中国矿业大学层序地层学研究生课件综述

1、第三章第三章 层序地层学层序地层学3.1 层序地层学历史回顾层序地层学历史回顾3.2 层序地层学概念与原理层序地层学概念与原理3.3 层序的经典模式层序的经典模式 1949年，年，Sloss、Krumbein、Dapples在同一次会在同一次会议上概括出了层序的概念。议上概括出了层序的概念。 Sloss、Krumbein、Dapples把层序定义为以主要把层序定义为以主要的不整合面为边界的的不整合面为边界的“一套地层的组合一套地层的组合”。 1963年年Sloss出版了横跨北美克拉通可以对比的主要出版了横跨北美克拉通可以对比的主要层序，这些层序，这些“超层序超层序”分别用印第安部落定名，并出现

2、分别用印第安部落定名，并出现在后来在后来Haq（1987）的对比图中。）的对比图中。 Sloss的思想得到了的思想得到了他在西北大学研究生的进一步发展，其中一位是他在西北大学研究生的进一步发展，其中一位是Peter Vail。二十世纪中期提出层序概念3.1层序地层学发展史Sloss (1949, 1963) Vail (1977)SilurianTriassicPermianPennsylvanianMississippianDevonianOrdovicianCambrianCretaceousJurassicTertiarySaukTippecanoeKaskaskiaAbsarokaZu

3、niTejasSubmergenceEmergenceCraton 层序地层学的一个重要突破是在六十年代和七十年代，层序地层学的一个重要突破是在六十年代和七十年代，当时数字记录和处理多次覆盖地震资料的技术发展，使得当时数字记录和处理多次覆盖地震资料的技术发展，使得可以使用穿越盆地的大规模二维地震图象。可以使用穿越盆地的大规模二维地震图象。AAPG特刊特刊26是那时为止层序地层学最重要的文献，它汇集了是那时为止层序地层学最重要的文献，它汇集了Vail等人从等人从六十年代到七十年代早期的工作六十年代到七十年代早期的工作开始是开始是Cartter公司，公司，后来是后来是Exxon公司。这段时间标志着

4、一个转折，即企业从公司。这段时间标志着一个转折，即企业从学术界接过了发展层序地层学的主导权。学术界接过了发展层序地层学的主导权。 层序地层学学科的诞生3.1层序地层学发展史 关于地震地层学的论文不断发表，思想逐渐延伸到钻关于地震地层学的论文不断发表，思想逐渐延伸到钻井和露头资料的结合，在这一研究中，全球海平面变化被井和露头资料的结合，在这一研究中，全球海平面变化被强调为层序发育的控制机理。强调为层序发育的控制机理。1985年发表了年发表了AAPG第第39期特刊，其中期特刊，其中Hubbard等人提出一种受大地构造运动变等人提出一种受大地构造运动变化驱动的大地构造机理，用于将盆地充填划分为化驱动

5、的大地构造机理，用于将盆地充填划分为“巨层巨层序序”。虽然当时对许多人而言，地震地层学与全球海平面。虽然当时对许多人而言，地震地层学与全球海平面变化是同义的，但大地构造与全球海平面变化的争论又重变化是同义的，但大地构造与全球海平面变化的争论又重燃战火。燃战火。1987年，年，Haq等人发表了全球海平面变化曲线，等人发表了全球海平面变化曲线，但由于没有支撑依据，是否应用了构造上升和沉降的局部但由于没有支撑依据，是否应用了构造上升和沉降的局部校正并不清楚，图表提供的不整合面时代及其正确性也受校正并不清楚，图表提供的不整合面时代及其正确性也受到挑战。到挑战。3.1层序地层学发展史 SEPM第第42期

