四川盆地位于中国西南部, 面积约180000km²(图1)。盆地四周皆为高山, 东北为大巴山, 东南为大娄山, 西南为大凉山, 西侧为邛崃山、龙门山, 北侧为米仓山。盆地内多低山丘陵, 海拔为300~600m。以龙泉山、华蓥山为界, 大体可以把四川盆地分为3部分:西部为成都平原, 中部多低山丘陵, 东部为平行岭谷。

图1

Fig.1

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	图1 四川盆地上三叠统马鞍塘组资料点分布Fig.1 Data used in this study of the Upper Triassic Ma' antang Formation in Sichuan Basin

四川盆地为发育于前震旦系变质岩基底之上的大型叠合盆地, 经历了从元古代到中生代早期漫长的海相克拉通盆地和中新生代前陆盆地演化过程(邓康龄, 1982)。其形成演化可分为4个阶段: 中— 晚元古代扬子地台基底形成阶段, 震旦纪— 中三叠世被动大陆边缘阶段, 晚三叠世前陆盆地形成阶段和侏罗纪— 第四纪前陆盆地阶段(Li et al., 2003)。

晚三叠世早期, 由于扬子板块和华北板块之间由东向西的碰撞闭合形成南北向压性应力场, 故扬子陆块西缘边界断裂北段可能发生构造反转, 由早期的张性正断层变为以韧性左旋走滑为主; 同时, 由于扬子板块的顺时针旋转(Meng et al., 2005), 龙门山构造带发生构造反转, 扬子板块向西发生陆内俯冲, 龙门山北段开始形成。在此构造背景下, 晚三叠世早期, 四川盆地西部存在一个从早到晚、由北向南的陆源碎屑逐渐增多的过程, 物源来自北方古陆(刘树根等, 2009)。该时期盆地以西仍为深海沉积, 盆地内部发育滨浅海相。

四川盆地三叠系由下至上分为飞仙关组、嘉陵江组、雷口坡组、天井山组、马鞍塘组、小塘子组和须家河组(梅冥相, 2010)(图2)。马鞍塘组主要分布于盆地西部(四川省地质矿产局, 1997), 直接覆盖于中三叠统雷口坡组和天井山组之上, 上覆小塘子组和须家河组。该组在四川盆地南部地区叫做垮洪洞组, 在松潘— 甘孜地区进一步分为杂谷脑组、侏倭组和新都桥组(图2)。垮洪洞组由深灰色、灰黑色泥页岩、灰岩、泥灰岩和砂岩组成, 底部普遍发育砾岩。杂谷脑组、侏倭组和新都桥组以浊积沉积为主, 并含丰富的火山岩岩屑和深海— 半深海相掘食迹(张勤文, 1981)。马鞍塘组底界为区域性的不整合面(Li et al., 2003; 郑荣才等, 2008, 2012), 在绵竹汉旺、什邡金河等地均有出露, 界面上下岩性、岩相突变。马鞍塘组与上覆小塘子组为连续沉积。根据岩性特征, 可将马鞍塘组分为3段:下段以鲕粒灰岩和生屑灰岩为主; 中段以礁灰岩为主, 障积礁和粘结礁发育, 造礁生物主要为硅质海绵; 上段主要由黑色页岩和泥岩组成, 中间夹有薄层粉砂岩和泥灰岩。

图2

Fig.2

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	图2 四川盆地和周边地区三叠系对比 (灰色部分对应于无沉积或剥蚀期; 据邓康龄, 1992; 梅冥相, 2010; 有改动)Fig.2 Stratigraphic correlation of the Triassic in Sichuan Basin and surrounding areas (Gray intervals correspond to periods of non-deposition or erosion; Compiled from Deng, 1992; Mei, 2010)

前人利用古生物资料对马鞍塘组的地质时代进行了系统研究, 一致认为其属于晚三叠世卡尼期(卢孟凝和王若姗, 1980; 王运生, 1992), 持续时间为8.5 Myr(Haq et al., 1987)。

