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2+层序地层学基本原理

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地层学 基本原理
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层序地层学原理与应用许淑梅 ·2009典层序地层学基本原理一 、 概念及有关术语二 、 层序的基本类型三 、 层序地层结构四 、 层序的边界特征及识别标志五 、 层序内部体系域组成 、 层序级别划分1. 层序2. 整合和不整合3. 海泛面4. 浓缩层 、 密集段 、 缓慢沉积段 )一、层序及有关术语1、层序 (以不整合面或与不整合相对应的整合面为界 , 成因上有联系的 、 相对整合的 、 连续地层序列 。 对应于海平面升降周期曲线上相临的两个下降翼拐点之间 。 是层序地层学研究的基本单元 。准层序和准层序组是层序的地层构成单元 。较新和较老地层分开的面;沿此面 , 有地表剥蚀和削蚀的证据;在某些地区 , 还有相应的海底侵蚀或地表暴露的证据 , 并具有明显的沉积间断 。本节所用的 “ 不整合 ” 定义不包括局部的 、 短暂的剥蚀作用和与地质作用伴生的沉积作用 , 如点砂坝的发育或风成沙丘的移动 。不整合面的规模 上下两套地层的产状不一致,以一定的角度相交;两套地层的时代不连续,两者之间有代表长期风化剥蚀与沉积间断的剥蚀面存在。不整合(时间间隔近130叠石炭寒武奥陶整合 (开较新和较老地层的面;沿此面没有任何侵蚀或停止沉积的证据 ,亦没有任何明显的沉积间断 。因此整合面具有下面特性:在整合面上 ,仅有很缓慢的沉积作用 , 或很低的沉积物聚集速率;非常薄沉积物即代表很长的地质时期 。 泛面是一个新老地层的分界面,常常是平整的,仅有米级地形起伏,但穿过该界面时有证据表明水深会突然增加。海泛面常伴随小规模的水下侵蚀作用和无沉积作用,表明存在小规模的沉积间断。除非海泛面与层序边界重合,否则海泛面上不会发生大规模陆上侵蚀作用,无海岸上超的向下迁移或向盆地方向的迁移。初始海泛面 ( 定义 : 是 Ⅰ 型层序内部初次跨越陆架坡折的海泛面,也是低位体系域的物理界面。初始海泛面可由于后期海平面下降而遭受地表剥蚀或发生无沉积作用。最大海泛面 ( 是一个层序中最大海侵时形成的界面,它是海侵体系域的顶界面并被上覆的高位体系域下超,它以从退积式准层序组变进积准层序组为特征,常与凝缩层相伴生。指可供沉积物堆积的空间。主要受控于沉积基准面的变化。或者是海平面升降和构造沉降的函数。5 凝缩层 凝缩层 (又称浓缩层 、 密集段 、 缓慢沉积段 , 是在相对海平面上升到最大 、 海岸线海侵最大时期在陆棚 、 陆坡和盆地相沉积的沉积物 。 一般由沉积速率很慢的 ( 10万年 ) 、 厚度很薄的 、 缺乏陆缘物质的半深海和深海暗色泥 ( 页 ) 岩沉积物 。 凝缩层在区域性或全球性地层对比中以及层序地层学研究中起着重要作用 。 凝缩层分布范围很大 , 可以由盆地延伸到陆棚 , 成薄层 、 稳定的沉积单元将滨浅海沉积与较深水的远海沉积地层联系起来 , 从而作为地层划分对比以及恢复古环境的一个关键沉积层段 。凝缩层在层序中的位置老层序的高水位体系域密集段松辽盆地坳陷阶段层序模式密集段在层序中的位置二、层序的基本类型1、 层序类型:Ⅰ 型层序 : 具陆架坡折的边缘型盆地Ⅱ 型层序 : 斜坡型 ( 不具陆架坡折 ) 盆地( 划分依据:根据海平面下降速率与沉积滨线坡折处沉降速率关系 )2、 Ⅰ 型层序地层结构3、 层序的主要识别标志 :① 层序边界的不整合类型;② 层序边界之间的体系域组合 。