黃驊坳陷大港探區下古生界碳酸鹽巖潛山差異演化及優質儲層成因

程 鑫，周立宏，操應長，金鳳鳴，付立新，李宏軍，樓 達，遠光輝

[1.中國石油大學(華東) 深層油氣重點實驗室，山東 青島 266580；2.中海石油(中國)有限公司 天津分公司，天津 300459；3.中國石油 大港油田分公司，天津 300280；4.海洋礦產資源評價與探測技術國家功能實驗室，山東 青島266071]

古潛山油氣藏是渤海灣盆地油氣資源最為富集的領域之一[1-7]，而在潛山油氣藏中，以中、新元古界及下古生界碳酸鹽巖的油氣富集程度最高，探明儲量約占潛山油氣總儲量的80%以上[7]。由于以往認識的局限性，碳酸鹽巖潛山頂部塊狀油藏勘探程度高，深潛山和潛山內幕勘探程度低[5-6，8-10]。近年來，隨著渤海灣盆地內長6、文古3和牛東1等一系列探井的成功[5，8-12]，深潛山和潛山內幕儲層逐漸成為油氣勘探的熱點。隨著國內外學者對巖溶作用研究的不斷深入，對于潛山儲層成因的解釋也不僅局限于與不整合相關的表生巖溶，埋藏條件下與有機酸、H2S及熱液等流體相關的溶蝕作用也被納入到巖溶的范疇[13-26]，且同一儲層往往伴隨著多期巖溶的疊加[18，27]，使其成因更為復雜，優質儲層的準確預測成為該類油藏勘探的難點。因此，優選典型研究區，對潛山優質儲層成因進行系統的研究和對比，對于盆地內該類儲層的準確預測及高效勘探具有重要意義。

大港探區是渤海灣油氣區的重要組成部分，主要包括黃驊坳陷及其周緣滄縣、埕寧隆起區，勘探面積約為1.8×104km2[28-31]，下古生界碳酸鹽巖潛山同樣是其重點勘探目標，勘探至今已發現千米橋、北大港、南大港、埕海、羊二莊、扣村、孔店、烏馬營、王官屯等10余個下古生界潛山帶(圖1)，區內風化殼、潛山內幕和深潛山儲層均有發育，具有結構復雜、類型多樣、埋深跨度大的特點[2，30，32]。同時工區內下古生界勘探展現出強烈的不均衡性，中、北區勘探程度明顯高于南區；斷塊型潛山勘探程度明顯高于深埋型潛山，這種不均衡性也正是由于優質儲層成因不明確所導致的。關于大港探區下古生界儲層前人已開展了一定的工作，對于其儲集特征和成巖作用類型進行了描述[28，33]，并建立了幾種巖溶模式[18-19]。然而，不同類型潛山成巖-儲集差異性仍缺乏系統的對比與總結，同時對于優質儲層的成因研究還不夠全面，仍需從潛山形成演化差異性角度出發，對工區內優質儲層成因類型及其發育條件進行系統研究。因此，本文將在前人區域地質及儲層研究的基礎上，以區域構造演化及潛山結構為約束，以儲層儲集-成巖差異性為切入點，總結工區內優質儲層成因類型，以期對工區內下古生界勘探做出指導，同時對盆地內其他地區類似儲層的勘探也具有重要的借鑒意義。

1 地質概況

黃驊坳陷是渤海灣盆地內的次一級構造單元，東接濟陽坳陷和渤中坳陷，西與冀中坳陷相鄰，位于燕山東西向構造、太行山北東向構造和渤海灣南部弧形構造的結合部位[34]，整體呈北東-南西向延伸[28](圖1)。坳陷內油氣資源豐富，發育沙河街組二-三段、石炭-二疊系等多套烴源巖以及多種儲蓋組合[12，35]。其中，下古生界碳酸鹽巖潛山以其復雜的演化過程和極強的非均質性備受關注。

圖1 大港探區下古生界潛山分布及頂面構造圖(改自大港油田勘探開發研究院)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.)

黃驊坳陷下古生界為穩定克拉通背景下的海相碳酸鹽巖陸表海沉積[30]，厚度在1 200～1 500 m[35]，可劃分為寒武系和奧陶系兩部分。寒武系自下而上可分為下統的府君山組和饅頭組，中統的毛莊組、徐莊組和張夏組以及上統的崮山組、長山組和鳳山組，而奧陶系殘留地層可劃分為下統冶里-亮甲山組以及中統馬家溝組和峰峰組，上奧陶統缺失[28，30]。目前發現的油氣層主要分布在峰峰組和馬家溝組中。

2 構造演化及潛山結構類型

同渤海灣盆地內其他坳陷一樣，黃驊坳陷古生代以來經歷了加里東、海西、印支、燕山和喜馬拉雅等多期構造運動的疊加改造，導致了下古生界碳酸鹽巖儲層極強的非均質性。由此可見，厘清工區構造演化過程及不同區域構造演化的差異性對于明確優質儲層成因及分布至關重要。

2.1 黃驊坳陷構造演化特征

黃驊坳陷在古生代的構造運動以穩定升降為主，未經歷明顯的構造變形，中奧陶世末加里東運動使整個華北板塊抬升，遭受長約150 Ma的風化剝蝕，缺失上奧陶統、志留系、泥盆系和下石炭統，隨后再次沉降，接受石炭-二疊系沉積[35-39]。

