四川盆地埃迪卡拉晚期层序地层特征和沉积演化

彭瀚霖，马奎，张玺华，文龙，王云龙，田兴旺，李勇，杨岱林，钟佳倚，孙奕婷，任纪博，豆霜

1.中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院，成都 610041

2.中国石油西南油气田分公司川西北气矿，四川江油 621700

0 引言

2004年，地科联地层委员会将新元古界最上部一个系正式命名为埃迪卡拉系（Ediacaran System），这套层系与中国震旦系为基本等时的地层单位[1]。该时期构造运动对四川盆地震旦系灯影组沉积、储层和成藏具有重要控制作用，在川中古隆起德阳—安岳震旦系灯影组发现了我国年代最古老、规模最大的天然气藏。继古隆起突破之后，中国石油于2018年在川北斜坡构造部署了风险探井JT1井，在钻遇目的层灯影组四段时获得良好的油气显示。JT1井的勘探发现，证实川北斜坡构造背景下，灯影组四段能够发育优质丘滩相储层和岩性圈闭。研究表明，川北灯影组发育巨厚沉积型台缘带，是岩性油气藏勘探有利区[2]。

研究表明，四川盆地震旦纪至中寒武世经历了2幕桐湾运动，主要表现为升降运动，并形成了2 个区域不整合面，对应形成了盆地II 级层序界面[3]。在II级层序的约束下，多个学者对灯影组的III 级层序进行划分，但层序界面的识别和地层格架有较大差异[4-6]。其中，一些学者通过对川中—川西灯影组层划分为4个III级层序，认为灯影组SQ3和SQ4早期海侵和晚期高位体系域控制了丘滩相优质储层分布，拓展了川中古隆起高石梯—磨溪台内地区灯四段天然气勘探范围[6-8]。随着灯影组勘探方向逐渐转向古隆起外围斜坡区，III 级层序的划分不能满足这种非构造继承性的岩性—地层圈闭预测需求。因此，有必要开展川中古隆起—川北斜坡区灯影组沉积晚期高频层序地层划分和对比，建立层序地层格架，分析不同层序地层格架控制下的沉积演化规律。这不仅有利于深化研究区沉积体系认识，而且对于进一步预测川北斜坡区灯影组地层—岩性圈闭、指导油气勘探具有重要作用。

1 区域地质背景

研究表明，从Rodinia 超大陆裂解到冈瓦纳大陆汇聚，华南陆块也由此前的裂谷阶段转化为东冈瓦纳大陆的俯冲—汇聚阶段。在埃迪卡拉纪（震旦纪），四川盆地处于冈瓦纳汇聚构造背景，并在盆地形成了前震旦系古裂陷[9-10]。加上盆地基底强烈褶皱、岩浆侵入和区域变质作用，造成了川中为刚性的隆起基底，川西和川北为塑性的坳陷基底，形成盆地隆坳相间的地貌格局[11-12]。盆地震旦系陡山沱组和灯影组是在该古地貌背景下发育的补偿沉积地层，灯影组的沉积厚度能够反映沉积前的古地貌格局[13-14]。

由于川中古隆起在南华纪—震旦纪就开始形成雏形[15]，造成了灯影组的沉积厚度具有差异性。灯影组厚度从川中古隆起高石梯—磨溪至川北斜坡射洪—九龙山方向具有明显增厚的特征（图1，2）。这种厚度分布特征与陡山沱组基本一致，说明灯影组的沉积古地貌和陡山沱组具有继承性，也揭示了川中古隆起、川北斜坡古地貌特征。这种古地貌和厚度的差异，对川中古隆起—川北斜坡区灯影组SQ4 地层充填和沉积演化具有重要的控制作用。

图1 四川盆地及周缘震旦系灯影组沉积厚度图Fig.1 Sedimentary thickness map of Sinian Dengying Formation in Sichuan Basin and its periphery

图2 川中古隆起—川北斜坡区震旦系—下寒武统地层对比图（导航见图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 层序地层特征

2.1 高频层序划分

高频层序一般是指IV以上基准面旋回产生的沉积响应，利用旋回地层学和事件地层学的原理可对III 级层序地层格架内进行IV 级、V 级等高频层序划分和对比[16-17]。碳酸盐沉积对海平面变化的反映十分敏感，当海水深度超过透光带，碳酸盐生长就会受到抑制。因此，碳酸盐岩性纵向分布可作为高频层序界面的识别标志。而测井曲线具有等间距采样的特点，数据序列连续、纵向分辨率高，特别是自然伽马曲线能够敏感地反映碳酸盐岩地层中的岩性变化，可以作为识别高频旋回的有效手段[18]。

