层序地层分析

　层序地层分析基础~

层序地层的主要目的是通过关键界面（Key surfaces）即层序边界、首次洪泛面和最大洪泛面的识别与追踪，划分、对比层序、体系域及密集段，并与沉积体系、由地震相转化的沉积相联系起来，总结层序地层分布规律，最终建立年代地层格架。在此基础上，编制体系域、沉积体系和相图并建立沉积模式和进行油气藏预测。
根据层序地层学和沉积学原理，地层单元可以是最小的纹层，也可以是最大的单位——层序。识别各级地层单元及用于年代和岩相对比是层序地层学研究中的重要内容。
一、纹层、纹层组、层和层组
沉积体是由纹层、纹层组、层和层组构成的。这些小地层单元是准层序的基本组成单位。详细特征见表2-2。

表2-2　纹层、纹层组、岩层和岩层组的详细特征（据Campdess,1967）

注：1英尺＝30.48cm　1英里＝1.609km
二、准层序和准层序组
（一）定义
1.准层序（Parasequence）
准层序是指一系列相对均一的成因上有联系的层或层组所组成的地层单元，它以洪泛面（或海泛面）或与之相对应的面为界（表2-3）。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、三角洲、海滩、潮坪、海湾和陆架环境中识别，而在缺失海相地层的河流剖面或深水、半深水环境中难以辨认。这种状况在湖泊环境中也极为相似。
2.准层序组（Parasequence Set）
准层序组是由一系列成因上有联系的准层序在空间上叠置而成的地层，它以主洪泛面（或主海泛面）或与之相对应的面为界。
（二）鉴别特征
1.准层序的识别特征
准层序一般几米至几十米厚，分布范围数千米至数十千米，延续时代范围为100年至10000年以上。准层序的界面是洪泛面，通常在向上变粗的序列中，洪泛面之上多为较深水的岩性（如陆架泥质岩），其下为较浅水的岩性（例如滨面砂岩或海滩砂岩），表明发生过极其短暂的沉积间断。与洪泛面有关的水下侵蚀，厚度为几厘米甚至十几米，通常仅几米。在向上变细的序列中，准层序界面的情况与向上变粗的序列恰恰相反；并且有时见水进滞留沉积物，但一般小于0.61m（据Van Wagoner,1990），具有在水进期在滨面上发生对下伏地层侵蚀作用而形成的介壳、介屑、泥岩屑、钙质结核及角砾或砾石。此外，在准层序界面上，还可以见到其它类型的滞留沉积，例如与层序边界相联系的下切谷底部的河道滞留沉积和强烈生物扰动、钻孔的滞留沉积，沉积于密集段之上混积有介屑、鲕粒或豆粒碳酸盐沉积物的细粒硅质碎屑。
典型的向上变粗的准层序，其层或层组（bed or bedset）厚度、砂岩中的粗粒组分及总体粒度、砂岩/泥岩比率均向上变大；而向上变细的准层序，愈向上层（或层组）愈薄、砂岩粒度变细和砂岩/泥岩比率变小（图2-4A和图2-5B）。
根据准层序的特征，在露头、岩心和测井曲线上均能较易地划分准层序。在测井曲线上准层序的特征比较明显，每一个准层序相当于一个次级水进或水退旋回。
2.准层序组的识别特征
准层序组一般几米至几百米厚，分布范围与准层序相似，时代区间为几千年至数万年甚至数十万年。准层序组以主洪泛面及相关的面为界，该面能够区分开典型的叠复在一起的准层序组合型式，该面也可能与准层序界面重合，或者是一个下超面并与体系域的界面重复。
在准层序组中准层序的叠复方式，按照沉积速率与可容纳空间增长速率的比值，可以划分出前积型、退积型和加积型（Van Wagoner,1985）（图2-6）。例如，前积型准层序组，愈向深水盆地一方准层序愈年轻，原因是沉积速率超过了可容纳空间的增长速率；退积型是指滨线向陆移动或后退，在其准层序组中的每个准层序也许是前积式的，但是总体上为向上加深的组合或呈水进型式，造成这种形态的原因是可容纳空间的增长速率大于沉积速率；当沉积速率接近可容纳空间增加速度时，产生加积型准层序组，一般愈向上地层愈新，横向上无重大的迁移现象。

