作者：王志杰
出版社：石油工业出版社
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博兴洼陷沙四段隐蔽油气藏储层特征与成藏规律试读：
前言
博兴洼陷包括金家油田、正理庄油田、大芦湖油田、高青油田及花沟气田，其油气成藏条件复杂，勘探难度较大。为了实现胜利油田4油气当量重上3000×10t的目标，在该区寻求新的勘探突破已成为当务之急。岩性油藏一直是博兴洼陷非常重要的勘探方向，最近几年在纯化—小营鼻状构造带的油气勘探实践中取得了显著的效果，寻找4和总结出了适于滩坝砂岩油藏勘探的勘探序列，建立了近1000×10t的储量接替阵地，展现了博兴洼陷岩性油气藏，特别是滩坝砂岩油藏具有较大的勘探潜力。然而，博兴洼陷内岩性油气藏和构造岩性油气藏仍然具有较大的勘探空间，特别是沙四段勘探程度相对较低，仅有少数井获得工业油流，薄砂层在地震上难以描述，目前其在平面上的分布规律性以及控制因素尚未搞清，严重制约了该区隐蔽油气藏的勘探开发。
笔者以博兴洼陷为重点，结合区域勘探资料连片进行研究，开展层序格架约束下的物源分析及储层评价工作，在此基础上进行油气成藏动力分析，明确成藏规律和控制因素，阐明下步勘探方向。其指导思想是从沉积复合体形成和连续演化角度，阐明沙四段层序地层格架、砂岩体的物源方向、砂体分布模式、成岩现象，明确了沙四段储层形成演化的主控因素和储集体分布规律，阐明成藏动力和成藏规律，寻找出适于该区“千层饼”式油藏的勘探技术与方法，为下一步开展岩性圈闭发育规律和有利区带预测研究打下基础。研究重点针对博兴洼陷沙四段沉积体系、成藏规律及勘探目标，从盆地动力学、构造沉积学、高分辨率层序地层学以及成岩动力学等方面多学科结合解析砂岩体形成演化机理与储层地质问题，从成藏动力学角度研究油气成藏规律和勘探方向；在确定区域性等时层序地层格架的基础上，建立研究区沉积复合体的高精度三维层序对比框架，阐明其沉积相和有利储集砂体的分布及控制因素，紧密结合成藏动力和勘探生产实际，为非构造油气藏综合评价和勘探预测提供重要依据。
全书共分为10章。第一章介绍了博兴洼陷及邻区沙四期盆地结构及区域古构造活动，讨论了在晚中生代构造转折基础上，东营地区及博兴洼陷新生代演化的控制因素，并对广义的博兴洼陷进行了构造单元划分。第二章介绍了博兴洼陷层序地层划分对比及沉积格架，探讨了沙四段的层序划分。第三章介绍了沙四段主要沉积复合体物源记录与区域分配体系，根据物源示踪研究了沙四段沉积时期的物源分配体系与古地理格局。第四章介绍了沉积复合体内的三维层序构架特征和沉积体系，阐述了沉积体系及其时空演化特征，揭示了三维层序格架和沉积相配置与构造作用、基准面变化、物源变化等的响应过程。第五章对储层进行测井资料的综合解释，目的在于阐明储层的物性分布，揭示储层的非均质性。第六章介绍了沙四段成岩作用与砂岩有效储集体分布，深入分析和标定了成岩类型的时空演化及其对储集性的影响，揭示深层储层的有效性以及有效储层的分布。第七章介绍了沙四段储层形成演化的主控因素，从盆地尺度上讨论了古构造、古地貌、古气候、基准面变化因素对沉积层序发育的控制，并在此基础上阐述更为精细的断裂活动—沉积响应、沉积作用产物、埋藏成岩作用与分异等三大要素对沙四段沉积储层形成演化的制约。第八章对储层的展布规律进行了分析，对储层特征进行了评价，并阐明储层性质的影响因素。第九章分析了油气成藏机理及成藏规律，通过揭示烃源岩和流体包裹体的地球化学特征，进行油源对比，阐明油气的成藏条件，运用成藏动力学揭示油气成藏过程及成藏机理，划分成藏模式，揭示油气富集规律及控制因素。第十章通过阐明沙四段勘探思路和技术系列，提出了有针对性的储层配套描述技术，确定了勘探方向并进行了目标评价。
该书是笔者及其同事多年来从事地质科研工作的总结，得到了胜利油田有关部门及纯梁采油厂、中国科学院地质与地球物理研究所的支持，在此一并表示衷心感谢。由于笔者水平有限，书中不完善之处，敬请广大同行专家批评指正。第一章 区域构造—地层格架及盆地演化第一节 区域基底构造格架和盆地形成背景一、区域基底构造格架及地球动力学背景
博兴洼陷是新生代渤海湾复合盆地东营凹陷南缘的一个近三角形的次级构造单元，其南与鲁西隆起相接，西、北、东分别与青城凸起、纯化—小营鼻状构造带以及广饶凸起等构造单元相邻（图1-1-1）。博兴洼陷现今总体具有北断南超的构造格局，其形成发育与该区域晚中生代构造转折关系密切。图1-1-1 博兴洼陷区域构造位置图
根据对区域不整合面的发育研究，渤海湾盆地中—新生代存在21332133六个重要的构造变革期，即：N/E，E/K，K/K-J，J/J，J/T，T/1+2T。对主要界面下伏基岩地质图的研究发现，早—中三叠世残存盆地主要分布在兴蒙造山带以南，整体呈近东西向带状展布，此时渤海湾盆地区域上近东西向、北西西向褶皱—冲断构造比较发育。中—晚侏罗世残存盆地的空间展布具有明显的不同，临近北侧兴蒙造山带的燕辽地区继承早期构造格局，发育近东西向—北东东向盆地，具继承性和新生性混合特征；靠近南侧秦岭造山带的河淮、鲁西地区残存有少量的北西西向盆地，反映出近北西西向逆冲推覆构造和北东向逆冲推覆构造共存的格局。晚侏罗—早白垩世残余盆地集中展布在兴蒙造山带南缘坳陷带内，因受后期断裂切割及剥蚀作用改造，单个盆地多呈北东50°～65°方向雁列式展布；它们发育在不同时代岩系基底之上，多具新生性，反映两期构造变形：早期发生在早白垩世之前，以挤压构造变形为主，形成逆冲推覆构造和大型区域性背向斜构造，并控制晚侏罗世沉积；晚期发生在晚白垩世之前，以伸展构造变形为主，并控制早白垩世沉积。而晚白垩世盆地分布范围比较局限，仅在辽西、鲁东以及大同、石家庄等地有零星盆地残存，单个盆地展布方向以北北东向为主。而以往研究结果大多反映古近纪的渤海湾盆地基本继承了白垩纪的构造面貌，盆地构造主要呈现北北东—北东向展布。图1-1-2 渤海湾盆地碳酸盐岩顶面表现出的古构造（据王清晨和李忠，2004）
