姚倩穎，劉一鋒，江青春，郝 毅，李景瑞，呂學(xué)菊，蘇 旺，付小東

(1. 中國石油 杭州地質(zhì)研究院，杭州 310023；2. 浙江大學(xué)，杭州 310012；3. 中國石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083；4. 中國地質(zhì)科學(xué)院 巖溶地質(zhì)研究所，廣西 桂林 541004)

中二疊統(tǒng)茅口組是四川盆地主力產(chǎn)層之一。近幾年來，隨著川北臺緣帶、九龍山“斷溶體”氣藏和涪陵白云巖儲層的相繼發(fā)現(xiàn)，川北—川東地區(qū)茅口組展現(xiàn)出良好的含氣性，成為目前勘探重點(diǎn)之一。前人對該地區(qū)茅口組沉積相特征、巖溶地貌、白云巖成因等地質(zhì)問題做過大量研究[1-5]，但仍存在認(rèn)識不統(tǒng)一，歸其根源主要是茅口組地層展布認(rèn)識不清楚造成的。茅口晚期強(qiáng)烈的構(gòu)造運(yùn)動造成盆地內(nèi)復(fù)雜的沉積格局。玄武巖[6]、黑色硅質(zhì)巖[7]、白云巖[8-9]這些復(fù)雜的巖石組合和平面上地層的差異缺失導(dǎo)致茅口組地層劃分和對比存在困難，尤其是川北—川東地區(qū)茅口組—吳家坪組界面處十幾米厚的硅質(zhì)巖的歸屬和分布問題，引發(fā)了不一樣的地質(zhì)認(rèn)識。

關(guān)于這套硅質(zhì)巖在二十世紀(jì)就有所研究，認(rèn)為它與中—下?lián)P子地區(qū)孤峰組層狀硅質(zhì)巖是連片分布[10]，在四川盆地主要分布在廣元—旺蒼—城口一帶和石柱附近[10-11]。早期研究側(cè)重點(diǎn)是它的成因和來源及與上、中、下?lián)P子地區(qū)之間的差異，對它與四川盆地茅口組沉積演化之間的關(guān)系研究較少。2018年至今，隨著許多學(xué)者對茅口組川北臺緣帶[1-2]、開江—梁平海槽[12-13]和茅口組生烴潛力[7]的研究，這套硅質(zhì)巖又成為了研究熱點(diǎn)。大部分學(xué)者對它的認(rèn)識都基于露頭，對鉆井上的劃分和識別沒有開展大量研究，忽略了這套硅質(zhì)巖在鉆井上的歸屬問題、受鉆井控制的分布范圍及對茅口晚期地層減薄和沉積演化的影響。

因此，鉆井上識別和劃分川北—川東地區(qū)茅口組—吳家坪組界面處的硅質(zhì)巖是此次研究重點(diǎn)。研究發(fā)現(xiàn)常規(guī)測井曲線(自然伽馬、電阻、聲波、中子和密度)難以區(qū)分茅口組—吳家坪組界面上下不同巖性地層。如何精確識別這兩種不同巖性地層是目前亟待解決的問題。本次研究以川北—川東地區(qū)茅口組上部地層(茅二a亞段—茅三段)為研究對象，通過野外實(shí)地觀測與測井分析相結(jié)合，利用自然伽馬能譜測井對茅口組上部硅質(zhì)巖和吳家坪組底部泥頁巖的敏感性，對地層界面進(jìn)行了重新識別，對茅口組上部地層進(jìn)行了重新劃分。依據(jù)新的地層劃分方案，重新認(rèn)識了川北—川東地區(qū)茅口晚期地層減薄成因和沉積相演化，以期對下一步油氣勘探具有指導(dǎo)意義。

1 四川盆地中二疊統(tǒng)特征

四川盆地中二疊統(tǒng)包括梁山組、棲霞組和茅口組。中二疊統(tǒng)可劃分為3個三級層序(SQ)，每個三級層序均由海侵體系域(TST)和高位體系域(HST)構(gòu)成[14](圖1)。此次研究的重點(diǎn)層段茅二a亞段—茅三段屬于茅口組高位域晚期沉積地層(LHST2)。

