中國地質大學地震層序與地震相分析圖
1. 南海北部神狐海域新近紀以來沉積相及水合物成藏模式
匡增桂，郭依群
匡增桂（－），男，工程師，主要從事石油地質和天然氣水合物的研究，E-mail:[email protected]。
註：本文曾發表於《地球科學——中國地質大學學報》2011年第36卷第5期，本次出版有修改。
廣州海洋地質調查局，廣州510075
摘要：廣州海洋地質調查局自2000年以來在南海北部陸坡區相繼開展了多個航次的天然氣水合物資源的調查及研究工作，取得了非常豐富的地震資料。本文在對這些地震資料精細解釋的基礎上，識別出了6種典型的地震相：透鏡狀前積相、丘狀前積相、V字形充填相、席狀平行相、底辟－氣煙囪狀雜亂相、丘狀雜亂相；並由此分析出3種類型的沉積相：深水濁積相、滑塌相、峽谷水道相。再結合BSR在研究區范圍內的分布，研究BSR與各沉積相之間的空間位置關系，由此分析出了3種水合物成藏模式：斷層溝通濁積扇體成藏模式、斷層溝通峽谷水道成藏模式、斷層溝通峽谷水道及滑塌扇體成藏模式。
關鍵詞：南海北部；天然氣水合物；沉積相；成藏模式
Sedimentary Facies and Gas Hydrate Accumulation Models Since Neogene of Shenhu Sea Area,Northern South China Sea
Kuang Zenggui,Guo Yiqun
Guangzhou Marine Geological Survey,Guang Zhou 510075,China
Abstract:Guangzhou marine geological survey have been carried out numbers of voyages for gas hydrate investigation and research at the continental slope of northern South China Sea since 2000 and aquired abundance of seismic data.On the basis of detailed interpretation of those seismic data,This paper recognized six typical seismic facies:Lenticular progradation facies;hummocky progradation facies; V-shaped filling facies; sheet parallel facies ; diapir-gas chimney disorderfacies; hummocky disorder facies.Thus developed three sedimentary facies including deep sea fan,slump and canyon channel facies.Combined with the distribution of the BSR in the study area and researched the spatial relationship of the BSR and the variety of sedimentary facies,three gas hydrate accumulation model had beenfound:fault communication with deep seafan,fault communication with canyon channel and fault communication with canyon channel and slump fan.
Key words:northern South China Sea; gas hydrate; sedimentation facies; accumulation model; marine geo1ogy
0 引言
南海北部為拉張型被動大陸邊緣[1]，屬於歐亞板塊、印度—澳大利亞板塊及太平洋板塊的交匯處，區域地質背景復雜，新生代發育巨厚沉積，具有豐富的油氣資源[2]。2005年以來，廣州海洋地質調查局先後在南海北部神狐海域布置了多個准三維地震測網，隨後在多個地區發現了BSR、振幅空白區和地震高速帶等反映水合物存在的地球物理異常標志。2007年，廣州海洋地質調查局在神狐海域布置8口水合物鑽探井，並成功獲取天然氣水合物樣品，這標志著神狐海域將成為未來幾年水合物勘探的重點區域，因此研究神狐海域特別是水合物賦存的新近系沉積相以及水合物的成藏模式，將具有非常重要的現實意義。
1 研究區概況
神狐海域天然氣水合物穩定域主要分布於南海北部珠江口盆地珠二坳陷，並以其中的白雲凹陷為重點靶區。白雲凹陷位於珠江口盆地南部凹陷帶，水深為200～2 000 m，其北部與番禺低隆起相接，南端是珠江口盆地的南部隆起帶[3]。2005至2009年，廣州海洋地質調查局在神狐海域布置了多個准三維地震測網，其中本文的研究區如圖1所示。
圖1 研究區及構造單元位置圖
從研究區的區域構造背景來看，珠江口盆地的發展與南海演化密切相關，南海是西太平洋地區一個最大的邊緣海盆地[4]，受歐亞板塊、太平洋板塊和印澳板塊相互運動所制約，具有典型的邊緣構造特徵：東部為匯聚陸緣，北部、西部為離散陸緣。在東部匯聚陸緣南海板塊沿馬尼拉海溝向東俯沖，形成疊瓦狀逆掩推覆的增生楔，北部、西部離散陸緣發生一系列的擴張裂陷、剪切、沉降作用，形成大中型沉積盆地[5]。姚伯初[6]認為南海北部陸緣新生代發生過3次區域性構造運動：神狐運動、南海運動和東沙運動。神狐運動發生於白堊紀晚期—古新世早期，在地震剖面上表現為區域性角度不整合（Tg），上白堊統—中、下古新統地層缺失，地殼迅速減薄，南海北部陸緣的前新生代褶皺基底進入裂陷早期，珠江口盆地北部斷陷帶開始發育；南海運動發生於始新統晚期—早漸新世，南海海底擴張形成破裂不整合面，南海運動是最為強烈的一次構造運動，延續時間長，海水從南向北大規模入侵，盆地由裂陷向坳陷轉化；東沙運動發生於中中新世末，使盆地在沉降過程中發生斷塊升降，隆起剝蝕，並伴有擠壓褶皺、斷裂和頻繁的基性岩漿噴發。三大區域性構造運動對南海北部陸緣盆地的沉降、沉積充填具有明顯的控製作用[7]。珠江口盆地第三紀的構造演化與南海北部陸緣具有相似的過程，經歷了古近紀裂陷和新近紀坳陷兩大階段，具有雙層結構[8]，而白雲凹陷是一個復式地塹，垂向上具有斷陷、斷延和坳陷三層結構[9]，是一個強烈構造變形區，岩石圈地殼強烈減薄，凹陷長期持續沉降，岩漿活動較多[10]。
2 神狐海域新近紀層序地層劃分
南海北部的層序地層學研究前人已經開展過很多積極有效的工作，本文結合2007年神狐海域水合物鑽井層序劃分（SH-7、SH-5）以及ODP在南海北部1 146、1 148站位所獲得的資料，在神狐海域中新世以來的地層中識別出3個三級層序界面：分別為T1、T2、T3；分別對應於層序A、層序B、層序C的底界面（表1）。
從地震資料來看，T1界面主要表現為高頻、中振幅、連續反射的特徵，可見較為明顯的上超和削截現象，在研究區的西北部發育下切谷。T2界面總體表現為高頻、弱振幅、連續性較差的反射特徵，可見上超反射，該界面之上為雜亂反射層，之下為一套前積反射層。T3界面表現為中高頻、中振幅、連續性好的反射特徵，界面之上可見較為明顯的下超反射，並發育河道，界面之下為一套連續的近平行反射。
表1 神狐海域層序地層劃分
3 地震相類型及特徵
地震相識別通常是在分析地震相標志的基礎上來進行的，常見的地震相標志可分為3類：地震反射結構、地震反射構造和地震相單元外形。它們從不同的角度反映了不同的地質意義，對地震相標志的識別，形成了地震相及沉積相研究的主要內容。
綜合分析地震反射特徵之後，依據常規的地震相分類原則，即「外部形態＋內部屬性」的命名原則，在研究區內晚中新世以來的層序中共識別出了以下6種地震相類型（圖2），分別為透鏡狀前積相、丘狀前積相、V字形充填相、席狀平行相、底辟－氣煙囪狀雜亂相、丘狀雜亂相，其反射特徵及相應的地質解釋如表2所示。
圖2 神狐海域地震相類型
表2 神狐海域地震相類型及特徵
4 地震相－沉積相分析
沉積相分析是建立在地震相劃分的基礎上，主要是通過對區域地質特徵以及各層序的地震相和鑽井資料的綜合解釋來研究。研究區位於南海北部陸坡中段的神狐暗沙東南海域附近，二級構造單元隸屬於白雲凹陷。從前人研究成果來看，白雲凹陷深水區發育了大量的深水扇體，而陸坡處由於坡度的增加，在表層時常發育滑塌體。基於以上的認識，再結合研究區內地震相標志的分析，在研究區內識別出了3種類型的沉積相，分別為深水濁積扇、滑塌沉積相以及峽谷水道相。下面就這3種沉積相分別加以闡述。
4.1 深水濁積扇
如圖3所示，層序C主要發育了一套透鏡狀下超前積型地震相為主的一套地層，根據前人研究成果，透鏡狀下超前積型地震相與短距離運輸扇體有密切關系[1]。而在層序C沉積時期，研究區處於南海北部陸坡的中段，是濁積扇發育的有利區帶，因此可以推測層序C這套以下超前積反射為特徵的地層是濁流沉積作用的結果，並在平面上形成了深水濁積扇體。
