在湿润环境下，当碳酸盐台地或岛屿经受陆上岩溶作用时，沉积不整合面附近就会发育古岩溶系统^[1]，这种岩溶作用可能与碳酸盐溶解沉淀导致的孔隙度、渗透率变化有关^[2]。岩溶作用能够改变储层特征^[3]，形成优质碳酸盐岩储层这已被大量实践证明^[4]，例如中东的白垩系碳酸盐岩^[5]、中国塔里木盆地和鄂尔多斯盆地奥陶系碳酸盐岩^[6-9]等。岩溶古地貌不仅有效记录着环境与气候的改变^[10]，还控制着碳酸盐岩岩溶储层的发育与分布^[11-13]。岩溶古地貌的精确识别对于探明古水文演化、岩溶作用机制、岩溶模式建立，特别是储层分布规律分析尤为重要。中国关于岩溶古地貌的恢复研究较丰富，主要有鄂尔多斯盆地、塔里木盆地的奥陶系古岩溶系统^[14-16]和四川盆地二叠系茅口组^[17-19]、震旦系灯影组古岩溶系统^[20-21]等。川东地区石炭系在地质历史时期经受了15~20 Ma的陆上暴露^[22]，广泛分布着岩溶作用所留下的痕迹，以往主要通过采用印模法、残厚法结合侵蚀面出露分区图等地质方法，基本明确了该区二级岩溶地貌单元岩溶高地、岩溶斜坡、岩溶盆地的分布以及内部微地貌的发育特征，但对残丘、浅洼等微地貌单元的刻画精度相对较低，刻画的展布范围较大，直径达10~20 km^[23]，难以指导气田尺度下的储层有利区预测。与其他层系岩溶古地貌相比，川东地区石炭系沉积厚度较小，一般为2~82 m^[24]，缺乏基于地球物理手段的岩溶古地貌精细刻画。此外，受上覆二叠系梁山组泥页岩影响，石炭系地震反射特征复杂，顶、底界面难以追踪，且溶洞发育规模小，仅用地震剖面上的“串珠”状反射特征^[25-26]来进行识别较困难。这些因素增大了川东地区石炭系微古岩溶地貌的识别难度，也制约了对该区储层有利区的精细化勘探。

基于钻井、测井资料，综合运用地震模型正演以及属性分析等地球物理预测手段，对川东五百梯地区石炭系残余地层厚度展布特征进行分析，划分岩溶地貌单元，明确其展布特征，并揭示不同岩溶古地貌的差异储集潜力，以期为该区的精细化勘探提供指导，同时也为类似岩溶古地貌识别和更精细的储层有利区预测提供参考。

川东地区位于四川盆地东部，北部以米仓山—大巴山为界，南西部紧邻华南板块，由一系列北北东向的高陡背斜构造带组成(图 1)。石炭纪早—中期该区域沉积了一套黄龙组碳酸盐岩，分布于巫山、石柱、彭水、垫江及华蓥山中段，厚度为2~82 m，多不整合于中志留统韩家店组泥页岩上，仅在东部沉积地势较高部位整合于下石炭统河洲组滨海相、浅海相碎屑岩之上^[27]。石炭纪中—晚期，川东地区受云南运动影响，整体抬升，于黄龙组广泛发育顶部风化壳及层内古岩溶体系^[28]。黄龙组自下而上可分为黄一段、黄二段和黄三段，黄一段为一套萨勃哈相沉积，岩性主要为次生灰岩、次生灰质岩溶角砾岩和膏岩，底部富含陆源碎屑；黄二段为有障壁海岸相沉积，岩性主要为颗粒白云岩、微—细晶白云岩，频繁夹有白云质岩溶角砾岩；黄三段为一套海湾陆棚相沉积，岩性主要为泥微晶灰岩和颗粒灰岩。古岩溶作用导致黄二段、黄三段多受剥蚀，并在黄龙组内部也形成了勘探潜力巨大的岩溶储层，后被下二叠统梁山组煤系地层超覆^[23]。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 川东五百梯地区构造位置(a)及石炭系岩性地层综合柱状图(b)(据文献[27]修改) Fig. 1 Tectonic location(a)and stratigraphic column of Carboniferous(b)of Wubaiti area in eastern Sichuan Basin

