川北地区茅口中晚期斜坡相沉积特征及其油气地质意义

蒋 航，张玺华，陈 聪，高兆龙，山述娇，罗 平，陈延贵，李天军，胡罗嘉

1 中国石油西南油气田公司勘探开发研究院；
2 中国石油勘探开发研究院

作为重要的油气勘探目的层系，对四川盆地中二叠统茅口组的勘探已有近70 年的历程。前期针对茅口组的勘探研究主要集中在川中—川南地区的岩溶裂缝型储层［1-4］。直至近年，部署于元坝地区的探井在茅口组获得工业气流，掀起了川北地区茅口组滩相孔隙型储层的研究热潮［5-6］，特别是茅口组顶部孤峰段的深水沉积以及LT1 井茅口组盆地相的发现［7-8］，推动了针对四川盆地北部茅口组台地—斜坡—盆地沉积体系的台地边缘相的钻探部署。前人针对茅口组的地层层序、储层特征、白云岩成因以及孔隙型储层识别预测等方面已做了大量研究［8-15］，但由于钻井资料的局限性，茅口组深水沉积特征及其纵横向发育规律的相关研究还不够深入。胡东风［6］基于对YB7 井茅三段上部滩相白云岩的研究，认为茅口组台槽分异在茅三晚期发育，并根据地震相差异推测斜坡相位于YB6 井附近；
郝毅等［10］基于野外剖面和钻井岩心的研究，认为川北地区茅口组沉积晚期发育缓坡台地—斜坡—盆地沉积体系，推测斜坡相位于盆地外缘城口一带；
陈轩等［14］基于野外剖面的研究系统阐述了茅口组斜坡相的沉积特征，并通过地震资料预测斜坡相在九龙山地区的分布；
钟原等［15］在层序地层研究的基础上，以地震资料为主要依据预测茅口组斜坡—盆地相发育在剑阁地区以北。尽管川北地区已有不少井钻遇茅口组，也已认识到川北地区茅口组发育台地—斜坡—盆地沉积体系，但对斜坡相的研究仅限于野外露头，没有钻井明确证实，台槽分异的时空展布也主要是基于地震资料的推测［13-14］。

2021 年初，基于台缘—斜坡沉积体系的认识部署的JT1 井在茅口组钻遇滩相孔隙型储层，并在茅二段测试获112.8×104m3的高产工业气流，展示了川北地区茅口组台缘带的良好勘探潜力［5］。但是，随后在JT1 井北侧部署的JG1 井在茅口组并未钻遇优势相带及优质储层，表明前人依据野外露头、地震资料取得的有关台槽分异的认识仍不能满足油气勘探的需求。为此，本文基于JG1井钻井岩心，综合测井、录井、TOC等资料，对JG1 井开展系统的沉积学研究，揭示其沉积相特征，落实川北地区茅口期台槽分异时期及斜坡相展布。

研究区位于四川盆地北部，构造位置为川北古中坳陷低缓带（图1a）。茅口组沉积演化主要受中、晚二叠世区域性的东吴运动、茅口组沉积末期的峨眉地幔柱运动，以及四川盆地北缘勉略古洋盆扩张而形成的伸展构造的综合影响，这使得茅口晚期的沉积表现为一套向上变浅的岩性组合（图1b）。在茅口组沉积早期，受大规模海侵的影响，整个四川盆地的茅口组沉积特征较为统一，以泥质灰岩与生物碎屑泥晶灰岩沉积为主；
在茅口组沉积中期，由于峨眉地幔柱隆升，盆地整体水体变浅而转变为开阔台地沉积，但川北地区同时受勉略洋盆持续扩张的影响，在北西西及北东方向产生构造分异，沉积基底幕式沉降，局部表现为斜坡—陆棚的深水沉积［15］；
在茅口组沉积晚期，由于峨眉地幔柱运动与勉略洋扩张的持续作用，四川盆地南部受隆升影响，水体变浅，开阔台地内大面积分布滩体，川北地区受拉张作用影响，台缘带持续迁移演化，局部呈欠补偿沉积［16］；
在茅口组沉积末期，受东吴运动抬升影响，四川盆地茅口组顶部遭受不同程度剥蚀，与上覆吴家坪组或大隆组呈不整合接触［17-18］。

图1 研究区位置及茅口组地层概况Fig.1 Location map and stratigraphic column of Maokou Formation of the study area

