喀斯特化发生时, 岩溶水的流动形态主要取决于喀斯特的物质基础, 其可大致分为2类:早成岩期岩石(eogenetic rock)与晚成岩期岩石(telogenetic rock)。

晚成岩期岩石是指经历了深埋藏和晚成岩作用改造后抬升地表的、矿物相稳定的“ 成熟” 碳酸盐岩, 这类岩石往往较为致密, 也有学者称为硬岩石(hard rock)(Grimes, 2006)。由于其岩性本身致密, 只有依靠裂缝、节理以及层理面的发育为岩溶水提供流体通道; 特殊情况下, 也可以保存先期孔渗层作为流体通道, 如四川盆地寒武系龙王庙组(金民东等, 2014)。岩溶水以管流形式流动, 随着时间的积累, 部分裂缝逐渐形成管道, 并进一步形成线性溶洞, 而线性溶洞的相互交织则可形成所谓的树枝状溶洞系统(Vacher and Mylroie, 2002)。因此, 晚成岩期岩石中的管道与未形成管道的裂缝共同组成了一个管道-裂缝的双孔隙介质模型(图 1)。实际上, 在晚成岩期岩石缝洞系统内的洞, 就是由交织的管道扩大形成的空间, 而缝则是那些未形成管道的原始裂缝空间(Vacher and Mylroie, 2002)。

图1

Fig.1

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	图1 早、晚成岩期喀斯特流体通道类型及演化示意图(据Grimes, 2006)Fig.1 Sketch showing types and evolution of fluid passages in eogenetic and telogenetic karst(after Grimes, 2006)

早成岩期岩石是指未经历过深埋藏的“ 未成熟或半成熟” 碳酸盐岩, 这类岩石往往具有较好的孔渗性, 也有人称为软岩石(soft rock)(Grimes, 2006), 同生沉积物就是早成岩期岩石的一个特例(Jennings, 1968)。这种岩石由于自身具有高孔渗性, 可为岩溶水提供流动通道, 故岩溶水早期在粒间呈漫流式流动; 随着时间的积累可在局部逐渐形成管道, 由此形成管道-基质粒间孔的双孔隙介质模式(Vacher and Mylroie, 2002)(图 1), 并进一步形成溶洞系统。但不同的是, 晚成岩期岩石中的管道发育完全受到先期裂缝空间形态的限制, 而早成岩期岩石中的管道则是在基质粒间孔中“ 随机” 、无序形成的, 不受上述类似的限制。因此, 有学者将晚成岩期喀斯特称为“ 受限喀斯特(confined karst)” , 早成岩期喀斯特则称为“ 非受限喀斯特(unconfined karst)” 或“ 漫流喀斯特(diffuse karst)” 。这2种不同的双孔隙介质形成的喀斯特形态特征以及水文方面均具有鲜明的差异性(Vacher and Mylroie, 2002)。

关于“ 管道” 这一术语在国内相关喀斯特研究的文献中似乎较少出现, 而在国外文献中却经常出现(Vacher and Mylroie, 2002; Grimes, 2006; Moore et al., 2010)。所谓“ 管道” , 实际上就是相对较大的溶蚀孔洞, 由微裂缝(如晚成岩期岩石)或者粒间孔(如早成岩期岩石)扩溶形成, 且可比作专门用于输导流体的管状通道, 直径一般大于10 mm, 随着溶蚀扩大可达0.01~10 m, 从而形成所谓的“ 管道-溶洞” 。不少国外学者做过一项水文方面的调研, 研究显示在管道形成之后, 岩溶水主要沿管道流动, 当岩溶水补给量增大(如降雨量增大)时, 晚成岩期岩石含水层的岩溶水排泄量会随之骤升, 出现一个峰值, 随后又快速恢复正常; 而早成岩期岩石含水层则不会有如此敏锐的反应, 岩溶水排泄量在相当长的一段时间内缓慢增高, 且不会达到上述的峰值流量, 或者理解为其更适于长期的季节性以及周期性补给量的整体变化反应。这项研究表明, 在正常情况下, 岩溶水体主要在管道中流动, 当岩溶水补给流量大于管道的渗流能力时, 岩溶水则会向管道之外的粒间孔或裂缝渗流。孔渗支配的早成岩期喀斯特系统比裂缝支配的晚成岩期喀斯特系统具有更好的储集能力, 这在很大程度上取决于基质粒间孔隙的贡献(Florea and Vacher, 2006)。

