川东地区下侏罗统凉高山组地层-沉积充填特征与油气勘探方向

易娟子，张少敏，蔡来星，陈守春，罗 鑫，于吉星，罗妮娜，杨 田

1.中国石油西南油气田分公司重庆气矿地质研究所，重庆 401120 2.中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院，成都 610041 3.成都理工大学沉积地质研究院，成都 610059

0 引言

作为支撑我国国民经济发展的重要能源基地之一，四川盆地历经多年油气勘探并取得了一系列重大成果，先后发现罗家寨、普光、五百梯、元坝、安岳、涪陵、威远等多个大中型油气田[1-5]，这些发现和研究切实丰富和推动了我国海相油气成藏理论与实践[6-8]。相较于古老海相地层(埋深一般>3 000 m)，浅层侏罗系油气勘探具有成本低、风险小的特点，特别是在国际低油价背景下突显出高性价比优势，其早在20世纪90年代就已被油气地质工作者所关注[9-11]。然而，囿于常规油气勘探思维，浅层油气的侏罗系长期以来都被视为“过路层”，地质资料和地震资料较为匮乏，致使整个四川盆地浅层油气勘探缓不济急[10-11]。

近年来，在国内致密油气、页岩油气高速发展的引领下，四川盆地侏罗系巨大的勘探潜力引发了各方高度重视[12-14]。据中石油第四次资源评价成果预测，川东地区下侏罗统凉高山组致密气地质资源量达2.0×108t[15]，目前已在22个构造带上的51口井中发现了丰富的油气显示和工业油气流[11]，其中以涪陵地区泰页1井试采效果喜人(产气7.5×104m3/d、产油9.84 t/d)，就此揭开了四川盆地凉高山组湖相页岩油气勘探的序幕[16]。

在聚焦川东地区凉高山组非常规油气勘探目标后发现，该区地层格架、沉积相类型、砂体展布特征等油气地质基础问题亟待解决。虽然凉高山组发育一期完整湖侵—湖退旋回的观点已被业内普遍认可，且依据灰黑色厚层半深湖稳定泥页岩可识别出最大湖泛面[17-19]，但中石油相关单位倡导的“二分”方案与中石化相关单位倡导的“三分”方案依然存在明显分歧。

部分学者[17-18]认为湖侵发生于凉高山组早期，对应于传统认识的凉下段，之后经历的湖侵后期、最大湖侵期和湖退期分别对应凉上Ⅱ、凉上Ⅰ—Ⅱ和凉上Ⅰ亚段(图1)，这与吴因业等[19]依据岩性、颜色在川中地区划分的下杂段(滨浅湖-三角洲相)、中黑段(半深湖相)、上灰段(浅湖-三角洲相)、顶杂段(滨湖相)吻合。不过，该“二分”方案存在以下缺陷或不足：1)体系域时限划分混乱导致地层结构错乱，湖侵体系域和湖退体系域分别对应着凉下段和凉上Ⅰ亚段，而连续的湖侵阶段又被划分为不同等级的凉下段、凉上Ⅱ和凉上Ⅰ—Ⅱ亚段；2)前人[17]认为凉高山组湖侵域厚而湖退域薄，将湖平面变化理解为一期缓慢湖侵与快速湖退的过程，该观点还有待商榷；3)川东地区更靠近湖盆沉积中心[20-21]，川中地区凉高山组发育的下杂段和上杂段演变为暗色碎屑岩层，不易识别。另外，笔者认为，中石化相关单位在湖侵—湖退二分层序结构中实行“三分”方案难于理解，其不仅有悖于地层等时性原则，且划分凉一段、凉二段、凉三段的岩性、测井等地质依据也不够明确(图1)。因地层格架混乱导致的砂泥(页)岩展布规律不清，直接制约了川东地区非常规油气勘探的进程，寻找稳定、优质的泥页岩和厚层、粗粒的有利砂体成为突破页岩油气、致密油气勘探困境的基础和关键。

笔者在系统分析川东地区钻井岩心和野外露头地层、沉积特征的基础上，利用层序地层与岩性地层相结合的方法建立地层划分方案，并借助元素地球化学手段恢复沉积古环境，明确沉积相类型和充填特征，以期为优选致密油气、页岩油气有利勘探区带提供科学支撑和决策参考。

1 区域地质背景

四川盆地地处扬子地台西部，其盆缘边界大体呈菱形，盆内则依据区域构造特征划分为6个二级构造单元[17]。川东地区位于四川盆地东部，西以华蓥山断裂为界与川中隆起相邻，东至川鄂交界处的齐岳山断裂带，北接大巴山冲断带，南达南川—开隆一带，在构造位置上属川东高陡断褶带[22-23]。受印支、燕山、喜马拉雅3期构造运动影响，区内发育一系列NE--NNE向隔挡式褶皱，背斜紧闭，向斜宽缓，平面呈帚状向南撒开[22-23](图2a)。

