碳酸鹽巖埋藏溶蝕研究進展

雷川，陳紅漢，蘇奧，王麗娜

（1.中國科學院蘭州油氣資源研究重點實驗室，甘肅 蘭州730000；2.中國科學院大學，北京100049；3.中國地質大學（武漢）資源學院，湖北 武漢430074；4.中國石油吉林油田公司勘探開發研究院，吉林 松原138000）

0 引言

古老的碳酸鹽巖在經歷沉積后的壓實、膠結、重結晶作用后，原生孔隙所剩無幾，而溶蝕作用產生的次生孔隙則成為碳酸鹽巖的重要儲集空間。在儲層演化過程中，由于構造運動和流體活動的多旋回性，各期次溶蝕作用發生了復雜的相互疊加改造，使得區分不同階段溶蝕作用以及不同期次流體活動對儲層影響程度的定量描述成為研究難點。根據溶蝕作用發生的深度，將其分為地表、近地表溶蝕和埋藏溶蝕2 類。風化殼溶蝕形成的溶洞和裂縫型碳酸鹽巖已是公認的有效儲層［1-2］，但對埋藏溶蝕作用能否有效改善儲層的儲集性能仍存在不同認識。

由于存在很多從未被抬升至地表或近地表，也沒有經歷地表風化，卻具有大量溶蝕孔隙的埋藏碳酸鹽巖（或稱為內幕碳酸鹽巖）［3］，因而有學者認為并不是所有溶蝕孔隙都與古風化殼有關。那么除了近地表和表生成巖環境外，埋藏成巖環境階段形成的溶蝕孔隙能否有效改善儲層物性成了討論的焦點。

碳酸鹽巖產生溶蝕孔隙，首先需要鈣不飽和的酸性流體，但是在成巖早期階段，流體一般為鈣飽和甚至過飽和的海水，因而，成巖后的流體作用就成為研究的重點。受砂巖溶蝕孔隙理論的啟示［4-5］，有學者提出有機質成熟過程中產生的CO2、H2S、有機酸等從烴源巖中排出，與地層水混合，形成對碳酸鹽巖具有溶蝕力的流體［3，6-7］。

除此之外，變質或巖漿源熱液、生物降解石油、硫酸鹽熱化學還原產物等也能夠產生溶蝕性流體，并影響儲層物性［8-13］。但也有研究表明，砂巖儲層中埋藏成巖階段形成的孔隙在總孔隙中的比例微小，并不能有效改善儲層物性［14］，且埋藏溶蝕作用產生的孔隙缺乏定量數據的支持。因此，有學者也質疑碳酸鹽巖埋藏溶蝕作用是否能形成大規模溶孔［15-16］。

本文針對上述問題，深入文獻調研，綜述了埋藏成巖階段溶蝕性流體類型，總結了埋藏溶蝕作用的巖相學和地球化學標志，評述了2 種觀點和主控因素，強調了碳酸鹽巖埋藏溶蝕作用的地區差異性和對先存疏導體系的依賴性，并完善了埋藏巖溶模式。

1 埋藏巖溶流體類型

在不同埋藏巖溶研究實例中［17-19］，起主導作用的流體類型有所不同，或是多重流體同時作用，或是不同時代的流體疊加作用。通過調研國內外文獻資料，總結了可能引起埋藏溶蝕的流體類型（見表1）。

表1 埋藏溶蝕流體類型

1.1 有機來源溶蝕流體

1）埋藏成巖階段有機質熱成熟作用釋放CO2、H2S、有機酸［3］（見圖1）。研究表明，儲層溫度與CO2分壓呈線性關系，即隨著儲層溫度升高，CO2的分壓也會增加［27］，不同類型烴源巖產出的有機酸和CO2占總有機碳的比例也不同［28］。蒙脫石在干酪根裂解生氣過程中起到正催化作用，可能是造成該現象的原因之一，該催化作用被證明也適用于CO2的生成［29］。

