含油气盆地分析

含油气盆地分析程日辉2011.1.1含油气盆地分析的基本原理及盆地类型含油气盆地分析的内容和方法板块构造与沉积盆地分类含油气盆地构造学分析裂陷盆地压陷(挠曲)盆地走滑盆地含油气盆地地层学和沉积学分析盆地地层学分析盆地沉积体系分析含油气盆地沉降史和热史分析盆地沉降史盆地热史含油气盆地石油地质学分析盆地油气形成与富集的基本条件盆地石油地质条件综台分析与评价主要课程内容1.含油气盆地分析的基本原理及盆地类型1.1合油气盆地分析的内容和方法1.1.1盆地和含油气盆地盆地三重涵义：地貌盆地、沉积盆地和构造盆地沉积盆地三个要素：一物质，即沉积盆地是由沉积地层组成的；二地质时代，即沉积盆地发生在一定的地质时代；三是空间，即沉积盆地是具有盆状形态的地壳构造单元含油气盆地是具备成烃要素、有过成烃过程并己发现有商业价值的油气聚集的沉积盆地。1.1.2内容和程序1.1.2.1盆地分析的内涵-与时俱进1.Pettijhon（1940），从沉积学出发提出“沉积盆地分析”。2.Mail（1984），盆地分析的结果只是揭示一个沉积盆地的古地理演化，内容涉及到地层学、构造学和沉积学。3.Allen（1990），盆地分析就是将沉积盆地作为实体进行地球动力学综合研究。盆地分析的主题应是研究盆地的地质、地球物理、地球化学特征，盆地类型、盆地演化及盆地成因，并结合成矿条件(成油要素)综合研究，以揭示盆地含矿性(含油气性)及矿产(油气)的形成、演化、分布规律，为勘探资源提供可靠的依据。1.1.2.2盆地分析的原理地球组成的分层性地球流变学分带板块运动应力与应变热流传导与对流岩石流变学地球组成的分层性大洋地壳：3层结构-沉积层-玄武岩-辉长岩和橄榄岩大陆地壳：2层结构-花岗岩质层-玄武岩-榴辉岩地幔：2层结构-上地幔和下地幔Moho面：低速带，界面处p波加速，密度增大

地球的内部圈层地壳莫霍面（平均33km）地幔古登堡面（2900km）地核地球平均半径6371km地球平均密度5.5g/cm3地球流变学分带岩石圈：刚性，地壳和地幔上部，其底部为等温面1100-1300℃-地幔岩石凝固温度，热学岩石圈。其上部是弹性岩石圈，下部的蠕变缓和了弹性应力，但亦足够的刚性。软流圈：软弱易流动，其上部为低速带，P波、S波速度降低，部分熔融。沉积盆地中的垂直运动（沉降、隆起）是流变带变形的响应岩石圈75km

软流圈300km地壳上地幔(650km)下地幔(2900km)外核（液态）(5100km)内核(6371km)板块运动岩石圈板块的边界类型：离散边界—洋中脊，大洋盆地扩张中心，发育转换断层。聚敛边界

俯冲边界—大洋岩石圈吃掉下行板块，洋-洋边界、洋-陆边界碰撞边界—大陆岩石圈吃掉下行板块，陆-陆碰撞稳定边界—相邻板块平行运动，转换断层应力与应变岩石圈中的应力体力-重力ρg，单位体积面力-垂直方向为静岩压力ρghArry均衡-大陆和大洋岩石圈不同的岩柱所造成的面力相等。“山根”和“盆地镜像”偏应力：岩石受到构造作用力，三个方向的应力极少相等，总水平面力由静岩压力和构造分力组成。构造分力是偏应力。剪切力：平行于表面作用的面力。应力与应变岩石圈中的应变应变是固体在应力作用下的变形。形不变体积变：各方向应变为长度变化率。形态变化-剪切应变：矩形变成平行四边形，直角变锐角，应变为角度变化之半的负值。固体旋转：大小为两边变化角差值之半的负值。纯剪切：两角相等，无固体旋转，应变缘于剪切。简单剪切：固体旋转，且一角为0。应力与应变线弹性：应力与应变成正比，胡克定律。单轴应力方向上的压缩会被另2个正交方向上伸展量的一半所补偿。只有两个非0主应力分量，为平面应力状态，与构造引起岩石圈水平应力状态相似。二维挠曲：对于无限延伸的弹性固体板块而言，一般挠曲方程可以表达为D为抗挠刚度，与岩石圈力学性质和厚度有关；P为板块纵截面上的水平力(挤压为正，引张为负)；Pa(x)为向下的沿x轴分布的垂直载荷力；W为挠曲度，指挠曲变形后相对于变形前质点的垂直位移量(向下为正，向上为负)；Λρ是地幔物质和盆地充填物质之间的密度差；x为水平坐标轴。式中ΛρgW为岩石圈向下挠曲过程引起的挠曲板块底部的恢复力。热流传导与对流通过热的传导、对流和辐射作用，热量发生传递和流动。传导是一种扩散作用，动能是靠分子间碰撞传递的。对流传热要求有介质的运动。岩石圈中热主要通过传导作用传递，地幔中来自地球深部的热传递形式主要是对流。傅里叶定律：热通量q与温度梯度成正比：q=-K.dT/dy1.1.2.3盆地研究的内容和程序含油气盆地分析的基本思路4M、4S和3T(朱夏1981)：4M指研究油气生成、聚集的条件和指标，包括：①物质基础(Material)、②成熟度(Maturation)、③运移(Migration)、④保持(Mainteance)。

4S指研究盆地的地质因累，包括①沉积作用(sedimentation)、②沉降作用(subsidence)、③应力场和应力条件(StressfieldandStresscondition)、④构造型式或形态(structuralstyle)3T指研究盆地的时空展布和控制性因素，包括；①构造背景或处境(Tectonicsettings)、②时代或时间(Time)、③热史、热体制或温度条件(Thermalhistory，regimeorcondition)。含油气盆地分析就是在以上的基础上，将影响油气形成的因素相互联系起来综合分析，最终对一个地区的油气远景作出评价。不同尺度的盆地分析不同尺度的盆地分析应该有不同的内容和研究思路。盆地分析通常分成3种尺度：盆地群或盆际、盆地整体、盆内局部构造或单位。盆地群或盆际研究