五百梯地区构造上位于大天池构造带北倾没端东翼断裂带下盘的箱状短轴背斜^[29]，与西北部的沙罐坪—温泉井构造和东南部高都铺构造相邻，整体呈北东—南西向带状展布。该区勘探实践表明，除在西部剥蚀区发育数米的下石炭统河洲组，其余区域石炭系仅保留上石炭统黄龙组，黄龙组在区内展布较为稳定，厚度为0~45 m，自北西向南东厚度呈变大趋势。

地震楔状模型常用来分析薄层地层厚度与振幅的对应关系。根据钻井资料，川东五百梯地区石炭系以发育黄龙组为主，下石炭统河洲组仅在研究区西部少量发育，厚度小于5 m，因而本文未考虑河洲组，而黄龙组厚度为0~45 m，为了明确其厚度分布特征，在经过测井曲线标准化、井-震标定后，以区内MX5井为标准，建立地层厚度0~80 m的楔状模型，以探究石炭系厚度与振幅的响应关系。依据测井数据，设置模型中石炭系声波速度为6 000 m/s、密度为2.78 g/cm³，围岩的声波速度为4 500 m/s、密度为2.45 g/cm³，模拟子波选择与地震三维区数据主频一致的32 Hz雷克子波。

研究区石炭系地层楔状模型(图 2)显示，石炭系顶为一明显波峰反射，随着地层厚度变小，振幅值也有变小的趋势。当地层厚度为5~50 m时，地层厚度与振幅呈正相关关系；当地层厚度大于50 m(即1/4波长)时，石炭系顶对应的波峰与所在波的波谷间距离即地层厚度；当地层厚度小于5 m时，石炭系顶反射逐渐转变为弱振幅近空白反射。据此推断石炭系地层尖灭线大约在该地震相位尖灭线附近。

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 川东五百梯地区石炭系楔状模型(a)及地震正演信号模拟(b) Fig. 2 Wedge-shaped model(a)and seismic forward signal simulation(b)of Carboniferous in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

研究区石炭系厚度一般小于50 m，根据三维地震资料开展振幅属性分析发现，地震振幅自西向东呈增大的趋势，表明东部石炭系比西部更发育；西部和北部为弱振幅，表明区域地层发育厚度较小或被剥蚀，剥蚀区在地震振幅属性图上具有强波峰中断现象(图 3)。

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 川东五百梯地区石炭系顶地震最大振幅(a)及均方根振幅(b) Fig. 3 The maximum amplitude(a)and root mean square amplitude(b)of Carboniferous top in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

将研究区石炭系地震振幅数据与钻井资料进行对比(图 4a)，地层发育厚度与振幅值呈较好的正相关关系，相关系数R²约为0.45，数据较可靠。以石炭系顶向下开时窗，求取时窗内波峰最大振幅值，根据振幅与厚度的关系建立拟合公式，进而可实现以振幅求取地层厚度。以该方法预测的石炭系残余厚度结果(图 4b)显示，地层厚度为0~45 m，西北部厚度较小，为0~15 m；向东南方向厚度逐渐变大，主要为10~30 m，这说明石炭系遭受岩溶作用的强度由西向东逐渐变小，这与石炭纪晚期开江—梁平古隆起造成的“西高东低”古地理环境相吻合。

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 川东五百梯地区石炭系厚度分布特征 Fig. 4 Distribution of Carboniferous thickness in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

此外，研究区东部一些大厚度地层(30~40 m) 呈不规则椭圆形、不均匀地分布于中厚度地层(10~30 m)中，表明该区域石炭系在遭受岩溶作用后，残余厚度分布不均匀，存在残丘、浅洼等岩溶古地貌。

五百梯地区整体上位于岩溶斜坡带，西部与岩溶高地接壤，向东逐渐过渡为岩溶盆地^[23]。现代岩溶地貌研究常将溶蚀负地貌(洼地)作为岩溶的标志性地貌^{[11, 30-31]}，基于此，本文将二级地貌单元岩溶斜坡划分负地貌(浅洼)和地势相对较高的正地貌(残丘)2种三级地貌单元，其中残丘指的是遭受岩溶侵蚀后所残留的碳酸盐岩山丘，与“Residual Hills”的概念^[32]类似。此外，在浅洼中注重识别除溶洞之外具有较强水文地质意义的落水洞和暗河。该划分方案与张亚等^[17]、刘曦翔等^[21]关于古岩溶斜坡内部存有高低差异区的认识相符合。