GR. 自然伽马；RT. 原状地层电阻率。

川东地区下侏罗统凉高山组具有与川中地区完全相似的油气成藏条件[11]，除构造高部位已出露地表之外(面积不足15%)，宽缓向斜区和低缓背斜区仍覆盖千余m2的沙溪庙组砂泥岩地层，油气保存条件良好，且埋深处于500～2 000 m，是浅层页岩油气、致密砂岩油气立体勘探有利区[11，18]。目前，已在泰页1井、YD1井和TD002-X18井见工业油气流，Z1井油气显示良好(图2a)。

2 样品采集与测试方法

2.1 样品采集

在对川东地区凉高山组5口取心井(TD021-X8、TD109、YT1、YD003-H2、ZX1H)进行岩心观察和取样的基础上，本次研究还补充了7条野外剖面开展地层格架分析、沉积特征总结和样品系统采集等工作，分别为奉节县康乐镇KLZ剖面(109°28′49.2″E，31°5′41.5″N)、云阳县东阳子沟DYZ剖面(109°1′31.2″E，30°59′44.4″N)、梁平区敖家营AJY剖面(107°52′20″E，30°47′52.2″N)、梁平区天宝山TBS剖面(107°31′32″E，30°36′1″N)、梁平区水碓沟SDG剖面(107°48′8.5″E，30°48′18.1″N)、宣汉县七里峡QLX剖面(107°44′37″E，31°11′49″N)、南川区石孔屋基SKW剖面(106°57′15″E，29°6′30″N)(图2a)。分析测试项目均在油气藏地质及开发工程国家重点实验室完成，其中：沉积岩石学分析包括岩石铸体薄片19片，矿物X-衍射全岩分析(XRD)14件，扫描电镜分析8件，主、微量元素测试14件；油气地质学分析包括烃源岩总有机碳(TOC)测试245件、热解分析139件、镜质体反射率(Ro)测试33件、干酪根镜检23件、储层孔渗测试107件。

RLLD. 浅侧向电阻率。F1. 大巴山冲断；F2. 华蓥山断裂；F3. 大娄山断裂；F4. 齐岳山断裂。

2.2 测试方法

2.2.1 沉积岩石学分析

岩石制片遵照标准SY/T 5913-2004[24]，将25 mm×25 mm的岩样磨至厚约0.03 mm并用茜素红-S和铁氰化钾混合溶液染色，然后置于偏光显微镜下观察岩石的矿物成分和组构特征。待将岩心样品切割为0.5 cm×0.5 cm×0.1 cm的长方体并抛光制成样品靶后，利用FEG 450扫描电子显微镜(SEM)鉴定矿物类型和孔隙形态。XRD半定量分析是依据标准SY/T 5163—2010[25]，在管电压40 kV、管电流150 mA的条件下，利用D/Max-2500型X射线衍射仪完成的，步进扫描速度为8°/min，采样宽带为0.024°。岩石主量元素采用Axios PW4400型X射线荧光光谱仪进行测试，微量元素采用Thermo X Series 2等离子体质谱仪进行测试，二者的分析精度均在±5%。

2.2.2 油气地质学分析

与烃源岩评价相关的w(TOC)使用美国LECO CS-230型红外碳硫分析仪，依据GB/T 19145—2003[26]完成测定；在OGE-II型岩石热解仪上完成的热解实验获得了w(S1)、w(S2)和Tmax(热解峰温)等热解参数，测试标准为GB/T 18602—2012[27]；Ro测试采用DMLPWITH MSP200镜质组反射率测定仪，依据标准SY/T 5124—2012[28]，保证每件样品中的测点不少于20个；干酪根显微组分鉴定及类型划分依据SY/T 5125—2014[29]，使用Leica DM4500P偏光显微镜完成测定。与储集层评价相关的孔隙度、渗透率参数在室温23℃、湿度51%、大气压力1.025×105Pa条件下依据SY/T 5336—2006[30]执行测试，所用仪器分别为Ultrapore-200A氦孔隙仪和ULTRA-PERMTM200渗透率仪。压汞法毛管压力测试时室温为24℃、湿度51%、大气压力为1.027×105Pa，采用9400-Ⅲ型压汞仪依据SY/T 5346—2005[31]完成。

