四川盆地上三叠统香溪组二段、四段砂岩储层成因及形成环境

四川盆地上三叠统香溪组二段、四段砂岩储层成因及形成环境

在三叠纪之后，四川西部的后龙门山和巴彦卡拉地沟恢复了活力，打开了大海，西部的地沟关闭了。龙门山的褶皱变成了一座山，北缘是秦岭，北缘是北达山，东南缘和湘桂地区的强褶皱形成了印支时期的挤压带，并形成了四川盆地。香溪组除遍布四川盆地及周边各山系向盆地方向的前缘带外,也发育于毗邻四川盆地的滇中、滇北、黔北及鄂西,香溪组的建组地点为鄂西秭归县的香溪镇。晚三叠世特别是中晚期“形成了一大型沉积盆地,即晚三叠世上扬子沉积盆地”。香溪组由下向上划分为6个岩性段。香一段仅发育于川西北龙门山向盆地方向的前陆盆地中。目前有的学者认为在四川盆地内部也应有香一段,只是厚度较薄,呈同期异相的岩性。香二和香四段盆地内均以砂岩为主,夹少量可含或不含煤线,薄煤层的炭质泥岩,或夹深灰色的泥质粉砂岩;香三段和香五段以煤系地层为主夹砂岩层;香六段为砂、泥岩互层。因受印支晚幕运动的影响,香六段在部分地区沉积较薄或仅为剥蚀残余,甚至被剥蚀饴尽。盆地内的香二和香四砂岩段是四川盆地主要天然气储产层之一,近年来勘探形势喜人,并不断钻出高产天然气井。但是对香二和香四段砂岩沉积相的认识向来都有争议,看法颇多,如为游荡河流相、河流相、河流—三角洲相、三角洲相、退积型三角洲相1等。1南北方华带研究工作主要集中于川中油气矿所辖的近4×104km2范围内,北起大巴山断摺带,向西南方向延展至川中古隆中斜平缓带的潼南以北区块,东界华蓥山,西至龙泉山(图1)。对大巴山前缘6条地面剖面、20余口全取心及部分取心井的岩心和众多测井曲线进行了对比研究,并结合川西、川西北资料,得出以下规律。1.1盆地内带层砂体除大巴山前缘带外,在盆地内部香二和香四段,特别是后者的地层厚度和其中砂岩的厚度都相对均匀地遍布盆地中部,仅个别井中差异较大(表1)。2003年6月完井的西13-1井香四段全取心厚为107.2m,其中砂岩厚度为105.5m,仅夹有1.7m的炭质泥岩、含薄煤层炭质泥岩和一层深灰色粉砂质泥岩。在地震剖面中从盆地中也可清晰地追踪香二和香四砂岩层段。河流相为带状砂体,进入湖盆的三角洲前缘相砂体空间上呈朵状体。在盆地基底沉陷为优势的地质背景下,湖平面可以发生频繁的进退,湖流-三角洲也可以在纵、横向上迁移并得以沉积。即使如此,也很难形成巨型盆地内部地层,更难显示其砂岩层厚度如此均匀地展布以及地震剖面中振连的平行反射特征。由此得到启示:由盆地周边被河流搬运入湖的碎屑物质必然经历了簸洗、改造、搬运和再分配过程,才能如此均匀地展布在盆地内。1.2粒序交替递变单砂层单砂岩层,特别是较厚的砂岩层大多呈逆粒序层,部分较薄的可以出现正粒序层,也见数米厚连续沉积(无冲刷面)的砂岩中发育一次或多次逆粒序和正粒序交替递变过渡现象。叠置的粒序层砂岩间发育冲刷面,在每层的下部有几至10余cm的灰色含炭泥岩屑的粉砂岩,显平行或低角度交错纹理层,向上逐渐递变为细—中粒甚至粗粒的岩屑石英砂岩或石英砂岩。(图版I-1,I-2)在河流相中不会沉积逆粒序的单砂岩层。三角洲进积层序的河口砂坝环境中也难以频繁地出现逆粒序单砂岩层。