岩溶储层是重要的碳酸盐岩油气储层之一^[1]。风化壳岩溶古地貌控制着有利岩溶储层的发育位置，其对次生储集空间的形成和展布具有决定性作用，可控制油气藏的形成。岩溶古地貌的精确恢复对于正确认识岩溶储层具有至关重要的作用，碳酸盐岩岩溶古地貌由于形成时间较早，且经历了上覆地层压实作用和多期构造运动的叠加改造，剥蚀厚度难以精确恢复。针对这一问题，众多学者从不同角度采用层序地层、印模、波动分析等方法对岩溶古地貌进行了研究，证实了岩溶古地貌对碳酸盐岩风化壳岩溶储层的发育和分布具有重要的控制作用^[2-4]。

四川盆地南部地区中二叠统茅口组海相碳酸盐岩在东吴运动的作用下，发育典型的风化壳岩溶储层^[5-6]，同时东吴运动导致了泸州古隆起的形成^[7]，使得该地区中二叠统茅口组顶部地层被剥蚀。东吴运动是一次短期的地层抬升暴露事件，其持续时间小于2.5 Ma^[8]，地层抬升幅度较小，整体上四川盆地南部地区中二叠统茅口组顶部最大剥蚀厚度小于200 m^[9]。这使得该地区茅口组顶部岩溶古地貌的精确恢复存在一定难度，从而影响了对茅口组碳酸盐岩储层分布的正确认识。

对于四川盆地南部地区茅口组顶部岩溶古地貌的恢复，以往研究人员通常采用残余地层厚度法或印模法^[10-12]，恢复方法较为单一，且这2种方法均不能直接用来计算地层剥蚀厚度，只能间接确定剥蚀作用相对强弱的分布范围，然而该地区茅口组顶部整体剥蚀厚度较小，剥蚀强度的分析对于岩溶古地貌的精确划分作用较小。基于该地区大量的钻井、测井及地震等资料，采用沉积速率法和地层厚度对比法对四川盆地南部地区茅口组岩溶古地貌进行定量精确恢复，并根据剥蚀厚度的展布特征及古地貌指示，进一步对岩溶古地貌单元进行划分，以期为该区下一步油气勘探提供一定指导。

四川盆地是一个在上扬子克拉通基础之上发展起来的叠合盆地^[13-14]，研究区位于四川盆地南部，东至南川、西至安边、北抵永川、南达古蔺，总面积约7.1×10⁴km²，构造位置处于川中低缓构造带南部，横跨川南低陡构造带及川东高陡构造带，整体表现为隔档式褶皱，并且区内发育不同走向的断裂（图 1a）。纵向上，受志留系底部泥页岩滑脱层及寒武系顶部膏岩滑脱层控制，断裂整体表现为“双层滑脱结构”（图 1b）。研究区共钻遇茅口组钻井35口，平面分布相对均匀，二维地震满覆盖，这些均为岩溶古地貌的精确恢复提供了坚实的基础。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 四川盆地南部地区构造、断裂发育位置（a）、构造结构剖面（b）及二叠系茅口组岩性地层综合柱状图（c） Fig. 1 Tectonic location and faults development(a), structural profile(b)and stratigraphic column of Permian Maokou Formation(c)in southern Sichuan Basin

四川盆地南部地区地层发育较为完整，自下而上依次发育震旦系、寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系、三叠系及侏罗系，受加里东运动影响，绝大部分地区缺失志留系及泥盆系，另受燕山-喜山运动影响，顶部缺失古近系及新近系，局部缺失白垩系。四川盆地南部中二叠统由茅口组和栖霞组组成，其中茅口组自下而上可分为茅一段—茅四段。茅一段发育含泥质的生屑绿藻泥晶灰岩和黑灰色厚层灰岩；茅二段发育深灰色灰岩，微晶结构，下部与深灰色含泥质条带的灰岩互层，夹燧石条带；茅三段发育深灰色生物碎屑灰岩，微晶结构；由于强烈的剥蚀作用，茅四段地层保存不完整，主要为深灰色、灰黑色中—厚层灰岩及生物碎屑灰岩，顶部和底部均发育薄层状含燧石结核灰岩。茅三段和茅四段的生屑灰岩与砂屑灰岩多见缝面不规则的溶蚀裂缝，局部杂乱呈网状，另见小型溶孔、溶洞、滑塌角砾及岩溶角砾发育，为茅口组成为有效的天然气储集层提供了有利条件（图 1c）。

