（二）层序不整合界面成因分类标志与盆地演化

层序界面的识别及层序划分原理~

3.4.2.1 层序界面的识别标志及其成因类型
在沉积层序的形成过程中，存在四种沉积作用过程，即侵蚀作用、沉积物路过冲刷作用、沉积作用和非补偿性的饥饿型沉积或无沉积作用。不同的沉积作用过程形成于构造作用所影响的基准面相对于地表的不同升降变化势态，由此而产生不同规模和性质的层序界面。与此相对应，层序界面上下的地层构型和规模存在着显著的差别，从而为界面的识别提供了依据。
对于不整合面的界面类型，又可细分为四个级别：
（1）Ⅰ级不整合面
由区域构造隆升或构造应力场转换等构造作用方式引起沉积基准面抬升所形成的侵蚀不整合界面为Ⅰ级不整合界面。此类界面对应于盆地基底面或盆地突发性扩张面，抑或收缩时发育的古风化暴露面，常与区域构造事件或构造的幕式阶段性演化相拟合，是划分构造旋回或构造充填层序的标志，具有区域性稳定分布和一定的穿时性特点。
（2）Ⅱ级不整合界面
由较强地区性构造运动或湖平面较大幅度下降形成的不整合面为Ⅱ级不整合界面。此类界面在盆地的不同部位表现为不同的性质，特点为从盆地边缘向洼陷方向侵蚀或沉积间断的时间逐渐缩短，并由盆地边缘的侵蚀不整合、沉积间断向洼陷方向逐渐演变为整一界面。
（3）Ⅲ级不整合界面
由湖平面低幅度下降或气候及沉积物供给速率变化等因素造成基准面下降而产生的不整合面为Ⅲ级不整合面。在测井剖面中易于识别，其特征的标志为在测井曲线形态上由一系列进积叠加样式过渡为一系列退积叠加样式的重要相转换面，对应的岩性变化为界面之下的单砂层向上增多变粗，泥质含量减少；界面之上则出现反向的变化序列。界面或以冲刷面的形式出现在两套进积砂体之间，或以整一界面位于加积的砂、泥岩互层组合中，一般位于界面两侧的地层中砂含量较高。
（4）最小成因层序界面
所谓最小成因层序界面，系指基准面韵律性小幅度升降引起的沉积物间歇暴露或局部冲刷作用、过路沉积作用、沉积物突然减少或供给中止等作用形成的非沉积作用小间断面。由于此类界面所围限的地层厚度以米级单位为主，因而在常规地震剖面中不能识别，然而在测井或地表露头中识别标志清晰，表现为测井曲线单向移动的底、顶突变面或加速渐变面，如叠置的钟形或漏斗形曲线的底或顶，也可表现为钟形+漏斗形或齿形+指形曲线的组合。需指出的是，在以沉积大套泥岩为主的岩性相剖面中很难对平滑或微齿化测井曲线进行此类界面的识别，一般以代表欠补偿沉积作用条件下形成的油页岩、泥晶灰岩或白云岩、钙质页岩作为划分依据。
在我国广大的陆相地层中，湖泛面也是一个重要的界面类型，湖泛面作为层序界面的识别标志和成因类型如下。
湖泛面系指基准面上升达高点位置时由湖泛作用形成的弱补偿或欠补偿沉积界面，不同级次的基准面旋回中均可发育有湖泛面，但其层序地层学意义有一定的差别。识别短、中期基准面旋回中的湖泛面产生的位置及其沉积学意义，对确定旋回的结构类型和分析旋回的叠加样式至关重要，也是在油气田范围内对砂层组和单个砂体进行追踪和精细对比的重要线索。在长期和超长期基准面旋回中，湖泛面一般位于层序的内部，分别与较大和最大湖泛面（或河流相区的最大水进面）相关联，成因与基准面大幅度上升达最高点位置、出现区域性的欠补偿或无沉积作用有关，具较稳定的等时性，W.E.Galloway［30］将其视为较长周期旋回层序的分界面，具有极其重要的区域地层等时对比标志意义。
图3.24列举了辽河盆地西部凹陷沙河街组沙一、二段地层的中、短期基准面旋回层序中各类界面的产出位置和测井响应模型。

图3.24 中、短期基准面旋回层序中各类界面的产出位置和测井响应模型

3.4.2.2 层序划分原则
由A.T.Cross倡导的高分辨率层序地层学理论及其技术方法，以强调不同级次的基准面升降运动周期为划分层序的依据，在其划分方案中以基准面下降到最低点位置作为划分层序的边界面，一个完整的层序应该由基准面上升和下降两个半旋回组成，按基准面旋回的结构和叠加样式特征，进一步细分出短期、中期和长期三个级次的层序。
为了说明层序划分的原则，这里列举了辽河盆地下第三系的基准面旋回层序的划分原则。根据辽河盆地下第三系的沉积充填作用和沉积层序的演化主要受区域构造运动控制的基本特点，提出同时考虑界面性质、层序结构和叠加样式，以及时间周期的综合划分方案（表3.7）。在此方案中以不同性质的不整合面作为划分层序的边界面，以不同级别的不整合面和时间周期作为层序级别的划分原则，以便于进行不同级次的层序等时追踪对比和建立高分辨率时间-地层格架，从而更易于讨论地层格架中的生、储、盖组合规律和对有利储集相带进行预测。

