史江涛，郝君明，王小雷

1.山西工程技术学院地球科学与工程系，山西 阳泉 045000 2.兰州理工大学土木工程学院，兰州 730000 3.南京晓庄学院环境科学学院，南京 210000

0 引言

碳酸盐岩储层的形成、演化、改造与沉积、构造和成岩等密切相关[1-4]。塔里木盆地碳酸盐岩普遍具有埋藏深度大、流体活动期次多、构造演化复杂和成岩作用强等特征，导致储层具有类型多样、成因机制复杂、孔渗差异大和非均质性强等特点[2, 5-10]，进而造成储层岩性、发育层位、储集空间类型、物性、成储机制和成储模式等方面差异显著。前人对盆地内中—下奥陶统碳酸盐岩储层的沉积环境、岩溶作用、断裂体系、成岩体系和白云化作用等方面进行了诸多富有成效的研究[1, 5-9, 11-15]，总结了相应油藏储层的类型、物性、成储机制、主控因素和空间展布等[6-10]，为油田的勘探开发做出了显著的贡献。

近年来，随着奥陶系主力层位勘探开发趋于成熟，埋藏浅、物性好、储层特征明显的油气藏大多已被发现，盆地碳酸盐岩勘探逐渐转向深层—超深层，相继在超过8 000 m的寒武系和震旦系碳酸盐岩取得勘探硕果[16]。然而由于前奥陶系地层埋藏超深、地震资料品质差、钻遇(穿)的井少、构造活动和成岩演化复杂等，造成前奥陶系勘探仍然面临诸多难题。其中，关键之一是碳酸盐岩经历复杂的成岩和成储过程，造成储层特征、类型、形成模式、保存机制和主控因素等不清[16-19]。

塔河地区震旦系、寒武系和奥陶系碳酸盐岩在沉积环境、埋藏成岩和构造演化等方面具有较多的相似性[11, 20-22]，因此正确总结和评价塔河地区奥陶系碳酸盐岩储层的特征，不仅有助于其自身的勘探开发，更对盆地深层--超深层碳酸盐岩储层预测有显著作用。本文基于塔河地区岩心、薄片、钻井、录井和地震等资料，系统梳理塔河地区奥陶系鹰山组储层，分析储层的沉积环境、岩石学特征、储集空间特征和储层类型等，进而重点探讨沉积环境、岩溶、断裂和古地形等对碳酸盐岩储层发育的控制作用，以期加深对塔河地区奥陶系储层形成、保存、演化机制的认识，为该地区深层—超深层碳酸盐岩储层的勘探和预测提供资料。

1 区域地质背景

塔北隆起位于塔里木盆地北部，总体为呈东西向展布的古隆起(图1a)。塔北隆起的东部与库鲁克塔格断隆、南天山造山带相连接，西部紧邻阿瓦提凹陷，北部紧挨库车坳陷，南呈斜坡状向满加尔凹陷过渡(图1a、b)。塔北隆起又可划分为6个三级构造单元和若干个四级构造单元，自西向东依次是沙西凸起、雅克拉断凸、哈拉哈塘凹陷、阿克库勒凸起、草湖凹陷和库尔勒鼻凸等[2, 15](图1b)。研究区塔河地区位于塔北隆起中南部，横跨哈拉哈塘凹陷和阿克库勒凸起(图1b)。

塔北隆起地层相对完整。自下而上广泛发育震旦系、寒武系和下奥陶统，受海平面变化和后期抬升剥蚀，部分地区缺失中—上奥陶统(图1c)；志留系、泥盆系主要分布于隆起的围斜部位，并遭受强烈剥蚀(图1c)；石炭系直接覆盖于奥陶系—泥盆系之上，二叠系则只分布于隆起的南部边缘。奥陶系从下至上依次为下统蓬莱坝组、下—中统鹰山组、中统一间房组和上统却而却克组、良里塔格组、桑塔木组(图1d)。

