譚磊，劉宏，陳康，倪華玲，周剛，張旋，嚴威，鐘原，呂文正，譚秀成，張坤

（1.西南石油大學油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室，成都 610500；2.西南石油大學天然氣地質(zhì)四川省重點實驗室，成都 610500；3.中國石油碳酸鹽巖儲層重點實驗室西南石油大學沉積研究室，成都 610500；4.中國石油西南油氣田公司勘探開發(fā)研究院，成都 610041；5.中國石油東方地球物理公司西南物探研究院，成都 610213）

0 引言

隨著油氣勘探開發(fā)的深入，深層—超深層古老碳酸鹽巖成為全球重要的油氣勘探開發(fā)領域[1-5]。四川盆地震旦系燈影組油氣資源豐富，作為國內(nèi)重點勘探開發(fā)層系，相繼發(fā)現(xiàn)了威遠、資陽、安岳等大型氣田[6]。其中，川中安岳氣田高石梯—磨溪地區(qū)（簡稱高磨地區(qū)）震旦系燈影組四段（簡稱燈四段）儲集層年代古老、深埋大（埋深大于5 000 m）、非均質(zhì)性強、預測難度大，是學者們對深層—超深層古老碳酸鹽巖儲集層研究的重點對象[7-12]。

鉆探和研究結(jié)果表明，高磨地區(qū)燈四段儲集層為一套丘灘相巖溶型白云巖儲集層，而且臺緣地區(qū)儲集層發(fā)育情況較廣大臺內(nèi)地區(qū)好[12-14]。目前有關(guān)燈四段儲集層的主控因素仍爭議較大，主流觀點認為桐灣運動引起的燈四段表生巖溶作用是其儲集層發(fā)育的主控因素[9-10,15-16]，高磨臺緣屬“侵蝕型”臺緣，表生巖溶作用強于臺內(nèi)地區(qū)，儲集層發(fā)育情況好[8,14,17-19]。也有觀點認為沉積分異是儲集層分異的前提，“沉積型”臺緣的形成是高磨臺緣與臺內(nèi)地區(qū)儲集層差異的根本原因，表生巖溶作用只是在此基礎之上加以改造優(yōu)化[7]。隨著研究的深入，有學者明確提出了燈四段儲集層有別于表生巖溶控儲的現(xiàn)象[7,11,20]：首先，從野外露頭及鉆井資料上看，桐灣Ⅱ幕主要表現(xiàn)為對燈四段頂部地層的剝蝕移除，其殘余地層遭受的表生巖溶作用深度有限，表生巖溶組構(gòu)集中在不整合面下僅幾米至十幾米范圍內(nèi)；其次，儲集空間具明顯的組構(gòu)選擇性，少見非選擇性溶蝕形成的大型—超大型縫洞體；此外，儲集層分布具有單層薄、層數(shù)多、垂向上自底到頂均有發(fā)育、橫向上呈順層分布的特點，并且在不具溶蝕特征的致密硅質(zhì)層之下孔洞層仍然發(fā)育。這些現(xiàn)象在本次研究中得到了進一步證實。顯然，與桐灣運動有關(guān)的表生巖溶作用并不是燈四段儲集層發(fā)育的主控因素，儲集層是由丘灘復合體與層序界面相關(guān)的早期（同生—準同生期）溶蝕作用共同控制的，沉積相可大致反映儲集層的分布，此類儲集層在層序地層格架下具有較好的規(guī)律性及可預測性[7,20]。然而，已有的研究很少涉及高磨地區(qū)燈四段內(nèi)部詳細的層序地層劃分與對比，阻礙了層序地層格架下的儲集層精準預測。為此，本文結(jié)合前人成果認識，充分利用已有豐富的巖心、薄片、測錄井及三維地震等資料，采用地質(zhì)、測井、地震緊密結(jié)合的研究方法，在明確研究區(qū)燈四段鑲邊臺地體系沉積特征的基礎上，識別層序地層界面，將燈影組三段+四段作為一個整體開展層序地層劃分，搭建井-震等時地層格架，分析層序格架下的沉積演化過程及沉積相展布，闡明層序格架內(nèi)燈四段儲集層發(fā)育特征及時空展布規(guī)律，指出優(yōu)質(zhì)儲集層的勘探方向。

