运用显著同造山期的不整合类型来加强对生长地层的分析

1、运用显著同造山期的不整合类型来加强对生长地层的分析以美国内华达州东南部的白垩纪地层为例摘要： 在美国内华达州东南部，邻近Willow Tank逆冲断层的陆相上白垩纪生长地层中有两种同构造期的不整合类型。高角度不整合（690º，传统型）形成于抬升幅度高于沉积积累时，而更多的低角度(25º，隐蔽型)隐蔽不整合发生在沉积积累和抬升一致时。传统型的不整合是大多数生长地层的研究焦点，因为这种不整合在野外很容易观察到。相反的，隐蔽型不整合更难被识别。隐蔽类型的不整合通常是剥蚀或者非沉积作用的表面，位于进积或连续的平坦地层，通常与大规模的松软沉积变形特点、比较发育的簇状古土壤、再造作用或

2、者颗粒大小的增长有关。随着沉积供给的增加，净供应的存在造成了同构造期沉积以加厚构造剥蚀，但在隆起速率上并没有改变。当隆起轻微的高于沉积作用时，构造加积作用间断，由于斜坡不稳定和地震活动性产生了隐蔽不整合，代替了传统低角度不整合。在生长地层中，不整合类型的识别能记录下抬升阶段，尤其是在主动构造之上由于高泥沙供应、区域沉降或这海平面升高而使沉积物产生加积间断。尽管这些同构造不整合类型能在陆相压缩生长地层中被识别出，但是它们可能存在于很多其他的沉积和构造背景下。介绍生长断层是发育在抬升、地表倾斜以及地质构造的大面积侵蚀剥蚀的基础上的近源同构造层序。对生长地层的分析可以确定构造隆起的阶段、比率和类型。

3、生长地层的分析开始于对同构造期角度不整合或者不整合的认识。Riba(1976)将角度不整合划分为：（1）“前进的”同构造不整合，指最上层的地层层序，但是没有明显的角度倾斜；（2）角度不整合，指地表表现出明显的顺层倾斜。正如Riba（1976）最初所定义的，渐进式的不整合不只是一个角度不整合，而是一个地层层序。角度不整合不是定义在扁平式继承上的。然而，最新的数值模型已预测出了在局部和区域供给条件不同的情况下，同构造期不整合和生长地层几何学的不同。遭受剥蚀、角度间断的同构造期不整合式许多生长地层的研究基础，因为不整合显示更明显并且标志着在相对沉积过程中抬升的增长。Holl和Anastasio（19

4、93）指出，同沉积不整合可以认为是典型的剥蚀，但是它们也能在构造变形期间形成。在后一种情况下，渐进式的不整合是由连续沉积的沉积表面渐进式倾斜所造成的，可能包含许多小角度的倾斜间断，这些很容易被忽略掉。从概念上讲，沉积表面的渐进式倾斜是与倾斜过程中的地震活动性、沉积表面的扰动或者加深有关联的，最终的沉积作用远离地形较陡的地区。所有的这些过程都记录在地层的细节中。在挤压背景下进行了几项生长地层的沉积分析研究。然而，还没有一个沉积学标准来指导野外识别隐蔽表面的识别，这个表面可能在表面连续的序列中发现。图1.(A)美国西部塞维尔冲断带的区域图,表示了北部泥岩山研究区域的构造背景.(B)研究区域的细节图

5、,当地的地质特征和塞维尔冲断带的结构. 这篇文章提供了（1）包括传统的角度不整合以及渐进式平坦生长地层间断中的隐蔽不整合的两种分类，（2）识别陆相地层中两种不整合的客观沉积学标准，（3）定性的观察表明沉积物的供给影响着形成同沉积不整合的类型。地质背景 在塞维尔逆冲断层带的南部内华达段是一个东部会聚的古生代和元古代逆冲断层和褶皱的一个NE-SW倾向带。塞维尔逆冲带的演化阶段很难区分开。上石炭系前陆盆地的生长地层主要暴露在北部泥岩山脉构造断块中（图1A、B），位于塞维尔逆冲断层带的东部边缘以及科迪勒拉前陆盆地附近。在研究地区，可能影响沉积作用的构造特点包括泥岩山逆冲断层以及它前方的决口扇Willo

