Question

　层序地层学研究方法

Answer 1

一、层序地层分析的总体思路和技术路线

1.总体分析方法

在层序地层研究方面，总体分析包括选区或盆地属性分析、盆地发育史分析、构造运动史分析、盆地沉降史分析等等。

盆地属性分析，首先是盆地的成因性质分析，即确定研究对象的原型特征（即盆地原型特征）。这是因为不同性质的盆地有不同的发育历史、不同的沉积特征、不同的构造控制，掌握了这些，将有助于在盆地的不同部位识别层序界面，更有利于不同盆地之间的层序地层划分与对比。另一分析要点是研究盆地是否曾与外海有联系，与外海有联系的盆地在基准面升降、全球变化、控制沉积物分布形态的因素等方面与海相盆地有千丝万缕的关系。尽管这类盆地有其自身独特特征，但是由于与海相盆地具有某种共性和全球变化的规律性，所以相对容易开展层序地层学工作。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（充填、沉降史）、构造运动史都对地层分布形式有一定的影响，特别是陆相盆地，构造运动可能是主控因素。如构造运动强烈的盆地，不仅其埋藏及沉降强度受到影响，而且局部构造运动可以增强或压缩基准面升降变化的信息。

2.具体技术路线

无论是海相沉积还是湖泊沉积，研究层序地层的第一手资料是地震、钻井和露头资料。层序地层学的工作步骤是（图1-7）：

图1-7　含煤盆地层序地层综合研究工作流程图（据龚绍礼等，1998）

（1）首先应对研究区作为研究对象的地层有一个初步了解，主要内容包括：地层层序及厚度、构造对地层的影响、沉积物粒度变化、主要沉积层段的沉积环境、海相沉积发育层位及分布、生物地层与年代地层划分的界线、主要地层层段的物理特性等方面。

（2）从测井资料入手，选择大量高质量的钻孔曲线，划分测井相和测井曲线类型，识别小层序（组）、密集段；通过测井剖面分析，编制测井剖面对比图，以测井曲线类型进行横向对比。

（3）在地震剖面上寻找反射终止点，识别不整合面（削截、顶超等），结合测井信息和古生物资料划分超层序、层序，做合成地震记录，将地震和测井结果联系起来，建立层序地层格架。

（4）露头、岩心的观察和研究，对地震、测井分析结果进行检验和完善。

（5）将测井相、地震相转化为沉积相，并与地质上沉积相划分相对照，最后确定沉积体系。

（6）以体系域或小层序（组）为编图单元，编制单因素图件，以确定沉积模式及沉积体系的平面展布。

（7）室内镜下鉴定、分析测试和计算机自动判别及解释，从微观角度提取层序界面及主要沉积单元、海平面变化所带来的信息反馈，丰富研究内容，提高研究深度。

（8）总结、归纳层序界面、初始海泛面、最大海泛面、各种不同的体系域的综合特征（同时考虑主控因素的影响）。

（9）建立层序地层学地质、测井模式。

（10）应用层序地层学原理及已有的研究成果，探讨层序地层学原理在含煤盆地中的应用问题；总结研究区含煤岩系层序地层单元的聚煤规律，并提出煤田预测意见。

二、层序地层学解释方法

层序地层学就是根据地震、钻井与测井和露头资料，结合有关沉积环境和岩相特征，对地层分布形式作出综合解释。因此，从资料类型角度出发，露头、钻井与测井和地震资料的层序地层学研究是基本的层序地层学解释方法。

1.露头资料的层序地层学分析

露头资料是层序地层学最直观、最真实、最详细的资料，具有钻井与测井和地震资料所不具备的高分辨率的特点，因而露头资料的层序地层学研究应该是盆地层序地层学的出发点。在考虑研究区露头的覆盖性、不连续性以及被构造运动后期改造变形的基础上，选择那些地层出露齐全且能连续追踪、易于观察的露头，进行野外露头勘探、分层和丈量，收集层序边界、体系域和凝缩层及沉积相标志，进而进行高分辨率的层序地层学解释。基本研究内容如下：

（1）识别层序界面、划分层序类型。层序界面的识别标志有构造不整合面、铁质和铝质风化壳、古土壤和植物根土层、底砾岩层、深切谷及其充填物、地层接触关系、颜色和岩性的垂向变化、沉积物水深突然向上变浅或地层堆叠样式突然变化等。

（2）从生物地层学的角度确定层序单元的年代，并努力使之与全球海平面升降曲线拟合。

（3）以岩性、岩相以及地层堆叠样式来确定各地层层序的凝缩层、体系域和小层序组特征，运用可容空间概念进行沉积相分析。明确各层序中体系域组合特征、小层序的叠置样式以及沉积体系的时空分布。

