低位体系域是指三级层序中位置最低、最老的体系域, 是在相对海平面下降到最低点并且开始缓慢上升时期形成的。在具有陆棚坡折和深水盆地沉积背景中, 低位体系域是由海平面相对下降时形成的盆底扇、斜坡扇和海平面开始相对上升时形成的低位前积楔状体以及河流深切谷充填物组成。盆底扇的形成与海底峡谷进入陆架的下切作用密切相关。盆底扇底面是层序界面, 其顶面是下超面。斜坡扇以斜坡中底部浊流沉积为特征, 其沉积作用可与盆底扇或低位楔早期部分同期。低位前积楔状体常上超在层序界面之上、下超于盆底扇或者斜坡扇之上, 其顶面也是低位体系域的顶界面— 初次海泛面。在斜坡构造背景中, 低位体系域是由海平面相对下降时形成的下部前积楔和由海平面相对上升时期形成的上部前积楔及深切谷(滑塌浊积扇)组成。在生长断层背景中, 低位体系域是由盆底扇、斜坡扇、互层砂泥岩加厚层和滑塌浊积扇组成。

图1

Fig.1

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	图1 河北涞水中元古界露头海侵体系域沉积特征（1— 雾迷山组白云岩夹泥质或粉砂质条带; 2— 雾迷山组白云岩与叠层石; 3— 中元古界雾迷山组溶洞; 4— 海侵早期碳酸盐岩准层序从薄层向上逐渐加厚）Fig.1 Sedimentary characteristics of transgressive systems tract on the Mesoproterozoic outcrop in Laishui, Hebei Province

海(湖)侵体系域是在海相沉积环境的一个海侵— 海退旋回中, 在海平面快速上升期所形成的体系域。这一时期可容空间体积的增加超过沉积物的供给速率, 沉积作用主要表现为退积, 海水不断向陆地浸侵。活跃的沉积作用主要发生在河流、滨海平原和宽广的陆棚沉积体系中。在此体系域中沉积物供给不足, 因此各类越岸沉积、潟湖、沼泽和湖泊广布, 沉积物中一般含煤。泄水系统可能被淹没而成为河口湾。宽广的陆棚区沉积是该体系域的特征, 且潮汐影响十分广泛。海侵体系域远离陆地区域向海一侧逐渐过渡为凝缩段, 具极低的沉积速率, 沉积物细且层薄, 发育富含有机质的沉积岩。

海侵体系域沉积特征见图1。

高位体系域形成于相对海平面变化高位和下降时期。当上升速率小于沉积速率时, 就产生了正常海退。因此, 沉积趋势和叠置方式是由加积和进积过程的混合作用所控制的。

需要注意的是, Van Wagoner等人(1988)指出:“ 当体系域是指低位和高位体系域概念时并非意指全球海平面升降或相对海平面变化周期中唯一的时间段或位于全球海平面或相对海平面变化曲线上固定的位置, 应将体系域确切的起始时间解释为全球海平面变化、沉积物供应和区域构造运动相互作用的一个函数” 。如在海平面变化旋回的任一部分(从海平面上升的后半期到海平面下降的后半期), 都可以形成高位体系域, 这取决于海平面变化的速度、沉积物的供应和构造沉降速度。

低可容空间体系域和高可容空间体系域的差异可以通过观察岩石纪录中河流建造单元的分布, 并且依据河流可容空间在层序地层中随着时间的变化进行解释。高可容空间和低可容空间体系域可以替代三分层序地层模型即低位、海侵和高位体系域, 尽管这些概念的对比有可能建立在一般的地层叠置模式上(Boyd et al., 1999; Eriksson and Catuneau, 2004; Ramaekers and Catuneau, 2004)。

低可容空间和高可容空间的定义是建立在构造环境中的沉降模式基础上, 与海洋作用无关。比如, 前陆体系中的近源和远端, 分别具有高可容空间或低可容空间。低可容空间和高可容空间环境有可能具有与标准层序地层模型一致的河流沉积层序, 构成传统的低位— 海侵— 高位体系域的完整层序(Leckie and Boyd, 2003), 或者形成与海洋基准面变化无关的河流沉积层序(Boyd et al., 2000)。

表2

Table 2

表2(Table 2)

表2 低可容空间和高可容空间体系域的识别特征(据Catuneanu, 2003, 有修改; Leckie and Boyd, 2003) Table 2 Identification features of low- and high- accommoda-tion systems tracts (modified from Catuneanu, 2003; Leckie and Boyd, 2003) 体系域沉积特征 低可容空间体系域 高可容空间体系域 沉积趋势 早期进积 加积 沉积能量 早期增加, 后期下降 随时间下降 粒度 底部向上变粗 向上变细 颗粒大小 粗 细 形态 规则, 不连续 板状或楔状 砂/泥比 高 低 储集层结构 并列河道充填 孤立条带状砂体 洪泛平原相 稀少 丰富 厚度 薄 厚 煤层 稀少或者缺失 非常发育 古土壤 非常发育 不发育

