四川盆地东南部茅口组古岩溶特征及识别*

施泽进 夏文谦 王勇 田雪松 王长城

1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室，成都理工大学，成都 610059 2.成都理工大学能源学院，成都 610059

3.成都理工大学核技术与自动化工程学院地球化学系，成都 610059

鉴于古岩溶在世界油气勘探中的重要地位，其一直是石油地质工作者关注的重点和热点(Wang and Al-Aasm，2002;Sean et al．，2007;Kang et al．，2012)。中国的诸多盆地，如塔里木盆地(Zhang et al．，2004;邬光辉等，2012)、柴达木盆地(Feng et al．，2013)、鄂尔多斯盆地(夏明军等，2007)及四川盆地(张兵等，2011)等均发现了大量的古岩溶型储层，并且建成了诸如塔河、轮南、长庆及威远等大中型油气田，因此开展古岩溶的研究对海相油气勘探具有重要意义(贾振远和蔡忠贤，2004;刘光鼎，2007;苏中堂等，2010)。四川盆地茅口组古岩溶普遍发育，一直是川东南探区一个重要的油气勘探目的层，经过几十年的勘探曾在赤水取得过重大的突破(马东洲等，2009)，近期LS1井、FS1井(向斜区)在茅口组相继获得勘探突破，表明研究区茅口组具有较大的勘探潜力(郭旭升等，2012)。

由于茅口组古岩溶的发育规模普遍较小，沉积后遭受风化剥蚀的时间仅为3～5Myr(李兴平等，2008)，并且经历了构造及成岩等地质作用的改造，使得对茅口组古岩溶型储层的认识经历了一个缓慢而不断修正的过程。在20世纪90年代以前，认为茅口组主要为裂缝型气藏，储层主要由喜山期构造运动形成的裂缝及沿裂缝溶蚀形成的孔洞构成(吴康，1989);90年代至2000年期间，人们逐步认识到在茅口组可能存在古岩溶，并且古岩溶的发育情况与天然气的聚集有着密切的关系;2000年以后，茅口组存在古岩溶的观点已经被人们普遍接受(陈宗清，2007;胡明毅等，2012;郭旭升等，2012)，并且认为茅口组发育了沉积期岩溶、风化期岩溶、埋藏期岩溶及褶皱期岩溶等多种不同类型的古岩溶。此后石油地质工作者在油气勘探过程中都无不强调古岩溶对茅口组油气勘探的重要性(He et al．，2010;Hu et al．，2012)。对古岩溶型储集体的勘探来讲，核心是如何寻找、识别和预测它们(王勇等，2011)。然而，不同类型古岩溶的发育规模不同，造成它们对油气勘探的重要程度亦有所不同，但在野外及钻井中，除非遇到比较典型的岩溶发育带，否则很难做到对每个地方的古岩溶类型都能做出准确地判断，尤其是在有多种古岩溶同时发育、经历了较为复杂的构造及成岩作用改造叠加的区域，这一问题就显得更为突出。以野外工作为基础进行地球化学方面的研究，建立不同岩溶类型的地球化学响应模式，可以较为准确地判断古岩溶的类型。对古岩溶类型的准确识别，无疑对理解茅口组储层的发展演化过程及判断其发育规模具有重要的现实意义。

文中样品包裹体测试完成于油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，仪器为英国Renishaw invia系列新型激光共焦显微拉曼光谱仪;同位素分析方法可参阅文献(施泽进等，2011，2013)。

