富有机质页岩密集段识别

密集段（又称凝缩段）是薄层的海相地层单位（陆相湖盆中也有发育），由远洋到半远洋沉积物组成，以极低的沉积速率为特征。它是层序地层学研究的热点和重要内容之一。密集段之所以重要，一方面是因为它们把开阔大洋微古生物分带提供的时间地层框架，与更向陆地方向的浅水剖面中的沉积层序提供的物理地层单位联系起来，是连接浅水和深水剖面之间的物理地层纽带；另一方面是因为它们不仅是重要的油气源岩，也是重要的矿源层。因此，弄清密集段的性质及其空间展布特点，对于正确预测油气资源及有关矿产具有重要意义。对密集段（尤其是复合密集段）的识别是建立正确的层序地层格架、了解沉积地层时空分布规律的基础。

1.密集段的识别标志

1）岩石组合

在深水区域，主要为灰色和深灰色泥岩沉积，部分层段呈现油页岩层与下部暗色泥岩突变接触，说明此时水深增大，并伴随着有机质保存条件变好，有机质富集程度增大［图4—17（a）］，因此油页岩层底界面可以作为准层序界面。此外，由于基准面快速上升形成的与暗色泥岩中上下突变接触的浊流砂质条带，或湖泛之初物源碎屑供给不足的情况下发育的碳酸盐层可以辅助深水准层序界面识别。但是在深水环境中，这些标志对水体深度小范围的变动反应相对并不灵敏。

2）生物富集层底界面

一些湖泛作用经常造成湖水介质环境的突然变化，如松辽盆地青山口组时期海侵引起的湖泛，使盆地水体快速咸化，从而易于钙质沉积，同时造成生物群集体死亡，形成富含生物化石的钙质沉积，此类界面可以作为深水准层序界面（图4—17（b））。

图4—17　准层序界面岩石特征

以松辽盆地ZK0833井和NGN2井青山口组为例。

3）有机地球化学参数

深水盆地背景中的沉积层序，那里水深大，沉积速率低，沉积作用对于海平面变化响应的敏感性很低，多个层序和密集段可结合成复合层序和复合密集段。沉积学和古生物学手段在这种沉积背景上，对层序和密集段的分辨率比较低，故仅据沉积特征和古生物特征很难正确识别和划分不同的层序和密集段。密集段的地球化学特征是密集段本质特征的反映，可作为识别密集段的重要标志，且在深海盆地背景中，与沉积学和古生物学手段相比具有更高的分辨率。

一般认为泥岩中有机碳含量在密集段的位置上可达到峰值，密集段附近有机碳含量较高。根据总有机碳含量（TOC）研究层序的方法比较成熟，刘招君（2011）以1 m为单元对松辽盆地青山口组进行了全取样测试，为深水层序研究提供了依据。每期准层序为基准面突然升高，继而缓慢下降。当湖盆基准面突然上升，可容纳空间增加，深水的还原条件不仅可以有效保存沉积界面有机质，同时突然离盆地边缘距离增加，陆源碎屑和陆源高等植物供给变少，减少有机质稀释，有机质类型变好。所以在每期准层序底部往往伴随着TOC含量的高值，随着基准面逐渐下降、陆源碎屑供给增多、有机质保存条件变差，沉积岩中TOC 含量逐渐变少，有机质类型逐渐变差。因此TOC含量突然增加点即为准层序界面。

有机质丰度的改变不仅体现在TOC 含量变化，泥岩含油率、生烃潜量（S1＋S2）、氢指数（HI）和氢指数/氧指数（S2/S3）也应该存在相应的变化（图4—18）。根据测试数据统计分析，有机地球化学参数和TOC 含量呈现明显的相关性，其中含油率和成烃潜力与TOC 含量呈线性正关系，说明其突然增加的坎值处即为准层序界面（图4—19）。氢指数和TOC 含量呈对数正相关，当TOC 含量小于4%时，氢指数变化十分明显；当TOC 含量大于4%时，氢指数随有机质丰度不会呈现明显的变化，表明氢指数对于划分有机质丰度较低的暗色泥岩准层序更有意义（图4—18、图4—19）。

