碎屑岩层序地层模式.ppt_三一办公31ppt.com

2、陆棚边缘体系域(SMST)I型界面(I SB)型界面(SB),2、层序类型,低水位体系域的低水位扇(盆底扇)，形成于相对海平面快速下降时期（A)；低水位体系域的斜坡扇及低水位楔(低水位进积复合体)，形成于相对海平面下降的晚期或上升的早期(B)；海侵体系域，形成于相对海平面快速上升时期（C)；高水位体系域，形成于相对海平面上升晚期停滞期和下降的早期(D)。,3、沉积体系域与海平面升降关系,Clastic Depositional Systems,Terrestrial,Transitional,Marine,Clastic Depositional Systems,Terrestrial,Tra

3、nsitional,Marine,Clastic Depositional Systems,Terrestrial,Transitional,Marine,全球海平面、相对海平面及水深的基本含义,作为全球海平面变化和沉降作用函数的海平面相对变化对可容纳空间及沉积作用影响,4、可容纳空间,5、不同类型边界关系及年代地层意义,上超为水平地层对原始倾斜面(如层序界面)的超覆尖灭，或者是原始的倾斜地层对原始倾角更大的斜面，向其倾斜上方作超覆尖灭。下超：是原始倾斜地层对原始水平面(或倾斜面)在倾斜下方作底部超覆，亦可定义为层序内地层对下界面的向盆地方向的超覆。顶超：是层序顶界的超失。原始的倾斜地层及

4、原始斜坡沉积之上，均可出现此种接触关系，它是海平面相对静止的标志。,6、叠置类型,层序地层学学习的关键在于：海平面变化、构造沉降及沉积物补给3个因素是如何控制层序类型的发育和内部结构,演化序列（还包括气候等因素，它对于陆相层序地层学意义较大）,一、沉积模型和沉积层序海平面升降和构造沉降与相对盆地边缘的海平面位置关系，是互为因果关系,这种因果关系是层序地层学的基础，并直接影响和控制,陆源碎屑岩的沉积环境、沉积层序和地层型式。如:当海平面上升导致海水越过陆架时，形成海进体系域沉积；随高水位期海平面上升速度减缓，浅海相和非海相沉积使岸线向盆地方向推进，形成高水位期海退体系域沉积；当海平面下降速度

5、大于构造沉降速度时，陆棚边缘下部沉积了一系列低水位期地层单元，包括盆地扇、斜坡扇和进积复合体，后者由穿越陆棚的河流、三角洲(或河口湾)、滨岸沉积层序组成。然而，当海平面的下降速度低于构造沉降速度时，海平面相对上升的外陆棚低速沉积物构成陆棚边缘体系域(Vail，1987)。,Vail和Thompson(1974)曾用一简单的沉积模型描述了构造沉降、沉积物供给速度和海面升降速度三个参数间的相互关系。,图22、2-3和表21概述了与两个半海平面升降旋回有关的沉积作用和沉积环境的类型，以及一系列海平面升降变化及其对大陆边缘沉积模型的平均岸线位置、碎屑物的类型及所在位置的影响。,图22、2-3和表21概

6、述了与两个半海平面升降旋回有关的沉积作用和沉积环境的类型，以及一系列海平面升降变化及其对大陆边缘沉积模型的平均岸线位置、碎屑物的类型及所在位置的影响。,如果海平面变化不稳定且出现突变，利用上述模型就有可能预测岸线位置的相应变化和沉积层序。如图24所示，T1到T2：为海平面平稳上升期，海进沉积逐渐从盆地或陆棚边缘向上推进到陆棚上；T2到T3，为海平面上升速度缓慢期，沉积单元相应地向盆地方向推移；T3到T4，海进恢复并扩大到岸线区，形成连续的上超地层单元并持续到T5；T5之后已经开始缓慢海退，并逐渐加速延续到T7左右，引起海退的原因与海平面上升速度低而沉积物能快速充填容纳空间有关，相应地出现以进积

