20世纪70年代以来。成岩作用与层序地层学成为沉积岩石学独立的两个学科.最近10多年来，不少学者研究成岩作用与层序地层的相互关系，表明一些成岩变化如方解石、白云石胶结作用可能与层序地层界面共生.尤其是近期瑞士的Uppsala大学JoaoMarceloMedinaKetzer,HOWRIMANSURBEG，OSAMAAHMEDHLAL等1地质学家通过实例的解剖就成岩作用与层序地层学之间开展了专题研究。
研究认为碎屑岩沉积地层沉积相、成岩作用与层序地层学的关系能更好地预测砂岩储层空间分布.沉积相与层序地层学能提供层序界面发生成岩作用有用信息，如孔隙水化学性质，沉积物在这种特定地球化学条件下能存在的时间，盆地内外沉积颗粒碎屑组分与比例。HOWRIMANSURBEG2通过对深水浊积扇沉积砂岩的研究.指出各种成岩环境下岩石矿物形成、地球化学条件演变取决于沉积盆地沉积相、微相与层序地层演变，如海(湖)平面的升降、体系域的变化等，储层性质、储层非均质与成岩变化有密切的时空关系。3
Vail等人(1991)4在海相为主的地层中根据沉积滨线坡折带处海平面下降速率与盆地沉降速率之间的关系以及层序边界不整合类型，将层序划分为Ⅰ型层序和Ⅱ型层序两种类型。当沉积岸线坡折处的海平面相对下降速率大于盆地沉降速率时，引起海平面相对下降，这时形成Ⅰ型层序，当沉积岸线坡折处的海平面下降速率略小于或等于盆地沉降速率时，形成Ⅱ型层序。
1.陆架坡折盆地
右图是一个具陆架坡折盆地的理想Ⅰ型层序样式的模式图，它表明了Ⅰ型层序的低位体系域、海侵体系域和高位体系域中的准层序组分布情况。具陆架坡折盆地的Ⅰ型层序样式往往具有以下特征：
(1)易于确定的陆架、陆坡和盆底地形。
(2)陆架倾角小于0.5°，陆坡倾角3°～6°，海底峡谷侧壁倾角为10°。
(3)比较明显的陆架坡折将低角度的陆架沉积物与更陡的陆坡沉积物分开。
(4)由浅水到深水的过渡比较突变。
(5)当海平面下降到沉积岸线坡折以下，如果形成海底峡谷，则可能发生切割作用。
(6)可能沉积海底扇和斜坡扇。
除沉积于具有陆架坡折的盆地外，还需具备以下条件：
(1)足够大的河流体系切割峡谷并搬运沉积物进入盆地。
(2)有足够的可容纳空间使准层序组保存下来。
(3)海平面的相对下降要有一定的速度和规模，使得低位体系域能沉积于陆架坡折或陆架坡折以外。
沿盆地边缘沉积物供给的变化以及相对海平面升降速率的变化，可导致不同准层序组在陆架的不同位置同时沉积，因此，在同一层序中，体系域之间边界的形成时间在不同位置上也会有所变化。图所描述的Ⅰ型层序理想模式反映了各体系域之基本地层单元，其中层序的确定是通过测井、岩芯和野外露头等技术手段，并结合地层组成和边界类型来识别的。
与具明显坡折的Ⅰ型层序明显不同，右图所示的Ⅰ型层序是沉积于具平缓斜坡边界背景的盆地内，其沉积特征如下：
(1)均一的、小于1°的低角度倾斜，大多数倾角小于0.5°;
(2)叠瓦-反“S”形斜交(Mitchum等，1977);5
(3)较缓倾斜与较陡倾斜间无梯度突变的坡折;
(4)从浅水到深水无突变带;
5)海平面相对下降时，切割作用发生在低位岸线以上，而不发生在岸线以下地区;
(6)相对海平面下降时，沉积低位三角洲和其他海岸砂岩(平缓斜坡边缘上一般不沉积盆底扇和斜坡扇)。
