川北—川东地区中二叠世晚期地层划分新认识及地质意义

姚倩颖，刘一锋，江青春，郝 毅，李景瑞，吕学菊，苏 旺，付小东

(1. 中国石油 杭州地质研究院，杭州 310023；2. 浙江大学，杭州 310012；3. 中国石油勘探开发研究院，北京 100083；4. 中国地质科学院 岩溶地质研究所，广西 桂林 541004)

中二叠统茅口组是四川盆地主力产层之一。近几年来，随着川北台缘带、九龙山“断溶体”气藏和涪陵白云岩储层的相继发现，川北—川东地区茅口组展现出良好的含气性，成为目前勘探重点之一。前人对该地区茅口组沉积相特征、岩溶地貌、白云岩成因等地质问题做过大量研究[1-5]，但仍存在认识不统一，归其根源主要是茅口组地层展布认识不清楚造成的。茅口晚期强烈的构造运动造成盆地内复杂的沉积格局。玄武岩[6]、黑色硅质岩[7]、白云岩[8-9]这些复杂的岩石组合和平面上地层的差异缺失导致茅口组地层划分和对比存在困难，尤其是川北—川东地区茅口组—吴家坪组界面处十几米厚的硅质岩的归属和分布问题，引发了不一样的地质认识。

关于这套硅质岩在二十世纪就有所研究，认为它与中—下扬子地区孤峰组层状硅质岩是连片分布[10]，在四川盆地主要分布在广元—旺苍—城口一带和石柱附近[10-11]。早期研究侧重点是它的成因和来源及与上、中、下扬子地区之间的差异，对它与四川盆地茅口组沉积演化之间的关系研究较少。2018年至今，随着许多学者对茅口组川北台缘带[1-2]、开江—梁平海槽[12-13]和茅口组生烃潜力[7]的研究，这套硅质岩又成为了研究热点。大部分学者对它的认识都基于露头，对钻井上的划分和识别没有开展大量研究，忽略了这套硅质岩在钻井上的归属问题、受钻井控制的分布范围及对茅口晚期地层减薄和沉积演化的影响。

因此，钻井上识别和划分川北—川东地区茅口组—吴家坪组界面处的硅质岩是此次研究重点。研究发现常规测井曲线(自然伽马、电阻、声波、中子和密度)难以区分茅口组—吴家坪组界面上下不同岩性地层。如何精确识别这两种不同岩性地层是目前亟待解决的问题。本次研究以川北—川东地区茅口组上部地层(茅二a亚段—茅三段)为研究对象，通过野外实地观测与测井分析相结合，利用自然伽马能谱测井对茅口组上部硅质岩和吴家坪组底部泥页岩的敏感性，对地层界面进行了重新识别，对茅口组上部地层进行了重新划分。依据新的地层划分方案，重新认识了川北—川东地区茅口晚期地层减薄成因和沉积相演化，以期对下一步油气勘探具有指导意义。

1 四川盆地中二叠统特征

四川盆地中二叠统包括梁山组、栖霞组和茅口组。中二叠统可划分为3个三级层序(SQ)，每个三级层序均由海侵体系域(TST)和高位体系域(HST)构成[14](图1)。此次研究的重点层段茅二a亚段—茅三段属于茅口组高位域晚期沉积地层(LHST2)。

受加里东古隆起的影响，四川盆地在中二叠统沉积期一直处于西高东低的古地貌背景[15]。从栖霞期到茅口海侵期，盆地内没有发生大的构造事件，同一时期内由西向东地层厚度差异较小(不超过60 m)，表现为碳酸盐岩缓坡沉积相。茅口高位域晚期(LHST2)除了受海平面下降的影响，还受东吴运动[16]和峨眉山地幔柱活动[17]的影响，造成四川盆地发生局部抬升和拉张。川西南地区玄武岩大规模喷发，川东地区发生构造沉降，这些构造沉积事件使得茅口晚期川东、川西地貌特征差异较大，地层沉积厚度相差百米以上，岩性组合相对复杂。

