張 亞，陳雙玲，張曉麗，張璽華，謝 忱，陳 聰，楊雨然，高兆龍

（中國(guó)石油西南油氣田分公司勘探開(kāi)發(fā)研究院，成都 610041）

0 引言

自隆10 井在蜀南地區(qū)茅口組鉆遇巖溶儲(chǔ)層并測(cè)試獲氣以來(lái)，勘探家們針對(duì)四川盆地茅口組巖溶儲(chǔ)層的分布規(guī)律及巖溶古地貌恢復(fù)已開(kāi)展了大量研究工作，江青春等［1］認(rèn)為四川盆地茅口組古地貌為“東高西低”，且具有“三高地、兩斜坡、兩洼地”的特點(diǎn)；姜自然等［2］認(rèn)為東吳期瀘州古隆起的形態(tài)控制了蜀南地區(qū)茅口組巖溶作用強(qiáng)度，古隆起西南翼溶蝕強(qiáng)度大，巖溶儲(chǔ)層較發(fā)育，北東翼剝蝕夷平嚴(yán)重，巖溶儲(chǔ)層發(fā)育較少；胡修權(quán)等［3］、郭旭升等［4］在對(duì)川東南茅口組研究后認(rèn)為，巖溶斜坡區(qū)地下水以徑流為主，溶蝕孔洞更為發(fā)育；何斌等［5］通過(guò)研究得出，峨眉地裂運(yùn)動(dòng)造成了地殼快速差異抬升，進(jìn)而影響了盆地茅口組的沉積及成巖作用，形成了茅口組古地貌形態(tài)及巖溶強(qiáng)度的差異，而古地貌形態(tài)又進(jìn)一步影響了晚二疊世的沉積格局和地層展布［6-7］。

前期研究多針對(duì)四川盆地局部地區(qū)茅口組的古地貌分析，少有對(duì)全盆地古地貌的精細(xì)刻畫(huà)，關(guān)于古地貌單元?jiǎng)澐值难芯恳踩狈?duì)區(qū)域構(gòu)造運(yùn)動(dòng)所造成構(gòu)造—沉積分異及地貌差異的考慮。本次研究在分析峨眉地裂運(yùn)動(dòng)對(duì)四川盆地茅口期巖相古地理格局及巖溶古地貌的影響基礎(chǔ)上，通過(guò)地震-地質(zhì)相結(jié)合的方法，利用殘厚法和印模法精細(xì)刻畫(huà)全盆地茅口組巖溶古地貌特征，結(jié)合鉆井和生產(chǎn)動(dòng)態(tài)數(shù)據(jù)分析有效巖溶儲(chǔ)層的分布規(guī)律，以期為四川盆地茅口組巖溶儲(chǔ)層的勘探選區(qū)和井位部署提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

四川盆地位于上揚(yáng)子地臺(tái)北緣，早二疊世初期盆地遭受大規(guī)模海侵，沉積了一套棲霞組—茅口組碳酸鹽巖［8］。棲霞組下部以灰色—深灰色泥晶生屑灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r為主，中上部發(fā)育灰色—淺灰色泥晶生屑灰?guī)r、亮晶生屑灰?guī)r、顆粒灰?guī)r，夾中—薄層淺灰色白云質(zhì)灰?guī)r和白云巖等，厚為100～120 m。茅口組整體厚度為150～450 m，自下而上可劃分為茅一、茅二、茅三和茅四一共分4 個(gè)巖性段：茅一段主要發(fā)育灰色—灰黑色塊狀生物灰?guī)r，以“眼球-眼皮”狀構(gòu)造發(fā)育為特征；茅二段以淺灰色泥晶生屑灰?guī)r為主，中上部常見(jiàn)燧石結(jié)核或燧石條帶層；茅三段以淺灰—灰色泥晶生屑灰?guī)r為主；茅四段主要為中—厚層狀深灰—灰黑色泥晶灰?guī)r［1］（圖1）。

早二疊世末期，受峨眉地幔柱隆升影響，盆地遭受差異抬升，茅口組頂部出露地表，暴露時(shí)長(zhǎng)為7～8 Ma［9］，導(dǎo)致其遭受不同程度的風(fēng)化剝蝕，殘留部分茅四段或茅三段，局部地區(qū)剝蝕至茅二段。晚二疊世，在茅口組風(fēng)化剝蝕面之上沉積了一套上二疊統(tǒng)，由西向東從陸相、海陸過(guò)渡相逐漸演變?yōu)楹Ｏ喑练e，茅口組上覆地層分別對(duì)應(yīng)為陸相的沙灣組、海陸過(guò)渡相的龍?zhí)督M及海相的吳家坪組［6］。

