四川盆地东部中二叠统茅口组地层划分、对比与岩溶古地貌恢复

2021-07-15陈卫东陈义才徐发波李世临李延钧曾丽媛

天然气工业 2021年6期

陈卫东陈义才徐发波李世临李延钧曾丽媛谭谦康宇

1.中国石油西南油气田公司重庆气矿 2.成都理工大学 3.成都创源油气技术开发有限公司

0 引言

四川盆地东部（以下简称川东地区）大力勘探石炭系目的层期间，在上覆地层的中二叠统茅口组也获得了少量高产气井。近年来，川东地区高陡构造带石炭系的勘探程度越来越高，进一步找构造圈闭的空间越来越小，构造低位（向斜与斜坡）的岩性—地层圈闭日益受到重视[1-3]。早二叠世末期，峨眉山地幔柱差异上升，川东地区北部茅口组上部地层发生了不同程度的剥蚀，在大气淡水的溶蚀淋滤作用下，形成孔洞、缝洞型石灰岩储层[4]。2018年8月，五探1井首次在川东地区高陡构造向斜区茅口组获得重大突破，测试获得日产量为82×104m3的高产气流，显示了构造低位茅口组古岩溶作用形成的岩性圈闭具有良好的勘探潜力。由于盆地北部茅口组后期沉积相变过程复杂以及茅口组顶界深水泥质岩与上覆上二叠统龙潭组底部的煤系泥岩缺乏统一划分标准，采用残余厚度法恢复的茅口组岩溶古地貌格局存在较大差异[5-6]，制约了该区岩溶储层天然气勘探。为此，笔者在川东地区北部的观音洞、红花园及双河等露头剖面观测基础上，结合檀木场、云和、马槽等构造的能谱测井资料，确定了茅口组与龙潭组、孤峰段与茅三段的划分标准，并对川东地区221口钻井进行统一划分与对比，同时结合构造低位地区184口地震虚拟井的地层厚度，进一步厘清茅口组岩溶古地貌单元的分布格局，以期为寻找茅口组岩溶储层提供帮助。

1 茅口组地层划分

1.1 地层划分的标志层

标志层是等时格架内地层划分与对比的基础。研究区（图1）茅口组划分中可以识别出以王坡页岩、茅一b亚段顶部高自然伽马段和中二叠统栖霞组二段低自然伽马段3个标志层。

1.1.1 王坡页岩

卢衍豪[7]最早把汉中梁山地区茅口组石灰岩与吴家坪组石灰岩之间黄灰色、黄褐色含植物化石碎片的粉砂质铝土质泥岩称为王坡页岩，并认为其形成于陆相或海陆交互相。郭俊锋等[8]发现该剖面岩石样品显微镜下具有蚀变残留玻屑凝灰质结构，其中蒙脱石成分的玻屑集合体仍然保留了塑性变形，指出王坡页岩具有典型的斑脱岩特征。川东地区北部露头剖面（图2-a）和钻井取心（图2-b）可见，王坡页岩分布在上覆龙潭组或吴家坪组与下伏茅三段之间，呈凹凸不平接触，厚度介于0.3～2.5 m，岩性为灰褐色、浅灰色玻屑凝灰岩（图2-a、b），镜下见玻屑结构（图2-c），风化后呈黄褐色，结构疏松，野外识别标志明显。

王坡页岩在测井曲线上具有高—中自然伽马（GR）、低铀（U）、高钾（K）、中—低声波时差（AC）、低电阻（R）的特征；上覆龙潭组底部为中—高自然伽马、高声波时差与低电阻，而下伏茅三段则以低自然伽马、高电阻和低声波时差为特征（图3）。

综上所述，茅口组沉积末期，在峨眉山大火成岩省火山活动过程中，当火山灰经空气携带沉降在海相碱性环境中，蚀变为以蒙脱石成分为主的斑脱岩[9-10]；当火山灰沉降在茅口组风化壳时，凝灰岩与残积铝土质页岩混合在一起。王坡页岩在川东地区广泛分布，其岩性与电性特征明显，是划分上二叠统与中二叠统的良好标志层。

