中国地质大学地震层序与地震相分析图
1. 南海北部神狐海域新近纪以来沉积相及水合物成藏模式
匡增桂，郭依群
匡增桂（－），男，工程师，主要从事石油地质和天然气水合物的研究，E-mail:[email protected]。
注：本文曾发表于《地球科学——中国地质大学学报》2011年第36卷第5期，本次出版有修改。
广州海洋地质调查局，广州510075
摘要：广州海洋地质调查局自2000年以来在南海北部陆坡区相继开展了多个航次的天然气水合物资源的调查及研究工作，取得了非常丰富的地震资料。本文在对这些地震资料精细解释的基础上，识别出了6种典型的地震相：透镜状前积相、丘状前积相、V字形充填相、席状平行相、底辟－气烟囱状杂乱相、丘状杂乱相；并由此分析出3种类型的沉积相：深水浊积相、滑塌相、峡谷水道相。再结合BSR在研究区范围内的分布，研究BSR与各沉积相之间的空间位置关系，由此分析出了3种水合物成藏模式：断层沟通浊积扇体成藏模式、断层沟通峡谷水道成藏模式、断层沟通峡谷水道及滑塌扇体成藏模式。
关键词：南海北部；天然气水合物；沉积相；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
南海北部为拉张型被动大陆边缘[1]，属于欧亚板块、印度—澳大利亚板块及太平洋板块的交汇处，区域地质背景复杂，新生代发育巨厚沉积，具有丰富的油气资源[2]。2005年以来，广州海洋地质调查局先后在南海北部神狐海域布置了多个准三维地震测网，随后在多个地区发现了BSR、振幅空白区和地震高速带等反映水合物存在的地球物理异常标志。2007年，广州海洋地质调查局在神狐海域布置8口水合物钻探井，并成功获取天然气水合物样品，这标志着神狐海域将成为未来几年水合物勘探的重点区域，因此研究神狐海域特别是水合物赋存的新近系沉积相以及水合物的成藏模式，将具有非常重要的现实意义。
1 研究区概况
神狐海域天然气水合物稳定域主要分布于南海北部珠江口盆地珠二坳陷，并以其中的白云凹陷为重点靶区。白云凹陷位于珠江口盆地南部凹陷带，水深为200～2 000 m，其北部与番禺低隆起相接，南端是珠江口盆地的南部隆起带[3]。2005至2009年，广州海洋地质调查局在神狐海域布置了多个准三维地震测网，其中本文的研究区如图1所示。
图1 研究区及构造单元位置图
从研究区的区域构造背景来看，珠江口盆地的发展与南海演化密切相关，南海是西太平洋地区一个最大的边缘海盆地[4]，受欧亚板块、太平洋板块和印澳板块相互运动所制约，具有典型的边缘构造特征：东部为汇聚陆缘，北部、西部为离散陆缘。在东部汇聚陆缘南海板块沿马尼拉海沟向东俯冲，形成叠瓦状逆掩推覆的增生楔，北部、西部离散陆缘发生一系列的扩张裂陷、剪切、沉降作用，形成大中型沉积盆地[5]。姚伯初[6]认为南海北部陆缘新生代发生过3次区域性构造运动：神狐运动、南海运动和东沙运动。神狐运动发生于白垩纪晚期—古新世早期，在地震剖面上表现为区域性角度不整合（Tg），上白垩统—中、下古新统地层缺失，地壳迅速减薄，南海北部陆缘的前新生代褶皱基底进入裂陷早期，珠江口盆地北部断陷带开始发育；南海运动发生于始新统晚期—早渐新世，南海海底扩张形成破裂不整合面，南海运动是最为强烈的一次构造运动，延续时间长，海水从南向北大规模入侵，盆地由裂陷向坳陷转化；东沙运动发生于中中新世末，使盆地在沉降过程中发生断块升降，隆起剥蚀，并伴有挤压褶皱、断裂和频繁的基性岩浆喷发。三大区域性构造运动对南海北部陆缘盆地的沉降、沉积充填具有明显的控制作用[7]。珠江口盆地第三纪的构造演化与南海北部陆缘具有相似的过程，经历了古近纪裂陷和新近纪坳陷两大阶段，具有双层结构[8]，而白云凹陷是一个复式地堑，垂向上具有断陷、断延和坳陷三层结构[9]，是一个强烈构造变形区，岩石圈地壳强烈减薄，凹陷长期持续沉降，岩浆活动较多[10]。
2 神狐海域新近纪层序地层划分
南海北部的层序地层学研究前人已经开展过很多积极有效的工作，本文结合2007年神狐海域水合物钻井层序划分（SH-7、SH-5）以及ODP在南海北部1 146、1 148站位所获得的资料，在神狐海域中新世以来的地层中识别出3个三级层序界面：分别为T1、T2、T3；分别对应于层序A、层序B、层序C的底界面（表1）。
从地震资料来看，T1界面主要表现为高频、中振幅、连续反射的特征，可见较为明显的上超和削截现象，在研究区的西北部发育下切谷。T2界面总体表现为高频、弱振幅、连续性较差的反射特征，可见上超反射，该界面之上为杂乱反射层，之下为一套前积反射层。T3界面表现为中高频、中振幅、连续性好的反射特征，界面之上可见较为明显的下超反射，并发育河道，界面之下为一套连续的近平行反射。
表1 神狐海域层序地层划分
3 地震相类型及特征
地震相识别通常是在分析地震相标志的基础上来进行的，常见的地震相标志可分为3类：地震反射结构、地震反射构造和地震相单元外形。它们从不同的角度反映了不同的地质意义，对地震相标志的识别，形成了地震相及沉积相研究的主要内容。
综合分析地震反射特征之后，依据常规的地震相分类原则，即“外部形态＋内部属性”的命名原则，在研究区内晚中新世以来的层序中共识别出了以下6种地震相类型（图2），分别为透镜状前积相、丘状前积相、V字形充填相、席状平行相、底辟－气烟囱状杂乱相、丘状杂乱相，其反射特征及相应的地质解释如表2所示。
图2 神狐海域地震相类型
表2 神狐海域地震相类型及特征
4 地震相－沉积相分析
沉积相分析是建立在地震相划分的基础上，主要是通过对区域地质特征以及各层序的地震相和钻井资料的综合解释来研究。研究区位于南海北部陆坡中段的神狐暗沙东南海域附近，二级构造单元隶属于白云凹陷。从前人研究成果来看，白云凹陷深水区发育了大量的深水扇体，而陆坡处由于坡度的增加，在表层时常发育滑塌体。基于以上的认识，再结合研究区内地震相标志的分析，在研究区内识别出了3种类型的沉积相，分别为深水浊积扇、滑塌沉积相以及峡谷水道相。下面就这3种沉积相分别加以阐述。
4.1 深水浊积扇
如图3所示，层序C主要发育了一套透镜状下超前积型地震相为主的一套地层，根据前人研究成果，透镜状下超前积型地震相与短距离运输扇体有密切关系[1]。而在层序C沉积时期，研究区处于南海北部陆坡的中段，是浊积扇发育的有利区带，因此可以推测层序C这套以下超前积反射为特征的地层是浊流沉积作用的结果，并在平面上形成了深水浊积扇体。
据现代海底调查发现，在大多数陆坡的下部海底峡谷口外的深海底，都发育有大规模的扇状沉积体，它们主要是浊流形成的泥砂质再沉积产物，在纵向剖面上，可以划分出扇根、扇中和扇端3个沉积亚相[11]。如图3所示，根据地震相形态可以识别出扇中和扇端2个沉积亚相：其中扇中主要是以前积反射为主，且在层序的底界面上还可以发现小型的浊积水道；而扇端则是处于比较远的位置，地震反射形态也主要是以水平加积为主，沉积物颗粒相对于扇中逐渐变细，并向深海相过渡。
4.2 滑塌沉积相
图3 层序C深水浊积扇地震反射形态图
如图4所示，在层序B的底界面附近发育了一个以同相轴双向下超为反射特征的沉积体，在该沉积体的上部发育了一系列断阶状正断层，而其中的断层F断面呈铲状展布并几乎与层序界面重合，可以判定断层F是在拉张环境下由于重力作用而形成的一个剪切面，上覆沉积物沿着这个剪切面向下滑移。在滑塌作用发生的最初阶段，剪切面还未形成，只有小量的沉积物发生了滑移，它们在重力稳定区域内二次沉积，逐渐形成了双向下超的滑塌扇体；而随着上覆沉积物的不断堆积，在一定的触发机制下，沉积物沿着由于二次沉积而欠压实的塑性层面发生剪切滑动，形成了滑塌剪切面；在剪切面形成之后，地层会随着上覆沉积物的增加而发生周期性的大规模的滑塌事件，直至老的剪切面被上覆沉积物压实之后新剪切面的出现。
图4 层序B滑塌扇地震反射形态图
滑塌沉积相是本区最重要的一个沉积相类型，沉积物由于滑塌作用而发生了二次沉积，其压实程度应该是低于正常沉积的地层，所以沉积物物性通常较好、孔隙度较大，有利于水合物的形成与发育。但滑塌区通常也是构造的活跃区，构造活动也会对水合物的成藏起到破坏作用。因此，在研究滑塌沉积相对水合物的成藏控制时要将各种因素综合起来分析。
4.3 峡谷水道相
如图5所示，在层序A与层序B之间发育了一个与围岩呈“V”字形接触，内部反射呈平行－近平行状的地质体，其发育范围严格受周围断层的控制，根据该地质体的外形特征以及受断层控制的特点，可以判定该地质体具有废弃峡谷水道沉积的特征。在海底陆坡区域，由于陆架碎屑流、浊流以及海底洋流的长时间作用，时常会在构造薄弱带发育一些大规模的海底峡谷，这些峡谷大多受深部断层控制。在峡谷发育的早期阶段，陆架碎屑流、浊流携带大量泥沙对构造薄弱带的海底沉积物进行强烈的冲蚀作用，逐渐发育成“V”字形的冲蚀沟。这个时候海底峡谷内由于水动力作用强而几乎不接受细粒沉积，地貌上表现为明显的下凹地形，绝大多数的沉积物被搬运到更远更平缓的地方沉积。但随着断层活动性的减弱以及可容纳空间的减少，峡谷水道由于初期的粗粒沉积以及后期水道边缘以及上游出现的滑塌事件而逐渐淤积，导致陆架碎屑流及浊流的改道，从而发生了峡谷水道的废弃作用，淤积层呈平行－近平行状充填在峡谷水道里，形成了地震剖面上平行－近平行状的同相轴反射特征。