鉆井資料顯示，盆地茅口組巖溶儲(chǔ)層發(fā)育且具有較好的含氣性，鉆井過(guò)程中多見(jiàn)放空、井漏、氣侵、氣測(cè)異常等多種油氣顯示，且多口井測(cè)試獲高產(chǎn)工業(yè)氣流，目前蜀南—川中地區(qū)茅口組勘探開(kāi)發(fā)效果最好，高產(chǎn)工業(yè)氣井也多集中于此區(qū)域，而川東及川西北部地區(qū)鉆探效果相對(duì)較差。

圖1 四川盆地地理位置（a）和下二疊統(tǒng)巖性地層綜合柱狀圖（b）Fig.1 Geographical location（a）and lithology histogram of Lower Permian（b）of Sichuan Basin

2 上二疊統(tǒng)沉積前的巖溶古地貌恢復(fù)

2.1 古地貌恢復(fù)方法

古地貌恢復(fù)的方法包括地球物理法、印模法、殘余厚度法、層序地層學(xué)法和沉積學(xué)法等，對(duì)于四川盆地茅口組的古地貌恢復(fù)，學(xué)者們一般采用殘厚法和印模法［10-11］。殘厚法使用的前提條件是：地層原始沉積厚度變化不大，能準(zhǔn)確劃分出等時(shí)基準(zhǔn)面，地層劃分?jǐn)?shù)據(jù)較為準(zhǔn)確［11］。四川盆地茅一段為一套穩(wěn)定沉積的泥質(zhì)灰?guī)r，具有“眼球-眼皮”結(jié)構(gòu)，且在野外露頭、測(cè)井曲線和地震資料上均易于識(shí)別，茅口組頂界面在區(qū)域地層劃分時(shí)也常作為一個(gè)標(biāo)志層面。因此，使用殘厚法可以直觀地反映茅口組厚度變化規(guī)律，地層厚度數(shù)據(jù)可通過(guò)鉆井分層和地震解釋剖面獲取。印模法也是恢復(fù)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響，晚二疊世沉積環(huán)境發(fā)生了變化。根據(jù)茅口組上覆地層的厚度，使用印模法來(lái)恢復(fù)全盆地茅口組頂部巖溶古地貌并不合適［1，12］。因此，本文主要采用殘余厚度法來(lái)恢復(fù)全盆地茅口期的巖溶古地貌，僅在龍?zhí)督M穩(wěn)定發(fā)育的川南地區(qū)結(jié)合使用了印模法，在局部地區(qū)充分應(yīng)用三維地震資料對(duì)古地貌進(jìn)行了精細(xì)刻畫(huà)，以最大程度還原早二疊世末期的巖溶古地貌。

2.2 茅口組殘余厚度分布規(guī)律及古地貌指示

基于鉆井、測(cè)井資料，篩選出300 余口井開(kāi)展精細(xì)地層對(duì)比及劃分（圖2），并利用分層數(shù)據(jù)編制出了四川盆地茅口組殘余厚度平面等值線圖（圖3），可見(jiàn)其殘余地層由西向東從茅四段過(guò)渡至茅二段，殘余厚度也由450 m 減薄至150 m。川西南部成都—眉山—樂(lè)山—宜賓一線及川東南部武隆—石柱地區(qū)的茅口組剝蝕程度均相對(duì)較弱，殘余的茅四段及以下地層厚度為260～450 m；蜀南的瀘州—自貢—內(nèi)江、川中的遂寧—南充—廣安、川北的閬中地區(qū)均剝蝕至茅三段，殘余的茅三段及以下地層厚度為180～240 m；川北的廣元—巴中—達(dá)州—奉節(jié)一線茅口組殘余厚度最薄，小于180 m（圖3）。