1、 I 型层序格架具陆架坡折的边缘型盆地陆棚坡折边缘的盆地特点1、 存在着明显地形分异的陆棚、陆坡和盆地地形。陆棚坡度小于 坡坡度 3º— 6º,海底峡谷坡度为 10º左右。2、 具有明显分割陆棚沉积物与陆坡沉积物的陆棚坡折 , 在这陆棚坡折两侧存在突然的浅水到深水的过渡 。3、 具有倾斜的斜坡沉积地层样式 。 当海平面下降到沉积滨线坡折带以下时 , 河流深切形成峡谷以及斜坡扇和盆地扇 。4、 存在能够形成深切峡谷并向盆地输送沉积物的 、 足够大的河流体系 。5、 具有足够大的可容空间将层序组保存下来 。6、 海平面下降幅度足以使低位体系域在陆棚坡折或在其外侧不远的地方发生沉积 。 Ⅱ 型层序斜坡型(不具陆架坡折)盆地Ⅱ 型层序:底界以 Ⅱ 类不整合为界 , 顶界以 Ⅰ类或 Ⅱ 类不整合为界 。Ⅱ 型层序组成:由陆棚边缘体系域 、 海侵体系域和高水位体系域所组成 形平坦,没有陆棚、陆坡和盆地地形的明显分异。常见坡度小于 、 沉积物呈叠瓦装至 “ 缓 的倾斜形态 。3、 缓坡与陡坡之间不存在一坡度突然变陡的坡折带 。4、 从浅水区至更深水区 , 水体深度没有突然变化 , 即不存在 由浅水到深水的过渡 。5、 因海平面下降 , 可使下切作用切至低水位的滨岸沉积 ,但不会再向下进行 。 陆架坡折型盆地的特点是当海平面下降到沉积滨线坡折带以下时 , 形成河流深切形成峡谷以及斜坡扇和盆地扇 。6、 具低水位三角洲及其它类型滨岸砂岩的沉积作用 , 盆底扇和斜坡扇不可能发育 。Ⅱ 型层序组成:陆棚边缘体系域海侵体系域高水位体系域 序的边界特征Ⅰ 型边界Ⅱ 型边界2、层序边界识别标志地质标志(沉积、成岩)地震识别标志测井识别标志Ⅰ 层序边界 Ⅰ 型层序边界: 当海平面下降的速率超过沉积滨线坡折( 沉降速率,即在这个区域产生了相对海平面下降时期形成的。 Ⅰ 型层序边界特征: 以河流回春、沉积相向盆地方向迁移、海岸上超点向下迁移以及上覆地层相伴生的陆上暴露和同时发生的陆上侵蚀作用为特征。Ⅱ 层序边界 Ⅱ 型层序边界: 当海平面下降的速率小于沉积滨线坡折处沉降速率,即在这个区域未产生相对海平面下降时期形成的。 Ⅱ 型层序边界特征 :是一个区域性界面,沉积滨线坡折带向陆方向的陆上暴露、上覆地层的上超以及海岸上超点向下迁移等特征。没有河流回春作用造成的陆上侵蚀、也没有沉积相明显向盆地方向迁移。( 1)低位体系域( 2)海侵体系域( 3)高位体系域三、 Ⅰ 型层序地层结构1、体系域概念及分类体系域及体系域类型:1 低水位体系域2 陆棚边缘体系域3 海侵体系域4 高水位体系域层序的体系域组成根据客观标准 ( 包括边界面类型 、 准层序的分布以及在层序内位臵 ) 将层序进一步分成体系域 。体系域 (同期沉积体系的组合 ,沉积体系:指成因上相关联的沉积相的三维组合 。体系域类型:低水位 、 陆棚边缘 、 海侵及高水位 。低水位和高水位是描述性的术语 , 指在层序内的位臵;当指体系域时 , 这些术语不表示时间间隔或在海平面变化周期或相对旋回上的位臵 。1 低位体系域低位体系域 :在全球海平面快速下降,速率大于沉积滨线坡折带构造沉降速率时,以及海平面相对缓慢上升时形成的同期沉积体系组合。底界 :为 Ⅰ 型不整合面及其对应的整合面顶界,为首次越过陆棚坡折的初次海泛面( 成: 在具陆棚坡折的盆地中,低位体系域由盆底扇、斜坡扇和低位前积楔状体、盆底扇( 是指沉积在盆地底部或大陆斜坡下部的海底扇,其形成与斜坡上的峡谷侵蚀以及陆棚暴露地表发生河流回春下切作用密切相关。 