在一份国外的报告中, 统计数据显示以裂缝、层面为介质发育的喀斯特(晚成岩期岩石发育的喀斯特)占到喀斯特总数的98%, 而以粒间孔为介质发育的喀斯特(早成岩期岩石发育的喀斯特)仅占2%(Loucks, 2009)。目前国内发现的现代喀斯特地貌如石林、峰丛、天坑地缝等几乎都与裂缝的切割、扩溶或者基岩的后期垮塌有关, 包括油气方面的古喀斯特大型缝洞储集层等, 均可归属于晚成岩期喀斯特范畴(朱学稳和陈伟海, 2006)。孔渗性较好的早成岩期岩石发育的喀斯特实例, 主要集中在海平面相对下降期相对高地发育的礁滩的同生或准同生期暴露(张宝民和刘静江, 2009), 而这种岩溶伴随产生的组构选择性溶蚀特征等, 在国外学者看来还达不到“ 狭义” 的喀斯特范畴, 仅仅是一种早期的溶蚀作用。由此可见, 国内学者对于这种早成岩期喀斯特以及相关溶洞系统的关注及研究实例不多。

如前所述, 早成岩期喀斯特与晚成岩期喀斯特分别基于对大量岛屿、海岸型喀斯特和大陆型喀斯特的观察与研究。一般情况下, 在经历了深埋藏之后再抬升至地表的晚成岩期碳酸盐岩往往就是以大陆环境形式暴露并遭受喀斯特化的, 而早成岩期碳酸盐岩(包含同生沉积物)则往往以小型岛屿或者海岸环境形式暴露并遭受喀斯特化(图 2)。因此, 岛屿、海岸型喀斯特与早成岩期喀斯特在某种程度上几乎是同义词, 而大陆型喀斯特与晚成岩期喀斯特也同样近乎同义词。但实际上, 除岩溶物质基础本身对喀斯特化控制的差异外, 岛屿、海岸与大陆作为2种不同的地理环境, 其喀斯特化的控制因素也是不同的。

图2

Fig.2

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	图2 不同地理环境和不同成岩期的喀斯特分布示意图Fig.2 Sketch showing karst distribution in different geographic settings and diagenetic periods

严格意义上, 岛屿与海岸环境是不完全相同的, 最大的区别在于岛屿环境的大气淡水补给完全是原地补给, 而海岸环境除了原地补给外, 还有来自大陆方向的异源补给, 因此海岸环境中的大气淡水补给量大, 喀斯特化影响的范围及规模也较岛屿环境要相对大得多。不过, 岛屿、海岸环境下的喀斯特化模式都可归纳为与大气淡水透镜体有关。大气淡水透镜体往往可比作一个水平潜流带, 其内部水体往往类似于层流流动, 其上部发育垂直渗流带以及表层岩溶带, 在大气淡水透镜体的顶部和底部分别存在一个所谓的混合溶蚀区, 顶部的混合溶蚀区是指上部垂直渗流大气水与下部水平潜流大气水的混合。这2种不同方向流体的混合会造成对碳酸盐不饱和并产生溶蚀作用(Bö gli, 1980), 因而可形成层状孔洞; 而底部的混合溶蚀区是指大气淡水与海水的混合, 这2种不同性质的流体混合同样会造成碳酸盐岩的溶蚀作用(Plummer, 1975; Smart et al., 1988a, 1988b; Stoessel et al., 1993; Socki et al., 2002), 尤其在海岸环境, 可形成似层状孔洞(Smart et al., 2006; Baceta et al., 2007)。海岛环境由于淡水补给量相对有限, 仅在透镜体边缘的泄水区发育这类溶蚀孔洞(Mylroie and Carew, 1995)。值得一提的是, 在大气淡水透镜体的边缘由于2种混合溶蚀区的叠加效应, 往往会形成所谓的边缘侧翼溶洞。这是海岸、岛屿环境中喀斯特化最具识别意义的现象(Mylroie and Carew, 1990, 1995)。但也有例外, 例如在巴哈马Lizarraga Pass附近, 裂缝发育带截断了淡水透镜体, 导致淡水无法从台地边缘泄流, 从而不发育侧翼边缘溶洞(Whitaker and Smart, 1997, 1998)。此外, 在半干旱气候下的海岸环境中, 由于蒸发作用较强导致淡水透镜体上部的垂直渗流大气水补给不足, 因而透镜体顶部无法形成混合溶蚀效应, 从而不发育孔洞, 仅在底部的混合溶蚀区发育孔洞系统。需要指出的是, 在靠近海岸带的区域可能由于混合溶蚀效应以及潮汐泵作用更强, 因此以发育大型溶洞为特征, 溶洞周缘过渡为相对较小的海绵状孔洞, 而向内陆方面则以海绵状溶蚀带发育为特征(Baceta et al., 2007)。这种环境下遭受暴露淋滤的时间往往为短— 中长期, 且目前已有报道的海岸型溶蚀最大可从海岸向内陆影响7~12 km(Beddows, 2004; Smart et al., 2006), 例如尤卡坦半岛, 也有学者将其视为大陆环境与岛屿、海岸环境之间的一种喀斯特模式类型, 总之影响范围不大, 属于局部性的(图 3)。

