塔里木盆地寒武系沉积相控型白云岩储集层质量主要受沉积微相控制, 以塔中地区下寒武统肖尔布拉克组为典型代表。针对塔里木盆地寒武纪沉积古地理特征已开展了相关研究, 冯增昭等(2006)认为塔里木盆地寒武纪总体上为海进环境, 早寒武世为碳酸盐岩台地, 中晚寒武世尽管盆地扩大但台地变化不大。倪新锋等(2015)认为早寒武世为缓坡型台地、中寒武世为镶边型蒸发台地、晚寒武世为镶边型台地, 发育陡坡型及缓坡型碳酸盐岩台地边缘。张光亚等(2015)认为早寒武世自西向东发育开阔台地、局限台地、台地边缘等沉积相带, 中寒武世以开阔台地相、斜坡相为主, 晚寒武世有斜坡相、广海陆棚相和半深海盆地相等展布。塔里木盆地寒武系白云岩储集层主要成因分类有萨布哈白云岩、渗透回流白云岩、埋藏白云岩和热液白云岩(赵文智等, 2012; 郑剑锋等, 2013; Jiang et al., 2016)。

塔里木盆地岩溶改造型储集层主要发育于塔北地区寒武系下丘里塔格组(Wang et al., 2020a)。岩溶类型包括潜山岩溶、内幕层间岩溶、埋藏— 热液岩溶等(沈安江等, 2015; 赵文智等, 2015; 郑剑锋等, 2015)。潜山岩溶受大型的角度不整合以及地表剥蚀和峰丘地貌控制(沈安江等, 2015; 赵文智等, 2015)。潜山岩溶形成的大规模洞穴和溶蚀孔洞及其伴生的裂缝是下丘里塔格组白云岩主要的储集空间类型(郑剑锋等, 2015; Wang et al., 2020a)。高能沉积相带控制了岩溶分布范围, 与不整合相关的淋滤是岩溶作用的关键, 断裂发育对岩溶储集层进一步叠加改造(沈安江等, 2015; 朱光有等, 2018)。牙哈— 英买力潜山岩溶区, 位于潜山风化壳之下, 白云岩储集层垂向上长期遭受大气淡水淋滤, 形成规模的溶孔洞缝, 甚至大规模洞穴(郑剑锋等, 2015; Wang et al., 2020a)。

“ 沉积相控型” 白云岩储集层的形成受到沉积相带展布的控制, 各沉积微相对应不同沉积环境的差异影响着碳酸盐岩储集层中原生孔隙发育程度, 一定程度上影响了储集层的品质(赵文智等, 2015; 赖锦等, 2020)。塔里木盆地寒武系发育开阔台地、局限台地和蒸发台地等沉积相带, 其中盐上下丘里塔格组主要为局限台地沉积, 发育潮坪(云坪和灰云坪等)和滩间海等沉积微相, 盐间(阿瓦塔格组、沙依里克组和吾松格尔组)以蒸发台地沉积为主, 发育膏盐湖和潮坪(膏云坪、膏泥坪)等沉积微相, 而盐下肖尔布拉克组则大规模发育碳酸盐岩缓坡沉积, 发育砂屑滩、微生物丘等沉积微相。

在不同相带沉积背景下, 该白云岩储集层岩性主要包括泥粉晶白云岩(图 2-A)、结晶白云岩(图 2-B, 2-C)、残余颗粒白云岩(图 2-D)和膏质白云岩(图 2-E, 2-F), 随着结晶程度的增加, 白云岩颜色由灰黑色变为灰白色调(图 2)(Zhu et al., 2015; 郑剑锋等, 2016; Lai et al., 2021a)。镜下可见泥粉晶白云岩(图 3-A)和残余颗粒白云岩(图 3-B), 部分沉积原始组构特征得以保留, 体现出沉积相控的特征。薄片镜下观察表明其主要储集空间为组构选择性溶蚀孔隙, 包括膏模孔、颗粒溶蚀孔等(图 3-C, 3-D)(赵文智等, 2012; 郑剑锋等, 2013; Lai et al., 2021a)。如下寒武统肖尔布拉克组丘滩相、缓坡相沉积体系白云岩储集层发育于水动力条件较强的环境, 具有相对较好的物性特征(杜金虎和潘文庆, 2016; 王珊等, 2018; 乔占峰等, 2019)。

