地震资料地质解释总复习
地震层序分析
不整合面的分类：
1）按地层产状特征分类：
可分为平行不整合和角度不整合两大类
A 平行不整合：地质标志为冲刷面，底砾岩，古土壤层，赤铁矿，钙质结核等。
B 角度不整合：受地壳运动的影响使岩层发生倾斜或褶皱。
2）按成因分类：
1.内动力作用不整合，因构造等内动力活动是地层产状发生变化造成时间缺失的不整合。包括：a .褶皱不整合：由于褶皱作用而地层弯曲遭受剥蚀
b.掀斜不整合：由于掀斜作）用而使抬升一侧的地层遭受剥蚀
！
c.块断不整合：因差异升降而使断凸遭受剥蚀形成的不整合
d.抬升不整合：因整体抬升而形成，一般为平行不整合
e.岩浆侵入不整合:因岩浆岩后期侵入形成时间反转（相当于逆断层），形成的不整合。
f.塑性岩侵入不整合：因塑性岩层侵入造成界面间出现时间间断，形成的不整合。
2.外动力作用不整合：在没有构造变动的情况下，主要由于沉积、侵蚀等外动力地质作用造成地层中的时间缺失而形成的不整合。包括：
a.河谷下切不整合
b.海底峡谷下切不整合
c.淹没不整合：因海平面快速上升从而使碳酸盐台地停止发育而形成的不整合。
*
d.沉积过路：海平面相对静止时期，形成沉积物的进积作用，在沉积基准面附近，沉积作用与侵蚀作用达到动态平衡，即形成沉积过路。
e.沉积间歇：沉积间歇是规模较小，持续时间相对较短的沉积间断。无明显地层侵蚀造成沉积间歇的原因可以是水平面的高频相对变化界面。范围小到中等。
（3）按分布范围分类
1、区际不整合：多个相邻盆地同时发育
2、区域不整合：在盆地内大部分地区发育
3、4、局部不整合：在盆地内局部发育
不整一界面（5种）：
削截，视削截，顶超，上超，下超
]
#
地震相
地震相标志
(1)地震反射结构：包括其视振幅、视周期(视频率)和连续性三个方面；
(2)地震反射构型：指同相轴的形态和叠置关系；
(3)地震反射外形：地震相单元的总体形态。
4 .2.1 地震反射结构
沉积结构是指沉积岩的基本组分——碎屑颗粒、杂基与胶结物的特征。如粒度碎屑颗粒的形态和表面特征、杂基性质、胶结物类型及胶结方式等。
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地震反射结构是指地震剖面的基本组分——同相轴的特征，包括其视振幅、视周期(视频率)和连续性三个方面。
分级为：振幅：强、中、弱
频率：高、中、低
连续性：好、中、差
视振幅、视周期(视频率)和连续性的地质意义：
视振幅：对厚层主要反映了与之对应岩层界面的反射系数的大小。进而反映界面上下岩层的波阻抗差的大小。波阻抗与岩性有着密切的关系，因此视振幅的大小最终可归结为界面上下岩性差别的大小。
视频率：反映了反射界面之间间距的大小。间距越大，则它们各自产生的反射波之间的时间差越大，即相当于视周期越大。反之间距越小则视周期越
小。（当界面间距小于入射地震波的１/４主波长时，两个界面形成的反射波将相互叠加成为一个复合波，从而无法将两个界面区分开，这就是地震波的垂向分辨率。）
·
连续性：指同相轴的视振幅、视频率在横向上的稳定程度。本质上反映的是界面上、下岩性差别或界面间距在横向上的稳定程度。
地震反射结构的描述和命名方法
当地层内部三个方面特征上、下都比较均匀时，可直接按“视振幅+视频率+连续性”的顺序进行描述和命名，例如“强振幅高频高连续性反射结构”，
当地层单元内部以上特征上、下不均匀时，则可在上述命名基础上加上垂向上的变化特点进行描述和命名，例如“振幅向上增强反射结构”。
典型的地震反射结构（4种）
1）杂乱反射结构(强振幅低连续结构)
基本特征：振幅很强，但又不连续，故显得很杂乱。
`
