二叠系茅口组勘探始于20世纪50年代，是四川盆地最早勘探的层系之一。早期以川南和川东高陡构造灰岩裂缝储集体为主要目标，采用“占高点、沿长轴”的勘探思路和布井原则，发现了蜀南气田群，川东—川北茅口组滩相孔隙型储层的勘探一度被搁置。近期，在广元西北乡剖面发现茅口组沉积期存在一套代表深水相的含硅质放射虫黑色泥灰岩之后^[1]，关于川北—川东茅口组深水相海槽的研究拉开了帷幕^[2]。2021年，川中北斜坡JT1井在二叠系茅口组测试获日产112.8×10⁴ m³高产工业气流，开辟了茅口组勘探新局面。除了上述常规油气藏取得新的进展外，茅口组非常规油气藏的研究也获得了长足的进步，例如茅口组一段^[3-4]。至此茅口组勘探发现呈现出全盆地、多类型、多领域的蓬勃局面，成为四川盆地勘探最热的层系之一。随着研究的深入以及勘探思路的转变，逐渐由原来寻找裂缝型储层为主转为现今寻找滩相孔隙型储层为目标，人们对茅口组的沉积相和沉积演化研究的需求越来越迫切，详细和深入的岩相古地理的研究对于未来的勘探不无裨益，但是目前关于川东—川北地区茅口组的沉积相和沉积演化及其油气地质意义还不十分清楚。而且，研究区在茅口组沉积晚期发生了比较重要的构造沉积分异，使得研究区茅口组沉积演化过程变得十分复杂。为此本次研究首先对研究区钻遇茅口组386口井的测井资料进行了系统的梳理，并对研究区内及周边出露茅口组的9条野外剖面进行了详细的观察和实测，在此基础上对川东—川北茅口组的沉积相带展布及沉积演化进行了系统研究，以期为川东—川北地区茅口组勘探提供思路。

1.   地质背景

四川盆地构造上位于扬子地块的西北部(图 1)，西侧以松潘—甘孜褶皱带为界，北侧以龙门山—大巴山台缘褶带为界，东侧与南侧边界为滇黔川鄂台褶带，盆地整体呈菱形展布，长轴为北东向延伸。

图  1  四川盆地构造概况及研究区构造位置

据文献[5-6]修改。

Figure  1.  Tectonic overview of Sichuan Basin and tectonic location of study area

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四川盆地是典型的多旋回性克拉通盆地^[7]，海西构造期(泥盆纪—二叠纪)的构造运动对研究区产生的影响是综合性的，一是板块内部的构造运动，即峨眉地裂运动；二是板块外部的构造运动，主要包括勉略洋的开启与扩张以及华北板块向华南板块的俯冲(南秦岭造山带的形成)等。在诸多构造运动的叠加影响下，整个四川盆地二叠纪长期处于拉张背景，在盆地内部形成了大量台内裂陷^[8]。

四川盆地栖霞组沉积期，海平面开始缓慢上升，至茅口组沉积早期上升到最高点^[9]，茅口组沉积中期开始下降，末期发生大规模海退，迅速下降到最低点^[10]。研究区的川中古隆起区泥盆系—石炭系大规模缺失，经梁山组与栖霞组的填平补齐，地形整体平缓。茅口组继承了栖霞组的沉积格局，局部略有起伏，总体上为拉张环境下形成的碳酸盐台地层序^[11]。栖霞组总厚约100~200 m，主体岩性为浅水碳酸盐岩，包括灰色、深灰色泥晶灰岩、生屑灰岩、粉细晶灰质云岩。茅口组主要发育灰色、深灰色泥质灰岩和泥晶生屑灰岩。在茅二段沉积期，研究区发生了构造沉积分异，部分地区茅二段上部发育黑色薄层状硅质泥岩。受东吴运动影响，茅口组顶部经受不同程度剥蚀，茅口组与吴家坪之间夹有一套王坡页岩，岩性主要为灰色、灰黄色铝土质泥岩页岩，含丰富的火山灰及黄铁矿^[12]。

