层间岩溶研究进展及塔中奥陶系层间岩溶井下特征

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　　摘要：油气田勘探中，与不整合面有关的碳酸盐岩古风化壳、古岩溶储层普遍发育，为油气富集的重点区域。塔里木盆地塔中地区层间岩溶储层目前勘探已获得较大突破，获得了大规模的工业油气流，奥陶系鹰山组层间岩溶储层发育在距顶30-180m地层厚度范围內。为进一步明确塔中地区层间岩溶发育模式及岩溶储层特征，调研了国內外层间岩溶储层研究经验，基于野外露头与井下地质、岩样、测井分析成果，建立了适合塔里木盆地的层间岩溶概念，提出了两种岩溶模式，即塔北潜山型岩溶和塔中层间岩溶型。并阐述了塔中层间岩溶发育特征，鹰山组上部层间岩溶被泥质充填，测井显示为高伽马值，鹰山组中下部高伽马发育段下伏层间岩溶是勘探重点目标，为岩溶发育最有利部位。
　　关键词：碳酸盐岩;岩溶缝洞;奥陶系;鹰山组;塔里木盆地
　　中图分类号：TEl22 文献识别码：A 文章编号：1001-5922（2019）06-0112-05
　　塔里木盆地是我国最大的含油气盆地，为早古生代以来发育成的一个大型叠合复合盆地，隶属于特提斯构造域，海相地层发育，油气资源丰富。奥陶系碳酸盐岩地层是塔里木盆地重要的油气储层，经过长期的压实与胶结作用，原生孔隙很难保存下来，现今储集空间主要是后期各种流体溶蚀形成的次生孔隙。在次生孔隙成因上，目前受到广泛关注且研究较多的为大气降水相关的地表、近地表岩溶作用，奥陶系碳酸盐岩分别在加里东中晚期、海西早期以及海西晚期发生了几次大规模的岩溶作用，形成岩溶型储层。
　　近年来塔里木盆地碳酸盐岩油气田的勘探突破得益于勘探技术的进步和研发力度的加强，在碳酸盐岩储层研究方面得到储层理论研究新进展的指导和支撑，这些研究极大地拓展了油气的勘探范围和有效储层的预测精度，有力地支持了近期碳酸盐岩油气勘探，特别是塔中地区奥陶系碳酸盐岩大面积富含油气的发现，得益于层间岩溶储层研究的开拓性进展。前期在塔北地区针对风化壳岩溶模式已有成熟的研究成果且广泛运用于生产，但随着勘探精度的提高，单纯的广义风化壳模式已不能适应生产需要。层间岩溶模式及岩溶储层特征需要进一步研究，从理论上对其进行深化，从而正确认识有效储层，对保障油气勘探持续突破具有重要意义。
　　1 层间岩溶定义及归类
　　到目前为止，层间岩溶的确切定义尚未有较为统一的意见。不同的学者在研究不同地區岩溶现象时，分别提出了自己对层间岩溶的认识。下面从形成时期、流体来源、形成机制、与风化壳岩溶关系、规模、识别标志等方面进行阐述。
　　1.1形成时期
　　高宏亮等（2010）认为层间岩溶为准同生期的，其与剥蚀作用相伴生，在成岩状态上，其发生在海底胶结作用后，甚至浅埋藏早期棱柱状方解石胶结作用之后，呈半固结、固结状态;吴孔友等（2010）等认为层间岩溶发生于同生期;严威（2001）、罗啸泉等（2001）等在根据岩溶作用的形成机理和先后顺序、持续时间、特征、影响因素以及与储集空间的关系，对岩溶进行分类时，认为层间岩溶为同生一准同生期岩溶，该期岩溶的岩溶作用发生于沉积物形成之后不久，沉积物尚未完全脱离其沉积环境，成岩阶段属于同生——准同生期;吴熙纯等（1997）则认为层间岩溶具多期继承性，在成岩早期，成岩晚期浅埋、中埋、深埋阶段均可发育。
　　1.2流体来源
　　代金友等（2011）认为层间岩溶为大气淡水和混合水综合作用的结果;罗啸泉等（2001）、康沛泉（2000）、张宝民（2009）、李振宏等（2004）认为层间岩溶主要由大气淡水淋滤形成;范承钧（1993）在研究云南的岩溶矿床时认为形成层间岩溶的流体为地下水或热水;吴熙纯等（1997）在研究鄂尔多斯南部奥陶系古岩溶带时认为层间岩溶可发育于成岩早期淡水渗流及潜流带（由研究区北方庆阳古陆及生物礁滩中淡水透镜体提供流休来源），成岩晚期浅埋、中埋环境（由层间及供水区泥质岩压实排驱地下水、压溶水及停滞孔隙水提供流体来源），成岩晚期深埋阶段（由压释水提供流体来源）。
　　1.3形成机制
