0 引言

冀中坳陷奥陶系古潜山油气藏是重要的油气藏类型。近年来随着勘探的深入，奥陶系潜山内幕油气藏的勘探显得日益重要。在古潜山储层中，岩溶作用所形成的溶蚀孔、洞、缝是储集空间的主体^[1]。但这些溶蚀孔洞缝的发育具有强烈的不均质性，不同的层位和不同的区域往往差别很大。前人一般通过岩溶形成机理、岩溶先后顺序以及岩溶古地貌等来研究岩溶作用的差异。如根据岩溶成因环境，可以划分出表生期岩溶和埋藏期岩溶^[2-4]，有的学者还划分出了同生期岩溶^[5-8]。岩层在表生期受大气淡水的影响，岩溶作用最为发育。在表生期，处于高地—斜坡—洼地的不同地带，岩溶发育形态和发育规模不同。一般认为只有岩溶斜坡是岩溶作用最强的区域^[9-10]。在岩溶垂向发育方面，普遍认为存在分带性，一般可以分为渗流带、潜流带和缓流带等^[11-14]。但是目前还缺乏岩溶作用在垂向上和平面上相关性的研究。对于冀中坳陷来说，不仅缺少表生期岩溶古地貌以及埋藏期热液岩溶的研究，更缺少在多期的构造运动和多期岩溶作用影响下潜山内幕岩溶储层的研究。本文从奥陶系的岩性、裂缝、胶结物、储集空间类型和储层分布等方面入手，研究岩溶的发育特征和影响因素，从而总结出多期岩溶影响下的奥陶系岩溶储层发育规律。

1 地质背景

冀中坳陷位于华北地台中部，渤海湾盆地西北部，面积约3.2×10⁴ km²，地跨北京、天津、河北三个省市（图 1）。奥陶系是在华北地台基底上发育起来的沉积盖层，地层厚度一般在650~900 m。研究区在奥陶纪总体为一个广泛的陆表海环境，发生了多个旋回的海进海退^[15]。在晚奥陶世，加里东运动使得华北地台基底岩块抬升，地台裸露，上奥陶统遭受侵蚀，同时造成志留系和泥盆系的整体缺失^[16]。进入中生代侏罗纪，在燕山运动的影响下，华北地台内部褶皱、断裂发育；随后在喜马拉雅运动的影响下，冀中坳陷内拉张、走滑断裂发育，并且在多个区域有强弱不一的热液活动^[17]。

奥陶系岩性主要为石灰岩和白云岩，以及两者之间的过渡岩性。其地层包括冶里组、亮甲山组、下马家沟组、上马家沟组和峰峰组。其中下马家沟组、上马家沟组和峰峰组的初期均有潮坪发育，水体较浅；中后期以局限海或开阔海为主，水体较深^[15]。由于怀远运动的影响，使得亮甲山末期全区隆升，并遭受风化淋滤，从而在亮甲山组和下马家沟组之间形成了一个平行不整合面。奥陶纪末期受加里东运动的影响，华北地台整体抬升，使得奥陶系在西部区域被侵蚀殆尽^[18]。如固安—保定—高阳一带，奥陶系已完全缺失；北京—天津一带，峰峰组也缺失。

2 岩溶特征 2.1 岩石学特征

冀中坳陷奥陶系的岩溶作用在不同的岩性中均有发育。下马家沟组上部、上马家沟组上部和峰峰组上部以灰泥石灰岩为主，间或含有生物碎屑，以及白云岩斑等。灰泥石灰岩中矿物成分以方解石为主，方解石含量一般在90%以上。其内裂缝多发生溶蚀作用形成溶蚀裂缝。下马家沟组下部、上马家沟组下部和峰峰组下部膏溶角砾岩发育，岩性以灰泥石灰岩和含石膏的泥—粉晶白云岩为主。通过镜下对27块粉晶白云岩的观察，发现样品中多存在砾间孔、晶间孔、溶蚀孔和溶蚀缝等，其孔隙度大于2%的样品占65%以上，平均孔隙度为4.7%。下马家沟组和亮甲山组之间为怀远运动引起的不整合面，在这个不整合面以下为“三山子白云岩”^[15]。这套白云岩晶粒较大，一般为砂糖状的粉晶或细晶白云岩。白云岩内具有纹层状、竹叶状砾屑等残余结构。“三山子白云岩”中可见溶蚀孔和洞穴（直径大于1 m）。“三山子白云岩”以下的石灰岩地层中，岩性主要为泥晶灰岩、云斑灰岩、竹叶状砾屑灰岩和泥质条带灰岩等。