即在形成 Ⅰ 类层序界面时,由于陆棚部分或全部出露地表遭受剥蚀,沉积物越过陆棚和大陆斜坡,通过深切谷和斜坡峡谷以点物源的供应方式在盆底形成盆底扇。盆底扇 顶底界面 :盆底扇底界面与低位体系域底界一致,顶界面为一下超面,常被斜坡扇和低位前积楔状体下超。 组成 :为重力流沉积物,可用鲍玛序列 段描述。内扇为序列不明显、互层的砂砾岩,中扇为向上粒度变细、砂层厚度减薄的水道化沉积序列,外扇为向上粒度变细、砂层厚度减薄的非水道化沉积序列。外扇部位可能存在较大规模的砂质朵状体。椒江 模式 凹陷间分隔性减弱。南部彼此连通,呈现广阔开阔滨浅海环境。长江凹陷沉积范围明显东扩,未与南部连通 盆地基底沉降减弱,沉降速率在 100m/间。为坳陷末期 西部处于滨海环境,发育冲积平原 滨浅海沉积体系,形成砂泥岩互层夹煤层的沉积组合;凹陷东部沉积范围越过福州隆起和鱼山低隆起东扩,陡坡带消失,以滨浅海沉积为主无下切谷陡坡及地貌低单元90不成深水浊积扇; 形成滑塌浊积扇必备条件三角洲前缘垮塌形成垮塌浊积岩,砾间包卷现象和砾石云朵状外形,同生期构造垮塌滑移明月峰组下段三角洲前缘细砂岩粉砂岩与泥岩间指状交互沉积,差异压实及三角洲前缘垮塌形成的同生变形特征准同生变形构造 斜坡扇 ( 指位于大陆斜坡中部或底部的重力流沉积体 ,它是在全球海平面下降晚期或上升早期形成的 也可沉积在比盆底扇更近源的地方 ,其顶被低位前积楔状体下超 。斜坡扇 组成: 斜坡扇可以与盆底扇同期沉积 , 也可与低位前积楔状体同期沉积 。 由于斜坡扇形成时 , 陆棚上河流下侵趋于停止 , 粗粒物质往往优先充填在深切谷内 , 因此斜坡扇粒度和砂泥比均比盆底扇沉积物更细更低 。 典型的斜坡扇呈开阔裙边带状 , 以发育有堤活动水道和溢岸席状韵律浊积砂为沉积特征 。:在海平面相对上升期间形成的由退积到加积准层序组构成的楔状体,位于陆棚坡折向海的一侧,并上超在先前层序的斜坡上。组成 :楔状体的近源部分有深切谷充填沉积物及其在陆棚或陆坡上伴生的沉积物组成,远源部分由厚层富泥的 楔状体前积单元组成。 在低位前积楔状体早期沉积物中可包含有互层的薄层的浊积岩。随着海平面的相对上升,河流砂体的连通性降低而煤层、越岸页岩、泻湖相以及三角洲沉积物不断发育。 一般来说,低位前积楔状体沉积物较先期层序高位体系域沉积物富含更多的砂质,并可被上覆海侵体系域页岩所封堵 ,形成地层圈闭。要局限在下切河谷中 。 如果下切河谷完全被沉积物充填 , 那么海进面通常发育在处于四周陆架高程处的充填物顶部 。 随着海平面逐渐上升 , 由于陆架依然暴露水上 , 新空间的加入局限在下切河谷中 , 仍只有极少空间加进来 。直到海平面上升到高于先已存在的陆架表面为止 。 此时 , 陆架上以及越过下切河谷的新空间的加入 , 造成可容纳空间的突然增加 , 使沉积中心突然向陆地方向转移 , 低水位期结束 , 进入到海侵期 。 在其上方产生一个海进面 。切谷 : 是指因海平面下降、河流向盆地扩展并侵蚀下伏地层形成的深切河流体系及其充填物。在海平面大幅度下降期,陆棚因暴露受到河流体系的侵蚀形成深切谷地并构成沉积物的搬运通道。深切谷 在低位或海侵体系域形成期,因海平面相对上升,深切谷可与下伏陆棚泥岩呈突变接触,并且具有典型的电测曲线感应,这种垂向上缺少过度相的突变接触关系是在海平面相对下降期间,沉积相向盆地方向迁移造成的。 深切谷特征:依赖于河流规模和河网疏密程度,较粗粒的深切谷充填物可呈单一河道,也可呈网状河道分布,侧向变化快、常被低位或海侵体系域的泥质沉积物所包裹,易形成能富集油气的岩性油气藏。