四川盆地茅口组岩溶古地貌刻画及油气勘探意义

2020-05-21陈双玲张晓丽张玺华杨雨然高兆龙

岩性油气藏 2020年3期

张亚，陈双玲，张晓丽，张玺华，谢忱，陈聪，杨雨然，高兆龙

（中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院，成都 610041）

0 引言

自隆10 井在蜀南地区茅口组钻遇岩溶储层并测试获气以来，勘探家们针对四川盆地茅口组岩溶储层的分布规律及岩溶古地貌恢复已开展了大量研究工作，江青春等［1］认为四川盆地茅口组古地貌为“东高西低”，且具有“三高地、两斜坡、两洼地”的特点；姜自然等［2］认为东吴期泸州古隆起的形态控制了蜀南地区茅口组岩溶作用强度，古隆起西南翼溶蚀强度大，岩溶储层较发育，北东翼剥蚀夷平严重，岩溶储层发育较少；胡修权等［3］、郭旭升等［4］在对川东南茅口组研究后认为，岩溶斜坡区地下水以径流为主，溶蚀孔洞更为发育；何斌等［5］通过研究得出，峨眉地裂运动造成了地壳快速差异抬升，进而影响了盆地茅口组的沉积及成岩作用，形成了茅口组古地貌形态及岩溶强度的差异，而古地貌形态又进一步影响了晚二叠世的沉积格局和地层展布［6-7］。

前期研究多针对四川盆地局部地区茅口组的古地貌分析，少有对全盆地古地貌的精细刻画，关于古地貌单元划分的研究也缺乏对区域构造运动所造成构造—沉积分异及地貌差异的考虑。本次研究在分析峨眉地裂运动对四川盆地茅口期岩相古地理格局及岩溶古地貌的影响基础上，通过地震-地质相结合的方法，利用残厚法和印模法精细刻画全盆地茅口组岩溶古地貌特征，结合钻井和生产动态数据分析有效岩溶储层的分布规律，以期为四川盆地茅口组岩溶储层的勘探选区和井位部署提供依据。

1 区域地质概况

四川盆地位于上扬子地台北缘，早二叠世初期盆地遭受大规模海侵，沉积了一套栖霞组—茅口组碳酸盐岩［8］。栖霞组下部以灰色—深灰色泥晶生屑灰岩、泥质灰岩为主，中上部发育灰色—浅灰色泥晶生屑灰岩、亮晶生屑灰岩、颗粒灰岩，夹中—薄层浅灰色白云质灰岩和白云岩等，厚为100～120 m。茅口组整体厚度为150～450 m，自下而上可划分为茅一、茅二、茅三和茅四一共分4 个岩性段：茅一段主要发育灰色—灰黑色块状生物灰岩，以“眼球-眼皮”状构造发育为特征；茅二段以浅灰色泥晶生屑灰岩为主，中上部常见燧石结核或燧石条带层；茅三段以浅灰—灰色泥晶生屑灰岩为主；茅四段主要为中—厚层状深灰—灰黑色泥晶灰岩［1］（图1）。

早二叠世末期，受峨眉地幔柱隆升影响，盆地遭受差异抬升，茅口组顶部出露地表，暴露时长为7～8 Ma［9］，导致其遭受不同程度的风化剥蚀，残留部分茅四段或茅三段，局部地区剥蚀至茅二段。晚二叠世，在茅口组风化剥蚀面之上沉积了一套上二叠统，由西向东从陆相、海陆过渡相逐渐演变为海相沉积，茅口组上覆地层分别对应为陆相的沙湾组、海陆过渡相的龙潭组及海相的吴家坪组［6］。

钻井资料显示，盆地茅口组岩溶储层发育且具有较好的含气性，钻井过程中多见放空、井漏、气侵、气测异常等多种油气显示，且多口井测试获高产工业气流，目前蜀南—川中地区茅口组勘探开发效果最好，高产工业气井也多集中于此区域，而川东及川西北部地区钻探效果相对较差。

图1 四川盆地地理位置（a）和下二叠统岩性地层综合柱状图（b）Fig.1 Geographical location（a）and lithology histogram of Lower Permian（b）of Sichuan Basin

