四川盆地南部地區茅口組古巖溶縫洞充填演化特征

明 盈 徐 亮 周 剛 周紅飛 李 毅 戴 鑫

中國石油西南油氣田公司勘探開發研究院

0 引言

古巖溶儲層非均質性較強，其發育受古巖溶地貌、古水文地質條件以及構造運動等多種因素的影響。而溶蝕縫洞充填物是巖溶儲層形成與轉化過程中的產物，對其進行研究有助于認識巖溶的發育演化[1-2]。實際上在不同成巖階段均可致縫洞的形成或充填，通過對充填物形態、充填序列及充填物地球化學特征研究可以分析成巖或充填環境，也能從一個側面反應巖溶環境[3-10]。另外，充填物對儲層形成具有破壞作用，系統統計充填物在井上或井間充填程度，也可以指導對有效儲層的預測。

四川盆地中二疊統茅口組碳酸鹽巖成巖改造強烈，且受加里東期、印支期、喜馬拉雅期等重要構造運動的影響，導致儲層非均質性強[11]。前人對蜀南地區茅口組的研究主要集中在儲層預測及有效性評價研究：吳仕虎等[12]針對蜀南地區DTC區塊中二疊統茅口組高產氣井進行過地震響應及裂縫預測；高峰等[13]在儲層測井響應特征的基礎上，運用巖心物性、壓汞等分析資料，從儲層巖相、巖性、裂縫、孔洞有效性等四個方面進行儲層有效性評價；蔣曉迪等[14]通過波動方程正演分析及多種儲層預測參數在該區適應性的聯合研究，獲得蜀南地區茅口組有效儲層的預測方法；桑琴等[15-16]也重點分析了古巖溶儲層在地震和測井上的響應特征。但是，目前該地區茅口組仍然缺乏從微觀地球化學的角度對多期成巖流體與儲層之間關系進行精細分析的研究。以川南地區茅口組巖心與薄片觀察為基礎，采用碳氧同位素、稀土元素、包裹體測溫等分析手段，結合該區及鄰區的構造演化背景，綜合研究宏觀巖心特征與微觀鏡下巖石學和地球化學特征，整體認識四川盆地蜀南地區茅口組巖溶縫洞充填物主要類型、充填特征及充填環境，探討孔洞充填演化，以期為蜀南茅口組天然氣的勘探開發提供一定地質指導。

1 地質概況

蜀南地區位于四川盆地南部，區域構造屬川南低陡褶皺帶，以瀘州古隆起為中心，范圍南至敘永—珙縣，西至仁壽—井研一線，北抵資中—大足，東達中梁山—同福場一線，勘探開發面積約5.03×104km2。四川盆地中二疊統茅口組碳酸鹽巖沉積時處于臺地邊緣相帶[17]，中二疊世末受東吳運動影響導致蜀南地區中二疊統碳酸鹽巖劇烈抬升，使地層較長時間暴露于地表，遭受長期的風化剝蝕[18]。至二疊紀末，被龍潭組煤系沉積所覆蓋。之后，該區持續下沉，又依次接受了早、中三疊世的海相碳酸鹽巖沉積和晚三疊世、侏羅紀、白堊紀、古近紀和新近紀的陸相沉積。期間區內發生了印支運動、燕山運動，到喜山運動以后構造格局基本定型。茅口組自下而上分為茅一段至茅四段共4個巖性段，其中茅一段與茅二段自上而下又分別細分為 a、b、c共3個亞段，大部分地區缺失茅四段，局部地區茅三段被部分剝蝕。其中茅一段以具眼球狀構造的灰黑色厚層泥晶灰巖為主；茅二段下部發育灰白色泥晶灰巖，茅二段上部—茅三段沉積高能亮晶生屑灰巖；茅四段沉積時期再次發生海侵，殘余地層以灰色生屑泥晶灰巖并夾少量燧石條帶為主[19-21]。

2 樣品分析及研究方法

經大量巖心觀察及鏡下薄片觀察，選取蜀南地區茅口期巖溶發育典型剖面川東南水江、坡渡和冷水溪剖面采集的茅口組樣品和蜀南地區5口鉆井巖心為主要研究對象，所選樣品溶蝕孔洞發育，礦物充填序列較全。巖心觀察發現茅口組巖溶空間，主要以構造裂縫、溶縫為主，少量溶蝕孔洞。野外觀察還發現存在順層或孤立溶蝕孔洞，而其中充填物主要包含方解石、成巖的鈣泥質、未成巖泥質、瀝青等。根據充填物的產出具體又可分為：①早期裂縫充填的鈣泥質碎屑物質、生物碎屑、基巖角礫（已成巖）（圖2a、b、c）；②后期裂縫充填上覆龍潭組滲濾泥質、煤塊（未成巖）（圖2d）；③后期構造裂縫中半—全充填的方解石（圖2e、f）；④擴溶縫充填方解石、瀝青（圖2g、h、i）；⑤孤立溶蝕孔洞充填方解石（圖2j、k）；⑥順層孔洞充填方解石（圖2l）；⑦茅口組頂部巖溶晶洞（圖2m）。

