碳酸盐岩埋藏溶蚀研究进展

雷川，陈红汉，苏奥，王丽娜

（1.中国科学院兰州油气资源研究重点实验室，甘肃 兰州730000；2.中国科学院大学，北京100049；3.中国地质大学（武汉）资源学院，湖北 武汉430074；4.中国石油吉林油田公司勘探开发研究院，吉林 松原138000）

0 引言

古老的碳酸盐岩在经历沉积后的压实、胶结、重结晶作用后，原生孔隙所剩无几，而溶蚀作用产生的次生孔隙则成为碳酸盐岩的重要储集空间。在储层演化过程中，由于构造运动和流体活动的多旋回性，各期次溶蚀作用发生了复杂的相互叠加改造，使得区分不同阶段溶蚀作用以及不同期次流体活动对储层影响程度的定量描述成为研究难点。根据溶蚀作用发生的深度，将其分为地表、近地表溶蚀和埋藏溶蚀2 类。风化壳溶蚀形成的溶洞和裂缝型碳酸盐岩已是公认的有效储层［1-2］，但对埋藏溶蚀作用能否有效改善储层的储集性能仍存在不同认识。

由于存在很多从未被抬升至地表或近地表，也没有经历地表风化，却具有大量溶蚀孔隙的埋藏碳酸盐岩（或称为内幕碳酸盐岩）［3］，因而有学者认为并不是所有溶蚀孔隙都与古风化壳有关。那么除了近地表和表生成岩环境外，埋藏成岩环境阶段形成的溶蚀孔隙能否有效改善储层物性成了讨论的焦点。

碳酸盐岩产生溶蚀孔隙，首先需要钙不饱和的酸性流体，但是在成岩早期阶段，流体一般为钙饱和甚至过饱和的海水，因而，成岩后的流体作用就成为研究的重点。受砂岩溶蚀孔隙理论的启示［4-5］，有学者提出有机质成熟过程中产生的CO2、H2S、有机酸等从烃源岩中排出，与地层水混合，形成对碳酸盐岩具有溶蚀力的流体［3，6-7］。

除此之外，变质或岩浆源热液、生物降解石油、硫酸盐热化学还原产物等也能够产生溶蚀性流体，并影响储层物性［8-13］。但也有研究表明，砂岩储层中埋藏成岩阶段形成的孔隙在总孔隙中的比例微小，并不能有效改善储层物性［14］，且埋藏溶蚀作用产生的孔隙缺乏定量数据的支持。因此，有学者也质疑碳酸盐岩埋藏溶蚀作用是否能形成大规模溶孔［15-16］。

本文针对上述问题，深入文献调研，综述了埋藏成岩阶段溶蚀性流体类型，总结了埋藏溶蚀作用的岩相学和地球化学标志，评述了2 种观点和主控因素，强调了碳酸盐岩埋藏溶蚀作用的地区差异性和对先存疏导体系的依赖性，并完善了埋藏岩溶模式。

1 埋藏岩溶流体类型

在不同埋藏岩溶研究实例中［17-19］，起主导作用的流体类型有所不同，或是多重流体同时作用，或是不同时代的流体叠加作用。通过调研国内外文献资料，总结了可能引起埋藏溶蚀的流体类型（见表1）。

表1 埋藏溶蚀流体类型

1.1 有机来源溶蚀流体

1）埋藏成岩阶段有机质热成熟作用释放CO2、H2S、有机酸［3］（见图1）。研究表明，储层温度与CO2分压呈线性关系，即随着储层温度升高，CO2的分压也会增加［27］，不同类型烃源岩产出的有机酸和CO2占总有机碳的比例也不同［28］。蒙脱石在干酪根裂解生气过程中起到正催化作用，可能是造成该现象的原因之一，该催化作用被证明也适用于CO2的生成［29］。