一般殘余厚度越大的地區(qū)，其出露的地層越新，表明該區(qū)剝蝕量少，應(yīng)解釋為地勢(shì)較低的區(qū)域；反之，殘余厚度越小的地區(qū)，其出露地層越老，說(shuō)明其剝蝕量較大，應(yīng)解釋為地勢(shì)較高的區(qū)域［12-13］，學(xué)者們也多將川北的廣元—巴中—達(dá)州一線解釋為巖溶高地。川北的江油—廣元一線吳家坪組發(fā)育硅質(zhì)頁(yè)巖和泥頁(yè)巖，反映出欠補(bǔ)償?shù)纳钏练e特征，且在吳家坪組沉積初期未見(jiàn)到向高地超覆的現(xiàn)象［11，14］，而這種隆升后又急劇降低的地貌變化也難以從構(gòu)造演化上加以解釋［15］，因此部分學(xué)者提出該區(qū)茅口組的地層減薄并非地貌高而遭受剝蝕所致，而是地貌低遭受侵蝕的結(jié)果。通過(guò)野外地質(zhì)剖面及鉆井資料綜合分析可以得出，川北地區(qū)茅口組殘余厚度較薄是早期沉積作用和后期侵蝕作用的共同結(jié)果。

圖3 四川盆地茅口組殘余厚度平面圖Fig.3 Residual thickness map of Maokou Formation in Sichuan Basin

圖4 川西北部茅口組孤峰段電性、巖性及古生物識(shí)別圖版（據(jù)文獻(xiàn)［16］修改）（a）L17 井，5 640 m，吳家坪組，含粉砂質(zhì)泥巖；（b）車家壩剖面，點(diǎn)1 為吳家坪組含粉砂質(zhì)泥巖，點(diǎn)2 為孤峰段含硅泥巖、有機(jī)質(zhì)泥巖；（c）車家壩剖面，孤峰段，含硅泥巖，薄殼腹足生物、硅質(zhì)骨針；（d）L17 井，5 649 m，孤峰段，含有機(jī)質(zhì)泥巖，薄殼腹足生物；（e）車家壩剖面，孤峰段，含硅泥巖，硅質(zhì)骨針；（f）車家壩剖面，孤峰段，阿爾圖菊石Fig.4 Electrical，lithological and paleontological identification chart of Gufeng section of Maokou Formation in northwestern Sichuan

通過(guò)野外地質(zhì)剖面觀測(cè)、鉆井巖屑復(fù)查和自然伽馬曲線精細(xì)對(duì)比可以發(fā)現(xiàn)，川北地區(qū)廣元—巴中一帶風(fēng)化殼之下、茅口組灰?guī)r之上發(fā)育一套薄層含硅泥巖、含泥硅質(zhì)巖（圖4），呈現(xiàn)出深水盆地沉積特征，由于這套地層與上覆吳家坪組底部的王坡頁(yè)巖具有相似的巖性和電性特征，容易將其誤認(rèn)為是茅口組頂部的風(fēng)化殘積物而劃分為吳家坪組王坡頁(yè)巖段。根據(jù)古生物、巖性及電性對(duì)比發(fā)現(xiàn)，該套地層發(fā)育大量深水有孔蟲(chóng)、硅質(zhì)骨針、薄殼腹足類生物及阿爾圖菊石［16-17］，巖性以灰黑色有機(jī)質(zhì)泥巖、含硅泥巖、含泥硅質(zhì)巖為主，與吳家坪組底部粉砂質(zhì)泥巖、鋁土質(zhì)泥巖有明顯區(qū)別，電性上表現(xiàn)為“高伽馬-高U-低Th”的特征，與吳家坪組底部王坡頁(yè)巖段的“低U-高Th”的特征具有顯著差異［15］。由于該套地層在四川盆地內(nèi)整體發(fā)育較薄，且與茅口組為連續(xù)沉積，可將其劃分為下二疊統(tǒng)茅口組孤峰段，是茅口中晚期深水沉積的產(chǎn)物，前期該套地層被認(rèn)為主要發(fā)育在華南板塊北緣及中南部的湘桂盆地、欽防盆地，中下?lián)P子地區(qū)的安徽—湖北一帶也可見(jiàn)到，上揚(yáng)子地區(qū)孤峰段厚度較?。?7-18］，且主要見(jiàn)于四川盆地邊緣的野外露頭，近兩年才在盆地內(nèi)被鉆井資料所證實(shí)。

