川西北深层中二叠统茅口组岩相古地理及勘探意义

The Lithofacies Paleogeographic of the Middle Permian Deep Maokou Formation and Its Significance for Hydrocarbon Exploration, Northwestern Sichuan Basin

摘要

四川盆地西北部是深层油气勘探的重点区域，围绕“开江-梁平海槽”发现多个长兴组台缘礁滩型气田. 近年，随着该油气带下的茅口组获得新的油气发现，海槽的形成时间和范围及其对茅口组有利勘探区带的约束成为新的研究热点.基于川西北地区剖面钻井资料，详细开展茅口组的岩相古地理重建. 揭示出川西北地区茅口中-晚期呈现深水相和台地相的分异，相带沉积作用造成地层厚度的带状协同差异；重建了茅口中-晚期的岩相古地理，刻画出该时期的构造-沉积分异格局；明确“开江-梁平海槽”形成时间应向前推至中二叠世晚期.总体上，茅口组深水槽沿广元-巴中-平昌一带展布，其两侧台缘是新的潜在大型油气聚集带. 沿该深水槽的构造-沉积分异形成的台缘带为初始地貌继承型边缘，具有宽边缘、薄滩体的特点，滩相结构为间断加积状，与其上长兴期镶边塑造的连续加积或进积形成的窄边缘、厚滩体模式形成鲜明对比.

关键词

古地理 / 台-槽分异 / 台地边缘 / 中二叠统 / 茅口组 / 石油地质

Key words

paleogeography / platform-trough differentiation / platform margin / Middle Permian / Maokou Formation / petroleum geology

0 引言

碳酸盐沉积的构造-沉积分异指沉积盆地受构造作用形成地貌差异而引起的沉积作用分异. 含油气盆地由于基底裂陷、同沉积构造活动和古隆起等因素引起碳酸盐台地不同程度的构造-沉积分异作用，形成多样化的碳酸盐沉积模式（陈洪德等，2014；陈安清等，2017，2020；张晓星等，2020）. 一般地，碳酸盐沉积的构造-沉积分异划分为3类：区域裂陷作用控制的强构造-沉积分异作用、局部同沉积断裂控制的中等构造-沉积分异作用、板内古隆起形成的弱构造-沉积分异作用（陈洪德等，2014）. 已有研究表明在四川盆地北部发育晚二叠-三叠纪初的“开江-梁平海槽”，属于典型的克拉通边缘局部同沉积断裂形成的中等构造-沉积分异，在其两侧的台地边缘形成了典型的礁滩型储层，并发现了普光、龙岗等多个深层海相碳酸盐岩大气田（马永生等，2006；夏茂龙等，2010；马新华等，2019；文龙等，2019）. 近年来盆地内深层海相气藏再获重大突破，在茅口组相继发现多口高产测试井，如JT1井日产112.8万方、MX145井日产212.26万方，钻井深度达4 500 m以下. 这些突破推动了茅口组的深层勘探工作，区域岩相古地理等基础研究亟待跟进.

中-晚二叠世之交是东吴运动与峨眉山地幔柱上升的活动期，四川盆地西北部处于拉张应力作用背景下，构造活动十分剧烈，使得这一时期的构造演化相对复杂多变（何斌等，2006；徐义刚等，2007；张国伟和郭安林，2019；刘树根等，2022）. 20世纪90年代，王一刚等（2001）提出晚二叠世-早三叠世在四川盆地北部存在一个硅质海槽区，并将其称为“开江-梁平海槽”. 此后，马永生等（2006）从古地理环境、沉积格局及沉积模式、沉积特征和沉积相展布等方面，进一步深入揭示了晚二叠世-早三叠世开江-梁平一带的深水区演化特征. 最近，张玺华等（2018）对川西北茅口组孤峰段进行了有效识别，并结合井震资料，认为“开江-梁平海槽”在茅口末期已具雏形；王兴志等（2021）通过地球化学研究表明川北茅口组硅质岩为深水还原环境产物，进一步证实了“开江-梁平海槽”在茅口末期已具雏形的观点. 但围绕该深水槽（本文采用深水槽这一名称）的形成时间及控沉积作用尚无定论，制约了茅口组油气聚集规律的认识.

本文基于川西北地区西北乡、上寺等7个露头剖面及L17井、LT1井、YB7井等20多口钻井资料，通过研究沉积相特征、岩性组合差异、地层厚度对比研究，分析了茅口组中-晚期的构造-沉积分异作用，探讨了“开江-梁平深水槽”的初始形成时间及其控沉积作用，揭示了该构造-沉积分异对茅口期滩相分布的约束.

