川中高石梯—磨溪地区中二叠统茅口组岩溶发育特征与岩溶古地貌恢复

2023-12-28徐平生孙超国梁家驹李天军

天然气勘探与开发 2023年4期

徐平生唐松孙超国梁家驹李天军师晴

1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室·成都理工大学 2.中国石油西南油气田公司川中油气矿 3.中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院 4.中国石油大学（北京）地球科学学院

0 引言

岩溶作用与碳酸盐岩储层的形成关系密切[1]。岩溶储层作为一种重要的勘探储层类型，广泛存在于我国乃至全球范围的各大含油气盆地中。四川盆地为典型的多期构造叠合盆地[2-3]，上震旦统灯影组、中二叠统茅口组、中三叠统雷口坡组在桐湾运动、东吴运动及印支运动作用下，形成区域性的不整合面，是岩溶储层勘探的重点层位[4-6]。茅口组岩溶储层自20 世纪50 年代在蜀南地区隆10 井测试获产以来，迄今为止已有近70 年的勘探开发历程，期间出现了以“功勋井”——自2 井为代表的一大批高产气井[7]，这表明四川盆地茅口组岩溶储层具有广阔的勘探前景。

茅口组作为岩溶储层的重要产层之一，普遍被认为存在风化壳岩溶[8-9]。陈立官等提出了茅口组岩溶为复合型岩溶的观点[10]；施泽进[11]等也认为川东南地区茅口组除存在风化壳岩溶外，还发育多期不同类型的岩溶，其中风化壳岩溶具备形成规模储层的潜力；而肖笛[12]等则认为茅口组岩溶是古大陆环境下，受岩相影响的早成岩期差异性岩溶。学者们在茅口组岩溶的观点上虽有所分歧，但对岩溶古地貌控制着岩溶储层的发育看法较为一致[13-15]，岩溶古地貌的恢复工作具有重要的油气地质意义。

前人对于四川盆地茅口组岩溶古地貌的恢复工作大多集中在蜀南、川东等地区，而川中地区相对较少，恢复的方法及基准面的选取也不尽相同。肖笛[16]等以残厚法为主、印模法为辅，选定茅三段底面恢复川南地区的岩溶古地貌，认为该界面上下地层厚度稳定、沉积连续，为一等时界面且靠近剥蚀面，具有全区可对比性；而唐大海[17]等认为茅口组底面为一等时界面且可识别性强，以茅口组残余厚度恢复川西北地区茅口组岩溶古地貌，并认为该地区茅口组残余地层厚度受到多因素控制；李大军[18]等也在对四川盆地茅口组构造演化、沉积和岩溶地貌讨论分析的基础上，认为茅口组残余地层厚度受沉积与剥蚀共同影响；桑琴、聂国权[19-20]等则认为蜀南地区茅口组受构造影响大，残厚法在该区失去适用性，先后采用印模法对蜀南三级地貌及古水系进行精细刻画，为岩溶储层的勘探开发提供更为精确的指导。

前人恢复结果认为川中地区茅口组整体位于岩溶斜坡带[21-22]，遭受溶蚀作用强烈，具备大面积岩溶储层发育的条件[23]，钻录井资料上也存在大量的放空、井漏、气侵及气测异常情况，揭示着川中地区的岩溶储层具有一定的勘探潜力。本文在前人研究的基础上，通过残厚法精细刻画川中高石梯—磨溪地区中二叠统茅口组岩溶古地貌，分析各类地貌特征及岩溶发育条件，为川中地区茅口组岩溶储层天然气勘探提供一定的借鉴。

