黎 榮 胡明毅 潘仁芳 胡忠貴

（ 1長江大學油氣資源與勘探技術(shù)教育部重點實驗室；2長江大學地球科學學院 ）

0 引言

國內(nèi)外眾多學者已經(jīng)認可了盆地內(nèi)部斷裂體系在構(gòu)造演化和油氣成藏中的重要性[1-11]。然而，前人多是對砂巖斷裂體系及相伴生的逆沖斷層、壓扭變形、褶皺、破裂縫等地質(zhì)體，以及反轉(zhuǎn)斷層及與斷層相關(guān)的褶皺對碳酸鹽巖儲層的控制進行研究[12-17]，而斷裂及其伴生的各類構(gòu)造體在受到巖溶作用和多期構(gòu)造改造后所形成的碳酸鹽巖斷溶體少有學者研究或報道[18]。

斷溶體是基于斷裂、巖溶作用和斷控巖溶的油藏特征研究而提出的油氣圈閉的理論概念[10-11]，不同于風化殼、裂縫型儲集體以及深部熱液巖溶儲層，斷溶體是一個復合的兼具縫洞且與構(gòu)造呈良好匹配關(guān)系的儲集體。塔里木油田斷溶體油氣藏在近兩年獲得較大突破[18-19]，但針對四川盆地碳酸鹽巖巖溶體系斷溶體研究卻很少。

前人研究認為四川盆地中二疊統(tǒng)棲霞組和茅口組主要有3種類型的儲集體，包括礁灘體、層狀白云巖、巖溶縫洞，而斷溶體作為一個復合儲集體研究較少[20-24]。四川盆地茅口組沉積時期受東吳運動的抬升剝蝕，導致川東、川中和川西北以及川南大部分地區(qū)被剝蝕，其中川東和川中剝蝕較嚴重，局部地區(qū)缺失茅四段和茅三段及茅二段部分地層，在經(jīng)受多期巖溶作用的疊加改造后，形成了以風化殼巖溶為主的縫洞體。但川中地區(qū)巖溶縫洞體的發(fā)育與斷裂帶、構(gòu)造變形帶之間有較好的匹配關(guān)系，具有明顯的斷控巖溶特征，并以深大斷裂帶為主發(fā)生擴溶，使其成為川中地區(qū)棲霞組和茅口組巖溶縫洞體較發(fā)育的有利區(qū)帶。因此，加深川中地區(qū)斷控巖溶縫洞體的研究對四川盆地天然氣勘探開發(fā)具有借鑒意義。

1 地質(zhì)概況

研究區(qū)主要位于四川盆地中部的華鎣—南充—遂寧地區(qū)，是華鎣山深大斷裂帶和龍泉山斷裂帶之間的穩(wěn)定地塊（圖1）。加里東運動是二疊系沉積前一次大規(guī)模的構(gòu)造隆升運動，形成了川中古隆起。海西運動早期，川中古隆起遭受一定程度的剝蝕。川中地區(qū)中二疊統(tǒng)沉積過程中，除受加里東末期古地貌格局影響外，峨眉地幔柱隆升作用也是控制川中地區(qū)中二疊統(tǒng)古地貌演化的重要因素，至茅口組沉積末期，峨眉地幔柱仍在持續(xù)上升，使地表抬升，導致茅口組受到不同程度剝蝕[25]。

二疊系沉積前，川中地區(qū)下伏地層主要是石炭系、志留系、奧陶系、寒武系；二疊紀時期四川盆地全面下沉，川中地區(qū)最早沉積的梁山組為厚度較薄的淺灰色鋁土質(zhì)泥巖，屬于風化殼產(chǎn)物，向上逐漸過渡為黑色碳質(zhì)頁巖等濱海沼澤相沉積。隨后，廣泛的大規(guī)模的海侵到來，川中地區(qū)棲霞組沉積早期以深水開闊臺地為主，中晚期主要以開闊臺地相沉積為主，頂部為一套生屑灰?guī)r或顆粒白云巖沉積。茅口組沉積時期，川中地區(qū)也以開闊臺地相沉積為主，茅口組沉積中晚期受東吳運動抬升剝蝕（圖1）。茅一段為一套眼球眼皮狀灰?guī)r沉積，茅二段中上部和未剝蝕的茅三段可見白云巖和生屑灰?guī)r沉積，未剝蝕的茅四段主要沉積泥晶灰?guī)r[20-21]。