2.   茅口组地层划分及分布

2.1   地层划分

前人按岩性将茅口组自下而上分为茅一、茅二、茅三和茅四段，其中茅一段和茅二段分别细分为a、b、c三亚段^[13-14]。实际上，不同区域岩性的变化及可划分的程度受海平面升降的影响。例如，对于碳酸盐台地，一个四级海平面的下降可能导致台内岩性变化较为明显，但在深水斜坡和盆地岩性变化相对较小，往往难以区分，因此，在不同的区域，依据岩性对地层的划分可能具有一定的穿时性。为了更好地开展区域岩相古地理以及沉积演化研究，等时性相对较好的沉积旋回划分或层序地层划分更为适用。

前人对茅口组的旋回地层以及层序地层开展了大量的研究，结果表明茅口组可分为4个四级沉积旋回：茅一c亚段海侵—海退旋回；茅一b亚段至茅二b亚段海侵—海退旋回；茅二a亚段海侵—海退旋回；茅三—茅四段海侵—海退旋回。但茅口组在四川盆地发育不均，上扬子地区普遍存在不同程度的缺失^[14-16]，特别是东吴运动影响较为剧烈的川东—川北地区，地层不太完整。此外，川东—川北地区茅二a亚段沉积期还受上扬子周缘拉张的影响发育深水海槽沉积^[17-19]。由于水体较深，导致海侵段的茅三段和海退段的茅四段岩性差别不大。考虑到等时性，并兼顾岩性和岩相以及现今勘探实际，本次研究将前人划分的茅三和茅四段(一个完整的海侵海退序列)合并为茅三段；茅二下亚段为原来茅二b亚段，茅二上亚段为原来的茅二a亚段。茅一段在川东—川北地区岩性相对稳定且一致，均为一套眼球状灰岩，因此，本文对茅一段不再细分。

川东—川北茅一段在野外剖面和钻井上均为一套相对高GR，低电阻的眼皮、眼球灰岩；茅二下亚段为一套低GR和低电阻的块状灰岩；茅二上亚段虽然在开始时出现了较大的岩性、岩相变化，但测井上表现为一致的规律，即茅二上亚段底以突然升高的GR与茅二下亚段区分，然后再下降到最低点；茅三段在台地区GR极低，而深水相区GR曲线为海侵—海退组成的钟型曲线段(图 2)。

图  2  川东—川北地区二叠系茅口组地层划分方案

Figure  2.  Stratigraphic division of Permian Maokou Formation in eastern and northern Sichuan Basin

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2.2   地层分布

根据上述的地层划分方案，将研究区386口钻井资料进行梳理，获得了各地层单元地层厚度等值线图(图 3)。

图  3  川东—川北地区二叠系茅口组地层厚度分布

Figure  3.  Stratigraphic thickness distribution of Permian Maokou Formation in eastern and northern Sichuan Basin

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茅一段地层厚度似乎受川中古隆起的影响，川中古隆起之上地层厚度较薄，围绕川中古隆起向四周逐渐先变厚再减薄。在中间地层相对较厚的环带上，存在3个地层厚值区(图 3a)。

茅二下亚段地层厚度的分布总体继承了茅一段，在川中古隆起之上地层厚度较薄，围绕川中古隆起向四周逐渐先变厚再减薄(图 3b)。但与茅一段显著不同的是围绕川中古隆起厚值环带区地层厚度存在较大的变化，总体上川东南厚度要高于川西北，且厚值区总体向东南迁移。这表明茅二下亚段在经过茅一段的填平补齐之后，川中古隆起对沉积的控制减弱，与茅口组海平面从茅一段向茅二下亚段逐渐下降也吻合。

茅二上亚段地层厚度的分布走向不再围绕川中古隆起呈环带展开，而是转变为北西—南东向(图 3c)。研究区地层厚度自西向东依次减薄，该变化趋势可能与上扬子周缘拉张导致川东地区出现沉积分异有关。

茅三段地层厚度变化趋势虽然总体与茅二上亚段有一定的继承，但由于东吴运动导致大范围地层剥蚀，特别是川东北地区存在大面积缺失，而川东南和川中茅三段地层缺失较少。这表明东吴运动导致的抬升在川东较为明显(图 3d)。