2.1 地层划分

通过对岩性、录井、测井等资料进行综合分析，结合前人关于茅口组层序地层的研究成果，将JG1井茅口组自下而上分为茅一段、茅二段、茅三段（图2a）。JG1井茅一段底部与下伏栖霞组灰色泥晶生物碎屑灰岩整合接触，岩性为深灰色泥质灰岩与灰色生物碎屑泥晶灰岩；
茅一段在常规测井上表现为自然伽马箱状高值（图2a），底界自然伽马由低值向高值突变，顶界自然伽马由高值向低值转变。茅二段可进一步分为a、b、c 亚段。茅二c 亚段岩性为灰色泥晶生物碎屑灰岩或生物碎屑泥晶灰岩夹泥质灰岩，自然伽马为箱状夹齿状中高值，顶界自然伽马由高值向低值突变；
茅二b 亚段下部为深灰色泥晶生物碎屑灰岩，上部为泥质灰岩夹泥晶生物碎屑灰岩，自然伽马表现为向上变小的微齿状中低值，顶界自然伽马突增为指状高值；
茅二a亚段岩性为深灰色泥质灰岩和含泥灰岩，夹少量泥晶生物碎屑灰岩，自然伽马为齿状夹指状中高值，顶界自然伽马由高值向平直低值突变。茅三段岩性以灰色泥晶生物碎屑灰岩为主，顶部与吴家坪组深灰色泥岩不整合接触，自然伽马整体为平直中低值，顶部受岩溶作用影响呈指状高值。

图2 川北地区JG1井茅口组综合柱状图Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of Maokou Formation of Well JG1 in northern Sichuan Basin

2.2 沉积特征

从JG1 井茅口组的地层特征来看，茅二b 亚段顶部至茅三段岩石的颜色普遍较深，同时自然伽马呈锥状高值，与茅一段相比在岩电特征上表现出相对深水的沉积特征，该特征与区域上茅口组中上部为向上变浅的沉积特征相悖。基于JG1井大量岩石学及沉积学特征的研究，认为茅口组中上部具有斜坡相沉积特征，并将斜坡沉积进一步划分为下斜坡亚相、上斜坡亚相。其中，下斜坡亚相在茅二b亚段上部至茅二a亚段发育，上斜坡亚相在茅三段发育，斜坡沉积由下至上连续沉积，构成向上变浅的沉积序列（图2）。

2.2.1 下斜坡亚相沉积特征

下斜坡水体较深，除风暴作用外，水动力一般较弱，岩性整体以暗色薄层泥质灰岩、泥晶灰岩与灰黑色硅质岩不均匀互层，以及风暴岩为主。JG1井的茅二段上部可以见到大量下斜坡沉积相标志（图3）。

图3 川北地区JG1井茅二a亚段下斜坡沉积及生物特征Fig.3 Sedimentary and biological characteristics of the lower slope subfacies of submember-2a of Maokou Formation in Well JG1,northern Sichuan Basin

（1）整体岩性以灰黑色泥质灰岩和泥晶灰岩为主，颜色深且生物碎屑含量低，反映了还原环境下的静水沉积。

（2）发育大量几厘米至十几厘米不等的风暴沉积（图3a—3d），其主要识别标志为底界受风暴侵蚀作用而形成起伏微弱的不整合界面（图3b），其起伏程度均为毫米级，为下切程度较弱的底侵蚀层界面，少数界面之上发育砾屑层（图3c），由底部原岩侵蚀破碎而形成，砾径为毫米级，且分布极不均匀。由于风暴携带了大量细粒沉积物快速沉积，因此其颜色较正常沉积物略深。在风暴高峰期可携卷许多生物碎屑富集，因此风暴沉积物中的生物碎屑含量明显增多，以壳类为主，壳类生物多凹面上向，常具定向排列（图3d），局部可见少量异地搬运的浅水生物，如苔藓虫等。随着风暴作用的减弱，生物碎屑含量逐渐减少，形成生物碎屑层的粒序层理。在风暴衰减期，在风暴沉积的顶部形成微弱的水平层理（图3e），反映水动力进一步下降。在JG1 井中完整的风暴沉积序列十分少见，主要由底侵蚀层+生物碎屑层构成（图3b），可见生物碎屑层+粒序层（图3d）、底侵蚀层+生物碎屑层+水平层（图3e）、底侵蚀层+砾屑层（图3c）等多种风暴沉积序列。从各序列组合及其厚度来看，风暴岩厚度多取决于生物碎屑层的沉积厚度［19］。