6、w Tank逆冲断层（图2A、B）。泥岩山逆冲断层位于古生代碳酸盐岩厚层的上盘地层（图3）。泥岩山的逆冲断层被认为是等同于格伦代尔朝向北部的逆冲断层，或者基斯顿朝向南部的断层。Willow Tank逆冲断层前部的决口扇在泥岩山北部近乎12公里（图2B）。Willow Tank逆冲断层位于早白垩世砂岩之上的侏罗纪阿兹特克砂岩中，这表明在塞维尔前陆盆地中存在早期的沉积。图2(A)内华达地区北部泥岩山的广泛地质图.单位名称在1983年被Bohannan修改.(B)Fire谷部分的航空照片强调了露头的暴露,并且地层单元是本次研究的重点.注意 细节,剥蚀,以及从西北到东南部的渐进式上升.生长地层发育于砂

7、岩基准线的低部位区，并且存在于Willow Tank逆冲断层的斜外侧下降盘处。局部地，这个逆冲断层又恢复活性类似于小位移横断断层（图4A）。Willow Tank逆冲断层的局部减薄和生长地层发展表明主动减压和垂直运动与该逆冲断层的外来岩石有关。目前，Willow Tank逆冲断层几乎是水平的，但是断层面的产状由于缺少暴露是不确定的。另外，对于Willow Tank逆冲断层在早期的延伸阶段是否恢复活性也是不确定的，正如其它逆冲断层所表明的那样（Taylor et al. 1993）。Carpenter（1989）根据在最新和最老的变形岩石中发现的具放射性的火山灰的数据推测该断层的运动时间大约在9

8、5.8和93.1个百万年，但是没有识别出生长地层。图3 泥岩山的广义地层柱强化了论文中讨论的包含生长地层的地层间断生长地层在这项研究中描述的生长地层是在地层边缘向东南逐渐变细的基础上开展的，该地层以渐进式、向上倾角逐渐减小为特点的。图4-D分别在制图和横断面观点上表明这些生长地层的几何学特色。在Bohannon(1983)和Carpenter(1989)编译的地质图上展示了砂岩基准线的低部位向上变平的模型(图5)。航空照片(图4A)突出了上超和向Willow Tank逆冲断层减薄的同构造不整合地层。在Willow Tank逆冲断层外来体中，白垩纪地层剖面可以细分为预增长、同步增长和后增长地层三

9、类。这个分类方法可以做和Willow Tank逆冲断层外来岩体隆起时间有关的沉积特征的比较。预增长地层在局部变形之前就已被剥蚀。预增长地层局部变形，但并不显示渐进式减薄或变化。同步增长地层如生长地层一样简单，它同外来岩体上盘的背斜隆起同时间接受剥蚀。生长地层表明了地层减薄，剥蚀和改变。后增长地层上超于完整的层序之上，并且在局部抬升停止之后接受剥蚀。后增长地层与变形无关，也不是因为地层减薄或产状变化。图4 (A)Kaolin Wash研究地区的航空照片表明：(1)阿兹特克砂岩的同构造期地层在目前的褶皱和断裂并置.(2)在倾斜、下沉方向上同沉积期不整合的横向展布.此图与图2B是相同的,但是被定向了

10、,以至北部朝向左边.(B)穿过生长地层的X-X横剖面。(C)生长地层的航空摄影表明在矿床倾斜和关键层面的位置上剖面的减小.(D)线的轮廓反映了生长地层内部的几何结构.这些图是在沿着剖面3,每隔2-3米收集的矿床产状获得的.这些数据在本文章的彩色版本中.方法我们用来区分同构造不整合类型的方法包括三个步骤。第一，我们识别出生长地层的特征，高角度倾斜不整合和在较平坦地层中的不明显低角度不整合。第二，通过描述构成生长地层的沉积相来确定沉积环境。最后，倾角上有微小变化的地表要进行详细的描述，在地表特征和邻近沉积相上要给予特别的关注。精细的地层柱，众多的矿床产状，同构造不整合图构成了这项研究的主要内容。我