本次研究应用了川西地区12条露头剖面、10口取心井的岩心(累计长度98m)、480口钻井和2500km二维地震测线等资料(图1)。露头资料包括岩性、物性、铸体薄片、古生物和分析化验资料, 对这些资料前人都进行了系统可靠的研究。钻井资料包括组合测井、地质分层、岩屑录井和常规薄片、铸体薄片和古生物资料。通过对露头、岩心、测井数据和地震解译资料的综合分析来确定沉积相及其平面展布。

沉积相分析的第一步是岩石学特征和测井相分析。首先, 根据露头和岩心的岩性、颜色、原生沉积构造、生物扰动、古生物等特征确定岩石类型。为了更清晰和详细地了解岩石学特征, 对典型岩性段取样55块, 并作扫描电镜和铸体薄片分析。然后, 通过典型井自然伽马曲线形态、平滑度、组合序列等特征的分析, 确定测井相(测井曲线纵向比例尺为1:200)。在此基础上, 利用岩心标定自然伽马曲线, 确定测井相。岩石类型和测井相确定之后, 根据岩石类型和测井相垂向组合关系划分沉积相、亚相和微相。

为了弄清各沉积相的空间分布, 本次研究进行了单因素编图。编制单因素图件之前, 首先进行露头和钻井沉积相分析及连井对比。单因素图件编制完成后, 通过多因素综合分析, 确定沉积相的空间展布。在此基础上, 再通过地震属性提取和地震相精细分析, 确定各沉积亚相和微相边界。

另外, 为了弄清三角洲砂体和礁滩体的储集性能, 本次研究共开展了150块岩心样品和25块露头样品的物性分析。为了评价泥岩生烃潜力, 本次研究共测试了32块样品的TOC和R_O值。