3 地层格架的建立

四川盆地早侏罗世古气候环境具有亚热带半潮湿特点，至自流井组末期，炎热干旱渐趋明显[32-33]。大安寨段介壳灰岩之上普遍发育氧化色过渡层(图1，2b，3a、b)，表明湖盆已萎缩至地表暴露，其与凉高山组底部呈不整合或假整合接触，尤以川北、川中地区明显[34]。随后，凉高山组又一次发生大规模湖侵—湖退[17-19]，主要发育灰色砂岩与深灰色、灰黑色泥页岩(图3c)，末期演变为沙溪庙组一段浅水三角洲相紫红色砂泥岩，凉高山组顶部与沙一段底部关口砂岩呈冲刷接触关系(图3d，e)。本文将这2个不整合或假整合面作为凉高山组顶、底的三级层序界面。

3.1 体系域发育特征

一个理想的三级层序在形成、发育和消亡过程中，湖平面表现出正弦曲线的变化特征，由低位相对稳定(缓慢下降→缓慢上升)、快速上升、高位相对稳定(缓慢上升→缓慢下降)和快速下降4个阶段构成[35-36]。体系域，即同期岩相的三维空间组合[37-38]，是湖平面不同演化阶段的沉积响应，对应于湖平面的变化，分别为低位体系域、湖侵体系域、高位体系域和湖退体系域[36]。然而，受气候、构造运动、物源供给、全球海平面升降等因素的综合影响[39-40]，三级层序内的湖平面旋回多不完整，如缺失低位稳定阶段或快速下降阶段[35]。

3.1.1 体系域边界特征

凉高山组初始湖泛面与三级层序底界面重合，界面之下为大安寨段紫红色、灰绿色砂、泥岩，界面之上为凉高山组底部粉—细砂岩或深灰色泥岩。测井曲线上，界面之下为平直的高伽马、低电阻响应，界面之上为中—低伽马、中—高电阻特征(图1、图2)。声波测井曲线经小波变换后，初始湖泛面处的颜色界面较清晰，反映界面上下的沉积旋回转换明显(图4)。

最大湖泛面是指湖盆水体上涨至最高限时的相对平衡面，此时，水域最广、水体最深，与之相伴的是盆内广泛分布的凝缩段沉积。如石孔屋基剖面和MX3井所示，川东地区凉高山组最大湖泛面处以发育深灰色、灰黑色页岩为特征，页理发育，层厚为7～30 m(图3f，图4)。XRD分析结果表明，敖家营剖面凝缩段页岩样品的黏土矿物体积分数为55.6%～62.5%；其次为石英，为18.6%～28.7%；长石体积分数较低，为15.0%～16.9%。同时，测井曲线响应明显，多表现为平直或齿型的高伽马、高声波、低电阻特征(图2b、图4)。

最大下降面对应三级层序顶界面，界面之上发育沙溪庙组底部关口砂岩和紫红色泥岩，测井曲线呈高幅箱型或钟型，反映了该阶段以强制湖退沉积为特征，直至湖盆水域最小、水体最浅，界面之下滨浅湖滩坝砂体、三角洲砂体发育(图2b、图4)。

a. 水碓沟剖面，大安寨段与凉高山组假整合接触；b. 水碓沟剖面，大安寨段介壳灰岩；c. 康乐镇剖面，凉高山组暗色砂泥岩；d. 七里峡剖面，沙溪庙组底部关口砂岩；e. 东阳子沟剖面，沙溪庙组紫红色碎屑岩层；f. 石孔屋基剖面，凉高山组最大湖泛面凝缩段页岩。图中虚线代表地层或砂体界线。

AC. 声波时差。ft(英尺)为非法定计量单位，1 ft=0. 304 m。Db. 小波变换的阶步；a. 变换系数。

3.1.2 层序地层结构

前人常利用沉积岩中Mn/Ti、Mn/Fe元素比值判断古水深变化[41]。敖家营剖面泥页岩样品中的Mn/Ti、Mn/Fe值分别由凉高山组底部第6小层的0.052 9和0.006 7开始逐渐增大，最高值位于凉高山组第21小层，分别为0.200 1和0.020 9，随后不断降低并夹杂次高值出现，最低值来自于凉高山组上部第43小层泥岩样品(图5)。

古水深曲线直接表明，川东地区凉高山组湖平面主要表现为前期快速上升、后期缓慢下降的变化特征，反映了典型的湖侵—湖退(transgressive-regressive)二元层序结构。依据水体在下降阶段存在的周期性震荡，还可识别出3期次级短时旋回：由最大湖泛面开始，Mn/Fe、Mn/Ti值均由最高值明显下降至32小层的0.087 8和0.009 4，对应于第1期次级旋回，旋回末期的砂岩层(33小层)水体理应继续变浅；第2期次级旋回发育在34小层至43小层之间，旋回早期发生小范围的短时水侵，水体加深至次级湖泛面之后迅速变浅，次级湖泛时期发育42小层泥岩段；第3期次级旋回内，湖水整体继续保持变浅趋势，但仍存在周期性波动，次级湖泛面及其对应的泥岩段在47小层清晰可见，最大下降幅度出现在凉高山组顶端(图5)。