相较于岩溶高地和岩溶斜坡这类二级地貌单元，残丘、浅洼等三级地貌单元，落水洞、暗河等微地貌单元单个发育规模较小，仅以钻井和地震资料难以精确识别其发育位置。依据现代岩溶理论^[30]，利用地震层拉平、模型正演等方法，参考夏文谦^[33] 关于石炭系地震异常反射解释成果，可得出残丘、浅洼、落水洞等的理论反射特征，以此为基础建立地震正演模型。

该模型采用射线追踪法模拟地震波反射，采用与地震资料目的层主频相同的32 Hz正极性雷克子波，以自激自收的方式，模拟不同地貌单元、储层类型以及不同的储层空间位置对地震响应的影响。操作流程如下：

(1) 设置模型参数。对研究区25口钻井目的层样品的声波速度和密度的统计结果求取平均值，得出梁山组泥岩速度为4 600 m/s、密度为2.40 g/cm³，黄龙组速度为6 300 m/s、密度为2.70 g/cm³，梁山组覆盖于不同厚度的石炭系之上。

(2) 分别模拟残丘、浅洼、落水洞、暗河的地震响应特征。残丘残余地层厚度较大，古地貌位置相对较高，而浅洼受剥蚀较严重，残余地层厚度较小，古地貌位置相对较低(图 5a)；落水洞与暗河受溶蚀塌陷影响，在剖面上表现为相对两侧地层的落差较大。模拟在层内发育2种不同程度岩溶缝洞的情况，第一类岩溶缝洞发育较好时，黄龙组泥岩速度取5 000 m/s、密度取2.60 g/cm³，第二类岩溶缝洞发育较差时，黄龙组泥岩速度为4 700 m/s、密度为2.50 g/cm³(图 5b)。

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 川东五百梯地区石炭系岩溶古地貌单元及储层分布正演模型 Fig. 5 Forward modeling of karst paleogeomorphic units and reservoir distribution of Carboniferous in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

(3) 模拟储层发育程度不同时的地震响应特征。结合测井数据可将储层分成3类，一类为黄龙组遭受岩溶作用后形成浅洼或落水洞，后被梁山组充填，梁山组泥岩速度取4 600 m/s，密度取2.40 g/cm³；第二类为黄龙组遭受相对较小的溶蚀作用及白云岩化形成储层，储层速度取5 000 m/s，密度取2.70 g/cm³；第三类为黄龙组沉积后被强溶蚀及强白云岩化形成储层，储层速度取5 600 m/s，密度取2.70 g/cm³。三类储层均设置为发育于石炭系上段(图 5c)。

(4) 模拟储层在黄龙组上、中、下段不同发育位置时的地震响应特征。设置储层均为(3)中的第二类储层(中等发育储层)，且具有相同厚度，黄龙组速度为5 000 m/s，密度为2.70 g/cm³(图 5d)。

地震正演模型模拟结果显示：①物性相同的情况下，古地貌高、低与反射同相轴起伏、振幅值大小均有较好的相关关系，残丘相对位置较高，厚度较大，反射同相轴会出现“上凸”现象，振幅较强，反之浅洼相对位置较低，地层厚度变小，同相轴出现下拉现象，振幅减弱(图 5a)。②落水洞及暗河相对落差较大，导致上覆梁山组泥岩的塌陷以及其他外来物质充填于岩溶缝洞内，这些外来物质可能是油气而不是碎屑^[34]，因而具有较大的储层潜力；如果存在落水洞或暗河，其所处位置的地震反射同相轴会出现一个非常明显的下拉及振幅显著加强的现象。此外，还可以依据落水洞在地震振幅平面上呈亮点反射状而与线状的暗河区分开。③储层厚度相等的情况下，其发育位置对地震反射同相轴的影响较小，储层发育在底部不影响反射特征；储层位于地层顶部会引起反射同相轴微弱下拉、振幅也略降低；储层位于中部，会引起振幅的明显降低，但不会对同相轴产生影响。

整体而言，地貌起伏对应于反射同相轴的上提、下拉特征，正地形显示为上提特征，负地形显示为下拉特征；当地层厚度小于50 m时，厚度主要影响振幅大小，厚度越大，振幅值就越大。因此，可以依据理论反射特征和在地震振幅剖面上的展布特征，对残丘、浅洼、落水洞等地貌单元进行识别(表 1)。

