塔河地區奧陶系鷹山組儲層特征及其主控因素

史江濤，郝君明，王小雷

1.山西工程技術學院地球科學與工程系，山西 陽泉 045000 2.蘭州理工大學土木工程學院，蘭州 730000 3.南京曉莊學院環境科學學院，南京 210000

0 引言

碳酸鹽巖儲層的形成、演化、改造與沉積、構造和成巖等密切相關[1-4]。塔里木盆地碳酸鹽巖普遍具有埋藏深度大、流體活動期次多、構造演化復雜和成巖作用強等特征，導致儲層具有類型多樣、成因機制復雜、孔滲差異大和非均質性強等特點[2, 5-10]，進而造成儲層巖性、發育層位、儲集空間類型、物性、成儲機制和成儲模式等方面差異顯著。前人對盆地內中—下奧陶統碳酸鹽巖儲層的沉積環境、巖溶作用、斷裂體系、成巖體系和白云化作用等方面進行了諸多富有成效的研究[1, 5-9, 11-15]，總結了相應油藏儲層的類型、物性、成儲機制、主控因素和空間展布等[6-10]，為油田的勘探開發做出了顯著的貢獻。

近年來，隨著奧陶系主力層位勘探開發趨于成熟，埋藏淺、物性好、儲層特征明顯的油氣藏大多已被發現，盆地碳酸鹽巖勘探逐漸轉向深層—超深層，相繼在超過8 000 m的寒武系和震旦系碳酸鹽巖取得勘探碩果[16]。然而由于前奧陶系地層埋藏超深、地震資料品質差、鉆遇(穿)的井少、構造活動和成巖演化復雜等，造成前奧陶系勘探仍然面臨諸多難題。其中，關鍵之一是碳酸鹽巖經歷復雜的成巖和成儲過程，造成儲層特征、類型、形成模式、保存機制和主控因素等不清[16-19]。

塔河地區震旦系、寒武系和奧陶系碳酸鹽巖在沉積環境、埋藏成巖和構造演化等方面具有較多的相似性[11, 20-22]，因此正確總結和評價塔河地區奧陶系碳酸鹽巖儲層的特征，不僅有助于其自身的勘探開發，更對盆地深層--超深層碳酸鹽巖儲層預測有顯著作用。本文基于塔河地區巖心、薄片、鉆井、錄井和地震等資料，系統梳理塔河地區奧陶系鷹山組儲層，分析儲層的沉積環境、巖石學特征、儲集空間特征和儲層類型等，進而重點探討沉積環境、巖溶、斷裂和古地形等對碳酸鹽巖儲層發育的控制作用，以期加深對塔河地區奧陶系儲層形成、保存、演化機制的認識，為該地區深層—超深層碳酸鹽巖儲層的勘探和預測提供資料。

1 區域地質背景

塔北隆起位于塔里木盆地北部，總體為呈東西向展布的古隆起(圖1a)。塔北隆起的東部與庫魯克塔格斷隆、南天山造山帶相連接，西部緊鄰阿瓦提凹陷，北部緊挨庫車坳陷，南呈斜坡狀向滿加爾凹陷過渡(圖1a、b)。塔北隆起又可劃分為6個三級構造單元和若干個四級構造單元，自西向東依次是沙西凸起、雅克拉斷凸、哈拉哈塘凹陷、阿克庫勒凸起、草湖凹陷和庫爾勒鼻凸等[2, 15](圖1b)。研究區塔河地區位于塔北隆起中南部，橫跨哈拉哈塘凹陷和阿克庫勒凸起(圖1b)。

塔北隆起地層相對完整。自下而上廣泛發育震旦系、寒武系和下奧陶統，受海平面變化和后期抬升剝蝕，部分地區缺失中—上奧陶統(圖1c)；志留系、泥盆系主要分布于隆起的圍斜部位，并遭受強烈剝蝕(圖1c)；石炭系直接覆蓋于奧陶系—泥盆系之上，二疊系則只分布于隆起的南部邊緣。奧陶系從下至上依次為下統蓬萊壩組、下—中統鷹山組、中統一間房組和上統卻而卻克組、良里塔格組、桑塔木組(圖1d)。