中-下三疊統沉積后，印支晚期整個華北進入大規模擠壓推覆變形階段，受近南北向擠壓作用的影響，黃驊坳陷形成了近東西向大型、寬緩的復式背斜-向斜構造和一系列斷面傾向或南或北的疊瓦式逆沖構造[2，34-35，37-39]。但是，南北存在一定差異，中、北區為寬緩的大型復背斜，以剝蝕為主，南部地區為寬緩的復向斜，殘留了較厚的中-下三疊統；燕山運動早期在太平洋板塊俯沖作用下，受北西-南東向擠壓構造影響，南區產生一系列北東向擠壓構造，中、北區繼承印支期古構造特征，持續遭受剝蝕，大面積缺失中-下三疊統、中-下侏羅統及部分古生界，而在南區保存相對完好[2，34-35，40]。工區在晚侏羅世—早白堊世進入裂陷期，晚侏羅世構造運動進一步加強，早—中侏羅世形成的走滑逆沖構造系統在此時發生了較大規模的平移活動，同時斷層下切活動加劇，出現大量的中基性火山巖;走滑伸展區出現小型拉分地塹，發育火山碎屑巖及紅色磨拉石建造;走滑推隆區推覆構造受擠上隆，古生界遭受進一步風化剝蝕[2，34]。早白堊世，構造運動強度大幅度減小，全區廣泛接受沉積；晚白堊世黃驊坳陷再次出現區域隆升現象，并在南部地區出現花崗巖大面積侵位現象[34，40]。

喜馬拉雅期構造運動主要表現為伸展和右旋走滑，古近紀以鏟式和坡坪式正斷層為主，前期的一些逆沖斷層負反轉；早期的北部印支高隆起區變成了現今的深凹陷區，南部印支期末—燕山期古坳陷則對應現今的隆起或凸起帶；漸新世—中新世發生右旋走滑變形，北北東向的基底走滑斷層及蓋層中的走滑伴生構造分布在現今黃驊坳陷中軸線以東，走滑斷層的推隆作用是新生代斷層兩側形成潛山的直接動力[35]。

2.2 下古生界潛山結構特征及類型

中—新生代復雜的構造運動控制了黃驊坳陷疊合盆地演化、潛山形成以及油氣的差異聚集[2，36-37]，形成了工區內結構多樣的儲層類型。以潛山結構特征(地層接觸關系和斷層發育情況)為基礎，以研究區構造演化差異性為約束，將大港探區下古生界潛山劃分為殘丘山、間斷侵蝕斷塊山、斷塊山、擠壓褶皺山和重力滑動褶皺山5種類型。

1) 殘丘山

是指下古生界遭受風化剝蝕形成的丘狀“凸起”，部分潛山內部發育小規模斷層，缺失上古生界及中生界，下古生界與新生界不整合接觸，如埕寧隆起區的鹽古1潛山(圖2a)。該類潛山在接受上古生界及中-下三疊統沉積后，受印支期、燕山期擠壓和新生代斷塊翹傾作用影響，一直位于構造高部位，處于持續剝蝕狀態，導致上覆中生界及上古生界全部剝蝕，下古生界再次出露地表遭受淋濾，直到接受新生界沉積才進入埋藏定型階段。

2) 間斷侵蝕斷塊山

該類潛山明顯表現為受斷層控制的斷塊地貌，潛山內幕輕微褶皺或發育內幕逆沖斷層，下古生界與中生界不整合接觸，缺失上古生界，典型代表為工區北部的千米橋潛山(圖2b)。潛山在接受上古生界及中-下三疊統沉積后，印支晚期和燕山早期的擠壓作用使其褶皺抬升并形成一系列逆沖斷層，持續剝蝕導致上古生界、中-下三疊統及中-下侏羅統缺失，致使下古生界再次發生表生淋濾，燕山中、晚期才開始接受沉積，到了喜馬拉雅期受伸展斷層的影響，形成“斷塊山”的地貌。

3) 斷塊山

斷塊山下古生界與上古生界平行不整合接觸，中生界部分或全部缺失，地層內幕產狀單斜或發生輕微褶皺，多是地層被反向斷層切割形成反向斷塊山，部分被兩條傾向相反的斷層切割形成雙向斷塊。該類潛山在工區廣泛發育，北大港(圖2c)、南大港、扣村以及徐黑潛山(圖2d)都屬于新生代斷裂作用下形成斷塊山。由于印支期、燕山期地層受到擠壓程度不同，部分發生褶皺變形，部分保持單斜產狀；同時工區南北演化的差異也導致北部斷塊山多缺失中-下三疊統及中-下侏羅統，以發育上侏羅統-下白堊統為主，而南部中-下三疊統及中-下侏羅統較為發育。最終，燕山晚期及新生代的斷裂作用將地層切割成山，埋藏定型。

圖2 大港探區不同類型潛山地震剖面(剖面位置見圖1)Fig.2 Seismic sections of different types of buried hills in Dagang prospecting area(see Fig.1 for the section locations)a.鹽古1潛山；b.千米橋潛山；c.北大港潛山；d.徐黑潛山；e.烏馬營潛山；f.孔店潛山