在奥陶系之上，普遍存在有铝土岩层，厚度在0.5~10 m之间。铝土岩形成于地势低洼处，是风化作用的产物^[19-20]。铝土岩的分布和厚度可以作为古地貌的划分依据，本文在古地貌恢复过程中以铝土岩的分布和厚度来校验古地貌图的准确性。

2.2 裂缝及裂缝填隙物期次

冀中坳陷经历了多期的构造活动，形成了多期的裂缝。在镜下和野外观察中，至少可以识别出3期裂缝。如河西务地区J24井的岩芯薄片中（图 2A），早期的埋藏过程中沿裂缝发生压溶作用形成缝合线，随后又发生破裂充填了含铁的白云石，最后一期的裂缝切割前两期裂缝并充填了新的白云石。对野外裂缝的观察表明，冀中坳陷至少发育了三期裂缝（图 2B）。这三期裂缝分别对应于三期岩石破裂事件：印支期在近S—N向水平应力作用下，形成NE— SW向和NW—SE向两组裂缝；燕山期在NW—SE向水平应力作用下，形成近E—W向和NW—SE向两组裂缝；喜马拉雅期在NNE—SSW向水平挤压和NWW —SEE向水平拉张应力作用下，形成NE—SW向裂缝和断层伴生裂缝^[1]。新构造期在近NE—SW向现今地应力作用下，形成不同方向的裂缝。在这些多期的裂缝中，相应的存在有多期的溶蚀扩大和胶结作用。通过胶结物的形态和阴极发光特征，也至少可以识别出三期的胶结物（图 2C，D）。

2.3 岩溶孔洞缝特征

冀中坳陷奥陶系的储集空间类型主要有三种，裂缝、溶洞（孔径≥2 mm）和溶孔（孔径＜2 mm）。裂缝主要为构造缝、层间缝、缝合线和溶蚀缝等。裂缝不仅是重要的储集空间，还是连通各溶洞、溶孔的通道。溶洞的形态往往不规则，其长轴或呈垂直方向（图 3A）、或呈水平方向（图 3B），还有沿构造张裂缝扩大溶蚀形成的溶洞（图 3C）。在断裂溶蚀作用强烈的地区，溶洞和裂缝形成大洞—大缝型储集空间组合（图 3D）。

溶孔主要为晶间溶孔、粒间溶孔和铸模孔等。晶间溶孔主要发育在方解石或白云石的晶间（图 4A）。粒间溶孔主要发育在碎屑颗粒间，是由颗粒间填隙物被溶蚀而形成的（图 4B），其形态不规则。铸模孔是颗粒或晶粒被完全溶蚀而形成的，保留有原来颗粒或晶粒的外形。在泥—粉晶白云岩和细晶白云岩中常发育有微缝—孔隙型的储集空间组合（图 4C）。

同生期岩溶具有组构选择性，会对文石、高镁方解石等不稳定矿物溶蚀，形成粒内溶孔、铸模孔等（图 4D）。同时这些孔隙造成第一期方解石胶结物残缺不全，并在不规则的溶沟中形成具有示底构造的渗流粉砂充填（图 4D）。同生期岩溶作用多形成层间缝—铸模孔组合，但在后期成岩作用中一般被方解石或白云石充填。在野外露头中，表现为海平面的短暂下降造成的不整合和溶蚀垮塌。

埋藏期岩溶多形成溶蚀缝—溶蚀孔的组合。一般具有以下特征：1）埋藏溶蚀作用会沿着已存的裂缝、溶孔、溶洞进行扩大溶蚀；2）在裂缝和溶洞中常形成中—粗晶白云岩；3）溶洞中充填的方解石或白云石中的包裹体均一化温度较高（图 5），一般在60 ℃~120 ℃之间，部分达到240 ℃；4）埋藏期的胶结物常被溶蚀，形成晶内溶孔或晶间溶孔（图 4A）；5）沿着早期缝合线发生扩大溶蚀，其内常被较晚时期的沥青等有机质充填（图 4B）。

