凝缩层是由沉积速率极低的薄层半深水、深水沉积物组成，在陆相沉积中以油页岩为标志，在区域和全球层序地层学以及古环境研究中有重要的意义^{[1, 2]}。虽然松辽盆地作为世界大型陆相坳陷型含油气盆地被石油地质学界所广泛关注，并且半个多世纪以来取得了很多理论及实际研究成果，对陆相石油地质理论的形成及发展做出了积极贡献^{[3, 4, 5, 6, 7, 8]}，但嫩江组凝缩层形成机制及所代表的层序地层学和环境学意义还存在很大的争议，争议主要是凝缩层的等时性及其是否发生过“海侵事件”两个方面^{[5, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26, 27, 28, 29]}。有人认为凝缩层顶底面不是一个等时界面，向海（湖）一侧包含了海侵体系域和高位体系域远端部分，具有很大的时间跨度，也有人认为凝缩层底界面或者顶界面是等时的^{[21, 22, 23, 24, 25, 26, 27, 28, 29]}，这一争论涉及到地层如何划分和对比，即是个理论问题，又是个现实问题。同时在上个世纪90年代由高瑞祺、侯读杰等提出了松辽盆地嫩江组发生过“海侵事件”的观点，随后在石油地质界争论一直没有停止^{[9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20]}，但这些研究成果所依据的都是古生物、地球化学、微量元素等方面的静态资料，不具有唯一指向性，缺乏古地理及其演化方面的证据，致使争论一直持续至今。目前松辽盆地整体已经进入成熟勘探阶段，拥有探井4 000多口，三维地震3×10⁴ km²，大量的岩芯及化验分析数据，这为本文的研究提供了丰富的第一手资料。本文从凝缩层层序结构入手，通过分析其形成的沉积学及动力学机制，阐述了其在层序地层学及古环境方面的意义，并指出了其在石油地质研究中的作用。

松辽盆地位于黑龙江、吉林、辽宁境内，属中、新生代大型陆相坳陷型盆地，面积约26×10⁴ km²。白垩系为主要沉积盖层，沉积厚度超过10 000 m，由6个一级构造单元，31个二级构造单元构成^{[6, 8]}。经历了断陷、坳陷和反转三个构造演化阶段，坳陷阶段包括泉头组、青山口组、姚家组及嫩江组，主要是晚白垩世大型湖泊—三角洲相砂岩与湖泊相泥岩及油页岩交互叠置形成的一套地层，其中青山口组一段和嫩江组一段是两套湖泛期沉积的地层，特别是在嫩江组二段底部发育了一套以油页岩为标志的凝缩层^{[6, 8]}，不论在层序地层还是沉积环境方面都引起了很大的关注。该套凝缩层由深灰色、灰黑色油页岩组成，发育薄层状水平纹理(图 1)，贝壳状断口，厚度10~15 m。含有磷灰石、菱铁矿，偶尔发现海绿石、燧石等，硅酸盐矿物为主要成分，石英、长石平均含量分别为43.5%和7.0%，伊利石和蒙脱石为主要黏土矿物，伊蒙混层和高岭石其次^{[18, 30]}。层内微体和超微体化石丰度高且分异度大，介形虫及叶支介化石常成层分布，可见蚌壳、螺化石、鱼骨碎片和植物化石^[13]。干酪根主要以Ⅰ型和Ⅱ₁型为主，主要来自沟鞭藻、轮藻、甲藻、绿藻等，有机碳含量高^[3]，而且自坳陷中心向边缘有机碳含量有减少的趋势。常具有高自然伽马、高电阻、自然电位测井曲线平直的特征，地震以T₀₇强振幅、高连续反射轴为标志(图 2)，并存在系列下超点。在目前盆地范围内嫩江组凝缩层具有稳定的连续分布，在盆地边缘也可以找到。

图 1 松辽盆地上白垩统综合柱状图 Fig. 1 The composite histogram of Upper Cretaceous series in Songliao Basin

