四川盆地北部中二叠世晚期“广元—旺苍”海槽特征及其油气地质意义

王兴志，李博，杨西燕，文龙，徐亮，谢圣阳，杜垚，冯明友，杨雪飞，王雅萍，裴森奇

（1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室 西南石油大学，成都 610500；2.西南石油大学地球科学与技术学院，成都 610500；3.中国石油西南油气田公司勘探开发研究院，成都 610500；4.中国石油西南油气田公司勘探事业部，成都 610500；5.中国石油西南油气田公司川西北气矿，四川江油 621700）

0 引言

20世纪90年代中后期，王一刚等在研究四川盆地东北部（简称“川东北”）晚二叠世—早三叠世的沉积环境时，首次提出了“开江—梁平”海槽的概念[1]，主要是指该时期在四川盆地北部（简称“川北”）广元—梁平一线存在一近北西向展布的深水硅质海槽区，海槽向北西方向开口，向东南方向收敛至梁平一带消失，其周边为浅水的碳酸盐台地区。前人研究认为该海槽形成始于上二叠统吴家坪组沉积晚期，在上二叠统长兴组沉积末期达到鼎盛，在下三叠统飞仙关组沉积期开始变窄、变浅，并于飞仙关组沉积晚期填平消失。马永生等在研究川东北长兴组至飞仙关组沉积相时，从古地理环境、沉积格局、沉积模式、沉积特征及沉积相展布等方面对“开江—梁平”海槽进行了阐述，并将该海槽称之为“台棚”[2]。综合考虑，本文采用海槽的概念。自20世纪末至21世纪初，围绕该海槽边缘的油气勘探获得重大突破，先后发现了渡口河、罗家寨、普光、龙岗和元坝等多个长兴组—飞仙关组礁滩相大中型和特大型气藏[3-4]，现累计探明储量已近10 000×108m3[4]。已有的勘探及研究表明，该时期四川盆地大中型礁滩相气藏主要环海槽边缘分布并受到海槽发育位置的控制[5-10]。因此，海槽发育位置及其形成时期的确定即成为该领域油气勘探的关键之一。

笔者通过对野外露头勘察、钻井及地球物理资料分析发现，该海槽在中二叠统茅口组沉积晚期就具有雏形，展布方向及沉积特征与上二叠统长兴组沉积期—下三叠统飞仙关组沉积期的“开江—梁平”海槽基本一致。海槽内部由一套10～30 m的灰黑—黑色中—薄层状硅质岩、灰质硅质岩、硅质泥岩和泥页岩夹透镜状砂砾屑灰岩组成，主要为深水低能海槽（盆地）产物，具有较强的生烃能力。这套茅口组顶部深水硅质岩类沉积的岩石学及古生物特征可与下扬子板块内的孤峰组进行对比，二者实为同期异相沉积[11-12]，此外有学者对此套茅口组顶部的深水沉积先后提出了“深台洼”或“拉张槽”等观点[13-14]，也有研究者认为是由火山凝灰岩转变而成。该海槽南侧发育厚度较大的中—薄层状灰—浅灰色泥晶生物（屑）灰岩和含生物（屑）泥晶灰岩，属于台地内部浅水低能产物；在海槽与台地之间的过渡部位为台地边缘浅水高能环境，堆积的主要是厚层块状的泥-亮晶生物（屑）灰岩，具有一定的储集能力，经过建设性成岩作用，如白云石化和溶蚀作用的改造，则可形成优质储集层。本文综合野外剖面、钻井岩心及地球物理资料，结合相关分析化验，对中二叠统茅口组沉积晚期海槽内部及海槽南侧的沉积特征进行了较为详细的研究，并探讨其形成机制和源储配置，以期确定海槽特征及其与油气的关系，为四川盆地中二叠统勘探开发带来新领域。

