談明軒，朱筱敏，張自力，孫浩南

1.河海大學(xué)海洋學(xué)院，南京 210098

2.中國石油大學(xué)（北京）地球科學(xué)學(xué)院，北京 102249

3.中國石油天然氣公司西南油氣田分公司勘探開發(fā)研究院，成都 610051

0 引言

構(gòu)造掀斜作用是斷陷盆地構(gòu)造沉降和隆升的重要機(jī)制之一[1]。掀斜作用通常包括正向掀斜（向陸一側(cè)相對(duì)抬升、向盆一側(cè)相對(duì)沉降）和反向掀斜（向陸一側(cè)相對(duì)沉降、向盆一側(cè)相對(duì)抬升）兩類[1￣2]。其中，正向掀斜作用主要發(fā)育于斷陷盆地緩坡帶上盤，也是本文的主要研究對(duì)象。歷史地震監(jiān)測數(shù)據(jù)證實(shí)現(xiàn)代活動(dòng)斷陷盆地存在短期時(shí)間尺度的幕式掀斜作用[3￣4]。構(gòu)造掀斜作用不僅控制了斷陷盆地的水系樣式和剝蝕作用[5￣6]，而且對(duì)湖平面變化具有極為重要的影響[1,7￣8]。前人理論研究表明，在構(gòu)造主控的斷陷湖盆中，氣候變化對(duì)湖平面影響相對(duì)微弱，湖平面變化與構(gòu)造掀斜樞紐點(diǎn)的相對(duì)位置密切相關(guān)[9]。樞紐點(diǎn)位于湖平面之上造成緩坡帶相對(duì)湖平面上升；樞紐點(diǎn)位于湖平面之下時(shí)造成緩坡帶相對(duì)湖平面下降（圖1）。然而目前大多數(shù)研究停留于幾何學(xué)模型和地層定性分析層面[7,10]，缺乏相關(guān)實(shí)例的驗(yàn)證，其理論可靠性仍有待進(jìn)一步檢驗(yàn)。

圖1 構(gòu)造掀斜作用下恒定絕對(duì)湖平面的緩坡帶濱線遷移模式（據(jù)文獻(xiàn)[9]修改）（a）樞紐點(diǎn)位于湖平面之上；（b）樞紐點(diǎn)位于湖平面之下Fig.1 Schematic model showing shoreline migration influenced by tilting with a fixed absolute lake level in the hanging￣wall dipslope (modified from reference [9])(a) pivotal point above lake level; (b) pivotal point below lake level

可容空間和沉積物供給是斷陷盆地充填特征及其地層建造樣式的重要控制因素[5,11]。由于構(gòu)造掀斜作用能夠直接影響源區(qū)剝蝕量和盆地沉降量，因此是造成掀斜型緩坡層序多樣性的根本原因之一。然而斷陷盆地緩坡帶在掀斜作用下遭受廣泛的暴露剝蝕，地層發(fā)育通常并不完整，為緩坡帶層序地層學(xué)研究帶來多解性。地層數(shù)值模擬的優(yōu)勢在于其能夠通過改變邊界條件建立不同類型層序地層樣式，能夠正演地層沉積充填過程，是定量層序地層學(xué)分析的一種有效手段。地貌演化與“源—匯”系統(tǒng)近年來是地質(zhì)學(xué)熱點(diǎn)議題，是構(gòu)造地貌學(xué)、盆地動(dòng)力學(xué)與沉積學(xué)交叉研究內(nèi)容[12￣13]。本次數(shù)值模擬研究主要基于“源—匯”沉積通量守恒原理的三維地層正演模擬方法[14￣16]，分析構(gòu)造掀斜作用相關(guān)的剝蝕與沉積作用及其對(duì)斷陷湖盆緩坡帶湖平面變化、層序地層充填的直接影響，以“源—匯”系統(tǒng)研究手段探討掀斜型緩坡層序樣式的主要驅(qū)動(dòng)機(jī)制。