7、为主的下超地层单元；,至T7，海平面开始快速下降，岸线迅速向盆地方向迁移，造成陆棚暴露；但是若T8到T9之间海平面下降速度减慢，则岸线停滞在中陆棚部位，如构造下沉速率超过海平面下降速率还可造成海平面相对上升，引起短期的海进旋回；随着T9到T10的海平面持续快速下降，在前一种情况下岸线可继续迁移到盆地边缘，而后一种情况则重新开始海退。,二、全球海平面变化对碎屑沉积作用的控制全球海平面升降变化与盆地沉降为沉积物提供了充填空间，此种可容空间变化的结果，导致盆地边缘出现了由上超和退覆沉积单元组成的层序地层形式。就局部来说，盆地沉降抑或上升，以及沉积物的供应量变化可能叠加在全球海平面升降变化的效应之

8、上，但通常不能掩盖后者。已有的研究资料表明，任何全球海平面升降变化，如不规则升降、对称升降、快速或慢速升降等等，都将导致全球效应。其中，全球海平面变化曲线的下降和上升拐点的重要性，在于分别同不整合面和凝缩段的出现有关。,控制陆棚可容空间的变化，不仅仅是全球海平面变化，更重要的是相对海平面变化。它与局部地区的构造下沉或上升有关。海平面的相对上升，决定了是否产生可供沉积物堆积的新空间，如相对上升使空间增大，下降则减小。因此，即使在全球海平面稳定时期抑或下降期间，局部地区由于地壳下沉，抑或下沉速率大于海平面下降速率，均可造成相对海平面的继续上升，并增加新的可容空间。由于相对海平面变化所控制的水体深

9、度，同时受到全球海平面变化、构造沉降和沉积物补给三种因素的联合控制，因此，可将其视为三种控制因素的函数，对沉积地层的产出形式有直接影响。,全球海平面变化和构造下沉控制的相对海平面变化及新增可容空间变化，Vail(1979)提出了两种解释模式：1一维模式在大陆边缘的任意一处，可供充填沉积物的新增空间增加速率是由相对海平面升降速率确定的，并等于全球海平面升降速率减去盆地下沉速率。从图中可看出，由于大部分时间海底下沉速率大于全球海平面变化速率，所以绝大多数时间的间隔内以相对海平面上升为特征，于是大多数时间的间隔内始终增加着新的可容空间。,在被动大陆边缘，海底下沉速率总是从陆棚向盆地方向逐渐加大的

10、，因此，必然导致新空间增加速率从内陆棚、中陆棚到外陆棚边缘亦逐渐加大(图25)，且最大的可容空间出现在下沉速率最高的外陆棚。与此相反，在下沉速率最小的内陆棚，在有些时间间隔中没有新增陆棚空间。,2二维模式陆棚剖面以平衡点为界分为两个带(平衡点系指陆棚剖面上全球海平面升降速率与海底下沉速率相等的点),该点向海一侧的海底下沉速率大于全球海平面下降速率，可产生向盆地方向加大的新增空间，而向陆一侧出现相反情况。随着全球海平面下降速率增大，平衡点逐渐向海方向迁移。当海平面下降达最高速率时(F拐点附近)，陆棚上新空间增加最少，平衡点达到向海方向迁移的最远距离(图26，T4），相反在R拐点附近新增空间

11、速率最大，平衡点达到向陆方向迁移的最后位置。,图27表明了不同海底下沉速率对产生新增空间的影响。假定全球海平面变化速率相同，下沉速率高的盆地A比低的盆地B具有更大的新增陆棚空间，当其它条件相同时，如沉积物补给量、盆地A的加积作用要超出盆地B，而盆地B则以更高的进积速率为特征。,图28表示了全球海平面低速下降期对沉积作用和地层形式的影响。这对于缺乏陆棚暴露的型层序的鉴别是十分重要的。图28所示模式为型不整合，其垂直演化的海平面低速下降控制特点为：从T1一T4，全球海平面下降速率逐渐增大，平衡点和湾线（bay line）均向盆地移动。其中，湾线在T4以前随着低速的相对海平面上升，则相对平衡点向陆移

