渤中22-1 构造碳酸盐岩储层岩溶识别及影响因素

侯明才，陈 扬 ，王粤川，高坤顺

1.成都理工大学沉积地质研究院，四川 成都610059

2.中海石油（中国）有限公司天津分公司，天津 滨海新区300452

引言

渤海海域古潜山油气自1970 年初始勘探至今已有几十年，直至2017 年BZ19-6 大气田的发现，才昭示出潜山勘探的良好前景[1]。碳酸盐岩潜山作为其中的重要领域，虽然发现了多个含油气构造，但是仍未发现规模油气藏。受碳酸盐岩潜山储层埋藏深度大、非均质性强，潜山结构复杂多样等因素影响，造成碳酸盐岩潜山储层预测难度大[2-4]。前人对渤中拗陷古生界碳酸盐岩潜山沉积相、储层、成岩、构造和成藏等方面做了许多工作[5-9]，对碳酸盐岩储层发育主控因素存在争议[10-11]，一部分观点认为区内储层物性主要受沉积相、岩溶作用和构造裂缝控制，其中，岩溶作用最为关键；而另一部分观点认为该区下古生界碳酸盐岩储层溶蚀作用发育，主要是受大气淡水环境下的表生岩溶作用影响[12]。目前对该区域储层岩溶结构进行识别划分研究不多，渤中22-1 潜山构造是一个完整的断背斜构造，成藏条件较好，该潜山储层的发育规律及岩溶结构尚不明确。本文在前人研究基础上，结合岩芯、薄片和测井等资料，认识潜山岩溶储层的岩石学特征和储集空间发育特征，通过成像测井资料刻画储层孔缝和岩溶旋回结构，探讨潜山岩溶储层发育特征和影响因素，以期对该区域勘探部署提供参考。

1 地质背景

研究区渤中22-1 潜山构造面积约60 km2，位于渤中拗陷西南斜坡带[11]。潜山地处渤中拗陷和渤中西南次凹之间，基底发育太古界花岗岩、古生界碳酸盐岩，具有凹中隆构造特征（图1[11]）。其地层展布受斜坡背景控制，表现为西南地层老，东北地层新，向东北方向依次出露太古界、古生界及中生界，整体上覆盖古近系巨厚泥岩地层[10-12]。目前，研究区碳酸盐岩潜山勘探程度较低，仅有科2井是以古生界碳酸盐岩潜山地层为钻探目的层的钻井。该钻井揭示其古生界碳酸盐岩储层发育较好，地层自下而上依次为奥陶系冶里组、亮甲山组及下马家沟组，其中，冶里组底部未钻透，下马家沟组上与古近系沙河街组不整合接触。

2 储层特征

2.1 岩石学特征

通过对渤中22-1 潜山构造奥陶系岩芯、镜下薄片和X 衍射矿物组成资料分析发现，研究区主要发育灰岩、白云岩及其过渡岩类；冶里组整体以白云岩为主，底部发育云质灰岩；亮甲山组以白云岩及其过渡岩类为主；下马家沟组具有两段性，下部以白云岩类为主，上部主要发育灰岩类，顶部发育一套含泥质灰岩。

2.1.1 灰岩类

（1）泥晶灰岩

泥晶灰岩主要发育于下马家沟组，由晶粒大小在4 μm 以下的泥晶方解石组成，以中厚层状产出，分布连续，颜色灰色—深灰色；部分含生物碎屑、粒屑等，生物碎屑以三叶虫类、介形虫类、海百合类、棘皮类等狭盐度生物为主（图2a）。受表生岩溶作用改造，部分灰岩发育宽度在0.1∼40.0 mm 的不规则溶缝，溶缝基本被亮晶方解石、灰岩砾屑、泥质、有机质充填（图2b），少部分充填渗流粉晶白云石；泥晶灰岩基岩和脉体中常见黄铁矿星散分布，部分聚集形成较大的斑块。