11、们用三个地层柱来评估生长地层较发育的近源构造(0.25KM)(剖面1，图4A，5)，稍微变化的构造(0.75km)(剖面2，图6)，以及远源构造(3Km)(剖面3，图6)。在地层柱和走向上，每隔2-5米测量一次地层产状。每个记录的测量值都表示3-10产状测量间的平均值。同构造不整合被记录在地层柱上，用来与航空照片相比较。生长地层相生长地层由层状到透镜状的砂岩组成，该砂岩上覆在块状，层状，巨砾到粗砾的砾岩上。这两个沉积相可以在地层中被定义出。每个相都是由3-5个个别相组成的。A岩相组合是密集的，存在在生长地层上部的20-30米处。B岩相组合砂岩富集，构成了该剖面130米的基底(图5)。图5 通过

12、生长地层序列的详细的地层柱表明了同构造期的角度不整合,沉积构造以及相叠加模式.图6.在近端(0.25Km)中段(0.5Km)远端(3.0Km)位置穿过生长地层到前缘隆起的同构造期不整合的相互关系.地层柱位于图4A中.图7 由岩相组合A组成的主要沉积相-泥石流冲积扇沉积图8 A)在上白垩纪砂岩基线的巨砾碎屑岩沉积.低基线表示被碎屑流填充的冲沟的基底;两个上线轮廓,在天然堤沉积中的低角度地层.B)微粒的卵石到细粒到中粒的碎屑流沉积表明了阿兹特克砂岩的角度优势以及碎屑的角度特征.C)低角度的细粒到中粒碎屑流沉积，阿兹特克砂岩的断裂碎屑.D)冲积扇控制泥石流的典型例子,位于Mt.Everts.注意低地

13、势，细粒的堤岸沉积的特征以及包括直径达2米的巨型砾石的碎屑流沉积.同时也要注意到现今的暴风雨形成的泥石流被注入到了峡谷中,引起了上覆沉积部分的漂选. 这些数据记录在文章的彩色版本中.岩相组合A：岩屑流占优势的冲积扇沉积描述：岩相组合A构成了砂岩基准线的粗晶沉积。它由三个特殊的相组成(图7)。A1相分选较差，碎屑支撑，不成层，无序到反相有序，巨砾到粗砾砾岩，砾岩主要是棱角到次棱角碎屑和无组织的内部结构组成。A2相也是分选较差，杂基支撑，无序到正粒序。A3相呈低角度层状，中到粗粒。在所有三种相中，粒屑岩性绝大部分是分选良好，中粒度，层状砂岩。 A1相和A2相主要发生在2-4米宽，2米厚的尖锐基底接

14、触和陡峭的边缘的透镜体中。这些相形成了凌乱，分选差，不规则砾岩透镜体的堆叠层序。基底接触的轮廓大约2-4米宽，在下伏物质中有几十厘米的切口(图8A)。在A1和A2相中，巨砾岩集中分布在砾岩透镜体中心附近，而粗砾为主的是集中分布在边部(图8B，C)。在透镜类型、颗粒大小、无序结构上，A2相和A1相相似。然而，相A2缺少碎屑，局部地，棱角状砂岩碎屑完全的悬浮在分选差的基质中，该基质是由中砾、细粒和砂岩组成的。A3相和A1、A2相呈楔形穿插，形成了不连续的透镜体，25-50厘米宽，10-25厘米厚的中粒砾岩和中粒砂岩(图8B)。岩相组合A包括从棱角到次棱角的易碎碎屑，分选好的易碎石英(图8A，B)。

15、局部地，圆形的燧石和石英岩在透镜体或者A2岩相组合的砂岩碎屑中散布。解释：通常，岩相组合A理解为碎屑流为主的冲击扇沉积(图7)。在岩相组合A1中，分选差和无序的组构与单一沉积或流体一致。砂岩中大量的体积较大的棱角状碎屑岩的存在说明了颗粒和颗粒之间微小的相互作用和层理流体中的沉积作用。富含碎屑，基质贫乏，缺乏泥质沉积的特征和松散的岩屑流体沉积相一致。总体上，岩相组合A1中无序结构，棱角状碎屑，当地逆分级，厚层的透镜状几何学证明了松散流体的沉积作用。为了做比较，图8D展示了一个富含巨砾，反粒序的现代碎屑流。这个碎屑流仅形成于几天。我们可以看到，图片上正在下雨，地表水流注入到由下伏的岩屑流沉积形成的