4) 擠壓褶皺山

該類潛山在形態上呈背斜狀，下古生界與上古生界平行不整合接觸，褶皺翼部中生界發育完整，核部缺失侏羅系、白堊系及部分中-下三疊統。這類潛山主要分布在大港探區南部，典型代表為烏馬營潛山(圖2e)。其演化過程中，由于印支—燕山早、中期一直處于古向斜部位，故接受了厚層的中-下三疊統及中-下侏羅統沉積，晚白堊世構造擠壓形成古背斜，同時導致核部中生界遭受強烈剝蝕，隨后沉降接受新生界沉積。

5) 重力滑動褶皺山

重力滑動褶皺型潛山古生界發育齊全，中生界部分缺失，潛山核部斷層較為發育，雖然也呈背斜形態，但其形成并非只受中生界的擠壓作用控制，還受到新生代邊界斷層作用下發生重力滑動的影響，典型代表為孔店潛山(圖2f)。在經歷了印支晚期的抬升剝蝕后，該區在燕山早、中期接受侏羅系及下白堊統沉積。晚白堊世強烈的擠壓使潛山初步褶皺抬升并形成一系列逆斷層，中生界部分被剝蝕，隨后新生代斷層(滄東斷裂和徐西斷裂)的強烈活動使其發生重力滑動，進一步促進了背斜形態的形成。

3 儲層特征

在對大港探區26口下古生界取心井進行系統巖心觀察和取樣的基礎上，綜合利用50余塊鑄體薄片、20余塊陰極發光薄片的鏡下分析鑒定，以及基于陰極發光分析的電子探針膠結物成分分析和離子探針膠結物微區氧同位素分析等測試手段，結合大港油田的物性分析及成像測井等基礎數據，對工區內下古生界碳酸鹽巖的巖性、儲集性能和成巖作用等基本特征進行研究，以期為優質儲層成因研究奠定良好的基礎。

3.1 巖石學特征

研究區下古生界碳酸鹽巖可分為灰巖、白云巖和角礫巖3大類。

1) 灰巖

可以分為(白云質)泥-微晶灰巖、內碎屑灰巖、(含生屑)鮞粒灰巖、結晶灰巖和泥質灰巖5種類型。泥-微晶灰巖是研究區發育最廣泛的巖性之一，主要由晶粒小于30 μm的泥晶和微晶方解石構成，偶見少量(<10%)硬石膏(圖3a)，可含白云石微晶，部分儲層內白云石微晶含量可達10%以上，形成(含)白云質泥-微晶灰巖(圖3b)；內碎屑灰巖也較為發育，以粉屑-砂屑結構為主(圖3c)，部分可達礫屑，顆粒間亮晶方解石膠結；鮞粒灰巖多發育于寒武系張夏組，鮞粒粒徑在250 μm～1 mm，粒間多為亮晶方解石充填，鮞粒灰巖內往往混有生物碎屑(圖3d)，生物碎屑含量超過10%時為(含)生屑鮞粒灰巖；結晶灰巖含量相對較低，粉晶結構為主，部分可達細晶，他形晶相互鑲嵌(圖3e)；泥質灰巖中泥質含量25%～50%不等，灰質多為泥晶-微晶結構，泥質呈不均勻狀分布于灰質中(圖3f)。

2) 白云巖

可見泥-微晶白云巖、(含)膏質白云巖、灰質白云巖3種類型。泥-微晶白云巖在工區廣泛發育，主要由泥-微晶白云石構成，泥-微晶白云石均勻分布(圖3g)，可含少量泥質、灰質或硬石膏，部分微晶白云巖可見砂屑的交代殘余結構(圖3h)，可稱之為微晶殘余砂屑白云巖；一些泥-微晶白云巖內含大量(>10%)柱狀硬石膏晶體，形成(含)膏質白云巖；灰質白云巖可見兩種不同的結構，一種是白云石微晶含有較臟的方解石核心，同時微晶白云石間充填方解石(圖3i)，另一種則是純凈的自形白云石微晶之間發育方解石膠結(圖3j)。

3) 角礫巖

成分較為復雜，既可見灰巖角礫也可以見白云巖角礫，角礫巖可由單一成分原巖的角礫組成(圖3k)，也可以是多成分角礫的混雜(圖3l)，角礫間多被方解石(圖3k)或泥質充填(圖3l)。

圖3 大港探區下古生界碳酸鹽巖巖石學特征Fig.3 Petrography of the Lower Paleozoic carbonate rocks in Dagang prospecting areaa.扣24井，埋深2 297.70 m，泥晶灰巖(單偏光)；b.太17X1井，埋深3 511.50 m，含白云微晶灰巖(單偏光)；c.泊古1井，埋深1 801.50 m，粉砂屑灰巖(單偏光)；d.鹽古1井，埋深1 895.20 m，含生屑鮞粒灰巖(單偏光)；e.泊古1井，埋深1 706.18 m，細晶灰巖(正交光)；f.徐10井，埋深1 342.49 m，泥質灰巖(單偏光)；g.滄參1井，埋深1 853.18 m，微晶白云巖(單偏光)；h.滄參1井，埋深2 065.15 m，膏質砂屑白云巖(單偏光)，右上角為同一視域正交光；i.鹽古1井，埋深1 791.30 m，灰質白云巖(單偏光)；j.泊古1井，埋深2 101.25 m，灰質白云巖(單偏光)；k.板深701 井，埋深4 648.40 m，角礫白云巖(單偏光)；l.鹽古1井，埋深1 579.37 m，泥質充填角礫巖

