在层序地层学的Exxon时代, 定义出2种类型的层序(Posamentier et al., 1988; van Wagoner et al., 1988), 形成层序地层学的总体概念框架, 包括: (1)类型1型层序, 为“ 低位体系域(LST)+海侵体系域(TST)+高位体系域(HST)” 序列所组成; (2)类型2型层序, 由“ 陆架边缘体系域(SMT)+海侵体系域(TST)+高位体系域(HST)” 序列所组成。

基于上述概念框架, Shanley和McCabe(1994)在众多学者研究的基础上, 对陆相地层的层序地层样式进行了高度概括, 这些富有智慧的总结表现在以下几个方面(图 1-a):

第一, 在以河流相地层为主体的陆相盆地之中, 基准面下降期间形成层序界面, 而且这样的陆相层序界面类似于Exxon层序地层模式中的“ 类型1界面” (Posamentier et al., 1988; van Wagoner et al., 1988); 第二, 层序界面之上, 直接被横向上延伸的多期叠置的河道席状砂体覆盖, 这种席状砂体具有较好的连通性, 而且可以进一步解释为冲积海侵体系域(alluvial transgressive systems tract); 第三, 在聚合的河流沉积(amalgamated fluvial deposits)构成的冲积海侵体系域之上, 覆盖着孤立的、受到潮汐影响的沉积, 这一渐变特征反映了海岸带的海侵作用而且将河流海侵体系域的上部特征化, 这些受到潮汐影响的河道相砂岩地层成为河流相地层中最大海泛面的对等物(Shanley et al., 1992); 第四, 陆相层序的高水位体系域(冲积高水位体系域), 主要为细粒的泛滥盆地地层(以较薄的不连续的煤层和碳质页岩为特征)和孤立的河道砂岩所构成。他们还进一步认为, 这个地层构架(图 1)应该解释为形成在沉积物容纳空间的产生速率要比沉积物供应速率较为快速的情况下。因此, 在河流相地层所主导的内陆盆地中, 一个陆相层序形成在基准面上升过程之中, 基准面下降过程则产生层序界面; 尽管Shanley和McCabe(1994)采用“ 冲积海侵体系域和冲积高水位体系域” 的概念来与海相层序地层中的体系域构成相区分, 但还存在着一些概念体系的不协调, 同时也受到Exxon层序地层模式中类型1界面形成在“ 下降拐点” 的错误解释的限制。

图1

Fig.1

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	图1 河流相层序“ 常规” 体系域构成的解释: 从三分体系域到四分体系域 a— Shanley和McCabe(1994)的解释; b— Catuneanu(2006)的解释Fig.1 Interpretation of the “ conventional” system tracts in fluvial facies sequence: From three-divided system tracts to four-divided system tracts

在另一个理论模式之中, Wright 和Marriott(1993)认为大多数河流相地层可能沉积在海侵体系域之中, 在其中存在一个由下向上从聚合的河道砂岩到孤立的河道砂岩的变化序列。但是, 这个模式没有考虑到海相凝缩段单元向陆的对等物识别的重要性(Shanley and McCabe, 1994)。

Zhang等(1997)则采用三分体系域的方式将河流样式的变化和体系域划分结合起来, 辫状河沉积组成低水位体系域, 网状河沉积构成海侵体系域, 曲流河沉积构成高水位体系域, 在垂向序列上与Shanley和McCabe(1994)建立的模式中地层叠加方式具有相似性。但是, 又产生了聚合的河道砂岩与辫状河沉积之间如何区分的问题, 也从侧面反映了以河流相地层为主体的陆相层序形成样式的复杂性。