由于峡谷水道的发育严格受断层发育的控制，因此当断层的活动性增强时，峡谷水道开始发育，而当断层活动性变弱时，峡谷水道则发生废弃作用。所以当断层的活动性发生周期性变化时，峡谷水道的发育以及废弃也会发生周期性的转变。如图5所示，在地震剖面上，北边的高部位地区从深至浅发育了4期峡谷水道沉积，它们沿着主断面相互叠置甚至切穿了前期的峡谷沉积，随着主断层的活动性而发育和废弃。而由于峡谷水道的侵蚀作用，使得峡谷两岸的地势逐渐变陡而成为滑塌事件发育的有利场所。峡谷北岸由于滑塌而发育了一个不稳定体，该不稳定体在海底洋流和重力的作用下会对峡谷进行逐步的充填，从而完成峡谷的废弃作用。
图5 多期水道叠加地震反射形态图
5 水合物成藏模式
通过对研究区内地震相－沉积相的分析，再结合BSR在研究区内的空间分布，本文总结出了研究区内3种类型的水合物成藏模式：断层沟通浊积扇体成藏；断层沟通峡谷水道成藏；断层沟通峡谷水道及滑塌扇体成藏。
5.1 断层沟通浊积扇体成藏模式
如图6所示，在层序C的西北方向发育了一套浊积扇的沉积，在这个剖面上由于气体及断裂的影响，扇体发育部位的地震反射显得较为杂乱，但是仍可以根据图3所示的反射特征对其进行识别。在这个剖面上，可以发现2条深大断裂将深部的游离气聚集到浊积扇体中，再通过浅表发育的断层向上运移，及至水合物稳定带，在特定的温压条件下，形成了水合物；而在地震剖面上可以观察到BSR以及由于游离气的聚集而形成的空白带。
这种成藏模式主要发育在研究区的西北部， BSR在平面上分布与层序C发育的浊积扇体相吻合，表明水合物的发育严格受到了浊积扇体的控制；这主要是因为浊积扇体由于具有较好的物性而能成为游离气的储集场所，保证了形成水合物的气源条件，再加上众多大断裂及微小断裂的发育，从而促使了水合物的成藏。
5.2 断层沟通峡谷水道成藏模式
如图7所示，在层序C内发育了一条早期受深部断裂控制的峡谷水道，在地震剖面上表现为明显的V字形充填反射特征，这条峡谷水道后因峡谷的废弃作用被充填掩埋；而控制峡谷水道发育的断层并没有延伸至海底，说明断层在现阶段已经不活动了，从而不会对水合物的成藏起破坏作用。峡谷水道沉积由于粗碎屑较多而具有较大的孔隙度，是游离气储存及运移的良好通道，深部的游离气通过断层和峡谷水道的粗碎屑沉积向上运移至水合物稳定带，形成水合物。地震剖面上仍然可见清晰的BSR,BSR与峡谷水道之间发育的空白带也非常明显。
这种成藏模式主要发育在研究区中部有峡谷水道存在的部位，在平面上严格的受峡谷水道的控制。其主要原因是由于峡谷水道沉积具有较好的物性，其发育本身还受深大断裂的控制，因此是游离气良好的运聚通道，从而为水合物的形成创造了有利的条件。
图6 断层沟通浊积扇体成藏模式
a.地震反射剖面图；b.成藏模式图
5.3 断层沟通峡谷水道及滑塌扇体成藏模式
如图8所示，在层序C内发育了一条峡谷水道，该峡谷水道与图7所示的峡谷水道在平面上为同一条水道，从地震反射形态来看，内部呈平行至近平行状，外部呈明显的V字形。而在层序B内则发育了一套滑塌扇体的沉积，从地震反射形态来看，滑塌扇体内部以同相轴双向下超为特征，外部通常呈丘状，主要发育在斜坡—坡折的位置。从物性来看，峡谷水道沉积具有较粗的颗粒，滑塌扇体也由于经过搬运分选及二次沉积而具有较大的孔隙空间，因此这2种沉积相类型都是游离气运移及汇聚的良好场所。从图8来看，深部的游离气由于众多断裂的沟通，迅速向峡谷水道及滑塌扇中聚集，再向上运移至水合物的稳定带，形成水合物。在这个剖面上仍可以发现明显的BSR以及游离气在峡谷水道及滑塌扇中形成的空白带。
图7 断层沟通峡谷水道成藏模式
a.地震反射剖面图；b.成藏模式图
这种成藏模式主要发育于研究区的东部峡谷水道及滑塌扇体发育的部位，峡谷水道及滑塌扇体具有良好的物性以及众多断层的沟通是这种成藏模式发育的关键因素。但是仍然可以发现，峡谷水道与滑塌扇体虽然具有良好的物性，但只是作为游离气运移与汇聚的场所，并非水合物成藏的场所；这主要是因为水合物成藏要满足特定的温压条件，只有在水合物稳定带内才能成藏，这也是水合物成藏与油气成藏的差异所在。
图8 断层沟通峡谷水道及滑塌扇体成藏模式
a.地震反射剖面图；b.成藏模式图
6 结论
1）南海北部神狐海域水合物研究区新近纪以来主要发育了3种类型的沉积相，分别为深水浊积扇、滑塌沉积以及峡谷水道。深水浊积扇主要分布在晚中新世层序C中，滑塌沉积主要分布在上新世层序B及第四纪层序A中，峡谷水道则在3个层序中均有分布。
2）这3个沉积相类型与断裂的组合控制了水合物的成藏，研究区内主要发现了3种类型的成藏模式，分别为断层沟通浊积扇体成藏模式、断层沟通峡谷水道成藏模式、断层沟通峡谷水道及滑塌扇体成藏模式。这3种类型的沉积相虽然具有良好的物性，却不是水合物的储层，而只是游离气运聚的有利场所，水合物的成藏仍然要受到温压条件的限制。
参考文献
[1]于兴河，张志杰.南海北部陆坡区新近系沉积体系特征与天然气水合物分布的关系[J].中国地质，2005,32(3）:470-476.
[2]何家雄，刘海龄，姚永坚，等.南海北部边缘盆地油气地质及资源前景[M].北京：石油工业出版社，2008.1-4.
[3]龚跃华，杨胜雄，王宏斌，等.南海北部神狐海域天然气水合物成藏特征[J].现代地质，2009,23(2）:210-216.
[4]邵磊，雷永昌，庞雄，等.珠江口盆地构造演化及对沉积环境的控制作用[J].同济大学学报：自然科学版，2005,33(9）:1177-1181.
[5]陆红锋，陈芳，刘坚，等.南海北部神狐海区的自生碳酸盐岩烟囱——海底富烃流体活动的记录[J].地质评论，2006,52(3）:352-357.
[6]姚伯初.南海北部陆缘新生代构造运动初探[J].南海地质研究，1993,5:1-12.
[7]袁玉松，丁玫瑰.南海北部深水区盆地特征及其动力学背景[J].海洋科学，2008,32(12）: 102-110.
[8]刘铁树，何仕斌.南海北部陆缘盆地深水区油气勘探前景[J].中国海上油气：地质，2001,15(3）: 164-170.
[9]张树林.珠江口盆地白云凹陷天然气水合物成藏条件及资源量前景[J].石油地质，2007,6:23-27.
[10]孙珍，庞雄，钟志洪，等.珠江口盆地白云凹陷新生代构造演化动力学[J].地学前缘，2005,12(4）:489-498.
[11]于兴河.碎屑岩系油气储层沉积学[M].北京：石油工业出版社，2002,333-334.
2. 地震地层分析流程
国内外地震地层学研究已经有很多研究成果，本书以川东南地区为例，以储层识别及预测为出发点，以地震层序的对比划分和地震相研究为核心内容，地震地层学研究的主要流程如下。
（1）地震反射界面标定及解释
地震反射界面的标定解释是地震地层解释的基础，要尽可能精细地解释目标层段的层位。
（2）选择主干地震剖面进行地震层序分析
很明显，同一种地质体在不同方向的地震测线上所表现出的地震现象是不同的，所以通常在全面开始地震地层解释的时候，先选择垂直于构造走向、资料信噪比高、偏移归位较好的地震剖面进行初步分析，确定全区层序模式，然后再推广到全区进行解释。
（3）识别地震层序与体系域
层序与体系域的划分是以反射波终止现象为依据的。反射波终止现象反映的是地层之间的不整合关系，这正是层序分析的基石。地震层序分析必须在两个方向进行，否则会得出错误的结论。在一个方向的地震剖面上表现为上超现象，在另一个方向上则可能表现为整一现象。通常在两个方向上都表现为上超的，才是最可靠的上超现象。
（4）地震相分析及平面展布组合规律分析
地震相分析是分析地震反射特征与沉积相甚至储集体之间关系的一种分析方法。与地震地层分析相似，地震相分析也必须从平面组合关系上研究，地震相的组合关系更具有地质意义，但在研究工作中这往往被忽略。
（5）地震相与沉积相关系分析
通过地震反射结构、反射波组外部形态及其相互之间的关系，分析古地理环境、水流方向、海（湖）平面相对升降、水动力条件等，以沉积相分析的观点来解释地震相在平面上的分布特征，这也是地震相解释的核心。
（6）典型储集体地震相特征分析
很多的储集体在地震剖面上都有一定的特征，由于复杂储层横向变化剧烈，地震剖面上反射波组特征变化较大，通常表现为特殊的外部形态结构（比如丘形、隆起、侧积等）及内部地震属性的变化（如强振幅、低频率等）。
（7）利用地震层序和地震相研究成果对储层进行综合识别
在划分的地震层序及体系域内对地震相特征进行平面分析，综合地质和地球物理资料对储层进行综合识别。
3. 奥陶系地震层序划分与对比
(一)奥陶系地震层序标定
通过对台盆区中部钻遇奥陶系的探井进行分析,优选出26口揭示地层较多并且过主要地震大剖面的探井进行地震标定。首先利用最新钻井分层方案确定了T8、Tg7、Tg5-1等盆地级的标志层,然后在标志层的约束下对奥陶系的6个地震反射层进行了标定(图1-3-2, 图1-3-3)。
图1-3-2 羊屋2井地震合成记录标定图
图1-3-3 英买2井地震地质层位标定图
通过对26口探井的层位标定,确定了台盆区中部地震反射层序与年代地层和岩石地层的对应关系 (表1-3-1)。
表1-3-1 塔里木盆地台盆区中部奥陶系地震层序划分表
图1-3-4 英买2井—英买3井—羊屋2井地震层序地层格架大剖面(TLM—L350)
图1-3-5 塔参1井—塔中30井—草湖1井地震层序地层格架大剖面(TLM—Z60)
(二)奥陶系地震层序对比与解释
应用26口重点探井的标定结果,对台盆区中部资料品质较好的14条骨干大剖面进行地震层序对比与解释, 并且建立了区域地震层序格架(图1-3-4, 1-3-5)。
