有关古岩溶储层的重要性在国内外早已引起高度重视，渤海湾含油气盆地对碳酸盐岩古潜山的油气勘探，也越来越明显地显示出古岩溶作用对储层的形成、发育和油气的聚集有直接或间接控制作用。特别是与不整合面有关的古岩溶碳酸盐岩储集层可以形成大型渗滤空间，是形成大中型油田的基本条件之一。我国著名沉积学家叶连俊先生曾指出［80］：“我国的碳酸盐岩储层都与古岩溶作用有关。”
2.3.1 储层岩溶形成机制
岩溶作用是在岩石和水之间进行的，因此，岩石的透水性、可溶性和水的溶蚀性、流动性就成为岩溶发育的基本条件，此外，还有古气候、古地质构造、岩溶发育时间等条件。
目前，国内外学者对古岩溶作用的概念认识不一致（Choquette和James，1985；Charles，1988），我们的理解是：凡含有CO2的地下和地表水对可溶性碳酸盐岩的溶解、淋滤、侵蚀和沉积等一系列的综合的地质作用称为岩溶作用，其作用方式包括化学作用（岩溶和沉淀）和机械作用（流水侵蚀、重力崩塌和机械沉淀等），古岩溶作用既包括地质历史时期中发育的，且被后来沉积物所覆盖的风化壳岩溶，也包括了埋藏期发生的岩溶［79］。本区块的岩溶主要是风化壳岩溶。
岩溶的发育程度与碳酸盐岩的暴露有关，本区下古生界潜山储层的形成与区域性岩溶有关，而区域性岩溶的形成与重要的海平面升降或构造活动造成大面积大陆暴露有关，常常是地层学中的主要不整合面。这些重要的大陆暴露过程通常都有很长的沉积间断，其结果是在暴露的碳酸盐岩地层中造成具有规模很大的地下洞穴系统，广泛侵蚀和大量岩溶残积物（参见岩溶水动力垂直分带图2-3）。
2.3.1.1 岩溶分带及特征
按地下水流动态和岩溶特征，由古风化壳往下，可依次划分为地表岩溶带、渗流岩溶带和潜流岩溶带。
图2-3 岩溶水动力垂直分带示意图
（1）地表岩溶带：位于地下水渗流带上部，地表水向下渗流的过程中，形成一些溶沟、溶缝、岩溶洼地和落水洞，其充填物主要为地表残积物和洞壁塌积物。该岩溶段由于在接受上覆沉积后的再埋藏成岩过程中，缺乏抗压支撑骨架而有强烈的压实和充填胶结作用，岩溶期形成的孔隙不易保存而难以形成储层。
（2）渗流岩溶带：在渗流带，其主要的特征是雨水、地表径流在重力作用下直接进入裸露的岩石中或者通过土壤向下渗入到岩石中，如果该带发育有植被，则大气水可以从中获取更多的CO2气体，使其pH值进一步降低，而岩溶作用更加强烈。在潮湿气候区，在渗流带常常形成一些大的岩溶地貌如石芽、落水洞以及岩溶沟谷，而在蒸发作用较强的情况下，也可能发育方解石的沉淀作用，尤其在渗流带的表层更是如此。因强烈的蒸发作用使得向下渗流的水反而向上蒸发回流，导致了方解石的沉淀。因此，渗流带是大气、水和岩石共同作用的一个复杂的化学反应地带。大气降雨量以蒸发作用的强度对该带的溶解和沉淀起着决定作用，也就是说，气候因素是控制渗流带发育与否的主要控制作用。在渗流带，大气淡水向下运动的力是重力。因此，在孔渗性能好的地方，流动快，并使得周围的水均向此地运动，结果使溶解作用的发育程度在渗流带有很大差别。造成在裂缝发育的地方以及孔渗好的层段，岩溶作用发育，相反则岩溶作用不发育。
（3）潜流岩溶带：由于孔隙中全部充满水，故所有的变化都是在水和岩石二相之间进行的，其化学反应特征比较简单。潜流带的发育程度与地形、降水量以及周围供水区的大小有关。一般来讲，潜水面不是一个平直的面，而是随着地形起伏而起伏。此外，由于季节的变化，潜水面的位置是上下浮动的。如果在潜水带，孔隙发育，连通性好，地下水的迁移速率大，被溶物质可被很快带出溶解区，则岩溶作用极为发育。相反，原岩的孔渗条件不好，地下水的迁移很慢或者停滞不前，则可能形成一种动态平衡，溶孔和溶缝就受到限制。如果原岩中发育石膏或者黄铁矿之类的矿物，由于溶解造成的出溶，则明显增大水的岩溶能力，而且其微量元素的变化则受到母岩的影响。
据前人对蒙阴盘东沟的朝阳洞等地实地考查绘制的岩溶洞穴剖面图，可以清楚地划分出地表岩溶带、渗流岩溶带和潜流岩溶带（图2-4）。