表 1(Table 1)

表 1 岩溶微地貌单元理论地震反射特征 Table 1 Theoretical seismic reflection characteristics of karst geomorphic units 微地貌单元 地貌起伏 地层厚度 理论同相轴及振幅特征 地震振幅平面展布特征 残丘 向上 大 上提+振幅加强 椭圆状或不规则，边界模糊 浅洼 向下 小 下拉+振幅减弱 椭圆状或不规则，边界模糊 落水洞 向下 小 局部强下拉+振幅增强 点状，边界清晰 暗河 向下 小 局部强下拉+振幅增强 条状，边界清晰

下载CSV 表 1 岩溶微地貌单元理论地震反射特征 Table 1 Theoretical seismic reflection characteristics of karst geomorphic units

对研究区五十余口钻井的岩心和薄片进行观察，黄龙组广泛发育溶洞及裂缝，巨量岩溶洞穴和裂缝中主要充填岩溶角砾，此外，还可见化学沉淀充填物以及上覆梁山组的细粒沉积物(图 6a，6b)。其中淡水方解石和淡水白云石是古岩溶作用常见的标志矿物^[24]，表明黄龙组在石炭纪晚期经历了广泛而强烈的岩溶作用。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 川东五百梯地区石炭系黄龙组岩溶角砾岩主要类型及镜下特征 (a)溶洞中充填自生石英，MX2井，5 043.80 m；(b)泥质条带充填，TD61井，4 999.20 m；(c)网缝镶嵌状灰质岩溶角砾岩，TD61井，5 023.20 m；(d)基质支撑状白云质岩溶角砾岩，TD61井，5 011.50 m；(e)角砾支撑基质填隙状白云质岩溶角砾岩，TD62井，4 770.33 m；(f)角砾支撑亮晶胶结灰质岩溶角砾岩，TD62井，4 783.61 m；(g)残余砂屑微—粉晶白云岩，可见溶蚀孔，周围充填淡水白云岩(-)，YA9井，5 427.40 m；(h)溶蚀洞(6 mm×4 mm)充填淡水方解石(-)，YA9井，5 430.00 m；(i)网缝镶嵌状白云质岩溶角砾岩(-)，TD60井，4 724.03 m；(j)基质支撑状云质岩溶角砾岩(+)，TD71井，4 491.38 m；(k)角砾支撑基质填隙状白云质岩溶角砾岩(-)，TD17井，4 793.04 m；(l)角砾支撑亮晶胶结云质岩溶角砾岩(-)，角砾成分多样、大小不一，TD17井，4 776.36 m。 Fig. 6 Main types and microscopic characteristics of karst breccia of Carboniferous Huanglong Formation in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

岩溶角砾岩的发育是判断古岩溶发育的证据之一^{[9, 35]}，研究区石炭系黄龙组岩溶角砾岩成分结构较复杂，按成分可以分为灰质岩溶角砾岩、白云质岩溶角砾岩和次生灰质岩溶角砾岩；按结构成因可以分为网缝镶嵌状、角砾支撑亮晶胶结状、角砾支撑基质填隙状和基质支撑状等4种岩溶角砾岩^[28](图 6c—6l)；岩溶角砾岩的成分组合和结构类型反映了岩溶成因与控制因素。基于以往有关岩溶古地貌恢复的认识，负地貌为相对汇水区，相比正地貌，其潜流带更发育，充填胶结作用也更强，溶蚀孔洞相对不发育，储集条件较差^[36-38]，再结合研究区石炭系不同岩溶角砾岩成因解释^[28]，梳理总结了不同微地貌单元的岩石发育特征(表 2)。

表 2(Table 2)