振幅强意味着界面上下岩性差异大，而连续性差则意味着岩性或岩层厚度横向变化剧烈。
发育于冲积扇，海底扇重力滑塌体、底辟核中。
2）无反射结构(极低振幅中连续性结构)
基本特征：振幅极低，几乎看不出同相轴的存在。在这种情况下很难评价连续性的好坏，故笼统地称之为中连续性。
形成无反射结构的根本原因是岩性均一、形不成反射界面，这与岩性本身无直接关系。
发育于巨厚的深湖相泥岩，滨海相砂岩、陆棚相灰岩、白云岩以及泥质沉积很贫乏的辫状河砂岩。
3）三高反射结构(高振幅、高频、高连续性结构)
基本特征：振幅、频率、连续性都很高。
振幅高意味着界面上、下岩性差异大。频率高意味着层厚较薄且频繁交替，连续性高则意味着岩性和岩层厚度横向上很稳定。
发育于浊积砂发育的深海相、深湖相、薄煤层稳定发育的浅湖沼泽。
4）向上增强反射结构
…
基本特征：振幅在下部较弱，而向上显著增强。
这表明在下部岩性较均一，而向上岩性差别增大。
通常在反旋回的沉积相组合中，如三角洲、海退期陆棚沉积。
4.2.2 地震反射构型
插入补充：
主要的地层叠加型式
（ 1 ）加积（aggradation）：逐渐变年轻的准层序，层层向上沉
积而没有大的侧向移动，即反映了沉积体系不断地垂向加积的过程，
@
其可容纳空间增长速率接近或等于沉积速率。
加积的亚类
1）均匀加积：沉积速率在横向上大体相等时的产物，地层厚度横向稳定。
2）不均匀加积：同一地层单元内的岩性横向上变化较大，岩层厚度也不稳
定，但总体上沉积速率较接近。
3）楔状差异加积：在差异构造沉降的背景下，由于可容空间增长速率的横向上变化，导致岩层厚度侧向变化而成。
4）局部快速加积：因生物礁等特殊沉积作用，在局部地区以明显高于周围
地区的速率垂向加积。
（ 2 ）前积（进积）（progradation）：逐渐变年轻的准层序逐层向盆地方向沉积并可延伸较远，即反映了沉积体系不断向盆地方向进积的过程，其沉积速率比可容纳空间增长速率大。
（3）退积（retrogradation）：逐渐变年轻的准层序，以阶梯状后退方式逐层向陆方向沉积和延伸，其沉积速率比可容纳空间增长速率小。尽管在退积准层序组中，每个准层序是向前加积的，但该准层序组在“海侵型式”中是向上加深的。
（1）平行(亚平行)反射构型
,
以同相轴彼此平行或微有起伏为特点。
它是沉积速率在横向上大体相等的均匀垂向加积作用的产物。在陆棚、深海盆地、深湖或浅湖、沼泽等许多相带中都可发育，因此多解性很强，但反映了在稳定条件下的均匀沉积这一点是相当明确的。
（2）波状反射构型
其特征为各同相轴之间在总体趋势上是相互平行的，但细看都
有一定程度的波状起伏。
它是不均匀垂向加积作用的产物，同一地层单元内的岩性横向上变化较大，岩层厚度也不稳定，通常在冲积平在冲积平原、滨浅海(湖)以及总的沉积速率相对比较缓慢的扇体。
（3）发散反射构型
其特征为同相轴之间的间距朝着一方逐渐减小，其中一些同相轴逐渐消失，从而使同相轴的个数也朝一方减少，与之对应的地层单元的厚度也相应减薄。
但这种地层厚度减薄并不是由于在地层单元顶、底界发生削蚀或上超所造成的，而是由于各同相轴的间距向一方减小而造成。当两根同相轴的间距减小到地震垂向分辨率的极限时就合并成为一根，从而使同相轴的数量减少。
~
它是在差异沉降的背景下，由于沉积速率的横向上递减，导致岩层厚度向一方变薄而造成的。在箕状断陷中、陆坡上、盆地的构造枢纽带上以及同生断层下降盘上都可以发育这种反射构型。
（4）丘形反射构型
其特征是地层单元在局部突然增厚，向上凸起而被上覆地层所围绕。其同相轴的间距、数量均比同期周围地层要大，地震反射结构一般也有显著不同，其间的突变界限十分显著。
