彭瀚霖，馬奎，張璽華，文龍，王云龍，田興旺，李勇，楊岱林，鐘佳倚，孫奕婷，任紀博，豆霜

1.中國石油西南油氣田分公司勘探開發(fā)研究院，成都 610041

2.中國石油西南油氣田分公司川西北氣礦，四川江油 621700

0 引言

2004年，地科聯(lián)地層委員會將新元古界最上部一個系正式命名為埃迪卡拉系（Ediacaran System），這套層系與中國震旦系為基本等時的地層單位[1]。該時期構(gòu)造運動對四川盆地震旦系燈影組沉積、儲層和成藏具有重要控制作用，在川中古隆起德陽—安岳震旦系燈影組發(fā)現(xiàn)了我國年代最古老、規(guī)模最大的天然氣藏。繼古隆起突破之后，中國石油于2018年在川北斜坡構(gòu)造部署了風險探井JT1井，在鉆遇目的層燈影組四段時獲得良好的油氣顯示。JT1井的勘探發(fā)現(xiàn)，證實川北斜坡構(gòu)造背景下，燈影組四段能夠發(fā)育優(yōu)質(zhì)丘灘相儲層和巖性圈閉。研究表明，川北燈影組發(fā)育巨厚沉積型臺緣帶，是巖性油氣藏勘探有利區(qū)[2]。

研究表明，四川盆地震旦紀至中寒武世經(jīng)歷了2幕桐灣運動，主要表現(xiàn)為升降運動，并形成了2 個區(qū)域不整合面，對應形成了盆地II 級層序界面[3]。在II級層序的約束下，多個學者對燈影組的III 級層序進行劃分，但層序界面的識別和地層格架有較大差異[4-6]。其中，一些學者通過對川中—川西燈影組層劃分為4個III級層序，認為燈影組SQ3和SQ4早期海侵和晚期高位體系域控制了丘灘相優(yōu)質(zhì)儲層分布，拓展了川中古隆起高石梯—磨溪臺內(nèi)地區(qū)燈四段天然氣勘探范圍[6-8]。隨著燈影組勘探方向逐漸轉(zhuǎn)向古隆起外圍斜坡區(qū)，III 級層序的劃分不能滿足這種非構(gòu)造繼承性的巖性—地層圈閉預測需求。因此，有必要開展川中古隆起—川北斜坡區(qū)燈影組沉積晚期高頻層序地層劃分和對比，建立層序地層格架，分析不同層序地層格架控制下的沉積演化規(guī)律。這不僅有利于深化研究區(qū)沉積體系認識，而且對于進一步預測川北斜坡區(qū)燈影組地層—巖性圈閉、指導油氣勘探具有重要作用。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

研究表明，從Rodinia 超大陸裂解到岡瓦納大陸匯聚，華南陸塊也由此前的裂谷階段轉(zhuǎn)化為東岡瓦納大陸的俯沖—匯聚階段。在埃迪卡拉紀（震旦紀），四川盆地處于岡瓦納匯聚構(gòu)造背景，并在盆地形成了前震旦系古裂陷[9-10]。加上盆地基底強烈褶皺、巖漿侵入和區(qū)域變質(zhì)作用，造成了川中為剛性的隆起基底，川西和川北為塑性的坳陷基底，形成盆地隆坳相間的地貌格局[11-12]。盆地震旦系陡山沱組和燈影組是在該古地貌背景下發(fā)育的補償沉積地層，燈影組的沉積厚度能夠反映沉積前的古地貌格局[13-14]。

由于川中古隆起在南華紀—震旦紀就開始形成雛形[15]，造成了燈影組的沉積厚度具有差異性。燈影組厚度從川中古隆起高石梯—磨溪至川北斜坡射洪—九龍山方向具有明顯增厚的特征（圖1，2）。這種厚度分布特征與陡山沱組基本一致，說明燈影組的沉積古地貌和陡山沱組具有繼承性，也揭示了川中古隆起、川北斜坡古地貌特征。這種古地貌和厚度的差異，對川中古隆起—川北斜坡區(qū)燈影組SQ4 地層充填和沉積演化具有重要的控制作用。

