中上揚子地區震旦紀燈影組沉積期碳酸鹽巖臺地古地理格局及有利儲集相帶分布規律

摘 要 【目的】中上揚子地區燈影組沉積期碳酸鹽巖臺地古地理格局及有利儲集相帶發育分布規律尚存爭議，阻礙了燈影組油氣勘探領域由綿陽—長寧拉張槽兩側向其他廣大地區拓展。【方法】通過中上揚子地區燈影組30余條剖面（鉆井）開展巖石類型劃分及沉積相分析，【結果】進一步明確丘灘相以塊狀砂屑/鮞粒白云巖及柱狀、穹窿狀疊層石白云巖為特征，呈環帶狀分布在中上揚子臺地（或內緩坡）邊緣，向外過渡為中—外緩坡風暴巖或斜坡—盆地相區的滑塌角礫白云巖、泥質白云巖、硅質巖等。由于丘灘的阻擋作用，其內側以低能的潮坪及潟湖沉積環境為主：其中潮坪相主要發育微生物紋層白云巖、穹窿—緩波狀疊層石白云巖、凝塊石白云巖夾砂屑白云巖、泥晶白云巖，縱向上常常形成米級—厘米級旋回；潟湖相主要由泥晶白云巖、含球粒/砂屑泥晶白云巖組成。相帶時空分布表明燈影組在中上揚子地區總體呈現出進積的沉積趨勢，內部包含2.5個層序，即三次進積（變淺）和兩次退積（變深）旋回。【結論】由于燈影組在臺地邊緣—斜坡區域普遍遭到剝蝕，以及燈影組沉積期上揚子臺地范圍遠超目前的板塊邊界，燈影組上部燈四段很少發現高能丘灘相帶。在此背景下，局部地區（如松林—巖孔地區、中揚子臺地周緣）燈影組中下部燈一段—燈二段（或蛤蟆井段、石板灘段）發育的丘灘相，是重要的有利儲集相帶。此外，處于海退體系域的燈二段中下部和燈四段上部（或相當層位）在中上揚子臺地（或內緩坡）內部廣泛發育微生物白云巖，也為儲層發育有利相帶。在中上揚子臺地微生物白云巖廣泛分布的背景下，進一步分析優質儲層發育機理與分布規律才是找到油氣接替區的關鍵。

關鍵詞 中上揚子地區；燈影組；碳酸鹽巖臺地；古地理格局；儲集相帶

第一作者簡介 丁一，男，1987年出生，博士，研究員，碳酸鹽巖沉積學、地球化學，E-mail： dingyi@cdut.edu.cn

通信作者 李智武，男，教授，構造地質學、石油地質學，E-mail： lizhiwu06@mail.cdut.edu.cn

中圖分類號 P512.2 文獻標志碼 A

0 引言

燈影組是四川盆地油氣勘探和研究最重要的層位之一，尤其是2010年以來綿陽—長寧拉張槽東側的安岳氣田和北斜坡含氣區相繼發現進一步證實了燈影組廣闊的勘探前景[1?2]。目前，燈影組的勘探仍主要圍繞拉張槽開展[2]，如何在拉張槽之外的廣闊區域找到油氣接替區是難點問題。過去的研究表明，燈影組優質儲層的發育明顯受巖相/沉積相控制，微生物白云巖（微生物紋層白云巖、疊層石白云巖、凝塊石白云巖等）以及其打碎形成的砂屑白云巖儲集性明顯好于泥晶白云巖等其他巖石類型[3?4]。因此，準確識別燈影組各種巖相的沉積環境，建立碳酸鹽巖臺地結構及演化過程，明確有利儲集相帶時空分布規律，將為燈影組油氣勘探領域的拓展提供重要參考。

