在渤海湾盆地发现了一系列碳酸盐岩潜山油气藏，对这些潜山的形成过程和类型进行分类，有助于它们的储集空间发育历史和分布规律的研究。
（一）碳酸盐岩潜山类型
同其他地质现象一样，碳酸盐岩潜山的形成是十分复杂的地质过程，所以对其做出全面的成因类型划分，也是比较困难的。然而，从目前发现的碳酸盐岩潜山来看，它们在形成过程中的地质营力、形态、形成时期和储集空间类型等具有一定的规律性，因此，我们依据这些规律性试图对渤海湾潜山进行成因类型划分（表3-9）。
表3-9 碳酸盐岩潜山成因类型划分
1.侵蚀潜山
由侵蚀作用形成的古地貌潜山主要见于奥陶系顶部（残余中奥陶统顶部），也称风化壳潜山。这是由于中奥陶统沉积后整个华北地台抬升、海水退出、沉积间断而遭受侵蚀作用形成的凹凸不平地貌景观（图3-43），其中不整合面上下的地层相互平行。经长期风化和大气水淋滤作用，储集空间主要为溶洞（图3-44）和被改造的次生孔隙，这种古地貌潜山幅度低，但是具有区域分布的特性。其中大型溶洞是非常好的油气聚集场所。
图3-43 贵州织金寒武纪至中石炭世的古岩溶面上原生充填的铝土矿
2.构造-侵蚀潜山
由构造变动和风化侵蚀共同作用（甚至多次作用）而形成的、具有剥蚀风化面的、断块状或残余褶皱潜山，称为构造-侵蚀潜山。这种类型的潜山分布广，常出现在盆地的古隆起周围，潜山幅度往往较大，有时由长期活动的基底断裂控制出现在生油中心部位，它们被古近系和新近系砂泥岩（包括烃源岩）覆盖，油气聚集和保存条件好，易于形成大型油气藏（如冀中坳陷的任丘潜山，图3-45）。这类潜山内部断层和褶皱构造发育，储集空间类型多，上节介绍的4种组合类型均有发育，其中以裂缝-溶洞复合型为主。对任丘古潜山研究的比较细致，它是一个由断层抬升的、呈单斜状态的中新元古界碳酸盐岩潜山，除沿断裂发育一系列裂缝-溶洞、沿不整合面发育大型溶洞外，还在潜山块体内部发育3个近似水平的溶洞带（图3-45），这种水平溶洞带是潜山块体在潜水活动带由溶蚀作用形成的，该潜山在不同时期、不同部位3次位于潜水活动带，故形成3个溶蚀带，这也是潜山多期形成的证据之一。胜利油区的桩西奥陶系潜山、埕北潜山具有类似情况。
图3-44 山东淄博望子山隧道西南奥陶系中的古岩溶剖面
图3-45 碳酸盐岩潜山油藏顺层、水平溶蚀带及储集空间的分布
构造-侵蚀潜山外形和内部结构多种多样，根据油气储层的产状和油气藏在潜山内部的位置，还能划分出10多种次一级类型（图3-46）。
3.构造潜山
主要由断裂活动遭到抬升而形成的基岩块体在横向上与古近系和新近系接触的潜山，称为构造潜山，其中风化侵蚀作用不明显。这种潜山主要发育在古隆起周围，溶蚀孔洞不发育，裂缝是其主要储集空间，其次为次生孔隙。油气成藏作用和含油气性能不如上述的构造-侵蚀潜山。胜利油区罗家奥陶系潜山就属此类型。
图3-46 渤海湾盆地潜山油气藏分类图（Ⅱc、Ⅴb、Ⅳ为尚未找到的油气藏类型）
（二）碳酸盐岩裂缝-溶洞成因模式
由于裂缝-溶洞是潜山型碳酸盐岩主要的储集空间类型，所以我们对其进行进一步分析。简单地说，在碳酸盐岩中的裂缝主要是构造作用成因的，缝合线是压溶作用成因的，溶洞主要是在潜水活动带及地表由流体侵蚀作用成因的。
1.潜山型碳酸盐岩裂缝系统成因模式
目前发现的碳酸盐岩潜山多数为构造变动和风化侵蚀共同作用的结果（即上述构造-侵蚀类型潜山），而且是经历了多次的断裂或褶皱活动，在断裂和褶皱运动中脆性的碳酸盐岩则产生一系列共轭的张扭性和压扭性裂缝（图3-47）。
胜利油区碳酸盐岩潜山的张扭性裂缝往往发育在断层附近，并且裂缝与断层面的交角小于45°，即在剖面上张扭性裂缝与潜山运动的反方向成小于45°的夹角（图3-47a），这组裂缝的倾角大于70°或近于直立，也就是我们在岩心上常见到的高角度裂缝。张扭性裂缝断层附近的流体活动通道，在流体活动减弱时往往被方解石和白云石充填，就如我们在埕北30潜山（图3-39）和桩西奥陶系潜山看到的一样。与张扭性裂缝近于垂直的是压扭性裂缝（或面），在首次断裂活动中压扭性裂缝是闭合的，流体不能进入；但是再一次的断裂活动或者构造运动改变了方向，原来的压扭性断裂可能变成开启的储集空间，可以使流体进入。
