经典层序地层学的原理与方法.docx

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经典层序地层学的原理与方法

第二章经典层序地层学的原理与方法

经典层序地层学为分析沉积地层和岩石关系提供了有力的方法手段，其原理和实践已被大多数地质学家所接受.理论上,层序地层学特别重视海平面升降周期对地层层序形成的重要影响；实践上，它通过年代地层格架的建立，对地层分布模式作出解释和同时代成因地层体系域的划分，为含油气盆地地层分析和盆地规模的储层预测提供坚实的理论和油气勘探的有效手段，有力的推动了地质学，特别是石油地质学的发展,它的推广与应用标志着隐蔽油气藏勘探研究进入了一个全新的精细描述、精细预测阶段。

第一节经典层序地层学中的两种层序边界

Vail等在硅质碎屑岩层系中已经识别出两类不同的层序，即Ⅰ类层序和Ⅱ类层序，这两类层序在碳酸盐岩研究中得到了广泛应用.以下详细论述这两类层序边界的含义、特征和识别标志。

一、Ⅰ型层序边界及其特征和识别标志

当海平面迅速下降且速率大于碳酸盐台地或滩边缘盆地沉降速率、海平面位置低于台地或滩边缘时，就形成了碳酸盐岩的Ⅰ型层序界面。

Ⅰ型层序界面以台地或滩的暴露和侵蚀、斜坡前缘侵蚀、区域性淡水透镜体向海方向的运动以及上覆地层上超、海岸上超向下迁移为特征（图1-2—1）。

图1—2-1碳酸盐岩Ⅰ型层序边界特征（据Sarg,1988）

1．碳酸盐台地或滩边缘暴露侵蚀的岩溶特征

碳酸盐台地广泛的陆上暴露和合适的气候条件为形成Ⅰ型层序界面提供了地质条件，层序界面以下的沉积物具有明显的暴露、溶蚀等特征，碳酸盐台地或陆棚沉积背景上的陆上暴露，可通过古岩溶特征来识别，因此，风化壳岩溶是识别碳酸盐台地碳酸盐岩Ⅰ型层序的重要特征.

①古岩溶面常是不规则的，纵向起伏几十至几百米。

岩溶地貌常表现为岩溶斜坡和岩溶凹地。

如我国鄂尔多斯盆地奥陶系顶部、新疆奥陶系顶部、川东石炭系黄龙组顶部等发育的古岩溶.

②地表岩溶主要特征为出现紫红色泥岩、灰绿色铝土质泥岩以及覆盖的角砾灰岩、角砾白云岩的古土壤。

风化壳顶部的岩溶角砾岩往往成分单一,分选和磨圆差。

碎屑灰岩和碎屑如鲕粒、生物碎屑常被溶解形成铸模孔等.

③古岩溶存在明显的分带性,自上而下可分为垂直渗流岩溶带、水平潜流岩溶带和深部缓流岩溶带。

④岩溶表面和岩溶带中出现各种岩溶刻痕和溶洞，如细溶沟、阶状溶坑、起伏几十米至几百米的夷平面、落水洞、溶洞以及均一的中小型蜂窝状溶孔洞等。

⑤溶孔内存在特征充填物，可充填不规则层状且分选差的角砾岩、泥岩或白云质泥的示底沉积,隙间或溶洞内充填氧化铁粘土和石英粉砂以及淡水淋虑形成的淡水方解石和白云岩。

⑥具有钙质壳、溶解后扩大的并可被粘土充填的解理、分布广泛的选择性溶解空隙。

⑦岩溶地层具有明显的电测响应,如明显的低电阻率、相对较高的声波时差、较高的中子孔隙度、较明显的扩径、杂乱的地层倾角模式和典型的成像测井响应。

⑧古岩溶面响应于起伏较明显的不规则地震反射,古岩溶带常对应于明显的低速异常带。

此外,古岩溶面上下地层的产状、古生物组合、微量元素及地化特征也有明显的差别。

2．斜坡前缘的侵蚀作用

在Ⅰ型层序界面形成时，常发生明显的斜坡前缘的侵蚀，导致台地和滩缘斜坡上部大量沉积物被侵蚀掉，结果造成大量碳酸盐砾屑的向下滑塌堆积作用和碳酸盐砂的碎屑流、浊流沉积作用和碳酸盐砂砾的密度流沉积作用（图1—2-1）。

斜坡前缘侵蚀作用可以是局部性或区域性的，向上可延伸到陆棚区形成发育良好的海底峡谷,滩前沉积物可被侵蚀掉几十至几百米。

在碳酸盐缓坡和碳酸盐台地边缘出现的水道充填砾屑灰岩，以及向陆方向由河流回春作用引起的由海相到陆相、碳酸盐岩到碎屑岩的相变沉积物以及向上变浅的沉积序列也是Ⅰ型层序边界的标志。

