陆相湖盆层序地层学

9．4　陆相湖盆层序地层学

9.4.1　陆相湖盆的地质特征及陆相湖盆层序地层的主控因素

虽然层序地层学的理论起源于海相被动大陆边缘和克拉通盆地，但由于大型湖泊与海盆具有相似的盆地地形、湖平面变化和沉积作用特征，因此层序地层学的理论和方法同样可以运用于陆相湖盆的研究和陆相盆地石油天然气的勘探。但由于湖相盆地的沉积特征受构造、气候作用影响较大，盆地结构类型复杂，湖盆水域浅小，湖盆地形坡折缺乏，陆源供给类型、方式复杂，湖平面变化频繁，从而造成沉积体系类型多、相变快，因此层序地层学的理论和方法在陆相湖盆中的应用与海相盆地存在明显差异。要成功应用层序地层学的原理，就需要对陆相盆地的构造活动、气候变化、湖平面变化、沉积物供给及基准面变化进行全面了解。

一般认为，大型陆相湖盆是由岩石圈构造热沉降或岩石圈内部物质重新分布、温度变化造成的岩石圈变形引起的。它们可以形成裂陷型盆地和坳陷型盆地两种主要类型。不同类型的陆相湖盆具有不同的结构特征。以中国中、新生代大型陆相盆地为例，中国东部拉张性断陷盆地(如松辽盆地、渤海湾盆地等)发育，它们主要由太平洋板块的俯冲造成的弧后扩张形成，这类盆地基底断裂发育，盆地边界以正断层为主。经历了燕山期—喜马拉雅期的构造演化过程，盆地一般具有断陷－坳陷双层结构。由于盆地内部正断层发育且差异活动，形成盆地内部隆、凹相间的盆地结构。盆地边界多具有一侧陡、另一侧缓的箕状特征。中国西部多发育挤压型的坳陷盆地，如塔里木盆地、柴达木盆地、准噶尔盆地等。盆地主要受印度板块和西伯利亚板块挤压碰撞作用影响而形成，盆地往往成为不对称状。在山前地带，通常形成挤压性的山前坳陷，盆地边界受逆冲断裂控制。盆地局部构造多具线状或雁行式展布。因此，可以根据陆相湖盆盆地结构特征将中国中、新生代陆相湖盆划分为单断箕状盆地、双断裂陷盆地和坳陷盆地3种主要类型(朱筱敏，2000)。

陆相湖盆的构造演化对盆地的层序发育和展布具有明显的控制作用。构造作用控制可容空间的产生和消亡。没有构造沉降，就没有陆相湖泊沉积盆地。同时，构造升降影响沉积物供给。不同构造背景的沉积盆地具有不同的构造沉降历史。拉张背景下盆地最初形成于岩石圈伸展引起的快速沉降，随后软流圈的冷却导致盆地进入热沉降阶段。在裂谷形成演化过程中，盆地的差异沉降控制沉积中心的位置和沉积相带的分布。因此构造沉降过程影响盆地沉积物的几何形态和充填序列。挤压型的沉积盆地，如前陆盆地发育于冲断造山带之下的克拉通边缘。其充填物具有明显的楔形和不对称特征。靠近冲断造山带一侧沉积物加厚，靠近克拉通一侧沉积物较薄。因此两侧具有不同的沉积相和层序构成特征。

气候也是陆相湖盆层序发育的重要控制因素。气候对陆相层序的控制是多方面的。气候可以影响降雨量从而造成植被的不同特征，进而影响到沉积物类型。同时气候的变迁可以导致湖平面的变化进而影响层序的时空展布。全球的气候变化具有一定的周期性和旋回性，如米兰科维奇旋回。气候的周期性变化引起周期性湖平面变化，进而控制层序的发育。

与海相沉积盆地的海平面变化对层序地层的控制类似，湖平面变化对陆相湖盆的层序地层具有同样的控制作用。湖平面的变化不仅控制组成层序的沉积体系和沉积体系域的类型，也控制组成层序的副层序和副层序组的类型和叠置方式，进而控制层序的几何形态和分布特征。