塔北地區寒武紀—奧陶紀整體以臺地環境為主[23-27](圖1d)。寒武紀及前寒武紀，塔里木盆地內臺盆格局明顯，塔北地區整體為塔西臺地的一部分[25, 27]，主要發育局限臺地和開闊臺地等環境。奧陶紀繼承了寒武紀的構造格局，但構造背景由拉張逐漸變為擠壓[26-27]，盆地內臺盆格局發生變化，塔北地區逐漸形成孤立的碳酸鹽巖臺地[24, 26-27]。研究區蓬萊壩組沉積時，沉積環境以局限臺地為主，絕大部分井沒有鉆穿該層；鷹山組沉積環境以開闊臺地和局限臺地為主；一間房組以開闊臺地、臺地邊緣和淹沒臺地為主；卻而卻克組沉積時海平面大幅上升，沉積環境以淹沒臺地、陸棚和斜坡為主；良里塔格組以開闊臺地和局限臺地為主；桑塔木組沉積時碳酸鹽巖臺地消亡，沉積環境以混積陸棚為主[24, 26-27]。志留紀和泥盆紀時期，隨著海平面的持續下降，盆地整體抬升并發生掀斜，沉積環境由海相逐漸變為海陸交互相和陸相。

塔里木盆地多期次的構造運動不僅形成區域分布的不整合，還形成多期、多組互相疊加的斷裂體系[2-3, 28-29]，而對奧陶系影響強烈的主要為加里東期和海西期[1-3, 29-30](圖1c)。加里東晚期，塔北隆起開始形成，研究區逐漸出露，擠壓背景下塔北隆起形成廣泛分布的斷裂系統(圖1c)。海西早—中期，塔北隆起區繼續發育，區域擠壓作用使研究區進一步隆升，地層受到強烈剝蝕，形成區域性不整合和主要的斷裂體系(圖1c)。海西晚期，隨著北部洋盆閉合，塔北隆起大幅抬升，斷裂和巖漿活動劇烈[31]。

a. 塔北地區位置簡圖； b. 塔北地區構造簡圖； c. 研究區地質簡圖； d. 研究區典型井柱狀圖。c圖據文獻[2-3]修編。GR.自然伽馬；VSP.自然電位；AC.聲波時差；DEN.密度；RD.深側向電阻率；RS.淺側向電阻率。

2 儲層特征

2.1 儲層巖石學特征

基于大量的巖心觀察和薄片鑒定認為，研究區鷹山組巖性主要為顆粒灰巖和泥晶灰巖，其中亮晶顆粒灰巖、泥晶顆粒灰巖、顆粒泥晶灰巖、泥晶灰巖明顯占優[1, 4, 7, 32]，還有少量的灰質泥巖、泥質灰巖、云質灰巖、硅質灰巖(圖2)，可見燧石塊，在溶洞、地下暗河和裂縫等發育少量的泥巖和粉砂巖等碎屑巖。

圖2 研究區鷹山組主要巖石類型

亮晶顆粒灰巖具亮晶顆粒結構，顆粒多為砂屑、藻屑、礫屑、生屑及鮞粒、藻凝塊等(圖3a)，填隙物以亮晶方解石膠結為主，少見泥晶方解石。顆粒以橢圓-不規則狀為主，粒徑一般為0.1～1.0 mm。

泥晶顆粒灰巖以顆粒結構為主，顆粒多為砂屑、礫屑、藻屑和生屑等(圖3b)。顆粒多不規則狀，粒徑一般小于0.5 mm，顆粒間主要為泥晶方解石充填。

顆粒泥晶灰巖具泥晶結構，主要包括砂屑泥晶灰巖、粉屑泥晶灰巖和生屑泥晶灰巖等(圖3c)。不規則狀，粒徑一般小于0.3 mm，以泥晶方解石填隙物為主。

泥晶灰巖具泥晶結構(圖3d)，顆粒體積分數小于10%，見少量砂屑、棘屑及藻團塊，填隙物主要為泥晶方解石。

云質灰巖一般具泥晶結構，填隙物以泥粉晶白云石為主，白云石體積分數一般小于30%(圖3e)，晶體以他形為主(圖3f)。可見霧心亮邊、重結晶等特征，主要是灰巖白云化作用不徹底造成的，分布于裂縫、斷層和縫合線等附近，可見被瀝青侵染。

