四川盆地磨溪地区灯四段前积体产状定量解释及其应用

谷明峰 朱 茂 梁 锋 田 瀚 李文正④ 郝 毅④

(①中国石油杭州地质研究院，浙江杭州 310023；②中国石油西南油气田公司川中油气矿，四川遂宁 629018；③中国石油勘探开发研究院，北京，100083；④中国石油集团碳酸盐岩储集层重点实验室，浙江杭州 310023)

0 概况

灯影组(551～541Ma)是四川盆地目前发现的最古老的含气层系[1]。灯影组勘探始于20世纪50年代，于1964年发现威远气田，是中国首个整装大型气田[2-3]。2011年，Gs1井灯影组获得重大突破，高石梯—磨溪(高磨)地区台缘丘滩带展现出万亿方储量规模的勘探潜力[4-5]。

近几年，众多研究者从不同角度广泛研究了四川盆地灯影组，包括区域宏观尺度的沉积期岩相古地理[6-7]、岩溶古地貌[5,8]、区域构造演化[9-11]、成藏条件[4,12-13]、岩心—微观尺度的岩石类型[14-15]、储层特征[4,16-19]、深层碳酸盐岩地震成像及储层响应[20-22]等，明确了灯影组沉积期四川盆地的古构造格局为隆凹相间的碳酸盐岩台地，发育陆棚、斜坡、台缘、台地等沉积相带，沉积了一套微生物白云岩，沉积期及沉积后受桐湾期构造运动影响，发育岩溶型丘滩相白云岩储层。

德阳—安岳裂陷槽东侧台缘发育大型丘滩带[23-24](图1a)，为有利储层发育区，地震反射结构以丘状、杂乱为主。笔者在研究区三维地震资料中发现大量台内前积反射结构，前积方向大致沿台缘带展布方向，与常规的碳酸盐台地前积方向存在差异，鲜见前人的研究文献。为此，文中利用磨溪地区三维地震资料(图1b)，结合钻井资料标定，对比、追踪三维区内的多期前积地震反射结构，通过定量分析建立灯四段沉积期充填序列，分析该期德阳—安岳裂陷槽活动对沉积的控制作用，为寻找台内有利储集相带提供参考。

图1 研究区位置(a)、井位及典型地震剖面位置(底图为灯影组厚度图)(b)

1 区域地质背景

四川盆地处于上扬子克拉通西缘，自Gs1井灯影组试气日产超百万方，发现安岳气田以后，人们深入研究了震旦纪尤其是晚震旦世岩相古地理，发现德阳—安岳一带发育南北向、贯穿盆地的大型负向构造[9,25-28]，控制了盆地内优质烃源岩及丘滩相储层展布。通过野外露头观察、钻井资料分析及盆地级地震大剖面解释认为：震旦纪灯影组沉积期为德阳—安岳裂陷形成期，其中早期(灯一段沉积期—灯二段沉积期)形成雏形，晚期(灯三段沉积期—灯四组沉积期)形成裂陷，裂陷内发育槽盆沉积，裂陷两侧台缘发育丘滩体，为优质储集相带；早寒武世麦地坪组沉积期—筇竹寺组沉积期为裂陷发展期，裂陷内充填厚度为500～1000m的深水陆棚相泥页岩，为优质烃源岩发育区；早寒武世沧浪铺组沉积期为裂陷消亡期，经填平补齐，克拉通内大规模隆凹格局消失，至早寒武世末期龙王庙组沉积期，开始转为碳酸盐岩缓坡台地沉积(图2、图3)。

图2 Z2dn地层柱状图

图3 Mx105井测井岩相解释综合柱状图

高石梯—磨溪地区的勘探进一步认识了乐山—龙女寺古隆起构造演化史。乐山—龙女寺古隆起是四川盆地形成最早、延续时间最长、规模最大的巨型隆起，呈近东西向展布，南北向宽度为120～200km，东西向延伸长度达350km，面积近5.5×104km2[12]。其演化从前寒武纪持续至白垩纪，对古生代多个层系的油气成藏具有重要控制作用[4]。研究区位于德阳—安岳裂陷槽东侧，靠近乐山—龙女寺古隆起轴线。