四川盆地南部地区自震旦纪沉积以来，经历了多次构造运动，形成了规模不等的平行不整合和角度不整合。受二叠纪东吴运动的影响，在中二叠统茅口组顶部形成不整合面。通过对地震资料的精细解释，认为研究区中二叠统茅口组顶部主要为平行不整合，且分布范围较广，仅在局部地区形成角度不整合，剖面上具有明显的削截关系，另外在华蓥山断裂处，地震剖面上可见中二叠统的地震反射波遭受削截，上二叠统自北向南超覆（图 2）。

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 四川盆地南部地区中二叠统茅口组顶部不整合界面 （a）—（c）茅口组与栖霞组整合接触；（d）—（f）茅口组与栖霞组角度不整合接触，存在明显的削截现象；（g）—（i）茅口组与栖霞组角度不整合接触，存在明显的削截和上超现象。 Fig. 2 Reflection of unconformities on seismic sections of the top of Middle Permian Maokou Formation in southern Sichuan Basin

岩溶古地貌的恢复属于盆地分析的基础研究内容之一^[15]。目前可用的古地貌恢复方法较多，但基本上停留在定性和半定量阶段，主要包括地球物理法、残余地层厚度法、印模法、高分辨率层序地层学法等。不同的方法在具体的实践应用过程中具有不同的优缺点^[16]，应根据研究区的具体情况，运用多种方法进行古地貌恢复，取长补短，减少误差。

以往研究针对四川盆地南部地区茅口组岩溶古地貌的恢复一直采用残余地层厚度法和印模法^[10-12]。残余地层厚度法主要利用侵蚀面到下伏基准面的残余厚度来反映古地貌形态，但是该地区在东吴运动时期发生了明显的不均匀抬升，下伏倾斜的地层界面已不能代表当时的基准面^[11]，所以残余地层厚度法不适用于该地区岩溶古地貌的恢复。印模法主要利用侵蚀面上覆地层厚度与侵蚀面起伏的镜像关系来反映岩溶古地貌的形态。东吴运动后，茅口组上部龙潭组和长兴组接受稳定沉积，构造运动以垂直升降运动为主，表明地层起伏状况相对保存完好。桑琴等^[10]以长兴组顶面或底面作为基准面来恢复该地区的岩溶古地貌，但长兴组顶界面是一个风化壳不整合界面，遭受了不同程度的剥蚀，而长兴组底界面具有穿时性^[17]，所以二者均不宜作为等时基准面。肖笛等^[11]也采用了长一段/长二段作为等时基准面，但由于华蓥山断裂及其伴生断裂活动导致的差异沉降作用以及峨眉山玄武岩的喷发作用，恢复出来的印模地层厚度在四川盆地南部的西面、北面及东北面地区均出现了急剧增大的现象，明显不符合地层沉积规律，也不适宜作为等时基准面。

基于研究区的地质特征和钻井分布情况，本次研究采用沉积速率法和地层厚度对比法对四川盆地南部地区中二叠统茅口组岩溶古地貌进行定量精确恢复。沉积速率法利用地层间沉积速率的相对关系计算剥蚀厚度，而地层厚度对比法根据地层厚度变化率进行计算。这2种方法均规避了地层原始厚度变化导致的误差，且可以利用地震人工井恢复对平面剥蚀厚度的控制，剥蚀厚度的恢复精确性较高。四川盆地南部地区中二叠统茅口组及栖霞组沉积时期表现为区域弱伸展特征，以较浅海碳酸盐岩台地相沉积为主，均不发育大规模断陷^[18]，沉积速率法和地层厚度对比法在该地区适用性较高。

本次研究采用剥蚀古地貌来反映研究区的古地貌特征，与沉积古地貌相比，剥蚀古地貌的地层厚度虽然不等于真实的地层沉积厚度，但可以通过精确恢复出来的剥蚀厚度来反映地层起伏情况，同时可规避古水深矫正、压实矫正等一系列过程，减少了恢复过程中的误差，使恢复出来的结果更能反映真实的地貌起伏形态。

沉积速率法的基本原理：首先确定在同一构造时期内的地层沉积速率相对稳定且连续沉积，相邻地层的沉积速率具有一定的相关性，可通过确定地层的沉积速率及沉积速率的变化趋势来恢复地层的原始沉积厚度，进而推测剥蚀厚度：

式中：h为剥蚀厚度，m；K为沉积速率比值；H_b为参考层沉积厚度，m；H_a为剥蚀地层残余厚度，m；T_a为剥蚀地层沉积时间，Ma；T_b为参考层沉积时间，Ma。