據現代海底調查發現，在大多數陸坡的下部海底峽谷口外的深海底，都發育有大規模的扇狀沉積體，它們主要是濁流形成的泥砂質再沉積產物，在縱向剖面上，可以劃分出扇根、扇中和扇端3個沉積亞相[11]。如圖3所示，根據地震相形態可以識別出扇中和扇端2個沉積亞相：其中扇中主要是以前積反射為主，且在層序的底界面上還可以發現小型的濁積水道；而扇端則是處於比較遠的位置，地震反射形態也主要是以水平加積為主，沉積物顆粒相對於扇中逐漸變細，並向深海相過渡。
4.2 滑塌沉積相
圖3 層序C深水濁積扇地震反射形態圖
如圖4所示，在層序B的底界面附近發育了一個以同相軸雙向下超為反射特徵的沉積體，在該沉積體的上部發育了一系列斷階狀正斷層，而其中的斷層F斷面呈鏟狀展布並幾乎與層序界面重合，可以判定斷層F是在拉張環境下由於重力作用而形成的一個剪切面，上覆沉積物沿著這個剪切面向下滑移。在滑塌作用發生的最初階段，剪切面還未形成，只有小量的沉積物發生了滑移，它們在重力穩定區域內二次沉積，逐漸形成了雙向下超的滑塌扇體；而隨著上覆沉積物的不斷堆積，在一定的觸發機制下，沉積物沿著由於二次沉積而欠壓實的塑性層面發生剪切滑動，形成了滑塌剪切面；在剪切面形成之後，地層會隨著上覆沉積物的增加而發生周期性的大規模的滑塌事件，直至老的剪切面被上覆沉積物壓實之後新剪切面的出現。
圖4 層序B滑塌扇地震反射形態圖
滑塌沉積相是本區最重要的一個沉積相類型，沉積物由於滑塌作用而發生了二次沉積，其壓實程度應該是低於正常沉積的地層，所以沉積物物性通常較好、孔隙度較大，有利於水合物的形成與發育。但滑塌區通常也是構造的活躍區，構造活動也會對水合物的成藏起到破壞作用。因此，在研究滑塌沉積相對水合物的成藏控制時要將各種因素綜合起來分析。
4.3 峽谷水道相
如圖5所示，在層序A與層序B之間發育了一個與圍岩呈「V」字形接觸，內部反射呈平行－近平行狀的地質體，其發育范圍嚴格受周圍斷層的控制，根據該地質體的外形特徵以及受斷層控制的特點，可以判定該地質體具有廢棄峽谷水道沉積的特徵。在海底陸坡區域，由於陸架碎屑流、濁流以及海底洋流的長時間作用，時常會在構造薄弱帶發育一些大規模的海底峽谷，這些峽谷大多受深部斷層控制。在峽谷發育的早期階段，陸架碎屑流、濁流攜帶大量泥沙對構造薄弱帶的海底沉積物進行強烈的沖蝕作用，逐漸發育成「V」字形的沖蝕溝。這個時候海底峽谷內由於水動力作用強而幾乎不接受細粒沉積，地貌上表現為明顯的下凹地形，絕大多數的沉積物被搬運到更遠更平緩的地方沉積。但隨著斷層活動性的減弱以及可容納空間的減少，峽谷水道由於初期的粗粒沉積以及後期水道邊緣以及上游出現的滑塌事件而逐漸淤積，導致陸架碎屑流及濁流的改道，從而發生了峽谷水道的廢棄作用，淤積層呈平行－近平行狀充填在峽谷水道里，形成了地震剖面上平行－近平行狀的同相軸反射特徵。
由於峽谷水道的發育嚴格受斷層發育的控制，因此當斷層的活動性增強時，峽谷水道開始發育，而當斷層活動性變弱時，峽谷水道則發生廢棄作用。所以當斷層的活動性發生周期性變化時，峽谷水道的發育以及廢棄也會發生周期性的轉變。如圖5所示，在地震剖面上，北邊的高部位地區從深至淺發育了4期峽谷水道沉積，它們沿著主斷面相互疊置甚至切穿了前期的峽谷沉積，隨著主斷層的活動性而發育和廢棄。而由於峽谷水道的侵蝕作用，使得峽谷兩岸的地勢逐漸變陡而成為滑塌事件發育的有利場所。峽谷北岸由於滑塌而發育了一個不穩定體，該不穩定體在海底洋流和重力的作用下會對峽谷進行逐步的充填，從而完成峽谷的廢棄作用。
圖5 多期水道疊加地震反射形態圖
5 水合物成藏模式
通過對研究區內地震相－沉積相的分析，再結合BSR在研究區內的空間分布，本文總結出了研究區內3種類型的水合物成藏模式：斷層溝通濁積扇體成藏；斷層溝通峽谷水道成藏；斷層溝通峽谷水道及滑塌扇體成藏。
5.1 斷層溝通濁積扇體成藏模式
如圖6所示，在層序C的西北方向發育了一套濁積扇的沉積，在這個剖面上由於氣體及斷裂的影響，扇體發育部位的地震反射顯得較為雜亂，但是仍可以根據圖3所示的反射特徵對其進行識別。在這個剖面上，可以發現2條深大斷裂將深部的游離氣聚集到濁積扇體中，再通過淺表發育的斷層向上運移，及至水合物穩定帶，在特定的溫壓條件下，形成了水合物；而在地震剖面上可以觀察到BSR以及由於游離氣的聚集而形成的空白帶。
這種成藏模式主要發育在研究區的西北部， BSR在平面上分布與層序C發育的濁積扇體相吻合，表明水合物的發育嚴格受到了濁積扇體的控制；這主要是因為濁積扇體由於具有較好的物性而能成為游離氣的儲集場所，保證了形成水合物的氣源條件，再加上眾多大斷裂及微小斷裂的發育，從而促使了水合物的成藏。
5.2 斷層溝通峽谷水道成藏模式
如圖7所示，在層序C內發育了一條早期受深部斷裂控制的峽谷水道，在地震剖面上表現為明顯的V字形充填反射特徵，這條峽谷水道後因峽谷的廢棄作用被充填掩埋；而控制峽谷水道發育的斷層並沒有延伸至海底，說明斷層在現階段已經不活動了，從而不會對水合物的成藏起破壞作用。峽谷水道沉積由於粗碎屑較多而具有較大的孔隙度，是游離氣儲存及運移的良好通道，深部的游離氣通過斷層和峽谷水道的粗碎屑沉積向上運移至水合物穩定帶，形成水合物。地震剖面上仍然可見清晰的BSR,BSR與峽谷水道之間發育的空白帶也非常明顯。
這種成藏模式主要發育在研究區中部有峽谷水道存在的部位，在平面上嚴格的受峽谷水道的控制。其主要原因是由於峽谷水道沉積具有較好的物性，其發育本身還受深大斷裂的控制，因此是游離氣良好的運聚通道，從而為水合物的形成創造了有利的條件。
圖6 斷層溝通濁積扇體成藏模式
a.地震反射剖面圖；b.成藏模式圖
5.3 斷層溝通峽谷水道及滑塌扇體成藏模式
如圖8所示，在層序C內發育了一條峽谷水道，該峽谷水道與圖7所示的峽谷水道在平面上為同一條水道，從地震反射形態來看，內部呈平行至近平行狀，外部呈明顯的V字形。而在層序B內則發育了一套滑塌扇體的沉積，從地震反射形態來看，滑塌扇體內部以同相軸雙向下超為特徵，外部通常呈丘狀，主要發育在斜坡—坡折的位置。從物性來看，峽谷水道沉積具有較粗的顆粒，滑塌扇體也由於經過搬運分選及二次沉積而具有較大的孔隙空間，因此這2種沉積相類型都是游離氣運移及匯聚的良好場所。從圖8來看，深部的游離氣由於眾多斷裂的溝通，迅速向峽谷水道及滑塌扇中聚集，再向上運移至水合物的穩定帶，形成水合物。在這個剖面上仍可以發現明顯的BSR以及游離氣在峽谷水道及滑塌扇中形成的空白帶。
圖7 斷層溝通峽谷水道成藏模式
a.地震反射剖面圖；b.成藏模式圖
這種成藏模式主要發育於研究區的東部峽谷水道及滑塌扇體發育的部位，峽谷水道及滑塌扇體具有良好的物性以及眾多斷層的溝通是這種成藏模式發育的關鍵因素。但是仍然可以發現，峽谷水道與滑塌扇體雖然具有良好的物性，但只是作為游離氣運移與匯聚的場所，並非水合物成藏的場所；這主要是因為水合物成藏要滿足特定的溫壓條件，只有在水合物穩定帶內才能成藏，這也是水合物成藏與油氣成藏的差異所在。
圖8 斷層溝通峽谷水道及滑塌扇體成藏模式
a.地震反射剖面圖；b.成藏模式圖
6 結論
1）南海北部神狐海域水合物研究區新近紀以來主要發育了3種類型的沉積相，分別為深水濁積扇、滑塌沉積以及峽谷水道。深水濁積扇主要分布在晚中新世層序C中，滑塌沉積主要分布在上新世層序B及第四紀層序A中，峽谷水道則在3個層序中均有分布。
2）這3個沉積相類型與斷裂的組合控制了水合物的成藏，研究區內主要發現了3種類型的成藏模式，分別為斷層溝通濁積扇體成藏模式、斷層溝通峽谷水道成藏模式、斷層溝通峽谷水道及滑塌扇體成藏模式。這3種類型的沉積相雖然具有良好的物性，卻不是水合物的儲層，而只是游離氣運聚的有利場所，水合物的成藏仍然要受到溫壓條件的限制。
參考文獻
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2. 地震地層分析流程
國內外地震地層學研究已經有很多研究成果，本書以川東南地區為例，以儲層識別及預測為出發點，以地震層序的對比劃分和地震相研究為核心內容，地震地層學研究的主要流程如下。
（1）地震反射界面標定及解釋
地震反射界面的標定解釋是地震地層解釋的基礎，要盡可能精細地解釋目標層段的層位。
（2）選擇主幹地震剖面進行地震層序分析
很明顯，同一種地質體在不同方向的地震測線上所表現出的地震現象是不同的，所以通常在全面開始地震地層解釋的時候，先選擇垂直於構造走向、資料信噪比高、偏移歸位較好的地震剖面進行初步分析，確定全區層序模式，然後再推廣到全區進行解釋。
（3）識別地震層序與體系域
層序與體系域的劃分是以反射波終止現象為依據的。反射波終止現象反映的是地層之間的不整合關系，這正是層序分析的基石。地震層序分析必須在兩個方向進行，否則會得出錯誤的結論。在一個方向的地震剖面上表現為上超現象，在另一個方向上則可能表現為整一現象。通常在兩個方向上都表現為上超的，才是最可靠的上超現象。
（4）地震相分析及平面展布組合規律分析