1 区域地质背景

研究区位于四川盆地北部，北起米仓山与龙门山交界处，南至开江、梁平，范围涵盖广元、旺苍、巴中、平昌等地. 盆地构造位置属于扬子板块西北缘，地处龙门山断裂带、龙泉山-巴中断裂带前端和勉略构造带南部叠合部位. 中晚二叠世之交在上扬子发生东吴运动，其是与峨眉山地幔柱上升有关的地壳快速差异抬升运动，时空演变规律明显，时间上西早东晚、南早北晚，空间上西强东弱、南强北弱，在研究区以拉张作用为主（何斌等，2006）.

瓜德鲁普时期，上扬子地区发育海相碳酸盐岩，区域地层命名为茅口组. 茅口组由下往上可划分为4段，茅一段发育深灰色豆荚状灰岩（瘤状灰岩），常称为眼球眼皮灰岩；茅二段主要为灰色泥晶灰岩和浅灰色生物碎屑/砂砾屑灰岩；茅三段开始出现浅灰色灰岩和硅质灰岩（硅质结核和硅质条带）的分异；茅四段则具有更显著沉积差异，出现了浅水碳酸盐岩与层状硅质岩和黑色泥页岩的同期异相沉积（见图1d）.

瓜德鲁普晚期的东吴运动和峨眉山地幔柱上升共同引起地壳差异抬升，使得茅口组顶部在上扬子地区存在不同程度的地层剥蚀. 牙形石生物地层格架表明上寺剖面（105°27′22″E，32°19′4″N）存在卡匹敦阶（茅口晚期）牙形带（袁东勋等，2015；沈树忠等，2019），说明其具有茅四段沉积. 在西北乡剖面（32°31′42.70″N，105°44′28.14″E），牙形石研究结果表明茅口组地层较为完整（胡朝伟等，2020），牙形带没有缺失.

2 沉积相分析

前人研究认为四川盆地中二叠统茅口组沉积期构造稳定，为弱构造沉积分异背景的浅水碳酸盐岩台地（冯增昭等，1993；陈洪德等，1999；田景春等，2012；汪泽成等，2018）. 最近在广元西北乡发现孤峰段深水沉积，可能发育一个伸入碳酸盐台地内部的深水槽（张玺华等，2019；胡朝伟等，2020）. 为了更好的论证该深水槽的沉积特征及发育分布，本研究对研究区内以西北乡剖面为主的7条剖面以及20多口钻井资料（L17井、LT1井、K2井、YB3井、NC1井等）开展了详细的沉积相分析，结果表明在川西北茅口晚期（茅三段-茅四段）主要发育以西北乡剖面为代表的深水槽相和以鹿渡坝剖面和上寺剖面为代表的碳酸盐岩台地边缘相，深水槽相区沉积薄层深色硅质岩及含硅质条带灰岩，碳酸盐岩台地边缘相区沉积厚层生屑灰岩，暗示了川西北茅口组晚期明显的沉积分异.

2.1　深水陆棚相

结合前人研究成果，通过详细的沉积学分析，表明西北乡剖面、L17井等发育深水环境下的硅质岩、碳质泥页岩沉积. 该深水沉积与中下扬子地区中二叠世孤峰组的特征相似（胡世忠等，2000），可能是孤峰组上部的同期异相沉积. 西北乡剖面茅口组牙形石带研究表明该深水沉积地层年代上对应于中二叠晚期的茅四段（胡朝伟等，2020），将其定义为茅口组孤峰段. 西北乡茅口组孤峰段主要沉积深黑色中-薄层状硅质岩、硅质泥页岩、碳质泥页岩，底部含灰岩夹层（图2a，2e），顶部界线为吴家坪组王坡页岩（见图2d）. 在孤峰段上部岩层间存在较大滑塌体（见图2c），具有明显的拖尾现象，属重力流沉积，拖尾方向指示存在自南向北的斜坡环境. 孤峰段中部岩层层面上密集分布有体小壳薄的介壳化石（见图2b），化石保存较完整，指示了沉积期较低能的水体环境. 黑色硅质岩镜下可看到较多海绵骨针和硅质放射虫，表明深水缺氧的沉积环境. 在广元车家坝剖面的相关研究中也显示出相同的沉积特征（王兴志等，2021）. 综合分析认为在西北乡剖面的硅质岩、硅质泥岩为深水陆棚沉积，可能暗示了该时期有深水相带伸入到上扬子克拉通盆地（王兴志等，2021）.

