黄骅坳陷大港探区下古生界碳酸盐岩潜山差异演化及优质储层成因

程 鑫，周立宏，操应长，金凤鸣，付立新，李宏军，楼 达，远光辉

[1.中国石油大学(华东) 深层油气重点实验室，山东 青岛 266580；2.中海石油(中国)有限公司 天津分公司，天津 300459；3.中国石油 大港油田分公司，天津 300280；4.海洋矿产资源评价与探测技术国家功能实验室，山东 青岛266071]

古潜山油气藏是渤海湾盆地油气资源最为富集的领域之一[1-7]，而在潜山油气藏中，以中、新元古界及下古生界碳酸盐岩的油气富集程度最高，探明储量约占潜山油气总储量的80%以上[7]。由于以往认识的局限性，碳酸盐岩潜山顶部块状油藏勘探程度高，深潜山和潜山内幕勘探程度低[5-6，8-10]。近年来，随着渤海湾盆地内长6、文古3和牛东1等一系列探井的成功[5，8-12]，深潜山和潜山内幕储层逐渐成为油气勘探的热点。随着国内外学者对岩溶作用研究的不断深入，对于潜山储层成因的解释也不仅局限于与不整合相关的表生岩溶，埋藏条件下与有机酸、H2S及热液等流体相关的溶蚀作用也被纳入到岩溶的范畴[13-26]，且同一储层往往伴随着多期岩溶的叠加[18，27]，使其成因更为复杂，优质储层的准确预测成为该类油藏勘探的难点。因此，优选典型研究区，对潜山优质储层成因进行系统的研究和对比，对于盆地内该类储层的准确预测及高效勘探具有重要意义。

大港探区是渤海湾油气区的重要组成部分，主要包括黄骅坳陷及其周缘沧县、埕宁隆起区，勘探面积约为1.8×104km2[28-31]，下古生界碳酸盐岩潜山同样是其重点勘探目标，勘探至今已发现千米桥、北大港、南大港、埕海、羊二庄、扣村、孔店、乌马营、王官屯等10余个下古生界潜山带(图1)，区内风化壳、潜山内幕和深潜山储层均有发育，具有结构复杂、类型多样、埋深跨度大的特点[2，30，32]。同时工区内下古生界勘探展现出强烈的不均衡性，中、北区勘探程度明显高于南区；断块型潜山勘探程度明显高于深埋型潜山，这种不均衡性也正是由于优质储层成因不明确所导致的。关于大港探区下古生界储层前人已开展了一定的工作，对于其储集特征和成岩作用类型进行了描述[28，33]，并建立了几种岩溶模式[18-19]。然而，不同类型潜山成岩-储集差异性仍缺乏系统的对比与总结，同时对于优质储层的成因研究还不够全面，仍需从潜山形成演化差异性角度出发，对工区内优质储层成因类型及其发育条件进行系统研究。因此，本文将在前人区域地质及储层研究的基础上，以区域构造演化及潜山结构为约束，以储层储集-成岩差异性为切入点，总结工区内优质储层成因类型，以期对工区内下古生界勘探做出指导，同时对盆地内其他地区类似储层的勘探也具有重要的借鉴意义。

1 地质概况

黄骅坳陷是渤海湾盆地内的次一级构造单元，东接济阳坳陷和渤中坳陷，西与冀中坳陷相邻，位于燕山东西向构造、太行山北东向构造和渤海湾南部弧形构造的结合部位[34]，整体呈北东-南西向延伸[28](图1)。坳陷内油气资源丰富，发育沙河街组二-三段、石炭-二叠系等多套烃源岩以及多种储盖组合[12，35]。其中，下古生界碳酸盐岩潜山以其复杂的演化过程和极强的非均质性备受关注。

图1 大港探区下古生界潜山分布及顶面构造图(改自大港油田勘探开发研究院)Fig.1 Contour map showing the Lower Paleozoic buried hills in Dagang prospect area (modified from data courtesy of the Exploration and Development Research Institute under Dagang Oilfield Co.)

黄骅坳陷下古生界为稳定克拉通背景下的海相碳酸盐岩陆表海沉积[30]，厚度在1 200～1 500 m[35]，可划分为寒武系和奥陶系两部分。寒武系自下而上可分为下统的府君山组和馒头组，中统的毛庄组、徐庄组和张夏组以及上统的崮山组、长山组和凤山组，而奥陶系残留地层可划分为下统冶里-亮甲山组以及中统马家沟组和峰峰组，上奥陶统缺失[28，30]。目前发现的油气层主要分布在峰峰组和马家沟组中。

2 构造演化及潜山结构类型

同渤海湾盆地内其他坳陷一样，黄骅坳陷古生代以来经历了加里东、海西、印支、燕山和喜马拉雅等多期构造运动的叠加改造，导致了下古生界碳酸盐岩储层极强的非均质性。由此可见，厘清工区构造演化过程及不同区域构造演化的差异性对于明确优质储层成因及分布至关重要。

2.1 黄骅坳陷构造演化特征

黄骅坳陷在古生代的构造运动以稳定升降为主，未经历明显的构造变形，中奥陶世末加里东运动使整个华北板块抬升，遭受长约150 Ma的风化剥蚀，缺失上奥陶统、志留系、泥盆系和下石炭统，随后再次沉降，接受石炭-二叠系沉积[35-39]。

