川東地區下侏羅統涼高山組地層-沉積充填特征與油氣勘探方向

易娟子，張少敏，蔡來星，陳守春，羅 鑫，于吉星，羅妮娜，楊 田

1.中國石油西南油氣田分公司重慶氣礦地質研究所，重慶 401120 2.中國石油西南油氣田分公司勘探開發研究院，成都 610041 3.成都理工大學沉積地質研究院，成都 610059

0 引言

作為支撐我國國民經濟發展的重要能源基地之一，四川盆地歷經多年油氣勘探并取得了一系列重大成果，先后發現羅家寨、普光、五百梯、元壩、安岳、涪陵、威遠等多個大中型油氣田[1-5]，這些發現和研究切實豐富和推動了我國海相油氣成藏理論與實踐[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、風險小的特點，特別是在國際低油價背景下突顯出高性價比優勢，其早在20世紀90年代就已被油氣地質工作者所關注[9-11]。然而，囿于常規油氣勘探思維，淺層油氣的侏羅系長期以來都被視為“過路層”，地質資料和地震資料較為匱乏，致使整個四川盆地淺層油氣勘探緩不濟急[10-11]。

近年來，在國內致密油氣、頁巖油氣高速發展的引領下，四川盆地侏羅系巨大的勘探潛力引發了各方高度重視[12-14]。據中石油第四次資源評價成果預測，川東地區下侏羅統涼高山組致密氣地質資源量達2.0×108t[15]，目前已在22個構造帶上的51口井中發現了豐富的油氣顯示和工業油氣流[11]，其中以涪陵地區泰頁1井試采效果喜人(產氣7.5×104m3/d、產油9.84 t/d)，就此揭開了四川盆地涼高山組湖相頁巖油氣勘探的序幕[16]。

在聚焦川東地區涼高山組非常規油氣勘探目標后發現，該區地層格架、沉積相類型、砂體展布特征等油氣地質基礎問題亟待解決。雖然涼高山組發育一期完整湖侵—湖退旋回的觀點已被業內普遍認可，且依據灰黑色厚層半深湖穩定泥頁巖可識別出最大湖泛面[17-19]，但中石油相關單位倡導的“二分”方案與中石化相關單位倡導的“三分”方案依然存在明顯分歧。

部分學者[17-18]認為湖侵發生于涼高山組早期，對應于傳統認識的涼下段，之后經歷的湖侵后期、最大湖侵期和湖退期分別對應涼上Ⅱ、涼上Ⅰ—Ⅱ和涼上Ⅰ亞段(圖1)，這與吳因業等[19]依據巖性、顏色在川中地區劃分的下雜段(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)體系域時限劃分混亂導致地層結構錯亂，湖侵體系域和湖退體系域分別對應著涼下段和涼上Ⅰ亞段，而連續的湖侵階段又被劃分為不同等級的涼下段、涼上Ⅱ和涼上Ⅰ—Ⅱ亞段；2)前人[17]認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，該觀點還有待商榷；3)川東地區更靠近湖盆沉積中心[20-21]，川中地區涼高山組發育的下雜段和上雜段演變為暗色碎屑巖層，不易識別。另外，筆者認為，中石化相關單位在湖侵—湖退二分層序結構中實行“三分”方案難于理解，其不僅有悖于地層等時性原則，且劃分涼一段、涼二段、涼三段的巖性、測井等地質依據也不夠明確(圖1)。因地層格架混亂導致的砂泥(頁)巖展布規律不清，直接制約了川東地區非常規油氣勘探的進程，尋找穩定、優質的泥頁巖和厚層、粗粒的有利砂體成為突破頁巖油氣、致密油氣勘探困境的基礎和關鍵。

筆者在系統分析川東地區鉆井巖心和野外露頭地層、沉積特征的基礎上，利用層序地層與巖性地層相結合的方法建立地層劃分方案，并借助元素地球化學手段恢復沉積古環境，明確沉積相類型和充填特征，以期為優選致密油氣、頁巖油氣有利勘探區帶提供科學支撐和決策參考。

