四川盆地东部中-下侏罗统沉积体系及其演化特征

2023-07-13李胡蝶王昌勇洪海涛王小娟

成都理工大学学报（自然科学版） 2023年3期

李胡蝶, 王昌勇, 李楠, 洪海涛, 王小娟, 常玖, 王磊

(1.成都理工大学沉积地质研究院,成都 610059; 2.中国石油西南油气田公司勘探开发研究院,成都 610041;3.斯坦德技术工程(青岛)有限公司,青岛 266109)

川东地区是四川盆地重要的油气聚集区,长期以来该区油气勘探主要聚焦于石炭系岩溶储层、二叠系及三叠系礁滩储层,对三叠系之上的陆相地层关注不够;但钻井过程中在中-下侏罗统多个层位见较好的油气显示,先后发现五宝场沙溪庙组致密砂岩气藏[1]、涪陵地区大安寨段页岩气藏[2],在建南地区自流井组珍珠冲段及东岳庙段也获得了工业气流[3],拔山寺向斜泰页1井凉高山组湖相页岩也试获高产油气[4],而最近在仪陇-平昌地区平安1井凉高山组试油获得日产气11.45×104m3、油112.8 m3的高产油气流,表明川东地区侏罗系油气具有极大的勘探潜力[5]。

川东地区侏罗系油气显示呈现出含油气层系多、分布范围广、油气藏类型多、区域上油气丰度差异大等特点,油气富集规律亟需剖析;但由于前期油气勘探主要侧重于下伏海相层系,对陆相地层研究相对薄弱,尤其是针对侏罗系沉积体系尚缺乏系统研究,严重制约了评层、选区工作的开展。作者对川东地区自流井组(包含珍珠冲段J1z、东岳庙段J1d、马鞍山段J1m、大安寨段J1dn)、凉高山组(J1l)及沙溪庙组(主要为沙一段J2s1)岩石特征、沉积相类型、沉积相展布及其演化特征进行了研究,探讨沉积体系对侏罗系烃源岩及储层发育的影响和控制,以期为后续勘探部署提供参考。

1 区域地质背景

四川盆地是以龙门山、米仓山-大巴山、齐岳山和大相岭等山系为界的菱形构造盆地(图1),盆地内大部分被中、新生界红层所覆盖。石炭纪-中二叠世扬子地块裂解形成了扬子西缘被动大陆边缘(即四川盆地的雏形),晚二叠世至中三叠世扬子地块西缘进入洋-陆俯冲阶段并形成了川西义敦沟-弧-盆系,晚三叠世扬子地块西缘进入大陆碰撞阶段形成了川西残留海盆[6-7],标志着四川盆地进入前陆演化阶段。上三叠统马鞍塘组及小塘子组(相当于须家河组第一段)沉积时期四川盆地主要为周缘前陆盆地演化阶段,须家河组第二段沉积时期至侏罗纪为陆内前陆盆地演化阶段,白垩纪进入前陆盆地萎缩和衰亡阶段[8]。晚三叠世-侏罗纪四川盆地西缘龙门山、北缘米仓山-大巴山、东南部雪峰山“非同步、异方位”的构造挤压形成了四川盆地“三拗围一隆”的构造-沉积格局[8]。川东地区囊括了川东南拗陷、川东北拗陷及川中隆起带的一部分[8](图1)。

图1 川东地区地理位置及主要构造特征Fig.1 Geographical location and main structural features of eastern Sichuan(据郑荣才等[8]修改)