中-下三叠统沉积后，印支晚期整个华北进入大规模挤压推覆变形阶段，受近南北向挤压作用的影响，黄骅坳陷形成了近东西向大型、宽缓的复式背斜-向斜构造和一系列断面倾向或南或北的叠瓦式逆冲构造[2，34-35，37-39]。但是，南北存在一定差异，中、北区为宽缓的大型复背斜，以剥蚀为主，南部地区为宽缓的复向斜，残留了较厚的中-下三叠统；燕山运动早期在太平洋板块俯冲作用下，受北西-南东向挤压构造影响，南区产生一系列北东向挤压构造，中、北区继承印支期古构造特征，持续遭受剥蚀，大面积缺失中-下三叠统、中-下侏罗统及部分古生界，而在南区保存相对完好[2，34-35，40]。工区在晚侏罗世—早白垩世进入裂陷期，晚侏罗世构造运动进一步加强，早—中侏罗世形成的走滑逆冲构造系统在此时发生了较大规模的平移活动，同时断层下切活动加剧，出现大量的中基性火山岩;走滑伸展区出现小型拉分地堑，发育火山碎屑岩及红色磨拉石建造;走滑推隆区推覆构造受挤上隆，古生界遭受进一步风化剥蚀[2，34]。早白垩世，构造运动强度大幅度减小，全区广泛接受沉积；晚白垩世黄骅坳陷再次出现区域隆升现象，并在南部地区出现花岗岩大面积侵位现象[34，40]。

喜马拉雅期构造运动主要表现为伸展和右旋走滑，古近纪以铲式和坡坪式正断层为主，前期的一些逆冲断层负反转；早期的北部印支高隆起区变成了现今的深凹陷区，南部印支期末—燕山期古坳陷则对应现今的隆起或凸起带；渐新世—中新世发生右旋走滑变形，北北东向的基底走滑断层及盖层中的走滑伴生构造分布在现今黄骅坳陷中轴线以东，走滑断层的推隆作用是新生代断层两侧形成潜山的直接动力[35]。

2.2 下古生界潜山结构特征及类型

中—新生代复杂的构造运动控制了黄骅坳陷叠合盆地演化、潜山形成以及油气的差异聚集[2，36-37]，形成了工区内结构多样的储层类型。以潜山结构特征(地层接触关系和断层发育情况)为基础，以研究区构造演化差异性为约束，将大港探区下古生界潜山划分为残丘山、间断侵蚀断块山、断块山、挤压褶皱山和重力滑动褶皱山5种类型。

1) 残丘山

是指下古生界遭受风化剥蚀形成的丘状“凸起”，部分潜山内部发育小规模断层，缺失上古生界及中生界，下古生界与新生界不整合接触，如埕宁隆起区的盐古1潜山(图2a)。该类潜山在接受上古生界及中-下三叠统沉积后，受印支期、燕山期挤压和新生代断块翘倾作用影响，一直位于构造高部位，处于持续剥蚀状态，导致上覆中生界及上古生界全部剥蚀，下古生界再次出露地表遭受淋滤，直到接受新生界沉积才进入埋藏定型阶段。

2) 间断侵蚀断块山

该类潜山明显表现为受断层控制的断块地貌，潜山内幕轻微褶皱或发育内幕逆冲断层，下古生界与中生界不整合接触，缺失上古生界，典型代表为工区北部的千米桥潜山(图2b)。潜山在接受上古生界及中-下三叠统沉积后，印支晚期和燕山早期的挤压作用使其褶皱抬升并形成一系列逆冲断层，持续剥蚀导致上古生界、中-下三叠统及中-下侏罗统缺失，致使下古生界再次发生表生淋滤，燕山中、晚期才开始接受沉积，到了喜马拉雅期受伸展断层的影响，形成“断块山”的地貌。

3) 断块山

断块山下古生界与上古生界平行不整合接触，中生界部分或全部缺失，地层内幕产状单斜或发生轻微褶皱，多是地层被反向断层切割形成反向断块山，部分被两条倾向相反的断层切割形成双向断块。该类潜山在工区广泛发育，北大港(图2c)、南大港、扣村以及徐黑潜山(图2d)都属于新生代断裂作用下形成断块山。由于印支期、燕山期地层受到挤压程度不同，部分发生褶皱变形，部分保持单斜产状；同时工区南北演化的差异也导致北部断块山多缺失中-下三叠统及中-下侏罗统，以发育上侏罗统-下白垩统为主，而南部中-下三叠统及中-下侏罗统较为发育。最终，燕山晚期及新生代的断裂作用将地层切割成山，埋藏定型。

图2 大港探区不同类型潜山地震剖面(剖面位置见图1)Fig.2 Seismic sections of different types of buried hills in Dagang prospecting area(see Fig.1 for the section locations)a.盐古1潜山；b.千米桥潜山；c.北大港潜山；d.徐黑潜山；e.乌马营潜山；f.孔店潜山