就像上文所提及的那样, 1988年Exxon层序地层学模式中的类型1界面的定义(van Wagoner et al., 1988; Posamentier et al., 1988)存在着概念体系的不协调, 因此, Hunt 和 Tucker(1992)论述到, Exxon层序地层模式中的类型2层序界面(van Wagoner et al., 1988; Posamentier et al., 1988), 才是一个有效的层序界面, 所有层序类型的层序界面的整合部分均应该置于代表基准面上升开始的时间面上, 即基准面(海平面)变化的最低点, 从而将Exxon层序地层学模式中的类型1层序增加了一个体系域— — “ 强迫海退楔体系域(FRWST)” , 使原来的类型1层序的“ 低位体系域(LST)+海侵体系域(TST)+高位体系域(HST)” 序列, 变为一个“ 低位体系域(LST)+海侵体系域(TST)+高位体系域(HST)+强迫海退楔体系域(FRWST)” 序列。层序的4个体系域模型(Hunt and Tucker, 1992), 还被Helland-Hansen和Gjelberg(1994)以及Helland-Hansen 和Mareinsen(1996)进行了详细说明并强烈推崇, 他们精巧地解释了这一方案在理论逻辑上的合理性; 梅冥相和杨欣德(2000)也肯定了这种修正的必要性, 主要考虑到在以时间为纵坐标的海平面变化曲线的建立过程中, 绝大多数学者均不自觉地将层序界面置于基准面(海平面)变化的最低点。

Catuneanu(2006)还进一步认为, 正常海退、强迫海退和海侵沉积的成因类型以及它们的界面(层序地层界面), 是独立于所选择的层序地层模式的核心概念。所以说, 层序形成在一个完整的基准面旋回之中, 这包括沉积物驱动的“ 正常” 海退的2个阶段(高水位和低水位正常海退), 中间插入了一个海侵作用阶段, 以及最后为基准面下降所驱动的“ 强迫” 海退作用阶段。

正是基于层序地层学的上述概念进步, Catuneanu(2006)依据体系域的四分模式, 对Shanley和McCabe(1994)的陆相层序样式进行了重新解释(图 1-b):(1)在基准面下降期间形成层序边界, 沉积层序形成在一个基准面上升过程之中, 同时形成河流下切谷; (2)低位域正常海退阶段代表着基准面缓慢上升, 发育以聚合河道砂岩为主的沉积(被归为低位体系域); (3)海侵体系域形成在基准面快速上升期间, 可容空间增加, 垂向加积作用使河道砂体密度降低, 还有可能发育受潮汐影响的河道砂岩, 并集中产出煤线以及湖泊沉积等; (4)最大海泛面以上的高位域正常海退阶段, 为孤立的河道砂体, 并以泛滥平原细粒沉积占优势(归为高位体系域)。将以河流相沉积为主体的陆相层序的形成过程进一步解释为基准面上升期间的产物, 而且避免了Exxon层序地层学模式中对于类型1界面的定义而产生的概念体系的不协调, 代表了陆相层序地层学研究的一些概念进步; 但是, 在以海相层序地层学概念体系(如低位体系域、海侵体系域、高位体系域)来进行陆相层序地层的研究时, 由于术语名称的混乱所造成的概念体系不协调的情况依旧存在。

在不整合面及其可以对比的整合面所限定的地层单位被定义为层序的概念框架内, 层序概念可以应用到陆相地层序列中; 但是, 它们的内部构架还不能根据“ 传统” 或“ 常规” 的体系域来予以描述, 因为陆相层序内部的体系域与海岸过程或滨线轨迹迁移不存在联系。河流沉积堆积所需的可容纳空间将由下列过程产生和消灭: (1)在盆地内河流物源区之间的不同的构造运动, 它们将调节沉积物供应量以及河流横剖面的梯度; (2)能改变河流排泄和沉积物荷载平衡的气候旋回。

