20世纪90年代，在西昌盆地中西部米市凹陷内针对上三叠统白果湾组实施的喜德1井和喜德3井钻遇了海相地层上奥陶统五峰组—下志留统龙马溪组，但未钻遇页岩气。近几年，西昌盆地页岩气勘探取得了较大进展，虽然盆地北部甘洛凹陷内的甘地1井、中西部米市凹陷内的普格1井在海相地层五峰组—龙马溪组均未钻遇页岩气，但盆地东南部昭觉凹陷内的布地1井和布参1井在海相地层五峰组—龙马溪组钻获页岩气，尤其是在五峰组—龙马溪组下部富有机质页岩段气测异常明显、含气量较高，显示西昌盆地五峰组—龙马溪组具有较好的页岩气资源前景和勘探开发潜力^[1-5]。研究表明，优质页岩的发育程度受层序和沉积共同控制^[6-10]，五峰组—龙马溪组为一套沉积旋回不明显﹑测井响应特征简单、含多种笔石的页岩地层^[11-12]，西昌盆地页岩气勘探开发面临的首要任务是开展其层序及沉积精细研究。目前针对西昌盆地开展五峰组—龙马溪组优质页岩高精度层序和沉积环境研究的难点有以下3个：（1）如何有效划分优质页岩；(2）如何合理划分三级层序，建立区域等时地层格架；(3）如何有效结合钻井、录井、测井等资料划分沉积微相。

本文通过系统岩心观察，结合地质调查、实验测试、测井解释等资料，建立了西昌盆地五峰组—龙马溪组优质页岩层段等时地层格架，精细描述了优质页岩的层序和沉积特征；在此基础上建立层序格架下的优质页岩沉积模式和页岩气聚集模式，有助于划分和认识西昌盆地五峰组—龙马溪组页岩气主力产层。

西昌盆地位于扬子板块与青藏高原东缘交接过渡的区域，大地构造位置属于扬子板块的西南边缘，跨越了康滇地轴和上扬子台坳两个二级构造单元。盆地边界受控于安宁河、峨边—雷波和则木河等断裂，由北部的甘洛凹陷、东北部的美姑凹陷、中西部的米市凹陷、中部的麻姑山凹陷和东南部的昭觉凹陷组成，在多期构造运动作用下产生较强的褶皱变形和隆升剥露，形成现今近南北向展布的狭长构造格局（图 1）^[13]。

图 1

图 1 西昌盆地构造纲要图 Fig. 1 Structural outline of Xichang Basin F1—小金河断裂；F2—安宁河断裂；F3—则木河断裂；F4—峨边—雷波断裂；F5—越西河—黑水河断裂；F6—普雄—四开断裂；F7—甘洛—昭觉—布拖断裂；F8—峨边—美姑断裂

西昌盆地面积大小约为16000km²，基底主要由古生界至下—中三叠统的玄武岩、碎屑岩和碳酸盐岩组成。盆内断层较发育，以逆断层为主，在控盆断裂带附近分布密集、凹陷内部分布较稀疏；断裂多呈南北向展布，地腹与地表基本一致；断裂通常发育在构造轴部或者翼部，与构造平行，部分断裂被东西向断裂切割。西昌盆地内沉积的海相富有机质页岩主要发育于上奥陶统五峰组（O₃w）—下志留统龙马溪组（S₁l），出露于盆地北部的甘洛—峨边、东部的美姑、东南部的布拖、昭觉一带，分布广泛，与下伏上奥陶统临湘组整合接触^[14-15]。

根据国内成功商业化页岩气区块各项指标^[16-17]，结合西昌盆地五峰组—龙马溪组实际地质条件，本文将TOC＞2.5%、含气量大于1.5m³/t、脆性指数大于70%、岩石相优（有机碳含量高、硅质含量高、笔石含量高）的页岩层段定义为优质页岩^[18]。为了更加准确有效地识别出优质页岩层段，首先根据岩性、实验测试结果、测井曲线等资料，对五峰组—龙一段进行详细划分，共划分出9个小层。然后，结合TOC、含气量、脆性指数划分出优质页岩层段为①—⑤小层（图 2）。

