前人通过对周期性拉张—隆升背景的分析，提出四川海相克拉通阶段发育形成5个大型古裂陷、3个大型古隆起、5个大型古侵蚀面等大型地质单元，这些地质单元控制了大中型气田的关键成藏要素^[1]，其中拉张槽控制了优质烃源岩展布，其边缘易形成高能相带，为优质储层提供物质基础。四川盆地二叠纪形成的拉张槽——开江—梁平拉张槽控制了上二叠统长兴组大型气藏，环拉张槽地区已发现元坝、普光、罗家寨、龙岗等多个大中型气田^[2-6]，获探明储量2976×10⁸m^3[1]。

中二叠世东吴运动导致四川盆地整体处于拉张背景，盆地内火山活动强烈，局部区域地幔柱上拱导致地层差异升降，火山运动外带为大型古裂陷的形成提供了构造背景，有学者在贵州地区大火成岩外带发现中二叠世茅口期发育古裂陷^[7]，四川盆地北部具有类似古地质背景，中二叠世茅口期是否发育拉张槽，对于该时期岩相古地理研究及油气勘探具有重要意义。本文通过野外、钻井、测井及地震等多手段综合研究，明确川北地区中二叠世茅口晚期发育薄层状富有机质泥岩或硅质泥岩的深水相沉积。结合区域构造背景，提出茅口晚期发育拉张槽，并根据其中线展布将其命名为广元—巴中拉张槽。该拉张槽的发现改变了中二叠统为稳定均一台地的传统认识，创新了四川盆地二叠纪拉张槽形成于长兴期的地质观点，为中二叠统的勘探提出了新的勘探领域，有望成为今后四川盆地茅口组的重要勘探方向。

晚古生代，由于海西期的持续拉张裂解作用，产生对板内的多期次伸展构造作用，中国南方大陆板块在大陆中部的秦岭—大别一带发育东西走向的裂陷海槽，形成一系列裂陷盆地，如龙门山—盐源裂陷盆地、南秦岭裂陷盆地、右江裂陷盆地等（图 1）。

图 1

图 1 中国南方晚古生代构造格局与盆地原型略图 Fig. 1 Schematic tectonic framework and basin prototype of Late Paleozoic in the South China

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（茅口期）发生构造分异，随着此时海侵扩大，发育NWW向和NE向的克拉通内拉张裂陷海槽盆地，并相互交叉，因而台地上发生沉积分异，为中二叠世茅口期广元—巴中拉张槽的形成提供了构造背景。

四川盆地东吴期的构造演化，主要受两条线控制：一是峨眉山地幔柱的隆升和玄武岩喷发过程；二是勉略洋南缘被动大陆边缘的伸展裂解过程。前者是东吴期短暂时间内发生的仅限于四川盆地西南部的构造运动，后者则是发生于整个扬子板块北缘的具有长期性和继承性（早泥盆世—晚三叠世）的构造运动。茅口期，四川盆地的构造演化以北部勉略洋的伸展构造影响为主线，茅口末期体现为峨眉山玄武岩喷发，并作为东吴运动结束的标志。

茅口早期，受大规模海进影响，茅口组底部沉积了一套较深水环境的眼皮眼球状含泥质灰岩，川南兴文一带因风暴作用影响而形成同沉积泥灰岩。这一时期西南部的峨眉山地幔柱尚未隆升，而向北仍然是向勉略洋过渡的被动大陆边缘环境。

茅口晚期，四川盆地的沉积构造格局表现为受基底断裂和勉略洋被动大陆边缘伸展构造共同控制的广元—巴中拉张槽，其成因为沿基底断裂上涌的地幔物质对地壳的隆升和扩展作用，造成隆升带和扩展带形成地层应力差，在广元—巴中一带形成克拉通台内拉张槽。广元—巴中一带孤峰组发育的硅质泥页岩深水沉积^[8]可作为此次伸展凹陷的证据。同一时期，在四川台盆以南，贵州织金—遵义一带也发育类似的“拉张槽”^[9]，也是其南缘滇黔桂裂谷盆地伸展构造作用的产物。茅口末期，峨眉山地幔柱快速隆升，四川台盆西南的茅口组被强烈剥蚀，据肖龙等研究^[10]，峨眉—宜宾一线西南侧为局部剥蚀带，向东北方向，则从古风化壳逐渐过渡为连续沉积。广元车家坝剖面上观察到的茅口组之上古风化壳，表明广元—巴中拉张槽包含有地壳上隆的信息，所以该拉张槽的成因模式应该为基底断裂控制下的地幔物质上隆及上覆地壳扩展。