表2-3　地层单位级序的定义和特征（据J.C.Van.Wagoneretal.,1990）

注：1英尺＝30.48cm　1英里＝1.609km

图2-4A　向上变粗的准层序的地层特征图

该准层序形成于砂质的、波浪或河流控制海岸的海滩环境中

图2-4B　向上变粗的准层序的地层特征

该准层序形成于砂质的、波浪或河流控制海岸的三角洲环境中

图2-5A　向上变粗的叠加准层序的地层特征

该准层序形成于砂质的、波浪或河流控制海岸的海滩环境中，该环境中沉积速度与沉降速度相等

图2-5B　向上变细的叠加准层序的地层特征

该准层序形成于泥质的、潮控海岸的潮汐浅滩到潮下环境中

图2-6　准层序组型式（据J.C.Van Wagoner,1990）

三、层序、超层序及体系域
早在1948年L.L.Sloss就提出了层序的概念，指出层序是以不整合为界的地层单元，并在1963年用于北美克拉通前寒武纪与第四纪的地层中。尽管Sloss关于克拉通层序的概念为层序地层学研究打下了基础，但是他的思想在50年代、60年代及70年代早期很少被人们接受。直到70年代后期，当P.R.Vail、R.M.Mitchum和J.B.Sangree等在AAPG第26集发表地震地层学专集以后，层序地层才进入重大发展期。这些作者提出全球海平面发生过变化并由之形成不整合的思想。他们把层序应用于地震反射资料中并用地震反射终止方式加以证明。Mitchum与Vail等修改了Sloss（1963）有关层序的概念，Vail等定义的层序比Sloss原定义的层序量级要小，Sloss原来的层序概念相当于Vail等的超层序；其次Vail提出了海平面变化是层序演化的主要驱动机制。
在70年代晚期，虽然层序地层研究呈现高潮期，但是一些科研、生产机构将地震反射资料主要用于构造解释和盆地分析，而测井曲线、岩心及岩屑、露头资料均未用来分析层序。随着地震地层学的发展，人们逐渐认识到，地震资料用于储集层规模上的地层解释精度不够。后来有人发展了M.T.Jervey（1978）的可容纳空间模型，接着又认识到层序可以再分为次一级的地层单元，便称为L.F.Brown和W.L.Fisher（1977）所指的体系域，出现了I型层序、Ⅱ型层序。从理论上H.W.Posamentier与Vail等创造性地建立了一种三维模式结构图。与此同时，这些学者接受了D.E.Frazier和C.V.Campbell的观点，开始研究测井、岩心和露头向上变浅的硅质碎屑岩沉积型式，目的是提高地下地层的地质年代和相的对比精度。到了1983年，地震地层学研究发生了飞跃，地层分析跨入了准层序的范畴，地层分辨率显著提高，层序的概念渐趋完整起来。利用露头、钻井和地震资料综合确立的高分辨率的年代地层学，对地层对比、相分析和储层预测起到了积极的推动作用。随着碎屑岩及碳酸盐岩层序和相、层序生物地层、磁性地层、同位素地层的综合研究，系统的科研成果不断积累，并与地震地层学方法有机地结合起来，层序地层学由之诞生。
（一）层序的级次
准层序组及准层序是体系域的基本组分，一个层序由几个体系域构成，几个层序又组合成超层序。
1.超层序
