不同的沉积环境, 水动力机制不同, 形成不同类型的沉积构造。通过对研究区内取心井的岩心分析, 可以发现大量指示浅水沉积的沉积构造, 这些现象兼具重力流和牵引流沉积的特征。

包卷层理和球枕构造(图 4-A, 4-B, 4-C)是典型的重力流识别标志(袁静, 2005; 朱筱敏, 2008; 袁选俊等, 2013), 指示一种突发性的事件沉积。研究区内该构造主要发育在河道两侧的泛滥平原中, 一般由1期事件性的洪水暴发之后, 洪水水道对早期沉积物侵蚀破坏、后期发生泄水作用而形成。

图4

Fig.4

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	图4 川西坳陷上侏罗统蓬莱镇组浅水漫湖沉积典型岩心照片(井位见图1)Fig.4 Representative core photos of flood-overlake deposits of the Upper Jurassic Penglaizhen Formation in Chuanxi Depression(wells location in Fig.1)

冲刷面、层理和生物钻孔在研究区内也是普遍存在的沉积构造类型, 可以作为识别下切水道和浅水沉积的重要标志(赵澄林等, 1992; 袁静, 2005; 杨剑萍等, 2008; 袁选俊等, 2013)。冲刷面(图 4-D, 4-E)受洪水强度的影响, 其规模不一, 大型冲刷面上部发育厚层的冲刷带, 冲刷泥砾为长条撕裂状的棕褐色泥岩(图 4-F), 指示一种水浅、流急的氧化环境; 研究区内发育的层理类型多样, 主要包括平行层理、楔状层理、波状交错层理等, 平行层理和楔状层理(图 4-G)一般位于进积型水道和滩坝等微相的底部(图 5-C), 指示一种河道经常发生侧向迁移的浅水沉积环境; 波状交错层理(图 4-H)常见于河口坝、滩坝等微相(图 5-E), 指示一种中等— 强水动力条件下形成的浅水沉积环境; 虫孔、生物扰动构造(图 4-Ⅰ , 4-J)在研究区内十分常见, 其钻孔轨迹与周围岩性界限清晰, 一般发育在水体动荡、富氧环境下, 可以作为浅水沉积的重要证据之一。

图5

Fig.5

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	图5 川西坳陷上侏罗统蓬莱镇组浅水漫湖沉积野外露头照片Fig.5 Outcrop photos of flood-overlake deposits of the Upper Jurassic Penglaizhen Formation in Chuanxi Depression

根据相带展布与沉积环境, 研究区内浅水三角洲可以划分为三角洲平原、三角洲内前缘和外前缘, 在三角洲平原, 以发育树枝状分流河道为主, 河道间发育泛滥平原沉积; 在三角洲前缘以发育连片席状砂岩为特征(金振奎等, 2014); 洪水漫湖沉积微相一般可以划分为洪水水道、砂坪、泥坪、混合坪、滩坝和浅湖泥等(杨剑萍和操应长, 2002; 许涛和林承焰, 2004; 袁静, 2005; 冯兴雷等, 2009)。作者通过多种资料的综合应用, 对研究区内蓬莱镇组浅水漫湖沉积微相进行了分析, 认为主要的沉积微相类型包括以下4种:分流河道、滩坝、河口坝、漫湖泥坪, 其中分流河道又可以进一步划分为洪水水道和平水水道。

川西坳陷在晚侏罗世蓬莱镇组沉积期, 由于地形平坦、开阔, 沉积水体较浅。与前人研究的典型洪水— 漫湖沉积相对比, 在这种条件下形成的浅水漫湖沉积不存在高水位期的低能泥坪, 即湖平面在高水位期(洪水期)和低水位期(枯水期)都存在平行于岸线的滩坝砂体(砂坪)。在平面上, 表现为分流河道切割多期早期形成的沿岸分布的滩坝砂体, 形成“ 坝上河” , 这种现象在现代沉积中也是可以找到证据的, 并且是一种很常见的沉积现象, 如非洲中部博茨瓦纳地区(南纬22° 17'48.46″, 东经24° 41'05.24″)和中国的鄱阳湖(北纬28° 33'11.32″, 东经116° 23'08.15″)以及岱海(北纬40° 34'45″, 东经112° 42'12.08″)现代沉积等。

