松遼盆地古龍凹陷白堊系青山口組頁巖層序等時格架下的有機質分布規律

張天舒，朱如凱，蔡毅，王華建，呂丹，周海燕，付秀麗，劉暢，崔坤寧，張素榮，王浡，吳松濤，張婧雅，姜曉華，馮有良，劉合

（1.中國石油 勘探開發研究院，北京 100083；2.中國石油 大慶油田公司，黑龍江 大慶 163712；3.北京大學 能源研究院，北京 100871）

松遼盆地古龍凹陷白堊系青山口組陸相頁巖油主體為純頁巖型頁巖油［1-4］。2021年大慶古龍陸相頁巖油國家級示范區成立，古龍頁巖油進入地質工程一體化綜合勘探開發階段。然而，古龍頁巖的有機質分布非均質性強，有機質富集主控因素不清，制約有利區優選和甜點分布預測［4-5］。朱如凱等提出，在層序等時格架下剖析細粒沉積的旋回性與有機質富集之間的內在聯系，對盆地內富有機質頁巖分布預測和頁巖油氣甜點段/區評價有重要的指導意義［6］。

吳懷春等基于SK1井南孔的旋回地層學研究，提出天文軌道力通過影響古氣候和沉積過程控制了有機質富集的旋回性［7］。He Huang等根據SK1井南孔總有機碳含量（TOC）和埋藏有機碳碳同位素比值（δ13Corg）進行天文調諧，認為約173 kyr的斜率調制周期控制了地球中高緯度海、湖相有機碳埋藏過程［8］。石巨業等［9］及彭軍等［10］對渤海灣盆地東營凹陷頁巖層系開展天文旋回和高分辨率層序對比，指出斜率周期與高產層段具有一定耦合關系。這些研究并沒有與巖相等建立聯系，且缺少對有機質平面分布的探討。崔寶文等［11］和付秀麗［5］等利用TOC和游離烴含量等建立了古龍頁巖有機層序地層格架，并認為有機質豐度縱向上具旋回性變化。這些研究利用有機地化參數實現了快速橫向對比，但有機質富集受綜合因素控制，不具有區域等時性。

本文針對古龍凹陷青山口組湖相深水頁巖特點，基于Catuneanu［12］提出的“層序等級”理論和Embry［13］建立的“海侵-海退（T-R）”層序體系，分析巖心、露頭、薄片、地震、測井、地球化學和古生物等數據，結合天文旋回研究進展，厘定了高頻層序沉積時長，建立了等時格架。通過類比現代湖泊，建立了古湖泊水體環境判識指標，在等時格架下探討了有機質分布非均質性的成因，為頁巖油勘探開發中富油層段劃分、有利區和甜點段預測提供科學依據。

1 區域地質概況

松遼盆地位于中國東北部，盆地面積約26×104km2［14］。根據盆地的構造和沉積特征，劃分出6個一級構造單元，其中，古龍凹陷位于盆地北部中央坳陷區（圖1a）。松遼盆地在青山口組一段（青一段）和嫩江組一段發生2次大規模的湖泛地質事件［15-16］。中央坳陷區為青山口組的沉積和沉降中心，青一段和青二段中下部沉積了厚200～500 m的泥巖、頁巖，夾薄層介形蟲灰巖、泥質粉砂巖和泥質白云巖，有機質類型為Ⅰ-Ⅱ1型，TOC整體大于1 %，氫指數高，一般為 600～800 mg/g，生油潛力大［4-5，17］。齊家—古龍地區青一段和青二段中下部頁巖成熟度（鏡質體反射率Ro）為1.20 %～1.67 %，是松遼盆地中-高成熟頁巖油勘探的重點地區［4］。大慶油田將青一段劃分為Q1—Q6油層組，將青二段中下部劃分為Q7—Q9油層組，這9個油層組是古龍頁巖油勘探開發的重點層位（圖1c）［4-5，17］。

