渤海湾盆地渤中凹陷太古宇变质岩潜山储集层垂向结构单元划分与识别

衣健，李慧勇，单玄龙，郝国丽，杨海风，王清斌，许鹏，任淑悦

（1. 吉林大学地球科学学院，长春 130061；2. 中海石油（中国）有限公司天津分公司，天津 300452）

0 引言

太古宇变质岩潜山是渤海湾盆地海域油区深层油气勘探的重要领域[1-3]。2007年和2012年分别发现了锦州25-1南和蓬莱9-1等大型太古宇潜山油田[4]；2019年发现的渤中19-6太古宇变质岩潜山大型凝析气田，标志着渤海湾盆地又一个千亿立方米大气田的诞生，打开了渤海湾富油型盆地潜山天然气勘探的新局面[3]；2021年，又在其相邻构造发现了渤中13-2亿吨级太古宇潜山油气田，进一步展现了渤海湾盆地海域油区深层太古宇变质岩潜山广阔的勘探前景[1,5]。然而，在勘探过程中也存在如秦皇岛 428潜山等未获得工业油气发现的太古宇潜山[1,5]。研究表明，储集层条件是决定渤中凹陷太古宇变质岩能否形成大型潜山油气藏的关键[6]。

变质岩本身较为致密，不发育原生孔隙[7-9]。国内外典型基岩潜山油气藏研究表明，变质岩潜山储集层由风化淋滤、构造破裂、热液溶蚀等后期改造作用形成，构造裂缝和溶蚀孔隙是主要的储集空间[7-9]。精细刻画这些溶蚀孔隙和裂缝在潜山中的分布是探索渤海湾盆地海域油区变质岩潜山有利储集层形成条件和发育规律的基础。徐长贵等[3]对渤中 19-6变质岩潜山储集层垂向结构单元进行了划分，将风化壳划分为黏土带、风化砂砾岩带和风化裂缝带，将潜山内幕划分为内幕裂缝带、致密带和基岩带，并阐明了不同储集层带储集空间类型和物性特征。然而，由于尚未建立相应的变质岩储集层结构单元地质-测井识别标准，造成井间储集层横向对比缺乏一致性，制约了该区太古宇变质岩潜山储集层的精细刻画和对储集层空间分布规律的深入认识。另外，根据直接上覆地层是否存在新生界，太古宇潜山可分为暴露型和覆盖型两种类型[1,5]，暴露型潜山指与新生界沉积地层直接接触的太古宇潜山，而覆盖型潜山则指被中生界或古生界等较致密的前新生界覆盖，不与新生界沉积地层直接接触的太古宇变质岩潜山。勘探实践表明，这两种潜山均可形成大型潜山油气藏，但成储效率具有一定差异[1-5,10]，需要对这两类潜山储集层垂向发育特征的共性和差异性进行对比分析，为进一步探索不同类型潜山优质储集层发育的主控因素提供地质依据。

本研究以渤海湾盆地渤中凹陷渤中 19-6（暴露型潜山）、渤中13-2和秦皇岛428（覆盖型潜山）等太古宇变质岩潜山为主要研究对象，充分利用研究区27口钻遇太古宇变质岩潜山钻井的岩心、铸体薄片、储集层物性、常规测井和成像测井等资料，通过对潜山岩石结构和孔隙、裂缝的垂向发育特征进行精细刻画，建立该区太古宇变质岩潜山储集层结构单元划分方案，明确不同储集层结构单元的地质特征，建立常规测井和成像测井识别标志，并在此基础上探讨两类潜山有利储集层的发育部位，以期为该类型潜山储集层精细刻画和储集层分布规律的深入研究提供地质依据。

