四川盆地中部地区侏罗系沙溪庙组沉积体系演化及砂体发育特征

2022-02-18杨跃明王小娟陈双玲吴长江韦腾强杨曦冉

天然气工业 2022年1期

杨跃明王小娟陈双玲文龙吴长江关旭韦腾强杨曦冉

1.中国石油西南油田公司 2. 中国石油西南油田公司勘探开发研究院

0 引言

近年来，在川中地区沙溪庙组陆相致密砂岩气勘探取得重大新进展，累计提交探明储量达千亿立方米，展现出区内侏罗系沙溪庙组致密气广阔勘探开发前景，也使得沙溪庙组成为四川盆地油气勘探的一个新热点[1-3]。但由于此前四川盆地的油气勘探主要聚焦于震旦系—下古生界等地层，对侏罗系沙溪庙组的勘探研究程度较低。2018年以来立足川中地区，建立沙溪庙组等时格架，将沙溪庙组划分为3个三级与5个四级基准面旋回，识别出23个砂组[3]。盆地物源体系的研究主要集中在川西地区，表明盆地龙门山短轴物源和东北部的米仓山—大巴山的长轴物源影响着盆地西部[4-5]，但对盆地中部的影响程度还不明确。沙溪庙组沉积时期湖泊底层水体总体上为中等分层的含氧环境[6]，整体表现为温暖干旱,由早到晚干旱程度逐渐加强[7]。前人对不同区块的研究存在争议，但整体上认为是一套河流—三角洲—湖泊体系[8-10]。目前，针对川中地区沙溪庙组沉积相的研究相对薄弱，其沉积微相类型、沉积体系演化和砂体发育规律亟待研究。本文综合利用测录井、地震和岩心等资料，系统分析了四川盆地沙溪庙组古地理背景，在此基础上重点对川中地区沉积特征和砂体分布特征进行了厘定，建立了沉积和砂体发育模式，对下步四川盆地侏罗系沙溪庙组致密气规模勘探开发推进具有一定的现实意义。

1 地质概况

四川盆地位于古扬子板块的西缘，是基于上扬子克拉通发展起来的多旋回叠合盆地，四川盆地中三叠世以来，先后受到印支运动、燕山运动和喜马拉雅运动的影响，形成现今的构造格局。四川盆地周缘主要被龙门山褶皱带、大巴山褶皱带、米仓山隆起带、大相岭断褶带、大娄山断褶带所环绕[11]，本次的重点研究区如图框所示，位于四川盆地中部（图1）。

图1 四川盆地构造及地层发育特征图（据肖富森等[3]有修改）

沙溪庙组为四川盆地中侏罗统发育的一套厚度为600～2 800 m的巨厚红色地层，主要以暗紫红色泥岩为主，间夹中厚层块状砂岩[12]，由山前至盆内，沙溪庙组依次发育河流—三角洲—湖泊沉积。目前，常以其内部的“叶肢介页岩”为界线，将沙溪庙组自下而上划分为沙一和沙二两个段，该页岩段多为厚3～5 m的黑色、灰绿色以及黄绿色页岩，富含双壳类以及叶肢介等古生物化石组合。沙溪庙组自下而上，依次发育23期河道，累计证实13期河道含油气，沙一段的2、3、4和沙二段的6、7、8号是主要的建产目标砂组。

2 盆地沉积背景及充填方式

2.1 古构造格局

影响四川盆地形成与演化的构造带主要为西部的松潘—甘孜褶皱带与龙门山冲断带、北部的秦岭造山带与米仓山—大巴山冲断带以及东南缘的雪峰山褶皱带。显生宙以来，四川盆地主要经历了3大演化阶段：震旦纪—中三叠世伸展背景下的差异升降和被动大陆边缘阶段、晚三叠世—晚白垩世挤压背景下的褶皱冲断和复合前陆盆地阶段、晚白垩世以来的构造盆地阶段[13]。沙溪庙期，西部的松潘—甘孜褶皱带与龙门山冲断带，东南部的雪峰古隆均已隆起，可为盆地内提供物源[14]。