表3.7 辽河盆地基准面旋回层序划分原则综合［31］

昌都三叠纪沉积盆地具有较为特色的弧-盆体系格局（图2.6），不同类型的沉积盆地均是在陆壳基础上发育起来的（表6.1），经历了各种的拉张、挤压等动力学模式，充填了差别较大的沉积物。它们在三叠纪各阶段的发育程度也有差别。那么，这些差异是如何产生的?沉积盆地演化具体过程怎样?以下拟结合前面的章节按不同类型的沉积盆地从层序地层学、盆地沉积动力学与深部地质过程来阐明上述两个问题。
6.2.1 江达岛弧盆地演化
6.2.1.1 岛弧盆地构造演化
根据岛弧区的沉积相、岩相古地理、充填序列、事件沉积与构造、火山作用等综合分析，火山弧的演化可初步划分为三个阶段：第一阶段（T1），在元古界或古生界的界面上，形成一套河湖-滨湖相碎屑岩和潮坪相灰岩，并夹少量安山岩-流纹岩，开始弧演化的序幕；第二阶段（T2），俯冲作用导致弧内局部撕裂拉张，在江达-瓦拉寺一带形成深水凹地，发育一套深水斜坡-海底扇相浊积岩夹安山-流纹质火山岩；第三阶段（T3早期），火山弧演化达到顶峰阶段，弧内发育强烈的以玄武岩-安山岩-英安流纹岩为组合的钙碱性岩浆喷发及侵入活动，火山活动多呈中心式喷发，加多岭和哇曲等地是主要的喷发中心。在上三叠统洞卡组（T3dk）形成大量以爆发相为主的火山角砾岩、集块岩和熔岩堆积，远离喷发中心的凹地则有火山物质为主的浊积岩发育，如阿中等地。这一时期与火山活动有关的热水沉积和与中酸性岩浆侵入有关的铁铜成矿作用强烈，形成重要矿床。晚三叠世晚期，伴随弧火山熄灭，弧、盆演化也趋于尾声。
6.2.1.2 火山沉积充填演化
根据层序地层分析，结合构造-火山作用特点，将江达岛弧盆地的沉积充填演化划分为6个阶段。
（1）初期浅水陆架沉积阶段：相当于层序1（SQ1）与层序2（SQ2）的沉积。早三叠世印度期，金沙江洋向西俯冲消减，岛弧地区强烈隆升，在江达-阿中-莽岭一带发生了岛弧火山作用与构造的活化。与此同时，相对海平面快速下降，围绕岛弧生长的狭窄陆架大部分暴露，沉积一套与弧火山岩共生的风化残坡积物与河流相的砾岩、砂岩与泥岩沉积，期间曾发生次一级小的海平面变化，形成一些被浅水粗粒砂岩所包围的孤立碳酸盐浅滩，滩后为潟湖与洪泛平原沉积（图6.1A）。这一时期岛弧处于初始发育阶段，其中的英安质、流纹质火山岩占相当大的比例，安山质的火山岩不算多。在晚二叠世海平面基础上发展起来的初始岛弧的规模并不大，未能提供过多的火山-沉积物，推测岛弧的形态多半类似于低矮的一个一个的孤立小丘。这一阶段所反映的是相对低位、中等构造隆升、中等沉积物注入与弱的火山活动相互作用的过程。
（2）碳酸盐台地形成阶段：相当于层序3（SQ3）和层序4（SQ4）的沉积。这一时期总的特征是相对海平面总的呈现上升趋势。伴随着陆源物质的减少，钙质成分增加，早先形成的孤立碳酸盐浅滩反复地向上加积和进积，促使浅滩向凹地较深水处推进。很明显，台地边缘浅滩是围绕岛弧两翼的相对高地生长的。随着时间的推移和可容空间的允许，构筑成狭窄的碳酸盐台地，并向着岛弧的高处发生超覆。到后来，在相对海平面稳定上升与同沉积断裂的同步作用下，台地加积变得越来越厚，愈来愈陡，并发生破坏。一些来自台地浅滩的由各种浅水角砾构成的钙质角砾岩被碎屑流推运到较深水环境中，堆积下来成为斜坡碎石堆（图6.1B）。同时，发生在斜坡背景的其他沉积响应还有少量安山质火山岩、安山质浊积岩与薄层放射虫硅质岩。这一阶段是相对高位、同沉积断裂、很低的沉积物注入和微弱的火山活动相互作用的表现。

图6.1 岛弧区海平面变化、沉积物补给与构造-火山作用相互关系

（3）火山-陆源海底扇发育阶段：相当于层序5（SQ5）和层序6（SQ6）的沉积。中三叠世拉丁期，构造与火山活动增强。岛弧的长高和增大，提供了大量的火山沉积物。与此同时，碳酸盐台地因火山-沉积物的快速注入而中断。在隆凹相间的弧区，差异沉降与拉张也在此时期内发生，使得低凹处有充足的可容纳空间，来堆放快速海平面下降而产生的巨厚火山源、陆源与少量的内源浊积岩（图6.1C）。某些灰岩角砾暗示着深切谷切割到了前期围绕岛弧四周的碳酸盐台地。高的陆源碎屑、碳酸盐物质、火山碎屑导致水道-叶状体的浊积扇沉积和斜坡碎屑流沉积与重力崩塌角砾岩的形成。与发育的海底扇沉积共生的还有较多安山质熔岩与放射虫硅质岩。海底扇环境中产营深水生活的菊石类、骨针类与薄壳双壳、腕足化石和营浅水生活的厚壳双壳类、腕足类、珊瑚类化石以及植物化石。
（4）火山-陆屑陆架推进阶段：相当于层序7（SQ7）和一部分层序8（SQ8）的沉积。晚三叠世卡尼期，江达岛弧火山活动达到最高峰，此后弧火山作用未能继续。洋壳残片、混杂岩、磨拉石相的出现与主峰期弧火山以及S型花岗岩的侵位等都说明有弧与陆之间的碰撞造山，强烈的隆升使这一时期河流纵横，并深切陆棚（图6.1D）。海平面到达最低位，大部分凹地均被充足的火山-沉积物充填。另外，同一时间内在阿中陆缘弧的凹地仍可见到深水环境的沉积，主要表现为陆源与火山源的浊积岩及其重力流沉积（图3.15与图3.16）。末期，不再活动的残留岛弧被剥蚀与夷平，所提供的火山质外生碎屑构成河湖相砾岩、砂岩和泥岩的组分。
（5）碳酸盐缓坡阶段：相当于层序8（SQ8）的大部分沉积。诺利早期，幕式的弧火山活动最终停止，碰撞后的构造挤压应力的松弛与全球海平面上升，导致碳酸盐缓坡上超在填平补齐后的碎屑陆架上（图6.1E）。该时期的海侵是昌都地区（包括岛弧区）规模最大的一次。在整个区域内均可以见到缓坡碳酸盐向东西两侧的高地或古陆发生上超和超覆。
（6）碎屑陆架至三角洲推进阶段：相当于层序9（SQ9）和层序10（SQ10）的沉积。自诺利晚期之后，相对海平面下降，硅质碎屑大量堆积下来，形成反复向上变深与变浅的滨浅海环境的砂岩、泥岩夹煤层、煤线。侏罗纪时，随着可容纳空间愈来愈小，与河流回春与侵蚀作用的增强，粗粒的沉积物或紫红色磨拉石沉积堆积下来。沉积盆地的性质也由此发生转变，进入到前陆盆地的发展过程。
6.2.1.3 构造沉降分析
为了阐明盆地演化的动力学过程，有必要进行沉降史分析。本书采用广泛使用的“反剥法”来描述盆地沉降过程。由于获得的资料尚不完善，只能进行粗略的分析。公式为：