圖1 四川盆地二疊系構造—地層層序對比圖

圖2 蜀南地區茅口組巖溶充填物特征圖

對樣品中巖溶充填物的形態、碳氧同位素、包裹體及稀土元素進行實驗研究，分析溶縫充填環境和主要成巖礦物充填期次、時間序列。

3 地球化學結果

3.1 碳氧同位素

為便于對比，首先根據充填物產出，將取自蜀南地區5口鉆井巖心和水江剖面共59件樣品分為7類：茅口組基巖、溶蝕孔洞中方解石、溶縫中充填方解石、構造裂縫充填方解石、與裂縫滲流鈣泥共生方解石、裂縫中充填鈣泥混合物、玄武巖附近茅口組巖石和充填物。

茅口組石灰巖δ13C在3.65‰～4.74‰之間變化，平均值為4‰左右，與veizer等（1986，1999）獲得的二疊系腕足類化石的碳同位素組成的變化范圍相一致[22]，veizer 等得出的δ13C在2.5‰～5.5‰間波動，而δ18O在0～-10‰之間變化，平均值在-7‰左右，均屬于海相碳酸鹽巖沉積。腕足類生物化石代表原始海水沉積時的同位素組成，而泥晶灰巖基本未發生成巖作用的改造，能代表本區域茅口組海相碳酸鹽巖形成的碳氧同位素組成。本次在樂山沙灣六井溝剖面玄武巖/茅口組接觸面下采集的無論是基巖還是裂縫方解石，其δ18O值都極大負偏，達到-22‰，考慮可能為玄武巖對附近石灰巖熱烤的結果。

茅口組充填物可在4類環境中形成，發現至少有4種不同的環境條件（表1，圖3）。詳細分析如下：

表1 蜀南地區茅口組基巖及縫洞充填物同位素特征表

圖3 蜀南地區茅口組基巖及縫洞充填物碳氧同位素交匯圖

第Ⅰ類為同生期或早成巖期巖溶環境，其δ18O分布范圍與碳酸鹽巖基巖值一致，但δ13C變化較大。說明該巖溶環境與碳酸鹽巖沉積環境類似，反映了同生期碳酸鹽巖沉積不久后短暫的暴露巖溶(茅口組同生期或準同生期巖溶)，為早期沉淀的縫洞方解石特征。δ13C因受大氣水—海水混合的影響而分布相對基巖較寬。δ18O為-4.91‰～-9‰、δ13C為1.8‰～5.5‰。圖3中兩個與早期裂縫中鈣泥充填物共生的方解石落入該區，反映了這些裂縫為沉積期或準同生期邊拉張形成，邊溶蝕充填。

第Ⅱ類為大氣淡水巖溶環境，受大氣淡水影響δ13C，δ18O具有明顯負偏，δ13C＜ 0‰，δ18O為-12‰～-9‰，在59個樣品發現有3～4顆疑似大氣淡水方解石，主要是溶縫、溶孔及裂縫中生長方解石，有一顆高石1井基巖可能受大氣淡水影響落入該區。

第Ⅲ類為中—淺埋藏巖溶環境，充填物方解石較負偏的δ18O值，比I類基巖負偏，而δ13C值與基巖值基本一致，未有明顯負偏，δ13C為-1‰～5.0‰，δ18O為-9‰～-12.0‰。中淺埋藏環境條件下，方解石沉淀物的δ13C的來源主要是碳酸鹽巖圍巖，方解石沉淀物的δ13C與基巖相當。δ18O值較低主要是，氧同位素對溫度敏感，當溫度上升后δ16O活躍，易于進入方解石中，使得δ18O值偏負。研究區大多數裂縫方解石和溶蝕孔洞方解石同位素值落入該區（圖3），說明中淺埋藏成巖期是構造裂縫形成、方解石生長主要時期。