1 区域地质背景

高石梯—磨溪地区位于四川盆地中部，整体由遂宁、安岳及潼南三地所辖，构造上属川中低缓褶皱带，三维地震工区覆盖面积近8×103km2。中二叠世早期，栖霞组发生大规模海侵，沉积受到加里东运动古地貌影响，形成了的西南高东北低的古地貌格局[24]。茅口组早期则在继承栖霞组古地貌格局基础上再次接受海侵，开始沉积一套低能石灰岩和泥灰岩[25]；到中二叠世末期，受东吴运动影响，茅口组顶部暴露地表，遭受不同程度剥蚀，发生了1～3 Ma 的沉积间断[26-27]，该事件奠定了茅口组岩溶储层发育的基础；而后茅口组剥蚀面之上被上二叠统覆盖，与之呈不整合接触。高石梯—磨溪地区现今茅口组顶面构造大体上呈现南高北低格局，磨溪—龙女寺地区局部存在构造高点（图1）。

图1 四川盆地中部高石梯—磨溪地区茅口组顶面现今构造及地层柱状图

高石梯—磨溪地区茅口组沉积厚度介于180 ～270 m，可划分为茅一、茅二、茅三和茅四段，其中茅二段又可分为上、下两个亚段。茅一段主要发育较深水环境下灰色或深灰色的泥质灰岩、泥晶灰岩，具有“眼球—眼皮”状构造；茅二段岩性以浅灰色或灰色生屑泥晶灰岩为主，局部发生白云石化；茅三段则为浅灰色亮（泥）晶生屑灰岩，生物碎屑灰岩；而茅四段普遍缺失，仅残留于西部，以灰黑色泥晶灰岩为主[28]。

2 茅口组古岩溶发育特征

2.1 地层缺失与不整合

通过对区内东西及南北向剖面的地层对比，研究区茅口组顶部普遍存在缺失情况，并与上覆地层呈不整合接触关系，其中茅三段、茅四段缺失程度不一，而茅一段和茅二段保存完整，沉积厚度分布较为稳定；整体上缺失程度具有由高石梯地区向磨溪地区增强趋势，其中磨溪地区普遍缺失茅四段，尤其在MX105 井、NS5 井等区域茅三段缺失程度也较大（图2）。

图2 四川盆地中部高石梯—磨溪地区茅口组连井对比剖面图（剖面位置见图1）

2.2 溶蚀及充填特征

中二叠世末期，受东吴运动差异抬升影响，茅口组顶部暴露地表，遭受风化剥蚀及大气水岩溶改造。岩心常见茅口组顶面发育薄层状铝土质风化残积层（图3a），为风化壳岩溶的标志[29]，溶洞、溶缝及溶沟等现象也较为发育，被泥质、沥青、方解石和黄铁矿等物质不同程度充填和胶结（图3bf），局部可见溶蚀伴生的岩溶角砾；鉴于岩心上黄铁矿及黏土矿物充填现象，本次结合前人观点认为该异常组分来源于上覆上二叠统龙潭组及风化残积层，一方面龙潭组本身就具有较高组分的黄铁矿和黏土矿物[30-31]，另一方面黄铁矿和黏土矿物常为风化残积物组分[32]，这些组分通过岩溶缝洞系统混入到茅口组中，造成局部黄铁矿及黏土矿物组分异常，也从侧面证实茅口组风化壳岩溶的存在。

图3 四川盆地中部高石梯—磨溪地区茅口组岩心及薄片岩溶特征图版

2.3 钻录井响应特征

钻井过程中钻具的放空、钻井液的漏失是钻遇岩溶缝洞的主要表现[33]。通过对高石梯—磨溪地区岩溶缝洞的测井响应特征筛选及不完全统计，结果显示高石梯—磨溪地区钻录井响应类型以钻井液的漏失为主，且主要集中于距茅口组顶部50 m 左右范围内（表1），其中茅三段显示情况整体较茅二段频繁，表明区内茅口组顶部岩溶现象广泛发育。