加里东运动之后,海平面再次上升,川西地区开始接受泥盆系沉积[9-10],地层自西向东上超,石炭纪-中三叠世四川盆地以发育海相碳酸盐岩沉积为主[1,7]。晚三叠世卡尼期(马鞍塘组及小塘子组沉积时期)川西残留海盆主要发育一套海陆过渡相沉积[11-12],须家河组沉积早期四川盆地主要发育海相三角洲沉积,地层自西向东逐渐上超,川东地区再次开始接受沉积[13-14]。须家河组第三段沉积末期发生的“安县运动”[15],导致四川盆地与外海彻底隔绝[16],完全演化为陆相湖盆,主要发育冲积扇-(扇)三角洲-三角洲-湖泊沉积体系[13]。晚三叠世末,印支晚期运动导致四川盆地基底不同程度的抬升并形成了侏罗系与三叠系之间广泛分布的假整合面[13];早侏罗世湖平面再次上升,在川东地区依次沉积了自流井组、凉高山组(新田沟组与之相当)、沙溪庙组(包括沙一段和沙二段)及遂宁组,地层厚度可达4 km[17],其中自流井组-沙一段地层保存较为完整(图2),发育湖泊—三角洲—河流沉积体系[18-21]。

图2 YT1井中-下侏罗统沉积相综合柱状图Fig.2 Comprehensive histogram of the Middle-Lower Jurassic sedimentary facies in Well YT1

2 沉积相特征

川东地区中-下侏罗统既发育河流—三角洲—湖泊沉积体系的陆源碎屑岩,又发育湖相碳酸盐岩,岩石类型、沉积构造及古生物标志极为丰富。

2.1 主要岩石类型

2.1.1 碎屑岩

主要包括含砾砂岩、砂岩、粉砂岩、泥岩等类型,在川东中-下侏罗统各层段有不同程度的发育,以自流井组珍珠冲段、凉高山组及沙溪庙组最为发育。珍珠冲段主要为一套杂色泥岩、粉砂岩夹少量砂岩,其中质纯的泥岩颜色以紫红色为主,反映沉积环境为强氧化环境,推测沉积水体较浅;泥岩中常见灰绿色斑块,主要与粉砂质夹层或裂缝有关,为成岩过程中富有机质流体对Fe3+次生还原的产物(图3-A);砂岩多呈灰色,局部可见泥砾(图3-B、C)。凉高山组除了底部(相当于原过渡层上部)发育少量杂色泥岩外,主要为一套灰色-深灰色泥岩、粉砂岩与砂岩互层(图3-D、E),缺乏碳酸盐岩,反映其沉积早期可能存在局部氧化环境、大部分沉积时期研究区主要为还原环境。沙溪庙组主要为一套灰绿色泥岩、红褐色泥岩与灰绿色粉砂岩及砂岩互层(图3-F),泥岩呈灰绿色及红褐色的特征反映其形成于弱氧化-弱还原过渡带及强氧化的沉积环境,与下伏凉高山组存在极大差异,表明沙溪庙组沉积时期,研究区构造及气候背景可能发生了极大变化。东岳庙段、马鞍山段和大安寨段粉砂岩及砂岩较少、分布也较为局限,但暗色泥、页岩极为发育,特别是大安寨段泥岩颜色主要呈深灰色-灰黑色(图3-G),反映其主要形成于还原-强还原环境。

2.1.2 碳酸盐岩

碳酸盐岩主要发育在自流井组东岳庙段、马鞍山段及大安寨段,包括介壳灰岩、生物碎屑灰岩、泥微晶灰岩及膏质白云岩等类型(图3)。大安寨段碳酸盐岩最为发育,具有单层灰岩厚度大、类型最为丰富等特征,其中:介壳灰岩中双壳类化石保存较为完整,常与泥岩呈薄互层产出(图3-G);生物碎屑灰岩中常含有少量泥质纹层(图3-H、I),因发生滑塌而呈瘤状特征(图3-H),灰岩中大部分生物壳体破碎严重,仅少量个体较小的壳体保存相对完整,主要为双壳类碎片(图3-J);砂屑灰岩以微晶方解石为主(图3-K),阴极发光薄片条件下砂屑不发光,与发橘红色光的亮晶方解石形成鲜明对比(图3-L);泥微晶灰岩断口呈泥状,主要由晶粒细小的泥微晶方解石组成,常含少量生物碎屑或微小的生物壳体(图3-M)。目前仅在大安寨段发现白云岩(图3-N),主要为膏质白云岩,硬石膏呈板柱状散布于泥微晶白云石中(图3-O、P);X射线衍射分析结果表明拔向2井大安寨段局部硬石膏的质量分数高达48%,表明其形成于强烈蒸发的高盐度水体环境。与大安寨段相比,东岳庙段碳酸盐岩发育程度相对较差,马鞍山段碳酸盐岩发育最少。