1 区域地质背景

研究区位于四川盆地北部，西抵龙门山，北至米仓山前缘，涉及广元、旺苍、剑阁等市县（见图1a），构造位置属于扬子板块西北缘（见图1b）。中晚二叠世，扬子板块与华北板块尚未完全拼合，构造活动强烈[15]，四川盆地北侧勉略构造带的形成与峨眉地幔柱活动对四川盆地的构造-沉积格局产生明显影响。中二叠统茅口组沉积早期，受海侵影响，川北地区水体相对较深，沉积的岩性主要为“似眼球状”状灰岩，泥质含量高，生物丰富。茅口组沉积中晚期，随海平面的下降，川北地区主要堆积了一套泥-亮晶生物灰岩。至茅口组沉积晚期，扬子板块西北缘勉略洋南侧大陆边缘向北部秦岭微板块俯冲[16-17]，峨眉地幔柱活动加剧[17-18]，川北地区古热流值明显增高[19]，四川盆地西南部岩浆大规模上涌、喷发，北西向基底断裂复活致使一系列北西—南东向台内裂陷发育[13]。在相同地质背景下，云贵地区也有多个类似的构造凹陷产生[20]。中二叠世晚期，东吴运动造成四川盆地整体抬升，茅口组顶部暴露于地表并遭受剥蚀，部分地区茅口组四段（简称“茅四段”）缺失，此时川北地区地形基本处于准平原化。晚二叠世初期，开始缓慢海侵，吴家坪组沉积早期进入滨岸—沼泽环境，沉积了王坡页岩，其主要由一套煤系组成，由此导致茅口组与吴家坪组王坡页岩出现假整合接触关系。

图1 研究区地质背景综合图

2 “广元—旺苍”海槽地质特征及形成背景

“海槽”是指海洋环境中一个较周边水体更深的条形盆地[9,21]，在环境的概念上是指水深在风暴浪底之下的近线状展布的深水沉积区，包括较陡的斜坡和平缓的盆地[7]。笔者在对川北地区中二叠统茅口组进行野外露头勘察中，发现在广元车家坝、旺苍双河、南江桥亭等剖面茅口组顶部存在一套典型的海槽相深水沉积（见图2a），厚约 10～30 m，岩性主要为中—薄层状灰黑—黑色的硅质岩类夹透镜状和中—薄层状重力流灰岩（见图2b、图2c），发育水平层理，底部具有滑动变形构造，顶部具有风化壳并与上部吴家坪组底部煤系呈平行不整合接触（见图2）。该套深水沉积在川北地区的K2、ST2、WJ1和L17等井中均有钻遇。从野外露头及目前钻井情况来看，此海槽主要分布于广元—旺苍一线，并向南东方向延伸和收敛（见图3），西南侧展布至剑阁、元坝、龙岗地区，向东北发育至南江桥亭、通江诺水河一线，其整体呈北西向南东展布，而向南东延伸至何处，目前尚无钻井和地震资料的证实。地震剖面显示海槽南侧与台地边缘间具有陡的斜坡，并可能受到沉积断裂控制，而海槽东、北侧尚未明确是否有控边断裂存在。该海槽与晚二叠世—早三叠世发育的“开江—梁平”海槽展布方向基本一致，海槽内的硅质岩类沉积及古生物发育特征也表现出与“开江—梁平”海槽沉积具有高度的相似性[22]，说明“开江—梁平”海槽在川北地区于茅口组沉积晚期就已经开始发育，但规模可能较小。

图2 四川盆地北部广元车家坝剖面茅口组顶部地质特征及取样点位置

图3 四川盆地北部中二叠统茅口组沉积晚期“广元—旺苍”海槽分布平面示意图

根据前人研究，在未发现“开江—梁平”海槽内存在大隆组之前，将广元、旺苍地区的上二叠统“硅质海槽相”称为“广元—旺苍”海槽，开江、梁平地区的“碳酸盐海槽相”称为“开江—梁平”海槽[1,7]。后经不断探索，在“开江—梁平”海槽内发现大隆组硅质岩沉积，指出“开江—梁平”海槽与“广元—旺苍”海槽的地层特点基本一致[7]，证实了“开江—梁平”海槽西北端发育至广元上寺一带[8]。自此，广元、旺苍至开江、梁平地区的海槽统称为“开江—梁平”海槽。本着地质学中优先命名的原则，本文沿用“广元—旺苍”海槽的称法以指代茅口组沉积晚期在广元、旺苍地区发育的海槽。

