深海碎屑巖層序地層學50 年（1970—2020）重要進展

龔承林，Ronald J. Steel，彭旸，王英民，李東偉

1.油氣資源與探測國家重點實驗室（中國石油大學（北京）），北京 102249 2.中國石油大學（北京）地球科學學院，北京 102249 3.Department of Geological Sciences，Jackson School of Geosciences，University of Texas，Austin，Texas 78712，USA

0 引言

層序地層學是指研究以不整合面或與之相對應的整合面為界的、重復的、有成因聯系的年代地層框架內的巖石關系為主要內容的一門學科[1]。它的誕生可以追溯到20 世紀60 年代，前美國地質學會主席Laurence L. Sloss 教授發表在GSA Bulletin第74 期的學術論文中首次使用了“層序”一詞；它被定義為“以不整合面或與之相對應的整合面為界的地層單元”[2]（圖1）。上個世紀70 年代，美國石油地質協會編輯出版了Seismic Stratigraphy:Application to Hydrocarbon Exploration一書[3-4]，它標志著地震地層學的誕生和層序地層學的奠基。上個世紀80 年代，美籍巴基斯坦裔地質學家Bilal U.Haq提出了第二代全球海平面變化曲線[5]，次年美國沉積地質學協會編輯出版了Sea?level changes:An integrated approach一書，認為層序的發育演化主要受控于如圖2 所示的全球海平面變化[6]；這標志著地震地層學正式發展演化為層序地層學。層序地層學與地震地層學的主要區別有二[1]：首先，層序地層學除了應用地震資料外，還綜合利用鉆測井資料、巖心、露頭和古生物資料；其次，層序地層學提出了準層序、準層序組、體系域和I 型以及II型層序的概念（圖1）。

層序地層學自提出以來，作為一種地學理論得到了地質學家的廣泛認可，產生了一系列重要學術成果；作為一種新的盆地分析方法，在地層格架對比、沉積礦產預測和古地理重建等方面得以廣泛推廣和應用，取得了巨大的經濟效益[1,7-16]。

本文無意就層序地層學作全面論述，僅聚焦在深海碎屑巖層序地層學這一領域，就該領域內的代表性研究成果和筆者的思考作簡要討論。

1 經典海相碎屑巖層序地層學（1970—2000）

層序地層學發展至今，在理論上形成了三分層序模式、四分層序模式、成因層序模式、海進—海退層序模式、自旋回層序模式和濱線遷移軌跡法（圖1）。這些層序理論和方法大多強調海平面或相對海平面下降能夠驅使河口向外陸架遷徙駐留，進而將河流所攜帶的粗碎屑顆粒搬運卸載到陸坡深水區。

圖1 深海碎屑巖層序地層學發展演化“時間軸”Fig.1 Timelines of the development and evolution of deep-marine siliciclastic sequence stratigraphy

1.1 三分層序模式

1.1.1 成果與認識

20 世紀70 年代，Exxon 公司為了提高大陸邊緣海相碎屑巖地層的探井成功率，通過二維地震數據研究發現可以利用地震反射接觸關系來預測烴源巖、儲集層和蓋層的發育展布，進而建立了地震地層學（I 型沉積層序）[3-4]。在此基礎上，Exxon 公司研究人員認識到如圖2 所示的海平面變化控制了粗碎屑顆粒向深水區的搬運與配給，提出了沉積層序（是一套相對整合的、以不整合面和與之可對比的整合面為界，成因上有聯系的地層單元）的概念和理論體系[4]。沉積層序主要有兩種模式（I 型和II 型沉積層序），其中I 型沉積層序適用于當海平面下降到陸架坡折之下的層序地層學研究，相應發育低位（LST）、海侵（TST）和高位（HST）三個體系域（圖3）[3-4,17]；而II型沉積層序適用于當海平面未能下降到陸架坡折之下的層序地層學研究，相應發育陸架邊緣（SMST）、海侵（TST）和高位（HST）三個體系域（圖3）[6,17-18]。

除了I型和II型沉積層序模式外，van Wagoneret al.[6,18]提出了將層序界面以及與之可對比的整合面CC**放置于強制海退結束（亦即海平面下降到最大點）所對應的界面處。這一整合面CC**的剖面地震反射特征如圖3b 所示，其被后續的四分層序模式所采納[19]。沉積層序模式強調：海平面下降（低位期）導致河口能夠與峽谷頭部相鄰或相接，形成通暢的河流—深水沉積物分散路徑，進而向盆地深水區搬運配給粗碎屑顆粒；而當海平面上升時，低位期通暢的河流—深水沉積物分散路徑會“切斷”，從而使得粗碎屑顆粒主要堆積在陸架淺水區、而陸坡深水區以泥質沉積為主（圖4a）[3-4,17]。

1.1.2 進步與挑戰

經典的三分層序模式被廣泛用于研究等時地層格架內河流—淺海—深水沉積特征的發育演化與相帶展布，進而可用于預測儲集層和蓋層的發育分布（圖4a）。三分層序模式在海相碎屑巖油氣勘探中（如西非和墨西哥灣等典型被動大陸邊緣）得到了廣泛證實，取得了巨大的經濟效益[20-21]。然而，三分沉積層序模式也頗具爭議，具體體現在如下三個方面。

其一，Exxon 沉積層序模式將如圖2 所示的全球海平面變化作為其“理論基石”，但由于存在局部的構造作用導致不同盆地間的海平面變化曲線無法跨盆地進行對比，因而全球性海平面變化曲線作為層序劃分對比標尺一直飽受詬病且頗具爭議[22-25]。

圖2 寒武紀以來全球海平面變化及其所對應的板塊演化和氣候演變（據van Wagoneret al.[6]修改）如圖所示的海平面變化是Exxon層序地層學理論的基石，也是其飽受詬病的根源Fig.2 Global sea-level changes since the Cambrian and their relations to the supercontinent cycles and climatic states(modified from van Wagoneret al.[6])The sea-level curve is the basis of the Exxon sequence stratigraphic model,and the root cause of debates on Exxon sequence stratigraphy

其二，Exxon沉積層序模式將海平面開始下降作為層序界面（圖3中的整合面CC*），這就造成在外陸架—陸坡深水區，層序界面常常表現為整合面、而非不整合面（圖4a）；進而給沉積層序的工業化應用帶來不必要的“困擾”[19]。

其三，沉積物供給的變化也可以形成不同的地層疊置樣式乃至是層序界面；但Exxon三分層序模式對沉積物供給沒有引起足夠重視[25-27]。

1.2 四分層序模式

1.2.1 成果與認識

Exxon三分層序模式在外陸架區的層序界面（圖3b 中的整合面CC*）常因表現為整一界面而難以識別，Huntet al.[19]在該層序模式的基礎上，提出了下降體系域（FST）的概念和四分層序模式。具體來說，下降體系域以強制海退開始所形成的界面為底、以強制海退結束所形成的界面為頂（圖3）；進而將一個層序進行四分為低位域（LST）、海侵域（TST）、高位域（HST）和下降體系域（FST）。相較于經典的三分沉積層序模式（圖4），四分層序模式所進行的“變革”有三。

第一，四分層序模式將層序界面從強制海退的開始推移至強制海退的結束（圖3）[19,25]。彼時，海平面下降到最低點、海退達到最劇，層序界面的不整合面規模也就相應達到最大；故更容易識別和對比（圖3，4b）。

第二，三分層序模式中的低位域（圖4a 中的LST）被劃分為兩個新的體系域，亦即如圖4b中的下降體系域（FST）和低位域（LST）。

第三，四分層序模式將深水區的層序界面放置于下降體系域期所形成的海底扇之上（圖4b）；而三分層序模式將深水區的層序界面放置于低位期所形成的海底扇之下（圖4a）。

利用四分層序模式和井—震結合的手段開展層序劃分對比的經典地質實例如圖5所示，在兩個三級層序（SQ13.8 和SQ14.8）的最大海泛面（MFS）所界定的地層序列里識別了如圖3所示的不整合面C**、整合面C*、MFS 和最大海退面（MRS）。“不整合面C**、整合面C*、MFS 和MRS”吻合經典Exxon 的沉積層序理論中所提出的地震反射終止關系（圖3b、圖5a）。以這些重要地質界面為界，將時間間隔為一個百萬年的中中新統（14.8~13.8 Ma）劃分為四個體系域（HST、FST、LST和TST）[28]。

