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[沉积岩岩石学] 湖泊盆地的层序地层学 美国犹他州犹尼塔盆地部分绿河组(——始新统)的地层模式

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    [LV.5]渐新世

    发表于 2019-11-13 17:37:49 | 显示全部楼层 |阅读模式
    史蒂芬·佛兰特等
    摘要:在犹他州犹尼塔盆地中部,名称为Nine Mile峡谷中出露的绿河组地层的中部,几套厚度为10米左右的湖湘地层由沉积的碳酸盐准层序组和前积的碎屑岩准层序组构成。最大洪泛面很明显地发育在某些碎屑岩准层序之上的深湖相油页岩内。因此,这些湖相的水进体系域表现出其准层序的叠置样式与典型的海相层序不同,可识别出两种类型的层序边界。类型A层序边界表现出沿着区域上可识别的角度不整合或局部为平行不整合的界面上,岩相向盆地内迁移的证据,而且典型剖面中纵横交错的辨状河道砂岩体(低水位体系域晚期)叠置到深湖相油页岩之上,同时它们也分开了由5——80米厚的水进体系域地层组成的具有明显不对称性的沉积层序。高水位体系域小于4米厚且可能完全被上覆的层序边界侵蚀掉。其它的一些边界满足某些地层边界的标准标识,所以被确定为类型B层序边界。
    类型A层序边界表现出当犹尼塔湖与邻近盆地的其它湖盆融合而形成较深湖盆时,随时间变化而产生的明显基准面下降。这种湖盆的融合允许因湖平面的平衡作用而在高海拔高度上形成新的湖岸线。类型B层序边界认为是在刚刚融合的湖盆或有出口的湖盆中,沉积开始时基准面下降的标志。类型A层序边界是分布广泛的地层边界,地层厚度超过200米,表明随着时间的变化洪泛气候越发明显或邻近的盆地较易充填。该边界为角度不整合而非平行不整合,这说明随着时间的推移盆地的倾斜度在增加。
    前言:
    对非海相的封闭盆地内的地层(即与海洋基准面控制相隔离的盆地),应用层序地层学的概念和界面数据以及高分辨率露头的解释成果,进行了进一步的分析和解释。在犹他州中东部的犹尼塔盆地的Nine Mile峡谷区域存在三维出露的始新统绿河组中部的冲积——湖相地层,该套地层由Fouch(1994)等人解释为一套基本的层序地层单元。近200米厚的(以后称为研究层段)泥岩为主夹少量砂岩和碳酸盐岩的地层层序进来对其中有关各地层的相互关系及河流相砂岩体的几何形态方面的问题进行了研究。本篇文章试尝:
    (1)、简要说明湖相层序地层模式的特征和术语。
    (2)、简要说明研究层段的沉积学和沉积建造。
    (3)、提出研究层段的高分辨率层序地层的解释模式。
    同时,着重说明湖泊体系固有的易变性和犹尼塔盆地的研究层段内侧向及垂向上岩相的易变性。但是地层模式分析及层序地层学概念的适当应用允许:(1)解释分布范围更广的地层模式和分析各地层的相互关系,(2)盆地演化概念如原生盆地的解释,以及(3)预测相对重要的气候作用和构造运动作用。
    构造和古地理配置
    美国西部内陆第三纪盆地被认为是在晚白垩纪期间,当正在进行的浅层构造运动被深层构造运动加强时,形成倾斜的挤压裂谷型内陆海前陆盆地。由于断块的上升、穹隆以及沿着古构造趋势形成的隆起而产生的形变构成了一系列相互分割的非海相盆地,如今它的侵蚀残留出露在犹他州东部及科罗拉多西部地区的宽缓背斜内。研究区位于背斜南翼的宽缓斜坡(<5o)上。原生盆地的南部边缘已经被侵蚀,但该侵蚀位置已经超过已知的绿河组地层的底部及等价的露头区南部50km。
    犹尼塔盆地的沉积充填是非对称的,在靠近迅速上升的犹尼塔山北部的沉积中心,有超过4km厚的沉积岩。环绕湖湘地层的冲积地层为最初的河流体系。东北部的砂岩主要由湖相及冲积扇地层组成。在残留盆地的西南缘,河流和三角洲砂岩体占主导地位。Laramide和Playa湖盆表现出稳定的和成层的特征,而其他盆地则表现出在不同时间出现的两种情况。在适当的位置,仅由水体相互连接的低鞍部分割的盆地,在洪泛期间形成融合的统一湖盆。犹尼塔盆地与Piceance Creek地质体和其他盆地的间歇式连通是沿着道格拉斯——Creek隆起进行的。该盆地是否曾经存在通向海洋的出口(如果与海连通,那么是哪一个海),是颇受争议的。
    岩性地层学
    犹尼塔盆地的第三系地层可划分为几个组。在绿河组地层内存在灰色泥岩、间互的碳酸盐岩、油页岩以及盐岩地层,解释为湖相沉积。油页岩和蒸发岩地层在绿河组中是较为发育的,且在盆地的中部较厚。底部的North Horn和Colton组发育间互的粗碎屑岩层和红色泥岩层,反映出向盆地的河流侵蚀。在绿河组地层的顶部红褐色的页岩和犹尼塔组的粗粒碎屑岩夹层(三角洲前缘和三角洲平原相)为Duchesne组的红色砂泥岩间互地层(河流——洪泛平原相)所覆盖。
    绿河组地层的岩性地层划分方案仅在局部有效,这是因为岩石露头出露的局限性,所以可对比的地层标志较少,并且有限的界面数据、盆地宽度的变化以及沉积体系的充填导致地层发育的不对称性。在盆地西南Nine Mile峡谷地区,Remy(1992)采用了Jacob(1969)提出的从D到A的标志层地层划分法,提供了一种高分辨率的地层对比方案。本篇文章根据Jacob的D到C2标志层之间的地层模式,把研究区内,由其他作者做了各种结论的绿河组地层细分为:“三角洲相”、“绿色页岩相”及中段地层。
    湖相层序地层模式