1 区域地质背景

四川盆地的大地构造位置处于扬子准地台偏西北一侧，是扬子准地台的一个次一级构造单元。本次研究区位于四川盆地东南部，属于扬子准地台的三级大地构造单元，构造主体位置跨越四川盆地川东南弧形高陡褶皱带和南部的低陡褶皱区(图1)。在加里东期及海西期，地壳运动以与张裂活动伴生的升降运动为特征，未发生过与挤压活动有关的断褶运动(张渝昌等，1989)。晚加里东运动使地壳持续抬升，发育近东西向的拉张断陷盆地，致使川东坳陷基底起伏不平，总体特征是西高东低，存在“三隆三洼”的古地貌特征(胡光灿和杜尚明，1992)。二叠纪早期全球性海侵，淹没了整个上扬子陆块，沉积了正常浅海相的栖霞组及茅口组灰岩。茅口期末，由于受东吴运动的波动和影响，整个上扬子盆地大部分地区地壳隆起，形成泸州和开江两个大型古隆起的雏形，造成了上下二叠统之间的沉积间断(张渝昌等，1989)。随后印支期的地壳运动由张裂活动转变为压扭活动，使整个四川盆地结束了海相沉积阶段，变为陆相沉积盆地。燕山运动造成褶皱抬升，再次隆起，形成与褶皱伴生的燕山期裂缝，最后喜山运动使盆地内的沉积地层发生了强烈的断褶作用，形成如今的构造面貌。

茅口组整合于栖霞组之上，上与龙潭组不整合接触，沉积相为开阔台地相。岩性主要为灰白、灰、深灰色微晶灰岩、方解石斑晶灰岩、生物碎屑灰岩，含燧石结核(团块)灰岩。茅口灰岩在研究区内沉积厚度变化不大(一般为200～300m)，后经历风化剥蚀及构造运动等作用形成了多种不同类型的古岩溶。

2 茅口组古岩溶的地质特征

图1 研究区位置及构造简图(据郭川等，2011修编)Fig．1 Position of the research area and structural graph(modified after Guo et al．，2011)

据前人研究(颜其彬和庞雯，1993;陈宗清，2007)及野外剖面观察，茅口组主要存在四种类型的古岩溶，分别为沉积期岩溶、表生期岩溶、埋藏期岩溶及褶皱期岩溶。

2.1 沉积期岩溶

四川盆地东南部茅口组灰岩在沉积过程中，因短暂暴露地表，多次遭受大气水淋滤(颜其彬和庞雯，1993)，伴随淡水渗透作用而发生了小规模的岩溶，每个岩溶带上界面为岩相或岩性的突变面，为沉积间断暴露面(溶蚀)，岩性为深灰色微晶灰岩;下界面为岩相或岩性的渐变面，岩性为浅色微晶灰岩。在南川水江、习水二郎和丰都狗子水等剖面的浅灰褐色灰岩中可看到形态各异、大小不等的溶蚀孔洞，这些溶蚀孔洞的形成具有明显的选择性，大多数被方解石充填，形成形似鸟眼构造的方斑(图2a，b)，在阴极射线下不具发光性(图2c)。这一类型的岩溶发育规模较小，对茅口组储层的意义不大。

2.2 表生期岩溶

茅口组沉积之后，受东吴运动的影响，茅口组整体抬升，开始接受大气淡水的淋滤，这一淋滤过程大约持续了3～5Myr(李兴平等，2008)，剥蚀厚度为50～350m(何斌等，2004)。在茅口组的中上部形成了一定数量的溶蚀孔洞。该类岩溶产生的地质背景较沉积期岩溶有重大变化，其碳酸盐沉积物已固结成岩，孔渗显著变差。这类岩溶的宏观特征主要表现为:①溶解作用不受组构限制，形成不规则的溶洞、溶缝和少量溶孔，溶蚀型溶洞和溶塌型溶洞均发育;②洞穴中的塌积物主要由岩石角砾、泥铁质及风化铝土质构成(图2d);③主要分布于茅口组顶部。镜下可见大面积的孔洞，以充填中-粗晶方解石为主(图2e)，在阴极射线下发暗褐色或者暗橙红色光，或两者共有而具环带结构(图2f)，局部可见到少量的渗滤砂，包裹体均一温度为57～65℃(表1)。此类岩溶发育规模大，是茅口组油气勘探关注的重要岩溶类型。