以往认为上扬子台地中二叠统茅口组沉积期构造稳定，盆地发育稳定碳酸盐台地沉积^[11-14]，本次研究通过野外、钻井、地震资料建立等时地层格架，结合沉积相、地震相及古生物差异完成茅口期岩相古地理研究，发现并提出四川盆地中二叠世茅口期广元—巴中地区发育拉张槽。

通过野外、钻井资料分析，发现川北发育孤峰组，岩性主要为深水相硅质泥页岩、富有机质泥岩，其岩石学特征和古生物特征与中下扬子地区的孤峰组可对比，为茅口末期同期异相沉积，是茅口期深水相沉积产物。

冯增昭、夏邦栋等人通过区域地质研究认为孤峰组与茅口组为同期异相沉积^[15-16]，在中下扬子地台深水海槽区沉积孤峰组泥页岩或泥质灰岩，在浅水台地区沉积茅口组石灰岩或白云质灰岩，孤峰组厚度与茅口组厚度呈镜像关系。孤峰组在华南板块的北缘及中南部的湘桂盆地和钦防盆地分布最为广泛，沉积厚度大；孤峰组以硅质—泥质岩石的复杂组合为主，在湘桂盆地和钦防盆地孤峰组以硅质岩为主，从整个扬子地区来看孤峰组主要岩性为薄层硅质泥页岩，局部地区下部页岩含锰和磷质结核。孤峰组生物化石丰富，常见的生物有腕足、双壳类、放射虫，局部地区见海绵骨针，扬子地区孤峰组总体以深水生物组合为主。

本文从川北地区野外及钻井资料入手，开展岩石学及古生物分析，明确川北地区发育孤峰组深水沉积，即茅口组沉积期川北地区发生沉积相变。野外可见孤峰组的薄层状深色地层，岩性主要为富有机质泥页岩、硅质泥页岩，厚度为1~5m（图 2a）。通过野外及钻井资料进行古生物鉴定分析，孤峰组发育大量硅质放射虫、骨针、小型薄壳腕足（图 2b、c），并可见孤峰组标志生物阿尔图菊石（图 2d），其古生物特征与下扬子地区孤峰组特征一致。岩石学及古生物特征分析表明川北地区孤峰组发育深水硅质泥页岩，属于茅口晚期沉积，即茅口组沉积末期川北地区存在沉积相变。

图 2

图 2 川北地区野外及薄片图版 Fig. 2 Outcrop and thin section chart of the northern Sichuan Basin （a）广元—旺苍，孤峰组，富有机质泥页岩；（b）LT1井，孤峰组，富有机质硅质泥岩，可见大量硅质放射虫；（c）广元屋基坪，孤峰组，含硅质泥岩，见大量放射虫及硅质骨针；(d)广元车家坝，孤峰组，阿尔图菊石