图 2

图 2 布参1井优质页岩划分 Fig. 2 Classification of high-quality shale in Well Bucan 1

开展层序地层学精细研究的关键任务是要进行层序界面的识别，由于优质页岩受沉积控制主要发育在深水陆棚中，因此利用传统层序地层学中依靠地震剖面识别不整合面来识别层序界面的方法进行页岩层序地层研究难度较大^[19-20]。已有研究表明，早古生代，西昌盆地是上扬子克拉通盆地的一部分。整个加里东时期，该克拉通盆地总体上较为稳定，以隆升和坳陷为主，总体趋势表现为上升区、隆起区自西向东不断扩大^[21-23]。西昌盆地及其周缘地区受两次不同构造运动的影响，形成五峰组和龙马溪组两套不同的黑色页岩。其中五峰组的形成受到了广西运动的影响，龙马溪组的形成则与赫南特晚期全球冰川消融事件有关。

整体而言，西昌盆地五峰组—龙马溪组厚度受层序和沉积控制，自西向东逐渐增厚，在盆地东部地区较发育，尤其是在东南部的昭觉凹陷最为发育。

根据岩性识别、测井解释等^[24]，在西昌盆地五峰组—龙马溪组内识别出五峰组底界（SB1）、龙马溪组底界（SB2）、龙一1亚段顶界（SB3）、龙一段顶界（SB4）4个界面（图 3）。

图 3

图 3 布参1井五峰组—龙马溪组层序地层划分及层序沉积特征图 Fig. 3 Sequence stratigraphic division and sedimentary sequence characteristics of Wufeng-Longmaxi Formation in Well Bucan 1

五峰组底界（SB1）特征：该界面为五峰组和临湘组的分界，其具体特征表现为界面上下岩性变化明显，界面之下为临湘组瘤状灰岩，界面之上为五峰组灰黑色硅质页岩。布参1井测井曲线特征表现为该界面处电阻率曲线和自然伽马曲线均发生突变，自然伽马值由低值突变为相对高值，由43API突变为81API；电阻率值突变为低值，深侧向电阻率由38.3Ω·m陡降至6.6Ω·m，指示石灰岩开始向页岩过渡。

龙马溪组底界（SB2）特征：该界面为龙马溪组与观音桥段/五峰组的分界，其具体特征表现为界面上下岩性变化明显，界面之下为观音桥段的灰色块状介壳灰岩或五峰组灰黑色硅质页岩，界面之上则为龙一1亚段黑色薄层状含笔石钙质页岩。布参1井测井曲线特征表现为该处电阻率曲线和自然伽马曲线均发生突变，自然伽马值表现出低值向高值变化的趋势，由38.18API突变为211.36API；电阻率曲线呈相反的变化趋势，深侧向电阻率由24.22Ω·m陡降至6.12Ω·m。地震反射特征表现为五峰组—龙马溪组底界为上覆页岩与下伏石灰岩的岩性变化面，上下地层速度变化大，对应一套连续、亚平行、强振幅波峰反射界面特征。

龙一1亚段顶界（SB3）特征：界面上下主要表现为岩性有差异，该界面之下为龙一1亚段灰黑色钙质页岩，界面之上为龙一2亚段深灰色钙质页岩。布参1井测井曲线特征表现为该处电阻率曲线和自然伽马曲线均发生突变，自然伽马值在界面处略微增高，由118.7API升至155.9API；电阻率曲线呈相反的变化趋势，深侧向电阻率由63.58Ω·m降至39.64Ω·m。