1 地质背景

渤海湾盆地位于华北克拉通东部，面积20×104km2，是典型的中新生代陆内裂谷盆地。其中海域油区面积4.4×104km2，主要由渤中凹陷、秦南凹陷、辽中凹陷以及沙垒田凸起、渤南低凸起、秦南凸起等多个二级构造单元构成（见图1a）。渤中凹陷是渤海湾盆地海域油区最大的富烃凹陷，基底由太古宇、下古生界、上古生界和中生界等多套地层构成（见图1b）[11]，太古宇潜山岩性复杂，包含混合花岗岩、混合片麻岩、片麻岩、TTG（奥长花岗岩、英云闪长岩、花岗闪长岩系列）等多种岩性[3]。渤中凹陷经历了复杂的构造演化过程：印支期之前，盆地基底主要以垂直升降运动为主，沉积了厚度稳定的古生界，受加里东运动影响，上奥陶统—下石炭统缺失（见图1b）[12-13]；印支早期（早三叠世—晚三叠世早期），受扬子板块和华北克拉通碰撞影响，环渤中一带处于近南北向挤压应力场，发育一系列北西西向逆冲断层，如沙垒田凸起、渤南低凸起、埕北凸起等凸起带边界断层，逆冲和褶皱作用导致北西西向的隆凹格局，形成了研究区太古宇潜山的基本轮廓[13]（见图1a）。

本研究所选的渤中19-6和渤中13-2潜山即位于渤中凹陷南部沙垒田凸起和渤南低凸起之间的背斜构造区[3]，秦皇岛428潜山则位于渤中凹陷北部石臼坨凸起东南倾末端[12]（见图1a）。印支早期，渤中19-6和渤中13-2潜山的北边界形成高角度逆冲断层（见图1a），导致太古宇基底冲出成山，渤中19-6和渤中13-2潜山顶部古生界被完全剥蚀[13-14]，如图2a渤中19-6和渤中13-2潜山完全无古生界覆盖；而同时期的秦皇岛 428潜山太古宇基底并未冲出，仅形成一系列挤压褶皱构造，剥蚀作用较弱导致秦皇岛 428潜山顶部保留古生界[12]（见图2b）。燕山中期（晚侏罗世—早白垩世），受区域伸展背景影响，该区形成了一系列断陷盆地，导致渤中13-2和秦皇岛428潜山均沉积了中生界，如图2a中渤中13-2潜山顶部和图2b中秦皇岛428潜山南北两侧断层上盘均存在中生界。燕山晚期（晚白垩世），该区再次发生强烈的区域性的挤压事件，渤中19-6潜山再次抬升遭受剥蚀，形成暴露型潜山[3,13]（见图2a）；渤中13-2潜山上覆中生界在靠近渤中19-6构造一侧剥蚀减薄，但并未被完全剥蚀，保留了顶部中生界[1,5,13]，形成上覆中生界的覆盖型潜山（见图2a），秦皇岛428潜山顶部中生界被剥蚀殆尽，但仍保留古生界覆盖[12]，形成上覆古生界的覆盖型潜山（见图2b）。

图1 渤海湾盆地海域油区构造纲要和潜山地层综合柱状图

图2 渤海湾盆地渤中凹陷渤中19-6、渤中13-2和秦皇岛428构造区剖面图（剖面位置见图1；Ar—太古宇；Pz—古生界；Mz—中生界；E2s—沙河街组；E3d—东营组；N1g—馆陶组）

2 风化壳和潜山内幕划分

研究区无论是暴露型潜山还是覆盖型潜山都经历了一定程度的风化改造作用[1,3,5]，潜山顶面均发育风化壳，区别是风化壳厚度不同。统计表明，BZ19-6暴露型潜山风化壳厚度最大，平均厚度约为 215 m；BZ13-2上覆中生界覆盖型潜山风化壳厚度中等，平均厚度约为93 m；秦皇岛428潜山上覆古生界覆盖型潜山风化壳厚度最薄，平均厚度只有23 m左右（见图3）。随着与顶面距离的增加，潜山受到的风化改造作用逐渐减弱消失，向下进入基本不受表层风化作用影响的基岩部分，即潜山内幕（见图 3）。因此，依据垂向上受风化作用的影响程度，可将研究区太古宇变质岩潜山垂向上分为风化壳和潜山内幕两个一级储集层结构单元（见图3）。