图 2

Fig.2

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	图 2 塔里木盆地寒武系沉积相控型白云岩不同岩性岩心特征 A— 泥粉晶白云岩, 中深1井, 寒武系肖尔布拉克组, 6767.56m; B— 结晶白云岩, 中古58井, 寒武系下丘里塔格组, 3712.28m; C— 结晶白云岩, 中古58井, 寒武系下丘里塔格组, 3710.92m; D— 残余颗粒白云岩, 楚探1井, 寒武系肖尔布拉克组, 7756.61m; E— 膏质白云岩, 中深5井, 寒武系沙依里克组, 6555.16m; F— 膏质白云岩, 中深5井, 寒武系沙依里克组, 6596.51mFig.2 Core photos showing various lithologies of depositional facies controlled Cambrian dolostones in Tarim Basin

图 3

Fig.3

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	图 3 塔里木盆地寒武系不同白云岩的储集空间镜下特征 A— 泥粉晶白云岩, 和田2井, 5045m, 寒武系下丘里塔格组; B— 残余颗粒白云岩, 中古582井, 3626.98m, 寒武系下丘里塔格组; C— 萨布哈白云岩, 膏模孔, 牙哈10井; D— 渗透回流白云岩, 颗粒溶孔(选择性溶蚀孔), 楚探1井, 7770.25m, 寒武系肖尔布拉克组; E— 埋藏白云岩, 中细晶白云岩, 雾心亮边, 晶间溶孔, 中古61井, 3550.42m, 寒武系下丘里塔格组; F— 热液白云岩, 残余颗粒白云岩, 萤石, 中古 61井, 3548.6 m, 寒武系下丘里塔格组Fig.3 Thin section images showing various lithologies and pore spaces of the Cambrian dolostones in Tarim Basin

萨布哈白云岩和渗透回流白云岩属于典型沉积相控型白云岩储集层(赵文智等, 2015; 郑剑锋等, 2015)。其中萨布哈白云岩岩性以泥晶、粉晶白云岩为主, 主要形成于膏云坪等沉积微相, 可见泥裂及鸟眼等暴露构造, 常伴生硬石膏, 储集层空间主要是膏模孔(组构选择性溶蚀)(图 3-C)(赵文智等, 2012; 郑剑锋等, 2013)。渗透回流白云岩岩性主要为(残余)颗粒白云岩, 白云石晶体以粉— 细晶为主, 伴生硬石膏, 多形成于蒸发台地相带的云坪微相或颗粒滩微相, 储集空间主要为残留粒间孔(组构选择性溶蚀)、格架溶蚀孔等(图 3-D)(赵文智等, 2012; 郑剑锋等, 2013; Lai et al., 2021a)。

埋藏白云岩和热液白云岩虽然其储集空间(晶间孔、晶间溶孔和热液溶蚀孔隙)具有一定的非组构选择性, 但其储集层品质依然受到沉积相带的控制, 即晶间孔、晶间溶蚀孔等多出现于中细晶白云岩以及残余颗粒白云岩中(高能沉积相带)(图 3-E, 3-F)(赵文智等, 2012; 郑剑锋等, 2012, 2013; Jiang et al., 2016)。因此虽然埋藏白云岩和热液白云岩有时将其归类“ 成岩改造型” 白云岩储集层中(赵文智等, 2015), 但由于该类储集层未经历规模岩溶改造, 其储集层质量仍然受到有利沉积微相的控制, 依然可以通过沉积微相的约束决定其有利储集层的展布(赖锦等, 2020)。

岩溶改造型白云岩储集层岩性主要为岩溶角砾岩, 此外也包括一部分结晶白云岩, 其储集空间为明显的溶蚀孔洞、溶缝以及洞穴, 大多数岩心表现得很破碎, 体现出岩溶改造型白云岩规模发育的孔、洞、缝等特征(图 4)。英买— 牙哈地区寒武系下丘里塔格组白云岩主要岩性包括残余颗粒云岩(图 4-A)、硅质云岩、结晶白云岩(泥粉晶到中细晶)(图 4-B), 以及普遍发育的岩溶角砾岩(图 4-C, 4-D, 4-E)。储集空间主要是非组构选择性溶蚀形成, 包括溶孔、溶洞、溶缝以及大规模发育的洞穴(图 4-D, 4-E)。其储集层空间明显不具有沉积相控型白云岩储集层的强烈岩性选择性(沈安江等, 2015)。

