四川盆地区处于上扬子克拉通内坳陷沉积区, 并在周缘造山隆起、龙门山一带台缘障壁岛及台内隆起围限作用下形成广阔的半封闭陆表海沉积环境, 主要发育了局限— 蒸发台地2类沉积相, 又可进一步分为6种亚相和若干微相。局限台地相主要包括潮间带、局限潟湖及台内滩亚相。潮间带处于低潮线到高潮线之间, 依据水深以平均海平面为界可分为潮间上和潮间下两个亚相(图 4)。潮间上毗邻潮上带, 岩性主要为灰— 云组合, 白云岩含量较高, 主要常见微相有云坪(图 5-e, 5-g)、藻云坪、灰云坪(图 5-c)及台内颗粒滩微相(图 5-d)。潮间下带岩性主要为灰— 云组合, 灰岩含量较潮间上有所增加, 主要常见微相为灰坪(图 5-f)、藻灰坪、云灰坪(图 5-b)及台内颗粒滩。低潮线下为局限潟湖亚相, 岩性组合为(含泥/膏)云灰组合, 水体更深, 主要发育含膏泥云质潟湖、含膏泥灰质潟湖、灰泥质潟湖及膏盐湖。蒸发台地处在高潮线至特大高潮线之间, 远离广海, 炎热干旱, 海水循环更加受阻, 蒸发作用强烈。主要包括潮上带和蒸发潟湖亚相。

图 4

Fig.4

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	图 4 四川盆地雷口坡组沉积相划分方案Fig.4 Sedimentary facies division scheme of the Leikoupo Formation in Sichuan Basin

图 5

Fig.5

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图 5 四川盆地雷口坡组典型沉积相 a— 靖和1井, 1576.1 m, 雷一段, 含膏白云岩, 鸟眼构造; b— 安阜1井, 5652.59m, 雷四段, 藻黏结白云质灰岩; c— 马井1井, 6148.48m, 雷四段, 含灰质粉晶云岩; d— 羊深1井, 6151m, 雷四段, 残余鲕粒泥粉晶白云岩; e— 彭州115井, 6331.23m, 雷四段, 微晶白云岩; f— 安阜1井, 5688.72m, 雷四段, 鲕粒灰岩; g— 孝深1井, 5717.60m, 雷三段, 针孔状纹层— 条带状粉细晶云岩, 呈自形或半自形, 10~20μ m为主; h— 彭州115井, 6823.60m, 雷三段, 粉晶白云岩, Dol他形; i— 丰谷1井, 5514.27m, 雷三段, 灰色膏质白云岩; j— 川西江油马鞍塘剖面, 雷一段, 灰色藻白云岩, 发育溶孔; k— 川西香水香泉剖面, 雷四段, 藻纹层— 叠层石云岩; l— 羊深1井, 6158m, 雷四段, 凝块石白云岩, 内部见复杂微生物结构Fig.5 Typical sedimentary facies of the Leikoupo Formation in Sichuan Basin

潮上带岩性组合为(含泥)膏— 云组合, 主要包括云坪(图 5-h)、膏云坪(图 5-a, 5-h)及含泥、膏云坪。蒸发潟湖岩性组合为云-膏组合, 膏质含量增加, 主要包含云质膏湖及膏湖微相。

四川盆地龙深1井— 回龙1井— 蓬莱6井— 潼4井— 磨溪7井— 环山4井— 太和1井雷口坡组东西向沉积相连井对比剖面(图 6)位于四川盆地中部地区, 雷口坡组的顶面为一个区域性三级层序界面, 不管是在地震剖面还是测井曲线上都易于追踪和识别, 因此将其作为一个区域性的标志层拉平。碳酸盐岩台地沉积体系是该连井对比剖面的沉积主体, 中三叠世雷口坡组沉积期, 四川盆地总体处于地壳不断抬升、海平面相对下降、海水强烈蒸发的陆表海环境, 主要发育了局限— 蒸发台地潟湖、潮坪2大类沉积相。剖面中、东段下部发育潮间上带, 中部以大面积发育的局限潟湖为主, 上部又逐渐变为潮间— 潮上带。蓬莱6井、潼4井、磨溪7井及太和1井的雷一段至雷四段均有揭示此类沉积相发育特征。剖面西段局限潟湖发育较少, 中、下部为潮间上和潮间下带交替发育, 上部水体变浅, 呈潮上带— 蒸发潟湖环境, 龙深1井、回龙1井和蓬莱6井的雷四段均揭示了此类沉积特征。

