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2经典层序地层学概念体系

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经典 地层学 概念 体系
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中国地质大学 (武汉 )石油系层序地层学理论篇1课 程 内 容:2经典层序地层学经典层序地层学的几个基本概念( 以海相层序地层学为例讲述)层序 ( 是一套相对整一的 、 成因上有联系的地层 , 其顶和底以不整合和可以与 之对比 的整合 为界 ( 1977)。层序是层序地层分析中的基本单位 , 它是由一套体系域组成 。 不整合 ”一词中 , 最初包括了海相沉积间断和密集段 。但是 , 作为由相对海面变化导出的旋回沉积模式 , 必须将盆地边缘的 陆上不整合 与 盆地中心的海相沉积间断 区别开 序( 整合 ( :一个分开新老地层的界面 , 沿着这个面存在陆上侵蚀削截 ( 在某些地区为可与之对比的海底侵蚀面 ) 的证据 , 或者存在明确重要沉积间断的陆上暴露的证据 , 并具有的明确的沉积间断 。2、不整合( 整合定义沉积盆地的不整合使地层记录呈非连续性,不整合的时空型式可以反映出不整合的成因。不整合的成因分析不仅是对不整合形成的主要方式 :侵蚀 (包括陆上暴露侵蚀和水下侵蚀 )和非侵蚀作用的研究,而且包括对其控制因素如 大陆抬升 、 海平面变化 以及 盆地构造活动 等的分析。整合成因分析不整合 要基于如下两个关键性的特征:(1)沉积间断比记录更重要,即地表上任何地方的沉积,只是漫长地史史时期微小而零星的记录 (1981)。不整合代表了一个恒定的、最大时间范围内沉积作用的中断。(2)不整合面之上的沉积物较其以下地层年轻。通常,这种类型的不整合是由于陆上暴露产生的侵蚀作用而形成的,绝大多数不整合属此类型。(1)与侵蚀作用有关的不整合从各级不整合形成方式上,绝大多数不整合是侵蚀作用形成的。侵蚀作用包括陆上暴露侵蚀和水下侵蚀。(2)与侵蚀作用无关的不整合在地层记录中,存在与侵蚀作用无关的不整合间断,如 “ 加深饥饿不整合 ” 是由于环境突然变深,沉积物供应滞后而形成的间断。Ⅰ 型不整合 ( 育于快速的海平面下降 、 更迅速的构造沉降期 。 海岸线可能移至陆架边缘 ,伴随着陆架下切谷的发育和海底峡谷的深切作用 , 陆表遭受广泛的侵蚀作用 。碎屑岩块沿着峡谷体系被搬运至陆架斜坡的底部 , 形成了广泛的低水位体系域 。Ⅰ 整合与层序边界类型在 沉积相迅速地向盆地方向迁移 。 不整合面之下的高水位体系域遭受广泛的侵蚀作用 。 在碳酸盐岩体系中 , 由于台地边缘遭受严重的侵蚀及碳酸盐角砾岩和浊积岩向盆迁移 ,暴露的台地可能导致发育广泛的喀斯特体系和内部溶蚀作用 (1988)。Ⅰ 型不整合 型不整合 ( 育于相对海平面缓慢下降时期 , 其结果导致相域逐渐向海迁移 , 并伴随少量的陆上暴露和侵蚀作用 。 根据 987, 1991)的观点 , 陆架边缘体系域形成 Ⅱ 型不整合 。 由于 Ⅱ 型不整合没有发育明显的侵蚀或大的相带迁移 , 因此在地震资料和露头中极难识别 。不整合Ⅱ 型不整合 是由相对整合 、 成因上相关的层或层组所组成的序列 , 它们以海 (湖 )泛面和与之可以对比的面为界 。 