研究区灯影组厚度为600～900m，自下而上分为灯一段(Z2dn1)、灯二段(Z2dn2)、灯三段(Z2dn3)和灯四段(Z2dn4)等4个层段[26,29]。Z2dn1为泥粉晶白云岩，贫藻，厚度一般为30～160m。Z2dn2主要为一套微生物白云岩，厚度一般为300～500m，包括藻凝块石、藻砂屑白云石、泥粉晶白云岩等，“葡萄花边”状沉积构造发育，为Z2dn2典型标志[19]。Z2dn3为一套碎屑岩夹白云岩，与下伏Z2dn2呈不整合接触，厚度一般为30～80m。Z2dn4为另一套微生物白云岩，研究区内厚度一般为300～350m，与上覆寒武系呈不整合或假整合接触，岩性主要为藻凝块石白云岩、藻砂屑白云岩、泥粉晶白云岩、硅质白云岩等，少见“葡萄花边”状构造(图2、图3)。

受桐湾期构造运动影响，灯影组遭受不同程度剥蚀，Z2dn2和Z2dn4顶部发育岩溶缝洞[4,8]。

桐湾运动分三幕。桐湾1幕发生于Z2dn2沉积末，表现为区域性发育的Z2dn3碎屑岩假整合于Z2dn2白云岩之上。桐湾2幕发生于Z2dn4沉积末，表现为Z2dn4白云岩与上覆寒武系呈假整合接触。桐湾3幕发生于早寒武世麦地坪组与筇竹寺组沉积期之间，由于麦地坪组多局限分布于裂陷槽内部，台地上桐湾2幕与桐湾3幕叠加，表现为筇竹寺组泥页岩直接覆于Z2dn4白云岩之上(图2)。

2 前积体定量分析

2.1 地震解释

根据高石梯—磨溪—龙女寺地区部分三维地震资料(截取的三维覆盖面积为1200km2)，按6500m/s层速度计算，得到垂向地层分辨率(1/4波长)约为50m，目的层双程旅行时为2.2～2.5s。利用区内20口钻井资料进行井震标定，确定Z2dn顶、底及Z2dn3底、Z2dn4底反射界面，建立Z2dn地层格架。利用地震反射终止关系[27]解释Z2dn4内部层序界面，通过精细对比、追踪，识别了三期Z2dn4大型前积层序(进一步细分为10期小型前积层序)。通过定量分析前积体，分析Z2dn4沉积特征。

Z2dn沉积后，四川盆地经历加里东期、海西期、燕山期、喜山期等多期构造运动[12，30]，地层受构造影响发生变形及差异抬升，地层倾向与Z2dn4内部前积反射结构的倾向相近，难以识别、解释前积体(图4a)。为了消除后期构造的影响，选取沧浪铺顶面作为基准面对地震剖面进行拉平，恢复Z2dn沉积末期古地貌特征，更容易识别、对比前积体反射特征(图4b)。

图4 磨溪地区Z2dn4前积反射典型地震剖面(剖面位置见图1b)

2.2 前积体定量分析方法

为了定量描述各期前积体的进积特征，恢复沉积演化古环境，需要统计前积体的面积、厚度、推进距离等参数。通过调研前人的研究成果[31-34]，利用全方位地震剖面定量计算前积角度及前积方向，以得到更准确的前积体参数，步骤如下。

(1)选取前积体中心位置的点，沿南北走向调取地震剖面。对前积体反射同相轴上部区域标志层层拉平，恢复沉积时古地貌(图5a)；

(2)量取前积体反射的延伸距离ΔL和前积高度ΔH。这里直接读取双程旅行时ΔT，根据层速度V计算ΔH，即ΔH=V×ΔT/2；

(3)根据α = arctan (ΔH/ΔL)计算前积角α：

(4)旋转地震剖面方位，重复上述步骤，计算各个方位剖面的前积角(图5b)；

(5)以同心圆代表前积角，圆心代表0°，最外环为5°，按照正北方向为方位0°，以22.5°的间隔将各个圆环等分，将各个方位剖面计算的前积角投点到雷达图对应的方位线上，充填颜色后便得到反映前积体最大前积方向的玫瑰花图(图5c)。