1 地質(zhì)背景

研究區(qū)高磨地區(qū)位于四川盆地中部，構(gòu)造上處于加里東古隆中斜平緩構(gòu)造區(qū)樂山—龍女寺古隆起的中部，地理位置處于安岳縣、遂寧市、岳池縣和大足縣之間。本文重點研究區(qū)域為高磨11塊三維連片地震覆蓋區(qū)，工區(qū)面積7 600 km2，區(qū)內(nèi)鉆井資料豐富（見圖1）。

四川盆地為中上揚子地塊之上的疊合盆地，是中國最古老的含油氣盆地之一[21]。揚子古陸在新元古代Rodinia超大陸裂解的背景下整體處于拉張應力環(huán)境，并伴隨著多期裂谷活動[14]。受此影響，四川盆地在震旦系沉積之前盆內(nèi)并非鐵板一塊，而是呈現(xiàn)出隆坳相間的構(gòu)造特征，控制了上揚子地區(qū)在震旦紀—早寒武世的沉積格局[14]。同時，桐灣運動多幕次的地殼差異隆升活動，使區(qū)域上至少形成燈二段頂、燈四段頂兩個不整合界面，分別對應桐灣Ⅰ幕和Ⅱ幕，也有學者在下寒武統(tǒng)麥地坪組頂部識別出不整合面，將其判識為桐灣Ⅲ幕[22]。由于區(qū)內(nèi)鉆井未鉆遇麥地坪組，文中暫且將燈四段頂部不整合界面視為桐灣Ⅱ幕形成。此外，研究區(qū)西側(cè)發(fā)育一個沿德陽—安岳—瀘州一線南北向分布的凹槽，該凹槽由燈二段和燈四段兩期構(gòu)成（見圖 1）。由于其形成機制與形成時間仍存在巨大爭論，暫時稱之為“德陽—安岳裂陷槽”[14,17]。通過梳理前人觀點，筆者認為燈影組沉積前的負地貌[23]、區(qū)域拉張[24]及不均勻沉降[22]作用決定了裂陷槽發(fā)育的規(guī)模及形態(tài)，桐灣運動在此基礎上加以“修飾”，裂陷槽的形成與演化控制了燈影組臺地沉積相帶的分異。

圖1 研究區(qū)位置及震旦系綜合柱狀示意圖

包括研究區(qū)在內(nèi)的四川盆地震旦系燈影組以淺水碳酸鹽臺地沉積為主，總體上表現(xiàn)為一個向上變淺的沉積序列，自下而上可劃分為 4段[25]。除去裂陷槽內(nèi)因后期剝蝕缺失燈四段、燈三段及部分燈二段以外，區(qū)內(nèi)燈影組發(fā)育相對完整。其中燈一段巖性以泥粉晶白云巖為主，夾少量微生物白云巖。燈二段發(fā)育大量富微生物巖類，主要巖性包括疊層石白云巖、凝塊白云巖、（黏結(jié)）砂屑白云巖、少量泥粉晶白云巖及巖溶角礫白云巖等，與上覆燈三段呈不整合接觸。燈三段為一套大規(guī)?？焖俸Ｇ中纬傻陌瞪訛橹鞯哪囗搸r、泥質(zhì)粉砂巖及泥質(zhì)白云巖，與上覆燈四段為連續(xù)沉積，呈整合接觸。位于燈影組上部的燈四段自下而上可進一步劃分成燈四段下亞段及燈四段上亞段兩個亞段[19]，其巖性與燈二段相似，以偶見硅質(zhì)白云巖有別于燈二段，與上覆寒武系不整合接觸（見圖1）。

2 沉積相類型與特征

高磨地區(qū)燈四段以發(fā)育鑲邊臺地沉積體系為典型特征[17,26-27]，其中可識別出局限臺地、臺地邊緣、斜坡—盆地等沉積相，而燈三段則主要發(fā)育混積臺地沉積。

2.1 局限臺地相

局限臺地處于臺地邊緣背后，受臺緣丘灘組成的鑲邊體系的阻隔，水體能量相對較弱，以沉積多種類型的白云巖為主。主要發(fā)育臺內(nèi)微生物丘、臺內(nèi)顆粒灘、丘（灘）間海、局限 潟湖等亞相。微生物丘發(fā)育于浪基面附近，主要由格架白云巖（見圖2a）、凝塊白云巖（見圖2b、圖2c）及疊層石白云巖（見圖2d、圖2e）等高能碳酸鹽巖組成。顆粒灘多發(fā)育于微生物丘頂部，巖性以（黏結(jié)）砂屑白云巖為主，顆粒間多為亮晶膠結(jié)（見圖2f）。丘（灘）間海及局限 潟湖則以沉積泥晶白云巖（見圖2g）及含硅質(zhì)泥晶白云巖為主，微生物及顆粒含量均較低。

