富有机质页岩的等时地层对比方法

高分辨率层序地层对比是同时代的地层或界面之间的对比。Cross（1994）认为，在成因层序的对比中，基准面旋回的转换点，即基准面上升到最大位置折向下降时或基准面下降至最低点开始上升时，可作为时间地层对比的优先位置。基准面上升到最大位置折向下降时，转换点表现为湖泛面，连续性较好，一般取自然伽马最大值对应的那一点；基准面下降至最低点开始上升时，转换点表现为层序界面，一般来说为侵蚀冲刷面，因为转换点为可容空间增大到最大值或减小至最小值的单向变化的极限位置，也即基准面旋回上升和下降的二分时间单元的分界点。转换点在地层记录中有时候表现为连续沉积，有时候表现为地层不连续面，所以一个完整的基准面旋回可以由代表二分时间单元的岩层组成（完整的对称型旋回），也可以由单个时间单元的岩层与代表侵蚀作用或无沉积作用的间断面组成。因而了解地层过程中的沉积学响应特征，成为分析岩层与岩层的对比、岩层与界面或界面与界面对比的关键。

1.地层对比的依据及方法

地层的岩性变化，岩石中生物化石门类或科、属的演变，岩层的接触关系以及岩层中含有的特殊矿物及其组合等，都客观地记录了地壳的演变过程、涉及范围和延续的时间，这为分层以及把研究区内相距很远的地层剖面有机地联系起来，提供了可能性与现实性。地层对比方法包括岩性对比、岩相对比、古生物组合对比、重矿物组合对比、构造对比等多种方法，实际应用中应根据具体情况进行选择，合理利用已有资料建立地层层序格架。

Wallier等（1980）指出大陆边缘层序的地层对比，单靠生物地层学是难以解决的。大陆边缘剖面的区域性和区际对比必须结合沉积层序（物理格架）以及生物地层（年代格架）的分析来进行。不同盆地之间的对比，也必须首先考虑以上总体原则，同时应该注意对比中各标志、要素运用的可操作性。

无论是盆地内部还是盆地之间的地层对比，其基本方法主要都是以下5种。

（1）岩性对比

岩性对比的基础是沉积成层原理以及在沉积过程中相邻地区岩性的相似性、岩性变化的顺序性和连续性。

利用岩石的颜色、成分、结构、沉积构造和旋回性等特征进行岩性分层，进而进行井间地层的对比，这是小范围内常用的对比方法。

岩性对比主要依靠测井资料进行。岩性变化必然导致测井曲线的差异，因此，可以利用测井曲线间接地进行岩性对比。测井曲线对比，是根据同层相邻井曲线的相似性，或根据几个稳定的电性标志层作控制，且考虑到相变来进行的。

利用测井曲线进行地层对比的优越性在于：它提供了所有井孔全井段的连续记录；它的深度比较正确，并能从不同侧面反映岩层的属性。常用的对比曲线包括视电阻率曲线和自然电位曲线或自然伽马曲线。

富有机质页岩的测井曲线特征主要表现为：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。

（2）岩相对比

在同一时间的层段中，相邻井所处的沉积环境是相似的，在成因上是相互联系的。为此，要观察与收集岩心的环境标志，建立微相剖面，并且利用能反映岩性组合特征的曲线，划分地层层段，进行井间岩相剖面的对比。该对比适用于岩性和厚度变化剧烈、有不整合以及经受过强烈构造运动的地区。

（3）古生物组合对比

研究岩心（或岩屑）剖面上生物（包括微体或超微体生物）组合的演变，根据古生物组合划分地层单元。它是对比的有力根据，在建立分层的时间概念上极为重要。

（4）重矿物组合对比

与古生物组合对比相似，按重矿物组合的变化分层。重矿物对比有助于对古地理的了解，特别是物源区的识别。

（5）构造对比

地层之间的构造接触关系，例如不整合和假整合标志，因其具有区域特征，可用来划分地层和进行对比。

2.地层对比的步骤

以岩性法为例，主要应用沉积成层原理以及考虑在沉积过程中相邻地区岩性的相似性、岩性变化的顺序性和连续性。

1）明确对比标志

地层对比的标志包括标准层和等时面两类。

（1）标准层

地层剖面中，具有固定层位，特征明显，在一定范围内能追踪的岩层或岩层组。标准层的识别条件包括：岩性特殊，电性特征明显；各单井内同时沉积，具备等时面意义；区域分布广泛，岩性稳定，同时厚度不大，易于识别。