除了揚子東南緣的南華盆地及鄂西海槽等少數硅質巖、灰巖沉積區外，在整個中上揚子地區燈影組幾乎都是以白云巖沉積為主[5?6]。過去已有大量的沉積相、油氣地質研究圍繞四川盆地內部的勘探熱點地區開展，揭示了微生物丘灘為儲層發育有利相帶[2?4，7?10]。然而，放眼整個中上揚子地區，燈影組沉積期碳酸鹽巖臺地結構及有利儲集相帶發育分布規律尚不明確，制約了勘探領域由綿陽—長寧拉張槽兩側向其余廣大地區拓展[1?2]。最新的研究基本肯定了中上揚子地區兩臺（上揚子臺地、中揚子臺地）夾一槽（鄂西海槽）的沉積格局，但不同學者刻畫古地理展布差異明顯[5?6，11?12]，需要進一步的平面上研究工作加以驗證和完善。近年來的研究認為四川盆地燈影組丘灘相微生物巖為有利儲集巖[3，7]。目前，中上揚子地區燈影組沉積相帶發育及遷移規律尚不明確，以至于不同學者在有利儲集相帶平面分布上難以形成統一認識[7，11?12]。此外，燈影組臺內和臺緣的巖相特征及差異仍然存在爭議：（1）經典的碳酸鹽巖臺地模式及燈影組同期的碳酸鹽巖臺地研究表明臺緣帶以高能的砂屑、鮞粒白云巖為特征[5，13?16]，而四川盆地及周緣地區燈影組以微生物白云巖、泥晶白云巖為主，缺少典型的臺緣相標志；（2）越來越多的證據表明綿陽—長寧拉張槽中段—南段主要為侵蝕成因[10]。拉張槽的侵蝕成因并不支持臺緣丘灘相在四川盆地內部廣泛發育。為了解決上述問題，基于數十條燈影組剖面及鉆井[5?6]（圖1），重點解析橫穿臺內—盆地方向上的巖相縱橫向變化，以重建燈影組沉積期中上揚子臺地相帶結構及遷移過程，并進一步明確有利儲集相帶的時空分布規律。

1 區域地質背景

研究區位于揚子地塊西部和中部的中上揚子地區（圖1）。通常認為揚子地塊在新元古代早期與華夏地塊碰撞，形成了統一的華南板塊[17]。此后，伴隨著Rodinia超大陸的裂解，華南板塊內部經歷了強烈的裂谷作用，呈現出地塹地壘格局[18?20]。經過成冰紀—早震旦世的填平補齊，中上揚子地區地貌高差減小，為碳酸鹽巖臺地的建立打下基礎[19?21]。到了晚震旦世燈影組沉積期，中上揚子地區總體上繼承了裂谷期形成的北西高、南東低沉積面貌：西部和東部分別發育上揚子臺地和中揚子臺地，兩臺地間被鄂西海槽分隔；臺地東南緣為南華盆地，以硅質巖沉積為特征[5?6]（圖1）。上揚子臺地具有明顯的陸表海鑲邊碳酸鹽巖臺地特征，高能丘灘相帶環臺地邊緣發育[6，12]。中揚子臺地表現為非對稱的孤立臺地，西緣宜昌地區呈現緩坡形態，南緣張家界地區表現為鑲邊臺地，高能丘灘相帶沿臺地（內緩坡）邊緣帶狀發育[5]。研究區北西高、南東低的沉積古地貌進一步控制了巖石地層的發育（圖2）。在南華盆地中，下震旦統陡山沱組常與成冰系冰磧巖整合接觸，巖性以頁巖與碳酸鹽巖互層為主，朝臺地方向碳酸鹽巖比例增加，并在臺地邊緣發育富磷夾層[19，22]。在上揚子地區的古陸周緣，陡山沱組通常超覆到基底之上，并相變為一套以砂巖、泥巖為主的地層，稱為觀音崖組[22]。燈影組與下伏陡山沱組整合接觸，在中上揚子臺地上以碳酸鹽巖為主，往古陸方向碎屑巖夾層增加，向南華盆地轉變為留茶坡組硅質巖[5?6，22]。

