川西南地区茅口组柱状凹陷异常体分布特征及成因

杨 柳，臧殿光，徐宝亮，邓绍强，周跃宗，郭鸿喜

（1.中国石油东方地球物理公司西南物探研究院，四川成都 61023； 2.中国石油西南油气田分公司勘探事业部，四川成都 610041）

中二叠统茅口组是四川盆地主要产层之一，自1957 年在川南地区圣灯山构造钻探的隆10 井测试获工业气流以来，勘探长达60 余年。前人以“三 占三沿”（即占高点、沿长轴；占鞍部、沿扭曲；占鼻凸、沿断裂）勘探思路为指导[1]，结合构造与裂缝，探明了一系列茅口组灰岩缝洞型气藏。典型井为川南地区自2 井，已累计产气50.15×108m3[2-3]。川西南地区茅口组整体探明程度较低，目前仅发现大兴场气田，储集类型为灰岩缝洞型。本文结合川西南地区多块高品质三维地震资料，发现在川西南向斜及单斜地区地震剖面多见近直立的柱状凹陷异常体，从茅口组一直贯穿至震旦系，相干切片上呈现出大小不一、环形或似环形的低相干值异常区。贺可强[4]将此类异常体定义为岩溶塌陷储集体，储层顶部容易因盖层失稳而产生塌陷。

前人对四川盆地此类柱状凹陷异常体有一定研究，但多集中于川中地区灯影组。李文科[5]认为此种异常体是多期淡水岩溶垮塌叠加所造成，然而杨平[6]、丁博钊等[7]对此解释为深部热液岩溶塌陷，学术界对此类异常体成因认识存在一定争议，但均认为此类异常体是优质储层，是潜在的有利勘探目标。本文借鉴四川盆地前人研究成果及塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩“断溶体”的已有认识，在高精度三维地震资料基础上，结合相干切片地震属性、模型正演、钻测井、地质资料等，对茅口组柱状凹陷异常体分布和成因进行研究。

1 区域地质概况

川西南地区位于上扬子准台地内，其西部为龙门山山前构造带，南部为峨眉-瓦屋山构造带，北部为川北低平褶皱带，现今的川西坳陷是印支期-喜马拉雅期挤压环境下形成的前陆盆地[8]。其沉积演化主要经历了震旦纪-中三叠世海相、晚三叠世早期海陆过渡相、晚三叠世晚期-第四纪陆相等主要阶段[9]。晚元古代-早寒武世的兴凯地裂运动形成近南北向绵阳-长宁拉张槽[10]（勘探生产上称“德阳-安岳裂陷槽”），为拉张基底断裂所控制，拉张槽西部边缘贯穿川西南地区。罗志立[11]早期研究发现川西南地区发育北东向基底断裂，此类断裂在2019 年经大范围重磁电震勘探进一步证实（图1），基底断裂主要为兴凯地裂运动形成，并被中晚二叠世之交的峨眉地裂运动进一步激活[12]。峨眉地裂运动造成地幔柱抬升并形成大量裂缝，沉积间断可达8～9 Ma[13]，为茅口组灰岩遭受大气淡水溶蚀提供条件，此时大规模火山岩也随着激活的基底断裂进行侵入。川西南位于峨眉山大火成岩省外带地区，是四川盆地峨眉山玄武岩主要分布区[14-15]。

四川盆地茅口组地层厚度约200～400 m，自下而上分为茅一段、茅二段、茅三段、茅四段共4 段，茅一段和茅二段又分别从下到上划分为c、b、a 三个亚段。川西南地区茅口组主要为开阔海台地相沉积[16-17]，发育茅一段-茅四段地层，茅一段主要为深灰色、灰褐色泥晶灰岩；茅二段为浅灰色生屑灰岩、藻灰岩；茅三段为灰白色细粉晶白云岩和生屑灰岩；茅四段以灰黑色绿藻灰岩为主[18-20]。地层稳定、厚度300～400 m，储层主要发育在易受岩溶的茅二段、茅三段、茅四段。茅口组底部与栖霞组呈整合接触，顶部主要与峨眉山玄武岩呈假整合接触。

图1 研究区区域构造位置

2 异常体特征

2.1 地震响应特征

近年来，塔里木盆地顺北等地区相继获得重大油气突破，油气富集区大多分布在大型走滑断裂带或与之相关的次级断裂带上，有利储集空间为由溶洞和裂缝组成的碳酸盐岩缝洞体系，即“断溶体”。此“断溶体”地震剖面上特征为:大型走滑断裂的同向轴呈长条状或花束状“杂乱错断”，断裂周围出现强、弱“串珠”状反射[21-24]（图2a）。四川盆地川中地区已发现的灯影组“岩溶塌陷储集体”[6]也存在类似的地震响应特征（图2b）。

