辽东凹陷的沉积体系与层序结构

中国东北的渤海湾盆地辽中凹陷的 沉积体系与渐新统东营组的层序结构 ——魏东，昌城林，肯尼·埃里克森，心怀周，井研刘，和裕腾 摘要 在中国东北的渤海湾盆地辽东裂谷渐新世湖相继承凹陷进行了层序地层框架和沉积系统的调查。方法是地震坡面，以核心的测井技术为补充。在盆地边缘及相关符合的盆地中心在不整合的基础上确定了七个序列。沉积系统与系统域范围内的序列有关。低位体系域主要是湖底扇，大片海侵体域主要是沙坝沉积，高位体系域的特点是深湖相或辫状三角洲沉积。控制幕式构造运动的主要因素是序列的发展。气候震荡导致了海平面的变化，也可能控制序列的发展。构造沉积和沉积物供应之间的平衡控制了湖盆的类型。渤海湾盆地在东营组早期和中期阶段是一个均衡充填盆地，然后在东营组沉积晚期演变成一个溢出盆地。这项研究在一个典型的断裂盆地中增强了沉积系统结构和体系域的理解，也提出了最有利砂岩储层的是湖底扇沉积。相对低位的湖底扇沉积以相对高位前三角洲或深湖相泥岩形成的最高潜在的岩性地层凹陷为上限。 引言 在过去十年的研究已经证明，以层序地层概念开发的被动大陆边缘地层也可以应用于湖泊盆地的研究（威尔等人，1977；艾特肯和菲林特，1955；林等人，2001，2005；基斯利等人，2003；佛科斯塔德和赛特，2008）。然而，由于湖泊盆地的发展和演变，特别是比海相盆地（古等人，1995）更为复杂的断陷湖泊盆地，古老的断陷湖盆的层序地层学的研究仍然是有限的。近年来，改进了的高分辨率地震勘探技术提高了裂谷盆地海盆规模，导致更好地研究储集层层序地层学体系域和更详细的沉积结构划分（麦克达，1996；林等人，2000，2002）。断陷湖盆序列的认可（海林德-汉森和汉普森，2009）与被动大陆边缘方面具有相同的意义，都导致更好地理解控制层序发育的原因（波尔和麦克弗森，1996；埃利特和高索普，1996；皮特拉斯和卡罗尔，2006）。在中国，湖盆沉积承载重要的煤炭，石油和天然气储备。在中国，已经进行了大量关于中生代的沉积与层序地层和新生代湖相沉积的研究（李，1988，1996年；林等人，1991，1995），但是对于这些盆地已经取得的沉积体系域的研究进展不大。渤海湾盆地，位于中国东北部（图1），是一个典型的在中国北方基础上发展的新生代断陷盆地（伽德莫等人，1996；李和卢，2002；徐等人，2008）。多期构造运动导致了复杂的沉积物出入模式和沉积构架，本次研究的目的是讨论断陷湖盆的序列特征和渤海湾盆地沉积体系的演化。三维（3-D）地震 资料 新概念英语资料下载李居明饿命改运学pdf成本会计期末资料社会工作导论资料工程结算所需资料清单 ，测井和岩心的补充，可以识别序列，因而了解了渤海湾盆地框架的地层。数据还可以重建区域层序地层框架和盆地里的有利储层预测。 图1 数据库与方法 本次研究相关的所有数据由中国海洋石油股份有限公司天津分行提供，这些数据包括几十年来的20世纪80年代2×的2公里（1.25×1.25mi）或2×4公里（1.25×2.49mi）网格二维（2-D）地震数据，25×25米（82英尺）的网格间距三维地震数据，伽玛射线和电阻率测井，从140多个勘探和生产井中选定的岩芯样品，生物地层学和油气分布数据。辽东凹陷东营组的地 表 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 研究主要是根据覆盖于一个位于渤海湾盆地东北部地区约5400平方公里（2083.25mi2）的区域的三维地震数据。地震数据包括了一系列在过去几十年获得的调查，最近又重新处理和聚集成册了。