《高分辨率层序地层学》高分辨率层序地层学的理论基础

1、 第一章高分辨率层序地层学的理论基础与海相盆地或大区域规模级的经典层序地层学分析不同，高分辨率层序地层分析以地表三维露头、钻井岩芯、测井和高分辨率地震反射剖面为主要研究对象，其中尤以钻井岩芯和测井剖面资料为最重要的研究基础。通过各种资料的精细层序划分和对比技术，将钻井或露头，以及地震剖面中的一维或二维信息转换为三维地层关系的信息，从而建立区域、油田乃至区块或油藏级规模储层的等时成因地层对比骨架，大大提高储层、隔层及油层分布的预测和评价精度。这一层序分析工作主要基于下述4个基本原理。第一节基本原理一、地层基准面原理基准面是一个较古老的概念，Davis早在1902年就总结了关于基准面的不同定义，多

2、达十几种。目前在地质学中引用的基准面概念主要有3种：地貌学上的平衡剖面或侵蚀基准面，即基准面是侵蚀作用的终极状态地理学上的临界面，即基准面是一个颗粒在其之上无法停留下来，而在其下则发生沉积与埋藏作用的界面（Sloss,1962）,在实际应用中，人们常将沉积基准面看作是海洋环境中的海平面和陆地环境中的湖平面等具体物理面；地层基准面（图1-1，Wheele,1964），在高分辨率层序地层学理论体系中，以T.A.Cross,教授为主的成因地层研究小组（1994）引用并发展了Wheele的基准面概念认为基准面既不是海平面（或湖平面），也不是相当海平面（或湖平面）向陆地延伸的一个水平面，而是一个相对于地

3、球表面波状升降的、连续的、略向盆地方向下倾和呈抛物线状的抽象面（非物理面），其位置、运动方向及升降幅度不断随时间延续而变化（图1-1）。基准面在升、降变化过程中具有向其幅度的最大值或最小值单向移动的趋势，由此构成一个完整的上升与下降基准面旋回，是一个受湖平面（或海平面）升降和构造沉降，沉积负荷补偿，沉积物补给和沉积地形条件等多种综合因素制约的地层基准面旋回，因此，地层基准面并非为简单的海平面（或湖平面），分析基准面旋回与成因层序形成的过程响应原理，是理解地层层序成因并进行层序划分的主要依据。需指出的是，基准面在升、降变化过程中总是具有向其幅度的最大值或最小值单向移动的趋势，因而一个完整的基准面

4、旋回由上升与下降两个半旋回构成，或基准面的上供给充分时的有效沉积物通量（单位时间内的沉积物补给量）图1-1基准面、可容纳空间和反映可容纳空间与沉积物供给之间平衡时的地貌状态（据Cross,1994略作修改）升与下降半旋回的组合被合称为一个基准面旋回。基准面旋回的升、降可以完全发生在地表之上，或发生在地表之下，也可以穿越地表之上再摆动到地表之下然后再返回，后者称基准面穿越旋回（baseleveltransitcycle）。在地表的不同部位，于同一时间域发育的基准面旋回是等时的，在一个基准面旋回升、降运动变化过程中所保存下来的岩石即为这一基准面旋回时间域的成因地层单元，即成因层序，其以时间面为界面

5、，因而为一个时间地层单元。从图1-1中可以看出地层基准面与沉积和侵蚀作用和如下关系：当基准面位于地表之上时，提供了沉积物的堆积空间，沉积作用发生，任何侵蚀作用均是局部的或暂时的；当基准面位于地表之下时，可容纳空间消失，任何沉积作用均是暂时的和局部的，而侵蚀作用占主导位置；当基准面与地表一致（或重合）时，既无沉积作用又无侵蚀作用的发生，或沉积与侵蚀均是局部或暂时的，两种作用主要处于动态平衡状态，沉积物仅仅表现为路过（sedimentbypass；当基准面远离地表（或沉积界面）时，可容纳空间迅速扩大而处于沉积物非补偿沉积环境，可出现无沉积间断。由此可知，在基准面变化的同一时间域范围内（注意：时间是

6、连续的），在地表的不同地理位置上可同时表现出四种地质作用状态，即沉积作用、侵蚀作用、沉积物路过时产生的非沉积作用及沉积物非补偿（可容纳空间、沉积物供给量比值即dA/dS-g）产生的饥饿性沉积作用乃至无沉积间断。在地层记录中代表基准面旋回变化的时间八八八八八八八基准面位于地表之下时八T侵蚀作用分布的:人时间一空间域时间准面位于地表之上时非用时间一空间域沉积作|丨丨丨丨丨丨丨川丨|图1-2岩性地层剖面及侵蚀作用、沉积物路过、沉积作用和非补偿沉积作用的时空迁移对比关系图解（据Wheeler，1964）空间事件表现为岩石界面（间断面或相关整合面，图1-2）。因此，一个成因层序可以由基准面上升半旋回和基