（2）颗粒灰岩

颗粒含量在75%以上，以砂屑、砾屑为主，含部分生物碎屑；砂屑和砾屑磨圆较好，分选一般，由泥晶方解石组成，颗粒间被亮晶方解石胶结物充填，胶结物分为两期，早期为微—粉晶方解石环边胶结，晚期为细—粗晶方解石充填颗粒间，部分颗粒发育粒内溶孔，被亮晶方解石充填（图2c）；生物碎屑主要包括三叶虫类、海百合类、腕足类、棘皮类、骨针碎片等（图2c），颗粒灰岩主要发育与下马家沟组和冶里组底部。

（3）白云质灰岩

方解石含量大于50%，白云石含量小于35%；基岩主要为泥晶方解石，自形—半自形白云石晶粒星散分布于基岩中，部分沿裂缝集中发育（图2d）。

2.1.2 白云岩类

（1）晶粒白云岩

白云石含量大于90%，晶体以泥晶—细晶形式产出，少量中晶白云石。泥晶白云岩主要由粒径小于4 mm 的白云石组成，结构均匀，生物残体少，偶见鰓瓣类生物碎屑，泥晶白云岩内溶蚀孔缝少，往往被亮晶方解石充填，晶间孔不发育（图2e）。粉晶—细晶白云岩大小不均匀，晶形多为半自形它形，部分晶型发育较好可见雾心亮边结构；粉细晶白云岩孔缝发育，主要为晶间孔（溶孔）和溶蚀缝，部分被方解石、白云石、石英、有机质充填（图2f）；中晶白云石晶间溶孔、缝发育，基本被石英和有机质充填；晶粒白云岩中可见黄铁矿呈斑状分布，部分呈条带状交代白云石，晶粒白云岩主要发育于亮甲山组和冶里组。

（2）灰质白云岩

白云石含量在50% 以上，方解石含量在30%左右；岩石基岩为泥粉晶白云石，方解石组分主要为不规则溶蚀孔洞、裂缝中充填的亮晶方解石胶结物，另外可见泥质组分充填溶缝，粒状黄铁矿星散分布；灰质白云岩常见于亮甲山组（图2g）。

（3）颗粒白云岩

研究区分布较少，仅在科2 井下马家沟组局部遇到，镜下薄片中可见颗粒白云岩呈团块状分布在基岩中，白云岩具有颗粒结构，颗粒成分主要为泥晶白云石，颗粒之间由微晶白云石环边胶结，部分充填亮晶方解石（图2h）。另在表生岩溶发育部位可见白云石砾屑，砾屑磨圆、分选均较差，由泥晶白云石组成，晶体间可见极微小晶间孔隙（图2i）；砾屑间充填泥晶方解石、白云石和泥质。

2.2 储集空间类型

通过对岩芯、铸体薄片、扫描电镜进行观察，认为研究区奥陶系碳酸盐岩储层储集空间主要为受后期成岩作用、构造作用和表生风化作用影响所形成孔隙和裂缝，按照成因和形态将其分为3 大类。

2.2.1 孔隙

（1）粒间溶孔

中高能沉积环境下形成的颗粒白云岩、砂屑灰岩中，孔隙形态不规则，孔径变化大，由颗粒间未充填部分或原先的充填物被溶蚀形成（图2h、图2i）。

（2）粒内溶孔

研究区主要表现为生物骨骼内的溶蚀孔隙，孔隙被残留生物骨架隔层所包围，也可见砂砾屑灰岩颗粒内部溶蚀孔隙被亮晶方解石充填（图2c）。另外可见脉内孔发育于方解石脉体中心部位，溶孔连通性较好，可能是方解石沿裂缝生长过程中未充填的残留部分形成（图2j）。