3.2 儲集特征及其差異性

1) 物性特征

綜合下古生界碳酸鹽巖實測物性和測井解釋物性分析表明(圖4)，其孔隙度分布在0.08%～22.9%，平均為3.53%；滲透率在0.001×10-3～85.5×10-3μm2，平均為1.00×10-3μm2；孔-滲交會圖上孔隙度與滲透率相關性差，表明其儲集空間極為復雜。統計不同潛山類型碳酸鹽巖物性可知，雖然不同類型潛山物性稍有差異，但均以孔隙度小于5%，滲透率小于0.1×10-3μm2為主，表現為整體致密的背景下發育部分物性較高的儲層。

圖4 大港探區下古生界碳酸鹽巖物性特征Fig.4 Physical properties of the Lower Paleozoic carbonate rocks in Dagang prospecting areaa.下古生界儲層物性孔-滲交會圖；b1，b2.殘丘型潛山物性分布直方圖；c1，c2.間斷侵蝕斷塊山物性分布直方圖；d1，d2.斷塊 型潛山物性分布直方圖；e1，e2.褶皺型潛山物性分布直方圖

2) 儲集空間類型及其差異性

大港探區下古生界碳酸鹽巖經歷復雜的演化后原生孔基本消失殆盡，儲集空間整體以次生孔、洞、縫為主。其中孔、洞可分為角礫間孔、洞(圖5a—e)、角礫內溶孔(圖5e)、基質溶孔(圖5f—i，n—o)和脈溶孔(圖6d)。角礫間孔、洞多為巖溶角礫或構造角礫未被膠結物完全充填的殘留孔、洞(圖5a—d)，部分為角礫間膠結物溶蝕形成(圖5e)；而基質溶孔則多沿裂縫分布(圖5g—i)，少數為孤立的溶孔(圖5f)；裂縫可分為被膠結物半充填或未充填的開啟構造縫(圖5g—k，n，o)、壓溶縫(圖5l)和沿早期裂縫擴溶形成的溶蝕縫(圖5m)。

不同類型潛山的儲集空間也具有差異性，其中殘丘山是孔、洞為主的儲層，主要發育角礫間孔、洞(圖5a)以及基質溶孔(圖5f)和脈內溶孔(圖6d)，發育少量構造縫及溶蝕縫(圖5m)，且隨距不整合面距離增加，孔、洞含量逐漸降低。間斷侵蝕斷塊山是孔、縫復合型儲層，角礫間孔(圖5d)、基質溶孔以及構造裂縫(圖5g)均較發育。斷塊型潛山為孔、洞、縫復合型儲層，且儲層發育具有一定的分帶性，在斷裂帶內，如港古16101井(圖2c)峰峰組，儲層以角礫間孔、洞(圖5b，c)為主，其次發育部分角礫內溶孔(圖5e)和構造裂縫；在斷裂帶附近的誘導裂縫帶內，以孔、縫復合型儲層為主，構造裂縫發育，同時沿裂縫發育基質溶孔(圖5h—j)；隨著距斷裂帶越來越遠，逐漸變為以構造裂縫為主，只發育少量溶孔，且裂縫密度逐漸降低，直至變為致密層。褶皺型潛山則以裂縫為主導(圖5k)，發育部分溶蝕孔、洞。

圖5 大港探區下古生界碳酸鹽巖儲集空間類型Fig.5 Reservoir space types of the Lower Paleozoic carbonate rocks in Dagang prospecting areaa.鹽古1井，埋深1 683.61 m，角礫間孔、洞；b.港古16101井，埋深2 857.25 m，角礫間孔、洞；c.港古16101井，埋深2 858.30 m，角礫間孔(單偏光)；d.板深701井，埋深4 625.80 m，角礫間孔(單偏光)；e.港古16101井，埋深2 855.85 m，角礫間及角礫內溶孔(單偏光)；f.鹽古1井，埋深1 577.30 m，基質溶孔(單偏光)；g.板深701井，埋深4 628.50 m，基質溶孔及裂縫(單偏光)；h.扣19井，埋深2 372.05 m，構造縫及基質溶孔(單偏光)；i.扣19井，埋深2 251.85 m，裂縫及白云石晶間溶孔(單偏光)；j.泊古1井，埋深1 901.40 m，半充填構造縫(單偏光)；k.孔古6井，埋深2 719.81 m，開啟微裂縫；l.歧古1井，埋深4 009.95 m，開啟壓溶縫(單偏光)；m.鹽古1井，埋深1 377.90 m，溶蝕縫(單偏光)；n.歧古6井，埋深3 322.00-3 324.00 m，成像測井，構造裂縫及溶蝕孔、洞；o.王古1井，埋深4 546.00-4 547.50 m，成 像測井，構造裂縫及溶蝕孔、洞