相当于四级或五级沉积旋回 。3. 准层序 ( 屑滨岸环境向上变粗的准层序潮坪环境向上变细的准层序(据 1988)由成因上相关的若干小层序所组成的序列 , 其垂向上构成一个特征的叠加型式 。4. 准层序组( 层序组内的各小层序的叠加型式有前积 、 退积和加积三种 (1985),前积准层序组 (逐渐变年轻的准层序逐层向盆地方向沉积并可延伸较远 , 即反映了沉积体系不断向盆地方向进积的过程 ,其沉积速率比可容纳空间增长速率大 。层序组类型及其特征加积准层序组(逐渐变年轻的准层序 , 层层向上沉积而没有大的侧向移动 , 即反映了沉积体系不断地垂向加积的过程 , 其可容纳空间增长速率接近或等于沉积速率 。退积准层序组(渐变年轻的准层序 , 以阶梯状后退方式逐层向陆方向沉积和延伸 , 其沉积速率比可容纳空间增长速率小 。 尽管在退积准层序组中 ,每个准层序是向前加积的 , 但该准层序组在“ 海侵型式 ” 中是向上加深的 。不同类型准层序组内部地层叠覆方式及其测井响应特征 (据 1988)• 层序的成因机制与结构样式控制因素层序类型层序结构层序地层的基本控制因素(变量)变量 控制作用构造沉降 可供沉积的空间全球海平面升降 沉积充填和古水深沉积物供应 地层和岩相分布模式气候 沉积物类型5、海平面变化全球海平面变化 ( :海面和固定基准点 ( 通常指地心 )间的海面变化相对海平面变化 ( :相对海面变化是海面和一个局部的运动基准点 ( 沉积基底或早期地层表面 ) 间测量的海面变化 。as 据 1990)可容纳空间 (指可供沉积物堆积的空间 (988)。 可容纳空间是海平面升降变化和构造沉降二者的函数 。可容纳空间增量=全球海面变化增量 + 盆地沉降增量 + 积物可容纳空间与海平面变化及构造沉降的关系 (据 1988)河流搬运是碎屑物质从大陆内部向沉积盆地搬运的主要方式 。 现代河流 研究显示沉积物对大陆边缘的供应与分配有巨大的变化 。据 991)的统计 70%的沉积物被沉积在 10%的大陆面积中 。 亚洲的三大河流 :黄河 , 布拉马普特拉河 , 恒河的沉积物输送量便可占全球河流总负载的 20% 是沉积物注人盆地的总速率和靠近活跃的沉积物输送地带程度的函数 。1. 低沉积物注人速率: 可容纳空间总是超过沉积物的堆积 , 因此发育相当大的水体深度 。 偏泥的海相地层沉积发育 , 堆积速率受沉积物供应速率的控制 , 而不能反映可容纳空间发育速率的变化 。可容纳空间的充填2. 中等沉积物注人速率:沉积物可加积到海面 , 相序发育非常复杂 , 随不同阶段有所不同 。3. 快速的沉积物注人速率:沉积物供给总是超过可容纳空间 , 堆积作用速率是可容纳空间的函数 。经典层序地层地层学的理论假设 :1、基底构造沉降速率稳定,从盆地边缘向中心沉降速率逐渐增加。2、海平面呈波状(正弦曲线)变化。3、沉积物供给速率稳定。经典层序地层学描绘了一幅受全球统一的海平面变化作用的地层概念,是层序地层学适用性的根本原因。• 层序分级表 2- 1 沉积层序级次划分标准层序 M i t ch & P V ai l dh am m T uc ke 间跨度 /序性质 时间跨度 /序命名 时间跨度 层序机理一级 >50 >10 0 >10 0 全球大地构造二级 5 ~ 50 叠加层序 (组) 10 ~ 10 0 超层序 10 ~ 10 0 拉张和热沉降三级 0. 