塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩古岩溶类型识别

第３０卷第５｝｝｝Ｊ　西南石油＝７ｌ＝学学报（自然科学皈）　Ｊｏｕ，’ｈａｌ　ｏｆ　Ｓｏｕｔｈｗｅｓｌ　Ｐｅｔｒｏｌｅｕｍ　Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ（Ｓｃｉｅｎｃｅ＆Ｔｅｃｈｎｏｌｏｇ？Ｅ（ｈｌｈｍ）　、（）１．３０　（）．５　２００８钉　１０　Ｊｊ　０【・Ｉ．　２００８　文章编号：１０００—２６３４（２００８）０５—００１ｌ一０６　塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩古岩溶类型识别　王振宇，李凌，谭秀成，代宗仰，马青　（西南４１－油大学资源与环境学院，四川成都６１０５００）　摘要：在塔里木盆地奥陶系海相碳酸盐岩中识别出准同生岩溶、风化壳岩溶、埋藏岩溶３种不同类型的古岩溶作　用。根据地质、录井、钻井、地球物理等响应特征，分别总结了它们各自的主要识别标志。粒内溶孔、铸模孔和粒间溶　孔等组构选择型溶孔的发育，非组构选择型溶孔、小型溶洞、溶沟和溶缝及其渗流粉砂充填物的出现，大气淡水胶结　物的产出等是准同生岩溶的主要识别标志；风化壳岩溶作用主要的识别标志包括：风化剥蚀及其伴生的风化残积层，　高角度的溶沟、溶缝及落水洞，大小不等的各种溶蚀孔洞及其相应的充填物，充填物具有大气水参与的地球化学特　征，钻井过程中的钻具放空以及泥浆的大量漏失，高自然伽马和低电阻的测井响应特征，相对低速的地震反射特征；　埋藏岩溶作用一般可以根据地层水对原有孔洞缝的增溶并被油气充注的特征加以识别。指出准同生岩溶作用控制　了早期碳酸盐岩储层的形成与分布，风化壳岩溶作用是储层形成的关键作用，埋藏岩溶作用则是储层优化改造的关　键因素之一。　关键词：同生岩溶；风化壳；碳酸盐岩；奥陶系；塔里木盆地　中图分类号：ＴＥｌ２２．２　文献标识码：Ａ　ＤＯＩ：１０．３８６３／ｊ．ｉｓｓｎ．１０００—２６３４．２００８．０５．００３　引　言　塔里木盆地奥陶系海相碳酸盐岩不仅厚度大、　分布广、类型多，而且经历了多旋回和多期次重大的　构造作用与成岩作用的改造，导致其储层的形成与　演化变化多端。众所周知，碳酸盐岩储层的发育演　诸如岩溶、破裂等建设性成岩作用密切相关。根据　岩芯观察、薄片鉴定、测井、录井、化验测试等资料的　综合分析，发现塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩储层的　形成主要受控于古岩溶作用这一关键要素。这里所　称的古岩溶作用是指古代地表水和地下水对可溶性　岩石的改造过程及由此产生的地表与地下地质现象　化主要受沉积、成岩和构造三大地质因素的控制。　总的来说，沉积相是储层形成的物质基础，古岩溶作　用则是储层发育的关键，构造破裂作用为储层发育　的纽带。奥陶纪塔里木盆地处于克拉通边缘拗拉槽　发展阶段¨　，中、西部广大地区发育浅海镶边碳酸盐　岩台地，堆积了一千多米厚的海相碳酸盐岩　。