Vail经典的层序地层模式表明在层序地层格架内地层岩相组合是可以预测的。一般TST和HST早期（E—HST）主要发育富泥相，LST和HST晚期（L—HST）主要发育富砂相（图4—28），因此TST和HST对密集段的发育至关重要。
此外，富有机质泥页岩在常规油气勘探中常作为烃源岩出现，因此，常规油气勘探中利用体系域预测有利烃源岩发育特征的方法，对密集段的沉积环境有重要的参考意义。
图4—28 三级层序的层序构型与地层岩相组合关系
1.海相沉积环境
海相沉积盆地中，被动大陆边缘拉张构造背景盆地、内克拉通和弧后盆地是海相烃源岩最为发育的地方。在构造活动收缩期和广泛的冰期，即石炭纪和二叠纪，海相烃源岩相对不太发育。
图4—29 影响沉积物有机质丰度的因素（Myers，1996）
层序地层学为确定烃源岩的分布提供了一个有效的成因地质框架。然而仅仅根据体系域或地层的几何形态是难以预测烃源岩分布的，这是因为烃源岩的分布受多种因素的影响（图4—29），如盆地地形、气候、陆源有机质产率，海洋水深、海洋有机质的产率、海洋水体环境和沉积速率和水深。陆源有机质产率主要影响了滨岸和三角洲平原环境中煤和煤系沉积物的发育。供给于海洋的陆源有机质形成速率主要受控于植被生态系、沉积物粒度以及距岸线的距离。在前泥盆纪，陆源有机质的产率是可以忽略的，在三角洲平原沼泽等细粒沉积物中，陆源有机质含量很高，随着搬运距离和水深的加大，陆源有机质的供给降低，但在陆棚边缘和斜坡及峡谷地区，由于三角洲和重力流作用，有机质含量可以很高。总的来说，随着水深增加和距岸线距离的加大，海洋藻类有机质的供给随之降低，在地质历史时期，海洋烃源岩，即富有机质页岩发育的高峰期是在晚泥盆世、晚侏罗世至白垩纪，这与一级海平面变化旋回和板块构造运动强烈活动期是一致的（图4—30）。
下面将分别讨论在一个相对海平面变化旋回中的各体系域烃源岩的发育状况。
在低位体系域沉积早期，陆棚和斜坡上部均为沉积物过路地带，难以形成煤的聚集，陆源有机质易遭氧化。陆源有机质的分布仅限于盆底扇沉积物中。低位楔状体可发育煤系沉积，但分布范围仅局限于深切谷附近。因此，在整个层序中，低位体系域最缺乏有远景的烃源岩及盖层。
海侵体系域发育期间，岸线向陆后退，浅海陆棚沉积范围不断增大，陆源碎屑物质供给降低，沉积速率降低，从而形成了凝缩层。此时最易形成细粒沉积物，细粒岩石即可形成富有机质页岩。Creaney等认为（1993），较低的沉积速率和沉积界面处的贫氧环境，影响了烃源岩的TOC。一旦确立了缺氧环境，沉积速率即成为控制TOC值大小的主要因素。若可容空间不断加大，沉积速率不断降低，则细粒沉积物的TOC值就会不断增大。显然，一个层序中细粒沉积物的TOC最大值应与最大海泛面对应的沉积层段密集段相对应。Creaney利用一个假想层序阐述了细粒沉积物与层序地层格架之间的关系（图4—31）。图4—31中层序底界为Ⅰ型层序界面，上覆一个低位楔（A以下部分）、海侵沉积（A至C）和高位沉积（C至E），接着是层序顶界面（E）和第二个低位楔（F）。在图4—31中的垂向剖面处用声波和电阻率曲线的叠合异常来表示有机碳的相对丰度，即分离越大则TOC值越高。剖面位置①处于缺乏陆源碎屑供给的盆地最内部，整个层序细粒沉积物的TOC值均较高，但以最大海泛面对应的密集段TOC值最高（B至C）。对于剖面位置②和③来说，由于陆源碎屑供给相对较多，TOC值相对较低，但每个进积单元的下部较上部具有较高的TOC值，这是由于后期沉积物供给不断增加造成的。
图4—30 地质历史时期烃源岩的分布（Myers，1996）
图4—31 表示细粒沉积物有机碳总量的假想层序（Creaney等，1990）
在高位体系域沉积中，斜坡和盆地细粒沉积物均可作为烃源岩。三角洲平原分支河道间、煤沼环境沉积物也可构成潜在的烃源岩。(www.xing528.com)
2.陆相沉积环境
在陆相湖盆中，密集段多发育在层序的湖进体系域和高位体系域的早期。这是由于凝缩段的形成与湖平面最大上升速率有关，即与湖平面升降曲线的上升拐点（R）相对应，并非与湖平面升降曲线的最高点（H）相对应。亦即，凝缩段并不是形成于最大湖泛时期（H点附近），而是形成于湖平面上升速率达到最大值时期（R点附近）。从凝缩段的形成机理和几何构型上来看，密集段应归属于高水位体系域，其底界面（B.C.S.）可作为TST 与HST 之间的分界面。
下面将分别讨论在一个湖平面变化旋回中的各体系域烃源岩的发育状况。
在某些拗陷型陆相湖盆中，可以依据多种标志确定首次湖泛面和最大湖泛面的位置，进而在拗陷型湖泊层序中分别识别出低位、湖侵和高位体系域（图4—32）。