超盆地分析主要研究盆地形成演化的区域环境、深部背景、变化规律及其基本属性，包括：①构造位置、盆-岭关系、盆间关系研究；②古气候、古纬度、古地理环境研究；③盆地的地质时代及古原型盆地研究；④盆地和超盆的地球动力学、盆地类型研究；⑤盆地深部结构、不同层次构造关系和不同期次盆地叠置关系研究。盆地整体研究将盆地作为一个独立系统，研究该系统内发生的地质过程或作用(processes)及其各种地质响应(responses)，包括：①盆地的层序、旋回、幕或地质事件分析，盆地形成演化的阶段或期次性研究；②盆地构造变形体系、样式、类型、叠加、构造演化和不同时期应力场分析，以及不同层次构造变形关系研究；③盆地沉降史分析、沉降量及沉降速率特征的比较，以及沉降量与变形量相关性研究；④盆地构造-沉积充填模式分析、构造-岩相带划分、构造-岩石组合及其序列研究；⑤盆地的构造-岩浆活动、热活动、热史分析。盆地内部含油气区带研究指二级构造带或局部构造的解析，研究油气区带的基本要素、某些控制二级构造带的主干断层或断裂带、盆地构造内部二级构造带中各构造要素之间的关系，以及构造演化和形成机理。“油藏描述”也应该属于盆地内部含油气区带研究的范畴，它已经发展成为含油气盆地分析学科中一种相对独立的技术。对于石油与天然气勘探来说，盆地分析是以盆地为研究对象，以盆地石油地质调查开始到优选出有利含油气区带的综合勘探评价的系统工程。不同勘探阶段的盆地分析不同勘探阶段，盆地分析的研究内容不同，分三个阶段：第一阶段，勘探程度较低，未有工业性油气发现。盆地分析要初步搞清盆地基底结构、盆地构造格局、地层层序、沉积岩分布，初步确定主要烃源岩层系及主要烃源岩区，估算远景资源量，评价盆地勘探前景，并通过多盆地比较，分类排队，优选出有含油气远景的盆地。第二阶段，盆地有工业性油气发现，有联网地震测线。以探井为骨干，地震测线为基础，建立盆地地质模型，重现地史、热史、生烃史、排烃史。查明地层、岩性横向变化，构造形态和断层分布；搞清油源关系、有效烃源岩体和储集岩体分布；通过计算出盆地生烃量、排烃量及其分布，以及预测油气资源数量及其分布，优选出有利含油气区带。第三阶段，含油气盆地达到较高勘探程度。对各种地质特征和石油地质规律有了进一步认识，特别是通过对已发现的各类油气藏的分析研究，对油气运移聚集规律有了较深入的认识。进一步充实盆地地质模型，更准确地再现盆地地史、热史、生烃史、排烃史，再现盆地油气运移聚集史，定量地预测油气资源数量及其三维空间分布，确定各类有利含油气区带及其潜力，特别是要进行对圈闭含油性的评价及地层岩性油气藏和隐蔽油气藏的预测。1.1.2.3含油气盆地分析的方法1.2板块构造与沉积盆地分类大陆裂谷和被动大陆边缘形成Tectonicbasinclassification1.2板块构造与沉积盆地分类伸展盆地大地构造分类

与俯冲有关盆地的大地构造分类与碰撞有关盆地的大地构造分类走滑和扭转盆地2.含油气盆地构造学分析2.1裂陷盆地的构造学分析2.1.1裂陷作用与裂陷盆地的成因2.1.1.1裂陷作用与裂陷盆地的地质涵义裂陷作用与伸展构造裂陷作用为引张力作用于整个岩石圈并导致地壳和岩石圈发生大规模的开裂和断陷的地质作用过程（rifting），产物是裂谷(riftvalley)。伸展构造(extensionaltectonics)是指在裂陷作用下形成的一切使地壳或岩石圈沿水平方向发生伸长变形构造的总称。裂谷与裂陷盆地裂谷是引张作用使整个岩石圈破裂而形成的狭长沉降带。裂陷盆地为大量的“裂陷”构成大范围的沉降区。地堑(graben)指那些极度下沉的长条形凹槽，与裂谷的地质涵义不同，地堑只是个描述性名词，描述地壳浅在层次的规模相对小一些的构造。有一些断陷构造是一侧以正断层为边界，另一侧为构造斜坡，称为半地堑(half-graben)。2.1.1.2主动裂陷作用与被动裂陷作用主动裂陷作用(activerifting)是指岩石圈底下的软流圈热物质主动上涌，并引起整个岩石圈的水平引张。被动裂陷作用(passiverifting)的力源是板块构造演化过程中产生的区域水平引张力，地壳或岩石圈的裂陷伸展也可能导致岩石圈底下的软流阉热物质的被动上涌。主动裂陷和被动裂陷的最大区别就是裂陷盆地形成前是否出现区域的热隆起、裂陷盆地的形成和发展过程是否属于区域热隆起的后续构造事件。2.1.1.3大陆伸展模式剪切伸展模式2.1.1.3大陆伸展模式简单剪切伸展模式2.1.1.3大陆伸展模式拆离断层及大陆分层伸展模式2.1.2裂陷盆地类型及其特征裂陷盆地类型2.1.3裂陷盆地的构造样式裂陷盆地的构造样式取决于构成盆地中的主干正断层及其断层组合的几何学和运动学特征。2.1.3.1裂陷盆地的剖面构造样式正断层的几何学和运动学特征Wernicke等(1982)在研究美国西部盆岭区的伸展构造时将正断层按其几何形态和运动学特征分为两类三型。即按断层面形态分为“平面式”(planar)和“铲式”(listric，亦译为犁式)；按断层两盘岩层及断层面本身是否发生旋转运动分为“非旋转”(non-rotational)和“旋转的”(rotational)两类。伸展盆地构造的基本样式伸展型断陷盆地的剖面构造样式分为四种类型：①由非旋转平面式正断层控制的“地堑与地垒”(grabenandhorst)；②由旋转平面式正断层控制的“多米诺式半地堑系”(dominohalf-grabensystem)；③由铲式正断层控制的“半地堑”(half-graben)或“滚动式半地堑”(rolloverhalf—graben)；④由坡坪式正断层控制的“复式半地堑”(断陷半地堑+断坡凹陷，half-grabenandrampsag)。2.1.3.2裂陷盆地的构造变换带

