9．4　陸相湖盆層序地層學(xué)

9.4.1　陸相湖盆的地質(zhì)特征及陸相湖盆層序地層的主控因素

雖然層序地層學(xué)的理論起源于海相被動大陸邊緣和克拉通盆地，但由于大型湖泊與海盆具有相似的盆地地形、湖平面變化和沉積作用特征，因此層序地層學(xué)的理論和方法同樣可以運(yùn)用于陸相湖盆的研究和陸相盆地石油天然氣的勘探。但由于湖相盆地的沉積特征受構(gòu)造、氣候作用影響較大，盆地結(jié)構(gòu)類型復(fù)雜，湖盆水域淺小，湖盆地形坡折缺乏，陸源供給類型、方式復(fù)雜，湖平面變化頻繁，從而造成沉積體系類型多、相變快，因此層序地層學(xué)的理論和方法在陸相湖盆中的應(yīng)用與海相盆地存在明顯差異。要成功應(yīng)用層序地層學(xué)的原理，就需要對陸相盆地的構(gòu)造活動、氣候變化、湖平面變化、沉積物供給及基準(zhǔn)面變化進(jìn)行全面了解。

一般認(rèn)為，大型陸相湖盆是由巖石圈構(gòu)造熱沉降或巖石圈內(nèi)部物質(zhì)重新分布、溫度變化造成的巖石圈變形引起的。它們可以形成裂陷型盆地和坳陷型盆地兩種主要類型。不同類型的陸相湖盆具有不同的結(jié)構(gòu)特征。以中國中、新生代大型陸相盆地為例，中國東部拉張性斷陷盆地(如松遼盆地、渤海灣盆地等)發(fā)育，它們主要由太平洋板塊的俯沖造成的弧后擴(kuò)張形成，這類盆地基底斷裂發(fā)育，盆地邊界以正斷層為主。經(jīng)歷了燕山期—喜馬拉雅期的構(gòu)造演化過程，盆地一般具有斷陷－坳陷雙層結(jié)構(gòu)。由于盆地內(nèi)部正斷層發(fā)育且差異活動，形成盆地內(nèi)部隆、凹相間的盆地結(jié)構(gòu)。盆地邊界多具有一側(cè)陡、另一側(cè)緩的箕狀特征。中國西部多發(fā)育擠壓型的坳陷盆地，如塔里木盆地、柴達(dá)木盆地、準(zhǔn)噶爾盆地等。盆地主要受印度板塊和西伯利亞板塊擠壓碰撞作用影響而形成，盆地往往成為不對稱狀。在山前地帶，通常形成擠壓性的山前坳陷，盆地邊界受逆沖斷裂控制。盆地局部構(gòu)造多具線狀或雁行式展布。因此，可以根據(jù)陸相湖盆盆地結(jié)構(gòu)特征將中國中、新生代陸相湖盆劃分為單斷箕狀盆地、雙斷裂陷盆地和坳陷盆地3種主要類型(朱筱敏，2000)。

陸相湖盆的構(gòu)造演化對盆地的層序發(fā)育和展布具有明顯的控制作用。構(gòu)造作用控制可容空間的產(chǎn)生和消亡。沒有構(gòu)造沉降，就沒有陸相湖泊沉積盆地。同時，構(gòu)造升降影響沉積物供給。不同構(gòu)造背景的沉積盆地具有不同的構(gòu)造沉降歷史。拉張背景下盆地最初形成于巖石圈伸展引起的快速沉降，隨后軟流圈的冷卻導(dǎo)致盆地進(jìn)入熱沉降階段。在裂谷形成演化過程中，盆地的差異沉降控制沉積中心的位置和沉積相帶的分布。因此構(gòu)造沉降過程影響盆地沉積物的幾何形態(tài)和充填序列。擠壓型的沉積盆地，如前陸盆地發(fā)育于沖斷造山帶之下的克拉通邊緣。其充填物具有明顯的楔形和不對稱特征。靠近沖斷造山帶一側(cè)沉積物加厚，靠近克拉通一側(cè)沉積物較薄。因此兩側(cè)具有不同的沉積相和層序構(gòu)成特征。