圖1 四川盆地及周緣震旦系燈影組沉積厚度圖Fig.1 Sedimentary thickness map of Sinian Dengying Formation in Sichuan Basin and its periphery

圖2 川中古隆起—川北斜坡區(qū)震旦系—下寒武統(tǒng)地層對比圖（導航見圖1）Fig.2 Stratigraphic correlation map of Sinian-Lower Cambrian in central Sichuan paleo-uplift and north Sichuan slope area(locations of wells in Fig.1)

2 層序地層特征

2.1 高頻層序劃分

高頻層序一般是指IV以上基準面旋回產(chǎn)生的沉積響應，利用旋回地層學和事件地層學的原理可對III 級層序地層格架內(nèi)進行IV 級、V 級等高頻層序劃分和對比[16-17]。碳酸鹽沉積對海平面變化的反映十分敏感，當海水深度超過透光帶，碳酸鹽生長就會受到抑制。因此，碳酸鹽巖性縱向分布可作為高頻層序界面的識別標志。而測井曲線具有等間距采樣的特點，數(shù)據(jù)序列連續(xù)、縱向分辨率高，特別是自然伽馬曲線能夠敏感地反映碳酸鹽巖地層中的巖性變化，可以作為識別高頻旋回的有效手段[18]。

本研究根據(jù)以上研究方法和手段，在前人關(guān)于燈影組III 級層序的劃分標準基礎上[6-8]，利用巖性和測井特征，對燈影組SQ4 開展IV 級層序劃分。結(jié)果表明，SQ4 可劃分出5 個IV 級層序，川北斜坡區(qū)以JT1 井為代表的SQ4 可以劃分為SQ4-1、SQ4-2 和SQ4-3 三個IV 級層序（圖3），而川中古隆起以MX52井為代表的SQ4 可識別出SQ4-3、SQ4-4 和SQ4-5 三個IV級層序（圖4），其中SQ4-3在川北斜坡區(qū)和川中古隆起高石梯—磨溪地區(qū)具有等時性。

圖3 JT1 井燈影組綜合柱狀圖Fig.3 Synthetic histogram of well JT1,Dengying Formation

圖4 MX52 井燈影組綜合柱狀圖Fig.4 Synthetic histogram of well MX52,Dengying Formation

2.1.1 SQ4-1層序特征

SQ4-1 是在SQ3 經(jīng)歷了海侵后達到最大海泛面之后開始沉積的碳酸鹽地層。相比于SQ3段高GR，GR 曲線形態(tài)平緩且低值。JT1 井SQ4-1 層序主要位于SQ3頂部的砂屑云巖之上，向上發(fā)育粉晶云巖、藻云巖和凝塊云巖，為向上變粗的沉積序列。研究表明，海平面變化會導致的碳酸鹽巖碳同位素發(fā)生分餾作用，組成發(fā)生變化。因此，δ13C 可作為海平面變化的重要替代指標[19]。當海平面增加時，碳酸鹽巖的δ13C增加，反之則減小。δ13C向上逐漸偏負，反映了海平面不斷下降，有利微生物碳酸鹽巖生長，并向廣海方向進積。

2.1.2 SQ4-2層序特征

SQ4-2是沉積在SQ4-1之上的第二套IV級層序。δ13C 向上逐漸偏負，自然伽馬曲線整體偏低平滑，沉積時期海平面相對下降，發(fā)生進積作用。巖性主要為含泥晶凝塊云巖，夾雜少量薄層藻云巖，巖性互層且交替出現(xiàn)。

2.1.3 SQ4-3層序特征

從巖性組合特征、測井曲線分析來看，SQ4-3 在川中古隆起和川北斜坡區(qū)沉積特征相似。川北斜坡區(qū)JT1井SQ4-3底部以藻云巖與SQ4-2頂部的凝塊云巖為分界，明顯的自然伽馬正偏移特征。縱向上由多個藻云巖—泥粉晶云巖或砂屑云巖—泥/粉晶云巖沉積，為向上變細的沉積旋回。川中古隆起MX52井SQ4-3巖性主要以泥質(zhì)云巖，含少量藻凝塊云巖和藻砂屑云巖，底部泥質(zhì)云巖與SQ3 頂部的藻凝塊云巖為界，巖性組合與川北斜坡區(qū)JT1井相似。自然伽馬值整體偏高，存在兩個齒狀高值區(qū)。