（3）晶间孔（溶孔）

主要见于粉细晶白云岩中，晶间孔大小均一，孔隙形态不规则受白云石晶体大小、自形程度、接触方式控制，直径一般在5∼15 μm（图2f）；部分晶间孔受溶蚀作用影响，直径超过20 μm，大小不均一，在晶体间呈斑点状，同时可见溶缝发育，缝宽大于5 μm（图2k）。部分由泥晶白云石组成的白云岩砾屑中可见孔径在5 μm 以下的微孔，可能是受表生风化作用溶蚀形成（图2i）；晶间孔是研究区较为常见的孔隙类型。

（4）晶内孔

由方解石晶体发生不均速溶蚀形成的，孔隙直径小，连通性差，研究区内较少发育（图2l）。

图2 渤中22-1 潜山构造岩性及孔隙显微特征Fig.2 Microscopic characteristics of lithology and pore of Bozhong 22-1 buried hill structure

2.2.2 溶洞

小型的溶洞可以在岩芯中观察到，大型的溶洞或溶缝常被晶簇状方解石、灰岩角砾、泥质等充填（图2m）。

2.2.3 裂缝

研究区内裂缝较为发育，以岩溶缝、构造裂缝为主。

岩溶缝多发育于风化壳附近，由岩溶作用形成，裂缝形态不规则，宽度变化大，最宽可达2 cm，大部分被亮晶方解石、泥质等充填（图2n）；构造裂缝缝体边缘一般较平直，微裂缝宽度在25 μm 左右（图2o），构造裂缝大部分经溶蚀作用改造扩溶，被方解石、有机质等充填。

镜下观察可发现三期裂缝，前两期裂缝被方解石充填，第三期未充填，有效改善储集性能（图2p）。

2.3 储层物性

由于样品测试问题，研究区无储层渗透率资料。通过对渤中22-1 潜山构造储层孔隙度资料进行统计，显示研究区孔隙度在1.1%∼16.7%，平均值为4.1%。孔隙度分布范围变化很大，且不随埋藏深度增加而降低，说明储层孔隙结构复杂，非均质性较强，可能是受溶蚀作用或构造裂缝影响[8]。

从发育层位来看，亮甲山组储层物性最好，平均孔隙度为7.7%（图3），岩性主要为灰质白云岩。

图3 渤中22-1 潜山构造奥陶系各层位孔隙度发育情况Fig.3 The porosity development of the ordovician strata in Bozhong 221 buried hill structure

3 岩溶测井识别

成像测井作为一种直观、可视的测井技术，前人已在各油田做了大量应用，在对沉积和储层特征的识别等方面取得了诸多成果[13-15]。结合微电阻率成像测井、岩芯和常规测井资料，对科2 井岩溶特征进行精细识别。

3.1 岩溶测井响应特征

地层中不同的岩性、孔隙电阻率不同，微电阻率成像测井通过对井壁各点电阻率进行测量，并通过色度来表示出来，通常情况下浅色代表高电阻率，深色代表低电阻率，这样转化出的彩色图像具有直观性、可视性的特点[13-15]。

本文主要使用动态标准化微电阻成像测井对研究区岩溶特征进行识别，动态图像对地层的特征进行了增强，优点是适于识别研究区内非均质性强的表生岩溶储层特征，缺点是失去统一标准，相同颜色的地层代表的电阻率可能不一样，难以识别大段的基岩带和洞穴发育带。基于此特，笔者在动态图像的基础上综合静态图像表征和常规测井对岩溶特征进行综合的判别（图4）。

3.1.1 裂缝

（1）扩溶构造缝

构造作用形成的裂缝在充当流体运移通道的同时，自身也被扩溶，按裂缝倾角可将裂缝分为垂直缝（75°∼90°）、高角度斜交缝（45°∼75°）、低角度斜交缝（15°∼45°）、水平缝（0°∼15°）[24]。