例如：① 膨润土层：测井曲线为高电阻率、高自然伽马值；② 碎屑岩中夹有的致密薄层灰岩：高电阻率值；③ 煤层：高电阻率、高自然伽马值。

地层对比首先是标准层的对比。显然，在剖面上标准层越多，分布越普遍，对比就越容易进行。有的标准层分布范围小，岩性或电性不太稳定时，可以选作辅助标准层，或作为小范围标准层。

（2）等时面

地层剖面中，能反映地层是同时沉积的界面。等时面的特征包括：① 等时面不等同于岩性界面，等时面可穿越岩性界面；② 时间标准层的顶界或底界是等时面；③ 等时面越多，地层划分时越不易发生穿层；④ 标准层追踪，必须和地震剖面结合；⑤ 等时面与岩相界面可以相交或重合。

时间标准层代表等时面。为了便于对比，应在剖面中找出尽可能多的等时面，要求它们在岩性上或者在测井曲线上容易识别，分布广泛，岩性稳定。

（3）沉积旋回的确定

沉积旋回指在沉积剖面上岩性（粒度）有规律的变化。由下而上岩性由粗变细的称为正旋回，反之称为反旋回。造成旋回的原因，有的是由于地壳周期性升降运动所致，它的影响范围大；也有的是由于沉积物堆积速度超过地壳下降幅度所致，其影响范围较小，如砂体前积会造成反韵律的剖面特点。区域地层对比主要用大型（或高级次）的沉积旋回作为对比的依据。

（4）特殊岩性层段的确定

特殊岩性段可以作为对比过程中大套控制的依据。要求其在剖面上分布稳定，录井标志及曲线特征清楚，如碎屑岩剖面中的膏盐段或油页岩及钙质页岩段等。

值得一提的是，富有机质页岩就是需要确定的特殊岩性层段，其识别特征明显，易于进行对比，在建立区域地层格架的同时，可以为其自身的等时地层对比奠定 基础。

2）典型井（或典型井段）的选择

地层对比是以单井地层剖面的正确划分为依据的，因此单井的地层划分又是对比的基础。

在地层对比过程中，应尽量使典型井位置居中。典型井揭露的地层应齐全，而且有较全的岩心录井资料，包括古生物和重矿物分析成果，同时测井资料齐全。典型井是地层对比时的控制井，因此十分重要。

3）骨架剖面的建立

骨架剖面应通过典型井向外延伸，一般先选择岩性变化小的方向，易于建立井间相应的地层关系。然后从骨架剖面向两侧建立辅助剖面以控制全区。(www.xing528.com)

对比时首先将井位、井深按比例画出，当井距变化很大时可以变比例尺或采取等间距。其次，将分层界限和岩性画在井身剖面上，特别要标出时间标志层、旋回层及特殊层段。最后，将相应的标志层、旋回层和特殊层段用对比线相连。

4）面积控制及地层分层数据表

以骨架剖面上的井作为控制，向四周井作放射井网剖面，同时进行地层对比。或者采用面积闭合的方法进行地层对比，使分层的闭合误差达到最小。对比结束后，应统一各井的分层数据，作为地层研究的基础资料。

5）对比过程中的地质分析

根据沉积盆地沉积成层原理，井间各层对比线的变化应该是协调的。出现异常有可能是由于分层错误或地质现象造成的。经常出现的异常井段有两类：一类是沉积层序问题，即地层层序出现重复、缺失或层序倒转，这类地质现象均与构造运动有关。另一类问题是对比中厚度有异常的变化（在对比时可采用由正常井段逼近异常井段的方法，找出断缺或重复井段。由沉积引起的厚度变化，在对比时将相应层段仔细分析后，往往可发现厚度的变化应考虑到井间岩性变化）。

总之，在对比过程中如发现异常的对比线，应认真分析，要求经过修正后，应使面积闭合是有规律的。此外，在连接对比线时，必须尽可能使误差达到最小。

3.对比实例

1）塔里木盆地石炭系卡拉沙依组砂泥岩段地层对比

卡拉沙依组作为塔里木盆地石炭系主要含油气储集层段之一，其砂泥岩段已具有明显的油气勘探潜力。许璟等（2012）通过分析、对比全盆地不同地区卡拉沙依组砂泥岩段钻井剖面，对该段在盆地跨不同构造区带的地层对比及其与相邻层段的接触关系进行了研究；在此基础之上，通过岩心沉积微相分析、沉积相剖面对比、沉积相平面对比等方法，并结合古盐度分析的约束，对盆地台盆区卡拉沙依组砂泥岩段的沉积相类型及其展布特征进行了分析。

