四川盆地西北部中二叠统茅口组岩相古地理、古岩溶地貌恢复及其油气地质意义

钟原，杨跃明，文龙，罗冰，肖笛,，李明隆，陈聪，赵立可，芦飞凡，谭秀成

（1. 中国石油西南油气田公司勘探开发研究院，成都 610041；2. 中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室西南石油大学研究分室，成都 610500；3. 中国石油西南油气田公司，成都 610051；4. 南京大学地球科学与工程学院，南京 210023）

0 引言

中二叠统茅口组一直是四川盆地重点勘探层系，勘探历时长达60余年，但大量研究及钻探工作集中于四川盆地中部及南部地区[1-4]。近年随着四川盆地西北部地区双探1、龙16、元坝7等探井在茅口组相继获得高产工业气流，表明川西北地区茅口组同样具备巨大的勘探潜力[5-10]。目前由于钻井资料较为有限且相对集中，从宏观角度对川西北地区茅口组沉积环境的研究还十分薄弱，尤其是在剑阁—九龙山地区存在深水孤峰段沉积的认识被证实之后[11-12]，对于川西北地区茅口组沉积相带展布、台槽分异特征、古岩溶地貌恢复等研究一直处于待突破的阶段。

经钻探证实川西北地区茅口组储集层类型主要为灰岩裂缝-孔洞型[13-16]，茅口组内部存在多期暴露特征[17]，表明有利储集相带及早成岩期风化壳岩溶改造是优质储集层形成的关键因素[18-21]。本文结合茅口组沉积期大地构造背景，以高分辨率层序地层划分为框架，充分利用已有的钻井、测井及地震等资料，恢复不同时期层序-岩相古地理及古岩溶地貌，探讨川西北地区茅口组沉积对于东吴期幕式活动的响应特征及其油气地质意义，以期为川西深层—超深层海相碳酸盐岩多层系综合勘探提供有效支撑。

1 研究区地质背景

研究区位于上扬子板块西北缘的川北低缓断褶带、龙门山断褶带、米仓山隆起带的过渡区。华北板块和扬子板块的碰撞及拼贴造成华北板块南缘以逆冲推覆构造为主、扬子板块北缘以大规模推覆滑脱构造为主的强烈前陆变形[22]。中、晚二叠世之交的区域性东吴构造运动使四川盆地在中二叠世晚期（茅口组沉积期）发生构造分异，发育北西西向和北东向的克拉通内拉张裂陷盆地，并相互交叉。四川盆地茅口组沉积期构造应力主要来自于上扬子地块北缘勉略洋被动大陆边缘的伸展裂解过程和峨眉山地幔柱的隆升与玄武岩喷发过程这两条线[12]。中二叠世末期，东吴运动主幕导致构造差异抬升，海水大范围退去导致茅口组整体遭受长达1～3 Ma的暴露剥蚀过程[23]。以往的研究大多采用岩石地层单元对茅口组内部进行地层划分，在小区易于对比，但随着工区的扩大往往会出现穿时的情况。本文从等时层序划分的角度将研究区茅口组划分为LSC1、LSC2、LSC3共3个长期旋回，分别对应茅一段、茅二段、茅三段（见图 1），以保证客观还原地层沉积及充填情况。茅一段（LSC1）厚90～190 m，整体处于台地相区，主要发育泥灰岩、生屑泥晶灰岩、泥晶生屑灰岩，宏观上常表现为“眼皮眼球状”构造。茅二段（LSC2）厚 20～90 m，台地/台缘区发育泥晶生屑灰岩、泥-亮晶生屑灰岩及少量生屑泥晶灰岩，斜坡区主要以生屑泥晶灰岩、泥晶生屑灰岩为主。茅三段（LSC3）厚度从数米至百余米不等，台地/台缘区厚度较大，发育泥晶生屑灰岩、泥-亮晶生屑灰岩；斜坡/陆棚区厚度较薄，以硅质泥岩、炭质页岩为主。

