陆相盆地体系域模式

层序及体系域模式~

上述讨论表明：陆相断陷盆地存在着同生断裂坡折带、弯折带两种基本的坡折带类型，它们控制着层序及体系域的发育。
3.1.2.1 层序二分体系域
以研究较为详细的渤海湾盆地的惠民凹陷古近系沙三段发育的层序为例研究其二分体系域构成特征。
运用层序地层研究方法，以钻/测井、地震资料为基础，在沙三段可识别出九个具有时间意义的层序界面，自下而上分别为：SB1、SB2、SB3、SB4、SB5；基准面上升到下降的转换面（最大湖泛面）自下而上分别为：F1、F2、F3、F4。

图3.1 构造坡折带样式

（据林畅松等，2000）
A—帚状构造坡折带；B—陡坡断阶状构造坡折带；C—缓坡断阶状构造坡折带；D—交叉状构造坡折带

图3.2 陆相盆地弯折带样式

该类层序水平面没有下降到坡折带以下，底界面在地震剖面上较难识别，主要表现为上超面，但在测井上容易识别，为沉积作用的转换面（图3.3）。从下往上可识别出两个小层序组构成的体系域，其特点表现在：①退积小层序组——湖扩展体系域，在坡折带之下为一套稳定的深湖相泥岩、油页岩，在坡折带之上陡坡带发育近源水下扇、粗砾滨浅湖相沉积；在缓坡带发育细粒滨浅湖、生物灰岩或废弃型三角洲沉积，地震剖面上呈现超覆现象。②进积小层序组——湖萎缩体系域，地层厚度较上两者为厚，砂层数目及厚度向上增多、增厚，其中冲积体系面积不断扩大，湖泊体系面积不断缩小。扇三角洲、三角洲沉积向湖盆迁移，前缘可形成滨浅湖、半深湖并夹水下重力流沉积，地震剖面上有时可见前积结构。

图3.3 渤海湾盆地惠民凹陷古近系沙三段层序及体系域划分

3.1.2.2 层序三分体系域
以研究较为详细的渤海湾盆地的南堡凹陷古近系东营组发育的层序为例研究其三分体系域构成特征。
运用层序地层、特别是高分辨率层序地层研究方法，以钻/测井、地震资料为基础，在东营组可识别出四个具有时间意义的层序界面，自下而上分别为：SB1、SB2、SB3、SB4；基准面上升到下降的转换面（最大湖泛面）自下而上分别为：F1、F2、F3。
该类层序水平面下降到断裂坡折带以下，在地震剖面上容易识别，其层序界面附近可见到明显的削截现象。层序的发育受同生断裂坡折带的控制，从下往上可识别出三个小层序组构成的体系域（图3.4），其特点表现在：①坡折带之下则发育加积-小型进积小层序组——低位体系域，地层厚度较薄，是在下伏层序进积型小层组基础上发育的，以小型扇三角洲、水下扇或浊积扇沉积为主，其中扇三角洲辫状河道很发育，地震剖面上偶见小型前积结构。②退积小层序组——湖扩展体系域，地层厚度相对较薄，砂岩层数及厚度向上减少、减薄，在坡折带之下为一套稳定的深湖相泥岩、油页岩，在坡折带之上发育近源水下扇、粗砾滨浅湖沉积；在缓坡带发育细粒滨浅湖、生物灰岩或废弃型三角洲沉积，地震剖面上呈现超覆现象。③进积小层序组——湖萎缩体系域，地层厚度较上两者为厚，砂层数目及厚度向上增多、增厚，其中冲积体系面积不断扩大。湖泊体系面积不断缩小。扇三角洲、三角洲沉积向湖盆迁移，前缘可形成滨浅湖、半深湖并夹水下重力流沉积，地震剖面上有时可见前积结构。
由此可见，可总结出湖平面变化的完整旋回与不完整旋回两种基本情况（图3.5）。在完整旋回中（图3.5A），层序从低位域开始，随后是湖扩展体系域（曲线左翼），达到波峰稳定一段时间，水平面开始下降为湖萎缩体系域，当下降到波谷时形成I型层序界面，进而进入下一个层序，仍以低位开始。在不完整旋回中（图3.5B），水平面没有下降到波谷，从而形成Ⅱ型层序界面，随之产生湖侵，以湖扩展体系域开始了下一个层序，以湖萎缩体系域结束。
所以说，一个完整旋回形成的层序可出现低位、湖扩展、湖萎缩三个体系域，层序界面为Ⅰ型层序界面。而不完整旋回形成的层序可出现湖扩展、湖萎缩两个体系域，层序界面为Ⅱ型层序界面。