各地震层序特征如下:
Tg5—Tg5-0层序总体为一套连续性较差的多相位较高频反射,与下伏Tg5-0—Tg5-1层序呈不整合接触关系,在塔中北坡和塔北南坡这种接触关系相当明显, 界面为Ⅰ型层序边界。该地震层序在英买力地区变薄, 连续性变好, 反射变强。塔南地区缺失该地震层序。
Tg5-0—Tg5-1层序即过去的Tg5—Tg5’ 层序。在台地相区,其底界面(Tg5-1)为碎屑岩与碳酸盐岩之间的反射界面, 台地相区与盆地相区过渡带可见大量上超现象, 为大型侵蚀界面。
Tg5-1—Tg5-2层序即过去的Tg5’—Tg5’ ’层序。从钻井分层标定结果来看,在塔北地区该地震层序仅厚100m左右, 而在塔中和巴楚地区厚达300～880m, 在塔中三维地震上可以见到与Tg5-2—Tg5-3层序的不整合接触关系, 塔东地区该地震层序厚度较薄。
Tg5-2—Tg5-3层序为一套弱至空白反射, 是厚层—块状碳酸盐岩的地震反射特征。在哈拉哈塘地区该层序底界反射较连续, 特征清楚; 而在塔中、巴楚地区则比较难识别。
Tg5-3—Tg5-4层序为一套3～4个相位的低频较连续反射,厚度较大, 与下伏地层呈假整合接触关系。
Tg5-4—Tg6层序为一套3～4个相位的中频较连续的反射,厚度要小于Tg5-3—Tg5-4层序,在寒武系台地边缘相带位置与下伏层序呈不整合接触关系, 而台地内部则未见这种现象。
4. 古郯庐带沧浪铺期地震事件、层序及构造意义
Seismic Event,Sequence and Tectonic Significance in Canglangpu Stage in Paleo-Tanlu Zone
乔秀夫高林志彭阳李海兵
原文刊于2001年中国科学（D辑）第31卷，第11期，英文版刊于2002年Sciencein China,Vo L45 No.9。应用地震灾变记录与层序地层（3级层序）结合讨论郯庐断裂在中生代是否存在大平移的问题。现刊印文图3更换为彩色照片。第14章（本书下一章）是对大林子组近年来研究的最新总结，有许多新的认识。13章中个别图件与14章中图件有所重叠，为了保持历史原貌及当时的认识，13章中的图件及解释均未作删改。
胶辽徐淮地区下寒武统的沧浪铺阶沿郯庐断裂两侧分布。辽东半岛的沧浪铺阶包括葛家屯组、大林子组与碱厂组（位于郯庐断裂东侧）。大林子组形成于滨海萨布哈环境，整个岩组充满了地震灾变事件记录，其特征为液化泄水脉、水塑性褶皱、水塑性微断层（三者相伴生），液化卷曲变形、液化角砾岩与砂岩墙；总结了萨布哈泥质岩中的地震液化序列。苏皖北部的沧浪铺阶（位于郯庐断裂西侧）包括金山寨组、沟后组下段及上段。沟后组同样系干旱的潟湖环境沉积，与大林子组为同一气候带岩组，但在苏皖北部的沧浪铺阶岩组中未发现地震事件记录。苏皖北部沧浪铺阶可识别出4个层序，但在辽东半岛则缺少一个层序。从灾变事件、层序地层以及具体岩组岩性对比角度，不支持辽东半岛的沧浪铺阶系由苏皖北部于中生代平移数百公里至目前位置的观点。
古郯庐带（图1）指吉林南部、辽东半岛、山东半岛中部及苏皖北部，它位于中朝板块东部，是新元古代的板内强地震带，发展时间为震旦系—晚石炭世早期[1～4]。古郯庐带中的下寒武统沧浪铺阶在辽东半岛包括葛家屯组、大林子组及碱厂组（昌平组）等3个岩组[5]，这3个岩组在古郯庐带中可追踪对比（图2）。
1大林子组地震灾变记录
寒武系大林子组（
1.1岩性与环境
大林子组可分为4个岩性段（图2）。第1段为中－粗粒、红－黄色砂屑岩，具十分发育的鱼骨状交错层理，厚15 m，代表潮间带与潮下带环境。第2段为红、黄、绿等含石英粉砂的白云质泥岩及绿色伊利石、绿泥石页岩，具一系列地震诱发的液化泄水脉构造、石膏层及石膏溶解后的盐溶角砾岩（图3A）及盘肠构造；具多个钙结壳层（图3B）（层厚2～9cm）；第2段为潮间带、潮上带盐池微相单元，是一个经历多次短暂暴露的岩段，总厚40m。第3段为白云岩与绿色泥岩互层，计有3层白云岩（单层厚0.7～1.1 m），白云岩中普遍含有石英砂与长石砂，总厚7 m。第4段下部为绿色泥岩，上部为红色、黄色具季节纹层的泥灰岩，泥灰岩中矿物成分为：泥晶方解石80%，石英粉砂约5%，伊利石约5%，石膏单晶假象约10%。第4段下部以一系列密集的地震液化脉为特征。第4段总厚21 m，岩石显示极好水平纹层，是一个潮上咸湖环境岩段。
图1 研究区位置及沧浪铺阶剖面
剖面位置：①辽东半岛大连金州，②山东莒县浮来山，③山东苍山县，④江苏贾汪，⑤安徽宿县金山寨村，⑥安徽宿县沟后村，⑦安徽淮南，⑧吉林通化
大林子组2～4段是干旱－半干旱气候条件下，陆地与潮间带之间滨海平原含膏盐的沉积，即典型的滨海萨布哈（Sabkha，阿拉伯语中的一种读音，含义为“盐坪”）环境。大林子组盐坪曾遭受过3次海进（第3段有三层白云岩）。
1.2地震灾变事件
大林子组第2～4段是一个充满地震灾变事件记录的岩段，特征是液化作用形成的沙、泥质的白云岩脉，水塑性褶皱，液化卷曲变形（hydroplastic deformation），水塑性微断层（hydroplastic microfault）及液化角砾岩。
强地震振动引起的剪切力，促使未固结沉积物中的砂粒滑移改变排列状态，使应力由沙骨架转移至水，引起超孔隙水压力，当全部应力转移至空隙水后，超空隙水压力等于饱和沙所承受的总应力，在完全水平的沙层中便产生了液化作用，沙与水浑然一体，产生了悬液，水与沙粒混合体在层内运动，形成泄水脉及一系列层内液化变形构造，成为地层中的地震事件记录。大林子组滨海Sabkha系潮上带富含水的环境，沉积物颗粒粗，所处围压很小，地震液化时上覆沉积物不厚，因此所形成的液化脉比碳酸盐层中液化脉宽且长。由于地震事件层与上覆地层之间存在侵蚀间断面，成岩中无上覆沉积物重压液化脉仍保持相对直立而未弯曲。
液化泄水脉与水塑性褶皱位于大林子组的第2～4段中，尤以第4段最为发育，呈密集型绿色脉，脉的成分与绿色薄层围岩母岩成分一致，为绿泥石、伊利石白云质泥岩；野外宏观可见绿色微细水平纹层理与直立的液化泥质白云岩脉相联通，表明直立脉系由某些水平纹层中颗粒液化集中形成的；泥质白云岩脉一般5～40mm宽，垂直于层面上的长度50～700mm，甚至达1 m，短者仅20～40mm；泄水脉呈板状体，在层面上相互交织呈多边形形态（图3C）。
图2 古郯庐带沧浪铺阶地震灾变事件及层序地层
Z2x—震旦系兴民村组；X2s—震旦系石旺庄组；Z2t—震旦系佟家庄组；Z2n—震旦系倪园组；Z2wsh—震旦系望山组；
泥沙颗粒的液化脉除向上移动外，由于受到上部及四周压力，迫使泥沙向压力小的下方移动。导致泄水脉同时向岩层内上方及下方两个相反的方向液化（图3B）。
沙泥质白云岩脉与层面垂直，脉的两端相对尖细，并穿刺纹层使之弯曲成背形（上端）与向形（下端）。如几个相距较近的泄水脉则可在脉的两端产生一系列背形与向形褶皱（图3B），即水塑性褶皱。水塑性褶皱轴面与板状形态泄水脉的平面一致，而在层面上泄水脉及水塑性褶皱交织呈多边形隆起（图3C）。
图3 大林子组岩性及地震事件记录
A—盐溶角砾岩，萨布哈潮上带微相单元；B—液化泄水沙、泥质白云岩脉①，水塑性褶皱②，水塑性微断层③及钙结壳层④；C—液化沙泥质白云岩脉层面的表现、脉呈板状体，层面上构成许多隆脊相互交织，脉的成分：65%粉晶白云石，25%石英砂，5%云母片及5%绿泥石；D—液化卷曲变形及水塑性微断层，1b—液化角砾岩，照片上方为较平直的钙结壳层（CC），表明褶皱为层内液化成因
Sabkha环境形成薄的沉积层，液化作用及相应的液化泄水脉活动限制在薄层组成的一段地层内。图3B中的泄水脉及水塑性褶皱位于两个钙结壳层（短暂的暴露面）限制的1 m厚的岩层内，代表一次地震液化作用早期的记录。大林子组中共出露5个泄水脉与水塑性褶皱岩段。
水塑性微断层与泄水沙泥质白云岩脉伴生，是软沉积物本身重力作用下沿泄水脉与被侵位的围岩之间的微型错位，表现为在脉壁形成极薄的钙质膜，其上发育擦痕，擦痕具一定方向。水塑性微断层与作者曾描述的碳酸盐岩层中地震成因的粒序断层（fault-gra-ded）形态及成因不同[1,2]。
液化卷曲变形与液化角砾岩液化卷曲变形指层内起因于液化作用形成的卷曲（图3D），是一种水塑性变形[6]。与液化泥质白云岩脉两端的背形和向形成因不同，泥质脉两端的背形、向形是受泥质脉穿刺形成；层内产生的液化变形不遵循力学机制，无固定规律。液化卷曲变形进一步可发展为液化角砾岩，液化作用高潮时，岩层被撕裂在岩层内原地破碎形成角砾岩，角砾具可拼性。液化泄水脉在不同方向穿刺岩层，使层内角砾化，也形成液化角砾岩，角砾同样具可拼性。
序列大林子组地震液化作用记录由液化泄水脉、水塑性褶皱与水塑性微断层（三位一体）组成一定的序列（见本书第14章图21）。形成大林子组序列中的各单元地震记录需要一定的地震强度。对我国1955年以前近900年间历次地震喷水冒沙资料统计研究[7]，震级和发生液化的范围存在密切关系，即震级大，发生液化的范围也越大。震级为6级时液化范围距震中距离约为10～50km；震级为7级时液化范围距震中最大距离为100km；震级为7.8级时液化范围距震中最大距离约200km(1976年7月28日唐山地震）；8级以上毁灭性地震（1668年山东郯城8.6级地震）液化范围距震中最大距离约为800km；而地震震级小于5级时，在我国的地震文献中无喷水冒沙的记录。文献[8]曾进行沙层的振动液化模拟实验，选择7～9度地震烈度（相当于地震震级6级以上）区的振动频率与加速度，模拟地震时的水平振动，沙层产生了液化现象。对照历史地震记录与模拟实验，产生液化现象地震震级需5级以上。大林子组分布于辽东半岛南端，从半岛西侧渤海金州湾海岸至半岛东侧黄海大连金石滩海岸，东西方向距离60km范围内均有十分发育的、壮观的地震液化记录。因此，大林子组是早寒武世强地震形成的灾变事件岩组。
