塔里木盆地古城地区奥陶系鹰山组白云岩特征及孔隙成因*

王珊 曹颖辉 杜德道 张亚金 刘策

1. 中国石油勘探开发研究院，北京 1000832. 大庆油田有限责任公司勘探开发研究院，大庆 163712

塔里木盆地奥陶系是油气勘探的主力层段，目前已发现了多个深层碳酸盐岩大油气田(杨海军等, 2011; 朱光有等, 2012)。古城地区奥陶系鹰山组储层发育，是塔东探区重点勘探领域，但是与塔北和塔中不同(Zhuetal., 2019a, b, c; 杨海军等, 2011; 张水昌等, 2011; 武芳芳等, 2010; 张保涛等, 2015; 孙崇浩等, 2016)，该区域鹰山组储层以白云岩为主，前期钻探的GC6、GC8、GC9井相继在该层段获得高产气流，揭示了良好的勘探潜力。但是随后部署的3口探井勘探成果较差，显示了该区的复杂性。基于成功及失利井分析并结合前期研究成果(沈安江等, 2020; Caoetal., 2019; 刘伟等, 2016; 刘卫红等, 2017; 张月巧等, 2007)，笔者认为规模优质储层是古城地区奥陶系白云岩勘探成功的关键，深入研究该区白云岩特征及储层成因机理对油气勘探具有重要意义。

图1 古城地区构造区划图及奥陶系综合地层柱状图Fig.1 Tectonic units and Ordovician stratigraphic histogram of Gucheng area

前人对古城地区奥陶系鹰山组白云岩储层进行了研究并取得了较为丰富的认识，但尚存在以下问题：(1)对于白云岩成因的探讨相对较少。前人多从单一地球化学指标出发，分析其地球化学特征及地质意义，如郭春涛等(2018)和刘策等(2017)通过稀土元素分析，探讨了白云石化流体的性质及成因机制；张振伟等(2016)通过碳、氧同位素分析，证实了早奥陶世晚期存在一期海退。目前尚缺乏利用多种手段对白云岩成因的综合研究。(2)对孔隙的成因认识存在分歧。周波等(2018)认为中等程度的白云石化为孔隙形成的主要原因；张哨楠等(2019)、齐井顺等(2016)认为晚期热液溶蚀是孔隙形成的关键；邵红梅等(2014)则认为热液白云石化及热液溶蚀是有效孔隙形成的主要因素。(3)在储层主控因素方面，前人观点相对统一，总体为相控论，认为高能相带为储层形成的首要因素(沈安江等, 2018; 刘伟等, 2016; 张静和罗平, 2010; 胡九珍等, 2009)。然而新钻井情况揭示优质储层并非单纯相控，断裂溶蚀起了极为重要的作用。研究区储层究竟是相控、断控、还是两者综合控制，两种因素各发挥何种作用，需要从更宏观的角度进行综合论述。

图2 古城地区鹰山组白云岩类型及储集空间特征(a)纹层状粉晶白云岩，GC17，O1+2y3，6283.30m；(b)纹层状粉细晶白云岩，GC601，O1+2y3，6085.00m；(c)残余颗粒结构细晶白云岩，晶间孔、晶间溶孔发育，GC601，O1+2y3，6075.86m；(d)细晶白云岩，晶间沥青充填，去白云石化发育，GC14，O1+2y3，3-5/15；(e)细中晶白云岩，晶间溶孔发育，局部沥青充填孔隙，GC13，O1+2y3，6268.00m；(f)残余颗粒结构细中晶白云岩，晶间孔顺层发育，局部孔隙被方解石、沥青充填，GC601，O1+2y3，6061.54m；(g)残余颗粒结构中晶白云岩，晶间孔发育，部分晶间孔方解石充填，微裂缝发育，GC601，O1+2y3，6148.10m；(h)中晶白云岩，晶间孔、晶间溶孔发育，部分晶间孔方解石充填，微裂缝沟通孔隙，GC601，O1+2y3，6128.67m；(i)粗晶白云岩，晶间孔、晶间溶孔发育，石英充填，GC9，O1+2y3，6114.20m；(j)粗晶白云岩，渗流粉砂，GC601，O1+2y3，6048.95m；(k)粗晶白云岩中夹泥质条带，GC601，O1+2y3，6083.85m；(l)溶蚀孔洞沿裂缝发育，洞中见白云石、方解石充填，GC601，O1+2y3，10-46/61Fig.2 Petrology and reservoir space of dolomite in Yingshan Formation of Gucheng area