地震相分析是分析地震反射特徵與沉積相甚至儲集體之間關系的一種分析方法。與地震地層分析相似，地震相分析也必須從平面組合關繫上研究，地震相的組合關系更具有地質意義，但在研究工作中這往往被忽略。
（5）地震相與沉積相關系分析
通過地震反射結構、反射波組外部形態及其相互之間的關系，分析古地理環境、水流方向、海（湖）平面相對升降、水動力條件等，以沉積相分析的觀點來解釋地震相在平面上的分布特徵，這也是地震相解釋的核心。
（6）典型儲集體地震相特徵分析
很多的儲集體在地震剖面上都有一定的特徵，由於復雜儲層橫向變化劇烈，地震剖面上反射波組特徵變化較大，通常表現為特殊的外部形態結構（比如丘形、隆起、側積等）及內部地震屬性的變化（如強振幅、低頻率等）。
（7）利用地震層序和地震相研究成果對儲層進行綜合識別
在劃分的地震層序及體系域內對地震相特徵進行平面分析，綜合地質和地球物理資料對儲層進行綜合識別。
3. 奧陶系地震層序劃分與對比
(一)奧陶系地震層序標定
通過對台盆區中部鑽遇奧陶系的探井進行分析,優選出26口揭示地層較多並且過主要地震大剖面的探井進行地震標定。首先利用最新鑽井分層方案確定了T8、Tg7、Tg5-1等盆地級的標志層,然後在標志層的約束下對奧陶系的6個地震反射層進行了標定(圖1-3-2, 圖1-3-3)。
圖1-3-2 羊屋2井地震合成記錄標定圖
圖1-3-3 英買2井地震地質層位標定圖
通過對26口探井的層位標定,確定了台盆區中部地震反射層序與年代地層和岩石地層的對應關系 (表1-3-1)。
表1-3-1 塔里木盆地台盆區中部奧陶系地震層序劃分表
圖1-3-4 英買2井—英買3井—羊屋2井地震層序地層格架大剖面(TLM—L350)
圖1-3-5 塔參1井—塔中30井—草湖1井地震層序地層格架大剖面(TLM—Z60)
(二)奧陶系地震層序對比與解釋
應用26口重點探井的標定結果,對台盆區中部資料品質較好的14條骨幹大剖面進行地震層序對比與解釋, 並且建立了區域地震層序格架(圖1-3-4, 1-3-5)。
各地震層序特徵如下:
Tg5—Tg5-0層序總體為一套連續性較差的多相位較高頻反射,與下伏Tg5-0—Tg5-1層序呈不整合接觸關系,在塔中北坡和塔北南坡這種接觸關系相當明顯, 界面為Ⅰ型層序邊界。該地震層序在英買力地區變薄, 連續性變好, 反射變強。塔南地區缺失該地震層序。
Tg5-0—Tg5-1層序即過去的Tg5—Tg5』 層序。在台地相區,其底界面(Tg5-1)為碎屑岩與碳酸鹽岩之間的反射界面, 台地相區與盆地相區過渡帶可見大量上超現象, 為大型侵蝕界面。
Tg5-1—Tg5-2層序即過去的Tg5』—Tg5』 』層序。從鑽井分層標定結果來看,在塔北地區該地震層序僅厚100m左右, 而在塔中和巴楚地區厚達300～880m, 在塔中三維地震上可以見到與Tg5-2—Tg5-3層序的不整合接觸關系, 塔東地區該地震層序厚度較薄。
Tg5-2—Tg5-3層序為一套弱至空白反射, 是厚層—塊狀碳酸鹽岩的地震反射特徵。在哈拉哈塘地區該層序底界反射較連續, 特徵清楚; 而在塔中、巴楚地區則比較難識別。
Tg5-3—Tg5-4層序為一套3～4個相位的低頻較連續反射,厚度較大, 與下伏地層呈假整合接觸關系。
Tg5-4—Tg6層序為一套3～4個相位的中頻較連續的反射,厚度要小於Tg5-3—Tg5-4層序,在寒武系台地邊緣相帶位置與下伏層序呈不整合接觸關系, 而台地內部則未見這種現象。
4. 古郯廬帶滄浪鋪期地震事件、層序及構造意義
Seismic Event,Sequence and Tectonic Significance in Canglangpu Stage in Paleo-Tanlu Zone
喬秀夫高林志彭陽李海兵
原文刊於2001年中國科學（D輯）第31卷，第11期，英文版刊於2002年Sciencein China,Vo L45 No.9。應用地震災變記錄與層序地層（3級層序）結合討論郯廬斷裂在中生代是否存在大平移的問題。現刊印文圖3更換為彩色照片。第14章（本書下一章）是對大林子組近年來研究的最新總結，有許多新的認識。13章中個別圖件與14章中圖件有所重疊，為了保持歷史原貌及當時的認識，13章中的圖件及解釋均未作刪改。
膠遼徐淮地區下寒武統的滄浪鋪階沿郯廬斷裂兩側分布。遼東半島的滄浪鋪階包括葛家屯組、大林子組與鹼廠組（位於郯廬斷裂東側）。大林子組形成於濱海薩布哈環境，整個岩組充滿了地震災變事件記錄，其特徵為液化泄水脈、水塑性褶皺、水塑性微斷層（三者相伴生），液化捲曲變形、液化角礫岩與砂岩牆；總結了薩布哈泥質岩中的地震液化序列。蘇皖北部的滄浪鋪階（位於郯廬斷裂西側）包括金山寨組、溝後組下段及上段。溝後組同樣系乾旱的潟湖環境沉積，與大林子組為同一氣候帶岩組，但在蘇皖北部的滄浪鋪階岩組中未發現地震事件記錄。蘇皖北部滄浪鋪階可識別出4個層序，但在遼東半島則缺少一個層序。從災變事件、層序地層以及具體岩組岩性對比角度，不支持遼東半島的滄浪鋪階系由蘇皖北部於中生代平移數百公里至目前位置的觀點。
古郯廬帶（圖1）指吉林南部、遼東半島、山東半島中部及蘇皖北部，它位於中朝板塊東部，是新元古代的板內強地震帶，發展時間為震旦系—晚石炭世早期[1～4]。古郯廬帶中的下寒武統滄浪鋪階在遼東半島包括葛家屯組、大林子組及鹼廠組（昌平組）等3個岩組[5]，這3個岩組在古郯廬帶中可追蹤對比（圖2）。
1大林子組地震災變記錄
寒武系大林子組（
1.1岩性與環境
大林子組可分為4個岩性段（圖2）。第1段為中－粗粒、紅－黃色砂屑岩，具十分發育的魚骨狀交錯層理，厚15 m，代表潮間帶與潮下帶環境。第2段為紅、黃、綠等含石英粉砂的白雲質泥岩及綠色伊利石、綠泥石頁岩，具一系列地震誘發的液化泄水脈構造、石膏層及石膏溶解後的鹽溶角礫岩（圖3A）及盤腸構造；具多個鈣結殼層（圖3B）（層厚2～9cm）；第2段為潮間帶、潮上帶鹽池微相單元，是一個經歷多次短暫暴露的岩段，總厚40m。第3段為白雲岩與綠色泥岩互層，計有3層白雲岩（單層厚0.7～1.1 m），白雲岩中普遍含有石英砂與長石砂，總厚7 m。第4段下部為綠色泥岩，上部為紅色、黃色具季節紋層的泥灰岩，泥灰岩中礦物成分為：泥晶方解石80%，石英粉砂約5%，伊利石約5%，石膏單晶假象約10%。第4段下部以一系列密集的地震液化脈為特徵。第4段總厚21 m，岩石顯示極好水平紋層，是一個潮上鹹湖環境岩段。
圖1 研究區位置及滄浪鋪階剖面
剖面位置：①遼東半島大連金州，②山東莒縣浮來山，③山東蒼山縣，④江蘇賈汪，⑤安徽宿縣金山寨村，⑥安徽宿縣溝後村，⑦安徽淮南，⑧吉林通化
大林子組2～4段是乾旱－半乾旱氣候條件下，陸地與潮間帶之間濱海平原含膏鹽的沉積，即典型的濱海薩布哈（Sabkha，阿拉伯語中的一種讀音，含義為「鹽坪」）環境。大林子組鹽坪曾遭受過3次海進（第3段有三層白雲岩）。
1.2地震災變事件
大林子組第2～4段是一個充滿地震災變事件記錄的岩段，特徵是液化作用形成的沙、泥質的白雲岩脈，水塑性褶皺，液化捲曲變形（hydroplastic deformation），水塑性微斷層（hydroplastic microfault）及液化角礫岩。
強地震振動引起的剪切力，促使未固結沉積物中的砂粒滑移改變排列狀態，使應力由沙骨架轉移至水，引起超孔隙水壓力，當全部應力轉移至空隙水後，超空隙水壓力等於飽和沙所承受的總應力，在完全水平的沙層中便產生了液化作用，沙與水渾然一體，產生了懸液，水與沙粒混合體在層內運動，形成泄水脈及一系列層內液化變形構造，成為地層中的地震事件記錄。大林子組濱海Sabkha系潮上帶富含水的環境，沉積物顆粒粗，所處圍壓很小，地震液化時上覆沉積物不厚，因此所形成的液化脈比碳酸鹽層中液化脈寬且長。由於地震事件層與上覆地層之間存在侵蝕間斷面，成岩中無上覆沉積物重壓液化脈仍保持相對直立而未彎曲。
液化泄水脈與水塑性褶皺位於大林子組的第2～4段中，尤以第4段最為發育，呈密集型綠色脈，脈的成分與綠色薄層圍岩母岩成分一致，為綠泥石、伊利石白雲質泥岩；野外宏觀可見綠色微細水平紋層理與直立的液化泥質白雲岩脈相聯通，表明直立脈系由某些水平紋層中顆粒液化集中形成的；泥質白雲岩脈一般5～40mm寬，垂直於層面上的長度50～700mm，甚至達1 m，短者僅20～40mm；泄水脈呈板狀體，在層面上相互交織呈多邊形形態（圖3C）。
圖2 古郯廬帶滄浪鋪階地震災變事件及層序地層
Z2x—震旦系興民村組；X2s—震旦系石旺庄組；Z2t—震旦系佟家莊組；Z2n—震旦系倪園組；Z2wsh—震旦系望山組；
泥沙顆粒的液化脈除向上移動外，由於受到上部及四周壓力，迫使泥沙向壓力小的下方移動。導致泄水脈同時向岩層內上方及下方兩個相反的方向液化（圖3B）。
沙泥質白雲岩脈與層面垂直，脈的兩端相對尖細，並穿刺紋層使之彎曲成背形（上端）與向形（下端）。如幾個相距較近的泄水脈則可在脈的兩端產生一系列背形與向形褶皺（圖3B），即水塑性褶皺。水塑性褶皺軸面與板狀形態泄水脈的平面一致，而在層面上泄水脈及水塑性褶皺交織呈多邊形隆起（圖3C）。
圖3 大林子組岩性及地震事件記錄