3.3 成巖特征及其差異性

下古生界碳酸鹽巖儲層成巖作用復雜，具有多期次、多組分溶蝕，多類型、多期次膠結的特征。溶蝕作用既可以是白云質、灰質等基質的溶蝕(圖6a—c)，也可以是后期膠結物的溶蝕(圖6c,d)。膠結物類型多樣，可發育方解石(圖6e—j)、天青石(圖6k)、沸石(圖6l)、硅質(圖6m)、螢石(圖6n)、黃鐵礦(圖6g，i，o)和硬石膏(圖6p)等多種類型膠結，并以方解石為主。其中方解石按發育位置不同又可以分為粒間膠結(圖6e,f)、角礫間膠結(圖3k，圖6g)、溶孔內膠結充填和脈內膠結(圖6d，f， h—j)。其中粒間膠結主要呈纖維-葉片狀環邊膠結和粒狀膠結(圖6e)，而角礫間、脈體內和溶孔內膠結以鑲嵌粒狀膠結為主(圖6d，g)，偶見柱狀膠結(圖6h)。

圖6 大港探區下古生界碳酸鹽巖成巖作用類型Fig.6 Diagenetic types of the Lower Paleozoic carbonate rocks in Dagang prospecting areaa.港古16101井，埋深2 855.85 m，白云質基質溶蝕(單偏光)；b.歧古1井，埋深4 012.41 m，灰質基質溶蝕(正交光)；c.板深701井，埋深4 628.50 m，白云質基質及溶孔充填物溶蝕(單偏光)；d.鹽古1井，埋深1 377.90 m，方解石脈溶蝕(單偏光)；e.鹽古1井，埋深1 895.20 m，鮞粒間方解石膠結(正交光)；f.孔古6井，埋深2 720.30 m，砂屑間不發光方解石膠結及后期發亮光方解石脈(陰極發光)，右上方為同一視域單偏光；g.板深701井，埋深4 630.56 m，角礫間方解石膠結及黃鐵礦膠結(單偏光)；h.板深701井，埋深4 617.78 m，裂縫內不發光方解石及后期發亮光方解石膠結(陰極發光)，右上方為同一視域單偏光；i.扣24井，埋深2 094.09 m，裂縫內早期弱發光和晚期發亮光方解石膠結(陰極發光)；j.港古2-1井，埋深2 238.45 m，弱發光方解石脈(陰極發光)，右上方為同一視域單偏光；k.港古16101井，埋深2 861.75 m，天青石膠結(單偏光)，右上方為同一視域正交光；l.板深701井，埋深4 625.28 m，沸石膠結(單偏光)；m.板深701井，埋深4 625.28 m，溶孔內硅質膠結(單偏光)；n.扣19，埋深2 171.17 m，裂縫內螢石膠結(單偏光)，右上方為同一視域正交光；o.孔古8井，埋深3 010.25 m，黃鐵礦膠結(單偏 光)；p.扣19井，埋深2 378.80 m，硬石膏膠結(正交光)，右上方為同一視域單偏光

下古生界碳酸鹽巖成巖作用類型復雜多樣，不同類型潛山的成巖作用特征也不盡相同(表1)。殘丘山溶蝕較強，基質溶蝕(圖5f，m)和脈體溶蝕(圖6d)均可見，膠結作用以多期次方解石膠結為主，發育少量黃鐵礦；間斷侵蝕斷塊山溶蝕作用較強，基質及膠結物的溶蝕均較發育(圖5g，圖6c)，除多產狀、多期次的方解石膠結(圖6g，h)外，還發育黃鐵礦(圖6g)、沸石(圖6l)和硅質(圖6m)膠結；斷塊山溶蝕作用中等，以角礫溶蝕(圖5e)和沿裂縫發育的基質溶蝕(圖5h，i，圖6a，b)為主，膠結作用類型多樣，主要為多期次的方解石膠結(圖6i，j)，同時見角礫間或脈體內的黃鐵礦(圖6i)、天青石(圖6k)、螢石(圖6n)及硬石膏膠結(圖6p)；褶皺山溶蝕作用相對較弱，以方解石膠結為主(圖6i，o)，并發育黃鐵礦膠結(圖6o)。

同時，方解石的陰極發光特征也具有多樣性。本次研究共在工區識別出不發光(圖6f，h)、亮黃色發光(圖6f， h，i)和弱發光(圖6i，j)3種發光特征的方解石。研究表明，方解石的陰極發光特征主要受膠結物內Fe和Mn含量的控制，Mn是主要的激發劑，Fe是主要的猝滅劑[41-44]。利用電子探針分析對比研究區不同發光特征方解石內Fe和Mn含量(圖7a，b)可知，不發光方解石同時具有低的Fe和Mn含量，其中Fe含量多小于0.03%，平均值為0.02%，Mn含量多小于0.01%，平均值為0.007%；發亮光方解石相對于不發光方解石Fe含量變化不大，在0～0.11%變化，平均為0.02%，但Mn含量明顯增高，基本都在0.01%以上，平均值為0.04%；弱發光方解石的Fe和Mn含量均明顯增高，且Fe含量增加幅度大于Mn，Mn含量在0.01～0.13%，平均為0.05%，而Fe含量多在0.05～0.55%，平均為0.26%。膠結物成分的這種變化是由成巖環境的變化造成的，Fe和Mn能夠進入方解石晶格中主要受形成時期的Eh值控制[41，45-46]：氧化條件下Fe和Mn以Fe3+和Mn4+形式存在不能進入晶格，不發光；次氧化條件下Fe為Fe3+不能進入晶格，Mn以Mn2+存在可以進入晶格，明亮發光；還原條件下Fe和Mn以Fe2+和Mn2+存在，可以進入晶格，發光變弱(圖7c)。由此可根據方解石膠結物的發光特征判斷其形成環境，不發光方解石形成于近地表的氧化條件下，發亮光方解石發生于弱氧化弱還原的淺埋條件下，而弱發光方解石則發生于相對深埋的還原環境下，這為隨后的儲層成因研究提供了重要依據。

