塔里木盆地塔中油气田碳酸盐岩岩溶储集体特征

海相碳酸盐岩储层基本特征~

中国海相盆地发育多套碳酸盐岩储层（见表1-1），它们主要构成天然气储层，在油藏储层中所占比例很小。
1.海相碳酸盐岩时代老，经历复杂的成岩作用，储集空间以溶蚀孔洞和裂缝为主，物性、厚度变化大
中国海相碳酸盐岩主要集中在下古生界，甚至包括中上元古宇，其次是上古生界—三叠系，新生界等年轻碳酸盐岩仅在珠江口等东部大陆架盆地可见。
古生代甚至早、中三叠世碳酸盐沉积物，在多期升降作用影响下，其埋藏、表生成岩作用反复发生，并进行叠加改造。四川、塔里木、渤海湾盆地碳酸盐岩储层大多经历了反复埋藏-抬升过程，成岩历史极为复杂，孔隙演化经历了多次胶结充填和溶蚀扩大作用。

图4-20 四川盆地川东气区大、中型气田分布和志留系生气中心关系图

这些时代较老的碳酸盐岩多已进入成岩晚期，基质孔隙度、渗透率低，有效厚度小，与风化溶蚀、白云岩化、构造破裂作用密切相关的孔洞-裂缝型储层占有很大比例，其储集物性变化很大，有效储层厚度一般不大。例如，鄂尔多斯盆地奥陶系储层仅集中于50～65 m厚的风化壳，有效储层厚10～26 m。
中国海相碳酸盐岩储层储集空间多为复合型，孔、洞、缝往往联为一体，一般具有双重孔隙度、双重渗透率。各类孔、洞为主要储集空间，裂缝为主要渗滤通道，其初期产量普遍较高，但不易稳产。四川盆地260个气藏中，单一孔隙型与裂缝型气藏只分别占6%和9%，而裂缝-孔隙（洞）型、孔隙（溶孔）-裂缝型占85%；塔里木盆地奥陶系储层包括裂缝型、洞穴型、裂缝-孔洞型及孔洞-裂缝型等；鄂尔多斯盆地奥陶系主要为孔隙型和裂缝-孔隙型；珠江口盆地第三系礁灰岩储层主要为孔隙型，孔隙以溶孔为主。一般地，孔隙型碳酸盐岩（主要是白云岩）储层更有利于形成大中型油气田，如川东石炭系孔隙型藻白云岩和角砾状白云岩储层，孔隙度大于5%，有效厚度15～40 m，已先后发现7个大中型气田（藏）；四川相国寺气田下三叠统嘉陵江组藻屑含灰质白云岩，其孔隙度可达27%～30%，大池干井气田石炭系泥晶砂屑白云岩孔隙度12%～14%。
2.碳酸盐岩孔隙发育受沉积、成岩及构造作用控制
时代越新的储层，沉积环境对储集物性的控制作用越明显，时代越老的储层，受成岩（包括构造作用）的影响就越大。沉积作用是原生的、内在的因素，成岩作用是次生的、外部的因素。
台地边缘礁（滩）、台内点礁（滩）和潮坪环境的碳酸盐岩储层一般较好。台地边缘高能区水体浅，适于造礁生物的繁殖和礁体形成，常发育内碎屑滩，如鲕粒滩、生屑滩、砂屑滩等。礁滩沉积体一方面具有较发育的骨架间或粒间孔隙，另一方面因泥质含量低、质纯，有利于溶蚀作用和破裂作用发生，有助于储层的改善。扬子克拉通台地边缘藻礁）、藻滩）、鲕滩）、碳酸盐角砾岩（Z2、、O1 ）是储层发育的有利相带（图4-21）。塔里木盆地塔中1号断裂带上盘及塔北轮南地区中—下奥陶统台地边缘礁滩相碳酸盐岩发育，原生孔隙虽遭后期破坏丧失较多，但该相带有利于溶蚀、破裂作用，即经后期次生改造可形成有利的储集岩。从这些储层中已获得高产工业油气流。潮间带和潮上带微-粉晶白云岩晶间孔是主要孔隙类型，可构成较好的孔隙性储层。
在地质历史时期，因构造抬升、剥蚀、风化淋滤、溶蚀等，形成古岩溶带，使储层得以改善。古岩溶带深度各地不一。塔里木盆地奥陶系岩溶带深度大于300 m；四川盆地石炭系、鄂尔多斯盆地奥陶系岩溶带深度仅几十米。岩溶带主要包括地表岩溶带、上部垂直渗流带和下部水平潜流带，造成溶蚀孔洞发育。鄂尔多斯盆地奥陶系基质孔隙度普遍小于2%，由于其顶部遭受了1.3亿年的风化剥蚀及淡水淋滤作用，形成了一套储集性能良好的储集体，岩溶斜坡岩溶储层最发育（图 4-22），构成中部气田的产层，平均孔隙度8%～10%，高者可达23%，渗透率（0.1～100）×10-3μm2。