7、准面下降半旋回所形成的岩石组成，也可由单一的上升期或下降期沉积的岩石界面组成，正如邓宏文教授（1996）所描述的，“其深刻含义绝非一般经典层序地层学理论中的“准层序”所能正确反映的”。由于基准面始终处于不断上升和下降运动状态，当其位于地表之上并相对于地表处于持续上升状态时，可容纳空间逐渐增大、沉积物在该可容纳空间内堆积的潜在体积和速度增加，沉积物的堆积体积和速度同时受控于物质来源和搬运的地质过程限制。也就是说，可容纳空间控制了某一时间内，某一地理位置的沉积物堆积最大值。假定沉积物质供给速度不变，可容纳空间与沉积物供给量比值（A/S值）即决定了可容纳空间沉积物（有效可容纳空间）的最大堆积量、堆积

8、速度、保存程度及内部结构特征。当基准面位于地表之下并进一步下降时，侵蚀作用的潜在速度和下切幅度将增加，侵蚀速度和下切幅度受基准面下降幅度和沉积物搬离地表过程的双重因素控制，在有地表径流作用的位置侵蚀速度相对较快和下切侵蚀幅度一般相对较大，延续时间较长，而无地表径流作用的部位在时间上相对滞后，侵蚀速度变慢和下切侵蚀幅度减小。因此，由基准面的升降运动可描述可容纳空间的形成或消失，及其与沉积作用之间的相互作用和变化过程。据此，可将基准面视为一个势能面，它反映了地球表面与力求与基准面平衡的地表过程之间的不平衡程度；要达到平衡，地表要不断地通过沉积或侵蚀作用，改变其形态，并向靠近基准面的方向运动，以达到

9、两者处于同一位置的平衡状态。二、体积划分原理1.几个基本概念基准面旋回及其伴随的可容纳空间变化的沉积动力学系统，控制着地层的结构与沉积特征。为了进一步理解这一地层过程与沉积响应关系，Cross（1994）提出了沉积物体积划分原理概念（volumetriepartitioning）。沉积物体积划分系指在成因地层内沉积物被划分成不同的相域过程，它是基准面升、降过程中，不同沉积环境内可容纳空间与沉积物供给量之间关系的四维（空间时间）动力学变化过程的状态与产物。因此，在讨论沉积物体积划分原理时，首先要明确可容纳空间（A）和沉积物供给量（S）和沉积通量（D）几个非常重要的基本概念。（1）可容纳空间所谓可

10、容纳空间（A），泛指可供沉积物堆积的潜在空间（Jervery,1988），大多数学者将其界定为位于基准面之下和地表之上的，可供沉积物充填的全部空间，因此，在基准面旋回的升、降过程中可容纳空间与基准面变化存在着直接的因果关系，即当基准面处于上升状态时可容纳空间逐渐加大，而当基准面处于下降状态时可容纳空间则逐渐减小，直至基准面穿越地表进入侵蚀状态。然而，无论是基准面处于上升状态还是处在下降状态，在每一个时间域内的可容纳空间体积大小都控制了该时间域内可被堆积的沉积物最大量值，也即在每一个特定的沉积环境中，某时间域堆积的沉积物最大量值不可逾越该时间域沉积环境的可容纳空间体积。（2）沉积物供给量和沉积通

11、量所谓的沉积物供给量（S）和沉积通量（D），前者是指物源区能够供给可容纳空间沉积物的潜在量值，后者是指在有效可容纳空间（所谓有效可容纳空间系指可容纳空间中可被沉积物充填的那一部分空间，作者注）内沉积并被保存下来的沉积物堆积总量。物源区的沉积物供给量受到多种因素影响，包括母岩性质、气候和植被条件，以及物源区的风化与搬运作用类型和构造抬升强度等，这些因素影响主要通过沉积物供给方式和供给速率的变化来体现的。而沉积区域的沉积速率作用主要受沉积盆地的性质、流域面积、搬运距离、地形条件和河流的落差等因素影响，与基准面升、降控制的可容纳空间关系密切，并通过沉积堆积速率和堆积总量的变化来加以实现的。但在某一个

12、时间域内，物源区供给某一个可容纳空间的沉积物未必都能全部沉积下来，它取决于如下2个主要因素：沉积物搬运过程中的赋存状态物源区供给的沉积物在搬运过程中有化学物质、胶体物质、碎屑物质和混合物质等多种赋存状态，一般以碎屑物质的沉积速率更接近机械搬运的沉积物供给速率；沉积环境水动力条件沉积环境水动力条件越强，细碎屑物质的搬运和溢出作用越强，被沉积环境截留的沉积物也越粗、分选越好，而泥质含量则越低，对储层发育越有利。（3）A/S比值所谓的A/S比值系指可容纳空间（A）与沉积物供给量（S）之间的比值关系，这是一个直接控制沉积物体积划分的关键因素，以如下3种情况为典型代表：A/SV1在A/SV1的条件下，由

13、于沉积物的最大堆积体积不可逾越所在沉积环境的可容纳空间的体积，因此，多余的沉积物，特别是碎屑物质将通过水体的搬运作用溢出该沉积环境，从而产生有强烈充填和沉积相分异的进积作用，被可容纳空间截留的沉积物粒度、分选性和泥质含量视沉积环境的水动力条件而定，能量越高，沉积物粒度越粗、分选性越好和泥质含量越低，如冲积扇、河流和三角洲沉积体系中向盆地方向连续进积延伸的河道砂体。反之亦然，如广泛发育的泛滥平原以接受溢出堤岸的泥、粉砂质漫滩沉积为主；A/S=1在A/S=1的条件下，由于沉积物的供给量与可容纳空间体积持平，理论上，所有沉积物将被所在的沉积环境完全接纳，由于沉积环境水深和能量条件很稳定，因而以产生缺