圖3 （a）不同層序模式的體系域分類方案及其與基準面變化事件和深水沉積發育演化的成因關聯（LST = 低位域，TST = 海侵體系域，HST = 高位域，SMST = 陸架邊緣體系域，FST = 下降體系域，TST = 海進體系域和RST = 海退體系域）（據Catuneanuet al.[13]）；（b）來自墨西哥灣順物源方向的地震剖面示意了不同類型的層序單元及其所對應邊界的剖面地震反射特征（FR = 強制海退，LNR = 低位正常海退和T = 海侵）（據Catuneanuet al.[13]）Fig.3 (a) Classification frameworks of different sequence stratigraphic models and their relationships to basin-level changes and submarine fan development (LST = lowstand systems tract; TST = transgressive systems tract; HST = highstand systems tract; SMST = shelf-margin systems tract; FST = falling-stage systems tract; RST = regressive systems tract) (after Catuneanuet al.[13]); (b) Depositional dip-oriented seismic line from the Gulf of Mexico, illustrating different genetic types of sequence-stratigraphic elements and their cross-sectional seismic appearance (FR = forced regressive; LNR = lowstand normal regressive; T =transgressive) (after Catuneanuet al.[13])

1.2.2 進步與挑戰

四分層序模式將層序界面放置于海平面下降達到最大、海退達到最劇所形成的界面處，進而將一個層序劃分為四個體系域（FST、LST、TST 和HST）（圖4）[19,25]。四分層序模式首次將體系域分布與相對海平面變化相結合，認識到相對海平面（絕對海平面和構造）是控制層序形成的驅動機制。四分層序模式將體系域與特定的成因單元、基準面變化事件相聯系：下降體系域（FST）、低位體系域（LST）、海侵體系域（TST）和高位體系域（HST）分別與強制海退、低位正常海退、海侵以及高位正常海退相對應[13,29]。目前，四分層序模式已被國際學界和油氣工業界所認可，廣泛用于海相碎屑巖地層的層序研究和海底扇發育分布的預測中（Hunt&Tucker changed Exxon’s 3 systems tracts to 4, and they placed SB above FSST and not below. Most agreed.）（據Ronald J Steel教授的口頭交流）。

圖4 三分層序模式（a）與四分層序模式（b）對比圖（據Vailet al.[4], Posamentieret al.[17]以及Huntet al.[19]修改）Fig.4 Comparison between (a) Exxon three-tract sequence model, and (b) four-tract stratigraphic model(modified from Vailet al.[4], Posamentieret al.[17], Huntet al.[19])

1.3 成因層序模式

1.3.1 成果與認識

無論是三分層序模式亦或四分層序模式均嚴重依賴地震資料識別層序界面[3-4,17,19]。然而，在深水沉積環境中常常因缺少暴露剝蝕而不具有不整合識別標志，且當僅有鉆測井資料而缺少地震資料時；往往難以利用三分或四分層序模式開展層序劃分對比[30]。針對這一“瓶頸”，美國德州大學奧斯汀分校William E. Galloway 教授于1989 年提出了成因層序理論體系，它被定義為“是一套由相對整合的，彼此有成因聯系的地層組成的，頂底以最大洪泛面為界的地層單位”（圖3）[30]。成因層序將一套層序劃分為三個體系域：高位體系域、低位體系域（進一步細分為早期的低位扇和晚期的低位楔）和海侵體系域（圖3）[30]。相較于經典的三分和四分層序模式，成因層序模式所進行的“改良”有三。

首先，經典的Exxon沉積層序模式強調海平面變化是形成不同的沉積體系域的主控因素[4,6]；而成因層序模式沿用了Frazier[31]的觀點，強調一個沉積層序是“沉積物供給、構造升降和海平面變化”綜合作用的結果[30]。

其次，經典的三分和四分層序模式分別以強制海退開始和結束所形成的不整合面及其所對應的整合面為層序邊界[4,6]；而成因層序模式以最大洪泛面為層序邊界[30]。

最后，Exxon 沉積層序模式強調“快速的海平面下降到陸架坡折之下、造成峽谷水道的侵蝕下切和粗粒沉積物輸送”是形成海底扇的主要成因[3-4,17]。然而，成因層序模式認為海底扇是沉積物供給、盆地水動力條件、海底地貌和基準面綜合作用的結果，可以形成于一個層序的任何時期[30]。

1.3.2 進步與挑戰

成因層序模式和觀點得到人們的廣泛贊同，主要原因有三。

首先，最大海泛面代表相對廣泛的連續沉積面，其在測井響應特征上，常常表現為“高伽馬—低電阻的泥脖子”；在地震反射特征上，常常表現為“區域穩定、連續的強振幅反射”（典型剖面地震反射特征見圖5）。因而，最大洪泛面是最好的等時面，更加吻合年代地層對等時界面的要求；也更易區域追蹤對比[29]。

圖5 區域地震剖面（a）及其連井沉積相對比剖面（b）描繪了中中新世珠江口陸架邊緣—深水沉積體系四分層序構型及層序界面特征Fig.5 Deciphering the classification of a sequence into four systems tracts and properties of sequence stratigraphic boundaries(a)regional seismic line,and(b)corresponding stratigraphic correlation

其次，最大海泛面標志著海退與海侵的轉變，巖性上具有明顯的沉積響應特征；故而，易于在盆地范圍內進行區域識別對比[30]。

最后，成因層序強調海底扇可以形成于一個層序的任何時期、突出了事件沉積（沉積物重力流）的重要性，認為海底扇是沉積物供給、盆地水動力條件、海底地貌和基準面綜合響應[30]。因而，更加吻合真實地質情況。

1.4 兩分（海進－海退）層序模式

1.4.1 成果與認識

Exxon 沉積層序模式認為層序界面為淺水暴露剝蝕所形成的不整合面和與之可對比的深水整合面，故層序界面所對應的整合面在深水環境中常常因無明顯的巖性變化而難以識別[32]。針對這一難題，加拿大地調局Ashton F.Embry 博士在研究加拿大北極群島三疊紀海平面變化時，將“海進—海退”旋回的概念與層序格架的劃分對比結合起來[33]，并于1992年正式提出了海進—海退層序模式[34]。海進—海退層序模式以最大海退面（MRS）和最大海泛面（MFS）為界將層序劃分為海退體系域（RST）和海侵體系域（TST）（圖3）。

1.4.2 進步與挑戰

相較于Exxon沉積層序模式，海進—海退層序模式的進步有二。

第一，海進—海退層序模式不再強調全球性海平面變化對層序發育演化的控制作用，以最大海退面和最大海泛面為界將一套層序分為海進和海退兩個體系域，分別反映岸線向陸地和向盆地方向遷移時所形成的地層[34]。

第二，最大海退面和最大海泛面在地震、露頭及巖心上易于識別，從而更有利于進行層序界面的劃分對比[29]。

1.5 下降體系域兩分層序模式

1.5.1 成果與認識

中中新世珠江陸架邊緣—深水沉積體系DionisosFlow 正演模擬結果揭示，海平面下降速率“緩慢下降→快速下降”之間的突變處發育一地質界面；這一界面被定義為“下降體系域內部分界面”（圖6）。下降體系域內部分界面將下降體系域分割為“早期和晚期”兩個階段，分別對應海平面變化曲線上下降體系域期與同期平均海平面的交匯處（圖3a、圖5）。

DionisosFlow 正演模擬剖面和井—震結合的地質剖面上，下降體系域內部分界面之上海底扇開始大規模發育，是海底扇開始大規模發育的“啟動面”（圖6）。下降體系域內部分界面具有如下識別標志：1）是陸架坡折遷移軌跡的運動方式“平坦→低角度下降”之間的分界面（圖3b、圖5a）；2）是陸緣斜坡進積體的疊置樣式“進積—加積復合型→進積主導型”之間的轉換面（圖3b、圖5）；3）在陸架邊緣處發育頂超侵蝕型地震反射接觸關系，而在陸坡深水區可見下超沉積型地震反射接觸關系（圖3b、圖5a、圖6）；4）在測井曲線上，表現為典型的高伽馬“泥脖子”測井相特征（圖5b）。

圖6 （a）典型DionisosFlow 正演模擬剖面揭示的中中新世珠江陸架邊緣三角洲—海底扇的源—匯耦合；（b，b’）中中新世早期（13.99 Ma）和晚期（13.44 Ma）珠江陸架邊緣建造過程DionisosFlow 模擬結果；（c，c’）中中新世早期（13.99 Ma）和晚期（13.44 Ma）白云深水扇沉積建造過程DionisosFlow 模擬結果；值得注意的是，下降體系域內部分界面之上可見大規模形成發育的海底扇Fig.6 (a) Representative cross-sections of DionisosFlow forward numerical models illustrating cross-sectional appearance of middle Miocene Pearl River source-to-sink couplings of shelf-margin delta to deepwater fans; (b, b’) Results of DionisosFlow Pearl River modeling of shelf-margin deltas seen as early middle Miocene (13.99 Ma) and late middle Miocene (13.44 Ma); (c, c’) Dionisos-Flow Pearl River models of submarine fans seen as early middle Miocene (13.99 Ma) and late middle Miocene (13.44 Ma); Note that within-system tract surfaces are identified as erosional unconformities at their proximal reaches, but as correlative conformitiesat their distal reaches

