四川盆地东部中二叠统茅口组沉积与层序地层特征

王文飞

（西南石油大学地球科学与技术学院，四川 成都610500）

0 引言

层序地层学这一概念于20 世纪80年代末正式提出［1-2］，从最初的海相发展到陆相，又从简单的陆相盆地发展到断陷湖盆，显示了强大的生命力［3-5］。层序地层学的优势在于综合沉积学和构造地质学等其他学科，在研究区域的等时性上发挥着重要作用，结合沉积相研究，有助于重塑古沉积环境，可为古地理的研究提供基础地质依据。

前人对于四川盆地二叠系层序地层学已进行了一系列的研究，取得了丰硕成果，但是一直以来对盆地层序地层特征与二叠系层序的划分存在一些争议［6-9］。对于茅口组层序地层的研究主要分布在扬子地台的四川、湖北、湖南、安徽南部和广西右江等地区，大多将茅口组划分为3 个三级层序［10-12］。

四川盆地东部中二叠统茅口组是一套由海侵—海退旋回组成的海相碳酸盐岩地层。近年来的油气勘探表明，该套地层在暴露和风化淋滤的影响下发育了风化壳岩溶型储层，是川东地区乃至整个四川盆地重要的天然气产层之一［12-13］，但对于该套地层一直未单独开展较为深入的层序地层学研究。

鉴于此，本次研究通过对钻井岩心的详细观察，结合茅口组区域沉积背景，主要利用岩心、测井、录井资料及野外露头剖面观察，运用层序地层学原理，对川东地区茅口组地层开展沉积相和层序地层研究，寻找有利的油气沉积背景，为加快该区茅口组地层的油气勘探工作提供有利的理论依据。

1 区域地质概况

四川盆地是经历多期和多向深断裂活动，由褶皱和断裂围限起来的菱形构造-沉积盆地［13］。中二叠统茅口组主要沉积了一套扬子地台稳定克拉通内浅海碳酸盐岩地层，岩性主要为深灰色厚层泥晶生物灰岩、浅灰色泥粉晶灰岩、亮晶生屑灰岩，含燧石结核或硅质岩薄层，厚度一般为50～600 m［14］。一些研究认为，该套地层是碳酸盐岩台地相沉积，台内零星散布生物集或准生物集，可进一步划分出台内浅滩和台内缓坡沉积［15-18］；另一些研究认为是浅海碳酸盐岩缓坡沉积［18-20］；还有研究则认为是开阔陆棚沉积［20］。

根据岩性变化特征，以旋回地层学理论为指导，茅口组地层垂向上可分为4 段，即茅一段、茅二段、茅三段和茅四段。根据岩性的变化特征，从老到新可将茅一段和茅二段进一步细划成6 个亚段，即茅一C、 茅一B、茅一A 亚段和茅二C、茅二B、茅二A 亚段。受东吴运动强烈抬升影响，茅口组上部地层在盆地内普遍遭到剥蚀。

研究区位于四川盆地东部川东高陡断褶带，区内断裂带异常发育，主要有铜锣峡、明月峡、黄泥堂等深大断裂，以及伴生的次级断裂。研究认为：该区以开阔台地相沉积为主［21-30］，主要沉积一套深灰色泥晶生物灰岩、浅灰色亮晶生屑灰岩、藻格架礁灰岩；顶部为含燧石结核和铝土质灰岩，与上二叠统龙潭组呈不整合接触，底部与栖霞组地层呈整合接触；本区茅口组地层剥蚀较为严重，仅局部残留茅四段地层。

2 沉积特征

2.1 岩石学特征

茅口组主要是灰岩类，具有分布层位稳定、可追踪对比的特征。依据其结构成因类型，主要有亮晶生屑灰岩、泥晶生屑灰岩、藻格架岩及泥晶灰岩等。岩心和野外观察发现，亮晶生屑灰岩类主要发育于茅二和茅三段。茅三段以亮晶生屑灰岩和泥晶生屑灰岩薄互层为特征；茅二段则以生屑（生物）泥晶灰岩、泥晶生屑灰岩、泥晶生物灰岩夹亮晶生屑灰岩为特征；茅一段则以眼球灰岩、眼皮灰岩、泥质泥晶灰岩为主，偶夹泥晶生屑灰岩类。