在具缓坡边缘的沉积盆地内，其高位体系域和海侵体系域与具陆架坡折盆地相似，但低位体系域有所不同。由于平缓斜坡上沉积作用的倾角较小且均匀，一般不形成厚的、偏泥的低位楔形体、斜坡扇和盆底扇。Wagoner等认为，该类型盆地的低位体系域是由厚度相对薄的低位楔所构成的，这个低位楔包括两部分沉积物：第一部分位于靠近岸线一侧，以河流下切作用形成不均一的深切谷和海岸平原沉积物过路作用为特征，这一部分沉积物是在海平面相对下降，同时岸线快速向盆地逐渐迁移直至海平面下降处于稳定时期形成的;另外一部分是向海一侧，是在缓慢的相对海平面上升时期形成的，由上倾的深切谷充填沉积和下倾的一个或多个前积的准层序组构成。
总的来说，具陆架坡折盆地和无陆架坡折的缓坡盆地都有低位体系域、海侵体系域和高位体系域，而且它们代表了Ⅰ型层序沉积作用的两种端点类型：第一种端点类型，海平面相对下降将低位岸线从沉积岸线坡折处迁移到陆架坡折处以外并可能形成峡谷和海底扇沉积;第二种端点类型，虽然海平面相对下降将低位岸线迁移至沉积岸线坡折以外，但未到陆架坡折或盆地中无陆架坡折存在(因为盆地边缘为平缓斜坡型)，则形成一个低位楔为特征的低位体系域。3
Ⅱ型层序的准层序组和体系域的分布如图所示，其底界为Ⅱ型层序边界，顶界为Ⅰ型或Ⅱ型层序边界。它与具缓坡边缘的Ⅰ型层序地层样式有些相似，其下部体系域最初都是在陆棚上沉积的，缺少盆底扇和峡谷。Ⅱ型层序自下而上由陆架边缘体系域、海侵体系域和高位体系域组成。
在沉积学和层序地层学中，构造坡折带是一个重要的概念(林畅松等，2000)6。在构造坡折带部位常发育了一些重要的有利于成藏的储集体，因此，在油气勘探中引起广泛注意。
断陷盆地的坡折往往受控于同生断裂构造或挠曲枢纽带，也可能受下伏深层隐伏断裂控制。构造坡折带是指由于同生构造活动(断裂或褶皱)而造成沉积斜坡发生明显变化的地带（如凸起与斜坡、断坡与凹陷、斜坡与凹陷之间的边界地带）。
断裂、挠曲造成的古地貌坡折有利于深湖的发育，同时坡折上的斜坡暴露又提供了沉积物再搬运、再沉积的条件。这些都是大型浊积扇体形成不可缺少的条件。由于构造的继续活动，构造坡折带对沉积作用可产生重要的影响，因而对沉积相的发育，尤其对低位体的分布起到重要的控制作用。通过中国东部典型含油气盆地高精度层序地层学的研究，已发现三种构造坡折带，构成断陷盆地三种独特的由构造作用控制的层序样式，即受同生断层控制的断坡带及断坡带型层序样式；断弯褶皱控制的弯折带及弯折带型层序样式；深部断裂控制的挠曲带及挠曲带型层序样式。3
1.受同生断层控制的断坡带（或断裂坡折带）及其层序样式断坡带是指由同生断裂控制的沉积坡折带，其低位沉积坡折主要追寻盆缘和盆内主控同生断裂或反向同生调节断裂发育，从而形成以断裂构造控制的低位坡折—断坡带，根据两侧低位断坡带分布，盆缘主控生长断裂一侧构成盆缘陡坡断坡带，另一侧同期派生的盆内反向调节断裂构成缓坡断坡带，以该两侧低位断坡带为界，从陡坡到缓坡可划分出：盆缘隆起区、陡坡带、开阔盆地区、缓坡带和缓坡剥蚀区等次级构造单元；相应的可划分出：剥蚀区、陡坡冲积沉积区、陡坡低位扇和高位扇三角洲沉积区、开阔盆地沉积区、缓坡低位扇和高位辫状河三角洲沉积区、冲积平原沉积区和缓坡剥蚀区等次级沉积单元。由于构造的继续活动，断坡带对沉积作用可产生重要的影响，因而对沉积相的发育起到重要的控制作用。该类断坡带在济阳坳陷的东营和沾化凹陷中最为特征，在中国东部其他第三系陆内断陷盆地的下第三系幕式断陷充填中，也大多发育该类沉积坡折。由断坡带控制的层序—断坡带型层序的主要特征如下：