图1 研究区位置（a）及地层柱状图（b）（旧—前人划分方案；新—本文划分方案）

2 岩相古地理重建

2.1 层序地层特征

2.1.1 层序划分及界面特征

以高分辨率层序地层学理论为指导，综合采用薄片、测井、成像、地震等资料将茅口组划分为 3个长期基准面旋回，自下至上分别为LSC1（茅一段）、LSC2（茅二段）、LSC3（茅三段）。

2.1.1.1 栖霞组/LSC1界面

该界面无论在以台地/台缘为代表的浅水相区，还是以陆棚为代表的深水相区均易于识别。该界面之下为栖霞组泥-亮晶生屑灰岩，界面之上突变为茅口组底部生屑泥晶灰岩，为典型的岩性岩相转换面。常规测井曲线表现为自然伽马由箱状低值开始大幅度正向漂移的起始位置，反映沉积能量开始由强变弱（见图2a）。元坝6井成像资料上可明显观察到该界面为一不整合面（见图2b），界面之下见溶蚀特征，发育溶沟、角砾等，而界面之上为成层状沉积（见图2c）。反映典型的基准面由下降至上升的转换过程。通过地震标定，该界面在浅水相区及深水相区均为一波峰反射特征（见图3）。

图2 栖霞组/LSC1界面特征（GR—自然伽马；Δt—声波时差）

2.1.1.2 LSC1/LSC2界面

该界面在浅水与深水相区特征基本一致。界面之下为泥-亮晶生屑灰岩，界面之上突变为生屑泥晶灰岩，为典型的岩性岩相转换面（见图4a）。常规测井曲线表现为自然伽马由下降至上升的转换处（见图4a）。元坝6井成像资料上可识别出该界面为一暴露面，界面之下可见花斑状溶蚀特征，界面之上为薄层状沉积（见图4b）。长江沟剖面该界面之下见明显的岩溶特征，发育岩溶角砾及溶沟（见图4c）。反映典型的基准面由下降至上升的转换过程。通过地震标定，该界面在浅水相区为波峰反射，在深水相区为零相位反射（见图3）。

图3 研究区层序界面在地震资料上的特征

图4 LSC1/LSC2界面特征

2.1.1.3 LSC2/LSC3界面

该界面在浅水与深水相区具有不同的识别特征。浅水相区界面之下为亮晶生屑灰岩，界面之上突变为生屑泥晶灰岩（见图5a）；深水相区界面之下为泥晶生屑灰岩或生屑泥晶灰岩，界面之上突变为生屑泥晶灰岩或暗色硅质泥岩（见图5b）。常规测井曲线在浅水相区表现为自然伽马由下降至缓慢上升的转换处（见图5a），深水相区表现为自然伽马由低值大幅度快速正向漂移的转换处（见图5b）。成像资料上，该界面在元坝224井所代表的浅水相区表现为一典型暴露面，界面之下可见溶沟、溶洞及角砾充填特征，界面之上岩性较为均质（见图5c）；元坝3井所代表的深水相区该界面亦为一暴露面，界面之下可见大量溶蚀孔洞发育，而界面之上突变为薄层状正常沉积（见图5d）。长江沟剖面该界面为一典型的暴露面，界面之下发育岩溶角砾及溶沟（见图5e）。因此该界面反映典型的基准面由下降至上升的转换位置。通过地震标定，该界面在浅水相区及深水相区均为一波峰反射特征（见图3）。