2层序地层与对比
皖北宿县沧浪铺阶包括金山寨组、沟后组下段及沟后组上段（图2）。
沟后组 安徽省地质局区域地质调查队。中华人民共和国区域地质调查砀山幅（Ⅰ－50-X V）等三幅地质调查报告（1:20万）。1977,1～601。
沧浪铺阶底界是下伏震旦系顶部（即：辽东半岛的兴民村组，山东半岛的石旺庄组，苏皖地区的倪园组，望山组等）碳酸盐岩的红土型风化壳；顶界为碱厂组顶部与馒头组之间的间断面，多数地区也具风化壳；这两个层序界面是大区域性的，在古郯庐带全境可追踪。
整个沧浪铺阶可识别出4个三级层序（DS），分别为金山寨组（DS1）、沟后组下段（DS2），沟后组上段（DS3,DS4）。DS1与DS2之间层序界面为岩相转换面；DS3与DS2之间为碳酸盐海侵上超面，DS2上超于DS1与DS2碎屑岩垫板之上，这是沧浪铺阶内部最重要的层序界面。图2层序地层为依据的对比中，在辽东半岛，缺失了层序3(DS3），DS4直接上超于DS1及DS2碎屑岩垫板之上。从沧浪铺阶底部不整合面及金山寨组构成碎屑岩垫板角度分析，本文将金山寨组置于寒武系。
3构造意义
文献[12]第一次提出郯庐断裂是一个中生代的巨型左行平移断裂，之后于1964～1996年间对郯庐断裂系进行了全面综合研究[13～19]，认为平移断距达740km。这一观点得到中外众多地质学家的广泛重视与赞同[20～30]。徐学思从新元古界对比，系统论证了郯庐断裂中段（苏皖北部与辽东半岛）左行平移约550km[29]；陈容度从辽东、辽西地质对比（主要从不同时代地层与岩相带）进一步证明徐嘉炜推断的郯庐断裂在山东与辽宁段的最大平移距离为600km[30]；他们均认为辽东半岛新元古界与早古生界盆地是由苏皖北部平移至现今的位置。
有关郯庐断裂左行平移的年代，最近的研究趋向于晚侏罗世或早白垩世[25,31]，那么辽东半岛白垩纪之前的地层，包括本文所涉及的沧浪铺阶均为异地系统，它们是从江苏、安徽左行走滑长途旅行至目前的位置。但是，依据本文的研究，目前沧浪铺阶岩组记录与巨大平移观点相矛盾。
（1）辽宁半岛大林子组中十分发育的强地震记录在郯庐断裂以西的苏皖北部沧浪铺阶中并未发现。图1中①位于辽东半岛东侧，黄海海岸，在半岛西侧渤海海岸同样分布沧浪铺阶地震记录，将辽东半岛南移至图1中⑤的纬度位置，两者相距仅50～70km，早寒武世沧浪铺期强地震时沉积物液化范围完全应涉及两个地区。但苏皖北部沧浪铺阶缺失强地震记录，表示两者当时并非处于同一地理位置。
（2）辽东半岛沧浪铺阶比苏皖北部少了一个层序。三级层序具有大区域等时对比意义，辽东半岛缺失DS3，表明沧浪铺期DS2之后辽东半岛位置曾有地区性构造抬升，这次抬升并未影响到苏皖北部，表明当时二者地理位置相距甚远。
（3）葛家屯组、大林子组、碱厂组与苏皖北部3个组的岩性、岩相差别较大（图2）。
4结论
上述3点表明：分布于郯庐断裂中段以东辽南的沧浪铺阶与苏皖北部沧浪铺阶（位于郯庐断裂西侧）当时不在一个地理位置上，辽东半岛的沧浪铺阶，不可能是从苏皖北部平移的结果。沧浪铺阶的地震灾变事件与层序地层的客观地质记录尚不支持郯庐断裂巨大平移；也不支持辽东半岛沧浪铺阶是晚侏罗世或早白垩世期间从苏皖北部巨大平移至现今位置的观点。
辽东半岛与苏皖北部的沧浪铺阶现在的分布呈NNE向（图1），由于它们是在干旱、半干旱炎热条件下形成的，很可能在早寒武世沧浪铺期，是一个平行于低纬底的EW 向盆地，苏皖北部与辽东的沧浪铺阶各位于盆地的两端。
参考文献
[1]乔秀夫，宋天锐，高林志，等.碳酸盐岩振动液化地震序列.地质学报，1994,68(1）:16～34
[2]乔秀夫，宋天锐，李海兵，等.辽东半岛南部震旦系—下寒武统成因地层.北京：科学出版社，1996,1～173
[3]乔秀夫，李海兵，高林志.华北地台震旦纪—早古生代地震节律.地学前缘，1997,4(3）:155～160
[4]乔秀夫，高林志.华北中新元古代地震灾变事件及与Rodinia的关系.科学通报，1999,44(16）:1753～1757
[5]项礼文，朱兆玲，李善姬，等.寒武纪.北京：地质出版社，1999,1～95
[6]Plaziat J C,Pruser B H,Philobbos E.Seismic deformation structure(seismites in the syn-rift sedi-ments of the NW Red Sea Egypt).Bull Soc Geol France,1990,(8):419～439
[7]刘颖，谢君斐.砂土震动液化.北京：地震出版社，1989.1～327
[8]冯先岳.地震振动液化变形的研究.内陆地震，1989,3(4）:209～307
[9]邢裕盛，高振家，王自强，等.中国地层典，新元古界.北京：地质出版社，1999,1～118
[10]高振家，陈克强，魏家庸.中国岩石地层辞典.武汉：中国地质大学出版社，2000,1～628
[11]徐嘉炜.淮南寒武纪沉积.合肥矿业学院学报，1956,（1）:22～24
[12]徐嘉炜.郯城－庐江深断裂带的平移运动.华东地质，1964,（5）:18～31
[13]徐嘉炜.试论郯庐断裂带的平移及其地质与找矿意义.地质矿产研究，1978,（5）:1～30
[14]徐嘉炜.郯庐断裂带的平移运动及其地质意义.见：国际交流地质学术论文集（1).北京：地质出版社，1980.129～142
[15]徐嘉炜.崔可锐，刘庆，等.东亚大陆边缘中生代的左行平移断裂作用.海洋地质与第四纪地质，1985,5(2）:51～64
[16]徐嘉炜，朱光，吕培基，等.郯庐断裂带平移年代学研究的进展.安徽地质，1995,5(1）:1～12
[17]徐嘉炜.再论郯庐断裂带的最大平移幅度——鲁西—辽北地块的对比.中国地质科学院沈阳地质矿产研究所所刊，1994,（3）:43～55
[18]Xu J W,Zhu G.Tectonic models of the Tan-Lu Fault Zone,eastern China.International Geology Review,1994,36:771～784
[19]Xu J W.The Epi-continental area of Southeast China and relevant earthquakes.Ac ta Seismologica Sinica,1996,9(4):566～571
[20]邓乃恭.中生代华夏类型构造和郯庐断裂体系的特征与形成机制.见：构造地质论丛（3).北京：地质出版社，1984.33-38
[21]马杏垣.中国及邻近海域岩石圈动力学图集.北京：地质出版社，1986
[22]许志琴.扬子板块北缘的大型深层滑脱构造及动力学分析.中国区域地质，1987,6(4）:289～300
[23]徐树桐，陈冠正，陶正.中国东部徐淮地区地质构造格局及其形成背景.北京：地质出版社， 1993,1～71
[24]Wan Tianfeng.Formation and Evolution of the Tancheng-Lujiang Fault Zone.W uhan:China Univer-sity of Geosciences Press,1996.1～85
[25]朱光，徐嘉炜.郯庐断裂带与大别—胶南造山带的构造关系，见：马宗亚，杨主恩，吴正文，主编.构造地质学——岩石圈动力学研究进展.北京：地震出版社，1999,164～169
[26]刘和甫，夏义平，殷进垠，等.走滑造山带与盆地耦合机制.地学前缘，1999,6(3）:121～132
[27]王小凤，李中坚，陈柏林，等.郯庐断裂带.北京：地质出版社，2000,1～374
[28]Okay A I,Sengor A M C.Evidence for intracontinental thrust related exhumation of the ultra-high-pressure rocks in China.Geology,1992,20:411～414
[29]徐学思.徐淮、胶辽震旦亚界的统一划分及郯庐断裂的平移.中国地质科学院天津地质矿产研究所所刊，1981,（3)83～102
[30]陈容度.从辽宁东、西部地质对比讨论郯庐断裂的平移运动.辽宁地质，1995,（3）:184～193
[31]朱光，宋传中，王道轩，等.郯庐断裂带走滑时代的40Ar/39Ar年代学研究及其构造意义.中国科学，D辑，2001,31(3）:250～256
5. 地震相分析
利用地震剖面进行沉积环境分析和沉积相的解释叫地震相分析。
因为不同的沉积环境可形成不同的沉积岩系，而不同的沉积岩体因岩性和物性的差异，又会产生与之相应的地震响应，导致反射波特征，如振幅、频率、连续性、几何形态等有不同特点。这样就有可能利用地震剖面上反射波的特征来反演沉积环境，也可以说地震相分析实际上就是研究反射波的各种特征和沉积相之间的关系。