正如Gibling 等(2005)所指出的那样, 在上游控制的河流背景之中, 不存在海侵冲蚀作用(transgressive ravinement)或强迫型海退作用之类的沉积过程, 但是, 陆上不整合面更为普遍, 从而可以用来定义层序以及层序界面。由于海侵作用和海退作用之类的概念不能使用在陆相地层之中, 而在区域对比之中“ 非常规” 体系域的概念, 泛指“ 常规” 体系域(低位体系域、海(湖)侵体系域和高位体系域)以外的与特定沉积环境相关的体系域类型(吴因业等, 2010), 则可以较好地应用于划分河流相地层的层序及其内部的体系域(Olsen et al., 1995; Martinsen et al., 1999; Arnott et al., 2002; Zaitlin et al., 2002; Leckie et al., 2004)。以“ 低可容纳空间体系域” 以及“ 高可容纳空间体系域” 为例(图 2), Catuneanu等(2009)进一步认为: (1)这种体系域通过河流构架单元的比例来加以定义, 聚合河道沉积的存在被解释为低可容纳空间背景, 与之相反的是以泛滥平原占优势的序列则被解释为形成在高可容纳空间阶段; (2)在低和高可容纳空间之间的河道聚合作用程度的变化, 不需要伴随着地形坡度和河流样式而发生变化, 它可能纯粹是在不断变化的可容纳空间的条件下河流沉积作用的表现。

图2

Fig.2

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	图2 一个过度充填的前陆盆地中完整的河流相层序模型(印度Assam盆地中新统; 引自Catuneanu et al., 2009) 该套河流相地层由陆上不整合面所限定的沉积层序组成。 LAST— 低可容纳空间体系域, HAST— 高可容纳空间体系域Fig.2 Model of full fluvial sequence in an overfilled foreland basin(Miocene, Assam Basin, India; from Catuneanu et al., 2009)

在上游控制的河流背景之中, 陆上不整合面的形成可以归因于河流能量的阶段性增强, 其作用程度随构造活动加剧或气候效应增强而加强。在这种背景下, 河流剥蚀作用和沉积作用的时间可能与海相基准面变化所驱动的旋回不具有同步性; 例如, 冰川消融作用可以驱动河流剥蚀上游, 这起因于排泄量的增加, 在这个时候反而是在下游出现海平面上升以及河流加积作用。试图识别“ 常规” 体系域, 即识别相对海平面变化旋回, 显然是不合适的, 除非河流序列的组成单元能够与下游的海相序列进行对比(Kerr et al., 1999)。

尽管对河流沉积的研究相对深入, 但是也存在较多争论; 把层序地层学的概念和方法应用到陆相背景之中, 也是后Exxon时代的层序地层学进展之一。更为重要的是, 在陆相背景中, 除了河流沉积外, 还发育湖泊沉积体系、沙漠沉积体系等等, 无法借用海(湖)平面变化进行层序分析。非海相沉积体系除了发育本身的自旋回(如河流相沉积体系的河流改道)外, 对异旋回过程(如构造、气候变化等)的响应也是非常复杂的。陆相层序地层发育控制因素的复杂性, 源于陆相盆地本身具有多物源、近物源、多沉降中心、堆积速度快、相带窄且变化快、水域面积小而变化大、内部构造分区明显及沉降分异大等特点(谢习农和李思田, 1993; 谢渊等, 2002), 因此, 复杂多变的陆相层序具体如何响应于异旋回因素, 还有许多问题需要更深入的研究才能给出合理的解释。

就像梅冥相和苏德辰(2014a, 2014b)对河西走廊下白垩统风成砂岩层序地层序列的研究中, 总结出在层序的低可容纳空间阶段常常发育河流与冲积扇之类的粗碎屑沉积, 在层序的高可容纳空间体系域多为滨湖相风成砂岩及其相关的湖泊细粒沉积所构成, 代表着与祁连山隆升过程响应的、极为复杂的陆相层序样式。更重要的是, 在特殊的构造背景及其复杂的响应机制中, 在基准面下降期间也发育着相应的沉积, 从而形成不同于图2所示的以一个总体向上变细的地层序列所表征的陆相层序, 不但说明陆相层序的复杂性, 也表明了陆相层序更多的变化性, 川中地区的须家河组以及松辽盆地的嫩江组就是这样的典型实例。

