层序地层横向对比分析

据昌都地区不同构造单元的层序地层分析，可以进行全区三叠纪层序，尤其是晚三叠世层序的划分与对比（表5.1、图5.9～图5.11）。
本区下、中三叠统完整的实测剖面较少，层序划分与对比较为困难；正如表5.1所示的那样，岛弧地层发育最佳，充足的火山 沉积物补给使得层序的划分与三分结构很清晰。以中三叠统巨厚浊积岩沉积为例，在划分浊积岩层序时，往往把硅质层、火山源与内源低密度浊积岩确定为最大海平面的标志沉积，而与陆源和内源浊积岩相区分；此外，显然不易分开的高水位体系域与海进体系域将它们合并在一起。不过，在弧后区、克拉通区的中、下三叠统因种种原因不好划分。但是，上三叠统层序结构较易确定，沉积相组合特征比较明显，而且全区范围内可以较好地进行对比。例如以区内最大规模海侵沉积的波里拉组碳酸盐岩作为层序对比标志层，可以展开像岛弧区（图5.11）、弧后区（表5.1）与克拉通区（图5.9）那样的比较。弧后区的 SQ1分别对比着岛弧区、克拉通区的 SQ7与SQ1；层序类型一致、结构特征一样，只是体系域沉积特征有差别。同样弧后区的SQ2完全可以同弧区SQ8与克拉通区SQ2对比，层序类型一致，但特征与层序结构不同，其深层次原因将在后面论述。弧后区的SQ3分别对应着弧区的SQ9与SQ10和克拉通区的SQ3与SQ4，层序数量、结构与类型均不同，但上三叠统的层序在弧区与克拉通区存在着相似性（图5.10与图5.11）。

图5.9 昌都地区北部上三叠统层序地层柱状对比

根据上述分析，将岛弧与弧后区层序地层特点归纳如下：
（1）可以运用Vail（1977）提出的层序地层学理论，在露头剖面上识别出Ⅰ类以及Ⅱ类层序界面与体系域空间配置关系。
（2）复杂构造、火山地形的岛弧系统（如呈岛海格局的江达岛弧区内）由于丰富的火山-沉积物补给，可划分出多个层序，层序结构的三分性多半完整（图5.11），例如SQ5与SQ6。
（3）活动区的岛弧与弧后区，构造与沉积物的补给作用控制很明显（表5.1），从而造成了层序数量、结构与类型上的差别。例如上三叠统的层序数量在弧后区为3个，岛弧区与克拉通区均为4个；弧后区SQ3为Ⅰ类层序，而在岛弧区与克拉通区均为Ⅱ类层序。

图5.10 昌都地区南部上三叠统层序地层柱状对比图

（4）多数层序中往往伴有不同性质、不同类型的火山岩，这些火山岩与层序有着密切的联系（图5.12）。例如岛弧区的挤压性钙碱性系列火山岩与弧后区拉张碱性系列的火山岩分别对应于不同类型的层序与体系域；并且各体系域中火山岩性质与所占的厚度比也是不同的。以江达岛弧层序为例，低水位体系域中多半出现钙碱性系列火山岩组合，所占厚度比值中等。海侵体系域既见拉斑玄武岩系列，又见钙碱性系列，以及碱性系列（例如生达弧后区），火山岩含量最少。高水位体系域几乎均出现钙碱性系列，所占比例最大。
（5）弧区的浊积岩体系尤其发育，多物源（陆源、内源与火山源）浊积扇沉积在层序划分中起到了关键作用。一般地陆源高密度浊流往往与相对海平面下降相联系，内源浊积岩代表海平面处于高位时期；基性火山源浊积岩反映海平面逐渐上升，中酸性火山源反映海平面下降，混合源浊积岩反映邻区出现造山带，总体海平面逐渐下降。笔者就是运用上述原则与区域资料分析来划分低、高密度流浊积层序的，尤其是中三叠统瓦拉寺组上千米厚的海底扇至斜坡相沉积层序。瓦拉寺组的生物地层分辨率较差，难于很好地根据全球海平面变化来解释这些浊积巨层序。但是，占优势层段的砂质沉积或由砾岩与砂岩构成的砾质泥流与碎屑流的活动水道相沉积，通过明显的海平面下降可较好地进行解释（Kolla等，1988；Einsele，1992，1993；荒户等，1994）；同样地，半远洋钙质泥岩和黑色板岩、硅质岩的产状反映出水道较长期不活动特征，陆源沉积物的补给有限，这可能与上升的海平面和早期高水位条件有关（Loutit等，1988；Seyfride等；Robertson等，1991）。

