1 工区概况

研究区位于四川盆地中部川中古隆中斜低缓带（图 1），面积约5×10⁴ km²。侏罗系大安寨段自下而上划分为大三、大一三和大一等3 个亚段，主要沉积产物为介壳灰岩和泥岩的沉积序列（图 2）。

前人针对侏罗系大安寨段这套湖相碳酸盐岩沉积环境及储层做了大量研究，且各家观点不一^[1-14]。近年来，随着致密油、致密气理论的提出^[15-17]，多数学者重新认识到大安寨段介壳灰岩储层属于致密油范畴^[18-19]，因此，需要对大安寨段致密油储层进行重新认识和评价。研究表明，大安寨段发育浅湖—半深湖环境背景下介壳滩沉积，相对优质储层的分布也与介壳滩的分布息息相关。因此，开展川中地区介壳滩特征及控制因素研究，建立介壳滩沉积模式，对四川盆地川中地区储层评价及致密油勘探具有重要的现实意义。

2 介壳滩沉积特征 2.1 岩石学特征

在参考前人研究成果的基础上^{[20, 22-26]}，通过岩芯以及镜下薄片观察，本次研究认为大安寨段主要发育介壳灰岩、含泥质介壳灰岩、泥质介壳灰岩等3 种岩石类型。

介壳灰岩：包括结晶灰岩（图 3a）、亮晶介壳灰岩（图 3b）、泥晶介壳灰岩等（图 3c），岩芯观察显示介壳灰岩以灰褐色为主，中—厚层块状，少量薄层状，介壳破碎程度高。显微镜下显示介壳灰岩主要由30%～90% 的生物碎屑支撑的生物碳酸盐岩组成，生物碎屑以瓣鳃类为主，还包括少量的腹足类、介形虫等。

含泥质介壳灰岩：可细分为含泥亮晶介壳灰岩、含泥泥晶介壳灰岩。岩芯观察显示，含泥质介壳灰岩主要为灰—深灰色，以中—薄层为主，壳体较完整，杂乱排列。显微镜下观察显示，介壳之间的填隙物除了方解石外，还有少量的泥质，含量约10%～25%（图 3d）。

泥质介壳灰岩：岩芯观察为深灰灰黑色，介壳破碎程度较高、定向排列；显微镜下观察，壳间填隙物以泥质为主，含量25%～45%，生物碎屑以瓣鳃类为主，包括少量的介形虫等，介壳以文石质为主，也有方解石质（图 3e，图 3f）。

2.2 沉积微相特征

大安寨段介壳滩为浅湖—半深湖环境的沉积产物，在对其岩石学特征研究的基础上，结合测井和地震相分析，可将介壳滩细分为滩主体、滩翼、滩前斜坡等3 种微相类型（图 4）。

滩主体位于浅湖亚相中的平缓台地，主要发育介壳灰岩，单层厚度多大于5 m（图 2），介壳破碎程度高且密集迭积，块状，质较纯。显微镜下生屑壳体原生结构已不存在，基本被晶粒化。表明滩主体部位沉积期水体能量高，壳体完全被打碎。在地震剖面上滩主体主要表现为波峰强振幅、高连续特征，在测井曲线上表现为低伽马、高电阻箱型（图 4）。

滩翼发育于滩主体周缘，不同部位的滩翼，岩性有所不同。位于背风面一侧为后翼，主要为泥晶灰岩，表明这一侧滩翼水动力较弱；而迎风面一侧的前翼及另两侧的侧翼主要为含泥质介壳灰岩，单层厚度多在2～5 m（图 2），壳体较完整但杂乱排列，表明滩翼水动力条件中等。

滩前斜坡发育于迎风面一侧，位于介壳滩与湖盆中心之间的过渡地带，主要发育泥质介壳灰岩，单层厚度多小于2 m，通常与暗色泥岩呈互层。滩前斜坡发育的泥质介壳灰岩并非原地沉积，而是滩主体介壳层被波浪打碎后，经湖浪作用搬运至滩前斜坡沉积，具有与碎屑岩相似的沉积机制。因此可见泥质介壳灰岩破碎程度高，介壳层定向排列。在地震剖面上滩前斜坡主要表现为波峰中—强振幅、中—强连续特征，测井曲线主要表现为低伽马、高电阻箱型，齿状明显（图 4）。

