四川盆地南部地区茅口组古岩溶缝洞充填演化特征

明 盈 徐 亮 周 刚 周红飞 李 毅 戴 鑫

中国石油西南油气田公司勘探开发研究院

0 引言

古岩溶储层非均质性较强，其发育受古岩溶地貌、古水文地质条件以及构造运动等多种因素的影响。而溶蚀缝洞充填物是岩溶储层形成与转化过程中的产物，对其进行研究有助于认识岩溶的发育演化[1-2]。实际上在不同成岩阶段均可致缝洞的形成或充填，通过对充填物形态、充填序列及充填物地球化学特征研究可以分析成岩或充填环境，也能从一个侧面反应岩溶环境[3-10]。另外，充填物对储层形成具有破坏作用，系统统计充填物在井上或井间充填程度，也可以指导对有效储层的预测。

四川盆地中二叠统茅口组碳酸盐岩成岩改造强烈，且受加里东期、印支期、喜马拉雅期等重要构造运动的影响，导致储层非均质性强[11]。前人对蜀南地区茅口组的研究主要集中在储层预测及有效性评价研究：吴仕虎等[12]针对蜀南地区DTC区块中二叠统茅口组高产气井进行过地震响应及裂缝预测；高峰等[13]在储层测井响应特征的基础上，运用岩心物性、压汞等分析资料，从储层岩相、岩性、裂缝、孔洞有效性等四个方面进行储层有效性评价；蒋晓迪等[14]通过波动方程正演分析及多种储层预测参数在该区适应性的联合研究，获得蜀南地区茅口组有效储层的预测方法；桑琴等[15-16]也重点分析了古岩溶储层在地震和测井上的响应特征。但是，目前该地区茅口组仍然缺乏从微观地球化学的角度对多期成岩流体与储层之间关系进行精细分析的研究。以川南地区茅口组岩心与薄片观察为基础，采用碳氧同位素、稀土元素、包裹体测温等分析手段，结合该区及邻区的构造演化背景，综合研究宏观岩心特征与微观镜下岩石学和地球化学特征，整体认识四川盆地蜀南地区茅口组岩溶缝洞充填物主要类型、充填特征及充填环境，探讨孔洞充填演化，以期为蜀南茅口组天然气的勘探开发提供一定地质指导。

1 地质概况

蜀南地区位于四川盆地南部，区域构造属川南低陡褶皱带，以泸州古隆起为中心，范围南至叙永—珙县，西至仁寿—井研一线，北抵资中—大足，东达中梁山—同福场一线，勘探开发面积约5.03×104km2。四川盆地中二叠统茅口组碳酸盐岩沉积时处于台地边缘相带[17]，中二叠世末受东吴运动影响导致蜀南地区中二叠统碳酸盐岩剧烈抬升，使地层较长时间暴露于地表，遭受长期的风化剥蚀[18]。至二叠纪末，被龙潭组煤系沉积所覆盖。之后，该区持续下沉，又依次接受了早、中三叠世的海相碳酸盐岩沉积和晚三叠世、侏罗纪、白垩纪、古近纪和新近纪的陆相沉积。期间区内发生了印支运动、燕山运动，到喜山运动以后构造格局基本定型。茅口组自下而上分为茅一段至茅四段共4个岩性段，其中茅一段与茅二段自上而下又分别细分为 a、b、c共3个亚段，大部分地区缺失茅四段，局部地区茅三段被部分剥蚀。其中茅一段以具眼球状构造的灰黑色厚层泥晶灰岩为主；茅二段下部发育灰白色泥晶灰岩，茅二段上部—茅三段沉积高能亮晶生屑灰岩；茅四段沉积时期再次发生海侵，残余地层以灰色生屑泥晶灰岩并夹少量燧石条带为主[19-21]。

2 样品分析及研究方法

经大量岩心观察及镜下薄片观察，选取蜀南地区茅口期岩溶发育典型剖面川东南水江、坡渡和冷水溪剖面采集的茅口组样品和蜀南地区5口钻井岩心为主要研究对象，所选样品溶蚀孔洞发育，矿物充填序列较全。岩心观察发现茅口组岩溶空间，主要以构造裂缝、溶缝为主，少量溶蚀孔洞。野外观察还发现存在顺层或孤立溶蚀孔洞，而其中充填物主要包含方解石、成岩的钙泥质、未成岩泥质、沥青等。根据充填物的产出具体又可分为：①早期裂缝充填的钙泥质碎屑物质、生物碎屑、基岩角砾（已成岩）（图2a、b、c）；②后期裂缝充填上覆龙潭组渗滤泥质、煤块（未成岩）（图2d）；③后期构造裂缝中半—全充填的方解石（图2e、f）；④扩溶缝充填方解石、沥青（图2g、h、i）；⑤孤立溶蚀孔洞充填方解石（图2j、k）；⑥顺层孔洞充填方解石（图2l）；⑦茅口组顶部岩溶晶洞（图2m）。