第Ⅳ類為中深埋藏或高溫熱液環境，方解石δ18O值明顯偏負（＜-12‰），根據前人研究δ18O＜-12.0‰不可能為低溫大氣淡水中形成，而可能反映方解石的形成與中深埋藏或熱液作用具有明顯的關系，研究區少量裂縫方解石落入該區，樂山沙灣六井溝剖面玄武巖/茅口組接觸面下采集的無論是基巖還是裂縫方解石其δ18O 值都極大負偏，達到-12‰，可能為玄武巖對附近石灰巖熱烤，導致石灰巖δ18O值極大負偏。

3.2 包裹體

選擇了水江、坡渡、冷水溪、林灘場和太平渡剖面共23個包裹體樣品進行均一溫度測試，對其中的充填于孔洞縫中方解石膠結物的包裹體進行了研究。共測量流體包裹體均一溫度值48個（圖4），均為無機包裹體。

圖4 縫洞方解石流體包裹體均一溫度分布圖

從圖4中可以看出，區內茅口組上段的流體包裹體均一溫度在57～135℃的范圍內分布。盡管流體包裹體的測試樣品相對較少，但根據不同剖面的溫度分布情況，其特征已較為明顯，溫度大體可劃分為四個階段，即50～75℃、75～90℃、90～115℃和115～135℃，顯示了研究區茅口組古巖溶儲層可能存在4個期次的流體活動，為進一步研究儲層的成巖流體環境和古巖溶特征提供了依據。由于表生期包裹體常以單液相為主無法測出溫度，因此測出的包裹體溫度無法指示大氣淡水環境，四個溫度段代表了4個主要埋藏期流體活動時期的溫度，可以看出沒有大于150℃的異常高溫包裹體，反映了取樣區是遠離高溫熱液活動的區域，也證明了蜀南地區茅口組大多數縫洞充填方解石是在埋藏期充填，與碳氧同位素測試結果一致。

3.3 稀土元素

為了認識茅口組裂縫中泥質成分來源，對含泥成分較高的4類巖石進行取樣：①龍潭組泥巖；②峨眉山茅口組頂風化殼上泥巖；③茅口組裂縫中泥巖；④茅口組泥質灰巖或鈣質泥巖。將測試結果與北美標準頁巖的比值，作配分模式圖（圖5）。有如下認識：

圖5 蜀南地區茅口組泥質物質稀土配分模式圖

①峨眉山茅口組頂風化殼上泥巖與B10井龍潭組泥巖稀土配分模式圖曲線分布幾乎一致，輕稀土稍富集，重稀土稍虧損，說明二者具有較好親緣性，這類曲線與Martin 統計的河水的稀土元素配分模式相似，整體為陸相大氣淡水環境的產物。

②茅口組泥晶灰巖、鈣質泥巖、泥質灰巖，各稀土元素含量有差異，但曲線一致，表現為輕重稀土均虧損，但輕稀土稍高于重稀土，整體揭示了二疊系海相沉積環境。

③兩個裂縫中充填的鈣泥樣品，稀土元素表現與上述兩類稀土配分模式有差異，表現為輕重稀土均虧損，重稀土稍高于輕稀土，研究表明在溶液中重稀土遷移能力強于輕稀土，裂縫中泥質表現為重稀土相對高，反映了地表風化重稀土可能均遷移到裂縫中，導致裂縫中重稀土相對輕稀土高。

4 茅口組縫洞形成—充填期次分析

通過巖心和地球化學分析，整體認為茅口組儲層縫洞有4個主要形成期，對應4期主要充填期導致儲層破壞。

4.1 準同生暴露順層巖溶孔洞形成—充填期

茅口組石灰巖在沉積過程中，受短期的暴露，高部位顆粒灘（島）、灰泥丘多次遭受大氣淡水淋濾，伴隨著成巖作用的繼續而發生巖溶作用。一般沿顆粒間溶蝕，同時可形成泥晶套（圖6a），以纖狀、馬牙狀圍繞顆粒生長，形成兩世代方解石膠結作用（圖6）。此外，如果暴露時間稍長，可形成短暫沉積間斷暴露面，暴露面下溶蝕形成孔洞，大小在2～20 cm不等，鳥眼狀、窗格狀不等（圖7），這些孔洞發育于灘島大氣淡水透鏡體內，具有明顯順層特征，相控明顯。沉積期巖溶的溶蝕孔洞在云南宣威、貴州六盤水、云南鎮雄以及川東南水江、太平渡和坡渡等剖面的茅口組亮晶生屑灰巖中均被發現，但孔洞形成早，基本已被后期亮晶方解石全充填。這些方解石的碳氧同位素為δ13C為 0.52‰ ～ 3.91‰，δ18O 為 -10.12‰ ～ -13.91‰，δ18O較大負偏，屬于埋藏期或高溫熱液環境充填。即準同生期形成順層孔洞后，后期埋藏期充填，實際上這類儲集空間到現今能保存的可能很小。