四川盆地南部地区中二叠统茅口组和栖霞组沉积时期处于克拉通内部，整体为弱伸展环境，发育稳定的浅海沉积，栖霞组与茅口组沉积速率存在线性关系，因此选择栖霞组作为参考层。

采用沉积速率法计算剥蚀厚度，要进行标准井的选取，即选择未遭受剥蚀或剥蚀厚度最小的井位来确定该地区的沉积速率。肖笛等^[11]将川南地区东北部在古地貌上划分为岩溶盆地，相较于川南其余地区，川南地区东北部相对剥蚀程度较小，因此选取川南地区东北部SY1井为整个研究区的标准井。从测井上获取SY1井栖霞组和茅口组的沉积厚度，结合栖霞组和茅口组的沉积时间，可计算出栖霞组和茅口组沉积速率的比值K为1.84，并以此为标准计算其他井的地层剥蚀厚度。如LS1井，从测井上获得栖霞组沉积厚度为121 m，茅口组残余地层厚度为240 m，取栖霞组沉积时间为6.6 Ma，茅口组沉积时间为8.6 Ma^[9]，并根据式（1）计算出茅口组顶部地层剥蚀厚度为50 m。

利用沉积速率法计算了研究区已有钻井的剥蚀厚度，同时在褶皱不发育的地震测线上部署了712口地震人工井（平均井间距为10 km），根据式（1）计算这些井茅口组顶部地层剥蚀厚度，后续地层厚度对比法仍采用此次人工井井位部署数据（图 3）。

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 四川盆地南部地区地震人工井部署 Fig. 3 Location of seismic artificial wells in southern Sichuan Basin

四川盆地南部地区中二叠统茅口组顶部剥蚀厚度为0~140 m，W4井、LG1井附近剥蚀厚度最大，地势最高，地层剥蚀厚度向南逐渐减小，地势逐渐降低；东南地区茅口组顶部剥蚀厚度为0~120 m，LS1井以北地区剥蚀厚度最小，地势最低（图 4）。

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 四川盆地南部地区中二叠统茅口组顶部剥蚀厚度等值线图（沉积速率法） Fig. 4 Denudation thickness by sedimentary ratio method of the top of Middle Permian Maokou Formation in southern Sichuan Basin

地层厚度对比法以钻井、地震等资料为基础，根据相邻未发生剥蚀地层的厚度，采用曲线拟合法得到地层厚度的变化趋势，进而推测被剥蚀地区的剥蚀厚度。其基本原理为：当井点处目的层均遭受较大剥蚀厚度时，利用目的层下部邻近层位的厚度减薄率Q来推算目的层的剥蚀厚度（图 5）：

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 地层厚度对比法原理示意图 Fig. 5 Schematic diagram showing the principle of stratum thickness comparison method

式中：Q为厚度减薄率；H_A为A井上部地层的沉积厚度，m；H_A' 为在A井下部地层的沉积厚度，m；L_AB为A井与B井的水平距离，m；H_B为B井上部地层的沉积厚度，m；H_B' 为B井下部地层的沉积厚度，m；D_B为B井上部地层残余厚度，m；h_B为B井上部地层剥蚀厚度，m；H_C为C井上部地层沉积厚度，m；H_C' 为C井下部地层沉积厚度，m；D_C为C井上部地层残余厚度，m；h_C为C井上部地层剥蚀厚度，m；L_BC为B井与C井的水平距离，m。

利用地层厚度对比法计算剥蚀厚度的核心是两井之间栖霞组现今残余地层的减薄率Q。如通过测井可得到LS1井和LS2井栖霞组的地层沉积厚度分别为121 m和248 m，两井之间的距离为L，根据式（2）可得到这2口井之间栖霞组地层减薄率为Q。由沉积速率法得出LS1井茅口组原始沉积厚度为290 m，可通过式（3）计算出LS2井茅口组原始沉积厚度，再减去残余地层厚度，即为茅口组顶部剥蚀厚度。以此类推，可计算其余35口已钻井和712口人工井茅口组顶部的剥蚀厚度。

四川盆地南部地区中二叠统茅口组顶部剥蚀厚度为0~100 m，剥蚀厚度最大区域在W4井、LG1井附近，代表地势最高区域，剥蚀强度向南东方向逐渐减弱，地势逐渐降低；SY1井、L6井附近剥蚀强度最弱，代表地势最低区域（图 6）。总体上，由地层厚度对比法得出的茅口组地层剥蚀厚度，与沉积速率法计算的剥蚀厚度相比，整体剥蚀趋势相近，古地貌特征基本一致。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 四川盆地南部地区中二叠统茅口组顶部剥蚀厚度等值线图（地层厚度对比法） Fig. 6 Denudation thickness by stratum thickness comparison method of the top of Middle Permian Maokou Formation in southern Sichuan Basin

