巖溶熱儲古巖溶發(fā)育機制與地?zé)崴患Ｊ?/h1>
2024-04-12 10:48:01康鳳新隋海波李常鎖魏善明江露露崔洋
中國石油大學(xué)學(xué)報（自然科學(xué)版） 2024年1期 關(guān)鍵詞：演化過程
康鳳新 隋海波 李常鎖 魏善明 江露露 崔洋
摘要 ：明晰巖溶儲層古巖溶發(fā)育機制、形成演化及發(fā)育特征對揭示地?zé)豳Y源賦存特征與富集規(guī)律具有重要意義。以濟南北地?zé)崽餅槔?，在厘清奧陶紀馬家溝群地層層序及沉積相特征基礎(chǔ)上，通過地表巖溶、鉆孔揭露地下巖溶發(fā)育特征及富水性分布規(guī)律的分析，研究巖溶熱儲古巖溶作用類型及發(fā)育機制，重塑濟南北地?zé)崽飵r溶發(fā)育與演化過程并闡明強巖溶發(fā)育與地?zé)崴患Ｊ?。結(jié)果表明：同生巖溶、古風(fēng)化殼巖溶、埋藏巖溶等三級巖溶發(fā)育過程驅(qū)動控制區(qū)域巖溶的分布層位及發(fā)育程度，構(gòu)造巖溶驅(qū)動控制裂隙巖溶發(fā)育強度，重力勢能驅(qū)動控制地?zé)崴h(huán)深度和巖溶發(fā)育深度；奧陶系頂板以下320 m深度范圍內(nèi)，層間巖溶與構(gòu)造巖溶復(fù)合處、層間巖溶與侵入巖體接觸帶是強巖溶發(fā)育帶和地?zé)崴患瘞А?/p>
關(guān)鍵詞 ：奧陶紀馬家溝群； 巖溶熱儲； 古風(fēng)化殼； 層間巖溶； 構(gòu)造巖溶； 演化過程
中圖分類號 ：TE 121 ???文獻標志碼 ：A
引用格式 ：康鳳新，隋海波，李常鎖，等.巖溶熱儲古巖溶發(fā)育機制與地?zé)崴患Ｊ剑跩］.中國石油大學(xué)學(xué)報（自然科學(xué)版），2024，48（1）：13-24.
KANG Fengxin， SUI Haibo， LI Changsuo， et al. Mechanism and model of paleokarst development in karst geothermal reservoirs［J］.Journal of China University of Petroleum（Edition of Natural Science），2024，48（1）：13-24.
Mechanism and model of paleokarst development in karst ??geothermal reservoirs
KANG Fengxin ?1，3，4，5 ， SUI Haibo ?2，3，4 ， LI Changsuo ?2，3 ， WEI Shanming ?2，3 ， JIANG Lulu ?2，3 ， CUI Yang ?2，3
（1.College of Earth Science and Engineering， Shandong University of Science and Technology， Qingdao 266590， China;
2.801 Institute of Hydrogeology and Engineering Geology， Shandong Provincial Bureau of Geology & ?Mineral Resources， Jinan 250014， China;
3.Shandong Engineering Research Center for Environmental Protection and Remediation on Groundwater， ?Jinan 250014， China;
4.Shandong Engineering Technology Research Center for Geothermal Clean Energy Exploitation and Reinjection， Dezhou 253072， China
5.School of Water Conservancy and Environment， University of Jinan， Jinan 250022， China）
Abstract ： Understanding the mechanisms underlying ancient karst development， the evolution of formations ， and characteristics of karst reservoirs holds immense significance in unveiling the occurrence patterns and enrichment principles of geothermal resources. Using the northern Jinan geothermal field as a case study， the research focuses on elucidating the sequence stratigraphy and sedimentary facies characteristics of the Ordovician Majiagou Group carbonate rocks. It formulates the paleo-karstification types and the mechanisms governing karst geothermal reservoirs by analyzing the spatial development characteristics of surface and underground karstification， revealed through bore holes， and the distribution of the water-rich areas uncovered by geothermal wells. The evolution of karst in the northern Jinan geothermal field follows a specific process： The three-stage karst development involving contemporaneous karst， paleo-weathering crust karst， and buried karst influences layer distribution and regional karst development， particularly interlayered karst. The intensity of karst development is governed by structural karst. The depth of eothermal water circulation and karst development is influenced by gravitational potential. Furthermore， the model depicting strong karst development and geothermal water enrichment in the northern Jinan geothermal field is as follows： Within a depth range of 320 meters below the Ordovician roof， the strongly developed karstification zone and the geothermal water enrichment zone occur either within the compound zone consisting of interlayered karst and structural karst， or at the contact zone between the interlayered karst and intrusive rock masses.
Keywords ： Ordovician Majiagou Group; karstic reservoir; paleo-weathering crust; interstratified karst; tectonic karst; evolution process