图 4

Fig.4

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	图 4 塔里木盆地寒武系下丘里塔格组岩溶改造型白云岩岩性和储集空间特征 A— 细晶白云岩, 英买321井, 5350~5354.6 m; B— 岩溶角砾岩, 英买321井, 5350.64m; C— 岩心破碎, 英买321井; D— 岩溶角砾岩, 溶洞和溶缝, 牙哈23-1-118H井, 5911.37m; E— 岩溶角砾岩, 溶洞和溶缝, 牙哈1-3井, 6032mFig.4 Core photos showing various lithologies and pore spaces of karst controlled the Cambrian Xiaqiulitage Formation dolostones in Tarim Basin

岩溶改造型储集层类型主要发育洞穴型、孔洞型和裂缝型(朱光有等, 2018), 裂缝甚至可沟通孔洞, 形成裂缝— 孔洞型储集体, 而大规模发育的洞穴往往岩心表现为比较破碎(图 4), 表现为钻井过程中的钻具放空和钻井液漏失(朱光有等, 2018)。岩溶改造型储集层孔洞缝发育主要受不整合面及断裂控制, 孔洞缝主要分布在不整合面之下0~100m范围, 垂向上串珠状分布, 横向上沿潜水面呈准层状分布(Loucks, 1999; 沈安江等, 2015; 赵文智等, 2015)。

当碳酸盐岩经构造抬升裸露地表后, 将遭受大气淡水不同程度的溶解和充填作用, 储集体发育垂向上显分带性(何江等, 2013)。根据不同的溶蚀动力差异, 可以将通常所说的岩溶改造型储集层垂向上自上而下划分出表层岩溶带、垂直渗流带、水平潜流带和深部缓流带等4个岩溶相带(焦伟伟等, 2011; 何江等, 2013; 达丽亚等, 2019; 华晓莉等, 2020; Wang et al., 2020a)。表层岩溶带, 也叫风化残积带, 是地表岩石遭受强烈风化淋滤的产物, 可见陆源碎屑颗粒充填溶蚀洞缝等现象; 垂向渗流带出露在潜水面以上, 形成于大气淡水在重力驱动下发生垂直渗流, 以垂直或高角度裂缝发育为特征; 水平潜流带在潜水面之下, 缓流带之上, 当垂向渗流带的水进入潜水面之后, 发生横向近水平流动, 因此水平潜流带发育顺层溶蚀孔洞为主。最后水流至泄水面, 由于水流动极其缓慢, 溶蚀作用较弱, 形成深部缓流带, 孔缝不太发育(焦伟伟等, 2011; 达丽亚等, 2019; 华晓莉等, 2020)。因此岩溶改造型储集层垂直渗流带、水平潜流带发育有规模分布的裂缝和沿裂缝分布的溶蚀孔洞, 二者常常互相连通, 构成统一的缝洞储集层系统, 成为有利的岩溶储集层发育带(焦伟伟等, 2011; Wang et al., 2020a)。

无论是沉积相控型白云岩储集层, 抑或是岩溶改造型白云岩储集层, 其储集空间的形成与储集层的成因地质模式有着必然的关联, 这也是储集层的预测地质依据(赵文智等, 2015; 郑剑锋等, 2015)。

沉积相控型白云岩优质储集层主要发育于局限台地相带的云坪微相或颗粒滩微相、蒸发台地的膏云坪等或碳酸盐岩缓坡沉积中的高能颗粒滩等沉积微相。相对高能沉积背景下形成的颗粒碳酸盐岩具有较高的原生孔隙度, 同时也有利于后期白云化以及溶蚀流体改造, 因此易于发育优质储集层(图 5)(张德民等, 2016; 赖锦等, 2020)。

图 5

Fig.5

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	图 5 塔里木盆地寒武系不同类型白云岩孔渗关系图Fig.5 Crossplot of permeability and porosity of various types of the Cambrian dolostones in Tarim Basin