决议相当于一个30赫兹优势频率的足够重建一个层序地层框架地震数据集里的15至30米（49至98英尺）的覆盖范围内很好的控制。连接到地震勘探的井口资料（电缆测井，岩心）主要是用来补充和校正地震解释，因为其较低的分辨率导致地震数据可能是不明确的。测井资料的解释对于层序和体系域的识别是至关重要的。曲线状的测井数据也可用于解释沉积体系。岩心数据提供了最直接和准确控制堆叠模式沉积相的方法。在以往工作记录的生物数据用于估计地层年龄（陈等人，1981；王等人。，1989；梁等人，1992；吴等人，2005）。石油分布数据提供了石油事件和预测未知事件的基本知识。 在这项研究中使用的方法进行如下，第一，区域性不整合，可以表明基于二维和三维地震数据确定的沉积间断。这些解释提供了一个结构构造的理解和复合地层序列的构架。在一个区域性相一致的地震层序地层框架构建了之后，生物地层数据用年龄间隔的方法来校准地震资料解释。第二，沉积周期是在地震和校验炮检测与测井数据的地震合成记录基础上确定的。在这个阶段，体系域的定义与测井地震剖面上明显的下覆面和凝缩层确定的最大海泛面有关。第三，通过分析测井资料和岩心，在已建立的层序框架上划分出沉积体系和沉积相组合。 最后， 控制层序的发展因素得到解决，以及为进一步探索影响微妙的地层圈闭提供一个构架。 盆地环境 构造背景 渤海湾盆地，是中国一个大型的石油和天然气的省份，开发主要针对化合物和复杂构造事件（赵、郑，2005）。东北或东北走向的五个次级构造单元发育在辽东凹陷中心，渤海湾盆地的东北部（图1）。这些结构单元大部分被正断层所分开，局部是走滑断层分开的。（叶等人，1985；艾伦等人，1998；萧等人，2004）。最主要控制华北地区扩张的是亚洲东部太平洋板块的俯冲。（华生等人，1987；田等人，1992；赵和郑，2005）。中国东部裂谷从晚白垩世至渐新世开始存的（陈等人，1981；马等人，1983；任等人，2002；赵和郑，2005）。与其他常见的断陷盆地相比，渤海湾盆地的构造历史是复杂的幕式裂陷活动，其中包括相关断块的快速构造沉降和火山（敏锐和戴乐，1993；萧等人，2004；林等人，2005）。在渤海湾盆地，初始裂陷阶段开始于早期古新世，在年龄最大为65百万年玄武岩的基础上发育的（图2）（陈等人，1981；杨等人，2006）。第二次发育的最大裂谷活动幕是从始新世晚期到始新世开始的（图2）。第三次发育较弱的裂谷活动幕在渐新世之后（图2）。在压扭性走滑状态下，盆地的倒置与正断层再生发生在下志留系沉积作用，特别是下泥盆系的沉积。这种断层的特点是主要在盆地的东部边缘，花的结构形式（图3）。在渐新世，特别是在辽中凹陷的裂谷主要的特点是，不对称的，在辽中凹陷，是不对称的，导致一个悬崖的东部和西部斜坡半地堑的形成。然而，这种模式会因走向有所不同（图3）。 图2 图3 区域地层学 在渤海湾盆地古近纪地层记录的组成有，按升序排列，孔店组，沙河街组，与东营组（图2）。这些地层单位的时间由火山岩中K - Ar同位素确定；生物地层学根据孢粉学，藻类，和介形虫和古地磁确定；（陈等人，1981；王等人，1989；梁等人，1992，李，1996；林等人，2005；吴等人，2005）。位于中生界底层的孔店组不整合基底有与顶志留系相类似的岩性特征；它主要是由层间的红色陆相泥岩，砂岩，砂砾，与火山岩组成（陈等人，1981）。这种岩石组合表明是冲积扇和扇形三角洲在一个较为干燥的气候环境下沉积的。上志留系上覆层由盆地中心的深湖泥岩和沿盆地边缘的扇形三角洲产的砂岩组成。