圖1 松遼盆地區域地質概況（修改自參考文獻［4-5，15-16］）Fig.1 Geological setting of Songliao Basin（modified from ［4-5，15-16］）a. 松遼盆地構造分區；b.研究區井位、剖面位置及古沉積地貌單元；c.松遼盆地青山口組地層柱狀圖；d.松遼盆地構造剖面（剖面位置見圖1a）Ⅰ.西斜坡英臺三角洲—湖灣區（P1以西，C1、C2井）；Ⅱ.龍虎泡-大安階地英臺三角洲—淺湖-半深湖斜坡區（P2以西， C3、C4、C5、C6、E1井）；Ⅲ.龍虎泡-大安階地—古龍凹陷英臺半深湖-深湖區（P2和P3之間，C7、Y2、Y0、Y1、D3、D2井）；Ⅳ.齊家-古龍凹陷訥河三角洲—淺湖-半深湖斜坡區（P3以東，大慶長垣以西，D8、D7、D6、D5、Y3、C8井）；Ⅴ.齊家-古龍凹陷英臺半深湖-深湖區（P3以東，大慶長垣以西，D4、Y4、D1、Y5、Y6井）；Ⅵ.大慶長垣中央古隆起斜坡半深湖區（大慶長垣，C9、C10、SK-1s井）；Ⅶ.三肇凹陷中央古隆起斜坡半深湖區（Y7井）；Ⅷ.三肇凹陷中央古隆起斜坡訥河淺湖-半深湖區（C11、C12井）；Ⅸ.三肇凹陷中部訥河半深湖-深湖區（Y8井）

2 研究數據與技術方法

2.1 研究井位與數據來源

本文對中央坳陷區10口鉆井及東南隆起區5條野外露頭剖面開展巖心描述（比例尺1∶50）和采樣分析（圖1a，b）。研究數據來自721塊樣品（Y2和Y5井，采樣間隔0.5 m），6口井（Y1—Y6井）火山灰追蹤和磁化率-元素信息采集（Niton XL2t 950手持礦石XRF分析儀，采樣間隔0.2 m），Y2井古生物201塊樣品處理（質量約650 kg，采樣間隔1 m），地震剖面解釋2條，錄井/測井64口井，薄片467個，地化測試5562塊次（中國科學院南京地質古生物所，中國石油勘探開發研究院石油地質實驗研究中心，核工業北京地質研究院）。巖心、地震、測井/錄井和部分測試數據來自大慶油田有限責任公司勘探開發研究院。

2.2 湖相深水頁巖高頻層序地層劃分

隨著非常規油氣勘探開發的不斷推進，針對富有機質頁巖層系的細粒沉積學研究興起，層序格架內頁巖有機質的時空分布規律引起關注［6］。然而，三級層序劃分無法滿足頁巖油甜點段的勘探精度。與海相頁巖不同，湖相頁巖對構造、氣候、湖平面和物源變化更為敏感，由于其粒度小、相變快、巖性復雜，很難用常規地球物理資料識別層序界面，從而限制了傳統層序地層學的應用［18-19］。頁巖層系的地化指標對沉積環境變化較為敏感，XRF分析儀被廣泛應用于頁巖的地化數據獲取，進而對比層序地層［20-22］。然而，Maya T. LaGrange等總結地化參數在海相細粒沉積層序劃分中的應用，認為化學地層學不能作為唯一的層序劃分依據［23］。近年來，很多學者利用測井和地化數據，運用曲線頻譜屬性分析、小波變換及旋回地層學方法綜合劃分頁巖高頻層序［9-10，24-30］。然而，這些研究側重于定量技術的應用，缺少對于地質體的解剖［31-32］。

2019年，Octavian Catuneanu提出“層序等級”概念，認為層序存在不同的級別，比三級層序尺度更小的層序（如：準層序等）被稱為“高頻層序”，厚度一般為1～10 m，時間跨度為0.1～100 kyr［12］。1992年，Embry［13］建立“T-R”層序體系，認為相對海（湖）平面是層序發育的主控因素，在一個層序內部劃分出海（湖）侵旋回（T）和海（湖）退旋回（R）。最大海（湖）退面（MRS）和最大海（湖）泛面（MFS）在地震和巖心上較易識別，且T-R過程與氣候、物源和生物波動具有較好的旋回性沉積響應，因此，T-R旋回被應用于層序劃分［29，32］。

3 高頻層序地層等時格架

松遼盆地一級層序界面是角度不整合面，可全盆地對比，如：登婁庫組和泉頭組之間的地震反射界面T3（圖1c，d）；二級層序界面為角度不整合面，界面之上發育紫紅色泥巖、底礫巖、沖刷面，構成向上變細的巖相序列，可全盆地對比，如：泉三段和泉四段之間的地震反射界面T12、姚家組和青山口組之間的地震反射界面T11（圖1c，d）；三級層序界面是受二級層序界面限制的局部性不整合或沉積間斷面，在斜坡區地震剖面表現為界面之下為頂超或削截，界面之上為上超，向盆地方向變為整合面［15-16］。前人對青山口組的三級層序界面標定具有統一認識的是地震反射界面T11，但對于其他三級層序的劃分尚不統一［5，15-16，33-37］。