3 介壳滩平面分布特征

在建立川中地区侏罗系大安寨段地层格架、并对介壳滩沉积特征进行分析的基础上，结合地震相和单因素编图分析，对各亚段介壳滩在平面上的分布特征进行了分析。

大三亚段：介壳滩在川中中部地区大面积沉积，且连片分布（图 5a）。莲池、南充、西充及广安地区，灰岩厚度较大，通常在6 m 以上。在地震属性图上亦处于高值区，主要发育介壳滩主体。滩主体周缘主要为滩翼，含泥质介壳灰岩厚度约2～6 m。金华—遂宁—潼南—合川一线以南地区为滨湖环境，介壳滩不发育。营山、龙岗及以北地区，灰岩欠发育，主要为浅湖沉积，表明该区水体相对较深，为大三亚期湖盆沉积中心。从大三亚段沉积相分布图可以看出，介壳滩围绕沉积中心呈环带状分布。

大一三亚段：大一三亚段发育两期介壳滩，分别沉积于大一三中期和晚期。大一三早期在大三亚段沉积的基础上，盆地经历了一次短暂的湖平面下降过程，致使川中南部地区主要发育灰绿色、紫红色泥岩，而在川中中部和北部地区主要发育灰色、深灰色泥岩，介壳滩不发育。大一三中期湖平面开始逐渐上升，在狮子场—金华—遂宁—龙女—广安一线呈环带状分布，滩主体零星分布，且不连片，主要为滩翼和滩前斜坡沉积（图 5b）。大一三晚期湖平面继续上升，介壳滩逐渐向南迁移，主要分布在乐至—合川—广安一线以南地区，主要为滩主体（图 5c），介壳灰岩厚度较大，通常在5 m 以上，合川地区可达30 m。

大一亚段：大安寨段湖平面在大一三晚期达到最大，到大一亚期湖平面开始下降。大一亚段介壳滩大面积发育，但彼此相互孤立，表明在经过早期的沉积之后，研究区内已经出现了隆凹相间的古地貌格局。介壳滩整体上在公山庙—八角场—金华—资阳—安岳—合川—广安—鲜渡河一线仍呈环带状分布，在川中南部磨溪、龙女寺及合川地区，介壳滩通常呈条形坝状体指向湖盆中心（图 5d），介壳滩主体部位介壳灰岩厚度较大，最大值出现在鲜渡河地区，可达30 m 以上。

4 介壳滩控制因素

研究表明，四川盆地侏罗系大安寨段介壳滩的分布与演化主要受古地貌与湖平面升降变化控制。古地貌控制了介壳滩在平面上的分布，而湖平面升降变化控制了介壳滩在空间上的迁移和演化规律。

4.1 古地貌

古地貌是控制滩体发育的重要因素，湖相碳酸盐岩一般分布于水下古隆起分布区。早侏罗世，受龙门山与秦岭造山带造山活动的应力场调整作用影响，盆地沉降与沉积中心逐渐由川西龙门山山前转移至川北大巴山山前，地形地貌逐渐由“西低东高”转化为“北低南高”。在经历了马鞍山期填平补齐式沉积充填后，川中地区总体表现为向北东方向倾斜的单斜构造，在晚期呈现出隆凹相间的古地貌格局，在川中南部的金华、磨溪、龙女寺、合川及广安等地区发育多个水下低凸起（图 6），由于水体深度适中，处于浅湖环境，是波浪作用较强地带，有利于瓣鳃类生物生长，因此介壳滩尤其是滩主体微相比较发育（图 7）；在水下低凸起周缘，由于水体能量变低，主要发育滩翼沉积，沉积产物主要为含泥质介壳灰岩，介屑含量较低，填隙物含量较低；而在水下低凸起与湖盆中心之间的过渡地带，由于水体深度加深，水动力条件最弱，处于浅湖、半深湖环境过渡地带，不利于介壳类生物生长，因此主要发育滩前斜坡微相；在水下低凸起之间通常为地势相对比较低洼的古沟谷，如蓬莱、李渡、罗渡地区（图 7），由于水体较低凸起发育区加深，且水动力条件较弱，因此古沟谷发育区沉积物与滩翼或滩前斜坡类似。另外，介壳滩的发育还与次一级古地貌高地密切相关。大一亚期，川中地区演化为隆凹相间的古地貌格局，在西充、南充一带为次一级古地貌高地，介壳滩亦比较发育。这些均揭示了古地貌对介壳滩的分布具有重要的控制作用。

