碳酸盐岩潜山储集空间成因模式及其影响因素 碳酸盐岩缝洞型储层成因及识别
在渤海湾盆地发现了一系列碳酸盐岩潜山油气藏，对这些潜山的形成过程和类型进行分类，有助于它们的储集空间发育历史和分布规律的研究。
（一）碳酸盐岩潜山类型
同其他地质现象一样，碳酸盐岩潜山的形成是十分复杂的地质过程，所以对其做出全面的成因类型划分，也是比较困难的。然而，从目前发现的碳酸盐岩潜山来看，它们在形成过程中的地质营力、形态、形成时期和储集空间类型等具有一定的规律性，因此，我们依据这些规律性试图对渤海湾潜山进行成因类型划分（表3-9）。
表3-9 碳酸盐岩潜山成因类型划分
1.侵蚀潜山
由侵蚀作用形成的古地貌潜山主要见于奥陶系顶部（残余中奥陶统顶部），也称风化壳潜山。这是由于中奥陶统沉积后整个华北地台抬升、海水退出、沉积间断而遭受侵蚀作用形成的凹凸不平地貌景观（图3-43），其中不整合面上下的地层相互平行。经长期风化和大气水淋滤作用，储集空间主要为溶洞（图3-44）和被改造的次生孔隙，这种古地貌潜山幅度低，但是具有区域分布的特性。其中大型溶洞是非常好的油气聚集场所。
图3-43 贵州织金寒武纪至中石炭世的古岩溶面上原生充填的铝土矿
2.构造-侵蚀潜山
由构造变动和风化侵蚀共同作用（甚至多次作用）而形成的、具有剥蚀风化面的、断块状或残余褶皱潜山，称为构造-侵蚀潜山。这种类型的潜山分布广，常出现在盆地的古隆起周围，潜山幅度往往较大，有时由长期活动的基底断裂控制出现在生油中心部位，它们被古近系和新近系砂泥岩（包括烃源岩）覆盖，油气聚集和保存条件好，易于形成大型油气藏（如冀中坳陷的任丘潜山，图3-45）。这类潜山内部断层和褶皱构造发育，储集空间类型多，上节介绍的4种组合类型均有发育，其中以裂缝-溶洞复合型为主。对任丘古潜山研究的比较细致，它是一个由断层抬升的、呈单斜状态的中新元古界碳酸盐岩潜山，除沿断裂发育一系列裂缝-溶洞、沿不整合面发育大型溶洞外，还在潜山块体内部发育3个近似水平的溶洞带（图3-45），这种水平溶洞带是潜山块体在潜水活动带由溶蚀作用形成的，该潜山在不同时期、不同部位3次位于潜水活动带，故形成3个溶蚀带，这也是潜山多期形成的证据之一。胜利油区的桩西奥陶系潜山、埕北潜山具有类似情况。
图3-44 山东淄博望子山隧道西南奥陶系中的古岩溶剖面
图3-45 碳酸盐岩潜山油藏顺层、水平溶蚀带及储集空间的分布
构造-侵蚀潜山外形和内部结构多种多样，根据油气储层的产状和油气藏在潜山内部的位置，还能划分出10多种次一级类型（图3-46）。
3.构造潜山
主要由断裂活动遭到抬升而形成的基岩块体在横向上与古近系和新近系接触的潜山，称为构造潜山，其中风化侵蚀作用不明显。这种潜山主要发育在古隆起周围，溶蚀孔洞不发育，裂缝是其主要储集空间，其次为次生孔隙。油气成藏作用和含油气性能不如上述的构造-侵蚀潜山。胜利油区罗家奥陶系潜山就属此类型。
图3-46 渤海湾盆地潜山油气藏分类图（Ⅱc、Ⅴb、Ⅳ为尚未找到的油气藏类型）
（二）碳酸盐岩裂缝-溶洞成因模式
由于裂缝-溶洞是潜山型碳酸盐岩主要的储集空间类型，所以我们对其进行进一步分析。简单地说，在碳酸盐岩中的裂缝主要是构造作用成因的，缝合线是压溶作用成因的，溶洞主要是在潜水活动带及地表由流体侵蚀作用成因的。
1.潜山型碳酸盐岩裂缝系统成因模式
目前发现的碳酸盐岩潜山多数为构造变动和风化侵蚀共同作用的结果（即上述构造-侵蚀类型潜山），而且是经历了多次的断裂或褶皱活动，在断裂和褶皱运动中脆性的碳酸盐岩则产生一系列共轭的张扭性和压扭性裂缝（图3-47）。
胜利油区碳酸盐岩潜山的张扭性裂缝往往发育在断层附近，并且裂缝与断层面的交角小于45°，即在剖面上张扭性裂缝与潜山运动的反方向成小于45°的夹角（图3-47a），这组裂缝的倾角大于70°或近于直立，也就是我们在岩心上常见到的高角度裂缝。张扭性裂缝断层附近的流体活动通道，在流体活动减弱时往往被方解石和白云石充填，就如我们在埕北30潜山（图3-39）和桩西奥陶系潜山看到的一样。与张扭性裂缝近于垂直的是压扭性裂缝（或面），在首次断裂活动中压扭性裂缝是闭合的，流体不能进入；但是再一次的断裂活动或者构造运动改变了方向，原来的压扭性断裂可能变成开启的储集空间，可以使流体进入。
岩层受到褶皱作用，在其外侧弯曲度最大处会产生垂直岩层的张性裂缝（图3-47b），形成良好的储集空间。除断层作用产生裂缝外，这种张裂缝可能是潜山内部储集空间的重要成因。
2.碳酸盐岩溶蚀作用及其溶洞成因模式
在正常成岩过程中，碳酸盐岩原生孔隙内具有流体与固体的相互作用，包括溶蚀而产生较大次生孔隙的作用。但是，断裂活动使碳酸盐岩产生众多裂缝并抬升至地表或潜水活动带时，则会产生规模很大的溶洞，形成潜山型碳酸盐岩最重要的储集空间。我们认为，碳酸盐岩潜山中的断层和裂缝带是产生溶洞的基础，地表和潜水带的低矿化度水和酸性水与碳酸盐岩的相互作用是溶洞形成的主要过程。因此，这里先介绍碳酸盐岩岩溶过程和机理，再介绍几个现代研究实例。
图3-47 正断层、逆断层和褶皱不同部位发育的不同裂缝
（1）碳酸盐岩溶蚀机理和过程
碳酸盐岩溶蚀作用的核心问题就是MeCO3+H2O+CO2（Me为Ca或Mg）的复相平衡体系中物理、化学过程。所谓复相是指气相、液相和固相同时存在。岩溶是在开放系统的水-气界面、岩石-水界面强烈进行的物质能量交换、转化和平衡作用（图3-48）。一般认为，在界面上的作用是物理的（即物质迁移、扩散等），在溶液中的作用是化学的（物质分解、化合等）。
图3-48 MeCO3+H2O+CO2三相反应系统中各组分的关系