深切谷2 海侵体系域海侵体系域 : 是 在海平面快速上升期间 , 可容空间增长大于沉积物供给速率时形成 。 底界为首次海泛面 , 顶界为最大海泛面 。准层序特征 : 快速海平面上升和较少沉积物供给 , 使海侵体系域由一系列较薄层的 、 不断向陆呈阶梯状后退的准层序组构成 。 水体向上不断加深 , 依次堆积的较新的准层序向陆方向上超在层序边界之上 。海侵体系域 海侵体系域完全是退积的 , 几乎没有前积沉积物 , 主要沉积体系有陆棚三角洲 、 滨岸平原 、 富煤的海陆交互沉积 、 冲积和越岸冲积以及泻湖和湖泊沉积 , 潮汐影响可能广泛 。 海侵体系域较低位和高位体系域具有更低的砂泥百分比值 , 构成广泛分布的盖层和烃源岩层 。 当海平面沿早期老的斜坡面上侵以至淹没整个陆棚 、海平面洪泛海侵达到最大时 , 形成薄层 、 富含古生物化石的 、 以低沉积速率凝缩层 。 现今世界大多数陆棚均被海侵体系域占据 , 主要的三角洲都是陆棚三角洲 , 扇不太发育 。 河口湾 、 潮汐海 、障壁岛和泻湖都是常见的沉积体系 , 而深海沉积作用主要为大陆斜坡滑塌形成的浊流沉积 。凝缩层研究意义译为密集段、浓缩段、缓慢沉积段, 是水体大范围的扩大造成最大非补偿面伴生的缓慢沉积岩性段。凝缩层尽管沉积厚度很薄,但它占有相当大的时间变化范围。凝缩层的这些特征对于层序地层分析有着两个重要价值 。第一 , 应该选择性的密集采样 , 确定凝缩层的存在和位臵;否则就会漏失凝缩层 , 在生物地层记录中就会出现明显的间断 , 造成在沉积作用实际连续的地区假想出一个主要的不整合 。第二 , 凝缩层比其上 、 下的地层含有更多的深水古生物化石 。 低位和海侵体系域的河流 、 河口湾以及浅海砂岩中很少发现古生物化石 。 若仅对凝缩层采样分析古水深而不作同一层段侧向沉积环境解释 , 那么就会对整个层段作出连续的深水环境解释 , 遗漏重要的侧向边界 。位体系域称 Ⅰ 型或 Ⅱ 型层序上部体系域。在海平面由相对上升转变为相对下降时期形成,沉积物供给速率大于可容空间增加速率,形成了向盆内进积的一个或多个准层序。 高水位体系域 :广泛分布于陆棚之上 , 下部以加积准层序的叠臵样式向陆上超于层序边界之上 , 向海方向下超于海侵体系域顶面之上 。 组成 :以一个或多个加积式准层序组 , 继之以一个或多个具前积斜层形态的前积准层序组为特征 。 特征 :高位体系域常被上覆层序边界削截 。 在其发育期间 , 随着相对海平面上升速率的降低 , 潮汐作用也随之降低 , 煤 、 越岸沉积 、 泻湖 、 湖泊沉积减少 , 三角洲沉积 和 河道砂体 发育连片 。3 高位体系域★ 高水位体系域特征 高水位体系域下界为 下超面 ,上界为下一个层序边界。 早期的高水位体系域通常由一个加积式准层序组所组成;晚期的高水位体系域由一个或多个 进积式准层序组 所组成。 理想的高水位体系域如图所示。在许多硅质碎屑岩层序中,高水位体系域明显地被上覆层序边界所削蚀,如果被保存下来,其厚度较薄且富含页岩。体系域类型与海平面升降变化关系 体系域开始发育的时期依赖于海平面升降 、构造沉降和沉积物供给之间的相互作用 ,因此 , 体系域的形成和发育与相对海平面变化曲线的特定段密切相关 低位体系域 盆底扇形成于快速海平面下降时期 , 低位斜坡扇和前积楔状体 形成于相对海平面下降晚期或上升的早期; 海侵体系域 形成于相对海平面快速上升时期; 高位体系域 是形成于相对海平面上升晚期 、停滞期和下降的早期 。