2）生物降解石油產生的具溶蝕性的代謝產物也是有機來源溶蝕流體。某些細菌和真菌可以消耗石油，同時產生有機酸（例如環烷酸）、CO2［21，30-31］。Floodgate［32］列出了海水環境中的25 個可降解烴類的細菌種屬，和27 個可降解烴類的真菌種屬。一般某一種微生物只能降解某一特定碳數的烴類，各種群落的微生物聚集在一起降解組分復雜的石油［31］。Story 在三維地震資料中解釋出了“溶蝕帶”，并認為這種地震剖面上低振幅雜亂反射是溶蝕作用產生的碳酸鹽巖垮塌物，而溶蝕性物質正是微生物降解原油所產生的CO2和H2S［21］。

圖1 溶蝕流體的生成與油氣生成的關系［3］

由圖1可以看出，在埋深較淺部位，產甲烷菌作用產生甲烷，到了生油窗之后，隨著烴類的大量產生，CO2，H2S 以及有機酸等酸性組分逐漸增加。

1.2 無機來源溶蝕流體

1）受斷層控制的深層大氣水。構造抬升和近垂直斷裂發育，使得隆起區的大氣水沿裂縫下滲至碳酸鹽巖地層形成縫洞型儲層，即碳酸鹽巖內幕區大氣水巖溶模式。塔里木盆地塔北隆起西段英買力低凸起南端的英買2 構造奧陶系碳酸鹽巖即為典型實例，其構造翼部的斷裂和裂縫系統構成泄水通道，形成水循環，可使巖溶作用持續發生［24］。

2）巖漿熱液。巖漿熱液主要來源于深部巖漿流體，其有效溶蝕組分主要包括CO2，SO2，H2S 等。其裂縫充填物具有明顯不同于圍巖的熱液礦物組合、流體包裹體均一溫度、同位素特征和微量元素組成，有時也伴有圍巖的熱褪色，熱碎裂等現象［11］，還包括幔源的溶蝕性流體。劉存革等［33］通過對塔河油田奧陶系縫洞方解石的鍶同位素研究，認為極低的87Sr/86Sr 值可能指示幔源流體的存在。除溶蝕作用之外，螢石交代方解石形成大量晶間孔也可有效改善儲層的孔隙度。熱液釋放的熱量也可降低化學反應的吉布斯自由能，促進溶解作用的發生。

1.3 有機物與無機物反應來源溶蝕流體

在一定啟動條件下，干酪根降解生成的氣態烴與硫酸鹽巖接觸后會生成H2S 和CO2等溶蝕性流體，分有細菌的參與（BSR）和沒有細菌的參與（TSR）2 種情況。塔里木盆地奧陶系、川東北二疊系與三疊系碳酸鹽巖TSR 作用明顯，其產物對碳酸鹽巖具有溶蝕作用［34-35］。

1.4 其他溶蝕流體

1）混合流體?；旌先芪g作用最早由前蘇聯學者布涅耶夫于1912年發現。巖溶水的混合溶蝕作用包括飽和溶液混合溶蝕、外來物質混合溶蝕和溫度混合溶蝕3 方面［36］。淺埋藏低溫條件下，2 種方解石飽和流體按一定比例混合之后，可以形成對方解石不飽和的流體。

2）壓實流體。當地層埋深達到一定程度，上覆地層壓力的增大可導致孔隙水沿著生長斷層排出。生長斷層活躍時可促進壓實流體的排出，生長斷層不活躍時壓實流體的排出受到限制［37］。Moldovanyi 等認為這些壓實水來自于第三紀頁巖的脫水作用［26］。黏土礦物脫出的水本身不具有溶蝕性，但是在其排出過程中可能會溶解CO2、有機酸等溶蝕組分。

2 埋藏溶蝕的識別標志

關于埋藏溶蝕的研究多集中于塔里木盆地和四川盆地，少數涉及鄂爾多斯盆地和渤海灣盆地的濟陽坳陷。目前關于埋藏巖溶的識別標志見表2。單獨一個標志難以準確判斷是否發生埋藏溶蝕作用，一般結合多種巖相學特征及多組地球化學數據綜合識別。