塔北地区寒武纪—奥陶纪整体以台地环境为主[23-27](图1d)。寒武纪及前寒武纪，塔里木盆地内台盆格局明显，塔北地区整体为塔西台地的一部分[25, 27]，主要发育局限台地和开阔台地等环境。奥陶纪继承了寒武纪的构造格局，但构造背景由拉张逐渐变为挤压[26-27]，盆地内台盆格局发生变化，塔北地区逐渐形成孤立的碳酸盐岩台地[24, 26-27]。研究区蓬莱坝组沉积时，沉积环境以局限台地为主，绝大部分井没有钻穿该层；鹰山组沉积环境以开阔台地和局限台地为主；一间房组以开阔台地、台地边缘和淹没台地为主；却而却克组沉积时海平面大幅上升，沉积环境以淹没台地、陆棚和斜坡为主；良里塔格组以开阔台地和局限台地为主；桑塔木组沉积时碳酸盐岩台地消亡，沉积环境以混积陆棚为主[24, 26-27]。志留纪和泥盆纪时期，随着海平面的持续下降，盆地整体抬升并发生掀斜，沉积环境由海相逐渐变为海陆交互相和陆相。

塔里木盆地多期次的构造运动不仅形成区域分布的不整合，还形成多期、多组互相叠加的断裂体系[2-3, 28-29]，而对奥陶系影响强烈的主要为加里东期和海西期[1-3, 29-30](图1c)。加里东晚期，塔北隆起开始形成，研究区逐渐出露，挤压背景下塔北隆起形成广泛分布的断裂系统(图1c)。海西早—中期，塔北隆起区继续发育，区域挤压作用使研究区进一步隆升，地层受到强烈剥蚀，形成区域性不整合和主要的断裂体系(图1c)。海西晚期，随着北部洋盆闭合，塔北隆起大幅抬升，断裂和岩浆活动剧烈[31]。

a. 塔北地区位置简图； b. 塔北地区构造简图； c. 研究区地质简图； d. 研究区典型井柱状图。c图据文献[2-3]修编。GR.自然伽马；VSP.自然电位；AC.声波时差；DEN.密度；RD.深侧向电阻率；RS.浅侧向电阻率。

2 储层特征

2.1 储层岩石学特征

基于大量的岩心观察和薄片鉴定认为，研究区鹰山组岩性主要为颗粒灰岩和泥晶灰岩，其中亮晶颗粒灰岩、泥晶颗粒灰岩、颗粒泥晶灰岩、泥晶灰岩明显占优[1, 4, 7, 32]，还有少量的灰质泥岩、泥质灰岩、云质灰岩、硅质灰岩(图2)，可见燧石块，在溶洞、地下暗河和裂缝等发育少量的泥岩和粉砂岩等碎屑岩。

图2 研究区鹰山组主要岩石类型

亮晶颗粒灰岩具亮晶颗粒结构，颗粒多为砂屑、藻屑、砾屑、生屑及鲕粒、藻凝块等(图3a)，填隙物以亮晶方解石胶结为主，少见泥晶方解石。颗粒以椭圆-不规则状为主，粒径一般为0.1～1.0 mm。

泥晶颗粒灰岩以颗粒结构为主，颗粒多为砂屑、砾屑、藻屑和生屑等(图3b)。颗粒多不规则状，粒径一般小于0.5 mm，颗粒间主要为泥晶方解石充填。

颗粒泥晶灰岩具泥晶结构，主要包括砂屑泥晶灰岩、粉屑泥晶灰岩和生屑泥晶灰岩等(图3c)。不规则状，粒径一般小于0.3 mm，以泥晶方解石填隙物为主。

泥晶灰岩具泥晶结构(图3d)，颗粒体积分数小于10%，见少量砂屑、棘屑及藻团块，填隙物主要为泥晶方解石。

云质灰岩一般具泥晶结构，填隙物以泥粉晶白云石为主，白云石体积分数一般小于30%(图3e)，晶体以他形为主(图3f)。可见雾心亮边、重结晶等特征，主要是灰岩白云化作用不彻底造成的，分布于裂缝、断层和缝合线等附近，可见被沥青侵染。