图3 渤海湾盆地渤中凹陷太古宇变质岩潜山垂向分带模式

风化裂缝和溶蚀孔隙是风化壳的典型识别标志[15]。但是，针对研究区太古宇潜山储集层的研究表明，潜山内幕中也存在大量裂缝和溶蚀孔隙[16]，给依据裂缝和溶蚀孔隙的发育情况进行风化壳和潜山内幕识别划分造成了较大的干扰和困难。野外露头和钻井研究均表明，由于风化作用对潜山的影响从表层向下逐渐减弱，因此风化壳内部的风化裂缝和溶蚀孔隙表现为从上到下连续发育，向风化壳深部逐渐减少[15]；而潜山内幕中内幕裂缝带和伴生的溶蚀孔隙多由以断裂为通道的流体溶蚀形成，未受断裂影响的部位岩石较为致密，导致潜山内幕中裂缝带和溶蚀孔隙在垂向上不连续发育[3]。典型实例如BZ13-2-D井（见图4），通过成像测井对裂缝密度和产状的定量刻画发现，该井上部裂缝密度较高，裂缝段自潜山顶面向下连续发育135 m，蝌蚪图中裂缝产状复杂多变，提示裂缝为风化成因；溶蚀孔隙面孔率分析表明，该裂缝连续发育段内所有壁心样品均发育有 2%～4%的溶蚀孔，该段岩心的孔隙度均大于3%，最大值为11%，说明该井从潜山顶面向下，溶蚀孔隙亦连续发育。从距潜山顶面以深135 m开始，成像测井识别出的裂缝数量大大减少，溶蚀孔隙不发育，孔隙度较低，进入潜山内幕（见图4）。该井潜山内幕中发育多个局部裂缝发育段，表现为致密变质岩中裂缝密度的突然增高，但是与风化壳中裂缝段不同的是，蝌蚪图中裂缝产状多数较为一致，提示裂缝可能为构造成因；另外壁心面孔率和孔隙度分析均表明，该井潜山内幕中溶蚀孔隙发育部位与局部裂缝发育段高度一致，如4 810～4 850 m段，形成垂向上多个不连续分布的溶蚀孔隙发育带（见图 4）。根据裂缝和溶蚀孔隙垂向上发育连续程度的这种差异性，可以依据测井资料进行风化壳和潜山内幕识别。

图4 渤海湾盆地渤中凹陷BZ13-2-D井综合柱状图（GR—自然伽马；RLLD—深侧向电阻率；RLLS—浅侧向电阻率；Δt—声波时差）

①成像测井：通过成像测井对裂缝密度和产状进行定量刻画，可以对变质岩潜山顶部连续发育的裂缝段进行识别（见图 4），并将这种裂缝连续发育段结束的部位作为划分风化壳和潜山内幕界线的关键依据之一；②电阻率曲线：统计表明，变质岩潜山风化壳电阻率的最大值远远低于潜山内幕（见表1），本次研究选取变质岩潜山中电阻率曲线达到或接近最高值的几个极值点，并根据这些电阻率极值点制作一条垂线，这条垂线笔者将其命名为“内幕电阻率基线”，该基线代表了变质岩潜山中，基本未受风化和断裂改造作用影响而保持了变质岩原始致密特征的电阻率值（见图4）。潜山风化壳由于经历过风化改造，其最大电阻率值明显小于“内幕电阻率基线”，因此，由潜山顶面开始，电阻率值首次接近或达到内幕电阻率基线的部位，可以认为是风化壳和潜山内幕界线所在位置（见图4）；③声波时差曲线：与电阻率曲线不同，风化壳和潜山内幕的声波时差值差别并不明显（见表1），但在曲线形态上却具有较为明显的差异（见图 4）。虽然声波时差曲线在风化壳和潜山内幕中受断层叠加的影响，都存在相似的高幅度齿化箱型或指状图案，但是，在未受断层影响的部位，风化壳的声波时差曲线表现为多个中等—小幅度齿化箱型和指形组合，而潜山内幕的声波时差曲线则表现为“平直的低幅度微齿状”曲线形态，曲线波动的频率极高，振幅较小（见图4），可以将“平直的低幅度微齿状”曲线形态首次出现的位置，确定为风化壳和内幕分界线。

表1 渤海湾盆地渤中凹陷各储集层结构单元电性参数

3 风化壳结构特征及识别

根据岩石风化程度由强到弱，可进一步将太古宇变质岩潜山风化壳从上到下分为黏土带、风化砂砾岩带、淋蚀带和崩解带 4个次级储集层结构单元（见图3）。不同储集层结构单元储集空间特征见表2。综合利用地质、常规测井和成像测井，可实现风化壳 4个次级储集层结构单元的有效识别。