图5 前积角及前积方向定量计算示意图

3 定量解释结果

目的层Z2dn4主要发育三期前积体(Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ)(图6)。Ⅰ期为前积体初始发育期，前积体主要发育于Mx118-Mx13-Mx8井一线以南，地层厚度为150～200m。Mx117-Mx10-Mx17井一线以东发育小型低角度叠瓦状前积体，沉积厚度约为100m(图6a)。Ⅱ期为前积体主要发育期，前积体向裂陷槽方向持续推进，推进距离达30km，地层较厚区域平行于裂陷槽，呈近南北向展布，最大厚度为200～250m，Mx118-Mx13-Mx8井一线以南及Mx117-Mx10-Mx17井一线以东的Ⅰ期前积发育区以过路沉积为主，地层较薄(图6b)。Ⅲ期主要发育于工区北部，主体沉积范围较小，残余地层厚度为150～250m(图6c)。

图6 Z2dn4前积体厚度平面分布图

为了分析前积体演化细节，将三期前积体又划分了若干个小型前积体进行解释。其中Ⅰ期和Ⅲ期各细分为2个小期次(Ⅰ-1、Ⅰ-2；Ⅲ-1、Ⅲ-2)，Ⅱ期分为6个小期次(Ⅱ-1～Ⅱ-6)。另外，Ⅰ期与Ⅱ期之间，Mx110、Mx103、Mx105井区发育丘型反射M-1、M-2(图7k、图7l)。利用前述前积角及最大前积方向的计算方法，定量计算主要期次前积体的前积角度及方向(图7)，同时根据地震解释成果定量描述前积体面积、厚度等参数(表1)。

前积体定量描述结果(图7、表1)表明：早期前积体从工区南部开始向北发育(图7a、图7b)，之后沿北西向不断向裂陷槽推进(图7c～图7f)，后期前积方向发生右偏，重新转为近南北向，直至推进至工区北部(图7g～图7j)。早期最大前积角约2°，随前积体推进，后期前积体坡折变陡，前积角增大，至晚期，最大前积角超过4.5°，高位期不断前积使台地边缘变陡[34]。

表1 磨溪地区Z2dn4前积体参数统计表

图7 磨溪地区Z2dn4前积体、丘状体厚度及玫瑰花图

综合利用常规测井和成像测井完成15口井(图1b中蓝色井号)的岩相解释，识别了藻凝块石白云岩、藻砂屑白云岩、藻纹层白云岩、粉晶云岩、泥晶云岩、硅质云岩和泥质云岩等7类岩相(图3)。经岩心标定，吻合率超过80%，为分析地震相奠定了良好基础。

3.1 典型地震反射特征

根据振幅、频率、连续性、同相轴终止关系等物理地震学、几何地震学特征，将Z2dn4地震反射结构划分为前积、丘型和平行等三类(表2)。

表2 磨溪地区Z2dn4典型地震反射特征

前积为Z2dn4地震反射结构的主体类型，在整个Z2dn4沉积层序持续存在，在平面上广泛分布(图6)。Ⅰ期在工区南部及东部出现，Ⅱ期在工区中部由东南向西北逐期推进，Ⅲ期主要在工区北部Mx22井区出现。地震反射结构呈S型或斜交型，底积层发育，部分前积顶积层不发育，外部形态一般为透镜状。Mx13等井的钻井数据岩相分析表明，不同前积反射部位的岩相差异明显：前积坡折以藻凝块石白云岩为主；坡折向陆一侧藻砂屑云岩发育；斜坡及坡脚主要为深水相泥晶云岩和泥质云岩。

丘型反射结构主要分布于Ⅰ期与Ⅱ期前积反射结构之间，M-1发育于裂陷槽边缘，M-2发育于Ⅰ期前积体北缘，外部呈上凸的丘型，靠台地一翼缓，靠裂陷槽一侧陡，两翼具上超特征，内部为杂乱—弱反射结构，具弱层状特征。丘型反射结构区附近的Mx105、Mx103等井的岩相解释结果显示，丘型反射结构底部为泥晶及藻纹层白云岩，中、上部以藻凝块石云岩和藻砂屑云岩为主，储层较为发育。

平行反射结构具有高连续、低频、中—强振幅反射特征，主要分布于Z2dn4沉积中后期，位于Mx117-Mx10-Mx17井一线以东。Mx10井岩性解释结果表明，地震平行反射结构区硅质岩较发育，呈薄层状产出，是台内潟湖滞留环境中沉淀富硅质海底喷流热水[35]被微生物不断捕获、沉淀、成岩的结果[36]。平行反射段上部对应藻云岩，以纹层结构为主，具一定储集能力，中、下部对应薄层泥晶云岩夹硅质岩，岩性致密，物性较差。

