在全球大型油气田中应用高分辨率层序地层学^[1]对测井、地震及岩性等资料进行综合分析日益成为地层识别与划分的主流，同时也表现了极强的优越性^[2]。众多学者在针对INPEFA技术和小波变换技术的使用中开展了一系列的层序地层划分工作，也取得了重要的研究进展。如王志坤等^[2]应用小波变换技术在鄂尔多斯盆地针对池10井划分出了延长组的6个三级层序；刘洛夫等^[3]运用INPEFA技术对长庆油区划分了5个准层序组；王梦琪等^[4]在高分辨率层序地层学的基础上，利用INPEFA技术在东营组二段识别出了5个基准面中期旋回和11个短期基准面旋回；寻知峰等^[5]应用小波变换技术在济阳凹陷石炭系—二叠系识别出了5个长期旋回和35个短期旋回；苗辰若等^[6]利用小波变换技术在新疆伊犁盆地共识别出了7个层序界面；周亚伟等^[7]根据INPEFA技术在东营组三段识别出了1个长期旋回和5个中期旋回，同时结合小波变换技术，划分出了46个短期旋回。

根据以往研究成果可知，INPEFA技术可以用来挖掘原始测井曲线中隐藏的地层发育趋势和模式，通过对GR_inpefa曲线不同级别趋势形态和拐点类型的分析，实现沉积层序的识别以及沉积环境的判定，从而确定层序界面划分旋回等级，进行地层对比等研究^[8]。将INPEFA技术应用到小层层序划分时存在曲线变化趋势不明显和人为误差因素的局限性，而小波变换可以通过改变小波系数，使其内部旋回更具稳定性。然而，应用小波变换技术在进行层序界面识别时的分辨率反而不如INPEFA技术处理的结果^[7]。因此，应用GR_inpefa曲线趋势和拐点，并结合小波变换来指导高频层序地层的划分工作，是对川东地区中寒武统高台组白云岩-蒸发岩共生地层进行划分与对比的有利选择，有助于提高川东地区中寒武统高台组白云岩-蒸发岩共生地层层序划分的准确性。

白云岩-蒸发岩共生地层在全球范围内分布广泛^[9]，其对古环境有较好的指示意义^[10]，全球碳酸盐岩地层-岩性大油气田中大多形成白云岩-蒸发岩储盖组合^[11]，众多专家学者的研究方向也开始向白云岩-蒸发岩共生地层转移^[12-14]，国际上在桑托斯盆地、阿姆河盆地等已经发现了很好的储盖组合^[15-16]，同时在国内的四川盆地寒武系也发现了大规模的白云岩-蒸发岩共生地层^[17]。由于中寒武统地层地质条件复杂，地震反射波频率普遍偏低，资料信噪比不高，此外钻井取心质量较差且数量和长度受限，导致川东地区中寒武统高台组白云岩-蒸发岩共生地层内部层序识别困难。结合已有的钻井、测井信息都只能对较高级别的层序界面和层序进行划分对比。为进一步实现对川东地区中寒武统高台组白云岩-蒸发岩共生地层的勘探开发，摆脱以往对地层层序定性划分的不足，实现高台组内部高频层序的精细划分，基于经典层序地层学理论，综合运用INPEFA技术和小波变换2种定量划分层序的方法，建立高频层序格架，分析高频层序格架内沉积相的分布，并探讨白云岩-蒸发岩共生地层与高频层序、GR_inpefa曲线和小波变换的对应关系，以期为川东地区中寒武统高台组白云岩-蒸发岩共生地层的油气勘探提供依据。