岩层受到褶皱作用，在其外侧弯曲度最大处会产生垂直岩层的张性裂缝（图3-47b），形成良好的储集空间。除断层作用产生裂缝外，这种张裂缝可能是潜山内部储集空间的重要成因。
2.碳酸盐岩溶蚀作用及其溶洞成因模式
在正常成岩过程中，碳酸盐岩原生孔隙内具有流体与固体的相互作用，包括溶蚀而产生较大次生孔隙的作用。但是，断裂活动使碳酸盐岩产生众多裂缝并抬升至地表或潜水活动带时，则会产生规模很大的溶洞，形成潜山型碳酸盐岩最重要的储集空间。我们认为，碳酸盐岩潜山中的断层和裂缝带是产生溶洞的基础，地表和潜水带的低矿化度水和酸性水与碳酸盐岩的相互作用是溶洞形成的主要过程。因此，这里先介绍碳酸盐岩岩溶过程和机理，再介绍几个现代研究实例。
图3-47 正断层、逆断层和褶皱不同部位发育的不同裂缝
（1）碳酸盐岩溶蚀机理和过程
碳酸盐岩溶蚀作用的核心问题就是MeCO3+H2O+CO2（Me为Ca或Mg）的复相平衡体系中物理、化学过程。所谓复相是指气相、液相和固相同时存在。岩溶是在开放系统的水-气界面、岩石-水界面强烈进行的物质能量交换、转化和平衡作用（图3-48）。一般认为，在界面上的作用是物理的（即物质迁移、扩散等），在溶液中的作用是化学的（物质分解、化合等）。
图3-48 MeCO3+H2O+CO2三相反应系统中各组分的关系
在潜山岩溶过程中，空气中的CO2 溶于水，部分与水结合成碳酸、并离解成 H+和HCO3-离子：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
其中HCO3-再可能分解成H+和CO32-；同时在水的作用下，固体碳酸盐（如方解石）分解成Ca2+和CO32-：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
CO2经水解可以吸收H+变成HCO32-和OH-：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
上述两种化学反应的结果使水中形成Ca2+和HCO3-：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
由于（3-6）式中的CO32-与（3-5）式中的H+化合，故（3-6）式中的CO32-减少，平衡破坏，使得碳酸盐岩继续溶解，同时也破坏了水与空气的CO2平衡，因此，新的CO2又扩散到水中，使H与CO2结合，这样使得上述反应又重新活跃起来，直到新平衡为止。这就是岩溶作用的基本过程和机理。
从界面理论上讲，MeCO3+H2O+CO2是多相平衡体系，参加反应的水是由水-气界面（δ1）和岩石-水界面（δ2）所包围，形成理化性质与主液体差异很大的结构水膜（扩散层），上述反应会在此扩散层迅速进行并达到平衡。进一步的水岩反应就由主液体与扩散层之间的浓度差引起的分子扩散来进行，复相反应的总速度受控于速度最慢的反应，特别是最慢的扩散速度。在MeCO3+H2O+CO2体系中，界面δ1的反应速度最慢，它控制了整个体系的反应速度。
碳酸盐岩溶解速度v取决于扩散层的厚度、界面面积和扩散系数：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
式中：v——溶解速度（mol/s）；D——扩散系数（cm3/s）；S——界面面积（cm2）；δ——扩散层厚度（cm）；Ch——达到平衡时饱和溶液浓度（mol/cm3）；C0——给定时间内溶液实际浓度（mol/cm3）。
下面求界面δ1和界面δ2的扩散速度：
基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法