硅质灰岩主要由方解石、燧石等矿物组成(图3g)，硅质体积分数一般较少，为 1%～20%。硅质多呈隐晶质集合体或细小棒状、晶粒状，多呈薄层状、条带状和结核团块状分布(图3g)。岩心观察发现，硅化作用常集中分布于溶缝、裂缝和缝合线等部位，说明热液作用是硅质灰岩的重要成因[10]。同时，还发育少量的灰质白云岩(图3h、i)。

总体上，鹰山组上部沉积时，水体清澈，水动力较强，沉积多以颗粒含量较高、泥质含量低、质纯性脆的颗粒灰岩和生物灰岩为主，包括亮晶砂屑、生屑、藻凝块灰岩和团块状泥晶灰岩及藻球粒灰岩，灰岩厚度大、连续性好。鹰山组下部岩性以泥晶灰岩、颗粒泥晶灰岩、泥晶颗粒灰岩为主，夹藻粘结灰岩、藻鲕灰岩、藻砂砾屑灰岩和云质灰岩等，下部白云质含量明显增高[1]。整体上，鹰山组成岩作用较强，下部见热液作用形成的过渡岩类和少量的白云岩。

2.2 储集空间类型及特征

研究区奥陶系沉积后，经历了长期复杂的抬升剥蚀、埋藏成岩过程[1-2, 4, 7, 32]，强烈的风化作用、多期溶蚀作用、多次构造破裂作用和大面积的热液作用等导致储集空间具有类型多样、成因机制复杂、孔渗差异大和非均质性强等特点[10]。依据碳酸盐岩中发育的储渗空间大小、形态和成因等，可将储集空间分为孔隙、裂缝和溶洞三大类(图4)。

2.2.1 孔隙

研究区碳酸盐岩孔隙类型多样，包括粒间孔隙、粒内孔隙、粒间(内)溶蚀孔隙、晶间孔隙、晶内孔隙和晶间(内)溶蚀孔隙等(图4)，这类孔隙在所有碳酸盐岩中均发育，以粒间孔隙、溶蚀孔隙和晶间孔隙为主[1-2, 4, 7, 32]。

粒间孔隙、粒内孔隙多为砂砾屑、鲕粒等杂乱堆积而成(图4a)；粒间(内)溶蚀孔隙主要是溶蚀流体沿着断层、裂缝和缝合线等进行选择性溶蚀而成(图4b)；晶间孔隙、晶内孔隙和晶间(内)溶蚀孔隙主要发育于结晶灰岩中(图4c、d)，大多连通性差，不容易形成储层。

此外还有部分生物骨架成因的生物体腔孔隙、藻架孔隙和藻间孔隙等(图4e)，这类孔隙主要发育于生物含量较高的生屑灰岩、藻粘结灰岩、棘屑灰岩岩层中。生物体腔孔隙为粗大空腔被充填后的残存空间，孔径一般大于0.1 mm。藻架孔隙、藻间孔隙主要为藻类骨架杂乱堆积形成的孔隙，或者后期受到溶蚀作用形成(图4e)。

a. S116井，6 346.53 m，亮晶颗粒灰岩，发育裂缝；b. YQ6井，6 068.30 m，泥晶颗粒灰岩, 棘屑体积分数为30%；c. S110井，6 359.72 m，颗粒泥晶灰岩, 棘屑体积分数为30%，含少量的藻屑、介壳等；d. S84井，6 523.17 m，泥晶灰岩，裂缝切割缝合线并被方解石充填；e. YQ5井，5 957.79 m，泥晶白云质灰岩；f. S115井，5 854.52 m，硅化白云质灰岩，见硅质团块不均匀分布；g. AD19井，6 611.32 m，硅质灰岩，见硅质团块不均匀分布，局部含沥青质；h. S110井，6 347.07 m，泥晶灰质白云岩；i. S104井，5 984.10 m，灰质白云岩，发育多条贯穿裂缝。