图3 川东地区侏罗系主要岩石类型及沉积构造特征Fig.3 Main rock types and sedimentary structure characteristics of Jurassic in eastern Sichuan(A)紫红色泥岩,发育震裂缝,裂缝中充填液化砂岩脉(灰绿色),X018-H1井,深度1 835.7 m, J1z; (B)含泥砾细砂岩,可见大量撕裂泥砾,X018-H1井,深度1 831.5 m, J1z; (C)灰色中-粗砂岩,发育平行层理,WBQ20井,深度3 530.1 m, J1z; (D)上覆灰色细砂岩与下伏深灰色泥岩冲刷接触,YT1井,深度2 152.1 m, J1l; (E)灰黑色泥岩,发育水平层理,YD003-2井,深度2 015.3 m, J1l; (F)紫红色泥岩夹薄层灰绿色泥质粉砂岩,发育水平层理及生物钻孔,YT1井,深度1 568 m, J2s; (G)灰色介壳灰岩与深灰色泥岩薄互层,FT1井,深度1 721.7 m, J1dn; (H)泥晶生屑灰岩,发育滑塌变形构造,W081-H1井,深度751.8 m, J1dn; (I)灰色生物碎屑灰岩夹薄层灰绿色泥质条带,W08-H1井,深度741.6 m, J1dn; (J)生物碎屑灰岩,含少量个体较小的生物碎屑,W08-H1井,深度750.1 m, J1dn,铸体薄片,(+); (K、L)泥晶砂屑灰岩,BX2井,深度2 644.2 m, J1dn, (K)为扫描电镜照片, (L)为阴极发光照片; (M)含生屑泥晶灰岩,卧081-H1井,深度754.47 m, J1dn,铸体薄片,(+); (N、O、P)灰色膏质白云岩,发育液化变形构造,BX2井,深度2 624.5 m, J1dn, (O)为铸体薄片,(+),茜素红染色, (P)为扫描电镜照片

2.2 沉积构造及古生物特征

2.2.1 自流井组珍珠冲段沉积构造类型

川东地区珍珠冲段岩心资料较少,但岩心揭示珍珠冲段同样发育厚层砂体,砂岩中可见平行层理(图3-C),反映存在高强度的流水作用;其泥岩、粉砂质泥岩及泥质粉砂岩中主要发育水平层理(图4-A),同时反映沉积期存在较为安静的水动力环境;珍珠冲段泥岩及粉砂岩中可见完整的植物叶片印模,表明这一时期研究区存在一定数量的植被。但植物叶片并未能形成碳化的实体化石而仅以印模的形式存在(图4-B),表明这一时期气候炎热、水体总体较浅,不利于有机体的保存。

2.2.2 自流井组东岳庙段沉积构造类型

川东地区东岳庙段粉砂岩及泥质粉砂岩中沙纹层理(图4-C)常与水平层理共生,局部可见液化变形构造(图4-D)及逆粒序(图4-E),表明其形成于浪基面附近的滩坝带。同时,东岳庙段少量发育的细砂岩中可见平行层理(图4-F),表明这一时期也存在河流的作用。研究区东岳庙段暗色泥岩常与薄层介壳灰岩以互层状产出,泥岩中水平层理极为发育(图4-G、H),局部可见重荷模及火焰构造(图4-G),介壳灰岩冲刷-充填于泥岩之中形成渠模(图4-H),表明其可能是风暴回流侵蚀湖底的产物;而发育水平层理的灰黑色泥岩中含少量完整的介壳化石,表明其形成于水体较深、总体安静背景下间歇存在流体的沉积环境。