（3）见到大量泥晶生物碎屑灰岩与硅质岩不均匀互层（图3f），硅质互层厚度为微米级至分米级（图3g），反映沉积水体整体较深；
局部见少量灰质泥岩，且发育页理（图3h），指示欠补偿的沉积环境。

（4）在古生物特征方面，下斜坡以壳类、腕足类（图3i）、单列有孔虫为主（图3j），见少量腹足类（图3k），生物整体壳壁较薄，个体也十分微小，且保存相对完整（图3i—3l），具有低能深水生物组合特征［20］。（5）在成像测井方面，下斜坡亚相呈暗色与亮色薄互层状，说明地层为薄层状产出（图2b）。

2.2.2 上斜坡亚相沉积特征

上斜坡亚相位于台地向盆地方向一侧，其沉积水体较下斜坡的要浅，深度仍处于正常浪基面之下、氧化界面之上，水动力较弱；
与下斜坡类似，上斜坡原地生物含量很低，整体上岩性组构与台地具有明显区分。JG1 井上斜坡亚相发育在茅三段，其主要相标志见图4。

图4 川北地区JG1井茅三段上斜坡沉积及生物特征Fig.4 Sedimentary and biological characteristics of the upper slope subfacies of member-3 of Maokou Formation in Well JG1,northern Sichuan Basin

（1）在岩石学特征方面，茅三段下部为深灰色泥晶灰岩和含生物碎屑泥晶灰岩（图4a），生物含量很低；
茅三段上部因紧邻台地边缘，其沉积物中含有大量异地搬运的浅水沉积物，颗粒沉积物不稳定，类型和大小变化很大，岩性为灰色—深灰色泥晶生物碎屑灰岩（图4b）。从岩石结构上看，整体泥晶含量较多，生物碎屑含量由下至上逐渐增多，且连续沉积，表明水体逐渐变浅。沉积水体深度变化较大，这是台内低能沉积环境所不具备的特征。

（2）在生物组合方面，上斜坡生物碎屑含量整体比台地内部更低，仅在茅三段中上部见大量的浅水生物或造礁生物（图2b），以海百合为主（图4b），见少量珊瑚（图4c），生物碎屑组分无分选，呈漂浮支撑结构，保存相对完整，无抗浪骨架特征，未受到波浪的长时间淘洗改造，具有浅水生物的深水低能沉积表现，这同样是台地沉积环境少有的沉积现象。此外还见到大量的双壳类、腕足类、䗴类。相比较于下斜坡，上斜坡亚相的生物碎片类型更加丰富，个体也更大，壳类生物的壳壁更厚（图4d），䗴类和有孔虫结构更加复杂（图4e，4f）。

（3）在沉积构造方面，上斜坡的下部发育生物潜穴构造，潜穴后期被白云石充填（图4g），同样指示上斜坡安静低能的沉积环境。上斜坡上部的灰色泥晶生物碎屑灰岩中局部可见定向层理，生物碎屑相对破碎，但整体呈楔状定向分布，生物碎屑可见叠瓦状排列（图4h），表明生物碎屑受斜坡地貌控制出现定向滑塌堆积。生物潜穴、定向层理均是斜坡沉积中典型的沉积相标志，与缓坡有所区别。

（4）在成像测井上，上斜坡亚相表现为中层状亮色块状夹纹层状暗色条纹，而且茅三段上部暗色条纹较下部明显减少，说明地层产状由薄层状逐渐增厚为块状，沉积水体逐渐变浅，但顶部受岩溶作用影响，暗色不规则条纹增多（图2b）。

3.1 沉积相对比

在证实JG1 井茅口组发育斜坡相的基础上，进一步结合区域钻井进行地层、沉积相纵横向对比，揭示茅口组沉积相平面变化，厘定台槽分异时期等关键问题。综合前人有关茅口组地层层序的研究成果以及JG1井茅口组岩性、电性划分特征，认为川北地区茅口组的地层划分可对比。

与JG1 井一样，区域上茅一段依据岩性和电性特征也可进一步划分为a、b、c 三个亚段，其特征为a、c 两个高自然伽马、低电阻亚段夹厚度较薄的低自然伽马、高电阻的b亚段（图5）。川北地区茅一段岩电特征基本一致，以泥质灰岩（图6a）、生物碎屑泥晶灰岩为主的岩性特征和锯齿状的自然伽马特征，代表了茅口组典型的“眼皮”、“眼球”灰岩，反映该时期海水较深，为广泛的低能缓坡沉积环境［10］。