2 茅口组地层划分对比新方案

2.1 野外露头特征

通过对川北广元地区西北乡、葛底坝和屋基坪3条剖面(图2)[18]的实测和踏勘，明确了从茅口组上部至吴家坪组底部之间的岩石组合序列。

西北乡剖面泥盆系—二叠系出露完整，茅口组厚220 m。茅口组下部以深灰色“眼球眼皮状”灰岩与深灰色泥晶灰岩互层为主(图3)，中上部以灰色泥晶生屑灰岩为主(图3，图4b)，顶部沉积一套27.5 m厚的黑色硅质岩(图3，图4g)。硅质岩中放射虫发育(图4c-d)，沥青味重，实测总有机碳含量平均值可达4.57%，表明沉积时处于安静、低能、水体较深的环境，生物提供的二氧化硅是硅质岩主要物源。便携式伽马仪测得这套硅质岩地层具有高伽马(GR)、高铀(U)、低钍(Th)的特征(图3)。硅质岩之上没有发育灰岩，而是直接沉积0.8 m厚、以黄褐色铝土质泥岩为主的王坡页岩(图4a)。王坡页岩是由于东吴运动所形成的一套风化壳，它是野外区分茅口组和吴家坪组的标志性层位[19]，因此这套硅质岩应属于茅口组。王坡页岩上部沉积6.4 m厚的泥页岩(图3，图4e)，泥页岩中含有少量凝灰质。泥页岩之上又发育一套生屑灰岩(图3，图4f)，生屑含量高，生物个体大且保存完整，沉积环境相对安静，属于吴家坪沉积期的岩石地层。所以王坡页岩和灰岩之间的泥页岩段归属为吴家坪组。

图1 四川盆地中二叠统层序地层综合柱状图据文献[14]修改。Fig.1 Stratigraphic column of Middle Permian in Sichuan Basin

图2 川北—川东地区构造分区及资料点分布据文献[18]修改。Fig.2 Structural zoning and data point distribution in northern and eastern Sichuan Basin

图3 川北广元地区西北乡剖面茅口组地层柱状图Fig.3 Stratigraphy of Maokou Formation in Xibeixiang section, Guangyuan area, northern Sichuan Basin

与西北乡剖面类似，葛底坝剖面王坡页岩之下为茅口组燧石结核泥灰岩与薄层泥岩互层，之上为吴家坪组泥页岩(图4h)；屋基坪剖面王坡页岩之下为茅口组层状硅质岩，之上为吴家坪组薄层泥页岩(图4i)。三条剖面都显示出以0.6～0.8 m厚的铝土质风化壳为界，下伏茅口组沉积以层状硅质岩或硅质结核泥灰岩为主(以下统称硅质沉积物)，上覆吴家坪组主要发育薄层状泥页岩。在旺苍、渡口和石柱地区等野外剖面也观察到这种“硅质沉积物+铝土岩+泥页岩”的岩石地层组合形式，说明在川北—川东地区普遍发育。

2.2 常规测井地层划分的局限性

四川盆地不同区块之间茅口组LHST2段(茅二a亚段—茅三段)的常规测井相存在明显差异性，可分为3种类型(图5)。类型Ⅰ以NC1井(5 006～5 064 m)为代表，测井相表现为低伽马(GR)、高电阻(RT)、低声波(AC)、低中子(CNL)和高密度(DEN)，岩性以灰岩为主(底部可见10 m厚的白云岩)，茅顶与吴家坪组之间存在明显的相变界面，GR由低变高。类型Ⅱ以YB3井(7 142～7 211 m)为代表，可分为上、下两段测井相组合：下段(7 178～7 211 m)为高GR、低RT、中高AC、中高CNL和中低DEN的测井响应特征；上段(7 142～7 178 m)为低GR、高RT、低AC、低CNL和高DEN的特征。岩屑录井显示下段以硅质、碳质泥岩和燧石结核泥灰岩为主，而上段以灰岩为主。茅顶与吴家坪组之间地层界面清晰，GR由低变高。针对这两类测井相，常规测井易于识别，地层划分准确。

图4 川北广元地区茅口组顶部与吴家坪组底部地层露头及镜下特征照片

图5 川北—川东地区茅口组LHST2段旧地层划分方案Fig.5 Old stratigraphic division of Maokou Formation LHST2 in northern and eastern Sichuan Basin