川东地区位于四川盆地东部，大致包括华蓥山以东、齐岳山以西，北抵大巴山，南达渝南（图 1a），行政区划上包括四川省的达州、开江、大竹、邻水等县市和重庆市的大部分地区，面积约5.5×10⁴ km²，区域构造上属于川东南中隆高陡构造区的东部。研究区中寒武统高台组为一套陆源碎屑岩、碳酸盐岩和蒸发岩共存的沉积组合，岩性主要为呈不等厚互层的泥质白云岩、白云质泥岩、白云质砂岩、暗色页岩及膏盐岩等，与下伏龙王庙组之间为假整合接触。因含有紫红色的泥岩、砂岩及白云岩，高台组有寒武系“上红层”之称。研究区寒武系白云岩-蒸发岩共生地层主要发育在龙王庙组、高台组和洗象池组。以丁山1井为例（图 1b），龙王庙组白云岩-蒸发岩共生地层岩性组合序列以厚层白云岩夹蒸发岩（B）和白云岩与蒸发岩互层（C）为主，共生地层厚度占龙王庙组地层总厚度比例小；高台组蒸发岩频繁发育，岩性组合序列种类较多，发育厚层白云岩夹蒸发岩（B）、白云岩与蒸发岩互层（C）及蒸发岩上覆厚层白云岩（D）；洗象池组白云岩-蒸发岩共生地层岩性组合序列以厚层白云岩夹蒸发岩（B）为主。高台组是川东地区白云岩-蒸发岩共生的主要层位之一^[17]。川东地区高台组沉积时期总体上继承了龙王庙组时期的沉积格局，主要发育混积潮坪、局限台地云坪和潟湖等亚相。台地边缘相带发育一定规模的颗粒滩^[18]，西侧受康滇古陆的影响，形成陆源碎屑和碳酸盐混合台地沉积，岩性主要为砂岩、白云质砂岩、砂质白云岩；局限台地相带发育东北—西南向潟湖亚相^[19-21]，规模较大，岩性主要为盐岩、石膏岩、白云质石膏岩、膏质白云岩等，具有“牛眼环带状”分布特征^[22]，潟湖周围发育小型台内滩；东南部为开阔台地相带，岩性主要为灰岩^[23]，同时干旱炎热的古气候、局限台地的强蒸发环境和滩体的障壁作用都在一定程度上控制了白云岩和蒸发岩的沉积^[19]。高台组白云岩-蒸发岩共生地层主要发育盐岩、石膏岩、膏质白云岩、白云质石膏岩和颗粒白云岩及泥—粉晶白云岩（图 2）。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 川东地区构造位置（a）及丁山1井寒武系白云岩-蒸发岩共生地层综合柱状图（b） Fig. 1 Structural location(a)and stratigraphic column of dolomite-evaporite paragenetic strata of Cambrian of well Dingshan 1(b)in eastern Sichuan Basin

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 川东地区寒武系高台组典型白云岩-蒸发岩岩石学特征 （a）盐岩（钾盐），楼探1井，6 050 m；（b）石膏岩，楼探1井，5 595 m；（c）白云质石膏岩，楼探1井，5 931 m；（d）石膏质白云岩，楼探1井，5 325 m；（e）含石膏白云岩，楼探1井，5 665 m；（f）含石膏白云岩，五探1井，6 618 m；（g）泥晶膏质云岩，楼探1井，5 602 m，发育石膏晶间孔；（h）粉晶残余鲕粒云岩，楼探1井，6 390 m；（i）膏质云岩，楼探1井，6 705 m。 Fig. 2 Petrological characteristics of typical dolomiteevaporite rocks of Cambrian Gaotai Formation in eastern Sichuan Basin

川东地区中寒武统高台组白云岩-蒸发岩共生地层岩性主要为绿灰、紫红、棕红色泥质白云岩，白云质泥岩，白云质砂岩，暗色页岩及蒸发岩等，呈不等厚互层，泥质含量较多且广泛分布。与其他测井曲线相比，自然伽马（GR）测井曲线对地层中存在的泥质含量的差异特别敏感^[24-25]，根据这一特点选取GR曲线对川东地区高台组进行层序地层划分最为精确^{[8, 26-27]}。因此，根据GR_inpefa曲线形态进行层序地层划分。