5 ~ 5 复合层序 , 层序 1 ~ 10 层序 1 ~ 10 全球海面变化四级 0. 1 ~ 0. 5 高频层序 , 准层序 0. 1 ~ 1 准层序组 0. 1 ~ 1 板内应力五级 0. 01 ~ 0. 1 高频层序 , 准层序 0. 01 ~ 0. 1 准层序 0. 01 ~ 0. 1 全球冰川期•层序的类型•层序的结构样式• 依据层序底部的界面 ( 不整合 ) 类型 , 层序可分为两种类型: Ⅰ 型层序和 Ⅱ 型层序 。• Ⅰ 型层序是指那些海面相对下降 超过 退覆坡折点后形成的层序 , 其相对海面下降较大 , 使层序的早期顶积层上超在早先层序的坡积层上 。• Ⅱ 型层序指那些海面相对下降 没有超过 退覆坡折点后形成的层序 , 最低部位体系域称为陆架边缘体系域 ( 1988)。 该体系域可沉积于陆架的任何位置 。 陆架边缘体系域的底界为 Ⅱ型层序边界 , 而顶界是陆架的首次大的泛滥面 。层序的分类层序的内部结构• 层序可划分为若干个体系域• 体系域是根据界面类型,它们在层序内的位置,以及准层序及准层序叠置模式客观地加以定义的。在任何一个相对海面变化周期中(层序),都可发育三种主要的体系域类型。体 系 域 (同一时期内具成因联系的沉积体系组合 (1977)。在层序地层学中 , 体系域作为层序构成单元 , 每个体系域都解释为与全球海水面变化曲线的某一特定间段 。 类层序的体系域构成(据 1988)Ⅱ 型层序的体系域构成(据 1988)Ⅰ 型层序 Ⅰ 型层序边界以与河流复壮作用、岩相的向盆地方向转移、海岸上超的向下转移以及上覆地层的上超伴生的陆上暴露及同时发生的陆上侵蚀作用为特征。• 型不整合。依据沉积物展布范围是局限于陆棚坡折以下,还是陆棚坡折以上,可划分为如下三个体系域:• 低(水)位体系域 ( 海进体系域 ( 高(水)位体系域 ( • 在层序的底部边界上发育有下切谷的特征。具有陆架坡折的盆地内沉积的 Ⅰ 类层序的体系域构成(据 1988)层序地层单元基本展布特征示意图低位体系域低位体系域• , 低位体系域是在以相对海平面下降 ( 亦即全球海面降落速度超过退覆坡折带处的沉降速度 ) 和随后的相对海平面缓慢上升为特点的阶段中沉积的 。• 当海面相对下降到退覆坡折处以下时 , 海湾线离开陆架降落到陆坡上 , 由于平衡剖面降低 , 河流剖面将调整以适应较低的基准面 。 这就引起河流复壮或者下切 , 河流将下切到原先沉积的顶积层:即早期层序的冲积平原 、 湾岸平原和陆棚沉积之中 。• 与早先的高水位体系域时期相比 , 这个阶段的沉积负载比较大 , 并且以较高的砂泥比为特征 。• 这是因为 低位扇时期的河流沉积物负载是由下切水流掏挖出来的再搬运沉积物组成的 ,所有这些沉积负载最终沉积在早期的高位坡积斜坡或退覆坡折带处 。 而后 , 由于在这些部位沉积物过分集中带来的不稳定性 , 导致整体运动作用的开始 , 而随后这里的退缩性崩塌 , 可以导致大的陆架边沿槽沟或者海底峡谷的形成 。 最后 , 从河流以及同时期海底峡谷侧壁滑塌而来的沉积物被密度流搬运到盆地中 , 并且在陆坡变得十分平缓的地方沉积下来 , 形成 点源型海底扇 。• 如果低位体系域是沉积在一个具有陆架坡折的盆地内 , 通常可以把它分成两个独立的 、 不同时期的组成部分: 低位扇 和紧跟着的低位进积楔 。• 低位扇 是受沉积物经由陆架通过活跃的下切谷时的海底扇沉积作用控制的 。