平面展布特征
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发布时间：2022-05-01 06:36
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时间：2022-06-25 15:16
古岩溶的横向发育明显受古地貌的影响，一般把岩溶地貌划分为岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶盆地。这种划分既要考虑上覆地层的分布趋势，又要考虑下伏地层的残留厚度和风化性质，同时也不能忽视古地貌本身的形态特点。据奥陶系上覆石炭系本溪组地层等厚图及下伏上马家沟组残余地层厚度，依“填平补齐”原理作出本区前石炭纪古岩溶地貌图（图6.2A），从图中可以看出，加里东期的地形是东南高、北西部低，水流方向是自东南向北西的。在古地貌图上，可将本区分为岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶盆地。同理，据中奥陶统下马家沟组地层等厚图分析，划分出怀远运动期的岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶盆地（图6.2B）。
图6.2 南华北地区岩溶古地貌图
对地质历史时期中深埋地下的古岩溶地貌的恢复通常是比较困难的。目前，比较常用的古地貌恢复方法有印模法、残余厚度法、“V”字填图法及地震模型预测法等，应用较广泛和成熟的是印模法。本书主要依据印模法“填平补齐”原理，在古风化壳的上覆地层中寻找一个比较准确的、可代表古侵蚀面的地层界面，然后通过该界面与风化壳之间的地层厚度变化，求取风化壳的地形相对高差作为判别侵蚀面的地形地貌印模，对研究区两期风化壳岩溶古地貌进行了恢复。具体步骤如下。
6.1.2.1 选择恢复古地貌的基准面
若要恢复风化壳出露地表遭受风化剥蚀时的古地貌形态，最准确的办法是确定当时基准海平面，然后通过基准面与风化壳面的相对高差求取风化壳上地形的相对高低，了解是凸起的残丘、台地、下切的沟谷，还是洼地、平原。但由于风化壳面的相对高差经过多期次构造运动的改造，当时的基准海平面现在已无法测量。如果风化壳在持续下沉接受沉积过程中，构造运动为垂直升降运动或以垂直升降运动为主（没有侧向挤压），那么虽然风化壳被海水淹没，并被地层下埋，但其相对的起伏高差可得以保存，只是基准面上移升高而已。因此，在风化壳上覆地层中寻找一个较准确的代表古海平面的地层界面，通过该沉积界面与风化壳间的地层厚度来求取风化壳上地形的相对高低，从而恢复古地貌是可行的。基准面沉积界面必须满足以下条件：必须是全区范围内分布的等时界面，能够代表当时海平面；该沉积界面离风化壳面越近越好，因为越接近风化壳，风化壳受后期构造活动影响及古地貌相对起伏的变化越小，该沉积界面与风化壳间的地层厚度越能反映风化壳当时的地形起伏变化。研究区奥陶系存在两次风化壳岩溶。通过地层对比分析，奥陶系顶部石炭系本溪组在区内分布广泛，沉积稳定，基本覆盖了全区，并且本溪组与奥陶系之间仅有一层风化壳残留的铝土层，其厚度和压实作用可以忽略不计。因此，本溪组可作为前石炭纪风化壳岩溶古地貌恢复的良好基准面。中奥陶统下马家沟组主要为一套台地潮坪碳酸盐岩沉积，区内分布广泛，可作为前下马家沟期风化壳岩溶古地貌恢复的基准面。
6.1.2.2 确定地形高差，判断溶蚀强度，进行地貌分区