地震相分析是对地震剖面上的每个层序分别进行的。对单个层序来说，普遍采用地震相对比的方法，在横向上分析剖面上的反射特征，划分出若干个地震相单元。划分地震相的主要依据是地震地层参数。在一个地震层序中，具有相似地震地层参数的地层单元就叫做地震相。
1.地震地层参数
地质上划分沉积相是根据沉积的物理、生物和化学等特征，地震上划分相主要根据地震反射的特征参数。在地震地层学中所指的反射特征参数包括反射波的振幅、连续性、频率、层速度、内部反射结构、地震单元外部形态和地震相在顶底的接触关系等，一般又把前四个参数叫做地震相的物理参数，而把后三个参数叫做地震相的几何参数，总称为地震地层参数。
1）物理参数
地震相的物理参数，反映了沉积的具体特点。不同的人对这类参数的特征可能有不同的解释，主观成分多一些。但它们分布广，可以找出规律性。
a.反射振幅。反射波振幅反映了层与层之间波阻抗的差异性，间接反映了岩性的差异性。如果地层的波阻抗相近，则不会产生明显的反射，如厚的泥岩、块状砂岩、厚的均化的重力滑塌堆积，以及内部结构杂乱无章的礁块等，都可能没有反射。砂、泥岩互层则可能形成强振幅反射。为了便于描述，可根据工区地震剖面上振幅相对强弱的情况而分为强、中、弱等级别。
b.反射的连续性。反射的连续性反映了地层的连续性和沉积过程的稳定性。在开阔水域稳定条件下沉积的砂泥岩，如浅海、大陆斜坡、远洋沉积，其连续性很好，横向上可以追踪很长距离，所以高连续性一般代表海相或稳定的湖相。反之，三角洲中的河道、重力滑塌堆积、生物礁等都不会有连续性好的反射，有些甚至形成无反射带，故反射不连续一般反映河流相或山麓相。通常将反射连续性也分为连续、较连续、断续等级别。
c.频率。反射的频率反映了沉积的速度。沉积速度慢的深水地区比一般地区反射频率高一些；在前积型的沉积中，顶积和底积部位比前积部位的反射频率高。
d.层速度。地震上所获取的层速度反映了沉积物的岩性和致密程度。
2）几何参数
地震相的几何参数，反映了当时地层沉积的环境、沉积的结构和沉积的物源方向。这类参数的特点是标志明显，不容易混淆。
A.内部反射结构。地震相单元的内部反射结构是指地震剖面上反射波之间的延伸情况和其相互关系，它是鉴别沉积环境最重要的地震因素。
内部反射结构的几何形态可以划分为平行与亚平行、发散与收敛、前积、杂乱和无反射等。如图5-3-4所示。
图5-3-4 内部反射结构的类型
平行与亚平行反射结构反映了均匀沉降的陆棚和盆地平原上的匀速沉积，它的反射层呈水平延伸或微微的倾斜。
发散结构说明了沉积速度沿一个方向均匀变化，反映了地层横向加厚和盆地的不均衡沉降。发散和收敛指的是同一种现象，不过前者强调向下倾方向增厚发散，后者强调向上倾方向收敛变薄。
前积结构是一种向深水方向扩展的反射结构，即在水流向深水推进时，由斜坡地形的前积作用造成的，从地震反射同相轴的形态可分为S型、斜交型、S 斜交复合型、叠瓦状及乱岗状前积反射结构。它们反映了沉积时水流强度的差异。一般说来，斜交型结构反映水流最强，S型次之，乱岗型最弱，它们是以河流为主的三角洲沉积特征，而叠瓦状结构则是以波浪为主的三角洲沉积物的特征。
S型反射结构是由一系列重叠的S形反射同相轴形成的前积反射结构组成。它分为三段，上段（顶积层）的同相轴振幅较强，它的每个反射同相轴都随着振幅的改变延伸到中间部分（前积层）；在前积层反射倾角较大；下段（底积层）反射波振幅也较强，并呈水平状态或微微下倾，它与下部边界呈下超接触关系。这三个部分的沉积能量与岩性也不一样：顶积层为浅水浪蚀地形带沉积，以粗粒碎屑岩为主，沉积能量较高；前积层代表斜坡地形的沉积，以砂岩为主。底积层代表洋底地形沉积，岩性以海相页岩为主，沉积能量较低。
斜交反射结构比S型前积结构的倾角要大，上部边界为平坦的顶超，底部边界为下超。较新地层按沉积先后顺序重叠排列，向下倾方向可以逐渐过渡到较深的前积段，也可以突然终止。斜交前积结构的形成条件是：陆源碎屑供应充足，盆地下降缓慢，海平面相对静止，顶积层的缺失表示了沉积的冲刷作用。这种结构反映一种高能量的沉积环境和偏砂相的沉积物，是良好的储油场所。斜交前积结构，又可分为切线斜交和平行斜交两种。切线斜交前积结构下部倾角逐渐变小，与下伏地震相单元形成切线，并过渡为底积层，最后消失。平行斜交前积反射结构，其底部边界则表现为高角度的下超接触关系。
S-斜交复合型前积结构是上面两种结构的组合。它的上部是水平的S型顶积层反射，和顶超的斜交结构形成复杂的交替关系。它的沉积条件既有顶部加积作用，也有沉积过程的冲刷作用，也属于一种高能沉积环境。
叠瓦状前积反射结构多出现在浅水沉积中，相单元厚度很小。它的顶底界面都是平的，内部反射倾斜平缓，互相平行，呈叠瓦状排列，与顶界面以顶超方式终止，与底界面以下超方式终止。
乱岗状反射结构由无规律、不连续、亚平行的反射同相轴构成。反射模式呈杂乱的岗丘状，反射的终止无系统，岗丘的起伏较小，在横向上常常递变为较大的、更加明显的斜坡结构，并且向上渐变为平行反射。这种反射结构多出现在前三角洲或指状交互层中，一般为低能沉积环境的特征。
杂乱反射结构是一种杂乱无章、不连续的地震反射结构，代表一种变化不定的、能量较高条件下的沉积。有的反射层面原来是连续的，后来遭到破坏，有的反射原始层面特征勉强可以辨认出来，有的代表沉积同期的滑塌构造、河道充填沉积物、地层扭曲等。剧烈的断裂与褶皱也可以形成杂乱反射结构。
无反射产生于均匀的、非层状的、高度扭曲和倾角很陡的地层，如大的火成岩体、盐岩、礁体、巨厚的砂岩或页岩层等。
B.地震相单元外形。地震相单元的外部几何形态是指同一反射结构在空间及剖面上的分布状况，它对于了解地震相单元的生成环境、沉积物源、地质背景及成因有着重要意义。外部形态可分为席状、席状披盖、楔形、滩形、透镜状、丘状、充填形等七种，如图5-3-5所示。
图5-3-5 地震相单元外形
席状是最常见的地震相外形之一，它是一种长度和宽度远大于厚度的席状外形的地震相单元，其分布范围较大。它的上、下界面接近平行，厚度相对稳定。它反映均匀、稳定、广泛的前三角洲、浅海、陆坡、半远洋和远洋的沉积。
席状披覆地震相单元是当席状地震相单元平滑地披盖在礁、盐丘、泥岩刺穿、生长断块或其他古地貌（不管它是否平整）的单元之上时，构成席状披覆地震相单元。它是由均一的、低能量的、与水底起伏无关的深海沉积作用造成的。
楔形地震相是一种横向上变薄，呈楔状尖灭的地震相单元。超覆在海岸、海底峡谷侧壁、大陆斜坡侧壁的三角洲、浊积层、海底扇上的沉积，均表现为楔形。
滩形地震相是楔形的变种，滩形沉积一般出现在陆棚边角或台地的边缘。
透镜状地震相的主要特点是中部最厚，向两侧尖灭，外形呈透镜体，它多为古河床、沿岸砂体的沉积。
丘形是一种凸起或层状地层上隆，高出于周围地层的地震相外形。绝大多数的丘形，不是在碎屑或火山沉积过程中形成的，就是在有机物生长过程中形成的，并且在其沉积表面上形成突起的外形。丘形包括礁、海底扇、重力滑塌、火山锥等高流丘以及巨浪波痕等形成的沉积体。
充填型地震相单元是在古地形洼地上形成的沉积体，它包括河道或海槽充填、盆地充填、斜坡前缘充填等。
地震相的外形和它的内部结构是相互关联的，它们反映地震相沉积时的古地理位置和沉积的结构。例如，席状外形、平行结构的地震相，反映在大陆架、三角洲平原等稳定环境下的沉积，又如楔形外形、发散结构的地震相，反映沉积物沉积速度沿一个方向均匀变化等。
C.地震相在顶底的接触关系。地震相在顶界和底界，与上、下地层的接触关系与沉积过程中水面的相对变化有密切关系。它们反映了沉积的周期和沉积物的流向。例如，上超表示盆地的充填和水面的相对上升；顶超和下超表示推进的层理，说明沉积由浅水区过渡到深水区，同时它指示出沉积流的方向，这一点很重要，因为沉积流的方向也就是沉积物由粗到细变化的方向。
图5-3-6是地震剖面上几种典型的地震相单元。
2.地震相命名
根据以上几个主要标志，对所研究的地震相单元给以命名，命名要求能反映该地震相参数的特点，一般采用突出主要特征的复合命名法。若主要以几何参数确定的地震相，可以按外形加结构来命名，例如，盆地充填相，席状披盖相，S形前积相等。若主要以物理参数确定的地震相，可以按振幅和连续性来命名，例如低振幅、中连续反射相，中振幅、高连续相等。有时也可以按形态加结构加物理参数来综合命名。
图5-3-6 几种地震相
实际工作时，采用何种命名的办法，可以根据探区地震资料的具体情况来定。一般在斜坡和大陆架边缘地区，几何参数在地震相的划分中起主要作用。因为在这类地区，地震相几何参数的标志明显，地震相的命名可采用上述的第一种方法。在平坦地区，反映地层沉积特点的地震相物理参数比较明显，物理参数在相的划分中起主要作用，相命名就采用上述第二种方法。
3.编制地震相平面图
地震剖面经划分地震层序之后，要对每一个时间地层单元进行相的分析，在横向上划分出若干个地震相单元。
在地震剖面上一般先分析地震相的几何参数，识别各地震相所处的不同沉积环境，弄清各时期沉积物的来源方向；然后再分析地震相的物理参数，找出反射特征横向变化规律，把各种地震相的具体界线在地震剖面上划出来。
图5-3-7 苏北盐城凹陷新生界B6 亚层序地震相平面图
划分出地震相单元的地震剖面后，还要进行平面分析对比，并把它投到测线平面图上。相邻测线地震相单元经测线闭合后，就可以把相同的地震相单元在平面上连结起来，编制出一张地震相在平面上变化的地震相平面图。