• 低位进积楔 以较细的楔形陆坡沉积为主 。• 它们又称陆坡扇 、 楔 、 锥和海底扇 。具有陆架坡折的盆地内沉积的 Ⅰ 类层序的体系域构成(据 1988)低 位 扇• 低位扇 通常可以区分出两个单独的沉积单元:• 早期的、位于陆坡脚的盆底扇( BF,• 后续的、衔接于陆坡处的斜坡扇 (SF,低位体系域 — 低位扇盆 底 扇• 它以沉积于下陆坡和盆地底部的 海底扇 为特征 。 盆底扇沉积取决于 伸入到陆坡的峡谷的剥蚀作用和陆棚上河流体系的下切作用 。 陆棚和陆坡的硅质碎屑通过峡谷而注入到盆底扇中 。• 盆底扇的底面 ( 与低位体系域底面一致 ) 为 1型层序边界 , 如果低位进积楔的进积范围足够大 , 盆底扇顶面可能是后续的低位进积楔的下超面 , 盆底扇顶面也可能是上覆任何斜坡扇的下超面 。斜 坡 扇• 斜坡扇 ( 陆坡扇 ) 以陆坡中部或底部的 浊积和碎屑流沉积 为特征 。• 斜坡扇沉积作用可以是与盆底扇同时期的 ,或者是与低位进积楔的早期部分同时期的 。斜坡扇的顶部是低位进积楔中部和上部的某一个下超面 。• 典型的斜坡扇被认为是由水下河道 — 天然堤沉积复合体 ( et 1988) 。海底扇相模式1、点物源 —— 富泥型(三)深水扇体相模式点物源 —— 砂泥型点物源 —— 富砂型点物源 —— 富砾型2、多物源 —— 富泥型多物源 —— 砂泥型多物源 —— 富砂型多物源 —— 富砾型线物源 —— 富泥型线物源 —— 砂泥型线物源 —— 富砂型线物源 —— 富砾型低位进积楔• 低位进积楔是一个在海面相对上升加速时期沉积的顶积 — 坡积层体系。• 它以海进面(最大进积面 ,上覆的海进体系域分隔开,并且以从进积(低位进积楔)到退积(海进体系域)的准层序叠加模式转换标明界线。• 它以陆架上的下切河谷充填为特征。• 常上超于层序界面之上,以具楔形形态的前积充填方式覆盖于陆坡之上,并常下超于盆底扇或陆坡扇之上。• 低位进积楔沉积与盆底扇沉积是不同时期的沉积物。• 低位进积楔由前积到加积准层序组组成。低位进积楔• 低位进积楔的顶面与低位体系域的顶面相重合,是一个海泛面,称为海进面。• 低位进积楔沉积是海平面缓慢相对上升时期发生的。• 低位进积楔以覆盖在斜坡扇有堤河道沉积和随后的峡谷充填之上的三角洲沉积体系的前积为特征。作为三角洲前缘的沉积物,浊积岩等深水砂可沉积下来。低位体系域 — 低位进积楔海进体系域具有陆架坡折的盆地内沉积的 Ⅰ 类层序的体系域构成(据 1988)海进体系域• Ⅱ 型)沉积层序内部中间的体系域被称为海进体系域 (。• 海进体系域沉积在相对海面上升、可容纳空间体积增加较沉积物供应快得多的时期。海进体系域• 海进体系域的底面是位于低位体系域或者陆架边缘体系域顶面处的海进面。海进体系域内部的准层序在朝陆地方向 上超到层序边界 之上,在朝盆地方向 下超到海进面之上。• 海进体系域的 顶面是下超面 。这个下超面也是个海泛面,上覆高位体系域内前积斜层的趾部下超其上。 下超面以从退积式准层序组变为加积式准层序组为特征 ,并且是个最大海泛面。海进体系域• 具有最发育的顶积层系和少量的坡积层系, 海进体系域中最活跃的沉积体系是顶积层体系 :河流体系、滨海体系、湾岸平原和陆棚体系。 以发育一个或多个退积式准层序组为特征 。• 此时,发育的每一个三角洲都是陆棚三角洲。