根据古生界碳酸盐岩顶面构造等深线图，发现渤海湾盆地以德州—黄骅为界（大致相当于沧县隆起），西部表现为北东走向的褶皱，而东部表现为弧顶朝北的弧形构造（图1-1-2）。这一变形样式显然受到多次构造活动叠加影响，但更多的则是晚中生代及新生代早期构造变革定型的结果。首先，从渤海湾盆地全区范围内看，由碳酸盐岩顶面构造等深线的起伏与新生代盆地内部凹凸相间的构造起伏基本一致，表明现今盆地的碳酸盐岩顶面的埋深主要是受新生代构造变形影响。其次，盆地西部的褶皱均为较紧闭的短轴背、向斜，反映了近北西—南东方向的挤压或近北北东向的左行走滑挤压；盆地东部的弧形构造的弧顶为前寒武系变质岩，而弧前为古生界，反映了弧顶朝北的逆冲活动。据此推测，盆地中曾发生过东部向北的左行走滑挤压运动，而分隔盆地东西两部分的德州—黄骅一线应为一左行走滑构造带。这样一种运动学图案显然并非与拉张活动同期，很可能是早期活动的记录，而古近—新近纪的拉张在此意义上具负反转构造特征。这一构造反转很可能与晚中生代郯庐断裂由早期的左行剪切转变为后期的右行剪切有关。
综上所述，早中生代构造走向为近东西向或北东东向，晚中生代—新生代构造走向为北西—北西西与北东—北北东向交替（共生），说明晚中生代区域应力场发生了由近南北向挤压（或转换挤压）向北东或北西向拉张（或转换拉张）的转化，并制约了新生代盆地的发育和演化。换句话说，晚中生代构造转折不仅对该地区古生界形成了深刻改造，另一方面也为新生代盆地的发育准备了新型的构造格架或构造古地理（势）基础，即在渤海湾盆地西部主要受近北北东向断裂的左行走滑与南南西向拉张控制，而在盆地东部主要受弧形构造多期活动的控制，且多与反转构造有关。就研究区博兴洼陷或东营凹陷而言，盆地演化则主要受北北东—北东向和北西向两组断裂的共同控制（图1-1-3）。图1-1-3 博兴洼陷与周边地区前古近纪基岩地质图二、盆地形成与演化阶段1．基底形成阶段
泰山—加里东—海西期为基底形成阶段。受区域板块运动的影响，东营凹陷博兴洼陷在前震旦纪—早奥陶世总体表现为拉张、伸展的构造环境，泰山群普遍遭受混合岩化及花岗岩化，其变质达中高级程度，形成了华北地台的基底，造成太古宇与寒武系之间的不整合2面（Tg）。
本区寒武系为滨、浅海沉积，下、中奥陶统为浅海沉积，中奥陶统末，受加里东运动的影响，本区全面上升遭遇剥蚀，变成陆地，经历了长期的风化淋滤作用，缺失了上奥陶统、志留系、泥盆系到下石炭统的大套地层；中晚石炭世开始了海西旋回，由于受秦祁昆、中亚蒙古大洋活动的影响，华北地区南北向褶皱带不断形成，东营地区再次整体下沉接受沉积，继而地壳大幅度频繁振荡，接受海陆交互相沉积，多次发生海水进退，形成海陆交替相含煤岩系沉积，平铺于加里东古侵蚀面之上，与下伏中奥陶统呈平行不整合（假整合）接触关系。
二叠纪是晚古生代构造演化的一个重要转折时期，从二叠纪开始，特别是自晚二叠世以来，海水逐渐从华北地区退去，成为陆相碎屑岩沉积的场所，海西运动末期，本区全面抬升，石炭—二叠系沉积遭遇大面积剥蚀。二叠纪晚期，海西旋回和石炭—二叠纪构造演化结束，东营凹陷具有了太古宇厚12000m的片麻岩、角闪岩和下古生界稳定的1200～1400m海相碳酸盐岩沉积以及上古生界海陆交互相碳酸盐岩、煤层及碎屑岩沉积双重基底。2．裂前隆起阶段
进入中生代，随着华北古陆与华南、西伯利亚板块的碰撞缝合，开始形成了统一的欧亚板块，彼此间开始发生挤压隆起，三叠纪发生了规模较大、波及面较广的印支运动，受郯庐断裂左旋挤压的影响，济阳地区古生界褶皱变形，这种挤压作用达到高潮，发生了北西向挤压构造，形成一系列北西向逆冲构造带，并同时遭受南方秦祁昆洋关闭的推挤力，形成南北方向的挤压应力场。
印支期继承晚海西期构造运动，东营地区又大面积抬升隆起，造成区内地势起伏不平。石炭—二叠系沉积继续遭到剥蚀，钻井资料表明东营凹陷石炭—二叠系现今残余厚度仅250～400m。有的学者认为济阳地区三叠系的原始沉积厚度约1000～2500m，由于印支末期强烈的构造抬升活动，隆起进一步加剧，华北地台开始解体，造成东营地区强烈整体抬升剥蚀。现今钻井资料未见三叠系沉积，说明在侏罗系沉积之前有过大规模的强烈抬升运动和厚层的地层剥蚀，使得中生界在构造高部位直接超覆于下古生界寒武系和奥陶系之上。此外印支运动期除造成了区内大面积隆起抬升，断裂作用和岩浆活动也逐渐变强，地壳开始活化，形成自西向东越来越强烈的多层次拆离滑脱、褶皱和逆掩，鲁西隆起初具雏形，从而奠定了早中生代的基本构造格局，并为中生代侏罗—白垩纪断陷盆地的生成创造了基础。3．断陷盆地发育阶段
东营凹陷博兴洼陷形成演化过程划分为三个阶段：即裂陷期、断陷期和坳陷期。（1）裂陷期
裂陷期是陆相断陷盆地发育演化的初始阶段，博兴洼陷断陷盆地裂陷期发育于燕山运动时期（中生代侏罗纪—白垩纪），经历了较明显的负反转和正反转交替的构造转型过程，以强烈的断裂活动、岩浆喷发和快速充填沉积为主要特征。燕山活动早期构造运动较弱，构造运动主要表现为断裂和局部的褶皱，形成轴向不同的复背斜和复向斜。燕山运动中期，构造活动逐渐加强，以剧烈的岩浆运动伴以强烈的断裂作用为特征，其强烈构造活动和断裂的负反转奠定了济阳裂陷的雏形，博兴洼陷内作为控盆边界断层的几条基底主断层石村断层以及高青断层等开始形成，使盆地构造反差进一步增大，凸起部分继续遭受剥蚀，而凹陷内则沉积了较厚的中上侏罗统至下白垩统，凹陷内凹凸相间的构造格局开始形成，使得区域内地形高低不平。燕山运动晚期，盆地整体抬升，东营凹陷区域隆起，强烈的隆起致使凸起和凹陷斜坡部位遭受剥蚀，造成了大型区域地层不整合接触。（2）断陷期
①断陷初始期（Ⅰ幕）
博兴洼陷孔店组沉积时期属于断陷沉积初期，伴有强烈的火山活动，孔店组沉积初期由于燕山运动尾幕的构造运动造成盆地抬升，下伏中生界遭剥蚀，孔店组与下伏地层呈角度不整合接触，这在洼陷南坡表现十分清楚，在地震地质图上可以看出明显削截。同时，开始于始新世早期的喜马拉雅早期运动是本区断陷的主要形成期，从燕山尾幕的正反转特征转入一个重要的负反转阶段，盆地整体呈现拉张的性质。