2.2 臺地邊緣相

臺地邊緣沿碳酸鹽臺地與裂陷槽之間的坡折帶展布，分布于研究區(qū)西側(cè)，面向外海，受波浪擾動的影響大，水體能量高，微生物增殖繁盛，地層厚度明顯增大（見圖1）。主要發(fā)育臺緣微生物丘、臺緣顆粒灘、丘（灘）間海等亞相。微生物丘及顆粒灘亞相較局限臺地分布范圍及發(fā)育規(guī)模有所擴大，丘（灘）間海規(guī)模范圍縮小。

2.3 斜坡—盆地相

雖然區(qū)內(nèi)缺少鉆遇斜坡—盆地相的探井，但從以下相關(guān)證據(jù)可以推測裂陷槽內(nèi)發(fā)育有斜坡—盆地相沉積：①燈四段從臺地上向裂陷槽內(nèi)地層減薄，地震相由臺地丘狀雜亂、斷續(xù)弱反射向槽內(nèi)平行連續(xù)強反射過渡[28]；②裂陷槽內(nèi)的GS17井及ZY1井證實槽內(nèi)發(fā)育疙瘩狀泥質(zhì)白云巖及薄層泥質(zhì)白云巖[6-7]；③川西北地區(qū)裂陷槽內(nèi)向臺地上發(fā)育了完整的深水盆地—斜坡—淺水臺緣、臺地的相序組合[14,17]。

2.4 混積臺地相

混積臺地相主要發(fā)育于燈三段，為桐灣Ⅰ幕運動抬升剝蝕后的海侵沉積產(chǎn)物。在區(qū)內(nèi)巖性巖相變化快，其中南東側(cè)高石梯—龍女寺地區(qū)以泥質(zhì)白云巖夾泥質(zhì)條帶沉積為主，指示低能的泥云坪沉積特征；磨溪以北地區(qū)砂質(zhì)含量增多，以砂質(zhì)白云巖、含砂泥晶白云巖（見圖2h）為主，推測往北地貌變低，能量增強，為砂云坪沉積。

圖2 燈影組SQ3和SQ4層序宏微觀沉積特征及儲集層特征

3 層序地層特征

前人以中上揚子地區(qū)為研究對象，認為燈影組可劃分為4個三級層序（見圖3a、圖3b）[30-31]，但由于資料受限，難以對四川盆地內(nèi)燈影組各層序進行對比研究。近年來，盆內(nèi)井震資料逐漸豐富，有學者開展了地腹燈影組內(nèi)部層序的識別[17,20,23,32]，其中燈一段+燈二段對應兩個三級層序（SQ1、SQ2）；燈三段+燈四段對應兩個三級層序（SQ3、SQ4）。但是 SQ3、SQ4層序界面識別及地層格架還存在較大差異[17,20,23,32]（見圖 3c—圖 3e）。本文在前人研究基礎框架上，運用Vail經(jīng)典層序地層學原理[33]，基于最新的井震資料對燈三段+燈四段進行整體考慮與解譯，識別出燈三段底界面（SB3界面，Ⅰ型）、燈四段下亞段與上亞段界面（SB4界面，Ⅱ型）和燈四段與寒武系界面（SB5界面，Ⅰ型）3個三級層序界面，據(jù)此將燈三段+燈四段劃分為兩個三級層序，自下而上分別標示為SQ3和SQ4，每個層序均由下部的海侵域和上部的高位域組成（見圖1、圖3f）。

