0 引言
2011年四川盆地川中地区震旦系—寒武系发现了安岳特大型气田，储量规模超万亿立方米［1-2］，体现出川中地区古老层系巨大油气勘探潜力。川中地区中上寒武统洗象池群一直被勘探工作者重视并寄以厚望，勘探工作也一直进行，前期在威远地区的多口井都取得工业气流。近些年来，川中地区钻遇洗象池群的井有60多口，并且20多口井都取得了不同程度的油气显示，多口井获工业气流，如南充1井试气3.55×104 m3/d、高石16井试气7.8×104 m3/d，预示了洗象池群良好的勘探前景。前人对该地区进行了大量研究，在沉积、储层、成藏方面都取得了重要认识，气藏主要发育于台内滩储集体中，但钻井却未发现连片较好的滩体。因此，通过层序地层划分研究台内滩发育特征是该区的重点工作。由于川中地区洗象池群岩性较为单一、组合相近，电性差异小，地震分辨率不高，古生物化石少，在层序划分、沉积演化等方面存在较大分歧，以盆地内部井资料为基础的研究认为可划分4个［3-5］或5个［6］三级层序，以盆地周缘露头资料为基础的研究认为可划分3个［7］或7个［8-9］三级层序。层序划分依据的不同导致盆地内部和周缘层序划分的认识存在差异，也影响后续对沉积相的研究。川中地区洗象池群以局限台地沉积为主［10-11］，根据岩性不同可进一步划分为台坪、台内滩和潟湖亚相。台内滩作为川中地区洗象池群重要的储层之一，针对其发育规律和形成主控因素的研究较少，目前研究认为局限台地台内滩发育主要受海平面变化［12-14］和构造作用控制［15-17］，但并未在精细的层序地层等时格架下对川中地区洗象池群台内滩特征进行研究［18-19］，导致无法准确地预测滩体的平面展布。本文在前人研究的基础上，通过对岩心及岩石薄片观察，综合测井及钻录井等资料进行分析，结合小波变换技术对川中地区洗象池群层序地层划分及对比，在层序地层等时格架下，以不同三级层序为单元编制洗象池群岩相古地理图，总结台内滩发育特征及受控因素，进而预测出有利的勘探区域，为后期进一步的油气勘探提供帮助。
1 地层与沉积相
1.1 地层
前人［22-25］对四川盆地寒武系地层划分做了大量工作，虽存在一定差异，但基本将川中地区地层从下到上依次划分为下寒武统筇竹寺组（Є1 q）、沧浪铺组（Є1 c）、龙王庙组（Є1 l），中寒武统高台组（Є2 g），中上寒武统洗象池群（Є2+3 x），本文研究采用此方案。川中地区洗象池群发育一套局限台地相碳酸盐岩沉积下的灰色—浅灰色薄—厚层白云岩，地层与下伏中寒武统高台组和上覆奥陶系桐梓组呈整合接触，但在磨溪地区，奥陶系桐梓组遭受剥蚀，则与上覆二叠系梁山组呈不整合接触［26］，沉积厚度自北西至南东方向逐渐加厚，而南西至北东方向地层厚度基本保持稳定。乐至—遂宁以西地层剥蚀殆尽，北西至南东方向地层厚度在0到200 m左右，南西至北东方向地层厚度在80 m到200 m左右。总体来看，高石梯地区地层沉积厚度较大，磨溪地区沉积厚度较小（图1）。
1.2 沉积相
前人对四川盆地洗象池群沉积相进行过大量研究，认为洗象池群为一套海退沉积层序，以台地相沉积为主［11］，川中地区整体以局限台地相沉积为主。上扬子地区在洗象池期海侵规模较小、时间短，表现为快速海侵，因此海侵体系域发育很差，主要以海退背景下的高位体系域为主。岩石类型主要以灰色—浅灰色泥粉晶白云岩为主，夹砂屑白云岩、泥质白云岩和砂质白云岩，通过镜下薄片鉴定和岩心观察，根据各沉积亚相所对应的代表岩性，将川中地区洗象池群局限台地相划分为台坪、潟湖和台内滩3个亚相。
