通过对研究区泸州古隆起核部与周缘的茅口组上部地层进行对比, 发现茅口组存在地层缺失以及与上覆地层的不整合接触关系(图2), 其中泸州古隆起核部茅口组遭受剥蚀最为强烈, 向周缘剥蚀程度逐渐减弱。例如, 位于古隆起核部的梯2井、寺16井, 茅三段对应的箱状低值GR曲线向上突变为龙潭组泥页岩的高GR曲线, 明显缺失茅四段; 而位于古隆起斜坡带的资1井、威阳17井, 则保留了具有块状低值夹高值GR曲线特征的茅四段。地层的这种缺失有力佐证了茅口组顶部侵蚀面存在的同时, 也间接反映了古岩溶存在的可能。

图2

Fig.2

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	图2 四川盆地南部资1井— 寺16井茅口组上部地层对比剖面(拉平茅口组上覆有近等时界面, 井位见图1-d)Fig.2 Stratigraphic correlation of upper part of the Maokou Formation from Well Zi1 to Well Si16 in southern Sichuan Basin

岩溶不整合面在长期淋滤改造下会产生不同成分的风化残积物, 并形成所谓的风化壳, 因此风化残积物是识别岩溶的一个重要证据(熊志方和龚一鸣, 2006)。岩心观察证实, 研究区茅口组顶部普遍存在风化残积物。以威阳17井为例(图 3), 井深1650.25~1654.29 m的岩心段中可见近2 m厚的铝土矿残积层, 并含有少量泥质和燧石结核, 向上则突变为龙潭组灰黑色泥页岩。刘育燕等(1993)根据古地磁研究结果指出, 二叠纪扬子地区位于赤道附近的低纬度热带地区, 为多雨的湿热气候。在这种古气候条件下, 古风化壳往往发育铝土质风化残积物, 这与本次观察结果一致。

图3

Fig.3

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	图3 四川盆地南部威阳17井茅口组顶部铝土质残积物Fig.3 Aluminum soil residues at the top of Maokou Formation from Well Weiyang17 in southern Sichuan Basin

众所周知, 钻井过程中出现钻具放空和钻井液漏失现象, 是钻遇地下大型缝洞的反映, 也是识别地下大型岩溶缝洞的重要标志(Yang et al., 2013)。在四川盆地南部茅口组地层钻探过程中, 具有钻具放空和井漏等现象, 且部分井取心收获率低, 反映茅口组碳酸盐岩中发育有典型的岩溶缝洞。据统计, 在钻遇茅口组的1500余口探井中, 共有101口井出现了钻具放空, 约占探井总数的1/10, 这远低于传统岩溶系统中的放空比率。这些放空井段多出现在茅口组顶面以下200 m深度范围内, 放空频率超过90%, 相比而言, 在距茅口组顶面超过200 m深的井段中, 放空频率仅8.35%(图 4-a)。

图4

Fig.4

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	图4 四川盆地南部距茅口组顶部不同深度段的钻具放空频率(a)和茅口组各层段钻具放空频率分布直方图(b)Fig.4 Relief frequency with different distance from the top of Maokou Formation(a) and distribution histogram of relief frequency of Maokou Formation in southern Sichuan Basin

茅口组岩溶主要发育于茅口组顶部至茅二段。顶部普遍具有发育良好的风化残积层; 地下则以差异溶蚀作用与充填作用并存为特征, 主要表现为在大量溶蚀缝洞存在的同时, 其多被碳质泥、砂、方解石、离解的碳酸盐岩碎屑等不同来源和成因的物质混合充填, 并缺乏典型的岩溶角砾。

茅口组岩溶的一个显著特征是岩性岩相对溶蚀-充填作用的控制, 即所谓的相控溶蚀-充填特征, 主要表现为颗粒岩类与泥晶岩类的岩溶特征差异明显。颗粒灰岩中岩溶发育程度远高于泥晶灰岩:岩溶系统上部颗粒灰岩常发育较大型的高角度溶缝、溶洞, 多被离解的碳酸盐岩碎屑和碳质泥混合充填(图 5-a, 5-c); 岩溶系统下部的颗粒灰岩几乎被溶蚀殆尽形成水平溶洞, 其混合充填物以具有大型水平定向性为特征(图 5-d); 此外, 颗粒灰岩中还可见晶洞(图 5-b), 直径一般为0.5~1.5 cm, 有时可见钟乳石(图 5-e)。相比而言, 泥晶灰岩中岩溶发育程度十分有限, 常以沿裂缝、节理扩溶形成的小型溶沟、溶缝、溶洞为特征(图 5-h), 且常被细粒的暗色碳质泥或方解石全充填。此外, 泥晶灰岩中裂缝十分发育, 可见开启度极小的网状裂缝(图 5-f), 充填沥青质或碳质泥, 这可能是岩体自身压力迅速释放所形成的卸载张裂缝, 类似龟裂角砾化特征; 还有的裂缝开启度相对较大且充填方解石, 裂缝产状呈明显的弯曲形态, 分布密集, 类似放射状排列(图 5-g), 这可能是由于后期应力作用形成的“ 洞控型” 裂缝。