（4）编制露头层序地层学综合分析图及不同露头的层序地层对比图，并努力建立与钻井、测井和地震层序的对应关系。

（5）露头层序的生储盖初步评价，指出较有利的生储盖组合。

（6）含煤层序的层序单元划分，区分海侵成煤和海退成煤类型。

2.钻井、测井资料的层序地层学分析

钻井、测井资料是盆地覆盖区较好的层序地层分析资料，它主要包括系统的岩心和岩屑、各种测井资料、各种室内分析化验资料、合成地震记录等。在对钻井、测井资料进行层序地层学解释时，应选择那些地层序列完整、取心井段长、室内分析资料丰富、测井序列齐全的井作为关键井，进而进行不同维数域内的层序地层分析，具体层序地层研究内容与解释方法如下：

（1）关键井岩性序列、沉积旋回和沉积相研究，并建立岩性及其序列与电测曲线的响应关系。

（2）依据风化壳、底砾岩、古土壤、生物化石的断带和岩性、沉积相的垂向突变以及地层产状的不一致性确定层序边界，并进行多井层序边界对比，通过古生物组合和同位索测年等方法，确定层序的年代，建立盆地覆盖区年代地层框架。

（3）识别最大海泛面或湖泛面，确定体系域类型。最大海泛面往往是由较深水环境下沉积的、质纯色暗的、富含有机质和古生物化石的、广泛分布的薄层沉积物组成的。据此可将海侵体系域与高水位体系域区分开来。然后再根据小层序组的叠置样式和初次海泛面的位置来确定低水位、海侵和高水位体系域。

（4）测井资料的时频分析，以确定层序旋回周期的规律，探讨形成层序的主控因素。

（5）测井资料的处理与解释，以确定小层序组的叠置样式、古水流流向以及砂体的展布方向。

（6）沉积环境和古气候详细分析，编绘单井和多井层序地层综合分析图以及以层序或体系域为作图单元的地层等厚图、砂体图、沉积相图。确定有利的烃源岩、储集层和盖层分布区；富煤带的分布特征等。

（7）建立岩性序列、沉积相类型、层序和体系域与地震反射之间的响应关系，为地震资料的层序地层分析作好准备。

3.地震资料的层序地层学分析

地震资料的地层学和沉积相研究是地震地层学和层序地层学研究的重要方面。地震资料以其覆盖面积大、能反映地层相互接触关系、能反映沉积体宏观的三维形态为其显著特征。虽然地震资料的垂向分辨率不如露头和钻测井资料，但是其连续的地震反射具有相对年代地层意义，这为我们建立盆地范围内的年代地层框架提供了良好的基础。在利用地震资料进行层序地层学研究时，一定要选择来自同一采集系统、同一处理系统的地震剖面，选择那些地层发育齐全、构造简单、地震反射清楚、又能反映全区的地震剖面，建立地震测网，地震资料的层序地层综合研究主要包括以下内容和方法：

（1）根据地震反射削蚀、顶超和下超、上超等地震反射终止关系，考虑露头和钻测井层序划分方案，对地震资料进行地震层序划分，进而利用合成地震记录、古生物和同位索测年资料对地震层序进行年代地层标定，并建立露头、钻井与测井层序和地震层序的一致关系。

（2）根据初次和最大海泛面的位置以及上超点的迁移规律、地震反射形态，区分低水位、海侵和高水位体系域，并努力在全区追踪闭合。

（3）以层序或体系域为作图单元，研究地层厚度的展布特征、地震相类型及其分布规律。

（4）利用地震层速度制作砂泥岩量板，求得不同层序、体系域中的砂泥岩百分含量或确定砂岩相对富集区。

（5）以关键井岩心相分析为依据，考虑盆地结构和古地形特征，有机地将地震相转换为沉积相并进行沉积环境解释。

（6）依据地震反射上超点的迁移特征，制作海平面相对升降变化曲线，结合古气候、盆地构造沉降速率的研究成果，探讨控制层序构型的主控因素。

（7）结合露头和钻测井层序地层学研究成果，建立研究区层序地层模式并进行计算机模拟，进而确定层序与成煤体系域单元或生储盖层、非构造圈闭之间的关系，总结成藏特点和油气藏分布规律，指出有利的油气勘探区带，提供油气勘探部署意见；对于含煤盆地，则以层序地层划分成果为指导，进行煤聚积规律分析，指出煤聚积带及富煤带分布区域，进行煤田预测。

三、层序边界识别与层序年代标定方法

（一）层序边界的识别标志

根据层序的定义，层序边界是不整合及与之对应的整合面，层序边界应该在平面上广泛连续分布，并覆盖整个盆地。尽管盆地不同部位不整合面上、下地层之间地层缺失量是不同的，但这个不整合面和与之对应的整合面确实可将上、下的新老地层分开，构成了具有年代地层意义的一个界面。层序边界在露头、钻井、测井和地震资料上均有不同程度的响应，在识别层序边界时，应该利用多种资料进行综合判断。

