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层序地层学读书报告

层序地层学基本概念

1、 层序、体系域、准层序概念之异同与比较

(1) 层序

1、层序地层学

是根据露头、钻井、测井和地震资料,结合有关沉积环境和岩相古地理解释,对地层层序格架进行地质综和解释的地层学分支。

2、层序的概念

层序是一套相对整一的、成因上存在联系的、顶底以不整合面或与之相对的整合面为界的底层单元,一个沉积层序可以包含若干个不同类型的沉积体系域以及准层序组和准层序。

3、层序的分级

在大多数的情况下,一个沉积层序是在一个海平面变化周期内形成的,不同级别的海平面相对变化周期相对应于相应级别的沉积层序。(一般分为5个级别):一级层序的体系域是由一个或多个二级周期所形成的二级层序所组成;二级层序的体系域是由一个或多个三级周期所形成的三级层序所组成;三级层序是由一系列准层序组组成的体系域所组成;一个四级层序往往是由一个或几个准层序所组成(可包含完整或不完整的体系域);五级层序往往仅包含一个或几个准层序(往往仅出现某个体系域的局部)。

4、每个层序中的某个体系域可以包含一个或几个准层序组,一个准层序组包括一个或几个准层序。

5、不同级别的海平面相对变化周期中所包含的初始海泛面、最大海泛面等也是有级次的。因此综合上述几个基本概念得出:任何一个级别的层序在理论上都进行体系域划分,通常情况下在三级层序下面划分,对于陆相湖盆来说一般划分为低位体系域,湖进(侵)体系域,高位体系域。与海相盆地相对应的是初次湖泛面和最大湖泛面。

层序和体系域其实是同一套地层不同的划分方式,就是一个矩阵的不同表达方式(行和列)的区别。这样一想,就应该清楚,不同层序级

别都可划分体系域。根据威尔逊旋回,任何一级的层序都会出现水进水退的过程,也就是说都应该有低位/水进/高位体系域(或只发育其中的一个/两个).但是体系域的概念的提出最初又是在三级层序中出现的.也就是说习惯上,只有在三级层序,才使用体系域.

(二)体系域

1、体系域定义

由小层序和组成层序的次级单元的一个或多个小层序组形成的同期沉积体系的联合体称为沉积体系域。体系域的解释是建立在小层序堆叠型式、与层序的位置关系和层序边界类型的基础上。

2.低水位体系域[LST]

低水位体系域是在海平面缓慢下降,然后又开始缓慢上升阶段的沉积。在不同的盆地边缘发育不同的低水位体系域。在有不连续的陆架边缘的盆地中,低水位体系域由不同时的上下两部分组成:下部为低水位扇或盆底扇;上部为低水位楔。

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2.1盆底扇

是在低的斜坡和盆底沉积的以海底扇为特征的低水位体系域的一部分。扇的形成与峡谷侵蚀到斜坡和河谷下切至大陆架有关。硅质碎屑沉积物通过河谷和峡谷穿过斜坡和大陆架形成盆底扇。尽管盆底扇的出现远离峡谷口,或者峡谷口不明显,但是盆底扇可能形成于峡谷口。盆底扇的底面(与低水位体系域的底面一致)是Ⅰ型层序界面,扇顶则是下超面。

2.2斜坡扇

由浊积有堤水道和越岸沉积物组成的扇状体,盖在盆底扇上且被上覆的低水位楔下超。

2.3低水位楔

由一个或多个进积小层序组组成的沉积楔。向海方向被陆架坡折限制,上超在先前形成的层序斜坡上。因此,低水位体系域的准层序组有加积(盆底扇和斜坡扇)、进积等型式(低水位楔)。