3.2 沉积演化特征

通过划分及对比全区地震反射结构，综合不同区域具有代表性的地震反射结构剖面(图8)，根据各个地震反射结构的接触关系，建立磨溪地区Z2dn4沉积期充填序列(图9)，以恢复沉积演化史。Z2dn3-Z2dn4沉积期经历一个完整的海侵域—高位域旋回，主要分为五个阶段。

3.2.1 Z2dn3沉积期

Z2dn3沉积早期海平面处于低位，桐湾1幕将Z2dn2的剥蚀产物搬运到负向地貌单元，主要特征表现为对Mx102-Mx47井区的快速充填(图8的AA′及图9的沉积体①)。之后发生海侵，海平面大幅度上升，区内广覆式沉积一套厚度为50～80m的泥页岩夹砂质白云岩地层。

3.2.2 Ⅰ期

Mx102-Mx47井区负向地貌区在早期继续充填(图8的AA′及图9a的②号沉积体)。晚期Mx21井区开始发生近南北向前积，并持续向北推进(图8的AA′及图9a的沉积体③、④)，且东部出现向台缘方向的前积(图6a)。

3.2.3 Ⅰ期与Ⅱ期前积过渡期

M-1发育于裂陷槽边缘Mx47井区附近(图7i)，沉积结构表现为向裂陷槽方向陡、向台内方向缓的不对称丘型，指示沉积物由台缘向台内迁移(图8的BB′及图9b的沉积体⑤)。Mx47井在M-1顶部完钻，揭示其岩性为厚层藻凝块石，表明M-1为台缘藻凝块丘。M-2发育于Mx108-Mx105-Mx103井区(图7j)，具有典型的丘状反射结构(图8的 BB′及图9b的沉积体⑥)。区内Mx105井揭示多套藻凝块石白云岩、藻砂屑白云岩及藻纹层白云岩，中间夹薄层泥晶白云岩(图3)，推测M-2丘型反射结构为前积坡折上发育的大型丘滩复合体。

图8 磨溪地区沿沧浪铺组顶界拉平典型地震剖面(剖面位置见图1b)

图9 磨溪地区Z2dn3-Z2dn4充填序列示意图

3.2.4 Ⅱ期

Ⅱ期为前积体横向快速推进期，前积体由Mx13井附近逐渐向裂陷槽方向推进至现今台缘带附近(图8的CC′及图9 c)，推进距离超过30km。期间前积方向发生一定变化，由早期南北向转为北西西向 ，后期又重新向北迁移(图7)。本期前积体主要发育于裂陷槽以东及Ⅰ期前积体以西的工区中部，并在后期越过M-1、M-2，向北推进至Mx22井区的裂陷槽方向。

3.2.5 Ⅲ期

4 讨论

4.1 Z2dn4前积体发育背景

地震前积反射结构是一种典型的地震反射特征，指示沉积物沿沉积斜坡向下倾方向逐期推进的沉积过程[37]。碎屑岩三角洲、陆架斜坡及碳酸盐岩台地等多种沉积环境均可发育前积体[38- 39]。根据沉积环境不同，前积体可呈丘状、楔状、透镜状等多种外部形态[40]。受沉积物源供给及相对海平面变化等影响，前积体内部反射结构又可分为S型、斜交型、S与斜交复合型和叠瓦型等[41- 42]。

碳酸盐岩层序以高位域为主。相对海平面处于高位时，碳酸盐岩台地及陆架范围通常最大，碳酸盐岩工厂的产率最高，前积一般发生在高位域[32]，此时，相对海平面稳定或缓慢下降(图10的e、f)。碳酸盐沉积物的快速原地加积使碳酸盐岩台地浅滩化，当可容纳空间不足以接纳快速产出的碳酸盐岩沉积物时，在潮汐、洋流和风暴浪的作用下，碳酸盐岩泥砂等沉积物处于悬浮状态，越过台缘坡折向台地斜坡发生离岸沉积[42]。这种海水动力将多余的沉积物输送到邻近的斜坡及盆地的沉积过程，导致陆架和台地向盆地前积推进[43-47]。

