这是一种受非组构控制的溶蚀作用形成的孔洞, 孔径一般大于2 mm。孔洞大部分被方解石、泥质、有机质中的一种或多种全充填或半充填, 部分未充填。孔洞层在钻井过程中常发生放空、钻井液漏失、钻时明显降低。

按照成因可分为构造裂缝、压溶裂缝及溶蚀裂缝等, 其中构造裂缝与溶蚀裂缝对油气的运移与储存有效。构造裂缝通常呈组系发育; 溶蚀裂缝主要是由地表水和地下水沿着早期的裂缝系统产生溶蚀扩大, 对其进一步改造而形成的裂缝, 可识别裂缝的宽度大于1mm。

这是一类受组构控制溶蚀作用为主的储集空间, 孔径一般小于2 mm, 多见在数微米至数十微米之间, 该空间类型又可进一步细分为粒内溶孔、粒间溶孔、晶间溶孔和铸模孔等。岩石薄片分析资料表明, 粒间溶孔与粒内溶孔是奥陶系储集层普遍存在的储集空间, 主要分布在一间房组颗粒灰岩与藻屑灰岩中。

根据现代岩溶理论(夏日元等, 2006; 陈立新等, 2011; 刘阳等, 2011), 一间房组的溶蚀孔洞处于表层岩溶带下部, 钻井证实孔径普遍小于50 mm, 地震上无法识别单个的溶蚀孔洞。然而实际储集层中常常是溶蚀孔洞组合起来构成一个规模较大的岩溶发育异常空间集合, 该集合体在地震剖面上具有弱异常反射特征能够被识别。同时, 其下部鹰山组则处于岩溶发育的垂直渗流带, 钻井证实多发育大型溶蚀洞穴, 在地震剖面上具有强烈的异常反射特征, 干扰了一间房组的弱异常反射成像, 使得表层岩溶带的弱异常反射不易被单独识别出来。

为了准确地刻画出一间房组孔洞岩溶储集层分布的特征, 通过大量统计钻井数据可知, 研究区表层岩溶孔洞储集层主要分布在进入潜山8~20 m范围内, 进入潜山40~80 m则发育了鹰山组垂直渗流带的洞穴储集层。取奥陶系储集层速度为5000 m/s, 据此分别计算一间房组孔洞储集层、鹰山组垂直渗流带孔洞储集层在地震剖面上的分析时窗约为进入潜山2~8、16~32 ms。

图3是利用上述方法得到的地震振幅变化率属性图, 指示了一间房组孔洞储集层的分布; 图4是利用该方法得到的鹰山组大型洞穴储集层的分布。从图3可以看出, 鹰山组强反射特征与一间房组弱反射特征在空间上没有了关联性, 二者得到区分。因此, 利用该方法可以有效地将一间房组孔洞储集层单独识别出来。

图3

Fig.3

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	图3 哈拉哈塘地区奥陶系一间房组小型溶蚀孔洞集合体平面分布图Fig.3 Distribution of small scale cave-hole of the Ordovician Yijianfang Formation in Hanikatam area

图4

Fig.4

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	图4 哈拉哈塘地区奥陶系鹰山组大型孔洞平面分布图Fig.4 Distribution of large scale cave of the Ordovician Yingshan Formation in Hanikatam area

研究区奥陶系一间房组岩层中的裂缝具有伴生在小断裂附近、几何规模小且低于地震分辨率等特点, 从常规地震资料中无法直接识别出来。但若考虑到表层岩溶带具有局部整体小型孔洞发育、孔洞之间靠大量裂缝连通、在空间上形成一个较大规模(经过统计往往几十到数百米)速度异常体的特点, 可将其作为一类特殊储集层在地震上得到分辨。这类储集层同时具有裂缝和孔洞两类储集层的特点, 在地震上往往表现为沿小断裂周围呈条带状分布的响应特征, 主要分布在表层岩溶带上部, 具有规模较大、层薄、物性好等特点。

这类裂缝型储集层可以使用FFA微小断裂分析技术加以识别, 其原理是裂缝连通体形成的灰岩内部速度异常体会造成地震同相轴产生中断、剧烈变形等不连续现象。具体处理过程包括:首先要对原始地震数据加以提高分辨率处理, 降低数据体的噪音, 提高同相轴分辨率; 然后分别计算地震同相轴在倾角、方位角上的不连续异常, 得到倾角、方位角不连续程度数据体; 最后将倾角、方位角异常体合并计算地震同相轴的异常振幅响应, 从而识别出该类储集层。