利用沉积速率法和地层厚度对比法计算的研究区茅口组顶部地层剥蚀厚度相差较小，整体剥蚀趋势基本一致，故可采用沉积速率法与地层厚度对比法相结合取平均值来反映岩溶古地貌的发育特征，最终确定了研究区中二叠统茅口组顶部剥蚀厚度的平面分布特征（图 7）。剥蚀厚度大的区域代表原始沉积厚度大，地势较高，反之则代表原始沉积厚度小，地势较低。综合2种方法的计算结果显示，四川盆地南部地区中二叠统茅口组顶部剥蚀厚度为0~120 m，剥蚀最强烈区域在研究区北部的LG1井、W4井附近，地势最高，剥蚀强度向南东方向逐渐减弱，地势逐渐降低；剥蚀最薄弱区域位于LS1井东北部，地势最低，整体呈现“北部高，南部低，东北部最低”的地貌格局。

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 四川盆地南部地区中二叠统茅口组顶部平均剥蚀厚度等值线图 Fig. 7 Average denudation thickness of the top of Middle Permian Maokou Formation in southern Sichuan Basin

四川盆地南部地区中二叠统茅口组主要发育东北、北部、西部和南部水系^[10]，其中东北水系和西部水系最为发育，流域面积最大，水系最长，与岩溶古地貌恢复结果指示的地势特征相吻合。此外，古水系发育处溶蚀作用较为强烈，水动力条件较好，是岩溶作用较为发育的区域。

综合考虑平均剥蚀厚度等值线具体数值及分布特征，并结合水系发育情况、岩溶水动力条件、坡度等因素，将研究区岩溶古地貌进一步划分为岩溶高地、岩溶斜坡、岩溶盆地3个二级古地貌单元^[19]（图 8），并在二级古地貌单元划分的基础上，进行三级岩溶古地貌单元的精细刻画，划分出溶峰盆地、溶丘洼地、丘丛谷地、丘丛洼地、丘丛沟谷、峰林平原、残丘平原7个三级岩溶古地貌单元（表 1）。

图 8

Fig. 8

下载原图 图 8 四川盆地南部地区中二叠统茅口组岩溶古地貌单元划分 Fig. 8 Division of karst paleogeomorphology units of Middle Permian Maokou Formation in southern Sichuan Basin

表 1(Table 1)

表 1 四川盆地南部地区中二叠统茅口组岩溶古地貌划分标准 Table 1 Division standards for karst paleogeomorphology of Middle Permian Maokou Formation in southern Sichuan Basin 二级古地貌单元 三级古地貌单元 主要微地貌形态 地貌作用 茅口组顶部剥蚀厚度/m 岩溶高地 溶峰盆地 溶峰、洼地 以溶蚀-侵蚀作用为主 ＞105 溶丘洼地 溶丘、洼地、谷地 90~105 岩溶斜坡 丘丛谷地 溶丘、洼地、谷地 75~＜90 丘丛洼地 溶丘、洼地、槽谷 60~＜75 丘丛沟谷 溶丘、洼地、沟谷 45~＜60 岩溶盆地 峰林平原 溶峰、平原 30~＜45 残丘平原 溶丘、平原 ＜30

下载CSV 表 1 四川盆地南部地区中二叠统茅口组岩溶古地貌划分标准 Table 1 Division standards for karst paleogeomorphology of Middle Permian Maokou Formation in southern Sichuan Basin

岩溶高地古地势整体最高，地形展布平缓，坡度较小，主要包括溶峰盆地、溶丘洼地2个三级古地元。其中，溶峰盆地平均剥蚀厚度大于105 m，个体形态以溶峰和洼地为主；溶丘洼地平均剥蚀厚度为90~150 m，以溶丘、洼地和小型谷地为主，且在洼地及小型谷地可见落水洞及漏斗。