超层序相当于Sloss（1963）原定义的层序，即它是比群、大群或超群更高一级的地层单元，在一个大陆的大部分地区可以追踪，并且以区域不整合为界；比超层序级别更大的有超层序组，巨层序及巨层序组，特征类似于超层序。显然，超层序形成于两次巨大的构造运动之间，例如燕山运动、喜马拉雅运动的主构造幕之间。
2.层序及体系域
层序是一套相对整一的成因上有联系的地层，顶、底面为不整合或与之相对应的整合面。层序形成于多旋回构造运动的幕与幕之间。层序是由一系列体系域组成的，在全球海平面升降曲线上位于两个海平面下降拐点之间。
层序内体系域的划分取决于界面型式、准层序组分布型式或沉积型式。体系域实质就是一连串同时沉积的沉积体系（Brown和Fisher,1977）；沉积体系指岩相的三维空间组合（Fisher和McGowen,1976）；每个体系域都处在全球海平面升降曲线的特定段上（图2-3）。体系域具有最基本的四种类型，即低水位（LST）、陆架边缘（SMST）、水进（海进）（TST）和高水位体系域（HST）。
依据层序界面之间地层组合成的体系域和层序边界不整合的类型，可以区分出两种层序，即I型层序和Ⅱ型层序。Ⅰ型层序以I型不整合及其与之可以对比的整合面为界，由低水位、水进和高水位体系域组成；I型不整合是在相对海平面低于陆架边缘、陆架出露水面遭受剥蚀而形成的。Ⅱ型层序以Ⅱ型不整合及与之相当的整合为界，由陆架边缘、水进和高水位体系域组成，Ⅱ型不整合范围较小，识别比较困难。
3.低水位体系域
迄今为止，已经在三种地质背景中研究了低水位体系域，包括被动大陆边缘的深水陆架坡折背景、缓坡背景和生长断层背景，并已建立了相应的模式（图2-7）。
（1）深水陆架坡折背景（shelfbreak setting）在深水陆架坡折背景中，Ⅰ型层序的低水位体系域由盆底扇（basin-floor fan）、斜坡扇、低水位前积楔和下切谷充填物组成（Vail,1987）。在本文涉及的湖泊盆地中，低水位体系域除可能发育湖底扇沉积体系外，也出现冲积扇、洪水事件类沉积体系，特别是在盆地发育初期。当海平面下降速率超过构造沉降速率，海平面下降到陆架边缘之下，低水位就开始沉积；低水位体系域顶面是首次洪泛面，而与密集段相关的最大海泛面是水进体系域的顶面，其余洪泛面均是准层序或准层序组的界面。海平面下降到陆架坡折以下，首先形成低水位扇复合体，包括盆地扇和斜坡扇。随着海平面进一步下降，海底峡谷溯源侵蚀，使坡折带之上的陆架下切，诱导产生碎屑流和浊流，发生巨大的侵蚀能力。沉积物通过海底峡谷直接覆盖在陆坡或盆底之上，形成斜坡扇和盆底扇。随后沉积物不断充填，坡折带以下的可容纳空间减小，形成低水位前积楔状体。当沉积物增生到陆架坡折带处，陆架上的可容纳空间变大，海退速度减小，加积作用增强，海进即将开始。
典型的盆底扇以富砂为特征，具有鲍马序列的Tab、Tac和受到削截的Ta等组合特征，这极相似于E.Mutti（1985）的I型和Ⅱ型扇体。斜坡扇由滑塌，有堤浊流水道和溢岸沉积物组成，空间上覆盖在盆底扇之上、位于低水位沉积楔之下，类似于Mutti（1985）的Ⅲ型扇体。低水位前积楔由一个或几个前积型准层序组构成，属于向上变浅的三角州体系。低水位楔的近源部分是下切谷充填及有关的位于外陆架和上斜坡上的低水位滨线沉积，后者向陆地方向上超；远源部位由厚层的富泥质的楔形地层单元组成，并下超在斜坡扇上；在沉积速率很高的地区，低水位前积楔的趾端或其前方的深水环境中，分布含粗砾的浊积岩。