图4-21 碳酸盐岩储集岩分布模式示意图

构造运动不仅使地壳抬升、形成古岩溶，还可以通过变形形成裂缝、断裂，改善储层，并可以使地下水沿裂缝进一步溶蚀，增加孔隙空间。

中国含油气盆地中震旦纪—中三叠世主要为海相碳酸盐岩沉积盆地发育阶段，晚三叠世—新近纪为陆相碎屑岩盆地发育阶段；由于各地区构造演化的差异性，各沉积盆地海相碳酸盐岩层系时代和沉积特征不尽相同，由此，决定了中国海相碳酸盐岩储层的发育具有分布广泛、多层位、多类型、地区或盆地差异明显的特征。
现有油气勘探及开发揭示，塔里木、鄂尔多斯、四川、渤海湾等含油气盆地等海相碳酸盐岩储层十分发育（表3-1）。
塔里木盆地的海相碳酸盐岩储层主要是震旦系奇格布拉格组、寒武系、奥陶系，其次是石炭系，可发育礁滩相储层、白云岩储层、白云岩岩溶缝孔洞型储层、灰岩岩溶缝孔洞型储层、岩溶洞穴型储层等。
鄂尔多斯盆地的海相碳酸盐岩储层有寒武系和奥陶系，重点层系是奥陶系马家沟组，主要发育白云岩岩溶孔隙型储层、岩溶缝孔洞型储层，也发育岩溶洞穴型储层和白云岩储层。
四川盆地的海相碳酸盐岩储层包括上震旦统灯影组、寒武系洗象池组、奥陶系南津关组和宝塔组、石炭系黄龙组、中二叠统栖霞组二段、中二叠统栖霞组三段、上二叠统乐平组、上二叠统长兴组、下三叠统飞仙关组、下三叠统嘉陵江组一段、下三叠统嘉陵江组二段、下三叠统嘉陵江组三段、下三叠统嘉陵江组四段、中三叠统雷口坡组一段、中三叠统雷口坡组三段共15个含气层系，储层类型多样，有白云岩储层、生物礁储层、滩相储层、白云岩岩溶缝孔洞型储层、灰岩岩溶缝孔洞型储层、灰岩岩溶洞穴型储层、灰岩裂缝型储层等。
渤海湾盆地的海相碳酸盐岩储层主要以潜山形式存在，涉及新元古界长城系和蓟县系、古生界寒武系和奥陶系，重点层系是长城系高于庄组，蓟县系雾迷山组，寒武系府君山组、馒头组、长山组，奥陶系冶里组、亮甲山组、马家沟组，储层类型主要为潜山岩溶缝孔洞型储层、洞穴型储层，潜山内幕白云岩储层和滩相鲕粒灰岩储层。
当东部陆相盆地的油气产量和储量难以大幅度增加时，国家提出了石油工业“稳定东部，发展西部”的战略方针，勘探重点随之逐步转移：地域上，从东部向西部转移；层系上，从陆相层系向海相层系转移。两个转移的主要目标都集中到海相碳酸盐岩层系。在世界范围内，海相碳酸盐岩是一个重要的勘探领域，统计数字表明，全球碳酸盐岩中的油气探明储量约占总探明储量的50%，产量则达总产量的50%以上，而大油气田中海相碳酸盐岩中的油气探明储量约占60%。我国海相碳酸盐岩层系探明储量仅占总探明储量的6%，但我国海相碳酸盐岩层系油气资源量大于300×108t油当量（康玉柱，2006），相当于总资源量的20%，表明我国碳酸盐岩油气的勘探潜力很大。

表3-1 中国碳酸盐岩储层特征表

我国海相碳酸盐岩层系分布面积广，残余厚度大，油气显示多。自“六五”以来，国家针对海相碳酸盐岩开展过几轮科技攻关，但由于勘探成果没有期望值那么高，从而使我国的地质学家们在认识上产生了比较大的分歧。由于我国海相碳酸盐岩的复杂性和勘探难度大的客观条件，致使从南方滇黔桂高原到西北塔里木盆地，勘探程度都很低，制约了对碳酸盐岩层系油气资源潜力的认识。
自20世纪50年代四川石油勘探会战以来，海相碳酸盐岩的油气勘探虽然远不如陆相盆地勘探成就显赫。在四川盆地1958年11月的川中会战，标志着我国海相碳酸盐岩层系勘探的开始。1964年发现了威远震旦系气田，探明天然气储量达400×108m3。1989年发现五百梯石炭系气田，探明天然气储量达650×108m3。2003年发现普光三叠系气田，至2006年探明天然气储量3560×108m3。塔里木盆地自1984年沙参2并在寒武系—奥陶系碳酸盐岩中获得高产工业油气流后，1997年在巴楚隆起麦盖提斜坡奥陶系发现了和田河气田，探明天然气储量620×108m3。1997年在塔北隆起沙48井奥陶系获高产油气流，发现了我国第一个古生界海相大油田——塔河油田，2010年探明储量12×108t，鄂尔多斯盆地从1907年钻探我国陆上第一口油井——延1井开始，油气勘探已经历了一个世纪的历史，经过多次的勘探重点的转移，1989年在奥陶系风化壳储层取得突破，发现了靖边气田，探明天然气地质储量2909×108m3（康玉柱，2011）。随着理论认识的升华、科学技术的进步，新发现的海相碳酸盐岩层系油气田越来越多（图3

