經典層序地層學的原理與方法經典層序地層學為分析沉積地層和巖石關系提供了有力的方法手段，其原理和實踐已被大多數地質學家所接受。理論上，層序地層學特別重視海平面升降周期對地層層序形成的重要影響；實踐上，它通過年代地層格架的建立，對地層分布模式作出解釋和同時代成因地層體系域的劃分，為含油氣盆地地層分析和盆地規模的儲層預測提供堅實的理論和油氣勘探的有效手段，有力的推動了地質學，特別是石油地質學的發展，它的推廣與應用標志著隱蔽油氣藏勘探研究進入了一個全新的精細描述、精細預測階段。經典層序地層學中的兩種層序邊界Vail等在硅質碎屑巖層系中已經識別出兩類不同的層序，即Ⅰ類層序和Ⅱ類層序，這兩類層序在碳酸鹽巖研究中得到了廣泛應用。以下詳細論述這兩類層序邊界的含義、特征和識別標志。一、Ⅰ型層序邊界及其特征和識別標志當海平面迅速下降且速率大于碳酸鹽臺地或灘邊緣盆地沉降速率、海平面位置低于臺地或灘邊緣時，就形成了碳酸鹽巖的Ⅰ型層序界面。Ⅰ型層序界面以臺地或灘的暴露和侵蝕、斜坡前緣侵蝕、區域性淡水透鏡體向海方向的運動以及上覆地層上超、海岸上超向下遷移為特征(圖1-2-1)。圖1-2-1碳酸鹽巖Ⅰ型層序邊界特征(據Sarg，1988)1．碳酸鹽臺地或灘邊緣暴露侵蝕的巖溶特征碳酸鹽臺地廣泛的陸上暴露和合適的氣候條件為形成Ⅰ型層序界面提供了地質條件，層序界面以下的沉積物具有明顯的暴露、溶蝕等特征，碳酸鹽臺地或陸棚沉積背景上的陸上暴露，可通過古巖溶特征來識別，因此，風化殼巖溶是識別碳酸鹽臺地碳酸鹽巖Ⅰ型層序的重要特征。①古巖溶面常是不規則的，縱向起伏幾十至幾百米。巖溶地貌常表現為巖溶斜坡和巖溶凹地。如我國鄂爾多斯盆地奧陶系頂部、新疆奧陶系頂部、川東石炭系黃龍組頂部等發育的古巖溶。②地表巖溶主要特征為出現紫紅色泥巖、灰綠色鋁土質泥巖以及覆蓋的角礫灰巖、角礫白云巖的古土壤。風化殼頂部的巖溶角礫巖往往成分單一，分選和磨圓差。碎屑灰巖和碎屑如鮞粒、生物碎屑常被溶解形成鑄模孔等。③古巖溶存在明顯的分帶性，自上而下可分為垂直滲流巖溶帶、水平潛流巖溶帶和深部緩流巖溶帶。④巖溶表面和巖溶帶中出現各種巖溶刻痕和溶洞，如細溶溝、階狀溶坑、起伏幾十米至幾百米的夷平面、落水洞、溶洞以及均一的中小型蜂窩狀溶孔洞等。⑤溶孔內存在特征充填物，可充填不規則層狀且分選差的角礫巖、泥巖或白云質泥的示底沉積，隙間或溶洞內充填氧化鐵粘土和石英粉砂以及淡水淋慮形成的淡水方解石和白云巖。⑥具有鈣質殼、溶解后擴大的并可被粘土充填的解理、分布廣泛的選擇性溶解空隙。⑦巖溶地層具有明顯的電測響應，如明顯的低電阻率、相對較高的聲波時差、較高的中子孔隙度、較明顯的擴徑、雜亂的地層傾角模式和典型的成像測井響應。⑧古巖溶面響應于起伏較明顯的不規則地震反射，古巖溶帶常對應于明顯的低速異常帶。此外，古巖溶面上下地層的產狀、古生物組合、微量元素及地化特征也有明顯的差別。2．斜坡前緣的侵蝕作用在Ⅰ型層序界面形成時，常發生明顯的斜坡前緣的侵蝕，導致臺地和灘緣斜坡上部大量沉積物被侵蝕掉，結果造成大量碳酸鹽礫屑的向下滑塌堆積作用和碳酸鹽砂的碎屑流、濁流沉積作用和碳酸鹽砂礫的密度流沉積作用(圖1-2-1)。斜坡前緣侵蝕作用可以是局部性或區域性的，向上可延伸到陸棚區形成發育良好的海底峽谷，灘前沉積物可被侵蝕掉幾十至幾百米。在碳酸鹽緩坡和碳酸鹽臺地邊緣出現的水道充填礫屑灰巖，以及向陸方向由河流回春作用引起的由海相到陸相、碳酸鹽巖到碎屑巖的相變沉積物以及向上變淺的沉積序列也是Ⅰ型層序邊界的標志。3．淡水透鏡體向海的方向運動Ⅰ型層序界面形成時發生的另一種作用，就是淡水透鏡體向海或向盆地方向的區域性遷移(圖1-2-1)。淡水透鏡體滲入碳酸鹽巖剖面的程度與海平面下降速率、下降幅度和海平面保持在低于臺地或灘邊緣的時間長短有關。在大規模Ⅰ型層序邊界形成時期，當海平面下降75～100米或更多并保持相當長的時間時，在陸棚上就會長期地產生淡水透鏡體，它的影響會充分地深入到地下，并可能深入到下伏層序。若降雨量大，剖面淺部就會發生明顯的淋濾、溶解作用，潛流帶出現大量的淡水膠結物，如不穩定的文石、高鎂方解石可能被溶解，形成低鎂方解石沉淀(Sarg，1998)。Vail的海平面升降曲線表明，在全球海平面下降中，少見大規模的Ⅰ型海平面下降。一般的海平面下降幅度不超過70～100m。也就是說，在小規模Ⅰ型層序邊界形成時期，淡水透鏡體未被充分建立起來，只滯留在陸架地層的淺部，沒有造成廣泛的溶解和地下潛水膠結物的沉淀。