尽管陆相层序的“ 非常规” 体系域构成的研究已经取得了许多进展(Olsen et al., 1995; Martinsen et al., 1999; Arnott et al., 2002; Zaitlin et al., 2002; Leckie et al., 2004; Catuneanu, 2006; Catuneanu et al., 2009; 林畅松等, 2009; 吴因业等, 2010; 梅冥相, 2010a; 梅冥相和刘少峰, 2013; 梅冥相和苏德辰, 2014a, 2014b; Mei and Liu, 2017), 代表着陆相层序地层研究的又一个重要的概念进步, 但是, 将“ 非常规” 体系域的概念应用于陆相地层的层序划分时, 又会产生许多沉积样式上的变化。下文将以川中地区上三叠统须家河组和松辽盆地上白垩统嫩江组的层序划分, 以及以“ 低容纳空间体系域” 和“ 高容纳空间体系域” 为例的“ 非常规” 体系域构成来探讨陆相层序的复杂性和变化性。

3.1 川中地区上三叠统须家河组的层序地层划分

梅冥相和刘少峰(2013)在研究川中地区上三叠统须家河组层序地层划分时, 认为该套河流相地层属于具有前陆盆地性质的磨拉石序列, 是基于陆生植被影响下河流序列的典型代表, 而且代表了前陆盆地充填序列中一种较为特别的河流相地层序列。

以川中地区川红81井为例(图 3), 基于须家河组沉积相序列及其所反映出的旋回性(梅冥相, 2014b), 可以划分出3个河流相层序(SQ3-SQ5), 每一个层序内部自下而上为低能曲流河到中高能网状河与辫状河沉积组成的向上变粗的序列。须家河组一段、三段和五段以中薄层细砂岩和泥质细砂岩夹煤线和泥炭层为特征, 相对集中发育煤层和煤线, 具有曲流河的沉积特点, 孤立的河道砂体代表了高可容纳空间阶段的沉积特点; 煤层、煤线及其相关沉积的地层, 不但代表了沉积物可容纳空间的增长速率大于沉积物供应的高可容纳空间阶段, 而且还可能指示了最大海泛面及其上下层位的沉积, 从而代表了沉积序列中对等于同时期海相沉积中的凝缩段, 属于基准面快速上升所对应的高可容纳空间阶段的沉积(梅冥相和刘少峰, 2013; Mei and Liu, 2017)。因为伴随基准面的上升, 较差的排泄条件有利于植被发育环境的形成, 从而在远离海岸滨线的内陆地区发育煤层沉积。须家河组二段、四段和六段则以厚层块状中— 细粒砂岩为特征, 偶夹煤线, 砂岩中富含植物碎片, 高能底荷载砂岩构成植被发育条件下的网状河沉积, 以及较典型的河道砂岩聚合作用特征和局部发育的辫状河沉积, 反映了低可容纳空间阶段的沉积特征; 随着基准面上升速度逐渐变慢到停滞阶段, 最终进入基准面下降阶段, 沉积物可容纳空间的增长速率小于沉积物供应速率, 有利于河道砂体的聚合作用, 层序上部单元中薄层煤层或泥炭层在横向上的变薄尖灭正是这一作用的体现。因此, 须家河组中每一个层序(SQ3-SQ5), 形成在一个基准面上升到基准面下降的过程之中, 每一个层序的形成过程代表了一个从高可容纳空间变到低可容纳空间的过程, 从而与上文图2所示的“ 低可容纳空间体系域+高可容纳空间体系域” 序列代表的河流相层序的沉积样式形成明显的差异。

