东部盆地非海相沉积层序地层的基本特征 海相层序地层及沉积体系域
中国东部濒太平洋的非海相沉积盆地，属近海内陆盆地。这些盆地在中、新生代均经历了拉张构造运动。盆地的演化经历了两个大的发展阶段，即早期的断陷作用和晚期的坳陷作用。除松辽盆地外，它们大部分呈单断式半地堑状态，部分呈双断式地堑状态。一系列大大小小这样的盆地，构成了中国东部裂谷系。东部非海相沉积盆地在沉积特征和层序地层特征方面，具有某些共性或相似性，存在某种规律性。
一、沉积特征
图3-1 非海相沉积盆地层序地层工作流程
（一）受到海泛或海洋气候的影响
传统的观念认为，中国东部的含油层系主要形成于纯陆相环境。70年代以来，越来越多的证据表明东部盆地在中、新生代曾多次受到海水进侵的影响。汪品先（1972）在苏北和江汉盆地发现了有孔虫。徐怀大（1969,1973,1982）和何镜宇等（1982）在渤海湾、苏北和松辽盆地发现了众多的海绿石。同济大学（1975）有关人员在苏北盆地识别出与海洋环境相联系的生物碎屑灰岩。80年代以后，人们发现了更多的指示海相环境的古生物、自生矿物和地球化学等方面的证据。徐怀大和赵政璋（1983）在苏北发现了颗石藻类超微化石。郝诒纯等（1981,1984）在渤海沿岸地区（黄骅、东明、东营、惠民、临清、济阳和下辽河）发现了颗石藻和非颗石藻类超微化石，徐怀大和魏魁生（1989,1993）在华北冀中地区和松辽盆地也有相似的发现。东海和南海的钻探资料已证实古东海和古南海的确存在。这些证据冲击了东部含油层系属于纯陆相环境成因的观点，同时为研究生油成因及潜力提供了新方向。这些证据归纳如下：
1.古生物学
中国东部中、新生代非海相沉积地层的生物面貌，总体上以陆相淡水一半咸水生物群落为主，但是也存在某些通常属于海相的生物化石.
在第三纪地层中，见到最多的海相化石是有孔虫。例如在华北的冀中、济阳，黄骅等地区发现有五块虫（Quinqueloculina sp.）（图版Ⅰ－2），三块虫（Triloculina sp.），球旋虫（Glomospira sp.），环曲虫（Spirosigmoilina sp.），盘旋虫（Spirillina sp.），塔旋虫（Turrispirillina sp.），曲房虫（Sigmoilina sp.），圆盘虫（Discorbis），粟米虫（Miliolidae），小粟虫（Miliolids）等.在苏北及广东三水盆地也见有圆盘虫、串球虫、小粟虫及诺宁虫（Nonion）等。在汾渭地堑的晚第三纪和第四纪地层中也见有孔虫，例如渭河九字虫（Nonion weiheehse）、圆盘虫、暖水卷转虫（Ammonia tepida）等。除诺宁虫、卷转虫等能够生活于淡水环境，其余大部分生活于海相或海陆过渡性环境。这些有孔虫个体小、属种单调、变异度大、畸形个体多、分布局限，表明东部盆地曾经遭受海水泛滥的影响，但是可能还达不到大规模海侵的程度。
钙质超微化石的发现是海水进侵的另一个有力证据。苏北盆地见到Rhabdolithus sp.,Fasciculithus sp.,Discoaster sp.,Sphenolithus sp.和Coccolithus sp.等。在华北冀中、黄骅等地区已鉴定出Reticulofenestra sp.,Coronocyclus sp.,Helicopontospharea sp.,Coccolithus sp.和Sphenolithus sp.等。作者在松辽盆地的J17井、J19井、D432井和S7井青山口组和嫩江组的钙质泥岩及劣质油页岩中识别出Cretarhabdus sp.,Nephrolithus sp.,Gartnergo sp.,prediscosphaera sp.,Eiffellithus sp.,Arkhangelskiella sp.,Conusphaera sp.,Mitrolithus sp.,Lithraphidites sp.,Quadrumsp.,Nannoconus sp.,Rhagadiscus sp.,Tegulalithus sp.,Bukryaster sp.,Watznaueria sp.,Microrhabdulus sp.,Coccosphere sp.和Tetratithus copulates sp.等超微化石（图版Ⅰ—4至图版Ⅰ—7）。钙质超微化石主要分布于密集段内，一般成层分布并沿钙质页片层丰富.在第三纪地层中，除了上述化石，与海相有联系的生物还可见到苔藓虫、海百合、海绵、藻类和介形虫。藻类化石见有德弗兰藻（Deflandrea）、渤海藻（Bohaidina）（沟鞭藻类）；粒面球藻属、褶皱藻属、棒球藻属（疑源类）；中华枝管藻（Cladosphonia sinensis）、孔层藻（绿藻门海松藻科）等。介形类生活于海洋环境发现有浪花介超科的华花介，尾花介类的柄花介（Cytherura sp.），奈特介属的渤海奈特介（Knightia bohaiensis）。
在白垩系地层中，也存在其它一些海相化石。例如松辽盆地见长头松花鱼（Sungarichthys longicephalus）、贪食吉林鱼（Jilingichthys rapax）、巨口哈马鱼（Hamamacrostoma choow）等，与之相类似的化石主要见于浅海和滨海沉积中，有关联的现代属种也主要生活于海洋环境。松辽盆地还发现线纹蛤（Striarca）、壳菜蛤（Mytilus）、二区肋蛤（Musculus）和短齿蛤（Brachidontes）等咸水或半咸水生物化石。
2.矿物学和地球化学
在第三纪和白垩纪非海相沉积地层中，几乎所有盆地都见分布有海绿石。这些海绿石呈粒状球形、不规则凹凸状、叶片状和胶结物型（图版Ⅰ—3），含量较少.在密集段中还见自生白云石、磷灰石或胶磷矿、大量的莓状黄铁矿（图版Ⅰ—8）、伊利石型粘土，地层中存在含海相生物屑的碳酸盐岩或厚度较大的蒸发岩.