图5

Fig.5

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	图5 四川盆地南部茅口组岩溶的溶蚀-充填特征Fig.5 Dissolution-filling characteristics of karst of the Maokou Formation in southern Sichuan Basin

精细的岩心观察发现, 颗粒灰岩中大致可识别出3种溶蚀-充填现象:(1)颗粒基岩组分明显, 但颗粒间隐约可以识别出零星的暗色充填物, 简称“ 基岩带” (图 5-i); (2)颗粒间暗色充填物明显增多并清晰化, 岩心表面呈现出充填物与基岩紧密交织的形态特征, 简称“ 半离解带” (图 5-i); (3)颗粒基岩组分溶蚀殆尽, 只能识别出总体呈暗色的混合充填物, 这也是宏观观察最为明显的岩溶识别依据, 简称“ 混合充填带” 。以上3种溶蚀-充填特征常以不同的组合形式出现, 若3种特征同时在有限的岩心范围内出现时, 岩溶系统内则可识别出基岩带— 半离解带— 混合充填带的渐变特征。以镇1井茅二B亚段颗粒岩岩心抛光面为例(图 6-a), 由基岩向溶沟方向呈现出基岩逐渐离散并溶蚀殆尽的特征, 半离解带内可见灰白色离散型粒状基岩组构间被黑色碳质泥充填, 这一现象与Moore等(2010)在研究佛罗里达中北部现代早成岩期岩石中岩溶管道(conduit)周缘发育的“ 易碎晕” (friable halo)特征十分相似。

图6

Fig.6

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	图6 四川盆地南部茅口组颗粒岩类与泥晶岩类的差异溶蚀-充填特征Fig.6 Differential dissolution-filling characteristics of grainstone and micritic limestone of the Maokou Formation in southern Sichuan Basin

显微镜下观察发现, 自颗粒岩基岩向溶洞方向也可依次大致识别出基岩带、半离解带和混合充填带(图 6-b):基岩带内基质颗粒间可见黑色外源充填物, 主要为碳质泥, 基质颗粒组分结构完整, 带内基岩成分占总体积80%左右; 半离解带内可见还未完全脱离基岩的较完整的颗粒或颗粒集合体, 颗粒间同样充填了碳质泥和碳酸盐砂, 其中基质颗粒成分占总体积近50%; 混合充填带主要为溶洞内的碳质泥与完全脱离基岩的颗粒碎屑混合充填, 颗粒碎屑主要为溶蚀破碎的生屑和早期胶结物组分, 大小不一, 常呈现出微亮晶、泥晶的特征(图 6-c, 6-d), 与新墨西哥州密西西比系早成岩期岩石溶蚀镜下特征(Meyers, 1988)具有极大的相似性。从基岩带到混合充填带, 破碎分散的颗粒碎屑逐渐增多, 而完整的颗粒组构逐渐减少, 反映了自基岩— 溶洞边缘— 溶洞内溶蚀程度逐渐变强的特征。

与之相比, 泥晶岩类岩性致密, 不存在颗粒岩粒间的外源充填物, 且岩溶系统内混合充填物与围岩界线清晰, 溶沟、溶缝边缘明显不存在半离解带(图 6-e, 6-f)。此外, 颗粒滩中的不同微相, 即滩核和滩缘微相的溶蚀-充填特征也存在明显差异:在滩核微相的颗粒岩中, 可见颗粒边缘及早期亮晶胶结物被溶蚀离解呈微亮晶化和泥晶化(图 7-c, 7-d); 而滩缘微相颗粒岩胶结致密, 颗粒以及粒间的第1期纤状和第2期粒状方解石胶结物均保存完整(图7-a, 7-b), 表明它们几乎未受到溶蚀作用的影响。

图7

Fig.7

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	图7 四川盆地南部茅口组滩核与滩缘微相颗粒灰岩的差异岩溶特征Fig.7 Differential karst characteristics of grainstone of shoal-core microfacies and shoal-edge microfacies of the maokou Formation in southern Sichuan Basin