塔里木盆地石炭系卡拉沙依组上覆小海子组顶灰岩段，下伏巴楚组标准灰岩段，自上而下依次划分为含灰岩段、砂泥岩段和上泥岩段。许璟等（2012）的研究目的层虽为卡拉沙依组有利储集层段的砂泥岩段，但其亦对下伏上泥岩段进行了研究及对比（图4—36）。

图4—36　玛4—玛参1—塘参1—中3—古隆1井卡拉沙依组上泥岩段地层对比剖面

上泥岩段与上覆砂泥岩段整合接触，但由于砂岩、沙砾岩、泥岩等不同岩性薄互层而造成的自然电位、自然伽马曲线高低频繁交替，因此两者在测井曲线特征上易于识别。上泥岩段自然伽马较高且较平直、自然电位接近泥岩基线且平直，上覆砂泥岩段则自然伽马、自然电位背景值偏小。

2）塔里木盆地二叠系南闸组地层对比

塔里木盆地二叠系南闸组在全盆范围内岩性较稳定，以大套中—薄层状灰褐色、灰色泥岩夹灰色、褐色粉—细砂岩及灰色泥灰岩、灰岩为主。南闸组塔西南深水陆棚相暗色泥岩厚度大于100 m，具有较好的生烃能力。郭倩等（2011）对南闸组地层重新进行了划分。

南闸组底界与上石炭统小海子灰岩平行不整合接触，顶界与上覆库普库兹曼组基性火山岩（玄武岩或凝灰岩）接触，易于区分。南闸组测井识别特征为：呈加积式或无旋回特征，自然伽马包络线平直；与其上覆沙井子组砂泥岩相比，火山岩和含灰岩的南闸组速度整体偏大（刘辰生，2009），声波曲线背景值偏小；泥岩与灰岩薄互层造成声波曲线呈中幅齿状频繁交替（图4—37）。

塔里木盆地南闸组主要具以下几种沉积相类型：深水—半深水陆棚相、浅水陆棚、混积滨岸相、滨海—三角洲相以及河流相。由连井地层剖面图可以看出，研究区自西向东粒度变粗，沉积相由海相逐渐过渡为陆相（图4—37）。

南闸组暗色泥岩具生烃潜力，样品测试结果较好，麦4井二叠系暗色泥岩TOC最高达3.32%，平均值为1.04%，氯仿沥青“A”质量分数为0.023 3%～0.170 1%，干酪根类型以Ⅲ为主，Ro值为0.89%～1.27%（中石化，2000），符合富有机质页岩定义，故南闸组地层对比可作为富有机质页岩层系等时地层对比的范例。

图4—37　塔里木盆地巴探2—康2—和田1—巴东2—塔中46—塔中28井南闸组地层对比剖面图

3）鄂尔多斯盆地长8—长6沉积体系地层对比

延长组是鄂尔多斯盆地进入内陆湖盆以来沉积的第一套生储油岩系，也是盆地南部最重要的勘探层位。延长组沿用传统的划分方案，自下而上可分为5段10个油层组。

长7油层组底部为一套半深湖的棕色油页岩，俗称张家滩家页岩，是本区的一套重要烃源岩，电性特征明显，具有“三高一低”的特点，即高自然伽马、高声波时差、高电阻率和低密度。中部为浅湖相的黑色、灰绿色泥岩夹薄层的浅湖砂岩。上部为三角洲前缘及前三角洲的灰白色细砂岩与灰绿色、灰黑色泥岩的互层。进入长7期，湖盆快速下沉，为延长组最大湖侵期，湖盆范围较长8期明显扩大，水体变深。

长7油层组张家滩页岩是延长组地层划分的重要标志层。张家滩页岩是鄂尔多斯盆地进入三叠系以来规模最大的一次湖侵的产物，位于长7油层组的底部，在镇径地区、甚至整个盆地南部稳定存在着（图4—38）。广义的张家滩页岩指长7油层组底部的黑色泥岩、页岩、凝灰质泥岩和油页岩，而狭义的张家滩页岩指长7油层组底部的油页岩。电性特征非常明显，具有“三高一低”的特点。张家滩页岩是划分长7和长8油层组的标志。