一个伸展型断陷盆地住往由多个由正断层控制的断陷组成。多个裂陷盆地也可以在同一个构造背景上形成，构成裂陷盆地省。裂陷盆地中控制各个断陷地堑或半地堑的主干正断层在平面上的展布有多种型式，致使断陷盆地也呈现不同的平面形态，如线型、平行式、侧列式、雁列式、锯齿状、狗腿式或分叉式。裂陷盆地两侧可能只有一侧发育主边界断层，另一侧为构造斜坡。即使裂陷盆地发育两条平行延伸的主边界断层，多数情况两条断层的位移也是不同程度的，往住是相互消长，此强彼弱。而主要伸展断层之间发育的构造变换带(transferzone)在盆地构造演化中起着十分重要的作用。2.1.3.2裂陷盆地的构造变换带盆地伸展构造系统中的构造变换带可以以不同尺度和不同型式发生，这取决于不同地段伸展构造样式的变化情况及伸展主干断层的位态和规模。连接基底主断层的一些横向、斜向断层可谓是典型的变换带，其横向或斜向断层扮演着犹如板块构造系统中的转换断层的角色，为变换断层(transferfault)。变换断层的运动性质受被传递的主干伸展断层的位态及伸展位移方式、位移量等多种因素影响，一般多具有一定量的走滑运动。同一变换断层的不同地段可以是完全相反的走滑运动方向。裂陷盆地中的变换断层亦多兼有正向倾滑运动特征。2.2压陷(挠曲)盆地的构造学分析压陷(挠曲)盆地泛指那些在挤压作用下地壳收缩变形过程中形成的沉积盆地2.2.1压陷(挠曲)盆地形成的动力学机制2.2.1.1压陷-挠曲作用在挤压力作用下地壳或岩石圈发生破裂并致使一部分地壳断块休(或板块)相对上升，而另一些地壳断块体(或板块)相对陷落成为盆地的构造作用称为“压陷作用”压陷作用使一个(一些)地壳断块体(或岩石圈板块)上冲到另一个(一些)地壳断块休(或岩石圈板块)之上，下伏的地壳断块体在受到上覆地壳断块体的垂直载荷作用力时还会发生挠曲变形，这种构造作用称为挠曲作用(flexing)。“压陷”是挤压体制下盆地形成的最根本的动力学机制，“挠曲”是盆地形成过程的具体体现。2.2.1.3造山楔动力学造山楔是指在俯冲带(通常是A型俯冲)之上的楔状增生体，主要由沉积岩层组成。在来自后方的水平推挤力作用下(这种力源可能与板块的聚敛运动有关)，造山楔内部会发生逆冲-褶皱变形和重力滑动，从而使造山楔内部的结构及应力状态在演化过程中发生变化，并对前陆板块的挠曲作用产生重要影响。造山楔对前陆挠曲变形的影响表现三方面(Allen，1990)：(1)对于前陆板块来说，造山楔是一种壳上负载，它的形态和构造影响前陆板块的挠曲作用，因此造山楔的形态和构造影响着前陆盆地的形态和构造。(2)造山楔的缩短、增厚或伸展滑移，都会导致挠曲扳块的负载状态发生变化，从而影响前陆板块的挠曲变形。因此造山楔的发展演化影响着前陆盆地的发展演化。(3)造山楔的构造拾升与侵蚀能够为沉积盆地提供碎屑来源，因此造山楔的剥蚀史与前陆盆地的沉降史有联系，造山楔的岩矿物质与盆地地层中的碎屑成分有联系。2.2.1.3造山楔动力学造山楔本身的构造变形主要与造山楔向前陆地区推进时其底部的剪切作用有关。Platt(1986)提出了一个造山楔的演化模型，包括四个演化阶段：①在造山楔形成之初，造山楔以前缘加积为主，在楔状体前缘产生逆断层、以叠瓦状逆冲构造为主，也发育反冲断层，使楔状体前缘的坡度降低，并引起楔状体内部缩短、增厚，楔状体下部也可能在剪切作用下形成双重构造；②随着造山楔底部的剪切作用的加强，底部的加积变得更加明显，楔状体下部形成双重构造、盲冲构造和褶皱变形，并导致楔状体后缘出现伸展断裂，造山楔下部还可能发生高压变质作用；③底部加积持续进行，伸展作用使造山楔下部的高压岩层抬升，造山楔后缘的伸展作用促使前缘发生某种程度的逆冲收缩变形；④底部加积和伸展作用使高压变质岩层拾升，造山楔顶部岩层遭受剥蚀，造山楔演化到成熟阶段。2.2.2压陷(侥曲)盆地类型及其特征2.2.2.1板块运动体制中的压陷(挠曲)盆地类型与板块B型俯冲作用有关的压陷(挠曲)盆地主要包括海沟、斜坡、弧前地区和弧后地区由挤压作用形成的沉积盆地斜坡盆地位于岩浆弧与海沟的斜坡上，盆地基底由俯冲杂岩组成。与海沟的主要区别是，斜坡盆地的沉积物不应该包含从俯冲的洋壳表面利落下来的深海沉积；与弧前盆地的主要区别是，斜坡盆地的基底是俯冲杂岩增生楔，而弧前盆地的基底主要是岩浆弧基底，此外斜坡与弧前之间存在地形上的一个坡折。与板块碰撞作用有关的压陷(挠曲)盆地与板块碰撞作用有关的压陷(挠曲)盆地包括残留盆地和周缘前陆盆地。残留盆地指碰撞造山带内部或边缘以尚未俯冲消失的洋壳为底的盆地。沉积物主要来源于周围碰撞造山带，以发育浊流形成的复理石沉积和与碰撞造山带有关的海相磨拉石沉积为特点。残留盆地可以向周缘前陆盆地过渡。周缘前陆盆地指造山带与克拉通之间的前陆地区发育的挠曲盆地，以瑞士的阿尔卑斯山前的磨拉石盆地最为典型，因此磨拉石盆地也成为这类盆地的代名词。“磨拉石”(molasse)通常也泛指那些以陆相为主、巨厚的砾岩和砂岩占优势的沉积岩层，岩层的分选性差，层理不规则，相变急剧，是造山带山前地区的典型沉积类型。这类盆地也是典型的压陷(挠曲)盆地。与克拉通内部挤压环境有关的压陷(挠曲)盆地克拉通板块内部受到挤压作用可以使原先的地缝合带再次活动，或使统一的克拉通破裂，发生板内造山，这一构造过程小也能形成一些压陷(挠曲)盆地。板内压陷(挠曲)盆地指克拉通内部或远离造山带主体的山前地区由逆断层A型俯冲造成的压陷(挠曲)盆地。它可以与前陆盆地相邻，且构造方向和发育历史可以与前陆盆地类比，显示出其亲缘关系。如美国西部落基山前的克拉通内部的风河盆地，与落基山前前陆盆地(绿河特地)相邻。板决内部受到挤压作用时地壳也可以产生大规模的褶皱变形，背斜核部相对隆升遭受剥蚀，向斜核部相对沉降形成沉积盆地。这种盆地也属于压陷(挠曲)盆地的一种，可称为褶陷盆或构造盆地。2.2.2.2前陆盆地和板内压陷(挠曲)盆地的主要特征在地壳表面被较好地保存下来的压陷(挠曲)盆地是那些以“稳定”克拉通为基底的前陆盆地，包括弧后前陆盆地、周缘前陆盆地以及克拉通内部的压陷(挠曲)盆地。前陆盆地与板内压陷(挠曲)盆地“前陆”(foreland)指被褶皱带逆掩的稳定的陆地，也指地槽褶皱逆冲带物质运动所指的方向，相反的方向则成为后陆或腹陆(hinterland，backtand)。由于造山带的隆升，在造山带与稳定克拉通之间，在克拉通基础上通常发育一个深陷的沉积盆地，为“前渊”(foredeep)，即是“前陆盆地”。Dickinson(1974)根据前陆盆地在板块构造中的位置将其分为两类，一类是与碰撞造山作用有关、位于A型俯冲作用带中的俯冲大陆地壳之上并与碰撞造山带(缝合带)毗邻的沉积盆地，称为周缘前陆盆地；另一类是与弧后造山作用有关，位于陆缘岩浆弧后的沉积盆地，称作弧后前陆盆地或退弧盆地(retroacforelandbasin)。前陆盆地系统前陆盆地系统(forelandbasinsystems)的涵义包括三方面内容：①前陆盆地系统是指在收缩造山带与毗邻的克拉通之间的大陆地壳之上的沉积物堆积的潜在地区，这一地区的沉降主要是与俯冲作用以及俯冲作用导致的周缘或弧后褶皱逆冲带有关的地球动力学过程的响应；②前陆盆地系统由四个分隔的构造沉积带组成，根据这些沉积带与逆冲带的几何关系将它们分别称为逆冲楔顶部带(wedgetop)、前渊带(foredeep)、前隆带(forebulge)和隆外凹陷带(back-bulge)；⑤前陆盆地系统的延伸长度大致与褶皱带的长度相等，不包括溢出到邻近的残留海盆地和碰撞大陆裂陷盆地中的沉积物。前陆盆地与板内压陷(挠曲)盆地的识别标志①盆地具有不对称性，即靠近构造负荷部位往往是以逆断层(带)为边界，且沉降较深，沉积层较厚；②盆地的演化与造山带(褶皱-逆冲带)的演化相关；③沉积充填物质包括两部分，一部分来自造山带或冲断隆起上，一部分来自克拉通地区；④随着盆地的演化、早期沉积层逐渐被卷入逆冲褶皱带中，并使盆地沉降、沉积中心向逆冲前锋方向(前缘隆起方向)迁移。这些特征中最具鉴别意义的是逆冲褶皱作用对沉积作用的控制，即在挤压作用背景下发育有同沉积逆断层或同沉积纵弯褶皱的沉积盆地可以视为在大陆地壳上发育的压陷(挠曲)盆地，包括周缘前陆盆地、弧后前陆盆地和克拉通内部的压陷(挠曲)盆地。2.2.3压陷(挠曲)盆地中的构造样式2.2.3.1逆冲褶皱带的构造样式前陆盆地边缘逆冲带的构造样式前陆盆地边缘逆冲褶皱带的构造样式是以向前陆方向逆冲的叠瓦状逆断层组为特点。靠近造山带部分的逆冲断层的倾斜相对较陡，向前陆方向逆冲断层的倾斜逐渐变缓，而这些逆冲断层向深部产状变得更绥，收敛于基底拆离断层之上，构成叠瓦扇构造。叠瓦扇向前陆方向的逆冲断层可能已经居于前陆盆地系统的“逆冲楔”的一部分。前陆盆地内部的逆冲构造祥式前陆盆地内部以薄皮逆冲构造为特点，由于断层形态、断层组合方式不同而表现出丰富多彩的构造样式。1)铲式逆冲断层与蛇头构造、叠瓦扇构造逆冲断层面表现为上陡下缓的铲式形态，称为铲式逆冲断层。上盘向上逆冲并发生褶曲变形，其形状貌似蛇头，称为蛇头构造。两条或两条以上的同向倾斜的铲式逆冲断层向深层收敛为一条低角度逆冲断层(或拆离断层)，构成逆冲叠瓦扇构造。