1.5.2 進步與挑戰

從油氣勘探的角度來看，下降體系域內部分界面是強制海退期海底扇開始大規模發育的“啟動面”，界面之上有大規模的海底扇發育；故“以下降體系域內部分界面為界將下降體系域二分為早期和晚期”這一理念拓展了“尋找深水砂體的精度”（圖3，5，6）。這一理念使得從傳統的“下降體系域找砂”修正為更加精準的“下降體系域晚期找砂”（圖3，5，6）。因而，上述四個下降體系域內部分界面識別標志對于精準預測深水砂的發育位置具有重要的指導意義。然而，需要指出的是這一方法僅基于筆者的數值模擬結果，是否具有良好的工業化應用前景有待進一步深入研究。

1.6 自旋回層序模式

1.6.1 成果與認識

傳統的層序地層學觀點認為層序和體系域是各種地質變量（沉積物供給，海平面變化和構造沉降等）綜合作用的結果[4,6,17]。不論是Exxon 沉積層序模式亦或成因層序模式，均將A∕S 比值（可容空間與沉積物供給之比）概念和方法視為“理論基石”[35]。然而，通過模擬實驗發現：在其他地質條件不變的情況下，當相對海平面以穩定的速率上升時（A∕S 恒定），濱線坡折點將出現“先進積—后退積”的遷移軌跡[36]。由此可見，地層疊置樣式的變化并不一定需要如經典層序地層理論所假設的那樣出現正弦曲線式的基準面旋回變化[36]。在此基礎上，日本長崎大學Tetsuji Muto教授提出了A∕S比值的概念，建立了自旋回層序模式[36-38]；它是指“在相對穩定的外部環境下，受自身因素的變化而形成的層序堆積”，具有局部性、突發性和偶然性的特點。

1.6.2 進步與挑戰

自旋回層序模式是經典海相碎屑巖層序地層學理論的重要補充和組成部分[36-38]，但在海相碎屑巖層序研究分析過程中，地層的級別越高、自旋回現象也就愈明顯[12]。自旋回能夠改變或疊加部分異旋回沉積的特征，這些都將導致在海相碎屑巖層序研究過程中，甄別自旋回的過程響應難度巨大。自旋回局部性、突發性和偶然性的特點，使得高精度海相碎屑巖層序地層對比異常困難。在實際層序地層分析中，加強區域關鍵層序界面厘定和約束，從沉積成因聯系角度剖析沉積物序列中自旋回信號是識別深水層序內部自旋回沉積較為行之有效的方法手段[12]。

1.7 濱線遷移軌跡

1.7.1 成果與認識

前已述及，經典的沉積層序模式將如圖2所示的全球海平面變化曲線作為其“理論基石”，且基于大量假設（如沉積物供給速率不變，正弦式的海平面變化曲線，短期均一樞紐式構造沉降等）[3-4,17]。為了解決這些“頑疾”，Helland-Hansenet al.[39]提出了濱線遷移軌跡的概念和方法，它是指“位于陸地與海水分界區的濱線隨時間沿物源方向連續變化而形成的運動路徑”。濱線遷移軌跡體現了沉積物供給、海平面變化、構造升降和古地貌背景的綜合效應。依據濱線的運動學特征（向上、向下、向前與向后），Helland-Hansenet al.[39]識別了三大類濱線遷移軌跡：下降強制海退型（圖7a）、上升正常海退型（圖7b）和退積海侵型（圖7c）；其中，下降強制海退型和退積海侵型依據有無沉積物發生堆積，又可劃分為沉積型和過路型兩個亞類（圖7）。張曼莉等[40]指出濱線軌跡向盆遷移且伴隨垂向加積、濱線下降式向盆遷移且缺少加積和濱線軌跡向陸遷移分別與正常水退沉積、強制性水退沉積和水進沉積相對應。張昕等[41]揭示了珠江口盆地北部珠江組—韓江組濱線遷移軌跡與陸架三角洲發育演化之間的成因關聯，認為：珠江組早期伴隨著陸架邊緣三角洲自外陸架向陸一側退積、發育演化為內陸架三角洲，相應形成退積海侵型濱線遷移軌跡；珠江組晚期—韓江組早期內陸架三角洲自內陸架向海推進、逐漸演化為外陸架三角洲體系，相應發育下降強制海退型濱線遷移軌跡；韓江組晚期外陸架三角洲體系再次向陸一側后退至內陸架區、發育演化為內陸架三角洲，相應形成退積海侵型濱線遷移軌跡。

圖7 （左圖）三種主要類型的濱線遷移軌跡剖面示意圖；（右圖）不同類型地層疊置樣式所對應的濱線遷移軌跡（引自Helland-Hansenet al.[39]）Fig.7 (Left) Schematics of different classes of shoreline trajectories marked by solid black lines; (Right) Schematics of stratalstacking patterns exhibiting different shoreline trajectory regimes(after Helland-Hansenet al.[39])

1.7.2 進步與挑戰

濱線遷移軌跡分析方法被認為是一種新的層序地層學研究手段，其將基于大量假設的傳統層序地層學“主觀”方法替換為基于濱線軌跡運動學（路徑和方向）來預測古環境變化和巖性分布特征的“客觀”手段（圖7）[39,41]。利用濱線遷移軌跡分析的理論方法可以用來更加客觀地建立濱線遷移與三角洲及其所對應的沉積體系發育演化之間的成因關聯，進而反演基準面（沉積物供給、海平面變化和構造升降）的演變歷史，分析研究區有利儲層的發育展布。值得注意的是，濱線遷移軌跡分析方法成敗與否的關鍵在于精準厘定各沉積單位內濱線坡折點的展布位置，Hampsonet al.[42]提出可以用濱岸沉積相帶轉換點或侵蝕面來識別濱線坡折點的方法。

2 陸架邊緣層序地層學研究（2000—2010）

外陸架至深水上陸坡的陸架邊緣（Shelf margin）一直是層序地層學研究的重要“目標區”（圖8），美國德州大學奧斯汀分校Ronald J Steel 教授領銜的課題組在挪威Spitsbergen陸緣（圖9）、美國Washakie盆地（圖10）以及其他大陸邊緣開展了大量卓有成效的陸架邊緣層序地層學研究，提出了陸架坡折遷移軌跡（Shelf-edge trajectories）、陸架邊緣斜坡進積體（Shelfmargin clinoforms）、高位海底扇（Highstand fans）和陸架邊緣三角洲—海底扇洲扇源—匯耦合等概念，建立了高供給驅動層序地層學模式和陸架坡折遷移軌跡分析方法體系等。

圖8 （a）物源區—淺水和外陸架—深水兩個次級源—匯系統的構成要素；（b~d）從外陸架—深水的區域地震剖面示意了深水源—匯系統主要沉積單元（陸架邊緣三角洲、陸坡水道和海底扇）的剖面地震反射特征Fig.8 (a) Schematic of components of source area to shallow water S2S, and outer shelf to deepwater S2S systems;and (b~d) regional seismic line showing cross-sectional seismic appearance of depositional elements of outer shelf-to-deepwater S2Ssystems (i.e., shelf-margin deltas, slope channels, and submarine fans)

2.1 Spitsbergen陸架邊緣層序地層研究

2.1.1 成果與認識

Ronald J Steel 教授及其課題組從上世紀90年代末至今對挪威Spitsbergen 陸緣早始新世van Kenlenfjorden 露頭剖面開展了大量陸架邊緣層序地層學研究[35,43-47]（圖9）。該露頭剖面共發育20個陸架邊緣斜坡進積體，它們單個高約300~400 m，之間以海相頁巖（最大洪泛面）分割開來（圖9）。這些陸架邊緣斜坡進積體與圖8b所示的珠江陸架邊緣斜坡進積體的形態特征和構成樣式具有區域可對比性，均可見經典的“平坦的陸架—陡峻的陸坡—平緩的盆底”三分地貌單元。