圖3 中上揚子地區(qū)燈影組和四川盆地燈三段+燈四段層序地層劃分方案對比

3.1 層序界面特征

3.1.1 SB3界面（燈三段底界）

SB3界面為桐灣Ⅰ幕形成的不整合面，是Ⅰ型層序界面，界面之下燈二段為淺水碳酸鹽臺地沉積[34]，主要發(fā)育淺灰色微生物白云巖，界面之上燈三段在不同地區(qū)特征有所差異，具體到研究區(qū)表現(xiàn)為混積臺地沉積，巖性包括暗黑色的泥頁巖、泥質(zhì)白云巖及少量泥質(zhì)粉砂巖。自然伽馬曲線由界面之下的箱狀平滑低值向上轉(zhuǎn)化為齒狀—尖峰狀高值。成像測井上，界面之下為亮黃色塊狀沉積，可見孤立或密集孔洞發(fā)育，界面之上轉(zhuǎn)變?yōu)榘岛稚c亮褐色薄互層沉積（見圖4a）。地震上表現(xiàn)由低波阻抗向高波阻抗轉(zhuǎn)化界面，為波峰反射（見圖 5），西側(cè)裂陷槽邊緣可見削截反射，局部地區(qū)界面之上可見上超反射，該界面可識別及追蹤性強（見圖6）。

3.1.2 SB4界面（燈四段下亞段與燈四段上亞段界面）

SB4界面為一典型巖性轉(zhuǎn)換面，不同井區(qū)特征有所差異，局部井區(qū)表現(xiàn)為早期（同生期—準同生期）暴露面，是Ⅱ型層序界面，界面之下多為凝塊白云巖、（黏結(jié)）砂屑白云巖等高能相巖類（見圖4b、圖4c），或是發(fā)育早期暴露形成的角礫白云巖（見圖4d），界面之上突變?yōu)榈湍艿陌祷疑嗑О自茙r（見圖 4c）或亮灰色硅質(zhì)白云巖（見圖4d）。自然伽馬曲線由箱狀—微齒狀低值轉(zhuǎn)化為微齒狀—齒狀中高值（見圖 4b—圖4d）。成像測井上，界面之下為亮黃色塊狀沉積，部分井可見孔洞發(fā)育，界面多表現(xiàn)為暗褐—暗黑色薄層條帶特征（見圖 4b、圖 4d）。該界面在地震剖面上表現(xiàn)為由低波阻抗向高阻抗轉(zhuǎn)化界面，為波峰反射（見圖5），可識別和可追蹤性較強（見圖6）。

3.1.3 SB5界面（燈四段頂界）

SB5界面為桐灣Ⅱ幕形成的不整合面，屬于Ⅰ型層序界面。該界面之下燈四段為淺水碳酸鹽臺地沉積[34]，主要發(fā)育淺灰色微生物白云巖，可見巖溶角礫及溶溝等表生巖溶組構(gòu)。界面之上是寒武系筇竹寺組，表現(xiàn)為深水陸棚沉積，巖性以暗黑色炭質(zhì)泥頁巖為主[35]。自然伽馬曲線由箱狀—微齒狀低值轉(zhuǎn)化為尖峰狀高值。成像測井上，界面之下為亮黃色塊狀沉積，孔洞發(fā)育，界面之上轉(zhuǎn)變?yōu)榘岛稚c亮褐色薄互層沉積（見圖4e）。地震剖面上表現(xiàn)為由低波阻抗向高波阻抗轉(zhuǎn)化界面，為波峰反射（見圖5），西側(cè)裂陷槽邊緣可見削截反射，界面之上見上超反射，SQ5界面可識別及追蹤性強（見圖6）。

圖4 燈影組SQ3與SQ4層序界面巖性及電性特征

圖5 燈影組SQ3與SQ4層序界面地震響應特征

3.2 層序劃分及展布特征

3.2.1 井-震層序劃分及對比

SQ3和SQ4兩個三級層序在橫向上發(fā)育完整，盡管地層巖性和厚度存在變化，但均具有良好的等時性，可對比性強（見圖6、圖7）。

圖6 燈影組SQ3與SQ4層序地震對比剖面（龍王廟組底界拉平，剖面位置見圖1）

SQ3層序在西側(cè)的 GS2、MX22井區(qū)，自然伽馬曲線由海侵域內(nèi)的尖峰狀高值向高位域內(nèi)的微齒狀中低值過渡；在GS18、MX10井區(qū)以東，自然伽馬曲線由尖峰狀高值向齒狀中低值過渡。該層序地層厚度差異較大，厚度范圍為115～238 m。由GS2、MX22井區(qū)向東地層具有減薄趨勢，同時GS2井區(qū)略厚于MX22井區(qū)（見圖 7）。地震剖面上由“三峰兩谷”向“兩峰一谷”過渡（見圖6）。