6、特刊期特刊海平面变化一种综合研究方法海平面变化一种综合研究方法于于1988年出版，该年出版，该书介绍了许多新概念，如可容空间和准层序，该书把层序地层学从企业解释人员书介绍了许多新概念，如可容空间和准层序，该书把层序地层学从企业解释人员那里拓展到了整个地学界。那里拓展到了整个地学界。 从八十年代九十年代的十几年里，发表了许多层序地层学论文，有些是不从八十年代九十年代的十几年里，发表了许多层序地层学论文，有些是不加鉴别的应用了这种方法和技术，有些是对以加鉴别的应用了这种方法和技术，有些是对以Haq曲线（曲线（1987）为基础进行盆地）为基础进行盆地间对比的有效性提出质疑，有些则是对论文集中提出的层

7、序地层学模式的某些方间对比的有效性提出质疑，有些则是对论文集中提出的层序地层学模式的某些方面的正确性提出疑问。面的正确性提出疑问。 Galloway（1989）提出了另一种成因地层单元发育模式，以最大海泛面而不）提出了另一种成因地层单元发育模式，以最大海泛面而不是以不整合面为界来划分。是以不整合面为界来划分。 Pitman（1978）年认为层序的成因和上超方式能够用大陆边缘沉降速度变化）年认为层序的成因和上超方式能够用大陆边缘沉降速度变化来解释。来解释。 Cloetingh（1988）、）、Kooi和和Cloetingh（1991）提出相对海平面变化和数百）提出相对海平面变化和数百万年时段的层

8、序形成，能用板内应力而不是全球海平面变化来阐明。万年时段的层序形成，能用板内应力而不是全球海平面变化来阐明。3.1层序地层学发展史 层序地层学的最新发展是亚地震的高分辨率层序地层学和沉积充填物的计算机层序地层学的最新发展是亚地震的高分辨率层序地层学和沉积充填物的计算机模拟模拟 Van Wagoner等人（等人（1990）基于出露极好的海相和大陆边缘地层，如英国纽）基于出露极好的海相和大陆边缘地层，如英国纽克群海岸的侏罗系和美国西内海道的白垩系。通过露头、测井和岩心资料进行的高克群海岸的侏罗系和美国西内海道的白垩系。通过露头、测井和岩心资料进行的高分辨率层序地层学研究，率先出版了一本彩图专著。分

9、辨率层序地层学研究，率先出版了一本彩图专著。 高分辨率层序地层学结合了米级旋回地层的研究工作，特别是层状台地碳酸盐高分辨率层序地层学结合了米级旋回地层的研究工作，特别是层状台地碳酸盐岩及其硅质碎屑岩和碳酸盐岩的混合地层。岩及其硅质碎屑岩和碳酸盐岩的混合地层。 轨道力作用的米兰科维奇理论被层序地层学用来解释高频亚层序级别的旋回，轨道力作用的米兰科维奇理论被层序地层学用来解释高频亚层序级别的旋回，计算机模拟软件包用于分析和反演盆地从几米到整个盆地规模的充填层序。计算机模拟软件包用于分析和反演盆地从几米到整个盆地规模的充填层序。 盆地模拟的软件包有皇家荷兰壳牌公司开发的程序、盆地模拟的软件包有皇家荷

10、兰壳牌公司开发的程序、Aigner等人（等人（1990）开）开发的程序以及南发的程序以及南Carolina州大学开发的州大学开发的SEDPAK程序。小规模的模拟软件有沉积先程序。小规模的模拟软件有沉积先生（生（Goldhammer等等1989开发），以及开发），以及Bosence和和Waleham1990开发的软件。开发的软件。3.1层序地层学发展史 因此层序地层学是从二十世纪七十年代从地震地层学发展而来的因此层序地层学是从二十世纪七十年代从地震地层学发展而来的一门较新的学科。层序地层学的提出根植于几个世纪的论战中，这些一门较新的学科。层序地层学的提出根植于几个世纪的论战中，这些论战包括旋回沉

