国内外众多学者已经认可了盆地内部断裂体系在构造演化和油气成藏中的重要性^[1-11]。然而，前人多是对砂岩断裂体系及相伴生的逆冲断层、压扭变形、褶皱、破裂缝等地质体，以及反转断层及与断层相关的褶皱对碳酸盐岩储层的控制进行研究^[12-17], 而断裂及其伴生的各类构造体在受到岩溶作用和多期构造改造后所形成的碳酸盐岩断溶体少有学者研究或报道^[18]。

断溶体是基于断裂、岩溶作用和断控岩溶的油藏特征研究而提出的油气圈闭的理论概念^[10-11]，不同于风化壳、裂缝型储集体以及深部热液岩溶储层，断溶体是一个复合的兼具缝洞且与构造呈良好匹配关系的储集体。塔里木油田断溶体油气藏在近两年获得较大突破^[18-19]，但针对四川盆地碳酸盐岩岩溶体系断溶体研究却很少。

前人研究认为四川盆地中二叠统栖霞组和茅口组主要有3种类型的储集体，包括礁滩体、层状白云岩、岩溶缝洞，而断溶体作为一个复合储集体研究较少^[20-24]。四川盆地茅口组沉积时期受东吴运动的抬升剥蚀，导致川东、川中和川西北以及川南大部分地区被剥蚀，其中川东和川中剥蚀较严重，局部地区缺失茅四段和茅三段及茅二段部分地层，在经受多期岩溶作用的叠加改造后，形成了以风化壳岩溶为主的缝洞体。但川中地区岩溶缝洞体的发育与断裂带、构造变形带之间有较好的匹配关系，具有明显的断控岩溶特征，并以深大断裂带为主发生扩溶，使其成为川中地区栖霞组和茅口组岩溶缝洞体较发育的有利区带。因此，加深川中地区断控岩溶缝洞体的研究对四川盆地天然气勘探开发具有借鉴意义。

研究区主要位于四川盆地中部的华蓥—南充—遂宁地区，是华蓥山深大断裂带和龙泉山断裂带之间的稳定地块(图 1)。加里东运动是二叠系沉积前一次大规模的构造隆升运动，形成了川中古隆起。海西运动早期，川中古隆起遭受一定程度的剥蚀。川中地区中二叠统沉积过程中，除受加里东末期古地貌格局影响外，峨眉地幔柱隆升作用也是控制川中地区中二叠统古地貌演化的重要因素，至茅口组沉积末期，峨眉地幔柱仍在持续上升，使地表抬升，导致茅口组受到不同程度剥蚀^[25]。

图 1

图 1 研究区区域构造位置图(左)及地层柱状图(右) Fig. 1 Location map of the study area (left) and stratigraphic column (right)

二叠系沉积前，川中地区下伏地层主要是石炭系、志留系、奥陶系、寒武系；二叠纪时期四川盆地全面下沉，川中地区最早沉积的梁山组为厚度较薄的浅灰色铝土质泥岩，属于风化壳产物，向上逐渐过渡为黑色碳质页岩等滨海沼泽相沉积。随后，广泛的大规模的海侵到来，川中地区栖霞组沉积早期以深水开阔台地为主，中晚期主要以开阔台地相沉积为主，顶部为一套生屑灰岩或颗粒白云岩沉积。茅口组沉积时期，川中地区也以开阔台地相沉积为主，茅口组沉积中晚期受东吴运动抬升剥蚀(图 1)。茅一段为一套眼球眼皮状灰岩沉积，茅二段中上部和未剥蚀的茅三段可见白云岩和生屑灰岩沉积，未剥蚀的茅四段主要沉积泥晶灰岩^[20-21]。

茅口组碳酸盐岩受多期次构造抬升作用后^[26-29]，沿深大断裂带及其伴生裂缝发育一定规模的破碎带以及茅口组中上部发育相对规模较小的同沉积断裂带，在不同方位应力场作用下，不同角度裂缝交叉出现，经多期岩溶水渗流、埋藏溶蚀或热液上涌致使破碎带内裂缝被溶蚀改造而形成的波浪状、漏斗形、梯形等溶蚀孔、洞储集体称为断溶体，它是一个较好的储集体。