3.1 地震-鉆井標定三級層序界面和最大湖泛面

將東西向地震-鉆井剖面B—B′和南北向地震剖面C—C′（圖1b）以地震反射界面T11層拉平，識別3個MRS和1個MFS，測井曲線識別5個三級層序界面和4個MFS，將青山口組劃分4個三級層序（圖2）。古龍凹陷和三肇凹陷為沉降和沉積中心，古龍凹陷的地層較厚。古龍凹陷受西部和北部三角洲物源影響，三肇凹陷受物源影響較少。層序1與層序2的界面SB2（MRS）在半深湖區表現為地層疊置樣式的轉換面，準層序組7底界面之下為湖退濁積粉砂質泥巖，界面之上為湖侵黏土質頁巖和紋層頁巖。趙靜根據SK-1s井青山口組孢粉和藻類含量認為，青一段和青二段界面（準層序組6與7的界面）存在氣溫和濕度從低到高的變化，青一段末期盆地快速沉降，發生快速湖侵，青二段上部湖盆抬升，出現干熱的熱帶氣候，湖泊變淺萎縮［38］。Y1，Y2和Y5井的準層序組7底部發現同種葉肢介Nemestheria qingshankouensis，具生物等時地層意義，指示界面上、下水體環境發生變化，界面之上為湖侵水體淡化過程（圖3）［39］。Y2井介形蟲化石表明，SB2上、下種屬多樣性差異大，界面之上湖水加深變淡可能是介形蟲種屬多樣化的重要原因（圖3）［39］。地震剖面識別出青山口組底部穩定的強反射軸為二級MFS（地震反射界面T2），在巖心上表現為從泉四段三角洲前緣和淺湖砂巖向青山口組半深湖頁巖快速變化。三級MFS在測井、地化及巖心上表現為在水體深且靜水環境中沉積的黏土質頁巖，反映弱物源、沉積速率較小的還原環境（圖4）。

圖2 松遼盆地北部青山口組東西向地震-鉆井層序地層與沉積相連井對比剖面（縱向比例尺1∶1000，水平比例尺1∶150000；剖面B—B′位置見圖1b）Fig. 2 E-W well-tied seismic section showing sequence stratigraphy and cross-well sedimentary facies correlation， Qingshankou Formation， Northern Songliao Basin（vertical scale： 1∶1000； horizontal scale： 1∶150000； see Fig. 1b for the location of profile B—B′′）

圖3 松遼盆地古龍凹陷Y2井青一段和青二段高頻沉積層序綜合分析剖面（比例尺1∶500）（天文旋回數據引自參考文獻［12］）Fig. 3 Column showing the comprehensive analysis of high-order sequence stratigraphy and sedimentary characteristics of SQ1 and SQ2 in Well Y2， Gulong Sag， Songliao Basin（vertical scale：1∶500）（astronomic cycle from ［12］）TST. 湖侵體系域；RST. 湖退體系域；MRS. 最大湖退面；MFS. 最大湖泛面；E. 早期湖退體系域；L. 晚期湖退體系域

圖4 松遼盆地古龍凹陷青山口組三級MFS沉積特征（修改自參考文獻［40］）Fig.4 The sedimentary characteristics of 3rd-order MFS， Qingshankou Formation， Gulong Sag， Songliao Basin（modified from ［40］）

3.2 準層序、準層序組及體系域沉積特征

根據10口取心井的沉積特征，建立了3種準層序發育模式。① 湖侵退積準層序：粒度向上變細，黏土質頁巖為主，反映相對湖平面上升，弱物源，為靜水泥質沉積夾濁流末端沉積；② 早期湖退加積準層序：紋層頁巖和黏土質頁巖互層，反映相對湖平面小幅頻繁波動，中等物源，為靜水泥質沉積與濁流沉積互層；③晚期湖退進積準層序：粒度向上變粗，紋層增多、增厚，反映相對湖平面下降，中等-較強物源，為濁流沉積夾靜水泥質沉積。根據10口取心井縱向上黏土礦物含量、陸源輸入、水體環境、古氣候、巖相及非黏土礦物紋層等變化趨勢作為高頻層序劃分標志，并對比研究區64口井的測井/錄井數據，將測井GR和AC曲線作為高頻層序連井對比標志曲線。結合準層序發育模式，將青一段和青二段劃分為52個準層序，13個準層序組，2個湖侵體系域和2個湖退體系域（分別包括1個早期湖退和1個晚期湖退體系域），并將每個準層序組和準層序劃分出1個T-R旋回（圖3），準層序組1—9在不同古沉積地貌之間可追蹤對比（圖2）。

