易娟子，張少敏，蔡來(lái)星，陳守春，羅 鑫，于吉星，羅妮娜，楊 田

1.中國(guó)石油西南油氣田分公司重慶氣礦地質(zhì)研究所，重慶 401120 2.中國(guó)石油西南油氣田分公司勘探開發(fā)研究院，成都 610041 3.成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院，成都 610059

0 引言

作為支撐我國(guó)國(guó)民經(jīng)濟(jì)發(fā)展的重要能源基地之一，四川盆地歷經(jīng)多年油氣勘探并取得了一系列重大成果，先后發(fā)現(xiàn)羅家寨、普光、五百梯、元壩、安岳、涪陵、威遠(yuǎn)等多個(gè)大中型油氣田[1-5]，這些發(fā)現(xiàn)和研究切實(shí)豐富和推動(dòng)了我國(guó)海相油氣成藏理論與實(shí)踐[6-8]。相較于古老海相地層(埋深一般>3 000 m)，淺層侏羅系油氣勘探具有成本低、風(fēng)險(xiǎn)小的特點(diǎn)，特別是在國(guó)際低油價(jià)背景下突顯出高性價(jià)比優(yōu)勢(shì)，其早在20世紀(jì)90年代就已被油氣地質(zhì)工作者所關(guān)注[9-11]。然而，囿于常規(guī)油氣勘探思維，淺層油氣的侏羅系長(zhǎng)期以來(lái)都被視為“過路層”，地質(zhì)資料和地震資料較為匱乏，致使整個(gè)四川盆地淺層油氣勘探緩不濟(jì)急[10-11]。

近年來(lái)，在國(guó)內(nèi)致密油氣、頁(yè)巖油氣高速發(fā)展的引領(lǐng)下，四川盆地侏羅系巨大的勘探潛力引發(fā)了各方高度重視[12-14]。據(jù)中石油第四次資源評(píng)價(jià)成果預(yù)測(cè)，川東地區(qū)下侏羅統(tǒng)涼高山組致密氣地質(zhì)資源量達(dá)2.0×108t[15]，目前已在22個(gè)構(gòu)造帶上的51口井中發(fā)現(xiàn)了豐富的油氣顯示和工業(yè)油氣流[11]，其中以涪陵地區(qū)泰頁(yè)1井試采效果喜人(產(chǎn)氣7.5×104m3/d、產(chǎn)油9.84 t/d)，就此揭開了四川盆地涼高山組湖相頁(yè)巖油氣勘探的序幕[16]。

在聚焦川東地區(qū)涼高山組非常規(guī)油氣勘探目標(biāo)后發(fā)現(xiàn)，該區(qū)地層格架、沉積相類型、砂體展布特征等油氣地質(zhì)基礎(chǔ)問題亟待解決。雖然涼高山組發(fā)育一期完整湖侵—湖退旋回的觀點(diǎn)已被業(yè)內(nèi)普遍認(rèn)可，且依據(jù)灰黑色厚層半深湖穩(wěn)定泥頁(yè)巖可識(shí)別出最大湖泛面[17-19]，但中石油相關(guān)單位倡導(dǎo)的“二分”方案與中石化相關(guān)單位倡導(dǎo)的“三分”方案依然存在明顯分歧。

部分學(xué)者[17-18]認(rèn)為湖侵發(fā)生于涼高山組早期，對(duì)應(yīng)于傳統(tǒng)認(rèn)識(shí)的涼下段，之后經(jīng)歷的湖侵后期、最大湖侵期和湖退期分別對(duì)應(yīng)涼上Ⅱ、涼上Ⅰ—Ⅱ和涼上Ⅰ亞段(圖1)，這與吳因業(yè)等[19]依據(jù)巖性、顏色在川中地區(qū)劃分的下雜段(濱淺湖-三角洲相)、中黑段(半深湖相)、上灰段(淺湖-三角洲相)、頂雜段(濱湖相)吻合。不過，該“二分”方案存在以下缺陷或不足：1)體系域時(shí)限劃分混亂導(dǎo)致地層結(jié)構(gòu)錯(cuò)亂，湖侵體系域和湖退體系域分別對(duì)應(yīng)著涼下段和涼上Ⅰ亞段，而連續(xù)的湖侵階段又被劃分為不同等級(jí)的涼下段、涼上Ⅱ和涼上Ⅰ—Ⅱ亞段；2)前人[17]認(rèn)為涼高山組湖侵域厚而湖退域薄，將湖平面變化理解為一期緩慢湖侵與快速湖退的過程，該觀點(diǎn)還有待商榷；3)川東地區(qū)更靠近湖盆沉積中心[20-21]，川中地區(qū)涼高山組發(fā)育的下雜段和上雜段演變?yōu)榘瞪樾紟r層，不易識(shí)別。另外，筆者認(rèn)為，中石化相關(guān)單位在湖侵—湖退二分層序結(jié)構(gòu)中實(shí)行“三分”方案難于理解，其不僅有悖于地層等時(shí)性原則，且劃分涼一段、涼二段、涼三段的巖性、測(cè)井等地質(zhì)依據(jù)也不夠明確(圖1)。因地層格架混亂導(dǎo)致的砂泥(頁(yè))巖展布規(guī)律不清，直接制約了川東地區(qū)非常規(guī)油氣勘探的進(jìn)程，尋找穩(wěn)定、優(yōu)質(zhì)的泥頁(yè)巖和厚層、粗粒的有利砂體成為突破頁(yè)巖油氣、致密油氣勘探困境的基礎(chǔ)和關(guān)鍵。

筆者在系統(tǒng)分析川東地區(qū)鉆井巖心和野外露頭地層、沉積特征的基礎(chǔ)上，利用層序地層與巖性地層相結(jié)合的方法建立地層劃分方案，并借助元素地球化學(xué)手段恢復(fù)沉積古環(huán)境，明確沉積相類型和充填特征，以期為優(yōu)選致密油氣、頁(yè)巖油氣有利勘探區(qū)帶提供科學(xué)支撐和決策參考。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