表1 四川盆地中部高石梯—磨溪地区部分岩溶缝洞钻录井响应统计表

2.4 测井响应特征

岩溶作用下形成的岩溶缝洞系统，由于充填程度及充填物质的差异，具有不同的测井响应特征；通过对岩心及薄片观察，认为本区岩溶现象广泛发育，但充填程度整体较蜀南地区高，溶蚀空间充填情况复杂，其中全充填类石灰岩致密缺乏储集性能，该类充填物多为方解石、泥质等，无残余空间，具有与基质灰岩类似的测井响应，中子与声波基本无变化，呈现低密度特征，电阻率降低或呈现高值；无充填或部分充填类因存在一定空间，在常规测井上通常具有较高的中子与声波，部分规模较大溶洞可导致明显扩径现象，但由于充填物质及残余空间的综合影响，其测井曲线特征表现复杂多样，需结合岩心及其他资料进一步分析，如GS1 井茅三段岩心上岩溶缝洞发育，泥质、沥青、岩溶角砾等部分或全充填，在常规测井上表现为“三低两高”，即低无铀伽马、低电阻率、低密度、较高声波及中子，其电成像测井上可见亮色背景下的暗斑与暗色正弦曲线（图4），反映裂缝与孔洞发育，揭示着岩溶作用的存在。

图4 GS1 井岩溶测井响应特征图

2.5 地震响应特征

岩溶作用形成的缝洞体系在地震上通常表现出一定响应特征。基于地震数据，前人对茅口组岩溶储层的地震响应做过大量研究工作，认为茅口组岩溶储层在地震上常具有低频弱振幅、亮点反射和杂乱反射等特征[34]。本次通过精细的井震标定，结合地震剖面分析表明（拉平茅二段底面），区内茅口组顶部杂乱弱反射特征尤为明显，并伴随有地层的加厚现象（图5），推测该特征可能与岩溶缝洞发育的非均质性相关，也进一步从侧面证实高石梯—磨溪地区茅口组风化壳岩溶的发育。

图5 四川盆地中部高石梯—磨溪地区PT1-GS1 井剖面地震响应特征图

3 茅口组岩溶古地貌恢复及特征

3.1 岩溶古地貌恢复

古地貌恢复方法多样，且优缺点各异，学者们在选取古地貌恢复方法时，根据恢复区实际情况，选择一种或多种适用方法，其中以印模法与残厚法居多[35-37]；印模法与残厚法以选取相应的恢复基准面，利用基准面与恢复面间的地层厚度来反映古地貌形态。印模法作为常用的恢复方法，在上覆基准面选择的基础上，利用“镜像”关系表征古地貌，龙潭组和长兴组界面常被用于茅口组古地貌恢复[20,38]，然而本次认为上覆地层界面并不适合于本区域的古地貌恢复。首先区内茅口组上覆的龙潭组为一套海陆过渡相泥页岩夹碳酸盐岩，向北部逐渐转变为同期异相的上二叠统吴家坪组，碳酸盐岩含量逐渐增多[39]，岩性呈过渡性变化，因而龙潭组不适合本次的古地貌恢复；其次在晚二叠世拉张背景下，川中地区发育蓬溪—武胜台凹[40]，沉积环境发生分异，该区域沉积的上二叠统长兴组岩性及厚度差异性大，故长兴组也不适合作为恢复基准面；此外区内钻录井资料显示部分井位在茅口组顶部钻遇玄武岩，该情况对古地貌恢复结果将产生一定影响。综上认为印模法并不适合用于本区的古地貌恢复，因而本次使用残厚法来恢复岩溶古地貌。

残厚法基准面的选择要求该基准面具有区域的等时性，易于野外、测井及地震上的识别，另外在原始地层沉积厚度上应相差不大，并尽可能地接近待恢复面。茅口组在继承中二叠统栖霞组海侵地貌基础上，沉积前虽仍有西南高东北低的趋势，但经过茅口组沉积早期海侵进一步的填平补齐作用，沉积前地貌对茅口组后续沉积基本已无影响[41]。在茅口组沉积早期海侵体系中，茅二段底面为最大海泛面[42]，具有区域的等时性；茅口组沉积中晚期，高位体系域下的沉积物较海侵体系域中泥质含量显著降低，自然伽马呈现陡然下降趋势，在野外、钻井上可识别性强，因此本次以填平补齐界面（茅二段底面）为恢复基准面，利用该基准面与茅口组顶面间的残余厚度来反映岩溶古地貌形态。