受加里東古隆起的影響，四川盆地在中二疊統(tǒng)沉積期一直處于西高東低的古地貌背景[15]。從棲霞期到茅口海侵期，盆地內(nèi)沒有發(fā)生大的構(gòu)造事件，同一時期內(nèi)由西向東地層厚度差異較小(不超過60 m)，表現(xiàn)為碳酸鹽巖緩坡沉積相。茅口高位域晚期(LHST2)除了受海平面下降的影響，還受東吳運(yùn)動[16]和峨眉山地幔柱活動[17]的影響，造成四川盆地發(fā)生局部抬升和拉張。川西南地區(qū)玄武巖大規(guī)模噴發(fā)，川東地區(qū)發(fā)生構(gòu)造沉降，這些構(gòu)造沉積事件使得茅口晚期川東、川西地貌特征差異較大，地層沉積厚度相差百米以上，巖性組合相對復(fù)雜。

2 茅口組地層劃分對比新方案

2.1 野外露頭特征

通過對川北廣元地區(qū)西北鄉(xiāng)、葛底壩和屋基坪3條剖面(圖2)[18]的實(shí)測和踏勘，明確了從茅口組上部至吳家坪組底部之間的巖石組合序列。

西北鄉(xiāng)剖面泥盆系—二疊系出露完整，茅口組厚220 m。茅口組下部以深灰色“眼球眼皮狀”灰?guī)r與深灰色泥晶灰?guī)r互層為主(圖3)，中上部以灰色泥晶生屑灰?guī)r為主(圖3，圖4b)，頂部沉積一套27.5 m厚的黑色硅質(zhì)巖(圖3，圖4g)。硅質(zhì)巖中放射蟲發(fā)育(圖4c-d)，瀝青味重，實(shí)測總有機(jī)碳含量平均值可達(dá)4.57%，表明沉積時處于安靜、低能、水體較深的環(huán)境，生物提供的二氧化硅是硅質(zhì)巖主要物源。便攜式伽馬儀測得這套硅質(zhì)巖地層具有高伽馬(GR)、高鈾(U)、低釷(Th)的特征(圖3)。硅質(zhì)巖之上沒有發(fā)育灰?guī)r，而是直接沉積0.8 m厚、以黃褐色鋁土質(zhì)泥巖為主的王坡頁巖(圖4a)。王坡頁巖是由于東吳運(yùn)動所形成的一套風(fēng)化殼，它是野外區(qū)分茅口組和吳家坪組的標(biāo)志性層位[19]，因此這套硅質(zhì)巖應(yīng)屬于茅口組。王坡頁巖上部沉積6.4 m厚的泥頁巖(圖3，圖4e)，泥頁巖中含有少量凝灰質(zhì)。泥頁巖之上又發(fā)育一套生屑灰?guī)r(圖3，圖4f)，生屑含量高，生物個體大且保存完整，沉積環(huán)境相對安靜，屬于吳家坪沉積期的巖石地層。所以王坡頁巖和灰?guī)r之間的泥頁巖段歸屬為吳家坪組。

圖1 四川盆地中二疊統(tǒng)層序地層綜合柱狀圖據(jù)文獻(xiàn)[14]修改。Fig.1 Stratigraphic column of Middle Permian in Sichuan Basin

圖2 川北—川東地區(qū)構(gòu)造分區(qū)及資料點(diǎn)分布據(jù)文獻(xiàn)[18]修改。Fig.2 Structural zoning and data point distribution in northern and eastern Sichuan Basin

圖3 川北廣元地區(qū)西北鄉(xiāng)剖面茅口組地層柱狀圖Fig.3 Stratigraphy of Maokou Formation in Xibeixiang section, Guangyuan area, northern Sichuan Basin