早　的总和　。按碳酸盐岩发生岩溶作用的时间与环　境，通常可将它简单地划分为准同生岩溶、风化壳岩　溶和埋藏岩溶等三种类型。这三种不同类型的岩溶　作用控制着塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩储层的形成　与演化，但发育与分布不均。因此，准确识别这三种　期以发育局限海台地相白云岩为特征，中期堆积半　不同类型岩溶作用的特征是进行储层演化与预测研　究的基础。　局限一局限海台地相不等厚互层的石灰岩与白云　岩，晚期演变为开阔海台地相灰岩沉积，台地边缘相　的镶边体系则主要由颗粒滩和生物礁碳酸盐岩组　１　准同生岩溶作用的识别标志　准同生岩溶作用发生于准同生（或者准同生）大　气成岩环境中。受次级沉积旋回和海平面升降变化　成　。它们是奥陶系碳酸盐岩储层赖以形成的物质　基础。然而，由于碳酸盐沉积物对成岩作用十分敏　感，所以它们在沉积后很容易在胶结和压实等破坏　力。因此，碳酸盐岩储层的形成往往与成岩过程中　的控制。潮坪、粒屑滩、骨架礁等浅水沉积体，尤其是　而出露海面或处于淡水透镜体内，受到富含ＣＯ　的大　性成岩作用的影响下演变成致密岩层，丧失储集能　在海退沉积序列中，伴随海平面暂时性相对下降，时　收稿日期：２００７—０３—０６　基金项目：中石油中青年创新基金（０６Ｅｌ０１８）；四川省重点学科建设项目（ＳＺＤ０４１４）。　作者简介：王振宇（１９６４一），男（汉族），河南滑县人，副教授，博士（后），主要从事沉积储层研究。　ｌ２　婀南　油大学　报（自然科学版）　２００８正　气淡水的淋溶，在碳酸盐中形成大小不一、形态各异　同生岩溶作用的主要识别标志之一，主要形成于大　的、溶蚀成因的多种孔、洞、缝及其充填物。碳酸盐岩　气水潜流溶解带环境。在不稳定的文石和高镁方解　经历准同生岩溶作用的主要识别标志如下：　礁灰岩中，原生孔隙内第一期纤状环边方解石被溶　石转变为稳定的低镁方解石之后，大气淡水难以进　（４）非组构选择性溶孑Ｌ、小型溶洞及渗流粉砂充　（１）第一期纤状方解石被溶蚀：在颗粒灰岩和　行组构选择性地溶蚀。　蚀，并与随后的刃状、等轴细粒状方解石呈胶结不整　填物：非组构选择性溶孑Ｌ和小型溶洞是大气淡水非选　合接触（图１（ａ））。这表明这种溶蚀作用发生的时　择性溶蚀作用的结果。它们或是在粒间溶孔的基础　间很早，大致是在碳酸盐沉积物经历了海底成岩环　上进一步发展，溶蚀颗粒、基质或胶结物形成超大溶　境的胶结作用之后就受到了大气淡水的溶蚀。　孑Ｌ；或是在溶孔或溶沟的基础上进一步溶蚀扩大为溶　（２）粒问溶孔和渗流粉砂充填物：这种溶孔常常　洞。孔洞多呈囊状或水平状，孑Ｌ洞直径在２～２０　ｍｍ，　勰切割原生粒间孔中的第一期纤状方解石，溶孔下部为细　孑Ｌ洞底部常发育渗流粉砂充填物（图２），或孑Ｌ洞为泥　小的渗流粉砂充填（图ｌ（ｂ））。粒间溶孔为渗流粉砂　质充填、半充填，面洞率可达５％～８％。　充填是准同生期大气水渗流带的典型识别标志之一。　