垂直和高角度构造扩溶缝多发育在垂直渗流带，呈高角度不规则正弦状暗线（图4a、图4b）；有时沿裂缝溶蚀呈串珠溶蚀孔洞，成像测井上表现为近垂向的组合暗斑（图4c），部分溶缝被化学胶结物充填，胶结物呈纵向亮色条带（图4d）。低角度和水平扩溶缝一般发育在水平潜流带，裂缝倾角较低，被顺层流体扩溶形成一系列溶洞，在成像测井上表现为低角度的不规则正弦状暗线或正弦分布的椭圆形组合暗斑（图4e），部分溶缝沉淀化学胶结物，在成像测井上则表现为与裂缝形态相似的亮色条带（图4f）。

（2）层间缝

为地层原生缝，是表生岩溶中重要的流体通道，地下水沿其扩溶可形成层状孔洞乃至洞穴，表现为较为平直的暗线（图4g）。

3.1.2 溶孔

（1）层状溶孔

研究区内较为常见，为顺层分布的溶蚀孔洞，在成像测井上表现为较规则的水平向组合暗斑，部分溶蚀强烈向洞穴发育，表现为厚度不一的层状暗线（图4g）。

（2）分散溶孔

分布较为杂乱，在成像测井上表现为杂乱或孤立分布的暗斑（图4h）。

3.1.3 洞穴

未充填洞穴一般会在钻井过程中出现放空、漏液等，易于识别。

而充填洞穴的充填物一般为泥质、化学胶结物、角砾等。其中，泥质充填物由于较低的电阻率在成像测井中主要表现为暗色块状或条带状，并具有较高的GR 值（图4i、图4j）；化学充填物通常晶型较好，电阻率极高，通常表现为均匀亮白色（图4i、图4j）；角砾充填物在垂直渗流带和水平潜流带均可以见到，成像测井上主要表现为规则或不规则的亮斑，色彩与基岩相同，并具有相对基岩更高的GR值（图4k）。

3.1.4 基岩

成分均匀的碳酸盐岩在成像测井上一般呈亮色块状，部分具有层间缝和零星分布的溶孔（图4l）。

图4 渤中22-1 潜山构造表生岩溶储层特征的成像测井响应Fig.4 Imaging logging responses of karst reservoir elements of the Bozhong 22-1 buried hill structure

3.2 科2 井岩溶特征的识别

科2 井的取芯段为4 360.0∼4 366.0 m，成像测井分析的井段为4 366.0∼4 605.0 m，在岩芯资料分析和岩溶要素识别的基础上，对科2 井的全井段进行了岩溶特征的识别分析，各井段的分析结果如图5所示。

图5 渤中22-1 潜山构造成像测井岩溶要素识别Fig.5 Karst element features of the Bozhong 22-1 buried hill structure characterized by imaging logging

（1）4 360.0∼4 366.0 m。岩芯取芯段，无成像测井资料。该段上部洞穴发育，充填岩溶角砾、灰质、化学胶结物，化学胶结物主要为晶簇状方解石，部分附着角砾底部生长；下部发育高角度溶缝和垂直溶缝，被灰质和方解石胶结物充填；整段GR 值较低。认为该段属于垂直渗流带。

（2）4 366.0∼4 382.0 m。岩溶较为发育，可识别要素有低角度构造扩溶缝、层状溶孔、高角度构造扩溶缝、串珠状溶洞、岩溶角砾充填洞穴。该井段上部发育大段的高角度溶缝，GR 值较低，下段发育岩溶角砾充填洞穴，该段具有较高GR 值，镜下可见泥质、方解石胶结物、砾屑充填溶缝。认为该段属于垂直渗流带。

（3）4 482.0∼4 410.0 m。岩溶发育段，可识别的要素有层间缝、层状溶孔、低角度溶缝、分散溶孔，各要素交替出现，GR 整体处于中低值以下。认为该段属于水平潜流带。

（4）4 410.0∼4 419.0 m。该段可识别的要素有纵向串珠状溶孔、层间缝、分散溶孔。该段顶部岩溶较不发育，中下部发育纵向串珠状溶孔与分散溶孔，层间缝发育较少且受改造较弱。认为该段属于垂直渗流带。