2.2　台地边缘相

基于野外剖面进行了详细的沉积相分析，在川西北茅口组上部识别出台地边缘相. 台地边缘位于浅水开阔台地和深水陆棚之间的转折带，水动力条件强，生物以腕足、腹足、双壳为主. 研究表明，在鹿渡坝剖面茅四段沉积深灰-灰色泥晶灰岩（图3a），厚度约为30 m，见较为丰富的蜓类、腹足、腕足、双壳、藻类等生物（图3b，3f）. 在上寺剖面茅四段沉积厚层灰色生屑灰岩（图3c），含腕足类、双壳、介形虫、菊石等生物（图3d，3e）. 岩石薄片中可见大量粒间溶孔、粒内溶孔、生物体腔孔等孔隙，裂缝较发育，其中裂缝充填亮晶方解石或沥青. 孔隙及裂缝的大量发育，暗示较动荡的沉积环境. 两个剖面沉积特征与生物组合反映了较浅水的高能沉积环境. 台缘带生物多为厘米级化石，在台缘外侧还见有滑塌构造. 台缘内侧以ST1井为代表，发育浅灰色泥晶灰岩与生屑灰岩，厚度约80 m，中夹约3 m浅灰色白云质灰岩. 研究区东南侧的LH3井、YB3井、D4井等均在茅口组上部发现薄层白云质灰岩，说明此套白云质灰岩可能具有区域横向对比性.

3 地层厚度展布特征

本文统计了YB7井、L17井、LT1井、ST12井等钻井和上寺、西北乡、鹿渡坝等剖面的茅口组各段地层厚度，绘制了茅口组地层对比图（图4），并结合分析同时期地震剖面的响应特征，揭示在川西北地区茅二段-茅口组晚期地层厚度存在明显的薄厚分异，暗示川西北地区在茅口组晚期发生了构造-沉积分异作用.

在结合前人研究的基础上，通过详细的沉积学分析，发现在西北乡剖面、L17井、LT1井等地发育深水环境下的硅质岩、碳质泥页岩沉积. 该套深水沉积与中下扬子地区中二叠世孤峰组的特征相似（胡世忠等，2000），可能是孤峰组上部的同期异相沉积. 西北乡剖面茅口组的牙形石带研究表明该套深水沉积地层年代上对应于中二叠晚期的茅四段（胡朝伟等，2020）. 通过近南北向的钻井地层对比显示，各井的茅二段地层厚度较为均匀，地层厚度相差不大，茅三、四段在西北乡剖面、L17井和LT1井地层厚度比台地浅水相的地层厚度薄，暗示当时存在一个深水沉积区.

由南向北的地震剖面上也体现了相同地层厚度变化特征（图5）. 南北向过JT1井-CS1井-NC3井-JG1井的地震剖面响应上，茅口组至长兴组顶底界限清晰，茅口组底界为弱波峰反射，吴家坪底界为弱-中波峰反射. 从茅口组上部开始地层具有明显的厚、薄分异，在过渡带发育坡折，持续到整个吴家坪组以及上覆的长兴组，并反映了茅口组-吴家坪组期间台地边缘的迁移现象. 茅口组晚期深水槽区为薄层沉积，台缘区地层呈建隆状态，厚度明显较厚，再往南的台内地层厚度略减薄且横向稳定，可识别出多个略隆起的台内滩.

进一步通过钻井和野外剖面的地层厚度，并考虑地震剖面的约束，编制了川西北地区的地层厚度图（图6）. 大量硅质结核出现之前的茅二段地层厚度在整个台地较为一致，在西北乡剖面、L17井、LT1井等厚度略有减薄. 地层往盆地西缘、北缘深水区减薄较为明显. 含硅质的茅三段-茅四段的地层厚度体现了台地区与深水槽区的厚度分异，台区厚度大，深水槽区厚度薄. 地层减薄带分布在广元、巴中、平昌等地，呈条带状楔入上扬子台地内部，反映茅口组中晚期上扬子克拉通出现了台-槽分异.

4 古地理格局与模式

4.1　岩相古地理格局

前人研究表明四川盆地西北部在茅口早期为上扬子稳定统一台地（陈洪德等，1999；李乾等，2018），基于西北乡剖面、上寺剖面、鹿渡坝剖面、LT1井、CS1井等资料点相分析结果及厚度约束，综合岩相等单因素图，确定优势相，编制了茅二段（图7a）和茅三段-茅四段（图7b）岩相古地理图.