3.陆架边缘体系域是Ⅱ型层序的最下部的体系域,即2类层序界面之上的第一个体系域,它由一个或多个微显进积至加积的小层序或小层序组组成。在沉积滨岸线坡折的向海一侧,该体系域下超在Ⅱ类层序界面之上。特点:陆架边缘体系域沉积期间,随着海退的不断进展,陆架虽有暴露,但其大部分可暂时被半咸水淹没,因此陆架边缘体系域顶部附近可有广泛的煤系分布。一般地,陆架(棚)边缘体系域内部沉积相的叠置特征是自下而上海相沉积逐渐增多,与上覆的海进体系域的分界面为海进面。

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4.海进(海侵)体系域 [TST]

海进体系域是1类和2类层序的中部体系域,其下界面为海进面,下伏体系域为LST或SMST。海进体系域是海平面上升期间的沉积,因此它由一个至多个退积小层序组成。不同类型的层序中海进体系域发育程度不尽相同,比较而言2类层序中的 TST更为发育。

特点:(1)在发育 l类层序界面的情况下,海进早期阶段的沉积局限于深切谷内,而且, LST沉积之后海平面仍在陆架之下,广大的陆架地区没有海进沉积。只有在海平面开始迅速上升之后,陆架才逐渐覆水并最终被淹没,沉积中心也逐渐向陆迁移,此时才有较为广泛的海进沉积。(2)在发育2类层序界面的情况下,由于没有深切谷,而且陆架也

未全部露出水面,因而海进一开始便有沉积的广阔空间,所以2类层序中的海进体系域更为发育和广泛。

5.高水位体系域 [HST]

高水位体系域是层序最上部的体系域,是海平面高位期的沉积。在海进体系域形成之后,海平面上升已非常缓慢,在其上升到最高水位这段时期内沉积的HST,以加积小层序为特色,为早期HST;此后,海平面开始缓慢下降,此阶段形成的HST则以进积小层序为主,为晚期HST。HST内的小层序在向陆方向可上超在层序界面上,在向盆地方向则下超在海进体系域或低位体系域之上。

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(三)准层序

1、准层序

准层序是一个以海泛面或与之对应的面为界、成因上有联系的层或层组构成的相对整合序列,是测井层序地层分析的最小基本单元;厚度为几米到几十米。有成因关联的一套准层序构成准层序组,根据准层序的叠置样式,准层序组可划分为进积、加积、退积三种类型。碳酸盐岩中的沉积层序由典型的浅水台地沉积物和较深水沉积物组成,为不整合围限的地层序列。单个层序一般由三个相关的相组成,称为“体系域”。这是海面上升、静止并最终下降的单一旋回的沉积。体系域是碳酸盐岩台地的基本构造组成。一个层序内的地层向上的顺序依次被称为低位、海侵和高位体系域。低位体系域或者由外来沉积物组成,也就是陆源碎屑物重新沉积到盆地中,或者(和)由原地的物质建造组成,一般为近海、

浅海相覆盖的潮汐相。上覆的高位体系域的沉积物一般是单个层序的最厚部分,通常由从加积至进积的台地相和边缘台地的向海沉积的深水相组成。台地内部的高位体系域的沉积物由叠加的准层序构成。这种准层序是被不整合覆盖的向上变浅的沉积相,它反映了台地范围的短期地表裸露。

准层序的边界:是一个海泛面及与之相关的界面。大多数准层序边界海泛面均存在着深水沉积与浅水沉积的一个截然界面。

准层序沉积特征:是一个向上沉积水体不断变浅的序列,层厚向上增大,生物扰动向上减少,沉积相向上指示水深变浅,三维空间上表现简单的冲刷和变粗的趋势。

准层序形成环境:一个完整准层序的形成是与海平面相对升降变化密切相关的。在准层序形成的第一阶段,沉积物的沉积速率大与海平面相对上升速率或海平面处于相对下降阶段。此时沉积物不断向前推进,较浅水沉积相上覆在相对较深水沉积上,形成自下而上沉积水体由深变浅的准层序沉积序列。第二阶段是海平面上升速率明显大于沉积物供给速率形成海泛面的时期。此时在第一阶段形成的沉积物纸上产生了硅质碎屑沉积物的无沉积作用面,并可在该面上沉积薄层炭酸岩盐、海吕石、富含有机质的泥灰岩或火山灰,也可以在早期沉积物顶面形成不同类型的海泛滞留沉积。第三阶段是形成新的准层序沉积阶段。此时的海泛面发生较明显的相对下降,沉积物供给速率大于可容空间增长速率,沉积物不断向前进积,形成新的准层序。新的准层序叠覆在前期准层序顶界海泛面之上,穿过该海泛面存在明显的水深增加的证据。