孔店期本区除石村断层继续活动外，部分Ⅲ级断层继承性发育，高青、博兴断裂带相继形成，相应的二级构造带也进一步演化，但由于区内二级控洼断层活动强度差异较大，主要表现为北强南弱的特点，北部断陷下沉加剧，而南部缓坡带沉降较缓，导致了地层厚度变化明显，北部洼陷地层厚度明显大于南部，以北断南超为特点的伸展半地堑盆地基本形成。孔店组沉积时期，本区构造活动强，地形起伏大，物源主要来自于其南北两侧的近源地区，盆地长轴方向整体为近东西向，主要的控盆断层为西北部的平南—高青断层以及东部石村断层，控盆边界断层以北西向或近东西向展布为特征。
孔三段沉积时期，前人研究认为，地层沉积厚度大于1000m，洼陷处于周缘断层活动性强的背景下，与周缘地区地形高差大，四周同时供给碎屑物质，洼陷区形成了补偿式沉积，但由于该沉积时期处于燕山运动末期，全区普遍上升，孔三段沉积不断遭受大面积剥蚀。钻井资料表明，洼陷内未见孔三段，说明孔三段遭遇整体强烈剥蚀；孔二段沉积时期，燕山运动影响减弱，导致沉积面积进一步加大，孔二段沉积末期至孔一段沉积早期，喜马拉雅运动期开始形成，渤海湾盆地发生重要构造运动，盆地普遍抬升。
②断陷发展期（Ⅱ幕）
济阳坳陷沙四段沉积时期，喜马拉雅运动期济阳运动开始发生，块断运动造成济阳坳陷下降及周边山体上升，经过断陷初始期构造转型的调整，受郯庐断裂右旋平移运动影响，形成一系列北东向构造走向的湖盆和断裂体系，沙四段上部沉积末期有沉积间断。该沉积时期博兴洼陷周围鲁西隆起、青城凸起等不断上升，遭受剥蚀，其后的沙四段沉积格局发生了重大变化。
沙四段沉积期继承了孔店组沉积期的构造应力场，近南北向或北东东向拉伸应力场控制了盆地的发育，除I级和II级断层继续活动外，部分Ⅲ—Ⅳ级断层开始发育，南部斜坡断裂带开始形成。与孔店期相比，总体上北西向断层伸展活动进一步减弱，在洼陷内部可能存在多条在该时期或更早期停止活动的北西向断层。石村断层活动强度大幅度减弱，南北向断层的活动性也减弱，北东向断层活动进一步加剧。
③断陷鼎盛期（Ⅲ幕）
沙三段至沙二段下部沉积时期断陷强烈，盆地沉降幅度大，扩张速度快，盆地主断层均处于发育的高峰期。济阳坳陷产生了大量北东东向断层和北西西向或近东西向断层，从断层规模、序次和活动性质分析，它们的发生和发育受北（北）东向（复式）断层扭张活动的控制。该时期断裂活动十分活跃，不同规模、不同走向、不同性质的断层同时活动，呈现出全面拉张断陷的特点。
沙三段至沙二段下部沉积时期构造应力场出现明显的变化，由孔店组—沙四段沉积时期的近南北向或北北东向拉伸，转化为近北西向拉伸，除I级、II级断层继续活动，Ⅲ—Ⅳ级断层活动明显加剧，北东向断裂活动强烈，湖盆由北断南超的半地堑向北西断南东超的半地堑转化，开始了盆地断陷作用和扩张作用的主要阶段。盆地的沉降幅度加大，扩张速度加快，区内主要断层处于发育高峰时期。沙三下—沙三中亚段沉积期，由于断层活动剧烈，造成湖盆的快速断陷和扩展，区内形成了大面积的深水湖盆，广泛发育暗色泥岩，是洼陷生油岩最有利发育期。沙三上亚段沉积时期，中央背斜滑脱断裂带反向断裂活动向盆地内部迁移，活动明显加强，与北侧强烈活动的胜北断层对接，形成大型弧形滑脱断裂构造体系，控制了该期低位湖盆的展布范围，并对东营三角洲的发育有控制作用。此后，盆地的构造活动性有所减弱，其活动强度和幅度均小于沙三段沉积时期。沙二下亚段沉积时期，盆地周缘地形开始趋于平缓，构造活动由最初的增强趋于平稳，但局部断层仍有较强的活动性。
沙三段至沙二段下部沉积时期是本区构造运动相对活跃的时期之一，石村断层下降盘沉积了厚达1000m的沙三段至沙二段下部，沉降中心都靠近凹陷边界断层，表明该时期控洼断层对洼陷形成有着极强的控制作用，这些洼陷的形成与断层的活动有着密切的关系。
沙三段至沙二段下部沉积时期，受郯庐断裂带右旋扭张作用影响，产生了大量北东—南西向雁行状派生断层，而且对早期的北西向断层进行了改造，使其沿应力方向产生了位移。由于断层活动强烈，落差进一步加大，使得南部缓坡带加剧断陷下沉，形成了许多断槽，使该时期洼陷的基底起伏加大，形成了较大的沉积可容空间。
④断陷萎缩期（Ⅳ幕）
沙二段上部至东营组沉积时期，济阳坳陷断陷稳定，水域扩大，该时期北西向断层消亡或仅有微弱活动，如石村断层在沙二段沉积时稍有活动，至沙一段沉积末已基本停止，仅东南端有微弱活动，该时期凹陷内一些大型继承性鼻状构造基本形成。（3）坳陷期
进入新近纪后，渤海湾盆地的拉张作用消失，断层活动基本停止，由断陷阶段全面进入坳陷阶段。东营凹陷的盆地演化特征与此极为吻合，凹陷内地层厚度差别不大，断裂、岩浆活动明显变弱，盆地整体沉降并以浅水沉积为主要特征。在该时期，断陷期凸凹相间的构造格局已基本消失，褶皱与断层不发育，多为平缓的披覆构造。坳陷期从新近纪馆陶期至第四纪。第二节 地层发育特征一、博兴洼陷及邻区地层对比
根据研究区钻井和地震资料，博兴地区与区域上东营凹陷的地层发育具有相似性。自下而上发育有古生界、中生界、古近系（孔店组、沙河街组、东营组）、新近系（馆陶组、明化镇组）和第四系（平原组）。
本区古近—新近纪地层存在五次较大规模的沉积间断，形成了五个明显的不整合，即中生界与孔店组、孔店组与沙四段、沙四段与沙三段、沙二段与沙一段、东营组与馆陶组。其中馆陶组与下伏地层之间的不整合在全区分布最为广泛。
博兴地区的古近—新近纪地层分布具有明显的分区性，可分为三种类型：
1）洼陷型：分布于博兴洼陷中央地区，地层沉积较厚，层位较全，古近—新近纪地层发育完整。该区大部分地区属此类型（图1-2-1）。图1-2-1 博兴洼陷及其周边地区勘探形势图
2）凸起型或潜山型：主要分布于洼陷周边的青城凸起、草桥—纯化潜山带。其中在青城凸起区，馆陶组下部的古近系碎屑岩沉积在该区缺失，故以泥岩为主的新近系馆陶组直接覆盖在中生界之上。在纯化及小营地区，地层发育较全，但受潜山影响，沙河街组、东营组厚度在构造高部位有减薄趋势。
3）斜坡型：主要分布在博兴洼陷南部斜坡带和青城凸起北部斜坡带。前者为洼陷向隆起区过渡的斜坡带。该区地层由洼陷到隆起区逐渐减薄直至尖灭，由洼陷向鲁西隆起依次发育东营组、沙一段、沙三段、沙四段、馆陶组的地层剥蚀尖灭线，反映出洼陷内湖水水面的升降变化及洼陷边缘整体抬升、古近系遭剥蚀的情况。在青城凸起北部斜坡带，古近系由北向南剥蚀，与南坡超覆尖灭不同。本带自南向北依次分布孔店组、沙四段、沙三段和沙二段、沙一段等地层剥蚀尖灭线，以泥岩为主的馆陶组上部地层直接覆盖于不同层系之上。二、地层层序特征