表2 渤海湾盆地渤中凹陷各储集层结构单元储集空间类型及特征

3.1 风化壳储集层结构单元地质特征

黏土带发育在变质岩潜山风化壳最顶层（见图3），由强烈风化水解作用导致变质岩破碎并黏土化所致[3]。其平均厚度为1～2 m，在覆盖型潜山和暴露型潜山中差别不大（见图 3）。黏土带由细碎屑和大量黏土矿物等构成，薄片中可见黏土矿物、碳酸盐矿物（如方解石）和石英、长石砂粒等（见图5a）。由于黏土带细粒黏土矿物含量较高，铸体薄片观察表明黏土带溶蚀孔隙和裂缝均不发育（见图5a）。

风化砂砾岩带发育在黏土带下部（见图3），由强烈的风化淋滤作用导致潜山岩石破碎形成[3]。厚度稍大于黏土带，平均厚度为6～10 m，厚度在覆盖型潜山和暴露型潜山中也没有较大差别（见图3）。风化砂砾岩带主要由变质岩风化破碎形成的砂和砾石等构成，碎屑颗粒的分选、磨圆均较差，大部分砂、砾为次棱角状（见图 5b、图 5c）。暴露型潜山风化砂砾岩带发育粒间孔和具有明显溶蚀扩大现象的风化裂缝（见图5b），覆盖型潜山风化砂砾岩带粒间孔多被铁白云石、方解石等碳酸盐矿物充填，基本不发育有效孔隙（见图 5c）。

图5 渤海湾盆地渤中凹陷太古宇变质岩潜山风化壳地质特征

淋蚀带由风化作用导致变质岩破裂产生大量裂缝，并受大气降水的强烈淋滤形成[15]，主要发育在风化砂砾岩带下部，也可因为风化砂砾岩带被剥蚀掉而直接暴露在潜山顶部（见图 3、图 4）。淋蚀带在暴露型和覆盖型潜山中厚度差异较大，在渤中19-6暴露型潜山中平均厚度为75 m左右（见图3a），在渤中13-2上覆中生界覆盖型潜山中平均厚度为35 m左右（见图3b），在秦皇岛428上覆古生界覆盖潜山中厚度最小，通常小于15 m，与崩解带难于区分（见图3c）。淋蚀带岩石蚀变较为严重，矿物多方解石化、绿泥石化和高岭土化（见图5d—图5f）。暴露型潜山淋蚀带岩石半破碎状，网状风化裂缝发育，风化裂缝有溶蚀扩大现象（见图5d），铸体薄片观察晶内溶蚀孔隙十分发育（见图5e），而覆盖型潜山也发育晶内溶蚀孔隙和网状风化裂缝，但是风化裂缝溶蚀扩大现象不明显（见图5f）。

崩解带。随着与潜山顶面距离的增加，大气水淋滤作用减弱，淋蚀带逐渐过渡为崩解带[15]（见图3）。崩解带厚度通常大于淋蚀带，在渤中19-6暴露型潜山中平均厚度可达130 m（见图3a），在渤中13-2上覆中生界覆盖型潜山中平均厚度约为46 m（见图3b），在秦皇岛 428上覆古生界覆盖型潜山中厚度最薄（见图3c）。由于位于风化壳下部，崩解带溶蚀扩大的裂缝不发育，以发育无溶蚀扩大现象的未充填-半充填风化裂缝为主，裂缝一般成网状，形态不规则，弯曲、弧形裂缝较多，产状多变，发育少量溶蚀孔隙（见图 5g、图 5h）。

风化壳叠加碎裂段。风化壳中断层发育部位会在局部形成碎裂段（见图 3a、图 3b），秦皇岛 428上覆古生界覆盖型潜山风化壳较薄，内部基本不叠加碎裂段（见图3c）。风化壳叠加碎裂段的部位表现为岩石碎裂化和溶蚀程度加强[3]。如在 BZ19-6-J井 4 595.5～4 595.7 m深度段，淋蚀带岩心中可识别出小型断裂和断裂两侧碎裂段（见图5i），薄片也证实该处岩石具有碎裂化现象（见图5j）。除了淋蚀带，崩解带通常也叠加有碎裂段（见图3），如BZ13-2-C井4 676.0 m和BZ13-2-D井4 742.0 m深度段处于风化壳崩解带，壁心薄片中可均见碎裂的岩石角砾（见图5k、图5l）。受断裂长期活动和以断裂为通道的流体溶蚀作用影响[3]，风化壳叠加碎裂段发育角砾间溶孔、晶内溶孔、风化裂缝和构造裂缝等多种类型储集空间（见图5j、图5k、图 5l）。