2.2.3 自流井组马鞍山段沉积构造类型

川东地区马鞍山段现有岩心资料极少,取心段粉砂质泥岩呈块状,指示安静水动力环境的水平层理构造不发育(图4-I),综合其测井曲线特征及上覆大安寨段和下伏东岳庙段地层接触关系,推测该沉积时期川东地区依然主要为湖相沉积,从其泥质岩主要为深灰色的特征推测其沉积水体可能较东岳庙段沉积时期和大安寨段沉积早期略浅。

2.2.4 自流井组大安寨段沉积构造类型

川东地区大安寨段砂岩中发育平行层理,具正粒序(图4-J),可见砂岩冲刷泥岩或粉砂岩形成的冲刷面(图4-K),表明这一时期局部位置同样存在河流的注入和三角洲的发育。大安寨段生物碎屑灰岩中常见球枕构造(图4-L)、液化变形及滑塌变形构造(图3-H),反映浅滩沉积环境。薄层的介壳灰岩中含大量保存相对完整的双壳类化石,常与泥质纹层构成韵律层理,主要反映水动力条件相对较弱的浅滩滩缘或滩间(图4-M)。大段深灰色及灰黑色泥岩中水平层理极为发育,整体反映较为安静的缺氧环境,局部可夹少量毯状介壳层或薄层的生物碎屑灰岩。生物碎屑灰岩常与下伏发育水平层理的暗色泥岩呈冲刷接触(图4-N),为风暴流携入的浅滩沉积,总体反映受风暴流影响的半深湖湖坡环境。

2.2.5 凉高山组沉积构造类型

凉高山组砂岩中发育平行层理及斜层理(图4-O),局部可见小型槽状交错层理及球枕构造(图4-P),冲刷充填构造及正粒序较为常见;粉砂岩中发育沙纹层理、浪成交错层理,局部发育泄水构造(图4-Q)。川东地区凉高山组泥岩中水平层理较为发育(图3-E),深灰色泥岩中可见少量保存完好的双壳类化石(图4-R),表明该时期存在水体较深的安静环境;但邻近地层泥岩中植物根迹化石的出现(图4-S)则表明湖平面有较大幅度的波动,凉高山组沉积时期研究区湖岸线可能存在大范围的迁移。

2.2.6 沙溪庙组沉积构造类型

川东地区沙溪庙组部分泥岩呈块状,部分泥岩中发育水平层理(图3-F),生物钻孔及生物扰动构造较为发育(图4-T);粉砂岩中可见脉状层理(图4-U)及沙纹层理,反映同样存在波浪的作用;砂岩中正粒序、平行层理及斜层理(图4-V)极为常见,主要为牵引流成因的沉积构造;川东地区沙溪庙组沉积构造组合总体反映正常水流环境和波浪作用,表明其仍然主要为一套与河流-湖泊相关的沉积体系。

2.3 沉积相类型及其测井响应

川东地区中、下侏罗统砂岩中发育大量正粒序、平行层理及斜层理等与流水成因相关的沉积构造,粉砂岩中发育大量与波浪作用有关的浪成交错层理、沙纹层理构造,炭质泥岩(干酪根镜检为Ⅲ型)中植物根迹(图4-S)指示湖岸线之上的沉积环境,深灰色及灰黑色泥岩中大量水平层理的出现则表明其沉积时期存在水深较大的低能还原环境,自流井组东岳庙段、马鞍山段及大安寨段发育的不同类型的碳酸盐岩(特别是膏质白云岩)指示了广泛发育的且具有一定盐度的湖域,岩石类型、沉积构造及测井岩性解释成果等资料表明川东地区中-下侏罗统主要发育湖泊及三角洲沉积体系,其中沙溪庙组沉积时期湖平面总体较低,局部发育河流相沉积(表1)。

