四川盆地东南缘清虚洞组层序-岩相古地理特征及其油气地质意义

冯伟明, 谢　渊, 刘建清, 林家善, 陈　果

(1.中国地质调查局 成都地质调查中心,成都 610081； 2.国土资源部沉积盆地与油气资源重点实验室,成都 610081；

3.中国石油川庆钻探公司 勘探开发地质研究院,成都610062)



四川盆地东南缘清虚洞组层序-岩相古地理特征及其油气地质意义

冯伟明1,2, 谢渊1,2, 刘建清1,2, 林家善1,2, 陈果3

(1.中国地质调查局 成都地质调查中心,成都 610081； 2.国土资源部沉积盆地与油气资源重点实验室,成都 610081；

3.中国石油川庆钻探公司 勘探开发地质研究院,成都610062)

[摘要]通过对钻井岩屑描述、测井资料解释、野外露头观察、岩石薄片鉴定和样品测试数据的综合分析，将四川盆地东南缘下寒武统清虚洞组划分为1个Ⅲ级层序和3个准层序组，在准层序组内又划分出体系域，在此基础上对清虚洞组层序地层学特征进行了分析，编制了各准层序组沉积体系域的层序-岩相古地理图。sq1-TST期，受持续海侵影响，主要为开阔台地沉积，浅滩规模较小；sq1-HST期局限台地潮坪-潟湖相沉积较发育。sq2-TST期台内滩沉积最为发育，也是清虚洞组颗粒滩相储层最发育的层位；sq2-HST期沉积格局演变为局限台地潮坪环境。sq3准层序组仅残留高位体系域沉积记录，属于频繁暴露的潮坪环境，以膏岩类沉积为主要特征，为灯影组和清虚洞组天然气藏重要的区域性致密盖层发育层位。

[关键词]清虚洞组;层序地层;岩相古地理;四川盆地

Characteristics of sequence-based lithofacies and paleogeography of

Qingxudong Formation on the southeast margin of Sichuan Basin, China

FENG Wei-ming1,2, XIE Yuan1,2, LIU Jian-qing1,2, LIN Jia-shan1,2, CHEN Guo3

2005年，中国石油在川中威远构造钻探了威寒1井，该井在下寒武统龙王庙组(相当于清虚洞组)首次发现了孔隙性白云岩气藏，并获得工业气流[1]。龙王庙组孔隙性气藏的首次发现，引起了油气勘探界对这一层位的重视。之后，中国石油在川中安岳气田磨溪区块寒武系龙王庙组中发现目前国内单体规模最大的特大型海相碳酸盐岩整装气藏[2]。

四川盆地的东南边缘，其南紧邻黔中古隆起，其西邻近川中古隆起，油气地质条件优越，具有良好油气勘探前景；但缺乏对该地区清虚洞组层序地层和沉积相精细研究，针对清虚洞组的油气勘探也非常薄弱。为了拓展川东南地区新的勘探领域，作者以区域地质背景、地表露头剖面、录井岩屑和测井曲线等综合研究为基础，以碳酸盐层序分析为技术路线，层序-古地理制图为技术手段，详细地研究了四川盆地东南缘清虚洞组岩相古地理特征、台内滩以及膏盐湖的分布规律，为天然气勘探选区提供依据，加快清虚洞组的勘探步伐。

1地质背景

燕山期由于太平洋板块的斜向俯冲，形成对扬子板块的挤压，导致齐岳山基底断裂两侧强烈褶皱和断裂；喜马拉雅期挤压褶皱最终形成现今四川盆地东南部的构造格局[3-5]。本文研究区的构造位置为：部分位于川南低陡构造带内，仅丁山1井所处的丁山构造属于川东高陡构造带，其余部分位于黔北娄山褶皱带内，其中齐岳山断裂横穿研究区(图1)。地理位置为西起四川省古蔺县，东至贵州省遵义市，南起贵州省大方县，北至重庆市綦江县。

