经典层序地层学的原理与方法Word版.docx

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经典层序地层学的原理与方法Word版

第二章经典层序地层学的原理与方法

经典层序地层学为分析沉积地层和岩石关系提供了有力的方法手段，其原理和实践已被大多数地质学家所接受。

理论上，层序地层学特别重视海平面升降周期对地层层序形成的重要影响；实践上，它通过年代地层格架的建立，对地层分布模式作出解释和同时代成因地层体系域的划分，为含油气盆地地层分析和盆地规模的储层预测提供坚实的理论和油气勘探的有效手段，有力的推动了地质学，特别是石油地质学的发展，它的推广与应用标志着隐蔽油气藏勘探研究进入了一个全新的精细描述、精细预测阶段。

第一节经典层序地层学中的两种层序边界

Vail等在硅质碎屑岩层系中已经识别出两类不同的层序，即Ⅰ类层序和Ⅱ类层序，这两类层序在碳酸盐岩研究中得到了广泛应用。

以下详细论述这两类层序边界的含义、特征和识别标志。

一、Ⅰ型层序边界及其特征和识别标志

当海平面迅速下降且速率大于碳酸盐台地或滩边缘盆地沉降速率、海平面位置低于台地或滩边缘时，就形成了碳酸盐岩的Ⅰ型层序界面。

Ⅰ型层序界面以台地或滩的暴露和侵蚀、斜坡前缘侵蚀、区域性淡水透镜体向海方向的运动以及上覆地层上超、海岸上超向下迁移为特征（图1-2-1）。

图1-2-1碳酸盐岩Ⅰ型层序边界特征（据Sarg，1988）

1．碳酸盐台地或滩边缘暴露侵蚀的岩溶特征

碳酸盐台地广泛的陆上暴露和合适的气候条件为形成Ⅰ型层序界面提供了地质条件，层序界面以下的沉积物具有明显的暴露、溶蚀等特征，碳酸盐台地或陆棚沉积背景上的陆上暴露，可通过古岩溶特征来识别，

因此，风化壳岩溶是识别碳酸盐台地碳酸盐岩Ⅰ型层序的重要特征。

①古岩溶面常是不规则的，纵向起伏几十至几百米。

岩溶地貌常表现为岩溶斜坡和岩溶凹地。

如我国鄂尔多斯盆地奥陶系顶部、新疆奥陶系顶部、川东石炭系黄龙组顶部等发育的古岩溶。

②地表岩溶主要特征为出现紫红色泥岩、灰绿色铝土质泥岩以及覆盖的角砾灰岩、角砾白云岩的古土壤。

风化壳顶部的岩溶角砾岩往往成分单一，分选和磨圆差。

碎屑灰岩和碎屑如鲕粒、生物碎屑常被溶解形成铸模孔等。

③古岩溶存在明显的分带性，自上而下可分为垂直渗流岩溶带、水平潜流岩溶带和深部缓流岩溶带。

④岩溶表面和岩溶带中出现各种岩溶刻痕和溶洞，如细溶沟、阶状溶坑、起伏几十米至几百米的夷平面、落水洞、溶洞以及均一的中小型蜂窝状溶孔洞等。

⑤溶孔内存在特征充填物，可充填不规则层状且分选差的角砾岩、泥岩或白云质泥的示底沉积，隙间或溶洞内充填氧化铁粘土和石英粉砂以及淡水淋虑形成的淡水方解石和白云岩。

⑥具有钙质壳、溶解后扩大的并可被粘土充填的解理、分布广泛的选择性溶解空隙。

⑦岩溶地层具有明显的电测响应，如明显的低电阻率、相对较高的声波时差、较高的中子孔隙度、较明显的扩径、杂乱的地层倾角模式和典型的成像测井响应。

⑧古岩溶面响应于起伏较明显的不规则地震反射，古岩溶带常对应于明显的低速异常带。

此外，古岩溶面上下地层的产状、古生物组合、微量元素及地化特征也有明显的差别。

2．斜坡前缘的侵蚀作用

在Ⅰ型层序界面形成时，常发生明显的斜坡前缘的侵蚀，导致台地和滩缘斜坡上部大量沉积物被侵蚀掉，结果造成大量碳酸盐砾屑的向下滑塌堆积作用和碳酸盐砂的碎屑流、浊流沉积作用和碳酸盐砂砾的密度流沉积作用（图1-2-1）。