鉴于以上原因，本文在前人研究基础之上，通过岩心薄片观察、物性分析、同位素、微量元素等地球化学综合分析，对白云岩成因、孔隙成因以及储层主控因素做了深入探讨，以期对古城地区鹰山组白云岩的勘探部署提供科学依据。

1 地质背景

古城低凸起西南部以塔中I号断裂与塔中隆起相邻，东部以上寒武统-中下奥陶统坡折带与东南隆起相接，北部与满西低凸起毗邻(图1)，总体为北西倾的下古生界大型宽缓鼻状构造。古城低凸起形成于加里东中期，定型于加里东末期，海西期受南部挤压作用影响而进一步隆升，印支-喜山期构造活动相对较弱(王招明等, 2014)。

根据区域地质资料及前人研究成果，塔里木盆地奥陶系经历了碳酸盐岩弱镶边台地-远端变陡的缓坡-混积陆棚的演化过程(Caoetal., 2019)。奥陶系自下而上发育蓬莱坝组、鹰山组、一间房组、吐木休克组和却尔却克组5套地层。鹰山组沉积时期，古城地区为远端变陡的碳酸盐岩缓坡，广泛发育颗粒滩沉积。鹰山组自下而上分为4段，总体厚度为600～800m，鹰四段和鹰三段为鹰下段，厚度为350～550m，为一套颗粒滩相白云岩沉积；鹰二段和鹰一段为鹰上段，厚度为180～280m，为一套开阔台地滩间海相灰岩沉积。

2 白云岩成因

2.1 岩石类型及特征

岩心及薄片观察显示，古城地区鹰山组白云岩主要发育在鹰下段，以结晶白云岩为主，按照晶粒大小，可划分为粉晶、粉细晶、细晶、细中晶、中晶、粗晶白云岩6种类型。

粉晶白云岩直径为0.03～0.1mm，自形-半自形为主，晶体紧密镶嵌，多见纹层构造(图2a)，晶间常被泥质充填，总体致密，孔隙不发育。

粉细晶白云岩由粉晶和细晶白云石组成，可见纹层构造和残余颗粒结构，孔隙不发育(图2b)。

细晶白云岩晶粒直径多为0.01～0.25mm，自形-半自形为主，常见雾心亮边结构和去白云石化现象。残余颗粒结构明显，孔隙较发育(图2c)，局部见沥青充填(图2d)。

细中晶白云岩晶形以自形-半自形为主，晶粒紧密镶嵌，局部晶间孔极发育(图2e)，可见孔隙顺层分布(图2f)。

表1 古城地区奥陶系鹰山组碳酸盐岩碳、氧、锶同位素值

续表1

中晶白云岩晶粒直径主要为0.25～0.5mm，自形-半自形为主，普遍观察到雾心亮边和残余颗粒结构。局部晶间孔极发育，孔中常被方解石、石英等充填(图2g, h)。

粗晶白云岩晶粒直径大于0.5mm，晶形多样，半自形-他形均有发育，呈紧密镶嵌分布(图2i, j)。局部层段孔隙极为发育，常见方解石、石英等充填物(图2i)。

2.2 地球化学特征及成因

本文研究的样品来自古城地区GC601、GC7、GC8、GC9、GC10、GC12、GC13、GC14、GC16共9口井的鹰山组岩心。锶同位素、锶元素及稀土元素分析在核工业北京地质研究院完成，其中锶元素及稀土元素分析仪器为PerkinElmer Elan DCR-e 等离子体质谱分析仪，分析标样为GBW07104，分析误差为5%；锶同位素分析仪器为ISOPROBE-T热表面电离质谱仪，分析标样为NBS987，分析误差为±0.00007。碳、氧同位素由核工业北京地质研究院MAT-253气体同位素质谱计和大庆油田有机地球化学实验室ISOPRIM完成，分析标样为GBW04406，分析误差分别为0.1‰和0.2‰。实验结果见表1、表2。

2.2.1 碳、氧同位素

碳、氧同位素是判识白云岩成因的重要地球化学标志，其组成主要受控于原岩的碳、氧同位素组成以及成岩流体的盐度、温度及组分等(强子同, 1998)。

白云岩的碳同位素主要继承自其所交代的原岩(Land, 1980)，沉积期流体盐度和有机质埋藏率对其影响较为显著，高盐度蒸发环境会导致碳同位素偏正，白云石化过程中若有大量富12C的有机质参与会导致碳同位素明显偏负(黄思静, 2010)。