圖1 研究區(qū)區(qū)域構(gòu)造位置圖（左）及地層柱狀圖（右）Fig.1 Location map of the study area (left) and stratigraphic column (right)

2 斷溶體識別及其類型

2.1 斷溶體定義

茅口組碳酸鹽巖受多期次構(gòu)造抬升作用后[26-29]，沿深大斷裂帶及其伴生裂縫發(fā)育一定規(guī)模的破碎帶以及茅口組中上部發(fā)育相對規(guī)模較小的同沉積斷裂帶，在不同方位應(yīng)力場作用下，不同角度裂縫交叉出現(xiàn)，經(jīng)多期巖溶水滲流、埋藏溶蝕或熱液上涌致使破碎帶內(nèi)裂縫被溶蝕改造而形成的波浪狀、漏斗形、梯形等溶蝕孔、洞儲集體稱為斷溶體，它是一個較好的儲集體。

2.2 斷溶體類型

斷裂時期和巖溶期次不同，斷溶體形成的期次和巖溶規(guī)模大小也會不同，根據(jù)不同斷裂組合形式的斷溶體特征，并按地震剖面上的構(gòu)造樣式將斷溶體分為彎曲點狀型、單一下凹帶狀型和復合下凹面狀型3種類型。結(jié)合鉆井巖心和薄片觀察，川中地區(qū)中二疊統(tǒng)儲層主要的儲集空間為孔隙、溶洞、裂縫，并根據(jù)其組合類型將斷溶體分為溶洞—裂縫型、裂縫型和裂縫—溶洞型3種類型。

2.2.1 溶洞—裂縫型斷溶體

溶洞—裂縫型斷溶體是以裂縫為主、沿裂縫發(fā)育溶洞且規(guī)模較小的斷溶體。早—中二疊世四川盆地整體處于拉張環(huán)境，晚二疊世受峨眉地幔柱隆升影響，盆地內(nèi)部發(fā)生差異隆升，發(fā)生拉張沉陷，產(chǎn)生了大量的同沉積斷裂帶[26]，這些斷裂形成期次晚、縱向切割深度小，且順斷裂溶蝕規(guī)模小。茅口組頂部，可見暴露剝蝕、表生巖溶影響而形成的小溶洞，它們是一些規(guī)模較小、僅沿裂縫面附近發(fā)育、巖溶作用相對較弱、沿小斷裂溶蝕形成的孤立洞穴或相對較窄的孤立窄條狀小溶洞（圖2a）。在成像測井上可以看出，高石1井茅口組中上部水平裂縫或低角度裂縫較為發(fā)育，但裂縫較小且較局限，連通性較差，一般呈低角度深色條帶狀高導特征（圖3a—c），順裂縫在水平潛流作用下有較小的溶蝕孔隙和溶洞發(fā)育。在地震剖面上同相軸撓曲，巖溶頂部強反射，內(nèi)部斷續(xù)弱反射，剖面上常呈波浪狀，平面上斑點狀、順斷裂呈線狀展布，總體呈彎曲點狀型（圖4a）。此類斷溶體斷裂較局限，與斷裂相匹配的溶縫受表生巖溶作用限制，發(fā)育規(guī)模受限，因此，此類斷溶體儲集體效果相對較差。

圖2 典型野外剖面及巖心圖版Fig.2 Typical field outcrop section and core chart

圖3 斷溶體成像測井圖Fig.3 Imaging logging pictures of fault-karst

圖4 各類斷溶體地震剖面Fig.4 Seismic sections of fault-karst

2.2.2 裂縫型斷溶體

裂縫型斷溶體是以裂縫為主的斷溶體（圖2b），裂縫對碳酸鹽巖儲層具有重要作用，它不僅是儲集空間，也是滲流通道，由于成因不同，可以將裂縫分為構(gòu)造裂縫（圖2c、d）、成巖縫（圖2e、f）和溶蝕縫（圖2g—i）。本文中裂縫型斷溶體是指主要受深大斷裂控制，基底深大斷裂在后期構(gòu)造運動所產(chǎn)生的能量下被激活，熱液流體上涌沿深大斷裂發(fā)生溶蝕，由單條或一組斷裂發(fā)生溶蝕組成的斷溶體。四川盆地現(xiàn)今斷裂構(gòu)造格局最終形成于中—新生代的構(gòu)造運動，但深大斷裂活動時間較早，多數(shù)可以追溯到加里東期，有些還具有長期繼承性的活動特征[29]。以磨溪41井為例，高角度裂縫清晰可見，在成像測井圖上表現(xiàn)為深色條帶狀高導特征（圖3d），沿裂縫可見擴溶現(xiàn)象。在地震剖面上巖溶頂部強反射，內(nèi)部弱反射或空白，下拉現(xiàn)象明顯，表現(xiàn)為單一下凹帶狀型，從震旦系到飛仙關(guān)組均可見同相軸下凹現(xiàn)象，在剖面上常呈漏斗形，平面上呈現(xiàn)圓洞帶狀展布或沿主干斷裂帶呈不規(guī)則的寬條帶狀延伸展布（圖4b）。此類斷溶體相對較單一，發(fā)育規(guī)模受主斷裂控制。