14、乏沉积环境变迁和沉积相分异的加积作用为主，被截留的沉积物粒度、分选性和泥质含量变化虽然仍取决于沉积环境的水动力条件，但沉积韵律结构的变化取决于地层的自旋回过程；A/S1在A/S1的条件下，由于沉积物的供给量小于可容纳空间体积，以产生沉积环境处于水深持续加大、能量减弱的退积作用为主，被截留的沉积物出现粒度变细、分选性变差和泥质含量连续增多的变化。（4）地层堆积样式综上所述，沉积物体积划分是一个重要的概念，因为体积划分直接伴随着有效可容纳空间位置的迁移，及其由有效可容纳空间迁移所控制的原始地貌形态保存程度、沉积物厚度、沉积层序的内部结构，以及诸多此类的沉积学和地层学响应特征（图1-3）。在不同相域

15、的地层旋回中，伴随着有效可容纳空间的迁移，滨岸或以水道化砂为主的三角洲沉积体系出现完全不同的沉积体积划分过程和地层堆积样式：如在滨岸或三角洲沉积体系的基准面下降半旋回相域期间，伴随基准面下降和有效可容纳空间向盆地方向渐减小至沉积速率与有效可容纳空间增加速率相等的位置为止，形成向盆地方向下超的进积序列（图1-4中的EHST-LEHST）,而向陆方向则出现基准面开始穿越地表的位置暴露区和侵蚀作用；又如在基准面上升半旋回相域期间，伴随有效可容纳空间向陆方向迁移和陆上有效可容纳空间的逐渐增大，将大部分较粗粒的沉积物截留在陆上沉积区，从而形成滨岸或三角洲沉积体系向陆上超向盆地迁移的进积到单一向陆上超加积

16、f退积序列（图1-4中的LST-TST-MFS）。由此可见，伴随基准面升、降变化的有效可容纳空间迁移和沉积体积划分与分配的过程，控制了地层结构与堆积向海（湖）进积一*加积（LST）iiiiiiiii【rrmg有效可容纳空间地理位置的迁移.宀匸宀卧亠亠向海（湖）方向垂向加积（EHST）向陆退积（TST）向海（湖）进积（LHST）图1-3有效可容纳空间迁移导致沉积物体积划分的变化（代号说明：LST.低位体系域；TST.海侵（或水进）体系域；EHST早期高位体系域；LHST.晚期高位体系域。据Cross1994年资料，略作修改）向陆方向vEHST(VS滨岸平原含煤泥质沉积滨岸砂质沉积向陆方向沉积物体

17、积划分与堆积样式的变化向海（湖）方向叶Q/“爪:4Mr0y_/、图1-4有效可容纳空间迁移导致成因地层堆积样式的变化（代号说明：SB.层序界面；TS1.首次海泛（或湖泛）面；MFS.最大海泛（或湖泛）面；SS.进积作用；VS加积作用；LS.退积作用；其余代号说明同图1-3，据Cross1994年资料，略作修改）样式（stackingpattern）的沉积动力学系统，因此，在较长期的基准面旋回层序内，地层的堆积样式及其地理位置的迁移，与其在基准面旋回中的位置密切相关（图1-4），其基本规律为：向盆地方向迁移的进积堆积样式（seaward-stepping），形成于较长期基准面旋回的下降晚期至刚进

18、入上升初始期的时间段；相继产生的垂向连续加积的地层堆积样式（vertical-stepping），形成于基准面旋回上升的早、中期阶段；而向陆方向迁移的地层退积堆积样式（landward-stepping），大部分出现在基准面持续上升的晚期，并延续到最大海（或湖）泛期；随之再度产生的加积地层出现在基准面上升达最高点后的下降早中期，也属于最大洪泛期（或湖泛期、海泛期）发育的凝缩段范围。三、相分异原理伴随基准面的上升和下降过程所控制的有效可容纳空间的迁移和变化，由其所控制的沉积物体积划分过程如发生在同一地理位置（或沉积体系域、相域），与之相对应的沉积学响应特征可称之为相分异（faciesdiffer

19、entiation），包括沉积环境或沉积相类型、沉积相组合和沉积相演化序列的一系列规律性变化，这些变化可直接影响砂体的各项特征，如砂体分布在三维空间中的连续性、几何形态、岩性、岩相类型乃至岩石的物理性质（如储集物性和非均质性）；又如在高可容纳空间与低可容纳空间条件下形成的两类水道砂体的成因特征存在明显的差异，包括砂体的几何形态（宽度与厚度之比）、砂体的纵向和侧向连续性和连通性、砂体之间的相互截切程度和保存状况、砂体的底形类型及底部滞留沉积厚度，其中低可容纳空间条件下形成的进积成因砂体的沉积序列（如向上变浅加粗的河口坝砂体或长距离延伸和充填下切河谷的河道砂体），往往由多个相互截切的单砂体连续叠加