图 6

Fig.6

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	图 6 四川盆地雷口坡组沉积相连井对比剖面图Fig.6 Correlation profile of sedimentary connected wells of the Leikoupo Formation in Sichuan Basin

本次编图单元为三级层序体系域, 编图过程中利用岩相单因素统计结果, 定量与定性相结合来判识沉积相界线, 该方法主要依据冯增昭教授的定量岩相古地理学思想(冯增昭, 1992, 2004)。在四川盆地雷口坡组沉积相研究过程中发现灰岩和白云岩含量受沉积相带的控制非常明显, 在潮坪相的潮间下带亚相中, 沉积水体较深, 灰岩含量较大; 而在潮间上带, 沉积水体较浅, 白云岩含量增加; 在潮上带亚相中, 由于蒸发环境蒸发作用进一步增强, 白云岩化作用显著, 白云岩含量达到潮坪相的顶峰。用灰岩和白云岩含量相关性可以划分潮坪相的界线, 而要划分潟湖相及台内滩的边界, 则需要引入膏岩、泥岩及藻砂屑含量来综合划定。

不同相带白云岩和灰岩占比的阈值划定是基于多口典型钻井的岩心观察、钻井解剖、薄片鉴定的基础上先确定相带归属, 再与灰岩、白云岩及膏岩的统计数据进行比对, 从而确定对比方案。例如安阜1井5688.72m处的岩心及薄片特征可识别为潮间下带灰坪, 其灰岩占比大于60%, 在大量单因素及相关沉积相统计分析的基础上, 建立岩相单因素特征及沉积相对应模型(表 1)。灰岩及白云岩的60%/40%界线为定量区分潮间上带及潮间下带的界线阈值; 白云岩的80%且含膏、泥(< 20%)为潮上带的界线标志; 白云岩含量20%~60%、灰岩含量40%~80%且含有膏岩及泥岩是局限潟湖的界线标志; 白云岩占比小于40%且富含膏(> 60%)是蒸发潟湖的界线标志; 处在潮坪相中且含藻、砂屑是台内滩的界线标志。按照表 1对应的模型, 先根据单因素统计结果进行等值线成图, 主要单因素图件包括地层等厚图、白云岩含量等值线图、灰岩含量等值线图以及膏岩含量等值线图。图 7以雷口坡组SQ2时期海侵体系域为例, 展示部分单因素成果, 地层主要分布在盆地西北部(图 7-a), 最大厚度大于100m; 白云岩最大厚度大于80m, 分布于盆地西侧边缘, 自西向东逐渐减薄(图 7-b); 灰岩含量等值线显示(图 7-c), 盆地中部灰岩含量大于边部; 膏岩含量等值线显于(图 7-d), 膏岩主要分布于盆地中北部, 最大厚度大于30m。再进一步以此为依据进行了此次岩相古地理编图(图 8)。

图 7

Fig.7

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	图 7 四川盆地雷口坡组SQ2海侵体系域单因素等值线图 a— 地层厚度等值线图; b— 白云岩含量等值线图; c— 灰岩含量等值线图; d— 膏岩含量等值线图Fig.7 Single factor contour map of SQ2 transgressive system tract of the Leikoupo Formation in Sichuan Basin

图 8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 8 四川盆地雷口坡期岩相古地理图 a— SQ1-TST; b— SQ1-HST; c— SQ2-TST; d— SQ2-HSTFig.8 Lithofacies palaeogeography of the Leikoupo Period in Sichuan Basin

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 四川盆地雷口坡组岩相古地理判识模型 Table1 Lithofacies palaeogeography identification model of the Leikoupo Formation in Sichuan Basin 相 亚相 白云岩含量/% 灰岩含量/% 其他岩相组合 局限 台地 局限潟湖 20~60 40~80 含膏、泥 潮间下带 < 40 > 60 / 潮间上带 > 60 < 40 / 台内滩 / / 含藻/砂屑 蒸发 台地 潮上带 > 80 / 含膏、泥(< 20%) 蒸发潟湖 < 40 / 富含膏(> 60%)