中志留系和下志留系上覆层显示向上变细趋势，即由粗粒的冲积扇和辫状三角洲到细粒的滨海湖泊沉积。东营组（上，中和下泥盆系）主要有河成三角洲和浅深湖相组成。 东营组是本次详细研究的主体，因为在辽东凹陷里相比于沙河街组和孔店组厚些。此外，最近几年在辽中凹陷，东营组已成为一个重要的石油与天然气生产层段，但其详细的地层序列及沉积体系框架知之甚少。 层序地层学 层序地层学建立成因框架，是为研究相关系和地层结构（卡图尼努等人，2009），及地表层序地层的识别，它有助于解释地层框架（安莉芳，2002）。几个地表层序地层在一个完整的周期基准面变化里发展。有两种地表的类型可以被识别：时间障壁（或地表近似时间）和时间偏移（地表穿时）（安莉芳，2009）。地表时间障壁的低穿时性使它们有良好的相关性和为具体的层序地层单位建立大致的时间框架。与此相反，地表时间偏移是较高的穿时，因此不适合作为层序地层单位的边界表面（安莉芳，2009）。一般说来，不整合以及与其相关的整合用于地表地层边界（米彻姆，1977；哈克等人，1987；萨门蒂等人，1988）因为他们代表地表时间障壁。 层序的分类 在结合二维和三维地震数据的基础上，测井，和核心数据，可将辽中凹陷整个古近系分为三复合（二阶的）层序，对应于三个重要构造阶段（图2）。这项研究着重于东营组，它是最上面的复合层序的一部分。在东营组，七个层序可以在陆上不整合和相关整合的基础上确定。古近系的底（T8）和顶（T2）是指一级不整合，特别是可追溯的盆地。这些曲面由构造（裂谷的开始和结束）产生，和与之相关的穿透到盆地中心的主要销蚀面（图4，5）。 在东营组，七个地层层序周期可以被识别。这些层序的地表边界是指盆地边缘的局部陆上不整合，显示销蚀和深切作用（图5）。陆上不整合的侵蚀特征也表现在测井中岩性或沉积相突然的改变和非海相沉积不整合的存在（图6）。陆上的不整合可以追溯到向盆的和对应于斜坡的上超曲面（安莉芳，1995，2002，2009）（图4，5）。与之相对的的整合（萨门蒂等人，1988）（图4，5）符合双边的下超面（图4）或丘状反射的基底表面（图5）。 因此，辽东凹陷层序边界包括盆地边缘的陆上不整合，盆地斜坡的斜坡上超表面，和盆地中心丘状反射的双边下超面或基底表面。层序内的这些曲面厚度从100到300米（328至984英尺（图6）且被认为符合线性序列。大多数层序记录了海退-海进-海退的完整循环，除有些局部性周期没有的地方，因在不整合面之下侵蚀导致的。 沉积体系 根据地震资料，测井，岩心，辽中凹陷的一大部分沉积体系可以被确定：（1）近端的扇形三角洲是在毗邻的陡坡；（2辫状三角洲和滩坝沉积在西部对冲断层和邻近斜坡；（3）轴向湖底扇和深湖相沉积在盆地中心；（4）下切河谷和河流三角洲沉积发展在东营组形成的后期。 具有垂直层序代表的主要沉积体系示于图7，和其特点的简要讨论，如下。 海底扇沉积 本文中讨论的湖底扇沉积指在湖底环境的水下重力流沉积。这种沉积广泛发育在辽中凹陷东营组中，在地震剖面（图4，5）和测井资料（图7A）中可被识别。沉积体通常显示连续或不连续的丘状反射（图4，5），厚度30- 200米（89––656英尺）。他们还可以在高伽马射线和低电阻率部分的背景下，由独特的低伽马射线和高电阻率信号确定测井资料。这些沉积体的伽玛射线模式都显示向上变粗和向上变细的趋势（图7A）。 间断的地震反射在湖底扇沉积里被解释为砂岩相，而连续的反射则解释为凝聚富泥质相和松软沉积物形变。