地球化学指标显示过渡性的特点。华北地区第三系某些层段、松辽盆地白垩系某些地层中（表4-3）出现硼含量大于100ppm、B/Ga比值大于3.3（2.1-8.5）,Sr/Ba比值大于1。苏北盆地阜二段及阜四段硼含量大于100ppm,Sr/Ba为0.9-2.6,B/Ga大于3.3的甚多。在有机地球化学方面，出现正烷烃碳数呈双峰态，可见钒卟啉，族组分中芳香烃含量有时小10%。经分析对比，有人（周光甲，1984）认为济阳沙四段部分样品的有机化学特征类似于滨海沉积物。
东部盆地受海洋气候的控制也是很明显的。渤海沿岸近20万年的海侵层位与间冰期的温暖气候相伴生。海洋气候对近海大陆区域的影响表现在使陆域呈非纬度分带性。例如在第三纪时，我国北部为潮湿带、中部为干燥带、南部为潮湿带，而东南近海区出现潮湿气候带（据关士聪等，1986）。湖盆最大水进期往往与海水进侵的时代相一致，证据颇多。
据关士聪等（1986）有关资料统计，在东部盆地出现海相标志的时代主要有：晚侏罗世、早白垩世、古新世、始新世、渐新世、中新世、上新世和第四纪。海水的进侵是周期性的。最富生油潜力的密集段含海相超微、微体化石丰度最高，这也冲击了纯陆相生油学说。
（二）盆地经历了裂陷、深化和消亡的发展史
无论是白垩系地层充填为主的盆地还是第三系地层充填为主的盆地，均经历了裂陷、深化和消亡这一发展历程。这个发展过程可以进一步分为：地幔隆起阶段、早期断陷作用阶段、晚期断陷作用阶段、断坳作用阶段和坳陷作用阶段（图3-2）。
1.地幔隆起阶段
由于洋壳俯冲，大陆地壳上升，地幔隆起形成幔枕，为断陷盆地孕育期。
2.早期断陷作用阶段
当地幔物质聚集到一定阶段及构造应力场的转变，陆壳破裂，断陷作用开始，发育地堑式盆地。此期火山活动强烈，开始快速沉降，地势起伏高差大，各小盆地彼此独立、分割性强，物源丰富，沉积物供应速率高，因而洪积物、冲积物发育，具有膏盐建造及基性火山岩喷发。例如松辽盆地的侏罗系和白垩系沙河子组及营城组的地层属于此期。早期断陷作用阶段往往伴生坳陷作用。
3.晚期断陷作用阶段
此期断陷作用强烈，水域扩展，以湖相碎屑岩沉积为主，伴生火山喷发作用。箕状凹陷往往在晚期断陷作用阶段形成，即缓坡一侧的断裂活动消失或减弱。此期松辽盆地发育多个断堑式盆地，相当于登娄库组地层形成期。
4.早期坳陷（断坳）作用阶段
断陷和坳陷作用并存，以后者为主导。各种沉积体系都会出现，海水时而泛入，水域广阔，环境分带性明显。松辽盆地相当于泉头组至嫩江组形成期，三角洲发育，低水位期“下切谷”多见。
5.坳陷作用阶段
此期盆地以坳陷作用占优势，快速的充填使盆地水域范围缩小、湖水深度变浅，发育河流、三角洲和滨浅湖沉积体系。松辽盆地相当于四方台组以上的沉积。
盆地消亡之后，地壳整体上升后又整体下降，发育河流、洪积平原相。
其中3和4为盆地深化阶段。
反映在沉积物特征上，绝大部分盆地纵向上具有一个或两个红粗—黑细—红粗的巨大旋回，相应水体有由浅—深—浅、沉积环境有由氧化—还原—氧化的旋回特征。例如渤海湾盆地，孔店组和沙四段下部地层多为红色粗粒沉积，沙河街组其余地层主要为深色细粒沉积，东营组以上地层为色杂粗粒沉积，构成一个完整的巨旋回。二连盆地阿尔善组为粗粒沉积，腾格尔组为细粒沉积，赛汉组以上为粗粒沉积，同样形成一个巨大旋回。
每个巨旋回中含4-6个二级旋回。华北冀中地区包括孔店组—沙四段、沙三段、沙二段至沙一段、东营组、馆陶组和明化镇组（以上为大致层位，层序边界在原地层组、段的上、下部位，并非吻合）共6个二级旋回。松辽盆地白垩系地层含7个二级旋回，包括沙河子组－营城组，登娄库组、泉头组姚家组中部、姚家组中部－嫩江组二段顶部，嫩江组其余地层，四方台组及明水组。
图3-2 断陷盆地发育阶段示意图
A－地幔隆起阶段；B－早期断陷作用阶段；C－晚期断陷作用阶段；D－断坳作用阶段；E－坳陷作用阶段
据统计，第三系地层中约含20个三级旋回，例如冀中地区至少具有19个层序（图3-3、3-4），大港和苏北地区有27个层序；白垩系地层中含40多个三级旋回，例如松辽盆地泉头组至嫩一段划分出22个层序。值得一提的是，距海愈近，地层的旋回性愈强（例如松辽盆地），距海愈远，三级层序的频率愈低，例如松辽盆地白垩系登娄库组至明水组具有47个层序（图4-18-4-22），而二连盆地下白垩统地层仅识别出8个层序（图3-5、3-6）。原因是近海盆地受大陆气候和海洋气候的双重影响，远海盆地主要受大陆气候的影响，同时远海高频层序不易辩认所致；重力流沉积占优势的盆地旋回性不明显（例如辽河断陷盆地某些凹陷）。
图3-3 冀中地区文26井层序地层分析
1－层序边界；2－体系域边界；3－准层序及准层序组边界；4－前积型，5－退积型；6－加积型；CS－密集段；LST－低水位体系域；TST－水进体系域；HST－高水位体系域
图3-4 冀中地区岔81井层序地层分析，图例同图3-3
图3-5 二连盆地白垩系阿参1井—阿61井层序地层分析
图3-6 二连盆地三维INLINE231—237测线白垩系层序地层分析
（三）多物源、多旋回、多沉积体系