1 區域地質背景

四川盆地地處揚子地臺西部，其盆緣邊界大體呈菱形，盆內則依據區域構造特征劃分為6個二級構造單元[17]。川東地區位于四川盆地東部，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，北接大巴山沖斷帶，南達南川—開隆一帶，在構造位置上屬川東高陡斷褶帶[22-23]。受印支、燕山、喜馬拉雅3期構造運動影響，區內發育一系列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。

川東地區下侏羅統涼高山組具有與川中地區完全相似的油氣成藏條件[11]，除構造高部位已出露地表之外(面積不足15%)，寬緩向斜區和低緩背斜區仍覆蓋千余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，是淺層頁巖油氣、致密砂巖油氣立體勘探有利區[11，18]。目前，已在泰頁1井、YD1井和TD002-X18井見工業油氣流，Z1井油氣顯示良好(圖2a)。

2 樣品采集與測試方法

2.1 樣品采集

在對川東地區涼高山組5口取心井(TD021-X8、TD109、YT1、YD003-H2、ZX1H)進行巖心觀察和取樣的基礎上，本次研究還補充了7條野外剖面開展地層格架分析、沉積特征總結和樣品系統采集等工作，分別為奉節縣康樂鎮KLZ剖面(109°28′49.2″E，31°5′41.5″N)、云陽縣東陽子溝DYZ剖面(109°1′31.2″E，30°59′44.4″N)、梁平區敖家營AJY剖面(107°52′20″E，30°47′52.2″N)、梁平區天寶山TBS剖面(107°31′32″E，30°36′1″N)、梁平區水碓溝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)、南川區石孔屋基SKW剖面(106°57′15″E，29°6′30″N)(圖2a)。分析測試項目均在油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室完成，其中：沉積巖石學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、微量元素測試14件；油氣地質學分析包括烴源巖總有機碳(TOC)測試245件、熱解分析139件、鏡質體反射率(Ro)測試33件、干酪根鏡檢23件、儲層孔滲測試107件。

RLLD. 淺側向電阻率。F1. 大巴山沖斷；F2. 華鎣山斷裂；F3. 大婁山斷裂；F4. 齊岳山斷裂。

2.2 測試方法

2.2.1 沉積巖石學分析

巖石制片遵照標準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特征。待將巖心樣品切割為0.5 cm×0.5 cm×0.1 cm的長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。XRD半定量分析是依據標準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射線熒光光譜儀進行測試，微量元素采用Thermo X Series 2等離子體質譜儀進行測試，二者的分析精度均在±5%。

2.2.2 油氣地質學分析

與烴源巖評價相關的w(TOC)使用美國LECO CS-230型紅外碳硫分析儀，依據GB/T 19145—2003[26]完成測定；在OGE-II型巖石熱解儀上完成的熱解實驗獲得了w(S1)、w(S2)和Tmax(熱解峰溫)等熱解參數，測試標準為GB/T 18602—2012[27]；Ro測試采用DMLPWITH MSP200鏡質組反射率測定儀，依據標準SY/T 5124—2012[28]，保證每件樣品中的測點不少于20個；干酪根顯微組分鑒定及類型劃分依據SY/T 5125—2014[29]，使用Leica DM4500P偏光顯微鏡完成測定。與儲集層評價相關的孔隙度、滲透率參數在室溫23℃、濕度51%、大氣壓力1.025×105Pa條件下依據SY/T 5336—2006[30]執行測試，所用儀器分別為Ultrapore-200A氦孔隙儀和ULTRA-PERMTM200滲透率儀。壓汞法毛管壓力測試時室溫為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境具有亞熱帶半潮濕特點，至自流井組末期，炎熱干旱漸趨明顯[32-33]。大安寨段介殼灰巖之上普遍發育氧化色過渡層(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、川中地區明顯[34]。隨后，涼高山組又一次發生大規模湖侵—湖退[17-19]，主要發育灰色砂巖與深灰色、灰黑色泥頁巖(圖3c)，末期演變為沙溪廟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口砂巖呈沖刷接觸關系(圖3d，e)。本文將這2個不整合或假整合面作為涼高山組頂、底的三級層序界面。