硅質灰巖主要由方解石、燧石等礦物組成(圖3g)，硅質體積分數一般較少，為 1%～20%。硅質多呈隱晶質集合體或細小棒狀、晶粒狀，多呈薄層狀、條帶狀和結核團塊狀分布(圖3g)。巖心觀察發現，硅化作用常集中分布于溶縫、裂縫和縫合線等部位，說明熱液作用是硅質灰巖的重要成因[10]。同時，還發育少量的灰質白云巖(圖3h、i)。

總體上，鷹山組上部沉積時，水體清澈，水動力較強，沉積多以顆粒含量較高、泥質含量低、質純性脆的顆粒灰巖和生物灰巖為主，包括亮晶砂屑、生屑、藻凝塊灰巖和團塊狀泥晶灰巖及藻球粒灰巖，灰巖厚度大、連續性好。鷹山組下部巖性以泥晶灰巖、顆粒泥晶灰巖、泥晶顆粒灰巖為主，夾藻粘結灰巖、藻鮞灰巖、藻砂礫屑灰巖和云質灰巖等，下部白云質含量明顯增高[1]。整體上，鷹山組成巖作用較強，下部見熱液作用形成的過渡巖類和少量的白云巖。

2.2 儲集空間類型及特征

研究區奧陶系沉積后，經歷了長期復雜的抬升剝蝕、埋藏成巖過程[1-2, 4, 7, 32]，強烈的風化作用、多期溶蝕作用、多次構造破裂作用和大面積的熱液作用等導致儲集空間具有類型多樣、成因機制復雜、孔滲差異大和非均質性強等特點[10]。依據碳酸鹽巖中發育的儲滲空間大小、形態和成因等，可將儲集空間分為孔隙、裂縫和溶洞三大類(圖4)。

2.2.1 孔隙

研究區碳酸鹽巖孔隙類型多樣，包括粒間孔隙、粒內孔隙、粒間(內)溶蝕孔隙、晶間孔隙、晶內孔隙和晶間(內)溶蝕孔隙等(圖4)，這類孔隙在所有碳酸鹽巖中均發育，以粒間孔隙、溶蝕孔隙和晶間孔隙為主[1-2, 4, 7, 32]。

粒間孔隙、粒內孔隙多為砂礫屑、鮞粒等雜亂堆積而成(圖4a)；粒間(內)溶蝕孔隙主要是溶蝕流體沿著斷層、裂縫和縫合線等進行選擇性溶蝕而成(圖4b)；晶間孔隙、晶內孔隙和晶間(內)溶蝕孔隙主要發育于結晶灰巖中(圖4c、d)，大多連通性差，不容易形成儲層。

此外還有部分生物骨架成因的生物體腔孔隙、藻架孔隙和藻間孔隙等(圖4e)，這類孔隙主要發育于生物含量較高的生屑灰巖、藻粘結灰巖、棘屑灰巖巖層中。生物體腔孔隙為粗大空腔被充填后的殘存空間，孔徑一般大于0.1 mm。藻架孔隙、藻間孔隙主要為藻類骨架雜亂堆積形成的孔隙，或者后期受到溶蝕作用形成(圖4e)。

a. S116井，6 346.53 m，亮晶顆粒灰巖，發育裂縫；b. YQ6井，6 068.30 m，泥晶顆粒灰巖, 棘屑體積分數為30%；c. S110井，6 359.72 m，顆粒泥晶灰巖, 棘屑體積分數為30%，含少量的藻屑、介殼等；d. S84井，6 523.17 m，泥晶灰巖，裂縫切割縫合線并被方解石充填；e. YQ5井，5 957.79 m，泥晶白云質灰巖；f. S115井，5 854.52 m，硅化白云質灰巖，見硅質團塊不均勻分布；g. AD19井，6 611.32 m，硅質灰巖，見硅質團塊不均勻分布，局部含瀝青質；h. S110井，6 347.07 m，泥晶灰質白云巖；i. S104井，5 984.10 m，灰質白云巖，發育多條貫穿裂縫。

圖3 鷹山組儲層典型巖性鏡下特征

Fig.3 Microscopic characteristics of the typical lithology in Yingshan Formation

2.2.2 裂縫

研究區裂縫種類繁多，可分為構造縫、溶蝕縫和壓溶縫等(圖4)。裂縫不僅是奧陶系最發育、巖心中最常見的儲集空間，還對油氣滲流、巖溶作用、輸導油氣有重要意義。

研究區主要發育4期構造裂縫，以高角度微小縫為主，60°～90°傾角縫占優，水平縫、低角度縫較少，多期裂縫往往疊加在一起，形成眾多的網狀縫，縫面不平，具有擦痕。早期裂縫多被泥質、硅質、方解石和鐵質等充填或半充填(圖4f)，晚期裂縫則有部分未充填。構造裂縫是研究區最重要的裂縫類型，也是最常見的儲集空間(圖1c，圖3d、i，圖4e、f、h)。