3.2 风化壳储集层结构单元测井识别

本次研究选取声波时差和电阻率两个测井参数，根据数值及曲线形态特征识别二级储集层结构单元。风化壳中不同储集层结构单元的声波和电阻率值见表1，其曲线形态特征如下。

黏土带：电阻率和声波曲线均为高幅度指形（见图6a）。风化砂砾岩带：电阻率和声波曲线均为中—高幅度齿状（见图6b），成像测井可见低阻暗色背景下的高阻亮色团块和角砾状亮斑（见图6f-①、②）。

淋蚀带：电阻率曲线为多个中高幅度箱形、漏斗形和钟形组合，声波曲线为不同幅度齿化箱型和指形组合（见图6c）。通过岩心、井壁心观察发现，淋蚀带的中高幅度箱形、漏斗形和指形的电阻率和声波时差曲线形态，是岩石局部破碎、溶蚀孔隙发育的反映，例如图6c中BZ13-2-D井4 653 m段，该段电阻率为中高幅度箱型，声波时差为中—高幅度指形，薄片观察岩石溶蚀孔隙发育（见图5f）。成像测井中淋蚀带电阻率图像总体较暗，可见较宽的不规则网状暗色低阻缝和低阻孔洞（见图 6f-③）。崩解带：崩解带电阻率曲线形态与淋蚀带类似，均为多个中高幅度箱形、漏斗形和钟形组合，声波时差曲线则表现为多个中—低幅度齿化箱型和指形组合（见图6c）。区别是崩解带电阻率曲线值较淋蚀带整体升高（见表 1），风化壳中几个电阻率最大值点的连线构成崩解带基线（见图6c），淋蚀带电阻率整体小于崩解带基线，而崩解带电阻率值整体大于崩解带基线；崩解带声波时差曲线为多个小到中幅度指形组合，较淋蚀带曲线波动幅度小（见图6c）。成像测井上，崩解带电阻率图像较淋蚀带稍亮，可见宽窄不一的不规则网状暗色低阻缝和低阻孔洞，但裂缝和溶蚀孔洞较崩解带少（见图 6f-④）。风化壳叠加碎裂段：淋蚀带和崩解带中叠加碎裂段部位，电阻率值降低，声波时差值升高（见表 1），电阻率曲线中高幅度箱型，声波时差曲线为高幅度箱型和指形（见图6d）；成像测井可见清晰的碎裂化图案（见图6f-⑤），与相邻的无碎裂段叠加段较为明亮均一的图像形成较为鲜明的对比（见图6f-⑥）。

图6 渤海湾盆地渤中凹陷太古宇变质岩潜山储集层结构单元测井响应特征

4 潜山内幕结构及特征

4.1 潜山内幕储集层结构单元地质特征

根据潜山内幕裂缝密集程度的差异，潜山内幕可划分为内幕裂缝带和致密带两个二级储集层结构单元（见图3）。

内幕裂缝带：内幕裂缝带由断裂作用引起，断层面附近发育碎裂岩，断层两侧一定距离内裂缝较为密集，形成内幕裂缝带[17-19]。根据碎裂岩和裂缝密度的空间组合特征，可将内幕裂缝带进一步细分为断层面附近的碎裂段和断层两侧的裂缝密集段两个部分[17]（见图 3、图 4）。其中碎裂段岩石破碎状，由角砾和矿物碎屑构成（见图 7a—图 7c），部分薄片中可见断层泥（见图7c）；受流体影响，长石等矿物高岭土化、方解石化和绿泥石化现象较为普遍（见图7a—图7c）。在碎裂段，破碎的构造角砾易于在流体作用下发生溶蚀，形成角砾间溶蚀孔、晶内溶孔和基质溶孔（见图7a—图7c），成像测井识别的裂缝密度也相对较高，如BZ13-2-D井4 815～4 850 m段，成像测井识别的裂缝密度约为2～3条/m，高于相邻的致密带（见图4）；碎裂带两侧的裂缝密集段中，构造裂缝较发育，薄片中构造裂缝表现为多组共轭剪切缝和沿前期共轭剪节理形成的阶梯状追踪张裂缝（见图 7d、图 7e），裂缝密集段受后期流体溶蚀可沿裂缝形成溶蚀孔隙（见图7d、图 7f）。