图4 川东地区侏罗系主要沉积构造及古生物特征Fig.4 Main sedimentary structures and paleontological characteristics of Jurassic in eastern Sichuan(A)灰绿色泥质粉砂岩,发育水平层理,X018-H1井,深度1 834.8 m,J1z; (B)灰绿色泥质粉砂岩,可见少量植物叶片化石,X018-H1井,深度1 834.8 m, J1z; (C)粉砂岩,发育沙纹层理,TD002-12井,深度1 596.5 m, J1d; (D)灰色粉-细砂岩,发育沙纹层理及液化变形构造,MX001-H7井,深度2 095.5 m, J1d; (E)上部为浅灰色粉-细砂岩,下部为灰色泥质粉砂岩,发育水平纹层,粒度整体向上变粗,具逆粒序,MX001-H7井,深度2 098.3 m, J1d; (F)灰色细砂岩,发育平行层理,MX001-H7井,深度2 095.9 m, J1d; (G)灰黑色含灰泥岩夹灰白色介壳灰岩,发育重荷模及火焰构造,泥岩中发育水平层理,FT1井,深度1 840.2 m, J1d; (H)灰黑色含灰泥岩夹灰白色介壳灰岩,灰黑色含灰泥岩发育水平层理,介壳灰岩侵蚀-充填泥岩,发育渠模构造,风暴流沉积,FT1井,深度1 841.4 m, J1d; (I)深灰色粉砂质泥岩,块状,YA012-X8井,深度2 561 m, J1m; (J)上部为灰绿色细砂岩,发育平行层理,下部为灰色中-粗砂岩,具正粒序,TD002-12井,深度1 458.2 m, J1dn; (K)上部灰色粗砂岩与下伏灰绿色粉砂质泥岩冲刷接触,TD002-12井,深度1 461.6 m, J1dn; (L)生物碎屑灰岩,发育球枕构造和滑塌变形构造,发育沿层缝,部分充填方解石脉,W081-H1井,深度754.4 m, J1dn; (M)生物碎屑灰岩,可见高角度缝和溶孔,发育液化变形构造,YT1井,深度2 306.5 m, J1dn; (N)上部为灰黑色泥岩,发育水平层理,下部为风暴流沉积的生物碎屑灰岩,深度1 719.3 m, J1dn; (O)灰色中砂岩,发育斜层理,YD003-2井,深度2 014.2 m, J1l; (P)灰色粉-极细砂岩,发育球枕构造及小型槽状交错层理,为水下分流河道末梢沉积,YD1井,深度2 168.3 m, J1l; (Q)灰色粉砂岩,发育浪成交错层理及液化变形构造,YJ1井,深度2 049.6 m, J1l; (R)深灰色泥岩,含少量双壳类化石,YT1井,深度2 159.1 m, J1l; (S)深灰色泥岩,含植物根迹化石,YT1井,深度2 152.2 m, J1l; (T)灰绿色粉砂质泥岩,块状,发育生物钻孔,WBQ006-1-H1井,深度1 795.3 m, J2s1; (U)灰色粉砂岩,发育脉状层理, D23井, 深度1 482.8 m, J2s1; (V)灰色中砂岩,发育斜层理, WBQ006-1-H1井, 深度1 800.8 m, J2s1

2.3.1 河流相

包括辫状河及曲流河两种类型,主要在沙二段发育。曲流河河床亚相以边滩沉积为主,边滩上覆沉积通常为天然堤微相的粉砂岩及泥岩薄互层,河流二元结构保存较好,其对应GR曲线具有圣诞树形特征,反映相对稳定的河道和向上逐渐变细的岩性结构。由于边滩中常含有从凹岸侵蚀而来的早期泛滥平原沉积(即撕裂泥砾),可能导致边滩GR背景值较其他砂岩段略有升高、其底部甚至具有高GR的特征,但AC等曲线则表现出砂岩的特征(图5-A)。辫状河由于河道侧向迁移频繁,导致河床滞留沉积和心滩砂体常与泛滥平原的泥岩、粉砂岩突变接触,其GR曲线多表现为箱型特征(图5-B)。