表 2 川东五百梯地区石炭系岩溶古地貌单元主要岩溶角砾岩类型发育特征 Table 2 Development characteristics of main karst breccia types in different karst paleogeomorphic units in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin 类型 充填/溶蚀特征 岩溶角砾岩发育特征 网缝镶嵌状岩溶角砾岩 角砾支撑亮晶胶结状岩溶角砾岩 角砾支撑基质填隙状岩溶角砾岩 基质支撑状岩溶角砾岩 残丘 岩溶作用强烈，充填作用弱[18, 35] 多发育于溶洞顶、底板围岩 多发育于底部活跃潜流与静滞潜流带过渡处 多发育于地层内部垮塌的洞穴内 欠发育 浅洼 表层易受机械充填，分选性差[36]，充填作用较强[20, 37] 多发育于溶洞顶、底板围岩 多发育于下部活跃潜流与静滞潜流带过渡处 发育于顶部垮塌堆积物和内部垮塌的洞穴内 发育于顶部垮塌堆积物和内部垮塌的洞穴内 落水洞 表层易受机械充填，分选性差[36]，塌陷易受砂泥质充填[38] — 多发育于下部活跃潜流与静滞潜流带过渡处 与在浅洼中的发育特征类似，但基质含外来砂泥质和泥炭质组分 发育，基质主要为外来砂泥质和泥炭质组分 暗河 具层状充填物、冲刷面，除流动型暗河除外[8, 15]，其他类型暗河易受泥沙充填 — 较发育 与基质支撑状岩溶角砾岩交替发育，角砾较大，分选性差 与角砾支撑状岩溶角砾岩交替发育，基质含外来砂泥质和泥炭质组分

下载CSV 表 2 川东五百梯地区石炭系岩溶古地貌单元主要岩溶角砾岩类型发育特征 Table 2 Development characteristics of main karst breccia types in different karst paleogeomorphic units in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

基于上述识别标准，依据精细三维地震资料利用层拉平方法重绘五百梯地区石炭系地震反射剖面。由于石炭系厚度较小，采取了拉平其上部一明显强波谷(如图 7中红实线所示)的方法，若再向上寻找等时界面则会导致精度较低，影响古地貌识别效果。研究区发育A，B，C，D，E共5个地层厚度减小区(参见图 4)，其振幅值也明显更低，且横向连续性较差，除了受到断层的影响外，多伴有同相轴下拉的特征(如图 7中黄框所示)，这与正演模型中浅洼的理论反射特征相近，故解释为浅洼区。石炭系厚度较大的区域在地震剖面上具有同相轴及振幅变化均较小的特征(如图 7中绿框所示)，解释为地貌起伏小的残丘区或斜坡区。浅洼区存在同相轴局部强下拉但仍然相连的区域(如图 7中浅洼C中红色虚线框所示)，与前文所述落水洞的识别模式相近；此外，浅洼区还存在着同相轴上提、振幅增强的区域(如图 7中浅洼C中蓝色虚线框所示)，解释为浅洼内残丘。以浅洼C内相邻的TD64井和TD72井为例，钻井数据显示TD64井黄龙组厚度较大，顶部为未完全剥蚀的黄三段，而TD72井黄三段完全被剥蚀，二者具有明显区别，分析认为TD64井位于浅洼内残丘。

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 川东五百梯地区石炭系地震剖面波形+变面积显示及变密度显示(剖面位置见图 11) Fig. 7 Seismic profile waveform, variable area display and variable density display of Carboniferous in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

值得注意的是，位于研究区西部的浅洼A显示为振幅减弱甚至呈空白反射，分析认为这可能与振幅除受地层厚度影响外，还受到孔隙发育程度影响有关，浅洼A石炭系厚度较小，溶蚀孔洞较发育，与东部浅洼C，D，E在岩溶特征上存在一定的差异。此外，西部浅洼B受断层影响，振幅与实际石炭系厚度相关性较差，古地貌识别较困难。

RGB分频融合是各单频地震振幅体同一点处不同颜色的亮度和强度按照RGB混合方式形成的属性体，常用于特殊地质异常体如河道、沟槽、断裂等的整体刻画^[39]。本文采用了一系列不同的频率和带宽Gabor子波对地震道进行分频处理，考虑到五百梯地区三维地震数据主频约为30 Hz，本次采用20 Hz，30 Hz和40 Hz这3个近频进行融合。三维地震波形分类是一种利用神经网络技术(SOM) 对地震道波形变化进行分析的技术，是地震波形细微变化的综合显示，常用于不同岩性或岩相引起的地震微相对比^[40]，采用此方法将研究区石炭系顶波形分为6类。