而岩溶改造型白云岩储集层质量受沉积相带的控制已经不明显, 强烈的潜山岩溶作用导致规模孔、洞、缝发育的白云岩储集层在垂向上表现出明显的分带性, 优质储集层的发育明显受岩溶相带的控制(Wang et al., 2020a)。风化残积带可形成大型洞穴、垂直渗流带则以规模发育的高角度和垂直裂缝为主, 水平潜流带可见顺层发育的溶蚀孔洞, 因此, 除深部缓流带以外, 表层岩溶带、垂直渗流带、水平潜流带均可形成有利的储集体, 尤其是垂直渗流带和水平潜流带裂缝和孔洞可相互沟通形成有利的缝洞网络, 是有利的油气储集区带(图 5)。

根据塔里木油田生产实践, 优质储集层发育标准对于岩溶改造型储集层而言, 满足基质孔隙度大于8.0%、裂缝孔隙度大于0.1%即为有利储集层, 一般不用酸化压裂, 就可获得工业产能的储集层。而针对沉积相控型储集层, 满足基质孔隙度大于2.0%即为有利储集层, 在经先进的工艺技术酸化、压裂改造后即能获得工业产能的储集层。

白云岩不同沉积微相具有典型识别相标志, 在常规及成像测井资料中有着不同的综合识别特征(赖锦等, 2021), 因此要实现沉积微相的单井测井识别与划分, 首先应总结不同沉积微相的测井综合响应特征, 建立“ 常规— 成像— 岩心特征” 的不同沉积微相测井识别图版。

塔中、柯坪— 巴楚地区肖尔布拉克组分布面积广, 受海平面升降和波浪作用的影响, 高能带滩相沉积搬运距离可以很远, 在缓坡型碳酸盐岩台地内形成广布的颗粒滩(赵文智等, 2014)。据前人研究和岩心薄片分析结果认为肖尔布拉克组沉积环境主要为碳酸盐岩缓坡, 包括内缓坡、中缓坡、中缓坡外带等亚相。由陆向海可细分为混积坪、泥云坪、藻纹层丘、颗粒滩、云坪和潮下带等主要的微相类型(倪新锋等, 2015; 黄擎宇等, 2016; 严威等, 2017; 田雷等, 2018; 王珊等, 2018)。

混积坪相发育于内缓坡亚相, 形成于潮上带环境陆源碎屑供给, 岩性为云质粉砂岩, 可见明显的泥质纹层。常规测井曲线表现为中等自然伽马、电阻率偏低、低声波时差的特点, 在成像测井图像上展现出薄层状模式, 指示其中泥质纹层的发育(图 6-A)。

图 6

Fig.6

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	图 6 塔中地区寒武系肖尔布拉克组白云岩不同沉积微相测井综合识别图版 A— 混积坪沉积微相, 中寒1井; B— 泥坪沉积微相, 舒探1井; C— 藻纹层丘沉积微相, 中深5井; D— 砂屑滩沉积微相, 楚探1井; E— 云坪沉积微相, 中寒1井; F— 潮下带沉积微相, 和田2井Fig.6 Well log recognition models of various depositional microfacies of the Cambrian Xiaoerbulake dolostones in central Tarim Basin

泥云坪微相发育于碳酸盐岩台地潮上带, 属于潮坪亚相, 泥质含量较高。常规曲线特征为高自然伽马, 低电阻率, 高声波时差, 低密度。在成像测井图像上展现出明显的条带状模式, 与其中的泥质条带相对应(图 6-B)。

微生物(藻纹层)丘微相具有典型潮上带沉积特征, 属于内缓坡丘滩亚相。岩心有较好的成层性, 藻纹层明显。常规曲线特征为低— 中自然伽马、中— 高电阻率、低声波时差、低密度。在成像测井图像上展现出层状模式。此处以中深5井为例, 成像测井为薄层状模式(图 6-C)。

颗粒滩(砂屑滩)微相具典型潮间带沉积特征, 属于中缓坡丘滩亚相, 与其他微相区别在于岩性主要为残余砂屑云岩。常规测井表现为中等自然伽马、低电阻率、中高声波时差、低密度的特点, 成像测井为暗斑状模式(图 6-D)。

云坪微相位于中缓坡沉积亚相, 其岩性以浅灰色泥粉晶白云岩为主, 部分发育中细晶白云岩, 岩心上未见明显的溶蚀孔洞, 其储集空间多以晶间孔和晶间溶孔为主。常规测井表现为低自然伽马值、中— 高密度以及中— 高电阻率的响应特征, 成像测井上则表现为亮色块状模式, 内部缺乏明显的纹层构造(图 6-E)。