1 研究方法

本次模擬所應(yīng)用的Badlands軟件是Python架構(gòu)下以河流作用和坡面過程模擬侵蝕作用、泥沙運(yùn)移和沉積過程的地貌演化開源程序[17￣20]。與其他基于擴(kuò)散模型、幾何模型和水力學(xué)模型的地層正演模擬軟件相比[21￣22]，該地層正演模擬代碼充分考慮了泥沙沉積作用與流域侵蝕作用的內(nèi)在關(guān)系[18]。因此，該代碼所模擬的層序地層發(fā)育樣式和沉積演化特征不僅能夠直接響應(yīng)于構(gòu)造掀斜作用，而且能將沉積物通量和流域地貌演化直接納入“源—匯”系統(tǒng)研究。

1.1 剝蝕、搬運(yùn)及沉積作用理論模型

該正演地層模型主要基于受“分離”限制（“D-L”模型）的水力侵蝕模型定量表征河流下切作用。巖石剝蝕速率E是源區(qū)面積（A）、凈降雨量（P）、坡度（S）的函數(shù)，即：

式中：剝蝕系數(shù)ε（yr-1）是氣候、底床糙度及巖石強(qiáng)度的函數(shù)。無量綱參數(shù)m和n默認(rèn)值分別為0.5和0.1[17￣18]。由此可見，沉積物供給主要受控于源區(qū)的匯水面積、地形高差及山體陡度等地貌參數(shù)。

此外，該模型通過利用線性或非線性擴(kuò)散模擬坡面過程[19]，即：

式中：z為地形高差，擴(kuò)散系數(shù)κ（m2/yr）與源區(qū)巖性及降雨量有關(guān)[23￣24]。地表、水下及河流的擴(kuò)散系數(shù)均有所差異。其中，沖積平原區(qū)臨界沉積坡度為0.001 m/m。當(dāng)沉積物進(jìn)入水下，則沿多方向水流進(jìn)行擴(kuò)散搬運(yùn)。

此外，Badlands軟件后處理工具包能夠自動(dòng)提取正演模型中不同時(shí)期濱線位置的新增可容空間深度δA（m）和新增沉積地層厚度δS（m）[17]，為本次定量模擬地層學(xué)研究提供了新的方法。

1.2 初始盆地模型的參數(shù)設(shè)置

本研究將斷陷盆地緩坡帶簡化為平緩的單斜地形，其初始地形設(shè)置為100 km（長度）×100 km（寬度）、地表網(wǎng)格間距設(shè)置為1 km。該單斜初始地形最大相對(duì)高差為200 m，最大水深為-400 m，平均坡降為0.006 m/m（圖2）。為更直觀地揭示地層垂向疊置特征，該正演數(shù)值模型的運(yùn)行時(shí)間設(shè)置為2 Myr（三級(jí)層序時(shí)間尺度），單層沉積時(shí)間為10 kyr（準(zhǔn)層序時(shí)間尺度），累計(jì)沉積了200層地層單元。

圖2 簡化的緩坡帶初始三維古地形Fig.2 Simplified initial three￣dimensional paleo￣topography of the hanging￣wall dipslope

1.3 控制變量的參數(shù)設(shè)置

為突出構(gòu)造掀斜對(duì)層序構(gòu)型的控制作用，本次模擬研究所設(shè)置的模型均簡化為恒定的絕對(duì)湖平面及模擬研究區(qū)均一的降雨量（即2 000 mm/yr），以達(dá)到控制單一變量的目的。在湖盆中，絕對(duì)湖平面是由相對(duì)與一個(gè)固定基準(zhǔn)面（例如地心）所定義的，相對(duì)湖平面則是湖盆底面距湖面的高度[25]。絕對(duì)湖平面在自然界實(shí)例較少，但也并不是完全不可能實(shí)現(xiàn)的。閉流湖盆可通過降雨量和蒸發(fā)量的平衡所實(shí)現(xiàn)，而敞流湖盆則可通過構(gòu)造穩(wěn)定的出水口保持恒定的絕對(duì)湖平面。在本研究簡化的構(gòu)造模型中，構(gòu)造掀斜的樞紐位置固定不變，位移量與距離呈線性關(guān)系。基于樞紐點(diǎn)和絕對(duì)湖平面的相對(duì)位置，本研究共建立兩個(gè)構(gòu)造模型：構(gòu)造模型A（最大隆升量和沉降量分別為100 m和-400 m）（圖3a）；構(gòu)造模型B（最大隆升量和沉降量分別為300 m和-300 m）（圖3b）。在模擬運(yùn)行過程中，研究區(qū)的抬升量和沉降量呈線性的變化特征。