表 1 四川盆地雷口坡组岩相古地理判识模型 Table1 Lithofacies palaeogeography identification model of the Leikoupo Formation in Sichuan Basin

首先, 依据地层等厚图划定台地和推测古隆起的界线。在台地中, 依据白云岩含量等值线图和灰岩含量等值线图确定台地内潮间带的细分, 将白云岩含量大于60%且灰岩含量小于40%的地区定为潮间上带, 白云岩含量小于60%且灰岩含量大于40%的地区定为潮间下带, 在潮间下带中, 灰岩含量大于60%的地区定为局限潟湖。再根据膏岩含量等值线图, 将局限潟湖内膏岩含量大于10%的地区定为膏灰质潟湖, 将白云岩含量大于60%且膏岩含量大于10%的地区定为潮上带, 并重复该思路和方法编制其余体系域的岩相古地理图, 用以分析四川盆地雷口坡组各三级层序体系域的岩相古地理特征和整体演化模式。再进一步进行了此次岩相古地理编图(图 8), 用以分析四川盆地雷口坡组各三级层序体系域的岩相古地理特征和整体演化模式。

4.2.1 SQ1海侵体系域(图8-a)

该期四川盆地区总体呈现西南高、北东低的古地理格局, 主要接受来自鄂西、黔北、川西3个方向的海侵, 以发育广大局限潟湖— 潮坪沉积为主, 潟湖沉积主要位于盆地东北部, 晚期潟湖向西向南扩展, 与当时鄂西、黔北局限海相连, 而潮坪沉积位于盆地中西部至南部, 尤其是早期沿局限潟湖外围发育若干台内潮间高能滩为基础的针孔状溶蚀云坪, 成为川中、川南地区重要的天然气储集层。

SQ1海侵体系域早期, 盆地东北部主要为含泥、膏云质潟湖, 分布范围广, 西至梓潼— 西充— 乐至一线, 南至南充— 渠县— 石柱一线, 潟湖中心在达州— 梁平— 开江地区, 以膏岩夹盐岩为主要沉积特征, 向鄂西地区过渡为泥灰质沉积, 反映向东水体加深; 东南部潟湖位于习水— 隆昌— 大足区域, 自东南向北西由泥灰质过渡为云灰质沉积, 反映海水由黔北侵入。盆地西部和南部处于潮坪环境, 以潮间上含灰云坪沉积为主, 并在容县— 潼南— 武胜— 涪陵一带局部发育颗粒滩, 潮间下沉积仅见于川西龙门山前的大邑— 彭州地区, 为含云灰坪沉积, 而潮上带主要分布在江油— 广元、丹棱— 彭山、沐川— 古蔺地区, 主要为泥云坪或含膏云坪。此期泸州古隆起尚处于萌芽期, 对盆地东南部沉积分异控制作用不明显, 但围绕古隆起周缘发育颗粒滩已有明显趋势。

SQ1海侵体系域晚期, 继承早期沉积格局, 受盆地西缘与南缘有所抬升影响, 西缘潮间下沉积范围缩小, 南缘潮上带范围向北扩展至容县— 自贡— 富顺一线, 并在川西北龙门山前发育邻近台缘的藻砂屑白云岩颗粒滩; 同时, 盆地东北部潟湖沉积水体略有加深, 分布范围向西向南扩展, 向西到达梓潼— 西充— 安岳一线, 向南至铜梁— 涪陵一线, 潟湖中心转以含膏泥灰岩沉积为主, 反映该期隆、洼格局略有加大趋势。

4.2.2 SQ1高位体系域(图8-b)

该期盆地西部隆升进一步加大, 潮上带范围较SQ1海侵体系域时期有所扩展, 中江— 梓潼— 剑阁一带由潮间带转化为潮上带, 发育含膏云坪。潮间下沉积向龙门山南段迁移, 同时潟湖沉积范围向东收缩至通江— 南部— 安岳一线, 潟湖中心为膏灰质, 向西迁移至营山— 广安— 大竹地区, 湘鄂西地区泥质沉积增多, 奉节地区相变为大套浅色泥岩夹灰岩。龙门山山前出现藻云坪(中46-川31井区)沉积, 并发育临近台缘砂屑滩(射1井)、鲕粒滩(雾1井、仁和1井)。泸州古隆起周缘颗粒滩不发育(图 8-b)。