1.1.2 茅一b亚段

川东地区不同构造308口井钻穿茅口组的测井资料分析显示，其中90%以上的井在茅一段中上部发育一层高自然伽马段，厚度一般介于1～2 m，少数井可达4 m，自然伽马介于120～160 API，声波时差介于45～65 µs/m，深侧向电阻率（RLLD）介于20～200 Ω·m。钻井取心和野外露头观察发现，茅一b亚段高自然伽马段的岩性为浅灰色含凝灰质岩夹薄层泥质泥晶灰岩。该高自然伽马段之上的茅一a亚段具有齿状中—低电阻和弱齿状中—低声波时差；其下的茅一c亚段表现为箱状高电阻和箱状低声波特征。茅一b亚段高自然伽马段测井曲线上易识别，在区域上稳定分布。

1.1.3 栖二段

川东地区野外露头剖面观察表明，栖二段岩性为灰色中—薄层含生屑、砂屑灰岩，厚度介于15～25 m，区域分布稳定。栖二段与上部茅口组和下部栖一段的电性划分标准明显，表现为弱齿状低自然伽马和微齿箱状高电阻。

1.2 孤峰段划分标志

1930年，李四光等把安徽池州贵池地区分布于栖霞组石灰岩之下、龙潭组煤系之上的黑色页岩命名为孤峰层。孤峰组指栖霞组与龙潭组之间的薄层硅质岩、硅质页岩、粉砂质泥岩、碳质页岩、锰质页岩，下部页岩含锰及磷质结核，与上覆龙潭组和下伏栖霞组均为整合接触，正层型位于安徽泾县孤峰镇[11-12]。在下扬子地区，孤峰组与茅口组碳酸盐岩属于等时异相沉积；在中上扬子地区，其顶界向下穿时，底界向上穿时[13-14]。笔者将孤峰组在川东地区划分为茅口组的孤峰段（图4）。

川东地区孤峰段岩性主要为黑灰色薄层碳质页岩、硅质页岩夹薄层含泥灰岩和硅质岩。在能谱测井曲线上，孤峰段具有高自然伽马、高铀、低钍特征，王坡页岩则表现为高自然伽马、低铀、高钾。在常规测井曲线上，孤峰段具有高自然伽马、中—低电阻和低声波时差特征，而王坡页岩虽然也表现高自然伽马和低电阻，但是声波时差相对高于孤峰段。

1.3 地层划分

四川盆地二叠系的划分多年来一直采用上、下二分方案，即上统（包括吴家坪阶与长兴阶），下统（包括栖霞阶与茅口阶）。李国辉等[15]通过二叠系岩石地层、生物地层的对比分析，提出了三分方案，但下统普遍缺失隆林阶，紫松阶仅局限于川西龙门山一带；中二叠统和上二叠统在盆地内分布广泛。笔者结合四川盆地目前主要以三分为主的现状以及目前的勘探情况，在二叠系三分方案基础上，增加了茅二段等时异相的孤峰段（表1）。

表1 川东地区中—上二叠统地层划分方案表

2 地层对比及其厚度分布特征

2.1 地层对比

川东地区高陡构造断层发育、地层产状变化大，对不同构造带之间的地层对比带来一定困难。针对不同构造带的钻井与测井资料情况，首先在各构造带选择测井资料较全、标志层特征明显，并且受断层、构造挤压变形影响较少的井作为标准井，然后建立标准井格架剖面进行区域性的井间地层对比。

在川东地区51个构造221口探井和评价井系统分层基础上，选出109口标准井，建立12条连井格架对比剖面，其中近南北向的4条，东西方向12条。连井地层对比剖面显示，川东地区北部茅口组遭受剥蚀最强烈，不仅茅四段与茅三段缺失，茅二a亚段及孤峰段也遭受不同程度的剥蚀，并且海槽相孤峰段从东往西及从北往南，沉积时间由老变新，开始发育于茅二b期，结束于茅二a期（图5）。

2.2 地层平面分布特征

川东地区在高陡构造带地层倾角变化大，局部地区地层产状甚至倒转。因此，绘制茅口组残余厚度平面分布图时，需要对钻井分层的厚度进行地层倾角的校正，计算地层真厚度，即：

式中α表示地层倾角，（°）；H表示钻井分层厚度（地层似厚度），m；h表示地层真实厚度，m。

式（1）中地层倾角大小取决于所钻井在局部构造等值线的差值（Δh）与该差值所在构造等值线间的水平距离（Δx）（图6）。川东地区现有钻井主要分布在各高陡构造一带，构造斜坡及宽缓向斜区缺少钻井资料，根据二维地震解释剖面，共补充了184口人工虚拟井。

