王珊 曹穎輝 杜德道 張亞金 劉策

1. 中國石油勘探開發(fā)研究院，北京 1000832. 大慶油田有限責任公司勘探開發(fā)研究院，大慶 163712

塔里木盆地奧陶系是油氣勘探的主力層段，目前已發(fā)現(xiàn)了多個深層碳酸鹽巖大油氣田(楊海軍等, 2011; 朱光有等, 2012)。古城地區(qū)奧陶系鷹山組儲層發(fā)育，是塔東探區(qū)重點勘探領域，但是與塔北和塔中不同(Zhuetal., 2019a, b, c; 楊海軍等, 2011; 張水昌等, 2011; 武芳芳等, 2010; 張保濤等, 2015; 孫崇浩等, 2016)，該區(qū)域鷹山組儲層以白云巖為主，前期鉆探的GC6、GC8、GC9井相繼在該層段獲得高產(chǎn)氣流，揭示了良好的勘探潛力。但是隨后部署的3口探井勘探成果較差，顯示了該區(qū)的復雜性?；诔晒笆Ю治霾⒔Y合前期研究成果(沈安江等, 2020; Caoetal., 2019; 劉偉等, 2016; 劉衛(wèi)紅等, 2017; 張月巧等, 2007)，筆者認為規(guī)模優(yōu)質儲層是古城地區(qū)奧陶系白云巖勘探成功的關鍵，深入研究該區(qū)白云巖特征及儲層成因機理對油氣勘探具有重要意義。

圖1 古城地區(qū)構造區(qū)劃圖及奧陶系綜合地層柱狀圖Fig.1 Tectonic units and Ordovician stratigraphic histogram of Gucheng area

前人對古城地區(qū)奧陶系鷹山組白云巖儲層進行了研究并取得了較為豐富的認識，但尚存在以下問題：(1)對于白云巖成因的探討相對較少。前人多從單一地球化學指標出發(fā)，分析其地球化學特征及地質意義，如郭春濤等(2018)和劉策等(2017)通過稀土元素分析，探討了白云石化流體的性質及成因機制；張振偉等(2016)通過碳、氧同位素分析，證實了早奧陶世晚期存在一期海退。目前尚缺乏利用多種手段對白云巖成因的綜合研究。(2)對孔隙的成因認識存在分歧。周波等(2018)認為中等程度的白云石化為孔隙形成的主要原因；張哨楠等(2019)、齊井順等(2016)認為晚期熱液溶蝕是孔隙形成的關鍵；邵紅梅等(2014)則認為熱液白云石化及熱液溶蝕是有效孔隙形成的主要因素。(3)在儲層主控因素方面，前人觀點相對統(tǒng)一，總體為相控論，認為高能相帶為儲層形成的首要因素(沈安江等, 2018; 劉偉等, 2016; 張靜和羅平, 2010; 胡九珍等, 2009)。然而新鉆井情況揭示優(yōu)質儲層并非單純相控，斷裂溶蝕起了極為重要的作用。研究區(qū)儲層究竟是相控、斷控、還是兩者綜合控制，兩種因素各發(fā)揮何種作用，需要從更宏觀的角度進行綜合論述。

圖2 古城地區(qū)鷹山組白云巖類型及儲集空間特征(a)紋層狀粉晶白云巖，GC17，O1+2y3，6283.30m；(b)紋層狀粉細晶白云巖，GC601，O1+2y3，6085.00m；(c)殘余顆粒結構細晶白云巖，晶間孔、晶間溶孔發(fā)育，GC601，O1+2y3，6075.86m；(d)細晶白云巖，晶間瀝青充填，去白云石化發(fā)育，GC14，O1+2y3，3-5/15；(e)細中晶白云巖，晶間溶孔發(fā)育，局部瀝青充填孔隙，GC13，O1+2y3，6268.00m；(f)殘余顆粒結構細中晶白云巖，晶間孔順層發(fā)育，局部孔隙被方解石、瀝青充填，GC601，O1+2y3，6061.54m；(g)殘余顆粒結構中晶白云巖，晶間孔發(fā)育，部分晶間孔方解石充填，微裂縫發(fā)育，GC601，O1+2y3，6148.10m；(h)中晶白云巖，晶間孔、晶間溶孔發(fā)育，部分晶間孔方解石充填，微裂縫溝通孔隙，GC601，O1+2y3，6128.67m；(i)粗晶白云巖，晶間孔、晶間溶孔發(fā)育，石英充填，GC9，O1+2y3，6114.20m；(j)粗晶白云巖，滲流粉砂，GC601，O1+2y3，6048.95m；(k)粗晶白云巖中夾泥質條帶，GC601，O1+2y3，6083.85m；(l)溶蝕孔洞沿裂縫發(fā)育，洞中見白云石、方解石充填，GC601，O1+2y3，10-46/61Fig.2 Petrology and reservoir space of dolomite in Yingshan Formation of Gucheng area