对于类型Ⅲ(图5)地层划分比较复杂。以PX1井(3 756～3 791 m)和TD23井(4 733～4 748 m)为代表，表现为高GR、低RT、中高AC、中高CNL和中低DEN的响应特征，岩屑录井显示该段发育硅质泥灰岩、硅质岩和泥页岩，之上沉积了吴家坪组泥晶生屑灰岩。PX1井(3 756～3 791 m)和TD23井(4 733～4 748 m)高GR段与NC1井和YB3井吴家坪组底部泥页岩地层的电性特征类似，所以依据常规测井曲线响应特征，旧的地层划分方案将PX1井和TD23井高GR段全部归入吴家坪组(图5)。但根据野外露头观察(图3)，茅口组硅质岩段具有高GR特征，与泥页岩测井特征类似，所以常规测井对茅口组硅质沉积物和吴家坪组泥页岩的响应存在局限性，旧划分方案存在问题。PX1井和TD23井高GR段应包含一部分茅口组地层和一部分吴家坪组地层。

2.3 吴家坪组底部地层测井响应特征

川北—川东地区吴家坪组下部岩性变化差异较大。凝灰质泥岩、泥页岩、沉凝灰岩主要发育在双鱼石—九龙山地区[20-21]，泥页岩在川东大部分地区沉积[22]，玄武岩发育在达州—梁平地区[6, 23]。泥页岩、沉凝灰岩和玄武岩在岩石学特征方面存在明显差异[24]，表现出不同的测井响应特征[25]。

依据测井相特征，结合研究区内岩性标定，明确了川北—川东地区吴家坪组底部地层岩性和电性特征(图6)。L8井吴家坪组岩性组合单一，底部沉积9 m厚的泥页岩，常规测井表现为高GR、低RT、高AC、高CNL和低DEN。泥页岩上部沉积灰岩，不发育火山岩。L8井代表川东大部分地区吴家坪组“泥页岩+灰岩”的沉积序列。YA8井吴家坪组发育玄武岩，常规测井表现为低GR、高RT、低AC、中高CNL和高DEN。这套玄武岩底部由4 m厚的泥页岩将其与茅口组顶部隔开，该泥页岩的常规测井特征与L8井泥岩段类似。达州—梁平地区多口钻遇火山岩的钻井都表现出YA8井“泥页岩+玄武岩”的岩性组合特征。双鱼石—九龙山地区SY1-1井和LT2井吴家坪组底部沉积一套厚度不大的高GR、低RT、高AC、高CNL地层(图7)，该地层DEN变化较大，说明矿物组分多、岩性复杂。其上沉积一套灰岩，灰岩之上又发育一套厚度大、电性特征与底部地层类似且曲线趋于箱型特征的地层。通过对LT2井岩心和岩屑标定，发现吴家坪组中部高GR地层岩性主要为沉凝灰岩(图6a)；底部高GR地层中低DEN段岩性主要为碳质泥岩(图6c)，高DEN段岩性主要为凝灰质泥岩(图6b)。双鱼石—九龙山地区吴家坪组虽然广泛发育沉凝灰岩，但主要沉积期在吴家坪中期，早期岩性仍然以“泥页岩+灰岩”沉积为主，火山活动较弱。所以，川北—川东地区吴家坪组无论岩性多么复杂，在茅口组界面之上主要沉积的还是一套薄层泥页岩。如何分区这套泥页岩与茅口组硅质岩是本次研究的重点。

2.4 自然伽马能谱测井响应特征

自然伽马能谱测井能够反映地层中铀(U)、钍(Th)、钾(K)3种放射性元素的含量，在油气勘探中被广泛应用于地层岩性确定、复杂地层划分、层序识别、古环境反演和储层评价等方面[26]。

通过对川北—川东地区12口井(图2)的GR、U、Th数据进行统计，发现茅口组硅质沉积物和吴家坪组泥页岩的GR值差别不大，平均值分别为117.7 API和132.2 API，表现出高GR的特征，但是U、Th值差异很大(表1)。茅口组LHST2段硅质沉积物U平均值为13.2×10-6，Th平均值为3×10-6，与露头剖面硅质岩高U、低Th的特征相吻合(图3)。吴家坪组底部泥页岩U平均值为4.1×10-6，Th平均值为14.1×10-6，从测井曲线上可以明显表现出低U、高Th的特征(图6)。硅质沉积物高U、低Th和泥页岩低U、高Th的特征表明自然伽马能谱测井对这两套地层具有很强的敏感性，可以作为地层识别和划分的有效手段。