圖3 兩種掀斜構(gòu)造模型的剖面示意及三維立體特征（a）樞紐點(diǎn)位于湖平面之上；（b）樞紐點(diǎn)位于湖平面之下Fig.3 Schematic profiles of two tectonic tilting models and three￣dimensional characteristics(a) pivotal point above lake level; (b) pivotal point below lake level

為系統(tǒng)探討層序地層樣式多樣性可能，本次模擬研究還額外考慮沉積物供給對(duì)掀斜緩坡帶地層的影響，因此共建立了4種地層正演模型（表1）。其中，模型1、2和模型3、4分別為高、低沉積物供給背景，主要通過源區(qū)巖性差異所造成的高、低風(fēng)化強(qiáng)度進(jìn)行調(diào)節(jié)。本研究主要參照希臘Corinth灣裂谷盆地母巖區(qū)多類型基巖剝蝕能力的相關(guān)研究[6]，將剝蝕系數(shù)ε值設(shè)置為1×10-6yr-1代表源區(qū)主體以硬巖性組成，巖石扛風(fēng)化能力較強(qiáng)，同等氣候條件下沉積物供給能力較弱；ε值設(shè)置為1×10-5yr-1代表源區(qū)為混合巖性組成，巖石扛風(fēng)化能力較弱，同等氣候條件下沉積物供給能力較強(qiáng)[26￣27]。其他一系列（地表、水下和河流）擴(kuò)散系數(shù)的取值主要參考了前人三角洲數(shù)值模擬研究中所選取的數(shù)量級(jí)，并在各模型設(shè)置中保持不變（表1），便于在數(shù)值模擬中通過控制相關(guān)變量進(jìn)行對(duì)照分析。通過公式（1）進(jìn)行運(yùn)算，模型3、4所產(chǎn)生的總沉積物通量僅為模型1、2計(jì)算結(jié)果的10%左右。由于該正演模擬程序的水下擴(kuò)散模型較為簡單，并沒有分別考慮砂泥擴(kuò)散特征，因此多種沉積相類型主要依據(jù)水深進(jìn)行劃分[17￣18,28]。

表1 地層正演模擬關(guān)鍵參數(shù)基本設(shè)置Table 1 Key parameters of stratigraphic forward model runs

2 研究結(jié)果

2.1 模型1結(jié)果

模型1中，湖岸線向盆地邊緣后退了12 km，表明掀斜作用造成緩坡帶的相對(duì)湖平面上升（圖4a）。湖岸線在初始0.75 Myr向盆緣的平均遷移速率為10.7 km/Myr，而后其平均遷移速率降至4.8 km/Myr（圖4b）。該模型中源區(qū)地貌最終呈夷平特征（圖4c），這表明雖然掀斜作用可造成源區(qū)不斷抬升，但強(qiáng)烈剝蝕的能力同樣可導(dǎo)致源區(qū)快速夷平。盡管相對(duì)湖平面在不斷上升，但該模型中的地層發(fā)育樣式類似于一個(gè)完整的被動(dòng)陸緣I型三級(jí)層序構(gòu)型特征（圖4b，c）。雖然湖平面并沒有經(jīng)歷經(jīng)典層序的海平面變化特征，該層序早期和晚期發(fā)育的進(jìn)積型三角洲與其層序模式中的低位前積楔和高位期進(jìn)積三角洲相似程度較高（圖4b）。

圖4 模型1地層剖面、平面模型及相關(guān)沉積物通量變化特征（a）剖面A—A’地層疊置樣式；（b）Wheeler域剖面；（c）模擬區(qū)剝蝕/沉積厚度平面展布；（d）模擬區(qū)沉積物通量直方圖（5萬年為間隔）Fig.4 Stratigraphic profile and planar model of model run 1 and variation of sediment flux(a) stratigraphic stacking pattern of profile A￣A’; (b) Wheeler diagram; (c) distribution of denudation and sedimentation; (d) histogram of sediment flux per 50 kyr