11、积作用的成因论战包括旋回沉积作用的成因是全球海平面升降还是构造运动控是全球海平面升降还是构造运动控制海平面变化等。制海平面变化等。 关于该问题，关于该问题，Dott（1992）编辑了一本书）编辑了一本书全球海平面变化：全球海平面变化：一个重要地质概念的兴衰一个重要地质概念的兴衰（GSA Mem.180）这些早期争论的大这些早期争论的大多数作了总结。多数作了总结。另外具有里程碑意义的重要文献包括：另外具有里程碑意义的重要文献包括：1、AAPG特刊第特刊第26期期Seismic stratigraphyApplications to hydrocarbon exploration2、SEPM特刊第

12、特刊第42期期Sea level changes：An intergrated approach3.1层序地层学发展史全球海平面变化（global eustasy）是度量海面到一固定基准点（通常是地球中心）之间的高差3.2.1 层序地层学概念层序地层学概念全球海平面、相对海平全球海平面、相对海平面、水深面、水深全球海平面由于洋全球海平面由于洋盆体积（如洋中脊盆体积（如洋中脊体积）或海水体积体积）或海水体积（如冰川旋回引起）（如冰川旋回引起）变化而变化。变化而变化。相对海平面（相对海平面（relative sea-level）是度量海面到一个局是度量海面到一个局部活动基准面的高差（部活动基准面的

13、高差（Posamentier,1988）它是一个它是一个随时空变量随时空变量相对海平面变化与下列相对海平面变化与下列因素有关因素有关1、局部基准面随时间、局部基准面随时间的变化的变化2、与局部基准面相关、与局部基准面相关的压实作用的压实作用3、全球海平面的变化、全球海平面的变化相对海平面随构造沉降（控制了局部基准面的变化）、压实作用进行、全球海平面上升而上升。相对海平面与可容空间的区别是局部基准面可以位于地壳内部，局部基准面之上可以存在无法堆积沉积物的空间。可容空间被定义为在某一时刻、任意一点上可用来堆积沉积物的有效空间（Jervey,1988）。它是由全球海平面变化和构造沉降速率（控制了局部

14、基准面的变化）一起控制的。构造升降 局部基准面变化 相对海平面变化 可容空间变化。因此，可容空间受沉积基准面（局部基准面）的控制。沉积物要沉积就必须在基准面之下存在可以使用的空间。可容空间可容空间全球海平面变化全球海平面变化构造沉降构造沉降沉积压实沉积压实3.2.2 层序地层学概念层序地层学概念可容空间可容空间水深水深是任何已知地理位置上的一个点上按时测量的是任何已知地理位置上的一个点上按时测量的海面到海底的高差。海面到海底的高差。当可容空间当可容空间不变时，水不变时，水深则与沉积深则与沉积物供给速率物供给速率有关有关水深水深全球海平面变化全球海平面变化构造沉降构造沉降沉积压实被沉积的沉积物厚

15、度沉积压实被沉积的沉积物厚度从时间1到时间2，由于构造沉降而导致相对海平面上升、可容空间增加，但该点沉积物堆积速率大于相对海平面上升速率，因此从时间1到时间2水深减小。在沉积记录中表现为海退相序全球海平面升降构造沉降可容空间水深关系沉积物充填所产生空间的速率控制了水深，也决定了能否观察到相带的前积和退积构造沉降导致可容空间增加基底作为局部基准面基底作为局部基准面全球海平面升降构造沉降可容空间水深关系图沉积物充填所产生空间的速率控制了水深，也决定了能否观察到相带的前积和退积从时间1到时间2，由于构造沉降而导致相对海平面上升、可容空间增加，但该点沉积物堆积速率小于相对海平面上升速率，因此从时间1到

16、时间2水深增大。在沉积记录中表现为海侵的垂向相序全球海平面上升导致可容空间增加可容空间减小 全球海平面下降1、全球海平面下降 2、构造抬升（和局部盐或泥拱张）可容空间消亡的二种机理可容空间消亡的二种机理可容空间减小构造抬升考察不同构造沉降速率情况下与同样的正弦波全球海平面变化曲线结合产生可容空间的变化（相对海平面的变化）直线的斜率表示沉降速率，不同斜率代表不断增加沉降速率的盆地位置或沉降速率随时间的变化相对海平面相当于可容空间，因为曲线开始处水深为零沉降速率增加3.2.3 层序地层学概念层序地层学概念相对海平面（可容空间）随时间的变化性相对海平面（可容空间）随时间的变化性随沉降速率增加，最大空

