湖南地区岩溶分布特征及其发育模式

2020-07-29周宇成陈清华陈殊宁许欣雨张晶晶

中国石油大学学报（自然科学版） 2020年4期

周宇成, 陈清华, 孙珂, 陈殊宁, 许欣雨,王晶, 柴铭, 张晶晶

(1.中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛 266580; 2.中国石化江苏油田分公司,江苏扬州 225200;3.中国石油测井有限公司天津分公司,天津 300280; 4.承德石油高等专科学校石油工程系,河北承德 067000)

岩溶现象研究在水利[1]、工程[2]、环境保护[3-5]与地质灾害防治[6-8]等方面均有广泛的应用。以溶蚀缝洞为主要储集空间的碳酸盐岩储层往往是形成大型、特大型油气藏(田)的关键要素,在油气勘探开发中特别受到重视[9-12]。目前人们较关注岩溶控制因素及其控制规律的研究[8],认为岩溶控制因素包括岩性、气候、水系、地形、地貌、构造(褶皱、断层与裂缝)等[13-16]。但关于在什么样的尺度上对岩溶开展研究才能全面认识区域性岩溶的分布特点、发育规律,以及区域性岩溶发育的控制因素等问题仍缺乏深入的认识。湖南地区岩溶现象历来为古今中外的专家、学者所重视[3-5, 17-19],如中国古代著名的地理学家徐霞客曾在湖南和广西探索岩洞的内部构造[17]。笔者以湖南地区为例,通过系统分析研究区的地理-地质特征,研究其岩溶现象类型、特点及其分布特征,分析其发育规律并建立岩溶发育模式。

1 地质背景

湖南位于中国中部长江中游,南北长约774 km,东西宽约667 km,面积约21.8×104km2。湖南地区具有“三面环山,一面临湖”的特点,发育武陵山系、雪峰山系、南岭山系、罗霄山脉和衡山山系,以及洞庭盆地等15个白垩纪、古近纪—新近纪盆地,其中面积约2 740 km2的洞庭湖位于洞庭盆地之内。湖南地区北界分布有该区海拔最高点和最低点,最高点为壶瓶山顶,海拔高度2 099 m[20],最低点位于洞庭湖北东方向的黄盖湖西岸,海拔高度仅24 m,二者高差达2 075 m。湖南地区属湿热气候带,地表河网密布,流长大于5 km的河流5 341条,总长度9×104km。其中流域面积55 000 km2的大河11 117条。除少数属赣江水系与珠江水系的河流外,湖南境内主要为湘江、沅江、资水和澧水四大流域的河流,总体表现为从西北、西、南、东汇入洞庭湖,再经洞庭湖流向长江的水系特点(图1)。

图1 湖南地区水系及溶洞分布(溶洞分布据文献[23])

湖南地区地层从中元古界至新生界均有分布, 涉及扬子和华南两个地层区,其中扬子地层区主要为湘西北地层分区,华南地层区包括雪峰山、湘东北、湘中、湘南和湘东南地层分区[21](表1)。雪峰山和湘东北地层分区在地层特征上具有较强的一致性。总体上,研究区从中元古界到中三叠统以大规模分布的海相地层为主,中三叠统以上则以零散分布的小型陆相盆地沉积形成的地层为主。自中元古代以来,湖南地区经历了多期次构造运动,形成了多个区域性角度不整合;研究区断裂以NNE向为主,其次为NE-NEE向断裂,少量NNW、NW、NWW及近EW向断裂[22],主要为中、新生代以来的构造运动作用下形成[23]。