图5-3-7是根据地震相参数中振幅和同相轴连续性的差别而编制的一张地震相图。从图中可以看出，四个地震相带分布有一定的规律性，在凹陷中部为强反射连续相，而靠近隆起一侧为强反射断续相、无反射和杂乱反射相。
6. 地震地层分析研究现状
地震地层学及层序地层学研究已经取得了众多成就（Payton,1980），它帮助石油地质学家认识地下构造的形态，进而对地层的岩性、岩相作出某些判断（李庆忠，1994）。近年来，利用地震地层学及地震相的研究，进行沉积相的分析，研究储层的空间展布特征，取得了良好的效果。在地球物理资料地质解释中，使用地震地层方法，已卓有成效地解决了一批非背斜储层的油气勘探问题（王永刚等，1997）。
地震相分析兴起于20世纪70年代末期，地震相这一名词出自石油地震勘探技术，来源于沉积相（刘葵等，2005）。“相”是一定岩层形成时的古地理环境及其物质表现的总和（S1oss,1962），地震相就是沉积相宏观特征的地震反射响应，代表了产生其反射的沉积物的一定岩性组合、层理和沉积特征（刘震，1997）。Sheriffu（2000）将地震相定义为“由沉积环境所形成的地震特征”，因而地震相研究首先是为了研究沉积相。目前国内用地震相来研究沉积相的实例很多，主要是利用地震振幅强弱、频率变化、地震反射波组连续性以及地震结构来对不同的地震相进行分类，然后将这种分类与沉积相进行联系。这些地震相分析的方法都能解决一定的问题，但是还存在以下缺陷，使得地震相研究在目前没有引起应有的重视。
1）地震相分类过于简单，大多数将地震反射波组的振幅及连续性特征作为分类的标准，也有利用地震结构进行分类的，但是将这些分类直接与沉积相挂钩，不具有说服力。诸如单强连续相、弱反射低频相之类，这些分类通常很难直接表达沉积相。例如，一些地质工作者通过对某盆地研究后认为，地震波组单个强相位属浅滩沉积相，两个强相位对应暴露滩相沉积，多强相位属浅滩间或暴露沉积。用这样的地震相分类来对应沉积相显得过于简单，在大多数地区这些关系并不是一一对应的。
2）地震相向沉积相转换的关系可信度不高。地震相在平面上的组合关系才能较好地表征沉积相特征，而常规研究中地震相在横向上的变化趋势与沉积相之间还缺乏有机联系。
3）地震相与储集体之间的关系的研究不够深入。很多典型的储集体在地震相上都有一定的反映，如何用地震特殊处理手段并结合常规剖面来使这些储集体的地震特征更为突出，也是目前亟待研究的问题。
4）地震相综合研究程度不高。地震反射波组特征和反射结构特征及其组合方式，能反映沉积相特征、水动力条件、物源方向等地质情况，利用这些地质因素进行综合分析可以对沉积相及储层预测起到有益的作用，但这在常规地震相分析中常被忽略。试图直接用某一类地震相来表达沉积相而不综合分析地震相的地质意义往往很难有好的效果。
7. 川东南地区地震地层研究结果分析
川东南地区地震测线是多年多期采集、处理的结果，地震反射特征变化较大，所以在地震地层研究中要以原始剖面为主，同时结合滤波剖面及其他参数剖面，多人共同解释，对于大家都比较认同的能反映地质现象的地震反射结构才作为最终圈定的结果，从而达到提高地震层序及地震相研究可信度的目的。
对川东南地区所有二维地震测线进行详尽的地震地层学解释并在平面上反复分析、对比，得到了全区主要储层段的地震相分布图，与钻井及野外剖面研究得到的沉积相进行对比分析，进而划分出更为详细的沉积相；同时还对一些常见的典型储集体进行了空间分布预测。对于各主要储层段地震相及预测的储层特征概述如下。
图4.9 须家河组二段（T3x2）地震相平面分面图
1）须家河组（T3x）的地震相特征与四川盆地其他地区（尤其是川东北一带）具有可比性（图4.9），须家河组二段（T3x2）砂岩沉积相主要为辫状河—曲流河三角洲，而须家河组四段（T3x4）砂岩沉积相为辫状河三角洲。川东南地区官渡构造、四面山、天堂坝构造为较好储层分布带。从地震相分析结果来看，川东南地区发育有三角洲、扇三角洲、河流相、前三角洲（湖泊）相及三角洲前缘、河口砂坝、远砂坝微相，在中部可综合圈定为一个朵状三角洲，从相带展布及前积结构的矢量组合分析，川东南地区的古地理特征为东南高、西北低，物源方向有北东、南及南西等多个方向。
2）下三叠统各层段的鲕粒滩（图4.10，图4.11），其地震反射特征分析结果显示其产状较缓，说明滩体一般厚度不大，但是其分布较广泛。由于分辨率的关系，地震能识别并圈定的前积地震相应是相对较厚且储集物性较好的滩体。在研究中依据地震反射结构、产状、振幅强度、频率变化等因素，圈定了飞仙关组（T1f）的高能及低能滩的范围，另外解释了一些点滩分布带。飞仙关组（T1f）的高能滩在太和、旺隆、龙爪、天堂坝等构造上有广泛分布，更在石龙峡、四面山一带有较好的中心高能滩分布，地震反射呈侧积现象，倾角较陡，与台地相很稳定的近乎平行的沉积明显不同，应该是飞仙关组（T1f）储层最有利的区域，这些地震相可以作为储层综合评价的依据。
图4.10 飞仙关组（T1f）地震沉积相平面分布图
图4.11 嘉陵江组（T1j）地震相沉积相图
3）嘉陵江组（T1j）的丘状地震相，由于无钻井标定，仅根据形态结构等反射特征，初步解释为碳酸盐岩隆。从形成机制分析，碳酸盐岩隆主要为生物礁或生物丘，但从区域沉积相带的展布规律来看，生物礁多出现在长兴组（P2c）的礁滩相带，在嘉陵江组（T1j）极少发现生物礁，故为生物丘的可能性比较大。根据分布近东西向的规律，可以认为其沉积明显受加里东—海西期古构造活动的控制。
与川东北通南巴一带的地震资料对比，这类地震相在平面上出现的层位和反射特征十分相似，在川东北地区，地表为角砾岩，解释为古喀斯特，川东南地区因处于四川盆地边缘，易于暴露，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征及形成时代推断
高红芳
（广州海洋地质调查局 广州 510760）
作者简介：高红芳，女，1971年生，博士，教授级高工，主要从事海洋地质综合调查和研究工作。E-mail：promap＠163.com
摘要 溢流玄武岩在海盆内分布广泛，本文运用近三年来采集的高分辨率地震剖面数据，对南海海盆北部玄武岩溢流相的内部结构进行了识别，认为玄武岩溢流相主要发育于下中新统、上中新统和上新统地层内，地震相主要表现为滩状强振幅地震相、丘状变振幅地震相、丘状中-低连续地震相和龟背状地震相四种类型；形成时期推测为早中新世、晚中新世及上新世-第四纪时期，揭示出在南海扩张期间及停止扩张后，海盆都有溢流玄武岩发育；形成方式主要为裂隙式喷发、中心式喷发和浅层侵入三种。
关键词 南海海盆 玄武岩溢流相 形成时代
1 研究区概况
研究区为南海海盆北部（图1），包括西北海盆和中央海盆北部，其北边接南海北部陆坡，东部为马尼拉海沟及吕宋岛弧，西部及西南部为西沙海槽和中沙群岛区。水深约在3500～4100 m之间，区内海山比较发育，已命名的主要有玳瑁海山、笔架海山、石星海山、宪北海山、宪南海山，此外还有管事滩及其附近的海山群［1］。
南海海盆北部主要以新近系沉积为主，少量古近系沉积沉积。厚度约在500～4000 m之间，可识别T1、T2、T3、T5、T6、Tg六个主要地震反射截面，划分出A、B、C、D、E、F六个地震层序，经过对比，地震反射界面T1为第四纪与新近纪地层的分界，T2为上新世与中新世地层的分界，T3为晚中新世与中中新世地层的分界，T5为中中新世与早中新世地层的分界，T6为新近纪与古近纪地层的分界，Tg为海盆沉积层底界面。
近三年来在南海海盆北部获取了近万千米的高分辨率地震剖面，这些剖面对于地质体的内部结构特征反映的更为清晰，更有利于识别各种以前不易辨别的沉积微相和特殊的地质体，如玄武岩溢流相，该地质体一般振幅较强，特征较显著，但因为大多顺层发育，在常规地震剖面上与含灰岩质的沉积体反射特征较类似，而高分辨率地震剖面可以更好地反映玄武岩溢流相的内部精细结构，使其更加易于识别。因此，本文在最新采集的高分辨率地震剖面的基础上，对南海北部沉积层中的玄武岩溢流相进行了识别和发育时代的初步判断，以期从不同的角度了解南海扩张停止后，岩浆作用的过程。
图1 研究区位置图
2 玄武岩溢流相的研究现状
玄武岩属基性火山岩，是一种基性喷出岩，是地球洋壳的最主要组成物质，也是地球陆壳的重要组成物质。按产出的构造环境，玄武岩一般分为四种：(1)发育于深海洋脊的玄武岩。大致以每年1.5×1010t速率自洋脊涌出，属拉斑玄武岩类，故又名深海拉斑玄武岩，以低含量的K2O、TiO2、全铁和P2O5、高含量的CaO，区别于其他玄武岩。由于海底扩张，来自洋脊的深海拉斑玄武岩成为洋壳的主要组成。(2)发育于洋盆内群岛和海山的玄武岩。一般由拉斑玄武岩和碱性玄武岩复合构成，其成因可能与上地幔热柱活动有关。(3)发育于岛弧和活动大陆边缘的玄武岩。一般近深海沟一侧和早期发育的是拉斑玄武岩，规模大，分布广，并可能是细碧角斑岩系列的组成部分；向大陆方向，碱含量增高，为碱性玄武岩，但也可以有拉斑玄武岩与之共生。(4)发育于大陆内部的玄武岩。它包括由裂隙喷发的大规模泛流拉斑玄武岩和少量的碱性玄武岩，它们受陆壳花岗物质混染。由于玄武岩浆粘度小，流动性大，喷溢地表易形成大规模熔岩流和熔岩被，但也有呈层状侵入体的，如岩床等［2，3］。