在上揚子臺地相區，燈影組自下而上可進一步劃分為四個巖相段：燈一段以泥晶白云巖為主，偶見砂屑、鮞粒白云巖；燈二段中下部發育多種微生物白云巖并伴生葡萄狀構造，之上以泥晶白云巖夾微生物白云巖為特征；燈三段以富含陸源碎屑為特征；燈四段下部以泥晶白云巖為主，上部微生物白云巖增加[6，22]。中揚子三峽地區，燈影組自下而上可以劃分為蛤蟆井段、石板灘段和白馬沱段，總體表現為兩套白云巖夾一套灰巖[5，22]。其中，蛤蟆井段、白馬沱段巖性主要為顆粒白云巖及微生物白云巖；石板灘段發育薄板狀灰巖，偶夾顆粒白云巖及微生物白云巖，與蛤蟆井段、白馬沱段呈楔狀展布，具有向臺內方向尖滅，朝鄂西海槽方向厚度比例增加的趨勢[5]。燈影組可以劃分為2.5個層序：上揚子地區燈一段—燈二段中下部構成層序1海退體系域，燈二段上部發育微生物白云巖—泥晶白云巖—微生物白云巖的海侵—海退旋回組成層序2，燈三段碎屑巖和燈四段泥晶白云巖—微生物白云巖序列分別構成層序3海侵體系域和海退體系域[6]；中揚子三峽地區層序1海退體系域以蛤蟆井段顆粒白云巖、微生物白云巖為代表，石板灘段的灰巖及其中顆粒白云巖夾層構成層序2海侵—海退體系域及層序3海侵體系域，白馬沱段的顆粒白云巖及微生物白云巖構成層序3海退體系域[5]。受桐灣運動及全球海平面下降影響，在整個中上揚子地區燈影組頂部普遍發育不整合面，其上的寒武系紐芬蘭統（如麥地坪組、巖家河組等）在臺地上缺失嚴重，以灰巖、白云巖及磷塊巖沉積為主，在周緣的盆地相區轉換為連續的留茶坡組硅質巖沉積[5?6，22?23]。在隨后的大幅海侵背景下，中上揚子地區廣泛發育黑色頁巖（如牛蹄塘組、水井沱組），該套頁巖向古陸方向砂質含量增加[17，22?23]。

2 燈影組淺水臺地沉積相類型及分布

除了上揚子地區燈三段可見混合沉積，中揚子三峽地區石板灘段可見灰巖之外，燈影組在中上揚子臺地相區幾乎均發育白云巖。鑒于石板灘段灰巖為風暴影響的中—外緩坡沉積，留茶坡組硅質巖屬于斜坡—盆地相沉積已經得到學界廣泛認同，前人據此分別在中、上揚子地區建立了緩坡臺地和陸表海碳酸鹽巖臺地沉積模式[5?6，22?23]，本文著重解析燈影組沉積期碳酸鹽巖臺地相（或內緩坡）的白云巖巖相組合變化。通過綜合分析研究區30 余條剖面（鉆井），發現燈影組沉積期上揚子臺地和中揚子臺地具有類似的巖相組合（表1），可以大體歸納為三種沉積相帶：（1）丘灘相，以發育塊狀鮞粒白云巖、砂屑白云巖及丘狀疊層石建造為標志；（2）潮坪相，以微生物紋層白云巖、穹窿—緩波狀疊層石白云巖、凝塊石白云巖等微生物巖形成的米級、分米級旋回為特征；（3）潟湖相，主要發育泥晶（泥質）白云巖、含球粒/砂屑泥晶白云巖及泥晶砂質白云巖（表2）。丘灘相大致沿前人刻畫的碳酸鹽巖臺地—斜坡（內—中緩坡）邊界分布[5?6，12]：在上揚子地區該種相帶主要發育在燈影組下部燈一段（如蓬探1井、資陽1井、清平剖面、北斗山剖面），在梅子灣、白家壩和魚鱗剖面[24]發育于燈二段，在巖孔—松林地區燈一段—燈二段均有發育；中揚子地區該種相帶在部分剖面發育于燈影組下部的蛤蟆井段（如三岔、白鷺埡、田坪剖面）或上部的白馬沱段（如廟河剖面），不少剖面可見該種相帶反復進積—退積，多次出現在燈影組不同部位（如白果坪、曉峰河、燈影峽、武山、薛家店[25]及鄧家崖剖面[26]）（圖1）。潮坪和潟湖相廣泛分布在中上揚子碳酸鹽巖臺地上，在絕大部分剖面/鉆井（除魚鱗剖面、廟河剖面、ZK102井外）均有發育（圖1）。這兩種相帶的分布范圍與葡萄狀白云巖的分布范圍大致一致，本次研究剖面/鉆井燈二段中下部（或相應層段）發育這兩種相帶的層段基本伴生了葡萄狀構造（圖1）。