图10 受相对海平面及碳酸盐岩生长速率控制的台地形态[42]

磨溪地区Z2dn4沉积期为碳酸盐岩台地沉积环境。前人通过大量钻井岩心、测井及重点野外剖面(峨边先锋)碳同位素分析[4,23]，明确Z2dn3-Z2dn4为一个完整的海进—海退旋回。在Z2dn2桐湾1幕抬升、剥蚀的基础上，Z2dn3沉积期快速海侵，Z2dn4沉积期海平面处于高位并缓慢下降(图1)。Z2dn4高位域期间台地产生的大量碳酸盐岩泥砂被海洋水动力搬运至盆地深水方向(裂陷槽)沉积形成前积体。研究区的Z2dn4可与巴哈马台地西北部晚白垩世—古近纪的近代碳酸盐岩类比[44]。

4.2 前积方向与裂陷槽走向

震旦纪为Rodinia超大陆裂解的重要时期，受基底断裂的影响，处于扬子地块西北缘的四川盆地德阳—安岳地区持续拉张形成大型克拉通内裂陷[25]。根据残厚法(Z2dn厚度)及印模法(下寒武统厚度)确定的德阳—安岳裂陷槽在平面上呈近南北向展布，呈南窄、北宽的“喇叭口”状[27，48]，南段高石梯—射洪地区的裂陷槽宽度为50～100km，东侧台缘呈近南北走向。从射洪地区开始，北段台缘向东延伸至广元、巴中一带，裂陷槽宽度增大至近300km。Z2dn4和Z2dn2沉积期裂陷槽的走向相近，但前者的裂陷槽宽度更大(图1a)。

前积作用为沉积物在地形开阔和坡度增加的部位开始卸载并逐渐向前推进或堆积的过程，前积方向对沉积期古水深、古地貌及物源方向具有指示作用，即一般最大前积角方向与地形倾向一致、与走向垂直[32-33,49]。研究区处于德阳—安岳裂陷槽东侧(图1b)，台缘走向呈近南北向。前积方向定量计算结果表明，仅Z2dn4沉积中期(图7c～图7f)前积方向呈北西西向(近垂直于裂陷槽台缘方向)，而Z2dn4沉积早期(图7a)及沉积晚期(图7g～图7i)前积方向呈近南北向(近平行于裂陷槽走向)。仅在研究区范围内似乎难以解释Z2dn4沉积早期、晚期的前积方向与裂陷槽走向平行的原因，但如果对比前积方向与盆地尺度的裂陷槽台缘走向(图1a)就可以解释这种现象。裂陷槽内的下寒武统厚度[25,48]表明，在Z2dn沉积期，裂陷槽东侧台地地势为西北低、东南高，这主要由裂陷槽南、北段不同方向的控边断裂活动所致。裂陷槽南端控边断裂呈近南北向，形成了“西低东高”的格局，而裂陷槽北段受北东东向控边断裂影响，致使由川中向川西北地势明显变低。

不同时期的前积方向变化可能反映了裂陷槽在Z2dn4沉积期的持续拉张活动。Z2dn4沉积早期及晚期为北东东向断裂活跃期，裂陷槽北段拉张下沉，总体地势为“南高北低”，发生由南向北进积。Z2dn4沉积中期，裂陷以近南北向断裂活动为主，台地西侧快速沉降，前积方向为北西西向。这里仅利用Z2dn4各沉积期前积方向初步分析裂陷槽的裂陷发育过程，还需要古地理、古构造等多种证据核实。

4.3 储层分布规律及勘探方向

Z2dn储层在纵、横向均具明显差异，难以用岩溶单一因素解释及预测。研究证实，Z2dn储层分布同时受沉积岩相和后期岩溶两个因素控制[15]。

统计研究区内17口井的储层测井解释结果表明(图11)，优质储层主要发育在Z2dn4中上部，距寒武系底界约0～200m。分析其原因主要有两个：首先，桐湾期构造抬升，Z2dn4顶部遭受岩溶风化作用，有利于Z2dn4优质储层的形成。其次，前积体横向进积形成沉积相带横向迁移的沉积结构，沉积结构的中上部一般为浅水高能相带，先存孔隙发育[50]，且在相对海平面高频变化下，成岩期遭受短期暴露溶蚀[51-52]，有利于早期孔隙(洞)的形成和保存；沉积结构的下部一般为斜坡相，岩性以致密泥晶云岩或泥质云岩为主，储层不发育(图12)。下文不详细论述岩溶因素，仅分析沉积相带对储层的控制作用。