4 高頻層序的沉積時長及沉積速率變化

4.1 高頻層序的沉積時長

基于6口井（Y1—Y6）火山灰層段追蹤，發現青一段和青二段下部至少存在3次規模性火山噴發事件，與SK 1井南孔（SK-1s）發現的3套火山灰（深度1780 m，準層序組1下部，1.5 cm厚；深度1705 m，準層序組7底部，0.5 cm厚；深度1673 m，準層序組9下部，0.5 cm厚）可橫向對比［41］（圖1c）。根據自下而上3套火山灰的CA-ID-TIMS鋯石U-Pb年齡（91.886 Ma±0.110 Ma，90.974 Ma± 0.120 Ma，90.536 Ma± 0.120 Ma）和旋回地層學研究，Wu等獲得了青山口組天文年代標尺，明確青山口組底、頂界面年齡分別為91.816 Ma± 0.220 Ma和86.303 Ma± 0.220 Ma，沉積時長約為5.50 Myr± 0.22 Myr。其中，SK-1s井青一段沉積速率約8～10 cm/kyr［42］。根據以上結論，準層序組1下部—準層序組9下部的總沉積時長約1350 kyr，準層序組的沉積時長約170 kyr，準層序的沉積時長約40 kyr。以3套火山灰層作為等時對比標志層，將不同古沉積地貌的取心井通過巖相和無機地化識別的T-R旋回與測井GR值和δ13Corg天文調諧周期［7-8］進行對比（圖3），準層序組1—5可以與170 kyr斜率調制周期對應較好，準層序的沉積時長與斜率周期對應較好。

4.2 高頻層序格架下的沉積速率變化

前人根據原始地層厚度發現青山口組發育近南北向坡折（一級坡折P1，二級坡折P2和P3）［15］（圖1b）。古龍凹陷青山口組沉積時期受NNE向中央斷裂帶控制［43-44］，整體快速沉降，基底斷裂的差異沉降形成了坡折、水下隆起和斷凹等古地貌［45］。本文根據構造、坡折和物源劃分9個古沉積地貌單元（圖1bⅠ—Ⅸ）。

未考慮壓實，用準層序組的厚度與其沉積時長比值近似表示準層序組沉積速率的相對變化（表1）。盆地氣候一致前提下，不同位置沉積速率的差異反映了構造和物源供給的變化。縱向上，層序1準層序組1和6沉積速率較大，準層序組2—5沉積速率較小，層序2準層序組7—9沉積速率較大，反映了青一段至青二段早期物源供給充足，快速沉降和沉積。平面上，西部斜坡區沉積速率較小，中央凹陷區沉積速率較大。存在構造差異沉降，沉降和沉積速率較小處為物源區和水下隆起，而沉降和沉積速率較大處為坡折帶及凹陷中心。

表1 松遼盆地北部青山口組準層序組沉積速率相對變化Table 1 Relative sedimentary rate changes of parasequence sets in the Qingshankou Formation， northern Songliao Basin

5 高頻層序格架下的有機質富集條件

5.1 高頻層序格架下的沉積環境演化

5.1.1 高頻層序格架下的古氣候演化

SK-1s井的孢粉組合研究表明，青一段和青二段沉積時期為亞熱帶半干旱、半濕潤氣候［38］。本文依據CIA（化學蝕變指數）指數［46］和地化參數（元素含量比值Sr/Cu，Fe/Mn，Sr/Ba，Ca/（Ca+Fe），Rb/Sr，Mg/Sr）等劃分各準層序組古氣候變化的時間段（表2；圖3，圖5a）。總體上，準層序組1—13沉積時期氣候以濕潤為主，層序2較層序1濕潤度小、古氣溫較高，與SK-1s井的孢粉研究結論一致［38］。從體系域看，湖侵和早期湖退體系域濕潤度相對較大，晚期湖退體系域干旱度相對較大（圖3，圖5a）。高頻層序的氣候干濕冷暖波動頻繁，其中，準層序組1，6，8和11干旱期占比最大（圖5a）。