17、容空间产生的时间向后推移3.2.4 层序地层学概念层序地层学概念可容空间、沉积物供给决定水深及沉积样式低速供给低速供给可容空间可容空间增加速率始终超过沉积增加速率始终超过沉积物供给速率，海岸线向物供给速率，海岸线向陆迁移，发生海侵，并陆迁移，发生海侵，并形成可观水深，偏泥海形成可观水深，偏泥海相沉积分布于离滨线不相沉积分布于离滨线不远之处。远之处。中速供给中速供给在相对海平在相对海平面上升期有偏泥海侵沉积，面上升期有偏泥海侵沉积，而下降时，发生侵蚀而下降时，发生侵蚀高速供给高速供给供给速率供给速率始终超过可容空间增加始终超过可容空间增加速率，发育海岸速率，发育海岸/三角三角洲平原沉积，滨线海退

18、洲平原沉积，滨线海退一直在海平面旋回中进一直在海平面旋回中进行。行。水深可容空间体积与沉积物供给速率决可容空间体积与沉积物供给速率决定堆积结构（定堆积结构（Galloway,1989）顶积层顶积层/ /斜积层边缘随时间的变化主要取斜积层边缘随时间的变化主要取决于沉积物供给速率和顶积层可容空间决于沉积物供给速率和顶积层可容空间体积产生速率之间的平衡关系。体积产生速率之间的平衡关系。前积（前积（progradational）几何体）几何体出出现在沉积物供给速率超过顶积层可容空现在沉积物供给速率超过顶积层可容空间体积的产生速率时，沉积相带向盆地间体积的产生速率时，沉积相带向盆地方向迁移。在地震剖面上

19、，前积表现为方向迁移。在地震剖面上，前积表现为斜积层，表明退覆坡折向盆地方向迁移，斜积层，表明退覆坡折向盆地方向迁移，并用海退（并用海退（regression）来表示滨线向）来表示滨线向盆地方向迁移。盆地方向迁移。加积（加积（aggradational）几何体）几何体出现出现在沉积物供给速率与顶积层可容空间体在沉积物供给速率与顶积层可容空间体积增加速率基本相同时，相带垂直叠加，积增加速率基本相同时，相带垂直叠加，退覆坡折不发生横向迁移退覆坡折不发生横向迁移退积（退积（retrogradational）几何体）几何体出出现在当沉积物供给速率小于顶积层可容现在当沉积物供给速率小于顶积层可容空间体积

20、增加速率时。相带向陆地方向空间体积增加速率时。相带向陆地方向迁移，先前的退覆坡折变成一个残留地迁移，先前的退覆坡折变成一个残留地貌。并用海侵（貌。并用海侵（tranagression）来表示）来表示滨线向陆地方向迁移。滨线向陆地方向迁移。前积作用、加积作用、退积作用阶段不是连续的，而是由更小（亚地震）规模的前积作用、加积作用、退积作用阶段不是连续的，而是由更小（亚地震）规模的“准层序准层序”（parasequence）的前积单元组成，准层序叠置成准层序组（的前积单元组成，准层序叠置成准层序组（parasequence sets），构成在地震剖面上可观察的沉积几何体。），构成在地震剖面上可观察的

21、沉积几何体。3.2.5 层序地层学概念层序地层学概念层序和体系域层序和体系域一、层序定义Mitchum（1977，1979a）的定义）的定义由一组相对整合、连由一组相对整合、连续且具有成因联系的地层单元组成的一个地层单元，其顶底续且具有成因联系的地层单元组成的一个地层单元，其顶底界面均为不整合面或其相应的整合面。界面均为不整合面或其相应的整合面。并认为形成于海平并认为形成于海平面升降旋回中二个面升降旋回中二个相邻的下降拐点所相邻的下降拐点所限定的时间段（即限定的时间段（即它是在一个相对海它是在一个相对海平面变化周期内形平面变化周期内形成的）。成的）。二、层序的内部结构 层序是一个三维沉积单元，