收集区内研究资料，编制风化壳岩溶下伏残留地层等厚线图及岩溶剖面发育对比图等资料，进行综合分析。
首先，通过对岩溶作用地层沉积相图及残留等值线图综合分析确定研究区整体高差。研究区晚寒武世末期—早奥陶世曾遭到抬升剥蚀，单纯用下马家沟组作为古地貌恢复的标志层可能受到影响，所恢复出的古地貌会掺杂怀远运动的因素。为了评估这种影响有多大，我们可以参照中寒武统的地层等厚图，因为中寒武统底部在本区是一个未受到剥蚀影响的面，而且寒武系的厚度在研究区显示较为稳定。如果中奥陶系灰岩顶面的高低起伏的形态主要是在晚寒武世—早奥陶世怀远运动期间形成的，那么中奥陶统下马家沟组底面埋深图上的相应位置也应该出现这样的起伏形态。事实上，中奥陶世早期下马家沟组底面形态总体表现为一个单斜。这从另一个侧面说明了怀远运动在本区主要表现为整体抬升，并未形成明显的地貌起伏，早奥陶世古岩溶地貌形态主要是在中奥陶统沉积前形成的，选用下马家沟组作为古地貌恢复的标志层是可行的。同理，选用石炭系本溪组作为上马家沟组古岩溶地貌恢复的标志层。
其次，对野外及钻井岩溶剖面进行详细分析，根据保留的溶孔、残积物等特征进行垂向分带，划分各发育剖面图，判断溶蚀强度。
最后，根据研究区整体高差的方向，选取多条纵向、横向岩溶剖面进行对比校正。岩溶对比剖面可以反映各剖面垂向分带的差异及不同地区溶蚀作用强度的差异（图6.3）。在凤深1井—南3井岩溶对比剖面中可以看到，虽然单井岩溶剖面都在岩溶高地区，但是遭受风化程度不一，在周参8井与太参2井可以划分出少量残积带，主要是由于这两口井处于高地上的浅洼地区，发育残积沉积物。因此，岩溶对比剖面也是判断古地貌分区的重要标志。
图6.3 凤深1井—南3井岩溶剖面发育对比图
结合相对高程差及岩溶对比剖面划分古地貌单元：岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶盆地三个一级地貌单元。古地貌决定地下水的深度与活动范围及水动力场大小，所以古地貌决定风化壳古岩溶的深度、范围及强度，是岩溶发育的关键因素。古地形高的地方容易暴露于地表而接受大气淡水的溶蚀，同时暴露于地表高部位所受的机械破坏作用强，岩溶作用易于发生，风化壳岩溶发育的深度要大一些。
（1）岩溶高地
岩溶高地位于地势较高的部位，地貌形态表现为高平台、溶峰及高地上的岩溶浅洼，以接受侵蚀、溶蚀作用为主。从加里东运动所形成的前石炭纪古岩溶地貌图（图6.2A）可以看出，当时的古地貌形态表现为西南高东北低的格局，古水流方向是自西南向东北。其中岩溶高地分布于太康隆起及周缘地带，岩溶盆地主要发育在东北部地势较低的鲁西地区。研究区前石炭纪古岩溶高地位于太参1井—鹿1井—宿州市以西南地区，古地势整体较高，由西南向东北倾斜。在凤深1井等地发育一些高平台，这些平台之间分布着一些溶峰、溶蚀浅洼和浅槽。根据下马家沟组地层等厚图分析，早奥陶世风化壳古岩溶地貌表现为西南和东北高、中部低的形态（图6.2B）。西部的登封—周口一带及东部徐州东北由于构造抬升、相对海平面下降而演化为暴露的岩溶高地；而中部砀山—阜阳一带由于构造抬升幅度相对较小而演化为地势相对较低的岩溶盆地。
（2）岩溶斜坡