图3

Fig.3

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	图3 经典岛屿、海岸型喀斯特模式示意图(据Mylroie and Carew, 1995; Baceta et al., 2007; Moore and Wade, 2013; 有改动)Fig.3 Sketch showing classical karst models of island and coastal type (modified from Mylroie and Carew, 1995; Baceta et al., 2007; Moore and Wade, 2013 )

大陆环境是指远离海岸带的内陆地区, 尤其是构造活跃的山丘地带, 该区域的喀斯特化与上述类似透镜体相关溶蚀无关, 主要受到地表、地下河流水体的高速紊流、离散流流动和侵蚀作用的显著影响, 因此明显的地下暗河沉积物往往是识别大陆环境喀斯特的重要证据之一(Palmer, 1991)。与此同时, 大陆环境往往为区域性暴露, 岩溶影响面积较大, 且深度较深(海拔高差大), 遭受至少长达4 Ma的长期地表暴露和大气降水淋滤(Bosá k, 2003), 地表形成明显的可作为层序界面的区域风化壳不整合面, 整个岩溶系统在长期的大气水循环体系作用下, 随流体势以及基准面的控制由上至下可依次形成垂直渗流带、水平潜流带和深部缓流带(James and Choquette, 1988), 地下流体最终汇入平原地区的地表河流、湖泊、地下含水层, 并流向广海。

目前, 早成岩期喀斯特的溶蚀机理主要是基于对现代早成岩期喀斯特的研究, 结果显示, 除了大型的、如人可以进出的洞穴外, 洞穴的周缘以及规模相对小一些的溶洞系统常表现为蜂窝状、海绵状等类似形态特征(图 4)。实际上, 这与孔渗性碳酸盐岩的内部结构对岩溶水流动形态的控制关系密切, 即岩溶水在孔渗性碳酸盐岩内部整体呈漫流溶蚀, 因此在三维空间里形成相对非受限的、均匀的网状管道。当然, 若孔渗性碳酸盐岩中具有先期存在的微裂缝或管道, 依然会优先沿着这些优势通道扩溶, 而溶蚀扩大的网状管道与它们之间具有微观粒间孔的基岩在空间上交织分布, 从而在一个横截面上呈现出蜂窝状、海绵状溶蚀形态。

图4

Fig.4

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	图4 国外早成岩期喀斯特宏观与微观特征Fig.4 Macroscopic and microcosmic charaeteristics of eogenetic karst from abroad

近来国外学者对于致密晚成岩期碳酸盐岩中管道扩溶的研究与分析, 主要是基于流经管道的岩溶水中Ca²⁺浓度的增加来反映管道周缘致密碳酸盐岩的溶蚀(Grasso and Jeannin, 2002; Grasso et al., 2003)。然而, 在孔渗性较好的早成岩期碳酸盐岩中, 管道扩溶机理与过程要复杂得多, 上述针对致密岩性中受限管道扩溶的研究方法并不适用。目前已有研究证实, 早成岩期碳酸盐岩中管道的扩溶与管道内外的水头压力差(液压差)有关(Martin et al., 2006)。如前所述, 在一次较大岩溶水补给之后可理解为相对贫水期, 此时基质粒间孔内的液压要大于管道内的液压, 因此基质粒间孔中相对饱和碳酸钙的岩溶水会进入管道, 造成管道内流体Ca²⁺浓度升高, 但这时管道内流体Ca²⁺浓度升高的现象并不能如晚成岩期岩石那样反映管道周缘岩石的溶蚀, 恰恰相反, 从基质粒间孔流入管道的岩溶水会妨碍贫水期补给量少且不饱和碳酸钙的岩溶水与管道围岩接触, 从而导致管道围岩溶蚀的停滞。当岩溶水补给量较大时, 管道内、外水力梯度反转, 管道内的液压大于基质粒间孔的液压, 这时未饱和的岩溶水由管道进入基质粒间孔并对管道周缘的岩石进行溶蚀。在这一过程中, 管道围岩逐渐溶蚀离解并沿管道周缘形成1圈“ 易碎晕(friable halo)” , 这种“ 易碎晕” 结构往往是弱固结或不稳定的, 因此更容易遭受岩溶水的化学溶蚀以及岩溶水搬运沉积物过程中产生的机械侵蚀作用, 从而导致管道的扩溶以及不规则孔洞、海绵状溶洞的发育。与此同时, 正是由于早成岩期碳酸盐岩中管道的扩溶与管道内外的液压差有关, 因此在相对贫水期管道的扩溶是几乎停滞的, 这也导致早成岩期喀斯特管道的扩溶过程具有不连续性或幕式的特征。据国外学者多年的跟踪研究, 发现其中只有30%的时间管道发生扩溶(Moore et al., 2010), 这与晚成岩期喀斯特中几乎连续的管道扩溶过程及其特征明显不同。不过, 需要补充说明的是, 由于岛屿、近海岸带的生物作用十分活跃, 因此有人提出蜂窝状溶洞的形成往往还具有生物扰动的影响(图 4-D)(Cunningham et al., 2009)。