3.   沉积相平面展布

3.1   川东—川北地区典型沉积相

研究区茅口组沉积体系分为碳酸盐缓坡和镶边碳酸盐台地两类碳酸盐台地模型。其中碳酸盐缓坡主要发育于茅一段到茅二下亚段，经茅二上亚段沉积期的沉积—构造分异出现深水海槽后，沉积体系转变为镶边碳酸盐台地。为详细全面开展沉积相分析，兼顾目前的勘探生产现状，将研究区的沉积相划分为陆棚、斜坡、台缘滩、开阔台地、局限台地、低能浅滩和缓坡，各沉积相的典型特征分述如下。

3.1.1   陆棚相

陆棚相发育在茅二上亚段的下部和茅三段，伽马值一般大于100 API，同时具有较低的电阻率。岩性为薄层状黑色含硅质泥质灰岩或灰质泥岩，含典型深水硅质放射虫和硅质海绵骨针^[18]，偶见薄壳化石(图 4a)。川东西北乡和双河口剖面的薄层状硅质泥质岩或泥灰岩，水平层理发育(图 4b)，镜下可见大量放射虫。

图  4  川东—川北地区二叠系茅口组镜下照片及岩石、岩心照片

a.双河口剖面，茅二上亚段，含放射虫泥质灰岩，盆地相；b.西北乡剖面，茅二上亚段，薄层硅质岩夹泥质灰岩，盆地相；c.DY1井，4 391.72 m，茅二上亚段，含生屑泥质灰岩，斜坡相；d.C12井，3 385 m，茅二上亚段，生屑团块，斜坡相；e.C12井，3 343.2 m，茅二上亚段，亮晶颗粒灰岩，台缘高能滩相；f.雪玉洞剖面，茅二上亚段，晶粒云岩，台缘高能滩相；g.老黄轩剖面，茅二上亚段，生屑灰岩，开阔台地相；h.老黄轩剖面，茅三段，含生屑泥晶灰岩，局限台地相；i.L7井，4 476 m，茅二上亚段，亮晶—微亮晶颗粒灰岩，低能滩相；j.长江沟剖面，茅一段，眼皮灰岩，含生屑泥质泥晶灰岩，缓坡相。据参考文献[24]。

Figure  4.  Microscopic photographs and photographs of rocks and cores of Permian Maokou Formation in eastern and northern Sichuan Basin

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3.1.2   斜坡相

斜坡相主要发育于茅二上亚段，具有比陆棚相稍低的GR，以深灰色薄层状含生屑和生屑泥质灰岩为主，也见中层状黑灰色含生屑泥质灰岩。生屑含量约30%，以小型浮游有孔虫、腕足类碎片为主(图 4c)，偶见腹足类化石，生物类型和生物数量上比陆棚相多。

在相对比较陡的斜坡，常见较大的滚石滑塌堆积在薄层状的含硅质泥灰岩中，滑塌角砾岩是斜坡相的典型标志^[19]。在坡度较缓的地区，往往出现代表重力流的沉积构造，例如泥质泥晶灰岩中发育生屑团块，生屑团块内部生屑呈漂浮状杂乱排列在泥质基质中(图 4d)。

3.1.3   台缘滩相

台缘滩相仅发育于茅二上亚段，以厚层块状浅灰色颗粒灰岩为主，GR形态呈箱状，伽马值较低，在20~30 API；在储层段时为相对低的电阻率，跳动的声波时差为典型的测井标志；在云化段密度测井会有较小的升高，是识别储层的重要标志。该岩相镜下观察，颗粒含量在50%左右，亮晶胶结，颗粒可以是生屑颗粒，也可以是砂屑颗粒(图 4e)。生屑颗粒主要包括腕足、棘皮以及大型虫筳类化石碎片。与其他沉积相带典型差别是，高能滩相白云石化较为普遍(图 4f)，细—中晶云岩是重要的储层。

台地相包括开阔台地和局限台地，主要发育于茅二上亚段和茅三段，分布于研究区西侧。台地相沉积普遍具有相对较高的GR。

3.1.4   开阔台地相

开阔台地相以中厚层灰色块状含生屑灰岩为主，偶见灰黑色粉晶云岩，生屑含量和种属均较多，包括腕足、粗枝藻、棘皮、虫筳类以及有孔虫等生物，表明沉积时水体盐度正常，水体与外海连通较为通畅。颗粒含量较高能滩相沉积小，在40%左右甚至更少，颗粒间泥晶胶结或者微亮晶胶结(图 4g)。偶尔发育粉晶云岩，白云石颗粒自形程度高，但缺乏晶间孔，白云石含量50%甚至可以高达85%。

