川南地区二叠系沉积环境及其演化特征——以四川古蔺芭蕉村剖面为例

王秀平，王启宇，安显银

（1.中国地质调查局成都地质调查中心（西南地质科技创新中心），四川 成都 610081；2.自然资源部沉积盆地与油气资源重点实验室，四川 成都 610081）

0 引言

二叠系是中国南方重要的含油气地层之一，蕴藏着丰富的油气资源（杨玉卿和冯增昭，2000），是中国南方古生界油气勘探的重要目的层系之一（胡书毅和田海芹，1999）。四川盆地是我国南方最主要的含油气盆地，目前已经发现了200多个天然气田或含气构造，大量气田的气源来自二叠系（陈建平等，2018）。

四川盆地二叠系剩余资源具有较大的勘探潜力，以川中区块的天然气资源最为丰富，川南和川西区块的天然气资源主要分布在中二叠统（朱华等，2018）。目前评价研究认为，开江—梁平陆棚东侧、城口—鄂西深水陆棚西侧台地边缘礁滩及台地中部台洼边缘礁滩为长兴组—飞仙关组的台缘礁滩勘探领域，台地浅滩勘探领域包括长兴组、飞仙关组、嘉陵江组台内浅滩，中二叠统浅滩勘探领域主要包括栖霞组川西—川西北地区台缘及中缓坡浅滩相（郭旭升等，2014），沉积相控制着储层的展布（王明筏等，2018；郝毅等，2020a，b）。前期针对四川盆地二叠—三叠系勘探发现了一批大中型气田，但总体探明率不高（郭旭升等，2020）。针对四川盆地二叠系油气勘探，二叠系沉积相（微相）的研究依然备受关注（肖笛等，2015；蒋裕强等，2019；何赛等，2020；郝毅等，2020a，b），而不同地区和层位研究程度差异较大。川北、川东北地区持续注重长兴组礁滩相发育（牟传龙等，2003，2004，2005，2007；陈宗清，2008；赵文光等，2010；刘治成，2011；王琳等，2011；周刚等，2013a，b；邓剑等，2014；李宏涛等，2015；李秋芬等，2015；吴勇等，2017；周路等，2020），以及影响礁滩相发育的开江—梁平海槽与城口—鄂西海槽的相关研究（王一刚等，2006；马永生等，2006；夏茂龙等，2010；杨巍等，2015）；在川西、川西南与川中地区主要为栖霞组、茅口组的沉积相与储层研究（田景春等，2014；肖笛等，2015；许国明等，2015；周进高等，2016；刘小洪等，2017；胡安平等，2018；黎荣等，2019；郝毅等，2020a，b；张宏光，2020）；川东地区以茅口组、吴家坪组沉积相研究为主（林良彪等，2009，2010；周新平等，2012），未有系统性。川南与川东南地区二叠系相关研究较少，见少量对茅口组、龙潭组、长兴组沉积特征（罗鹏等，2010；郭川等，2011；张吉振等，2014）以及茅口组岩溶储层、硅质岩等的研究（余瑜等，2016；张宏光，2020），少有对整个二叠系的沉积环境纵向演化与沉积特征研究。因此，通过对四川盆地南部地区古蔺芭蕉村二叠系剖面的沉积环境及其演化研究，可以为四川盆地天然气勘探提供基础资料。

1 地质概况

受加里东运动的影响，在二叠系沉积之前，整个四川盆地受到抬升和风化剥蚀，不同程度地缺失中上志留统、泥盆系、石炭系等地层，总体上形成了西南高、北东低的古地貌特征（周进高等，2016；罗兰等，2017；图1）。四川盆地在泥盆纪—中三叠世为陆表海盆地演化阶段（王学军等，2015），早二叠世，经历了一次大范围地暴露剥蚀过程，造成整个四川盆地及其邻区缺失下二叠统（黄涵宇等，2017）。在经历长时间的沉积间断后，中二叠世沉积早期，发生了大规模的海侵作用，其前期的隆起剥蚀区全部淹没，使中二叠统覆盖在石炭系、志留系、奥陶系、寒武系之上（黄涵宇等，2017；王学军等，2015），发育了一套由海陆交互相含煤碎屑岩到海相碳酸盐岩的披覆层（赵宗举等，2012；黄涵宇等，2017）。茅口组沉积期末，东吴运动导致盆地内持续了1～1.5Ma的构造隆升（何斌等，2005），沿开江—泸州形成了南向倾伏的隆升剥蚀区（苏旺等，2015；王学军等，2015）。

图1 四川盆地中二叠统沉积前古地貌与古构造叠合图（据厚刚福等，2017）Fig.1 Superimposed map of palaeolandform and palaeostructure before Middle Permian deposition in Sichuan Basin（After Hou Gangfu et al，2017）