圖7 不同發光特征膠結物Fe-Mn含量分區示意圖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，角礫巖陰極發光特征；b.圖a同一視域背散射圖像，圖中數字代表電子探針測試數據點位；c.不同發光特征膠結物Fe-Mn含量交會圖；d.方解石中不同Eh-pH條件下Mn、Fe離子價態及其相應發光特征(改自Hiatt，2014)

4 儲層成因機制

大港探區古生代以來經歷了復雜的構造演化，不同區域構造-埋藏演化的差異性導致儲層具有多樣性的成因。如前所述的工區構造演化特征可以看出，各區域間的構造演化差異實際是發生在中-下三疊統沉積后，即印支運動晚期開始發生分異。而在這之前的演化具有相對一致性，即加里東晚期—海西早期的表生巖溶以及海西中、晚期—印支早、中期的持續埋藏。通過精細對比研究區內不同類型潛山的儲層特征發現，加里東—海西期的早期巖溶對于工區內優質儲層的形成意義不大，加里東期—印支早、中期的整體演化結果仍是孔隙的消減。主要有以下兩方面證據。

1) 早期巖溶孔、洞都已被充填、膠結

對于斷塊型潛山和褶皺山來說，其下古生界上部都覆蓋有上古生界(圖2c—f)，表明在加里東期—海西期表生巖溶之后，下古生界未發生二次表生巖溶，因此這些地區發育的巖溶角礫應為早期巖溶形成。然而，通過大量巖心觀察和薄片鑒定發現，早期巖溶角礫都已被泥質或方解石致密膠結(圖8a—d，f)，且角礫間的方解石膠結物在陰極發光顯微鏡下以不發光為主(圖8f)，表明膠結作用發生于受大氣水影響強烈的近地表或淺埋藏條件下。為進一步驗證其形成于淺埋藏條件的觀點，利用中科院地質與地球物理研究所二次離子質譜儀(SIMS)對該類膠結物進行微區氧同位素分析可知，其δ18O(PDB)值在-15.70‰～-18.32‰。假定與之平衡的大氣水同位素值為δ18O(W-SMOW)=-12‰，利用氧同位素計算其沉淀溫度表明，該類方解石沉淀溫度在33.35～48.12 ℃(表1)，與前述其形成于近地表或淺埋藏環境的結論一致。

2) 顆粒灰巖在早期被致密膠結

通過巖心及薄片觀察發現，研究區內鮞粒灰巖和內碎屑灰巖均已被致密膠結(圖8e， g—h)。膠結物形態以纖維狀-葉片狀或粒狀為主；膠結物含量統計表明，區內顆粒灰巖粒間膠結物含量在5%～40%，平均值為22.8%，其中77.78%的樣品膠結物含量在20%以上，表明在發生強烈壓實前已發生強烈膠結；與此同時，陰極發光下該類膠結物多呈現不發光特征(圖6f)；同樣對其進行微區氧同位素分析，其δ18O(PDB)值在0.29‰到-7.97‰，取與其平衡的海水氧同位素值δ18O(W-SMOW)=0，可得其沉淀溫度在14.34～58.01℃(表1)。以上證據均表明顆粒灰巖在較早階段(印支晚期之前)發生致密化，原生粒間孔被充填。

表1 大港探區不發光方解石膠結物氧同位素值Table 1 Oxygen isotope values of nonluminescent calcite cements in Dagang prospecting area

在早期致密化的背景下，印支晚期以來的構造演化成為了優質儲層形成的關鍵，也正是印支晚期以來構造演化的差異性造就了潛山儲層成因的多樣性。根據成巖演化差異性以及優質儲層形成主導因素不同，將研究區優質儲層成因劃分為晚期(燕山晚期—喜馬拉雅期)大氣水淋濾型、中期(燕山中期)大氣水淋濾-深部溶蝕共控型、斷裂破碎-深部溶蝕共控型和斷裂溝通-TSR溶蝕共控型4種類型(圖9，圖10)。

圖9 大港探區不同成因儲層成巖-成藏系統演化Fig.9 Evolution of diagenesis-accumulation systems for reservoirs of diverse origins in Dagang prospecting area

圖10 大港探區下古生界不同成因儲層演化模式Fig.10 Evolution model of the Lower Paleozoic reservoirs of different genetic types in Dagang prospecting area

4.1 晚期大氣水淋濾型

該類成因儲層主要發育于殘丘型潛山內，如前所述該類潛山的結構特征(圖2a)和構造演化特征可知，印支期末—喜馬拉雅早期的持續抬升使下古生界再次暴露，發生表生巖溶，形成巖溶孔、洞(圖5a，f)及部分裂縫。在鹽古1井近不整合處的大量發育的巖溶角礫(圖3l)可作為晚期巖溶的有利證據，因為鹽古1井下古生界只殘留下馬家溝組以下地層，相對于上古生界殘留區，明顯缺失峰峰組和上馬家溝組，由此可見，早期巖溶形成的角礫應已在晚期(燕山晚期—喜馬拉雅期)巖溶過程中被剝蝕掉，現今殘留角礫為晚期巖溶形成。