2)坡坪式逆冲断层与断弯褶皱由于前陆盆地地层能干性的交替变化，在挤压作用下形成的逆冲断层产状随岩层能干性的变化而发生折射，断层在能干岩层的切割角度较大，称为断坡，在非能干岩层中的角度很小，称为断坪，这种产状的逆冲断层称为坡坪式逆冲断层。坡坪式逆冲断层的上盘断坡逆冲到下盘断坪上后，上盘为了适应断层的几何形态会发生褶皱变形，称为断弯褶皱。前陆盆地内部的逆冲构造祥式3)盲冲断层、断展褶皱与断滑褶皱前陆盆地中的逆冲断层多数没有直接逆冲露出地表。如果逆冲断层在逆冲过程中其位移逐渐减小以致在地层中尖灭，则称为盲冲断层。伴随着盲冲断层的位移减小，断层上盘及上覆地层会发生褶皱变形，这种褶皱称为断展褶皱。类似的，顺层的逆冲断层也可能在层间尖灭并引起上覆地层发生褶皱，这种褶皱称为断滑褶皱。4)双重构造和楔状双重构造一系列向前陆逆冲的坡坪式逆冲断层的断坪可以连接起来，构成双重构造。双重构造是由一条顶板断层和一条底板断层夹持中间的逆冲断片(岩席)组成，夹持的中间逆冲断片又可以被若干分支断层(或连接断层)切割。随着后方的逆冲断层的位移的增大，双重构造可以从“倾向后陆的双重构造”演化成为堆叠背形构造(stackantiform)、“倾向前陆的双重构造”。前陆盆地内部的逆冲构造祥式5)冲起构造与逆冲三角带构造前陆盆地中的逆冲断层并非都是向前陆方向逆冲，那些向后陆逆冲的断层称为反冲断层。两条或两组逆冲断层相向倾斜，并使中间的公共上盘断块向上逆冲，这种构造称为冲起构造。相背倾斜的两条逆冲断层，将它们各自的上盘断块相对逆冲到其公共的下盘断块之上，这种样式的逆冲构造组合称为对冲构造。对冲的逆断层可能会有一条深层的拆离断层将它们联系在一起，构成逆冲三角带构造。

6)撕裂断层与逆冲调节带逆冲断层系统中还会有一些横向或斜向的断层，形成是与逆冲断层的位移过程有关的，因而常具有走滑位移性质，称为撕裂断层或挟断层(tearfault)。逆冲断层系统中一条断层的位移的减小可能与相邻的另一条逆冲断层位移的增加相伴生。而这种逆冲断层间的位移的彼此消长是通过某种变形来实现的，例如雁列逆冲断层之间断片的变形、分支断层的“Z”字型连接等。所有在逆冲带中具有调节主干逆冲断层之间的位移的作用的构造都可以视为逆冲调节带或逆冲传递带构造，包括撕裂断层。2.3走滑盆地的构造学分析板块或断块在剪切作用下发生沿板块或断块边界定向滑移，在垂直于边界的剖面上表现出的变形称为走向滑移变形，简称走滑变形。在走滑变形过程中形成的盆地称为走滑盆地。2.3.1走滑盆地形成的构造环境2.3.1.1走滑作用与走滑断层由扭应力或剪应力引起地壳或岩石圈沿着某些构造边界或特定的构造带发生走滑变形的构造作用，称为走滑作用。走滑断层及其分类走滑断层(strike-slipfault)与扭动断层(wrenchfault)是同义词，是指沿断面走向一盘相对于另一盘作水平运动。Anderson(1951)认为这种断层的应力状态是最大主应力轴(δ1)和最小主应力轴(δ3)都是水平的，中间应力轴(δ2）是直立的，断层面通常是近直立的。走滑断层有不同尺度，产生于板块构造的不同构造部位。走滑断层的位移