早成岩期喀斯特可分为岛屿— 海岸型与大陆型, 其中大陆型实例仅美国佛罗里达地区近地表Biscayne含水层喀斯特(Fish and Stewart, 1991; Moore et al., 2010), 而岛屿— 海岸型实例数量多且研究深入。国外学者总结了不同地区现代岛屿、海岸环境下早成岩期喀斯特中常见的几种溶洞形成模式:(1)地表淋滤带次生孔洞的发育; (2)大气淡水透镜体顶、底部次生孔洞的发育, 尤其当大气淡水透镜体顶部孔洞与上覆地表淋滤带孔洞位置相近而叠加时, 如巴哈马地区发育的所谓“ 蓝洞” ; (3)侧翼边缘溶洞; (4)“ 流洞(stream cave)” , 指沿孔渗性岩石与下伏致密或低孔渗性岩石界面发育的溶洞, 往往出现在渗流带, 或终止于潜流带顶部; (5)沿裂缝-管道扩溶形成的线性溶洞系统。在这5种溶洞形成模式中, 仅第5种溶洞是受先期裂缝形态控制的, 与晚成岩期喀斯特溶洞形成模式相同, 即“ 受限喀斯特” , 而前4种溶洞的形成则不受这种限制, 属于“ 非受限喀斯特” 。岛屿— 海岸型暴露多层溶洞的发育受控于海平面位置和变化以及大气水和海水的相互作用, 可由于地下水活动特点而在大气水透镜体顶部形成淡水溶蚀的似层状溶洞; 也可在大气淡水透镜体与海水的混合区因饱和度的变化而溶蚀形成似层状溶洞。若有海平面多期升降叠合的影响, 则可形成多层似层状溶洞, 但这类溶洞向陆方向延伸不远, 难以解释台地大面积暴露情况的层状溶洞的发育。

有限的研究报道表明, 在厚层的碳酸盐岩地层沉积后, 由于总体抬升或区域性海平面下降而使台地处在大面积暴露的背景下时, 在台地内部可广泛发育受岩性岩相控制的层状溶洞(Cunningham and Florea, 2009)。这类溶洞的发育显然不属于岛屿— 海岸型的范畴, 而是受岩相控制的多层溶洞。分析认为其可能受多级海平面下降、台地水体变浅而发育的高能颗粒滩等形成的高渗层控制, 台地内部海平面相对下降期形成高渗层多具有发育层位稳定、横向连续性较差的似层状特点, 高频海平面升降变化使这类高能颗粒岩构成的高渗层在纵向上呈多旋回叠置, 为地下水沿高渗层多层漫流流动提供了基础条件。若台地大面积暴露是由构造总体抬升引起的, 也可能伴以断裂-裂缝系统作为地下水纵向通道, 使地下水可同时进入多个高渗层漫流流动, 从而发育多层溶洞系统。

早成岩期喀斯特典型的古代实例主要有西班牙北部瓦纳拉地区阿尔巴萨— 安迪亚高原古新统丹尼阶灰岩古喀斯特(Baceta et al., 2007)、美国新墨西哥州密西西比系灰岩古喀斯特(Meyers, 1988)以及伊拉克米桑油田Mishrif组灰岩古喀斯特等。通过对现代、古代早成岩期喀斯特对比研究, 笔者大致总结归纳了早成岩期喀斯特发育特征及识别标志:(1)早成岩期喀斯特发生的成岩阶段可从同沉积期至浅埋藏期后暴露不等, 形成岛屿— 海岸型喀斯特, 甚至也可形成台地整体抬升暴露的大陆型喀斯特, 在喀斯特顶部往往会形成假整合风化面(图 4-J); (2)早成岩期喀斯特发育在具有较好孔渗性的岩石中, 受到明显的岩性岩相控制, 具有相控\层控特征(图 4-K), 溶蚀孔洞往往呈现出花斑状和蜂窝状形态, 并发育于洞穴周缘; (3)古喀斯特中的孔洞多被充填, 充填物中含有大量基岩溶蚀离解、离散形成的颗粒和生物碎屑, 并与碳酸盐岩砂、泥混合充填(图 4-L, 4-M), 溶蚀孔洞与围岩界面模糊, 往往呈渐变过渡特征, 并发育所谓“ 易碎晕” 特征; (4)在显微镜下, 溶蚀离解的以及破碎、白垩化的颗粒和生物碎屑组分呈现出泥晶、微亮晶特征(图 4-L, 4-M, 4-N), 对于这一现象目前还没有确切的相关成因解释, 但确是广泛且客观存在的。以上这些特征在晚成岩期喀斯特中尚未见到。此外, 通过对已报道的现代与古代喀斯特实例分析统计, 发现几乎所有的晚成岩期喀斯特都具有明显的垮塌角砾沉积(Palmer, 1991), 而早成岩期喀斯特中则发育较差, 这可能是由于早成岩期喀斯特溶蚀过程具不连续性, 相对缓慢, 且以化学溶蚀过程的逐渐离解、离散为特征, 发育的溶洞规模也较晚成岩期喀斯特小得多, 更容易被离散的碳酸盐岩砂及时充填所致。