1.2.1 台坪亚相
图2 川中地区洗象池群典型岩相及岩石类型（a）安平1井，4 508.5 m，台坪亚相，自下而上砂泥质砾屑白云岩—砂泥质泥晶白云岩—泥晶白云岩，正粒序；（b）安平1井，4 508.66 m，台坪亚相，砂质泥晶白云岩；（c）安平1井，4 510.55 m，台坪亚相，粉晶白云岩； （d）合12井，4 857.75 m，泥云质潟湖，泥质泥晶白云岩，水平层理；（e）合12井，4 857 m，泥云质潟湖，泥晶白云岩；（f）广探2井，5 349 m，云质潟湖，粉晶白云岩；（g） 广探2井，洗象池组，5 343.37~5 343.54 m，灰色砂屑溶孔云岩，溶孔溶洞顺层发育；（h）广探2井，洗象池群，5 320.37 m，台内滩亚相，粉晶砂屑白云岩，粒间溶孔，沥青充填；（i）合12井， 4 710 m，台内滩亚相，砂屑白云岩，发育残余粒间溶孔，蓝色铸体，单偏光 Fig.2 Typical lithofacies and rock types of Xixiangchi Group in central Sichuan Basin |
1.2.2 潟湖亚相
1.2.3 台内滩亚相
2 层序地层划分
2.1 层序地层划分方法
研究区位于乐山―龙女寺古隆起附近，地层厚度从NW向SE方向逐渐加厚，部分地区洗象池群遭受剥蚀，使得地层变化较大，这些因素都为层序地层划分与对比带来一定的难度。在早期的研究中，由于资料的匮乏以及技术的不成熟，主要应用的还是地质分析法，综合岩心、露头以及生物化石等进行层序地层的划分。随着地震、测井方法的应用，在原有的基础上通过地震相和测井相结合的方法能够更加准确地划分层序地层。由于川中地区洗象池群岩性差异小，通过原有的方法难以准确地划分层序地层，于是一些学者采用了INPEFA（Integrated Prediction Error Filter Analysis，积分预测误差滤波分析）测井旋回分析技术［28］并结合碳、氧同位素来识别层序界面［3-4， 29］，这些新方法能够比较准确地找到层序突变界面，从而划分层序。
本文在对川中地区洗象池群层序地层进行划分时，结合前人研究成果和最新技术，在岩心、露头、野外剖面以及地震测井资料的基础上，同时基于小波变换在测井层序划分中的可适用性［30-33］，提取了自然伽马测井（GR）曲线中的铀（238U） 、钍（232Th） 和钾（40K）3种放射性元素的测井曲线，在碳酸盐岩层序地层研究方面，这3种元素的曲线及相应元素比值曲线应用效果更好［34］。研究表明，Th和K含量的快速增加是碳酸盐岩台地上的海侵或淹没界面的表现，Th和K的含量可以用来分析海平面变化趋势［35］。元素的比值变化可以指示海平面升降或沉积基准面变化，如U/Th值曲线上，高 U/Th 值部分指示正常海退，低U/Th 值部分反映海侵过程［36］。采用小波变换分析技术，对GR曲线和铀（238U） 、钍（232Th） 和钾（40K）3种元素曲线及相应比值曲线进行小波变换，选取相应的小波变换曲线对层序地层进行划分。
2.2 层序界面识别