据钻井揭示，本区新生界发育比较完整（表1-2-1、表1-2-2），现描述如下。表1-2-1 博兴洼陷古近系地层划分简表表1-2-2 博兴洼陷地层岩性特征1．中生界
岩性为紫红、灰紫、灰色泥岩夹多层凝灰质砂岩或含砾不等粒砂岩、长石细砂岩等。一个重要特征是夹多层基性侵入岩，如辉绿岩、煌斑岩、闪长玢岩和安山岩等。据凸起西南端高参1井揭示钻井厚度750m，化石仅发现四字粉等孢粉化石。以高电阻和低声波时差为特征，因地层致密，在与上覆地层分界处出现明显的电性变化，往往电阻明显出现一个台阶。又因岩性复杂，电性出现多组锯齿状尖峰，内部砂层组划分较为困难，主要分布于南部凸起区。2．孔店组
孔店组自下而上可分为孔三段、孔二段、孔一段，东营凹陷孔三段遭遇剥蚀，在录井和取心上均不见孔三段沉积。现今从岩性组合和剖面结构来看，沉积具有红—黑两分性。
孔一段主要为红色岩性沉积，沉积厚度变化较大，由南坡向北部洼陷逐渐加厚，北部辛镇沉积最厚可达1800m，凹陷西部沉积厚度明显大于东部，博兴洼陷有一沉降中心。孔一段岩性为棕红色砂岩与紫红色泥岩不等厚互层，底部发育一套10～80m厚度不等的紫红色砂砾岩沉积，有自下而上逐渐变细、砂岩厚度减薄的趋势。孔一段上部岩性为厚层紫红色泥岩夹细粉砂岩沉积，视电阻率曲线呈较高而明显的锯齿状。孔一段中部出现中高阻尖峰，自然电位线上见成组的负异常，其幅度自下而上逐渐降低。孔一段介形类及腹足类缺乏，在该段红色粉细砂岩以及泥岩中发现含潜江扁球轮藻，表明该时期沉积主要为水上河流冲积平原沉积环境，孔一段沉积孢粉组合主要为希指蕨孢属、无口器粉属、三孔沟类、杉粉属等。3．沙四段
沙四下亚段以灰色、紫红色泥岩为主，夹砂岩、粉砂岩、含砾砂岩及薄层碳酸盐岩，视电阻率曲线变化较大，盐岩、石膏和碳酸盐岩层多为高阻尖峰，自然电位曲线在对应砂岩层为明显负异常。介形类主要为火红美星介，还有淡水和半咸水的真星介属、金星介属和拟星介属等；腹足类为滨县椎实螺、东营琥珀螺；藻类为潜江扁球轮藻，孢粉组合与孔一段相似。
沙四上亚段自下而上可分为五个砂组。第五砂组以深灰色、灰绿色泥岩为主，夹灰色砂岩、粉砂岩、含砾砂岩、含膏泥岩及薄层碳酸盐岩，局部形成膏盐聚集区，底部深灰色泥岩中夹有中薄层紫红色泥岩。该亚段上部岩性为蓝灰色泥岩夹薄层灰质砂岩，普遍含石膏团块。该段测井曲线形态变化较大，自然电位曲线多呈平缓基线，局部有较低的异常幅度，电阻率曲线一般以低幅尖峰状和锯齿为特征，地层较薄。第四、第三砂组岩性为中细砂岩、灰白色砂岩夹灰质泥岩或薄层白云岩、灰质粉砂岩，视电阻率曲线呈梳状尖齿，特征明显，全区对比性较好。第二、第一砂组岩性为褐灰色厚层灰质页岩、油页岩、灰质泥岩夹薄层粉砂岩、泥质粉砂岩和泥质白云岩，由于地层中灰质含量高，视电阻率曲线呈高幅异常的尖刀状，特征明显。介形类以产南星介属为标志，主要为光滑南星介组合。腹足类有中国中华扁卷螺、滨县椎实螺，轮藻有新店扁球轮藻潜江变种和江陵滨海轮藻，沟鞭藻主要是德弗蓝藻属，以德弗蓝藻科的分子为主，渤海藻属的一些小个体类型也可经常出现。这种藻类组合体现了沙四段水进期的沉积。孢粉主要为凤尾蕨孢属、精致瘤纹四孢、小栎粉、三孔脊榆粉，杉粉属、麻黄粉属、雪松粉属、小亨氏栎粉、小榆粉、单束松粉属和双束松粉属。4．沙三段
以湖相沉积的暗色砂岩、泥岩为特征，岩性主要为灰色及深灰色泥岩夹砂岩、油页岩及碳质泥岩，油页岩集中出现于下部，假整合或不整合于沙四段之上，凹陷边缘常因超覆沉积而缺失部分底部地层，凹陷中部最厚可达1200m以上，可分为三个亚段，自下而上分别为沙三下亚段、沙三中亚段、沙三上亚段。沙三下亚段岩性主要为灰黑色油页岩，褐灰色、深灰色泥岩与灰色粉砂岩、细砂岩不等厚互层，厚度一般100～250m，向凹陷边缘逐渐变薄或缺失，底部油页岩特征明显，视电阻率曲线上可见两组高峰，下组基值成丘状，为幅度不太高的尖峰状锯，上组为密集的高阻尖峰。自然电位曲线除对应砂岩处见负异常外，一般较平直；沙三中亚段岩性以灰色、深灰色泥岩夹油页岩为主，夹不规则砂岩透镜体，厚度一般为300～500m，最厚可达500m以上，北部洼陷深处可达600～700m，向南部斜坡减薄，电阻率曲线呈现出高值特征，自然电位曲线近于低平，对应砂层为指状或箱状负异常。含有脊刺华北介和小拟星介等介形化石。沙三上亚段为灰色、深灰色泥岩与粉细砂岩互层，夹钙质砂岩、含砾砂岩、油页岩及薄层碳质页岩，局部有侵入岩，砂砾岩以反旋回为主，厚度大，可达400m以上，砂岩顶部常为钙质砂岩，含砾砂岩或鲕状灰岩，视电阻率曲线基值不高，大部分呈锚状夹高阻尖峰。自然电位曲线为钟状和弧形负异常。
沙三段介形类以华北介属、玻璃介属及坨庄介属为代表，腹足类有扁平高盘螺、高升前壮螺等，轮藻以产地方性的广饶轮藻属为特征。由该时期水生生物化石组合可以说明沙三段深湖相沉积广布，水介质环境主要为咸水环境。孢粉组合显示沙三段沉积时期裸子植物大为减少，麻黄粉属个别出现，被子植物中亚热带成分占优势，而旱生植物含量普遍小于2%，说明该时期气候较为湿润，湖泊水体的加深有利于烃源岩的生成。5．沙二段
为河流—三角洲沉积，本段可分为两部分。沙二段下部岩性为紫红色、灰色泥岩与砂岩、含砾砂岩互层，夹碳质泥岩，主要特点是发育紫红色泥岩，一般凹陷中部与下伏沙三段呈整合接触，视电阻率曲线基值较低，夹部分中低阻尖峰；沙二段上部岩性为灰绿色、紫红色泥岩与中厚层状浅灰色灰质砂岩、含砾砂岩互层，视电阻率曲线基值较下部略高，呈锯齿状，夹中、低阻尖峰。东营凹陷沙二段分布范围较小，分布不稳定，多出现在各凹陷中部，厚度0～250m，最大厚度不超过450m，向南部边缘凸起和隆起逐渐缺失，局部有火成岩侵入，自然电位曲线为指形、漏斗形、箱形、钟形和低幅齿形。