（５）不规则状溶沟和溶缝的发育及泥质和渗流粉　其后的略等厚刃状或马牙状环边胶结物是大气潜流带　砂充填物：溶沟宽一般为２～５　ｍｍ，长几厘米到十余厘　的识别标志　，而粒间溶孔中的细晶一中粗晶方解石　米，边部具有不规则状的溶蚀边缘，多呈近直立状延　胶结物则形成于大气潜流一浅埋藏环境中。　伸，同一条溶沟宽度变化大。溶缝多呈水平或倾斜　（３）铸模孔和粒内溶孔：这两种组构选择性溶　状，宽窄不一，延伸较长。溶沟和溶缝主要为灰色泥　孔的形成主要是由于大气淡水选择性溶蚀的结果。　质、渗流粉砂和细晶方解石充填。溶沟可进一步发展　在礁、滩沉积之后不久的海平面相对下降阶段，其中　为溶洞，多呈囊状分布。不规则溶沟和溶缝及其渗流　的砂屑、鲕粒和生物骨骼等仍主要由文石和高镁方　碎屑充填物的发育是大气水渗流带的识别标志。　解石组成，它们在海底环境中是稳定矿物，但在大气　环境中是不稳定矿物，大气水极易对这些不稳定矿　物发生选择性溶蚀而形成粒内溶孔、铸模孑Ｌ和粒间　溶孑Ｌ（图１（ｃ）和图１（ｄ））。　注：ＺＨ１井，０３，单偏光，×２．５。　图２非组构选择性串珠状小型溶洞及其下部的渗流　粉砂和上部的亮晶方解石充填物　（６）大气淡水胶结物的产出　（ａ）原生粒问孔内第一期纤状环边方解石被溶蚀，并与随后的细粒　大气淡水胶结物的存在是大气淡水作用的重要　状方解石呈胶结不整合接触。塔中１５井，０３，单偏光，×６．３；（ｂ）粒　标志。大气淡水胶结物主要有３种类型：一种是颗　间溶孔及其下部的渗流粉砂充填物。塔中１６１井，Ｏ　偏光，×２．　５；（ｃ）粒间溶孔。塔中３０井，０　，铸体片，单偏光，Ｘ　２．５；（ｄ）粒内　粒灰岩的粒问孔中出现悬垂型和新月型胶结物（图　溶孔。塔中１６１井，Ｏ　，铸体片，单偏光，Ｘ６．３。　１（ｃ）），这是碳酸盐岩经历大气淡水渗流带的标志　图１　同生岩溶作用的显微结构标志　之一；另一种是在第一期海底纤状环边胶结物之后　形成的叶片状、马牙状和细柱状方解石胶结物，一般　由于大气淡水选择性的溶蚀作用应该发生于文　形成于大气淡水潜流带；第三种是充填溶洞的粗粒　石、高镁方解石等不稳定矿物转变为稳定的低镁方　亮晶方解石（图２）。表１列出了以顺２井为代表的　解石之前，因此，碳酸盐岩中的粒内溶孔、铸模孔等　上奥陶统良里塔格组灰岩及其溶洞充填物的等离子　组构选择性溶孔一般被视为碳酸盐岩发生同生或准　体光谱和碳氧同位素分析结果。从该表中可以看　第５期　工振宁等：　塔里小　地奥陶系碳酸盐岩　岩溶类型识别　ｌ　３　出，充填溶洞的大气淡水胶结物的微量元素和碳氧　同位素组成与原岩存在较明显差异。２号样品为充　（４号样品），其微量元素含量界于３号和５号样品　之间。这些特征反映了溶洞充填物的形成受近地表　综上所述，同生岩溶作用发生时间非常早，所形　填溶洞的方解石，它的主要微量元素除Ｋ、Ｎａ外均　氧化一弱氧化环境中的大气淡水作用的控制。　明显低于对应的母岩（１号样品），碳氧同位素组成　也明显富集较轻的同位素。