图1　四川盆地东南缘位置示意图[4,5]Fig.1　Location of the southeast edge of Sichuan Basin

川东、黔北和鄂西地区的清虚洞组与川西、滇东地区的龙王庙组是龙王庙阶同时异相的地层，区域上可对比。清虚洞组与下伏金顶山组、上覆高台组均呈整合接触，以金顶山组碎屑岩结束、高台组泥质白云岩或粉砂质泥岩出现作为其界面的识别标志；区内地层厚度稳定，为139~218 m；古生物化石主要发育三叶虫和腕足类，自下而上可建立2个化石带：下段主要为Redlichiamurakamii-Hoffeteiia带，上段主要为Redlichiaguizhouensis带。下段灰岩中的生物化石结构保存完整，上段白云岩中的生物化石多为残余结构，仅含有少量生物碎片[5,6]。

2沉积相与层序地层

2.1沉积相划分

通过系统的地表剖面测量、钻井岩屑观察及镜下薄片鉴定分析，表明清虚洞组下部以灰岩为主，上部则以白云岩为主，薄层泥岩夹层比较常见。其中灰岩可细分为泥-微晶灰岩、鲕粒灰岩、砂屑灰岩以及含泥质灰岩等；白云岩可细分为泥-微晶白云岩、砂屑白云岩、鲕粒白云岩、晶粒白云岩、含泥质白云岩及膏质白云岩等。根据大量的剖面沉积微相分析结果，可以确定上扬子地区清虚洞组碳酸盐岩沉积组合特征符合碳酸盐台地沉积特征[6-8]，将四川盆地东南缘清虚洞组划分为局限台地和开阔台地相带。局限台地可进一步划分为潮坪、潟湖、台内滩3种亚相，开阔台地则可划分为浅滩、滩间以及台坪亚相(表1)。研究区及邻区清虚洞组的沉积相特征,之前有人已做详细描述[5-8]，鉴于篇幅所限，不再阐述。

2.2层序地层划分

层序地层划分的关键在于层序界面的识别。研究区及邻区清虚洞组可识别出2个Ⅲ级层序界面和1个最大海泛面。2个Ⅲ级层序界面分别位于清虚洞组底部和顶部，上下层序界面均为古暴露面。清虚洞组底部层序界面也是清虚洞组与下伏的金顶山组之间的界线。金顶山组顶部普遍发育一套紫红色铁质砂岩或含砾粗砂岩(图2)，为海平面下降引起的暴露地表标志。底部Ⅲ级层序界面之上为清虚洞组深灰色鲕粒灰岩或泥晶灰岩，清虚洞组底界表现为明显的岩性岩相转换面，为区域性海退折向区域性海侵形成的层序界面。清虚洞组顶界的古暴露面在鄂西以及黔东北地区表现为高台组底部的膏溶角砾岩覆盖在清虚洞组顶部藻纹层白云岩之上[9](图2)，膏溶角砾岩的存在反映了区域性海平面下降引起碳酸盐沉积物陆上暴露[10,11]。最大海泛面(MFS)分别发育于清虚洞组中部, 岩性主要为薄层深灰色泥页岩或泥灰岩。根据Ⅲ级层序界面和最大海泛面产出的位置以及层序内部的地层堆积样式，将清虚洞组划分出sq1—sq3三个准层序组，并可划分出海侵和高位体系域。此Ⅲ级层序在研究区内的岩相和岩性虽然变化比较大，位于不同沉积相带的准层序组基本上均可互相对应，在区域上具有良好的可对比性(图3)。

图2　丁山1井清虚洞组沉积相和层序地层综合柱状图Fig.2　Comprehensive column of sedimentary facies and sequence stratigraphy of Qingxudong Formation in Well DS-1