图3-1 中国近期发现的中大型海相碳酸盐岩油气田分布图

塔中油气田位于塔里木盆地中部卡塔克隆起上，自1989年发现后，先在中奥陶统一间房组探明储量扩大，近年来，又在下奥陶统鹰山组白云岩中发现大型油田，控制储量达3×10⁸t以上。

塔中隆起奥陶系碳酸盐岩油气勘探从良里塔格组礁滩体到鹰山组风化壳取得了前所未有的重大发现，最主要的一点是勘探思路从构造勘探向储层勘探的转变，这也为配套技术的发展指明了方向。碳酸盐岩储层受沉积-改造的双重控制，改造作用对于改善其储集性能至关重要。塔中地区发育北西向逆冲和北东向走滑的两组断裂，如塔中82井区在塔中Ⅰ号断裂和塔中82走滑断裂的作用下发育级别不同、规模不等的次一级断裂以及裂缝，在断裂带发育的附近，储层裂缝发育，多级次、多方位裂缝的发育与沟通无疑使碳酸盐岩的储集性能得到明显改善。探讨断裂活动对发育优质储层所起的作用以及对储层的改造机制并建立相应的地质模式，对碳酸盐岩储层地质学的深化和油气勘探开发都有其现实意义。

（一）地质背景

塔中隆起位于塔里木盆地中部卡塔克隆起上，北邻满加尔凹陷，西北与阿瓦提凹陷相邻，西邻巴楚隆起，南邻塘沽孜巴斯凹陷，东接塔东低凸起，是一个加里东运动期定型的稳定古隆起。不同规模、方向、期次的断裂将塔中隆起切割成多块，具有“南北分带、东西分块与垂向分层”的特点。塔中隆起总体走向为北西—南东向，平面上自东向西呈扇状发散，形成了塔中隆起东窄西宽的构造格局。北西向逆冲断裂将塔中隆起分成塔中Ⅰ号、塔中10号、塔中Ⅱ号断裂构造带和塔中南缘断裂坡折带等（图7-11）。其中，塔中北斜坡可细分为岩溶下斜坡带、岩溶次高低和岩溶上斜坡带等次级构造单元。北东向走滑断裂将其分割为中东部陡坡区、中部低隆区、中西部缓坡区和西部平台区等。

塔中地区断裂构造的演化受控于塔里木盆地及周边造山带的构造演化。通过地震剖面解释及构造演化分析，塔中隆起自寒武纪以来有5期断裂活动。即早—中寒武世强伸展断裂活动、中—晚奥陶世强挤压逆冲断裂活动、志留纪—早泥盆世走滑断裂活动、二叠纪火成岩活动伴生局部断裂和继承性走滑断裂活动以及新生代陆内造山运动走滑断裂局部调整。

早—中寒武世陆缘拉张，塔里木地块处于强伸展阶段，断裂活动强烈，正断层控制塔中两侧不等厚沉积。早—中寒武世，局部先期短时间内拉张形成小型地堑，到中寒武世末挤压隆升为一个小型凸起。至晚寒武世，构造活动基本处于休止期，断裂不发育。受下伏断层的影响，局部井区上寒武统略厚。

中奥陶世塔里木盆地发生差异沉降活动、周边隆起、逆冲断裂活动。沉积地层发生挤压，在下奥陶统蓬莱坝组和上寒武统内部发育一些“X”型剪切共轭构造。该期构造活动导致塔中地区个别井区因下伏断裂的存在，产生新的走滑断裂，从基底上切至鹰山组。至晚奥陶世，良里塔格组沉积之后，走滑断裂在局部有微弱调整，上切至良里塔格组。上奥陶统桑塔木组沉积之前，良里塔格组遭受剥蚀，地层相对平缓，部分井区地层发生沉降。至晚奥陶世末，南北大洋关闭，满加尔坳拉槽停止活动，塔中地区走滑断裂活动停止。

图7-11 塔中隆起断裂平面分布图

志留纪—早泥盆世，塔里木盆地处于过渡盆地发育阶段，南天山洋先期扩张引起侧向挤压力，后期向北消减，满加尔坳拉槽形成新的坳陷。受海西运动早期构造运动影响，塔中地区走滑断裂活动强烈。至海西运动中期，二叠纪之前，构造运动相对较弱，走滑断裂活动停止。