３号样品也是充填溶洞　成的粒内溶孔、铸模孔和粒间溶孔等为碳酸盐岩储　的方解石，但含有一些粘土矿物，其主要微量元素含　层提供了基质孑Ｌ隙，控制了早期碳酸盐岩储层的形　量和碳氧同位素组成均低于未受淡水作用改造的原　成与分布，一般呈透镜体沿台地边缘高能相带断续　　岩（５号样品）。遭受大气淡水改造的针孔砂屑灰岩　分布。表１　顺２井良里塔格组灰岩和溶洞充填物地化分析结果　①据等离子体光谱分析　主要为角砾灰岩或角砾白云岩组成的覆盖角砾岩和　２风化壳岩溶作用的识别标志　风化壳岩溶的发育主要与重大的海平面升降或　构造运动造成的陆地大面积暴露有关，常常是地层学　代表古土壤层的紫红色泥岩、灰绿色铝土质泥岩等　类型。与不整合面伴生的覆盖角砾岩（图３（ａ）），　其角砾成分与不整合面之下的奥陶系碳酸盐岩基岩　成分一致，结构上多呈次棱角状至棱角状，以碎屑支　撑为主，表现为近距离搬运或原地风化残积的特征，　中的主要不整合面。就碳酸盐岩岩溶而言，风化壳岩　溶和准同生岩溶都是受大气淡水淋滤而发生的溶蚀，　它们最大的区别在于准同生岩溶发生的时间非常早，　沉积物尚未完全固结成岩，碳酸盐组分的矿物成分尚　未完全稳定化，而且经历的时间相对较短；而风化壳　岩溶发生的时间比较晚，是对已经固结成岩、完成矿　物稳定化转变后碳酸盐岩产生的岩溶作用，经历的时　常堆积于岩溶沟谷、岩溶洼坑中。　间可以很长。在塔北、塔中、马扎塔格等地区，已在奥　陶系碳酸盐岩顶部不整合面之下约２００　ｍ厚地层内　发现了发育程度不同的风化壳岩溶作用及其规模不　等、形态各异的岩溶缝洞系统和特征的内部充填　物＿６Ｉ９　Ｊ。它不仅为原来致密的碳酸盐岩提供了数量　不等的有效储集空间，并且使现今奥陶系碳酸盐岩储　（ａ）不整合面上的覆盖角砾白云岩。塔中１井，０．，岩芯；（ｂ）灰岩　中的高角度溶沟先后被灰绿色泥和灰白色方解石充填。塔中９井，　０．，岩芯；（ｃ）溶洞内的地下暗河沉积物，纹层状泥质粉砂岩一泥　岩。轮南１２井，０。，岩芯；（ｄ）溶洞内的地下暗河沉积物，灰一灰绿　层主要分布于风化壳岩溶发育范围与发育深度的框　架内。反映风化壳岩溶的地质、钻井、地球物理等识　别标志主要有以下几方面。　色泥质角砾灰岩。轮南１２井，Ｏ．，岩芯。　（１）存在与构造抬升运动有关的区域性侵蚀不　整合和地层缺失¨　，奥陶系碳酸盐岩曾经长期出露　图３风化壳岩溶作用的宏观标志　（３）高角度溶沟和溶缝：高角度溶沟和溶蚀加　宽缝是奥陶系碳酸盐岩遭受岩溶作用的一种常见和　在侵蚀不整合面上遭受风化剥蚀。　（２）与剥蚀面伴生的风化残积层：与奥陶系碳　酸盐岩顶部古岩溶不整合面相伴生的风化残积层，　极易识别的特征。这些被岩溶作用扩宽的节理或构　造缝，常为灰绿色或紫红色粘土、石英砂以及少量的　碳酸盐岩角砾、粒状方解石和白云石充填（图３　（ｂ））。裂缝以直立或近于直立的高角度的压扭缝、　节理缝为主，经溶蚀扩大，宽度可达几厘米，甚至发　展为溶洞。被粘土或泥砂充填的溶蚀加宽缝和溶　沟，主要发育于奥陶系碳酸盐岩顶部风化壳之下０　～８０　ＩＴＩ的范围内。　