2.1 丘灘相巖相類型及組合

丘灘相主要出現在內緩坡及臺地邊緣（圖1），發育三種巖石類型：鮞粒白云巖、砂屑白云巖及疊層石白云巖。這三種巖相均是以塊狀產出為主，最大單層厚度可達十米（圖3a，b）。相對于鮞粒白云巖和砂屑白云巖，疊層石白云巖的分布更為局限且更靠近斜坡方向，僅見于北斗山、田坪等少數剖面。縱向上，在北斗山剖面可見顆粒白云巖與疊層石白云巖呈交替式疊置產出。鮞粒白云巖及砂屑白云巖的顆粒直徑通常集中在0.5～2 mm，局部可達細礫級（gt;2 mm），分選和圓度均較好，顆粒支撐為主，顆粒間發育櫛殼狀白云石、粒狀白云石兩世代膠結物（圖3c～e）。櫛殼狀白云石呈等厚環邊狀沿縫壁生長（圖3e），為典型的海底膠結物；粒狀白云石在櫛殼狀白云石基礎上進一步向孔洞中心充填，為埋藏期孔隙水沉淀產物[15]。底部和層間均常發育沖刷面，其上伴生滯留礫石（圖3f）。層內可發育板狀、槽狀、楔狀等多種交錯層理（圖3g）。塊狀疊層石白云巖總體呈現出塊狀—丘狀建造，核心由破碎的，相互交織的柱狀、穹窿狀疊層石組成（圖3h），其內部組構與潮坪相的微生物紋層白云巖、疊層石白云巖類似，鏡下可見絲狀紋層結構。

2.2 潮坪相巖相類型及組合

潮坪相在整個中上揚子臺地廣泛發育，以微生物紋層白云巖、穹窿—緩波狀疊層石白云巖、凝塊石白云巖三種巖相為特征，局部夾砂屑白云巖、泥晶白云巖。與丘灘相的疊層石白云巖相比，潮坪相的微生物白云巖單層厚度通常較薄，因此縱向上常形成米級—分米級旋回。其中，微生物紋層白云巖出現在旋回頂部，局部發育鳥眼、帳篷、干縮角礫化等暴露構造（圖4a），鏡下見絲狀，微球粒狀的紋層（圖4b）。穹窿—緩波狀疊層石白云巖表現為紋層具有更大的起伏（圖4c），與微生物紋層白云巖發育類似的微觀結構，通常向上過渡為微生物紋層白云巖。凝塊石白云巖宏觀發育斑塊狀結構（圖4d），顯微鏡下見暗色凝塊及絲狀，微球粒狀結構，其間也發育亮晶膠結物（圖4e）。凝塊石白云巖通常以中層狀或透鏡狀產出，向上過渡為疊層石白云巖。砂屑白云巖通常以中層狀—厚層狀產出于各種上述微生物白云巖及泥晶白云巖之中，底部和內部常常發育沖刷面及伴生的滯留沉積（圖4f），砂屑內部具有明顯的微生物/泥晶結構（圖4g）。此外，上揚子地區燈影組二段微生物白云巖通常與葡萄狀白云巖伴生。本次研究發現中揚子地區曉峰河、白鷺埡等剖面也具有類似的特征（圖4h），說明葡萄狀白云巖不僅具有地層對比意義[6]，可能還是內緩坡（或局限臺地）潮坪相的指示標志（見下文討論）。