准层序的边界形成机理:当水深速率明显大于沉积物沉积速率时便形成了边界。

2、准层序组

是指由成因相关的一套准层序构成的、具特征堆砌样式的一种地层序列,其边界为一个重要的海泛面和与之可对比的面,有时它可以和层序边界一致。

准层序组对比的重要意义:准层序和准层序组的边界均是不同级别或不同规模的海泛面,因此,据海泛面确立的准层序和准层序组地层对比格架具有地层年代意义。层序地层对比所建立的年代地层框架有利于高效地进行油气资源勘探开发,使石油勘探开发科技人员值得重视和采用的一种地层对比方法。

盆地类型:被动型边缘盆地,运动型边缘盆地。

层序边界的类型:Ⅰ型,层序界线是在全球海平面下降速率大于盆地下降速率时产生的,即此时发生了较大规模的相对海平面下降。Ⅱ型

层序界线是在全球海平面下降速率几乎或小于沉积滨坡折处沉降速度时形成的。不同类型层序界线的形成是全球海平面升降变化于盆地沉降速率之间相互作用的结果。这种差异性相互作用就形成了不同层序界限内的不同沉积沉积组合方式。

Ⅰ型层序边界的识别标志:1、广泛出露地表的陆上侵蚀不整合面。2、层序界面上下地层颜色、岩性以及沉积相的垂向不连续或错位。3、伴随海平面相对下降,有河流回春作用形成的深切谷实层序边界的典型标志。4、相对海平面明显下降造成层序界面处的古生物化石断代或绝灭。5、在岩性和地层产状突变的层序界面处,测井曲线具有良好的层序界面反映。6、层序界面上下体系域或准层序类型的突变。

7、伴随着沉积相向盆地方向的迁移,可在敌剖面上识别出一个层序的顶部海岸上超的乡下迁移现象和一个层序下部层序界面之上的海岸上超的向陆迁移现象,他们与地震剖面上的地震反射终止关系(消蚀、顶超、上超、下超)共同构成了层序边界的识别标志。其中消蚀、顶超、上超是在地震剖面上不整合面的识别标志。

层序边界识别标志:1、在地震剖面上不整合面的识别标志:消蚀、顶超、上超 2、生物特征识别标志:生物碎屑层,植物根迹化石,遗迹化石,生物数量、种属的变化。 3、沉积学标志:相突变,古土壤层,微观成岩标志。4、测井曲线特征。5、综合分析。深切谷:时下切的河流体系,其通过下切作用使河道向盆地延伸并且如下伏地层,以海平面的相对下降相对应,在陆棚上,深切谷以层序边界为下界,以首次主要海泛面为上部边界。

具陆棚坡折边缘的Ⅰ型层序地层样式:(1)低位体系域是在相对海平面下降以及其后的缓慢上升时期形成的,其底为Ⅰ型不整合界面及其对应的整合面,其顶为首次越过陆棚坡折带的初始海泛面。(2)海侵体系域是具有陆棚坡折边缘的Ⅰ型层序中部的一个体系域。它在海平面快速上升期间,克容空间增长速率大于沉积物供给速率的情况下形成的。其底界为首次海泛面,顶界为最大海泛面。(3)高位体系域是在海平面相对上升速率不断降低时形成的,或者说是在克容空间增长速率小于沉积物供给速率时形成的。它广泛分布于陆棚之上,其下部以加积式准层序叠置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。