（４）落水洞及其杂色角砾岩：落水洞通常是在　碳酸盐岩节理或高角度裂缝经岩溶作用溶蚀扩大的　基础上形成的。堆积于落水洞内的角砾岩呈红、褐、　灰、灰绿等颜色，角砾成分以灰岩为主，其次为凝灰　岩、流纹岩、石英岩等，大小不一，次棱角状至次圆　状，杂基支撑或者碎屑支撑，角砾间为灰绿或紫红色　泥质、粉砂质充填，主要分布于不整合面附近。将杂　色角砾岩解释为落水洞堆积物，主要是根据它紧邻　不整合面的产出位置、与围岩的接触关系、角砾的杂　乱堆积以及缺乏明显的流水沉积构造等特征加以判　别的。落水｝同及其杂色角砾岩是鉴别大气水渗流岩　溶带的重要宏观标志之一。　（５）大型溶洞及地下暗河充填物：大型溶洞是　识别风化壳岩溶作用的重要标志之一，为水平潜流　岩溶带的产物。它们多数被各种类型的洞穴机械沉　积物和化学沉淀物不同程度充填。溶洞的发育规　模、充填物类型和充填程度受风化壳下奥陶系岩性　的控制。在灰岩区，溶洞的发育规模较大，洞径一般　在２～５　ｍ，最大可达十几米，充填程度较高，主要为　灰岩角砾和泥砂充填，部分大型溶洞中还发育特征　的地下暗河沉积物（图３（ｃ）和图３（ｄ））。大型溶洞　及地下暗河充填物是潜水面溶洞系统和水流系统的　重要标志　。在白云岩区，溶洞规模相对较小，直　径一般不超过１　ｍ，充填程度较低，为白云岩角砾、　粘土和碳酸盐矿物等充填或半充填。　（６）坍塌层及坍塌角砾岩：它们主要分布于灰　岩区大型溶洞的顶部，是大型溶洞的灰岩顶板在重　力、上覆层压力作用下发生坍塌而形成的。坍塌层　由碎屑支撑的角砾灰岩和破裂缝密集的镶嵌状角砾　灰岩组成，角砾呈尖棱角状或镶嵌状，大小不一，厚　度可达２０余米，向上逐步过渡到只发育少量溶缝的　灰岩层，向下常与充填溶洞的地下暗河沉积物呈突　变接触。　（７）中小型溶蚀孔洞：这种孔洞的直径一般在　０．２～１０．０　ｃｉｎ，常被泥砂质渗流沉积物以及方解石、　白云石和硅质矿物等化学沉淀物充填或半充填。灰　岩中的溶蚀孔洞分散发育，多呈斑状分布，局部的面　孑Ｌ率可达５％～ｌ５％，常为紫红色、兰灰色、灰绿色　的泥砂和方解石充填或半充填。泥砂常堆积于孔洞　的底部，呈明显的示底构造。白云岩中的溶蚀孔洞　常常集中发育，多分布于不整合面之下０～４００　ｍ的　范围内。溶蚀孔洞多呈蜂窝状，部分呈拉长状沿水　平方向分布，面孑Ｌ率一般为３％～１２％，最高可达　１５％以上，孔洞问的连通性较好，充填程度较低，仅　部分溶蚀孔洞为少量的白云岩角砾、泥砂和白云石、　方解石、硅质充填或半充填，也可见特征的示底构　造。溶蚀孔洞中渗流沉积物和示底构造的发育，以　及它们产出于不整合面附近的特征，可与埋藏环境　中形成的溶蚀孔洞相区别。　（８）充填岩溶缝洞的碳酸盐矿物往往具有特征　的地球化学组成：它们的铁含量较低，锶含量较高，　富集较轻的碳氧同位素（表２），并平行大气水方解　石线分布，反映了成岩环境中大气水的作用　“一　。　表２中ｌ井鹰山组白云岩及岩溶缝洞　充填物稳定同位素分析结果　（９）钻井过程中的钻具放空以及泥浆的大量漏　失：当钻遇奥陶系碳酸盐岩中的半充填或未充填溶　洞时，常出现钻具放空及大量的泥浆漏失。