（5）4 419.0∼4 435.0 m。顶部发育有一套洞穴，静态图像上表现为黑色块状，GR 值极高，洞穴顶部可见亮白色条带，认为是流体向下渗流至洞穴后，沿洞顶生长形成的化学胶结物，洞穴内部可识别亮白色化学胶结充填物和垮塌角砾，该洞穴可能受多期岩溶改造；中下部可识别分散溶孔、低角度溶缝、层间缝、层间溶孔。认为该段属于水平潜流带。

（6）4 435.0∼4 440.0 m。该段可识别出纵向串珠状溶洞和低角度溶缝，岩溶发育程度一般。认为该段属于垂直渗流带。

（7）4 440.0∼4 460.0 m。该段可识别要素有高角度溶缝、层间缝、层间溶孔、泥质洞穴和分散溶孔，泥质洞穴GR 值极高，顶部可识别亮白色条带状化学胶结物，属于渗流流体沿洞顶胶结形成。总体上认为该段属于水平潜流带。

（8）4 460.0∼4 469.0 m。该段可识别纵向串珠状溶孔，部分溶缝被化学胶结物充填，认为该段属于垂直渗流带。

（9）4 469.0∼4 510.0 m。该段GR 值波动较大，总体属于中高值。GR 高值部位可识别泥质条带，4 500 m 附近静态图像表现为黑色块状，结合动态图像识别为充填洞穴，充填物主要为化学胶结物和泥质。岩溶要素以低价度溶缝、层间缝、层间溶孔为主，部分溶缝被化学胶结物充填呈亮白色正弦条带。该段深浅双侧向曲线无差异，认为该段属于水平径流带。

（10）4 510.0∼4 526.0 m。该段岩溶发育一般，可识别要素有分散溶孔和层间缝，层间缝未受改造。镜下薄片显示该段主要发育粉细晶白云岩，晶间溶孔、缝发育较差。认为该段属于深部缓流带。

（11）4 526.0∼4 605.0 m。成像测井无岩溶特征响应，表生岩溶不发育。

4 潜山岩溶作用的影响因素

4.1 沉积微相影响溶蚀程度

沉积环境是碳酸盐岩储层发育的重要基础，原始岩石矿物的类型及其可改造性是储层发育的根本[16-17]。前人研究认为，渤海湾盆地早古生代主要为陆表海环境下的海相碳酸盐岩沉积，晚寒武世—早奥陶世海平面较低并缓慢下降，发育局限台地相，中奥陶世受持续海侵影响，海平面升高，至上马家沟期规模达到最大，发育开阔台地相[9，18-19]。

综合研究区岩芯、薄片等资料，对渤中22-1 潜山构造沉积相进行分析，认为渤中22-1 潜山构造冶里组、亮甲山组发育以白云岩类为主的局限台地相，云质瀉湖、灰质瀉湖、白云岩坪、台内滩微相；下马家沟组下部以白云岩为主，发育局限台地相，云质瀉湖、白云岩坪微相；上部以灰岩为主，发育开阔台地相，灰泥滩间海和台内滩微相。薄片鉴定岩性和孔隙关系直方图如图6 所示。由图6 可知，颗粒灰岩和粉细晶白云岩孔隙度在5%以上，物性较好。

图6 岩性-孔隙度关系直方图Fig.6 Histograms of lithology and pore property

颗粒灰岩主要发育在开阔台地相台内滩微相中，可见粒内溶孔，大部分被亮晶方解石充填，灰岩中部分生物铸模孔未充填，成为良好的储集空间；局限台地相云质瀉湖微相中粉细晶白云岩发育大量晶间孔，部分被溶蚀扩大，成为性能较好的储集层。从孔隙演化的角度，认为沉积微相影响溶蚀发育程度；台内滩微相和云质瀉湖微相中原始储集性能较好，微相相带本身后期溶蚀作用易发；颗粒灰岩基质孔隙优秀，大量孔隙促进流体渗流，粉细晶白云岩中存在大量晶间孔，有利于溶蚀作用发生。泥晶灰岩及泥晶白云岩等原岩较为致密，受溶蚀作用影响后，形成的溶蚀孔洞缝易被过饱和流体中沉淀的化学胶结物充填，导致物性较差。