东部近海内陆盆地不同于海相的单物源方面，盆地四周几乎均为物源。在箕状断陷盆地中，物源既来自陡坡，也来自缓坡和长轴方向。早期为双（多）物源，晚期为顺盆地长轴方向的物源。
在沉积物方面，陡坡粗，具有冲积扇、扇三角洲体系；缓坡和长轴方向较细，出现三角洲等体系。在构造布局上，沉积特征也有一定的分布规律。在一系列次级盆地组合的大盆地，近海一侧凹陷的沉积物细，近陆一侧的凹陷沉积物粗。例如冀中地区，近海一侧的武清、饶阳凹陷沉积物较细，暗色泥岩发育，而远海一侧的石家庄、保定、徐水等凹陷红色粗粒沉积物比例高。
这些盆地赋存期短、埋藏迅速、旋回性强。几乎所有在海洋环境发育的沉积体系均可在东部盆地中见到，例如三角洲、扇三角洲、滨岸砂滩或砂坝、浊积扇或湖底扇、河流和冲积扇体系等。在湖泊环境中，滑塌沉积广泛分布，在基准面升降变化的任一阶段，在任一阶段的不同部位均可见到，“滑塌扇”多而沉积巨厚，有时甚至贯穿于整个小盆地的某个区域。非海相沉积盆地中河流体系发育，可以出现在任一体系域中，它们多与断层伴生。
（四）盆地发育的不同阶段层序地层特征各异
在盆地形成初期，剥蚀区及“盆地”内高差很大，可容纳空间小而且水体多位于氧化带内，物源丰富，搬运距离短，因而发育很厚的膏盐、红层和冲积扇。这些沉积物属于特殊的低水位体系域，宏观上以海洋为参照物有可能是高水位体系域的产物。早期水进和高水位体系域不发育。
盆地发育晚期或消亡以后，湖泊收缩，水域甚小或者只有河流袭过，主要发育河流、冲积体系（例如冀中地区的上第三系地层）。由于此时盆地已经濒于消失或者已经消失，残盆水域极浅，河流相当于在前期湖面上流过，远远上升到原“风暴浪基面”之上，所以这些沉积物属于高水位体系域，局部地区部分沉积物为水进体系域的产物。
盆地发育中期，地势高差减小，水域广阔，相邻凹陷连接在一起，水体相对较深，环境分带性比较明显，物质供应相对受到抑制，黑色泥质沉积加厚。周期性的基准面升降变化比较明显，层序含三个体系域（图3-7），但是低水位体系域的沉积特征与海相差异较大。
图3-7 冀中地区断坳期发育的“T4”层序及体系域
T4反射层为密集段，上覆三角洲体系下超于T4反射层；T2反射层以上地层为湖泊消亡之后发育的河流体系
（五）箕状凹陷中央有底辟或地貌隆起
在箕状凹陷中心或其附近，由于火山上涌、泥岩或盐类刺穿，可形成底辟构造；也可以由重力滑动造成地貌上的隆起，例如滚动背斜，陡侧见沉积背斜。
（六）东部盆地基准面变化趋势
东部盆地在中、新生代时，在总体以陆相沉积环境占主导地位的背景上，曾多次受到海泛的影响，全球性海平面升降必然波及到湖盆基准面的变化。对比白垩纪和第三纪的湖盆基准面升降曲线和Haq的海平面变化曲线（图3-8，图4-29），可以看出两者的总体变化趋势相近或相似。松辽盆地白垩纪的基准面变化与Haq的曲线基本合拍，土伦阶、森诺曼阶、阿普第阶和阿尔必阶吻合极好，基至在高频部分也近相一致（图4-29），但是前者的三级旋回频率高于后者。二连盆地距外海远、封闭性强，然而其白垩纪基准面变化曲线与Haq的曲线相似，仅最大水进期迟滞及三级旋回频率较低。白垩纪是全球性海进期，世界各地广泛分布碳酸盐岩和深水湖泊沉积，说明全球处于一个相近的变化域中，因而即使是距海较远的陆相盆地，其水体变化规律也受全球“应力场”的控制。
第三纪的基准面变化在30Ma处，即早、晚第三纪之间的界面处，与Haq的曲线基本一致，内部高频变化趋势也大体相似。但是湖盆的最大水进期或最高水位期随盆地距海的远近而渐次迟滞（图3-8），距海近的盆地基本吻合，距海愈远最大水进期愈晚。这是由于局部构造运动所致；另外，由于湖盆最大水进期与海水进侵基本同步，海水是伴随着波浪状构造运动向大陆内部迁移的，因而最大水进期依距海的近远而提前。
图3-8 冀中和苏北地区第三系基准面升降曲线（据徐怀大、魏魁生，1994）
①Millazian；②Sililian；③Emilian；④Calabriam；⑤Piacenzian
（七）油气勘探
根据200多个油田资料分析，含油层系主要为三角洲、扇三角洲体系，河流沉积、砂滩和浊积岩具有一定储油潜力，少数勘探区与基岩、火山口及碳酸盐岩有关。总体上，勘探方向仍为浅层高水位体系域的沉积砂体，各油田的勘探重点仍限于构造圈闭。层序地层学能够用于井少的新区和井多的老区指导油气勘探。科学的进步就是思维能力的进步。层序地层学提供了一种开拓性思想，具备科学思维方式。层序地层学为地层分层提供了统一方案，解决了地层对比方面的矛盾，这预示着有很多未被开恳的油气远景区需要勘探，已开发的油田需要调整开发方案以提高采收率（徐怀大，1993）。
二、层序地层特征
根据松辽盆地、南海盆地、冀中地区、辽河盆地、二连盆地等区域白垩系和第三系沉积地层的分析结果，中国东部非海相沉积盆地在层序地层方面有以下特征：
1.Ⅰ型层序占主导地位
层序有两种主要类型，即I型和Ⅱ型层序。I型层序边界形成时，全球海平面下降速率超过构造沉降速率，所以在陆架坡折处相对海平面发生了下降，海水完全退出大陆架。Ⅱ型层序边界形成时，全球海平面下降速率小于构造沉降速率，在陆架坡折处没有发生相对海平面的下降，相反以相对上升为特征，海水没有完全退出大陆架（图3-9）。湖泊盆地水域相对很小，水体进退频繁，基准面的骤然下降，可能导致绝大部分地区出露水面甚至干枯，因而层序性质以I型为主（徐怀大，1991）。识别I型层序的关键在于有无下切谷，湖盆低水位期近源发育辫状河道、远源发育网状河道，实质是湖泊环境特殊的下切谷。