二叠纪，塔里木地块北部抬升，使盆地向南迁移，结束古生代盆地的演化历史。海西运动晚期火山活动伴生局部断裂、继承性走滑断裂活动，在局部有小幅度调整，先存走滑断裂上切至石炭系标准灰岩段。

喜马拉雅运动期，塔里木盆地处于陆相盆地发育阶段，陆内造山运动，由山前分割性盆地发展为统一的大型前陆盆地。古近纪之前，塔中地区沉积地层持续抬升，因东西向挤压，走滑断裂局部调整。

塔中地区奥陶系为一套巨厚的台地相碳酸盐岩沉积，岩性以浅灰色亮晶砂屑灰岩、泥晶灰岩、泥晶砂屑灰岩和白云质灰岩为主。在暴露侵蚀、埋藏溶蚀、断裂活动、热液改造等作用下，其顶部发育大型岩溶风化壳，在不整合面之下0～220m呈准层状分布。风化壳内发育良好储层，储集空间以溶蚀孔洞和裂缝为主，横向连片、纵向叠置、规模不等，部分裂缝和溶洞被泥质、方解石、石膏或硅质充填或半充填。该风化壳在地震、钻井、测井以及岩心资料上均可识别、区域上可连续追踪对比，例如，地震剖面上一般显示为“串珠状”反射特征，钻井过程中容易出现低钻时、泥浆漏失、放空等现象，自然伽马、声波时差以及深、浅侧向电阻率等测井曲线形状发生突变，岩心上可见特征的岩性。

断裂对碳酸盐岩储层的改造作用主要集中在两个方面：一是深大断裂可作为流体运移的良好通道，向下沟通深部热流体上涌。改造储层储集性能，向上增大表生岩溶深度，促使风化壳岩溶储层发育；二是深大断裂活动导致一系列诱导缝在其周围一定范围内交错发育，扩大了储层的储空间，进一步与溶蚀孔洞沟通，从而形成优质酸盐岩储层。断裂尤其是走滑断裂对风化壳岩溶储层的控制作用在塔中北斜坡中部的中古5—中古7井区体现得非常明显（图7-12）。中古5井和中古7井均靠近大型的走滑断裂，二者优质储层发育，底界距不整合面分别为182m和166m；而中古6井和中古501井附近则不发育这种大型的走滑断裂，因此岩溶储层的发育深度也相对较浅，分别为119.5m、79.6m；中古9井最深为282m。从井区的构造演化剖面上看，在中古5和中古9之间以及中古7井东侧各存在一组自鹰山组沉积后发育至今的深大断裂，向下断穿基底，向上断至志留系或者上奥陶统的桑塔木组，而中古6井和中古501井附近不存在这种性质的断裂，断裂发育规模较小。可见，深大断裂对岩溶储层的发育深度具有显著的控制作用。

图7-12 中古5—中古7井区岩溶储层横向对比图

塔中北斜坡位于塔里木盆地中央隆起带塔中低凸起北部，是塔中低凸起的一个二级构造单元（图7-13）。塔中低凸起西与巴楚断隆相接，东与塔东低隆相连，呈北西向条带状展布，是一个在寒武系—奥陶系巨型褶皱背斜基础上长期发育的继承性隆起，形成于早奥陶世末，泥盆系沉积前基本定型，早海西期以后以构造迁移及改造为特征。区域地层对比和生物地层学分析表明，该区中奥陶统一间房组与上覆良里塔格组之间呈角度不整合关系，鹰山组顶部遭受了强烈剥蚀、淋滤和风化，形成了广布塔中地区的碳酸盐岩风化壳岩溶储集体。塔中低凸起为北部满加尔凹陷与南部塘古孜巴斯凹陷所夹持，特别是满加尔凹陷已被证实为大型的生烃凹陷，环满加尔凹陷已发现了哈得4、东河塘、英买力等一系列大中型油气田。塔中低凸起是周边凹陷烃源岩生成油气的长期运移指向区。塔中Ⅰ号断裂、后期的走滑断裂以及横向的输导层形成时间早，构成油气运移的有效输导体系，为大量油气的运聚成藏提供了桥梁。

图7-13 塔中北斜坡构造位置图

（二）碳酸盐岩岩溶储集体类型

通过对24口井273块岩心常规物性数据统计（吕修祥，2010），实测孔隙度分布范围为0.17%～11.13%，平均为0.91%；实测渗透率分布范围为（0.004～153）×10^-3μm²，平均为3.776×10^-3μm²，说明基质孔隙并非有效的储渗空间。关键是溶蚀孔洞和裂缝可组成大型缝洞系统，具体包括地震串珠状反射所对应的缝洞单元，成像测井检测到的裂缝和孔洞，钻井放空、漏失段对应的储集空间等。根据鹰山组孔、洞、缝的综合识别和组合特征，将其划分为洞穴型储层、裂缝-孔洞型储层、孔洞型储层、裂缝型储层和白云岩储层5种类型。