成因：一种是由于生物礁的生长作用而截然高于同期地层之上，随后被后期不同性质的沉积物所掩盖；另一种是由于塑性地层或侵入岩体所形成的底辟构造。
（5）峡谷水道充填反射构型
其特点是地层局部突然增厚，向下侵蚀充填于下伏地层之中，地震反射结构与围岩有明显区别，同相轴的间距也往往不同，与围岩之间有明显的分界线，但地层的产状与围岩并无很大区别。
它是局部性的水下侵蚀河道的典型标志，通常发育于陆棚、陆坡和海底扇上，反映了海平面的相对下降。
（6）前积反射构型（又分为6种）
1）定义：一套波组相对于其顶部或底部的层序界面或体系域界面，各同相轴表现为倾斜并向前推进的特征。
前积是由于沉积物的进积作用形成的。
@
主要发育于斜坡背景下，其沉积速率明显大于周边地区。前积构型是三角洲、扇三角洲、各种扇体以及大陆坡、碳酸盐台地边缘斜坡的典型标志。
2）前积构型的形态分类：前积层，顶积层，底积层。
①前积层的成因
前积层是进积速率大于加积速率的产物，其坡度取决于（1）进积速率/加积速率的大小、
（2）沉积表面破坏与保存趋势的平衡、（3）受粒度特征及流体介质特征控制的休止角的大小。高差则反映了最小古水深的大小。
②顶积层成因
反映了可容空间增长速率/沉积物供应速率（A/S）的大小。
有顶积层：可容空间增长速率>沉积物供应速率
无顶积层：可容空间增长速率<沉积物供应速率
③底积层的成因
底积层：是细粒沉积物的表现，底积层发育说明沉积物中细粒组分丰富，并且改造作用相对较弱。
。
根据前积层的形态特点以及顶积层、底积层的发育程度可进一步将前积构型细分为6种基本类型。虽然它们之间有着种种差别，但都具有前积层，都是沉积物进积的产物，都反映了古水流的方向。
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①S形前积
特征：
上段：水平或倾角很小，与地震相单元的上界面呈顶超-整一关系。
中段：一般比较厚，倾角较陡。
下段：极低的角度逼近地震相单元的下界面，随着地层的尖灭或变薄，在地震上表现出下超-整一。
沉积条件（成因）：可容空间增长速率>沉积物供应速率
含较丰富的细粒沉积，一般解释为相对低能的三角洲沉积环境、前积陆坡
！
②下超型前积
特征：
上段：水平或倾角很小，与地震相单元的上界面呈顶超-整一关系
中段：一般比较厚，倾角较陡。
缺失底积层；前积层以较高角度下超于底界；
沉积条件（成因）：可容空间增长速率>沉积物供应速率沉积物较粗
③顶超型前积（切线斜交前积）
特征：
·
缺乏顶积层；
前积层具有明显的顶超终止现象；前积层向下倾方向变薄尖灭。
下段：极低的角度逼近地震相单元的下界面，随着地层的尖灭或变薄，在地震上表现出下超-整一。
沉积条件（成因）：可容空间增长速率<沉积物供应速率，相对海平面静止不动。含较丰富的细粒沉积一般解释为相对低能的三角洲沉积环境、前积陆坡，处于相对海平面静止时期
④斜交型前积（平行斜交前积）
特征：
缺乏顶积层；前积层具有明显的顶超终止现象；
缺失底积层；前积层以较高角度下超于底界；
沉积条件（成因）：盆地缓慢或者没有发生沉降，海平面静止不动。相对高的沉积物供应速率。代表一种相对高能的环境。
—
⑤叠瓦状前积
特征：
平行的上,下界面,薄层,通常仅相当于１-２个同相轴的间距；
极缓倾的平行斜交内部反射;
以顶超和下超方式终止。
沉积条件（成因）：水平面相对静止；水深较浅、坡度缓。发育在浪控三角洲、坳陷湖盆三角洲、缓坡碳酸盐台地等环境中。
⑥帚状前积
特征：外形呈扫帚状，内部反射从根部向下倾方向发散，沉积角度高；
@
下超于底界之上。
沉积条件（成因）：代表了快速堆积体，如近岸水下扇、冲积扇等。