野外观察及岩心剖面分析证实了上述结论。在海相沉积环境中，例如鄂尔多斯盆地奥陶纪海相碳酸盐沉积，野外见Ⅱ型层序边界，最明显的特征是岸线或滨岸上超向下（向盆地）的迁移，其它标志如削截、暴露侵蚀作用等不明显或不存在。相反，Ⅰ型层序边界部位暴露标志、削截结构非常显著。在松辽、辽河及冀中等地区非海相沉积地层的岩心观察中，层序边界附近暴露标志广泛，并非只存在滨线下移的现象。
非海相沉积层序的边界在地震剖面上有时特征不甚明显，原因是：①多物源造成的沉积物叠置方式复杂；②河流体系在任一体系域都会出现，造成误解为断层多、断块多；③测线方向有一定偏差；④分辨率不够高；⑤湖盆面积小，“陆架坡折”不典型，而且基准面变化频率高，以致层序边界处的反射结构难以辨认。这种现象并非说明非海相沉积盆地不存在层序边界，相反更加证明了在地层划分中需要层序地层的方法，应该充分结合地震、测井、岩心和露头资料综合分析，才能够比较准确地分析、对比地层。
2.层序的时间跨度
由研究实例统计，东部盆地三级层序的时间跨度为0.5-4Ma，平均2Ma。例如华北冀中地区由孔店组（底界60.2Ma）到东营组（顶界24.6Ma）的时间延限约35.6Ma，共识别出17个层序，每个层序平均为2.094Ma；松辽盆地由登娄库组到明水组共划分了47个层序，时代由125-65Ma，每个层序的时代跨度平均约为1.28Ma。每个层序含6-20个准层序，岩心中准层序约含6个砂泥韵律层（松辽盆地），表明非海相沉积也具有高频旋回特征。
3.体系域特征
非海相沉积盆地与海相盆地在体系域特征方面各有异同。低水位体系域在非海相盆地形成早期和中期存在，通常由红层、冲积扇、河道和小三角洲等沉积体系组成，并不是真正的像海相成因的盆底扇、陆架边缘沉积楔状体和斜坡扇。Vail模式中的盆底扇相当于Mutti（1985）的I型和Ⅱ型浊积扇，斜坡扇相当于Ⅲ型扇体。湖泊中的浊流沉积主要由季节性或灾变性洪水入湖而成；在低水位期，水体太浅，以致洪水入湖无法构成密度差而形成浊流，只有在水进和高水位期水体变深才能构成形成浊流的条件，其性质多为片汜型浊流，浊积扇也多赋存于水进体系域。任何事物均具有两重性，在一些大型湖泊盆地（例如松辽盆地）中湖底（盆底）扇仍然可能存在，只要满足浊流的边界条件就能够形成相应的沉积，沉积物供应速率高，可能引起特殊的浊流沉积。湖泊盆地的另一个特点，就是即使在低水位期，物源因素也很活跃，河流沉积广泛分布。在盆地发育晚期或者湖泊消亡之后，低水位体系域消失，其赋存于相邻更近海的盆地，甚至仅在海洋盆地发育，原盆地之上仅发育高水位体系域。
图3-9 作为全球海平面变化和沉降作用函数的相对海平面（据H.W.Posamentier,1988）
除上述特征外，水进和高水位体系域特征与海洋盆地相似。例如水进体系域发育砂滩、砂坝体系，高水位体系域发育三角洲、扇三角体系。
在重力流沉积发育的地区，例如辽河盆地冷东地区，层序界面不易判别，但是仍有一定的规律可循。低水位体系域碎屑流沉积发育；洪水型浊流赋存于水进体系域；高水位体系域下部泥流（mudflow）沉积多见，上部碎屑流沉积发育，但其组构特征有变化。
4.层序界面
层序界面位于微体和超微化石丰值最低处。典型的层序界面具有削截、顶超、上超和下超地震反射结构。在岩心剖面上见暴露标志，例如在松辽盆地见根土层、古风化壳、地层缺失等标志；在测井曲线上，层序界面在近陆部位处位于砂泥幅值突变接触部位；在近湖地带位于砂岩内部，呈渐变关系，即砂体由前积式向加积式转换的部位；在湖盆中央，往往位于砂岩底部或泥岩内部。值得注意的是，在非海相沉积盆地中，有时层序界面上、下地层均呈退积式结构，这是由于湖泊水体可容纳空间的增减与气候及河水入湖的因素息息相关；另一方面，每次较大规模洪水的冲刷可将相当厚的湖坪沉积物带走。
5.密集段
密集段多为连续性好的高振幅反射波，见下超反射结构。过去作为地层组段分界面或定为假整合的强反射，实质上与密集段相关。例如松辽盆地的T1和T2、冀中地区的T4和T6、二连盆地的T3和T5反射层（图3—10）及济阳坳陷的T2和T6反射层即是。密集段内微体和超微化石丰度最高、变异度最大（例如介形类出现壳饰）。古生物纵向分布具有某种规律性、半对称或对称性，例如松辽盆地北部一些密集段中，纵向上的变化为介屑滩—化石丰度低值—介形类富集—介形类和叶肢介混生—叶肢介富集—混生带—介形类—藻类及小型叠层石—低值带，代表了水质由淡
6.首次洪泛面
首次洪泛面（ffs）是区分LST与TST的标志层，火山活动多发生在ffs前后。东部盆地（例如松辽盆地）典型的ffs上有一层很薄的细砾石，成分同下伏岩层（图版Ⅱ—7），具由盆向陆搬运的痕迹；春融冰漂砾也落入ffs。在近岸带可与层序界面重合，近盆部位过去所谓的界线粘土层实质上就是ffs。
7.沉积型式