3.2.1 分流河道

分流河道发育在浅水三角洲平原(金振奎等, 2014), 在平面上呈枝状, 根据水道的形成机制, 又可以进一步划分为洪水水道和平水水道。

洪水水道发育在洪水期, 系季节性洪水流入浅水湖泊后所形成的限制性沉积。岩性为灰绿色中粒— 粗粒岩屑质石英砂岩(图 6-A), 粒度概率曲线图上表现为不明显的“ 一段式” 或上拱形(图 7-A), 粒度区间大, 分选差, 悬浮总体占粒度分析的大部分或全部, 反映典型的重力流沉积特征; 测井曲线为齿化箱型— 钟型, 具正旋回垂向沉积层序。

图6

Fig.6

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	图6 川西坳陷上侏罗统蓬莱镇组不同沉积微相岩石类型三角图(砂岩分类方案据朱筱敏, 2008)Fig.6 Rock-type triangular plots of different microfacies of the Upper Jurassic Penglaizhen Formation in Chuanxi Depression(sandstone classification scheme from Zhu, 2008)

图7

Fig.7

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	图7 川西坳陷上侏罗统蓬莱镇组浅水漫湖沉积微相粒度概率曲线图Fig.7 Grain-size probability curves of flood-overlake depositional microfacies of the Upper Jurassic Penglaizhen Formation in Chuanxi Depression

平水水道发育在平水期, 由河流携带碎屑物向前推进、下切作用形成。岩性为灰白色细粒— 中粒岩屑质石英砂岩(图 6-A), 粒度概率曲线图上表现为“ 低斜三段式” (图 7-B), 分选差— 中等, 以跳跃总体为主, 反映典型的牵引流沉积特征; 测井曲线为箱型— 钟型, 具正旋回垂向沉积层序。

3.2.2 滩坝

滩坝的形成受湖岸线控制, 一般发育在浅水三角洲前缘, 在平面上平行于岸线呈长条形分布。岩性为灰白色粉砂— 细砂岩屑质石英砂岩、岩屑砂岩(图 6-B), 粒度概率曲线图上表现为“ 高斜二段式” (图 7-C), 曲线斜率值大、分选好、以跳跃总体和悬浮总体为主、缺失滚动总体, 反映以牵引流为主的水动力特征; 测井曲线为指型, 幅度高。

3.2.3 河口坝

河口坝发育在分流河道分叉的河口处, 在研究区内, 由于沉积水体较浅, 受季节性洪水和河道的侧向摆动的破坏, 一部分被改造为平行于岸线分布的滩坝, 一部分残留形成河口坝。岩性为灰白色粉砂— 中砂岩屑质石英砂岩、岩屑砂岩(图 6-C), 测井曲线为漏斗型, 具反旋回垂向沉积层序。

通过对蓬莱镇组高频层序发育过程中砂体展布的研究发现, 在平面上, 具有“ 河道控厚砂、岸线控薄砂” 的特点, 在空间上, 不同类型的砂体具有“ 纵向叠覆、横向连片” 的特征。

4.1.1 河道控厚砂— — 分流河道砂体

分流河道砂体是浅水漫湖沉积体系的重要砂体类型, 由于水体较浅, 受河流进积作用的影响, 分流河道砂体在平面上呈树枝状延伸较远。

研究区内, 单期分流河道砂体一般较厚, 在5~10 m之间。垂向上(图 8), 随着可容空间的变化, 河道砂体与其他类型砂体之间常表现为交切关系; 平面上(图 9), 以JP₁⁵和JP₂²砂组(位置见图2)为例, 物源主要来自龙门山中段的短轴方向和龙门山北段的长轴方向, 其中长轴方向的物源为主要物源, JP₁⁵砂组沉积期, 受2个方向物源控制的分流河道主要在马井— 什邡— 德阳一带交汇, 在JP₂²砂组沉积期, 短轴方向的物源供源能力减弱, 长轴方向的物源供源能力增强, 分流河道在洛带地区逐渐入湖。

图8

Fig.8

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	图8 川西坳陷过马井105— 马蓬75— 马沙1— 马井102— 什邡2— 什邡7井连井砂体精细对比剖面(剖面位置见图9)Fig.8 Sand-body correlated profile across Wells MJ105-MP75-MSh1-MJ102-SF2-SF7 in Chuanxi Depression(profile location in Fig.9)