2.3 潟湖相巖相類型及組合

潟湖相與潮坪相在垂向上疊置出現，主要由泥晶白云巖、含球粒/砂屑泥晶白云巖組成，在部分地區（如川北）還發育泥晶泥質白云巖、泥晶砂質白云巖及泥巖、砂巖夾層。局部層段也可夾少量的微生物白云巖。其中，泥晶白云巖通常呈中層—塊狀層產出，部分層段連續厚度可達數十米（圖5a），主要由均一的泥晶白云石組成（圖5b），局部含有球粒、砂礫屑，過渡為含球粒/砂礫屑泥晶白云巖（圖5c）。泥晶泥質白云巖因富含黏土質，常發育水平層理（圖5d）。在砂質/砂屑泥晶白云巖中（圖5e），有時可見粒序層及丘狀交錯層理（圖5f）。

3 討論

3.1 碳酸鹽巖臺地結構及相帶組合模式

碳酸鹽巖臺地根據坡折帶位置及陡峭程度可以劃分為鑲邊臺地（陸棚）、斜緩坡及遠端變陡緩坡三大類型：（1）鑲邊臺地具有高聳的臺地邊緣和陡峭的臺緣斜坡，臺地邊緣發育高能丘灘沉積環境，臺前斜坡以滑塌及重力流沉積為主；（2）等斜緩坡則表現為寬緩的斜坡，從濱外到深水盆地逐漸過渡沒有明顯坡折，內緩坡邊緣的高能丘灘帶之外為中緩坡風暴巖沉積；（3）遠端變陡緩坡的內緩坡—外緩坡與等斜緩坡類似，斜坡坡折出現在外緩坡與深水盆地之間[13?15]。值得注意的是，無論鑲邊碳酸鹽巖臺地還是緩坡碳酸鹽巖臺地，其臺地（或內緩坡）邊緣的波浪作用帶均發育高能顆粒灘沉積[13?15]。本文報道的丘灘相鮞粒/砂屑白云巖具有單層厚度大、顆粒粗，并伴生各種交錯層理、沖刷侵蝕構造，且產出于上揚子臺地與斜坡（或中揚子臺地內緩坡與中緩坡）過渡帶（圖1），可對應現今巴哈馬臺地邊緣及西澳大利亞鯊魚灣內緩坡邊緣的顆粒灘沉積[15]。丘灘相的疊層石白云巖具有丘狀—塊狀產狀，內部的疊層石起伏大，并伴有破碎的現象，加之其與顆粒灘伴生并更靠斜坡的產出位置，說明其為灘前高能環境形成的微生物丘。

由于臺緣（內緩坡邊緣）微生物丘和顆粒灘的遮擋，其內側通常處于局限低能狀態，發育潮坪及潟湖環境[13?15]。微生物紋層白云巖、疊層石白云巖常發育各種暴露構造，充分說明其為潮間—潮上沉積環境。泥晶白云巖、砂屑白云巖、凝塊石白云巖與上述兩種巖相可以形成米級甚至分米級旋回，也印證了其為淺水潮下的潟湖沉積環境[5?6]。此外，在露頭出露受限的情況下，米級旋回側向延伸可達數十米（圖6a），進一步說明臺內總體具有平坦的地形，沒有明顯的丘狀建造，符合潮坪環境的地貌特征。值得一提的是，潮坪環境也發育砂屑白云巖，其單層厚度較薄，且底部常發育沖刷面，砂屑內部可見微生物結構，指示其為潮渠遷移的產物，并非真正的灘相沉積[5?6，27?28]。潟湖環境主要發育中層—塊狀的泥晶白云巖，局部可見水平層理，部分層段連續厚度可達數十米，屬于穩定的局限潮下低能沉積產物。偶見砂質混入，并伴生粒序層及丘狀交錯層理，說明有間歇性的風暴影響[5?6，29]。從平面分布來看，中上揚子臺地內部的燈影組剖面幾乎只發育潮坪和潟湖環境的巖相（圖1），也進一步說明這兩種沉積環境位于局限臺內。燈二段（或相應層段）潮坪相的多種微生物白云巖和潟湖相的泥晶白云巖還常與葡萄狀構造伴生。該種構造主要由“微型”鐘乳石狀的核心以及附著其生長的多種“放射狀或放射纖維狀”膠結物組成，賦存于切割圍巖的復雜洞穴系統（圖4h）。這些孔洞及先期的鐘乳石狀核心與準同生期的巖溶作用有關[30?31]。總體上，臺內潮坪—潟湖沉積環境由于水體極淺，容易受到海平面波動影響，解釋了整個中上揚子地區燈影組下部潮坪—潟湖相沉積普遍發育葡萄狀白云巖等溶蝕暴露現象。此外，橫切中揚子臺地的連井剖面揭示葡萄狀白云巖僅在以潮坪相微生物白云巖沉積為主的曉峰河剖面發育，而在以丘灘顆粒白云巖沉積為主的燈影峽剖面和以中緩坡風暴巖沉積為主的廟河剖面均沒有發育，也支持葡萄狀白云巖的形成與局限潮坪—潟湖環境的反復暴露有關。