20、组成均匀块状的大砂体，以其为参照对比物，在高可容纳空间条件下形成的加积和退积成因砂体的体积明显减小，砂体往往位于向上变细加深序列的中、下部，砂体的侧向连续性和连通性变差，沉积相演化序列趋于复杂化，砂体中的含泥量或泥质夹层增多、分选变差而非均质性增高。显而易见，伴随可容纳空间的加大和沉积物供给量的减少，由相分异过程控制了砂体的各项地质特征，并直接影响到砂体的储集物性和油、气、水的流动及渗流系统。从沉积动力学观点出发，相同沉积体系域或相域地层过程中的沉积物的保存程度、堆积样式、沉积相类型及其演化序列并不是固定不变的，而是其在基准面旋回过程中所处位置、可容纳空间和沉积物供给量的函数，即时间、空间和物

21、质的函数，因而运用地层过程的沉积动力学特征，分析沉积物堆积期间基准面变化所导致的可容纳空间变化与体积划分和相分异过程，解释基准面旋回过程中的地层结构及沉积学响应特征，在根本上不同于传统的和静止的相模式类比法（邓宏文，1995）。四、旋回等时对比法则由于高分辨率层序地层划分与对比，是依据基准面旋回过程中由可容纳空间变化所导致岩石记录的地层学和沉积学特征的过程响应原理进行的，因此，成因层序的划分和对比可通过相序的变化加以识别，特别是在垂向剖面上识别层序的边界和产出位置，是划分不同级次基准面旋回的基础，进而分析层序在空间上分布的连续和排列组合特征，以及层序的沉积序列、结构类型和叠加样式。由此可见，基

22、准面旋回在地层中所留下的沉积记录能够反映其所经历的时间“痕迹”，即在地层中记录了不同级次的地层旋回和相应级次的基准面旋回，因而依据一维钻井或露头剖面上的这些沉积记录“痕迹”识别基准面旋回，是进行高时间精度分辨率的层序地层划分和等时追踪对比的基础。又由于地层的旋回性是基准面相对于地表位置发生变化所产生的沉积作用、侵蚀作用、沉积物过路作用和欠补偿沉积造成的非沉积作用饥饿面或间断面等状态，是地层过程中随时间发生空间迁移的沉积学响应（图1-2），因此，一个完整的基准面穿越旋回和与其相伴生的可容纳空间的增加或减小，在地层记录中大多数都由分别代表基准面上升和下降半旋回的二分时间单元的相域组成完整的对称型地

23、层旋回，或由基准面上升或下降半旋回相域与代表侵蚀作用或非沉积作用的间断界面组成非对称型地层旋回。依据相序在其纵向上的相分异与基准面旋回中可容纳空间的变化有密切相关的性质，因而通过能指示沉积物保存程度、堆积速度的地层界面、相序及相分异状态的变化，可识别和评估地层旋回的对称程度，并由旋回加厚、变薄或进积、加积、退积的叠加样式，以及跨越成因层序边界位置的水进或水退的转换方向与相转换幅度，可推断在时间上与基准面旋回同步的可容纳空间单向增加或减少的趋势。无论是海相或陆相沉积环境，代表基准面下降半旋回的地层旋回，都以反映沉积环境逐渐变浅的相序为代表；基准面上升半旋回，则以反映逐渐变深的相序为代表。层序的叠

24、加样式基本规律为，较长期基准面旋回中代表基准面下降半旋回的地层，通常由多个呈进积样式的较短期旋回叠加组成，而基准面上升半旋回则是退积结构的连续发育。在钻井、露头及电测曲线上，地层堆积样式可以通过比较组成相序（较短期地层旋回）的相分析基础上加以识别（图1-5）。可容纳空间剖面盆地方向短期地层旋回堆积模式测井曲线响应SPRES中期基准面下降令VlA.进积y2空f海岸平原砂岩和泥岩浅海砂岩SPRESZ短期地层旋回海相泥岩A可容纳空间沉积物供给图1-5基准面旋回叠加样式的测井响应特征据Cross1994年资料，略作修改）高分辨率层序地层对比是同时代的地层或界面之间的对比，不是旋回幅度和岩石类型的对比。

25、Cross（1994）认为,在成因层序的对比中，基准面旋回的转换点（turnroundpoint）,即基准面由下降到上升或由上升到下降的转变位置，可作为时间地层对比的优选位置。因为转换点为可容纳空间增加到最大值或减少到最小值的单向变化的极限位置（图1-6），也即基准面旋回上升和下降的二分时间单元的分界线。转换点在地层记录中某些位置表现为地层不连续面，某些地理位置则表现为连续沉积的岩石序列。岩石与界面出现的位置和比例，是可容纳空间和沉积物供给的函数。因而了解地层过程中的沉积学响应特征，成为分析岩层与岩层对比、岩层与界面或界面与界面对比关系的关键。时间空间图解是对地层剖面进行时间空间反演的最有效的

26、方法（图1-2），有助于对地质过程（时间空间）的地层学和沉积学响应特征（岩石界面）的理解，同样地有助于确定什么时候岩层对比岩层、岩层对比界面或界面对比界面之间的多种对比关系（图2-7），以检验层序旋回等时对比的可靠性。由于基准面变化的地层记录是以多级次频率（多级次旋回）出现在区域范围内，可跨越各种沉积环境，因而以地层基准面识别为基础的地层对比不依赖于沉积环境，也不需要了解海平面的位置与运动方向（邓宏文，1995），它更多地受控于区域或局部构造作用及沉积物的供给作用，这一特性为陆相含油气盆地的层序分析提供了重要的理论基础。三角洲平原（或冲积河道）前三角洲（或洪泛平原）湖泊（或河漫湖）短期层序图1