沙二段沉积时期东营凹陷生物群淡水类型的发展比较突出。介形类常见种有椭圆拱星介，博兴假玻璃介等；腹足类常见属种有黑螺属、中华扁卷螺等；沟鞭藻类衰退，而以淡水生的绿藻及疑源类为主，轮藻以似轮藻属为主。该生物组合说明该时期主要为水退过程，湖相沉积范围缩小，陆上淡水沉积分布范围增大。孢粉组合显示蕨类植物较多，主要有水龙骨单缝孢属、凤尾蕨孢属和繁瘤孢属，裸子植物以麻黄粉属为主，被子植物仍以亚热带类型居多，如栎粉属和芸香粉属，但常出现旱生类型，如唇形三沟粉属、拟白刺粉属和青海粉属。孢粉组合特征表明，沙二段沉积时期植物成分以亚热带为主，并出现半干旱—干旱气候下旱生植物类型，环境分析属南亚热带半干旱气候。6．沙一段
沙一段与沙二段为连续沉积。岩性主要由灰色、深灰色、灰褐色泥岩、碳酸盐岩和油页岩组成，可分为三部分：沙一段下部岩性为灰色、深灰色、灰绿色泥岩夹中厚层状细粉砂岩、灰质砂岩及白云质灰岩，视电阻率曲线为低平小锯齿状，自然电位曲线较平直；沙一段中部岩性为灰色、深灰色泥岩夹粉砂岩、生物灰岩、鲕状灰岩及白云岩等，视电阻率曲线总的为高阻尖峰，自然电位曲线略呈小突负异常；沙一段上部岩性主要为灰至浅灰色厚层块状粉砂岩、含砾砂岩、中—细砂岩，夹有中—薄层灰色生物灰岩、灰绿色泥岩及灰质粉砂岩，视电阻率曲线为中低锯齿状尖峰，自然电位曲线近于平直，局部地区见指状或箱状。沙一段全区分布广泛，且较稳定，是重要的对比标志层段，地层厚度一般为100～290m，为湖泊相沉积。
沙一段沉积时期古生物化石，介形类特征属种有广北介属、洼星介属、明亮丽星介、坨庄玻璃介、沙河街似玻璃介等；腹足类常见种有均匀狭口螺、上旋脊渤海螺、短圆恒河螺、粒状渤海螺等；沟鞭藻及疑源类有双饰薄球藻、菱球藻属、疏管藻属和棒形棒球藻等。以上特征表明该时期进入新的湖泊水进阶段，湖泊水体加深，深湖相暗色泥岩大量发育。孢粉组合显示被子植物占优势，其中又以亚热带成分居多，裸子植物中松科及麻黄粉属仍有一定数量，尤其本段下部较多，蕨类植物很少，旱生植物唇形三沟粉属、拟白刺粉属及菊科都有出现，但含量较沙二段减少。这种孢粉组合显示该沉积时期，气候以亚热带为主，植物成分以暖湿带至亚热带为主，而广温性的半干旱和干旱气候下的麻黄粉属减少，表明气候又趋湿热，环境分析属南亚热带湿润期，有利于有机质的生成。7．东营组
前人的研究表明，东营凹陷内东营组和沙一段之间为连续沉积，沙一段沉积晚期，湖水一度加深，之后随盆地的构造抬升，湖盆收敛，陆源物质大量注入，在此背景下发育了东营组。东营凹陷南坡东营组厚度变化较大，一般在100～540m之间，东营组可分为三段，东三段3（Ed）岩性主要为厚层块状棕红色泥岩、中—厚层粗—含砾—砾状2砂岩与泥岩互层，底部夹少量石英质页岩薄层，东二段（Ed）岩性以杂色、暗红色、灰绿色泥岩及砂质泥岩和细—粗砂岩、含砾—砾状砂岩互层，向下砂岩单层加厚，下界划在紫红色泥岩顶，东一段1（Ed）岩性为棕红色、紫红色泥岩，砂质泥岩夹灰白色粉细砂岩。
东营组古生物化石，介形类有长脊东营介、广饶小豆介、辛镇华花介等，腹足类有兴隆台田螺、旋饰具肩狭口螺、旋脊底脊螺等标志化石；轮藻极为丰富，主要有中华梅球轮藻、张巨河克氏轮藻、细粒冠轮藻和有盖轮藻属等；东一段介形类及腹足类稀少，轮藻为东三段、东二段延续的属种。水生生物组合表明，东营组沉积时期湖泊范围逐渐减小，由沙一段水进演化为东营组沉积时期的水退阶段。孢粉组合显示东三段、东二段被子植物中榆粉属增加，而亚热带植物栎粉属减少，单束松粉属和双束松粉属含量增加，而到东一段沉积时期裸子植物开始占有优势，被子植物中主要为温带成分榆粉属及胡桃科，而亚热带植物栎粉属含量仅占少数。孢粉组合特征说明，单、双束松粉属的大量出现证实了该时期东营凹陷造山运动强烈，凹陷周围山地普遍抬升，造成山地植物的大量增加，喜冷的桦科分子增加，表明气温开始逐渐转凉，环境分析该沉积时期为降温期，属北亚热带气候。8．馆陶组
馆陶组厚度在250～350m之间。上部棕红色、棕黄色泥岩、泥质粉砂岩及灰白色粉细砂岩、灰绿色粉砂岩互层；下部以灰白色含砾—砾状砂岩及细砾岩为主，夹浅棕红色泥岩、砂质泥岩、灰绿色细砂岩、粉砂岩，底部为一组厚砂层中夹薄层灰质砂岩、碳质页岩。本组地层含盐量高，胶结物含量低，成岩较差。沉积特征为正旋回沉积，电性标志其下界划在含灰质砂岩、碳质页岩的一组高电阻尖峰厚砂层底。
馆陶组下段未见有水生生物出现，馆陶组上段介形类有纯净小玻璃介、围绕湖花介和浪游土星介等；腹足类主要有黄河田螺；轮藻有摩拉士似轮藻、梅里安有盖轮藻和横棒轮藻属等。该时期水生生物均为淡水类型，表明湖泊相沉积已经消亡，显示了明显的陆上河流冲积平原沉积环境。孢粉化石以被子植物为主，主要为榆粉属、胡桃科和桦科，淡水水生草本植物较繁盛，尤以小菱粉最具标志性特征，裸子植物含量较少，主要有山地松科，仍以单、双束松粉属为多，麻黄粉属仅个别出现。孢粉组合表明馆陶组沉积时期，淡水水生草本植物以及乔木植物增加，反映当时雨量充足，植被以森林为主，环境分析属亚热带湿润气候带。9．明化镇组
明化镇组厚度在620～710m之间，总体来说明化镇组岩性主要为棕黄、棕红色泥岩夹浅灰色粉砂岩。明化镇组自上至下可分三段，明一段岩性为棕黄，浅棕色砂泥岩互层，明一段电性标志为电阻呈锯齿状并由上向下电阻基值呈弧形增大，下界划在由大变小的拐点处。明二段以棕红色、浅棕红色砂质泥岩为主，夹薄层粉砂岩，下界划在高阻尖峰开始增多的一组粉砂岩底。明三段为棕红色泥岩，偶夹泥质粉砂岩，含石膏薄层及黄铁矿。明三段电阻高阻尖峰较多，下界划在大套泥岩底，自然电位曲线由锯齿状到平直的拐点处。
本组介形类多是馆陶组延续的属种，主要有正式美星介、粗糙土星介、双折土星介、浪游土星介、玛纳斯土星介等；轮藻主要有哈萨克斯坦栾青轮藻。沉积环境与馆陶组相似，均为陆上淡水沉积。孢粉主要有蒿粉属、小藜粉、蓼粉属、榆粉属、胡桃粉属、松科、水龙骨单缝孢属、小粗肋孢。孢粉组合特征表明该时期乔木植物明显减少，旱生植物数量增加，气候趋于干燥，亚热带植物减少，气温转凉。10．平原组