四川盆地中二叠统包括梁山组、栖霞组和茅口组，上二叠统包括龙潭组／吴家坪组和长兴组／大隆组（陈建平等，2018）。梁山组总体上为潮坪相、滨海沼泽相碎屑岩沉积，厚度在数米至数十米之间，总体呈现从盆地周缘向盆内逐渐减薄的趋势（张健等，2018；陈宗清，2007；黄涵宇等，2017）。栖霞组与茅口组沉积期，四川盆地总体上为开阔台地沉积，局部为台内滩（梁狄刚等，2009；赵宗举等，2012；胡明毅等，2010；许国明等，2015；周进高等，2016；厚刚福等，2017；黄涵宇等，2017；黎荣等，2019）。中二叠世末期发生的东吴运动导致四川盆地整体抬升剥蚀，晚二叠世的沉积环境比较复杂，与中二叠世相比发生了巨大变化（梁狄刚等，2009；陈宗清，2011）。总体上，随着古地理格局自南西向北东由陆过渡为海，龙潭组／吴家坪组沉积相呈现出从河流沼泽相、近海湖盆／三角洲相到浅水陆棚相、海湾潟湖相／深缓坡滞留海相（梁狄刚等，2009），或者从河流沼泽相、潮坪—三角洲相到开阔台地相、陆棚相（盆地相）（赵宗举等，2012；田雨等，2014）。长兴组沉积时期，四川盆地主体表现为开阔台地相（赵宗举等，2012；田雨等，2014；王一刚等，2009），川东北地区则为海槽／盆地相深水沉积（王一刚等，2006，2009），即大隆组沉积（王一刚等，2006；夏茂龙等，2010）。

2 地层特征

四川古蔺芭蕉村剖面位于四川盆地南部地区（图1），可见二叠系梁山组、栖霞组、茅口组与长兴组较完整出露，龙潭组局部出露，上下地层接触关系较清楚。下与志留系韩家店组平行不整合接触（图1），上与三叠系夜郎组整合接触。

梁山组为黄褐色钙质泥岩，顶部为钙质胶结的砾岩，厚1.06m，与下伏志留系韩家店组地层、上覆栖霞组均呈不整合接触（图2）。栖霞组地层两分性明显（图2），栖一段厚65.29m，主要为深灰色、灰黑色中厚层状生物碎屑灰岩夹灰黑色薄层状炭质钙质泥岩，中下部发育燧石条带与燧石团块；栖二段厚13.53m，炭质钙质泥岩夹层相对栖一段明显减少，燧石条带或团块不发育，单层厚度变大，以深灰色、灰黑色中厚层状含生物碎屑与生物碎屑泥晶灰岩为主（图2）。茅口组三分性明显（图2），缺失茅四段。茅一段厚49.5m，发育灰黑色中厚层状“眼球状灰岩”，该段总体泥质含量较高，并含少量炭质；茅二段厚44.8m，以灰色厚层状生物碎屑泥微晶灰岩为主，底部发育灰黑色中厚层状生物碎屑灰岩，整体相对茅一段微晶、粉晶以及亮晶胶结结构较发育，泥质含量较少，局部发育燧石团块，底部见叠层石发育；茅三段厚34.19m，以灰色、深灰色厚层状生物碎屑泥微晶灰岩、颗粒亮晶灰岩为主，局部发育大量硅质团块，总体出露不全，颜色相对较浅，顶部与上二叠统龙潭组界线未见。

龙潭组地层整体出露较差，中下部仅见零星出露，厚约55.12m（图2）。川南地区在二叠纪龙潭期沉积了一套稳定的海陆过渡相煤系地层（郭正吾等，1996）。区调资料显示，相邻地区的叙永石梁子与桐梓黑石溪龙潭组均为海陆过渡相，底部发育残积层与茅口组呈假整合接触。南部的叙永石梁子龙潭组剖面为黑色页岩、凝灰质页岩夹煤层，西北部的桐梓黑石溪龙潭组剖面为深灰色泥岩、硅质岩夹煤层，由南向北水体变深，煤层减少。古蔺芭蕉村剖面龙潭组总体以碎屑岩为主，与长兴组的泥页岩呈整合接触。长兴组可划分为下部泥岩段与上部灰岩段（图2），底部发育灰黑色泥岩夹灰岩透镜体，其上为风化呈黄褐色的钙质泥岩与灰色厚层状泥粉晶生物碎屑灰岩组合，再向上以深灰色中厚层状生物碎屑泥晶灰岩夹泥质条带、泥岩的类型，局部呈灰黑色炭质钙质泥岩。

图2 四川古蔺芭蕉村二叠系地层与沉积特征柱状图Fig.2 Permian stratigraphy and sedimentary characteristics of Bajiaocun profile，Gulin，Sichuan

3 沉积特征

Flügel（2004）指出基于薄片微相反映沉积环境和控制因素的研究，需要对具有相同组分的单元，将微相再进一步划分；微相的划分，不仅要求综合分析小尺度的微相资料和较大尺度的岩相、生物相标志，在此过程中，还需要专门研究岩石的结构、组分和生物特征，并与标准微相类型（SMF）进行对比。此次研究以野外和薄片的基本岩石定名为基础，通过系统地元素地球化学与同位素分析，对沉积环境及演化特征进行研究。

3.1 梁山组

黄涵宇等（2017）认为川南古蔺地区在中二叠世开始沉积时仍为古陆，缺失梁山组。古蔺芭蕉村剖面巨厚层灰岩与志留系韩家店组黄绿色页岩之间发育一套碎屑岩沉积（图3A），岩性主要为黄褐色钙质泥岩，顶部为钙质胶结的砾岩，本文认为属梁山组滨岸相沉积。