表2 松遼盆地北部青山口組古湖泊水體沉積環境判識指標（部分內容修改自參考文獻［46-48］）Table 2 Indicators of paleo-water environment of paleo-lake， Qingshankou Formation， northern Songliao Basin（some data modified from［46-48］）

圖5 松遼盆地北部古龍凹陷青山口組高頻層序格架下的古氣候演化Fig.5 Paleoclimate evolution under a high-order sequence stratigraphic framework， Qingshankou Formation， Gulong Sag， northern Songliao Basina.Y2井準層序組1—13的古氣候類型占比分布；b.Y2井準層序組1—13的水體古鹽度類型占比分布；c.Y5井準層序組1—9的Co元素含量計算的最大和平均古水深；d.Y5井準層序組1—9的古水深占比分布

5.1.2 高頻層序格架下的古鹽度演化

現代湖水的礦化度受陸源輸入量和降水的影響而變化［48］。Y2井的古鹽度類型占比表明，淡水+淡水-微咸水占比的變化趨勢與古氣候濕潤度基本一致（圖5a，b）。而微咸水+咸水占比的變化趨勢與古氣候干旱程度及陸源輸入量的變化相關，較高的陸源輸入量一定程度上淡化了水體鹽度（表2；圖3），如層序2陸源輸入量增大造成層序2的微咸水+咸水占比較層序1低。層序1頂部準層序組6的古鹽度出現峰值，結合古水深和古氣候變化，認為該時期氣候干旱，湖平面下降，水體咸化。一個準層序組內部，頂、底界面各發生一次湖泛，為氣候由干旱向濕潤的轉換界面，而T旋回頂部和R旋回底部沉積時期為最大湖泛期濕潤氣候。一個準層序組內部的濕潤度為大（底）—小—大（MFS）—小—大（頂）的變化旋回，鹽度為小（底）—大—小（MFS）—大—小（頂）的變化旋回，反映氣候控制的T-R過程（圖3）。

5.1.3 高頻層序格架下的古水深演化

很多學者通過測定沉積巖樣品中鈷（Co）和鑭（La）元素的含量來推算當時巖石的沉積速率，運用公式定量計算樣品沉積時的古水體深度［49-51］。

排除白云巖和粉砂巖的影響后，本文采用Y5井170個Co元素和La元素數據，定量計算出準層序組1—9古水深平均約為36.98 m（圖5c），按照現代湖泊水深標準屬于深水湖（表2）。湖泊的溫躍層一般發育在20～30 m，水深＞20 m出現底水分層缺氧，底層水體的礦化度高于表層水體［48］。準層序組1—9平均古水深呈先增大后減小的趨勢，其中，層序1湖侵和早湖退階段的準層序組1—4古水深最大，以水深＞20 m為主，其次為層序2湖侵和早湖退階段的準層序組7和8，發育底水分層，底層水體的鹽度相對較高，為強還原性環境（圖3，圖5c，d）。

5.2 高頻層序格架下的古生產力演化

現代湖泊的初級生產力為浮游植物（藻類）和水生高等植物的總光合作用量［48］。古湖泊沉積物中的孢粉組合反映陸源有機質輸入，其中，水生和沼生孢粉對應于現代湖泊淺水區的水生高等植物［48］。這些植物的孢粉經風力或物源搬運并保存在深湖區頁巖之內，其豐度個數可反映其繁盛程度。水生高等植物和浮游植物豐度個數差可以近似反映某時期主要的初級生產者，分為“草型湖”（水生高等植物）、“藻型湖”（浮游藻類）和“草藻結合湖”（表2）。其中，“藻型湖”多為具有較高初級生產力的富營養湖，藻類種群結構單一［48］。Y2井浮游藻類種屬識別出球形疑源類占絕對優勢（35.8 %～99.6 %，平均85.0 %），其次為溝鞭藻（0.4 %～64.2 %，平均15.0 %）。其中，球形疑源類屬種單一，以Leisphaeridia/Granodiscus為主（含量29.9 %～95.7 %，平均75.6 %）。溝鞭藻分異度較低，主要為貼近式囊孢Dinogymniopsis（0～59.7 %，平均12.6 %），指示微咸-半咸水體環境。由此判斷青山口組沉積時期古湖泊的藻類種屬單一，以“富營養湖”為主。溝鞭藻主要富集在水深18～90 m、水溫18～25 ℃的溫暖淺水地區，其豐度可為恢復古環境提供依據［38］。從溝鞭藻、沼生+水生植物豐度個數與古氣候和古鹽度的匹配關系來看（圖3），溝鞭藻的豐度在濕熱氣候的微咸水環境相對較高。而水生高等植物的豐度受鹽度影響更大，在淡水環境豐度較高，與溝鞭藻的豐度此消彼長。依據豐度個數劃分各準層序組的古生產力水平（表2；圖3，圖6b）發現，高-中高生產力階段在準層序組2持續時間最長，其次為準層序組4，1，7和9，以濕熱的富營養“藻型湖”和“草藻結合型湖”為主，古鹽度以淡水-微咸水為主（圖5a，圖5b，圖6a，圖6b）。