图5 LSC2/LSC3界面特征

2.1.1.4 LSC3/吴家坪组界面

该界面在浅水与深水相区具有不同的识别特征。浅水相区界面之下为泥-亮晶生屑灰岩，界面之上突变为吴家坪组底部泥岩（见图6a）；深水相区界面之下为暗色硅质泥岩，界面之上突变为吴家坪组底部铝土质泥岩、泥岩等（见图6b）。测井资料上需结合多种曲线或实际情况综合判断，在浅水相区，该界面之下通常表现为自然伽马相对低值，界面之上大幅度正向漂移为高值的特征，但受到茅口组末期长时间暴露风化的影响，可能在顶部存在风化残余角砾间充填大量泥质的情况，这样就会导致LSC3顶部自然伽马及声波时差有所升高（见图6a）；在深水相区，由于界面之下暗色硅质泥岩与界面之上铝土质泥岩在自然伽马曲线均表现为高值特征，难以区分，因此需结合自然伽马能谱测井综合判断，界面之下表现为高U、低Th、低K的还原环境特征，而界面之上表现为低U、高Th、高K的氧化环境特征（见图6b）。成像资料上，该界面在元坝 224井所代表的浅水相区表现为一典型暴露面，界面之下可见高角度溶沟、溶洞，界面之上为薄层状正常沉积（见图6c）；元坝3井所代表的深水相区由于界面上下均为薄层状泥岩类沉积，因此在成像上对于该界面的识别效果不佳（见图6d）。综合各类资料来看，该界面亦为典型的基准面由下降至上升的转换位置。通过地震标定，该界面在浅水相区为波峰反射，在深水相区为零相位反射特征（见图3）。

图6 LSC3/吴家坪组界面特征（w(K)—伽马能谱测井钾含量；w(Th)—伽马能谱测井钍含量；w(U)—伽马能谱测井铀含量）

2.1.2 连井层序划分及对比

双鱼石—矿山梁连井对比剖面显示 3个长期旋回层序横向连续性及可对比性较强（见图 7），茅一段（LSC1）整体GR值较高且厚度较大，双鱼石地区厚度略高于长江沟、矿山梁地区；茅二段（LSC2）厚度较薄，整体GR值降低，地层厚度由双鱼石地区向其东北方向逐渐减薄；茅三段（LSC3）厚度差异较大，双鱼石地区较厚，GR值整体较低，向其东北方向快速转变为GR值较高且厚度较薄的特征。

图7 双鱼石—射箭河—双探2井区—矿山梁茅口组层序对比剖面（剖面位置见图1a）

2.1.3 关键层位地震时差成图

地震尺度横向分析发现，除茅三段（LSC3）底界可追踪性较差以外，茅一段（LSC1）底界、茅二段（LSC2）底界、吴家坪组底界相对连续可追踪（见图8），因此选取资料条件较好且控制整个研究区的21条地震测线（包括二维、三维及二三维拼接）重点对上述3个界面进行追踪对比（见图1），于地震测线控制下的地震成图区可计算出茅一段（LSC1）、茅二段与茅三段（LSC2+LSC3）时差厚度（见图9），以反映其地层厚度变化趋势。总体来看，茅一段在苍溪—阆中一带存在一时差厚度高值区，茅二段与茅三段在苍溪以北、梓潼—马角坝—剑阁一带时差厚度较高，而向剑阁东北方向时差厚度急剧变低。

图8 过A—A′（a）、B—B′（b）测线关键层位地震追踪对比剖面（剖面位置见图1a）

图9 LSC1（a）与LSC2+LSC3（b）时差厚度平面分布图

2.1.4 层序平面展布特征

在层序平面展布图编制过程中，对处于龙门山推覆体上盘的野外露头及井位进行了大致的平移恢复，根据西南油气田公司勘探开发研究院内部成果向北西方向移动了近20 km，以保证最大程度反映沉积期的层序厚度展布特征。同时虽然LSC2、LSC3时差厚度在地震尺度上未能实现分别刻画，但统计发现 LSC2、LSC3厚度分别与LSC2+LSC3总厚度呈正相关关系，因此LSC2+LSC3时差厚度依然可以近似控制LSC2、LSC3的厚度变化趋势。