层序界面的识别是层序地层划分的基础和关键，一般通过区域不整合和岩相突变界面来识别，一个周期内海平面升降所形成的海侵―海退旋回作为一个层序。本文充分利用川中地区洗象池群测井资料所给的自然伽马（GR）及铀（238U）、钍（232Th） 和钾（40K）曲线数据，对铀（238U）、钍（232Th）和钾（40K）相关系数的分析［33］，研究结果表明Th、K为自然伽马的主要贡献者，U对自然伽马的影响较小，且Th/U曲线能够指示海平面升降。通过对Th/U曲线小波变换得到的曲线分析，选取最能反映海平面变化的d8曲线，结合Th/U值曲线反映的沉积旋回及相应岩性资料识别出层序界面（SB）和最大海泛面（MFS）。研究发现层序界面SB1、SB2、SB3均大致对应d8曲线波谷，同时岩性也基本发生变化，最大海泛面（MFS）作为海进和海退的转换面及海侵体系域（TST）与高位体系域（HST）的分界面，大致对应d8曲线的波峰（图3）。而每个三级层序下半段Th/U值呈阶梯式增大，解释为海侵体系域；上半段Th/U值呈阶梯式减小，解释为高位体系域。
2.3 层序发育特征
通过Th/U值曲线及其小波变换后的d8曲线识别出了层序界面和最大海泛面，发现川中地区洗象池群沉积期存在4个较大的海进―海退旋回，整个时期表现为海退。据此将其自下而上划分为4个三级层序（SQ1、SQ2、SQ3、SQ4）（图3）。
层序SQ1自然伽马值相对较高，而且波动较大，GR曲线多呈现锯齿状，SB1处岩性由白云岩变为砂屑白云岩。d8曲线表现为先上升再下降，显示为一个海侵―海退旋回，GR值的最高点对应着d8曲线的波峰，解释为最大海泛面，SQ1下部为海侵体系域，上部为高位体系域。通过对川中地区单井研究发现并不是所有的SQ1都发育明显的海侵体系域，推测可能的原因是由于局部为古地貌高点或海侵速度较快导致的。海侵体系域岩性为一套较纯的灰色白云岩或砂屑白云岩，厚度较薄；高位体系域岩性同样为白云岩或砂屑白云岩，偶见泥质白云岩和灰质白云岩。SQ1在川中地区较为发育，整体表现为快速海侵―缓慢海退的过程。
层序SQ2自然伽马值相对较低平，变化不大。从图3可以看到存在一个包含完整SQ3的地层。d8曲线变化较大，存在多个上升下降，表明沉积期发生多次小规模海进―海退，导致层序界面的识别存在一定难度。通过GR曲线和d8曲线对比，发现第一个波峰对应该层序GR相对高值，认为第一个波峰为最大海泛面，第二个波峰为短期内小规模海平面变化的结果。SQ2总体为一个大的海侵―海退旋回，海侵速度快，海退速度较慢。海侵体系域台内滩很少发育，个别井如合探1井发育台内滩，岩性为砂屑白云岩，厚度较薄仅为3 m；高位体系域台内滩发育，岩性为砂屑白云岩，但单层厚度不大，多为薄层叠置发育。层序SQ2高位体系域和海侵体系域在川中地区都发育，整体表现为快速海侵―缓慢海退的过程。
层序SQ3 自然伽马值也相对较低，变化不大，但整体高于SQ2，该层序的岩性主要为白云岩或砂屑白云岩，夹薄层的泥质白云岩。d8曲线表现为先上升再下降，显示为一个海进―海退旋回，GR值的最高点对应着d8曲线的波峰，为最大海泛面。通过小波变换曲线研究发现，磨溪地区普遍缺乏SQ3，主要原因是乐山—龙女寺古隆起造成磨溪地区处于构造高点，在持续海退过程中使地层暴露在海平面之上遭受剥蚀。而磨溪118、磨溪119、磨溪202、磨溪203等井都缺失SQ3。层序SQ3海侵速度较快，海退速度缓慢，海侵体系域岩性主要为纯的白云岩，基本不发育台内滩；高位体系域岩性为砂屑白云岩或中厚层白云岩夹薄层泥质白云岩，发育多期叠置薄层的台内滩。层序SQ3高位体系域和海侵体系域在川中高石梯地区发育，整体表现为较快速海侵—缓慢海退的过程。