3.2 栖霞组

栖霞组一段主要发育生物碎屑泥晶灰岩与泥晶生物碎屑灰岩（图4A）。底部发育白云质泥粉晶灰岩（图4B），为海侵初期潮上浅水环境的产物；其上发育深灰色、灰黑色中厚层状泥晶生物碎屑灰岩（图4A）、泥晶灰岩与生物碎屑泥晶灰岩夹灰黑色薄层状炭质钙质泥岩（图3B），灰岩间夹燧石条带与燧石团块。泥晶生物碎屑灰岩以泥晶基质为主，表明沉积时的水动力条件较弱，生物碎屑含量约60%～70%，发育个体完整的和小型有孔虫，沉积水体较浅，生物碎屑总体较破碎、紊乱分布且无分选（图4A），代表中缓坡开阔海沉积（Flügel，2004）。向上发育含少量小型有孔虫和生物碎屑的泥晶灰岩与生物碎屑泥晶灰岩，代表快速海侵形成的潮下低能环境，由开放性沉积水体快速变为局限，为滩后潟湖沉积。中上部主要为灰色—深灰色中厚层状生物碎屑泥晶灰岩与泥晶生物碎屑灰岩，基质主要为泥晶，局部发育灰黑色炭泥质纹层，并见生物扰动构造，生物碎屑表面发育明显的微生物钻孔，整体表明沉积水体较浅而局限安静，形成于受潮水冲洗的内缓坡低能滩中（Flügel，2004）。根据牟传龙（2022）提出的相划分方案，栖霞组一段总体属于碳酸盐岩缓坡相的内—中缓坡亚相，主要发育低能滩、滩间海与滩后潟湖次相。栖霞组二段炭质钙质泥岩夹层相对下段明显减少，燧石条带或团块不发育，单层厚度变大，以深灰色、灰黑色中厚层状含生物碎屑与生物碎屑泥晶灰岩为主（图3C，图4C），底部发育白云石化作用，指示沉积水体相对下段变浅，为潮上浅水沉积；其上主要为水体循环较好环境下形成的泥晶生物碎屑灰岩与含生物碎屑泥晶灰岩，生物碎屑以亮晶为主，具有明显的磨蚀特征（图4C），且发育生物钻孔，代表内缓坡的浅滩与滩间海沉积。见灰岩中硅质呈硅化生物碎屑的类型，以及在硅质团块中见钙质残余和骨针化石，说明栖霞组硅质团块或条带为交代成因，可能与热液有关（周新平等，2012）。古蔺芭蕉村剖面栖霞组总体为碳酸盐缓坡沉积，主要发育内缓坡和中缓坡的静水沉积，少量的浅滩沉积。

图3 川古蔺芭蕉村二叠系沉积特征Fig.3 Sedimentary characteristics of Permian rocks of Bajiaocun profile，Gulin，Sichuan

3.3 茅口组

茅口组一段以灰黑色中厚层状“眼球状灰岩”为主，“眼球”主要为含生物碎屑与生物碎屑泥微晶灰岩，底部为灰黑色薄层状炭质钙质泥岩夹灰色、灰黑色透镜状生物碎屑泥晶灰岩，该段总体泥质含量较高，并含有一定的炭质（图3D）。“眼球状”构造属于碳酸盐岩缓坡的沉积构造（刘小洪等，2017），为中缓坡环境沉积（万秋和李双应，2011；钟怡江等，2014）。主要发育中缓坡的局限海环境的泥晶生物碎屑灰岩、含生物碎屑泥晶灰岩与生物碎屑泥晶灰岩，灰岩中以泥晶基质为主，灰岩间发育灰黑色薄层状富有机质泥岩，表明沉积水体较安静（图4D）；生物碎屑具有原地埋藏的与一定距离搬运沉积的类型，发育个体较大的底栖有孔虫和藻粘结的特征，以及藻类孢子的钙质小球粒。茅口组一段总体属于中缓坡的开阔海与局限海次相。茅口组二段以灰色、深灰色厚层状生屑泥微晶灰岩为主，相对于一段，灰岩较发育微晶、粉晶以及亮晶胶结结构，泥质含量较少，呈稳定的中厚层状（图3E），局部发育燧石团块；发育绿藻灰岩，底部见叠层石发育（图4E），代表内缓坡局限海环境沉积；其上为广泛发育粗枝藻的粗枝藻泥晶灰岩，粗枝藻具有明显的成层性，个体完整，形成于适合于光合作用的浅水浅滩环境。茅口组三段底部主要为粉晶白云岩（图3F）与生物碎屑-砂屑亮晶灰岩（图4G）组合，以灰色、深灰色厚层状生物碎屑泥微晶灰岩、颗粒亮晶灰岩为主，发育有孔虫，形态完整、泥晶结构的，破碎的、亮晶结构的棘屑，以及钙质小球粒，并见生物扰动构造，为中缓坡的局限海与浅滩沉积。局部发育大量硅质团块，镜下表现为硅质岩中含有少量生物碎屑与钙质组分残余，说明与栖霞组相似，硅质团块或条带可能为受热液影响的交代成因。茅口组灰岩中生物碎屑和生物化石类型与栖霞组相似，局部富集砂屑、少量的砾屑与藻。古蔺芭蕉村剖面茅口组总体为碳酸盐缓坡沉积，茅一段和茅三段主要为中缓坡沉积，茅二段的沉积水体较浅，发育内缓坡的浅滩，形成了水体较动荡环境下的生物碎屑泥晶灰岩与亮晶生物碎屑灰岩。