鑒于以上原因，本文在前人研究基礎之上，通過巖心薄片觀察、物性分析、同位素、微量元素等地球化學綜合分析，對白云巖成因、孔隙成因以及儲層主控因素做了深入探討，以期對古城地區(qū)鷹山組白云巖的勘探部署提供科學依據(jù)。

1 地質背景

古城低凸起西南部以塔中I號斷裂與塔中隆起相鄰，東部以上寒武統(tǒng)-中下奧陶統(tǒng)坡折帶與東南隆起相接，北部與滿西低凸起毗鄰(圖1)，總體為北西傾的下古生界大型寬緩鼻狀構造。古城低凸起形成于加里東中期，定型于加里東末期，海西期受南部擠壓作用影響而進一步隆升，印支-喜山期構造活動相對較弱(王招明等, 2014)。

根據(jù)區(qū)域地質資料及前人研究成果，塔里木盆地奧陶系經(jīng)歷了碳酸鹽巖弱鑲邊臺地-遠端變陡的緩坡-混積陸棚的演化過程(Caoetal., 2019)。奧陶系自下而上發(fā)育蓬萊壩組、鷹山組、一間房組、吐木休克組和卻爾卻克組5套地層。鷹山組沉積時期，古城地區(qū)為遠端變陡的碳酸鹽巖緩坡，廣泛發(fā)育顆粒灘沉積。鷹山組自下而上分為4段，總體厚度為600～800m，鷹四段和鷹三段為鷹下段，厚度為350～550m，為一套顆粒灘相白云巖沉積；鷹二段和鷹一段為鷹上段，厚度為180～280m，為一套開闊臺地灘間海相灰?guī)r沉積。

2 白云巖成因

2.1 巖石類型及特征

巖心及薄片觀察顯示，古城地區(qū)鷹山組白云巖主要發(fā)育在鷹下段，以結晶白云巖為主，按照晶粒大小，可劃分為粉晶、粉細晶、細晶、細中晶、中晶、粗晶白云巖6種類型。

粉晶白云巖直徑為0.03～0.1mm，自形-半自形為主，晶體緊密鑲嵌，多見紋層構造(圖2a)，晶間常被泥質充填，總體致密，孔隙不發(fā)育。

粉細晶白云巖由粉晶和細晶白云石組成，可見紋層構造和殘余顆粒結構，孔隙不發(fā)育(圖2b)。

細晶白云巖晶粒直徑多為0.01～0.25mm，自形-半自形為主，常見霧心亮邊結構和去白云石化現(xiàn)象。殘余顆粒結構明顯，孔隙較發(fā)育(圖2c)，局部見瀝青充填(圖2d)。

細中晶白云巖晶形以自形-半自形為主，晶粒緊密鑲嵌，局部晶間孔極發(fā)育(圖2e)，可見孔隙順層分布(圖2f)。

表1 古城地區(qū)奧陶系鷹山組碳酸鹽巖碳、氧、鍶同位素值

續(xù)表1

中晶白云巖晶粒直徑主要為0.25～0.5mm，自形-半自形為主，普遍觀察到霧心亮邊和殘余顆粒結構。局部晶間孔極發(fā)育，孔中常被方解石、石英等充填(圖2g, h)。

粗晶白云巖晶粒直徑大于0.5mm，晶形多樣，半自形-他形均有發(fā)育，呈緊密鑲嵌分布(圖2i, j)。局部層段孔隙極為發(fā)育，常見方解石、石英等充填物(圖2i)。

2.2 地球化學特征及成因

本文研究的樣品來自古城地區(qū)GC601、GC7、GC8、GC9、GC10、GC12、GC13、GC14、GC16共9口井的鷹山組巖心。鍶同位素、鍶元素及稀土元素分析在核工業(yè)北京地質研究院完成，其中鍶元素及稀土元素分析儀器為PerkinElmer Elan DCR-e 等離子體質譜分析儀，分析標樣為GBW07104，分析誤差為5%；鍶同位素分析儀器為ISOPROBE-T熱表面電離質譜儀，分析標樣為NBS987，分析誤差為±0.00007。碳、氧同位素由核工業(yè)北京地質研究院MAT-253氣體同位素質譜計和大慶油田有機地球化學實驗室ISOPRIM完成，分析標樣為GBW04406，分析誤差分別為0.1‰和0.2‰。實驗結果見表1、表2。

2.2.1 碳、氧同位素

碳、氧同位素是判識白云巖成因的重要地球化學標志，其組成主要受控于原巖的碳、氧同位素組成以及成巖流體的鹽度、溫度及組分等(強子同, 1998)。

白云巖的碳同位素主要繼承自其所交代的原巖(Land, 1980)，沉積期流體鹽度和有機質埋藏率對其影響較為顯著，高鹽度蒸發(fā)環(huán)境會導致碳同位素偏正，白云石化過程中若有大量富12C的有機質參與會導致碳同位素明顯偏負(黃思靜, 2010)。

