茅口组是四川盆地南部重要产气层系^[1]，已有的研究成果表明，茅口组为早成岩期风化壳岩溶型储层，岩溶型储层主要发育于高能生屑滩中^[2]，因此，弄清区内生屑滩的发育分布规律对于深化区内天然气勘探显得尤为必要。然而，过去针对茅口组的勘探一直作为重要的裂缝型储层对待^[3-5]，对沉积微相和生屑滩的发育分布规律研究重视不够，虽然区内钻遇该目的层的井达1 594口，但时间跨度大、资料品质差，目前保存的取芯井仅10口，难以满足沉积微相研究的需要。近年来，谭秀成等^[6-7]通过对取芯资料丰富的磨溪嘉二气田的研究，认为针对碳酸盐岩台地内以颗粒滩沉积为主体的多旋回地层^[8]，若同生期未暴露或短期暴露，可以通过等时地质体厚度或等时地质体内颗粒滩的累计厚度变化来反演沉积期微地貌，进而利用地貌的相对起伏来刻画沉积微相和预测滩控型储层^[7]，该方法在威远地区寒武系洗象池群滩相薄储层的预测中也取得了较好的效果^[9-10]，这为具有相似地质背景和资料条件的四川盆地南部中二叠统茅口组多旋回地层的沉积微相研究提供了可借鉴的方法和手段。

研究区位于四川盆地南部的泸州、自贡、宜宾、内江、乐山及重庆市境内，大地构造位置位于川东南中隆高陡构造群南部、川南中隆低陡穹形带以及川中古隆中斜平缓构造带南部。该区油气勘探开发已经历了半个多世纪，是四川盆地油气勘探开发程度最高的老气区，因此基础地质数据年份老且品质较差。本研究从上千口钻遇目的层的探井中选取了录井和测井资料相对齐全、地层层序正常的364口探井，其中包括位于研究区不同位置的仅有的10口取芯井，能够代表整个工区的基本特征(图1)。

图 1 研究区位置及资料点情况Fig. 1 The location of the study area and analysed wells

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二叠纪初期，四川盆地近准平原化，全面下沉并接受沉积，中二叠世茅口期研究区主要沉积了一套开阔海台地相碳酸盐岩，为薄层至块状的灰、深灰色泥晶藻虫灰岩及生屑灰岩，含有孔虫、绿藻、、珊瑚及腕足等生物^[11]，厚度为180～320 m。在这一时期，区内泸州古隆起已具雏型^[12]，隆起区内以亮晶生屑灰岩为主的生物浅滩十分发育。茅口组自下而上可划分为茅一、茅二、茅三和茅四4个岩性段(图2A)，其中茅二段沉积期是茅口期的一个重要成滩期，以生屑颗粒灰岩沉积为主体，但单滩体往往较薄，累计厚度可具一定规模，呈现出高能颗粒灰岩与低能泥晶灰岩互层的高频多旋回沉积特征(图2B)。

图 2 四川盆地南部隆40井茅口组概况及沉积期相对海平面变化(A)； 隆40井茅二B亚段钻井取芯段多旋回沉积特征与岩溶剖面柱(B)Fig. 2 The stratigraphic characteristics of Maokou Formation and relative sea level changes of Well Long 40 in southern Sichuan(A); The polycyclic sedimentary characteristics and karst section column in cored interval of Mao 2B sub-member in Well Long 40(B)

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中二叠世末期受东吴运动引起的构造抬升影响，茅口组顶部出露地表，遭受暴露时间长达7~8 Ma^[13]的早成岩期风化壳岩溶作用^[2]，并影响至茅二段。研究区内泸州古隆起区域普遍剥缺茅四段和茅三段上部，向西剥蚀程度逐渐减弱，普遍残留茅四段。