在潜山岩溶过程中，空气中的CO2 溶于水，部分与水结合成碳酸、并离解成 H+和HCO3-离子：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
其中HCO3-再可能分解成H+和CO32-；同时在水的作用下，固体碳酸盐（如方解石）分解成Ca2+和CO32-：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
CO2经水解可以吸收H+变成HCO32-和OH-：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
上述两种化学反应的结果使水中形成Ca2+和HCO3-：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
由于（3-6）式中的CO32-与（3-5）式中的H+化合，故（3-6）式中的CO32-减少，平衡破坏，使得碳酸盐岩继续溶解，同时也破坏了水与空气的CO2平衡，因此，新的CO2又扩散到水中，使H与CO2结合，这样使得上述反应又重新活跃起来，直到新平衡为止。这就是岩溶作用的基本过程和机理。
从界面理论上讲，MeCO3+H2O+CO2是多相平衡体系，参加反应的水是由水-气界面（δ1）和岩石-水界面（δ2）所包围，形成理化性质与主液体差异很大的结构水膜（扩散层），上述反应会在此扩散层迅速进行并达到平衡。进一步的水岩反应就由主液体与扩散层之间的浓度差引起的分子扩散来进行，复相反应的总速度受控于速度最慢的反应，特别是最慢的扩散速度。在MeCO3+H2O+CO2体系中，界面δ1的反应速度最慢，它控制了整个体系的反应速度。
碳酸盐岩溶解速度v取决于扩散层的厚度、界面面积和扩散系数：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
式中：v——溶解速度（mol/s）；D——扩散系数（cm3/s）；S——界面面积（cm2）；δ——扩散层厚度（cm）；Ch——达到平衡时饱和溶液浓度（mol/cm3）；C0——给定时间内溶液实际浓度（mol/cm3）。
下面求界面δ1和界面δ2的扩散速度：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
式中：S1和S2分别为“水-空气界面面积”和“岩石-水界面面积”。
扩散系数D与温度正相关，在潜山溶蚀的温度范围内（10～60℃），温度每增加10℃，反应速度则增加1倍。在碳酸盐岩溶蚀条件下，S2＞S1，如果水中含有悬浮固体物质，则S2更大。实验证明，水-岩石扩散层的厚度一般不大于0.1cm，扩散系数DCaCO所以在近地表情况下，S1小、DCO小，vCO也小，CO2扩散速度决定了岩溶系统平衡的速度。
然而，在水运动的条件下，除了浓度差产生的分子扩散外，运动的水带动CO2或CaCO3一起运动，可以加速CO2或CaCO3向外部扩散，其运动速度远大于它们的扩散速度（100～1000倍）。同时流动的水可以减薄扩散层厚度（图3-49）。这样使溶液浓度梯度增加，溶质迁移快，难以达到饱和状态，而且使CO2浓度降低，促使CO2扩散，碳酸盐岩溶蚀速度取决于化学反应速度。因此，在常温常压的开放系统中，岩石不同部位的水流速度不同，水流速度快的地方岩溶现象明显（裂缝或溶洞加大），水流速度慢的部位可能出现碳酸盐沉淀的现象（裂缝或溶洞被方解石充填）。
图3-49 扩散边界层厚度与水流速度的关系
有人认为在潜水带，碳酸盐岩溶蚀速度取决于δ2，因为此时CO2以溶解形式存在（无气相）。在岩石-水界面上存在两个过程：扩散传输和表面反应，而且表面反应在碳酸盐岩溶蚀过程中占主导地位。碳酸盐的溶解实质上是晶格中的Ca或Mg脱离原来位置而向水中转移。当不饱和的水与碳酸盐岩接触时，出现两种选择性溶蚀作用：①对碳酸盐成分选择性溶蚀，溶蚀序列是：石膏>高镁方解石>低镁方解石>白云石。所以白云质灰岩中方解石优先溶蚀；硅质和白云质共存时，白云质优先溶蚀；灰岩夹石膏时，石膏首先被溶蚀。②对结构被破坏（裂缝、解理）、晶体有缺陷（位错、晶格畸形）的碳酸盐优先被溶蚀。
（2）溶蚀过程中碳酸盐的平衡
大家知道，在CaCO3+H2O+CO2系统中，溶液CaCO3浓度超过平衡状态时，有CaCO3沉淀，溶液CaCO3浓度低于平衡状态时，CaCO3继续溶解或侵蚀。当此系统是开放的，CaCO3溶于水的同时，CO2也由气相溶于水，使系统平衡。但在封闭系统中，CaCO3溶解时，气相CO2得不到补充，所以在CO2含量相同情况下，封闭系统CaCO3平衡浓度比开放系统低50～150mg/L（图3-50）。
当裂缝充满流动水时（相当于封闭系统），系统很容易达到平衡，CaCO3的溶解和沉淀作用很弱，原因是水的pCO较低、CaCO3含量较高；当其进入具有自由水面的洞穴时（开发系统），空气CO2进入流水使pCO增高，水中CaCO3变得不饱和，岩石CaCO3继续被溶解。因此，溶洞越来越大（图3-51）。
（3）混合溶蚀作用
碳酸盐岩在经受风化溶蚀过程中，常常有两种CaCO3浓度不同的流水混合现象，这样降低了CaCO3的饱和度，对固态CaCO3的溶蚀作用加强了。因为两种处于平衡的重碳酸盐溶液相混合时，将多出一部分CO2，从而使混合溶液具有较强侵蚀性。这种现象可以由图3-52解释：曲线是CaCO3+H2O+CO2平衡线，凸侧是CaCO3过饱和水，凹侧是CO2过饱和、对CaCO3具有溶蚀作用的水；平衡线任意两点W1和W2的连线都位于CaCO3溶蚀区，也就是说W1、W2两种水混合后，会导致CO2过剩，增加对CaCO3的溶解。W1水的CaCO3浓度为10×10-6、CO2浓度为0.1×10-6；W2水的CaCO3浓度为350×10-6、CO2浓度为174×10-6。现按1∶1比例混合，这时CaCO3浓度为180×10-6、CO2浓度为87×10-6（图3-52的A点），平衡点为C点（即CaCO3浓度为180×10-6、CO2浓度为23×10-6），于是剩余的64×10-6CO2就使混合水增加对碳酸盐溶蚀所需的二氧化碳。图3-52中BD部分是混合水溶解更多的CaCO3数量，即混合水实际增加溶解CaCO3为24×10-6。