在Ⅰ型層序邊界形成時期，在適宜的構造、氣候和時間條件下可能發育風化殼。同時，伴隨Ⅰ二、Ⅱ型層序界面及其特征、識別標志當海平面下降速率小于盆地沉積速率，多形成Ⅱ型層序邊界。此時盆地的可容納空間擴大，臺地潮緣區和臺地淺灘出露地表遭受侵蝕，陸棚邊緣向陸方向的上超向下遷移，形成陸棚邊緣沉積物。與Ⅰ型界面相比，Ⅱ型層序邊界缺乏陸緣物質的穿越和臺緣斜坡的侵蝕作用，沉積相帶向盆地方向的遷移不顯著。在陸棚邊緣，Ⅱ型層序界面上覆的地層一般是平行加積的，而Ⅰ型層序界面上覆的地層主要是斜向和進積的。Ⅱ型層序界面形成期間，當海平面下降恰好處于或略低于臺地或灘邊緣處，內臺地出露地表，會發生類似于小規模Ⅰ型海平面下降時所產生的淡水成巖作用，其中包括顆粒溶解，特別是不穩定的文石和高鎂方解石的溶解，還包括少量滲流和潛水膠結物的沉淀和混合帶白云化作用。在Ⅱ型層序邊界形成時，也會發生超鹽度白云化作用。與Ⅰ型層序相反，Ⅱ型層序邊界形成時海平面在相對短的時間內就開始上升并淹沒外臺地。Ⅱ型層序底部臺地和灘邊緣楔狀體將會在下伏的臺地邊緣處或稍低的位置發生沉積并向陸地方向上超(圖1-2-2)。圖1-2-2伴隨Ⅱ型層序邊界形成的好平面緩慢下降示意圖(據Sarg，1988)第二節兩種層序所對應的體系域及其特征Ⅰ型碳酸鹽巖層序以Ⅰ型層序界面為底界，由低位體系域、海侵體系域和高位體系域構成，而Ⅱ型碳酸鹽巖層序以Ⅱ型層序界面為底界，由陸棚邊緣體系域、海侵體系域和高位體系域構成。兩種類型層序中的海侵體系域和高位體系域具有較好的相似性，而低位體系域和陸棚邊緣體系域則各有特征。一、低位體系域碳酸鹽巖低位和海侵體系域是碳酸鹽巖層序的重要組成部分。在海平面低水位期，可識別出三種類型的碳酸鹽巖沉積：①來自陸坡侵蝕的異地沉積物(如碎屑楔和異地砂)；②低水位期沉積于Ⅰ類邊界上的陸坡上部的自生碳酸鹽巖楔；③沉積于Ⅱ類層序邊界上的臺地和灘邊緣。Ⅰ型層序低位體系域沉積主要由兩部分組成，即物源來自前斜坡侵蝕的他生碎屑沉積(圖1-2-3)和沉積于海平面低位期斜坡上部的自生碳酸鹽巖楔(圖1-2-4)。1．他生碳酸鹽巖沉積他生碳酸鹽巖沉積是在海平面迅速下降并低于碳酸鹽臺地邊緣時，由斜坡前緣侵蝕作用和重力流作用提供的碳酸鹽巖碎屑沉積而成的，這與硅質碎屑Ⅰ型層序的低位盆底扇成因類似，常呈海底扇和斜坡裙位于臺地邊緣和深水盆地中。他生碳酸鹽碎屑沉積呈楔形，但與高位期形成的位于斜坡與斜坡底部的他生碎屑楔不同，后者可逆斜坡地形向上追蹤到同時代的地臺沉積物，也未伴生廣泛的斜坡侵蝕作用。等達到了海平面的低水位期且海平面下降速度變慢，那么就會在變淺的斜坡區形成發育原地碳酸鹽，在這個階段，緩慢的海平面上升將在斜坡上部和外臺地區產生可容空間。同樣，低水位期楔形體將回過頭向斜坡和外臺地上超。這種楔形體的的發育同時要受盆地水體條件(鹽度、流通性)和下伏高水位期前緣斜坡度(陡、緩)的影響。如果盆地保留著正常海水鹽度且流通性良好，同時下伏的沉積坡又很平緩，就會出現大范圍的大量淺水碳酸鹽沉積，可發育成重要的低水位期楔體。比較局限的盆地或很陡的沉積坡度都對低水位期楔形體的發育不利。圖1-2-3Ⅰ型層序邊界形成于海平面迅速下降時期（據Sarg，1988）沉積相：1潮坪、潮上帶；2陸架；3陸架脊；4斜坡；5盆地細粒碳酸鹽巖：沉積體系；6低水位斜坡碎屑2．自生碳酸鹽巖楔在低位體系域中后期，海平面發生相對緩慢的上升，在斜坡上部和外臺地形成新的可容空間。隨后，低位自生碳酸鹽巖楔將跨過斜坡和外臺地向陸棚方向上超。碳酸鹽巖楔狀體的發育既受盆地水體性質的影響，又受下伏層序前緣斜坡斜坡角陡緩的影響。若盆地處于正常的水體條件且循環良好，下伏的沉積斜坡平緩，則有大面積的、豐富的淺水碳酸鹽巖沉積，可形成明顯的低位楔。若盆地處于局限的環境，下伏沉積斜坡又陡，則會阻止低位楔的發育。在不同地質特征的盆地中，自生碳酸鹽巖低位楔的沉積物組成和特征差異很大，它們可以是生物礁、丘、臺緣礫屑灰巖和較深水的泥灰巖、也可以是白云巖或蒸發巖。圖1-2-4Ⅰ型層序低水位和海進體系域示意圖（據Sarg，1988）沉積相：1硬石膏；2沉積間斷；3潮坪-潮上帶；4陸架；5陸架脊；6斜坡7盆地細粒碳酸鹽巖：沉積體系；8低水位楔和海進沉積二、海侵體系域海侵體系域是在海平面上升速度加快、海水逐漸變深的情況下形成的。隨著相對海平面的上升，海水將沿原斜坡面上漲，以至低水位楔被淹沒，并被退積式的海侵體系域覆蓋，形成一系列退積式準層序組。這些退積式準層序組向陸棚方向加厚，然后由于地面上超而減薄(圖1-2-5)。