在测井的垂直趋势的基础上，典型的湖底扇沉积相得三个部分，由Normark（1978年）表示，可以确定：一个上部冲积扇的堤成谷，中间冲积扇由上叠扇垂形体组成，一个断坪且低的沉积扇则缺乏河道（图7A）。上部沉积扇沉积具有鲜明的钟形测井模式，河道充填的特点（图7A）。中间的沉积扇沉积由一系列河道化的垂形体组成，具有钟形测井模式和漏斗状测井模式为特征的平稳垂形体的特点（图7A）。低沉积扇沉积 以泥岩为主，夹有薄的砂岩层，在盆地中心普遍扩大了区域。中到细砂岩，暗色泥岩在软沉 图 4 图5 积物里交替形变（图8A），表示湖底扇的滑塌 。冲积扇增长的Normark (1978)模式强调推进作用和在上叠扇范围内沉积垂形体的周期性交换。作为一个垂形体的增长，它的补给通道加积并最后导致一个堤的破裂。浊流是被改到一个冲积扇中部较低部分，开始建立一个新的垂形体。当一个上叠扇垂形体是活跃的，被遗弃的垂形体和他们之前的分流河道以泥为上限。这些过程的证据显示在图7A，作为上覆的向上变细和向上变粗的伽玛射线模式。 图 6 图8 图7 扇三角洲沉积 扇三角洲沉积主要沿辽东凹陷的东部峭壁发育，连接有大规模的断层。这些沉积规模很小小，但大量发生。在横截面，扇三角洲沉积在向盆的方向是楔形和薄的（图4）。内部地震反射是中到低得振幅。扇三角洲沉积向上变粗，显示漏斗状的伽玛射线模式（图7B）。有限的核心样品是以厚层，粗粒，砾砂岩为主（图8B）。冲刷面是常见的并由递变层或砾岩覆盖（图8B）。 扇三角洲包含三个不同的部分：陆上，过渡和水下沉积（韦斯科特和埃思里奇，1980年；埃思里奇和韦斯科特，1984年）。泥沙由近端物源短距离运输而成的（McPherson等，1987），因为沉积是非常粗粒和缺乏排序的（图8B）。在离岸的方向泥沙逐步变成较细粒度在离岸有一个总的趋势，由于前三角洲地区的接近导致的。扇三角洲的推进作用产生独特的向上变粗的序列（图7B）。粗粒序的层和富砾岩的层在冲刷面基底表面（图8B），解释为分流河道沉积。 辫状三角洲沉积 辫状三角洲沉积的研究主要集中在辽东凹陷西部边缘的斜面坡道。推断三角洲沉积也呈现沿中轴坳陷发展。与扇三角洲沉积对比，辫状三角洲沉积在地震剖面上的截面没有典型楔形几何，但在平面地震相的特点为中高振幅和持续前积反射（图5; SB2-SB3）。与普通扇三角洲沉积的研究领域相比，辫状三角洲沉积特征呈严重向上变粗演替（图7C）。伽玛射线和电阻率测井都显示漏斗状钟形曲线的特征，向上变粗的演替（图7C）。可用的核心为主中粒砂岩（图8C）。 一个辫状河三角洲是一个特殊类型的粗粒的三角洲，形成于一个辫状河系统的推进作用（McPherson等，1987）。由于辫状河占据广阔的冲积平原，辫状三角洲沉积呈现横向持久性和几何片状，与楔形几何扇三角洲沉积成明显反差。在辽东凹陷中心部分，轴向三角洲沉积被解释为辫状三角洲沉积（图9），与地形较低处的纵向推进作用有关。那里被完全保留，辫状三角洲沉积，从底部到顶部，由前三角洲，三角洲前缘河口坝，辫状三角洲平原（加洛韦和Hobday，1983；麦弗逊式等人，1987）组成。在测井中漏斗形图案解释为推进作用的前三角洲和河口坝的沉积，上覆的钟形图案解释为分流河道沉积。 浅水湖泊的沙坝沉积 沙坝沉积主要发育在沿辽东凹陷的斜坡地方。这些沉积的特点是中低振幅，不连续的平行的片状或板状，以透镜状显示在地震剖面上。他们在伽玛射线和测井中的电阻率表现出一个复合垂直向上变粗的演替方式（图7D）。从W4钻井中的岩心显示沙坝沉积由浅灰色薄层粉砂岩和泥质粉砂岩为主，平面分层或小规模的交叉分层，以及大规模钙质壳的暗色泥岩（图8D）。粉砂岩通常是很好的排序和磨圆度好。 