表生期岩溶作用多形成溶蚀孔、洞、缝组合，这些溶蚀孔、洞、缝一般沿裂缝带、古风化壳或顺层面分布。在近地表处，溶洞长轴方向多呈垂向，并可以形成大的溶洞（图 3A）。在离地表侵蚀面较远处，形成顺层分布的溶蚀孔洞（图 3B）。

3 岩溶分布规律 3.1 在近地表环境下经历的构造活动越强烈，溶洞发育率越高

冀中坳陷自奥陶系碳酸盐岩沉积以来，先后经历了加里东运动、海西运动、印支运动、燕山运动和喜马拉雅运动等多期构造运动^[1]，发生了多期的岩溶作用。加里东运动、海西运动和印支运动的构造活动在冀中坳陷表现较为平缓，但印支期的构造活动较前期有所加强；燕山运动开始，冀中坳陷褶皱、断裂发育；喜马拉雅运动在冀中坳陷主要表现为较强的岩浆活动和持续的断块发育。

在石炭—二叠系沉积之前的暴露期，冀中坳陷构造活动平缓，奥陶系裂缝发育较少，因此岩溶作用较弱。在石炭—二叠系沉积之后，冀中坳陷在印支运动的影响下裂缝发育。这个时期近地表环境中的奥陶系受裂缝的影响岩溶作用较强；而同时期被石炭—二叠系泥岩层和煤层等覆盖的地层，构造裂缝对于岩溶作用的影响有限，且缺少了近地表环境中淡水淋滤和风化作用，因此岩溶作用较弱。例如，余家仁^[21]认为，本地区奥陶系潜山根据是否发育石炭—二叠系，可以分为两类：一类上覆石炭—二叠系，潜山溶洞率一般低于0.15（图 6），多形成微缝—孔隙型的储集空间，如深西潜山、永清潜山、苏桥潜山和凤河营潜山等。另一类上覆古近系，潜山溶洞率在0.3~0.8之间，多形成大洞—大缝型储集空间，如晋县潜山、任北潜山和霸县潜山等。

燕山期和喜马拉雅期的褶皱、断裂活动，不仅可以加剧近地表的岩溶活动，还能沟通地下水，促进埋藏岩溶作用的进行。喜马拉雅期的热液活动还促进了深大断裂附近的热液岩溶作用。

3.2 岩溶洼地也是有利的储集带

冀中坳陷奥陶系沉积以后，在加里东运动的影响下，形成了高低起伏的地形。这种地貌形态的起伏不仅影响了冀中坳陷在加里东期的岩溶作用，也奠定了冀中坳陷在后期构造运动中的地貌格局。本文利用“残余地层厚度法”和“印模法”组合^{[20, 22]}对研究区的加里东期岩溶古地貌进行了恢复，并根据岩溶古地貌的相对高低，划分出了岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶洼地。在此基础上，结合钻具放空和泥浆漏失数据（图 7），分析表生期岩溶古地貌对于岩溶作用的影响。

对比冀中坳陷内各岩溶古地貌类型和放空漏失的数据，表明岩溶斜坡的溶蚀作用最强，次为岩溶洼地。过去的研究认为，岩溶高地的水流少，岩溶作用弱；岩溶斜坡是地下水汇集的强径流带，岩溶作用最强；岩溶洼地是地下水长期积水处，地下水对CaCO₃的溶解呈饱和状态，胶结作用强，岩溶作用最弱。本地区的研究表明岩溶高地的岩溶作用弱，岩溶斜坡的岩溶作用最强，但是岩溶洼地的岩溶作用强弱却与前人的认识不同。在冀中坳陷，岩溶洼地也具有较多的放空漏失，表现出较强的岩溶作用。

对于岩溶区的洼地来说，当其长期积水时，形成湖泊，此时地下水流动缓慢，对CaCO₃的溶解呈饱和状态，溶蚀作用弱而胶结作用强；当岩溶区的洼地可以汇水，但不积水时，一方面洼地水量较大，另一方面洼地的流体经常发生更替，新的淡水流体汇入使得洼地流体处于对CaCO₃溶解的不饱和状态，从而产生较强的岩溶作用。冀中坳陷的岩溶洼地不仅有大量的地层剥蚀，在不整合面上还可见红色残积物，表明它为汇水但不积水的岩溶洼地。这种岩溶洼地虽然在区域内地势低洼，但在华北地台的范围上看，仍然位于基准面之上。洼地内的淡水经常发生更替，发生强烈的岩溶作用，从而形成广泛分布的储层。