在岩心和露头中共识别出31种岩石类型(表1), 其构成沉积相谱系分析的基础。这些岩石类型在纵向上构成4大类沉积相, 即礁滩相、潟湖相、潮坪相和三角洲相(表2)。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 四川盆地上三叠统马鞍塘组主要岩石类型 Table1 Main rock types of the Upper Triassic Ma' antang Formation in Sichuan Basin 岩石类型 特 征 描 述 C 煤层, 褐煤或无烟煤, 中间夹泥岩或粉砂质泥岩 Fmc 碳质泥岩, 富含有机质 Fmb 生物扰动泥岩, 灰黑色, 块状 Fmm 块状泥岩, 灰黑色, 偶见菱铁矿 Fml 纹层状泥岩, 灰黑色到黑色, 菱铁矿丰富 Fmf 富植物化石泥岩, 灰黑色到黑色, 块状 Fsb 生物扰动粉砂岩, 浅灰色到灰白色, 块状或弱纹层状 Fsl 粉砂岩与泥岩互层, 浅灰色到灰黑色, 透镜状、波状或脉状层理 Sr 波纹层理砂岩, 脉状或透镜状层理 Sd 变形层理砂岩, 细粒, 富含泥质及碳质条带 Shu 丘状交错层理砂岩, 细粒或中粒砂岩 Sb 富生物潜穴砂岩, 块状, 细粒砂岩 Sh 双向交错层理砂岩, 细到中粒砂岩 Spl 板状交错层理砂岩, 细到中粒砂岩 Sw 楔状交错层理砂岩, 细到中粒砂岩 Spa 平行层理砂岩, 细到中粒砂岩, 偶见双黏土层结构和泥岩披盖 Sm 块状层理砂岩, 细到粗粒砂岩 St 槽状交错层理砂岩, 细到粗粒砂岩 Sce 富泥质和碳质撕裂屑砂岩 Lre 礁灰岩。单个礁体分礁底、礁核、礁翼和礁顶4个部分。礁底发育块状含生屑微晶灰岩, 呈破碎再固结状。礁核发育块状含海绵微晶灰岩, 显示为原地碎裂再固结状或簇状, 海绵含量5%~15%, 局部达20%~30%。礁翼发育礁屑角砾岩及角砾状礁灰岩, 砾石直径为1~5cm, 大者可达30cm, 分选性和磨圆性差, 分布不均, 多为崩裂成因, 占礁体体积的90%。礁顶发育块状含骨屑和海绵的藻泥晶灰岩, 海绵含量少且中央空腔多被泥质充填 Lth 生屑藻团块含泥石灰岩, 藻团块呈不规则血凝块状微晶斑, 大部分为细砂至粗砂级, 少量为细砾级 Lb 生屑颗粒岩及含泥石灰岩, 角砾级棘皮类、双壳类、腕足类等碎屑与砂级生屑混杂, 生屑含量达75%~80% Lsp 海绵骨针灰泥石灰岩, 海绵骨针含量为25%~35%, 其他生屑占5%~10% Lob 生屑内碎屑鲕粒及似球粒含泥石灰岩, 成分成熟度低, 生屑含量约30%, 内碎屑含量约27%, 鲕粒含量约25%, 似球粒含量约10% Lcr 含藻屑的生屑石灰岩, 生屑富集, 并含少量藻屑(如管孔藻, 钙扇藻), 粒屑呈次棱角状, 具残缺微晶套 Lcoo 同心鲕石灰岩, 鲕粒常与放射同心鲕混生, 直径大, 圆度好 Lon 藻鲕石灰岩, 颗粒直径大, 颗粒边缘具褶皱, 局部具瘤状突起, 常与同心鲕混生 Lab 含生屑藻屑含泥石灰岩, 颗粒以砂屑及少量砾屑为主。砂屑呈圆形、长条形和不规则形, 微晶套较厚, 并发生强烈重结晶。生物碎屑主要为棘皮类、双壳类、腕足类和有孔虫等 Lsb 生屑内碎屑含泥石灰岩, 以细砂屑为主, 次棱角状或次圆状, 微晶结构, 具有薄的微晶套。砂屑偶见长条形, 平行层面分布, 可见拉长的弯曲尾端, 可能为微生物包壳作用产生 Lmo 含微晶鲕含泥石灰岩及石灰岩, 微晶鲕分为2类: 第1类鲕粒内布满杂乱微晶纹, 主要为微生物无定向钻孔形成; 第2类鲕粒直径为0.15~0.3mm, 鲕粒内为不均匀微晶, 可能是微生物鲕 Lro 放射鲕含泥石灰岩及石灰岩, 鲕粒直径为0.18~0.6mm, 椭圆及不规则状, 鲕粒内具清晰的放射纹, 由核心延伸至鲕缘, 同心纹层微弱

表1 四川盆地上三叠统马鞍塘组主要岩石类型 Table1 Main rock types of the Upper Triassic Ma' antang Formation in Sichuan Basin

表2

Table2

表2(Table2)

表2 四川盆地上三叠统马鞍塘组沉积相特征 Table2 Sedimentary facies characteristics of the Upper Triassic Ma' antang Formation in Sichuan Basin

表2 四川盆地上三叠统马鞍塘组沉积相特征 Table2 Sedimentary facies characteristics of the Upper Triassic Ma' antang Formation in Sichuan Basin

3.1 礁滩相

礁滩相可细分为鲕粒滩、生屑滩和生物礁3个亚相(图3-A, 3-B)。

图3

Fig.3

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	图3 四川盆地上三叠统马鞍塘组单井或单剖面沉积相分析Fig.3 Analysis of sedimentary facies of single well and outcrop of the Upper Triassic Ma' antang Formation in Sichuan Basin

