对基准面,可容纳空间的认识

对基准面、可容纳空间和坡折带的认识

1、基准面

1.1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。

1.2基准面的分类

1.2.1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( 图1-1) 。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。

图1-1 海平面及其向陆延伸面作为基准面（据王嗣敏等，2001）

1.2.2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

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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。

1.2.3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( 图1-2) 。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( 图1-2) 。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。

图1-2 海平面与基准面关系图解（据Wheeler，1964） 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

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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(图1-3A) 。

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(图1-3B)。

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。

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图1-3 基准面升降与沉积动力学的关系模式（据郑荣才等，2000）

1.3 三种基准面的异同点

1.3.1 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。

1.3.2 三种基准面的不同

(l) 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；

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(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。

1.4 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。

2、可容纳空间

2.1 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。

2.2 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。

2.2.1 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。

2.2.2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

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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。

2.2.3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。

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2.3 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 (图1-2)。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。

3、坡折带

3.1 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

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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。

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3.2 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。

（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。(图3-1)

图3-1 构造坡折带

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（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。

（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（表3–1）。

表3-1 构造坡折带的分类

类型 亚类 断裂坡折带 发育背景 由贯通式断裂活动形成 形成于断弯褶皱或隐伏式断裂活动背景 断陷盆地旋转掀斜作用的上盘 构造坡折带 弯折带或挠曲坡折带 缓坡枢纽带 在断陷盆地中，规模较大的、活动时期贯通到地表的同沉积断裂常构成断裂坡折带，简称断坡带。断坡带是同沉积断裂活动产生明显差异升降和沉积地貌突变的古构造枢纽带，构成盆内古构造地貌单元和沉积区域的边界，是沉积相带和沉积厚度发生突变的地带，在不同的盆地演化阶段控制着特定的沉积相域的展布。铲式断层是断陷盆地的主边界断层的常见的几何学形态，这种断层常常导致断层上盘伸展断弯褶皱的发育，从而形成弯折形坡折带，简称弯折带。很多情况下，断陷盆地中基底断层表现为隐伏式活动，可造成上覆地层的变形、挠曲，导

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致沉积斜坡发生显著突变，这种变形带被称为挠曲坡折带，或挠曲带。如果断陷盆地的边界断层为平面式陡倾正断层，那么断层的上盘一般只发生变位，即旋转掀斜作用，这时在断层的上盘形成缓坡枢纽带，或枢纽带。

在前陆或挤压挠曲盆地中，逆冲断层、横向调节断裂带、断层相关褶皱，特别是发育于楔顶带的断展褶皱、前隆带内的同沉积背斜等也可形成各种类型的对沉积具有重要控制作用的构造坡折带。但是，与断陷盆地不同的是，在盆地边缘的逆冲断层构成的断坡带的坡面不是断层面，而是逆冲岩片的前缘斜坡。

3.3 构造坡折带的形成机制

构造坡折带的形成与区域构造背景和控制坡折带的构造作用的形成过程密切相关。前陆盆地中的构造坡折带形成于挤压或压扭作用的背景，而断陷盆地中的构造坡折带则形成于伸展或张扭构造背景。

3.3.1 断裂坡折带形成机制分析

断陷盆地中掀斜断块、反向调节断裂作用和走滑拉伸作用等各种同生断裂作用均可以沿盆地的陡坡、缓坡和中部洼陷带形成多个断裂构造坡折带。在半地堑式断陷盆地中，按照断裂坡折带的分布部位可以划分为陡坡断裂坡折带和缓坡断裂坡折带，根据控制坡折带的断层组合的不同，断裂坡折带又可以有单阶式断裂坡折带和多阶式断裂坡折带。断裂坡折带构成了凸起、缓坡、洼陷、陡坡带等古构造单元的分界，它们的活动程度和分布配置决定着盆地的古构造格架样式和总体的构造-古地貌特征，从而对盆地的充填、层序构造样式和粗碎屑体系的堆积和分布位置产生深刻的影响。

3.3.2 弯折带

伸展作用背景下，弯折带是由于沿半地堑盆地陡坡带的控凹的铲型正断层滑动导致断层上盘（缓坡带）弯折变形使沉积斜坡坡度发生明显变化的地带（图3–2）。弯折带对沉积作用可产生重要的影响，常常构成盆地缓坡上凸起与斜坡、斜坡与凹陷之间的边界，弯折带上曲率最大的线，即枢纽线直接控制了湖盆的低水位滨岸坡折。由于构造的多幕性及同沉积构造对沉积砂体的主控性，因而，弯折带对沉积相的发育，尤其对低位体的分布起到重要的控制作用。在断陷湖盆中，弯折带即为低水位滨岸坡折位置，确定了弯折带，即可预测断陷湖盆深湖区和低

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位体系域的空间分布范围。

图3-2 伸展断弯褶皱的发育模式

3.3.3 挠曲带

在伸展作用背景下，挠曲带的发育一般是隐伏式正断层断层扩展式褶皱作用在地表产生的构造结果。断层扩展褶皱作用是很多断陷盆地古地貌的重要的构造控制因素（图3-3），这种作用可以控制盆地的古地貌。贯通式断裂的发育部位形成了断裂坡折带，断层扩展式褶皱发育的部位形成挠曲坡折带，而在正断层的上盘，或者是不存在断层扩展褶皱作用的部位形成缓坡带。这些构造古地貌对盆地层序的发育，体系域的构成样式等都具有着重要的控制作用。

3.3.4 枢纽带

研究表明，控盆边界断层的形态对盆内构造变形特征有直接的控制作用。缓坡带枢纽带与弯折带或者断坡带明显不同，弯折带或断坡带均是断陷地缓坡上的

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一个具沉积学意义的特殊位置。该位置的沉积作用变化活跃，能较好地反映湖平面的升降情况，是识别层序地层的理想场所。但是在枢纽带模式中，由于盆地缓坡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被识别，因而，不容易识别出低位岸线的位置，需要从沉积构造等方面详细分析。

图3-3 断层扩展式褶皱作用和挠曲带的发育

A 垂向剖面演化；B 平面侧向演化

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参考文献

[1]C.K.威尔格斯等.层序地层学原理[M].徐怀大，魏魁生，洪卫东等.北京：石油工业出版

社，1993:47～220

[2]王 华,陆永潮,任建业等. 层序地层学基本原理、方法与应用[M].武汉：中国地质大学出版社，2007:256～270

[3]邓宏文.美国层序地层研究中的新学派—高分辨率层序地层学[J].石油与天然气地

质.1995,16(2):89～97

[4]刘豪，王英民，王媛.地层基准面研究概述[J].沉积与特提斯地质.2003,23(2):98～103 [5]郑荣才，尹世民，彭军.基准面旋回结构与叠加样式的沉积动力学分析[J].沉积学

报.2000,18（3）：369～374

[6]孙耀庭，张世奇，刘金华. 陆相可容空间变化及层序发育控制因素分析[J]. 油气地质与

采收率.2005,12(1):3～5

[7]李江涛,李增学,郭建斌.高分辨率层序地层分析中基准面变化的讨论[J].沉积学

报.2005,23(2):298～301

[9]汪彦彭,军游,李伟等.基准面旋回与A /S比值的函数关系及地质意义[J].沉积学

报.2005,23（3）:484～488

[10]王嗣敏,刘招君.基准面与可容空间变化分析及应用[J].世界地质.2001,20(1):1～6 [11]张善文,王英民,李群.应用坡折带理论寻找隐蔽油气藏[J].石油勘探与开

发.2003,30(3):5～7

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