蜀南地区位于四川盆地南部, 北起资中— 大足、南抵兴文— 珙县、西至犍为— 井研、东达江津— 同福场(图 1), 地理位置属四川省及重庆市境内, 区域构造位置属川西南低陡断褶带、川南低陡断褶带和川中平缓断褶带南翼, 勘探开发面积约5.03× 10⁴ km²。中二叠世末的东吴运动使茅口组广泛抬升剥蚀, 形成上下地层间的假整合接触, 泸州地区处于隆起中心地带, 剥蚀最为严重。蜀南地区构造格局经历了多期构造运动影响, 在喜马拉雅期强烈褶皱活动后基本定型。

图1

Fig.1

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	图1 蜀南地区二叠系茅口组古地质图Fig.1 Palaeogeologic map of the Permian Maokou Formation in southern Sichuan Province

该区茅口组为一套浅海碳酸盐岩开阔台地沉积, 岩性以生物碎屑灰岩为主, 厚度约200~400, m, 基质岩块致密性脆, 自下而上可分为4段(图 2):茅一段厚40~171, m, 为黑灰色中至厚层状灰岩, 夹泥质条带, 具眼球状构造, 与生物碎屑灰岩互层, 滑石化和萤石化在研究区西南部发育, 生物化石有腕足类、类和有孔虫; 茅二段厚93~302, m, 为灰色厚层块状灰岩, 下部含泥质和燧石条带, 出现珊瑚、腕足类和有孔虫化石; 茅三段厚0~68, m, 为深灰色块状生物碎屑灰岩, 微晶结构, 厚度总体向西南方向增大, 出现泥灰岩, 有类生物化石出现; 茅四段厚0~120, m, 为深灰色、灰黑色中层至厚层灰岩夹生物碎屑灰岩, 顶、底部有薄层状燧石结核, 生物化石以绿藻和红藻为主。由于遭受剥蚀的程度不同, 阳65井一带茅四段被剥蚀殆尽、茅三段出露, 而剥蚀最严重处出露地层为茅二段(图 1)。茅口组与上覆龙潭组为不整合接触, 与下伏栖霞组为整合接触。龙潭组是一套海陆过渡相沉积, 主要为深灰色、黑灰色泥页岩、岩屑砂岩夹煤层; 栖霞组主要为灰色、灰褐色生物碎屑灰岩及深灰色白云质灰岩夹燧石条带。

图2

Fig.2

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	图2 蜀南地区二叠系茅口组柱状图Fig.2 Stratigraphic column of the Permian Maokou Formation in southern Sichuan Province

从理论上讲, 要恢复古风化壳岩溶地貌形态, 最准确的方法是先确定当时的基准面, 进而求出古风化壳表面到基准面的相对高差, 了解古地貌形态的相对高低。然而, 这种方法显然是不可行的, 因为现今的古风化壳地貌已发生了变化, 而且当时的基准面也无法确定(洪余刚等, 2007)。

目前常用的古地貌恢复方法有地震模型预测法、测井曲线法、地层对比法、沉积速率法、印模法和残余厚度法等(庞艳君等, 2007), 使用最广泛的是残余厚度法和印模法。残余厚度法是利用侵蚀面到下伏水平基准面的残余厚度反映古地貌形态, 古地貌地势高的地区残余厚度大, 古地貌地势低的地区残余厚度小。印模法是利用侵蚀面上覆地层厚度与侵蚀面起伏的镜像关系来反映古地貌形态。地势较低地区的上覆地层较厚, 相反, 地势较高地区的上覆地层较薄。因此, 可利用侵蚀面至上覆的基准面的厚度等值线图来镜像反映古地貌形态。

基准面的选取要尽量满足以下3个条件:(1)必须是全区范围内分布广泛且能够代表当时的等时界面; (2)该界面要尽可能靠近侵蚀面, 因为越接近风化壳, 受后期构造活动的影响就越小, 该界面与侵蚀面间的地层厚度就越能准确地反映当时的古地貌形态; (3)该等时界面必须在钻井、地震和测井上易于识别和对比。

蜀南地区在东吴运动时期发生了不均匀抬升, 茅口组下伏地层界面发生了倾斜, 下伏地层界面已经不能代表当时的基准面, 加之运用残余厚度法需要钻穿茅口组, 各种资料不能得到充分利用, 因而残余厚度法不适合用来恢复古岩溶地貌。东吴运动以后, 研究区持续下降接受沉积, 构造运动以垂直升降运动为主, 尽管风化壳被海水淹没, 并被上覆沉积物覆盖, 但其表面相对起伏的形态得以保存, 只是基准面上升抬高。因此, 可在古风化壳的上覆地层中选择能够代表当时基准面的沉积界面, 利用该界面到风化壳顶的地层厚度来反映古地貌的相对高差, 即采用印模法来恢复古地貌形态。综合分析各种条件, 文中以长兴组顶面为基准面, 用印模法进行古地貌恢复, 主要理由如下:(1)覆于龙潭组之上的长兴组沉积厚度稳定, 大多数井钻遇地层厚度介于30~50, m, 说明上二叠统沉积对研究区进行了填平补齐, 长兴组顶面在晚二叠世末期基本是一个水平面, 且距离茅口组较近, 受构造活动影响小; (2)长兴组顶部灰岩与上覆飞仙关组底部泥岩相接触, 岩性突变, 在钻井、地震和测井上均能较好地识别; (3)由于研究区域内有大量钻井和测井资料作参考, 采用印模法可更准确地统计出不同地区上二叠统的地层厚度。