相比之下，氧同位素受白云石化流體的組分和溫度共同控制，更能反映白云巖的成因。高鹽度蒸發(fā)環(huán)境會導致白云巖的氧同位素偏正，較高的形成溫度(如深埋環(huán)境、熱液發(fā)育環(huán)境)和稀釋的白云石化流體(如大氣淡水)會導致氧同位素偏負(黃思靜, 2010)。

研究區(qū)灰?guī)r和各類白云巖的δ13CPDB及δ18OPDB值分布情況見表3。碳同位素分析結果顯示(表3、圖3)，研究區(qū)灰?guī)rδ13CPDB值為-2.40‰～0.68‰，平均值為-1.32‰，與Veizeretal. (1999)所建立的奧陶系海相方解石的δ13CPDB值分布范圍(-1.5‰～0.5‰)一致，因此能代表研究區(qū)鷹山組沉積時期的海水信息，可將其作為各類白云巖成巖流體性質探討的背景值。研究區(qū)白云巖的δ13CPDB值基本全部處于灰?guī)r碳同位素分布范圍之內，僅有3個細中晶和中晶白云巖樣品略微偏負，說明白云巖的大部分碳繼承自其原巖灰?guī)r，白云石化流體與同期海水有關，局部可能有大氣淡水的混入。

圖3 古城地區(qū)奧陶系鷹山組碳酸鹽巖碳、氧同位素交會圖Fig.3 The relationship of δ18O vs. δ13C of carbonate rocks in Yingshan Formation of Gucheng area

氧同位素方面，根據(jù)Veizeretal. (1999)的研究，寒武-奧陶系海相方解石的δ18OPDB分布范圍為-9.50‰～-7.50‰。Land (1985)和Mckenzie (1981)研究認為，從相同流體中沉淀出的白云石氧同位素值比方解石高約2‰～3‰；

表3 古城地區(qū)鷹山組碳酸鹽巖碳、氧同位素值

Majoretal. (1992)研究則認為該值為1.5‰～3.5‰，本文取二者結論的平均值2.5‰。根據(jù)Veizeretal. (1999)的研究數(shù)據(jù)計算出寒武-奧陶系與方解石同源流體的白云石氧同位素值分布范圍約為-7.00‰～-5.00‰。

氧同位素分析結果揭示(表3、圖3)，粉晶和粉細晶白云巖δ18OPDB值分布相對集中，分布范圍為-8.00‰～3.60‰，平均約為-4.95‰；細晶、細中晶和中晶白云巖δ18OPDB值也較為接近，主要分布在-9.00‰～-6.00‰，平均約為-7.42‰；粗晶白云巖δ18OPDB值分布在-11.2‰～-8.31‰，平均為-9.77‰?？梢?，隨著白云石晶體的增大，δ18OPDB值呈逐漸偏負的趨勢，反映了淡水或深埋環(huán)境高溫的影響。

與奧陶系正常海相白云石氧同位素分布范圍相比，31個粉晶和粉細晶白云巖樣品中，10個樣品與之分布范圍一致，20個樣品偏正，僅有1個樣品略偏負，表明該類白云巖總體形成于蒸發(fā)海水或同期正常海水環(huán)境，受后期成巖作用的影響較弱。

45個細晶、細中晶和中晶(后文簡稱細晶-中晶)白云巖樣品中，20個樣品與同期海相白云石氧同位素分布范圍一致，23個樣品略偏負(-9.50‰～-7.03‰)，δ18OPDB值均>-10.0‰，僅有1個樣品偏正(-4.69‰)，1個樣品明顯偏負(-10.08‰)。以上特征說明，一部分細晶-中晶白云巖保留了同沉積海水的性質，一部分受到了其他成巖流體的改造導致氧同位素偏負。由于熱液環(huán)境下形成的白云巖δ18OPDB值通常<-10.0‰(Machel and Mountjoy, 1986; Emery and Robinson, 1993)，故基本排除熱液流體的改造，或者受熱液流體改造程度微弱。δ18OPDB值偏負可能是大氣淡水改造或深埋環(huán)境高溫作用所致。前人研究表明(Meyersetal., 1997; 任影等, 2016)，大氣淡水和海水的混合流體通常具較低δ13CPDB值，并且δ13CPDB與δ18OPDB存在較好的相關性。雖然研究區(qū)細晶-中晶白云巖δ13CPDB值偏負特征不明顯，但與粉晶和粉細晶白云巖相比，δ13CPDB值偏低，且大部分樣品的δ13CPDB和δ18OPDB相關性較好(圖3)。同時巖石學及地震、測井資料(丁寒生等, 2017)上均有準同生期大氣淡水淋濾溶蝕的證據(jù)，因此其白云石化過程中應有大氣淡水的混入。同時，該類白云巖經(jīng)歷了深埋，故深埋增溫效應必定對其有影響。綜上，偏輕的氧同位素特征應是大氣淡水和埋藏升溫疊加作用的結果。