2）生物降解石油产生的具溶蚀性的代谢产物也是有机来源溶蚀流体。某些细菌和真菌可以消耗石油，同时产生有机酸（例如环烷酸）、CO2［21，30-31］。Floodgate［32］列出了海水环境中的25 个可降解烃类的细菌种属，和27 个可降解烃类的真菌种属。一般某一种微生物只能降解某一特定碳数的烃类，各种群落的微生物聚集在一起降解组分复杂的石油［31］。Story 在三维地震资料中解释出了“溶蚀带”，并认为这种地震剖面上低振幅杂乱反射是溶蚀作用产生的碳酸盐岩垮塌物，而溶蚀性物质正是微生物降解原油所产生的CO2和H2S［21］。

图1 溶蚀流体的生成与油气生成的关系［3］

由图1可以看出，在埋深较浅部位，产甲烷菌作用产生甲烷，到了生油窗之后，随着烃类的大量产生，CO2，H2S 以及有机酸等酸性组分逐渐增加。

1.2 无机来源溶蚀流体

1）受断层控制的深层大气水。构造抬升和近垂直断裂发育，使得隆起区的大气水沿裂缝下渗至碳酸盐岩地层形成缝洞型储层，即碳酸盐岩内幕区大气水岩溶模式。塔里木盆地塔北隆起西段英买力低凸起南端的英买2 构造奥陶系碳酸盐岩即为典型实例，其构造翼部的断裂和裂缝系统构成泄水通道，形成水循环，可使岩溶作用持续发生［24］。

2）岩浆热液。岩浆热液主要来源于深部岩浆流体，其有效溶蚀组分主要包括CO2，SO2，H2S 等。其裂缝充填物具有明显不同于围岩的热液矿物组合、流体包裹体均一温度、同位素特征和微量元素组成，有时也伴有围岩的热褪色，热碎裂等现象［11］，还包括幔源的溶蚀性流体。刘存革等［33］通过对塔河油田奥陶系缝洞方解石的锶同位素研究，认为极低的87Sr/86Sr 值可能指示幔源流体的存在。除溶蚀作用之外，萤石交代方解石形成大量晶间孔也可有效改善储层的孔隙度。热液释放的热量也可降低化学反应的吉布斯自由能，促进溶解作用的发生。

1.3 有机物与无机物反应来源溶蚀流体

在一定启动条件下，干酪根降解生成的气态烃与硫酸盐岩接触后会生成H2S 和CO2等溶蚀性流体，分有细菌的参与（BSR）和没有细菌的参与（TSR）2 种情况。塔里木盆地奥陶系、川东北二叠系与三叠系碳酸盐岩TSR 作用明显，其产物对碳酸盐岩具有溶蚀作用［34-35］。

1.4 其他溶蚀流体

1）混合流体。混合溶蚀作用最早由前苏联学者布涅耶夫于1912年发现。岩溶水的混合溶蚀作用包括饱和溶液混合溶蚀、外来物质混合溶蚀和温度混合溶蚀3 方面［36］。浅埋藏低温条件下，2 种方解石饱和流体按一定比例混合之后，可以形成对方解石不饱和的流体。

2）压实流体。当地层埋深达到一定程度，上覆地层压力的增大可导致孔隙水沿着生长断层排出。生长断层活跃时可促进压实流体的排出，生长断层不活跃时压实流体的排出受到限制［37］。Moldovanyi 等认为这些压实水来自于第三纪页岩的脱水作用［26］。黏土矿物脱出的水本身不具有溶蚀性，但是在其排出过程中可能会溶解CO2、有机酸等溶蚀组分。

2 埋藏溶蚀的识别标志

关于埋藏溶蚀的研究多集中于塔里木盆地和四川盆地，少数涉及鄂尔多斯盆地和渤海湾盆地的济阳坳陷。目前关于埋藏岩溶的识别标志见表2。单独一个标志难以准确判断是否发生埋藏溶蚀作用，一般结合多种岩相学特征及多组地球化学数据综合识别。