图4—18　泥岩各参数和TOC之间的关系（刘招君，2011）

图4—19　有机地球化学参数、测井和沉积物密度识别准层序界面（刘招君，2011，图例见图4—16）

4）地球化学标志

密集段由于形成于较特殊的环境条件下，故其微量元素丰度、δ13C、δ18O值等与其下的海进体系域和其上的高水位体系域相比，具有明显的差异，且这种差异在不同的密集段中显示出相似的变化特征。

以塔里木盆地北部一组发育于不同沉积背景上的典型碳酸盐岩层序为例，于炳松（1995）探讨了密集段的地球化学特征。由于形成时水深缺氧，故有机质得以很好保存。微量元素Sr、Ba、Cu、Zn、Ga、Ni和Co的丰度在密集段位置较其上下层段明显富集，显示出特征的高峰值。而Mn的含量，δ18O和δ13C值则显示出明显的低峰值。由于密集段的形成与最大海泛面相对应，此时，可容纳空间的增长速率达最大，盆地中水体最深，故前述的变化反映在沉积特征和古生物特征上。而Sr、Ba、Cu、Zn、Ga、Ni和Co在密集段中的明显富集，一方面与该层段黏土矿物和有机质（其含量的相对增加导致对上述元素吸附作用）的增大有关；另一方面，也说明密集段形成时其沉积速率最低，单位厚度沉积地层包含的时间最长，故沉积物中微量元素得以富集，丰度明显增加。Mn的低峰值，是由于深水缺氧条件下锰溶解度增加所致。随着水深变浅，水体中氧化条件的出现，沉积物中锰的含量将较缺氧环境下明显增加。δ13C的低峰值，可能与密集段中富12C 的、高有机碳含量的影响有关，而δ18O的低峰值，反映了海平面的上升。

5）沉积岩密度

黏土矿物的骨架密度约为2.7 g/cm3，有机质密度接近1 g/cm3，通过系统测试发现，青山口组暗色泥岩密度和TOC含量呈现负相关性，TOC含量值越大，沉积物密度越低，研究表明准层序底部有机质丰度最大，并逐渐减少，即密度显示出由小至大的变化趋势，在正常沉积下，暗色泥岩密度突然变小处为准层序界面。

6）测井特征

深水泥岩是由黏土矿物颗粒组成的，泥岩中的有机质可以有效地富集放射性元素，每期准层序底部有机质富集较高，对应着伽马值突然增加出现坎值，自然电位和密度测井曲线坎值一般也对应着每期准层序底部（图4—19）。

密集段的测井曲线特征具体表现为：① 高自然伽马（富含磷，海绿石的灰色泥岩或页岩）；② 低自然电位、低电阻标志层（反映比较纯的湖相泥岩的存在）；③ 位于向上变细到向上变粗测井响应的拐点处；④ 密集段形成于最大水进期，测井曲线稳定，具区域可比性。

此外还可以根据准层序和体系域的识别来确定密集段。在测井曲线和综合录井资料上，体系域的识别主要依据准层序叠加方式、砂泥岩比率变化、泥岩颜色等来判断，水进体系域内准层序组以退积型为主，向上泥岩比率高，泥岩颜色变深；高水位体系域早期准层序组以前积型为主，向上砂泥比增高，泥岩颜色变浅。密集段正好是在水进体系域晚期至高水位体系域早期沉积的地层，为退积型和加积型转换的过渡段。泥岩含量高，颜色深。

2.密集段的识别方法

密集段的识别方法很多，针对不同的资料所选择的识别标志不同，所辨别的密集段的规模也相差甚远。

1）总有机碳含量（TOC）法

岩石中有机碳总含量是评价烃源岩有机质丰度的一项重要指标（运华云，2000）。沉积物中有机碳的含量与沉积物的物源、气候、生物原始生产率、表层水中溶解的CO2浓度、水位波动等因素密切相关（余俊清，2001），湖相沉积中有机质含量随有机质堆积条件变化而发生波动现象（刘春蓬，2001）。

TOC含量受控于沉积物的沉积厚度与水缺氧界面处的沉积速率之比。在沉积过程中，一旦缺氧界面形成，则主控因素即为沉积速率（鲁洪波，1997）。沉积速率与TOC含量成反比关系。沉积速率较低时，还原作用相对较强，有机碳易于保存，则TOC含量高；沉积速率增大，湖盆水体变浅，稀释作用和氧化作用增强，TOC减小。沉积速率与湖盆的可容空间有直接关系，因此也与相对湖平面有关。在水进过程中，可容空间的迅速增长导致沉积物相对缺少而使有机碳含量迅速增长。如果相对湖平面高，那么向盆地方向的沉积速率就低。故TOC含量记录着沉积物沉积时水体变化的信息。