22、可划分为若干个体系层序是一个三维沉积单元，可划分为若干个体系域域 体系域是同一时期内具成因联系的沉积体系组合体系域是同一时期内具成因联系的沉积体系组合(Brown和和Fisher，1977)。 体系域作为层序构成单元，按其形成时的相对海体系域作为层序构成单元，按其形成时的相对海平面变化位置及其升降变化可以划分为三个平面变化位置及其升降变化可以划分为三个低位体系域、海侵体系域和高位体系域。低位体系域、海侵体系域和高位体系域。层序内部空间上三个不同的体系域时间上对应于一个完整海平面变化周期的三个不同阶段层序类型3.3 层序的经典模式层序的经典模式依据层序底部的界面（不整合）类型，层序可分依据层序底

23、部的界面（不整合）类型，层序可分为两种类型：为两种类型： 型层序型层序以以I型不整合面为底边界的层序型不整合面为底边界的层序型层序型层序以以II型不整合面为底边界的层序型不整合面为底边界的层序具有陆架坡折的盆地内具有陆架坡折的盆地内型层序的体系域构成型层序的体系域构成( (据据Van WagonerVan Wagoner等，等，1988)1988)型层序是指那些海面相对下降型层序是指那些海面相对下降退覆坡折点后形成的层序，其相对海面下降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较大，使层序的早期顶积层上超在早先层序的坡积层上型不整合发育于快速的海平面

24、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，陆架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。3.3.1 I型层序的内部结构型层序的内部结构依据沉积物展布范围是局限于陆棚坡折以下，还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，可划分为如下三种体系域：是陆棚坡折以上，可划分为如下三种体系域：1 1、低（水）位体系域、低（水）位体系域(LST)(LST)、2 2、海进体系域、海进体系域( TST)( TST)、3 3、高（水）位体系域、高（水）位体系域( HST)( HST)。低位体系域低位

25、体系域I型层序中最下面（地层上最老的）的体系域(Lowstand Systems Tract) ，它沉积在退覆坡折处相对海平面下降（亦即海平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。三种边缘背景下差异明显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无明显坡折的缓坡低位体系域 3 同生断层低位体系域同生断层低位体系域低位体系域低位体系域低位域不发育低位域很发育低位域发育 陆棚坡折边缘上退覆坡折处的相对海平面下降对河流体系有极大的影响。当退覆坡折处的相对海平面下降时，河流剖面必须调整到变低的

26、基准面，河流切入早先沉积的顶积层，即前一层序的冲积平原、海岸平原或陆棚沉积中。这些再旋回沉积物和从内陆河流输送来的沉积物一起被直接输送到先期高位体系域的倾斜斜坡上，导致沉积物在陆棚上的路过作用，由于在陆坡部位沉积物过分集中，带来坡积物的不稳定性，导致整体运动作用（退缩性崩塌滑动），在陆坡上形成槽沟或者海底峡谷。最后，从河流以及同时期海底峡谷侧壁滑塌而来的沉积物以密度流形式搬运到盆地底（在陆坡变得十分平缓的地方），形成点源型海底扇。具坡折的陆架边缘低位体系域具坡折的陆架边缘低位体系域点源型海底扇包括盆底扇和斜坡扇这个体系中的第一个顶积层将上超在退覆坡折面之下，形成退覆坡折面之下的海岸上超的向下迁

27、移，I型层序界面前积的顶积层斜积层体系 在相对海平面低点，河流剖面重新稳定下来，一个前积的顶积层斜积层体系开始发育。这个体系中的第一个顶积层将上超在退覆坡折面之下，形成退覆坡折面之下的海岸上超的向下迁移，并表示一个I型层序界面。 当海平面上升初期，速率很慢，顶积层产生的可容空间很小，沉积物供给超过可容空间的生成，就形成前积体系。 当可容空间的增生速率超过沉积物供给速率时，就产生前积加积退积的变化，将开始新的体系域（海侵体系域）的发育。1、相对海平面下降期形成的一套低位扇；2、相对海平面缓慢上升期的一个顶积/斜积体系开始是前积，后来变成加积。低位体系域由二部分组成与早先的高水位体系域时期相比，这