SQ4層序在西側(cè)的GS2、MX22井區(qū)，自然伽馬曲線由海侵域內(nèi)的微齒狀低值向高位域內(nèi)的平滑箱狀低值過渡；在GS18、MX10井區(qū)以東，自然伽馬曲線由齒狀中低值向微齒狀中低值過渡。受燈影組沉積末期地層填平補齊及桐灣Ⅱ幕影響，SQ4厚度分布趨于穩(wěn)定，各井區(qū)厚度較SQ3差異減小，厚度范圍為153～270 m（見圖7）。地震剖面表現(xiàn)為穩(wěn)定的“兩峰一谷”地震反射特征（見圖 6）。從地層厚度、測井相及地震相特征推測：研究區(qū)西側(cè)與東側(cè)地區(qū)存在明顯的沉積分異，且GS2井區(qū)丘灘建造明顯強于MX22井區(qū)（見圖7）。

圖7 燈影組SQ3與SQ4層序及其沉積相橫向?qū)Ρ绕拭妫⊿B4界面拉平，剖面位置見圖1）

3.2.2 層序平面展布特征

在層序界面精細追蹤解釋及時深轉(zhuǎn)換等工作后，得到各層序厚度平面分布圖（見圖8）。SQ3層序厚度平面分異性強，地層整體西厚東薄，MX22井—高石梯—GS105井區(qū)一線受裂陷槽邊緣控制，表現(xiàn)為一南北向的條帶狀地層厚值區(qū)。在廣大臺內(nèi)地區(qū)，受到沉積地貌高地的影響，MX51井—MX147井、MX13井—MX57井—MX129井及GS20井—GS127井一線呈現(xiàn)出南西—北東走向的 3條地層增厚條帶，其中潼南縣南東側(cè)地區(qū)厚度最大（見圖8a）。

圖8 燈影組SQ3層序（a）與SQ4層序（b）厚度平面分布圖

SQ4層序厚度分布格局較SQ3有了較大變動，北西厚南東薄。推測SQ4沉積期北西側(cè)受到斷裂活動影響，持續(xù)下沉，可容空間增大，地層變厚。在 MX51井—MX147井、MX13井—MX57井—MX129井及GS20井—GS127井一線呈現(xiàn)出南西—北東向的地層減薄條帶。整體來看，SQ4層序表現(xiàn)出對下伏地層的填平補齊，但SQ4層序受包括桐灣運動在內(nèi)的多因素影響[17]，其殘余厚度相較SQ3層序?qū)υ汲练e特征響應能力變?nèi)酰ㄒ妶D8b）。

4 沉積演化過程及沉積相展布

基于沉積相和層序地層特征分析，高磨地區(qū)燈影組SQ3+SQ4沉積期整體呈現(xiàn)出由混積臺地向碳酸鹽臺地轉(zhuǎn)化的過程。研究表明，燈影組的沉積及構(gòu)造活動具有明顯繼承性：地震剖面上見明顯的燈一+燈二段、燈三段及寒武系由西向東、由北向南超覆于下伏地層的特征，暗示區(qū)內(nèi)燈影組沉積前、桐灣Ⅰ幕及桐灣Ⅱ幕結(jié)束時古地貌均呈現(xiàn)出西低東高，北低南高的特征（見圖6）。

4.1 SQ3層序沉積演化過程及沉積相展布

SQ3時期相對海平面表現(xiàn)出快速海侵—緩慢海退的特點[36]。SQ3海侵域（相當于燈三段）時期，整個四川盆地發(fā)生大規(guī)模海侵，同時漢南及康滇古陸出露，大量陸源碎屑物質(zhì)注入盆地內(nèi)部，古陸周緣表現(xiàn)為濱岸或潮坪沉積[29]，遠離古陸的盆地內(nèi)表現(xiàn)為混積臺地或陸棚沉積。研究區(qū)內(nèi)SQ3海侵域沉積，成分復雜，整體上以陸源碎屑與碳酸鹽混合沉積為特征，北部MX22井區(qū)發(fā)育白云質(zhì)細砂巖、泥質(zhì)粉砂巖、砂質(zhì)白云巖、含砂泥晶白云巖夾暗黑灰色泥巖等；南側(cè)GS1井區(qū)及東側(cè)MX8井—MX148井區(qū)，沉積地貌變高，砂質(zhì)含量逐漸減少，巖性過渡為灰色泥質(zhì)白云巖夾少量砂質(zhì)白云巖等。SQ3海侵域沉積表現(xiàn)出對下伏古地貌的填平補齊，地震剖面上見明顯的上超反射特征[19]（見圖6）。