四川盆地古生代发育多套海相碳酸盐岩, 在多期次区域构造运动影响下, 曾分别抬升出露地表遭受表生岩溶改造, 形成多套岩溶型储集层(例如, 陈学时等, 2004; 罗冰等, 2010; 张兵等, 2011; 肖笛等, 2014)。研究表明, 上震旦统灯影组、下寒武统龙王庙组、上二叠统长兴组以及中二叠统栖霞组和茅口组等海相碳酸盐岩的喀斯特特征有别于已有报道的经典喀斯特特征, 尤其表现在岩性岩相对喀斯特作用的控制和溶蚀孔洞的发育明显受孔渗性碳酸盐岩(如高能颗粒岩)的控制方面。其中, 灯影组、长兴组、栖霞组、茅口组皆为沉积后不久就较长时间暴露(李凤杰和陈荣林, 2008; 罗冰等, 2010; 肖笛等, 2014; 刘宏等, 2015), 现今残余地层在暴露时的埋深一般小于500 m(考虑剥蚀地层厚度), 根据碳酸盐岩成岩环境和成岩阶段划分标准应划归早成岩阶段; 而龙王庙组的碳酸盐岩虽然经历了中— 深埋藏成岩作用后出露地表发生喀斯特化, 但其颗粒云岩依然具有相对高的孔渗性, 其特征可归于类似具高孔渗性的喀斯特类型。

下寒武统龙王庙组颗粒云岩中的岩溶形态特征鲜明, 可识别出花斑针孔型(图 5-A)、花斑溶洞型(图 5-B)等不同的溶蚀— 充填形态, 并显示出一种由弱到强的溶蚀作用过程。在靠近古隆起核部区域, 由于岩溶水的直接补给导致溶蚀程度相对较高, 加之溶蚀时间的积累, 粒间孔隙被不断扩溶变大, 往往呈现出花斑型溶洞特征(图 5-B); 而远离古隆起核部区域由于岩溶水的补给有限以及岩溶水的溶蚀能力已经基本耗竭, 溶蚀-充填形态欠发育, 以弱溶蚀的花斑针孔型(图 5-A)和欠溶蚀的原生针孔型为主(金民东等, 2014)。灯影组砂屑云岩和藻凝块(粘结)云岩、长兴组颗粒云岩、茅口组颗粒灰岩以及栖霞组豹斑云岩同样呈现出不规则的、大小不一的花斑状溶蚀-充填特征(图 5-C, 5-D, 5-E, 5-F, 5-G)。在茅口组颗粒灰岩的岩心中可识别出3种不同的溶蚀-充填现象, 分别称为基岩带、半离解带和混合充填带, 并表现出基岩带— 半离解带— 混合充填带的渐变过程。由基岩向溶洞方向呈现出基岩逐渐离散并被溶蚀殆尽的特征(图 6-A), 其中半离解带内可见灰白色离散型粒状基岩组构间被黑色碳质泥充填, 这与前述早成岩期喀斯特中岩溶管道周缘发育的“ 易碎晕” 特征十分相似。在灯影组、龙王庙组、栖霞组、茅口组的一些岩心薄片中, 镜下均可观察到颗粒组构逐渐被溶蚀、离解, 形成破碎的颗粒碎屑并与早期胶结物一起呈现出泥晶、微亮晶特征(图 6-D, 6-E, 6-F, 6-G, 6-H)。大气淡水的溶蚀不仅表现为沿高孔渗基岩进行, 也可能沿早期发育的断裂— 裂缝发育, 形成“ 缝控洞” 的模式, 而在溶洞的周缘则可发育“ 豹斑状” 岩溶系统(图 5-H)。这些特征与前述早成岩期喀斯特的微观溶蚀特征也很相似, 表现出孔渗性较好的早成岩期岩石的溶蚀特征。相反, 致密碳酸盐岩的岩溶欠发育, 仅见沿微裂缝、层面扩溶的小型溶缝, 表现出类似于致密的晚成岩期岩石的溶蚀特征。在所研究的这些古生界层段中, 孔渗性较好的滩相颗粒岩与致密的低能泥晶岩这2种岩类一般呈多旋回交互叠置产出。在这种明显的岩性差异的控制下, 这2种岩类形成不同的溶蚀-充填特征, 即表现出相控或层控喀斯特特征(图 6-B, 6-C), 因此暂且将其称为层控型喀斯特。