    许多层序地层学的原始定义,例如准层序和体系域是相对于海相和陆棚边缘层序而言的,但是已经成功地推广到了陆相环境。不过,湖相、山间盆地的层序地层学概念和术语以及模式仍处于发展中。因此,在讨论如何用层序地层学的概念解释研究层段的沉积学和沉积建造之前,有必要了解融入到我们的成果中的某些发展。在特殊情况下,我们参考现代模式说明湖泊盆地的时空范围和湖泊基准面的活动状态。
    我们不认为一般所使用的反映全球海平面的层序分类等价或近似于湖泊盆地,因为湖泊盆地的基准面变动非常迅速而且盆地的寿命非常短,一般最大值为几百万年。于此相类似“高频”和“低频”层序意味着时间的缩短。这种讨论涉及到对整个盆地充填方面研究的详细程度(分辨率),但是当研究原生层序的时候,必须认识到在海相环境中,低分辨率可容空间变化规律内的高频层序的位置能够增加(或降低)基准面的上升或减少高分辨率层序的组成。
    低分辨率层序——构造模式
    这些模式说明存在于受全球海平面影响的盆地中的某些概念性的差异。在湖泊盆地的早期和连续的构造运动发展期,沉降或盆地边缘的抬升产生高于充填沉积物供应速率的可容空间的增长速度。其他的盆地将快速地充填,但是这些上述的非海相盆地充填演化的早期阶段,沉积物的饥饿程度增加,这是因为物源区较小且比较零散,径向沉积物供应也比较有限的缘故。
    低分辨率层序——气候模式和基准面
    其它的与海相系统的概念上的差别是相对基准面。在非海相盆地中它被定义为湖平面或潜水面。如果湖盆是封闭的,那么甚至年沉降(输入)和蒸发(输出)的一个轻微的变化也能够改变基准面。与此相反,如果湖盆膨胀到它的最大湖岸线而且在盆地的“门户”存在排水溢出口,那么更有意义的基准面的上升将是不可能的。不管沉积物输入的进一步增加如何,湖平面通过溢出口增加的输出而保持平衡,基准面是相对稳定的。当相邻盆地缺少更高的“门户”时,那么在相邻盆地的湖盆中充填到前述“门户”高度(门户相当于两盆地之间的鞍部),湖盆就会融合。例如,这种原生的、次一级别的盆地存在于犹他州的Bonneville盆地内,是犹他湖的一部分,当前处于最大湖岸线位置。如果相邻的大盐湖是膨胀的,那么它将融合犹他湖从而构成一个新的Bonneville湖,亦即当湖b为最大湖岸线时,湖a获得大量的输入以驱使它的湖平面达到鞍部的高度,之后融合湖盆的基准面以低于原来的单个湖盆基准面上升的速度缓慢地上升。
    每一次水体的开放和关闭的持续时间起着盆地充填的主要控制作用。如果盆地处于主要的潮湿气候下(超补偿盆地),那么碎屑岩沉积物沿着盆地的边缘堆积以构成阶地护岸沉积和高水位体系域。如果“门户”允许深湖盆的形成,那么就会存在较高的地形。随着季节性的干燥气候的变化,基准面能够在最大湖岸线之下快速地下降并频繁地波动。湖岸线和相关的岩相在其位置也做着相似的变动并依赖于干燥气候的持续时间,可能发生部分到完全的侵蚀和护岸沉积的再沉积。所存在的非补偿盆地,其湖平面极少达到最大湖岸线。这种模式使得变化小、成层的湖盆和犹尼塔盆地的Playa湖盆能够符合其后的两个分类。
    气候的交互变化和构造控制
    根据它们的相互作用,构造和气候的控制影响基准面的可变程度。当湖盆处于最大湖岸线时(开放性盆地)沉积物的增加可能导致较高的沉积速率,但没有有效的基准面的上升和可容空间的增加。沿着盆地边缘的构造运动能够提高或降低“门户”以及基准面,通过侵蚀可降低“门户”。例如,犹他州更新世的Bonneviue湖在最大湖岸线期因成岩作用程度低的“门户”的侵蚀而灾变性地下降。构造运动也能产生新的“门户”和新的沉积物供应点。然而,盆地底部断块的倾斜能够引起湖岸线和沉积中心的重新定位。例如,假如湖岸线(湖平面)是在转折线的下降盘一边,那么断层的运动将重新定位湖岸线朝下降盘的一边变化,且形成较深的湖。如果盆地的体积(在最大湖岸线高度下的可容空间)因这种构造运动而增加,那么这种盆地的倾斜能够使开放湖盆变为封闭湖盆。如果湖盆维持正的估算水量,那么湖盆可能随着时间的变化而在一次达到它的最大湖岸线位置。
    影响基准面变化的气候因素在预测的水量为负值时的封闭盆地和补偿型盆地中是比较明显的,盆地内构造的影响体现在突然移动的湖岸线和作为沉积中心的盆地底部断块的方向变化上。正在进行的盆地沉降或“门户”的抬升简单地增加了遵循重新上升的基准面的、使其有效的、潜在的可容空间。另外,对于封闭湖盆,沉积物沉积在湖盆中并替换出水的体积。这种情况能够使反映相对湖平面上升而产生的水输入量的衰减量增加。
    高分辨率层序
    使用犹他州更新世的Bonneville湖盆的吉尔伯特三角洲作为研究例子,Milligan和Chan(1998)认为湖相层序边界应该以建立的湖平面水动力变化曲线为基础而不是以物理地层界面为基础。这在当前Bonneville湖盆的循环周期范围内是合理的(在大于两万年时间内,有超过300米的升降变动),这是因为在层序边界上已经形成了地层并且有多少退积的、无约束沉积物实际进入到岩石记录中还不知道。但是在犹尼塔盆地中,我们坚持层序的物理定义,这是因为我们能够证明有层序边界物理标识的界面的存在,该界面也表示Milligan和Chan(1998)确认的不整合,该不整合是由Bonneville湖盆的最大湖岸线的衰退形成的。上述是高分辨率层序边界的一个例子,仅在Bonneville湖旋回变化之下的时空关系内是有效的。
    沉积学
    研究层段很好地出露在Nine Mile峡谷中部及其支流中,范围大于25km2,而且在若干个位置进行了详细的测井。测井资料识别的标志层和主要的砂岩体超出研究区,这可在照片中追踪,绘制了剖面图和平面图,在4个位置获得伽码测井曲线剖面(SGR)。这些工作的目的是提供与研究区内钻穿研究层段的探井进行测井曲线解释结果的直接比较。