图5 川东地区敖家营剖面凉高山组古水深变化与层序地层发育特征剖面图

早期湖平面快速上升阶段代表了T旋回，形成凉下段湖侵体系域，体系域的底界面为初始湖泛面，顶界面为最大湖泛面。后期湖平面快速下降阶段对应R旋回，形成凉上段湖退体系域，由最大湖泛面开始，至凉高山组顶部最大下降面结束。湖退阶段的3期次级旋回对应着3个四级层序，即准层序组Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ，在岩石地层上分别为凉上Ⅰ亚段、凉上Ⅱ亚段、凉上Ⅲ亚段(图5)，次级湖泛面之上的低伽马、高电阻砂岩层顶界为四级层序顶界面，次级湖泛期发育的稳定泥岩层可作为地层等时对比标志(图4、图6)。

地层厚度发育特征吻合湖平面升降速率：早期湖侵阶段水进迅速、持续时间较短，凉下段地层厚度分布在37.6～138.4 m范围内，平均厚度为73.6 m；后期湖退阶段水体下降较缓，凉上段地层累计厚度增加至64.9～245.8 m，平均厚度为136.1 m。在凉上段内部，地层厚度则呈逐渐减薄的特征，由凉上Ⅰ亚段的34.0～71.0 m(平均值为56.7 m)逐渐降至凉上Ⅲ亚段的12.0～49.8 m(平均值为31.9 m)，印证了湖盆范围不断萎缩、湖盆水体持续变浅的变化趋势(图4、图6)。

3.2 地层格架发育特征

通过对川东地区凉高山组46口单井和8条剖面的层序地层结构进行详细分析，认为凉高山组沉积初期，湖盆范围较小、水体较浅，位于达川--垫江--忠县--万县一带的沉积中心接受来自湖盆东北部大巴山古陆和东南部江南古陆雪峰隆起的碎屑供给[42-43]较弱，凉下段底部普遍发育一套厚3～5 m的粉-细砂岩，伽马曲线多呈箱型、钟型。伴随着湖侵过程的快速发生，湖盆范围明显扩大，如图6所示，由沉积中心TX2井向湖盆边缘B001-1井，砂体厚度自下而上逐渐变薄且在剖面上表现出显著的退积特征。至最大湖泛阶段半深湖—深湖环境，凉下段顶部在“广盆深水”沉积背景下稳定发育一套深灰色、灰黑色泥页岩，最厚达30 m左右，薄层砂体仅在湖盆边缘零星展布(图6)。总体来看，湖侵阶段湖盆水体纵向加深，准层序组Ⅰ呈典型的退积式正韵律，砂体向上减薄(图4—图6)，砂泥比向上降低。

在湖平面经历了短期高位稳定之后，湖盆水体进入相对较慢的下降阶段(图5)，湖盆岸线逐渐向湖盆中心推进，沉积水体也由半深湖—深湖演变为滨浅湖。准层序组Ⅱ底部发育一套厚度不等的细砂岩，湖盆边缘(B001-1井)和沉积中心(YH3井—QL16井)处较薄，而斜坡带(TX2井—LG83井)砂体较厚。因水退过程较缓，砂体厚度前期变化不大，至准层序组Ⅱ上部、顶部明显增厚，尤以湖盆边缘B001-1井凸显。整体来看，凉上Ⅰ亚段为湖盆砂体发育期，砂体层数、厚度均较凉下段显著增加，准层序组类型由湖侵阶段的退积式转变为强制湖退作用下的进积式(图6)。

在湖平面持续下降过程中，湖盆范围不断萎缩，陆源碎屑沉积物供给量大于湖盆可容空间增加量，沉积体不断向湖盆中心推进，导致较浅水沉积物连续上覆在相对较深水沉积物之上，形成准层序组Ⅲ和Ⅳ，即凉上Ⅱ亚段和凉上Ⅲ亚段(图4、图5)。在每个准层序组内部，自下而上发育由泥岩、粉砂岩和细砂岩组成的向上变粗、变厚的反韵律垂向叠置准层序，砂体单层厚度向上增加，砂泥比向上增大，伽马曲线向上相应减弱，整体表现为漏斗形，响应了准层序向湖前积的特点(图4、图6)。在湖盆整体转变为“窄盆浅水”的古沉积背景下，凉上Ⅱ亚段和凉上Ⅲ亚段的地层厚度、砂体厚度均有所减薄，且薄层砂呈连续性较好的席状展布，成为凉高山组次有利砂体发育层段(图6)。