完整的三级层序含低水位、水进和高水位三个体系域。一般沉积型式低水位体系域呈加积式，在电测曲线上表现为箱状；水进体系域呈退积式，在电测曲线上钟形或塔形；高水位体系域由一个加积式（下部）准层序组和一个前积式准层序组构成，一个准层序组含6-20个准层序，单个准层序或呈向上变粗或为向上变细的型式，从理论上讲以前者为主，但是后者在非海相沉积层序中占一定比例。甚至在总体变化型式的基础上，低水位或高水位体系域中也有退积式地层的插入，表明湖水进退频繁、振荡性强，在水退背景上也会出现小规模的水进。
8.迫降式沉积
H.W.Posamentier等（1992）提出迫降式海退沉积（forced regressions），在非海相沉积盆地中也有相似的特征。这类沉积一般形成于低水位期，与正常水退沉积不同之处在于其沉积物注入盆地的变化，沉积物过路作用明显，并且由高阶地的盆地（或凹陷）向低阶地的盆地（或凹陷）逐阶搬运，滨线和相向（海）盆持续迁移，近陆部位的沉积可能完全或部分被搬运走，直到水进期各盆地才可能统一接受沉积。这种现象在苏北的各盆地、冀中和辽河地区的断阶式背景中均有显示。苏北溱潼凹陷有一特例，可能反映盆地堵塞湖水干沽的沉积背景。
一切科学规律的抽象或总结，都是以大量的实验和观察为基础，从普通存在的事实出发，从事物全部总和出发，对个别或偶然现象综合概括、逻辑推导并经理性加工所取得的，并非是人为的想象或主观的臆造。具体事例分析是对一般规律的检验。
图3-10 二连盆地INLINE 239测线T3和T5反射层之上的下超结构
示SB8处（黑线之下）的削截现象；T5之上和T3顶部反射层的下超结构，SB5处扇三角洲的穿时现象
非海相沉积层序模式~
非海相沉积盆地一般经历了裂陷、深化（坳陷和断坳）及消亡三个大的发展历程，各阶段发育的层序地层特征不尽相同。本文主要以松辽盆地为背景，讨论非海相层序的沉积模式。
一、断陷期层序地层模式
断陷期火山活动强，断裂作用活跃，基准面升降迅速，主要发育冲积扇、河流、火山岩、及三角洲、扇三角洲体系。其中以LST最为发育，并在层序边界及首次洪泛面附近出现火山岩或侵入岩。TST以“漫出”地堑或半地堑式盆地为特征，HST不发育甚至缺失。在断陷作用晚期，TST的沉积体向外超覆，HST开始发育（图5-1），LST仍局限在地堑式凹地内。断阶式半地堑盆地LST有逐阶搬运的特征，TST末期才形成统一沉积局面。
图5-1 断陷作用晚期的沉积型式，谷内为LST，“上岸”沉积即TST,T2之上为水道
二、坳陷期层序地层模式
坳陷期是盆地发育的主要阶段，绝大多数含油气层与该期有关。该期层序中的三个体系域齐全，甚至出现Ⅱ型层序，是本文讨论的主体。松辽盆地发育陆源碎屑沉积和碳酸盐岩，三角洲体系广泛出现，文中分别予以描述。
1.低水位期体系域
松辽盆地属于大型近海内陆盆地，即使在低水位期，水域也相当广阔，甚至比渤海湾盆地的箕状凹陷某些水进高潮期范围还大，因而体系域内各种沉积体系均可能发育。
在低水位期，基准面下降速度大于构造沉降速度，基准面下降到退覆坡折之下，可容纳空间迅速减小，新增容纳空间呈负向增长。在退覆坡折之上的山前部位，甚至在前高水位期的浅水、半深水地带，均可能发育冲积扇体系。对于三角洲体系而言，仅在河口发育河口砂坝；平原地带河流沉积多见，相当一部分河流下切侵蚀、形成“深切谷”，沉积物呈过路作用，只有一部分发生充填，形成水上水下河道沉积及相伴生的天然堤沉积。河流之间发育沼泽及三角洲平原沉积。在湖域地带，河口砂坝侧翼及邻近部位出现砂滩沉积。灾变性洪水在滨浅湖部位形成洪积岩，在深湖区形成浊积岩，有时在浊积岩底部发育碎屑流沉积。
对于内源沉积，碳酸盐岩极不发育，仅在少数情况下或在前深湖区出现鲕粒灰岩，坡折带部位（滨线附近）有藻纹层和零散的或混杂成层的介屑堆积。介形虫灰岩极少见，古环境使残存的介形虫幼仔立即死亡，成虫也在拼力挣扎，随后消亡。
上述浊流沉积相当于盆底扇；滑塌碎屑流沉积、洪水事件沉积等相当于斜坡扇，三角洲体系为低水位缓坡楔状体，下切河道沉积为下切谷的早期充填物（图5-2）。
低水位期以沉积物过路作用及充填作用为主，注入盆地的水流（以下称注水）速度很低，末期局部地区（滨、浅湖地带）出露水面，因而层序界面及首次洪泛面附近均有暴露标志。由于低水位末期可容纳空间最小、基准面相对最低，故ffs某些暴露标志比层序边界处更明显，二者需要综合资料来区分。
图5-2 坳陷作用阶段低水位期沉积模式
2.水进体系域
当气候转暖、湿润，灾变性洪水、风暴及海水进侵，使基准面上升速度超过沉积物供给速度或者由于构造沉降速度增快，使新增容纳空间持续增大，基准面上升并向外扩涨，形成水进期的沉积（图5-3、5-4）。水进期有两种沉积背景：一是基准面缓慢上升，滨浅湖砂滩砂坝体系发育，与三角洲体系相联系的沉积物是受波浪作用改造了的三角洲前缘席状砂。下切谷发生充填，下部为洪积岩，上部为砂滩沉积。二是基准面迅速上升，由浅水向深水环境（纵向上由下至上）依次出现洪积岩、风暴岩和浊积岩，下切谷之上或堤岸也见浊积岩。这种现象与浊积岩的成因有关，湖泊浊积岩属于洪水型，少见滑塌型，因而于水进期发育。由于海泛的影响，水进砂底部多见含海绿石。水进期的碳酸盐沉积相对发育，水进初期的生物屑灰岩中也含海绿石，并见蓝绿藻、沟鞭藻类生物，在TST上部偶见有孔虫。TST发育碳酸盐岩，是与海水的进侵及受海洋气候的影响有关。海水涌入湖盆，使基准面迅速升高，气候温暖潮湿，水质清澈并提高了含盐度，陆源碎屑注入受到遏制为碳酸盐岩的沉积提供了适应的环境条件。