12、动。,所谓湾线，被定义为河流与滨海或三角洲的分界线，与滨线(shoreline)有明显区别。滨线系指滨海或三角洲与海洋的分界线。由于河流剖面以湾线而不是以滨线为基准，所以在考虑河流沉积作用时，湾线的位置及移动方向是很重要的。在某些情况下，如不存在滨海三角洲和泻湖，湾线与滨线可处于同一位置。必须指出的是，由于相对海平面上升使湾线向陆移动(图29)，湾线移动的速率是相对海平面上升速率和湾线移动区地形坡度的函数。,河流平衡剖面(equilibrium profile)，系指一个递降水流的纵向剖面，或一个具平滑梯度的纵向剖面,它通常被认为是一个平缓的凹面向上的抛物线，近河口处较平缓而源头变陡(Gary

13、等，1974)在它的每一个点上，水流恰好能搬运它力所能及的沉积物负荷,在基准面发生升、降过程中，由于河流力求保持稳定状况的剖面，所以必然发生河流的侵蚀或沉积作用。此时陆上与海洋两个可容空间之间的分界线即湾线，其中，陆上可容空间可定义为介于老河流平衡剖面与新的更高的河流平衡剖面之间可供沉积物充填的空间。可容空间包络面下界即是老河流平衡剖面，上界为新河流平衡剖面。需指出的是，只有在低坡度的条件下，湾线向盆地移动才产生以河流沉积为主的新的陆上可容空间。,平衡点在F拐点(T6处)附近时达到向盆地迁移的最远位置，然后再次逐渐向陆移动(图28，T6一T7)，此时由于湾线也倒转其移动方向，重新开始向陆移动，

14、广泛分布的河流沉积作用就停止了。一旦河流沉积作用停止，就会在湾线处再次发生海岸上超点突然向盆地迁移。此时缺少河流相组分的沉积再次被限定在海底与海面之间的楔形空间内(图28，T6一T8)。,需指出的是，图28所示的是型不整合沉积作用与全球海平面缓慢下降的关系。当全球海平面快速下降产生I型不整合时，广泛的河流沉积中止是以河流回春和下切作用为标志的。因此，当相对海平面重新开始上升时，这些深切河谷(可能相当深)就会被河流沉积和或河口湾沉积所充填，所以，深切谷充填物在某些地方覆盖在I型不整合面上。,三、海岸上超曲线基本原理全球性旋回图解中的海岸上超曲线，总的形态是根据众多盆地的观察结果绘制的(Vail

15、，1977)。它代表了陆源沉积作用的最大向陆廷伸范围，并且是由非海相或海相沉积物组成的。它的具体形态是以可容纳空间和沉积作用模式推断的。,三、海岸上超曲线基本原理图210表示了具有两个型不整合的一条理想海岸上超曲线。曲线中，从F拐点到R拐点，新空间的增加速率稳定增大，引起湾线和海岸上超的向陆移动速率也增大。当达到R拐点时，湾线处的相对海平面上升速率和湾线朝陆方向移动的速率达到最大。,三、海岸上超曲线基本原理此后，直到平衡点到达湾线之前，相对海平面上升速率在湾线处减少，湾线向陆方向迁移的速率也同步降低。由于在此期间海岸上超点位于湾线处，所以海岸上超的向陆移动速率也表现为减小。当平衡点到达湾线时，湾线处的相对海平面上升速率为零，从此时至F拐点的时间，平衡点和湾线同时向盆地方向移动，随着平衡点和湾线向盆地方向逐渐迁移到最远的位置，两者的移动速率亦逐渐减小。,在全球海平面变化到达F拐点之前的这段时间里，伴随的河流沉积作用使海岸上超继续向陆移动。当达到F拐点时，随着河流平衡剖面向陆移动的减速，海岸上超向陆移动速率亦逐渐减小。此时，平衡点与湾线改变移动方向，重新向陆方向迁移，导致广泛发育的河流沉积终止，同时又促使海岸上超回到湾线位置，发生明显和突然向盆方向的转移。需注意的是，上述海岸上超的向盆地转移是型不整合，而型不整合通常则以覆盖不整合面的广泛下切河谷河流相沉积为特征。,

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