表2 低可容空间和高可容空间体系域的识别特征(据Catuneanu, 2003, 有修改; Leckie and Boyd, 2003) Table 2 Identification features of low- and high- accommoda-tion systems tracts (modified from Catuneanu, 2003; Leckie and Boyd, 2003)

在河流沉积地层中, 低可容空间条件产生下切谷充填类型的层序格架, 主要具有多期河流充填并且缺少洪泛平原沉积, 沉积方式是进积, 伴随低速率的加积作用, 常常受到下伏下切谷地形的影响, 与低位体系域相似(Boyd et al., 1999)(表 2)。低可容空间体系域一般包括河流沉积地层的最粗粒沉积组分, 部分可能与回春的(rejuvenated)沉积物源有关, 也可能与河流体系域中的高能量有关, 构成了部分低位层序。低可容空间体系域与低位体系域等同, 反映了早期基准面缓慢上升(或者河流可容空间产生速率低, 无海洋作用的影响), 造成洪泛平原沉积可容空间受到限制。低可容空间体系域的主要沉积特征见图2。

高可容空间环境(造成河流可容空间增加的高速率)形成相对较为简单的河流沉积, 包括较高比例的细粒越岸沉积, 与海侵和高位体系域的模式相似, 这种沉积模式是加积的, 受下伏地形地貌或构造的影响较小(Boyd et al., 1999)。高可容空间体系域具有与地形轮廓相关的高水位特征、低能量体系和细粒沉积物的沉积特征。河道充填物在层序中依稀可见, 但是在洪泛平原相中被孤立起来。高可容空间体系域沉积特征见图 3。

图2

Fig.2

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	图2 天津蓟县剖面中上元古界露头低可容空间体系域沉积特征（1— 长城系(18亿年前)与太古界(36亿年前)之边界, 边界之上为低可容空间体系域砂岩; 2— 长城系底部交错层理砂砾岩）Fig.2 Sedimentary characteristics of low accommodation systems tract on the Upper— Middle Proterozoic outcrop in Jixian, Tianjin

图3

Fig.3

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	图3 柴达木盆地古近系露头高可容空间体系域沉积特征（1和2— 洪泛平原为主的曲流河沉积; 3— 河道之上存在越岸沉积(决口扇); 4— 下部为河道沉积, 上部是洪泛平原, 河道呈现孤立分布）Fig.3 Sedimentary characteristics of high accommodation systems tract on the Paleogene outcrop in Qaidam Basin

在缓坡边缘上, 相对海平面下降期间没有过路沉积物被输送到盆底。相反, 沉积物可能为一组逐级下降的前积楔, 这就是所谓的强制海退楔体系域(forced regressive wedge systems tract)(Posamentier et al., 1992), 一般称为强制海退体系域。许多低位楔保存在高位和低位前积楔之间。Posamentier和James(1993)把这些楔状体称为强制海退楔体系域, 其沉积位置在“ 海退型的陆上剥蚀面” 之下、“ 海退型的海相侵蚀面” 之上。后者向陆地可变为陆上不整合面, 因此这两个界面是严格的层序界面。这些强制海退楔常富含砂, 可形成被页岩封隔的地层圈闭。

强制海退体系域(即在缓坡边缘上发生相对海平面下降)的许多例子, 是由Posamentier等人(1992)提供的。例如Posamentier(1992)描述的加拿大维京组的一个缓坡边缘强制海退体系域。虽然没有明显的高位体系域的斜积层成分, 但缓坡边缘的强制海退体系域还是类似于陆棚坡折边缘上的海侵— 高位体系域。

塔里木盆地石炭系强制海退体系域的实例, 说明其在砂体展布上具有几个明显不同的地方:①分布范围不同, 强制海退体系域的东河砂岩主要沿古海岸线分布; ②面积、厚度相对较小; ③强制海退体系域的东河砂岩由于受物源供给的控制, 其展布非常复杂, 很可能呈点状或块状展布。对满西地区的东河砂岩没有进一步划分准层序, 但是很明显它是由多个准层序叠加而成的一个准层序组所构成。在空间上呈楔形, 向陆或局部高点超覆尖灭, 向海逐渐相变为海相泥岩和碳酸盐岩, 其上覆盖着海相泥岩, 向下与海侵/强制海退体系域的东河砂岩侧向相连, 或以不整合面与下伏老地层接触, 可形成良好的地层超覆圈闭(吴因业等, 2008)。