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图 2 松辽盆地姚家组—嫩江组地震层序(a)及沉积相剖面(b)(剖面位置见图 3) Fig. 2 The seismic sequence and the sedimentary facies profile of Yaojia-Nenjiang Formation in Songliao Basin

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沉积不整合与构造不整合的区别主要是成因机制不同：构造作用导致的地层缺失、削截等为构造不整合，沉积作用导致的上超、下超等为沉积不整合，共同点是存在不同程度的地层缺失^{[31, 32]}。利用地震反射结构、测井曲线旋回和岩性所代表的相特征来识别各级层序界面，在嫩江组内部识别出5个三级及能够记录湖平面变化的6个四级层序界面(图 1)。这11个层序界面分为4种类型，其中SB₀₃为盆地反转形成的构造不整合界面，SB₁和SB₀₇是湖泛期形成的初始湖泛面和最大湖泛面，SB₀₄和SB₀₃¹是沉积不整合面，而T₀₆¹、T₀₆²、T₀₆³、T₀₆⁴、T₀₆⁵、T₀₆⁶在盆地东部绥化凹陷及呼兰隆起具有削截特征，在盆地西部龙虎泡大安阶地及泰康隆起带具有上超特征（图 2a）。因此，这6个界面属于盆地强制性水退作用形成的进积型四级层序界面，相互之间处于整合界接触^{[33, 34, 35]}。嫩江组是在沉积基准面上升和下降旋回作用下形成的，总体上具有对称式水进—水退型旋回结构特点。

嫩江组是以SB₀₃及SB₁为顶底界面、以最大湖泛面SB₀₇为对称界面的水进~水退型层序，包含4个三级层序和10个四级层序。SB₀₃界面分隔了四方台组与嫩江组，是一个构造不整合面。嫩江组一段对应退积型层序（N1），属于水进旋回，嫩江组二、三段为连续进积型层序，是强制性水退作用形成的，退积和进积以SB₀₇为分界面，对应油页岩底界面，向上测井曲线和岩性上表现为变粗的反旋回，地震剖面为一系列低角度前积层，上部被T₀₄界面削截，向西底超于SB₀₇界面，表现为7个四级层序（N2-8）依次向盆地深水相带伸展，表明东部物源此时占主导地位。嫩江组四、五段以SB₀₃¹为分界面，以SB₀₃与SB₀₄为定地界面，分为2个（N9-10）四级层序（图 1，2）。嫩江组四级层序空间展布具有规律性，每一次等时的物源供应都形成一个四级层序界面，不同的四级层序平面上都表现出三角洲前缘砂体—前三角洲滨浅湖—半深湖—深湖的相迁移及纵向上深湖—半深湖—前三角洲—三角洲前缘—三角洲平原的相连续或深湖—半深湖—前三角洲—河流平原相跃的迁特点（图 2b）。

嫩江组一段湖泛期之后湖盆进入强制性水退旋回演化阶段，此时古地理格局及沉积物源方向有了很大的改变。盆地沉降中心逐渐向西迁移，沉积范围向西逐渐缩小，同时物源方向发生了90度转变，由原来南北向转变为东西向，来自东部物源快速向西推进，形成高角度进积型三角洲(图 2b、图 3)。发育的N2-N6进积型四级层序，其远端湖相区沉积了盆地规模的油页岩凝缩层，位于SB₀₇界面上，厚度10~15 m，电阻率测井曲线呈大段低值泥岩中锯齿状钟形高值特征，地震上表现为强振幅高连续反射轴（T₀₇），是盆地级地层对比标志层。层序N7-N8沉积时期，河流作用明显加强，三角洲沉积体系延伸较远，前缘相带向西延伸到龙虎泡阶地西部。层序Ⅱ2n3-4主要以河流相沉积为主，湖相沉积已基本消失，大型河流体系主要发育在盆地东部，并一直延伸到西部超覆带。从沉积演化历史上看凝缩层沉积学成因机制是由于嫩江组强制性水退作用导致东部物源不断向西推进，形成进积型三角洲，在三角洲前端湖相区形成浓缩水体的半咸水还原环境，使得有机质易于埋藏和保存，同时较低的沉积速率形成了富含有机质的油页岩凝缩段层。

