2.1.1 古地貌特征

川西新场构造带须二段无明显剥蚀现象, 故采用印模法对目的层段沉积前的古地貌进行恢复(图 2)。须二段底部地层整体呈现由东北向西南逐渐倾斜的斜坡, 地形平坦开阔, 研究区内无明显凸起分隔, 在东北部的丰谷地区为构造高部位, 新场15井西南方向为构造低部地区。此时新场构造带处于稳定沉降时期, 沉积物源供给持续稳定。将横跨研究区南西—北东向地震剖面须二段顶拉平后发现须二段地层坡度较缓, 坡度角仅为0.28°, 同时在地震剖面上并没有发现深水三角洲的典型三层结构(图 3), 由此判断新场构造带具备发育浅水三角洲的古地貌背景。

图 2

Fig.2

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	图 2 川西新场构造带须二段底古地貌恢复平面图Fig.2 Plane map of ancient landscape restoration at bottom of the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structural belt, western Shichuan Basin

图 3

Fig.3

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	图 3 川西新场构造带须二段南西—北东(AA’ )向地震剖面Fig.3 Southwest-northeast(AA')seismic profile of the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structural belt, western Shichuan Basin

2.1.2 特殊岩性标志

植物茎叶、煤线与炭屑发育都指示浅水沉积环境。植物碎片多见于须二段暗色泥岩和泥质粉砂岩中, 总体上以植物碎片的印痕型式保存至今。植物碎屑、根茎主要为流水搬运而来。如丰谷21井3784.29 m处见植物茎叶, 平面上呈纹层状展布(图 4-A); 川丰563井3784.00 m, 见植物碎屑(图 4-B)。当沉积区水体较浅或短时间出露地表, 植物大量繁盛, 埋藏成岩后, 碳质含量高的形成煤线, 如新场7井4994.00 m处与川高561井4930.40 m处发育煤线(图 4-C, 4-D), 呈条带状, 厚度薄, 这是由于湖平面频繁波动, 导致研究区分流间湾、沼泽环境难以持久。

图 4

Fig.4

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	图 4 川西新场构造带植物茎叶、煤线岩心特征 A—丰谷21井, 井深3784.29 m, 植物茎叶化石; B—川丰563井, 井深3784.00 m, 植物碎屑; C—新场7井, 井深4994.00 m, 煤线; D—川高561井, 井深4930.40 m, 煤线Fig.4 Cores characteristics of plant stems, leaves and coal lines in Xinchang structural belt, western Sichuan Basin

2.1.3 古气候

川西新场构造带须二段沉积时期潮湿与干旱(或半干旱)气候交替出现。研究区内发现有较多异地埋藏的植物茎干化石, 喜热植物数目占比51%~64%, 喜湿植物数目则小于40%(图 5)。黏土矿物组合与气候条件也有密切的联系, 不同黏土矿物组合特征反映不同的古气候。高岭石在湿润气候环境下形成; 伊利石形成于温暖或者寒冷少雨的气候, 气候干燥、淋滤作用弱的环境下有利于伊利石的保存(郭炳跃等, 2020); 干湿交替的环境下形成蒙脱石; 化学作用受抑制的地区则有利于绿泥石的保存, 干旱气候条件下, 绿泥石含量增加(陈涛等, 2005)。通过对须二段黏土矿物含量统计发现, 伊利石和绿泥石的相对含量占比较大, 伊利石相对含量为44%~88%, 绿泥石含量为11%~58%, 表明须二段沉积时期为干旱少雨的气候环境。研究区须二段时期干旱少雨的气候环境会加剧水体的蒸发, 形成“浅水”沉积环境。

图 5

Fig.5

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	图 5 须家河组各段喜湿、喜热植物含量变化曲线(据黄其胜, 1995; 有修改)Fig.5 Variation curve of hygrophilous and thermophilous plant content in each section of the Xujiahe Formation (modified from Huang, 1995)

川西新场构造带处于浅水三角洲前缘沉积环境, 平原亚相在北部发育(图 1-C), 微相类型有水下分流河道、河口坝、分流间湾、远沙坝与席状砂5种, 其中水下分流河道砂体是最主要的砂体类型。研究区典型的沉积特征如下。

