四川盆地东部二叠系茅口组层序地层特征及地质意义

时间：2024-07-28

胡罗嘉，黄世伟，谭万仓，谭秀成，苏成鹏，胡笙，李明隆，刘菲，冯亮

1油气藏地质及开发工程国家重点实验室；2中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室西南石油大学研究分室；3西南石油大学地球科学与技术学院；4中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院；5大庆油田有限责任公司勘探事业部；6大庆油田有限责任公司勘探开发研究院；7中国石化西南油气分公司勘探开发研究院；8中国石油西南油气田公司重庆气矿

0 前言

近期，四川盆地东部地区（简称“川东”）的WT1井、QL50井和W67井均在中二叠统茅口组试获高产工业气流，展示了该区茅口组良好的勘探前景［1］。层序地层学研究一直是茅口组沉积储层研究的重点之一［2-3］，通过对沉积地层进行精确划分、对比和分析，为沉积相带划分、岩相古地理重建、岩溶古地貌恢复和储层预测等提供了良好的理论和实测方法。前人从不同角度开展了茅口组层序研究工作［4-14］，由于这些研究大多以整个盆地为对象，同时川东茅口组后期受剥蚀较为严重，层序界面可对比性较差，研究范围、研究程度的差异使得茅口组层序地层划分方案存在争议，集中体现在三级层序数量、每一个三级层序对应的岩性地层段等方面。

作者基于川东茅口组钻井岩心、测录井和成像测井、薄片观察等资料，在层序界面特征研究的基础上，通过地层精细划分对比，将茅口组共划分为5个三级层序，进一步明确等时地层格架内地层充填规律，探讨了古地理演化。该项研究可为川东茅口组油气勘探提供基础依据。

1 区域地质概况

研究区位于四川盆地东部，构造位置大部分处于川东高陡褶皱带，局部处于川北低陡褶皱带、川中低缓褶皱带、川南低陡褶皱带（图1a）。泥盆纪末期的柳江运动以及石炭纪的云南运动，使盆地沉积基底暴露剥蚀，导致研究区普遍缺失下二叠统［15-18］。在广泛海侵背景下形成的中二叠统，分别超覆于石炭系、泥盆系、志留系或更老地层之上［14,19］，自下而上分为梁山组、栖霞组和茅口组（图1b）。中二叠世早期研究区发生由东向西的广泛海侵，形成梁山组碎屑滨岸相沉积［20］，到栖霞期过渡为碳酸盐台地沉积，栖霞末期海平面下降，沉积区转化为暴露区受到大气水淋滤溶蚀，形成一个区域性暴露侵蚀不整合面［16］。茅口早期再次广泛海侵，茅口组下部茅一段发育一套典型泥灰岩-灰岩（也称之为眼球眼皮状灰岩）韵律互层沉积［21］，向中上部过渡为灰色、深灰色含生物碎屑灰岩、泥晶生物碎屑灰岩，夹有泥质灰岩和含泥灰岩，含较多的燧石结核或条带，局部发育白云岩。某些地区茅二段中上部至茅四段发育一套名曰“孤峰段”的硅质泥页岩，它与茅口组碳酸盐岩属于同期异相（图1b）［22-23］。受东吴运动引发的构造抬升作用影响，茅口组中晚期盆地发生沉积分异，呈现隆凹相间的沉积格局。茅口组顶部遭到不同程度剥蚀，形成区域性暴露不整合面［24-26］。该剥蚀面与孤峰段的欠补偿沉积共同控制了茅口末期的地貌特征。茅口组之上覆盖了上二叠统龙潭组滨岸—潮坪沉积，岩性以泥页岩为主。平面上研究区茅口组为一套连续沉积，沉积分异不大，具备等时、可对比的条件。