图12 磨溪地区前积体有利储集相带发育模式

通过统计、分析区内钻井储层及岩相发现，藻凝块石云岩及砂屑云岩等是最重要的储集岩类，其中藻凝块石白云岩的储层占比超过50%，藻砂屑白云岩的储层占比超过20%，两者之和接近80%(图13)，具有明显的相控性。部分富藻类云岩及泥晶云岩经过后期岩溶改造也具有储集能力，可形成一定规模的储层，但储层品质明显低于凝块石云岩和砂屑云岩。文龙等[15]统计各岩石类型的物性表明，凝块石白云岩和砂屑白云岩等颗粒岩的平均孔隙度分别为3.45%和3.07%，而藻纹层白云岩或泥晶白云岩等的平均孔隙度均小于2%。

图13 磨溪地区Z2dn4各类岩相储层发育频率统计直方图

一般认为：凝块石主要发育于浅潮下带环境，并且多呈厚层块状产出，部分具丘状建隆构造[14,53-55]。巴哈马及西澳大利亚鲨鱼湾等地区现代凝块石、叠层石沉积多出现在水体较动荡、沉积速率较快且相对开阔的浅潮下带环境[56-57]。而砂屑滩一般发育于浅水潮下带或潮间带，位于浪基面以上的浅水高能环境，常出现在凝块石、叠层石障壁向陆一侧，或堆积在一起相伴生[58]，且受海平面变化或风暴等极端气候作用，发生横向高频移动[59]。

通过对比、分析区内钻井岩相与地震反射结构，认为前积反射结构坡折处尤其是呈近似丘型反射结构的部位，藻凝块石及藻砂屑滩储层最发育(Mx105、Mx9、M13井等)，前积反射结构坡折靠台地一侧常发育藻砂屑滩(Mx8井)，前积斜坡及坡脚

通过刻画Z2dn4前积体，深化了Z2dn4沉积期岩相古地理的认识：台缘带并非沿裂陷槽台缘带垂向加积，而是受相对海平面及台地碳酸盐岩沉积物产率的控制不断横向迁移。因此，台缘带具有不断迁移的特点，现今台缘带是前积演化的最终形态叠加桐湾运动改造的结果，部分台内区域在早期仍然发育高能有利储集相带。中国碳酸盐岩目的层系具有年代老、埋深大的特点，古老碳酸盐岩往往经历多期构造、成岩作用，物性较差，地震有效信号衰减强。以磨溪地区Z2dn为例，储层与围岩的物理特性差异小(图14)，常规的纵波波阻抗反演难以区分储层与围岩，且目的层段主频仅约为30Hz，分辨能力弱。碳酸盐岩层序中储层、烃源岩及盖层的分布有规律可循[46,60-62]，通过研究地震反射(沉积)结构有助于圈定有利储集岩相发育区。

图14 磨溪地区Z2dn4纵波阻抗—中子孔隙度交会图

5 结论

四川盆地磨溪地区灯四段发育多期由台内向裂陷槽的前积体，以横向前积为主，沿台缘坡折横向不断迁移。前积方向可能受裂陷槽控边断裂活动控制，灯四段沉积早期及沉积晚期为近南北向，沉积中期多为北西向，前积坡折早期缓、晚期变陡。

灯四段近80%的储层岩性为藻凝块石白云岩及藻砂屑白云岩。凝块石白云岩及砂屑白云岩主要发育在水体动荡、沉积速率快的浅潮下带—潮间带环境，处于高位期前积坡折及其向陆一侧，经过后期岩溶作用，凝块石白云岩常发育溶洞，而砂屑白云岩则形成分布均匀的孔隙，可形成较好的规模储集体。

通过解释台内区地震反射结构，可识别各期前积坡折、寻找储集岩发育相带，结合岩溶古地貌有望发现新的天然气富集区。这种基于地震反射结构的储层预测对于其他盆地的深层碳酸盐岩勘探尤其是勘探早期圈定有利储集岩相区具有借鉴意义。