式中：S1和S2分别为“水-空气界面面积”和“岩石-水界面面积”。
扩散系数D与温度正相关，在潜山溶蚀的温度范围内（10～60℃），温度每增加10℃，反应速度则增加1倍。在碳酸盐岩溶蚀条件下，S2＞S1，如果水中含有悬浮固体物质，则S2更大。实验证明，水-岩石扩散层的厚度一般不大于0.1cm，扩散系数DCaCO所以在近地表情况下，S1小、DCO小，vCO也小，CO2扩散速度决定了岩溶系统平衡的速度。
然而，在水运动的条件下，除了浓度差产生的分子扩散外，运动的水带动CO2或CaCO3一起运动，可以加速CO2或CaCO3向外部扩散，其运动速度远大于它们的扩散速度（100～1000倍）。同时流动的水可以减薄扩散层厚度（图3-49）。这样使溶液浓度梯度增加，溶质迁移快，难以达到饱和状态，而且使CO2浓度降低，促使CO2扩散，碳酸盐岩溶蚀速度取决于化学反应速度。因此，在常温常压的开放系统中，岩石不同部位的水流速度不同，水流速度快的地方岩溶现象明显（裂缝或溶洞加大），水流速度慢的部位可能出现碳酸盐沉淀的现象（裂缝或溶洞被方解石充填）。
图3-49 扩散边界层厚度与水流速度的关系
有人认为在潜水带，碳酸盐岩溶蚀速度取决于δ2，因为此时CO2以溶解形式存在（无气相）。在岩石-水界面上存在两个过程：扩散传输和表面反应，而且表面反应在碳酸盐岩溶蚀过程中占主导地位。碳酸盐的溶解实质上是晶格中的Ca或Mg脱离原来位置而向水中转移。当不饱和的水与碳酸盐岩接触时，出现两种选择性溶蚀作用：①对碳酸盐成分选择性溶蚀，溶蚀序列是：石膏>高镁方解石>低镁方解石>白云石。所以白云质灰岩中方解石优先溶蚀；硅质和白云质共存时，白云质优先溶蚀；灰岩夹石膏时，石膏首先被溶蚀。②对结构被破坏（裂缝、解理）、晶体有缺陷（位错、晶格畸形）的碳酸盐优先被溶蚀。
（2）溶蚀过程中碳酸盐的平衡
大家知道，在CaCO3+H2O+CO2系统中，溶液CaCO3浓度超过平衡状态时，有CaCO3沉淀，溶液CaCO3浓度低于平衡状态时，CaCO3继续溶解或侵蚀。当此系统是开放的，CaCO3溶于水的同时，CO2也由气相溶于水，使系统平衡。但在封闭系统中，CaCO3溶解时，气相CO2得不到补充，所以在CO2含量相同情况下，封闭系统CaCO3平衡浓度比开放系统低50～150mg/L（图3-50）。
当裂缝充满流动水时（相当于封闭系统），系统很容易达到平衡，CaCO3的溶解和沉淀作用很弱，原因是水的pCO较低、CaCO3含量较高；当其进入具有自由水面的洞穴时（开发系统），空气CO2进入流水使pCO增高，水中CaCO3变得不饱和，岩石CaCO3继续被溶解。因此，溶洞越来越大（图3-51）。
（3）混合溶蚀作用
碳酸盐岩在经受风化溶蚀过程中，常常有两种CaCO3浓度不同的流水混合现象，这样降低了CaCO3的饱和度，对固态CaCO3的溶蚀作用加强了。因为两种处于平衡的重碳酸盐溶液相混合时，将多出一部分CO2，从而使混合溶液具有较强侵蚀性。这种现象可以由图3-52解释：曲线是CaCO3+H2O+CO2平衡线，凸侧是CaCO3过饱和水，凹侧是CO2过饱和、对CaCO3具有溶蚀作用的水；平衡线任意两点W1和W2的连线都位于CaCO3溶蚀区，也就是说W1、W2两种水混合后，会导致CO2过剩，增加对CaCO3的溶解。W1水的CaCO3浓度为10×10-6、CO2浓度为0.1×10-6；W2水的CaCO3浓度为350×10-6、CO2浓度为174×10-6。现按1∶1比例混合，这时CaCO3浓度为180×10-6、CO2浓度为87×10-6（图3-52的A点），平衡点为C点（即CaCO3浓度为180×10-6、CO2浓度为23×10-6），于是剩余的64×10-6CO2就使混合水增加对碳酸盐溶蚀所需的二氧化碳。图3-52中BD部分是混合水溶解更多的CaCO3数量，即混合水实际增加溶解CaCO3为24×10-6。