13件粗晶白云巖樣品中δ18OPDB值與同期海相白云石相比均偏負，其中4件樣品δ18OPDB值<-10.0‰(-11.20‰～-10.05‰)，反映了熱液流體的改造。9件樣品δ18OPDB值>-10.0‰(-9.96‰～-8.31‰)，δ13CPDB不具偏負特征，且δ13CPDB和δ18OPDB不具明顯相關性(圖3)，因此理論上該類巖石未經(jīng)受過大氣淡水溶蝕。但是存在另一種可能，即熱液或埋藏升溫作用導致原始地球化學特征發(fā)生蝕變，淡水改造的地球化學信息被掩蓋，因此不能完全排除淡水改造的可能性。

方解石脈的δ18OPDB值分布范圍為-13.33‰～-10.91‰，平均為-11.94‰，嚴重偏負。巖心上的產(chǎn)狀表明其為最后一期充填，進一步證實研究區(qū)白云巖成巖晚期受到了熱液的改造。

綜上，碳、氧同位素分析表明粉晶和粉細晶白云巖形成于蒸發(fā)海水或同期正常海水環(huán)境，為準同生海源成因；細晶-中晶白云巖總體為埋藏成因，且早期受到了大氣淡水的改造；粗晶白云巖主要反映了埋藏-熱液改造的特征。

2.2.2 鍶同位素

鍶同位素對研究白云巖成巖環(huán)境具有重要意義(黃思靜等, 2001; 黃思靜, 2010; 史忠生等, 2003)。一般認為，87Sr/86Sr值主要受鍶來源的控制而不因物理、化學和生物作用發(fā)生同位素分餾，因此在一定地質時期內，海水的87Sr/86Sr值是不變的(向芳和王成善, 2001; 黃思靜, 2010)。這一特性使鍶同位素廣泛用于流體來源分析(Rogeretal., 2004)。海相碳酸鹽巖和海水的鍶同位素主要有3個來源：(Veizeretal., 1999; 黃思靜, 2010)，即殼源、幔源以及古老海相碳酸鹽巖重溶。上述三種物質的87Sr/86Sr值分別為0.720±0.005、0.704±0.002及0.708±0.001，三者共同控制了碳酸鹽巖鍶同位素組成。

奧陶世海水87Sr/86Sr值約為0.7079～0.7092(Veizeretal., 1999; Denison REetal., 1998)，研究區(qū)灰?guī)r87Sr/86Sr值為0.708568～0.709197，平均為0.708954，處于同期海水的87Sr/86Sr值范圍內，巖心薄片資料上未見明顯的后期改造特征，因此該值可作為研究區(qū)正常海相碳酸鹽巖的鍶同位素背景值。

圖4 古城地區(qū)奧陶系鷹山組碳酸鹽巖87Sr/86Sr分布圖Fig.4 Diagram showing 87Sr/86Sr values for carbonate rocks in Yingshan Formation of Gucheng area

研究區(qū)灰?guī)r及各類白云巖87Sr/86Sr值分布情況見表4。從87Sr/86Sr分布圖(圖4)可以直觀的得出，粉晶、粉細晶、細晶及細中晶(后文簡稱粉晶-細中晶)白云巖87Sr/86Sr值十分接近，反映了同一種流體來源，且87Sr/86Sr值均處在灰?guī)r背景值內，說明其繼承或保存了同生期海水的鍶同位素特征，白云石化介質與同期海源流體有關。

表4 古城地區(qū)鷹山組碳酸鹽巖87Sr/86Sr值與Sr元素值分布特征

粗晶白云巖和方解石脈的87Sr/86Sr平均值分別為0.709309和0.709533，總體略高于灰?guī)r背景值，說明盆地內部另有富含放射性87Sr的地層水或熱液流體對白云巖進行過改造。根據(jù)王坤等(2016)對古城地區(qū)流體介質的研究，這種流體可能為二疊紀裂谷拉張背景下沿走滑斷裂上涌的中酸性巖漿水。其流經(jīng)深部碎屑巖疏導層時吸附了大量放射性成因87Sr而導致87Sr/86Sr值較高。

層間含泥粗晶白云巖和層間泥質的87Sr/86Sr平均值分別為0.712366和0.815304，遠高于灰?guī)r背景值。結合薄片上觀察到的滲濾砂等暴露證據(jù)(圖2j)，推測受到了殼源鍶的注入，應為大氣淡水溶蝕淋濾所致。

總體來看，粉晶-細中晶白云巖顯示出繼承原始灰?guī)r鍶同位素的特征，反映了白云石化流體主要與同期海水有關；大部分粗晶白云巖和方解石脈略高于灰?guī)r背景值，說明晚期成巖過程中遭受了深部熱液的改造；層間含泥粗晶白云巖和層間泥質具有遠高于灰?guī)r背景值的特征，說明其為巖溶面沉積物，研究區(qū)成巖早期受到了大氣淡水的淋濾溶蝕。