图3

Fig.3

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	图3 川中地区川红81井上三叠统层序地层划分(据梅冥相, 2014b) 柱状图左边的测井曲线为自然伽马测井曲线, 单位100 API/cmFig.3 Column showing sequence-stratigraphic division for the Upper Triassic at Well Chuanhong 81 in central part of Sichuan Province(from Mei, 2014b)

须家河组陆相层序“ 非常规” 体系域的构成, 类似于Roca 和Nadon(2007)描述的犹他州上侏罗统中的“ 鹿角砾岩” , 欠填充的前陆盆地和过度填充的前陆盆地, 与下伏的网状河沉积之间常常表现为一个突变面, 但是却是一个整合关系, 可以将其解释为辫状河沉积的, 以聚合的河道相砂岩为特征的“ 鹿角砾岩” , 是冲积环境中基准面下降期间的沉积响应。总体向上变粗的河流相沉积序列与图2所示的“ 非常规” 体系域模式存在较大差异, 代表了在潮湿气候背景下植被发育的冲积环境中受特殊构造背景控制的河流相层序地层序列。

3.2 松辽盆地长岭凹陷上白垩统嫩江组层序地层划分

多年来的油气勘探历程以及持续性研究表明, 松辽盆地构造演化分为断陷期、拗陷期和反转期3个阶段, 嫩江组属于拗陷期地层序列。松辽盆地白垩系嫩江组层序地层的划分目前仍存在不同结论, 如将嫩江组划分出2个、3个、或者5个三级层序(王嗣敏等, 2000; 郭巍等, 2004; 林春明等, 2007; 冯志强等, 2012; 黄薇等, 2013), 也有的学者主张其本身构成1个三级层序(刘招君, 2002)。

黄清华等(2011)对松辽盆地白垩系地层年代研究认为, 嫩江组年代地层进一步解释为Santonian— 早Campanian期, 持续时间在10, Ma左右。在长岭凹陷, 嫩江组底部界面为盆地区域性标志层, 上覆深湖相泥岩地层代表了姚家组红层沉积形成之后基准面快速上升的趋势(Feng et al., 2010), 揭示了继青山口组一段之后盆地发生的第2次大规模湖侵(张顺等, 2011); 嫩江组顶部界面为区域性不整合面。在SN191钻井剖面, 嫩江组厚度360, m左右(图 4), 按岩性可划分为5个岩性段: 嫩一、嫩二段的岩性以灰黑色泥岩夹油页岩为主, 泥岩夹油页岩和油页岩的湖泊沉积组成高可容纳空间体系域, 成为二级基准面上升阶段的沉积响应; 在高可容纳空间阶段发育远端砂坝沉积, 推测具有重力流的性质, 类似于前人提出的深湖区水道末端湖底扇(莫午零等, 2010); 嫩二段以后盆地东部快速抬升并遭受剥蚀, 在嫩三、嫩四、嫩五段形成强制性水退(基准面下降)作用下的高角度进积型三角洲(冯志强等, 2012); 以发育水下分流间湾砂泥岩、泥砂岩和前缘席状砂坝砂岩沉积为主, 局部发育分流河道砂岩, 构成二级层序的低可容纳空间阶段的沉积。

图4

Fig.4

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	图4 松辽盆地长岭凹陷SN191井上白垩统嫩江组层序地层划分Fig.4 Column showing sequence-stratigraphic division for the Upper Cretaceous Nenjiang Formation in Well SN191 of Changling sag, Songliao Basin