溶蝕縫主要是成巖過程中由地表水、地下水、混合水、熱液和有機酸等對原巖進行選擇性溶蝕而成，一般裂縫開度較大，縫壁極不規則(圖4g)。研究區溶蝕縫普遍發育，且多沿著已有裂縫系統進行擴大溶蝕。

壓溶縫發育于灰巖埋藏壓實的初期，后期多被泥質、白云石、方解石、油氣和瀝青等充填。壓溶縫一般縫寬較小(圖4h、i)，延伸較短，但數量眾多，呈水平狀或緩傾斜狀，大致與層面或巖層單元的界面平行(圖4i)。

巖心統計表明，83.2%的巖心中見到1條以上裂縫，61.5%以上的巖心見到2條以上裂縫。裂縫孔隙度為0.001%～5.321%，平均孔隙度為0.632%；裂縫密度為0.113～3.932 條/m，平均裂縫密度為0.632 條/m。裂縫開度一般在0.1～1.0 mm之間，研究區裂縫以小縫為主。裂縫充填程度較高，其中完全充填的占47.6%，部分充填的占32.8%。充填物以方解石為主，還可見到泥質、白云質、鐵質、硅質充填。

2.2.3 溶洞

溶洞是研究區最重要的儲集空間，其分布極不均一，大多沿著先期存在的裂縫、斷層分布，少部分與巖層的非均質相關。根據溶洞大小，可將其分為小型溶洞、大型溶洞和地下暗河等3類[1, 4, 7, 32](圖4)。

a. AD15井，6 546.96 m，亮晶砂屑灰巖，巖石孔隙發育較好，主要為粒間孔隙，分布不均；b. S110井，6 314.42 m，亮晶鮞粒灰巖，部分鮞粒內部被溶蝕，粒間(內)溶蝕孔隙發育；c. S113井，5 975.10 m，灰質白云巖，發育較多晶間孔隙；d. YQ6井，6 071.83 m，灰質白云巖，發育晶間孔隙、晶間(內)溶蝕孔隙；e. S112-2井，6 475.00 m，藻粘結灰巖，可見藻間孔隙、晶間孔隙呈串珠狀分布，被瀝青充填，發育半充填裂縫；f. YQ3井，6 108.10 m，白云質泥晶灰巖，發育高角度方解石、瀝青半充填裂縫；g. S83井，5 520.74 m，白云質灰巖，裂縫極其發育，共發育斜縫17條，豎縫7條，縫寬0.5～10.0 mm，縫壁不規則，局部發育小型溶洞，被泥質、白云質、黃鐵礦充填或半充填；h. T749井，5 984.53 m，含顆粒泥晶灰巖，縫合線被瀝青充填，裂縫未充填；i. S111井，6 306.26 m，生屑礫屑灰巖，發育多條近水平縫合線，被泥質、瀝青充填；j. S83井，5 526.81 m，細晶白云巖，發育密集未被充填的小型溶洞；k. S83井，5 522.54 m，白云質灰巖，該井段發育多個大型溶洞，被粉砂質、泥質、黃鐵礦充填；l. YQ3井，5 821.10 m，灰質細粒石英砂巖，發育斜層理，是厚層灰巖內所夾薄層碎屑巖，代表地下暗河沉積。

小型溶洞直徑一般在2～100 mm之間(圖4j)，在巖心上可以識別，常沿著斷層、裂縫、縫合線分布。熱液成因的小型溶洞常密集分布，大多部分未充填或部分充填(圖4j)，而表生溶蝕成因的小型溶洞有的密集分布，有的孤立分布，大多完全充填或部分充填。

大型溶洞一般直徑大于10 cm(圖4k)，可通過洞穴角礫巖、巨晶方解石、鉆井放空、泥漿漏失和地層垮塌等標志識別[33]。部分大型溶洞未被充填，可在鉆井或測井上識別，如LN8井5 239.40～5 240.00 m放空0.6 m，5 256.21～5 258.70 m放空2.5 m，5 225.00～5 266.00 m漏失泥漿376 m3，均為未充填大型溶洞的標志。