3.1 體系域發育特征

一個理想的三級層序在形成、發育和消亡過程中，湖平面表現出正弦曲線的變化特征，由低位相對穩定(緩慢下降→緩慢上升)、快速上升、高位相對穩定(緩慢上升→緩慢下降)和快速下降4個階段構成[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，對應于湖平面的變化，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、構造運動、物源供給、全球海平面升降等因素的綜合影響[39-40]，三級層序內的湖平面旋回多不完整，如缺失低位穩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—細砂巖或深灰色泥巖。測井曲線上，界面之下為平直的高伽馬、低電阻響應，界面之上為中—低伽馬、中—高電阻特征(圖1、圖2)。聲波測井曲線經小波變換后，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換明顯(圖4)。

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

最大下降面對應三級層序頂界面，界面之上發育沙溪廟組底部關口砂巖和紫紅色泥巖，測井曲線呈高幅箱型或鐘型，反映了該階段以強制湖退沉積為特征，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，大安寨段介殼灰巖；c. 康樂鎮剖面，涼高山組暗色砂泥巖；d. 七里峽剖面，沙溪廟組底部關口砂巖；e. 東陽子溝剖面，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巖。圖中虛線代表地層或砂體界線。

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

3.1.2 層序地層結構

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]。敖家營剖面泥頁巖樣品中的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，最低值來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，川東地區涼高山組湖平面主要表現為前期快速上升、后期緩慢下降的變化特征，反映了典型的湖侵—湖退(transgressive-regressive)二元層序結構。依據水體在下降階段存在的周期性震蕩，還可識別出3期次級短時旋回：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，對應于第1期次級旋回，旋回末期的砂巖層(33小層)水體理應繼續變淺；第2期次級旋回發育在34小層至43小層之間，旋回早期發生小范圍的短時水侵，水體加深至次級湖泛面之后迅速變淺，次級湖泛時期發育42小層泥巖段；第3期次級旋回內，湖水整體繼續保持變淺趨勢，但仍存在周期性波動，次級湖泛面及其對應的泥巖段在47小層清晰可見，最大下降幅度出現在涼高山組頂端(圖5)。

圖5 川東地區敖家營剖面涼高山組古水深變化與層序地層發育特征剖面圖

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應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束。湖退階段的3期次級旋回對應著3個四級層序，即準層序組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)，次級湖泛面之上的低伽馬、高電阻砂巖層頂界為四級層序頂界面，次級湖泛期發育的穩定泥巖層可作為地層等時對比標志(圖4、圖6)。

地層厚度發育特征吻合湖平面升降速率：早期湖侵階段水進迅速、持續時間較短，涼下段地層厚度分布在37.6～138.4 m范圍內，平均厚度為73.6 m；后期湖退階段水體下降較緩，涼上段地層累計厚度增加至64.9～245.8 m，平均厚度為136.1 m。在涼上段內部，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、湖盆水體持續變淺的變化趨勢(圖4、圖6)。

3.2 地層格架發育特征

通過對川東地區涼高山組46口單井和8條剖面的層序地層結構進行詳細分析，認為涼高山組沉積初期，湖盆范圍較小、水體較淺，位于達川--墊江--忠縣--萬縣一帶的沉積中心接受來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，涼下段底部普遍發育一套厚3～5 m的粉-細砂巖，伽馬曲線多呈箱型、鐘型。伴隨著湖侵過程的快速發生，湖盆范圍明顯擴大，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出顯著的退積特征。至最大湖泛階段半深湖—深湖環境，涼下段頂部在“廣盆深水”沉積背景下穩定發育一套深灰色、灰黑色泥頁巖，最厚達30 m左右，薄層砂體僅在湖盆邊緣零星展布(圖6)。總體來看，湖侵階段湖盆水體縱向加深，準層序組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。

在湖平面經歷了短期高位穩定之后，湖盆水體進入相對較慢的下降階段(圖5)，湖盆岸線逐漸向湖盆中心推進，沉積水體也由半深湖—深湖演變為濱淺湖。準層序組Ⅱ底部發育一套厚度不等的細砂巖，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。整體來看，涼上Ⅰ亞段為湖盆砂體發育期，砂體層數、厚度均較涼下段顯著增加，準層序組類型由湖侵階段的退積式轉變為強制湖退作用下的進積式(圖6)。