巖溶儲層是海相含油氣盆地、水熱型地?zé)豳Y源重要的儲層類型之一 ?［1-5］ ，具有分布廣、產(chǎn)能大、易于回灌等特點，逐漸成為中國北方地?zé)峁┡玫闹饕獰醿又?。山東省的臨清坳陷區(qū)、濟陽坳陷區(qū)、魯中隆起山前區(qū)及魯西南潛隆起區(qū)發(fā)育有巨厚的寒武—奧陶紀碳酸鹽巖地層，分布面積達4.4萬km 2，具備形成大型巖溶熱儲地?zé)崽锏牡責(zé)岬刭|(zhì)條件 ?［6］ 。濟南北地?zé)崽锸状伟l(fā)現(xiàn)地?zé)崾加?0世紀70年代，在地?zé)崽飽|段的鴨旺口一帶勘探鉆孔自噴熱水；在此之后許多的地?zé)峁ぷ髡哚槍Φ販貓觥⒋蟮責(zé)崃?、水化學(xué)特征等開展一系列研究，已初步了解現(xiàn)今地溫場特征、熱儲蓋層分布特征 ?［7-11］ ，但針對深部古巖溶作用、巖溶發(fā)育機制與地?zé)崴患Ｊ降难芯坎粔蛏钊?。伴隨著油氣地質(zhì)、地?zé)岬刭|(zhì)的勘探發(fā)展，碳酸鹽巖儲層類型、古巖溶作用、儲層發(fā)育特征逐漸成為研究熱點。華曉莉等 ?［12］ 對渤中凹陷潛山巖溶分帶特征與優(yōu)質(zhì)儲層分布規(guī)律進行研究，發(fā)現(xiàn)優(yōu)質(zhì)儲層主要分布在表層風(fēng)化帶和水平潛流帶；昝念民等 ?［13］ 研究東營凹陷碳酸鹽巖儲層儲集空間特征及發(fā)育模式，表明以灰?guī)r為主的殘丘型潛山表生巖溶帶厚度可達170 m；唐博寧等 ?［14］ 對雄安新區(qū)霧迷山組巖溶裂隙形成演化與發(fā)育特征進行分析，闡明巖溶和裂隙的形成與構(gòu)造活動密切相關(guān)，以印支運動晚期至喜馬拉雅運動期間最為強烈。筆者通過厘清奧陶紀馬家溝群地層層序及沉積相特征，結(jié)合地表巖溶、鉆孔揭露地下巖溶空間發(fā)育特征、鉆井、測井、巖心等相關(guān)資料，總結(jié)濟南北地?zé)崽锏責(zé)崴患瘏^(qū)分布規(guī)律，探究奧陶紀馬家溝群巖溶熱儲古巖溶作用、巖溶發(fā)育主控因素，重塑巖溶發(fā)育與演化過程，為探明馬家溝群巖溶熱儲層特征、揭示地?zé)崴患?guī)律提供有力支撐，對揭示地?zé)豳Y源成礦規(guī)律具有重要的指導(dǎo)意義。
1 地質(zhì)背景
濟南北地?zé)崽镂挥隰斨猩角捌皆?，大地?gòu)造上處于華北板塊（Ⅰ）、魯西隆起區(qū)（Ⅱ）、魯中隆起（Ⅲ）、泰山—濟南斷?。á簦R河潛凸起（Ⅴ）的中段。齊河潛凸起以北為渤海灣盆地，南接泰山凸起，東臨鄒平—周村凹陷。地?zé)崽镌谄矫嫔铣侍菪握共迹偯娣e約為785 km 2（圖1）。
魯西隆起區(qū)是郯廬斷裂以西、山東省西部的基巖出露地區(qū)，位于華北克拉通的東部。新太古代晚期，魯西隆起區(qū)廣泛發(fā)育花崗質(zhì)巖漿巖，于2800～ 2500 ?Ma期間完成克拉通化，形成比較穩(wěn)定的結(jié)晶基底—泰山巖群 ?［15］ 。古生代，區(qū)域地殼活動以振蕩運動為主、巖漿活動微弱，為典型的地臺特征，形成一套厚度約為1800 m的海相碳酸鹽巖沉積建造，地層組成為寒武紀長清群、
寒武—奧陶紀九龍群及奧陶紀馬家溝群。晚奧陶世末，受加里東運動影響，區(qū)域隆升成陸，長期受風(fēng)化作用剝蝕。晚石炭世，受海西運動影響，區(qū)域再次整體下降接受沉積，形成石炭系、二疊系的沉積建造。中生代，華北板塊再次活化，地殼運動加強，表現(xiàn)為多期斷裂及巖漿活動。印支期，華北板塊抬升剝蝕，地殼區(qū)域性隆起，構(gòu)造活動較微弱，并一直持續(xù)到早中侏羅世。燕山期，華北板塊活動強烈，研究區(qū)及其南部泰山地區(qū)地層抬升，與此同時產(chǎn)生一系列張性斷裂，期間有少量中生代基性巖體侵入，濟南序列巖漿巖侵入就位。研究區(qū)在新生代開始隆升，缺失古近紀地層；至新近紀，進入沉降階段，沉積形成黃驊群，最初的地質(zhì)、地貌輪廓至新生代中期基本形成 ?［16-17］ 。
濟南北地?zé)崽锼巺^(qū)域?qū)偕角捌皆?，位于濟南單斜地下水流系統(tǒng)下游的深循環(huán)區(qū)。天然條件下，地?zé)崴幱谏盥?、承壓狀態(tài)，巖溶熱儲埋藏深度為300～3500 m，上覆蓋層一般為石炭系、二疊系、侏羅系、新近系及第四系，多數(shù)地?zé)峋勺粤?。地?zé)崽锬軌蚪邮苎a給區(qū)（趵突泉泉域、白泉泉域）巖溶地下水的深循環(huán)徑流補給 ?［7］ 。
2 巖性組劃分及沉積相特征
2.1 巖性組劃分
奧陶系在華北地層區(qū)分布廣泛、厚度較大、發(fā)育較全、研究歷史久遠 ?［16-19］ ?！渡綎|省區(qū)域地質(zhì)志》將奧陶系劃分為東黃山組、北庵莊組、土峪組、五陽山組、閣莊組和八陡組 ?［19］ ；1993年，山東省地質(zhì)礦產(chǎn)局地層清理領(lǐng)導(dǎo)小組把原劃分6個組降為段；鑒于該套地層厚度大、分布穩(wěn)定等特點，又恢復(fù)為組級單位，合并稱為馬家溝群 ?［17，20］ 。馬家溝群（O ?2-3 ?M ）是沉積在“懷遠間斷”之上一套穩(wěn)定的海相碳酸鹽巖沉積組合，時間跨度約為30 Ma，以灰?guī)r夾白云巖，富含頭足類為主的無脊椎動物化石為主要特征，其與上覆石炭系本溪組和下伏三山子組均為平行不整合接觸。
受地殼平穩(wěn)的升降影響，馬家溝群沉積時期地勢相對平坦，古地形起伏不大，各組地層分布較穩(wěn)定，沉積環(huán)境為開闊臺地－局限臺地反復(fù)更替，巖相古地理對應(yīng)馬家溝一期至馬家溝六期，各組之間均呈整合接觸，總厚度約為800 m ?［16］ 。
2.2 沉積相
巖相和沉積相是控制巖溶儲層發(fā)育的物質(zhì)基礎(chǔ)。根據(jù)區(qū)域變化、沉積構(gòu)造、巖性組合等分析，馬家溝群灰?guī)r對應(yīng)于大坪期—桑比期海侵序列，經(jīng)歷3個大面積的海進海退旋回，巖相古地理對應(yīng)馬家溝一期至馬家溝六期 ?［21］ ，沉積模式屬鑲邊緩坡臺地沉積模式 ?［22］ 。
大坪期早期（馬家溝一期），華北地臺開始面式海進，接受奧陶世中期第一次海侵，水體甚淺，大部分區(qū)域為云坪環(huán)境，為臺地潮坪相－瀉湖相沉積，水動力條件低且鹽度高，沉積形成東黃山組，膏溶角礫巖普遍發(fā)育；大坪期晚期（馬家溝二期），海侵進一步加強，水體變深，形成低能開闊海，整個華北地臺幾乎全為碳酸鹽巖臺地，沉積形成北庵莊組微晶灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r和云斑灰?guī)r。
達瑞威爾期早期（馬家溝三期）的巖相古地理面貌與大坪期早期（馬家溝一期）相似，發(fā)生面式海退，水體變淺，云坪廣布，為臺地瀉湖相沉積環(huán)境，在干燥的蒸發(fā)環(huán)境下形成土峪組泥質(zhì)白云巖、角礫白云巖等；達瑞威爾中期（馬家溝四期），比馬家溝二期更大規(guī)模的面式海侵開始，廣闊的華北地臺幾乎全部為碳酸鹽巖臺地，沉積五陽山組厚層云斑灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r及燧石結(jié)核灰?guī)r等，生物化石豐富；達瑞威爾晚期（馬家溝五期）又與早期（馬家溝三期）沉積環(huán)境相似，發(fā)生大面積海退，又轉(zhuǎn)變?yōu)樵破涵h(huán)境，沉積形成閣莊組細晶白云巖，局部有角礫狀白云巖、石膏，為瀉湖相沉積環(huán)境。
桑比期（馬家溝六期）沉積地層對應(yīng)馬家溝群八陡組。區(qū)域上，該期為奧陶紀最后一次海侵，整個華北地臺幾乎全為碳酸鹽巖臺地，巖相古地理面貌與馬家溝四期、馬家溝二期相似。桑比期后期，華北地臺整體抬升，大面積海退，出現(xiàn)統(tǒng)一、大面積低緩的華北陸，開始遭受不同程度的剝蝕。
2.3 重要的構(gòu)造間斷
地層間接觸關(guān)系是記載地區(qū)構(gòu)造運動和地質(zhì)發(fā)展的一個重要特征，可分為整合接觸和不整合接觸關(guān)系。其中由于地殼的抬升而產(chǎn)生的沉積間斷為平行不整合，是研究地質(zhì)發(fā)展歷史、鑒定地殼運動的重要依據(jù)。
石炭系本溪組與馬家溝群之間，存在區(qū)域性平行不整合界面（沉積間斷）。在晚奧陶世，受加里東運動影響，華北陸殼平穩(wěn)抬升，遭受長期風(fēng)化剝蝕，至晚石炭世再次下降接受沉積，之間存在長達140 Ma的地層剝蝕和缺失。早期海水入侵，大量富含鐵、鋁質(zhì)礦物的古風(fēng)化殼物質(zhì)在馬家溝群頂部沉積，形成一套鐵鋁質(zhì)巖（局部為鋁土巖）。本溪組底部風(fēng)化殼沉積的鐵鋁質(zhì)泥巖、紫紅色泥巖，區(qū)域分布穩(wěn)定，為重要的標志層，對地?zé)徙@探中判定揭露目標熱儲層具有重要指示作用。
3 古巖溶作用及主控因素
古巖溶作用是在地質(zhì)時期，風(fēng)化作用及地表徑流、地下水活動等對可溶巖石的溶蝕、溶解和風(fēng)化剝蝕過程。沉積、成巖和構(gòu)造三大地質(zhì)因素控制著巖溶熱儲的形成與發(fā)育。研究區(qū)馬家溝群海相碳酸鹽巖厚度大、分布廣，而且經(jīng)歷多旋回、多期次構(gòu)造作用與成巖作用的改造，形成良好的儲水空間。沉積相為儲層形成的物質(zhì)基礎(chǔ)，古巖溶作用則是儲層發(fā)育的關(guān)鍵，構(gòu)造作用為儲層發(fā)育的紐帶 ?［23］ 。
3.1 古巖溶作用分類
根據(jù)地層露頭、測井、錄井、巖心等資料的綜合分析，著重闡述決定濟南北地?zé)崽飵r溶熱儲形成的古巖溶作用這一關(guān)鍵要素。按碳酸鹽巖沉積—成巖階段，研究區(qū)奧陶系巖溶熱儲古巖溶作用主要分為同生巖溶、風(fēng)化殼巖溶、埋藏巖溶和構(gòu)造巖溶作用，也是儲層巖溶形成發(fā)育的主控因素。
3.1.1 同生巖溶