28、个阶段的沉积载荷比较大，以较高的砂泥比为特征。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。包括盆底扇和斜坡扇。以较细的楔形陆坡沉积为主。低位体系域低位体系域 低位扇低位扇包括盆底扇和斜坡扇低位扇低位扇可区分出两个单独的沉积单元可区分出两个单独的沉积单元1、早期的、位于陆坡脚的、早期的、位于陆坡脚的盆底扇盆底扇（BFbasin floor fan)；2、后续的、衔接于陆坡处的、后续的、衔接于陆坡处的斜坡扇斜坡扇(SFslope fan)。低位体系域低位体系域低位扇低位扇低位扇低位扇盆盆 底底 扇扇 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

29、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。具前积和加积特征的低位楔 斜坡扇（陆坡扇）以陆坡中部或底部的斜坡扇（陆坡扇）以陆坡中部或底部的浊积浊积和碎屑流沉积和碎屑流沉积为特征。为特征。 斜坡扇沉积作用可以是与盆底扇同时期的，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扇的顶部是

30、低位进积楔中部和上部的某一个下超面。面。 典型的斜坡扇被认为是水下河道典型的斜坡扇被认为是水下河道天然堤沉天然堤沉积复合体（积复合体（Van Wagoner et al., 1988Van Wagoner et al., 1988）。）。低位扇低位扇斜斜 坡坡 扇扇 1、低位进积楔是一个在海面相对上升加速时期沉积的顶、低位进积楔是一个在海面相对上升加速时期沉积的顶积积坡积层（前积层）体系。坡积层（前积层）体系。 2、它以海进面（最大进积面，、它以海进面（最大进积面，maximum progradation surface）与上覆的海进体系域分隔开，并且以从进积（低）与上覆的海进体系域分隔开，并

31、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。标明界线。 3、它以陆架上的下切河谷充填为特征。常上超于层序界、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，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。并常下超于盆底扇或陆坡扇之上。 4、低位进积楔沉积与盆底扇沉积是不同时期的沉积物。、低位进积楔沉积与盆底扇沉积是不同时期的沉积物。低位体系域低位体系域低位进积楔低位进积楔5 5、低位进积楔的顶面与低位体系域的顶面相重、低位进积楔的顶面与

32、低位体系域的顶面相重合，是一个海泛面（首次海泛面），称为海进面。合，是一个海泛面（首次海泛面），称为海进面。6 6、低位进积楔以三角洲沉积体系的前积为特征。、低位进积楔以三角洲沉积体系的前积为特征。覆盖在斜坡扇有堤河道沉积和随后的峡谷充填之覆盖在斜坡扇有堤河道沉积和随后的峡谷充填之上，作为三角洲前缘的沉积物，可以沉积浊积岩上，作为三角洲前缘的沉积物，可以沉积浊积岩等深水砂体。等深水砂体。低位体系域低位体系域低位进积楔低位进积楔低位体系域低位体系域低位进积楔低位进积楔缓坡边缘上的低位体系域缓坡边缘上的低位体系域由一个相对薄的低位楔组成（Wagoner,1988）,包括二部分：一部分为以河流切割和

33、沉积物路过作用为特征，形成于相对海平面下降期。第二部分为切割河谷的充填和连续的滨线沉积，形成于相对海平面缓慢上升期。整个低位域由上倾的切割河谷充填沉积和一个或多个下倾前积准层序组成。在缓坡边缘上，相对海平面下降期没有过路沉积物被输送到盆底，相反沉积了一组逐级下降的前积楔这就是Posamentier等（1992）提出的所谓的强制性海退楔体系域（Force regressive wedge system tract）。海进体系域海进体系域海进体系域沉积在相对海面上升、可容纳空间增加较沉积物供应快得多的时期。1 1、海进体系域的底面是位于低位体系域或者陆架边缘体系、海进体系域的底面是位于低位体系域或