图1 四川盆地二叠系构造—地层层序对比图

图2 蜀南地区茅口组岩溶充填物特征图

对样品中岩溶充填物的形态、碳氧同位素、包裹体及稀土元素进行实验研究，分析溶缝充填环境和主要成岩矿物充填期次、时间序列。

3 地球化学结果

3.1 碳氧同位素

为便于对比，首先根据充填物产出，将取自蜀南地区5口钻井岩心和水江剖面共59件样品分为7类：茅口组基岩、溶蚀孔洞中方解石、溶缝中充填方解石、构造裂缝充填方解石、与裂缝渗流钙泥共生方解石、裂缝中充填钙泥混合物、玄武岩附近茅口组岩石和充填物。

茅口组石灰岩δ13C在3.65‰～4.74‰之间变化，平均值为4‰左右，与veizer等（1986，1999）获得的二叠系腕足类化石的碳同位素组成的变化范围相一致[22]，veizer 等得出的δ13C在2.5‰～5.5‰间波动，而δ18O在0～-10‰之间变化，平均值在-7‰左右，均属于海相碳酸盐岩沉积。腕足类生物化石代表原始海水沉积时的同位素组成，而泥晶灰岩基本未发生成岩作用的改造，能代表本区域茅口组海相碳酸盐岩形成的碳氧同位素组成。本次在乐山沙湾六井沟剖面玄武岩/茅口组接触面下采集的无论是基岩还是裂缝方解石，其δ18O值都极大负偏，达到-22‰，考虑可能为玄武岩对附近石灰岩热烤的结果。

茅口组充填物可在4类环境中形成，发现至少有4种不同的环境条件（表1，图3）。详细分析如下：

表1 蜀南地区茅口组基岩及缝洞充填物同位素特征表

图3 蜀南地区茅口组基岩及缝洞充填物碳氧同位素交汇图

第Ⅰ类为同生期或早成岩期岩溶环境，其δ18O分布范围与碳酸盐岩基岩值一致，但δ13C变化较大。说明该岩溶环境与碳酸盐岩沉积环境类似，反映了同生期碳酸盐岩沉积不久后短暂的暴露岩溶(茅口组同生期或准同生期岩溶)，为早期沉淀的缝洞方解石特征。δ13C因受大气水—海水混合的影响而分布相对基岩较宽。δ18O为-4.91‰～-9‰、δ13C为1.8‰～5.5‰。图3中两个与早期裂缝中钙泥充填物共生的方解石落入该区，反映了这些裂缝为沉积期或准同生期边拉张形成，边溶蚀充填。

第Ⅱ类为大气淡水岩溶环境，受大气淡水影响δ13C，δ18O具有明显负偏，δ13C＜ 0‰，δ18O为-12‰～-9‰，在59个样品发现有3～4颗疑似大气淡水方解石，主要是溶缝、溶孔及裂缝中生长方解石，有一颗高石1井基岩可能受大气淡水影响落入该区。

第Ⅲ类为中—浅埋藏岩溶环境，充填物方解石较负偏的δ18O值，比I类基岩负偏，而δ13C值与基岩值基本一致，未有明显负偏，δ13C为-1‰～5.0‰，δ18O为-9‰～-12.0‰。中浅埋藏环境条件下，方解石沉淀物的δ13C的来源主要是碳酸盐岩围岩，方解石沉淀物的δ13C与基岩相当。δ18O值较低主要是，氧同位素对温度敏感，当温度上升后δ16O活跃，易于进入方解石中，使得δ18O值偏负。研究区大多数裂缝方解石和溶蚀孔洞方解石同位素值落入该区（图3），说明中浅埋藏成岩期是构造裂缝形成、方解石生长主要时期。