本文利用井震结合恢复了四川盆地须家河组、自流井组、凉高山组和沙溪庙组的地层厚度特征，分析了沉降中心的展布特征。须家河期四川盆地受东西向的挤压构造应力，发育龙门山山前前陆盆地；自流井组和凉高山组时期，沉降中心有逐渐向东和东北方向迁移；到中侏罗沙溪庙早期，沉降中心主要位于大巴山山前一侧，沙溪庙组晚期沉降中心逐渐向西侧米仓山一侧迁移（图2）。前人在米仓山—大巴山三叠统须家河组以及下侏罗统白田坝组地层中均发现有大套厚层砾岩，表明南秦岭造山带（与米仓山—大巴山冲断带）与扬子地块碰撞闭合的时间为晚三叠世。沙溪庙沉积时期，四川盆地整体表现为北东南西向的大巴山山前陆盆地[15]。四川盆地沙溪庙组地层厚度具有北东厚南西薄的特点，地层厚度变化较为缓慢，整体表现为一个宽缓的斜坡，表明沉积期整个四川盆地地势较为平缓（图3）。

图2 四川盆地须家河—沙溪庙组沉降中心迁移特征图

图3 四川盆地侏罗系中统沙溪庙组地层厚度图

2.2 古湖泊和古气候特征

沙溪庙组地层的泥岩多具有为红色、灰绿色和杂色，表明其形成于富氧的环境，但沉积期是否存在稳定的水体，是砂体成因解释和预测的关键。川中地区多口井的岩心资料揭示沙一段和沙二段分界处往往发育一套厚度相对稳定的含叶肢介的黑色泥页岩，为沙溪庙组的湖泛期沉积。岩心中常见典型的水平层理，表明其形成于一定水深的还原条件下。综合测录井资料和野外露头资料，编制了全盆地叶肢介泥页岩的平面分区图，可以明显地发现，不同颜色的页岩明显具有环带状的特点，整个川中地区和南部地区都表现为水下的特征，在北东部的剑阁—巴中—广安和南西方向的绵阳—资阳附近逐渐过渡为灰绿色，靠近盆缘则逐渐变为红色（图4）。

图4 四川盆地沙溪庙组一段顶部“叶肢介页岩”平面分布图

川中沙溪庙组的河道砂岩中发现了大量的绿泥石包壳和海绿石等指向性的矿物（图5）。绿泥石包壳围绕颗粒发育，主要形成于早成岩阶段早期，其形成需要同沉积的富铁沉积物，在沉积盆地中，河流会带来丰富的溶解铁，如风化和搬运过程中黑云母等暗色矿物水化析出的铁，在河口砂坝和远砂坝等沉积环境中因电解质的加入发生絮凝而形成含铁沉积物，一般而言，自生绿泥石发育的砂岩层段，常被学者们解释为三角洲前缘沉积环境[16-17]。海绿石主要以颗粒状发育于长石和石英颗粒间，为典型的指向性矿物，主要发育于浅海以及湖泊等稳定水体之下的还原环境，且难以在远距离搬运过程中保存下来[18-19]。从平面上来看，海绿石主要集中出现在川中的秋林、金浅和磨溪等井区，海绿石的集中出现表明这些砂岩沉积期处于水下还原环境，且沉积水体较为稳定，其平面分布与代表湖泛期的叶肢介页岩的平面展布特征相符（图4），表明川中地区在沙溪庙组发育稳定的湖相沉积。

图5 沙溪庙组砂岩中绿泥石包壳及海绿石微观特征

通常情况，在温暖湿润、降水量大的环境下，地表径流量大，地表侵蚀能力强，促使更多的Sr元素进入到沉积盆地，往往造成沉积物中Rb/Sr值的变小；反之，在寒冷干燥，且降水量少的环境下，Rb/Sr会增大。Fe在潮湿的湖相环境中，会快速以胶体颗粒Fe(OH)3形式沉淀，所以在沉积物中Fe/Mn值高指示为温暖湿润气候，Fe/Mn值较低反映为干热气候。矿物吸附有V、Co、Ni、Cr 等微量元素，在还原条件下V较易被吸附而沉淀，氧化条件下Co、Ni、Cr相对较易富集，所以V/Cr常被作为判别沉积水体氧化还原环境的有效指标[7]。

本文对川中地区YQ1井沙一段和沙二底部进行了全井段的元素测量，利用Rb/Sr、Fe/Mn和V/Cr比值，结合沉积特征和测井曲线叠置特征对进行了古气候和古氧化还原条件进行了系统恢复。沙一段泥岩段的Rb/Sr和Fe/Mn整体变化较为频繁，表明沉积期古气候呈快速变化的特点。总的来说，从底部向上具有先增大后降低的趋势，表明气候由整体的温暖潮湿过渡为寒冷干燥的气候，最后转变为温暖潮湿气候；到沙二段，气候逐渐过渡为持续的寒冷干燥。YQ1井全井段V/Cr比整体含量相对较低，只有在支流间湾微相中出现少量比值增高的现象。说明沙溪庙组沉积物以氧化沉积环境为主，伴随部分还原环境中的产物，在叶肢介泥岩发育段V/Cr较低（图6）。