在利用小波变换对层序地层进行划分时多采用Daubechies（Db）小波、Morlet小波、Meyer小波等^[28-30]。Morlet小波在时频域上的分辨率高，实部与虚部的相位偏移为90°，不存在正交性和紧支性的特点，可获取的信息包括瞬时频率和瞬时相位，该信息获取方法具有准确和方便有效的特点^[31-32]。GR曲线对异常频率敏感，对不同层位泥质含量变化的周期响应十分明显^[5]。GR值越高，表明地层中的泥质含量越高；色谱图中颜色亮度越大，则代表Morlet小波系数值越高^[18]。利用GR曲线进行地层层序划分具有高准确性和高精确度的特点，同样也是最有效的方法^[7]。因此，在使用GR测井曲线的基础上，使用Morlet小波对高台组进行层序地层划分，通过对比多个不同尺度的小波振幅谱图像后，选择成图效果较好、小波系数曲线表现较好的64尺度和1 024尺度小波振幅谱图像制作了五探1井高台组层序旋回图版。

通过对整段GR_inpefa曲线的变化趋势和小波变换能量图谱分析，结合岩心和其他测井曲线等资料，以五探1井作为标准井，结合钻井、岩心、薄片和邻区露头等资料，对川东地区16口井进行层序划分，实现川东地区高台组沉积时期的层序界面、海泛面的识别和层序划分。研究区高台组发育3个三级层序（Sq1，Sq2，Sq3），对应4个层序界面（Sb1，Sb2，Sb3，Sb4）和3个海泛面（mfs1，mfs2，mfs3）（图 3），层序界面主要表现为岩性岩相转换界面。

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 川东地区五探1井寒武系高台组高频层序划分 Fig. 3 High-frequency sequence division of Cambrian Gaotai Formation of well Wutan 1 in eastern Sichuan Basin

对川东地区五探1井高台组GR曲线和GR_inpefa曲线的分析结果（图 3）显示，GR_inpefa曲线整体是1个负向趋势和1个正向趋势，表明沉积早期处于海侵过程，晚期处于海退过程。此外，在GR_inpefa曲线中发现8个特征性拐点，在对应的层序界面和海泛面出现异常值，根据曲线的拐点和趋势变化特征，识别出内部的沉积旋回界面，自下而上依次划分为3个三级层序（Sq1—Sq3）及6个四级层序（ssq1—ssq6），每个层序细分为海侵体系域和高位体系域。

在1 024尺度的小波变换下，研究区高台组小波系数曲线顶底振荡性较强，中部较为平缓，振幅图谱表现出能量团自下而上由小变大的特征，代表一个大尺度的沉积旋回。在小波系数曲线和振幅图谱上存在3个明显的周期旋回，通过在振幅图谱上的解释可以明显地识别出3个三级旋回，与GR_inpefa曲线具有较好的耦合性。在振幅谱图像上，存在3个红色强能量团，红色对应高GR值，代表泥质含量较高，蓝色对应低GR值，代表泥质含量较低。根据小波系数曲线波动趋势和能量团强度，将研究区高台组三级层序划分为3个（Sq1—Sq3），3个层序的层序界面都对应着不同的岩性转换面。

三级层序Sq1包含2个四级层序ssq1和ssq2（图 3）。Sq1底界是高台组灰白色粉砂质灰岩和龙王庙组灰白色灰质白云岩间的岩性转换界面Sb1，在GR_inpefa曲线上表现为正拐点。四级层序ssq1和ssq2之间存在1个岩性突变界面，自下而上由白云岩转变为灰岩，在GR_inpefa曲线上表现为1个负拐点，在64尺度的小波变换下表现为强能量团，小波系数曲线波动程度剧烈。

三级层序Sq2包含2个四级层序ssq3和ssq4（图 3）。Sq2底界是白云质灰岩和灰质白云岩间的岩性转换界面Sb2，在GR_inpefa曲线上表现为正拐点，在64尺度的小波变换下表现为强能量团。四级层序ssq3和ssq4之间同样存在1个岩性突变界面，自下而上由泥岩转变为白云岩，在GR_inpefa曲线上表现为1个负拐点。