斜坡前缘侵蚀作用可以是局部性或区域性的，向上可延伸到陆棚区形成发育良好的海底峡谷，滩前沉积物可被侵蚀掉几十至几百米。

在碳酸盐缓坡和碳酸盐台地边缘出现的水道充填砾屑灰岩，以及向陆方向由河流回春作用引起的由海相到陆相、碳酸盐岩到碎屑岩的相变沉积物以及向上变浅的沉积序列也是Ⅰ型层序边界的标志。

3．淡水透镜体向海的方向运动

Ⅰ型层序界面形成时发生的另一种作用，就是淡水透镜体向海或向盆地方向的区域性迁移（图1-2-1）。

淡水透镜体渗入碳酸盐岩剖面的程度与海平面下降速率、下降幅度和海平面保持在低于台地或滩边缘的时间长短有关。

在大规模Ⅰ型层序边界形成时期，当海平面下降75～100米或更多并保持相当长的时间时，在陆棚上就会长期地产生淡水透镜体，它的影响会充分地深入到地下，并可能深入到下伏层序。

若降雨量大，剖面浅部就会发生明显的淋滤、溶解作用，潜流带出现大量的淡水胶结物，如不稳定的文石、高镁方解石可能被溶解，形成低镁方解石沉淀（Sarg，1998）。

Vail的海平面升降曲线表明，在全球海平面下降中，少见大规模的Ⅰ型海平面下降。

一般的海平面下降幅度不超过70～100m。

也就是说，在小规模Ⅰ型层序边界形成时期，淡水透镜体未被充分建立起来，只滞留在陆架地层的浅部，没有造成广泛的溶解和地下潜水胶结物的沉淀。

在Ⅰ型层序边界形成时期，在适宜的构造、气候和时间条件下可能发育风化壳。

同时，伴随Ⅰ型界面形成期间，可发生不同规模的混合水白云化和强烈蒸发作用而引起的白云化。

二、Ⅱ型层序界面及其特征、识别标志

当海平面下降速率小于盆地沉积速率，多形成Ⅱ型层序边界。

此时盆地的可容纳空间扩大，台地潮缘区和台地浅滩出露地表遭受侵蚀，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，Ⅱ型层序边界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。

在陆棚边缘，Ⅱ型层序界面上覆的地层一般是平行加积的，而Ⅰ型层序界面上覆的地层主要是斜向和进积的。

Ⅱ型层序界面形成期间，当海平面下降恰好处于或略低于台地或滩边缘处，内台地出露地表，会发生类似于小规模Ⅰ型海平面下降时所产生的淡水成岩作用，其中包括颗粒溶解，特别是不稳定的文石和高镁方解石的溶解，还包括少量渗流和潜水胶结物的沉淀和混合带白云化作用。

在Ⅱ型层序边界形成时，也会发生超盐度白云化作用。

与Ⅰ型层序相反，Ⅱ型层序边界形成时海平面在相对短的时间内就开始上升并淹没外台地。

Ⅱ型层序底部台地和滩边缘楔状体将会在下伏的台地边缘处或稍低的位置发生沉积并向陆地方向上超（图1-2-2）。

图1-2-2伴随Ⅱ型层序边界形成的好平面缓慢下降示意图（据Sarg，1988）

第二节两种层序所对应的体系域及其特征

Ⅰ型碳酸盐岩层序以Ⅰ型层序界面为底界，由低位体系域、海侵体系域和高位体系域构成，而Ⅱ型碳酸盐岩层序以Ⅱ型层序界面为底界，由陆棚边缘体系域、海侵体系域和高位体系域构成。