根据走滑断层两盘相对位移的方向可分为左行和右行。当观察者站在断层的一盘而观测到另一盘向自己左侧的位移时称为左行或左旋，反之称为右行或右旋。左旋也称为反时针旋转，右旋也称为顺时针旋转。如果断层长度的中点处位移最大、向两端逐渐减小为零，断层两侧的断块沿断层走向将发生伸展和收缩变形，而且一盘的伸展区域对应于另一盘的收缩区域。断块的伸展变形可能导致地而沉降，收缩变形则引起地面隆升，于是断层的走沿位移就转换成为断层两盘上的升降位移。这也是走滑作用形成走滑盆地的重要机制之一。走滑断层的排列走滑作用方式走滑作用三种方式，即平行扭动、聚敛扭动(压扭)和离散扭动(张扭)。它们的出现取决于：①块体间断层线方向的变化；②块体相对于断层线活动的变化2.3.1.2板块构造运动产生的走滑作用走滑断层的板块构造环境转换断层是一种重要的板块边界类型，它不仅连接着离散边界，也连接着聚敛边界。willson(1965)按其连接情况将其分为六种类型：洋脊-洋脊型、洋脊-凹弧型、洋脊-凸弧型、凹弧-凹弧型、凹弧-凸弧型、凸弧-凸弧型。如若考虑到左行和右行的区别，就共有12种类型。走滑断层分布广泛，在转换边缘、离散边缘、聚敛边缘和缝合带处均有发育。不仅在板缘，在板内也有发育。按照走滑断裂走向与板块边缘、区域构造线的关系，通常将走滑断裂分为三种，即纵向走滑断裂系、横向走滑断裂系和斜交走滑断裂系。2.3.2走滑构造变形的一般特征2.3.2.1走滑构造组合所谓走滑构造组合是指走滑作用形成的各种构造要素的组合，包括走滑主位移带及各种由于断层走滑位移引起的伴生构造。1)主位移带(princmaldisplacementzone)，与走滑构造带走向一致的、连续的走滑断层位移带。在地壳深部，走滑主位移带往往是一条走向稳定、线性延伸的走滑主干断层。2)伴生构造(associatedstructures)，指走滑构造带内部或主要走滑位移带附近区域，由于走滑位移引起的各种伴生构造变形。这些伴生构造的局部应变轴方向与走滑构造带的变形椭圆中的应变方向是基本一致的。2.3.2.2走滑构造的识别标志1）线性延伸或带状展布

2）花状构造横切走滑构造带剖面上，常可以见到主干走滑断层向上近对称的分支，构成下窄上宽的貌似“花朵”的破裂带，称为花状构造(flowerstructure)。由于走滑构造常是一种基底卷人的构造变形，陡倾斜、切入基底的走滑断层可以使基底面平移，而使不同类型的基底拼接在一起。花状构造可分为正花状构造和负花状构造两种。正花状构造是在压扭作用下产生的，其大多数断层具逆断距，个别为正断距，组成地层总体表现为背形持征，断层间为地垒断片。而负花状构造是在张压作用下产生的，其大多数断层具正断距，个别具逆断距，组成地层总体表现为向形特征，断层间为地堑断片。

3）走滑带两侧地质界线的水平错开2.3.3走滑盆地

沿着大型走滑构造带分布、由走滑作用形成的盆地统称为走滑盆地(strike-slipbasin)或扭动盆地(wrenchbasin)。走滑盆地也可以在不同的板块背景和地动力环境中形成，包括离散边缘、俯冲边缘、碰撞边缘和板内。走滑盆地通常是走滑断层造成的断陷盆地，其规模可大可小，可从小到仅有几百平方米的小沉积凹陷到大到几十平方公里的菱形断陷盆地。其形态一般为菱形或长条形，长轴方向与走滑构造带方向一致。厘定一个沉积盆地是否为走滑盆地，一定要看这个盆地的形成与演化过程是否与走滑作用和走滑位移有关。2.3.3.1走滑盆地的类型从力学性质和盆地动力学上考虑，走滑盆地可以分为斜张走滑盆地和斜压走滑盆地两大类。斜张走滑盆地(transtensionalbasin)

是在走滑断层作用产生的局部伸展环境下形成的盆地。也称走滑拉分盆地，其形成条件包括：①在弯曲断层条件下，释压或松开弯曲处形成(断弯盆地faultbendbasin)。沿着断弯处形成扁长形或透镜状的张性下沉带。②分支断层间的伸长楔形块体，在走滑作用下，被拖拉开下沉。③弯曲和分支断层汇合，所夹的菱形块体，在走滑作用下被拉分。④右阶右行走滑断层带的岩桥区或左阶左行走滑断层的岩桥区，通常称为拉分盆地（pull-apartbasin)或叠接带盆地(stepoverbasin)。⑤走滑断层层部由于走滑位移引起断盘伸展变形产生沉降。⑥在挤压背景下，沿走滑断层的逃逸构造使楔形或菱形块体受拉伸下沉。斜张走滑盆地(transtensionalbasin)⑦走滑作用下在网状或辫状断层系中形成断层。断层由平直向弯曲、分支、交叉发展，最后形成复杂的网状或辫状断层系。在各种断层间形成楔形、三角形、正方形、矩形、菱形、豆英形(也称扁豆形)等断块。各种断块性质不一，高低不一，高者为物源区，低者为沉积区。各断块和断片多呈雁行排列，甚至一个块体内部各部位的性质和高低也不一致。⑥走滑带中或带间的块体统一近垂直轴旋转形成引张破裂。这种盆地也称扭转盆地或转换旋转盆地，其旋转方向与主剪切应变方向相同，在右行单剪中为顺时针旋转，在左行单剪中为逆时针旋转。走滑断层在演化过程中发生产状变化和断层分又，形成网状破裂带。断裂带中的块体旋转中形成一些三角形的拉张盆地。斜压走滑盆地斜压走滑盆地(transpressionalbasin)是在走滑构造带的局部挤压环境中由走滑作用形成的沉积盆地。在走滑断层的压紧弯曲处、右阶左行或左阶右行走滑断层带的岩桥区，由于走滑作用可以形成逆断层或断块隆升，走滑断层本身也多表现有逆断层位移分量，与岩桥区的逆断层一起使公共下降盘成为斜压走滑盆地。走滑断层分支断层间也可以造成类似的局部挤压构造环境。走滑断层在聚敛走滑位移过程中也可以使一盘受挤压形成向斜或像压陷盆地一样发生挠曲变形，形成定滑挤压挠曲盆地。