3．淡水透镜体向海的方向运动

Ⅰ型层序界面形成时发生的另一种作用，就是淡水透镜体向海或向盆地方向的区域性迁移（图1-2—1）。

淡水透镜体渗入碳酸盐岩剖面的程度与海平面下降速率、下降幅度和海平面保持在低于台地或滩边缘的时间长短有关。

在大规模Ⅰ型层序边界形成时期，当海平面下降75～100米或更多并保持相当长的时间时，在陆棚上就会长期地产生淡水透镜体，它的影响会充分地深入到地下，并可能深入到下伏层序。

若降雨量大，剖面浅部就会发生明显的淋滤、溶解作用,潜流带出现大量的淡水胶结物，如不稳定的文石、高镁方解石可能被溶解,形成低镁方解石沉淀（Sarg，1998）。

Vail的海平面升降曲线表明,在全球海平面下降中，少见大规模的Ⅰ型海平面下降。

一般的海平面下降幅度不超过70～100m。

也就是说,在小规模Ⅰ型层序边界形成时期,淡水透镜体未被充分建立起来，只滞留在陆架地层的浅部，没有造成广泛的溶解和地下潜水胶结物的沉淀。

在Ⅰ型层序边界形成时期，在适宜的构造、气候和时间条件下可能发育风化壳.同时,伴随Ⅰ型界面形成期间,可发生不同规模的混合水白云化和强烈蒸发作用而引起的白云化。

二、Ⅱ型层序界面及其特征、识别标志

当海平面下降速率小于盆地沉积速率，多形成Ⅱ型层序边界。

此时盆地的可容纳空间扩大，台地潮缘区和台地浅滩出露地表遭受侵蚀,陆棚边缘向陆方向的上超向下迁移，形成陆棚边缘沉积物.与Ⅰ型界面相比，Ⅱ型层序边界缺乏陆缘物质的穿越和台缘斜坡的侵蚀作用,沉积相带向盆地方向的迁移不显著。

在陆棚边缘，Ⅱ型层序界面上覆的地层一般是平行加积的，而Ⅰ型层序界面上覆的地层主要是斜向和进积的。

Ⅱ型层序界面形成期间,当海平面下降恰好处于或略低于台地或滩边缘处，内台地出露地表，会发生类似于小规模Ⅰ型海平面下降时所产生的淡水成岩作用，其中包括颗粒溶解，特别是不稳定的文石和高镁方解石的溶解，还包括少量渗流和潜水胶结物的沉淀和混合带白云化作用。

在Ⅱ型层序边界形成时,也会发生超盐度白云化作用。

与Ⅰ型层序相反,Ⅱ型层序边界形成时海平面在相对短的时间内就开始上升并淹没外台地。

Ⅱ型层序底部台地和滩边缘楔状体将会在下伏的台地边缘处或稍低的位置发生沉积并向陆地方向上超（图1-2-2）.

图1—2-2伴随Ⅱ型层序边界形成的好平面缓慢下降示意图（据Sarg，1988）

第二节两种层序所对应的体系域及其特征

Ⅰ型碳酸盐岩层序以Ⅰ型层序界面为底界，由低位体系域、海侵体系域和高位体系域构成，而Ⅱ型碳酸盐岩层序以Ⅱ型层序界面为底界，由陆棚边缘体系域、海侵体系域和高位体系域构成。

两种类型层序中的海侵体系域和高位体系域具有较好的相似性,而低位体系域和陆棚边缘体系域则各有特征。

一、低位体系域

碳酸盐岩低位和海侵体系域是碳酸盐岩层序的重要组成部分。

在海平面低水位期，可识别出三种类型的碳酸盐岩沉积：

①来自陆坡侵蚀的异地沉积物（如碎屑楔和异地砂）；②低水位期沉积于Ⅰ类边界上的陆坡上部的自生碳酸盐岩楔；③沉积于Ⅱ类层序边界上的台地和滩边缘.

Ⅰ型层序低位体系域沉积主要由两部分组成，即物源来自前斜坡侵蚀的他生碎屑沉积（图1-2—3）和沉积于海平面低位期斜坡上部的自生碳酸盐岩楔（图1-2—4）.

1．他生碳酸盐岩沉积

他生碳酸盐岩沉积是在海平面迅速下降并低于碳酸盐台地边缘时，由斜坡前缘侵蚀作用和重力流作用提供的碳酸盐岩碎屑沉积而成的，这与硅质碎屑Ⅰ型层序的低位盆底扇成因类似，常呈海底扇和斜坡裙位于台地边缘和深水盆地中。

他生碳酸盐碎屑沉积呈楔形,但与高位期形成的位于斜坡与斜坡底部的他生碎屑楔不同，后者可逆斜坡地形向上追踪到同时代的地台沉积物,也未伴生广泛的斜坡侵蚀作用。

等达到了海平面的低水位期且海平面下降速度变慢，那么就会在变浅的斜坡区形成发育原地碳酸盐，在这个阶段，缓慢的海平面上升将在斜坡上部和外台地区产生可容空间.同样，低水位期楔形体将回过头向斜坡和外台地上超.