图2-7　三种不同背景下的低水位体系域（据Vail,1989）

典型的有堤水道的硅质碎屑沉积物具有五个组成部分（Sangree等，1977），由上至下依次为：最上部相组合多样，由下部的薄层浊积岩向上递变为半深海页岩。
.水道充填/沉积，水道底部具有侵蚀痕迹，由块状不等粒砂岩、互层状向上变细的砂岩或粉砂岩和泥岩组成。
.天然堤及溢岸的薄层状浊积岩。
.水道迁移形成的叶状体，岩层向上变厚，具有厚度变化的3-5m的浊积砂岩。
.底部为细粒浊积裙。
在斜坡扇近源部位，具有块状砂岩、碎屑流成因的砾岩及滑塌沉积，远源部位由纹层状细粒浊积岩组成。
下切谷充填有河流体系沉积物，在海平面相对下降期间侵蚀下伏地层，在陆架上其上界为首次主洪泛面而下界为层序界面。
（2）缓坡背景（ramp setting）在缓坡背景的沉积边缘，LST的地层相对较薄，由下切谷充填物及其分隔的上、下两个前积复合体组成。下部前积复合体形成于海平面相对下降期间，以滨海或近海相沉积为主，底部具有下超结构，顶部可遭受削蚀。上部前积复合体形成于缓慢的海平面相对上升时期，具有滨线、潮间坪和下切谷沉积物。在上部前积复合体沉积期间，下切谷很常见，可以下切入下部前积单元中。下切谷或在低水位期充填，沉积物为辫状河流相，或在海进期充填，沉积物为河口砂。下切谷充填物粒径粗，为砂质和砾级沉积。下部前积单元的沉积物相对较细，砂体顺倾向分布，上部前积单元的沉积物粗，砂体逆倾向分布，二者之间有一个侵蚀界面（图2-7）。
（3）生长断层背景（growth fault setting）在生长断层背景并存在盐丘底辟或泥岩刺穿的沉积边缘，也发育LST、TST和HST，但是上超和前积（反射）结构特征不明显。LST也发育盆底扇和斜坡扇复合体，主要组分为浊流沉积。这些扇体向陆方向上超，为生长断层阻隔，因而难以辨认。在高水位期，地层同时沉积在断层上盘和下盘，上盘沉积因保存条件（遭受剥蚀的程度）而异。浅水沉积物沿生长断层进入盆地，不同于陆架边缘背景前积入深水环境，这也是下超结构不明显的原因。在生长断层上盘具有下切谷充填。
4.海进（水进）体系域（TST）
当海平面上升速率超过构造沉降速率时，海进开始。海进期沉积物供应速度受到遏制，陆源沉积物逐渐减少。海进体系域以含砂滩砂坝和风暴砂为特征，近陆一侧发育沼泽和湖泊相；常含煤，I型比在Ⅱ型层序中广泛。海进（水进）体系域下以首次海泛面为界，上界为最大海泛面或下超面，其准层序组多为退积型，愈向陆准层序时代愈新，即准层序向陆上超在层序边界之上，向盆叠覆下超。下超面（上界面）之上可能与上覆高水位体系域倾斜斜坡的趾端沉积重合，这种沉积极薄，即密集段。密集段形成于沉积物欠补偿期，因而具有一个明显的沉积间断，具有薄层状含洞孔的、石化的层（沉积停积面）或海底硬地。在方解石补偿面（CCD）之下的深海环境中，最大洪泛面与溶解面相吻合（Berger和Winterrer,1974;Haq,1990）。密集段是在海进期至高水位体系域早期沉积下来的，时间间隔很长，沉积速率非常低（小于1—10mm/1000a）的情况下沉积的薄层海相沉积段（密集段在陆架部位较薄，在深水区为厚层、块状暗色泥岩楔状体）；一般缺乏陆源物质，由半远洋或远洋沉积物组成；分布于外陆架、大陆坡和深海环境，含丰富的深水生物化石及与成岩作用有关的海绿石、黄铁矿、菱铁矿、白云石、磷灰石及油页岩等。在湖泊盆地中，密集段常常与海侵或海泛相联系，可见到海相有孔虫、棘屑、钙质超微化石等。
5.高水位体系域（HST）
在最大海进期之后直至海平面再次下降到陆架坡折之下期间，形成高水位体系域。此期沉积物供应速度因素占主导地位，主要发育向上变浅的三角洲体系，晚期近陆部位出现曲流河体系。
高水位体系域以下超面为下界，上界与上部层序底界重合。构成高水位体系域的准层序组，下部（早期）呈加积型，或向外呈S型的前积型，上部（晚期）为向外倾斜的前积型。由于高水位体系域顶界与上部层序底界重合，因此其顶部往往受到削截。
6.Ⅱ型层序体系域特征
Ⅱ型层序中的水进体系域和高水位体系域的地层特征与I型层序基本相同。Ⅱ型层序低水位期的典型沉积为陆架边缘体系域，可以分布在陆架的任何部位，以滨岸平原和近海三角洲为特征，其下界为不明显的层序界面（Ⅱ型不整合及与之可以对比的整合），上界为首次有效洪泛面。陆架边缘体系域的准层序组为弱前积型至准加积型。Ⅱ型层序没有下切谷沉积，并且常缺乏有效的侵蚀削截现象，只有在陆架的近陆部位才出现侵蚀作用。
（二）层序的识别特征
1.超层序的识别
超层序分布范围广，时间跨度巨大，早期厘定的相当于超层序的“层序”代表统或系或更大的一套地层。Sloss等（1951）曾把这种“层序”定义为“一个主要构造旋回的岩石记录”。超层序顶、底界通常是重大构造运动形成的不整合。这种在区域上可以追踪的不整合，不仅使其上下地层在岩石学特征及古生物特征上截然不同，而且有非常明显的侵蚀、剥蚀痕迹，在地震剖面上具有显著的削截、上超、顶超等反射结构（图2-8）。

