川北地區茅口中晚期斜坡相沉積特征及其油氣地質意義

蔣 航，張璽華，陳 聰，高兆龍，山述嬌，羅 平，陳延貴，李天軍，胡羅嘉

1 中國石油西南油氣田公司勘探開發研究院；2 中國石油勘探開發研究院

0 前 言

作為重要的油氣勘探目的層系，對四川盆地中二疊統茅口組的勘探已有近70 年的歷程。前期針對茅口組的勘探研究主要集中在川中—川南地區的巖溶裂縫型儲層［1-4］。直至近年，部署于元壩地區的探井在茅口組獲得工業氣流，掀起了川北地區茅口組灘相孔隙型儲層的研究熱潮［5-6］，特別是茅口組頂部孤峰段的深水沉積以及LT1 井茅口組盆地相的發現［7-8］，推動了針對四川盆地北部茅口組臺地—斜坡—盆地沉積體系的臺地邊緣相的鉆探部署。前人針對茅口組的地層層序、儲層特征、白云巖成因以及孔隙型儲層識別預測等方面已做了大量研究［8-15］，但由于鉆井資料的局限性，茅口組深水沉積特征及其縱橫向發育規律的相關研究還不夠深入。胡東風［6］基于對YB7 井茅三段上部灘相白云巖的研究，認為茅口組臺槽分異在茅三晚期發育，并根據地震相差異推測斜坡相位于YB6 井附近；郝毅等［10］基于野外剖面和鉆井巖心的研究，認為川北地區茅口組沉積晚期發育緩坡臺地—斜坡—盆地沉積體系，推測斜坡相位于盆地外緣城口一帶；陳軒等［14］基于野外剖面的研究系統闡述了茅口組斜坡相的沉積特征，并通過地震資料預測斜坡相在九龍山地區的分布；鐘原等［15］在層序地層研究的基礎上，以地震資料為主要依據預測茅口組斜坡—盆地相發育在劍閣地區以北。盡管川北地區已有不少井鉆遇茅口組，也已認識到川北地區茅口組發育臺地—斜坡—盆地沉積體系，但對斜坡相的研究僅限于野外露頭，沒有鉆井明確證實，臺槽分異的時空展布也主要是基于地震資料的推測［13-14］。

2021 年初，基于臺緣—斜坡沉積體系的認識部署的JT1 井在茅口組鉆遇灘相孔隙型儲層，并在茅二段測試獲112.8×104m3的高產工業氣流，展示了川北地區茅口組臺緣帶的良好勘探潛力［5］。但是，隨后在JT1 井北側部署的JG1 井在茅口組并未鉆遇優勢相帶及優質儲層，表明前人依據野外露頭、地震資料取得的有關臺槽分異的認識仍不能滿足油氣勘探的需求。為此，本文基于JG1井鉆井巖心，綜合測井、錄井、TOC等資料，對JG1 井開展系統的沉積學研究，揭示其沉積相特征，落實川北地區茅口期臺槽分異時期及斜坡相展布。

1 區域地質概況

研究區位于四川盆地北部，構造位置為川北古中坳陷低緩帶（圖1a）。茅口組沉積演化主要受中、晚二疊世區域性的東吳運動、茅口組沉積末期的峨眉地幔柱運動，以及四川盆地北緣勉略古洋盆擴張而形成的伸展構造的綜合影響，這使得茅口晚期的沉積表現為一套向上變淺的巖性組合（圖1b）。在茅口組沉積早期，受大規模海侵的影響，整個四川盆地的茅口組沉積特征較為統一，以泥質灰巖與生物碎屑泥晶灰巖沉積為主；在茅口組沉積中期，由于峨眉地幔柱隆升，盆地整體水體變淺而轉變為開闊臺地沉積，但川北地區同時受勉略洋盆持續擴張的影響，在北西西及北東方向產生構造分異，沉積基底幕式沉降，局部表現為斜坡—陸棚的深水沉積［15］；在茅口組沉積晚期，由于峨眉地幔柱運動與勉略洋擴張的持續作用，四川盆地南部受隆升影響，水體變淺，開闊臺地內大面積分布灘體，川北地區受拉張作用影響，臺緣帶持續遷移演化，局部呈欠補償沉積［16］；在茅口組沉積末期，受東吳運動抬升影響，四川盆地茅口組頂部遭受不同程度剝蝕，與上覆吳家坪組或大隆組呈不整合接觸［17-18］。

圖1 研究區位置及茅口組地層概況Fig.1 Location map and stratigraphic column of Maokou Formation of the study area