具陆棚坡折的盆地的Ⅱ型层序地层样式:(1)陆棚边缘系域是Ⅱ型层序最下部的一个体系域,其底是一个以覆盖河流沉积的海相平原或以覆盖河流沉积的滨岸和三角洲沉积物为特征的侵蚀不整合面或与之可对比的整合面。(2)海侵和高位体系是沿层序边界发育广泛的海侵沉

积。

两类层序识别的主要依据:沉积盆地边缘地形的差异,相对海平面升降幅度不同、陆上侵蚀消截获陆上暴露面积的不同以及上覆地层超覆特点的差别。

凝缩层(缓慢沉积段):沉积速率低,形成时间长,沉积作用连续。它在层序地层学研究中的两个重要价值:(1)如果漏掉该层,那么,在生物地层记录就会出现明显的尖端,造成在沉积作用实际联系的地区家乡出一个主要的不整合。(2)若仅对该层采样分析古水深而不做同一侧向沉积环境解释,那么,就会对整个层段做出联系的深水环境解释,遗漏掉几个重要的侧向边界。

二、基准面、可容纳空间与沉积湾岸坡折的详解(一)基准面

1、基准面的定义

基准面是分隔开沉积带和剥蚀带的物理面。(wheeler,1964) 它是由无数个平衡点组成的面,在这个面上,沉积作用等于剥蚀作用。

2、基准面的分类

2.1侵蚀基准面

陆地上的风化剥蚀作用到达终极状态时的临界面,一般认为其相当于平均海平面及海平面在水平方向上的向陆地延伸面。这是较为传统和早期被普遍接受的概念。理论上讲,海洋是沉积作用的最终场所,在地表营力作用下发生的削高填低地质作用,最终会达到终结状态—夷平地表填平海盆,因此,海平面自然被看作是最终夷平面。

2.2沉积基准面

一个抽象的动态平衡面,在此面之上沉积物不稳定, 不发生沉积作用而是发生侵蚀作用;在此面之下沉积物会发生沉积作用;在此面附近沉积物既不发生沉积作用也不发生侵蚀作用。海洋环境的基准面就是海平面;陆相断陷盆地中的沉积基准面是湖平面和递降水流平衡剖面或叫河流平衡剖面。湖泊沉积环境的基准面就是湖平面,而陆相河流环境的基准面就是递降水流平衡剖面。

2.3地层基准面

Wheeler证实基准面不可能是海平面处或其附近的一个水平面,在海平面以上仍可发生沉积作用,而在海平面之下也存在着侵蚀作用。他认为基准面在地表各处是不一致的,并不是一个等同于海平面的水平面,而是一个相对于地球表面略微倾斜的波状面。Cross在接受Wheeler 基准面概念的基础上进一步阐明,基准面既不是海平面也不是相当于海平面向陆地延伸的水平面,而是一个相对于地球表面波状起伏的、连续的、总体上略向盆地方向下倾的抽象曲面(非物理面),其位置、运动方向及升降幅度不断随时间而变化,这就是所谓的地层基准面。可将基准面看作一个势能面,它反映了地球表面与力求其平衡的地表过程间的不平衡程度。要达到平衡,地表要不断地通过沉积或侵蚀作用,改变其形态向靠近基准面的方向运动。现在大部分学者倾向于这种看法。

a.海平面之上的沉积带和海平面之下的侵蚀带;

b.连续的基准面与物理面(地表)之间的关系基准面在变化中总是向其幅度的最大值或最小值单向移动的趋势,构成一个完整的上升与下降旋回。基准面的一个上升与下降旋回称为一个基准面旋回。基准面可以完全在地表之上,或地表之下摆动,也可以穿越地表之上摆动到地表之下再返回,后者称基准面穿越旋回。一个基准面旋回是等时的,在一个基准面旋回变化过程中(可理解为时间域)保存下来的岩石为一个成因地层单元,即成因层序,其以时间面为界面,因而为一个时间地层单元。