这些沉积物可能会显示出欠补偿的证据,它们可能是煤系沉积、漫堤沉积、泻湖沉积或湖相沉积、洪水形成的河口湾等。海进体系域海进体系域• 相对海面上升的 最大速率出现在海进体系域内部 。海进体系域末期,当顶积层可容纳空间体积增加减少,并与沉积物供应相匹配时,进积再次出现。这时形成了 最大洪泛面 ( • 海进体系域沉积物经长距离迁移进入 密集段 发育区,形成一套富含有机质的磷灰质页岩或藻灰岩沉积物。• 因为只有少量泥质沉积物过路顶积层(或大量沉积于此), 海进体系域通常具有较其它体系域低的砂岩百分比 。因此海进体系域常常是顶积层储层的良好封闭层。密集段 ( 凝缩段 ) (指在极缓慢速度下沉积的地层段 。 密集段可能以丰富的 、 多种多样的浮游和底栖微生物组合 、 自生矿物(如海绿石 , 磷灰石和菱铁矿 )、 有机物质为特征 。 密集段 代表大陆边缘饥饿性沉积时期内的缓慢沉积作用 , 并且能够与下超面相对应 。9、密集段(凝缩段)密集段分布范围很大 , 可以由盆地延伸到陆棚 , 薄层状稳定的沉积单元将滨浅海沉积与较深水的远海沉积联系起来 , 从而成为地层划分对比以及恢复古环境的一个关键沉积层段 。 密集段尽管沉积厚度很薄 , 但却占有相当大的时间变化范围 。 在区域性或全球性地层对比 、以及层序地层学研究中 , 密集段起着重要作用 。密集段 ( 它出现在高水位期沉积与海进及低水位期沉积间的下超面上 。• 密集段有两层重要性 。 一是它所代表高水位期沉积体系域的前三角洲细粒沉积往往作为重要的生油岩 覆盖下伏的海进及低水位储油岩上 , 可以形成各种类型的油藏 。 一是由于高水位沉积覆盖在年龄不同的海进和低水位沉积上 , 因此 , 在朝海或深水方向 , 同样可以形成 年代跨度不等的沉积间断 。 这点在理解复杂的地层缺失原因上极为重要 。密集段 ( 密集段 主要 产于海进体系域内部和高水位体系域远端 。 在其它的下超面 (如海进体系域与低水位体系域之间 , 低水位前积楔与低水位斜坡扇之间 、 斜坡扇与盆底扇之间 )上 , 都有密集段存在 , 但其规模较小 。• 密集段代表时间跨度很长但沉积速度极慢条件下的非补偿缺少物源的沉积 。密集段 ( 密集段代表 时间跨度很长但沉积速度极慢条件下的非补偿缺少物源的沉积 。 由于沉积物与海水的长期接触引起的各种原生作用与成岩作用 , 因此 , 在硅质碎屑岩层系的密集段中 , 常常出现纸状页岩 、 丰富的海相微古或超微古生物 、 自生海绿石 、 菱铁矿 、 海绿石 、 磷灰石 、 原生的白云岩 、极低的电阻 , 高的自然伽玛 , 它的部位常常处在大段泥岩的底部密集段 (集段主要产于海进体系域内部和高水位体系域远端 ,是不断前积的细粒沉积 。 它的外部界面 ( 顶底面 ) 是穿时的 , 内部界面 ( 纹层面 ) 则是等时的 。 在滨线的区域性海进时期 , 密集段分布最广泛 。高位体系域具有陆架坡折的盆地内沉积的 Ⅰ 类层序的体系域构成(据 1988)高位体系域• 沉积在 或 Ⅱ 型 ) 层序最上部的体系域称为 高位体系域 。 在 顶部 以 或 Ⅱ 型 )层序界面为界 , 在 底部 以下超面为界 。• 高位体系域内部的准层序 在朝陆地方向上超于层序边界之上 , 在朝盆地方向下超于海进或低水位体系域顶面之上 。• 它反映了最大海进面之后 、 层序边界之前进积的顶积 —— 坡积层体系 , 此时 可容纳空间增加的速率低于沉积物供应的速率 。