致密带：潜山内幕中，与断裂距离相对较远的部位，既不受风化作用影响，也不受断裂改造，岩性相对较为致密均一，形成致密带[17]。如图 3、图 4中，远离内幕裂缝带的部位，孔隙度和裂缝密度均大大降低，为致密带。致密带溶蚀孔隙不发育（见图7g、图7h），受区域应力作用，致密带通常发育几组构造裂缝，但构造裂缝充填严重，多数被方解石、铁白云石等次生矿物完全充填（见图7g、图7h）。

图7 渤海湾盆地渤中凹陷潜山内幕地质特征

不同构造部位的潜山，具有不同的内幕裂缝带发育特征[1,3]。渤中19-6暴露型潜山和渤中13-2覆盖型潜山，由于所处的构造部位印支期太古宇冲起强烈，导致内幕裂缝带十分发育[1,3,13]，表现为内幕裂缝带单层厚度大，平均厚43 m，最厚达130 m；占比大，内幕裂缝带厚度约占潜山内幕总厚度的 40%～60%左右（见图 3a、图 3b）。而秦皇岛 428覆盖型潜山，由于所处构造部位印支期冲起较弱[12]，导致内幕裂缝带发育程度相对较差，内幕裂缝带单层厚度小，平均厚度12 m，最厚不超过23 m，且占比小，内幕裂缝带约占潜山内幕总厚度的15%～20%左右（见图3c）。

4.2 潜山内幕储集层结构单元测井识别

内幕裂缝带：内幕裂缝带相较致密带电阻率值较低，声波时差值较高（见表1）。曲线表现为高幅度齿化箱型、漏斗形或钟形（见图6e），而在声波时差曲线上表现为平直微齿化背景下的高幅度锯齿化箱形或多个指形组合。声波时差曲线箱形和指形组合的中心部位通常声波时差齿化幅度最大，为碎裂段，向两侧齿化幅度减小，为裂缝密集段（见图6e）。成像测井上，碎裂段可见密集裂缝和岩石破碎图案（见图 6f-⑦）；裂缝密集段虽然图像中暗色低阻裂缝发育，但不见碎裂状图案（见图6f-⑧）。

致密带：致密带电阻率值较内幕裂缝带高（见表1），电阻率曲线低程度齿化，声波测井曲线表现为“平直的低幅度微齿状”曲线形态（见图4、图6e），成像测井为裂缝不发育的高阻亮色图案（见图6f-⑨、⑩）。

5 储集层物性特征

研究区存在暴露型和覆盖型潜山，这 2类潜山在垂向上均发育风化壳和潜山内幕储集层结构单元，由于所经历的风化和构造改造程度不同，不同储集层结构单元的储集层物性特征具有一定差异，发育的储集层类型也不完全相同。根据孔隙度和渗透率的不同，太古宇变质岩潜山储集层可分为Ⅰ—Ⅲ共 3类[20]（见图 8）。其中Ⅰ类储集层孔隙度大于 8%或渗透率大于1×10-3μm2，生产测试为高产；Ⅱ类储集层孔隙度为5%～8%或渗透率为（0.1～1.0）×10-3μm2，生产测试产量中等；Ⅲ类储集层孔隙度小于 5%，渗透率小于0.1×10-3μm2，生产测试为低产或无产能。

5.1 暴露型潜山

风化砂砾岩带、淋蚀带和风化壳叠加碎裂段是研究区暴露型潜山风化壳中物性较好的 3个储集层结构单元。其中风化砂砾岩带孔隙度为 5.1%～12.3%，渗透率为（0.260～7.860）×10-3μm2，储集层类型均为Ⅰ类（见图8a）；淋蚀带孔隙度为1.8%～12.5%，渗透率为（0.011～3.910）×10-3μm2，成像测井识别的有效裂缝平均密度为2.7条/m，储集层类型主要为Ⅰ类和Ⅱ类（见图 8a）；风化壳叠加碎裂段孔隙度为 2.3%～13.8%，渗透率为（0.032～4.196）×10-3μm2，成像测井识别的有效裂缝平均密度为2.9条/m，储集层类型也以Ⅰ类和Ⅱ类为主（见图8a）。由于风化砂砾岩带、淋蚀带储集层物性良好，因此暴露型潜山顶部通常发育一层厚度大，并且较为连续的有利储集层发育带，孔隙度在风化砂砾岩带或淋蚀带顶部最大，向下部逐渐减小；裂缝密度整体较高，局部具有幅度不大的波动（见图3a）。向下进入崩解带后，由于崩解带储集层物性相对较差，孔隙度为 1.8%～6.9%，渗透率为（0.005～0.301）×10-3μm2，成像测井识别的有效裂缝平均密度为1.9条/m，储集层类型以Ⅲ类为主，有利储集层多发育在叠加碎裂段的部位（见图8a），因此暴露型潜山风化壳下部有利储集层逐渐变为断续发育，通常存在数个不连续的孔隙度和裂缝密度异常高值部位（见图3a）。