    许多著名的研究者提供了绿河组地层及其犹尼塔盆地和相邻盆地的相关地层的沉积学详细信息。我们的一些相关的岩相解释是以这些工作为基础的,后面有简要说明。湖相环境所使用的术语是以Ferber和Wells的工作成果为依据的。
    充分结晶的碳酸盐和油页岩沉积
    在这些地层中,含有泥晶灰岩、白云岩、黄铁矿、泥岩和干酪根(油页岩),这只是研究层段的次要组成部分,但是它们可以在许多环境中形成,包括泻湖、浅水湾(滨岸)以及离岸湖盆(在浪基面以下的深湖)中。例如一层薄的白云质油页岩赋存与相应位置的顶部,是一套湖湘地层,仅0.4米厚,夹在河流或片流形成的交错层理砂岩之中。另外。同一套油页岩能够向上变为互层的油页岩和粉砂岩,这种类型的油页岩互层形成之后经历了成土化作用。Ruble对这种油页岩进行化学分析得到的地球化学信息表明他缺少任何陆相成因的证据。这种油页岩侧向上是连续的,有覆盖整个研究区的趋势,并且在sheep峡谷的偏僻位置变厚并融入到被解释为远端浊积相沉积的、含有少量砾石的、向上变细的泥质沉积中。
    整体上,层状的泥晶灰岩缺少特殊环境的识别标志,而泻湖、滨岸或深湖相的解释要求相关的岩性类型和垂向及侧向上的分布趋势的评价。例如在研究层段,泥晶灰岩存在有效的陆源沉积有机质特征和富含有机质的细粒物质,与大多数研究者认为是泻湖沉积成因的岩相有关。
    粗粒碳酸盐沉积
    这些地层在研究层段也不发育,存在球粒(如鲕粒),表示滨岸和受波浪作用影响的环境,例如湖相砂坝、障壁岛沙滩或岸线。包含淡水介形类和软体动物的含化石石灰岩,至少表示季节性的氧化和混合的浅水湖相沉积。碳酸盐晶粒灰岩一般有流纹,也存在于某些透镜状砂岩体的底部,该砂岩体为湖相砂坝的再沉积作用形成。
    细粒碎屑沉积
    粉砂岩和泥岩组成研究层段的主要成分(45——60%),它们与湖相碳酸盐岩无关且常表现有成土化作用。土壤的类型仅根据区域分析和薄片鉴定来识别。它们的分类最初是以美国西部的其他早第三系盆地的标准进行的。在出露的剖面上可以鉴别土壤的成熟度和混合土壤的类型(依据Kraus和Bown(1988)的标准)。灰色土壤由出现的染灰现象、明显的棱角到次棱角的混杂的团粒结构体以及低密度的垂直管岩(根土岩)来鉴别。在少数情况下,它们由薄的(<10mm)、侧向上不连续的煤层所覆盖。灰色土壤一般由湖相地层所覆盖,而且这种灰色土壤表示湖侵前具有高潜水面。古土壤完全地被封闭在能够较好地划分的剖面内。A类界面可能被根土化、斑杂化并存在粒状的土壤结构体;B类界面被氧化,粘土含量丰富,含碳酸盐较低并且有颗粒的、混杂的土壤结构。带有厚层颗粒状的B界面和根杂化现象的标志被认为是最成熟的。重叠的新、老土壤剖面能够偶然地共生在一起。由不同的灰化质(沙质的)、倍半氧化物(土黄色的铁化合物)突出显示出保持残留水平层理的土壤,这种土壤是不成熟的。当其上部不存在残留沉积物时,这种不成熟的古土壤被解释为发育在早前沉积的河流甚至湖相砂泥岩之上。由于露头贫乏,所以用风化的细粒斑杂物质表示潜在的古土壤。
    泥质砂岩异岩中的某些细粒至极细粒组分含有流纹和根模,在整体上发生了简单的风化作用(无构造或存在生物扰动构造),异岩是倾斜的并被削截,它们被解释为三角洲分流河道形成的细粒充填。可以选择性地把冲积沉积解释为水平的、与水平地层互层的、细粒的或粒度向上变粗的砂岩。互层的砂岩是漫滩片流沉积或决口扇沉积,这两种沉积的存在可能依赖于它的原河道砂岩体的几何形态,一般在地层中表现不明显。
    相关岩相和其解释的沉积环境
    1、  砂岩体,向下侵蚀,透镜状或平坦状,简单向上变细的地层单元如果存在的化,就有几套逐渐倾斜的异岩单元,含有槽状的交错层理和/或波纹层理到主要为细粒或非常细粒的砂岩层的构造变化(如果存在薄泥岩层且发育不连续,那么盖层质量就不好)。一般情况下,相邻的相被解释为冲积洪泛平原,可成图。解释的沉积环境为低弯度河道。符号为STCHLS。
    2、  砂岩体,向下侵蚀,透镜体。从倾斜的异岩单元(中到高角度)、槽状交错层和/或波纹层理(从高角度的古流向到倾斜的异岩单元方向)到细粒的砂岩、可变的厚层粉砂岩或泥岩。侧向上相邻的相一般被解释为冲积——洪泛平原相,露头可成图。解释的沉积环境为高弯度河流。符号为STCHHS。
    3、  砂岩体,向下侵蚀。倾斜的异岩单元(从非常低的角度到高角度),含波纹层理(从高角度的古流向到倾斜异岩组的方向),细或非常细粒的砂岩及厚层粉砂岩或泥岩。侧向上相邻的相一般解释为湖相,例如泻湖,在露头剖面上可成图。解释的沉积环境为高角度分流河道。符号为STCHHD。
    4、  砂岩体,较小,向下侵蚀,透镜体,内部构造类型多。侧向上相邻的相一般被解释为冲积平原相。解释的沉积环境为年轻河流。符号W为STCHSM。
    5、  砂岩体,向下侵蚀,是典型的含非定向流构造的透镜体。侧向上的相邻相一般被解释为冲积平原。露头出漏少限制了详细的研究。解释的沉积环境为均质河道。符号为STCH。
    6、  砂岩体,非河道的,平坦到凸起的,向上变粗的(从极细到细粒砂岩)的波纹层理和/或爬升层理及较大的波状层里。表现为由点物源开始的放射状。侧向上过渡为河道砂岩体。解释的沉积环境为洪泛平原、决口扇。符号为STSPLY。
    7、  砂岩体,非河道的,平坦的(一般厚度<1米),沙纹构造,细或非常细粒的结构(向上变细),与古土壤和其他细粒的洪泛平原沉积间互。解释的沉积环境为洪泛平原、漫滩或短暂的片流沉积。符号为STSFLD。
    8、  砂岩体,非河道的,平坦的,带有一些非定向流的证据,侧向上相邻的相一般被解释为冲积平原,露头质量差限制了详细的观察。解释的沉积环境为洪泛平原、均质的片流砂沉积。符号为STS。