昌都盆地三叠纪层序地层与沉积演化

式中：Dr为构造沉降幅度；S为经压实校正的地层厚度；Wd为古水深；ΔSL指相对于现今水位的古海平面升降值；ρm为地幔密度，取ρm=3.33g/cm3；ρw为海水密度，取 ρw=1.03g/cm3；ρs为该段时间沉积层系的平均密度，取ρs=2.33g/cm3；Ф为基底对负载的响应函数，选用Airy补偿系数，考虑到构造-火山作用的影响，取Ф=0.6。
鉴于缺乏孔隙度-深度曲线资料，此处略去压实校正；又因为研究目的是大致恢复构造沉降趋势，也省略了海平面升降因素。由此把上面的“反剥法”公式简化为：

昌都盆地三叠纪层序地层与沉积演化

式中S*为某时间段的地层厚度。
根据上述方法，初步恢复了江达岛弧盆地斜坡背景的构造沉降曲线（图6.2）。在斜坡背景下，以普水桥组为基底的构造沉降曲线主要反映出：盆地在晚二叠世末至早三叠世印度期（250Ma）曾发生过一次明显的抬升，在早三叠世奥伦尼克期至中三叠世拉丁期出现过一次沉降。中、晚三叠世之间，发生过一次强烈抬升（235 Ma）；随后又出现沉降，自诺利期后呈现出相对稳定的沉降。这从水深曲线上也可看出，构造抬升强烈时，水体深度明显变浅。另外，扣除火山岩的基底沉降曲线在晚三叠世卡尼期之前与构造沉降曲线相似，但在其后则未能表现出与构造沉降曲线相应的变化。如果考虑到火山岩厚度的变化值及其相应的沉积负载，那么基底沉降曲线在中、晚三叠世之间的拐点会很明显；并且在拐点之前的基底沉降斜率陡、沉降快，在拐点之后的斜率缓，沉积相对稳定而缓慢。

图6.2 江达岛弧区构造沉降曲线

（1）晚二叠世末至早三叠世印度期的抬升，使海平面下降快，沉积一套以普水桥组为代表的河湖-滨浅海地层，厚611 m，时间跨度为250～243Ma，时限约为7Ma，净沉积速率值（净沉积速率概念，见许效松等，1997）为87m/Ma。反映了粗碎屑沉积与弧火山岩堆积较快的过程，在局部地方可见到界面上风化残坡积物。
（2）早三叠世奥伦尼克期至中三叠世拉丁期的沉降，使水体持续加深，这是由构造的快速沉降所导致的。弧火山岩的厚度不断地增加，反映出火山活动逐渐增强，毫无疑问火山岩的沉积负载所发生的均衡沉降也对构造沉降做了一部分贡献。此时期的地层为连续沉积，自下而上分别为区侠弄组、色容寺组和瓦拉寺组。根据区侠弄剖面估计三者的厚度之和为3052 m。经历的时间从243Ma到235Ma，时限约8Ma，净沉积速率为382m/Ma。其中早三叠世奥伦尼克期的区侠弄组与中三叠世安尼期的色容寺组为碳酸盐沉积，拉丁期的瓦拉寺组为碎屑岩与岛弧安山质火山岩不等厚互层。这里可以看到，早些时候的沉降引起灰岩的发育，晚些时候的弧火山活动提供了较充足的火山沉积物，尤其是厚达2209m的瓦拉寺组表现得最为显著。推测的构造沉降、水体加深与高的净沉积速率相互关系反映了活动岛弧区的构造、沉积作用特点。
（3）中三叠世末期至晚三叠世卡尼早期的抬升使得岛弧区的陆架大部分暴露，河流回春与侵蚀作用发育，并深切陆棚，沉积一套以东独组为代表的紫红色河湖相夹少量滨海相的砾岩、砂岩与泥岩沉积，最厚868 m。时限为3～4 Ma。净沉积速率为217～289m/Ma。
（4）晚三叠世卡尼中晚期的沉降发生于231～223Ma期间，时限约8Ma，自下而上沉积巨厚的碳酸盐岩序列与弧火山岩组合序列，对应的地层分别为公也弄组和洞卡组。这两个序列的厚度共约4298 m。净沉积速度为537m/Ma，如果扣除火山岩，则净沉积速率约165m/Ma。这一时期火山岩厚度曲线的拐点（图6.2）代表弧火山活动达到最高峰。
（5）晚三叠世诺利期后的沉降发生于223～208Ma期间，时限约15Ma。自下而上分别沉积着波里拉组灰岩、阿堵拉组碎屑岩与夺盖拉组碎屑岩，三者的最大厚度之和为2023 m。净沉积速率为134m/Ma。这一时期内的构造沉降相对来说较为稳定。其充填序列表现为先加深后变浅的沉积层序，但总体上看，均为较浅水的沉积。
从上述可以看出，岛弧区具有构造沉降频繁变化与高的净沉积速率特征，这是被动边缘所不及的。
6.2.1.4 深部地质过程与盆地形成
在现有的深部地球物理资料比较缺乏的情况下，这里主要基于岩浆岩，特别是蛇绿岩套与岛弧-大陆边缘火山岩的研究来反演昌都地区的深部地质与板块构造过程，发挥岩浆岩作为深部“探针”的作用（莫宣学等，1993）。
6.2.1.4.1 古板块的运动速率
根据Sugisaki（1976）提出的火山岩K2O、Na2O、Q值与板块扩张或闭合速率之间的相关性图解，进行古大洋扩张俯冲速率的估算（表6.2，表6.3）。计算结果表明金沙江洋的平均扩张速率为0.90cm/a，澜沧江洋为0.67cm/a，车所弧后盆地为1.1cm/a。与大西洋的扩张速率0.95～2.25cm/a相比（10个数据的平均值为1.66cm/a），昌都地区的洋盆扩张速率较小，与大西洋最低的扩张速率一致。洋盆的平均闭合速率分别为：金沙江5.88cm/a，澜沧江5.25cm/a。看来昌都地区两个洋的闭合速率较接近，并类似于伊朗（4.3cm/a）与南安第斯（5.2cm/a）。
表6.2 估算的大洋扩张速率与洋盆宽度