图6 川北—川东地区吴家坪组底部地层测井响应特征 a.LT2井岩心照片，5 977.27 m，单偏光，沉凝灰岩；b.LT2井岩屑照片，6 018 m， 正交光，凝灰质泥岩；c.LT2井岩屑照片，6 020 m，单偏光，碳质泥岩Fig.6 Logging response characteristics of strata at the bottom of Wujiaping Formation in northern and eastern Sichuan Basin

依据自然伽马能谱测井，进一步明确了茅口组LHST2段3种测井相类型的识别标志(图7)。Ⅰ类(NC1井)：岩性以碳酸盐岩为主，表现为低GR、低U、低Th的特征。Ⅱ类(YB3井)：分上、下两段，下段硅质沉积物表现为高GR、高U、低Th的特征，上段碳酸盐岩表现为低GR、低U、低Th的特征。由于Ⅰ类和Ⅱ类都存在低GR的碳酸盐岩地层，所以即使没有自然伽马能谱测井，根据常规测井曲线也可以将茅口组与上覆吴家坪组泥页岩区别开(图5，图7)。但Ⅲ类(PX1井和TD23井)中茅口组硅质岩与吴家坪组泥页岩处于直接接触关系，且都具有高GR的特征，常规测井曲线已无法区分该套地层(图5)，需要借助U、Th含量进行地层划分。通过对NC1井和YB3井吴家坪组自然伽马能谱测井曲线的分析，发现该段底部泥页岩表现为高GR、低U、高Th的特征(表1，图7)，与茅口组硅质沉积物的U、Th含量正好相反。所以PX1井(3 769～3 791 m)和TD23井(4 740～4 748 m)的高GR、高U、低Th的地层确定为茅口组硅质沉积物段，PX1井(3 756～3 769 m)和TD23井(4 733～4 740 m)的高GR、低U、高Th的地层则属于吴家坪组泥页岩段。

表1 川北—川东地区茅口组硅质岩与吴家坪组泥页岩自然伽马能谱测井数据Table 1 Statistics of natural spectral gamma logging of Maokou Formation siliceous rocks and Wujiaping Formation mud shale in northern and eastern Sichuan Basin

图7 川北—川东地区茅口组LHST2段新地层划分方案 a.茅口组LHST2段灰岩低GR段；b.茅口组LHST2段硅质沉积物高GR段；c.吴家坪组泥页岩高GR段Fig.7 New stratigraphic division of Maokou Formation LHST2 in northern and eastern Sichuan Basin

2.5 新旧地层划分方案对比

新旧地层划分方案最大的差别是对茅口组LHST2段Ⅲ类测井相(高U、低Th)的识别。不同的地层划分方案造成对茅口晚期地层缺失的认识差异比较大。按照旧的划分方案，茅口组LHST2段仅发育Ⅰ类和Ⅱ类测井相，Ⅲ类误归为吴家坪组(图5)，所以认为茅口组LHST2段尖灭线(茅三段尖灭线)位于剑阁—仪陇—梁平—万县一带[3](图8粉色线)。根据新的划分方案，发现PX1井、HL5井、MX3井等川北—川东地区大部分井都存在茅口组LHST2段Ⅲ类测井相，该测井相在川东地区分布广泛，茅口组LHST2段尖灭线向东大幅推移至开县附近(图8蓝色线)，梁平局部地区存在一个小范围的缺失区。

研究认为在梁平和开县地区茅口组缺失LHST2段地层(图8)除了与开江古隆起继承性发育有关[27]，还与当时火山活动有关。本次研究建立了过开江古隆起的连井剖面(图9)，由于茅一b亚段在全盆地是一个稳定的标志层，故以该层底拉平建立地层对比图。从剖面图中发现，茅口组LHST2段从川中到川东逐渐减薄直至缺失，PX1井东侧开始出现茅口组顶部硅质沉积物。当茅口组上覆地层沉积火山岩时，LHST2段及其硅质沉积物缺失(如QL3井、MC2井)；当茅口组上覆地层以泥页岩和灰岩沉积为主、不发育火山岩时，LHST2段及其硅质沉积物发育(如PX1井、TD23井)。说明火山活动时，快速喷出的火山岩迅速堆积，直接影响茅口组LHST2段地层沉积。所以梁平和开县地区既是火山喷发区，也是茅口组LHST2段缺失区。