表2 存在埋藏溶蚀的直接证据和间接证据汇总

3 埋藏溶蚀的有效性

目前对于埋藏溶蚀能否有效改善储层的储集性能，学术界主要存在2 种观点：一是以Moore，Mazzullo和Harris 等为代表，认为某些情况下埋藏岩溶对次生孔隙的形成有重要作用［3，7］；二是以Bjørlykke，Ehrenberg和Taylor 等为代表，认为埋藏岩溶几乎不能形成大规模有效孔隙［14-16，47］。

现实中并非所有多孔碳酸盐岩都与不整合面相关，也存在许多未曾暴露地表但具有高孔渗碳酸盐岩地层的实例。Mazzullo 等认为埋藏溶蚀对碳酸盐岩次生孔隙的形成具有重要作用［3］。流体沿着不整合面、断裂、裂缝、缝合线等进行溶蚀［19，48］，可造成碳酸盐岩先存孔隙的扩大；或者形成新的溶蚀孔隙，形成与大气水溶蚀孔隙相似的溶孔、溶洞、溶缝，导致难以区分识别［7］；或者碳酸盐岩内部产生的溶蚀性组分在不运移的情况下溶蚀碳酸盐岩，形成自源溶蚀孔隙［38，49］。

但是，也有学者对埋藏溶蚀能否有效改善储层表示怀疑。他们认为在可以产生有机酸和CO2的烃源岩及在碳酸盐岩发育的地层中，碳酸盐岩矿物易达到平衡，可能在短期内使流体对钙过饱和（失去溶蚀碳酸盐岩的能力），如果没有持续补充的有机酸、CO2和H2S，那么有机质热成熟过程释放的流体对储层次生孔隙的贡献可能很有限［15-16，50］。他们还认为，高含CO2的变质成因或岩浆成因流体对裂缝的依赖性较大，在分布上具有局限性，且与矿物反应易达到平衡，因此对埋藏溶蚀的影响极小［16，51］。

Ehrenberg 等通过定量模拟计算认为，埋藏溶蚀对碳酸盐岩次生孔隙的贡献只在总孔隙中占极小的比例（见图2），并解释了各种溶蚀流体的溶蚀机制的局限性［15-16］。笔者认为，该模拟计算尽管在定量计算埋藏溶蚀所产生的溶蚀孔隙方面做了原创性和探索性的工作，但却忽略了实际地质系统的开放性。在地质历史时期，流体的产生、运移是一个开放的过程，并且具有多期性，而该模拟计算将地质模型简化为封闭模型，因而，在解释埋藏溶蚀的强度时具有一定的局限性。

图2 模拟计算孔隙度增加1%所需的流体量［16］

由图2可以看出，要使100 m3的碳酸盐岩地层增加1%的孔隙度，即溶蚀掉1 m3的碳酸盐岩，需要0.01%的钙不饱和溶液27 000 m3，但是下覆5 km 厚的沉积物失去10%孔隙度所释放的地层水一般不超过500 m3/m2，还不足所需量的2%。

除此之外，对于硫酸盐热化学还原，Machel 认为TSR 反应发生于狭窄的反应带，虽然在理论上可以形成溶蚀孔隙，但难以有效增加储层孔隙度［8］。但是，在我国四川盆地东北下三叠统飞仙关组气藏中天然气中，由TSR 反应生成的H2S 质量分数高达12%～17%，某些气藏的硫磺储量达到数百万吨，且储集空间以溶蚀孔为主，岩心样品孔隙度最高的大于20%［35］。碳酸盐岩储层中高含硫化氢的气藏主要与TSR 反应有关［52-54］。目前烃源岩成熟所产生的溶蚀性流体作为埋藏溶蚀作用的重要因素，已被许多石油地质学家所认可［55］。