A—鹽溶角礫岩，薩布哈潮上帶微相單元；B—液化泄水沙、泥質白雲岩脈①，水塑性褶皺②，水塑性微斷層③及鈣結殼層④；C—液化沙泥質白雲岩脈層面的表現、脈呈板狀體，層面上構成許多隆脊相互交織，脈的成分：65%粉晶白雲石，25%石英砂，5%雲母片及5%綠泥石；D—液化捲曲變形及水塑性微斷層，1b—液化角礫岩，照片上方為較平直的鈣結殼層（CC），表明褶皺為層內液化成因
Sabkha環境形成薄的沉積層，液化作用及相應的液化泄水脈活動限制在薄層組成的一段地層內。圖3B中的泄水脈及水塑性褶皺位於兩個鈣結殼層（短暫的暴露面）限制的1 m厚的岩層內，代表一次地震液化作用早期的記錄。大林子組中共出露5個泄水脈與水塑性褶皺岩段。
水塑性微斷層與泄水沙泥質白雲岩脈伴生，是軟沉積物本身重力作用下沿泄水脈與被侵位的圍岩之間的微型錯位，表現為在脈壁形成極薄的鈣質膜，其上發育擦痕，擦痕具一定方向。水塑性微斷層與作者曾描述的碳酸鹽岩層中地震成因的粒序斷層（fault-gra-ded）形態及成因不同[1,2]。
液化捲曲變形與液化角礫岩液化捲曲變形指層內起因於液化作用形成的捲曲（圖3D），是一種水塑性變形[6]。與液化泥質白雲岩脈兩端的背形和向形成因不同，泥質脈兩端的背形、向形是受泥質脈穿刺形成；層內產生的液化變形不遵循力學機制，無固定規律。液化捲曲變形進一步可發展為液化角礫岩，液化作用高潮時，岩層被撕裂在岩層內原地破碎形成角礫岩，角礫具可拼性。液化泄水脈在不同方向穿刺岩層，使層內角礫化，也形成液化角礫岩，角礫同樣具可拼性。
序列大林子組地震液化作用記錄由液化泄水脈、水塑性褶皺與水塑性微斷層（三位一體）組成一定的序列（見本書第14章圖21）。形成大林子組序列中的各單元地震記錄需要一定的地震強度。對我國1955年以前近900年間歷次地震噴水冒沙資料統計研究[7]，震級和發生液化的范圍存在密切關系，即震級大，發生液化的范圍也越大。震級為6級時液化范圍距震中距離約為10～50km；震級為7級時液化范圍距震中最大距離為100km；震級為7.8級時液化范圍距震中最大距離約200km(1976年7月28日唐山地震）；8級以上毀滅性地震（1668年山東郯城8.6級地震）液化范圍距震中最大距離約為800km；而地震震級小於5級時，在我國的地震文獻中無噴水冒沙的記錄。文獻[8]曾進行沙層的振動液化模擬實驗，選擇7～9度地震烈度（相當於地震震級6級以上）區的振動頻率與加速度，模擬地震時的水平振動，沙層產生了液化現象。對照歷史地震記錄與模擬實驗，產生液化現象地震震級需5級以上。大林子組分布於遼東半島南端，從半島西側渤海金州灣海岸至半島東側黃海大連金石灘海岸，東西方向距離60km范圍內均有十分發育的、壯觀的地震液化記錄。因此，大林子組是早寒武世強地震形成的災變事件岩組。
2層序地層與對比
皖北宿縣滄浪鋪階包括金山寨組、溝後組下段及溝後組上段（圖2）。
溝後組 安徽省地質局區域地質調查隊。中華人民共和國區域地質調查碭山幅（Ⅰ－50-X V）等三幅地質調查報告（1:20萬）。1977,1～601。
滄浪鋪階底界是下伏震旦系頂部（即：遼東半島的興民村組，山東半島的石旺庄組，蘇皖地區的倪園組，望山組等）碳酸鹽岩的紅土型風化殼；頂界為鹼廠組頂部與饅頭組之間的間斷面，多數地區也具風化殼；這兩個層序界面是大區域性的，在古郯廬帶全境可追蹤。
整個滄浪鋪階可識別出4個三級層序（DS），分別為金山寨組（DS1）、溝後組下段（DS2），溝後組上段（DS3,DS4）。DS1與DS2之間層序界面為岩相轉換面；DS3與DS2之間為碳酸鹽海侵上超面，DS2上超於DS1與DS2碎屑岩墊板之上，這是滄浪鋪階內部最重要的層序界面。圖2層序地層為依據的對比中，在遼東半島，缺失了層序3(DS3），DS4直接上超於DS1及DS2碎屑岩墊板之上。從滄浪鋪階底部不整合面及金山寨組構成碎屑岩墊板角度分析，本文將金山寨組置於寒武系。
3構造意義
文獻[12]第一次提出郯廬斷裂是一個中生代的巨型左行平移斷裂，之後於1964～1996年間對郯廬斷裂系進行了全面綜合研究[13～19]，認為平移斷距達740km。這一觀點得到中外眾多地質學家的廣泛重視與贊同[20～30]。徐學思從新元古界對比，系統論證了郯廬斷裂中段（蘇皖北部與遼東半島）左行平移約550km[29]；陳容度從遼東、遼西地質對比（主要從不同時代地層與岩相帶）進一步證明徐嘉煒推斷的郯廬斷裂在山東與遼寧段的最大平移距離為600km[30]；他們均認為遼東半島新元古界與早古生界盆地是由蘇皖北部平移至現今的位置。
有關郯廬斷裂左行平移的年代，最近的研究趨向於晚侏羅世或早白堊世[25,31]，那麼遼東半島白堊紀之前的地層，包括本文所涉及的滄浪鋪階均為異地系統，它們是從江蘇、安徽左行走滑長途旅行至目前的位置。但是，依據本文的研究，目前滄浪鋪階岩組記錄與巨大平移觀點相矛盾。
（1）遼寧半島大林子組中十分發育的強地震記錄在郯廬斷裂以西的蘇皖北部滄浪鋪階中並未發現。圖1中①位於遼東半島東側，黃海海岸，在半島西側渤海海岸同樣分布滄浪鋪階地震記錄，將遼東半島南移至圖1中⑤的緯度位置，兩者相距僅50～70km，早寒武世滄浪鋪期強地震時沉積物液化范圍完全應涉及兩個地區。但蘇皖北部滄浪鋪階缺失強地震記錄，表示兩者當時並非處於同一地理位置。
（2）遼東半島滄浪鋪階比蘇皖北部少了一個層序。三級層序具有大區域等時對比意義，遼東半島缺失DS3，表明滄浪鋪期DS2之後遼東半島位置曾有地區性構造抬升，這次抬升並未影響到蘇皖北部，表明當時二者地理位置相距甚遠。
（3）葛家屯組、大林子組、鹼廠組與蘇皖北部3個組的岩性、岩相差別較大（圖2）。
4結論
上述3點表明：分布於郯廬斷裂中段以東遼南的滄浪鋪階與蘇皖北部滄浪鋪階（位於郯廬斷裂西側）當時不在一個地理位置上，遼東半島的滄浪鋪階，不可能是從蘇皖北部平移的結果。滄浪鋪階的地震災變事件與層序地層的客觀地質記錄尚不支持郯廬斷裂巨大平移；也不支持遼東半島滄浪鋪階是晚侏羅世或早白堊世期間從蘇皖北部巨大平移至現今位置的觀點。
遼東半島與蘇皖北部的滄浪鋪階現在的分布呈NNE向（圖1），由於它們是在乾旱、半乾旱炎熱條件下形成的，很可能在早寒武世滄浪鋪期，是一個平行於低緯底的EW 向盆地，蘇皖北部與遼東的滄浪鋪階各位於盆地的兩端。
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5. 地震相分析
利用地震剖面進行沉積環境分析和沉積相的解釋叫地震相分析。
因為不同的沉積環境可形成不同的沉積岩系，而不同的沉積岩體因岩性和物性的差異，又會產生與之相應的地震響應，導致反射波特徵，如振幅、頻率、連續性、幾何形態等有不同特點。這樣就有可能利用地震剖面上反射波的特徵來反演沉積環境，也可以說地震相分析實際上就是研究反射波的各種特徵和沉積相之間的關系。
地震相分析是對地震剖面上的每個層序分別進行的。對單個層序來說，普遍採用地震相對比的方法，在橫向上分析剖面上的反射特徵，劃分出若干個地震相單元。劃分地震相的主要依據是地震地層參數。在一個地震層序中，具有相似地震地層參數的地層單元就叫做地震相。
1.地震地層參數
地質上劃分沉積相是根據沉積的物理、生物和化學等特徵，地震上劃分相主要根據地震反射的特徵參數。在地震地層學中所指的反射特徵參數包括反射波的振幅、連續性、頻率、層速度、內部反射結構、地震單元外部形態和地震相在頂底的接觸關系等，一般又把前四個參數叫做地震相的物理參數，而把後三個參數叫做地震相的幾何參數，總稱為地震地層參數。
1）物理參數
地震相的物理參數，反映了沉積的具體特點。不同的人對這類參數的特徵可能有不同的解釋，主觀成分多一些。但它們分布廣，可以找出規律性。
a.反射振幅。反射波振幅反映了層與層之間波阻抗的差異性，間接反映了岩性的差異性。如果地層的波阻抗相近，則不會產生明顯的反射，如厚的泥岩、塊狀砂岩、厚的均化的重力滑塌堆積，以及內部結構雜亂無章的礁塊等，都可能沒有反射。砂、泥岩互層則可能形成強振幅反射。為了便於描述，可根據工區地震剖面上振幅相對強弱的情況而分為強、中、弱等級別。
b.反射的連續性。反射的連續性反映了地層的連續性和沉積過程的穩定性。在開闊水域穩定條件下沉積的砂泥岩，如淺海、大陸斜坡、遠洋沉積，其連續性很好，橫向上可以追蹤很長距離，所以高連續性一般代表海相或穩定的湖相。反之，三角洲中的河道、重力滑塌堆積、生物礁等都不會有連續性好的反射，有些甚至形成無反射帶，故反射不連續一般反映河流相或山麓相。通常將反射連續性也分為連續、較連續、斷續等級別。
c.頻率。反射的頻率反映了沉積的速度。沉積速度慢的深水地區比一般地區反射頻率高一些；在前積型的沉積中，頂積和底積部位比前積部位的反射頻率高。
d.層速度。地震上所獲取的層速度反映了沉積物的岩性和緻密程度。
2）幾何參數
地震相的幾何參數，反映了當時地層沉積的環境、沉積的結構和沉積的物源方向。這類參數的特點是標志明顯，不容易混淆。
A.內部反射結構。地震相單元的內部反射結構是指地震剖面上反射波之間的延伸情況和其相互關系，它是鑒別沉積環境最重要的地震因素。
內部反射結構的幾何形態可以劃分為平行與亞平行、發散與收斂、前積、雜亂和無反射等。如圖5-3-4所示。