1.洞穴型储层

洞穴型储层是该区最主要的储集体类型之一，其储渗空间主要以大型洞穴（直径大于100mm）为主。最明显的特征就是在钻井过程中出现放空或漏失（表7-4），成像测井图像为暗色条带夹局部亮色团块或所有极板全是黑色（图7-14a），地震上可见典型的串珠状反射。洞穴型储层纵向上主要分布在鹰山组顶部风化壳附近，平面上主要分布于断裂活动发育区，是油气产出的主要的储集类型。

表7-4 塔中北斜坡奥陶系储层钻进过程中放空及钻井液漏失情况表

2.裂缝-孔洞型储层

裂缝-孔洞型储层也是该区最主要的储集体类型之一，孔洞是其主要的储集空间，裂缝可提供部分储集空间，但更为重要的是起连通渗流渠道的作用。相比单一孔洞型或单一裂缝型储层，孔洞和裂缝共存更能提高储集、渗流能力，其在FMI成像测井动态图像上显示为黑斑点与垂直黑色条带联合（图7-14 b）。裂缝-孔洞型储层在研究区广泛分布，纵向上主要分布在距鹰山组顶部200m范围之内。

3.孔洞型储层

孔洞型储层发育相对较少，主要是原生孔隙经过溶蚀改造形成溶蚀孔、洞（直径小于100mm），裂缝欠发育，大多由同生期大气淡水淋虑作用形成。此类储层经过中-深埋藏多数已被胶结充填，基质孔隙度多在2%以下，但部分溶蚀孔漏发育段孔隙度可达4%～6%，局部超过10%。在FMI成像图上观察到的溶蚀孔洞，一般呈不规则暗色斑点状分布（图7-14c）。孔洞型储层主要分布在塔中I号坡折带附近（如ZG203井），纵向上分布于高能滩等沉积地貌高处。

4.裂缝型储层

裂缝型储层相对不发育。该类储层缺乏孔洞，基质孔隙一般不发育，孔洞孔隙度一般小于1.8%，裂缝孔隙度一般大于0.04%，裂缝既是渗滤通道，又是主要的储集空间，具低孔隙度（主要是岩石基质孔隙度）和较高的渗透率，储渗能力主要受裂缝分布和发育程度的控制。裂缝型储层主要分布在塔中北斜坡鹰山组中下部裂缝相对较发育的区域（图7-14d）。

图7-14 塔中北斜坡奥陶系岩溶储层储集类响应特征

5.白云岩储层

塔中地区中下奥陶系白云岩发育。白云石晶体大小不一，结构特征各异，可归纳为6种基本类型（表7-5）；按其成因可划分为5 种类型，分别为Ⅰ型白云岩、Ⅱ型白云岩、Ⅲ型白云岩、Ⅳ型白云岩与V型白云岩。

表7-5 塔中地区奥陶系鹰山组白云岩结构类型及特征

奥陶系白云岩主要为潮上带藻席蒸发白云岩，灰黄色，叠层结构发育，微晶到细晶结构为主，原生白云岩占主要地位（图7-15）。动物化石及早期细纤维状、等轴状的方解石胶结物由保存较差到保存较好各个阶段都有。交代白云岩化作用在奥陶系非常典型且普遍，交代白云岩包括微晶到粗晶的，粒径为20～400μm，据晶体结构大小可分3种类型：微晶白云岩（I型）、细晶白云岩（Ⅱ型）及中粗晶白云岩（Ⅲ型）。少量细晶到粗晶、半透明及马鞍状白云岩在交代白云岩中也常有发生。Ⅱ型白云岩是最常见的，约占整个交代白云岩含量的80%，I型白云岩约占15%，而Ⅲ型白云岩只占3%，体积上相对比较少。

图7-15 塔中地区寒武系交代白云岩结构示意图

1）微晶白云岩（Ⅰ型）

通常为紧密排列的、微晶（20～50μm）、他形、等粒状的、边部是非平面的（图716）由这种白云石组成的微晶白云岩和藻白云岩成层性好，横向分布稳定，水平层理发育，主要产于潮坪环境。常能在各种沉积相带中存在，并且具有保存完好的原生石灰岩的结构，发现有海百合碎片及早期细纤维状方解石胶结物（图7-16 a），等轴状的方解石胶结物，被白云岩交代后仍有残余结构。I型白云岩在细纤维状、等轴状方解石胶结物之后形成，但早于缝合线和裂缝形成期（图7-16b）。I型白云岩大小相对均一，粒屑白云岩中的颗粒主要由泥、微晶白云石组成。推测这种白云石形成时间早，多为准同生白云岩化产物，且与沉积环境密切相关。寒武系白云岩中这类白云岩发育广泛。