图4—38　镇探4井、红河9井、红河7井、红河10井张家滩页岩对比图

根据对鄂尔多斯盆地南部镇原、径川区块长8—长6地层的详细研究，在沉积演化序列中可以识别出4种类型的不同发育规模和时间跨度的层序（表4—2）。

表4—2　鄂尔多斯盆地延长组高分辨率层序地层划分对比表

4种界面所限定的各级基准面旋回，均发育有相当规模的湖泛面，各级次湖泛面均为暗色的泥岩，但不同级次的层序中，与湖泛面有关的泥岩所处沉积微相不同，故其厚度和颜色均有较大的差别。特点是低频旋回中发育的湖泛泥岩沉积厚度大，相类型稳定，颜色相对较深，以深黑色为主，其等时对比性强，但时间跨度较大；而高频旋回中发育的湖泛泥则刚好相反，沉积厚度变小，甚至缺失，相类型不稳定，颜色变浅，以灰绿色为主，其等时性也受到限制，但时间精度较高。从整体上讲，各级次旋回的顶底界面往往具有不同程度的不完整性，洪泛面具有相对较好的等时性和区域对比的意义，因而在实际工作中，通常以洪泛面作为重要的等时对比界面标志。

镇原、径川地区延长组长10—长（4＋5）为一个完整的超长周期基准面旋回。相当于Vail的Ⅲ级层序组，是以盆地演化阶段为单位的构造充填序列。此超长周期基准面旋回的层序底界面为不整合界面，与纸坊组以不整合接触，表现为沉积物向盆地边缘方向上超，湖岸线不断向陆地方向迁移；层序顶界面亦为不整合界面，与延安组以不整合接触，由于构造的抬升，该区缺失长1、长2、长3及部分长（4＋5）地层。超长周期基准面旋回的层序界面发育规模较大，可以在整个盆地进行追踪对比。湖泛面为长7底的深黑色张家滩页岩，也为区域性烃源岩。

延长组长10—长（4＋5）分为3个长期基准面旋回（LSC1～LSC3），相当于Vail的Ⅲ级层序。LSC1、LSC2、LSC3分别对应于地层系统中的长10＋长9、长8＋长7和长6＋长（4＋5）。长期基准面旋回为一套具较大水深变化幅度的、彼此间具成因联系的地层所组成的区域性湖进—湖退的沉积序列。

LSC1层序的底界面为延长组与纸坊组的不整合面，底部发育棕红色、杂色的厚层中—细粒砂岩，顶界面为长8水下分流河道的侵蚀冲刷面，最大湖泛面为长9顶部的李家畔页岩。

LSC2层序的底界面为长8水下分流河道的侵蚀冲刷面，顶界面为长6水下分流河道的侵蚀冲刷面，最大湖泛面为深湖相的张家滩页岩沉积。

LSC3层序的底界面为长6水下分流河道的侵蚀冲刷面，顶界面为三叠系延长组与侏罗系延安组的区域性不整合面，最大湖泛面为长4＋5的浅湖、前三角洲或分支间湾的暗色泥岩沉积。

在层序地层分析过程中，单井相的分析和各级次基准面旋回的划分是建立层序地层格架和等时地层对比的基础，运用二分时间单元（基准面上升和下降半旋回）和分界线（层序界面和湖泛面），可以对长10—长（4＋5）地层进行等时地层格架的建立（图4—39）。

图4—39　长10—长4＋5层序地层划分及等时层

长8—长6由LSC2和LSC3底部组成，LSC2以长7底的张家滩油页岩为界，分为上升半旋回和下降半旋回。长8地层为湖平面上升、可容空间增大时形成的一套沉积物，相当于经典层序地层学中的海（湖）侵体系域，在长7底湖平面上升到最大值，之后湖平面开始缓慢下降，整个长7基本上为一套浅湖—前三角洲沉积，只在长7期晚期，川口地区接受三角洲前缘沉积。LSC3底部为三角洲大发育期，基准面旋回具有不对称性，湖泛面位于长（4＋5）的沼泽化炭质泥岩中，由三个中期基准面旋回组成，对应于长6—3、长6—2、长6—1。