    9、  砂岩体,非河道的,平坦或凸起的,钙质,向上变粗(粉砂岩,极细到细粒的砂岩)水平层里向上过渡为丘形的交错层理和/或大型的波痕砂岩,一般被湖相碳酸盐岩所覆盖。解释的沉积环境为湖相、滨岸、浅滩或沙坝。符号为SABARN。
       10、砂岩体,非河道的,平坦或凸起的,间互的波状、丘状和沙纹,钙质,极细到细粒
            砂岩,侧向上相邻的相一般被解释为细粒湖相沉积。解释的沉积环境为湖相、滨岸、三角洲河口坝。
       11、砂岩体,非河道的,平坦的带有某些双向流动构造的证据或钙质胶结,其下覆的、
            上覆的和/或侧向上的相邻相一般被解释为细粒湖相沉积,低质量的露头限制了详细的观察。解释的沉积环境为湖相、高能滨岸。符号为SA。
        12、砂岩体,出漏较少,缺少可识别的内部构造,上覆的和下覆的沉积相不确定或是混合的河流——湖相解释。解释的沉积环境为均质的高能碎屑沉积相。符号为S。
        13、泥岩(粘土岩、粉砂岩、v.f层状砂岩),灰色、层状,与薄层的、条纹的细粒漫滩片流砂岩(?决口扇)间互,有限的生物/土壤扰动。解释的沉积环境为洪泛平原、决口扇。符号为FTLEVE。
        14、粘土岩,褐或灰,有限的生物或土壤扰动,薄水平层理,上超的河道砂岩。解释的沉积环境为洪泛平原、废弃河道。符号为FTCHAB。
        15、泥岩,灰色、绿色,生物/土壤扰动的斑杂化土壤结构,可与薄层的含煤盖层对比。解释的沉积环境为洪泛平原、睡淋滤的古土壤(灰土)。符号为FTPAGL。
        16、泥岩,红色、褐色、紫色,或杂色,生物或土壤扰动,差异性的界面(例如富含粘土、斑杂结构的土壤,但缺少Ca2+、Mg2+、Na+、K+,可与河流和片流沉积相对比。解释的沉积环境为洪泛平原、古土壤。符号为FTPAUL。
        17、泥岩,红色、褐色和\或紫色加杂色,存在生物/土壤扰动的证据,低质量的露头限制了详细的观察。解释的沉积环境为洪泛平原、均质的或不发育的红色土壤。符号为FTPAR。
        18、泥岩(粘土岩、粉砂岩、v.f层状砂岩),层状的,有限的生物/土壤扰动,红色或灰色,可与河流和片流砂岩体相对比。解释的沉积环境为洪泛平原、河间地区。符号为FTPAR。
        19、泥岩,红或灰色,低质量的露头限制了详细的观察,但侧向上和垂向上与河流或片流砂岩体或洪泛平原细粒砂岩体可对比。解释的沉积环境为洪泛平原。符号为FT。
        20、粘土岩、页岩,灰、绿色或蓝色或黑灰色,从层状到块状,有限的生物扰动,含少量化石,可与临近的湖相碳酸盐岩相相对比。解释的沉积环境为边缘湖相、泻湖。符号为FALAGN。
        21、泥岩,灰色、绿色或蓝色,从层状到块状,含钙,有局部的生物扰动,与湖相的浅滩砂岩或单沙坝间互。解释的沉积环境为湖相、滨岸、内滩。符号为FANRSH。
        22、粉砂岩和极细粒的砂岩,灰色,分类较少,含泥砾,含钙质和肠状裂隙,与离岸泥岩、碳酸盐岩和/或油页岩间互。解释的沉积环境为湖相、远端扇,浊积扇。符号为FADFAN。
        23、泥岩,含钙,灰色(绿/蓝色),层状或生物扰动构造,可与可与湖相碳酸盐岩相对比。解释的沉积环境为湖相、静水、深湖(远岸或近岸湖湾)。符号为FAPROF。
        24、泥岩,灰色(绿色/蓝色),一般含钙,低质量的露头限制了详细的观察,但是与湖相碳酸盐岩间互。解释的沉积环境为均匀的静水湖相环境。符号为FA。
        25、泥岩,一般为灰色,缺少出漏,缺少可识别的内部构造。上、下或侧向上的相不确定或为混合的河流、湖相沉积。解释的沉积环境为均匀的低能碎屑沉积环境。符号为F。
        26、石灰岩,不规则的层理,偶含角砾(藻屑)。解释的沉积环境为湖相及边缘泥坪。符号为LOMMNT。
        27、石灰岩,不规则的层理,卷曲状(藻类叠层石)。解释的沉积环境为湖相、静水(水深<10m)。符号为LOSTNM。
        28、石灰岩,贝壳灰岩,细粒和粗粒的软体动物,双壳类、介形类以及藻类碎片灰岩,水平层状,可与细粒的湖相碳酸盐岩相对比。解释的沉积环境为湖相、海滩、滨岸。符号为LXBARN。
        29、石灰岩,晶粒灰岩,带有典型的介形类内核碎片的光滑颗粒,大量的其他类壳体碎片,整体成层,少量发育的波痕或丘状/槽状交错层理,可与细粒的湖相碳酸盐岩和碎屑岩相对比,偶尔可与河流(侵蚀)和洪泛平原相对比。解释的沉积环境为湖相、浅滩、坝、障壁岛。符号为LXMARSH。
        30、石灰岩,晶粒方解石胶结,砂岩(非常细粒的)含有双向流标志,向上或侧向上过渡为粗粒碎屑岩或碳酸盐岩。解释的沉积环境为湖相、静水、滨岸內滩。符号为LXMARSH。
        31、石灰岩,晶粒方解石胶结,砂岩(极细粒的),块状层理或出露少限制了鉴别特征的观察,但是岩层向上或侧向上过渡为粗粒的碎屑岩或碳酸盐岩。解释的沉积环境为均质的湖相及滨岸。符号为LX。
        32、石灰岩,泥晶灰岩,富含有机质,灰到褐色,块状,有限的化石变化序列——常常是陆相的软体动物,样品的水解结果显示为陆相干酪根类型,少量的植物根和生物扰动构造,与粗粒的碳酸盐岩间互。解释的沉积环境为湖相、静水、缺少氧化、泻湖等。符号为LMLAGN。
        33、石灰岩,泥晶灰岩,常含化石,灰色,但风化为黄色,块状,生物扰动或低质量的出露限制了鉴别特征的观察。解释的沉积环境为湖相、静水(氧化的),均质的。符号为LM。
