姜自然，陸正元，呂宗剛，楊 堅(jiān)

(1.油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(成都理工大學(xué))，成都 610059;2.中國(guó)石油東方地球物理公司研究院，河北涿州 072750;3.中國(guó)石油西南油氣田分公司蜀南氣礦，四川瀘州 646001)

中晚二疊世間的東吳運(yùn)動(dòng)是中國(guó)華南地區(qū)二疊紀(jì)影響較大的一次地殼運(yùn)動(dòng)，1931年由李四光創(chuàng)名。中二疊世茅口末期峨眉山地幔柱上升引起地殼抬升、峨眉山玄武巖噴發(fā)和東吳運(yùn)動(dòng)三者之間存在成因聯(lián)系，茅口組剝蝕程度以云南大理—米易為中心整體呈圓環(huán)狀減弱[1］。在此背景下，東吳期瀘州古隆起屬于四川盆地內(nèi)部發(fā)育的局部隆升，其對(duì)四川盆地南部茅口組儲(chǔ)層發(fā)育與分布具有重要影響。

沉積盆地演化過程中發(fā)育的古隆起與油氣儲(chǔ)層發(fā)育和油氣聚集分布關(guān)系密切[2－4］。四川盆地不同地質(zhì)時(shí)期發(fā)育的多個(gè)大型古隆起控制了不同層系中天然氣藏的分布，瀘州古隆起自1962年發(fā)現(xiàn)以來，前人對(duì)瀘州古隆起形成演化及其對(duì)中、下三疊統(tǒng)和上二疊統(tǒng)氣藏的成藏控制作用等開展了研究[5－10］。較多研究認(rèn)為東吳期瀘州古隆起主要為茅口組的剝蝕夷平作用，形成儲(chǔ)層的積極性作用較小，茅口組儲(chǔ)集空間以喜馬拉雅期褶皺斷裂產(chǎn)生的構(gòu)造裂縫為主[11－12］;少數(shù)研究認(rèn)為東吳期瀘州古隆起對(duì)茅口組縫洞儲(chǔ)層形成具有不同程度的控制作用[13－15］。

本文通過四川盆地南部大量鉆井資料和天然氣開發(fā)資料，研究四川盆地東吳期瀘州古隆起演化特征及其對(duì)茅口組天然氣縫洞儲(chǔ)層分布的控制作用，以期為正在進(jìn)行的茅口組氣藏二次勘探開發(fā)選區(qū)提供依據(jù)。

1 瀘州地區(qū)中二疊統(tǒng)地層特征

四川盆地二疊紀(jì)早期沉積的梁山組為厚度不大的含煤陸源碎屑或風(fēng)化殼殘積的鋁土質(zhì)頁(yè)巖。隨后中二疊世大規(guī)模海侵，盆地內(nèi)發(fā)育巖性和厚度穩(wěn)定的棲霞組和茅口組淺海臺(tái)地碳酸鹽巖沉積[16］。鉆井地層對(duì)比主要依據(jù)測(cè)井和錄井資料，進(jìn)行棲霞組和茅口組的細(xì)分對(duì)比。

棲霞組分為2段:棲一段主要為深灰—黑色泥晶綠藻灰?guī)r、泥晶蟲藻灰?guī)r及泥晶類球粒、藻團(tuán)?；?guī)r;棲二段為淺灰—白灰色塊狀亮晶有孔蟲灰?guī)r、亮晶綠藻蟲灰?guī)r和亮晶紅藻蟲灰?guī)r。茅口組分為4段:茅一段上、下為黑灰色生屑泥質(zhì)灰?guī)r和中部深灰色生屑綠藻泥晶灰?guī)r;茅二段下部為深灰色泥晶蟲藻灰?guī)r，上部為亮晶生物灰?guī)r及淺灰亮晶紅藻、亮晶蟲筳灰?guī)r;茅三段主要為淺灰亮晶紅藻蟲筳灰?guī)r;茅四段為黑灰色泥晶綠藻灰?guī)r與深灰色泥晶蟲筳灰?guī)r。

中二疊統(tǒng)沉積后東吳運(yùn)動(dòng)抬升剝蝕，四川盆地茅四—茅三段不同程度缺失，瀘州古隆起中心剝蝕至茅二段頂部。晚二疊世盆地下沉接受龍?zhí)督M煤系泥巖和長(zhǎng)興組碳酸鹽巖沉積。