16、冲沟中。注意径流和岩屑流物质的分选。然而，并不像图8C中所显示的现代沉积，在岩相组合A1中缺乏泥质物，表明了岩屑流是泥岩缺乏，松散，富碎屑的流体(Blair 2000)。岩相组合A2也有松散岩屑流沉积的许多关键特点，包括无序构造，棱角状碎屑，大块岩层，分选差，中粒砂岩基质(图7,8)。在A2中相对较高含量的基质表明它是碎屑流缺乏的产物。A1和A2的透镜状沉积物可以被认为是充填在负突起中的岩屑流产物，其中负突起是由较老岩屑流和扇表面上的堤坝之间的地表径流形成的(图8C)。我们推测，近源沉积源是岩相组合A。松散岩屑流被通常认为只是从扇顶运移了几千米(Postma 1986)。Blair(2003)

17、用不规则的大型冲积扇Cucomungo Canyon 作为例子进行了定义，他指出富碎屑的岩屑流能够运移到大约17.1千米处，但是沉积在6.1千米处最为丰富。岩相组合A中松散岩屑流沉积和近源沉积地区(2-6千米)相一致。砾岩碎屑的进一步组成更加说明了岩相组合A的近源性。碎屑总体包括细粒，分选好，石英岩屑碎屑以及暴露在Willow Tank逆冲断层上盘的侏罗纪风成砂岩。那样的组构碎屑将不可能在紊流的流体条件下长距离运移。另外，有退火结构的碎屑在许多方位都发现了，说明这些结构与Aztec砂岩有继承性关系。从厚层风成砂岩单元中继承也可以解释不规则砂岩，分选好的碎屑流基质。岩相组合B：漫流成因的冲积扇沉

18、积描述：岩相组合B包括5中富砂岩岩性(图9)。B1是一个低角度，跨层，中到粗粒砂岩(图10A)，该砂岩是碎屑支撑，差到中等分选，单矿物，砂岩0.25到0.5米厚的透镜体。B2是由平坦岩层，低角度穿层到平面层积，细到中粒砂岩组成的。B2包括辅助的细粒脉，常见的小规模松软沉积变形是普遍的(图10A，B)。B3相是白垩纪的大规模泥岩到粘土岩，局部表现为块状结构(图10A)。这些细粒沉积与水平薄层互层。B4相是由平坦岩层，有交错纹层的细到中粒砂岩和小规模松软沉积变形结构组成的(图10C，D)。B5是残余低角度层理和小规模槽状交错层理组成的中粒砂岩(图10A)。红紫色和白色是常见的，就像韵律层状环带。图

19、9 岩相组合B组成的主要沉积相漫流冲积扇沉积图10 冲积扇沉积中片流主控的例子。A）广泛分布的倾角大的透镜体和水平状矿床，低角度分层的砂岩体(SI)位于粉砂岩和泥质灰岩之上。这也指明了小规模的松软沉积变形以及中砾细脉。B)富砂岩相组成了岩相组合B。说明水平层理特性，波动基底接触以及聚类的古土壤。C)一个发育良好的碟状或柱状结构（大规模松软沉积变形）。D)以小规模松软沉积变形为特点的厚层矿床特点的例子，这个例子是位于厚层矿床，低角度层状砂岩之上的小规模松软沉积变形。解释：透镜体到平坦岩层类型，低角度地层，中到粗粒砾岩透镜体，缺少深侵蚀都表明了沉积物富集的沉积作用。自从Bluck(1967)进行了

20、典型的描述之后，文献就大量记录了这样的沉积作用。B2相的低角度成层和平面分层与Sohn et al.(1999)描述的分层中粒砂岩相相似，因为这两种都包含大规模的低角度交错层理和缺少内部冲刷。Blair(2000)和Sohn(1999)指出这种类型的沉积作用通常发生突变，富含沉积物，类似漫流的重力流。但是为什么在富含沉积物的流体中发育低角度地层的机制还不太清楚。Bridge和Best(1988)和Fielding(2006)推测，低角度地层是由于快速运移，低地势岩层造成的，低地势岩层是在沙丘和上覆平坦岩层之间的过渡状态。这些流体参数和冲积扇上的漫流一致。小规模的松软沉积变形的地层空间和水构造表