体系域与海平面升降旋回关系型层序组成及研究意义具有陆棚坡折的 下而上由低位 、 海侵和高位体系域组成 , 它们呈楔状几何形态分布于具有陆棚坡折的盆地中 。研究意义: 理论方面: 这些界面提供了地层对比和作图的年代地层框架 。 生产意义: 为预测有利的烃源岩 、储集岩和盖层的分布以及有利的地层岩性圈闭发育区发挥了指南作用 。★ 注意: 实际工作中 , 根据露头或依据钻测井资料难以识别陆棚边缘体系域 ,因为它仅以一个隐藏的不整合面或准层序组叠臵样式的变化将其与下伏的高位体系域区分开来 。 也难以根据露头和钻测井资料表明海岸上超向盆地方向的迁移 。 地震资料的分辨率也不足以区分上超地层倾角的细微变化 。5 准层序(1)、 准层序的定义(2)、准层序的形成环境(3)、准层序的特征(4)、准层序边界(1) 准层序的定义准层序 ( 又称副层序是以一个海 ( 湖 ) 泛面或与其相应的界面为界 、 由成因上有联系的层或层组组成的相对整合序列 。 在层序中有特定的位臵 ,准层序上下边界可与层序边界一致 。(2)、准层序的分布和识别 准层序的分布: 一个准层序的厚度范围为几 m,横向分布范围为十至几千 成时间范围为几百 准层序的识别: 在地震资料上难以识别出来,只能从测井、岩心和露头资料上识别。(5) 准层序边界的识别 准层序边界是通过海泛面来识别的 , 海泛面在海岸平原和陆棚上都有一个相应的界面存在 , 但特征各不相同 。 海岸平原上的相应界面不是以强烈的陆上侵蚀 、 河道恢复 、 海岸超覆向下移动或下伏岩层的上超为标志 , 而是以由于河流作用造成的局部侵蚀和暴露大气中的原地的证据来鉴别 , 如正常情况下在海岸平原沉积中发现的土壤层或含植物根层等 。(5) 准层序边界的识别 陆棚上的相应界面是一个整合面 , 没有明显的沉积间断显示 , 它通过薄层的远洋或半远洋沉积来鉴别 。 这些沉积物包括薄层的碳酸盐岩 、 富机质的泥岩 、 海绿石和火山灰等 , 这表明陆源沉积物的缺乏 , 穿过相应界面的岩层水深的变化通常不易识别 。 海岸平原中或陆棚上的相关界面通常与上倾或下倾方向海泛面的对比来鉴别 。 在平静的深水环境里 , 如大陆坡或海盆底 , 准层序边界也不能识别出来 。 准层序边界通常可根据海侵滞留沉积来识别 。(3)、准层序的形成环境★ 易识别准层序的环境 :在海(湖)岸平原、三角洲、海滩、滨浅湖、河口湾以及大陆架环境中,水体浅,水深的变化很容易对沉积物产生明显的影响。水体深度的每次增加,都形成一次易识别的海(湖)泛面,因此准层序易识别。★ 不易识别准层序的环境 :★ 在河流沉积剖面中没有海(湖)相和边缘海(湖)相的岩石出现,即沉积不受海(湖)水深度变化的直接影响与海(湖)泛面对应的界面难识别;★ 在陆架斜坡和深海盆地或深湖剖面中,沉积物位于海(湖)平面以下很深地带,因而其沉积特征不受水深增加的影响,因此,在这种环境中形成的准层序很难识别。(4)、准层序的特征 绝大多数硅质碎屑岩准层序是进积序列,即连续的新砂岩的前缘向盆地方向加积。 这一沉积模式导致一个向上变浅的相带分布,即新岩层组渐渐地沉积到浅水水域。 有些硅质碎屑岩及大多数碳酸盐岩,准层序是加积序列,并且向上变浅。(6)、 准层序边界形成过程4 准层序组(1) 准层序组的定义及特征(2) 准层序组的边界(3) 准层序组的类型(4) 准层序组内的岩相组合(5) 准层序组对比的意义(1) 准层序组定义及特征准层序组 ( 是指由成因联系的一套准层序构成的、具有特征堆砌样式的一种地层序列,它以主要海泛面及与之相对应的界面为边界。