2 斜坡相沉積特征

2.1 地層劃分

通過對巖性、錄井、測井等資料進行綜合分析，結合前人關于茅口組層序地層的研究成果，將JG1井茅口組自下而上分為茅一段、茅二段、茅三段（圖2a）。JG1井茅一段底部與下伏棲霞組灰色泥晶生物碎屑灰巖整合接觸，巖性為深灰色泥質灰巖與灰色生物碎屑泥晶灰巖；茅一段在常規測井上表現為自然伽馬箱狀高值（圖2a），底界自然伽馬由低值向高值突變，頂界自然伽馬由高值向低值轉變。茅二段可進一步分為a、b、c 亞段。茅二c 亞段巖性為灰色泥晶生物碎屑灰巖或生物碎屑泥晶灰巖夾泥質灰巖，自然伽馬為箱狀夾齒狀中高值，頂界自然伽馬由高值向低值突變；茅二b 亞段下部為深灰色泥晶生物碎屑灰巖，上部為泥質灰巖夾泥晶生物碎屑灰巖，自然伽馬表現為向上變小的微齒狀中低值，頂界自然伽馬突增為指狀高值；茅二a亞段巖性為深灰色泥質灰巖和含泥灰巖，夾少量泥晶生物碎屑灰巖，自然伽馬為齒狀夾指狀中高值，頂界自然伽馬由高值向平直低值突變。茅三段巖性以灰色泥晶生物碎屑灰巖為主，頂部與吳家坪組深灰色泥巖不整合接觸，自然伽馬整體為平直中低值，頂部受巖溶作用影響呈指狀高值。

圖2 川北地區JG1井茅口組綜合柱狀圖Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of Maokou Formation of Well JG1 in northern Sichuan Basin

2.2 沉積特征

從JG1 井茅口組的地層特征來看，茅二b 亞段頂部至茅三段巖石的顏色普遍較深，同時自然伽馬呈錐狀高值，與茅一段相比在巖電特征上表現出相對深水的沉積特征，該特征與區域上茅口組中上部為向上變淺的沉積特征相悖?；贘G1井大量巖石學及沉積學特征的研究，認為茅口組中上部具有斜坡相沉積特征，并將斜坡沉積進一步劃分為下斜坡亞相、上斜坡亞相。其中，下斜坡亞相在茅二b亞段上部至茅二a亞段發育，上斜坡亞相在茅三段發育，斜坡沉積由下至上連續沉積，構成向上變淺的沉積序列（圖2）。

2.2.1 下斜坡亞相沉積特征

下斜坡水體較深，除風暴作用外，水動力一般較弱，巖性整體以暗色薄層泥質灰巖、泥晶灰巖與灰黑色硅質巖不均勻互層，以及風暴巖為主。JG1井的茅二段上部可以見到大量下斜坡沉積相標志（圖3）。

圖3 川北地區JG1井茅二a亞段下斜坡沉積及生物特征Fig.3 Sedimentary and biological characteristics of the lower slope subfacies of submember-2a of Maokou Formation in Well JG1,northern Sichuan Basin

（1）整體巖性以灰黑色泥質灰巖和泥晶灰巖為主，顏色深且生物碎屑含量低，反映了還原環境下的靜水沉積。

（2）發育大量幾厘米至十幾厘米不等的風暴沉積（圖3a—3d），其主要識別標志為底界受風暴侵蝕作用而形成起伏微弱的不整合界面（圖3b），其起伏程度均為毫米級，為下切程度較弱的底侵蝕層界面，少數界面之上發育礫屑層（圖3c），由底部原巖侵蝕破碎而形成，礫徑為毫米級，且分布極不均勻。由于風暴攜帶了大量細粒沉積物快速沉積，因此其顏色較正常沉積物略深。在風暴高峰期可攜卷許多生物碎屑富集，因此風暴沉積物中的生物碎屑含量明顯增多，以殼類為主，殼類生物多凹面上向，常具定向排列（圖3d），局部可見少量異地搬運的淺水生物，如苔蘚蟲等。隨著風暴作用的減弱，生物碎屑含量逐漸減少，形成生物碎屑層的粒序層理。在風暴衰減期，在風暴沉積的頂部形成微弱的水平層理（圖3e），反映水動力進一步下降。在JG1 井中完整的風暴沉積序列十分少見，主要由底侵蝕層+生物碎屑層構成（圖3b），可見生物碎屑層+粒序層（圖3d）、底侵蝕層+生物碎屑層+水平層（圖3e）、底侵蝕層+礫屑層（圖3c）等多種風暴沉積序列。從各序列組合及其厚度來看，風暴巖厚度多取決于生物碎屑層的沉積厚度［19］。