图5

Fig.5

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	图5 四川盆地具孔渗性岩石喀斯特(早成岩期喀斯特)及储集岩宏微观特征(一)Fig.5 Macroscopic and microcosmic characteristics of eogenetic karst and its reservoir rock in Sichuan Basin(Ⅰ )

图6

Fig.6

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	图6 四川盆地具孔渗性岩石喀斯特(早成岩期喀斯特)及储集岩宏微观特征(二)Fig.6 Macroscopic and microcosmic characteristics of eogenetic karst and its reservoir rock in Sichuan Basin(Ⅱ )

近年来, 一些国内学者通过对中国南方现代喀斯特地貌的深入考察研究, 也逐步关注到类似具孔渗性岩石的喀斯特现象(戎昆方等, 2009)。如大型洞穴往往具有岩性岩相的选择性, 主要发育在具颗粒组构的岩石当中, 而早期学者往往都是以水对“ 整个” 岩石(岩体)的总体作用为出发点, 而忽视了岩石内部结构、构造的多样性, 尤其是具有颗粒组构的颗粒岩类, 其颗粒内部、颗粒与颗粒之间存在着复杂多样的孔隙与微裂缝等, 将这些原生显微结构、构造, 放在与裸眼可见的断层、节理、裂缝、层面等同等重要的位置上来进行思考, 可能会在岩溶孔洞成因机理等研究中得到全新的观念与认识。这种大型洞穴的岩性选择性是否也可解释为早、晚成岩期喀斯特的叠合改造?或者说早成岩期层控型溶洞系统发育后, 再埋藏经历晚成岩期后抬升暴露, 先期的层状孔渗系统作为地下水通道, 从而形成似层状分布的大型溶洞系统?中国塔里木奥陶系的大型似层状溶洞系统的发育机理是否具有这种特征值得进一步深入研究。

勘探表明, 四川盆地灯影组、龙王庙组、栖霞组等多套海相碳酸盐岩均是极好的天然气储集层, 并获得了可观的效益。这些储集层多属于早成岩期喀斯特型储集层, 或者如龙王庙组具有类似于早成岩期岩石的层状孔渗层作为地下水的通道, 但其储集层响应特征明显与传统喀斯特储集层有别, 主要表现在以下几方面:

1)特征的小型花斑或豹斑状储集层。

早成岩期喀斯特型储集层发育一类特殊的小型花斑状或豹斑状储集层(图 5-A, 5-B, 5-C, 5-D, 5-E, 5-F, 5-G)。其中豹斑状溶洞系统混合充填疏松碳酸盐岩砂等形成暗色斑块, 碳酸盐岩砂间孔隙是主要的储集空间, 其良好的储集性能可能是再埋藏过程中围岩支撑了地静压力, 而使充填物间孔隙得以保存。浅色斑块主要由围岩构成, 其储集性能较差, 其储集空间以粒间孔为主。豹斑状溶洞系统在小尺度上非均值性极强, 但从其是受大气水影响溶蚀成因、理论上在三维的大尺度上是相互连通的或者说在大尺度上可作为均质体考虑(金民东等, 2014), 研究这种特殊的储集层的非均质性是没有意义的。如川中龙王庙组无论是小岩样还是全直径取心测试的物性皆不能很好地解释测试产能(表 1), 也说明这类储集层在溶蚀流体来源方向上是连通的。豹斑状溶洞系统可作为后期热液的输导体系, 形成豹斑状云质灰岩(图 5-F)和埋藏溶蚀(图 6-D), 并且溶洞中疏松碳酸盐岩砂充填物云化后白云石呈自形、晶间(溶)孔发育(图 7-A)。围岩或者不云化(图 5-F), 或者云化后白云石呈他形镶嵌状(图 7-B, 7-C); 致密围岩云化后储集性能极差, 或者见残余粒间孔(图 7-B)。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 川中龙王庙组取心井单井储集层厚度、储渗性能及测试产能统计 Table1 Statistics of reservoir thickness, porosity and permeability, test deliverability of coring wells of the Longwangmiao Formation in central Sichuan Basin 井位 储集层厚度 /m 孔隙度/% 渗透率/10-3μ m2 储能系数 (H× φ ) 测试产能 /104 m3· d-1 范围 平均值 范围 平均值 数目 磨溪12井 37.46 0.5~11.3 3.48 0.006~369 4.4 145 2.79 116.77 磨溪13井 34.3 0.63~10.09 3.78 0.001~136.1 6.59 95 1.76 128.84 磨溪16井 21.4 0.27~5.53 2.15 0.0001~2.47 0.2 56 1.99 11.47 磨溪17井 37.98 1.45~12.11 4.55 0.001~177 2.72 117 2.21 53.2 磨溪19井 23.71 0.55~8.34 4.12 0.0001~34.6 1.11 77 1.78 11.45 磨溪21井 16.35 0.88~5.95 3.17 0.0007~4.06 0.26 49 0.59 7.27 磨溪202井 29.1 0.42~9.3 3.41 0.0001~113 0.55 113 1.95 30.32 磨溪204井 33.66 0.51~18.48 4.93 0.001~207 14.5 91 3 115.62 磨溪205井 7.87 1.54~6.2 2.71 0.0001~14.2 1.65 27 1.25 116.87