2.2.1 沉积水动力强, 指示流动成因沉积构造广泛发育

针对研究区目的层段进行粒度概率累积曲线分析(图 6)发现, 以跳跃与悬浮2类次总体为主, 总体表现为两段式, 体现了分选好、水动力条件强的特征, 为浅水三角洲前缘水下分流河道沉积环境。岩心特征表明研究区基本上为牵引流成因性质的砂体, 平行层理、交错层理以及沉积—充填构造广泛发育。岩石粒度粗(图 7-A), 粗砂岩占比较大。平行层理发育在较强水动力且相对平坦的地形中, 主要发育在浅水三角洲前缘水下分流河道微相中(图 7-B), 常形成于河道底部。如果粗砂岩中发育有平行层理, 就会形成层理缝, 俗称“酥饼状”砂岩(图 7-C, 7-D)。槽状交错层理粒度相对较细, 发育在浅水三角洲前缘水下分流河道侧缘中(图 7-E)。波状层理一般形成于水动力条件弱且浅水的环境中, 粒度较细(图 7-F)。冲刷面与泥砾沉积—充填构造发育广泛, 泥砾在剖面上形态呈条带状, 有的磨圆好, 有的磨圆差、大小不一, 杂乱分布(图 7-G)。冲刷面上的砾石分选中等、大小混杂、磨圆中等、表现为砾石的定向排列(图 7-H), 冲刷面与泥砾都发育于水下分流河道底部, 可指示新一期河道。

图 6

Fig.6

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	图 6 川西新场构造带须二段粒度概率累积曲线Fig.6 Probability cumulative curve of granularity of the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structure belt, western Sichuan Basin

图 7

Fig.7

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	图 7 川西新场构造带典型牵引流沉积构造岩心特征 A—新场12井, 井深4764.00 m, 块状粗砂岩; B—川合139井, 井深 4538.80 m, 平行层理; C—高庙3井, 井深4919.10 m, 平行层理, 发育层理缝; D—川高561井, 井深4995.0 m, 平行层理, 发育层理缝; E—川孝565井, 井深5050.17 m, 槽状交错层理; F—新5井, 井深 4743.35 m, 波状交错层理; G—新5井, 井深4606.73 m, 泥砾; H—新场7井, 井深4977.0 m, 砾石定向排列Fig.7 Core characteristics of typical traction flow sedimentary architecture in Xinchang structural belt, western Sichuan Basin

2.2.2 微相以水下分流河道为主, 河道砂体侧向迁移频繁, 垂向多期叠置

水下分流河道砂体发育广泛, 河口坝发育相对比较局限。纵向上多期河道砂体相互叠置, 测井曲线形态则表现为厚层箱型微齿化、“圣诞树”型以及多期钟型叠加(图 8; 图 9, 剖面位置见图 1-C)。 河口坝发育相对局限, 常常发育于河道底部, 这是由于原来完整的河口坝被后期河道冲刷改造形成残余坝上河。研究区物源方向来自龙门山北段和米仓山—大巴山一带, 搬运距离短且物源供给丰富, 地形平缓, 可容空间小, 故形成的河道砂岩厚度较大。复合河道砂体厚度范围集中分布10~50 m, 占比95%左右, 其中厚度最大可达70.75 m。

图 8

Fig.8

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	图 8 过新场7井—川孝560井—新851井—新3井—川孝560井沉积微相剖面图Fig.8 Sedimentary microfacies profile of cross Wells XC 7- CX 560- X 851- X 3- CX 560

图 9

Fig.9

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	图 9 过川高561井—高庙2井—川合100井—川合148井—川合137井沉积微相剖面图Fig.9 Sedimentary microfacies profile of cross Wells CG 561-GM 2-CH 100-CH 148-CH 137

2.2.3 砂岩粒度较粗、岩屑类型多样、成熟度低

砂岩岩石类型复杂多样, 其中以岩屑砂岩(48.30%)为主, 其次为长石岩屑砂岩(21.45%)、岩屑长石砂岩(12.81%)和岩屑石英砂岩(12.50%)。砂岩粒度较粗, 以中砂岩为主。磨圆度上以次棱角状为主。岩屑含量较多(25.17%)且类型多样, 主要以沉积岩岩屑(相对含量46.55%)和变质岩岩屑(相对含量39.30%)为主, 岩浆岩岩屑含量最少(相对含量14.15%)。砂岩F/R值(范围0.50~1.48)除中亚段及下亚段的Tx27砂组外均小于0.5, 反映较低的长石含量和高的岩屑含量; Q/(F+R)值(范围1.74~3.77)显示砂岩普遍以低成熟度为主。整体表现为近源沉积。