地下暗河是地質歷史時期碳酸鹽巖出露地表時形成的巨大且互相連通的溶洞，溶洞內有常年或季節性的流水，類似我國南方喀斯特地區發育的地下河，部分發育薄層細碎屑巖層(圖4l)。例如LG42井，5 810.00～5 830.00 m處發育大型暗河，洞內已被灰綠色泥質粉砂巖、灰質粉砂巖充填。地下暗河在鉆井和測井上特征明顯，易于解釋。

2.3 儲層類型及特征

充分認識與合理劃分碳酸鹽巖儲層類型對于油氣田勘探開發具有重要意義。根據儲集空間的不同組合方式和重要性，可將研究區儲層劃分為4類，即裂縫型、孔洞型、裂縫-孔隙型、裂縫-溶洞型儲層[1, 4, 7,32]。

2.3.1 裂縫型儲層

裂縫型儲層是研究區普遍發育的儲層。該類儲層基質孔隙度很低，原生孔隙和次生孔洞不發育，儲滲空間主要為各類裂縫(圖4f、g)。該類儲層的儲集性能主要受控于裂縫發育程度，研究區大部分井都發育裂縫型儲層，如T708[33]、S97和JF123等。其中JF123井5 338.00～5 344.00 m井段，巖心分析孔隙度很低，平均為1.0%，而裂縫很發育，裂縫孔隙度達到了0.38%，未經酸壓獲得日產氣13.3萬m3、日產油237 m3的高產油氣流。

2.3.2 孔洞型儲層

孔洞型儲層主要包括孔隙型儲層和溶洞型儲層，一般來說由于碳酸鹽巖的基質孔隙度很低，所以孔隙型儲層很少，主要為溶洞型儲層。溶洞型儲層以發育較大溶洞為特征(圖4k、l)，測井孔隙度可達30%以上，鉆井過程中經常伴有井漏、放空和鉆時減小等特征，是研究區最具價值的儲層。研究區有多口井發育孔洞型儲層，如S112、LN8和T615等井。

2.3.3 裂縫-孔隙型儲層

該類儲層主要為生物礁(丘)、粒屑灘、開闊臺地和臺緣礁(灘)等環境沉積的生物灰巖、砂礫屑灰巖等，儲集空間主要為粒間孔隙(圖4a)、溶蝕孔隙和晶間孔隙等，滲流空間為裂縫(圖4g)。該類儲層不僅具有良好的儲集空間，也有優越的滲流通道，一般具有較高的產能和穩產時間。研究區很多井發育該類儲層，如S102、T709、T737 和S86等。

2.3.4 裂縫-溶洞型儲層

該類儲層是研究區的主要儲層類型，主要分布于研究區南部，如S105、S110和S113等井。儲集空間主要為溶蝕孔隙、溶洞，裂縫起溝通和改善滲流作用。此類儲層儲集性能較好，其發育和分布主要與構造活動產生的裂縫和巖溶作用相關。該類儲層是區內最優質儲層，多獲高產油氣流，產量相對穩定。

3 儲層形成的主控因素

塔河地區鷹山組碳酸鹽巖發育于大型緩坡背景的開闊臺地和臺地邊緣[1, 7, 24, 26, 34]，儲層非均質性強、成因復雜，受沉積作用、巖溶作用、構造作用和古地形等多種因素影響[1, 4, 7, 32]。從鉆井揭示的有效儲層來看，儲層的形成主要受控于成巖作用，特別是破裂作用和溶蝕作用，同時沉積作用、古地形、構造作用也有明顯的影響[2, 4, 7, 15, 32, 34]，這與塔東、四川盆地等碳酸鹽巖儲層的成因差異明顯[10, 35-36]。

3.1 沉積作用是儲層形成的基礎

沉積作用控制著巖石的礦物組成、排列方式和結構構造等，從而控制著巖石原生孔隙的發育，并在很大程度上影響著次生孔隙。

鷹山組沉積時，研究區多屬于開闊臺地、局限臺地等淺水環境[23- 24, 26]。在生屑灘、鮞粒灘和砂屑灘等較高能相區水動力較強，顆粒灰巖和生屑灰巖等更發育，原生孔隙也較大；而在灘間海、臺緣斜坡和灘間洼地等較低能相區，巖性以泥灰巖、泥晶灰巖為主，巖石致密，原生孔隙發育較差。研究區12口井巖心數據表明：亮晶顆粒灰巖和鮞粒灰巖等是最有利的沉積相區，儲層物性最好，平均孔隙度為2.3%；其次為藻灰巖、生屑灰巖相區，平均孔隙度為1.8%；而泥晶灰巖相區的平均孔隙度小于1.0%。