经典的大气淡水岩溶在垂向上可分出垂直渗流带和水平潜流带(James and Choquette, 1988)。在研究区的茅口组, 以隆40井为例, 根据岩心的精细描述与分析, 构建了如图8所示的岩溶柱状剖面图。该井茅口组取心段(2144~2178 m)的岩溶系统同样可大致划分为上、下2个单元, 其中上部为垂直渗流带, 下部为水平潜流带, 但其内部表现出穿层垂向溶蚀与顺层水平溶蚀交织发育的特征。

图8

Fig.8

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	图8 四川盆地南部隆40井茅口组岩溶柱状剖面图Fig.8 Karst columnar section of the Maokou Formation from Well Long40 in southern Sichuan Basin

垂直渗流岩溶带发育于2144~2164.13 m井段, 岩性以颗粒灰岩与泥晶灰岩的不等厚互层为特征。颗粒灰岩层中常见已被充填的大型垂向溶缝和溶洞呈高角度不规则囊状体产出(图 6-a), 有的可达近2 m的高度, 其内为暗色充填物, 轮廓十分明显, 如2147.11~2149.55 m和2152.38~2154.27 m井段。相比而言, 泥晶灰岩层基本上为致密层, 少见溶蚀-充填现象。此外, 泥晶灰岩之上的颗粒灰岩层下部还可见水平层状溶蚀, 常表现为不均匀溶蚀或完全溶蚀殆尽而形成的混合充填形态, 如2154.27~2155.15 m和2157.52~2158.24 m井段, 呈现出类似于致密岩层上部悬挂流体形成的层状溶蚀特征, 纵向规模最厚可达1.5 m, 从而导致垂直渗流岩溶带内具有垂向溶蚀与水平层状溶蚀交织发育的特点。在垂直渗流岩溶带内, 岩溶充填物绝大部分为分选较好的、纹层不清晰的块状碳质泥, 这可能是从不断发生的均质悬浮体中沉积的结果; 然而由部分岩心光面观察发现, 碳质泥中混杂的离解碳酸盐岩碎屑由上至下明显增多, 形成整体向上变细的充填序列(图 6-c), 且局部碎屑具有微弱的定向性。

水平潜流岩溶带发育于2164.13~2178 m井段, 岩性以颗粒灰岩为主, 夹泥晶灰岩。多旋回叠置的颗粒灰岩往往几乎被溶蚀殆尽, 整段岩心表现为暗色岩溶充填物, 仅局部可见不均匀溶蚀残留的颗粒基岩组分, 呈现出多个大型水平层状岩溶系统特征, 其高度主要受颗粒灰岩层厚度的控制, 如2165.79~2178 m井段; 相反, 泥晶灰岩层比较致密, 岩溶欠发育, 以被充填的小型垂向溶缝和溶洞为主。在水平潜流岩溶带内, 外部带来或原地离解的碳酸盐砂、生屑碎片和碳质泥混合充填物, 纹层清晰, 常常表现出明显的定向性(图 6-d), 推测是由近水平方向的地下暗河搬运、堆积而成。虽然缝洞充填物中未见砾级颗粒, 但整体的分选性以及颗粒的磨圆度较差, 显示出若干次地下径流流量不同、能量不一的搬运和堆积过程。

通过威阳17井— 镇1井— 隆40井茅口组岩溶横向对比(图 9)显示, 威阳17井、镇1井分别在1770.75 m、2394 m以下以大型水平层状溶蚀为主, 在该深度之上则发育垂向溶蚀, 呈现出与隆40井类似的岩溶发育特征, 即岩溶系统自下而上均受颗粒灰岩的控制, 具有多层顺层溶蚀特征。层状溶蚀规模似乎与其下部的致密泥晶灰岩层厚度具有一定的相关性, 这也导致茅一段厚层泥晶灰岩之上的下部水平潜流带中层状溶蚀规模明显大于上部, 且茅二段钻具放空频率明显较高(图 4-b)。此外, 研究区内茅口组钻具放空表现出多层位性(表 1), 反映地下存在多层未充填的岩溶缝洞。因此, 可以认为受颗粒滩相控制的多层顺层溶蚀在横向上发育稳定, 上部渗流带单个层状岩溶系统的纵向规模相对不大, 而下部的发育规模相对较大, 具显著的层控型特征。

图9

Fig.9

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	图9 四川盆地南部威阳17井— 镇1井— 隆40井茅口组岩溶横向对比图Fig.9 Correlation of karst of the Maokou Formation among Wells Weiyang17-Zhen1-Long40 in southern Sichuan Basin

表1

Table1

表1(Table1)