断裂时期和岩溶期次不同，断溶体形成的期次和岩溶规模大小也会不同，根据不同断裂组合形式的断溶体特征，并按地震剖面上的构造样式将断溶体分为弯曲点状型、单一下凹带状型和复合下凹面状型3种类型。结合钻井岩心和薄片观察，川中地区中二叠统储层主要的储集空间为孔隙、溶洞、裂缝，并根据其组合类型将断溶体分为溶洞—裂缝型、裂缝型和裂缝—溶洞型3种类型。

溶洞—裂缝型断溶体是以裂缝为主、沿裂缝发育溶洞且规模较小的断溶体。早—中二叠世四川盆地整体处于拉张环境，晚二叠世受峨眉地幔柱隆升影响，盆地内部发生差异隆升，发生拉张沉陷，产生了大量的同沉积断裂带^[26]，这些断裂形成期次晚、纵向切割深度小，且顺断裂溶蚀规模小。茅口组顶部，可见暴露剥蚀、表生岩溶影响而形成的小溶洞，它们是一些规模较小、仅沿裂缝面附近发育、岩溶作用相对较弱、沿小断裂溶蚀形成的孤立洞穴或相对较窄的孤立窄条状小溶洞(图 2a)。在成像测井上可以看出，高石1井茅口组中上部水平裂缝或低角度裂缝较为发育，但裂缝较小且较局限，连通性较差，一般呈低角度深色条带状高导特征(图 3a—c)，顺裂缝在水平潜流作用下有较小的溶蚀孔隙和溶洞发育。在地震剖面上同相轴挠曲，岩溶顶部强反射，内部断续弱反射，剖面上常呈波浪状，平面上斑点状、顺断裂呈线状展布，总体呈弯曲点状型(图 4a)。此类断溶体断裂较局限，与断裂相匹配的溶缝受表生岩溶作用限制，发育规模受限，因此，此类断溶体储集体效果相对较差。

图 2

图 2 典型野外剖面及岩心图版 Fig. 2 Typical field outcrop section and core chart (a)华蓥李子垭剖面，发育交叉缝和小溶洞，茅口组顶；(b)华蓥李子垭剖面，裂缝发育，茅口组；(c)高石1井，亮晶砂屑生屑灰岩，垂直裂缝和溶洞发育，沥青充填，茅四段，3959m；(d)高石1井，亮晶砂屑生屑灰岩，水平裂缝、孔隙和溶洞发育，沥青充填，茅四段，3963m；(e)磨溪42井，砂屑白云岩，发育高角度裂缝，栖二段，4657m；(f)磨溪42井，砂屑白云岩，发育高角度裂缝、孔隙和溶洞，沥青方解石充填，栖二段，4658m；(g)涪陵老黄仟剖面，沿裂缝发育溶洞，茅口组；(h)磨溪42井，颗粒白云岩，可见压溶缝，沥青充填，栖二段，4649m；(i)磨溪42井，颗粒白云岩，可见溶蚀缝和溶孔，沥青充填，栖二段，4649m

图 3

图 3 断溶体成像测井图 Fig. 3 Imaging logging pictures of fault-karst (a)高石1井，茅口组，岩溶缝发育；(b)高石1井，茅口组，裂缝和溶洞发育；(c)高石1井，茅口组，水平裂缝和溶洞发育；(d)磨溪41井，栖霞组，垂直裂缝和溶洞发育；(e)磨溪18井，栖霞组，水平裂缝和溶洞发育；(f)南充1井，茅口组，溶洞和裂缝发育；(g)磨溪108井，栖霞组，垂直裂缝和溶洞发育；(h)磨溪108井，栖霞组，垂直裂缝和溶洞发育

图 4

图 4 各类断溶体地震剖面 Fig. 4 Seismic sections of fault-karst (a)弯曲点状型断溶体；(b)单一下凹带状型断溶体(高石梯—磨溪区块)；(c)复合下凹面状型断溶体(断溶体叠加栖霞组和茅口组颗粒滩，高石梯—磨溪三维区)；(d)复合下凹面状型断溶体(断溶体叠加栖霞组颗粒滩，高石梯—磨溪三维区)

