层序地层特征研究及应用.docx
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层序地层特征研究及应用
中国地质大学（北京）
饶阳凹陷马西洼槽下第三系
层序地层特征研究及应用
课程名称：
层序地层学原理及应用
教师：
陈开远教授
院（系）：
能源学院
学生姓名：
陈龙
学号：
2006130035
日期：
2013年11月5日
目录
前言1
第一章层序地层学研究方法2
第一节层序地层学的基本原理2
第二节层序识别方法6
第二章区域地质特征12
第一节区域地质结构12
第二节地层发育特征13
第三章层序地层学方法应用研究17
第一节层序界面的识别17
第二节地震地质层位的标定25
第三节层序划分与对比27
第四章基于层序划分的沉积相研究34
第五章结论37
参考文献38
饶阳凹陷马西洼槽下第三系
层序地层特征研究及应用
前言
在广泛阅读相关的层序地层学资料的基础上,结合前人在该研究区域的地质认识,以层序地层学方法应用为主线,建立了饶阳凹陷马西洼槽下第三系主要层系的等时层序格架,将饶阳凹陷马西地区下第三系划分为1个一级层序,3个二级层序,9个三级层序,编制并解释联井层序剖面,阐明了层序界面的基本特征,首次系统地建立了饶阳凹陷马西地区的区域层序地层格架,为区内的盆地充填和生、储、盖等研究提供了重要的地层对比框架。
在等时的地层格架中,进行了体系域的划分,各级层序可分为高位体系域、水进体系域、低位体系域。
通过利用各种地震属性和波阻抗反演数据体,对沉积积微相的划分,识别出河流、扇三角洲、河流三角洲、湖相等沉积类型。
第一章层序地层学研究方法
第一节层序地层学的基本原理
层序地层学是在年代地层构架中对地层关系的研究。
它认为构架中岩石的层序是旋回式的，并且由成因上有联系的地层单元（层序和体系域）组成，是以层序作为盆地分析的基本单元[1]。
层序地层学的研究内容涉及地震地层学、沉积学和生物地层学三门学科的核心内容，主要包括以下几个方面：
（1）地层层序单元的划分对比分析；
（2）沉积体系类型及分布规律分析；（3）烃源岩预测及评价；（4）储层预测及评价；（5）生储盖组合预测及评价；（6）隐蔽圈闭预测及评价。
层序地层学是地层学原理和沉积学原理的综合。
应用的数据主要有地震钻测井和露头数据，在其研究中充分考虑了生物地层学、生态学、岩石学及地球化学特点，因此是一门典型的高度综合、交叉的学科。
也有人认为层序地层学研究，际就是一个数据综合分析的过程，遵循多个沉积学和地层学原理的沉积地层具特定的形态和时空组合关系，这种形态和时空组合关系在地质历史中周期性地出现，因而具有可预测性。
一、四个参数
层序地层学的基本观点是地层单元的几何形态和岩性受四大参数的控制。
概述了这些参数及其对沉积的主控作用[1]：
其中构造沉降、海平面升降速度和盆地的沉积物供给速度这三个参数控制了沉积盆地的几何形态，构造沉降速度和和海平面变化速度这两个参数综合起来控制（沉积物）可容空间，（沉积物）可容空间指沉积物充填在盆地可容纳多少沉积物。
以上四个变量综合作用的结果导致沉积物可容空间的变化，而沉积物供给速度与新增可容空间增加速度的比值决定着地层和岩相的分布形式。
表1．层序沉积的控制作用
层序地层四大参数
参数控制作用
海平面升降
沉积物沉积空间
构造沉降
地层和岩相类型
沉积物供给
沉积物充填和古水深
气候