沉积相亚相微相岩性描述局限台地潮坪泥云坪、云坪、膏云坪、蒸发坪、潮道(含颗粒)泥-微晶云岩、藻纹层灰岩、泥质条带白云岩、膏质云岩、砂砾屑云岩潟湖泥灰质潟湖、泥云质潟湖、云灰质潟湖、灰云质潟湖、咸化潟湖泥质灰岩、泥质云岩、灰质云岩、云质灰岩、石膏岩、石盐岩台内滩鲕滩、砂屑滩鲕粒云岩、砂屑云岩开阔台地浅滩鲕滩、砂屑滩、生屑滩(含云质)鲕粒灰岩、砂屑灰岩、生物碎屑灰岩、鲕粒云岩、砂屑云岩滩间灰质滩间、泥灰质滩间、云灰质滩间泥-微晶灰岩、泥灰岩、白云质灰岩台坪泥质台坪、泥灰质台坪、泥质台坪泥页岩、泥晶灰岩、泥灰岩

3层序-岩相古地理特征

3.1层序-岩相古地理编图技术

传统的岩相古地理编图的主要缺点是等时性差，很难有效地反映同一时限内古地理特征和沉积相带展布规律。层序地层学理论认为，层序界面上发育有与海平面升降相关的物质标志，能够识别和对比。层序内部的准层序组或体系域是海平面统一上升和下降沉积旋回而形成的等时地质体，准层序组或体系域之间的界面也有相关的识别和对比标志[12-14]。根据旋回等时对比法则能够较好地解决同时异相地层之间的等时对比问题，所编制的层序-岩相古地理图具良好的等时性和预测性[12-15]。

图3　四川盆地东南缘下寒武统清虚洞组层序地层对比和地层格架Fig.3　The sequence stratigraphic correlation and the framework ofQingxudong Formation on the southeast edge of Sichuan Basin

本次研究以Ⅲ级层序界面、最大海泛面和准层序组界面为等时界面，选择准层序组的体系域为等时地层编图单元，编制颗粒岩等厚图、白云岩等厚图、膏质岩等厚图等单因素基础地质图件，采用压缩法和取优势相编图，在此基础上编制以准层序组的体系域为等时地层单元的层序-岩相古地理图[14,15]。

3.2层序-岩相古地理特征

四川盆地东南缘早寒武世古地理总体格局，与晚震旦世灯影末期的桐湾运动关系密切，川中隆起和黔中隆起雏形形成，并从水下缓慢隆升，研究区夹于川中古隆起与黔中古隆起之间。明心寺期和金顶山期陆源碎屑充填之后，清虚洞组沉积前，区内呈现西北低东南高的微古地貌差异。清虚洞组沉积初期的海平面上升，川东南江津一带开始出现大面积潟湖相膏盐岩，表明沉积格局已演变为浅水碳酸盐岩台地[5-8,16-18]。区域上潟湖主体呈NE—SW向展布，以泸州—江津一带为咸化潟湖中心，环咸化潟湖两侧发育有非咸化的潟湖以及台内滩，向古隆起方向则过渡为潮坪，向广海方向过渡为开阔台地、台地边缘、台缘斜坡以及盆地相[6-8]。

3.2.1sq1层序-岩相古地理特征

sq1准层序组厚度变化很大，为53~110.5 m。该准层序组属Ⅱ型层序，可划分为海侵(TST)和高位(HST)两个体系域(图2，图3)，海侵体系域厚度略大于高位体系域厚度。该准层序组属于缓慢海进-缓慢海退沉积旋回的产物。sq1准层序组具有开阔台地→局限台地沉积序列演化特征。

(1)sq1海侵体系域(sq1-TST)。清虚洞组沉积初期发生区域性海侵，相对海平面的快速上升，海水由东向西侵入，研究区开始进入海侵体系域沉积期，形成深灰色鲕粒灰岩直接覆盖于金顶山组红棕色碎屑岩之上。从海侵初期延续到最大海泛期，海平面逐渐缓慢上升,可容纳空间增长速率略大于沉积物生产率和堆积速率。海侵晚期的最大海泛期,区域上一般发育深灰色泥灰岩。沉积厚度受沉积期的古地形直接影响，海侵体系域厚度一般为40 m左右，而方深1井和习水良村剖面的厚度最大可达60 m。全区沉积环境相对较为单调，主要发育开阔台地相泥-微晶灰岩以及含白云质灰岩沉积，结合邻区地质资料推测赤水一带可能为局限台地相灰质白云岩。浅滩沉积呈星散状分布于区内的微古地理高部位，滩体规模较小，颗粒灰岩累计厚度一般小于15 m，岩性主要为亮晶鲕粒、生物屑、砂屑灰岩与白云质灰岩互层组合，其中丁山1井和习水良村、金沙岩孔、遵义松林剖面发育浅滩沉积(图4-A)。