4 沉积相特征

4.1 沉积环境

1976年，塞利[44]将沉积环境定义为“在物理上、化学上和生物上均有别于相邻地区的一块地球表面”。其中，物理因素包括水动力条件(流体性质、水深、水动力强弱等)、沉降速率、温度、雨量等。化学因素指介质的酸碱度、氧化还原条件、盐度等。生物因素则为环境内的动物、植物以及微生物。近年来，许多地质工作者将沉积地球化学手段应用到沉积环境的恢复与重建。例如，采用Sr/Cu、Rb/Sr、K2O/Al2O3值和古气候C值来讨论古气候[45-48]，利用V、Cr、Co、Ni等金属元素的比值来判别古氧化还原条件[49]，通过Sr/Ba、Rb/K等参数来刻画沉积水体古盐度[50]，应用Al、Ti元素的相对含量来分析陆源碎屑输入强度[51]等。

4.1.1 古气候

主、微量元素测试结果显示：敖家营剖面凉下段4个岩石样品的K2O/Al2O3值均在0.200之下，最大为0.188，整体指示了温暖湿润的古气候条件；古气候C值相对较大，尤其是下部3个样品均大于0.80，平均值为1.02，同样反映了温湿气候背景。凉上Ⅰ亚段2个样品的K2O/Al2O3值略有增大，分别为0.225和0.226，C值为0.67和0.71，揭示了半潮湿-半干旱气候的存在。凉上Ⅱ亚段和凉上Ⅲ亚段沉积时期，K2O/Al2O3集中在0.165～0.195，平均值为0.911，而古气候C值介于0.59～0.86之间，平均值为0.78，二者同时响应了半潮湿气候的发育。整体来看，川东地区凉高山组早期温湿气候在经历短时干热波动之后向后期半温湿气候转变，至沙溪庙组早期，干旱、炎热特征明显(图7)。

4.1.2 古氧化还原

据V/Cr参数判断，川东地区凉高山组沉积水体可分为贫氧和富氧两个阶段。其中：早期发育的凉下段和凉上Ⅰ亚段的V/Cr值相对较高，除底部第6小层样品的V/Cr值为1.25外，其余样品的V/Cr值分布在1.56～4.63之间，平均值为2.37，指示了典型的强还原环境；后期，凉上Ⅱ亚段和凉上Ⅲ亚段样品的V/Cr值明显减至1.50～2.29范围，平均值为1.73，表明此时沉积水体由缺氧转变为相对富氧;进入沙溪庙组之后，强氧化水体环境愈发明显，V/Cr平均值为1.48(图7)。Ni/Co值变化趋势与V/Cr值相似，同样揭示出水体介质富氧程度的差异，但其值均小于前人提出的贫氧与富氧环境界线5.00[49]，平均值为3.38，显示整体属于氧化环境，这与研究区古地理背景和岩石类型、颜色发育特征存在明显矛盾。笔者认为Ni/Co参数虽然可以示踪氧化还原环境的演变，但其在陆相湖盆中的判识标准还有待进一步商榷。

4.1.3 古盐度

与上述结果一致，凉高山组古盐度同样可划分为咸水和半咸水两个演化阶段。凉下段底部6小层样品的Sr/Ba值较低，为0.327，随后迅速增高至21小层的1.390～2.240；Rb/K值则相反，由底部0.007逐渐降低至0.001，二者同时指示了半咸水介质。凉上段—沙溪庙组早期，Sr/Ba值分布区间为0.078～0.372，平均值为0.157；Rb/K值分布在0.004～0.007区间内，平均值为0.005，均表明凉高山组后期水体盐度有所降低，以半咸水为主。

4.1.4 陆源碎屑输入

在凉高山组早期温湿气候背景下，川东地区泥岩体积分数明显高于粉—细砂岩(图6)，表明陆源碎屑输入强度整体偏弱，且在湖侵作用下持续降低。凉下段Si/Al值、Ti/Al值降低趋势明显，分别由9小层的3.176和0.063降至21小层的3.092和0.046(图7)。凉上段时期，温湿气候变弱可能导致河流淡水输入量略减，但在整体湖退作用下砂体进积特征显著(图6)，陆源碎屑输入量相应增加且表现出“两高夹一低”的变化。凉上段样品的Si/Al值、Ti/Al值分布在2.703～3.365和0.037～0.052区间，平均值分别为3.118和0.048，较凉下段平均值稍高(图7)。