同時，向海方向的沉積場所，在迅速變深的環境中，沉積速率低，因而沉積了密集段。海侵體系域沉積可變現為追補型和并進型兩種方式，這主要取決于海平面上升速率、盆地水體性質和沉積物的沉積速率。并進型碳酸鹽巖沉積(Keep-up)常出現于正常的富含海水的陸棚環境，海平面上升速率相對較慢，足以使得碳酸鹽的產率與可容空間的增加保持同步，其沉積以前積式或加積式顆粒碳酸鹽巖沉積準層序為特征，并且只含極少的海底膠結物。追補型碳酸鹽巖沉積是在海平面上升速率較快、水體性質不適宜碳酸鹽巖產生的情況下形成的。此時碳酸鹽巖的沉積速率明顯低于可容空間的增長速率。追補型碳酸鹽巖沉積(Catch-up)往往是由分布較廣的泥晶碳酸鹽巖組成的。海侵體系域的頂底界面分別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時期即最大海泛面形成發育時期形成的，它通常是由沉積緩慢的薄層泥質微晶灰巖構成，并包含著薄的(厘米級)、發育生物擾動構造的泥灰巖—泥粒灰巖層和大量海底石化的硬地。凝縮層又以分布廣、富含多種生物組合為特征。首次海泛面常含豐富的的生物化石組合并與下伏地層具有不同的生態組合。首次海泛面上下沉積物的性質、類型和沉積作用方式存在明顯的差異，常表現為沉積相的明顯突變，首次海泛面之下多為向上水體變深淺、沉積物變粗序列，而海泛面之上多為水體向上變深、沉積物變細序列。在盆地斜坡地區，首次海泛面之下為低位體系域或陸棚邊緣體系域；而在臺地區，首次海泛面常與層序界面一致。三、高位體系域碳酸鹽巖高位體系域沉積于海平面相對高水位期，其下部是海侵體系域的頂面。上部是層序邊界(圖1-2-6)。高水位體系域以相對較厚的從加積到前積的幾何形態為特征。它們形成寬闊的臺地、緩坡和進積灘及其在淺海孤立臺地上的對應沉積體。它們是全球性海平面上升的晚期、全球性海平面靜止期和全球性海平面下降早期沉積的。圖1-2-5碳酸鹽巖層序低位體系域和海侵體系域（據Sarg，1988）碳酸鹽巖高位體系域的沉積作用可被劃分為早、晚兩個階段，這反映了高位體系域沉積早、晚期可容空間及與之相關的水體性質、沉積速率的變化。高位體系域沉積早期的可容空間增長相對較快，而碳酸鹽產率不高，沉積作用緩慢，陸棚上發生追補型加積作用，并響應于地震剖上的S型反射。高位體系域沉積晚期，海平面開始下降，陸棚地區可容空間增加的速率減小，水體趨于穩定且循環良好，使得碳酸鹽產率增加，形成一段向上變淺的并進型沉積序列和相組合，響應于地震剖面上的灘或臺地邊緣的丘形結構加積至斜交前積模式。灘或臺地邊緣的丘型到斜交前積是高水位晚期的特點。一個早期主要由碳酸鹽巖構成的S型反射經歷了兩個完全不同的沉積歷史。其特點是臺地邊緣相的微晶石灰巖含量和海底膠結物含量明顯不同，這種現象與沉積速率有關(圖1-2-7)。這兩種沉積類型分別為追趕型或滯后補償型(Catch-up)和并進型或同期補償型(Keep-up)碳酸鹽巖體系。盡管它們可能代表碳酸鹽巖對海平面上升的一系列響應中的兩個端員成分，但絕大多數碳酸鹽巖高水位體系域都具有二者之一的特點。1．并進或同步補償碳酸鹽巖體系并進碳酸鹽巖體系表現出相對快的沉積速率，沉積物供給能夠與海平面相對上升保持一致，并進碳酸鹽巖的特點是在臺地邊緣沉積中早期海底膠結物含量少，并且常以富粒、貧泥的準層序為主。在臺地或灘邊緣及臺地內某些地方，并進碳酸鹽巖體系域呈丘型或斜交型幾何形態。2．追趕或滯后補償碳酸鹽巖體系追趕或滯后補償碳酸鹽巖體系呈現相對緩慢的沉積速率(圖1-2-7)。這種響應可能是由于整個高水位期海水條件不變，不利于碳酸鹽巖的快速產生，即貧氧水體、缺乏養料、高鹽度和低水溫度等。追趕或滯后補償碳酸鹽巖的特點是在臺地邊緣沉積中含有大量的早期海底膠結物，并可能含有豐富的富含泥晶的準層序。這種廣泛分布的早期膠結作用可能與沉積時間較長有關，這樣才在沉積過程中為活動的空隙流體的遷移和膠結物的沉淀提供了相對較長的時間。只有在高水位期的最晚期，當由于海平面下降可容空間減小時，追趕或滯后補償碳酸鹽巖體系才呈現并進或同步補償碳酸鹽巖體系特征。追趕或滯后補償碳酸鹽巖沉積體系在臺地或灘邊緣呈S型沉積剖面。圖1-2-6與高水位早、晚期伴生的沉積幾何形態立體圖解（據Sarg，1990）高水位早期沉積變現為加積到“S”型前積模式，高水位晚期沉積表現為丘形到斜交型前積。