图4　清虚洞组sq1层序-岩相古地理展布图Fig.4　The sequence-based lithofacies and palaeogeography of sq1 in Qingxudong Formation

(2)sq1高位体系域(sq1-HST)。受海平面缓慢下降的影响,可容纳空间缓慢递减, 但碳酸盐的生产率与堆积速率缓慢增加,加积作用占主要地位,形成向上变浅的沉积序列,具体表现为碳酸盐岩的白云化和膏化,其中以方深1井sq1高位体系域顶部的膏质白云岩最为典型。高位体系域厚度一般为35 m左右,最厚处位于方深1井,厚达48.5 m。沉积相带的展布格局受南部的黔中水下隆起和西北部川中水下隆起影响较大，在川东南泸州-江津一带形成长期的古地理拗陷，为潟湖的沉积中心。该期沉积相主要为局限台地相，其范围向东南方向扩大，整体上呈NE—SW向展布，其中以潟湖-潮坪亚相沉积最为发育。潟湖发育范围限于研究区西北部，海底地形平缓，水体局限宁静，导致各种生物不能大量繁殖，建隆也不发育。潮坪则主要分布在潟湖以东的大部分区域(图4-B)，岩性主要为藻纹层灰岩、藻纹层白云岩、灰质白云岩及泥质条带状白云岩；靠近黔中古隆起的研究区南部水体更浅，方深1井发育约8.5 m厚的膏云坪相含膏质白云岩。

3.2.2sq2层序-岩相古地理特征

sq2准层序组厚度变化较小，为45~62.5 m，可划分为TST和HST两个体系域(图2，图3)。海侵体系域厚度小于高位体系域厚度, 显示该准层序组属于TST

(1)sq2海侵体系域(sq2-TST)。海平面上升幅度较小,且持续时间较短,可容纳空间增长速率略大于沉积物生产率和堆积速率。海侵体系域沉积厚度一般在18~30 m，最厚处位于习水良村,厚达32.5 m。该期颗粒滩相带最发育, 也是清虚洞组最有利储层发育的层位。该期沉积格局演变较为复杂，自西北向东南方向，由局限台地相逐渐过渡为开阔台地相，由沉积相控制的岩性分异明显，局限台地潟湖亚相岩性主要为大套含黄铁矿膏泥-微晶白云岩以及灰质白云岩。局限台地台内滩大都呈点状分布于潟湖内部，岩性主要为含灰质鲕粒白云岩。滩体规模较小，厚度也较薄，一般小于5 m，因此未在古地理图上表示出来。开阔台地浅滩及滩间岩性主要为鲕粒灰岩或砂屑灰岩与泥微晶灰岩互层组合。开阔台地的浅滩规模相对较大，具有半环状沿潟湖边缘由西南向东北断续延伸分布的特点(图5-A)，其中金沙岩孔、习水良村剖面和丁山1井、方深1井的鲕粒、砂屑、生屑滩的累计厚度均大于12 m。潟湖周缘的颗粒浅滩群伴随有成规模的混合水与埋藏白云化作用，形成区域上最有利储层发育的相带。

图5　清虚洞组sq2层序-岩相古地理展布图Fig.5　The sequence-based lithofacies and palaeogeography of sq2 in Qingxudong Formation

图6　习水良村剖面清虚洞组sq2-HST微晶白云岩中的膏模孔Fig.6　Plaster mould hole of microcrystalline dolomite in the sq2-HST of Qingxudong Formation in Liangcun section