准层序组的特征★ 一个准层序组的厚度大约在 10 横向分布范围大约几十平方公里至数千平方公里 。★ 形成时间范围大约几千年到几十万年之间 。★ 勘探精度可达到在地震勘探资料上识别 , 也可在测井 、 岩心和露头上识别 。准层序组边界识别的意义★ 把典型的准层序叠加模式分开;★ 可与层序边界一致;★ 可以是体系域的下超界面或边界(3) 积速率与新增可容空间速率之比准层序组中准层序的叠加方式进积式准层序组★ 进积式准层序组是在沉积速率>可容空间增加速率情况下形成 。★ 在一个进积式准层序组中 , 向着盆地方向较远的地方沉积一系列连续的新的准层序 。退积式准层序组★ 由于沉积速率小于新增空间速率造成的。在退积式准层序组中,以后退的方式向着陆地方向沉积一系列连续的新的准层序。★ 尽管退积式准层序组中的每个准层序都是向海进积的,这种准层序组以 “ 海侵模式 ” 的方式向上加深。★ 应用 “ 退积 ” 这个术语来表示 “ 海岸线或岸线向陆方向的后退。加积式准层序组★ 新增可容空间速率大约等于沉积速率★ 在加积式准层序组中,一系列新的准层序一个个叠加,没有明显横向迁移。(4) 积式准层序组★ 在一个进积式准层序组中,一系列新的准层序包含着沉积在浅海至海岸平原中的砂岩沉积,和下伏准层序相比沉积孔隙度大,砂岩比率高。★ 在这种准层序组中,新的准层序一般比老的准层序厚。进积准层序组准层序组纵向岩相组合之二:退积式准层序组 :★ 一系列较新的准层序比下伏准层序含有更多沉积在深水海相环境中的页岩或泥岩★ 下临滨、三角洲前缘或陆架环境等准层序组中的最新的准层序全部由陆架上沉积的岩石构成。★ 另外这种准层序组中较年轻的准层序一般比老的准层序薄。退积准层序组准层序组纵向岩相组合之三:加积式准层序组在加积式准层序组中,岩相、岩层厚度以及砂泥岩比几乎没有变化。准层序组横向岩相组合在准层序组中 , 不同准层序组沉积相迁移方向不同 。进积式准层序组 中 , 浅水相带逐渐向盆地方向迁移 。退积式准层序组 中 , 沉积相带逐渐向陆地方向迁移 。加积式准层序组 中 , 沉积相带不发生横向变化 。(5) 准层序组对比的意义利用准层序和准层序组对比,通常可获得与用传统的岩性地层学对比方法所获得的大为不同的结果。传统的岩性地层对比是根据地层,即砂岩或泥岩段地层的 “ 顶 ” 。为了说明这方面的某些差别,将一条穿越一个进积准层序组和一个退积准层序组的示意横剖面,与典型的岩性地层对比剖面进行了比较。进积准层序组年代地层对比方法( A)与岩性地层对比方法( B)的比较对比结果★ 储层的连通性就会被夸大了,不同成因的砂岩也就被连接起来 .★ 结果是可能的浅海砂岩储层就会被解释为向上倾方向变为海相页岩和泥岩。退积准层序组年代地层对比方法(A)与岩性地层对比方法(B)的比对比结果★ 储层的连通性被夸大。上下孤立的、具独立的油水界面的浅海相的砂岩储层被连接起来。6、层序级别划分(1) 全球海平面相对周期(2) 海平面变化周期与层序级别(3) 层序级别划分(1) 全球海平面相对周期 全球海平面相对变化周期指的是一个时间段落,在这个时间段内发生了全球海平面的相对上升和相对下降。 一个典型海平面相对升降变化周期包括海平面逐渐相对上升、静止期和迅速的海平面相对下降。 一个海平面相对变化周期可以在全球、区域和局部规模上认识。 不同级次海平面升降变化周期形成不同级次层序。A. 全球海平面变化全球海平面( 是一个固定的基准点,常指地心到海表面的测量值。这个测量值随洋盆和海水体积变化而发生变化,与局部因素无关。B. 相对海平面变化 相对海平面 (指海平面与局部基准面如基地之间的测量值。 