图4—32 松辽盆地拗陷型湖泊体系域特征（魏魁生，1996）
低位体系域是在湖平面下降速率大于盆地构造沉降速率时，湖平面下降到较低部位，以至于连成一片的水体出现分隔状态时形成的体系域。在低位湖平面一侧，出露地表的盆地缓坡发育冲积扇、河流沉积，可形成深切谷；在低位湖岸线附近可出现小规模的三角洲或扇三角洲沉积；而在低位湖盆水体中，可发育由洪水作用形成的洪水型浊积扇或由三角洲前缘滑塌形成的浊积扇，进而构成类似于具陆棚坡折海相盆地低位体系域的盆底扇、斜坡扇、低位楔状体及陆上暴露不整合界面（图4—32）。
湖侵体系域是在气候温暖潮湿、洪水频繁发生、湖平面升降速率大于沉积物供给速率或由于盆地基底快速沉降、可容空间不断增大的情况下形成的。湖侵体系域可形成于两种沉积背景。一是湖平面缓慢上升，可容空间增加的速度略大于沉积物供给的速度，此时发育滨浅湖滩坝沉积体系—水进型三角洲沉积体系；二是湖平面快速上升，可容空间增加的速度明显大于沉积物供给的速度，盆地处于缺氧饥饿状态，此时，可发育洪水型浊积扇、广泛分布的较深水暗色泥岩以及可能的湖侵期碳酸盐岩（生物碎屑灰岩）（图4—32）。
高位体系域是在湖平面上升速度变缓、保持静止不动和开始下降时期形成的。此时沉积物的供给速度不断增加，因而可容空间逐渐变小，形成了一系列进积式沉积。在高位体系域发育的早期，可容空间仍旧较大，因而携带陆源碎屑物质的洪水入湖后快速沉积，形成浊积扇。但是，高位体系域中最典型的沉积体系是水退型三角洲沉积。由于湖平面相对下降，可容空间减小，三角洲快速向湖盆中央推进，在其前方可发育三角洲前缘滑塌成因的浊积扇。到了高位体系域发育的晚期可出现河流和冲积扇沉积。
国内众多学者探讨了层序格架与烃源岩的关系，指出烃源岩在层序地层格架中的分布规律，只是没有系统使用层序构型的概念。刘震等（2007）指出，湖侵体系域的底部、中部和上部以及高位体系域底部都可以成为陆相湖盆有利烃源岩的发育层段。邬长武和刘震（2000）进行塔东北地区侏罗系烃源岩评价时指出，侏罗系层序烃源岩处于未成熟—成熟阶段，低位及高位体系域烃源岩有机质丰度过低，生烃能力较差；湖侵体系域烃源岩丰度较高，以中等生油岩、好生油岩及煤岩为主，生烃能力较好。杨建业等（2000）指出，各类沉积有机相在层序地层格架纵向上以湖侵体系域为中心对称分布，生烃能力最强的烃源岩出自湖湾—半深湖有机相，其位置一般出现在湖侵体系域中部，向上向下烃源岩生烃能力依次变差。刘洛夫等（2002）认为，在一个层序中，凝缩段的有机碳丰度明显高于湖进体系域段和高位体系域段，即凝缩段有利于烃类的生成。烃源岩的生烃条件的好坏受控于沉积环境的水深，水深较大的半深湖—深湖相沉积比水体较浅的滨浅湖相沉积要好，而滨浅湖相沉积又比河流相、泛滥盆地、三角洲、沼泽等的沉积（如湖进体系域段和高位体系域段）要好。赵彦德等（2008）在进行南堡凹陷古近系层序地层格架中烃源岩分布与生烃特征研究时指出，湖扩展体系域和早期高位体系域的烃源岩有机质丰度高、类型好、生烃组分富集、质量最好，发育的暗色泥质沉积是沉积层序中最有利于烃源层发育的部分，低位体系域则较差。于炳松和周立峰（2005）指出，塔里木盆地寒武—奥陶系各类烃源岩的发育在层序地层格架中存在着一定的规律性，泥质烃源岩与不同级别层序的密集段（C.S.）相对应。
凝缩段底界面（B.C.S.）作为体系域界面，表现为在诸多湖相泥质岩夹层中已达最厚，并直接覆于水进体系域（TST）之上；沉积相向盆缘迁移及湖岸线上超达到最远，且近于停滞。就陆相层序二元结构而论，凝缩段是其重要的界面，凝缩段之下为退积型层序单元，其上为进积型层序单元，凝缩段的中间面（M.C.S.）是层序二元结构的真正分界面（图4—33）。
图4—33 泌阳断陷湖盆陆相层序体系域界面模式（胡受权，1998）
在陆相盆地中，由于构造沉降、湖水进侵，地下水位的上升，随湖区可容空间的扩大，粗粒物质沉积区可以向物源区后退造成湖区沉积细粒物质，主要为灰色薄层泥岩，而在湖区以上地区，则因水位及基准面上升，河流改道等造成陆上区域大面积的沼泽化，形成泥炭，经压实，煤化形成煤。因此在陆相盆地中凝缩段的标志除岩性、古生物、分布的稳定性以外，煤层及旋回顶部的泥岩也可作为凝缩段的重要标志（图4—34）。李思田等（1992）研究了鄂尔多斯盆地，认为湖进层与煤层紧密相伴，煤层及其以上细粒泥岩是湖进最大时期的沉积，可作为凝缩段标志。
图4—34 鄂尔多斯盆地东缘延安组含煤地层中的凝缩层（顾家裕，1995）
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