图4

Fig.4

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	图4 正常海退、强制海退和海侵的区别(据Catuneanu and Sweet, 2005)Fig.4 Difference between normal regression, forced regression and transgression(after Catuneanu and Sweet, 2005)

下降期体系域指在滨线强制海退期间所有堆积在沉积盆地中的地层, 尤指深水地区的沉积物。强制海退与正常海退及海侵的区别如图所示(图 4)。根据标准层序地层模型, 强制海退沉积主要由浅水相和深水相组成。在顶部, 下降期体系域被复合的作用面所限制, 包括陆上不整合面和与之对应的整合面(Hunt和Tucker, 1992), 以及海退侵蚀面中最年轻的部分。在底部, 下降期体系域被强制海退底面(等同于Posamentier和Allen(1999)所提到的相对应整合面), 以及海退侵蚀面的最古老的部分所限制。与标准层序地层模型相违背的地方已经被Blum(1990, 1994)所指出。他们证实气候转变可能引发河流的响应, 而这种响应相对于所期望的基准面的变化是不同的。例如, 气候变冷时期(冰川作用)导致了河流的流量减少, 尽管海平面是下降的, 但是这种情况可能还是引发了河流的加积作用。注意这种与传统模型预测相反的“ 例外” , 以避免资料解释中的单一化、教条化。

在完整的模式中, 一个下降期体系域, 可能包括陆架上的退覆滨面沉积内陆架到外陆架的大型沉积体、下超到大陆坡的陆架边缘三角洲和斜坡扇以及盆底水下扇。这些沉积体不一定同时出现。下降期体系域沉积相的类型, 主要取决于基准面相对于陆架边缘高度的位置, 可以理解为滨线相对于陆架边缘的位置(Catuneanu, 2006)。

下降期体系域的特征是伴随有快速进积和具超覆叠加模式的浅海沉积, 它们与大多数深水海底扇年龄相当(Hunt and Tucker, 1992; Plint and Nummedal, 2000)。这套体系域由Hunt和Tucker(1992)单独描述过, 他们特别提到了斜坡和盆底环境。以地层超覆模式为特征的强制海退可能被随后的陆上或海侵沟壑侵蚀所消除。在这种情况下, 辨别下降期体系域的实际特征是受波浪控制的近岸区域里出现底部突变滨面砂体(Plint and Nummedal, 2000)。其他识别标志包括:连续滨面沉积的分离带, 出现长距离海退, 滨面沉积之上冲积平原、海岸平原或三角洲平原沉积, 存在顶部陆上不整合面向海下倾的现象, 存在向盆地方向逐渐推进的平缓斜坡地形等。

海退体系域(regressive systems tract)是一种理论体系域, 发育于被一个相对海平面缓慢上升期分开的两个相对海平面快速上升期之间(或被一个增加物源供给的脉冲分开的海平面持续上升期)。体系域底界为一个最大海泛面, 并由一个前积楔组成。前积楔顶界为一个最大前积面, 其内部几何形态为加积到前积再到加积。海退体系域可能发育于全球海平面变化叠加在快速沉降的背景下, 这样即使在海平面下降期, 也不形成层序界面。另一种可能是, 它们发育于一个相对海平面的稳定上升期, 但物源供给有变化(图 5)。Posamentier和James(1993)预测海退体系域可能发育于前陆盆地, 尽管其下缺失层序界面。

图5

Fig.5

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图5 海退体系域与下降期体系域的对比关系(据Catuneanu et al., 1998, 有修改)（SU— 陆上不整合面; c.c.— 相对应整合面(Hunt 和Tucker, 1992); C.U.— 向上变粗序列; F.U.— 向下变粗序列; BSFR— 强制海退底界[即Posamentier和 Vail(1988)的相对应整合面]; MRS— 最大海退面; MFS— 最大洪泛面; R— 海侵侵蚀面; Ⅳ — 下切谷; (A)— 正可容纳空间(基准面上升); NR— 正常海退; FR— 强制海退; LST— 低位体系域(Hunt 和Tucker, 1992); TST— 海侵体系域; HST— 高位体系域; FSST— 下降期体系域; RST— 海退体系域; DS— 沉积层序; GS— 成因地层层序; TR— 海侵— 海退层序）Fig.5 Correlation between regressive and falling-stage systems tracts(modified from Catuneanu et al., 1998)