高水位體系域可以其中任一沉積模式占優勢四、陸棚邊緣體系域陸棚邊緣體系域是Ⅱ型層序界面之上的一個體系域，它通常由一個或多個微弱前積至加積的準層序組組成，朝陸方向上超在層序界面之上，朝盆地方向則下超至層序界面之上。該體系域形成期間，浮游生物往往形成厚的旋回性沉積，但在海侵體系域期間，雖然Ⅰ型層序低位進積復合體也是沉積在陸棚邊緣的，但在陸棚邊緣體系域楔狀體一般以厚層加積退覆為特征，層序顯示出S形進積幾何形狀，在陸棚上由整合的、向上變淺的準層序組成，到外陸坡上轉變為較厚的生物碎屑楔狀體，主要由渾圓形骨屑灰巖組成。向盆地方向，該楔狀體表現為由加積退覆或逐漸過渡到層理發育的灰巖和半深海泥灰巖組成的平行地層形式。然而，Ⅰ型層序低位進積復合體常表現為向上水體變淺、粒度變細、加積沉積體系逐漸增多的沉積序列，多由薄層狀泥灰巖和泥巖組成。當具有一定的氣候和水文條件時(如蒸發量超過補給和盆地受局限時)，在Ⅰ類或Ⅱ類層序邊界上均可能伴生蒸發鹽巖低水位楔(圖1-2-8)。在蒸發鹽巖低水位楔沉積時，在伴生的高水位臺地中，會出現超鹽度白云化作用、蒸發鹽巖的交代作用和溶解作用。硅質碎屑低水位沉積將出現在上傾方向有物源供給的地方。圖1-2-7并進或同步補償和追趕或滯后補償沉積速率與構造運動和冰川——全球性海平面變化速率對比（據Sarg，1990）追趕或滯后補償碳酸鹽巖和沉積速率明顯低于并進沉積速率。二者均受到可容空間（即沉降中全球性海平面變化）的限制，和水體條件的變化一起，可容空間的變化明顯是碳酸鹽巖沉積的主要控制因素。以所測得的全新世沉積速率表示的潛在的碳酸鹽巖沉積速率，大于沉降速率，并等于或大于冰川—全球性海平面變化速率。此外，蒸發鹽巖可能出現在每個體系域中：①作為上超的低水位體系域或陸棚邊緣楔；②作為海侵體系域的上超和退積單元；③作為高水位體系域中臺地內背景下的瀉湖和薩巴哈相。據推測，當海平面緩慢上升、臺地或灘頂部水體保持超鹽度時，會出現海侵蒸發鹽巖，隨著海平面上升速率加快，臺地特征變為正常海水，蒸發鹽巖沉積為碳酸鹽巖沉積所取代。圖1-2-8層序格架中蒸發鹽巖——碳酸鹽巖巖相分布綜合圖（據Sarg，1990）蒸發鹽巖相或上超于低水位和陸棚邊緣楔，或以臺地內部或者碳酸鹽巖灘背后陸棚處的瀉湖或薩巴哈相出現第三節層序邊界的儲層特征一、碳酸鹽巖儲層與層序之間關系有關碳酸鹽巖儲層形成的機制多種多樣，碳酸鹽巖儲層分類也有多種方案，但從層序地層學研究出發，進行儲層發育展布預測，可將碳酸鹽巖中發育的儲層分為層序內部儲層和層序邊界儲層。層序內部儲層，位于三級層序的各個體系域內，并和海平面變化速率與碳酸鹽巖生長率平衡條件下發育的并進型碳酸鹽巖體系相聯系。儲層的形成，一方面受控于高生長率條件下，碳酸鹽沉積物迅速脫離海底(海水)成巖環境，巖石中早期海底膠結物較少，有利于原生粒間空隙的有效保存；另一方面受控于這一條件下沉積物暴露于大氣水環境，發生同生期溶蝕形成的次生空隙。因此，儲層儲滲空間將以粒間孔、粒間溶孔、粒內溶孔、鑄模孔為主，儲層內部性質相對較均一。只有淺灘相顆粒灰巖可發育成這類儲層。層序界面儲層發育于層序不整合界面附近，它的發育與層序不整合界面形成時期的淡水透鏡體或大氣水—海水混合帶的建立和活動相聯系；儲集層往往是白云巖類(尤其是混合水成因白云巖)，也可是灰巖類；或者是在層序內部儲層基礎上的疊加；儲集空間類型可包括粒內溶孔、粒間溶孔、晶間孔、晶間溶孔、溶蝕孔洞、溶縫等；儲集空間組合因具體情況而異，儲集空間具有非均質性，但在區域上具有可對比性。從層序地層學角度來看，這兩類儲層的發育和展布將受三個因素控制，其一是受可容納空間變化速率控制的碳酸鹽巖生長率，它是層序框架內儲層發育的基本控制因素；其二是受海平面變化速率所決定的層序不整合界面性質，它對層序界面儲層的發育展布有重要作用；其三是碳酸鹽巖臺地類型，它決定了臺地上碳酸鹽巖的生長機制，影響臺地上礁灘相的發育分布，影響層序不整合面的作用，從而在一定程度上制約儲層的發育展布。二、成巖作用類型與層序邊界的關系由于海平面相對升降的規模和速率不同，導致層序邊界類型不同，因此在層序界面上表現出的成巖作用類型、成巖作用強度和規模也不同。Ⅰ型層序邊界形成的時間長、海平面下降的規模大(50~150m)，外臺地上部及向陸方向遭受廣泛、長期的暴露，因此成巖作用復雜，影響深度范圍大。與Ⅰ型層序邊界伴生的成巖作用類型主要有：①混合水白云化作用：主要在海平面下降期間形成。該作用受混合水帶遷移方向的影響，白云化作用程度在各地表現不同。②表生非選擇性溶蝕作用：形成各種形狀的溶孔、溶洞。