在湖平面持續下降過程中，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，導致較淺水沉積物連續上覆在相對較深水沉積物之上，形成準層序組Ⅲ和Ⅳ，即涼上Ⅱ亞段和涼上Ⅲ亞段(圖4、圖5)。在每個準層序組內部，自下而上發育由泥巖、粉砂巖和細砂巖組成的向上變粗、變厚的反韻律垂向疊置準層序，砂體單層厚度向上增加，砂泥比向上增大，伽馬曲線向上相應減弱，整體表現為漏斗形，響應了準層序向湖前積的特點(圖4、圖6)。在湖盆整體轉變為“窄盆淺水”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，且薄層砂呈連續性較好的席狀展布，成為涼高山組次有利砂體發育層段(圖6)。

4 沉積相特征

4.1 沉積環境

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

4.1.1 古氣候

主、微量元素測試結果顯示：敖家營剖面涼下段4個巖石樣品的K2O/Al2O3值均在0.200之下，最大為0.188，整體指示了溫暖濕潤的古氣候條件；古氣候C值相對較大，尤其是下部3個樣品均大于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0.78，二者同時響應了半潮濕氣候的發育。整體來看，川東地區涼高山組早期溫濕氣候在經歷短時干熱波動之后向后期半溫濕氣候轉變，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V/Cr參數判斷，川東地區涼高山組沉積水體可分為貧氧和富氧兩個階段。其中：早期發育的涼下段和涼上Ⅰ亞段的V/Cr值相對較高，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，指示了典型的強還原環境；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，表明此時沉積水體由缺氧轉變為相對富氧;進入沙溪廟組之后，強氧化水體環境愈發明顯，V/Cr平均值為1.48(圖7)。Ni/Co值變化趨勢與V/Cr值相似，同樣揭示出水體介質富氧程度的差異，但其值均小于前人提出的貧氧與富氧環境界線5.00[49]，平均值為3.38，顯示整體屬于氧化環境，這與研究區古地理背景和巖石類型、顏色發育特征存在明顯矛盾。筆者認為Ni/Co參數雖然可以示蹤氧化還原環境的演變，但其在陸相湖盆中的判識標準還有待進一步商榷。

4.1.3 古鹽度

與上述結果一致，涼高山組古鹽度同樣可劃分為咸水和半咸水兩個演化階段。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0.001，二者同時指示了半咸水介質。涼上段—沙溪廟組早期，Sr/Ba值分布區間為0.078～0.372，平均值為0.157；Rb/K值分布在0.004～0.007區間內，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，川東地區泥巖體積分數明顯高于粉—細砂巖(圖6)，表明陸源碎屑輸入強度整體偏弱，且在湖侵作用下持續降低。涼下段Si/Al值、Ti/Al值降低趨勢明顯，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)。涼上段時期，溫濕氣候變弱可能導致河流淡水輸入量略減，但在整體湖退作用下砂體進積特征顯著(圖6)，陸源碎屑輸入量相應增加且表現出“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 沉積相標志

4.2.1 巖石礦物特征與測井響應

涼上段時期水體較淺，主要為灰色、灰綠色粉—細砂巖與深灰色、灰黑色(砂質)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，以灰黑色泥頁巖夾灰綠色粉砂巖、泥質粉砂巖為主，底部普遍發育灰色或灰綠色粉—細砂巖，測井響應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)。

薄片鑒定結果顯示，研究區砂巖類型以巖屑質長石砂巖和長石質巖屑砂巖為主(圖8a)，其中：石英體積分數占52.53%～66.22%，平均值為56.50%；長石體積分數占13.40%～26.46%，平均值為22.42%，巖屑體積分數占17.35%～29.29%，平均值為21.08%，并以沉積巖巖屑占優，平均體積分數為47.67%。其次為變質巖巖屑，平均體積分數為44.96%(圖8b)。