对于一个准层序单元来说（图4—20），在单元的底部TOC含量较高，向上逐渐减小。利用层序地层格架中TOC含量在垂向上的周期性变化，可以进行准层序的划分。在单一的层序地层剖面中，TOC含量的峰值与最大海（湖）泛面对应。最大海（湖）泛面以上，由于高位期大量陆源碎屑物质注入沉积盆地，导致TOC含量逐渐减小。最大海（湖）泛面以下对应于湖侵体系域和低位体系域沉积，在层序格架内低位体系域TOC含量在垂向上呈周期性变化。低位体系域和湖侵体系域初期海（湖）盆水体相对较浅，TOC含量也相对较低。这样，体系域界面对应于TOC含量的低谷。

图4—20　东营凹陷牛38井有机碳解释模型（汪涌等，2004）

测井曲线对泥岩地层中有机质丰度有较好的响应。Passey曾于1990 年提出了利用Δlg R技术来评价烃源岩有机碳丰度，其原理是利用适当比例的声波时差和电阻率曲线叠合的幅度差来判断有机质的丰度。Δ代表幅度差，lg代表声波曲线，R代表电阻率。幅度差越大表明有机质的丰度越高，这是由于低密度（低速）的固体有机碳替换非有机质岩石基质的结果。泥岩中高的有机质含量会增大岩石的电阻率。此外，有机质转换成的烃类物质取代岩石孔隙中的水，这也将导致岩石电阻率的增大。有机质富集的层段声波时差值也相应地增大。因此，电阻率和声波时差曲线叠合后的幅度差的大小可以间接地反映出泥岩地层中有机质丰度的大小。利用该方法可以在钻井中观察到总有机碳（TOC）在垂向上连续变化的情况。

2）稀土元素（REE）法

在沉积物及沉积岩中，化学元素及其组合可以大致反映出沉积时的古环境。因此可以寻找一些对水深变化敏感的元素及其组合的规律，用于识别体系域。稀土元素是反映地质作用的一个很好的地球化学指示剂，它们不受成岩作用影响，在成岩过程中绝对丰度和相对丰度基本上不发生变化。地层中REE 含量变化能够反映沉积环境，为地层划分提供有效信息。

在深水湖盆中，REE元素可与碳酸根离子形成相对稳定的可溶络合物，而决定水体中REE元素络合物含量的含量主要与水深或压力有关。当压力增大时，水体中含量溶解量增大。所以深水环境中含量大于浅水中含量，这就决定了深水环境中REE浓度远高于浅水中的REE浓度，且随深度增加而增大。水体深度与水体中所含的REE含量成正相关关系，故湖平面升降与沉积物中REE含量成正相关关系。因此可以用稀土元素含量的微小变化来进行深水环境的体系域划分。

3）测井曲线识别法(www.xing528.com)

利用测井曲线的变化特征可以较好地识别包括最大洪泛面在内的短期层序界面，而密集段的发育常对应该层序。因此，利用多种测井曲线的变化特征是识别密集段的重要方法。

（1）泥岩声波时差法

泥岩主要由细小的黏土矿物颗粒组成，在沉积过程中随埋藏深度增加，将发生以压实作用为主的物理变化。在不同沉积时期，都会受到如构造变动、沉积物供给、气候等各种因素的综合影响，当这些因素发生变化时，会造成深水环境中沉积速率的差异。沉积速率差异是引起深水泥岩颗粒排列方式差异的主要原因。在沉积过程中，当沉积速率较慢时，有足够时间使得泥岩颗粒按最优化方式排列，颗粒与颗粒之间多为紧密接触，这使得孔隙度随埋深增加而下降；如果沉积速率较快，泥岩颗粒没有充分的时间去排列，则颗粒与颗粒之间多是杂乱接触，孔隙度随埋深增加而降低的速率较快（图4—21）。