27、-6地层格架中相邻沉积相带的岩层与界面等时对比关系模式中期层序图1-7同时代基准面旋回过程中岩层与界面之间的等时对比关系和原则第二节可容纳空间对层序发育的控制机制构造运动、沉积物供给速率、气候、河流平衡剖面迁移、湖-海沟通事件及相对海平面(或湖平面)的变化等都是可容纳空间变化的主控因素，其中构造活动对可容纳空间变化的影响尤其显著。一、构造运动对可容纳空间变化的影响构造运动不但影响沉积盆地的形态，也直接影响着可容纳空间的变化，特别是陆相断陷盆地的可容纳空间的变化受构造运动控制更加显著，沉积盆地的形成、发展与演化不仅都受控于构造运动过程中不同级次的幕式活动，而且构造因素还会通过改造地貌特征等方式，

28、直接或间接地影响剥蚀速率、沉降-沉积速度、沉积物类型、沉积物供给速率，甚至局部的气候条件，因此，构造运动是控制盆地、特别是断陷盆地可容纳空间变化机制最重要的因素。以断陷湖盆为例，构造运动对可容纳空间的影响主要表现在边界断层的活动和基底及体系域形成过程的关系模式的整体升降。原地式断陷边界断层主要从垂向上来扩大盆地的可容纳空间(水体加深)，而后退式断陷边界主要从横向上来扩大盆地的可容纳空间(水域扩大)。由于断陷湖盆基底构造沉降作用往往是呈幕式旋回性的，每一次幕式旋回并不是单一的加速沉降或减速沉降，更不可能是简单的匀速沉降过程。为了讨论方便，通常采用分段函数来刻划一次幕式的基底构造沉降过程。理论上，

29、一个构造幕式旋回可被划为四个沉降时期：静止时期(y=k)、加速沉降时期(y=kX2)、稳定沉降时期12(y=k3X)和减速沉降时期(y=k4X2)。图1-8表示构造持续沉降过程中,沉积物供给速率和气候变化假定为常数的一个幕ToTiT2TaT4TsTeTo时间图1-8构造旋回过程与陆相可容纳空间变化式次级构造旋回，与可容纳空间变化和沉积层序形成演化之间的关系模式：TT时期01属构造静止期，由于上一个构造旋回晚期的减速沉降和沉积物的不断充填，使可容纳空间变得甚小乃至缺乏，极有可能发生陆上暴露并遭受侵蚀作用，形成层序底部的沉积不整合界面；TT时期为初始构造沉降期，此时需克服阻力而启动沉降作用，故可容

30、纳空间增加较为缓慢，水深较小，而沉积物供给非常充沛，远大于构造沉降产生的可容纳空间，因此沉积充填作用强烈，形成低位体系域（LST）偏粗粒相的砂、砾质沉积物快速堆积和强烈主动进积作用；TT时期23为加速沉降早期，可容纳空间增加极快，水深迅速加大，于T3时间可容纳空间增加速率达到最大值,沉积环境进入弱补偿和欠补偿状态（物源供给量变化和可容纳空间变化速率近于平衡），以形成水域连续扩张和加深的水进扩张体系域（TST）早期偏细粒相的砂、泥质沉积和加积f退积作用为主；TT时期34属稳定匀速沉降期，物源供给量逐渐减少至远低于可容纳空间增量，沉积环境进入欠补偿至饥饿状态，水深持续保持缓慢加大至最大水深值，以形

31、成水进体系域晚期相当凝缩段（CS）偏泥相沉积物的加积作用为主，相当水深最大值的T4时间为最大洪（或湖、海）泛期；TT时期45为减速沉降期，可容纳空间增加速率逐渐减小，而物源供给量逐渐增加，并进入接近至略大于可容纳空间增量的弱补偿状态，因此水深亦渐趋减小，以形成早期高位体系域（EHST）偏细粒相砂、泥质沉积物互层的加积一弱退积作用为主；TT时期56为缓慢沉降期，可容纳空间增加速率逐渐减小直至为静止期，而物源供给量逐渐增加，进入远大于由构造沉降产生的可容纳空间增量的补偿-超补偿状态，因此水深迅速减小，以形成晚期高位体系域（LHST）偏粗粒相的砂质和砂、砾质沉积物快速堆积为主，形成河道向盆地方向大幅

32、度迁移的强迫进积作用；TT,时期60至T6T，时期，是基准面从地表之上穿越到地表之下，至从地表之下重新至穿越0到地表之上的时期，可容纳空间增加速率从零递减为负增长又渐趋为零，次时以发生下切侵蚀作用为主，侵蚀幅度为基准面穿越地表之下时所能达到的最大值，因此，对应层序顶部沉积不整合界面的发育，有部分下降半旋回相域的沉积记录缺失。由此可见，一个幕式构造沉降旋回过程控制着一个较高级别的层序及其体系域的形成、发展和演化全过程。二、沉积物供给速率的影响与海相盆地相比，湖泊盆地体积小的多，且相对距离物源区更近，沉积物的供给速率和堆积速率都相对较高，粒度亦相对较粗，因此，在湖泊盆地中由沉积物供给速率所引起的湖