四川盆地地處揚(yáng)子地臺(tái)西部，其盆緣邊界大體呈菱形，盆內(nèi)則依據(jù)區(qū)域構(gòu)造特征劃分為6個(gè)二級(jí)構(gòu)造單元[17]。川東地區(qū)位于四川盆地東部，西以華鎣山斷裂為界與川中隆起相鄰，東至川鄂交界處的齊岳山斷裂帶，北接大巴山?jīng)_斷帶，南達(dá)南川—開隆一帶，在構(gòu)造位置上屬川東高陡斷褶帶[22-23]。受印支、燕山、喜馬拉雅3期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)影響，區(qū)內(nèi)發(fā)育一系列NE--NNE向隔擋式褶皺，背斜緊閉，向斜寬緩，平面呈帚狀向南撒開[22-23](圖2a)。

GR. 自然伽馬；RT. 原狀地層電阻率。

川東地區(qū)下侏羅統(tǒng)涼高山組具有與川中地區(qū)完全相似的油氣成藏條件[11]，除構(gòu)造高部位已出露地表之外(面積不足15%)，寬緩向斜區(qū)和低緩背斜區(qū)仍覆蓋千余m2的沙溪廟組砂泥巖地層，油氣保存條件良好，且埋深處于500～2 000 m，是淺層頁(yè)巖油氣、致密砂巖油氣立體勘探有利區(qū)[11，18]。目前，已在泰頁(yè)1井、YD1井和TD002-X18井見工業(yè)油氣流，Z1井油氣顯示良好(圖2a)。

2 樣品采集與測(cè)試方法

2.1 樣品采集

在對(duì)川東地區(qū)涼高山組5口取心井(TD021-X8、TD109、YT1、YD003-H2、ZX1H)進(jìn)行巖心觀察和取樣的基礎(chǔ)上，本次研究還補(bǔ)充了7條野外剖面開展地層格架分析、沉積特征總結(jié)和樣品系統(tǒng)采集等工作，分別為奉節(jié)縣康樂鎮(zhèn)KLZ剖面(109°28′49.2″E，31°5′41.5″N)、云陽(yáng)縣東陽(yáng)子溝DYZ剖面(109°1′31.2″E，30°59′44.4″N)、梁平區(qū)敖家營(yíng)AJY剖面(107°52′20″E，30°47′52.2″N)、梁平區(qū)天寶山TBS剖面(107°31′32″E，30°36′1″N)、梁平區(qū)水碓溝SDG剖面(107°48′8.5″E，30°48′18.1″N)、宣漢縣七里峽QLX剖面(107°44′37″E，31°11′49″N)、南川區(qū)石孔屋基SKW剖面(106°57′15″E，29°6′30″N)(圖2a)。分析測(cè)試項(xiàng)目均在油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，其中：沉積巖石學(xué)分析包括巖石鑄體薄片19片，礦物X-衍射全巖分析(XRD)14件，掃描電鏡分析8件，主、微量元素測(cè)試14件；油氣地質(zhì)學(xué)分析包括烴源巖總有機(jī)碳(TOC)測(cè)試245件、熱解分析139件、鏡質(zhì)體反射率(Ro)測(cè)試33件、干酪根鏡檢23件、儲(chǔ)層孔滲測(cè)試107件。

RLLD. 淺側(cè)向電阻率。F1. 大巴山?jīng)_斷；F2. 華鎣山斷裂；F3. 大婁山斷裂；F4. 齊岳山斷裂。

2.2 測(cè)試方法

2.2.1 沉積巖石學(xué)分析

巖石制片遵照標(biāo)準(zhǔn)SY/T 5913-2004[24]，將25 mm×25 mm的巖樣磨至厚約0.03 mm并用茜素紅-S和鐵氰化鉀混合溶液染色，然后置于偏光顯微鏡下觀察巖石的礦物成分和組構(gòu)特征。待將巖心樣品切割為0.5 cm×0.5 cm×0.1 cm的長(zhǎng)方體并拋光制成樣品靶后，利用FEG 450掃描電子顯微鏡(SEM)鑒定礦物類型和孔隙形態(tài)。XRD半定量分析是依據(jù)標(biāo)準(zhǔn)SY/T 5163—2010[25]，在管電壓40 kV、管電流150 mA的條件下，利用D/Max-2500型X射線衍射儀完成的，步進(jìn)掃描速度為8°/min，采樣寬帶為0.024°。巖石主量元素采用Axios PW4400型X射線熒光光譜儀進(jìn)行測(cè)試，微量元素采用Thermo X Series 2等離子體質(zhì)譜儀進(jìn)行測(cè)試，二者的分析精度均在±5%。

2.2.2 油氣地質(zhì)學(xué)分析

與烴源巖評(píng)價(jià)相關(guān)的w(TOC)使用美國(guó)LECO CS-230型紅外碳硫分析儀，依據(jù)GB/T 19145—2003[26]完成測(cè)定；在OGE-II型巖石熱解儀上完成的熱解實(shí)驗(yàn)獲得了w(S1)、w(S2)和Tmax(熱解峰溫)等熱解參數(shù)，測(cè)試標(biāo)準(zhǔn)為GB/T 18602—2012[27]；Ro測(cè)試采用DMLPWITH MSP200鏡質(zhì)組反射率測(cè)定儀，依據(jù)標(biāo)準(zhǔn)SY/T 5124—2012[28]，保證每件樣品中的測(cè)點(diǎn)不少于20個(gè)；干酪根顯微組分鑒定及類型劃分依據(jù)SY/T 5125—2014[29]，使用Leica DM4500P偏光顯微鏡完成測(cè)定。與儲(chǔ)集層評(píng)價(jià)相關(guān)的孔隙度、滲透率參數(shù)在室溫23℃、濕度51%、大氣壓力1.025×105Pa條件下依據(jù)SY/T 5336—2006[30]執(zhí)行測(cè)試，所用儀器分別為Ultrapore-200A氦孔隙儀和ULTRA-PERMTM200滲透率儀。壓汞法毛管壓力測(cè)試時(shí)室溫為24℃、濕度51%、大氣壓力為1.027×105Pa，采用9400-Ⅲ型壓汞儀依據(jù)SY/T 5346—2005[31]完成。