4) 挤压褶皱山

该类潜山在形态上呈背斜状，下古生界与上古生界平行不整合接触，褶皱翼部中生界发育完整，核部缺失侏罗系、白垩系及部分中-下三叠统。这类潜山主要分布在大港探区南部，典型代表为乌马营潜山(图2e)。其演化过程中，由于印支—燕山早、中期一直处于古向斜部位，故接受了厚层的中-下三叠统及中-下侏罗统沉积，晚白垩世构造挤压形成古背斜，同时导致核部中生界遭受强烈剥蚀，随后沉降接受新生界沉积。

5) 重力滑动褶皱山

重力滑动褶皱型潜山古生界发育齐全，中生界部分缺失，潜山核部断层较为发育，虽然也呈背斜形态，但其形成并非只受中生界的挤压作用控制，还受到新生代边界断层作用下发生重力滑动的影响，典型代表为孔店潜山(图2f)。在经历了印支晚期的抬升剥蚀后，该区在燕山早、中期接受侏罗系及下白垩统沉积。晚白垩世强烈的挤压使潜山初步褶皱抬升并形成一系列逆断层，中生界部分被剥蚀，随后新生代断层(沧东断裂和徐西断裂)的强烈活动使其发生重力滑动，进一步促进了背斜形态的形成。

3 储层特征

在对大港探区26口下古生界取心井进行系统岩心观察和取样的基础上，综合利用50余块铸体薄片、20余块阴极发光薄片的镜下分析鉴定，以及基于阴极发光分析的电子探针胶结物成分分析和离子探针胶结物微区氧同位素分析等测试手段，结合大港油田的物性分析及成像测井等基础数据，对工区内下古生界碳酸盐岩的岩性、储集性能和成岩作用等基本特征进行研究，以期为优质储层成因研究奠定良好的基础。

3.1 岩石学特征

研究区下古生界碳酸盐岩可分为灰岩、白云岩和角砾岩3大类。

1) 灰岩

可以分为(白云质)泥-微晶灰岩、内碎屑灰岩、(含生屑)鲕粒灰岩、结晶灰岩和泥质灰岩5种类型。泥-微晶灰岩是研究区发育最广泛的岩性之一，主要由晶粒小于30 μm的泥晶和微晶方解石构成，偶见少量(<10%)硬石膏(图3a)，可含白云石微晶，部分储层内白云石微晶含量可达10%以上，形成(含)白云质泥-微晶灰岩(图3b)；内碎屑灰岩也较为发育，以粉屑-砂屑结构为主(图3c)，部分可达砾屑，颗粒间亮晶方解石胶结；鲕粒灰岩多发育于寒武系张夏组，鲕粒粒径在250 μm～1 mm，粒间多为亮晶方解石充填，鲕粒灰岩内往往混有生物碎屑(图3d)，生物碎屑含量超过10%时为(含)生屑鲕粒灰岩；结晶灰岩含量相对较低，粉晶结构为主，部分可达细晶，他形晶相互镶嵌(图3e)；泥质灰岩中泥质含量25%～50%不等，灰质多为泥晶-微晶结构，泥质呈不均匀状分布于灰质中(图3f)。

2) 白云岩

可见泥-微晶白云岩、(含)膏质白云岩、灰质白云岩3种类型。泥-微晶白云岩在工区广泛发育，主要由泥-微晶白云石构成，泥-微晶白云石均匀分布(图3g)，可含少量泥质、灰质或硬石膏，部分微晶白云岩可见砂屑的交代残余结构(图3h)，可称之为微晶残余砂屑白云岩；一些泥-微晶白云岩内含大量(>10%)柱状硬石膏晶体，形成(含)膏质白云岩；灰质白云岩可见两种不同的结构，一种是白云石微晶含有较脏的方解石核心，同时微晶白云石间充填方解石(图3i)，另一种则是纯净的自形白云石微晶之间发育方解石胶结(图3j)。

3) 角砾岩

成分较为复杂，既可见灰岩角砾也可以见白云岩角砾，角砾岩可由单一成分原岩的角砾组成(图3k)，也可以是多成分角砾的混杂(图3l)，角砾间多被方解石(图3k)或泥质充填(图3l)。

图3 大港探区下古生界碳酸盐岩岩石学特征Fig.3 Petrography of the Lower Paleozoic carbonate rocks in Dagang prospecting areaa.扣24井，埋深2 297.70 m，泥晶灰岩(单偏光)；b.太17X1井，埋深3 511.50 m，含白云微晶灰岩(单偏光)；c.泊古1井，埋深1 801.50 m，粉砂屑灰岩(单偏光)；d.盐古1井，埋深1 895.20 m，含生屑鲕粒灰岩(单偏光)；e.泊古1井，埋深1 706.18 m，细晶灰岩(正交光)；f.徐10井，埋深1 342.49 m，泥质灰岩(单偏光)；g.沧参1井，埋深1 853.18 m，微晶白云岩(单偏光)；h.沧参1井，埋深2 065.15 m，膏质砂屑白云岩(单偏光)，右上角为同一视域正交光；i.盐古1井，埋深1 791.30 m，灰质白云岩(单偏光)；j.泊古1井，埋深2 101.25 m，灰质白云岩(单偏光)；k.板深701 井，埋深4 648.40 m，角砾白云岩(单偏光)；l.盐古1井，埋深1 579.37 m，泥质充填角砾岩