1.3上分层组构香二段和香四段几十米厚连续沉积的砂岩中虽然频频出现逆粒序层,但由底到顶整体上为细、中粒岩屑石英砂岩或石英砂岩,少数逆粒序在顶部可为粗砂岩,只是以不同的厚度交替出现,即自下而上砂岩层组构并无大的变化[图2(a)]2。河流相不可能存在这种剖面结构,而三角洲前缘河口坝砂体只能在进积型三角洲沉积体系中才能被较好地保存,而且表现为整体向上变粗变厚的反旋回[图2(b)],其下伏层为前三角洲相细粒沉积,上覆层为分流河道相沉积。1.4泥岩的突变接触香二段和香四段砂岩的底、顶分别与香一段、香三段和香五段含煤炭质泥岩或炭质粉砂质泥岩呈突变或冲刷面接触。在有的岩心中突变接触的砂岩层底部发育小于10°冲洗层理的灰色含炭泥质细屑的细粒岩屑砂岩,向上递变为灰白色中粒岩屑石英砂岩(图版I-3)。河流相以及图2(b)所示三角洲相中都不可能出现这两类岩性的接触和叠置关系。1.5煤质粉砂岩-粉砂质泥岩中的成岩改造香二段和香四段的浅灰白色岩屑石英砂岩层间夹占该段地层厚度约5%～10%的沼泽相含或不含薄煤层的炭质泥岩或半深湖相的具正粒序构造的深灰色泥质粉砂岩和粉砂质泥岩。这两种暗色层与上、下灰白色砂岩层间绝大多数呈“冲刷”面接触,少数为突变接触,岩心中黑白分明。后两者的厚度为10～200cm。在许多情况下可以发生沼泽相含煤炭质泥岩层与上覆砂岩层间呈冲刷面接触,如河流迁移注入滨岸沼泽环境,决口扇注入天然堤后沼泽中等。作为半深湖相沉积的泥质粉砂岩-粉砂质泥岩之上以冲刷面或突变接触并覆以岩屑石英砂岩则较难在河流-三角洲环境中出现。不能解释的是,频频出现的岩屑石英砂岩层(有的为中、粗粒)顶面为一个“冲刷面”,其上覆以可含或不含薄煤层的炭质泥岩(图版I-4)。含煤炭质泥岩是安静的滨岸沼泽环境中的沉积物,其岩性强度小,不可能对下伏已弱固结的砂岩沉积物“冲刷”。只有一种可能,即由于湖退,滨浅湖沉积的滩坝砂岩层顶面被波浪冲刷而形成一个短暂的沉积间断面,然后随湖退砂体较快地向湖盆方向迁移,原砂体沉积位置转化为滨岸含煤沼泽环境,并在已存在冲刷面的砂体上沉积了含煤炭质泥岩。1.6矿物组成及储集层段在盆地内部,除正粒序层砂岩顶部和逆粒序层底部可以有厚度不大的岩屑粉砂岩外,主要为中、细粒岩屑石英砂岩(图版I-5)。随着粒度的增加,碎屑石英含量逐渐增高。石英含量为60%～75%,个别可约达75%～80%;长石含量一般小于10%,少部分大于10%,呈长石岩屑石英砂岩。长石中以钾长石为主,约占长石含量的2/3。岩屑含量为10%～20%,个别可达20%～25%或更高。常见岩屑为:深水硅质岩屑(有的含硅质放射虫)、燧石、中性或酸性喷出岩屑、深变质的石英岩屑和云母石英片岩屑;浅变质的千枚岩、板岩、泥质粉砂岩屑以及或多或少存在的云母、炭质泥板岩及煤屑。其中硅质岩及深变质岩是最常见的,千枚岩屑仅在部分粉细砂岩中存在。砂岩分选性好,分选系数可达0.8～0.9以上,有利储集层段的砂岩内无原基质,在南充构造等地的岩心中,除早期石英自生加大及继后的铁绿泥石薄膜环边胶结物外,很好地保存了残余原生粒间空隙,有的铸体薄片中含量约达10%,部分岩心较为疏松。砂岩具有高的矿物成熟度和结构成熟度,表明砂岩沉积前经历了反复的簸洗和改造。在四川盆地内部近105km2内遍布具有这么高的矿物和结构成熟度的砂岩,这是无法用河流-三角洲来解释的,只能是由河流带入湖盆的陆源碎屑被再改造和重新展布的沉积物。