33、平面升、降变化和对可容纳空间变化速率的影响，相对海相盆地中的海平面变化影响程度要强烈的多，对层序发育的控制作用也更加明显。以湖泊盆地为例，假定构造沉降速率和气候变化为常数时，由沉积物供给速率变化对可容纳空间变化速率和沉积层序发育特征的控制有如下几种情况：（1）低沉积物注入速率条件低沉积物注入速率的条件出现在较深水的沉积环境中，由于可容纳空间增长速率总是超出沉积物的堆积速率（图1-9），因此，以沉积偏泥地层为主，其堆积速率受控于沉A(t)S(m)TfTbTm3A(R)TSTEHSTLHST图例IIIIIIII净剥蚀量MFS图1-9低沉积物供给速率与可容纳空间变化率关系模式A（t）.单位时间可容纳

34、空间增长速率；A（R）.最大可容纳空间增长速率；S（t）.单位时间沉积物供给速率；S（m）最小沉积物供给速率；R.累计剩余可容纳空间；Tb.界面时间坐标；Tr最大可容纳空间增长速率时间坐标；Tm.洪泛面时间坐标；积物供给速率，它不会对可容纳空间增长速率产生大的影响。在这种状况下，可容纳空间的增减取决于构造沉降速率与基准面（或湖平面）升、降变化速率之间的关系，如基准面运动处在与构造沉降方向反向的上升状态时，可容纳空间持续增加，增长速率为构造沉降速率与基准面（或湖平面）上升速率之和，可产生大的累计剩余可容纳空间。而基准面运动处在与构造沉降处在同方向的下降状态时，可容纳空间增长速率为构造沉降速率与基

35、准面（或湖平面）下降速率之差值，累计剩余可容纳空间虽然持续减小，但由于沉积物供给量始终低于可容纳空间总量，因此，沉积盆地仍处于充水状态，层序由水进扩张体系域和高位体系域组成，缺乏低位体系域，底、顶界均为连续沉积的整合界面；（2）中等沉积物注入速率条件在中等沉积物注入速率的背景下，沉积物可以从湖底加积到湖平面，因此，形成的层序最为完整，包括低位体系域、水进扩张体系域和高位体系域。由于个沉积体系域的沉积物堆积速率对可容纳空间增长速率控制的不一致性，致使地层的堆积样式和沉积序列有很大的差别。以沉积物从湖底加积到湖平面的平均堆积速率为参照系数，由沉积物注入速率的变化对层序发育的影响可出现如下几种情况：

36、TfT时期b1在相当层序底界面的起始点位置上，伴随基准面（或湖平面、海平面）的缓慢上升，由于沉积物供给速率大于平均堆积速率和可容纳空间增长速率，因此，可容纳空间始终处于过饱和补偿状态（图1-10），粗的沉积物被不断截留，而过剩的细粒沉积物通过溢图1-10中等沉积物供给速率与可容纳空间变化率率关系模式A(t).单位时间可容纳空间增长速率；A(R)最大可容纳空间增长速率；S(t)单位时间沉积物供给速率；S(m).最小沉积物供给速率；R.累计剩余可容纳空间；Tb.界面时间坐标；T1.首泛面时间坐标；Tr.最大可容纳空间增长速率时间坐标；T.洪泛面时间坐标；T.基准面穿越沉积界面时间坐标；Q1.累计负

37、可容纳空间；Q2.净剥蚀量m2出作用继续向前搬运到较深水沉积区，因而以形成偏砂、砾质的滨岸相和三角洲相沉积为主。在这种缓慢水进的背景下，由于可容纳空间增长速率和沉积物堆积速率都小于沉积物供给速率，并由沉积物供给速率控制了持续向盆地方向推进的沉积进积作用；TT时期1R基准面进入持续加速上升期,并达到相当最大可容纳空间增长速率位置，出现沉积物供给速率由等于至小于平均堆积速率和的递减变化趋势，相对应的可容纳空间增长速率递增，此时堆积速率完全受沉积物供给速率控制，沉积通量与沉积物供给量基本相等，但小于可容纳空间增长速率,因此,累计剩余可容纳空间增加处于递增状态,致使湖岸线向陆方向迁移，水体深度逐渐加大

38、直至进入稳定的较深水的弱补偿f欠补偿状态，以T1为首泛面，形成水进扩张体系域早期偏砂质的三角洲前缘或滨岸相退积序列为主；TfT时期Rm基准面进入稳定上升期，可容纳空间增长速率逐渐减小，但沉积物供给速率进一步减小至远小于平均堆积速率，此时的沉积通量与沉积物供给量相等，完全受沉积物供给速率控制，累计剩余可容纳空间增加达最大状态,因而进入最大水深的洪(或湖、海)泛期沉积,以T为最大洪泛面，形成水进扩张体系域晚期偏泥质的滨、浅湖或前三角洲m缓慢向陆推进扩大的退积f加积序列为主；TfT时期m2基准面开始进入下降期，可容纳空间增长速率由趋近于零至进入负增长状态，由于此时的沉积通量仍远小于平均堆积速率和累计

