研究区龙王庙组泥晶碳酸盐岩主要为泥晶灰岩。泥晶灰岩中方解石晶体细小, 并以他形为主, 泥质含量高, 孔隙发育程度低, 不含颗粒或颗粒含量低(< 10%); 含颗粒泥晶灰岩的颗粒主要为生物颗粒, 如介形虫碎屑(图 3-a)等, 一般情况下生物化石保存较为完整。泥晶灰岩主要发育在水体较为安静、能量低、循环良好、盐度正常的潮下带等低能环境, 多分布在研究区东部龙王庙组的中下部。

图3

Fig.3

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	图3 溶溪、康家坪剖面龙王庙组野外露头及镜下照片(拍摄地点见图1)Fig.3 Outcrop and microscopic photos of the Longwangmiao Formation in Rongxi and Kangjiaping sections

研究区龙王庙组晶粒碳酸盐岩包括晶粒白云岩和晶粒灰岩, 并以晶粒白云岩为主要类型, 具体表现为广泛发育在研究区中部的微晶— 粉晶白云岩及少量细晶白云岩(图 4-a), 白云石晶体直径一般小于0.25 mm。微晶白云石的晶粒细小、自形程度差, 泥质含量较高, 岩性致密, 原生孔隙稀少, 扫描电镜下可见微小的晶间孔及晶内溶孔; 上述特征表明微晶白云石主要形成于准同生期的潮坪环境, 与蒸发浓缩作用有关的白云石化是其最主要的成因。随着白云石化作用、重结晶作用的进行, 可形成晶体更为粗大的白云石, 如粉晶、细晶白云石, 白云石的晶型较为完整, 晶间孔及晶间溶孔发育(图 3-b), 部分白云石中可见残留的颗粒轮廓幻影, 说明该白云石是颗粒碳酸盐岩发生白云石化形成的。

图4

Fig.4

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	图4 太和1井和太原剖面龙王庙组镜下照片Fig.4 Microscopic photos of the Longwangmiao Formation in Well Taihe 1 and Taiyuan section

研究区龙王庙组颗粒碳酸盐岩主要包括砂屑碳酸盐岩、鲕粒碳酸盐岩和生屑碳酸盐岩, 且自西向东, 颗粒碳酸盐岩的岩性由颗粒白云岩向颗粒灰岩转换。颗粒碳酸盐岩一般发育在水体浅、水动力强、波浪和潮汐等作用明显、生物发育的沉积环境, 如潮间带、潮下带上部。

2.3.1 砂屑碳酸盐岩

砂屑是研究区龙王庙组颗粒碳酸盐岩中最常见的结构组分, 其主要成分为藻屑, 颜色较暗, 有机质含量较高, 藻类的形态多呈树枝状或不规则形态, 内部结构较为松散(图 4-b)。砂屑直径一般在0.2~0.8 mm之间, 多发育泥晶套, 分选中等, 磨圆度较好, 次棱角状— 次圆状, 内部结构较为均一(图 3-c)。部分砂屑灰岩在后期成岩作用过程中, 砂屑颗粒、胶结物或两者均发生白云化作用, 形成白云质砂屑灰岩、灰质砂屑白云岩等。砂屑白云岩主要发育在研究区西部荷深1井— 高科1井— 磨深1井— 南充1井地区, 砂屑灰岩则分布在研究区东南部杨家坝— 龙潭一带。

2.3.2 鲕粒碳酸盐岩

鲕粒是研究区龙王庙组颗粒碳酸盐岩中较常见的结构组分, 并以薄皮鲕最为发育, 其次为放射鲕, 2种鲕粒的同心层均较少(多为1~2层), 且单层厚度大, 其中薄皮鲕颜色较暗(图 4-c), 而放射鲕颜色相对较浅(图 3-d), 鲕粒颜色的深浅与其有机质含量有关。鲕粒直径一般在0.3~0.6 mm之间, 核心多为砂屑、生物碎屑及少量石英等, 部分鲕粒被压扁成长条状, 或发生选择性溶蚀、白云化, 在鲕粒周围可见栉壳状的白云石胶结物。鲕粒灰岩主要分布在研究区东部太原— 板凳沟一带。