潮下带沉积环境水动力条件较弱, 属于中缓坡外带亚相, 主要岩性为深灰色泥晶白云岩。常规测井表现为高自然伽马、低电阻率、高声波时差、低密度的特点, 成像测井以薄层— 斑状复合模式为主(图 6-F)。

针对沉积相控型白云岩, 优质储集层形成主要受控于沉积微相的展布, 同时也受到后期成岩和构造改造影响(具体表现为发育溶孔、溶洞和裂缝等不同储集空间), 因此通过总结沉积微相的测井响应特征从而建立不同沉积微相的测井识别评价方法, 可在沉积微相约束下实现优质储集层的测井预测(李国欣等, 2018; 赖锦等, 2020; Lai et al., 2021a)。通过取心资料与常规测井曲线的相互标定, 分析不同沉积微相在常规测井曲线及成像测井图像的响应特征, 能够实现基于测井资料的沉积微相定性、半定量测井判别(Donselaar and Schmidt, 2005; 王珺等, 2005; 倪新锋等, 2007; Xu et al., 2007; 孙鲁平等, 2009; 吴煜宇等, 2013; Keeton et al., 2015; 赖锦等, 2018)。鉴于成像测井地质信息的丰富性, 基于成像测井的方法已在复杂古老碳酸盐岩储集层沉积微相识别中得到了广泛的应用(何小胡等, 2011; Wang et al., 2020b; 赖锦等, 2020)。

充分利用常规测井结合成像测井实现了各单井沉积微相连续识别划分, 划分结果表明, 中寒1井肖尔布拉克组以碳酸盐岩缓坡沉积为主, 主要的微相包括内缓坡的混积坪、泥云坪, 同时也可见微生物丘沉积微相, 此外中缓坡的颗粒滩沉积微相以及云坪微相也规模发育。结合试油资料可以得知, 有利储集体发育段对应的沉积微相类型主要为颗粒滩及云坪, 相应地, 混积坪和泥云坪对应的微相储集层质量较差(图 7)。中寒1井单井纵向上划分结果表明, 有利的储集体主要对应于中缓坡颗粒滩沉积微相, 常规曲线的低自然伽马、低密度和相对低电阻指示了比较好的物性, 在成像测井上表现为暗斑状, 指示溶蚀孔洞发育的特征, 该段孔隙度值可达5.0%以上, 为典型有利储集层发育特征(图 7)。

图 7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 7 塔里木盆地中寒1井单井沉积相划分及优质储集层预测Fig.7 Depositional facies division and prediction of high quality reservoirs using well logs in Well Zhonghan 1 in Tarim Basin

通过岩心观察, 结合常规和成像测井研究表明, 不同的岩溶相带, 在岩性、储集空间及其成像测井响应特征方面, 均具有特定的特征。

表层岩溶带岩心相对破碎, 可见充填的岩溶角砾岩, 但其规模较小, 偶尔可见发育的溶蚀孔洞(图 8)。

图 8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 8 塔里木盆地不同岩溶相带岩心、成像测井和储集空间描述Fig.8 Core photo, image logs lithology and pore spaces of various karst facies zones in Tarim Basin

垂直渗流带岩性可以为灰白色中细晶白云岩, 也可见岩溶角砾岩, 部分甚至可见泥质充填, 垂直渗流带最典型的特征为岩心上可见规模发育的高角度裂缝及与高角度裂缝伴生的溶蚀孔洞, 在成像测井上表现为暗色正弦曲线与暗斑特征叠加。高角度裂缝有时可与溶蚀孔洞相互沟通, 形成有效的裂缝型或缝洞型储集层(图 8)。

水平潜流带岩性可见灰白色结晶白云岩和残余颗粒白云岩, 顺层溶蚀而形成的溶蚀孔洞为其主要鉴别特征, 岩心上明显可见顺层溶蚀的迹象, 并且顺层还可能发育一些近水平裂缝, 因此水平潜流带孔缝主要沿着水平方向分布, 其横向延展性较好, 但纵向上分布规模较小。成像测井上的暗色条带内部的暗斑以及暗线指示了顺层发育的裂缝以及溶蚀孔洞(图 8)。水平潜流带和垂直渗流带岩溶强度适中, 有效的溶蚀既可形成储渗空间, 又不至于崩塌破坏, 最有利于孔洞缝发育(何江等, 2013)。