川东地区茅口组厚度总体上具有“南厚北薄”、“西薄东厚”的分布特征，南北方向厚度变化表现为达州—开江—开州—万州一带地层厚度较薄，一般介于130～190 m；大竹—梁平以南地区的地层厚度介于200～300 m，东西方向的厚度变化表现为在大竹—邻水—重庆一带地区地层厚度较薄，一般介于225～250 m，忠县—丰都—涪陵—南川地区的地层相对较厚，一般介于280～340 m（图7-a）。

茅口组各段厚度在平面分布差异较大。茅一段厚度大部分地区介于80～100 m，在丰都—忠县等局部地区介于110～130 m，重庆—长寿—垫江—梁平及其以西地区的地层厚度介于60～80 m。整体而言，茅一段厚度具有“东厚西薄”的分布特征，但南北方向的地层厚度变化较小（图7-b）。

茅二段厚度一般介于90～140 m，在长寿—垫江—丰都—梁平一带的厚度介于140～190 m，达州—开州—万州以北地区一般介于40～65 m。茅二段厚度在东西两侧的变化较小，南北方向上具有明显的“南厚北薄”特征（图7-c）。茅二段厚度北部较薄不仅与沉积相带变化有关，而且与茅口组沉积末期发生的地层剥蚀也有关系。

茅二c时期，整体上处于碳酸盐岩台地沉积，地层厚度分布变化较小。茅二段沉积后期（茅二a—茅二b亚段沉积时期），中部和南部仍然为碳酸盐台地沉积，北部构造拉张作用增强，海水变深形成海槽相，其沉积地层厚度小于南部台地相。海槽相孤峰段在马槽1-1井区厚度约为27 m，其余地区地层厚度较薄，一般介于5～15 m（图7-d）。上扬子板块北缘在茅二段沉积后期形成的海槽主要呈由东往西展布，而在达州和开江之间孤峰段的缺失区为近南北向分布，反映了茅口组沉积末期发生构造抬升作用造成了茅口组上部地层的剥蚀。

茅三段在川东地区主要分布其中部和南部，在邻水—垫江—忠县以北以及重庆东侧的残余地层厚度较薄，一般介于10～20 m，石柱—涪陵—丰都局部地区可达35～40 m，其余大部分地区的厚度一般介于20～30 m（图7-e）。值得注意的是，在川东地区北部的达州—开江—开州及万州—奉节以东地区缺失茅三段，但是在宣汉县渡口镇观音洞剖面见台地相的茅三段，厚度约为20 m。

茅四段在川东地区分布范围较小，残余地层分布主要分布在川东地区东南部的南川—长寿—石柱一带，地层厚度一般介于5～15 m，局部井区可达30 m（图7-f）。

3 古地貌恢复

3.1 基本原理

古地貌指地层沉积末期，被上覆地层覆盖之前的地形面貌。在碳酸盐岩地区，地层残余厚度在一定程度上能够反映古地貌地势的相对高低。在相似大气淡水背景下，所处地势相对较高，遭受地表风化时间越长，被剥蚀地层越多，相应的残余地层就越少，且厚度越薄；反之处于地势越低的地区，地层残余厚度较厚[16-17]。当发生多套地层被剥蚀时，以未遭受剥蚀的标志性地层与古风化壳不整合面之间的地层厚度作为残余地层厚度[18]。笔者采用残余厚度法恢复茅口组古地貌。

3.2 残余厚度法的影响因素

川东地区茅口组钻井数量多、分布广，结合二维地震剖面虚拟井的残余厚度，为恢复古地貌奠定了重要基础。采用残余厚度法刻画古地貌时，还考虑以下3个主要影响因素。

3.2.1 地层原始厚度

在地层遭受剥蚀之前的原始厚度分布相对稳定的背景下，残余厚度才能反映古地貌的地势高低。川东地区在栖霞组沉积期间进入碳酸盐岩台地沉积以来，一直持续到茅口组末期。在茅口组沉积中期，除了北部发生短时间拉张海槽沉积外，整体上为碳酸盐岩台地沉积。因此，茅口组的原始地层厚度在区域上分布相对稳定，局部地区有所变薄。