氣候也是陸相湖盆層序發(fā)育的重要控制因素。氣候?qū)﹃懴鄬有虻目刂剖嵌喾矫娴?。氣候可以影響降雨量從而造成植被的不同特征，進(jìn)而影響到沉積物類型。同時氣候的變遷可以導(dǎo)致湖平面的變化進(jìn)而影響層序的時空展布。全球的氣候變化具有一定的周期性和旋回性，如米蘭科維奇旋回。氣候的周期性變化引起周期性湖平面變化，進(jìn)而控制層序的發(fā)育。

與海相沉積盆地的海平面變化對層序地層的控制類似，湖平面變化對陸相湖盆的層序地層具有同樣的控制作用。湖平面的變化不僅控制組成層序的沉積體系和沉積體系域的類型，也控制組成層序的副層序和副層序組的類型和疊置方式，進(jìn)而控制層序的幾何形態(tài)和分布特征。

由于陸相盆地與海相被動大陸邊緣的差異，對于陸相層序地層的內(nèi)部組成和術(shù)語應(yīng)用也存在不同認(rèn)識。一種觀點(diǎn)認(rèn)為陸相湖泊與海相盆地相似，可以直接將海相盆地的層序地層模式、術(shù)語應(yīng)用于陸相盆地。第二種觀點(diǎn)認(rèn)為海相盆地不同于陸相盆地，因此從層序地層產(chǎn)生的根源出發(fā)提出完全不同于海相層序地層的陸相層序地層的組構(gòu)和模式(李思田，1992;解習(xí)農(nóng)，李思田，1993)。他們認(rèn)為，構(gòu)造層序是Ⅰ級構(gòu)造界面(大區(qū)域不整合及假整合)或Ⅱ級構(gòu)造界面(次級不整合、假整合及相關(guān)的整合)之間的沉積序列。層序從沉積演化顯示三分性:層序界面為古構(gòu)造面。下部為初始充填或早期充填的以沖積體系為主的沉積;中間以相對穩(wěn)定的水進(jìn)形成的三角洲－湖泊沉積為主;上部河流作用強(qiáng)化，分異性強(qiáng)，是新的構(gòu)造強(qiáng)化期的前奏。這種三分性是體系域劃分的基礎(chǔ)。

9.4.2　陸相湖盆的層序地層學(xué)

9．4．2．1　層序界面和體系域界面

確定陸相湖盆的層序地層關(guān)鍵在于不同級次界面的準(zhǔn)確識別。在湖泊沉積被覆蓋的盆地地區(qū)，通常采用地震資料、測井曲線、鉆井巖芯等綜合分析進(jìn)行識別。在識別界面時，應(yīng)遵循以下原則:①界面間斷原則:即所劃分的層序內(nèi)部不應(yīng)該有比層序界面更重要的沉積間斷面;②等時性原則:即所劃分的層序均為同期沉積物的組合體;③統(tǒng)一性原則:即所劃分的層序應(yīng)在盆地范圍內(nèi)統(tǒng)一(池英柳，1995)。朱筱敏(2000)總結(jié)了坳陷型湖盆的層序界面在構(gòu)造、古生物、巖芯、測井、地震等方面特征(表9－3)，在盆地覆蓋區(qū)地震反射圖像顯示的地層關(guān)系(如頂超、上超和下超)對層序界面的識別尤為重要。

表9－3　坳陷型湖盆層序邊界的識別標(biāo)志(據(jù)朱筱敏，2000)

斷陷型湖盆的層序界面與坳陷型湖盆的層序界面類似，也主要通過構(gòu)造、生物界面，巖芯、測井和地震反射圖像的突變面，及地層頂超、上超和下超的關(guān)系識別。但斷陷型湖盆的層序界面一般比坳陷型盆地規(guī)模要小，變化幅度更大。

初始湖泛面和最大湖泛面分別是低水位體系域與湖侵體系域、湖侵體系域和高水位體系域的界限。初次湖泛面一般表現(xiàn)為湖岸上超向陸遷移到低水位期不連續(xù)的小型湖泊沉積之上。同時，低水位體系域的進(jìn)積型副層序組與海侵體系域退積型副層序組的結(jié)構(gòu)轉(zhuǎn)換面與初始海侵面一致。另外，初始海泛面靠陸一側(cè)與不整合為代表的層序界面一致。初始湖泛面附近還經(jīng)常存在火山活動，常發(fā)育根土巖、粗碎屑沉積等(朱筱敏，2000)。