3.4 龙潭组

古蔺芭蕉村剖面龙潭组下部见灰绿色中层状粉砂质泥岩发育，含有植物碎片（图3F），发育含炭粉砂质泥岩，纹层状构造发育，含有一定的海绿石与菱铁矿。上部发育劣质薄煤层，在大量的凝灰岩层内发育铁质与硅质结核、团块，具有受热液烘烤的特征（图3G）。顶部发育白云岩（图4H）与弱白云岩化的藻灰岩组合，并含少量的燧石。整体属于海陆过渡相沉积，由下向上沉积水体逐渐加深，为潮坪-潟湖沉积。

3.5 长兴组

长兴组底部发育灰黑色泥岩夹灰岩透镜体（图3H），主要为含硅质放射虫泥岩（图4I）与粉砂质泥岩夹泥晶灰岩、生物碎屑泥晶灰岩，为水体较深的碳酸盐岩开阔台地内台盆沉积。其上为风化呈黄褐色的钙质泥岩与灰色厚层状泥粉晶生物碎屑灰岩组合，属于较深水环境中的泥岩向碳酸盐岩沉积过渡的类型。再向上为深灰色中厚层状生物碎屑泥晶灰岩夹泥质条带、泥岩的类型，局部呈灰黑色炭质钙质泥岩；灰岩基质以泥晶为主，藻粘结作用明显，局部见Gymnocodiacean藻碎片富集，表明形成于水体安静的滩间海环境（Flügel，2004）。上部（层46）发育厚约1m含砾屑生物碎屑灰岩（图3I），砾屑呈椭球状、竹叶状，具粒序构造；之上为深灰色中层状泥晶生物碎屑灰岩、生物碎屑泥晶灰岩夹灰黑色薄层状钙质泥岩，顶部发育含炭粉砂质泥岩，灰岩中见个体完整且较小的菊石，且发育陆源碎屑泥，以及代表沉积水体较深的结核状结构（Flügel，2004），表明沉积水体较深，为斜坡亚相沉积。整体表现为由下向上，水体逐渐变浅再逐渐加深的特征。因此，长兴组下部主要为台内深水沉积，上部主要为开阔海沉积，顶部出现斜坡环境。

图4 四川古蔺芭蕉村剖面二叠系岩石类型特征Fig.4 Characteristics of Permian rocks of Bajiaocun profile，Gulin，Sichuan

在古蔺芭蕉村二叠系实测剖面的附近，受人为剥露，露头岩性清晰，作为该二叠系实测剖面的辅助剖面。其中，长兴组下部为灰岩夹炭质泥岩、泥质粉砂岩，泥质含量较高，灰岩层较薄，以薄—中层状为主，代表沉积水体相对较深的特征。顶部发育含砾泥晶灰岩与生物碎屑亮晶灰岩，代表台内斜坡—台洼边缘高能滩沉积特征。由此可见，四川古蔺地区二叠系长兴组沉积水体相对较深。

4 元素地球化学特征

四川古蔺芭蕉村二叠系共采集53件元素地球化学样品，其∑（CaO＋MgO＋LOI）介于46.67%～99.75%，平均为89.24%；泥岩和粉砂岩主要分布在龙潭组和长兴组，总体表现为主量元素分布受沉积环境控制的特征。栖霞组共14件样品，整体表现为碳酸盐岩组分发育，而底部和顶部陆源碎屑组分较高的特征。下伏梁山组陆源碎屑组分明显较高，由下向上碳酸盐岩组分增加。茅口组共19件样品，整体表现为以碳酸盐为主而陆源碎屑组分较低的特征，其中茅三段陆源碎屑组分最低，茅二段MgO含量最高。龙潭组4件样品，整体表现陆源碎屑组分高，碳酸盐岩组分低的特征，且TFe2O3含量高，岩石矿物学表现为含有大量海绿石等富铁矿物的特征。长兴组共14件样品，整体表现为底部以陆源碎屑组分为主，上部以碳酸盐岩组分为主的特征，P2O5与MnO含量明显比中二叠系统高，TFe2O3含量也较高，可能是受还原环境中发育较多的黄铁矿影响。

微量元素主要对反映沉积环境的Zr、Cu、Cr、V、Co、Mo、Sr、Ba及B进行了分析。栖霞组与茅口组的Zr、Cu、Cr、Ni、V、Co与Ba明显较低，而Sr含量明显富集；梁山组与龙潭组则与之相反，贫Sr而富Zr、Cu等特征明显；尤其是龙潭组碎屑岩中Zr、Cu、Cr、Ni、V、Co最为富集，而梁山组中Ba与B含量最高；长兴组下部泥岩中Cu、Cr、V与Ba元素最为富集，Zr、Ni、Co、Mo与Sr元素也较富集，而长兴组上段碳酸盐岩中反映陆源碎屑组分的Zr、Cu等元素与反映海水沉积的Sr元素均较富集，其中Zr、Cu等元素比龙潭组低，而明显比栖霞组和茅口组高，Sr元素明显比龙潭组和梁山组高，比栖霞组和茅口组二段与三段稍高，仅比茅口组一段稍低，反映出长兴组为陆源碎屑组分较高的海相沉积。