3.1.5   局限台地相

局限台地相主要发育于茅三段及茅二上亚段上部，相对开阔台地而言，局限台地GR稍高，电阻率也高。总体呈深灰色块状含生屑泥晶灰岩。生屑含量少、种属单一、个体小，以软体动物碎片为主，生屑含量在15%左右甚至更低(图 4h)。此外，生屑碎片化程度明显高于开阔台地(图 4h)。生屑单一和数量少可能是由于水体与外海沟通不足，盐度升高导致。

3.1.6   低能浅滩相

低能浅滩主要为浅灰色颗粒灰岩，亮晶—微亮晶胶结(图 4i)。低能浅滩可以发育在台内，也可发育在相对较浅的斜坡上(例如L7井茅二上亚段上部)。低能浅滩具有低GR和相对较高的电阻率，低能浅滩中生屑钻孔以及泥晶化现象严重，这些泥晶化的生屑颗粒主要来自附近相对低能的开阔台地和局限台地。除了泥晶化的生屑颗粒外，还有相当一部分的颗粒为泥晶灰岩的内碎屑。

3.1.7   缓坡相

缓坡相主要发育于茅一段，研究区主体为碳酸盐缓坡^[3]。晴天浪基面之上海水覆盖区为上缓坡，主要受碎浪影响。海平面下降时可以发生准同生期的岩溶作用，晴天浪基面之下到风暴浪基面之上为中缓坡，水动力最强，是粗颗粒的主要发育区；风暴浪基面之下为下缓坡，底流和风暴作用会对沉积物质进行再分配，形成低能滩^[22]。

茅一段眼球状灰岩是典型的缓坡相沉积，眼皮只含有一些固着生活的软体动物和苔藓虫。同时还见大量与风暴作用相关的沉积构造，例如侵蚀面之上发育正粒序沉积，正粒序中生屑排列杂乱。这表明风暴作用对前期沉积的底面进行改造和扰动，在风暴能量减弱期，被风暴扰动的沉积物快速沉降，形成粒序层理(图 4j)。由于受风暴作用的影响导致生屑呈杂乱排列。眼球也发育大量与风暴沉积作用相关的角砾，角砾未固结，呈撕裂状。并且眼皮还发育大量的溶蚀孔，溶蚀现象主要发生在泥晶灰岩基质部分，而生屑颗粒以及碳酸盐异化颗粒均未发生溶蚀。这表明眼皮发生了准同生期岩溶，由于岩溶时更多的是海水性质，溶蚀能力较弱，仅发生灰质的溶蚀。因此，茅一段属于碳酸盐缓坡。

3.2   沉积相展布

颗粒含量是沉积相研究的重要内容，使用网格交叉点统计法对研究区不同相带的岩石薄片进行了颗粒含量统计。统计过程如下：在拍摄的显微照片内，建立一个10行10列等间距网格，网格的每个交叉点代表 1%。如果有10个交叉点位于苔藓虫颗粒上，即苔藓虫的含量大约占该视域的10%。每张薄片至少统计5个视域，并将5个视域统计的组分含量进行算术平均，计算出其所统计的组分含量。在单井颗粒含量统计的基础上，将颗粒含量与各类测井参数进行关联，发现在所有的测井参数中，颗粒含量表现出与伽马值之间存在较为简单的负线性相关，相关系数接近0.6(图 5)。

图  5  川东—川北地区DB1井颗粒含量与测井参数关系

Figure  5.  Relationship between granular content and logging parameters in well DB1 in eastern and northern Sichuan Basin

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依据统计的颗粒含量与测井数据之间的函数关系，对研究区所有386口井进行颗粒含量计算，绘制了颗粒含量等值线图(图 6)。总体上，各层段的颗粒含量与地层厚度具有一定的相关性，地层厚度越大其颗粒含量越大。茅一段颗粒高含量带总体位于研究区的西部，大致围绕川中古隆起分布。在茅二下亚段沉积期，颗粒含量等值线呈环带分布，这可能是茅二下亚段沉积期海平面下降导致川中古隆起对颗粒含量控制加强。茅二上亚段和茅三段的地层厚度和颗粒含量的分布趋势为北西—南东走向(图 6)。