例如寒武系上統上部地層由于長期的風化剝蝕，形成大量的溶孔、溶洞和裂縫，無論在井下還是露頭，均不同程度地保存了溶孔、溶洞和裂縫，成為油氣的良好儲集空間。③大氣淡水膠結作用：表現形式為在顆粒周緣形成粗大的等軸粒狀方解石膠結物或共軸環邊膠結，或生屑(如海百合莖)的共軸增生。④灰化作用和硅化作用：灰化作用表現為方解石交代白云石，具菱面體晶形或形成巨大的方解石斑晶，交代完全者成為灰(化)巖。硅化作用表現為白云石晶體被隱晶質或自形石英交代或充填溶孔。這是由于Ⅰ型層序邊界長期暴露在表生環境下，早期形成的白云石中的Mg2+被Ca2+交代所致。⑤充填作用：表現為淡水方解石、淡水白云石和石英充填溶孔、溶縫和裂縫。Ⅱ型層序邊界由于海平面短暫下降，下降幅度較小(20～50m)，內臺地或內緩坡及其向陸方向暴露在大氣環境中，層序邊界形成時間短、規模小，因此成巖作用的強度小、影響深度小。與Ⅱ型層序邊界伴生的成巖作用類型主要有：(1)選擇性溶解作用：表現為文石質或高鎂方解石的生物屑或鮞粒受到富含CO2的不飽和大氣淡水的溶解作用，形成粒內溶孔和鑄模孔。(2)大氣淡水膠結作用：表現為鮞粒的垂懸狀膠結和方解石的粒狀膠結。(3)選擇混合水云化作用：表現為白云石選擇性交代顆粒，白云石晶體表面干凈，自形成巖強度較Ⅰ型層序邊界處的弱。三、相對兩種層序邊界的儲層研究不同類型的層序不整合面代表的海平面變化速度及降低幅度、大氣水作用時間、水動力強度的不同，也必然將導致層序界面儲層發育的廣度和深度不同。因此，可以通過層序地層界面的性質結合巖相展布預測層序界面儲層的發育狀況。通常與Ⅰ型層序不整合界面有關的層序界面儲層，儲層厚度相對較大，臺地邊緣好于臺地內部，且儲層段與三級層序高水位體系域有良好的對應關系，儲層段之間多由孔隙不發育的海侵體系域白云巖分隔，多個三級層序的發育導致縱向上儲層發育具有分段性。由于與Ⅰ型層序不整合面相聯系的大氣水或大氣水—海水混合水的改造時間較長、強度較大，因此，儲層厚度往往較大，層序發育的主控因素為全球海平面的變化，決定了不同臺地區層序內部構成具有相似性，儲層發育在同一個臺地內部不同區域，不同的臺地區均具有可比性。臺地邊緣區是Ⅰ型層序不整合界面形成時期大氣水—海水混合帶建立的最佳位置，其高水位體系域沉積物往往經混合水作用轉換為孔滲性好的白云巖，加之進一步的大氣水溶蝕改造作用，常形成溶蝕孔洞發育的良好儲層。與Ⅱ型層序不整合界面相關的層序界面儲層：由于與Ⅱ型層序不整合界面相聯系的大氣水改造時間相對較短，作用強度相對較弱，因而，此類儲層的厚度較小，儲集性也相對較差，主要發育于臺地內部。與構造層序不整合面相關的層序界面儲層可涉及更大的深度、更加廣泛的區域，具有極強的非均質性。儲層主要出現在三級層序高水位體系域上部或頂部，儲集巖大多為超鹽度蒸發作用和滲流回流成因的殘余球粒粉晶白云巖以及細晶白云巖，儲集空間可以為晶間溶孔、粒間溶孔、膏模孔及膏溶孔洞。第四節經典層序中關于準層序的識別準層序是以海(湖)泛面或與其相應的界面為邊界的一組有內在聯系的相對整合的巖層或巖層組序列，在層序中有特定的位置，準層序可以以層序邊界為頂界面或底界面。一、準層序邊界和準層序沉積特征1．準層序邊界及其特征準層序是層序地層分析中最基本的沉積單元，是一個以海泛面或與之相對應的面為界的、成因上有聯系的層或層組構成的相對整合序列。在層序內的特定部位，準層序的頂、底邊界可與層序邊界一致。準層序沉積厚度一般為幾米至幾十米，持續地質時間為幾萬年至幾十萬年，并可用露頭、巖心和測井資料加以識別(圖1-2-9)。準層序的邊界是一個海泛面及與之相關的界面。海泛面是一個將新老地層分開的界面，跨過這個界面存在著水深突然增加的證據。這種水體突然的加深通常伴隨著微弱的海底侵蝕作用或無沉積作用，反映存在著較小規模的沉積間斷，但卻沒有因河流回春作用產生的陸上侵蝕或沉積相向盆地中央方向的遷移。海泛面之上難以發生上覆地層的上超，除非海泛面與層序邊界重合。淺海地區的海平面通常是個平整的界面，地勢起伏幾十厘米至幾米，界面之上富集碳酸鹽礦物、磷灰石或海綠石。并且海泛面之下地層的巖性和沉積厚度也發生了突然的變化、大多數準層序邊界海泛面均存在著深水沉積與淺水沉積的一個截然界面。有時，在野外露頭和巖心資料上，可以觀察到與層序邊界不一致的海泛滯留沉積。這些海泛滯留沉積厚度較薄(<1m)，多由侵蝕早期沉積物所組成，它們多呈不連續狀態分布在陸棚海泛面的頂部。