两种类型层序中的海侵体系域和高位体系域具有较好的相似性，而低位体系域和陆棚边缘体系域则各有特征。

一、低位体系域

碳酸盐岩低位和海侵体系域是碳酸盐岩层序的重要组成部分。

在海平面低水位期，可识别出三种类型的碳酸盐岩沉积：

①来自陆坡侵蚀的异地沉积物（如碎屑楔和异地砂）；②低水位期沉积于Ⅰ类边界上的陆坡上部的自生碳酸盐岩楔；③沉积于Ⅱ类层序边界上的台地和滩边缘。

Ⅰ型层序低位体系域沉积主要由两部分组成，即物源来自前斜坡侵蚀的他生碎屑沉积

（图1-2-3）和沉积于海平面低位期斜坡上部的自生碳酸盐岩楔（图1-2-4）。

1．他生碳酸盐岩沉积

他生碳酸盐岩沉积是在海平面迅速下降并低于碳酸盐台地边缘时，由斜坡前缘侵蚀作用和重力流作用提供的碳酸盐岩碎屑沉积而成的，这与硅质碎屑Ⅰ型层序的低位盆底扇成因类似，常呈海底扇和斜坡裙位于台地边缘和深水盆地中。

他生碳酸盐碎屑沉积呈楔形，但与高位期形成的位于斜坡与斜坡底部的他生碎屑楔不同，后者可逆斜坡地形向上追踪到同时代的地台沉积物，也未伴生广泛的斜坡侵蚀作用。

等达到了海平面的低水位期且海平面下降速度变慢，那么就会在变浅的斜坡区形成发育原地碳酸盐，在这个阶段，缓慢的海平面上升将在斜坡上部和外台地区产生可容空间。

同样，低水位期楔形体将回过头向斜坡和外台地上超。

这种楔形体的的发育同时要受盆地水体条件（盐度、流通性）和下伏高水位期前缘斜坡度（陡、缓）的影响。

如果盆地保留着正常海水盐度且流通性良好，同时下伏的沉积坡又很平缓，就会出现大范围的大量浅水碳酸盐沉积，可发育成重要的低水位期楔体。

比较局限的盆地或很陡的沉积坡度都对低水位期楔形体的发育不利。

图1-2-3Ⅰ型层序边界形成于海平面迅速下降时期（据Sarg，1988）

沉积相：

1潮坪、潮上带；2陆架；3陆架脊；4斜坡；

5盆地细粒碳酸盐岩：

沉积体系；6低水位斜坡碎屑

2．自生碳酸盐岩楔

在低位体系域中后期，海平面发生相对缓慢的上升，在斜坡上部和外台地形成新的可容空间。

随后，低位自生碳酸盐岩楔将跨过斜坡和外台地向陆棚方向上超。

碳酸盐岩楔状体的发育既受盆地水体性质的影响，又受下伏层序前缘斜坡斜坡角陡缓的影响。

若盆地处于正常的水体条件且循环良好，下伏的沉积斜坡平缓，则有大面积的、丰富的浅水碳酸盐岩沉积，可形成明显的低位楔。

若盆地处于局限的环境，下伏沉积斜坡又陡，则会阻止低位楔的发育。

在不同地质特征的盆地中，自生碳酸盐岩低位楔的沉积物组成和特征差异很大，它们可以是生物礁、丘、台缘砾屑灰岩和较深水的泥灰岩、也可以是白云岩或蒸发岩。

图1-2-4Ⅰ型层序低水位和海进体系域示意图（据Sarg，1988）

沉积相：

1硬石膏；2沉积间断；3潮坪-潮上带；4陆架；5陆架脊；6斜坡

7盆地细粒碳酸盐岩：

沉积体系；8低水位楔和海进沉积

二、海侵体系域

海侵体系域是在海平面上升速度加快、海水逐渐变深的情况下形成的。

随着相对海平面的上升，海水将沿原斜坡面上涨，以至低水位楔被淹没，并被退积式的海侵体系域覆盖，形成一系列退积式准层序组。

这些退积式准层序组向陆棚方向加厚，然后由于地面上超而减薄（图1-2-5）。

同时，向海方向的沉积场所，在迅速变深的环境中，沉积速率低，因而沉积了密集段。

海侵体系域沉积可变现为追补型和并进型两种方式，这主要取决于海平面上升速率、盆地水体性质和沉积物的沉积速率。

并进型碳酸盐岩沉积（Keep-up）常出现于正常的富含海水的陆棚环境，海平面上升速率相对较慢，足以使得碳酸盐的产率与可容空间的增加保持同步，其沉积以前积式或加积式颗粒碳酸盐岩沉积准层序为特征，并且只含极少的海底胶结物。