图3-50 开发系统和封闭系统中CaCO3浓度差别
图3-51 地下水CO2含量增加时溶蚀作用加强
图3-52 混合水对碳酸盐岩侵蚀性增强
此外，Mg2+浓度不同的水混合后也会增加对MgCO3的溶蚀。
因此，古地貌为两股或多股流水交汇区，碳酸盐溶蚀作用强烈，溶洞等储集空间发育。
（4）不同温度的水混合后对碳酸盐溶蚀作用的改变
若饱和度相同、温度不同的水混合，或同一水源由高温变低温时，会使水中CO2浓度增加，增强对碳酸盐的溶解作用。这种冷却增溶作用活跃于潜水带上部，其中流水的昼夜和季节性温度变化都会改变对碳酸盐的溶解程度。因此，碳酸盐岩潜流带的上部溶蚀空间较大。
（三）潜山型碳酸盐岩储集空间发育的影响因素
岩石性质、裂缝发育程度、构造运动以及水介质条件等，是控制碳酸盐岩岩溶作用强度的重要因素。
1.岩性因素
纯碳酸盐岩具有一定的溶解性，如果含有其他矿物（例如泥质和硅质等）则岩溶作用有较大变化。根据野外岩溶地质调查、钻井岩心观察和室内实验分析，含不同矿物成分的碳酸盐岩的溶蚀程度依次为：石灰岩、白云质灰岩、灰质白云岩、白云岩、泥质灰（云）岩、硅质灰（云）岩、泥页岩、硅质岩等。在野外露头经常见到豹斑灰岩风化突出的豹斑，因为灰岩中的豹斑为白云岩或云质灰岩，较纯灰岩不易溶蚀。由于奥陶系中纯石灰岩、白云岩比寒武系发育，所以奥陶系形成了较多的溶洞型基岩油气藏。
2.构造运动
下古生界经历了加里东、印支、燕山和喜马拉雅运动等，使碳酸盐岩发生抬升、褶皱、断裂、翘倾，并遭受风化、淋滤、剥蚀，形成喀斯特地貌。在这种地貌中的流水通道（特别是汇水区）、断裂带附近碳酸盐岩溶蚀作用强烈。
中奥陶世末至中石炭世早期，加里东运动使华北地台整体抬升，奥陶系顶面经风化剥蚀淋滤形成喀斯特地貌。中石炭世以后，华北地台又下沉，在奥陶系风化壳之上，沉积了中石炭-二叠系，奥陶系一些溶洞被充填。中生界受燕山运动影响，渤海湾地区褶皱、断裂强烈，在翘倾断块的高部位，奥陶系上覆地层被剥蚀，碳酸盐岩再次出露地表，经大气降水的淋滤、溶蚀，再次产生溶蚀空间。始新世后，奥陶系被古近系砂泥岩覆盖，虽然有些裂缝-溶洞等储集空间又一次被充填堵塞，但仍残留部分裂缝-溶洞。新近纪以后的新构造运动和油田水的溶解作用，在奥陶系碳酸盐岩中又营造出一些裂缝和溶洞，综合形成奥陶系潜山储层的储集系统。
3.断裂和裂缝发育程度
裂缝是流体流动的通道，是碳酸盐岩岩溶作用的起始点。岩溶作用除了对碳酸盐岩进行表面溶蚀外，大部分岩溶作用是通过裂缝在碳酸盐岩层内部进行的。根据岩石薄片描述、岩心观察及野外岩溶考察，从宏观到微观不同规模的溶蚀孔、洞都是沿不同级别的裂缝分布的。大裂缝经溶蚀扩大形成大的溶洞，小的溶蚀孔洞沿小裂缝或微裂缝分布，在不同组系的节理或微裂缝相交处最容易形成小的溶蚀孔洞，而晶间溶孔或粒间溶孔是流体沿晶间缝或粒间缝渗流溶蚀形成的。
裂缝发育程度是影响碳酸盐岩溶蚀的主要因素。裂缝发育带渗流条件好，流体循环畅通，有利于溶蚀作用进行。大断层附近或断裂破碎带裂缝发育，溶蚀孔洞也发育。例如，北京房山的云水洞、河北满城仙人洞、博山溶洞都是沿断层分布。下古生界碳酸盐岩潜山油藏常常为单面山，其断层就是控制岩溶发生、发展和分布的重要因素。
正因为碳酸盐岩溶洞分布与裂缝发育密切相关，所以各种预测裂缝分布方法也是预测碳酸盐岩储集空间分布的重要手段。
4.水介质条件
水介质条件包括水的酸碱度、水流速度、水量大小、CO2含量、有机质含量等。水呈酸性、流速高、水量大、所含CO2高，则对碳酸盐岩的溶蚀作用强。
在岩溶过程中碳酸盐溶解作用的强弱，取决于水溶液的性质以及水溶液的循环强度。在42℃、含CO2的水中，方解石的溶解度比在纯水中增加30%。烃源岩在演化过程中产生的CO2、有机酸及H2S，能够增加岩石中水的酸度和对碳酸盐的溶解度，使碳酸盐产生溶孔。基岩中水循环速度快，则岩溶作用速度加快。
潜山型碳酸盐岩储集空间的描述方法~
（一）储集性碳酸盐岩地质描述概论
储层描述的目的是搞清储集空间类型、结构、孔隙度、渗透率、含油饱和度及原油开采过程中的地下渗流特点，为提高油气采收率提供必要的地质参数。其中裂缝和溶洞是潜山型碳酸盐岩储层描述的核心内容，包括以下几个方面：
（1）对裂缝-溶洞系统的形成机理做出合理的解释，由此可以对裂缝-溶洞几何形态和分布进行可能的预测。
（2）确定基质和裂缝-溶洞系统的岩石物性参数，预测基质和裂缝-溶洞系统的空间分布或因环境参数（深度、孔隙压力的衰减、流动方向等）改变而引起的不同部位储集参数的变化。
（3）评价基质和裂缝-溶洞系统的相互关系，确定油气水渗流特征。
（4）在裂缝-溶洞系统研究的基础上，进行储层分类评价。
（二）潜山型碳酸盐岩储集空间一般地质研究方法
对潜山型碳酸盐岩储集空间的地球物理、试井等评价方法将作专门介绍，这里介绍野外、岩心、录井等裂缝-溶洞的识别和描述，并介绍它们的成因判别及其渗流特征等分析。
1.裂缝溶洞的识别和描述
碳酸盐岩裂缝-溶洞的识别和描述方法主要有：岩心观察、地质录井、实验测试、开发动态监测、野外地质调查等，需要综合各方面参数判断出裂缝-溶洞的发育特征。