沙坝沉积的砂主要是从近端三角洲或近岸浅水砂体运移来的，通过波浪作用在与海岸线平行的地方累积（王等，2008年）。复合垂直向上变粗在测井观察（图7D）解释为记录从近海到过渡海岸的沉积。低角度的交错层（图8D）常见于沙坝沉积。大量的暗色钙质泥岩是在相对平静的海上环境扰动形成的（图8D）。 深湖细粒沉积 深湖相沉积主要是在辽中凹陷的中心。他们在地震剖面中的特征是连续的中低振幅和平行的反射，较少见到丘状反射（图4，SB2-SB5；图5，SB2-SB6）。深湖相沉积几十到几百米厚，特点是高伽玛射线和低电阻测井模式。岩性组成主要是黑色厚层泥岩，水平纹理。深湖相泥岩细粒度的解释为半深海浊流的负载的结果（参见沃克，1984年），但是不能排除一些风尘的贡献。 深切河谷沉积 深切河谷沉积发生在层序边界上面，SB2（图9）就是最好的例证。在地震剖面上，深切河谷的特点是大规模的上凹基底。在内部，深切河谷的填满显示着平行的可变振幅反射和上覆延伸到山谷边缘（图9B）。 深切河谷在陆上环境的形成是在水平面下降的基础上由相关的河流系统的下切（Zaitlin等，1994）造成的。在研究地区，深切河谷表示一个重要的不整合侵蚀到和辫状三角洲沉积序列一致的底层。深切河谷代表支流系统到低位河流三角洲，通常河流沉积物粗粒的充填在基础水平上升期间（Posamentier等，1992）。 河流三角洲沉积 河流三角洲沉积广泛发育东营组上部，特点是一系列相对平坦的地震剖面或低起伏反射的可变振幅（图9A）。他们还可以确认了在测井中，向上变粗和垂直加厚的演替方式是圆柱形或钟形模式（图7E）。在顶部砂岩相以向上变粗演替为主，有小型交错层理（图8E）。 与粗粒扇三角洲和辫状三角洲对比，河流三角洲的特点以泥，粉砂和砂为主（McPherson等，1987；Orton 和Reading ，1993； Reading 和Collinson，1996）。河流三角洲沉积在东营组上部，沿中度至低梯度海岸平原，然后合并形成一个相对平坦的沉积，而不是Sangree和widmier（1978）描述丘状等几何形状的。河流三角洲的组成有部分是陆上和部分是水下的三角洲平原，水下三角洲前缘和完全是水下的前三角洲（Reading 和Collinson， 1996 ）。漏斗状向上变粗的测井模式被解释为前三角洲前缘沉积，顶部的圆柱形或钟形图案被解释为三角洲平原沉积（图7E）。 图10 最大洪泛面沉积 在东营组最大洪泛面沉积序列中，可以确认地震剖面上的下超面（图5）或平行面的反射（图4），它的特点是高伽玛射线信号。最大洪泛面沉积可以等同于很缓慢的沉积速率（维尔等，1984）的缓慢堆积层序。缓慢堆积层序通常包括细粒度的半深海到深海得沉积物，盆地边缘的饥饿沉积，最后在海岸线达到向陆地位置时沉积。在东营下超面形成有关推进作用的三角洲（图5），但在盆地中心或缺乏推进三角洲沉积的地方，最大洪水表面往往呈现平行或平行的反射（图4）。高伽玛射线信号是高浓度的有机物和放射性元素的结果。 体系域 在渤海湾盆地沉积体系与体系域相关。沉积体系和体系域的类型在层序变化中有显著意义，可以形成盆地不同的演化阶段。在早期盆地发育阶段，堆叠模式体系域主要是低位湖底扇和高位泥岩（图10，SB4和SB7之间）。这些层序在低位湖底扇沉积位于盆地中心，罕见的辫状三角洲沉积在斜坡处，扇三角洲沉积毗邻构造活跃的东部悬崖（图4，10）。这些向盆推进作用的沉积系统显示海岸线的回归。如果湖泊水位上涨，低位体系域沉积上覆是厚的间隔的前三角洲或湖泊泥岩（图10）。在这个阶段，沙坝沉积沿西缘发展（图5，10）。