2.1 沉积特征

2.1.1 海槽

川北地区茅口组沉积晚期海槽内沉积与上部上二叠统大隆组相似，纯硅质岩占比不高，岩性以暗色中—薄层状硅质泥岩、硅质灰岩、灰质硅岩夹浅色透镜状、中—薄层状重力流沉积为主（见图4）。硅质岩类整体呈黑灰色薄层状（见图4a），岩性致密，含较多硅质放射虫、海绵骨针等深水浮游生物（见图4b），层面上分布大量体小壳薄的完整腕足生物化石（见图4c），完整菊石类化石较少（见图4d）。透镜状重力流沉积的岩性以泥晶生屑灰岩、含砂屑-砾屑灰岩常见，底与下伏地层呈突变侵蚀接触，之上正粒级递变层理明显（见图4e）。中—薄层状重力流灰岩多由含粉屑和砂屑的生物（屑）灰岩构成，具有正粒级递变层理，属于远源重力流沉积，夹于大套暗色的硅质岩中（见图4f）。其组合特征表明，海槽水体深、能量低，间歇性受到重力流的影响。

图4 茅口组顶部海槽岩性特征

结合前人研究[11]，下扬子板块内栖霞组与吴家坪组之间的中二叠统孤峰组岩性以深灰—灰黑色薄层硅质岩为主，含菊石、硅质放射虫、海绵骨针、小型薄壳类腕足生物等化石，具有水平层理，形成环境为深水缺氧的饥饿盆地[11]。川北地区茅口组沉积晚期的这套深水沉积可与苏皖南部、浙北、江西等地孤峰组进行对比，而实际上茅口组顶部地层与孤峰组为同期异相沉积[12]，二者均形成于深水缺氧环境。此外，在分布范围上，四川盆地北部茅口组顶部的这套深水沉积大致与其上部上二叠统大隆组分布基本一致。

2.1.2 海槽南侧台缘带

从位于海槽南侧的ST1井、YB7井和ST12井等钻井资料可以看出，海槽南侧剑阁—元坝—龙岗一线具有明显的台地边缘沉积特征[13]。岩性以灰色厚层块状泥-亮晶生物（屑）灰岩为主，泥质含量低，生物化石丰富，个体完整性较差，主要由棘屑、有孔虫、介屑等组成。可见一定数量粒内溶孔、粒间溶孔、生物体腔孔等孔隙，其中充填少量细晶白云石及沥青，面孔率一般为1%～3%（见图5a）。局部地区经过白云石化后形成细—中晶白云岩，白云石晶体呈半自形—他形，镶嵌状接触，晶体间界线平直或弯曲，可见少量未充填的晶间孔（见图5b），具有一定的储集性能。

图5 海槽南侧台地边缘岩性特征

海槽北侧及东南侧因缺少野外露头剖面、钻井和地震资料而难于确定。但目前可以确定的是在海槽最北侧的南江桥亭—通江诺水河一线茅口组顶部仍然存在该套深水沉积。因此，推测海槽北侧位于该线以北地区。

2.2 地球化学特征

本研究对广元车家坝剖面茅口组顶部取样并进行相关地球化学分析，采样位置如图2c所示，采样间隔约1 m，其中茅口组三段（简称“茅三段”）生屑灰岩样品4个，茅四段硅质岩类样品12个，重力流样品3个。主量、微量稀土元素测试结果如表1所示。茅三段与茅四段主要岩性形成条件显示出较大差异，地球化学特征规律性明显（见图6）。

图6 广元车家坝剖面茅口组顶部地球化学特征

参考上地壳Sc、Zr、Hf、Th元素平均含量（含量分别为 14.90，240.00，5.80，2.30 μg/g）[23]，并根据Th元素不易受成岩蚀变影响的稳定性特征[24]，对本次样品是否受到后期成岩蚀变影响进行判断。数据显示除CJBd7、CJBd17号样品Sc、Zr、Hf含量相对较高，Th含量超出上地壳平均值外，其余样品的Sc、Zr、Hf、Th含量值远低于上地壳平均含量；其中，Sc含量小于2.80 μg/g，Zr含量小于 32.00 μg/g，Hf含量小于 0.90 μg/g，Th含量小于1.76 μg/g。表明本次测试样品的相关元素基本未受到成岩蚀变影响，其测定值可反映相应岩石的真实沉积环境。