早始新世van Kenlenfjorden 露頭剖面上清晰可辨20個陸架邊緣斜坡進積體及其它們所伴生的上升型和平坦—低角度下降型兩類陸架坡折遷移軌跡[35,46-47]。其中上升型陸架坡折遷移軌跡以斜坡進積體3-7，13 和15-17 最為典型，它們的前方發育富砂的海底扇；平坦—低角度型陸架坡折遷移軌跡以斜坡進積體1-2，8-12 和14 為主，它們的前方也可見富砂的海底扇（圖9a）[35,45-47]。平坦—低角度下降型陸架坡折遷移軌跡前方發育海底扇的典型實例來自Hyrnestabben露頭處的斜坡進積體14，其前方可見側向延伸達10余公里的海底扇（圖9）[40,44,46-47]。

圖9 （上圖）來自挪威Spitsbergen 盆地的野外露頭素描剖面描繪了20 個陸架邊緣斜坡進積體的坡折遷移軌跡和沉積構成情況；（下圖）區域露頭剖面示意了Spitsbergen 陸架邊緣斜坡進積體14 及其所對應的陸架邊緣三角洲—海底扇的成因關聯（圖件由美國德克薩斯大學奧斯汀分校Ronald J Steel 教授提供）Fig.9 (Top) Outcrop section showing stratigraphic architecture and evolution of shelf-edge growth of the Early Eocene transect(30 km) across part of the Spitsbergen Basin; and (down) regional outcrop section along the depositional dip illustrating internal architectures and regional correlations of Spitsbergen clinoform 14 and its associated shelf-margin delta to submarine fan systems(image courtesy of Ronald J Steel, Univ. Texas, Austin)

2.1.2 進步與挑戰

前已述及，經典海相碎屑巖層序地層學理論得到了學術界和工業界的廣泛認可，但其概念方法和理論模式主要基于地震和鉆測井資料，未得到區域橫向可對比露頭資料的佐證[44]。 來自挪威Spitsbergen 陸架邊緣的層序地層學研究證實了由平坦—低角度下降型陸架坡折遷移軌跡所代言的“相對海平面下降”沉積期，海底扇大規模發育存在[35,43-44,46-47]。故而，Spitsbergen 陸架邊緣層序地層研究首次證實了Exxon 海相碎屑巖層序地層學理論的正確性（Spitsbergen expeditions in late 90s were first to demonstrate Exxon model in outcrops. Exxon liked it.）（據Ronald J Steel教授的口頭交流）。

2.2 Washakie高供給驅動層序模式

2.2.1 成果與認識

Carvajaet al.[48]通過美國懷俄明南部Washakie盆地區域密集的連井層序對比發現晚白堊紀Lewis-Fox Hills 陸架坡折平均加積速率達267 m∕My，平均進積速率達47.8 km∕My，為一典型的高速沉積物供給的陸架邊緣（圖10）。Lewis-Fox Hills 陸架邊緣發育上升型和平緩—下降型兩種陸架坡折遷移軌跡，除了經典層序地層學理論所預測的平坦—低角度下降型陸架坡折（相對海平面下降）前方發育海底扇之外（圖10中的紅色陸架坡折點），上升型陸架坡折（相對海平面上升）前方亦可見海底扇的發育存在（圖10中的藍色陸架坡折點）。

圖10 晚白堊紀Washakie 陸架邊緣區域連井剖面示意了上升型（C1 到C6）和下降型（C7 到C10）陸架坡折遷移軌跡及其所對應的淺水陸架—深水陸坡沉積體系（圖件由Ronald J Steel 教授提供）Fig.10 Regional well-log correlation lines across Upper Cretaceous Washakie shelf margin illustrating the development of rising and falling shelf-edge trajectories and their corresponding shallow-water shelf to deepwater slope depositional systems(image courtesy of Ronald J Steel, Univ. Texas, Austin)

上升型陸架坡折（圖10中的藍色陸架坡折點）前方形成發育的海底扇往往發育在最大海泛面而非層序界面之上，故為高位體系域時期形成發育的海底扇（高位海底扇）（圖10）[48]。這表明，高速沉積物供給能夠抑制相對海平面上升，使得即使在海平面上升的高位期（由上升型陸架遷移坡折所“代言”），三角洲亦可能越過中等寬度的Lance-Fox Hills-Lewis陸架、遷徙并駐留在外陸架，繼而向深水中分散輸運粗碎屑顆粒，形成高位海底扇（圖10）[48]。

2.2.2 進步與挑戰

如經典的層序地層學理論所預測的那樣，現代[49]和古代的研究實例[17,19,45]均表明海底扇一般形成發育在相對海平面下降的下降體系域和低位體系域（可容空間驅動層序模式）。Ronald J Steel教授課題組在美國懷俄明南部Washakie 盆地晚白堊紀Lewis-Fox Hills 陸架邊緣層序研究首次證實：海底扇可以在海平面上升的沉積時期形成，而并不一定需要海平面下降（First evidence that fans can also form with rising sea level and do not need falling sea level）（據Ronald J Steel 教授的口頭交流）。Washakie 陸架邊緣層序研究使得人們在層序研究時更加關注沉積物供給變化[27,50-51]，從而更改了僅關注可容空間變化的Exxon層序研究理念（This new idea put weight on supply changes, thus eroding the accommodation dominated Exxon model）（據Ronald J Steel教授的口頭交流）。

2.3 窄陸架驅動層序模式

2.3.1 成果與認識

當陸架較窄（≤20~50 km）時，粗碎屑顆粒向深水中的搬運分散受相對海平面變化的調控作用不甚明顯；換言之，窄陸架的背景條件下，粗碎屑顆粒可以在海平面變化的任何時刻被搬運分散到陸坡深水區。窄陸架形成的背景條件主要包括，活動陸緣（例如加州外海）、湖盆（如匈牙利的Pannon 湖盆和羅馬尼亞的Dacian 湖盆）以及小型前陸盆地（如Spitsbergen 陸緣和Sakhalin 盆地）[46]。窄陸架驅動的層序模式的典型范例有：南加州活動陸緣的Santa Ana和SantaClara沉積體系[52]，智利活動陸緣[53]和菲律賓外海的Malaylay 峽谷等[54]。早始新世Spitsbergen陸緣的陸架寬約20 km，也為一典型的窄陸架溫室陸架邊緣（圖9），其上升型陸架坡折遷移軌跡（如斜坡進積體13）的前方發育海底扇（圖9a）。由此可見，窄陸架的深水陸緣上三角洲在相對海平面上升的高位期也能越過陸架坡折向深水中卸載分散粗碎屑顆粒形成海底扇（與經典海相碎屑巖層序地層學理論“相左”）。

2.3.2 進步與挑戰

經典可容空間驅動的層序地層學認為河流所攜帶輸運的粗碎屑顆粒在相對海平面下降的低位期才能夠“遷徙駐留”在外陸架，進而向深水中卸載分散粗碎屑顆粒形成海底扇[13]。然而，“窄陸架”這一特殊的地質背景條件可以打破傳統層序地層學理論的“束縛”，使得在相對海平面變化的任何時刻粗碎屑顆粒（沙—粉沙）都可以被輸運卸載在陸坡深水區；這一認知有助于更好地認知沉積物向深水中的搬運分散過程[21]。

2.4 峽谷頭部與河口相鄰驅動層序模式

2.4.1 成果與認識

當深水峽谷水道頭部與河口相接或相鄰時（≤5~40 km）時，河流所輸運的粗碎屑顆粒（粉砂）在相對海平面變化的任何時刻都可以向深水區搬運堆積（亦與經典海相碎屑巖層序地層學“相左”）[21]。峽谷水道頭部和河口相接（≤5 km）的地質實例有：剛果峽谷（圖11a），我國臺灣高屏峽谷，加州外海Monterey峽谷和法國外海Var 峽谷等[21]。峽谷水道頭部和河口相鄰（≤40 km）的地質實例有：Swatch of No Ground峽谷和Indus 峽谷等[21]。25 個全球“峽谷頭部與河口的距離（Di）與峽谷內全新世沉積物巖性”對比柱狀圖顯示：當“Di≤1 km”時，礫石級沉積顆粒會經由峽谷被搬運到深水區；當“1 km≤Di≤5 km”時，沙質沉積顆粒會經由峽谷被搬運到深水區；當“Di≤40 km”時，粉沙—黏土質沉積物會被峽谷頭部俘獲、進而被輸運到深水盆地；而當“Di≥40 km”時，則鮮有碎屑沉積顆粒被峽谷頭部捕獲（圖11c）。

圖11 （a）峽谷頭部和河口相接（≤5 km）的典型地質實例；（b）峽谷頭部和河口相鄰（≤40 km）的典型地質實例；（c）全球25 個峽谷頭部與河口的距離與峽谷內全新世沉積物巖性對比柱狀圖Fig.11 Examples of the closeness of shoreline to the canyon head: (a) ≤5 km; and (b) ≤40 km. (c) Histograms for distance ofcanyon head to shoreline vs. dominant lithology of Holocene sediments in the canyon