與西北鄉(xiāng)剖面類似，葛底壩剖面王坡頁巖之下為茅口組燧石結(jié)核泥灰?guī)r與薄層泥巖互層，之上為吳家坪組泥頁巖(圖4h)；屋基坪剖面王坡頁巖之下為茅口組層狀硅質(zhì)巖，之上為吳家坪組薄層泥頁巖(圖4i)。三條剖面都顯示出以0.6～0.8 m厚的鋁土質(zhì)風(fēng)化殼為界，下伏茅口組沉積以層狀硅質(zhì)巖或硅質(zhì)結(jié)核泥灰?guī)r為主(以下統(tǒng)稱硅質(zhì)沉積物)，上覆吳家坪組主要發(fā)育薄層狀泥頁巖。在旺蒼、渡口和石柱地區(qū)等野外剖面也觀察到這種“硅質(zhì)沉積物+鋁土巖+泥頁巖”的巖石地層組合形式，說明在川北—川東地區(qū)普遍發(fā)育。

2.2 常規(guī)測井地層劃分的局限性

四川盆地不同區(qū)塊之間茅口組LHST2段(茅二a亞段—茅三段)的常規(guī)測井相存在明顯差異性，可分為3種類型(圖5)。類型Ⅰ以NC1井(5 006～5 064 m)為代表，測井相表現(xiàn)為低伽馬(GR)、高電阻(RT)、低聲波(AC)、低中子(CNL)和高密度(DEN)，巖性以灰?guī)r為主(底部可見10 m厚的白云巖)，茅頂與吳家坪組之間存在明顯的相變界面，GR由低變高。類型Ⅱ以YB3井(7 142～7 211 m)為代表，可分為上、下兩段測井相組合：下段(7 178～7 211 m)為高GR、低RT、中高AC、中高CNL和中低DEN的測井響應(yīng)特征；上段(7 142～7 178 m)為低GR、高RT、低AC、低CNL和高DEN的特征。巖屑錄井顯示下段以硅質(zhì)、碳質(zhì)泥巖和燧石結(jié)核泥灰?guī)r為主，而上段以灰?guī)r為主。茅頂與吳家坪組之間地層界面清晰，GR由低變高。針對這兩類測井相，常規(guī)測井易于識別，地層劃分準(zhǔn)確。

圖4 川北廣元地區(qū)茅口組頂部與吳家坪組底部地層露頭及鏡下特征照片

圖5 川北—川東地區(qū)茅口組LHST2段舊地層劃分方案Fig.5 Old stratigraphic division of Maokou Formation LHST2 in northern and eastern Sichuan Basin

對于類型Ⅲ(圖5)地層劃分比較復(fù)雜。以PX1井(3 756～3 791 m)和TD23井(4 733～4 748 m)為代表，表現(xiàn)為高GR、低RT、中高AC、中高CNL和中低DEN的響應(yīng)特征，巖屑錄井顯示該段發(fā)育硅質(zhì)泥灰?guī)r、硅質(zhì)巖和泥頁巖，之上沉積了吳家坪組泥晶生屑灰?guī)r。PX1井(3 756～3 791 m)和TD23井(4 733～4 748 m)高GR段與NC1井和YB3井吳家坪組底部泥頁巖地層的電性特征類似，所以依據(jù)常規(guī)測井曲線響應(yīng)特征，舊的地層劃分方案將PX1井和TD23井高GR段全部歸入?yún)羌移航M(圖5)。但根據(jù)野外露頭觀察(圖3)，茅口組硅質(zhì)巖段具有高GR特征，與泥頁巖測井特征類似，所以常規(guī)測井對茅口組硅質(zhì)沉積物和吳家坪組泥頁巖的響應(yīng)存在局限性，舊劃分方案存在問題。PX1井和TD23井高GR段應(yīng)包含一部分茅口組地層和一部分吳家坪組地層。