4.2 裂缝作用影响岩溶的发育

研究区奥陶系受多期构造运动影响，发育大量裂缝。奥陶系地层加里东期整体抬升、印支期SN向挤压应力场以及燕山末期NW—SE 向压扭性应力场作用下，多次抬升至地表，并长时间暴露遭受风化剥蚀作用改造[11，20]，促进表生岩溶作用在奥陶系储层能较大规模进行，并导致了研究区内奥陶系与古近系之间的角度不整合接触。构造运动形成的断裂及裂缝、微裂缝成为了良好的流体通道，本身作为有利储集空间的同时也提高的储层的渗流能力，扩大了岩溶作用范围，使储层规模变大。研究区渤中22-1 潜山构造南部受一条近东西向的深大断裂控制与渤中西南次凹相隔，该断裂为长期活动断裂，控制了潜山发育的形态；潜山内部主要受内幕断裂控制，内幕断裂与潜山自古生代中生代长期暴露地表有关，受挤压应力作用整体为NE 走向；新生代以来受伸展走滑运动影响，研究区主要发育近WE 向的断裂[11]。多期多类型断裂形成大量裂缝，为地表水向下渗流提供了丰富通道，并使裂缝扩溶。成像测井识别发现研究区发育大量扩溶缝，为储层提供了丰富的储集空间。研究区东北部被中生界覆盖，地表水下渗受阻，储层发育明显弱于古生界暴露地块[6]，因此，裂缝作用影响了岩溶储层的发育。

4.3 多期岩溶作用与岩溶旋回结构

表生岩溶作用分布对岩溶储层形成具有明显控制作用[13-14，21-23]。横向上主要表现为岩溶古地貌对不同岩溶带发育的控制，纵向上表现为不同岩溶带差异的岩溶形态所形成的缝洞结构和充填特征[22]。前人研究认为，一个完整的表生岩溶垂向上可以分为顶部地表岩溶带、垂直渗流带、水平潜流带和底部深部缓流带[24-25]。各带岩溶形态不同，垂直渗流带主要发育垂向、近垂向的溶缝、串珠状溶洞以及拉伸状小型溶洞，当岩石可溶性较强时可形成驻水洞，一般被泥质、岩溶角砾等充填。水平潜流带主要发育近水平状溶洞，暗河等，一般被沉积物、垮塌角砾和化学胶结物充填。深部缓流带流体不活跃，以零星发育的孤立溶蚀孔缝为主[22，24]。但通常经历过多期岩溶作用以及岩溶旋回叠加后，往往会使得垂向的岩溶结构更复杂。

渤中22-1 潜山构造整体处于岩溶高地和岩溶斜坡古地貌，科2 井位于岩溶高地部位，岩溶发育较好[6，10]。垂向上受限于研究区深层钻井有限的岩芯取芯量以及常规测井较低的分辨率，不能直观精细地对科2 井垂向岩溶带进行划分。结合岩芯资料与岩溶特征成像测井识别结果，根据不同的岩溶形态对科2 井岩溶分带进行划分（图7）。总体上，科2井垂向上岩溶分带完整，影响深度达不整合面以下180 m，岩溶结构较为复杂。顶部垂直渗流带厚度仅22 m，发育近垂向溶缝和小的落水洞且基本被角砾、渗流物、化学胶结物等充填；水平潜流带受到渗流水体与周源地区地下水补充，溶蚀作用强烈，主要发育层状溶孔、缝、洞穴，虽然大部分被化学胶结物、泥质、垮塌角砾等充填物充填，但残余溶蚀孔隙依然可观。4 410 m 向下发育3 个垂直渗流带和水平潜流带。下部垂直渗流带岩溶程度相对较弱，影响厚度较薄，仅见纵向串珠状溶孔发育，溶缝大部分被胶结物充填。下部水平潜流带岩溶发育较好，最底部水平潜流带厚41 m，发育多套泥质条带段，最大一套厚度近2 m，为泥质充填的地下洞穴，水平潜流带低角度裂缝大量发育，且基本被溶蚀改造，形成大量储集空间。深部缓流带在4 510 m 以下，岩溶较不发育，以零散分布的溶孔和层间缝为主。4 526 m 以下表生岩溶不发育。

