主要分布于川西坳陷北部和南部, 广元地区的唐家河、杨家岩和须家河等剖面均有分布。根据沉积环境和沉积特征, 可分为三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲泥3个亚相, 盆地内只发育三角洲前缘和前三角洲泥。三角洲前缘可划分为水下分流河道、分流间湾、河口砂坝和远端砂坝。

水下分流河道:以灰白色中粒和细粒的石英砂岩和岩屑石英砂岩为主。自下而上, 砂岩粒度逐渐变细, 构成正粒序(图 2-1)。水下分流河道底部发育冲刷— 充填构造, 冲刷面之上发育河道滞留砾岩, 厚度为20~30 cm。砾岩常为灰黑色泥砾, 呈次棱角状— 次圆状, 顺层排列, 粒度由下至上逐渐变小, 滞留沉积之上发育一套灰白色中砂岩和细砂岩。沉积构造常见块状层理、楔状交错层理、板状交错层理(图 2-2)和平行层理。砂岩之上常覆盖有一层灰黑色碳质泥岩, 厚约5~10, cm, 与砂岩呈突变接触关系。水下分流河道沉积的单层厚度为5~8, m, 自然伽马曲线为钟型。

图2

Fig.2

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	图2 四川盆地小塘子组典型沉积构造照片(一)Fig.2 Photographs showing typical sedimentary structures of the Xiaotangzi Formation, Sichuan Basin(one)

分流间湾:为水下分流河道和河口砂坝之间地势相对较低的海湾地区, 河流及波浪改造都较弱。由黑色、灰黑色泥岩和泥质粉砂岩、粉砂岩组成(图 2-3), 常发育透镜状层理和水平层理, 自然伽马曲线呈齿状。

河口砂坝:主要由浅灰色厚层状中、细粒岩屑石英砂岩和石英砂岩组成, 偶夹泥质条带和薄层。砂岩由下至上粒度逐渐变粗, 总体构成反粒序(图 2-4)。单层厚度为3~8, m, 砂体底部与下伏泥岩呈渐变接触。发育楔状交错层理和板状交错层理, 有时可见变形层理。河口砂坝沉积常与水下分流河道沉积交互出现, 自然伽马曲线表现为漏斗状与钟状的交替。

远端砂坝:沉积物较河口砂坝细, 主要为灰黑色泥岩、粉砂质泥岩与灰色泥质粉砂岩和粉砂岩薄互层。发育波状层理、透镜状层理和脉状层理, 有时见沙纹层理、碟状构造、滑塌变形构造和包卷层理。生物扰动构造发育, 粉砂岩中常见的遗迹化石有Skolithos verticalis(垂直石针迹)(图 3-1)和Planolites sp.(漫游迹), 偶尔可见生物逃逸构造。Skolithos verticalis(垂直石针迹)主要为一种与层面垂直和高角度倾斜的管状潜穴, 直径2~3, cm, 无衬壁, 潜穴上偶见纵向抓痕, 被动充填。该遗迹属主要出现于水体能量中等— 较强的沉积环境中。Planolites sp.(漫游迹)则为一种沿层面分布或与层面低角度倾斜的管状潜穴, 直径为3~4, mm, 长约2~3 cm。它主要出现于中等能量的水体环境中。逃逸构造是动物在底层内快速向上移动或向下逃跑掘穴时遗留下来的痕迹, 它的形成与沉积物的加积和被冲刷侵蚀密切相关(胡斌等, 1997)。远端砂坝环境水体能量中等— 较强, 且水体能量强弱交替。水体能量较强时, 沉积物以砂质为主, 且由于风暴或水流作用, 底层遭受冲刷; 水体能量较弱时, 沉积物以泥质为主, 大量生物在此活动。远端砂坝沉积砂质组分由下到上逐渐增多, 自然伽马曲线表现为漏斗状。

图3

Fig.3

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	图3 四川盆地小塘子组典型沉积构造照片(二)Fig.3 Photographs showing typical sedimentary structures of the Xiaotangzi Formation, Sichuan Basin(two)

前三角洲主要由暗色泥岩及浊积岩相组成。浊积岩相可进一步划分为经典浊积岩与砂质浊积岩两种类型。常见厚1~30, m的石英砂岩中含有大量塑性变形颗粒。

三角洲沉积层序以广元须家河剖面小塘子组为代表(图 4-左)。该剖面以三角洲前缘亚相为主, 自下而上呈进积式。下部以灰黑色泥岩夹薄层粉砂岩为主, 为远端砂坝沉积; 中部见2~3期正粒序砂岩, 冲刷面之上依次发育块状层理、槽状交错层理中粗砂岩、平行层理中细砂岩、板状交错层理细砂岩、透镜状层理粉砂岩和水平层理泥岩; 上部以河口砂坝沉积为主, 砂岩整体构造呈反粒序。