通过岩心观察、测井曲线等资料的系统分析, 在划分不同沉积微相类型的基础上, 将水下分流河道砂体分为削截型和完整型水下分流河道砂体, 然后将不同成因类型砂体在垂向上进行组合, 将砂体叠置样式分为2大类, 分离型和复合型, 划分结果如表 1所示。复合型多为河道复合砂体, 河道复合砂体的广泛发育是浅水三角洲前缘典型的沉积特征。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 川西新场构造带须二段砂体垂向叠置样式划分 Table 1 Division of vertical superposition style of sand bodies in the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structural belt, western Sichuan Basin

表 1 川西新场构造带须二段砂体垂向叠置样式划分 Table 1 Division of vertical superposition style of sand bodies in the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structural belt, western Sichuan Basin

3.1.1 分离型

分离型砂体是指在2期砂体之间有泥(页)岩作为封隔, 砂体与砂体之间并没有直接接触。该类型的叠置样式主要在湖平面上升晚期或者早期常见。

1)单一完整型/削截型水下分流河道砂体型。分离型河道砂体中, 测井曲线形态为箱型(图 10-A) 和钟型, 曲线值及组合形态为, 高幅GR→低幅GR(箱型/钟型)→高幅GR, 岩性垂向组合为泥(页)岩→中—粗砂岩→泥(页)岩, 河道顶部与底部都为泥(页)岩段。削截型河道发育在基准面缓慢上升充填阶段, 为低可容空间下形成的向上变深的非对称性旋回; 完整型河道发育在基准面加速上升充填阶段, 为高可容空间下形成的向上变深的非对称性旋回。主要发育在水下分流河道分支水道或水下分流河道侧缘处。单期河道砂体厚度不大, 范围在5~20 m(表 1)。削截型河道物性较好, 孔隙度分布均一, 范围为2.99%~5.14%, 平均孔隙度为4.05%; 渗透率分布不均, 范围为(0.03~0.12)×10^-3 μm², 平均渗透率为0.053×10^-3 μm²。

图 10

Fig.10

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	图 10 川西新场构造带须二段单一型砂体垂向叠加样式特征 A—高庙3井, 单一削截型水下分流河道砂体型; B—新盛1井, 单一河口坝砂体型; C—新场12井, 单一远沙坝砂体型; D—新501井, 单一席状砂砂体型Fig.10 Vertical stacking pattern characteristics of single sand body in the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structure belt, western Sichuan Basin

2)单一河口坝砂体型。单一河口坝曲线值及组合形态为, 高GR→低GR(漏斗型)→高GR, 岩性垂向组合为页岩→中—细砂岩→页岩。单一河口坝砂体型发育于基准面旋回下降阶段, 层序结构类型为下降半旋回为主的不完全对称型, 主要发育浅水三角洲外前缘(图 10-B), 水动力较弱。单一河口坝厚度一般为2~12 m(表 1)。单一河口坝物性差, 渗透率最大值仅为0.05×10^-3 μm²。

3)单一远沙坝砂体。远沙坝砂体曲线形态为漏斗型(图 10-C), 发育在浅水三角洲外前缘, 更靠近湖泊位置处。

4)单一席状砂砂体。席状砂砂体曲线形态显指状(图 10-D), 砂泥岩互层, 岩性垂向组合为页岩→粉砂岩→页岩→粉砂岩, 发育在浅水三角洲前缘。

3.1.2 复合型

复合型砂体是指2期或者多期砂体垂向上相互叠加, 此时可容空间与沉积速率的比值A/S<1或者A/S≪1。研究区共发育5种复合砂体类型。

1)厚层削截型水下分流河道复合型。该类型为多期的箱型水下分流河道叠加形成, 曲线组合形态为多期箱型叠置(图 13-A), 岩性组合多期中—粗砂岩叠加; 单期河道底部通常发育冲刷面, 泥砾为新一期河道典型的识别标志, 如图 11所示的点A、点B、点C、点D都为新一期河道底部。该河道类型发育在基准面缓慢上升充填阶段, 层序类型为低可容空间下形成的向上变深的非对称旋回, 平面位置上则发育在浅水三角洲前缘主水道, 厚度较大, 分布范围为16~56 m。物性相对较好, 孔隙度分布范围为0.91%~5.72%, 平均为4.37%; 渗透率分布范围为(0.02~0.76)×10^-3 μm², 平均为0.07×10^-3 μm²。