图5 川北地区茅口组地层对比（位置见图1a）Fig.5 Stratigraphic correlation of Maokou Formation in northern Sichuan Basin(location is shown in Fig.1a)

图6 川北地区茅口组岩性特征Fig.6 Lithologic characteristics of Maokou Formation in northern Sichuan Basin

茅二c 亚段区域上地层特征同样较为稳定，其自然伽马相比茅一段有所降低，电阻率呈箱状或齿状高值，岩性与茅一段基本一致，与茅一段共同构成海侵旋回。茅二b亚段区域上整体表现为较平直的自然伽马低值（图5），在JT1 井、NC2 井、PS2 井上岩性主要为灰色泥晶生物碎屑灰岩和生物碎屑泥晶灰岩（图6b），岩电特征表现为开阔台地的沉积产物。但JG1 井茅二b 亚段的上部岩性以深灰色泥质灰岩为主（图6c），同时自然伽马呈锥状增大，与取心段下部岩电特征相似（图2a），具有下斜坡沉积特征，表明茅二b晚期JG1井区与JT1井区可能发生沉积相变。在JT1 井、NC2 井、PS2 井，茅二a 亚段自然伽马呈向上变低的平直低值，岩性为灰色泥晶或亮晶生物碎屑灰岩（图6d）和残余颗粒白云岩（图6e），其亮晶胶结结构和受滩相控制的白云石化特征表明这些井区茅二a 期为高能沉积环境［5］。但JG1 井茅二a 亚段的自然伽马自下而上由低变高，多呈锥状高值，与JT1井等相反，岩性以深灰色含泥灰岩和泥质灰岩为主（图6f），为低能沉积产物，该段取心特征已证实为斜坡相沉积。

梓潼—阆中以南地区茅三段岩性为灰色泥晶生物碎屑灰岩或亮晶生物碎屑灰岩，见少量硅质灰岩和灰质白云岩（图6g），不同于JG1 井的上斜坡岩相特征；
该区域茅三段泥晶生物碎屑灰岩颜色更浅，同时亮晶组分增多（图6h），表现为开阔台地或局部弱白云石化滩相特征。

从地层、沉积对比来看，纵向上茅一c亚段至茅二c 亚段构成海侵沉积旋回，为缓坡沉积环境。JT1井区由茅二b 亚段向上至茅三段整体构成海退旋回，岩性由底部的含泥灰岩过渡为泥晶生物碎屑灰岩、亮晶生物碎屑灰岩和灰质白云岩，自然伽马值向上降低，沉积水体逐渐变浅，由缓坡转变为开阔台地到高能滩相沉积。而JG1 井自茅二b 亚段中上部向上，生物碎屑泥晶灰岩中的泥质含量增多，自然伽马呈锥状增大，表明沉积水体逐渐变深，与JT1井区存在沉积构造分异，基于钻井小层划分对比，基本能确定其沉积构造分异在茅二b 中后期开始。从横向对比来看，茅二c亚段至茅一c亚段的地层厚度由南至北逐渐增大，表明沉积古地貌受加里东古隆起继承性控制，川北地区茅口期具有南高北低的特征。沉积相横向变化表明川北地区茅口中晚期存在台槽分异，其中JT1 井区茅二a 期的滩体规模最大，同时期JG1井处于下斜坡环境，沉积构造分异最为显著（图5）。茅二a期至茅三期JG1井区由下斜坡转变为上斜坡，构成海退旋回，与区域上沉积构造演化匹配，表明茅口末期沉积构造分异减弱。