一、陆相盆地沉积特点
陆相盆地主要受控于构造因素，因而沉积盆地内构造分区明显、沉降分异大；陆相盆地具有物源近、堆积快等特点，沉积物中含突发性事件沉积所占比例较大，其气候变化对沉积物供给影响比较明显；陆相盆地具有多物源、多沉积中心、相变快、相带窄、水域面积小且变化大等特点。陆相盆地的水域分布受构造沉降、气候条件的控制，洪泛事件沉积可能是陆相沉积中的最重要的事件沉积。陆相盆地充填层序中沉积体系域类型多而复杂，因此可能不能用一种模式表达。
陆相盆地的类型较复杂，构造作用是控制盆地充填沉积的主导因素，因此，盆地充填沉积序列的构造—旋回性强，盆地发育、演化和废弃的阶段性较强，水平面的变化也是整体性的扩张或大面积的萎缩，因而不能用单方面水的进退所能反映出来。
二、陆相盆地层序地层研究特点
陆相盆地层序构成样式具有多样性，通常与盆地所处区域构造位置具有密切关系，层序内部单元的层次和级别依构造活动的阶段性特点不同而有差异。
层序内体系域的划分与识别，以及小层序的划分，主要依据盆地水域体制的变化导致的事件性界面及其界面限定的地层段相组合序列特点而定，体系域类型也具有多样性，如有的学者建议沿用大陆边缘盆地的体系域名称，如低水位、水进、高水位体系域，而有的学者建议用低水位、扩张和萎缩体系域，有的则干脆用一个体系域开始的沉积体系和结束的沉积体系名称简化而就。总之，陆相层序的内部单元具多样性特点，试图用一个固定模式概括是相当困难的。
层序级别的划分与构造运动规模及级次相对应，高级别层序可能适合用于大范围对比，而低级别层序的年龄时限限定及全球对比则难度较大。近年来，盆地模拟技术发展较快，用盆地模拟的方法恢复盆地构造史、充填史等，对层序划分具有重要作用。
如林畅松等（1995）通过乌里雅斯太断陷盆地沉积史进行回剥分析，得出如下的一些认识，可以认为是反映陆相断陷盆地层序地层分析基本特点的典型实例：
（1）一个二级层序是一个构造沉降幕或裂陷幕的产物；
（2）二级层序的不整合面是沉降速率减少至零、直至抬升遭受剥蚀的结果，断块的掀斜作用强化界面的不整合特征；
（3）三级层序的发育也可能与更次一级的间歇性构造沉降差异有关。气候等的变化造成相对高频的湖平面变化，也可能与三级层序的发育有关，但主要是控制相对低级别的层序单元发育。
陆相盆地层序分析和层序内部结构的划分，争论最大，意见分歧最突出，至今尚未有比较统一的划分方案。根据作者近些年的研究和系统总结各家观点，可归纳如下。
1.层序内体系域的三分方案
将一个层序仍然采用三分法，选择与陆架边缘坡折相对应的参照物。魏魁生等人在华北、冀中、二连及松辽盆地的中、新生代层序研究中，以“风暴浪基面”作为“陆架边缘坡折”的参照物，划分出低水位、水进和高水位3种体系域，从而归纳出近海盆地层序地层模式。王东坡等人（1996）在对松辽盆地的研究中，选择冲积平原与滨浅湖或三角洲沉积接壤处的滨浅坡折作为参照点，划分出湖进（无低水位）、湖泛和湖退3个体系域。顾家裕（1995）在建立陆相坳陷和断陷盆地层序地层模式中，体系域的划分也是采用低水位、湖侵和高位体系域的三分法。还有的研究者采用低水位、湖泊扩张和湖泊萎缩体系域，也是一种三分方案。三分法与大陆边缘盆地的层序结构相映照，有与国外层序模式挂勾或接轨的涵义。
2.陆相层序并非三分结构
即认为陆相层序的内部结构并非固定三分。如解习农等（1993）以陆相冲积体系与湖泊体系的不同比例的组合划分体系域，没有选择与陆架坡折对应的参照物。解习农等人根据鄂尔多斯盆地、阜新盆地、伊通地堑等地区的层序地层等研究，认为大陆边缘盆地沉积体系域划分方案不适合于陆相盆地，因为在陆相盆地演化过程中不同时期的湖平面变化很大，沉积体系的空间配置受控于进积、加积和退积演化的全过程。因此以小层序组为划分单元，可分为进积小层序组、加积小层序组、退积小层序组和湖泛小层序组。纪友亮等（1998）从控制陆相层序发育的主导因素出发，在对华北盆地中济阳坳陷东部地区下第三系层序地层研究时，依据构造运动、气候变化两个主导因素，首先将层序类型划分为构造层序和气候层序。构造层序又可分为如下三种层序：简单断坳层序，同生断坳层序和多期坳陷层序。简单断坳层序只发育巨厚的湖泊萎缩体系域（进积式小层序组）；同生断坳层序由低水位体系域、湖泊扩张体系域、湖泊萎缩体系域和非湖泊体系域组成（低水位与非湖泊体系域可以不出现）；多期断坳层序由多期进积式小层序组成。气候层序由低水位、湖泊扩张、高水位与湖泊萎缩4个体系域组成。郭少斌等人（1996）认为陆相盆地难以找到让人信服的与陆架坡折相对应的参照物，建议采用湖泊充填、湖泛体系域更能反映湖盆的特点。郭少斌认为，湖平面变化可分为完整旋回和不完整旋回两类情况：在完整旋回中，从湖泊充填体系域开始，随后是水进形成的湖泊扩张体系域，达到最高湖平面时产生湖泛体系域，稳定一段时间后水面开始下降形成湖泊萎缩体系域。在不完整旋回中，仍以湖泊充填开始，随后为湖泊扩张体系域，达到最大湖平面时产生湖泛体系域，稳定一段时间后产生小规模不整合或沉积间断，随之出现大规模湖侵，以湖泊扩张体系域开始下一个层序。郭少斌主张完整旋回的层序为Ⅰ型层序，不完整的层序为Ⅱ型层序，Ⅰ型层序由4个体系域组成，Ⅱ型层序由3个体系域组成。