稀土元素的分布在不同层位差别较大，也是受沉积环境的影响。栖霞组与茅口组的稀土总量（∑REE）明显比北美页岩稀土总量低，说明栖霞组与茅口组沉积过程中总体受陆源碎屑物质的影响较小；梁山组的稀土总量较北美页岩高，代表海侵初期的沉积；龙潭组稀土元素含量相对最高，明显比北美页岩稀土总量高，说明龙潭组沉积过程中总体受陆源碎屑物质的影响较大。长兴组稀土元素含量比北美页岩稀土总量稍高，说明长兴组沉积过程中总体受陆源碎屑物质的影响较大，且底部泥岩的稀土总量与龙潭组相当，上部灰岩中较低，但相对二叠系中统较高，说明上部灰岩段受陆源碎屑影响比中二叠统灰岩较强。

5 同位素特征

5.1 碳氧同位素特征

虽然碳酸盐岩的氧同位素组成可能与沉积相（如温度、盐度等）有关，但除一些非常极端的情况以外，δ18O＜-8‰的样品基本上可以认为其显著受到了非海相成岩环境流体的影响（黄思静等，2017）。古蔺芭蕉村剖面二叠系碳氧同位素的相关系数为0.33，表现为受一定成岩作用的影响。以δ18O＞-8‰为标准，此剖面所采制分析的63件碳氧同位素样品中，只有21件可用作判断沉积环境（表1），主要分布在茅口组，其中δ18O＞-7.5‰的样品全部只分布在茅口组二段中。总的来说，受成岩流体的影响，此剖面的碳氧同位素已不能很好地反映沉积水体的特征。因此，通过此次碳氧同位素分析结果，只能对相对变化进行探讨（表1，图5）。

表1 四川古蔺芭蕉村二叠系碳、氧、锶同位素与元素比值特征Table 1 Isotopic values of carbon，oxygen and strontium and element ratios of Permian rocks of Bajiaocun profile，Gulin，Sichuan

古蔺芭蕉村剖面二叠系碳同位素总体分布较稳定，栖霞组（共8件样品）δ13C介于2.02‰～4.35‰，平均为2.93‰。茅口组共19件样品，δ13C介于1.97‰～4.25‰，平均为3.49‰，由下向上三个段的平均值分别为2.59‰、3.93‰与4.03‰。茅口组由下向上δ13C呈增大的趋势，说明茅口组生物富集程度逐渐增加。长兴组共7件样品，δ13C介于-1.39‰～2.76‰，平均为1.48‰；长兴组δ13C较低，可能是受较高陆源碎屑物质和有机碳含量较高的影响。在长兴组与夜郎组之间，明显发生碳同位素的负偏移（表1，图5），进一步验证了通过野外沉积与岩石特征对地层划分的有效性。

受成岩作用影响，氧同位素总体偏负。其中，栖霞组δ18O介于-9.71‰～-7.75‰，平均为-8.46‰；茅口组δ18O介于-8.37‰～-5.6‰，平均为-6.96‰，由下向上三个段的平均值分别为-6.41‰、-7.7‰与-8.32‰，茅三段δ18O相对偏负，可能是受岩溶作用影响导致。长兴组δ18O介于-9.2‰～-7.7‰，平均为-8.32‰。

5.2 锶同位素

古蔺芭蕉村二叠系剖面共采集33件灰岩样品用于Sr同位素（87Sr／86Sr）分析（表1，图5）。其中，栖霞组共计13件，87Sr／86Sr值介于0.7123～0.709074，平均为0.707512；茅口组共计14件，87Sr／86Sr值介于0.707006～0.707619，平均为0.707101；长兴组共计6件，87Sr／86Sr值介于0.707017～0.707242，平均为0.707094。

栖霞组一段87Sr／86Sr值介于0.707291～0.709074，由下向上呈逐渐减少的特征，平均为0.707614；栖霞组二段87Sr／86Sr值较低，介于0.707123～0.707276，平均为0.707175，由下向上也呈现逐渐减小的特征，整体差别不大。茅口组一段87Sr／86Sr值介于0.707079～0.707131，平均为0.707094，亦呈现由下向上逐渐变小的特征；茅口组二段87Sr／86Sr值介于0.707006～0.707621，平均为0.707119，锶同位素值整体变化不大；茅口组三段87Sr／86Sr值介于0.707066～0.707105，平均为0.707080。长兴组灰岩段中，下部87Sr／86Sr值介于0.707017～0.707242，其值由下向上逐渐减小，平均为0.707102，整体数值变化不大；上部87Sr／86Sr值介于0.707084～0.707098，整体数值几乎无波动，平均为0.707087。

6 沉积环境的演化

6.1 陆源碎屑组分

古蔺芭蕉村二叠系剖面陆源碎屑物质表现为受沉积环境影响的明显变化，主量元素SiO2与Al2O3的相关系数为0.82，主要代表陆源碎屑组分特征。

由下部梁山组到栖霞组底部的样品其SiO2、Al2O3、TiO2及Zr等陆源碎屑组分均较高，且由底向上呈逐渐减少的趋势，至层7处最少，并发育白云岩，至栖霞组二段又逐渐增多（图5），指示栖霞组沉积水体的先逐渐加深又逐渐变浅的波动变化特征。栖霞组一段上部—栖霞组二段中下部，以质地较纯的灰岩为主，底部与顶部泥质含量均较高，代表海侵初期的产物。

茅口组陆源碎屑组分相对栖霞组稍高，总体也呈由下向上先逐渐增加又大量减少的特征（图5）。茅口组一段泥质较高，代表海侵早期的产物，茅口组二段陆源碎屑组分最高，指示由下向上表现为水体逐渐变浅的特征。茅口组三段多以纯灰岩为主，而底部陆源碎屑物质较高，代表海侵的产物，向上水体逐渐加深，陆源碎屑组分逐渐减少。