相比之下，氧同位素受白云石化流体的组分和温度共同控制，更能反映白云岩的成因。高盐度蒸发环境会导致白云岩的氧同位素偏正，较高的形成温度(如深埋环境、热液发育环境)和稀释的白云石化流体(如大气淡水)会导致氧同位素偏负(黄思静, 2010)。

研究区灰岩和各类白云岩的δ13CPDB及δ18OPDB值分布情况见表3。碳同位素分析结果显示(表3、图3)，研究区灰岩δ13CPDB值为-2.40‰～0.68‰，平均值为-1.32‰，与Veizeretal. (1999)所建立的奥陶系海相方解石的δ13CPDB值分布范围(-1.5‰～0.5‰)一致，因此能代表研究区鹰山组沉积时期的海水信息，可将其作为各类白云岩成岩流体性质探讨的背景值。研究区白云岩的δ13CPDB值基本全部处于灰岩碳同位素分布范围之内，仅有3个细中晶和中晶白云岩样品略微偏负，说明白云岩的大部分碳继承自其原岩灰岩，白云石化流体与同期海水有关，局部可能有大气淡水的混入。

图3 古城地区奥陶系鹰山组碳酸盐岩碳、氧同位素交会图Fig.3 The relationship of δ18O vs. δ13C of carbonate rocks in Yingshan Formation of Gucheng area

氧同位素方面，根据Veizeretal. (1999)的研究，寒武-奥陶系海相方解石的δ18OPDB分布范围为-9.50‰～-7.50‰。Land (1985)和Mckenzie (1981)研究认为，从相同流体中沉淀出的白云石氧同位素值比方解石高约2‰～3‰；

表3 古城地区鹰山组碳酸盐岩碳、氧同位素值

Majoretal. (1992)研究则认为该值为1.5‰～3.5‰，本文取二者结论的平均值2.5‰。根据Veizeretal. (1999)的研究数据计算出寒武-奥陶系与方解石同源流体的白云石氧同位素值分布范围约为-7.00‰～-5.00‰。

氧同位素分析结果揭示(表3、图3)，粉晶和粉细晶白云岩δ18OPDB值分布相对集中，分布范围为-8.00‰～3.60‰，平均约为-4.95‰；细晶、细中晶和中晶白云岩δ18OPDB值也较为接近，主要分布在-9.00‰～-6.00‰，平均约为-7.42‰；粗晶白云岩δ18OPDB值分布在-11.2‰～-8.31‰，平均为-9.77‰。可见，随着白云石晶体的增大，δ18OPDB值呈逐渐偏负的趋势，反映了淡水或深埋环境高温的影响。

与奥陶系正常海相白云石氧同位素分布范围相比，31个粉晶和粉细晶白云岩样品中，10个样品与之分布范围一致，20个样品偏正，仅有1个样品略偏负，表明该类白云岩总体形成于蒸发海水或同期正常海水环境，受后期成岩作用的影响较弱。

45个细晶、细中晶和中晶(后文简称细晶-中晶)白云岩样品中，20个样品与同期海相白云石氧同位素分布范围一致，23个样品略偏负(-9.50‰～-7.03‰)，δ18OPDB值均>-10.0‰，仅有1个样品偏正(-4.69‰)，1个样品明显偏负(-10.08‰)。以上特征说明，一部分细晶-中晶白云岩保留了同沉积海水的性质，一部分受到了其他成岩流体的改造导致氧同位素偏负。由于热液环境下形成的白云岩δ18OPDB值通常<-10.0‰(Machel and Mountjoy, 1986; Emery and Robinson, 1993)，故基本排除热液流体的改造，或者受热液流体改造程度微弱。δ18OPDB值偏负可能是大气淡水改造或深埋环境高温作用所致。前人研究表明(Meyersetal., 1997; 任影等, 2016)，大气淡水和海水的混合流体通常具较低δ13CPDB值，并且δ13CPDB与δ18OPDB存在较好的相关性。虽然研究区细晶-中晶白云岩δ13CPDB值偏负特征不明显，但与粉晶和粉细晶白云岩相比，δ13CPDB值偏低，且大部分样品的δ13CPDB和δ18OPDB相关性较好(图3)。同时岩石学及地震、测井资料(丁寒生等, 2017)上均有准同生期大气淡水淋滤溶蚀的证据，因此其白云石化过程中应有大气淡水的混入。同时，该类白云岩经历了深埋，故深埋增温效应必定对其有影响。综上，偏轻的氧同位素特征应是大气淡水和埋藏升温叠加作用的结果。