2.2.1 水体深度指示

元素的分散聚集与水体深度具有一定的相关性，并受水体pH值与Eh值的影响[25]。本次实验结果显示茅三段生屑灰岩与茅四段硅质岩样品中Cu、Co、Mo、Ni元素含量存在明显分区现象：生屑灰岩分布于低值区，硅质岩则均位于高值区（见图7），反映出两种岩性形成于截然不同的水体深度，即茅三段生屑灰岩形成于较浅水环境，而茅四段硅质岩类为水体较深区域的沉积产物。另外，本次测试重力流样品的元素含量值聚类性较差，沉积环境特征体现不明显，这可能是其为浅水环境被搬运至深水环境的产物，因沉积环境改变造成元素迁移，最终导致其在地球化学响应特征上表现多重属性。

图7 Cu、Co、Mo、Ni等样品微量元素特征

2.2.2 氧化-还原指示

有学者发现岩石中的δCe、mNi/mCo值等可以作为古环境氧化还原条件的识别标志[26-31]。李红敬等[30]通过对广元地区二叠系茅口组的研究认为，按冯洪真等[31]给出的 Ce异常值计算公式可以较好的判别出茅口组沉积期该地区的海平面高低，进而分析其氧化还原环境，并提出mNi/mCo值是该地区判识古氧化还原环境的最佳指标。根据Bryn Jones的研究，(mCu+mMo)/mZn值与Uau值可以合理确定沉积物与氧化还原条件的关系[29]。本文通过将生屑灰岩与硅质岩类样品测试值进行交会，地球化学测试结果显示出茅三段生屑灰岩样品属贫氧环境沉积产物，形成于相对浅水的沉积环境，而茅四段硅质岩类样品则形成于缺氧条件的深水还原环境（见图8）。

图8 Cu、Co、Ni、U等微量元素相关图

2.2.3 硅质岩形成构造背景

利用 Adachi[32]提出 Al-Fe-Mn硅质岩成因三角图版，广元车家坝剖面样品投点后大多数落在非热液成因区（见图9）。根据Bostrom对硅质岩成因的研究，mAl/(mAl+mFe+mMn)值随热液参与程度的增加而减小[33]，Adachi研究认为纯热液成因硅质岩mAl/(mAl+mFe+mMn)值低至 0.01，并随着远离洋脊热液中心不断增大，而纯生物成因硅质岩mAl/(mAl+mFe+mMn)值在0.6左右[32]。本次研究的硅质岩类样品mAl/(mAl+mFe+mMn)值范围在0.18～0.69（见表1），平均值为0.48，远大于0.01，说明硅质岩样品虽然受到一定热液影响，但总体更接近生物成因，这与本文显微镜下观察到的样品含大量硅质放射虫结果相吻合（见图4b）。利用Murray[34]提出的硅质岩类沉积环境判别图解对硅质岩样品的形成环境进行判断，测试数据投点后样品均位于大陆边缘区域内（见图10），说明此套硅质岩形成的构造背景属大陆边缘。

图9 硅质岩三角图解[32]

图10 硅质岩沉积环境判别图[34]

在对硅质岩形成的研究中，Adachi认为硅质放射虫的形成主要是由于陆源物质作为海洋泥土的主要来源被放射虫吸收[32]。杨玉卿与冯增昭对华南中二叠统层状硅质岩形成的研究，认为中二叠世四川盆地位于赤道附近，此时古特提斯洋尚未关闭，扬子板块西北缘与古特提斯洋相连，上升流携带的富硅营养物质促使了硅质生物的大量繁殖[35]。因此无论硅质放射虫是受到上升流的影响还是吸收陆源物质而形成，可以肯定的是茅口组沉积晚期硅质岩形成于大陆边缘，其形成环境类似于大隆组，即深水陆棚或海槽环境[2,10]。