传统残厚法观点认为残余厚度主要受剥蚀程度控制，即残余厚度大，遭受剥蚀程度就小，为古地貌低部位，反之则为古地貌高部位。但前人在对四川盆地茅口组岩溶古地貌恢复过程中认为川西南—川中—川北地区残余厚度逐渐减薄，并以传统残厚法观点将川北地区解释为岩溶高地，后发现与该地区吴家坪期深水盆地相沉积相互矛盾[23]；江青春等学者针对该问题进行论证分析，并对四川盆地茅口组顶部地层缺失量及成因探讨，认为受茅口组沉积末期冰川海平面下降影响，茅口组沉积末期的地层剥蚀是由于冰期海平面下降侵蚀所致，具有由西南向东北逐渐降低的继承性岩溶地貌格局[43]，因此本文依据该观点认为残余厚度大的区域为古地貌高部位，残余厚度小的区域为古地貌低部位。高石梯—磨溪地区探井及开发井位分布密集、覆盖广阔，地震资料较为完整，给本次岩溶古地貌恢复工作带来便利，基本满足于岩溶古地貌恢复精度要求。

3.2 岩溶古地貌类型及其特征

本次在前人古岩溶地貌分区认识的基础上，根据高石梯—磨溪地区茅二段之上的茅口组残余厚度特征及坡降条件，将工区分为岩溶缓坡及岩溶洼地两种二级地貌类型；为进一步明确古地貌特征，本次参考了现代岩溶地质学理论，结合区内岩溶微地貌形态及组合特征，建立相应划分指标如下。

3.2.1 岩溶正地形

高石梯—磨溪地区正地形类型以溶峰、溶丘、垄脊为主，其中溶峰山体高大于25 m，高/基座直径大于0.5，山体一般呈锥状或塔状（山体边坡较陡一般大于30°）；溶丘山体高小于25 m（山体高差5 ～10 m 为微丘），高/基座直径小于0.5，山体一般呈浑圆状或馒头状（山体边坡较缓一般小于30°）；垄脊由溶丘、溶峰定向排列组合，呈条带状展布，一般向一侧倾斜，两侧常发育岩溶沟谷、槽谷及洼地，延伸长度较长，一般大于250 m[27]。

3.2.2 岩溶负地形

高石梯—磨溪地区负地形类型包括岩溶槽谷、岩溶沟谷及洼地，其中岩溶槽谷呈长条形溶蚀谷地，底部地势相对平坦，并具有向一端倾斜趋势，坡度一般小于15°，其宽度一般大于5 m，长一般大于50 m，断面多呈“U”字形，两岸地形坡度相对平缓，上部较开阔；岩溶沟谷则为长条形溶蚀沟谷，与岩溶槽谷特征类似，但其宽度一般小于5 m，长一般大于50 m，断面多呈“V”字形，沟谷上一般无覆盖层；而洼地形状不规则，一般为近圆形或椭圆形，平面上多属“倒圆锥”形，洼地底部多分布有落水洞，其个体形态底部直径一般小于100 m，依据相对高差大小进一步可分为深、浅洼地。