4 埋藏溶蚀控制因素

4.1 地区差异性分析

影响埋藏溶蚀的地质因素至少包括： 裂缝发育程度；深大断裂的分布；碳酸盐岩中有机质质量分数及其是否发生过热降解； 目的层碳酸盐岩与烃源岩是否疏通，及二者之间的距离；热对流；碳酸盐岩的矿物成分及黏土矿物质量分数；岩浆活动；TSR 是否发生及其强度、影响范围；微生物降解的强度和范围等。

不同研究区的各因素表现或发育程度、分布范围不同，使得埋藏岩溶具有一定的地区差异性，甚至同一盆地不同构造单元也存在差异。例如，2011年，金振奎等认为在塔东地区埋藏溶蚀作用为溶蚀孔洞最主要的成因［41］；2006年，钱一雄等认为埋藏溶蚀作用在塔中西北部奥陶系碳酸盐岩储层发育中有重要作用［23］；2012年，郑剑等认为塔中北斜坡地区鹰山组储层差异性受控于层间岩溶和埋藏岩溶等［56］。

尽管有学者认可发生了埋藏溶蚀，并强调了埋藏溶蚀对各自研究区储层的重要性，但也有学者认为塔克隆起中下奥陶统鹰山白云岩储集层埋藏成岩期形成针状溶孔被亮晶方解石严重充填［34］，对储层物性贡献不大。王恕一、王嗣敏等也强调了深部流体充填作用对储层储集性能的破坏和对储层非均质性的加强［44，57］。

由此可见，埋藏岩溶存在明显的地区差异性，即使同一盆地内部埋藏溶蚀对次生孔隙的贡献也存在 “关键因素”和“充填严重”2 种不同观点。建议从寻找区域埋藏溶蚀演化主控因素入手，同时考虑埋藏溶蚀的溶蚀作用和阻塞作用。

4.2 对先存疏导体系的依赖性

一些学者总结了碳酸盐岩埋藏溶蚀模式，均是溶蚀性流体沿着断层、裂缝和缝合线等先存疏导体系运移到碳酸盐岩地层进行溶蚀［3，11，38，41，55，58-61］。层序不整合面、断裂和裂缝、缝合线、早期地表岩溶缝洞等先存疏导体系，是岩溶型碳酸盐岩储层的控制因素。笔者对前人总结的几种模式分析后认为，埋藏岩溶对先存疏导体系的依赖性强，溶蚀性流体优先选择高渗透率部位运移（见图3）。

由图3可以看出，来自烃源岩和（或）侵入体中的溶蚀性流体优先选择断层面、地层层面、缝合线、裂缝、不整合面等先存输导体系运移。

图3 埋藏岩溶模式

5 存在问题

1）多期次溶蚀作用相互叠加改造，导致难以区分不同岩溶作用的溶蚀程度，这使得对溶蚀期次以及每期溶蚀的作用范围及程度的研究变得困难，尤其是定量研究不同期次埋藏岩溶作用对次生孔隙的贡献。深埋溶蚀次生孔隙一般沿着先存孔隙（可能是地层处于地表、近地表环境时的大气水溶蚀作用产生的通道）继续扩大部分溶蚀孔隙，这种情况下我们有可能把先存孔隙也当作了埋藏岩溶的贡献，从而不准确地估计了深埋溶蚀的程度。

2）孔隙和裂缝充填物是在空间形成后才充填进去的，有可能晚于充填时间，而用孔隙充填物的岩相学特征和地球化学特征去研究孔隙本身形成时的流体，是否科学可靠仍值得讨论［16］。

6 结论

1）埋藏溶蚀流体来源可分为有机来源、无机来源、有机加无机来源、其他来源。目前主要通过岩相学和地球化学方法识别埋藏溶蚀作用的发生。

2）国内外大多数学者认同埋藏溶蚀可有效改善储层。同时也有学者对此提出怀疑，但其计算模型未考虑地质流体活动的开放性、多期性，因而仍存在局限。

3）埋藏溶蚀对次生孔隙贡献的定量化为油气勘探决策提供了重要科学依据，定量计算是未来碳酸盐岩埋藏溶蚀次生孔隙领域亟待解决的问题。

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