3.含油气盆地地层学和沉积学分析3.1层序地层学3.1.1层序地层学基础和关键定义1）层序地层学是研究以侵蚀面或无沉积作用面或者与之可以对比的整合面为界的重复的有成因联系的地层的年代地层框架内的岩石关系。层序地层学的基本单位是层序。一个层序可以分为体系域，是以它们在层序内的位置及准层序组和准层序的叠置方式来定义的。层序、准层序组、准层序的边界，提供了沉积岩对比和做图的年代地层框架。2）准层序和准层序组是层序的基本构筑单位，一个准层序是以海泛面和与之可以对比的面为界的成因上有联系的、相对整一的一套岩层(beds)或岩层组(bedsets)。硅质碎屑岩的淮层序是前积性的，向上变浅；碳酸盐岩准层序通常是加积性的，向上变浅。3.1.1层序地层学基础和关键定义海泛面是一个把较新地层与较老地层分开的面，跨过这个面有水深突然增加的证据。准层序组是一套因上有联系的准层序，它们形成一种在多数情况下以大的海泛面和可与之对比的面为界的独特的叠置方式。准层序组的边界：(1)可以分开独特的准层序叠置方式；(2)可以与层序边界重合；(3)可以是下超面和体系域边界。准层序组内准层序的叠置方式可以是前积式的、退积式的或者加积式的，这取决于沉积速度与可容纳空间腾空速度的比值。在层序内部这些叠置方式是可以预测的。3.1.1层序地层学基础和关键定义3）层序是一套相对整一的、成因上有联系的、以不整合和可以与之对比的整合为界的地层(Mitchum，1977)。不整合是一个分开较新与较老地层的面．沿着此面有证据表明存在指示重大沉积间断的陆上侵蚀削截(以及在某些地区内具有可以与之对比的海底侵蚀)或者陆上暴露现象。整合是一个将较新地层与较老地层分开的层向．沿此面没有侵蚀作用(无论是陆上侵蚀还是海底侵蚀)的证据，并且沿此面不指示有重大沉积间断。它包括了沉积作用极缓慢、又有由很薄沉积所代表的长期地质时间的那些面。在岩石记录中识别出1型和2型层序。1型层序底部以1型界面为层序边界，顶部以1型或2型层序边界为界。2型层序底部以2型层序边界为界，顶部以1型或2型层序边界为界。1型层序边界以与河流复壮作用、岩相的向盆地方向迁移、海岸上超的向下转移以及上覆地层的上超伴生的陆上暴露及同时发生的陆上侵蚀作用为特征。作为岩相向盆地方向转移的结果，非海相或很浅的海相岩层，如层序边界之上的辫状河道或河口湾砂岩，可能直接盖在界面以下的较深水海相岩层。3.1.1层序地层学基础和关键定义1型层序界面经解释为全球海平面下降速度超过在沉积滨线坡折带处盆地沉降速度，在该处产海平面相对下降时形成的。沉积滨线坡折带是陆架上的一个位置，在这个地点的朝陆地方向，其沉积表面处在或者接近基准面，通常是海平面，它的朝海洋方向，其沉积表面低于基准面。这个地点大致与三角洲中河口坝的朝海端或者与海滩中的上临滨砂坝相吻合。沉积滨线坡折带可能处在陆架坡折点处。2型层序边界的特征是沉积滨线坡折带朝陆地方向的水上暴露和海岸上超向下转移；然而，它既没有与河道回春作用伴生的陆上侵蚀，也没有岩相的朝盆地方向转移。沉积滨线坡折带朝陆地方向上覆地层的上超也是2型层序边界的特征。2型层序边界是全球海而下降速度小于沉积滨线坡折带处盆地沉降速度时形成的，闭此在这个位置上没有发生海平面相对下降。3.1.1层序地层学基础和关键定义4）沉积体系是一种三维岩相组合体。体系城是一连串同期的沉积体系。用体系域去称呼每个层序内部三个次一级小类：1型层序中的低水位、海进和高水位体系域和2型层序中的陆架边缘、海进和高水位体系域。低水位体系城如果沉积在只有陆架坡折带的盆地中，通常可以分成三个独立的单位，盆底扇、陆坡扇和低水位楔。盆底扇以下陆坡或盆地底部上的海底扇沉积为特征。扇的形成与海底峡谷进入陆坡的侵蚀作用以及河谷进人陆架的下切作用相伴生。硅质碎屑沉积物路过陆架和陆坡，通过河谷和海底峡谷供应给海底扇。海底扇的底面(与低水位体系域的底面吻合)是1型层序界面。海底扇的顶面是个下超面。盆底扇沉积、海底峡谷的形成以及下切河谷的侵蚀作用，解积为海平面相对下降时期产生的。3.1.1层序地层学基础和关键定义陆坡扇以陆坡中部或底部的浊积和碎屑流沉积为特征。陆被扇沉积作用可以是与盆底扇同时期的，或者是与低水位楔的早期部分同时期的。陆地扇的顶部是低水位楔中部和上部的一个下超面。低水位楔以陆架上的下切河谷充填为特征，通常上超于层序界面之上，并且以具有楔形几何形态的前积充填方式覆盖于陆坡之上，它通常下超于盆底扇或陆坡扇之上。低水位楔沉积与盆底扇沉积不同期。低水位楔由前积到加积准层序组组成。低水位楔的顶面与低水位体系域的顶面相重合，是个海泛面，称作海进面。海进面是层序内部跨过陆架的第一个有意义的海泛面。低水位楔沉积是海平面缓慢相对上升时期发生的。3.1.1层序地层学基础和关键定义低水位体系域如果是在具有缓坡边缘的盆地中沉积的，则由相对薄的低水位楔组成，它可能包含两个部分。第一部分以河流下切作用和沉积物过路冲蚀海岸平原为特征，是在海下面相对下降时期发生的，该时期滨线快速地向盆地方向推进，直至相对海平面下降稳定下来为止。第二部分以海而的缓慢相对上升，下切河谷的充填，以及滨线的连续前积为特征，造成一个由逆倾向的下切河谷充填沉积物和顺倾向的一个或多个前积准层序组构成的低水位楔。低水位楔的顶面是海进面，低水位楔的底面是层序底界面。陆架边缘体系域是与2型层序边界伴生的最低体系域。这个体系域以一个或多个微弱前积到加积的准层序组为特征：这些组在朝陆地方向上超到层序边界之上，在朝盆地方向下超到层序边界之上。陆架边缘体系域的顶面是海进面，它也构成海进体系域的底面。陆架边缘体系域的底面是2型层序界面。3.1.1层序地层学基础和关键定义海进体系域是1型和2型层序内部中间的体系域。以一个或多个退积式准层序组为特征。底面是位于低水位体系域或者陆架边缘体系域顶面处的海进面。内部的准层序在朝陆地方向上超到层序边界之上，在朝盆地方向下超到海进面之上。顶面是下超面，是个海泛面，上履高水位体系域内前积斜层的趾部下超其上。这个面以从退积式准层序组变为加积式谁层序组为特征，并且是个最大海泛面。密集段主要产于海进体系域内部和高水位体系域远端。密集段是一个相带，由在极缓慢速度下沉积的半远洋或远洋沉积物的薄层海相岩层组成。在滨线的区域性海进时期密集段分布最广泛。高水位体系域是1型或2型层序中的上部体系域。通常广泛分布在陆架上，并且以一个或多个加积式准层序组、继之以一个或多个具有前积斜层几何形态的前积准层序组为特征。内部的准层序在朝陆地方向下超于层序边界之上，在朝盆地方向下超于海进或低水位体系域顶面之上。顶部以1型或2型层序界面为界，在底部以下超面为界。3.1.1层序地层学基础和关键定义体系域是在全球海面变化曲线的特定段落期间沉积的。低水位体系域的低水位扇-快速全球海面下降期；低水位体系域陆坡扇-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-全球海面下降晚期或全球海面上升早期；海进体系域-全球海面快速上升期；高水位体系域-全球海面上升晚期、全球海面停滞和全球海面下降早期。3.1.2全球性海面升降对碎屑沉积作用的控制可容纳空间和沉积作用的地质和地震观察表明，改变全球性海平面可以产生多达4个体系域的一种可以预测的层系。它们是高水位、低水位(包括低水位扇和低水位楔)、海进和陆架边缘体系。每个体系域由一沉积体系组成的，而且每个都是一套特殊岩相。从海平面变化曲线还可以预测分开这些体系域的不整合或无沉积作用面的时代。3.2盆地沉积体系及沉积相模式3.2.1陆相沉积体系3.2.1.1冲积扇沉积体系

(1)湿润型冲积扇自扇近端至远端，河流能量降低，河道深度变浅，碎屑粒径变小，砂坝类型由席状砂坝经过渡带变化为远端的纵向砂坝，格架砾岩的体积迅速减小而交错层状含砾砂岩的体积则相应增加，交错层规模向远端减小，由板状层组过渡为槽状层组。