茅口组沉积初期四川盆地广泛海侵[3]，经40余口钻井及野外露头数据统计发现，在川西北地区 LSC1与下伏栖二段厚度呈正相关性，表明二者具有类似的沉积地貌特征，因此根据前期栖霞组研究成果[24-25]，结合LSC1地震成图区时差厚度趋势，编绘LSC1厚度平面展布图（见图 10a）。青川地区以南以及双鱼石地区发育北东—南西向条带状相对厚值区，研究区东北部及东南部分别受汉南古隆起及川北古隆起控制而发育片状厚值区，其中苍溪—阆中地区厚度最大（见图10a）。

LSC2厚度发生分异，青川、广元、正源以北地区厚度可能不到10 m，广元—旺苍以南、广元—马角坝以北一带存在2个厚度低值区，厚度为10～20 m。双鱼石—剑阁、梓潼以南、龙岗西—元坝等地区地层厚度较大，平均超过80 m（见图10b）。

图10 川西北地区茅口组层序厚度平面展布图

LSC3厚度分异程度进一步加强，马角坝以北及青川、广元、旺苍地区地层厚度普遍低于20 m；双鱼石—剑阁、江油以北、梓潼以南、龙岗西—元坝等地区地层厚度较大，平均超过80 m，最大可达100 m（见图 10c）。

2.2 沉积特征

2.2.1 主要沉积相类型及特征

基于露头剖面、钻井薄片资料可在茅口组内识别出多种沉积相类型，主要包括开阔台地、台地边缘、斜坡、陆棚等。

开阔台地沉积水体相对开阔，包括台内高能滩、台内低能摊、滩间海、开阔海等亚相。台内高能滩形成于正常浪基面之上的波浪扰动环境，包含较多的破碎生物碎屑，颗粒间为亮晶方解石胶结（见图 11a）。台内低能滩形成于浪基面附近及以下，能量相对较低，主要以泥晶生屑灰岩沉积为主（见图 11b）。滩间海及开阔海均为浪基面以下低能沉积环境，生物碎屑含量普遍较低，分别以生屑泥晶灰岩及泥晶灰岩沉积为特征（见图11c—11d）。

图11 川西北地区茅口组主要沉积相类型

台地边缘位于开阔台地与斜坡之间的过渡带，向广海一侧波浪扰动作用较为强烈，主要以台缘高能滩亚相沉积为主，可见造礁生物残片（见图11e）及晶粒白云岩（见图 11f）。关于晶粒白云岩的成因，前人认为其成岩流体为海水、热液或混合水[26-28]，但无论何种流体性质，均认为滩相沉积形成的先期孔渗层为白云石化最主要的成岩流体通道[29-30]，其原岩类型往往是具有一定孔隙空间的亮晶生屑灰岩。

斜坡位于台地边缘向深水陆棚的过渡带，水体相对较深，以泥晶生屑灰岩、生屑泥晶灰岩等岩石类型组合为主（见图11g—11h），往往紧邻陆棚沉积。

陆棚位于斜坡向广海一侧的深水区，水体能量极低，以硅质页岩、炭质页岩互层沉积为主，包含有大量反映深水沉积的生物，如放射虫等（见图11i）。

2.2.2 不同相区沉积相纵横向特征

结合研究区实际沉积背景，在沉积相类型识别的基础上，对沉积相纵横向发育情况进行分析，主要包括开阔台地、台地边缘、斜坡、陆棚 4个沉积相带，台地/台缘区与斜坡/陆棚区具有不同的沉积特征。以分别代表台地/台缘区的双探1井和斜坡/陆棚区的长江沟剖面为例（见图 12），茅一段（LSC1）沉积期，未发生沉积环境的较大分异，均为开阔台地沉积，以台内低能滩、台内高能滩、滩间海、开阔海等亚相为主；茅二段（LSC2）沉积期，双探1井为开阔台地、台地边缘沉积，而长江沟剖面演变为斜坡低能沉积，厚度上也有明显减薄的特征；茅三段（LSC3）沉积期，双探 1井依旧以开阔台地、台地边缘沉积为主，长江沟剖面由斜坡逐渐过渡为硅质泥岩发育的深水陆棚沉积。沉积相的纵横向变化总体反映出研究区不同区域沉积环境的持续分异特征。