3.2 地震相特征

井震结合分析进一步表明，区域上茅口组底部的地震响应特征较为一致，为一条较为连续平直的波峰反射（图7），印证了茅口组早期川北地区整体沉积环境均一稳定，为缓坡沉积。茅二b亚段底的地震响应特征在区域上存在明显差异，在NC2 井、JT1 井、PS2井均为弱连续波峰反射，在PS2 井以北则为波谷反射，表明在茅二b 期内区域上可能存在沉积构造差异，与钻井对比的沉积构造分异时期基本吻合。此外，在茅口组中上部，地震相南北差异显著：南侧的JT1、PS2井区茅二b亚段至茅三段见断续的弱波峰反射，而且JT1井上部波峰具有隆起特征，反映台地边缘沉积；
而PS2井北侧至JG1井茅口组中上部为连续的强波峰反射，为斜坡相响应特征。在台地边缘与斜坡相之间，地震剖面上可识别出一条断层贯穿茅口组，断层在栖霞组至吴家坪组均可识别，说明茅口中晚期台槽分异除了具有勉略洋伸展的大地构造背景外，其直接因素可能与同沉积断层有关。通过对斜坡地震相平面位置的追踪，进一步明确相变点位于阆中附近，强波峰反射沿北西至南东方向连续稳定分布，表明斜坡相带呈北西向展布，直至LT1井区地层厚度明显减薄，指示斜坡相向北东过渡为盆地沉积。此外，斜坡相的强波峰反射具有向北侧下倾的趋势，波峰内部及末端均可识别出下超点（图7），指示海退的沉积过程，与JG1井斜坡相演化特征相匹配。

图7 川北地区茅口组地震相特征（剖面位置见图1a）Fig.7 Seismic facies section of Maokou Formation in northern Sichuan Basin(section location is shown in Fig.1a)

3.3 沉积演化模式

茅口沉积早期为缓坡型台地沉积模式（图8），受早期古构造影响，川北地区南侧较北侧古地貌略高，故茅一段—茅二c亚段厚度较北侧薄。在茅口组沉积中晚期，随着北缘勉略洋的延伸，川北地区剑阁—阆中一带早期断裂活动加强，使区域内北端变陡，西南侧转变为台地边缘沉积，东北侧为斜坡沉积。至茅口组沉积晚期，盆地西南峨眉地幔柱隆升，川北地区发生海退，形成进积型镶边碳酸盐台地（图8）。

图8 川北地区茅口组沉积模式图Fig.8 Sedimentary model of Maokou Formation in northern Sichuan Basin

近年来，勘探家一直在寻求四川盆地茅口组滩相孔隙型储层的突破。JG1 井斜坡相的发现进一步表明川北地区可能发育镶边台地，斜坡相边界沿剑阁—阆中一线分布，指示高能滩相在其西南侧发育，可为下一步扩大滩相储层规模勘探确定目标。研究表明：川北地区斜坡相具有纵向迁移演化的特征，可形成加积型或进积型镶边碳酸盐台地，使高能滩体在纵向上多期叠置发育，在平面上大面积分布。这一认识揭示了川北地区茅口组台缘滩相勘探领域的规模前景。

此外，下斜坡亚相处于半还原—还原的沉积环境，安静低能的水体往往利于有机质的保存富集［21］。对JG1 井 下 斜 坡 亚 相8 个 岩 心 样 品 进 行TOC测试，其中4 个样品为风暴岩，另外4 个样品为泥晶灰岩。风暴岩TOC值介于6.83%～15.00%，平均值为10.80%；
泥晶灰岩TOC值介于1.08%～4.17%，平均值为2.42%。下斜坡亚相整体TOC平均值为6.60%。测试结果表明，下斜坡亚相有机质丰度高，具有良好的生烃潜力。其中，风暴沉积物因携卷有机物丰富，沉积速率快，有机质丰度非常高，为优质烃源岩。该研究证实了川北地区茅口组深水沉积具有良好的生烃潜力，可在区域上形成旁生侧储或由滩体迁移形成下生上储的成藏模式，这丰富了对茅口组成藏类型的认识，对评价茅口组资源潜力具有重要意义。

（1）川北地区JG1 井茅二b 亚段—茅三段沉积期发育斜坡相，证实川北地区茅口组沉积中晚期发生台槽分异。下斜坡发育在茅二段，以灰黑色泥质灰岩和泥晶灰岩沉积为主，沉积构造丰富，发育风暴沉积、硅质互层及页理；
上斜坡发育在茅三段，以生物碎屑泥晶灰岩和泥晶生物碎屑灰岩为主，岩石结构表现为浅水生物的低能深水沉积，同时发育生物潜穴、叠瓦状层理沉积构造。

（2）川北地区斜坡相在纵向上构成连续变浅的沉积序列，平面上沿剑阁—阆中一线呈北西向展布，在茅口组沉积中晚期形成进积型镶边碳酸盐台地沉积。

（3）在平面上落实了斜坡相带的分布，明确了下一步沿剑阁—阆中一线西南侧的高能滩体勘探领域。发现茅口组下斜坡亚相优质烃源岩，与滩相储层可构成茅口组旁生侧储、下生上储的成藏模式，这对认识和评价茅口组资源潜力具有重要意义。

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