岩相古地理图显示茅口组中-晚期川西北地区仍延续了上扬子统一台地的古地理格局. 研究区在茅口组中-晚期具有相似的沉积相分布规律，南部为台地分布区，发育有多个边缘滩，水体较浅，且根据岩芯观察发现同一地点发育上下两套滩体，表明滩体存在迁移演化；北部则主要过渡为台地边缘、硅质陆棚相沉积，水体较深. 茅口早期，即茅一段，川西北古台地格局较为统一. 茅口中期（茅二段），川西北整体为开阔台地，沉积主要为灰泥石灰岩、含颗粒灰泥石灰岩，颗粒主要为原地堆积的正常海生物化石，西北乡剖面-L17井-LT1井一带发育有次深水沉积. 台地边缘分布有大小不一的多个浅滩，各滩之间地层岩性有略微差异，例如在JT1井茅二段发育中-厚层亮晶颗粒灰岩、藻灰岩，在MX145井发育砂屑灰岩（图7a）. 茅口组晚期（茅三段-茅四段），全球海平面快速下降到显生宙最低点，开阔台地水体变浅，台内浅滩进一步发育，规模面积增大，在川西北的西北乡剖面-L17井-LT1井一带发育出了明显的深水硅质陆棚（图7b）. 并且在东吴运动及峨眉山地幔柱上升的共同影响下，川西北地层出现差异抬升，使该地区部分的茅四段遭受一定程度的剥蚀. 总体上，揭示了茅口中晚期发育了一个克拉通内部的深水槽相区，岩性以薄层状深黑色硅质岩、硅质泥页岩为主（如西北乡剖面、L17井、LT1井等），沿广元-巴中-平昌一带展布，呈楔形插入四川盆地内部（图7b）. 在卡匹敦期，全球海平面持续下降的背景下，反而出现深水槽，暗示其形成原因与海平面变化无关. 考虑到卡匹敦晚期是泛大陆由聚合转向裂解的关键转折期，因此深水槽的形成与构造活动可能具有潜在的因果联系（张国伟等，2019）. 深水槽相区两侧则过渡为台地边缘相沉积，岩性主要以厚层灰色生屑灰岩为主，与沉积薄层深黑色硅质泥页岩的深水槽区形成了良好的源储配置. 结合以往研究，发现深水槽的地理位置及展布特征与前人提出的晚二叠世“开江-梁平海槽”基本契合，由此认为“开江-梁平海槽”形成时间可能提前至中二叠世茅口组中晚期.

4.2　构造-沉积分异模式

中-晚二叠世之交的东吴运动造成上扬子板块的整体抬升，四川盆地区域内茅口组顶部地层遭受不同程度的剥蚀，有些地区甚至已剥蚀至茅二段地层. 本文研究的川西北是否保留了茅口晚期的地层一直存在争议，也成为研究该地区构造-沉积分异的难点. 本文基于前人在西北乡等露头剖面的牙形石研究（胡朝伟等，2020），对比已建立的卡匹敦牙形带序列（沈树忠等，2019）及沉积旋回（杨帅等，2021），表明该地区茅口组地层剥蚀量较小，普遍保存有茅四段（孤峰段）地层. 因此，川西北深水槽内该时期的地层厚度减薄是构造-沉积分异所致，而非后期剥蚀. 即深水槽处于较深水沉积环境，沉积速率较慢，在欠补偿沉积下形成的地层厚度较薄，显著不同于深水槽两侧的台地边缘相带.

本文基于详细的沉积相分析结果和地层厚度平面分布，并结合岩相古地理及前人研究认识，建立了川西北茅口组晚期构造-沉积分异模式图（图8a），揭示在茅口组晚期川西北地区具有台地边缘相到深水槽相突变的构造-沉积分异特点. 地震剖面和地层厚度对比均显示，深水沉积与台地沉积间具有显著的坡折带，可能与峨眉山地幔柱早期隆升造成的伸展断裂有关（何斌等，2005）. 该深水槽分布在广元-巴中-平昌一带，呈楔形插入上扬子克拉通盆地内部，南侧为开阔台地，发育有系列滩体. 前人的地球化学分析也表明，在茅口组晚期地化指标具有显著的波动，暗示了沉积环境发生了转变，如层状热液硅质岩的发育（张玺华等，2019；王兴志等，2021）. 形成茅口组上部地层的瓜德鲁普期，古特提斯东缘的富含有机质沉积被认为是沿海上升流的产物（Murchey et al.，1992；Beauchamp et al.，2002），在华南表现为硅质岩与泥岩互层（Kametaka et al.，2005；Yao et al.，2015）.