追补型碳酸盐岩沉积是在海平面上升速率较快、水体性质不适宜碳酸盐岩产生的情况下形成的。

此时碳酸盐岩的沉积速率明显低于可容空间的增长速率。

追补型碳酸盐岩沉积（Catch-up）往往是由分布较广的泥晶碳酸盐岩组成的。

海侵体系域的顶底界面分别是最大海泛面和首次海泛面。

密集段是在海平面上升到最大时期即最大海泛面形成发育时期形成的，它通常是由沉积缓慢的薄层泥质微晶灰岩构成，并包含着薄的（厘米级）、发育生物扰动构造的泥灰岩—泥粒灰岩层和大量海底石化的硬地。

凝缩层又以分布广、富含多种生物组合为特征。

首次海泛面常含丰富的的生物化石组合并与下伏地层具有不同的生态组合。

首次海泛面上下沉积物的性质、类型和沉积作用方式存在明显的差异，常表现为沉积相的明显突变，首次海泛面之下多为向上水体变深浅、沉积物变粗序列，而海泛面之上多为水体向上变深、沉积物变细序列。

在盆地斜坡地区，首次海泛面之下为低位体系域或陆棚边缘体系域；而在台地区，首次海泛面常与层序界面一致。

三、高位体系域

碳酸盐岩高位体系域沉积于海平面相对高水位期，其下部是海侵体系域的顶面。

上部是层序边界（图1-2-6）。

高水位体系域以相对较厚的从加积到前积的几何形态为特征。

它们形成宽阔的台地、缓坡和进积滩及其在浅海孤立台地上的对应沉积体。

它们是全球性海平面上升的晚期、全球性海平面静止期和全球性海平面下降早期沉积的。

图1-2-5碳酸盐岩层序低位体系域和海侵体系域（据Sarg，1988）

碳酸盐岩高位体系域的沉积作用可被划分为早、晚两个阶段，这反映了高位体系域沉积早、晚期可容空间及与之相关的水体性质、沉积速率的变化。

高位体系域沉积早期的可容空间增长相对较快，而碳酸盐产率不高，沉积作用缓慢，陆棚上发生追补型加积作用，并响应于地震剖上的S型反射。

高位体系域沉积晚期，海平面开始下降，陆棚地区可容空间增加的速率减小，水体趋于稳定且循环良好，使得碳酸盐产率增加，形成一段向上变浅的并进型沉积序列和相组合，响应于地震剖面上的滩或台地边缘的丘形结构加积至斜交前积模式。

滩或台地边缘的丘型到斜交前积是高水位晚期的特点。

一个早期主要由碳酸盐岩构成的S型反射经历了两个完全不同的沉积历史。

其特点是台地边缘相的微晶石灰岩含量和海底胶结物含量明显不同，这种现象与沉积速率有关（图1-2-7）。

这两种沉积类型分别为追赶型或滞后补偿型（Catch-up）和并进型或同期补偿型（Keep-up）碳酸盐岩体系。

尽管它们可能代表碳酸盐岩对海平面上升的一系列响应中的两个端员成分，但绝大多数碳酸盐岩高水位体系域都具有二者之一的特点。

1．并进或同步补偿碳酸盐岩体系

并进碳酸盐岩体系表现出相对快的沉积速率，沉积物供给能够与海平面相对上升保持一致，并进碳酸盐岩的特点是在台地边缘沉积中早期海底胶结物含量少，并且常以富粒、贫泥的准层序为主。