本研究根据以上研究方法和手段，在前人关于灯影组III 级层序的划分标准基础上[6-8]，利用岩性和测井特征，对灯影组SQ4 开展IV 级层序划分。结果表明，SQ4 可划分出5 个IV 级层序，川北斜坡区以JT1 井为代表的SQ4 可以划分为SQ4-1、SQ4-2 和SQ4-3 三个IV 级层序（图3），而川中古隆起以MX52井为代表的SQ4 可识别出SQ4-3、SQ4-4 和SQ4-5 三个IV级层序（图4），其中SQ4-3在川北斜坡区和川中古隆起高石梯—磨溪地区具有等时性。

图3 JT1 井灯影组综合柱状图Fig.3 Synthetic histogram of well JT1,Dengying Formation

图4 MX52 井灯影组综合柱状图Fig.4 Synthetic histogram of well MX52,Dengying Formation

2.1.1 SQ4-1层序特征

SQ4-1 是在SQ3 经历了海侵后达到最大海泛面之后开始沉积的碳酸盐地层。相比于SQ3段高GR，GR 曲线形态平缓且低值。JT1 井SQ4-1 层序主要位于SQ3顶部的砂屑云岩之上，向上发育粉晶云岩、藻云岩和凝块云岩，为向上变粗的沉积序列。研究表明，海平面变化会导致的碳酸盐岩碳同位素发生分馏作用，组成发生变化。因此，δ13C 可作为海平面变化的重要替代指标[19]。当海平面增加时，碳酸盐岩的δ13C增加，反之则减小。δ13C向上逐渐偏负，反映了海平面不断下降，有利微生物碳酸盐岩生长，并向广海方向进积。

2.1.2 SQ4-2层序特征

SQ4-2是沉积在SQ4-1之上的第二套IV级层序。δ13C 向上逐渐偏负，自然伽马曲线整体偏低平滑，沉积时期海平面相对下降，发生进积作用。岩性主要为含泥晶凝块云岩，夹杂少量薄层藻云岩，岩性互层且交替出现。

2.1.3 SQ4-3层序特征

从岩性组合特征、测井曲线分析来看，SQ4-3 在川中古隆起和川北斜坡区沉积特征相似。川北斜坡区JT1井SQ4-3底部以藻云岩与SQ4-2顶部的凝块云岩为分界，明显的自然伽马正偏移特征。纵向上由多个藻云岩—泥粉晶云岩或砂屑云岩—泥/粉晶云岩沉积，为向上变细的沉积旋回。川中古隆起MX52井SQ4-3岩性主要以泥质云岩，含少量藻凝块云岩和藻砂屑云岩，底部泥质云岩与SQ3 顶部的藻凝块云岩为界，岩性组合与川北斜坡区JT1井相似。自然伽马值整体偏高，存在两个齿状高值区。

2.1.4 SQ4-4层序特征

层序底界砂屑云岩与SQ4-3 顶界面泥晶云岩为分界线。由于海平面下降，可容纳空间的增速小于碳酸盐的产能速率，沉积物向斜坡地貌低洼进积或加积，形成了大量颗粒砂屑云岩等。自然伽马值曲线且平缓且偏低值，为高能沉积产物。

2.1.5 SQ4-5层序特征

SQ4-5 层序底界藻凝块云岩与SQ4-4 顶界面泥晶云岩为分界线。海平面下降，水体能量增强，发育凝块云岩和砂屑云岩。由于含硅质层沉积，自然伽马局部明显增大。同时受桐湾II 幕运动发生抬升，导致SQ4-5在遭受不同程度的剥蚀。

2.2 层序地层格架特征

灯影组沉积期，川北斜坡区—川中古隆起具有东南高、西北低的古地貌格局，是典型的斜坡形碳酸盐台地沉积[20]。海水由北部广海向南逐渐侵入，川北斜坡区先于川中古隆起沉积，造成两地区灯影组SQ4内部的IV 级层序沉积具有差异性。此外，川中古隆起早期SQ3沉积后古地貌差异，也能造成SQ4内部的IV级层序沉积厚度和分布特征具有较大差异。具体表现在以下3个方面。