数据选取时, 由于研究区有不少逆断层穿透上二叠统, 使得断层附近的地层厚度增大。为了使得恢复的古地貌尽量准确, 求取数据时避开了有断层的井, 尽量在地层厚度稳定的地方进行取值。本次研究主要选取了340余口井的钻井分层数据, 在研究区北部等没有钻井控制的地区, 则采用地震分层数据。根据补偿沉积原理, 上二叠统厚度较薄的地方为茅口组古地貌的高地势区, 相反为茅口组古地貌的低地势区。值得注意的是, 该区长兴组沉积时期存在沉积速率差异的问题, 对于碳酸盐沉积而言, 低洼区可能由于水体深、沉积速率小、导致厚度较小, 地势较高、水体较浅处有可能沉积速率更大, 形成较大的厚度。然而, 长兴组沉积时期在蜀南地区以生屑滩沉积为主, 沉积格局为碳酸盐岩台地, 台地内地貌差异较小, 加之沉积时间相对较短且沉积厚度较薄, 对于地貌差异较大的岩溶地貌恢复, 可忽略沉积地貌的变化, 故沉积速率差异造成的影响不大, 不需要进行校正。依据统计数据, 蜀南地区上二叠统厚度为90~290, m, 以长兴组顶面为零基准面, 将0减去上二叠统厚度所得数据作为绘制古地貌图的基础数据, 恢复出了上二叠统沉积前茅口组的岩溶古地貌(图 3)。

图3

Fig.3

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	图3 蜀南地区二叠系茅口组岩溶古地貌Fig.3 Karst palaeogeomorphology of the Permian Maokou Formation in southern Sichuan Province

从图3可以看出, 上二叠统沉积之前, 古地貌地形高差在0~200, m之间, 总体表现为低山丘陵, 呈现出中间高、四周低的地貌格局。其中地势较高地区以泸州古隆起为核心、呈南东— 北西向展布, 地形沿展布方向呈台阶式逐渐降低, 南东坡度稍大、北西坡度稍小, 总体表现为区域性缓斜坡; 地势较低地区位于古隆起南西和北东侧, 其中南西侧地形坡度较陡, 而北东侧相比之下坡度较为平缓, 在南西— 北东向地形具中部高、两侧低的特征, 表现为从盆地到台(高)地再到盆地的特征。

中间高、四周低的古地貌格局, 使得古隆起核部地区成为主要的淡水补给区, 从而保证了古水系总体上由古隆起核部地区向四周低地的流动方向。根据恢复出来的古地貌图, 对研究区的古地形特征以及高地、 沟谷等在平面上的分布和相互配置关系进行分析。地势高的洼地、山间盆地等汇水区作为水系的源头, 地势低的平原地区作为水系的河口区, 水流下切形成的峡谷、槽谷作为河道的干流或支流, 且下切越深, 河道发育越好, 反之发育差。以此为主要依据, 参考研究区岩溶缝洞发育特征, 对古水系分布进行研究, 认为古岩溶发育时期, 该区主要发育4条水系, 分别是东北水系、北部水系、西部水系和南部水系(图 4)。

图4

Fig.4

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	图4 蜀南地区二叠系茅口组古岩溶水系分布Fig.4 Distribution of palaeokarst water system of the Permian Maokou Formation in southern Sichuan Province

1)东北水系。是该区最为发育的水系, 位于古隆起东北部, 地势向北东倾斜, 水系也向北东发育, 流域面积最大, 径流最长。水系分散, 由2条较大的次一级水系组成, 近平行向东北部延伸, 呈分枝状分布。源头是地势较高的峰丘洼地和溶丘洼地, 河口区为地势较低的残丘平原。坡度较缓, 源头与河口的落差约80~100, m, 沿水流方向的溶蚀和搬运作用不强烈。

2)北部水系。是该区最不发育的水系, 位于古隆起的西北部, 地势向北西倾斜, 水系也向北西发育, 流域面积最小, 径流最短。源头是地势偏低的峰丘洼地、岩溶槽谷, 河口区为残丘平原。坡度最缓, 源头与河口的落差约50~60, m。沿水流方向的溶蚀和搬运作用最弱。

3)西部水系。是该区较发育的水系, 位于古隆起的西南部, 地势向南西倾斜, 水系也向南西发育, 流域面积较大, 径流较长。水系分散, 呈扇状向南西部延伸。源于地势较高的溶峰盆地、峰丛洼地和丘峰洼地, 河口区为峰林平原。坡度最陡, 源头与河口的落差约120~140, m。沿水流方向的溶蚀和搬运作用最为剧烈。