2.3 沉积差异

四川盆地茅口组沉积期古地貌具有自西北向东南、由南西向北东方向逐渐呈低缓倾斜形态，总体为一水体相对较深的台地环境[36]。茅口组沉积早期，研究区整体处于较深水的开阔台地环境，间歇性受到风暴浪作用改造，岩性以“似眼球状”泥晶灰岩为主。茅口组沉积中晚期，由于海平面下降，长江沟—车家坝一带相变较快，出现台地边缘特征，但台地边缘滩总体发育规模较小。茅口组沉积晚期，盆地北部产生明显沉积差异（见图11）。野外露头及钻井资料显示，茅口组沉积晚期在广元—旺苍一带开始出现“槽台”分异，该带以南的剑阁—元坝—龙岗地区主要为浅水台地环境，发育薄—中层状含燧石结核的泥晶灰岩、生屑灰岩，并存在白云石化现象。而广元—旺苍地区则是深水海槽相沉积，以一套灰黑色薄板状硅质岩夹浅灰色透镜状泥晶灰岩及重力流沉积为主。从纵向沉积演化上看，茅三段为浅水碳酸盐岩沉积，茅四段为深水硅质岩类沉积，二者呈突变接触，沉积相上出现“跳相”（相序的不连续）。一般说来，导致“跳相”的主要原因有两个：一个是二者之间存在不整合界面，风化剥蚀作用导致地层和沉积相的间断；另一个则是同沉积断裂作用，断裂下降盘可快速由浅水区转变为深水区，从浅水沉积突变为深水沉积。由于研究区内茅三段与茅四段之间为整合接触，不存在风化剥蚀间断，因此推测茅三段与茅四段的“跳相”可能是与同沉积断裂有关，即与扬子板块西北缘勉略洋南侧大陆边缘向北部秦岭微板块俯冲形成的拉张断裂有关。

图11 川北地区中二叠统茅口组沉积相横向对比剖面图

地层厚度上同样可以明显看出茅口组沉积晚期海槽区及台地区地层的沉积差异。茅口组沉积早中期，研究区整体处水体较深的开阔台地环境，形成的地层厚度稳定，大致为130～200 m，到了茅口组沉积晚期，长江沟—车家坝—L17井区一带茅口组厚度较薄，而该带南部的ST1井区地层较厚，推测其原因很可能是由于茅口组沉积晚期长江沟—车家坝—L17井区一带整体处于欠补偿沉积状态，因该部位水体急剧加深，沉积速率低于沉积基底下降速率，导致其沉积厚度较薄；而该带以南的ST1井区为正常水体沉积，沉积速率高于深水沉积环境，故呈现出较为明显的地层厚度差异。

2.4 地震响应特征

地震剖面上茅口组至长兴组顶底界线清晰，长兴组顶界在台内对应波峰反射，海槽内对应一个振幅强的波谷反射，吴家坪组顶界表现为中—强的波峰反射，茅口组顶界为强波峰反射，且横向可进行对比追踪（见图12a）。从过YB7井、L17井地震剖面可以看出，茅口组上部地层自西南向东北方向沉积厚度明显减薄，台缘—斜坡—海槽地震反射特征清晰明显（见图12b）。L17井区域茅口组厚度较薄，并具有平行强反射特征，属海槽相沉积部位；由L17井向YB7井方向地层逐渐增厚，在靠近YB7井处出现低频、倾斜强反射的斜坡相发射特征，且斜坡坡度较大，地震剖面显示可能具有沉积断裂特征；至YB7井位置地层厚度达到最大，地震剖面表现为隆起状或丘状，同时具有一定上超特征，并且在茅口组上部出现空白或断续杂乱反射，不具备沉积分层结构，呈现出典型的台地边缘滩相反射特征。此外，在地震剖面上垂向对比茅口组台地边缘位置与长兴组台地边缘位置，发现相对茅口组台缘而言，长兴组台缘位置具有由海槽向台地边缘迁移的特征，说明在川北地区中晚二叠世的构造沉积演化过程中此海槽在长兴组沉积期范围扩大。

2.5 海槽形成背景

目前关于海槽成因机制问题仍存在不同意见[13-14]，本文结合区域构造背景，通过野外露头观察及对前人的研究成果分析，认为川北地区茅口晚期“广元—旺苍”海槽产生的主要原因是与中二叠世晚期四川盆地所处的构造拉张背景有关。四川盆地北部位于上扬子板块西北缘，正处在勉略洋南部大陆边缘，中二叠世后期的勉略古洋盆已由扩张转为闭合消减阶段[16-17]，在此过程中，勉略洋南部大陆边缘不断向北俯冲（见图13），为裂陷槽的形成提供了内在动力；与此同时，受东吴运动早期构造作用影响，北西向及北东向基底断裂复活[13]，“广元—旺苍”海槽在张性应力作用下，沿地层相对较为薄弱的基底断裂方向拉开，最终形成了以北西—南东方向展布发育的“广元—旺苍”海槽。此外，根据前人对峨眉山玄武岩的研究及川北地区野外露头发现的辉绿岩侵入体推测，峨眉山玄武岩的喷发作用很可能在一定程度上加速了“广元—旺苍”海槽的形成。