與陸棚地區海泛作用相關的滯留沉積物包括以下4種沉積類型：圖1-2-9不同級別層序地層單元的特征①鈣質結核滯留沉積：具這種滯留沉積物的海泛面常與層序邊界一致，當海平面較大幅度下降時，陸棚大面積出露地表遭受風化剝蝕，河流深切陸棚表面沉積物形成深切谷及河流間沉積。在干旱氣候條件下，土壤層形成鈣結層或分散的鈣質結核。在海泛過程中，易受侵蝕搬運的粘土級細粒沉積物發生侵蝕遷移，而那些直徑在2～3cm、形態不規則的鈣質結核就會殘留在海泛面上，形成鈣質結核滯留沉積。②潛穴化的并被波浪和流水改造的滯留沉積：在海泛作用之前，生物的潛穴作用以及生物粘液的粘結作用使得潛穴周邊的沉積物變得粗大起來。當陸棚地區海水突然加深時，早期潛穴化的準層序沉積物受到了波浪和水流的強烈改造作用，使得相對細粒的組分被沖走，而粗粒的沉積物集中起來。由于波浪和水流的改造作用是一個逐漸變化的過程并且存在一定的后延性，所以難以確定一個界面將被波浪和水流改造過的沉積物與殘存的早期準層序區分開來。潛穴化的并被波浪和流水改造的滯留沉積物位于準層序頂部海泛面附近，并常與層序邊界一致。③堆積在海泛面之上的顆粒碳酸鹽巖：在海平面快速上升之后、大量硅質碎屑進入陸棚之前，海平面之上可形成由陸棚生物群構成的分布廣泛的厚1～2m的板狀介殼層。在遠離深切谷且海泛面與層序界面—致的地方，在海平面上升期間，由于陸源碎屑物質供給較少，沉積水體不斷清澈且易飽和碳酸鈣，可形成由鮞粒層或豆粒層構成的沙洲和沙壩。當海平面繼續上升，碳酸鹽顆粒不再受到波浪攪動時．淺灘就停止了生長．并可因受到后來風暴的局部改造而分布在早期陸棚沉積物之上。④河道滯留沉積物：這是一種最為常見的滯留沉積物，它位于深切谷底的層序邊界之上。這種滯留沉積物是在海平面下降期間形成的。此時河流深切陸棚沉積物表面形成深切谷，并在其中充填了厚可達幾十厘米、厚度變化較大的渾圓石英質卵石。當后來海平面快速上升時，海水沖刷掉石英質卵石周圍的細粒沉積物，而將粗粒的卵石殘留在層序邊界面或海泛面之上，形成河道滯留沉積物。準層序邊界是由海泛面所限定的。因此在沒有水深突然變化證據的沉積環境中準層序是難以識別的。海泛面在海岸平原和陸棚地區均存在相對應的沉積界面，比如，海岸平原的煤層、廣泛分布的越岸泥巖和沖積平原上潮濕母巖風化殘積物(古土壤)，不存在顯著的河流回春、陸上侵蝕、海岸上超向下遷移和上覆地層上超等反映層序邊界的標志。所以在海岸平原、三角洲、淺灘、河口灣和陸棚等沉積環境中可以識別準層序。在陸棚地區與海泛面相關的界面是一個整合面，沒有顯著的沉積間斷，并以薄層的碳酸鹽巖、富含有機質的泥巖、富集海綠石和火山灰、缺乏陸源碎屑物質的較深水沉積為特征。穿過與海泛面一致的陸棚區沉積界面缺乏明顯的水深變化證據。在水體深度較大的盆地斜坡和深海平原地區，由于缺乏水深變化的證據，所以難以識別準層序，但Mitchum和Wagoner(1991)推論，深海沉積的單個濁積扇朵葉或具天然堤的水道代表了一個準層序。2準層序沉積特征根據準層序的定義，準層序的邊界是能夠分隔新老地層的海泛面。這就意味著所有的準層序都必須是一個向上沉積水體不斷變淺的序列，否則我們就不能根據海泛面來劃分確定準層序(圖1-2-10)。如前文所述，在較深水的半深海和深海盆地中是難以識別準層序的，因為人們沒有充分的證據表明，在準層序邊界處的確發生了在地層記錄中能夠識別的古水深變化。一個典型的準層序除了具備水體深度向上變淺的沉積序列特征外，還具有單層沉積厚度向上增加、生物擾動構造向上減少、沉積相類型向上變淺以及水動力能量向上變強的沉積待征。一個常見的準層序厚度多為1～50m(圖1-2-10)。圖1-2-10一個理想化的浪控淺海灘層序（據Myers，1996）對于在不同沉積背景下形成的準層序來說，盡管每個準層序自下而上均反映水體由深變淺的沉積序列特征，但與該向上變淺的沉積水體相對應的沉積物組合序列是有差異的。在垂向上，碳酸鹽巖準層序總體仍表現為自下而上粒度由細變粗的沉積序列，但也有部分準層序表現為加積特征。一個準層序沉積厚度的大小主要受控于岸線推進的水體深度。這個水體深度反映了前一個準層序廢棄以后的相對海平面上升情況，可以說，一個準層序的厚度是相對海平面上升速率和準層序周期性及沉積物供給等因素相互作用的結果。若一個準層序的周期是相對恒定的，那么低緩的相對海平面上升速率就會造成較小的可容空間，若沉積物供給速率低則形成薄層準層序；快速的相對海平面上升速率和快速沉積物供給就會形成厚層準層序。從而可以依據準層序厚度變化特征去識別相對海平面上升速率以及沉積物供給速率的變。