图 3 松辽盆地嫩江组沉积相平面图 Fig. 3 The plane graph of sedimentary facies of Nenjiang Formation in Songliao Basin

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层序结构与沉积演化主要受盆地反转挤压构造活动控制，在88~65 Ma间松辽盆地受大洋板块幕式挤压使盆地东部反转抬升，控制了嫩江组三级及四级层序发育^{[36, 37]}(图 4)。88~83 Ma间姚家组沉积时期，大洋板块绝对运动方向调整为NWW，欧亚板块绝对运动方向转为SSE，大洋板块对欧亚大陆产生强烈挤压，导致松辽盆地湖区面积迅速萎缩，地层抬升、暴露、剥蚀，在姚家组底部沉积了红色古土壤层^[34]，形成了SB₁¹界面。83Ma幕式活动的大洋板块俯冲减弱，构造应力松弛导致盆地下沉，于是开始第二次湖泛时期，由此产生了初始湖泛面SB₁界面^{[8, 34]}(图 4)，对应T₁地震反射轴，具有连续强反射特征(图 2a)。73Ma时太平洋板块再次活跃，受其俯冲加强影响松辽盆地又一次受到强烈挤压，于是在嫩江组沉积末期产生了SB₀₃构造不整合面。在SB₀₃与SB₁之间发育SB₀₇界面，是最大湖泛面，对应T₀₇地震反射轴，具连续强反射特征，在盆地内以锯齿状钟形高电阻率油页岩凝缩层为标志可追踪对比。在SB₀₄与SB₀₇界面之间发育6个四级层序界面T₀₆^1~6，是欧亚板块受到大洋板块较低级别幕式俯冲挤压作用的响应(图 4)。这种响应的结果就是盆地东部抬升及西部较小构造沉降形成快速供给的东部丰富物源，从而导致盆地沉积中心快速向西迁移，沉积了N2-N8进积型四级层序，同时在这些四级层序顶部由于沉积物的不断进积导致对先前地层的削截，形成沉积不整合即SB₀₄三级层序界面(图 2b)。

图 4 松辽盆地演化动力学剖面图 Fig. 4 The basin evolution dynamic profile of Songliao Basin

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凝缩层不论在区域性还是全球性层序地层学研究中具有重要意义。松辽盆地嫩江组凝缩层以强制性水退旋回底部油页岩为标志，在现今盆地范围内呈10~15 m厚度稳定分布，是沉积地层划分对比与岩相古地理恢复的重要标志层。一些石油地质专家认为凝缩层顶底面在层序地层学上不具有等时性，它向海(湖)一侧包含了水进旋回和水退旋回远端部分^{[9, 21, 23, 26, 29, 38]}，但层序结构分析表明，在现今的松辽残留盆地范围内嫩江组凝缩层底界面SB₀₇与T₀₇连续的地震强反射轴对应，该轴在电阻率测井曲线上与钟形高电阻率底部对应（图 2，5）。因此，这一事实说明SB₀₇界面所代表的凝缩层底界面具有等时性。尽管嫩江组凝缩层是在盆地逐渐萎缩过程中形成的，也只有10~15 m，但它属于N2-N8层序远端深湖亚相沉积，诸多进积型三角洲倾斜的四级层序界面为其等时界面，深湖亚相凝缩层(油页岩)—半深湖亚相泥岩及白云岩—前三角洲亚相灰绿及浅灰色泥岩夹泥质粉砂岩—三角洲河口坝亚相砂岩夹粉砂岩—三角洲平原点坝亚相砂岩沉积相序（图 5），因此，嫩江组凝缩层本身并不是一次性地质事件的产物，它向上占有相当大的时间跨度，不具有唯一的等时性顶界面。以往在松辽盆地嫩江组地层划分对比时误将油页岩顶界面作为等时界面，把具有相似旋回特征的地层做平行于油页岩的划分和对比，导致分层穿时，圈闭识别不准确，不仅严重影响了勘探效果，同时在理论上也难以摆脱错误认识。