39、剩余可容纳空间，沉积盆地依然处于充水状态，因而以形成早期高位体系域滨岸或三角洲缓慢向盆地方向推进的加积f弱进积序列为主；TTT,时期2Fb随后出现的基准面大幅度下降期，可容纳空间负增长速率不断加大，沉积物供给速率逐渐加大并超出平均堆积速率，致使前期累计剩余可容纳空间被强烈充填而迅速减小直至下降的基准面与沉积表面保持在同一位置上（TfT时期）。至此，基准面进一步下2F降和穿越沉积物界面（TfT时期），大量沉积物通过侵蚀再搬运和过路作用（bypass）,Fb被冲到深水盆地中形成盆地扇沉积。在这种连续大幅度水退的背景下，由基准面下降速率控制了持续湖退背景中的陆上暴露和向盆地方向长距离延伸的强迫进积作

40、用，同时形成沉积层序的顶部边界。（3）高沉积物注入速率条件在具备高沉积物注入速率条件的部位，沉积物供给速率总是超过可容纳空间增长速率，在基准面持续上升的可容纳空间增长期，偏砾质和砂、砾质的冲积扇、河流和三角洲（或扇三角洲）沉积体系广泛形成于近物源区位置。在这种情况下，堆积速率是可容纳空间增长速率的函数，并始终保持着基准面与沉积界面并进上升状态（keepup）的sA(R)A(t)界面（侵蚀期）Tr(Ti)TST图例wni净剥蚀量图1-11中等沉积物供给速率与可容纳空间变化率率关系模式A（t）.单位时间可容纳空间增长速率；A（R）最大可容纳空间增长速率；S（t）单位时间沉积物供给速率；S（m）最小

41、沉积物供给速率；Tb.界面时间坐标；Tr最大可容纳空间增长速率时间坐标；T2基准面穿越沉积界面时间坐标；Q2.净剥蚀量强烈进积充填作用（图1-11）,因此，一旦进入基准面下降的可容纳空间减少期，伴随可容纳空间增长速率趋近于零时和进入负增长速率期，基准面（或湖平面）很快大幅度和大面积地穿越沉积界面，陆上沉积区率先进入侵蚀期，侵蚀面很快扩大到近盆地的滨岸或三角洲前缘沉积区，造成陆上至滨岸、三角洲，乃至浅半深湖地区的广泛暴露和强烈侵蚀作用，形成层序顶部穿越整个基准面下降半旋回时间跨度的沉积不整合界面，层序中仅保存相当低位体系域和不完整水进扩张体系域的进积f加积f退积序列。三、气候周期性变化的影响在理

42、想条件下，气候的周期性变化符合基准面升降变化的正弦曲线基本特征，一次气候周期性变化，控制了降水量的多少，进而影响到闭流盆地海平面（或湖平面）的升降变化。受此因素控制发育的一套地层层序即为气候层序。以陆相湖盆为例，按照水文地质学观点，湖盆可分为淌流湖盆和闭流湖盆两大类，潮湿条件下易形成淌流湖盆，干旱条件下易形成闭流湖盆。这两种湖盆类型都属于理想类型，但实际上大多数湖盆地往往是两者之间的过渡类型。相对海相盆地而言，气候对层序发育的控制更为强烈，它是通过对降雨量和蒸发量的影响所引起的基准面（或湖平面）和可容纳空间的变化所完成的（图1-12）。图1-12一次气候周期性变化示意图由于潮湿与干旱气候的变化

43、是旋回性，在不同气候条件下，湖盆的充水状况有很大的差异，大致可分为如下四种情况：对于潮湿气候条件下的敞流湖盆而言，由于水体供给充足和盆地存在溢出点而不会影响与溢出点保持平衡关系的湖平面变化范围及其相对稳定的位置，因此，盆地的水下可容纳空间变化不大；在干旱气候条件下，淡水补给少，当蒸发量大于水体注入量时，湖平面逐渐下降和低于溢出点，水下可容纳空间明显减少，形成闭流湖盆。因此，对于闭流湖盆而言,由于湖平面低于蓄水盆地的水体溢出点位置，故气候的波动直接影响着湖平面的变化，从而导致水下可容纳空间的增减；在干旱向潮湿气候转化条件下，水体供给由不足到充沛，使闭流湖盆的相对湖平面逐渐上升，可容纳空间增加，直

44、到湖平面达到湖盆的溢出点位置和形成敞流湖盆为止；而在潮湿向干旱气候转化的条件下，水体供给由充沛到不足，使敞流湖盆的相对湖平面逐渐下降，可容纳空间减小，直到湖平面低于湖盆的溢出点位置形成闭流湖盆为止。在一个潮湿与干旱气候交替变化的周期性旋回内，假定构造沉降速率和沉积物供给速率为常数时的，由气候变化旋回所影响的可容纳空间与层序发育的关系在理论上按图1-12所示的模式进行：1变化旋回初时（图1-13I中的A-B段）该时期开始由干旱气候向潮湿气候转化，但仍处在降雨量小于蒸发量和渗流量之和的较干旱条件下，以湖泊为代表的陆上蓄水盆地面积较小，水位很低，水下可容纳空间累计产生可容空间曲线休水深积沉积物供应累