2.3.2 三角洲相

曲流河三角洲在川东地区珍珠冲段、凉高山组及沙一段均有发育,而辫状河三角洲主要在沙一段发育。曲流河三角洲和辫状河三角洲由于岩性组合和剖面结构的不同,其测井响应特征存在较大差异。曲流河三角洲(水下)分流河道迁移缓慢,其沉积物向上逐渐变细的特征明显,因此其GR曲线常呈圣诞树形;远砂坝及河口坝主要为具逆粒序的泥质粉砂岩及粉砂岩,其GR曲线具有明显的漏斗形的特征;分流间湾及分流间洼地主要为粉砂质泥岩、泥岩夹薄层泥质粉砂岩,其GR曲线通常呈指状高值(图5-C、D)。辫状河三角洲(水下)分流河道迁移改道频繁,剖面结构上砂-砾岩沉积较为发育,而泥-粉砂岩沉积保存较少,因此其GR曲线主要表现为齿化的箱型或钟形(为泥岩及粉砂岩夹层的测井响应);同样由于河道快速迁移,导致河道突然废弃,河道砂岩顶部常与泥岩突变接触,河道顶部沉积的GR曲线通常较为平直(图5-A)。

2.3.3 湖泊相

在川东地区自流井组及凉高山组早期是湖泊的主要发育时期,其中滨、浅湖主要发育在珍珠冲段(表1)。川东大部分地区珍珠冲段泥岩多呈红褐色或灰绿色,滨湖泥岩中偶夹少量薄层不等粒砂岩,砂岩中含较多撕裂泥砾及同沉积期形成的砂岩砾石,反映其沉积水体较浅、河流作用较弱的特点,其GR曲线多呈低幅起伏的高值背景与钟形组合的特征(图5-G),浅湖沉积则为高GR与漏斗形曲线的组合(图5-E),分别反映浅湖泥和具逆粒序的浅湖砂坝。东岳庙段-大安寨段沉积时期是湖泊广泛发育的时期,在川东地区沉积了极厚的泥页岩和碳酸盐岩:测井曲线上大段高GR、低DEN和低RT值组合为质纯的泥岩,通常反映半深湖亚相湖坡沉积(图5-F);指状较低GR、高DEN和较高RT值组合为介壳灰岩与泥岩薄互层(图5-E),通常反映半深湖亚相湖坡泥与风暴流成因的介壳滩薄互层(图4-G、H);而浅湖区大段生物碎屑灰岩(介屑灰岩,图3-H、I)测井曲线则主要表现为大段极低GR、高DEN和极高RT值组合(图5-F)。

表1 川东地区中-下侏罗统沉积体系及其主要沉积相类型Table 1 The stratigraphic system &main sedimentary facies types of Middle-Lower Jurassic in eastern Sichuan

图5 川东地区侏罗系岩心沉积相综合柱状图Fig.5 Comprehensive histogram of sedimentary facies of the Jurassic coring section in eastern Sichuan(A)YT1井沙一段;(B)WBQ006-H1井沙一、沙二段;(C)WBQ20井珍珠冲段;(D)TD东021-X8井凉高山组;(E)MX001-H8井马鞍山段和东岳庙段;(F)W081-H1井大安寨段;(G)X018-H1井珍珠冲段

3 岩相古地理展布及演化

早-中侏罗世,川东地区同时受北部和南部物源体系影响和控制。基于大量野外露头资料、岩心描述成果、测井解释成果等资料,综合单井相分析和砂岩(灰岩)含量,采用单因素分析、多因素综合编图的方法[22]对川东地区中-下侏罗统珍珠冲段、东岳庙段、马鞍山段、大安寨段、凉高山组及沙一段6个沉积时期沉积相的展布和演化特征进行了研究。