龙潭组以陆源碎屑物质为主，水体波动较大。长兴组底部泥质含量较高，最底部发育硅质放射虫泥岩，代表水体最深的台盆沉积，总体陆源碎屑组分较高（图5），指示海侵初期的产物；上部灰岩段陆源碎屑物质也较高（图5），指示其沉积环境与中二叠统干净水体的碳酸盐岩沉积不同，可能是受台内洼陷古地理环境的影响，沉积物表现为灰岩夹薄层泥岩的特征。

6.2 氧化还原条件

由氧化还原指标元素V和Mo等的特征总结可知，在栖霞组由下向上逐渐表现为还原性逐渐增加又降低的特征，与陆源碎屑组分反映沉积水体先变深再变浅的特征相互映证（表1，图5）。茅口组沉积水体的还原性相对栖霞组较强，且由下向上逐渐减弱，指示沉积水体由下向上逐渐变浅的特征，尤其是Mo元素反映茅口组一段较强还原性的特征，与茅口组一段发育黑色页岩相符。长兴组底部表现出还原性最强的特征，向上逐渐变弱，但仍相对上下地层较强的特征，与沉积特征相符，均反映其沉积水体较深。

根据Tribovillard et al.（2006）、林治家 等（2008）与Baioumy和Lehmann（2017）的研究结果，选择反映氧化还原条件的指标包括：V／（V＋Ni）、V／Cr与Ni／Co（表1，图5）。Ni／Co比值在栖霞组介于2.1～17.5，平均为6.45，整体呈弱还原环境；在茅口组介于1.74～17.29，平均为7.87，整体呈相对弱还原的环境；在龙潭组介于1.08～4.41，平均为2.35，整体以氧化环境为主，氧化还原性波动性较强，与海陆过渡相的沉积背景相符；长兴组的还原性相对较弱，介于1.28～3.45，平均为2.28。V／Cr在栖霞组介于1.04～7.58，平均为2.87，整体主要呈弱还原环境；在茅口组介于1.2～5.2，平均为2.42，整体呈强弱还原的环境；在龙潭组介于0.75～1.62，平均为1.24，整体以氧化环境为主，氧化还原性波动性较强；长兴组的还原性相对较强，介于1.08～13.11，平均为3.49，底部表现的还原性最强，与台盆沉积环境相符。V／（V＋Ni）在栖霞组介于0.55～0.94，平均为0.80，整体呈还原环境；在茅口组介于0.75～0.97，平均为0.85，整体呈强还原的环境，其中底部还原性最强；在龙潭组介于0.37～0.84，平均为0.63，氧化还原性波动性较强；长兴组的还原性也较强，介于0.74～0.91，平均为0.85，底部表现的还原性最强，与台盆沉积环境相符。总的来看，栖霞组以弱还原—还原环境为主，茅口组相对栖霞组还原性较强，为弱还原—还原环境，龙潭组波动性较强，氧化—还原环境均有，长兴组总体还原性较强，底部还原性最强。

6.3 古水深

前人通过对各种元素的研究与验证，得出较为准确的方法来反映古水深。Sr和Ba溶解度的不同，可通过Sr／Ba值可对盐度进行判别，Sr／Ba值越大，沉积水体较深（许中杰等，2012）。

栖霞组Sr／Ba值介于10.48～349.56，平均为77.97，梁山组2件样品分别为0.65与1.23，栖霞组层9处达349.56；茅口组介于1.98～334.57，平均为71.3，在层19—层21处较深，在层25—层26处表现为最深；龙潭组Sr／Ba值较低，介于0.72～2.92，平均为1.79；长兴组Sr／Ba值变化较大，介于0.66～323.85，平均为50.18，在层46处表现最大值。总体表现为梁山组的沉积水体和龙潭组沉积水体最浅（表1，图5），与沉积特征反映的沉积环境基本相符。

图5 四川古蔺芭蕉村二叠系沉积环境指示标志与演化特征Fig.5 Depositional environment indicator and evolution characteristics of Permian in Bajiaocun profile，Gulin，Sichuan

6.4 古海平面变化

在全球海平面变化的研究中，87Sr／86Sr值具有相当重要的参考意义（叶法丞等，2015）。壳原锶具有较高的87Sr／86Sr值（0.7119；Palmer和Edmond，1989），陆壳风化作用等产生的输入物质的增加会导致海水87Sr／86Sr值的升高；幔源锶具有较低的87Sr／86Sr值（0.7035；Palmer和Elderfield，1985），洋中脊热液循环等地幔物质供给的增多会导致海水87Sr／86Sr的降低。上扬子地区二叠系碳同位素值偏正，与海侵作用造成缺氧环境导致有机碳富集有关（黄思静，1994；李朋威等，2010），因此，碳同位素的特征可反映二叠系海平面变化，海洋碳酸盐岩的碳同位素值与海平面的升降呈正相关关系。