龙一2亚段顶界（SB4）特征：界面上下主要表现为岩性有差异，界面之下为龙一2亚段深灰色钙质页岩，界面之上为龙二段深灰色钙质粉砂岩夹灰色粉砂岩条带，岩性变化表明该界面处相对海平面下降至最低，导致氧化环境的形成，最终沉积了一套浅水陆棚的粉砂岩。布参1井测井曲线特征表现为电阻率曲线和自然伽马曲线均发生突变，自然伽马值由高值突变为低值，由107.13API突变为35.2API；电阻率值突变为高值，深侧向电阻率由54.09Ω·m陡升至220.15Ω·m，指示页岩开始向石灰岩过渡。

根据测井曲线特征，五峰组—龙马溪组优质页岩层段可划分为SQ1和SQ2两个三级层序，每个三级层序又细分为海侵体系域（TST）和高位体系域（HST）（图 3）。五峰组/观音桥段可划分为海侵体系域（①小层）和高位体系域（②小层），其中，海侵体系域内发育五峰组灰黑色薄层状硅质页岩；高位体系域在赫南特期全球冰期广泛发育一套介壳灰岩（观音桥段）。在龙一1亚段内识别出海侵体系域（③小层）和高位体系域（④—⑤小层），并进一步在高位体系域内识别出早期高位体系域（④小层）和晚期高位体系域（⑤小层）。其中，海侵体系域与高位体系域以最大海泛面为界，早期高位体系域与晚期高位体系域以次一级海泛面为界。

SQ1对应深水陆棚相中的硅质泥棚和潮坪相中的生屑滩沉积，厚度约为20m，由于石灰岩的影响，测井曲线具有高自然伽马、低电阻率特征，岩性主要为深灰色薄层—中层状介壳灰岩与灰黑色薄层状硅质页岩。

SQ2层序划分为海侵体系域和高位体系域。海侵体系域对应龙一1亚段底部，厚度约为15m；早期高位体系域对应龙一1亚段中部，厚度约为37m；晚期高位体系域对应龙一1亚段顶部，厚度约为13m。整体上，龙一1亚段在测井曲线上表现为高自然伽马、低电阻率特征。其中，海侵体系域为深水陆棚相，沉积微相为灰质泥棚。早期、晚期高位体系域为深水陆棚相，并且向上砂质含量增大，沉积微相由早期高位体系域的灰质泥棚过渡到晚期高位体系域的含灰粉砂质泥棚。

西昌盆地在晚奥陶世—志留纪临近康滇古陆，总体上位于一个深水的沉积环境。综合野外调查、岩心和测井曲线等资料，将五峰组—龙马溪组优质页岩层段沉积相划分为深水陆棚相和潮坪相（图 4）。

图 4

图 4 西昌盆地优质页岩典型沉积相测井特征图 Fig. 4 Logging characteristics of typical sedimentary facies in high-quality shale interval in Xichang Basin

五峰组沉积时期沉积体系由早—中奥陶世的碳酸盐缓坡转为晚奥陶世细粒页岩沉积，盆地西部为古隆起，从古隆起东缘向盆地东部依次发育潮坪相和深水陆棚相。潮坪相和深水陆棚相呈条带状展布（图 5a）。

图 5

图 5 西昌盆地优质页岩层段沉积相图 Fig. 5 Sedimentary facies of high-quality shale interval in Xichang Basin

观音桥段沉积时期受冰期海退和广西运动影响，古隆起区扩大，水体变浅，海平面下降幅度有50~100m，盆地面积减小，沉积物普遍含有赫南特贝，形成于水体单层充氧、开放、畅通、盐度正常的浅水中，具全球广布特征，以潮坪相沉积为主，主要发育介壳灰岩（图 5b）。

龙一1亚段沉积时期，盆地西部为古隆起，从古隆起东缘向盆地东部依次发育潮坪相和深水陆棚相。潮坪相环绕于隆起带周缘，展布范围小。深水陆棚相分布于布拖、美姑一带，主要为黑色钙质页岩和含放射虫硅质页岩沉积（图 5c）。