岩溶斜坡处于岩溶高地与岩溶盆地的中间地带，处于古地形斜坡位置，除大气降水垂直渗流补给外，还接受岩溶高地地下水的侧向补给，水动力作用强。既发育垂向溶蚀缝洞，也发育水平状溶洞，垂直形态和水平形态的地下岩溶均发育，可形成多层水平溶洞层。在岩溶斜坡地区含CO2的大气淡水活跃，风化淋滤作用强，不但使奥陶系上统峰峰组剥蚀殆尽，奥陶系中统下马家沟组也被部分剥蚀，而且在各岩溶带形成了大量的溶孔、溶洞、溶缝及洞穴，这些风化岩溶形成的有效储集空间构成了碳酸盐岩储层发育的重要条件。中奥陶统风化岩溶是在早期同生期岩溶的基础上，又一次遭受风化壳岩溶进一步改造形成大量的溶蚀孔、洞、缝，岩溶作用十分发育，是油气钻探的重点目标。
（3）岩溶盆地
岩溶盆地是岩溶准平原化和岩溶洼地不断扩大形成的，为负地形地貌，是地下水的排泄区，以地表径流和停滞水为主，甚至形成积水区，残积角砾岩一般分布在地势较低的岩溶盆地区。岩溶盆地中靠近岩溶斜坡区的部位，岩溶发育特征与岩溶斜坡类似，但其垂直渗流岩溶带的厚度减小，且充填程度高。枣庄唐庄位于岩溶盆地，奥陶系碳酸盐岩岩溶发育程度明显比岩溶斜坡区弱，风化壳岩溶垂向序列不完整，渗流岩溶带和潜流岩溶带厚度均薄或不发育。
6.1.2.3 利用岩溶剖面判别古岩溶微地貌单元类型和组合特征
通过对各岩溶剖面的深度分析，在各一级地貌单元内判别古岩溶微地貌单元类型和组合特征。风化壳岩溶具有明显的分带性，例如在太参3井岩心和测井资料研究中，岩溶作用影响的深度为1900～2040m，地层厚度140m，从不整合面向下可划分出地表残积带、垂直渗流带、水平潜流带、深部岩溶带四个岩溶带（图6.4）。
图6.4 太参3井上马家沟组岩溶剖面发育图
（1）地表残积带
在1900～1910m井段，为剥蚀面上的风化残积层，所形成的溶蚀孔洞多被后期沉积的泥质、铝土质充填，电阻率较低，接近泥岩。
（2）垂直渗流带
该带分布于1910～1970m井段，地层厚60m，岩性为灰色泥晶灰岩、云岩、云质灰岩不等厚互层间夹含灰云岩、含泥灰岩、含泥云岩、泥灰岩、泥质白云岩。测井曲线上表现为不规则齿状高伽马值、相对低电阻、高中子孔隙度等特征。因渗流带离风化壳距离最近，一方面，遭到岩溶高地和岩溶斜坡上的淡水直接淋滤，易发育大洞、溶蚀沟、缝及溶塌角砾岩，其所产生的缝洞以垂直或高角度为主；另一方面，所产生的缝洞又极易遭受地表物质的填充，一般情况下缝洞多被杂色泥质、粉砂及灰质全充填。因此，渗流带储集性能相对较好，但非均质性较强。
（3）水平渗流带
该带处于垂直渗流带与深部岩溶带之间，从井深1970m向下延伸到2006m，地层厚36m。岩性为灰色泥晶灰岩、云岩、云质灰岩不等厚互层间夹灰质白云岩、含泥灰岩、含泥云岩、泥质灰岩。取心段常规物性统计，孔隙度为0.51%～6.74%，测井曲线上表现为低伽马值、相对高电阻、低中子孔隙度等特征。该带岩溶水受压力梯度控制并沿水平方向流动，不会遭到淡水的垂直淋滤，淡水以渗流的方式通过垂直渗流带后，随着水动力的减弱以潜流的方式进入水平潜流带。相对于垂直渗流带而言，水平潜流带更容易产生低角度或水平溶蚀缝洞，且缝洞的充填程度较弱，一般为未或半充填，充填物为方解石、白云石等。因此，水平渗流带储集性能最优。
（4）深部岩溶带
该带分布于2006～2040m，地层厚34m。位于水平潜流岩溶带以下，岩性为灰色泥晶灰岩、云质灰岩。该井段电阻率成像测井解释，溶蚀孔洞不发育。在测井曲线上表现为相对高密度值、高中子值、低声波时差等特征。该岩溶带内地下水运动与交替极为缓慢，因此岩溶作用比较微弱，主要以形成晶间溶孔、粒间溶孔、溶蚀小缝的零散发育为特征，且多为粒状方解石、白云石、粘土矿物、粉砂等充填或半充填。