三级层序Sq3包含2个四级层序ssq5和ssq6（图 3）。Sq3底界是灰色白云质石膏岩和灰质白云岩间的岩性转换界面Sb3，在GR_inpefa曲线上表现为正拐点，在64尺度的小波变换下表现为强能量团。四级层序ssq5和ssq6之间同样存在1个岩性突变界面，自下而上由白云质石膏岩转变为石膏质白云岩，在GR_inpefa曲线上表现为1个正拐点，对应小波变换谱上的强能量团。

Sq3顶界面是寒武系高台组和洗象池组间的岩性转换界面Sb4，同样为四级层序ssq6的顶界面，具有明显的岩性差异，该界面下部是高台组顶部的石膏质白云岩，界面之上为洗象池组的白云岩，GR曲线表现为高值向低值转变，在GR_inpefa曲线上表现为1个正拐点。

Sq1时期，研究区在开始短暂的海侵后经历了缓慢而持久的海退，高位体系域地层厚度大于海侵体系域。海侵体系域岩性主要为粉砂质灰岩，表现为低GR值，在Sb1层序界面处特征明显，在GR_inpefa曲线上表现为1个正拐点，GR_inpefa曲线在海侵体系域内形态出现由左向右的正趋势，具有海侵特征。最大海泛面（mfs）对应着海侵体系域顶部的高GR值和GR_inpefa曲线的负拐点。高位体系域岩性主要为灰质粉砂岩、石膏岩、灰质白云岩和灰岩，GR_inpefa曲线形态整体表现为负偏趋势，海平面表现为缓慢的下降过程。在GR_inpefa曲线内部还可识别出2个次级的负向趋势，分别对应ssq1和ssq2。ssq1时期，自下而上以发育大套的砂岩、蒸发岩、砂质白云岩及灰质白云岩为典型特征，GR主要表现为低值齿化箱形，GR_inpefa曲线整体表现以负向趋势为主，64尺度小波变换能量团自下而上始终较弱，反映了Sq1海侵体系域时期海平面下降，可容纳空间减小；在顶界面对应了黄色强能量团和GR_inpefa曲线的负拐点，GR转变为高值锯齿状。ssq2时期，研究区主要发育大套灰岩，GR曲线以低值齿化箱形为典型特征，GR_inpefa曲线整体表现为负向趋势，64尺度小波变换能量在界面处较强，指示高位期，可容纳空间增加缓慢，水循环通畅，水动力相对变强；在ssq2顶界面对应了小波谱的红色强能量团和GR_inpefa曲线的正拐点，GR转变为高值齿化箱形。

Sq2时期，研究区Sq2海侵体系域与Sq2高位体系域地层厚度相近。海侵体系域岩性主要为白云岩、白云质石膏岩、石膏质泥岩、白云质泥岩及灰岩，GR曲线表现为低—中值，GR_inpefa曲线形态出现从左到右的正趋势，顶部GR表现为高值，对应了 GR_inpefa曲线的负拐点，与海泛面（mfs）对应。高位体系域岩性主要为泥岩、泥灰岩、含泥灰岩、灰岩及灰质白云岩，GR曲线表现为低值，GR_inpefa曲线整体表现为负趋势，表明在Sq2高位体系域时期海平面表现为缓慢的下降过程。GR_inpefa曲线内部还可以识别出2个负向趋势，分别对应ssq3和ssq4。ssq3时期，自下而上依次发育蒸发岩和石膏质泥岩，GR以低值齿化箱形为典型特征，GR_inpefa曲线整体表现为正趋势，对应了海平面上升的过程，小波变换谱总体表现为弱能量团，反映了海侵时期可容纳空间增加，细粒物质发生沉积；随着后期海平面下降，石膏质白云岩沉积，GR在ssq3顶部转变为高值，GR_inpefa曲线表现为负趋势，64尺度小波变换能量团较强。ssq4时期，研究区自下而上依次发育灰岩、泥岩、灰岩和灰质白云岩，在ssq4底界GR由低值向高值突变，GR_inpefa曲线整体表现为正趋势，反映了快速海侵的过程，64尺度小波变换能量团较强；之后经历了缓慢而持久地海退，GR由高值向低值变化，具有齿化箱形的特征，GR_inpefa曲线整体表现为负趋势，64尺度小波变换能量团由强变弱。