馬家溝群海相碳酸鹽巖沉積過程中，在海平面相對下降、可溶巖出露時，受大氣降水溶蝕、地下水徑流侵蝕，形成溶孔、溶洞。巖溶作用以八陡組、五陽山組和北庵莊組最為典型，其原因在于這三組地層對應(yīng)沉積環(huán)境以開闊臺地為主，為反復(fù)交替的淺海水沉積。碳酸鹽巖儲層發(fā)生同生巖溶作用的主要識別標志為碳酸鹽巖中的粒內(nèi)溶孔、粒間溶孔、鑄?？椎冉M構(gòu)選擇性溶孔 ?［23-24］ 。
3.1.2 風(fēng)化殼巖溶
風(fēng)化殼巖溶發(fā)育與構(gòu)造運動造成的整體隆升或大規(guī)模海退有關(guān)，水、溶解性CO 2和可溶性巖層為其主要驅(qū)動力，通常在地層學(xué)中的主要不整合界面處最為發(fā)育。與同生巖溶相比，風(fēng)化殼巖溶發(fā)生時期晚，作用時間長，是對已固結(jié)成巖的可溶巖產(chǎn)生的巖溶作用 ?［23，25］ 。
由于多期構(gòu)造活動抬升和斷塊差異升降，馬家溝群碳酸鹽巖受到不同程度的風(fēng)化剝蝕，形成廣泛分布的古風(fēng)化殼和巖溶系統(tǒng)。風(fēng)化殼巖溶作用，具有規(guī)模不等、發(fā)育期次多等特點。桑比期末，在華北陸整體抬升過程中，侵蝕面以下的碳酸鹽巖發(fā)生廣泛、強烈的巖溶作用，地層遭到不同程度的剝蝕，形成各種溶孔、溶洞、溶縫（圖2（c））。但隨后多數(shù)被部分或完全充填，殘余的孔洞縫保存下來成為有效的儲集空間。
風(fēng)化殼巖溶作用對巖溶發(fā)育具有明顯的控制作用，垂向上通常局限于侵蝕不整合面以下200 m深度內(nèi)，最大底界深度為深部緩流巖溶作用的下限 ?［23，26-27］ 。昝念民等 ?［13］ 對渤海灣盆地東營凹陷寒武系和奧陶系溶蝕縫發(fā)育規(guī)律進行研究，得出溶蝕縫的發(fā)育程度主要受不整合面的影響，越靠近不整合面溶蝕縫密度越大。
3.1.3 埋藏巖溶
埋藏巖溶作用系指碳酸鹽巖在埋藏成巖階段，富含有機質(zhì)及還原環(huán)境下含H 2S、CO 2等侵蝕性流體發(fā)生溶蝕有關(guān)的作用及過程，也稱為深部巖溶作用、埋藏期巖溶作用等 ?［28-29］ 。自晚石炭世至燕山期（307～135 Ma），研究區(qū)整體下降，重新開始接受沉積，為埋藏巖溶作用時期（圖2（b））。埋藏巖溶期形成的有效儲集空間主要為溶蝕孔洞、溶縫、溶擴孔洞及溶擴構(gòu)造縫。埋藏巖溶作用一般沿原有的孔洞縫系統(tǒng)發(fā)展，是儲層改造的重要因素之一。埋藏巖溶作用具有多期性，對應(yīng)于多期次構(gòu)造—成巖旋回。
3.1.4 構(gòu)造巖溶
構(gòu)造活動控制構(gòu)造格局，并控制作為巖溶發(fā)育物質(zhì)基礎(chǔ)的碳酸鹽巖的埋藏分布及其遭受風(fēng)化剝蝕的程度。研究區(qū)馬家溝群古巖溶發(fā)育的最突出特點就是巖溶系統(tǒng)受區(qū)域斷裂構(gòu)造控制明顯，也影響構(gòu)造巖溶的發(fā)育深度。
構(gòu)造活動對埋藏巖溶發(fā)育起到重要改造作用。區(qū)域巖漿—熱液活動與燕山期和喜馬拉雅期構(gòu)造運動密切相關(guān)，斷裂及次級斷裂帶構(gòu)造裂隙發(fā)育，為溶蝕性流體運移提供優(yōu)勢徑流通道；溶蝕性流體的循環(huán)運移，加速構(gòu)造裂隙帶圍巖的溶蝕作用，構(gòu)造裂隙逐步發(fā)育為溶隙、溶洞，使斷裂及影響帶附近巖溶作用加強、巖溶發(fā)育深度和范圍增大（圖2（a））。構(gòu)造對深部巖溶發(fā)育具有3個方面促進作用 ?［30］ ：一是斷裂及次級斷裂產(chǎn)生的構(gòu)造裂隙為地?zé)崴\移提供空間與通道，循環(huán)深度加大，沿途從圍巖中汲取熱量，地?zé)崴拿芏认陆担划數(shù)責(zé)崴h(huán)到一定深度時，在冷、熱水密度差和地勢差的共同驅(qū)動下沿構(gòu)造斷裂交匯帶形成的強滲透帶上涌，在熱儲頂部形成地?zé)崴患瘞?；二是斷裂活動產(chǎn)生的摩擦熱使碳酸鹽巖石灰化，從而產(chǎn)生CO 2；三是深大斷裂常深切至地幔，或伴隨火成巖侵入，產(chǎn)生大量幔源CO 2，促進巖溶進一步發(fā)育，形成強巖溶發(fā)育帶（圖2（b））。
研究區(qū)主要斷裂為燕山期和喜馬拉雅期構(gòu)造運動所形成，其應(yīng)力場以伸展張性和張扭性為主，具有形成時代的多期性、活動多樣性。構(gòu)造運動使地層產(chǎn)生斷裂、錯動、上升、下陷等一系列地質(zhì)運動，在巖層中形成不同方向、不同類型的斷裂帶和破碎帶。不同時期斷裂相互切割，形成凸起和凹陷相間存在的次級構(gòu)造，其邊緣斷裂帶及基巖凸起區(qū)對熱量的傳導(dǎo)起積極作用。據(jù)大量鉆井巖心和測井統(tǒng)計結(jié)果，裂隙與巖溶的發(fā)育具有很好的對應(yīng)關(guān)系，即巖溶強發(fā)育帶通常處于斷裂帶及其影響帶。昝念民等 ?［13］ 對渤海灣盆地油氣井揭露的碳酸鹽巖構(gòu)造縫進行統(tǒng)計分析，得出構(gòu)造縫密度平均為3.92 條/m，且隨著遠離斷裂，構(gòu)造縫密度呈指數(shù)級下降。
3.2 古巖溶發(fā)育主控因素
從濟南北地?zé)崽飵r溶熱儲分布特點、埋藏深度等來看，奧陶紀碳酸鹽巖古巖溶作用表現(xiàn)為同生巖溶、古風(fēng)化殼巖溶、埋藏巖溶及構(gòu)造巖溶復(fù)合作用，但同層同期的巖溶作用在發(fā)育程度、空間分布方面存在較大差異，這顯示巖溶儲層發(fā)育的復(fù)雜性、不均一性。在系統(tǒng)總結(jié)以往研究的基礎(chǔ)上，筆者通過巖溶儲層特征的對比以及特征研究認為，濟南北地?zé)崽飪訋r溶發(fā)育的控制因素主要有以下4個方面。
3.2.1 沉積相控制巖溶發(fā)育有利部位
巖溶熱儲層巖溶發(fā)育與沉積相關(guān)系密切。由于沉積相、沉積環(huán)境不同，各層碳酸鹽巖的礦物組成、結(jié)構(gòu)構(gòu)造等存在差異，造成其巖溶發(fā)育程度、分布范圍和溶蝕特點各異。由于巖性與層位密切相關(guān)，巖溶發(fā)育具有一定的呈層狀特點，地層巖性差異形成層間巖溶發(fā)育帶。八陡組、五陽山組為巖溶最易發(fā)育層位，巖溶最易發(fā)育的巖性為微晶灰?guī)r類和云斑灰?guī)r。東黃山組、土峪組、閣莊組多為白云巖組成，巖溶發(fā)育較差。
3.2.2 構(gòu)造背景是古巖溶發(fā)育的基礎(chǔ)
區(qū)域緩傾單斜構(gòu)造控制可溶巖層的空間展布，加之重力驅(qū)動的地下水流動系統(tǒng)，控制巖溶的總體分布和發(fā)育方向。構(gòu)造作用使地層整體升降、變形、巖石破裂等，影響巖溶發(fā)育，是古巖溶發(fā)育的主要外因。魯西隆起的構(gòu)造演化使奧陶系遭受多期次巖溶作用。加里東期，魯西地區(qū)地層整體出露遭受剝蝕，缺失上奧陶統(tǒng)部分地層，同生巖溶遭受風(fēng)化作用改造，為風(fēng)化殼巖溶作用時期。多次地殼運動、沉積間斷對古巖溶發(fā)育有重要影響 ?［31］ ，見表1。
3.2.3 斷裂帶控制巖溶儲層的展布方向
區(qū)域脆性斷裂構(gòu)造非常發(fā)育，多為中生代燕山期和新生代喜馬拉雅期形成，以張性或張扭性斷裂為主，在地層錯動的同時伴隨濟南序列巖漿巖侵入。區(qū)域性斷裂對深部巖溶發(fā)育具有重要控制作用，控制巖溶在不同地段的發(fā)育程度和發(fā)育方向。斷裂破碎影響帶與層間巖溶發(fā)育構(gòu)成巖溶發(fā)育網(wǎng)絡(luò)，成為地?zé)崃黧w的賦存空間。
斷裂和裂隙是地?zé)崃黧w運移的重要通道，一方面使早期形成的溶蝕孔洞進一步擴大，并產(chǎn)生新的溶蝕孔洞；另一方面與斷裂相伴生的裂隙本身溶蝕擴大也成為有利的儲集、運移空間。因此斷裂發(fā)育帶附近，特別是多組斷裂的交匯處往往是巖溶熱儲地?zé)峥碧街饕繕恕?/p>
在濟南巖體—灰?guī)r接觸帶與NE、NW向張性斷裂交匯處，灰?guī)r熱儲頂板埋深較淺，一般小于500 m，地?zé)峋克孔畲?、富水性最強。如位于濟南巖體—灰?guī)r接觸帶與灘頭斷裂、鴨旺口斷裂交匯處的地?zé)峋瑔尉克科毡榇笥?000 m 3/d，目前仍可自流；其中涌水量最大的為DR2地?zé)峋?，降?2.05 m時涌水量達8958.5 m 3/d。
從濟南巖體—灰?guī)r接觸帶向北，隨著熱儲埋深的增加，地?zé)峋克砍尸F(xiàn)降低的趨勢；但在張性斷裂帶附近，裂隙巖溶發(fā)育，地?zé)崴匀坏靡愿患?，單井涌水量普遍大?000 m 3/d。如距離濟南巖體—灰?guī)r接觸帶6 km、位于廟廊—焦斌斷裂附近的QR1地?zé)峋?，蓋層厚度為1306 m，井深為1602 m，降深為17.55 m時的單井涌水量達2586 m 3/d，2003年成井時自流高度為13 m；距離濟南巖體—灰?guī)r接觸帶12 km、位于廟廊—焦斌斷裂附近的YR1地?zé)峋?，井深?500 m，蓋層厚度為1527 m，降深為131 m時的單井涌水量為2160 m 3/d。圖3為地?zé)崽锊糠值責(zé)峋克颗c距斷裂、灰?guī)r與巖體接觸帶距離關(guān)系圖，可以看出隨著地?zé)峋h離斷裂、接觸帶，涌水量降低迅速，呈指數(shù)衰減。