本層序模型中類“低位體系域”（LST）持續(xù)時(shí)間約為0.3 Myr（圖4c），主要發(fā)育進(jìn)積型地層疊置樣式。此時(shí)期研究區(qū)總沉積物通量達(dá)到峰值（約為600 km3/Myr）（圖4d），三角洲進(jìn)積型疊置樣式與濱線遷移方向相反，整體符合低位楔的發(fā)育特征。類“湖侵體系域”（TST）持續(xù)時(shí)間達(dá)0.45 Myr（圖4c），然而此時(shí)期研究區(qū)總沉積物通量驟減為370 km3/Myr（圖4d）。類“高位體系域”（HST）則主要表現(xiàn)為加積型地層疊置樣式，該時(shí)期研究區(qū)總沉積物通量降至約200 km3/Myr（圖4d）。

2.2 模型2結(jié)果

模型2中，湖岸線向盆地方向推進(jìn)了18 km，表明掀斜作用造成緩坡帶相對(duì)湖平面下降（圖5a）。湖岸線向盆地方向的平均遷移速率高達(dá)45 km/Myr（發(fā)育于初始0.4 Myr），同時(shí)伴隨著廣泛的陸上暴露剝蝕（圖5b），隨后1.6 Myr湖岸線遷移基本停止。該模型中源區(qū)地貌最終呈夷平的準(zhǔn)平原化特征（圖5c），表明源區(qū)基本已剝蝕殆盡。由于研究區(qū)發(fā)育較為廣泛的湖退作用，因此該層序中地層樣式主要發(fā)育類“下降期體系域”（FSST）和類“低位體系域”（LST）（圖5b）。

本層序模型中類“下降期體系域”（FSST）主要發(fā)育于初始0.4 Myr，強(qiáng)制海退現(xiàn)象明顯，造成了顯著的陸上暴露剝蝕，甚至形成類似于層序界面的特征（圖5a）。該時(shí)期濱線遷移軌跡為下降型，同時(shí)研究區(qū)總沉積物通量在短時(shí)間內(nèi)達(dá)到峰值（不低于470.4 km3/Myr）。類“低位體系域”（LST）上超于類“下降期體系域”（FSST）之上，事實(shí)上已經(jīng)形成新的層序界面（圖5a）。由此表明，掀斜作用是構(gòu)造主控型斷陷湖盆層序界面成因之一[29]。由于相對(duì)湖平面持續(xù)下降，濱岸平原也造成持續(xù)遭受剝蝕（圖5b）。該體系域主要表現(xiàn)為降積、加積—進(jìn)積型的地層疊置樣式，同期該模擬研究區(qū)的總沉積物通量進(jìn)一步降低（圖5c，d）。

圖5 模型2地層剖面、平面模型及相關(guān)沉積物通量變化特征（a）剖面B—B’地層疊置樣式；（b）Wheeler域剖面；（c）模擬區(qū)剝蝕/沉積厚度平面展布；（d）模擬區(qū)沉積物通量直方圖（5萬年為間隔）Fig.5 Stratigraphic profile and planar model of model run 2 and variation of sediment flux(a) stratigraphic stacking pattern of profile B￣B’; (b) Wheeler diagram; (c) distribution of denudation and sedimentation; (d) histogram of sediment flux per 50 kyr

2.3 模型3結(jié)果

盡管模型3中的相對(duì)湖平面不斷上升，緩坡帶三角洲卻整體保持相對(duì)穩(wěn)定（圖6a，b）。在該模型中，湖岸線向盆地邊緣后退了11 km，其平均遷移速率達(dá)5.5 km/Myr（圖6b）。該模型中源區(qū)地貌以線性和樹枝型溝谷發(fā)育為特征（圖6c），表明源區(qū)仍處于強(qiáng)烈剝蝕階段。盡管使用了相同的構(gòu)造模型（表1），低沉積物供給的模型3與高沉積物供給下的模型1在地層樣式上已存在較大的差異（圖4a、圖6a）。該地層正演模型并不具有經(jīng)典層序三分構(gòu)型特征，垂向上主要表現(xiàn)為退積—加積型地層樣式，僅與高位體系域（HST）更為類似。與高沉積供給條件的模型1對(duì)比，該模型中研究區(qū)的總沉積物通量整體不超過60 km3/Myr（僅為模型1總沉積通量的近十分之一），其變化趨勢卻全然不同（圖6d）。模型3中模擬研究區(qū)的沉積物通量變化在初始階段達(dá)到峰值56.7 km3/Myr，而后緩慢降至55.6 km3/Myr，并最終緩慢上升至56.6 km3/Myr（圖6d）。