表1 湖南地区地层分区及变质岩分布

2 岩溶发育特征

2.1 岩溶岩石类型

研究区的可溶岩类型较多,如石灰岩、白云岩、含膏盐、石灰质角砾岩等,以碳酸盐岩为主。湘西北地层分区发育震旦系—奥陶系(Z—O)和上石炭统—中三叠统(C3—T2)两套碳酸盐岩为主的地层,另外在上泥盆统—下石炭统(D3—C1)与侏罗系(J)也局部发育碳酸盐岩地层。雪峰山和湘东北地层分区发育寒武系—奥陶系(∈—O)和上石炭统—下三叠统(C3—T1)两套碳酸盐岩为主的地层,另外在古近纪(E)也局部发育碳酸盐岩地层。湘中、湘南和湘东南地层分区主要发育泥盆系—二叠系(D—P)一套碳酸盐岩为主的地层,且湘中地层分区在上元古界(Pt31)、震旦系(Z)、寒武系(∈)、下—中三叠统(T1—T2)及古近纪(E)也局部发育碳酸盐岩地层,湘南和湘东南地层分区在三叠系(T)也局部发育碳酸盐岩地层。总体上,碳酸盐岩岩系在湘西北地层分区最为发育,向湘南、湘东南地层分区方向总体变弱。

变质岩分布对于大气淡水作用下的碳酸盐岩岩溶区域性发育规律具有重要研究意义。研究区变质岩的发育层位见表1。变质岩主要出现在奥陶系及其以下的地层中,其中湘西北地层分区仅出现在中元古界,雪峰山、湘东北地层分区出现在中元古界至寒武系,湘中、湘南和湘东南地层分区出现在中元古界至奥陶系。总体上,从北西向南东方向,变质岩系增多,顶部变质岩系所属的地层年代变新。

2.2 岩溶类型

研究区岩溶现象包括岩溶形态、岩溶堆积物等,类型繁多。依据岩溶形态,可以划分为地表岩溶、地下岩溶与组合岩溶3大类。其中地表岩溶形态包括“石林”“孤峰”“溶蚀裂隙”“落水洞”“漏斗”“天生桥”等31种(图2(a)～(e))。地下岩溶形态包括“溶洞”“溶穴”“溶孔”“地下廊道”等14种(图2(f)～(h)),如郴州万华岩(溶洞)的花岗岩巨砾,直径大于1 m,体积大于3 m3,质量约3 t(花岗岩密度2 790～3 070 kg/m3)。如此重大的花岗岩巨砾分布在大型溶洞之中,既说明溶洞中出现过强大的地下河水流作用,同时还说明曾经发生过的重力垮塌与沿溶洞底部重力滚动现象。组合岩溶形态包括“岩溶断块山地”“岩溶断陷盆地”等8种。岩溶堆积物主要包括石笋、石柱、石钟乳、石旗、石幔等[7]等37种(图2(i)～(m)),如张家界黄龙洞的“石笋”,直径约为40 cm,最细处直径仅约10 cm,全高19.2 m,直径与高度之比约为1∶200～1∶50,其高度与纤细程度实属世界罕见。

通过研究区岩溶现象对比,地表断裂溶蚀现象最为普遍也最为重要,在岩溶发育规律分析中占据重要地位。在参考袁道先[24]对岩溶裂隙、溶缝研究的基础上,依据断裂溶蚀形成的沟谷的实测数据(深度、宽度)等,将地表断裂溶蚀划分为细小溶蚀裂隙、小型溶缝、中型溶缝、大型溶缝与断溶谷,它们组成地表岩溶的断溶-溶缝序列。细小溶蚀裂隙即通常所说的“刀砍纹”,宽度一般小于2 cm,是由地表水沿白云岩或白云质灰岩裂缝溶蚀形成的;在断溶-溶缝序列中,其规模最小。溶蚀裂隙使岩石表面形成槽状的负地形,宽2 cm～2 m,或深由数厘米至3 m。野外见到的“石巷”即为小型溶缝的代表性产物。图2(c)所示的溶蚀裂缝宽度平均为10.8 cm,属于小型溶缝。图2(e)具有典型的石巷的特点(顶部的岩层局部被保留而出现小型的天生桥)。中型溶缝所形成的地表地形的高差3.0～6.0 m,因溶蚀形成的负地形带的宽度可达2.0～4.0 m。大型溶缝所形成的地表地形的高差6.0～9.0 m,因溶蚀形成的负地形带的宽度可达4.0～6.0 m。由小型溶缝、中型溶缝到大型溶缝的特点是高差越大、宽度越大,对地表形态的影响越显著。分布于碳酸盐岩地区的因断层溶蚀而形成的地形高差大于9.0 m,或因冲蚀与溶蚀两侧岩壁间距大于6 m的峡谷,称之为“断溶谷”。断溶谷对地形的影响不但表现在所形成的负地形高差大且宽度大,而且长度也很大,通常可以达到数千米甚至几万米。