13件粗晶白云岩样品中δ18OPDB值与同期海相白云石相比均偏负，其中4件样品δ18OPDB值<-10.0‰(-11.20‰～-10.05‰)，反映了热液流体的改造。9件样品δ18OPDB值>-10.0‰(-9.96‰～-8.31‰)，δ13CPDB不具偏负特征，且δ13CPDB和δ18OPDB不具明显相关性(图3)，因此理论上该类岩石未经受过大气淡水溶蚀。但是存在另一种可能，即热液或埋藏升温作用导致原始地球化学特征发生蚀变，淡水改造的地球化学信息被掩盖，因此不能完全排除淡水改造的可能性。

方解石脉的δ18OPDB值分布范围为-13.33‰～-10.91‰，平均为-11.94‰，严重偏负。岩心上的产状表明其为最后一期充填，进一步证实研究区白云岩成岩晚期受到了热液的改造。

综上，碳、氧同位素分析表明粉晶和粉细晶白云岩形成于蒸发海水或同期正常海水环境，为准同生海源成因；细晶-中晶白云岩总体为埋藏成因，且早期受到了大气淡水的改造；粗晶白云岩主要反映了埋藏-热液改造的特征。

2.2.2 锶同位素

锶同位素对研究白云岩成岩环境具有重要意义(黄思静等, 2001; 黄思静, 2010; 史忠生等, 2003)。一般认为，87Sr/86Sr值主要受锶来源的控制而不因物理、化学和生物作用发生同位素分馏，因此在一定地质时期内，海水的87Sr/86Sr值是不变的(向芳和王成善, 2001; 黄思静, 2010)。这一特性使锶同位素广泛用于流体来源分析(Rogeretal., 2004)。海相碳酸盐岩和海水的锶同位素主要有3个来源：(Veizeretal., 1999; 黄思静, 2010)，即壳源、幔源以及古老海相碳酸盐岩重溶。上述三种物质的87Sr/86Sr值分别为0.720±0.005、0.704±0.002及0.708±0.001，三者共同控制了碳酸盐岩锶同位素组成。

奥陶世海水87Sr/86Sr值约为0.7079～0.7092(Veizeretal., 1999; Denison REetal., 1998)，研究区灰岩87Sr/86Sr值为0.708568～0.709197，平均为0.708954，处于同期海水的87Sr/86Sr值范围内，岩心薄片资料上未见明显的后期改造特征，因此该值可作为研究区正常海相碳酸盐岩的锶同位素背景值。

图4 古城地区奥陶系鹰山组碳酸盐岩87Sr/86Sr分布图Fig.4 Diagram showing 87Sr/86Sr values for carbonate rocks in Yingshan Formation of Gucheng area

研究区灰岩及各类白云岩87Sr/86Sr值分布情况见表4。从87Sr/86Sr分布图(图4)可以直观的得出，粉晶、粉细晶、细晶及细中晶(后文简称粉晶-细中晶)白云岩87Sr/86Sr值十分接近，反映了同一种流体来源，且87Sr/86Sr值均处在灰岩背景值内，说明其继承或保存了同生期海水的锶同位素特征，白云石化介质与同期海源流体有关。

表4 古城地区鹰山组碳酸盐岩87Sr/86Sr值与Sr元素值分布特征

粗晶白云岩和方解石脉的87Sr/86Sr平均值分别为0.709309和0.709533，总体略高于灰岩背景值，说明盆地内部另有富含放射性87Sr的地层水或热液流体对白云岩进行过改造。根据王坤等(2016)对古城地区流体介质的研究，这种流体可能为二叠纪裂谷拉张背景下沿走滑断裂上涌的中酸性岩浆水。其流经深部碎屑岩疏导层时吸附了大量放射性成因87Sr而导致87Sr/86Sr值较高。

层间含泥粗晶白云岩和层间泥质的87Sr/86Sr平均值分别为0.712366和0.815304，远高于灰岩背景值。结合薄片上观察到的渗滤砂等暴露证据(图2j)，推测受到了壳源锶的注入，应为大气淡水溶蚀淋滤所致。

总体来看，粉晶-细中晶白云岩显示出继承原始灰岩锶同位素的特征，反映了白云石化流体主要与同期海水有关；大部分粗晶白云岩和方解石脉略高于灰岩背景值，说明晚期成岩过程中遭受了深部热液的改造；层间含泥粗晶白云岩和层间泥质具有远高于灰岩背景值的特征，说明其为岩溶面沉积物，研究区成岩早期受到了大气淡水的淋滤溶蚀。