图5.11 江达岛弧区三叠系层序地层对比

表5.1 昌都地区层序地层划分与对比



图5.12 江达岛弧盆地层序地层中的火山岩特征

一、层序地层学与其它地层学的区别
地层学是研究岩层在时间上和空间上变化关系的科学，这种变化关系包括岩石的时间含义、物理化学性质、古生物特征、地质历史演化、古地理环境格局及地球物理属性等等。在地震地层学出现以前，地层学的研究范畴偏重于岩石地层、生物地层和年代地层学序列的经典概念及横向对比。传统地层学均为地层学发展历史阶段的产物，具有一定的局限性。生物地层学以地层所含化石为分层、对比依据，由于标准化石相对较少、化石的上延及下拓、环境变迁造成生物属种的差异诸方面的原因，在大区域范围内划分、对比地层时总会出现一些疑难。岩性地层学研究岩石综合体及其相互关系，它以岩性的特征为地层分层依据，穿时现象比较多见。年代地层学研究内容涉及沉积于特定时间段内的岩石，提高了等时性地层分析精度并补充了利用古生物资料定年方面的不足，然而其分层界线并非是物理界面，并且具有地区性和人为的因素，在野外或地下也难以追踪。旋回地层学与事件地层学相联系，旋回地层在盆地之间的对比可能出现问题，地层单位的边界可能穿时。穿时界线并不是一个连续的物理界线或者是由一系列的物理界线组成，在进行构造填图、做岩相分布图及古地理解释方面往往导致错误。
层序地层学与传统地层学的区别是层序以不整合及横向上可以与之对比的整合为界，层序界面之上的岩层总是比其下的岩层时代新，一个层序包含了两个不整合面之间等时间段内沉积的所有地层。层序边界是一个连续的物理界面，没有穿时现象，便于地层划分、对比和填图，特别是有利于大区域的甚至是全球性的地层对比。
二、基本论点
层序地层学是根据地震、钻井和露头资料进行地层分布型式、沉积环境和岩相综合解释的一门科学。通过解释提出一种侵蚀或无沉积的不整合或与之相对应的整合为界的、周期性的（旋回性的）、在成因上有联系的年代地层格架。在这个格架中，通过解释查清沉积环境和有关岩相的分布。这些岩相单元可以限定在以层面为界的等时间段内，也可以是高角度跨越层面的穿时间段（P.R.Vail等，1987）。
层序地层学的基本观点是地层单元的几何形态及岩性受构造沉降、全球海平面升降、沉积物供给和气候四大参数的控制（表2-1）。其中构造沉降和全球海平面升降共同作用引起了海平面的相对变化，后者产生了可供潜在的沉积物堆积的容纳空间（accommodation）。构造沉降和气候因素控制了沉积物的类型和输入量。由此产生的沉积物的供应速度决定了可容纳空间的大小。构造沉降速度、全球海平面升降速度及沉积物供应速度控制了沉积盆地的几何形态；这三种因素相互影响、互为因果关系，最终必将导致某一地区海平面相对于该区陆架边缘的相对变化速度及沉积体系域的发生、发展和变化。当海平面上升速率大于构造沉降速率而引起海水穿过陆架时，形成海进体系域；随着海平面升高、相对上升速度减慢，在沉积物供给速度维持原速度时，单位时间内产生的可容纳空间减小，则由浅海相和非海相沉积组合的岸线向盆地方向推进，从而形成高水位期海退体系域沉积；若海平面急剧下降并且下降速度大于构造沉降速度，海水退到陆架边缘之下的沉积为低水位体系域的产物。如果海平面下降速率小于陆架边缘处的构造沉降速率，未导致相对海平面下降，或者由于海平面缓慢下降，内陆架暴露侵蚀而在外陆架仍然出现缓慢沉积，则构成陆架边缘体系域。藉以区分组成层序的体系域的关键部位是陆架坡折点（或称陆架边角、陆架边缘，有人以沉积滨线坡折或退覆坡折取代之），由沉积物分布于该点之上或其下划分为低水位体系域、海进体系域和高水位体系域（图2-1、图2-2和图2-3）。