　　盛贤才等（2007）、张晓燕等（2010）在研究江汉平原及邻区海相碳酸盐岩古岩溶特征时，认为层间岩溶与高频相对海平面下降有关，暴露时间短;张宝民等（2009）认为层间岩溶的形成受控于局地同沉积块断活动、高频海平面下降（如台地边缘暴露，而台地内部未暴露）和湿热古气候条件，也受控于暴露时间;杨威等（2002）、倪新锋等（2010）认为层间岩溶的形成与古地形相关。
　　1.4与风化壳岩溶关系
　　高宏亮等（2010）在研究轮南地区奥陶系碳酸盐岩岩溶时则认为层间岩溶一般包括2种，一种是内幕层间岩溶，另一种是准同生期层间岩溶，内幕层间岩溶指的是发育在局限——开阔台地相的巨厚碳酸盐岩层系内、由不同时间尺度暴露溶蚀作用所形成的古岩溶，小规模的与准同生期层间岩溶无异，大规模的则与不整合有关的风化壳岩溶无异，也即准同生期层间岩溶与风化壳岩溶呈并列关系。
　　倪新峰等（2010）在研究塔北地区奥陶系碳酸盐储层岩溶作用时认为其溶蚀作用沿不整合面形成非组构选择性孔洞，规模小——中等，呈面状展布，在台内古地貌高部位尤其发育，孔洞或洞穴充填物为同期的碳酸盐岩风化剥蚀或围岩垮塌的产物。
　　从形成时期、流体来源、形成机制、发育规模以及与风化壳岩溶的关系五个方面归纳和梳理了前人对层间岩溶现象的认识与争议，在此基础上结合此次野外层间岩溶发育特征的实际观察，厘定了层间岩溶的概念：层间岩溶是准同生——早成岩期碳酸盐岩地层短暂暴露地表（对应地层为系内缺失）接受大气淡水渗入淋滤所发生的岩溶作用。层间岩溶虽然溶蚀发育时间较短，但成因机理与传统风化壳岩溶相近，即碳酸盐岩暴露地表接受大气淡水淋滤作用形成，由此提出广义风化壳岩溶概念，而将传统风化壳岩溶归为狭义风化壳岩溶。认为广义的风化壳岩溶泛指一切由于海平面的相对下降及区域构造运动的抬升，造成下伏碳酸盐岩地层隆升暴露，遭受风化剥蚀和淋滤岩溶作用，发育大量溶蚀孔洞缝的岩溶现象。层间岩溶与传统风化壳岩溶（狭义风化壳岩溶）都隶属于广义风化壳岩溶。 　　2 塔中层间岩溶井下特征分析
　　为了进一步了解塔里木盆地层间岩溶的发育及展布情况，实现野外考察与井下实践的有机结合，在前期野外考察的基础上，对塔中区块钻遇奥陶系地层的13口探井的岩心及测井曲线特征进行了详细的描述观察，以明确塔中区块层间岩溶井下特征。
　　2.1层间岩溶岩心、岩屑特征
　　根据塔里木盆地层间岩溶发育特征可知典型的层间岩溶具有明显的分带性，从上到下依次为结核垆坶带、风化裂隙带和溶蚀孔洞带。这种分带性在井下同样可以识别，但由于采样范围及方式的限制，分带的特点在井下并不明显，并不是所有探井的每个层间岩溶旋回均可划分出三个带。
　　2.1.1岩心中层间岩溶分带特征
　　结核垆坶带，由于其组成以残积的泥质为主，所以在岩心中不易保存，在所有观察的岩心中，只有中古106-1H井6025.6m处可见团块状垆坶如图1所示，应该属于结核垆坶带中偏下的位置，风化程度较低，成分接近原岩。
　　风化裂隙带，在岩心上风化裂隙带表现为高角度裂缝的集中出现，且区别与构造缝，裂缝发育不规则，少见平直的裂缝，局部可见裂缝溶蚀扩大的溶孔，多为方解石或泥质充填如图2所示。
　　溶蚀孔洞带，由于规模较大的米级洞穴岩心无法取样，所以岩心上所见的多为厘米级孔洞，部分被方解石充填，其中也可见裂缝，但明显以孔洞为主，且孔洞的发育不受裂缝控制如图3所示。
　　2.1.2岩屑中层间岩溶特征
　　在岩屑观察中，层间岩溶的分带特征不明显，这主要与岩屑取样的特点有关。首先，结核垆坶带的发育往往较薄，多为10-30cm，极个别可达1m，所以在间隔1m取样的岩屑样品中很难识别。其次，风化裂隙带的岩层主体与原岩并无太大差异，因此在岩屑中无法识别。
　　通过与测井曲线的对比，在岩屑观察中发现，岩屑中具有明显特征与原岩差异较大的部位，往往是溶蚀孔洞带发育的部位，且从测井特征及发育规模上来看，具有多期叠加的特点。岩屑的颜色与围岩具有明显差异，同时可见洞穴中洞壁受地下水改造的特征。
　　2.2层间岩溶常规及成像测井特征