3 地層格架的建立

四川盆地早侏羅世古氣候環(huán)境具有亞熱帶半潮濕特點(diǎn)，至自流井組末期，炎熱干旱漸趨明顯[32-33]。大安寨段介殼灰?guī)r之上普遍發(fā)育氧化色過渡層(圖1，2b，3a、b)，表明湖盆已萎縮至地表暴露，其與涼高山組底部呈不整合或假整合接觸，尤以川北、川中地區(qū)明顯[34]。隨后，涼高山組又一次發(fā)生大規(guī)模湖侵—湖退[17-19]，主要發(fā)育灰色砂巖與深灰色、灰黑色泥頁(yè)巖(圖3c)，末期演變?yōu)樯诚獜R組一段淺水三角洲相紫紅色砂泥巖，涼高山組頂部與沙一段底部關(guān)口砂巖呈沖刷接觸關(guān)系(圖3d，e)。本文將這2個(gè)不整合或假整合面作為涼高山組頂、底的三級(jí)層序界面。

3.1 體系域發(fā)育特征

一個(gè)理想的三級(jí)層序在形成、發(fā)育和消亡過程中，湖平面表現(xiàn)出正弦曲線的變化特征，由低位相對(duì)穩(wěn)定(緩慢下降→緩慢上升)、快速上升、高位相對(duì)穩(wěn)定(緩慢上升→緩慢下降)和快速下降4個(gè)階段構(gòu)成[35-36]。體系域，即同期巖相的三維空間組合[37-38]，是湖平面不同演化階段的沉積響應(yīng)，對(duì)應(yīng)于湖平面的變化，分別為低位體系域、湖侵體系域、高位體系域和湖退體系域[36]。然而，受氣候、構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、物源供給、全球海平面升降等因素的綜合影響[39-40]，三級(jí)層序內(nèi)的湖平面旋回多不完整，如缺失低位穩(wěn)定階段或快速下降階段[35]。

3.1.1 體系域邊界特征

涼高山組初始湖泛面與三級(jí)層序底界面重合，界面之下為大安寨段紫紅色、灰綠色砂、泥巖，界面之上為涼高山組底部粉—細(xì)砂巖或深灰色泥巖。測(cè)井曲線上，界面之下為平直的高伽馬、低電阻響應(yīng)，界面之上為中—低伽馬、中—高電阻特征(圖1、圖2)。聲波測(cè)井曲線經(jīng)小波變換后，初始湖泛面處的顏色界面較清晰，反映界面上下的沉積旋回轉(zhuǎn)換明顯(圖4)。

最大湖泛面是指湖盆水體上漲至最高限時(shí)的相對(duì)平衡面，此時(shí)，水域最廣、水體最深，與之相伴的是盆內(nèi)廣泛分布的凝縮段沉積。如石孔屋基剖面和MX3井所示，川東地區(qū)涼高山組最大湖泛面處以發(fā)育深灰色、灰黑色頁(yè)巖為特征，頁(yè)理發(fā)育，層厚為7～30 m(圖3f，圖4)。XRD分析結(jié)果表明，敖家營(yíng)剖面凝縮段頁(yè)巖樣品的黏土礦物體積分?jǐn)?shù)為55.6%～62.5%；其次為石英，為18.6%～28.7%；長(zhǎng)石體積分?jǐn)?shù)較低，為15.0%～16.9%。同時(shí)，測(cè)井曲線響應(yīng)明顯，多表現(xiàn)為平直或齒型的高伽馬、高聲波、低電阻特征(圖2b、圖4)。

最大下降面對(duì)應(yīng)三級(jí)層序頂界面，界面之上發(fā)育沙溪廟組底部關(guān)口砂巖和紫紅色泥巖，測(cè)井曲線呈高幅箱型或鐘型，反映了該階段以強(qiáng)制湖退沉積為特征，直至湖盆水域最小、水體最淺，界面之下濱淺湖灘壩砂體、三角洲砂體發(fā)育(圖2b、圖4)。

a. 水碓溝剖面，大安寨段與涼高山組假整合接觸；b. 水碓溝剖面，大安寨段介殼灰?guī)r；c. 康樂鎮(zhèn)剖面，涼高山組暗色砂泥巖；d. 七里峽剖面，沙溪廟組底部關(guān)口砂巖；e. 東陽(yáng)子溝剖面，沙溪廟組紫紅色碎屑巖層；f. 石孔屋基剖面，涼高山組最大湖泛面凝縮段頁(yè)巖。圖中虛線代表地層或砂體界線。

AC. 聲波時(shí)差。ft(英尺)為非法定計(jì)量單位，1 ft=0. 304 m。Db. 小波變換的階步；a. 變換系數(shù)。

3.1.2 層序地層結(jié)構(gòu)

前人常利用沉積巖中Mn/Ti、Mn/Fe元素比值判斷古水深變化[41]。敖家營(yíng)剖面泥頁(yè)巖樣品中的Mn/Ti、Mn/Fe值分別由涼高山組底部第6小層的0.052 9和0.006 7開始逐漸增大，最高值位于涼高山組第21小層，分別為0.200 1和0.020 9，隨后不斷降低并夾雜次高值出現(xiàn)，最低值來(lái)自于涼高山組上部第43小層泥巖樣品(圖5)。

古水深曲線直接表明，川東地區(qū)涼高山組湖平面主要表現(xiàn)為前期快速上升、后期緩慢下降的變化特征，反映了典型的湖侵—湖退(transgressive-regressive)二元層序結(jié)構(gòu)。依據(jù)水體在下降階段存在的周期性震蕩，還可識(shí)別出3期次級(jí)短時(shí)旋回：由最大湖泛面開始，Mn/Fe、Mn/Ti值均由最高值明顯下降至32小層的0.087 8和0.009 4，對(duì)應(yīng)于第1期次級(jí)旋回，旋回末期的砂巖層(33小層)水體理應(yīng)繼續(xù)變淺；第2期次級(jí)旋回發(fā)育在34小層至43小層之間，旋回早期發(fā)生小范圍的短時(shí)水侵，水體加深至次級(jí)湖泛面之后迅速變淺，次級(jí)湖泛時(shí)期發(fā)育42小層泥巖段；第3期次級(jí)旋回內(nèi)，湖水整體繼續(xù)保持變淺趨勢(shì)，但仍存在周期性波動(dòng)，次級(jí)湖泛面及其對(duì)應(yīng)的泥巖段在47小層清晰可見，最大下降幅度出現(xiàn)在涼高山組頂端(圖5)。