如前所述，茅口组二段颗粒滩沉积发育，且为高频多旋回沉积地层。已有研究表明，这种多旋回沉积地层的发育往往是受海平面、古气候或海水咸化等周期性变化影响的结果^[14]，针对茅二段，由于碳酸盐岩台地上水体相对较浅，其沉积物对地壳震荡性升降变化、海平面升降变化等的响应十分明显^{[8, 15]}，且茅二段岩性岩相也没有表现出气候以及海水咸度等的变化特征，因此主要是受相对海平面变化的控制。从理论上讲，相对海平面变化是一种区域上乃至全球性的成因过程，它形成的沉积旋回往往具有时间和环境历程的意义，代表的沉积过程在时间上是同步的^{[14, 16]}。这种海侵—海退旋回及其界面在区域内具有等时性，岩性响应特征相当明显，可以作为地层划分对比的良好标志^[17]。因此，本文以相对海平面变化沉积旋回为指导，结合岩性、电性等特征，可在总体处于三级海退背景下的茅口组二段内部进一步识别出三个次一级的沉积旋回，据此可将茅二段自下而上进一步划分为C、B、A3个亚段：①茅二C亚段下部对应一个漏斗状GR低值特征，上部为一个GR高值，与下伏茅一段的界面为一个三级海侵至海退的转换面^[2]；②茅二B亚段总体是一个次一级的海退过程，相对于上覆茅二A亚段下部和下伏茅二C亚段上部呈现出“两高夹一低”的形态特征；③茅二A亚段是一次新的次一级海侵的开始，相对于上下相邻地层具有“两低夹一高”的特征，但GR值在茅口期大背景下总体相对较低(图3)。

图 3 威阳17井茅二段各亚段地层测井响应特征Fig. 3 The stratigraphic logging characteristics of each sub-members of Mao-2 member in Well Weiyang 17

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上述研究表明，研究区茅口组二段A、B、C各亚段总体响应特征鲜明，各界面具有良好的可追踪对比性和等时性，因此茅二段各亚段均可视为一等时地质体，这也为接下来的研究提供了重要的地质条件。

通过对10口取芯井的岩芯观察和薄片鉴定发现，研究区茅二段岩石类型相对单一，基质岩性均为灰岩，包括颗粒岩类和泥晶岩类。其中，颗粒岩类以生屑灰岩为主，可见少量砂屑灰岩，颗粒岩类往往受到强烈的风化壳岩溶作用改造(图4A~D)；此外，镜下少见颗粒岩类存在同生期大气淡水选择性溶蚀形成的铸模孔、粒内溶孔等标志性的同生期暴露特征，表明茅二段颗粒岩几乎未受同生期岩溶作用的影响。泥晶岩类以泥晶灰岩、泥灰岩为主，风化壳岩溶改造十分有限，岩性致密且保存较好(图4E)。

图 4 茅二段颗粒灰岩与泥晶灰岩岩芯特征 A.颗粒灰岩中发育垂直溶洞，暗色碳质泥充填，宋13井，2 798 m，茅二B；B.颗粒灰岩中发育晶洞，洞径可达1 cm，被方解石半充填，宋13井，2 744.57 m，茅二A；C.颗粒灰岩中暗色碳质泥与碳酸盐岩碎屑混合岩溶充填物，来4井，2 763.98 m，茅二A；D.颗粒灰岩中发育水平溶洞混合充填物，充填物显示出近水平状定向排列，寺28井，3 070.56 m，茅二B；E.致密泥晶灰岩沿裂缝扩溶，被后期方解石充填，可见晶洞，寺28井，3 119 m，茅二C；F.滩缘致密颗粒灰岩，岩溶欠发育，隆40井，2 130.5 m，茅二B；G.致密泥晶灰岩发育“洞控型”裂缝，隆40井，2 162.5 m，茅二C；H.泥晶灰岩中沿层面扩溶形成的水平溶缝，充填方解石，隆40井，2 132.98 m，茅二B；I.颗粒灰岩中缝合线发育，见晶洞，来4井，2 771 m，茅二A。Fig. 4 The core features of grain limestones and micrites in Mao-2 member