6.2.1.4.2 古大洋宽度与板块闭合宽度
由表6.2和表6.3可知，有了扩张（注意为半扩张速率）和闭合速率，那么洋盆宽度主要取决于时间跨度。从表中看来，金沙江洋最宽，达1836 km；澜沧江洋约为996 km；最小者为车所弧后盆地，约99 km。当大洋发生俯冲时，洋盆消减至闭合。比照现代板块活动，俯冲作用发生时，洋中脊的扩张仍在进行。由此估算出板块纯闭合宽度分别为金沙江2040 km与澜沧江1056 km。显而易见两个洋盆在俯冲时，除洋盆已完全闭合外，还应分别有约204 km与60 km的地壳缩短。这与该区俯冲碰撞时地壳增厚效应相一致。
表6.3 估算的古板块消减速率与闭合宽度


莫宣学等（1993）根据整个三江地区估算的洋盆宽度与三江地区及邻区古地磁数据进行了对比研究，表明根据火山岩所作出的反演结果是符合古地磁数据所获得的结论的，这样古地磁数据反过来又验证了估算的合理性。
6.2.1.4.3 估算的地壳厚度与地壳压缩率
根据Condie（1982）所提出的经验公式估算了昌都地区的地壳厚度（表6.4）。由表
表6.4 估算的俯冲深度及地壳厚度


可知，靠金沙江侧岛弧带的江达、阿中弧的地壳厚度分别为33.7 km与42.5 km；位于昌都微陆块腹地或靠澜沧江侧的妥坝、角龙桥等地的地壳厚度分别为38.1 km及大于30.0 km。看来它们大致相同。昌都地区三叠纪俯冲时的地壳厚度与世界其他地区的地壳厚度相比，是相当厚的，与现今的平均地壳厚度相当。为什么三江地区现在的地壳厚度（约60～65 km）如此之大呢?如果考虑到除三叠纪俯冲碰撞外的陆内会聚作用作，那么地壳增厚的主要贡献者可能是大碰撞、大推覆作用。其同步的效应是地壳缩短了，正如前面所估算的纯闭合宽度大于洋盆宽度所获得的地壳缩短信息一样。从图2.5可知，昌都地区现今的地壳厚度变化值为63～65 km，取其平均值为64 km；取三叠纪俯冲时估算地壳厚度的平均值为38 km。这样，可知三叠纪的碰撞使地壳缩短的平均压缩率为68%。而各地点的情况则不同，江达压缩率为90%，阿中为51%，妥坝为68%。如果考虑到现今江达火山弧距海沟的最大距离为65 km，车所-生达弧后盆地宽度为50 km，阿中弧离海沟的最大距离为70 km，则分别按各地点的压缩率估算值，推算各地点在俯冲过程中于昌都微陆块边缘的增生宽度的恢复宽度分为江达123.5 km、阿中105.7 km、车所-生达盆地84 km（压缩率按平均68%估算）。如果将车所-生达弧后盆地的东西向恢复宽度与表6.2中所估算的车所弧后拉张宽度（99 km）对比一下，可以看到二者近乎相同，这种互相印证也反映了估算的合理性。
6.2.1.4.4 俯冲深度与倾角
估算的板块俯冲深度见表6.4，由表可知金沙江洋壳板块俯冲深度在江达与阿中等地分别为162.0 km与204.8 km。由上述所估算的增生宽度值，可分别估算出俯冲角度。据此得到江达的俯冲角度为53°，阿中为63°。值得指出的是，所估算的俯冲角度代表了最终洋壳消亡时的角度。与根据ΔT磁场剖面（图2.3）进行的定量计算所获得的金沙江断裂带倾角较大的结果相吻合（侯立伟等，1994）。
6.2.1.4.5 盆地形成
现有的地球物理资料和据火山岩所反演的深部地质过程表明，昌都地区的三叠纪沉积盆地均发育在厚的地壳之上（平均为38 km）。江达岛弧盆地和生达弧后盆地的火山岩源区成分中高含量的地壳组分（40%～60%）便是一个佐证。地壳的较大程度的缩短与增厚的沉积响应是火山强烈的喷发与被剥蚀和其他老地层的出露与剥蚀所带来的充足的火山-沉积物。地壳的增生引起盆地宽度变大，同时地壳均衡与热耗散又使盆地发生沉降。所估算的俯冲角度最终突然变陡，表明弧火山活动的终结，同时角度变陡有利于弧后盆地的扩张和发育。这从另一侧面表明了生达弧后盆地在晚三叠世诺利期以后的重力流发育与拉张火山岩的存在，盆地水体加深等现象可能是俯冲角度变陡的响应；而岛弧盆地在诺利期后，水体急剧变浅，陆源碎屑大增。上述结果粗略说明浅部地质（包括盆地沉积）过程应是深部地质的表现和反映。
6.2.2 生达残留弧后盆地演化
该盆地紧邻江达-阿中-莽岭火山弧西侧展布，现今被早第三纪走滑拉分盆地叠加。在面达—生达一带上三叠统菜俊卡组和巴马组发育一套深水浊积岩；在长青可、车所等地见有同期的橄榄玄武岩与枕状玄武岩，另向南在同一带上的车台、哇坝、阿旺等地有印支期辉长辉绿岩侵入；基性火山岩稀土与微量元素特征与江达岛弧钙碱性系列火山岩明显不同（图5.5与5.6），显示与板内碱性玄武岩一致。上述特征表明火山-沉积物是弧后拉张的产物。这一盆地发育时间与东侧的江达火山弧具有同步性，盆地规模也有限（表6.2），它是被造山作用圈闭的残留弧后盆地，与黑海是白垩纪残余弧后盆地一样（Hsu，1977、1993）。该盆地主要发育晚三叠世地层。下面在盆地层序地层分析的基础上阐述其火山沉积演化。
根据层序类型、体系域演化与沉积体系纵横向演变，结合构造-火山作用特点分析，将晚三叠世生达残留弧后盆地充填演化初步划分为5个阶段。
（1）陆源浊积扇初始发育阶段（图6.3A）：相当于SQ1的LST沉积，这一时期全区范围内处于相对低位期，同时靠弧侧的俯冲碰撞发生造山作用与弧火山作用（图5.4），具复杂构造-火山地形的岛弧火山作用提供了丰富的陆源与火山源的碎屑物质，以浊流和碎屑流方式通过火山沉积碎屑陆架，沿着海底峡谷搬运到处于初始拉张沉降的弧后区，形成纵向上反复叠置的海底扇浊积砂体（图5.5），反映了供给与充填极快的过程。靠陆侧深切河谷布满碎屑陆架，充填了河湖相砾、砂与泥沉积（图5.6）。