（1）岩心观察：钻井取心是了解裂缝-溶洞特征的最直接方法。岩心描述内容：裂缝宽度、裂缝壁的结构、溶蚀程度、充填情况（充填物成分、结晶程度），需要统计裂缝、溶洞的密度、组合情况、切割情况以及测量裂缝的产状和含油性等。
但是钻井取心毕竟数量少，不能了解裂缝在空间上的延伸情况，特别是张性裂缝段的取心收获率低，会漏失许多资料。所以岩心观察只能作为验证其他裂缝识别及监测方法的证据。
（2）地质录井：地质录井包括岩屑录井、泥浆录井、钻时录井及钻具放空等，根据录井资料可以定性地判断裂缝-溶洞的发育程度。
裂缝-溶洞一般充填有方解石、白云石或其他矿物，根据这些矿物的多少和结晶程度，可以判断储集空间发育程度。透明自形晶方解石、环带状和葡萄状方解石为张性裂缝或开启溶洞充填物，而半透明或不透明他形晶方解石或白云石表明裂缝被全充填，无有效储集空间。
在钻井过程中钻具放空及泥浆漏失，井径异常扩大，均反映裂缝、溶洞的存在。裂缝-溶洞都是沿断裂分布，根据溶洞率及泥浆漏失情况，还可以判断断层、裂缝的发育情况。
裂缝-溶洞发育段岩石破碎，钻进速度快、钻时低。如果钻遇致密层，钻时增高。
（3）岩心分析测试：这是裂缝-溶洞的微观特征研究，包括微裂缝的宽度、充填情况及充填物的成分和结构等。分析项目有岩心揭片、岩矿薄片、铸体薄片、荧光薄片、扫描电镜、包裹体和压汞分析等。
（4）野外地质调查和类比研究：碳酸盐岩裂缝-溶洞分布极不均一，要了解整个基岩油藏储集空间的分布规律，只靠几口取心井是不够的，选择地质条件相似的露头或矿山坑道进行野外调查是非常必要的。通过模拟对比，可以了解各级裂缝-溶洞的分布特点，特别是大型裂缝-溶洞的空间分布。在任丘潜山发现初期，地质工作者就对冀中坳陷周边的燕山、太行山（特别是河北满城县西柏山）进行了野外地质调查，对基岩潜山的地层、岩性、构造和裂缝-溶洞的分布建立了概念模型。
2.裂缝-溶洞的描述内容
（1）单条裂缝特征：利用全直径岩心描述裂缝的产状、形态、充填情况和力学性质。如果有定向取心可直接描述裂缝的真产状，非定向取心可描述裂缝产状和地层产状的关系，再换算出裂缝的真实产状。裂缝的形态主要包括长度、宽度、开度及纵向连通情况。裂缝充填情况包括充填程度、充填物成分、结晶程度、晶体方向与裂缝壁的关系。裂缝力学性质是指根据裂缝产状、裂缝面结构、擦痕、矿物等，区分张性裂缝和剪切裂缝，其鉴别特征见表3-11。
表3-11 裂缝力学特征表
（2）裂缝组系描述：凡是产状一致、相互平行、力学性质一致的裂缝属于同一组裂缝，呈共轭剪切缝及共生张性裂缝为同一裂缝系统。
根据裂缝的交切关系判断不同组系的裂缝形成的序次，被切割位移的组系为早期缝。另外，根据裂缝充填物的世代和包裹体性质，判断裂缝形成时间的早晚。
（3）裂缝发育程度的定量描述：描述裂缝的定量参数有裂缝密度、裂缝间距、裂缝指数和岩块尺寸。裂缝密度包括面密度和线密度，面密度是指单位面积内裂缝总长度（m/m2），线密度为沿某个方向单位长度遇到的裂缝条数（条数/m）。裂缝间距为裂缝之间的平均距离。裂缝指数为岩层厚度和裂缝间距的比值，在某一构造部位为一常数，根据裂缝指数和岩层厚度可求出裂缝间距。岩块尺寸是指裂缝在三维空间切割的岩块的大小。
（4）裂缝的分类：根据裂缝的成因可分为构造缝和非构造缝。非构造缝包括由沉积作用形成的层理缝、层面缝、砾间缝等；由成岩作用形成的收缩缝、压溶缝、压裂缝及晶间缝等；以及人工诱发缝。
根据构造裂缝的力学性质分为剪切缝和拉张缝。
根据裂缝的产状可划分为高角度（>60°）缝，低角度（<30°）缝。
根据裂缝产状和地层产状的关系，可分为走向缝、倾向缝和顺层缝。
（5）裂缝分布规律研究：根据岩心统计和测井综合解释资料，分井、储层单元编制裂缝分布玫瑰图和裂缝密度分布图，描述裂缝密度、产状在纵向上和平面上的变化特征，确定油藏范围内裂缝发育程度和范围。
（三）裂缝-溶洞渗流特征分析
1.裂缝-溶洞储层孔隙度的确定
大部分裂缝-溶洞储层具双重介质特点，即储集空间由裂缝-溶洞系统和岩块孔隙系统组成。确定裂缝性储层孔隙度难度较大，需要多种方法相结合综合确定：①利用大直径岩心或小直径岩心直接测得孔隙度，小直径岩心基本代表岩块孔隙度，大直径岩心反映岩块孔隙度和部分裂缝孔隙度。②利用岩心切片或铸体薄片统计碳酸盐岩面孔率。③利用钻井放空、扩径判别大型缝洞的存在与否。④利用测井综合解释资料，确定地层总孔隙度和有效孔隙度。⑤利用压力恢复、生产动态等资料确定有效孔隙度和裂缝孔隙度。⑥利用CT、核磁共振技术确定裂缝-溶洞总孔隙度。⑦根据野外地质调查资料确定裂缝孔隙度。
2.裂缝-溶洞渗透率的确定
裂缝-溶洞的渗透率高于基质岩块渗透率十几倍到几十倍，但是前者渗透率的确定比较困难，目前常用的方法有以下几种：①利用全直径岩心测定基质及部分小裂缝渗透率，测定不同方向的渗透率。②利用测井资料定性解释渗透率。③利用压力恢复资料或试井资料确定有效渗透率，或裂缝渗透率。④利用裂缝统计资料，根据经验公式计算裂缝渗透率。
3.裂缝-溶洞渗流特征分析
（1）裂缝-溶洞系统的渗流特征和排驱机理：室内和油藏条件下的驱替试验结果表明，裂缝-溶洞系统的原始含油饱和度很高，流体在其中流动符合达西定律，毛细管力作用可以忽略，流体相对渗透率变化呈近似的对角线关系，水驱过程接近活塞式推进，水驱率可达95%以上，流体间的驱替过程主要依靠驱动压差。
（2）岩块系统驱替机理：实验表明，基质岩块渗流能力比裂缝-溶洞低得多，其中的排驱过程主要在微裂缝及小孔洞中进行，依靠毛细管力自吸排油和压差作用排油。自吸排油是基于储层的亲水性。根据润湿性分析，在毛细管力作用下，原油自动进入岩块中与喉道相连通的孔隙。自吸排油效率一般为16%～26%。但是，根据动态资料分析，裂缝-溶洞油藏实际自吸排油效率一般在10%左右。这种低值情况，除了储层孔隙结构和润湿性影响之外，采油速度过高可能是一个重要原因。