45、计曲变化侵蚀作用j.MFSMFSMFS粒度变化特征ABCDEFG1LSTTSTCSABC+IIHSTSBGf时间pI!耳一海沟通事件发生时间;图1-13气候变化周期和湖-海沟通事件对可容纳空间控制模式LST低位体系域；TST水进扩张体系域；CS.凝缩段；MFS.最大洪（海）泛面；HST高位体系域；SB.层序界面；1.气候层序；ll.湖-海沟通事件层序较少，因此以发育偏砾质的粗碎屑岩地层为主，通常由冲积扇（或扇三角洲）和下切河道的砂、砾组成向盆地方向推进的低位期进积复合体，发育向陆上超向盆地迁移的进积式准层序叠加样式；（2）气候变化旋回早期（图1-13I中的B-C段）气候逐渐变潮湿，沉积物供给量

46、和大气降水量都在不断增加，湖平面升高，水下可容纳空间的增长速率从小于沉积物供给速率逐渐向大于沉积物供给速率转化，湖泊面积逐渐扩大和水体加深，进入水进扩张体系域沉积阶段，以发育偏砂质的细碎屑岩地层为主，通常由滨岸或三角洲相的砂、泥岩互层组合组成向盆地边缘逐渐向陆单向上超的退积式准层序叠加样式。如此时仍处在较干旱的气候背景条件下，由于大气降水量仅接近或略微大于湖盆的蒸发量与渗流量之和，湖水位上升和湖泊扩张的速率非常缓慢，受湖泊水体扩张的影响范围不大，沉积环境相分异程度低，因此，低位体系域与水进扩张体系域的沉积作用非常相似和连续而难以区分，通常将两者合并为水进扩张体系域；（3）气候变化旋回中期（图1

47、-13I中的C-D段）该时期气候非常潮湿，使得大气降水量不断增加，湖泊大面积扩张和湖平面大幅度上升，而沉积物供给量逐渐减少和变细，由于水下可容纳空间的增长速率从大于至远大于沉积物供给速率转化，以发育水进扩张体系域偏泥质的细碎屑岩地层为主。盆地边缘，通常由大套泥岩夹砂岩组成向物源区方向大幅度上超的退积式准层序组叠加样式，而在盆内则以大套泥岩的连续加积作用为主，形成最大洪泛期（或湖泛期）的凝缩段沉积；（4）气候变化旋回晚期（图1-13I中的D-E-F-G段）早时（D-E段），气候由潮湿开始向干旱过渡，湖水注入量与渗流量基本相当，湖水范围不再扩大或略有收缩，水下可容纳空间的产生速率与沉积供给速率基本

48、相等，湖平面基本保持不变，因此，以发育早期高位体系域偏泥质的细碎屑岩地层为主，通常由大套泥岩夹砂岩组成连续加积一弱进积的准层序叠加样式：中时（E-F段），气候进入干旱期，湖泊蒸发量与渗流量之和增大并超出了湖水注入量（或大气降水量），促使湖盆收缩和湖水位下降，相对应的是可容纳空间产生速率很快小于沉积物供给速率，以进积式准层序组沉积为主。晚时（F-G段）为气候严重干旱期，湖盆强烈收缩和湖水位大幅度下降，乃至干涸，湖盆大面积遭受侵蚀而形成层序顶边界。、湖-海沟通地质事件的影响湖-海沟通事件仅发生在陆缘近海湖盆地中，成因往往与全球性的海平面大幅度上升有关。在海-湖沟通早期，由于海水沿湖盆向海一侧的最低

49、出口的溢出点倒灌，造成短期内湖泊大面积扩张，可容纳空间急剧增加（图1-14），形成欠补偿沉积环境并沉积大面积分布的泥岩（或油页岩），在随后较短的一段时期内，湖平面基本与海平面持平，可容纳空间的增加速率变小，沉积物供给速率也较小，两者基本相当，形成以暗色泥岩夹含油页岩的加积式沉积。之后，由于海平面下降到低于湖盆向海一侧溢出点的位置，湖盆很快与海脱离关系，湖域的范围和水体深度重新回到主要依靠降雨量和河流流量控制的状态，由于湖水的注入量通常小于湖水蒸发量与渗流量之和，湖泊面积逐渐收缩，湖水位连续下降，可容纳空间不断减少，以形成偏砂质的地层为主。因此，受湖-海沟通地质事件控制发育的沉积层序底界面，往往

50、是突发性海侵形成的冲刷面和海侵夹层，可产有丰富的海相动、植物化石，层序的下部的水进扩张体系域仅发育大套泥岩夹油页岩组成的加积式准层序组叠加样式（图1-13n中的A-B-C）,上部的高位体系域主要为由砂、泥岩互层组成的进积式准层序叠加样式（图1-13n中的C-G）。图1-14相对湖平面变化速率和海-湖沟通事件对可容纳空间增长速率的控制模式五、河流平衡剖面迁移的影响河流平衡剖面是一个抽象的动态界面,它伴随着基准面（海或湖平面）的升、降变化或盆地边缘沉积物的堆积速率和堆积方式而不断作出相对应的适时调整,由此导致河流平衡剖面的转移和产生陆上-水下的可容纳空间增加或减少的周期性变化（图1-14）。由河流平衡剖面横向或垂向迁移所产生陆上-水下可容纳空间和沉积层序发育的方式主要有三种：基准面（海或湖平面）位置相对不变或上升速度非常缓慢，由沉积物不断向盆地中心方向推进，可引起河流平衡剖面的均衡点位置（水流到达湖泊或海洋的溢出点位置）向湖盆中心方向发生横向迁移，由河流平衡剖面连续向湖盆中心方向迁移而产生新增陆上可容纳空间（图1-1