图2-8　“T4层序”边界之下的削截反射结构

2.层序的识别
层序一般厚十几米至几百米，分布范围为数千公里，时间跨度为几十万年至几百万年。层序是层序地层学的基本单位，层序内所有地层都限定在层序边界范围之内，具有年代地层学意义，因而层序也作为地层学的基本单位。
层序以不整合或与之相对应的整合面为界，层序所含的地层是由地层本身的物理性质所决定，而不是取决于岩相、岩石类型、沉积作用或其它人为因素，它比以主观选择的等时面为界的地层单位更具有科学性和更大的地史发展意义。地震反射剖面上的高振幅反射层或露头、岩心中稳定的泥岩薄层，作为地层对比时的标志层或典型特征是无可非议的，但是若以它们作为层序边界则未必正确。试想若以密集段（暗色薄层泥页岩）或海泛面作为层序边界，有可能将不整合面包含在层序内，换言之，在沉积层序中包含了一个很长的时间间断，因而也就失去了年代地层学意义。地震剖面上的强同相轴若并非不整合面及与之可以对比的整合面，同样不能作为层序边界，否则失去科学的严密性而导致错误。识别层序的关键在于识别层序边界，主要是不整合的识别。
（1）I型层序边界的识别　I型层序中的低水位体系域沉积时，海平面下跌至陆架边缘以下，陆架普遍遭受侵蚀，不整合范围广、特征比较显著，主要识别特征如下：
a.在地震剖面上具有明显的削截反射结构（图2-8）。I型层序底界一般具有侵蚀削截或地层缺失的标志，横向上相应有古土壤、根土层等暴露标志，水下的深水斜坡也具有海底侵蚀现象；
b.上超结构多见（图2-9），包括滨岸上超和上覆地层向下切谷（或海底峡谷）边角的上超；
c.浅水相向深水盆地迁移，其结果是非海相及浅水相沉积物直接覆盖在深水相沉积物之上，中间无过渡性沉积物插入，例如河流、滨岸沉积物直接覆盖在外陆架泥岩之上而无内陆架沉积物插入，与此相伴生的是侵蚀削截也向盆迁移；
d.海岸上超现象向下（向盆）迁移。
e.下切谷是I型层序边界上的特殊产物，一般深几至100m，宽几至几十公里。下切谷形成于海平面相对下降期，充填于海平面相对上升的低水位晚期或水进期。在下切谷形成期发生侵蚀作用、沉积物的过路作用，仅在低水位滨线处发生沉积作用。在其充填期，主要限于下切谷内发生沉积作用。下切谷在上游区域内具有受潮汐作用性质的河口湾和辫状河砂岩，或者具有滨岸平原环境的砂岩、泥岩或煤，在低水位末期，如果粗粒沉积物的沉积速度相对低于海平面上升速度，下切谷也可能充填海相泥岩；在下游区域内以浅海相沉积为主，包括三角洲及潮坪环境的砂岩和泥岩，滨岸及河口湾环境的砂岩。

图2-9　“T3层序”之上的上超反射结构，“T2下切谷”呈地堑式对称形态

上述识别标志并非全部出现在任一处的I型层序边界处，也可能具有不同的物理显示，这取决于观察部位及盆地边缘上沉积物的供应速度和海平面的相对变化。如果以地理位置而论，I型层序边界在陆架边缘以上呈现的特征是削截、相的向盆迁移和陆上暴露标志，其中下切谷及其充填物的识别很重要；在大陆坡、陆架坡折向海的深水部位以削截及上超为特征，这是由海底峡谷的过路（bypass）、大陆坡的崩塌破坏、等深流的侵蚀及盆底扇和斜坡扇的侵蚀作用所致。
陆相湖泊盆地中的I型层序边界特征与上相似，在诸多识别标志中，尤以削截现象最为重要，也比较易于辨认。
（2）Ⅱ型层序边界的识别　Ⅱ型层序在低水位体系域沉积时，由于水域没有完全退出陆架，沉积物过路作用无或弱，没有显著的侵蚀削截及形成的下切谷，因而相对于I型层序其边界较难识别。
无论是I型层序还是Ⅱ型层序，垂向上在层序界面上下的沉积学特征、古生物特征都有很大变化，这个特征对识别湖泊沉积的地层层序边界比较重要。因为即使湖平面（基准面）迅速下降，但“星如棋布”的网状河流仍在不时活跃，陡坡的冲积扇体系也可直接覆盖在下伏地层上（若下伏高水位体系域的扇三角洲沉积，两者在地震剖面上有极大的相似性），因而仅从地层反射结构上区分层序界面上下地层有一定的困难，应该结合钻井、露头资料综合分析。
对于Ⅱ型层序边界，在测井曲线及岩心组合上，可以根据准层序组的排列型式来识别。如果层序由下至上（由老到新）的垂向顺序为退积型至前积型（或加积型）最后又为退积型，通常前积型（或加积型）的顶或底为层序边界。这样有可能在砂岩内部出现层序界面，这是Ⅱ型层序的一大特点，若用传统的以砂岩底部划界方法则势必出现错误。
Ⅱ型层序边界也具有陆上微小削蚀和暴露标志、上覆地层的上超、沉积滨线坡折（depositional shoreline break）向陆迁移、滨岸上超现象向下迁移等特征。