圖5 川東地區(qū)敖家營(yíng)剖面涼高山組古水深變化與層序地層發(fā)育特征剖面圖

早期湖平面快速上升階段代表了T旋回，形成涼下段湖侵體系域，體系域的底界面為初始湖泛面，頂界面為最大湖泛面。后期湖平面快速下降階段對(duì)應(yīng)R旋回，形成涼上段湖退體系域，由最大湖泛面開始，至涼高山組頂部最大下降面結(jié)束。湖退階段的3期次級(jí)旋回對(duì)應(yīng)著3個(gè)四級(jí)層序，即準(zhǔn)層序組Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ，在巖石地層上分別為涼上Ⅰ亞段、涼上Ⅱ亞段、涼上Ⅲ亞段(圖5)，次級(jí)湖泛面之上的低伽馬、高電阻砂巖層頂界為四級(jí)層序頂界面，次級(jí)湖泛期發(fā)育的穩(wěn)定泥巖層可作為地層等時(shí)對(duì)比標(biāo)志(圖4、圖6)。

地層厚度發(fā)育特征吻合湖平面升降速率：早期湖侵階段水進(jìn)迅速、持續(xù)時(shí)間較短，涼下段地層厚度分布在37.6～138.4 m范圍內(nèi)，平均厚度為73.6 m；后期湖退階段水體下降較緩，涼上段地層累計(jì)厚度增加至64.9～245.8 m，平均厚度為136.1 m。在涼上段內(nèi)部，地層厚度則呈逐漸減薄的特征，由涼上Ⅰ亞段的34.0～71.0 m(平均值為56.7 m)逐漸降至涼上Ⅲ亞段的12.0～49.8 m(平均值為31.9 m)，印證了湖盆范圍不斷萎縮、湖盆水體持續(xù)變淺的變化趨勢(shì)(圖4、圖6)。

3.2 地層格架發(fā)育特征

通過對(duì)川東地區(qū)涼高山組46口單井和8條剖面的層序地層結(jié)構(gòu)進(jìn)行詳細(xì)分析，認(rèn)為涼高山組沉積初期，湖盆范圍較小、水體較淺，位于達(dá)川--墊江--忠縣--萬(wàn)縣一帶的沉積中心接受來(lái)自湖盆東北部大巴山古陸和東南部江南古陸雪峰隆起的碎屑供給[42-43]較弱，涼下段底部普遍發(fā)育一套厚3～5 m的粉-細(xì)砂巖，伽馬曲線多呈箱型、鐘型。伴隨著湖侵過程的快速發(fā)生，湖盆范圍明顯擴(kuò)大，如圖6所示，由沉積中心TX2井向湖盆邊緣B001-1井，砂體厚度自下而上逐漸變薄且在剖面上表現(xiàn)出顯著的退積特征。至最大湖泛階段半深湖—深湖環(huán)境，涼下段頂部在“廣盆深水”沉積背景下穩(wěn)定發(fā)育一套深灰色、灰黑色泥頁(yè)巖，最厚達(dá)30 m左右，薄層砂體僅在湖盆邊緣零星展布(圖6)?？傮w來(lái)看，湖侵階段湖盆水體縱向加深，準(zhǔn)層序組Ⅰ呈典型的退積式正韻律，砂體向上減薄(圖4—圖6)，砂泥比向上降低。

在湖平面經(jīng)歷了短期高位穩(wěn)定之后，湖盆水體進(jìn)入相對(duì)較慢的下降階段(圖5)，湖盆岸線逐漸向湖盆中心推進(jìn)，沉積水體也由半深湖—深湖演變?yōu)闉I淺湖。準(zhǔn)層序組Ⅱ底部發(fā)育一套厚度不等的細(xì)砂巖，湖盆邊緣(B001-1井)和沉積中心(YH3井—QL16井)處較薄，而斜坡帶(TX2井—LG83井)砂體較厚。因水退過程較緩，砂體厚度前期變化不大，至準(zhǔn)層序組Ⅱ上部、頂部明顯增厚，尤以湖盆邊緣B001-1井凸顯。整體來(lái)看，涼上Ⅰ亞段為湖盆砂體發(fā)育期，砂體層數(shù)、厚度均較涼下段顯著增加，準(zhǔn)層序組類型由湖侵階段的退積式轉(zhuǎn)變?yōu)閺?qiáng)制湖退作用下的進(jìn)積式(圖6)。

在湖平面持續(xù)下降過程中，湖盆范圍不斷萎縮，陸源碎屑沉積物供給量大于湖盆可容空間增加量，沉積體不斷向湖盆中心推進(jìn)，導(dǎo)致較淺水沉積物連續(xù)上覆在相對(duì)較深水沉積物之上，形成準(zhǔn)層序組Ⅲ和Ⅳ，即涼上Ⅱ亞段和涼上Ⅲ亞段(圖4、圖5)。在每個(gè)準(zhǔn)層序組內(nèi)部，自下而上發(fā)育由泥巖、粉砂巖和細(xì)砂巖組成的向上變粗、變厚的反韻律垂向疊置準(zhǔn)層序，砂體單層厚度向上增加，砂泥比向上增大，伽馬曲線向上相應(yīng)減弱，整體表現(xiàn)為漏斗形，響應(yīng)了準(zhǔn)層序向湖前積的特點(diǎn)(圖4、圖6)。在湖盆整體轉(zhuǎn)變?yōu)椤罢铚\水”的古沉積背景下，涼上Ⅱ亞段和涼上Ⅲ亞段的地層厚度、砂體厚度均有所減薄，且薄層砂呈連續(xù)性較好的席狀展布，成為涼高山組次有利砂體發(fā)育層段(圖6)。