圖6 各成巖階段方解石充填物照片

圖7 準同生期順層孔洞巖溶發育模式圖

4.2 表生暴露巖溶裂縫充填鈣泥質期

該期為茅口組沉積后，受東吳運動影響，碳酸鹽巖臺地整體暴露，形成了典型巖溶地貌，巖溶作用最強期，這一期方解石膠結物表現為明亮粒狀淡水方解石（圖6c），巖溶除在頂面形成少量孔洞外（圖2m），還發育大量垂向裂縫，剛沉積不久的茅口組遭受大氣淡水溶蝕，灰泥和生屑順水被帶入裂縫。在此過程中，裂縫附近巖石垮落，形成角礫與滲流的泥、生屑混合充填（圖7）。該期主要是對垂向裂縫的充填較為嚴重（圖2），但推測應該存在橫向徑流帶，可能有未被充填孔洞空間（圖8）。

圖8 茅口組表生暴露巖溶期鈣泥充填模式圖

4.3 表生暴露后龍潭組碎屑充填期

表生暴露巖溶期結束后，茅口組上覆地層在一部分地區為玄武巖，一部分地區海侵為龍潭期泥和煤層。在這個時期龍潭組泥和煤對巖溶空間進行二次充填，導致儲集空間進一步減小，這期充填物較早期灰泥更松散，在巖心中也容易識別（圖2d）。

4.4 埋藏裂縫或孔洞充填方解石期

大規模的碎屑充填后，進入埋藏封閉體系，地層水逐漸飽和，前期孔、洞、縫進入化學充填時期，形成了大量埋藏期方解石充填，這一類方解石以針狀、柱狀充填溶孔洞、裂縫、溶縫，常與瀝青共生，形成時間晚于第一期大量液態烴充注（圖6d，e），從包裹體溫度看，各個溫度段都有充填。但有4個主要溫度段為主要充填時期，每個時期可能對應一次構造運動，導致封閉體系短暫開啟，打破了前期平衡，構造作用形成后期斷層和相關破碎帶，流體短暫活動對其產生溶蝕，形成溶縫或擴溶孔。短暫活動后又進入長期封閉體系，方解石再次在裂縫中生產，這樣反復4次，形成了多期構造裂縫和裂縫充填方解石，大部分裂縫還保留有儲集空間。現今茅口組鉆遇大量的裂縫型儲層，多數屬于此類，鉆井鉆遇這些裂縫，多數會產生漏失，少部分會放空。

5 結論

1）蜀南地區茅口組充填物主要包含方解石、成巖的鈣泥質、未成巖泥質、瀝青等。根據產出分為：①早期裂縫充填的鈣泥質碎屑物質、生物碎屑、基巖角礫（已成巖）；②后期裂縫充填上覆龍潭組滲濾泥質、煤塊（未成巖）；③后期構造裂縫中半—全充填的方解石；④擴溶縫充填方解石、瀝青；⑤孤立溶蝕孔洞充填方解石；⑥順層孔洞充填方解石；⑦茅口組頂部巖溶晶洞。

2）研究區內茅口組上段的流體包裹體均一溫度在57～135℃的范圍內分布。溫度大體可劃分為4個階段，即50～75℃、75～90℃、90～115℃和115～135℃，顯示了研究區茅口組古巖溶儲層可能存在4個期次的流體活動，為進一步研究儲層的成巖流體環境和古巖溶特征提供了依據。

3）蜀南地區茅口組充填物形成于4類環境，發現至少有4種不同的環境條件：第Ⅰ類為同生期或早成巖期巖溶環境，第Ⅱ類為大氣淡水巖溶環境，第Ⅲ類為中—淺埋藏巖溶環境，第Ⅳ類為中深埋藏或高溫熱液環境。

4）通過巖心和地球化學分析，認為茅口組儲層有4個主要形成期，對應4期主要充填期，導致儲層破壞：①準同生暴露順層巖溶孔洞形成—充填期；②表生暴露巖溶裂縫充填鈣泥質期；③表生暴露后龍潭組碎屑充填期；④埋藏裂縫或孔洞充填方解石期。現今茅口組鉆遇大量的裂縫型儲層，多數屬于第④類。

總之，從野外及巖心看，茅口組主要以裂縫性儲層為主，是現今勘探的主要方向，應該還存在順層的孔洞儲層，這類儲層與早期灘島暴露有關，還有可能存在暴露期徑流帶巖溶洞穴儲層，這類儲層的分布與古地貌、隔水層、海平面等相關。