图13 川北地区茅口组沉积晚期“广元—旺苍”海槽形成示意图

从“广元—旺苍”海槽的形成动力或是形成位置上看，其均与“开江—梁平”海槽相似，并且其形成时间要早于“开江—梁平”海槽，说明在中二叠统茅口组沉积晚期“开江—梁平”海槽在四川盆地北部就已经具有一定规模。由此可认为川北地区的“广元—旺苍”海槽即是“开江—梁平”海槽之雏形。

3 油气地质意义

3.1 海槽内优质烃源岩

前人研究已证实富有机质沉积层段形成的最好条件是底层水缺氧[37]，本文利用TOC与Ro测试，对广元车家坝典型剖面的14组硅质岩类样品进行分析。测试结果显示（见表2），川北地区中二叠统茅口组沉积期海槽内硅质岩类具有良好的生烃能力，样品TOC值范围为3.21%～8.19%，平均值为5.53%，层厚10～30 m，有机质丰富，生烃能力强，显示出其为较优质的烃源岩层段。测定的镜质体反射率Ro值为 1.009%～1.652%，平均值为1.219%，指示该层位有机质正处于热裂解生湿气阶段，属高成熟阶段，该阶段主要产物为甲烷及其气态同系物。

表2 川北车家坝剖面硅质岩有机质成熟度及丰度特征

3.2 良好的源储配置关系

茅口组沉积晚期沿海槽周缘的剑阁—元坝—龙岗一线，广泛发育台地边缘相储集层及台内点滩相储集层[13]。台缘滩相储集层主要发育在海槽南侧，岩性以白云质灰岩、生屑灰岩为主，储集层厚度为15～35 m。该部位水体能量高且频繁暴露于海平面以上，易受同生—准同生期大气淡水改造而发生溶蚀及白云石化作用，此类储集层发育晶间溶孔和粒间溶孔并伴有一定量的溶蚀缝洞，孔隙度一般为 1%～2%，经过后期白云石化和溶蚀作用改造，易形成优质储集层。如LG70井和YB7井，储集层主要岩性为白云岩、白云质生屑灰岩及亮晶生屑灰岩，发育晶间溶孔、生物体腔溶孔等孔隙，实测孔隙度可达8.37%。台内点滩相储集层与台地边缘储集层不同，其形成于台内微地貌高地，多呈零星分布，水体能量相对低于台地边缘相带。在未经淡水改造的部位，岩性较为致密，孔隙不发育；而经过淡水改造的部位，溶蚀及白云石化作用显著，常形成晶间孔、粒间溶孔，可作为一类较为有利的储集层。在海槽内部，硅质岩类作为优质烃源岩十分发育，整体空间分配上烃源岩位于台地边缘相储集层及台内点滩相储集层侧翼或顶部，有利于形成旁生侧储及上生下储的源储配置关系。

4 结论

本文从四川盆地构造沉积背景深入分析，结合野外露头、钻井、地球化学及地球物理等资料，证实川北地区中二叠统茅口组沉积晚期存在一套深水海槽相沉积，主要分布在广元—旺苍一带，并向东南部延伸和收敛，西南侧展布至元坝、龙岗地区，向东北发育至南江桥亭、通江诺水河一线。此海槽自北西向南东方向展布，属于深水低能缺氧的还原环境，岩性以富有机质硅质岩类为主，富含深水生物化石，层厚 10～30 m，TOC平均值为5.53%，Ro平均值为1.219%，为较优质的烃源岩层段，生气能力较强。

海槽周缘广泛发育台地边缘滩与台内点滩相储集层，海槽南侧的台地边缘分布在剑阁—元坝—龙岗一线。岩性以灰色厚层块状泥-亮晶生物（屑）灰岩为主，具有少量粒内溶孔、粒间溶孔、生物体腔孔等，如经过强白云石化和溶蚀作用的改造，储集性能更佳。在空间分布上与海槽内优质烃源岩形成旁生侧储及上生下储的良好源储配置关系，为油气成藏提供了优越条件。

“广元—旺苍”海槽的发育位置及沉积特征与前人提出的晚二叠世“开江—梁平”海槽基本一致，其形成动力相似且形成时间早于“开江—梁平”海槽，表明“开江—梁平”海槽在中二叠世茅口组沉积晚期就已经具有一定雏形，二者之间存在明显的继承性。