圖6 松遼盆地北部古龍凹陷青山口組高頻層序格架下的古生產力演化、頁巖巖相及紋層組合分布Fig.6 Paleoproductivity evolution， shale lithofacies and laminae combination types within a high-order sequence stratigraphic framework，Qingshankou Formation， Gulong Sag， northern Songliao Basina.Y2井準層序組1—9的古湖泊生產者類型占比分布；b.Y2井準層序組1—9的古生產力水平占比分布；c.Y2井準層序組1—13的頁巖巖相類型占比分布；d.Y5井青山口組準層序組1—9的頁巖紋層組合類型占比分布

5.3 高頻層序格架下的物源輸入、頁巖巖相及紋層組合

5.3.1 高頻層序格架下的物源輸入

統計Y2井436塊樣品的礦物含量，根據長英質礦物（石英和長石）、黏土礦物和碳酸鹽礦物（方解石、白云石和鐵白云石）含量以50 %為界劃分為黏土質頁巖、長英質頁巖和混合質頁巖。根據沉積微構造特征，長英質和混合質頁巖的碎屑顆粒以陸源輸入為主。頁巖的粒度變化（元素含量比值Zr/Nb，Si/Al和Ti/Al）及長英質頁巖+混合質頁巖占比可近似反映物源強度（表2；圖6c）。排除火山物質輸入［23］和白云巖對粒度變化的影響，從層序1到層序2的物源強度和粒度增大，反映層序1到層序2為湖退趨勢，三角洲進積增強，同時也說明層序2較粗的碎屑注入可能對有機質的稀釋作用增大，使保存條件變差。在三級層序內部，層序1和層序2內粒度由小到大的旋回反映了T-R旋回。其中，準層序組3，4和7的T旋回頂部粒度最小，反映了最大湖泛期的沉積特征。準層序組的頂底界面、T旋回頂部和R旋回底部粒度較小，反映了湖泛期的沉積特征。最大湖泛期準層序組3，4和7陸源碎屑占比較大，但粒度較小，反映了重力流搬運細粒沉積物，即重力流可以搬運泥級碎屑顆粒（如泥流沉積［52］）。

5.3.2 高頻層序格架下的頁巖巖相與紋層組合

基于Y5井116個薄片的測量統計，識別3種頁巖紋層。黏土礦物紋層（CL）主要由黏土礦物與有機質組成，有機質含量高低形成明暗相間的紋層，地化指標表明其發育在水體較深、氣候濕潤、靜水的還原-強還原環境，為半深湖-深湖靜水泥質沉積（圖7a，圖8）。長英質粉砂紋層（QL）一般呈正粒序或反-正復合粒序，具侵蝕底面或層間侵蝕面，常見生物擾動和泄水構造，地化指標表明其發育在水體較深、氣候濕潤、水體動蕩的還原-弱還原環境，為半深湖-深湖陸源注入的低密度濁流沉積（圖7b，圖8）。介形蟲紋層（OL）以介形蟲殼體碎片為主，多含長英質顆粒，介形蟲殼體長軸同向且平行于層面，常具生物擾動和泄水構造，地化指標表明其發育在水體相對較淺、氣候相對干旱、水體動蕩的弱還原環境，為由淺水區通過重力流搬運到半深湖的低密度濁流沉積（圖7c，圖8）。東部三肇凹陷Y8井，除以上3種紋層又識別出碳酸鹽礦物紋層（CCL），由泥晶方解石或白云石構成，與黏土礦物紋層形成季節性層偶結構，反映水體較深的還原環境，為深湖靜水泥質沉積（圖7d）。