2 東吳期瀘州古隆起演化特征

中二疊世茅口末期東吳運(yùn)動(dòng)峨眉山地幔柱上升引起地殼抬升，揚(yáng)子地區(qū)茅口組暴露剝蝕，剝蝕程度整體上以云南大理—米易為中心呈圓環(huán)狀分布，自西到東、自南到北可分為深度剝蝕帶(內(nèi)帶)、部分剝蝕帶(中帶)、古風(fēng)化殼帶(外帶)和連續(xù)沉積帶[1］。在這個(gè)大區(qū)域東吳期茅口組抬升剝蝕背景下，盆地內(nèi)部發(fā)育的瀘州古隆起屬于局部隆升。

2.1 東吳期瀘州古隆起茅口組剝蝕情況

圖1 四川盆地瀘州地區(qū)中二疊世末古地質(zhì)圖Fig.1 Paleo-geological map of Luzhou area in Sichuan Basin at the end of middle Permian

利用盆地南部茅口組800余口井的鉆孔資料，依據(jù)錄井和測(cè)井資料進(jìn)行茅口組鉆井剖面的地層劃分對(duì)比，編制了東吳期末上二疊統(tǒng)龍?zhí)督M沉積前的瀘州古隆起古地質(zhì)圖(圖1)，并附有茅三和茅四段殘余厚度等值線。東吳期瀘州古隆起抬升剝蝕最嚴(yán)重的位置為瀘州市北的陽(yáng)高寺構(gòu)造陽(yáng)65井，已經(jīng)剝蝕至茅二段頂部。以此為中心形成一個(gè)大致北北西向的剝蝕帶，中心區(qū)帶剝蝕至茅三段，茅三段殘余厚度一般小于20 m。中心區(qū)帶外圍不同程度保留有茅四段，兩側(cè)茅口組殘余厚度變化明顯不同，北東一側(cè)剝蝕厚度較大，殘余厚度較穩(wěn)定，茅三和茅四段殘余厚度為30～40 m;南西一側(cè)剝蝕厚度變化較大，茅三和茅四段殘余厚度為30～170 m。

2.2 東吳期瀘州古隆起區(qū)古構(gòu)造恢復(fù)

東吳期抬升后再次海侵沉積的龍?zhí)督M煤系地層對(duì)茅口組古侵蝕面具有填平補(bǔ)齊作用，利用龍?zhí)督M沉積厚度變化可以反映東吳期茅口組抬升剝蝕后的古地貌形態(tài)。將龍?zhí)督M煤系地層頂面拉平，龍?zhí)督M煤系地層底面的起伏變化大致反映了東吳期茅口組抬升剝蝕后的古地貌變化(圖2)。如果考慮龍?zhí)督M壓實(shí)作用，東吳期茅口組抬升剝蝕后真實(shí)的古地貌應(yīng)該具有更大的高差。

瀘州古隆起東吳期抬升剝蝕后的古地貌形態(tài)表明宏觀上剝蝕嚴(yán)重的區(qū)域?qū)儆诠怕∑鹛罡叩牟课?，上二疊統(tǒng)沉積前的瀘州古隆起核部在地貌上具有剝蝕平原化特征。

依據(jù)茅口組臺(tái)地相碳酸鹽巖沉積厚度變化不大，將已經(jīng)剝蝕掉的茅口組地層根據(jù)保留厚度最大的窩深1井茅四段和茅三段的厚度進(jìn)行恢復(fù)，由此得到的茅四段頂面代表了東吳期瀘州古隆起抬升初期的構(gòu)造形態(tài)(圖3)?？梢园l(fā)現(xiàn)東吳期瀘州古隆起抬升后，古隆起南西一側(cè)傾角較大，而北東一側(cè)相對(duì)平緩。

2.3 東吳期瀘州古隆起形成演化過程

圖2 東吳期瀘州古隆起茅口組抬升剝蝕后的古地貌剖面Fig.2 Geomorphologic section of Maokou Formation after erosion in Luzhou Paleo-uplift during Dongwu Movement

圖3 東吳期瀘州古隆起茅口組頂面古構(gòu)造剖面Fig.3 Paleo-structure section of top surface of Maokou Formation in Luzhou Paleo-uplift during Dongwu Movement

根據(jù)多條剖面古地貌和古構(gòu)造恢復(fù)，東吳期瀘州古隆起形成演化表現(xiàn)為茅口組沉積期后盆地內(nèi)部抬升的剝蝕與夷平，宏觀上抬升越高的部位茅口組剝蝕越嚴(yán)重。瀘州古隆起核部中心位于瀘州市北部，已剝蝕至茅二段頂部。以剝蝕至茅三段作為核部范圍，古隆起核部呈北北東向展布，北至內(nèi)江，南至赤水，西至富順—古宋一線;東至永川—江津南部一線。古隆起核部的兩側(cè)為北東翼和南西翼，北東翼相對(duì)平緩，剝蝕強(qiáng)度相對(duì)較大，茅三加茅四段殘余厚度變化小(30～40 m);而南西翼剝蝕強(qiáng)度相對(duì)較小，茅三加茅四段殘余厚度變化較大(30～170 m)。反映出古隆起抬升時(shí)南西翼地層相對(duì)較陡，而北東翼相對(duì)平緩。從碳酸鹽巖巖溶地貌上可以劃分為古隆起核部的巖溶高地、古隆起北東翼的巖溶緩坡和南西翼的巖溶陡坡(圖4)。