图3 鹰山组储层典型岩性镜下特征

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

2.2.2 裂缝

研究区裂缝种类繁多，可分为构造缝、溶蚀缝和压溶缝等(图4)。裂缝不仅是奥陶系最发育、岩心中最常见的储集空间，还对油气渗流、岩溶作用、输导油气有重要意义。

研究区主要发育4期构造裂缝，以高角度微小缝为主，60°～90°倾角缝占优，水平缝、低角度缝较少，多期裂缝往往叠加在一起，形成众多的网状缝，缝面不平，具有擦痕。早期裂缝多被泥质、硅质、方解石和铁质等充填或半充填(图4f)，晚期裂缝则有部分未充填。构造裂缝是研究区最重要的裂缝类型，也是最常见的储集空间(图1c，图3d、i，图4e、f、h)。

溶蚀缝主要是成岩过程中由地表水、地下水、混合水、热液和有机酸等对原岩进行选择性溶蚀而成，一般裂缝开度较大，缝壁极不规则(图4g)。研究区溶蚀缝普遍发育，且多沿着已有裂缝系统进行扩大溶蚀。

压溶缝发育于灰岩埋藏压实的初期，后期多被泥质、白云石、方解石、油气和沥青等充填。压溶缝一般缝宽较小(图4h、i)，延伸较短，但数量众多，呈水平状或缓倾斜状，大致与层面或岩层单元的界面平行(图4i)。

岩心统计表明，83.2%的岩心中见到1条以上裂缝，61.5%以上的岩心见到2条以上裂缝。裂缝孔隙度为0.001%～5.321%，平均孔隙度为0.632%；裂缝密度为0.113～3.932 条/m，平均裂缝密度为0.632 条/m。裂缝开度一般在0.1～1.0 mm之间，研究区裂缝以小缝为主。裂缝充填程度较高，其中完全充填的占47.6%，部分充填的占32.8%。充填物以方解石为主，还可见到泥质、白云质、铁质、硅质充填。

2.2.3 溶洞

溶洞是研究区最重要的储集空间，其分布极不均一，大多沿着先期存在的裂缝、断层分布，少部分与岩层的非均质相关。根据溶洞大小，可将其分为小型溶洞、大型溶洞和地下暗河等3类[1, 4, 7, 32](图4)。

a. AD15井，6 546.96 m，亮晶砂屑灰岩，岩石孔隙发育较好，主要为粒间孔隙，分布不均；b. S110井，6 314.42 m，亮晶鲕粒灰岩，部分鲕粒内部被溶蚀，粒间(内)溶蚀孔隙发育；c. S113井，5 975.10 m，灰质白云岩，发育较多晶间孔隙；d. YQ6井，6 071.83 m，灰质白云岩，发育晶间孔隙、晶间(内)溶蚀孔隙；e. S112-2井，6 475.00 m，藻粘结灰岩，可见藻间孔隙、晶间孔隙呈串珠状分布，被沥青充填，发育半充填裂缝；f. YQ3井，6 108.10 m，白云质泥晶灰岩，发育高角度方解石、沥青半充填裂缝；g. S83井，5 520.74 m，白云质灰岩，裂缝极其发育，共发育斜缝17条，竖缝7条，缝宽0.5～10.0 mm，缝壁不规则，局部发育小型溶洞，被泥质、白云质、黄铁矿充填或半充填；h. T749井，5 984.53 m，含颗粒泥晶灰岩，缝合线被沥青充填，裂缝未充填；i. S111井，6 306.26 m，生屑砾屑灰岩，发育多条近水平缝合线，被泥质、沥青充填；j. S83井，5 526.81 m，细晶白云岩，发育密集未被充填的小型溶洞；k. S83井，5 522.54 m，白云质灰岩，该井段发育多个大型溶洞，被粉砂质、泥质、黄铁矿充填；l. YQ3井，5 821.10 m，灰质细粒石英砂岩，发育斜层理，是厚层灰岩内所夹薄层碎屑岩，代表地下暗河沉积。

小型溶洞直径一般在2～100 mm之间(图4j)，在岩心上可以识别，常沿着断层、裂缝、缝合线分布。热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(图4j)，而表生溶蚀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。

大型溶洞一般直径大于10 cm(图4k)，可通过洞穴角砾岩、巨晶方解石、钻井放空、泥浆漏失和地层垮塌等标志识别[33]。部分大型溶洞未被充填，可在钻井或测井上识别，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漏失泥浆376 m3，均为未充填大型溶洞的标志。