2.3 吳家坪組底部地層測井響應(yīng)特征

川北—川東地區(qū)吳家坪組下部巖性變化差異較大。凝灰質(zhì)泥巖、泥頁巖、沉凝灰?guī)r主要發(fā)育在雙魚石—九龍山地區(qū)[20-21]，泥頁巖在川東大部分地區(qū)沉積[22]，玄武巖發(fā)育在達(dá)州—梁平地區(qū)[6, 23]。泥頁巖、沉凝灰?guī)r和玄武巖在巖石學(xué)特征方面存在明顯差異[24]，表現(xiàn)出不同的測井響應(yīng)特征[25]。

依據(jù)測井相特征，結(jié)合研究區(qū)內(nèi)巖性標(biāo)定，明確了川北—川東地區(qū)吳家坪組底部地層巖性和電性特征(圖6)。L8井吳家坪組巖性組合單一，底部沉積9 m厚的泥頁巖，常規(guī)測井表現(xiàn)為高GR、低RT、高AC、高CNL和低DEN。泥頁巖上部沉積灰?guī)r，不發(fā)育火山巖。L8井代表川東大部分地區(qū)吳家坪組“泥頁巖+灰?guī)r”的沉積序列。YA8井吳家坪組發(fā)育玄武巖，常規(guī)測井表現(xiàn)為低GR、高RT、低AC、中高CNL和高DEN。這套玄武巖底部由4 m厚的泥頁巖將其與茅口組頂部隔開，該泥頁巖的常規(guī)測井特征與L8井泥巖段類似。達(dá)州—梁平地區(qū)多口鉆遇火山巖的鉆井都表現(xiàn)出YA8井“泥頁巖+玄武巖”的巖性組合特征。雙魚石—九龍山地區(qū)SY1-1井和LT2井吳家坪組底部沉積一套厚度不大的高GR、低RT、高AC、高CNL地層(圖7)，該地層DEN變化較大，說明礦物組分多、巖性復(fù)雜。其上沉積一套灰?guī)r，灰?guī)r之上又發(fā)育一套厚度大、電性特征與底部地層類似且曲線趨于箱型特征的地層。通過對LT2井巖心和巖屑標(biāo)定，發(fā)現(xiàn)吳家坪組中部高GR地層巖性主要為沉凝灰?guī)r(圖6a)；底部高GR地層中低DEN段巖性主要為碳質(zhì)泥巖(圖6c)，高DEN段巖性主要為凝灰質(zhì)泥巖(圖6b)。雙魚石—九龍山地區(qū)吳家坪組雖然廣泛發(fā)育沉凝灰?guī)r，但主要沉積期在吳家坪中期，早期巖性仍然以“泥頁巖+灰?guī)r”沉積為主，火山活動較弱。所以，川北—川東地區(qū)吳家坪組無論巖性多么復(fù)雜，在茅口組界面之上主要沉積的還是一套薄層泥頁巖。如何分區(qū)這套泥頁巖與茅口組硅質(zhì)巖是本次研究的重點(diǎn)。

2.4 自然伽馬能譜測井響應(yīng)特征

自然伽馬能譜測井能夠反映地層中鈾(U)、釷(Th)、鉀(K)3種放射性元素的含量，在油氣勘探中被廣泛應(yīng)用于地層巖性確定、復(fù)雜地層劃分、層序識別、古環(huán)境反演和儲層評價等方面[26]。

通過對川北—川東地區(qū)12口井(圖2)的GR、U、Th數(shù)據(jù)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，發(fā)現(xiàn)茅口組硅質(zhì)沉積物和吳家坪組泥頁巖的GR值差別不大，平均值分別為117.7 API和132.2 API，表現(xiàn)出高GR的特征，但是U、Th值差異很大(表1)。茅口組LHST2段硅質(zhì)沉積物U平均值為13.2×10-6，Th平均值為3×10-6，與露頭剖面硅質(zhì)巖高U、低Th的特征相吻合(圖3)。吳家坪組底部泥頁巖U平均值為4.1×10-6，Th平均值為14.1×10-6，從測井曲線上可以明顯表現(xiàn)出低U、高Th的特征(圖6)。硅質(zhì)沉積物高U、低Th和泥頁巖低U、高Th的特征表明自然伽馬能譜測井對這兩套地層具有很強(qiáng)的敏感性，可以作為地層識別和劃分的有效手段。