图4—21　不同沉积速率条件下泥岩颗粒排列理想模型（Magara，1976）

根据声波时差测井的原理可知，声波时差的值是沉积地层中的岩性、物性（孔隙度大小、孔隙结构、裂缝密度和开启度等）以及孔隙和裂缝中的流体介质性质等因素的综合响应。在地层垂向剖面中，当这些因素发生变化时，声波时差的值也随之发生改变。一般情况下，泥岩的声波时差值随其埋藏深度增加而减小（地层压实程度增加），特别是当上述因素的变化不是按正常趋势变化时，声波时差随深度变化趋势线将出现异常。不整合及岩性对声波时差值的影响较为明显，应注意消除它们的影响。

假定在沉积物匀速供给条件下，发育湖侵体系域时，湖泊水体变深，对应沉积物的沉积速率由于水体对其能量的抵偿，其沉积速率相对较低；而在湖退体系域则刚好相反。湖侵体系域沉积速率多介于70～100 mm/ka，平均沉积速率约为90 mm/ka；而湖退体系域沉积速率则变化较大，从100～700 mm/ka都发育，平均沉积速率约为500 mm/ka。因此湖侵体系域沉积期有足够时间使得泥岩颗粒排列较紧密，而湖退体系域则反之。

（2）电阻率曲线倒数法

在砂泥岩剖面中，黏土和泥岩电阻率比较低而稳定，一般为1～10 Ω·m。其原因是它们的含水量可高达50%左右，加之补偿阳离子的导电造成电阻率较低。其电阻率曲线整体处于低值，反之砂岩则较高。当沉积环境改变导致岩性发生变化时，砂泥岩剖面电阻率曲线发生变化，可用此来辅助识别层序界面。但电阻率曲线在泥岩段受围岩等诸多因素影响时，其表现有时不稳定，尤其在最大湖泛面处，电阻率曲线整段呈现出低阻平值，无法较为准确地确定其最大湖泛面位置，解决的办法是对电阻率曲线取倒数，得到其电导率曲线，可改善电阻率曲线在泥岩段低阻平值现象。以鄂尔多斯盆地陕117井为例，将电阻率曲线RLLD转换为电导率曲线1/RLLD后，电导率曲线出现峰值，很好地改善了电阻率曲线的低值平滑现象，再结合自然伽马GR曲线特征，可很好地确定最大洪泛面位置（图4—22）。

图4—22　鄂尔多斯盆地陕177井电阻率曲线倒数法识别层序界面（周祺等，2008）

（3）自然电位镜像法

自然电位曲线正负异常与渗透率密切相关，即可间接反映岩石的孔隙喉道与孔隙度情况。通常砂岩的孔隙度与连通情况与泥岩差异很大。因此，在层序界面上下自然电位曲线发生突变，常出现箱形、指形或钟形等特征。但在低孔低渗岩性剖面中，这种特征不是十分明显。榆林气田山西组2段的岩性剖面属此种情况。为了更好地应用自然电位曲线来识别层序边界和旋回，将其特征明显化，对自然电位曲线进行镜像处理，将自然电位曲线SP和其镜像曲线对应起来。以鄂尔多斯盆地陕211井为例，在层序界面附近，可更明显地看出电位曲线呈现出箱形、指形特征（图4—23）。同时，通过包络区域的变化来识别不同级别的旋回和层序界面则更直观、更实用。在实际应用中，最好能够结合自然伽马曲线和电阻率曲线。

图4—23　自然电位镜像法识别层序界面（周祺等，2008）

（4）自然电位曲线和电阻率曲线组合法

在层序界面附近，自然电位和电阻率曲线都会因为沉积环境等因素的变化而引起曲线幅度、形态等特征（箱形、指形、钟形、漏斗形）的变化，利用这些变化可以在横向上和垂向上识别层序界面。同时，两条曲线可以相互参照应用。以陕143井利用自然电位和电阻率曲线形态特征相互参照识别层序界面为例（图4—24），在SSC3短期层序界面处自然电位曲线SP和电阻率曲线RLLD皆呈指形特征，在SSC3短期洪泛面下方电阻率曲线RLLD呈锯齿箱形特征，在SSC4短期层序界面RLLD呈光滑指型特征，在最大洪泛面上电阻率曲线RLLD与自然电位曲线即皆呈漏斗形特征。

4）Fischer图解法

图4—24　自然电位与电阻率结合法识别层序界面

Fischer图解法是Fischer在1964年研究奥地利三叠系潮坪碳酸盐沉积中的Lofter旋回时最早使用的方法。Fischer改变传统柱状图的作法，将旋回层及其厚度表示在以时间为横坐标，以空间为纵坐标的图上，这就是最早的Fischer图解。自Fischer以后，很多学者对Fischer图解的实用性、适用条件、纵横坐标轴的表示方法、旋回层数对图解影响进行了讨论。现今多采用纵坐标用累积厚度偏差，横坐标用旋回数的表示方法。