无论是在渗流带或者潜流带，其溶解—沉淀作用均可以简单地表示为：
储层特征研究与预测
图2-4 溶蚀洞穴的溶蚀分带
从方程（1）可知，它表示了在大气淡水的作用下方解石的溶解，方程（2）则表示了在大气淡水作用下白云岩中的岩溶与次生方解石的沉淀。这两种现象在古岩溶中都是常见的。方程（3）则表示有石膏存在时，白云石的溶解和方解石的沉淀。
若按理论来计算，渗流带和潜流带的深度可达几十米至上百米，因此本区岩溶带可达上百米。这已被钻井资料所证实。
2.3.1.2 岩溶期次及特征
（1）同生—近地表成岩早期岩溶作用及特征（加里东早期）：沉积物沉积时，由于受大气淡水和混合水的影响，微晶白云岩、粉晶白云岩中的晶间灰泥被大气淡水岩溶而形成晶间溶孔。该期以选择性组构岩溶为特征，由于在微晶、粉晶白云岩中大气淡水的循环是有限的，很容易饱和，所以这期岩溶作用也是有限的。
（2）风化壳期岩溶作用及特征（加里东晚期—海西早期）：古岩溶是在富含CO2水溶液的作用下，碳酸盐岩发生淋滤、溶解、垮塌、搬运以及再沉积等一系列地质作用的综合。加里东晚期—海西早期，本区古生界长期暴露于大气之中，遭受强烈的风化剥蚀、渗滤岩溶，形成大量的岩溶角砾岩、溶洞、溶孔及溶缝。
（3）浅埋藏期岩溶作用及特征（海西晚期—印支期）：该期岩溶作用由上部含煤地层的酸性地层水向古风化壳侵蚀面顶部渗流所引起。这种酸性水向下渗透，可形成一定的岩溶孔、洞、缝。但随着向下渗透浓度的增加，水量减少，水温逐渐升高，水介质渐变为碱性，岩溶作用大大减弱，而矿物的充填增加。该期岩溶作用以纵向为主，且具有上强下弱的特点，主要发育在古风化壳的上部。
（4）深埋藏期岩溶作用及特征（燕山期及其后）：该期岩溶作用发生于海西期及其后的深埋藏成岩环境中，为埋深大于3～4 km以下的地下热水或与有机质成熟脱羧基作用形成的有机酸性水对本区碳酸盐岩的岩溶。在深埋环境下，由于温度高，压力大以及二氧化碳分压大，对白云岩溶解率比灰岩要大，常常在构造破碎、裂缝及断裂发育地段岩溶作用增强，形成较有利的储层，发育孔、洞、缝。
综合国内岩溶储集层的特征，可以发现这个规律，好储集层和较好储集层类型都分布在岩溶斜坡地带，并紧靠岩溶高低或岩溶洼地，也就是坡度相对较大的岩溶斜坡地带。而差的储集层分布在岩溶高地或岩溶洼地地带。
2.3.2 储层裂缝形成机制
2.3.2.1 岩心裂缝特征及形成力学机制
裂缝作为一种地质体，其发育有赖于其岩石载体的地质性质和载体所处的地质背景，其中岩石载体的性质是裂缝发育的内因，而地质背景则是裂缝发育的外因，两者共同作用的结果使岩石受力破裂。因此，此正演过程可以逆推而运用于裂缝发育带的空间分布预测，即通过对岩石裂缝地质特征的研究，寻求裂缝发育的力学机制，也就是建立裂缝发育的地质模型，此模型应反映出控制裂缝发育的主要地质因素，如构造因素、地应力等外因和岩石力学性质、岩层叠置方式、微相分布等内因，通过这些控制参数的空间分布及彼此配置关系，就可以来预测裂缝带的分布。
岩心观察结果显示，研究区裂缝据其在岩心上的产状和特征可分为：构造垂直缝、构造斜交缝、构造水平缝和饼状破裂，各种裂缝观察特征如下：
（1）构造垂直缝：是指裂缝破裂面在岩心柱上倾角大于75°的构造裂缝。构造垂直缝（图2-5）有两种成因，其一是由区域挤压应力造成的平面“X”型剪切破裂的结果，形成时间较早，往往有次生矿物充填；第二种是由于岩层褶皱后，其中性面以上派生出的拉张应力作用而造成的张性破裂。
图2-5 构造垂直缝的力学机制
这类裂缝的有效性好，是连通裂缝网络的区域性通道，但发育程度低，以稀疏的大裂缝形式分布于岩石之中，钻井的钻遇率很低，对气井的初产量影响不大。
（2）构造斜交缝：把裂缝的倾角介于20°～75°的构造裂缝称为构造斜交缝，一般断面上有擦痕，它们可以形成于褶皱之前或之后。其力学成因是最大主应力和中间主应力方向均为水平、最小主应力为铅直的应力状态下，岩石中平行于中间主应力方向的某一平面上形成的剪切应力超过岩石的抗剪强度而成（图2-6），往往形成倾角大致相同、倾向相反的两组裂缝，称为“X”型剖面共轭剪切缝。