(2)干旱型冲积扇主要由泥石流、筛滤、片流、辫状河道沉积组成，但是这些沉积物所占扇的比例是因地而异的。3.2.1.2扇三角洲沉积体系Hotmes(1965)、Megowen(1970)将扇三角洲定义为“由相邻高地进积到安静水体中的冲积扇”。扇三角洲主要形成于构造活动较强烈的地区，例如活动大陆边缘、岛弧体系边缘、断陷湖盆边缘。在这些地区，短而坡度大的河流(主要是辫状河)从附近的物源区流出，携带大量的粗粒沉积物在海(湖)盆边缘快速塔积形成扇三角洲。根据扇三角洲的影响因素，将它划分为湖泊扇三角洲、波浪改造的扇三角洲和潮汐改造的扇三角洲。它们的平面分布、砂体类型及形态都各具特征。3.2.1.3辫状河三角洲沉积体系

辫状河三角洲是由辫状河体系(包括河流控制的潮湿气候冲积扇和冰水冲积扇)前积到停滞水体中形成的富含砂和砾石的三角洲。辫状河三角洲通常是由湍急洪水控制的，常为季节性沉积作用所产生。辫状河三角洲具有限定性河口，辫状河流虽是季节性的，但存在着与湖泊或海洋能量相互作用的重要时期。前人曾将辫状河三角洲归属于扇三角洲，现已把它从扇三角洲中分离出来。薛良清(1991)根据河流能量的变化、沉积物输入过程以及河流、波浪、潮汐之间的相互关系，将三角洲划分成扇三角洲、辫状河三角洲和正常三角洲三大类型。辫状河三角洲可细分为三个次级单元，即辫状河三角洲平原、辫状河三角洲前缘和辫状河前三角洲。3.2.1.4近岸水下扇沉积体系近岸水下扇是我国东部第三系断陷湖盆中发育的一种特殊类型的沉积体，由于其中含有丰富的油气，因而近几年来普遍受到人们的重视。孙水传等(1980)最初将其称为水下冲积扇，并定义为“水下冲积扇是近源的山间洪水携带大量的陆源碎屑直接进入湖盆所形成的水下扇形体”。它除了具有沉积物密度流(或浊流)的特征外，还表现出一定的冲积性质。近岸水下扇往往发育于邻近物源的断陷湖盆，与较陡的断崖直接接触。根据近岸水下扇的地貌和沉积特征，可将其划分为扇根、扇中、扇端三个亚相。也可分别称为上扇、中扇、下扇。它们在岩石组成、沉积构造、序列组合等方面各具特征。3.2.1.5河流沉积体系人们经常依据河流形态和水动力将河流划分为顺直河、曲流河、辫状河和网状河。辫状河的特点是河道浅而宽，坡降陡，流速急，泥砂负荷大，流量变化大；河道较直但不稳定，以下切侵蚀作用为主，水流不断分叉汇合；心滩很发育，而边滩不发育，很少或不发育河漫滩；沉积物一般较粗，多为砂、砾沉积。曲流河特征是河道窄而深，披降缓，流速慢，水的流量变化小；河道较稳定，以侧向侵蚀作用为主，在凸岸发育边滩，而心滩不发育，河漫滩很发育；沉积物中粉砂和泥的含量较高。顺直河实际上很少存在。网状河具弯曲的多河道特征，河道窄而深，顺流向下呈网结状。河道沉积物的搬运方式以悬浮负载为主。河道间被永久性的冲积岛和泛滥平原或湿地所分开。冲积岛和泛滥平原或湿地主要由细粒物质和泥炭组成。网状河多发育在河流的中、下游地区。3.2.1.6湖泊沉积体系湖泊是位于陆地之中的安静水体，它覆盖了现今地球表面1％的面积，其中60％的湖泊是淡水的。湖泊的面积变化较大，为几平方公里至十几平方公里；湖泊的水深变化为几米至一千多米，最深湖泊为l742m(贝加尔湖)。湖泊一般发育于裂谷、前渊盆地、内克拉通下沉区等。在高山寒冷区和干旱区湖泊一般不发育。湖泊沉积物充填速度快，常常是海洋沉积的十倍以上。湖泊的水动力作用主要为湖浪和岸流作用，缺少天文潮汐作用。3.2.2海陆交互相沉积体系3.2.2.1三角洲沉积体系三角洲是河水在一个稳定的水体中或紧靠水体处所形成的、部分出露水面的沉积物。三角洲以进积结构为特征，沉积物来源于一个或几个可确定的点物源。三角洲在形成过程中，河流通过加积和进积作用形成三角洲建设相，海洋的加工和改造作用形成三角洲破坏相，故可据河流与海洋作用的相对强弱，将三角洲划分为建设性和破坏性两大类三角洲，以河流作用为主的建设性三角洲是最常见的三角洲。河控三角洲根据它们的沉积和环境特征，可将三角洲划分成三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲。河控三角洲不断向盆地内进积、迁移，构成河控三角洲的建设旋回。3.2.2.2堡岛沉积体系

堡岛沉积体系有三个主要的碎屑沉积环境：①潮水到露出水面的堡堤海滩；②堡后区域或潮下-潮间的泻湖；③潮下-潮间三角洲和进潮口-潮道。堡岛沉积体系平面延伸范围及其产状都取决于潮差以及潮流作用与海浪作用。堡岛沉积体系的成因一般认为有三种：①海底砂洲向上堆积；②砂嘴平行海岸向前推进并被潮口截成几段；②沿岸海滩砂脊的沉没。堡岛沉积体系形成的条件：①对于滨岸有稳定的砂供给，这些砂可由河流直接带人或由沿岸漂移作用带来。③以低一中或高的波浪能量为特征的水动力条件。但是潮差不能太小，以小、中潮差为宜。②中等稳定的、低坡度的海岸平原。3.2.3海相沉积体系3.2.3.1无障壁碎屑海洋沉积体系依据海洋地形、水深和水动力条件，可将海洋体系划分成以下沉积环境，即演岸环境、浅海陆棚环境、半深海和深海环境。滨岸环境位于平均低潮线以上，浅海陆棚环境位于陆棚区，一般水深在0-200m之间；半深海环境大致相当于大陆坡；深海环境为大洋盆地，水深超过2000m。3.2.3.2浊流沉积体系浊流是一种水下密度流，是水中含有大量悬浮物(砂、泥等)的重力驱动的底流。浊积岩的类型按成分可以划分为陆屑浊积岩、钙屑浊积岩和火山碎屑浊积岩；按流体密度可以划分为高密度浊积岩和低密度浊积岩，两者的密度界限为1．1kg/m3；按物源区与浊流沉积区的距离，可分为近源浊积岩和远源浊积岩；按形成环境分为深海浊积岩、浅海浊积岩和湖泊浊积岩。浊流可以在携带大量悬浮物质的洪水直接人海(湖)时形成、也可在地震、滑塌、暴风浪等诱发性因素作用下形成。滑塌沉积物在滑塌过程中形成不同类型的沉积物重力流。重力流是沉积物和液体的混合流总称，校颗粒支撑机理，可将重力流划分为四种类型，即由基质支撑碎屑的泥石流、由颗粒间相互支撑的颗粒流、由逸出的孔隙液体支撑的液体化沉积物流(液化流)和由液体湍流支撑的浊流。3.2.3.3碳酸盐岩隆沉积体系碳酸盐主要沉积于温暖、清洁、透光的浅水沉积环境。现代海相碳酸盐沉积物主要分布于赤道南北纬30‘之间的温暖浅海带，在这些区域内钙藻大量繁殖，珊瑚礁发育，局部有介壳砂、介壳砂、葡萄石、球粒灰泥及礁状生物粘结岩堆积。海洋碳酸盐沉积物的分布明显受水体能量控制。在滨岸高能带或滨外高能带，由于波浪、潮汐、沿岸流及底流作用，使碳酸盐沉积物发生簸选，冲去细粒物质，留下的砂砾级颗粒形成砂砾屑滩、介壳摊、沿岸砂坝和鲕粒三角洲等。对于适应较高水能环境的生物，它们形成的沉积物具有抗浪的生态本能，能在高能环境下原地生长聚集成为礁体，高出周围同期沉积物。碳酸盐岩隆沉积物包括滩和礁两种沉积体。滩是指缺乏格架生长能力和抗浪特征的原地或异地生物碎屑、碳酸盐颗粒堆积体，在地形上高出周围沉积体。礁是指由格架生物的生态发展在原地造成的坚固格架，它们具抗击波浪的功能，并控制着周围的沉积环境。