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如前所述，茅二段颗粒岩类遭受了强烈的岩溶改造，因此发育大量垂向溶沟、溶缝以及水平状溶洞等，呈现出溶蚀—不同来源和成因物质的混合充填特征，充填物主要为碳质泥、砂以及碳酸盐岩碎屑等(图4A，C，D)。而泥晶岩类则裂缝相对发育(图4G)，岩溶欠发育，主要以沿裂缝或层理面扩溶形成的小型溶缝为特征，并往往被方解石等充填致密(图4E，H)。粗粒的颗粒岩与细粒的泥晶岩类遭受的岩溶改造规模与特征存在显著的差异。由于茅二段基质岩性总体受岩溶改造强烈，因此本身沉积时期所留下的如层理等沉积构造往往被改造而难以识别，局部可见后期压溶作用形成的缝合线较为发育(图4I)。

研究区茅二段颗粒岩具有明显的逆粒序沉积特征(图2B)，且茅二段各亚段内部广泛发育泥晶岩类—颗粒岩的沉积序列，即在海平面相对上升时期沉积低能的细粒泥晶岩类，而海平面相对下降时期则沉积粗粒的颗粒灰岩，这种沉积序列在纵向上多旋回频繁叠置(图2B)，说明茅二期水体浅而动荡，表现出多旋回高频的海平面升降变化特征。

通过对10口取芯井的岩电特征进行分析，发现茅二段各亚段的多旋回薄滩体呈现出伽马曲线总体高背景下的低值响应，加之颗粒滩受到后期风化壳岩溶的改造，导致滩体岩电响应受到影响且并未显示出明显的可识别特征，因此难以利用测井相准确统计颗粒岩的厚度。在这种情况下，对10口取芯井茅二段颗粒岩的发育层位进行标识，发现研究区茅口组二段A、B、C各亚段中的颗粒岩发育层位相对稳定，且基本一致：①茅二C亚段颗粒岩主要发育于中下部，GR曲线为明显的漏斗状低值特征，而上部以泥灰岩为主，偶夹薄滩体；②茅二B亚段颗粒岩几乎全段多旋回叠置发育，不同区域发育规模存在差异，GR曲线整体为两高夹一低的特征；③茅二A亚段颗粒岩则主要发育于中上部，GR曲线表现为相对高背景下的钟形或箱型低值特征，局部地区可见下部发育泥晶灰岩夹薄滩体(图5)。因此，以多旋回叠置颗粒岩为主体的茅二C亚段中下部、茅二A亚段中上部以及整个茅二B亚段均可视为一套近等时地质体，且在横向上可追踪对比，只是厚度有所变化。

图 5 茅二段各亚段以颗粒滩为主体的等时地质体横向对比图(剖面具体位置见后图)Fig. 5 The lateral correlation of isochronal geological bodies mainly composed of grain shoals in each sub-member of Mao-2 member

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如前所述，四川盆地南部在茅口期为一开阔海碳酸盐岩台地的区域沉积背景，考虑到茅二期发育多旋回频繁薄层叠置的颗粒滩体沉积特征，笔者认为研究区茅二期为陆表海型碳酸盐岩台地，可以将其划分为颗粒滩、滩间海、开阔潮下3种亚相以及若干微相(表1)。

颗粒滩亚相的发育往往与沉积期微地貌高地密切相关，一般只有在沉积界面位于平均浪基面之上的地带时才有可能发育颗粒滩沉积^[18-19]。研究区茅二段颗粒滩亚相典型的沉积特征包括：以沉积颗粒岩为特征，颗粒含量高，以生屑为主，少量砂屑。岩石类型主要有浅灰色亮晶生屑灰岩、亮晶砂屑灰岩以及亮晶砂屑、生屑灰岩。在垂向上以发育向上变浅和向上变粗的沉积序列为特征，并多旋回叠置。按颗粒成分可进一步划分为生屑滩、砂屑滩微相等，且主要为生屑滩微相。按滩体的发育位置可分为滩核和滩缘微相。下面主要对研究区茅二段滩核与滩缘微相的特征进行阐述：