(2)sq2高位体系域(sq2-HST)。海水自西向东缓慢退出研究区，受海平面下降和可容空间递减的影响，可容纳空间增长速率小于碳酸盐生产率和堆积速率，形成向上变浅的加积—进积的浅水沉积序列，白云岩和膏盐岩比例明显增加，是重要的区域盖层发育层位。高位体系域沉积厚度普遍在26~40 m，最厚处位于丁山1井，厚达43.5 m。高位早期以局限台地潮下潟湖静水沉积为主；高位晚期受海平面大幅度下降、水循环受限和干旱炎热的气候影响，沉积相演化到相对稳定的潮间—潮上环境。围绕台内浅滩的微古地理高地主要发育潮上带薄层膏岩或膏质白云岩，其中以丁山1井发育潮上带薄层膏岩与藻纹层白云岩互层最为典型(图2)，丁山1井的膏云坪相膏岩类岩层最厚(图5-B)，累计厚度24.5 m。野外露头上原始的含膏质白云岩，长时间经过现代地表水的溶蚀，膏质成分极易被溶蚀掉[18]，残留石膏的晶形。其中习水良村、习水润南剖面sq2高位体系域的微晶白云岩中常见这种膏模孔(图6)，推测其原始沉积环境为潮上蒸发环境。研究区大部分区域则主要发育潮坪相泥质条带状白云岩或含藻屑灰质白云岩。总体上，台内滩相沉积不发育，但广泛发育的潮坪相膏岩不仅有利于油气藏的保存，同时由封存在膏岩中的高盐度地层水，为清虚洞组颗粒灰岩的蒸发回流或埋藏白云化作用提供重要的流体来源，进而为形成优质白云岩储层奠定基础。

3.2.3sq3层序-岩相古地理特征

该时期末由于同沉积期侵蚀影响，研究区少量的TST体系域沉积物遭受强烈剥蚀作用，仅残留HST沉积记录，属于缓慢海退沉积产物，其上被高台组沉积超覆。sq3准层序组厚度普遍在40~55 m；最厚处位于遵义松林，厚达60.5 m；厚度表现为自北东向南西方向减薄的趋势。海水由西向东持续缓慢退出，沉积物生产率和堆积速率大于可容纳空间增长速率，形成向上变浅并间歇性暴露的浅水沉积序列。残留的HST沉积相特征和展布格局与前期基本一致，海水主要聚集在相对低洼的区域，水体循环很差，气候干旱炎热，蒸发作用强烈，以发育近盆内古隆起局限台地潮坪-潟湖沉积体系为主，局部间或出现白云石化和膏化程度很高的台内滩相鲕粒或砂屑白云岩，但滩体规模很小，厚度有限，一般小于10 m(图7)。大面积分布频繁暴露的潮坪相泥质条带状白云岩、藻纹层白云岩、膏质白云岩和膏岩薄互层沉积组合，其中林1井sq3的蒸发坪相膏岩类岩层就厚达34.5 m。

图7　清虚洞组sq3-HST层序-岩相古地理展布图Fig.7　The sequence-based lithofacies andpalaeogeography of sq3-HST inQingxudong Formation

4油气地质意义

清虚洞组沉积期古地理高地上的台内滩广泛发育鲕粒砂屑灰岩，丁山1井和金沙岩孔一带长期处于古地理高地，颗粒岩累计厚度较大(图8)，若后期再经过埋藏白云石化改造，可形成清虚洞组优质储层。古地理低洼处咸化潟湖发育膏盐岩盖层，林1井长期处于古地理洼地，其膏质岩厚度可达60 m以上。钻井资料和地震剖面资料联合反演[19]表明林1井以北的清虚洞组膏岩连片分布，厚度具向北西增大趋势。该套膏质岩为清虚洞组或之下灯影组天然气藏的形成和保存提供了最重要的区域性致密盖层。