2.2.3 鍶元素

碳酸鹽巖礦物的Sr主要來源于海水，因而Sr元素含量越高，樣品對海水的代表性越好(Yangetal., 1999)。白云石化是Sr消耗的過程(黃思靜, 2010)，因此Sr含量與白云石化程度有關，一般情況下，早期形成的白云石Sr豐度較晚期形成的白云石要高(Warren, 2000)。蒸發(fā)環(huán)境中形成的白云石Sr含量可達500×10-6～700×10-6(Bein and Land, 1983)；正常海水中形成的白云石的Sr含量理論上為470×10-6～550×10-6(Qing and Mountjoy, 1989)， 晚期埋藏成因的白云巖Sr含量平均值多在100×10-6以內(Morrow, 1982)。

研究區(qū)各類巖石的Sr含量及分布特征見表4及表5?；?guī)r的Sr含量值為131.9×10-6～205.1×10-6，平均為160.2×10-6。低于粉晶和粉細晶白云巖的Sr含量，亦顯著低于正常海水沉淀方解石的Sr含量(600×10-6)(Baker and Burns, 1985)，說明灰?guī)r在新生變形過程中發(fā)生了強烈的脫鍶作用。數(shù)據(jù)顯示隨著白云石晶體的增大，Sr含量逐漸減少，說明從粉晶到中晶，白云石經(jīng)歷的成巖蝕變增強，Sr逐漸流失。同時數(shù)據(jù)顯示研究區(qū)各類白云巖和灰?guī)r的Sr含量普遍較低，其中中晶白云巖Sr含量最低，平均為118.3×10-6，但仍大于晚期埋藏成因的白云巖值，說明研究區(qū)白云巖并非深埋階段形成，應主要為中淺埋藏期的產(chǎn)物，晚期埋藏對其有一定的改造作用。層間泥質沉積物Sr含量均值僅為35.20×10-6，較白云巖與灰?guī)r明顯偏低，進一步證實了大氣淡水的淋濾溶蝕。

表5 古城地區(qū)鷹山組不同巖石類型Sr元素值

2.2.4 稀土元素

白云巖中稀土元素(REE)組成及地球化學性質主要取決于原巖及白云石化流體的稀土元素(Lottermoser, 1992)，常用作成巖流體的來源及形成環(huán)境的指示劑。

研究表明，PAAS 均一化的海水稀土元素具有輕稀土元素(LREE)虧損、重稀土元素(HREE)富集、Ce虧損、La富集、Gd輕微富集等主要特征(zhang and Nozaki, 1996)。研究區(qū)灰?guī)r稀土元素表現(xiàn)為LREE富集、HREE虧損(表6、圖5)，這一特征與海水不同。前人研究揭示碳酸鹽巖在成巖過程LREE優(yōu)先富集，且HREE遷移能力強于LREE，造成了巖石中LREE高于HREE的特征(胡忠貴等, 2009)。灰?guī)rδCe平均值為0.78，與全新世古海水的δCe值(0.75)接近(Webb and Kamber, 2000)，La具有顯著正異常，Gd也表現(xiàn)出輕微的正異常，均與古海水特征相似。因此灰?guī)r總體上代表了沉積時期海水的稀土元素特征。

表6 古城地區(qū)鷹山組碳酸鹽巖稀土元素特征

圖5 古城地區(qū)奧陶系鷹山組碳酸鹽巖PASS標準化(標準化值據(jù)Taylor and McLennan, 1985)稀土元素配分圖(a)灰?guī)r、粉晶、粉細晶白云巖稀土元素配分圖；(b)灰?guī)r、細晶-粗晶白云巖稀土元素配分圖Fig.5 PASS-normalized REE distribution of carbonate rocks in Yingshan Formation of Gucheng area

粉晶白云巖和粉細晶白云巖REE配分模式相似，且與灰?guī)rREE配分模式基本相同，均顯示輕稀土元素(LREE)富集，重稀土元素(HREE)虧損及Eu、Ce的負異常(表6、圖5a)，說明二者的白云石化流體具有同源性，其稀土元素主要繼承自原巖灰?guī)r，白云石化流體源于海水。

細晶、細中晶、中晶及粗晶白云巖(后文簡稱細晶-粗晶白云巖)同樣顯示LREE富集、HREE虧損的特征(表6、圖5b)，說明成巖過程中未受到強烈的陸源物質的影響。這4類白云巖的Eu和Ce具有一定的差異。研究表明稀土元素Eu正異常通常指示高溫熱液的作用(Frimmel, 2009; 丁振舉等, 2000; 胡文瑄等, 2010)。Ce由于其敏感的氧化還原性，常用來指示水體的氧化程度，在強氧化環(huán)境中，Ce3+易氧化為Ce4+呈難溶的CeO2遷出而出現(xiàn)負異常(Frimmel, 2009)。研究區(qū)22個細晶-粗晶白云巖樣品中，5個樣品表現(xiàn)為Eu弱負異常(δEu為0.80～0.96，平均0.92)和Ce負異常(δCe值為0.74～0.96，平均為0.83)，與灰?guī)r特征相似，反映了對原巖的繼承性；17個樣品Eu為明顯的正異常(δEu值為1.03～3.62，平均為1.62)，Ce則有兩種情況，11個樣品表現(xiàn)為Ce負異常(δCe為0.09～0.94，平均為0.68)，6個樣品為Ce正異常(δCe為1.21～1.28，平均為1.25)，這說明可能有兩期性質不同的熱液或者同一期熱液在不同演化階段對該類巖石進行了改造。目的層段巖心薄片中可見石英等熱液礦物，且閆博等(2018)研究也揭示塔東地區(qū)存在多期熱液活動。因此，從稀土元素的特征來看，研究區(qū)大部分細晶-粗晶白云巖均不同程度受到了熱液的改造。