SQ3高位域（燈四段下亞段）沉積時期，以發(fā)育鑲邊碳酸鹽臺地體系為典型特征，相帶東西分異明顯，西部為斜坡—盆地相，東部為局限臺地相，二者之間發(fā)育近南北向展布的臺地邊緣相，大致沿 MX22井—高石梯—GS105井一帶延展（見圖9a），為一窄相帶。值得注意的是，該臺緣南段的高石梯臺緣，由于較臺緣北段的遂寧西側(cè)臺緣帶（遂寧西臺緣帶）具有較高的沉積地貌而率先處于浪基面附近，臺緣丘灘生長速率高。相比之下，遂寧西臺緣帶則主要受控于坡折帶，外海波浪在坡折處聚集，丘灘體得以快速生長。由于臺緣丘灘建造對西側(cè)波浪的遮蔽作用，臺內(nèi)地區(qū)波浪擾動深度減小，能量減弱，加之整體地貌平緩，丘灘體發(fā)育程度受限，相對孤立，僅在局部微地貌高地增殖建造（見圖10a）。至SQ3沉積結(jié)束時，丘灘體使古地貌差異變大，臺內(nèi)地區(qū)存在規(guī)模不等的局部微地貌凸起（見圖9a、圖10b）。

圖9 燈影組SQ3層序高位域（a）與SQ4層序（b）沉積相平面展布圖

圖10 燈影組SQ3—SQ4層序沉積演化模式圖（剖面位置見圖1）

4.2 SQ4層序沉積演化過程及沉積相展布

SQ4層序（燈四段上亞段）沉積時期，水體整體偏淺，相對海平面變化表現(xiàn)出緩慢海侵—快速海退的特點[36]。SQ4層序繼續(xù)以發(fā)育鑲邊碳酸鹽臺地體系為典型特征，沉積相帶分布繼承了SQ3高位域的格局，繼續(xù)保持相帶東西分異和南北成帶的特征，但臺緣帶及丘灘體分布規(guī)模有所擴大（見圖9b）。

SQ4海侵域沉積時期丘灘建造速率與可容空間增長速率匹配關(guān)系良好，沉積地貌高地丘灘整體表現(xiàn)為垂向加積，厚度大，沉積地貌低地厚度偏薄（見圖10b）。SQ4高位域丘灘體垂向與側(cè)向加積共存，橫向疊置遷移速度快，面積擴大（見圖9b），地層表現(xiàn)為對早期地貌的填平補齊（見圖10c）。結(jié)合SQ3層序厚度（見圖8a）及SQ3+SQ4層序總厚度（見圖1），可以推測SQ4沉積結(jié)束時，終結(jié)了燈四段鑲邊臺地的演化（見圖10c），在桐灣Ⅱ幕運動的影響下，燈影組遭受風化剝蝕，形成了現(xiàn)今的面貌（見圖10d）。

5 儲集層分布特征

研究區(qū)內(nèi)燈四段儲集層相控特征明顯，儲集巖與微生物丘灘沉積密切相關(guān)，主要包括格架白云巖（見圖2a），凝塊白云巖（見圖2b、圖2c）、疊層石白云巖（見圖 2d、圖 2e）、（黏結(jié)）砂屑白云巖（見圖 2f），見少量的角礫白云巖（見圖2i）。儲集空間具明顯的組構(gòu)選擇性，以原生孔和同生—準同生期溶蝕孔洞為主（見圖2）。

5.1 高頻層序及丘灘沉積旋回內(nèi)儲集層分布

燈四段內(nèi)可以進一步識別出多個高頻層序，單個高頻層序通常以發(fā)育向上變淺的沉積序列為典型特征，從下到上多由（含微生物）泥晶白云巖、疊層石白云巖、凝塊白云巖構(gòu)成，也可視為向上變淺的丘灘沉積旋回。單旋回規(guī)模呈米級特征，頂?shù)壮１辉缙诟哳l暴露面所夾持。如圖11所示，該旋回底部泥晶白云巖與含微生物泥晶白云巖致密無孔（見圖 11a）。向上過渡為疊層石白云巖，發(fā)育順層狀的層間格架溶蝕孔洞（見圖 11b），面孔率為 1%～3%。分散狀凝塊白云巖中發(fā)育格架孔洞（見圖11c），孔徑為0.5～1.5 cm，面孔率為 1%～3%。旋回中上部的格架狀凝塊白云巖依然發(fā)育溶蝕孔洞，孔徑為 0.5～2.0 cm，面孔率為2%～4%。頂部發(fā)育早期暴露形成的巖溶角礫白云巖，角礫為凝塊白云巖。由此可見，高頻層序內(nèi)的儲集層多發(fā)育于向上變淺旋回的上部，與早期暴露相關(guān)。