2 上二叠统沉积前的岩溶古地貌恢复

2.1 古地貌恢复方法

古地貌恢复的方法包括地球物理法、印模法、残余厚度法、层序地层学法和沉积学法等，对于四川盆地茅口组的古地貌恢复，学者们一般采用残厚法和印模法［10-11］。残厚法使用的前提条件是：地层原始沉积厚度变化不大，能准确划分出等时基准面，地层划分数据较为准确［11］。四川盆地茅一段为一套稳定沉积的泥质灰岩，具有“眼球-眼皮”结构，且在野外露头、测井曲线和地震资料上均易于识别，茅口组顶界面在区域地层划分时也常作为一个标志层面。因此，使用残厚法可以直观地反映茅口组厚度变化规律，地层厚度数据可通过钻井分层和地震解释剖面获取。印模法也是恢复古地貌的常用方法之一，但由于四川盆地受峨眉地幔柱隆升的影响，晚二叠世沉积环境发生了变化。根据茅口组上覆地层的厚度，使用印模法来恢复全盆地茅口组顶部岩溶古地貌并不合适［1，12］。因此，本文主要采用残余厚度法来恢复全盆地茅口期的岩溶古地貌，仅在龙潭组稳定发育的川南地区结合使用了印模法，在局部地区充分应用三维地震资料对古地貌进行了精细刻画，以最大程度还原早二叠世末期的岩溶古地貌。

2.2 茅口组残余厚度分布规律及古地貌指示

基于钻井、测井资料，筛选出300 余口井开展精细地层对比及划分（图2），并利用分层数据编制出了四川盆地茅口组残余厚度平面等值线图（图3），可见其残余地层由西向东从茅四段过渡至茅二段，残余厚度也由450 m 减薄至150 m。川西南部成都—眉山—乐山—宜宾一线及川东南部武隆—石柱地区的茅口组剥蚀程度均相对较弱，残余的茅四段及以下地层厚度为260～450 m；蜀南的泸州—自贡—内江、川中的遂宁—南充—广安、川北的阆中地区均剥蚀至茅三段，残余的茅三段及以下地层厚度为180～240 m；川北的广元—巴中—达州—奉节一线茅口组残余厚度最薄，小于180 m（图3）。

一般残余厚度越大的地区，其出露的地层越新，表明该区剥蚀量少，应解释为地势较低的区域；反之，残余厚度越小的地区，其出露地层越老，说明其剥蚀量较大，应解释为地势较高的区域［12-13］，学者们也多将川北的广元—巴中—达州一线解释为岩溶高地。川北的江油—广元一线吴家坪组发育硅质页岩和泥页岩，反映出欠补偿的深水沉积特征，且在吴家坪组沉积初期未见到向高地超覆的现象［11，14］，而这种隆升后又急剧降低的地貌变化也难以从构造演化上加以解释［15］，因此部分学者提出该区茅口组的地层减薄并非地貌高而遭受剥蚀所致，而是地貌低遭受侵蚀的结果。通过野外地质剖面及钻井资料综合分析可以得出，川北地区茅口组残余厚度较薄是早期沉积作用和后期侵蚀作用的共同结果。

图3 四川盆地茅口组残余厚度平面图Fig.3 Residual thickness map of Maokou Formation in Sichuan Basin

图4 川西北部茅口组孤峰段电性、岩性及古生物识别图版（据文献［16］修改）（a）L17 井，5 640 m，吴家坪组，含粉砂质泥岩；（b）车家坝剖面，点1 为吴家坪组含粉砂质泥岩，点2 为孤峰段含硅泥岩、有机质泥岩；（c）车家坝剖面，孤峰段，含硅泥岩，薄壳腹足生物、硅质骨针；（d）L17 井，5 649 m，孤峰段，含有机质泥岩，薄壳腹足生物；（e）车家坝剖面，孤峰段，含硅泥岩，硅质骨针；（f）车家坝剖面，孤峰段，阿尔图菊石Fig.4 Electrical，lithological and paleontological identification chart of Gufeng section of Maokou Formation in northwestern Sichuan