沉积物类型
经典层序地层学把海平面变化放到非常重要的地位，认为全球海平面周期性变化是控制层序形成的主要因素。
他们认为全球海平面变化是周期性的，而且这种周期性的变化在全球范围内是一致的，因此根据海平面的变化便可在全球范围内进行层序的划分和对比。
vail等人经研究认为，连续地震反射近似于年代地层界面，或时间界面，如层面和不整合面。
界定层序的不整合面以地震反射对着下面的不整合面、上超和终止或互为终止为特征。
因此，沉积物进侵曲线图将显示海底、海岸和冲积沉积物楔上超到盆地边缘有多远（Vail等1984）。
沉积物加积图将显示上超地震反射上爬或下降的垂直数量。
二、层序
层序是层序地层学研究的核心，是层序地层学分析的基本地层单元。
层序是一套相对整一的，在成因上有联系，其顶底是以区域不整合面或与之相当的整合面为界的相对整合的地层序列。
不整合是将较老和较新的地层划分开的面，沿此面有地表层划分开的面，沿此面有地表剥蚀和削蚀的证据；在某些地区，还有相对应的海底侵蚀或地表暴露的标志，并且有明显的沉积间断。
整合是分开较老和较新地层的面，沿此面没有任何侵蚀或停止沉积的证据，并且沿此面并没有任何明显的沉积间断的表现。
一个层序可以是一级层序，二级层序和三级层序。
Vail等人认为不同级别层序对应不同级别的海平面升降周期，持续时间长短是层序级别的重要依据。
〔2〕等人强调客观准则的原则，地层的绝对厚度、形成时间长度，以及区域和全球成因解释，不被用于定义层序地层单位。
层序的地层构成单元是准层序和准层序组。
层序边界是区域不整合面及其对应的整合面，是横向上连续广泛分布的面。
这个面至少覆盖整个盆地，并且其可以同时发育在世界范围内的许多盆地中。
层序边界把界面之下的所有地层与边界上的所有地层隔离开来，并且具有年代地层学意义。
层序的类型有两种[9]：
类型I层序和类型Ⅱ层序。
这主要是依据其层序的边界类型确定。
类型I的成因：
沉积滨线波折带处海平面下降速度大于该处基底下降速度。
类型I的特点：
（1）明显的陆上侵蚀及河流冲蚀（深切谷、粗碎屑沉积、深切谷根土层、不整面分布广）
（2）海岸上超向下转移。
（3）沉积相向海岸转移（变化大，陆相沉积与界面以下深水沉积直接接触）。
（4）上覆地层图3一1一1层序类型上超。
类型Ⅱ的成因：
沉积滨线坡折带处海平面下降速度小于该处基底下降速度，在该位置上未发生海平面相对下降。
类型Ⅱ的特点：
（1）沉积滨线波折带处向陆一侧出露地表。
（2）沉积滨线波折带处向陆一侧的海岸上超向下转移。
（3）沉积滨线波折带处向陆一侧的上覆地层上超。
（4）无明显的河流冲蚀作用和沉积相向盆地的明显迁移。
图1．Ⅰ型和Ⅱ型层序
三、体系域
层序是由一套体系域所构成，在Vail提出的典型模式中，层序应包含以下体系域类型：
体系域是一系列同期沉积体系的组合，每一体系域都与特定的海平面升降曲线段有关。
沉积体系是一组在沉积环境和沉积作用上由成因联系的沉积相的三维组合，体系域是全球海面变化曲线的特定段落期间沉积的[1]。
（1）低水位体系域（LST）边界
底界为层序边界，顶界一般为最低的海岸上超点所对应的层面（初始海侵面），这个面很可能表现为整合特征。
低水位体系域常由低水位扇（盆底扇）、斜坡扇、低水位楔组成，它们是海平面由快速下降到缓慢上升的不同阶段沉积的产物。