野外露頭橫向對比及鉆井勘探揭示不同剖面（鉆井）相同地層位置的微生物巖豐度及巖相組合存在明顯差異，說明潮坪和潟湖環境不光在垂向上疊置，其在橫向上也呈現出交替出現的特征（圖7，8）。這種相帶組合模式類似于Pratt et al.[32]針對陸表海碳酸鹽巖臺地提出的潮坪島模式，即臺內總體為潟湖環境，潟湖內部廣泛發育互不相連的潮坪呈島嶼狀分布。該種模式與其他學者提出的臺內丘灘—灘間模式比較類似[4，7?9]。上述證據表明上揚子和中揚子臺地燈影組沉積期具有類似的相帶結構：臺地（或內緩坡）邊緣發育高能的微生物丘和顆粒灘復合體，其內側發育潮坪島及潟湖沉積，外側的斜坡具有較大的坡度變化，在不同地區表現為受風暴浪影響的中—外緩坡或重力流影響的陡坡（圖1、圖6b，c、圖9）[5?6]。此外，近年來越來越多的地層學證據（燈影組與下寒武統側向削截、燈影組碳同位素偏移缺失、麥地坪組小殼生物發現）表明綿陽—長寧拉張槽中段—南段燈三段—燈四段普遍缺失，指示該區拉張槽為侵蝕成因（圖10）[10，33?34]，而并非相變。因此，真正的深水沉積僅存在于綿陽—長寧拉張槽北段廣元一帶[6]，對四川盆地內部燈影組沉積格局影響不大（圖1，9）。

3.2 碳酸鹽巖臺地演化及相帶遷移規律

從時空分布上看，丘灘相絕大部分出現在上揚子臺地邊緣燈影組下部的燈一段（如北斗山剖面）或中揚子臺地西側內緩坡邊緣的蛤蟆井段（如白鷺埡剖面），僅有少數剖面（如燈影峽剖面）丘灘相在石板灘段及白馬沱段下部發育（圖1，7，8）。廟河剖面丘灘相的發育位置比較特殊，出現在白馬沱段上部（圖1，7）。其中，在燈一段或蛤蟆井段出現了丘灘相的剖面（鉆井），其燈影組頂部均演化為潮坪—潟湖相（圖1，7，8）。該特征說明燈影組沉積期盡管經歷了多個次級的進積—退積旋回，但總體上進積的沉積趨勢，早期的臺地（或內緩坡）邊緣丘灘到末期均演變成了局限潮坪—潟湖沉積環境。反觀丘灘相出現在燈影組頂部的廟河剖面，其燈影組中下部的石板灘段主要由風暴灰巖組成，表明丘灘相往中緩坡進積（圖1，7）。綜上所述，中上揚子地區燈影組總體上表現出進積的沉積趨勢。