图6 YQ1井沙溪庙组元素比值特征及古气候分析图

2.3 古物源体系

砂岩中的岩屑发育特征受物源区母岩、风化作用、搬运方式等因素的影响，但仍可基本保持母岩中的特征，因此砂岩中的岩屑特征可作为物源分析的依据。通过对钻井岩心、野外剖面砂岩样品岩屑特征的统计，表明沙溪庙组砂岩中的沉积岩、变质岩和火成岩岩屑均较为发育，但根据岩屑发育类型特征，可将研究区划分出5个岩屑类型区域（图7）。四川盆地西南部区域，以TQ2-1为代表的砂岩中发育的岩屑以高岩浆岩和低变质岩为特征，推测其物源主要来自于龙门山南段；盆地西部的中段地区的砂岩岩屑则以高沉积岩和中高变质岩为特征，物源可能主要来自龙门山中段；盆地北部区域的砂岩岩屑主要以高变质岩和中低沉积岩为特征，物源来自北部的米仓山；而盆地东北部区域以及中部区域的砂岩岩屑则以高沉积岩和中高岩浆岩岩屑为特征，由于盆地中部地区的砂岩岩屑组分特征与东北部大巴山区域的岩屑特征相似，推测其主要受大巴山物源区的影响。总体而言，沙溪庙组沉积期，主要发育北部大巴山、米仓山，西部龙门山，东南部雪峰山等多个物源，川中地区的沉积物源主要受大巴山以及米仓山的影响，造成砂体多呈北东南西向展布的特点。

图7 四川盆地侏罗系沙溪庙组砂岩岩屑组分分区图

2.4 盆地充填发育模式

前陆盆地主要有两种沉积充填模式，分别是欠补偿模式和过补偿模式，而两种沉积模式指示的汇水中心结果可能有截然相反的差异[20]。根据前述沉积背景的分析，四川盆地沙溪庙期应属于过补偿充填模式，即伴随着大巴山—米仓上的逐渐隆升，北东—南西向前陆盆地的沉降中心和沉积中心不一致，北部物源体系供给较强，影响着川中的沉积格局（图8）。主要有以下几个方面的证据：①从地层厚度图来看，川北及川东北的旺苍、南江、万源等地区为四川盆地沙溪庙期的沉降中心，沉积最厚约2 500 m相对较浅，北东向的河流长距离搬运较细粒的沉积物，利于浅水三角洲的形成。

图8 四川盆地沙溪庙组沉积充填模式

3 川中沙溪庙组沉积特征

（图3），但从盆地钻井和录井数据来看，该地区主要以陆相河流沉积的砂岩以及红色泥岩为主，陆源碎屑发育且供应量充足，反映了沉积物沉积速率大于地壳的沉降速度，为沉积“过饱和态势”；②由于晚三叠世以来盆地北部和东部强烈上升，逐渐封闭了湖盆的东出水通道，沙溪庙期盆地的汇水方向主要为北东向南西方向汇集，川中地区砂体的来源与北部物源体系相似（图5），并且测录井、砂地比以及地震资料都显示出盆地中部以及南部的水体能量相对于北部及东部更弱，显示出盆地的沉积中心可能并不在东北部；③“叶肢介页岩”为沙一段末期较为稳定的浅湖沉积，虽然沉积时期较短，页岩厚度仅为数米，但颜色更深的“叶肢介页岩”在四川盆地的中部以及南部更为发育（图6），川中地区砂岩中海绿石矿物较为常见，也表明沙溪庙期湖盆的沉积中心（汇水中心）可能主要位于盆地的中部以及南部区域。川中地区湖盆水体

