大邑地区须二段物源及沉积相探讨

2013-11-09葛忠伟魏力民

华南地质 2013年1期

葛忠伟，魏力民，樊莉，张庄

(1.中石化西南油气分公司勘探开发研究院，成都 610081；2.中石油川庆钻探川西钻探公司，成都 610051)

研究区位于成都市大邑县城西北面，距成都市区约70 km，构造位置处于龙门山冲断带龙门山前缘隐伏构造带中南段，其西南方为邛西、平落坝构造，地势由西向东南逐渐降低，区内逆断层发育，是一个受断层控制的规模较大的断垒式背斜（图1）。受“须上盆”早期“安县运动”影响[1]，川西坳陷中、南段地层遭受剥蚀，剥蚀强度由北往南逐渐增强，大邑地区缺失须三段上部地层，往南至平落坝地区须三段缺失，再往南至蒲江一带“须下盆”地层全部剥蚀，须四段直接与中三叠统雷口坡组地层不整合接触。

图1 研究区构造位置图Fig.1 The tectonic map of the study area

区内须家河组沉积了一套以砂岩、页岩，夹煤线的巨厚煤系地层，地层最厚达2300 m，根据岩石组合特征可将须家河组划分为二、三、四、五4个岩性段，其中须二、须四段以厚大砂岩为主，夹炭质页岩、页岩和薄煤层，须三、须五段为黑色炭质页岩和页岩夹薄煤层和中厚层状细粒富岩屑砂岩。目前有大邑2井和大邑101井揭穿了须二段，根据岩性组合特征可进一步划分为3个岩性亚段，即上亚段(Tx21砂组)、中亚段(Tx22砂组)、下亚段(Tx23砂组)。其中上亚段砂岩发育，以浅灰、灰白色厚层块状中细粒长石石英砂岩为主，该亚段也是大邑地区须二气藏的主要产层段。

该区于2006年发现须二、须三气藏之后，至今勘探仍处于停滞状态，开发效果也不甚乐观，期间虽取得了大量的成果认识[2-8]，但对于厚大砂岩成因、砂体展布特征等方面存在争议，给该区优质储层发育受控因素、有利储层的展布模式、成藏主控因素、气水分布规律等方面的研究都造成了一定的困难，并且对今后新井井位部署也造成不确定性。为此，本文拟通过对区域沉积背景分析、须家河组野外露头岩性组合特征识别、钻井岩心精细描述、测井相分析、地震反射特征、岩石矿物成分变化等方面的综合研究，进一步深化对该区须二段物源及沉积类型的认识。

1 有关争议的存在

目前，有关大邑地区须家河组“须下盆”须二、须三段沉积时期物源及沉积环境的研究较多，但并未形成统一的观点，主要有以下几种观点:①原西南石油地质局郭正吾、邓康龄等认为[9]，龙门山前缘上三叠统沉积相自下而上是:大陆架浅海相（马鞍塘组）→岛屿间隔的浅海湾相（小塘子组）→曲流河为主的泛滥平原相、湖泊相（须二、须三段）→冲积扇相（须四段）。②李剑波等认为①，用辫状河-三角洲-湖泊沉积体系难以解释须二、须三段十分发育的厚大砂岩和含煤沼泽沉积，并认为川西地区须家河组沉积与现代网状河沉积特征类似，将大邑须二、须三段厚大砂岩定为网状河相沉积。③石油大学徐樟有等研究认为②，大邑地区物源来自于盆地东南方，须二段为网状河和岸后沼泽沉积，而须三段厚大砂岩为曲流河与辫状河砂体叠置，与岸后沼泽相间沉积。④庞雄奇等认为③，盆地西侧以三角洲前缘河口坝沉积为主，往东变为三角洲平原，龙泉山以东有河流出现，大邑地区须二段以三角洲前缘河口坝沉积为主。⑤李洪波等④对大邑地区地层划分及沉积相研究做了专题研究，认为大邑地区物源为盆地西南方的康滇古陆与盆地东南方的江南古陆；须二段中、下部中厚层状砂岩为三角洲前缘水下分流河道沉积，河口坝砂体欠发育，而须二段上部Tx21砂组和须三段为三角洲平原沉积，发育分流河道和分流间湾沼泽。⑥西南石油大学彭军等研究认为⑤，大邑区块物源由盆地西侧的龙门山岛链(九顶山、摩天岭等)提供，须二段早期为三角洲前缘亚相沉积，晚期为滨浅湖沉积；而须三段为三角洲平原沉积，厚大砂岩为多期河道叠置形成。