2.2.3 锶元素

碳酸盐岩矿物的Sr主要来源于海水，因而Sr元素含量越高，样品对海水的代表性越好(Yangetal., 1999)。白云石化是Sr消耗的过程(黄思静, 2010)，因此Sr含量与白云石化程度有关，一般情况下，早期形成的白云石Sr丰度较晚期形成的白云石要高(Warren, 2000)。蒸发环境中形成的白云石Sr含量可达500×10-6～700×10-6(Bein and Land, 1983)；正常海水中形成的白云石的Sr含量理论上为470×10-6～550×10-6(Qing and Mountjoy, 1989)， 晚期埋藏成因的白云岩Sr含量平均值多在100×10-6以内(Morrow, 1982)。

研究区各类岩石的Sr含量及分布特征见表4及表5。灰岩的Sr含量值为131.9×10-6～205.1×10-6，平均为160.2×10-6。低于粉晶和粉细晶白云岩的Sr含量，亦显著低于正常海水沉淀方解石的Sr含量(600×10-6)(Baker and Burns, 1985)，说明灰岩在新生变形过程中发生了强烈的脱锶作用。数据显示随着白云石晶体的增大，Sr含量逐渐减少，说明从粉晶到中晶，白云石经历的成岩蚀变增强，Sr逐渐流失。同时数据显示研究区各类白云岩和灰岩的Sr含量普遍较低，其中中晶白云岩Sr含量最低，平均为118.3×10-6，但仍大于晚期埋藏成因的白云岩值，说明研究区白云岩并非深埋阶段形成，应主要为中浅埋藏期的产物，晚期埋藏对其有一定的改造作用。层间泥质沉积物Sr含量均值仅为35.20×10-6，较白云岩与灰岩明显偏低，进一步证实了大气淡水的淋滤溶蚀。

表5 古城地区鹰山组不同岩石类型Sr元素值

2.2.4 稀土元素

白云岩中稀土元素(REE)组成及地球化学性质主要取决于原岩及白云石化流体的稀土元素(Lottermoser, 1992)，常用作成岩流体的来源及形成环境的指示剂。

研究表明，PAAS 均一化的海水稀土元素具有轻稀土元素(LREE)亏损、重稀土元素(HREE)富集、Ce亏损、La富集、Gd轻微富集等主要特征(zhang and Nozaki, 1996)。研究区灰岩稀土元素表现为LREE富集、HREE亏损(表6、图5)，这一特征与海水不同。前人研究揭示碳酸盐岩在成岩过程LREE优先富集，且HREE迁移能力强于LREE，造成了岩石中LREE高于HREE的特征(胡忠贵等, 2009)。灰岩δCe平均值为0.78，与全新世古海水的δCe值(0.75)接近(Webb and Kamber, 2000)，La具有显著正异常，Gd也表现出轻微的正异常，均与古海水特征相似。因此灰岩总体上代表了沉积时期海水的稀土元素特征。

表6 古城地区鹰山组碳酸盐岩稀土元素特征

图5 古城地区奥陶系鹰山组碳酸盐岩PASS标准化(标准化值据Taylor and McLennan, 1985)稀土元素配分图(a)灰岩、粉晶、粉细晶白云岩稀土元素配分图；(b)灰岩、细晶-粗晶白云岩稀土元素配分图Fig.5 PASS-normalized REE distribution of carbonate rocks in Yingshan Formation of Gucheng area

粉晶白云岩和粉细晶白云岩REE配分模式相似，且与灰岩REE配分模式基本相同，均显示轻稀土元素(LREE)富集，重稀土元素(HREE)亏损及Eu、Ce的负异常(表6、图5a)，说明二者的白云石化流体具有同源性，其稀土元素主要继承自原岩灰岩，白云石化流体源于海水。