地下暗河是地质历史时期碳酸盐岩出露地表时形成的巨大且互相连通的溶洞，溶洞内有常年或季节性的流水，类似我国南方喀斯特地区发育的地下河，部分发育薄层细碎屑岩层(图4l)。例如LG42井，5 810.00～5 830.00 m处发育大型暗河，洞内已被灰绿色泥质粉砂岩、灰质粉砂岩充填。地下暗河在钻井和测井上特征明显，易于解释。

2.3 储层类型及特征

充分认识与合理划分碳酸盐岩储层类型对于油气田勘探开发具有重要意义。根据储集空间的不同组合方式和重要性，可将研究区储层划分为4类，即裂缝型、孔洞型、裂缝-孔隙型、裂缝-溶洞型储层[1, 4, 7,32]。

2.3.1 裂缝型储层

裂缝型储层是研究区普遍发育的储层。该类储层基质孔隙度很低，原生孔隙和次生孔洞不发育，储渗空间主要为各类裂缝(图4f、g)。该类储层的储集性能主要受控于裂缝发育程度，研究区大部分井都发育裂缝型储层，如T708[33]、S97和JF123等。其中JF123井5 338.00～5 344.00 m井段，岩心分析孔隙度很低，平均为1.0%，而裂缝很发育，裂缝孔隙度达到了0.38%，未经酸压获得日产气13.3万m3、日产油237 m3的高产油气流。

2.3.2 孔洞型储层

孔洞型储层主要包括孔隙型储层和溶洞型储层，一般来说由于碳酸盐岩的基质孔隙度很低，所以孔隙型储层很少，主要为溶洞型储层。溶洞型储层以发育较大溶洞为特征(图4k、l)，测井孔隙度可达30%以上，钻井过程中经常伴有井漏、放空和钻时减小等特征，是研究区最具价值的储层。研究区有多口井发育孔洞型储层，如S112、LN8和T615等井。

2.3.3 裂缝-孔隙型储层

该类储层主要为生物礁(丘)、粒屑滩、开阔台地和台缘礁(滩)等环境沉积的生物灰岩、砂砾屑灰岩等，储集空间主要为粒间孔隙(图4a)、溶蚀孔隙和晶间孔隙等，渗流空间为裂缝(图4g)。该类储层不仅具有良好的储集空间，也有优越的渗流通道，一般具有较高的产能和稳产时间。研究区很多井发育该类储层，如S102、T709、T737 和S86等。

2.3.4 裂缝-溶洞型储层

该类储层是研究区的主要储层类型，主要分布于研究区南部，如S105、S110和S113等井。储集空间主要为溶蚀孔隙、溶洞，裂缝起沟通和改善渗流作用。此类储层储集性能较好，其发育和分布主要与构造活动产生的裂缝和岩溶作用相关。该类储层是区内最优质储层，多获高产油气流，产量相对稳定。

3 储层形成的主控因素

塔河地区鹰山组碳酸盐岩发育于大型缓坡背景的开阔台地和台地边缘[1, 7, 24, 26, 34]，储层非均质性强、成因复杂，受沉积作用、岩溶作用、构造作用和古地形等多种因素影响[1, 4, 7, 32]。从钻井揭示的有效储层来看，储层的形成主要受控于成岩作用，特别是破裂作用和溶蚀作用，同时沉积作用、古地形、构造作用也有明显的影响[2, 4, 7, 15, 32, 34]，这与塔东、四川盆地等碳酸盐岩储层的成因差异明显[10, 35-36]。

3.1 沉积作用是储层形成的基础

沉积作用控制着岩石的矿物组成、排列方式和结构构造等，从而控制着岩石原生孔隙的发育，并在很大程度上影响着次生孔隙。

鹰山组沉积时，研究区多属于开阔台地、局限台地等浅水环境[23- 24, 26]。在生屑滩、鲕粒滩和砂屑滩等较高能相区水动力较强，颗粒灰岩和生屑灰岩等更发育，原生孔隙也较大；而在滩间海、台缘斜坡和滩间洼地等较低能相区，岩性以泥灰岩、泥晶灰岩为主，岩石致密，原生孔隙发育较差。研究区12口井岩心数据表明：亮晶颗粒灰岩和鲕粒灰岩等是最有利的沉积相区，储层物性最好，平均孔隙度为2.3%；其次为藻灰岩、生屑灰岩相区，平均孔隙度为1.8%；而泥晶灰岩相区的平均孔隙度小于1.0%。

