四川盆地寒武纪龙王庙组沉积相演化及石油地质意义

张玺华，罗文军，文龙，罗冰，彭翰霖，夏茂龙

（中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院，四川 成都 610041）

0 引言

海相碳酸盐岩是我国油气勘探的重要领域。2011年，中国石油在四川盆地寒武纪龙王庙组古老碳酸盐岩油气勘探取得重大战略发现，发现国内单体储量规模最大的海相碳酸盐岩整装气藏，龙王庙组有利相带发育分布规律是四川盆地古老深层碳酸盐岩油气勘探及研究工作重点和难点。针对四川盆地范围以及盆地内某区块的寒武纪沉积相研究，不同学者已经不同程度开展过工作［1-7］，但对于早寒武世龙王庙期属于“缓坡”或“碳酸盐岩台地”沉积环境存在不同观点。

碳酸盐沉积相研究中，国外典型的相模式被广泛借鉴［8-16］，碳酸盐岩缓坡模式原定义为浅水的、平缓的坡地（坡度一般小于1°），缺乏明显的沉积坡折，岩性从内缓坡—中缓坡—外缓坡呈均匀逐渐变化，颗粒滩仅发育在近岸区。碳酸盐岩台地则定义为平的顶，具有陡峻边缘坡折的浅水碳酸盐岩沉积。碳酸盐岩台地模式和缓坡模式最大的区别在于前者的高能礁滩相带处于面临广海的台地坡折处及台内微地貌高部位，而缓坡模式的高能滩相是处于靠岸边地带，同时碳酸盐岩台地由于高能台缘相带的障蔽作用，通常造成台地内部与广海水体交换不顺，台地内部发育大规模的膏岩澙湖相沉积。

本文基于层序地层学研究思路，将寒武纪龙王庙组划分为不同沉积旋回，利用野外及钻井资料对早寒武世龙王庙沉积相及演化进行了研究，明确沉积相时空演化规律，并分析了寒武纪龙王庙组滩相发育区，指出龙王庙组为下一步勘探有利区。

1 寒武纪龙王庙组地层特征

龙王庙组由卢衍豪1941年命名于云南昆明市西山滇池西岸的龙王庙附近。四川盆地内与龙王庙组代表同一套地层的有南江-旺苍小区的孔明洞组、川东-渝南小区的清虚洞组、恩施咸丰小区和城口-巫溪小区的石龙洞组。

龙王庙组位于下寒武统顶部，是碎屑岩陆棚之上的一套碳酸盐岩台地建造，与其下以砂岩、砂质泥岩、云岩、泥岩为主的沧浪铺组及其上砂质白云岩、泥晶白云岩及砂岩为主的高台组为整合接触。

1.1 沉积背景分析

早寒武世，四川盆地乐山-龙女寺古隆起的形成对下古生界的沉积有一定的控制作用。由于寒武纪为连续沉积，且寒武纪沉积初期的筇竹寺组及沧浪铺组在盆地内广泛分布，故通过对筇竹寺组及沧浪铺组地层厚度研究，可以分析龙王庙组沉积期的古地貌特征。筇竹寺组地层厚度分布受德阳-安岳克拉通内裂陷控制，在裂陷内部呈带状厚层展布，裂陷外侧地层厚度较薄。这表明，筇竹寺组沉积主要是对灯影组沉积期形成的德阳-安岳克拉通内裂陷进行填平补齐，乐山-龙女寺古隆起此时尚未形成。沧浪铺组沉积期，盆地内部地层厚度自西向东逐步增大，古隆起的同沉积响应明显，表现为隆起区地层厚度薄、隆起斜坡部位厚度大的特征，表明早寒武世沧浪铺期乐山-龙女寺古隆起已经具有雏形，对龙王庙组沉积起到控制作用。

1.2 地层分布特征

四川盆地西部龙王庙组受加里东运动的影响遭受不同程度剥蚀，地层保存不完整。盆地西南部雅安地区几乎全部剥蚀，资阳地区剥蚀严重，川中地区龙王庙组厚度90～100 m，垫江—合川一带龙王庙组厚度120～180 m，盆地内部龙王庙组地层厚度总体具有自西向东增厚特征，此特征表明龙王庙沉积期继承了沧浪铺沉积格局，受乐山-龙女寺古隆起的控制作用。乐山-龙女寺古隆起区在龙王庙组地层厚度薄，古隆起斜坡及古隆起周边地层厚度增大。四川盆地东缘奉节-利川-秀山地区龙王庙组地层呈厚层带状分布，厚度可达200 m以上，湖南、湖北地区龙王庙组急剧减薄，慈利-怀化地区龙王庙组地层厚度减薄至80 m（见图1）。