以长岭凹陷SN191井为例, 基于嫩江组沉积相序列构成所代表的沉积趋势及其反映出的旋回性, 可以划分出5个层序(SQ1-SQ5), 如图4所示, 每一个三级层序均为高可容纳空间体系域的湖泊沉积与低可容纳空间体系域的三角洲沉积的叠加序列, 成为类似于前文提到的“ 须家河组层序地层” (图 3), 也类似于“ 鹿角砾岩” 表征的沉积层序样式(Roca and Nadon, 2007)。所以说, 嫩江组二级层序和嫩江组内部各三级层序的基本沉积趋势具有类似的变化特点— — 从湖泊体系到三角洲沉积体系的沉积序列, 每一个层序形成在一个基准面上升到基准面下降的过程中, 代表了一个从高可容纳空间到低可容纳空间的变化过程。在基准面上升期间对应的高可容纳空间阶段形成湖泊沉积体系, 与基准面下降阶段对应的低可容纳空间阶段则发育与冲积沉积体系存在成因关联的三角洲沉积体系, 不仅表现出“ 旋回含旋回” 的本质与属性, 同时意味着在特殊的构造、气候背景及其复杂的响应机制中, 在基准面下降期间也发育更多的砂岩沉积, 从而形成向上变粗的地层序列所表征的陆相层序, 代表了裂谷性质的陆相盆地成湖期特别的层序地层样式, 也为探讨陆相层序的变化性提供了一个较为典型的实例。

将来自于碎屑海岸沉积的层序地层学概念体系与工作方法运用到陆相地层的研究中, 将面临巨大的挑战, 因为在陆相背景中, 除了河流沉积外, 还发育湖泊沉积体系、沙漠沉积体系等等。

1)Shanley和McCabe(1994)总结认为一个以河流相为主的陆相层序形成在基准面上升过程之中, 表现出从聚合的河道砂岩变化到孤立的河道砂岩的基本特点, 基准面下降过程则产生层序界面, 代表了陆相层序地层研究的一个概念进步。Catuneanu(2006)基于海相层序形成的复杂的海侵— 海退过程, 对以河流相为主体的陆相层序的进一步划分和解释, 同时将层序界面置于基准面(海平面)变化的最低点, 是对Shanley和McCabe(1994)所作出的高度总结的进一步升华。

2)考虑到海侵作用和海退作用之类的概念不能完全照搬使用在陆相地层, Catuneanu等(2009)进一步强调了陆相层序的“ 非常规” 体系域划分, 如“ 低可容纳空间体系域” 和“ 高可容纳空间体系域” , 而且进一步总结出低可容纳空间阶段形成聚合的河道相砂岩而高可容纳空间阶段则发育孤立的河道砂岩的基本沉积作用样式, 代表着陆相层序地层研究的又一次概念进步。

3)梅冥相和苏德辰(2014a, 2014b)对河西走廊下白垩统风成砂岩层序地层序列的研究中, 发现了陆相层序更为复杂的沉积样式和响应机制。正如梅冥相和刘少峰(2013)、梅冥相(2014b)以及Mei 和 Liu(2017)对上扬子区上三叠统须家河组的层序地层划分那样, 即使是河流相地层为主所构成的陆相层序, 也不一定总是以一个图1和图2所示的“ 向上变细的沉积序列” 为特征, 进一步说明了不同的响应机制会产生不同的陆相层序沉积样式; 松辽盆地的嫩江组, 三级层序常常为一个从湖泊体系到三角洲体系的变化序列所构成, 类似于川中地区的上三叠统须家河组的“ 向上变粗” 的层序特征, 代表着另外一个表征陆相层序变化性的重要实例。

任何尺度的沉积层序都是变化的可容纳空间和沉积物供给之间共同作用的结果, 且通过沉积趋势和地层堆叠样式的变化来得到体现。在实际工作中, 应该以基准面升降和可容纳空间动态变化为核心, 对沉积旋回变化过程及其对应的体系域构成进行深入研究, 并综合构造、气候等影响因素, 依据不同的研究对象建立不同的陆相层序模式。将来自于海相地层的层序地层学概念体系与工作方法应用到陆相地层的层序地层研究之中, 尽管还存在很多争论而且面临着巨大的挑战, 但是, 上述概念进步充分说明了陆相层序地层研究中的重要变化与进展, 追索这些概念进步的同时也促使层序地层研究不断走向成熟。