2.3.3 生屑碳酸盐岩

研究区龙王庙组颗粒碳酸盐岩中, 生屑碳酸盐岩发育程度低, 多为含生屑灰岩, 化石颗粒以三叶虫、介形虫为主。比较完整的三叶虫化石较为少见, 多为三叶虫胸甲碎屑, 长度一般小于1 mm, 在偏光镜下呈钩状或破碎呈长条状(图 3-e); 三叶虫化石由方解石构成, 部分化石后期被白云石交代。介形虫化石的大小一般在0.2~0.6 mm之间, 两壳完整或分离, 壳体破碎或完整对应于沉积期不同的水动力条件, 介形虫壳后期多被白云石交代, 壳壁之间主要被泥晶方解石充填(图 3-a)。含生屑灰岩在研究区南部的习水良村— 丁山1井一带发育程度相对较高。

碎屑岩与碳酸盐岩的混合沉积包括泥岩(质)与碳酸盐岩(质)的混合和砂岩(质)与碳酸盐岩(质)的混合2种类型。泥岩(质)与碳酸盐岩(质)的混合沉积较为常见, 如泥质白云岩、含泥白云岩(图 5-a, 5-b)等, 属于正常沉积过程, 表明沉积环境中物理作用和生物、化学作用同时存在。砂岩(质)与碳酸盐岩(质)的混合沉积在研究区龙王庙组主要表现为粉砂质白云岩(图4-d)、粉砂岩与白云岩互层(图5-c)等, 表明沉积环境处于渐变过程, 物源、水动力条件等因素发生区域性的变化; 研究区砂质白云岩中砂质的含量一般小于50%, 主要为石英、长石等, 多出现在研究区西部龙王庙组的中上部。

图5

Fig.5

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	图5 川东及其周缘地区龙王庙组沉积相Fig.5 Sedimentary facies of the Longwangmiao Formation in eastern Sichuan Basin and its adjacent areas

研究区龙王庙组发育的蒸发岩主要是石膏岩。偏光镜下, 石膏晶体具有多种形态, 如柱状、板状, 可见石膏结核, 干涉色呈一级白或浅黄褐色(图 4-e); 部分石膏在后期成岩作用过程中发生去膏化, 被方解石、白云石等交代, 残留膏岩假晶(图 4-a)。此外, 石膏在一定情况下脱水形成硬石膏, 研究区发育的硬石膏多呈团块状或层状, 偏光镜下呈短柱状、厚板状、致密块状, 色彩鲜艳(图 4-f), 上述特征表明研究区膏岩多发育在准同生期、同生期的潮上带及潮间带上部; 除上述纯度较高的膏岩外, 还发育有泥质膏岩、粉砂质膏岩、白云质膏岩等。蒸发岩集中发育在临7井— 座3井、五科1井一带。

开阔台地相主要发育在研究区的东部, 位于碳酸盐岩台地面向广海的一侧, 处于正常浪基面与平均低潮线之间, 水体深度几米至数十米, 地形相对平坦, 水体循环良好, 盐度基本正常, 含丰富的三叶虫化石, 以灰岩的广泛发育为岩性特征。开阔台地相按其内部沉积特征可划分出开阔潮下、浅滩2个亚相。

3.1.1 开阔潮下

开阔潮下亚相位于开阔台地内部、正常浪底附近、地势较低洼的浅水区, 水动力较弱, 分布广泛。岩性以深灰色— 灰色泥晶灰岩为主, 可见具条带结构的灰色泥质灰岩、含介形虫等生物碎屑的泥晶灰岩(图 3-a); 水平层理发育, 偶夹风暴成因的砂砾屑灰岩, 部分砂屑颗粒发生白云化作用; 整体上为还原环境下的静水沉积。根据沉积物的不同, 可划分为灰质开阔潮下、泥质开阔潮下等微相类型(图 5-d)。