4.2.3 SQ2海侵体系域(图8-c)

该期受来自东南方向挤压, NE向隆凹格局逐步加剧, 并接受海侵, 沉积水体加深, 在四川盆地中、东部地区广泛发育(含泥、膏)灰质潟湖。

早期, 海平面较SQ1高位体系域时期明显上升, 局限潟湖范围再一次扩大, 向西到达射洪— 龙泉— 井研一线, 以含泥灰岩沉积为主, 潟湖中央为含泥、膏灰岩沉积, 鄂西奉节地区仍维持为泥灰质潟湖沉积特征。川西至川西北主体处于潮间下云灰坪至潮间上云坪沉积区, 发育台内和台缘颗粒滩(仁和1井、麻2井、彭州115-彭州6-4D-龙深1井区), 潮上带仅见于川西北川31-双探3井区, 为含泥膏云坪, 发育台内颗粒滩。该期, 泸州— 开江古隆起有明显隆升, 对隆起及两侧沉积相带展布有一定的控制作用。

晚期, 海平线持续上升, 处于整个雷口坡期最大海侵期, 局限潟湖范围继续扩大, 向西到达阆中— 彭州— 青神一线, 沉积含泥膏质灰岩, 潟湖中心在乐至— 遂宁— 蓬安一带, 沉积灰质膏盐岩, 井研— 容县一带泥质含量高, 充探1井揭示含膏泥灰岩为较好烃源岩。潟湖南部边界明显受泸州古隆起控制, 而潮间带较早期明显收缩变窄, 龙门山北部山前成为颗粒滩主要发育带, 主要为砂屑白云岩(如: 川31井)。

4.2.4 SQ2高位体系域(图8-d)

该沉积期, 四川盆地整体东抬西降, 平均海平面下降, 盆地东部已抬升成陆, 沉积盆地向西迁移至泸州— 开江古隆起西侧至龙门山之间, 呈NE走向展布, 且沉降沉积中心逐步向龙门山中南段山前迁移。受地壳抬升、海平面持续下降影响, 沉积环境由先前局限台地转换为蒸发台地发育为主, 在川西— 川东北地区发育2个较大的云膏质潟湖, 其周缘为广大的潮上膏云坪。此期潮间带分布由川西北向川西龙门山前迁移, 为中三叠世末期南秦岭、龙门山北段逐步崛起和甘孜— 理塘洋强烈扩张共同作用的沉积响应。

早期, 以乐山— 眉山— 成都— 金堂、南充— 巴中为中心发育2个云膏质— 膏质潟湖, 环潟湖周缘为潮上带含泥膏云坪, 龙门山及江油— 剑阁— 龙探1井一线以北地区则处于潮间带, 以潮间上含灰云坪沉积为主。

中期, 先前云膏质潟湖整体向西南方向迁移, 以川西地区丹棱— 龙泉— 眉山为中心继承性发育了大套膏岩夹白云质膏岩, 北部潟湖向南迁移至遂宁— 射洪— 南充一带, 先前川西北潮间带向南拓展至安县— 梓潼— 阆中— 平昌— 渠县一线, 呈现向北西水体渐加深的沉积特征, 由潮间上灰云坪过渡为潮间下云灰坪, 并在潮间上带的龙门山前、元坝— 龙岗地区发育颗粒滩, 为龙岗气田主要产层。

晚期, 该期沉积局限于川西龙门山中南段山前, 总体呈现东高西低的古地理格局, 以潮坪沉积为主, 潟湖沉积见于龙门山前大邑地区, 向东尖灭于川西凹陷东斜坡的绵阳— 金堂— 成都一带; 纵向上经历了一次短期海侵— 海退沉积旋回, 自下而上分为3个岩性段, 下段以潮间上带沉积的大套(藻)白云岩为特征, 厚50~100m, 为川西地区雷口坡组天然气富集的主力储集层, 中段为一套快速海侵背景下潮间— 潮下带灰岩沉积, 厚5~35m, 上段为潮间— 潮下带沉积的含云灰岩夹白云岩, 厚0~45m。