3.1 岩石学特征

沙溪庙组岩石类型多样，砾岩、砂岩、泥岩均有发育，暗紫红色泥岩是研究区最主要的岩石类型，其次为细砂岩。沙溪庙组泥岩主要呈暗紫红色，少量灰色，仅在沙一段顶部出现，厚度3～5 m（图9-a），代表了短暂的湖泛期。部分早期形成于水下的绿色，后期暴露与地表，最终向古土壤转变（图9-b、c）。砾岩整体较少，仅在部分河道底部见到，分选较差，磨圆中等；砂岩中泥砾为主，可进一步分为暗紫红色泥砾与灰色泥砾，不同颜色的泥砾可以间接的反应砂体沉积时是处于水下还是陆上，对沉积环境的判断有指向意义（图9-d、e）。细砂岩主要呈灰绿色和浅灰色，分选较好，磨圆次棱—次圆。岩石学特征反映沙溪庙组沉积期主要发育持续暴露或浅水的富氧的沉积环境，局部发育偏还原沉积环境，以炎热干旱的气候为主。

图9 川中核心建产区沙溪庙组岩石学特征图

3.2 沉积构造特征

沙溪庙组沉积构造种类多样，较粗的含砾砂岩和细砂岩中常见各类反映河道冲刷充填的沉积构造，最常见的是水平层理、槽状交错层理、板状交错层理，定向排列泥砾等（图10-a、b），部分砂岩发育反应快速堆积的块状层理。厚层砂岩内部往往以冲刷面为界，向上往往具有正粒序特征，底部常见泥砾，顶部常见植物碳屑（图10-c、d）；在粉细砂岩中，可见弱水流条件下的小型浪成沙纹层理、反粒序（图10-e～g），表明其经历过湖浪的淘洗，但粉砂岩的厚度较小，且泥质含量高（图10-h），表明湖盆水体较浅，湖浪淘洗的过程相对短暂，各类生物扰动现象较为常见。沙溪庙组砂岩中沿层面常见云母的大量富集，指示河道的卸载沉积作用要强于冲刷作用，沉积环境更趋向于三角洲[9]。

图10 川中核心建产区沙溪庙组沉积构造特征及相标志

3.3 矿物组构特征

从矿物含量上看，川中地区沙溪庙组砂岩中石英含量较高，长石次之而岩屑含量较低，颗粒的分选也较好，磨圆程度为次棱—次圆，颗粒之间基本为点、线接触，砂岩具有成分成熟度低，结构成熟度中等的特点，粒间孔较为发育。砂岩的粒度概率曲线图主要以两段式为主，跳跃总体含量较高，也有一定量的悬浮总体，反映浅水牵引流沉积特点。以上特征均反应砂岩具有三角洲前缘水下分流河道成因。

3.4 地震反射特征

结合测录井资料和岩心资料，根据地震反射样式、振幅和频率特征，在川中地区沙溪庙组识别出3类地震相：Ⅰ类地震相在整个沙一段时期相对一致，反射同相轴表现为亚平行、连续性中等、强振幅、中等频率等特点，反映了强水动力条件下的高能沉积环境，对应三角洲前缘河道和河口坝沉积；Ⅱ类地震相在沙一段时期表现为中振幅、高频率，同相轴连续性较差、内部反射较杂乱，对应三角洲前缘席状砂沉积环境。Ⅲ类地震相在整个沙一段时期特征较稳定，变化不大，反射同相轴振幅在全工区内能量最弱，表现为弱振幅、中高频的特征，同相轴连续性变好，反映水动力逐渐降低的沉积环境，对应滨浅湖沉积（图11-a）。

图11 川中建产区沙溪庙组地震相发育特征

除此之外，在地震剖面中还能见到宽缓叠瓦状前积反射特征，代表斜坡区浅水环境中的水流进积作用，是三角洲的典型特征。前积体的顶积层和底积层不发育，可能由于湖盆水体浅，水流过度冲刷作用有关。反射同相轴表现为强振幅、连续性中等，表现为“断续强亮点”（图11-b）。反映川中地区可能受北东向和南西向物源的共同影响。

4 川中沉积相类型及其垂向演化

浅水三角洲发育的基本条件包括：稳定的构造背景、较大的盆地面积、较缓的古地形坡度、湖平面频繁升降变化、水体浅及物源供给充分[21-24]。基于川中沙溪庙组沉积背景和沉积特征的分析，本文认为沙溪庙组主要的沉积相类型包括浅水三角洲和湖相沉积两种。