2）细晶白云岩（Ⅱ型）

为本区寒武系白云岩的主要结构类型之一。既可作为交代物产出，也可呈胶结物或充填物形式生长于各种孔隙内，或是重结晶作用的产物图（图7-17）。既可单独构成粉晶白云岩，也可是砂砾屑的主要组分。有时可见白云石沿缝合线及其附近呈不规则斑块状或斑纹状分布，或沿生物潜穴和扰动构造分布，在多种成岩环境中均可生成，产状不同，其成因也不同。Ⅱ型白云岩通常包括粒径为50～150μm、自形到他形、连生的菱形的晶体，具有规则消光。形态通常是多孔糖粒状嵌晶结构，具平面的晶体边界，原生石灰岩结构如细纤维状及等轴状方解石胶结物都有发现（图7-17a，b）。晶体中心部位包含有流体包裹体，具雾心亮边现象，边部含少量流体包裹体，较明亮，但有些晶体或含有大量流体包裹体，晶体明亮的通常占整个晶体的10%～40%，其余则是雾状核心部分。雾状核心和富含包裹体的晶体常有暗淡的橘红色荧光，比I型白云岩更明亮。较清澈的、含包裹体较少的边部则有暗淡红色荧光。许多Ⅱ型白云岩镶嵌状的晶体常含少量I型白云岩，细晶结构，嵌晶接触。Ⅱ型白云岩中，腕足类、珊瑚、腹足类、头足类以及海百合化石等具有选择性溶蚀现象，形成数量不等的铸模和溶孔。Ⅱ型白云岩主要有以下3种不同的产状（图7-17c，d）。

图7-16 塔中地区寒武系—奥陶系I型白云岩显微特征

（据杨玉芳等，2010）

图7-17 塔中地区寒武系—奥陶系Ⅱ型白云岩显微特征

（据杨玉芬，2010）

（1）浑浊状细晶白云石：细晶白云岩和残余颗粒白云岩的主要组分，镜下呈浑浊状，半自形—他形为主，晶间呈直线形—凹凸形接触，局部具颗粒残余或幻影结构。

（2）亮晶白云石胶结物：分布有限，仅产于亮晶粒屑白云岩的粒间孔隙中。镜下表现为以胶结物形式生长于粒间孔隙内，晶体洁净明亮，半自形细晶为主，一般发育两个世代，第一世代多呈马牙状环边，第二世代为粒状亮晶。由孔隙流体结晶生成，形成环境范围较宽，从海底成岩环境直到埋藏成岩环境均有可能生成。

（3）亮晶白云石充填物：呈充填物形式产于次生缝洞内，在交代围岩基质的基础上向缝洞中心自由生长，菱面体发育良好。岩心中可见中、粗晶甚至巨晶白云石充填物，其晶体大小与缝洞大小成正比，多产于结构裂缝和溶蚀缝洞中。据产状特征推测，这种白云石是在埋藏环境中从地层水中沉淀生成的，甚至可以是由沿构造裂缝运移来的热液中结晶生成的。

3）中、粗晶白云岩（Ⅲ型）

分布较广，但比Ⅱ型白云岩少得多，可单独组成原生结构完全消失的中、粗晶白云岩，也可以以充填物形式产于大型缝洞内。多数在埋藏环境高温下生成，有的则是重结晶作用的产物。常为松散排列、糖粒状，粒径为150～400μm，自形—他形，具有内生或者连生的菱形晶体，具雾心亮边现象，有时有嵌晶结构及他形非平面边界，具明显次生加大边。有时具明显原生结构破坏性的特点。次生加大的明亮边部通常占整个晶体的10%～30%，有雾状核心。Ⅲ型白云岩有些具弯曲的晶体边部，呈波状消光，与马鞍状白云岩类似。荧光照射为暗橘红色到红色，比雾状核心的含流体包裹体的Ⅱ型白云岩更亮。Ⅲ型白云岩通常也同时包含Ⅱ型或Ⅰ型白云岩。

4）白云岩的充填（Ⅳ型）

分布有限，仅产于亮晶粒屑白云岩的粒间孔隙中。以胶结物形式生长于粒间孔隙内，晶体洁净明亮，半自形细晶为主，一般发育两个世代，第一世代多呈马牙状环边，第二世代为粒状亮晶。这种白云石由孔隙流体结晶生成，从海底成岩环境到埋藏成岩环境均有可能生成。也可呈充填物形式产于次生缝洞内，一般是在交代围岩基质的基础上向缝洞中心自由生长，菱面体发育良好。在岩心中可见中、粗晶甚至巨晶白云石充填物，晶体大小与缝洞大小成正比，多产于结构裂缝和溶蚀缝洞中。据产状特征推测，为埋藏环境下从地层水中沉淀生成的，甚至可以是由沿构造裂缝运移来的热液结晶生成的。