3.2 储集特征及其差异性

1) 物性特征

综合下古生界碳酸盐岩实测物性和测井解释物性分析表明(图4)，其孔隙度分布在0.08%～22.9%，平均为3.53%；渗透率在0.001×10-3～85.5×10-3μm2，平均为1.00×10-3μm2；孔-渗交会图上孔隙度与渗透率相关性差，表明其储集空间极为复杂。统计不同潜山类型碳酸盐岩物性可知，虽然不同类型潜山物性稍有差异，但均以孔隙度小于5%，渗透率小于0.1×10-3μm2为主，表现为整体致密的背景下发育部分物性较高的储层。

图4 大港探区下古生界碳酸盐岩物性特征Fig.4 Physical properties of the Lower Paleozoic carbonate rocks in Dagang prospecting areaa.下古生界储层物性孔-渗交会图；b1，b2.残丘型潜山物性分布直方图；c1，c2.间断侵蚀断块山物性分布直方图；d1，d2.断块 型潜山物性分布直方图；e1，e2.褶皱型潜山物性分布直方图

2) 储集空间类型及其差异性

大港探区下古生界碳酸盐岩经历复杂的演化后原生孔基本消失殆尽，储集空间整体以次生孔、洞、缝为主。其中孔、洞可分为角砾间孔、洞(图5a—e)、角砾内溶孔(图5e)、基质溶孔(图5f—i，n—o)和脉溶孔(图6d)。角砾间孔、洞多为岩溶角砾或构造角砾未被胶结物完全充填的残留孔、洞(图5a—d)，部分为角砾间胶结物溶蚀形成(图5e)；而基质溶孔则多沿裂缝分布(图5g—i)，少数为孤立的溶孔(图5f)；裂缝可分为被胶结物半充填或未充填的开启构造缝(图5g—k，n，o)、压溶缝(图5l)和沿早期裂缝扩溶形成的溶蚀缝(图5m)。

不同类型潜山的储集空间也具有差异性，其中残丘山是孔、洞为主的储层，主要发育角砾间孔、洞(图5a)以及基质溶孔(图5f)和脉内溶孔(图6d)，发育少量构造缝及溶蚀缝(图5m)，且随距不整合面距离增加，孔、洞含量逐渐降低。间断侵蚀断块山是孔、缝复合型储层，角砾间孔(图5d)、基质溶孔以及构造裂缝(图5g)均较发育。断块型潜山为孔、洞、缝复合型储层，且储层发育具有一定的分带性，在断裂带内，如港古16101井(图2c)峰峰组，储层以角砾间孔、洞(图5b，c)为主，其次发育部分角砾内溶孔(图5e)和构造裂缝；在断裂带附近的诱导裂缝带内，以孔、缝复合型储层为主，构造裂缝发育，同时沿裂缝发育基质溶孔(图5h—j)；随着距断裂带越来越远，逐渐变为以构造裂缝为主，只发育少量溶孔，且裂缝密度逐渐降低，直至变为致密层。褶皱型潜山则以裂缝为主导(图5k)，发育部分溶蚀孔、洞。

图5 大港探区下古生界碳酸盐岩储集空间类型Fig.5 Reservoir space types of the Lower Paleozoic carbonate rocks in Dagang prospecting areaa.盐古1井，埋深1 683.61 m，角砾间孔、洞；b.港古16101井，埋深2 857.25 m，角砾间孔、洞；c.港古16101井，埋深2 858.30 m，角砾间孔(单偏光)；d.板深701井，埋深4 625.80 m，角砾间孔(单偏光)；e.港古16101井，埋深2 855.85 m，角砾间及角砾内溶孔(单偏光)；f.盐古1井，埋深1 577.30 m，基质溶孔(单偏光)；g.板深701井，埋深4 628.50 m，基质溶孔及裂缝(单偏光)；h.扣19井，埋深2 372.05 m，构造缝及基质溶孔(单偏光)；i.扣19井，埋深2 251.85 m，裂缝及白云石晶间溶孔(单偏光)；j.泊古1井，埋深1 901.40 m，半充填构造缝(单偏光)；k.孔古6井，埋深2 719.81 m，开启微裂缝；l.歧古1井，埋深4 009.95 m，开启压溶缝(单偏光)；m.盐古1井，埋深1 377.90 m，溶蚀缝(单偏光)；n.歧古6井，埋深3 322.00-3 324.00 m，成像测井，构造裂缝及溶蚀孔、洞；o.王古1井，埋深4 546.00-4 547.50 m，成 像测井，构造裂缝及溶蚀孔、洞