地层基准面强调的是:①基准面是一个上下运动,横向上左右摆动的抽象势能面;②基准面的形态是波状起伏的曲面;③基准面的状态是动态变化的,可能也有相对静止的时期;④基准面的运动是以地表为参照系的相对升降运动;⑤基准面旋回是一个周期性的时间域。

基准面升降与沉积动力学的关系可表述如下: ①当基准面下降达最低点位置时,可由基准面下降到地表之下而引起滨岸带以内的区域发生广泛暴露和遭受侵蚀,沉积盆地的A值缩小并达最低值。与之相对应的物源区(母岩区+再侵蚀搬运区) 大面积扩展,S值增大达最高值。又因河流的落差和向盆地方向的延伸距离最大,流域面积和流量亦最大,流速最快和能量最高,所能搬运的沉积物数量最多和粒度最粗,因而伴随有效A值向盆地方向迁移,在河流入海(或湖)口处呈过补偿沉积状态,从而产生强烈进积作用。

②当基准面上升达最高点位置时,沉积盆地A值递增至最高值。与之相对应的是物源区大面积收缩(主要为母岩区),S值迅速减小至最低值。又因河流的落差,流域面积和向盆地方向的延伸距离大大缩小,流速减慢和能量降低,且粗粒组分主要被截留在靠物源山地一侧的冲积相区,因而可被搬运入海(或湖)的沉积物数量最少、粒度变细。伴随河流入海(或湖)口处与有效A值共同向陆迁移,盆内和滨岸带逐渐处于弱补偿-欠补偿沉积状态,从而产生加积→退积作用,以及继滨岸上超后发生广泛的海(或湖)进作用。

③以上述两种情况为端点,不难理解为何在基准面从最低点上升到最高点,或从最高点下降到最低点位置的两个半旋回区间,分别出现与沉积动力学条件变化相对应的进积→加积→退积(上升)或加积→进积→局部遭受侵蚀(下降)的地层响应过程。

3、三种基准面的异同点

3.1三种基准面的共同点

基准面是一个控制着侵蚀作用与沉积作用何者发生的临界面,位于该面以上将发生侵蚀作用;位于该面下方将会发生沉积作用;与该面重合则

侵蚀(搬运)与沉积作用达到平衡状态,这一点是它的本质特征。

3.2三种基准面的不同

①基准面的状态是静态(静止)的还是动态的;

②基准面的性质是物理面还是非物理面;

③基准面的形态是平面(水平或倾斜的)还是曲面;

④基准面的位置何在,是否为海平面、湖平面、河流平衡剖面等等,有无统一的基准面。

4、总结

基准面作为两种动态地质作用过程(沉积和侵蚀)之间的平衡面(临界面)。它应该是动态的,由于影响侵蚀-沉积作用的各种因素(如沉积地形、海平面升降、盆地沉降、沉积物补给、气候等)是不断发生变化的,基准面的位置和形态也应该是因时因地而不断发生变动的。相对来说,关于基准面的控制因素,现在研究地还不够深入。

(二)可容纳空间

1、可容纳空间的定义

可容空间是指位于基准面之下的、沉积物表面与基准面之间可供潜在沉积物充填的全部空间。可容空间包括早期未被充填遗留下来的老空间和新增可容空间。新增可容空间是指在沉积物沉积的同时新形成的可供沉积物充填的空间。

通常总可容纳空间向海盆方向逐渐增加,而有效可容纳空间 (总可容纳空间减去未利用空间)的变化则较复杂。由于可容纳空间向盆地方向增加,而潜在的可利用空间又逐步被充填,因而有效容纳空间向盆地方向减小。

2、可容纳空间的影响因素

有效可容纳空间在地质历史中随地质年代而在不断的变化,并且这种变化主要由构造升降运动、沉积填充后的残余地貌形态、海平面相对升降变化、沉积压实作用、沉积充填物负荷的岩石圈补偿和热流作用等因素所控制。