图  6  川东—川北地区二叠系茅口组颗粒含量等值线及沉积相平面分布

Figure  6.  Granular content contour map and sedimentary phase planar distribution of Permian Maokou Formation in eastern and northern Sichuan Basin

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颗粒含量的高低和地层厚度的变化本质上受水动力条件以及沉积时古地貌的控制。一般来讲，对于碳酸盐台地，地层厚度大颗粒含量高的主要为滩相沉积；而地层厚度薄，颗粒含量低，且GR相对高则主要为深水相沉积。依据沉积相标志、地层厚度和颗粒含量，开展了川东—川北地区茅口组各层段沉积相平面分布研究(图 6)。

茅一段研究区地层厚度变化较小，反映沉积地貌总体相对平缓；自西向东厚度逐渐增厚再减薄，地层厚值区的颗粒含量相应较高，表明研究区茅一段以下缓坡为主。中缓坡水动能较高，往往会把沉积在中缓坡的物质向上缓坡和下缓坡进行再分配，下缓坡的最上部为沉积物的卸载区，其地层厚度最高。因此下缓坡的最上部存在一条窄窄的相对高能带，在这个相对高能带上存在3个潜在低能滩，它们的厚度及颗粒含量最高(图 6a)。

研究区茅二下亚段总体还是以碳酸盐缓坡为主，包含中缓坡和下缓坡，中缓坡上发育高能云质滩，下缓坡发育低能云质滩和低能灰质滩(图 6b)。相对茅一段，茅二下亚段沉积时海平面下降，研究区沉积相整体向东迁移，茅二下亚段发育强制海退，暴露环境导致孔隙水的化学性质发生变化，上缓坡滩相出现云化，是重要的储层。值得一提的是，笔者新发现了下缓坡上存在3个灰质低能滩，典型井如G25、L7和YD2(图 7a, b)。在这些典型井的茅二下亚段均发育微亮晶—亮晶颗粒灰岩，颗粒主要为腕足类和虫筳类生物碎屑以及内碎屑。

图  7  川东—川北地区二叠系茅口组二段镜下照片

Figure  7.  Microscopic photographs of second member of Permian Maokou Formation in eastern and northern Sichuan Basin

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研究区野外露头和钻井揭示了茅二上亚段存在薄层状硅质页岩和亮晶颗粒灰岩和云岩同时异相(图 7c，d)，表明茅二上亚段沉积期出现了明显的槽台分异。结合茅二上亚段低伽马段厚度和高伽马厚度等值线(图 8)，研究区茅二上亚段自西向东依次为台缘带、斜坡和深水陆棚相，整体为北西—南东相展布。茅三段沉积相平面展布总体继承茅二上亚段，整体相带向东南迁移(图 6d)。但由于茅三段相对茅二上亚段海平面总体下降及东吴运动导致茅三段存在大面积剥蚀。

图  8  川东—川北地区二叠系茅口组二上亚段高伽马段(a)和低伽马段(b)厚度等值线

Figure  8.  High part of GR (a) and low part of GR (b) contour map of upper submember of second member of Permian Maokou Formation in eastern and northern Sichuan Basin

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4.   川东—川北茅口组沉积演化

4.1   沉积相与海平面变化

全球海平面变化和区域构造活动是控制区域相对海平面变化的主要因素，区域相对海平面变化是理解和研究区域构造—沉积演化的重要手段^[23]。为获得川东—川北茅口组沉积期相对海平面变化，对川北长江沟剖面开展了详细的沉积相分析以及野外GR实测。

结果表明，从茅一段沉积期开始相对海平面开始上升，茅一段上部发育中缓坡低能滩相沉积，岩相观察表明向上眼球状灰岩发育频次增加，也说明“眼球”形成时水体比“眼皮”要深^[24]。随后海平面开始下降，茅二下亚段沉积块状含生屑灰岩和生屑灰岩，顶部发育岩溶。野外实测GR曲线也表现为从茅口组底部开始上升到茅一段中上部到达最高值，然后开始下降，到茅二下亚段顶出现最低值。也体现了从茅一段到茅二下亚段为一个海平面先升后降的过程。