表1 四川盆地南部4口单井中茅口组多层位钻具放空情况统计 Table1 Statistics of relief in multiple layers of the Maokon Formation among 4 wells in southern Sichuan Basin 井号 放空层位 距茅口组顶部深度/m 放空高度/m 井号 放空层位 距茅口组顶部深度/m 放空高度/m 桐13井 茅二A亚段 147.0 0.25 威43井 茅二A亚段 77.5 0.15 茅二A亚段 153.0 0.30 茅二B亚段 100.8 0.30 茅二B亚段 218.5 0.20 茅二B亚段 125.5 0.10 宋15井 茅四段 21.3 0.40 沈20井 茅三段 7.0 0.40 茅二A亚段 71.9 0.20 茅二A亚段 60.5 0.04

表1 四川盆地南部4口单井中茅口组多层位钻具放空情况统计 Table1 Statistics of relief in multiple layers of the Maokon Formation among 4 wells in southern Sichuan Basin

四川盆地南部的茅口组岩溶长期以来被认为是传统的风化壳(大陆型)岩溶类型, 还有人曾提出其是多期多成因复合岩溶叠加, 即曾经历同生期岩溶作用, 埋藏后再抬升遭受风化壳岩溶的影响。然而, 综合上述观察分析, 本次研究认为该岩溶属于古大陆环境下早成岩期岩石发育的非典型岩溶。

首先, 茅口组岩溶发生的地理环境为大陆环境, 不是岛屿、海岸, 典型证据是见到了诸多的陆相暴露标志, 如不整合风化残积层(图 3)。实际上, 研究区在中二叠世末期处于整体抬升暴露的扬子台地内部(何斌等, 2005), 距离台地边缘较远, 且岩溶地表为风化壳不整合面, 岩溶暴露时间以及岩溶影响范围等均表现为大陆型(Bosá k, 2003), 主要受长期大气降水淋滤以及地表与地下河流水体的侵蚀影响, 岩溶系统中尤其下部充填特征也表现出鲜明的类似地下暗河的搬运、沉积机制, 这与岛屿、海岸环境下受大气淡水透镜体相关溶蚀作用控制的早成岩期岩溶模式(Mylroie et al., 2008)明显不同。目前已有报道的海岸型岩溶最大可影响至距台地边缘/海岸带8~12 km的内陆(如尤卡坦半岛)(Beddows, 2004), 这也与研究区茅口组的实际情况不符。因此, 研究区茅口组岩溶属于古大陆型。

其次, 茅口组岩溶发生于早成岩期, 并非经历深埋藏后的抬升暴露阶段。研究区大部分地区的茅口组在中二叠世末期受东吴运动影响, 遭受不同程度剥蚀, 保存不全, 难以恢复其原始地层厚度, 但西部茅口组几乎未遭受剥蚀, 保存较为完整, 最大厚度可达300多米(图 1-e), 故可以此近似作为研究区茅口组的最大原始地层厚度。据此推论, 中二叠统茅口组在沉积之后到中二叠世末期暴露并遭受剥蚀和岩溶之前的最大埋深也只有300多米, 远远小于浅埋藏的下限深度(约1000 m), 因此茅口组碳酸盐岩整体上仅经历了浅埋藏成岩作用, 后伴随东吴运动抬升而处于陆上环境, 所以可以将岩溶发生时的茅口组碳酸盐岩视为早成岩期岩石, 其发生的岩溶作用也应该属于早成岩期岩溶范畴。从本次工作的实际分析来看, 茅口组的岩溶颗粒滩相控特征明显, 这似乎是同生期岩溶所具有的典型特征。然而, 同生期岩溶往往仅发育于颗粒滩体的中上部, 且大量存在同生期大气淡水选择性溶蚀形成的铸模孔、粒内溶孔等标志性的同生期暴露特征, 而茅口组岩溶并非只发育于滩体的中上部, 并且也少见同生期的暴露特征, 表明茅口组几乎未受同生期岩溶作用的影响。与此同时, 根据埋藏史分析, 茅口组从沉积到后期深埋藏, 只经历过东吴运动这一期较具规模的、且可识别的大气淡水岩溶改造, 因此不存在多期次岩溶的叠加效应。

综上, 可以认为茅口组岩溶的成因类型属于古大陆环境下的早成岩期岩溶, 是一类非典型岩溶, 因此对其开展系统分析可为学科和区域研究提供重要补充。

茅口组发育的这类非典型岩溶在前人工作中研究很少, 笔者发现了一些与传统的“ 经典” 岩溶具有鲜明差异的特性, 主要表现在相控/层控、钻具放空频率低以及岩溶角砾不发育等方面。