陆相盆地水域体制有其独特性，即水进、水退不是单方向的，而是盆地整体性扩张和大面积的萎缩，这是陆相盆地层序地层分析中所必须考虑的，也是与边缘海盆地水域机制存在根本性区别之关键点。

一、陆相地层层序模式

20世纪90年代以来，陆相盆地层序地层分析的成果不断提出，成为层序地层分析领域的热点之一。但在非海相地层中由于相变复杂、精确定年和对比困难，层序地层分析成果的有效性存在诸多争议。中国是陆相含油气和含煤盆地众多的国家，因此，陆相盆地层序地层分析也显得特别突出和重要。在陆相盆地层序地层研究领域，年轻学者以林畅松、纪友亮、魏魁生和王东坡等人的研究最具代表性。本书编著者也在这方面做了些尝试性工作，对山东黄县盆地进行了高分辨层序地层分析，提出了相应的思路。

陆相地层层序地层模式可简单归纳成表5-1。

1.箕状断陷盆地

箕状断陷盆地一般范围较小，环境分带也不像海洋环境那样明显。魏魁生等（1993）把箕状断陷缓坡带的风暴浪基面作为参照物，并且将陡坡带的边界断层与水面的交点视为“陆架边角”。这实际上是将陆相断陷盆地的层序地层分析与Vail等的层序模式挂勾并寻找其共同点，从而提出箕状断陷盆地的层序模式。王东坡等（1994）则将优势沉积体系转换面视为区分体系域的标志，并且提出陡坡背景和缓坡背景层序模式。这一模式与Scholz等（1990）的陡坡背景和缓坡背景模式有所不同。

表5-1　陆相地层层序地层模式

箕状断陷盆地的层序模式除了从陡坡和缓坡背景考虑外，还应考虑古气候的影响，因为气候条件对于陆相层序来说是相当重要的一个控制因素。Permutter和Mattherws（1990）曾利用米兰柯维奇旋回研究和预测不同气候条件的箕状断陷盆地中的沉积相类型及其分布特征。米兰柯奇旋回（周期）对于陆相盆地充填沉积是相当重要的，已有不少学者从事陆相地层米兰柯维奇旋回的研究，这对陆相地层的层序地层分析是一重要思路，具有指导和借鉴意义。

2.坳陷盆地

坳陷盆地是陆相盆地中非常重要的盆地类型。在规模上可能较断陷盆地大。李思田教授等在进行鄂尔多斯中生代盆地研究时，建议用湖盆的扩展（EST）和萎缩（RST）命名陆相盆地沉积体系域，并认为延安组层序内部体系域具有三分性，其下部的体系域通常以冲积体系（AST）占优势，在发现深切谷等基准面大幅度下降的标志时，可推断为低水位体系域（LST）。