层序SQ4是川中洗象池群顶部的三级层序，GR曲线呈现为锯齿状并有多个低峰，岩性主要为白云岩、泥质白云岩或砂屑白云岩，顶部偶见薄层黑色页岩。层序SQ4同样在磨溪地区缺失严重，原因和层序SQ3一样。d8曲线的波峰与GR曲线下部的最大值大致对应，为最大海泛面。海侵体系域厚度较小，表现为快速海侵，岩性主要为泥质白云岩或白云岩，台内滩不发育；高位体系域厚度较大为缓慢海退，岩性主要为白云岩或砂屑白云岩，发育薄层台内滩。层序SQ4高位体系域和海侵体系域在川中高石梯地区发育，整体表现为较快速海侵—缓慢海退的过程。
2.4 层序连井对比与横向特征
通过高石3井—高石12井—高石2井—高石18井—合探1井的层序地层连井剖面分析川中地区近东西向的层序地层发育特征，总体来说，地层厚度相对稳定。4个三级层序发育都较为齐全，可以看到海侵体系域发育较薄，而高位体系域发育较厚，印证了快速海侵—缓慢海退的过程。可以看到层序SQ1海侵体系域在高石3井缺失、高石18井近乎缺失，层序SQ4高位体系域在高石2井缺失、高石18井近乎缺失，笔者推测可能主要是局部古地貌高点导致地层遭受剥蚀或无沉积。而越往东部到达合探1井，为古隆起的斜缓坡，整体海水较深且水能量较大，地层厚度有明显增加，层序发育的完整性也更加明显，并且在高位体系域发育有台内滩，是洗象池群主要的储层之一（图4）。通过川中地区北东向高石7井—高石8井—高石10井—高石18井—磨溪18井—磨溪42井层序地层连井剖面分析，可以看出自西南至北东向，地层厚度明显较小。层序SQ1海侵体系域在高石7井、高石10井、磨溪42井缺失，在高石8井、高石18井、磨溪18井发育较薄，磨溪42井层序SQ4缺失，SQ3部分缺失，层序SQ2、SQ1发育较为完整。从高石7井到磨溪42井沉积厚度逐渐减小，高位体系域地层厚度明显大于海侵体系域，而磨溪18井厚度较大（图5），推测可能是乐山―龙女寺古隆起导致局部地势较高。
3 层序岩相古地理
3.1 台内滩的测井识别
类型1主要特征为自然伽马值低，曲线呈箱型，K、Th值贡献率较高，曲线形状基本一致，Th/U值曲线同样呈现箱型且为低值，指示正常海退，说明此台内滩发育于高位体系域。岩性结构上表现为砂屑白云岩，顶底为白云岩或泥质白云岩。类型2伽马曲线总体低平，呈微锯齿型，K、Th、U曲线都表现为低平，Th/U曲线整体低值，但有小的凸起，表明此时水体存在波动，岩性结构为砂屑白云岩，顶底为白云岩，少见泥质白云岩。类型3伽马曲线值较高，平均值在35 API左右，呈现锯齿型，Th、U曲线形状与伽马曲线基本一致，Th/U曲线变化幅度较大，表明此时水体能量较大，物源供给充足，岩性结构为砂屑白云岩，底部为砂质白云岩或白云岩，顶部多为白云岩。将此图版应用于未取心井岩相预测，为后续台内滩预测提供一定理论依据。
3.2 层序岩相古地理
3.2.1 SQ1岩相古地理
3.2.2 SQ2岩相古地理