玄武岩溢流相是溢流玄武岩（flood basalts）的地震相表现，溢流玄武岩，黑色，致密，常有气孔，相对密度较大，地震反射中一般为强振幅、低频反射［4］；由辉石和斜长石组成，柱状节理发育；地质历史时期中，曾有大面积（超过几十万平方千米）大厚度（厚达数千米）的玄武岩产出。
玄武岩的产状与其喷发方式密切相关，主要可分为两种喷发方式：裂隙式喷发和中心式喷发。在喷发比较平静时，形成溢流式火山喷发，从火山口或裂隙大量涌出易流动的玄武岩质熔岩，形成坡度较缓的盾形火山，而且多会形成熔岩流、熔岩被和熔岩隧道［2，3］。
裂隙式喷发往往构成大面积的泛流玄武岩，裂隙式喷发通道经常表现为与玄武岩成分相仿的岩墙群，但它们往往被后来的岩流掩埋而不易发现。一个地区的玄武岩往往由几次或几十次喷发形成，喷发间隔时间可长可短，有的长达几十万年。中心式喷发构成玄武岩火山锥及其邻近的熔岩流和火山碎屑岩［2-4］。
南海周缘发育有大量的新生代玄武岩，为认识新生代时期南海及其领域大地构造背景、深部岩石圈结构及壳幔相互作用提供了很好的窗口。珠江口盆地目前发现最厚的火山岩由BY-7-1-1井钻遇［5］。该井位于珠二坳陷西部，是南海陆坡火山岩资料最丰富的井。在2400～2830 m处钻遇早中新世火山丘，为多次喷发，玄武质熔岩层累计厚度达395 m，玄武岩累计厚度36 m，橄榄石玄武岩层位于火山丘顶部，其中熔岩和玄武岩测年分别为20 Ma和17.1±2.5 Ma；3500～3527 m也见有玄武质熔岩层，K-Ar测年为35.5±2.8 Ma。邹和平等（1995）［6］研究指出，珠江口盆地的新生代玄武岩Pb同位素组成具有DUPAL异常特征，并指出岩石圈底层剥落或拆离作用可能是南海北部新生代陆缘扩张的一种重要动力学机制。中南半岛的新生代火成岩在越南、柬埔寨、老挝和泰国都有分布，时代较新，几乎都是在南海扩张停止以后才形成的。在越南南部较早的火山喷发时间是15～10 MaBP，大量喷发则是最近5 Ma以来，越南新生代火山岩喷发中心大都位于大断裂交汇处，一般都具有两期喷发，即前期从张裂隙喷发的源自岩石圈地幔的高SiO2、低FeO石英及橄榄拉斑玄武岩，以及后期中心式喷发的源自软流圈的低SiO2高FeO橄榄拉斑玄武岩和碱性玄武岩［7］。台湾南部和西部澎湖列岛区以及吕宋岛西部都见有早中新世火山岩，而在岛弧东部主要是晚中新世至第四纪火山，至今仍有活动，以安山岩和玄武岩为主［8］。
本文的研究对象就是洋盆构造环境下形成的玄武岩熔岩流或熔岩被以及玄武岩的层状侵入体的地震相特征和形成时代的探讨。
3 研究区玄武岩发育的判别依据
南海深海盆区，到目前为止，见有公开报道取到岩石样品的海山主要有四个：1979年，广州海洋地质调查局与美国拉蒙特-多尔蒂地质观察所合作在南海调查时，由美国“维玛号” 调查船分别在中南海山、珍贝海山和玳瑁海山上用拖网采集到岩石样品［9］；1986年，广州海洋地质调查局“海洋四号” 调查船在宪北海山北部用拖网采集到玄武岩样品［9］。用40Ar/39 Ar法和稀释法，测得玳帽海山样品为石英拉斑玄武岩，年龄为（13.80±1.03）～（14.10±1.1）MaBP；珍贝海山为橄榄拉斑玄武岩，年代为（9.50±0.92）～（9.90±1.40）MaBP；中南海山为碱性玄武岩，年代为3.49±0.58 MaBP；宪北海山既取得碱性玄武岩又取得了拉斑玄武岩样品，碱性玄武岩时代为22.09±0.42 Ma，其拉斑玄武岩K-Ar稀释法年龄为38.72±1.25 Ma［10］。
由此可见，研究区火山岩可能为由于海底扩张，来自洋脊的深海拉斑玄武岩；以及发育于洋盆内群岛和海山的玄武岩，一般由拉斑玄武岩和碱性玄武岩复合构成，这是玄武岩溢流相由地震相转为岩石相的重要证据。
4 研究区玄武岩溢流相地震相特征及形成时代推断
通过地震解释分析，发现南海海盆北部玄武岩溢流相主要发育于地震层序B、C、E中，即下中新统、上中新统、上新统地层之中。
4.1 地震层序E（Tg-T5）
下中新统内玄武岩溢流相主要表现为两种地震相特征：
丘状变振幅地震相，在研究区多处区域发育，在南部和东北部尤其发育，地震反射特征呈杂乱结构，丘状外形（图2），振幅强中弱交替出现，总体振幅较强，中-低频、同相轴连续性差。该地震相下部紧接洋盆基底而且周缘火山较发育。根据地震内部反射结构和邻近地层地震相特征，该玄武岩溢流相沿断层和裂隙发育，为裂隙式喷发的产物，局部以中心式喷发为主。在该地震相周缘可以见到强振幅的玄武岩物质与深海沉积物互层发育，主要发育于层序E中上部和顶部，因此推测该玄武岩溢流相形成时期在早中新世中晚期到末期，与白云凹陷BY-7-1-1钻遇的早中新世火山丘时代相当。
滩状强振幅地震相，研究区多处区域发育，以南部和东北部火山多发区域更为常见，呈波状结构，滩状外形，成片发育（图2）；反射特征为超强振幅、低频、中连续，局部连续性增强；其周缘有火山岩发育，推测为呈岩席状展布的玄武岩溢流相，厚度约为150～250 m，面积可达到几十平方千米。该玄武岩溢流相主要发育于层序E上部，紧邻具丘状变振幅地震相的玄武岩溢流相，和上覆地层产状相似，可以看到和层序E沉积物混杂沉积的地震反射特征，推测形成时期也是早中新世。
图2 海盆东北部玄武岩溢流相地震反射特征
4.2 地震层序C（T3-T2）
地震层序C即晚中新世地层内玄武岩溢流相也是表现为丘状变振幅地震相和滩状强振幅地震相两种地震相特征（图2）。
丘状变振幅地震相，研究区多处发育，在海盆中南部和东北部尤其发育，内部反射特征呈杂乱-乱岗状结构，丘状外形，振幅强中弱交替出现，但以强振幅为主，中-低频、连续性差。该玄武岩溢流相分布于层序C中上部，与两侧地层呈锯齿状交叉相接，顶界面与上覆地层为平行互层状接触，由此推测该地震相形成于晚中新世中期到末期，可能为几次喷发的结果，其形态类似于火山锥，且与附近的断层关系不明显，推测为中心式火山喷发的产物。
滩状强振幅地震相，在海盆火山多发区域发育较广泛，主要分布于图幅南部，海盆东北部也有发育；为波状结构，滩状外形，强振幅，中-低频为主，中等-好连续性。该玄武岩溢流相分布于层序C中部和顶部两处区域。其顶部溢流玄武岩多与丘状变振幅地震相型溢流玄武岩相连或相近，与下伏地层及上覆层序为整合接触，非侵入接触关系，因此认为层序C顶部玄武岩溢流相形成时期与中心式喷发晚期的溢流玄武岩为同期产物，推测形成于晚中新世末期，平面上呈岩席状，厚度约100 m。层序C中部的溢流玄武岩与周围地层为弱侵入接触关系，其形成时代应为中新世末期或更晚时期，厚度约150～250 m。
4.3 地震层序B（T2-T1）
层序B（T2-T1）即上新统内玄武岩溢流相最为发育，在海盆中部和南部较为广泛发育，地震相类型较多，主要以下三种地震相形式显示。
龟背状地震相，在海盆区多处发育，但规模一般不大。外形为龟背状或扁平的丘形，外部反射同相轴为双相位强振幅高连续反射，形成玄武岩顶面反射波；内部反射被顶面强反射屏蔽，显示为波状-无反射结构、中-弱振幅、中-低频、中-低连续。该地震相下部有时可见似断层发射波，可能为火山气体通道（图3），断层周围呈向形结构的小凹陷，凹陷内为上超充填型反射波，与周围地层为明显的侵入接触关系，根据地震相与周围地层接触关系推测该玄武岩溢流相形成时期较晚，可能为第四纪岩浆活动的产物。
滩状强振幅地震相，主要分布在研究区南部海盆区，在火成岩体发育区附近分布较多。地震特征为滩状外形、波状-近平行结构、强振幅为主、中-低频、中-高连续。在层序B下部、中部和上部都有发育，以中下部分布较多（图4），与层序周围沉积层为整合接触，总体呈岩席状，局部呈岩床状，厚度约100～300 m，推测该玄武岩溢流相大部分形成时期为上新世，局部溢流玄武岩内可能存在第四纪侵入体。
丘状中-低连续地震相，主要分布在研究区南部海盆区，在海山发育区附近分布较多。丘状外形，波状-杂乱状结构，强中弱振幅交替出现，但以中弱振幅为主、中-低频，中-低连续。该地震相周缘有滩状强振幅地震相发育，与顶部层序A的地层为侵入接触，与围区地层上部为侵入接触关系，中下部以整合接触关系为主（图4），外形呈火山锥状，无断层发育。推测该玄武岩溢流相以中心式喷发为主，形成时期为上新世-第四纪时期，为多次喷发。
5 讨论与结论
根据上文分析，研究区玄武岩溢流相主要发育于下中新统、上中新统和上新统地层内，形成时期推测为早中新世、晚中新世及上新世-第四纪时期，揭示出在南海扩张期间及停止扩张后，海盆内都有溢流玄武岩发育。地震相主要表现为四种类型，分别为滩状强振幅地震相、丘状变振幅地震相、丘状中-低连续地震相和龟背状中-弱振幅地震相，主要为裂隙式喷发、中心式喷发和浅层侵入的产物，尤其是龟背状玄武岩相，一般在上新世-第四纪时期，沿层内断层或裂隙侵入，在近地表的浅地层内停留下来。海盆区溢流相玄武岩的这些特征和南海周围玄武岩既有相似之处，又有所不同，其形成时期与南海周缘玄武岩的发育时期基本一致，但中中新世中晚期在南海及周缘有溢流玄武岩和海山发育，而海盆玄武岩溢流相则不太发育；此外，海盆区溢流玄武岩的规模一般不大，仅为几十到几百平方千米，而在中南半岛玄武岩的喷发面积可超过8000 km2，这些差异说明不同的大地构造背景，岩浆活动的不同特色。
图3 龟背状玄武岩溢流相及火山气体通道地震反射特征
图4 层序B滩状及丘状玄武岩溢流相地震反射特征
参考文献
［1］鲍才旺，薛万俊.南海深海平原海山、海丘分布规律及形成环境.海洋学报，1993，15（6）：83～90.