　　在常规测井和成像测井中，层间岩溶也有很好的识别性，在各井中均有明显特征。但单期层间岩溶的分带性体现的并不明显，这与单期层间岩溶中的结合垆坶带与风化裂隙带的规模有关，在测井上响应并不明显。
　　2.2.1常规测井中层间岩溶识别
　　結核垆坶带内发育风化残余物质，泥质含量较高，对应在测井曲线上表现为自然伽马曲线上存在典型的尖峰。但由于层间岩溶发育时间短，其规模有限，特别是结合垆坶带，野外观察在某些剖面只有0.1m厚，相对于测井0.125m的采样间隔容易被跳过或没有明显异常，故结合垆坶带的GR峰通常为中等幅度异常。
　　风化裂隙带由于裂隙内充填物质以方解石为主，因其成分与原岩相近，在测井曲线上并无明显表征，局部可见泥质充填风化裂隙，对应于自然伽马曲线上的小幅正异常，但异常的幅度较低不易识别。
　　溶蚀孔洞带通常有两种情况，一种是溶孔被方解石充填或未被充填，在测井曲线上表征并不明显，但如果达到小型溶洞的规模（0.5m以上）在深浅侧向电阻率上存在明显表征，即深浅电阻率存在明显差异;另一种是被泥质充填的较大规模的孔洞，由于其泥质的厚度远大于结合垆坶带，故在该处出现最明显的GR尖，构成整个层间岩溶型储层带中幅度最高的GR正异常，同时也可见明显分异的深浅电阻率。
　　2.2.2成像测井中层间岩溶识别
　　结合垆坶带由于发育规模所限，只有在个别井某些发育程度较高的层间岩溶旋回中可以识别。以中古201C井为例，可见有薄层的高阻层，且层中电阻率还有细微差别，与该带中的团块状结合垆坶有关，对应的GR值也有中低幅正向波动如图4所示。
　　风化裂隙带以明显的裂缝集中发育为特征，局部有裂缝溶蚀扩大形成孔洞的现象，但规模明显小于溶蚀孔洞带，多为厘米级溶孔。
　　溶蚀孔洞带可见明显的低阻孔洞特征，被泥质充填的孔洞往往与整个层间岩溶带中GR正异常最高值相对应。泥质在洞穴内部的分布特征一般与围岩产状有所差异，洞穴下部泥质沉积成层性较好，上部常见砾石。
　　2.3层间岩溶储层综合特征
　　由于层间岩溶规模不一，因此规模较小的层间岩溶，其风化垆坶带只有10cm左右，测井很难识别，或很难引起较大幅度的GR异常。此外，层间岩溶常为多期叠加，所以当结核垆坶带和风化裂隙带发育程度不高的情况下，在成像测井上容易出现大段溶洞连续出现的现象。
　　而风化裂隙带的风化裂隙宽度一般为0.5-2cm，在常规测井识别中也很困难，而在成像测井中，在未遭受改造溶蚀扩大的情况下也很难识别，与原岩很难区分。
　　通过对多口井的综合分析，认识到在层间岩溶型储层中，只有溶蚀孔洞带在常规测井和成像测井中有明显特征。通过岩心观察和测井曲线对应，发现在测井识别的溶蚀孔洞带中，可在岩心的观察中识别出层间岩溶的3个带。因此认为测井识别的溶蚀孔洞带实为多套层间岩溶的叠加，而高GR段与测井解释的优质储层段并不对应，可以看出储层发育最佳的部位，是在高GR段之间，或对应了中等幅度的GR异常，这种情况是由于高GR部位往往对应了已被泥质完全充填的溶蚀洞穴所致。基于储层发育的特点，在塔中区块进行井间对比时也主要关注溶蚀孔洞带的横向展布，将溶蚀孔洞的集中发育带作为层间岩溶型储层发育的重点层位。
　　3 结论
　　①通过对国内外层间岩溶相关文献调研，建立了适合塔里木盆地的层间岩溶概念，认为层间岩溶是准同生一早成岩期碳酸盐岩地层短暂暴露地表接受大气淡水渗入淋滤所发生的岩溶作用。符合这一定义阐述的层间岩溶现象在塔北南部、塔中北部斜坡大面积分布。并依据这一概念，将塔里木盆地的岩溶型储层分为潜山型岩溶型和层间岩溶型两类，其代表分别为在塔北表现为串珠的潜山型岩溶和塔中高CR异常下伏地层中成层分布的层间岩溶。
　　②塔中区块测井识别的溶蚀孔洞带实为多套层间岩溶的叠加，而鹰山组共有三套这样的层间岩溶集中发育带。通常第一个层间岩溶发育带常具有高CR的特点，这种情况是由于高CR部位往往对应了已被泥质完全充填的溶蚀洞穴所致。基于储层发育的特点，认为鹰山组中下部高CR集中发育段的下伏地层为层间岩溶型储层发育的有利层位，而其中高CR峰值间的中低CR段为储层最发育部位。
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