栖霞组底部的87Sr／86Sr值最高，为0.709074，主要是受较高陆源碎屑物质的影响，同时碳同位素较低，为2.42‰，代表海侵初期陆源碎屑较高，海平面相对较低。栖霞组一段由下向上87Sr／86Sr呈逐渐减小又显微增加的特征，在层6处87Sr／86Sr值为0.707327，碳同位素较高，为4.35‰，代表此时海平面较高；随后，87Sr／86Sr值再次呈现逐渐减小的特征，而碳同位素值也逐渐减小，至栖霞组一段顶部87Sr／86Sr值低至0.707291，代表海侵达到最大，而碳同位素较低可能是受逐渐增多的有机质影响。栖霞组二段87Sr／86Sr值相对一段较低，碳同位素相对一段顶部较高，87Sr／86Sr值较低应主要是与泥岩夹层不发育有关，沉积水体整体较稳定，海平面相对栖霞组一段顶部应较低。

茅口组87Sr／86Sr值相对栖霞组较低，碳同位素较高，整体代表海平面相对栖霞组较高。茅口组一段87Sr／86Sr值较高，主要是受较多陆源碎屑泥的影响，且有机质含量较高，则碳同位素较低；茅口组二段87Sr／86Sr值较低，碳同位素较高，此段陆源碎屑物质在灰岩中相对较高，考虑到燧石团块在此段发育，则沉积水体较稳定，且相对茅口组一段较浅；茅口组三段87Sr／86Sr值较低，碳同位素也相对较高，其硅质团块十分发育，造成锶同位素值较低，而陆源碎屑物质相对二段较少，则沉积水体相对二段应较深。

龙潭组为典型的海陆交互相沉积，发育煤层，则其海平面相对较低。长兴组底部发育水体较深的泥岩沉积，逐渐过渡为灰岩夹泥岩的沉积，代表强烈海侵之后逐渐变浅的特征。长兴组灰岩段87Sr／86Sr值相对二叠系中统较低，碳同位素也较低，而其陆源碎屑组分较高，硅质团块不发育，且由下向上87Sr／86Sr值逐渐变大，碳同位素明显偏负，说明其沉积水体由下向上逐渐变浅，且海平面相对中二叠统应较浅。

6.5 古气候

MgO／CaO比值对气候变化具有较好的指示作用，通常可以反映干热或潮湿的气候（王随继等，1997）。栖霞组MgO／CaO比值介于0.008～0.20，平均为0.04，梁山组2件样品比值较高。茅口组介于0.004～0.3，平均为0.05，龙潭组介于0.53～2.54，平均为1.5；长兴组介于0.012～1.44，平均为0.33。总的来说，古蔺芭蕉村剖面二叠系沉积期气候由潮湿逐渐干燥，栖霞组与茅口组二段环境最潮湿，长兴组气候较干燥（表1，图5）。

综上所述，四川古蔺芭蕉村剖面以中二叠统梁山组滨岸沉积伊始，开始海侵形成栖霞组碳酸盐岩沉积，以缓坡相为主，整体由下向上水体先变深又变浅，划分为内缓坡—中缓坡亚相，呈缺氧—贫氧环境。茅口组底部又一次海侵，以继承栖霞组沉积环境为特征，发育缓坡相沉积，在茅口组一段水体最深，向上逐渐变浅，为中缓坡亚相，茅二段内缓坡亚相中发育浅滩次相，茅口组总体相对下部地层还原性较强，呈缺氧—贫氧环境。龙潭组沉积水体最浅，氧化环境为主，发育潮坪-潟湖沉积。长兴组底部沉积水体最深，以台盆次相为主，向上过渡为开阔海次相，上段总体相对二叠系中统沉积水体较浅，整体呈缺氧—贫氧环境。

7 认识与思考

四川古蔺芭蕉村二叠系中统栖霞组和茅口组属于碳酸盐岩缓坡沉积，与川西、川中地区发育碳酸盐台地及台地边缘高能滩、台内滩具有明显差异。后者十分发育厚层状滩相白云岩（田景春等，2014；杨光等，2015；胡安平等，2018），而古蔺芭蕉村中二叠统栖霞组和茅口组主要为灰色、深灰色生物碎屑泥晶灰岩、泥晶生物碎屑灰岩、生物碎屑泥灰岩，生物颗粒为主，其他颗粒类型很少发育，并普遍发育薄层状黑色泥岩，且“眼球状”构造发育，沉积水体较稳定，呈缺氧-贫氧的特征。四川盆地中二叠统栖霞组、茅口组在川东北、川东至川东南、川南地区均未见连续的礁滩相发育，只有零星分布的台内生物碎屑滩（胡明毅等，2010；向娟等，2011；赵宗举等，2012；许国明等，2015；黄涵宇等，2017），局部见台内藻礁发育（罗冰等，2015），且四川盆地中二叠统沉积时地貌西高东低（赵宗举等，2012；杨光等，2015；黄涵宇等，2017），多位学者将四川盆地中二叠统栖霞组、茅口组划分为浅水开阔台地与深水开阔台地（胡明毅等，2010；向娟等，2011；黄涵宇等，2017），间接说明四川盆地中二叠沉积期，古地貌由西向东具有低角度倾斜的特征。因此，四川古蔺芭蕉村地区中二叠统栖霞组和茅口组应为碳酸盐岩缓坡沉积，以中缓坡沉积为主，前人将此区域划分为较深水开阔台地相（胡明毅等，2010；黄涵宇等，2017）。万秋和李双应（2011）、刘小洪等（2017）也认为中扬子与川西地区的栖霞组、茅口组为缓坡沉积，并详细地描述了碳酸盐岩缓坡相的特征。碳酸盐岩缓坡与台地沉积的差异之一即台地在台缘地带多具连续分布的礁体，而缓坡则缺乏连续分布的生物礁；前者相对后者主要为生物颗粒而缺乏其他颗粒沉积；且前者沉积水体相对平静，水体动荡不频繁（刘小洪等，2017）。现有的大量研究成果证实，除了非暖水碳酸盐沉积区，只要有充足的堆积时间，碳酸盐缓坡向台地转化是绝大多数浅水碳酸盐沉积演化的总趋势（姜在兴，2003），因此，在古蔺芭蕉村剖面的垂向序列上，水体较浅、相对高能的沉积主要分布在栖霞组、茅口组的上部。总体来说，四川盆地中二叠统栖霞组、茅口组由东向西为碳酸盐岩缓坡逐渐向台地演化的特征；受西高东低的地貌影响，碳酸盐岩台地主要发育在四川盆地的西部。