圖11 MX105井燈四段部分典型層段向上變淺序列特征

5.2 三級層序格架內(nèi)儲集層分布

三級層序格架內(nèi)儲集層具有以下時空展布規(guī)律：①SQ4層序較SQ3層序儲集層更發(fā)育（見圖 12a、圖12b）；②各層序的高位域內(nèi)儲集層較海侵域發(fā)育（見圖 12c）；③各層序的高位域儲集層可對比性強，縱向分布穩(wěn)定，厚度大，海侵域儲集層可對比性差，縱向分布分散，厚度?。ㄒ妶D7）；④區(qū)帶上，高石梯臺緣帶儲集層發(fā)育情況最優(yōu)，遂寧西臺緣帶次之，臺內(nèi)帶最差（見圖 12a、圖 12b）。由此可見，區(qū)內(nèi)燈四段儲集層同時受控于高頻向上變淺旋回及三級層序。

圖12 單井儲能系數(shù)對不同沉積相帶以及高位域、海侵域?qū)Ρ葓D[19]

6 有利儲集區(qū)帶預測

鑒于現(xiàn)有三維地震資料僅能對三級層序進行可靠識別與刻畫，因此本文在三級層序格架內(nèi)儲集層分布規(guī)律基礎上，綜合燈四段沉積演化過程及儲集層特征，刻畫了3類有利儲集區(qū)帶：SQ3高石梯臺緣相區(qū)、SQ4臺緣相區(qū)及SQ4臺內(nèi)古地貌高地丘灘相區(qū)（見圖13a）。

圖13 燈四段有利儲集區(qū)帶預測圖（a）與SQ3層序高位域地層厚度圖（b）

SQ3高石梯臺緣相區(qū)：就SQ3層序儲集層而言，桐灣Ⅱ幕表生巖溶作用深度有限，儲集空間以原生孔隙和同生—準同生期溶蝕孔洞為主體。SQ3高位域時期高石梯臺緣帶古地貌較遂寧西臺緣帶高，長時間處于浪基面之上，丘灘體原始孔喉結(jié)構(gòu)較好。隨著相對海平面下降，高石梯臺緣帶更易發(fā)生早期小規(guī)模暴露，遭受大氣淡水溶蝕，儲集層儲集性能得到優(yōu)化，雖然此類儲集層單層厚度有限，但是在垂向高頻疊置的情況下，規(guī)模仍然可觀。相比之下，遂寧西臺緣帶丘灘體的發(fā)育規(guī)模和早期暴露頻率遠不及高石梯臺緣帶，儲集空間以原生孔隙為主，儲集層規(guī)模有限。臺內(nèi)地區(qū)則以低能丘灘沉積為主，原始孔喉結(jié)構(gòu)較差，早期溶蝕改造弱，成儲潛力受限（見圖 12a）。據(jù)此，以磨溪①號斷裂為界，刻畫出SQ3高石梯臺緣相區(qū)860 km2，平均儲能系數(shù)為1.14。

SQ4臺緣相區(qū)：SQ4臺緣帶較SQ3臺緣帶丘灘體厚度大，面積廣（見圖 9），丘灘體原始孔喉結(jié)構(gòu)有所提升，疊加早期溶蝕改造，儲集層已具備較為優(yōu)越的儲滲性能。隨后桐灣Ⅱ幕運動使研究區(qū)抬升暴露，巖溶地貌整體西低東高[19]，大氣淡水進一步對原有儲集空間擴溶，位于裂陷槽邊緣的臺緣區(qū)巖溶水直接向西泄出，抑制了溶蝕產(chǎn)物的機械沉積及化學沉淀，充填孔洞占比?。ㄒ姳?），最終形成優(yōu)質(zhì)的孔洞型儲集層。該區(qū)面積達1 360 km2，平均儲能系數(shù)為2.04。