2.1.1 亮晶生屑灰岩

该类岩石形成于最小晴天浪基面扰动深度之上，为高能滩相沉积。层位上主要分布在茅三段，其次为茅二段，茅一段少见；呈中—厚层状，颗粒类型以藻屑和生物碎屑为主，体积分数60%～85%。藻屑多以红藻屑为主，生物碎屑多为有孔虫、腹足类、腕足、瓣腮类、苔藓虫及棘屑等，也见少量的介形虫。颗粒间被亮晶方解石多期胶结（见图1a）。

图1 四川盆地东部中二叠统茅口组微观岩石学特征

2.1.2 泥晶生屑灰岩

该类岩石形成于最大晴天浪基面与最小晴天浪基面之间的平均浪基面附近，为低能颗粒滩沉积环境，主要发育于茅三和茅二段；呈中—厚层，块状，颗粒类型以生物碎屑为主，体积分数一般为50%～65%，常含少量砂屑（5%～10%）。生物碎屑以苔藓虫、棘皮类、有孔虫、瓣鳃类为主，其次为腕足类、腹足类、介形虫、红藻等，没有一种生物碎屑体积分数超过50%。颗粒间基本为泥晶胶结，少见亮晶胶结物，岩石中泥质体积分数较高，常夹泥质条纹和条带，泥质体积分数一般为3%～7%（见图1b）。

2.1.3 藻格架灰岩

该类岩石主要由层状生长的荷叶藻搭架形成，格架间为生物碎屑充填，生物碎屑间可为亮晶和泥晶胶结。层状荷叶藻体积分数可达60%，生物碎屑可见荷叶藻碎片、苔藓虫、海绵、有孔虫、蜓等（见图1c）。

2.1.4 泥晶灰岩

2.2 沉积相特征

通过岩心的宏微观观察，在岩石学特征研究基础上，结合区域沉积背景，认为：该区以开阔海台地相沉积为主，可以进一步划分出开阔海、台内滩、滩间海等沉积亚相；以颗粒岩类发育为主的台内滩亚相是油气勘探的有利相带（见图2）。

图2 四川盆地东部中二叠统茅口组沉积相和层序地层综合柱状图

2.2.1 开阔海亚相

该亚相形成于正常浪基面之下、水体较深（一般不超过50 m）、能量较低的环境。岩石类型以灰色—深灰色泥晶灰岩、泥晶生物灰岩、泥灰岩为主，泥质体积分数较高。茅口期的海平面在整个二叠系相对较高，且较长时间稳定，有利于开阔海亚相沉积的发育，茅一段及茅二段的C 段基本为此亚相。

2.2.2 台内滩亚相

四川盆地特殊的古地理背景决定了其在中二叠统沉积期以低能的开阔海亚相为主，只有微地貌高地可处于浪基面之上，形成较为发育的台内滩亚相沉积，并且沉积界面位于平均海平面附近的地带才有可能发育高能颗粒滩沉积。台内滩亚相以沉积颗粒岩为特征，颗粒体积分数较高，成分有生屑、藻屑等，形成向上变浅和向上变粗的沉积序列，根据水体能量高低，可以进一步划分出高能滩、低能滩等沉积微相。

2.2.2.1 高能滩微相

高能滩微相以亮晶生物碎屑灰岩沉积为主，颗粒体积分数较高，成分有生屑、藻屑等，滩体向上具逆粒序特征。该微相类型在川东地区的中二叠统地层中欠发育。

2.2.2.2 低能滩微相

低能滩微相以泥晶生屑灰岩为主，形成与最大晴天浪基面与最小晴天浪基面之间，海水震荡与安静交织。生物碎屑形成于高能期，而灰泥填隙物形成于低能期。在该环境中，碎屑颗粒分选较差，磨圆较差，颗粒间以灰泥充填为主。该区低能滩微相主要发育于茅二段及茅三段，颗粒体积分数大于50%，颗粒支撑为主，颗粒类型主要为生物碎屑。生物碎屑以苔藓虫、棘皮类、有孔虫、瓣鳃类为主，其次为腕足类、腹足类、介形虫等，并且没有一种生物碎屑体积分数超过50%。粒间以灰泥充填为主，少见亮晶方解石胶结物。