(1)断坡带是古构造活动产生明显差异沉降的古构造枢纽带，其沉积厚度发生突变，同生主控断裂或断裂组的生长系数一般大于1.4～1.6;断坡带的下降一侧(如同生断裂的下降盘)的沉积旋回增多，在碎屑体系到达的部位砂体的层数和厚度明显加大。
(2)层序的内部沉积构成的特征是低位体系域主要分布在低位断坡带内的开阔盆地区内，靠近陡坡带沉积体系主要有深水盆底扇(或湖底扇)、近岸低位扇，靠近缓坡带发育大型的远源低位扇;低位坡折带之上的缓坡区则为暴露剥蚀区，发育大型的下切水道，陡坡带为暴露或过路沉积。湖平面上升越过低位断坡带后终止低位体系域发育，代之发育湖扩展体系域，但低位坡折带内为深湖区，向两侧则为滨浅湖或滨岸沉积区。高位体系域、低位坡折带是沉积体系相带的主要分界点，低位坡折带内一般为三角洲水下平原沉积区，低位坡折带之上为三角洲水上平原或边缘平原-沼泽沉积区。总之，断坡带不仅控制着低位体系域(或低位扇体)的发育和分布范围，而且还控制着湖扩展和高位体系域时的水深和沉积相带变化，即从浅水区向较深水区过渡、沉积相带从边缘相向盆地相突变界限。因此，断坡带往往是盆地体系域分带的界线。
(3)由于同生断裂的频繁发育，在盆地内可发育出多个坡折带。次级构造单元的边界断裂带一般都构成沉积坡折带，从凸起到洼陷一般可识别出凸起与斜坡或陡坡分界的凸起边缘断坡带、斜坡或陡坡断阶与洼陷过渡带上的洼陷边缘断坡带。在斜坡内或陡坡发育多个断阶时，可以出现多个次级坡折带。
(4)断坡带对沉积相和砂体控制样式是多样化的，需要与物源供给、沉积基准面或湖平面的高、低变化相结合分析，不同坡折带可能控制着不同时期的砂体分布，具有多种组合样式，因此，对断坡带的研究必须分不同阶段进行详细分析。
(5)断坡带是极其重要的油气圈闭形成的有利部位。首先，断坡带往往是砂岩厚度和砂岩层数的加厚带，一旦确定控制砂体的断坡带，沿坡折带走向的碎屑体系供给部位可能会找到加厚的砂岩体;其次断坡带内的同生断裂是重要的油气通道，尤其是其沿断坡带根的裙状扇体分布，可形成顺畅的输导路径;第三，由于这些断裂的生长系数大，容易造成侧向岩性封堵，形成有利的断层封闭，而且同生断裂的明显活动和砂体的发育又有利于滚动背斜构造的形成，并有可能存在局部反转加强背斜形态，因此，无论是缓坡或陡坡带的断坡带都是滚动背斜发育的有利部位;再者，断坡带还是不整合面开始发育的部位，对寻找不整合圈闭具有重要意义。
2.受伸展断弯褶皱系统控制的弯折带及其层序样式
弯折带以南阳凹陷最为典型，在江陵凹陷中也发育此种坡折，是中国东部第三系典型断陷盆地中颇具特色的一种坡折类型(右图)。
由于构造的多幕性及同生构造对沉积砂体的主控性，弯折带对层序的内部沉积构成、沉积作用可产生重要的影响，因而对体系域的发育，尤其对低位体的分布起到重要的控制作用。在断陷盆地中，弯折带即为低位滨岸坡折位置，确定了弯折带，即可预测断陷盆地深湖区和低位体系域的空间分布范围。其层序的主要特征如下：
(1)弯折带实际上是背斜枢纽带(或主轴面)，而该古背斜轴线即为沉积滨岸的坡折部位。弯折带上下沉积厚度发生突变，一般弯折带上，坡度平缓，各层序厚度相对较薄，变化稳定;弯折带下坡度突然加大，各层序的厚度明显增加，地层格架上呈缓坡向上散开的扇形。
(2)弯折带向深凹内的沉积旋回增多，低位、湖扩展和高位体系域发育齐全，在碎屑体系到达的部位砂体的层数和厚度明显加大。弯折带上的宽缓的斜坡带区沉积旋回明显减少，仅发育湖扩展和高位体系域或高位体系域，厚度稳定且薄。