首先, 相控特征主要表现为颗粒岩类岩溶发育良好, 且可以识别出基岩带、半离解带和混合充填带3种溶蚀-充填现象, 而泥晶岩类则岩溶欠发育, 且缺少半离解带特征; 此外, 颗粒滩中不同微相(滩核、滩缘)的岩溶特征也存在差异。对此, 结合本次观察以及前人研究成果, 分析认为具有高孔渗性的颗粒岩可作为岩溶水的输导通道, 岩溶水在颗粒岩粒间孔隙内以漫流形式流动, 随着溶蚀时间的积累, 在局部流速较快、溶蚀相对较强的区域, 颗粒离散垮塌逐渐形成管道, 其中的岩溶水流动形式也随之演变为管流流动, 管道的发育主要受控于基岩内外的水头压力差(Moore et al., 2010)。在该过程中颗粒逐渐离解可形成泥晶、微亮晶甚至白垩化等, 管道周缘的扩溶孔被后期混合充填并形成特殊的“ 半离解带” 。这些特征在致密的晚成岩期岩石岩溶过程中还未见到, 是具高孔渗性的早成岩期岩石溶蚀极具代表性的鉴别标志之一(Moore et al., 2010)。

另据Tan等(2011)的研究, 低能环境中沉积的细粒泥晶灰岩在沉积初期具有极高的原始孔隙度, 但经历浅埋藏早期的初期压实和胶结而致密化, 孔隙难以保留。相较而言, 在高能环境中, 沉积物常遭受“ 淘洗” 作用, 导致灰泥基质含量降低, 从而形成高能颗粒岩, 具有较高的原始孔隙度(Arve Lø nø y, 2006), 而其颗粒支撑结构使得其在初期压实作用下依然留存较好的原始残余粒间孔隙。对于茅口组的非暴露型颗粒滩而言, 滩核的沉积速率最大, 形成单层厚度和累计厚度相对较大的高能颗粒岩, 使初期压实时具有较高的地层静压力, 往往导致颗粒呈点— 线接触(图 7-c, 7-d); 相比而言, 滩缘部位的沉积速率较小, 以发育单层厚度和累计厚度相对较小的指状滩体为特征, 初期压实时地层静压力较小, 颗粒呈漂浮状态(图 7-a)。因此, 在浅埋藏环境下, 在滩间低地的泥晶灰岩压实致密化的过程中, CaCO₃过饱和的压实流体往往会从相邻的颗粒滩边缘注入。由于滩缘颗粒岩中颗粒呈漂浮状态, 压实流体能顺利进入并发生胶结作用, 最终导致滩缘颗粒岩致密化。而滩核颗粒岩, 一方面由于颗粒间的点— 线接触使粒间孔的孔喉较小, 一定程度上阻碍了流体运移, 内外物质交换不畅, 使得胶结作用趋于停止(谭秀成等, 2007); 另一方面由于压实流体在从滩缘向滩核方向运移的过程中, 其胶结能力逐渐减弱。此外, 由于滩缘颗粒岩的胶结致密化形成成岩透镜体, 使滩核保存透镜状孔隙层, 并终止与周缘流体交换, 从而保留了较多的粒间孔隙。因此, 浅埋藏阶段的差异成岩作用导致滩缘及滩间岩层致密化, 形成致密层或隔水层, 岩溶水输导通道的缺乏导致岩溶欠发育, 其溶蚀特征与致密的晚成岩期岩石溶蚀特征类似, 即呈现出未溶蚀的基岩和主要沿裂缝、节理及层理面扩溶的管道特征, 并发育“ 边界清晰” 的溶沟、溶洞, 但规模有限; 相反, 滩核的颗粒岩由于残余粒间孔隙的保存, 可作为岩溶水的流动通道, 表现出具有高孔渗的早成岩期岩石溶蚀特征, 呈现出漫流溶蚀的基岩— 过渡性溶蚀的半离解带— 管流溶蚀的管道特征, 并可在管道的基础上进一步形成“ 边界模糊” 的溶洞系统。综上所述, 合理地解释了所谓相控的溶蚀-充填特征, 而在此基础上, 由于横向发育稳定的颗粒灰岩与泥晶岩类在垂向上频繁叠置, 从而造成了茅口组整个岩溶系统在垂向上表现出多层顺层溶蚀发育的典型层控特征。