2.3 埋藏期岩溶

图2 不同类型古岩溶的宏观、微观及阴极发光特征(a)-选择性溶蚀形成的方斑，太平渡剖面;(b)-选择性溶孔被细-中晶方解石充填，单偏光，林滩场剖面;(c)与(b)同视域，阴极发光;(d)-溶蚀形成的溶蚀角砾岩，鸡公岭剖面;(e)-表生期岩溶被粗晶方解石充填，单偏光，太平渡剖面;(f)与(e)同视域，阴极发光;(g)-埋藏期岩溶沿早期方斑边缘发生，金鸡1井;(h)-埋藏溶孔被细-中晶方解石充填，单偏光，狗子水剖面;(i)与(h)同视域，阴极发光;(j)沿裂缝形成的溶蚀扩大溶孔，林滩场剖面;(k)-与裂缝相关的溶孔被细-中晶方解石充填，单偏光，水江剖面;(l)与(k)同视域，阴极发光Fig．2 Macroscopic，microscopic，and cathodeluminescent features of different types of karst

大约在晚三叠世时，二叠系烃源岩(龙潭组以及茅口组本身)开始成熟生烃(朱光有等，2006;腾格尔等，2008;龚浩等，2010)，有机酸运移(主要在早期的溶蚀孔洞中及裂缝中)，使得早期的溶蚀孔洞及裂缝进一步扩大，并形成了少量新的溶孔。这类岩溶多沿早期的薄弱部位如缝合线、溶缝及方斑边缘发生，有机质浸染严重，常与残存的沥青共存(图2g)。溶孔中以充填细-中晶方解石为主(图2h)，局部可被同期的白云石充填，阴极射线下以发暗褐色光为主(图2i)，包裹体均一温度为108～135℃(表1)。此类岩溶总体发育规模不大。

2.4 褶皱期岩溶

四川盆地在褶皱过程中(主要指喜山期)由于断层、裂缝大量形成，导致地层水互串，大气淡水进入深部循环，进而形成了一定规模的古岩溶。该期岩溶主要沿着断层、裂缝进行，形成构造溶蚀缝和少量孔洞。溶蚀多与裂缝相关，多形成沿裂缝的溶蚀扩大缝或与裂缝相通的方斑(图2j，k)，阴极射线下不发光或发暗褐色光(图2l)，包裹体均一温度为58～110℃(表1)，均一温度分布范围较广，可能与褶皱期岩溶的流体来源相对复杂有关，因构造运动形成的断层不仅沟通了地表淡水，也沟通了茅口组地层与其他地层流体。此类岩溶发育具有普遍性，也是茅口组中所需关注的另一类重要的古岩溶类型。

表1 不同类型古岩溶包裹体均一温度测试结果Table 1 Homogenization temperature test results of different types of karst

3 同位素地球化学特征及讨论

古岩溶的碳、氧、锶同位素地球化学特征对研究碳酸盐岩的沉积环境、成岩作用、胶结充填物的起源和形成条件具有重要意义(张兵等，2011)。不同类型的岩溶在形成过程中经历了不同的流体环境，因此用地球化学的方法可以较好地识别和区分溶蚀作用的类型。由于沉积期岩溶发育规模较小，对茅口组储层的意义不大，因此本文重点讨论后面3种类型的古岩溶。

3.1 碳同位素特征

对于碳同位素来说，由于自然界碳基本上储藏在有机碳(还原碳)和无机碳(氧化碳)两大碳库内，两者的δ13C平均值相差大约25‰(陈锦石等，1995)。因此，在影响海相碳酸盐岩碳同位素的众多因素中，当时的有机碳氧化与相对埋藏量是最重要的(黄思静，1997)，此外，大气降水、沉积水介质盐度及生物发育状况都会引起碳同位素组成的变化(Clayton and Degens，1959;Keith and Weber，1964)。