图4

Fig.4

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	图4 四川盆地广元须家河剖面(左)和泉3井(右)小塘子组沉积微相Fig.4 Microfacies of the Xiaotangzi Formation in Guangyuan region(left)and Well Quan 3(right), Sichuan Basin

障壁砂坝是指海浪造成的长而低的狭窄砂坝, 常是砂洲或生物礁等其他水下隆起(冯增昭, 1997)。在障壁砂坝与陆地之间形成了海岸潟湖, 潟湖通过潮汐通道与外海相连, 潟湖内波浪作用弱, 以潮汐作用为主。障壁砂坝— 潟湖沉积主要发育于川中和川南地区, 川西的泉参井附近也有发育。按其沉积特征, 可进一步划分为障壁砂坝、潟湖及充填潟湖的小型河流三角洲等沉积类型。

障壁砂坝沉积主要分布于资2井区、泉5井区、威东6— 莲深1井区及充深1— 龙岗39井区。岩性主要为灰白色中— 厚层细粒石英砂岩和岩屑石英砂岩, 结构成熟度较高。沉积构造主要为平行层理及低角度交错层理。障壁砂坝向海方向推进, 形成下细上粗的反韵律, 沉积层理规模向上增大。

潟湖是被障壁砂坝所遮拦的浅水盆地。波浪作用微弱, 潮汐作用明显。研究区潟湖沉积主要分布于威南、潼南、合川和营山等地区。由于气候潮湿多雨(黄其胜和鲁胜海, 1992; 黄其胜, 1995), 潟湖水体很容易淡化而形成沼泽。岩性主要为灰黑色泥岩及粉砂质泥岩, 泥岩中黄铁矿结核丰富, 呈层状分布(图 3-2), 局部沼泽化可形成断续煤线或薄煤层。沉积构造主要有块状层理、水平层理及各种沙纹层理, 遗迹化石少见, 局部见植物根痕(图 3-3), 泥岩层面可见有大量植物化石。泥岩中常夹有进积到潟湖中的小型河流三角洲砂体(图 3-5)和朝陆地方向推进到潟湖的薄层溢流砂岩。

小型河流三角洲沉积主要发育于荷包场和界石场地区, 水下分流河道发育, 主要由薄— 厚层细粒岩屑石英砂岩及粉砂岩组成, 水下分流河道间为正常潟湖沉积。发育块状层理、中— 小型板状交错层理、爬升波纹层理及脉状层理, 呈现自下而上粒度变细、层理规模变小的正粒序。砂岩分布不稳定, 常迅速减薄甚至尖灭, 显示顶平底凸的透镜状。

浅海陆棚沉积主要发育于川西坳陷中部, 位于三角洲前缘和障壁砂坝前缘。单井上, 龙岗37井和金106E井等均有钻遇, 野外汉旺、佛耳洞和罐子滩等剖面也有出露。岩性一般为灰色泥质粉砂岩与黑色泥岩互层, 有时因强烈风暴而夹风暴砂层。黄铁矿零星分布, 钙质结核普遍, 上部及下部夹有骨屑鲕粒灰岩透镜体(川西北石油队岩矿班沉积岩小组, 1978), 海相瓣鳃类化石常见。泥质粉砂岩中发育波状、微波状层理, 细层极薄且断续分布, 生物扰动强烈, 常因此而破坏了原生层理而形成块状层; 泥岩为块状层理, 偶见水平层理, 风暴砂层中常发育丘状交错层理(图 3-4)。古水体盐度正常, 故各门类生物发育(菊石、有孔虫、牙形刺、瓣鳃类、棘皮类等)(邓康龄等, 1982)。

浅海陆棚沉积和障壁砂坝— 潟湖沉积层序以泉3井小塘子组为代表(图 4-右)。该井下部发育一套厚层的灰黑色泥岩和粉砂质泥岩, 中间夹有薄层细砂岩和粉砂岩。见透镜状层理、脉状层理和波状层理, 反映了浅海陆棚沉积特点。而上部以大套厚层细砂岩为主, 发育板状交错层理和块状层理等, 反映了障壁砂坝沉积特点。从下至上砂岩粒度逐渐变粗, 反映了水退沉积层序。