该地层是一套未经成岩作用的松散砂石层，底部为较硬的灰质砂岩。不稳定矿物含量高，角闪石高达30%～40%。电性标志其下界划在平直低电阻（2Ω以下）逐渐增大的拐点处，该段地层埋深340m左右，厚度在250～390m之间，岩性以土黄色、土红色黏土、砂质黏土为主，夹土黄色、灰色粉砂层、泥质粉砂层，底部含砾石。第三节 主要断裂带与构造—地层单元划分一、主要断裂带特征图1-3-1 博兴洼陷断裂体系特征和构造单元划分
博兴地区处在东营凹陷的西南部，全区以发育盆倾断裂和反向平行断裂为主要特征。从沙三段底断裂体系平面展布特征图上可以看出，断层的平面展布大致归为三组：近东西向、北东向和北西向（图1-3-1）。
平面上，断层的组合类型主要有平行、雁列和分叉三种。一些规模较大的二、三级断层存在雁列式组合特征；分叉（或斜交、合并）断层组合一般为规模较大的一些断层与其派生断层相交组合而成。此外，在博兴断阶带东部，南西西向构造面貌受博兴鼻状构造影响，构造面貌较复杂，断层平面上呈放射状分布。
剖面上，断层的形态较多，大致分为铲式、座椅式和平面式三种类型。铲式断层的特征是剖面形态上陡、下缓，构成上凹的曲面。一般情况是：下缓段主要发育于前古近纪地层中，上陡段出现于新近纪地层中。从研究区内实际资料看，不仅规模较大的断层如高青大断层呈铲式，而且规模较小的断层也可呈铲式。座椅式断层面形态上陡、中缓，向下又变陡，形似座椅。研究区内座椅式断层以石村断层一条东西向分支断层最为典型。断面倾角的这种变化与岩石的原始破裂角密切相关。平面式断层是盖层内次级断层的主要样式，其特点是断层面产状在剖面上变化不大，呈平面状。
博兴地区主要发育三条重要断层（表1-3-1），它们对于该地区的构造演化、地层发育及油气聚集起了至关重要的作用。表1-3-1 博兴地区主要断层要素表1．高青大断层
高青断层是本区的主要断层，它控制着青城凸起和博兴洼陷的形成和演化，对油气聚集起着重要作用。在区域上，高青断层呈S形，分为东西两段。东段走向为北北东向，延伸距离32km，南东东倾向，倾角50°～60°。新近系落差100～150m，古近系落差大于500m，最大落差4800m，水平断距4000m。西段为北西西向或东西向，延伸长度18km，南倾，倾角30°～50°，最大落差2200m，水平位移3500m。东西两段在高17块的西南端高17-17井附近（馆陶组底）相接，环绕青城凸起呈半环状延伸。在高青油田东北角的滨古35井附近，转为北东向，继续向东北方向延伸至平方王油田。
高青断层是一条长期继承性活动的基底大断层，为一级铲式正断层，是东营凹陷和博兴洼陷的西界断裂。它不但控制着青城凸起和博兴洼陷的形成和演化，而且控制着下降盘生油洼陷的展布和下降盘同生构造的形成以及上升盘潜山及披覆构造的发育，同时还是重要的油源通道，因此，对油气聚集起着重要的作用。
高青断层的发生、发展过程同整个东营凹陷的构造演化相一致。大约从中生代末期开始活动，古近纪为强烈活动期，其西段以沙四段、沙三段沉积时期活动最强烈，东段以东营期活动最为强烈（图1-3-2）。进入新近纪，活动强度逐渐减弱，至明化镇组沉积后期，断层基本停止活动。高青断层的活动对本区的地层发育、保存和构造的形成起到了控制作用。在断层上升盘，尤其在东南部断层转折部位，地层强烈抬升，长期遭受剥蚀，至馆陶中期才接受沉积，新近纪沉积较薄；而断层下降盘强烈沉降，堆积了巨厚的古近系沉积。图1-3-2 高青断层发育剖面图2．石村断层
石村断层是博兴地区东部一条长期继承性活动的基底大断层，为一级铲式正断层。其南支大约从中生代末期活动到古近纪末期，对博兴洼陷与纯化潜山的形成和演化均有重要的控制作用。
石村断层由东向西的变化规律具有以下特点：在广饶至石村一带，该断层表现为大型的单支正断层，下盘发育草桥—广饶单面山；自石村向西至纯化一带，该断层开始分解为（帚状）2～3个分支，每支断层的能量即相应减弱，单面山形态开始向地垒山过渡。分解后的断层北支以北北西向延伸，由于北部利津洼陷的强烈下陷，使其落差由南向北减小，并迅速消失于利津南坡的盆倾断裂带，该支断层活动早强晚弱，属于后期衰退的基底断层；中间一支规模很小，只是进一步复杂了潜山形态；南部分支走向北西西向，与北部分支有着“此强彼弱、此弱彼强”的活动制约性。
在石村断层分解处，由于单支断层力量的削弱，使下盘上升相对缓慢，而北部利津洼陷下陷的强烈牵引作用又伴生了利津南（纯化北）盆倾断裂，它们共同促进和完成了石村单面山向纯化地垒山的过渡与转化。3．博兴断层
博兴断层是博兴洼陷内一条继承性发育的盆倾二级平面状断层。延伸长度35km，北东东走向，倾向北北西，倾角40°～60°，最大落差1200m，水平断距1000m。它是产生于古近纪的基底次级断层，控制了博兴断阶带的发育。其下降盘发育了一系列鼻状构造，是油气聚集的有利场所。二、地层展布与构造—地层单元划分
博兴洼陷是东营凹陷内一个次一级构造单元，它位于高青—平南断层以东，石村断层以西，北接东营中央隆起带东南端，南接鲁西2隆起，整个洼陷东西向呈地堑式，南北呈箕状，面积约1320km。博兴洼陷四周分布有青城凸起、广饶凸起、鲁西隆起，并经过草桥—纯化潜山带、平方王潜山带与牛庄洼陷、利津洼陷相邻。
洼陷内的金家—正理庄—樊家鼻状构造带将博兴洼陷分成东、西两个沉积中心，柳桥构造则向北倾没于东部的博兴地区。其构造特征决定了其独特的油气聚集规律。
博兴洼陷受高青断层和石村断层共同控制，古近系一直处于稳定沉降的箕状洼陷。金家—樊家（以下简称金樊）鼻状构造带将洼陷分为东西两个沉积沉降中心。由于高青、石村断层发育的不平衡性，以及断层掀斜运动的影响，洼陷沉降中心由沙三段早期的东部博兴地区逐渐转移到沙三段中、晚期和沙二段早期的西部高青地区。可见博兴洼陷的发生、发展乃至于消亡都与高青断裂、石村断裂的活动紧密相关。
根据断层的发育和地层的分布特征，博兴洼陷（广义）可划分为一个负向二级构造带和四个正向二级构造带（孔凡仙等，1991），包括：
博兴洼陷：为研究区内的沉积沉降中心，构造断裂活动相对较弱，构造面貌较简单。洼陷内的主要断层——平南断层是石村断层西延的樊家部分，长约15km，是一条东西走向、继承性发育的断层，发生在济阳期，终止于东营期。该断层不仅控制着其南北两侧基底的性质，而且对古近纪地层的沉积、构造的发育也有明显的控制作用。