通过各地区标准剖面的层序地层分析，在此基础上，在不同地区挑选出几口比较典型的井，主要作了东西向的层序地层剖面横向对比分析工作。
一、肖6—肖9—唐1—唐6—临18—盘47井剖面对比分析
该剖面（图4-6）在地理位置上位于湖盆西缘，从对比剖面上也可看出从肖6井到唐6井在沉积特征上基本相似。说明这些井在湖盆中基本属于同一相带，只有临18井和盘47井水体深度可能相对较大。该剖面主要反映了层序Ⅱ的上部和层序Ⅲ的下部在西侧靠近湖盆边缘相带的沉积特征，从剖面上可以看出：
（1）层序Ⅱ的低水位体系域沉积以灰色粉砂岩夹紫红色泥岩为主，其顶界以红色地层基本消失为特征，电性曲线表现为自然电位曲线呈尖指状，电阻率较低，曲线呈齿状。
（2）层序Ⅱ的湖侵体系域在这些井上表现为沉积厚度薄，约20～30m，只是在盘47井厚度才略有增加。沉积特征以灰色粉细砂岩夹泥岩为特征，电性特征同下伏低水位体系域相似。
（3）层序Ⅱ的高水位体系域和下降体系域在此对比剖面上沉积厚度较大，且由肖6井（厚度53m）向盘47井（厚度232m）变厚，沉积以灰色粉砂岩、泥岩互层为特征，在肖6井、盘47井见有大量炭质泥岩，该体系域顶部在唐6井、盘47井出现紫红色泥岩，同时唐1井可能存在侵蚀现象，同上覆地层呈不整合接触。
（4）层序Ⅲ的低水位体系域，厚度一般为40～60m，盘47井厚达70m以上，沉积上表现为大套粉砂岩夹薄层泥岩，自然电位曲线呈箱状，幅度差可达100mV以上。电阻率曲线低平，偶有尖齿，其值一般较小为2～4Ω·m。
（5）层序Ⅲ的湖侵体系域在此对比剖面上以细粒泥岩沉积为特征，偶夹薄层粉砂岩或油页岩，电性上也同下伏地层有明显差别，自然电位曲线靠近泥岩基线，电阻率曲线低平。
从整体上看，这一对比剖面主要反映出湖盆边缘的沉积特征和层序演化特征。层序Ⅱ湖侵体系域时期，湖盆内水体有限，大量陆源碎屑以冲积扇—网状河的形式进入湖盆，在大范围内形成了一套灰色砂泥混杂沉积。高水位体系域和下降体系域时，湖盆中水体相对较深，粗粒沉积物主要沉积在岸线附近。主要物源位置可能有大型三角洲向湖盆推进，此时在此对比剖面上沉积仍以较粗粒的砂岩与泥岩不等厚互层为特征，夹有大量反映近岸沉积的炭质泥岩、炭质页岩。进入层序Ⅲ低水位体系域时，由于水位的下降，岸线向湖盆退缩，导致在原沉积物表面形成大量冲刷河道，形成一套河道充填沉积。当再一次湖水快速增加时，进入湖侵体系域时期，在河道充填沉积之上，形成了滨浅湖—半深湖的泥岩、页岩夹少量粉砂岩的沉积地层。
二、临72—临101—临20—商6—商20—商95井剖面对比分析
该剖面（图4-7）也位于中央隆起带上，由西向东主要反映的是层序Ⅲ/Ⅳ界面附近地层的沉积特征，包括层序Ⅲ的高水位体系域的顶部和下降体系域、层序Ⅳ的低水位体系域和湖侵体系域的下部。由剖面可得出：

图4-6　肖6—肖9—唐1—唐6—临18—盘47井剖面对比图


图4-7　临72—临101—临20—商6—商95井剖面对比图

（1）层序Ⅲ的高水位体系域沉积以细粒泥岩、油页岩为主，沉积厚度大。在该体系域的顶部有少量砂岩沉积。在此对比剖面上，临72井和临101井都表现为泥岩、油页岩沉积，临20井和商6井下部的砂岩应属于基山浊积砂体的一部分，到东部商20井和商95井则夹有大套玄武岩地层。
（2）层序Ⅲ的下降体系域在地层特征上表现为由西向东沉积物粒度变细，由临72井、临101井的粉砂岩夹泥岩沉积相变为临20井、商6井的泥岩夹砂岩再到商20井和商95井的泥岩、油页岩，其沉积厚度较薄且有由西向东变薄的趋势，临72井厚65m→临101井厚41m→临20井厚37m→商6井厚24m→商20井厚18m→商95井厚16m，反映了主要物源方向由湖盆边缘向湖盆中央地层减薄的沉积特征。
（3）层序Ⅳ的低水位体系域沉积以砂岩发育为特征，由西向东都有砂岩层段。地层厚度也有由西向东变薄的趋势，其中临101井最厚120m，而西侧临72井相对较薄，厚72m，向东最薄处仅50m，而且砂岩分为上下两套。
（4）层序Ⅳ的湖侵体系域下部发育一套砂岩，厚度一般为10～20m，向上变为泥岩、油页岩沉积。
总体上看来，此剖面在沉积和构造演化继承了前一剖面的特征：地层由西向东沉积厚度变小，沉积粒度变细，沉降中心在临101、临20和商6井一带，沉积中心在商20井一带，层序Ⅲ/Ⅳ界面也由临72井1665m降低到临20井的2341m又抬升到商95井的2097m，同层序Ⅱ/Ⅲ界面变化相似。
通过对以上两个对比剖面的分析，可以看出，惠民凹陷在中央隆起带上，由层序Ⅱ到层序Ⅳ，其总体沉积格局没有改变。物源主要来自两侧，沉降中心位于临101井、临20井、商6井和盘7井一带，沉积中心则在商河构造的商20井、商21井和商深1井附近，沉积厚度由西向东呈由薄变厚再变薄的分布特征，沉积粒度则有由西向东总体变细的趋势。同时由目前井深和沉积特征上也可看出中央隆起带在构造演化上也存在不均一性，活动强度具有分区性，西部盘1井、临72井抬升幅度较大，东部商20井、商21井、商深1井和商95井抬升幅度也比较大，而中部临20井、商6井一带构造活动相对较稳定，属于稳定沉降区。