2 层序地层格架建立

以经典的层序地层学理论与方法为指导［27-28］，在钻井岩心精细描述、取样及薄片鉴定的基础上，结合自然伽马曲线的旋回变化特征，对研究区40多口探井的二叠系茅口组进行层序地层划分、对比和追踪。研究区茅口组的碳酸盐岩依据颗粒含量由高到低可划分为4种结构类型：颗粒岩类、泥粒岩类、粒泥岩类和泥晶岩类，其中颗粒岩类包括亮晶生物碎屑（砂屑）灰岩、泥-亮晶生物碎屑（砂屑）灰岩等，泥粒岩类包括泥晶生物碎屑（砂屑）灰岩等，粒泥岩类包括含生物碎屑泥晶灰岩、砂屑泥晶灰岩等，泥晶岩类包括泥晶灰岩、含泥灰岩、泥质灰岩、泥灰岩等（图2）。

图2 川东C67井茅口组层序地层综合柱状图Fig.2 Comprehensive sequence stratigraphic column of Maokou Formation of Well C67 in eastern Sichuan Basin

2.1 层序地层方案

在川东茅口组中识别出两种类型的层序界面，SB-Ⅰ和SB-Ⅱ，前者为暴露不整合面（Ⅰ型），后者为岩性-岩相转换面（Ⅱ型）；从下到上划分为5个三级层序（SQ1至SQ5），除上部的SQ5因后期缺失而仅残存TST外，其余各层序均由TST和HST组成（图2）。层序界面之下GR曲线多表现为相对低值，对应沉积以颗粒岩类为主；界面之上GR曲线表现为相对高值，对应沉积以泥粒岩类、粒泥岩类为主，泥质含量增高。如图2所示，该方案与岩石地层大致对应关系为：SQ1对应茅一段中下部，SQ2对应茅一段上部，SQ3对应茅一段顶部至茅二段，SQ4对应茅二段顶部及茅三段，SQ5对应茅四段。

2.2 Ⅰ型层序界面特征

海相碳酸盐岩层系的Ⅰ型层序界面，是当海平面迅速下降且速率大于碳酸盐台地或滩边缘盆地沉降速率，海平面位置低于台地或滩边缘时所形成的。以侵蚀不整合面标志为依据，在茅口组顶、底及内部共识别出以下3个Ⅰ型层序界面（图2）。

茅口组与下伏栖霞组分界面为一典型侵蚀不整合面［29-30］。研究区Z8井揭示，栖霞组岩性主要为浅色生物碎屑灰岩、泥晶生物碎屑灰岩，茅口组SQ1岩性为眼球眼皮状灰岩、泥晶生物碎屑灰岩、泥质灰岩等（图3a）。茅一段下部有机质含量增高，GR曲线由栖霞组顶部的锯齿状低—中值向上转变为茅口组底部的指状中—高值（图3a）。MX9井成像测井显示，栖霞组顶部表现为亮色中—厚层夹暗色薄层条纹，向界面之上茅口组SQ1过渡为亮色中—薄层条带夹暗色薄层条纹（图4a）。

茅口组内部SQ3与SQ4分界面基于全盆地有关地质资料，川东茅口组内幕SQ3与SQ4之间同样存在暴露不整合面。从W79井揭示的岩性看，SQ3主要为泥粒岩类和颗粒岩类（图3b），镜下可见微裂缝和溶洞发育，充填黑色碳质和方解石晶粒；SQ4岩性为泥页岩、灰质泥岩。GR曲线由锯齿状低值向上突变为指状、锯齿状高值（图3b）。MX9井成像测井显示，SQ3顶部亮色中厚层（灰岩）向上突变为SQ4底部亮色薄层（灰岩），且在界面之下可见少量暗色溶洞（图4b），这表明SQ3顶部曾经由于暴露而遭受大气淡水的溶蚀改造。

图3 川东茅口组Ⅰ型层序界面上下岩性及自然伽马特征Fig.3 Lithology and natural gamma characteristics of the upper and lower strata of SB-Ⅰof Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

图4 川东茅口组Ⅰ型层序界面上下成像测井响应特征Fig.4 FMI image characteristics of the upper and lower strata of SB-Ⅰof Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