圖6 川北—川東地區(qū)吳家坪組底部地層測井響應(yīng)特征 a.LT2井巖心照片，5 977.27 m，單偏光，沉凝灰?guī)r；b.LT2井巖屑照片，6 018 m， 正交光，凝灰質(zhì)泥巖；c.LT2井巖屑照片，6 020 m，單偏光，碳質(zhì)泥巖Fig.6 Logging response characteristics of strata at the bottom of Wujiaping Formation in northern and eastern Sichuan Basin

依據(jù)自然伽馬能譜測井，進(jìn)一步明確了茅口組LHST2段3種測井相類型的識別標(biāo)志(圖7)。Ⅰ類(NC1井)：巖性以碳酸鹽巖為主，表現(xiàn)為低GR、低U、低Th的特征。Ⅱ類(YB3井)：分上、下兩段，下段硅質(zhì)沉積物表現(xiàn)為高GR、高U、低Th的特征，上段碳酸鹽巖表現(xiàn)為低GR、低U、低Th的特征。由于Ⅰ類和Ⅱ類都存在低GR的碳酸鹽巖地層，所以即使沒有自然伽馬能譜測井，根據(jù)常規(guī)測井曲線也可以將茅口組與上覆吳家坪組泥頁巖區(qū)別開(圖5，圖7)。但Ⅲ類(PX1井和TD23井)中茅口組硅質(zhì)巖與吳家坪組泥頁巖處于直接接觸關(guān)系，且都具有高GR的特征，常規(guī)測井曲線已無法區(qū)分該套地層(圖5)，需要借助U、Th含量進(jìn)行地層劃分。通過對NC1井和YB3井吳家坪組自然伽馬能譜測井曲線的分析，發(fā)現(xiàn)該段底部泥頁巖表現(xiàn)為高GR、低U、高Th的特征(表1，圖7)，與茅口組硅質(zhì)沉積物的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的地層確定為茅口組硅質(zhì)沉積物段，PX1井(3 756～3 769 m)和TD23井(4 733～4 740 m)的高GR、低U、高Th的地層則屬于吳家坪組泥頁巖段。

表1 川北—川東地區(qū)茅口組硅質(zhì)巖與吳家坪組泥頁巖自然伽馬能譜測井?dāng)?shù)據(jù)Table 1 Statistics of natural spectral gamma logging of Maokou Formation siliceous rocks and Wujiaping Formation mud shale in northern and eastern Sichuan Basin

圖7 川北—川東地區(qū)茅口組LHST2段新地層劃分方案 a.茅口組LHST2段灰?guī)r低GR段；b.茅口組LHST2段硅質(zhì)沉積物高GR段；c.吳家坪組泥頁巖高GR段Fig.7 New stratigraphic division of Maokou Formation LHST2 in northern and eastern Sichuan Basin

2.5 新舊地層劃分方案對比

新舊地層劃分方案最大的差別是對茅口組LHST2段Ⅲ類測井相(高U、低Th)的識別。不同的地層劃分方案造成對茅口晚期地層缺失的認(rèn)識差異比較大。按照舊的劃分方案，茅口組LHST2段僅發(fā)育Ⅰ類和Ⅱ類測井相，Ⅲ類誤歸為吳家坪組(圖5)，所以認(rèn)為茅口組LHST2段尖滅線(茅三段尖滅線)位于劍閣—儀隴—梁平—萬縣一帶[3](圖8粉色線)。根據(jù)新的劃分方案，發(fā)現(xiàn)PX1井、HL5井、MX3井等川北—川東地區(qū)大部分井都存在茅口組LHST2段Ⅲ類測井相，該測井相在川東地區(qū)分布廣泛，茅口組LHST2段尖滅線向東大幅推移至開縣附近(圖8藍(lán)色線)，梁平局部地區(qū)存在一個小范圍的缺失區(qū)。