4 沉積相特征

4.1 沉積環(huán)境

1976年，塞利[44]將沉積環(huán)境定義為“在物理上、化學(xué)上和生物上均有別于相鄰地區(qū)的一塊地球表面”。其中，物理因素包括水動(dòng)力條件(流體性質(zhì)、水深、水動(dòng)力強(qiáng)弱等)、沉降速率、溫度、雨量等?；瘜W(xué)因素指介質(zhì)的酸堿度、氧化還原條件、鹽度等。生物因素則為環(huán)境內(nèi)的動(dòng)物、植物以及微生物。近年來(lái)，許多地質(zhì)工作者將沉積地球化學(xué)手段應(yīng)用到沉積環(huán)境的恢復(fù)與重建。例如，采用Sr/Cu、Rb/Sr、K2O/Al2O3值和古氣候C值來(lái)討論古氣候[45-48]，利用V、Cr、Co、Ni等金屬元素的比值來(lái)判別古氧化還原條件[49]，通過Sr/Ba、Rb/K等參數(shù)來(lái)刻畫沉積水體古鹽度[50]，應(yīng)用Al、Ti元素的相對(duì)含量來(lái)分析陸源碎屑輸入強(qiáng)度[51]等。

4.1.1 古氣候

主、微量元素測(cè)試結(jié)果顯示：敖家營(yíng)剖面涼下段4個(gè)巖石樣品的K2O/Al2O3值均在0.200之下，最大為0.188，整體指示了溫暖濕潤(rùn)的古氣候條件；古氣候C值相對(duì)較大，尤其是下部3個(gè)樣品均大于0.80，平均值為1.02，同樣反映了溫濕氣候背景。涼上Ⅰ亞段2個(gè)樣品的K2O/Al2O3值略有增大，分別為0.225和0.226，C值為0.67和0.71，揭示了半潮濕-半干旱氣候的存在。涼上Ⅱ亞段和涼上Ⅲ亞段沉積時(shí)期，K2O/Al2O3集中在0.165～0.195，平均值為0.911，而古氣候C值介于0.59～0.86之間，平均值為0.78，二者同時(shí)響應(yīng)了半潮濕氣候的發(fā)育。整體來(lái)看，川東地區(qū)涼高山組早期溫濕氣候在經(jīng)歷短時(shí)干熱波動(dòng)之后向后期半溫濕氣候轉(zhuǎn)變，至沙溪廟組早期，干旱、炎熱特征明顯(圖7)。

4.1.2 古氧化還原

據(jù)V/Cr參數(shù)判斷，川東地區(qū)涼高山組沉積水體可分為貧氧和富氧兩個(gè)階段。其中：早期發(fā)育的涼下段和涼上Ⅰ亞段的V/Cr值相對(duì)較高，除底部第6小層樣品的V/Cr值為1.25外，其余樣品的V/Cr值分布在1.56～4.63之間，平均值為2.37，指示了典型的強(qiáng)還原環(huán)境；后期，涼上Ⅱ亞段和涼上Ⅲ亞段樣品的V/Cr值明顯減至1.50～2.29范圍，平均值為1.73，表明此時(shí)沉積水體由缺氧轉(zhuǎn)變?yōu)橄鄬?duì)富氧;進(jìn)入沙溪廟組之后，強(qiáng)氧化水體環(huán)境愈發(fā)明顯，V/Cr平均值為1.48(圖7)。Ni/Co值變化趨勢(shì)與V/Cr值相似，同樣揭示出水體介質(zhì)富氧程度的差異，但其值均小于前人提出的貧氧與富氧環(huán)境界線5.00[49]，平均值為3.38，顯示整體屬于氧化環(huán)境，這與研究區(qū)古地理背景和巖石類型、顏色發(fā)育特征存在明顯矛盾。筆者認(rèn)為Ni/Co參數(shù)雖然可以示蹤氧化還原環(huán)境的演變，但其在陸相湖盆中的判識(shí)標(biāo)準(zhǔn)還有待進(jìn)一步商榷。

4.1.3 古鹽度

與上述結(jié)果一致，涼高山組古鹽度同樣可劃分為咸水和半咸水兩個(gè)演化階段。涼下段底部6小層樣品的Sr/Ba值較低，為0.327，隨后迅速增高至21小層的1.390～2.240；Rb/K值則相反，由底部0.007逐漸降低至0.001，二者同時(shí)指示了半咸水介質(zhì)。涼上段—沙溪廟組早期，Sr/Ba值分布區(qū)間為0.078～0.372，平均值為0.157；Rb/K值分布在0.004～0.007區(qū)間內(nèi)，平均值為0.005，均表明涼高山組后期水體鹽度有所降低，以半咸水為主。

4.1.4 陸源碎屑輸入

在涼高山組早期溫濕氣候背景下，川東地區(qū)泥巖體積分?jǐn)?shù)明顯高于粉—細(xì)砂巖(圖6)，表明陸源碎屑輸入強(qiáng)度整體偏弱，且在湖侵作用下持續(xù)降低。涼下段Si/Al值、Ti/Al值降低趨勢(shì)明顯，分別由9小層的3.176和0.063降至21小層的3.092和0.046(圖7)。涼上段時(shí)期，溫濕氣候變?nèi)蹩赡軐?dǎo)致河流淡水輸入量略減，但在整體湖退作用下砂體進(jìn)積特征顯著(圖6)，陸源碎屑輸入量相應(yīng)增加且表現(xiàn)出“兩高夾一低”的變化。涼上段樣品的Si/Al值、Ti/Al值分布在2.703～3.365和0.037～0.052區(qū)間，平均值分別為3.118和0.048，較涼下段平均值稍高(圖7)。

4.2 沉積相標(biāo)志

4.2.1 巖石礦物特征與測(cè)井響應(yīng)

涼上段時(shí)期水體較淺，主要為灰色、灰綠色粉—細(xì)砂巖與深灰色、灰黑色(砂質(zhì))泥巖不等厚互層，自然伽馬曲線呈低幅箱型與中—高幅齒型間互，電阻率則以尖峰狀中—高值夾不規(guī)則齒型中—低值為主，部分呈丘狀；涼下段水體較深，以灰黑色泥頁(yè)巖夾灰綠色粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖為主，底部普遍發(fā)育灰色或灰綠色粉—細(xì)砂巖，測(cè)井響應(yīng)呈平直或微齒型的高伽馬、低電阻夾箱型、漏斗型低伽馬、中—高幅電阻(圖4)。