茅口组与上覆龙潭组分界面中二叠世末—晚二叠世初发生的东吴运动，导致茅口组抬升出露地表，形成一个区域性不整合面［8-9,31］。研究区C67井揭示，茅口组顶部主要发育亮晶生物碎屑灰岩、泥晶生物碎屑灰岩，上覆龙潭组主要为泥页岩（图3c）和煤系地层，局部地区还发育火山岩，岩性有玄武岩、凝灰岩（图3d）、凝灰质砂岩等。GR曲线由颗粒灰岩的箱状、锯齿状低—中值向上突变为锯齿状中—高值（图3c，3d）。M1井成像测井中，茅口组顶部可见大量岩溶作用形成的暗色溶洞，上覆龙潭组呈现泥灰岩、泥岩互层的亮—暗色薄互层（图4c）。

2.3 Ⅱ型层序界面特征

海相碳酸盐岩层系的Ⅱ型层序界面，是在海平面下降速率小于盆地沉降速率时形成的。主要以岩性-岩相转换面作为判识标志，在茅口组内自下而上共识别出3个Ⅱ型层序界面（图2）。

总体上，Ⅱ型层序界面之下多为颗粒含量较高的砂屑、生物碎屑灰岩，如SQ1顶部发育的泥晶-亮晶生物碎屑灰岩、亮晶-泥晶生物碎屑灰岩以及SQ4顶部的亮晶生物碎屑砂屑灰岩（图2）。界面之上的灰岩，颗粒含量明显减少，灰泥含量逐渐增多，结构类型主要为粒泥岩类，岩石类型主要有SQ2底部、SQ3底部的生物碎屑泥晶灰岩以及SQ5底部（茅四段底部）的砂屑泥晶灰岩、含生物碎屑泥晶灰岩、泥晶灰岩等（图2）。这表明转换面之下以发育向上变粗的沉积序列为特征，而转换面之上为向上变细的沉积序列，预示着又一海侵旋回的开始。

3 层序地层充填规律

在单井层序地层划分和层序界面识别的基础上，应用碳酸盐岩层序地层学理论和方法，在研究区建立茅口组层序地层格架。

3.1 层序格架与充填过程

以茅口组SQ2最大海泛面（MFS）作为等时界面进行层拉平和层序地层对比基准面，选取北东向的一条典型剖面进行层序地层横向对比，以展示茅口组层序格架内的沉积充填特征（图5）。

图5 川东茅口组层序地层对比剖面图（剖面位置见图1）Fig.5 Sequence stratigraphic correlation section of Maokou Formation in eastern Sichuan Basin（section position is shown in Fig.1)

如图5所示，由东北至西南方向，SQ1地层厚度总体上呈现出逐渐减薄的变化趋势，具有超覆沉积的特征。尤其是下部的TST表现更为明显，地层不仅逐渐减薄，并且在西部的TF2井、SH2井等井区完全缺失（反映该区在SQ1海侵期未接受沉积）。由于研究区SQ1广泛发育浅水眼球眼皮状灰岩［21］，黏土含量低，有机质含量高，导致部分井SQ1的TST下部GR值总体低于HST。

SQ2地层遍布全区，在对比剖面中可追踪对比；其中的TST沉积为茅口期最大海泛沉积，全区稳定分布，易追踪对比，可作为区域对比的标志层。SQ2地层厚度出现了一定的分异，主要表现为持续沉降区和颗粒滩发育区地层厚度较大，而且HST地层厚度普遍大于TST地层厚度。

SQ3地层在北东—南西方向上发育相对完整，但横向变化较大。由C67井区到J1井区，再到F1井区SQ3，地层厚度急剧减小，岩性特征也发生了明显变化，由C67井区的泥晶颗粒灰岩变化为F1井区的泥岩、页岩。岩性和厚度的空间变化，是对沉积环境分异（从中西部的浅水碳酸盐台地到东部的欠补偿的深水环境）的响应。