在油田开发中，裂缝-溶洞系统在水驱过程中所需要的压力梯度很小，而岩块系统则需较大的压力梯度。当两者共存、并且裂缝-溶洞占主导地位时，岩块系统水驱油过程是难以进行的。
（四）裂缝定量预测
20世纪80年代以来，曾采用弹性小挠度薄板弯曲理论，用主曲率法进行裂缝数值模拟研究。90年代以来进展很快，将原来仅用于褶皱派生的张扭性裂缝预测的差分法发展为多种构造条件、多层状、复杂边界的裂缝预测有限元方法。许多油田的裂缝数值模拟利用国外ALGOR有限元软件包，采用真三维地质模型，使数值模拟更接近实际、结果更可靠。
碳酸盐岩缝洞型储层中既有裂缝又有溶蚀孔洞，主要受原始岩性、构造和岩溶的综合影响。对碳酸盐岩缝洞型储层的研究，主要包括以下几个方面:①碳酸盐岩缝洞型储层储集空间类型、储层类型描述;②碳酸盐岩缝洞型储层沉积作用研究;③构造演化对岩溶缝洞系统的控制作用;④缝洞型储层的识别，包括岩心、录井及测井等;⑤缝洞型储层的预测研究，包括利用地球物理方法和地质构造方法等;⑥缝洞型储层的地质建模等。从微观到宏观对碳酸盐岩储集空间进行综合研究，搞清古岩溶地貌特征及古岩溶发育规律，对指导碳酸盐岩油气田的勘探开发具有重要意义。
一、缝洞型储层特征
缝洞型储层的主要储集空间，由大小不等的溶洞、裂缝和溶蚀孔隙组成，大型洞穴是最主要的储集空间，而基质孔隙一般欠发育，裂缝起主要沟通作用。一般将溶蚀孔径大于5～15mm者视为溶洞，而连续延伸的溶洞则称为溶洞系统或洞穴系统(Ford，1988)。
按行业标准，缝洞型储层储集空间进一步可划分为:大孔、中孔、小孔、微孔，巨洞、大洞、中洞、小洞，巨缝、大缝、中缝、小缝、微缝(表6-1)。
表6-1 碳酸盐岩孔、洞、缝尺度级别划分
从观察尺度，可将碳酸盐岩储集空间进一步分为宏观缝洞储集空间类型和微观孔缝储集空间类型。宏观缝洞储集空间类型包括岩心描述统计的洞、缝及钻井放空、井喷、井漏形成的大型溶洞，(包括测井资料解释的大型溶洞)。如塔里木盆地轮南西LG15井钻揭奥陶系20.5m，钻遇溶洞发育段累计放空2.09m;LG432井距风化壳59m，井深5645～5720m处为一大型溶洞，洞内已被灰绿色泥质粉砂岩、灰质粉砂岩充填。大型溶洞纵向上一般发育在距风化壳顶面50～140m的潜流岩溶带;横向上一般发育在古地貌岩溶斜坡带。微观孔缝储集空间类型包括铸体薄片、电镜扫描观察的直径小于2mm的孔隙和缝宽小于1mm的微裂缝。微观孔隙包括晶间孔、晶间溶孔和粒内孔。微裂缝包括构造缝、压溶缝和溶蚀缝等。
按储集空间组合类型可进一步分为裂缝型、裂缝孔洞型、孔洞型及洞穴型等。裂缝型储集层的裂缝既是储集空间，同时也是渗滤通道，具有低孔高渗的特点。裂缝孔洞型储层的储集空间主要是孔洞，裂缝是主要的渗滤通道，这类储层虽然孔隙度不太高，但渗透性能较好，储层品质好，测试获高产油流。孔洞型储层的储集空间主要是孔洞，这类储层如果没有裂缝沟通难以获得产能。洞穴型储层的储集空间主要有未充填或半充填的大型溶洞，如表层岩溶带的落水洞、囊状洞、沿裂缝溶蚀的串珠状溶洞。
二、缝洞型储层发育主控因素
缝洞型储层储集空间多样，形成主控因素复杂，总体上分为内因和外因两大类。内因主要指岩性与物性;外因包括气候条件、断裂强度、古地貌、古水系、植被及暴露时间等，外因中气候条件是主控因素(袁道先等，1987;Ford et al.，1989;James et al.，1988)。
1.岩性对缝洞型储层发育的控制作用
有利的沉积相带是储层发育的基础。岩石的可溶性取决于岩石自身的物质成分、组构和物理化学性质。总体上灰岩比白云岩易溶;同样是灰岩，生物礁灰岩、粒屑灰岩、泥晶灰岩更容易被溶蚀，泥质灰岩不易溶蚀。在岩石组构对其可溶性的影响方面，一是粗粒结构岩石的粒间孔隙发育、连通性好，侵蚀性水流可沿粒间空隙扩散溶滤，进而弥散到整个岩石之中，以致呈现出“空间溶蚀”特征;二是原生孔隙发育的岩石(如礁灰岩)，其溶蚀作用也强烈。
2.岩溶作用对储层的控制作用
岩溶(Karst)是一种成岩相(Esteban et al.，1983)，是碳酸盐岩(包括蒸发岩)暴露于大气水成岩环境中，由含CO2的地表水和地下水对可溶性岩石的溶解、淋滤、侵蚀、搬运和沉积等一系列破坏和改造作用以及形成的水文、地貌现象的综合，既包括化学过程，也包括物理过程。Wright(1982)将古岩溶定义为“被年青沉积物或沉积岩所埋藏的岩溶”，一般意义的古岩溶是指地质历史阶段的岩溶;但这个历史阶段是指新生代前，还是第四纪以前，目前还有较大争议。
(1)古岩溶作用类型
虽然不同学者对岩溶的划分还存在差异(Bathurst，1975;Longman，1980;Tucker，1990;Palmer，1991)，但总体上可划分为准同生岩溶、表生岩溶和埋藏岩溶三大类(表6-2)。
表6-2 古岩溶成因类型及特征
图6-1 塔里木盆地塔北地区岩溶类型分布模式
表生岩溶受构造不整合面和古构造等影响较大，主要表现为垂向分带性明显的复杂孔洞缝网络结构，发育一些标型特征，如钙质壳，古土壤，铝土矿，淡红色方解石晶体，溶蚀沟、坑、天坑，新月形状、悬垂和纤维状渗滤砂或胶结物，岩溶角砾及与地下暗河有关的机械流水沉积。埋藏溶蚀主要受断裂与深部流体控制，往往发育与中低温热液有关的异形铁白云石、萤石、闪锌矿、磁黄铁矿等矿物以及塌陷构造、裂隙结构、不规则的角砾(化)岩体等。根据对塔里木盆地塔北地区岩溶储层的研究，奥陶系岩溶发育类型以层间与潜山+顺层岩溶为主，可以划分为塔河-轮南型与哈拉哈塘型两种类型。其中，塔河-轮南型处于构造高部位，坡度大，水动力条件强，形成典型的喀斯特岩溶;哈拉哈塘型处于构造低部位，地势平缓，水动力条件差，以层间岩溶与潜山+顺层岩溶发育为主(图6-1)。