3.1.2 浅滩

浅滩位于开阔台地内部、开阔潮下间地势较高的位置, 水体能量强, 生物、波浪、水流等作用明显。研究区发育的浅滩厚度多在30~60 m之间(图 5-e), 主要岩性为鲕粒灰岩、砂屑灰岩、白云质生屑灰岩, 常与粉晶灰岩、粉晶含云灰岩伴生, 见三叶虫化石碎屑(图 3-d); 在部分颗粒边缘, 微生物频繁钻孔, 对粒缘原生粒间孔改造的同时形成泥晶等厚环边, 残余的原生粒间孔后期被粒状方解石充填, 与早期形成的纤维状方解石形成世代胶结(图 3-c), 孔隙发育程度低; 局部地区发育藻灰岩夹层, 可见波痕、波状— 柱状叠层石构造。自然伽马曲线呈微齿化, 值略高(图 5-e)。根据碳酸盐岩颗粒结构类型的差异, 可进一步区分出鲕粒滩、砂屑滩和生屑滩等微相类型。

局限台地相是研究区龙王庙组最主要的相类型, 位于碳酸盐岩台地向陆一侧, 多发育在潮间带; 相较于开阔台地, 局限台地水体变浅且循环受限, 盐度略有增高, 地势更加平坦, 但相变频繁; 以微晶— 粉晶白云岩的广泛发育为岩性特征。根据沉积环境的差异可细分为:潟湖、局限潮坪、台内滩3个亚相, 其中潮坪和潟湖亚相更为发育。

3.2.1 潟湖

潟湖亚相位于局限台地内部、平均低潮线附近、地势较低洼的地区, 属于低能环境; 与开阔潮下类似, 潟湖以静水沉积为主, 但其水体循环受到限制, 盐度增大, 发育生物的种类局限。主要岩性为微晶白云岩, 偶夹薄层泥质白云岩, 局部与白云质灰岩、灰质白云岩互层, 整体上灰质含量低。自然伽马曲线形态平直, 且曲线值低, 在泥质含量高处曲线值有所增加(图 5-b)。按潟湖发育的岩性特征可划分为云质潟湖、膏云质潟湖、膏质潟湖等微相(图5-a, 5-d)。

3.2.2 局限潮坪

局限潮坪亚相位于局限台地内潮间带的地势较高处, 水体较浅, 水位变化频繁, 常出露海面, 蒸发作用较强, 盐度较高, 生物发育程度低。在露头及岩心上, 潮坪均呈向上变浅的沉积层序。岩性以粉晶白云岩为主, 可见泥晶灰岩; 但原生泥晶灰岩多经与蒸发浓缩作用有关的白云化转变为微晶— 粉晶白云岩, 并常见细棒状、板状石膏晶体以及被白云石交代的结核状膏岩假晶(图 4-a)。白云岩晶间孔发育, 部分地区可见针孔状白云岩; 除此, 还发育有非选择性溶蚀作用形成的溶缝(图 3-b)、溶洞(图 3-f), 可作为良好的油气储集层。自然伽马曲线形态较为平直, 曲线值较低, 当沉积物中泥质含量增高时曲线值显著增大(图 5-a), 膏质含量增高时曲线值减小。按照沉积物性质的不同, 可划分为膏坪、膏云坪和砂云坪以及泥云坪(图5-a)等微相。

3.2.3 台内滩

台内滩亚相发育在局限台地内潮汐水道或潟湖与潮坪之间过渡带等水动力较强的区域, 地势较高, 波浪作用明显, 水动力强。相较于开阔台地内的浅滩, 台内滩的规模小, 厚度薄, 多为2~10 m(图 5-a, 5-b)。其中鲕粒滩主要岩性为鲕粒白云岩、白云质鲕粒灰岩, 粒间多被亮晶胶结物充填; 由于台内滩常暴露于海平面之上, 在大气淡水淋滤作用下, 颗粒内不稳定矿物在早成岩阶段发生选择性溶蚀, 形成粒内溶孔(图 4-c)、铸模孔, 这类次生溶孔常被早期混合水白云化作用形成的白云石晶体充填, 残余的孔隙将成为物性较好的储集层。