图5

Fig.5

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	图5 哈拉哈塘地区奥陶系一间房组裂缝储集层分布图Fig.5 Distribution of fracture reservoir of the Ordovician Yijianfang Formation in Hanikatam area

根据前述地球物理学原理可知, 目前的地震资料无法识别出毫米级孔隙, 因此该类储集层的识别只能通过钻井资料获得, 其平面分布特征可在钻井井网密度足够大时, 利用地质统计学方法加以描述。

古地理环境对于研究区奥陶系一间房组岩溶储集层的发育具有重要的控制作用, 其中描述古河道的分布特征可以指示区域内主要的水源富集区, 描述古地形可以识别地形较高的、风化剥蚀作用剧烈的岩溶发育区。需要注意的是, 根据轮古地区的勘探实践可知, 与碎屑岩不同, 分布在古河道中的岩溶储集层由于地形较低, 古水流携带的泥沙更加易于充填岩溶地层中的孔隙和裂缝, 形成差储集层。

4.1.1 古河道识别

经过技术探索证实, 采用基于地震数据体分频处理的地层CT扫描技术能够识别出古河道。根据地震分频技术原理, 地震剖面是一个混合频率的数据体, 不同的频率代表着不同规模的地质异常体, 而古河道具有宽度频繁变化的特点, 通过分频处理, 提取20、30、45 Hz等3个频率对应的河道识别成果, 再利用RGB图像融合技术将它们叠加起来, 就能够有效地识别出古河道的分布。从图6可知, 研究区奥陶系古河道非常发育, 发育有多条大型古水系, 在北部地区发育深切河谷, 到中部地区河道逐渐变宽, 在南部地区又逐渐消亡, 发达的水系使得研究区中部地区更加具有岩溶储集层发育的有利条件。

图6

Fig.6

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	图6 哈拉哈塘地区奥陶系地层CT扫描识别河道分布图Fig.6 Channel distribution derived from stratigraphy CT scanning on the Ordovician Formation in Hanikatam area

为了识别古河道的期次和演化特征, 本次研究利用地震数据Semblance相干属性体开展了时间切片分析, 该属性体的算法是利用河道在地震剖面上对应波形突变的原理而实现河道识别。从图7可知, 研究区的古河道可识别出相互叠加的3期:一间房组沉积后, 区域内水系不发育, 孔洞储集层的分布与水系分布之间未见明显关联性; 良里塔格组沉积之后, 河道具有沿区域X型剪切断裂摆动的特点, 呈现典型的曲流河特征, 为南部内幕岩溶区的一间房组岩溶发育提供了丰富的水源; 桑塔木组沉积后仅发育若干条大的深切河谷, 切入其下的一间房组岩溶地层中, 对一间房组起到一定的负面改造作用。

图7

Fig.7

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	图7 哈拉哈塘地区Semblance相干时间切片与地震剖面识别河道图Fig.7 Channel derived from time slice of semblance and seismic section in Hanikatam area

4.1.2 古地形识别

从前人研究可知, 研究区古构造隆起具有整体升降的特点(顾桥元等, 1999; 康志宏, 2006; 崔海峰等, 2009; 张朝军等, 2010), 精细恢复一间房组岩溶发育结束之后、后续沉积之前的古地形, 是确定一间房组有利岩溶发育区的有效手段。由于研究区奥陶系与上覆志留系呈角度不整合接触, 无法满足印模法恢复古地形的条件; 而其下伏的蓬莱坝组与一间房组呈平行接触, 且在区域上分布稳定, 满足残厚法古地形恢复的条件(图8)。

图8

Fig.8

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	图8 哈拉哈塘地区奥陶系主要目的层解释剖面Fig.8 Seismic interpretation section of the main Ordovician Formations in Hanikatam area

从图9可以看出, 利用残厚法恢复的古地形由于其上覆桑塔木组深切河谷切入一间房组, 一间房组局部被过量剥蚀缺失, 造成古地形图中古深切河谷出现“ 河道朝天” 的不合理现象。通过推算, 发现可以对残厚法古地形恢复结果, 利用整体趋势面控制下的微地貌反转技术恢复古深切河谷的原始形态。具体操作过程为:(1)首先利用残厚法原理, 用一间房组顶面减去蓬莱坝组顶面, 形成残厚古地形。(2)在保留残厚法古地形整体趋势的前提下, 制作大平滑趋势面。(3)利用公式①计算得到新的古地形(图 10), 图11为最终的一间房组古地形恢复图, 一间房组沉积之后的古深切河谷“ 朝天” 的现象得以纠正。公式①为:

C=2×B-A①

其中, C为纠正后正常的残厚法古地形(图5中的蓝线); B为大参数平滑趋势面(图5中的红色线); A为计算得到的残厚法古地形(图5中黑线)。

图9

Fig.9

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	图9 哈拉哈塘地区一间房组残厚法古地形“ 河道朝天” 现象Fig.9 Bottom-to-Up channel of palaeotopography of the Ordovician Yijianfang Formation in Hanikatam area

图10

Fig.10

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	图10 整体趋势面控制下的河道反转实现Fig.10 Channel reverse controlled by whole trend surface

图11

Fig.11

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	图11 哈拉哈塘地区奥陶系一间房顶面残厚法古地形图Fig.11 Palaeotopography of the Ordovician Yijianfang Formation Top by residual thickness method in Hanikatam area

4.1.3 古地理环境控制作用

从哈拉哈塘地区奥陶系古河道识别、一间房组岩溶古地形恢复成果可知, 研究区奥陶系一间房组岩溶储集层以良里塔格组地层尖灭线为界, 具有南北分区的特点。

良里塔格组地层尖灭线以北暴露区处于古水系上游地区, 水系支流不发达, 水源分布不均匀, 属于古地形较高地区, 该区域内一间房组岩溶地层经过暴露被强烈破坏, 可能造成一间房组残余岩溶地层厚度变薄、物性变差, 属于较差岩溶储集层发育区。以B6井为例, B6井钻穿一间房组, 地层缺失上奥陶统桑塔木组和良里塔格组, 缺失中奥陶统吐木休克组上部地层, 位于奥陶系古地形高且古水系欠发育区(图 6, 图11), 一间房组有效储集层规模较小, 仅发育厚度为11 m的Ⅱ 类储集层。

良里塔格组地层尖灭线以南层间岩溶区处于水系中下游, 支流水系发达, 能够形成大面积水源供给, 一间房组古地形为缓坡区, 分布有大量岩溶残丘, 属于良好的岩溶储集层发育区。以B10井为例, B10井钻穿一间房组, 奥陶系地层序列发育完整, 属于水系发育、岩溶残丘发育的有利岩溶发育地区(图 6, 图11), 一间房组发育厚度为5 m的Ⅰ 类储集层、总厚度为12.5 m的Ⅱ 类储集层。

4.2.1 断裂系统精细刻画

断裂地震识别技术是利用通过断裂的地震同相轴具有波形剧烈形变乃至中断的特点, 通过同相轴波形连续性相干算法实现断裂系统的识别。

普通波形连续性预测(ESP)相干算法能够识别区域大断裂, 但是易受到溶洞、河道等较大规模速度异常地质体的影响, 成像效果不佳。优化的构造识别体(Structure Cube)算法通过优化, 同时计算不同规模地震同相轴的不连续性, 最后综合计算波形相干值, 最大限度地消除了上述干扰因素, 能够较为准确识别出主要断裂系统, 从而得到研究区精细断裂系统分布图。

4.2.2 断裂系统控制作用

从图12中可以看出, 研究区发育典型大型“ X” 型共轭走滑断裂, 在其周围发育大量小型断裂系统。在区域强烈构造活动背景下, “ X” 走滑断裂控制着研究区整体构造格局。

图12

Fig.12

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	图12 基于Structure Cube优化算法的哈拉哈塘地区一间房组顶面断裂系统分布图Fig.12 Small-micro fault system of the Ordovician Yijianfang Formation top in Hanikatam area based on optimized Structure Cube volume

经过和研究区已有钻井资料比对, 证实图12中的蓝色区域为岩溶不发育区, 橙色区域为岩溶强烈发育区, 红色线条为不同规模的断裂系统。从图12中断裂与岩溶发育区的空间配置关系可知, 研究区大型“ X” 走滑断裂对中奥陶统一间房组岩溶储集层没有明显的控制作用, 岩溶储集层不具有沿“ X” 形走滑断裂分布的特征; 岩溶储集层主要发育在“ X” 形走滑断裂伴生的小型断裂系统周围, 二者在空间上具有较强的重叠性。这是因为大型走滑断裂伴生的小型断裂具有局部构造活动强烈、易使岩层破碎的特点, 且易沟通地层水, 对层间岩溶发育具有主要的控制作用, 结合古河道与岩溶地层的空间分布可知, 内幕区由于水系发达、小断裂系统非常发育且分布范围广, 具有良好的岩溶储集层发育条件, 是一间房组主要的岩溶储集层分布区域, 其中, B7井位于“ X” 形走滑断裂伴生的小断裂区域, 中奥陶统一间房组底部发育厚度为5 m的Ⅱ 类储集层。