21、明沉积在连续沉积事件时是潮湿并具有挠性的。沉积发生在潜水面附近，或者暂时的接近空间沉积事件来保持足够的潮湿便于变形。随后，稍微老一些，潮湿的漫流沉积物发生卸载，可能发生在同一场暴风雨中。脆性砂质火山岩的保存，尽管较稀少，但是也表明了沉积作用不是暴露在地表延伸过程中，并且进一步证明了沉积事件的暂时紧密间隔。我们解释了，薄层泥岩单元如同聚集在活跃的平衡线法之间低区域的漫流沉积。先前的工作也证实了白垩纪时是温暖，潮湿，温室气候，它和在这些较潮湿条件下冲积扇的发育相一致。岩相组合B3的细粒单元朝向漫流透镜体最厚的部分减薄，显示出它们是在主要的沉积平衡期沉积的。平坦的分层和较少的砂纹分层表明，低能沉积过

22、程和低能，紊流交替旋回沉积相一致。地表径流可能从较老的漫流沉积中精选出细粒沉积。同构造不整合的特征最近的研究强调了运动学和生长地层之间的一对一，继承性关系，这个关系运用了盐体动力或者Riba(1976)的运动序列。在超覆和退覆的连接处倾斜不整合(6-90度)是识别同构造不整合的普遍方法。然而，这样不整合的认识能够识别出岩层产状的微小变化。详细的地层学和沉积学观察提供了另一个识别微小同构造不整合变化的工具。同构造不整合形成了和邻近活跃构造相关的角度不整合，但是构成了和构造合适的距离(图2B，6)。在砂岩生长地层序列的基线处识别出来6个这样的不整合。为了便于进一步讨论，把不整合用Z标识出，从老到新

23、依次标号(图4，5,6,11)。最大的角度不整合发生在位置最低的不整合处，Z1和Z2。几个小型的同构造不整合聚集在生长地层的上部，Z3-Z6。我们选出传统型不整合作为主要的，容易识别的棱角状不整合。本文描述的传统型不整合和Riba在1976年描述的同构造不整合是一致的。隐蔽型同构造不整合带有很少的明显的角度间断，不能广泛的被识别出。隐蔽型不整合是RIba称作渐进式不整合中发现的隐蔽地表，但是Riba没有做相关的描述。我们的观点是，那些渐进式的倾斜地层是有一系列小的，隐蔽型不整合组成的。传统型同构造不整合：沉积积累高于抬升描述：在生长地层存在两个传统型不整合，分别为Z1和Z2不整合(图11A，B

24、)。Z1不整合是分布最广泛的，从构造区延伸3-5千米(图4A)。这个不整合是以近源的17度的角度不整合为标志的(图11A)。倾斜不整合随着构造距离的增加而减少(图2B)。距离为5千米的不整合和地层序列相一致。盖层的狭窄区域阻碍记录下从棱角状到整合的地表的运移。沿着Z1不整合的冲刷被跨层的燧石和石英胶结砾岩所填充(图11B右)。耐用的碎屑组成了80%的碎屑类型。局部地，大型(0.5-4米)松软沉积变形特点在不整合之上存在0-2米。 图11 A）具有明显的低角度(6-90°)Z1同构造不整合、剥蚀和碎屑型的聚集B)具有显著的低角度不整合(2-5度)Z2同构造不整合以及填图表面的剥蚀 C)

25、Z6同构造不整合(隐蔽型)表明隐蔽型倾斜不整合(2-5度)，填图表面的剥蚀，颗粒大小和沉积相的强烈变化。D)Z3和Z4同构造不整合(隐蔽型)。两个面都有隐蔽型倾斜不整合(2-5度)，局部切割的填图剥蚀，分选性良好的透镜，粗砾岩，大规模，(0.5-4米)松软沉积变形以及在不整合面之上的砂岩泄水构造。Z2不整合是以最大的26度角度不整合为特征的(图9C)。不整合发育于0.5千米的构造内，在这里变的一致或者不易识别(图9D)。和Z1不整合一样，地表倾斜不整合随着离构造距离的增加而减少。大型的松软沉积变形特点通常发生在2米的同构造不整合。17度的大的角度不整合分布在Z1和Z2不整合之间，Z2a不整合之