3.2.4 巖溶發(fā)育垂向變化明顯
馬家溝群巖溶主要巖溶形態(tài)為溶孔、溶隙和溶洞。統(tǒng)計研究區(qū)南部趵突泉泉域、白泉泉域181個巖溶水井（鉆孔），對溶洞有明確描述的30個鉆孔巖溶發(fā)育情況進行分析得出直徑大于20 cm的溶洞絕大部分發(fā)育在地表210 m深度范圍內(nèi)；隨著埋藏深度增大，巖溶發(fā)育程度大幅降低（圖4）。對12眼碳酸鹽巖熱儲地?zé)峋畮r溶發(fā)育情況統(tǒng)計見圖5，碳酸鹽巖的巖溶率較小，一般約為5%～7%，但在巖溶裂隙發(fā)育段巖溶率可達6%～10%。一般隨著地?zé)峋疅醿ιw層厚度增加，巖溶發(fā)育變差，富水性也相應(yīng)變差；Ⅰ、Ⅱ類巖溶、裂隙主要發(fā)育段集中在熱儲層頂板以下320 m以內(nèi)，對應(yīng)八陡組全部和五陽山組上部，閣莊組巖溶發(fā)育較弱、富水性較差。
4 ?濟南北地?zé)崽飵r溶形成模式與演化過程
濟南北地?zé)崽镏小蜏氐責(zé)嵯到y(tǒng)中的地?zé)崴墙?jīng)歷漫長的水—巖相互作用而形成的。筆者以研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、沉積相為基礎(chǔ)，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)背景分析，確定古巖溶發(fā)育的主控因素，重塑濟南北地?zé)崽飵r溶發(fā)育與演化過程 ?［7，9，32-33］ （圖6）。
（1）早奧陶世弗洛期后期，受懷遠運動影響，研究區(qū)地層以總體抬升為主，接受風(fēng)化剝蝕，形成懷遠沉積間斷，即三山子組與東黃山組之間的平行不整合界面。
（2）中奧陶世—晚奧陶世桑比期，華北地臺整體下降接受淺海相碳酸鹽巖沉積，經(jīng)歷3次大面積的面式海進海退旋回。受地殼平穩(wěn)的升降影響，在開闊臺地－局限臺地反復(fù)更替的碳酸鹽臺地上形成灰?guī)r與白云巖的反復(fù)疊置，沉積總厚度超過800 m的馬家溝群碳酸鹽巖。此階段古巖溶作用以同生巖溶為主。
（3） 受加里東晚期上升運動影響，晚奧陶世華北地臺平穩(wěn)抬升，遭受長達140 Ma的風(fēng)化剝蝕作用，至晚石炭世方再次下降接受沉積，在奧陶系熱儲頂部形成風(fēng)化殼。此階段是古巖溶作用的重要階段，以風(fēng)化殼巖溶作用為主，形成孔、洞、縫十分發(fā)育的古風(fēng)化殼巖溶帶。地下水順層或沿裂隙帶運移，對巖溶儲層進一步改造，形成層間巖溶發(fā)育帶。
（4）晚石炭世以后，華北地臺下沉，重新接受海侵，進入海陸交互相—陸相沉積階段，沉積底界對應(yīng)于本溪組與八陡組的不整合界面。此階段地下水運動相對滯緩，對巖溶儲層的改造相對變?nèi)?，以埋藏巖溶作用為主。
（5）燕山期、喜馬拉雅期，是區(qū)域脆性斷裂構(gòu)造活動期，奠定濟南單斜巖溶水系統(tǒng)及濟南北地?zé)崽锏倪吔绾蜆?gòu)造格架。該階段NW、NNE向斷裂均表現(xiàn)為張性運動為主，對熱儲層有重要改造作用，為構(gòu)造巖溶作用的第一主控因素；燕山晚期巖漿活動形成自北向南侵入的巨型巖鐮（濟南序列巖漿侵入體）；新生代，區(qū)域整體抬升，形成現(xiàn)今泰山凸起、齊河潛凸起的基本輪廓及濟南單斜構(gòu)造。該階段古巖溶作用以構(gòu)造巖溶和埋藏巖溶作用為主。
5 地?zé)崴患?guī)律
通過對研究區(qū)層序地層、沉積相、古巖溶作用、巖溶發(fā)育主控因素綜合研究，重塑濟南北地?zé)崽飵r溶發(fā)育與演化過程，進而對濟南北地?zé)崽飵r溶地?zé)崴母患瘏^(qū)進行劃分，富水區(qū)主要分為以下幾種類型（圖7）：
（1）巖溶熱儲頂部古風(fēng)化殼巖溶發(fā)育帶。巖溶熱儲頂部埋深較淺的古風(fēng)化殼巖溶發(fā)育，深循環(huán)的地下熱水（深循環(huán)地?zé)崴鲃幼酉到y(tǒng)）在重力水頭差的驅(qū)動下沿構(gòu)造導(dǎo)水帶及巖溶裂隙發(fā)育帶向古風(fēng)化殼巖溶發(fā)育帶聚集，形成地?zé)崴患瘏^(qū)。在濟南巖體—灰?guī)r接觸帶與張性斷裂交匯處，灰?guī)r熱儲頂板埋深較淺，一般小于500 m，熱儲層頂部歷經(jīng)長期風(fēng)化淋濾，巖溶最為發(fā)育，地?zé)釂尉克孔畲?、富水性最強?/p>
（2）斷裂構(gòu)造破碎帶。在斷裂構(gòu)造發(fā)育區(qū)，張性斷裂及其上盤、斷裂構(gòu)造交匯地段或斷裂構(gòu)造多次活動地帶，巖體破碎，地下水活動強烈，裂隙巖溶發(fā)育，有利于地?zé)崴母患?。研究區(qū)涌水量較大的地?zé)峋辔挥跀嗔褬?gòu)造及次級構(gòu)造附近，斷裂構(gòu)造為地?zé)崴患闹鲗?dǎo)因素，斷裂構(gòu)造破碎帶是地?zé)崴挠欣患瘞А?/p>
（3） 巖漿巖體與碳酸鹽巖接觸帶（可溶巖與非可溶巖接觸帶）。在巖漿巖體與碳酸鹽巖接觸帶，由于巖石力學(xué)性質(zhì)的差異，受巖漿侵入、構(gòu)造活動影響，易產(chǎn)生層間滑動及構(gòu)造裂隙，尤其是在脆性可溶巖一側(cè)裂隙尤其發(fā)育，為地下水提供儲集空間與優(yōu)勢徑流通道。同時在可溶巖與非可溶巖接觸部位，當?shù)責(zé)崴谶\動中遇到非可溶巖時，受其阻水作用形成回水，迫使地下水在可溶巖一側(cè)強烈活動，促進巖溶發(fā)育，有利于地?zé)崴母患?/p>
（4）厚層、質(zhì)純可溶巖熱儲層間巖溶發(fā)育帶。一般來說，質(zhì)純、層厚、分布范圍廣的可溶巖巖溶較為發(fā)育，巖溶發(fā)育和富水性的一般規(guī)律是：純灰?guī)r>白云質(zhì)灰?guī)r>泥質(zhì)灰?guī)r>白云巖。奧陶紀馬家溝群六期、四期、二期，巖性以純灰?guī)r為主，為熱儲層的主要巖溶發(fā)育層位。
6 結(jié) 論
（1）研究區(qū)古巖溶作用可劃分為同生巖溶、風(fēng)化殼巖溶、埋藏巖溶和構(gòu)造巖溶4種主要類型。
（2）濟南北地?zé)崽飵r溶熱儲發(fā)育的主控因素：沉積相控制巖溶發(fā)育有利部位，巖溶最易發(fā)育層位為八陡組、五陽山組，最易發(fā)育的巖性為微晶灰?guī)r和云斑灰?guī)r；構(gòu)造背景是古巖溶發(fā)育的基礎(chǔ)，區(qū)域緩傾單斜構(gòu)造控制巖溶的總體分布和發(fā)育方向，斷裂構(gòu)造控制巖溶儲層的展布方向；晚奧陶世至晚石炭世為風(fēng)化殼巖溶作用最主要時期。燕山期和喜馬拉雅期脆性斷裂控制巖溶儲層的展布方向、裂隙巖溶發(fā)育程度，形成最有利儲層發(fā)育的裂隙巖溶。
（3）中奧陶世—晚奧陶世桑比期為馬家溝群碳酸鹽巖熱儲層沉積形成階段，以同生巖溶作用為主；晚奧陶世桑比期末至晚石炭世，為風(fēng)化殼巖溶作用時期；晚石炭世以后，以埋藏巖溶作用為主；燕山期和喜馬拉雅期為構(gòu)造巖溶作用重要時期。
（4）儲層巖溶發(fā)育垂向變化明顯，裂隙巖溶發(fā)育段集中在熱儲層頂板以下320 m以內(nèi)，可作為巖溶熱儲地?zé)峋你@井設(shè)計依據(jù)。
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（編輯 李 娟）
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康鳳新 隋海波 李常鎖 魏善明 江露露 崔洋
摘要 ：明晰巖溶儲層古巖溶發(fā)育機制、形成演化及發(fā)育特征對揭示地?zé)豳Y源賦存特征與富集規(guī)律具有重要意義。以濟南北地?zé)崽餅槔?，在厘清奧陶紀馬家溝群地層層序及沉積相特征基礎(chǔ)上，通過地表巖溶、鉆孔揭露地下巖溶發(fā)育特征及富水性分布規(guī)律的分析，研究巖溶熱儲古巖溶作用類型及發(fā)育機制，重塑濟南北地?zé)崽飵r溶發(fā)育與演化過程并闡明強巖溶發(fā)育與地?zé)崴患Ｊ?。結(jié)果表明：同生巖溶、古風(fēng)化殼巖溶、埋藏巖溶等三級巖溶發(fā)育過程驅(qū)動控制區(qū)域巖溶的分布層位及發(fā)育程度，構(gòu)造巖溶驅(qū)動控制裂隙巖溶發(fā)育強度，重力勢能驅(qū)動控制地?zé)崴h(huán)深度和巖溶發(fā)育深度；奧陶系頂板以下320 m深度范圍內(nèi)，層間巖溶與構(gòu)造巖溶復(fù)合處、層間巖溶與侵入巖體接觸帶是強巖溶發(fā)育帶和地?zé)崴患瘞А?/p>
關(guān)鍵詞 ：奧陶紀馬家溝群； 巖溶熱儲； 古風(fēng)化殼； 層間巖溶； 構(gòu)造巖溶； 演化過程
中圖分類號 ：TE 121 ???文獻標志碼 ：A
引用格式 ：康鳳新，隋海波，李常鎖，等.巖溶熱儲古巖溶發(fā)育機制與地?zé)崴患Ｊ剑跩］.中國石油大學(xué)學(xué)報（自然科學(xué)版），2024，48（1）：13-24.