RGB分频融合结果(图 8a)显示，研究区西南部暗红色密集杂乱区域为断层集中区，东北部有5个相似的深色异常区带，其内部较杂乱，与周围浅色较均匀区域具有明显差异，这5个区域与前文中初步解释为浅洼的地层厚度减小区域具有较好的对应关系，但是将各浅洼的边界刻画得更加清晰。同时，也显示出了更多的微观地貌信息：①西部2个浅洼(浅洼A和浅洼B)是在研究区中部以一较狭窄通道南北连通的(浅洼1)，东部浅洼C由2个较小的浅洼(浅洼3和浅洼4)组成；②浅洼1，2，4，5的长轴方向均为北西—南东向，这与研究区石炭纪晚期“北西高、东南低”的古地势相吻合；③浅洼2 (对应浅洼D)中有一条近南北向类似线状的异常体，与浅洼2的长轴方向一致，可能是河道的显示。

图 8

Fig. 8

下载原图 图 8 川东五百梯地区石炭系RGB分频融合(a)及波形聚类图(b) Fig. 8 RGB frequency division fusion(a)and waveform clustering diagram(b)of Carboniferous in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

波形聚类分析图(图 8b)上也有类似的异常区域显示，浅洼也显示出了与围岩不同的波形组成特征，浅洼1中a波形占比较大，其他浅洼则以b，c波形为主，而残丘和斜坡区主要为f波形，浅洼1与其他浅洼的波形差异还有待进一步分析。

根据川东五百梯地区实钻井石炭系黄龙组厚度、岩性组合特征，结合不同岩溶古地貌单元的差异地震反射特征、石炭系残余厚度分布特征，可知研究区石炭系自西向东发育岩溶高地和岩溶斜坡，斜坡内部发育残丘、浅洼等岩溶古地貌。

如前文所述，东部浅洼与西部浅洼在地震剖面上存在明显差异，再结合岩心观察发现二者虽然黄龙组发育厚度相近，但存在着不同的岩溶特征。西部浅洼中岩溶孔洞和裂缝更发育，显示出较强的垂向溶蚀特征，多通体发育；东部浅洼中岩溶孔洞多发育于黄龙组上部，且发育程度较低，黄龙组中下部岩溶孔洞不发育，有效裂缝多被灰质、白云质和泥质充填。以西部浅洼TD63井和东部浅洼TD72井为例进行对比(图 9)，这2口井黄龙组颗粒滩沉积、岩溶角砾岩的发育程度均相似，岩溶角砾岩均通体发育，TD63井黄龙组中下部(4 555.2~4 567.1 m) 可见溶洞603个(溶洞数量参考收集项目资料及完井报告，由于缺乏该井岩心照片，故用相邻井TD51井中下部岩心照片供参考)，而TD72井黄龙组溶洞、溶孔发育程度更低，黄龙组中下部(4 846.5~4 861.0 m)岩心中仅见小溶洞4个，且岩溶角砾岩富含泥质基质。这表明TD72井在区域内最后一次岩溶旋回中整体处于胶结作用较强的静滞潜流带，与浅洼地势较低的特征相吻合，而TD63井所处的浅洼由于地势较高，泄水能力较强，多发生溶蚀而非胶结充填。

图 9

Fig. 9

下载原图 图 9 川东五百梯地区东、西部浅洼典型井石炭系黄龙组岩性地层综合柱状图 Fig. 9 Comprehensive stratigraphic column of Carboniferous Huanglong Formation of typical wells in east and west shallow depression in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

综上所述，研究区斜坡带可分为西部地势较高的陡斜坡带与东部地势较低的缓斜坡带，陡斜坡带由于泄水条件好，岩溶洼地中岩溶孔洞更发育。

研究区石炭系黄龙组岩溶古地貌整体呈“西高东低”，区域构造控制着残丘、浅洼、暗河等各地貌单元的走向(图 10)。

图 10

Fig. 10

下载原图 图 10 川东五百梯地区石炭系黄龙组岩溶古地貌 Fig. 10 Restoration of karst paleogeomorphology of Carboniferous in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

岩溶高地石炭系受剥蚀影响严重，残余地层呈零散状分布，厚度较小，为0~15 m。勘探实践表明，靠近剥蚀边界的井缺乏黄一段(如DT1井)，这说明在黄一段沉积时该区域为构造高部位，岩溶期继承了该古构造格局。由于地层厚度较小，岩溶高地在地震剖面上显示为振幅能量极低，一般均方根振幅值小于5 000(参见图 3b)。