5）石灰岩晶体中充填的细粉晶白云岩（Ⅴ型）

为本区常见结构类型之一，很少单独组成白云岩，常以缝洞充填物形式产出，是通过交代基质形成白云石雾心，随后次生加大形成白云石亮边。说明雾心亮边白云石形成于条件多变的成岩环境，推测主要为混合水和埋藏成岩环境。粒屑白云岩是机械搬运、沉积的白云岩碎屑颗粒由自生白云石胶结而成的白云岩，属原生白云岩类型，其形成环境多样，粒屑结构发育良好，颗粒与填隙物界线分明，有时甚至可见粒间白云石胶结物呈世代生长。角砾白云岩和砾屑白云岩见于塔中5井、塔中38井下奥陶统，发育于台缘斜坡相带，属海底岩崩、滑塌及碎屑流成因，其碎屑颗粒主要来源于台地边缘已固结的同时代白云岩。此类型白云岩也可呈大型溶洞充填物的形式产出，如塔中1井3585.65～4593.67m井段白云岩，其粒屑成分为微晶隐藻白云岩，属藻砾屑和藻砂屑，磨圆好，分选中等，推测其源于潮坪环境准同生云化形成的隐藻白云岩，经破碎、搬运，在浅滩或潮沟环境中再沉积而成。粒间一般发育两期白云石胶结物。第一期呈马牙状环边，第二期为粒状亮晶白云石。另一种以塔中38井3475.5m以下的砂砾屑白云岩为代表，发育于台缘斜坡，也可是海底碎屑流或浊流成因。

（三）岩溶储集体发育的主控因素

早奥陶世末—晚奥陶世初的中加里东运动使塔中地区整体抬升，中奥陶统上部和上奥陶统下部的吐木休克组多有缺失，一间房组部分层段被剥蚀。鹰山组在表生成岩环境中，经多幕次加里东运动和海西运动早期形成叠加古隆起的暴露、埋藏和再抬升，造成了碳酸盐岩多期次、多成因的溶解，形成了叠加复合储集体。

1.断裂和裂缝网络

构造背景是古岩溶发育的基础，断裂展布型式控制了岩溶地貌分区。断裂和裂缝是岩溶水的主要渗滤通道。本区断裂非常发育，主要有2期：第1期为加里东期形成的塔中Ⅰ号断裂和塔中10号断裂，呈北西—南东走向，断距大，延伸远，控制了塔中北斜坡构造的总体格局；第2期主要形成于海西期，为北东—南西走向的走滑断裂，加深改造了塔中北斜坡的构造面貌。走滑断裂均伴随一些羽状排列的次级走滑断层，其与主走滑断裂斜交，组成网状断裂系统。中加里东期至海西期形成的多期、多组断裂及伴生的裂缝网络形成良好的流体优势运移通道，成为各种液体（地表水、热液水、烃源岩排烃之前的酸性水）溶蚀改造储层的有利通道。向上通过网络系统的沟通而成为有利的碳酸盐岩孔洞缝发育的集合体。

2.不整合岩溶

中加里东运动使塔中地区整体抬升，下奥陶统鹰山组广泛暴露并长期遭受剥蚀。形成广泛的鹰山组不整合岩溶发育区。鹰山组顶部不整合面之下200m厚的地层内出现了发育程度不等、规模不同、形态各异的岩溶缝洞系统和不同特征的内部充填物。岩溶的发育程度和深度随古地貌位置、古水文条件以及暴露时间长短等因素的差异而有较大的变化。理论上一个发育完整的不整合岩溶序列从不整合面向下一般由表层岩溶带、垂向渗滤岩溶带、径流岩溶带和深部缓流岩溶带4部分构成。塔中北斜坡鹰山组除表层岩溶带相对不发育外，垂向渗滤岩溶带、径流岩溶带和深部缓流岩溶带均有不同程度的发育。优质储层段主要分布在径流岩溶带内，其次为垂向渗滤岩溶带，深部缓流岩溶带储层基本不发育（附图14）。有效储集体呈准层状分布在垂向渗滤岩溶带和径流岩溶带内。

不同井区地层的岩性分布特征、古地貌以及岩溶期次的不同，导致了风化壳岩溶在不同井区的发育和分布存在着明显的差异。古地貌不仅对沉积古地理的发育具有重要影响作用，对碳酸盐岩储层发育分布也具有明显的控制作用，利用残厚法（鹰山组和蓬莱坝组厚度）可较好地反映鹰山组风化壳的古地貌。塔中北斜坡岩溶古地貌形态由于中加里东运动起伏较大，平行塔中Ⅰ号坡折带方向从外带向内带逐渐升高，依次发育岩溶洼地、岩溶斜坡及岩溶次高地，东西两侧分别是潜山区和平台区。岩溶洼地岩溶作用相对较弱，储层相对不发育（如TZ722井）。岩溶斜坡除大气降水垂直渗流补给外，还接受岩溶高地地下水的侧向补给，水动力作用强，主要以水平层状岩溶为主；岩溶形态以暗河管道和宽溶缝为主，部分溶蚀垮塌物可具有一定距离的搬运和分选；储层保存情况较好（如ZG5井、ZG7井）。岩溶次高地上的侵蚀、溶蚀力度大，为地下水的补给区，流体以垂向渗滤为主，形成垂向溶蚀带、落水洞等，分布具有非均一性（如ZG432井）。西部平台区岩溶作用也相对较弱，储层相对不发育（如ZG15井）。东部潜山区岩溶作用最强，常形成大型的缝洞系统。