KANG Fengxin， SUI Haibo， LI Changsuo， et al. Mechanism and model of paleokarst development in karst geothermal reservoirs［J］.Journal of China University of Petroleum（Edition of Natural Science），2024，48（1）：13-24.
Mechanism and model of paleokarst development in karst ??geothermal reservoirs
KANG Fengxin ?1，3，4，5 ， SUI Haibo ?2，3，4 ， LI Changsuo ?2，3 ， WEI Shanming ?2，3 ， JIANG Lulu ?2，3 ， CUI Yang ?2，3
（1.College of Earth Science and Engineering， Shandong University of Science and Technology， Qingdao 266590， China;
2.801 Institute of Hydrogeology and Engineering Geology， Shandong Provincial Bureau of Geology & ?Mineral Resources， Jinan 250014， China;
3.Shandong Engineering Research Center for Environmental Protection and Remediation on Groundwater， ?Jinan 250014， China;
4.Shandong Engineering Technology Research Center for Geothermal Clean Energy Exploitation and Reinjection， Dezhou 253072， China
5.School of Water Conservancy and Environment， University of Jinan， Jinan 250022， China）
Abstract ： Understanding the mechanisms underlying ancient karst development， the evolution of formations ， and characteristics of karst reservoirs holds immense significance in unveiling the occurrence patterns and enrichment principles of geothermal resources. Using the northern Jinan geothermal field as a case study， the research focuses on elucidating the sequence stratigraphy and sedimentary facies characteristics of the Ordovician Majiagou Group carbonate rocks. It formulates the paleo-karstification types and the mechanisms governing karst geothermal reservoirs by analyzing the spatial development characteristics of surface and underground karstification， revealed through bore holes， and the distribution of the water-rich areas uncovered by geothermal wells. The evolution of karst in the northern Jinan geothermal field follows a specific process： The three-stage karst development involving contemporaneous karst， paleo-weathering crust karst， and buried karst influences layer distribution and regional karst development， particularly interlayered karst. The intensity of karst development is governed by structural karst. The depth of eothermal water circulation and karst development is influenced by gravitational potential. Furthermore， the model depicting strong karst development and geothermal water enrichment in the northern Jinan geothermal field is as follows： Within a depth range of 320 meters below the Ordovician roof， the strongly developed karstification zone and the geothermal water enrichment zone occur either within the compound zone consisting of interlayered karst and structural karst， or at the contact zone between the interlayered karst and intrusive rock masses.
Keywords ： Ordovician Majiagou Group; karstic reservoir; paleo-weathering crust; interstratified karst; tectonic karst; evolution process
巖溶儲層是海相含油氣盆地、水熱型地?zé)豳Y源重要的儲層類型之一 ?［1-5］ ，具有分布廣、產(chǎn)能大、易于回灌等特點，逐漸成為中國北方地?zé)峁┡玫闹饕獰醿又?。山東省的臨清坳陷區(qū)、濟陽坳陷區(qū)、魯中隆起山前區(qū)及魯西南潛隆起區(qū)發(fā)育有巨厚的寒武—奧陶紀碳酸鹽巖地層，分布面積達4.4萬km 2，具備形成大型巖溶熱儲地?zé)崽锏牡責(zé)岬刭|(zhì)條件 ?［6］ 。濟南北地?zé)崽锸状伟l(fā)現(xiàn)地?zé)崾加?0世紀70年代，在地?zé)崽飽|段的鴨旺口一帶勘探鉆孔自噴熱水；在此之后許多的地?zé)峁ぷ髡哚槍Φ販貓觥⒋蟮責(zé)崃?、水化學(xué)特征等開展一系列研究，已初步了解現(xiàn)今地溫場特征、熱儲蓋層分布特征 ?［7-11］ ，但針對深部古巖溶作用、巖溶發(fā)育機制與地?zé)崴患Ｊ降难芯坎粔蛏钊?。伴隨著油氣地質(zhì)、地?zé)岬刭|(zhì)的勘探發(fā)展，碳酸鹽巖儲層類型、古巖溶作用、儲層發(fā)育特征逐漸成為研究熱點。華曉莉等 ?［12］ 對渤中凹陷潛山巖溶分帶特征與優(yōu)質(zhì)儲層分布規(guī)律進行研究，發(fā)現(xiàn)優(yōu)質(zhì)儲層主要分布在表層風(fēng)化帶和水平潛流帶；昝念民等 ?［13］ 研究東營凹陷碳酸鹽巖儲層儲集空間特征及發(fā)育模式，表明以灰?guī)r為主的殘丘型潛山表生巖溶帶厚度可達170 m；唐博寧等 ?［14］ 對雄安新區(qū)霧迷山組巖溶裂隙形成演化與發(fā)育特征進行分析，闡明巖溶和裂隙的形成與構(gòu)造活動密切相關(guān)，以印支運動晚期至喜馬拉雅運動期間最為強烈。筆者通過厘清奧陶紀馬家溝群地層層序及沉積相特征，結(jié)合地表巖溶、鉆孔揭露地下巖溶空間發(fā)育特征、鉆井、測井、巖心等相關(guān)資料，總結(jié)濟南北地?zé)崽锏責(zé)崴患瘏^(qū)分布規(guī)律，探究奧陶紀馬家溝群巖溶熱儲古巖溶作用、巖溶發(fā)育主控因素，重塑巖溶發(fā)育與演化過程，為探明馬家溝群巖溶熱儲層特征、揭示地?zé)崴患?guī)律提供有力支撐，對揭示地?zé)豳Y源成礦規(guī)律具有重要的指導(dǎo)意義。