敖家營剖面露頭樣品的XRD測試結果表現出“高長英質、低灰云質”的礦物特征。砂巖中石英體積分數一般為32.4%～88.4%，平均為54.3%；斜長石體積分數占0.7%～36.7%，平均值為23.6%，鉀長石體積分數最低，平均為7.8%；黏土礦物中高嶺石普遍發育，體積分數介于6.4%～47.0%之間，平均體積分數為20.41%；綠泥石與伊利石相差不大，平均體積分數分別為16.4%和15.0%；方解石、白云石體積分數普遍較低，最高為2.6%，平均體積分數僅為0.8%和0.6%，或因野外剖面膠結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，體積分數基本不超過1.0%。

圖7 川東地區敖家營剖面涼高山組沉積環境地球化學指標剖面圖

a. 砂巖分類三角圖；b. 巖屑分類三角圖；c. YD003-H2井，2 014.24 m，槽狀交錯層理；d. ZX1H井，1 756.34 m，槽狀交錯層理；e. 奉節縣康樂鎮剖面，平行層理；f. 奉節縣康樂鎮剖面，楔狀交錯層理；g. 奉節縣康樂鎮剖面，波狀層理；h. YT1井，2 164.20 m，脈狀交錯層理；i. ZX1H井，1 775.61 m，浪成沙紋交錯層理；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，火焰構造；n. TD109井，1 330.81 m，球枕構造；o. 奉節縣康樂鎮剖面，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. 奉節縣康樂鎮剖面，植物根莖炭屑。Q. 石英；F. 長石；R. 巖屑；S. 沉積巖巖屑；Ma. 巖漿巖巖屑；Me. 變質巖巖屑。

4.2.2 沉積構造

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

層面構造主要為上覆砂巖對下伏泥巖沖刷、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(圖8l)，常指示水動力較強的水道沉積。同時，在砂泥接觸面附近還常見火焰狀構造、球枕構造和包卷層理等同生變形構造(圖8m,n)。

此外，研究區半溫濕—溫濕氣候下的濱淺湖環境適于生物生存、繁衍，生物化石及其遺跡構造豐度較高，如介殼層、含介殼砂巖(圖8o)、生物鉆孔(圖8p)和生物擾動構造常見，較完整的植物根莖炭屑也進一步印證了淺水、近物源的認識(圖8q,r)。

4.3 沉積相類型

川東地區涼高山組發育以三角洲前緣、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、川東南兩個物源體系的持續供給下[42-43]，三角洲前緣亞相廣布于川東地區，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，研究區水下分流河道主要發育細砂巖和粉砂巖，縱向正粒序明顯且頂、底界面突變接觸(圖9)，底部常表現為沖刷面(圖8k)，頂部細粒泥質沉積物常被后期強水動力沖刷向湖搬運。垂向上，多期河道疊置形成厚層復合砂體，測井曲線呈箱型或鐘型(圖9)，其厚度和規模受不同期次洪水強度、持續時間綜合控制。單期河道砂體宏觀上以透鏡狀為典型特征(圖8l)，砂體內部常發育槽狀、楔狀、波狀交錯層理和平行層理(圖8c—g)，并見有包卷層理、球枕構造等變形構造。平面上，砂體連續且水下延伸較遠，向前漸變為薄層河口壩或席狀砂，側向則演變為水下天然堤或分流間灣。

2)水下天然堤

洪水期，陸上分流河道內的極細砂和粉砂隨洪水漫出并向水下延伸，在水下分流河道兩側形成水下天然堤。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，內部常具極薄泥質夾層并發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、灰綠色泥質沉積為主，含少量粉砂或細砂，沉積構造偶具水平層理和生物遺跡構造。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—細砂巖，粒度較細、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)，以發育沙紋交錯層理為典型識別標志(圖8i,j)，同時可見生物擾動、生物鉆孔或介殼層(圖8o,p)，測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，包括已經形成的河口壩，經波浪、沿岸流等不斷沖刷、改造，在河口壩側翼和前方形成的層薄、面廣、粒細的砂層。其垂向同樣呈反粒序，也常見生物擾動和鉆孔現象，但層理以平行層理為主，沙紋交錯層理較少。

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泥巖，多發育水平層理，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境，以發育大套、厚層深灰色或灰黑色泥頁巖為特征，測井曲線呈微齒化平直狀(圖6)，巖石中頁理或水平紋理發育并具豐富的有機質。