低水位体系域的低水位扇-一快速全球海面下降期；º低水位体系域的斜坡扇-一全球海面下降晚期或全球海面上升早期；»低水位体系域的低水位楔一全球海面下降晚期或全球海面上升早期；
（2）海侵体系域（TST）边界
海进体系域-一全球海面快速上升期，底界为LST顶界（初始海侵面），其顶界一般为密集段的顶面（最大海泛面），即区域性下超面。
（3）高水位体系域（HST）边界
高水位体系域即全球海面上升晚期、全球海面停滞和全球海面下降早期。
底面为TST顶面（区域性下超面），顶界为层序边界。
沉积地层划分为层序、准层序和体系域，提供了分析沉积地层内时间和岩石关系的有力手段。
层序和层序边界将沉积岩划分为以具有年代地层学意义的界面为界的、成因上有联系的地层单位。
这些界面提供了对比和作图的一个框架。
体系域的解释提供了预测层序内岩相关系的框架。
准层序组、准层序和它们的界面。
沉积地层划分为层序、准层序和体系域，提供了分析沉积地层内时间和岩石关系的有力手段。
层序和层序边界将沉积岩划分为以具有年代地层学意义的界面为界的、成因上有联系的地层单位。
这些界面提供了对比和作图的一个框架。
体系域的解释提供了预测层序内岩相关系的框架。
准层序组、准层序和它们的界面进一步将层序和它的构成单位体系域划分为更小的成因单位，供详细作图、对比和解释沉积环境，通过这种方法达到预测岩性及隐蔽性油气藏的目的。
第二节层序识别方法
层序研究是层序地层学的核心。
在陆相地层中层序的识别、层序的空间展布、层序的含油气性预测等均是层序研究亚待解决的问题。
因此，综合使用各种地球物理资料，探讨解决这些问题的有效方法和技术，以建立与层序地层研究相配套的技术系列网。
层序的划分对比工作是进行层序分析的基础，因此应用多种资料对层序的分进行研究和相互验证，有助于提高层序划分的精度。
一、古生物标志法
1）生物（贝壳）碎屑层
生活在浅水环境中的含壳类生物，死亡后壳体经湖浪作用搬运至岸线附近，后期受湖水的不断冲刷破碎，形成贝壳碎屑层，其中壳体破碎严重，难以辨认其属种，并且呈乱杂状堆积。
反映滨岸环境，当其上地层反映水深逐渐或突然加深的沉积相类型时，这些碎屑层便可以近似代表准层序的顶，并可能代表层序的顶界。
2）植物根迹化石
根迹化石是岩芯中最易识别的遗迹化石，其种类繁多，生态特点复杂，虽不能绝对地都作为暴露标志，但大都为陆面或极浅水环境下的产物。
在层序边界的识别过程中，可以根据上、下地层植物根迹化石纵向上的变化推断层序边界的位置[7]。
3）遗迹化石
遗迹化石（除粪化石外）均为原地保存，它既是生物行为习性的反映，也是它们赖以生存条件的反映，而这两者直接受常驻环境因素的控制，因而与沉积环境关系十分密切。
利用生物遗迹对环境条件的敏感性，有时可反映在岩性剖面上没有表现出来的沉积间断面，指示地层界面（如图2）。
4）生物数量的变化
层序是某一控制因素作用下所形成的一套地层，其中所含生物数量从下到上应该是渐变的，从多到少或从少到多，因沉积环境不同而定。
但层序边界上下的地层，由于湖水深度、沉积环境等的很大差异，生物数量差别很大，发生突变。
从而利用地层中相邻两层中生物数量的突变而考虑是否存在层序界面。
5）生物种属的变化
上下地层中的化石所代表的时代相差较远，或古生物化石群发生突变，出现生物演化的不连续或生物种属的突变，都说明地层之间发生过沉积间断或长时间的侵蚀风化，是不整合（层序边界）存在的证据遗迹化石指示关键地层界面的几种卡通图。
图2．遗迹化石图