3.1 自流井组珍珠冲段沉积时期

经历过晚三叠世印支晚期运动的构造抬升和短暂的剥蚀,盆地基底再次沉降,湖平面逐渐上升,川东地区主要为滨、浅湖亚相的泥岩和粉砂岩互层,局部发育薄层(水下)分流河道砂岩(图6)。这一沉积时期三角洲规模总体较小,分别从东北部、东南部、西南部及西北部4个方向往湖盆延伸并在仪陇—长寿及梁平—云阳一带交汇,其中东北部及东南部河流作用最强、三角洲朵体规模相对最大(图7-A)。

图6 川东地区中-下侏罗统沉积相对比剖面图Fig.6 Correlation section of the Middle-Lower Jurassic sedimentary facies in eastern Sichuan(剖面位置见图7)

3.2 自流井组东岳庙段沉积时期

湖平面较珍珠冲段沉积时期明显上升,三角洲几乎全部退出了研究区,川东地区以广泛发育湖泊相沉积为特征(图6);川东北部及南部的大部分地区主要发育浅湖沉积,局部地区有少量生屑滩发育。这一沉积时期川东地区古地理特征具有一定继承性:珍珠冲段沉积时期物源交汇区水体依然相对较深,主要为半深湖沉积区(图7-B)。

3.3 自流井组马鞍山段沉积时期

马鞍山段沉积格局总体与东岳庙段较为相似,显示川东地区古地貌具有较强的继承性。与东岳庙段沉积面貌相比,马鞍山段沉积时期深水区有略微向北迁移的趋势(图6、图7-C),推测这一时期盆地周缘“非同步、异方位”的构造挤压[13]是导致湖盆中心向北迁移的主要原因;此外,马鞍山段生物碎屑灰岩数量急剧减少,生屑滩在平面上的分布也更为局限。

3.4 自流井组大安寨段沉积时期

大安寨段沉积格局与东岳庙段及马鞍山段相比发生了重大转变,生物碎屑灰岩及介壳灰岩大量发育(图6)。平面上生物碎屑滩将半深湖沉积区分隔成多个相对独立的湖湾,水体循环受到很大程度的抑制。由于该沉积期湖水具有一定盐度[23],因此在湖平面下降时期强烈的蒸发作用导致滩间湖水盐度急剧升高而形成膏质白云岩。川东北部和南部不少钻井岩心和测井解释成果表明大安寨段上部开始发育河道砂岩,反映大安寨段沉积晚期湖平面大幅度下降导致局部地区暴露和氧化,形成了“过渡层”段杂色泥岩;伴随湖平面下降,三角洲再次迁移至研究区并主要在北部和南部少量发育(图7-D)。

图7 川东地区中-下侏罗统沉积相平面展布特征Fig.7 Characteristics of the plane distribution of the Middle-Lower Jurassic deposits in the eastern Sichuan Basin(A)自流井组珍珠冲段;(B)自流井组东岳庙段;(C)自流井组马鞍山段;(D)自流井组大安寨段;(E)凉高山组;(F)沙一段

3.5 凉高山组沉积时期

湖平面再次上升,川东地区以发育三角洲-湖泊沉积体系为特征。凉高山组早期和晚期沉积面貌差别较大:早期(凉下段)湖平面较高,湖泊范围较大,半深湖沉积较为发育;晚期(凉上段)川东地区湖平面大幅度下降,以发育曲流河三角洲沉积为主(图6)。凉高山组沉积时期三角洲朵体依然主要沿北东、北西、南东及南西4个方向往广安-梁平-万州一带汇聚(图7-E),表明川东地区主要水系未发生明显变化。