五峰组整体为一个海侵体系域，从临湘组到五峰组，整个扬子海水体逐步变深，五峰组发育深水陆棚。广西运动作为中晚奥陶世—早志留世时期发生在华南地区的一次重要区域构造运动^[25-27]，其造成的古陆抬升由东南沿海逐渐向西北方向延伸，五峰组沉积期扬子海发生基底沉降，水体逐渐停滞缺氧；加之表层初级生产力较高，导致了布参1井、布地1井一带深水环境下五峰组富有机质页岩的形成，并且页岩厚度向古陆方向逐渐减薄，约至坡博乌剖面处尖灭。此外，靠近古陆的喜德3井、普格1井处水体深度较浅，氧气含量充足，沉积了一套石灰岩（图 6a）。

图 6

图 6 西昌盆地五峰组—龙马溪组优质页岩沉积模式图（剖面位置见图 1） Fig. 6 Depositional pattern of high-quality shale in Wufeng-Longmaxi Formation in Xichang Basin (section location is in Fig. 1)

观音桥段沉积期正值赫南特冰期，该时期全球气候变冷。一方面极地和高纬度地区大面积冰盖的形成导致扬子海海平面急剧下降，出现了大量底栖生物群；另一方面，全球温度的降低会加快极地与赤道间的水体循环，这两者共同导致了扬子海富氧水体的形成。有机质难以在这样的水体环境下保存，因而，在乌科牧场、布参1井一带沉积了一套介壳灰岩，在靠近古陆的喜德3井、普格1井地区沉积了一套石灰岩（图 6b）。

龙一1亚段底部主要为海侵体系域格架下的深水陆棚沉积（图 6c），优质页岩厚度较大、有机碳含量较高、含气量较高。全球气候逐渐转暖，赫南特期冰盖的快速消融引发全球海平面上升，并在华南地区引起广泛的海侵。冰川融水给西昌盆地五峰组—龙马溪组优质页岩的形成提供了丰富的物质来源，同时在盆缘沿岸带上升流的作用下，极大地促进了优质页岩的形成。自生矿物对优质页岩原生矿物组成影响极大，主要为生物成因的石英及有机质降解后形成的黄铁矿等。赫南特期的古生物广泛发育，是生物硅质形成的主要物源，如放射虫、海绵、古针等。在盆地东部地区，特别是布地1井和布参1井一带，形成了以硅质为主、黏土矿物次之、少量碳酸盐的矿物组合。而向古陆方向，逐渐出现石灰岩透镜体或粉砂质含量明显增高。

龙一1亚段中部属于早期高位体系域，该时期为深水陆棚沉积，以大量发育的钙质页岩为特征，页岩砂质含量增高，向古陆方向水深逐渐变浅。由于赫南特冰盖的快速消融，其对全球气候的影响逐渐衰减，以构造抬升为代表的区域性事件（广西运动）逐渐成为主要影响因素。受盆地西缘古陆不断抬升的影响，广西运动持续推进，整个上扬子呈持续性海退，硅质泥棚、灰质泥棚、含灰粉砂质泥棚边界逐渐向盆地中心缩小。此外，由于海平面下降，形成反复冲刷的流体效应，导致沉积物和氧气接触频繁，对有机质的保存较为不利。龙一1亚段顶部属于晚期高位体系域（图 6d），此时，由于盆地西缘的古陆快速抬升，广西运动推进到上扬子腹地，造成海平面快速降低，陆源输入增加。该时期沉积速率显著增加，稀释作用大大加强，水体充氧程度升高，导致有机质含量相对降低，页岩中粉砂含量进一步增大。

由于页岩的有机质自身对页岩气具有较好的吸附能力，岩石的基质孔隙和天然裂缝可为页岩气的聚集提供良好的储集空间，加之页岩具有低孔低渗的储集物性，因此，页岩气具有典型的自生自储聚集特征^[28-31]。根据岩性组合、沉积相和含气量特征，结合保存条件，建立了西昌盆地东南部地区富有机质页岩最为发育地带的五峰组—龙马溪组优质页岩（①—⑤小层）页岩气聚集模式（图 7）。