层序SQ2主要发育以泥粉晶白云岩夹薄层泥质白云岩的潟湖亚相和砂屑白云岩为主的台内滩亚相，局部地区继承层序SQ1沉积环境，发育台坪亚相。SQ2平均地层厚度在37 m左右，总体表现为NW薄SE厚，相较于层序SQ1，层序SQ2受构造影响遭受剥蚀更多，特别是靠近古隆起核部的磨溪地区。通过对井位数据分析认为磨溪109、磨溪202、磨溪203、磨溪205等井位层序SQ2都剥蚀殆尽，磨溪108井由于受剥蚀影响厚度仅为7.5 m，但靠近SE方向的塔探1井厚度达71 m。海侵体系域和高位体系域都较为发育，层序SQ2台内滩主要发育在高位体系域，单层厚度不大，岩性主要为砂屑白云岩。安平1井、高石26井沉积环境不变，但不发育台内滩；高石17井、高石6井、荷深1井、高石21井、南充1井、广探2井继续发育台内滩，主要集中在高位体系域；高石16井、合探1井在此层序发育台内滩，其中广探2井、高石16井砂屑滩厚度达15 m左右，同样发育在高位体系域，合探1井海侵体系域发育厚度为7 m左右的砂屑滩，高位体系域发育厚度为14 m左右的砂屑滩。随着沉积环境的改变，层序SQ2总体台内滩发育点增多，在高石21井—高石16井—合探1井和高石17井—高石6井范围内大致连片发育，预测此范围在层序SQ2为滩体的有利发育区带［图7（c）—图7（d）］。
3.2.3 SQ3岩相古地理
层序SQ3主要发育以白云岩、泥质白云岩为主的潟湖亚相和砂屑白云岩夹砂质白云岩的台内滩亚相，从NW向SE方向到广探2井、合探1井、荷深1井之后沉积环境为台坪亚相。该层序地层变化较大，高石梯地区地层平均厚度在41 m左右，高石101井厚度最大可达60.3 m，高石26井厚度最小为19.5 m；磨溪地区地层平均厚度为26 m左右，靠近SE方向的磨溪208井厚度最大为66.6 m，靠近NW方向的磨溪11井厚度仅有6.5 m。台内滩的发育相对较于SQ2零散，主要发育于高位体系域，海侵体系域极少发育，且滩体面积有所减小。安平1井、高石17井、南充1井仍发育砂屑滩，但厚度都不超过8 m，荷深1井、广探2井砂屑滩发育较好，厚度在15 m左右。高石21井—高石16井—合探1井和高石17井—高石6井范围内同样发育较好的砂屑滩［图7（e）—图7（f）］。
3.2.4 SQ4岩相古地理
4 台内滩分布与控制因素
4.1 分布特征
通过单井分析发现，研究区洗象池群沉积时期台内滩主要为砂屑滩体，岩性为灰色―深灰色砂屑白云岩。纵向呈现多期叠置发育，单层厚度普遍较薄，通过图8可以看到高石17等井台内滩在纵向上都表现出多期薄层叠置发育的特征，且层序SQ2、SQ3台内滩发育规模大于层序SQ1、SQ4。层序SQ1、SQ4台内滩平均厚度分别为7.5 m、6.4 m左右，而层序SQ2、SQ3平均厚度分别为13.5 m、9.5 m左右，层序SQ2、SQ3台内滩整体厚度明显大于层序SQ1、SQ4。横向上，通过对连井对比剖面观察发现，台内滩连续性较差，仅少数滩体可追踪对比，具有连片成滩的特征，多数滩体孤立发育，缺乏连片成滩特征。
平面上，通过前文层序岩相古地理研究发现，在层序地层格架内，川中地区沉积演化整体表现为台坪—台内滩—潟湖、潟湖—台内滩—潟湖、潟湖—台内滩—台坪3种沉积演化结构持续发育特征。通过对洗象池群单井台内滩厚度统计，发现砂屑白云岩含量介于13%~30%之间，研究区台内滩整体厚度不大，仅广探2井、荷深1井厚度达50 m左右，颗地比也仅为0.2左右，北西向东南厚度逐渐增大，安平1井台内滩厚度为16 m，颗地比为0.13，合探1井厚度为34.5 m，颗地比为0.17，颗地比也有增大的趋势。滩体发育沿北东向呈近似条带状围绕古隆起分布，平面上在研究区西南部、中部和东北部有一定展布规模。
4.2 台内滩发育的主控因素