在台地或滩边缘及台地内某些地方，并进碳酸盐岩体系域呈丘型或斜交型几何形态。

2．追赶或滞后补偿碳酸盐岩体系

追赶或滞后补偿碳酸盐岩体系呈现相对缓慢的沉积速率（图1-2-7）。

这种响应可能是由于整个高水位期海水条件不变，不利于碳酸盐岩的快速产生，即贫氧水体、缺乏养料、高盐度和低水温度等。

追赶或滞后补偿碳酸盐岩的特点是在台地边缘沉积中含有大量的早期海底胶结物，并可能含有丰富的富含泥晶的准层序。

这种广泛分布的早期胶结作用可能与沉积时间较长有关，这样才在沉积过程中为活动的空隙流体的迁移和胶结物的沉淀提供了相对较长的时间。

只有在高水位期的最晚期，当由于海平面下降可容空间减小时，追赶或滞后补偿碳酸盐岩体系才呈现

并进或同步补偿碳酸盐岩体系特征。

追赶或滞后补偿碳酸盐岩沉积体系在台地或滩边缘呈S型沉积剖面。

图1-2-6与高水位早、晚期伴生的沉积几何形态立体图解（据Sarg，1990）

高水位早期沉积变现为加积到“S”型前积模式，高水位晚期沉积表现为丘形到斜交型前积。

高水位体系域可以其中任一沉积模式占优势

四、陆棚边缘体系域

陆棚边缘体系域是Ⅱ型层序界面之上的一个体系域，它通常由一个或多个微弱前积至加积的准层序组组成，朝陆方向上超在层序界面之上，朝盆地方向则下超至层序界面之上。

该体系域形成期间，浮游生物往往形成厚的旋回性沉积，但在海侵体系域期间，虽然Ⅰ型层序低位进积复合体也是沉积在陆棚边缘的，但在陆棚边缘体系域楔状体一般以厚层加积退覆为特征，层序显示出S形进积几何形状，在陆棚上由整合的、向上变浅的准层序组成，到外陆坡上转变为较厚的生物碎屑楔状体，主要由浑圆形骨屑灰岩组成。

向盆地方向，该楔状体表现为由加积退覆或逐渐过渡到层理发育的灰岩和半深海泥灰岩组成的平行地层形式。

然而，Ⅰ型层序低位进积复合体常表现为向上水体变浅、粒度变细、加积沉积体系逐渐增多的沉积序列，多由薄层状泥灰岩和泥岩组成。

当具有一定的气候和水文条件时（如蒸发量超过补给和盆地受局限时），在Ⅰ类或Ⅱ类层序边界上均可能伴生蒸发盐岩低水位楔（图1-2-8）。

在蒸发盐岩低水位楔沉积时，在伴生的高水位台地中，会出现超盐度白云化作用、蒸发盐岩的交代作用和溶解作用。

硅质碎屑低水位沉积将出现在上倾方向有物源供给的地方。

图1-2-7并进或同步补偿和追赶或滞后补偿沉积速率与构造运动和冰川

——全球性海平面变化速率对比（据Sarg，1990）

追赶或滞后补偿碳酸盐岩和沉积速率明显低于并进沉积速率。

二者均受到可容空间（即沉降中全球性海平面变化）的限制，和水体条件的变化一起，可容空间的变化明显是碳酸盐岩沉积的主要控制因素。

以所测得的全新世沉积速率表示的潜在的碳酸盐岩沉积速率，大于沉降速率，并等于或大于冰川—全球性海平面变化速率。

此外，蒸发盐岩可能出现在每个体系域中：

①作为上超的低水位体系域或陆棚边缘楔；②作为海侵体系域的上超和退积单元；③作为高水位体系域中台地内背景下的泻湖和萨巴哈相。

据推测，当海平面缓慢上升、台地或滩顶部水体保持超盐度时，会出现海侵蒸发盐岩，随着海平面上升速率加快，台地特征变为正常海水，蒸发盐岩沉积为碳酸盐岩沉积所取代。

图1-2-8层序格架中蒸发盐岩——碳酸盐岩岩相分布综合图（据Sarg，1990）

蒸发盐岩相或上超于低水位和陆棚边缘楔，

或以台地内部或者碳酸盐岩滩背后陆棚处的泻湖或萨巴哈相出现

第三节层序边界的储层特征

一、碳酸盐岩储层与层序之间关系

有关碳酸盐岩储层形成的机制多种多样，碳酸盐岩储层分类也有多种方案，但从层序地层学研究出发，进行储层发育展布预测，可将碳酸盐岩中发育的储层分为层序内部储层和层序边界储层。

层序内部储层，位于三级层序的各个体系域内，并和海平面变化速率与碳酸盐岩生长率平衡条件下发育的并进型碳酸盐岩体系相联系。

储层的形成，一方面受控于高生长率条件下，碳酸盐沉积物迅速脱离海底（海水）成岩环境，岩石中早期海底胶结物较少，有利于原生粒间空隙的有效保存；另一方面受控于这一条件下沉积物暴露于大气水环境，发生同生期溶蚀形成的次生空隙。