图3 不同类型岩溶充填物碳氧同位素散点图Fig．3 Scatter diagram of C and O isotopes of different types of karst

从所测的碳同位素数据来看(图3)，基岩的碳同位素值介于3.56‰～5.20‰，表生期岩溶充填物的碳同位素值介于0.26‰～3.43‰，埋藏期岩溶充填物的碳同位素值介于－1.44‰～－0.92‰，而褶皱期岩溶充填物的碳同位素值则介于1.58‰～4.07‰。不同类型的岩溶充填物的碳同位素和茅口组基岩的碳同位素相比均有负偏移的特征，其中埋藏期岩溶充填物的碳同位素值负偏移明显，均为负值，可与表生期岩溶和褶皱期岩溶充填物很好地区分开，但表生期岩溶和褶皱期岩溶充填物的碳同位素值有较大的重叠区域，难以完全区分。

对于埋藏期岩溶来讲，由于溶蚀作用发生在有机质大量成熟排烃之后，因其形成于有机质成熟排烃的环境中，其形成过程必然会受到有机碳的影响，而有机碳是一个低δ13C的碳源。诸多学者曾测试过天然气中的碳同位素，其数值都非常低，例如樊然学等(2005)测得的川西坳陷南段天然气藏甲烷的同位素大多小于－33‰，而普光气田甲烷碳同位素值则主要在－29.0‰～－34‰范围内，平均值为－31‰(马永生，2008)，也具有非常低的碳同位素值。因此在有机碳大量存在的环境下形成的埋藏溶蚀孔洞胶结物，其必然会有较低的碳同位素值。

表生期岩溶和褶皱期岩溶两者都受到了大气淡水的影响，并且表生期岩溶发育带因岩层相对薄弱，容易受到褶皱期岩溶的叠加改造，因此，在野外或岩芯上已经很难完全将两者区分开来，两者的碳同位素值也具有较大的分布范围，且相互重叠，难以单独划分出分布范围，但两者的碳同位素值还是明显小于茅口组围岩的碳同位素值，应当是受到大气淡水的影响所致。

3.2 锶同位素特征

由于锶同位素的特殊性，其被广泛地应用于海相地层定年(Dingle et al．，1997;Denison et al．，1998)、全球地质事件对比(Crame et al．，1999;江茂生等，2002)、成岩流体分析(黄思静等，2004;Roger et al．，2004)及古气候古海洋环境分析(黄思静等，2002;史忠生等，2005;刘静和季宏兵，2008)等领域。近年来亦有学者(文华国等，2009;郑荣才等，2009)将其应运于古岩溶的分析和研究，取得了较好的效果。

表2 不同类型岩溶的锶同位素测试结果Table 2 Sr isotope test results of different types of karst

从茅口组锶同位素比值测试结果来看(表2)，两个茅口组围岩样品具有非常低的锶同位素值，都在0.7038左右。由于在茅口组沉积的时候，峨眉山地幔柱活动加剧，峨眉山玄武岩已经开始喷发(何丽娟等，2011)，造成大量的幔源物质进入海水，使同时期的海水锶同位素比值明显降低，低于正常碳酸盐岩0.708的锶同位素比值组成。

表生期岩溶充填的锶同位素比值主要集中在0.7044～0.7049之间，相比围岩有所升高。茅口组沉积之后受东吴运动的影响整体抬升，开始接受大气淡水的溶蚀，尽管溶蚀和胶结充填物沉淀的流体主要为大气淡水，但溶蚀孔洞充填物的物质来源应该主要来自茅口组本身，因为此时茅口组地层上面并未有其他地层沉积，因此表生溶蚀孔洞中的充填物的锶同位素比值虽然有所升高，但仍然相对较低。