钻具放　窄量一般为０．２～２．５　ｍ，钻具的放空是钻遇溶洞的　重要标志。而泥浆漏失则可能由多种因素引起，在　钻遇裂缝发育带、孔洞发育带或大型溶洞时皆可出　现泥浆漏失现象，但与明显的钻具放空相伴随的大　量泥浆漏失现象，则是钻遇溶洞的结果。　（１０）电测井曲线上表现出高自然伽马和低电　阻率：在灰岩区，岩溶缝洞的发育规模较大，常常含　有砂泥充填物，导致在测井曲线上出现高自然伽马　和低电阻率的响应特征。其自然伽马测井值一般为　５０～１００　ＡＰＩ，电阻率值一般为３～７０　Ｑ・ｍ，部分小　于２　ｎ・ｍ。自然伽马测井值的升高与岩溶缝洞的　泥质充填物的存在有关，而电阻率测井值的降低除　与泥质含量增加有关外，可能还与残余缝洞中地层　水流体的存在以及泥浆滤液的渗入等因素有关。　对于缺乏陆源碎屑充填物的白云岩中的岩溶缝　第５期　振宁等：　塔里木　地奥陶系碳酸盐岩古岩溶类型识别　ｌ５　洞发育段及灰岩中未充填的大型溶洞而言，它们的　测井响应特征不如含有陆源碎屑充填物的灰岩岩溶　造，并被原油或沥青充填（图４（ｂ））；②海西期形成　的张裂缝和高角度缝被扩溶成宽大的溶缝和溶洞，　缝洞那么明显，主要表现为电阻率测井值较低，一般　为０．３～５０．０　ｎ・ｎｌ，深、浅双侧向电阻率为正差异；　声波时差呈周波跳跃，速度值明显降低；密度测井值　降低；并可伴随井径扩大、钻时加快及钻具放空等其　他一系列的钻井地质特征。自然伽马值一般较低，　部分自然伽马测井值的升高或略高于大段碳酸盐岩　的现象，可能与岩溶缝？同中含有少量的泥质充填物　以及泥浆滤液对缝洞的侵入等因素有关¨　。　（１　１）地震反射剖面上可以出现明显的低速带：　这是对奥陶系顶部碳酸盐岩经过风化壳岩溶作用改　造所形成的多孑Ｌ层的地震响应特征。　埋藏岩溶作用的识别标志　埋藏岩溶作用系指碳酸盐岩在中一深埋藏阶段　主要与有机成岩作用、尤其是酸性地层水相联系的溶　蚀作用现象及过程，有人也称之为深部溶蚀作用、热　水岩溶作用、深部岩溶作用、埋藏期岩溶作用、构造期　岩溶作用等。在塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩中已发　现了多期次的、不同规模的埋藏岩溶作用¨　Ｈ　Ｊ。　根据岩芯和镜下薄片观察，结合有机质热演化　与烃类运移事件的研究，塔里木盆地奥陶系碳酸盐　岩中埋藏岩溶作用的期次大致可以划分为三期，下　面简述它们发育的时间及证据。　（１）第一期埋藏岩溶作用发生于加里东晚期至　海西早期，分布较广，但其形成的孔隙因经历了后期　成岩作用的改造，特征已经不易识别，现在所观察到　的主要证据是：①原生粒间孔内第三期方解石胶结　物被溶蚀形成晶问溶孔和粒问溶孑Ｌ并为沥青充填；　②沿早期缝合线、压溶缝扩溶，形成溶扩缝合线、溶　扩压溶缝及其周围的溶蚀微孑Ｌ，被沥青充填；③礁灰　岩骨架孔洞和窗格孔洞的第三期细晶一中晶方解石　被溶蚀，形成晶间溶孑Ｌ及扩溶孔洞，并被沥青充填　（图４（ａ））；④晚加里东期的高角度微细裂缝中的　细晶、粉晶方解石充填物被溶蚀形成晶间溶孔及不　规则溶洞，为沥青所充填。