图2 湖南地区典型岩溶现象

2.3 岩溶类型与岩性的关系

岩性是控制各类岩溶发育的重要因素。在构造背景相同的地区,岩溶发育程度往往与岩性密切相关,方解石、白云石含量是决定碳酸盐岩溶解度的主要因素,如致密的灰岩中易于形成独立的孔洞、溶蚀沟(图3(a)、(b)),致密的白云岩表面易发育差异风化成因的刀砍纹(图3(c)),疏松多孔的白云岩易于形成小型密集的针状、蜂窝状溶孔(图3(d))。

图3 不同岩石类型发育的表生岩溶现象

另外,通过统计湖南地区不同岩性组合条件下的岩溶形态(规模)、溶洞个数、断溶-溶缝序列及溶蚀强度(表2)也可以看出,在构造条件相近的情况下,碳酸盐岩岩性越纯、层厚越大,则岩溶强度越大,其中岩性较纯的厚层石灰岩及次生白云岩易于遭受淋滤溶蚀,从而易形成溶蚀缝洞型储集层。

表2 表生岩溶与岩性关系统计

3 岩溶分布特征

3.1 岩溶宏观分布特征

湖南地区岩溶现象分布广泛,在碳酸盐岩出露地区各类岩溶现象基本都能见到。研究区岩溶集中区主要分布在湘西北、湘中与湘东南,其中湘西北数量最多、规模最大。据不完全统计,湖南境内一定规模的溶洞达154个,其中湘江流域46个、资水流域14个、沅江流域74个、澧水流域17个、洞庭湖区3个(图1)。就溶洞与湖南四大河流的分布关系而言,溶洞主要分布在湘江、资水、沅江与澧水流域的上游。

通过地表与地下岩溶现象的观察,发现地表岩溶现象之间、地下岩溶现象之间、地表与地下岩溶现象之间具有密切联系。比较典型的是常宁庙前石马山的岩溶现象,该地区主要地表岩溶现象包括一溪、二泉、五断溶谷、七大型溶缝、九中型溶缝、十二小型溶缝,其主要地下岩溶现象为九洞,其中锡金洞为大型溶洞,无底洞、月光岩(洞)、磨眼里峡谷的谷底洞与锡金洞相通;锡金洞洞底有洞,水通过它们流向晴雨泉;编号为7～9的断溶谷谷底的水也渗入地下,向晴雨泉汇流(图4);这些现象表明,石马山的地表与地下主体岩溶现象之间具有密切成因联系。就断溶谷与溶缝而言,其特点是从内向外发育断溶谷、大型溶缝、中型溶缝和小型溶缝,而且距断溶谷越近,溶缝的规模越大,距断溶谷越远,溶缝规模越小,反映出断裂对溶缝的控制作用。

1—锡金洞口，2—无底洞，3—锡金洞主洞，4—锡金洞支洞，5—月光岩(洞),6—磨眼里峡谷(断溶谷)，7～9—其他断溶谷，10—晴雨泉

3.2 岩溶集中分布区

研究发现,地表出露位置高的断裂(带)附近,岩溶现象集中成带分布。如攸县酒埠酒新漕泊断裂附近的岩溶现象[25]。罗霄山脉的武功山呈南西方向延入湖南境内约80 km,其在湖南境内的山峰为太和仙,海拔高度为1 405 m。新漕泊断裂(F2)即位于湖南境内的武功山(脉)之中,属于地表出露位置高的断裂。该断裂为北北东走向、南东东倾向的逆断层,断层两侧主要为中、上石炭统与下二叠统栖霞组,以大套碳酸盐岩为主。在此断层近处发育1条地表小溪,3处岩溶漏斗,4处岩溶洼地,1条地下河(长度近5 km),十余个溶洞(其中的白龙洞长7 km、禹王洞长2.8 km、禹王洞支洞长4.8 km,都属大型溶洞)(图5),反映了地表出露位置高的较大型断裂(带)对岩溶带发育具有明显的控制作用。