根據(jù)鉆井復(fù)查和野外地質(zhì)剖面初步編制了四川盆地茅口組孤峰段厚度等值線圖，四川盆地內(nèi)孤峰段整體呈近北西向展布，主要沿廣元—巴中—達(dá)州—奉節(jié)一線展布，厚度為5～25 m（圖5）。此外，在盆地邊緣的重慶滿月、宣漢河口、巴東大巴山等多個(gè)野外地質(zhì)剖面點(diǎn)均發(fā)現(xiàn)存在孤峰段沉積，厚度為5～15 m，推測(cè)四川盆地以東地區(qū)的孤峰段分布面積更廣。

圖5 四川盆地茅口組孤峰段厚度等值線圖Fig.5 Thickness contour map of Gufeng section of Maokou Formation in Sichuan Basin

元壩地區(qū)的鉆井證實(shí)，茅口組頂部發(fā)育高能臺(tái)緣灘相沉積，元壩以東—普光地區(qū)發(fā)育深水盆地沉積，元壩以西—川中地區(qū)為正常淺水碳酸鹽巖臺(tái)地沉積［19］。茅口組沉積晚期，峨眉地裂運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致四川盆地內(nèi)出現(xiàn)構(gòu)造—沉積分異，在川北的廣元—巴中一帶形成了裂陷槽［20］，即開(kāi)江—梁平海槽雛形，裂陷槽內(nèi)沉積了深水相的孤峰段，裂陷槽邊緣發(fā)育高能臺(tái)緣灘相沉積［16，21］。早二疊世末期，隨著峨眉地裂運(yùn)動(dòng)加劇，峨眉地幔柱隆升造成盆地內(nèi)部的差異抬升，由西向東抬升幅度逐漸減小，形成“西高東低”的地貌格局［6，22］。受地貌形態(tài)影響，大氣降水和古河流等形成的古水流體系由西向東流動(dòng)，匯集到裂陷槽內(nèi)形成地表徑流，并對(duì)裂陷槽內(nèi)的地層進(jìn)一步?jīng)_刷侵蝕，因此茅口組的巖溶古地貌是在其沉積地貌上繼承發(fā)育的，隨著峨眉地裂運(yùn)動(dòng)在吳家坪期達(dá)到高潮，茅口期裂陷槽進(jìn)一步擴(kuò)張發(fā)展形成吳家坪期和長(zhǎng)興期裂陷槽［14］。

2.3 龍?zhí)督M厚度分布規(guī)律及古地貌指示

印模法的基本原理是將待恢復(fù)地貌界面及其上覆地層的頂界面均作為等時(shí)面，利用上覆地層與殘余古地貌之間存在的“鏡像”關(guān)系，通過(guò)上覆地層厚度來(lái)恢復(fù)古地貌形態(tài)［23］。受茅口組頂部古地貌影響，盆地內(nèi)不同區(qū)域的茅口組上覆地層不同，由西向東從陸相、海陸過(guò)渡相逐漸演變?yōu)楹Ｏ喑练e，即川西北部和川東北部地區(qū)為一套海相沉積的吳家坪組，川中和川西南部大部分地區(qū)為海陸過(guò)渡相沉積的龍?zhí)督M，川西南局部地區(qū)茅口組上覆地層為峨眉山玄武巖或陸相沙灣組［24］。上覆地層巖性及沉積環(huán)境特征反映了其沉積時(shí)的古地貌特征，且龍?zhí)督M內(nèi)部沉積分異小，其頂界面可以近似作為一個(gè)等時(shí)界面［13］，考慮到茅口組上覆地層的展布規(guī)律，本次研究只在蜀南—川中地區(qū)利用龍?zhí)督M的地層厚度變化并使用印模法恢復(fù)了茅口組巖溶古地貌。

龍?zhí)督M與茅口組厚度具有“鏡像”互補(bǔ)特征，即茅口組殘余厚度小的區(qū)域，龍?zhí)督M沉積相對(duì)較厚，而茅口組殘余厚度大的區(qū)域，龍?zhí)督M厚度相對(duì)較薄（圖6），表明茅口組殘余厚度越大的區(qū)域在上二疊統(tǒng)沉積前為古地貌相對(duì)高的區(qū)域，而殘余厚度較小區(qū)域則為古地貌相對(duì)低的區(qū)域。

圖6 四川盆地龍?zhí)督M厚度等值線圖Fig.6 Thickness contour map of Longtan Formation in Sichuan Basin