26、间(图6)。这个地表是局部填图，并没有很好的暴露出，因此不能详细的进行讨论。解释：最低的不整合标志着沉积作用中第一个主要的局部间断式由于Willowt Tank逆冲断层上盘的局部单斜或背斜的抬升造成的。Z1、Z2不整合大的倾斜不整合，大角度的切割以及延伸特点都表示了抬升速率超过沉积速率的时期。在构造发展的最初阶段，没有充分的卸压以产生大量的沉积。然而，甚至轻微的卸压作用都可以转移到横向上，生长构造附近的腹地来源的流体系统。在传统型地表的几米范围内，大规模、松软沉积变形特点(0.5-4米)优先发生的部位是和抬升过程相关的。两种情况可以解释这个关系：(1)构造倾斜和沉积斜坡不稳定，(2)和地震有关

27、的熔融作用。在第一种情况下，断层的活动有明显的垂向特征，增加了断层褶皱附近的卸载。随着褶皱的生长，沉积斜坡变陡，因此最终引起变陡和间断变形。Nigro和Renda(2004)表明褶皱翼部的倾斜增加了未石化沉积的松软沉积变形。在第二种情况下，地震使固结良好的基底之上的未固结的漫流沉积变的松散。隐蔽型构造不整合:沉积积累与抬升近似相等描述：不整合Z3、Z4、Z5和Z6有小角度的不一致(2-5度)。在整个分散区域被Riba定义为渐进式不整合。小型但是倾斜不连续构成了渐进式不整合以及上部压扁作用。隐蔽型地表的识别促进了沉积学标准和精细填图相和地表。Z3、Z4、Z5不整合有24度的角度倾斜，在以漫流冲积

28、扇沉积的岩相组合B中有所发展，比Z1、Z2、Z6的不整合延伸较小。局部的，不整合面已经卸压到1米，但是这样的切割作用是不常见的。大规模(0.5-4米)的松散沉积变形和构造在几个不整合之上，直接在砂岩内发育。包括块状结构、根轨迹和氧化只发育在小型不连续表面的几米之上(图11A，B)。Z6不整合是最年轻的，并且倾斜角度只有2度。有趣的是，这个表面标志着一个在沉积作用中主要的变化和颗粒大小从砂岩到富巨砾沉积物的突然增加(图11A，F，G)。在这些不整合之下的地层主要是漫流沉积，而该地层是在近源岩屑流冲积扇沉积之上的。尽管不整合面较陡，但是它总体上是较平或无侵蚀的(图11E)。解释：在包含隐蔽不整合在

29、内的地层间断中，倾角变化虽小但是不断累积，这表明这部分在沉积过程中是逐渐倾斜的。这是渐进式不整合的特征。不整合密集段的透镜体的分选较好的特性表示了发生在这些表层的更多的表面再造作用。脆性Aztec砂岩碎屑在隐蔽型不整合密集段占优势，显示了暴露历经的时间少于传统型不整合，因为如果暴露的时间太长，这些组分将会被破坏。古土壤特征的发展通常需要一个最低的数万年，因此，我们解释，那些有许多或者古土壤层的地区作为增加保存时间的证据。除了在倾斜不连续的几米之上的区域内，其他地区古土壤很少见，它们通常是成片出现。在不整合表面增加的再沉积作用和局部切割，表示这些不整合面暴露时间大于其他的层内层面。大规模的松软沉

30、积变形和相对减薄，上覆岩层的大面积覆盖表明了上覆岩层负荷不足，下伏岩层变形。这样的松软沉积变形特点可以用地震、斜坡不稳定来解释。相反的，小规模的松软沉积变形特点很容易在快速的沉积剥蚀事件中发生。我们用以下的特点来识别隐蔽型同构造不整合：(1) 沉积间断时地层的位置，或者朝上斜坡扇的位置；(2) 在倾角发生变化的区域（主要是2-5度），存在倾角较小，但是可以测量的倾斜不整合；(3) 局部切割的可用填图表示的剥蚀表面，侧向延伸性较好；(4) 覆盖不整合表面和填充局部不整合表面波动起伏的分选性较好的透镜体，中砾到巨砾的砾岩；(5) 不整合之上的砂岩地层中的大规模(0.5-4米)松软沉积变形和构造的存