表1 川中龙王庙组取心井单井储集层厚度、储渗性能及测试产能统计 Table1 Statistics of reservoir thickness, porosity and permeability, test deliverability of coring wells of the Longwangmiao Formation in central Sichuan Basin

图7

Fig.7

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	图7 川西北矿2井栖霞组白云岩镜下特征Fig.7 Microscopic features of dolostones of the Qixia Formation from Well Kuang2 in northwestern Sichuan Basin

2)层状溶洞系统多为离解的碳酸盐岩砂和砾充填, 溶洞多为小型充填残余溶洞。

受海平面升降变化的影响, 碳酸盐岩台地内沉积物在海平面下降期, 多以发育多旋回叠置、层位稳定的似层状颗粒滩沉积为特征。在早成岩期, 这些颗粒滩构成的层状孔渗层与断裂— 裂缝系统共同控制地下水的活动, 形成同期多层的相控岩溶系统(图 6-B, 6-C)。由于地下水浸润影响疏松的高渗层, 致使颗粒因侵蚀剥离而极易离散, 叠合高渗层垮塌的影响, 使层状溶洞系统极易为离解的碳酸盐岩砂、砾和异源物质混合充填, 结果可残余一些较小型的溶洞(图 6-B)。

受再埋藏过程中的成岩改造, 疏松碳酸盐岩砂、砾充填的层状溶洞系统也极易受埋藏热液的叠合影响, 形成沿岩溶系统的白云岩化(图 6-B)或者埋藏溶蚀的优化改造。结果使半— 全充填的溶洞系统和围岩的储集性能差异颇大, 甚至仅充填的溶洞系统方可发育为优质储集层(图 6-B, 6-C)。充填的岩溶系统的储集空间类型也以碳酸盐岩砂间(溶蚀)孔隙和充填残余溶洞为主; 若已云化, 则以晶间(溶)孔和小型溶洞为主(图 6-B, 6-C)。鉴于溶洞系统的这种充填特征, 这类储集层在钻井过程中井漏、放空频率和钻具放空量较经典喀斯特储集层要低, 如川中灯影组与川南茅口组的放空频率分别不到10%和7%, 放空高度也十分有限, 大多数为0.2~0.3 m(图 8)。

图8

Fig.8

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	图8 川南茅口组放空频率与放空量统计Fig.8 Statistics of relief frequency and height of the Maokou Formation in southern Sichuan Basin

3)岩溶高地和岩溶斜坡皆为喀斯特储集层发育的有利区。

由于多旋回叠置的孔渗层及早期断裂— 裂缝的叠合影响, 使台地大面积暴露时的地下水文体系极其复杂, 只要存在地下水的输导体系, 皆会存在极其发育的喀斯特作用。如前所述, 早成岩期台地大面积暴露, 地表水的流动与汇聚多受沉积古地貌的控制, 岩溶高地往往是沉积期地貌高地或者为大型继承性发育古隆起(如四川盆地的泸州— 开江印支古隆起和乐山— 龙女寺加里东古隆起)(金民东等, 2014), 其高能(丘)滩构成的高渗层在纵向上的发育频率和规模以及横向延伸规模皆较大, 形成暴露时的透水层和区域地下水活动层, 淡水改造的结果也会使岩溶高地喀斯特作用极其发育, 从而形成了储集层在岩溶高地和斜坡皆发育的特点, 这在蜀南地区中二叠统茅口组的勘探实践中也已证实(肖笛等, 2014)。

综上分析, 早成岩期喀斯特储集层在钻录井、测井以及岩心物性上均难以真实、全面地反映其地下喀斯特系统的实际储集能力, 而以充填为主的溶洞系统也给储集层地球物理预测增加了难度。但这类储集层的识别及发育特点可为勘探提供如下的思路和借鉴。

1)微观识别标志的建立可降低钻探成本。

在川西地区, 中二叠统栖霞组和茅口组埋深一般在6000 m左右, 取心过程中带来的工程风险大, 况且并非部署井位都能准确预测和钻遇主溶洞系统, 因而如何利用宝贵的测录井资料有效识别这类喀斯特储集层的存在至关重要。如川西北部地区的双探1井与龙004-x1井茅口组的储集层测井响应不明显(图 9), 对于是否开展试油工作争议颇大。通过前述建立的这类溶洞系统具非沉积成因的混合杂乱充填的微观识别标志, 在岩屑薄片中发现了这类早成岩期喀斯特改造产物(豹斑状溶洞系统充填物)(图 6-G, 6-H), 并认为该井可能钻遇了溶洞系统的边缘, 可通过酸化、压裂沟通该井段附近的主溶洞系统, 结果均试获超过100× 10⁴ m³的高产工业气流, 成为早成岩期喀斯特储集层预测与勘探的典型成功案例。