至此，根據(jù)上述巖石學及碳、氧、鍶同位素、鍶元素及稀土元素的分析可得，研究區(qū)粉晶和粉細晶白云巖總體形成于蒸發(fā)環(huán)境，為準同生海源成因；細晶-粗晶白云巖主要為中淺埋藏成因，并且受到了準同生期大氣淡水的淋濾及晚期熱液流體的改造。

3 孔隙成因及儲層主控因素

3.1 孔隙類型及特征

巖心、薄片及成像測井資料表明，研究區(qū)鷹山組白云巖儲集空間主要有晶間孔、晶間溶孔、溶蝕孔洞及裂縫。

圖6 古城地區(qū)奧陶系鷹山組白云巖孔隙度直方圖Fig.6 Histogram showing the porosity ranges of dolomite in Yingshan Formation of Gucheng area

晶間孔 晶間孔為研究區(qū)儲層段最重要的孔隙類型，孔隙直徑較小，約0.05～0.5mm，孔隙邊界平直，呈多邊形，在細晶-粗晶白云巖中最為發(fā)育(圖2c, e-i)。晶間溶孔為晶間孔溶蝕擴大形成，直徑相對晶間孔較大，一般約為0.5～1mm之間，通常形態(tài)為不規(guī)則港灣狀(圖2c, h)，在巖心上呈針孔狀。晶間孔和晶間溶孔通常被白云石、方解石等充填(圖2f-h)，充填物中亦見瀝青(圖2d)及石英(圖2i)。大部分晶間孔和晶間溶孔具有一定的連通性，滲透率較好。需要說明的是，部分晶間孔或晶間溶孔發(fā)育在殘余顆粒結構白云巖中，其分布具有規(guī)律性，應為粒間孔或者粒內孔演變而來(圖2f,g)。

表7 古城地區(qū)鷹山組不同類型白云巖孔隙度及滲透率分析結果

溶蝕孔洞 直徑在2mm以上，形狀不規(guī)則，具有明顯的非均質性，在研究區(qū)中晶及粗晶白云巖中最為發(fā)育。部分孔洞沿層面發(fā)育，推測與原始沉積環(huán)境相關，部分孔洞沿裂縫分布，應為裂縫擴溶孔洞，洞壁上多發(fā)育多期充填物，一般為白云石、方解石等(圖2l)。

裂縫 在研究區(qū)各類巖石中均有發(fā)育，是重要的儲滲空間，既可作為儲集空間，又可作為流體運移的通道。研究區(qū)裂縫寬度通常從微米級到毫米級大小不一(圖2g-i, l)，部分被白云石、方解石、硅質等充填。

圖7 古城地區(qū)奧陶系鷹山組白云巖孔隙度-滲透率交會圖Fig.7 The relationship of porosity and permeability of dolomite in Yingshan Formation of Gucheng area

3.2 物性特征

本次研究對部分井的鷹山組白云巖巖心物性進行統(tǒng)計分析，分析結果見表7。物性數(shù)據(jù)分析表明，古城地區(qū)鷹山組白云巖孔隙度普遍不高，主要分布范圍在0.60%～3.0%，大部分樣品滲透率也較低，通常小于0.10×10-3μm2。物性數(shù)據(jù)圖表顯示(圖6、表7)，粗晶、細中晶、中晶白云巖孔隙度相對較高，細晶白云巖次之，粉晶及粉細晶白云巖孔隙度最低，這也同巖心薄片的觀察結果一致。由此可得，研究區(qū)儲層主要發(fā)育在細中晶、中晶和粗晶(后文簡稱細中晶-粗晶)白云巖中，整體為一套中低孔中低滲儲層。

從孔滲相關性上來看(圖7)，粉細晶和細晶白云巖孔滲相關性較好，說明儲層以基質孔為主，相對均質。粉晶、細中晶-粗晶白云巖孔滲相關性較差，部分較低孔隙度的樣品具有較高的滲透率，說明裂縫對巖石儲集性改造明顯。

圖8 古城地區(qū)鷹山組儲層白云石化及孔隙演化模式Fig.8 Dolomitization and pore evolution model of dolomite reservoir in Yingshan Formation of Gucheng area