图 11

Fig.11

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	图 11 川西新场构造带须二段厚层削截型水下分流河道冲刷面、泥砾岩心特征Fig.11 Core characteristics of scour surface and mud conglomerate of thick truncated underwater distributary channel in the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structure belt, western Sichuan Basin

图 12

Fig.12

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	图 12 川西新场构造带须二段削截型水下分流河道—河口坝复合型砂体岩心特征Fig.12 Core characteristics of truncated underwater distributary channel-mouth bar composite sand body in the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structure belt, western Sichuan Basin

图 13

Fig.13

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	图 13 川西新场构造带须二段复合型砂体垂向叠加样式特征 A—川合127井, 厚层削截型水下分流河道复合型; B—高庙4井, 完整型水下分流河道复合型; C—新853井, 削截型—完整型水下分流河道复合型; D—新10井, 削截型水下分流河道—河口坝复型; E—新601井, 完整型水下分流河道—河口坝复合型Fig.13 Characteristics of vertical stacking pattern of composite sand bodies in the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structure belt, western Sichuan Basin

2)完整型水下分流河道复合型。单期河道GR由低幅向高幅渐变, 曲线值及组合形态GR低幅(钟型)→GR高幅→GR值低幅(钟型)→GR高幅; 岩性为中—细砂岩夹有泥岩夹层, 单砂体厚度不均, 岩性组合为中—细砂岩→间湾泥岩→中—细砂岩→间湾泥岩(图 13-B)。该类型河道发育在基准面加速上升阶段, 层序类型为高可容空间下形成的向上变深非对称型, 常见于浅水三角洲前缘的叠置水下分流河道及侧缘沉积。该类型河道物性差, 仅在河道下部有一定的孔隙度和渗透率, 随着物源供给的减少, 物性变差, 孔隙度和渗透率基本不发育。

3)削截型—完整型水下分流河道复合型。该种类型曲线形态为箱型—钟型的组合, 曲线值及组合形态为低幅(箱型)→低幅(箱型)→中幅(箱型), 岩性组合为中—粗砂岩→中—细砂岩, 砂体厚度较厚(图 13-C)。该类型河道发育位置在前期为主河道, 后期由于河道频繁迁移, 变为分支水道或者河道侧缘, 沉积物供给相对减少, 形成了削截型—完整型水下分流河道叠加样式。层序位置上, 该复合型砂体发育在基准面缓慢上升阶段, 可容空间由低变高条件下形成向上变深的非对称型旋回。孔隙度好, 分布范围在2.88%~6.35%, 平均孔隙度4.38%; 渗透率分布范围在(0.006~0.23)×10^-3 μm², 平均渗透率为0.078×10^-3 μm²。

4)削截型水下分流河道—河口坝复合型。该类型曲线值及组合形态为高幅(漏斗型)→低幅(箱型)→低幅(箱型), 岩性垂向组合为中—细砂岩→多期中—粗砂岩(图 13-D)。沉积层序水退→水进, 为下细中粗上粗的复合粒序结构。出现在水下分流河道与河口坝叠置沉积, 形成典型的“坝上河”沉积模式(图 12)。该复合型砂体发育在基准面缓慢上升并且相对远离物源区的位置处, 层序结构类型为低可容空间下形成的基准面下降半旋回厚度远远小于上升半旋回的不完全对称型。厚度为10~40 m。孔隙度好, 分布范围在2.87%~6.35%, 平均孔隙度4.41%; 渗透率较差且分布不均, 渗透率分布范围在(0.006~0.20)×10^-3 μm², 平均渗透率为0.059×10^-3 μm²。