该期埋藏岩溶作用的持　续时间从沉积后被埋藏直至海西早期。　（２）第二期埋藏岩溶作用主要发生于海西晚期　至印支期，或者说发生于早海西期风化壳岩溶作用　之后的再埋藏阶段。其主要证据是：①早海西期风　化壳岩溶作用所形成的孔洞缝及其充填物被溶蚀改　为中粗晶一巨晶方解石、萤石、石英和原油等充填　（图４（Ｃ））；③裂缝中的中粗晶方解石被溶蚀，形成　晶间溶孔及小型溶蚀孔洞，为原油充填；④受二叠纪　岩浆热液活动影响重结晶作用之后的细一中粗晶灰　岩中的结晶方解石被溶蚀，形成晶间溶孔和不规则　溶孔并为原油所充填。　●　（ａ）粒ｌ司孔洞内第三期方解石胶结物被溶蚀形成晶间溶孔并为黑色　沥青部分充填。ＴＺ４４井，Ｏ３，铸体片，单偏光，×２．５；（ｂ）细晶云岩　中原有的溶洞被第二期埋藏岩溶作用扩溶，并为黑色沥青半充填。　ＺＨＩ井，Ｏ　＋２，铸体片，单偏光，×４；（Ｃ）灰岩中由第二期埋藏岩溶　作用形成的大型溶洞，粗晶萤石半充填。ＴＺ４５井，Ｏ３，岩芯；（ｄ）细　晶云岩中沿喜马拉雅期构造缝扩溶，形成溶扩缝。ＺＨ１　１井，Ｏ。＋２，　铸体片，单偏光，Ｘ４。　图４埋藏岩溶作用的标志　（３）第三期埋藏岩溶作用发生于燕山期至喜马　拉雅期，由于该区燕山期的构造活动不明显，可能主　要发育于喜马拉雅期，并且与早第三纪的油气运移　事件相匹配。该期埋藏岩溶作用的主要证据是：①　晚期的开启斜交缝、高角度缝、水平缝和网状缝的溶　蚀扩大，并为轻质原油、天然气和地层水所充填（图　４（ｄ））；②沿晚期裂缝分布的串珠状溶孑Ｌ和小型溶　洞，为自形晶方解石、天然气、水、轻质原油所充填；　③晚期缝洞中的细一粗晶方解石充填物被溶蚀，或　被扩大溶蚀，形成晶问溶孔和小型溶蚀孔洞，缺少充　填物，孔洞中较干净，或见有轻质原油浸染的痕迹。　据上所述，本区奥陶系碳酸盐岩中的埋藏岩溶　成因的孔隙以非组构选择型为主，主要包括溶扩构　造缝、溶扩压溶缝、溶蚀孔洞及溶扩孔洞等；组构选　择型相对少见，以微孑Ｌ为主，主要包括粒间溶孔和晶　间溶孔两种类型。即埋藏岩溶作用一般是沿着原有　的孔缝系统进行的，并对原有的孑Ｌ洞缝扩溶，虽然一　般只增加不超过５％的孔隙度，但是由于这种孑Ｌ隙　度的增加通常与油气运移同步，因此更富有实际意　ｌ６　西南台油大学学报（自然科学版）　２００８正　义。显然，与油气运移同步的埋藏岩溶作用是碳酸　盐岩储层优化改造的关键因素之一。对于缺少孑Ｌ缝　的致密碳酸盐岩而言，由于缺乏成岩流体运移通道，　因此很难发生这种埋藏岩溶作用。　４　结　论　（１）塔里木盆地奥陶系海相碳酸盐岩储层形成　的关键要素是古岩溶作用，主要包括准同生岩溶、风　化壳岩溶、埋藏岩溶三种不同的岩溶类型。　（２）准同生岩溶作用起因于准同生期或同生期　大气淡水对碳酸盐岩的溶蚀，粒内溶孔、铸模孔和粒　间溶孔等组构选择型溶孔的发育，非组构选择型溶　孔、小型溶洞、溶沟和溶缝及其渗流粉砂充填物的形　成，大气淡水胶结物的产出等是准同生岩溶的主要　识别标志。　