3.3 成岩特征及其差异性

下古生界碳酸盐岩储层成岩作用复杂，具有多期次、多组分溶蚀，多类型、多期次胶结的特征。溶蚀作用既可以是白云质、灰质等基质的溶蚀(图6a—c)，也可以是后期胶结物的溶蚀(图6c,d)。胶结物类型多样，可发育方解石(图6e—j)、天青石(图6k)、沸石(图6l)、硅质(图6m)、萤石(图6n)、黄铁矿(图6g，i，o)和硬石膏(图6p)等多种类型胶结，并以方解石为主。其中方解石按发育位置不同又可以分为粒间胶结(图6e,f)、角砾间胶结(图3k，图6g)、溶孔内胶结充填和脉内胶结(图6d，f， h—j)。其中粒间胶结主要呈纤维-叶片状环边胶结和粒状胶结(图6e)，而角砾间、脉体内和溶孔内胶结以镶嵌粒状胶结为主(图6d，g)，偶见柱状胶结(图6h)。

图6 大港探区下古生界碳酸盐岩成岩作用类型Fig.6 Diagenetic types of the Lower Paleozoic carbonate rocks in Dagang prospecting areaa.港古16101井，埋深2 855.85 m，白云质基质溶蚀(单偏光)；b.歧古1井，埋深4 012.41 m，灰质基质溶蚀(正交光)；c.板深701井，埋深4 628.50 m，白云质基质及溶孔充填物溶蚀(单偏光)；d.盐古1井，埋深1 377.90 m，方解石脉溶蚀(单偏光)；e.盐古1井，埋深1 895.20 m，鲕粒间方解石胶结(正交光)；f.孔古6井，埋深2 720.30 m，砂屑间不发光方解石胶结及后期发亮光方解石脉(阴极发光)，右上方为同一视域单偏光；g.板深701井，埋深4 630.56 m，角砾间方解石胶结及黄铁矿胶结(单偏光)；h.板深701井，埋深4 617.78 m，裂缝内不发光方解石及后期发亮光方解石胶结(阴极发光)，右上方为同一视域单偏光；i.扣24井，埋深2 094.09 m，裂缝内早期弱发光和晚期发亮光方解石胶结(阴极发光)；j.港古2-1井，埋深2 238.45 m，弱发光方解石脉(阴极发光)，右上方为同一视域单偏光；k.港古16101井，埋深2 861.75 m，天青石胶结(单偏光)，右上方为同一视域正交光；l.板深701井，埋深4 625.28 m，沸石胶结(单偏光)；m.板深701井，埋深4 625.28 m，溶孔内硅质胶结(单偏光)；n.扣19，埋深2 171.17 m，裂缝内萤石胶结(单偏光)，右上方为同一视域正交光；o.孔古8井，埋深3 010.25 m，黄铁矿胶结(单偏 光)；p.扣19井，埋深2 378.80 m，硬石膏胶结(正交光)，右上方为同一视域单偏光

下古生界碳酸盐岩成岩作用类型复杂多样，不同类型潜山的成岩作用特征也不尽相同(表1)。残丘山溶蚀较强，基质溶蚀(图5f，m)和脉体溶蚀(图6d)均可见，胶结作用以多期次方解石胶结为主，发育少量黄铁矿；间断侵蚀断块山溶蚀作用较强，基质及胶结物的溶蚀均较发育(图5g，图6c)，除多产状、多期次的方解石胶结(图6g，h)外，还发育黄铁矿(图6g)、沸石(图6l)和硅质(图6m)胶结；断块山溶蚀作用中等，以角砾溶蚀(图5e)和沿裂缝发育的基质溶蚀(图5h，i，图6a，b)为主，胶结作用类型多样，主要为多期次的方解石胶结(图6i，j)，同时见角砾间或脉体内的黄铁矿(图6i)、天青石(图6k)、萤石(图6n)及硬石膏胶结(图6p)；褶皱山溶蚀作用相对较弱，以方解石胶结为主(图6i，o)，并发育黄铁矿胶结(图6o)。

同时，方解石的阴极发光特征也具有多样性。本次研究共在工区识别出不发光(图6f，h)、亮黄色发光(图6f， h，i)和弱发光(图6i，j)3种发光特征的方解石。研究表明，方解石的阴极发光特征主要受胶结物内Fe和Mn含量的控制，Mn是主要的激发剂，Fe是主要的猝灭剂[41-44]。利用电子探针分析对比研究区不同发光特征方解石内Fe和Mn含量(图7a，b)可知，不发光方解石同时具有低的Fe和Mn含量，其中Fe含量多小于0.03%，平均值为0.02%，Mn含量多小于0.01%，平均值为0.007%；发亮光方解石相对于不发光方解石Fe含量变化不大，在0～0.11%变化，平均为0.02%，但Mn含量明显增高，基本都在0.01%以上，平均值为0.04%；弱发光方解石的Fe和Mn含量均明显增高，且Fe含量增加幅度大于Mn，Mn含量在0.01～0.13%，平均为0.05%，而Fe含量多在0.05～0.55%，平均为0.26%。胶结物成分的这种变化是由成岩环境的变化造成的，Fe和Mn能够进入方解石晶格中主要受形成时期的Eh值控制[41，45-46]：氧化条件下Fe和Mn以Fe3+和Mn4+形式存在不能进入晶格，不发光；次氧化条件下Fe为Fe3+不能进入晶格，Mn以Mn2+存在可以进入晶格，明亮发光；还原条件下Fe和Mn以Fe2+和Mn2+存在，可以进入晶格，发光变弱(图7c)。由此可根据方解石胶结物的发光特征判断其形成环境，不发光方解石形成于近地表的氧化条件下，发亮光方解石发生于弱氧化弱还原的浅埋条件下，而弱发光方解石则发生于相对深埋的还原环境下，这为随后的储层成因研究提供了重要依据。