3 東吳期瀘州古隆起與茅口組縫洞儲(chǔ)層分布

茅口組碳酸鹽巖為典型縫洞儲(chǔ)層，基質(zhì)孔隙不發(fā)育，茅口組儲(chǔ)集空間在縱橫向上分屬于互不連通的縫洞系統(tǒng)[15］。多數(shù)觀點(diǎn)認(rèn)為茅口組儲(chǔ)集空間以喜馬拉雅期褶皺斷裂形成的構(gòu)造裂縫為主，東吳期抬升以剝蝕夷平為主[11－12］。整體分析認(rèn)為東吳期瀘州古隆起對(duì)茅口組縫洞儲(chǔ)層分布具有重要控制作用，大儲(chǔ)量縫洞系統(tǒng)的分布明顯受東吳期瀘州古隆起控制。

中二疊世末東吳運(yùn)動(dòng)使茅口組灰?guī)r抬升，茅口組頂部較長(zhǎng)時(shí)間暴露地表，經(jīng)歷大氣水影響的表生成巖作用，沉積間斷約7～8 Ma。東吳運(yùn)動(dòng)引起盆地上升為陸，具有拉張性質(zhì)[17］，在茅口組致密灰?guī)r中產(chǎn)生垂直節(jié)理或裂隙。上二疊統(tǒng)下部的泥炭沼澤相反映出當(dāng)時(shí)氣候比較溫暖潮濕。所有這些都有利于茅口組碳酸鹽巖巖溶作用的產(chǎn)生，茅口組灰?guī)r孔滲性很差，巖溶主要是通過溶蝕擴(kuò)大裂縫面、節(jié)理面和層理面而發(fā)生，形成不受組構(gòu)限制的較大溶洞和通道，層位上以茅口組上部灰?guī)r為主[15］。

圖4 東吳期瀘州古隆起與茅口組縫洞氣藏分布Fig.4 Distribution of fractured and vuggy reservoirs in Maokou Formation in Luzhou Paleo-uplift during Dongwu Movement

瀘州古隆起核部及其北東翼巖溶緩坡茅口組剝蝕夷平嚴(yán)重，巖溶形成的縫洞層段保存較少，以發(fā)育中小型縫洞儲(chǔ)集系統(tǒng)為主，單一構(gòu)造發(fā)育多個(gè)中小型儲(chǔ)量縫洞系統(tǒng)。西南翼古隆起陡坡(包括鄰近古隆起核部一側(cè))屬于溶蝕強(qiáng)度大、縫洞層段保留較多的區(qū)塊，以發(fā)育大型縫洞儲(chǔ)集系統(tǒng)為主(圖4)。因此，東吳期瀘州古隆起西南翼巖溶陡坡及其相鄰古隆起核部一側(cè)為天然氣儲(chǔ)層發(fā)育的最有利區(qū)塊。由于溶洞主要形成于茅口組沉積期后的東吳期暴露，喜馬拉雅期褶皺后的背斜和向斜區(qū)均同樣發(fā)育溶洞儲(chǔ)層，因此東吳期瀘州古隆起西南翼陡坡及其相鄰古隆起核部一側(cè)的單斜和向斜區(qū)同樣是溶洞發(fā)育和天然氣聚集的有利區(qū)域。

4 結(jié)論

發(fā)育于中國(guó)南方的中二疊世末東吳運(yùn)動(dòng)在四川盆地南部形成了瀘州古隆起，導(dǎo)致了中二疊統(tǒng)茅口組不同程度的抬升剝蝕，并形成了典型的碳酸鹽巖縫洞儲(chǔ)層。東吳期瀘州古隆起對(duì)茅口組縫洞儲(chǔ)層分布具有重要控制作用，大儲(chǔ)量縫洞系統(tǒng)的分布明顯受東吳期瀘州古隆起控制。東吳期瀘州古隆起呈北北東向展布，北東翼寬緩，古隆起核部及其北東翼巖溶緩坡茅口組具剝蝕夷平特征。古隆起西南翼巖溶陡坡及其相鄰古隆起核部一側(cè)為茅口組縫洞儲(chǔ)層發(fā)育的最有利區(qū)塊。

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