裂缝型断溶体是以裂缝为主的断溶体(图 2b)，裂缝对碳酸盐岩储层具有重要作用，它不仅是储集空间，也是渗流通道，由于成因不同，可以将裂缝分为构造裂缝(图 2c、d)、成岩缝(图 2e、f)和溶蚀缝(图 2g—i)。本文中裂缝型断溶体是指主要受深大断裂控制，基底深大断裂在后期构造运动所产生的能量下被激活，热液流体上涌沿深大断裂发生溶蚀，由单条或一组断裂发生溶蚀组成的断溶体。四川盆地现今断裂构造格局最终形成于中—新生代的构造运动，但深大断裂活动时间较早，多数可以追溯到加里东期，有些还具有长期继承性的活动特征^[29]。以磨溪41井为例，高角度裂缝清晰可见，在成像测井图上表现为深色条带状高导特征(图 3d)，沿裂缝可见扩溶现象。在地震剖面上岩溶顶部强反射，内部弱反射或空白，下拉现象明显，表现为单一下凹带状型，从震旦系到飞仙关组均可见同相轴下凹现象，在剖面上常呈漏斗形，平面上呈现圆洞带状展布或沿主干断裂带呈不规则的宽条带状延伸展布(图 4b)。此类断溶体相对较单一，发育规模受主断裂控制。

裂缝—溶洞型断溶体是以溶洞为主，伴随次生断裂发育的断溶体(图 2g、h)。次生断裂生成期次较晚，在纵向上切割深大断裂，顺断裂带溶蚀规模逐渐变小。在垂向上，岩溶水穿过断裂带向下溶蚀，到达颗粒滩时，岩溶水受重力作用的影响，快速选择较大的粒间孔进行下渗扩溶；而在横向上，随着岩溶作用的继续，颗粒滩底部开始横向流动而溶蚀，形成大型溶洞，随着时间的推移，颗粒灰岩被剧烈溶蚀，形成多期颗粒滩和垂向裂缝之间的多旋回叠置复合断溶体系。断溶体叠加栖霞组颗粒滩，多组断裂发育，同相轴呈现锯齿状下凹，栖霞组滩体发育，平面上顺断裂带呈现面状展布。断溶体叠加茅口组颗粒滩和栖霞组颗粒滩，多组断裂发育，栖霞组—茅口组同相轴呈现不连续特征，颗粒滩发育，平面上围绕断裂呈面状分布。以磨溪18井、南充1井、磨溪108井为例，从成像测井图可以看出，裂缝常呈垂直或高角度深色高导特征(图 3e-h)，而此时鲕滩和白云岩中孔洞较发育，溶蚀孔洞呈较大不规则深色高导特征，连通性增强，储集性能更好。在地震剖面上岩溶顶部呈现强反射，内部呈丘状不连续弱反射，可见下拉现象，剖面总体表现为复合下凹面状型，平面上围绕断裂呈面状分布，形状不规则(图 4c、d)。此类断溶体断裂体系复杂，相对规模较大，深大断裂伴生的次级断裂叠加溶蚀的颗粒滩所形成的面状溶洞体系，其储集性能更好。

根据前人对成岩流体来源及溶蚀作用研究方法的总结^[30-39]，进行不同岩溶充填物碳、氧同位素测试以及白云岩流体来源分析，得出川中地区中二叠统断溶体经历了大气淡水溶蚀、埋藏期有机酸溶蚀及热液溶蚀等阶段。

碳酸盐岩断裂带空间结构较为复杂，孔隙度和渗透率都较高，这对流体运移和岩溶作用的发生具有重要作用。断裂会产生大量的伴生裂缝，断裂和裂缝不仅是流体重要的储集空间，也为大气淡水垂直下渗创造了有利条件。断裂破碎带可以增加水—岩接触面积，不仅扩大了地下水的溶蚀范围，而且也改善了碳酸盐岩的渗流作用，使溶蚀作用得以增强。

延伸至地表的断裂，是大气淡水的运移通道。地表大气淡水顺着断裂带透过中二叠统向下运移，外界不断补充的CO₂和大气淡水使得岩溶作用持续进行。断裂交会部位的岩石在受到多期不同方向的应力作用下，发生强烈破碎，裂缝发育壮大，水体流动空间变大，岩溶作用也随之加剧，因此多发育较大规模的溶洞型储层。岩层界面是流体横向运移的有利路径，可以形成横向溶洞^[30-32]。取不同岩溶充填物进行测试(图 5)，结果显示基岩的碳同位素值介于3.56‰~5.20‰，表生期岩溶充填物的碳同位素值介于0.26‰~3.44‰，可见溶洞中的充填物碳同位素值较基岩低。

图 5

图 5 不同类型岩溶充填物碳、氧同位素散点图(据文献[31]修改) Fig. 5 Carbon and oxygen isotope scatter maps for different types of karst fillings (adapted from Reference [31])