细晶、细中晶、中晶及粗晶白云岩(后文简称细晶-粗晶白云岩)同样显示LREE富集、HREE亏损的特征(表6、图5b)，说明成岩过程中未受到强烈的陆源物质的影响。这4类白云岩的Eu和Ce具有一定的差异。研究表明稀土元素Eu正异常通常指示高温热液的作用(Frimmel, 2009; 丁振举等, 2000; 胡文瑄等, 2010)。Ce由于其敏感的氧化还原性，常用来指示水体的氧化程度，在强氧化环境中，Ce3+易氧化为Ce4+呈难溶的CeO2迁出而出现负异常(Frimmel, 2009)。研究区22个细晶-粗晶白云岩样品中，5个样品表现为Eu弱负异常(δEu为0.80～0.96，平均0.92)和Ce负异常(δCe值为0.74～0.96，平均为0.83)，与灰岩特征相似，反映了对原岩的继承性；17个样品Eu为明显的正异常(δEu值为1.03～3.62，平均为1.62)，Ce则有两种情况，11个样品表现为Ce负异常(δCe为0.09～0.94，平均为0.68)，6个样品为Ce正异常(δCe为1.21～1.28，平均为1.25)，这说明可能有两期性质不同的热液或者同一期热液在不同演化阶段对该类岩石进行了改造。目的层段岩心薄片中可见石英等热液矿物，且闫博等(2018)研究也揭示塔东地区存在多期热液活动。因此，从稀土元素的特征来看，研究区大部分细晶-粗晶白云岩均不同程度受到了热液的改造。

至此，根据上述岩石学及碳、氧、锶同位素、锶元素及稀土元素的分析可得，研究区粉晶和粉细晶白云岩总体形成于蒸发环境，为准同生海源成因；细晶-粗晶白云岩主要为中浅埋藏成因，并且受到了准同生期大气淡水的淋滤及晚期热液流体的改造。

3 孔隙成因及储层主控因素

3.1 孔隙类型及特征

岩心、薄片及成像测井资料表明，研究区鹰山组白云岩储集空间主要有晶间孔、晶间溶孔、溶蚀孔洞及裂缝。

图6 古城地区奥陶系鹰山组白云岩孔隙度直方图Fig.6 Histogram showing the porosity ranges of dolomite in Yingshan Formation of Gucheng area

晶间孔 晶间孔为研究区储层段最重要的孔隙类型，孔隙直径较小，约0.05～0.5mm，孔隙边界平直，呈多边形，在细晶-粗晶白云岩中最为发育(图2c, e-i)。晶间溶孔为晶间孔溶蚀扩大形成，直径相对晶间孔较大，一般约为0.5～1mm之间，通常形态为不规则港湾状(图2c, h)，在岩心上呈针孔状。晶间孔和晶间溶孔通常被白云石、方解石等充填(图2f-h)，充填物中亦见沥青(图2d)及石英(图2i)。大部分晶间孔和晶间溶孔具有一定的连通性，渗透率较好。需要说明的是，部分晶间孔或晶间溶孔发育在残余颗粒结构白云岩中，其分布具有规律性，应为粒间孔或者粒内孔演变而来(图2f,g)。

表7 古城地区鹰山组不同类型白云岩孔隙度及渗透率分析结果

溶蚀孔洞 直径在2mm以上，形状不规则，具有明显的非均质性，在研究区中晶及粗晶白云岩中最为发育。部分孔洞沿层面发育，推测与原始沉积环境相关，部分孔洞沿裂缝分布，应为裂缝扩溶孔洞，洞壁上多发育多期充填物，一般为白云石、方解石等(图2l)。

裂缝 在研究区各类岩石中均有发育，是重要的储渗空间，既可作为储集空间，又可作为流体运移的通道。研究区裂缝宽度通常从微米级到毫米级大小不一(图2g-i, l)，部分被白云石、方解石、硅质等充填。

图7 古城地区奥陶系鹰山组白云岩孔隙度-渗透率交会图Fig.7 The relationship of porosity and permeability of dolomite in Yingshan Formation of Gucheng area

3.2 物性特征

本次研究对部分井的鹰山组白云岩岩心物性进行统计分析，分析结果见表7。物性数据分析表明，古城地区鹰山组白云岩孔隙度普遍不高，主要分布范围在0.60%～3.0%，大部分样品渗透率也较低，通常小于0.10×10-3μm2。物性数据图表显示(图6、表7)，粗晶、细中晶、中晶白云岩孔隙度相对较高，细晶白云岩次之，粉晶及粉细晶白云岩孔隙度最低，这也同岩心薄片的观察结果一致。由此可得，研究区储层主要发育在细中晶、中晶和粗晶(后文简称细中晶-粗晶)白云岩中，整体为一套中低孔中低渗储层。

从孔渗相关性上来看(图7)，粉细晶和细晶白云岩孔渗相关性较好，说明储层以基质孔为主，相对均质。粉晶、细中晶-粗晶白云岩孔渗相关性较差，部分较低孔隙度的样品具有较高的渗透率，说明裂缝对岩石储集性改造明显。