值得一提的是, 一些学者把潮下低能环境称为开阔海湾相(川西北石油队岩矿班沉积岩小组, 1978; 王正瑛和孙玉娴, 1981)。笔者认为海湾是一地理术语, 称之为浅海陆棚相比较合适。

小塘子组主要分布于川西、川中和川南地区, 尖灭线位于通江— 达州— 重庆— 宫深1井一线(图 5-左)。沉积中心位于川西坳陷中部, 向东逐渐减薄, 剖面上呈西厚东薄的楔状分布。隆丰1井厚度在500, m之上, 而中12井、成都地区厚度介于400~500, m之间, 思依1和泉5等井区厚度则减至200 m。川中和川南地区地层较薄, 介于0~100, m, 不同地区差别较小。龙岗地区厚度介于50~100, m之间, 蓬莱5井厚约45, m, 而西13-1— 通9井一线厚度不到30, m, 广安、大足和重庆等地区地层厚度不足10 m。川中、川南地区地层厚度差异较小, 可能与沉积时地形坡降较小有关(施振生等, 2011)。

图5

Fig.5

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	图5 四川盆地小塘子组地层厚度(左)和砂地比(右)等值线Fig.5 Stratigraphic thickness(left)and sand percentage(right)of the Xiaotangzi Formation in Sichuan Basin

小塘子组砂地比发育4个高值区, 分别位于川西北部、川西南部、川中通江— 营24井— 遂宁一线及包1井区(图 5-右)。川西北部砂地比值较高, 分布范围最大, 自北向南逐渐降低, 表明物源来自北部。中12井和剑门1井砂地比约为50%, 绵阳、龙岗61井区则降至40%。川西南部砂地比高值区分布范围较小, 自西南向东北逐渐降低。大3井砂地比为31%, 而峨眉山地区和白浅67井则降至10%之下。包1井区砂地比高值区分布范围也较小, 自南向北逐渐降低, 包1井砂地比为32%, 而资阳地区小于10%。通江— 营24井— 遂宁一线砂地比介于10%~30%之间, 分布呈断续的“ 土豆状” 。

四川盆地小塘子组发育三角洲、障壁砂坝— 潟湖和浅海陆棚3类沉积(图 6)。中12井区发育灰白色细砂岩, 中间夹有灰黑色泥岩和薄煤层, 砂地比大于50%, 细砂岩中发育板状交错层理和槽状交错层理, 古植物枝干化石常见, 为三角洲前缘水下分流河道沉积。川合100井— 鱼1井— 龙岗61井一线主要由灰黑色泥岩夹细砂岩和粉砂岩组成, 砂地比介于30%~50%之间, 为三角洲前缘河口砂坝沉积。河口砂坝前方, 岩性主要为灰黑色泥岩组成, 夹有薄层细砂岩和粉砂岩, 砂地比介于10%~30%之间, 为远端砂坝沉积。川西南部三角洲由西南向东北方向进入盆地, 表明物源来自东北方向, 在大3井以南, 砂地比介于30%~50%之间, 为三角洲前缘河口砂坝沉积。而在大3井区, 砂地比介于10%~30%之间, 为远端砂坝沉积。

图6

Fig.6

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	图6 四川盆地小塘子组沉积相平面分布Fig.6 Distributions of sedimentary facies of the Xiaotangzi Formation in Sichuan Basin

川中、川南地区障壁砂坝— 潟湖沉积发育。障壁砂坝主要分布于营24井— 遂宁— 资2井一线, 主要由浅灰色细砂岩组成, 砂岩结构成熟度较高。由于受到障壁砂坝的遮挡, 波浪作用减弱, 滩后潟湖发育, 局部地区发生了沼泽化。在盆地包1井地区发育有小型三角洲, 由南向北展布, 物源来自于南部。浅海陆棚沉积分布于川西坳陷中部, 发育于障壁砂坝和三角洲沉积前方, 向西水体逐渐加深, 与松潘— 甘孜海相通(施振生等, 2010, 2011)。