图 7

图 7 西昌盆地五峰组—龙马溪组优质页岩页岩气聚集模式图 Fig. 7 Shale gas accumulation pattern of high-quality shale in Wufeng-Longmaxi Formation in Xichang Basin

古生代，西昌盆地东部地区长期处于沉降—沉积中心，五峰组—龙马溪组属于缺氧、还原环境下的深水陆棚沉积，其优质页岩岩性主要为硅质页岩和钙质页岩，厚度为30~50m，含气量大于1.5m³/t。页岩地层埋藏适中，孔隙度介于1.12%~7.68%，平均为3.13%；渗透率介于0.002~0.097mD，平均为0.013mD，表现为低孔隙度、低渗透率的储层特征，因此，西昌盆地五峰组—龙马溪组优质页岩储层基质具有很好的封闭性。页岩气直接从基质内孔隙向外运移较为困难，此时，断层和微裂缝（顺层缝和高角度缝）就成为页岩气运移的主要通道。顺层缝主要呈横向延伸，与页岩储层距离一般较远；高角度缝主要呈纵向延伸，但与页岩储层距离较近。页岩气的聚集程度受顺层缝封闭性好坏、高角度缝发育程度和页岩气到断层的运移路径长短三方面因素共同决定^[32-33]。普雄—四开断裂（F₆）南段（龙恩河断层）和甘洛—昭觉—布拖断裂（F₇）南段（于孟断层）两条逆冲断层、优质页岩的埋藏深度和优质页岩距离逆冲断层的远近，对顺层缝封闭性、高角度缝发育程度及页岩气向断层方向的运移路径有直接影响，因此断层对西昌盆地五峰组—龙马溪组优质页岩层段的页岩气聚集至关重要。

凹陷边缘的龙恩河断层和于孟断层为控制性断层，主要经历燕山期和喜马拉雅期两期次的断裂活动，受两条断层影响，其周缘区域页岩中的衍生断层及微裂缝较为发育，页岩气难以有效聚集，为逸散区。随着地层由逸散区向东西方向呈阶梯式抬升，页岩储层埋深减小到2000m以浅，根据岩心观察和野外地质调查发现，优质页岩顺层缝呈开启状态，高角度缝较为发育，页岩气主要以渗流方式沿垂向和横向向外双向联合运移，由于距离龙恩河断层和于孟断层两条逆冲断层较远，运移强度较小，加之页岩气由基质孔隙向高角度缝扩散运移速率低，页岩储层的含气量小于1.0m³/t，仅部分页岩气发生逸散，为较富集区。凹陷内页岩储层埋深为2000~3000m，根据岩心观察和野外地质调查发现，优质页岩顺层缝基本闭合，高角度缝欠发育，垂向和横向双向联合渗流运移方式受阻，基本上顺层以扩散方式运移，加之优质页岩距离龙恩河断层和于孟断层两条逆冲断层较远，导致页岩气运移强度极低，页岩储层的含气量较高（大于1.5m³/t），页岩气聚集，为富集区。

（1）五峰组—龙马溪组优质页岩层段具有顶﹑底界区域穿时性，依据岩性、生物化石和测井曲线特征可划分为SQ1和SQ2两个三级层序。

（2）SQ1层序中可识别出潮坪相沉积中的生屑滩微相及深水陆棚相中的硅质泥棚微相两种微相；SQ2层序中可识别出深水陆棚沉积中的灰质泥棚和含灰粉砂质泥棚两种微相。优质页岩厚度较大、有机碳含量较高、含气量较高，是西昌盆地页岩气的主力产层之一。

（3）西昌盆地五峰组—龙马溪组优质页岩层段页岩气聚集具有典型的自生自储特征。页岩气的聚集程度受顺层缝封闭性好坏、高角度缝发育程度和页岩气到断层的运移路径长短三方面因素共同决定。总体来讲，凹陷中心为页岩气富集区，控制性断层及周缘为页岩气逸散区。