图 5 松辽盆地嫩江组凝缩层形成模式图 Fig. 5 The mode patten of condensed layer formation in Songliao Basin

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松辽盆地晚白垩世由于盆地构造抬升导致沉积物快速推进，在嫩江组形成强制性水退层序，这种层序具有前积型结构，其倾斜的层序界面形成向湖一侧减薄的楔状地层，这类地震上易于识别的层序构型，其特点是在层序地层学及沉积地质学研究中可操作性强。另外最大湖泛期沉积的湖相泥岩及其上覆的油页岩不仅是盆地优质烃源岩，其生成的油气可就近储存在进积型三角洲相储层中，形成大型油气田，而且成为下伏成藏组合良好的区域性盖层。松辽盆地的油气藏超过九成蕴藏在嫩江组凝缩层上下^[6]。因此，凝缩层及其强制性水退作用产生的进积型地层结构是盆地评价及层系优选的结构性标志^[39]。

高瑞祺、侯读杰等石油地质家自上个世纪80年代提出松辽盆地嫩江组经历过“海侵事件”以来，有关这一问题的争论一直持续^{[9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20]}。虽然争论都是依据古生物、地球化学、微量元素等方面成果，但其结论却不一致。例如叶淑芬、陈瑞君、顾知微通过研究双壳类化石、钙质超微化石、有孔虫化石、海绿石等得出嫩江组发生过“海侵事件”^{[9, 12, 19]}。而宋之光、宁纬坤、王丽、王璞珺等甚至依据生物标志化合物含量变化趋势推测出海侵通道，并认为通道是通过亚细亚海经由佳—伊地堑再到木兰—宾县—尚志及岔路河断陷后到达松辽盆地^{[17, 18, 30]}。而邢顺洤、姜洪启、李杰、黄福堂等依据同样的双壳类、有孔虫、海绿石、钙质超微化石等资料却得出相反的结论^{[14, 16, 40]}，另外对“海侵事件”持否定态度的还有崔同翠、张弥曼等，他们依据的是叶肢介及鱼类化石^{[10, 20]}。本文从层序地层学及沉积地质学角度对嫩江组凝缩层形成机制进行了深入研究，从而得出嫩江组凝缩层是盆地由东向西抬升导致盆地逐渐萎缩过程中形成的，它不是湖泛事件的产物。由此可以做出的另一个推断就是盆地东部的不断抬升以及来自东部的丰富物源明显阻隔了“海侵事件”观点所认为的“海侵通道”，这也从构造、层序及沉积学角度对松辽盆地嫩江组经历过“海侵事件”提出了反对观点。

松辽盆地晚白垩世嫩江组发育的凝缩层是在强制性水退作用下湖盆发生萎缩形成的，在进积型三角洲远端湖相区形成浓缩水体的高盐度还原环境，使得有机质易于埋藏和保存，同时较低的沉积速率沉积了10~15 m齿状钟形高电阻为特征的油页岩层。它不仅是地层划分及对比的重要标志层，还是盆地重要的烃源岩和良好的区域盖层。关于油页岩凝缩层形成环境及动力学成因的研究，有利于澄清陆相石油地质学有关烃源岩成因的核心理论问题，同时也对松辽盆地有关“海侵事件”争论从层序地层学及沉积地质学角度做出了回应。对其等时界面识别及层序建造的分析，不论是对含油气盆地优选还是含油层系划分都具有重要的理论和实际意义。