二、地震层序格架建立方法
地震层序格架的研究是以地震反射资料为基础的。
vail等人认为（1977）地震反射界面基本上是等时面或平行于地层内的等时界面，而地层基准面旋回与界面具有成因地层单元和时间界面的含义，因此地震反射界面平行于或相当于基准面旋回的界面[7]。
所谓地震层序就是从地震剖面识别出来的、以不整合面及其与之可以对比的地震反射为界，内部反射相对整一的地震反射单元。
划分地震层序首先就是要识别限定地震层序的界面。
按照层序定义，地震层序边界为不整合及与之可以对比的整合面在地震剖面上的响应。
而地震剖面上的反射波组特征是地质事件的最好记录。
地层不整在地震剖面上会表现为地震不整一现象，故利用地震剖面可以识别不整合面。
地震剖面上不整合面的识别主要根据同相轴的反射终止方式来判别（图3），这些标志也用来识别较高级次或较长期基准面层序内部地震反射终端消失模式旋回，如上超现象反映可容纳空间的增加或AS/比值的增大，顶超现象代表可容纳空间的减少或AS/比值的减小。
整一现象则反映地层处于加积状态，可容纳空间变化不明显等。
图3．层序内部地震反射终端消失模式
对于地震分辨率很高、沉积巨厚、沉积作用快速的情况，可以进行准层序的划分。
利用合成地震一记录、VSP以及生物地层资料进行层序年代标定，确定各层序中的体系域类型以及地震相特征，进而恢复沉积环境。
然后将地震资料层序地层学的分析结果，同露头和钻测井资料的层序地层学结果进行综合分析、相互验证，评价各层序以及不同体系域生、储、盖特征，预测圈闭类型，指出油气勘探目标[8]。
1）地震反射结构图形法一层序界面的识别
在不考虑层序级别的情况下，地震上能识别出来的两个规模相当的不整合面之间必然为一个层序。
2）地震反射结构图形法一体系域及凝缩段的识别
不同的体系域具有不同的反射结构，发育于盆地的不同位置。
在海相地层中，凝缩段往往形成强反射，最大洪泛面一般表现为下超面。
3）地震反射结构图形法一轨迹法
随着海（湖）平面的旋回式变化，典型的沉积相必然会发生纵横向的迁移。
在地震上追踪其轨迹，可以反应海（湖）平面的变化。
主要包括三角洲轨迹法，滨岸轨迹法。
地震层序边界的地质属性，要靠钻（测）并资料来确认，而较高级次的测井层序边界则可通过地震不整合面来控制。
在钻（测）井分析中，虽然不整合面在岩性、粒度、沉积结构、电测特征上有许多指示信息，但不如地震上指示的那样明确肯定。
而且，当井孔位置处在界面由不整合变为整合地段时，测井上就不会有很清晰的不整合的证据。
因此，应利用地震剖面上识别出的不整合界面，对较高级次的测井层序边界进行标定。
利用地震资料进行地层解释（即地震地层学方法）是层序地层学研究中最为关键的技术，其主要功能是识别地震层序和体系域，进而在等时层序单元内（一般是体系域）进行地震相分析，解释沉积环与沉积体系。
第二章区域地质特征
第一节区域地质结构
饶阳凹陷的基底为前第三系古隆起，第三系是一个NNE走向的东断西超的的大型单断箕状凹陷。
凹陷东侧受马西一河间一留路断裂带的控制，这些断裂是饶阳凹陷生成、发展的主控断裂。
西侧是古基底之上继承性发育的第三系斜坡[3]。
凹陷内形成了一系列与断层有关的构造带和局部构造。
主构造线为北东一北北东走向，凹陷具有东西分带的特点。
自东向西，北东向的构造带有东部潜山带、东部主洼槽带、中央隆起带、西部次洼带及西部斜坡带等（图4）。
西部斜坡带即鑫县斜坡，为单断箕状凹陷的斜坡带。