细粒沉积厚的间隔表明湖盆深化和向海岸线德侵蚀。在高位，泥岩在盆地中心以及斜坡处沉积（图10）。在晚期高位，独特的轴向三角洲地形的由向南处低点到在盆地中心（图10）；沉积物可能已经由东部排水系统提供。高位系统的发生代表着另一个回归海岸线。 在盆地发展中期阶段，系统域中沉积体系的堆积模式由低位湖底扇和高位三角洲主导（图10，SB2和SB4之间）。这些层序的沉积系统的空间关系类似于早期阶段低位体系域盆地的发展模式，主要是由湖底扇沉积的（图5，10）。高水位体系域，相反的，主要由辫状三角洲沉积和可能是扇三角洲沿东部悬崖边缘沉积（图5，10）。轴向三角洲在高位发生（图10）。 体系域的演化记录一个完整的海退-海进-海退过程。 在盆地发育的晚期阶段，体系域主要被河流三角洲控制（图9A，10，T2和SB2之间）。沉积从盆地边缘到横向和轴向三角洲供给。轴向三角洲，从东北到西南低点开始进积（图9A）。在这种情况下，最高水位体系域的侵蚀导致河流的移动，只有低位得海退和海进沉积被保留。 油藏 在辽东凹陷东营组内，主要油藏开发的岩性，范围从粉砂岩，细粒砂岩，粗砂岩，到砾砂岩。经济上最重要的油藏在一个大得湖底扇沉积（图4，5，10），其中有一些已被探索证明。三角洲砂岩沉积是另一个有利油藏类型。沿辫状三角洲沉积下降盘一侧的斜坡（图4，10）构成潜在的水库，尤其是在厚的三角洲前缘砂体堆积形成的重叠或复杂的结构地层（图4，10）。砂岩油藏开发在河流三角洲沉积，特别是（图9B，10）平原三角洲的深切河谷，并在三角洲前缘的分支河道或河口坝砂岩。粗粒扇三角洲沉积（图10）4，有相对较差分选和磨圆，这是不利于油藏质量。 在湖底扇，辫状三角洲，扇三角洲，河流三角洲沉积体系中的砂岩，大多是岩屑砂岩和长石砂屑岩。 这些砂岩孔隙度范围从10%至40%，渗透率是1和1800md之间，更普遍的是20至110md之间。长石和岩屑产生的次生孔隙有较高的孔隙度和渗透性。 在一个时间框架，最有利的砂岩油藏在较低东营组的深湖扇沉积和位于东营组中部和上部的三角洲前缘沉积（图10）。在空间框架，相对低位湖底扇沉积以由相对高位前三角洲或深水泥岩构成最具潜力的地层圈闭为上限。 层序发展和沉积系统的控制因素 层序和体系域的发展和分布都反映古地理变化，这可以强烈影响构造，沉积物的供应和气候变化。构造沉降产生的潜在供应与沉积物供给的速率，它们之间的平衡影响着湖盆类型（Carroll 和Bohacs，1999）。大多数湖盆填充显示一个相组合的演化（尼尔等人，1997年），反映了满溢，平衡填充，或湖泊的底部填充（Carroll和Bohacs，1999年）。下面的讨论评价在东营组中体系域和序列演化的控制因素。 构造沉降和沉积物供给之间的平衡 东营组产生在渤海湾盆地（图2）裂谷阶段的后期并记录了一个盆地充填的演化，主要是从深水湖底扇到浅海河流三角洲。不同的湖相沉积体的发展对应着三种湖盆地类型。在初始裂谷阶段（古新世和始新世早期，图10；SB4和SB7层序之间），蒸发相以典型盆地充填为主，主要是红色大陆冲积扇地层。这种比较干燥的气候环境，导致了湖盆底部填充与湖泊水位很少达到岩床。在始新世晚期和早期和中渐新世，湖底相的优势说明，盆地可能是一个供应平衡填充盆地约等于沙和水填充。在这个阶段中，湖泊水位的迅速起伏导致了在层序规模中沉积相的一个显着变化（图10；SB2和SB4之间的层序）。在渐新世晚期，减少盆地沉降和排水构造的减少导致了辽中凹陷通过河流三角洲体系从北至南的充填（图10；T2和SB2之间的层序）。