同时，碳酸盐岩原生孔隙的差异经过溶蚀作用和破裂作用等改造会被进一步增大。鹰山组高能环境形成的较纯碳酸盐岩，由于质纯性脆，受破裂、溶蚀的改造会形成广泛分布的次生孔洞。而杂质(泥质、白云质和硅质等)含量较高的岩层，破裂和溶蚀作用较弱，不利于次生孔洞的发育。如图5中S113井：5 905.00～5 920.00 m岩性以亮晶砂屑灰岩为主，其沉积环境主要为砂屑滩，成像测井显示溶洞、裂缝发育，综合解释为储层；5 944.00～5 961.00 m岩性以藻灰岩、亮晶砂屑灰岩、泥晶砂屑灰岩为主，沉积环境主要为砂屑滩，成像测井显示裂缝发育，综合解释为储层；5 926.00～5 935.00 m岩性以泥晶砂屑灰岩、泥晶灰岩为主，沉积环境主要为滩间洼地，原生孔隙发育较差，裂缝发育明显较前两个层段差。

3.2 成岩作用控制了储层的形成

塔河地区鹰山组碳酸盐岩储层形成具有成岩过程复杂、成岩流体繁多、成岩时间长久、成岩类型多样、埋藏深浅不一和构造活动频繁等特征，导致原岩遭受强烈的破坏改造，同时也促成多种类型的次生孔缝洞发育。研究区常见的成岩作用有胶结作用、压实作用、压溶作用、溶蚀作用、白云化作用、硅化作用、破裂作用和重结晶作用等。

对大多数碳酸盐岩储层来说，成岩作用是碳酸盐岩储层形成的关键[37-39]。建设性成岩作用可以促进孔隙的发育，如压溶作用、溶蚀作用、白云化作用和破裂作用等；而破坏性成岩作用会堵塞孔隙，降低孔渗[7, 40]。溶蚀作用和破裂作用是鹰山组最关键的建设性成岩作用。

FVPA. 裂缝孔隙度；VUGS. 洞穴孔隙度；FVDC. 每米井段的裂缝总条数；FVAH. 裂缝平均宽度；FVTL. 每平方米井壁的裂缝长度之和。图例同图1。

3.2.1 多期多次多类溶蚀作用是储层形成的关键

溶蚀作用促进了优质储层的形成，贯穿了整个成岩作用全过程。根据溶蚀作用发育深度、溶蚀流体类型和成岩演化阶段等可将溶蚀作用分为准同生溶蚀、表生溶蚀和埋藏溶蚀3类[41-44](图6)。

准同生溶蚀最先发生，其对埋藏溶蚀和表生溶蚀具有重要的先导作用。表生溶蚀主要发育在大的不整合面之下，往往规模宏大，可能叠加前期的准同生溶蚀。埋藏溶蚀发育深度相对较大，其规模主要受溶蚀流体、断裂体系、岩性特征的控制。大型溶蚀作用在地震剖面上往往呈现“串珠状”反射特征(图6)。

准同生溶蚀主要发育于准同生期大气淡水环境中，伴随着海平面的短暂下降，台地浅水区间歇性地出露水面，发生选择性溶蚀[41-44]，其往往表现为层状溶蚀。因为规模较小加上后期改造，准同生溶蚀不容易被识别，只有通过特殊的结构和构造可加以判别，如鸟眼构造和渗流构造等。

奥陶纪沉积之后，塔里木盆地经历了多期的构造运动，造成塔北不同地区上泥盆统或石炭系与下伏奥陶系不同层位接触。此时研究区整体表现为一个大的碳酸盐岩古潜山，表生溶蚀强烈发育[41-44](图6)，往往形成大规模溶洞或大面积连片的岩溶体。储层受潜山面控制明显，主要发育在距潜山顶部0～160 m范围[7]。对316口钻井统计结果显示，奥陶系油藏平均大型溶洞钻遇率为73.2%，平均每口井钻遇溶洞1.1套。如T808K井5 763.51～5 793.00 m放空，显示鹰山组发育未完全充填溶洞达29.49 m；T615井5 534.00～5 556.00 m岩心上发育全充填溶洞厚20多m。