Posamentier(1988)認為，低位前積楔狀體準層序以向上厚度加大為特征，反映了加速的相對海平面上升，而高位前積楔狀體卻以向上沉積厚度變薄為特征，這是因為相對海平面上升具有減速特點。第五節碳酸鹽巖層序地層與油氣的關系層序地層學是一門實用的、動態的應用科學，它為地質人員提供了以不整合面為界面的層序內部地層的幾何形態及相互疊置樣式、沉積相類型及其與油氣成藏之間的時空關系，因而能夠指導不同勘探和開發階段的油氣勘探和開發工作，開闊地質人員尋找新的油氣勘探領域的思路，有效地提供油氣勘探和開發靶區。一、層序與烴源巖、蓋層間的關系碳酸鹽巖盆地良好的烴源巖往往形成發育在海侵體系域形成期間，該期海平面快速上升，盆地中某些地區處于缺氧和貧氧環境，并且沉積速率極低，通常形成以灰黑色泥質灰巖、灰質泥巖為主的富含有機質的烴源巖。控制碳酸鹽巖中有機質豐度的主要因素是盆地地貌特征、地層的年代、氣候、沉積初的沉積速率、古水深、海洋有機質的產率以及陸源有機質供給速率等因素，其中關鍵因素是貧氧的底水環境。若在干旱氣候條件下發育碳酸鹽沉積，那么陸源有機質供給所起的作用就比較小了。碳酸鹽巖體系域不同于碎屑巖體系域，它能通過快速的海平面上升產生局限性的貧氧環境，利于有機質的保存。根據碳酸鹽巖沉積體系的幾何形態可以確定出4種成因類型的碳酸鹽巖烴源巖，即發育于碳酸鹽臺地內部或邊緣建隆之間的烴源巖、臺地內部凹陷中的烴源巖、非限制性盆地邊緣和深水洋盆中的烴源巖。在海侵體系域相對海平面快速上升期間，可以在先前的臺地上形成一系列孤立的碳酸鹽巖建隆。這些碳酸鹽巖建隆之間受限的循環水體導致缺氧環境的發育。伴隨著快速的碳酸鹽巖建隆的加積，在海侵體系域形成最大水深起伏期間，沉積了富含有機質的碳酸鹽巖。由于碳酸鹽巖稀釋速率很低，有機碳含量得以加大。在高位體系域沉積期間，進積的沉積體系可以充填在海侵體系域早期發育的地貌低洼處(圖1-2-11)。在海侵體系域海平面快速上升期間，碳酸鹽臺地內部由于差異沉降作用形成臺內坳陷。在該坳陷內受限的循環水體形成了缺氧環境，利于富含有機質的沉積物的沉積，從而形成了有利的烴源巖。后來的高位體系域的前積充填作用也利于碳酸鹽臺地內部坳陷烴源巖的保存。非限制性盆地邊緣烴源巖的沉積形態有些類似于碎屑地層海侵體系域的烴源巖。這些烴源巖是在盆地外陸棚處于饑餓狀態、碳酸鹽產率很低的情況下沉積而成的，主要沉積物為遠洋碳酸鹽沉積物。若陸棚或斜坡區遠洋深水環境處于缺氧狀態或浮游植物產率很高，則利于烴源巖的沉積。深水洋盆碳酸鹽巖烴源巖是在深水缺氧環境下形成的，在海侵體系域和高依體系域發育期間、均可發育這類烴源巖。它們以有機碳含量較高、分布廣、沉積厚度大為特征。實際上，隨著海平面的升降變化，在海侵和高位體系域發育期間，廣海陸棚至深海盆地相的沉積物有機質豐度和氯仿瀝青的含量最高，而斜坡和臺地相烴源巖的有機質豐度較低。所以說，在最大海泛時期形成的富含有機質的細粒沉積物應該是最好的烴源巖。圖1-2-11海侵體系域沉積早期碳酸鹽巖建隆之間的烴源巖（據Myers，1996）根據海平面升降變化和體系域發育的特點，在碳酸鹽巖層序中，與海泛事件密切相關的、分布廣泛的海泛沉積或凝縮層是良好的蓋層。這類蓋層的巖性多為泥灰巖相灰質泥巖，以厚度較大、區域性分布為特征。在海侵體系域沉積早期和高位體系域發育時期，臺地內部或潮緣地區，由于缺乏陸源碎屑物質供給，水體循環受阻，加之炎熱干旱的氣候，形成了充填盆地斜坡、臺地的膏巖、鹽巖等蒸發巖，覆蓋了臺地內部及其邊緣的碳酸鹽巖建隆儲層，構成了有效的區域性蓋層。二、層序與儲層間的關系從世界范圍來看，碳酸鹽巖儲層中蘊藏著約占50%的油氣資源量，這除了與碳酸鹽巖沉積盆地中存在優質烴源巖密切相關外，還與碳酸鹽巖儲層發育孔、縫、洞儲集空間有著密切的聯系。在碳酸鹽巖沉積盆地中，碳酸鹽巖儲層性質的優劣受多種因素的控制，比如沉積相帶、氣候、碳酸鹽巖沉積速率、成巖后生變化以及構造作用等。其中，沉積相帶是控制碳酸鹽巖儲層原生孔隙的主要因素，因此，下面將根據碳酸鹽巖儲層層序地層演化特點，來討論各體系域中有利碳酸鹽巖儲層的發育情況。隨著海平面升降的旋回變化，形成了具有特定疊置樣式和巖性的地層序列。當海平面快速下降并低于臺地邊緣時，發育了碳酸鹽巖低位體系域，其中由前緣斜坡侵蝕滑塌而形成的他生碳酸鹽巖碎屑楔狀體可成為有利的碳酸鹽巖儲層。該類儲層以分布范圍相對較小、單層厚度較薄、砂礫屑混雜、原生孔隙度變化較大為特征，平均孔隙度和滲透率相對較低。