这些河流三角洲体系有足够的沉积物最终导致成为过量的湖盆。这个阶段中，满溢的淡水湖是水文开放的（奥尔森，1990），和气候驱动湖水平波动是最小的，水流入几乎总是等于流出。 构造 幕式构造运动的主要因素控制东营组各种不同层序的发展。在较低的东营组中，层序（图2，SB4和SB7之间）在早期的有关张扭主动裂谷阶段（萧等人，2004）发展。在这些层序的基础上超覆（图4，图5）是最好的例证，并与初步快速沉降有关。激烈的断层发生的辽西的边缘和辽东隆起（图1，图3），导致了显著的地形对比，大大限制到辽中凹陷的泥沙输入。因此，层序以近岸扇三角洲，湖底扇和稀有轴向三角洲为主，物源可能已经从本地地形高点来的。 在东营组中间的层序（SB2的和SB4之间，图2）递减裂谷发展阶段，大多数构造沉降沿盆地边缘东部展开。地震剖面（例如，图9A）指示盆地西缘在这个盆地演化阶段倾斜。盆地底部的倾斜造成差异沉降，并导致最低层序的断开，及向南沉积中心搬迁。这个盆地演化阶段中，地形盆地是在北部和西部高，在南部和东部底。因此，沉积体系从不同的方向起源，将向南沿地形低点盆地中心进积。 在东营组上部层序（图2，T2和SB2）发展在裂谷结束之后，在那个阶段隔间分区，隆起和凹陷基本上消失了。这些层序以河流三角洲德下切河道为主。河流从不同集水期入湖，形成大三角洲复合体。 气候 人们普遍接受，在海洋和陆相盆地，湖平面的变化反应中生成的层序可能是气候振荡的结果（Juhász等人，1997）。气候变化，反过来，影响湖的水量和沉积产量（艾汉美克，2005年）。在东营组的层序，记录完整周期或部分的海退-海进-海进事件，但这些水侵和变浅事件的原因是复杂的。基于相一致层序中体系域的堆积模式，我们提出气候变化影响相对湖泊水平面，反过来，沉积量影响盆地。在这种情况下，在湖泊低水位期湖底扇建成盆地。在多雨的气候条件下，海进体系域的开发，促进湖泊水位升高和沉积量低的盆地。相比之下，在干燥气候条件下，高位体系域的开发，促进了湖泊水位下降，由此产生的沉积量增加的盆地。这 方案 气瓶 现场处置方案 .pdf气瓶 现场处置方案 .doc见习基地管理方案.doc关于群访事件的化解方案建筑工地扬尘治理专项方案下载 与Juhász等人（1997年）的调查结果是一致的，湖水平面的变化遵循气候变化的节奏，但沉积量落后于气候变化。详细的海退-海进-海退周期的关系，他们的控制因素是正在进行的重点调查。 总结 1 在渤海湾盆地辽中凹陷东营组渐新世可根据局部不整合及相关整合分为七个层序。不整合沿盆地边缘是发展最好的，而相关整合包括盆地斜坡上超面和盆地中心的双边下超面或丘状反射基底面。大多数层序反映了全部或部分海退-海进-海退周期。 2 在辽中凹陷确定了的主要沉积体系，包括湖底扇，扇三角洲，辫状三角洲，河流三角洲，沙坝沉积，下切河谷，深湖相沉积。这些沉积体系是相关的体系域。在东营组沉积的早期和中期的层序开发中，低位体系域以湖底扇为主；海侵体系域主要是沙坝沉积；高水位体系域的特点是深湖相沉积或不同种类的三角洲沉积。在东营组后期，层序开发以河流三角洲为主。 3 在东营组较低处，最有利的砂岩油藏在湖底扇沉积和位于三角洲前缘沉积的东营组中部和上部。相对低位湖底扇沉积上限由相对高位前三角洲或深湖相泥岩组成，可能包括最有潜力的地层圈闭。 4 幕式构造运动是控制层序和沉积体系发展和分布的主要因素。气候振荡导致湖平面的变化，可能控制着这些层序的发展。构造沉降和沉积物供给之间的平衡控制着湖盆的类型。渤海湾盆地被视为一个在东营组早期和中间阶段平衡充填的盆地，最终在东营组结束时变成满溢的盆地。