高位体系域• 高位体系域 以随地史时间的相对海面上升减少为特征,因而早期发育 加积结构 、 晚期发育进积结构。• 高位体系域以发育 前积的三角洲富砂沉积体系 为特征。河道砂岩体将变得较普遍和较连续。高位体系域高位体系域通常广泛分布在陆架上 , 并以若干个加积式准层序组 、 接着为若干个具前积层形态的前积准层序组为特征 。三角洲的垂向层序最常见的是三层结构,即顶积层、前积层和底积层,尤其以吉尔伯特型三角洲为典型。时间高程高水位体系域海平面下降,侵蚀 低水位体系域海 ( 湖 )进体系域坡折带100层序界面下切河谷充填海 (湖 )岸平原砂岩和泥岩浅海 (湖 )砂岩陆架和陆坡泥岩及薄砂岩盆底扇和有堤河道砂岩密集段沉积具陆架坡折 的 I 型层序结构及形成过程高水位体系域加积、前积低水位体系域盆底扇、斜坡扇海 (湖 )进体系域退积低水位体系域低水位楔,前积型层序Ⅱ 型层序的体系域构成(据 1988)Ⅱ 型层序• Ⅱ 型层序边界形成时, 相对海面 可能在高位顶积层的整个近源部份降落,但 没有降落到退覆坡折处 。• Ⅱ 型层序的最低部位体系域称为陆架边缘体系域( 1988)。 该体系域可沉积于陆架的任何位置 。 陆架边缘体系域的底界为 Ⅱ 型层序边界 , 而顶界是陆架的首次大的泛滥面 。• Ⅱ 型层序的海侵和高位体系域与 Ⅰ 类层序相似 。• Ⅱ 型层序没有深切谷 , 且缺乏由于河流再生及岩相向盆地方向迁移所导致的 、 有重要意义的侵蚀削截 。Ⅱ 型层序的内部结构• 依据沉积物展布范围及其在层序中的位置 , Ⅱ 型层序的内部结构也可划分为如下三种体系域:• 陆架边缘体系域 (• 海进体系域 ( • 高 ( 水 ) 位体系域 ( • 除陆架边缘体系域外 , 另外两种体系域与 Ⅰ 型层序基本相同 。陆架边缘体系域陆架边缘体系域• 陆架边缘体系域 ( Ⅱ 型层序最低部位的体系域 。• 陆架边缘体系域的 顶面是海进面 , 它同时构成海进体系域的底面 , 它的 底面是Ⅱ 型层序界面 。• 陆架边缘体系域 由进积的顶积层组成 ,它 最初是前积结构 , 但向上转为加积结构 , 进而转化为退积结构 , 进入海进体系域 。• 与高水位体系域相反 , 陆架边缘体系域一般没有被广泛分布的河流沉积覆盖 。• 在露头和钻井资料中识别 陆架边缘 体系域是非常困难的 。• 通过隐蔽的不整合以及准层序叠加模式的转化 , 可将 陆架边缘 体系域与上覆的高位体系域区别开 。陆架边缘体系域陆架边缘体系域斜坡带砂体洼陷内砂体三角洲前缘滑塌 型层序界面滑塌 型层序结构与砂体预测 1990)低位体系域 的沉积物组成在三种边缘背景下差异明显:1 具坡折的陆架边缘低位体系域2 无明显坡折的缓坡低位体系域3 同生断层低位体系域具有缓坡边缘的盆地内沉积的 Ⅰ 类层序的体系域构成(据 1988)斜坡边缘中的低位体系域• 斜坡边缘是一种具缓坡特征 ( 多小于 1° ) 的大陆边缘 。• 在斜坡边缘中 , 成 , 它可能包含两个部分:第一部分以河流下切作用和沉积物过路冲蚀海岸平原为特征 ,是在海平面相对下降时期发生的 , 在该时期滨线快速地向盆地方向推进 , 直至相对海面下降稳定下来为止 。斜坡边缘中的低位体系域• 低水位楔的第二部分以 海面的缓慢相对上升,下切河谷的充填,以及滨线的连续前积为特征,造成一个由逆倾向的下切河谷充填沉积物和顺倾向的一个或多个前积准层序组构成的低水位楔 。