晚三叠世, 由于扬子板块和华北板块由东向西的碰撞闭合形成南北向压性应力场。扬子板块沿着北川— 映秀断裂带北段向西陆内俯冲, 龙门山北段开始隆升(贾东等, 2003; 刘树根等, 2009)。然而, 关于龙门山的开始抬升时间, 学术界存在多种观点。一种观点认为, 龙门山北段是须二期才开始隆升, 小塘子期仅为水下隆起, 无剥蚀作用(邓康龄, 2007; 李勇等, 2010)。另一种观点认为, 华北板块和扬子板块在中三叠世就已开始碰撞, 龙门山北段在小塘子期就开始隆升遭受剥蚀(杨荣军等, 2008; 刘树根等, 2009)。笔者赞同后一种观点, 证据有三:①沉积相分布展示, 小塘子组川西北部发育较大规模的三角洲, 砂体由北向南逐渐减薄, 表明龙门山北部发育物源; ②从砂岩碎屑成分三角图上看, 小塘子组川西地区发育造山带物源, 且由川西南向川西北逐渐增高(图 7), 表明盆地周缘造山带已经形成, 并向盆地提供物源; ③李勇等(1995)曾在崇州市怀远镇和都江堰市虹口乡的小塘子组中发现一套成分以花岗岩和火山岩为主的砾岩, 这也表明小塘子组沉积时期龙门山冲断带已初始形成, 并暴露地表为盆地提供物源。

图7

Fig.7

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	图7 四川盆地小塘子组砂岩碎屑成分三角图(底图据Dickinson and Suczek, 1979; Dickenson, 1988)Fig.7 Triangular plots showing the sandstone composition of the Upper Triassic Xiaotangzi Formation in Sichuan Basin (Provenance fields are from Dickenson and Suczek, 1979; Dickenson, 1988)

四川盆地小塘子组泥质烃源岩分布面积广、厚度大, 川西、川中和川南地区均有分布(图 8)。厚度最大值位于川西坳陷中部, 隆丰1井厚度在200, m之上, 向北、向南、向东逐渐减薄。绵阳、成都一带厚度约100, m, 至泉3井区减薄至85 m。川中地区厚度多在10~50, m之间, 而威远— 遂宁— 通江一线以东, 泥质烃源岩厚度均在10, m之下。泥质烃源岩的大面积分布, 为小塘子组的大规模生烃提供了物质基础。

图8

Fig.8

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	图8 四川盆地小塘子组泥质烃源岩厚度(m)Fig.8 Thickness(m)of muddy source rock of the Xiaotangzi Formation in Sichuan Basin

小塘子组泥质烃源岩以Ⅱ 型和Ⅲ 型有机质为主, 不同沉积相带有机质类型存在差异(表 1)。川西坳陷中部浅海陆棚相和川中、川南地区的潟湖相因为兼有水生及陆生有机质物源, 以Ⅱ ₁、Ⅱ ₂有机质为主, Ⅲ 型有机质含量相对较低。而三角洲前缘干酪根类型基本上为Ⅲ 型。

小塘子组泥质烃源岩具有较宽的有机碳(TOC)含量范围和较高的成熟度。TOC含量从小于0.5%到30%(30%为煤的下限标准), 不同沉积相带存在差异。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 四川盆地上三叠统小塘子组烃源岩显微组分组成特征 Table1 Maceral composition of source rock of the Upper Triassic Xiatangzi Formation in Sichuan Basin 井号 岩性 腐泥组(含矿物沥青基质)/% 壳质组/% 镜质组/% 惰性组/% 类型指数Ti/% 沉积相 样品数 干酪根类型 广安101 泥岩 63.16~80.95 2.38 16.67~36.84 0 2~5.5 潟湖 2 Ⅱ 2 邛西1 泥岩 74.19 / 25.81 1 3 浅海陆棚 1 Ⅱ 2 平落4 泥岩 / / 100 / -0.8~-3.2 三角洲前缘 4 Ⅲ

表1 四川盆地上三叠统小塘子组烃源岩显微组分组成特征 Table1 Maceral composition of source rock of the Upper Triassic Xiatangzi Formation in Sichuan Basin

TOC含量高的地区主要分布于川西坳陷中部的浅海陆棚相和川中、川南地区的潟湖相, 基本上大于2.0%。另外, 三角洲前缘远端砂坝和前三角洲泥质烃源岩TOC含量也较高, 分布于2%~3%之间。三角洲前缘水下分流河道和河口砂坝微相及障壁砂坝亚相TOC含量比较低, 分布于0.5%~1.5%之间。泥质烃源岩成熟度R_O值分布在1.0%~2.5%之间, 全区大部分地区处于高成熟至过成熟阶段。川西坳陷中段成熟度最高, 达到2.5%之上, 向西南和西北方向逐渐降低。川中和川南地区R_O较川西地区低一些, 潼南地区高成熟, R_O大于1.3%, 而其他地区分布于1.0%~1.3%之间。

总之, 小塘子组泥质烃源岩大面积分布, 有机碳含量和成熟度均较高, 以Ⅱ 至Ⅲ 型干酪根为主, 为小塘子组的大面积生烃提供了物质保障。