2.4 古地貌單元?jiǎng)澐?/h3>

根據(jù)四川盆地茅口組殘余厚度和上覆龍?zhí)督M印模厚度變化規(guī)律，結(jié)合二維和三維地震資料，編制了四川盆地上二疊統(tǒng)茅口組頂部沉積時(shí)的巖溶古地貌平面圖（圖7），同時(shí)充分考慮了峨眉地裂運(yùn)動(dòng)引起的構(gòu)造—沉積分異作用對(duì)其造成的影響，由西向東將茅口組古地貌劃分為3 個(gè)地貌單元：巖溶高地（殘余厚度大于260 m）、巖溶斜坡（殘余厚度為180～260 m）和巖溶盆地（殘余厚度小于180 m）。

2.4.1 巖溶高地

巖溶高地的茅口組保存較為完整，殘余部分茅四段及以下地層，厚度大于260 m，最大殘余厚度可達(dá)400 m 以上，例如ZG1 井和HS1 井，主要分布于川西南部的眉山—資陽(yáng)—樂(lè)山—宜賓一帶、習(xí)水—武隆—石柱地區(qū)，其上覆沙灣組為一套陸相碎屑巖、鋁土質(zhì)泥巖夾玄武巖地層，局部地區(qū)茅口組直接與玄武巖接觸，表明晚二疊世該區(qū)處于地貌高位，整體出露于沉積水體之上。巖溶高地長(zhǎng)期處于裸露風(fēng)化狀態(tài)，易遭受大氣淡水的淋濾作用，因其地形陡、匯水面積小，只有少量地表水沿裂縫下滲，在局部地區(qū)形成垂向巖溶，且由于茅口組頂部茅四段為深水沉積，泥質(zhì)含量較高，整體上溶蝕作用較弱，巖溶儲(chǔ)層發(fā)育較少。

圖7 四川盆地上二疊統(tǒng)沉積前的巖溶古地貌Fig.7 Karst paleogeomorphology before the deposition of the Upper Permian in Sichuan Basin

2.4.2 巖溶斜坡

巖溶斜坡分布范圍較廣，南起資陽(yáng)—自貢—內(nèi)江—瀘州一線，遂寧—南充—廣安地區(qū)也發(fā)育，北達(dá)蒼溪—閬中—達(dá)州地區(qū)，殘余部分茅三段及以下地層，厚度為180～260 m，上覆地層為龍?zhí)督M海陸過(guò)渡相泥頁(yè)巖，夾薄層灰?guī)r，含少量煤層和炭質(zhì)頁(yè)巖。

巖溶斜坡處于巖溶高地與巖溶盆地之間，地形相對(duì)較陡，地貌高差較大，受來(lái)自盆地西南部水流影響，區(qū)內(nèi)水文地質(zhì)條件復(fù)雜，既有地表水的快速下滲和側(cè)向流動(dòng)，也有地表徑流的侵蝕和沖刷，地表被多次切割，形成殘丘、坡地、古河道、侵蝕溝谷等次級(jí)地貌單元。利用三維地震資料在蜀南—川中地區(qū)開(kāi)展了局部微古地貌精細(xì)刻畫(huà)，結(jié)果顯示茅口組古河道、溝谷縱橫交錯(cuò)，古殘丘、坡地星羅棋布（圖8，9）。鉆井資料和油氣測(cè)試結(jié)果顯示，古殘丘、坡地、溝谷邊緣的巖溶儲(chǔ)層發(fā)育，井漏、放空、氣侵等鉆井顯示頻繁，多口井測(cè)試獲高產(chǎn)工業(yè)氣流［25］，例如自流井區(qū)Z2 井，日產(chǎn)天然氣106 萬(wàn)m3，累產(chǎn)達(dá)55 億m3，是茅口組巖溶儲(chǔ)層勘探有利區(qū)。

2.4.3 巖溶盆地

圖8 川南—川中地區(qū)茅口組巖溶古地貌地震刻畫(huà)Fig.8 Seismic characterization of karst palaeomorphology of Maokou Formation from south to central of Sichuan Basin

圖9 川南—川中地區(qū)YT1-ZT1-Z2 井茅口組巖溶古地貌地震剖面Fig.9 Seismic profile of karst paleomorphology of Maokou Formation across well YT1-ZT1-Z2 from south to central of Sichuan Basin