研究認(rèn)為在梁平和開縣地區(qū)茅口組缺失LHST2段地層(圖8)除了與開江古隆起繼承性發(fā)育有關(guān)[27]，還與當(dāng)時火山活動有關(guān)。本次研究建立了過開江古隆起的連井剖面(圖9)，由于茅一b亞段在全盆地是一個穩(wěn)定的標(biāo)志層，故以該層底拉平建立地層對比圖。從剖面圖中發(fā)現(xiàn)，茅口組LHST2段從川中到川東逐漸減薄直至缺失，PX1井東側(cè)開始出現(xiàn)茅口組頂部硅質(zhì)沉積物。當(dāng)茅口組上覆地層沉積火山巖時，LHST2段及其硅質(zhì)沉積物缺失(如QL3井、MC2井)；當(dāng)茅口組上覆地層以泥頁巖和灰?guī)r沉積為主、不發(fā)育火山巖時，LHST2段及其硅質(zhì)沉積物發(fā)育(如PX1井、TD23井)。說明火山活動時，快速噴出的火山巖迅速堆積，直接影響茅口組LHST2段地層沉積。所以梁平和開縣地區(qū)既是火山噴發(fā)區(qū)，也是茅口組LHST2段缺失區(qū)。

3 茅口組地質(zhì)新認(rèn)識

3.1 硅質(zhì)沉積物沉積環(huán)境

通常，自然伽馬能譜測井曲線U、Th比值可以有效識別沉積環(huán)境[28]：(1)Th/U>7：陸相沉積，風(fēng)化層，氧化環(huán)境；(2)2

通過對NC1、YB3、PX1和TD23等4口井Th/U值進(jìn)行統(tǒng)計(jì)(表2)，發(fā)現(xiàn)吳家坪組底部泥頁巖段(包括王坡頁巖)的Th/U值都為2～7，說明當(dāng)時吳家坪組屬于還原—氧化過渡環(huán)境；而茅口組硅質(zhì)沉積物段的Th/U值都小于2，表明當(dāng)時茅口組屬于低能還原環(huán)境，與野外露頭認(rèn)識相吻合。大量放射蟲形骸(圖5c-d)和高有機(jī)質(zhì)含量說明茅口組硅質(zhì)沉積物處于安靜低能、水體相對較深、生物繁盛的沉積環(huán)境；吳家坪組底部沉積的0.6～0.8 m鋁土質(zhì)王坡頁巖(圖5a，h-i)揭示茅口組末期受海平面下降和東吳運(yùn)動影響，水體較深的川北—川東地區(qū)遭受了短暫的暴露，造成吳家坪組初期處于一個暴露氧化環(huán)境。

圖8 川北—川東地區(qū)茅口組LHST2段3類測井相平面展布特征Fig.8 Plane distribution of three logging facies of Maokou Formation LHST2 in northern and eastern Sichuan Basin

圖9 四川盆地開江古隆起周緣茅口組—吳家坪組地層對比 剖面位置見圖8。Fig.9 Stratigraphic correlation of Maokou-Wujiaping formations around Kaijiang Paleouplift, Sichuan Basin

表2 高GR段Th/U比值統(tǒng)計(jì)Table 2 Th/U ratios of high GR section

根據(jù)前人研究，發(fā)現(xiàn)二疊紀(jì)地層富硅質(zhì)沉積事件具有全球性[29-30]。在二疊紀(jì)時期，聯(lián)合古陸西北緣發(fā)生了溫鹽循環(huán)，冷水對流及上升流使得放射蟲及海綿等硅質(zhì)生物得以繁盛，為二疊紀(jì)富硅質(zhì)沉積提供了必要條件，因此在泛大洋及特提斯地區(qū)廣泛發(fā)育生物成因的放射蟲硅質(zhì)巖和海綿骨針硅質(zhì)巖。這一地史背景與川北—川東地區(qū)硅質(zhì)沉積物廣泛發(fā)育相吻合。所以，安靜低能的還原環(huán)境加之繁盛的硅質(zhì)生物是川北—川東地區(qū)硅質(zhì)沉積物形成的主控因素。