二叠系梁山组煤系地层及下伏志留系龙马溪组页岩在后期埋藏作用下，成熟生烃，有机酸发生运移，使早期形成的溶蚀孔洞和裂缝进一步扩溶。取不同岩溶充填物进行测试(图 5)，结果显示埋藏期岩溶充填物的碳同位素值偏负，主要分布在-1.44‰~ -0.92‰。

在川中地区，野外剖面、岩心、薄片资料观察发现，多期构造缝中充填了自形晶马鞍状白云石(图 6a-c)，中晶白云岩常见雾心亮边，阴极发光呈暗红色(图 6d-f)，溶蚀孔洞中充填自生石英等热液矿物(图 6g)。海西期，上扬子准地台发生了广泛的张裂活动，发育大量深大断裂，不仅为玄武岩喷发提供了通道，也为二叠系石灰岩提供了硅质来源及垂向运移通道^[29]，在华蓥山二崖剖面以及磨溪108井薄片观察中，都可见硅质岩(图 6h、i)，且热液溶蚀充填物包裹体温度较高。

图 6

图 6 典型热液产物图版 Fig. 6 Typical hydrothermal minerals (a)广探2井，茅二段，4705.27m，深灰色、黑色白云岩，洞穴发育，自形晶马鞍状白云石半充填；(b)华蓥山二崖剖面，茅二段，深灰褐色白云岩，洞穴发育，自形晶马鞍状白云石充填；(c)华蓥山二崖剖面，茅二段，中晶白云岩，多期构造缝中充填马鞍状白云石和方解石，c图是b图磨片；(d)女基井，栖霞组，中晶白云岩，晶间孔、晶间溶孔发育，且部分被有机质充填；(e)广参2井，中晶白云岩，可见雾心亮边；(f)广参2井，中晶白云岩，阴极发光呈暗红色；(g)女基井，栖二段，马鞍状白云石，晶间孔隙充填自生石英；(h)华蓥山二崖剖面，茅二段，硅质岩；(i)磨溪108井，栖霞组，4674.68~4674.88m，硅质岩

根据前人研究，侏罗纪时期，油气充注栖霞组和茅口组储层。广参2井中二叠统在侏罗纪之前最大埋深不超过2500m，按最大地温梯度4℃/100m计算, 侏罗纪地温不超过100℃。取栖霞组和茅口组白云岩中烃类包裹体进行测试，包裹体均一温度均大于100℃，说明白云岩形成的流体温度高于原石灰岩地层的温度，属热液成因^[40-42]。

Fleet系统研究了世界上热水沉积物与非热水沉积物中的稀土元素(REE)，发现前者的稀土元素总量低，铈(Ce)为负异常，重稀土元素(HREE)有富集的趋势；而后者稀土元素含量高，铈为正异常，重稀土元素不富集^[43]。夏邦栋根据Fleet的理论对下扬子区下三叠统孤峰组层状硅质岩进行了不同比例混合的热水与非热水沉积物的REE配分模式对比分析，二崖剖面茅口组硅质岩北美页岩标准化REE配分模式与Fleet和夏邦栋提出的以热水沉积物为主、混有少量非热水沉积物的北美页岩标准化REE配分模式^[44]十分相似，说明二崖剖面茅口组硅质岩为热水成因，受热液影响(图 7)。

图 7

图 7 北美页岩标准化REE配分模式 Fig. 7 Rare Earth Element of North American Shale Standardized Allocation Mode (a)下扬子区孤峰组硅质岩，R代表热水与非热水沉积物比例；(b)二崖剖面茅口组硅质岩

早—中二叠世受海西运动影响，四川盆地整体处于拉张环境，晚二叠世受峨眉地幔柱隆升影响，盆地内部发生差异隆升和拉张沉陷，产生大量的同沉积断裂带，茅口组形成了堑垒相间的古地貌格局^[26]。以川中高石1井为例，测试茅口组中上部岩溶充填物δ¹³C平均值为3.592‰(表 1)，δ¹³O平均值为-7.054‰(表 1)，δ¹³C平均值低于基岩，说明此时茅口组发生暴露剥蚀，大气淡水顺着茅口组沉积断裂带处的小裂缝垂直下渗，发生表生期岩溶，易溶矿物和裂缝发育区优先被溶蚀，发育深度相对较浅，在平面上相对呈点状的扩溶小孔洞，形成溶洞—裂缝型断溶体(图 8a)。