圖5-3-4 內部反射結構的類型
平行與亞平行反射結構反映了均勻沉降的陸棚和盆地平原上的勻速沉積，它的反射層呈水平延伸或微微的傾斜。
發散結構說明了沉積速度沿一個方向均勻變化，反映了地層橫向加厚和盆地的不均衡沉降。發散和收斂指的是同一種現象，不過前者強調向下傾方向增厚發散，後者強調向上傾方向收斂變薄。
前積結構是一種向深水方向擴展的反射結構，即在水流向深水推進時，由斜坡地形的前積作用造成的，從地震反射同相軸的形態可分為S型、斜交型、S 斜交復合型、疊瓦狀及亂崗狀前積反射結構。它們反映了沉積時水流強度的差異。一般說來，斜交型結構反映水流最強，S型次之，亂崗型最弱，它們是以河流為主的三角洲沉積特徵，而疊瓦狀結構則是以波浪為主的三角洲沉積物的特徵。
S型反射結構是由一系列重疊的S形反射同相軸形成的前積反射結構組成。它分為三段，上段（頂積層）的同相軸振幅較強，它的每個反射同相軸都隨著振幅的改變延伸到中間部分（前積層）；在前積層反射傾角較大；下段（底積層）反射波振幅也較強，並呈水平狀態或微微下傾，它與下部邊界呈下超接觸關系。這三個部分的沉積能量與岩性也不一樣：頂積層為淺水浪蝕地形帶沉積，以粗粒碎屑岩為主，沉積能量較高；前積層代表斜坡地形的沉積，以砂岩為主。底積層代表洋底地形沉積，岩性以海相頁岩為主，沉積能量較低。
斜交反射結構比S型前積結構的傾角要大，上部邊界為平坦的頂超，底部邊界為下超。較新地層按沉積先後順序重疊排列，向下傾方向可以逐漸過渡到較深的前積段，也可以突然終止。斜交前積結構的形成條件是：陸源碎屑供應充足，盆地下降緩慢，海平面相對靜止，頂積層的缺失表示了沉積的沖刷作用。這種結構反映一種高能量的沉積環境和偏砂相的沉積物，是良好的儲油場所。斜交前積結構，又可分為切線斜交和平行斜交兩種。切線斜交前積結構下部傾角逐漸變小，與下伏地震相單元形成切線，並過渡為底積層，最後消失。平行斜交前積反射結構，其底部邊界則表現為高角度的下超接觸關系。
S-斜交復合型前積結構是上面兩種結構的組合。它的上部是水平的S型頂積層反射，和頂超的斜交結構形成復雜的交替關系。它的沉積條件既有頂部加積作用，也有沉積過程的沖刷作用，也屬於一種高能沉積環境。
疊瓦狀前積反射結構多出現在淺水沉積中，相單元厚度很小。它的頂底界面都是平的，內部反射傾斜平緩，互相平行，呈疊瓦狀排列，與頂界面以頂超方式終止，與底界面以下超方式終止。
亂崗狀反射結構由無規律、不連續、亞平行的反射同相軸構成。反射模式呈雜亂的崗丘狀，反射的終止無系統，崗丘的起伏較小，在橫向上常常遞變為較大的、更加明顯的斜坡結構，並且向上漸變為平行反射。這種反射結構多出現在前三角洲或指狀交互層中，一般為低能沉積環境的特徵。
雜亂反射結構是一種雜亂無章、不連續的地震反射結構，代表一種變化不定的、能量較高條件下的沉積。有的反射層面原來是連續的，後來遭到破壞，有的反射原始層面特徵勉強可以辨認出來，有的代表沉積同期的滑塌構造、河道充填沉積物、地層扭曲等。劇烈的斷裂與褶皺也可以形成雜亂反射結構。
無反射產生於均勻的、非層狀的、高度扭曲和傾角很陡的地層，如大的火成岩體、鹽岩、礁體、巨厚的砂岩或頁岩層等。
B.地震相單元外形。地震相單元的外部幾何形態是指同一反射結構在空間及剖面上的分布狀況，它對於了解地震相單元的生成環境、沉積物源、地質背景及成因有著重要意義。外部形態可分為席狀、席狀披蓋、楔形、灘形、透鏡狀、丘狀、充填形等七種，如圖5-3-5所示。
圖5-3-5 地震相單元外形
席狀是最常見的地震相外形之一，它是一種長度和寬度遠大於厚度的席狀外形的地震相單元，其分布范圍較大。它的上、下界面接近平行，厚度相對穩定。它反映均勻、穩定、廣泛的前三角洲、淺海、陸坡、半遠洋和遠洋的沉積。
席狀披覆地震相單元是當席狀地震相單元平滑地披蓋在礁、鹽丘、泥岩刺穿、生長斷塊或其他古地貌（不管它是否平整）的單元之上時，構成席狀披覆地震相單元。它是由均一的、低能量的、與水底起伏無關的深海沉積作用造成的。
楔形地震相是一種橫向上變薄，呈楔狀尖滅的地震相單元。超覆在海岸、海底峽谷側壁、大陸斜坡側壁的三角洲、濁積層、海底扇上的沉積，均表現為楔形。
灘形地震相是楔形的變種，灘形沉積一般出現在陸棚邊角或台地的邊緣。
透鏡狀地震相的主要特點是中部最厚，向兩側尖滅，外形呈透鏡體，它多為古河床、沿岸砂體的沉積。
丘形是一種凸起或層狀地層上隆，高出於周圍地層的地震相外形。絕大多數的丘形，不是在碎屑或火山沉積過程中形成的，就是在有機物生長過程中形成的，並且在其沉積表面上形成突起的外形。丘形包括礁、海底扇、重力滑塌、火山錐等高流丘以及巨浪波痕等形成的沉積體。
充填型地震相單元是在古地形窪地上形成的沉積體，它包括河道或海槽充填、盆地充填、斜坡前緣充填等。
地震相的外形和它的內部結構是相互關聯的，它們反映地震相沉積時的古地理位置和沉積的結構。例如，席狀外形、平行結構的地震相，反映在大陸架、三角洲平原等穩定環境下的沉積，又如楔形外形、發散結構的地震相，反映沉積物沉積速度沿一個方向均勻變化等。
C.地震相在頂底的接觸關系。地震相在頂界和底界，與上、下地層的接觸關系與沉積過程中水面的相對變化有密切關系。它們反映了沉積的周期和沉積物的流向。例如，上超表示盆地的充填和水面的相對上升；頂超和下超表示推進的層理，說明沉積由淺水區過渡到深水區，同時它指示出沉積流的方向，這一點很重要，因為沉積流的方向也就是沉積物由粗到細變化的方向。
圖5-3-6是地震剖面上幾種典型的地震相單元。
2.地震相命名
根據以上幾個主要標志，對所研究的地震相單元給以命名，命名要求能反映該地震相參數的特點，一般採用突出主要特徵的復合命名法。若主要以幾何參數確定的地震相，可以按外形加結構來命名，例如，盆地充填相，席狀披蓋相，S形前積相等。若主要以物理參數確定的地震相，可以按振幅和連續性來命名，例如低振幅、中連續反射相，中振幅、高連續相等。有時也可以按形態加結構加物理參數來綜合命名。
圖5-3-6 幾種地震相
實際工作時，採用何種命名的辦法，可以根據探區地震資料的具體情況來定。一般在斜坡和大陸架邊緣地區，幾何參數在地震相的劃分中起主要作用。因為在這類地區，地震相幾何參數的標志明顯，地震相的命名可採用上述的第一種方法。在平坦地區，反映地層沉積特點的地震相物理參數比較明顯，物理參數在相的劃分中起主要作用，相命名就採用上述第二種方法。
3.編制地震相平面圖
地震剖面經劃分地震層序之後，要對每一個時間地層單元進行相的分析，在橫向上劃分出若干個地震相單元。
在地震剖面上一般先分析地震相的幾何參數，識別各地震相所處的不同沉積環境，弄清各時期沉積物的來源方向；然後再分析地震相的物理參數，找出反射特徵橫向變化規律，把各種地震相的具體界線在地震剖面上劃出來。
圖5-3-7 蘇北鹽城凹陷新生界B6 亞層序地震相平面圖
劃分出地震相單元的地震剖面後，還要進行平面分析對比，並把它投到測線平面圖上。相鄰測線地震相單元經測線閉合後，就可以把相同的地震相單元在平面上連結起來，編制出一張地震相在平面上變化的地震相平面圖。
圖5-3-7是根據地震相參數中振幅和同相軸連續性的差別而編制的一張地震相圖。從圖中可以看出，四個地震相帶分布有一定的規律性，在凹陷中部為強反射連續相，而靠近隆起一側為強反射斷續相、無反射和雜亂反射相。
6. 地震地層分析研究現狀
地震地層學及層序地層學研究已經取得了眾多成就（Payton,1980），它幫助石油地質學家認識地下構造的形態，進而對地層的岩性、岩相作出某些判斷（李慶忠，1994）。近年來，利用地震地層學及地震相的研究，進行沉積相的分析，研究儲層的空間展布特徵，取得了良好的效果。在地球物理資料地質解釋中，使用地震地層方法，已卓有成效地解決了一批非背斜儲層的油氣勘探問題（王永剛等，1997）。
地震相分析興起於20世紀70年代末期，地震相這一名詞出自石油地震勘探技術，來源於沉積相（劉葵等，2005）。「相」是一定岩層形成時的古地理環境及其物質表現的總和（S1oss,1962），地震相就是沉積相宏觀特徵的地震反射響應，代表了產生其反射的沉積物的一定岩性組合、層理和沉積特徵（劉震，1997）。Sheriffu（2000）將地震相定義為「由沉積環境所形成的地震特徵」，因而地震相研究首先是為了研究沉積相。目前國內用地震相來研究沉積相的實例很多，主要是利用地震振幅強弱、頻率變化、地震反射波組連續性以及地震結構來對不同的地震相進行分類，然後將這種分類與沉積相進行聯系。這些地震相分析的方法都能解決一定的問題，但是還存在以下缺陷，使得地震相研究在目前沒有引起應有的重視。
1）地震相分類過於簡單，大多數將地震反射波組的振幅及連續性特徵作為分類的標准，也有利用地震結構進行分類的，但是將這些分類直接與沉積相掛鉤，不具有說服力。諸如單強連續相、弱反射低頻相之類，這些分類通常很難直接表達沉積相。例如，一些地質工作者通過對某盆地研究後認為，地震波組單個強相位屬淺灘沉積相，兩個強相位對應暴露灘相沉積，多強相位屬淺灘間或暴露沉積。用這樣的地震相分類來對應沉積相顯得過於簡單，在大多數地區這些關系並不是一一對應的。