茅口组的岩溶缝洞型灰岩储层在四川盆地广泛发育，尤其是泸州—开江古隆起区最为发育（郝毅等，2020b）。四川古蔺芭蕉村剖面位于泸州—开江古隆起南侧，根据桑琴等（2012）的研究结果，此区域未发育岩溶作用。而在此剖面中，茅口组三段中具有大型的溶蚀孔洞，岩石薄片中广泛发育后期溶蚀缝洞，且多个样品表现为白云岩化的特征，推测四川古蔺地区二叠系茅口组发育岩溶作用，有可能形成岩溶缝洞型储层。而龙潭组底部发育的白云岩与凝灰岩层共生，可能与峨眉山玄武岩热液改造有关（陈轩等，2012）。

古蔺芭蕉村剖面二叠系长兴组的底部发育水体较深的台盆相沉积，表现为灰黑色泥岩夹薄层状泥晶灰岩的特征，泥岩中发育硅质放射虫，沉积水体表现为明显的缺氧性。赵宗举等（2012）在相邻的古蔺麻渊村长兴组中发现台内洼地亚相沉积，表现为泥质灰岩、钙质泥岩夹生物碎屑泥晶灰岩沉积，见风暴成因的泥晶生物碎屑灰岩透镜体以及薄壳生物碎屑化石等反映较深水环境的沉积特征和古生物。此次研究中，在古蔺芭蕉村二叠系长兴组的辅助剖面中，也发现风暴成因的泥晶生物碎屑灰岩与台洼边缘环境中的含砾泥晶灰岩与生物碎屑亮晶灰岩。另外，蒋裕强等（2019）认为长兴组发育重庆—綦江台洼。因此，环台洼或台盆可能是礁滩发育的有利区，接下来应加强此台内洼陷与环台洼高能带的研究。

最后，在古蔺芭蕉村二叠系剖面中，中统栖霞组、茅口组与上统长兴组均可见大量的沥青质充填，以充填生物化石和裂缝为主，在生物碎屑泥晶灰岩、泥晶生物碎屑灰岩中普遍发育。考虑到栖霞组、茅口组灰岩中广泛发育黑色泥岩夹层和富有机质的泥灰岩，与龙潭组富有机质页岩夹煤层的发育，以及长兴组底部台盆相黑色页岩的发育，由此可见，四川古蔺地区二叠系具备形成古油藏的可能。

8 结论

（1）四川古蔺芭蕉村二叠系剖面发育中二叠统梁山组、栖霞组和茅口组与上二叠统龙潭组和长兴组地层。梁山组为滨岸碎屑岩沉积，栖霞组与茅口组发育碳酸盐岩缓坡沉积，以中缓坡为主，龙潭组为海陆过渡相的含煤岩系，长兴组为发育较深水台盆的开阔台地沉积。

（2）四川古蔺芭蕉村剖面从梁山组沉积伊始至栖霞组开始海侵，整体由下向上水体先变深又变浅，呈缺氧—贫氧环境；茅口组底部又一次海侵，以继承栖霞组沉积环境为特征，在茅口组一段水体最深，向上逐渐变浅，相对下部地层还原性较强，呈缺氧—贫氧特征；龙潭组沉积水体最浅，氧化环境为主，局部潟湖沉积呈还原环境；长兴组底部沉积水体最深，整体呈缺氧—贫氧特征。

（3）四川盆地中二叠统栖霞组、茅口组由东向西为碳酸盐岩缓坡逐渐向台地演化的特征。四川古蔺芭蕉村剖面中二叠统栖霞组、茅口组与上二叠统长兴组均以碳酸盐岩沉积为主，而长兴组碳酸盐岩沉积海平面相对中二叠统应较浅。

（4）四川古蔺芭蕉村茅口组三段中具有大型的溶蚀孔洞，岩石薄片中发育后期溶蚀缝洞，推测该区二叠系茅口组发育岩溶作用，有可能形成岩溶缝洞型储层。

（5）四川古蔺芭蕉村剖面二叠系长兴组的底部发育水体较深的台盆沉积，环台洼或台盆可能是礁滩发育的有利区，接下来应加强此台内洼陷与环台洼高能带的研究。

（6）在四川古蔺芭蕉村二叠系剖面中，中统栖霞组、茅口组与上统长兴组均可见大量的沥青质充填，考虑到该剖面中发育富有机质的碳酸盐岩与黑色页岩及煤层，认为该区二叠系具备形成古油藏的可能。