巖溶盆地位于四川盆地西北—東北部的廣元—巴中—梁平地區(qū)和城口—奉節(jié)地區(qū)，茅口組殘余厚度小于180 m，早二疊世茅口組沉積晚期，該區(qū)發(fā)育裂陷槽，沉積了深水孤峰段，晚二疊世沉積繼承了早二疊世的沉積環(huán)境，發(fā)育深水沉積的吳家坪組，以深灰色、灰黑色泥灰?guī)r、硅質(zhì)巖和硅質(zhì)灰?guī)r為主，夾薄層泥頁(yè)巖和硅質(zhì)頁(yè)巖。由于其處于地貌洼地，茅口組沉積末期，裂陷槽內(nèi)以流水侵蝕為主，垂向溶蝕作用相對(duì)較弱，巖溶儲(chǔ)層發(fā)育較少，局部沿?cái)嗔押土芽p發(fā)育斷溶體儲(chǔ)層。巖溶盆地西側(cè)的劍閣—元壩—龍崗一線位于茅口期裂陷槽邊緣，發(fā)育高能臺(tái)緣灘相沉積，且處于巖溶斜坡向巖溶盆地的地貌轉(zhuǎn)換帶，地表徑流和垂向滲流作用強(qiáng)，有利于巖溶作用的發(fā)育，且海槽邊緣因受拉張應(yīng)力作用，區(qū)域小斷層和裂縫相對(duì)發(fā)育，疊加后期巖溶作用可形成優(yōu)質(zhì)巖溶儲(chǔ)層［26］。YB7 井茅口組測(cè)試獲得日產(chǎn)氣高達(dá)100 萬(wàn)m3，進(jìn)一步證實(shí)該區(qū)巖溶儲(chǔ)層發(fā)育，具有較大的勘探潛力［19］，是四川盆地下二疊統(tǒng)重要的接替領(lǐng)域。

3 巖溶古地貌與有效巖溶儲(chǔ)層分布

眾多油氣勘探成果已證實(shí)［27-30］，巖溶作用與古地貌關(guān)系密切，不同古地貌單元的巖溶發(fā)育程度不同，古地貌控制了巖溶儲(chǔ)層的發(fā)育程度與分布范圍，進(jìn)而控制了區(qū)域天然氣產(chǎn)量。根據(jù)四川盆地茅口組巖溶古地貌的刻畫(huà)結(jié)果（參見(jiàn)圖7），結(jié)合蜀南地區(qū)900 余口井的錄井顯示和天然氣累產(chǎn)數(shù)據(jù)（表1），可以得出有效巖溶儲(chǔ)層的發(fā)育強(qiáng)度受巖溶古地貌、尤其是次級(jí)地貌影響較大，89.6%的鉆井位于巖溶殘丘和坡地，只有10.4%的井位于巖溶洼地，巖溶殘丘、坡地是有效巖溶儲(chǔ)層發(fā)育的有利區(qū)，巖溶洼地不利于有效巖溶儲(chǔ)層的發(fā)育。

巖溶殘丘和坡地有利于溶蝕孔洞形成，且由于其為正向地貌，龍?zhí)督M沉積時(shí)泥質(zhì)充填這些孔洞的程度較低，有效巖溶儲(chǔ)層易于保存，有利于油氣充注并形成規(guī)模性氣藏［31］，例如ZT1 井位于巖溶斜坡內(nèi)的次級(jí)巖溶坡地，鉆井見(jiàn)氣侵顯示，成像測(cè)井顯示有效孔洞發(fā)育，測(cè)試獲日產(chǎn)氣10 萬(wàn)m3；巖溶洼地雖經(jīng)地表徑流和垂向滲流形成了大量溶蝕孔洞，但因其為負(fù)向地貌，溶蝕孔洞被龍?zhí)督M泥質(zhì)組分大量充填，僅殘存少量有效孔洞，不利于后期油氣充注成藏，例如GS1井位于巖溶斜坡帶內(nèi)的侵蝕溝谷，鉆井巖心顯示茅口組巖溶作用曾較發(fā)育，初期形成了大量溶蝕孔洞，但后期均被上覆龍?zhí)督M泥質(zhì)組分充填，幾乎無(wú)有效孔洞殘留（圖10）。因此巖溶坡地和殘丘是四川盆地茅口組巖溶儲(chǔ)層勘探的有利區(qū)。

表1 四川盆地蜀南地區(qū)茅口組錄井顯示和天然氣累計(jì)產(chǎn)量統(tǒng)計(jì)Table 1 Logging display and cumulative gas production statistics of Maokou Formation in Shunan area of Sichuan Basin