（1）灯影组SQ3为早期海侵、晚期高位的沉积体系，SQ3 沉积晚期达到最大海泛面后，海平面开始下降[7]。川北斜坡区由于位于海平面附近，且处于台地边缘，水动力环境强，碳酸盐产能速率快，沉积SQ4-1和SQ4-2，如JT1 井（图5）。而古隆起高石梯—磨溪完全暴露于海平面之上，基本不产生碳酸盐沉积，导致缺失SQ4-1和SQ4-2沉积，如MX52、GS20井。

（2）川北斜坡区经SQ4-1和SQ4-2沉积和填平补齐之后，与川中磨溪地区古地貌差异性变小，但高石梯地区还是位于古地貌高部位，总体为北低南高的格局。造成了海侵体系域只在川北斜坡区和川中古隆起磨溪北部有沉积，而磨溪南部和高石梯地区由于受SQ3沉积后东北方向展布早期台缘影响[6]，处于海泛面之上的古地貌高部位，暴露在海平面之上，SQ3沉积较薄或缺失。

（3）受SQ3早期台缘控制，高石梯处于海平面之上的古地貌高部位，缺失SQ4-4 地层沉积地层，如GS20、GS21 井（图5，6）。而川北斜坡区由于处于海平面之下深水环境古地貌斜坡低部位，地层沉积很薄，在岩性上难以区分，如JT1 井。经过SQ4-4 沉积后，开始沉积SQ4-5。古隆起高石梯—磨溪地区古地貌基本填平补齐，而海平面开始进一步下降，SQ4-5在高石梯—磨溪地区广泛沉积。同样，川北斜坡区由于古地貌低和水体环境影响，碳酸盐产能速率低，地层沉积薄且难以区分。同时受桐湾II幕抬升被强烈剥蚀，导致沉积地层缺失。

图5 川北斜坡区—川中古隆起灯影组沉积晚期高频层序地层连井对比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

图6 川中古隆起灯影组沉积晚期高频层序地层连井对比Fig.6 High-frequency sequence stratigraphic interwell correlation in the late sedimentary period of Dengying Formation,central Sichuan paleo-uplift

3 层序格架下体系域沉积特征

研究认为，任何级别的完整层序都可划分为3个体系域，即低位体系域、海侵体系域和高位体系域[21-22]。通过层序地层格架和沉积演化分析，建立了川中—川北灯影组SQ4 沉积层序充填模式，认为在川中—川北灯影组SQ4由下而上可划分为低位体系域、海侵体系域和高位体系域（图7），不同体系域的沉积和空间分布存在较大差异。

图7 川中古隆起至北斜坡灯影组体系域地震剖面（上）和沉积模式图（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 低位体系域沉积

低位体系域沉积形成于海平面不断下降至最低位，且低于碳酸盐台地边缘，主要指SQ4-1 和SQ4-2沉积期。由于碳酸盐的生长速率小于可容纳空间的增长速率，表现为沉积物由向可容纳空间大的斜坡低洼区进积或加积作用，纵向由下至上发育多期丘核—凝块石滩叠置的沉积演化（图3）。以凝块石滩沉积为主，厚度141 m，占比66.8%。凝块石主要是母岩泥晶云岩或藻云岩发生近距离搬运过程中形成的一种颗粒岩，是典型的海平面下降形成的他生碳酸盐沉积产物[7]。与此同时，在低位体系域沉积期，由于高石梯—磨溪地区处于古隆起构造高部位，完全暴露于海平面之上，不产生碳酸盐沉积，导致缺失SQ4-1和SQ4-2沉积记录。

碳酸盐低位体系域通常可以形成优质岩溶储层，在海平面下降处于低位时期，斜坡区分布的微生物丘和颗粒滩体遭受风化，形成孔洞发育、储层厚度大的岩溶储层。JT1井的灯影组SQ4-1和SQ4-2存在多个准同生岩溶界面，表明发生多期岩溶暴露，丘滩相溶蚀孔洞非常发育，厚度达159 m，平均孔隙度3.4%。

3.2 海侵体系域沉积

该阶段主要形成于SQ4-3 沉积期。由于海平面快速上升并向南侵入，水体整体较深、水动力条件较弱，营养物质相对缺乏，微生物生长沉积速度慢，难以跟上海平面变化速率，表现为盆地向台地方向加积和退积作用，形成丘间—丘核—砂屑滩—丘盖沉积演化（图3，4）。丘间相沉积以泥粉晶云岩为主，丘核相藻凝块云岩和砂屑滩相砂屑云岩厚度较小，顶部的泥晶云岩和藻纹层云岩组成丘盖相沉积，反映了受海侵影响水体加深的沉积环境[23]。