通过岩芯观察发现，滩核微相往往表现为颗粒岩单滩体及累计厚度相对较大，岩溶改造强烈(图4)，镜下鉴定发现颗粒往往呈点—线接触，颗粒边缘及亮晶胶结物被强烈溶蚀形成微晶、泥晶化现象(图6A，B)；与之相比，滩缘微相颗粒岩单滩体及累计厚度较小，岩性致密且岩溶欠发育(图4F)，镜下鉴定发现颗粒往往呈漂浮状，颗粒间胶结致密，组分颗粒以及粒间的第一期纤状和第二期粒状方解石胶结物均保存完整(图6C，D)，表明它们几乎未受到溶蚀作用的影响。

图 6 显微照片表示各沉积微相的差异特征Fig. 6 Micrographs indicating the features of different sedimentary microfacies A.视域中心位置可见相邻两颗粒呈点接触关系，颗粒与胶结物被溶蚀呈白垩化或泥晶状，孔隙被黑色沥青充填，单偏光，威阳17井，1 754.33 m，茅二B；B.滩核颗粒灰岩，颗粒间呈点—线接触，颗粒边缘溶蚀明显，孔隙被黑色沥青充填，单偏光，威阳17井，1 698.32 m，茅二A；C.滩缘颗粒灰岩，颗粒呈漂浮状，粒间孔被亮晶方解石胶结物完全充填，见少量孤立的粒内孔,蓝色铸体薄片，单偏光，威阳17井，1 759.12 m，茅二B；D.图6C视域内黑色方框内的放大照片，可见明显的两期方解石胶结物； E.滩间致密生屑泥晶灰岩，单偏光，威阳17井，1 802.78 m，茅二C；F.致密粉晶灰岩，见扩溶的微裂缝，被碳酸盐砂、泥以及黑色沥青半充填，单偏光，寺28井，3 124.86 m，茅二C。

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滩间海与开阔潮下亚相均发育于浪基面以下，其中，滩间海为夹于颗粒滩之间的低地，而开阔潮下为面向广海的相对深水区域，均为安静的低能环境(图6E，F)。茅二段的开阔潮下亚段分布十分有限，主要 岩性类型以发育深灰色泥灰岩、泥晶生屑灰岩为主，进一步可划分为泥灰质、灰质开阔潮下微相等；滩间海亚相则与颗粒滩亚相在纵向上多旋回互层发育，构成下部滩间海—上部颗粒滩的向上变浅沉积序列，滩间海亚相岩性以深灰—灰色泥晶灰岩为主，少量泥质灰岩、泥灰岩，偶见水平层理、生物钻孔等，进一步可划分为灰质、泥灰质滩间海微相。

目前，对于区域沉积相平面展布图的编绘，主要的研究方法为单因素分析综合作图法，利用优势相或特殊相来代表某一时间段内的沉积相^[20]。然而，茅二期发育多旋回叠置薄滩沉积，且后期遭受岩溶作用的影响，在工区资料老、品质差、取芯井有限的情况下，难以利用测井相反演沉积微相并统计其发育厚度，因此传统的利用优势相的方法无法适用。

已有研究表明，碳酸盐岩台地内微地貌高地易处于浪基面之上，从而有利于发育颗粒滩^[6]。对于未暴露颗粒浅滩，其沉积速率高于台地内其他微相区^[21]，因此，地貌差异得到强化。具体来说，在浪基面至海平面之间，由下往上波浪作用逐渐增强，靠近海平面的微地貌高地处波浪作用最强，且沉积速率最快，以发育滩核微环境为特征，由于滩核微相往往有利于原生孔的保存^[22]，进而有利于早成岩期岩溶水的注入与改造，并形成较好的岩溶型储集层；接近浪基面处波浪作用以及沉积速率相对逊色，发育指状滩缘微环境，由于滩缘微相粒间孔往往被胶结致密化^[22]，进而导致岩溶水难以渗入而改造受限，储层相对欠发育(这与前文滩核、滩缘的岩芯和镜下特征相符)。在浪基面之下的微地貌低地处几乎没有波浪作用，且沉积速率最慢，发育滩间海及开阔潮下。由于颗粒滩沉积之后，在上覆沉积物引起的物理压实影响下，形成颗粒格架支撑，压实率要远低于细粒沉积物，从而使不同微相区的地貌差异导致的沉积厚度差异得到进一步强化^[10]，在该过程中，滩间海及开阔潮下的细粒沉积物迅速压实致密化，不利于岩溶的改造且储层不发育(这与前文泥晶岩类特征相符)。综上所述，在相对较短的某一时间段内形成的颗粒岩厚度可用于近似恢复微地貌起伏。因此，茅二段颗粒滩为多旋回叠置的几乎未暴露的薄浅滩，各亚段以颗粒滩为主体的等时地质体在横向上的厚度差异可以反映沉积期的古微地貌差异，并进一步控制了沉积微相的展布。