2 物源分析

四川盆地上三叠统沉积时期表现为多物源的特征，盆地周边主要有:盆地东南部的江南古陆(雪峰古陆)、东北部的大巴山古陆、西南部的康滇古陆、西部龙门山古陆等四大供源系统[10]。大邑构造位于川西坳陷南段、龙门山前缘隐伏构造带中南段，从该区13口岩心精细观察及描述、砂岩百分比含量、重矿物展布及区域沉积背景分析，该区物源方向可能为盆地西南方康滇古陆及其周边古隆起。依据如下:

①据大邑构造西南方雾中山背斜野外剖面资料⑥，在须二段砂岩地层中见到砾石滞底沉积，砂岩中发育大型的斜层理、双向交错层理及波状层理；砂岩粒度以中、粗粒为主，多期沉积的砂岩连续发育，形成须二段厚度巨大的砂岩。在雾中山雾1井须二段井深1321.5～1459.5 m，见丰富的瓣鳃类化石碎片，镜下见介形虫、有孔虫等生物化石，表明该段沉积时期水体较为宽广，处于海（湖）陆过渡环境。

另外，大邑构造大邑7井在须二取心段5249.03～5349.12 m见到灰白色（含砾）中、粗粒岩屑石英砂岩、灰白色砾岩，砾石成分以石英岩为主，少量燧石，磨圆较好，分选中等-差(图2)；而再往构造北东方向，须二段同层位地层均相变为粒度不等的岩屑石英砂岩或岩屑砂岩，表明该区须二段沉积时期水流方向由南西往北东方向，沉积物粒度随着距离物源区的距离增大而变小。

②从区域沉积背景上分析，“须下盆”（须二、须三）沉积时期，古龙门山中北段九顶山、摩天岭等古陆抬升，并与古秦岭相接，但仅表现为水下古隆起，其提供的物源仅能影响到川西坳陷中北段；同时，该期湖盆的沉积中心位于大邑构造东部、沉降中心位于鸭子河附近，川中古隆起（开江古隆起、泸州古隆起等）提供的物源也不可能越过湖盆中心到达大邑地区。因此，物源只可能来自于盆地的西南方，而该期盆地西南方物源主要为康滇古陆（也不排除其周边的次级古隆起的贡献），且从平落坝-大邑-鸭子河的南西-北东向连井地震剖面上具有明显的进积反射特征也表明物源极有可能来自西南部（图3）。

图2 大邑7井砾岩（须二段井深5249.03～5349.12 m）Fig.2 The conglomerate of the well DY7(the depth of T3x2，5249.03～5349.12 m)

图3 平落坝-大邑地区上三叠统地震反射特征（据彭军等⑤）Fig.3 The seismic reflectance signature of the Upper Triassic in the Pingluoba-Dayi area

③从须二段部分轻、重矿物含量分布图也可以看出（图4），不稳定矿物（石榴石）向盆地中部依次减少，盆地西北部、东北部和盆地南部呈现出三个物源系统；而稳定矿物石英含量从盆地西南向东北方向呈一高值带，在成都-南充一线区域石英含量最高，反映该区距离物源区较远，而大邑地区也处于稳定矿物石英含量的高值区内，表明该区距物源也较远，考虑到龙门山中北段物源区影响范围只限于川西坳陷中北段，江南古陆及川中古隆起物源区由于受须二段沉积中心的制约，因此，推断大邑地区物源也只能来源于盆地西南方向，且距离较远，而康滇古陆及其周边古隆起在须二沉积时期对盆地西南部须家河组的沉积具有一定的贡献。

3 沉积相类型识别及沉积相展布

通过野外露头剖面资料调研、岩心精细描述及结合测井相综合研究认为，大邑地区须二段发育辫状三角洲前缘亚相，有利储集砂体为水下分流河道及河口坝。

3.1 不同粒序结构砂岩叠置，形成厚大砂岩

大邑地区多口井须二段砂岩从下往上多由粒度由粗变细或由细变粗，或者这两种韵律的砂体叠加组成的复合砂体，且反韵律砂岩测井曲线呈“漏斗形”或“齿化漏斗形”，而正韵律砂岩测井曲线多呈“钟形”或“箱形”。如大邑2井、大邑4井须二段，纵向上正、逆粒序砂岩交替发育，叠置成巨厚的砂体（图5），表现在沉积微相则为水下分流河道与河口坝砂体反复叠加，分流河道呈“钟形”、“箱形”电测曲线形态，而河口坝呈“漏斗形”。