（1）本文基于茅口组与吴家坪组之间区域风化界面的识别，以及茅口组内部的沉积旋回特征，建立了四川盆地茅口组等时层序格架。

四川盆地茅口组沉积期后存在一次广泛海退^[11-12]，吴家坪组与茅口组之间沉积了一套风化残积物，该套地层区域上均有分布，是中二叠统与上二叠统之间的等时界面。该套地层特征明显，岩性为黄绿色铝土质泥岩，铁质含量高，因此在测井曲线上表现为高无铀伽马（KTH）、高钍含量（Th）、高声波时差（AC）等特征。本文在该界面识别的基础上，以自然伽马（GR）测井曲线及岩性组合为层序地层对比主要依据，通过区域对比，将茅口组划归上下两套三级等时层序（图 3），即下层序为SQ1，包括茅一段与茅二c亚段沉积期；上层序为SQ2，包括茅二b至茅三段沉积期。其中SQ1时期，处于构造相对稳定的广泛海侵沉积期，岩性变化不大，以泥晶灰岩为主，自然伽马由大变小，表现出完整的海侵海退沉积旋回；SQ2时期，由于东吴运动和峨眉运动的影响，在盆地北部形成拉张槽，出现台槽分异沉积，其中YB7井和MX23井为台地沉积，沉积茅口组的茅二b段至茅三段，岩性以低自然伽马的生物碎屑灰岩为主；YB6井、LT1井为斜坡—海槽相沉积，沉积孤峰组，以高自然伽马为主，岩性主要为富有机质泥页岩、硅质泥页岩和泥质灰岩。等时格架下的岩性、岩相差异揭示了茅口组沉积晚期盆地呈现构造沉积分异。前人通过野外及钻井资料发现的川北地区硅质泥岩验证了此观点^[8]。

图 3

图 3 四川盆地茅口组层序对比图 Fig. 3 Sequence correlation of the Maokou Formation in the Sichuan Basin

（2）利用实钻井标定及二维、三维地震资料，解释刻画了广元—巴中拉张槽及其周缘台地边缘相特征，其中二维地震资料可见茅口末期明显的台缘坡折地震反射特征，预示川北地区茅口末期存在相变（图 4a），三维地震资料分辨率较高（图 4b、c）。根据海槽相区过LT1井和L17井三维地震剖面（图 4d），孤峰组底界标定在一套强反射轴内部，孤峰组顶界标定在强反射轴之上的零相位，向台地方向该组强反射轴分离，表现出斜坡和台地地震相特征，其中台缘带顶部由于储层发育，表现为低频率的宽波峰形成，台内顶部强反射轴相对变窄；另外台地边缘两侧见上覆地层的上超现象，上超点明显。从地震剖面来看，台缘带至海槽茅口组顶反射轴存在明显台缘坡折，体现了台地至海槽的沉积相变化。

图 4

图 4 广元—巴中拉张槽及其周边台地相区地震相特征 Fig. 4 Seismic facies characteristics of platform facies belts in the Guangyuan-Bazhong extensional trough and its periphery (a)二维地震剖面；(b)过L16井、L17井三维地震剖面；(c)Line1585三维地震剖面；(d)过LT1井、L17井三维地震剖面

（3）在建立茅口组地层等时格架的基础上，基于地震—地质综合解释，绘制了四川盆地茅口组SQ2时期沉积相图（图 5），从图中可以看出，由于拉张槽的形成，中二叠世时期在广元—巴中大面积发育海槽相沉积，根据其中线展布将其命名为广元—巴中拉张槽，其周缘地震反射见明显台地边缘相地震反射特征，结合野外资料及沉积学原理，完成茅口晚期沉积相分析（图 5、图 6）。茅口晚期受沉积分异作用，川北广元—巴中地区发育拉张槽，在剑阁至龙岗地区沿拉张槽周缘发育台地边缘相，海槽相与台地边缘相均呈北西—南东向展布。剑阁至龙岗一线以南茅口晚期主要为开阔台地相，局部地区发育台内滩相。图 6为根据地震—地质综合分析绘制的沉积模式图，该模式图为垂直海槽和台地边缘带方向，可以看出茅口组下层序（SQ1）为稳定的开阔台地相沉积，LT1井和YB3井区从上层序（SQ2）开始产生相变，沉积孤峰组海槽相地层，海槽相与台地相之间存在陡坡台地边缘，LZ1井、GJ井和NC1井方向为台内稳定沉积的开阔台地相，局部发育台内滩相。茅口组SQ2时期川北地区发育完整的海槽至台地相带。

图 5

图 5 四川盆地茅口晚期沉积相图 Fig. 5 Sedimentary facies in the Sichuan Basin during the Late Maokou

图 6

图 6 四川盆地茅口晚期沉积模式图 Fig. 6 Depositional model in the Sichuan Basin during the Late Maokou