一个地区相对海平面变化是全球海平面的变化和当地盆地沉降速率的函数全球相对海平面升与降的判断方法 1、利用被海相沉积物覆盖面积的变化确定海面变迁的幅度( 测高曲线和利用地震反射资料的沉积物加积和上超的几何形态 ); 2、沉积记录确定全球海平面变化幅度 ; 3、 根据同位素比值和与更新世冰川期伴生的珊瑚礁阶地确定全球海平面变迁大小 。1、利用被海相沉积物覆盖面积的变化确定海面变迁的幅度:测高曲线 针对现今大陆地形, 编制了测高曲线( 称陆高海深曲线或面积高程曲线)。 如今该曲线成为全球海平面变迁幅度的众多计算的基础。这种针对当今地形的测高曲线,是计算与被海水覆盖的大陆面积成正比的海平面上升多少的一种工具。任一特定时间间断内,海水跨过大陆推进的数量可以利用一个求积仪和一个等面积投影从该时期海相沉积层序的古地理图中得出。1、利用被海相沉积物覆盖面积的变化确定海面变迁的幅度:地震反射资料的沉积物加积、退积和上超的几何形态确定海平面升高幅度 上超地震反射的位臵标志着平均高水位的沉积基准面的控制。沉积物进侵曲线将显示海底、海岸和冲积沉积物楔上超到盆地边缘有多远。2、沉积记录作为确定全球海平面变化幅度 古水深标志与古海滨线位臵结合 , 可用于计算全球海面变化幅度 。 包括在变浅旋回中指示高水位的沉积构造;古海岸线;古海蚀崖中的浪蚀坎;古水深的化石标志 , 如底栖生物 、 藻叠层石 、 潜穴 、 珊瑚礁阶地和泥炭等 。 在识别一个全球海面变迁信号时 , 不应忽略局部构造活动在产生沉积剖面使用的可容纳空间的重要性 。 利用礁阶地、泥炭、古海崖浪蚀坎和古水深标志的总思路和以上研究者思路是一样的。全都要求沉积背景和构造特性方面的假定,或者要求全球海面变化或沉积方面的假定。 因此,海平面变迁的规模还是依靠不可能单独证明的一种假想模型。沉积记录实例 鲁迅公园 石老人3、根据同位素比值和与更新世冰川期伴生的珊瑚礁阶地确定全球海平面变迁大小 1970), 1973), 1983)等认为取自深海的浮游古生物得出的 18O/16以测定年代)的变化与冰川全球海平面变化事件联系起来。氧同位素分期 1M 40对比; B: 1 20主导)的对比(据et 1994)。海平面变化与构造运动的关系生界稳定同位素记录得来的海平面变化反证为了根据 用每 10米海平面变化有 么,每 1个 0米以上的海平面变化。地震剖面 底栖有孔虫记录在事件 2和事件 6处,海平面降落吻合好,其它 6个三级事件估算幅度不吻合,特别是 30 。一般的,利用层序边界模式推测海平面变化都大于 在事件 5处, 50然不合理,也许因为在始新世温度变化导致 平面变化周期及成因周期级别持续时间( 期成因一级 >100 泛大陆的解体二级 10球板块运动和大洋中脊体积变化三级 1球性大陆冰盖生长和消亡、样中脊变迁、构造挤压和板内应力调整四级 陆冰盖生长和消亡,天文驱动力五级 兰柯维奇冰川全球海平面变化旋回和天文驱动力古特提斯洋的消减和新特提斯洋的打开及其古地理演化印支运动( 合古陆解体,新的大洋板块形成,全球构造格局进入现代板块构造格局演化阶段。在中国中部,晚三叠世印支运动期间,随着古特提斯的逐渐关闭,沿秦岭 苏鲁出现印支期造山带,最终陆 — 陆碰撞,形成高压 — 超高压岩石。随后,早燕山运动时( 新特提斯洋扩张,使特提斯 — 库拉板块向北东漂移,使基梅里古陆(包括青藏地块)北移;古特提斯洋的消减和新特提斯洋的打开及其古地理演化从晚侏罗世到白垩世,晚燕山运动,特提斯洋在西部闭合。