2.2.3 裂縫—溶洞型斷溶體

裂縫—溶洞型斷溶體是以溶洞為主，伴隨次生斷裂發(fā)育的斷溶體（圖2g、h）。次生斷裂生成期次較晚，在縱向上切割深大斷裂，順斷裂帶溶蝕規(guī)模逐漸變小。在垂向上，巖溶水穿過斷裂帶向下溶蝕，到達顆粒灘時，巖溶水受重力作用的影響，快速選擇較大的粒間孔進行下滲擴溶；而在橫向上，隨著巖溶作用的繼續(xù)，顆粒灘底部開始橫向流動而溶蝕，形成大型溶洞，隨著時間的推移，顆?；?guī)r被劇烈溶蝕，形成多期顆粒灘和垂向裂縫之間的多旋回疊置復合斷溶體系。斷溶體疊加棲霞組顆粒灘，多組斷裂發(fā)育，同相軸呈現(xiàn)鋸齒狀下凹，棲霞組灘體發(fā)育，平面上順斷裂帶呈現(xiàn)面狀展布。斷溶體疊加茅口組顆粒灘和棲霞組顆粒灘，多組斷裂發(fā)育，棲霞組—茅口組同相軸呈現(xiàn)不連續(xù)特征，顆粒灘發(fā)育，平面上圍繞斷裂呈面狀分布。以磨溪18井、南充1井、磨溪108井為例，從成像測井圖可以看出，裂縫常呈垂直或高角度深色高導特征（圖3e-h），而此時鮞灘和白云巖中孔洞較發(fā)育，溶蝕孔洞呈較大不規(guī)則深色高導特征，連通性增強，儲集性能更好。在地震剖面上巖溶頂部呈現(xiàn)強反射，內(nèi)部呈丘狀不連續(xù)弱反射，可見下拉現(xiàn)象，剖面總體表現(xiàn)為復合下凹面狀型，平面上圍繞斷裂呈面狀分布，形狀不規(guī)則（圖4c、d）。此類斷溶體斷裂體系復雜，相對規(guī)模較大，深大斷裂伴生的次級斷裂疊加溶蝕的顆粒灘所形成的面狀溶洞體系，其儲集性能更好。

3 斷溶體形成機制

3.1 流體來源與溶蝕作用

根據(jù)前人對成巖流體來源及溶蝕作用研究方法的總結(jié)[30-39]，進行不同巖溶充填物碳、氧同位素測試以及白云巖流體來源分析，得出川中地區(qū)中二疊統(tǒng)斷溶體經(jīng)歷了大氣淡水溶蝕、埋藏期有機酸溶蝕及熱液溶蝕等階段。

3.1.1 大氣淡水溶蝕

碳酸鹽巖斷裂帶空間結(jié)構(gòu)較為復雜，孔隙度和滲透率都較高，這對流體運移和巖溶作用的發(fā)生具有重要作用。斷裂會產(chǎn)生大量的伴生裂縫，斷裂和裂縫不僅是流體重要的儲集空間，也為大氣淡水垂直下滲創(chuàng)造了有利條件。斷裂破碎帶可以增加水—巖接觸面積，不僅擴大了地下水的溶蝕范圍，而且也改善了碳酸鹽巖的滲流作用，使溶蝕作用得以增強。

延伸至地表的斷裂，是大氣淡水的運移通道。地表大氣淡水順著斷裂帶透過中二疊統(tǒng)向下運移，外界不斷補充的CO2和大氣淡水使得巖溶作用持續(xù)進行。斷裂交會部位的巖石在受到多期不同方向的應(yīng)力作用下，發(fā)生強烈破碎，裂縫發(fā)育壯大，水體流動空間變大，巖溶作用也隨之加劇，因此多發(fā)育較大規(guī)模的溶洞型儲層。巖層界面是流體橫向運移的有利路徑，可以形成橫向溶洞[30-32]。取不同巖溶充填物進行測試（圖5），結(jié)果顯示基巖的碳同位素值介于3.56‰～5.20‰，表生期巖溶充填物的碳同位素值介于0.26‰～3.44‰，可見溶洞中的充填物碳同位素值較基巖低。