典型沉积体的地震识别
4.4.1 冲积扇
4.4.2 近岸水下扇
4.4.3 海盆河控三角洲
4.4.4 海盆浪控三角洲
4.4.5 海盆潮控三角洲
4.4.6 坳陷湖盆三角洲
4.4.7 断陷湖盆三角洲
`
4.4.8 扇三角洲
4.4.9 辫状河三角洲
4.4.10 海底扇
4.4.11 生物礁
4.4.1 冲积扇
冲积扇发育在盆地边缘的陆上沉积环境中，其标志主要是：
（1）与盆地边缘大断裂相伴生。
（2）多数冲积扇都具有前积构型，在纵剖面上以杂乱前积构型和帚状前积构型最为常见，亦有下超型前积构型和斜交型前积构型。在横剖面上可发育双向前积反射构型或丘形反射构型。
其前积构型的共同特点是底积层很不发育，前积层与下伏地层呈下超接触。这是由于在冲积扇上所沉积的碎屑物质粒度很粗，在山口处的局部沉积速率特别高所造成的。在辫状河发育的冲积扇上，由于河流在扇体上的侵蚀和般运作用强烈，使得扇体坡度减小、长度增加，
进积速率减低，从而前积构型不发育，而是表现为波状构型。
^
（3）其反射结构主要为杂乱反射结构或无反射结构，前者常出现在以泥石流为主的冲积扇上，后者则以在辫状河发育的冲积扇上为常见。一般说来从扇根向扇端方向振幅有所增强、连续性有所变好。
（4）在横剖面上沉积体为丘状，在纵剖在上为楔状，向盆地内部厚度减薄，总体上表现为明显的锥状外形。其规模一般较小，但横向上多个冲积扇往往沿着断层呈串珠状排列，形成扇裙。
4.4.2 近岸水下扇
近岸水下扇发育在盆缘边界大断层之下，是一种以重力流流动体制占主导地位的浊积扇体，由于此类扇体直接进入到深湖区中，距油源岩近，易于形成油气藏，因此具有特别重要的意义。
其特征与冲积扇很相似，易于从地震剖面上识别。但在地震剖面上直接将近岸水下扇与冲积扇分开则十分困难。只能根据它们各自的伴生相带不同而间接地加以区分。冲积扇发育于陆上，与冲积平原相或沼泽相相伴生；而近岸水下扇则是发育于水下，与深湖相相伴生，据此，可先对伴生相带进行地震相分析。
（１）冲积平原相的地震相特征变化较大，比较常见的的是波状构型中振幅中连续性结构。而含煤沼泽相和浊积砂岩较发育的深湖相一般振幅很强、连续性很好，以平行构造三高结构为特征。因此当扇体前方不具三高结构而是振幅、连续性较低时，可以有较大把握将其解释为冲积扇体。
（２）冲积扇主要发育在断陷早期阶段，而近岸水下扇则主要发育在断陷中期（最大水进期）。
4.4.3 海盆河控三角洲
三角洲是在较平缓的地形背景下，在河水和海（湖）水的共同作用下所形成的复合沉积体。
）
其基本特征是：
（１）离盆地边界较远，不受盆缘边界断层活动的控制。
（２）以Ｓ型、顶超型和复合型前积构型最为普遍。共同特征是下扇形成显著差别。
（３）顶积层部位主要为中振幅中连续性结构；
前积层部位振幅和连续性有所增强；
底积层部位有两种情况：一种是三角洲进积速率高，前缘斜坡的坡度较陡，这时容易诱发浊流，以三高结构为特征；另一种是三角洲进积速率较低，浊流不发育，以弱振幅甚至无反射结构为特征。
一般说来以前一种情况为多.从振幅在三角洲层序中的垂向变化上看，在前缘浊积扇发育的三角洲中一般表现为向上减弱反射结构；而在前三角洲为稳定泥岩的沉积体中则一般表现为向上增强反射结构。
（４）地震相单元具伸长锥状外形。由于其规模一般较大，长、宽可在数十公里甚至上百公里，因此受视野的限制，其外形特征在地震剖面上可能不很明显，这时应注意从沉积体的等厚图上分析其外形特征。
4.4.4 海盆浪控三角洲
"
当波浪和沿岸流的能量很强，将河口处的沉积物再搬运至河口两侧沉积时，则形成浪控三角洲。
这种强烈改造破坏的结构是使三角洲的长度减小、宽度增大，进而使三角洲的向前推进作用大大减弱。