通过野外地质剖面观测、钻井岩屑复查和自然伽马曲线精细对比可以发现，川北地区广元—巴中一带风化壳之下、茅口组灰岩之上发育一套薄层含硅泥岩、含泥硅质岩（图4），呈现出深水盆地沉积特征，由于这套地层与上覆吴家坪组底部的王坡页岩具有相似的岩性和电性特征，容易将其误认为是茅口组顶部的风化残积物而划分为吴家坪组王坡页岩段。根据古生物、岩性及电性对比发现，该套地层发育大量深水有孔虫、硅质骨针、薄壳腹足类生物及阿尔图菊石［16-17］，岩性以灰黑色有机质泥岩、含硅泥岩、含泥硅质岩为主，与吴家坪组底部粉砂质泥岩、铝土质泥岩有明显区别，电性上表现为“高伽马-高U-低Th”的特征，与吴家坪组底部王坡页岩段的“低U-高Th”的特征具有显著差异［15］。由于该套地层在四川盆地内整体发育较薄，且与茅口组为连续沉积，可将其划分为下二叠统茅口组孤峰段，是茅口中晚期深水沉积的产物，前期该套地层被认为主要发育在华南板块北缘及中南部的湘桂盆地、钦防盆地，中下扬子地区的安徽—湖北一带也可见到，上扬子地区孤峰段厚度较薄［17-18］，且主要见于四川盆地边缘的野外露头，近两年才在盆地内被钻井资料所证实。

根据钻井复查和野外地质剖面初步编制了四川盆地茅口组孤峰段厚度等值线图，四川盆地内孤峰段整体呈近北西向展布，主要沿广元—巴中—达州—奉节一线展布，厚度为5～25 m（图5）。此外，在盆地边缘的重庆满月、宣汉河口、巴东大巴山等多个野外地质剖面点均发现存在孤峰段沉积，厚度为5～15 m，推测四川盆地以东地区的孤峰段分布面积更广。

图5 四川盆地茅口组孤峰段厚度等值线图Fig.5 Thickness contour map of Gufeng section of Maokou Formation in Sichuan Basin

元坝地区的钻井证实，茅口组顶部发育高能台缘滩相沉积，元坝以东—普光地区发育深水盆地沉积，元坝以西—川中地区为正常浅水碳酸盐岩台地沉积［19］。茅口组沉积晚期，峨眉地裂运动导致四川盆地内出现构造—沉积分异，在川北的广元—巴中一带形成了裂陷槽［20］，即开江—梁平海槽雏形，裂陷槽内沉积了深水相的孤峰段，裂陷槽边缘发育高能台缘滩相沉积［16，21］。早二叠世末期，随着峨眉地裂运动加剧，峨眉地幔柱隆升造成盆地内部的差异抬升，由西向东抬升幅度逐渐减小，形成“西高东低”的地貌格局［6，22］。受地貌形态影响，大气降水和古河流等形成的古水流体系由西向东流动，汇集到裂陷槽内形成地表径流，并对裂陷槽内的地层进一步冲刷侵蚀，因此茅口组的岩溶古地貌是在其沉积地貌上继承发育的，随着峨眉地裂运动在吴家坪期达到高潮，茅口期裂陷槽进一步扩张发展形成吴家坪期和长兴期裂陷槽［14］。

2.3 龙潭组厚度分布规律及古地貌指示

印模法的基本原理是将待恢复地貌界面及其上覆地层的顶界面均作为等时面，利用上覆地层与残余古地貌之间存在的“镜像”关系，通过上覆地层厚度来恢复古地貌形态［23］。受茅口组顶部古地貌影响，盆地内不同区域的茅口组上覆地层不同，由西向东从陆相、海陆过渡相逐渐演变为海相沉积，即川西北部和川东北部地区为一套海相沉积的吴家坪组，川中和川西南部大部分地区为海陆过渡相沉积的龙潭组，川西南局部地区茅口组上覆地层为峨眉山玄武岩或陆相沙湾组［24］。上覆地层岩性及沉积环境特征反映了其沉积时的古地貌特征，且龙潭组内部沉积分异小，其顶界面可以近似作为一个等时界面［13］，考虑到茅口组上覆地层的展布规律，本次研究只在蜀南—川中地区利用龙潭组的地层厚度变化并使用印模法恢复了茅口组岩溶古地貌。

龙潭组与茅口组厚度具有“镜像”互补特征，即茅口组残余厚度小的区域，龙潭组沉积相对较厚，而茅口组残余厚度大的区域，龙潭组厚度相对较薄（图6），表明茅口组残余厚度越大的区域在上二叠统沉积前为古地貌相对高的区域，而残余厚度较小区域则为古地貌相对低的区域。