但是, 在陆相盆地中, 情况要复杂得多, 绝大部分湖盆中可用湖平面变化来确定体系域。当湖盆不具备坡折时, 可将湖泊体系域划分为湖侵和湖退两个体系域; 当湖盆斜坡具备坡折时, 则可分为低位、湖侵和高位3个体系域。广义的湖退体系域包括了高位体系域和低位体系域。例如非洲苏丹白垩系盆地某三维地震剖面(图 6)反映出陆相湖盆具有湖侵体系域和湖退体系域特征。

图6

Fig.6

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	图6 湖退体系域和湖侵体系域的地震反射特征(非洲XX盆地某三维地震剖面)（RST— 湖退体系域; TST— 湖侵体系域）Fig.6 Seismic reflection feature of regressive systems tract(RST)and transgressive systems tract(TST)(from some 3-D seismic profile in overseas XX Basin in Afica)

以上介绍了常规体系域和非常规体系域的概念、成因和沉积特征, 图7进一步明确不同体系域与基准面变化之间的关系。

图7

Fig.7

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	图7 不同体系域与基准面之间的关系（LST— 低位体系域; TST— 海侵(湖侵)体系域; HST— 高位体系域; LAST— 低可容空间体系域; HAST— 高可容空间体系域; FRST— 强制海退体系域; FSST— 下降期体系域; RST— 海退(湖退)体系域A, E— 基准面下降低点; B, F— 基准面初始上升点; C— 基准面上升高点; D— 基准面初始下降点）Fig.7 Relations between base-level and different systems tracts

常规体系域的石油地质意义已经被勘探实践所证实。层序的3个体系域中均有发育有利储集层的条件, 但它们在形成有利油气藏中的作用和地位却不同。

低位体系域:前人研究成果(Van Wagoner, et al.1988; 徐怀大, 1996; 瞿辉等, 2000)表明, 世界上大部分油气田储量赋存于低位体系域。一方面低水位期发育盆底扇、有堤河道和前积楔状体。它们在平面上分布局限, 砂体侧向连续性欠佳, 常与较深水环境的泥岩交互成层, 较容易形成岩性圈闭。另一方面, 低位体系域处于盆地斜坡下部, 其上发育海侵体系域和密集段, 是良好的盖层和油源岩。低位体系域储集体被湖侵体系域和高位体系域的泥岩覆盖, 若油源充足, 整个砂体可能全被油气充满, 若油源不充足, 则油气仅汇聚在储集层的较高部位。不同级别层序的低位体系域储集层分布面积不同, 与下伏油源岩沟通的渠道数量也不同, 所以汇聚的油气量不同。因此, 一个地区是否发育低位体系域, 是评价该地区油气远景的一个重要标志。值得注意的是, 近几年国内外层序地层学的研究表明, 低位体系域中的下切河谷在油气藏形成中既是良好的输油、输气通道, 同时又是良好的储集场所。

高位体系域:河流相层序高位体系域发育树枝状和透镜状储集层, 周围是泥岩, 封闭性好, 易形成岩性或构造— 岩性油气藏。湖泊相层序高位体系域往往发育三角洲、滩坝或扇三角洲储集体, 且多具前积结构, 虽然这些储集层与源岩呈指状交错, 对汇聚油气十分有利, 但其上覆不整合面, 储集层上倾方向的封闭性不好, 已汇聚的油气易向上运移到上覆层序的低位体系域中, 因此, 在原始地层状态下, 高位体系域中的储集层不容易成藏, 仅在斜坡之下的滑塌浊积岩中易形成透镜状岩性油气藏, 个别位置若有上覆层序的湖侵泥岩遮挡, 则可形成地层不整合遮挡油气藏。

海侵(湖侵)体系域:湖泛期是烃源岩以及盖层的主要形成时期。生烃门限以下的密集段是成熟烃源岩的发育部位, 生烃门限以上的密集段则充当盖层。海侵(湖侵)体系域底部水进砂体发育较好, (扇)三角洲前缘砂体和滨浅湖砂体经湖浪改造与湖泛泥岩互层构成良好的生储盖组合。曲流河砂体和重力流形成的水下扇砂体也是较好的储集层。海侵(湖侵)体系域顶部泥岩与其上高位体系域泥岩构成良好的盖层, 泥岩隔层侧向封堵较好。

对于非常规体系域的研究近年来也得到了极大的发展。

强制海退体系域:强制海退体系域识别对于层序体系域划分的完整性具有重要意义, 体现了层序内各沉积体之间成因上的差别。强制海退体系域具有一定的时空范围和延伸性, 是地层对比的良好标志层; 它形成于海平面下降期间, 常引起沉积环境向海方向的迁移, 是沉积古环境研究的良好记录; 强制海退体系域是层序演化过程中相对海平面下降时期的产物, 当沉积物供应充足时, 在斜坡边缘地区发育典型的进积斜坡沉积, 在地震剖面中常见前积斜交反射结构, 这些进积斜坡沉积富含砂, 可形成被页岩封隔的地层圈闭(沙旭光等, 2006)。