进入新生代后,非洲板块逐渐向北移动,与欧亚板块汇聚,特提斯洋自西向东逐渐关闭,而在特提斯的东段,印度板块向欧亚板块碰撞挤压也使得特提斯洋沿着喜马拉雅造山带的缝合线闭合。新特提斯洋的闭合和印度洋的打开及其古地理演化印度洋洋中脊扩张使得印度板块脱离冈瓦纳古陆。印度板块随着其北部的宽阔特提斯洋壳向北运移,向北俯冲消减到古欧亚板块之下。位于印度板块南侧的印度洋洋中脊扩张,致使印度板块在向北漂移同时发生旋转作用。印度板块的南东侧进一步扩展形成了印度洋,北侧特提斯洋逐步消亡。新特提斯洋的闭合和印度洋的打开及其古地理演化印度洋洋中脊扩张使得印度板块脱离冈瓦纳古陆。之后,印度板块随着其北部的宽阔特提斯洋壳向北运移,向北俯冲消减到古欧亚板块之下。位于印度板块南侧的印度洋洋中脊扩张,致使印度板块在向北漂移同时发生旋转作用。印度板块的南东侧进一步扩展形成了印度洋,而北侧的特提斯洋却逐步消亡。全球海平面升降旋回及层序边界形成( 一 ) 海平面升降旋回200右 ( 受海底扩张速率控制 )Ⅱ 级: 9— 10 二级旋回 , 超层序 )Ⅲ 级: 1— 2 三级层序 )Ⅳ 级: 级: 二 ) 海平面升降旋回与层序边界形成的关系(三 ) 海平面周期性变化 的原因(1)海水体积变化:地球表面水总量计: 1024克,其中大洋水量占 80%,沉积物孔隙水 河湖水中 冰雪水占 ① 大陆冰川的消长南极冰川全部消融能使海平面上升 60孤立海盆效应里海完全蒸发海平面上升 20600万年前 , 地中海干涸上升 10m( 2)海盆容积的变化① 海底扩张作用:扩张速度变化 10%,产生 20 局部地区的构造运动:山地隆起、盆地坳陷、断裂活动和火山喷发等。③ 海底沉积作用:大陆的侵蚀作用使陆表物质流向海底,直接置换海水,造成海平面上升。( 3)海面起伏变化月球和太阳引力产生的潮汐作用,对海面起伏的影响具有明显的周期性,潮差幅度的极端值略小于 20m。(2)、海平面变化周期与层序级别★ 在大多数情况下,一个沉积层序是在一个海平面变化周期内形成的,即不同级次 的海平面升降变化周期对应于相应级别的沉积层序。★ 全球显生宇存在 2个 海平面升降变化 一级周期 ,形成了2个可全球对比的一级层序或巨层序。★ 全球显生宇存在 14个 海平面升降变化 二级周期 ,形成了 14个可全球对比的二级层序或超层序。★ 三级周期亦是全球海平面变化周期,中新生代存在120个三级周期 。三级海平面变化周期内形成的地层就是一个三级层序,由低位、海侵和高位体系域组成。★ 从理论上讲全球范围内的 四级和五级海平面升降周期具有可对比性,但实际上受构造、沉积物供给、气候等多种因素的影响,四级和五级海平面变化周期很难进行全球对比。(3)层序级别划分旋回 级别 王鸿祯等 ( 2000 ) et a l (1991) e t (1990) (1990) (1990) 一级 大层序( 60 - 120 > 50 200 50 - 60 250 - 375 二级 中层序 ( M s ) 25 - 40 27 - 40 9 - 30 e 10 - 30 e 20 - 50 三级 层序 ( - 5 5 1 - 2 2 - 3 1 - 3 四级 亚层序 ( S b ) 1 - 五级 小层序 ( M c ) e 六级 微层序 ( M n ) 5th 谢 谢镶边陆架型碳酸盐岩沉积层序模式斜坡型碳酸盐岩沉积层序模式
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本文标题:2+层序地层学基本原理
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