峨眉山大火成岩省是瓜德鲁普末期发生在扬子克拉通西缘的大面积玄武岩喷发活动，在四川盆地西南部产出了巨厚玄武岩，以大陆溢流玄武岩为主，四川盆地内部亦有一定的玄武岩和相关的火山岩分布. 本文研究的川西北地区离峨眉山玄武岩喷发中心地带较远，处于外带的张性作用区（Kametaka et al.，2005；何斌等，2006；徐义刚等，2007；熊绍云等，2022）. 川西北浅水台地内出现的深水区很可能是峨眉山地幔柱早期隆升作用在外带形成的环状张性断裂形成局部裂陷构造单元. 由于古特提斯东缘沿海上升流涌入深水槽区，提供丰富的硅质与有机质，从而发育了茅口组上部的孤峰段硅质岩和富有机质页岩. 同时峨眉山地幔柱上升，地幔热液顺断层上涌，亦为深水槽提供硅质流体. 吴家坪期开始，随着峨眉山火山活动加剧和Pangea超大陆裂解，使得深水槽规模不断扩大，至长兴期达到顶峰，直至早三叠世由于填平补齐而消亡（马永生等，2006）. 总体上，中二叠世茅口期受区域构造活动的影响，形成了构造-沉积分异即相关的深水槽. 环槽发育的台地边缘是初始地貌继承型台地边缘，具有宽边缘、薄滩体的特色（图8b），与之后晚二叠世长兴期沉积镶边塑造型的窄边缘、厚滩体形成鲜明对比（图8c）.

4.3　油气地质意义

一般地，克拉通盆地周缘的台地礁滩相带是油气勘探的重要目标，但常因其受周缘造山作用而遭受严重破坏或置于逆冲推覆体之下. 而伸入克拉通内部的深水槽周缘的台缘礁滩相带，则避免了造山带的破坏而较好的保存了下来. 因此，处于相对活跃期的克拉通内部，由于构造-沉积分异而形成的礁滩相带能较好的保存下来成为勘探目标，如普光气田（马永生等，2006）. 茅口组晚期深水槽周缘形成能量较高的台地边缘相带，并对台地内的浅水区形成一定的遮挡，在台地边缘的滩顶和岸后相对局限环境，有利于云化滩的形成，是储层发育的重要物质基础. 该时期发育的有利滩体呈大面积薄层断续加积结构（图8b），有别于长兴组的连续加积或进积礁滩储层（图8c）. 深水槽内侧发育硅质泥页岩，TOC含量分析显示其为优质烃源岩（张玺华等，2019；胡朝伟等，2020；王兴志等，2021；刘贝等，2022），能为两侧的台地边缘提供了良好的烃源条件. 因此从沉积建造的组合特征来看，可与发育龙岗、普光气田的上二叠统拉张槽媲美，构成良好的油气源-储配置（张玺华等，2018；杨雨等，2020；杨跃明等，2020；陈聪等，2022）. 同时研究表明，下伏的寒武系烃源岩、梁山组烃源岩也能够为茅口组供烃（张水昌等，2005；邹才能等，2014；Liu et al.，2022）. 总体上，茅口组沉积期的构造-沉积分异作用为油气聚集带发育奠定了物质基础，结合现今南高北低的构造背景下的优势成藏指向，该深水槽两侧台缘具备良好的成藏条件，有望成为一个新的大型油气聚集带.

5 结论

（1）川西北地区中二叠统茅口组中晚期在不同剖面及钻井上显示出显著岩性及厚度差异；西北乡剖面、L17井、LT1井在茅口中晚期发育深色硅质灰岩或者硅质岩和硅质泥岩互层，厚度较薄；上寺剖面、ST1井、JT1井等在茅口中晚期则发育厚度较大的亮晶砂屑灰岩和含生屑灰岩.

（2）编制了茅二段和茅三-茅四段岩相古地理图，显示川西北茅口组由早期统一碳酸盐台地逐渐转换为中晚期的浅水台地和深水槽并存的沉积分异现象，深水槽沿广元-巴中-平昌一带呈楔形沿插入克拉通盆地内部，位置与前人提出的晚二叠世“开江-梁平海槽”基本契合，表明该深水槽形成时间应向前推至中二叠世茅口组中晚期.

（3）根据川西北茅口晚期的沉积建造组合特征，深水槽内富有机质泥岩与两侧台地边缘高能滩形成良好油气生储配置，结合现今构造南高北低的优势成藏指向，推测茅口组沉积期的深水槽两侧台地边缘相带具有发育大型油气聚集带的潜力.

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基金资助

国家自然科学基金面上项目(42172132;41872109)

中国石油天然气股份有限公司西南油气田分公司勘探开发研究院项目(XNS勘研院JS2022-2599)