1.Ⅰ型层序的识别标志

（1）广泛出露地表的陆上侵蚀不整合面。这个不整合面可分布于整个陆棚地区，也可分布于盆地缓坡，甚至分布于整个盆地（图1-8）。不整合之上可存在成分和结构成熟度均较高的、厚几十厘米级的底砾岩，可存在厚几厘米至几十厘米的含褐铁矿、铝土矿的古土壤和根土层；不整合面波状起伏，在平面上可长距离追踪；不整合面上下地层产状可明显不同。

（2）层序界面上下地层颜色、岩性以及沉积相的垂向不连续或错位。如杂色泥岩与上覆灰色砂岩接触。沉积相的垂向错位意味着浅水沉积间断性地上覆在较深水的沉积之上，如煤层上覆在外陆棚泥岩之上；也可以是上临滨亚相直接上覆在下临亚相之上，中间缺失中临滨亚相。相的垂向错位往往伴生着沉积物粒度突然增加，反映了海平面的相对下降和陆上不整合的发育。相序错位多出现在高水位体系域的前积层处和顶积层向盆地一侧。

（3）伴随海平面相对下降，由河流回春作用形成的深切谷是层序边界的典型标志。深切谷充填物与其下伏沉积层存在明显的沉积相错位。当海平面发生相对下降时，由于侵蚀到陆棚地区的河流数量、河流规模不同，因而形成了具不同特征的深切谷充填物。若侵蚀到陆棚区的河流规模大或河流数量多，则形成的深切谷充填物砂岩分布广泛，河间古土壤或根土层不太发育；反之，则深切谷充填物砂岩不太发育，而河间古土壤层较发育。深切谷规模较大，可宽达数千米或几十千米，长达几十千米，深达数十米。深切谷中可充填砂岩，也可充填砾岩和泥岩，这取决于后来的海平面相对上升速率和沉积物供给情况。另外，可根据深切谷的规模和深切谷的垂向序列错位把它与分支河道区分开来。

图1-8　Ⅰ型不整合（据Posamentier,1988）

（4）层序界面处的古生物化石断带或绝灭。

（5）在层序界面处具有明显的测井曲线的突变响应，如自然电位和自然伽马值的突变、地层倾角测井反映的地层产状突变等。

（6）层序界面上、下体系域类型或小层序类型的突变，例如层序界面之下为高水位体系域沉积，层序界面之上为海侵体系域沉积，其间缺少低水位体系域。这种体系域的垂向突变在测井曲线上也有良好的响应。

（7）伴随着沉积相向盆地方向的迁移，在地震剖面上识别出一个层序的顶部海岸上超的向下迁移现象和一个层序下部层序界面之上的海岸上超向陆迁移现象，它们与地震剖面上的地震反射终止关系构成层序边界的识别标志。

另外，层序边界上下地层的地球化学微量元素类型和含量以及古地磁极性也有明显变化。大多数硅质碎屑岩的层序边界均为Ⅰ型层序边界。并不是在盆地任何地方都能找到上述的层序识别标志，这就取决于观察点的位置以及盆地沉积物供给速率与海平面相对变化速率之间的关系。

2.Ⅱ型层序的识别标志

由于地质历史时期形成的Ⅱ型层序界面难以保存以及现今对Ⅱ型层序边界研究较少，Ⅱ型层序的识别标志相对少一些。

（1）层序上倾方向沉积滨线坡折带向陆一侧的、分布范围相对较小的陆上暴露及其不整合（图1-9）。由于沉积滨线坡折带处未发生海平面相对下降，所以Ⅱ型层序边界之上未发生河流回春侵蚀作用，也不发育海底扇沉积。

（2）海岸上超向下迁移至沉积滨线坡折带向陆一侧并形成由进积到加积准层序构成的陆棚边缘体系域。若井网较密，可通过钻井、测井资料的陆棚边缘体系域的研究来确定Ⅰ型层序边界。在一个盆地中，由于构造沉降作用的差异，Ⅱ型层序边界可以横向变为Ⅰ型层序边界。

图1-9　Ⅱ型不整合（据Posamentier,1988）

（二）层序年代标定方法

利用多种标志确定了层序边界、划分了层序以后，应该赋予具有相对年代地层意义的层序地质时代的概念。常用于确定地质年代的方法有以下几种。

1.生物地层学方法

不同地质时代和不同沉积环境的古生物组合是不同的，在不同的地质时代或层序边界处，某些古生物种属会发生灭绝、古生物组合会发生明显变化。因此，可以通过比较密集的古生物采样分析来确定不同古生物组合特征的层序地质年代。