3.3 垂向上形成多个水平岩溶分带

在本地区的研究中还发现，钻具放空多发生在距离不整合面10~300 m的范围内，泥浆漏失多发生在距离不整合面的400 m以内。岩溶高地、岩溶斜坡、岩溶洼地的放空漏失还呈现出具有水平分带的特征（图 8）。岩溶高地具有两个水平岩溶带，其中上部岩溶带厚度在120 m以内，下部岩溶带厚度在210~420 m之间。岩溶斜坡也具有两个水平岩溶带，特征和岩溶高地类似，只是上部岩溶带厚度较薄，在50 m以内；下部岩溶带厚度较大，在110~400 m之间。在这两个水平岩溶带之下仍然有放空漏失，但数量很少。岩溶洼地的上部岩溶带厚度在80 m以内，下部岩溶带厚度约在150~250 m之间。对比前人的研究，这些水平岩溶带很可能对应于优势岩溶期的垂直渗流带和水平潜流带。如塔里木地区的古岩溶研究表明，潜流带多限于风化壳以下130 m的范围内^[23-25]。黄骅坳陷奥陶系岩溶研究表明，潜流带分布在风化壳以下200 m的范围内^[26]。据这些深度判断，在岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶洼地的第一水平岩溶带对应于近地表岩溶环境的渗流带；第二水平岩溶带对应于优势的潜流带。

冀中坳陷岩溶高地的地势高，潜水面低，往往具有厚的垂直渗流带。水平潜流带随着地质历史时期潜水面的变化而变化，范围较大，最深可达400 m。岩溶斜坡的地表水渗透量少，因此具有薄的垂直渗流带。但是岩溶斜坡是强的地下水径流带，因此潜流带发育。受多期构造运动的影响，潜水面波动范围较大，造成潜流带的深度范围也较大，最深可达400 m。岩溶洼地是周围地表水和地下水的汇集处，流体丰沛但流动较为缓慢。其渗流带受地下水位的影响，深度在80 m以内；潜流带厚度薄且深度浅。

钻具放空在距离不整合面10 m以内不发育，表明在这个范围内溶蚀孔洞较少。但是在这个深度可以见到大量的泥浆漏失，说明有裂缝的发育。在近地表的环境中，溶蚀孔洞往往会被表层土壤带中的泥质充填而难以保持和继续扩大。但是近地表的岩石具有更多的风化裂缝，不仅可以将地表水输送到下部地层，本身也能被溶蚀扩大，在钻井中造成泥浆漏失。

3.4 断裂附近埋藏期热液岩溶发育

冀中坳陷的钻具放空和泥浆漏失统计数据还表明，在断裂带附近分布的井，泥浆漏失比较多，且在垂向上呈串珠状分布，不具有水平分带性（图 8）。断裂带附近裂缝发育，是地下水的良好通道。沿着断裂发育的岩溶作用在垂向上贯穿厚度大。如Yg1井（河西务地区）、Xi7井（南马庄地区）等，这些井在垂向上的放空漏失跨度很大（图 8）：Yg1井在3 347~ 4 762 m的范围内有30处泥浆漏失，2处钻具放空；Xi7井在1 461~1 980 m的范围内有23处泥浆漏失。

断裂岩溶的发育，与张开裂缝和流体性质有关。它不仅会发生在表生期（图 3A），也会发生在埋藏期。埋藏期的断裂岩溶还可以表现为埋藏热液岩溶。前人在油气成藏期次的研究中也发现冀中坳陷存在热液活动^{[3, 27-28]}。本次对奥陶系方解石脉中流体包裹体的测量，发现包裹体均一化温度最高达到240 ℃（图 5）。如苏桥地区S4井，奥陶系方解石脉中流体包裹体均一化温度达到235 ℃。对比S4井地层埋藏史（图 9），奥陶系目前埋深约4 000 m，为沉积以来的最大埋藏深度，地热增温在150 ℃左右，与235 ℃相差甚远，更证明了埋藏热液的存在。这些热液活动一般分布在喜马拉雅运动以来的拉张断裂和走滑断裂附近。且这些断裂附近还分布有大量的古近纪岩浆岩^[1]。这表明，埋藏热液岩溶主要发生在古近纪以来的晚埋藏期。拉张断裂和走滑断裂附近的裂缝为热液提供了上升通道，并在运移过程中向相邻的岩石渗透，发生岩溶作用^[29]。