5)完整型水下分流河道—河口坝复合型。该种类型曲线形态组合为下部漏斗型, 上部为钟型(图 13-E); 曲线值及组合形态为高幅(漏斗型)→中幅(钟型)→高幅(钟型), 岩性垂向组合为中—细砂岩→中—粗砂岩。该复合型砂体发育在基准面快速上升并且相对远离物源区的位置处, 层序结构类型为高可容空间下形成的基准面下降半旋回, 厚度远远小于上升半旋回的不完全对称型。通常发育在浅水三角洲前缘水下分流河道渐变沉积中。孔隙度差, 分布范围在0.24%~2.39%之间, 平均孔隙度1.48%; 渗透率分布范围在(0.025~0.315)×10^-3 μm²之间, 平均渗透率为0.1×10^-3 μm²。

砂体侧向接触关系反映同一时期不同的砂体之间在侧向的接触关系。水下分流河道砂体为研究区骨干砂体, 主要总结水下分流河道砂体的侧向接触关系。由于研究区的井距较大, 平均井距2 km, 属于稀疏井网; 目的层深度大, 地震资料主频低, 只有25 Hz, 造成地震数据纵向分辨率低, 只能识别44 m厚度以上的砂体, 常规的地震岩性反演不能对砂岩薄层进行有效识别, 因此建立了地震数据分频重构高分辨率反演, 提高了对薄层的识别能力, 可分辨10 m厚度的砂体。分离型砂体厚度分布在2~20 m之间, 厚度集中分布在10 m以下; 复合型砂体厚度分布在10~56 m之间, 且一般均在20 m以上, 因此通过分频重构反演能对复合砂体进行有效识别, 包括河道复合砂体和河口坝—河道复合砂体, 而分离型砂体不能准确识别。结合地震岩性反演结果, 总结间湾泥岩间隔式、侧向搭接式、侧向切割式3种侧向接触类型(表 2)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 川西新场构造带须二段砂体侧向接触类型划分方案 Table 2 Lateral contact type classification scheme of sand body in the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structure belt, western Sichuan Basin

表 2 川西新场构造带须二段砂体侧向接触类型划分方案 Table 2 Lateral contact type classification scheme of sand body in the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structure belt, western Sichuan Basin

1)间湾泥岩间隔式。间湾泥岩间隔式是指2个河道砂体彼此不接触, 河道砂体之间为水下分流间湾沉积。由于水下分流间湾主要为泥岩, 测井上响应为:河道主体为箱型、边部向上过渡为钟型, 中间部位表现为高GR; 地震响应特征为两井之间属性值突变, 由低值突变为高值(表 2)。

2)侧向搭接式。侧向搭接式是指2个河道砂体之间通过河口坝砂体连接。测井响应为河道主体为箱型、边部向上过渡为钟型, 中间部位曲线形态为漏斗型; 地震响应特征为属性值渐变, 砂体逐渐尖灭(表 2)。

3)侧向切割式。后期形成的水下分流河道砂体对早期形成的水下分流河道砂体有明显的冲刷、切割作用。测井响应特征整体表现为箱型与钟型; 砂体厚度为厚—薄—厚特征, 地震反演属性值整体偏低(表 2)。

3.3.1 砂体结构剖面精细刻画

岩性反演可直观的反映岩性, 确定砂泥岩边界, 结合测井沉积微相解释, 精细解剖砂体结构。通过对比阻抗与岩性之间的关系发现, 叠后阻抗无法区分岩性, 而叠前的泊松比(V_P/V_S)可有效地区分岩性, 界线值为1.68。而分频重构则能够有效地提高地震分辨率, 对薄层的分辨率可达10 m, 提高了对薄层砂岩的准确度, 可以精细刻画砂体结构。

岩性反演剖面上(图 14-A), 黄色表示砂岩, 绿色表示泥岩, 而黄色也是有强弱变化的, 物理含义为泊松比大小, 地质上可以辅助判断砂体期次, 因为通常认为同一时期的砂岩或者同一类型的砂岩具有相同或者近似的值。