表2-1　层序地层学中的基本变量


图2-1　层序地层的沉积模型（据B.U.Haq等，1988）

模型显示了与1型边界有关的体系域（即低水位扇、低水位楔、海进体系域和高水位体系域）。陆架边缘体系域发育在2型层序边界之上（见正文）。（a）体系域在深度上的几何形态；（b）（a）中的特征同地质年代的关系。界面：SB—层序边界，SBl-1型，SB2-2型；DLS—下超面，mfs—最大洪泛面，tfs—扇顶面，tls—具堤的水道顶面.TS—海进面（最大海退之上的第一个洪泛面）；体系域.HST—高水位体系域；TST—海进体系域；LSW－低水位体系域，ivf—下切谷充填，pgc—前积复合体，lcc—具堤的水道复合体；LSF－低水位扇体系域，fc—扇水道，fl—扇朵叶；SMW—陆架边缘楔体系域

图2-2　高水位体系域后期的沉积地形


图2-3　与海平面升降变化和构造沉降有关的体系域（据P.R.Vail,1989）

通过各地区标准剖面的层序地层分析，在此基础上，在不同地区挑选出几口比较典型的井，主要作了东西向的层序地层剖面横向对比分析工作。

一、肖6—肖9—唐1—唐6—临18—盘47井剖面对比分析

该剖面（图4-6）在地理位置上位于湖盆西缘，从对比剖面上也可看出从肖6井到唐6井在沉积特征上基本相似。说明这些井在湖盆中基本属于同一相带，只有临18井和盘47井水体深度可能相对较大。该剖面主要反映了层序Ⅱ的上部和层序Ⅲ的下部在西侧靠近湖盆边缘相带的沉积特征，从剖面上可以看出：

（1）层序Ⅱ的低水位体系域沉积以灰色粉砂岩夹紫红色泥岩为主，其顶界以红色地层基本消失为特征，电性曲线表现为自然电位曲线呈尖指状，电阻率较低，曲线呈齿状。

（2）层序Ⅱ的湖侵体系域在这些井上表现为沉积厚度薄，约20～30m，只是在盘47井厚度才略有增加。沉积特征以灰色粉细砂岩夹泥岩为特征，电性特征同下伏低水位体系域相似。

（3）层序Ⅱ的高水位体系域和下降体系域在此对比剖面上沉积厚度较大，且由肖6井（厚度53m）向盘47井（厚度232m）变厚，沉积以灰色粉砂岩、泥岩互层为特征，在肖6井、盘47井见有大量炭质泥岩，该体系域顶部在唐6井、盘47井出现紫红色泥岩，同时唐1井可能存在侵蚀现象，同上覆地层呈不整合接触。

（4）层序Ⅲ的低水位体系域，厚度一般为40～60m，盘47井厚达70m以上，沉积上表现为大套粉砂岩夹薄层泥岩，自然电位曲线呈箱状，幅度差可达100mV以上。电阻率曲线低平，偶有尖齿，其值一般较小为2～4Ω·m。