典型的蒸发台地位于潮间带上部— 潮上带, 可划分为蒸发潮坪和蒸发潟湖2个亚相。相较于局限台地, 其与广海的连通更为受阻, 水动力弱, 波浪、潮汐作用不明显, 加之气候炎热干旱, 蒸发作用强烈, 水体盐度高, 导致生物的绝迹和蒸发岩的广泛发育, 这一现象是蒸发台地最显著的岩石学标志。在地震相上, 膏岩集中发育处, 表现为弱振幅、断续杂乱、透镜状形态地震相, 在膏岩、膏质白云岩和白云岩互层处, 由于白云岩和膏岩之间存在较强的波阻抗差, 发育强振幅、中连续地震相(邱健等, 2002; 张延玲等, 2005); 以此为依据, 通过钻井标定, 在研究区的五科1井周缘、座3井— 临7井一带, 即五百梯、云安场、太和场、相国寺等构造识别出断续分布的膏岩层(图 6), 为确定蒸发台地的发育位置提供依据。

图6

Fig.6

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	图6 川东地区龙王庙组典型地震相(测线位置见图1)Fig.6 Typical seismic facies of the Longwangmiao Formation in eastern Sichuan Basin(Profiles location in Fig. 1)

3.3.1 蒸发潮坪

蒸发潮坪亚相发育在蒸发台地内地势相对较高处。其中潮上带长期暴露地表, 加之气候干旱, 蒸发量大, 盐度高, 有利于膏盐坪的形成; 潮间带上部海水盐度偏高, 主要发育膏质微晶白云岩, 并常与白云质膏岩(图 4-f)、微晶— 粉晶白云岩共生; 蒸发潮坪中, 干裂、鸟眼构造、膏岩结核等常见。虽然蒸发潮坪与局限潮坪两者的沉积环境、岩性特征等存在差异, 但是随海平面升降和气候条件的变化, 这2种潮坪很容易互相转换(图 5-f)。

3.3.2 蒸发潟湖

蒸发潟湖亚相发育在蒸发台地内地势相对低洼处。岩性主要是较纯的硬石膏岩, 多呈团块或层状产出, 厚度大(图 5-b), 偏光镜下呈细棒状、板状等多种形态(图 4-e), 部分地区可见少量泥质膏岩和膏质白云岩。自然伽马曲线形态平直, 曲线值为接近零线的极低值。大面积发育的厚层膏质潟湖可作为良好的区域油气盖层。纵向上蒸发潟湖位于蒸发台地层序的下段, 向上过渡为蒸发潮坪亚相(图 5-b)。

四川盆地的关基井— 天星1井一线以西地区, 距离陆源碎屑物源区较近, 加之龙王庙组沉积期水体较浅, 从而在该地区形成了以碎屑岩和碳酸盐岩的混合沉积为典型特征的混积台地相。在川东地区内, 混积台地发育程度低, 主要为沉积潮坪亚相。

混积潮坪亚相主要位于潮上带, 水体浅、水动力弱, 属于氧化环境。发育的主要岩石类型有紫红色粉砂质泥岩、褐灰色白云质粉砂岩(图 4-d)和泥晶白云岩, 以细粒碎屑岩与碳酸盐岩的混合沉积为典型特征(图 5-c, 5-f); 碎屑岩中, 可见透镜状层理、波状层理、水平层理等沉积构造。按其发育的岩性特征, 可进一步划分为泥坪、砂质泥坪、砂云坪等微相。

在确定沉积相类型后, 通过编制连井相剖面来研究沉积相的分布格架及其变化趋势。分析发现研究区龙王庙组厚度分布较为稳定, 从盆地内部向盆地东、南边缘厚度逐渐增大(图 7), 说明龙王庙组沉积期古地形具有西高东低、北高南低的特点; 值得注意的是, 利1井由于受到七跃山断层作用影响, 沉积厚度明显增大, 达272 m; 座3井及其周缘地区发育的大套膏岩, 在后期构造挤压作用下, 发生流动, 聚集在构造高部位, 从而导致座3井地层厚度增大(图 6, 图7)。沉积相在横向上从盆地内部向盆地边缘依次为局限台地、蒸发台地、局限台地、开阔台地, 并以局限台地相最为发育, 开阔台地相分布在盆地东缘; 垂向上, 沉积相自下而上发育有开阔台地、局限台地、蒸发台地, 这一规律在太和1井表现最为明显, 反映龙王庙组沉积期海平面逐渐下降, 蒸发台地分布在太和1井、林1井龙王庙组顶部和座3井龙王庙组中部, 丁山1井发育厚度巨大的浅滩。