(2)古岩溶分带
碳酸盐岩岩溶体系在垂向上呈现分带特征。从上而下依次分为表层岩溶带、渗流岩溶带和潜流岩溶带。每个岩溶带发育特征明显，在横向上具有一定的发育规律，呈准层状分布。
表层岩溶带:一般发育在古风化壳附近及向下渗流带上部，厚度一般小于50m。主要受地表附近大气淡水影响，包括地表塌积、生物剥蚀和一定的沉积作用;岩溶方式以大气淡水的地表径流为主，岩溶产物主要为大气淡水产生的地表径流(CO2含量高，溶蚀能力强)冲刷、溶蚀过程中形成的一些溶沟、溶洞、溶缝、溶蚀洼地、溶蚀漏斗及落水洞等，其充填物主要为地表残积物和洞壁塌积物;地表沉积物多为棕色—红色等氧化沉积，包括铝土质和垮塌角砾等。其储集层主要为裂缝、溶蚀孔洞构成，充填作用较小，具有大量的有效储集空间，且由于裂缝发育，其连通性较好，是目前勘探的最有利层段。在钻井过程中往往出现井涌、放空、井漏等现象，如轮古15井5736～5750m累计放空3段，共2.09m。
渗流岩溶带:位于表层岩溶带与最高潜水面之间，厚30～120m，最厚可达150m。以地表水系向下渗滤或沿早期裂缝向下渗流发生淋滤溶蚀作用为主，以垂直方向岩溶作用为主;其发育深度与岩溶作用强度、所处构造部位、潜水面高低等有关。以形成中小型或大型瓶颈状、葫芦状、囊状、串珠状溶洞、溶蚀裂缝为特征，洞底通常向岩溶洼地方向延伸，直至洞与洞相连，形成巨大的缝-洞储集空间。由于形成的孔洞、溶蚀裂缝多呈垂向分布，因此该岩溶带的充填程度相对较小，仅见溶蚀裂缝的局部方解石充填和较少部分溶蚀孔洞的砂泥岩充填。若形成的溶蚀洞穴经受不住上部及其围岩的压力，可形成潜山顶面的塌陷溶洞。该岩溶带也是目前勘探的最有利层段。塔里木盆地轮古西地区已钻揭井渗流带发育厚度从12.3m到119m变化不等，一般在120m以内。
潜流岩溶带:位于地下潜水面附近，厚50～80m。一般来说，具有一定开启度的构造裂缝切割的深度，就是潜流岩溶带发育的底部。该带地下水十分活跃，水流多呈横向流动，通常处于CaCO3不饱和状态，因而具有广泛的溶解作用，首先将方解石、文石溶解形成溶蚀孔洞，然后逐渐扩大成中小型、大中型以至大型溶洞(暗河)。由于构造裂缝发育，岩溶水多沿构造裂缝的走向流动，使得该岩溶带的溶蚀孔洞多相互连通，形成一个巨大的储集体。由于水流呈横向流动，由地表带进来的泥沙，容易在洞穴低凹部位或水流较缓的地段形成砂泥沉积物，甚至能够表现出较好的韵律和层理，在洞穴局部或部分洞穴会形成砂泥质的全充填和半充填。由于地下水流的不断冲刷与溶蚀，溶蚀洞穴也会不断扩大，在洞穴底部常会形成洞穴垮塌岩。该岩溶带也是目前勘探的有利层段。
3.古地貌对岩溶储层的控制作用
古地貌对岩溶储层的发育起着重要的控制作用。岩溶古地貌可划分为岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶洼地3种类型。岩溶高地，表层及渗流岩溶带发育，以供水为主，岩溶发育深度大，但充填严重;岩溶斜坡，岩溶发育程度适中，潜流带常发育地下暗河，存在岩溶管道，充填程度小，有利储集空间发育，是油气勘探的主要对象;岩溶洼地溶蚀程度高，发育潜流岩溶，但充填和塌陷严重，且岩溶洼地洞穴含水可能性大。岩溶区的古水系包括地表水和地下水两大类，水系发育受断裂和岩性影响，沿地表水系主干流两侧常发育侧向溶蚀洞穴。如塔里木盆地塔北地区奥陶系岩溶系统发育两期古河道，第一期古河道为一间房组沉积后经短暂暴露在低洼处形成，为高弯度曲流河，上、下游高差小于15m，反映为平缓的古地貌背景;第二期古河道为奥陶系沉积期末桑塔木组经短暂暴露形成，河流具高弯度，宽深比固定，无侧向迁移，上、下游高差小于6m，构造平缓(图6-2)。
图6-2 塔里木盆地塔北地区奥陶系古河道发育图
4.古断裂及裂缝对岩溶储层的控制作用
断裂和构造裂缝决定了原岩的渗透性及渗透方向，这样也就控制了地表径流与地下水流的流动轨迹及方向，由此也决定了岩溶型储集层沿断裂、裂缝发育带呈层状条带分布的特点，往往在断裂、裂缝密集发育区及断裂的拐点、交点处岩溶型储层更为发育，如塔里木盆地塔北地区哈6区块发育3期断裂，以共轭剪切断裂为主，后期雁行断裂与早期X形断裂沟通，连通范围扩大;高角度构造缝、斜交缝及微裂缝等十分发育;多级裂缝相互沟通，形成复杂的网状储层输导系统，为岩溶的形成和改造提供了良好的通道。
5.缝洞充填作用对岩溶储层的影响
缝洞的充填作用对于油气的储存空间有很大的影响。一般来说，表层岩溶带的裂缝、孔洞比较发育，充填程度较低，横向连通性较好，储集性能最佳;渗流岩溶带裂缝发育，溶蚀缝洞相对欠发育，但是这个带作为地表水向下的长期渗流作用带，充填程度较差，具有一定的有效储集空间。渗流岩溶带，地表水经渗流岩溶带渗滤后，水流主要横向流动，由于裂缝和泄水方向的定向作用，水流多向一定的方向流动，因而这个带多形成近水平、横向上连通、巨大的孔洞、洞穴，也就是地下暗河，从地表携带来的泥沙也容易在洞穴中沉积，形成全充填或半充填的孔洞和洞穴，储集性能良好。
三、缝洞型储层识别
古岩溶可从宏观和微观两个方面进行识别，宏观方面包括露头、钻井及录井、岩心、测井、地震和生产过程响应等;微观方面包括薄片、碳氧同位素、微量元素和流体包裹体等。
1.露头识别古岩溶
碳酸盐岩因遭受长期的风化剥蚀及淋滤，宏观特征明显，在露头上可表现为:长期的沉积间断，古侵蚀面上普遍发育铝土质泥岩、铝土矿、黄铁矿或褐铁矿层等风化残积物，存在与侵蚀面伴生的覆盖角砾灰岩、崩塌角砾岩、填隙角砾岩、灰质粉砂岩与泥质粉砂岩等。
2.钻井、录井中的古岩溶标志