塔中北斜坡一间房组岩溶古地貌高度差异明显，如岩溶次高地与岩溶洼地最大高差可达581m。由于鹰山组不整合岩溶作用发育的不完善性，结合多口井岩溶具体发育情况，推测岩溶有效厚度为100～200m，即不整合岩溶储层集中分布在下奥陶统顶面以下200m地层厚度范围内，这与目前钻井油气产出情况非常符合。

3.埋藏溶蚀

埋藏期深部流体的溶蚀作用可改善储层的储集性能，不但使储层的孔隙度升高、渗透性增强，而且能在构造裂缝发育带形成相当规模的储渗体。埋藏溶蚀所形成的储层主要分布在构造裂缝和断层发育带、油气排泄有利区和运移线上，以及其他因素形成的孔隙发育带。本区碳酸盐岩历经多次构造—成岩旋回的改造，同时存在多套源岩和多次烃类的运聚事件，相应地发育了多期埋藏溶蚀作用。特别是TSR作用形成的酸性流体对储层的溶蚀改造，可以明显改善储层的性能，这已在四川盆地飞仙关组和长兴组得到证实。塔中地区奥陶系油气藏中富含因TSR作用形成的酸性流体，如硫化氢、二氧化碳等，这些流体对成岩蚀变、扩溶缝洞具有重要作用，是本区一种重要的建设性成岩作用。埋藏溶蚀作用所形成的各种串珠状溶蚀孔洞、扩溶缝进一步改善了不整合岩溶所形成的缝洞系统，成为本区油气有效的储集空间控制着优质储层的发育和油气富集。

该区另一种优质的储层是白云岩储层，埋藏期地下热水沿断层或裂缝向上运移使灰岩地层发生热液白云岩化，这对灰岩储集性能具有重要的建设性作用。热液成因白云岩具有以下特征：白云岩晶体粗大，常为中—粗晶，部分为块状斑晶；异形白云石结晶粗大，呈粗晶块状，晶形和解理弯曲，波状消光，常分布于溶蚀孔洞中或大裂缝中，具有较高的铁和锰含量。埋藏成因白云石⁸⁷Sr/₈₆Sr变化范围较宽，平均值高于近地表海水蒸发成因，Fe含量可达（1804～4652）×10^-6，Mn含量最高可达132×10^-6，具有较轻的δ¹⁸O；流体包裹体均一化温度高；常见石英等残余晶体。热液成因的白云岩分布较广，如TZl62井、TZl2井、TZ43井等均可见及，呈不规则透镜状或块状分布，井间对比性较差。碳酸盐岩围岩、岩浆热液、断裂和不整合等共同组成了热液溶蚀作用的要素，同时热液矿物的发育也可较大地改善储层的物性。

（四）储层发育模式及有利区带预测

塔中北斜坡奥陶系一间房组为大型不整合准层状缝洞型凝析气藏。是多种作用、多期叠加改造形成的纵向叠置、横向连片的优质碳酸盐岩储集体。其储层成因演化模式：良里塔格组沉积之前，下奥陶统鹰山组地层经过中加里东期构造抬升而受剥蚀溶蚀，发育不整合岩溶，在不整合面附近形成准层状的大规模不整合岩溶型缝洞储集体；到上奥陶统良里塔格组下部的良四段、良五段沉积时期，海平面之上的岩溶水对鹰山组储层进一步溶蚀，空间上与良四—良五段的礁滩体形成统一的储集体系；晚加里东期至喜马拉雅期经过多期构造破裂作用和埋藏溶蚀作用改造及油气聚集，鹰山组顶部的风化壳储层和良里塔格组下部的孔洞层被断裂/裂缝体系连通为一个统一的储集单元，最终形成了优质的岩溶储层。

通过对制约不整合岩溶储层发育因素分析及发育演化模式建立可预测有利的储集区带。这套储层既与岩溶古地貌相关，又受多成因、多期次成岩溶蚀、断裂裂缝、埋藏溶蚀叠加的综合控制。优质储层主要沿断裂和裂缝呈斑团状和短条带状，最有利储层发育区主要分布在不整合岩溶和断裂同时发育的区域，总体上沿塔中Ⅰ号坡折带呈断续分布，部分受走滑断裂控制而呈北东—南西向分布。次有利储层发育区主要分布在不整合岩溶和断裂次有利发育的区域，但范围较最有利储层分布范围广，连片性好。断裂和不整合岩溶都不发育或者只有一种类型发育的区域储层相对不发育（附图15）。

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