第Ⅳ类为中深埋藏或高温热液环境，方解石δ18O值明显偏负（＜-12‰），根据前人研究δ18O＜-12.0‰不可能为低温大气淡水中形成，而可能反映方解石的形成与中深埋藏或热液作用具有明显的关系，研究区少量裂缝方解石落入该区，乐山沙湾六井沟剖面玄武岩/茅口组接触面下采集的无论是基岩还是裂缝方解石其δ18O 值都极大负偏，达到-12‰，可能为玄武岩对附近石灰岩热烤，导致石灰岩δ18O值极大负偏。

3.2 包裹体

选择了水江、坡渡、冷水溪、林滩场和太平渡剖面共23个包裹体样品进行均一温度测试，对其中的充填于孔洞缝中方解石胶结物的包裹体进行了研究。共测量流体包裹体均一温度值48个（图4），均为无机包裹体。

图4 缝洞方解石流体包裹体均一温度分布图

从图4中可以看出，区内茅口组上段的流体包裹体均一温度在57～135℃的范围内分布。尽管流体包裹体的测试样品相对较少，但根据不同剖面的温度分布情况，其特征已较为明显，温度大体可划分为四个阶段，即50～75℃、75～90℃、90～115℃和115～135℃，显示了研究区茅口组古岩溶储层可能存在4个期次的流体活动，为进一步研究储层的成岩流体环境和古岩溶特征提供了依据。由于表生期包裹体常以单液相为主无法测出温度，因此测出的包裹体温度无法指示大气淡水环境，四个温度段代表了4个主要埋藏期流体活动时期的温度，可以看出没有大于150℃的异常高温包裹体，反映了取样区是远离高温热液活动的区域，也证明了蜀南地区茅口组大多数缝洞充填方解石是在埋藏期充填，与碳氧同位素测试结果一致。

3.3 稀土元素

为了认识茅口组裂缝中泥质成分来源，对含泥成分较高的4类岩石进行取样：①龙潭组泥岩；②峨眉山茅口组顶风化壳上泥岩；③茅口组裂缝中泥岩；④茅口组泥质灰岩或钙质泥岩。将测试结果与北美标准页岩的比值，作配分模式图（图5）。有如下认识：

图5 蜀南地区茅口组泥质物质稀土配分模式图

①峨眉山茅口组顶风化壳上泥岩与B10井龙潭组泥岩稀土配分模式图曲线分布几乎一致，轻稀土稍富集，重稀土稍亏损，说明二者具有较好亲缘性，这类曲线与Martin 统计的河水的稀土元素配分模式相似，整体为陆相大气淡水环境的产物。

②茅口组泥晶灰岩、钙质泥岩、泥质灰岩，各稀土元素含量有差异，但曲线一致，表现为轻重稀土均亏损，但轻稀土稍高于重稀土，整体揭示了二叠系海相沉积环境。

③两个裂缝中充填的钙泥样品，稀土元素表现与上述两类稀土配分模式有差异，表现为轻重稀土均亏损，重稀土稍高于轻稀土，研究表明在溶液中重稀土迁移能力强于轻稀土，裂缝中泥质表现为重稀土相对高，反映了地表风化重稀土可能均迁移到裂缝中，导致裂缝中重稀土相对轻稀土高。

4 茅口组缝洞形成—充填期次分析

通过岩心和地球化学分析，整体认为茅口组储层缝洞有4个主要形成期，对应4期主要充填期导致储层破坏。

4.1 准同生暴露顺层岩溶孔洞形成—充填期

茅口组石灰岩在沉积过程中，受短期的暴露，高部位颗粒滩（岛）、灰泥丘多次遭受大气淡水淋滤，伴随着成岩作用的继续而发生岩溶作用。一般沿颗粒间溶蚀，同时可形成泥晶套（图6a），以纤状、马牙状围绕颗粒生长，形成两世代方解石胶结作用（图6）。此外，如果暴露时间稍长，可形成短暂沉积间断暴露面，暴露面下溶蚀形成孔洞，大小在2～20 cm不等，鸟眼状、窗格状不等（图7），这些孔洞发育于滩岛大气淡水透镜体内，具有明显顺层特征，相控明显。沉积期岩溶的溶蚀孔洞在云南宣威、贵州六盘水、云南镇雄以及川东南水江、太平渡和坡渡等剖面的茅口组亮晶生屑灰岩中均被发现，但孔洞形成早，基本已被后期亮晶方解石全充填。这些方解石的碳氧同位素为δ13C为 0.52‰ ～ 3.91‰，δ18O 为 -10.12‰ ～ -13.91‰，δ18O较大负偏，属于埋藏期或高温热液环境充填。即准同生期形成顺层孔洞后，后期埋藏期充填，实际上这类储集空间到现今能保存的可能很小。