图1 四川盆地及周缘龙王庙组地层厚度分布

2 龙王庙组沉积旋回划分

根据岩性及电性分析，结合沉积旋回特征，四川盆地龙王庙组可分为2个向上变浅的沉积旋回。在高石梯-磨溪地区，2个旋回垂向自下而上发育泥质条带云岩、颗粒云岩及混积作用的砂泥质云岩，旋回界线为龙王庙组中部高GR段的纹层泥质条带白云岩（见图2）。

在磨溪地区上下旋回滩体呈块状沉积特征，龙旋回界线GR电测曲线仅表现为低幅度起伏变化。在川东-川南地区钻井钻遇地层（如座3、宫深1、利1井）均可划分2期沉积旋回，2期旋回界线均表现为GR高值的泥质云岩特征，可在井间展开对比。

图2 高石梯-磨溪地区寒武纪龙王庙组沉积旋回划分及特征

3 四川盆地龙王庙组沉积相分析

基于对盆地内40余口钻井及盆地周边11条野外剖面龙王庙组的研究，结合区域沉积沉积背景，认为龙王庙期四川盆地发育3类沉积相及7个亚相（见表1）。

表1 四川盆地龙王庙组沉积相划分

3.1 混积潮坪

混积潮坪发育于向陆一侧近岸带，地势平缓，环境局限，以潮汐作用控制为主，沉积界面处于平均海平面附近。区内的潮坪平面分布于西部靠近康滇及其他古陆一带，总体表现出碎屑岩和碳酸盐岩的混合沉积。根据沉积物质和特征的差异，可分为泥云坪及砂云坪，成像测井背景以较亮橙色为主；自然伽马曲线为中高齿状起伏，伽马值平均43 API左右。泥云坪主要发育于龙王庙组顶部，厚度几米至十几米不等，岩性为泥质泥晶云岩，岩心较致密；砂云坪岩性以砂质云岩为主，平面上主要分布在广元、威远、峨眉等地。在川中高石梯地区龙王庙组中部发育混积潮坪亚相，即高伽马段，厚度10 m左右，磨溪地区龙王庙组中部该相带不发育。

3.2 颗粒滩

岩性以亮晶砂屑云岩、残余砂屑云岩及细晶云岩（细晶云岩在阴极发光下可明显看到颗粒轮廓，为颗粒岩重结晶强烈形成）为主，见砂砾屑云岩、鲕粒云岩及少量生屑云岩［17-18］。成像测井以橙色为主，局部呈斑杂块状，斑杂带为溶蚀孔洞发育段；自然伽马曲线形态平直（见图3）。滩体在地震剖面上具有明显的“亮点”反射特征，垂向上叠置、横向上连片分布。颗粒滩亚相发育的颗粒云岩粒间溶孔及晶间溶孔，是川中地区有利储集相带类型［19］。

3.3 滩间海

分为滩间云泥与滩间含生屑云泥2个微相，成像测井以橙色为主；纹层状、块状互层；自然伽马曲线形态齿状起伏，具有下部高、向上逐渐变低的特征，伽马值在20～45 API（见图3）。滩间云泥微相岩性为深灰色泥晶云岩，夹泥质纹层或泥质条带；滩间含生屑灰泥微相岩性为生屑泥晶云岩或含生屑泥晶云岩，岩心普遍较致密，溶孔及针孔不发育。

图3 川中地区龙王庙组沉积相综合识别模板

3.4 澙湖

局限-蒸发澙湖岩性表现为膏岩、膏质白云岩、白云质膏岩、砂质膏岩、盐岩等，其电性主要表现为锯齿状底GR的特征，目前已有剖面及钻井（如座3井）证明膏岩及盐岩的存在。由于钻遇膏岩的井均为老井，测井系列不全，不能建立相应的识别模板，但在地震反射特征上表现为“亮点”强反射。该亚相平面上主要分布在重庆—泸州一带，纵向上发育在上旋回，而龙王庙组下旋回膏岩沉积不发育。

3.5 台坪

主要发育在局限台地内地貌较平缓的浅水沉积环境，水动力较弱，水体较局限，常沉积一些泥晶云岩，厚度及分布均较为稳定。如南川三汇剖面上部厚50余米的晶粒白云岩，为水体环境稳定的云坪沉积，其中偶夹一些薄层砂屑云岩，为水体动荡将先期沉积物打碎形成的颗粒。总体而言，沉积水动力平静稳定。