图8 渤海湾盆地渤中凹陷太古宇变质岩潜山储集层类型及物性特征（储集层分类据文献[20]）

除了风化壳，暴露型潜山有利储集层还发育在内幕裂缝带碎裂段中。图8a中碎裂段主要落入Ⅰ类和Ⅱ类储集层区域，孔隙度为 2.8%～10.9%，渗透率为（0.021～1.461）×10-3μm2，成像测井识别的有效裂缝平均密度为3.6条/m，表明暴露型潜山内幕裂缝带碎裂段溶蚀孔隙和裂缝发育情况较好。致密带孔隙度为1.5%～3.0%，渗透率为（0.003～0.086）×10-3μm2，成像测井识别的有效裂缝平均密度小于0.5条/m，储集层类型全部为Ⅲ类。内幕裂缝带被致密带所分割，导致潜山内幕中存在数个垂向相间分布的有利储集层发育带，表现为孔隙度和裂缝密度曲线在潜山内幕中存在数个不连续的峰值，内幕裂缝带较厚的部位，有利储集层厚度也相对较大（见图3a）。由此可见，暴露型潜山有利储集层受风化作用和构造改造作用的控制均较明显，为风化和构造双控储集层。

5.2 覆盖型潜山

研究区覆盖型潜山风化壳厚度较暴露型潜山薄（见图3b、图3c），储集层物性也相对较差（见图8b）。风化壳叠加碎裂段和内幕裂缝带碎裂段是研究区覆盖型潜山中储集层条件最有利的两个储集层结构单元，其中风化壳叠加碎裂段孔隙度为 2.8%～10.2%，渗透率为（0.002～0.459）×10-3μm2，成像测井识别的有效裂缝平均密度 3.5条/m；内幕裂缝带碎裂段孔隙度为2.1%～10.1%，渗透率为（0.002～0.134）×10-3μm2，成像测井识别的有效裂缝平均密度 2.1条/m（见图8b），两个储集层结构单元均以发育Ⅰ类和Ⅱ类储集层为主。这两个有利储集层结构单元的形成均与构造改造密切相关，说明构造改造对覆盖型潜山有利储集层的形成较风化作用更为重要。

6 结论

渤海湾盆地渤中凹陷太古宇变质岩潜山垂向上可分为风化壳和潜山内幕两个一级储集层结构单元，其中风化壳可分为黏土带、风化砂砾岩带、淋蚀带和崩解带 4个二级储集层结构单元；潜山内幕可分为内幕裂缝带和致密带 2个二级储集层结构单元，内幕裂缝带还可进一步划分为碎裂段和裂缝密集段。

成像测井中，从潜山顶面开始发育的连续裂缝发育段的结束部位；电阻率测井中，电阻率值首次接近或达到“内幕电阻率基线”的部位；声波时差测井中，“平直低幅度微齿状”曲线形态首次出现的部位，是划分覆盖型潜山风化壳和潜山内幕二者之间界线的可靠部位。在风化壳和潜山内幕划分基础上，综合电阻率曲线、声波时差曲线数值和形态，结合成像测井等资料，可识别黏土带，风化砂砾岩带、淋蚀带、崩解带，内幕裂缝带和致密带等二级储集层结构单元。

暴露型潜山有利储集层主要发育在风化砂砾岩带、淋蚀带、风化壳叠加碎裂段和内幕裂缝带碎裂段等 4个部位，为风化和构造双控储集层；覆盖型潜山所受的风化改造作用较暴露型潜山弱，储集层主要发育在风化壳叠加碎裂段部位和内幕裂缝带碎裂段中。