图5-3 坳陷作用阶段水进期硅质碎屑岩的沉积模式
在古地理位置上，碳酸盐岩在坡折带附近发育鲕粒滩、核形石滩及生物碎屑灰岩，形成一个小碳酸盐台地，起到一个“障壁”的作用。由障壁向深水盆地方向发育介形虫灰岩、柱状叠层石和介屑风暴岩，深水地带具有钙质浊积岩。风暴浪基面附近见小型叠锥状叠层石，岩心中这种叠层石很小，单层仅1cm左右，大部分已白云岩化，风化面上见叠锥构造，围岩为暗色泥岩，常出现于密集段附近的上、下层位。由障壁向陆出现生物屑灰岩、穹状叠层石、含介屑砾屑风暴岩。障壁后方形成一个“局限台地”环境，范围较为广阔，陆源碎屑和碳酸盐岩混积或交替出现。近陆部位碎屑沉积发育，也见介屑滩和鲕粒灰岩。
在水进高潮期，新增容纳空间增至最大，补偿速率非常低，主要发育暗色泥页岩、油页岩和泥灰岩，微体和超微生物相对繁盛。根据稳定同位素分析（图4-30）、古生物、自生矿物（莓状黄铁矿、白云石等）和地球化学指标，此时盆地处于缺氧还原环境。
3.高水位体系域
高水位期，基准面上升或构造沉降的速度变缓或保持静止不动，而沉积物供应速率维持原态甚至逐渐增加，使新增容纳空间增长速率降低，可容纳空间变小，发生了一系列的水退式沉积（图5-5）。
图5-4 坳陷作用阶段水进期的碳酸盐沉积模式
图5-5 坳陷作用阶段高水位期的沉积模式
在高水位早期，水体深度仍然很大，因而洪水入湖能够形成密度差而构成浊流沉积，纵向上赋存于密集段上方。HST典型的沉积体系是三角洲和扇三角洲体系。由于碎屑沉积物向湖推进很快，所以三角洲体系的指状砂坝发育。在三角洲坡角部位可以由滑塌或液化引起浊流作用形成浊积岩。浅水环境构成水下水道沉积，例如T2反射波上方近源部位的沉积就是（图5-5）。在高水位晚期，可容纳空间变小，河流沉积广泛发育。
高水位期的碳酸盐沉积仍然存在，但是纵向序列变化与TST相反，晚期几乎全部被碎屑岩取代，只有在坡折带部位基准面突然下降又突然上升时才可能出现碳酸盐岩的“连续”沉积。
三、湖泊消亡之后的层序地层模式
湖泊消亡之后，原“盆地”位于相邻盆地坡折带之上，因而发育的河流、冲积、洪积、坡积及沼泽等沉积主要形成于高水位期（参图5-6）。
图5-6 湖泊消亡之后高水位期的沉积模式
图例
非海相层序地层学：以松辽盆地为例
SB－层序边界
CS－密集段
LST－低水位体系域
TST－水进体系域
HST－高水位体系域
四、断陷盆地层序地层模式
1.箕状凹陷缓坡背景
取材于渤海湾盆地.LST发育洪积岩、碎屑流沉积、滑塌、远源三角洲等体系；TST发育砂滩砂坝、碳酸盐浅滩，深湖区有可能出现湖底扇，近岸带有网状河流沉积等；HST发育各种类型的三角洲，近源部位有冲积扇，前缘趾部有可能出现滑塌型浊积岩（图5-7、5-8和5-9）。
图5-7 箕状凹陷缓坡理想模式
图5-8 箕状凹陷陡坡断陷期理想模式
图5-9 断阶式背景沉积模式
2.箕状凹陷陡坡背景
取材于渤海湾盆地。典型层序的三个体系域分别由冲积扇、近岸浊积扇和扇三角洲体系组成。岸上部分，TST由河流溢岸、泛滥平原沉积组成，HST由河流、冲积体系组成（图5-8）。
3.断阶式背景
取材于辽河盆地重力流沉积占主导地位的陡坡带，是图5-8模式的另一种型式。LST在近岸阶地发育成裙状分布的冲积扇；近湖洼地碎屑流沉积广泛出现，砾石大小相对均匀，夹颗粒流性质的砂质沉积，物源来自邻近暴露带或逐阶搬运。TST未形成统一沉积的背景，密集段在近源部位不发育。TST由滨浅湖体系或浊积岩组成。密集段顶部及近源部位见泥流成因的含泥砾泥岩。HST各阶地统一接受沉积，碎屑流沉积发育，纵向上砾径由混杂渐变为比较均一，近岸带或缓坡区出现扇三角洲体系（图5-9）。这种地层分布型式，在渤海湾盆地其它地区及松辽盆地断陷期都曾出现。
五、模式对比
将本文模式与Vail模式比较，发现两者之间既有共同之处，又有一定差异（表5-1）。主要表现在：
（1）Vail的模式是针对海相被动大陆边缘盆地提出的；本文的模式以非海相沉积盆地为背景，分别探索了不同古地理位置的层序地层分布型式；
（2）Vail的模式中含两种类型的层序，即I型和Ⅱ型层序；内陆盆地I型层序发育，大型湖泊盆地坳陷期偶见Ⅱ型层序。
（3）湖盆形成初期，LST发育；深化期，三个体系域发育齐全，但是其内涵与海相模式不尽相同；湖泊消亡后仅发育高水位期河流、冲积体系；
（4）断陷盆地缓坡带的沉积系列和序列与Vail的模式相似，而陡坡带与被动大陆边缓模式截然不同；
（5）Vail模式中低水位盆底扇体系往往是重力流（含浊流）形成的海底扇类，但是非海相沉积盆地中相当于低水位盆底扇类沉积是冲积扇体系和洪水事件沉积，尤以箕状凹陷断陷初期和陡坡带明显；松辽盆地范围广阔，低水位期也见形成浊流沉积；
（6）湖泊受气侯因素影响大，浊流沉积往往与灾变性洪水和风暴流相关联，因而在水进期发育浊积扇、湖底扇体系，这与被动大陆边缘模式截然不同；