2）地震相向沉積相轉換的關系可信度不高。地震相在平面上的組合關系才能較好地表徵沉積相特徵，而常規研究中地震相在橫向上的變化趨勢與沉積相之間還缺乏有機聯系。
3）地震相與儲集體之間的關系的研究不夠深入。很多典型的儲集體在地震相上都有一定的反映，如何用地震特殊處理手段並結合常規剖面來使這些儲集體的地震特徵更為突出，也是目前亟待研究的問題。
4）地震相綜合研究程度不高。地震反射波組特徵和反射結構特徵及其組合方式，能反映沉積相特徵、水動力條件、物源方向等地質情況，利用這些地質因素進行綜合分析可以對沉積相及儲層預測起到有益的作用，但這在常規地震相分析中常被忽略。試圖直接用某一類地震相來表達沉積相而不綜合分析地震相的地質意義往往很難有好的效果。
7. 川東南地區地震地層研究結果分析
川東南地區地震測線是多年多期採集、處理的結果，地震反射特徵變化較大，所以在地震地層研究中要以原始剖面為主，同時結合濾波剖面及其他參數剖面，多人共同解釋，對於大家都比較認同的能反映地質現象的地震反射結構才作為最終圈定的結果，從而達到提高地震層序及地震相研究可信度的目的。
對川東南地區所有二維地震測線進行詳盡的地震地層學解釋並在平面上反復分析、對比，得到了全區主要儲層段的地震相分布圖，與鑽井及野外剖面研究得到的沉積相進行對比分析，進而劃分出更為詳細的沉積相；同時還對一些常見的典型儲集體進行了空間分布預測。對於各主要儲層段地震相及預測的儲層特徵概述如下。
圖4.9 須家河組二段（T3x2）地震相平面分面圖
1）須家河組（T3x）的地震相特徵與四川盆地其他地區（尤其是川東北一帶）具有可比性（圖4.9），須家河組二段（T3x2）砂岩沉積相主要為辮狀河—曲流河三角洲，而須家河組四段（T3x4）砂岩沉積相為辮狀河三角洲。川東南地區官渡構造、四面山、天堂壩構造為較好儲層分布帶。從地震相分析結果來看，川東南地區發育有三角洲、扇三角洲、河流相、前三角洲（湖泊）相及三角洲前緣、河口砂壩、遠砂壩微相，在中部可綜合圈定為一個朵狀三角洲，從相帶展布及前積結構的矢量組合分析，川東南地區的古地理特徵為東南高、西北低，物源方向有北東、南及南西等多個方向。
2）下三疊統各層段的鮞粒灘（圖4.10，圖4.11），其地震反射特徵分析結果顯示其產狀較緩，說明灘體一般厚度不大，但是其分布較廣泛。由於解析度的關系，地震能識別並圈定的前積地震相應是相對較厚且儲集物性較好的灘體。在研究中依據地震反射結構、產狀、振幅強度、頻率變化等因素，圈定了飛仙關組（T1f）的高能及低能灘的范圍，另外解釋了一些點灘分布帶。飛仙關組（T1f）的高能灘在太和、旺隆、龍爪、天堂壩等構造上有廣泛分布，更在石龍峽、四面山一帶有較好的中心高能灘分布，地震反射呈側積現象，傾角較陡，與台地相很穩定的近乎平行的沉積明顯不同，應該是飛仙關組（T1f）儲層最有利的區域，這些地震相可以作為儲層綜合評價的依據。
圖4.10 飛仙關組（T1f）地震沉積相平面分布圖
圖4.11 嘉陵江組（T1j）地震相沉積相圖
3）嘉陵江組（T1j）的丘狀地震相，由於無鑽井標定，僅根據形態結構等反射特徵，初步解釋為碳酸鹽岩隆。從形成機制分析，碳酸鹽岩隆主要為生物礁或生物丘，但從區域沉積相帶的展布規律來看，生物礁多出現在長興組（P2c）的礁灘相帶，在嘉陵江組（T1j）極少發現生物礁，故為生物丘的可能性比較大。根據分布近東西向的規律，可以認為其沉積明顯受加里東—海西期古構造活動的控制。
與川東北通南巴一帶的地震資料對比，這類地震相在平面上出現的層位和反射特徵十分相似，在川東北地區，地表為角礫岩，解釋為古喀斯特，川東南地區因處於四川盆地邊緣，易於暴露，也不排除有古喀斯特的存在。
8. 南海海盆北部玄武岩溢流相的地震反射特徵及形成時代推斷
高紅芳
（廣州海洋地質調查局 廣州 510760）
作者簡介：高紅芳，女，1971年生，博士，教授級高工，主要從事海洋地質綜合調查和研究工作。E-mail：promap＠163.com
摘要 溢流玄武岩在海盆內分布廣泛，本文運用近三年來採集的高解析度地震剖面數據，對南海海盆北部玄武岩溢流相的內部結構進行了識別，認為玄武岩溢流相主要發育於下中新統、上中新統和上新統地層內，地震相主要表現為灘狀強振幅地震相、丘狀變振幅地震相、丘狀中-低連續地震相和龜背狀地震相四種類型；形成時期推測為早中新世、晚中新世及上新世-第四紀時期，揭示出在南海擴張期間及停止擴張後，海盆都有溢流玄武岩發育；形成方式主要為裂隙式噴發、中心式噴發和淺層侵入三種。
關鍵詞 南海海盆 玄武岩溢流相 形成時代
1 研究區概況
研究區為南海海盆北部（圖1），包括西北海盆和中央海盆北部，其北邊接南海北部陸坡，東部為馬尼拉海溝及呂宋島弧，西部及西南部為西沙海槽和中沙群島區。水深約在3500～4100 m之間，區內海山比較發育，已命名的主要有玳瑁海山、筆架海山、石星海山、憲北海山、憲南海山，此外還有管事灘及其附近的海山群［1］。
南海海盆北部主要以新近系沉積為主，少量古近系沉積沉積。厚度約在500～4000 m之間，可識別T1、T2、T3、T5、T6、Tg六個主要地震反射截面，劃分出A、B、C、D、E、F六個地震層序，經過對比，地震反射界面T1為第四紀與新近紀地層的分界，T2為上新世與中新世地層的分界，T3為晚中新世與中中新世地層的分界，T5為中中新世與早中新世地層的分界，T6為新近紀與古近紀地層的分界，Tg為海盆沉積層底界面。
近三年來在南海海盆北部獲取了近萬千米的高解析度地震剖面，這些剖面對於地質體的內部結構特徵反映的更為清晰，更有利於識別各種以前不易辨別的沉積微相和特殊的地質體，如玄武岩溢流相，該地質體一般振幅較強，特徵較顯著，但因為大多順層發育，在常規地震剖面上與含灰岩質的沉積體反射特徵較類似，而高解析度地震剖面可以更好地反映玄武岩溢流相的內部精細結構，使其更加易於識別。因此，本文在最新採集的高解析度地震剖面的基礎上，對南海北部沉積層中的玄武岩溢流相進行了識別和發育時代的初步判斷，以期從不同的角度了解南海擴張停止後，岩漿作用的過程。
圖1 研究區位置圖
2 玄武岩溢流相的研究現狀
玄武岩屬基性火山岩，是一種基性噴出岩，是地球洋殼的最主要組成物質，也是地球陸殼的重要組成物質。按產出的構造環境，玄武岩一般分為四種：(1)發育於深海洋脊的玄武岩。大致以每年1.5×1010t速率自洋脊湧出，屬拉斑玄武岩類，故又名深海拉斑玄武岩，以低含量的K2O、TiO2、全鐵和P2O5、高含量的CaO，區別於其他玄武岩。由於海底擴張，來自洋脊的深海拉斑玄武岩成為洋殼的主要組成。(2)發育於洋盆內群島和海山的玄武岩。一般由拉斑玄武岩和鹼性玄武岩復合構成，其成因可能與上地幔熱柱活動有關。(3)發育於島弧和活動大陸邊緣的玄武岩。一般近深海溝一側和早期發育的是拉斑玄武岩，規模大，分布廣，並可能是細碧角斑岩系列的組成部分；向大陸方向，鹼含量增高，為鹼性玄武岩，但也可以有拉斑玄武岩與之共生。(4)發育於大陸內部的玄武岩。它包括由裂隙噴發的大規模泛流拉斑玄武岩和少量的鹼性玄武岩，它們受陸殼花崗物質混染。由於玄武岩漿粘度小，流動性大，噴溢地表易形成大規模熔岩流和熔岩被，但也有呈層狀侵入體的，如岩床等［2，3］。
玄武岩溢流相是溢流玄武岩（flood basalts）的地震相表現，溢流玄武岩，黑色，緻密，常有氣孔，相對密度較大，地震反射中一般為強振幅、低頻反射［4］；由輝石和斜長石組成，柱狀節理發育；地質歷史時期中，曾有大面積（超過幾十萬平方千米）大厚度（厚達數千米）的玄武岩產出。
玄武岩的產狀與其噴發方式密切相關，主要可分為兩種噴發方式：裂隙式噴發和中心式噴發。在噴發比較平靜時，形成溢流式火山噴發，從火山口或裂隙大量湧出易流動的玄武岩質熔岩，形成坡度較緩的盾形火山，而且多會形成熔岩流、熔岩被和熔岩隧道［2，3］。
裂隙式噴發往往構成大面積的泛流玄武岩，裂隙式噴發通道經常表現為與玄武岩成分相仿的岩牆群，但它們往往被後來的岩流掩埋而不易發現。一個地區的玄武岩往往由幾次或幾十次噴發形成，噴發間隔時間可長可短，有的長達幾十萬年。中心式噴發構成玄武岩火山錐及其鄰近的熔岩流和火山碎屑岩［2-4］。
南海周緣發育有大量的新生代玄武岩，為認識新生代時期南海及其領域大地構造背景、深部岩石圈結構及殼幔相互作用提供了很好的窗口。珠江口盆地目前發現最厚的火山岩由BY-7-1-1井鑽遇［5］。該井位於珠二坳陷西部，是南海陸坡火山岩資料最豐富的井。在2400～2830 m處鑽遇早中新世火山丘，為多次噴發，玄武質熔岩層累計厚度達395 m，玄武岩累計厚度36 m，橄欖石玄武岩層位於火山丘頂部，其中熔岩和玄武岩測年分別為20 Ma和17.1±2.5 Ma；3500～3527 m也見有玄武質熔岩層，K-Ar測年為35.5±2.8 Ma。鄒和平等（1995）［6］研究指出，珠江口盆地的新生代玄武岩Pb同位素組成具有DUPAL異常特徵，並指出岩石圈底層剝落或拆離作用可能是南海北部新生代陸緣擴張的一種重要動力學機制。中南半島的新生代火成岩在越南、柬埔寨、寮國和泰國都有分布，時代較新，幾乎都是在南海擴張停止以後才形成的。在越南南部較早的火山噴發時間是15～10 MaBP，大量噴發則是最近5 Ma以來，越南新生代火山岩噴發中心大都位於大斷裂交匯處，一般都具有兩期噴發，即前期從張裂隙噴發的源自岩石圈地幔的高SiO2、低FeO石英及橄欖拉斑玄武岩，以及後期中心式噴發的源自軟流圈的低SiO2高FeO橄欖拉斑玄武岩和鹼性玄武岩［7］。台灣南部和西部澎湖列島區以及呂宋島西部都見有早中新世火山岩，而在島弧東部主要是晚中新世至第四紀火山，至今仍有活動，以安山岩和玄武岩為主［8］。