茅二上亚段沉积由黑色含硅质泥晶灰岩后过渡到灰黑色含生屑泥晶灰岩，生屑含量明显增加，在茅二上亚段的顶部沉积低能滩相生屑灰岩。表明茅二上亚段海平面突然上升，然后缓慢下降。对应的GR也是从底部突然的高值逐渐转变为低值。茅三段以灰黑色生屑灰岩为主，但在茅三段的中部生屑含量最高，反映茅三段记录了一个海侵海退过程，但总体为海退。实测GR值也是逐渐升高然后下降，但最高的GR比茅二上亚段底部要低，表明相对茅二上亚段，茅三段总体为海退。

前人通过牙形石研究表明，川东—川北茅口组沉积期相当于瓜德鲁普晚期^[16]。与瓜德鲁普晚期全球海平面总体变浅的趋势^[23]不同的是，川东—川北地区在茅二上亚段下部海平面明显上升。这可能是茅二上亚段沉积期上扬子地区周缘拉张改变了研究区茅口组沉积格局，使原来总体受川中古隆起影响的沉积格局转变为受上扬子拉张作用引起的北西—南东展布(图 9)。

图  9  川东—川北地区长江沟剖面二叠系茅口组综合柱状图

Figure  9.  Composite bar chart of Permian Maokou Formation in Changjiang Gorge profile in eastern and northern Sichuan Basin

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4.2   沉积演化过程

通过对川东—川北地区茅口组沉积相的系统研究，发现构造活动和海平面升降是控制川东—川北茅口组沉积演化的主要因素。茅一段到茅二下亚段总体为碳酸盐缓坡，茅二下亚段研究区南部开始海退，低能滩体向东北迁移，面积连片增大，北部可能受坳陷影响水体变深。茅二上亚段转变为碳酸盐镶边台地，台地—台缘—斜坡—陆棚依次展布，受北部断裂加剧影响，呈现北深陡南浅缓的沉积格局。茅三段沉积期整体海退，继承茅二上亚段沉积地貌，由于北部深陡，相带迁移有限，南部向东迁移明显(图 6)。

茅口组沉积早期，华南发生了整个二叠纪甚至晚古生代以来的区域最大海泛事件^[25]。栖霞沉积期总体为一个坡度较缓的碳酸盐台地，沉积地貌西南高、北东低 ^[26-27]，围绕川中古隆起发育环带状浅滩。茅一段沉积格局未发生明显的变化，沉积相带环绕川中古隆起大致向东北和东南方向展布，大面积地发育“眼皮、眼球”灰岩，其颜色往川东南方向变深。

受海平面缓慢下降的影响，茅二下亚段沉积相带总体朝东南迁移，在川中古隆起东南缘以及茅一段沉积厚度相对厚的地区，茅二下亚段发育生屑亮晶颗粒灰岩和云岩，也是四川盆地茅二下亚段重要的勘探领域。但在川西北地区受区域拉张影响，开始出现坳陷。该区域的茅二下亚段与川东南的以及川中古隆起的东南缘不一致，主要含生屑泥晶灰岩。

茅二上亚段沉积早期，勉略洋的整体扩张，上扬子克拉通及其边缘伸展拉张导致研究区发生了重要的构造沉积分异，沉积相带也转变为北西向展布(图 6)。在广元—旺苍—开江一带出现代表深水海槽的黑色含硅质放射虫泥质灰岩、泥岩和硅质岩，该深水槽西南翼的台地发育北西向条带状的台缘浅滩和斜坡。茅二上亚段晚期伴随全球海退的发生，在川东南浅水斜坡区发育低能滩相沉积，典型的如L7井茅二上亚段亮晶生屑灰岩(图 6)。

茅三段沉积期，全球海平面在卡匹敦晚期(茅口组顶部)快速下降到了地质历史时期的最低点^[24]。研究区茅三段沉积相伴随海退总体向东迁移，仅在西北乡—巴中一带还存有相对深水沉积，其他大部分主体为开阔台地和浅滩。受峨眉山地幔柱和东吴运动的影响，川东地区茅三段发生大面积岩溶和剥蚀。