垂向上识别潜水面位置判别岩溶旋回期次，科2井可划分出4 个岩溶旋回（图7）。每个旋回包含垂直渗流带、水平潜流带。I 期岩溶旋回形成时间最早，为加里东构造抬升期形成，其原有岩溶结构基本被印支、燕山末期岩溶作用改造，大部分旋回随地层剥蚀消失。II、III 期岩溶旋回为印支期挤压褶皱成山阶段形成，该时期研究区潜山结构基本形成，受区域隆升引起侵蚀基准面下降，造成潜水面下降和多期旋回发育。IV 期岩溶旋回为燕山末期所形成，旋回厚度最大，结构也最完整。

不同时期的岩溶旋回均有叠加现象，如I 期岩溶旋回的垂直渗流带中可识别部分低角度溶缝、层状溶孔等水平潜流带特征，以及少部分以分散溶孔为主的深部缓流带特征。

II、III 期岩溶旋回的水平潜流带中可识别部分高角度溶缝、渗流流体形成的悬垂状化学胶结物以及分散溶孔等垂直渗流带和深部潜流带特征。IV期岩溶旋回由于形成时间最晚，其底部的水平潜流带及深部缓流带未见其他岩溶特征叠加发育。

图7 科2 井沉积相及岩溶旋回结构Fig.7 Sedimentary facies and karst cycle structure of Well Ke2

多期岩溶作用和岩溶旋回叠加造成研究区储层非均质性强，孔隙分布不均。对各岩溶带孔隙度统计可知，水平潜流带孔隙度最高，平均为5.7%，深部潜流带孔隙度最低，平均为1.1%（图8）。

结合沉积微相展布特征，台内滩、云质瀉湖微相与水平潜流带叠合区平均孔隙度为8.7%，为有利储层发育的主要地带。原因是台内滩微相和云质瀉湖微相的原始储集空间较大，能够为后期岩溶作用发生时提供了流体运移的空间，促进了新储集空间的产生。

图8 渤中22-1 潜山构造各岩溶带孔隙度发育情况Fig.8 The porosity development of the ordovician strata in Bozhong 22-1 buried hill structure

5 结论

（1）渤海海域渤中22-1 潜山构造碳酸盐岩潜山主要发育泥晶灰岩、砂屑灰岩、白云质灰岩、泥晶—中晶白云岩以及灰质白云岩，晶间孔（溶孔）和溶蚀孔、洞及缝是主要的储集空间。

（2）成像测井识别潜山表生岩溶的多种岩溶要素，包括构造扩溶缝、串珠状溶孔、层间缝、层状溶孔、洞穴、分散溶孔等，依据岩溶要素建构的岩溶结构能识别垂直渗流带、水平潜流带和深部缓流带。

（3）岩溶储层受多因素控制。沉积微相影响溶蚀程度，台内滩、云质瀉湖微相基质孔隙发育，利于溶蚀发生；裂缝影响岩溶储层发育，为岩溶作用的先期通道，促进溶蚀作用，提升储集空间；多期岩溶作用是优质储层发育的关键，研究区储层受加里东期、印支期和燕山期等多期岩溶作用影响。岩溶旋回发育，垂向上发育4 个垂直渗流水平潜流带，其中，台内滩、瀉湖微相与水平潜流带叠合区域为有利储层发育地带。