深部缓流带岩溶作用较弱, 孔隙发育少, 岩石相对致密, 成像测井上指示裂缝和孔洞的正弦曲线和暗斑图像已基本不可见, 说明深部缓流带由于流体基本不流动, 岩溶基本不发生, 以沉淀和充填作用为主, 因此该岩溶相带一般难以形成规模发育的有利储集体(何江等, 2013)(图 8)。

通过以上岩心观察结合成像测井即可建立不同岩溶相带的测井识别模式与准则。研究发现, 不同的岩溶相带, 其储集空间以及成像测井图像特征具有明显差异, 因此, 通过成像测井的精细观察再结合常规测井等研究, 即可实现岩溶相带的单井识别与划分(图 8)。

单井划分的结果表明, 塔北地区英买— 牙哈地区下丘里塔格组岩溶储集层垂向具有分带性特征, 自上而下分为表层风化岩溶带、垂直渗流带、水平潜流带和深部缓流带。不同的岩溶相带测井响应特征与孔洞缝等发育特征差异显著(图 9)。

图 9

Fig.9

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	图 9 塔里木盆地牙哈23-1-118H井白云岩单井岩溶相带划分及优质储集层识别Fig.9 Division of single well karst facies zone and identification of high quality reservoir of dolostones in Tarim Basin using well logs in Well YH 23-1-118H

表层岩溶带常规测井特征为自然伽马急剧降低、电阻率开始增高、孔隙度与上覆地层出现差异, 自然伽马能谱测井也表现出明显的突变特征, 代表一个表层风化岩溶相带与上覆碎屑岩的突变接触关系, 成像测井在表层岩溶相带也具有明显的突变特征, 往往表现为暗斑状模式, 代表发育的岩溶角砾岩以及可见的孔洞特征(图 9-A)。

垂直渗流带常规测井特征为自然伽马低且平直, 整体高电阻背景, 但在裂缝和孔洞发育段, 电阻率出现尖刺状降低, 在高角度和孔洞发育段, 除电阻率有响应外, 声波时差和密度也出现明显升高和降低, 因此垂直渗流带内部孔洞发育段通过常规测井即可定性判别。而结合成像测井可进一步证实其中的孔洞和裂缝发育段, 甚至成像测井上可见沿裂缝溶蚀扩大, 并进一步发育溶蚀孔洞, 孔隙度常可达到10.0%以上, 为典型有利储集层段, 成像测井总体表现为线状— 斑状模式(图 9-B)。

水平潜流带常规测井同样表现为低而平直的自然伽马曲线, 电阻率的高低同样也指示了孔洞发育与否, 同时声波和密度曲线也是孔洞发育与否的鉴别标志。但与垂直渗流带的区别在于, 水平潜流带不发育高角度裂缝, 也少见沿着裂缝的规模溶蚀现象, 且水平潜流带发育的溶蚀孔洞规模明显比垂直渗流带要低, 成像测井显示其为明暗相间的层状组合, 指示水平溶孔溶洞发育, 呈厚层状模式。水平潜流带在发育规模上要比垂直渗流带要大, 但有利储集层发育层段明显减小, 单井纵向上成像测井的连续观察表明, 近50m的水平潜流带, 其中的暗色条带(指示顺层溶蚀孔洞发育)仅发育10处, 且厚度0.1~0.5 m(图 9-C)。

深部缓流带常规测井特征为自然伽马低平、密度增大、声波时差降低, 孔隙度曲线指示其物性较差; 成像测井显示其以亮色为主, 不发育暗斑和暗色正弦曲线(图 9)。

常规以及成像测井精细解释辅以岩心观察的结果表明, 针对塔北地区英买— 牙哈地区下丘里塔格组岩溶改造型白云岩来看, 其有利的储集体主要发育在规模发育的垂直渗流带和水平潜流带, 实际的试油结果表明在垂直渗流带, 获得了高产油气流, 论证了岩溶改造型白云岩储集层期岩溶相带控制了有利储集层垂向分带性(图 9)。因此通过常规测井, 结合成像测井等划分单井岩溶相带, 即可实现普遍致密的古老白云岩储集层有利储集体的预测工作。