2.4.2 進步與挑戰

如同“窄陸架”驅動層序模式一般，“峽谷頭部與河口相鄰”導致在相對海平面變化的任何時刻粗碎屑顆粒（沙—粉沙）都可以被搬運卸載到陸坡深水區形成海底扇[21]。“峽谷頭部與河口相接或相鄰”這一特殊的地質條件可以打破傳統層序地層學理論模式的“桎梏”，有助于更好地認知粗碎屑顆粒向深水區搬運分散的過程響應[21]。

2.5 陸架邊緣三角洲—海底扇源—匯系統

2.5.1 成果與認識

以外陸架為界可以將由陸到洋的源—匯系統劃分為“物源區—內陸架”和“外陸架—深水盆地”兩個次一級源—匯系統（圖8a）[55]。物源區—內陸架源—匯系統主要由剝蝕區、沖積—濱海平原及淺海內陸架等地貌單元組成，而外陸架—深水盆地源—匯系統主要由發育在外陸架上的陸架邊緣三角洲和形成于深水盆地的海底扇組成，故而又被稱之為陸架邊緣三角洲—海底扇源—匯系統（簡稱為洲扇源—匯系統）（圖8）[55]。譬如，我國南海北部陸緣漸新世珠海組、早中新世珠江組和中新世韓江組沉積期海退造成古珠江推進至陸架邊緣形成陸架邊緣三角洲，其前方發育大型海底扇（低位斜坡扇）；形成一個完整的陸架邊緣三角洲—海底扇源—匯系統[40,56-58]。珠江口盆地白云凹陷東部漸新世和中新世的油氣勘探實踐證實陸架邊緣三角洲是陸架坡折前方深水重力流的“轉運站”；所形成的陸架邊緣三角洲—海底扇沉積體系發育形成大量巖性圈閉和巖性—構造復合圈閉，形成白云凹陷南到荔灣凹陷漸新世珠海組和白云北坡中新世珠江組—韓江組兩個陸架坡折帶到陸坡區油氣聚集帶[58-61]。值得注意的是洲扇源—匯系統主要形成發育在三角洲給養的深水陸緣（Deltafed margin），而在河流給養的深水陸緣（River-fed margin）上則鮮有報道[62]。

Gonget al.[63]利用數值模擬和地質實例分析相結合的手段，研究揭示了三種洲扇源—匯耦合方式：1）有洲無扇，發育內陸架或中陸架三角洲，但是陸坡深水區不發育海底扇；2）有洲有扇，發育陸架邊緣三角洲，且其前方發育海底扇；3）海底扇靠近物源一側的外陸架無陸架邊緣三角洲，但陸坡深水區發育海底扇。形成有洲無扇的洲扇源—匯耦合的地質條件有二：缺“源”，換言之海平面上升（海侵或高位）或低速沉積物供給使得河口無法到達外陸架形成陸架邊緣三角洲；少“渠”，亦即發育陸架邊緣三角洲，但其前方無沉積物輸運通道。形成無洲有扇的洲扇源—匯耦合的地質背景成因有一：沉積物被洋流或波浪側向搬運到峽谷水道的頭部，繼而被捕獲向深水中搬運分散。形成有洲無扇的洲扇源—匯耦合的地質條件有二：陸架邊緣三角洲越過陸架坡折和水道相連或者深水水道切割陸架坡折與陸架邊緣三角洲相接[63]。

2.5.2 進步與挑戰

毋庸多言，源—匯系統研究是當前國際地球科學領域內一個頗為關注的重要命題（圖6a）[64-69]。在國際上，源—匯系統研究是眾多重大地球科學研究計劃（如大陸邊緣科學計劃）的核心科學問題；在國內，“源—匯系統：從造山帶到邊緣海盆地”是中國沉積學未來10 年的4 大戰略發展方向之一。然而，對于層序地層學來說，研究資料主要來自匯水盆地，物源區常因地質過程太過復雜且常常缺少資料而難以開展物源區的演化恢復和定量分析。這使得源—匯系統這一學科前沿難以直接被運用到深水砂體的預測研究中來，這一“困境”被稱之為“源—匯系統工業化應用難題”。“陸架邊緣三角洲—海底扇源—匯系統”概念的提出使得人們可以通過恢復供源三角洲的地質背景條件來反演研究沉積物由洲到扇搬運分散的過程響應，為源—匯系統工業化應用難題的破解提供了新的思路與見解（圖6a）。

2.6 陸架邊緣的氣候—水動力—粒度驅動層序模式

2.6.1 成果與認識

在陸架邊緣三角洲—海底扇源—匯系統理念的指導下，Gonget al.[46]利用來自全球24 個大陸邊緣的127個陸架邊緣斜坡進積體數據庫研究揭示：陸緣沉積物供給可以被劃分為高（Ra＞150 m∕My,Rp＞10 km∕My,Fc＞5 km2）和 低（Ra＜150 m∕My,Rp＜10 km∕My,Fc＜5 km2）兩種情況；陸緣可容空間（Shelf-margin accommodation）可以區分為高（4°＜Tse）中（1°＜Tse＜4°）和低（Tse＜1°）三種；而沉積期的氣候條件可以劃分為如圖2所示的冰室氣候和溫室氣候兩種類型。其中，Ra為陸架坡折加積速率，Rp為陸架坡折進積速率，Fc為剖面凈沉積物供給量（Cross-sectional net sediment flux）；這三個參數的具體計算公式詳見Gonget al.[46]。“陸緣供給—可容空間—氣候條件”三者之間的耦合可以形成4 種類型的溫室陸架邊緣和6 種類型的冰室陸架邊緣[46]。研究表明除了前已述及的可容空間和沉積物供給驅動的層序模式外，粗粒沉積向深水中搬運分散還受到了氣候類型的“左右”：在溫室陸緣上，低頻低幅的海平面變化導致粗粒沉積向深水中搬運主要受沉積物供給主導（與經典的層序地層學理論相悖）；而在冰室陸緣上，高頻高幅海平面變化所誘發的沉積物供給是粗粒沉積向深水中搬運的“幕后導演”（與經典的層序地層學理論相符）[46]。

除了氣候參與主導粗碎屑顆粒向陸坡深水區搬運配分之外，研究發現陸架邊緣的粒度和水動力條件也會主導深水砂體的輸運和分散[47]。在Gonget al.[47]所建立的發育平坦—低角度下降型陸架坡折遷移軌跡的陸架邊緣數據庫中，24 個富砂陸架邊緣三角洲（以“出現富砂的三角洲內前緣（Upper delta fronts）”為遴選標準）的前方發育海底扇（與經典的層序地層學理論相符）；而18 個富泥陸架邊緣三角洲（以“出現富泥的三角洲內前緣”為甄別標準）的前方不發育海底扇（與經典的層序地層學理論相左）。此外，富砂的海底扇主要形成發育在18 個河控和6 個浪控的陸架邊緣水動力條件下；而潮控陸架邊緣三角洲前方一般不發育出現富砂海底扇。由此可知，“沉積物供給的粒度和陸架邊緣的水動力條件”亦可主導粗碎屑顆粒向深水中搬運分散形成海底扇：只有富砂的陸架邊緣沉積物供給以及河控或浪控的陸架邊緣水動力背景條件，相對海平面下降才會孕育富砂的海底扇[47]。

2.6.2 進步與挑戰

陸架邊緣的氣候—水動力—粒度驅動的層序地層學模式“警醒”人們：在尋找深水海底扇儲層時，除了關注尋找相對海平面下降和高速沉積物供給標識之外；還應考慮陸架邊緣的背景氣候條件（溫室與冰室）、沉積物供給粒度特征（出現富砂的三角洲內前緣）和外陸架的水動力條件（河控、浪控或潮控）[46-47]。Paumardet al.[70]亦支持并擁護這一論述，認為陸架邊緣沉積物供給粒度和水動力條件對粗碎屑顆粒向深水中的搬運分散具有顯著的調控作用。

2.7 陸架邊緣洲扇源—匯同步與坡折遷移軌跡對

2.7.1 成果與認識

前已述及的地質背景條件（如高速供給、暖室氣候、窄陸架、峽谷頭部與河口相接或相鄰）使陸緣碎屑沉積物向深水中搬運卸載可以發生在相對海平面變化的任何時刻（海平面上升效應被抑制），能夠孕育“陸架邊緣三角洲與海底扇共進退的聯動關系”；這一關系被稱之為“洲扇源—匯同步”。Kooet al.[71]在美國懷俄明州Washakie盆地的研究中首次注意到深水朵葉的疊置樣式和陸架坡折運動方式具有良好的關聯性。此外，如圖8b~d 所示的珠江陸架邊緣三角洲—海底扇源—匯系統中：平緩—低角度上升型陸架坡折遷移軌跡的前方發育進積特征明顯的海底扇，而高角度上升型陸架坡折遷移軌跡的前方可見退積特征顯著的海底扇。這些實例均展示了良好的陸架邊緣三角洲和海底扇“源—匯共進退”的同步格局，是同步源—匯的經典地質范例。