因此在浪控三角洲上一般找不出较大规模的前积构型，而是以叠瓦状前积构型为基本特征。同时三角洲的平面形态也不再是一伸长的朵状体，而是成为宽度远大于长度的裾状。
4.4.5 海盆潮控三角洲
当河口潮流的能量很强时，会将河口湾处的沉积物强烈淘洗，只留下潮汐砂脊，形成潮控三角洲。
这种强烈改造破坏的结构是使三角洲的长度减小、宽度增大，进而使三角洲的向前推进作用大大减弱。
因此在浪控三角洲上一般找不出较大规模的前积构型，而是以叠瓦状前积构型为基本特征。
4.4.5 拗陷湖盆三角洲
！
拗陷湖盆三角洲是在较平缓的地形背景下，在河流的作用下所形成的沉积体。
其基本特征是：
（１）离盆地边界较远，不受盆缘边界断层活动的控制。
（２）以叠瓦状前积构型最为普遍，规模小，与海盆三角洲形成显著差别。
（３）顶积层部位主要为中振幅中连续性结构；
前积层部位振幅和连续性有所增强；
底积层部位有两种情况：一种是三角洲进积速率高，前缘斜坡的坡度较陡，这时容易诱发浊流，以三高结构为特征；另一种是三角洲进积速率较低，浊流不发育，以弱振幅甚至无反射结构为特征。
一般说来以前一种情况为多.从振幅在三角洲层序中的垂向变化上看，在前缘浊积扇发育的三角洲中一般表现为向上减弱反射结构；而在前三角洲为稳定泥岩的沉积体中则一般表现为向上增强反射结构。
（４）地震相单元具伸长锥状外形。由于其规模一般较大，长、宽可在数十公里甚至上百公里，因此受视野的限制，其外形特征在地震剖面上可能不很明显，这时应注意从沉积体的等厚图上分析其外形特征。
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说明：坳陷湖盆三角洲前积反射不发育的主要原因
湖盆中的水动力比海盆微弱得多，以河控建设性三角洲为主。但是湖盆与海盆在形状、水深、坡度和容纳沉积物的能力上有很大差别，从而与海盆河控三角洲有很大不同。
（1）海盆深而湖盆浅，陆架三角洲的水深通常可达上百米，陆架边缘三角洲的水深可
达数百米，而拗陷湖盆的水深则通常仅几十米，因此三角洲前积反射的高差差别大。
（2）海盆是开敞性的的盆地，湖盆则基本上是封闭的盆地，其水深亦比较浅，容纳沉积物的能力有限。因此当河流携带的粗碎屑沉积物在河口卸载时，往往同时有大量的泥质沉积物在湖盆中间沉积下来，从而使河口部位与湖盆中间部位的沉积速率相差不很大，三角洲的进积速率减小，不利于前积构型的发育。
（3）海盆中海平面相对变化的速率和频率要比陆盆中慢得多，因此三角洲往往能持续性地向盆地内推进，形成规模巨大的沉积体，发育各种大型的前积构型，而湖盆的水平而相对升隆变化要同样不利于前积构型的发育。
4.4.7 断陷湖盆三角洲
（1）一般发育在断陷湖盆的长轴方向，或在缓坡带，而陡坡带通常不会形成三角洲，而是扇三角洲。
)
（2）断陷湖盆的水深比较大，从而往往可以发育大型的前积反射构型。
（3）地震反射结构在三角洲平原处振幅相对较弱，而在三角洲前缘出振幅相对较强。（4）地震相单元具伸长锥状外形。由于其规模一般较小，长、宽可在几公里到几十公里。
4.4.8 扇三角洲
扇三角洲是由河流在盆缘大断层之下形成冲积扇后很快就转入水下形成三角洲而产生的一种冲积扇与三角洲的复合体。其中缺失在正常情况下冲积扇与之三角洲之间应当发育的冲积平原相带。
扇三角洲兼有冲积扇和三角洲的地震相特征：
（１）发育在盆缘边界断层之下。湖盆边缘临近高差大、坡度陡的隆起区。
（2）在纵剖面上，地震反射构型在沉积体的前半部与后半部有显著差别。在后半部（相当于冲积扇部位，一般较短）主要表现为杂乱前积构型或波状构型；而在前半部（相当于三角洲前缘及前三角洲部位，一般较长）则各种前积构型均可能出现，尤其以下超型前积构型和斜交型前积构型较为常见。在横剖面上可出现双向型前积构型或波状构型。