圖6 模型3地層剖面、平面模型及相關(guān)沉積物通量變化特征（a）剖面C—C’地層疊置樣式；（b）Wheeler域剖面；（c）模擬區(qū)剝蝕/沉積厚度平面展布；（d）模擬區(qū)沉積物通量直方圖（5萬年為間隔）；分水嶺的形成實(shí)為模擬的邊界效應(yīng)所致Fig.6 Stratigraphic profile and planar model of model run 3 and variation of sediment flux(a) stratigraphic stacking pattern of profile C￣C’; (b) Wheeler diagram; (c) distribution of denudation and sedimentation; (d) histogram of sediment flux per 50 kyr. The formation of drainage divide is caused by the modeling boundary effect

2.4 模型4結(jié)果

模型4中源區(qū)地貌線性和樹枝型溝谷發(fā)育（圖7c），表明源區(qū)仍處于強(qiáng)烈剝蝕階段。該模型中湖岸線最終向盆地方向推進(jìn)了模型2中同樣的距離，表明相對(duì)湖平面下降的幅度是一致的（圖5b、圖7b）。然而其湖岸線遷移特征卻迥然相異，整體具有長期、緩慢的特征。模型4在1.6 Myr中平均遷移速率為11.25 km/Myr，并在最后0.4 Myr遷移速率逐漸近乎停滯（圖7b）。

該模型的地層樣式整體上與模型2類似，主要包括類“下降期體系域”（FSST）和類“低位體系域”（LST）（圖7a，b），但其總沉積物通量變化特征具有較大的差異（圖8c）。類“下降期體系域”（FSST）發(fā)育時(shí)間為初始的1.6 Myr，主要表現(xiàn)為下降型遷移軌跡和顯著陸上剝蝕現(xiàn)象（圖7b）。該時(shí)期研究區(qū)沉積物通量先快速降至52 km3/Myr，并緩慢上升至72 km3/Myr（圖7d）。類“低位體系域”（LST）僅在最后0.4 Myr發(fā)育，主要發(fā)育進(jìn)積型地層疊置樣式。同時(shí)期模擬研究區(qū)的總沉積物通量逐漸上升，并最終達(dá)到峰值75 km3/Myr（圖7d）。

圖7 模型4地層剖面、平面模型及相關(guān)沉積物通量變化特征（a）剖面D—D’地層疊置樣式；（b）Wheeler域剖面；（c）模擬區(qū)剝蝕/沉積厚度平面展布；（d）模擬區(qū)沉積物通量直方圖（5萬年為間隔）；分水嶺的形成實(shí)為模擬的邊界效應(yīng)所致Fig.7 Stratigraphic profile and planar model of model run 4 and variation of sediment flux(a) stratigraphic stacking pattern of profile D￣D’; (b) Wheeler diagram; (c) distribution of denudation and sedimentation; (d) histogram of sediment flux per 50 kyr. The formation of drainage divide is caused by the modeling boundary effect

3 討論

3.1 濱線遷移的指示意義

雖然掀斜作用對(duì)斷陷盆地緩坡帶湖平面變化的影響在先前相關(guān)研究中均有所涉及[8￣9]，但是本次基于簡化模型的模擬研究表明其變化特征比概念模式更為復(fù)雜。即使在相同構(gòu)造模型邊界條件下，仍然可能具有差異性的濱線遷移特征。模式1和模型3中相對(duì)湖平面呈上升趨勢，δA為正值。正常情況下，δA與δS差值也為正值（圖8a，c），表現(xiàn)為整體湖侵的特征（圖9a）。然而實(shí)際上δA與δS差值卻并不總是正值（圖8a，c），表明部分時(shí)期沉積濱線處新增沉積物沉積厚度大于新增可容空間的深度。在這種情況下（即δA-δS<0），即使相對(duì)湖平面不斷上升，但由于三角洲沉積速率相對(duì)較快，總可容空間也會(huì)不斷降低[22]，也會(huì)產(chǎn)生正常湖退的特征（圖9b）。