图 14

Fig.14

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	图 14 过新盛101-1井—新盛101井—川合139井—新盛1井岩性反演剖面(A)及砂体结构精细解释剖面(B)Fig.14 Lithology inversion profile(A)and fine interpretation profile(B)of sand body architecture in Wells Xinsheng 101-1- Xinsheng 101-Chuanhe 139-Xinsheng 1

对过新盛101-1井—新盛101井—川合139井—新盛1井剖面(图 14-B, 剖面线位置见图 1-C)精细解释得出: 纵向上看, 在下部发育水下分流河道砂体、川合139井—新盛1井、新盛101-1井—新盛101井一线也发育水下分流河道砂体; 新盛101-1井—新盛101井一线中部与川合139-新盛1一线上部发育分流间湾。新盛101井、新盛101-1井下部为削截型叠置水下分流河道, 河道垂向厚度相对较厚; 川合139井、新盛1井下部为多削截型、完整型河道叠置, 河道厚度减薄。侧向上, 河道砂体横向分布范围相对有限; 侧向接触关系有侧向泥岩分隔式与侧向搭接式, 同期河道砂体侧向还存在相互切叠现象。

3.3.2 砂体结构剖面分布特征

分别建立垂直物源方向与顺物源方向的剖面, 通过单井沉积微相划分以及岩性反演, 绘制沉积微相对比剖面, 进行剖面上的砂体结构及分布规律的分析。

1)垂直物源方向砂体结构分布特征。以垂直物源方向的过新11井—新203井—川孝560井—新501井—川罗562井剖面为例(图 15, 剖面线位置见图 1-C), 从岩性反演剖面结果来看(图 15-A), Tx22砂组砂岩厚度大, 连片分布; 泥岩厚度薄, 发育范围小; 据侧向接触关系解释剖面可知(图 15-B), 砂体垂向叠置样式以复合型砂体为主, 少见孤立性砂体发育; 厚层削截型水下分流河道叠置型、削截型—完整型复合水下分流河道叠置型、削截型水下分流河道—河口坝均发育, 其中以厚层削截型水下分流河道叠置型发育最为广泛, 这也是Tx22砂组整体富砂的一个重要原因。侧向上受限于地震分辨率低以及井距大的原因, 砂体横向对比相对困难, 从岩性剖面上看, 发育水下分流河道复合砂体, 砂体在横向上不断地迁移, 侧向上砂体的接触关系主要为相互切割接触关系, 砂体整体连通性较好; 在纵向上叠置, 形成巨厚砂岩。结合单井沉积微相解释以及岩性反演剖面(图 15-C), 进行井间砂体对比: 发育沉积微相类型有水下分流河道、分流间湾, 其中水下分流河道砂体分布最为广泛, 整体厚度大; 河口坝砂体发育较少; 分流间湾厚度薄, 分布范围相对广泛。

图 15

Fig.15

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	图 15 川西新场构造带须二段垂直物源方向(东西向)剖面图 A—须二段二砂组岩性反演; B—河道接触关系解释; C—沉积微相解释剖面Fig.15 Vertical source direction(east-west direction) profiles of the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structure belt, western Sichuan Basin

2)顺物源方向砂体结构分布特征。以顺物源方向过新场7井—川孝560井—新202井—新2井剖面为例(图 16, 剖面线位置见图 1-C), 从岩性反演剖面结果来看(图 16-A), 与垂直物源方向具有相似的特征, 同样具有砂岩厚度大、高砂地比、分布广泛的特点。

图 16

Fig.16

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	图 16 川西新场构造带须二段顺物源方向(北东—南西向)剖面图 A—须二段二砂组岩性反演; B—河道接触关系解释; C—沉积微相解释剖面Fig.16 Along source direction(northeast-southwest) profiles of the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structure belt, western Sichuan Basin

从河道砂体侧向接触关系上来看(图 16-B), 与垂直物源方向剖面做对比, 河道的延伸范围更长; 沉积微相剖面来看(图 16-C)垂向上砂体叠置关系依旧是以厚层削截型水下分流河道叠置型为主, 其次为削截型水下分流河道—河口坝复合型; 侧向上, 砂体连通性好, 基本上均为连续分布。

地层基准面概念由Wheeler(1964)提出, 总体而言就是地层基准面变化控制可容空间的变化, 进而决定了沉积物的充填样式。根据高分辨率层序地层学原理, 进行全区的沉积旋回对比, 全区划分了21个超短期旋回(六级层序), 不同超短期旋回层序结构决定着砂体垂向叠置样式。