图12 不同相区沉积相纵横向特征

2.3 岩相古地理展布及演化特征

受东吴运动抬升作用影响，整个四川盆地茅口组沉积末期遭受不同程度的剥蚀，LSC3现存厚度相对沉积期也有一定的缺失。茅口组沉积末期川西北地区表现为低部位侵蚀为主的岩溶特征[18]，根据连井层序对比发现（见图3），现今LSC3厚度较大的区域GR值普遍较低且滩相比例较大，厚度较小的区域GR值相对较高且滩相比例较小，表明现今残余 LSC3厚度及岩性比例依旧可大致反映沉积期的特征。茅口组内部暴露面暴露程度及范围小于茅口组沉积末期暴露面[3,17]，对整体地层厚度趋势没有太大影响。因此根据主要单因素编图法[30]，将层序残余地层厚度作为主要单因素，对LSC1、LSC2、LSC3岩相古地理进行重建（见图 13）。

LSC1沉积期，基本继承了栖霞组沉积末期的沉积地貌特征，但由于海侵程度较大，因此滩相比例及分布范围相比栖霞组晚期下降不少。青川以西及以北地区为广海陆棚，青川以南及双鱼石地区发育北东—南西向条带状滩相沉积，研究区东北部及东南部分别受汉南古隆起及川北古隆起控制而发育大面积滩相沉积，其余地区为滩间海及开阔海低能沉积（见图13a）。

图13 川西北地区茅口组层序-岩相古地理分布图

LSC2沉积期由于受上扬子北缘勉略古洋盆扩张[31-32]所形成的伸展构造及基底断裂控制，产生北东向及北西西向的应力作用[12]，沉积基底自北向南呈幕式沉降。此时研究区最北缘已陷落为广海陆棚沉积，青川以南及旺苍地区也发生不同程度的下沉，形成规模较小的外排台缘带；马角坝以北—广元—旺苍以南沉降为台内洼地，因此在江油—双鱼石—剑阁、龙岗西—元坝—龙岗地区发育内排台缘带；梓潼以南地区发育一块面积较大的台内滩。其余地区以滩间海、开阔海、少量台内低能滩为主（见图13b）。

LSC3沉积期，构造活动进一步加强，研究区整个北部区域均沉降为广海陆棚，外排台缘带消失，此阶段台缘带基本与茅二段沉积期展布趋势一致，包括北东向的江油—双鱼石—剑阁台缘带和北西西向的龙岗西—元坝台缘带；梓潼及阆中以南地区发育台内高能滩沉积；其余地区以滩间海、开阔海沉积为主，苍溪西南部、阆中地区受构造分应力作用，可能在局部地区形成水体较深的台洼沉积（见图13c）。

整个茅口组从开始沉积到最终暴露，应该是在一个持续构造差异沉降过程中进行的，每阶段的沉积特征均是对勉略古洋盆扩张及峨眉地幔柱隆升过程的响应[12]。

3 古岩溶地貌恢复及油气地质意义

3.1 古岩溶地貌恢复及特征

古岩溶地貌对于岩溶储集层发育具有重要控制作用[33]。目前对川西北地区茅口组古岩溶地貌也有相关研究[18]，但基本只是针对茅口组顶部岩溶地貌的研究，并且通常以整个茅口组厚度来恢复顶部古岩溶地貌。本文研究明确了茅口组各沉积时期的层序展布特征并分析了相应的岩相古地理演化过程，并且从野外剖面、成像资料上发现LSC1顶部、LSC2顶部、LSC3顶部均存在不同程度的暴露证据，因此具备从更精细的角度分析古岩溶地貌的条件。