3.3 孔隙成因

基于前文分析并結合沉積構造演化背景總結了古城地區(qū)鷹山組儲層的白云石化及孔隙演化過程(圖8)：早-中奧陶世，研究區(qū)為碳酸鹽巖緩坡，海水潛流環(huán)境下沉積灰?guī)r顆粒灘，由于海水對方解石過飽和，發(fā)生膠結作用使原生孔隙被封堵；緩坡環(huán)境下，海平面周期性升降，中等鹽度的海水在密度差以及海平面變化的驅動下滲透回流，沉積物發(fā)生白云石化，形成粉晶-粉細晶白云巖。同時顆粒灘不斷暴露出水面，受到準同生期大氣淡水淋濾溶蝕，產(chǎn)生一定數(shù)量的次生溶孔；淺-中埋藏時期，孔隙水為主要成巖流體，殘余海水提供Mg2+，沉積物發(fā)生大規(guī)模白云石化作用，形成自形-半自形細晶-中晶白云巖，晶間孔發(fā)育，連通性較好；深埋藏時期，地層流體為主要成巖流體，隨著溫度持續(xù)增高，發(fā)生過度白云石化作用，部分白云石晶體轉變?yōu)樗沃写志О自剖缙谛纬傻木чg孔隙被部分封堵；晚奧陶-三疊紀構造運動形成斷裂及大量伴生裂縫(馮子輝, 2019)，巖石的儲集性能提高，多期熱液沿裂縫進入成巖體系發(fā)生溶蝕，儲集空間再次增多；隨著溶蝕作用的進行，熱液流體的Mg2+對白云石逐漸飽和，基質白云巖再次被改造形成中粗晶他形白云巖，同時孔洞縫中也沉淀一定量的中粗晶鞍形白云石、石英等熱液礦物，孔隙減少；之后發(fā)生一期或多期方解石充填，孔隙再次減少，形成現(xiàn)今的孔隙發(fā)育狀態(tài)。

基于上述分析，筆者認為古城地區(qū)奧陶系鷹山組白云石孔隙形成受以下因素控制。

(1)高能緩坡灘沉積是孔隙形成的物質基礎

根據(jù)前文所述，鷹下段白云巖中物性最好的巖石類型為細中晶-粗晶白云巖。薄片觀察顯示，大部分細中晶-粗晶白云巖中具有明顯的殘余顆粒結構(圖2f, g)，表明其原巖為顆?；?guī)r。奧陶系碳酸鹽巖緩坡沉積環(huán)境下，顆粒灰?guī)r為高能緩坡灘沉積。與之相對，發(fā)育在低能環(huán)境的紋層狀粉晶白云巖、粉細晶白云巖則普遍致密，即使同樣經(jīng)歷了早期云化，仍不能發(fā)育好儲層(圖2a, b)。由此可見，孔隙的發(fā)育受控于原始沉積相帶，緩坡顆粒灘為鷹山組白云巖孔隙發(fā)育的物質基礎。

圖9 過GC9-GC6-GC8井地震剖面反射特征(a)與結構張量屬性剖面反射特征(b)Fig.9 The reflection characteristics of seismic profile (a) and structural tensor attribute profile (b) through well GC9-GC6-GC8

圖10 過GC601、GC18井地震剖面反射特征(a、c)與結構張量屬性剖面反射特征(b、d)Fig.10 The reflection characteristics of seismic profile (a, c) and structural tensor attribute profile (b, d) through well GC601, GC18

(2)準同生期暴露溶蝕是孔隙形成的關鍵

巖心薄片資料顯示并非所有白云巖均能發(fā)育成好儲層。古城地區(qū)多口井具有如下特征：致密的灘相白云巖與多孔的灘相白云巖間互發(fā)育形成多個向上變淺的旋回，旋回頂部孔隙發(fā)育。這種現(xiàn)象應為沉積物受到準同生期周期性暴露溶蝕所致。古城地區(qū)鷹三段內幕發(fā)育多期與海平面下降相關的暴露，丁寒生等(2017)在鷹山組識別出4個四級層序界面。巖心薄片上順層理發(fā)育的較均勻的基質孔隙(圖2f)、較多滲流粉砂(圖2j)、示底構造及滲流沉積現(xiàn)象(圖2k)均反映了淡水淋濾的特征，前文相關的地化分析亦進一步證實了準同生期的暴露溶蝕。準同生期大氣淡水溶蝕可形成良好的晶間孔隙，這些孔隙既是儲層孔隙的基礎，也為成巖流體提供了運移通道，有利于后期進一步改造。