综合油气储层和盖层条件分析，林1井以北、丁山1井以西一带清虚洞组储层厚度普遍大于10 m，盖层厚度也较为理想，基本上都大于30 m(图8)，该区域的清虚洞组储层和盖层匹配最好，应该为清虚洞组勘探的重点区域。另外，林1井北西方向的赤水一带的清虚洞组颗粒碳酸盐岩储层厚度较小，清虚洞组勘探前景一般；但膏盐岩盖层厚度最大，推测厚度可达100 m以上，巨厚的膏盐岩对于灯影组储层也具有良好的封盖作用，因此笔者认为赤水一带的灯影组也是今后天然气勘探的重点方向。

图8　清虚洞组颗粒岩和膏质岩等厚图Fig.8　The grain rock and evaporates rockisopach map of Qingxudong Formation

5结 论

a.清虚洞组的底界为古暴露层序界面，顶界为岩性岩相转换面。将清虚洞组划分为1个Ⅲ级层序，3个准层序组。sq1和sq2均发育TST和HST，sq3只发育HST。sq1的TST主要为开阔台地相灰岩沉积，HST为局限台地潮坪相藻纹层白云岩、含泥质白云岩等沉积。sq2的TST在研究区西部主要发育局限台地潟湖相含膏质灰质白云岩、泥微晶白云岩，东部则主要为开阔台地相泥微晶灰岩沉积；sq2的HST以局限台地相膏质白云岩沉积为主。sq3的HST主要为局限台地潮坪相藻纹层白云岩、膏质白云岩沉积。

b.清虚洞组的白云岩储层主要集中在sq2和sq3，其中台内滩相储层纵向上主要分布在sq2的TST。盖层膏质岩主要集中在sq2和sq3的HST，厚度具有从北西向南东逐渐递减的趋势。综合油气储层和盖层条件分析，认为赤水一带具有良好的天然气勘探潜力。

作者在本文完成过程中得到西南石油大学彭军教授的大力支持，审稿专家对本文提出宝贵的修改意见，作者在此一并表示感谢。

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1.ChengduCenter,ChinaGeologicalSurvey,Chengdu610081,China;

2.KeyLaboratoryforSedimentaryBasinandOilandGasResources,MinistryofLandandResources,

Chengdu610081,China;

3.GeologicalExploration&DevelopmentResearchInstitute,CNPCChuanqingDrillingEngineering

CompanyLtd.,Chengdu610062,China

Abstract:The Lower Cambrian Qingxudong Formation on the southeast margin of Sichuan Basin can be divided into one Ⅲ-order sequences and 3 parasequence sets. A parasequence set can be divided into some systems tracts. On the basis of the analysis of Qingxudong Formation sequence stratigraphic characteristics, this paper compiles the sequence lithofacies-paleogeographic map of each systems tract. During the development of TST in sq1 parasequence set, because of the continuous transgression, the open platform facies develop in most regions, and the shoal size is very small. During the development of HST in sq1, there better develop the tidal flat and lagoon deposits of the restricted platform. During the development of TST in sq2, the beach facies deposits in the restricted platform most develop, and the grain beach sedimentary body also is the high quality reservoir in Qingxudong Formation. During the development of HST in sq2, the sedimentary pattern is evolved into the tidal flat environment of the restricted platform. In sq3 parasequence set, only HST sedimentary records have remained, belonging to the frequently exposed tidal flat environments. There, the gypsum rocks have most developed. sq3 parasequence set is one of the most important sets of the dense cap rock for the gas reservoirs of Dengying Formation and Qingxudong Formation.

Key words:Qingxudong Formation; sequence stratigraphy; lithofacies and paleogeography; Sichuan Basin

[文献标志码][分类号] TE121.3 A

DOI:10.3969/j.issn.1671-9727.2016.01.03

[文章编号]1671-9727(2016)01-0035-09

[收稿日期]2014-06-18。

[基金项目]中国地质调查局项目(12120115004101, 1212010782003)。

[第一作者] 冯伟明(1986-),男,硕士,工程师,从事沉积学与石油地质学研究, E-mail:fengweiming009@163.com。