图6 四川盆地龙潭组厚度等值线图Fig.6 Thickness contour map of Longtan Formation in Sichuan Basin

2.4 古地貌单元划分

根据四川盆地茅口组残余厚度和上覆龙潭组印模厚度变化规律，结合二维和三维地震资料，编制了四川盆地上二叠统茅口组顶部沉积时的岩溶古地貌平面图（图7），同时充分考虑了峨眉地裂运动引起的构造—沉积分异作用对其造成的影响，由西向东将茅口组古地貌划分为3 个地貌单元：岩溶高地（残余厚度大于260 m）、岩溶斜坡（残余厚度为180～260 m）和岩溶盆地（残余厚度小于180 m）。

2.4.1 岩溶高地

岩溶高地的茅口组保存较为完整，残余部分茅四段及以下地层，厚度大于260 m，最大残余厚度可达400 m 以上，例如ZG1 井和HS1 井，主要分布于川西南部的眉山—资阳—乐山—宜宾一带、习水—武隆—石柱地区，其上覆沙湾组为一套陆相碎屑岩、铝土质泥岩夹玄武岩地层，局部地区茅口组直接与玄武岩接触，表明晚二叠世该区处于地貌高位，整体出露于沉积水体之上。岩溶高地长期处于裸露风化状态，易遭受大气淡水的淋滤作用，因其地形陡、汇水面积小，只有少量地表水沿裂缝下渗，在局部地区形成垂向岩溶，且由于茅口组顶部茅四段为深水沉积，泥质含量较高，整体上溶蚀作用较弱，岩溶储层发育较少。

图7 四川盆地上二叠统沉积前的岩溶古地貌Fig.7 Karst paleogeomorphology before the deposition of the Upper Permian in Sichuan Basin

2.4.2 岩溶斜坡

岩溶斜坡分布范围较广，南起资阳—自贡—内江—泸州一线，遂宁—南充—广安地区也发育，北达苍溪—阆中—达州地区，残余部分茅三段及以下地层，厚度为180～260 m，上覆地层为龙潭组海陆过渡相泥页岩，夹薄层灰岩，含少量煤层和炭质页岩。

岩溶斜坡处于岩溶高地与岩溶盆地之间，地形相对较陡，地貌高差较大，受来自盆地西南部水流影响，区内水文地质条件复杂，既有地表水的快速下渗和侧向流动，也有地表径流的侵蚀和冲刷，地表被多次切割，形成残丘、坡地、古河道、侵蚀沟谷等次级地貌单元。利用三维地震资料在蜀南—川中地区开展了局部微古地貌精细刻画，结果显示茅口组古河道、沟谷纵横交错，古残丘、坡地星罗棋布（图8，9）。钻井资料和油气测试结果显示，古残丘、坡地、沟谷边缘的岩溶储层发育，井漏、放空、气侵等钻井显示频繁，多口井测试获高产工业气流［25］，例如自流井区Z2 井，日产天然气106 万m3，累产达55 亿m3，是茅口组岩溶储层勘探有利区。

2.4.3 岩溶盆地

图8 川南—川中地区茅口组岩溶古地貌地震刻画Fig.8 Seismic characterization of karst palaeomorphology of Maokou Formation from south to central of Sichuan Basin

图9 川南—川中地区YT1-ZT1-Z2 井茅口组岩溶古地貌地震剖面Fig.9 Seismic profile of karst paleomorphology of Maokou Formation across well YT1-ZT1-Z2 from south to central of Sichuan Basin

