北部凹陷大幅度沉降，成为新的沉降沉积中心。构造高点部位也随之发生较大幅度的沉降活动。构造的南凹均速缓慢沉降，在沉积压实作用下逐渐呈抬升之势。在三个沉降阶段中，早期是构造因素与沉积因素共同作用的结果，中晚期引起沉降的原因主要是沉积负荷和全球海平面变化以及其他因素的综合作用。在沉降全过程中，古水深影响不明显。
4 沉积剥蚀史
沉积与剥蚀过程是沉积盆地分析的基本内容之一，也是石油地质勘探首要解决的问题之一。它决定生、储、盖层在空间上的分布，决定勘探对象的含油气远景。很多地质工作者为解决这一问题作了多方面的努力，主要方法有：地层对比法、沉积速率法、测井曲线法、成熟度剖面法、密度法、波动分析法等。
图8 地层横剖面对比求剥蚀厚度
Fig.8 The profile of calculating erosion thickness by contrast method
南沙海域的地质构造演化历史复杂，大量的地球物理资料反映了各沉积盆地在发育发展的过程中，都经历了多次的抬升和沉降，存在着普遍的地层被不同程度剥蚀的现象，尤其在局部构造顶部，各种不整合接触关系即是构造被抬升、剥蚀、夷平的痕迹。但隆升与剥蚀量分析是古构造恢复的难点，尽管恢复的方法很多，由于资料欠缺未能满足研究需要，仅分析了构造经历的剥蚀期次，利用自然延伸（相当于地层趋势法）法对构造高点的剥蚀量进行粗略的估算（图8）。
分析重点构造沉降曲线和平衡剖面提供的信息，认为在这几个主要盆地范围内发生过三期规模较大的隆升－剥蚀或沉积间断过程，期间的各盆地局部构造被剥蚀的程度和时间有所不同。
第一期次：渐新世期间（T4），是由于南海**海盆海底扩张引起的一次区域性抬升。曾母盆地在经历第一次区域隆升时，发育在西部斜坡一带的局部构造受到影响随之隆升，而发育在中部的局部构造没有明显反映。
第二期次：中中新世末（T3），是由于南沙海域在该时期构造运动十分活跃，区域应力场的性质和作用方向的转换，引起了在区域均衡沉降背景下发生的隆升剥蚀过程。曾母盆地中部的局部构造在此期间发生了隆升和剥蚀（或沉积间断）过程，西部的构造也遭受了剥蚀。
第三期次：晚中新世末（T2），是在张性应力场的控制下，强烈的差异沉降作用引起局部的挤压和隆升而导致的剥蚀，也有一些构造区因为长期处在高部位而继续接受剥蚀，或者是因为长期隆起而形成了沉积间断。这个时期盆地的大部分局部构造都被侵蚀，只是剥蚀量比前两期明显减小。
综合各个部位重点构造沉降史的活动规律，局部构造遭受剥蚀的时序从西往东逐渐变新，这与区域上构造运动的活动期次相符合。从地层变形和构造顶部被削蚀的程度，认为第二期次是在南沙海域东南部一带影响最大、剥蚀量最大的一次隆升－剥蚀期。
5 典型构造沉降特点
曾母盆地具有早期周缘前陆性质和后期走滑性质，是叠合的复合型盆地。前陆盆地的沉降曲线特征往往是初始斜率平缓，显示沉降速率较慢，而后斜率陡然增大，表明沉降速率急剧增加，随着距离造山带越远，下沉幅度越小，沉降中心和边缘尖灭体向克拉通方向迁移。因为前陆盆地为构造负荷引起的挠曲沉降，其沉降曲线主体为迅速下沉。局部构造的沉降曲线反映了这种特征，而且体现了由于构造冲断作用的多次性，常以斜率较大和相对较小的两段式交替的形式出现。前陆盆地的埋藏史曲线一般呈上凹型，每个上凸点代表了一次沉降阶段的开始，也表明沉降速率由此开始加速。
分布在盆地不同部位的局部构造的沉降史曲线均具有典型的前陆盆地沉降特征，且沉降规律具有一定的相似性。曾母盆地局部构造埋藏史曲线在23.3Ma和5.2Ma出现两个特征明显上凸点：早/晚渐新世的分界面（T4）、中中新世/上新世的分界面（T2），表明局部构造与盆地共同经历的两次区域性的沉降变形阶段。在10.4Ma，即中中新世/晚中新世的分界面（T3）出现特征不太明显的下凸点，表明在该时期随着盆地的隆升，经历了一个沉积间断期。在大的沉降阶段期间出现不太明显的凹凸变化反映了局部沉降活动的变化。
晚始新世—早渐新世时，盆地内的各构造部位沉降缓慢，沉降速率与沉积速率大致相等，与成盆初期前陆坳陷沉降阶段的特点相符。从晚渐新世开始，直至中中新世，盆地出现了不均衡沉降，分布在不同部位的局部构造以不同的沉降速率开始活动，表现为南部发育的局部构造在这个阶段快速沉降，沉降速率大于沉积速率。西北部的构造保持原有的速率持续沉降，沉降速率与沉积速率大致相等。中部的构造在此期间出现了短时期的沉降—抬升过程。晚中新世末至上新世初，由于廷贾断裂再次走滑活动引起盆地的差异沉降，盆地沉积中心迅速北移，从而导致了南部的构造部位急剧抬升，西北部和中部的构造经短期抬升之后快速沉降、沉降幅度增大。此时，西北部的构造部位沉降速率和沉积速率相等，而南部和中部的构造部位沉降速率均大于沉积速率，这是盆地的沉降中心和沉积中心向克拉通方向迁移的过程中直接加剧的沉降速率，形成局部构造在南部不断抬升、北部快速下降、西部相对均衡沉降的沉降格局。
主要参考文献及资料
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龚铭等.2001.南沙海域构造特征与盆地演化.武汉：中国地质大学出版社
吴进民等.1994.中国南海西南部大气田勘探方向研究.地矿部广州海洋地质调查局研究所（内部资料）
吴奇之等.1997.中国油气盆地构造演化与油气**.北京：石油工业出版社
The Study of Subsiding History of Local Structures in the West of Zengmu Basin，South China Sea
Bai Zhilin，Gao Hongfang，Wang Houjin，Guo Yiqun
（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760）
Abstract:There are several construct movements at the southern part of South China Sea that are the main reason of basin formation and Local Structures forming and developing.The studying goal of this article is keystone local structures in the west of Zengmu Basin.The writers analyze the history of subsiding-erosion about local structures，find out the subsiding characteristic of local structures on foreland basins，and realize their evolution feature.Contrast method of subsiding history of single well at the top of local structures and adjoining depression is adapted to research the subsiding dominant factors of each stage at the course of studying.
Key Words:Zengmu Basin Typical Structures Subsiding-burial history Structural Subsiding history Subsiding-erosion history