凹陷内的北西西向横向构造带发育，其南北边界就是饶阳凹陷的两个一级横向构造带，完县一肃宁南一留北横向构造为凹陷内的二级横向构造带，三级横向构造带有八里庄及旧城北一榆科一赵桥横向构造带。
地震剖面及钻井岩心资料证实二级与三级横向构造带都是凹陷内分割各洼槽的继承性古陆梁。
凹陷内北东向及西西向两组构造交汇，形成了纵横隆洼相间的格状构造格局。
在第三系沉积以前，饶阳凹陷是一个以震旦亚界为主体的大型古隆起，基底地层主要是中、上元古界和下古生界海相碳酸盐岩，分布范围约3000km2它的核部位于高阳以东，河间以西，饶阳以北，向北一直延伸至霸县，隆起时间为距今2亿年前的古生界末期。
古隆起的核部剥蚀了震旦亚界以上地层350m。
在核部的河间地区出露地层最老，为长城系地层，向四周逐渐变新。
马西、大王庄、留路地区为蓟县系地层，饶南和南马庄地区为寒武系和奥陶系地层。
这个在第三系沉积前构成的震旦亚界古隆起区，为古潜山聚油创造了优越的地质条件。
渐新世是饶阳凹陷发育和形成的主要时期，以断陷作用为主，尤其是凹陷东侧马西一河间一留路主断裂的活动使基岩裂成块体，剧烈的拉张和大幅度翘倾使基岩地层（Tg反射层）最大落差达5000多米，控制了整个下第三系的沉积，由此产生了东断西坡的箕状单断凹陷。
图4．区域大剖面
第二节地层发育特征
钻探证明，饶阳凹陷下部的基岩是太古界及下元古界变质岩，在其上覆盖有华北地台型的全套沉积盖层。
中上元古界和下古生界主要为一套海相碳酸盐岩，厚4000~6000m；残余分布的上古生界石炭一二叠系海一陆交互相煤系沉积建造，主要是薄层石灰岩、煤系地层及砂泥岩，厚0~1300m；而中生界主要为含火山岩的陆相碎屑岩，厚1000~3000m，新生界下第三系河湖交互相的砂、泥互层沉积和上第三系冲积平原沉积，厚1000一8000m。
一.新生界下第三系[3]（E）
下第三系是饶阳凹陷的主要含油层系，自始新世以来沉积了巨厚的陆相地层，总厚度，30006~000m。
由粗、细、粗三套地层构成一个完整的沉积旋回，底部和上部为河流或冲积相沉积，中部主要为湖相沉积。
根据岩性特征、化石组合及其旋回性，以及运用东二段的含螺泥岩段、沙一下段的特殊岩性段、沙三的大套暗色泥岩及特殊岩性段、沙四孔店组的膏盐岩地层作为对比标志，全区的下第三系地层自下而上细分为孔店组、沙河街组、东营组共三个组和八个段，其具体界线主要由标志层来确定。
1）孔店组
是本区早第三纪最早沉积的一个组，具有沉积中心多且在饶阳凹陷分布不均，岩性及厚度变化大的特点。
在沉积中心区发育有两个下粗上细的沉积旋回。
下旋回下部为孔店早期的填充式沉积，主要为短距离地搬运角砾、卵石及砂质粘土等组成的一套杂色砾岩、砂砾岩及红色砂质泥岩层，分选性极差。
反映在电性特征上，电阻率曲线形态呈梳状高阻，自然电位曲线形态平直且圆滑。
下旋回主要分布在饶阳凹陷南部。
上旋回是在下旋回填充沉积的基础上发展起来的，沉积范围广。
这说明当时饶阳凹陷的轮廓已基本形成，开始整体下降，沉积了大面积的残积、坡积砾岩，成为局部地区如刘李庄油田的储集层。
尔后发展为河流冲积相，沉积了一套杂色砂砾岩与棕红色泥岩间互层，最后转变为湖相，泻湖相，沉积了一套灰色泥岩夹浅灰色膏泥岩、泥灰岩、油页岩等。
在区域地层对比上，本组顶部的含膏泥岩段易于辨认，是较好的对比标志层；下部的棕红色砂泥岩段，在电性上砂泥岩差异不明显，这也成为标志。