模型2、4整體呈相對(duì)湖平面下降的趨勢，因而造成強(qiáng)制湖退現(xiàn)象（圖9c），因此δA為負(fù)值。δA與δS差值基本均為負(fù)值，且δA與δS差值逐漸趨近于零（圖8b，d）。這與兩個(gè)模型濱線遷移速率降低密切相關(guān)，湖岸線開始趨于穩(wěn)定，δA逐漸趨近于零值。由此可見，在基于構(gòu)造模型B建立的模型2、4中，其濱線遷移軌跡主要受控于可容空間變化速率。

圖9 構(gòu)造掀斜作用下緩坡帶湖平面變化新模式（a，b）樞紐點(diǎn)位于湖平面之上；（c）樞紐點(diǎn)位于湖平面之下Fig.9 New schematic model of lake level fluctuation of the hanging￣wall dipslope driven by tectonic tilting(a, b) pivotal point above lake level; (c) pivotal point below the lake level

3.2 沉積物供給對(duì)地層建造的作用

與經(jīng)典被動(dòng)陸緣層序相比，掀斜型緩坡層序樣式的復(fù)雜性在于其濱線遷移軌跡與地層疊置樣式的不一致性。模型1、3的濱線遷移軌跡屬于向陸遷移型，但是地層地層疊置樣式并不以退積型為主導(dǎo)；模型2、4的濱線遷移軌跡屬于下降型，但其地層疊置樣式亦可發(fā)育加積型特征。由此表明，遷移軌跡分析方法對(duì)于其層序構(gòu)型的分析效果并不理想。這種濱線遷移和地層疊置樣式不一致性現(xiàn)象的存在與沉積物供給的主導(dǎo)作用密切相關(guān)。前人認(rèn)為掀斜作用會(huì)使緩坡帶坡度增大，增強(qiáng)了沉積物供給能力，并最終造成了整體湖侵趨勢下三角洲進(jìn)積現(xiàn)象[30]。斷塊翹傾旋轉(zhuǎn)作用使得蘇伊士灣海相斷陷盆地中新世碳酸鹽沉積向混積巖轉(zhuǎn)化，證實(shí)這種構(gòu)造作用具有增強(qiáng)陸源碎屑沉積物供給能力的作用[31]。

構(gòu)造掀斜作用并不一定造成沉積物供給能力的增強(qiáng)。本模型所設(shè)置的初始地貌為低地丘陵（最大地形高差僅為200 m），在高沉積物供給條件下，其地形高差和陡坡會(huì)迅速減小，源區(qū)逐漸呈夷平化地貌特征。該背景下掀斜作用所能增強(qiáng)的沉積物通量是極為有限的。模型1分析表明，在整體湖侵的背景下，源區(qū)的匯水面積不斷縮小，沉積物供給能力并不一定提高。與前人認(rèn)識(shí)不同的是，沉積物供給速率在初始0.4 Myr就可能達(dá)到峰值，有利于三角洲向盆地方向進(jìn)積，因而在初始階段就存在這種不一致性（圖4a，b）。隨著沉積物供給速率的降低，這種層序樣式與遷移軌跡的不一致性逐漸消失。在整體湖退趨勢下，模型2沉積物速率逐漸減少，使得后期三角洲沉積作用減弱，因而主要表現(xiàn)為加積樣式，而非進(jìn)積樣式（圖5a，b）。

在低沉積物供給條件下，源區(qū)風(fēng)化剝蝕速率較低，模型3、4的源區(qū)水系在2 Myr之后仍處于壯年期（圖6c、圖7c）。該背景下構(gòu)造掀斜作用則會(huì)進(jìn)一步增強(qiáng)研究區(qū)的總沉積物通量（圖6d、圖7d）。模型3的匯水面積不斷縮小，但沉積供給能力卻略微上升，表明掀斜作用貢獻(xiàn)程度相對(duì)更大。其地層疊置樣式卻并不整體表現(xiàn)為進(jìn)積特征，也證實(shí)沉積物供給速率增幅較為有限。在模型4中，在旋轉(zhuǎn)掀斜和強(qiáng)制湖退的共同作用下，沉積物供給能力快速增強(qiáng)，使得三角洲進(jìn)積速率增大，因而在研究區(qū)與沉積濱線的遷移軌跡保持一致性。