图9

Fig.9

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	图9 川西坳陷上侏罗统蓬莱镇组JP15、JP22砂组砂体分布平面图和沉积相Fig.9 Sand-body distribution and sedimentary facies of the JP15, JP22 sand groups of Upper Triassic Penglaizhen Formation in Chuanxi Depression

4.1.2 岸线控薄砂— — 河口坝、滩坝叠覆砂体

受不同时期的岸线控制, 滩坝砂体、以及由波浪作用改造的河口坝— 滩坝砂体一般平行于岸线方向呈条带状分布, 当湖平面处于高水位稳定期, 发育一期河口坝— 滩坝叠覆砂体, 当湖平面处于低水位稳定期, 发育另外一期河口坝— 滩坝叠覆砂体。

研究区内, 由于沉积水体较浅, 分流河道经常发生侧向迁移, 河口坝砂体很少发育。被波浪改造的河口坝砂体常与滩坝砂体汇成叠覆砂体, 平行于岸线分布, 厚度一般在3~5 m之间。垂向上(图 8), 叠覆砂体呈薄层条带状, 侧向延伸远; 平面上(图 9), 在JP₁⁵砂组沉积期, 坝体主要分布在马蓬41井— 广汉1井和川都617井— 洛深1井一带, 在JP₂²砂组沉积期, 坝体主要分布在温江3— 马蓬75— 新场21— 高庙31井和川都617井— 都遂2井一带。

4.1.3 不同类型砂体纵向叠覆、横向连片

“ 河道控厚砂、岸线控薄砂” 的机理很好地解释了浅水漫湖沉积体系平面上的砂体展布, 然而, 随着湖平面的频繁变化, 不同时期的砂体在空间上相互叠置, 具有“ 纵向叠覆、横向连片” 的特点。

纵向上, 不同时期的砂体之间常表现为河道之间相互切割或河道对早期形成的坝体交切关系; 平面上(图 10), 由于沉积体系的变迁, 不同时期不同类型的砂体相互叠覆连片, 形成了川西坳陷中段蓬莱镇气藏的“ 满凹含砂、满凹含气” 的格局。

图10

Fig.10

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	图10 川西坳陷上侏罗统蓬莱镇组JP15、JP22、JP38砂组砂体叠覆图Fig.10 Superposed sand-body map of the JP15, JP22 and JP38 sand groups of Upper Triassic Penglaizhen Formation in Chuanxi Depression

发育在浅水湖盆背景下的沉积体系, 湖岸线是控制其砂体空间展布与叠加样式的主要因素(李元昊等, 2009), 而在高频层序发育过程中, 随着季节的变更, 湖岸线是不断迁移的。

现今的地质剖面是多期高频层序在垂向上和平面上叠加复合的结果, 研究的精度越高, 越接近实际的地质演化情况。所研究的高频层序, 对应于Vail经典层序地层学的准层序和Cross高分辨率层序地层学的短期基准面旋回, 甚至更高级别。

川西坳陷中段在蓬莱镇组沉积期, 是一个具坳陷性质的盆地, 地形平坦开阔, 沉积水体较浅, 在这种背景下, 湖侵和湖退的范围较广, 对浅水漫湖沉积体系的砂体具有直接的控制作用。为了研究在高频层序内部湖岸线的变化范围, 以砂组(数米到数十米)为级别开展层序地层和沉积微相研究, 结合测井相, 确定平行岸线滩坝砂体的发育位置。

以JP₂²砂组为例, 该砂组位于蓬莱镇组三段, 横向上地层厚度均匀, 在25 m左右。通过对该砂组钻井资料进行测井相分析发现(图 11, 其中钻穿JP₂²砂组探井数量179口), 研究区内存在多期平行于岸线方向的滩坝砂体、滩坝— 河口坝叠覆体和河口坝砂体。其中滩坝砂体测井曲线上表现为高幅指型, 滩坝— 河口坝叠覆体是指受湖岸线的改造作用、早期的河口坝被破坏与滩坝砂体混合的一种沉积体, 其测井曲线上表现为低幅指型或齿化漏斗型, 河口坝砂体测井曲线上表现为漏斗型。这些类型的砂体受湖岸线的控制, 沿着岸线方向分布, 并且在空间上相互叠加复合, 同时, 这些平行岸线的坝体被分流河道切割, 形成“ 坝上河” , 在测井曲线上表现为下部为指型— 漏斗型向上突变到箱型。通过对平行岸线滩坝范围的研究, 可以确定在这一高频层序发育时期, 至少存在2期湖岸线, 分别为最高水位线和最低水位线, 当湖平面处于最高水位线稳定期和湖平面下降至低水位稳定期, 分别发育平行于岸线的滩坝砂体。