31、在；(6) 古土壤较发育的大块砂岩以及与不整合表面相邻的初期胶结作用。填图和地层之间的相互关系说明，我们所采用的沉积学标准可以作为解释同构造不整合类型的一个指标(图4A，6)。然而，我们注意到，隐蔽型表面应该只能用多重标准来解释，因为这些特点中有很多只是指沉积系统内部的特点。正是因为这个原因，在解释隐蔽型表面之前要首先考虑到沉积背景。Riba(1976)指出角度不整合与所给结构的距离是一致的。理论上讲，传统型的不整合随着距古隆起的距离增加而转变为隐蔽型的，因为旋回的数量和抬升随着距离的增加而减少。我们的填图和同构造不整合之间的关系与这个观点相一致。传统型构造不整合与单一的隐蔽型不整合之间有一定

32、的关系，或者随隐蔽型不整合的地层序列(图6)。这个过渡在Z2和Z2a不整合最为发育，然而，出露的不够充分决定了过渡的确切性。隐蔽型构造不整合和地层层序是有一定的相关性的(图6)。讨论用来识别隐蔽不整合的一些标准和用来识别传统型不整合的标准是一样的，比如大型松软沉积变形的存在，增加的不整合表面再造作用，局部切割和古土壤的发育。相类似的包括沉积面的倾斜，地震活动性，局部剥蚀以及古土壤发育。这两种表面的关键不同点是角度间断，横向伸展和再构造的程度。传统型不整合有较大的间断，更多的剥蚀，以及更多的在地表不整合附近的再造作用，并且比隐蔽型更具延展性。隐蔽型不整合相对较小，但是与大规模松软沉积变形结构一致

33、。但说使用，松软沉积变形结构，古土壤或者较长时间存在不代表隐蔽型不整合。这种标准是主观的，应该与岩层的产状，沉积背景以及其他的描述标准相联系。通过Sant Llorenc对生长地层的分析表明，生长地层是岩层倾斜不连续的剖面，但是在渐进式不整合中不连续。我们的研究说明，隐蔽型不整合局部发育在向上平坦的层序中，依赖于沉积物积累、局部和区域调节的相互作用。如果区域调节和沉积物供给超过局部的抬升，那么不发育隐蔽型同构造不整合的渐进式层序可能形成；这可能就是Sant Llorenc de Morunys生长地层的情况。定义隐蔽型和传统型不整合从生长地层中提取了很多信息，尤其是在沉积物供给充足和区域性调节

34、供给时形成的地层。图12表示了一个假设的层序，这个层序是和只用传统型不整合和两种不整合均用的生长地层相比较的。正如这个例子所表明的一样，从这些没有变化的可以用来识别同构造不整合的识别中提取出一些其他的信息。 图12 生长地层间的潜在区别的概要说明：这两个假设的解释是：A)只用传统型不整合，B)用传统型和隐蔽型两种不整合。抬升和沉降的相对速度分别用”U”和”S”表示。当两个同构造不整合被区别时，也可以分辨出抬升的附加阶段。数值模型预测到了不同褶皱有效系数的情况下，生长地层几何学和同构造不整合发育中的变量。这些模型考虑到了局部和区域的发育空间。例如，在基准面生长的期间单斜地层发育将会有沉积物积累的储集空间。在这种情况下，局部的抬升破坏了局部的储集空间，但是，区域储集通过构造高峰聚集沉积物，因此，渐进的生长地层在倾角上减少。相反的，当基准面很低时以相同速率沉积的单斜生长地层沉积物积累的可容空间较小。在后一种情况下，抬升破坏了局部的可容空间，区域的可容空间较低，因此引起了非沉积作用。我们推测，在沉积物供给中增加以及区域储集空间的形成都是由传统型到隐蔽型不整合的改变过程中产生的。构造加积作用是由于侧向延伸的限制和每个隐蔽不整合