同時，碳酸鹽巖原生孔隙的差異經過溶蝕作用和破裂作用等改造會被進一步增大。鷹山組高能環境形成的較純碳酸鹽巖，由于質純性脆，受破裂、溶蝕的改造會形成廣泛分布的次生孔洞。而雜質(泥質、白云質和硅質等)含量較高的巖層，破裂和溶蝕作用較弱，不利于次生孔洞的發育。如圖5中S113井：5 905.00～5 920.00 m巖性以亮晶砂屑灰巖為主，其沉積環境主要為砂屑灘，成像測井顯示溶洞、裂縫發育，綜合解釋為儲層；5 944.00～5 961.00 m巖性以藻灰巖、亮晶砂屑灰巖、泥晶砂屑灰巖為主，沉積環境主要為砂屑灘，成像測井顯示裂縫發育，綜合解釋為儲層；5 926.00～5 935.00 m巖性以泥晶砂屑灰巖、泥晶灰巖為主，沉積環境主要為灘間洼地，原生孔隙發育較差，裂縫發育明顯較前兩個層段差。

3.2 成巖作用控制了儲層的形成

塔河地區鷹山組碳酸鹽巖儲層形成具有成巖過程復雜、成巖流體繁多、成巖時間長久、成巖類型多樣、埋藏深淺不一和構造活動頻繁等特征，導致原巖遭受強烈的破壞改造，同時也促成多種類型的次生孔縫洞發育。研究區常見的成巖作用有膠結作用、壓實作用、壓溶作用、溶蝕作用、白云化作用、硅化作用、破裂作用和重結晶作用等。

對大多數碳酸鹽巖儲層來說，成巖作用是碳酸鹽巖儲層形成的關鍵[37-39]。建設性成巖作用可以促進孔隙的發育，如壓溶作用、溶蝕作用、白云化作用和破裂作用等；而破壞性成巖作用會堵塞孔隙，降低孔滲[7, 40]。溶蝕作用和破裂作用是鷹山組最關鍵的建設性成巖作用。

FVPA. 裂縫孔隙度；VUGS. 洞穴孔隙度；FVDC. 每米井段的裂縫總條數；FVAH. 裂縫平均寬度；FVTL. 每平方米井壁的裂縫長度之和。圖例同圖1。

3.2.1 多期多次多類溶蝕作用是儲層形成的關鍵

溶蝕作用促進了優質儲層的形成，貫穿了整個成巖作用全過程。根據溶蝕作用發育深度、溶蝕流體類型和成巖演化階段等可將溶蝕作用分為準同生溶蝕、表生溶蝕和埋藏溶蝕3類[41-44](圖6)。

準同生溶蝕最先發生，其對埋藏溶蝕和表生溶蝕具有重要的先導作用。表生溶蝕主要發育在大的不整合面之下，往往規模宏大，可能疊加前期的準同生溶蝕。埋藏溶蝕發育深度相對較大，其規模主要受溶蝕流體、斷裂體系、巖性特征的控制。大型溶蝕作用在地震剖面上往往呈現“串珠狀”反射特征(圖6)。

準同生溶蝕主要發育于準同生期大氣淡水環境中，伴隨著海平面的短暫下降，臺地淺水區間歇性地出露水面，發生選擇性溶蝕[41-44]，其往往表現為層狀溶蝕。因為規模較小加上后期改造，準同生溶蝕不容易被識別，只有通過特殊的結構和構造可加以判別，如鳥眼構造和滲流構造等。