图9

Fig.9

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	图9 川西北龙004-x1井茅口组储集段测井响应Fig.9 Logging response of reservoir interval of the Maokou Formation from Well Long004-x1 in northwestern Sichuan Basin

2)重视广大台内地区的岩溶高地和岩溶台地的勘探, 尤其是古隆起背景下的岩溶高地。

与过去认识的传统晚成岩期喀斯特储集层往往集中发育于喀斯特斜坡的特征明显不同, 这类喀斯特储集层只要具先期孔渗性的岩性岩相发育, 加之断裂系统的沟通, 不论喀斯特台地、斜坡均可以发育多层有利于天然气储集的层状喀斯特并形成储集层(肖笛等, 2014), 四川南部地区茅口组和长兴组的勘探结果也证实了岩溶高地极具勘探价值(罗冰等, 2010; 肖笛等, 2014), 因此, 在台地内部的广大地区仍可能找到这类储集层的发育区。在四川盆地南部的茅口组, 长期的勘探实践主要寻找背斜区和断裂— 裂缝系统, 并证实了同期活动断裂控制的溶洞发育位置距不整合面深度不一(表 2),

表2

Table2

表2(Table2)

表2 川南纳溪、荷包场、付家庙构造茅口组钻具放空情况统计 Table2 Statistical of relief of the Maokou Formation in Naxi, Hebaochang and Fujiamiao, southern Sichuan Basin 构造单元 井号 放空层位 距茅口组顶部深度/m 构造单元 井号 放空层位 距茅口组顶部深度/m 纳溪 纳6井 茅二A亚段 38.5 付家庙 付5井 茅二B亚段 92.0 纳17井 茅二A亚段 39.7 付13井 茅二C亚段 163.7 纳39井 茅二C亚段 120.0 付14井 茅二A亚段 45.5 纳41井 茅二C亚段 132.3 付22井 茅二B亚段 82.5 荷包场 包11井 茅二B亚段 61.1 付26井 茅二C亚段 188.5 包22井 茅二C亚段 119.5 付29井 茅二C亚段 174.7 包24井 茅二B亚段 165.5 付36井 茅二C亚段 173.0 包33井 茅三段 4.5 付28井 茅四段 17.5

表2 川南纳溪、荷包场、付家庙构造茅口组钻具放空情况统计 Table2 Statistical of relief of the Maokou Formation in Naxi, Hebaochang and Fujiamiao, southern Sichuan Basin

表明这类断裂可作为地表水向深部运移的通道而影响喀斯特作用。同时在远离断层的广大向斜区也发现了溶洞系统, 并试获高产气流(云锦向斜、来苏向斜、得胜向斜、矿场向斜中共计13口井试获高产工业气流), 表明在古隆起背景下, 岩溶高地上古喀斯特储集层在广大向斜区也极发育, 故重视向斜区喀斯特储集层的勘探对于四川南部乃至四川盆地皆极具意义。

3)中二叠统优质白云岩储集层的勘探应重视喀斯特发育规律。

研究表明, 四川盆地中二叠统白云岩成因与构造热液活动有关(陈轩等, 2012; 舒晓辉等, 2012)。早成岩期喀斯特往往叠加发育在具孔渗性的岩石当中, 因此造成这种喀斯特型储集层受到岩性岩相的控制, 从而呈现出鲜明的层控/相控特征(图 6-B, 6-C); 与此同时, 疏松充填与未充填的喀斯特孔洞系统因本身具有良好的孔渗性能, 可共同作为深部埋藏热液的运移通道, 有利于埋藏溶蚀的优化改造或热液白云石化的进行, 从而形成优质储集层(图 5-G; 图6-B, 6-C); 而洞壁的围岩即使云化, 其储集性能也较差(图 5-G; 图6-B, 6-C)。因此对于四川盆地中二叠统这种白云岩化喀斯特储集层勘探不应过分强调白云岩, 而应充分认识到相控喀斯特是储集层形成的关键(图 7)。如前所述, 同活动断裂裂缝系统影响喀斯特作用深度及储集层发育(表 2), 也可作为深部流体输导通道导致白云岩化(图 5-H), 因此在这类断裂系统周缘白云岩化的溶洞型储集层也极发育。

综上, 早成岩期喀斯特是一种具有其自身识别标志及发育特征的喀斯特类型, 并对油气储集层具有鲜明的控制作用, 搞清楚这类喀斯特野外露头、岩心、镜下的识别标志, 以及其成因机制、发育规律等, 对于今后这类储集层的识别以及下一步勘探方向与目标的选择具有重要的指导意义。