图8 古城地区鹰山组储层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

基于前文分析并结合沉积构造演化背景总结了古城地区鹰山组储层的白云石化及孔隙演化过程(图8)：早-中奥陶世，研究区为碳酸盐岩缓坡，海水潜流环境下沉积灰岩颗粒滩，由于海水对方解石过饱和，发生胶结作用使原生孔隙被封堵；缓坡环境下，海平面周期性升降，中等盐度的海水在密度差以及海平面变化的驱动下渗透回流，沉积物发生白云石化，形成粉晶-粉细晶白云岩。同时颗粒滩不断暴露出水面，受到准同生期大气淡水淋滤溶蚀，产生一定数量的次生溶孔；浅-中埋藏时期，孔隙水为主要成岩流体，残余海水提供Mg2+，沉积物发生大规模白云石化作用，形成自形-半自形细晶-中晶白云岩，晶间孔发育，连通性较好；深埋藏时期，地层流体为主要成岩流体，随着温度持续增高，发生过度白云石化作用，部分白云石晶体转变为他形中粗晶白云石，早期形成的晶间孔隙被部分封堵；晚奥陶-三叠纪构造运动形成断裂及大量伴生裂缝(冯子辉, 2019)，岩石的储集性能提高，多期热液沿裂缝进入成岩体系发生溶蚀，储集空间再次增多；随着溶蚀作用的进行，热液流体的Mg2+对白云石逐渐饱和，基质白云岩再次被改造形成中粗晶他形白云岩，同时孔洞缝中也沉淀一定量的中粗晶鞍形白云石、石英等热液矿物，孔隙减少；之后发生一期或多期方解石充填，孔隙再次减少，形成现今的孔隙发育状态。

基于上述分析，笔者认为古城地区奥陶系鹰山组白云石孔隙形成受以下因素控制。

(1)高能缓坡滩沉积是孔隙形成的物质基础

根据前文所述，鹰下段白云岩中物性最好的岩石类型为细中晶-粗晶白云岩。薄片观察显示，大部分细中晶-粗晶白云岩中具有明显的残余颗粒结构(图2f, g)，表明其原岩为颗粒灰岩。奥陶系碳酸盐岩缓坡沉积环境下，颗粒灰岩为高能缓坡滩沉积。与之相对，发育在低能环境的纹层状粉晶白云岩、粉细晶白云岩则普遍致密，即使同样经历了早期云化，仍不能发育好储层(图2a, b)。由此可见，孔隙的发育受控于原始沉积相带，缓坡颗粒滩为鹰山组白云岩孔隙发育的物质基础。

图9 过GC9-GC6-GC8井地震剖面反射特征(a)与结构张量属性剖面反射特征(b)Fig.9 The reflection characteristics of seismic profile (a) and structural tensor attribute profile (b) through well GC9-GC6-GC8

图10 过GC601、GC18井地震剖面反射特征(a、c)与结构张量属性剖面反射特征(b、d)Fig.10 The reflection characteristics of seismic profile (a, c) and structural tensor attribute profile (b, d) through well GC601, GC18

(2)准同生期暴露溶蚀是孔隙形成的关键

岩心薄片资料显示并非所有白云岩均能发育成好储层。古城地区多口井具有如下特征：致密的滩相白云岩与多孔的滩相白云岩间互发育形成多个向上变浅的旋回，旋回顶部孔隙发育。这种现象应为沉积物受到准同生期周期性暴露溶蚀所致。古城地区鹰三段内幕发育多期与海平面下降相关的暴露，丁寒生等(2017)在鹰山组识别出4个四级层序界面。岩心薄片上顺层理发育的较均匀的基质孔隙(图2f)、较多渗流粉砂(图2j)、示底构造及渗流沉积现象(图2k)均反映了淡水淋滤的特征，前文相关的地化分析亦进一步证实了准同生期的暴露溶蚀。准同生期大气淡水溶蚀可形成良好的晶间孔隙，这些孔隙既是储层孔隙的基础，也为成岩流体提供了运移通道，有利于后期进一步改造。