薄片鑒定結(jié)果顯示，研究區(qū)砂巖類型以巖屑質(zhì)長(zhǎng)石砂巖和長(zhǎng)石質(zhì)巖屑砂巖為主(圖8a)，其中：石英體積分?jǐn)?shù)占52.53%～66.22%，平均值為56.50%；長(zhǎng)石體積分?jǐn)?shù)占13.40%～26.46%，平均值為22.42%，巖屑體積分?jǐn)?shù)占17.35%～29.29%，平均值為21.08%，并以沉積巖巖屑占優(yōu)，平均體積分?jǐn)?shù)為47.67%。其次為變質(zhì)巖巖屑，平均體積分?jǐn)?shù)為44.96%(圖8b)。

敖家營(yíng)剖面露頭樣品的XRD測(cè)試結(jié)果表現(xiàn)出“高長(zhǎng)英質(zhì)、低灰云質(zhì)”的礦物特征。砂巖中石英體積分?jǐn)?shù)一般為32.4%～88.4%，平均為54.3%；斜長(zhǎng)石體積分?jǐn)?shù)占0.7%～36.7%，平均值為23.6%，鉀長(zhǎng)石體積分?jǐn)?shù)最低，平均為7.8%；黏土礦物中高嶺石普遍發(fā)育，體積分?jǐn)?shù)介于6.4%～47.0%之間，平均體積分?jǐn)?shù)為20.41%；綠泥石與伊利石相差不大，平均體積分?jǐn)?shù)分別為16.4%和15.0%；方解石、白云石體積分?jǐn)?shù)普遍較低，最高為2.6%，平均體積分?jǐn)?shù)僅為0.8%和0.6%，或因野外剖面膠結(jié)作用較弱或淋濾作用所致；黃鐵礦、菱鐵礦、硬石膏等礦物少見，體積分?jǐn)?shù)基本不超過1.0%。

圖7 川東地區(qū)敖家營(yíng)剖面涼高山組沉積環(huán)境地球化學(xué)指標(biāo)剖面圖

a. 砂巖分類三角圖；b. 巖屑分類三角圖；c. YD003-H2井，2 014.24 m，槽狀交錯(cuò)層理；d. ZX1H井，1 756.34 m，槽狀交錯(cuò)層理；e. 奉節(jié)縣康樂鎮(zhèn)剖面，平行層理；f. 奉節(jié)縣康樂鎮(zhèn)剖面，楔狀交錯(cuò)層理；g. 奉節(jié)縣康樂鎮(zhèn)剖面，波狀層理；h. YT1井，2 164.20 m，脈狀交錯(cuò)層理；i. ZX1H井，1 775.61 m，浪成沙紋交錯(cuò)層理；j. ZX1H井，1 775.39 m，反粒序；k. TD021-X8井，1 800.62 m，底沖刷面；l. 天寶山剖面，透鏡狀砂體；m. YT1井，2 163.53 m，火焰構(gòu)造；n. TD109井，1 330.81 m，球枕構(gòu)造；o. 奉節(jié)縣康樂鎮(zhèn)剖面，含介殼砂巖；p. YT1井，2 154.70 m，生物鉆孔；q. TD109井，1 329.00 m，植物根莖炭屑；r. 奉節(jié)縣康樂鎮(zhèn)剖面，植物根莖炭屑。Q. 石英；F. 長(zhǎng)石；R. 巖屑；S. 沉積巖巖屑；Ma. 巖漿巖巖屑；Me. 變質(zhì)巖巖屑。

4.2.2 沉積構(gòu)造

涼高山組層理構(gòu)造發(fā)育，以反映強(qiáng)水動(dòng)力條件的槽狀交錯(cuò)層理和平行層理最豐富，同時(shí)可見楔狀交錯(cuò)層理和潮汐成因的波狀、脈狀交錯(cuò)層理(圖8c—h)。細(xì)砂巖中的平行層理還可與泥頁(yè)巖中的水平層理互層出現(xiàn)，反映了沉積動(dòng)力強(qiáng)弱交替。隨著河流能量逐漸減弱，其攜帶的泥質(zhì)粉砂巖、粉砂巖等細(xì)粒沉積物在流水或波浪反復(fù)沖刷作用下形成流水沙紋交錯(cuò)層理或爬升沙紋交錯(cuò)層理，并常與反粒序伴生(圖8i,j)。

層面構(gòu)造主要為上覆砂巖對(duì)下伏泥巖沖刷、侵蝕形成起伏不平的底沖刷面(圖8k)，宏觀上，砂體呈透鏡狀幾何形態(tài)(圖8l)，常指示水動(dòng)力較強(qiáng)的水道沉積。同時(shí)，在砂泥接觸面附近還常見火焰狀構(gòu)造、球枕構(gòu)造和包卷層理等同生變形構(gòu)造(圖8m,n)。

此外，研究區(qū)半溫濕—溫濕氣候下的濱淺湖環(huán)境適于生物生存、繁衍，生物化石及其遺跡構(gòu)造豐度較高，如介殼層、含介殼砂巖(圖8o)、生物鉆孔(圖8p)和生物擾動(dòng)構(gòu)造常見，較完整的植物根莖炭屑也進(jìn)一步印證了淺水、近物源的認(rèn)識(shí)(圖8q,r)。

4.3 沉積相類型

川東地區(qū)涼高山組發(fā)育以三角洲前緣、前三角洲和半深湖—深湖亞相為主的湖泊—三角洲沉積體系[16、42-43]，三角洲平原在構(gòu)造抬升之后基本被剝蝕殆盡[21-22]。

4.3.1 三角洲前緣

在川東北、川東南兩個(gè)物源體系的持續(xù)供給下[42-43]，三角洲前緣亞相廣布于川東地區(qū)，并可劃分出水下分流河道、水下天然堤、分流間灣、河口壩、席狀砂等沉積微相。