4)南部水系。是该区较不发育的水系, 位于古隆起的南东部, 地势向南东倾斜, 水系也向南东发育, 流域面积较小, 径流较短。源头是地势较低的峰丛洼地、溶丘洼地和岩溶槽谷等, 河口区为残丘平原。坡度较缓, 源头与河口落差约为60~80, m。沿水流方向的溶蚀和搬运作用较弱。

总体而言, 古水系源头位于古隆起核部, 主要出露茅三段, 中、下游出露茅四段。水系干流及支流均顺坡发育, 两者夹角为锐角, 形成树枝状水系, 因而流域集流速度快、流量大、有利于古岩溶作用的发生。4大水系的发育程度由好到差依次为:东北水系、西部水系、南部水系、北部水系, 坡度由陡到缓依次为:西部水系、东北水系、南部水系、北部水系。西部水系沿水流方向的溶蚀和搬运作用最为强烈, 而东北水系、北部水系和南部水系相对较弱。

从岩溶特征来看, 古水系河道发育区及其两侧, 水动力能量高, 溶蚀迅速强烈, 是岩溶作用最为发育的部位。研究区大多数的高产井均位于古水系河道附近, 如自2井, 钻达井深2260.55~2265.00, m时放空4.45, m, 因井喷停钻, 无法测试, 被迫用钻具代替油管采气迄今, 累计采气已达46.6× 10⁸ m³(陈宗清, 2007)。究其原因, 是其正好位于古水系的干流上, 形成了大型的连通性古岩溶。相应的地表水系不发育的区域(如关圣场), 钻井证实其岩溶储集性也较差。此外, 蜀南地区茅口组勘探表明, 大部分的大型溶洞(如宋1井、老4井、付5井等)分布在西部水系影响的区域, 在其余水系仅零星发现, 这与西部水系坡度最陡、溶蚀和搬运作用最强烈密切相关。可见, 古水系的分布和岩溶特征是相互吻合的。

据统计, 该区已钻入茅口组灰岩的1000余口井中总共发现油气水漏失1108次, 受断层控制的油气显示198次, 其余910次显示与古岩溶形成的洞穴有关(图 5)。

图5

Fig.5

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	图5 蜀南地区二叠系茅口组古岩溶洞穴频率分布Fig.5 Frequency of palaeokarst cave of the Permian Maokou Formation in southern Sichuan Province

对后者, 发生在距茅口组顶面200, m内的油气显示数量占整个油气显示总数的86.82%, 距茅口组顶面越远显示越少, 距离大于200, m的油气显示仅占13.18%。该区有108口井发现钻具放空, 发生在距茅口组顶面200, m内的放空数量占到整个放空总数的91.66%, 距离大于200, m的放空仅占8.34%左右(图 6)。结合岩心和薄片等资料分析, 当至茅口组顶面距离小于200, m时, 溶孔、溶洞、溶蚀缝发育频繁; 距离大于200, m时, 则明显减少。故认为该区古水系对于岩溶作用的有效深度下限为200 m。

图6

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	图6 蜀南地区二叠系茅口组钻井中放空频率分布Fig.6 Frequency of emptying in drilling of the Permian Maokou Formation in southern Sichuan Province

1)东吴运动使茅口组下伏地层界面发生了倾斜, 下伏地层界面不能代表当时的基准面, 不能用来恢复研究区古地貌。分析各种条件, 以长兴组顶面为基准面, 采用印模法进行古地貌恢复。古地貌总体呈现出中间高、四周低的地貌格局, 北东侧地势坡度缓, 南西侧地势坡度陡。

2)古岩溶发育时期, 该区主要发育东北水系、北部水系、西部水系和南部水系。4大水系发育程度由好到差依次为东北水系、西部水系、南部水系和北部水系。西部水系沿水流方向的溶蚀作用较为强烈, 而东北水系、北部水系和南部水系较弱。古水系对于岩溶作用的有效深度下限为200, m。

3)以茅口组古地貌和古水系分布为主要依据, 把研究区划分为岩溶台地、岩溶陡坡、岩溶缓坡、岩溶盆地4种二级地貌单元和丘峰洼地、峰丛垄脊沟谷、岩溶槽谷、峰林平原等10种三级地貌单元。岩溶台地以垂向渗流溶蚀为主, 形成的垂向溶蚀裂缝、溶洞多被钙泥质充填, 非均质性强, 连通性差。岩溶陡坡同时具有强烈的垂向渗流和水平径流, 可形成大规模的溶蚀裂隙及溶洞、岩溶管道, 溶蚀的物质被迅速带走, 孔洞空间保存较好, 是有利的勘探区域。岩溶缓坡溶蚀作用较强烈, 但因降水滞留时间长, 溶蚀物质不易被带走, 岩溶空间易被后期充填, 岩溶缝洞系统发育规模较小。岩溶盆地以表层岩溶和浅层径流溶蚀为主, 由于是地下水的主要汇水区和排泄区, 充填作用较强, 形成的储集空间小, 连通性差, 储集性能差。