沉积微相恢复的实施：选取研究区内分布均匀且资料相对完整的35口代表井，对茅二段各亚段多旋回颗粒滩为主体的等时地质体厚度与对应层段的测井解释储集层厚度相关性(图7)进行分析，可以发现两者具有较好的正相关性，相比于纯颗粒滩成因的储层其相关系数^[9]相对偏低，可能是受岩溶改造过程中不定向的差异溶蚀—充填作用结果，此外，随着等时地质体厚度的增加相关系数也具有减小的趋势，但总体依然说明以颗粒滩为主体的等时地质体厚度可以近似表征颗粒滩相控岩溶储层的发育情况；与此同时，对威阳17井、镇1井和隆40井三口茅二段几乎全取芯井段的颗粒滩厚度进行统计，发现各亚段颗粒滩累计厚度与测井相的等时地质体厚度具有良好的正相关关系，由此可以认为等时地质体厚度越大，微地貌地势越高且滩控岩溶储层发育越好，该区域颗粒滩单滩体和累计厚度也越大。 对研究区近200口井的茅二段A、B、C各亚段等时地质体厚度进行统计，近似恢复了各亚段沉积期的微地貌起伏，并依据上述理论，结合取芯井岩性岩相实际情况对比验证，近似恢复了研究区茅口组二段A、B、C各亚段沉积微相的平面展布情况。以茅二B亚段为例，结合研究区等时地质体厚度展布特征以及地质背景，取开始出现滩控岩溶储层响应所对应的等时地质体厚度值(23.5 m)近似作为颗粒滩相与非颗粒滩相的相对发育区界限，即等时地质体厚度小于23.5 m的区域为灰质滩间海或灰泥质开阔潮下微相相对发育区，大于23.5 m的区域则为颗粒滩亚相(或生屑滩微相)相对发育区。进一步取滩控储层响应具有趋于频繁出现特征所对应的等时地质体厚度值(35 m)近似作为滩核与滩缘微相的相对发育区界限，即厚度大于23.5 m小于35 m的区域为滩缘微相相对发育区，大于35 m的区域为滩核微相相对发育区，具体特征如下：

图 7 茅二各亚段多旋回颗粒滩为主体的等时地质体与测井 解释储集层厚度关系图，A、B、C分别对应A、B、C亚段Fig. 7 The correlation between isochronal geological bodies mainly composed of grain shoal and the thickness of reservoir interpreted by logging,as seen in Fig.7 A,B and C are referring to that of sub-Member A,B and C of Mao-2 member in sequence

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茅二C时期沉积微相(图8)具有北西—南东向的展布特点，滩核、滩缘微相主要分布于泸州—江津、自贡—大足以及青神—资中一线，并几乎成片分布，明显受到当时研究区东部泸州古隆起雏形以及西北部乐山—龙女寺继承性古隆起基础上微地貌高地的控制，而在研究区西北部颗粒滩欠发育。由滩核向外依次发育滩缘微相、灰质滩间海或泥灰质开阔潮下微相。

图 8 四川盆地南部茅二C沉积期沉积微相平面展布图Fig. 8 The distribution pattern of sedimentary microfacies, during Mao 2C period in southern Sichuan Basin

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茅二B时期沉积微相(图9)的发育展布明显继承了茅二C时期的格局，滩核、滩缘微相的分布依然受到研究区西北部和东部微地貌高地的控制，但滩体分布的连续性似乎变差，由成片分布变为成排成带分布的特点，似乎暗示了研究区该时期的区域构造变化特征。

图 9 四川盆地南部茅二B沉积期沉积微相平面展布图Fig. 9 The distribution pattern of sedimentary microfacies, during Mao 2B period in southern Sichuan Basin