图6.3 生达弧后盆地演化序列

（2）内源浊积扇充填阶段（图6.3B）：相当于SQ1的TST沉积，研究区相对稳定的构造与火山作用的短暂停止、很低的沉积物注入有利于环岛弧分布的狭窄的镶边碳酸盐台地快速成长、变陡与破坏，产生台缘斜坡重力流与钙质浊积岩。靠陆侧充填陆架-滨岸相碎屑岩（图5.6）。在盆地中央处由于强烈的拉张使弧后区产生了碱性系列玄武岩和橄榄玄武岩，与之共生的是盆地相钙质板岩、硅质岩和少量浊积砂。
（3）海底扇充填阶段（图6.3C）：相当于SQ1的HST沉积，此时隆升着的主峰期岛弧火山强烈喷发，源自弧区火山沉积物的供给与陆源物质的剧增以及快速进积，导致碳酸盐台地发育中断，并再次发育各种重力流沉积，纵向上构成多个海底扇叠置序列。晚期，原来斜坡带的地方由于碎屑陆架的推进而逐渐填积与变浅了，同时在陆侧向上变浅到浪控三角洲沉积（图5.6）。
（4）碳酸盐台地阶段（图6.3D）：相当于SQ2沉积。没有了火山活动、很低的沉积物注入与区域海平面的快速上升，再次朝着有利于碳酸盐沉积的方向进行。在承袭了原先沉积地形的浅水陆架基础上，在靠岛弧侧和靠克拉通侧分别沉积着碳酸盐台地或缓坡（图5.6）。推测这一时期碳酸盐沉积可能是弧火山活动熄灭与海平面上升的响应。
（5）碎屑陆架发育阶段（图6.3E）：相当于SQ3沉积，诺利晚期到瑞替期，随着区域海平面的下降，陆源物质快速注入，碳酸盐发育又一次被中断并消亡，在台地基础上建筑的碎屑陆架向弧后区推进与扩大。这一时期仅在局部地区发育着与拉张背景相匹配的深水斜坡相浊积砂体（图5.6）和盆地相。值得一提的是，侏罗纪以后，一套典型的代表着温暖潮湿与干燥气候的紫红色砂、泥岩沉积假整合覆盖着全区，海水自北自西退出，结束了残留弧后盆地的发展。
从以上盆地演化阶段可以看出，其沉积史经过了早先的拉张加深过程的重力流和浊积堆积夹火山岩层和晚期的大量碎屑岩充填变浅过程。具有活动弧后盆地的双层充填序列的结构、火山堆积和双向物源性的特点。
6.2.3 昌都-类乌齐克拉通盆地演化
根据构造、沉积相、沉积事件与层序地层研究将晚三叠世盆地演化初步划分为3个演化阶段。
（1）河湖、三角洲发育阶段：相当于层序1（SQ1）沉积。晚三叠世卡尼期，东侧的造山作用导致昌都微陆块快速隆升，相对海平面迅速下降至陆棚坡折之下，暴露的陆架上发生河流侵蚀作用，广泛堆积河湖与三角洲相砾岩、砂岩与泥岩。局部地方充填滨浅海碎屑岩。
（2）碳酸盐缓坡发育阶段：相当于层序2（SQ2）的沉积。诺利早期，整个昌都地区均发育着碳酸盐缓坡，缓坡向着西侧的类乌齐古陆超覆。与前述江达岛弧盆地第5阶段具有类似的特征，此处从略。
（3）碎屑陆架至三角洲推进阶段：相当于层序3（SQ3）和层序4（SQ4）的沉积。诺利晚期以来，随着相对海平面的下降，陆源碎屑物在滨浅海环境中大量堆积下来，形成一大套单调的向上变浅的砂岩、泥（页）岩夹煤层与煤线沉积。侏罗纪时，陆相与滨浅海相的磨拉石相砾岩、砂岩与泥岩夹少量灰岩沉积最终使盆地被充填变浅，进入前陆盆地发展时期。
从上述沉积演化可以看出，昌都-类乌齐克拉通盆地总体上是一套浅水沉积物，反映了稳定构造沉降与海平面变化的相互作用过程。
6.2.4 层序地层与盆山转换耦合关系
如前所述，弧-盆体系中的层序地层形成的主要控制因素是构造-火山、沉积物源与海平面变化。反过来，通过层序地层的研究，可以识别出构造性质变化的界面，进而阐明盆地性质及其盆山转换过程。事实上，层序界面的类型及其成因代表了沉积盆地演替及其造山作用过程（许效松等，1994；李兴振等，1995）。下面根据层序地层、构造-地层标识与地质事件等综合分析，以江达岛弧为例来说明层序地层与盆山转换的耦合过程。