（3）見到大量泥晶生物碎屑灰巖與硅質巖不均勻互層（圖3f），硅質互層厚度為微米級至分米級（圖3g），反映沉積水體整體較深；局部見少量灰質泥巖，且發育頁理（圖3h），指示欠補償的沉積環境。

（4）在古生物特征方面，下斜坡以殼類、腕足類（圖3i）、單列有孔蟲為主（圖3j），見少量腹足類（圖3k），生物整體殼壁較薄，個體也十分微小，且保存相對完整（圖3i—3l），具有低能深水生物組合特征［20］。（5）在成像測井方面，下斜坡亞相呈暗色與亮色薄互層狀，說明地層為薄層狀產出（圖2b）。

2.2.2 上斜坡亞相沉積特征

上斜坡亞相位于臺地向盆地方向一側，其沉積水體較下斜坡的要淺，深度仍處于正常浪基面之下、氧化界面之上，水動力較弱；與下斜坡類似，上斜坡原地生物含量很低，整體上巖性組構與臺地具有明顯區分。JG1 井上斜坡亞相發育在茅三段，其主要相標志見圖4。

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

（1）在巖石學特征方面，茅三段下部為深灰色泥晶灰巖和含生物碎屑泥晶灰巖（圖4a），生物含量很低；茅三段上部因緊鄰臺地邊緣，其沉積物中含有大量異地搬運的淺水沉積物，顆粒沉積物不穩定，類型和大小變化很大，巖性為灰色—深灰色泥晶生物碎屑灰巖（圖4b）。從巖石結構上看，整體泥晶含量較多，生物碎屑含量由下至上逐漸增多，且連續沉積，表明水體逐漸變淺。沉積水體深度變化較大，這是臺內低能沉積環境所不具備的特征。

（2）在生物組合方面，上斜坡生物碎屑含量整體比臺地內部更低，僅在茅三段中上部見大量的淺水生物或造礁生物（圖2b），以海百合為主（圖4b），見少量珊瑚（圖4c），生物碎屑組分無分選，呈漂浮支撐結構，保存相對完整，無抗浪骨架特征，未受到波浪的長時間淘洗改造，具有淺水生物的深水低能沉積表現，這同樣是臺地沉積環境少有的沉積現象。此外還見到大量的雙殼類、腕足類、?類。相比較于下斜坡，上斜坡亞相的生物碎片類型更加豐富，個體也更大，殼類生物的殼壁更厚（圖4d），?類和有孔蟲結構更加復雜（圖4e，4f）。

（3）在沉積構造方面，上斜坡的下部發育生物潛穴構造，潛穴后期被白云石充填（圖4g），同樣指示上斜坡安靜低能的沉積環境。上斜坡上部的灰色泥晶生物碎屑灰巖中局部可見定向層理，生物碎屑相對破碎，但整體呈楔狀定向分布，生物碎屑可見疊瓦狀排列（圖4h），表明生物碎屑受斜坡地貌控制出現定向滑塌堆積。生物潛穴、定向層理均是斜坡沉積中典型的沉積相標志，與緩坡有所區別。

（4）在成像測井上，上斜坡亞相表現為中層狀亮色塊狀夾紋層狀暗色條紋，而且茅三段上部暗色條紋較下部明顯減少，說明地層產狀由薄層狀逐漸增厚為塊狀，沉積水體逐漸變淺，但頂部受巖溶作用影響，暗色不規則條紋增多（圖2b）。

3 沉積相對比及其演化模式

3.1 沉積相對比

在證實JG1 井茅口組發育斜坡相的基礎上，進一步結合區域鉆井進行地層、沉積相縱橫向對比，揭示茅口組沉積相平面變化，厘定臺槽分異時期等關鍵問題。綜合前人有關茅口組地層層序的研究成果以及JG1井茅口組巖性、電性劃分特征，認為川北地區茅口組的地層劃分可對比。

與JG1 井一樣，區域上茅一段依據巖性和電性特征也可進一步劃分為a、b、c 三個亞段，其特征為a、c 兩個高自然伽馬、低電阻亞段夾厚度較薄的低自然伽馬、高電阻的b亞段（圖5）。川北地區茅一段巖電特征基本一致，以泥質灰巖（圖6a）、生物碎屑泥晶灰巖為主的巖性特征和鋸齒狀的自然伽馬特征，代表了茅口組典型的“眼皮”、“眼球”灰巖，反映該時期海水較深，為廣泛的低能緩坡沉積環境［10］。