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茅二A时期沉积微相(图10)仍具有北西—东南的展布特点，滩核、滩缘微相总体依然受到研究区西北部和东部微地貌高地的控制，但其分布的连续性较茅二B时期更差，由成排成带分布变为几乎点状分布，灰质滩间海和泥灰质开阔潮下微相范围有所扩大，这说明在茅二时期，研究区已经开始受到中二叠世末期逐渐达到高潮的峨眉地裂运动的影响，泸州古隆起在隆升的同时，同沉积断裂以及差异升降活动剧烈，导致大背景隆升区内的古微地貌水下高地由片状逐渐演化为点状分布，并进一步控制了颗粒滩的分布展布特征。

图 10 四川盆地南部茅二A沉积期沉积微相平面展布图Fig. 10 The distribution pattern of sedimentary microfacies, during Mao 2A period in southern Sichuan Basin

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通过将恢复的茅二段A、B、C亚段的沉积微相展布图与各亚段放空、井漏以及历年产能显示情况相叠合，可以发现放空、井漏以及产能显示频繁的井区主要分布在颗粒滩相当中，且累积厚度更大、先期孔隙保存更好的滩核微相测试、显示数据明显更好(图11)。这一方面验证了研究区茅口组颗粒滩相控制了岩溶型储层的发育，属于颗粒滩相控岩溶型储层，与经典的受裂缝、层理面等溶蚀扩大形成的岩溶型储层明显不同，可为研究区内远离断裂的向斜区获得勘探发现和已证实的储层岩溶成因提供有力的支撑。另一方面也说明了上述沉积微相恢复方法的可行性，进一步证实了对于浅海的碳酸盐岩台地沉积环境，以多旋回薄滩相控储层沉积为主体的等时地质体厚度可以近似指示古微地貌起伏，进而控制沉积相的展布，在资料品质有限的情况下，这种方法具有较好的实用性与推广性，可适用于类似的地质模型，但值得注意的是等时地质体的厚度或沉积体的沉积时间跨度不宜过大，否则可能会影响恢复结果的准确性。

图 11 A、B、C分别表示茅二A、B、C沉积期沉积微相 与对应亚段的放空、井漏及产能关系图 1.滩核，2. 滩缘，3.滩间海或开阔潮下，4.放空显示，5.井漏显示，6.放空、井漏显示，7.产能显示 Fig. 11 The correlation between sedimentary microfacies and relief,leakage,gas production,as seen in Fig.11 A,B and C are referring to that of sub-Member A,B and C of Mao-2 member in sequence 1.Shoal core,2.shoal edge,3.inter. shoal sea and open subtidal,4.relief,5.leakage,6.relief.leakage,7.gas production

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四川盆地南部茅二段各亚段颗粒滩为多旋回叠置的未暴露台内浅滩体，单滩体具有明显的逆粒序沉积特征，颗粒滩中岩溶发育，而与其互层叠置的泥晶岩类岩溶欠发育，分析表明：微地貌高地以发育颗粒滩为特征，尤其滩核单滩体厚度和累计厚度较大，有利于保存原生孔，形成高渗层并遭受岩溶改造，进而形成相控岩溶型储层，地貌相对较低的区域以滩间海、开阔潮下沉积为特征，沉积速率慢，且岩性致密不利于岩溶改造，储集性能较差。碳酸盐台地内沉积期微地貌在较长时间内可继承发展，并控制相邻层序储层沉积的分布格局，因此，在相同时间段内形成的以颗粒滩为主体的等时地质体厚度可以代表微地貌的起伏，并结合与相控岩溶储集层的发育相关性，近似恢复沉积期的沉积微相。由于这种台地内多旋回叠置薄滩体在测井相上无法识别，因此传统的优势相方法无法适用，以颗粒滩为主体的等时地质体间接恢复沉积微相的方法在四川盆地南部茅二各亚段应用效果良好，尤其针对时间跨度大、资料品质差且可用的取芯资料少的老区，具有较好的实用性与推广性，并可适用于类似地质模型。