隨著新生界開始沉積，晚期表生巖溶結束，下古生界再次進入了埋藏階段，儲層演化整體以孔、洞、裂縫的膠結充填為主(圖9a，圖10)，演化至今仍有部分孔、洞、縫未被完全充填，成為有效儲集空間。

4.2 中期大氣水淋濾-深部溶蝕共控型

該類成因儲層主要發育于研究區北部的間斷侵蝕斷塊山內，典型實例為千米橋潛山(圖2b)。印支晚期到燕山早期，在中、北區寬緩大型復背斜構造的背景下，潛山一直處于抬升剝蝕階段，使中-下三疊統和上古生界完全被剝蝕，下古生界再次出露，到燕山晚期才開始接受沉積。典型巖溶角礫的發育(圖3k，圖9b)、角礫間不發光方解石膠結(圖9b)、晚期不發光方解石對早期弱發光方解石的切割(圖9b)以及利用不發光膠結物氧同位素計算得到的較低沉淀溫度(表2)，表明該類潛山明顯受到了中期(燕山中期)大氣水淋濾的改造。褶皺抬升形成裂縫及巖溶孔、洞，初步形成了有利的儲集空間。

隨著上侏羅統-下白堊統的沉積，潛山再次進入埋藏階段，巖溶形成的孔、洞、縫開始遭受充填破壞。然而新生代伸展斷裂作用使儲層再次受到改造，一方面斷層活動形成的誘導裂縫可以成為有利的儲集空間，另一方面基底斷層及誘導裂縫可以很好地溝通深部流體，使基質及早期膠結物沿裂縫發生深部溶蝕(圖5g，c)；與此同時還發育一些熱液礦物(圖6l—m)及方解石的沉淀(圖9b)。最后，古近紀晚期開始發生油氣充注[48]，在一定程度上抑制膠結物的沉淀，使儲集空間得以保存。

4.3 斷裂破碎-深部溶蝕共控型

此類成因儲層主要發育于中、北區及南部部分地區的斷塊型潛山和重力滑動褶皺山內。潛山內部發育上古生界，故儲層在加里東—海西期表生巖溶后并未發生二次暴露。海西中、晚期—燕山早、中期，在地層的多次抬升及沉降過程中，儲層演化以構造裂縫的形成及隨后的亮發光-弱發光方解石膠結為主(圖9c)。燕山末期—喜馬拉雅期的基底斷裂活動成為了其優質儲層形成的關鍵：一方面，滑動破碎帶內形成的斷層角礫間孔、洞以及靠近主斷層的誘導裂縫可以成為良好的儲集空間；另一方面，它們為深部流體向儲層內的運移提供了良好的通道，使儲層發生深部溶蝕，形成大量沿裂縫分布的基質溶孔(圖5h，i)及角礫內溶孔(圖5e)；在溶蝕作用的同時還可伴有天青石(圖6k)、螢石(圖6n)、硬石膏(圖6p)等熱液礦物以及方解石(圖9c)的沉淀；新近紀以來發生的大規模油氣充注[49]可以一定程度抑制膠結，使形成的孔、洞、縫得以保存。然而由于深部流體的運移范圍和溶蝕能力有限，在遠離主干斷層，只發育部分內幕斷層的部位，溶蝕作用變弱，形成以為裂縫主導的儲層。

4.4 斷裂溝通-TSR溶蝕共控型

該類儲層在擠壓褶皺山和斷塊山內均有發育，與斷裂破碎-深部溶蝕共控型儲層類似，其上古生界發育，下古生界儲層在加里東—海西期表生巖溶后同樣以埋藏條件下的成巖作用為主，典型實例為工區南部的烏馬營潛山和王官屯潛山。由于大港南區在印支晚期—燕山早期呈寬緩的復向斜構造背景，故中-下三疊統保存較為完好，只發生微弱剝蝕，并在后期沉積了較厚的侏羅-白堊系沉積，較大的埋深使上古生界煤系地層在晚侏羅統-早白堊統沉積期開始初次生烴[50]，與此同時白堊紀晚期的斷裂活動形成構造縫，裂縫的形成與油氣充注相匹配，使該時期形成的裂縫得以一定程度的保存。喜馬拉雅期的構造活動使早期裂縫活化并形成新的裂縫，同時新生代的迅速深埋使上古煤系地層二次生烴[50]，并向裂縫性儲層內運移。下古生界較高的地溫(>140 ℃)(圖9d)以及峰峰組和上馬家溝組內較為發育的含膏鹽層為TSR反應的發生提供了有利條件，TSR反應產生的H2S可溶于水并沿裂縫運移，并對儲層進行溶蝕[21，51]，沿裂縫形成溶蝕孔、洞。