图3-50 开发系统和封闭系统中CaCO3浓度差别
图3-51 地下水CO2含量增加时溶蚀作用加强
图3-52 混合水对碳酸盐岩侵蚀性增强
此外，Mg2+浓度不同的水混合后也会增加对MgCO3的溶蚀。
因此，古地貌为两股或多股流水交汇区，碳酸盐溶蚀作用强烈，溶洞等储集空间发育。
（4）不同温度的水混合后对碳酸盐溶蚀作用的改变
若饱和度相同、温度不同的水混合，或同一水源由高温变低温时，会使水中CO2浓度增加，增强对碳酸盐的溶解作用。这种冷却增溶作用活跃于潜水带上部，其中流水的昼夜和季节性温度变化都会改变对碳酸盐的溶解程度。因此，碳酸盐岩潜流带的上部溶蚀空间较大。
（三）潜山型碳酸盐岩储集空间发育的影响因素
岩石性质、裂缝发育程度、构造运动以及水介质条件等，是控制碳酸盐岩岩溶作用强度的重要因素。
1.岩性因素
纯碳酸盐岩具有一定的溶解性，如果含有其他矿物（例如泥质和硅质等）则岩溶作用有较大变化。根据野外岩溶地质调查、钻井岩心观察和室内实验分析，含不同矿物成分的碳酸盐岩的溶蚀程度依次为：石灰岩、白云质灰岩、灰质白云岩、白云岩、泥质灰（云）岩、硅质灰（云）岩、泥页岩、硅质岩等。在野外露头经常见到豹斑灰岩风化突出的豹斑，因为灰岩中的豹斑为白云岩或云质灰岩，较纯灰岩不易溶蚀。由于奥陶系中纯石灰岩、白云岩比寒武系发育，所以奥陶系形成了较多的溶洞型基岩油气藏。
2.构造运动
下古生界经历了加里东、印支、燕山和喜马拉雅运动等，使碳酸盐岩发生抬升、褶皱、断裂、翘倾，并遭受风化、淋滤、剥蚀，形成喀斯特地貌。在这种地貌中的流水通道（特别是汇水区）、断裂带附近碳酸盐岩溶蚀作用强烈。
中奥陶世末至中石炭世早期，加里东运动使华北地台整体抬升，奥陶系顶面经风化剥蚀淋滤形成喀斯特地貌。中石炭世以后，华北地台又下沉，在奥陶系风化壳之上，沉积了中石炭-二叠系，奥陶系一些溶洞被充填。中生界受燕山运动影响，渤海湾地区褶皱、断裂强烈，在翘倾断块的高部位，奥陶系上覆地层被剥蚀，碳酸盐岩再次出露地表，经大气降水的淋滤、溶蚀，再次产生溶蚀空间。始新世后，奥陶系被古近系砂泥岩覆盖，虽然有些裂缝-溶洞等储集空间又一次被充填堵塞，但仍残留部分裂缝-溶洞。新近纪以后的新构造运动和油田水的溶解作用，在奥陶系碳酸盐岩中又营造出一些裂缝和溶洞，综合形成奥陶系潜山储层的储集系统。
3.断裂和裂缝发育程度
裂缝是流体流动的通道，是碳酸盐岩岩溶作用的起始点。岩溶作用除了对碳酸盐岩进行表面溶蚀外，大部分岩溶作用是通过裂缝在碳酸盐岩层内部进行的。根据岩石薄片描述、岩心观察及野外岩溶考察，从宏观到微观不同规模的溶蚀孔、洞都是沿不同级别的裂缝分布的。大裂缝经溶蚀扩大形成大的溶洞，小的溶蚀孔洞沿小裂缝或微裂缝分布，在不同组系的节理或微裂缝相交处最容易形成小的溶蚀孔洞，而晶间溶孔或粒间溶孔是流体沿晶间缝或粒间缝渗流溶蚀形成的。
裂缝发育程度是影响碳酸盐岩溶蚀的主要因素。裂缝发育带渗流条件好，流体循环畅通，有利于溶蚀作用进行。大断层附近或断裂破碎带裂缝发育，溶蚀孔洞也发育。例如，北京房山的云水洞、河北满城仙人洞、博山溶洞都是沿断层分布。下古生界碳酸盐岩潜山油藏常常为单面山，其断层就是控制岩溶发生、发展和分布的重要因素。
正因为碳酸盐岩溶洞分布与裂缝发育密切相关，所以各种预测裂缝分布方法也是预测碳酸盐岩储集空间分布的重要手段。
4.水介质条件
水介质条件包括水的酸碱度、水流速度、水量大小、CO2含量、有机质含量等。水呈酸性、流速高、水量大、所含CO2高，则对碳酸盐岩的溶蚀作用强。
在岩溶过程中碳酸盐溶解作用的强弱，取决于水溶液的性质以及水溶液的循环强度。在42℃、含CO2的水中，方解石的溶解度比在纯水中增加30%。烃源岩在演化过程中产生的CO2、有机酸及H2S，能够增加岩石中水的酸度和对碳酸盐的溶解度，使碳酸盐产生溶孔。基岩中水循环速度快，则岩溶作用速度加快。
内容全部来源于网络收集，如有侵权，请联系网站删除：QQ：24596024