3 茅口组地质新认识

3.1 硅质沉积物沉积环境

通常，自然伽马能谱测井曲线U、Th比值可以有效识别沉积环境[28]：(1)Th/U>7：陆相沉积，风化层，氧化环境；(2)2

通过对NC1、YB3、PX1和TD23等4口井Th/U值进行统计(表2)，发现吴家坪组底部泥页岩段(包括王坡页岩)的Th/U值都为2～7，说明当时吴家坪组属于还原—氧化过渡环境；而茅口组硅质沉积物段的Th/U值都小于2，表明当时茅口组属于低能还原环境，与野外露头认识相吻合。大量放射虫形骸(图5c-d)和高有机质含量说明茅口组硅质沉积物处于安静低能、水体相对较深、生物繁盛的沉积环境；吴家坪组底部沉积的0.6～0.8 m铝土质王坡页岩(图5a，h-i)揭示茅口组末期受海平面下降和东吴运动影响，水体较深的川北—川东地区遭受了短暂的暴露，造成吴家坪组初期处于一个暴露氧化环境。

图8 川北—川东地区茅口组LHST2段3类测井相平面展布特征Fig.8 Plane distribution of three logging facies of Maokou Formation LHST2 in northern and eastern Sichuan Basin

图9 四川盆地开江古隆起周缘茅口组—吴家坪组地层对比 剖面位置见图8。Fig.9 Stratigraphic correlation of Maokou-Wujiaping formations around Kaijiang Paleouplift, Sichuan Basin

表2 高GR段Th/U比值统计Table 2 Th/U ratios of high GR section

根据前人研究，发现二叠纪地层富硅质沉积事件具有全球性[29-30]。在二叠纪时期，联合古陆西北缘发生了温盐循环，冷水对流及上升流使得放射虫及海绵等硅质生物得以繁盛，为二叠纪富硅质沉积提供了必要条件，因此在泛大洋及特提斯地区广泛发育生物成因的放射虫硅质岩和海绵骨针硅质岩。这一地史背景与川北—川东地区硅质沉积物广泛发育相吻合。所以，安静低能的还原环境加之繁盛的硅质生物是川北—川东地区硅质沉积物形成的主控因素。

3.2 茅口晚期地层展布控制因素

按照新的划分方案，在连井剖面上，从YB3井到HB1井茅口组LHST2段地层减薄50 m以上(图10)；平面上，西侧硅质沉积物上部仍发育残余灰岩，往东只剩十几米的硅质沉积物(图11)，说明川北—川东地区茅口晚期地层由西向东发生明显减薄。

川北—川东地区从茅口组硅质沉积物到吴家坪组泥页岩反映水体由深变浅、从还原环境过渡为氧化环境的沉积过程(图4，表2)。所以有学者认为茅口组向东大幅度减薄是由于暴露剥蚀造成的[31-32]。虽然东吴运动造成茅口组在盆地内地势较高的地区发生大规模、短暂风化暴露，形成具有风化壳岩溶特征的剥蚀地貌，但是川北—川东地区在该时期水体较深，属于岩溶水循环的排泄区，未发生类似川西、川南和川中地区的隆起暴露。茅口组在西高东低的构造格局下，仅靠剥蚀作用无法造成地层西厚东薄，所以暴露剥蚀作用造成地层厚度大幅度减薄的认识不成立。还有学者认为是侵蚀作用造成茅口组减薄[3-4]。侵蚀作用一般发生在地表水系发育的地方(如河流下切侵蚀)，以大的岩溶、暗河管道为主。由于东吴运动暴露时间短、暗河管道不发育、以浅层地下水循环为主，且川北—川东地区地势低、海水相对较深、地下水系不发育，从而造成研究区岩溶欠发育，以表层岩溶为主，纵向发育深度较浅。所以侵蚀强度不足以达到大于50 m的地层缺失，因此侵蚀作用造成茅口组大幅度减薄的认识也不成立。