图5-1是根据大量层序地层分析断面图概括而来的鄂尔多斯盆地延安组层序地层格架（李思田等，1995），为内陆坳陷湖盆的典型模式。

图5-1　鄂尔多斯盆地延安组的层序地层结构（据李思田等，1995）

LST—低水位体系域；EST—湖泊扩张或周期性扩展的体系域；RST—湖泊萎缩期的体系域

1—河流沉积；2—三角洲沉积；3—主煤层；4—湖相泥岩；5—水下河道沉积；6—不整合；7—深切谷充填

CA—河流、三角洲废弃（大面积成煤）；SB—不整合或假整合（层序界面）；LE—湖泊扩展期；FD—河流体系占优势；RF—河流回春；IVFZ—直罗组深切谷；IVFY—延安组深切岩；IVFF—富县组深切岩

相对而言，发育完善的大型坳陷湖盆，其基底地形分异较为明显，沉积体系的配置和层序边界的追踪较断陷盆地容易一些。但与边缘海盆地的层序地层模式仍然存在根本性差异。

在陆相盆地中，最常见和最发育的盆地类型就是上述的断陷盆地、坳陷盆地，当然也存一些其他类型，如断－坳型盆地、冲积地层背景等。冲积地层背景下的层序地层模式由Legrreta等人（1991）、Shanley等人（1993）以及Wrigh等人（1993）提出（见表5-1），尽管也识别出了低水位、水进和高水位体系域，但其对比的可靠性和可比性仍然存在许多争议，因此，以冲积地层为背景的层序地层模式仍然是地学工作者今后攻克的难题之一。

二、典型陆相湖盆层序的体系域模式

1.坳陷盆地

李思田教授等人（1995）总结出的鄂尔多斯大型坳陷台地层序地层模式，为陆相坳陷盆地层序地层的典型模式（见图5-1）。顾家裕（1995）也建立了坳陷盆地层序地层学模式（图5-2），他的研究表明：

图5-2　陆相坳陷盆地层序地层模式图（据顾家裕，1995）

（1）坳陷盆地面积大，地势平坦、相类型分布齐全、相带较宽，构造抬升时湖水变浅，湖泊萎缩，河流可直入湖泊浪基面以下的深湖区，沉积物粒度较粗。如塔里木盆地侏罗系下部及中部（侏罗系划分为两个层序）、江汉盆地等，在气候炎热、物源较少条件下可形成盐岩和石膏等化学沉积，构成低水位体系域。

（2）随构造沉降、湖水进侵，原不整合面之上沉积湖相层，近物源区主要为冲积河流沉积区。当湖侵达到最大时，由于基准面上升，湖滨在陆上平原区往往会出现煤层、煤线，湖区可能出现部分碳酸盐岩沉积，形成湖侵体系域。随后，湖侵速度减缓或缓慢湖退，陆源物质进积，并在其边缘或顶部出现侵蚀，形成高水位体系域。

华北二叠系中上二叠统为陆相坳陷盆地沉积，这一巨大的坳陷盆地在沉积上具有明显的特色，即分布面积巨大，盆地为波状坳陷，构成河流－湖泊复合体系，沉积特征上相分带明显。但由于后期的改造，保存比较零散，因此建立层序模式存在较大难度。

2.断陷盆地

林畅松教授等人（1995）在研究二连盆地的乌里雅苏太断陷盆地的层序地层和体系域特征时，系统提出了不同断陷湖盆背景下的沉积体系域模式，为断陷盆地层序分析的典型代表（图5-3）。

（1）深湖盆层序的沉积体系域模式

在深湖盆发育阶段，沉积物供给量一般比构造沉降和湖平面上升所产生的可容空间小，因此，在湖盆中部长期有深水湖泊存在。层序内部构成以深湖碎屑沉积为主体。在水进和高水位体系域中，以湖底扇、深湖扇三角洲的发育为特征，向盆地中部过渡为较深湖和深湖的泥质和浊积沉积。湖底扇多发育于水进晚期或高水位的早期。由于水体较深，沉积物供给充分，三角洲沉积旋回的厚度较大，往往形成较厚的扇三角洲前积结构。这在盆地的缓坡和陡坡都有发育，在缓坡边缘前积作用更为明显。