另外, 具有大型岩溶、缝洞指示意义的钻具放空、井漏似乎也受到相的控制。其一, 从钻探揭示的放空量来看, 溶洞高度总体有限, 一般为0.2~0.3 m, 这可能与颗粒滩单滩体厚度以及岩溶过程中后期的充填有关。其二, 放空井段多出现在茅口组顶面以下200 m深度范围内, 这与茅二段、茅三段颗粒滩发育层位大体一致, 其放空频率超过90%。与此同时, 放空与井漏在平面上主要分布于受古隆起继承性隆升控制的岩溶台地和岩溶斜坡上(图 10), 而且其平面分布位置与颗粒滩的平面展布位置具有较好的重叠关系(图 1-d; 图10)。因此, 钻井、录井以及岩心、薄片宏微观资料均显示了茅口组岩溶的相控特征。

图10

Fig.10

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	图10 四川盆地南部茅口组顶部岩溶古地貌与钻具放空、井漏、天然气累计产量分布图(据肖笛等, 2014, 有改动)Fig.10 Palaeokarst geomorphology at the top of Maokou Formation and distribution diagram of relief, leakage and gas in southern Sichuan Basin(modified from Xiao et al., 2014)

其次, 对于放空频率低以及岩溶角砾不发育的特性, 综合分析认为可能与下列2个作用过程有关:(1)岩溶早期, 高孔渗性颗粒灰岩的溶蚀离解以漫流为主, 会产生大量碳酸盐岩碎屑, 极易与外来碳质泥就地填塞岩溶缝洞, 这很大程度上妨碍了地下水的进一步化学溶蚀, 尤其是机械侵蚀作用, 因而不易形成破碎角砾等, 这也制约了后期大型溶洞的形成, 导致研究区钻具放空频率十分有限; 岩溶后期, 管流溶蚀形成地下暗河, 大量充填物快速填塞规模并不大的溶洞空间, 充填作用对洞顶起到支撑和保护作用, 造成溶洞不易坍塌或形成角砾。(2)岩溶进行过程中, 大量的碳质泥供给表明地表低洼处可能为沼泽环境, 也说明地下水位升降的影响较小, 因此岩溶系统可能始终被淹没在开放的地下水系当中, 始终受到水体的浮力支撑作用而不易形成“ 空腔” 并坍塌。从某种程度上讲, 岩溶角砾不发育以及放空频率低的特征支撑了茅口组岩溶相控/层控特征, 正是由于充填作用和浮力支撑作用的共同影响, 从而导致溶洞上覆地层的维持与支撑, 并形成了保存较好且特征鲜明的相控/层控岩溶系统。

如前所述, 茅口组岩溶系统上部渗流带中, 主要发育垂向溶蚀缝洞以及严格受限于颗粒滩体底部的层状溶洞, 具有鲜明的渗流型溶洞发育特征; 仅在茅一段厚层致密岩层上部的茅二段中下部, 发育滩相颗粒灰岩被溶蚀殆尽而形成的、类似于地下暗河的大型层状溶洞, 表现出潜流型溶洞发育特征。岩溶系统自下而上整体呈现出单一的旋回特点, 表明岩溶发生过程中几乎未受到明显的多期构造抬升影响。潜流带发育层位单一且分布稳定, 这也进一步说明层控取决于相控, 与多期构造抬升、相对海平面升降以及沿裂缝、层理面的扩溶无关, 这与以往认识的“ 经典” 岩溶模式中多层层状岩溶带形成机理及控制因素明显不同。所谓层控取决于相控, 可以理解为被致密层“ 包围” 的滩相颗粒灰岩高渗层对于岩溶水具有优先横向输导作用, 从而导致层状溶蚀完全受高能滩相的控制, 或者说, 只要颗粒滩发育的地区, 岩溶现象都尤其发育。

与此同时, 裂缝系统对于岩溶水的输导作用也不容忽视, 岩溶充填物中含有大量的碳质泥, 其主要来源于湿热气候条件下地表风化带中的土壤层(James and Choquette, 1988), 推断它们是随岩溶水沿断层及伴生裂缝进入地下岩溶缝洞的。岩心和镜下观察发现, 被充填的岩溶系统切割了方解石充填的早期张裂缝(图 11), 表明受中二叠世末期峨眉张裂运动开始活跃的影响, 研究区同沉积断裂发育(肖笛等, 2014), 导致了茅口组发育的第1期张断裂和裂缝系统可作为岩溶水的垂向通道, 并可把具有多旋回高渗层的茅口组颗粒灰岩分割为多个块体, 导致不同井区的岩溶影响深度均受到断裂和裂缝垂向沟通深度的控制, 从而造成即使同一构造区块内, 不同井区的岩溶影响深度差异极大(表 2)。当岩溶水沿断裂和裂缝下渗至高孔渗的颗粒灰岩层时, 部分岩溶水沿多旋回的高渗层向下倾方向流动, 形成多层岩溶系统, 使地下水流动变复杂。