SQ4地层继承性地呈现出西南厚东北薄的变化趋势，并且HST地层厚度普遍大于TST地层厚度。然而，由于受后期东吴运动引发的构造抬升和差异剥蚀的影响，该层序地层保存不全，C34井区以东，J1井、F1井区SQ4地层完全缺失。

SQ5地层在研究区东北部完全缺失，仅在西南部残存少量TST地层，厚度一般小于30 m，如TF2井、SH2井、C67井等井区。

综上所述，研究区茅口组层序地层总体上具有下部超覆、顶部削蚀的特征：下部的SQ1层序由东北往西南向海西期古隆起和古地貌高地逐渐超覆、减薄；顶部普遍存在明显的地层减薄缺失现象，而且在东北部更为明显。

3.2 层序地层分布规律

根据研究区内40多口探井的茅口组5个三级层序的分层与厚度数据，分别编绘SQ1至SQ5层序地层厚度分布图（图6），展示地层充填特征及演化。

图6 川东茅口组各层序厚度等值线图Fig.6 Thickness contour map of each sequence of Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

SQ1层序地层厚度分布在20～80 m之间，总体上表现出东西分异、厚薄相间的分布趋势（图6a）：在研究区中部，大致在TS6井—TS8井—W78井—C67井区一带，厚度较大，一般大于60 m；该带以西，地层厚度逐渐减薄，在MX9井—MX39井区一带，厚度普遍小于50 m；该带以东，在J1井—DX5井—F1井区一带及其以东地区，厚度普遍小于60 m。

SQ2层序地层厚度平面分布具有一定继承性。SQ2层序总体上厚度较大，普遍超过50 m（图6b），尤其是在东南部的DX5井—石柱—南川一带，最大厚度可达90多米，例如C34井、TH1井等井区。然而，在西部的MX39井区和东部的F1井区附近，厚度较薄（小于40 m）。

SQ3层序地层厚度呈现出明显的东西分异和厚薄相间的分布格局（图6c）：大致在中部的TS8井—C34井—C67井区一带，表现为一个向东凸出的弓形增厚带，厚度普遍大于70 m；该带以西，仍表现为厚薄相间的分布特征，厚度一般介于30～70 m；该带以东，向东北逐渐减薄，在研究区东北缘的D4井—MC2井—F1井一带，层序厚度最薄（小于30 m）。

SQ4层序地层厚度分布表现出对SQ3层序的继承与发展，东西分异明显（图6d）：大致在TS8井—QL1井—C10井—石柱—SH2井—TF2井一线以西，厚度较大，普遍大于70 m，局部可达90多米（例如S11井区），这一厚度带总体上呈向东凸出的马蹄形展布；该线向东北迅速减薄到30 m以下，局部被剥蚀殆尽，向东向南减薄至40 m以下。

受后期东吴运动引发的差异升降和差异剥蚀的影响，SQ5层序地层残缺不全（图6e）：研究区北部被剥蚀殆尽，仅在西南部的邻水—江北—南川—石柱一带残存了层序下部（以TST为主），厚度普遍小于20 m，局部在20～30 m之间，例如JS1井、LS1井两个井区。

4 地质意义

4.1 岩相古地理演化

二叠系沉积前，四川盆地古地貌总体表现为西南高、东北低的特征［12］。中二叠世，受峨眉地裂运动的影响，扬子板块处于拉张环境，海水主要从东、北、南等3个主要方向进入，四川盆地以发育栖霞组和茅口组为代表的海相碳酸盐沉积为特征。川东茅口组下部SQ1层序向海西期古隆起和古高地超覆（图5），整体上SQ1和SQ2沉积期为一具有微地貌起伏的开阔台地环境，以广泛发育台内滩和滩间海沉积为特征［21,32-33］。