(3)弯折带控制了低位体系域的发育范围，同时还控制了湖扩展体系域深湖和滨浅湖区及高位体系域的轴向三角洲沉积区。低位期，低位体系域主要发育在弯折带下的深凹内或深凹的斜坡区，形成低位扇或低位斜坡扇，弯折带上为暴露剥蚀区或局部发育有下切水道;在湖扩展或高位时，弯折带则是从浅水区向较深水区过渡的突变界限(湖扩展和高位体系域)，同时也是东西两端轴向高位三角洲的扩展边界线，因此弯折带往往是半地堑断陷盆地体系域分带的界线。3
(4)由于同生构造的持续活动，不同层序的每个弯折与活动轴面有关，自下而上弯折带的位置逐渐向深凹内迁移。从而构成随深度逐渐产生的扇形层序地层格架。
(5)弯折带对沉积相和砂体控制样式是多样化的，需要与物源供给、沉积基准面或湖平面的高、低变化相结合分析，不同层序的弯折带可能控制着不同时期的砂体分布，具有多种组合样式，因此，对弯折带的研究必须分不同层序进行详细分析。
3.受深层断裂控制的挠曲带及其层序样式
挠曲带是由于盆内深层主控同生断裂及其他次级断裂的隐伏活动，致使其上地层发生构造挠曲作用，产生挠曲坡折即挠曲带。低位沉积坡折追寻挠曲坡折发育，据挠曲坡折的位置，沿侧向可将盆地划分出：滨岸平原区、挠曲坡折带、开阔盆地区等次级构造单元;相应的可划分出：暴露剥蚀区(过路沉积区)、斜坡低位扇和高位三角洲沉积区、开阔盆地沉积区等次级沉积单元。挠曲坡折带以琼东南盆地最为代表，在中国东部的松辽、冀东盆地中也发育此类坡折。其控制的层序特征为：
(1)挠曲坡折受下伏深层同生断裂控制，沉积滨岸坡折沿控制上覆地层挠曲的深层隐伏断裂或断裂带的走向展布。挠曲坡折上下其沉积厚度发生突变，一般挠曲坡折之上，坡度较平缓，各层序厚度相对较薄，变化稳定；挠曲坡折之下坡度突然加大，各层序的厚度明显增加，地层格架上沉积地层呈向挠曲坡折上超覆。挠曲坡折上层序界面表现为强剥蚀或削截作用，局部可发育大型下切谷，坡折下为底超。
（2）挠曲坡折向深凹内的沉积旋回增多，低位、海进（或湖扩展）和高位体系域发育齐全，在碎屑体系到达的部位砂体的层数和厚度明显加大，前积复合体和斜坡扇发育。挠曲带以上的宽缓的平原区沉积旋回明显减少，缺失低位体，仅发育海进（或湖扩展）和高位体系域或高位体系域，厚度稳定且薄。
（3）挠曲坡折控制了低位体系域的发育范围，同时还控制了海进（或湖扩展）体系域中深水和滨浅水区及高位体系域沉积体系的沉积相带或深浅水的沉积分区。低位期，低位体系域主要发育在挠曲坡折下的深凹内或深凹的斜坡区，形成盆底扇、低位斜坡扇和前积复合体，挠曲坡折上为暴露剥蚀区或沉积过水区，局部发育有下切水道;在海进(或湖扩展)或高位时，挠曲坡折则是从浅水区向较深水区过渡的突变界限(湖扩展和高位体系域)，同时也是沉积体系如三角洲体系平原相和水下平原相的边界线，因此挠曲坡折往往是体系域分带的界线。
(4)由于深层同生构造的持续活动，不同层序的每个挠曲坡折与深部断裂有关。由于早期深部断裂的不均一活动可导致低位沉积时多个坡折的发育，从而形成复合挠曲坡折，并分期、分台阶控制低位体，尤其是斜坡扇的发育，而向上随着盆缘向盆内深层同生断层的逐渐减弱，多个挠曲坡折的位置逐渐向深凹内迁移，坡折逐渐合并为单一坡折。
(5)挠曲坡折对沉积相和砂体控制样式是多样化的，需要与物源供给、沉积基准面或湖平面的高低变化相结合分析，不同层序的挠曲带可能控制着不同时期的砂体分布，具有多种组合样式。3