隨著研究的深入，Gonget al.[72-73]以及Pellegriniet al.[74]在海盆（我國南海瓊東南盆地）和湖盆（匈牙利Pannonian 湖盆）中識別了成對出現的坡折遷移軌跡，將其命名陸架坡折遷移軌跡對（Shelf-edge pairs）（圖12a、圖13）。這些陸架坡折遷移軌跡對早期發育上升型陸架坡折遷移軌跡，而晚期發育平坦—低角度下降型陸架坡折遷移軌跡（圖12a、圖13）。上升—下降陸架坡折遷移軌跡對亦出現在亞得里亞海末次盛冰期以來的地層中（圖12b）。在海盆中（南海瓊東南盆地和亞得里亞海），上升型坡折遷移軌跡的前方出現塊狀搬運沉積（滑塌）、不發育底積層；而下降型陸架坡折遷移軌跡的前方出現深水水道∕海底扇、發育橫向連續分布的底積層（圖12b、圖13）。

圖13 上升—下降陸架坡折遷移軌跡對及其與基準面變化、可容空間變化、陸緣斜坡進積體和深水沉積樣式之間的成因關聯（引自Gonget al.[73]）Fig.13 Rising-then-falling shelf-edge pairs and their genetic relationships to base-level changes, shelf accumulation changes,stacking patterns of clinothem sets, and patterns of deepwater sedimentation (after Gonget al.[73])

與海盆坡折遷移軌跡對輸砂模式截然不同的是，在湖盆中（匈牙利Pannon湖盆），上升型坡折遷移軌跡（圖12a中綠點）的前方出現湖底扇、發育橫向穩定分布的底積層；而平緩—低角度下降型陸架坡折遷移軌跡（圖12a 中紅點）的前方底積層不發育。這表明在湖盆中，沉積物向深湖中搬運分散可能主要是氣候驅動。具體來說，在湖盆坡折上升的潤濕氣候期，河流作用能力強、沉積物供給量大、異重流更為發育，從而導致高速的沉積物供給能夠抑制湖平面的上升（由上升型陸架坡折遷移軌跡“代言”）而被搬運到湖盆深水區；而在湖盆坡折下降的干冷氣候期，河流作用能力弱、沉積物供給量小、異重流不發育，從而導致即使在湖平面下降時（由平坦—低角度下降型陸架坡折遷移軌跡“代言”）向深湖中搬運配分的陸緣碎屑顆粒也相對“匱乏”[72]。

2.7.2 進步與挑戰

上述關于“陸架邊緣洲扇源—匯同步與坡折遷移軌跡對”的相關研究揭示了砂體向深海和深湖搬運機制的差異，有助于更好地理解并運用層序地層學方法理論來預測海盆和湖盆中粗粒堆積體的發育分布[72-73]。然而需要指出的是，基準面下降輸砂仍然是湖盆中進行砂體分布預測最重要的理論依據。“何種原因導致粗粒沉積物向深湖半深湖搬運分散在某些情況下發生在基準面下降時期，而在一些地質條件下發生在基準面上升期”仍值得進一步研究和探索（圖12a）。此外，“沉積物供給量、外陸架可容空間和海平面變化是如何造就孕育陸緣三角洲—海底扇共進退的格局”也亟待進一步深入研究。

3 海相碎屑巖層序地層學標準化（2010—2020）

以加拿大阿爾伯塔大學Octavian Catuneanu 教授以及其他27 位著名學者在Earth?Science Reviews第92 期發表“Towards the standardization of sequence stratigraphy”一文為標志，人們對海相碎屑巖層序地層學的研究從2010 年至今步入了“標準化”階段[13,29,75]。基于坡折運動軌跡的陸架坡折遷移軌跡法和基于地層疊置樣式的可容空間序列法是兩種開展層序地層學標準化研究較為行之有效的方法手段。

3.1 層序地層學標準化

3.1.1 成果與認識

如前所述，層序地層學從20世紀70年代發展至今，發展孕育了多種“門派”，呈“百花齊放百家爭鳴”之勢（圖1，3）。同一套地層，不同的研究人員可能得到不同的層序對比方案；即便是相同地質人員采用不同層序方案，對同一套地層也會有不同的劃分方案和命名結果。因而，層序地層學理論在國內有“被妖魔化”之勢，大多數情況下為了界面統一常將不同級別的層序與地層單元（如群、組、段）“劃等號”。此外，層序地層學理論常常基于許多無法準確度量的“看不見摸不著”的假設（如可容空間上升、基準面變化和相對海平面變化等）。在這樣的大背景下，Catuneanuet al.[13]和Catuneanu[76]提出了層序地層學標準化的理念和不依賴模式的層序地層學（Modelindependent sequence stratigraphy）的思潮。它將層序研究回歸層序地層學的核心要領—“界面性與旋回性”。其強調在開展層序研究時可以利用不同的方法手段（如坡折遷移軌跡、地震反射終止關系等）識別不同級別、具有區分沉積旋回功能的“物理界面”（界面性）。在此基礎上，研究不同界面所分割、具有相同地層疊置樣式單期旋回內（旋回性）的巖石關系。

3.1.2 進步與挑戰

值得注意的是，層序地層學標準化僅是一種層序研究“哲學”，其強調在層序的研究中需要著重把握地層的界面性和旋回性；其大多數情況下還是沿用了Exxon的層序理論方法，并非是一種新的層序地層學理論（Catuneanu got a big group of people to agree to a compromise sequence stratigraphy model,but it was more or less the Exxon model）（據Ronald J Steel 教授的口頭交流）。如同其他任何一種層序模式一樣，“層序地層學標準化的理念”目前也頗具爭議，主要的非議有三。

第一，Helland-Hansen[77]認為層序地層學尚處在不斷發展中，尚未成熟到可以標準化的階段；不應過早“冰封”。

第二，Burgess[26]認為在Octavian Catuneanu 編著的Principles of Sequence Stratigraphy一書中“沉積物供給”僅被提及264 次，但“可容空間”反復被累計提及達554次；而在Exxon研究人員最新層序研究成果中（詳見Nealet al.[78]），“沉積物供給”僅被提及2 次，但“可容空間”反復被累計提及達37 次。由此可見，層序地層學標準化的理念對沉積物供給仍未引起足夠重視。

第三，層序地層學標準化理念過多強調旋回性、對垂直物源的3D 空間層序結構和樣式的多變性和差異性未能引起足夠重視[26,77]。

3.2 陸架坡折遷移軌跡法

3.2.1 成果與認識

Steelet al.[35]最早提出了陸架坡折遷移軌跡（Shelf-edge trajectory）的概念，它是指“位于淺水陸架與深水陸坡分界區的陸架坡折隨時間沿物源方向連續變化而形成的遷移路徑”。陸架坡折是波浪等牽引流作用主導的陸架區（頂積層）和重力流作用主導的陸坡區（前積層）之間的分割點[35,79-82]。前人研究識別了三種主要的陸架坡折遷移軌跡，亦即平坦—低角度下降型，低角度上升型和高角度上升型（圖14）[80-81]。

前人研究表明：陸架坡折遷移軌跡體現了沉積物供給、海平面變化、構造升降和古地貌背景的綜合響應[79-82]。具體來說，平坦—低角度下降型陸架坡折遷移軌跡指示了相對海平面（基準面）的下降（圖14a，a’），低角度上升型陸架坡折遷移軌跡代言了相對海平面（基準面）的緩慢上升（圖14b，b’），而高角度上升型陸架坡折遷移軌跡指示了相對海平面（基準面）的快速上升（圖14b，b’）。由此可見，陸架坡折遷移軌跡與相對海平面變化具有良好的對應關系。