（4）为了研究广元—巴中拉张槽展布特征，对拉张槽内部深色富有机质泥岩和硅质泥页岩进行测井标定，开展盆地内部老井复查，结合地震解释，初步刻画了拉张槽内部硅质泥页岩展布特征（图 7）。硅质泥页岩测井曲线特征明显，表现为高自然伽马、高铀、低钍、低声波时差、低中子孔隙度等特征（图 7），广元地区LT1、L104、L16、L17和ST2等井均钻遇孤峰组，通过以上特征可以确定广元—巴中海槽相区原划给上二叠统吴家坪组底部的高自然伽马、高铀、低声波时差的泥岩地层应归属中二叠统孤峰组（茅口组同期）。本文基于钻井和野外点观察，绘制了广元—巴中拉张槽内孤峰组厚度图，拉张槽内孤峰组厚度为10~30m（图 8），拉张槽呈北西向展布，宽度为70~120km，面积约为2×10⁴km²。

图 7

图 7 LT1井茅口组至吴家坪组综合柱状图 Fig. 7 Composite column from Maokou Formation to Wujiaping Formation in Well LT1

图 8

图 8 四川盆地广元—巴中拉张槽孤峰组厚度等值线图 Fig. 8 Isopach map of the Gufeng Formation in the Guangyuan-Bazhong extensional trough of the Sichuan Basin

在等时格架划分对比的基础上，提出广元—巴中地区受拉张作用而发育拉张槽，并对拉张槽内部岩石学、古生物特征进行分析。

根据剑阁、九龙山等地区钻井以及广元至旺苍一带野外露头观察，广元—巴中拉张槽内孤峰组岩性主要包括富有机质泥岩和硅质泥岩，部分泥岩中含灰质团块，从野外露头来看孤峰组主要为薄层状（图 2a），岩石颜色较深且致密（图 2b、c），泥岩中的生物多呈悬浮状分散分布，多数泥岩中硅质含量高（图 2b、c），泥岩中的硅质包括硅质沉淀和硅质生物体。从整个扬子板块来看，上扬子地区广元—巴中拉张槽孤峰组内部泥质及硅质岩特征可与下扬子地区孤峰组深水区岩性对比，其中华南板块的北缘及中南部的湘桂盆地和钦防盆地孤峰组沉积厚度最大^[15]，研究程度最高，该区域内孤峰组典型岩性以薄层硅质泥页岩为主，局部地区下部页岩含锰和磷质结核^[16]。广元—巴中地区及下扬子地区薄层状深灰黑色泥岩有机质含量高等特征反映了深水低能的海槽相沉积特征。硅质成因主要涉及SiO₂的来源及其形成方式，SiO₂的来源一般认为有陆源、深源和生物来源3种^[17-19]。陆源是指来自大陆风化产物中的硅酸盐或铝硅酸盐矿物的化学分解^[20-21]，形成这种SiO₂来源的有利条件是温暖潮湿的气候，靠近起伏小而排水通畅的准平原区，该类成因与孤峰组硅质无关。深源是指来自火山喷溢作用、火山物质的海解作用或海相热水喷流作用^[22]，硅的溶解度随水温增加而迅速增加^[16]，海水中硅质含量在150℃时达600×10^-6[23]，在200℃时海水中的硅质含量是50℃时的10倍。生物来源主要是指来自于陆相水生生物或海相生物吸收水体中的悬浮物质所含的硅酸盐矿物质点和黏土矿物。孤峰组浮游类生物的硅质成因是深部热液中SiO₂被浮游类古生物吸收而造成生物被硅化，因此孤峰组泥岩中的硅质来源应为深源和生物来源两种。二叠纪时期四川盆地火山活动频繁，深部的岩浆热液沿着深部断裂不断上涌，与下渗的海水混合，海水被加温后，溶解了大量的SiO₂及其他有关元素，并以热泉形式通过断裂喷出，使附近海水中SiO₂含量极大提高并沉淀或被浮游生物吸收，同时又促使硅质生物繁殖，导致泥岩中硅质含量高。从硅质泥页岩的成因来看，广元—巴中海槽内海水存在大量富含SiO₂的深源热液，这些热液从基底拉张断裂上涌导致硅质含量高，该特征间接反映了广元—巴中海槽为拉张槽；同时也反映整个扬子板块为区域拉张背景。