1.7角形交错层理砂岩中除板状、楔状层理外,经常见到低角度(<10°)的冲洗层理,细层内常发育双向对偶层理和互成160°～180°相交的楔形交错层理,特别是后者频频见及(图版I-6)。后3种层理在河流相中不可能出现,三角洲前缘河口砂坝中可以出现互成高角度相交的楔形交错层理,但不会如此频频地出现,只有滨岸席状砂和堡岛砂体在不同方向波浪作用下形成160°～180°相交的楔形交错层理,而细层内双向对偶层理仅在滩坝砂岩中出现。1.8风暴岩的叠置层序至少存在3种形式的风暴岩。(1)风暴岩层底面对下伏的浅灰白色岩屑石英砂岩强烈冲刷,有的可形成袋膜构造。风暴岩下部为“滞积”砂砾岩段,但砾石大多数为撕裂形的或具塑性变形的炭质泥岩、细粉砂质炭质泥岩、煤砾和煤片,几乎无磨蚀现象,显示漂运特征。少数风暴岩层砂砾岩段中可含个别泥质细粉砂岩、石英岩经腐蚀的细砾。砾石(片)均“漂浮”于不等粒砂岩中,砂岩的主要成分为与下伏层一致的岩屑石英砂岩。随着砾石和砾片的减少及长径的减小,有的风暴岩层中可见撕裂砾片呈“八”字形排列,向上递变为丘状交错层理、波状、斜波状和不良平行纹层理的粉细砂岩,形成近于完整的风暴岩层序。较完整的单层风暴岩最大厚度可大于1m,但是多数为几次不完整的风暴岩的叠置层序(图版I-7,I-8)。(2)沼泽相的炭质泥岩层段中夹白色的岩屑石英砂岩层,厚度可达0.5～1m,其内丘状和洼状交错层理十分发育(图版I-9),而且常见数层具冲刷面接触的风暴岩叠置层。(3)偶而见到半深水沉积的深灰色泥质粉砂岩层中夹中、薄层的灰白色岩屑石英砂岩,砂岩内可见深灰色泥质粉砂岩角砾漂浮其中,底部以冲刷面接触,顶部又逐渐过渡为深灰色泥质粉砂岩。第1种型式的风暴岩是由较强劲的风暴浪携带浅湖滩坝上沉积物直接作用于坝后滨岸含煤沼泽,并将炭质泥岩、煤、挖掘成砾石(片)。再由向湖盆方向的风暴回流带回到滩坝沉积体之上并对后者冲刷,甚至可形成袋膜构造,并在其上沉积完整的风暴岩层序。连续多次风暴浪的作用可形成若干不完整风暴岩的叠置层序。第2种型式是风暴浪的能量较小,仅能将浅湖滩坝上未固结的石英砂岩沉积物冲带到坝后滨岸相对低洼的沼泽内,并对沼泽内沉积物冲掘、混积。第3种型式是较弱的风暴浪仅作用于浅湖区滩坝上的未固结的石英砂岩沉积物,由风暴回流将碎屑物质带向岸外,并对半深湖相泥质粉砂岩冲掘、混积。河流相中是不可能出现风暴岩的。三角洲相中可以发育风暴岩,但无法解释分选好的岩屑石英砂岩层中发育大量炭质泥岩和煤砾石(片)的风暴岩。因此,只有一种可能,沿岸浅湖区发育堡岛滩坝砂体,向岸一侧为含煤沼泽环境,向湖一侧为半深湖泥质粉砂岩沉积环境。在不同能量风暴流的作用下及在不同的沉积环境中,分别形成上述3种型式的风暴岩。1.9抗叠瓦结构砾石成分主要为石英砂岩、变质石英岩、脉石英岩、燧石,其次有砂岩、粉砂岩,形状为圆或椭圆(扁圆)。所见最大的砾径2.5～3cm,正粒序层,也可见2～3个正粒序层的叠加层,较大的扁圆形砾石具不良的叠瓦构造或不良的平行层理和低角度交错层理(图版I-10),向上过渡为岩屑石英砂岩。说明该井所在位置香二或香四沉积时湖岸线是迁移的,以浅湖滩坝砂岩沉积环境为主,局部时间成滨岸砾石滩环境。1.10细齿的一般形态较厚的砂岩层自然伽马曲线呈细齿箱形,逆粒序层砂岩呈细齿的略显漏斗形的箱形,偶有厚度不大的钟形曲线,特别是整个岩性段砂岩伽马曲线的API值几乎是均一的。