在三分層序模式下，以復合型與小角度上升型坡折遷移軌跡之間的分界面為層序界面，陸架坡折遷移軌跡與體系域具有如下對應關系（表1）：

?平坦—上升型坡折遷移軌跡=LST

?靜止或退積型坡折遷移軌跡=TST

?上升—平坦—下降型坡折遷移軌跡=HST

在四分層序模式下，以平坦—低角度下降型坡折遷移軌跡與小角度上升型坡折遷移軌跡之間的分界面為層序界面陸架坡折遷移軌跡與體系域具有如下對應關系（表1）：

?平坦—上升型坡折遷移軌跡=LST

?靜止或退積型坡折遷移軌跡=TST

?上升—平坦型坡折遷移軌跡=HST

?平坦—低角度下降型坡折遷移軌跡=FST

此外，Gonget al.[80-81]研究了南海西北陸緣晚中新世以來重力流沉積體系的沉積構成、發育演化及其與陸架坡折遷移軌跡之間的耦合關系。結果表明：平直—低角度下降型坡折遷移軌跡（圖14a）的前方以富砂的紅河海底扇為主；低角度上升型坡折遷移軌跡（圖14b）前方發育富砂的中央峽谷—水道沉積體系和限定性富泥塊狀搬運沉積；而小角度上升型坡折遷移軌跡（圖14c）則與大規模富泥的塊狀搬運沉積體系相伴生。由此可見，在沉積物供給條件不變的前提條件下，陸架坡折遷移軌跡的角度越大則分配到深水區富砂沉積體的體積規模也就越小（成反比）。

圖14 三種類型的陸架坡折遷移軌跡的運動方式及其所對應的陸緣斜坡地形沉積構成的地震剖面特征（左圖）和構型樣式示意圖（右圖）Fig.14 Cross-sectional seismic manifestations and architectural styles of three main types of shelf-edge trajectoriesand their corresponding clinoforms

3.2.2 進步與挑戰

如何不依賴海平面或基準面變化等假想模式開展層序劃分一直是層序地層學研究中一個永恒的主題[13]。利用陸架坡折遷移軌跡的概念和方法可以反演陸緣可容空間的變化情況，進而可以利用陸架坡折的運動學特征來開展層序劃分。此外，準確高效地預測分配到陸坡深水區富砂沉積體的體積規模和類型進而建立儲層預測模型是深水油氣勘探的難點和關鍵所在。上述“軌跡角的角度與深水富砂沉積的體積規模成反比”這一對比關系可用于預測陸坡深水儲集體的規模和分布，為層序地層學標準化研究和深水油氣勘探提供了新思路。

需要指出的是：雖然“陸架坡折遷移軌跡法”具有一定的優勢（如層序劃分基于陸架坡折的運動學特征而非基準面變化等假設），但其僅適用于發育明顯陸架—陸坡坡折遷移軌跡的區域，方法普適性較低、能否大規模的工業化應用存疑（表1）。此外，陸架坡折遷移軌跡法主要依賴地震資料開展研究，利用測井資料辨識遷移軌跡具有一定的多解性（表1）。

3.3 可容空間序列法

3.3.1 成果與認識

在Exxon層序地層學理論遭受多年的“詬病與非議”之后，Exxon 地質學家于2009 年在Geology第37期提出了可容空間序列的層序新理念（圖15）[78]。可容空間序列法認為一個層序自下而上依次發育三個地層疊置序列：PA（進積—加積）序列、R（退積）序列和APD（加積—進積—降積）序列；其中APD 序列可進一步被拆分為AP（加積—進積）序列和PD（進積—降積）序列（圖15a、表1）。

在三分層序模式下，以APD序列與PA序列之間的分界面為層序界面；“地層疊置序列”與“陸架坡折遷移軌跡、可容空間增長速率與沉積速率之間以及體系域”之間的對應關系如下（表1）：

表1 Exxon經典層序地層理論與可容空間序列法以及陸架坡折遷移軌跡法對比一覽表Table 1 Comparisons between Exxon, classic sequence stratigraphy, accommodation succession (δA/δS) sequencestratigraphy, and shelf-edge trajectory method

?PA 序列=平坦—上升型坡折遷移軌跡=δA∕δS＜1且遞增=LST

?R 序列=靜止或退積型坡折遷移軌跡=δA∕δS＞1=TST

?APD序列=上升—平坦—下降型坡折遷移軌跡=δA∕δS＜1且遞減=HST

式中：δA∕δS是指可容空間增長速率與沉積速率之間的相互關系（δA∕δS＜1是指可容空間增長速率小于沉積速率，而δA∕δS＞1是指可容空間增長速率大于沉積速率）。一個完整的可容空間序列發育“PA-R-APD 疊置樣式（LST-TST-HST）”；其中下切谷充填和海底扇主要發育在PA 疊置序列沉積期（圖15）[78]。

在四分層序模式下，以PD 序列與PA 序列之間的分界面為層序界面；“地層疊置序列”與“陸架坡折遷移軌跡、可容空間增長速率與沉積速率之間以及體系域”之間的對應關系如下（表1）：

?PA序列=平坦—上升型坡折遷移軌跡=δA∕δS＜1且遞增=LST

?R 序列=靜止或退積型坡折遷移軌跡=δA∕δS＞1=TST

?AP 序列=上升—平坦型坡折遷移軌跡=δA∕δS＜1且遞減=HST

?PD 序列=平坦—下降型坡折遷移軌跡=δA∕δS≤1且遞減=FST

一個完整的可容空間序列發育“PA-R-AP-PD 疊置樣式（LST-TST-HST-FST）”；其中AP 和PD 序列期以海相泥沉積為主，R序列期深水中無明顯的沉積地層出現（或較薄），而PA 早期出現塊狀搬運沉積、晚期發育大規模海底扇（圖15）[78]。

圖15 可容空間序列層序模式及其所對應的沉積相剖面展布模式（引自Nealet al.[78]）Fig.15 Schematic of accommodation succession sequence model and associated idealized facies distribution pattern(after Nealet al.[78])

3.3.2 進步與挑戰

可容空間序列法被認為是經典層序地層學理論的最新進展與重大突破，Exxon研究人員最終認可導致一切層序爭議的根源在于：經典Exxon層序理論錯誤地運用海平面變化去命名體系域。然而，在Exxon研究人員最新層序研究成果中（詳見Nealet al.[78]），“沉積物供給”僅被提到2次，但“可容空間”反復被累計提及達37 次。由此可見，可容空間序列法仍然過度強調可容空間，而對沉積物供給重視不夠（Big breakthrough: Exxon finally admitted that they were wrong in using Sea Level adjectives to name systems tracts but they still put most weight on accommodation.）（據Ronald J Steel教授的口頭交流）。

3.4 如何利用坡折遷移軌跡法和可容空間序列法進行層序地層學標準化

3.4.1 利用可容空間序列法和坡折遷移軌跡法識別層序和體系域界面

前已述及，不同的陸架坡折遷移軌跡和地層疊置序列分別對應不同的體系域。故而，可以利用坡折遷移軌跡法和可容空間序列法來識別層序和體系域界面，具體來說：

在三分層序模式下，“坡折遷移軌跡法和可容空間序列”與“層序和體系域界面”具有如下對應關系：

?層序界面=APD與PA序列之間的分界面=上升—平坦—下降型坡折遷移軌跡的頂界面

?MRS=PA與R序列之間的分界面=平坦—上升型坡折遷移軌跡的頂界面

?MFS=R 與APD 序列之間的分界面=靜止或退積型坡折遷移軌跡的頂界面

在四分層序模式下，“坡折遷移軌跡法和可容空間序列”與“層序和體系域界面”具有如下對應關系：

?層序界面=PD 與PA 序列之間的分界面=平坦—下降型坡折遷移軌跡的頂界面

?MRS=PA與R序列之間的分界面=平坦—上升型坡折遷移軌跡的頂界面

?MFS=R 與AP序列之間的分界面=靜止或退積型坡折遷移軌跡的頂界面

在實際的層序地層學研究中，可以基于上述對應關系，利用坡折運動軌跡和地層疊置樣式進行不同級別的層序界面識別。

3.4.2 利用可容空間序列法和坡折遷移軌跡法開展層序地層學標準化研究的方法步驟

在實踐中，可以采用“四步走”的方法，利用可容空間序列法和坡折遷移軌跡方法原理開展層序地層學標準化研究。

第一步：識別巖相、地層接觸關系和陸架坡折

利用巖心、露頭、測井和地震資料識別巖相以及巖相垂向序列，進而識別地層的垂向疊置樣式和地層接觸關系；主要利用測井和地震資料識別陸架坡折。

第二步：識別層序界面、最大海退面和最大海泛面

基于前已述及的“坡折遷移軌跡法和可容空間序列與層序和體系域界面”之間的對應關系，利用上述不同地層疊置樣式和陸架坡折遷移軌跡轉換的分界面，厘定層序界面、最大海退面和最大海泛面。