5.   油气地质意义

研究区茅二上亚段沉积期发生了明显的构造沉积分异，最为显著的是在剑阁—广安—邻水—丰都台缘带以东发育黑色富有机质泥灰岩和泥页岩。该套黑色富有机质泥灰岩和泥页岩分布面积广，具有一定的厚度(平均约10~40 m)，是一套较好的烃源岩。关于这套黑色富有机质泥灰岩和泥页岩的生烃潜力评价以及有机质富集规律已开展了较为详细的研究^[1]。针对西北乡剖面出露的这套黑色富有机质泥灰岩和泥页岩有机地球化学分析结果表明，总有机碳(TOC)含量为1.32%~7.8%。氯仿沥青“A”含量为0.03%~1.05%，整体上达到好的烃源岩标准。生烃生物主要为海相藻类，有机质类型以Ⅱ₁型为主。生物标志化合物以及微量元素结果表明上升流导致的高古生产力和绝氧—硫化的环境是形成超高有机质富集的基础条件^[2]。此外钻井也揭示茅二上亚段为一套黑色富有机质页岩，例如JT1井揭示茅二上亚段24 m黑色含硅质富有机质泥质灰岩，平均TOC含量为7.8%。已有研究表明这套富有机质泥灰岩和泥页岩除了在广元西北乡一带成熟度在生油窗之外，其他地区全部为高过成熟阶段，存在供烃可能。

此外，茅二上亚段沉积期的构造沉积分异还使四川盆地茅口组沉积格局从原来的碳酸盐缓坡转变为具有镶边性质的碳酸盐台地。详细的沉积相研究发现在北西—南东向的剑阁—广安—邻水—丰都条带上发育高能滩相沉积，滩相沉积以亮晶胶结颗粒灰岩和晶粒云岩为主，是重要的储层，例如W67井，平均孔隙度为4.34%，测试产气量为31.2×10⁴ m³/d；TL6井，平均孔隙度为3.9%，测试产气量为39.833 12×10⁴ m³/d；JT1井测试产气量为112×10⁴ m³/d。充分展示了茅二上亚段剑阁—广安—邻水—丰都台缘带高能滩潜在勘探潜力。

川东—川北茅口组茅一段—茅二下亚段总体为碳酸盐缓坡，缓坡上特别是中缓坡发育一些低能滩，配合区域相对海平面下降，局部发育岩溶和云化形成重要的储层，例如川中古隆起的周缘。到茅二上亚段沉积期，受上扬子周缘拉张影响，研究区出现了台地—海槽新格局。在这种新格局下，海槽内发育的富有机质泥灰岩和泥页岩是潜在的烃源岩和非常规油气勘探区，而海槽西侧则发育规模性台缘带高能滩，在茅三段沉积期受海退影响，以及台缘带迁移、暴露和云化等成岩作用的影响，台缘带高能滩储层发育，具有重要的勘探价值。

6.   结论

(1) 川东—川北地区二叠系茅口组一段—二下亚段总体为碳酸盐缓坡，地层厚度和沉积相总体受川中古隆起的影响，局部发育低能滩；茅二上亚段—茅三段受构造沉积分异作用影响，转变为具有镶边性质的碳酸盐台地，地层厚度和沉积相带展布转变为北西—南东向，依次发育台地相、台缘带、斜坡和陆棚相，台缘带发育高能滩相。

(2) 川东—川北地区从茅一段沉积期开始区域相对海平面上升，在茅一段上部达到顶点后开始缓慢下降，在茅二下亚段顶部下降到最低。茅二上亚段底部区域相对海平面突然上升后开始下降，直至茅口组沉积结束，在这个下降过程中茅三段沉积期还存在一个小幅度的升降过程。

(3) 受区域海平面升降、区域构造活动以及碳酸盐台地类型的控制，茅一段—茅二下亚段的缓坡上特别是中缓坡发育一些具有岩溶和云化的滩相储层；茅二上亚段—茅三段沉积期海槽内发育潜在烃源岩和非常规油气勘探区，而海槽侧面则发育具有重要勘探价值的规模性台缘带高能滩。