须二段由于发育大套砂岩，地震响应特征为低频、弱振幅、杂乱反射，即典型的“暗点反射”模式。地震反射特征表现为平行-亚平行、中-强振幅较连续反射，对应为叠置河道、河口坝夹废弃河道、河道间沼泽沉积微相(图6)。

用河流相的观点显然难以解释这种正、逆粒序频繁叠加的沉积样式；而在海（湖）陆过渡环境中，随着分流河道的摆动、迁移，多期分流河道叠加，再加之每一期分流河道携带和搬运沉积物的含量多少不同，其延伸的范围和距离也不甚相同，因此，造成后一期的分流河道砂体叠置在前一期河口坝砂体上部，最终形成了分流河道与河口坝砂体频繁叠置的沉积模式。

3.2 沉积构造类型多样，反映多向水流特征

图4 四川盆地须二段砂岩石榴石(左)、石英(右)百分含量（据郭正吾等(1996)[9]修改）Fig.4 The garnet and quartz content in the sandstone of the T3x2in the Sichuan basin

图5 大邑4井、大邑2井须二段沉积微相柱状图(左:大邑4井，右:大邑2井)Fig.5 The sedimentary mic of acies histograms of the T3x2,the well DY4(lift)and DY2(right).

图6 过大邑1井井震关系图（据李剑波（2008）①，有修改）Fig.6 The relationship between drilling well and seismic reflection of the well DY1

须二段砂岩沉积构造类型多样，包括低角度斜层理、平行层理、波状层理、砂纹层理等，各种沉积构造类型的砂岩纵向上连续发育，形成厚大的砂体。其中，斜层理、平行层理常见于各种类型的分流河道中，反映单向水流的特征；而河口坝砂岩中常见波状层理、砂纹层理等反映多向水流流动特征的沉积构造（图7）。

3.3 含泥砾砂岩发育

大邑地区多口井在须二段砂岩中见到泥砾杂乱堆积，形状上呈“倒小字状”、“竹叶状”、“长条状”、“撕裂状”等（图8），泥砾排列杂乱，呈深灰色、黑色，粒径由数毫米至数十厘米不等，泥砾表面具菱铁矿氧化圈。砂岩中还含有风浪掏蚀下伏岩层的泥岩巨砾，破碎后漂浮在砂岩中(漂砾)，泥岩块个体完整。对于此种类型沉积样式，国内部分学者提出其为滨浅湖环境中受风暴作用形成的“风暴岩”沉积[11-13]，但仍存在诸多的争议。但是河流相砂岩中不会出现如此杂乱堆积的泥砾，即便从堤岸塌落的细粒沉积物经水流的搬运改造，最终也会形成磨圆度高，具定向排列的样式；大邑地区此类泥砾的出现，表明先期沉积的弱固结、半固结泥质沉积物经水流的搬运改造，最终也会形成磨圆度高，具定向排列的样式；大邑地区此类泥砾的出现，表明先期沉积的弱固结、半固结泥质沉积物在波浪、湖流、甚至风浪的强烈冲刷下，被带至岸边或分流河道河口沉积，与分流河道或河口坝砂体混杂堆积。表明大邑地区须二段沉积环境应为湖（海）陆过渡环境。

图7 大邑地区须二段各种类型沉积构造Fig.7 The sedimentary structure of the T3x2in the study area

3.4 须二段沉积微相展布

大邑地区须二沉积时期均处于水退的过程，沉积物从物源区向盆地中心或盆地坳陷区进积，显示出超覆的特征。多条辫状三角洲分流河道从构造南西翼进入，在构造主体部位分支，分支河道与河口坝叠加，形成似“鸟足状”形态展布，在构造主体部位及构造东南翼砂体较厚；而在靠近物源的构造南西翼，呈现出多条主力河道叠加的效果，主体部位沉积微相展布与构造等高线展布大体一致，往北东45o方向延伸（图 9）。