笔者认为，构造沉降才是导致茅口组减薄的主控因素。茅口晚期四川盆地的构造活动比较强烈，东吴运动、峨眉地裂运动、峨眉地幔柱活动造成盆地不断拉张，川北—川东地区发生快速沉降[33]，形成开江—梁平海槽雏形(图11)。可容空间急剧变大造成强制性海侵，水体快速加深形成了一套低能、细粒、薄层的硅质沉积物，最终导致茅口晚期地层沉积减薄。

3.3 新划分方案对茅口晚期沉积演化的启示

川北—川东地区茅口组LHST2段沉积相对复杂。新的地层划分方案带给茅口晚期沉积演化新的启示。

图10 川北—川东地区茅口组LHST2段层序地层对比 剖面位置见图8。Fig.10 Sequence stratigraphic correlation of Maokou Formation LHST2 in northern and eastern Sichuan Basin

图11 川北—川东地区茅口组LHST2段单因素叠合图Fig.11 Single factor overlap diagram of Maokou Formation LHST2 in northern and eastern Sichuan Basin

剖面上(图10)，茅口组LHST2段由2个四级层序组成。下部四级层序高位域内沉积一套白云岩(JT1井—LZ1井)，白云岩东侧发育硅质沉积物(YB3井—HB1井)。发育白云岩的钻井中几乎很少沉积硅质沉积物，发育硅质沉积物的钻井中也基本不沉积白云岩。平面上(图11)，白云岩主要沿硅质沉积物尖灭线西侧呈条带状展布。无论从剖面上还是平面上，二者都展现出同期异相的沉积关系，白云岩和硅质沉积物的过渡带应为一个低角度坡折带。茅口组白云岩沉积之后，海平面发生了一次小规模上升，川北—川东地区自西向东沉积了一套5 m厚的硅质灰岩和碳质、硅质泥岩，为茅口组LHST2段上部四级层序的最大海泛面(图10)。随后海平面再次下降，最大海泛面之上沉积的灰岩自西向东表现出前积沉积特征。同时，从YB3井到HB1井茅口组地层发生大幅度减薄，厚度差超过50 m。平面上(图11)，上覆灰岩主要分布在硅质沉积物西部且往东不发育，同时硅质沉积物向东变薄至十多米。无论从剖面上还是平面上都说明该时期发育一个高角度坡折带。综上认为茅口组LHST2期沉积相应由均斜缓坡相逐渐演化为远端变陡缓坡相，最后变为弱镶边台地相。

川北—川东地区茅口晚期沉积格局之所以发生如此大的变化，盆内裂陷起到了决定性的作用。茅口早期一直处于宽缓的均斜缓坡相沉积，地层没有发生明显坡折；到茅口高位域晚期，受到东吴运动早期构造拉张的影响[34]，碳酸盐岩均斜缓坡相逐渐演化为远端变陡缓坡相(图10)，控制了茅口晚期白云岩和硅质沉积物的形成；随后，由于盆地内构造拉张活动逐渐加剧，川北—川东地区构造沉降速率越来越快，在巴中—开江一带形成以碳质、硅质泥岩和硅质岩沉积为主的盆内裂陷，沉积相由远端变陡缓坡相逐渐演化为弱镶边台地相，控制了剑阁—仪陇一带台缘带的形成(图11)。

4 结论

(1)自然伽马能谱测井对茅口组顶部硅质沉积物和吴家坪组底部泥页岩的敏感度较高，前者表现出高U、低Th的特征，后者表现出低U、高Th的特征。利用自然伽马能谱测井建立了川北—川东地区茅口组新的地层划分方案。新方案揭示茅口组LHST2段(二a亚段—茅三段)尖灭线并不在剑阁—仪陇—梁平—万县一带，而应向东大幅推移至开县附近。梁平和开县地区茅口组LHST2段地层缺失与火山活动有关。

(2)茅口晚期四川盆地构造活动强烈，东吴运动和峨眉地裂运动造成盆地不断拉张，川北—川东地区发生构造沉降，促使碳酸盐岩沉积速率下降甚至停止沉积，低能、细粒物质开始发育，导致茅口晚期地层向东逐渐沉积减薄。强烈的构造运动控制了茅口晚期的沉积演化：碳酸盐岩均斜缓坡相→远端变陡缓坡相→弱镶边台地相。远端变陡缓坡相为白云岩和硅质沉积物的形成提供了必要的地质条件，弱镶边台地相控制了川北台缘带的形成。