4.2 沉积相标志

4.2.1 岩石矿物特征与测井响应

凉上段时期水体较浅，主要为灰色、灰绿色粉—细砂岩与深灰色、灰黑色(砂质)泥岩不等厚互层，自然伽马曲线呈低幅箱型与中—高幅齿型间互，电阻率则以尖峰状中—高值夹不规则齿型中—低值为主，部分呈丘状；凉下段水体较深，以灰黑色泥页岩夹灰绿色粉砂岩、泥质粉砂岩为主，底部普遍发育灰色或灰绿色粉—细砂岩，测井响应呈平直或微齿型的高伽马、低电阻夹箱型、漏斗型低伽马、中—高幅电阻(图4)。

薄片鉴定结果显示，研究区砂岩类型以岩屑质长石砂岩和长石质岩屑砂岩为主(图8a)，其中：石英体积分数占52.53%～66.22%，平均值为56.50%；长石体积分数占13.40%～26.46%，平均值为22.42%，岩屑体积分数占17.35%～29.29%，平均值为21.08%，并以沉积岩岩屑占优，平均体积分数为47.67%。其次为变质岩岩屑，平均体积分数为44.96%(图8b)。

敖家营剖面露头样品的XRD测试结果表现出“高长英质、低灰云质”的矿物特征。砂岩中石英体积分数一般为32.4%～88.4%，平均为54.3%；斜长石体积分数占0.7%～36.7%，平均值为23.6%，钾长石体积分数最低，平均为7.8%；黏土矿物中高岭石普遍发育，体积分数介于6.4%～47.0%之间，平均体积分数为20.41%；绿泥石与伊利石相差不大，平均体积分数分别为16.4%和15.0%；方解石、白云石体积分数普遍较低，最高为2.6%，平均体积分数仅为0.8%和0.6%，或因野外剖面胶结作用较弱或淋滤作用所致；黄铁矿、菱铁矿、硬石膏等矿物少见，体积分数基本不超过1.0%。

图7 川东地区敖家营剖面凉高山组沉积环境地球化学指标剖面图

a. 砂岩分类三角图；b. 岩屑分类三角图；c. YD003-H2井，2 014.24 m，槽状交错层理；d. ZX1H井，1 756.34 m，槽状交错层理；e. 奉节县康乐镇剖面，平行层理；f. 奉节县康乐镇剖面，楔状交错层理；g. 奉节县康乐镇剖面，波状层理；h. YT1井，2 164.20 m，脉状交错层理；i. ZX1H井，1 775.61 m，浪成沙纹交错层理；j. ZX1H井，1 775.39 m，反粒序；k. TD021-X8井，1 800.62 m，底冲刷面；l. 天宝山剖面，透镜状砂体；m. YT1井，2 163.53 m，火焰构造；n. TD109井，1 330.81 m，球枕构造；o. 奉节县康乐镇剖面，含介壳砂岩；p. YT1井，2 154.70 m，生物钻孔；q. TD109井，1 329.00 m，植物根茎炭屑；r. 奉节县康乐镇剖面，植物根茎炭屑。Q. 石英；F. 长石；R. 岩屑；S. 沉积岩岩屑；Ma. 岩浆岩岩屑；Me. 变质岩岩屑。

4.2.2 沉积构造

凉高山组层理构造发育，以反映强水动力条件的槽状交错层理和平行层理最丰富，同时可见楔状交错层理和潮汐成因的波状、脉状交错层理(图8c—h)。细砂岩中的平行层理还可与泥页岩中的水平层理互层出现，反映了沉积动力强弱交替。随着河流能量逐渐减弱，其携带的泥质粉砂岩、粉砂岩等细粒沉积物在流水或波浪反复冲刷作用下形成流水沙纹交错层理或爬升沙纹交错层理，并常与反粒序伴生(图8i,j)。

层面构造主要为上覆砂岩对下伏泥岩冲刷、侵蚀形成起伏不平的底冲刷面(图8k)，宏观上，砂体呈透镜状几何形态(图8l)，常指示水动力较强的水道沉积。同时，在砂泥接触面附近还常见火焰状构造、球枕构造和包卷层理等同生变形构造(图8m,n)。

此外，研究区半温湿—温湿气候下的滨浅湖环境适于生物生存、繁衍，生物化石及其遗迹构造丰度较高，如介壳层、含介壳砂岩(图8o)、生物钻孔(图8p)和生物扰动构造常见，较完整的植物根茎炭屑也进一步印证了浅水、近物源的认识(图8q,r)。

4.3 沉积相类型

川东地区凉高山组发育以三角洲前缘、前三角洲和半深湖—深湖亚相为主的湖泊—三角洲沉积体系[16、42-43]，三角洲平原在构造抬升之后基本被剥蚀殆尽[21-22]。