3.6 台地边缘滩

该亚相为浅水台地与深水斜坡之间坡折部分，在地形上为台地平缓地形向斜坡相对高角度地形的转折带。台地边缘滩是指位于台地边缘的浅滩，常常带状平行于台地边缘展布，规模一般较大，分布较为稳定。由于位于古地貌高部位，台地边缘滩易受白云岩化及岩溶作用，为碳酸盐岩台地储层最为发育的有利相区。根据龙王庙组的研究，结合野外剖面资料分析认为，四川盆地龙王庙组台地边缘滩分布在盆地东部利川、奉节地区，宽度可延展至湖南、湖北等地，沿奉节—恩施—秀山一线呈近南北向带状分布。

3.7 斜坡-盆地相

斜坡-盆地相广泛发育在渝东北城口—陕南镇巴—紫阳—安康—岚皋—竹山与黔东北—湘西2个地区。该相区水深一般处于风暴天气浪基面以下，因而除阵发性滑塌和重力流事件以及海啸事件外，水体安静；其沉积以深灰、黑灰色泥质纹层，泥质条带的薄板状、瘤状泥灰岩、泥质泥屑灰岩，灰黑色灰质泥岩、页岩或薄层硅质岩为特征，并见浊积岩和滑塌岩。台地边缘至斜坡-盆地相变界线位于遵义—正安—秀山和湘西花垣—桑植一带。

川中地区钻井取心资料丰富，据此建立混积潮坪、台内颗粒滩及滩间海等沉积亚相识别模板（见图3）。

4 早寒武世龙王庙组沉积演化特征

沉积相决定岩石岩性或某岩性组合的分布，故可根据岩性等单因素的分布规律来反推沉积相的分布。研究根据颗粒白云岩、灰岩、含砂质碳酸盐岩以及石膏岩等分布规律来探讨龙王庙组沉积相的时空演化及展布特征。

4.1 龙王庙组下旋回沉积特征

四川盆地龙王庙组下旋回总体表现为向上变浅的沉积特征，川中地区尤为明显。其下旋回底部由于初期海侵，形成了龙王庙组下部的泥质条带或泥质纹层云岩及泥晶云岩。随着水体逐渐变浅，水体能量逐渐变高，沉积物则以颗粒白云岩为主，下旋回末期高石梯地区由于水体变浅，陆源进积，形成了以砂质云岩为主的混积潮坪沉积。

四川盆地龙王庙组下旋回沉积期自西向东岩相岩性逐步变化，分别发育混积潮坪、内缓坡颗粒滩、外缓坡、盆地相沉积（见图4）。盆地西边，如峨眉张山剖面，表现为受陆源物质影响的砂岩、云质砂岩等，向东至乐山范店、老龙1井区，碎屑逐渐减少，出现白云岩，到资阳地区演变为砂质白云岩，直至磨溪-高石梯地区，岩性主要为晶粒云岩及颗粒云岩。川东、川南至湖南地区下旋回岩性则为灰岩、泥灰岩、泥页岩，厚度较稳定，总体变化不大。钻井证实：由于微地貌的影响，四川盆地龙王庙组下旋回滩体仅发育在川中地区，为碳酸盐岩缓坡的近岸区发育滩体的特征（见图4），不存在明显台地边缘相变带及膏岩分布，表现为明显的碳酸盐岩缓坡沉积特征。

图4 四川盆地及周缘龙王庙下旋回岩相古地理分布

4.2 龙王庙组上旋回沉积特征

龙王庙组上旋回亦表现向上变浅的沉积特征，但盆地不同部位上旋回岩性组合存在明显差异，相变特征明显。川中安岳地区下部发育海侵期薄层泥质云岩，随着海平面变浅，逐渐发育粉砂质云岩、颗粒云岩，其中颗粒滩厚度较大。盆地向东过渡至重庆—泸州一带，龙王庙组上旋回则表现为下部泥质云岩、向上过渡为膏岩的旋回特征，座3井证实膏岩最厚可达上百米，优势相为以膏岩为主的澙湖相沉积。而奉节-利川地区上旋回沉积期则发育厚层块状颗粒滩相云岩，其中利1井上旋回颗粒云岩厚度近80 m，表明龙王庙组上旋回沉积期川东地区颗粒滩快速加积，形成台缘高能相带，易于白云岩化，为储层发育有利区。