        34、油页岩,富含有机质,白云质石灰岩,泥晶灰岩,灰色、黑灰色、黑色或紫色,富含干酪根,块状,有生物扰动或脊椎动物(如鱼)和无脊椎化石,样品的水解分析表现出少量的陆相成因干酪根证据。解释的沉积环境为湖相、深湖相。符号为OLMPROF。
        35、煤,黑色的。解释的沉积环境为沼泽或湿地。符号为OSWMP。
        上超的粉砂岩和S型河道砂岩体的顶部可以局部地被粗粒的、透镜状的砂岩体所消截。
    这些细粒的沉积物质被解释为潮上带沉积环境和河流侵蚀环境(例如:海湾、泻湖)。与此
    相反,在缺少湖相指示的序列内,河流砂岩和上超的层状泥岩被解释为废弃河道沉积,对于侧向上连续的、块状的或层状灰色泥岩,一般是出露最少的岩石类型之一。在SGR测井数据中,铀的比率较高,很好地指示了湖相环境。在另一方面,上覆的和下覆的岩层可直接解释为湖相,但泥岩缺少氧化、成土作用的证据以及缺少倾斜的异岩和冲积沉积的其他特征指示,不存在导致陆相沉积入湖的原因。更进一步地说,上覆的岩层存在三角洲沉积而下覆岩层基本为湖相,但在泥岩或平行层理的细粒异岩中缺少突出的湖相特征,结果解释为静水的滨岸环境。
    粗粒的碎屑岩沉积
    中到细粒的碳酸盐胶结砂岩在垂直剖面中占25——45%。粗粒的砂岩和层内的砾岩不发育,向上变粗的层状砂岩体缺少内部的侵蚀界面,含有波痕、收缩及拉张裂缝、槽状的或少量的丘状层理,被解释为湖相浅滩,与具有非定向的沙纹、交错层理的三角洲河口坝相关。岩层的顶部为天然形成的波痕。这种砂岩体一般含有碳酸盐胶结物,在于碳酸盐相相邻的地区被解释为湖相成因。在砂岩层和砂岩层之间,碳酸盐胶结物突然减少,向上过渡为冲积砂岩体。
    透镜状砂岩体,尤其是消截古土壤的那些砂岩体被解释为河道沉积。河道轮廓的准确标定(辫状河对单河道,直流河对曲流河)依赖于底形如河道沉积或沙波的识别。中央砂坝的识别标志在于槽状的交错层理向上过渡为平行的、低角度的交错层理和/或爬升层理的地层单元,而且该地层单元的倾角与古流向的方向相同。这些河流下游加积成因的砂坝是辫状河道成因的低弯度水道的指示。主辫状河道可以上覆中等规模的河道砂体,这样在垂直层序中可以形成较多的向上变细地层单元。异岩单元是由混杂的、倾斜的槽状或平行交错层理砂岩、低角度或平行层理砂岩、波痕交错层理砂岩和/或平行层理砂岩或泥岩组成,被解释为侧向加积的边滩。边滩界面的倾向与相邻露头上所识别出的方向相反,这进一步证实了高弯度河道的存在。
    建造
    标志层
    有11个碳酸盐岩地层能够沿整个研究区追踪,表示为M1到M11,它们细分研究层段为十个地层单元,U1到U10。某些碳酸岩层有唯一的岩性特征。在某些位置,碳酸岩层被上覆的某些河流砂岩体所消截,被消截的微晶灰岩及砾级的碳酸盐碎屑可以在起消截做用的砂岩体中见到,表明先期的碳酸盐岩未经历了成岩作用。介形类和鲕粒微晶灰岩被侵蚀,再造的单晶粒灰岩碎屑保存在河道砂岩中(即微晶灰岩层在再造之前未成岩)。
    湖相地层
    湖相地层在近顶、底处常有标志层。在底部地层一般含有与细粒结晶碳酸盐岩和泥岩间互的滨岸碳酸盐岩层,它们一般被向上变粗的、侧向上连续的碎屑滩和灰色的洪泛平原细粒物质所覆盖。在适当的地方,上述细粒的物质被细粒的、高弯度的、孤立的河道和粗粒的、较大的和低弯度的河道所切割。这些陆相地层被细粒的结晶碳酸盐岩或泥岩的洪泛面所覆盖,覆盖层含有深湖相油页岩或滨岸晶粒灰岩。
    洪泛平原相地层
    洪泛平原相地层具有两种类型,第一种类型含有灰色、红色泥岩,含古土壤,与透镜状砂岩体和少量的湖相坝体成因的晶粒灰岩间互;第二种类型含有泥岩和成熟的混合古土壤,发育侧向上连续的砂岩体。在第一种类型中,孤立的或少量的横向切割砂岩透镜体是曲流河道成因的特有特征;在第二种类型中,透镜状砂岩体主要被限制在洪泛平原成因地层的较高部位,也可以遇到侧向上连续的砂岩体。侧向上连续的砂岩体主要是由辫状河道成因的、复合河道砂岩体组成,河道边缘的侵蚀非常发育且很复杂,所以单河道的形态和岩体的几何形状的识别常常是不可能的。较为成熟的混合古土壤仅在含有复合砂岩体的地层中被确切地识别出来。这种现象可能是岩层地表暴露作用的结果。因为古土壤在靠近较大的砂岩露头处完美地出露,而灰土则存在于某些洪泛平原沉积地层的顶部。
    总结
    200米厚的研究层段是由近20米厚的洪泛平原地层和近10米厚的湖相地层间互的旋回地层组成。除了含有一套侧向上连续的似层状砂岩体的洪泛平原成因的地层之外,在研究层段的下半部仅含有零星分布的透镜状砂岩体,而在其上半部则含有较多连续的、似层状的砂岩体。在湖相地层和上覆的洪泛平原地层之间的接触界面具有两种类型。类型A接触界面被识别于被洪泛平原地层突然覆盖的深湖相地层之内和/或洪泛平原相——湖相过渡地层之间的一个角度不整合上,片状砂岩体发育在覆盖这些接触面的洪泛平原相地层之上;类型B接触界面被识别于可分辨的非角度不整合处以及缺少任何明显的深湖相地层特征的湖相地层中,向上过渡为含有特殊透镜状山岩体的洪泛平原相地层。
    研究层段的层序地层学
    洪泛面和准层序
    主要洪泛面明显地发育在碳酸盐突然覆盖河流砂岩体或古土壤的湖相地层的底部。在水进期间,河流砂岩的顶部能够被部分地再造。位于陆相成因的非钙质砂岩和泥岩之上的钙质波痕细粒砂岩的位置是洪泛面的其他证据。根土构造和/或含少量煤的灰土、薄的含煤盖层(<1cm)可以覆盖接触界面,并表示潜水面的上升早于界面洪泛。