我国早在2000年就开始实施了国库管理制度。这一项制度的实施就实现了国库资金的统一管理，同时，还实现了将财政资金进行直接的划拨。例如税收和非税收的缴费都统一纳入财政专户之中，国库管理制度的实施，规范了财政资金的收支，提高了财政资金的管理效率。与此同时，对于预算的执行也建立了动态的监控机制，从而对其进行全面的监督，这能够有效地对预算的执行起到警示的作用。

2.2.3 滩间海亚相

滩间海发育于浪基面之下，为夹于颗粒滩之间的深水低地，为安静低能沉积，能量略高于开阔海环境。沉积物以灰泥为主，岩石类型为灰色泥晶灰岩、生物泥晶灰岩，纵向上往往与台内滩互层，构成下部滩间海，上部颗粒滩的向上变浅沉积序列。

3 层序地层研究

层序是由不整合面或与不整合相对应的整合面作为边界的一个相对整合的有内在联系的地层序列［23］。层序地层学研究的关键就是层序界面的识别，它是划分层序的前提和基础，其中最重要的是对层序底界面的识别。根据经典层序地层学理论，主要分Ⅰ型层序界面和Ⅱ型层序界面。但在实际工作中，层序界面的识别较为复杂、不易分辨，且相同的层序界面可能就有不同的特征及表现形式。如：Ⅰ型层序界面可为角度不整合或平行不整合；Ⅱ型层序界面可为局部暴露不整合面或岩性-岩相转换面。

通过野外露头剖面、钻井岩心观察，结合测井、录井资料及区域构造背景的综合分析，在川东地区中二叠统茅口组可以识别出2 种类型的层序界面，即Ⅰ型隆升侵蚀不整合面和Ⅱ型海侵水淹不整合面。

3.1 三级层序界面识别标志

3.1.1 古风化壳

峨眉地裂运动的强烈引张幕，发生在中、晚二叠世之间的东吴运动，使扬子准地台在经历了中二叠世海盆沉积以后再次抬升成陆，上部地层遭受风化剥蚀，中、上二叠统地层在广大地区内普遍呈假整合接触［24］。该运动在上扬子地区主要表现为张裂运动，台地被撕裂、破碎，以板内裂陷作用和差异沉降作用为主［25-28］。受此运动的影响，在中二叠世末期，整个四川盆地东部地区地壳抬升［16］，川东地区茅口组顶部地层普遍遭到了剥蚀，与上覆龙潭组地层呈不整合接触。从野外剖面（见图3a）和钻井岩心（见图3b）都可以明显看出，此界面波状起伏，界面之下为茅口组灰岩沉积为主，之上为龙潭组泥页岩，残积铝土质风化层，见黄铁矿，表现为一隆升暴露侵蚀作用面的特征，具Ⅰ型层序特征，属于Ⅰ型层序界面。

图3 中上二叠统地层界线特征

3.1.2 岩性-岩相转换面

海平面或湖平面升降变化引起沉积环境发生改变，使得沉积界面上下岩性差异明显，此界面为岩性-岩相转换面，即进积与退积（加积）作用的转换面。在不整合面不太发育或难以识别的地层中，岩性-岩相转换面的准确识别是层序地层划分与对比的关键。该区发育于台地内部的茅口组海侵水淹不整合面，主要就表现为这种岩性-岩相转换的沉积作用转换面，具Ⅱ型层序特征，属于Ⅱ型层序界面。

从岩心观察及测井曲线上，最易识别的界面形式是沉积物空间堆积样式呈进积式向退积式的转换位置，或者是退积式向进积式的转换位置。前者的转换面即为初始海泛面或湖泛面的位置，代表基准面下降到基准面上升的转换，可容空间增大，沉积物供应出现过补偿到弱补偿的状态。