岩溶斜坡石炭系残余厚度相较于岩溶高地更大，斜坡内分布有岩溶浅洼和岩溶残丘。岩溶浅洼为斜坡内相对低洼处，石炭系残余厚度较小，一般为15~28 m(如TD63井和TD72井)；在地震剖面上具有振幅减弱、反射连续性差、同相轴相对下拉的特征(参见图 7)；浅洼边界在RGB分频融合图上具有更为清晰的展现，显示发育直径为2~5 km，呈椭圆状或不规则长条状分布，整体呈北西—南东向，这与乌瓦拉(Uvala，一种直径从数百到数千米的封闭性洼地)通常沿区域构造破碎带展布的特征类似^[41]，这表明岩溶浅洼的分布受区域构造的控制。由于东、西部浅洼的差异岩溶特征，岩溶斜坡可分为靠高地一侧的陡斜坡带和靠岩溶盆地一侧的缓斜坡带，推测陡斜坡与缓斜坡分界线的走向与岩溶高地及斜坡的分界线走向一致，这种岩溶斜坡分带性与乌审旗—志丹地区奥陶系岩溶古地貌类似^[42]。岩溶残丘为斜坡中相对高处(如TD62井和TD61井)，在地震剖面上具有连续的强振幅反射、同相轴相对上提的特征，与斜坡的地震反射特征相似(参见图 7绿实线框)，但残丘石炭系厚度更大，多大于30 m(参见图 4b)，而斜坡石炭系厚度相对较小，可以通过石炭系厚度差异来区分斜坡和残丘。

岩溶浅洼中分布着发育规模较小的残丘，这类残丘石炭系厚度在浅洼中相对较大，地势相对较高，在地震剖面中表现为不连续反射、同相轴上提、振幅增强的特征(如TD64井)(参见图 7a)。岩溶浅洼中也分布有暗河和落水洞，但由于落水洞和暗河的发育规模远小于残丘及浅洼，且研究区内缺少关于钻遇该类地貌单元的直接证据，因此可以结合地质理论基础和地震响应特征来进行识别判断。落水洞为封闭浅洼底部或侧面的洞或开口，是溪流、湖泊部分或全部流入地下岩溶系统的通道^[43]，这表明落水洞与浅洼紧密联系，本文也在地震剖面中观察到了这种现象，在地震剖面上表现为浅洼区内的同相轴局部强下拉，但仍然相连的特征(参见图 7)。如TD72井黄龙组下部发育有较好的基质支撑状岩溶角砾岩，且明显受外来泥质充填(参见图 9)，分析认为这可能是钻遇部分落水洞的显示，也是TD72井位于浅洼的证据。在RGB分频融合图中，研究区东部浅洼2(浅洼D)中识别到一条带状异常地质体(参见图 8a中粉色线条)，其展布与所在浅洼的长轴方向一致，且在剖面上该地质体与落水洞同相轴下拉特征相似(参见图 7b)，分析认为该异常地质体可能是暗河。

川东五百梯地区残丘区与浅洼区石炭系地层特征和岩石发育特征均存在差异，主要表现为：①地层厚度及岩性组合不同，残丘区石炭系厚度较大，顶部多残留黄三段灰岩，例如TD69，TD62和TD11等井(图 11)；浅洼区石炭系厚度相对较小，且顶部多为残留的黄二段白云岩，例如TD63，TD51，TD72和TD17等井(参见图 9)，这与岩溶斜坡上残丘区受到的地层剥蚀作用弱于浅洼区的理论基础^[44-45]相符。②岩溶角砾岩发育类型不同，残丘以发育角砾支撑基质填隙状岩溶角砾岩为主，且主要发育在黄龙组中上部；浅洼顶部多发育基质支撑状岩溶角砾岩，这是由于其顶部地势较低，容易充填周围垮塌的围岩所致。③岩溶孔洞发育特征不同，浅洼内部溶洞以发育角砾-基质支撑岩溶角砾岩为主，且受到了较强的充填作用(西部陡斜坡浅洼除外)，显示出由活跃潜流带向静滞潜流带过渡的性质，这与以往提出的浅洼为相对汇水区、化学胶结充填较强、储集体发育较差的认识相一致^{[11, 20]}，也表明本文对残丘和浅洼的预测较为可靠。