4.1 浅水三角洲

浅水三角洲与正常三角洲相比，主要在于湖泊水体浅，且湖泊水体不稳定，造成以河道砂体为主，河口砂坝所占比例较低。川中地区YQ3井的取心段中，发育典型的浅水三角洲。沙一段内部自下而至上发育3套砂体，多表现为箱型结构，仅在中部的砂体内见到明显的代表反粒序的漏斗形特征。砂体间被中厚层的红色泥岩所分割，在砂岩底部红色泥岩向上逐渐过渡为绿色和浅灰色泥岩，灰色泥岩与上覆砂岩间常见冲刷面构造。这一特征表明沉积期整体气候较为干旱，主要为泛滥平原沉积，随着气候的潮湿，河流径流增大，造成湖平面快速上升，河流携带沉积物入湖形成了浅水三角洲；之后湖平面快速下降，发育代表干旱期的红色泛滥平原，这表明频繁的气候变化是控制砂体垂向发育的关键（图12）。

图12 YQ3井沙一段单井沉积相分析图

本文将浅水三角洲划分为三角洲平原和三角洲前缘，其中浅水三角洲平原沉积主要发育分流河道和泛滥平原微相，分流河道为浅水三角洲平原砂体的主体类型，岩性以含灰褐色泥砾砂岩和中—细砂岩为主。河道沉积底部冲刷面明显，含较多的暗紫红色泥砾，自下而上粒度变细，呈现多期河道叠置特征，测井曲线往往为齿化箱形，常发育槽状交错层理、板状交错层理等（图10-b）。

浅水三角洲前缘则主要发育水下分流河道微相以及河口坝微相。水下分流河道砂体是浅水三角洲前缘的沉积主体，由于水体较浅，河道水体能量强、浅水三角洲水下分流河道砂体延伸更远，岩性以灰色中细砂岩为主，发育槽状交错层理以及板状交错层理等（图10-a、c）。河口坝微相则由于水体较浅、分流河道水体能量强，相对正常三角洲而言发育较少，且前期发育的河口坝多被后期的分流河道冲刷破坏，较少被保存下来，在少量钻井岩心上见到残余的河口坝沉积物，主要为浅灰色、浅灰褐色细粒砂岩、粉砂岩，分选中等，自下向上也常表现反韵律的特征（图10-e～g），测井曲线通常呈漏斗形或由于分流河道冲刷与其形成复合韵律，主要发育浪成砂纹层理和块状层理等。

4.2 湖泊

根据岩性特征，可识别出浅湖砂坝和浅湖泥两种沉积微相。浅湖砂坝微相，岩性以灰色粉砂岩为主，夹薄层粉砂质泥岩和泥岩，可见一些植物化石，主要发育在滨浅湖中水动力条件较强的区域（图10-h）。浅湖泥微相主要发育灰色、灰黑色泥岩，具有水平层理，含大量的叶肢介化石，分布较为局限（图 9-a）。

4.3 沉积微相展布特征

本文主要利用岩心和测录井资料，结合地震属性等资料，系统恢复了沙一段和沙二1亚段的沉积微相平面展布特征。发现沙一段和沙二1亚段发育的浅水三角洲存在较为明显的差异。总的来说，沙一段底部气候相对潮湿，川中地区存在相对稳定的湖泊，浅水三角洲朵体较为发育，单期河道砂体规模较大，河口砂坝发育规模较大；沙二1亚段的浅水三角洲形成于相对干旱的沉积环境，湖泊发育不稳定，时常干涸，平面上河道化特征较为明显，单期河道砂体的规模较小，且发育不稳定，相互切割，河口砂坝发育规模较小，仅仅分布在河道入湖的末端，岩心中主要见块状层理，泥质含量较高，表明其为快速卸载成因，且后期被波浪改造相对较弱（图 13、14）。

图13 川中地区沙一1亚段沉积微相分布图

图14 川中地区沙二段8砂组沉积微相分布图

沙一段时期发育典型的潮湿期浅水三角洲，川中地区受多个方向的物源体系影响，三台和盐亭地区主要受北西向物源发育三角洲前缘，仪充和公岳庙地区受北东向物源影响发育三角洲前缘，由早至晚北部物源的影响范围逐渐增大，湖泊主要分布在东部金堂地区和西部的南充，广安和营山等地。沙二段时期为干旱型浅水三角洲，川中地区湖泊仅仅发育在简阳北部地区，湖区面积较小，且时常干涸。平面上发育广覆式的细窄河道，且河道间互相切割明显，表明河道的不稳定。北东物源供给较强，向西南延伸较远，而北西向物源和南部物源交汇于YQ1等井区，河口砂坝相对发育（图12）。