由于H2S易與地層中的Fe，Cu，Zn等金屬離子反應形成硫化物沉淀，故其殘余量往往低于原始生成量[52]。統計烏深1井以及王古1井下古生界天然氣藏中硫化氫含量可知，雖然其初始H2S含量最高只有9.38×10-4和5.41×10-4，但烏深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濃度分別可達(12.8～16.5)×10-2和7.38×10-2，表明其演化過程中確有大量H2S及硫化物的形成，明顯高于生物成因和含硫化合物熱裂解成因硫化氫3%～5%的濃度[52]；另一方面，烏馬營天然氣藏中H2S氣體的δ34S值約為23.7‰[50]，寒武-奧陶系沉積巖中δ34S值為35‰～47‰[53]，與TSR反應中硫同位素的分餾效應會導致殘余的硫含有異常高的δ34S值，而所生成的H2S的δ34S值則比正常海水低[52，54]的理論相符。以上證據都表明這兩個潛山內發生過較強烈TSR反應，最終形成了以裂縫為主導，伴有溶蝕孔、洞的儲層類型(圖5o)。

5 油氣地質意義

通過上述對研究區下古生界碳酸鹽巖的研究可以發現，雖然下古生界碳酸鹽巖潛山類型多樣，儲層非均質性強，成因復雜，但其本質上都受地質歷史時期構造-埋藏演化的控制，而儲層構造-埋藏演化的差異性則可以表現在地層結構、斷層發育情況等潛山結構特征和現今埋深(地溫)等地質要素上，而這些地質要素為優質儲層的預測提供了重要依據。綜合潛山結構及優質儲層成因可以總結得出，下古生界優質儲層主要發育在以下幾類地區。

1) 上古生界缺失區

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經歷過中、晚期大氣水淋濾，有利于巖溶儲層的形成。典型實例為坳陷周緣的鹽古1井、津2井以及坳陷內的千米橋潛山。其中前兩者都缺失上古生界及中生界，除在下古生界內發育典型的巖溶角礫巖外，生產測試結果顯示其日產水量分別可達179.1和119 m3，為高產水層；而千米橋潛山巖溶儲層同樣發育，更是在板深7 、板深8 、千12-18等多口井內見高產油氣流，日產油平均12.66 t，日產氣平均6.41×104m3，日產水平均17.17 m3。

2) 基底斷層發育區

斷裂活動可以形成角礫間孔、洞及誘導裂縫，并溝通深部流體發生溶蝕，使得斷裂帶及其附近誘導裂縫帶內儲集空間較為發育。典型潛山如北大港潛山，太4井奧陶系儲層日產油6.65 t，日產氣1 1275 m3；此外南部徐黑潛山在緊鄰斷裂帶的下古生界碳酸鹽巖中雖然無油氣顯示，但平均日產水可達142.67 m3，表明其具備較好的儲集性能。

3) 發育上古生界的深埋高溫(>140 ℃)區

利于上古生界煤系地層二次生烴，并發生強烈的TSR反應，沿裂縫發育深部溶蝕。除上述烏馬營及王官屯潛山在奧陶系內明顯發育與TSR溶蝕有關的高產氣藏外(日產氣量分別可達1.37×105和2.12×105m3)，在埕海潛山(圖1)奧陶系峰峰組及馬家溝組同樣發現高產工業氣流，潛山內hg1井和hg101井日產氣量分別可達1.98×105和5.18×105m3，潛山奧陶系頂面埋深在4 400～5 000 m[55]，現今地溫明顯高于140 ℃，同時其氣藏內高達13.41%的H2S含量也印證了其與TSR相關。

由以上分析可知，這些部位優質儲層都較為發育，如果匹配有較優質烴源巖和蓋層，并具有較好的成藏條件，則可形成潛在油氣藏。

6 結論

1) 古生代以來構造演化的復雜性以及不同地區構造演化的差異性導致了大港探區潛山結構的多樣性，依據潛山內部結構及成因不同，可將研究區下古生界碳酸鹽巖潛山劃分為殘丘山、間斷侵蝕斷塊山、斷塊山、擠壓褶皺山和重力滑動褶皺山5種類型。

2) 研究區下古生界儲層經歷復雜、漫長的演化過程，原生孔基本消失殆盡，為次生孔、洞、縫主導的儲層，不同類型潛山儲集特征也存在差異：殘丘山儲集空間以巖溶孔、洞為主，發育少量裂縫，間斷侵蝕斷塊山為孔、縫復合型儲層，少見溶洞；斷塊型潛山孔、洞、縫均較發育，且具有明顯的分帶性；擠壓褶皺山和重力滑動褶皺山則是裂縫主導型儲層，發育部分溶蝕孔、洞。

3) 下古生界碳酸鹽巖成巖作用復雜，具有多期次、多組分溶蝕，多類型、多期次膠結的特征。其中印支晚期以來的構造演化及成巖作用是優質儲層形成的關鍵，依據不同潛山成巖作用及構造演化的差異性，將研究區下古生界優質儲層成因總結為晚期大氣水淋濾、中期大氣水淋濾-深部溶蝕共控、斷裂破碎-深部溶蝕共控、斷裂溝通-TSR溶蝕共控4種類型。

4) 地層結構、斷層發育情況和現今埋深(地溫)等地質要素是儲層演化差異性的最直接表象，同時也可成為優質儲層預測的依據，綜合潛山結構、優質儲層成因及已有勘探實例總結得出，優質儲層主要發育在上古生界缺失區、基底斷層發育區和發育上古生界的深埋高溫(>140 ℃)區，當匹配有較好的烴源巖、蓋層及成藏條件時，可形成潛在油氣藏。