Sq3时期，研究区Sq3海侵体系域的地层厚度大于Sq3高位体系域。海侵体系域岩性主要为白云质石膏岩、白云质粉砂岩及页岩，GR曲线表现为锯齿状，GR_inpefa曲线形态出现从左到右的正趋势，反映了在Sq3海侵体系域时期海平面为持续的上升过程，1 024尺度小波变换谱表现为强能量团，海侵体系域的顶部对应了GR_inpefa曲线的负拐点，与海泛面（mfs）对应。高位体系域岩性主要为白云质石膏岩和石膏质白云岩，GR曲线表现为低值齿化箱形，GR_inpefa曲线整体表现为负趋势，反映了海平面短暂的下降过程，GR_inpefa曲线内部还可以识别出2个正向趋势，分别对应ssq5和ssq6。ssq5时期，自下而上依次发育蒸发岩、灰质粉砂岩、白云岩及蒸发岩，GR曲线由高值锯齿状向低值齿化箱形渐变，GR_inpefa曲线表现为斜率较小的正趋势，64尺度小波变换能量团呈现出强—弱—强的变化特征，反映了海侵时期可容纳空间增长较快，水动力较强；在ssq5顶界 GR和GR_inpefa曲线表现的特征不明显，但在岩性上表现为白云质石膏岩向石膏质白云岩的过渡，64尺度小波变换振幅图谱上表现为红色强能量团簇，特征明显。ssq6时期，自下而上依次发育蒸发岩、页岩与灰质粉砂岩互层、页岩与蒸发岩互层、石膏质白云岩，GR曲线由高值齿化箱形向低值齿化高值转变，GR_inpefa曲线表现为大斜率的正趋势在负拐点转变为负趋势，64尺度小波变换能量团呈现出强—弱—强的变化特征，反映了海侵时期可容纳空间增长速度较快，水动力较强；在ssq6顶界GR特征不明显，岩性上表现为石膏质白云岩向页岩转变，GR_inpefa曲线表现为负向趋势向正向趋势转变的正拐点，64尺度小波变换振幅图谱上表现为弱黄能量团，且特征明显。

以五探1井作为标准井，依据单井层序地层发育特征，结合GR_inpefa曲线趋势和小波变换能量团的强弱，通过骨架剖面全区控制、枢纽井点辐射闭合的方法，建立川东地区高台组白云岩-蒸发岩共生地层的沉积层序地层格架。研究区高台组北东—南西向地层格架剖面平行于台地并逐渐靠近台地边缘方向，具有地层略变薄、沉积水体由深变浅的趋势，主要发育局限-蒸发台地相（图 4）

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 川东地区寒武系高台组连井沉积相（剖面位置见图 1a） Fig. 4 Well-tie profile of sedimentary facies of Cambrian Gaotai Formation in eastern Sichuan Basin

根据以往对四川盆地及周缘寒武系和高频层序的研究^[33-35]，四川盆地寒武系高台组沉积时期构造比较稳定，受川中古隆起的影响较小，继承了龙王庙组的海相沉积格局，以发育典型的碳酸盐台地沉积为主^[36-37]，自西北到东南方向，地层厚度逐渐增大，川东地区西部发育混有陆源碎屑的碳酸盐台地，主要表现为混积潮坪亚相，往东依次发育局限-蒸发台地、开阔台地。白云岩和蒸发岩多在膏质潟湖中沉积，在台内滩和潟湖中的发育受到沉积环境、海平面升降、古气候和古构造等因素的影响^[9]。通过层序地层学分析，结合区域沉积背景，编制了研究区高台组四级层序地层格架下沉积相平面分布图（图 5）。