（7）近海内陆盆地受海水周期性侵袭，有意义的密集段往往形成于海泛最大、时间最长的时期，因而含海相超微化石、有孔虫等，这种密集段生油潜力最大；
（8）两者之间有某些共同特点，如一个完整的层序均由LST、TST、HST组成，高水位体系域均由河流、三角洲、滨岸等体系组成，水进体系域砂滩、砂坝等体系发育，密集段分隔了水进和高水位体系域，Ⅱ型层序低水位期由边缘楔状体构成。这些特点在断陷盆地缓坡带比较显著。
表5-1 层序地层学模式对比
碳酸盐岩的沉积体系和层序地层分布模式，对于相对海平面变化的反应似乎与硅质碎屑一样（Sarg,1988;Jacqin,1990;Glaser,1990），可识别出两类不同的层序，即I型层序和Ⅱ型层序。I型层序由低水位体系域、海侵体系域和高水位体系域组成；Ⅱ型层序由陆棚边缘体系域、海侵体系域和高水位体系域组成（见图1.7）。
根据经典层序地层学原理，川东南地区二叠系、三叠系海相层序地层可划分4个Ⅰ型层序界面和11个Ⅱ型层序界面（图1.8，图1.9）。
1.3.1.1 Ⅰ型层序界面
威尔格斯（1991）认为，当海平面下降速度超过碳酸盐台地或滩边缘的盆地沉降速度时，就形成I型层序界面。他认为形成Ⅰ型层序界面时，主要出现两种作用：①台地或滩的暴露和侵蚀以及伴生的陆坡前缘的海底侵蚀作用；②区域性淡水透镜体向海方向运动，以上覆地层的上超和海岸上超的下移等为特征（见图1.7）。通常表现出三个方面的特点：①层序界面以下的沉积物具有明显的暴露、溶蚀特征；②斜坡前缘的侵蚀作用；③层序截面下伏层常具向上变浅的沉积序列。
在川东南地区二叠系（P）内可识别出I型层序界面2个（见图1.8），均为古风化壳面，分别是二叠系（P）与志留系（S）之间的不整合界面和上、下二叠统之间的假整合界面；中、下三叠统也可识别出2个I型层序界面（见图1.9），下部界面为二叠系、三叠系之间的假整合上部界面为中三叠世末早期印支运动造成大面积抬升造成的上三叠统须家河组（T3x）与雷口坡组（T2l）之间的古风化壳假整合面。
1.3.1.2 Ⅱ型层序界面
当海平面下降速率小于盆地沉降速率时，形成Ⅱ型层序界面（威尔格斯，1991）。此时盆地的可容空间扩大，台地潮缘区和台地浅滩出露地表，陆棚边缘向陆方向的上超向下迁移，形成陆棚边缘沉积物。与Ⅰ型界面相比，缺乏陆缘物质的穿越和台缘斜坡的侵蚀作用，沉积相带向盆地方向的迁移不显著。通常Ⅱ型界面经历暴露的时间短，侵蚀量小。在陆棚边缘，Ⅱ型界面上覆的地层一般是平行的和加积的，而I型则是斜向的和进积的。另外，Ⅱ型层序界面形成期间，当海平面下降恰好处于或低于台地或滩边缘处时，内台地出露地表，外台地和台缘可能仅经历过短暂的出露。通常淡水的影响主要在内台地区，成岩作用规模小，强度弱，不及Ⅰ型海平面下降时所产生的影响。此外，海平面仅在相对短的时间内就开始上升，复又淹没外台地、台地和滩边缘楔形体，沉积作用仅发生在下伏台地边缘处或低于它的位置上。
图1.8 二叠系（P）层序地层发育特征
图1.9 三叠系下统海相地层层序划分与特征
川东南地区二叠系（P）内可识别出Ⅱ型层序界面6个（见图1.8），为台地上冲蚀水道沉积以及岩性岩相转换面。顶、底受Ⅱ型层序界面限制的三级层序共8个，即PS1～PS8，受二叠纪末构造抬升的影响，PS8在研究区西部缺失或发育不全。
PS1发育于梁山组（P1l）和栖霞组（P1q）下部；PS2发育于栖霞组（P1q）。PS1、PS2时期，由于快速的海侵，未见低水位体系域，横向分布较稳定的浅水台地微相（局部颗粒滩微相），岩性为中薄层状生屑微晶灰岩、含生屑泥质灰岩互层；高水位体系域为颗粒滩、浅水台地微相，沉积物厚度大，局部发育暴露台地微相的白云质灰岩。海侵体系域的顶部有薄层状泥质灰岩，为凝缩段（台沟亚相），含丰富的完整个体的有孔虫以及定向排列的介形虫、腕足、介壳等，显示低能深水环境特征。在野外露头中可见由海侵体系域→凝缩段→高水位体系域，沉积层单层厚度变化明显，由中薄层状互层→薄层状→中厚层状、块状，反映了受海水深度变化影响，沉积物沉积速率由较慢→慢→快速沉积的特点。
PS3、PS4和PS5发育于茅口期（P1m），海侵体系域为浅水台地泥晶灰岩，凝缩段为泥质灰岩或泥微晶灰岩，高水位体系域为颗粒滩微相生屑灰岩、砂屑灰岩、白云质灰岩，整体显示了较为快速的海侵。
PS6发育于龙潭期（P2l），受风化作用影响，在野外剖面中其层序界面难以识别，但在各钻井中，凝灰岩可作标志层进行等时对比。
PS7和PS8发育于长兴期（P2c）,PS7为海泛时期，凝缩段泥质灰岩单层厚度较大，海侵体系域、凝缩段及高水位体系域较为发育。
下、中三叠统飞仙关组（T1f）、嘉陵江组（T1j）和雷口坡组（T2l）内可识别出Ⅱ型层序界面5个（见图1.9），顶、底受层序界面限制的三级层序共7个（PS1～PS7）。界面主要由：①岩性岩相转换面；②溶塌角砾状白云岩；③膏溶角砾岩；④石膏岩层；⑤台地上冲蚀水道沉积；⑥鸟眼、窗孔构造密集带特征来划分。
TS1相当于飞仙关组一段（T1f1），其底界面为I型层序界面，川东南地区未有低水位体系域，海侵体系域不发育，显示为快速的海侵，凝缩段主要为泥质灰岩及页岩（台沟亚相）直接覆盖于层序界面，高水位体系域发育初期以浅水台地泥微晶灰岩、台沟亚相泥质灰岩夹页岩为特征，在沉积高部位广泛发育鲡滩灰岩，是川东南地区分布较稳定的鲡滩微相沉积。低洼地段鲕滩发育不佳，为浅水台地微晶灰岩。