层序1（SQ1）为Ⅰ类层序，其底界面为Ⅰ类层序界面，该界面上的低水位体系域为紫红色风化残坡积的粗粒碎屑物和河流相砾岩、砂岩与泥岩夹英安质火山岩，后者为深切谷堆积。这些沉积物是相对海平面的快速下降、陆架暴露与地壳抬升（风化物）的响应，结合俯冲事件，对初始弧（T1p开始）火山事件与区域可对比的角度不整合界面等方面进行分析发现，层序1的Ⅰ类界面无疑反映盆地性质发生了转变，从古生代的被动边缘盆地变成此时的岛弧盆地，同时也说明了俯冲作用的开始。
层序7与8（SQ7与SQ8）为Ⅰ类层序，层序7的Ⅰ类界面与区域可对比的假整合或角度不整合面重叠，界面上堆积一大套单调的紫红色河湖相砾岩、砂岩与泥岩；界面下为深水海底扇至斜坡相粗粒碎屑岩夹灰岩、火山岩。该界面是岩性、岩相的突变面，沉积相向盆地方向迁移很明显，反映出相对海平面下降极快速的过程，表明构造应力状态发生了大的变化。层序8的Ⅰ类界面上发育一套厚度约3000 m的钙碱性系列弧火山岩组合，它代表弧火活动达到了高潮，也是区内最重要的一次火山事件。这次高峰期火山作用的到来与蛇绿岩的冷侵位以及S型花岗岩的出现等表明了金沙江古大洋的消亡及弧-陆碰撞的结束（潘桂棠等，1997），尔后弧火山活动停止。因此，这两个层序的Ⅰ类层序界面是对碰撞造山作用的响应。对应的沉积盆地性质发生变化，由岛弧盆地成为滞后型岛弧盆地。
层序2、3、4与层序5、6等及其底界面成因类型分别指示了差异沉降（同沉积断裂）与拉张等动力学过程（图5.2，图5.3，图5.13，表5.1），盆地性质未发生根本变化，仍为弧内盆地。
此外，层序9与10的底界面为Ⅱ类层序界面，这类界面的上、下为连续沉积，无岩性、岩相的突变与河流回春作用，是构造趋于相对稳定的表现。滞后型弧内盆地逐渐向前陆盆地转化，盆地的水体愈来愈浅，至侏罗纪中期末以后，一套紫红色磨拉石沉积显示滞后型弧盆向前陆盆地演化。

图1-4所示二叠系至三叠系有20个正层序（介于二级旋回和三级旋回的orthosequence set和orthosequence，相当于Vail的三级层序）、4个中层序（相当于二级旋回的mesosequence，与Vail的二级层序相当），这些层序界面按成因性质分为5类：升隆侵蚀层序不整合面、海侵上超层序不整合面、水下间断层序不整合面、暴露层序不整合面、造山升隆侵蚀层序不整合面。这5个层序不整合界面的次序在时序上代表了一次二级构造旋回，由海域盆地的新生转换为山系的演化过程，并与全球海平面的升降周期相当。

[00,0图1-4　上扬子西缘二叠—三叠纪层序地层划分及其海平面变化与界面成因分析（陆地以川中古隆起为对比基点）

1.升隆侵蚀层序不整合面与盆地新生

升隆侵蚀层序不整合面代表盆地因构造隆升和海平面下降所形成的层序不整合界面，代表一次威尔逊构造旋回的终点和盆地的消亡，以及新的构造旋回的开始和盆地新生，即一级构造旋回和其地层标志——盆地形成。因此在不整合界面的上、下至少有一个纪以上的沉积间断时限。

构造活动的转折，表现在盆地的演化上有两种可能：一是盆地性质转化，如由裂谷盆地转化为稳定大陆边缘盆地，海平面升降在层序界面上的物质响应，以整合和叠加超覆为主，且以盆内碎屑和海源物为特征；二是盆地的新生和消亡，沉积物之间则形成构造活动加强的层序不整合界面。重要的标志是构造隆升和河流回春作用，其物质表现是特殊组分的低水位沉积体系域，由残积、近源或远源物组成。

升隆侵蚀层序不整合界面的低水位体系域的性质以及组构取决于新盆地所在的古地理位置。

在克拉通上的隆升区，由于盆地基底的稳定性，使层序不整合面表现为长期受侵蚀的古喀斯特面和古土壤化的界面。界面之上的低水位沉积体可以是古风化壳、古土壤层，或为基底残积物转化为陆源硅质碎屑岩被初始海侵改造。