图 11

Fig. 11

下载原图 图 11 川东五百梯地区岩溶残丘内典型井石炭系岩性地层综合柱状图 Fig. 11 Stratigraphic column of Carboniferous of typical wells in karst residual hills in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

研究区黄龙组储集岩岩性以白云质岩溶角砾岩及颗粒白云岩为主^[46]，这表明后期岩溶作用改造对该套储层具有重要意义。不同岩溶古地貌单元的古水文地质条件也有差异，对岩溶和储层发育具有重要控制作用^[23]，古表生期黄龙组大气淡水溶蚀形成的各类次生溶孔、溶洞等储集空间能够扩大储层的分布范围与发育规模^[47]，因此岩溶古地貌是控制黄龙组储层发育的重要因素。

统计不同古地貌单元的黄龙组孔隙度(图 12)，按孔隙度由大到小排列依次为陡斜坡上浅洼、岩溶残丘、岩溶缓斜坡、岩溶陡斜坡、缓斜坡上浅洼和岩溶高地，平均孔隙度分别为5.05%，4.34%，3.67%，3.31%，2.68% 和2.51%。结合前文不同古地貌单元岩溶发育特征分析，残丘由于地层厚度较大且渗流带发育，地表水能够快速排泄，溶蚀作用强烈而充填作用较弱，因而具有较好的储集性；陡斜坡上浅洼地层厚度虽较残丘小，但是潜水位低，泄水能力强，溶蚀作用强烈而充填作用弱，储集空间发育。岩溶斜坡储集性较残丘和岩溶陡斜坡浅洼弱，其中缓斜坡孔隙度比陡斜坡孔隙度大，这与分别位于其中浅洼的孔隙发育特征相反，分析认为这与陡斜坡上除浅洼外的其他区域因降水快速沿坡面汇入浅洼，岩溶作用时间短，溶蚀孔洞规模减小有关^[48-50]，例如位于陡斜坡的TD68井黄龙组以粉晶云岩为主，岩溶角砾岩和溶孔均欠发育。岩溶高地由于剥蚀作用强烈，地层厚度较小，储集意义不大；缓斜坡上浅洼由于潜水位较高，泄水能力较差，尽管在前期岩溶旋回中有较好的溶蚀孔洞发育，但后期潜流带发育导致充填作用强烈，储集能力较差。

图 12

Fig. 12

下载原图 图 12 川东五百梯地区不同岩溶古地貌单元典型井石炭系黄龙组地层平均孔隙度分布 Fig. 12 Average porosity distribution of Carboniferous Huanglong Formation in different karst paleogeomorphic units in Wubaiti area, eastern Sichuan Basin

(1) 川东五百梯地区石炭系残余厚度为0~45 m，自北西向南东方向厚度逐渐变大，且分布不均，这是石炭系沉积古地理格局和后期遭受岩溶作用的综合反映。

(2) 研究区石炭系不同岩溶古地貌具有不同的地层、岩性和地震响应特征。浅洼区残余厚度较小，缺少黄三段沉积，表层易受机械充填且分选性差，充填作用较强(陡斜坡上浅洼除外)，在地震剖面上显示为局部的同相轴下拉、振幅减弱、反射连续性差；残丘区残余厚度较大，多保留黄三段沉积，岩溶作用强烈、充填作用较弱，在地震剖面上显示为局部相位上提、振幅加强、连续反射。落水洞和暗河在地震剖面上都为较强的同相轴下拉及短轴状强反射，但落水洞地震振幅平面特征为不规则点状，与暗河的线状相区别。

(3) 研究区石炭系在岩溶斜坡大背景下划分为岩溶高地、岩溶斜坡2个二级岩溶古地貌单元以及残丘、浅洼等微古地貌，其中岩溶斜坡可分为陡斜坡带和缓斜坡带。岩溶斜坡中分布有残丘和浅洼，受古区域构造控制，残丘及浅洼多以椭圆状或不规则长条状呈北西—南东向展布，浅洼中有发育规模较小的残丘、落水洞以及暗河，其中暗河的展布与浅洼长轴方向一致。

(4) 研究区不同岩溶古地貌具差异储集潜力，残丘、陡斜坡上的浅洼孔隙度较大，斜坡孔隙度次之，其中缓斜坡孔隙度大于陡斜坡，岩溶高地和缓斜坡上的浅洼孔隙度较小。