3.6 沙一段沉积时期

由于川东地区沙溪庙组上段遭受不同程度的剥蚀、地层厚度差异巨大,同时大量钻井测井不完全,未能编制出精细的沉积相图;但砂岩含量的变化趋势依然清晰,表明渠县-垫江-万州一带砂地比值极低(一般<10%),为南、北两大三角洲体系的交汇区(图7-F)。川东地区残存的沙溪庙组厚度巨大,岩心和砂体测井曲线特征均反映沙溪庙组的河流相兼有曲流河和辫状河特征,但湖泊水体总体较浅,三角洲主要在研究区中部发育,南、北近物源区河流相发育(图7-F)。

岩相古地理展布及沉积相演化表明:早-中侏罗世川东地区始终存在稳定的汇水区,同时川东地区水系总体较为稳定,河口入湖方向具有很强的继承性;从珍珠冲段沉积时期到沙溪庙组沉积时期,湖盆中心有轻微向北迁移的趋势(图6、图7);湖盆中心的北移而水系基本保持不变,反映早-中侏罗世川东地区主要受南-北向构造应力的挤压。

4 古地理演化对烃源岩的控制

川东地区中-下侏罗统可视为一个超长期的湖侵-湖退旋回,由早侏罗世早期的滨、浅湖-三角洲沉积体系逐渐向湖泊沉积体系演化,早侏罗世晚期湖平面达到最高、三角洲退出研究区范围,中侏罗世晚期湖平面再次震荡式下降、河流-三角洲不断向湖盆迁移,这一古地理演化特征控制了川东地区侏罗系烃源岩的时空分布。

湖平面较高的东岳庙段、大安寨段及凉高山组下段均为传统认识的主力烃源岩发育段,其湖相泥岩通常具有较高的有机碳含量,大部分岩心样品实测的有机碳质量分数(wTOC)>1.0%,部分样品wTOC>3.0%(图8),Ro值为0.85%～1.46%,处于成熟-高成熟阶段,具有较好的生烃能力。由于前期研究对马鞍山段关注不够,少有岩心和相关有机地化分析,但从沉积相演化剖面(图6)和沉积相平面展布特征(图7-C)来看,马鞍山段理论上同样具有与大安寨段和东岳庙段相似的烃源岩发育条件。

图8 川东中-下侏罗统不同层位泥岩有机碳含量直方图Fig.8 Histogram of TOC distribution of different layers in the Middle-Lower Jurassic mudstones,eastern Sichuan

本次研究根据沉积微相对大量泥岩样品实测的有机碳质量分数进行了统计分析,样品主要涵盖了湖坡(半深湖)、分流间湾(三角洲前缘)、滩缘(浅湖)、滩间(浅湖)等沉积微相,结果表明半深湖沉积区湖坡泥岩的有机碳质量分数普遍较高,77.5%的样品实测wTOC>1%,其中14.5%的样品实测wTOC>2%(图9-A);浅湖沉积区滩缘及滩间泥岩样品有机质含量略低,超过50%的样品wTOC<1%(图9-C、D);三角洲前缘带分流间湾泥岩有机质丰度普遍较低,其wTOC基本不超过1%(图9-B)。分流间湾的沉积水深与滩缘及滩间大致相当,即同属于浪基面之上的浅湖区,其实测有机碳含量明显低于半深湖沉积区,可能与半深湖沉积区更大的水深更有利于有机质保存有关。

图9 川东中-下侏罗统不同沉积微相泥岩有机碳含量直方图Fig.9 Histogram of the distribution of TOC of different microfacies mudstones in the Middle-Lower Jurassic of eastern Sichuan

早-中侏罗世,川东地区始终存在稳定的汇水区,即研究区中部仪陇-广安-长寿-梁平-云阳一带,这一位置一直是川东较为稳定的较深水区域,因此也是东岳庙段、马鞍山段、大安寨段及凉高山组下部等层位烃源岩分布的主要位置,应作为川东陆相页岩油、页岩气勘探的重点区域;而凉高山组及沙溪庙组致密砂岩气的勘探也应围绕这一区域开展。