这种楔形体的的发育同时要受盆地水体条件（盐度、流通性）和下伏高水位期前缘斜坡度（陡、缓）的影响。

如果盆地保留着正常海水盐度且流通性良好，同时下伏的沉积坡又很平缓，就会出现大范围的大量浅水碳酸盐沉积，可发育成重要的低水位期楔体.比较局限的盆地或很陡的沉积坡度都对低水位期楔形体的发育不利。

图1—2—3Ⅰ型层序边界形成于海平面迅速下降时期（据Sarg，1988）

沉积相:

1潮坪、潮上带；2陆架；3陆架脊；4斜坡；

5盆地细粒碳酸盐岩：

沉积体系；6低水位斜坡碎屑

2．自生碳酸盐岩楔

在低位体系域中后期,海平面发生相对缓慢的上升，在斜坡上部和外台地形成新的可容空间。

随后，低位自生碳酸盐岩楔将跨过斜坡和外台地向陆棚方向上超。

碳酸盐岩楔状体的发育既受盆地水体性质的影响，又受下伏层序前缘斜坡斜坡角陡缓的影响。

若盆地处于正常的水体条件且循环良好，下伏的沉积斜坡平缓，则有大面积的、丰富的浅水碳酸盐岩沉积，可形成明显的低位楔.若盆地处于局限的环境，下伏沉积斜坡又陡,则会阻止低位楔的发育.在不同地质特征的盆地中，自生碳酸盐岩低位楔的沉积物组成和特征差异很大,它们可以是生物礁、丘、台缘砾屑灰岩和较深水的泥灰岩、也可以是白云岩或蒸发岩。

图1-2—4Ⅰ型层序低水位和海进体系域示意图（据Sarg，1988）

沉积相：

1硬石膏；2沉积间断;3潮坪-潮上带;4陆架；5陆架脊；6斜坡

7盆地细粒碳酸盐岩：

沉积体系;8低水位楔和海进沉积

二、海侵体系域

海侵体系域是在海平面上升速度加快、海水逐渐变深的情况下形成的。

随着相对海平面的上升，海水将沿原斜坡面上涨,以至低水位楔被淹没,并被退积式的海侵体系域覆盖，形成一系列退积式准层序组。

这些退积式准层序组向陆棚方向加厚，然后由于地面上超而减薄（图1-2—5）。

同时，向海方向的沉积场所，在迅速变深的环境中,沉积速率低，因而沉积了密集段。

海侵体系域沉积可变现为追补型和并进型两种方式，这主要取决于海平面上升速率、盆地水体性质和沉积物的沉积速率。

并进型碳酸盐岩沉积（Keep—up）常出现于正常的富含海水的陆棚环境，海平面上升速率相对较慢，足以使得碳酸盐的产率与可容空间的增加保持同步,其沉积以前积式或加积式颗粒碳酸盐岩沉积准层序为特征，并且只含极少的海底胶结物.追补型碳酸盐岩沉积是在海平面上升速率较快、水体性质不适宜碳酸盐岩产生的情况下形成的.此时碳酸盐岩的沉积速率明显低于可容空间的增长速率。

追补型碳酸盐岩沉积（Catch—up）往往是由分布较广的泥晶碳酸盐岩组成的。

海侵体系域的顶底界面分别是最大海泛面和首次海泛面。

密集段是在海平面上升到最大时期即最大海泛面形成发育时期形成的，它通常是由沉积缓慢的薄层泥质微晶灰岩构成,并包含着薄的（厘米级）、发育生物扰动构造的泥灰岩-泥粒灰岩层和大量海底石化的硬地.凝缩层又以分布广、富含多种生物组合为特征.首次海泛面常含丰富的的生物化石组合并与下伏地层具有不同的生态组合.首次海泛面上下沉积物的性质、类型和沉积作用方式存在明显的差异,常表现为沉积相的明显突变，首次海泛面之下多为向上水体变深浅、沉积物变粗序列，而海泛面之上多为水体向上变深、沉积物变细序列。

在盆地斜坡地区，首次海泛面之下为低位体系域或陆棚边缘体系域；而在台地区，首次海泛面常与层序界面一致。

三、高位体系域

碳酸盐岩高位体系域沉积于海平面相对高水位期，其下部是海侵体系域的顶面。

上部是层序边界（图1-2-6）.高水位体系域以相对较厚的从加积到前积的几何形态为特征。

它们形成宽阔的台地、缓坡和进积滩及其在浅海孤立台地上的对应沉积体。

它们是全球性海平面上升的晚期、全球性海平面静止期和全球性海平面下降早期沉积的。

图1—2—5碳酸盐岩层序低位体系域和海侵体系域（据Sarg，1988）

碳酸盐岩高位体系域的沉积作用可被划分为早、晚两个阶段，这反映了高位体系域沉积早、晚期可容空间及与之相关的水体性质、沉积速率的变化。

高位体系域沉积早期的可容空间增长相对较快，而碳酸盐产率不高,沉积作用缓慢，陆棚上发生追补型加积作用,并响应于地震剖上的S型反射。

高位体系域沉积晚期,海平面开始下降,陆棚地区可容空间增加的速率减小，水体趋于稳定且循环良好，使得碳酸盐产率增加，形成一段向上变浅的并进型沉积序列和相组合,响应于地震剖面上的滩或台地边缘的丘形结构加