3.2 茅口晚期地層展布控制因素

按照新的劃分方案，在連井剖面上，從YB3井到HB1井茅口組LHST2段地層減薄50 m以上(圖10)；平面上，西側(cè)硅質(zhì)沉積物上部仍發(fā)育殘余灰?guī)r，往東只剩十幾米的硅質(zhì)沉積物(圖11)，說明川北—川東地區(qū)茅口晚期地層由西向東發(fā)生明顯減薄。

川北—川東地區(qū)從茅口組硅質(zhì)沉積物到吳家坪組泥頁巖反映水體由深變淺、從還原環(huán)境過渡為氧化環(huán)境的沉積過程(圖4，表2)。所以有學(xué)者認(rèn)為茅口組向東大幅度減薄是由于暴露剝蝕造成的[31-32]。雖然東吳運(yùn)動造成茅口組在盆地內(nèi)地勢較高的地區(qū)發(fā)生大規(guī)模、短暫風(fēng)化暴露，形成具有風(fēng)化殼巖溶特征的剝蝕地貌，但是川北—川東地區(qū)在該時期水體較深，屬于巖溶水循環(huán)的排泄區(qū)，未發(fā)生類似川西、川南和川中地區(qū)的隆起暴露。茅口組在西高東低的構(gòu)造格局下，僅靠剝蝕作用無法造成地層西厚東薄，所以暴露剝蝕作用造成地層厚度大幅度減薄的認(rèn)識不成立。還有學(xué)者認(rèn)為是侵蝕作用造成茅口組減薄[3-4]。侵蝕作用一般發(fā)生在地表水系發(fā)育的地方(如河流下切侵蝕)，以大的巖溶、暗河管道為主。由于東吳運(yùn)動暴露時間短、暗河管道不發(fā)育、以淺層地下水循環(huán)為主，且川北—川東地區(qū)地勢低、海水相對較深、地下水系不發(fā)育，從而造成研究區(qū)巖溶欠發(fā)育，以表層巖溶為主，縱向發(fā)育深度較淺。所以侵蝕強(qiáng)度不足以達(dá)到大于50 m的地層缺失，因此侵蝕作用造成茅口組大幅度減薄的認(rèn)識也不成立。

筆者認(rèn)為，構(gòu)造沉降才是導(dǎo)致茅口組減薄的主控因素。茅口晚期四川盆地的構(gòu)造活動比較強(qiáng)烈，東吳運(yùn)動、峨眉地裂運(yùn)動、峨眉地幔柱活動造成盆地不斷拉張，川北—川東地區(qū)發(fā)生快速沉降[33]，形成開江—梁平海槽雛形(圖11)。可容空間急劇變大造成強(qiáng)制性海侵，水體快速加深形成了一套低能、細(xì)粒、薄層的硅質(zhì)沉積物，最終導(dǎo)致茅口晚期地層沉積減薄。

3.3 新劃分方案對茅口晚期沉積演化的啟示

川北—川東地區(qū)茅口組LHST2段沉積相對復(fù)雜。新的地層劃分方案帶給茅口晚期沉積演化新的啟示。

圖10 川北—川東地區(qū)茅口組LHST2段層序地層對比 剖面位置見圖8。Fig.10 Sequence stratigraphic correlation of Maokou Formation LHST2 in northern and eastern Sichuan Basin

圖11 川北—川東地區(qū)茅口組LHST2段單因素疊合圖Fig.11 Single factor overlap diagram of Maokou Formation LHST2 in northern and eastern Sichuan Basin