圖7 松遼盆地北部青山口組頁巖紋層類型顯微照片Fig.7 Shale laminae types of Qingshankou Formation， northern Songliao Basina.Y5井，單偏光，準層序組2，埋深2485.0 m，黏土礦物紋層（CL）；b.Y5井，單偏光，準層序組1，埋深2506.0 m，長英質粉砂紋層（QL）；c.Y5井，單偏光，準層序組1，埋深2501.3 m，介形蟲紋層（OL），含長英質粉砂顆粒；d.Y8井， 單偏光，準層序組2，埋深2035.1 m，黏土礦物紋層（CL）和泥晶白云石紋層（CCL）構成季節紋層

圖8 松遼盆地古龍凹陷Y5井青山口組高頻層序格架下的頁巖紋層組合模式Fig. 8 Models of shale laminae combination patterns under a high-order sequence stratigraphic framework from Well Y5， Qingshankou Formation， Gulong Sag， Songliao Basin T. 湖侵體系域；R. 湖退體系域；MFS. 最大湖泛面；E. 早期湖退體系域；L. 晚期湖退體系域

識別出5種頁巖紋層組合類型（CL，CL+CCL，QL+CL，QL+CL和QL+OL+CL）及11種組合模式（圖8）。古龍凹陷受物源影響，陸源注入的濁流沉積長英質頁巖和混合質頁巖占比較大（約60 %）。黏土質頁巖可以細分為兩類（圖8）：① 厚層CL為主，發育斷續薄層或團塊狀的QL或OL，為半深湖-深湖濁流沉積過渡到靜水環境的泥流沉積（厚度占比約15 %）；② CL組成的半深湖-深湖靜水泥質沉積（厚度占比約25 %）。三肇凹陷受物源影響較小，半深湖-深湖區以CL為主，構成CL+CCL組合的黏土質頁巖。

各準層序組頁巖的紋層組合占比存在差異（圖6d）。準層序組1—4以CL和OL+CL為主，準層序組1以QL為主；準層序組5以QL+OL+CL和CL為主；準層序組6以CL和OL+CL為主，QL較發育；準層序組7和8以CL、QL+CL為主，準層序組9以CL和OL+CL為主。準層序組2—4和9的CL占比較高，表明物源輸入強度較小。準層序組1，5，6，7和8的QL相對發育，表明物源輸入強度較大。層序2相比層序1的QL增多，反映物源輸入強度增加。在同一準層序組內Y2井和Y5井的紋層組合占比的差異反映了不同古沉積地貌對物源供給的差異控制。

古龍凹陷青山口組黏土礦物紋層的有機質豐度高，且儲集空間類型好，TOC為2.5 %～4.0 %，面孔率高（平均為3.51 %）［53］。如圖8所示，高頻層序對沉積微相和巖相的縱向分布具有控制作用，早湖侵和晚湖退發育低密度濁流紋層頁巖，即QL，OL和CL組合的長英質頁巖或混合質頁巖；晚湖侵、早湖退和準層序組頂底界發育泥流和靜水沉積黏土質頁巖。高頻層序控制有機質富集，準層序組頂底界面、晚湖侵及早湖退的TOC較高。靜水沉積的TOC最高，泥流沉積次之，低密度濁流沉積最低。

5.4 高頻層序格架下的水體氧化還原環境與有機質保存條件

地球上的碳基生命因碳源或固碳方式不同，使得δ13Corg具有明顯差異［54］。其中，以甲烷為碳源的嗜甲烷菌的δ13Corg可達-40 ‰以下，原核細菌生源的有機碳同位素較輕，如藍細菌（δ13Corg約為-29 ‰），而真核藻類生源的有機碳同位素較重，如陸相高等植物（δ13Corg約為-27 ‰）和溝鞭藻（δ13Corg約為-25 ‰）［54-56］。δ13Corg負偏反映了細菌活動的增強，δ13Corg正偏則可能與藻類和陸相高等植物的貢獻增強有關。盆地不同位置的Y2井、Y5井［57］和SK-1s井［8］準層序組1—9的δ13Corg曲線均呈正—負—正—負—正偏的“W”型（圖3，圖9）。在湖侵和早湖退時期，δ13Corg曲線負偏，細菌作用增強，且對比V/（V+Ni）曲線（表2；圖3），該時期一般為水體分層的還原環境。因此，結合5.1.3節有關古水深的結論，認為δ13Corg曲線的“W”型特征反映了三級湖平面升降引起的有機質母源、底水分層及缺氧程度等綜合作用的結果，具有區域可對比性。湖侵和早湖退階段湖平面上升水體加深，形成底水分層的還原環境，有利于有機質保存。晚湖退階段有機質的保存條件受控于物源輸入引起的氧化還原環境變化。在高生產力的前提下，準層序組的頂底界面及其T旋回頂部和R旋回底部，由于湖泛引起水體加深，底水分層，無/少物源注入更易形成還原-強還原環境，有利于有機質保存。