孔店组超覆于中生界、古生界及中上元古界之上，与下伏地层为角度不整合接触。
2）沙河街组
本组在凹陷内分布较广，且厚度较大，是凹陷第三系油田的主力储层和生油层。
根据古生物资料及岩、电特征可划分为四个段：
沙四段：
在凹陷区内，除任丘、雁翎等地区没有沉积外，其余地区都有分布，但厚度变化大，南部沉积较厚，达120m0。
由粗、细、粗组成三个岩性段。
下段为粗碎屑段，厚400m，中段为细碎屑段，厚65Om，暗色泥岩发育，为主要生油层，顶部泥岩分布稳定，被称为/稳定泥岩段0，为地层对比标志层，上段又为粗碎屑段，一般厚400m，最厚达782m，为深灰色泥岩与灰白色粉、细砂岩呈不等厚互层，间夹玄武岩。
沙四段与下伏孔店组为平行不整合接触。
沙三段：
为湖相沉积，发育大套深灰色泥岩。
可分为三个旋回，上旋回底部见以油页岩为主的特殊岩性段，中旋回发育灰色泥岩与砂岩互层段，下旋回有灰质白云岩为主的特殊岩性段。
沙三段的主要化石特征是：
藻类见有大量的渤海藻，介形虫以华北介为特征，都见一套简洁玻璃、后陡玻稿、长帽形湖花介。
揭开最大厚度1233m。
沙二段：
O一267．5m
区域上为一套棕红色泥岩与浅灰色砂岩互层。
上部以细段沉积为主，岩性以厚层状紫红色泥岩夹薄砂层为主。
下部为粗段沉积，以浅灰色砂岩与薄层泥岩互层为主。
抱粉特征除栋属大于榆粉属外且见褶皱澡比较发育，介形虫见济南土星介，肖庄美星介、沼泽拟星介，轮藻中发现伸长似轮藻。
沙一段：
O一787．5m，可分上下两部分。
沙一下段：
为湖相沉积。
发育一套深灰色泥岩夹浅灰色砂岩和油页岩、灰质白云岩及鲡灰岩，俗称特殊岩性段0，是区域性标志层。
在鲡灰岩中惠民小豆介、小单沟湖花介、低平玻璃介、沙河街似玻璃等介形虫较常见。
抱粉栋粉属稳定高于榆粉属，厚度全区比较稳定一般150一250m。
沙一上段：
区域上为一粗段正旋回沉积。
岩性以紫红色泥岩，浅灰色砂岩为主，下部可见暗色泥岩、碳质泥岩及薄层油页岩。
在南马庄、河间大断层下降盘沙一上段的下部为一套绿灰色泥岩夹紫红色泥岩，见少量油页岩。
沙一上段与东营组界线不清楚，通过区域对比，见抱粉榆过渡、向下部栋属含量增高，见到惠民小豆介、小草沟湖花介等介形虫。
本组下部的对比本区的沙一与东营组的划分以大王庄为标准，即东二段含螺泥岩以下至沙一下段油页岩发育上、中、下三个小正旋回，中旋回底划分东营底，下旋回底划为沙一上段底。
3）东营组（Ed）
东营组为一套暗紫、红色泥岩，浅灰色砂岩、中部夹绿色含螺泥岩，该含螺泥岩段在任丘、马西发育，在留3、宁4一带发生相变，向南变红，且螺逐渐减少，仅见簿层绿色泥岩。
二．上第三系（N）
上第三系为河流相泛滥平原沉积。
总趋势是南薄北厚。
按古生物及岩性特征又可分为两个组。
上第三系馆陶组：
属中新统。
为一套河道沉积，进而可分出粗、细、粗三个岩性段，代表一个完整的沉积旋回。
厚度400一450m，岩性为紫红色泥岩与浅灰色粒状砂岩呈不等厚互层沉积，底部为厚度约50m的杂色底砾岩段。
与下伏地层呈不整合接触。
上第三系明化镇组，属上新统，为一套上细下粗的砂泥岩沉积。
厚度1300一1500m，岩性为浅灰黄色中砂岩、浅灰色含砾砂岩与厚层棕红色泥岩呈不等厚互层沉积。
上第三系超覆于一切老地层之上，与下伏地层呈不整合接触。
底部的石英、隧石砾石层及其阶梯状高电阻率曲线形态、箱状自然电位曲线形态特征是划分上下第三系的全区性标志。