奧陶紀沉積之后，塔里木盆地經歷了多期的構造運動，造成塔北不同地區上泥盆統或石炭系與下伏奧陶系不同層位接觸。此時研究區整體表現為一個大的碳酸鹽巖古潛山，表生溶蝕強烈發育[41-44](圖6)，往往形成大規模溶洞或大面積連片的巖溶體。儲層受潛山面控制明顯，主要發育在距潛山頂部0～160 m范圍[7]。對316口鉆井統計結果顯示，奧陶系油藏平均大型溶洞鉆遇率為73.2%，平均每口井鉆遇溶洞1.1套。如T808K井5 763.51～5 793.00 m放空，顯示鷹山組發育未完全充填溶洞達29.49 m；T615井5 534.00～5 556.00 m巖心上發育全充填溶洞厚20多m。

圖6 研究區鷹山組斷裂作用、巖溶作用模式圖

埋藏溶蝕指碳酸鹽巖在中—深埋藏階段，與地層水、熱液和有機酸等有關的溶蝕作用[41-44]。該類溶蝕作用主要沿著各期構造形成的裂縫、斷層，選擇縫壁、晶間、粒內或追蹤原有縫洞進行溶蝕。研究區埋藏溶蝕最常見的類型是熱液溶蝕。大量高溫、高腐蝕性熱液沿深大斷裂、滲透層和不整合面等向上侵入碳酸鹽巖地層中(圖6)，一方面使灰巖逐漸白云巖化，另一方面對原有孔洞進行溶蝕、改造。熱液作用在塔里木盆地不同地區差異明顯：在塔中地區熱液形成一系列的次生孔洞[6, 8]，進一步改善了儲集性能；而在塔東米蘭地區，熱液往往堵塞已有孔洞，破壞了儲層[10]。熱液溶蝕作用在塔北雖有發現(圖4j)，但強度明顯不如塔中和塔東地區[45]。

3.2.2 破裂作用促進了儲層的形成

構造運動對儲層的影響是多方面的[14, 17]，其中最重要的是斷層和裂縫。從地震上可識別出4期對鷹山組儲層有顯著影響的斷裂體系：1)發育于奧陶系—寒武系的沖斷層，形成于中—晚奧陶世(圖6)；2)發育于T60反射層以下的走滑斷裂，形成于中—晚泥盆世；3)存在于前二疊系中的正斷層，形成于二疊紀早—中期(圖6)；4)存在于前中生代地層中的沖斷層，形成于二疊紀末—三疊紀初[3](圖1c)。

通過斷裂發育的特征、性質、期次和范圍等以及與儲層關系的研究，認為斷裂活動對儲層的影響主要有兩方面。

1)斷裂不僅是有效的油氣儲集空間，還能改善儲層的滲流性能、擴大成巖作用的范圍。加里東期、海西期不僅形成大的斷層，還伴隨著規模不一、數量眾多的微細裂縫(圖6)。一方面這些微細裂縫不僅可以儲集油氣，大大增加儲層的儲集空間(圖3d、i，圖4e、f、g、h)，而且還改善了儲層的滲透性[7]；另一方面，微細裂縫、孔隙和溶洞等互相連通，形成廣泛的滲濾通道，擴大了成巖流體的作用范圍，增強了水巖作用廣度和深度，促進了建設性成巖作用的發生(圖6)，極大地改善了儲層的孔滲特征。早期構造活動產生的裂縫疊加多期次的建設性成巖作用，往往是優質儲層的發育區。如S48井靠近大斷層(圖6)，巖心顯示發育多種類型的儲集空間，且不同期次的裂縫互相切割，1997年投產后一直持續生產到現在。

2)斷裂的發育促進了巖溶的進一步發展。斷裂和巖溶關系密切。深大斷裂可以作為深部熱液上涌的通道，促進埋藏溶蝕作用的發生(圖6)。淺層斷裂斷至地表，可以擴大準同生溶蝕和表生溶蝕的影響范圍(圖6)。穿層斷裂斷至其他層位，可以溝通他源性埋藏溶蝕流體(圖6)。統計表明，奧陶系優質巖溶風化殼儲層的發育深度達到了不整合面下200 m，個別井區甚至達到了350 m(LN14井)，這是單獨的表生巖溶所不能達到的深度。

3.3 古地形是儲層發育的背景

古地形地貌對碳酸鹽巖儲層的形成和發育具有重要的影響。一方面，同生和準同生時期，古地形地貌影響了沉積環境水深，進而影響了沉積亞相和微相，控制了巖石類型。而當海平面短暫下降，高部位暫時出露，古地形地貌控制了準同生溶蝕發育的范圍、廣度、深度和持續時間。另一方面，表生成巖期，鷹山組碳酸鹽巖整體表現為古潛山，儲層受古地形地貌影響明顯，古潛山高部位地勢較高(巖溶高地)，表生巖溶以垂向滲濾為主，水平滲濾較弱，儲層相對較厚而橫向非均質性極強。古潛山低部位地勢較低，表生巖溶以水平滲濾為主，垂直滲濾帶淺而薄，儲層相對較薄且差；而古潛山緩坡區(巖溶緩坡)兩者皆有發育，是有利的儲層發育區。