图11

Fig.11

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	图11 川西坳陷上侏罗统蓬莱镇组JP22砂组湖岸线位置与滩坝分布平面图Fig.11 Distribution between lake shoreline and bars of the JP22 sand group of Upper Jurassic Penglaizhen Formation in Chuanxi Depression

在陆相浅水湖盆内部, 随着岸线的不断迁移, 浅水漫湖沉积体系发生周期性的进积和退积。作者综合考虑了古构造、古气候等因素, 在高频层序内部将岸线的迁移简化为湖岸线高水位稳定期、湖岸线低水位稳定期和湖岸线快速变化期3个阶段(图 12)。

图12

Fig.12

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	图12 川西坳陷上侏罗统蓬莱镇组浅水漫湖沉积体系演化模式Fig.12 Sedimentary evolution model of flood-overlake deposits of the Upper Jurassic Penglaizhen Formation in Chuanxi Depression

当湖平面处于高水位和低水位稳定期, 由于岸线基本保持不变, 湖浪的淘洗是浅水漫湖沉积体系砂体的主要破坏因素, 因此形成了2期平行于岸线、呈条带状展布的再沉积砂体。湖平面处于快速变化期又可以进一步分为快速下降期和快速上升期:当湖平面处于快速下降期, 分流河道由于河流的进积作用, 不断向前推进, 对早期形成的沿岸坝体进行改造再沉积; 当湖平面处于快速上升期, 湖浪的淘洗又成为浅水漫湖沉积体系的主要破坏因素。

随着湖岸线的迁移, 不同时期的三角洲经历沉积— 破坏— 再沉积的动态过程, 最终形成了在高频层序发育时期, 不同成因类型砂体的纵向叠置模式和平面分布规律。

在高频层序(准层序)发育过程中, 湖浪淘洗和河流进积作用控制着浅水漫湖砂体的沉积和破坏, 受湖平面升降和可容空间变化的影响, 不同成因砂体在空间上表现出不同的叠置样式。

作者通过对蓬莱镇组浅水漫湖沉积体系的研究, 基于不同级次的地质单元, 总结了4种类型的砂体叠置模式(图 13), 分别为同期同相自旋回叠置模式、同期异相自旋回叠置模式、不同期同相异旋回叠置模式和不同期不同相异旋回叠置模式。

图13

Fig.13

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	图13 浅水漫湖沉积不同成因砂体叠置模式(沉积速率地层单元, sedimentation rate scales, 据Miall, 2014)Fig.13 Different genetic sand-body superposed patterns of flood-overlake deposits(‘ sedimentation rate scales’ from Miall, 2014)

同期同相自旋回叠置模式包括同一期河道侧向迁移, 河口坝、滩坝相互叠置等, 其主要研究的地质体对应于8级沉积速率地层单元(sedimentation rate scales; Miall, 2014), 如河道叠覆体等, 时间尺度在10⁴~10⁵a之间, 在研究区内主要发育在平均高水位线之上, 这一时期, 由于岸线相对稳定, 分流河道以侧向迁移为主。

同期异相自旋回叠置模式包括同一期河道、河口坝、滩坝等砂体相互切割叠置, 其主要研究的地质体对应于8级沉积速率地层单元, 在研究区内主要发育在湖岸线高水位稳定区和湖岸线低水位稳定区, 受自旋回因素影响, 河道发生侧向迁移, 对同一时期形成沿岸滩坝砂体进行切割改造。

不同期同相异旋回叠置模式根据可容空间大小, 又可以进一步分为高可容空间和低可容空间2种模式, 其特征为不同时期河道等砂体相互切割, 研究的地质体对应于9级沉积速率地层单元, 时间尺度在10⁵~10⁶a之间。

不同期不同相异旋回叠置模式包括不同时期形成的不同类型的河道、河口坝、滩坝等砂体之间垂向上相互叠置, 其主要研究的地质体对应于9级及以上沉积速率地层单元。