这类裂缝的发育程度高，有效性好，是奥陶系灰岩中油气藏中最为重要的一种裂缝类型之一，它的存在大大改善了储集岩局部的渗流能力，其与地层斜交的产状和较高的发育程度，保证了钻井钻遇这种裂缝网络的可能性，所以，这类裂缝发育的地带是开发井位部署的理想部位。
（3）低角度缝和水平缝：是指缝面倾角小于 20°的裂缝。这类裂缝宽度小，缝内没有次生矿物充填。这类裂缝的成因是在水平挤压应力作用下，岩石发生褶皱变形派生出剪切应力，而大量页岩夹层分布形成小层之间的力学薄弱面，导致小层之间分界面滑脱错动形成破裂（图2-7）。
图2-6 构造斜交缝的力学机制
图2-7 低角度及水平缝的力学机制
这种裂缝缝宽很小，由于其产状近于水平，在上覆地层压力下其开启度会更小，因而其有效性差。
2.3.2.2 裂缝主要成因分类
从成因来看，本区发育有三种类型的裂缝即构造破裂缝、风化破裂缝和压溶缝，但以前两类裂缝为主。
（1）构造破裂缝：岩心和钻井资料表明本区古生界地层中存在有大量的构造破裂缝，这些裂缝多数以垂直半充填缝为主，是主要的有效裂缝类型，部分为斜交剪切破裂缝。
构造缝在成因上有两种成因类型：其一为印支期挤压作用的产物。该期构造活动可以产生许多破裂，也可能激活早期破裂缝，是目前地层中重要的构造破裂缝之一；其二为相对较晚的构造拉张活动期形成的裂缝，主要发育于晚期活动的断裂带内，同样由于构造拉张作用可以激活早期裂缝。这类裂缝仅见少量充填物或几乎不见充填物，是有效裂缝。本区裂缝形成时间大致可分三期：早期破裂缝、印支期破裂缝和燕山—喜马拉雅期破裂缝。
早期破裂缝：多数应为风化淋滤时期形成的破裂缝，有些破裂缝可能形成时期更早。裂缝充填方解石的同位素值δ18OPDB值为-7‰～-11‰，δ13CPDB值为-2‰～-3.5‰，氧同位素值与淡水方解石相近（-10‰），未见有机质影响。
印支期破裂缝：本区下古生界地层在印支期经历了早期挤压和晚期拉张作用，挤压作用不仅能形成构造破裂缝，而且能改造早期的构造破裂缝。是本区重要的裂缝形成期。本期裂缝中方解石充填物同位素值：δ18OPDB值为-12‰～-14.5‰，δ13CPDB值为-2‰～-5‰，个别点δ13OPDB值达到-7.8‰，说明有一定的有机质参与。
印支期构造破裂缝是本区主要的有效裂缝之一，因该次构造活动强烈，地层的变形主要产生于这一时期，而且研究区内许多中—小断层也形成于这一时期。
燕山—喜马拉雅期构造破裂缝：燕山早—中期，本区还处于拉张作用阶段，有些边界断层继承性活动可能使早期的破裂又重新复活。燕山晚期可能存在挤压活动，由于强度较弱地层中产生新破裂缝可能较少，以复活早期裂缝为主。喜马拉雅期，本区又处于拉张作用阶段，但总的来讲对研究区边界断层之内的广大区域影响不是太大，形成的裂缝有限，但由于形成期晚，有效性较高。
该期破裂缝充填物的同位素值为：δ18OPDB值为-15‰～-19‰，δ13CPDB值为-0.5‰～-3.0‰，形成于成烃期后而未见有机质影响。
据统计本区约80%的开启—半开启破裂缝形成于印支、燕山两期。
（2）风化破裂缝：岩层暴露地表，因机械、物理及化学风化作用或垮塌、崩裂等各种地质作用形成的各类裂缝，统称风化破裂缝。
华北盆地奥陶系沉积后，抬升地表，经历了漫长的风化剥蚀期，至石炭纪才又重新下沉，接受沉积。其间缺失上奥陶统、志留系和泥盆系，而寒武—奥陶系地层均由碳酸盐岩组成，都是相对易风化破裂岩石，所以广泛发育风化破裂缝，并且向下延伸也较深。有报道称这种风化破裂缝可以存在于地表下100 m处。
风化破裂缝的产状较复杂，顶部破碎带呈网状，往下的相对破碎带则以高角度缝或垂直缝为主。风化破裂缝走向较乱，但沿构造缝方向较发育。
从岩心观察中可以发现，大部分风化破裂缝都被后来的泥质或化学沉淀物充填，仅少部分较宽的裂缝由于充填未满，主要是方解石晶粒或晶族间未充填满，残留下一些空隙成为有效的储集空间。
本回答被网友采纳- 官方服务
- 官方网站