研究区三维地震资料为2017-2019 年采集处理，在二叠系-震旦系成像和保幅方面效果显著，为研究凹陷异常体特征奠定了坚实的地震资料基础。经地震资料解释可清晰发现，该区存在和塔里木盆地顺北地区及四川盆地川中地区类似的地震同向轴柱状凹陷反射特征，凹陷从茅口组及峨眉山玄武岩贯穿震旦系，凹陷体规模从浅至深逐渐减小，震旦系内越来越弱直至消失（图2c、2d），且凹陷处存在不同程度的强弱“串珠”状反射。已有研究表明[25-27]，凹陷储集体内部破碎、充填物和胶结程度等与围岩不同，地震波在凹陷体中传播旅行时明显大于围岩，导致地震剖面同向轴存在“凹陷”特征，切片上呈现“环形、似环形”的特征。

图2 塔里木盆地及四川盆地柱状凹陷异常体地震响应特征

已有资料证实，飞仙关组泥灰岩速度5 200 m/s，长兴组碳酸盐岩速度5 600 m/s，沙湾组泥页岩速度3 800 m/s，峨眉山玄武岩速度5 700 m/s，二叠系及灯影组碳酸盐岩速度5 900～6 300 m/s，寒武系泥页岩速度4 000 m/s，陡山沱组碎屑岩速度4 200 m/s。为了更好地认识此类柱状凹陷异常体地震响应特征，结合实际地层结构及测井数据建立地质模型，并运用波动方程数值解析法进行正演模拟分析，对复杂缝洞型油气藏中地震波传播现象描述效果较好[27]。其中，观测系统和三维地震采集一致:220道接收，道距50 m，中间放炮，最大炮检距7 000 m。

分别建立不同尺度凹陷体地质模型（图3a），其中，茅口组较大尺度为纵向深度50 m，横向直径100 m；中等尺度为纵向深度30 m，横向直径70 m；较小尺度为纵向深度20 m，横向直径50 m。由正演结果（图3b）可以看出，地震剖面同向轴柱状下凹反射为地层凹陷异常体的响应特征，异常体规模（纵向凹陷深度、横向直径）越大，凹陷反射特征越明显。实际地震剖面上亦可见多处不同程度凹陷反射特征，表明研究区发育不同尺度的凹陷异常体。

图3 川西南地区柱状凹陷异常体模型正演

2.2 分布特征

相干体技术是运用相关原理突出相邻道之间地震信号非相似性的一项地震技术[28-29]，识别岩层横向非均一性、断裂特征和预测裂缝及其发育带较为有效。第1 代互相关算法对地震数据信噪比要求高，第2 代相似性相干体抗噪能力强，对大倾角敏感；第3 代本征相干算法抗噪效果好，且在有噪数据中能很好地提高横向分辨率，因此比第1 代和第2 代相干算法效果好[30]，适合对川西南地区茅口组柱状凹陷异常体的“杂乱错断”地震反射特征进行预测。

川西南BMM 和DGC 地区沿茅口组顶界第3 代相干切片可见，地震剖面上柱状凹陷异常体对应为环形或似环形的高异常值分布（图4a），且沿寒武系底界相干切片上亦存在此类特征（图4b），平面上和茅口组为同心环关系。BMM、DGC 地区发育北东向和近南北向雁列式基底走滑断裂，沿断裂附近存在明显的火山岩地震响应特征（图4a、4b），断裂垂向断距较小，主要为横向位移，其中BMM 地区断裂F4因寒武系底界垂直错断而特征不明显（峨眉地裂运动对断裂F4 影响强度大于兴凯地裂运动），沿寒武系底界相干切片上表现不明显。茅口组此类凹陷异常体位于BMM、DGC 地区北东向和近南北向基底走滑断裂附近，BMM 地区异常体直径区间主要位于100～600 m，共发现直径大于100 m 异常体近20 个（图4a）；DGC 地区异常体直径主要为100～800 m，直径大于100 m 异常体近30 个，异常体1 和异常体2 为规模最大两个，异常体1 直径近800 m，西南部存在大量的规模较小凹陷异常体群（图4c）。

图4 川西南BMM及DGC地区三维地震相干切片

3 凹陷异常体成因

通过文献调研，发现此类凹陷异常体广泛分布于国内外含油气盆地的碳酸盐岩层中，除塔里木盆地和四川盆地，在西加拿大盆地泥盆系、密执根盆地的奥陶系等碳酸盐岩层系中也普遍存在。研究此类凹陷异常体方法主要有岩石学、地球化学、同位素分析、地震属性分析等。凹陷异常体主要有古岩溶塌陷、热液溶蚀塌陷以及断层走滑-拉分3 种成因模式，后两种模式常同时发生[5-7]。

川西南地区茅口组-震旦系柱状凹陷异常体垂直深度共约1 500 m，常规淡水岩溶难以形成如此大的规模，国内外统计一般不超过1 000 m[6]。且寒武系筇竹寺组岩性主要为泥页岩，一般难以大规模形成此类凹陷。研究认为，川西南地区茅口组柱状凹陷异常体成因类似于塔里木盆地顺北地区“断溶体”，走滑断裂拉分形成小型地堑地垒，堑垒间是地幔热液及深部有机酸上涌的通道，碳酸盐岩经热液溶蚀改造形成优质储集体（图5）。McDonnell 等[31]通过物理实验证明了走滑断裂拉分处地层破碎作用最明显，并形成相对较大的垮塌空间，无论是岩溶垮塌还是热液上涌，都容易从这一位置发生。川西南地区走滑断裂发育及热液溶蚀证据如下:

图5 川西南地区柱状凹陷异常体岩溶模式

（1）前人研究及最新重磁电震资料、火山岩分布证实，川西南地区广泛发育北东向基底走滑断裂。罗志立[11]较早结合航磁及剩余重力资料，认为川西南龙泉山-川中三台地区发育基底断裂，没有明显的基底错断，为川西前陆盆地发育的一条重要边界断裂。元古代-早寒武世的兴凯地裂运动形成近南北向绵阳-长宁拉张槽（早寒武世末期填平补齐[10]），受同沉积基底大断裂控制，川西南地区位于拉张槽西侧，同沉积基底断裂及其伴生断裂于东吴运动（峨眉地裂）时期重新活化，形成了二叠系沉积期的不同规模的地垒-地堑拉分格局，对二叠系、三叠系地层沉积及火山岩喷发具有重要控制作用。2019 年川西地区进行了大面积高精度重磁电勘探，资料可以明显识别出川西南地区北东向规模较大基底断裂8 条（含边界龙泉山断裂），地震资料也可发现多处规模不一的基底走滑断裂，沿着基底断裂二叠系火山岩爆发相和溢流相（川西地区已建立相应地震地质识别模式[32]）十分发育（图6），走滑断裂在相干切片上雁列特征明显（图4b）。龙泉山大断裂为其中规模最大的一条边界断裂，其余规模不一断裂均为其伴生断裂。中晚二叠世之交，川西南地区在四川盆地为受地幔柱影响最大区域，以往不仅在大兴场（DS1 井）、周公山（ZG1 井、ZG2 井等）、油灌顶（Y1 井）等地区钻遇30～300 m 厚度不等玄武岩，近三年分别于龙泉山背斜两翼钻探的YS1 井、YT1井在二叠系均钻遇近300 m 厚火山碎屑熔岩，且地震资料可识别大量沿龙泉山基底断裂带分布的火山岩特征[33]。

图6 川西南地区基底走滑断裂及火山机构模式

（2）川西南地区岩石学及地球化学特征证实中二叠统普遍发育热液溶蚀作用。热液溶蚀和热液白云岩化是两种地质作用，热液白云岩化作用是指在埋藏条件下，围岩在深部高温流体的作用下，灰岩转化为白云岩；热液溶蚀作用是指热液对碳酸盐岩地层以溶蚀为主的改造作用，两者常同时发生[7]。斑马状或鞍形白云石、石英等矿物充填是热液白云岩化或热液溶蚀的典型标志[34]。川西南峨眉山、石渣、沙湾等露头区，中二叠统剖面均可见大套白云岩，断裂发育，裂缝中充填鞍形白云岩。川西南地区钻达中二叠统井位较多，主要分布于周公山、汉王场、大兴场等地区，ZG1 井和HS1 井等多口井在中二叠统茅口组-栖霞组均钻遇斑马状白云石、鞍形白云石，白云石充填于母岩（生屑灰岩）被溶蚀后所形成的铸模孔中，还存在硅化、石英矿物充填等特征，为典型的热液矿物存在标志。此外，ZG1 井和HS1 井栖霞组基质白云岩的87Sr/86Sr 值（0.709 17～0.710 19）和鞍形白云石的87Sr/86Sr 值（0.710 08）明显大于同期海相灰岩87Sr/86Sr 值（0.706 62～0.707 74），全球大多热液白云岩中的鞍形白云石都富含87Sr。以上表明热液溶蚀和热液白云岩化在川西南地区广泛发育，热液沿基底断裂往上对二叠系母岩（灰岩）进行充分改造。

川西南地区基底走滑断裂广泛分布，不仅是火山岩喷发的通道，也是深部热液上涌的通道。此外，由于川西南地区灯影组主要为碳酸盐岩台地相沉积，柱状凹陷异常体灯影组顶部亦存在茅口组同样的反射特征，灯影组碳酸盐岩经热液溶蚀后形成的良好储集体也是潜在的勘探目标。

4 结论

（1）川西南地区茅口组柱状凹陷异常体主要分布于北东向基底走滑断裂附近，地震剖面上凹陷反射从茅口组贯穿至震旦系，凹陷体规模从浅至深逐渐减小，震旦系内越来越弱直至消失。此异常体在沿茅口组顶界相干切片上呈环形或似环形低相干值特征，异常体直径区间主要为100～800 m。

（2）沿基底走滑断裂上涌的深部热液溶蚀是茅口组柱状凹陷异常体形成的主因。川西南地区重磁电震及二叠系火山岩广泛分布均证实基底走滑断裂的存在，此断裂形成于兴凯地裂时期，在峨眉地裂时期继承性发育，深部热液沿基底走滑断裂上涌对茅口组灰岩溶蚀，形成良好的储集体，在占川西南面积近三分之二的向斜及单斜地区广泛分布，是川西南地区下步增储上产的新领域。