    根据定义,洪泛面标定准层序。每一套湖相地层的较低部位都一般含有三个小于2米厚的碳酸盐准层序。每一套准层序显示由较为丰富的瘤状、鲕状物化石物质定义的向上变粗的序列。准层序边界由快速覆盖的高能环境形成的、粗粒、贝壳灰岩或晶粒灰岩这种滨岸或岸线成因的物质和低能微晶灰岩和薄层页岩所指示。碳酸盐岩准层序组由单个的、向上变粗的、4——8米厚的、含有槽状、丘状和波痕构造的、为三角洲顶部的洪泛平原细粒物质及三角洲分流河道所侵蚀的碎屑岩层序所覆盖。局部的湖盆加深和自动的旋回性变化可以有效地解释局部的变化。
    层序边界
    层序边界被解释在沿区域上可识别的界面上存在突然向盆地方向相变的地层位置。它们与上述的类型A和类型B接触界面相符合。前种层序边界由第一套河道砂岩体的底部或发育很好的、位于湖相地层之上的古土壤的顶部所标识,属于类型A层序边界;后种接触界面被解释为标记侧向上到河流侵蚀区域的、陆上暴露的、河流范围内的层序边界,属于类型B层序边界。
    类型A层序边界
    这类接触界面很好地发育在地层剖面之中,包括最大洪泛面的湖相地层层序在侧向的扩展方向上受到合并河道的侵蚀。在剖面中,向盆地的突然相变和角度不整合使得类型A层序边界等价于EXXON类型的层序边界。在这种层序边界之上的侵蚀程度被认为剥蚀了其下部的湖相地层,包括最大洪泛面,并导致陆地和水下河道沉积的并置。例如,与剖面可对比的油页岩仅能在西北地区以外发现并且在邻近的剖面因河流的侵蚀而消失。在研究区,这些层序边界的侵蚀地形的高差小于十米,是单河道充填的最大厚度,这就是典型的下切谷(沉积体)不发育的主要原因。
    辫状河道砂岩体也可以侵蚀两标志层之间的湖相地层以形成角度不整合。油页岩也存在于这些湖相地层的顶部,但是在角度不整合形成期间,这些油页岩受到侵蚀。实际上在研究区的南西远端,侵蚀完全地移走了可与该标志层对比的湖相地层。结果层序边界出现在砂岩——砂岩接触面上。与该剖面相关的起伏边界可由初始洪泛面的上超来说明。其结果产生了剖面沿北东向增厚的现象。
    类型B层序边界
    在近十米厚的可与标志层可对比的湖相地层之间,上部的陆相地层缺少沉积环境向盆地迁移的证据。陆相地层含有仅局部侵蚀湖相地层的、孤立的透镜状河道砂岩体,沉积的深湖相油页岩将被保存到这些河道的宽展河间地区。局部的河道下切作用形成剖面边界的不规则地形,但是在研究区范围内没有形成可识别的角度不整合。因此,一种解释是这种类型B层序边界上,在与基准面下降无关的湖平面的暂时性缓慢上升期间简单地记录了正常的前积沉积。
    根据如下观察,我们才提出上述边界为类型B边界。(1)虽然不比类型A层序边界明显,但是仍存在向盆地方向上的相变。(2)河道没有侵蚀湖相地层,在某些晶粒灰岩的顶部,存在显见的橙色斑点,这种颜色被解释为陆表暴露的证据,等价于河间地区的层序边界。(3)水下地层和上覆的陆相地层具有相似的岩相和类似于在类型A层序边界上遇到的地层厚度。
    体系域
    体系域是以其位置为基础细分层序的三维岩相体的集合,其内容与层序及其类型相关并包括准层序组构成的地层单元和界限。在本研究区,它们仅在类型A层序边界之间被识别。
    低水位体系域
    定义为低水位体系域的层序部分形成于每个类型A层序边界之上且被初始的水进界面所覆盖。该体系域中最底部的10——15米地层由辫状河道砂岩和最小限度保存的细粒物质所组成。在辫状河道沉积和水进面之间,存在较多的高弯度透镜状砂岩体及其相关微相。这种辫状河道砂岩体的沉积时间是不确定的,这是因为我们不能把上述地层与有时间概念的盆地中部地层相对比,但是这种过渡的高弯度砂岩体的形成是在早期基准面上升时河道梯度降低的控制下进行的。
    水进体系域
    这种体系域是由下部的初始洪泛面和上部的最大洪泛面所限定的,大致的厚度是10——80米。靠近最大洪泛面,层序一般由湖相地层组成。该套湖相地层是由近2——5米厚的碎屑岩准层序组成。这些体系域的最薄部分存在标志层,赋存于纯的湖相地层中。而这些体系域的最厚部分包括三套湖相地层并含有多个碳酸盐——碎屑岩准层序。在底部的两套地层中,碳酸盐准层序比它处薄,且不存在位于碎屑岩准层序之上的深湖相油页岩。
    高水位体系域
    这些体系域由最大洪泛面和其上部的层序边界标定。因为部分或全部被随后的层序边界所侵蚀,所以没有很好地保存下来。例如与标志层可对比的高水位体系域,为纯泥岩,1——2米厚,极少侵蚀。而与另一标志层可对比的体系域达到4米厚,不过在浅滩上部的地层常常被侵蚀。
    旋回和叠置样式
    在类型B层序边界地层层序之间的平均垂直厚度是非常均匀的,在不同的测点分别为30米、27米、35米、28米和23米。与此相反,类型A层序边界则是比较常见的那种界面,连续界面上的层序剖面其垂直厚度是92米(包括三个最底部的类型B层序)、28米和23米。这是因为类型B层序边界表现出不明显的向盆地方向上的相变并且与类型A界面相比湖平面下降幅度小,而类型A层序边界描绘的是典型的、长期发育的层序之内的高分辨率原生层序且可容空间增长幅度较大。
    在每一个旋回中,湖相地层包含碳酸盐岩准层序和上覆的碎屑岩准层序,在整体上构成沉积和前积准层序组。这种典型的叠置样式可与常见的高水位体系域相对比,沉积物因为降低的基准面上升速率或增加的沉积物供应速率而能够进一步充填有效的可容空间。根据地层学定义,这种叠置样式存在于最大洪泛面之后,构成高水位体系域的底部边界。在研究区,除了观察到的位于最大洪泛面之上的与上述相似的叠置样式之外,缺少保存下来的地层。在类型B层序中,确定最大洪泛面的位置是比较困难的,其原因是缺少确切的深湖相的证据。如果这种最大洪泛面被直接定位到碳酸盐准层序之上,那么前积的硅质碎屑岩准层序就是一般的高水位体系域的一部分。覆盖地层以后的洪泛面可以是构造抬升限度的响应。此外,当与类型A层序相似时,将在最大洪泛面之上的碎屑岩准层序顶部存在界面。