最大湖泛面是湖平面達(dá)到最高、湖岸上超達(dá)到最遠(yuǎn)離湖岸時期對應(yīng)的湖泛面。最大湖泛面常常形成細(xì)粒、暗色、分布范圍廣的較深水環(huán)境形成的凝縮段。凝縮段中常含有草莓狀黃鐵礦、富有機(jī)質(zhì)，微體、超微化石豐富。在測井曲線上表現(xiàn)為以高自然伽馬、低電阻率、平直自然電位為特征。在地震反射剖面上，凝縮段響應(yīng)強(qiáng)振幅、高連續(xù)、分布廣泛的地震反射。另外，最大湖泛面往往與上覆地層的系列下超點(diǎn)伴生(朱筱敏，2000)。

9．4．2．2　坳陷盆地的層序地層樣式

當(dāng)坳陷型湖盆可以確定首次湖泛面和最大湖泛面時，便可以識別低水位體系域、湖侵體系域和高水位體系域，進(jìn)而確定地層層序。在一些坳陷盆地中由于地形坡度小，缺乏初始湖泛面的標(biāo)志，只能確定最大湖泛面，因而只能劃分出湖侵體系域和湖退體系域(相當(dāng)于高水位體系域)(朱筱敏，2000)。

低水位體系域是在湖平面下降速率大于構(gòu)造沉降速率，湖平面下降的最低部位，以至于連成一片的水域出現(xiàn)分隔狀態(tài)的孤立水體時形成的體系域。在低水位湖平面一側(cè)，出露地表的盆地緩坡發(fā)育沖積扇、河流沉積，可形成深切谷;在岸線附近形成小型三角洲或扇三角洲;在湖盆中發(fā)育洪積作用形成的濁積扇或三角洲前緣滑塌形成的濁積扇;進(jìn)而構(gòu)成類似于海相盆地低水位體系域的盆底扇、斜坡扇和低水位楔及陸上的暴露不整合界面(圖9－15)。

湖侵體系域是在相對湖平面上升過程中形成的。當(dāng)湖平面緩慢上升時，可容空間增加的速度略大于沉積物供給的速度，此時濱淺湖發(fā)育灘壩、水進(jìn)三角洲沉積體系。當(dāng)湖平面快速上升，可容空間的增加速度明顯大于沉積物的供給速度，盆地處于缺氧“饑餓”狀態(tài)。此時可發(fā)育洪水型濁積扇、廣泛分布的深水暗色泥巖及湖侵期的碳酸鹽巖(圖9－15)。

圖9－15　松遼盆地坳陷型湖泊體系域和層序特征
(據(jù)魏魁生，1996簡化)
HST．高水位體系域;TST．海侵體系域;LST．低水位體系域

高水位體系域是在湖平面上升緩慢、停滯和下降時期形成的。此時沉積物供給速率增加，可容空間減小，形成進(jìn)積型的沉積序列和副層序組合。高水位體系域發(fā)育早期，可容空間仍然較大，攜帶大量陸源物質(zhì)的洪水在湖盆中形成濁積扇。在湖岸附近可形成進(jìn)積型三角洲。高水位體系域形成的晚期，湖平面下降，可容空間減小，三角洲向湖盆中心推進(jìn)。三角洲前緣滑塌可在盆地中心形成滑塌成因的濁積巖，高水位體系域發(fā)育的末期，可出現(xiàn)河流和沖積扇沉積(圖9－15)。

9．4．2．3　斷陷盆地的層序地層樣式

陸相斷陷盆地構(gòu)造運(yùn)動復(fù)雜，陸源供給多為多物源和近物源，相變快，盆地結(jié)構(gòu)復(fù)雜，因此其層序地層樣式和體系域復(fù)雜多樣。多數(shù)斷陷盆地呈盆地邊界多具有一側(cè)陡、另一側(cè)緩的箕狀特征，因此陡坡帶和緩坡帶具有不同的層序樣式(圖9－16)。