鲕粒滩厚度为29~75m, 分下部和上部2个微相, 间夹生屑层。鲕粒滩下部泥粒岩发育(表 2; 图4-A), 偶见藻鲕、放射鲕及微晶鲕, 环境水体能量相对较低。鲕粒滩上部颗粒岩发育(表 2; 图4-B, 4-C, 4-D, 4-F), 颗粒多为亮晶胶结, 反映环境水体能量相对较高。同心鲕及放射同心鲕中常见少量生屑和个别大的腕足类、双壳类化石碎片(图4-D), 反映沉积底质高度不稳定、流动性大并不断转移(Feldman et al., 1993)。局部发现的藻类(如管孔藻、葛万藻等)可能与其被波浪击碎后经搬运磨蚀、沉积、重结晶及微晶化有关。

图4

Fig.4

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	图4 四川盆地上三叠统马鞍塘组主要岩石类型照片(一)Fig.4 Photographs showing main rock types of the Upper Triassic Ma' antang Formation in Sichuan Basin(Ⅰ )

生屑滩亚相以生屑颗粒岩和泥粒岩为主(表2; 图3-B), 生物数量和种类繁多, 底栖类有孔虫和六射海绵化石丰富, 化石形态完整。局部同一薄片上同一个腕足类或双壳类的两瓣壳同时见到, 说明搬运距离不远, 堆积速率较大。从微观特征看, 以泥晶到亮晶胶结为主, 甚至为亮晶胶结, 表明该类颗粒岩形成时受到的波浪淘洗作用较强。

生物礁以灰泥基质支撑的生物礁类型(Riding, 2002)为主(表2; 图3-A; 图4-E), 主要为点礁, 反映了沉积水体相对较深。造礁生物以六射管状硅质海绵为主, 其次是海百合、苔藓虫和钙扇藻类。居礁生物有腕足类、双壳类和腹足类等。破坏生物有蠕虫类。单个礁体分礁底、礁核、礁翼和礁顶4个部分。Leinfelder(2001)认为中生代以前的硅质海绵主要生存于浅水环境, 礁顶带所处的水深至少为30m(Brunton and Dixono, 1994)。

3.3 潮坪相

潮坪相发育于礁滩相东侧, 研究区可见到潮间带亚相, 从下至上依次发育砂坪、砂泥坪和泥坪3个微相(表2; 图3-C)。该类沉积物中, 各门类生物化石都很繁盛, 含有丰富的适应范围较广的瓣鳃动物化石。砂坪常发育潮汐沟道, 岩心中常见扁平并呈定向排列的碎屑灰岩透镜体。砂泥坪和泥坪生物扰动构造发育(图5-C, 5-E, 5-G), 局部形成块状层理。

图5

Fig.5

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	图5 四川盆地上三叠统马鞍塘组主要岩石类型照片(二)Fig.5 Photographs showing main rock types of the Upper Triassic Ma' antang Formation in Sichuan Basin(Ⅱ )

本次研究以全盆地12条露头剖面、10口取心井的岩心(累计长度98m)、480口钻井和2500km的二维地震测线资料为基础, 通过单因素分析多因素综合的研究方法, 确定了马鞍塘组灰岩和砂岩的展布。研究表明, 马鞍塘组主要分布于四川盆地西部, 厚度由西北向东南逐渐减薄, 沉积中心位于盆地西南部(图6, 图7)。平面上, 灰岩平行龙门山展布(图8-B), 以雾1井为中心, 由西向东、由南向北逐渐减薄, 碎屑岩含量逐渐增加(图6, 图7)。纵向上, 马鞍塘组下部和中部以灰岩沉积为主, 上部以碎屑岩沉积为主, 碳酸盐岩分布范围缩小、碎屑岩分布范围扩大。砂体主要分布于盆地西北部, 盆地中部仅有少量分布(图8-A)。盆地西北部砂体分布范围广, 砂体厚度为10~70m, 由北向南逐渐减薄, 表明物源来自北部。盆地中部砂体分布范围小, 厚度小于10m, 由东南向西北逐渐减薄, 表明物源来自东南部。

图6

Fig.6

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	图6 四川盆地雾1井— 威东1井上三叠统马鞍塘组对比剖面(剖面位置见图1)Fig.6 Stratigraphic correlation profile of the Upper Triassic Ma' antang Formation of Wells Wu1-Weidong1 in Sichuan Basin(profile location in Fig.1)