克拉通边缘，新盆地的基底往往是构造逆冲或对接带的褶皱基底，因而构造活动性大。在新盆地成生期间，层序界面的特征表现为侵蚀切割，界面之上的低水位体系域则必然是具河流回春导致的低水位楔形体或粗屑的河流水道充填物，代表新盆地的磨拉石堆积，揭示了盆地性质发生构造转换。华南晚古生代阶梯式爬升的新盆地^［14]，每个阶梯上盆地的最下部沉积物都是具有河流回春的低水位体系域，逐个被海侵面超覆。上扬子地台西缘则是另一种情况，由于基底是个破裂的大陆边缘，早古生代的构造活动表现为原特提斯洋的收缩与扩张的复合效应，因而西缘未形成褶皱基底，也可以说是个继承性的盆地，层序界面之上的沉积物是以盆内碎屑为主的低水位楔。可见，虽具有同样的低水位体系域，但构造和海平面的复合效应则有所不同。

P.R.Vail提出的海平面下降速率大于盆地沉降速率形成的I类层序不整合面，只强调了海平面的变化。该分类原则就构造活动对盆地控制作用而言，可能仅适用于被动大陆边缘盆地组建后，在一个构造旋回的内部和盆地发育的过程中，盆地的沉降速率与海平面升降速率的相关效应，而不能圆满的解释当构造活动性质发生重大转折时对盆地和层序界面的制约性。因此，升隆侵蚀不整合不同于Ⅰ类层序界面，也不同于盆地演化过程中因海平面下降导致的暴露不整合。

二叠纪时，上扬子西缘盆地具有继承性和新生性两个特点。继承性，表现为上扬子陆块的西缘自震旦纪以来，已构成了被动大陆边缘，华南加里东构造旋回在西缘大陆架的下部表现为裂解性，因此晚古生代上扬子西缘处于海平面上升过程。新生性表现在上扬子克拉通和东部边缘，加里东构造旋回中以造山隆升为主形成前陆隆起，因而晚古生代在克拉通上处于组建新盆地的过程。但由上扬子东西两个边缘向克拉通方向，新盆地基底地层的层序界面既为穿时的不整合面，又是新盆地穿时的海岸上超面（图1-5）。

由图1-5可见，上扬子克拉通及其边缘下二叠统栖霞组与前二叠系基底沉积物之间的层序界面，具有约100Ma的沉积间断期，代表上扬子陆块受加里东期前陆升隆和造陆的影响，在克拉通上导致海平面下降的结果。栖霞组地层分别不整合在古生代甚至震旦系地层之上，并缺失泥盆纪至石炭纪的沉积。因此，在早古生代原碳酸盐岩分布区的侵蚀面之上，都保存有古喀斯特，所以第1正层序中有残积的古土壤和海陆过渡相沼泽化的堆积物以及风化壳型铝土矿，它们代表了早二叠世开始的新盆地的成生和褶皱基底充填过程。

[00,0图1-5　上扬子地台早二叠世栖霞期构造古地理和海侵上超

Ra—碳酸盐缓坡；DS—深海碎屑浊积岩；PB—C－台间盆地（碳酸盐）；PB—S—台间盆地（细屑岩）；OP开阔碳酸盐台地；VO—火山岩；SW—沼泽相；AF—冲积相砂砾岩；箭头示海侵上超方向：

—前栖霞期；P¹l—梁山段沉积期；P¹q—栖霞期；箭头旁注字为上下地层代号

2.海侵上超层序不整合与盆地扩展和海平面主体上升同步

构造旋回的起始与新盆地的形成和扩展阶段一致，大陆边缘的扩张和洋陆的调整，必然导致全球或大区际性的海平面上升，因此盆地演化处于海平面的主体上升期。

海侵上超层序不整合面可以形成于两种盆地的构造背景条件下：一是已充填组建了碎屑岩大陆架，构筑了碎屑岩垫板（template）的裂谷盆地；二是为热沉降阶段的盆地。因而盆地发生在全球海平面主体上升期，所以层序界面表现为海侵上超面。界面之上为向上变细、变深的沉积组合体，如海侵砂超覆于陆相碎屑岩之上，陆架泥上超或是海侵碳酸盐上超。

上扬子西缘在早二叠世开始，处于金沙江洋和甘孜—理塘小洋盆的扩张期，因此表现为海平面的快速上升，生物碎屑灰岩以截切的型式不仅在边缘带形成上超，而且向克拉通上推进，与下伏基底侵蚀面之间形成海侵上超不整合（图1-5）。这个上超面使中国南方转为最大的海域范围，代表早二叠世盆地扩展与古特提斯洋的扩张同步，围绕川中古隆起的西、南、东三个边缘呈双向上超。

3.水下间断层序不整合与盆地稳定期

水下间断不整合界面有两个含义：一是在大陆边缘的深水域，层序界面与台地上海侵上超相当的整合的层序界面，形成于海平面主体上升过程中，可由多个三级或四级的海侵面组成复合界面；另一种在克拉通盆地和边缘，当海平面处于主体上升时，海平面下降的沉积特征不明显，只表现有波状起伏面，其上被多个海侵上超面覆盖，界面上构成一系列的成岩间断面和硬底。

由图1-4可看出，水下间断层序不整合界面均出现在二叠纪的沉积物中，由下向上共有6个层序（第3、5、6、8、9、10层序），说明在上扬子西缘向克拉通一侧，除早、晚二叠世之间的隆升作用导致的视海平面下降形成升隆层序不整合外，均为水下环境，代表二叠纪时期为海平面主体上升阶段的早期，短周期的海平面下降被长周期的海平面主体上升掩盖（图1-6），所以海平面下降时没有造成陆上暴露。此特征如果以Vail的Ⅱ型界面解释，则大陆边缘沉积物不发育，笔者之一曾以Ⅲ类界面称之^[14]。但这种命名还不能说明海平面变化的阶段性。