1.层序划分

研究区中-上侏罗统是羌塘盆地的分布最为广泛的一套地层，顶部被白垩系、古近系、新近系以角度不整合覆盖，底部与下侏罗统或三叠系以不整合面为界，显示为一个单独的二级层序，根据其内部海泛面、相转换面和蒸发岩事件等可将该二级层序划分为五个三级层序（图2-79，2-80）。

图2-79 雁石坪中-上侏罗统实测剖面综合柱状图

图2-80 依仓玛中-上侏罗统实测剖面综合柱状图

（1）层序Ⅰ

层序Ⅰ为Ⅰ型层序，位于中侏罗统最下部，相当于岩石地层的雀莫错组下段，底界面为一区域性角度不整合面，超覆于上三叠统巴贡组或更老地层之上，为侵蚀型不整合面，研究区内表现为上覆粗碎屑岩沉积不整合于下伏地层之上，属于因强烈构造隆升与海平面下降共同作用形成的一个典型Ⅰ型层序界面，顶部发育以潮坪相石膏层为代表的蒸发岩事件。顶部岩性为紫红色、杂色中-厚层状泥岩、粉砂岩夹深灰色薄层状泥晶灰岩为代表的最大海泛面为界。该层序在盆地东部以雀莫错剖面出露最为完整，在雁石坪剖面较为完整，是一套以碎屑岩沉积为主的地层，为雀莫错组下段。下部以发育粗碎屑岩为特征的扇三角洲-河流相沉积，在肯底玛地区出露完整；中部为三角洲前缘亚相，包括雀莫错组的1层；上部为三角洲平原亚相夹潟湖相沉积，包括雁石坪剖面的2～57层，发育淡水陆相和潟湖相双壳类化石，纵向上显示为一个向上变细的纵向结构。可划分为3个沉积体系域，底部发育了富含砾岩的砾质河流相为代表的低位体系域，为一套杂色中-薄层状钙质中-细粒长石岩屑砂岩、粗-中砂岩、含粗砂细-中砾岩、砾岩等。低位体系域与下伏地层在雀莫错为假整合接触，在肯底玛为角度不整合接触，发育的粗砂质细-中砾岩、砾岩等应与河流回春作用有关。最大海泛面上出现薄层状微晶灰岩沉积，海侵体系域下部为细-中砂岩为主，夹粉砂质泥岩、泥岩、泥灰岩等；上部为紫红色泥岩夹薄层状细-粉砂岩、泥岩及泥晶灰岩沉积，为一明显的退积准层序组，是三角洲前缘亚相沉积。顶部发育了以三角洲平原亚相夹潟湖相的紫红色、杂色泥岩、粉砂岩、细砂岩夹泥晶灰岩为特征的高位体系域。

（2）层序Ⅱ

层序Ⅱ为Ⅱ型层序，与之对应的岩石地层单位为雀莫错组中段。其底界面一个岩性岩相转换的Ⅱ型界面，在雁石坪剖面表现为一规模不太大的冲刷面，与下伏地层整合接触。其中陆架边缘体系域为中-细砂岩、粉砂岩和泥岩组成的向上变细的沉积序列，包括雁石坪剖面的58～74层，为一明显的退积准层序组，为一套三角洲平原亚相沉积，发育淡水陆相化石。海侵体系域包括雁石坪剖面的75～98层，为一套灰色泥晶灰岩、生屑灰岩和钙质粉砂岩、泥岩组成，是一套三角洲前缘亚相夹潟湖—潮坪相沉积。高位体系域包括雁石坪剖面的99～110层，依仓玛剖面的1～18层，为杂色细—粉砂岩、泥岩为主夹泥晶灰岩为代表的三角洲前缘亚相沉积。