岩溶发育段，在钻进中常有钻速加快、放空、蹩跳钻及井漏、井喷现象发生，泥浆槽面常见油花、油膜，岩屑有荧光显示，常见油迹;岩屑砂样中常见自形-半自形方解石晶体;气测油气显示明显，全烃、重烃、烃组分明显提高。轮古油田和塔河油田均有多口井发生放空，如轮古102井累计放空4段，共15.64m;轮古西和轮古7井区也有多口井放空(图6-3)。
图6-3 钻井过程中放空现象
3.岩心中的古岩溶标志
在岩心观察中古岩溶系统识别标志较多，主要有:①小型溶蚀孔洞无充填物或被方解石或砂泥质充填;②小型溶蚀孔洞内壁呈紫红色或褐黄色，多被泥质充填或半充填，孔洞通常呈瓶颈状、葫芦状或串珠状;③洞穴内存在溶洞坍塌形成的角砾岩，如崩塌角砾岩、填隙角砾岩;④洞穴内出现的具层理结构的泥、砂质沉积物，多为岩溶管道系统;⑤洞穴内充填巨晶方解石、钟乳石等自生矿物;⑥高角度溶蚀缝被红色、灰绿色泥质或方解石等充填。
4.测井显示的古岩溶标志
古岩溶测井响应总体表现为三高两低:①自然伽马值升高;②声波时差值升高;③中子孔隙度值升高;④电阻率值降低;⑤岩石密度值降低(张宝民等，2009)。
大型溶洞随着泥质充填程度的增大，测井伽马值由低到高而变化;深浅双侧向、微侧向数值低，且有差异;井径扩径严重;中子、密度、声波曲线变化大。小的溶孔、溶洞在微电阻率成像测井(EMI或FMI)图像上表现为“豹斑”状不规则黑色星点，大型溶洞在EMI或FMI图像上表现为所有极板全是黑色(图6-4)。
图6-4 岩溶孔洞缝的FMI特征
5.地震显示的古岩溶
由于缝洞系统发育处对地震波的吸收衰减增大，溶洞系统一般在地震剖面上表现为“串珠状”特征(图6-5)。频率降低、振幅减弱、杂乱反射、弱反射、串珠状反射(同相轴断续出现或存在复合波)、低速度(降速达20%左右)等地震波谱特征的出现，均预示着有溶洞系统发育。
6.薄片中的古岩溶标志
准同生岩溶的微观识别标志包括:①高能粒屑滩相颗粒灰岩，原生粒间孔内只有第一期纤状环边方解石胶结物被溶蚀，后期粒状方解石或粗晶方解石保存完整;②选择性溶蚀形成粒内溶孔、铸模孔、粒间孔和泥晶套等;③粒间溶孔被渗流粉砂充填;④发育悬垂型或新月型特征的方解石胶结物。
埋藏岩溶的微观识别标志主要有:①孔洞、裂缝充填的含铁方解石、铁白云石及异形白云石等被溶蚀成晶间、晶内孔洞;②沿早期缝合线扩溶，形成压溶缝及溶蚀微孔或未被充填的裂缝;③紧密排列的中粗晶白云石晶体间存在较大晶间孔或晶间溶孔;④有萤石、燧石等热液矿物(王振宇等，2008)。
图6-5 地震剖面中溶洞的串珠状响应
7.岩石地球化学特征
当渗流-潜流、混合水和溶洞成岩环境的碳氧同位素值不相同时，多结合微量元素和流体包裹体等碳酸盐岩储层地球化学方面的研究加以识别。埋藏岩溶作用形成的岩溶缝洞中充填的方解石晶体中包裹体均一化温度都比较高，一般大于90℃。
四、我国碳酸盐岩缝洞型岩溶储层特征与分布
我国油气田缝洞型储层具有以下特征:①古岩溶垂向分带明显，表层岩溶带、垂直渗流带和水平潜流带发育齐全;②储集空间主要由岩溶作用形成的半充填或未充填残余大型溶洞和溶蚀孔洞缝组成，优质储层类型以裂缝-溶蚀孔洞-大型溶洞为主，为各大油气田高产、稳产最重要的储层和主力产层;③储层明显受古岩溶地貌和断层裂缝控制，岩溶斜坡和断裂发育区是储层发育的最有利地区;④埋藏有机溶蚀作用形成的次生孔隙也是重要的有效孔隙，其发育与烃类形成、演化和运聚相匹配;⑤表生岩溶和埋藏有机溶蚀作用的多期次叠加、改造，是古岩溶储层及油气藏形成的最佳组合模式(陈学时，2004)。
1.塔里木盆地塔北地区寒武-奥陶系岩溶储层
塔北地区属残余古隆起，经历了加里东—喜马拉雅期多期构造运动叠加改造，古生界岩溶储层广泛分布。在毗邻复背斜轴部的牙哈、英买32井区，发育印支—燕山期的潜山岩溶储层;自此向南，依次发育晚海西期、早海西期和晚加里东期潜山岩溶储层;被上奥陶统桑塔木组砂泥岩覆盖的古隆起围斜部位，奥陶系碳酸盐岩层系中发育多期顺层深潜流岩溶储层。其中，顺层岩溶储层具有溶洞规模大、充填程度低和缝洞型储层连通性好等特点，如轮古35井，钻井揭示溶洞高达31m，其顶部6m为空洞(图6-6)(张宝民等，2009)。
图6-6 塔里木盆地塔北地区岩溶储层的类型与分布
总体上轮南、塔河油田奥陶系碳酸盐岩3种基本类型的储集空间以不同的组合构成了5类储层:断裂-溶洞型，裂缝-孔洞型，孔洞-裂缝型，裂缝-礁(滩)孔隙型，裂缝型(顾家裕，2001)。
2.塔里木盆地巴楚、塔中地区寒武-奥陶系岩溶储层
塔里木盆地巴楚、塔中地区寒武-奥陶系也广泛发育古岩溶储层，共发育5期3类古岩溶储层，包括:早加里东末期(寒武系顶)和中加里东早期(蓬莱坝组顶)、中期(鹰山组顶)层间岩溶储层，中加里东晚期(良里塔格组)礁滩岩溶储层，以及晚加里东期和早海西期潜山岩溶储层。其中，3期层间岩溶储层广布巴楚、塔中地区，勘探面积达5×104km2以上;良里塔格组礁滩岩溶储层主要沿Ⅰ号台缘带发育，向广阔台内变为一般意义上的潜山岩溶储层，因为良里塔格组与上覆的桑塔木组“黑被子”之间为假整合或微角度不整合接触，沉积间断时间约为2Ma;两期潜山岩溶储层广泛发育在和田河气田-麦盖提斜坡，特别是在塔中主垒带及其以南广大地区。
3.鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组岩溶储层
鄂尔多斯盆地主体面积约25×104km2，中奥陶统马家沟组的分布面积近20×104km2。马家沟组自下而上划分为6个岩性段，顶部马六段基本被剥缺，马五段顶部残缺不全。在盆地中东部，马五段自上而下又分为马五1至马五10共10个小层，马五1-马五4的膏云坪含石膏结核、斑点的孔洞型粉晶白云岩构成了主要勘探目的层和靖边气田的储产层。其中，尤以马五1最为重要，白云岩单层厚3～5m，储层连片稳定分布，气层平均有效厚度为2.40m，面积达4×104km2。