图 8

图 8 断溶体形成机制 Fig. 8 Forming mechanisms of fault-karst (a)溶洞—裂缝型断溶体；(b)裂缝型断溶体；(c)裂缝—溶洞型断溶体(断溶体叠加溶蚀栖霞组颗粒滩)；(d)裂缝—溶洞型断溶体(断溶体叠加溶蚀栖霞组和茅口组颗粒滩)

表 1

表 1 岩溶充填物同位素值统计表 Table 1 Statistical isotope values of karst fillings 井号 样品 δ13C/‰ δ18O/‰ 高石1 茅口组上部岩溶充填物 2.70 -6.74 3.25 -7.23 3.71 -6.97 3.89 -7.08 4.41 -7.25 磨溪108 栖霞组颗粒滩滩体缝合线中充填的方解石 -0.18 -7.45 -2.06 -7.11 磨溪42 -1.23 -6.70 -2.02 -7.15 -0.06 -7.06

表 1 岩溶充填物同位素值统计表 Table 1 Statistical isotope values of karst fillings

海西期，上扬子地台发生广泛张裂活动，发育了大量深大断裂^[29]。晚二叠世的玄武岩喷发拉张作用，使得深大断裂重新活动，热液上涌发生溶蚀。广参2井和华蓥山二崖剖面位于几条深大断裂带交会处，广参2井填隙物包裹体测试以及二崖剖面硅质岩稀土元素分析表明此时确实发生热液活动^[40-44]。在东吴运动作用下，茅口组抬升剥蚀，四川盆地大面积遭受剥蚀。茅口组经历暴露剥蚀作用的时间长达1~3Ma，且此时气候炎热潮湿，受大气淡水淋滤作用，大气淡水补给充足，大气淡水随着深大断裂垂直下渗，随着岩溶作用时间的推移，下伏志留系龙马溪组页岩、梁山组煤系地层和茅口组烃源岩埋藏生烃，形成的有机酸进一步溶蚀早期孔洞和裂缝，在叠加岩溶作用下孔洞和裂缝发生溶蚀，并且在深大断裂带的周缘，遇到易溶矿物发生一定范围的水平潜流溶蚀作用，形成裂缝型断溶体(图 8b)。

受基底深大断裂的影响，沿深大断裂发育大量伴生的，与其平行、垂直、或斜交的断裂带，在晚二叠世玄武岩喷发拉张作用影响下，这些断裂带与深大断裂贯通，茅口组沉积时期由于充足的大气淡水的补给，大气淡水顺着断裂带下渗，在泥岩类致密岩与颗粒岩类高孔渗层中形成多旋回叠置。大气淡水下渗到茅口组颗粒滩，颗粒岩受岩溶改造剧烈，形成面状溶蚀面；若遇到茅口组颗粒滩不发育而高密度岩发育的区域，大气淡水沿未被阻隔的断裂带下渗到栖霞组中上部颗粒滩较发育的区域时，大气淡水随着颗粒滩顺层溶蚀，形成面状溶蚀面。测得栖霞组颗粒滩滩体缝合线中充填的与沥青共存的细—中晶方解石碳同位素值偏负(表 1)，说明此时也发生有机酸溶蚀作用^[31]。在大气淡水溶蚀和有机酸溶蚀共同作用下最终形成裂缝—溶洞型断溶体(图 8c、d)。

川中地区中二叠统覆盖区沿断裂带分布断溶体，断溶体形成的期次和岩溶规模大小不同，断溶体类型各异。根据钻井岩心、薄片和成像测井判别出主要由孔隙、溶洞、裂缝组合形成的溶洞—裂缝型、裂缝型和裂缝—溶洞型等断溶体；按地震剖面上构造样式不同将断溶体分为弯曲点状型、单一下凹带状型和复合下凹面状型3种类型。

断裂的规模、期次及岩溶期次是断溶体发育的主要影响因素。溶洞—裂缝型断溶体主要是茅口组顶部受大气淡水淋滤作用而形成；裂缝型断溶体主要是深大断裂受热液、有机酸及大气淡水淋滤作用共同溶蚀而形成；而裂缝—溶洞型断溶体为次生断裂和颗粒滩受有机酸及大气淡水淋滤作用溶蚀而形成。

断溶体主要分布在深大断裂带及其次生断裂带溶蚀面，且次生断裂带溶蚀面形成的裂缝—溶洞型断溶体相对规模最大，储集空间最大，断裂和溶洞匹配关系最好，储集体性能最好。