表2 存在埋藏溶蝕的直接證據和間接證據匯總

3 埋藏溶蝕的有效性

目前對于埋藏溶蝕能否有效改善儲層的儲集性能，學術界主要存在2 種觀點：一是以Moore，Mazzullo和Harris 等為代表，認為某些情況下埋藏巖溶對次生孔隙的形成有重要作用［3，7］；二是以Bj?rlykke，Ehrenberg和Taylor 等為代表，認為埋藏巖溶幾乎不能形成大規模有效孔隙［14-16，47］。

現實中并非所有多孔碳酸鹽巖都與不整合面相關，也存在許多未曾暴露地表但具有高孔滲碳酸鹽巖地層的實例。Mazzullo 等認為埋藏溶蝕對碳酸鹽巖次生孔隙的形成具有重要作用［3］。流體沿著不整合面、斷裂、裂縫、縫合線等進行溶蝕［19，48］，可造成碳酸鹽巖先存孔隙的擴大；或者形成新的溶蝕孔隙，形成與大氣水溶蝕孔隙相似的溶孔、溶洞、溶縫，導致難以區分識別［7］；或者碳酸鹽巖內部產生的溶蝕性組分在不運移的情況下溶蝕碳酸鹽巖，形成自源溶蝕孔隙［38，49］。

但是，也有學者對埋藏溶蝕能否有效改善儲層表示懷疑。他們認為在可以產生有機酸和CO2的烴源巖及在碳酸鹽巖發育的地層中，碳酸鹽巖礦物易達到平衡，可能在短期內使流體對鈣過飽和（失去溶蝕碳酸鹽巖的能力），如果沒有持續補充的有機酸、CO2和H2S，那么有機質熱成熟過程釋放的流體對儲層次生孔隙的貢獻可能很有限［15-16，50］。他們還認為，高含CO2的變質成因或巖漿成因流體對裂縫的依賴性較大，在分布上具有局限性，且與礦物反應易達到平衡，因此對埋藏溶蝕的影響極?。?6，51］。

Ehrenberg 等通過定量模擬計算認為，埋藏溶蝕對碳酸鹽巖次生孔隙的貢獻只在總孔隙中占極小的比例（見圖2），并解釋了各種溶蝕流體的溶蝕機制的局限性［15-16］。筆者認為，該模擬計算盡管在定量計算埋藏溶蝕所產生的溶蝕孔隙方面做了原創性和探索性的工作，但卻忽略了實際地質系統的開放性。在地質歷史時期，流體的產生、運移是一個開放的過程，并且具有多期性，而該模擬計算將地質模型簡化為封閉模型，因而，在解釋埋藏溶蝕的強度時具有一定的局限性。

圖2 模擬計算孔隙度增加1%所需的流體量［16］

由圖2可以看出，要使100 m3的碳酸鹽巖地層增加1%的孔隙度，即溶蝕掉1 m3的碳酸鹽巖，需要0.01%的鈣不飽和溶液27 000 m3，但是下覆5 km 厚的沉積物失去10%孔隙度所釋放的地層水一般不超過500 m3/m2，還不足所需量的2%。

除此之外，對于硫酸鹽熱化學還原，Machel 認為TSR 反應發生于狹窄的反應帶，雖然在理論上可以形成溶蝕孔隙，但難以有效增加儲層孔隙度［8］。但是，在我國四川盆地東北下三疊統飛仙關組氣藏中天然氣中，由TSR 反應生成的H2S 質量分數高達12%～17%，某些氣藏的硫磺儲量達到數百萬噸，且儲集空間以溶蝕孔為主，巖心樣品孔隙度最高的大于20%［35］。碳酸鹽巖儲層中高含硫化氫的氣藏主要與TSR 反應有關［52-54］。目前烴源巖成熟所產生的溶蝕性流體作為埋藏溶蝕作用的重要因素，已被許多石油地質學家所認可［55］。