由于海侵体系域主要为云坪相低能碳酸盐沉积，微生物丘和颗粒滩相沉积物相对欠发育。即使经后期桐湾II 幕抬升和强烈溶蚀改造，储集层仍然欠发育。如JT1 井SQ4-3 储层以溶蚀孔为主，厚度18.6 m，平均孔隙度2.6%。MX52 井SQ4-3 储层厚度13.5 m，平均孔隙度2.55%。

3.3 高位体系域沉积

当海平面不断上升达到最大海泛面之后，开始下降，形成高位体系域，主要指SQ4-4 和SQ4-5 沉积期。该时期，川中古隆起碳酸盐的沉积速率达到最高，超过海平面升降速率，有利于微生物丘和颗粒滩相沉积。形成了“丘间—砂屑滩—凝块石滩—丘坪”的沉积演化，发育泥晶云岩—砂屑云岩—凝块云岩—藻纹层云岩的岩性组合模式。高位体系域沉积早期，可容纳空间较大，碳酸盐产率不高，水动力条件弱，川中古隆起发生追捕型加积作用，形成丘间相泥晶云岩沉积。砂屑滩、丘核和丘坪沉积形成于高位体系域沉积晚期。高位体系域沉积晚期，海平面下降，导致可容纳空间速率小于海平面下降速率，碳酸盐沉积速率增大，水动力增强，向川北斜坡方向发生进积作用，有利于砂屑滩、凝块石滩沉积（图4，7）。

由于四川盆地发生桐湾II 幕运动，川中古隆起灯影组顶部的这套高位体系地层发生差异性抬升剥蚀，与寒武系地层形成区域不整合面。同时砂屑滩和凝块石滩这些高能微生物碳酸盐经过强烈地溶蚀作用，形成非常优质的岩溶风化壳储层，这套储集层在高石梯—磨溪地区大面积分布且稳定存在。

4 油气地质意义

以上分析表明川北斜坡区低位体系域颗粒滩相和藻丘相发育优质岩溶储集层，但主要分布在SQ4 中下部。而低位体系域通常是岩性—地层等隐蔽圈闭发育的主要场所，具有良好的储盖空间配置关系[24-25]。上覆的海侵体系域发育以台坪亚相的泥粉晶云岩为主，储层物性较差，能够形成盖层和遮挡条件。川中古隆起灯四段微生物丘相藻凝块云岩和颗粒滩相砂屑云岩形成于高位体系沉积阶段，分布于SQ4 中上部，经过桐湾II 幕岩溶改造，形成优质的丘滩复合体储层。通过广泛分布的海侵体系域能够与川北斜坡区低位体系域丘滩复合相岩溶储层进行分隔，导致形成两个不同的沉积和成藏体系。

根据高石梯—磨溪地区灯影组SQ4层序地层沉积模式，利用二维二、三维连片解释和钻井资料，对磨溪北斜坡灯影组IV层序SQ4-1、SQ4-2两套低位体系域层位进行对比和追踪，并编制了平面分布图（图8，9）。SQ4-1 在磨溪北斜坡总面积1 834 km2，SQ4-2 总面积4 578 km2，沿北东向展布，是古隆起北斜坡灯四段岩性圈闭勘探的有利区带。

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

5 结论

（1）受早期SQ3沉积地貌影响，灯影组SQ4可以划分为5个IV级层序界面。川北斜坡区发育SQ4-1、SQ4-2 和SQ4-3，古隆起高部位区发育SQ4-3、SQ4-4和SQ4-5，其中SQ4-3 在川中古隆起和川北斜坡区为等时沉积。

（2）川北斜坡区和川中古隆起灯影组SQ4 沉积体系域分布具有差异性。川北斜坡区灯影组SQ4由下向上为低位体系域和海侵体系域沉积，低位体系域具为多期丘核—凝块石滩沉积，海侵体系域为丘间—丘核—砂屑滩—丘盖沉积。川中古隆起高石梯—磨溪地区SQ4由下向上为海侵体系域和高位体系域沉积，其中海侵体系域与川北斜坡区为等时沉积，高位体系域为丘间—砂屑滩—凝块石滩—丘坪沉积。

（3）川北斜坡区灯影组SQ4低位体系域和高位体系域具有良好的岩性圈闭空间配置关系。古隆起北斜坡SQ4-1、SQ4-2 两套低位域面积分布达1 834 km2和4 578 km2，是岩性圈闭勘探的有利区。

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