^
（3）从冲积扇部位向三角洲部位，振幅和连续性逐渐增强。
（4）具锥状外形，规模一般比冲积扇大，长度可达几公里至几十公里。
4.4.9 辫状河三角洲
辫状河三角洲为由辫状河体系前积到停滞水体中形成的富含砂和砾石的三角洲，辫状河和辫状平原与冲积扇不存在必然联系，其发育受季节性洪水流量或山区河流流量的控制。
冲积扇末端和山顶侧缘的冲积平原或山区直接发育的辫状河道经短距离或较长距离搬运后都可直接进入海（湖）而形成辫状河三角洲。
辫状河三角洲的地震相特征：
辫状河三角洲平原范围很大，表现为波状－亚平行，弱振幅反射相，前缘为叠瓦状前积，发育在斜坡带上，距离盆缘断层很远或无盆缘断层。
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4.4.10 深海扇
水道体系的类型：上扇的补给水道（海底峡谷），中扇的水道－堤坝体系，中扇下部的水道化朵体
1）上扇的补给水道（海底峡谷）——其顶界面在横剖面上为平的或凹面向上的，底界面为Ｕ型或Ｖ型，具侵蚀充填构型，水道的宽深比低，堤岸高度大。在纵剖面上可表现为杂乱前积构型或斜交前积构型。一般为低振幅中连续性结构。该类型水道往往下部富砾，上部富泥。
2）中扇水道－堤坝体系
水道是碎屑物质向深海输送的通道，而堤坝起到围限作用以使砂质组分输送到盆地平原。水道－堤坝体系也可为粗粒组分的沉积场所，而细粒砂和粉砂则沉积为堤坝。一般情况下，水道堤坝体系呈粗短的“海鸥翼”特征，其内部发育差-良好的下超反射，这种下超反射向内侧变为水道充填相反射，其特征或呈丘状单斜反射（砂质充填水道）或呈平行反射波组（泥质充填水道）。扇体的下倾的建设性朵叶通常呈一系列顶超或相互独立的建设性丘状体，并可沿上倾方向追索到水道-堤体系。
中扇的叠置扇（朵状体）
其顶界面一般为高振幅高连续性反射，总体上为丘状，没有明显的天然堤，其上履地层对着它为上超或下超。朵状体一般充填在由更老的朵状体所构成的沉积洼地之上，具眼球状构造或双向前积构型。振幅一般较高，连续性一般较差，向下连续性变好。
4.4.11 碳酸盐岩隆（生物礁、丘）
（１）岩隆往往发育在断层上升盘、火山岩体、同沉积隆起等正向地形背景上，
尤其在区域性断裂带的上升盘上可成带发育；
（２）具丘状外形是岩隆最根本的特征，或者说是岩隆一词的意义所在。岩隆
的幅度可达数百米，其平面形态可以是圆形、椭圆形、长条形，甚至可以成为
环形（环礁）；
（３）在剖面上均具有明显的丘型反射构型，沉积体与围岩在地震反射特征上
差别明显；
（４）通常在岩隆内表现为无反射结构，但当礁体为多期生长时，亦可能出现
较强的反射界面；
（５）岩隆中的速度通常比围岩高，但当岩隆中含气时亦可表现为低速；
（６）岩隆的外侧常可发育超覆现象，其顶部可形成披盖构造。在岩隆边缘处
往往绕射波比较发育；
（７）在一些发育较充分、规模较大的岩隆上，可划分出礁前和礁后。礁前处
岩隆边缘倾角较陡，其下发育礁前塌积相，以杂乱前积反射构型为特征；礁后
处岩隆边缘倾角较缓，其外侧地层的振幅和边续性一般较强。当地层埋藏较深时，受分辨率限制，一般不容易区分礁前和礁后。
生物礁：礁是由原地生长的造礁生物营造具有抗浪格架、凸镜状或丘状的外部形态，并突出
于四周同期沉积物。
典型礁体的地震识别：
丘形、翼部上超、礁缘的地震相变、礁侧翼反射模式的变化、礁边缘的绕射、礁顶的差异压实效应的速度异常、礁内部反射多种多样、没有磁异常。
1、丘状外型
2、构造高部位地层厚度大，低部位厚度小
3、在基底构造高部位发育
4、弱振幅、低连续性