4.2.1 相对海平面变化对台内滩发育的影响
通过对高石17井—高石6井—高石21井—高石16井—南充1连井剖面分析，发现海侵体系域发育规模较少，海侵过程水体未达到滩体发育深度，水体能量较低，发育低能的泥晶、粉晶白云岩。而高位体系域水体较深，能量较大，滩体发育较好，且滩体的发育主要集中在层序SQ2、SQ3内，单体厚度不大，岩性为砂屑白云岩和低能的泥晶白云岩互层。前人研究发现：浅滩化地层加厚受频繁的海侵—海退转换影响［40-41］。通过对滩体发育位置对应的Th/U值曲线及小波变换曲线分析，发现滩体厚度与次级海平面变化有关，次级海退持续时间影响滩体厚度。纵向上的多期薄层叠置分布同样与沉积期内次级海平面波动有关，从图3可以看到，层序SQ2发育两期滩体，d8曲线上表现为多个拐点，指示多个海侵—海退，这些都可以在层序旋回上表现出来。而研究区为局限台地相沉积，水体较浅，海平面频繁变化使得滩体有机会暴露于地表，受到大气淡水的淋滤作用，形成溶孔和溶洞，后期可形成良好的储集层。
4.2.2 乐山―龙女寺古隆起对台内滩分布的影响
根据前文研究，川中地区洗象池群残余厚度北西薄、南东厚，从厚度等值线可以看到研究区隆坳相间的古地理格局，研究区整体位于乐山―龙女寺古隆起构造带，其核部在磨溪地区，往南东方向为其翼部。从图7可以看出，随着相对海平面下降，靠近古隆起核部地区逐渐处于高能浪基面附近，其率先发育台内滩，随着持续缓慢海退和不断沉积，古隆起翼部相对低部位也出露于浪基面之上，开始发育台内滩。但随着相对海平面不断下降，剥蚀线不断向翼部推移，表示早期相对高点出露海平面之上，台内滩停止发育，而位于翼部的缓斜坡周缘相对低点的台内滩拥有足够的可容空间，得以继续生长，同时也使得台内滩向翼部低点迁移，围绕古隆起呈环带状发育。因此，古隆起及水下高地翼部更容易发育台内滩，且累积厚度一般大于核部浅水地区，如乐山―龙女寺古隆起翼部广探2、高石16、合探1、荷深1等井比核部安平1井台内滩更加发育（图9）。
5 结论
（1）应用层序地层学原理和方法，通过对钻井、岩心和测井曲线分析，结合自然伽马能谱曲线及小波变换分析技术在川中地区洗象池群层序地层划分中的可行性，将其整体划分为4个三级层序，高石梯地区层序地层发育较为完整，磨溪地区由于靠近古隆层序地层发育不完整。通过连井对比发现，北西向地层厚度较薄，靠近南东向，地层厚度较大且变化不大。
（2）川中地区洗象池群发育一套局限台地相白云岩，层序SQ1、SQ4沉积环境主要为台坪亚相，层序SQ2、SQ3主要发育潟湖亚相。研究区层序SQ1、SQ2发育较好，高位体系域和海侵体系域发育完整，但层序SQ1部分地区缺失海侵体系域；层序SQ3、SQ4在磨溪地区剥蚀较多，但高石梯地区发育较好，高位体系域和海侵体系域发育完整。
（3）在层序地层格架内，台内滩纵横向的分布特征受海平面变化引起的海水深度和水动力条件的控制，主要发育在层序SQ2、SQ3，层序SQ1、SQ4零星分布，且大多集中在高位体系域内。滩体主要发育于乐山―龙女寺古隆起斜坡部位。同时次级层序旋回的海退持续时间控制滩体发育时间，这些因素同时控制台内滩垂向发育厚度。川中地区寒武系洗象池群台内滩主要集中在研究区西南部安平1井—高石17井—高石6井（Ⅰ）、中部高石16井—高石21井—合探1井（Ⅱ）及东北南充1井—广探2井（Ⅲ）这3个区带内，是有利的勘探区带。
甘公网安备 62010202000678号