TS2大致相当于飞仙关组二段（T1f2），以快速海侵为特征，高水位体系域川东南地区反映为在台盆（沟）亚相以发育泥页岩沉积为主。
TS3大致相当于飞仙关组三段（T1f3）、飞仙关组四段（T1f4）及嘉陵江组一段（T1j1）。TS3海侵体系域反映飞仙关组三段（T1f3）为颗粒滩微相鲕粒灰岩、浅水台地微相微晶灰岩。在川东南地区东北部，大型鲕粒滩呈席状展布，鲕滩灰岩厚度可达40余米，可成为主要储集层之一。TS3凝缩段为飞仙关组四段（T1f4）内的灰绿色泥页岩或泥灰岩、泥质灰岩；TS3高水位体系域为嘉陵江组一段（T1j1）浅水台地微晶灰岩、鲡粒灰岩、生物屑灰岩。
TS4～TS7发育时期川东南地区嘉陵江组二段（T1j2）至五段（T1j5）为局限台地，海侵体系域多为深水潟湖亚相灰岩、白云质灰岩、灰质白云岩，凝缩段发育于潟湖亚相白云质泥岩、泥质白云岩中，高水位体系域发育在障壁砂坝相鲡粒灰岩、生屑灰岩、生屑白云岩和浅水潟湖膏岩、白云岩、膏质白云岩中。
非海相层序地层学应用基础
答：非海相沉积地层同样具有规律性变化,表明基准面曾发生过相对应的升降变化,能够根据地震、钻井和露头资料综合解释地层的分布型式。 2.沉积地层中存在不整合 在东部盆地中,上第三系与下第三系之间、第三系与白垩系之间、白垩系与下伏地层之间都存在明显的巨大不整合或发生地层缺失现象。在非海相沉积盆地中,基准面的相对...
研究内容
答：本文涉及的主要内容有：（1）层序地层学在非海相沉积盆地中的适应性；（2）非海沉积盆地层序地层学应用基础及工作方法；（3）非海相沉积盆地沉积特征；（4）三个关键界面的识别并建立层序地层格架；（5）东部盆地海泛的证据及其层序地层学意义；（6）松辽盆地主要含油层系的体系域特征；（7）东部盆地基...
非海相沉积层序模式
答：非海相沉积盆地一般经历了裂陷、深化(坳陷和断坳)及消亡三个大的发展历程,各阶段发育的层序地层特征不尽相同。本文主要以松辽盆地为背景,讨论非海相层序的沉积模式。 一、断陷期层序地层模式 断陷期火山活动强,断裂作用活跃,基准面升降迅速,主要发育冲积扇、河流、火山岩、及三角洲、扇三角洲体系。其中以LST最为...
工作概况
答：层序地层学在我国已经引起了巨大反响，石油、地质部门相继开展了该项研究工作。本课题组结合油气勘探发展动向，以东部盆地中、新生代沉积地层为研究对象，旨在填补层序地层学在非海相沉积盆地中的空白，建立一套与中国地质特征相适应的层序地层理论体系，为推动油气勘探事业的蓬勃发展去探索。层序地层学给人们...
层序地层学研究方法
答：对于完全封闭的内陆盆地,尽管它可能存在某种全球变化的规律性,但往往由于局部影响因素较大而自成体系,所以进行层序地层学研究的困难更大。非海相沉积层序的分布形态与盆地演化阶段息息相关,而大多数情况下盆地的演化阶段与区域构造运动、全球海平面变化有明显的相关性,这是进行陆相层序地层研究的基础。 盆地的发育史(...
东部盆地
答：2017-03-10 东部盆地主要属于 盆地 中部属于什么盆地 2016-07-15 哪个省份,东部是盆地,北部是草原,南部是沙漠,西部是山地 2020-02-03 盆地东部构造演化史 2020-01-30 东部盆地非海相沉积层序地层的基本特征 2020-01-30 盆地东部沉积边界 2009-01-24 我国的三大盆地是什么? 73 更多类似问题 > 为...
层序地层分析基础
答：洪泛面是指区分新老地层的一个面,在地区性盆地范围内,洪泛面为一个平坦的界面,在大区域上也仅有较小的地势起伏,穿过该面具有水体骤然变深的证据。这个面往往形成于水下旋回式的微小“侵蚀”或非沉积作用期.在层序最底部或最顶部,其界面与层序边界重合。根据Van Wagoner(1985)的研究,准层序易于在滨岸平原、...
层序地层学分析基础
答：然而从层序地层学观点看,含磷块岩及沥青泥岩的玉尔吐斯组是在一个层序形成中期海进条件下沉积的,称之为海进体系域。其海侵事件的时代和相同岩性的西山布拉克组相当。而汗格尔乔克组的重力流沉积属于一个层序发育第一阶段在深水盆地区沉积的低水位体系域中的重力流盆底扇。于是,按照层序地层学观点,这里的寒武/震旦...
层序地层学的主要地层单位
答：层序地层学是研究以侵蚀面或无沉积作用面,或者与之可以对比的整合面为界的、重复的、成因上有联系的、年代地层框架内的岩石间相互关系(J.C.Van Wagoner等,1988)。层序地层学的地层单位等级系统中,每个地层单位都是一套以具有年代地层学意义的界面限定的彼此有成因联系的地层(图5—1)。这些界面的对比,为在区域到...
层序地层基本概念
答：高水位体系域在顶部以Ⅰ型或Ⅱ型层序界面为界，在底部以下超面为界。凝缩（密集）段（condensed section）主要产于海进体系域内部和高水位体系域向陆远端。它是一个相带，由极缓慢速度（＜1～10mm/ka）下沉积的半远洋或远洋的薄层的海相岩层组成。分布于中部至外部陆架、陆坡、盆地中，在滨线的区域...