[00,0图1-6　海平面升降的长周期与短周期的叠加效应

MFS₁和MFS₂—分别为最大海泛面；SB₁和SB₂—分别为层序界面

水下间断不整合界面的岩石学特征为成岩间断，沉积物表面与海水界面之间有早期成岩作用形成的硬底和叠加的沉积间断。如第5正层序，茅口组第二段碳酸盐岩的顶面为水下硬底，其上有厚数厘米蓝色粘土层，可能是下部陆架泥随海平面上升和海水上涌而推移在成岩间断面上，再上为泥晶碳酸盐超覆，并形成波状起伏的海侵沟蚀面。

4.暴露层序不整合面与海平面升降的转折

暴露层序不整合界面的形成应处于长周期海平面的主体下降旋回，与海平面主体上升旋回相反，即短周期海平面下降的速率不仅超过盆地的沉降速率，而且长周期的海平面上升不能掩盖海平面下降的沉积特征（图1-6）。因而在岩石地层上反映了海平面的下降记录，并显示有明显的暴露特征，使原沉积物裸露地表或处于大气渗滤带，发生沉积物界面与大气之间淡水与混合水之间的早期成岩阶段。因此，在地层的时序上出现有暴露层序不整合面时，则海平面升降发生了根本的转折。

暴露层序不整合界面上的沉积物性质，取决于沉积间断的时间，海平面升降长、短周期的阶段和相关作用。在上扬子克拉通上表现为溶蚀、弱冲刷充填为主，形成弱暴露标志，在潮上蒸发坪环境可有多个暴露面组成暴露带。而在上扬子台地西缘和向下至斜坡带则为碳酸盐组成的滑塌堆积低水位楔形体。早二叠世栖霞阶和茅口阶之间，栖霞组和茅口组灰岩的界面则为暴露侵蚀面，海平面短周期下降的沉积标志以薄的砂质泥屑沉积物为代表。除此，还有下三叠统的第12、14、15正层序的3个暴露层序不整合面，也具有明显的向上变浅的蒸发岩序列和淡水掺杂作用，以及多个古土壤层和古暴露带，说明早三叠世海平面下降的频率和幅度超过二叠纪，当海平面主体转为下降阶段，沉积物裸露的特征明显。

[00,0图1-7　上扬子陆块早二叠世茅口期沉积后暴露面沉积相

PFS—台地前斜坡；IP—孤立台地；OP—开阔台地；PB—台间盆地；DS—深海盆地；SL—OB—陆坡－洋盆（硅泥－玄武岩）

值得提出的是，早、晚二叠世之间，在扬子克拉通上发生盆地性质的重大转换，构造升隆导致海平面下降，在茅口组顶面形成大范围的剥蚀面（图1-7），使茅口组碳酸盐为残存地层，其界面的成因性质界于暴露不整合与造山升隆不整合界面的过渡成因，或两种成因的耦合。对此界面，古生物和地层学家早有论述，并视为假整合，但前人对界面的性质及特征研究甚少。

该界面在上扬子普遍存在。其西缘，北由广元、南至乐山、马边等地，典型代表剖面有大邑大飞水剖面，芦山中林剖面，峨眉龙门洞剖面和广元上寺及明月峡剖面。该层序界面由下而上具有明显垂向分带（图1-2）：①茅口组上部厚层块状灰岩，即未受溶蚀的原生沉积灰岩带。②溶蚀淋滤带，其厚度为2～10余米不等，溶蚀孔洞大小不等，数厘米至数十厘米，洞中充填物为溶蚀残渣和上覆堆积物灌入，但总体产状仍保留了原生沉积的席状体。③表层风化壳和古溶土壤层，厚数厘米，为铁、铝、钙薄壳。④风化壳之上的溶蚀充填物、堆积物的成分视古地理位置而异，厚度变化大，几十厘米至数米不等，有泥炭沼泽粘土岩、火山角砾岩和凝灰质粘土以及碳酸盐的溶蚀块。溶蚀带与上覆地层之间的接触关系为截切型。在龙潭相区均与玄武岩的界线明显，吴家坪相区与上覆灰岩之间也呈波状的清晰界面。如广元上寺剖面，上、下二叠统之间为铁铝质泥岩，称王坡组。该界面序列代表早、晚二叠世之间上扬子克拉通盆地性质的重大转换期，其上被上二叠统吴家坪组灰岩超覆。

5.造山升隆侵蚀层序不整合与盆山转换

造山升隆侵蚀层序不整合面的形成是构造升隆作用对界面的贡献极大，远大于海平面下降的贡献。其物质响应，一方面是升隆侵蚀，另一方面则为盆外物源的注入。由此可说明构造活动的性质发生了重大的转折。

从地层记录的时序演化上来看，在自上而下如果发育了前述的4种层序不整合面的沉积序列后，界面之上有长期的间断和陆源物的注入，则代表大陆边缘海域盆地开始接受双向物源。与原沉积物不同的盆外源，显然代表了大陆边缘转为前陆盆地的过程和逆冲带的形成，也揭示了老的海域盆地以构造升隆、板块会聚和海平面下降为主导而海盆地逐渐消亡，即盆转山过程和新盆地的重新组建。

中三叠世拉丁期至晚三叠世诺利期的第17、18、19正层序为造山升隆侵蚀层序不整合界面（图1-4）。界面上具有两个明显的特征。

①在垂向上，由下至上发育有具河流回春作用增厚的低水位楔形体。

②低水位楔形体的垂向序列为：古喀斯特和冲刷充填－三角洲前缘砂体－山前磨拉石堆积。

上述5种不同成因类型的层序界面，在时序上则代表大陆边缘盆地消亡和转为前陆盆地的过程，相对应的海平面变化，为海平面主体上升转为主体下降的过程，它的旋回性至少相当于一个二级周期，也是典型的被动大陆边缘层序界面的演化序列。显然，对层序界面成因分析的意图，是把层序地层研究与盆地演化和盆山转换结合起来，作为盆地分析的重要途径，也是全球对比的重要手段，从而扩大了层序地层学在实践应用中的可操作性。

---

（二）层序不整合界面成因分类标志与盆地演化视频