图7

Fig.7

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	图7 川东及其周缘地区龙王庙组连井沉积相剖面Fig.7 Sedimentary facies profiles of the Longwangmiao Formation in eastern Sichuan Basin and its adjacent areas

在连井相剖面分析的基础上, 还需进行单因素分析来最终确定沉积相的平面分布。本次研究选取龙王庙组地层中白云岩和颗粒碳酸盐岩的含量作单因素分析(图 8), 在此基础上进行多因素综合研究, 根据白云岩、灰岩、膏盐岩和碎屑岩的含量进行沉积相类型划分(冯增昭, 2004, 2005):白云岩含量50%以上为局限台地, 灰岩含量50%以上为开阔台地, 膏盐岩含量50%以上为蒸发台地, 碎屑岩含量50%以上为混积台地。除此, 在碳酸盐岩台地内部, 颗粒碳酸盐岩含量20%以上为滩体。

图8

Fig.8

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	图8 川东及其周缘地区龙王庙组白云岩及颗粒碳酸盐含量分布图Fig.8 Content of dolostone and grain carbonate rocks of the Longwangmiao Formation in eastern Sichuan Basin and its adjacent areas

龙王庙组白云岩的含量在研究区中部为50%~100%, 西北部与东部均低于50%(图 8)。西北部的关基井— 天星1井以西地区, 岩性主要为细粒碎屑岩(含量53%~69%), 发育碎屑岩与碳酸盐岩的混合沉积, 为混积台地相; 关基井— 天星1井以东、明中乡— 池7井— 太和1井— 丁山1井以西地区, 岩性以白云岩为主(含量51%~100%), 发育局限台地相; 在临7井— 座3井、五科1井一带, 岩性以膏岩为主(含量49%~100%), 为蒸发台地相; 明中乡— 池7井— 太和1井— 丁山1井一线以东地区, 主要岩性为灰岩(含量54%~90%), 发育开阔台地相。

而在研究区龙王庙组碳酸盐岩台地内部, 荷深1井— 高科1井— 磨深1井— 南充1井(颗粒白云岩含量20%~70%)、太原— 板凳沟(鲕粒灰岩含量5%~50%)、习水良村— 丁山1井(颗粒灰岩含量10%~90%)、修齐坝— 东安乡(颗粒灰岩含量10%~40%)、杨家坝— 龙潭(颗粒灰岩含量10%~30%)等地颗粒碳酸盐岩发育, 为台内滩、浅滩沉积。

总的来说, 龙王庙组沉积期, 早加里东运动逐渐增强, 海平面逐渐下降, 研究区整体为一倾向南东的、呈北东— 南西向展布的浅水碳酸盐台地(图 9)。西北部关基井— 天星1井一线以西地区, 距离陆源碎屑物源区较近, 受陆源碎屑注入影响明显, 发育混积台地沉积。临7井— 座3井、五科1井一带, 受华蓥山断裂影响, 地势高, 沉积物接近水体表面, 蒸发作用强烈, 发育蒸发台地相。在混积台地以东、明中乡— 池7井— 太和1井— 丁山1井一线以西、除蒸发台地外的地区, 距离陆源碎屑物源区和广海均有一定距离, 且沉积水体浅、循环受限、盐度略有增高, 发育局限台地相; 在局限台地内部, 南充1井、磨深1井、高科1井、荷深1井一带, 受古地貌影响, 地势较高, 水体较浅、水动力强, 发育台内滩沉积。局限台地以东地区, 面向广海, 水体深度增大, 且循环正常, 发育开阔台地相; 开阔台地内部的杨家坝、修齐坝等地, 位于古地貌高地, 波浪、潮汐作用明显, 发育浅滩沉积; 另一类浅滩发育在局限台地与开阔台地的过渡带, 位于低潮面附近、七跃山断裂带的下盘, 地势较高, 水体能量强, 是滩体最为有利的发育区, 如太原— 板凳沟、丁山1井— 习水良村等地。

图9

Fig.9

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	图9 川东及其周缘地区龙王庙组沉积相平面分布Fig.9 Planar distribution of sedimentary facies of the Longwang-miao Formation in eastern Sichuan Basin and its adjacent areas