在东吴运动的持续影响下，茅口组沉积环境由SQ1、SQ2的开阔台地逐渐演变为SQ3具缓斜坡的弱镶边碳酸盐台地沉积体系［12,17,30,34］。SQ3沉积期继承了前期西南高、东北低的古地貌，叠加北西向隆洼相间的古地理格局，控制了SQ3的沉积演化及平面分布，开始出现北东—南西向古地貌分异和沉积分异（图5）：东部F1井区开始发育以泥页岩、硅质页岩等为代表的孤峰段深水沉积，在MC2井区具有同样的特点（图7a），表明研究区东缘开始加速沉降，水体变深；向西，大致在中部的TS6井—TS8井—C67井区一带，发育了较厚的颗粒滩沉积，岩性以生物碎屑砂屑灰岩为主（图7b），推测为弱镶边的台缘滩沉积。到SQ4沉积时期，研究区北东—南西向古地貌分异和沉积分异更加明显：东部持续沉降，欠补偿的深水沉积范围向西扩大到TS8井—QL1井区一带，岩性以硅质页岩、含生物碎屑泥晶灰岩为主，厚度较薄（图7c）；深水沉积区以南，岩性主要为生物碎屑砂屑灰岩，厚度较大，推测为台缘颗粒滩沉积（图7d）［17,34］。因此，SQ3和SQ4沉积期研究区沉积古地理格局总体上表现为西浅东深，推断为碳酸盐台地—陆棚体系，两者之间可能有坡折带的存在。茅口组沉积末期，东吴运动主幕导致上扬子台地整体抬升暴露遭受剥蚀（图5，图6e）。

图7 川东茅口组SQ3、SQ4层序岩电响应特征Fig.7 Rock electrical response characteristics of SQ3 and SQ4 of Maokou Formation in eastern Sichuan Basin

4.2 油气储集意义

四川盆地茅口组碳酸盐岩岩溶储层具备较好的天然气储集条件［35-36］，近年来在研究区G4井、WT1井、W67井、BD3井、S11井、JS1井等井茅口组中相继获得了高产工业气流。沉积相是控制碳酸盐岩优质储层发育与分布的一个关键要素［8］。台地边缘颗粒滩和开阔台地内颗粒滩为有利的储集相带［33,37］，其中，台缘颗粒滩的规模一般大于台内颗粒滩，且更容易遭受早成岩期岩溶作用的叠加优化改造，因而具有更好的储集物性［38-39］，是最有利的储集相带。综观研究区茅口组5个三级层序的地层分布（图6），只有SQ3和SQ4层序具备发育厚度较大的台缘颗粒滩沉积的有利条件，因此这两个层序是最有利于优质储层发育的层段（图8）。正如前述有关沉积古地貌演化的分析，SQ3、SQ4沉积时期，研究区东部发育孤峰段以泥页岩、硅质页岩等为代表的深水沉积，其西侧发育了成排成带、以生物碎屑灰岩为代表的台缘滩和台内滩沉积。这些通常发育于海底古地貌高地上的颗粒滩体，尤其是较厚的、具有弱镶边特征的台缘滩体，更容易遭受早成岩期岩溶作用的叠加优化改造。

岩溶改造作用是海相碳酸盐岩形成优质储层的关键要素之一［35］。研究区茅口组发育有3个Ⅰ型层序界面，其中茅口组内部SQ3与SQ4之间和茅口组与龙潭组之间的界面均为暴露侵蚀不整合面，界面之下的碳酸盐岩易遭受强烈的早成岩期岩溶改造，尤其是在SQ3与SQ4层序（茅二段—茅三段）灰岩内，形成了众多形态各异、以岩溶缝洞为代表的储集空间（图8），不仅在岩心中清晰可见，而且在成像测井上有明显的响应。由一期或两期以上的早成岩期岩溶作用形成的岩溶缝洞、残余孔洞以及大量溶蚀孔洞，在区域上控制了储集空间的分布。层序地层格架内有利储集相带与早成岩期岩溶改造的叠合，形成了茅口组富有特色的岩溶型灰岩储层。