第三步：定義不同的地層疊置序列和陸架坡折遷移軌跡類型

以所厘定的“層序界面、最大海退面和最大海泛面”為界，在等時的格架內厘定并定量表征不同的地層疊置序列（如三分的PA-R-APD疊置序列或者四分的PA-R-AP-PD疊置序列）和陸架坡折遷移軌跡類型（重點關注陸架坡折遷移軌跡的形態和軌跡角等）。

第四步：以體系域為單元開展沉積相研究和砂體預測等

以不同的地層疊置序列或陸架坡折遷移軌跡域為研究單元、進行編圖，開展沉積相展布和砂體預測等。

4 海相碎屑巖層序地層學熱點研究領域（2020年以后）

4.1 3D層序結構和樣式多變性

當前層序研究和層序格架建立大多依據2D 剖面的地層疊置規律分析，而忽略了地層疊置關系在垂直物源方向的橫向變化（層序結構3D 多變性）。從而導致層序的劃分對比受限于沉積體的范圍，造成層序地層劃分方案的多解性[26,28,83-84]。雖然層序結構3D多變性早在上個世紀90年度就已經被提及[85]；但現有層序理念和模式仍多以2D剖面分析為主，未對層序結構和樣式在3D空間上（順物源和垂直物源方向）的多變性引起足夠重視[26,28,83]。Madofet al.[83]深入分析了層序結構和樣式在垂直物源方向上的變化，提出了利用軌跡分析的辦法去定量表征層序結構和樣式在垂直物源方向上的多變性。雖然少數地質人員已經開始重視并研究體系域的結構和樣式在3D 空間上的差異與變化，但人們在開展層序地層學分析和研究的時候仍以2D剖面和視角為主。因此，未來的海相碎屑巖層序地層學研究應重點關注“不同級別的層序界面的地層接觸關系和界面特征”以及“體系域的結構和樣式”在3D 空間上的差異與變化[26,28,83-84]。

4.2 重視物源供給分析

Schlager[86]研究表明沉積物供給變化是地層疊置樣式變化和基準面變化的決定性因素。雖然越來越多的地質人員已經意識到沉積物供給對層序發育演化的重要控制作用，但人們在層序分析和研究中仍未對沉積物供給變化引起足夠重視。譬如，在經典的層序地層學教材Principles of Sequence Stratigraphy中“可容空間”反復被累計提及達554次，而“沉積物供給”僅被提及264 次[26]；在Exxon 研究人員最新的層序研究成果中（詳見Nealet al.[78]）“可容空間”反復被累計提及達37 次，而“沉積物供給”僅被提及2 次。因此，未來的層序地層學研究應對沉積物供給引起足夠重視；重點研究“沉積物供給變化（大小、粒度和類型等）”與“不同的層序結構和樣式以及層序界面的類型和特征”之間的成因關聯[27]。

4.3 獨立于模式的層序地層學研究

正如Nealet al.[78]在Geology第37 期所指出的那樣：“高位域和低位域的概念將體系域與陸架坡折和海平面變化相關聯”，這是層序地層模式的持續爭議和相關術語的混亂的根源（The terms“highstand”

and“lowstand”as originally defined to label systems tracts relative to a shelf edge, and with an implied relationship between sea level and systems tracts, have been the root of confusion.）。例如，Helland-Hansenet al.[25]對體系域的概念提出了質疑，推薦使用準層序而非體系域來開展層序地層學研究（Helland-Hansen and Gjelberg, 1994 never accepted the systems tract concept at all, he only uses parasequences）（據Ronald J Steel教授的口頭交流）。“層序地層模式的持續爭議和相關術語的混亂”給層序地層學的發展和學術交流帶來了諸多不便，故而Catuneanuet al.[13]推薦進行層序地層學標準化工作，開展獨立于模式的層序地層學研究。陸架坡折遷移軌跡和可容空間序列是兩個開展層序地層學標準化研究較為行之有效的方法手段（表1）。然而，它們仍處在不斷發展之中、尚有諸多不完善的地方，亟待利用這兩種方法手段開展獨立于模式的層序地層學研究，以期進一步完善并發展層序地層學概念方法和理論體系。

4.4 基于沉積過程的層序研究

現有層序模式將不同體系域內沉積相變化歸因于可容空間和沉積物供給的相互關系，未能充分考慮沉積過程變遷才是沉積相變化最根本的決定性因素[87]。現有層序模式常常假定在一個層序的不同體系域內發育存在單一的沉積環境，譬如一般常認為在相對海平面變化的任何時期濱岸均以浪控為主。然而，大量的研究表明河流—波浪—潮汐的強度在相對海平面變化的任何時刻、在米蘭科維奇尺度（104~105年）甚至是千年尺度內，均發生不同程度的演變[87]。隨著研究的深入，地質人員當前愈發重視基于沉積過程的層序研究。

Gonget al.[47]和Paumardet al.[70]研究認為在一個等時的層序地層格架內，陸架邊緣的水動力條件是除了現有層序模式所指出的可容空間和沉積物供給之外最重要的砂體向深水中搬運輸送的主控因素。具體來說，海底扇主要發育在河控或浪控陸架邊緣三角洲的前方，而潮控陸架邊緣三角洲前方無海底扇出現；且河控陸架邊緣三角洲的前方扇比浪控陸架邊緣三角洲前方的扇面積更大[47,70,88]。

由此可見，未來的層序地層學研究應“綜合分析陸架坡折遷移軌跡、陸緣斜坡進積體的形態和疊置樣式，分析層序的界面性和旋回性，著重分析不同時期的沉積作用過程及其時空演化”，開展基于沉積過程 的 層 序（Process stratigraphy）研 究（Process Stratigraphy is now strong so that sequence stratigraphy is now using process sedimentology in a more analytical way! Hoorah!!!）（據 與Ronald J Steel 教 授 的 口 頭交流）。

5 結論

本文梳理了從上個世紀70年代層序地層學誕生以來近50 年發展歷程中，深海碎屑巖層序地層學的重要研究進展。

（1）1970—2000，經典海相碎屑巖層序地層學：在被動大陸邊緣盆地油氣勘探研究實踐的基礎上，相繼提出了“三分層序模式，四分層序模式，成因層序模式、海進—海退層序模式，自旋回層序模式和濱線遷移軌跡層序分析法”。它們均強調海平面下降或相對海平面下降能夠驅動河口向外陸架遷徙并駐留在陸架邊緣，進而驅使河流帶來的粗碎屑顆粒被搬運卸載到深水陸坡形成粗粒扇體。

（2）2000—2010，陸架邊緣層序地層學研究：“高速沉積物供給、窄陸架和峽谷頭部與河口相鄰”可以打破傳統層序地層學理論的“枷鎖”，使得在相對海平面變化的任何時刻粗碎屑顆粒（沙—粉沙）都可以被輸運卸載到陸坡深水區。提出了陸架坡折遷移軌跡的層序地層學分析方法以及陸架邊緣三角洲—海底扇源—匯系統的層序研究思路，認為陸架邊緣的氣候條件（冰室和溫室）、水動力作用（河控、浪控或潮控）以及沉積物供給粒度（富砂和富泥）亦控制了粗粒沉積向深水中的搬運卸載過程。

（3）2010—2020：海相碎屑巖層序地層學標準化：將全球海平面作為層序劃分的基準造成層序地層模式的持續爭議和相關術語的混亂，Catuneanuet al.[13]推薦進行層序地層學標準化工作，開展獨立于模式的層序地層學。陸架坡折遷移軌跡和可容空間序列可用于識別不同級別的層序界面（界面性）、進而劃分不同的地層疊置樣式（旋回性），是推進層序地層學標準化工作重要的方法手段。

（4）2020—未來：海相碎屑巖層序地層學熱點研究領域：當前深海碎屑巖層序地層學理論關注的熱點領域主要有：3D層序結構和樣式多變性、重視物源供給分析、開展獨立于模式和基于沉積過程的層序地層學研究。

致謝 本文是筆者在中國海洋石油集團有限公司青年科技創新型人才（油氣勘探專業）培訓班講義和Ronald J Steel 教授在2014 年William Smith Meeting 大會邀請報告基礎上的進一步凝練，也是課題組所承擔兩個深水層序—沉積自然科學基金項目[中更新世以來珠江陸架邊緣三角洲—海底扇“源—匯同步”的形成機制（41802117）和珠江峽谷末次冰期以來濁流活動對氣候變化的響應尺度與反饋機制（41972100）]的部分成果；在此一并致以誠摯的謝意。本文僅是筆者對“深海碎屑巖層序地層學過去五十年重要進展”相關文獻和課題組相關研究積累的思考和凝練。雖盡心竭力，奈何“詮才末學”，多有紕漏，敬請諒解并指正。