本文的研究對象就是洋盆構造環境下形成的玄武岩熔岩流或熔岩被以及玄武岩的層狀侵入體的地震相特徵和形成時代的探討。
3 研究區玄武岩發育的判別依據
南海深海盆區，到目前為止，見有公開報道取到岩石樣品的海山主要有四個：1979年，廣州海洋地質調查局與美國拉蒙特-多爾蒂地質觀察所合作在南海調查時，由美國「維瑪號」 調查船分別在中南海山、珍貝海山和玳瑁海山上用拖網採集到岩石樣品［9］；1986年，廣州海洋地質調查局「海洋四號」 調查船在憲北海山北部用拖網採集到玄武岩樣品［9］。用40Ar/39 Ar法和稀釋法，測得玳帽海山樣品為石英拉斑玄武岩，年齡為（13.80±1.03）～（14.10±1.1）MaBP；珍貝海山為橄欖拉斑玄武岩，年代為（9.50±0.92）～（9.90±1.40）MaBP；中南海山為鹼性玄武岩，年代為3.49±0.58 MaBP；憲北海山既取得鹼性玄武岩又取得了拉斑玄武岩樣品，鹼性玄武岩時代為22.09±0.42 Ma，其拉斑玄武岩K-Ar稀釋法年齡為38.72±1.25 Ma［10］。
由此可見，研究區火山岩可能為由於海底擴張，來自洋脊的深海拉斑玄武岩；以及發育於洋盆內群島和海山的玄武岩，一般由拉斑玄武岩和鹼性玄武岩復合構成，這是玄武岩溢流相由地震相轉為岩石相的重要證據。
4 研究區玄武岩溢流相地震相特徵及形成時代推斷
通過地震解釋分析，發現南海海盆北部玄武岩溢流相主要發育於地震層序B、C、E中，即下中新統、上中新統、上新統地層之中。
4.1 地震層序E（Tg-T5）
下中新統內玄武岩溢流相主要表現為兩種地震相特徵：
丘狀變振幅地震相，在研究區多處區域發育，在南部和東北部尤其發育，地震反射特徵呈雜亂結構，丘狀外形（圖2），振幅強中弱交替出現，總體振幅較強，中-低頻、同相軸連續性差。該地震相下部緊接洋盆基底而且周緣火山較發育。根據地震內部反射結構和鄰近地層地震相特徵，該玄武岩溢流相沿斷層和裂隙發育，為裂隙式噴發的產物，局部以中心式噴發為主。在該地震相周緣可以見到強振幅的玄武岩物質與深海沉積物互層發育，主要發育於層序E中上部和頂部，因此推測該玄武岩溢流相形成時期在早中新世中晚期到末期，與白雲凹陷BY-7-1-1鑽遇的早中新世火山丘時代相當。
灘狀強振幅地震相，研究區多處區域發育，以南部和東北部火山多發區域更為常見，呈波狀結構，灘狀外形，成片發育（圖2）；反射特徵為超強振幅、低頻、中連續，局部連續性增強；其周緣有火山岩發育，推測為呈岩席狀展布的玄武岩溢流相，厚度約為150～250 m，面積可達到幾十平方千米。該玄武岩溢流相主要發育於層序E上部，緊鄰具丘狀變振幅地震相的玄武岩溢流相，和上覆地層產狀相似，可以看到和層序E沉積物混雜沉積的地震反射特徵，推測形成時期也是早中新世。
圖2 海盆東北部玄武岩溢流相地震反射特徵
4.2 地震層序C（T3-T2）
地震層序C即晚中新世地層內玄武岩溢流相也是表現為丘狀變振幅地震相和灘狀強振幅地震相兩種地震相特徵（圖2）。
丘狀變振幅地震相，研究區多處發育，在海盆中南部和東北部尤其發育，內部反射特徵呈雜亂-亂崗狀結構，丘狀外形，振幅強中弱交替出現，但以強振幅為主，中-低頻、連續性差。該玄武岩溢流相分布於層序C中上部，與兩側地層呈鋸齒狀交叉相接，頂界面與上覆地層為平行互層狀接觸，由此推測該地震相形成於晚中新世中期到末期，可能為幾次噴發的結果，其形態類似於火山錐，且與附近的斷層關系不明顯，推測為中心式火山噴發的產物。
灘狀強振幅地震相，在海盆火山多發區域發育較廣泛，主要分布於圖幅南部，海盆東北部也有發育；為波狀結構，灘狀外形，強振幅，中-低頻為主，中等-好連續性。該玄武岩溢流相分布於層序C中部和頂部兩處區域。其頂部溢流玄武岩多與丘狀變振幅地震相型溢流玄武岩相連或相近，與下伏地層及上覆層序為整合接觸，非侵入接觸關系，因此認為層序C頂部玄武岩溢流相形成時期與中心式噴發晚期的溢流玄武岩為同期產物，推測形成於晚中新世末期，平面上呈岩席狀，厚度約100 m。層序C中部的溢流玄武岩與周圍地層為弱侵入接觸關系，其形成時代應為中新世末期或更晚時期，厚度約150～250 m。
4.3 地震層序B（T2-T1）
層序B（T2-T1）即上新統內玄武岩溢流相最為發育，在海盆中部和南部較為廣泛發育，地震相類型較多，主要以下三種地震相形式顯示。
龜背狀地震相，在海盆區多處發育，但規模一般不大。外形為龜背狀或扁平的丘形，外部反射同相軸為雙相位強振幅高連續反射，形成玄武岩頂面反射波；內部反射被頂面強反射屏蔽，顯示為波狀-無反射結構、中-弱振幅、中-低頻、中-低連續。該地震相下部有時可見似斷層發射波，可能為火山氣體通道（圖3），斷層周圍呈向形結構的小凹陷，凹陷內為上超充填型反射波，與周圍地層為明顯的侵入接觸關系，根據地震相與周圍地層接觸關系推測該玄武岩溢流相形成時期較晚，可能為第四紀岩漿活動的產物。
灘狀強振幅地震相，主要分布在研究區南部海盆區，在火成岩體發育區附近分布較多。地震特徵為灘狀外形、波狀-近平行結構、強振幅為主、中-低頻、中-高連續。在層序B下部、中部和上部都有發育，以中下部分布較多（圖4），與層序周圍沉積層為整合接觸，總體呈岩席狀，局部呈岩床狀，厚度約100～300 m，推測該玄武岩溢流相大部分形成時期為上新世，局部溢流玄武岩內可能存在第四紀侵入體。
丘狀中-低連續地震相，主要分布在研究區南部海盆區，在海山發育區附近分布較多。丘狀外形，波狀-雜亂狀結構，強中弱振幅交替出現，但以中弱振幅為主、中-低頻，中-低連續。該地震相周緣有灘狀強振幅地震相發育，與頂部層序A的地層為侵入接觸，與圍區地層上部為侵入接觸關系，中下部以整合接觸關系為主（圖4），外形呈火山錐狀，無斷層發育。推測該玄武岩溢流相以中心式噴發為主，形成時期為上新世-第四紀時期，為多次噴發。
5 討論與結論
根據上文分析，研究區玄武岩溢流相主要發育於下中新統、上中新統和上新統地層內，形成時期推測為早中新世、晚中新世及上新世-第四紀時期，揭示出在南海擴張期間及停止擴張後，海盆內都有溢流玄武岩發育。地震相主要表現為四種類型，分別為灘狀強振幅地震相、丘狀變振幅地震相、丘狀中-低連續地震相和龜背狀中-弱振幅地震相，主要為裂隙式噴發、中心式噴發和淺層侵入的產物，尤其是龜背狀玄武岩相，一般在上新世-第四紀時期，沿層內斷層或裂隙侵入，在近地表的淺地層內停留下來。海盆區溢流相玄武岩的這些特徵和南海周圍玄武岩既有相似之處，又有所不同，其形成時期與南海周緣玄武岩的發育時期基本一致，但中中新世中晚期在南海及周緣有溢流玄武岩和海山發育，而海盆玄武岩溢流相則不太發育；此外，海盆區溢流玄武岩的規模一般不大，僅為幾十到幾百平方千米，而在中南半島玄武岩的噴發面積可超過8000 km2，這些差異說明不同的大地構造背景，岩漿活動的不同特色。
圖3 龜背狀玄武岩溢流相及火山氣體通道地震反射特徵
圖4 層序B灘狀及丘狀玄武岩溢流相地震反射特徵
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Flood Basalts Facies』Seismic Reflect Characteristic and Age Decing in Northern Ocean Basin of South China Sea
Gao Hongfang
（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，5 10760）
Abstract：Flood Basalts distributes widely in deep Ocean Basin of South China Sea.Using the re-cent high resolution seismic data in three years，the writer analyses and identifies the seismic faci-es combination and inner feature of flood basalts of the northern Ocean Basin of South China Sea.It is found that flood basalts facies mostly develops in sequences of low-Miocene，upper-Mioceneand Pliocene，seismic reflect characteristic mainly exhibits four types including beach style strongamplitude seismic facies，hillock style changing amplitude seismic facies，hillock style middle orpoor continuity seismic facies and tortoise』s back style seismic facies.The growing age of theseflood Basalts speculates in early Miocene，late Miocene and Pliocene—Quaternary.It is indicatedthat Flood Basalts develop not only ring ocean spreading but after ocean stopping spreading.The activity modes basically comprise three kinds of fracture-type eruption，focus-type eruptionand intruding shallow stratum type。