谢谢！预祝大家兔年吉祥，万事顺利！4.含油气盆地沉降史和热史分析4.1盆地沉降史分析4.1.1盆地沉降史分析的基本原现和方法4.1.1.1关于盆地沉降的若干概念沉降与隆升：地壳垂直运动包括两个方向，其中顺重力方向、使高程降低的运动称为沉降(subsidence)，反之即称为隆升(uplift)。虽然沉降和隆升是地壳垂直运动过程的表现，但也可以是地壳水平运动派生出来的。沉降区接受沉积便成为盆地，而隆升区遗受改造便成为隆起。构造沉降与非构造沉降由构造原因引起的盆地沉降称为“构造沉降”(tectonicsubsidence)，也就是地壳或岩石圈动力学演化过程中产生的盆地沉降的过程，包括岩石圈板块的变形(伸展或加厚)、板块间的相互作用、板块内部的热作用和相转换等原因引起的沉降。由非构造原因引起的盆地沉降称为“非构造沉降”，主要包括沉积负荷引起的盆地沉降和全球海平面相对变化引起的盆地参照面的相对下降。无论构造原团还是非构造原因，盆地沉降最终主要靠重力均衡实现。4.1.1.1关于盆地沉降的若干概念沉降量与沉降速率盆地的沉降通常可选择盆地中的某个构造面，考察它相对于某一基准面的下降量。可用沉降量和沉降速率两个参数。沉降量表示某地质时期一个地区的累计的沉降幅度的大小。沉降速率是盆地某一构造面在单位地质时期内相对于某一基准参照面(海平面或湖平面)下降的幅度。通常用图示法反映观测点的沉降量和沉降速率。以地质时间为横坐标，以某地质界面的某观察点相对于某参考面(通常是大地水准面)的高程值为纵坐标，编绘出该观测点的沉降过程的沉降曲线。曲线的纵坐标值就是沉降量，曲线的斜率则是观测点的沉降速率。编绘沉降曲线是根据观测点的地层的现今埋深状态，并按照地层的地质时代的岩性特征，采用“回剥法”计算出地质时期的地层埋深，得到该观测点的地层埋藏史曲线。盆地基底的埋藏史曲线就是反应盆地沉降过程的沉降曲线。将盆地沉积物负荷引起的沉降以及古水深、海平面变化引起的相对沉降从盆地基底沉降中扣除掉，而剩余部分则是构造因素引起的沉降，即构造沉降。4.1.1.1关于盆地沉降的若干概念“地层骨架厚度不变”压实模型假设地层A沉积后下降并沉积了地层B，然后沉积地层C。地层A在地层B和C沉积过程中被地藏起来，受上覆岩层的负荷作用而被压实。如果压实只是导致地层的孔隙度减小而并没有使地层柱的截面积加大，这种压实模型称为“地层骨架厚度不变”压实模型。一般情况下，该压实模型适用于所有岩层，但对于某些易流动的岩层是不合适的。使用地层骨架厚度不变压实模型复原地层埋藏史，实质上是恢复地层中孔隙度演化过程。因此可以借助于孔隙度-深度的关系来恢复同一地层在不同地质时期的古厚度。4.1.1.1关于盆地沉降的若干概念岩层孔隙度的变化假设深埋地下的砂岩就是地表附近松散的砂层经过压实和成岩作用形成的。岩层在压实过程中孔隙度主要是随着上覆岩层的厚度的增加而减小，而受上覆地层的负荷时间的影响较小。因此可根据不同深度上的同种岩石的孔隙度编制一条孔隙度-深度曲线。两种情况必须考虑：一是岩层曾埋深到一定深度后又上升使上覆部分地层剥蚀，这时地层中的孔隙度仍然保持它在达到最大埋深时的孔隙度；二是岩层埋深到一定深度后可能被压裂或发生矿物变化等使孔隙度发生变化。碳酸盐岩和化学岩的孔隙度在压实过程中的变化比碎屑岩耍复杂。化学岩成岩作用可以发生在较浅的埋探条件下，而一旦成岩后，其孔L隙度变化极小。4.1.1.2盆地沉降量的求解方法在计算盆地沉降量时，一般采用回剥法，即采用反演方法来恢复沉积盆地的地层埋藏史、沉降史和构造史。正常压实情况下的孔隙度-深度关系在正常压实沉积层中，碎屑岩岩层的孔隙度随着深度增加而呈指数减小：通过以上表达式就可以方便地将声波时差和密度测井资料转换成地层孔隙度资料，从而建立探井的地层孔隙度-深度关系。4.1.1.2盆地沉降量的求解方法欠压实情况下的孔隙度-深度关系沉积层的孔隙中一般含有流体(地层水或油气)，在压实过程中随着孔隙度的减小而被排济出来。但是有些情况下，地层孔隙中的流体不能自由地排泄出来，随着埋深的加大，而出现欠压实沉积层。这种情况下，应该建立其他形式的孔隙度-深度关系：4.1.1.2盆地沉降量的求解方法地层古厚度(古埋深)-去压实校正建立了地层孔隙度一深度关系，依据地层骨架厚度不变压实模型对地层进行去压实校正(decompactedcorrections)，求出不同地质时期的地层古厚度或古埋深。设在单位地层柱剖面上某地层顶底埋深分别为hl和h2，如果地层是近水平的，则该地层厚度为(h2-h1)。地层厚度中孔隙度所占的厚度为(h2-h1)φ(h)，地层骨架厚度为(h2-h1)(1-φ(h))。设这段地层复原到顶面埋深为h1‘时，其底面埋深为h2’，地层厚度为(h2’-h1’)，则岩石骨架厚度为(h2’-h2’)(1-φ(h))。按照地层骨架厚度不变压实模型，有：左边的φ(h)是在(h2-h1)范围内的积分，右边的是在(h2’-h1’)范围内的积分。4.1.1.2盆地沉降量的求解方法构造沉降量-去负荷校正盆地在某一时刻的基底总沉降量(ST)实际上包括两部分，即构造作用引