2.同位素地层学方法

同位素测年方法能够测定不同时代地层的绝对年龄，对于较新的地层来说，同位素测定年龄就更准确。人们可利用自生粘土矿物伊利石、火山岩中的固、液、气包裹体对地层进行地质年代测定。

3.古地磁地层学方法

由于大陆漂移和地球极性的倒转，在不同地质历史时间，古地磁的极性是不同的，特点是距今65Ma以来的古地磁极性反转比较明显。因此，在考虑沉积速率的基础上，可以定向采集野外或岩心样品进行古地磁极性分析，进而与标准古地磁剖面进行对比，以确定层序的地质时代。

4.海平面升降曲线对比方法

在了解了显生宙全球海平面升降变化曲线之后，可以制作研究区的区域海平面升降变化曲线，并将其与全球海平面曲线进行对比，来推断各层序的地质年代。

5.地球物理标定方法

根据覆盖区地震资料划分了地震层序以后，常采用合成地震记录和VSP等方法对己划分的地震层序进行地质年代的标定，建立钻井地质层序与地震层序的对应关系，赋予地震层序地质年代意义。实践证明这是一种行之有效的方法。

四、可容空间分析方法

可容空间分析实际上是分析海平面升降、构造沉降和沉积物注入量等三种主要地质变量的时空作用的关系。沉积物要堆积下来，就必须存在一个可供沉积物堆积的可容空间，这个可容空间是全球海平面升降变化和构造沉降的函数。也就是说海平面的相对升降变化特征决定了是否存在可供沉积物沉积的可容空间。许多沉积盆地地质历史分析表明，全球性海平面变化比构造沉降作用变化的频率要大。因此，在一个有限的时间段内分析可容空间的增加与减少，可假定某一地区具有恒定的构造沉降速率。然而，在一个沉积盆地中，尽管海平面升降变化特征相同，但构造沉降速率的变化也会影响可容空间的增加与减少（图1-10）。可容空间随时间的增减变化曲线可以通过构造沉降曲线和海平面升降曲线叠加而获得。在构造沉降比较缓慢的盆地部位，最大可容空间位于最高海平面处。在海平面刚开始上升的时间零点处，可容空间仅仅由构造沉降的数值所表示。在中等构造沉降的部位，最大可容空间出现的时间滞后于最大海平面出现的时间。在快速构造沉降的盆地部位，即使海平面处于下降状态，可容空间也未发生减少，这是由于构造沉降幅度大于海平面下降幅度的缘故。如果自盆地边缘向中心方向构造沉降速率增加，则上述三种情况可以反映盆地边缘、中间和远离盆地边缘三个不同位置的可容空间变化情况。

图1-10　沉积物可容空间与海平面变化和构造沉降的关系（据Jervey,1988）

盆地中堆积沉积物的多少是沉积物注入盆地总速率和盆地临近物源程度的函数。若一个盆地不同部位具有相同的相对海平面变化速率，但沉积物供给速度不同，那么就会产生不同的古水深和岩相变化。图1-11代表了距物源不同距离的、不同沉积物注入速率的、三个特定位置处可容空间与沉积物堆积速率和水深的关系。在沉积物注入速率较慢的部位，沉积物可容空间大于沉积物的体积，岸线向陆迁移并随之发生海侵，水体深度明显增加，偏泥的海相地层沉积于距海岸线有一段距离的部位。由于这些偏泥的海相地层沉积堆积于基准面之下，所以沉积物堆积速率受沉积物注入速率的控制，而不反映可容空间发育速率的变化。对于中等沉积物注入速率来说，海底可以加积到海平面。开始可容空间的增加速率大于沉积物供给使沉积表面处于海平面处的能力，随之发生海侵和水体的加深，沉积了海相。随着相对海平面上升速率的降低，开始发生了岸线海退，直至海相沉积加积到海平面，岸线又回退到初始位置。此后，沉积物的供给速率已超过可容空间增长速率，沉积物表面保持在海平面处，堆积了海岸平原相沉积物。未能被海岸平原容纳的过剩沉积物向盆地方向搬运。随着可容空间减小（相对海平面降低），先前沉积的沉积物可能会遭受剥蚀，在快速的沉积物注入处，沉积物的供给速率总是大于可容空间的增长速率，从而堆积了海岸平原或三角洲平原沉积物。在整个海平面变化旋回中持续发育了岸线的海退。在快速沉积物注入处的堆积速率受限于可容空间增长的速率。在海平面相对下降期间，可容空间消失，原沉积处发生了侵蚀作用。

图1-11　在沉积物注入速率变化的条件下沉积相和可容空间的关系（据Jervey,1988）

1—偏砂海岸平原相；2—偏泥海相；3—水

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