Key word：Ocean basin of South China Sea Flood basalts facies Age decing
9. (一)地震相參數特徵及其地質意義
地震相參數是識別地震相的標志。地震相是不同體系的各級界面、岩性及集合特徵在地震剖面上的綜合表現。地震相分析則是根據地震資料解釋其環境背景和岩相。常用的標志包括內部反射結構、外部幾何形態、連續性、振幅、頻率、層速度等。
1.反射結構
反射結構 (簡稱結構)是指地震剖面上層序內反射同相軸本身的延伸情況及同相軸之間的相互關系。它是揭示總體地震模式或沉積體系最可靠的地震相參數。根據內部反射結構的形態劃分為平行與亞平行結構、發散結構、前積結構、亂崗狀結構、雜亂結構和無反射等類型。河流相地層反射一般呈亞平行結構和無反射兩類。
2.外部幾何形態
外部幾何形態 (簡稱外形)是指具某種反射結構地震相單元在三維空間內的分布狀況。外形可進一步分為席狀、席狀披蓋、楔形、透鏡狀、丘狀、充填形等。外形與反射結構往往有相關關系。外形可以提供有關沉積體的幾何形態、水動力、物源及古地理背景等方面的信息。河道型砂體在垂直於河道走向的橫剖面上往往呈 「透鏡狀」或頂平底凸的充填形。
3.連續性
反射連續性與地層本身的連續性有關，它主要反映了不同沉積條件下地層的連續程度及沉積條件變化。一般情況下，反射連續性好表明岩層連續性好，反映沉積條件穩定的較低能環境; 反之，連續性差代表較高能的不穩定沉積環境。衡量連續性的標准包括長度標准和豐度標准。
(1)長度標准
連續性好: 同相軸連續長度大於 600 m; 連續性中等: 同相軸長度接近 300 m;
連續性差: 同相軸長度小於 200 m。
(2)豐度標准
連續性好: 上述連續性好的同相軸在一個地震相中占 70%以上;
連續性差: 連續性差的同相軸在一個地震相中占 70%以上;
連續性中等: 介於上述兩者之間。
4.振幅
振幅與反射界面的反射系數直接有關。振幅中包括反射界面上、下層岩性、岩層厚度、孔隙度及所含流體性質等方面信息，可用來預測橫向岩性變化和直接檢測烴類。由於振幅還受地震激發與接收條件、大地衰減及處理方法等因素影響，使用振幅時應考慮到這些因素的影響。振幅的標准包括強度與豐度標准。
(1)強度標准
強振幅: 時間剖面上相鄰地震道振幅值重疊在一起，無法分辨;
中振幅: 相鄰地震道部分重疊，但可用肉眼分辨;
弱振幅: 相鄰地震道相互分離。
(2)豐度標准
在一個地震相中，強振幅同相軸占 70%以上稱強振幅地震相; 弱振幅占 70% 以上時稱弱振幅地震相; 兩者之間為中振幅地震相。
5.頻率
頻率在一定程度上和地質因素有關，如反射層厚度、層速度變化等。但它與激發條件、埋藏深度、處理條件也有密切關系，因此在地震相分析中僅可作為輔助參數。
頻率可按波形和排列疏密程度分為高、中、低三級。頻率橫向變化快說明岩性變化大，屬高能環境; 頻率穩定，屬低能或穩定沉積環境。
傳統的地震相主要利用地震相標志，即地震反射結構、地震相外形進行定性描述，主要著眼於多個地震反射同相軸的組合特徵，所以傳統地震相分析在垂向上時間厚度大，往往忽視單個反射同相軸的沉積意義，精度和准確性滿足不了儲層精細描述的要求 (楊勇，2003)。如在河流相儲層預測中，反射結構和外形一般用來分辨辮狀河、曲流河、網狀河沉積體系，由於古地理環境變遷和後期構造運動影響，在現今採集的地震剖面上已難看到河道沉積。也無法進行薄層單砂體描述。
從剖面上看，曲流河反射特徵為強軸反射，同相軸比網狀河長，局部可見側向加積的現象; 網狀河反射多表現為較弱的空白反射中夾雜中強短軸反射; 辮狀河反射多表現為較弱的空白反射，偶爾夾有較強反射。但是用 「相面法」直接識別單砂體時不僅容易判斷錯誤，而且描述砂體展布形態和分布范圍與實鑽結果誤差比較大。
由於地震參數與所預測對象之間的關系復雜，不同工區和不同儲層對所預測對象敏感(或最有效、最具代表性)的地震屬性是不完全相同的。即使在同一工區、同一儲層，預測對象不同對應的敏感地震屬性也是有差異的。同時，地震反射畢竟是第二性資料，是地下地質情況的反映，地質背景的復雜性反映到地震資料上就有多解性。因此，在研究及實踐中，應當進行地震屬性優化以提高儲層地震預測的精度，從而可以更有效地進行儲層描述，進一步提高鑽井成功率。
10. 地震相分析與沉積相研究
地震反射具有豐富的地質信息，地震相分析的目的就是從地震反射波組特徵及地震反射結構特徵中提取有用信息，用於研究沉積相、沉積環境及儲層特徵。
4.3.3.1 地震相分析中的矢量圖組合方法
首先選擇地震反射品質較好的骨幹剖面進行地震地層及地震相的解釋，然後在每條測線上進行詳細的標注，特別是各種前積、側積、超覆等地震結構的方向，然後對這些方向在平面縱、橫向交叉的地方進行矢量圖組合，根據這些組合特徵可以綜合判斷地震反射的進積方向，從而分析其古水流方向及物源方向（圖4.2）。
表4.1 地震地層層序及體系域劃分
圖4.2 地震相分析中的矢量圖方法示意圖
4.3.3.2 地震相的平面展布及其與沉積相的關系
研究地震相與沉積相關系時，總是先確定這二者之間的關系，然後直接進行轉化，現在引入了新的相控技術方法，即先在井點處統計分析沉積相與地震特徵之間的關系，建立沉積相與地震相之間的數學公式，然後外推到整個剖面。但是這種直接轉換的方法忽略了地震相的平面組合特徵，使得不同的地震相之間缺少有機聯系，用孤立的地震相來研究沉積相無法達到精細分析沉積相的目的。下面以川東南地區為例說明地震相在空間上的組合關系對沉積相研究的影響。
從圖4.3可以看出須家河組（T3x）有典型的前積結構，單憑這樣的前積結構還很難判斷古水流及物源方向，在測線的左端為斷續的強低頻反射地震相，顯示為粗粒的沉積，在測線的右端則為連續高頻近平行反射地震相，顯示為細粒抑或是泥質或砂泥互層的反射，很明顯的是左端更靠近物源，水動力較強，右端則可能是局部的湖盆中心或相對深水區。綜合判斷為典型的三角洲前緣相，並伴有多期水進水退現象。從頂超結構來看，有一次明顯的過路沖刷，其最頂部的連續反射與下伏地層呈頂超接觸，是水位相對下降、剝蝕後再沉積的過程。這樣通過三個典型地震相的組合，即左側為低頻不連續地震相、中間為前積結構地震相、右側為連續近平行高頻地震相，結合沉積模式分析判斷為三角洲前緣沉積相，再結合另一方向地震測線分析，可綜合判斷古水流方向及物源方向。
圖4.3 須家河組（T3x）地震剖面
在川東南地區，這樣的地震相組合實例還很多，把這些地震相組合在平面上，按照湖盆沉積體系模式進行分析，就可以較好地分析沉積相的平面展布。
圖4.4是根據地震相的平面分布，依據湖盆沉積模式並結合實測剖面和鑽井資料所作的沉積相圖，在有井的地方以井為主導，在無井的地方以地震結合沉積模式為主要依據，較為詳盡地解釋了須家河組（T3x）的沉積相分布，僅以井和露頭資料來進行沉積相研究不可能達到這種精細程度。
地震相的劃分建立在地震層序劃分的基礎上，以地震層序的外部形態和內部結構以及反射波的能量、連續性、豐度和頻率等動力學參數為依據，綜合運用沉積學原理、水動力條件、地震反射波的形成條件可以分析解釋地震相的地質屬性。如低能沉積環境水動力影響較小，沉積岩相變化不大，岩性穩定，地震反射的連續性好，無波阻抗差，可能形成弱或空白反射；在高能沉積環境中，則可能形成各類灘體，由於岩性在橫向上變化較大，地震剖面上則表現為特殊的地震反射波組特徵，在外形上可能形成前積或丘狀隆起等特殊結構，內部有可能為變振幅或低頻等特徵，在地震剖面上高能環境沉積體系還通常表現出兩邊側積的特徵。
在識別出高能和低能沉積環境在平面上的分布特徵後，可進一步分析物源方向，通常高能環境沉積體系更靠近物源區，結合在地震層序分析中識別出的各種超覆、過路沖刷等現象，可進一步綜合分析古水流方向及物源方向及其他沉積環境。
圖4.4 須家河組二段（T3x2）沉積相圖
將能反映相同或相近沉積體系的地震相進行組合，在平面上與沉積相進行對比分析，這樣就實現了地震相與沉積相的緊密結合，從而為地震儲層識別奠定了良好的基礎。