第四系平原组：
在区内广泛分布，厚度330-37Om。
为未成岩的黄色粘土质粉、细砂岩，底部有冲积、洪积砾层，与第三系不整合接触。
第三章层序地层学方法应用研究
层序地层格架建立的核心是层序的划分，层序划分的关键在于识别出具有年代地层学意义的侵蚀面、沉积间断面，或与其可以对比的整合界面，即层序界面。
在进行层序界面识别时主要利用露头钻（测）井和地震资料。
由于目前所收集的资料主要是综合录井、测井和三维地震资料，在进行层序界面识别的过程中主要利用这三类资料进行层序分析。
在层序划分对比中从地震资料手，识别出地震剖面上明显的不整合界面，然后从典型井出发，进行基准面旋回划分，进行多井的连井层序地层对比，通过制作合成地震记录，进而把测井资料与地震资料结合起来，通过井一震对比建立层序地层格架。
第一节层序界面的识别
通过对研究区内的地震资料分析，识别出两个区域性的不整合界面，分别是下第三系底界和馆陶组底界。
在沙河街组内识别出4个局部不整合，即Es2、Es3上、Es3中．Es3下底界，同时通过钻（测）井料，识别出4个沉积转换面，即底界，各界面的特征如下：
（1）地震响应特征
T2（馆陶组底界）反射层[7]：
为一区域不整合界面，为上、下第三系之间不整合界面，即上第三系馆陶组砾岩底界的反射。
表现为二至三个强相位，可以连续追踪。
在工区的北部和东部可见剥蚀现象。
该界面可见明显的剥蚀现象，而上覆地层的上超现象不明显。
这是由于在下第三系沉积后由于地壳运动使全区下第三系遭受剥蚀，并使地形准平原化，而上第三系是在准平原地形之上接受沉积，无明显上超现象（如图5）。
为一区域标志层。
图5．馆陶组底界区域不整合在地震剖面上的响应
T3a（东一段底界）反射层：
为下第三系东一段底界，在地震剖面上为一至二个强相位的中弱反射如图6，该地层只在马西洼槽的局部地区分布。
T3b（东二段底界）反射层：
为下第三系东二段含螺泥岩段与馆陶组底界区域不整合在地震剖面上的响应下伏东三段之间反射，其反射特征变化较大，在地震剖面上可以看到，在马西断层以西表现为二至三个强相位的连续强反射。
而在工区东北部反射不明显。
T3（东三段底界，反射层：
为东营组底界与沙河街组顶地一层面分界面的反射，由于界面．上下均为砂泥岩互层，因此反射特征不突出，一般表现为一至二个不连续中强相位，
如图6,在界面之上为中强振幅,东一段、东二段、东三段底界在地震剖面的响应一中频一连续的反射，界面之下，为中弱振幅一低频一连续的反射。
图6．东一、东二、东三底界在地震剖面上的响应
T4（沙一段底界）反射层：
代表沙一段特殊岩性段底界的反射，该层与下伏沙二段地层，呈平行不整合，主要显示为一至三个强相位，如图7。
在T4（沙一段底界）在地震剖面上的响应全区可连续追踪，为区内标志层。
界面之上为平行连续的反射，界面之下为亚平行不连续的弱反射或变振幅反射。
在全区可连续追踪。
T5（沙二段底界）反射层：
相当于沙二段的底界，为沙二段与沙三段之间的局部不整合界面，以往研究中关于沙二和沙三段在该区一直没有明确的划分，本次通过钻（测）井的分析，结合地震资料进行了划分，在地震上表现为为一套亚平行一弱反射与较连续一变振幅反射的分界。
在工区南部里。
图7．T4在地震剖面上的响应
T5沙二段底界在地震剖面上的响应
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