图7 不同发光特征胶结物Fe-Mn含量分区示意图Fig.7 Sketch diagram showing the Fe-Mn contents in the carbonate cements of different luminescence featuresa.扣19井，埋深2 254.05 m，角砾岩阴极发光特征；b.图a同一视域背散射图像，图中数字代表电子探针测试数据点位；c.不同发光特征胶结物Fe-Mn含量交会图；d.方解石中不同Eh-pH条件下Mn、Fe离子价态及其相应发光特征(改自Hiatt，2014)

4 储层成因机制

大港探区古生代以来经历了复杂的构造演化，不同区域构造-埋藏演化的差异性导致储层具有多样性的成因。如前所述的工区构造演化特征可以看出，各区域间的构造演化差异实际是发生在中-下三叠统沉积后，即印支运动晚期开始发生分异。而在这之前的演化具有相对一致性，即加里东晚期—海西早期的表生岩溶以及海西中、晚期—印支早、中期的持续埋藏。通过精细对比研究区内不同类型潜山的储层特征发现，加里东—海西期的早期岩溶对于工区内优质储层的形成意义不大，加里东期—印支早、中期的整体演化结果仍是孔隙的消减。主要有以下两方面证据。

1) 早期岩溶孔、洞都已被充填、胶结

对于断块型潜山和褶皱山来说，其下古生界上部都覆盖有上古生界(图2c—f)，表明在加里东期—海西期表生岩溶之后，下古生界未发生二次表生岩溶，因此这些地区发育的岩溶角砾应为早期岩溶形成。然而，通过大量岩心观察和薄片鉴定发现，早期岩溶角砾都已被泥质或方解石致密胶结(图8a—d，f)，且角砾间的方解石胶结物在阴极发光显微镜下以不发光为主(图8f)，表明胶结作用发生于受大气水影响强烈的近地表或浅埋藏条件下。为进一步验证其形成于浅埋藏条件的观点，利用中科院地质与地球物理研究所二次离子质谱仪(SIMS)对该类胶结物进行微区氧同位素分析可知，其δ18O(PDB)值在-15.70‰～-18.32‰。假定与之平衡的大气水同位素值为δ18O(W-SMOW)=-12‰，利用氧同位素计算其沉淀温度表明，该类方解石沉淀温度在33.35～48.12 ℃(表1)，与前述其形成于近地表或浅埋藏环境的结论一致。

2) 颗粒灰岩在早期被致密胶结

通过岩心及薄片观察发现，研究区内鲕粒灰岩和内碎屑灰岩均已被致密胶结(图8e， g—h)。胶结物形态以纤维状-叶片状或粒状为主；胶结物含量统计表明，区内颗粒灰岩粒间胶结物含量在5%～40%，平均值为22.8%，其中77.78%的样品胶结物含量在20%以上，表明在发生强烈压实前已发生强烈胶结；与此同时，阴极发光下该类胶结物多呈现不发光特征(图6f)；同样对其进行微区氧同位素分析，其δ18O(PDB)值在0.29‰到-7.97‰，取与其平衡的海水氧同位素值δ18O(W-SMOW)=0，可得其沉淀温度在14.34～58.01℃(表1)。以上证据均表明颗粒灰岩在较早阶段(印支晚期之前)发生致密化，原生粒间孔被充填。

表1 大港探区不发光方解石胶结物氧同位素值Table 1 Oxygen isotope values of nonluminescent calcite cements in Dagang prospecting area

在早期致密化的背景下，印支晚期以来的构造演化成为了优质储层形成的关键，也正是印支晚期以来构造演化的差异性造就了潜山储层成因的多样性。根据成岩演化差异性以及优质储层形成主导因素不同，将研究区优质储层成因划分为晚期(燕山晚期—喜马拉雅期)大气水淋滤型、中期(燕山中期)大气水淋滤-深部溶蚀共控型、断裂破碎-深部溶蚀共控型和断裂沟通-TSR溶蚀共控型4种类型(图9，图10)。

图9 大港探区不同成因储层成岩-成藏系统演化Fig.9 Evolution of diagenesis-accumulation systems for reservoirs of diverse origins in Dagang prospecting area

图10 大港探区下古生界不同成因储层演化模式Fig.10 Evolution model of the Lower Paleozoic reservoirs of different genetic types in Dagang prospecting area

4.1 晚期大气水淋滤型

该类成因储层主要发育于残丘型潜山内，如前所述该类潜山的结构特征(图2a)和构造演化特征可知，印支期末—喜马拉雅早期的持续抬升使下古生界再次暴露，发生表生岩溶，形成岩溶孔、洞(图5a，f)及部分裂缝。在盐古1井近不整合处的大量发育的岩溶角砾(图3l)可作为晚期岩溶的有利证据，因为盐古1井下古生界只残留下马家沟组以下地层，相对于上古生界残留区，明显缺失峰峰组和上马家沟组，由此可见，早期岩溶形成的角砾应已在晚期(燕山晚期—喜马拉雅期)岩溶过程中被剥蚀掉，现今残留角砾为晚期岩溶形成。