3.5 白云岩与石灰岩薄互层段是有利的岩溶发育层段

岩性是岩溶作用发生的基础。不同岩石的成分和结构，以及岩层的组合关系，控制着岩溶的发育程度和范围^{[10, 26, 30]}。白云岩和石灰岩具有不同的溶蚀机制。首先，在近地表的环境下，石灰岩的溶解速率是白云岩的3~60倍^[31]，但在高温高压条件下，白云石的溶解速度会超过方解石^[32]。其次，近地表环境下石灰岩的岩溶分异作用强烈^[33]。在质纯厚层的石灰岩中，岩溶水在裂缝中以管流的形式流动^[34-35]，并发生扩大溶蚀，形成大洞—大缝状溶蚀系统。而白云岩由于晶间孔和较多破裂缝的存在，使得岩溶水在岩体内呈漫流式流动^[34-35]，从而在三维空间上均匀地发生溶蚀，形成非受限的、孔隙—裂缝型的网状溶蚀系统。因此，在近地表环境中，石灰岩的缝洞体要比白云岩发育^[36]。

在冀中坳陷，对于那些有石炭—二叠系覆盖的地层，岩溶作用均较弱，多形成微缝—孔隙型储层。在这类储层中，也具有较强的不均质性，表现为纯的石灰岩或白云岩中岩溶作用较弱，而白云岩与石灰岩的薄互层段储集空间较为发育。例如河西务地区Wg4井的上马家沟组和峰峰组中的薄互层段（图 10），裂缝发育多，孔隙度也高；而在纯碳酸盐岩层段，裂缝和孔隙度的发育均较低。分析认为，薄层的白云岩易于破碎，并具有大量的晶间孔，能为岩溶流体提供通道；而薄层的石灰岩能较为充分地与岩溶流体接触，从而发生较强的岩溶作用。这使得白云岩与石灰岩薄互层段较质纯厚层的碳酸盐岩具有更好的孔隙发育程度。

岩石类型和岩层的组合是特定沉积环境的产物。白云岩与石灰岩薄互层形成于潮坪环境，在区域上分布较为稳定，因此岩溶作用会在较大的范围内分布，易于形成区域性的储层。相对而言，大洞—大缝型储层分布在断块活动强烈、地层剥蚀较多的区域，断裂—热液储层分布在深大断裂附近，它们的分布范围较为局限（图 10）。

4 结论

（1）冀中坳陷奥陶系发育有至少3期的裂缝和胶结物。奥陶系在地质历史过程中经历了同生期岩溶、埋藏期岩溶和表生期岩溶。

（2）钻具放空和泥浆漏失显示岩溶作用在垂向上具有分带性，在平面上受古地貌的影响。不同类型的古地貌环境，其垂向岩溶分带的深度范围存在差别。岩溶高地的渗流带距离不整合面的深度范围在120 m以内，潜流带的深度范围在210~420 m之间；岩溶斜坡渗流带的深度范围在50 m以内，潜流带的深度范围在10~400 m之间；岩溶洼地渗流带的深度范围在80 m以内，潜流带的深度范围在150~250 m之间。

（3）裂缝是影响岩溶发育的重要因素。断裂及裂缝使得岩溶作用在垂向上发育程度深，贯穿厚度大。古近纪以来随着冀中坳陷的热液活动，沿着深大断裂发育了热液岩溶。

（4）在多期的岩溶作用影响下，岩溶的发育具有经历表生期的岩溶期次越多，溶洞发育率越高的特点。岩性和沉积环境对岩溶作用的影响明显，潮坪环境形成的白云岩和石灰岩薄互层段，裂缝多，溶蚀作用容易进行，岩溶较为发育。