（3）层序Ⅲ

层序Ⅲ为Ⅱ型层序，是羌塘盆地地表分布最广的层序，与之相对应的岩石地层单位为雀莫错组上段和布曲组及夏里组底部及下部。层序底界面为一个岩性岩相转换的Ⅱ型界面，也是最大海泛面。在雁石坪剖面和依仓玛剖面均表现为一明显的冲刷面，发育砾岩夹层。底部陆架边缘体系域，包括雁石坪剖面的111～122层，依仓玛剖面的19～35层，为一套紫、杂色中—厚层状岩屑砂质砾岩夹复成分细砾岩、含砾粉—细粒岩屑砂岩、细粒石英砂岩、粉砂岩和泥岩，组成一向上变细的沉积序列，为一明显的退积准层序组，是一套三角洲平原亚相沉积。海侵体系域为布曲组和夏里组底部沉积，包括雁石坪剖面的123～164层，依仓玛剖面36～120层，为一套碳酸盐缓坡-混积缓坡相沉积，由灰色、灰黑色泥晶灰岩、生屑灰岩、含粒屑灰岩、泥灰岩等组成，岩石中生物化石丰富。高位体系域为夏里组下部三角洲前缘亚相-潮坪相沉积，包括雁石坪剖面的165～194层，依仓玛剖面的121～133层，为杂色、灰色薄—厚层状细粒石英砂岩、粉砂岩、泥岩、细粒砂屑、岩屑砂岩夹泥晶灰岩、含生屑钙质粉砂岩等组成，在依仓玛剖面发育了一套混积岩，顶部发育了以潮坪相石膏层为代表的蒸发岩，尤其是在雀莫错剖面石膏很发育。

（4）层序Ⅳ

层序Ⅳ为为Ⅱ型层序，也是羌塘盆地地表分布较广的层序，与之相对应的岩石地层单位为夏里组中上部、索瓦组。其底界面为一个岩性岩相转换的Ⅱ型界面，陆架边缘体系域在雁石坪剖面包括195～206层，在依仓玛剖面为134～149层，为一套灰黄色中—厚层状不等粒钙质砾岩、混积岩、钙质泥岩和泥灰岩，上部为灰绿色、杂色中—厚层状含泥石英粉砂岩、细粒石英砂岩、泥岩等，为三角洲平原亚相沉积。海侵体系域包括雁石坪剖面的207～253层，依仓玛剖面的150～163层，为深灰色、灰黑色中—厚层状微晶鲕粒生屑灰岩、含生屑粉砂微晶灰岩、泥晶介壳灰岩、泥灰岩夹亮晶鲕粒灰岩、泥钙质含粗—细粒内碎屑岩屑砂岩、钙质泥岩等为一套混积陆棚相沉积。高位体系域在雁石坪剖面未出露，在依仓玛剖面包括164～170层，为混积陆棚浅滩亚相沉积，层序Ⅳ顶部夹有潟湖相石膏沉积等，代表一次蒸发岩事件。

（5）层序Ⅴ

层序Ⅴ位于中-上侏罗统的顶部，与之相对应的岩石地层单元为雪山组，底界面为盆地从北东向南西大规模海退与碎屑物供给充分等地质条件所控制形成的一个相转换面，界面上为三角洲前缘的细碎屑岩和泥岩沉积；顶界面被白垩系、古近系、新近系不整合面覆盖。雪山组纵向上由2个岩性组合组成，即砂泥岩段和砂砾岩段，下部为灰绿色、杂色三角洲前缘亚相沉积，是海侵体系域。上部为紫红色冲积平原和冲积扇沉积，显示为一个向上变粗的充填层序，是羌塘盆地最后充填的产物，是高位体系域。雪山组化石稀少，目前仅发现少量孢粉、介形虫和轮藻化石，以晚侏罗世生物群面貌为主要特征，但其中已出现白垩纪孢粉和双壳化石；蒋忠惕在温泉剖面采到早白垩世的双壳化石：Trigonides sp.，Nippononaia cff.wakinensis，显示了该组的跨时性，但是这些化石不普遍，所以仍将其时代定为晚侏罗世。

根据上述分析，该超层序内各三级层序在层序界面、层序内部结构等方面均具明显的特殊性，不同于Exxon层序地层模式，现初步归纳如下：①中-上侏罗统是一个由顶底不整合面限制的超层序，为一个总体向上变粗变浅的充填序列，内部缺乏因明显海平面下降形成的不整合面，根据海泛面和岩性岩相转换面等可将其分为5个三级层序，包括2个Ⅰ型层序，3个Ⅱ型层序；②层序内部由海侵体系域和高位体系域和陆架边缘体系域或低位体系域构成，以海退沉积物为主；③层序的界面和结构与以海泛面为代表的突然变深事件、以石膏层为代表的蒸发岩沉积事件或与岩性岩相转换面密切相关；④不同地区层序结构有差异（如索瓦组在不同地区纵向层序结构不同），显示了物源区的沉积物供给速率、构造活动及海平面升降共同控制了层序纵向结构。

---

层序地层分析视频