1)水下分流河道

作為三角洲前緣亞相的格架，研究區(qū)水下分流河道主要發(fā)育細(xì)砂巖和粉砂巖，縱向正粒序明顯且頂、底界面突變接觸(圖9)，底部常表現(xiàn)為沖刷面(圖8k)，頂部細(xì)粒泥質(zhì)沉積物常被后期強(qiáng)水動(dòng)力沖刷向湖搬運(yùn)。垂向上，多期河道疊置形成厚層復(fù)合砂體，測(cè)井曲線呈箱型或鐘型(圖9)，其厚度和規(guī)模受不同期次洪水強(qiáng)度、持續(xù)時(shí)間綜合控制。單期河道砂體宏觀上以透鏡狀為典型特征(圖8l)，砂體內(nèi)部常發(fā)育槽狀、楔狀、波狀交錯(cuò)層理和平行層理(圖8c—g)，并見有包卷層理、球枕構(gòu)造等變形構(gòu)造。平面上，砂體連續(xù)且水下延伸較遠(yuǎn)，向前漸變?yōu)楸雍涌趬位蛳癄钌埃瑐?cè)向則演變?yōu)樗绿烊坏袒蚍至鏖g灣。

2)水下天然堤

洪水期，陸上分流河道內(nèi)的極細(xì)砂和粉砂隨洪水漫出并向水下延伸，在水下分流河道兩側(cè)形成水下天然堤。垂向上，水下天然堤一般分布在水下分流河道的上部，天然堤底部可見截切面，內(nèi)部常具極薄泥質(zhì)夾層并發(fā)育平行層理和微型波狀層理，頂部被后期河道再次沖刷侵蝕。

3)分流間灣

分流間灣在相序上介于水下分流河道之間，以中—薄層灰色、灰綠色泥質(zhì)沉積為主，含少量粉砂或細(xì)砂，沉積構(gòu)造偶具水平層理和生物遺跡構(gòu)造。由于水下分流河道頻繁遷移，分流間灣沉積物常被沖刷、變薄，甚至消失。

4)河口壩

河流攜帶的砂泥入水后，在河口處因流速降低堆積形成河口壩，其沉積物主要為粉—細(xì)砂巖，粒度較細(xì)、分選較好、雜基較少，單層厚為0.3～2.0 m并呈反粒序(圖8j,圖9)，以發(fā)育沙紋交錯(cuò)層理為典型識(shí)別標(biāo)志(圖8i,j)，同時(shí)可見生物擾動(dòng)、生物鉆孔或介殼層(圖8o,p)，測(cè)井曲線一般呈漏斗型。

5)席狀砂

席狀砂是入湖后的碎屑物質(zhì)，包括已經(jīng)形成的河口壩，經(jīng)波浪、沿岸流等不斷沖刷、改造，在河口壩側(cè)翼和前方形成的層薄、面廣、粒細(xì)的砂層。其垂向同樣呈反粒序，也常見生物擾動(dòng)和鉆孔現(xiàn)象，但層理以平行層理為主，沙紋交錯(cuò)層理較少。

4.3.2 前三角洲

前三角洲亞相位于三角洲最前端，且大部分處于浪基面之下，故巖性主要為厚層的灰黑色泥巖，含少量深灰色粉砂質(zhì)泥巖，多發(fā)育水平層理，見介殼類化石(圖9)。

4.3.3 半深湖—深湖

半深湖—深湖亞相處于深水還原環(huán)境，以發(fā)育大套、厚層深灰色或灰黑色泥頁(yè)巖為特征，測(cè)井曲線呈微齒化平直狀(圖6)，巖石中頁(yè)理或水平紋理發(fā)育并具豐富的有機(jī)質(zhì)。

圖9 川東地區(qū)涼高山組TD021-X8井三角洲沉積相分析

5 沉積充填特征與油氣勘探方向

涼高山組沉積時(shí)期，四川盆地構(gòu)造活動(dòng)相對(duì)穩(wěn)定[21]，受古地貌、古物源供給、相對(duì)湖平面變化和古氣候演變等因素綜合控制，川東地區(qū)整體發(fā)育了緩坡背景下的濱淺湖—三角洲—半深湖—深湖沉積體系(圖10)。優(yōu)質(zhì)湖相、前三角洲泥頁(yè)巖與三角洲前緣各類儲(chǔ)集砂體疊互沉積，“旁生側(cè)儲(chǔ)、下生上儲(chǔ)”式源儲(chǔ)配置關(guān)系為頁(yè)巖油氣、致密砂巖油氣協(xié)同成藏提供了基礎(chǔ)條件。

5.1 涼下段頁(yè)巖油氣勘探方向

涼下段湖侵初期，湖盆較小且水體較淺，在東北、東南雙物源充分供給下，研究區(qū)主要發(fā)育三角洲前緣水下分流河道，水道在濱淺湖環(huán)境下頻繁分叉改道，砂體填平補(bǔ)齊作用明顯。快速湖侵作用下，隨著相對(duì)湖平面不斷上升，可容空間與沉積物供給比逐漸增大。涼下段下部廣泛發(fā)育退積式三角洲，前三角洲亞相疊覆于三角洲前緣水下分流河道、河口壩、席狀砂等微相之上，巖性特征由底部富砂轉(zhuǎn)變?yōu)樯喜扛荒啵练e物粒度整體變細(xì)呈正旋回，最終過渡為區(qū)域性湖泛背景下厚度較大、穩(wěn)定展布的半深湖—深湖相暗色泥頁(yè)巖(圖10)。

該套烴源巖沉積時(shí)氣候溫暖濕潤(rùn)，河流攜帶的大量陸源有機(jī)質(zhì)在前三角洲、半深湖—深湖缺氧環(huán)境下大量堆積并快速埋藏。測(cè)試結(jié)果顯示，敖家營(yíng)剖面9個(gè)露頭樣品的有機(jī)質(zhì)豐度較高，w(TOC)分布范圍為0.07%～6.53%，平均值為1.21%，其中w(TOC)>0.50%的有效烴源巖占44.40%，>1.00%的“好—優(yōu)質(zhì)”烴源巖占22.20%。巖心樣品測(cè)試結(jié)果更優(yōu)，w(TOC)分布特征顯示有效烴源巖體積分?jǐn)?shù)高達(dá)73.30%，“好—優(yōu)質(zhì)”烴源巖體積分?jǐn)?shù)可占40.70%(圖11a)；同樣，w(S1+S2)參數(shù)表明生烴潛力良好，其最大值為17.86 mg/g，平均值為6.28 mg/g，約81%的樣品屬于有效烴源巖(圖11b)。