特定的断裂带结构是大型溶洞发育的重要条件,其结构特点是既有利于大型溶洞的发育,又有利于大型溶洞保存,以奇梁洞为例说明。凤凰奇梁洞位于凤凰古城以北的奇梁桥(又称七良桥)乡,全长6 200余米,高50余米,宽20余米,所在地层为寒武系厚层灰岩、白云质灰岩。控制凤凰奇梁洞发育的断裂带结构如图6所示,4条较大型断裂(f1～f4)将断裂带划分为5个块体(b1～b5),b2左下方构造缝密集,破碎程度高,有利于溶洞发育;b2其他各部分基本上都处于受压状态,分布稳定,有利于溶洞保存。

图6 奇梁洞及其所属的断裂带结构

另外,多组裂缝发育区往往也是有利岩溶发育区。多组裂缝对大型溶洞的发育及其形态具有明显的控制作用,如冷水江波月洞(图7)、慈利龙王洞与新化梅山龙宫的形成均受到裂缝的影响。其中波月洞地处冷水江市北约3.8 km,所在地层为石炭—二叠系壶天群,以灰岩为主,层厚质纯。从图7可以看出,波月洞的平面形态主要受北东向、北西向和近南北向3组裂缝控制,以北东向裂缝为主,近东西向次之,北西向相对较弱。

图7 波月洞平面形态

4 岩溶发育模式

4.1 岩溶的区域发育规律

在岩溶现象差异对比的基础上,结合区域性地势与地貌、区域性构造单元与大型地质体(如岩浆岩体)对地表水系与地下水系的分割等综合分析,认为湖南地区发育台地-峡谷、峡谷、低山、丘陵、平原、盆地、湖泊等地貌单元,水由高处向低处流动,岩溶现象主要在潜水面附近发育,不同构造单元发育不同程度、不同特点的岩溶现象(图8)。岩溶发育规律为地势越高、地形起伏越大、碳酸盐岩越厚、出露面积越广,则岩溶作用越强、岩溶规模越大。

图8 湖南地区区域岩溶发育模式

4.2 断裂-溶缝带控制的岩溶发育模式

以古丈红石林为例,说明断裂-溶缝带控制的岩溶发育模式(图9)。红石林位于湘西自治州古丈县茄通和断龙乡境内,以发育在奥陶系紫红色泥质灰岩、泥质白云岩的地表形态为主,面积约30 km2。古丈红石林裂缝多,大裂缝溶蚀现象典型。136条溶缝的实测结果表明,古丈红石林的溶蚀裂缝的分布表现为一个北东宽、南西窄的溶缝带。该带内主要裂缝走向为北西向、北北西向和北东向3组。该带内地表岩溶现象有2处天坑(“赌命天坑”及其附近的天坑),3处小型岩溶盆地(天池、人池、地池),3处岩溶洼地(花儿包、火辣园、宝藏坪),4处峡谷(青龙峡、野猪峡、虎跳峡、海底隧道),裂缝溶蚀现象丰富。

该岩溶发育模式表现为:在左旋剪切应力作用下,深部断裂的活动控制浅部裂缝带的形成、演化,裂缝带的溶蚀进一步控制地表岩溶发育。大规模构造运动造成区域性隆升与沉降,隆升与沉降区域之间存在过渡带,过渡带的上部地势高、河流下切作用强,从而形成控制地表水与地下水运动的局部基准面。古丈红石林地处隆升与沉降区域之间过渡带的上部,图9中的酉水(大型河流)造就了控制其两岸水体流动的条件。由于古丈红石林出露地层为奥陶系紫红色泥质灰岩、泥质白云岩,并存在不少灰质、白云质泥岩夹层,这些类型的岩石可溶性低,地表水向岩层中渗流的难度大。裂缝的发育改善了渗流条件,越靠近主断裂带,裂缝规模越大、切割深度越大、且数量越多,地表水沿裂缝向岩层内(主要是向下)的渗流条件越好。深部断裂规模更大、切割更深并与酉水相接,利于地表附近裂缝中水体向深部大断裂流动,并进一步沿深部大断裂流入酉水。古丈红石林的地表岩溶就是在上述条件下逐步形成的,呈现出越靠近深部主断裂,溶缝越多、规模越大,地表被切割、溶蚀与冲蚀越强的特点。