前人已经划分了3种不同超短期旋回层序结构类型(郑荣才等, 2000): 分别为向上“变深”的非对称型(A型)、向上“变浅”的非对称型(B型)、向上“变深复变浅”的对称型(C型), 其中又根据可容空间的大小变化将层序结构类型分为了7个亚类。在前人划分不同超短期旋回层序结构类型的基础之上, 来探究不同层序结构是如何影响砂体垂向叠置样式。

以研究区1条Tx21砂组东西向剖面为例(图 17), 新11井、川孝560井、川罗562井为滨浅湖亚相; 高庙2井、高庙4井、川丰563井为浅水三角洲前缘亚相, 整体从东到西逐渐由三角洲前缘亚相过渡到滨浅湖亚相, 砂体厚度逐渐减薄。高庙4井、川丰563井层序类型为A₁型, 发育多期削截型水下分流河道复合型砂体叠置样式, 高庙2井为C₂型, 发育单一削截型水下分流河道砂体叠置样式, 川罗562井为C₁型, 发育薄层的完整型水下分流河道、单一河口坝砂体型, 川孝560井和新11井为B₁型, 发育薄层的席状砂和远沙坝砂体。由此可以得出, 不同类型超短期基准面旋回层序影响着垂向砂体叠置样式, 也就是基准面的升降变化对垂向砂体叠置样式起到控制作用, 低可容空间层序结构类型A₁、B₁、C₁、C₂发育复合叠置型砂体, 而高容纳空间层序结构类型A₂、B₂、C₃发育单一类型砂体, 砂体厚度较薄。

图 17

Fig.17

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	图 17 川西新场构造带须二段不同相带位置砂体垂向叠置样式Fig.17 Vertical superposition pattern distribution of sand bodies in different facies belts in the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structure belt, western Sichuan Basin

研究区为典型的辫状河型浅水三角洲, 为河控三角洲, 河流对三角洲的建设起着至关重要的作用。通过对不同时期岩石颗粒粒度变化, 可以反映各个时期水体能量的变化, 通常认为岩石的颗粒粒度越大, 水体能量越大。通过水体能量与垂向叠置样式、侧向接触关系纵向对比发现, 纵向上, 水体能量越大, 越易形成复合型砂体, 主要为叠置水下分流河道型、水下分流河道—河口坝叠置型; 横向上, 水体能量越大, 分流河道体系的发育密度越大, 河流的侧蚀能力越强, 河流之间的切叠程度越大。须二段上亚段和下亚段水体能量较弱, 垂向上发育单一型水下分流河道砂体、河口坝砂体、席状砂砂体、远沙坝砂体, 侧向上砂体与砂体之间以泥岩分隔开来; 中亚段砂体水体能量较强, 垂向上发育叠置水下分流河道、水下分流河道与河口坝叠置、侧向上砂体与砂体之间相互切割或者是相互搭接(图 18)。

图 18

Fig.18

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	图 18 川西新场构造带须二段河流能量对垂向叠置样式和侧向接触关系的影响Fig.18 Influence of water energy on vertical stacking pattern and lateral contact relationship in the Member 2 of Xujiahe Formation in Xinchang structure belt, western Sichuan Basin

除了基准面升降与河流能量之外, 构造活动对砂体结构样式也起到一定的控制作用。须二段沉积时期, 川西坳陷进入周缘前陆盆地演化阶段, 龙门山北段已经隆升遭受剥蚀, 但龙门山南段仍是水下隆起或尚未出露水面, 龙门山北部山区为研究区提供了充足的物源供给, 同时由于处于前陆盆地演化早期阶段, 处于欠补偿阶段, 充足物源供给为形成须二巨厚砂岩提供了基本条件。须二段沉积时期, 研究区整体处于构造稳定期, 孝泉—丰谷地区须家河组二段呈现整体的一个由东北向西南逐渐倾斜的斜坡(图 2), 斜坡坡度较缓(坡度0.28°), 水体较浅, 而同时又有丰富的物源供给, 所以造成A/S≪1, 在研究区形成了巨厚砂岩。