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 川东地区寒武系高台组四级层序内沉积相平面展布 Fig. 5 Plane distribution of sedimentary facies in the fourth-order sequences of Cambrian Gaotai Formation in eastern Sichuan Basin

ssq1时期（图 5a），沉积格局受到川中古隆起的影响，研究区具有“西北高、东南低”的地形特征，其沉积是对龙王庙组沉积末期古地貌特征的继承与发展。自西北到东南方向，依次发育混积台地、局限-蒸发台地和开阔台地相带。混积台地潮坪亚相分布在重庆—梁平一线以西，主要为砂岩、粉砂岩、白云质粉砂岩、灰质粉砂岩和石膏质粉砂岩互层，其中灰质粉砂岩厚度最大可达26 m，混积潮坪上发育少量膏质潟湖和泥云质潟湖。局限-蒸发台地东部边界在古蔺—板凳沟—巫山一线，平行于海岸带发育一系列膏质潟湖，规模较小。此时期，白云岩和蒸发岩开始发育，多出现蒸发岩上覆白云岩、白云岩上覆蒸发岩和白云岩蒸发岩互层沉积，零星潟湖多发育厚层白云岩夹蒸发岩的岩性组合序列。台内滩零星分布，规模较小；台缘滩靠近台内滩，零星分布在局限-蒸发台地边缘。

ssq2时期（图 5b），混积潮坪向西迁移，规模略微变小，局限-蒸发台地向东略迁移。ssq1时期的五探1井区膏质潟湖逐渐萎缩消失，太和1井、建深1井、楼探1井区发育的膏质潟湖形成一定规模，多发育厚层石膏岩和白云质石膏岩。台内滩在丁山1井区初具规模，滩间潟湖零星分布。

ssq3时期（图 5c），混积潮坪的规模持续减小，局限-蒸发台地向西迁移，ssq2时期形成的膏质潟湖开始萎缩，南部林1井区开始发育泥云质潟湖，北部五探1井区开始发育膏质潟湖，多发育石膏岩与白云岩互层的沉积序列。台内滩在座3井区发育，颗粒含量较高，台缘滩在研究区中部的石柱—宝莲一带形成一定规模。

ssq4时期（图 5d），混积潮坪面积持续减小，仅在研究区略有分布，局限-蒸发台地向东略微迁移，北部五探1井区发育的膏质潟湖已经消失，五科1井区发育泥云质潟湖，平行于海岸带的膏质潟湖持续发育，南部林1井区泥云质潟湖规模出现萎缩，石柱—宝莲一带台内滩的规模减小。

ssq5时期（图 5e），混积潮坪向西迁移，在研究区基本不发育，局限-蒸发台地东部边界向东迁移，台地面积增加，五探1井、座3井、太和1井、建深1井、楼探1井、丁山1井区发育的膏质潟湖以及五科1井区的泥云质潟湖均形成了一定规模。该时期内，白云岩和蒸发岩大规模发育，多出现蒸发岩上覆白云岩、白云岩上覆蒸发岩和白云岩蒸发岩互层沉积。利1井区、丁山1井区、石柱-宝莲一带的台缘滩小规模发育。

ssq6时期（图 5f），混积潮坪重新向东迁移，东部边界在座3井—蓥北1井一线，局限-蒸发台地东部边界向西迁移，台地规模略有减小，ssq5时期发育的膏质潟湖大幅度萎缩，座3井、丁山1井、五科1井区的潟湖逐渐消失。台缘滩在石柱-宝莲一带持续发育，但是规模较小。