岩溶高地在研究区南部和北部均有发育，N23井南部和T21井区主要发育溶丘洼地，北部W4井和LG1井附近则广泛发育溶峰盆地。岩溶高地地势远高于潜水面，处于古岩溶流域分水岭地带，大气降水较为充足，但地表水系不发育，易遭受大气降水淋滤，主要以垂向渗流方式流入洼地、落水洞等，并垂直流入地下，岩溶作用较强。岩溶分带性主要为表层岩溶带和垂向渗流溶蚀带，并伴有溶孔、溶洞和垂直裂缝等岩溶发育特征，其分布具有较强的非均一性，且溶蚀作用强烈，早期形成的溶孔和溶洞易被钙质泥岩、粉砂岩等充填。该地貌单元风化壳上部地表易发育强溶蚀亚带，形成大面积的岩溶建造带^[20]，能够破坏该地区原有的储集空间体，故岩溶高地形成的储集空间连通性差，不利于储集体的形成（图 9）。

图 9

Fig. 9

下载原图 图 9 四川盆地南部地区中二叠统茅口组岩溶古地貌 Fig. 9 Development model of karst paleogeomorphology of Middle Permian Maokou Formation in southern Sichuan Basin

岩溶斜坡以坡地为主，地势处于岩溶高地向岩溶盆地的过渡阶段，地形相对陡峭，起伏程度较大，在局部地区发育有残丘。岩溶斜坡主要包括丘丛谷地、丘丛洼地和丘丛沟谷3个三级古地貌单元，三者的平均剥蚀厚度分别为75~90 m，60~75 m和45~60 m，个体形态以发育溶丘、洼地、沟谷、槽谷等为主。

岩溶斜坡在研究区内广泛分布，丘丛谷地和丘丛洼地在西部和东部地区均有分布，但丘丛沟谷只在研究区东部LS1井区有零星分布。该地貌单元属于古岩溶供给区，具备良好的岩溶发育水动力条件，岩溶分带性包括表层岩溶带、垂向渗流溶蚀带、水平径流带及潜流溶蚀带，并伴有溶蚀孔洞、溶蚀裂缝和高角度裂缝等岩溶发育特征，且溶洞规模较大，但由于该地貌单元坡度较陡，早期形成的溶蚀物质被迅速带走，充填作用较弱，易形成良好的储集空间，有利于储集体的形成，为油气藏的形成奠定了良好的基础（图 9）。近年来，在塔里木盆地、鄂尔多斯盆地和四川盆地的油气勘探中，均发现多口高产油气井分布在岩溶斜坡地貌单元，是油气勘探中的重点领域^[21-24]。

相比岩溶高地和岩溶斜坡，岩溶盆地地势最低，坡度和地形起伏程度最小，三级古地貌单元主要包括峰林平原和残丘平原，个体形态主要为溶峰、平原和溶丘。峰林平原主要发育在岩溶盆地和岩溶斜坡的交界处，平均剥蚀厚度为30~45 m，由溶峰和平原组成，溶峰一般以个体形态分布，平原地形平坦；残丘平原在整个研究区剥蚀厚度最小，平均剥蚀厚度小于30 m，由溶丘和平原组成。峰林平原主要发育在LS1井以北地区及SY1井附近，分布范围较小，且地形平坦，多为汇水区，地表常年被水流淹没。该区域水流缓慢，岩溶作用较弱，主要发育水平径流带岩溶，易导致CaCO₃过饱和，形成的孔隙和孔洞易被胶结物所充填，地层保存相对完整，岩溶作用形成的储集空间小，且连通性差，不利于储集体的形成（图 9）。

（1）在四川盆地南部地区早中二叠世上扬子地台内部稳定沉积及弱构造变革特征的背景下，沉积速率法与地层厚度对比法相对更适用于该地区岩溶古地貌的恢复。

（2）研究区内中二叠统茅口组顶部剥蚀厚度为0~120 m，剥蚀最强烈地区在LG1井、Z4井附近，代表岩溶古地貌地势最高，剥蚀强度向南东方向逐渐减弱，地势逐渐降低；剥蚀最薄弱地区位于LS1井东北部，代表岩溶古地貌地势最低位置，整体呈现“北部高，南部低，东北部最低”的地貌格局。

（3）在岩溶古地貌恢复的基础上，将研究区划分为岩溶高地、岩溶斜坡及岩溶盆地3个二级岩溶古地貌。其中，岩溶高地包括溶峰盆地和溶丘洼地，岩溶斜坡包括丘丛谷地、丘丛洼地和丘丛沟谷，岩溶盆地包括峰林平原和残丘平原。岩溶斜坡发育表层岩溶带、垂向渗流带、水平径流带和潜流溶蚀带，主要发育溶蚀孔洞、溶蚀裂缝和高角度裂缝，且溶洞规模较大，地貌坡度较陡，易形成良好的储集空间，是有利勘探区域。