上揚子地區的巖孔、松林、梅子灣剖面及中揚子的曉峰河、燈影峽等剖面進一步記錄了丘灘相的三次進積和兩次退積[5]。與此同時，上揚子臺內的楊壩等剖面同樣記錄了三次變淺和兩次加深的演化過程[6]。因此，中上揚子臺地燈影組可以劃分為2.5個層序對應碳酸鹽巖臺地的三次進積和兩次退積，控制了相帶的遷移和時空分布（圖10）。層序1海退體系域對應燈影組下部（燈一段—燈二段中部及蛤蟆井段），以潟湖及高能丘灘相向上演化為潮坪沉積為特征，代表第一次變淺及進積（圖1，7，8）。層序2在上揚子地區位于燈二段上部，與層序1之間未發育明顯不整合，兩者以沉積趨勢的轉變為界線。層序2海侵體系域表現為丘灘的退積以及潟湖相泥晶白云巖增多；海退體系域由于燈二段/燈三段不整合面伴生的剝蝕作用保存較差（圖1、8），僅在川北地區可見潟湖相泥晶白云巖向上逐步過渡為潮坪相微生物巖的變淺序列[6]。中揚子地區，層序2海侵體系域也表現為沉積趨勢突然變深：燈影峽剖面可見石板灘段中緩坡灰巖直接覆蓋于蛤蟆井段的鮞粒白云巖之上，內緩坡的曉峰河剖面由潮坪沉積向上變深為潟湖沉積，后演化為丘灘沉積，指示臺地退積（圖1，7）。隨后的海退體系域記錄了丘灘和潮坪相的再次進積（圖1，7）。層序3在上揚子地區位于燈三段—燈四段中，由于震旦紀—寒武紀之交的暴露侵蝕作用常常發育不全（圖8）。其海侵體系域以燈三段碎屑巖為特征；海退體系域位于燈四段，通常呈現出潟湖相泥晶白云巖向上過渡為潮坪相微生物白云巖的趨勢（圖1，8）。中揚子地區，層序3與層序2類似，同樣表現為中緩坡灰巖沉積向內緩坡超覆，之后丘灘及潮坪相向中緩坡進積的完整海侵—海退旋回（圖1，7）。

另外一方面，由于震旦紀—寒武紀之交的暴露侵蝕作用，以及上揚子碳酸鹽巖臺地范圍遠遠超出現今板塊邊界，導致現存的丘灘相帶多發育于燈一段—燈二段下部（或相當層位）。在燈影組沉積初期，上揚子碳酸鹽巖臺地北緣的高能丘灘相帶僅在綿陽—長寧拉張槽北部的深水區周緣發育（如清平剖面），以及臺地東緣的魚鱗及松林—北斗山剖面一帶零星可見（圖1）。理論上，在碳酸鹽巖臺地進積背景下，丘灘相帶會進一步向上述地區外圍遷移。然而，上述地區及其外圍正是桐灣運動造成燈影組缺失最為嚴重的地區，拉張槽內及松林—北斗山地區燈影組常常缺失至燈二段中部（圖1，8，10）[6，33，35]。由此可見，上揚子地區燈影組上部（燈四段）尚未發現高能丘灘相帶，可能與桐灣運動造成的地層缺失有關。此外，在靠近板塊邊界的孔玉、關山等剖面，燈影組仍是以臺內潟湖—潮坪沉積為特征（圖1），說明上揚子臺地燈影組沉積期碳酸鹽巖臺地范圍遠遠超出目前的板塊邊界，臺緣丘灘相帶由于板塊間的碰撞擠壓沒能夠保存下來。中揚子地區，燈影組蛤蟆井段的臺緣（或內緩坡外緣）高能丘灘相帶廣泛沿孤立臺地周緣廣泛分布（圖1，7）。與上揚子臺地邊緣情況類似，中揚子南緣的三岔剖面一帶也是燈影組上部剝蝕嚴重的地區[5]，導致燈影組白馬沱段的高能丘灘相帶被剝蝕。相比之下，中揚子臺地西緣，燈影組發育完整，廟河等剖面燈影組白馬沱段發育顆粒白云巖，保留了高能丘灘相帶進積的證據。