茅口期是在栖霞期基础上进一步海侵的沉积，由此栖霞组和茅口组的界限即为初始海泛面的位置。同样，在茅口组内部也可以识别出初始海泛面，具有界面之上岩石粒度变细，颜色加深，反映水体逐渐变深的退积式沉积物空间堆积样式特征；界面之下的岩石粒度变粗，颜色变浅，反映水体逐渐变浅的进积式沉积物空间堆积样式特征。在测井曲线上，表现为GR 曲线的相对高值及深、浅电阻率曲线的相对低值。如茅一B 到茅一A 的转换面，界面处主要发育泥质灰岩和泥灰岩，沉积物空间堆积样式呈退积式向进积式转换。这种沉积作用转换面在测井曲线上有较为明显的响应，主要表现在GR 曲线出现明显的正漂移，相对值较高，反映泥质体积分数明显增高，深、浅电阻率曲线表现为相对较低值。

3.2 三级层序地层划分及特征

运用层序地层学的工作方法，以区内钻井、测井资料的综合分析为基础，结合野外露头剖面观察，依据上述层序界面的识别标志及沉积物空间叠置样式，对本区茅口组地层进行层序和体系域的划分。除茅口组顶界面属于Ⅰ型层序边界外，其余层序边界均为岩性-岩相转换面，将川东地区中二叠统茅口组划分出3 个三级层序（PSQ1—PSQ3）（见图4）。区内茅口组钻井岩心观察表明，其岩性结构剖面及其所反映的沉积物空间堆积样式，揭示了茅口组3 个完整的三级层序，每一个三级层序均为退积式—进积式的沉积物空间堆积样式，比较清晰地反映了茅口组3 个三级层序特征。其各层序特征见图2、图4。

图4 四川盆地东部中二叠统茅口组层序地层划分与对比

4 三级层序地层格架的建立

通过野外露头剖面观察、 钻井岩心观察，结合测井、录井资料，依据层序界面特征，在对单井进行层序划分的基础上，拉平PSQ1 三级层序的最大海泛面的位置作为层序对比的等时面，建立了三级层序地层格架（见图4）。从而可在层序地层格架内，研究体系域的岩性及沉积物的空间组合形式。

中二叠世茅口期，四川盆地东部处于上扬子台地内部，为开阔台地沉积。在相对海平面变化引起层序界面形成时期，由于其下降幅度较小，因而该区主要为海侵体系域和高水位体系域沉积，低水位体系域不发育。海侵体系域多表现为低能的开阔海和滩间海沉积，高水位体系域多表现为相对较高能的台内滩沉积，是该区油气分布的有利相带。

从图4可以看出，茅口组各层序沉积厚度变化不大，横向上具有较强的对比性，很好地反映了研究区在中二叠世为开阔台地、环境较为稳定沉积的特征。同时也可以看出，PSQ1，PSQ2，PSQ3 三级层序的层序样式以TST 大于HST 为主，尤其是在PSQ3 期，这一特征更明显。这说明由于峨眉地裂运动的逐渐增强，其强烈引张幕（东吴运动）引起地壳快速抬升，海平面急剧下降，沉积的高水位体系域逐渐变薄，PSQ3 期末甚至缺失HST 期的沉积［10］。

5 结论

1）川东地区中二叠统茅口组以碳酸盐岩开阔台地沉积为主，主要发育了开阔海、滩间海及台内滩3 个沉积亚相。

2）该区主要发育2 种层序界面类型，依据层序界面特征将该组地层划分为3 个三级层序。

3）该区仅发育海侵体系域和高水位体系域。海侵体系域为较低能沉积，高水位体系域发育较高能的台内滩，是油气分布的有利相带。

4）建立的层序地层格架剖面对比表明，各层序期内沉积厚度变化不大，横向上具有较强的对比性，反映研究区在中二叠世茅口期为开阔台地内较为稳定的沉积，受东吴运动引起地壳抬升的影响，体系域厚度TST大于HST，反映缓慢海侵—快速海退的过程，并且PSQ3 期层序在该区内遭到不同程度的剥蚀。

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