4 埋藏溶蝕控制因素

4.1 地區差異性分析

影響埋藏溶蝕的地質因素至少包括： 裂縫發育程度；深大斷裂的分布；碳酸鹽巖中有機質質量分數及其是否發生過熱降解； 目的層碳酸鹽巖與烴源巖是否疏通，及二者之間的距離；熱對流；碳酸鹽巖的礦物成分及黏土礦物質量分數；巖漿活動；TSR 是否發生及其強度、影響范圍；微生物降解的強度和范圍等。

不同研究區的各因素表現或發育程度、分布范圍不同，使得埋藏巖溶具有一定的地區差異性，甚至同一盆地不同構造單元也存在差異。例如，2011年，金振奎等認為在塔東地區埋藏溶蝕作用為溶蝕孔洞最主要的成因［41］；2006年，錢一雄等認為埋藏溶蝕作用在塔中西北部奧陶系碳酸鹽巖儲層發育中有重要作用［23］；2012年，鄭劍等認為塔中北斜坡地區鷹山組儲層差異性受控于層間巖溶和埋藏巖溶等［56］。

盡管有學者認可發生了埋藏溶蝕，并強調了埋藏溶蝕對各自研究區儲層的重要性，但也有學者認為塔克隆起中下奧陶統鷹山白云巖儲集層埋藏成巖期形成針狀溶孔被亮晶方解石嚴重充填［34］，對儲層物性貢獻不大。王恕一、王嗣敏等也強調了深部流體充填作用對儲層儲集性能的破壞和對儲層非均質性的加強［44，57］。

由此可見，埋藏巖溶存在明顯的地區差異性，即使同一盆地內部埋藏溶蝕對次生孔隙的貢獻也存在 “關鍵因素”和“充填嚴重”2 種不同觀點。建議從尋找區域埋藏溶蝕演化主控因素入手，同時考慮埋藏溶蝕的溶蝕作用和阻塞作用。

4.2 對先存疏導體系的依賴性

一些學者總結了碳酸鹽巖埋藏溶蝕模式，均是溶蝕性流體沿著斷層、裂縫和縫合線等先存疏導體系運移到碳酸鹽巖地層進行溶蝕［3，11，38，41，55，58-61］。層序不整合面、斷裂和裂縫、縫合線、早期地表巖溶縫洞等先存疏導體系，是巖溶型碳酸鹽巖儲層的控制因素。筆者對前人總結的幾種模式分析后認為，埋藏巖溶對先存疏導體系的依賴性強，溶蝕性流體優先選擇高滲透率部位運移（見圖3）。

由圖3可以看出，來自烴源巖和（或）侵入體中的溶蝕性流體優先選擇斷層面、地層層面、縫合線、裂縫、不整合面等先存輸導體系運移。

圖3 埋藏巖溶模式

5 存在問題

1）多期次溶蝕作用相互疊加改造，導致難以區分不同巖溶作用的溶蝕程度，這使得對溶蝕期次以及每期溶蝕的作用范圍及程度的研究變得困難，尤其是定量研究不同期次埋藏巖溶作用對次生孔隙的貢獻。深埋溶蝕次生孔隙一般沿著先存孔隙（可能是地層處于地表、近地表環境時的大氣水溶蝕作用產生的通道）繼續擴大部分溶蝕孔隙，這種情況下我們有可能把先存孔隙也當作了埋藏巖溶的貢獻，從而不準確地估計了深埋溶蝕的程度。

2）孔隙和裂縫充填物是在空間形成后才充填進去的，有可能晚于充填時間，而用孔隙充填物的巖相學特征和地球化學特征去研究孔隙本身形成時的流體，是否科學可靠仍值得討論［16］。

6 結論

1）埋藏溶蝕流體來源可分為有機來源、無機來源、有機加無機來源、其他來源。目前主要通過巖相學和地球化學方法識別埋藏溶蝕作用的發生。

2）國內外大多數學者認同埋藏溶蝕可有效改善儲層。同時也有學者對此提出懷疑，但其計算模型未考慮地質流體活動的開放性、多期性，因而仍存在局限。

3）埋藏溶蝕對次生孔隙貢獻的定量化為油氣勘探決策提供了重要科學依據，定量計算是未來碳酸鹽巖埋藏溶蝕次生孔隙領域亟待解決的問題。

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