3.3 有利儲集相帶發育分布規律意義

考慮到微生物白云巖及其打碎形成的砂屑白云巖儲集性明顯好于泥晶白云巖等其他巖石類型[3?4]，理論上微生物巖及顆粒白云巖發育的相帶都可以作為有利儲集相帶。在整個中上揚子臺地內部，燈二段下部和燈四段上部或相當層位（即層序1上部，層序3上部）總體處于海退體系域，臺地（或內緩坡）內部多以潮坪相微生物白云巖沉積為主[5?6]，為儲層發育的有利層段（圖1，10）。上揚子臺地拉張槽兩側及臺地東緣局部地區燈影組中下部（燈一段—燈二段）發育臺緣丘灘相，也是儲層發育的有利相帶（圖1，10）。相比之下，中揚子地區燈影組中下部（大致相當于蛤蟆井段—石板灘段）的丘灘相分布較廣且厚度相對較大，可以作為有利儲集相帶優先開展勘探研究。燈影組上部丘灘帶（大致相當于白馬沱段）零星發育于中揚子臺地西緣，同樣是相對有利儲集相帶發育的位置（圖1，10）。無論是物性測試還是實際勘探效果，均揭示燈影組微生物白云巖的儲集性在不同地區不同層段具有巨大差異[3?4]。由此可見，微生物白云巖僅僅是優質儲層形成的物質基礎，成巖作用是進一步控制優質儲層能否形成的關鍵因素。前人針對不同地區的燈影組開展了大量的儲層研究工作，已經明確同沉積巖溶、表生巖溶、埋藏溶蝕、烴類充注等作用是燈影組優質儲層形成的主要建設性因素[3?4]。但目前對各種建設性因素的時空分布以及優質儲層分布規律尚缺乏深入了解，僅僅明確拉張槽兩側是埋藏溶蝕和烴類充注的有利區。因此，在中上揚子臺地內部燈二段中下部和燈四段上部普遍發育微生物白云巖的背景下，進一步分析優質儲層發育機理與分布規律才是找到油氣接替區的關鍵。

4 結論

（1） 中上揚子地區燈影組沉積期碳酸鹽巖臺地主要發育丘灘、潮坪、潟湖三種相帶。其中，丘灘相發育于臺地（或內緩坡）邊緣，以發育塊狀鮞粒白云巖、砂屑白云巖及丘狀疊層石建造為標志。由于丘灘的遮擋，碳酸鹽巖臺地內部（或內緩坡）廣泛發育潮坪及潟湖環境。潮坪相以微生物紋層白云巖、穹窿—緩波狀疊層石白云巖、凝塊石白云巖等微生物巖形成的米級、分米級旋回為特征。潟湖相主要發育泥晶（泥質）白云巖、含球粒/砂屑泥晶白云巖及泥晶砂質白云巖。

（2） 中上揚子地區燈影組總體上表現出進積的沉積趨勢，進一步分析丘灘相的進積—退積以及臺內的變深—變淺序列表明燈影組可以劃分為2.5個層序，對應了碳酸鹽巖臺地的三次進積和兩次退積。由于燈二段上部—燈四段在臺地邊緣—斜坡（或內緩坡外緣—中緩坡）區域廣泛缺失，以及燈影組沉積期上揚子碳酸鹽巖臺地范圍遠遠超出現今板塊邊界，導致現存的臺緣（或內緩坡邊緣）丘灘相帶多發育于上揚子地區燈一段—燈二段下部（或中揚子地區蛤蟆井段—石板灘段）。

（3） 在整個中上揚子地區，燈二段中下部和燈四段上部（或相當層位）總體處于海退體系域，臺地廣泛發育潮坪相微生物白云巖，為儲層發育的有利相帶。此外，臺地（或內緩坡）邊緣燈影組下部燈一段—燈二段（或蛤蟆井段—石板灘段）發育的臺緣丘灘相，盡管分布相對較少，也是重要的有利儲集相帶。在中上揚子臺地內部燈二段中下部和燈四段上部普遍發育微生物白云巖的背景下，進一步分析優質儲層發育機理與分布規律才是找到油氣接替區的關鍵。

致謝 感謝編輯部老師及三位審稿專家給出的建設性意見。

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基金項目：國家自然科學基金項目（42372140，U2344209）［Foundation： National Natural Science Foundation of China， No. 42372140， U2344209］