拉张槽内部孤峰组硅质泥页岩生物化石丰富，常见的生物有腕足、双壳类、放射虫，局部地区见海绵骨针（图 2b、c），反映扬子地区孤峰组总体以深水生物组合为主。另外，在广元车家坝剖面孤峰组硅质岩中采集到了阿尔图菊石（图 2d），它是孤峰组海槽相典型生物。镜下观察浮游类古生物多被硅化，造成泥岩硅质含量高。上述的古生物特征印证了广元—巴中拉张槽的沉积背景。

前文已描述，广元—巴中拉张槽内孤峰组岩性以深色富有机质泥岩为主，拉张槽区内ST2井、LT1井、L16井和L17井孤峰组30个岩屑样品TOC测试表明，广元—巴中拉张槽内孤峰组泥岩TOC为2%~9%，大多数样品TOC约为5%，TOC高，孤峰组厚度为10~30m，具备优质烃源岩的基本条件（图 9）。

图 9

图 9 广元—巴中拉张槽孤峰组泥岩TOC统计图 Fig. 9 Statistical TOC of the Gufeng Formation mudstone in the Guangyuan-Bazhong extensional trough

通过广元—巴中拉张槽的刻画，明确了剑阁至龙岗一带茅口组顶部发育滩相储层，位于台缘带的LG70井、ST12井储层岩性以白云质灰岩和亮晶生屑灰岩为主，储层厚度为10~15m，平面上稳定分布，平均孔隙度超过3%，孔隙类型以粒间溶孔为主，证实了广元—巴中拉张槽周缘发育优质滩相储层。地震资料刻画表明，剑阁至龙岗一带发育超过3000km²台缘带，可勘探面积大。台缘带为高能沉积环境，生屑和砂屑等颗粒含量高，加之长期风浪改造和茅口组暴露岩溶，易在颗粒之间的原生孔隙基础上形成粒间溶孔，为台缘带提供良好的储层发育条件。

广元—巴中拉张槽周边台缘相带发育茅口组优质储层，该套储层临近海槽相区且位于孤峰组优质烃源岩上倾方向，有利于捕获油气；茅口组台缘带台内致密石灰岩作为封堵，油气保存条件好。另外，剑阁至龙岗地区位于寒武系德阳—安岳裂陷槽分布区，寒武系沉积厚层富有机质泥岩，为优质烃源岩，资源基础充足。烃源断裂从寒武系断穿至二叠系，具有良好的运移通道，深层油气易于向上运移，源储配置关系好（图 10）。

图 10

图 10 剑阁—龙岗地区茅口组成藏模式图 Fig. 10 Hydrocarbon accumulation model of the Maokou Formation in the Jiange-Longgang area

首次在川北地区的实钻井中识别出了孤峰组海槽相地层，其沉积时期大致相当于中二叠世茅口晚期。基于四川盆地茅口组等时层格架的建立并结合区域构造背景，认为川北地区茅口晚期发育拉张槽，根据地理位置将其命名为广元—巴中拉张槽。井震标定联合解释发现广元—巴中张槽周缘发育陡坡台地边缘相。

广元—巴中拉张槽为海西期拉张背景下形成的深水海槽，拉张槽呈北西向展布，槽内部发育孤峰组海槽相沉积，岩性主要为富有机质泥页岩、硅质泥页岩，其中富有机质泥页岩厚度达10~30m，TOC高，为优质烃源岩。

拉张槽周缘发育茅口组台缘带，叠加后期岩溶改造可形成优质储层。台缘带滩相储层展布面积约3000km²，与拉张槽优质烃源岩形成旁生侧储的有利源储组合，为下一步茅口组勘探重点领域，一旦突破意义重大。

感谢中国石油勘探与生产公司杜金虎、何海清，中国石油西南油气田公司徐春春、沈平、杨雨、张健以及中国石油勘探开发研究院张义杰给予的指导和帮助。