2.1.4 SQ4-4層序特征

層序底界砂屑云巖與SQ4-3 頂界面泥晶云巖為分界線。由于海平面下降，可容納空間的增速小于碳酸鹽的產(chǎn)能速率，沉積物向斜坡地貌低洼進積或加積，形成了大量顆粒砂屑云巖等。自然伽馬值曲線且平緩且偏低值，為高能沉積產(chǎn)物。

2.1.5 SQ4-5層序特征

SQ4-5 層序底界藻凝塊云巖與SQ4-4 頂界面泥晶云巖為分界線。海平面下降，水體能量增強，發(fā)育凝塊云巖和砂屑云巖。由于含硅質(zhì)層沉積，自然伽馬局部明顯增大。同時受桐灣II 幕運動發(fā)生抬升，導致SQ4-5在遭受不同程度的剝蝕。

2.2 層序地層格架特征

燈影組沉積期，川北斜坡區(qū)—川中古隆起具有東南高、西北低的古地貌格局，是典型的斜坡形碳酸鹽臺地沉積[20]。海水由北部廣海向南逐漸侵入，川北斜坡區(qū)先于川中古隆起沉積，造成兩地區(qū)燈影組SQ4內(nèi)部的IV 級層序沉積具有差異性。此外，川中古隆起早期SQ3沉積后古地貌差異，也能造成SQ4內(nèi)部的IV級層序沉積厚度和分布特征具有較大差異。具體表現(xiàn)在以下3個方面。

（1）燈影組SQ3為早期海侵、晚期高位的沉積體系，SQ3 沉積晚期達到最大海泛面后，海平面開始下降[7]。川北斜坡區(qū)由于位于海平面附近，且處于臺地邊緣，水動力環(huán)境強，碳酸鹽產(chǎn)能速率快，沉積SQ4-1和SQ4-2，如JT1 井（圖5）。而古隆起高石梯—磨溪完全暴露于海平面之上，基本不產(chǎn)生碳酸鹽沉積，導致缺失SQ4-1和SQ4-2沉積，如MX52、GS20井。

（2）川北斜坡區(qū)經(jīng)SQ4-1和SQ4-2沉積和填平補齊之后，與川中磨溪地區(qū)古地貌差異性變小，但高石梯地區(qū)還是位于古地貌高部位，總體為北低南高的格局。造成了海侵體系域只在川北斜坡區(qū)和川中古隆起磨溪北部有沉積，而磨溪南部和高石梯地區(qū)由于受SQ3沉積后東北方向展布早期臺緣影響[6]，處于海泛面之上的古地貌高部位，暴露在海平面之上，SQ3沉積較薄或缺失。

（3）受SQ3早期臺緣控制，高石梯處于海平面之上的古地貌高部位，缺失SQ4-4 地層沉積地層，如GS20、GS21 井（圖5，6）。而川北斜坡區(qū)由于處于海平面之下深水環(huán)境古地貌斜坡低部位，地層沉積很薄，在巖性上難以區(qū)分，如JT1 井。經(jīng)過SQ4-4 沉積后，開始沉積SQ4-5。古隆起高石梯—磨溪地區(qū)古地貌基本填平補齊，而海平面開始進一步下降，SQ4-5在高石梯—磨溪地區(qū)廣泛沉積。同樣，川北斜坡區(qū)由于古地貌低和水體環(huán)境影響，碳酸鹽產(chǎn)能速率低，地層沉積薄且難以區(qū)分。同時受桐灣II幕抬升被強烈剝蝕，導致沉積地層缺失。

圖5 川北斜坡區(qū)—川中古隆起燈影組沉積晚期高頻層序地層連井對比Fig.5 High-frequency sequence stratigraphic interwell correlation in the late sedimentary period of Dengying Formation,northern Sichuan slope area,and central Sichuan paleo-uplift

圖6 川中古隆起燈影組沉積晚期高頻層序地層連井對比Fig.6 High-frequency sequence stratigraphic interwell correlation in the late sedimentary period of Dengying Formation,central Sichuan paleo-uplift