• 低水位楔的 顶面是海进面 ;低水位楔的底面是层序界面 。生长断层边缘中的低位体系域• 生长断层盆地边缘以重力驱动下的同沉积张性断层为特征 。 断层根部沉降速率较大 , 形成逐渐增厚的地层层序 。• 生长断层盆地边缘的体系域基本与陆棚坡折边缘处的相同 , 只是它的低位体系域发育比较特殊 。是一种受断层活动控制的高沉积补偿 、 高沉降速率的阵发式沉积特征 。 沉积充填主要受生长断层的活动特性控制 。• 一般认为 , 在生长断层背景下 , 层序的发育以低位扇的异常发育为特征 。 这是由于生长断层的多期快速沉陷 , 使盆地边缘的下切 、 滑塌等活动极为发育而至 。者与之可对比的整合面为界、重复的、成因上有联系的年代地层框架的岩石关系( et 1990)。is a on a a of 1977);is a of by or 此面没有侵蚀作用(无论是陆上侵蚀还是海底侵蚀)的证据,并且沿此面不指示有重大沉积间断。is a is no of or no no is 证据表明沿着这个面存在指示重大沉积间断的陆上侵蚀削截(以及在某些地区内具有可以与之对比的海底侵蚀)或者陆上暴露现象( et 1988)。is a is of in or a 1977)。as a of 副层序向陆推进或陆架缺乏陆源沉积物时形成的薄的半远洋或远洋相。is a of or is of is 海平面上升或地壳下沉或这两种作用的联合而形成的,沉积物能沉积的空间场所 (1989)。is or 个新 \较老地层的分界面,穿过这个界面具有水深增加的证据。is a is of an in is by or a 一个与海泛面或与之相对应的面为界,由成因上由联系的层或层组构成的相对整合序列 (985,1988)。is as a of or by or 准层序组:是由一系列成因相关的、具有特定叠置方式的准层序组成,其边界为一个重要的海泛面或与之可对比的面 (985,1988)。is as of a in by 水深明显增加的一个界面。这种水变深伴随有少量的海底侵蚀或无沉积,但不伴有由河流回春或相朝盆地迁移引起陆上侵蚀作用。下由层序界面限定,上由第一次主海泛面(称海侵面)限定。它可由盆底扇,斜坡扇和低位楔组成( et 1987, 1988; 1988)。由初始海泛面和最大海泛面所限定的准层序组。这个体系域向上水逐渐变深,导致年轻的准层序向陆方向推进。下部由下超面限制,上部由下一个层序界面限制的体系域。早期的高位域通常由加积准层序组组成;晚期的高位域由一个或更多的前积准层序组成( et 1987,1988; 1988)。当滨线上的沉积物供应速率超过海平面相对上升速率时出现的滨线沉积向外或向盆地堆积( et 1974)。当滨线上的沉积物供应的总体速率小于海平面相对上升的总体速率时,滨线向陆地移动( et 1974)。. 层序基本结构特征低位体系域低位扇低位进积楔盆底扇斜坡扇海进面陆棚边缘体系域水进体系域最大洪泛面高位体系域层序界面 —— 不整合Ⅰ 型层序界面 —— Ⅰ 型不整合 Ⅱ 型层序界面 (不整合 ){{层序地层的多级等时地层单元:• 一级层序• 二级层序• 三级层序• 体系域• 低位体系域或陆架边缘体系域• 海侵体系域• 高位体系域• 准层序组• 准层序谢 谢
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