图5-3　几种湖盆层序的沉积体系域模式（据林畅松等，1995）

低湖水位期沉积包括下切河道、近端冲积扇和河流、浅水三角洲或辫状河三角洲及浅湖、半深湖细粒沉积等。下切河道在盆地两侧都有发育，但在缓坡一侧可能切割较深。这些水道可能成为水进期湖底扇发育的沉积物供给通道。在盆地中部，层序界面多表现为深湖相泥岩与浅湖、前三角洲和浊积的沉积转化面，与低水位的浅水扇三角洲或辫状河三角洲的底界面相一致。这种层序中的深湖泥岩是最重要的生油源岩。

这一模式与Scholz（1991）提出的非洲Tanganyika半地堑湖盆的层序地层和模式相似。Scholz等（1991）认为，高水位和低水位体系域代表了沉积体系域的两个端元。高水位发育水下扇、深湖浊积、扇三角洲、湖岸砂滩、鲕粒滩和贝壳滩堆积等。低水位发育下切河流、冲积扇和局部的扇三角洲、缓坡湖岩三角洲、蒸发盐湖等沉积。Cohen等（1991）研究了同样的湖盆，也总结出了相似的层序地层模式。

（2）浅湖盆层序的沉积体系域模式

浅湖盆发育期，盆地充填以浅湖、半深湖沉积体系为主。可进一步划分为两种类型：①浅湖－半深湖盆地充填层序（图5-3B）；这类层序内扇三角洲、辫状河三角洲体系主要形成于高水位阶段，在盆地中部可发育深的前三角洲浊积沉积，湖底扇不很发育。扇三角洲等的沉积旋回厚度相对较小，所形成的前层厚度小，有时仍可观察到前积结构和底超关系。低水位期冲积碎屑体系向湖泊中心推进，发育冲积扇、河流及局部的扇三角洲沉积。盆地中部为浅湖沉积，盆地边缘形成下切河道充填。②浅湖—河流盆地充填层序（图5-3C）：盆地的充填由浅湖和河流、冲积扇沉积组成，在低水位期盆地中部只残存小型湖泊，由冲积扇、河流和泛滥盆地沉积组成。在高水位期发育有扇三角洲或湖泊三角洲及浅湖沉积。一般缺乏半深湖泥岩和浊积沉积。

上述几种断陷湖盆沉积层序发育于盆地演化的不同阶段，它们之间存在着过渡类型沉积序列。

三、国外陆相断陷湖盆层序地层学模式

这里主要介绍Olsen（1991）建立的以湖平面变化控制的层序模式。

Olsen通过对Richmond湖盆、Newark湖盆和Fundy湖盆的系统研究，建立了三种断陷盆地模式，他的基本观点是湖平面变化控制着盆地充填型式。

1.Richmond型湖盆模式

这类湖盆的充填层序有如下特点：层序的厚度较大，层序边界是由大规模湖平面变化形成的，具有分布广的特点；低水位沉积期，陡坡带发育有反映浅水环境的砂—粉砂互层沉积，缓坡带发育河流沉积；高水位期，陡坡带发育冲积扇，湖盆中央发育深水具纹层结构的泥岩、浊积沉积，缓坡带发育三角洲沉积。

充填湖盆的多个具上述特征的层序的叠合，便构成了Richmond模式（图5-4）。

图5-4　Richmond湖盆层序模式（据Olsen,1991）

2.Newark型湖盆模式

Newark型湖盆的充填沉积由具下列特征的层序组成：层序厚度较小，但相对而言，低水位体系域（包括湖侵）发育，厚度较大，而高水位体系域不发育，厚度小。在低水位期，湖盆大部分地区沉积为具泥裂的厚层泥页岩，只有靠陡坡、缓坡的小区域内分别发育冲积扇、河流层序和三角洲及其相应的河流沉积；高水位期，大部分地区发育具显微纹层的深湖泥岩，边缘发育三角洲沉积，但在以后的低水位和湖侵期遭受严重侵蚀。

由多个上述层序组成的序列即构成Newark型湖盆模式（图5-5）。

图5-5　Newark型湖盆层序模式（据Olsen,1991）

3.Fundy型湖盆模式

Fundy型湖盆层序具如下特征：层序特征与Newark型湖盆层序相似，尚存在下列独特性：蒸发岩发育，风成河丘发育；低水位期，湖盆中部为厚层泥岩夹薄蒸发岩和零星沙体，缓坡发育三角洲及相关的河流沉积，陡坡发育风成沙丘砂岩；高水位期，沉积物主要为具纹层构造的泥岩。

由多个上述特征的层序组成Fundy型湖盆层序模式（图5-6）。

图5-6　Fundy型湖盆层序模式（据Olsen,1991）

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