随着新生界开始沉积，晚期表生岩溶结束，下古生界再次进入了埋藏阶段，储层演化整体以孔、洞、裂缝的胶结充填为主(图9a，图10)，演化至今仍有部分孔、洞、缝未被完全充填，成为有效储集空间。

4.2 中期大气水淋滤-深部溶蚀共控型

该类成因储层主要发育于研究区北部的间断侵蚀断块山内，典型实例为千米桥潜山(图2b)。印支晚期到燕山早期，在中、北区宽缓大型复背斜构造的背景下，潜山一直处于抬升剥蚀阶段，使中-下三叠统和上古生界完全被剥蚀，下古生界再次出露，到燕山晚期才开始接受沉积。典型岩溶角砾的发育(图3k，图9b)、角砾间不发光方解石胶结(图9b)、晚期不发光方解石对早期弱发光方解石的切割(图9b)以及利用不发光胶结物氧同位素计算得到的较低沉淀温度(表2)，表明该类潜山明显受到了中期(燕山中期)大气水淋滤的改造。褶皱抬升形成裂缝及岩溶孔、洞，初步形成了有利的储集空间。

随着上侏罗统-下白垩统的沉积，潜山再次进入埋藏阶段，岩溶形成的孔、洞、缝开始遭受充填破坏。然而新生代伸展断裂作用使储层再次受到改造，一方面断层活动形成的诱导裂缝可以成为有利的储集空间，另一方面基底断层及诱导裂缝可以很好地沟通深部流体，使基质及早期胶结物沿裂缝发生深部溶蚀(图5g，c)；与此同时还发育一些热液矿物(图6l—m)及方解石的沉淀(图9b)。最后，古近纪晚期开始发生油气充注[48]，在一定程度上抑制胶结物的沉淀，使储集空间得以保存。

4.3 断裂破碎-深部溶蚀共控型

此类成因储层主要发育于中、北区及南部部分地区的断块型潜山和重力滑动褶皱山内。潜山内部发育上古生界，故储层在加里东—海西期表生岩溶后并未发生二次暴露。海西中、晚期—燕山早、中期，在地层的多次抬升及沉降过程中，储层演化以构造裂缝的形成及随后的亮发光-弱发光方解石胶结为主(图9c)。燕山末期—喜马拉雅期的基底断裂活动成为了其优质储层形成的关键：一方面，滑动破碎带内形成的断层角砾间孔、洞以及靠近主断层的诱导裂缝可以成为良好的储集空间；另一方面，它们为深部流体向储层内的运移提供了良好的通道，使储层发生深部溶蚀，形成大量沿裂缝分布的基质溶孔(图5h，i)及角砾内溶孔(图5e)；在溶蚀作用的同时还可伴有天青石(图6k)、萤石(图6n)、硬石膏(图6p)等热液矿物以及方解石(图9c)的沉淀；新近纪以来发生的大规模油气充注[49]可以一定程度抑制胶结，使形成的孔、洞、缝得以保存。然而由于深部流体的运移范围和溶蚀能力有限，在远离主干断层，只发育部分内幕断层的部位，溶蚀作用变弱，形成以为裂缝主导的储层。

4.4 断裂沟通-TSR溶蚀共控型

该类储层在挤压褶皱山和断块山内均有发育，与断裂破碎-深部溶蚀共控型储层类似，其上古生界发育，下古生界储层在加里东—海西期表生岩溶后同样以埋藏条件下的成岩作用为主，典型实例为工区南部的乌马营潜山和王官屯潜山。由于大港南区在印支晚期—燕山早期呈宽缓的复向斜构造背景，故中-下三叠统保存较为完好，只发生微弱剥蚀，并在后期沉积了较厚的侏罗-白垩系沉积，较大的埋深使上古生界煤系地层在晚侏罗统-早白垩统沉积期开始初次生烃[50]，与此同时白垩纪晚期的断裂活动形成构造缝，裂缝的形成与油气充注相匹配，使该时期形成的裂缝得以一定程度的保存。喜马拉雅期的构造活动使早期裂缝活化并形成新的裂缝，同时新生代的迅速深埋使上古煤系地层二次生烃[50]，并向裂缝性储层内运移。下古生界较高的地温(>140 ℃)(图9d)以及峰峰组和上马家沟组内较为发育的含膏盐层为TSR反应的发生提供了有利条件，TSR反应产生的H2S可溶于水并沿裂缝运移，并对储层进行溶蚀[21，51]，沿裂缝形成溶蚀孔、洞。