圖9 川東地區涼高山組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

涼高山組沉積時期，四川盆地構造活動相對穩定[21]，受古地貌、古物源供給、相對湖平面變化和古氣候演變等因素綜合控制，川東地區整體發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)。優質湖相、前三角洲泥頁巖與三角洲前緣各類儲集砂體疊互沉積，“旁生側儲、下生上儲”式源儲配置關系為頁巖油氣、致密砂巖油氣協同成藏提供了基礎條件。

5.1 涼下段頁巖油氣勘探方向

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，研究區主要發育三角洲前緣水下分流河道，水道在濱淺湖環境下頻繁分叉改道，砂體填平補齊作用明顯。快速湖侵作用下，隨著相對湖平面不斷上升，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變為上部富泥，沉積物粒度整體變細呈正旋回，最終過渡為區域性湖泛背景下厚度較大、穩定展布的半深湖—深湖相暗色泥頁巖(圖10)。

該套烴源巖沉積時氣候溫暖濕潤，河流攜帶的大量陸源有機質在前三角洲、半深湖—深湖缺氧環境下大量堆積并快速埋藏。測試結果顯示，敖家營剖面9個露頭樣品的有機質豐度較高，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—優質”烴源巖占22.20%。巖心樣品測試結果更優，w(TOC)分布特征顯示有效烴源巖體積分數高達73.30%，“好—優質”烴源巖體積分數可占40.70%(圖11a)；同樣，w(S1+S2)參數表明生烴潛力良好，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。n為樣品數。

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，有機質類型以Ⅱ2型和Ⅲ型為主，可見少部分Ⅰ型和Ⅱ1型，表現出油氣并存、傾氣明顯的特征(圖11c)。

掃描電鏡下，泥頁巖樣品主要發育有機孔和晶間孔，少數樣品見頁理縫、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，甚至優于部分河口壩砂體(圖9)。另據XRD分析結果，泥頁巖樣品中黏土礦物體積分數為51.5%～55.6%，以綠泥石、伊利石和伊/蒙混層為主，石英、長石、方解石、白云石等脆性礦物體積分數為44.4%～48.5%，平均值為46.6%，具備較高的開采潛力。

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

5.2 涼上段致密油氣勘探目標

涼上段，沉積水體逐漸變淺，河流攜帶大量沉積物不斷推進形成補償沉積，三角洲向湖盆中心建設性作用增強。垂向上，水下分流河道、壩砂、席狀砂疊置，整體形成進積式(反旋回)準層序組，測井曲線表現為漏斗型、齒化箱型與平直曲線組合；平面上，在淺水緩坡環境下，研究區水下分流河道占優且不斷遷移，形成網結特征明顯的“廣前緣”分布特征(圖10)。

3個亞段中，以涼上Ⅰ亞段砂體最為發育，水下分流河道不僅期次多、厚度大、延伸遠，且近烴源灶優勢突出：下接涼下段前三角洲相、半深湖—深湖相優質烴源巖層，側接前三角洲相“好--優質”烴源巖層，形成了“下生上儲、旁生側儲、自生自儲”多類型源儲接觸關系。孔滲條件較好的砂體成為致密油氣勘探目標，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)。靠近東南物源方向的Z1井儲集條件更佳，砂體中同時可見原生粒間孔隙和次生溶蝕孔隙發育，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，致密油氣勘探應以砂體發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 結論

1)川東地區涼高山組發育一期完整的“湖侵—湖退”三級層序，早期湖侵體系域對應涼下段，準層序組為退積式正旋回；晚期湖退體系域對應涼上段，準層序組為進積式反旋回，并可進一步細分為3個亞段(小層)。

2)在溫濕古氣候背景和相對湖平面變化控制下，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)涼高山組富有機質烴源巖與水下分流河道砂體疊互發育，形成了“自生自儲、下生上儲、旁生側儲”多類型源儲接觸關系，為頁巖油氣、致密油氣協同成藏提供了地質條件，其中，涼下段優先聚焦頁巖油氣勘探，涼上段優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，中國石油西南油氣田分公司、中國石化南方勘探開發分公司、中國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與幫助，在此一并表示誠摯感謝！