Fischer曲线的特征、绘制方法、使用时应注意的问题，以及如何修正压实效应的影响等问题，在许多文章中已经得到了讨论（Sadler，1993；胡受权，1999；苏德辰，1995；翟永红，1999）。Fischer曲线的升降表示可容空间的变化，上升表示可容空间增大，下降表示可容空间减小。对于陆相湖盆，假定基底均匀沉降，可容空间的变化可以认为是湖平面升降变化所引起。湖平面上升，可容空间增大；湖平面下降，可容空间变小。这样，Fischer曲线的变化便反映了湖平面变化，即曲线的升降与湖平面的升降一致。

以东营凹陷牛38井为例，层序Ⅰ和层序Ⅱ的分界处，正好位于Fischer曲线的凹点处，符合程序边界识别方法（图4—25）。对于体系域的识别，在Fischer曲线上，斜率上升对应湖侵体系域，上升达到一定高值后斜率变化相对缓慢甚至下降为湖退体系域。此外还可以参考视电阻率曲线，在每一个体系域的变换处，视电阻率曲线都会发生“跳跃”现象。

图4—25　东营凹陷牛38井Fischer曲线（汪涌等，2004）

5）地震方法

地震方法识别层序和密集段的分辨率较低，通常只可识别三级或三级以上层序所对应的密集段。然而，由于地震剖面可以提供三维空间内连续追踪对比地下目的层的可能性，地震方法在密集段研究中起着重要的不可替代的作用。

在地震层序分析中，密集段识别主要有以下几种（图4—26）：

（1）在层序内部有发育特征明显的下超面时，往往可构成一个较大的密集段。前积下超的存在，意味着前积层的前端及远端为沉积作用缓慢的细粒沉积物。

（2）退积结构是基准面迅速上升过程中其沉积物供应速率降低，沉积作用向陆地方向退缩而形成的，退积结构的底部和前端应是密集段和生油岩发育的区带。

（3）地震上超多为水域扩大过程中形成的，当水域扩展到最大时，上超点也向陆地方向延伸最远，此时盆地中心细粒沉积发育。

密集段有时可以在反射振幅上显示出来，如地震剖面上连续稳定的反射，但需要配合钻井的证实。

图4—26　地震密集段的识别标志

以四川盆地龙马溪组为例，四川盆地下志留统龙马溪组为一套黑色页岩沉积，是潜在的页岩气储层发育段。龙马溪组岩性主要为深灰色、黑色泥页岩，底部富含笔石，有机质含量较高。根据三维地震数据及5口探井的测井资料，伍梦婕（2013）采用全层位追踪对比解释方法对龙马溪组全部9个地震层位进行了追踪，自下而上依次命名为H1～H9。合成记录层位标定表明，H1和H9分别大致对应于龙马溪组的底界和顶界，均为区域性不整合面，解释为地震层序界面。此外，H3、H6、H7及H8也发育有明显的削蚀或上超等不整合反射终止特征，亦解释为地震层序界面。根据上述6个层序界面，将龙马溪组划分为5个地震层序，自下而上依次命名为地震层序1～5。

图4—27为过1～5井的连井地震剖面层序划分示意图。由该图可知，该区龙马溪组地层具有东南厚、西北薄的分布特点，且其内部每个地震层序的地层厚度亦由东南向西北减薄甚至尖灭，表明当时的地貌背景为东南低、西北高，古水深为东南深、西北浅，盆地的沉积中心位于东南方。此外，从各地震层序的分布范围看，下部地震层序1的分布范围最大，地震层序2的分布范围最小，局限于5井所在的东南部地区，表明地震层序1沉积之后有一次大规模的海退事件；从地震层序2到地震层序5，每个地震层序的沉积范围逐渐向西北方向扩大，标志着总体的海侵趋势。因此，通过地震层序分析，可初步判断在龙马溪组的沉积时期，该区发生了两次较大规模的海侵—海退旋回，且地震层序1形成于最大规模的海侵时期，因此推测密集段位于地震层序1的中下部。

图4—27　过1～5井的连井地震剖面层序划分示意图