4 儲層形成過程及模式

塔河地區鷹山組儲層的形成受多種因素控制，在詳細分析各種因素作用機理和序列的基礎上建立了研究區儲層演化模式(圖7)。鷹山組沉積時，研究區整體為淺水環境，高能相區沉積顆粒相對較粗的亮晶顆粒灰巖和砂屑灰巖等，其原生孔滲較大；低能相區沉積顆粒相對較細的泥晶灰巖和顆粒泥晶灰巖等，其原生孔滲較小。而當海平面短暫下降，高部位間歇性暴露于大氣淡水環境，同生—準同生期已膠結的灰巖發生選擇性溶蝕，形成一定規模的溶蝕孔隙。

鷹山組沉積后，研究區持續沉降，巖石經歷了復雜的水巖反應，部分孔隙和溶蝕孔洞被充填，孔滲大幅減小，整體上埋藏壓實階段對儲層起到了破壞作用。塔北地區奧陶系被抬升至地表或接近地表，在長時間表生溶蝕作用下(圖7a)，酸性流體沿著斷層、裂縫和孔洞等發生溶蝕，在巖溶高地和巖溶緩坡形成大型溶洞和溶蝕孔洞，成為有效儲層的主要來源。同時，各類構造運動產生多期多組的斷層和裂縫，不僅使儲層孔滲進一步增大，而且也促進了溶蝕發育(圖7a)。此外，烴源巖排烴生成的大量有機酸通過斷層和裂縫等運移至鷹山組，也對原有地層產生溶蝕(圖7a)。二疊紀塔里木盆地發生大面積的巖漿活動[31]，這些熱液沿著斷層和裂縫進入鷹山組，使灰巖發生重結晶和溶蝕作用，進一步改造了儲層(圖7b)。

根據宏觀和微觀分析結果，結合埋藏演化、構造演化和熱演化等[15, 20]認為，鷹山組儲層是古地形、沉積作用、成巖作用和構造作用共同作用的產物。其中，古地形是儲層發育的背景，沉積作用是儲層形成的基礎，成巖作用控制了儲層的形成，最重要的成巖作用是溶蝕作用和破裂作用。

圖7 研究區儲層形成模式圖

5 結論

1)研究區奧陶系鷹山組碳酸鹽巖儲層巖性主要為亮晶顆粒灰巖、顆粒泥晶灰巖、泥晶灰巖。儲集空間以粒間孔隙、晶間孔隙、溶蝕孔隙、裂縫、溶洞為主，其中最重要的是裂縫和溶洞，83.2%的巖心中見到1條以上裂縫，平均溶洞鉆遇率為73.2%。儲層類型多樣，包括裂縫型儲層、孔洞型儲層、裂縫-孔隙型儲層和裂縫-溶洞型儲層等。

2)研究區奧陶系鷹山組碳酸鹽巖儲層是古地形、沉積作用和成巖作用等共同作用的結果。古地形是儲層發育的背景，一方面鷹山組沉積時的古地形影響了沉積環境，另一方面表生環境時的古地形控制了表生溶蝕作用的發育程度。沉積作用是儲層形成的基礎，高能顆粒相帶原生孔滲較大，低能泥質相帶原生孔滲較小，而后期成巖作用會增大這種差異。

3)成巖作用控制了儲層的形成，最關鍵的是溶蝕作用和破裂作用。多期多次多類溶蝕作用是儲層形成的關鍵，其中：準同生溶蝕作用較弱、規模較小；表生溶蝕作用強烈、規模大，是儲層形成的關鍵；埋藏溶蝕作用廣泛、規模較大，熱液溶蝕是最重要的埋藏溶蝕作用；破裂作用促進了儲層的形成，4期斷裂不僅形成了有效的儲集空間，還改善了儲層的滲流能力、擴大了成巖作用的范圍，同時促進了巖溶作用的進一步發展，提高了儲層的品質。