圖5 川北地區茅口組地層對比（位置見圖1a）Fig.5 Stratigraphic correlation of Maokou Formation in northern Sichuan Basin(location is shown in Fig.1a)

圖6 川北地區茅口組巖性特征Fig.6 Lithologic characteristics of Maokou Formation in northern Sichuan Basin

茅二c 亞段區域上地層特征同樣較為穩定，其自然伽馬相比茅一段有所降低，電阻率呈箱狀或齒狀高值，巖性與茅一段基本一致，與茅一段共同構成海侵旋回。茅二b亞段區域上整體表現為較平直的自然伽馬低值（圖5），在JT1 井、NC2 井、PS2 井上巖性主要為灰色泥晶生物碎屑灰巖和生物碎屑泥晶灰巖（圖6b），巖電特征表現為開闊臺地的沉積產物。但JG1 井茅二b 亞段的上部巖性以深灰色泥質灰巖為主（圖6c），同時自然伽馬呈錐狀增大，與取心段下部巖電特征相似（圖2a），具有下斜坡沉積特征，表明茅二b晚期JG1井區與JT1井區可能發生沉積相變。在JT1 井、NC2 井、PS2 井，茅二a 亞段自然伽馬呈向上變低的平直低值，巖性為灰色泥晶或亮晶生物碎屑灰巖（圖6d）和殘余顆粒白云巖（圖6e），其亮晶膠結結構和受灘相控制的白云石化特征表明這些井區茅二a 期為高能沉積環境［5］。但JG1 井茅二a 亞段的自然伽馬自下而上由低變高，多呈錐狀高值，與JT1井等相反，巖性以深灰色含泥灰巖和泥質灰巖為主（圖6f），為低能沉積產物，該段取心特征已證實為斜坡相沉積。

梓潼—閬中以南地區茅三段巖性為灰色泥晶生物碎屑灰巖或亮晶生物碎屑灰巖，見少量硅質灰巖和灰質白云巖（圖6g），不同于JG1 井的上斜坡巖相特征；該區域茅三段泥晶生物碎屑灰巖顏色更淺，同時亮晶組分增多（圖6h），表現為開闊臺地或局部弱白云石化灘相特征。

從地層、沉積對比來看，縱向上茅一c亞段至茅二c 亞段構成海侵沉積旋回，為緩坡沉積環境。JT1井區由茅二b 亞段向上至茅三段整體構成海退旋回，巖性由底部的含泥灰巖過渡為泥晶生物碎屑灰巖、亮晶生物碎屑灰巖和灰質白云巖，自然伽馬值向上降低，沉積水體逐漸變淺，由緩坡轉變為開闊臺地到高能灘相沉積。而JG1 井自茅二b 亞段中上部向上，生物碎屑泥晶灰巖中的泥質含量增多，自然伽馬呈錐狀增大，表明沉積水體逐漸變深，與JT1井區存在沉積構造分異，基于鉆井小層劃分對比，基本能確定其沉積構造分異在茅二b 中后期開始。從橫向對比來看，茅二c亞段至茅一c亞段的地層厚度由南至北逐漸增大，表明沉積古地貌受加里東古隆起繼承性控制，川北地區茅口期具有南高北低的特征。沉積相橫向變化表明川北地區茅口中晚期存在臺槽分異，其中JT1 井區茅二a 期的灘體規模最大，同時期JG1井處于下斜坡環境，沉積構造分異最為顯著（圖5）。茅二a期至茅三期JG1井區由下斜坡轉變為上斜坡，構成海退旋回，與區域上沉積構造演化匹配，表明茅口末期沉積構造分異減弱。

3.2 地震相特征

井震結合分析進一步表明，區域上茅口組底部的地震響應特征較為一致，為一條較為連續平直的波峰反射（圖7），印證了茅口組早期川北地區整體沉積環境均一穩定，為緩坡沉積。茅二b亞段底的地震響應特征在區域上存在明顯差異，在NC2 井、JT1 井、PS2井均為弱連續波峰反射，在PS2 井以北則為波谷反射，表明在茅二b 期內區域上可能存在沉積構造差異，與鉆井對比的沉積構造分異時期基本吻合。此外，在茅口組中上部，地震相南北差異顯著：南側的JT1、PS2井區茅二b亞段至茅三段見斷續的弱波峰反射，而且JT1井上部波峰具有隆起特征，反映臺地邊緣沉積；而PS2井北側至JG1井茅口組中上部為連續的強波峰反射，為斜坡相響應特征。在臺地邊緣與斜坡相之間，地震剖面上可識別出一條斷層貫穿茅口組，斷層在棲霞組至吳家坪組均可識別，說明茅口中晚期臺槽分異除了具有勉略洋伸展的大地構造背景外，其直接因素可能與同沉積斷層有關。通過對斜坡地震相平面位置的追蹤，進一步明確相變點位于閬中附近，強波峰反射沿北西至南東方向連續穩定分布，表明斜坡相帶呈北西向展布，直至LT1井區地層厚度明顯減薄，指示斜坡相向北東過渡為盆地沉積。此外，斜坡相的強波峰反射具有向北側下傾的趨勢，波峰內部及末端均可識別出下超點（圖7），指示海退的沉積過程，與JG1井斜坡相演化特征相匹配。