1 地質(zhì)背景
濟南北地?zé)崽镂挥隰斨猩角捌皆?，大地?gòu)造上處于華北板塊（Ⅰ）、魯西隆起區(qū)（Ⅱ）、魯中隆起（Ⅲ）、泰山—濟南斷?。á簦R河潛凸起（Ⅴ）的中段。齊河潛凸起以北為渤海灣盆地，南接泰山凸起，東臨鄒平—周村凹陷。地?zé)崽镌谄矫嫔铣侍菪握共迹偯娣e約為785 km 2（圖1）。
魯西隆起區(qū)是郯廬斷裂以西、山東省西部的基巖出露地區(qū)，位于華北克拉通的東部。新太古代晚期，魯西隆起區(qū)廣泛發(fā)育花崗質(zhì)巖漿巖，于2800～ 2500 ?Ma期間完成克拉通化，形成比較穩(wěn)定的結(jié)晶基底—泰山巖群 ?［15］ 。古生代，區(qū)域地殼活動以振蕩運動為主、巖漿活動微弱，為典型的地臺特征，形成一套厚度約為1800 m的海相碳酸鹽巖沉積建造，地層組成為寒武紀長清群、
寒武—奧陶紀九龍群及奧陶紀馬家溝群。晚奧陶世末，受加里東運動影響，區(qū)域隆升成陸，長期受風(fēng)化作用剝蝕。晚石炭世，受海西運動影響，區(qū)域再次整體下降接受沉積，形成石炭系、二疊系的沉積建造。中生代，華北板塊再次活化，地殼運動加強，表現(xiàn)為多期斷裂及巖漿活動。印支期，華北板塊抬升剝蝕，地殼區(qū)域性隆起，構(gòu)造活動較微弱，并一直持續(xù)到早中侏羅世。燕山期，華北板塊活動強烈，研究區(qū)及其南部泰山地區(qū)地層抬升，與此同時產(chǎn)生一系列張性斷裂，期間有少量中生代基性巖體侵入，濟南序列巖漿巖侵入就位。研究區(qū)在新生代開始隆升，缺失古近紀地層；至新近紀，進入沉降階段，沉積形成黃驊群，最初的地質(zhì)、地貌輪廓至新生代中期基本形成 ?［16-17］ 。
濟南北地?zé)崽锼巺^(qū)域?qū)偕角捌皆?，位于濟南單斜地下水流系統(tǒng)下游的深循環(huán)區(qū)。天然條件下，地?zé)崴幱谏盥?、承壓狀態(tài)，巖溶熱儲埋藏深度為300～3500 m，上覆蓋層一般為石炭系、二疊系、侏羅系、新近系及第四系，多數(shù)地?zé)峋勺粤?。地?zé)崽锬軌蚪邮苎a給區(qū)（趵突泉泉域、白泉泉域）巖溶地下水的深循環(huán)徑流補給 ?［7］ 。
2 巖性組劃分及沉積相特征
2.1 巖性組劃分
奧陶系在華北地層區(qū)分布廣泛、厚度較大、發(fā)育較全、研究歷史久遠 ?［16-19］ ?！渡綎|省區(qū)域地質(zhì)志》將奧陶系劃分為東黃山組、北庵莊組、土峪組、五陽山組、閣莊組和八陡組 ?［19］ ；1993年，山東省地質(zhì)礦產(chǎn)局地層清理領(lǐng)導(dǎo)小組把原劃分6個組降為段；鑒于該套地層厚度大、分布穩(wěn)定等特點，又恢復(fù)為組級單位，合并稱為馬家溝群 ?［17，20］ 。馬家溝群（O ?2-3 ?M ）是沉積在“懷遠間斷”之上一套穩(wěn)定的海相碳酸鹽巖沉積組合，時間跨度約為30 Ma，以灰?guī)r夾白云巖，富含頭足類為主的無脊椎動物化石為主要特征，其與上覆石炭系本溪組和下伏三山子組均為平行不整合接觸。
受地殼平穩(wěn)的升降影響，馬家溝群沉積時期地勢相對平坦，古地形起伏不大，各組地層分布較穩(wěn)定，沉積環(huán)境為開闊臺地－局限臺地反復(fù)更替，巖相古地理對應(yīng)馬家溝一期至馬家溝六期，各組之間均呈整合接觸，總厚度約為800 m ?［16］ 。
2.2 沉積相
巖相和沉積相是控制巖溶儲層發(fā)育的物質(zhì)基礎(chǔ)。根據(jù)區(qū)域變化、沉積構(gòu)造、巖性組合等分析，馬家溝群灰?guī)r對應(yīng)于大坪期—桑比期海侵序列，經(jīng)歷3個大面積的海進海退旋回，巖相古地理對應(yīng)馬家溝一期至馬家溝六期 ?［21］ ，沉積模式屬鑲邊緩坡臺地沉積模式 ?［22］ 。
大坪期早期（馬家溝一期），華北地臺開始面式海進，接受奧陶世中期第一次海侵，水體甚淺，大部分區(qū)域為云坪環(huán)境，為臺地潮坪相－瀉湖相沉積，水動力條件低且鹽度高，沉積形成東黃山組，膏溶角礫巖普遍發(fā)育；大坪期晚期（馬家溝二期），海侵進一步加強，水體變深，形成低能開闊海，整個華北地臺幾乎全為碳酸鹽巖臺地，沉積形成北庵莊組微晶灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r和云斑灰?guī)r。
達瑞威爾期早期（馬家溝三期）的巖相古地理面貌與大坪期早期（馬家溝一期）相似，發(fā)生面式海退，水體變淺，云坪廣布，為臺地瀉湖相沉積環(huán)境，在干燥的蒸發(fā)環(huán)境下形成土峪組泥質(zhì)白云巖、角礫白云巖等；達瑞威爾中期（馬家溝四期），比馬家溝二期更大規(guī)模的面式海侵開始，廣闊的華北地臺幾乎全部為碳酸鹽巖臺地，沉積五陽山組厚層云斑灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r及燧石結(jié)核灰?guī)r等，生物化石豐富；達瑞威爾晚期（馬家溝五期）又與早期（馬家溝三期）沉積環(huán)境相似，發(fā)生大面積海退，又轉(zhuǎn)變?yōu)樵破涵h(huán)境，沉積形成閣莊組細晶白云巖，局部有角礫狀白云巖、石膏，為瀉湖相沉積環(huán)境。
桑比期（馬家溝六期）沉積地層對應(yīng)馬家溝群八陡組。區(qū)域上，該期為奧陶紀最后一次海侵，整個華北地臺幾乎全為碳酸鹽巖臺地，巖相古地理面貌與馬家溝四期、馬家溝二期相似。桑比期后期，華北地臺整體抬升，大面積海退，出現(xiàn)統(tǒng)一、大面積低緩的華北陸，開始遭受不同程度的剝蝕。
2.3 重要的構(gòu)造間斷
地層間接觸關(guān)系是記載地區(qū)構(gòu)造運動和地質(zhì)發(fā)展的一個重要特征，可分為整合接觸和不整合接觸關(guān)系。其中由于地殼的抬升而產(chǎn)生的沉積間斷為平行不整合，是研究地質(zhì)發(fā)展歷史、鑒定地殼運動的重要依據(jù)。
石炭系本溪組與馬家溝群之間，存在區(qū)域性平行不整合界面（沉積間斷）。在晚奧陶世，受加里東運動影響，華北陸殼平穩(wěn)抬升，遭受長期風(fēng)化剝蝕，至晚石炭世再次下降接受沉積，之間存在長達140 Ma的地層剝蝕和缺失。早期海水入侵，大量富含鐵、鋁質(zhì)礦物的古風(fēng)化殼物質(zhì)在馬家溝群頂部沉積，形成一套鐵鋁質(zhì)巖（局部為鋁土巖）。本溪組底部風(fēng)化殼沉積的鐵鋁質(zhì)泥巖、紫紅色泥巖，區(qū)域分布穩(wěn)定，為重要的標志層，對地?zé)徙@探中判定揭露目標熱儲層具有重要指示作用。
3 古巖溶作用及主控因素
古巖溶作用是在地質(zhì)時期，風(fēng)化作用及地表徑流、地下水活動等對可溶巖石的溶蝕、溶解和風(fēng)化剝蝕過程。沉積、成巖和構(gòu)造三大地質(zhì)因素控制著巖溶熱儲的形成與發(fā)育。研究區(qū)馬家溝群海相碳酸鹽巖厚度大、分布廣，而且經(jīng)歷多旋回、多期次構(gòu)造作用與成巖作用的改造，形成良好的儲水空間。沉積相為儲層形成的物質(zhì)基礎(chǔ)，古巖溶作用則是儲層發(fā)育的關(guān)鍵，構(gòu)造作用為儲層發(fā)育的紐帶 ?［23］ 。
3.1 古巖溶作用分類
根據(jù)地層露頭、測井、錄井、巖心等資料的綜合分析，著重闡述決定濟南北地?zé)崽飵r溶熱儲形成的古巖溶作用這一關(guān)鍵要素。按碳酸鹽巖沉積—成巖階段，研究區(qū)奧陶系巖溶熱儲古巖溶作用主要分為同生巖溶、風(fēng)化殼巖溶、埋藏巖溶和構(gòu)造巖溶作用，也是儲層巖溶形成發(fā)育的主控因素。
3.1.1 同生巖溶