高青断裂构造带：该构造带位于博兴地区的西部，由长期继承性边界断层——高青断层控制。据现有资料分析，该构造带共发育有8条断层，主断层为高青断层。在高青断层的下降盘沿断裂构造发育有同沉积背斜、断鼻和断块。
博兴缓坡断裂阶状构造带：它是在前古近系古地形控制的斜坡背景上由同生断层切割形成的，为调整性断层，呈北东东向延伸，由北向南依次抬高的断块组成的断阶带，具有“先斜后断”（即先发育斜坡，后形成断裂）的发育历史。其构造较为简单。主断层博兴断层是一条北东走向继承性发育的正断层。博兴断阶带北临油源丰富的博兴洼陷，是油气聚集的有利场所。
金家缓坡超覆剥蚀带：该超覆剥蚀带是博兴洼陷南侧缓坡上长期继承性发育的构造单元，受基底岩层斜坡控制，古近系沉积向斜坡上倾方向层层减薄，或超覆，或退覆，或剥蚀，构造带“三线”（构造走向线、断层走向线、超覆尖灭线）近乎平行。该构造带虽简单，但各类圈闭发育，是油气聚集的有利地带。
金樊鼻状构造带：该构造带是博兴洼陷唯一的中央隆起带。它是沙四段沉积早期发育起来的继承性鼻状构造，并为后期断层复杂化。其成因复杂，既受始新统及以前古地形高的影响，又有高青断层、石村断层下掉而引起的挤压上拱作用的影响，还有渐新世晚期侵入岩活动的影响。该鼻状构造带对沙四段—沙三中亚段砂体的分布影响较大，后期对油气的聚集有一定的控制作用，是油气聚集的有利场所。
博兴地区的油气聚集明显受这些正向二级构造带的控制，形成了以正向构造带为背景的多个油气聚集带。第二章 沙四段层序地层划分与三维格架特征第一节 层序地层发展及高精度层序划分方案
从20世纪70年代的地震地层学发展而来的层序地层学，经过近40年的不断完善和发展，已成为地球科学中一门新兴的、研究盆地沉积充填和进行资源预测的重要理论和方法体系，对沉积学、地层学等的发展产生了重要影响，也成为油气勘探的重要手段。如图2-1-1所示，400～650m距离内两口井在测井曲线形态上具有很好的相似性，如果按照传统的地层对比、岩性对比，而不考虑其沉积充填和成因构成，一般按图2-1-1中（a）对比所示；在层序和等时地层格架的概念出现后，注重了沉积充填的成因机制，将不同时期形成的三角洲河口坝前积层进行等时的地层对比，从而从真正意义上揭示了沉积体的内部构成特征和形成过程，在油气勘探和开发布井中尤为重要，深刻反映了层序地层的重要贡献和强大生命力。图2-1-1 传统的地层对比与等时地层格架的对比一、传统的层序地层学理论体系
现代意义的层序地层学是由B. U. Haq和P. R. Vail（1987）等Exxon石油公司的学者们系统提出的。按Exxon层序地层的理论体系，盆地沉积层序可划分为五级层序。Vail和Haq等是以海平面的五级周期变化来界定层序的级别的。一级（巨）层序（>50Ma）和二级（超）层序（3～50Ma）是以巨或超周期的海平面区域性下降形成的不整合面为界。这些界面的发育被认为与区域性构造和冰川作用有关，因此，一、二级层序一般属于构造层序。三级层序（0.5～3Ma）为基本层序，由不整合和与之对应的整合界面所限定的一套在成因上有联系的地层所组成。三级层序的成因极为复杂，一直存在着争议和分歧。全球海平面变化、气候变化、局部构造作用以及沉积物供给量的变化都可能对三级的沉积旋回产生明显的影响。三级层序界面常被认为是一种侵蚀不整合界面，与海（湖）平面或沉积基准面下降引起的下切侵蚀作用直接相关。三级层序内依据初始和最大海（湖）泛面可进一步划分低位、海侵（水进）和高位三个沉积体系域。体系域内以次一级的海（湖）泛面为界可划分准层序，依据准层序的叠置形式，可划分出进积、退积和加积等准层序组。高位体系域一般由进积或加积准层序组组成，水进体系域多发育退积准层序组，而低位体系域的准层序组为加积或进积的形式。准层序组一般相当于四级（0.08～0.5Ma）层序，而准层序相当于五级（0.03～0.08Ma）以及六级（0.01～0.03Ma），层序的发育与高频的海平面或沉积基准面有关。米兰科维奇周期一般被认为是引起高频海平面和气候变化的主要因素。四级、五级、六级的层序形成有可能与偏心率周期（0.1Ma）、倾斜率周期（0.1）、岁差周期（0.019～0.023Ma）变化导致的海平面或沉积基准面的变化密切相关。湖平面的高频变化往往是气候变化的结果。这种高频的周期变化一般来说很难用构造升降变化来解释。沉积物供给量的变化，如河流的改道等也可能是造成五级和六级层序的原因之一。Vail等提出的方案（表2-1-1）得到了人们较为广泛的接受，Embry（1993）系统总结了各级别层序的关系及其界面特征（图2-1-2）。表2-1-1 层序级别的时间跨度（据Vail等，1991年修改）
结合了层序地层学的基本原理和构造活动盆地的地域特色，我国陆相湖盆沉积层序可采用林畅松等（2000）提出的划分方案（表2-1-2）。一级、二级、三级层序以不整合或区域性的水退界面为界，与Vail等的巨层序、超层序和层序对应。但其地质含意与被动大陆边缘盆地的层序界面不同，它强调了盆地构造作用及其演化对层序发育的控制，一级、二级层序界面往往是古构造运动面。四级、五级层序以水进界面为界，相当于准层序组和准层序。图2-1-2 不同级别层序关系及其界面特征（据Embry, 1993）表2-1-2 陆相构造活动盆地层序级别的划分方案（据林畅松等，2000）二、陆相断陷湖盆层序地层学发展和应用
在隐蔽油气藏的基础地质研究工作中，沉积学研究是极为重要的方面。特别是近年来随着构造沉积学、高分辨率层序地层学、高分辨率物源示踪技术和精细沉积动力学过程研究及其数值模拟技术的发展，沉积学家深入研究了湖泊基准面变化制约沉积充填的机理，对一定构造阶段形成的、成因上相关联的多个层序叠置而成的大型沉积（复合）体有了更加深入的了解，使得在三维空间尺度上准确预测沉积体分布的可能性有了新的提高。目前对沉积充填过程中构造作用、物源供给与古气候动力学等驱动机制的耦合研究已成为国际沉积学的热点，尤其在陆相盆地中这一领域的研究正显示出极大的活力。