(3)早期白云石化作用有利于孔隙的繼承和保存

白云石化對研究區(qū)孔隙發(fā)育究竟起何種作用需要結合巖石類型、孔隙特征等詳細分析。古城地區(qū)多口鉆井揭示，鷹下段灰?guī)r儲層總體較差，無論是低能的泥晶灰?guī)r還是高能的亮晶顆?；?guī)r，均膠結致密，孔隙基本不發(fā)育，優(yōu)質儲層普遍發(fā)育在白云巖地層中，這揭示了白云石化作用對孔隙形成的重要性。前文述及研究區(qū)儲層主要發(fā)育在細中晶-粗晶白云巖中，該類白云巖總體為早期中淺埋藏成因，局部受晚期埋藏-熱液改造。前人研究表明，早期適度的白云石化有利于原生孔隙的繼承，且白云石化使巖石具有更高的強度和脆性，能夠更好的抵抗埋藏期的壓實作用，這既有利于已有孔隙的保存，也有利于裂縫的形成，同時為后期的熱液等成巖流體提供了運移通道和儲集空間(Glover, 1968; Hugman and Friedman, 1979)。而晚期埋藏-熱液白云石化則主要表現(xiàn)為重結晶及過度白云石化，可部分或者全部封堵孔隙，對儲層起破壞作用。綜上，白云石化是研究區(qū)孔隙大規(guī)模存在的前提條件，早期白云石化作用對孔隙的繼承和保存最為有利。

(4)構造破裂及埋藏-熱液溶蝕對孔隙起到有利的改造作用

巖心、薄片資料顯示，古城地區(qū)非組構選擇性溶蝕孔洞發(fā)育，并且多沿組構選擇性孔隙及裂縫分布。這一特征揭示了構造破裂和埋藏-熱液溶蝕的疊加改造作用。研究區(qū)經(jīng)歷了多期構造運動，產(chǎn)生了大量裂縫，裂縫可溝通原有孔隙，埋藏-熱液流體后期可將其溶蝕擴大。可見構造破裂和埋藏-熱液溶蝕能極大的改善儲層物性，有助于形成裂縫-孔洞型優(yōu)質儲層。

3.4 儲層主控因素

研究區(qū)成功井及失利井測井資料、地震資料、酸壓以及系統(tǒng)試井資料綜合分析表明，規(guī)模優(yōu)質儲層是古城奧陶系白云巖勘探成功的關鍵，儲層既要質量好，又要成規(guī)模，勘探才有可能獲得成功。本次研究在明確白云巖孔隙成因的基礎之上，重點梳理了研究區(qū)3口高產(chǎn)井和2口失利井的鉆井及地震資料，從更宏觀更綜合的角度，對規(guī)模優(yōu)質儲層的主控因素進行了初步分析。

GC6、GC8、GC9井3口高產(chǎn)井均發(fā)育裂縫-孔洞型規(guī)模優(yōu)質儲層(Caoetal., 2019)，鉆井資料表明3口井均為云化灘相沉積(沈安江等, 2018)，儲層規(guī)模大，地震資料顯示斷裂發(fā)育，呈典型的斷溶體特征(圖9)，儲層質量好。GC601井孔隙發(fā)育較普遍，鉆井資料表明為云化灘沉積(圖2f)，儲層規(guī)模大，測井解釋Ⅱ類儲層厚度49.4m，孔隙度為0.10%～3.30%，但地震資料顯示該井缺乏斷裂溶蝕改造，斷溶體特征不明顯(圖10a, b)，滲透率低，導致儲層質量較差從而失利。GC18井地震資料顯示斷溶體發(fā)育(圖10c, d)，測井解釋Ⅰ類儲層厚約110m，孔隙度為3.60%～9.50%，為裂縫-孔洞型優(yōu)質儲層，但是該井斷溶體規(guī)模較小，井周能量較低物性較差，無大的灘體、縫洞體，儲層規(guī)模有限，導致該井產(chǎn)水量有限。

綜上可得，古城地區(qū)鷹山組規(guī)模優(yōu)質儲層受云化灘和斷裂熱液溶蝕(斷溶體)雙重控制，其中云化灘控制了儲層規(guī)模，斷裂熱液溶蝕控制了儲層質量，二者疊合區(qū)域應為規(guī)模優(yōu)質儲層發(fā)育區(qū)。這一結論初步回答了沉積相帶和斷裂溶蝕在儲層發(fā)育中的作用，也對該區(qū)域下一步勘探部署提供了重要依據(jù)。

4 結論

(1)古城地區(qū)鷹山組發(fā)育粉晶、粉細晶、細晶、細中晶、中晶、粗晶6種白云巖，孔隙主要發(fā)育在細中晶-粗晶白云巖中。碳、氧、鍶同位素、鍶元素及稀土元素分析表明粉晶、粉細晶白云巖總體形成于蒸發(fā)海水環(huán)境，為準同生海源成因。細晶-粗晶白云巖主要為中淺埋藏成因，并且疊加了早期淡水溶蝕及晚期埋藏-熱液改造作用。

(2)高能緩坡灘是研究區(qū)白云巖孔隙形成的物質基礎、準同生暴露溶蝕是孔隙形成的關鍵、早期白云石化有利于孔隙的繼承和保存，構造破裂和埋藏-熱液溶蝕作用對孔隙起到有利的改造作用。

(3)鷹山組白云巖規(guī)模優(yōu)質儲層受控于云化灘和斷裂熱液溶蝕改造，云化灘控制儲層規(guī)模，斷裂熱液溶蝕控制儲層質量，云化灘和斷溶體疊合之處為規(guī)模優(yōu)質儲層發(fā)育區(qū)。