以长江沟剖面及元坝6井LSC1顶界为例，界面之下可见明显的岩溶作用特征，发育角砾、溶沟（洞）（加图4），但整体影响深度较小。由于长江沟剖面、元坝6井在LSC1沉积期处于台内低能滩位置，推测LSC1末期有一次小规模的海平面下降过程，仅在局部地貌高部位滩体中存在短暂的准同生期暴露溶蚀作用，而地貌低部位滩间、开阔海等区域未发生暴露，不具备大规模岩溶地貌形成的条件。

LSC2顶界在长江沟剖面及多口井上均可观察到暴露特征。长江沟剖面该界面之下发育岩溶角砾、溶沟；元坝3井界面之下有20 m左右厚的岩溶发育带，发育角砾、溶沟、溶洞等（见图5）；元坝224井界面之下岩溶发育带厚约10 m，以高角度溶沟及塑性角砾为主。结合长江沟剖面、元坝3井、元坝224井在LSC2沉积期所处的相带位置以及岩溶发育强度和特征，认为LSC2沉积后发生的海退幅度及范围较LSC1末期更大，且海平面至少下降至台缘斜坡以下，整个台地、台缘及斜坡均发生暴露且受到岩溶作用改造，具备古岩溶地貌形成的条件。并且由于LSC2残余地层厚度大的区域整体沉积能量较高，残余地层厚度小的区域沉积能量较低（见图10b、图13b），因此综合分析认为，残余厚度大小与古岩溶地貌高低具有正相关性。以LSC2残余厚度恢复出其沉积末期古岩溶地貌（见图14a），岩溶高地发育区厚度相对较大（大于55 m），主要分布在江油—双鱼石—剑阁—苍溪及其以南地区，同时长江沟、旺苍以北存在两个相对孤立且规模较小的岩溶高地（厚度大于55 m），其余地区为岩溶斜坡（厚度为25～55 m）及岩溶洼地（厚度小于25 m）。

图14 茅二段（LSC2）沉积末期（a）及茅三段（LSC3）沉积末期（b）古岩溶地貌展布特征

茅口组沉积末期由于区域性抬升作用导致海水退出四川盆地，是中二叠世末期最大的一次暴露事件，整个研究区长期遭受强烈的岩溶侵蚀过程。以元坝224井为例，LSC3顶界以下岩溶影响深度约 30～40 m，以高角度溶沟、溶洞、岩溶角砾发育为特征（见图6），自上至下强度逐渐减弱。由于茅口组沉积末期岩溶表现为低部位侵蚀为主[18]，因此同样可以采用残厚法对其古岩溶地貌进行恢复。以LSC3残余厚度恢复出茅口组沉积末期的岩溶古地貌（见图 14b），岩溶高地发育区厚度相对较大（大于60 m），主要分布于江油—双鱼石—剑阁—苍溪及其以南地区，以北演变为岩溶洼地（厚度小于 25 m），二者之间为岩溶斜坡带（厚度为25～55 m）。