层序地层学是研究等时地层格架及其内部有成因联系的岩相关系的一门新兴地质分支学科（Vail等，1977；Wagoner, 1990）。其概念及模式建立在被动大陆边缘的研究基础之上，其基本概念和原理在陆相盆地中得到了应用和发展（Varnai, 1992; Dam, 1993）。在构造活动盆地中，构造作用对盆地充填往往起到更重要的控制作用，盆地构造的阶段性演化或幕式构造作用、构造沉降速率变化、同沉积构造活动对盆地的可容纳空间、沉积速率、沉积物源等都可产生深刻的影响（Vail, Eisner等，1991）。
20世纪80年代末，Jerney（1988）、Posamentier（1988）开始尝试应用层序地层学的分析方法研究陆相地层。
在被动大陆边缘盆地中，依据海平面变化周期及其形成的不整合面、对应的整合面及海泛面划分出五级层序单元，即巨层序、超层序、层序、准层序组和准层序（Vail等1977，1999）。相应地可以依据不整合面及与之对应的整合面划分湖盆的沉积层序，而准层序或准层序组可以以湖泛面为界。
Steel（1998）比较详细地探讨了海相半地堑型裂谷盆地同期裂谷的沉积物建造，在Surlyk（1978）和Gawthorpe等（1994）研究的基础上进一步探讨了硅质碎屑层序地层建造控制的综合作用：水系发育、沉积充填对断块掀斜、抬升的响应；沉积物补给的作用以及滨线位置的重要性。根据充填期构造产生的可容纳空间与沉积物补给的关系，提出了四种裂谷盆地或半地堑的沉积物充填模式，即过补偿型、补偿平衡型、欠补偿型和饥饿型。
由于陆相湖盆的物源近、构造相对复杂、湖平面变化频繁、沉积层序内的体系域组成变化大，国内外学者建立了各种不同构造古地理背景下的湖泊层序地层或沉积充填模式。90年代，就广泛开展了对现代和古代的河流及碎屑湖盆充填的研究，并初步提出了各种与经典的被动大陆边缘盆地不同的层序地层模式（Wright等，1993; Risch等，1996），并揭示了湖盆层序模式的复杂性与多样性（Ebinger等，1984; Varnai, 1992）。
Scholz等（1990）和Cohen等（1991）较早地研究和提出了非洲Tanganyika半地堑湖盆的层序地层模式。Olsen等（1991）总结提出了三种类型的湖泊层序地层格架和体系域分布模式：第一种是以深湖背景的Richmond型；第二种是以浅湖盆为背景的Newark型；第三种是干旱气候条件下的盐湖型沉积层序。
我国学者通过对断陷湖盆层序地层的多年研究，总结了断陷湖盆的层序地层模式。顾家裕（1995）提出过断陷和坳陷盆地的层序地层模式；纪友亮等（1996）通过对济阳坳陷东部地区古近系的研究，划分了敞流和闭流湖盆两种类型；魏魁生等（1996）通过对松辽盆地的研究提出了非海相断陷、坳陷盆地的层序地层样式；林畅松等（1996, 2001）在二连等断陷盆地的研究，概括出发育于不同构造演化阶段的湖盆沉积层序模式，它们在沉积体系域构成等方面存在明显差异；李思田、潘元林（2003）、林畅松（2000，2003）等对渤海湾盆地济阳坳陷古近系沙河街组的层序地层研究，提出了断陷湖盆“构造坡折带”的概念，揭示了湖盆中层序发育的复杂性，并总结了陡坡带、缓坡带和轴向带的层序地层模式。
沉积层序的发育演化主要受到构造作用和气候变化的影响，在陆相盆地中尤为如此（Shanley, 1994）。许多研究表明，湖盆沉积充填中相对高级别的沉积层序（Ⅰ级、Ⅱ级）往往与构造作用或构造沉降速率的变化相关（李思田等，1996；罗立明，1999；林畅松等，2001，2002），而相对低级别的沉积层序（部分Ⅲ级和Ⅳ级、Ⅴ级层序）的发育则主要受控于气候变化引起的湖平面变化（Anadon等，1991）。三、高精度层序地层学的提出和发展
高分辨率勘探资料的获取和高精度目标研究是高精度层序地层学发展的前提和要求。随着勘探手段的发展和研究尺度的精细，根据野外露头、岩心、测井和高分辨的浅层三维地震资料为基础的大量研究和勘探实践表明，以早期在地震剖面上观察到的几何特征为基础而建立的地震地层学的基本原理和方法，可以应用于小尺度的沉积体几何特征的研究，从而促进了“高精度层序地层学”的提出。近年来，层序地层学的研究不断从盆地规模的层序和沉积体系域分析向沉积微相和储层规模的高精度层序地层分析深化。Wagoner（1991）率先提出高频层序地层学的概念，Posamentier（1992）在小型扇三角洲内开展高频层序地层学研究，后来Cross（1993）发展了高分辨率层序地层学理论，将各种地层层序简单地分为基准面上升半旋回和下降半旋回两个阶段的产物，认为“受海平面、构造沉降、沉积负荷补偿、沉积物补给、沉积地形等综合因素制约的地层基准面是理解层序成因并进行层序划分的主要依据”，使层序的划分和对比更加精细。林畅松等（2000，2002）根据我国陆相断陷湖盆层序地层发育的特征，发展了高精度层序地层理论，认为高精度层序地层单元是在三级层序—体系域基础上进一步划分的四级、五级层序，并得到油气高勘探程度区和开发区储层对比的广泛应用。大量的研究已表明，高精度的层序地层格架可为精细的沉积体系、沉积相分析和砂体分布预测提供有效的地层对比框架。相对于以有限的钻井和露头及地震剖面等资料为基础的低精度层序地层分析而言，通过密集的钻井和露头、岩心等资料、生物地层和高分辨率的三维地震资料的层序地层学研究可称为高精度层序地层学，在层序成因研究、沉积储层对比和油田勘探中都取得了很好的效果。
高精度的层序地层单元主要是指在三级层序基础上进一步划分的四级、五级层序和体系域。三级层序仍是Exxon的层序地层理论中由不整合及其与之对应的整合面所限定的地层单元，以可观察到的不整合及其对应的整合面为界。四级层序是三级层序内两次沉积基准面明显上升之间的沉积旋回，以相对易于追踪对比的水进界面为界。五级层序代表单一的水进或水退的沉积旋回或准层序组（图2-1-3）。上述划分方案的确立基于下列认识：
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