4.2 湖平面变化

湖平面升降变化也是控制介壳滩沉积的重要因素。早侏罗世四川盆地构造活动趋于稳定，川中地区远离盆地边缘，受外来物源影响有限，这为介壳滩的发育奠定了基础。

钻井和露头资料详细研究表明，大安寨段大致相当于一个完整的湖侵湖退旋回，发育4 期介壳滩沉积，分别位于大三亚段、大一三亚段中部、大一三亚段顶部和大一亚段（图 8）。这4 期介壳滩的规模和演化主要受湖平面升降变化控制。湖平面初始上升期，沉积环境逐渐由滨湖演化为浅湖环境，介壳滩逐渐开始在湖盆中心的低隆起区发育，规模和厚度较小，而湖盆周缘的隆起区由于经常暴露出水面，因而介壳滩不发育；湖平面上升中晚期和下降初期，湖平面不断上升并达到最大，湖盆周缘的水下隆起区由于水深适宜，瓣鳃类生物繁盛，介壳滩逐渐在隆起区发育，且厚度大、分布面积广，而湖盆中心的低隆起区由于水深加大，介壳滩规模逐渐变小或消失；湖平面下降中晚期，沉积环境逐渐由浅湖环境向滨湖演化，且受外来物源影响加剧，介壳滩逐渐萎缩，在湖盆周缘隆起区不发育，仅在湖盆中心的低隆起区发育。

5 介壳滩沉积模式

在对大安寨段介壳滩沉积特征、平面分布及控制因素研究的基础上，建立了四川盆地侏罗系大安寨段沉积模式（图 9）。

大安寨期是侏罗纪最大湖侵期，除盆地周缘受少量外来物源影响、发育（扇）三角洲及泛滥平原沉积外，盆地大部分地区为缺乏外来物源影响的静水湖盆沉积，这就为介壳滩的大面积分布奠定了基础。在平面上，介壳滩主要分布在水下低凸起，围绕沉积中心呈环带状分布；在纵向上，介壳滩迁移和演化主要受到湖平面变化控制，湖平面上升期，介壳滩逐渐向岸方向迁移，而湖平面下降期，介壳滩又逐渐向湖盆方向迁移。该模式的建立，对大安寨段预测“甜点”储层分布、寻找有利接替区块具有重要意义。

6 结论

（1）川中地区侏罗系大安寨段发育浅湖半深湖环境介壳滩，其中介壳灰岩、含泥介壳灰岩、泥质介壳灰岩是本区最主要岩石类型。介壳滩主要由滩主体、滩翼及滩前斜坡等几种微相组成。

（2）介壳滩各微相在平面上的分布主要受古地貌控制：滩主体分布在水下隆起区，滩翼分布于水下隆起区周缘，滩前斜坡主要分布于水下隆起区与沉积中心之间的过渡环境。

（3）介壳滩在纵向上的演化主要受湖平面升降变化控制，湖平面上升期，介壳滩由湖盆中心的低隆起区向湖盆周缘隆起区迁移；而在湖平面下降期，介壳滩又逐渐由湖盆周缘隆起区向湖盆中心低隆起区迁移。