馬家溝群海相碳酸鹽巖沉積過程中，在海平面相對下降、可溶巖出露時，受大氣降水溶蝕、地下水徑流侵蝕，形成溶孔、溶洞。巖溶作用以八陡組、五陽山組和北庵莊組最為典型，其原因在于這三組地層對應(yīng)沉積環(huán)境以開闊臺地為主，為反復(fù)交替的淺海水沉積。碳酸鹽巖儲層發(fā)生同生巖溶作用的主要識別標志為碳酸鹽巖中的粒內(nèi)溶孔、粒間溶孔、鑄?？椎冉M構(gòu)選擇性溶孔 ?［23-24］ 。
3.1.2 風(fēng)化殼巖溶
風(fēng)化殼巖溶發(fā)育與構(gòu)造運動造成的整體隆升或大規(guī)模海退有關(guān)，水、溶解性CO 2和可溶性巖層為其主要驅(qū)動力，通常在地層學(xué)中的主要不整合界面處最為發(fā)育。與同生巖溶相比，風(fēng)化殼巖溶發(fā)生時期晚，作用時間長，是對已固結(jié)成巖的可溶巖產(chǎn)生的巖溶作用 ?［23，25］ 。
由于多期構(gòu)造活動抬升和斷塊差異升降，馬家溝群碳酸鹽巖受到不同程度的風(fēng)化剝蝕，形成廣泛分布的古風(fēng)化殼和巖溶系統(tǒng)。風(fēng)化殼巖溶作用，具有規(guī)模不等、發(fā)育期次多等特點。桑比期末，在華北陸整體抬升過程中，侵蝕面以下的碳酸鹽巖發(fā)生廣泛、強烈的巖溶作用，地層遭到不同程度的剝蝕，形成各種溶孔、溶洞、溶縫（圖2（c））。但隨后多數(shù)被部分或完全充填，殘余的孔洞縫保存下來成為有效的儲集空間。
風(fēng)化殼巖溶作用對巖溶發(fā)育具有明顯的控制作用，垂向上通常局限于侵蝕不整合面以下200 m深度內(nèi)，最大底界深度為深部緩流巖溶作用的下限 ?［23，26-27］ 。昝念民等 ?［13］ 對渤海灣盆地東營凹陷寒武系和奧陶系溶蝕縫發(fā)育規(guī)律進行研究，得出溶蝕縫的發(fā)育程度主要受不整合面的影響，越靠近不整合面溶蝕縫密度越大。
3.1.3 埋藏巖溶
埋藏巖溶作用系指碳酸鹽巖在埋藏成巖階段，富含有機質(zhì)及還原環(huán)境下含H 2S、CO 2等侵蝕性流體發(fā)生溶蝕有關(guān)的作用及過程，也稱為深部巖溶作用、埋藏期巖溶作用等 ?［28-29］ 。自晚石炭世至燕山期（307～135 Ma），研究區(qū)整體下降，重新開始接受沉積，為埋藏巖溶作用時期（圖2（b））。埋藏巖溶期形成的有效儲集空間主要為溶蝕孔洞、溶縫、溶擴孔洞及溶擴構(gòu)造縫。埋藏巖溶作用一般沿原有的孔洞縫系統(tǒng)發(fā)展，是儲層改造的重要因素之一。埋藏巖溶作用具有多期性，對應(yīng)于多期次構(gòu)造—成巖旋回。
3.1.4 構(gòu)造巖溶
構(gòu)造活動控制構(gòu)造格局，并控制作為巖溶發(fā)育物質(zhì)基礎(chǔ)的碳酸鹽巖的埋藏分布及其遭受風(fēng)化剝蝕的程度。研究區(qū)馬家溝群古巖溶發(fā)育的最突出特點就是巖溶系統(tǒng)受區(qū)域斷裂構(gòu)造控制明顯，也影響構(gòu)造巖溶的發(fā)育深度。
構(gòu)造活動對埋藏巖溶發(fā)育起到重要改造作用。區(qū)域巖漿—熱液活動與燕山期和喜馬拉雅期構(gòu)造運動密切相關(guān)，斷裂及次級斷裂帶構(gòu)造裂隙發(fā)育，為溶蝕性流體運移提供優(yōu)勢徑流通道；溶蝕性流體的循環(huán)運移，加速構(gòu)造裂隙帶圍巖的溶蝕作用，構(gòu)造裂隙逐步發(fā)育為溶隙、溶洞，使斷裂及影響帶附近巖溶作用加強、巖溶發(fā)育深度和范圍增大（圖2（a））。構(gòu)造對深部巖溶發(fā)育具有3個方面促進作用 ?［30］ ：一是斷裂及次級斷裂產(chǎn)生的構(gòu)造裂隙為地?zé)崴\移提供空間與通道，循環(huán)深度加大，沿途從圍巖中汲取熱量，地?zé)崴拿芏认陆担划數(shù)責(zé)崴h(huán)到一定深度時，在冷、熱水密度差和地勢差的共同驅(qū)動下沿構(gòu)造斷裂交匯帶形成的強滲透帶上涌，在熱儲頂部形成地?zé)崴患瘞?；二是斷裂活動產(chǎn)生的摩擦熱使碳酸鹽巖石灰化，從而產(chǎn)生CO 2；三是深大斷裂常深切至地幔，或伴隨火成巖侵入，產(chǎn)生大量幔源CO 2，促進巖溶進一步發(fā)育，形成強巖溶發(fā)育帶（圖2（b））。
研究區(qū)主要斷裂為燕山期和喜馬拉雅期構(gòu)造運動所形成，其應(yīng)力場以伸展張性和張扭性為主，具有形成時代的多期性、活動多樣性。構(gòu)造運動使地層產(chǎn)生斷裂、錯動、上升、下陷等一系列地質(zhì)運動，在巖層中形成不同方向、不同類型的斷裂帶和破碎帶。不同時期斷裂相互切割，形成凸起和凹陷相間存在的次級構(gòu)造，其邊緣斷裂帶及基巖凸起區(qū)對熱量的傳導(dǎo)起積極作用。據(jù)大量鉆井巖心和測井統(tǒng)計結(jié)果，裂隙與巖溶的發(fā)育具有很好的對應(yīng)關(guān)系，即巖溶強發(fā)育帶通常處于斷裂帶及其影響帶。昝念民等 ?［13］ 對渤海灣盆地油氣井揭露的碳酸鹽巖構(gòu)造縫進行統(tǒng)計分析，得出構(gòu)造縫密度平均為3.92 條/m，且隨著遠離斷裂，構(gòu)造縫密度呈指數(shù)級下降。
3.2 古巖溶發(fā)育主控因素
從濟南北地?zé)崽飵r溶熱儲分布特點、埋藏深度等來看，奧陶紀碳酸鹽巖古巖溶作用表現(xiàn)為同生巖溶、古風(fēng)化殼巖溶、埋藏巖溶及構(gòu)造巖溶復(fù)合作用，但同層同期的巖溶作用在發(fā)育程度、空間分布方面存在較大差異，這顯示巖溶儲層發(fā)育的復(fù)雜性、不均一性。在系統(tǒng)總結(jié)以往研究的基礎(chǔ)上，筆者通過巖溶儲層特征的對比以及特征研究認為，濟南北地?zé)崽飪訋r溶發(fā)育的控制因素主要有以下4個方面。
3.2.1 沉積相控制巖溶發(fā)育有利部位
巖溶熱儲層巖溶發(fā)育與沉積相關(guān)系密切。由于沉積相、沉積環(huán)境不同，各層碳酸鹽巖的礦物組成、結(jié)構(gòu)構(gòu)造等存在差異，造成其巖溶發(fā)育程度、分布范圍和溶蝕特點各異。由于巖性與層位密切相關(guān)，巖溶發(fā)育具有一定的呈層狀特點，地層巖性差異形成層間巖溶發(fā)育帶。八陡組、五陽山組為巖溶最易發(fā)育層位，巖溶最易發(fā)育的巖性為微晶灰?guī)r類和云斑灰?guī)r。東黃山組、土峪組、閣莊組多為白云巖組成，巖溶發(fā)育較差。
3.2.2 構(gòu)造背景是古巖溶發(fā)育的基礎(chǔ)
區(qū)域緩傾單斜構(gòu)造控制可溶巖層的空間展布，加之重力驅(qū)動的地下水流動系統(tǒng)，控制巖溶的總體分布和發(fā)育方向。構(gòu)造作用使地層整體升降、變形、巖石破裂等，影響巖溶發(fā)育，是古巖溶發(fā)育的主要外因。魯西隆起的構(gòu)造演化使奧陶系遭受多期次巖溶作用。加里東期，魯西地區(qū)地層整體出露遭受剝蝕，缺失上奧陶統(tǒng)部分地層，同生巖溶遭受風(fēng)化作用改造，為風(fēng)化殼巖溶作用時期。多次地殼運動、沉積間斷對古巖溶發(fā)育有重要影響 ?［31］ ，見表1。
3.2.3 斷裂帶控制巖溶儲層的展布方向
區(qū)域脆性斷裂構(gòu)造非常發(fā)育，多為中生代燕山期和新生代喜馬拉雅期形成，以張性或張扭性斷裂為主，在地層錯動的同時伴隨濟南序列巖漿巖侵入。區(qū)域性斷裂對深部巖溶發(fā)育具有重要控制作用，控制巖溶在不同地段的發(fā)育程度和發(fā)育方向。斷裂破碎影響帶與層間巖溶發(fā)育構(gòu)成巖溶發(fā)育網(wǎng)絡(luò)，成為地?zé)崃黧w的賦存空間。
斷裂和裂隙是地?zé)崃黧w運移的重要通道，一方面使早期形成的溶蝕孔洞進一步擴大，并產(chǎn)生新的溶蝕孔洞；另一方面與斷裂相伴生的裂隙本身溶蝕擴大也成為有利的儲集、運移空間。因此斷裂發(fā)育帶附近，特別是多組斷裂的交匯處往往是巖溶熱儲地?zé)峥碧街饕繕恕?/p>
在濟南巖體—灰?guī)r接觸帶與NE、NW向張性斷裂交匯處，灰?guī)r熱儲頂板埋深較淺，一般小于500 m，地?zé)峋克孔畲?、富水性最強。如位于濟南巖體—灰?guī)r接觸帶與灘頭斷裂、鴨旺口斷裂交匯處的地?zé)峋瑔尉克科毡榇笥?000 m 3/d，目前仍可自流；其中涌水量最大的為DR2地?zé)峋?，降?2.05 m時涌水量達8958.5 m 3/d。