图6 研究区鹰山组断裂作用、岩溶作用模式图

埋藏溶蚀指碳酸盐岩在中—深埋藏阶段，与地层水、热液和有机酸等有关的溶蚀作用[41-44]。该类溶蚀作用主要沿着各期构造形成的裂缝、断层，选择缝壁、晶间、粒内或追踪原有缝洞进行溶蚀。研究区埋藏溶蚀最常见的类型是热液溶蚀。大量高温、高腐蚀性热液沿深大断裂、渗透层和不整合面等向上侵入碳酸盐岩地层中(图6)，一方面使灰岩逐渐白云岩化，另一方面对原有孔洞进行溶蚀、改造。热液作用在塔里木盆地不同地区差异明显：在塔中地区热液形成一系列的次生孔洞[6, 8]，进一步改善了储集性能；而在塔东米兰地区，热液往往堵塞已有孔洞，破坏了储层[10]。热液溶蚀作用在塔北虽有发现(图4j)，但强度明显不如塔中和塔东地区[45]。

3.2.2 破裂作用促进了储层的形成

构造运动对储层的影响是多方面的[14, 17]，其中最重要的是断层和裂缝。从地震上可识别出4期对鹰山组储层有显著影响的断裂体系：1)发育于奥陶系—寒武系的冲断层，形成于中—晚奥陶世(图6)；2)发育于T60反射层以下的走滑断裂，形成于中—晚泥盆世；3)存在于前二叠系中的正断层，形成于二叠纪早—中期(图6)；4)存在于前中生代地层中的冲断层，形成于二叠纪末—三叠纪初[3](图1c)。

通过断裂发育的特征、性质、期次和范围等以及与储层关系的研究，认为断裂活动对储层的影响主要有两方面。

1)断裂不仅是有效的油气储集空间，还能改善储层的渗流性能、扩大成岩作用的范围。加里东期、海西期不仅形成大的断层，还伴随着规模不一、数量众多的微细裂缝(图6)。一方面这些微细裂缝不仅可以储集油气，大大增加储层的储集空间(图3d、i，图4e、f、g、h)，而且还改善了储层的渗透性[7]；另一方面，微细裂缝、孔隙和溶洞等互相连通，形成广泛的渗滤通道，扩大了成岩流体的作用范围，增强了水岩作用广度和深度，促进了建设性成岩作用的发生(图6)，极大地改善了储层的孔渗特征。早期构造活动产生的裂缝叠加多期次的建设性成岩作用，往往是优质储层的发育区。如S48井靠近大断层(图6)，岩心显示发育多种类型的储集空间，且不同期次的裂缝互相切割，1997年投产后一直持续生产到现在。

2)断裂的发育促进了岩溶的进一步发展。断裂和岩溶关系密切。深大断裂可以作为深部热液上涌的通道，促进埋藏溶蚀作用的发生(图6)。浅层断裂断至地表，可以扩大准同生溶蚀和表生溶蚀的影响范围(图6)。穿层断裂断至其他层位，可以沟通他源性埋藏溶蚀流体(图6)。统计表明，奥陶系优质岩溶风化壳储层的发育深度达到了不整合面下200 m，个别井区甚至达到了350 m(LN14井)，这是单独的表生岩溶所不能达到的深度。

3.3 古地形是储层发育的背景

古地形地貌对碳酸盐岩储层的形成和发育具有重要的影响。一方面，同生和准同生时期，古地形地貌影响了沉积环境水深，进而影响了沉积亚相和微相，控制了岩石类型。而当海平面短暂下降，高部位暂时出露，古地形地貌控制了准同生溶蚀发育的范围、广度、深度和持续时间。另一方面，表生成岩期，鹰山组碳酸盐岩整体表现为古潜山，储层受古地形地貌影响明显，古潜山高部位地势较高(岩溶高地)，表生岩溶以垂向渗滤为主，水平渗滤较弱，储层相对较厚而横向非均质性极强。古潜山低部位地势较低，表生岩溶以水平渗滤为主，垂直渗滤带浅而薄，储层相对较薄且差；而古潜山缓坡区(岩溶缓坡)两者皆有发育，是有利的储层发育区。