2.1构造活动的影响

层序的演化特征与基底的沉降速率和沉积速率有关。因可容空间增加速率与沉积物供给速率的比值不同,发育了不同类型的体系域和准层序叠加方式。

2.2气候的影响

在陆相湖盆中,气候对层序的控制是通过它对降雨量、蒸发量的影响,进一步引起湖平面和可容空间的变化所完成的。气候的变化具有旋回性。对于敞流湖盆,在潮湿气候条件下,水体的供应充足,但是由于盆地溢出点的存在而不会影响相对湖平面的变化,盆地的水下可容空间变化不大。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,湖平面下降,低于溢出点,水下可容空间减少,形成闭流湖盆。对于闭流湖盆而言,由于湖平面低于盆地溢出点,故气候的波动直接影响湖平面变化,导致水下可容空间的增减,在潮湿气候条件下,水体供给充沛,可使闭流湖盆的相对湖平面上升,可容空间增加,直到湖平面达到湖盆的溢出点形成敞流湖盆。

2.3沉积物供应速率的影响

与海相盆地相比,湖盆的体积小,且相对近物源,沉积物的供给速率相对较高,沉积物供给对湖平面的变化有很大的影响。

在沉积物注入速率较低的条件下,可容空间增加速率总是超过沉积物供给速率,发育颗粒较细的沉积,沉积物堆积速率受控于沉积物供给速率,沉积物供给对可容空间发育速率影响不大,可以忽略。在这种状况下,可容空间的增减取决于构造沉降和湖平面变化速率。

在沉积物注入速率中等的背景下,沉积物可以由湖底加积到湖平面。在起始点上, 可容空间的增加速率超过了沉积物供给速率,湖岸线向陆迁移、开始湖侵,水体深度增加;当湖平面上升速率降低,可容空间增加速率随之减少,发生滨线的后退,形成偏泥的前三角洲沉积。此时, 堆积速率由沉积物供给速率控制。随后出现快速沉积,发生持续湖退,沉积物供给超过了可容空间,沉积表面保持在湖平面位置,过剩沉积物过路冲到深水盆地中。当可容空间增加速率趋近于零时,早期沉积物可能遭受侵蚀作用,形成沉积层序的边界。在这种背景下,可容空间的增加速率控制了堆积作用速率。

在沉积物注人速率较快的部位,沉积物供给量总是超过了可容空间。在可容空间增长期,偏砂的滨岸平原相或三角洲平原相形成于湖平面或近湖平面位置。在这种情况下,堆积作用速率是可容空间的函数。在可容空间减少期,对滨岸沉积物的侵蚀作用发育,形成陆上侵蚀面。

2.4可容纳空间和基准面的关系

可容空间是与基准面相伴随而存在着的,可容空间的增加与减少直接受控于基准面的升降和基底构造沉降。

基准面相对于地表的波状升降,伴随着沉积物可堆积空间(可容纳空间)的变化。当基准面位于地表之上时,提供了沉积物的空间,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。当基准面与地表一致(重合)时,既无沉积作用又无侵蚀作用发生,沉积物仅仅路过而已。

由于基准面是连续的波状起伏面,要同时受到全球性和局部性因素的影响,基准面上各处的运动规律不会是完全一致的,因此,全面研究基准面上各点的运动规律将是十分困难的。但从局部上看,在一定范围内基准面的运动又具有一致性,基准面的运动总是向其幅度最大值或最小值方向单向移动,从而构成一个个完整的上升与下降旋回-基准面旋回。