依据研究区微地貌组合形态特征，在二级地貌分类的基础上识别出9 种三级岩溶地貌类型（表2、图6），即：

表2 四川盆地中部高石梯—磨溪地区茅口组三级岩溶古地貌单元划分指标表

图6 四川盆地中部高石梯—磨溪地区茅口组三级岩溶地貌图

①峰丛洼地，由溶峰及洼地构成，峰洼相对高差一般大于30 m，溶峰山体基座多数相连，围绕洼地无规则排列。

②峰丘洼地，主要由溶丘、洼地及少量溶峰构成，丘洼相对高差一般小于25 m，洼地多为浅洼，散落分布呈星状。

③丘丛垄脊沟谷，主要由溶丘和沟谷组成，丘谷相对高差一般小于25 m，垄脊与沟谷呈定向间隔排列，向一侧倾斜。

④丘丛槽谷，主要由溶丘和槽谷组成，丘槽相对高差一般不小于20 m，槽谷呈“U”字型，延伸较长。

⑤丘丛洼地，主要由溶丘和洼地组成，丘洼相对高差介于10 ～20 m，溶丘基座多相连，聚集成丛，洼地多为封闭浅洼。

⑥微丘洼地，主要由微丘和洼地组成，丘洼相对高差一般小于15 m，溶丘基座相连但聚集性差，洼地连通性一般。

⑦残丘洼地，主要由岩溶残丘和洼地组成，丘洼相对高差介于10 ～20 m，残丘矮而独立，呈星散状分布，洼地连通性较好。

⑧丘丛谷地，主要由溶丘和谷地组成，丘谷相对高差一般不超过15 m，地形平缓但具倾斜，溶丘与洼地交互排列。

⑨岩溶沟谷，主要由沟谷组成，呈“V”字形，与两侧地形相对高差平均在40 m 以上，以侵蚀为主。

4 岩溶古地貌与岩溶储层关系

本次根据茅二段底面至茅口组顶面地震层位解释数据，利用残厚法恢复岩溶古地貌，结果表明研究区整体上表现为“两高两低夹一带”特征，即“两高及一带”为岩溶缓坡，“两低”为发育的两处岩溶洼地，地势具有自西向东缓慢降低的特征，地表径流以丘丛垄脊沟谷两侧的岩溶沟谷为主，局部发育槽谷及洼地等，最终均汇聚进入岩溶沟谷形成地表径流。总体来看研究区处于岩溶缓坡与洼地交互发育处，地表及地下径流强烈，岩溶作用为大气淡水淋滤及地下水径流溶蚀并存，但受限于整体的地势，主要还是发生在浅部，且充填程度一般较高；鉴于岩溶地貌、地形及地势等方面的区别，在研究区部分区域仍可形成具规模的岩溶缝洞，具体分析如下。

4.1 岩溶缓坡

岩溶缓坡位于研究区西南部及中部，地形地势具有一定起伏，地势整体具南西至北东向倾斜状，相对高差一般小于50 m，地形坡度较为平缓，茅二段之上残余厚度介于115 ～165 m。岩溶缓坡是向岩溶洼地的过渡区域，既接受来自于岩溶台地的渗流补给，也存在地表大气淡水的淋滤，垂向渗流及水平径流为主要的溶蚀作用方式，且存在一定坡降条件，风化剥蚀物及水流不易滞留，但潜水面埋深较浅，径流缓慢，岩溶作用强度虽相对较弱，但整体上仍为岩溶储层发育有利区。研究区内丘丛槽谷及岩溶沟谷地貌为地下水和地表水的径流区，因与两侧存在较大地貌高差，地形坡降较大且径流迅速，沿着径流通道两侧范围内岩溶作用较强，且不易被充填，具备区域范围内优质岩溶储层发育的条件；丘丛垄脊沟谷以垄脊、洼地及沟谷为主，平面上呈现串珠状定向排列，相对高差介于20 ～25 m，垄脊之间常发育洼地及沟谷等负地形，该处具有强烈的溶蚀作用，也是优质岩溶储层发育的有利区域；另外在峰从洼地与峰丘洼地地貌内部发育地势较高的溶丘、溶峰，而整体地势相对较低，水动力条件同样强烈，也是优质岩溶储层发育的有利区（图7）。

图7 四川盆地中部高石梯—磨溪地区中二叠统茅口组三级地貌岩溶发育模式图

4.2 岩溶洼地

岩溶洼地主要分布在区内东北部及东南部，地形较为平缓，为地势低部位，茅二段之上残余厚度小于115 m。岩溶洼地为地下水水流的汇聚及排泄区，地表及地下水系发育，但因地形条件限制，水流滞留性强，渗流及径流溶蚀作用弱，整体长期处于潜水面之下，水岩作用时间长，岩溶储层基本不发育。但研究区岩溶残丘较为发育，在残丘洼地内多为个体残丘，向洼地深部逐渐消失，部分残丘地势相对较高（相对高差大于15 m），具备岩溶缝洞储层发育条件。