4.3.1 三角洲前缘

在川东北、川东南两个物源体系的持续供给下[42-43]，三角洲前缘亚相广布于川东地区，并可划分出水下分流河道、水下天然堤、分流间湾、河口坝、席状砂等沉积微相。

1)水下分流河道

作为三角洲前缘亚相的格架，研究区水下分流河道主要发育细砂岩和粉砂岩，纵向正粒序明显且顶、底界面突变接触(图9)，底部常表现为冲刷面(图8k)，顶部细粒泥质沉积物常被后期强水动力冲刷向湖搬运。垂向上，多期河道叠置形成厚层复合砂体，测井曲线呈箱型或钟型(图9)，其厚度和规模受不同期次洪水强度、持续时间综合控制。单期河道砂体宏观上以透镜状为典型特征(图8l)，砂体内部常发育槽状、楔状、波状交错层理和平行层理(图8c—g)，并见有包卷层理、球枕构造等变形构造。平面上，砂体连续且水下延伸较远，向前渐变为薄层河口坝或席状砂，侧向则演变为水下天然堤或分流间湾。

2)水下天然堤

洪水期，陆上分流河道内的极细砂和粉砂随洪水漫出并向水下延伸，在水下分流河道两侧形成水下天然堤。垂向上，水下天然堤一般分布在水下分流河道的上部，天然堤底部可见截切面，内部常具极薄泥质夹层并发育平行层理和微型波状层理，顶部被后期河道再次冲刷侵蚀。

3)分流间湾

分流间湾在相序上介于水下分流河道之间，以中—薄层灰色、灰绿色泥质沉积为主，含少量粉砂或细砂，沉积构造偶具水平层理和生物遗迹构造。由于水下分流河道频繁迁移，分流间湾沉积物常被冲刷、变薄，甚至消失。

4)河口坝

河流携带的砂泥入水后，在河口处因流速降低堆积形成河口坝，其沉积物主要为粉—细砂岩，粒度较细、分选较好、杂基较少，单层厚为0.3～2.0 m并呈反粒序(图8j,图9)，以发育沙纹交错层理为典型识别标志(图8i,j)，同时可见生物扰动、生物钻孔或介壳层(图8o,p)，测井曲线一般呈漏斗型。

5)席状砂

席状砂是入湖后的碎屑物质，包括已经形成的河口坝，经波浪、沿岸流等不断冲刷、改造，在河口坝侧翼和前方形成的层薄、面广、粒细的砂层。其垂向同样呈反粒序，也常见生物扰动和钻孔现象，但层理以平行层理为主，沙纹交错层理较少。

4.3.2 前三角洲

前三角洲亚相位于三角洲最前端，且大部分处于浪基面之下，故岩性主要为厚层的灰黑色泥岩，含少量深灰色粉砂质泥岩，多发育水平层理，见介壳类化石(图9)。

4.3.3 半深湖—深湖

半深湖—深湖亚相处于深水还原环境，以发育大套、厚层深灰色或灰黑色泥页岩为特征，测井曲线呈微齿化平直状(图6)，岩石中页理或水平纹理发育并具丰富的有机质。

图9 川东地区凉高山组TD021-X8井三角洲沉积相分析

5 沉积充填特征与油气勘探方向

凉高山组沉积时期，四川盆地构造活动相对稳定[21]，受古地貌、古物源供给、相对湖平面变化和古气候演变等因素综合控制，川东地区整体发育了缓坡背景下的滨浅湖—三角洲—半深湖—深湖沉积体系(图10)。优质湖相、前三角洲泥页岩与三角洲前缘各类储集砂体叠互沉积，“旁生侧储、下生上储”式源储配置关系为页岩油气、致密砂岩油气协同成藏提供了基础条件。

5.1 凉下段页岩油气勘探方向

凉下段湖侵初期，湖盆较小且水体较浅，在东北、东南双物源充分供给下，研究区主要发育三角洲前缘水下分流河道，水道在滨浅湖环境下频繁分叉改道，砂体填平补齐作用明显。快速湖侵作用下，随着相对湖平面不断上升，可容空间与沉积物供给比逐渐增大。凉下段下部广泛发育退积式三角洲，前三角洲亚相叠覆于三角洲前缘水下分流河道、河口坝、席状砂等微相之上，岩性特征由底部富砂转变为上部富泥，沉积物粒度整体变细呈正旋回，最终过渡为区域性湖泛背景下厚度较大、稳定展布的半深湖—深湖相暗色泥页岩(图10)。

该套烃源岩沉积时气候温暖湿润，河流携带的大量陆源有机质在前三角洲、半深湖—深湖缺氧环境下大量堆积并快速埋藏。测试结果显示，敖家营剖面9个露头样品的有机质丰度较高，w(TOC)分布范围为0.07%～6.53%，平均值为1.21%，其中w(TOC)>0.50%的有效烃源岩占44.40%，>1.00%的“好—优质”烃源岩占22.20%。岩心样品测试结果更优，w(TOC)分布特征显示有效烃源岩体积分数高达73.30%，“好—优质”烃源岩体积分数可占40.70%(图11a)；同样，w(S1+S2)参数表明生烃潜力良好，其最大值为17.86 mg/g，平均值为6.28 mg/g，约81%的样品属于有效烃源岩(图11b)。