4 储层形成过程及模式

塔河地区鹰山组储层的形成受多种因素控制，在详细分析各种因素作用机理和序列的基础上建立了研究区储层演化模式(图7)。鹰山组沉积时，研究区整体为浅水环境，高能相区沉积颗粒相对较粗的亮晶颗粒灰岩和砂屑灰岩等，其原生孔渗较大；低能相区沉积颗粒相对较细的泥晶灰岩和颗粒泥晶灰岩等，其原生孔渗较小。而当海平面短暂下降，高部位间歇性暴露于大气淡水环境，同生—准同生期已胶结的灰岩发生选择性溶蚀，形成一定规模的溶蚀孔隙。

鹰山组沉积后，研究区持续沉降，岩石经历了复杂的水岩反应，部分孔隙和溶蚀孔洞被充填，孔渗大幅减小，整体上埋藏压实阶段对储层起到了破坏作用。塔北地区奥陶系被抬升至地表或接近地表，在长时间表生溶蚀作用下(图7a)，酸性流体沿着断层、裂缝和孔洞等发生溶蚀，在岩溶高地和岩溶缓坡形成大型溶洞和溶蚀孔洞，成为有效储层的主要来源。同时，各类构造运动产生多期多组的断层和裂缝，不仅使储层孔渗进一步增大，而且也促进了溶蚀发育(图7a)。此外，烃源岩排烃生成的大量有机酸通过断层和裂缝等运移至鹰山组，也对原有地层产生溶蚀(图7a)。二叠纪塔里木盆地发生大面积的岩浆活动[31]，这些热液沿着断层和裂缝进入鹰山组，使灰岩发生重结晶和溶蚀作用，进一步改造了储层(图7b)。

根据宏观和微观分析结果，结合埋藏演化、构造演化和热演化等[15, 20]认为，鹰山组储层是古地形、沉积作用、成岩作用和构造作用共同作用的产物。其中，古地形是储层发育的背景，沉积作用是储层形成的基础，成岩作用控制了储层的形成，最重要的成岩作用是溶蚀作用和破裂作用。

图7 研究区储层形成模式图

5 结论

1)研究区奥陶系鹰山组碳酸盐岩储层岩性主要为亮晶颗粒灰岩、颗粒泥晶灰岩、泥晶灰岩。储集空间以粒间孔隙、晶间孔隙、溶蚀孔隙、裂缝、溶洞为主，其中最重要的是裂缝和溶洞，83.2%的岩心中见到1条以上裂缝，平均溶洞钻遇率为73.2%。储层类型多样，包括裂缝型储层、孔洞型储层、裂缝-孔隙型储层和裂缝-溶洞型储层等。

2)研究区奥陶系鹰山组碳酸盐岩储层是古地形、沉积作用和成岩作用等共同作用的结果。古地形是储层发育的背景，一方面鹰山组沉积时的古地形影响了沉积环境，另一方面表生环境时的古地形控制了表生溶蚀作用的发育程度。沉积作用是储层形成的基础，高能颗粒相带原生孔渗较大，低能泥质相带原生孔渗较小，而后期成岩作用会增大这种差异。

3)成岩作用控制了储层的形成，最关键的是溶蚀作用和破裂作用。多期多次多类溶蚀作用是储层形成的关键，其中：准同生溶蚀作用较弱、规模较小；表生溶蚀作用强烈、规模大，是储层形成的关键；埋藏溶蚀作用广泛、规模较大，热液溶蚀是最重要的埋藏溶蚀作用；破裂作用促进了储层的形成，4期断裂不仅形成了有效的储集空间，还改善了储层的渗流能力、扩大了成岩作用的范围，同时促进了岩溶作用的进一步发展，提高了储层的品质。