奥陶纪末至上石炭统本溪组沉积之前，晚加里东期-早海西期运动使鄂尔多斯盆地整体抬升，遭受了长达150Ma的风化剥蚀，从而在鄂尔多斯盆地形成广泛分布的岩溶型储层。在盆地主体区，岩溶带厚约30～80m，可划分出地表岩溶残积带、垂直渗流岩溶带和水平潜流岩溶带等。在垂直渗流岩溶带，大气淡水径流沿裂缝垂直高速向下渗流溶蚀，形成以垂向形态为特征的溶蚀孔洞，并多被泥质、粉砂质、淡水方解石及黄铁矿等充填-半充填，形成以裂缝型和孔洞-裂缝型为主的储层段。水平潜流岩溶带因岩溶水受压力梯度控制并沿水平方向流动而形成层流，在潜水面附近，不饱和的地下岩溶水流动交替活跃，水平状岩溶发育。同时，还由于硬石膏(结核)及盐类等易溶矿物的强烈溶蚀，形成富含SO2-4的地下水，更加强了对碳酸盐岩的岩溶作用，形成以裂缝-溶蚀孔洞为主的储集体，洞缝相连的储渗体系构成马五1的最重要天然气储层段。
4.四川盆地威远气田震旦系岩溶储层
据威远气田61口气井统计，古岩溶储层主要分布于震旦系顶部侵蚀面以下12～23m和43～80m的两个层段。震旦系灯影组白云岩古岩溶属多期岩溶作用叠加改造的产物。古岩溶垂向分带明显，风化残积带和渗流-潜流岩溶带发育齐全。其中，残积带由风化残积角砾岩和铁、铝质泥岩组成，厚约3～3.5m;渗流岩溶带主要发育以直立及高角度分布的裂缝、溶缝、岩溶漏管、串珠状溶蚀孔洞、落水洞等组成的洞缝，且大多被泥质、渗流粉砂、粒状白云石、岩溶角砾等充填-半充填，属孔洞-裂缝型或裂缝型储层;潜流岩溶带以近水平方向为主的多套溶蚀孔洞层和洞穴层为特征，发育裂缝-洞穴型、裂缝-孔洞型、孔洞-裂缝型及裂缝型等多种储层类型。
塔里木盆地塔中油气田碳酸盐岩岩溶储集体特征
答：洞穴型储层纵向上主要分布在鹰山组顶部风化壳附近,平面上主要分布于断裂活动发育区,是油气产出的主要的储集类型。 表7-4 塔中北斜坡奥陶系储层钻进过程中放空及钻井液漏失情况表 2.裂缝-孔洞型储层 裂缝-孔洞型储层也是该区最主要的储集体类型之一,孔洞是其主要的储集空间,裂缝可提供部分储集空间,但更为重要...
致密碳酸盐岩储层
答：准噶尔盆地吉木萨尔、沙帐、玛湖地区二叠系粉砂质云岩、泥质云岩、云质粉砂岩储层致密，局部发育溶孔型与裂缝型储层泥云岩主要储集空间为溶孔、溶洞、晶间孔、晶间溶孔及微裂缝；以细小孔喉为主，纳米级孔隙与裂缝较为发育。如火北2井2320.8m段储层致密，常规显微镜下分析为微层状含粉砂质泥质...
潮坪沉积环境碳酸盐岩储集层
答：潮坪环境主要发育大波纹、柱状藻叠层石白云岩-层纹石白云岩-微、粉晶白云岩-泥质白云岩组合，是华北油田古潜山油藏的重要储层之一。中生代该区褶皱隆起，遭受侵蚀、风化作用，产生大量构造裂缝、溶孔、溶洞和溶缝，成为储集空间。早第三纪为潜山掩埋期，储集空间仍残留三分之一至四分之一。喜马拉雅运动...
碳酸盐岩储层特征
答：矿物成分最常见由方解石和白云石按不同比例混合而成,其次是方解石、白云石与粘土质之间的混合,少数可见到它们与陆源粉砂的混积岩,及与菱铁矿、石膏、硬石膏、盐岩等的混合类型。根据成分、成因、结构和储层意义,划分为灰岩、白云岩和生物岩(礁体)3大类型。 1.灰岩 根据灰岩中颗粒/灰泥比、亮晶/灰泥比及颗粒...
基岩潜山的储层类型
答：残丘型潜山形成以后，于古近纪被埋藏，进而形成了如今的潜山全貌。根据组成残丘圈闭的储层岩性及时代不同又可分为3种。1.残丘型太古宇变质岩储层 储层为变质岩系，即由太古宇形成的残丘型潜山，储集空间主要是裂缝，其次是溶蚀孔洞与微孔隙。这类储层主要分布在王庄油田、滨南地区的滨233含油圈闭及单...
碳酸盐岩缝洞型油气运聚机理与富集因素
答：塔河油田碳酸盐岩储集空间以溶洞为主,具有产能贡献意义的溶洞、裂缝尺度在300μm以上;酸压形成的裂缝张开度一般为1～8mm。根据流动方式判别,塔河油田缝洞储集体中流体流动以达西流为主,进而明确了溶洞中的流体流动可近似为不规则的管流,而尺度在300μm以下的溶蚀孔洞和裂缝中的流体流动为渗流。对于碳酸盐岩缝洞...
碳酸盐岩缝洞储层
答：从观察尺度,可将碳酸盐岩储集空间划分为宏观缝洞和微观孔缝。宏观缝洞包括岩心描述统计的洞、缝及钻井放空、井漏所揭示的大型溶洞。微观孔缝包括铸体薄片、电镜扫描观察的直径小于2mm的孔隙和缝宽小于1mm的微裂缝。微观孔隙包括晶间孔、晶间溶孔和颗粒溶孔;微裂缝包括构造缝、压溶缝和溶蚀缝等。 表15-1 碳酸...
基岩潜山储层分布的控制因素
答：按形成的地球动力学环境，胜利油区所属的渤海湾盆地为伸展盆地。盆地在太古宇基底的基础上沉积了下古生界碳酸盐岩和上古生界碎屑岩，并经历了中生代的挤压、伸展作用及新生代的裂陷作用和裂陷后作用。在挤压、上升、下降、伸展断裂的过程中产生了不同时代（主要为下古生界基岩潜山）的储集空间特征。挤压...
大民屯凹陷潜山孔隙类型
答：潜山碳酸盐岩和变质岩储集岩中储集空间按孔隙形态分为三类：缝、孔、洞。按成因分类，缝分为构造缝、层间缝、压溶缝、矿物节理缝、晶间缝、溶蚀缝六种，其中以构造缝和溶蚀缝或二者结合的构造溶蚀缝为最多见；洞分为角砾间溶洞和顺缝溶洞（主要见于白云岩，含灰白云岩），及大于10cm的大型溶洞（...
碳酸盐岩储层物性的控制因素
答：控制碳酸盐岩储层物性的因素主要可以概括为沉积环境、成岩作用和构造活动3个方面。储层储集条件的好坏及后期变化和改造均与沉积物类型和沉积环境有明显关系,因而沉积环境对碳酸盐岩储层的发育具有重要的控制作用。由于碳酸盐岩储层岩石学上的特殊性,对成岩作用异常敏感,成岩作用可以对岩石的原始结构进行大规模的改...