四川盆地雷口坡组岩相古地理演化主要具有以下演化特征(图 9): 属于克拉通内拗陷盆地发育晚期阶段, 构造沉积演化主要受控于东南方向的挤压作用, 受川东地区泸州— 开江一带的不断隆升, 盆地沉积中心向川西迁移。泸州古隆起在SQ1时期及SQ2时期为水下古隆起, 到SQ2高位体系域时期隆升出地表。古地理格局由SQ1时期的西高东低, 演变为SQ2海侵体系域时期的东西高、中间低, 最后在SQ2高位体系时期为西低东高; 呈现了由东倾向西倾的“ 跷跷板” 变化特征。雷口坡组沉积早、晚期沉积岩相以白云岩、膏岩为主, 中期以灰岩和膏岩为主; 古隆起周缘平缓斜坡控制了颗粒滩、(藻)云坪储集岩相的发育。

图 9

Fig.9

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	图 9 四川盆地雷口坡期岩相古地理演化模式Fig.9 Lithofacies palaeogeographic evolution model of the Leikoupo Period in Sichuan Basin

川西探区内雷四³亚段以潮间带沉积为主, 发育上、下2套储集层, 以下储集层段为主力储集层。安阜1井、马井1井等钻井的下储集层段主体属于潮间上沉积, 发育多种结构(如藻黏结、纹层、球粒及凝块)灰岩或白云岩, 是有利储集层发育的主要岩石类型, 纵向上具多层叠置、横向变化大的发育特点, 尤其是广汉斜坡北部在下储集层段上部发育有被灰质潟湖包裹的藻云坪, 之上被雷四³灰岩隔层区域封盖, 具备形成岩性圈闭的有利条件; 同时斜坡带高部位发育下储集层段削截尖灭带, 其顶板为马鞍塘— 小塘子组泥岩, 底板为雷四²膏岩层, 具有形成地层圈闭有利条件, 可成为川西探区在斜坡带勘探雷口坡组天然气的新类型。

川西北地区雷三段以(含膏)微粉晶白云岩及颗粒白云岩为主, 晶间、粒间、粒内溶孔是其主要孔隙空间, 海平面下降时期发生的白云化作用和大气淡水溶蚀作用是孔隙形成的关键因素, 其成储机制与飞仙关组、灯影组的台缘带相似(邹才能等, 2011; 杨威等, 2020)。在川西探区安县山前, 川36井在雷口坡组顶部5135.5~5234.35m也钻遇与中坝地区雷三段岩性特征相似的储集层, 并见有气显示, 其距雷顶不整合面仅20多米, 也显示与印支早期抬升暴露溶蚀作用有关。龙门山北部山前是雷三^2-3颗粒滩的有利沉积相带, 是寻找类似中坝地区天然气储集层的有利地区, 川西探区梓潼凹陷西北部位处该沉积相带内, 可作为勘探新层系。泸州古隆起周缘雷一段颗粒滩和云坪是有利沉积微相, 雷一¹亚段上部录井普遍气测异常测井解释多为含气水层, 川南靖和1井实测孔隙度较高。受泸州古隆起形成影响, 其西北缘处于潮间带沉积环境, 为颗粒滩、云坪微相主要发育区, 纵向继承了嘉陵江末期相对高的古构造背景, 可作为重要兼探领域。

阆中— 元坝地区储集层主要分布于岩溶段, 岩溶作用基本控制了有利储集层的发育范围和规模。元坝地区岩溶发育深度具有从东北向西南加大的趋势。阆中— 元坝地区储集层发育主控因素可概括为“ 岩相(白云岩)是基础, 早期裂缝(印支早期、印支晚期— 燕山早期)+岩溶是关键, 晚期(喜山期)裂缝是改善” 。通南巴地区储集层发育在雷顶不整合界线之下80~100m之内, 均见不同程度的钻井液漏失及气测显示, 马7井已获得突破, 酸化测试日产气34.8× 10⁴m³。通过储集层精细对比, 建立了通南巴地区雷四段“ 白云岩岩相+岩溶残丘+岩溶水系” 储集层发育模式, 可作为勘探新领域。