34、者陆架边缘体系域顶面处的海侵面。域顶面处的海侵面。2 2、海进体系域内部的准层序朝陆地方向、海进体系域内部的准层序朝陆地方向之之上，朝盆地方向上，朝盆地方向之上。之上。3 3、海进体系域的、海进体系域的。这个下超面也是个海泛面，。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，也称最大海泛面。积式准层序组变为加积式准层序组为特征，也称最大海泛面。海进体系域海进体系域4 4、具有最发育的顶积层系和少量的斜积层系，、具有最发育的顶积层系和少量的斜积层系，5 5、河河流、滨海、湾岸平

35、原和陆棚体系，发育的每一个三角洲流、滨海、湾岸平原和陆棚体系，发育的每一个三角洲都是陆棚三角洲。这些沉积物可显示出欠补偿的特征，都是陆棚三角洲。这些沉积物可显示出欠补偿的特征，富含煤、漫堤沉积、泻湖或湖相沉积，在泄流处可以形富含煤、漫堤沉积、泻湖或湖相沉积，在泄流处可以形成河口湾等。另外宽广陆棚区的发育也是海进体系域的成河口湾等。另外宽广陆棚区的发育也是海进体系域的特征，潮汐作用影响很广泛。海侵域向远端过渡为凝缩特征，潮汐作用影响很广泛。海侵域向远端过渡为凝缩段，具有极低的沉积速率并以发育凝缩相段，具有极低的沉积速率并以发育凝缩相如海绿石、如海绿石、富含有机的磷灰质页岩或远洋碳酸盐岩为特征。富

36、含有机的磷灰质页岩或远洋碳酸盐岩为特征。海进体系域海进体系域6 6、相对海面上升的、相对海面上升的。当顶积层可容空间体积增加速率降低到与沉积物供给速率当顶积层可容空间体积增加速率降低到与沉积物供给速率刚好相等时，海进体系域结束，之后进积再次开始。这一刚好相等时，海进体系域结束，之后进积再次开始。这一点即为点即为（maximum flooding surfacemaximum flooding surface）。）。7 7、因因为只有少量泥质沉积物过路顶积层（或大量沉积于此），为只有少量泥质沉积物过路顶积层（或大量沉积于此），因此海进体系域常常是顶积层储层的良好封闭层或烃源岩。因此海进体系域常常

37、是顶积层储层的良好封闭层或烃源岩。海进体系域海进体系域1 1、沉积在、沉积在I I型（或型（或型）层序最上部（年轻）的体系域称为型）层序最上部（年轻）的体系域称为在在以以 I I型（或型（或型）层序界面为界，在型）层序界面为界，在以下超面为界。以下超面为界。2 2、高位体系域内部的准层序、高位体系域内部的准层序。3 3、最大海进面之后形成的前积顶积层、最大海进面之后形成的前积顶积层斜积层体系，此时斜积层体系，此时。相对海面上升速率减少而表现为早期发育相对海面上升速率减少而表现为早期发育、5 5、沉积体系最初与海进体系域相似，但陆棚区被前积作用占据，如发、沉积体系最初与海进体系域相似，但陆棚区被前积作用占据，如发育育为特征。因此高位域潮汐作用影响减弱，为特征。因此高位域潮汐作用影响减弱，媒、越岸沉积、泻湖或湖相页岩减少，河道砂岩体将变得较普遍和较媒、越岸沉积、泻湖或湖相页岩减少，河道砂岩体将变得较普遍和较连续连续高位体系域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。高位体系域高位体系域型层序指那些相对海面下降型层序指那些相对海面下降退覆坡折点后形成的层序，最低部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位体系域称为陆架边缘体系域(Posamentier等，等，1988)。该体系域可沉积。该体系域