基准面的旋回性升降运动控制着可容空间的变化,进而控制着沉积作用和侵蚀作用的发生与交替,从而使得地表各处可有四种作用状态。

a.当基准面位于地表以上时,可容空间出现,地表将发生沉积作用;

b.当基准面位于地表之下时,可容空间消失,地表将发生侵蚀作用;

c.当基准面与某处地表相重合时,地表既不发生沉积作用也不发生侵蚀作用,而是发生由沉积物过路产生的非沉积作用;

d.当基准面位于地表以上,且沉积物供给严重不足时,将产生饥饿性沉积或非沉积作用。

可容空间的充填速率、保存程度以及内部结构特征,取决于沉积物对盆地供给的速率,即可容纳空间与沉积物补给通量的比值(A/S)的变化。当A/S<1,即沉积物供给速率大于可容空间增加速率时,基准面缓慢下降,形成向海(湖)盆方向推进的进积叠加样式;A/S>1时,基准面上升,形成向陆推进的退积叠加样式;A/S≈1,处在基准面上升与下降的转换时期,形成短期旋回加积叠加样式。

(三).沉积湾岸坡折

1、坡折带的定义

坡折带原是地貌学概念,指地形坡度突变的地带。古坡折带上下的可容空间形态和演化复杂多变,往往使沉积相带和沉积厚度发生突变,对层序的发育具有重要控制意义。坡折带部位由于坡度突变,对沉积基准面变化非常敏感。低位期的基准面下降到坡折带以下时,坡折带以上成为剥蚀区或暴露区,形成不整合面和深切谷,坡折带以下成为沉积区,形成盆底扇、斜坡扇等陆坡体系和低水位楔形体,成为具陆架坡折边缘或具生长断层边缘(断裂坡折)盆地中的典型低位域。

沉积湾岸坡折带是陆架上的一个(沉积)部位,在这地点的朝陆方向,

其沉积表面处在或接近基准面(通常是海面),非常平缓;它的朝海洋方向,其沉积表面低于基准面,比较陡,通常大于1。它是陆棚上的一个具沉积学意义的特殊位置,它有时与地理学上的陆棚坡折位置完全重合,但在更多情况下往往处于陆棚坡折的朝陆方向。在沉积滨线坡折处,沉积作用变化活跃,能较为敏感地反映海平面的升降情况,是识别层序地层的理想场所,因而受到层序地层学派们的重视。但是,在陆相断陷湖盆陡坡带,由于盆地古地形上不存在从平缓到陡峻的突然坡折,所以“沉积滨线坡折”难以识别。

2、坡折带的类型

沉积盆地中,坡折带分布广泛,而且成因类型丰富、组合样式复杂,与盆地不同地区的复杂的动力学背景有密切的关系。从成因上,坡折带可以划分为构造坡折带、沉积坡折带和侵蚀坡折带三种类型。

2.1构造坡折带

由同沉积构造长期活动引起的沉积斜坡明显突变的地带。

2.2沉积坡折带

由于不同地区沉积速率差异造成地形坡度突变而形成的,如三角洲平原与三角洲前缘的结合部一般形成沉积坡折带。在碳酸岩台地或生物礁体的边缘也容易形成沉积坡折带。

2.3侵蚀坡折带

由于风化侵蚀等外动力地质作用造成地形坡度突变而形成的,在较长期发育但没有达到准平原化的不整合面处有可能发育侵蚀坡折带,其主要特征是不整合面上表现出地形突变,以及界面下方的削蚀和界面之上的超覆等现象。

构造坡折带和沉积坡折带都是同沉积期发育,而侵蚀坡折带则在沉积之前形成,因此,对沉积的控制作用不同。侵蚀作用、构造作用和沉积作用构成了控制坡折带形成的3种地质营力端元组分。坡折带往往使地层厚度和沉积相带发生突变,控制着特定的沉积相域和储集层的展布,对储层预测和隐蔽圈闭识别具有重要指导意义。

在构造活动型盆地中,由规模较大的同沉积断裂和褶皱形成和控制的构造坡折带普遍发育。构造活动正是通过构造坡折带实现对盆地层序地层格架和沉积体系的控制。构造坡折带可以是一个断面斜坡带或弯折斜坡带,与张性、张扭性断裂、断弯褶皱、断展褶皱、挤压挠曲或逆冲断裂、基底构造差异沉降等构造作用有关。根据控制构造坡折带的同沉积构造类型的不同可以划分为不同的类型。

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