圖5 不同類型巖溶充填物碳、氧同位素散點圖（據(jù)文獻[31]修改）Fig.5 Carbon and oxygen isotope scatter maps for different types of karst fillings (adapted from Reference [31] )

3.1.2 埋藏期有機酸溶蝕

二疊系梁山組煤系地層及下伏志留系龍馬溪組頁巖在后期埋藏作用下，成熟生烴，有機酸發(fā)生運移，使早期形成的溶蝕孔洞和裂縫進一步擴溶。取不同巖溶充填物進行測試（圖5），結(jié)果顯示埋藏期巖溶充填物的碳同位素值偏負，主要分布在-1.44‰～-0.92‰。

3.1.3 熱液溶蝕

在川中地區(qū)，野外剖面、巖心、薄片資料觀察發(fā)現(xiàn)，多期構(gòu)造縫中充填了自形晶馬鞍狀白云石（圖6a-c），中晶白云巖常見霧心亮邊，陰極發(fā)光呈暗紅色（圖6d-f），溶蝕孔洞中充填自生石英等熱液礦物（圖6g）。海西期，上揚子準地臺發(fā)生了廣泛的張裂活動，發(fā)育大量深大斷裂，不僅為玄武巖噴發(fā)提供了通道，也為二疊系石灰?guī)r提供了硅質(zhì)來源及垂向運移通道[29]，在華鎣山二崖剖面以及磨溪108井薄片觀察中，都可見硅質(zhì)巖（圖6h、i），且熱液溶蝕充填物包裹體溫度較高。

圖6 典型熱液產(chǎn)物圖版Fig.6 Typical hydrothermal minerals

根據(jù)前人研究，侏羅紀時期，油氣充注棲霞組和茅口組儲層。廣參2井中二疊統(tǒng)在侏羅紀之前最大埋深不超過2500m，按最大地溫梯度4℃/100m計算，侏羅紀地溫不超過100℃。取棲霞組和茅口組白云巖中烴類包裹體進行測試，包裹體均一溫度均大于100℃，說明白云巖形成的流體溫度高于原石灰?guī)r地層的溫度，屬熱液成因[40-42]。

Fleet系統(tǒng)研究了世界上熱水沉積物與非熱水沉積物中的稀土元素（REE），發(fā)現(xiàn)前者的稀土元素總量低，鈰（Ce）為負異常，重稀土元素（HREE）有富集的趨勢；而后者稀土元素含量高，鈰為正異常，重稀土元素不富集[43]。夏邦棟根據(jù)Fleet的理論對下?lián)P子區(qū)下三疊統(tǒng)孤峰組層狀硅質(zhì)巖進行了不同比例混合的熱水與非熱水沉積物的REE配分模式對比分析，二崖剖面茅口組硅質(zhì)巖北美頁巖標準化REE配分模式與Fleet和夏邦棟提出的以熱水沉積物為主、混有少量非熱水沉積物的北美頁巖標準化REE配分模式[44]十分相似，說明二崖剖面茅口組硅質(zhì)巖為熱水成因，受熱液影響（圖7）。

圖7 北美頁巖標準化REE配分模式Fig.7 Rare Earth Element of North American Shale Standardized Allocation Mode

3.2 各類型斷溶體形成機制

3.2.1 溶洞—裂縫型斷溶體形成機制

早—中二疊世受海西運動影響，四川盆地整體處于拉張環(huán)境，晚二疊世受峨眉地幔柱隆升影響，盆地內(nèi)部發(fā)生差異隆升和拉張沉陷，產(chǎn)生大量的同沉積斷裂帶，茅口組形成了塹壘相間的古地貌格局[26]。以川中高石1井為例，測試茅口組中上部巖溶充填物δ13C平均值為3.592‰（表1），δ13O平均值為-7.054‰（表1），δ13C平均值低于基巖，說明此時茅口組發(fā)生暴露剝蝕，大氣淡水順著茅口組沉積斷裂帶處的小裂縫垂直下滲，發(fā)生表生期巖溶，易溶礦物和裂縫發(fā)育區(qū)優(yōu)先被溶蝕，發(fā)育深度相對較淺，在平面上相對呈點狀的擴溶小孔洞，形成溶洞—裂縫型斷溶體（圖8a）。