Tmax. 热解峰温；IH. 氢指数。n为样品数。

处于0.87%～1.59%范围的Ro和介于440～480 ℃之间的Tmax表明烃源岩正值成熟--高成熟阶段的生烃高峰，而热解分析与干酪根镜检揭示，有机质类型以Ⅱ2型和Ⅲ型为主，可见少部分Ⅰ型和Ⅱ1型，表现出油气并存、倾气明显的特征(图11c)。

扫描电镜下，泥页岩样品主要发育有机孔和晶间孔，少数样品见页理缝、微裂缝。如TD021-X8井所示，前三角洲泥岩的孔隙度介于0.83%～4.51%，平均值为2.77%，渗透率区间为(0.035～32.040)×10-3μm2，平均为0.270×10-3μm2，孔渗条件整体良好，甚至优于部分河口坝砂体(图9)。另据XRD分析结果，泥页岩样品中黏土矿物体积分数为51.5%～55.6%，以绿泥石、伊利石和伊/蒙混层为主，石英、长石、方解石、白云石等脆性矿物体积分数为44.4%～48.5%，平均值为46.6%，具备较高的开采潜力。

总体来看，川东地区凉下段泥页岩不仅厚度大，且有机质类型全、丰度高、成熟度适宜，加之有效的油气富集空间和较强的可压裂性，可视为页岩油气勘探的有利目标。泰页1井的成功试采和永兴1井、涪页1井的良好显示也直接印证了此观点[16]。

5.2 凉上段致密油气勘探目标

凉上段，沉积水体逐渐变浅，河流携带大量沉积物不断推进形成补偿沉积，三角洲向湖盆中心建设性作用增强。垂向上，水下分流河道、坝砂、席状砂叠置，整体形成进积式(反旋回)准层序组，测井曲线表现为漏斗型、齿化箱型与平直曲线组合；平面上，在浅水缓坡环境下，研究区水下分流河道占优且不断迁移，形成网结特征明显的“广前缘”分布特征(图10)。

3个亚段中，以凉上Ⅰ亚段砂体最为发育，水下分流河道不仅期次多、厚度大、延伸远，且近烃源灶优势突出：下接凉下段前三角洲相、半深湖—深湖相优质烃源岩层，侧接前三角洲相“好--优质”烃源岩层，形成了“下生上储、旁生侧储、自生自储”多类型源储接触关系。孔渗条件较好的砂体成为致密油气勘探目标，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%，平均值为5.78%，渗透率范围为(0.004～0.032)×10-3μm2，平均值为0.015×10-3μm2(图9)。靠近东南物源方向的Z1井储集条件更佳，砂体中同时可见原生粒间孔隙和次生溶蚀孔隙发育，孔隙度分布范围为5.4%～13.6%，平均为9.5%；渗透率范围为(0.150～0.360)×10-3μm2，平均为0.218×10-3μm2。

因此，致密油气勘探应以砂体发育的凉上段为有利层段，尤其是凉上Ⅰ亚段近烃源、近物源的厚层水下分流河道，其次是凉上Ⅱ、Ⅲ亚段孔渗条件较好的水道。

6 结论

1)川东地区凉高山组发育一期完整的“湖侵—湖退”三级层序，早期湖侵体系域对应凉下段，准层序组为退积式正旋回；晚期湖退体系域对应凉上段，准层序组为进积式反旋回，并可进一步细分为3个亚段(小层)。

2)在温湿古气候背景和相对湖平面变化控制下，凉高山组由湖盆边缘向沉积中心依次发育滨浅湖—三角洲—半深湖—深湖沉积体系，三角洲前缘亚相广布并以水下分流河道微相为主；纵向上，三角洲前缘、前三角洲、半深湖、滨浅湖亚相有序充填，凉下段富泥而凉上段富砂。

3)凉高山组富有机质烃源岩与水下分流河道砂体叠互发育，形成了“自生自储、下生上储、旁生侧储”多类型源储接触关系，为页岩油气、致密油气协同成藏提供了地质条件，其中，凉下段优先聚焦页岩油气勘探，凉上段优先聚焦致密油气勘探，并以近烃源的凉上Ⅰ亚段最为有利。

致谢：本文在研究和撰写过程中，中国石油西南油气田分公司、中国石化南方勘探开发分公司、中国石化江汉油田分公司提供了宝贵的资料，重庆气矿众多专家给予了悉心指导与帮助，在此一并表示诚挚感谢！