從濟南巖體—灰?guī)r接觸帶向北，隨著熱儲埋深的增加，地?zé)峋克砍尸F(xiàn)降低的趨勢；但在張性斷裂帶附近，裂隙巖溶發(fā)育，地?zé)崴匀坏靡愿患?，單井涌水量普遍大?000 m 3/d。如距離濟南巖體—灰?guī)r接觸帶6 km、位于廟廊—焦斌斷裂附近的QR1地?zé)峋?，蓋層厚度為1306 m，井深為1602 m，降深為17.55 m時的單井涌水量達2586 m 3/d，2003年成井時自流高度為13 m；距離濟南巖體—灰?guī)r接觸帶12 km、位于廟廊—焦斌斷裂附近的YR1地?zé)峋?，井深?500 m，蓋層厚度為1527 m，降深為131 m時的單井涌水量為2160 m 3/d。圖3為地?zé)崽锊糠值責(zé)峋克颗c距斷裂、灰?guī)r與巖體接觸帶距離關(guān)系圖，可以看出隨著地?zé)峋h離斷裂、接觸帶，涌水量降低迅速，呈指數(shù)衰減。
3.2.4 巖溶發(fā)育垂向變化明顯
馬家溝群巖溶主要巖溶形態(tài)為溶孔、溶隙和溶洞。統(tǒng)計研究區(qū)南部趵突泉泉域、白泉泉域181個巖溶水井（鉆孔），對溶洞有明確描述的30個鉆孔巖溶發(fā)育情況進行分析得出直徑大于20 cm的溶洞絕大部分發(fā)育在地表210 m深度范圍內(nèi)；隨著埋藏深度增大，巖溶發(fā)育程度大幅降低（圖4）。對12眼碳酸鹽巖熱儲地?zé)峋畮r溶發(fā)育情況統(tǒng)計見圖5，碳酸鹽巖的巖溶率較小，一般約為5%～7%，但在巖溶裂隙發(fā)育段巖溶率可達6%～10%。一般隨著地?zé)峋疅醿ιw層厚度增加，巖溶發(fā)育變差，富水性也相應(yīng)變差；Ⅰ、Ⅱ類巖溶、裂隙主要發(fā)育段集中在熱儲層頂板以下320 m以內(nèi)，對應(yīng)八陡組全部和五陽山組上部，閣莊組巖溶發(fā)育較弱、富水性較差。
4 ?濟南北地?zé)崽飵r溶形成模式與演化過程
濟南北地?zé)崽镏小蜏氐責(zé)嵯到y(tǒng)中的地?zé)崴墙?jīng)歷漫長的水—巖相互作用而形成的。筆者以研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、沉積相為基礎(chǔ)，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)背景分析，確定古巖溶發(fā)育的主控因素，重塑濟南北地?zé)崽飵r溶發(fā)育與演化過程 ?［7，9，32-33］ （圖6）。
（1）早奧陶世弗洛期后期，受懷遠運動影響，研究區(qū)地層以總體抬升為主，接受風(fēng)化剝蝕，形成懷遠沉積間斷，即三山子組與東黃山組之間的平行不整合界面。
（2）中奧陶世—晚奧陶世桑比期，華北地臺整體下降接受淺海相碳酸鹽巖沉積，經(jīng)歷3次大面積的面式海進海退旋回。受地殼平穩(wěn)的升降影響，在開闊臺地－局限臺地反復(fù)更替的碳酸鹽臺地上形成灰?guī)r與白云巖的反復(fù)疊置，沉積總厚度超過800 m的馬家溝群碳酸鹽巖。此階段古巖溶作用以同生巖溶為主。
（3） 受加里東晚期上升運動影響，晚奧陶世華北地臺平穩(wěn)抬升，遭受長達140 Ma的風(fēng)化剝蝕作用，至晚石炭世方再次下降接受沉積，在奧陶系熱儲頂部形成風(fēng)化殼。此階段是古巖溶作用的重要階段，以風(fēng)化殼巖溶作用為主，形成孔、洞、縫十分發(fā)育的古風(fēng)化殼巖溶帶。地下水順層或沿裂隙帶運移，對巖溶儲層進一步改造，形成層間巖溶發(fā)育帶。
（4）晚石炭世以后，華北地臺下沉，重新接受海侵，進入海陸交互相—陸相沉積階段，沉積底界對應(yīng)于本溪組與八陡組的不整合界面。此階段地下水運動相對滯緩，對巖溶儲層的改造相對變?nèi)?，以埋藏巖溶作用為主。
（5）燕山期、喜馬拉雅期，是區(qū)域脆性斷裂構(gòu)造活動期，奠定濟南單斜巖溶水系統(tǒng)及濟南北地?zé)崽锏倪吔绾蜆?gòu)造格架。該階段NW、NNE向斷裂均表現(xiàn)為張性運動為主，對熱儲層有重要改造作用，為構(gòu)造巖溶作用的第一主控因素；燕山晚期巖漿活動形成自北向南侵入的巨型巖鐮（濟南序列巖漿侵入體）；新生代，區(qū)域整體抬升，形成現(xiàn)今泰山凸起、齊河潛凸起的基本輪廓及濟南單斜構(gòu)造。該階段古巖溶作用以構(gòu)造巖溶和埋藏巖溶作用為主。
5 地?zé)崴患?guī)律
通過對研究區(qū)層序地層、沉積相、古巖溶作用、巖溶發(fā)育主控因素綜合研究，重塑濟南北地?zé)崽飵r溶發(fā)育與演化過程，進而對濟南北地?zé)崽飵r溶地?zé)崴母患瘏^(qū)進行劃分，富水區(qū)主要分為以下幾種類型（圖7）：
（1）巖溶熱儲頂部古風(fēng)化殼巖溶發(fā)育帶。巖溶熱儲頂部埋深較淺的古風(fēng)化殼巖溶發(fā)育，深循環(huán)的地下熱水（深循環(huán)地?zé)崴鲃幼酉到y(tǒng)）在重力水頭差的驅(qū)動下沿構(gòu)造導(dǎo)水帶及巖溶裂隙發(fā)育帶向古風(fēng)化殼巖溶發(fā)育帶聚集，形成地?zé)崴患瘏^(qū)。在濟南巖體—灰?guī)r接觸帶與張性斷裂交匯處，灰?guī)r熱儲頂板埋深較淺，一般小于500 m，熱儲層頂部歷經(jīng)長期風(fēng)化淋濾，巖溶最為發(fā)育，地?zé)釂尉克孔畲?、富水性最強?/p>
（2）斷裂構(gòu)造破碎帶。在斷裂構(gòu)造發(fā)育區(qū)，張性斷裂及其上盤、斷裂構(gòu)造交匯地段或斷裂構(gòu)造多次活動地帶，巖體破碎，地下水活動強烈，裂隙巖溶發(fā)育，有利于地?zé)崴母患?。研究區(qū)涌水量較大的地?zé)峋辔挥跀嗔褬?gòu)造及次級構(gòu)造附近，斷裂構(gòu)造為地?zé)崴患闹鲗?dǎo)因素，斷裂構(gòu)造破碎帶是地?zé)崴挠欣患瘞А?/p>
（3） 巖漿巖體與碳酸鹽巖接觸帶（可溶巖與非可溶巖接觸帶）。在巖漿巖體與碳酸鹽巖接觸帶，由于巖石力學(xué)性質(zhì)的差異，受巖漿侵入、構(gòu)造活動影響，易產(chǎn)生層間滑動及構(gòu)造裂隙，尤其是在脆性可溶巖一側(cè)裂隙尤其發(fā)育，為地下水提供儲集空間與優(yōu)勢徑流通道。同時在可溶巖與非可溶巖接觸部位，當?shù)責(zé)崴谶\動中遇到非可溶巖時，受其阻水作用形成回水，迫使地下水在可溶巖一側(cè)強烈活動，促進巖溶發(fā)育，有利于地?zé)崴母患?/p>
（4）厚層、質(zhì)純可溶巖熱儲層間巖溶發(fā)育帶。一般來說，質(zhì)純、層厚、分布范圍廣的可溶巖巖溶較為發(fā)育，巖溶發(fā)育和富水性的一般規(guī)律是：純灰?guī)r>白云質(zhì)灰?guī)r>泥質(zhì)灰?guī)r>白云巖。奧陶紀馬家溝群六期、四期、二期，巖性以純灰?guī)r為主，為熱儲層的主要巖溶發(fā)育層位。
6 結(jié) 論
（1）研究區(qū)古巖溶作用可劃分為同生巖溶、風(fēng)化殼巖溶、埋藏巖溶和構(gòu)造巖溶4種主要類型。
（2）濟南北地?zé)崽飵r溶熱儲發(fā)育的主控因素：沉積相控制巖溶發(fā)育有利部位，巖溶最易發(fā)育層位為八陡組、五陽山組，最易發(fā)育的巖性為微晶灰?guī)r和云斑灰?guī)r；構(gòu)造背景是古巖溶發(fā)育的基礎(chǔ)，區(qū)域緩傾單斜構(gòu)造控制巖溶的總體分布和發(fā)育方向，斷裂構(gòu)造控制巖溶儲層的展布方向；晚奧陶世至晚石炭世為風(fēng)化殼巖溶作用最主要時期。燕山期和喜馬拉雅期脆性斷裂控制巖溶儲層的展布方向、裂隙巖溶發(fā)育程度，形成最有利儲層發(fā)育的裂隙巖溶。
（3）中奧陶世—晚奧陶世桑比期為馬家溝群碳酸鹽巖熱儲層沉積形成階段，以同生巖溶作用為主；晚奧陶世桑比期末至晚石炭世，為風(fēng)化殼巖溶作用時期；晚石炭世以后，以埋藏巖溶作用為主；燕山期和喜馬拉雅期為構(gòu)造巖溶作用重要時期。
（4）儲層巖溶發(fā)育垂向變化明顯，裂隙巖溶發(fā)育段集中在熱儲層頂板以下320 m以內(nèi)，可作為巖溶熱儲地?zé)峋你@井設(shè)計依據(jù)。
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（編輯 李 娟）
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