图11

Fig.11

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图11 四川盆地南部茅口组裂缝与岩溶充填物发育关系Fig.11 Relationship between fractures and karst fillings of the Maokou Formation in southern Sichuan Basin

表2

Table2

表2(Table2)

表2 四川盆地南部茅口组钻具放空情况统计 Table2 Statistics of relief of the Maokou Formation in southern Sichuan Basin 构造单元 井号 放空层位 距茅口组顶部深度/m 构造单元 井号 放空层位 距茅口组顶部深度/m 纳溪 纳6井 茅二A亚段 38.5 付家庙 付5井 茅二B亚段 92.0 纳17井 茅二A亚段 39.7 付13井 茅二C亚段 163.7 纳39井 茅二C亚段 120.0 付14井 茅二A亚段 45.5 纳41井 茅二C亚段 132.3 付22井 茅二B亚段 82.5 荷包场 包11井 茅二B亚段 61.1 付26井 茅二C亚段 188.5 包22井 茅二C亚段 119.5 付29井 茅二C亚段 174.7 包24井 茅二B亚段 165.5 付36井 茅二C亚段 173.0 包33井 茅三段 4.5 付28井 茅四段 17.5

表2 四川盆地南部茅口组钻具放空情况统计 Table2 Statistics of relief of the Maokou Formation in southern Sichuan Basin

在断裂切割的块体内部, 地表水在重力作用下下渗, 当流过致密层时, 以管流形式沿裂缝流动并扩溶, 多形成小型垂向溶缝和囊状溶洞(图 12-a); 当流至高渗层上部时, 岩溶水沿粒间孔向下漫流流动和扩溶, 在流速较快区域颗粒离散垮塌逐渐形成管道, 并进一步形成垂向岩溶系统; 当岩溶水下渗至高渗层下部受到下伏隔水层的阻挡时, 岩溶水则会在致密层之上的高渗层中沿趋势面流动, 并逐渐溶蚀形成层状溶洞系统。因此, 在单个高渗层的上部主要发育垂向岩溶系统, 而隔水层之上的高渗层下部则以发育水平层状岩溶系统为特征(图 12-b)。地下水在作用于高渗层的同时, 也可溶蚀下伏的隔水层, 当隔水层厚度不大时, 在相对短时间内隔水层的某些部位可被溶穿, 从而导致地下水发生分异。在隔水层被溶穿的下倾方向, 岩溶水仍然继承早期的流动特征; 而在上倾方向, 地下水通过下伏致密层的溶缝下渗, 并在下一隔水层之上的高渗层沿下倾方向流动, 从而导致地下水文系统的复杂化(图 12-c)。

图12

Fig.12

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	图12 四川盆地南部茅口组层状颗粒滩相控岩溶发育演化模式Fig.12 Evolution model for development of layered grain-shoal-facies-controlled karst in the Maokou Formation in southern Sichuan Basin

Ford(1988)曾将渗流带溶洞归纳为2类, 即侵入式溶洞和下降式溶洞, 两者均沿水力梯度趋势面向下发育。前者形态往往较后者更陡, 主要与沿垂向裂缝、竖洞渗流溶蚀相关; 后者则可以理解为沿某一重力趋势面溶蚀的结果, 还可能由先期潜流演化形成。因此, 对于上述茅口组岩溶系统的发育, 可以理解为垂直渗流形成的侵入式溶洞和因隔水层阻挡受趋势面控制而形成的下降式溶洞交替发育模式。由于茅口组在早成岩期即抬升暴露遭受大气淡水淋滤, 虽然发生张裂运动和块断差异升降运动, 但地层整体产状依然为近水平状, 从而导致下降式溶洞呈现出水平层状特征, 即渗流型层状溶洞, 岩溶缝洞系统整体呈现出同期多层的阶梯状溶洞形态(图 12-d)。当隔水层较厚时, 地下水“ 溶穿” 隔水层的时间较长, 因而地下水在隔水层之上的高渗层集中作用的时间长, 形成的层状岩溶系统规模也相应较大。这可以合理解释茅一段大套隔水层之上的茅二段岩溶总体强于上部, 尤其是茅二段中下部的颗粒灰岩呈现出大型水平层状溶蚀特征, 形成潜流型层状溶洞。

综上, 长达7~8 Ma的地质作用、热带湿热气候提供充足的岩溶水、孔渗性较好的滩相颗粒灰岩与致密泥晶灰岩的不等厚互层、以及断裂— 裂缝系统的发育, 导致了研究区茅口组碳酸盐岩的岩溶系统整体表现出层控或颗粒滩相控、同期多层、穿层垂向溶蚀与顺层水平溶蚀交织发育的特征。