3 層序格架下體系域沉積特征

研究認為，任何級別的完整層序都可劃分為3個體系域，即低位體系域、海侵體系域和高位體系域[21-22]。通過層序地層格架和沉積演化分析，建立了川中—川北燈影組SQ4 沉積層序充填模式，認為在川中—川北燈影組SQ4由下而上可劃分為低位體系域、海侵體系域和高位體系域（圖7），不同體系域的沉積和空間分布存在較大差異。

圖7 川中古隆起至北斜坡燈影組體系域地震剖面（上）和沉積模式圖（下）Fig.7 Seismic section (top) and sedimentary model map (bottom) of system tract of the Dengying Formation from central to northern slope of Sichuan paleo-uplift

3.1 低位體系域沉積

低位體系域沉積形成于海平面不斷下降至最低位，且低于碳酸鹽臺地邊緣，主要指SQ4-1 和SQ4-2沉積期。由于碳酸鹽的生長速率小于可容納空間的增長速率，表現(xiàn)為沉積物由向可容納空間大的斜坡低洼區(qū)進積或加積作用，縱向由下至上發(fā)育多期丘核—凝塊石灘疊置的沉積演化（圖3）。以凝塊石灘沉積為主，厚度141 m，占比66.8%。凝塊石主要是母巖泥晶云巖或藻云巖發(fā)生近距離搬運過程中形成的一種顆粒巖，是典型的海平面下降形成的他生碳酸鹽沉積產(chǎn)物[7]。與此同時，在低位體系域沉積期，由于高石梯—磨溪地區(qū)處于古隆起構(gòu)造高部位，完全暴露于海平面之上，不產(chǎn)生碳酸鹽沉積，導致缺失SQ4-1和SQ4-2沉積記錄。

碳酸鹽低位體系域通?？梢孕纬蓛?yōu)質(zhì)巖溶儲層，在海平面下降處于低位時期，斜坡區(qū)分布的微生物丘和顆粒灘體遭受風化，形成孔洞發(fā)育、儲層厚度大的巖溶儲層。JT1井的燈影組SQ4-1和SQ4-2存在多個準同生巖溶界面，表明發(fā)生多期巖溶暴露，丘灘相溶蝕孔洞非常發(fā)育，厚度達159 m，平均孔隙度3.4%。

3.2 海侵體系域沉積

該階段主要形成于SQ4-3 沉積期。由于海平面快速上升并向南侵入，水體整體較深、水動力條件較弱，營養(yǎng)物質(zhì)相對缺乏，微生物生長沉積速度慢，難以跟上海平面變化速率，表現(xiàn)為盆地向臺地方向加積和退積作用，形成丘間—丘核—砂屑灘—丘蓋沉積演化（圖3，4）。丘間相沉積以泥粉晶云巖為主，丘核相藻凝塊云巖和砂屑灘相砂屑云巖厚度較小，頂部的泥晶云巖和藻紋層云巖組成丘蓋相沉積，反映了受海侵影響水體加深的沉積環(huán)境[23]。

由于海侵體系域主要為云坪相低能碳酸鹽沉積，微生物丘和顆粒灘相沉積物相對欠發(fā)育。即使經(jīng)后期桐灣II 幕抬升和強烈溶蝕改造，儲集層仍然欠發(fā)育。如JT1 井SQ4-3 儲層以溶蝕孔為主，厚度18.6 m，平均孔隙度2.6%。MX52 井SQ4-3 儲層厚度13.5 m，平均孔隙度2.55%。

3.3 高位體系域沉積

當海平面不斷上升達到最大海泛面之后，開始下降，形成高位體系域，主要指SQ4-4 和SQ4-5 沉積期。該時期，川中古隆起碳酸鹽的沉積速率達到最高，超過海平面升降速率，有利于微生物丘和顆粒灘相沉積。形成了“丘間—砂屑灘—凝塊石灘—丘坪”的沉積演化，發(fā)育泥晶云巖—砂屑云巖—凝塊云巖—藻紋層云巖的巖性組合模式。高位體系域沉積早期，可容納空間較大，碳酸鹽產(chǎn)率不高，水動力條件弱，川中古隆起發(fā)生追捕型加積作用，形成丘間相泥晶云巖沉積。砂屑灘、丘核和丘坪沉積形成于高位體系域沉積晚期。高位體系域沉積晚期，海平面下降，導致可容納空間速率小于海平面下降速率，碳酸鹽沉積速率增大，水動力增強，向川北斜坡方向發(fā)生進積作用，有利于砂屑灘、凝塊石灘沉積（圖4，7）。