综上所述，川东地区在高台组沉积时期继承了龙王庙组的沉积格局，西部受川中古隆起影响，为一套陆源碎屑和碳酸盐混积的台地沉积，向东发育局限-蒸发台地、开阔台地沉积（图 6）。局限-蒸发台地台缘滩较为发育，为高台组主要的储集层，太和1井、建深1井、楼探1井区主要发育膏盐湖沉积，白云岩和蒸发岩发育，多出现蒸发岩上覆白云岩、白云岩上覆蒸发岩和白云岩蒸发岩互层沉积。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 川东地区寒武系高台组沉积相模式 Fig. 6 Sedimentary facies model of Cambrian Gaotai Formation in eastern Sichuan Basin

川东地区高台组地层厚度较大，大部分区域大于300 m，且自西向东逐渐变厚，在太和1井和建深1井—楼探1井处沉积厚度最大，以其为中心向四周逐渐减薄（图 7a）。研究区高台组岩性主要为碳酸盐岩和蒸发岩，普遍含有碎屑组分。由于川东地区寒武系主要为海相沉积，碎屑组分在高台组地层中占比较小，因此，高台组白云岩-蒸发岩共生地层的厚度也呈现自西向东逐渐增大的趋势。以五探1井为例，高台组厚273 m，其顶部以石膏质白云岩与洗象池组底部的白云岩分界；底部以砂质灰岩和下伏龙王庙组顶部的灰质白云岩分界；上部发育多套蒸发岩，包括石膏质白云岩、白云质石膏岩和石膏岩；中部主要发育白云岩夹蒸发岩，包括石膏质白云岩，其间夹含云石膏岩和含膏泥岩；下部发育多套蒸发岩，包括膏质白云岩、白云质石膏岩（图 7b）。

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 川东地区寒武系高台组地层厚度（a）及五探1井寒武系高台组白云岩-蒸发岩共生地层综合柱状图（b） Fig. 7 Formation thickness of Cambrian Gaotai Formation(a)and stratigraphic column of dolomite-evaporite paragenetic strata of Cambrian Gaotai Formation of well Wutan 1(b)in eastern Sichuan Basin

研究区高台组白云岩-蒸发岩共生地层岩性组合序列包括：A. 白云岩上覆厚层蒸发岩；B. 厚层白云岩夹蒸发岩；C. 白云岩与蒸发岩互层；D. 蒸发岩上覆厚层白云岩。A岩性组合序列发育在ssq1-HST，ssq5-TST，ssq5-HST和ssq6-TST；B岩性组合序列发育在ssq1-HST；C岩性组合序列发育在ssq3-TST，ssq4-HST和ssq5-TST；D岩性组合序列主要发育在ssq6-HST（图 7）。研究发现：①高台组多发育“A. 白云岩上覆厚层蒸发岩”和“C. 白云岩与蒸发岩互层”，且白云岩上覆厚层蒸发岩的厚度大于白云岩与蒸发岩互层的厚度；②高台组白云岩-蒸发岩共生岩石序列多发育在各个四级层序的接触界面，且多发育在四级层序内部的高位体系域。由此可见，海平面较强烈的波动，尤其是海平面的相对下降有利于研究区高台组白云岩-蒸发岩共生地层的发育。

高频层序地层约束下的白云岩-蒸发岩共生地层可以与GR_inpefa曲线和小波变换产生较好的对应关系，并且可以通过GR_inpefa曲线和小波变换进行白云岩-蒸发岩共生地层的识别与划分。

研究区高台组白云岩-蒸发岩共生地层在GR_inpefa曲线上表现的拐点特征明显，且白云岩与蒸发岩的接触界面都会呈现“缺口锯齿状”特征（图 8）。该“缺口”在GR_inpefa曲线上特征明显，是由于该曲线是通过对自然伽马异常值的放大得到的，蒸发岩与白云岩由于本身的岩石性质决定了两者自然伽马值具有相似性，同时也具有差异性，其差异性特征通过GR_inpefa曲线得到放大，以“缺口”的形式表现出来，该“缺口”在白云岩与蒸发岩的岩性转换界面表现明显。