（３）与构造运动造成的海平面下降和陆地大面　积长期暴露有关的风化壳岩溶作用是奥陶系碳酸盐　岩储层形成的关键作用，主要的识别标志包括：曾经　出露在区域性侵蚀不整合面上的奥陶系碳酸盐岩遭　受风化剥蚀及其伴生的风化残积层，高角度的溶沟、　溶缝及落水洞，大小不等的各种溶蚀孔洞及其相应　的充填物，岩溶缝洞的碳酸盐充填物具有大气水参　与的地球化学特征，钻井过程中的钻具放空以及泥　浆的大量漏失，高自然伽马和低电阻的测井响应特　征，相对低速的地震反射特征等。　（４）在埋藏成岩环境中由酸性地层水引起的埋　藏岩溶作用是碳酸盐岩储层优化改造的关键因素之　一一，般可以根据地层水对原有孔洞缝的扩溶并被　油气充注的特征加以识别。　参考文献：　［１］　贾承造．中国塔里木盆地构造特征与油气［Ｍ］．北京　石油工业出版社，１９９７．　［２］顾家裕，朱筱敏，贾进华，等．塔里木盆地沉积与储层　［Ｍ］．北京：石油工业出版社，２００３．　［３］　陈景山，王振宇，代宗仰，等．塔中地区上奥陶统碳酸　盐岩台地镶边体系分析［Ｊ］．古地理学报，１９９９，１（２）：　８—１７．　［４］　王大纯，张人权．水文地质学基础［Ｍ］．北京：地质出　版社，１９８６．　［５］Ｌｏｎｇｍａｎ　Ｍ　Ｗ．Ｃａｒｂｏｎａｔｅ　ｄｉａｇｅｎｅｔｉｃ　ｔｅｘｔｕｒｅ　ｆｒｏｍ　ｎｅａｒ—　ＳＨｒｆａｃｅ　ｄｉａｇｅｎｅｔｉｃ　ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓ［Ｊ］．ＡＡＰＧ　Ｂｕｌ１．，１９８０，　６３：４０１—４８７．　［６］　闫相宾，李铁军，张涛，等．塔中与塔河地区奥陶系岩　溶储层形成条件的差异［Ｊ］．石油与天然气地质，　２００５，２６（２）：２０２—２０７．　［７］　鲁新便，高博禹，陈姝媚．塔河油田下奥陶统碳酸盐岩　古岩溶储层研究［Ｊ］．矿物岩石，２００３，２３（１）：８７—９１．　［８］　顾家裕，周兴熙．塔里木盆地轮南潜山岩溶及油气分　布规律［Ｍ］．北京：石油工业出版社，２００１．　［９］　张达景，吕海涛，张涛，等．塔河油田加里东期岩溶储　层特征及分布预测［Ｊ］．沉积学报，２００７，２５（２）：２１４—　２２３．　［１０］　Ｊａｍｅｓ　Ｎ　Ｐ，Ｃｈｏｑｕｅｔｔｅ　Ｐ　Ｗ．Ｐａｌｅｏｋａｒｓｔ［Ｍ］．Ｓｐｒｉｎｇｅｒ—　Ｖｅｒｌａｇ　Ｎｅｗ　Ｙｏｒｋ，１９８８．　［１１］钱一雄，蔡立国，李国蓉，等．碳酸盐岩岩溶作用的元　素地球化学表征［Ｊ］．沉积学报，２００２，２０（１）：７０—　７４．　［１２］　钱一雄，邹远荣，陈强路，等．塔里木盆地塔中西北部　多期多成因岩溶作用地质一地球化学表征［Ｊ］．沉积　学报，２００５，２３（４）：５９６—６０３．　［１３］　吴胜和，欧阳健．塔里木盆地轮南地区奥陶系岩溶体　系的测井分析［Ｊ］．石油大学学报（自然科学版），　１９９４，１８（２）：１２３—１２７．　［１４］　王嗣敏，金之钧，解启来．塔里木盆地塔中４５井区碳　酸盐岩储层的深部流体改造作用［Ｊ］．地质论评，　２００４，５０（５）：５４３—５４７．　（助理编辑：王威）