綜上所述，在兩種不同沉積物供給條件下，沉積物通量大小和變化特征均有很大差異，是造成地層疊置樣式和相關(guān)“體系域”類型差異的一個(gè)關(guān)鍵因素。

3.3 數(shù)值模擬結(jié)果相關(guān)啟示及實(shí)例應(yīng)用

本次正演模擬研究表明斷陷盆地層序具有復(fù)雜性和多樣性，并不是被動(dòng)陸緣層序的簡單套用。雖然通常認(rèn)為構(gòu)造掀斜作用直接影響可容空間的變化，但實(shí)質(zhì)上是其樞紐點(diǎn)與湖平面相對(duì)位置進(jìn)而決定了可容空間的增減。響應(yīng)于源區(qū)地貌的沉積物通量變化對(duì)地層垂向分布特征具有極為重要的控制作用，尤其是在沉積物供給主導(dǎo)情況下形成一系列與湖平面變化相悖的地層樣式（如相對(duì)湖平面上升背景下發(fā)育類“體系域”三分特征，見圖4；相對(duì)湖平面下降背景下出現(xiàn)地層超覆特征，見圖5）。因此針對(duì)這種掀斜型緩坡帶層序，簡單的體系域劃分實(shí)際上是較為困難的，需要結(jié)合地層疊置樣式和濱線遷移軌跡共同系統(tǒng)解釋。由于本模擬研究設(shè)置的初始地形僅為相對(duì)單一的低地丘陵，源區(qū)總剝蝕產(chǎn)物是相對(duì)有限的。因此，本模擬研究僅代表其中一種或幾種緩坡帶層序可能性的發(fā)育模式，對(duì)斷陷盆地內(nèi)部掀斜斷塊形成的局部物源體系（如凹陷內(nèi)的低凸起型物源體系）更有參考價(jià)值。通過多種地貌初始條件，進(jìn)一步細(xì)化構(gòu)造掀斜模型（甚至考慮反向掀斜、樞紐點(diǎn)遷移以及幕式構(gòu)造運(yùn)動(dòng)等多因素）及氣候模型（如季風(fēng)影響、雨影效應(yīng)、地形效應(yīng)等），能夠建立更完善、更具多樣性的緩坡帶層序，以發(fā)展和豐富斷陷湖盆層序地層學(xué)理論。

由于本研究所設(shè)定的絕對(duì)湖平面邊界條件十分理想，現(xiàn)實(shí)中很難找到實(shí)例進(jìn)行佐證[1]。地處高緯度的貝加爾湖在晚更新世以來可能符合類似的條件（圖10a，b）[32]，但其發(fā)育的高頻層序（相當(dāng)于六級(jí)層序）卻遠(yuǎn)低于本次正演模擬的研究精度。然而如果將構(gòu)造和沉積間隔細(xì)化到千年尺度，取得的精細(xì)模擬結(jié)果至少能夠反映樞紐點(diǎn)位置與相對(duì)湖平面變化的關(guān)系。前人研究表明，貝加爾湖自海洋同位素階段3期（MIS-3期）以來基本保持絕對(duì)湖平面長期穩(wěn)定的狀態(tài)（圖10c）[33￣34]。由于湖平面下降超過2 m就使其成為閉流湖盆，因此該時(shí)期氣候驅(qū)動(dòng)的湖平面下降持續(xù)時(shí)間并不長[35]。其緩坡帶Selenga三角洲發(fā)育區(qū)地震剖面所表現(xiàn)的地層疊置樣式及局部相對(duì)湖平面變化曲線表明該區(qū)域相對(duì)湖平面變化頻繁（圖10d）[36]?；谇叭搜芯砍晒@種整體后退型的濱線遷移軌跡表明研究區(qū)的相對(duì)湖平面自MIS-3期以來整體呈逐漸上升的趨勢（圖10e）。雖然氣候型層序觀點(diǎn)（氣候主導(dǎo)的相對(duì)湖平面變化）能夠解釋這種濱線遷移軌跡發(fā)育特征[36]，然而這種高緯度湖泊對(duì)于氣候變化的敏感度并不高，本質(zhì)上屬于構(gòu)造主控型湖盆[32]。在絕對(duì)湖平面恒定的條件下，貝加爾湖緩坡帶Selenga三角洲自MIS-3期以來發(fā)育的地震地層單元IIa、Ib及Ia的垂向疊置樣式可用掀斜型緩坡層序模式進(jìn)行成因解釋（圖10d）。前人地震地層學(xué)研究亦表明，Selenga三角洲發(fā)育區(qū)具有典型的構(gòu)造掀斜特征，并伴隨顯著的湖侵作用[32]?；诒敬握菽M的相關(guān)研究成果，其構(gòu)造掀斜樞紐點(diǎn)推測位于湖平面之上。地震地層單元Ib降積樣式的發(fā)育是海洋同位素階段2/3期（MIS-2/3）界限處全球氣候惡化所致[37]。該時(shí)期氣候變化造成貝加爾湖的湖平面在短期內(nèi)可能迅速下降數(shù)十米，并形成閉流湖盆[37￣38]。在構(gòu)造掀斜作用下，該緩坡帶的相對(duì)湖平面在新仙女木事件之后表現(xiàn)為持續(xù)上升的趨勢（圖10e）。