剖面上(圖10)，茅口組LHST2段由2個四級層序組成。下部四級層序高位域內(nèi)沉積一套白云巖(JT1井—LZ1井)，白云巖東側(cè)發(fā)育硅質(zhì)沉積物(YB3井—HB1井)。發(fā)育白云巖的鉆井中幾乎很少沉積硅質(zhì)沉積物，發(fā)育硅質(zhì)沉積物的鉆井中也基本不沉積白云巖。平面上(圖11)，白云巖主要沿硅質(zhì)沉積物尖滅線西側(cè)呈條帶狀展布。無論從剖面上還是平面上，二者都展現(xiàn)出同期異相的沉積關(guān)系，白云巖和硅質(zhì)沉積物的過渡帶應(yīng)為一個低角度坡折帶。茅口組白云巖沉積之后，海平面發(fā)生了一次小規(guī)模上升，川北—川東地區(qū)自西向東沉積了一套5 m厚的硅質(zhì)灰?guī)r和碳質(zhì)、硅質(zhì)泥巖，為茅口組LHST2段上部四級層序的最大海泛面(圖10)。隨后海平面再次下降，最大海泛面之上沉積的灰?guī)r自西向東表現(xiàn)出前積沉積特征。同時，從YB3井到HB1井茅口組地層發(fā)生大幅度減薄，厚度差超過50 m。平面上(圖11)，上覆灰?guī)r主要分布在硅質(zhì)沉積物西部且往東不發(fā)育，同時硅質(zhì)沉積物向東變薄至十多米。無論從剖面上還是平面上都說明該時期發(fā)育一個高角度坡折帶。綜上認(rèn)為茅口組LHST2期沉積相應(yīng)由均斜緩坡相逐漸演化為遠(yuǎn)端變陡緩坡相，最后變?yōu)槿蹊傔吪_地相。

川北—川東地區(qū)茅口晚期沉積格局之所以發(fā)生如此大的變化，盆內(nèi)裂陷起到了決定性的作用。茅口早期一直處于寬緩的均斜緩坡相沉積，地層沒有發(fā)生明顯坡折；到茅口高位域晚期，受到東吳運(yùn)動早期構(gòu)造拉張的影響[34]，碳酸鹽巖均斜緩坡相逐漸演化為遠(yuǎn)端變陡緩坡相(圖10)，控制了茅口晚期白云巖和硅質(zhì)沉積物的形成；隨后，由于盆地內(nèi)構(gòu)造拉張活動逐漸加劇，川北—川東地區(qū)構(gòu)造沉降速率越來越快，在巴中—開江一帶形成以碳質(zhì)、硅質(zhì)泥巖和硅質(zhì)巖沉積為主的盆內(nèi)裂陷，沉積相由遠(yuǎn)端變陡緩坡相逐漸演化為弱鑲邊臺地相，控制了劍閣—儀隴一帶臺緣帶的形成(圖11)。

4 結(jié)論

(1)自然伽馬能譜測井對茅口組頂部硅質(zhì)沉積物和吳家坪組底部泥頁巖的敏感度較高，前者表現(xiàn)出高U、低Th的特征，后者表現(xiàn)出低U、高Th的特征。利用自然伽馬能譜測井建立了川北—川東地區(qū)茅口組新的地層劃分方案。新方案揭示茅口組LHST2段(二a亞段—茅三段)尖滅線并不在劍閣—儀隴—梁平—萬縣一帶，而應(yīng)向東大幅推移至開縣附近。梁平和開縣地區(qū)茅口組LHST2段地層缺失與火山活動有關(guān)。

(2)茅口晚期四川盆地構(gòu)造活動強(qiáng)烈，東吳運(yùn)動和峨眉地裂運(yùn)動造成盆地不斷拉張，川北—川東地區(qū)發(fā)生構(gòu)造沉降，促使碳酸鹽巖沉積速率下降甚至停止沉積，低能、細(xì)粒物質(zhì)開始發(fā)育，導(dǎo)致茅口晚期地層向東逐漸沉積減薄。強(qiáng)烈的構(gòu)造運(yùn)動控制了茅口晚期的沉積演化：碳酸鹽巖均斜緩坡相→遠(yuǎn)端變陡緩坡相→弱鑲邊臺地相。遠(yuǎn)端變陡緩坡相為白云巖和硅質(zhì)沉積物的形成提供了必要的地質(zhì)條件，弱鑲邊臺地相控制了川北臺緣帶的形成。