3.2.2 地层岩性

在相似地表大气淡水环境作用下，地层岩性的差异对地层剥蚀作用的影响较大。当地层露于地表后，碳酸盐岩比泥质岩和硅质岩遭受的化学溶蚀更强烈。川东地区茅口组岩性以石灰岩为主，夹少量薄层泥质灰岩和白云岩，在北部海槽相孤峰段发育碳质页岩和硅质岩。因此，除了孤峰段分布区外，茅口组的抗风化能力基本相似。

3.2.3 构造抬升幅度

早二叠世晚期的东吴运动在地幔柱活动中心的大理、米易一带地壳抬升幅度大于1 000 m，在四川盆地内部地壳抬升的规模介于100～400 m，形成“西高东低”的地貌格局[19-20]。川东地区峨眉山玄武岩分布不稳定，在川东北部的厚度较大，一般介于15～30 m，同时已经初具雏形的开江古隆起范围继承性的进一步扩大[21-22]。由此可见，川东地区受东吴运动的影响，北部构造隆升幅度相对较大，导致茅口组暴露时间相对较长，风化溶蚀作用相对强烈。

3.3 古地貌单元划分标准

针对现阶段川东地区茅口组的整体勘探程度，在茅口组地层残余厚度分布基础上，结合被剥蚀层段以及地层岩性特征，将茅口组末期古地貌的一级单元划分为岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶盆地（图8）。

岩溶高地处于古地势较高地区，风化作用较强烈。划分标准为茅三段厚度小于15 m，同时孤峰段残余厚度不超过5 m，被剥蚀地层主要为茅四段和茅三段，局部地区的茅二段上部（茅二a亚段、茅二b亚段及孤峰段）也遭受不同程度的剥蚀。

岩溶盆地处于古地势低缓地区，经历的风化作用弱。划分标准为茅四段残余厚度大于15 m，同时茅三段厚度超过35 m，或者孤峰段残余厚度超过20 m（其中泥质岩和硅质岩厚度大于10 m）。

岩溶斜坡介于岩溶高地与岩溶盆地之间，古地势相对平缓，风化作用较弱。划分标准为茅三段遭受剥蚀后的残余地层大于15 m，或者孤峰段残余地层厚度介于5～20 m；或者茅四段残余厚度低于15 m。

3.4 古地貌分布特征

根据茅口组古地貌划分标准，在平面上刻画出“2个岩溶高地、2个岩溶斜坡和3个岩溶盆地”（图9）。岩溶高地主要分布在东北部的宣汉—达州—开江—梁平及万州东南部地区，面积为0.81×104km2，该区不仅茅三段被全部剥蚀，孤峰段在达州、开江等局部地区也剥蚀殆尽，孤峰段残余厚度小于5 m。第二个岩溶高地的面积为0.14×104km2，分布在重庆—长寿—南川之间，茅四段被全部剥蚀，茅三段残余厚度小于15 m。

茅口组岩溶盆地主要分布在丰都—涪陵东南部，面积为0.29×104km2，该区茅口组剥蚀微弱，茅四段厚度大于15 m。大竹西北部及奉节以北的岩溶盆地范围较小，面积分别为0.13×104km2和0.11×104km2，前者茅三段虽然遭受不同程度的剥蚀，但是孤峰段泥质岩厚度介于10～15 m，后者茅三段全部剥蚀，孤峰段泥质岩厚度介于10～20 m。

茅口组岩溶斜坡主要分布在研究区中南部的忠县—垫江—长寿—南川一带，面积为2.20×104km2，茅四段和茅三段遭受不同程度的剥蚀。北部岩溶斜坡主要分布在开州—云阳地区，面积为0.96×104km2。

川东地区茅口组岩溶高地、岩溶斜坡分布范围广，有利于岩溶储层的大面积分布。川东地区中部和北部岩溶高地、岩溶斜坡带的茅二b亚段、茅二c亚段及茅一段中上部，受地表大气淡水垂直渗流和水平潜流的岩溶作用较强烈，有利于发育孔洞型储层和缝洞型储层；南部岩溶储层主要发育在茅三段、茅二a亚段及茅二b亚段。