［2］McKenzie D，Keith O N R.Mantle reservoirs and ocean island basalts.Nature，1983，301：229～231.
［3］Wood D.A.，Joron J.L.，Marsh，N.G.，et al.Major and trace element variations in basalts from the North Philip-pine Sea drilled ring Deep Sea Drilling Project Leg 58：A comparative study of back-arc basin basalts with lava seriesfrom Japan and mid-ocean ridge.Init.Rep.Deep Sea Drilling Project，1980，58：873～894.
［4］陈业圈，李宝刚，刘春晓.塔中地区火山岩预测的综合地球物理方法.2004，45～47.
［5］阎贫，刘海龄.南海及其周缘中新生代火山活动时空特征与南海的形成模式.热带海洋学报，2005，24（2）：33～41
［6］邹和平.试谈南海海盆地壳属性问题——由南海海盆及其邻区玄武岩的比较研究进行讨论.大地构造与成矿学，1993，17（4）：293～303.
［7］Hoang N，Flower M.Petrogenesis of Cenozoic basalts from Vietnam：Implication for origins of a diffuse igneousprovince.Journal of Petrology，30（3）：1998，569～595.
［8］Yang T-F，Lee T-Y，Chen C-H，etal.A double island arc between Taiwan and Luzon：Consequence of ridge subction.Tectonophysics，258（14）：1996，85～101.
［9］梁德华，李扬.南海宪北海山玄武岩中超镁铁岩包体.南海地质研究（四），武汉：中国地质大学出版社，1991，122～133.
［10］李兆麟，丘志力，秦社彩，等.南海海山玄武岩形成条件研究.矿物学报，1991，11（4）：327～333.
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)地震相参数特征及其地质意义
地震相参数是识别地震相的标志。地震相是不同体系的各级界面、岩性及集合特征在地震剖面上的综合表现。地震相分析则是根据地震资料解释其环境背景和岩相。常用的标志包括内部反射结构、外部几何形态、连续性、振幅、频率、层速度等。
1.反射结构
反射结构 (简称结构)是指地震剖面上层序内反射同相轴本身的延伸情况及同相轴之间的相互关系。它是揭示总体地震模式或沉积体系最可靠的地震相参数。根据内部反射结构的形态划分为平行与亚平行结构、发散结构、前积结构、乱岗状结构、杂乱结构和无反射等类型。河流相地层反射一般呈亚平行结构和无反射两类。
2.外部几何形态
外部几何形态 (简称外形)是指具某种反射结构地震相单元在三维空间内的分布状况。外形可进一步分为席状、席状披盖、楔形、透镜状、丘状、充填形等。外形与反射结构往往有相关关系。外形可以提供有关沉积体的几何形态、水动力、物源及古地理背景等方面的信息。河道型砂体在垂直于河道走向的横剖面上往往呈 “透镜状”或顶平底凸的充填形。
3.连续性
反射连续性与地层本身的连续性有关，它主要反映了不同沉积条件下地层的连续程度及沉积条件变化。一般情况下，反射连续性好表明岩层连续性好，反映沉积条件稳定的较低能环境; 反之，连续性差代表较高能的不稳定沉积环境。衡量连续性的标准包括长度标准和丰度标准。
(1)长度标准
连续性好: 同相轴连续长度大于 600 m; 连续性中等: 同相轴长度接近 300 m;
连续性差: 同相轴长度小于 200 m。
(2)丰度标准
连续性好: 上述连续性好的同相轴在一个地震相中占 70%以上;
连续性差: 连续性差的同相轴在一个地震相中占 70%以上;
连续性中等: 介于上述两者之间。
4.振幅
振幅与反射界面的反射系数直接有关。振幅中包括反射界面上、下层岩性、岩层厚度、孔隙度及所含流体性质等方面信息，可用来预测横向岩性变化和直接检测烃类。由于振幅还受地震激发与接收条件、大地衰减及处理方法等因素影响，使用振幅时应考虑到这些因素的影响。振幅的标准包括强度与丰度标准。
(1)强度标准
强振幅: 时间剖面上相邻地震道振幅值重叠在一起，无法分辨;
中振幅: 相邻地震道部分重叠，但可用肉眼分辨;
弱振幅: 相邻地震道相互分离。
(2)丰度标准
在一个地震相中，强振幅同相轴占 70%以上称强振幅地震相; 弱振幅占 70% 以上时称弱振幅地震相; 两者之间为中振幅地震相。
5.频率
频率在一定程度上和地质因素有关，如反射层厚度、层速度变化等。但它与激发条件、埋藏深度、处理条件也有密切关系，因此在地震相分析中仅可作为辅助参数。
频率可按波形和排列疏密程度分为高、中、低三级。频率横向变化快说明岩性变化大，属高能环境; 频率稳定，属低能或稳定沉积环境。
传统的地震相主要利用地震相标志，即地震反射结构、地震相外形进行定性描述，主要着眼于多个地震反射同相轴的组合特征，所以传统地震相分析在垂向上时间厚度大，往往忽视单个反射同相轴的沉积意义，精度和准确性满足不了储层精细描述的要求 (杨勇，2003)。如在河流相储层预测中，反射结构和外形一般用来分辨辫状河、曲流河、网状河沉积体系，由于古地理环境变迁和后期构造运动影响，在现今采集的地震剖面上已难看到河道沉积。也无法进行薄层单砂体描述。
从剖面上看，曲流河反射特征为强轴反射，同相轴比网状河长，局部可见侧向加积的现象; 网状河反射多表现为较弱的空白反射中夹杂中强短轴反射; 辫状河反射多表现为较弱的空白反射，偶尔夹有较强反射。但是用 “相面法”直接识别单砂体时不仅容易判断错误，而且描述砂体展布形态和分布范围与实钻结果误差比较大。
由于地震参数与所预测对象之间的关系复杂，不同工区和不同储层对所预测对象敏感(或最有效、最具代表性)的地震属性是不完全相同的。即使在同一工区、同一储层，预测对象不同对应的敏感地震属性也是有差异的。同时，地震反射毕竟是第二性资料，是地下地质情况的反映，地质背景的复杂性反映到地震资料上就有多解性。因此，在研究及实践中，应当进行地震属性优化以提高储层地震预测的精度，从而可以更有效地进行储层描述，进一步提高钻井成功率。
10. 地震相分析与沉积相研究
地震反射具有丰富的地质信息，地震相分析的目的就是从地震反射波组特征及地震反射结构特征中提取有用信息，用于研究沉积相、沉积环境及储层特征。
4.3.3.1 地震相分析中的矢量图组合方法
首先选择地震反射品质较好的骨干剖面进行地震地层及地震相的解释，然后在每条测线上进行详细的标注，特别是各种前积、侧积、超覆等地震结构的方向，然后对这些方向在平面纵、横向交叉的地方进行矢量图组合，根据这些组合特征可以综合判断地震反射的进积方向，从而分析其古水流方向及物源方向（图4.2）。
表4.1 地震地层层序及体系域划分
图4.2 地震相分析中的矢量图方法示意图
4.3.3.2 地震相的平面展布及其与沉积相的关系
研究地震相与沉积相关系时，总是先确定这二者之间的关系，然后直接进行转化，现在引入了新的相控技术方法，即先在井点处统计分析沉积相与地震特征之间的关系，建立沉积相与地震相之间的数学公式，然后外推到整个剖面。但是这种直接转换的方法忽略了地震相的平面组合特征，使得不同的地震相之间缺少有机联系，用孤立的地震相来研究沉积相无法达到精细分析沉积相的目的。下面以川东南地区为例说明地震相在空间上的组合关系对沉积相研究的影响。
从图4.3可以看出须家河组（T3x）有典型的前积结构，单凭这样的前积结构还很难判断古水流及物源方向，在测线的左端为断续的强低频反射地震相，显示为粗粒的沉积，在测线的右端则为连续高频近平行反射地震相，显示为细粒抑或是泥质或砂泥互层的反射，很明显的是左端更靠近物源，水动力较强，右端则可能是局部的湖盆中心或相对深水区。综合判断为典型的三角洲前缘相，并伴有多期水进水退现象。从顶超结构来看，有一次明显的过路冲刷，其最顶部的连续反射与下伏地层呈顶超接触，是水位相对下降、剥蚀后再沉积的过程。这样通过三个典型地震相的组合，即左侧为低频不连续地震相、中间为前积结构地震相、右侧为连续近平行高频地震相，结合沉积模式分析判断为三角洲前缘沉积相，再结合另一方向地震测线分析，可综合判断古水流方向及物源方向。
图4.3 须家河组（T3x）地震剖面
在川东南地区，这样的地震相组合实例还很多，把这些地震相组合在平面上，按照湖盆沉积体系模式进行分析，就可以较好地分析沉积相的平面展布。
图4.4是根据地震相的平面分布，依据湖盆沉积模式并结合实测剖面和钻井资料所作的沉积相图，在有井的地方以井为主导，在无井的地方以地震结合沉积模式为主要依据，较为详尽地解释了须家河组（T3x）的沉积相分布，仅以井和露头资料来进行沉积相研究不可能达到这种精细程度。
地震相的划分建立在地震层序划分的基础上，以地震层序的外部形态和内部结构以及反射波的能量、连续性、丰度和频率等动力学参数为依据，综合运用沉积学原理、水动力条件、地震反射波的形成条件可以分析解释地震相的地质属性。如低能沉积环境水动力影响较小，沉积岩相变化不大，岩性稳定，地震反射的连续性好，无波阻抗差，可能形成弱或空白反射；在高能沉积环境中，则可能形成各类滩体，由于岩性在横向上变化较大，地震剖面上则表现为特殊的地震反射波组特征，在外形上可能形成前积或丘状隆起等特殊结构，内部有可能为变振幅或低频等特征，在地震剖面上高能环境沉积体系还通常表现出两边侧积的特征。
在识别出高能和低能沉积环境在平面上的分布特征后，可进一步分析物源方向，通常高能环境沉积体系更靠近物源区，结合在地震层序分析中识别出的各种超覆、过路冲刷等现象，可进一步综合分析古水流方向及物源方向及其他沉积环境。
图4.4 须家河组二段（T3x2）沉积相图
将能反映相同或相近沉积体系的地震相进行组合，在平面上与沉积相进行对比分析，这样就实现了地震相与沉积相的紧密结合，从而为地震储层识别奠定了良好的基础。