圖10 （a，b）貝加爾湖Selenga三角洲地理位置；（c）中—晚更新世以來貝加爾湖（相對(duì)及絕對(duì)）湖平面變化特征；（d）基于地震解釋成果的地層剖面E—E’；（e）貝加爾湖Selenga三角洲發(fā)育區(qū)NW區(qū)塊及SE區(qū)塊相對(duì)湖平面變化特征（修改自文獻(xiàn)[33,36]）R-P型：退積—進(jìn)積型疊置樣式；D-A型：降積—加積型疊置樣式Fig.10 (a, b) Location of Selenga delta in Lake Baikal; (c) (relative and absolute) lake level fluctuation of Lake Baikal since the Middle to Upper Pleistocene; (d) stratigraphic profile E￣E’ based on seismic interpretation; and (e) relative lake levels of NW and SE blocks of the Selenga delta in Lake Baikal (modified from references [33,36])R￣P = retrogradation-progradation stacking pattern; D￣A = degradation￣aggradation stacking pattern

4 結(jié)論

斷陷盆地緩坡帶的構(gòu)造掀斜作用使得源區(qū)隆升遭受風(fēng)化剝蝕，匯區(qū)沉降形成可容空間，直接影響了其地層發(fā)育樣式。通過解剖本次正演數(shù)值模擬所建立的4個(gè)定量層序地層模型，主要得出以下結(jié)論。

（1） 掀斜型緩坡層序具有復(fù)雜性，其相對(duì)湖平面變化與實(shí)際地層疊置樣式類型并不具有一致性，所發(fā)育的與傳統(tǒng)體系域類似地層單元并不能與實(shí)際沉積濱線的遷移軌跡匹配。

（2） 掀斜型緩坡的濱線遷移軌跡整體受控于沉積濱線處可容空間和沉積速率變化。樞紐點(diǎn)位于湖平面之上形成湖侵和正常湖退兩種類型，受可容空間和沉積物供給兩種因素共同影響；樞紐點(diǎn)位于湖平面之下形成強(qiáng)制湖退，僅受可容空間影響。

（3） 地層疊置樣式的發(fā)育與沉積物供給動(dòng)態(tài)變化、濱線遷移軌跡密切相關(guān)。沉積物供給直接響應(yīng)于源區(qū)地貌演化，因此基于“源—匯”系統(tǒng)的地層正演模擬對(duì)于探討不同地貌條件下掀斜型緩坡層序多樣性具有重要的應(yīng)用價(jià)值。

致謝 感謝美國雪城大學(xué)地球與環(huán)境科學(xué)系斷陷湖盆研究課題組“RhINO”（裂陷—?dú)夂颉乇硐嗷プ饔茫╉?xiàng)目對(duì)本文的啟發(fā)與幫助，感謝審稿人對(duì)文章提出的建設(shè)性意見！