    讨论
    层序地层学的主要作用是它的潜在的预测性,并给出了充满活力的概念性的层序地层模式,这使得外推关键界面和研究区之外的体系域成为可能,而且也使研究盆地范围内的地层演化成为可能。尤尼塔盆地地层模式的研究结果证明了我们用完整的类型A层序解释的古地理模式。
    层序叠置样式的解释
    类型A层序
    在最大洪泛面上,深湖相油页岩发育在较广泛的地区。当湖盆膨胀时,碎屑沉积被限定在盆地的边缘。如果高水位期不扩展(补偿充填盆地)或者沉积物的供应在盆地演化的沉积物饥饿期受到相对的限制,那么粗粒的碎屑组分被堆积到狭窄的盆地边缘,有效的可容空间未被充分地利用。在沉积饥饿的情况下,增加的沉积物供应可能伴随着较大的河流在潮湿气候下输入到盆地。盆地的地形也影响边缘沉积物的几何形态。低梯度的盆地地形和陡峭的盆地边缘促进了薄的、狭窄的边缘沉积物的形成(Utah的Bonneville盆地的阶地和Gilbert三角洲是现代沉积的例子)。不幸的是,尤尼塔盆地的南缘没有很好的保存条件,这样就没有潜在的边缘相几何体可供研究。
    其后的湖平面下降暴露了边缘沉积的顶部和陡峭的边缘斜坡,该边缘沉积在横向上可以充当局部的“陆棚”。“陆棚”边缘的外侧因梯度的增加,促进了河流的侵蚀和层序边界的发育。与此相当的例子是现代的Bonneville盆地高水位期的Weber三角洲正在侵蚀。如果湖盆沿盆地的边缘收缩并且边缘沉积物没有成岩,那么相对粗粒的剥蚀物质,因搬运和沉积而成为水下相和陆地相是容易实现的。似层状的、低弯度的辫状河道沉积,例如某地层单元底部的洪泛平原地层(低水位体系域)被解释为沿上倾方向上侵蚀下来的再造产物,沉积在加长的河道剖面之下以及低梯度的湖底和随后的初始洪泛面相对上升期。Greenland的三叠纪湖相地层中的类似的沉积物也被解释为低水位沉积,尽管可容空间较少,但是它还是得到了充分的利用。在低水位及较早的基准面上升期,所有的凹陷将被优先地充填。因为它们最可能残留在基准面之下(残留湖盆或潜水面),从而形成似倾斜的、低梯度的盆地底部。
    在层状河流砂岩体之上,相变为高弯度透镜状砂岩体。这种变化反映了基准面上升速率的增加、高的潜水面和增加的可容空间。河流系统通过调节弯度缩短了它们的剖面厚度,例如高弯度的河流系统在剖面的最上部出现。
    当基准面上升时,沿着低梯度的盆地底部存在快速的水进沉积体,包括潜水沉积——微晶灰岩构成的一部分剖面,可发育于盆地底部的较大区域。如果盆地的“门户”仅稍高于盆地的底部,那么可容空间就会受到次要基准面上升的限制,而且当达到最大湖岸线时,湖相前积体就能广泛地发育。在这种情况下,河流系统所形成的河流剖面会延长,产生低弯度的河道。
    因为在剖面中存在覆盖这些前积层序之一的最大湖泛面,它表示在最大湖盆期形成的。这可能于前述的湖盆基准面已经达到最大湖岸线是相矛盾的。其解释将在以后详细说明。
    类型B层序
        没有被类型A层序边界侵蚀的湖相地层含有较薄的碳酸盐岩准层序以及其上部的前积准层序和下部的洪泛面。正如前面所揭示的,在类型B层序中,确定最大洪泛面的位置和识别体系域是困难的,这是因为不存在确切的深湖相沉积的证据。存在两个可选择的界面,但对于随后的湖平面的下降以及层序边界的形成来说,不可能存在较大的侵蚀谷来标记类型B层序。河道将通过改变它们的河道剖面形态或通过次一级的河谷切入下面的深水沉积这两种方式轻微地调整梯度的变化。种种地层的识别有孤立的岩石露头、透镜体以及经过并改造浅水碳酸盐岩的向下侵蚀的单河道形成的河流砂岩体等证据确定。在这种情况下,可能缺少较高地形的、可侵蚀的高水位边缘沉积物,而降低的河流潜在输入引起湖平面的下降将导致粗粒河流沉积的一小部分堆积。
    覆盖前积地层的洪泛面
    位于最大洪泛面之下的前积叠置模式是不寻常的且与大量研究的海相及非海相盆地的层序的几何形态不同。表示沉积物供应速率的、从沉积到前积的叠置模式最初等价于而之后逐渐超过了可容空间增长的速度,存在于所有湖相地层的中下部。因为研究层段位于盆地充填的沉积物饥饿阶段,所以这种叠置模式被认为是受有限的基准面上升因素的控制而不是受间歇式的沉积物供应增加的影响(即湖泊达到最大湖岸线)。
    位于前积地层单元之上的剖面表现为向上变粗的厚度为30米左右的旋回地层,之后湖盆经历了重新的扩大和加深。在某些情况下,沉积的滨岸晶粒灰岩表示湖盆的膨胀和加深受到限制。这种逐渐的但次要的湖盆膨胀能够由“门户”的构造高度或引发盆地充填的、使可容空间增加的、盆地底部的倾斜来解释。
    在其他情况下,深湖相油页岩覆盖最大湖岸线时形成的前积地层单元。包含最大洪泛面的页岩指示比上一次最大湖岸线更高的湖平面。如果要发生“门户”高度的变化或者盆地底部的倾斜,那么就会需要总是与前积叠置相一致的主要构造运动期,所形成的地层组合我们还不能解释,而且如果最大湖岸线产生的向外流动沿着“门户”(鞍部)流入位于较低高度处的、与最大湖岸线盆地相连的临近盆地时,就能形成高于最大湖岸线的湖平面及位于前积准层序之上的最大洪泛面。相邻的盆地能够充填到普通“门户”的高度,并允许两个湖盆的融合。融合的湖盆能够不断地加深而且其中的水体总量的变化为正,指导遇见下一个最低“门户”为止。如果正的水体量估计正确,那么就能够生成深湖相的油页岩而且融合的湖盆能够按估算加深。这种作用也提供给我们一种较为合适的解释,即唯一的类型B层序边界下的滨岸沉积为正的水体量预计不超过盆地融合后的水体量时形成的。
    旋回的控制
    气候