因此，储层储渗空间将以粒间孔、粒间溶孔、粒内溶孔、铸模孔为主，储层内部性质相对较均一。

只有浅滩相颗粒灰岩可发育成这类储层。

层序界面储层发育于层序不整合界面附近，它的发育与层序不整合界面形成时期的淡水透镜体或大气水—海水混合带的建立和活动相联系；储集层往往是白云岩类（尤其是混合水成因白云岩），也可是灰岩类；或者是在层序内部储层基础上的叠加；储集空间类型可包括粒内溶孔、粒间溶孔、晶间孔、晶间溶孔、溶蚀孔洞、溶缝等；储集空间组合因具体情况而异，储集空间具有非均质性，但在区域上具有可对比性。

从层序地层学角度来看，这两类储层的发育和展布将受三个因素控制，其一是受可容纳空间变化速率控制的碳酸盐岩生长率，它是层序框架内储层发育的基本控制因素；其二是受海平面变化速率所决定的层序不整合界面性质，它对层序界面储层的发育展布有重要作用；其三是碳酸盐岩台地类型，它决定了台地上碳酸盐岩的生长机制，影响台地上礁滩相的发育分布，影响层序不整合面的作用，从而在一定程度上制约储层的发育展布。

二、成岩作用类型与层序边界的关系

由于海平面相对升降的规模和速率不同，导致层序边界类型不同，因此在层序界面上表现出的成岩作用类型、成岩作用强度和规模也不同。

Ⅰ型层序边界形成的时间长、海平面下降的规模大（50~150m），外台地上部及向陆方向遭受广泛、长期的暴露，因此成岩作用复杂，影响深度范围大。

与Ⅰ型层序边界伴生的成岩作用类型主要有：

①混合水白云化作用：

主要在海平面下降期间形成。

该作用受混合水带迁移方向的影响，白云化作用程度在各地表现不同。

②表生非选择性溶蚀作用：

形成各种形状的溶孔、溶洞。

例如寒武系上统上部地层由于长期的风化剥蚀，形成大量的溶孔、溶洞和裂缝，无论在井下还是露头，均不同程度地保存了溶孔、溶洞和裂缝，成为油气的良好储集空间。

③大气淡水胶结作用：

表现形式为在颗粒周缘形成粗大的等轴粒状方解石胶结物或共轴环边胶结，或生屑（如海百合茎）的共轴增生。

④灰化作用和硅化作用：

灰化作用表现为方解石交代白云石，具菱面体晶形或形成巨大的方解石斑晶，交代完全者成为灰（化）岩。

硅化作用表现为白云石晶体被隐晶质或自形石英交代或充填溶孔。

这是由于Ⅰ型层序边界长期暴露在表生环境下，早期形成的白云石中的Mg2+被Ca2+交代所致。

⑤充填作用：

表现为淡水方解石、淡水白云石和石英充填溶孔、溶缝和裂缝。

Ⅱ型层序边界由于海平面短暂下降，下降幅度较小（20～50m），内台地或内缓坡及其向陆方向暴露在大气环境中，层序边界形成时间短、规模小，因此成岩作用的强度小、影响深度小。

与

Ⅱ型层序边界伴生的成岩作用类型主要有：

（1）选择性溶解作用：

表现为文石质或高镁方解石的生物屑或鲕粒受到富含CO2的不饱和大气淡水的溶解作用，形成粒内溶孔和铸模孔。

（2）大气淡水胶结作用：

表现为鲕粒的垂悬状胶结和方解石的粒状胶结。

（3）选择混合水云化作用：

表现为白云石选择性交代颗粒，白云石晶体表面干净，自形成岩强度较Ⅰ型层序边界处的弱。

三、相对两种层序边界的储层研究

不同类型的层序不整合面代表的海平面变化速度及降低幅度、大气水作用时间、水动力强度的不同，也必然将导致层序界面储层发育的广度和深度不同。

因此，可以通过层序地层界面的性质结合岩相展布预测层序界面储层的发育状况。

通常与Ⅰ型层序不整合界面有关的层序界面储层，储层厚度相对较大，台地边缘好于台地内部，且储层段与三级层序高水位体系域有良好的对应关系，储层段之间多由孔隙不发育的海侵体系域白云岩分隔，多个三级层序的发育导致纵向上储层发育具有分段性。