圖7 川北地區茅口組地震相特征（剖面位置見圖1a）Fig.7 Seismic facies section of Maokou Formation in northern Sichuan Basin(section location is shown in Fig.1a)

3.3 沉積演化模式

茅口沉積早期為緩坡型臺地沉積模式（圖8），受早期古構造影響，川北地區南側較北側古地貌略高，故茅一段—茅二c亞段厚度較北側薄。在茅口組沉積中晚期，隨著北緣勉略洋的延伸，川北地區劍閣—閬中一帶早期斷裂活動加強，使區域內北端變陡，西南側轉變為臺地邊緣沉積，東北側為斜坡沉積。至茅口組沉積晚期，盆地西南峨眉地幔柱隆升，川北地區發生海退，形成進積型鑲邊碳酸鹽臺地（圖8）。

圖8 川北地區茅口組沉積模式圖Fig.8 Sedimentary model of Maokou Formation in northern Sichuan Basin

4 油氣地質意義

近年來，勘探家一直在尋求四川盆地茅口組灘相孔隙型儲層的突破。JG1 井斜坡相的發現進一步表明川北地區可能發育鑲邊臺地，斜坡相邊界沿劍閣—閬中一線分布，指示高能灘相在其西南側發育，可為下一步擴大灘相儲層規?？碧酱_定目標。研究表明：川北地區斜坡相具有縱向遷移演化的特征，可形成加積型或進積型鑲邊碳酸鹽臺地，使高能灘體在縱向上多期疊置發育，在平面上大面積分布。這一認識揭示了川北地區茅口組臺緣灘相勘探領域的規模前景。

此外，下斜坡亞相處于半還原—還原的沉積環境，安靜低能的水體往往利于有機質的保存富集［21］。對JG1 井 下 斜 坡 亞 相8 個 巖 心 樣 品 進 行TOC測試，其中4 個樣品為風暴巖，另外4 個樣品為泥晶灰巖。風暴巖TOC值介于6.83%～15.00%，平均值為10.80%；泥晶灰巖TOC值介于1.08%～4.17%，平均值為2.42%。下斜坡亞相整體TOC平均值為6.60%。測試結果表明，下斜坡亞相有機質豐度高，具有良好的生烴潛力。其中，風暴沉積物因攜卷有機物豐富，沉積速率快，有機質豐度非常高，為優質烴源巖。該研究證實了川北地區茅口組深水沉積具有良好的生烴潛力，可在區域上形成旁生側儲或由灘體遷移形成下生上儲的成藏模式，這豐富了對茅口組成藏類型的認識，對評價茅口組資源潛力具有重要意義。

5 結 論

（1）川北地區JG1 井茅二b 亞段—茅三段沉積期發育斜坡相，證實川北地區茅口組沉積中晚期發生臺槽分異。下斜坡發育在茅二段，以灰黑色泥質灰巖和泥晶灰巖沉積為主，沉積構造豐富，發育風暴沉積、硅質互層及頁理；上斜坡發育在茅三段，以生物碎屑泥晶灰巖和泥晶生物碎屑灰巖為主，巖石結構表現為淺水生物的低能深水沉積，同時發育生物潛穴、疊瓦狀層理沉積構造。

（2）川北地區斜坡相在縱向上構成連續變淺的沉積序列，平面上沿劍閣—閬中一線呈北西向展布，在茅口組沉積中晚期形成進積型鑲邊碳酸鹽臺地沉積。

（3）在平面上落實了斜坡相帶的分布，明確了下一步沿劍閣—閬中一線西南側的高能灘體勘探領域。發現茅口組下斜坡亞相優質烴源巖，與灘相儲層可構成茅口組旁生側儲、下生上儲的成藏模式，這對認識和評價茅口組資源潛力具有重要意義。