（5）层序Ⅲ的湖侵体系域在此对比剖面上以细粒泥岩沉积为特征，偶夹薄层粉砂岩或油页岩，电性上也同下伏地层有明显差别，自然电位曲线靠近泥岩基线，电阻率曲线低平。

从整体上看，这一对比剖面主要反映出湖盆边缘的沉积特征和层序演化特征。层序Ⅱ湖侵体系域时期，湖盆内水体有限，大量陆源碎屑以冲积扇—网状河的形式进入湖盆，在大范围内形成了一套灰色砂泥混杂沉积。高水位体系域和下降体系域时，湖盆中水体相对较深，粗粒沉积物主要沉积在岸线附近。主要物源位置可能有大型三角洲向湖盆推进，此时在此对比剖面上沉积仍以较粗粒的砂岩与泥岩不等厚互层为特征，夹有大量反映近岸沉积的炭质泥岩、炭质页岩。进入层序Ⅲ低水位体系域时，由于水位的下降，岸线向湖盆退缩，导致在原沉积物表面形成大量冲刷河道，形成一套河道充填沉积。当再一次湖水快速增加时，进入湖侵体系域时期，在河道充填沉积之上，形成了滨浅湖—半深湖的泥岩、页岩夹少量粉砂岩的沉积地层。

二、临72—临101—临20—商6—商20—商95井剖面对比分析

该剖面（图4-7）也位于中央隆起带上，由西向东主要反映的是层序Ⅲ/Ⅳ界面附近地层的沉积特征，包括层序Ⅲ的高水位体系域的顶部和下降体系域、层序Ⅳ的低水位体系域和湖侵体系域的下部。由剖面可得出：

图4-6　肖6—肖9—唐1—唐6—临18—盘47井剖面对比图

图4-7　临72—临101—临20—商6—商95井剖面对比图

（1）层序Ⅲ的高水位体系域沉积以细粒泥岩、油页岩为主，沉积厚度大。在该体系域的顶部有少量砂岩沉积。在此对比剖面上，临72井和临101井都表现为泥岩、油页岩沉积，临20井和商6井下部的砂岩应属于基山浊积砂体的一部分，到东部商20井和商95井则夹有大套玄武岩地层。

（2）层序Ⅲ的下降体系域在地层特征上表现为由西向东沉积物粒度变细，由临72井、临101井的粉砂岩夹泥岩沉积相变为临20井、商6井的泥岩夹砂岩再到商20井和商95井的泥岩、油页岩，其沉积厚度较薄且有由西向东变薄的趋势，临72井厚65m→临101井厚41m→临20井厚37m→商6井厚24m→商20井厚18m→商95井厚16m，反映了主要物源方向由湖盆边缘向湖盆中央地层减薄的沉积特征。

（3）层序Ⅳ的低水位体系域沉积以砂岩发育为特征，由西向东都有砂岩层段。地层厚度也有由西向东变薄的趋势，其中临101井最厚120m，而西侧临72井相对较薄，厚72m，向东最薄处仅50m，而且砂岩分为上下两套。

（4）层序Ⅳ的湖侵体系域下部发育一套砂岩，厚度一般为10～20m，向上变为泥岩、油页岩沉积。

总体上看来，此剖面在沉积和构造演化继承了前一剖面的特征：地层由西向东沉积厚度变小，沉积粒度变细，沉降中心在临101、临20和商6井一带，沉积中心在商20井一带，层序Ⅲ/Ⅳ界面也由临72井1665m降低到临20井的2341m又抬升到商95井的2097m，同层序Ⅱ/Ⅲ界面变化相似。

通过对以上两个对比剖面的分析，可以看出，惠民凹陷在中央隆起带上，由层序Ⅱ到层序Ⅳ，其总体沉积格局没有改变。物源主要来自两侧，沉降中心位于临101井、临20井、商6井和盘7井一带，沉积中心则在商河构造的商20井、商21井和商深1井附近，沉积厚度由西向东呈由薄变厚再变薄的分布特征，沉积粒度则有由西向东总体变细的趋势。同时由目前井深和沉积特征上也可看出中央隆起带在构造演化上也存在不均一性，活动强度具有分区性，西部盘1井、临72井抬升幅度较大，东部商20井、商21井、商深1井和商95井抬升幅度也比较大，而中部临20井、商6井一带构造活动相对较稳定，属于稳定沉降区。