这在河流相及三角洲相中是不可能出现的[图2(a)]。1.11香二和香六段岩之间的关系研究区近4×104km2内岩性以如下形式展布:在大巴山断褶带前缘的铁溪、竹峪、皮窝、石冠寺和固军坝5条地面剖面中,香二段和香四段至少发育3个规模较大的湿地冲击扇和其前缘的辫状河砂砾岩体系,石冠寺和固军坝香溪组香二段和香四段均有多层冲积扇砾岩,单层砾岩最厚达22.49m,最大粒径为40cm(图版I-11)。而竹裕剖面香二段为砂岩、粉砂岩和泥岩的不等厚间互层,为2个冲击扇间沉积;香四段为砂岩及细砾岩的不等厚互层,为扇缘辫状河沉积,砂岩均为岩屑砂岩。向西南35km大巴山前缘坳陷带上所钻的帽儿1井,冲积扇砾岩总厚180m,单层厚8～84m,最大砾径为30cm,一般为5～10cm,圆度较好3。向西南距大巴山前缘约70km的界牌1井及120km的木子场地面剖面已无砾岩,既有滩坝相石英砂岩,也发育河流相岩屑砂岩,并向上过渡为泥岩的二元结构剖面,伽马曲线为钟形4。再向盆地方向至营山地区的营24井,香二和香四段全取心共约230m。香二段为滩坝相岩屑石英砂岩,但香四段下部夹有滨岸砾石滩层(图版I-10),中上部为滩坝相岩屑石英砂岩与深灰色河流相岩屑砂岩—泥岩的二元结构剖面成间互层。上部随着河流相沉积层的增多,逐渐过渡至香五段的含煤炭质泥岩和泥质粉砂岩地层,显示湖退过程。再向西南至盆地中部的南充地区,香二段和香四段砂岩均为灰白色的岩屑石英砂岩,已无滨岸砾石及河流相沉积。区域上岩性和剖面结构的展布规律表明,来自盆地周边经冲积扇、辫状河和平原河流搬运的碎屑物质,入湖后经历了波浪和湖流的再改造及再分配,并在湖盆内以新的砂体面貌展布。据以上分析,四川盆地中部香二和香四段中作为储集层的灰白色岩屑石英砂岩及少数长石岩屑石英砂岩主要为堡岛砂坝,少部分为滨岸湖滩砂岩和被风暴浪改造的风暴岩,是在盆地基底沉陷为优势,脉动式的湖盆进退环境中沉积的叠加层序砂体。由于对岩心中前两种微环境沉积的砂岩不能精确的区分,所以笼统地称为滩坝砂体(岩)。2原砂坝向湖方向的倾斜扩展及其转化按照国际地层时代对比表,上三叠统为地质史前的235～208Ma,其时间间隔为27Ma。按香溪群6等分计,香二时、香四时各为4.5Ma左右。香二段、香四段时为四川盆地及周缘山系活动期,也是盆地基底沉陷相对较快时期。盆地周边山系较快地抬升和粗碎屑物大量下泄,因此沉积了大厚度的砂岩。但是,地质历史的事实表明,构造活动和相应的盆地基底沉陷都是脉动式的。即总体上是在盆地基底沉陷为优势的环境下,湖进、湖退是反复(脉动式)进行的。当湖平面相对稳定或湖退时,在三角洲平原区可以有分流河道砂沉积,在前缘区可以有前缘砂体(不一定是河口砂坝)沉积。但碎屑入湖后特别是湖进期,原先沉积的砂体必将被搬运和改造。对于湖盆,特别是大型湖盆,潮汐的影响可以忽略不计,湖盆中沉积物主要是在湖(波)浪和湖流(或沿岸流)的双重作用下被改造、搬运和再分配。四川盆地香二和香四时湖盆面积在105km2以上,其周边均有河流向湖盆注入沉积物。仅在波浪的作用下,在河口两侧形成了一系列平行于湖岸的湖滩砂嘴、砂坝,并在它们的向陆一侧形成半封闭的泻湖和沼泽。仅在主河口区才有较多的砂质堆积,此外还有暴风浪形成风暴岩的堆积体。