由于与Ⅰ型层序不整合面相联系的大气水或大气水—海水混合水的改造时间较长、强度较大，因此，储层厚度往往较大，层序发育的主控因素为全球海平面的变化，决定了不同台地区层序内部构成具有相似性，储层发育在同一个台地内部不同区域，不同的台地区均具有可比性。

台地边缘区是Ⅰ型层序不整合界面形成时期大气水—海水混合带建立的最佳位置，其高水位体系域沉积物往往经混合水作用转换为孔渗性好的白云岩，加之进一步的大气水溶蚀改造作用，常形成溶蚀孔洞发育的良好储层。

与Ⅱ型层序不整合界面相关的层序界面储层：

由于与Ⅱ型层序不整合界面相联系的大气水改造时间相对较短，作用强度相对较弱，因而，此类储层的厚度较小，储集性也相对较差，主要发育于台地内部。

与构造层序不整合面相关的层序界面储层可涉及更大的深度、更加广泛的区域，具有极强的非均质性。

储层主要出现在三级层序高水位体系域上部或顶部，储集岩大多为超盐度蒸发作用和渗流回流成因的残余球粒粉晶白云岩以及细晶白云岩，储集空间可以为晶间溶孔、粒间溶孔、膏模孔及膏溶孔洞。

第四节经典层序中关于准层序的识别

准层序是以海（湖）泛面或与其相应的界面为边界的一组有内在联系的相对整合的岩层或岩层组序列，在层序中有特定的位置，准层序可以以层序边界为顶界面或底界面。

一、准层序边界和准层序沉积特征

1．准层序边界及其特征

准层序是层序地层分析中最基本的沉积单元，是一个以海泛面或与之相对应的面为界的、成因上有联系的层或层组构成的相对整合序列。

在层序内的特定部位，准层序的顶、底边界可与层序边界一致。

准层序沉积厚度一般为几米至几十米，持续地质时间为几万年至几十万年，并可用露头、岩心和测井资料加以识别（图1-2-9）。

准层序的边界是一个海泛面及与之相关的界面。

海泛面是一个将新老地层分开的界面，跨过这个界面存在着水深突然增加的证据。

这种水体突然的加深通常伴随着微弱的海底侵蚀作用或无沉积作用，反映存在着较小规模的沉积间断，但却没有因河流回春作用产生的陆上侵蚀或沉积相向盆地中央方向的迁移。

海泛面之上难以发生上覆地层的上超，除非海泛面与层序边界重合。

浅海地区的海平面通常是个平整的界面，地势起伏几十厘米至几米，界面之上富集碳酸盐矿物、磷灰石或海绿石。

并且海泛面之下地层的岩性和沉积厚度也发生了突然的变化、大多数准层序边界海泛面均存在着深水沉积与浅水沉积的一个截然界面。

有时，在野外露头和岩心资料上，可以观察到与层序边界不一致的海泛滞留沉积。

这些海泛滞留沉积厚度较薄（<

1m），多由侵蚀早期沉积物所组成，它们多呈不连续状态分布在陆棚海泛面的顶部。

与陆棚地区海泛作用相关的滞留沉积物包括以下4种沉积类型：

图1-2-9不同级别层序地层单元的特征

①钙质结核滞留沉积：

具这种滞留沉积物的海泛面常与层序边界一致，当海平面较大幅度下降时，陆棚大面积出露地表遭受风化剥蚀，河流深切陆棚表面沉积物形成深切谷及河流间沉积。

在干旱气候条件下，土壤层形成钙结层或分散的钙质结核。

在海泛过程中，易受侵蚀搬运的粘土级细粒沉积物发生侵蚀迁移，而那些直径在2～3cm、形态不规则的钙质结核就会残留在海泛面上，形成钙质结核滞留沉积。

②潜穴化的并被波浪和流水改造的滞留沉积：

在海泛作用之前，生物的潜穴作用以及生物粘液的粘结作用使得潜穴周边的沉积物变得粗大起来。

当陆棚地区海水突然加深时，早期潜穴化的准层序沉积物受到了波浪和水流的强烈改造作用，使得相对细粒的组分被冲走，而粗粒的沉积物