SQ4臺內(nèi)古地貌高地丘灘相區(qū)：前文已述，研究區(qū)臺內(nèi)丘灘生長主要受到古地貌的控制。SQ3高位域沉積期，在古地貌高地，丘灘建造速率快，厚度大；在古地貌低地，主要發(fā)育丘（灘）間海沉積，厚度小。SQ3層序沉積結(jié)束后未遭受剝蝕，所以SQ3沉積后地貌（即SQ4沉積前地貌）可使用SQ3高位域地層厚度進行定性表征，厚度越大，古地貌越高。據(jù)此，本文依托三維地震資料解釋，采用SQ3高位域地層厚度來精細地刻畫SQ4沉積前古地貌（見圖13b）。

據(jù)巖心精細觀察統(tǒng)計結(jié)果（見表1），MX117井單旋回內(nèi)高能丘灘相厚度、占比及孔洞段占比，均比MX8井和 MX51井高；MX51井單旋回厚度、泥晶白云巖厚度及占比，也比MX8井和MX117井高。這些巖石學及儲集層特征以 MX117井沉積古地貌最高，MX8井次之，MX51井最低的特征一致（見圖13b）。此外，SQ3高位域厚度與丘地比及各層序儲集層發(fā)育情況呈正相關(guān)關(guān)系（見圖14），證實了古地貌恢復結(jié)果的合理性。所以，SQ4沉積期臺內(nèi)北東—南西走向的丘灘發(fā)育帶，在早期巖溶與表生巖溶的疊加改造下，有望形成規(guī)模可觀的優(yōu)質(zhì)儲集層。通過擬合趨勢線，以儲能系數(shù)大于1為標準，刻畫該區(qū)面積達2 625 km2，平均儲能系數(shù)為1.22。

表1 燈四段取心井單旋回巖性巖相長度及占比統(tǒng)計表

圖14 單井高位域地層厚度與儲能系數(shù)關(guān)系圖

綜上所述，SQ4臺緣相區(qū)目前已整體探明，從有利區(qū)面積及儲能系數(shù)分析來看，SQ4臺內(nèi)古地貌高地丘灘相區(qū)應是繼SQ4臺緣相區(qū)后燈四段勘探開發(fā)的重點目標區(qū)域，而SQ3高石梯臺緣相區(qū)可以在部署燈二段井位時兼顧。

7 結(jié)論

高磨地區(qū)燈影組三段+四段可識別出兩個Ⅰ型和一個Ⅱ型層序界面，據(jù)此將其劃分為SQ3和SQ4兩個三級層序。這兩個三級層序在區(qū)內(nèi)發(fā)育完整，具有良好的等時性和可追蹤對比性。SQ3和SQ4層序厚度分異明顯，SQ3西側(cè)厚于東側(cè)，SQ4北西側(cè)厚于南東側(cè)。

高磨地區(qū)燈影組SQ3沉積前古地貌總體上表現(xiàn)為西低東高，北低南高的特征。沉積環(huán)境從SQ3至SQ4經(jīng)歷了由混積臺地到鑲邊碳酸鹽臺地的演變。西側(cè)的臺地鑲邊體系以發(fā)育臺緣微生物丘和顆粒灘組合為特征，東部廣大的臺內(nèi)地區(qū)為多種白云巖組成的局限臺地相，并且存在規(guī)模不一的局部微地貌高地，發(fā)育星羅棋布的臺內(nèi)丘灘體。

高磨地區(qū)燈四段儲集層表現(xiàn)出明顯的相控特征，同時受控于高頻向上變淺旋回和三級層序?？v向上主要分布于高頻向上變淺旋回上部和三級層序高位域；平面上，臺緣帶儲集層較臺內(nèi)帶發(fā)育，高石梯臺緣帶儲集層較遂寧西臺緣帶發(fā)育。

基于三維地震資料的層序識別刻畫結(jié)果，將高磨地區(qū)燈四段有利儲集區(qū)帶細分為 SQ3高石梯臺緣相區(qū)、SQ4臺緣相區(qū)、SQ4臺內(nèi)古地貌高地丘灘相區(qū) 3類。SQ4臺內(nèi)古地貌高地丘灘相區(qū)可以作為繼SQ4臺緣相區(qū)之后燈四段勘探開發(fā)的首選領域。

符號注釋：

GR——自然伽馬，API；Z——波阻抗，g·m/（cm3·s）；Δt——聲波時差，μs/m。