但是在大型湖盆中,湖流也是改造、搬运和再分配砂质沉积物的重要应力。湖流由风的拖拽、大气压差、河水注入的惯性流作用,而科氏力起主导作用。根据风应力与科氏力的平衡得出的艾克曼螺旋关系,在北半球每一层湖水都比相邻的上一层湖水稍向右偏离,产生左旋(南半球为右旋)螺旋线结构;质点的净搬运指向风的右方,并与风向成90°交角。在波浪和湖流的联合作用下,对入湖后的泥砂进行簸洗和再分配,使滨岸沉积物发生纵横向迁移,形成滨浅湖的砂嘴、滩坝等砂体。从图3看出,来自东北角盘龙江带入滇池中的泥砂在波浪特别是在湖流的改造下,在盘龙江三角洲分支河口前沿形成长约3700m,底宽为625～1250m的砂坝。砂坝纵向呈逆粒序构造,向湖盆方向的粒度递减,砂坝后侧草海内沉积了沼泽化的灰黑色泥岩。位于南半球的塞内加尔河三角洲在风的作用下,特别是左旋螺旋线结构海流对质点的搬运,形成一系列平行岸线的障壁滩砂坝,沿着大西洋海岸延伸140km以上(图4)。四川盆地香二、香四时砂岩的沉积环境可以类比。结合实际建立了沉积模式(图5)。来自周边山区冲积扇—辫状河—平原河流所携带的大量陆源碎屑物质入湖后,在波浪和湖流的簸洗、改造和再分配下,沉积了滨岸砂滩和近岸多列堡岛砂坝;在滨湖岸部分地带及堡岛砂坝后侧与湖岸带之间以及多列堡岛砂坝之间都可发育沼泽,甚至形成含煤沼泽环境[图5(a)]。由于脉动式的构造运动及周期性的气候影响,湖岸线随之也发生频繁的脉动式进退。湖岸线向湖盆方向推进(湖退)时,堡岛砂坝也向湖方向推进[图5(b)]。由于较强的波浪(风浪)以及湖流(沿岸流)的作用,砂坝除向湖方向推进以外,亦可使之在平行岸线方向迁移,最终形成面积分布广、具频繁冲刷面的若干砂岩层叠加的剖面结构。在堡岛砂坝向湖方向迁移过程中,砂层顶受到波浪作用而形成冲刷面,并有短暂的沉积间断。随之,原砂坝位置演化为沼泽环境,这就形成了砂岩层顶“冲刷面”之上被含煤或不含煤的炭质泥岩层覆盖的“怪现象”(图版I-4)。堡岛砂坝之间及堡岛砂坝向湖一侧为半深湖粉砂岩、泥质粉砂岩沉积区,堡岛砂体向湖迁移将冲刷和覆盖于半深湖粉砂岩层之上。湖进时,堡岛砂坝也相应地后退,对原坝后含煤沼泽—泥坪沉积物进行冲刷,并覆盖于其上,砂岩底有时可含有撕裂的泥片[图5(c)]。当冲刷较强烈时,沼泽-泥坪沉积物一部分可以保存下来,与上覆砂岩层呈冲刷面接触关系;强烈时,甚至不予保存。当在冲刷不强烈、堡岛砂坝缓慢地向后迁移的情况下,堡岛砂坝对坝后沼泽—泥坪冲刷微弱或无冲刷现象,形成砂岩与泥岩突变接触关系。滩坝环境砂体因受多向水流的作用,常发育有互成180°或以高角度相交的双向板状和楔形交错层理,此外可发育冲洗层理及细层中的双向对偶层理。当沉积物供应充足、沉积物加积速度大于湖平面上升速度时,在波浪和河流参与下,滩坝砂形成逆粒序构造;或者,当湖平面上升速度较快、但有大量碎屑物质向湖盆倾注的情况下,也可形成逆粒序构造。当湖平面上升速度大于滩坝砂体加积速度时,则形成正粒序构造。由于香二、香四时为四川盆地构造活跃期,大量粗碎屑物质向湖盆倾注,因此所观察井中的砂岩,特别是较厚的单层砂岩大多成逆粒序构造,自然伽马曲线亦成漏斗形。四川盆地中部距提供物源的大巴山、米仓山、龙门山及雪峰山等均有相当的距离,由物源区带入湖盆内的碎屑物质经过上述的反复改造,最