上述岩溶发生机理与形成过程表明, 遭受大气淡水淋滤的岩溶区, 只要存在多套互层状的高渗层与隔水层以及断裂— 裂缝系统的切割, 就有可能形成多层岩溶系统, 并呈现出穿层垂向溶蚀与顺层水平溶蚀交织发育的特点。研究区茅口期水下隆起控制了滩相颗粒灰岩高渗层的发育与展布, 而后期继承性隆升形成岩溶台地、岩溶斜坡, 因此, 沉积期古地貌、沉积相、构造抬升以及岩溶改造在时间、空间上具有良好的相关性, 而且茅二段和茅三段滩相颗粒灰岩总体发育良好, 导致岩溶台地和岩溶斜坡均发育多层相控型岩溶系统(图 13)。岩溶过程中及其随后的埋藏过程中, 离解的碳酸盐岩碎屑和碳质泥经由垂向岩溶系统首先充填垂向通道, 并且与横向“ 致密层” 一起构成非渗透屏障, 可起到类似于岩性圈闭或盖层的作用, 从而使岩溶高地和岩溶斜坡上的层状岩溶系统得到部分保存, 形成了茅口组特有的颗粒滩相控岩溶型气藏; 同时, 疏松的碳酸盐砂充填的岩溶系统仍具有较好的储渗性能, 与未充填的岩溶系统一起可成为深部埋藏热液的运移通道, 有利于埋藏溶蚀的优化改造和热液白云石化的进行。由此可以看出, 岩溶高地和岩溶斜坡上的层控或相控岩溶型储集层几乎同等发育(图 10; 表3)。而对于岩溶洼地内岩溶型储集层欠发育的现象,

图13

Fig.13

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	图13 四川盆地南部茅口组早成岩期岩溶模式(剖面位置见图10)Fig.13 Eogenetic karst model of the Maokou Formation in southern Sichuan Basin(profile location in Fig.10)

表3

Table3

表3(Table3)

表3 四川盆地南部茅口组天然气累计产量(截止2011年)与岩溶古地貌单元的关系 Table3 Relationship between natural gas accumulation (up to 2011)of the Maokou Formation and palaeokarst geomorphic units in southern Sichuan Basin 岩溶古地貌单元 代表井 大型储集空间/m3 (钻井液漏失或 钻具放空显示/m) 天然气 累计产量 /104m3 岩溶台地 昌1井 漏失14.2, 放空0.46 45 767.40 五10井 漏失34 21 690.40 阳43井 放空0.1 37 234.00 坝6井 漏失27 34 213.00 岩溶 斜坡 岩溶缓坡 威83井 漏失66 12 725.40 包24井 放空0.58 20 813.10 岩溶陡坡 付13井 漏失769, 放空0.49 81 716.30 宋1井 放空1.67 110 538.20 老6井 漏失11.8, 放空0.14 124 311.30 岩溶洼地 麻1井 漏失101.7 少量 塔17井 漏失23.4 4 010.30

表3 四川盆地南部茅口组天然气累计产量(截止2011年)与岩溶古地貌单元的关系 Table3 Relationship between natural gas accumulation (up to 2011)of the Maokou Formation and palaeokarst geomorphic units in southern Sichuan Basin

过去认为这是由于岩溶洼地往往处于岩溶水排泄区, CaCO₃容易处于过饱和状态, 化学沉淀作用强, 溶蚀空间多被全部充填(夏日元等, 1999; 徐世琦等, 2001; 江青春等, 2012)。另一个可能的原因是研究区岩溶洼地在沉积期地势低洼, 高能滩相颗粒灰岩高渗层不发育, 使得基质岩性总体致密, 岩溶水通道相对缺乏, 从而导致岩溶改造十分有限。

综上所述, 茅口组岩溶模式明显有别于“ 经典” 岩溶, 具有鲜明的相控/层控特征, 储集层在平面上的发育及分布特征打破了“ 经典” 的优质岩溶型储集层往往集中发育在岩溶斜坡的模式, 而是在岩溶台地与斜坡几乎同等发育。过去, 四川盆地中二叠统茅口组储集层一直按照缝洞型储集层进行勘探, 并多沿背斜、断裂系统进行勘探、开发部署, 并总结了“ 一站三沿” 的部署原则。随着勘探深入, 可供勘探的这类目标越来越少, 同时也在远离断裂的向斜区获得勘探发现和证实了储集层的岩溶成因。因而文中提出茅口组储集层的层控型岩溶成因机制, 对四川盆地茅口组以及今后类似地质模型的油气勘探具有重要指导意义。