由于H2S易与地层中的Fe，Cu，Zn等金属离子反应形成硫化物沉淀，故其残余量往往低于原始生成量[52]。统计乌深1井以及王古1井下古生界天然气藏中硫化氢含量可知，虽然其初始H2S含量最高只有9.38×10-4和5.41×10-4，但乌深1井5 617.00～5 638.00 m井段及王古1井4 514.60～4 580.00 m井段酸化后，H2S浓度分别可达(12.8～16.5)×10-2和7.38×10-2，表明其演化过程中确有大量H2S及硫化物的形成，明显高于生物成因和含硫化合物热裂解成因硫化氢3%～5%的浓度[52]；另一方面，乌马营天然气藏中H2S气体的δ34S值约为23.7‰[50]，寒武-奥陶系沉积岩中δ34S值为35‰～47‰[53]，与TSR反应中硫同位素的分馏效应会导致残余的硫含有异常高的δ34S值，而所生成的H2S的δ34S值则比正常海水低[52，54]的理论相符。以上证据都表明这两个潜山内发生过较强烈TSR反应，最终形成了以裂缝为主导，伴有溶蚀孔、洞的储层类型(图5o)。

5 油气地质意义

通过上述对研究区下古生界碳酸盐岩的研究可以发现，虽然下古生界碳酸盐岩潜山类型多样，储层非均质性强，成因复杂，但其本质上都受地质历史时期构造-埋藏演化的控制，而储层构造-埋藏演化的差异性则可以表现在地层结构、断层发育情况等潜山结构特征和现今埋深(地温)等地质要素上，而这些地质要素为优质储层的预测提供了重要依据。综合潜山结构及优质储层成因可以总结得出，下古生界优质储层主要发育在以下几类地区。

1) 上古生界缺失区

上古生界缺失甚至上古生界-中生界的全部缺失表明下古生界经历过中、晚期大气水淋滤，有利于岩溶储层的形成。典型实例为坳陷周缘的盐古1井、津2井以及坳陷内的千米桥潜山。其中前两者都缺失上古生界及中生界，除在下古生界内发育典型的岩溶角砾岩外，生产测试结果显示其日产水量分别可达179.1和119 m3，为高产水层；而千米桥潜山岩溶储层同样发育，更是在板深7 、板深8 、千12-18等多口井内见高产油气流，日产油平均12.66 t，日产气平均6.41×104m3，日产水平均17.17 m3。

2) 基底断层发育区

断裂活动可以形成角砾间孔、洞及诱导裂缝，并沟通深部流体发生溶蚀，使得断裂带及其附近诱导裂缝带内储集空间较为发育。典型潜山如北大港潜山，太4井奥陶系储层日产油6.65 t，日产气1 1275 m3；此外南部徐黑潜山在紧邻断裂带的下古生界碳酸盐岩中虽然无油气显示，但平均日产水可达142.67 m3，表明其具备较好的储集性能。

3) 发育上古生界的深埋高温(>140 ℃)区

利于上古生界煤系地层二次生烃，并发生强烈的TSR反应，沿裂缝发育深部溶蚀。除上述乌马营及王官屯潜山在奥陶系内明显发育与TSR溶蚀有关的高产气藏外(日产气量分别可达1.37×105和2.12×105m3)，在埕海潜山(图1)奥陶系峰峰组及马家沟组同样发现高产工业气流，潜山内hg1井和hg101井日产气量分别可达1.98×105和5.18×105m3，潜山奥陶系顶面埋深在4 400～5 000 m[55]，现今地温明显高于140 ℃，同时其气藏内高达13.41%的H2S含量也印证了其与TSR相关。

由以上分析可知，这些部位优质储层都较为发育，如果匹配有较优质烃源岩和盖层，并具有较好的成藏条件，则可形成潜在油气藏。

6 结论

1) 古生代以来构造演化的复杂性以及不同地区构造演化的差异性导致了大港探区潜山结构的多样性，依据潜山内部结构及成因不同，可将研究区下古生界碳酸盐岩潜山划分为残丘山、间断侵蚀断块山、断块山、挤压褶皱山和重力滑动褶皱山5种类型。

2) 研究区下古生界储层经历复杂、漫长的演化过程，原生孔基本消失殆尽，为次生孔、洞、缝主导的储层，不同类型潜山储集特征也存在差异：残丘山储集空间以岩溶孔、洞为主，发育少量裂缝，间断侵蚀断块山为孔、缝复合型储层，少见溶洞；断块型潜山孔、洞、缝均较发育，且具有明显的分带性；挤压褶皱山和重力滑动褶皱山则是裂缝主导型储层，发育部分溶蚀孔、洞。

3) 下古生界碳酸盐岩成岩作用复杂，具有多期次、多组分溶蚀，多类型、多期次胶结的特征。其中印支晚期以来的构造演化及成岩作用是优质储层形成的关键，依据不同潜山成岩作用及构造演化的差异性，将研究区下古生界优质储层成因总结为晚期大气水淋滤、中期大气水淋滤-深部溶蚀共控、断裂破碎-深部溶蚀共控、断裂沟通-TSR溶蚀共控4种类型。

4) 地层结构、断层发育情况和现今埋深(地温)等地质要素是储层演化差异性的最直接表象，同时也可成为优质储层预测的依据，综合潜山结构、优质储层成因及已有勘探实例总结得出，优质储层主要发育在上古生界缺失区、基底断层发育区和发育上古生界的深埋高温(>140 ℃)区，当匹配有较好的烃源岩、盖层及成藏条件时，可形成潜在油气藏。