图6 各成岩阶段方解石充填物照片

图7 准同生期顺层孔洞岩溶发育模式图

4.2 表生暴露岩溶裂缝充填钙泥质期

该期为茅口组沉积后，受东吴运动影响，碳酸盐岩台地整体暴露，形成了典型岩溶地貌，岩溶作用最强期，这一期方解石胶结物表现为明亮粒状淡水方解石（图6c），岩溶除在顶面形成少量孔洞外（图2m），还发育大量垂向裂缝，刚沉积不久的茅口组遭受大气淡水溶蚀，灰泥和生屑顺水被带入裂缝。在此过程中，裂缝附近岩石垮落，形成角砾与渗流的泥、生屑混合充填（图7）。该期主要是对垂向裂缝的充填较为严重（图2），但推测应该存在横向径流带，可能有未被充填孔洞空间（图8）。

图8 茅口组表生暴露岩溶期钙泥充填模式图

4.3 表生暴露后龙潭组碎屑充填期

表生暴露岩溶期结束后，茅口组上覆地层在一部分地区为玄武岩，一部分地区海侵为龙潭期泥和煤层。在这个时期龙潭组泥和煤对岩溶空间进行二次充填，导致储集空间进一步减小，这期充填物较早期灰泥更松散，在岩心中也容易识别（图2d）。

4.4 埋藏裂缝或孔洞充填方解石期

大规模的碎屑充填后，进入埋藏封闭体系，地层水逐渐饱和，前期孔、洞、缝进入化学充填时期，形成了大量埋藏期方解石充填，这一类方解石以针状、柱状充填溶孔洞、裂缝、溶缝，常与沥青共生，形成时间晚于第一期大量液态烃充注（图6d，e），从包裹体温度看，各个温度段都有充填。但有4个主要温度段为主要充填时期，每个时期可能对应一次构造运动，导致封闭体系短暂开启，打破了前期平衡，构造作用形成后期断层和相关破碎带，流体短暂活动对其产生溶蚀，形成溶缝或扩溶孔。短暂活动后又进入长期封闭体系，方解石再次在裂缝中生产，这样反复4次，形成了多期构造裂缝和裂缝充填方解石，大部分裂缝还保留有储集空间。现今茅口组钻遇大量的裂缝型储层，多数属于此类，钻井钻遇这些裂缝，多数会产生漏失，少部分会放空。

5 结论

1）蜀南地区茅口组充填物主要包含方解石、成岩的钙泥质、未成岩泥质、沥青等。根据产出分为：①早期裂缝充填的钙泥质碎屑物质、生物碎屑、基岩角砾（已成岩）；②后期裂缝充填上覆龙潭组渗滤泥质、煤块（未成岩）；③后期构造裂缝中半—全充填的方解石；④扩溶缝充填方解石、沥青；⑤孤立溶蚀孔洞充填方解石；⑥顺层孔洞充填方解石；⑦茅口组顶部岩溶晶洞。

2）研究区内茅口组上段的流体包裹体均一温度在57～135℃的范围内分布。温度大体可划分为4个阶段，即50～75℃、75～90℃、90～115℃和115～135℃，显示了研究区茅口组古岩溶储层可能存在4个期次的流体活动，为进一步研究储层的成岩流体环境和古岩溶特征提供了依据。

3）蜀南地区茅口组充填物形成于4类环境，发现至少有4种不同的环境条件：第Ⅰ类为同生期或早成岩期岩溶环境，第Ⅱ类为大气淡水岩溶环境，第Ⅲ类为中—浅埋藏岩溶环境，第Ⅳ类为中深埋藏或高温热液环境。

4）通过岩心和地球化学分析，认为茅口组储层有4个主要形成期，对应4期主要充填期，导致储层破坏：①准同生暴露顺层岩溶孔洞形成—充填期；②表生暴露岩溶裂缝充填钙泥质期；③表生暴露后龙潭组碎屑充填期；④埋藏裂缝或孔洞充填方解石期。现今茅口组钻遇大量的裂缝型储层，多数属于第④类。

总之，从野外及岩心看，茅口组主要以裂缝性储层为主，是现今勘探的主要方向，应该还存在顺层的孔洞储层，这类储层与早期滩岛暴露有关，还有可能存在暴露期径流带岩溶洞穴储层，这类储层的分布与古地貌、隔水层、海平面等相关。