圖9 松遼盆地北部青山口組高頻層序格架下的有機質富集分布規律剖面（ 部分數據修改自參考文獻［8， 38， 42］Fig. 9 Profile of organic matter enrichment under a high-order sequence stratigraphic framework， Qingshankou Formation， northern Songliao Basin（ some data modified from［ 8， 38， 42］）

6 高頻層序格架下的有機質分布規律

二級和三級層序受控于百萬年至幾十萬年尺度的構造、氣候和物源變化，最大湖泛期構造快速沉降，氣候從干旱轉變為暖濕，古生產力較高，有機質輸入量大，底水分層，且粗碎屑供給較少，以還原環境為主，沉積速率較小，且保存條件好，有機質富集程度高，如：層序1和層序2的最大湖泛期（圖9）。高頻層序（準層序組）及其內部T-R旋回受控于幾十萬年至十萬年尺度的古地貌差異沉降、氣候和物源變化。構造穩定、氣候濕潤的湖泛期，粗碎屑供給較少，沉積速率較小，古生產力較高，且底水分層的部位有機質富集，如層序1的準層序組2及準層序組頂底界面、T旋回頂部和R旋回底部（圖9）。

綜上所述，層序格架下古生產力、氧化還原條件和沉積速率的耦合關系形成了有機質富集非均質性。T-R旋回控制了有機質分布，湖泛面是有利部位。優選有利區/段為物源影響較小、古水深大于20 m的深湖區湖侵和早湖退的準層序組1—4，其中，準層序組2最優。有利沉積微相為半深湖-深湖相靜水泥質沉積和泥流沉積，有利巖相為黏土質頁巖。通過連井層序、巖相、紋層組合和有機質富集主控因素等綜合分析，預測準層序組1—9發育7個有機質富集有利位置（圖9）。不同井的TOC實測數據表明，準層序組2的準確率最高，區域可對比。西部齊家-古龍凹陷的準層序組2頁巖以CL及CL+OL為主。東部三肇凹陷準層序組1—4以CL為主，其中，準層序組1和2發育CL+CCL組合的季節紋層。黏土質頁巖主要發育在齊家-古龍凹陷的準層序組2及三肇凹陷的準層序組1—4。

7 結論

1） 松遼盆地古龍凹陷青山口組劃分為4個三級層序，其中，層序1和層序2劃分為2個T-R旋回，由13個準層序組（52個準層序）構成。每個準層序組和準層序均由1個T-R旋回構成。準層序的沉積時長約40 kyr，準層序組的沉積時長約170 kyr。

2） 古氣候、物源和水體環境的演化反映了不同級別的T-R階段。三級層序內的湖侵和早湖退階段古水深最大，底水分層更易形成還原-強還原環境，有利于有機質保存。依據孢粉豐度個數劃分古生產力水平，其中，高-中高生產力階段在準層序組2持續時間最長。

3） 層序格架下頁巖發育3種巖相、4種紋層、5種紋層組合、11種紋層組合模式和3種沉積微相。T-R旋回控制了沉積微相、巖相和紋層組合的縱向分布，其中，深湖相靜水沉積和泥流沉積的黏土質頁巖為有利巖相。

4） T-R旋回控制了有機質分布，湖泛面是有利部位，預測7個有利部位。不同井的TOC實測數據表明，準層序組2的預測準確率最高，可區域對比。優選有利區/段為齊家-古龍凹陷的準層序組2以及三肇凹陷的準層序組1—4。

致謝：感謝黑龍江省揭榜掛帥項目“古龍頁巖油相態、滲流機理及地質工程一體化增產改造研究”和“古龍頁巖儲層成巖動態演化過程與孔縫耦合關系研究”對研究工作的資助；感謝大慶油田院士工作站對研究工作的指導和幫助；感謝中國石油大慶油田公司勘探開發研究院巖心庫和實驗室等單位提供的寶貴資料和對研究工作的支持和幫助；感謝本文的審稿人和編輯對文章修改提供的寶貴建議和指導。