由于四川盆地發(fā)生桐灣II 幕運動，川中古隆起燈影組頂部的這套高位體系地層發(fā)生差異性抬升剝蝕，與寒武系地層形成區(qū)域不整合面。同時砂屑灘和凝塊石灘這些高能微生物碳酸鹽經(jīng)過強烈地溶蝕作用，形成非常優(yōu)質(zhì)的巖溶風化殼儲層，這套儲集層在高石梯—磨溪地區(qū)大面積分布且穩(wěn)定存在。

4 油氣地質(zhì)意義

以上分析表明川北斜坡區(qū)低位體系域顆粒灘相和藻丘相發(fā)育優(yōu)質(zhì)巖溶儲集層，但主要分布在SQ4 中下部。而低位體系域通常是巖性—地層等隱蔽圈閉發(fā)育的主要場所，具有良好的儲蓋空間配置關(guān)系[24-25]。上覆的海侵體系域發(fā)育以臺坪亞相的泥粉晶云巖為主，儲層物性較差，能夠形成蓋層和遮擋條件。川中古隆起燈四段微生物丘相藻凝塊云巖和顆粒灘相砂屑云巖形成于高位體系沉積階段，分布于SQ4 中上部，經(jīng)過桐灣II 幕巖溶改造，形成優(yōu)質(zhì)的丘灘復合體儲層。通過廣泛分布的海侵體系域能夠與川北斜坡區(qū)低位體系域丘灘復合相巖溶儲層進行分隔，導致形成兩個不同的沉積和成藏體系。

根據(jù)高石梯—磨溪地區(qū)燈影組SQ4層序地層沉積模式，利用二維二、三維連片解釋和鉆井資料，對磨溪北斜坡燈影組IV層序SQ4-1、SQ4-2兩套低位體系域?qū)游贿M行對比和追蹤，并編制了平面分布圖（圖8，9）。SQ4-1 在磨溪北斜坡總面積1 834 km2，SQ4-2 總面積4 578 km2，沿北東向展布，是古隆起北斜坡燈四段巖性圈閉勘探的有利區(qū)帶。

圖8 川中古隆起北斜坡SQ4-1 分布圖Fig.8 Distribution of SQ4-1 on northern slope of central Sichuan paleo-uplift

5 結(jié)論

（1）受早期SQ3沉積地貌影響，燈影組SQ4可以劃分為5個IV級層序界面。川北斜坡區(qū)發(fā)育SQ4-1、SQ4-2 和SQ4-3，古隆起高部位區(qū)發(fā)育SQ4-3、SQ4-4和SQ4-5，其中SQ4-3 在川中古隆起和川北斜坡區(qū)為等時沉積。

（2）川北斜坡區(qū)和川中古隆起燈影組SQ4 沉積體系域分布具有差異性。川北斜坡區(qū)燈影組SQ4由下向上為低位體系域和海侵體系域沉積，低位體系域具為多期丘核—凝塊石灘沉積，海侵體系域為丘間—丘核—砂屑灘—丘蓋沉積。川中古隆起高石梯—磨溪地區(qū)SQ4由下向上為海侵體系域和高位體系域沉積，其中海侵體系域與川北斜坡區(qū)為等時沉積，高位體系域為丘間—砂屑灘—凝塊石灘—丘坪沉積。

（3）川北斜坡區(qū)燈影組SQ4低位體系域和高位體系域具有良好的巖性圈閉空間配置關(guān)系。古隆起北斜坡SQ4-1、SQ4-2 兩套低位域面積分布達1 834 km2和4 578 km2，是巖性圈閉勘探的有利區(qū)。

圖9 川中古隆起北斜坡SQ4-2 分布圖Fig.9 Distribution of SQ4-2 on northern slope of central Sichuan paleo-uplift