图9 红石林断裂-溶缝带控制地表岩溶发育模式

4.3 多组裂缝控制的大型溶洞发育模式

以灰帽洞、大山岩洞为例,说明多组裂缝控制的岩溶发育模式(图10)。灰帽洞、大山岩洞位于慈利县三官寺乡龙王洞以西约3.0～5.0 km。灰帽洞长度为56 m,宽度为50 m,高度为13.6 m。大山岩洞规模更大,长度为153.2 m,宽度为0.85～21.5 m,高度为4.5～7.8 m,呈明显的四段式溶洞(各段走向分别为SW262°、SW245°、SE150°、NE60°)。灰帽洞、大山岩洞包含上、中、下3层结构,其中上层与下层的裂缝数量少,中间层裂缝数量多,溶洞主要发育在中间的泥晶石灰岩之中。

图10所示为多组裂缝控制的大型溶洞发育模式,具有宽缓背斜型三层结构,上层与下层为厚层—块状的灰岩,中层为薄层灰岩(图10(a))。为便于理解,将图10(a)的上、中、下3层垂向上分开放置得图10(b)。构造的不同部位,裂缝发育程度不同,背斜的转折端会出现多组裂缝,如纵张裂缝、横张裂缝、平面“X”型剪裂缝等。相同构造部位、相同岩性但层厚不同,裂缝发育程度不同,层越厚裂缝发育越少,层越薄裂缝发育越多。这就造成图10的中间层转折部位裂缝相对富集,溶蚀与冲蚀作用在该处易于发生。当经常有水体从该处经过,并经过漫长的地质演化,就会形成大型溶洞。上层与下层的厚层灰岩段也会出现溶蚀现象,但数量很少、规模很小(图10(c))。

图10 多组裂缝控制的大型溶洞发育模式

4.4 与塔里木盆地奥陶系岩溶模式的对比

湖南地区主要发育断裂-溶缝带控制的岩溶模式和多组裂缝控制的大型溶洞模式。如红石林岩溶模式具如下规律:越靠近深部主断裂,溶缝越多、溶缝规模越大,地表被切割、溶蚀及冲蚀越强。塔里木盆地顺南地区与红石林地区具有相似的左旋剪切应力场背景,岩溶型缝洞储层主要发育于3条NNE走向的走滑断裂(SN3、SN1、SN4)两侧。左旋剪切作用派生的次级破裂使得主断裂两侧邻近的碳酸盐岩溶蚀强度增大,岩溶储层孔渗性能显著增加;距离主走滑断裂较远的区域,次级断裂发育密度小,溶缝少,岩溶储层的孔渗性能较差。而顺南地区主干走滑断裂还为深部热液流体提供了垂向运移通道,断裂核部溶蚀最强,可形成垂向连通较好的断溶体储层,向两侧受走滑断裂控制作用减弱,过渡为裂缝-孔洞型或裂缝型岩溶储层(图11)。

图11 顺南地区奥陶系T60反射层断裂平面分布[26]

另外,塔里木盆地塔河地区奥陶系主要发育表生(大气淋滤型)岩溶储层,与湖南地区岩溶也就有较好的对比性。塔河地区奥陶系在加里东期—海西期经历多次暴露,遭受风化淋滤,发育米级大型洞穴作为储集空间,类似湖南地区波月洞发育特征(图7),这些溶洞多受控于多方向断裂,具有很好的横向连通性;垂向上受走滑断裂影响,早期溶洞可与晚期溶洞贯穿发育大型连通储集体,这类储层储集性能最好,可形成储量巨大的岩溶缝洞型油气藏,如TK230与T453井间的溶洞储集体[27-28]。