由于陆相盆地与海相被动大陆边缘的差异，对于陆相层序地层的内部组成和术语应用也存在不同认识。一种观点认为陆相湖泊与海相盆地相似，可以直接将海相盆地的层序地层模式、术语应用于陆相盆地。第二种观点认为海相盆地不同于陆相盆地，因此从层序地层产生的根源出发提出完全不同于海相层序地层的陆相层序地层的组构和模式(李思田，1992;解习农，李思田，1993)。他们认为，构造层序是Ⅰ级构造界面(大区域不整合及假整合)或Ⅱ级构造界面(次级不整合、假整合及相关的整合)之间的沉积序列。层序从沉积演化显示三分性:层序界面为古构造面。下部为初始充填或早期充填的以冲积体系为主的沉积;中间以相对稳定的水进形成的三角洲－湖泊沉积为主;上部河流作用强化，分异性强，是新的构造强化期的前奏。这种三分性是体系域划分的基础。

9.4.2　陆相湖盆的层序地层学

9．4．2．1　层序界面和体系域界面

确定陆相湖盆的层序地层关键在于不同级次界面的准确识别。在湖泊沉积被覆盖的盆地地区，通常采用地震资料、测井曲线、钻井岩芯等综合分析进行识别。在识别界面时，应遵循以下原则:①界面间断原则:即所划分的层序内部不应该有比层序界面更重要的沉积间断面;②等时性原则:即所划分的层序均为同期沉积物的组合体;③统一性原则:即所划分的层序应在盆地范围内统一(池英柳，1995)。朱筱敏(2000)总结了坳陷型湖盆的层序界面在构造、古生物、岩芯、测井、地震等方面特征(表9－3)，在盆地覆盖区地震反射图像显示的地层关系(如顶超、上超和下超)对层序界面的识别尤为重要。

表9－3　坳陷型湖盆层序边界的识别标志(据朱筱敏，2000)

断陷型湖盆的层序界面与坳陷型湖盆的层序界面类似，也主要通过构造、生物界面，岩芯、测井和地震反射图像的突变面，及地层顶超、上超和下超的关系识别。但断陷型湖盆的层序界面一般比坳陷型盆地规模要小，变化幅度更大。

初始湖泛面和最大湖泛面分别是低水位体系域与湖侵体系域、湖侵体系域和高水位体系域的界限。初次湖泛面一般表现为湖岸上超向陆迁移到低水位期不连续的小型湖泊沉积之上。同时，低水位体系域的进积型副层序组与海侵体系域退积型副层序组的结构转换面与初始海侵面一致。另外，初始海泛面靠陆一侧与不整合为代表的层序界面一致。初始湖泛面附近还经常存在火山活动，常发育根土岩、粗碎屑沉积等(朱筱敏，2000)。

最大湖泛面是湖平面达到最高、湖岸上超达到最远离湖岸时期对应的湖泛面。最大湖泛面常常形成细粒、暗色、分布范围广的较深水环境形成的凝缩段。凝缩段中常含有草莓状黄铁矿、富有机质，微体、超微化石丰富。在测井曲线上表现为以高自然伽马、低电阻率、平直自然电位为特征。在地震反射剖面上，凝缩段响应强振幅、高连续、分布广泛的地震反射。另外，最大湖泛面往往与上覆地层的系列下超点伴生(朱筱敏，2000)。

9．4．2．2　坳陷盆地的层序地层样式

当坳陷型湖盆可以确定首次湖泛面和最大湖泛面时，便可以识别低水位体系域、湖侵体系域和高水位体系域，进而确定地层层序。在一些坳陷盆地中由于地形坡度小，缺乏初始湖泛面的标志，只能确定最大湖泛面，因而只能划分出湖侵体系域和湖退体系域(相当于高水位体系域)(朱筱敏，2000)。

低水位体系域是在湖平面下降速率大于构造沉降速率，湖平面下降的最低部位，以至于连成一片的水域出现分隔状态的孤立水体时形成的体系域。在低水位湖平面一侧，出露地表的盆地缓坡发育冲积扇、河流沉积，可形成深切谷;在岸线附近形成小型三角洲或扇三角洲;在湖盆中发育洪积作用形成的浊积扇或三角洲前缘滑塌形成的浊积扇;进而构成类似于海相盆地低水位体系域的盆底扇、斜坡扇和低水位楔及陆上的暴露不整合界面(图9－15)。

湖侵体系域是在相对湖平面上升过程中形成的。当湖平面缓慢上升时，可容空间增加的速度略大于沉积物供给的速度，此时滨浅湖发育滩坝、水进三角洲沉积体系。当湖平面快速上升，可容空间的增加速度明显大于沉积物的供给速度，盆地处于缺氧“饥饿”状态。此时可发育洪水型浊积扇、广泛分布的深水暗色泥岩及湖侵期的碳酸盐岩(图9－15)。