表1 巖溶充填物同位素值統(tǒng)計表Table 1 Statistical isotope values of karst fillings

3.2.2 裂縫型斷溶體形成機制

海西期，上揚子地臺發(fā)生廣泛張裂活動，發(fā)育了大量深大斷裂[29]。晚二疊世的玄武巖噴發(fā)拉張作用，使得深大斷裂重新活動，熱液上涌發(fā)生溶蝕。廣參2井和華鎣山二崖剖面位于幾條深大斷裂帶交會處，廣參2井填隙物包裹體測試以及二崖剖面硅質(zhì)巖稀土元素分析表明此時確實發(fā)生熱液活動[40-44]。在東吳運動作用下，茅口組抬升剝蝕，四川盆地大面積遭受剝蝕。 茅口組經(jīng)歷暴露剝蝕作用的時間長達1～3Ma，且此時氣候炎熱潮濕，受大氣淡水淋濾作用，大氣淡水補給充足，大氣淡水隨著深大斷裂垂直下滲，隨著巖溶作用時間的推移，下伏志留系龍馬溪組頁巖、梁山組煤系地層和茅口組烴源巖埋藏生烴，形成的有機酸進一步溶蝕早期孔洞和裂縫，在疊加巖溶作用下孔洞和裂縫發(fā)生溶蝕，并且在深大斷裂帶的周緣，遇到易溶礦物發(fā)生一定范圍的水平潛流溶蝕作用，形成裂縫型斷溶體（圖8b）。

3.2.3 裂縫—溶洞型斷溶體形成機制

受基底深大斷裂的影響，沿深大斷裂發(fā)育大量伴生的，與其平行、垂直、或斜交的斷裂帶，在晚二疊世玄武巖噴發(fā)拉張作用影響下，這些斷裂帶與深大斷裂貫通，茅口組沉積時期由于充足的大氣淡水的補給，大氣淡水順著斷裂帶下滲，在泥巖類致密巖與顆粒巖類高孔滲層中形成多旋回疊置。大氣淡水下滲到茅口組顆粒灘，顆粒巖受巖溶改造劇烈，形成面狀溶蝕面；若遇到茅口組顆粒灘不發(fā)育而高密度巖發(fā)育的區(qū)域，大氣淡水沿未被阻隔的斷裂帶下滲到棲霞組中上部顆粒灘較發(fā)育的區(qū)域時，大氣淡水隨著顆粒灘順層溶蝕，形成面狀溶蝕面。測得棲霞組顆粒灘灘體縫合線中充填的與瀝青共存的細—中晶方解石碳同位素值偏負（表1），說明此時也發(fā)生有機酸溶蝕作用[31]。在大氣淡水溶蝕和有機酸溶蝕共同作用下最終形成裂縫—溶洞型斷溶體（圖8c、d）。

圖8 斷溶體形成機制Fig.8 Forming mechanisms of fault-karst

4 結(jié)論

川中地區(qū)中二疊統(tǒng)覆蓋區(qū)沿斷裂帶分布斷溶體，斷溶體形成的期次和巖溶規(guī)模大小不同，斷溶體類型各異。根據(jù)鉆井巖心、薄片和成像測井判別出主要由孔隙、溶洞、裂縫組合形成的溶洞—裂縫型、裂縫型和裂縫—溶洞型等斷溶體；按地震剖面上構(gòu)造樣式不同將斷溶體分為彎曲點狀型、單一下凹帶狀型和復合下凹面狀型3種類型。

斷裂的規(guī)模、期次及巖溶期次是斷溶體發(fā)育的主要影響因素。溶洞—裂縫型斷溶體主要是茅口組頂部受大氣淡水淋濾作用而形成；裂縫型斷溶體主要是深大斷裂受熱液、有機酸及大氣淡水淋濾作用共同溶蝕而形成；而裂縫—溶洞型斷溶體為次生斷裂和顆粒灘受有機酸及大氣淡水淋濾作用溶蝕而形成。

斷溶體主要分布在深大斷裂帶及其次生斷裂帶溶蝕面，且次生斷裂帶溶蝕面形成的裂縫—溶洞型斷溶體相對規(guī)模最大，儲集空間最大，斷裂和溶洞匹配關(guān)系最好，儲集體性能最好。