图 8

Fig. 8

下载原图 图 8 川东地区寒武系高台组白云岩-蒸发岩共生地层高频层序特征 Fig. 8 High-frequency sequence characteristics of dolomite-evaporite paragenetic strata of Cambrian Gaotai Formation in eastern Sichuan Basin

由于白云岩-蒸发岩共生地层多在海平面下降阶段的后期，导致白云岩-蒸发岩共生的位置通常可以和小波变换振幅图谱的高能量团、小波系数曲线波动剧烈的位置及层序界面产生良好的对应关系。当白云岩-蒸发岩共生在四级层序的海侵体系域，对应的64尺度小波系数曲线波动剧烈，对应的能量团为深红色；当白云岩-蒸发岩共生在四级层序的高位体系域，对应的64尺度小波系数曲线平缓，对应的能量团为弱黄蓝色（图 8）。

研究川东地区寒武系高台组白云岩-蒸发岩共生地层岩性组合序列与GR_inpefa曲线和小波变换振幅谱的关系后发现：①岩性组合序列A（白云岩上覆厚层蒸发岩）主要发育在高位体系域，GR_inpefa曲线具有负向趋势的特征，小波振幅谱图表现为弱的黄蓝能量团。该类岩性组合的形成可分为2种情况，一种是后期蒸发岩直接上覆于早期形成的白云岩，由于海水蒸发，深水层硫酸盐的消耗量大于其注入量，导致该沉积序列发育；另一种则是蒸发岩覆盖在灰岩上，后期发生白云石化，导致下部白云岩和上部蒸发岩的发育。②岩性组合序列B（厚层白云岩夹蒸发岩）主要发育在海侵体系域，多在海平面上升的初期阶段出现，GR_inpefa曲线一般具有正向趋势的特征，小波振幅谱图表现为强的深红黄能量团，指示沉积环境处于海平面上升阶段，白云岩大量沉积，只有当海平面周期波动相对下降时，薄层蒸发岩才会沉积，从而出现该类岩性组合序列。③白云岩与蒸发岩互层主要发育在高位体系域，GR_inpefa曲线具有负向趋势的特征且存在大量锯齿状“缺口”，小波振幅谱图表现为中等的黄蓝能量团，指示沉积环境处于海平面下降阶段，海平面的波动变化导致白云岩与蒸发岩互层沉积。④蒸发岩上覆厚层白云岩主要发育在高位体系域，多在海平面下降阶段的后期出现，GR_inpefa曲线具有不明显的负向趋势特征，小波振幅谱图表现为弱的蓝能量团，指示沉积环境处于海平面下降阶段末期，沉积环境达到了蒸发岩沉积的下限，蒸发岩出现上覆于厚层白云岩的沉积现象。

（1）川东地区高台组白云岩-蒸发岩共生地层自下而上可划分为3个三级层序Sq1—Sq3，均由海侵体系域和高位体系域组成，进一步可以细分为6个四级高频层序ssq1—ssq6。其中，高频层序对高台组沉积相演化具有很好的控制作用，自西北到东南方向，研究区主要发育局限-蒸发台地相，白云岩-蒸发岩共生地层多在膏质潟湖中沉积，台缘滩发育在局限-蒸发台地边缘。

（2）研究区高台组白云岩-蒸发岩共生地层岩性组合序列共分4类，包括：白云岩上覆厚层蒸发岩（A）、厚层白云岩夹蒸发岩（B）、白云岩与蒸发岩互层（C）和蒸发岩上覆厚层白云岩（D）。海平面的相对下降有利于研究区高台组白云岩-蒸发岩共生地层的发育。

（3）研究区高台组白云岩-蒸发岩共生地层主要于四级层序海侵体系域产出，对应的64尺度小波系数曲线波动剧烈，能量团为深红色；当白云岩-蒸发岩共生地层产出于四级层序的高位体系域时，对应的64尺度小波系数曲线平缓，能量团为弱的黄蓝色，GR_inpefa曲线以“缺口”的形式表现出蒸发岩与白云岩的共生差异性。