表3 不同类型岩溶的识别模式Table 3 Recognition model for different types of karst

经历了3～5Myr的风化之后，茅口组开始接受沉积，被上覆地层龙潭组覆盖，茅口组开始进入埋藏阶段。大约在晚三叠世时，二叠系烃源岩(龙潭组以及茅口组本身)开始成熟生烃，有机酸运移(主要在早期的溶蚀孔洞中及裂缝中)，使得早期的溶蚀孔洞及裂缝进一步扩大，并形成少量的新的溶孔。由于埋藏期溶蚀发生时，有机酸主要来源于茅口组本身和上覆地层龙潭组(李兴平等，2008)，因此其物质交换也主要集中在茅口组本身和上覆地层龙潭组之间，其锶同位素比值也基本反映了茅口组和龙潭组的锶同位素特征。

褶皱期溶蚀充填物的锶同位素比值明显高于围岩和其他类型的岩溶充填物。经过大量的野外及镜下观察，并未发现茅口组有被深部流体改造的迹象，包裹体均一温度测试结果也显示，褶皱期溶蚀充填物的形成环境温度接近或低于茅口组在深埋藏时(埋藏期岩溶)的温度，因此可以排除褶皱期岩溶受到深部硅铝质地层的流体影响的可能。褶皱期溶蚀充填物的锶同位素比值偏高且分布范围较宽，可能是由于褶皱期岩溶发生时，茅口组之上已经有多套地层沉积，地表淡水及不同地层的流体被断层沟通后，对茅口组进行溶蚀和方解石的沉淀作用，由于流体来源较复杂，造成褶皱期岩溶充填物的锶同位素组成比较复杂，分布范围较宽。锶同位素比值整体高于其他类型的岩溶充填物，则与上覆地层都具有较高的锶同位素组成及可能与受到壳源硅铝质岩石风化产物的影响有关。

综上所述，不同类型的古岩溶的识别可总结如表3所示。对不同类型古岩溶的识别无疑具有重要的意义，但仅靠野外观察难以完全准确地进行识别。将野外观察及地球化学方法结合起来，可以取得较好的识别效果，但要求在野外观察取样的过程中必须做到仔细观察、细致取样，尤其是在地质条件复杂、多种古岩溶叠加发育的区域，更要注意判断所取样品的代表性，否则可能造成漏判，甚至可能获取错误的数据结果进而影响到对古岩溶的识别效果。

4 结论

(1)川东南地区茅口组主要发育沉积期岩溶、表生期岩溶、埋藏期岩溶及褶皱期岩溶四种类型的古岩溶，其中表生期岩溶和褶皱期岩溶发育规模较大，是茅口组油气勘探关注的重点。表生期岩溶发育区可见大量的溶蚀孔洞，孔洞以充填中-粗晶方解石为主，在阴极射线下常具环带结构，包裹体均一温度为57～65℃;褶皱期岩溶发育区可见大量裂缝及与裂缝相关的溶蚀扩大缝或方斑，裂缝及方斑在阴极射线下不发光或发暗褐色光，包裹体均一温度介于58～110℃。

(2)埋藏期岩溶因其常与有机质共存，且其碳同位素明显偏负，易与其它类型的古岩溶进行区分。表生期岩溶通常被褶皱期岩溶叠加改造，溶蚀孔洞充填物的碳同位素及包裹体均一温度在分布范围上都有一定的重叠，难以将两者完全区分开，但通过宏观特征结合锶同位素比值可以将两者加以区分。

(3)表生期岩溶与埋藏期岩溶孔洞充填物的物质来源主要来自茅口组本身及上覆地层龙潭组，因此这两类岩溶充填物的锶同位素比值都比较低，并且与茅口组围岩的锶同位素比值基本相似;而褶皱期岩溶的溶蚀孔洞充填物因物质来源比较复杂，锶同位素比值分布范围较大，且比值相对较高。褶皱期岩溶充填物具有较高的锶同位素比值是其与表生期岩溶进行区分的重要标志。

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