(3)早期白云石化作用有利于孔隙的继承和保存

白云石化对研究区孔隙发育究竟起何种作用需要结合岩石类型、孔隙特征等详细分析。古城地区多口钻井揭示，鹰下段灰岩储层总体较差，无论是低能的泥晶灰岩还是高能的亮晶颗粒灰岩，均胶结致密，孔隙基本不发育，优质储层普遍发育在白云岩地层中，这揭示了白云石化作用对孔隙形成的重要性。前文述及研究区储层主要发育在细中晶-粗晶白云岩中，该类白云岩总体为早期中浅埋藏成因，局部受晚期埋藏-热液改造。前人研究表明，早期适度的白云石化有利于原生孔隙的继承，且白云石化使岩石具有更高的强度和脆性，能够更好的抵抗埋藏期的压实作用，这既有利于已有孔隙的保存，也有利于裂缝的形成，同时为后期的热液等成岩流体提供了运移通道和储集空间(Glover, 1968; Hugman and Friedman, 1979)。而晚期埋藏-热液白云石化则主要表现为重结晶及过度白云石化，可部分或者全部封堵孔隙，对储层起破坏作用。综上，白云石化是研究区孔隙大规模存在的前提条件，早期白云石化作用对孔隙的继承和保存最为有利。

(4)构造破裂及埋藏-热液溶蚀对孔隙起到有利的改造作用

岩心、薄片资料显示，古城地区非组构选择性溶蚀孔洞发育，并且多沿组构选择性孔隙及裂缝分布。这一特征揭示了构造破裂和埋藏-热液溶蚀的叠加改造作用。研究区经历了多期构造运动，产生了大量裂缝，裂缝可沟通原有孔隙，埋藏-热液流体后期可将其溶蚀扩大。可见构造破裂和埋藏-热液溶蚀能极大的改善储层物性，有助于形成裂缝-孔洞型优质储层。

3.4 储层主控因素

研究区成功井及失利井测井资料、地震资料、酸压以及系统试井资料综合分析表明，规模优质储层是古城奥陶系白云岩勘探成功的关键，储层既要质量好，又要成规模，勘探才有可能获得成功。本次研究在明确白云岩孔隙成因的基础之上，重点梳理了研究区3口高产井和2口失利井的钻井及地震资料，从更宏观更综合的角度，对规模优质储层的主控因素进行了初步分析。

GC6、GC8、GC9井3口高产井均发育裂缝-孔洞型规模优质储层(Caoetal., 2019)，钻井资料表明3口井均为云化滩相沉积(沈安江等, 2018)，储层规模大，地震资料显示断裂发育，呈典型的断溶体特征(图9)，储层质量好。GC601井孔隙发育较普遍，钻井资料表明为云化滩沉积(图2f)，储层规模大，测井解释Ⅱ类储层厚度49.4m，孔隙度为0.10%～3.30%，但地震资料显示该井缺乏断裂溶蚀改造，断溶体特征不明显(图10a, b)，渗透率低，导致储层质量较差从而失利。GC18井地震资料显示断溶体发育(图10c, d)，测井解释Ⅰ类储层厚约110m，孔隙度为3.60%～9.50%，为裂缝-孔洞型优质储层，但是该井断溶体规模较小，井周能量较低物性较差，无大的滩体、缝洞体，储层规模有限，导致该井产水量有限。

综上可得，古城地区鹰山组规模优质储层受云化滩和断裂热液溶蚀(断溶体)双重控制，其中云化滩控制了储层规模，断裂热液溶蚀控制了储层质量，二者叠合区域应为规模优质储层发育区。这一结论初步回答了沉积相带和断裂溶蚀在储层发育中的作用，也对该区域下一步勘探部署提供了重要依据。

4 结论

(1)古城地区鹰山组发育粉晶、粉细晶、细晶、细中晶、中晶、粗晶6种白云岩，孔隙主要发育在细中晶-粗晶白云岩中。碳、氧、锶同位素、锶元素及稀土元素分析表明粉晶、粉细晶白云岩总体形成于蒸发海水环境，为准同生海源成因。细晶-粗晶白云岩主要为中浅埋藏成因，并且叠加了早期淡水溶蚀及晚期埋藏-热液改造作用。

(2)高能缓坡滩是研究区白云岩孔隙形成的物质基础、准同生暴露溶蚀是孔隙形成的关键、早期白云石化有利于孔隙的继承和保存，构造破裂和埋藏-热液溶蚀作用对孔隙起到有利的改造作用。

(3)鹰山组白云岩规模优质储层受控于云化滩和断裂热液溶蚀改造，云化滩控制储层规模，断裂热液溶蚀控制储层质量，云化滩和断溶体叠合之处为规模优质储层发育区。