平面上，盆地及周缘整体龙王庙组上旋回呈现“两隆一凹”的沉积格局。川中安岳地区继承早期古地貌高的特点，发育台内滩相沉积，而重庆—泸州为古地貌洼地，川东—湘西由于快速隆升作用形成高能台地边缘礁滩相（见图5），湘西花垣地区龙王庙组地层厚度急剧增加至300 m以上，其中上旋回可见台地边缘藻礁，可见大量附枝藻及肾型藻化石，单体规模大，向上加积生长可形成抗浪骨架，在尼科尔森藻及葛万藻的黏结作用下，可形成抗浪骨架的大规模生物礁。曾允孚、郑荣才等也认为，花垣地区龙王庙组藻礁具有单体规模大的特征，礁体单体长可达2～6 km，具有抗浪特征（见图6）。同时在贵州三都、铜仁、湖南大庸及凤凰等地，均在龙王庙组上旋回发育浊流、滑塌角砾岩、重力流沉积［4-5］，表明龙王庙组上旋回沉积期，整体坡度已经较为陡峻。湘西花垣李梅剖面清虚洞组上旋回沉积厚度达360 m，发育高能颗粒滩相云岩，而位于湘西王村剖面龙王庙组上旋回发育泥晶云岩，厚度约60 m，两者相距仅为30 km，地层坡脚大相变特征明显，此差异表明该地区位于台缘边缘高能相带—深水相的转换区。以上特征表明，该时期为明显的碳酸盐岩台地沉积特征［13-15］。

龙王庙组上旋回另一大沉积特征就是发育膏岩澙湖沉积。分析认为，川东、湘西地区在上旋回沉积快速加积隆升形成台地边缘相带，从而造成了台地内部局限水体的沉积环境，导致重庆-泸州地区龙王庙组上旋回发育厚层膏岩澙湖相沉积（见图5）。

图5 四川盆地及周缘龙王庙上旋回岩相古地理分布

图6 湘西花垣龙王庙组缓坡-台缘生物藻礁演化特征

4.3 龙王庙组沉积演化过程

寒武纪沧浪铺沉积期，乐山-龙女寺古隆起具备雏形，寒武纪龙王庙组2期沉积旋回。龙王庙组下旋回沉积期乐山-龙女寺古隆起区表现为水下古地貌高地，受其控制，四川盆地表现为西高东低古地貌格局，龙王庙组岩相自西向东表现为混积潮坪砂泥质云岩-颗粒滩-局限泥晶云岩、泥质云岩-灰岩、泥灰岩的缓坡模式沉积特征。

龙王庙组上旋回沉积期，四川盆地表现为“两隆一凹”的沉积地貌特征。自盆地西缘向东至湘西地区分别发育混积潮坪-台内滩-澙湖-台缘带-斜坡、盆地相沉积。川中地区为古地貌高部位，发育台内颗粒滩相沉积，重庆—泸州一线沉积地貌低洼，发育膏岩澙湖沉积（如座3井，膏岩厚度达近百米），川东-湘西地区快速隆升发育台缘滩相沉积，湘西及川东北地区发育斜坡相沉积。上旋回台缘带-斜坡相的坡折沉积转换特征表明，该时期古地貌发生变化，整体表现为台地沉积模式（见图7）。

图7 四川盆地寒武纪龙王庙组沉积相演化模式示意

5 结论

1）四川盆地龙王庙期发育2期沉积旋回，其中下旋回主要表现为碳酸盐岩缓坡的特征，上旋回表现为碳酸盐岩台地特征，四川盆地龙王庙沉积末期完成碳酸盐岩缓坡至台地演化。

2）颗粒滩相沉积为龙王庙组优质储层的形成基础，其中川中地区龙王庙组上、下旋回颗粒滩叠置发育，厚度大，同时临近受加里东运动影响的龙王庙组剥蚀区，岩溶作用发育，颗粒滩相溶蚀孔洞白云岩储层发育。川中地区龙王庙组气藏溶蚀孔洞储层储集性能极佳，目前已建成110×108m3产能，为目前深化勘探最有利区域。

3）龙王庙组上旋回沉积期，四川盆地发育“两隆一凹”的沉积格局。川东地区龙王庙组上旋回沉积期快速隆升，发育厚层台缘颗粒滩相沉积，由于位于海平面附近，白云岩化及岩溶作用强烈，可形成优质台地边缘颗粒云岩优质储层，具备优越的储集性能。

4）二叠纪—三叠纪，寒武纪烃源岩进入生油高峰期。四川盆地龙王庙组于二叠纪之后的构造演化过程中，川中地区逐步成为盆地构造高部位，油气有向川中地区运移的趋势，且其滩相岩溶层大面积发育，有利于龙王庙组形成规模性气藏。重庆—泸州一线发育膏质澙湖沉积，膏岩对于油气封堵能力强，厚层膏岩将射洪-磨溪台内滩、奉节-利川-石柱台地边缘滩相分隔为2个独立滩相储层发育岩性带，且川东地区龙王庙组构造众多，有利于油气原位聚集和保存，可形成大规模的构造-岩性气藏，为下一步四川盆地龙王庙组寻找大型构造-岩性气藏勘探有利区。