3.2 油气地质意义

根据岩相古地理及古岩溶地貌的恢复结果，结合油气测试资料，探讨川西北茅口组各时期沉积相及古岩溶地貌对于油气储集的地质意义（见表 1）。结果表明岩溶高地中的溶丘与岩溶斜坡是有利的天然气储集单元，高产井（包括气或水）主要集中在岩溶高地的溶丘及靠近岩溶沟槽的岩溶斜坡带，优质储集相带则为台缘、台内高能滩。可见优质储集区带主要有高能滩与溶丘组合以及台缘斜坡与岩溶斜坡组合。分析认为第 1种组合类型成因为沉积期处于浪基面以上的高能滩体具有相对较好的孔喉结构[34]，在海平面下降暴露之后往往继承性演化形成岩溶高地上的溶丘地貌单元，受大气淡水淋滤进一步改善储集空间，并且溶蚀产物易于带走，最终保留较多溶蚀孔洞。第 2种组合类型成因有所不同，其沉积相并非最有利的类型，台缘斜坡处于台地边缘与深水陆棚的过渡区，在顶部可能靠近台缘滩而发育一些相对高能沉积，但原始储集性整体上并不好，但由于各阶段沉积末期构造活动导致海平面下降，沉积期地貌很大程度上决定了古岩溶地貌的趋势，因此沉积期台缘斜坡继承发展为岩溶斜坡，岩溶斜坡主要以径流状态为主，溶蚀作用强烈[18,35-37]，即使原始储集空间有限，依然能够改造形成孔洞型储集层。

表1 茅口组各阶段古岩溶地貌单元及沉积相与测试产量关系表

依照优质储集相带叠合古岩溶地貌的思路，叠合各时期优势相及古岩溶地貌单元，对川西北地区茅口组最有利的储集区带进行预测（见图15）。高能滩相+溶丘叠合区主要分布在双鱼石、龙岗西、元坝等地区，受台缘及台内高能滩相控制明显，叠合岩溶改造易形成孔隙型、小型溶洞型储集层。岩溶斜坡带及多期叠合区，研究区北部主要发育LSC2沉积末期岩溶斜坡，主要分布在长江沟—矿山梁周缘地区以及旺苍—九龙山周缘地区；而多期岩溶斜坡叠合区主要沿双鱼石、龙岗西、元坝以北等地区呈环带状展布，储集空间的形成主要受控于后期岩溶改造，原始沉积相带不起决定性作用，非均质性较强但易形成溶蚀规模较大的孔洞型储集层。因此，茅口组这两类有利储集区带有望成为下一步川西海相多层系勘探的重点目标区域之一。

图15 茅口组最有利储集区带综合预测图

4 结论

川西北地区茅口组可划分为LSC1—LSC3共3个长期旋回，分别对应茅一段—茅三段。LSC1至LSC3地层厚度持续分异，研究区北部地层逐渐减薄，厚度高值区位于双鱼石—剑阁、江油以北、梓潼以南、龙岗西—元坝地区。LSC1主要为水体相对较深的碳酸盐台地沉积体系，自LSC2沉积期开始，受上扬子北缘勉略洋盆持续扩张所形成的伸展构造及地幔柱隆升产生的基底断裂控制，在北西西及北东方向产生构造分异，沉积基底自北向南呈幕式沉降，导致LSC2至LSC3沉积体系自北向南由陆棚-斜坡-台缘-台地共同组成。

茅口组内部存在 3期暴露面，分别位于 LSC1、LSC2、LSC3的顶部，其中 LSC2、LSC3顶部暴露规模和程度相对较大，具备形成古岩溶地貌的条件，可划分出岩溶高地、岩溶斜坡及岩溶洼地等古岩溶地貌单元，并且古岩溶地貌单元对沉积地貌单元具有继承性，如沉积期地貌高部位滩相沉积发展为岩溶高地上的溶丘区，滩间海、开阔海等低部位发展为浅洼区，台缘斜坡往往继承发展为岩溶斜坡。

分析认为沉积相及古岩溶地貌对于油气储集具有重要意义，高能滩与溶丘组合以及台缘斜坡与岩溶斜坡组合是现有高产井所验证的两种优质储集区带组合类型。叠合川西北地区多期优质相带及古岩溶地貌单元，预测最为有利的储集区带：①分布于双鱼石、龙岗西、元坝地区的高能滩相+溶丘叠合区；②长江沟—矿山梁周缘地区以及旺苍—九龙山周缘地区的 LSC2沉积末期岩溶斜坡带，以及双鱼石、龙岗西、元坝地区以北呈环带状展布的多期岩溶斜坡叠合区。