岩溶盆地位于四川盆地西北—东北部的广元—巴中—梁平地区和城口—奉节地区，茅口组残余厚度小于180 m，早二叠世茅口组沉积晚期，该区发育裂陷槽，沉积了深水孤峰段，晚二叠世沉积继承了早二叠世的沉积环境，发育深水沉积的吴家坪组，以深灰色、灰黑色泥灰岩、硅质岩和硅质灰岩为主，夹薄层泥页岩和硅质页岩。由于其处于地貌洼地，茅口组沉积末期，裂陷槽内以流水侵蚀为主，垂向溶蚀作用相对较弱，岩溶储层发育较少，局部沿断裂和裂缝发育断溶体储层。岩溶盆地西侧的剑阁—元坝—龙岗一线位于茅口期裂陷槽边缘，发育高能台缘滩相沉积，且处于岩溶斜坡向岩溶盆地的地貌转换带，地表径流和垂向渗流作用强，有利于岩溶作用的发育，且海槽边缘因受拉张应力作用，区域小断层和裂缝相对发育，叠加后期岩溶作用可形成优质岩溶储层［26］。YB7 井茅口组测试获得日产气高达100 万m3，进一步证实该区岩溶储层发育，具有较大的勘探潜力［19］，是四川盆地下二叠统重要的接替领域。

3 岩溶古地貌与有效岩溶储层分布

众多油气勘探成果已证实［27-30］，岩溶作用与古地貌关系密切，不同古地貌单元的岩溶发育程度不同，古地貌控制了岩溶储层的发育程度与分布范围，进而控制了区域天然气产量。根据四川盆地茅口组岩溶古地貌的刻画结果（参见图7），结合蜀南地区900 余口井的录井显示和天然气累产数据（表1），可以得出有效岩溶储层的发育强度受岩溶古地貌、尤其是次级地貌影响较大，89.6%的钻井位于岩溶残丘和坡地，只有10.4%的井位于岩溶洼地，岩溶残丘、坡地是有效岩溶储层发育的有利区，岩溶洼地不利于有效岩溶储层的发育。

岩溶残丘和坡地有利于溶蚀孔洞形成，且由于其为正向地貌，龙潭组沉积时泥质充填这些孔洞的程度较低，有效岩溶储层易于保存，有利于油气充注并形成规模性气藏［31］，例如ZT1 井位于岩溶斜坡内的次级岩溶坡地，钻井见气侵显示，成像测井显示有效孔洞发育，测试获日产气10 万m3；岩溶洼地虽经地表径流和垂向渗流形成了大量溶蚀孔洞，但因其为负向地貌，溶蚀孔洞被龙潭组泥质组分大量充填，仅残存少量有效孔洞，不利于后期油气充注成藏，例如GS1井位于岩溶斜坡带内的侵蚀沟谷，钻井岩心显示茅口组岩溶作用曾较发育，初期形成了大量溶蚀孔洞，但后期均被上覆龙潭组泥质组分充填，几乎无有效孔洞残留（图10）。因此岩溶坡地和残丘是四川盆地茅口组岩溶储层勘探的有利区。

表1 四川盆地蜀南地区茅口组录井显示和天然气累计产量统计Table 1 Logging display and cumulative gas production statistics of Maokou Formation in Shunan area of Sichuan Basin

图10 四川盆地GS1 井茅口组岩心照片（a）茅三段，3 949.16 m，生屑泥晶灰岩；（b）茅三段，3 950.26 m，生屑泥晶灰岩；（c）茅三段，3 951.34 m，生屑泥晶灰岩；（d）茅三段，3 954.37 m，生屑泥晶灰岩；（e）茅三段，3 957.82 m，生屑泥晶灰岩；（f）茅三段，3 959.18 m，生屑泥晶灰岩Fig.10 Core photographs of Maokou Formation in well GS1 in Sichuan Basin

4 勘探意义

关于四川盆地茅口组岩溶储层的勘探多集中于蜀南地区，全盆地茅口组的古地貌特征和有效岩溶储层的分布规律尚不清楚，在盆地除蜀南地区外的其他区域寻找有效岩溶储层发育区对于指导井位部署、扩大茅口组产能等具有重要意义。综合上述研究可以得出，蜀南—川中—川北地区的岩溶斜坡带内的岩溶残丘和坡地是有效岩溶储层发育的有利区。岩溶盆地边缘在沉积期为台地边缘，发育高能台缘滩，溶蚀作用较发育，也是茅口组岩溶储层勘探的新区带［32］，现阶段部署的钻井较少，勘探程度相对较低，可以推测一旦勘探取得突破，在有效深化地质认识的基础上，可有效拓展盆地茅口组岩溶储层的勘探范围，在古地貌刻画成果基础上寻找相似优质岩溶储层发育的古地貌位置，还可进一步指导地震部署和井位钻探，实现滚动勘探与开发。