图7

Fig.7

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	图7 四川盆地周公1井— 龙岗63井上三叠统马鞍塘组对比剖面(剖面位置见图1)Fig.7 Stratigraphic correlation profile of the Upper Triassic Ma' antang Formation of Wells Zhougong1-Longgang63 in Sichuan Basin(profile section in Fig.1)

图8

Fig.8

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	图8 四川盆地上三叠统马鞍塘组砂岩(A)和灰岩(B)等厚图Fig.8 Isopach maps of sandstone (A) and limestone(B) of the Upper Triassic Ma' antang Formation in Sichuan Basin

马鞍塘组沉积时期, 四川盆地及其西缘整体发育礁滩— 潟湖— 潮坪— 三角洲沉积体系, 由西向东、由南向北依次发育礁滩相、潟湖相、潮坪相和三角洲相(图9)。四川盆地以西的甘孜— 阿坝地区可能发育斜坡及盆地相(张勤文, 1981; 郑荣才等, 2012), 主要为一套厚度巨大的复理石相砂岩和板岩, 并含少量瓣鳃类化石(邓康龄等, 1982)。礁滩相发育于雾1— 苏码1— 新深1— 汉旺剖面一线。潟湖相发育于高家1— 平落1井区, 以泥质沉积为主。潮坪相发育于盆地西部及中部。三角洲相发育于盆地西北部和盆地中部局部地区, 砂岩发育, 中间夹有薄层的泥岩和粉砂岩。三角洲砂体的发育与周边隆起不断向盆内提供物源有关。

图9

Fig.9

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	图9 四川盆地上三叠统马鞍塘组沉积相图Fig.9 Sedimentary facies map of the Upper Triassic Ma' antang Formation in Sichuan Basin

四川盆地马鞍塘组沉积时期, 地形非常平缓, 局部存在风暴作用的影响。风暴作用的影响有3个方面:(1)鲕粒滩含有丰富的混源鲕及其他混源组分, 呈现明显的双峰态。主要表现为大鲕与小鲕混杂, 无明显分选性, 且鲕粒与鲕间充填颗粒呈明显双峰态分布(图4-B, 4-C); (2)鲕粒滩中常含生物碎屑夹层, 生物碎屑的粒径大小混杂, 组分成熟度低, 呈现无序组构或极紊乱组构(Flü gel et al., 2004; 吴熙纯, 2009); (3)鲕粒灰岩中鲕粒粒径分布表现为双峰态, 且鲕间细砂屑和生屑等充填物丰富, 明显受到风暴影响。

四川盆地马鞍塘组灰岩与碎屑岩混积, 呈现出明显的特殊性(Read, 1982, 1985; 马永生等, 1999)。碎屑岩的形成与该时期江南古陆和龙门山北段向盆内提供大量陆源碎屑有关(施振生等, 2010, 2011, 2012), 它可能是该时期巨型季风和古特提斯周缘的造山运动、火山活动及变质作用引起的地表风化和水循环加速的结果(时志强等, 2009)。持续性的碎屑物源供给, 不仅造成滨岸带三角洲砂体发育, 还抑制了碳酸盐的形成。距物源区较远地区碎屑供给少, 水体清澈, 礁滩体发育。该时期造礁生物以硅质海绵为主, 也与陆源碎屑大量供给、抑制了其他生物生存有关(吴熙纯和张亮鉴, 1982; 吴熙纯, 1984)。