圖10 四川盆地GS1 井茅口組巖心照片（a）茅三段，3 949.16 m，生屑泥晶灰?guī)r；（b）茅三段，3 950.26 m，生屑泥晶灰?guī)r；（c）茅三段，3 951.34 m，生屑泥晶灰?guī)r；（d）茅三段，3 954.37 m，生屑泥晶灰?guī)r；（e）茅三段，3 957.82 m，生屑泥晶灰?guī)r；（f）茅三段，3 959.18 m，生屑泥晶灰?guī)rFig.10 Core photographs of Maokou Formation in well GS1 in Sichuan Basin

4 勘探意義

關(guān)于四川盆地茅口組巖溶儲(chǔ)層的勘探多集中于蜀南地區(qū)，全盆地茅口組的古地貌特征和有效巖溶儲(chǔ)層的分布規(guī)律尚不清楚，在盆地除蜀南地區(qū)外的其他區(qū)域?qū)ふ矣行r溶儲(chǔ)層發(fā)育區(qū)對(duì)于指導(dǎo)井位部署、擴(kuò)大茅口組產(chǎn)能等具有重要意義。綜合上述研究可以得出，蜀南—川中—川北地區(qū)的巖溶斜坡帶內(nèi)的巖溶殘丘和坡地是有效巖溶儲(chǔ)層發(fā)育的有利區(qū)。巖溶盆地邊緣在沉積期為臺(tái)地邊緣，發(fā)育高能臺(tái)緣灘，溶蝕作用較發(fā)育，也是茅口組巖溶儲(chǔ)層勘探的新區(qū)帶［32］，現(xiàn)階段部署的鉆井較少，勘探程度相對(duì)較低，可以推測(cè)一旦勘探取得突破，在有效深化地質(zhì)認(rèn)識(shí)的基礎(chǔ)上，可有效拓展盆地茅口組巖溶儲(chǔ)層的勘探范圍，在古地貌刻畫(huà)成果基礎(chǔ)上尋找相似優(yōu)質(zhì)巖溶儲(chǔ)層發(fā)育的古地貌位置，還可進(jìn)一步指導(dǎo)地震部署和井位鉆探，實(shí)現(xiàn)滾動(dòng)勘探與開(kāi)發(fā)。

5 結(jié)論

（1）基于鉆井和地震資料，利用殘厚法恢復(fù)了四川盆地茅口組“西高東低”古地貌形態(tài)，由西向東可劃分出巖溶高地、巖溶斜坡和巖溶洼地等3 個(gè)一級(jí)地貌單元，在此基礎(chǔ)上利用三維地震資料在巖溶斜坡區(qū)精細(xì)刻畫(huà)出殘丘、坡地、洼地和溝谷等4 個(gè)次一級(jí)地貌單元。

（2）四川盆地蜀南—川中—川北一帶處于巖溶斜坡，茅口組殘余部分茅三段及以下地層，厚度為180～260 m，巖溶作用較為發(fā)育，巖溶溝谷內(nèi)的溶蝕孔洞大多被龍?zhí)督M泥質(zhì)組分充填，有效巖溶儲(chǔ)層不發(fā)育；巖溶殘丘和坡地內(nèi)溶蝕孔洞的充填程度較低，保存程度較高，有效巖溶儲(chǔ)層較發(fā)育，為茅口組巖溶儲(chǔ)層的有利勘探區(qū)。

（3）四川盆地茅口組沉積晚期，受峨眉地裂運(yùn)動(dòng)影響，盆地發(fā)生構(gòu)造—沉積分異，在廣元—元壩—達(dá)州—奉節(jié)一線發(fā)育裂陷槽，即形成了開(kāi)江—梁平海槽雛形，裂陷槽內(nèi)發(fā)育深水沉積的孤峰段，東吳期在裂陷槽基礎(chǔ)上疊加流水侵蝕作用形成了巖溶盆地，茅口組殘余厚度小于180 m。

（4）四川盆地北部的劍閣—元壩—龍崗地區(qū)在茅口期處于裂陷槽邊緣，發(fā)育淺水高能臺(tái)地邊緣灘，處于巖溶斜坡向巖溶盆地的過(guò)渡帶，是盆地茅口組巖溶儲(chǔ)層勘探的重要接替領(lǐng)域。