圖9－16　陸西凹陷斷陷盆地上侏羅統(tǒng)層序地層樣式
(據(jù)朱筱敏，2000)
HST．高水位體系域;TST．海侵體系域;LST．低水位體系域

陡坡帶是控制盆地邊界斷層較活動條件下形成的地形坡折較大的地帶。盆地的下降盤多為深水湖盆，上升盤為地形起伏的物源區(qū)。陡坡區(qū)的地層層序主要受斷層活動和物源供給影響，湖平面變化的控制作用屬于次要地位。盆地演化早期，斷裂活動強(qiáng)，層序發(fā)育大規(guī)模的近岸水下扇;盆地演化中期，斷裂活動趨于平緩，近岸水下扇規(guī)模減小;盆地演化晚期，斷裂活動停滯，濱淺湖及辮狀三角洲發(fā)育。緩坡帶地形坡度緩且斷層活動微弱，在盆地邊緣物源供給充分時，盆地邊緣多發(fā)育扇三角洲沉積;在物源供給不足時，常發(fā)育濱、淺湖沉積。

陡坡帶處于盆地陡坡，邊界斷層活動強(qiáng)烈，地形坡度大。低水位體系域湖盆范圍較小，地形高差大、近岸地區(qū)形成洪水沉積的近岸水下扇，扇體沉積物粒度粗，砂泥比高(0．7～0．8)。遠(yuǎn)岸地區(qū)發(fā)育濁積扇。低水位體系域由多個這樣的水下扇和濁積扇組成，垂向上表現(xiàn)為進(jìn)積形的副層序組。湖侵體系域發(fā)育時期，湖平面快速上升，對山區(qū)洪水有一定的頂托作用。此時近岸水下扇向湖盆中心推進(jìn)距離較近，濁積扇不發(fā)育。所以海侵體系域表現(xiàn)為暗色泥巖加厚，砂巖變薄，砂泥比降低的退積型副層序組。高水位體系域時期，海平面相對靜止或下降，湖盆水體緊靠陸源區(qū)，洪水?dāng)y帶大量沉積物快速入湖，形成近岸水下扇為主的進(jìn)積－加積型的副層序組。高水位體系域自下而上砂巖厚度加大，粒度變粗，砂泥比逐漸變大(0．5～0．6)(朱筱敏，2000)。

緩坡帶處于盆地緩坡，邊界斷層活動微弱，地形坡度較緩。低水位體系域形成時期，湖盆水域范圍小，沉積區(qū)距離物源較遠(yuǎn)，河流規(guī)模較小，沉積物供給不足。近湖岸地區(qū)主要形成濱、淺湖沉積，主要沉積為砂礫巖、砂巖和泥質(zhì)巖的互層，砂泥比0．3左右。湖侵體系域發(fā)育時期，湖平面向陸侵進(jìn)，沉積物上超。隨著湖盆范圍擴(kuò)大，與陸源區(qū)的距離變近。當(dāng)氣候等因素影響時，沉積物供給增加可形成早期的扇三角洲沉積。隨著湖水上升的頂托，湖侵體系域形成進(jìn)積－退積型的砂、泥巖組成的副層序組，平均砂泥比在0．4左右。高水位體系域發(fā)育時期，湖平面穩(wěn)定到下降，扇三角洲向湖泊中心推進(jìn)，前緣多發(fā)育濁積扇，形成加積－進(jìn)積型的副層序組(朱筱敏，2000)。

位于陡坡帶和緩坡帶之間的深洼區(qū)(盆地中央)，斷裂活動微弱，基底整體下降明顯，地形坡度小。其低水位體系域由向湖推進(jìn)的水下扇和濁積扇沉積夾在深湖的泥質(zhì)沉積之中。湖侵體系域?yàn)樯钏暮喑练e，其巖石分布廣、厚度大、粒度細(xì)(砂泥比0．1～0．05)、質(zhì)地純、富含有機(jī)質(zhì)，表現(xiàn)為退積型的副層序組。高水位體系域以近岸水下扇前緣(遠(yuǎn)端)沉積和濁積扇為特色，形成近積型的副層序組(朱筱敏，2000)。