图9－15　松辽盆地坳陷型湖泊体系域和层序特征
(据魏魁生，1996简化)
HST．高水位体系域;TST．海侵体系域;LST．低水位体系域

高水位体系域是在湖平面上升缓慢、停滞和下降时期形成的。此时沉积物供给速率增加，可容空间减小，形成进积型的沉积序列和副层序组合。高水位体系域发育早期，可容空间仍然较大，携带大量陆源物质的洪水在湖盆中形成浊积扇。在湖岸附近可形成进积型三角洲。高水位体系域形成的晚期，湖平面下降，可容空间减小，三角洲向湖盆中心推进。三角洲前缘滑塌可在盆地中心形成滑塌成因的浊积岩，高水位体系域发育的末期，可出现河流和冲积扇沉积(图9－15)。

9．4．2．3　断陷盆地的层序地层样式

陆相断陷盆地构造运动复杂，陆源供给多为多物源和近物源，相变快，盆地结构复杂，因此其层序地层样式和体系域复杂多样。多数断陷盆地呈盆地边界多具有一侧陡、另一侧缓的箕状特征，因此陡坡带和缓坡带具有不同的层序样式(图9－16)。

图9－16　陆西凹陷断陷盆地上侏罗统层序地层样式
(据朱筱敏，2000)
HST．高水位体系域;TST．海侵体系域;LST．低水位体系域

陡坡带是控制盆地边界断层较活动条件下形成的地形坡折较大的地带。盆地的下降盘多为深水湖盆，上升盘为地形起伏的物源区。陡坡区的地层层序主要受断层活动和物源供给影响，湖平面变化的控制作用属于次要地位。盆地演化早期，断裂活动强，层序发育大规模的近岸水下扇;盆地演化中期，断裂活动趋于平缓，近岸水下扇规模减小;盆地演化晚期，断裂活动停滞，滨浅湖及辫状三角洲发育。缓坡带地形坡度缓且断层活动微弱，在盆地边缘物源供给充分时，盆地边缘多发育扇三角洲沉积;在物源供给不足时，常发育滨、浅湖沉积。

陡坡带处于盆地陡坡，边界断层活动强烈，地形坡度大。低水位体系域湖盆范围较小，地形高差大、近岸地区形成洪水沉积的近岸水下扇，扇体沉积物粒度粗，砂泥比高(0．7～0．8)。远岸地区发育浊积扇。低水位体系域由多个这样的水下扇和浊积扇组成，垂向上表现为进积形的副层序组。湖侵体系域发育时期，湖平面快速上升，对山区洪水有一定的顶托作用。此时近岸水下扇向湖盆中心推进距离较近，浊积扇不发育。所以海侵体系域表现为暗色泥岩加厚，砂岩变薄，砂泥比降低的退积型副层序组。高水位体系域时期，海平面相对静止或下降，湖盆水体紧靠陆源区，洪水携带大量沉积物快速入湖，形成近岸水下扇为主的进积－加积型的副层序组。高水位体系域自下而上砂岩厚度加大，粒度变粗，砂泥比逐渐变大(0．5～0．6)(朱筱敏，2000)。

缓坡带处于盆地缓坡，边界断层活动微弱，地形坡度较缓。低水位体系域形成时期，湖盆水域范围小，沉积区距离物源较远，河流规模较小，沉积物供给不足。近湖岸地区主要形成滨、浅湖沉积，主要沉积为砂砾岩、砂岩和泥质岩的互层，砂泥比0．3左右。湖侵体系域发育时期，湖平面向陆侵进，沉积物上超。随着湖盆范围扩大，与陆源区的距离变近。当气候等因素影响时，沉积物供给增加可形成早期的扇三角洲沉积。随着湖水上升的顶托，湖侵体系域形成进积－退积型的砂、泥岩组成的副层序组，平均砂泥比在0．4左右。高水位体系域发育时期，湖平面稳定到下降，扇三角洲向湖泊中心推进，前缘多发育浊积扇，形成加积－进积型的副层序组(朱筱敏，2000)。

位于陡坡带和缓坡带之间的深洼区(盆地中央)，断裂活动微弱，基底整体下降明显，地形坡度小。其低水位体系域由向湖推进的水下扇和浊积扇沉积夹在深湖的泥质沉积之中。湖侵体系域为深水的湖相沉积，其岩石分布广、厚度大、粒度细(砂泥比0．1～0．05)、质地纯、富含有机质，表现为退积型的副层序组。高水位体系域以近岸水下扇前缘(远端)沉积和浊积扇为特色，形成近积型的副层序组(朱筱敏，2000)。