在湖盆沉积中, 也发现了与强制海退体系域相似的强制湖退体系域。例如在辽东湾盆地南部东营组二段, 发育一套具有明显斜交的前积结构, 通过对其钻井资料的精细沉积作用研究、三维地震的综合解释、特别是高分辨率层序地层格架的建立和分析, 发现是由强制湖退沉积引起。区域内发育3个三角洲沉积体, 具有典型的斜交前积反射结构而与正常湖退三角洲的S形前积反射具有明显的差异。三维地震的精细解释可以看到6个三角洲前积体的叠覆, 其沉积体的顶积层不发育, 还可以发现一系列的下切谷, 这与典型的强制海退沉积过程和表现特征可以对比。强制湖退沉积体具有良好的油气成藏条件(吴因业等, 2008)。

高可容空间体系域和低可容空间体系域:可容空间体系域概念可应用于陆相盆地河流环境层序成因分析和层序划分。根据可容空间增量与同期沉积物供给体积之间的对比关系, 可以解释陆相盆地层序和体系域的形成过程。低可容空间体系域发育合并河道充填沉积, 单个砂体之间的连通性较好, 可成为最好的油气储集层。高可容空间体系域中发育孤立的点砂坝、河道充填或平面上不同形状的裂隙, 被细粒洪泛平原沉积包围, 也可成为油气储集层(图 2, 图3)。

下降期体系域:储集层的形成和分布在下降期体系域的下部和上部明显不同。在滨线位置早期强制海退对应着基准面下降的早期阶段, 这一时期的储集层主要表现为陆架上被废弃的退覆的古滨线砂体和滨面砂体 (图 8)。晚期强制海退对应着基准面下降的晚期阶段。在这个时期形成的最有利的油气区带是浊积砂体及深水海底扇(图 9)(Hunt and Tucker, 1992)。

图8

Fig.8

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	图8 下降期体系域早期的沉积过程和生成物(据Catuneanu, 2003)（此时期砂体聚集在退覆滨线到上滨面体系之间。泥石流带来的细粒沉积物沉积在深水环境。两个层序地层界面形成于基准面下降时期:陆上不整合面, 随着滨线后退逐渐向盆地方向扩展; 海退侵蚀面(RSME)在低滨面被波浪切割。强制海退底面在所有强制海退地层的底部, 包括早期下降期泥石流沉积。在某些地方, 这个界面可能被海退侵蚀面改造）Fig.8 Depositional processes and products of the early falling-stage systems tract(after Catuneanu, 2003)

图9

Fig.9

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	图9 下降期体系域晚期的沉积过程和生成物(据Catuneanu, 2003)（沉积物聚集平衡的变化有利于深海海底扇的形成, 海底扇聚集了大量的砂。陆上不整合面继续形成和向盆地方向扩展直到基准面下降。滨线下降低于陆架边缘时, 海退侵蚀面停止形成, 主要是因为大陆坡的海底坡度比需要波浪能量平衡的滨面剖面陡。要注意的是, 河流体系可能下切至高位体系域, 但可能仅路过陆上暴露陆架的剩余部分, 除非基准面下降到了陆架边缘海拔以下。由于沉积物的大量供给, 深海盆地的浊积流受高密度型控制, 整个过程中它们容易过载和发生加积作用(沉积载荷> 流体能量)）Fig.9 Depositional processes and products of the late falling-stage systems tract(after Catuneanu, 2003)

海退体系域和湖退体系域:在海相盆地中, 海退体系域综合了高位体系域、下降期体系域和低位体系域所有的勘探目标。但是在陆相盆地中, 油气可以赋存于所有不同体系域的沉积砂体中(吴因业等, 2004)。每一种地层岩性圈闭都是体系域框架内一个特定的地层单元。通过体系域表征和沉积体系分析, 可以预测岩性油气藏类型及其分布。以柴达木盆地为例, 柴达木盆地古近纪— 新近纪古湖盆存在湖侵体系域和湖退体系域。盆地柴西南地区体系域表征研究结果表明:该区储集体类型较为丰富, 主要为三角洲前缘砂体、滨浅湖滩坝砂体和局部的半深湖浊积砂体。综合地质地震的特征分析, 在体系域框架内应用数字地震处理技术包括Jason储集层反演等, 可以表征出砂体分布并进行岩性油气藏预测。