Tmax. 熱解峰溫；IH. 氫指數(shù)。n為樣品數(shù)。

處于0.87%～1.59%范圍的Ro和介于440～480 ℃之間的Tmax表明烴源巖正值成熟--高成熟階段的生烴高峰，而熱解分析與干酪根鏡檢揭示，有機(jī)質(zhì)類型以Ⅱ2型和Ⅲ型為主，可見少部分Ⅰ型和Ⅱ1型，表現(xiàn)出油氣并存、傾氣明顯的特征(圖11c)。

掃描電鏡下，泥頁(yè)巖樣品主要發(fā)育有機(jī)孔和晶間孔，少數(shù)樣品見頁(yè)理縫、微裂縫。如TD021-X8井所示，前三角洲泥巖的孔隙度介于0.83%～4.51%，平均值為2.77%，滲透率區(qū)間為(0.035～32.040)×10-3μm2，平均為0.270×10-3μm2，孔滲條件整體良好，甚至優(yōu)于部分河口壩砂體(圖9)。另?yè)?jù)XRD分析結(jié)果，泥頁(yè)巖樣品中黏土礦物體積分?jǐn)?shù)為51.5%～55.6%，以綠泥石、伊利石和伊/蒙混層為主，石英、長(zhǎng)石、方解石、白云石等脆性礦物體積分?jǐn)?shù)為44.4%～48.5%，平均值為46.6%，具備較高的開采潛力。

總體來(lái)看，川東地區(qū)涼下段泥頁(yè)巖不僅厚度大，且有機(jī)質(zhì)類型全、豐度高、成熟度適宜，加之有效的油氣富集空間和較強(qiáng)的可壓裂性，可視為頁(yè)巖油氣勘探的有利目標(biāo)。泰頁(yè)1井的成功試采和永興1井、涪頁(yè)1井的良好顯示也直接印證了此觀點(diǎn)[16]。

5.2 涼上段致密油氣勘探目標(biāo)

涼上段，沉積水體逐漸變淺，河流攜帶大量沉積物不斷推進(jìn)形成補(bǔ)償沉積，三角洲向湖盆中心建設(shè)性作用增強(qiáng)。垂向上，水下分流河道、壩砂、席狀砂疊置，整體形成進(jìn)積式(反旋回)準(zhǔn)層序組，測(cè)井曲線表現(xiàn)為漏斗型、齒化箱型與平直曲線組合；平面上，在淺水緩坡環(huán)境下，研究區(qū)水下分流河道占優(yōu)且不斷遷移，形成網(wǎng)結(jié)特征明顯的“廣前緣”分布特征(圖10)。

3個(gè)亞段中，以涼上Ⅰ亞段砂體最為發(fā)育，水下分流河道不僅期次多、厚度大、延伸遠(yuǎn)，且近烴源灶優(yōu)勢(shì)突出：下接涼下段前三角洲相、半深湖—深湖相優(yōu)質(zhì)烴源巖層，側(cè)接前三角洲相“好--優(yōu)質(zhì)”烴源巖層，形成了“下生上儲(chǔ)、旁生側(cè)儲(chǔ)、自生自儲(chǔ)”多類型源儲(chǔ)接觸關(guān)系?？诐B條件較好的砂體成為致密油氣勘探目標(biāo)，如TD021-X8井，以水下分流河道物性稍好，其孔隙度介于2.65%～7.72%，平均值為5.78%，滲透率范圍為(0.004～0.032)×10-3μm2，平均值為0.015×10-3μm2(圖9)?？拷鼥|南物源方向的Z1井儲(chǔ)集條件更佳，砂體中同時(shí)可見原生粒間孔隙和次生溶蝕孔隙發(fā)育，孔隙度分布范圍為5.4%～13.6%，平均為9.5%；滲透率范圍為(0.150～0.360)×10-3μm2，平均為0.218×10-3μm2。

因此，致密油氣勘探應(yīng)以砂體發(fā)育的涼上段為有利層段，尤其是涼上Ⅰ亞段近烴源、近物源的厚層水下分流河道，其次是涼上Ⅱ、Ⅲ亞段孔滲條件較好的水道。

6 結(jié)論

1)川東地區(qū)涼高山組發(fā)育一期完整的“湖侵—湖退”三級(jí)層序，早期湖侵體系域?qū)?yīng)涼下段，準(zhǔn)層序組為退積式正旋回；晚期湖退體系域?qū)?yīng)涼上段，準(zhǔn)層序組為進(jìn)積式反旋回，并可進(jìn)一步細(xì)分為3個(gè)亞段(小層)。

2)在溫濕古氣候背景和相對(duì)湖平面變化控制下，涼高山組由湖盆邊緣向沉積中心依次發(fā)育濱淺湖—三角洲—半深湖—深湖沉積體系，三角洲前緣亞相廣布并以水下分流河道微相為主；縱向上，三角洲前緣、前三角洲、半深湖、濱淺湖亞相有序充填，涼下段富泥而涼上段富砂。

3)涼高山組富有機(jī)質(zhì)烴源巖與水下分流河道砂體疊互發(fā)育，形成了“自生自儲(chǔ)、下生上儲(chǔ)、旁生側(cè)儲(chǔ)”多類型源儲(chǔ)接觸關(guān)系，為頁(yè)巖油氣、致密油氣協(xié)同成藏提供了地質(zhì)條件，其中，涼下段優(yōu)先聚焦頁(yè)巖油氣勘探，涼上段優(yōu)先聚焦致密油氣勘探，并以近烴源的涼上Ⅰ亞段最為有利。

致謝：本文在研究和撰寫過程中，中國(guó)石油西南油氣田分公司、中國(guó)石化南方勘探開發(fā)分公司、中國(guó)石化江漢油田分公司提供了寶貴的資料，重慶氣礦眾多專家給予了悉心指導(dǎo)與幫助，在此一并表示誠(chéng)摯感謝！