但該類儲層往往具有高含量的砂礫屑，分選磨圓差，發育滑塌變形構造，具有典型的碎屑流相濁流沉積序列和丘形地震反射結構，所以在鉆井、測井和地震資料上易于識別。加上被良好的斜坡盆地相烴源巖所包裹，易形成有利的圈閉。在海平面下降處于低位時期，廣大的碳酸鹽臺地出露地表遭受風化淋濾，易形成孔洞發育、儲層厚度大、分布廣的古巖溶碳酸鹽巖儲層。古巖溶儲層可由石灰巖和白云巖組成。石灰巖型古巖溶常表現為溶縫、落水洞和大中型溶洞，甚至地下河，巖溶垂直分帶性很強；而白云巖和灰質白云巖型巖溶以中小型的蜂窩狀溶蝕孔洞的大量均一發育為特征，孔洞直徑一般小于1cm，往往缺乏充填物質，常構成良好的油氣儲集空間。從巖溶垂向分帶來看，最上部的垂直滲流巖溶帶多以垂向溶縫及溶洞為主，灰巖型溶縫溶洞常被充填，孔隙性差，白云巖型溶縫溶洞一般未被充填，是很好的儲集空間；中部的水平潛流巖溶帶以發育水平孔洞、大型溶洞、地下河為特征，儲集空間多未被完全充填，其中白云巖型較灰巖型具有更好的儲集性能；最下部的深部緩流巖溶帶以零星發育的溶孔溶縫為主，多被充填。從平面上來看，古巖溶地貌可被劃分成巖溶高地、巖溶斜坡和巖溶谷地3個單元，其中巖溶高地是巖溶水補給區，垂直滲流帶厚度大，巖溶高地邊緣是儲層發育的有利地區；巖溶斜坡地下水以垂直滲入和水平運動為主，是儲層發育最有利地區；而巖溶谷地是地下水的排泄區，垂直滲流帶和水平潛流帶巖溶不發育，孔滲性差(圖1-2-12)。在海平面快速上升、海侵體系域發育時期，由于海平面上升速率與沉積物沉積速率的不同匹配關系，形成了海侵體系域的追補型和并進型沉積。追補型沉積是沉積物沉積速率較低、沉積物粒度較細的一種碳酸鹽巖沉積，往往以泥晶灰巖、泥質灰巖或鈣質泥巖沉積為特征。由于這種遲補型沉積粒度細，所以難以構成原生孔隙發育的有效儲層，除非后期遭受淋濾或構造作用，形成溶洞或裂縫儲集空間。并進型碳酸鹽巖沉積是一種碳酸鹽巖沉積速率與海平面上升速率基本一致的沉積，它常以臺地邊緣礁和灘、臺地內部補丁礁以及斜坡礁的形式出現。碳酸鹽巖層序高位體系域發育時期，由于海平面升降速率的變化，早期形成了追補型沉積，晚期形成了并進型沉積。追補型碳酸鹽巖沉積以貧粒、富泥的準層序為特征，在臺地邊緣沉積物中常含有大量的早期海底膠結物，儲層物性較差。晚期并進型沉積以富含碳酸鹽巖顆粒、向上變淺的準層序為沉積持征，由于碳酸鹽產率較高，所以缺少早期的海底膠結物，易形成原生孔隙發育的礁灘相碳酸鹽巖儲層。高位體系域臺地邊緣的生物礁或粒屑灘常沿臺地邊緣展布，沉積厚度可達數百米，在地震剖面上響應典型的丘形反射和前積型反射，易于識別。圖1-2-12碳酸鹽巖層序的孔隙演化（據劉波，1997）總之，隨著海平面的升降變化，碳酸鹽巖層序海侵和高位體系域并進型碳酸鹽巖礁灘沉積是原生孔隙最為發育的一類儲層，低位體系域他生碎屑楔狀體也是比較好的一類碳酸鹽巖儲層。需指出的是，碳酸鹽巖儲層儲集性能的好壞受后期成巖作用和構造運動的影響較大。因此，在研究碳酸鹽巖儲層時，除了要對碳酸鹽巖沉積進行層序地層學研究，確定原生孔隙發育的相帶外，還應加強碳酸鹽巖成巖作用和構造運動期次、活動方式的研究，在有利的沉積相帶中尋找儲集性能良好的儲層(圖1-2-12)。第六節川西北龍門山—米倉山前緣二疊—三疊紀層序地層研究研究區川西北龍門山—米倉山前緣二疊系—三疊系形成于海西構造旋回晚期—印支構造旋回，該時期是四川盆地構造演化發展的重要時期，主要表現為由克拉通被動大陸邊緣盆地向前陸盆地轉換。受多次幕式構造運動、海平面升降、物源供給和氣候的影響，該區二疊系—三疊系沉積過程中存在多次海平面升降事件，這在野外露頭上表現的較為明顯，同時在地震和鉆測井也有響應，這些特征為層序地層研究奠定了基礎。一、層序界面的識別層序是以不整合面或與之可對比的整合面為界、相對整一連續的有成因聯系的一套地層單元（Vail等，1977）。因此，不整合面或與之相應的整合界面的確立是層序劃分的關鍵，也是層序地層分析的基礎。根據野外露頭、地震發射剖面和測井曲線等綜合研究表明：研究區主要發育有升隆侵蝕不整合、海侵上超層序不整合面、水下沉積間斷層序不整合面、局部暴露層序不整合面等四種層序界面。1．升隆侵蝕層序不整合層序界面升隆侵蝕層序不整合層序界面是指盆地因構造隆升和海平面下降所形成的層序不整合界面，它代表一次構造旋回的結束以及新的構造旋回的開始，在這類不整合界面的上下一般有較大的沉積間斷的時限。研究區位于川西北龍門山—米倉山前緣，該區自震旦紀以來處于上