        根据Fouch等人的观点,在研究层段内,有规律变化的、近30厚的地层旋回能够反映与米兰克维奇旋回控制的湿——干气候旋回可对比的湖平面的有效上升和下降。较为普遍存在的类型A层序边界能够反映不断增强的长时间洪泛期,并允许形成较大的湖盆,而且与早中始新世解释的、逐渐增强的潮湿气候条件相吻合。
    构造运动
    因增强的盆地底部沉降作用或者“门户”高度的上升而产生的盆地体积的变化可能是一个在绿河组中部地层沉积时普遍存在的连续过程,并说明尤尼塔盆地仍处于演化的早期阶段。这个背景构造运动在观察到的30米旋回地层中有所体现。如果连续的湖相成因的前积层序影响到继承最大湖岸线的湖盆,那么在两个最大洪泛期之间的最大湖岸线相对上升的高度将限制其后高水位期能够沉积的沉积物厚度。
    Fouch等人认为存在的油页岩与盆地北翼的区域断层的再生活动相关联。他们也认为与这些构造变形相关的地层记录是标定附近断陷盆地边缘的局部不整合。研究区中的一个例子是类型A角度不整合层序边界之上的洪泛面的重新定位。较厚的层序沿北东方向发育,表现出因较大的下降盘产生的盆地倾斜朝向北部的尤尼塔山。向北东方向的地层增厚位于两标志层之上,但是各方向上的横剖面显示在层序边界之上既不形成角度不整合,也不存在任何方向上位于层序边界之上的明显的向上变厚的剖面,这与类型A层序边界不同。这些观察到的现象表明,构造活动阶段开始于研究层段地层的中部,而那些存在的油页岩不必关联到主要的构造事件中,地层层序也表现出向上到油页岩的逐渐相变。然而盆地底部的倾斜会产生瞬时的水进和湖水深度的变化及由此引起的突然相变。
    盆地充填的相互关系
        位于最大洪泛面之下的前积叠置模式的解释要求沿着“门户”(鞍部)向外流向临近盆地的最大湖岸线,临近盆地中包含在较低高度处具有统一最大湖岸线的湖盆,这就允许在潮湿气候期间湖盆的融合。我们认为绿河组中部地层在尤尼塔和Piceance Creek盆地之间,沿着Douglas Creek穹窿有早期偶发的湖盆融合的证据。根据研究区的剖面,在Parachute Creek段含有名称为Mahogany的油页岩层,在两个盆地之间是可以相互对比的,并且该油页岩表示主要的盆地融合事件。根据Mahogany沉积的形成时间,Piceance Creek盆地已经处于沉积物充填的饥饿阶段之后并开始被充填。在尤尼塔盆地,较大的湖盆和类型A层序较为发育。潮湿气候的加剧也可能和盆地北缘构造活动的增强有关。较高的地形出尽了较大规模的沉积作用,增加了侵蚀携带物质及沉积物的供应。当盆地北分类为非补偿和补偿型盆地时,我们认为其后的变化是控制盆地沉积建造类型的主要驱动作用,而盆地的地形则控制着层序发生的级次。
    目前进行的工作和将来的工作
        本篇文章对研究层段的解释的正确性主要依赖于在25km2区域内,200厚的地层中所收集到的数据外推得到的地层模式的可靠性,相同的地层岩体也出露在几十公里长的nine mile峡谷及其它分支峡谷中,因此该套岩体能够向北与使用钻井数据确定的界面相对比。正在进行的其它露头区的研究资料的综合分析将进一步检验我们的地层模式。要探索的关键问题是类型B层序边界的种类和范围以及较为完整地保存的高水位体系域的特征和盆地东北方向上的高分辨率层序地层学。
    结论
    (1)、湖泊盆地受构造变动、气候控制和沉积物供应的影响,展现出垂直和侧向上与层序相关的岩相的可变性。在nine mile峡谷中部的绿河组中部地层(犹他州,尤尼塔盆地西南),这种可变性表现为20米厚的河流洪泛平原相地层与10米厚的湖相和边缘湖相地层形成的旋回。
    (2)、在研究层段,所有湖相地层在底部含有碳酸盐岩标志层,这种标志层也偶然存在于其顶部,底部的碳酸岩层是沉积成因的准层序,它们为尤尼塔湖处于最大湖岸线时形成的前积的湖泊边缘碎屑岩准层序所覆盖,该碎屑岩准层序由向上变粗的、含波痕的和由根土岩与低弯度河流砂岩互层所覆盖的钙质砂岩组成。除了被覆盖层序边界的侵蚀作用移走之外,每一套地层都含有覆盖前积准层序的湖相地层,地层中可能含有代表最大洪泛面的薄深湖相油页岩,因此这些湖泊水进体系域展现出的准层序的叠置模式(沉积到前积)与典型的海相层序不同(是典型的退化型)。
    (3)、保存下来的覆盖前积准层序的湖相地层相对较薄,并显示一个向上变浅的序列。该套地层描绘的是尤尼塔湖与邻近的湖盆融合而产生的湖盆水体的加深和在两个湖盆之间的初始“门户”的充填。存在的油页岩表示湖盆融合的可预测性水体加深而上覆的浅水沉积构成高水位体系域。融合的湖盆和所有的地层层序都表明与它们相关并且仅能够形成于标记共同的最大湖岸线高度的两个湖盆之间的鞍部。
    (4)、湖相地层被上覆的洪泛平原相地层所消截,这个侵蚀面被解释为角度不整合或解释为从深湖相油页岩到洪泛平原地层之间的相过渡,它暗示着基准面的主要下降期,并标定出类型A层序边界。这种层序边界由内含扩展的、似层状几何形态的河道砂岩体的洪泛平原相地层所覆盖。这种复杂的低水位体系域地层单元是在低可容空间期,由高位的湖盆边缘沉积物和遵循明显的基准面下降的三角洲沉积物的再造组成的。洪泛平原相上部的砂岩体是由高弯度的条带状河道沉积物组成,并且沉积物与早期基准面上升有关。
    (5)、类型A层序边界的重复出现是比较普遍的,而且这些边界的顶面被定义为角度不整合而不是平行不整合。一般认为随着时间的由老变新,洪泛作用加剧,促进了较深的融合湖盆的产生,气候的变化可能部分地受尤尼塔山这种高地形的影响,它的隆起也导致临近盆地的倾斜。

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