马鞍塘组发育4类储集层, 分别为鲕粒滩、生屑滩、生物礁和三角洲砂体。鲕粒滩、生屑滩和生物礁储集层以鲕粒灰岩、生屑灰岩和礁灰岩为主, 胶结致密, 残余原生粒间孔较小。鲕粒滩储集层储集空间以次生成因的晶间溶孔、粒间溶孔、溶蚀孔洞为主, 铸体薄片下可见溶蚀缝。储集层平均孔隙度为1.25%, 分布区间为0.5%~1.5%, 平均渗透率为0.007× 10^-3μ m², 大部分小于0.01× 10^-3μ m²。生屑滩储集层平均孔隙度为1.87%, 主要分布于0.21%~7.87%之间, 平均渗透率为0.0074× 10^-3μ m²。

生物礁以灰泥基质支撑为主, 物性较差。汉旺和安县雎水剖面5块岩样分析表明, 储集层平均孔隙度1.40%, 主要分布于0.62%~3.39%之间, 平均渗透率为0.018× 10^-3μ m², 大部分小于0.01× 10^-3μ m²(吴熙纯等, 1985)。储集空间以海绵生长骨架孔、海绵中央腔、粘结藻内窗状孔、生物钻孔等为主, 类型多样。相对来说, 礁翼角砾间的孔、洞、缝及各类溶蚀孔洞物性相对较好, 礁核、礁底和礁顶相对较差。压汞分析表明, 礁翼部位的样品随着压力增大, 进汞量增加很快, 到50个大气压时, 进汞量即达60%, 表明孔隙度偏大, 连通性较好。

鲕粒滩、生屑滩和生物礁储集层局部地区由于溶蚀作用和白云石化作用强烈, 造成粒间溶孔和粒内溶孔发育。

三角洲相储集层以石英砂岩、岩屑石英砂岩为主。砂岩的平均孔隙度为5.14%, 主要分布于1%~7.5%之间, 平均渗透率为2.38× 10^-3μ m², 主要分布于0.1× 10^-3~10× 10^-3μ m²之间。压实作用和石英次生加大是储集层物性变差的主要因素。三角洲相储集层局部地区岩屑溶蚀, 从而产生大量粒间和粒内溶孔。盆地西部由于后期构造活动十分强烈, 产生大量裂缝, 从而有利于储集层连通性的改善。整体上, 礁滩相储集层和三角洲相储集层均以孔隙型和裂缝-孔隙型储集层为主, 局部地区发育裂缝型储集层。

马鞍塘组发育潟湖相烃源岩, 以黑色泥岩和页岩为主, 厚度为60~80m。烃源岩有机质丰度较高, 25块样品分析表明, 有机碳含量分布在0.09%~6.16%之间, 平均值达到1.32%, 其中有机碳含量大于1%以上的占53.9%, 大于0.5%的占92.1%。干酪根以Ⅰ 型和Ⅱ 型为主, 局部地区发育Ⅲ 型, 显微组分含大量的类脂组(含量达50%~80%), R_O值为1.06%~1.61%(叶军, 2003)。

马鞍塘组储集层与烃源岩纵向有效配置, 构成有效的生储盖组合。鲕粒滩、生屑滩和生物礁储集层主要发育于潟湖相烃源岩外部, 三角洲砂体储集层发育于潟湖相烃源岩内侧, 潟湖相烃源岩可对其侧向供烃。4类储集层均发育于相对海平面上升时期, 被潟湖相烃源岩有效封盖。同时, 鲕粒滩储集层、生屑滩储集层和生物礁储集层均发育于油气向上运移路径的中间位置, 有利于油气的优先充注。

1)马鞍塘组发育礁滩— 潟湖— 潮坪— 三角洲相, 由西向东、由南向北依次发育礁滩相、潟湖相、潮坪相和三角洲相。

2)马鞍塘组沉积时期, 四川盆地内部古地形平缓, 由于陆源碎屑的输入, 造成碳酸盐生产率受到限制。且该时期基准面上升速率低, 与硅质海绵礁生长速率不匹配, 故浅水区硅质海绵礁的生长受到抑制。

3)马鞍塘组发育鲕粒滩、生屑滩、生物礁和三角洲砂体4类储集层和潟湖相烃源岩, 储集层与烃源岩纵向上有效配套, 构成有效生储盖组合。