塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩古岩溶差异分析

伊 硕, 黄文辉, 万 欢

( 1. 中国地质大学(北京) 能源学院,北京 100083; 2. 中国地质大学(北京) 海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室,北京 100083 )

0 引言

碳酸盐岩岩溶通常是指酸性流体导致碳酸盐岩溶解，产生大量孔、洞和缝等的现象，可以形成优质的油气储集体，如美国西德克萨斯州Ellenburger(奥陶系)[1]、密歇根Albion-Scipio(奥陶系)[2]，意大利Rospo Mare(白垩系)[3]，以及我国任丘油田(寒武系和前寒武系)、鄂尔多斯盆地(奥陶系)和塔里木盆地(奥陶系)等[4-12]。传统的岩溶储层是指发育于不整合面之下，由长期风化剥蚀和淋滤作用形成的孔、洞、缝体系，也有人[13-17]将准同生岩溶、埋藏岩溶、热液岩溶等纳入岩溶作用的范畴。

塔里木盆地奥陶系岩溶储层较为发育，具有发育层位多、厚度大、分布面积广、类型复杂、期次多和非均质性强等特点[18]。人们在岩溶储层的类型划分和识别特征[16,19-20]、岩溶期次[18,21-23]、成因机理及发育规律[24-26]等方面开展研究，但是在岩溶储层的类型及发育控制因素上存在分歧。按照岩溶储层的岩石类型[27]、成因机理[14,18]、岩溶发育位置[28]，以及沉积成岩环境、流体成因、构造演化等因素[23]，人们对塔里木奥陶系的岩溶储层进行分类，由于划分标准不同，分类方案多且不统一。有关岩溶储层发育控制因素的研究，主要涉及构造、古地貌、地层结构、沉积相和流体作用等对岩溶储层发育的控制作用，只是对局部区域、部分层位的岩溶储层，缺乏盆地奥陶系岩溶储层发育规律和控制因素的整体认识及区域差异性的对比。塔里木盆地不同区域古岩溶的差异性及其机理研究，对于岩溶储层的勘探和开发具有重要意义。

笔者分析塔里木盆地奥陶系岩溶发育控制因素，研究盆地奥陶系岩溶发育的差异性及其机理，建立相对完善、实用性和科学性较强的岩溶分类方案，为该盆地及其相关区域的古岩溶储层的勘探提供依据。

1 区域地质概况

塔里木盆地是位于我国西部的大型叠合盆地，面积约为5.6×105km2，地处天山山脉和昆仑山脉之间[29]，由中生界、新生界前陆盆地与古生界克拉通盆地叠加而成，沉积地层主要包括古生界克拉通巨厚海相沉积和中生界、新生界前陆盆地陆相沉积。盆地从古至今依次经历加里东、海西、印支、燕山和喜山等大规模构造运动，形成现今的多构造分区格局(见图1[30])。

图1 塔里木盆地位置及构造分区Fig.1 The location and structural division of Tarim basin

塔里木盆地奥陶系从下至上依次发育下奥陶统蓬莱坝组、中—下奥陶统鹰山组、中奥陶统一间房组，以及上奥陶统吐木休克组、良里塔格组、桑塔木组、铁热克阿瓦提组[31-34](见图2)。

由于经历多期复杂构造作用的改造，盆地奥陶系地层的缺失和展布差异性较大。下奥陶统蓬莱坝组上覆于寒武系不整合面之上，厚度一般为300.0～500.0 m，最厚可达1 500.0 m，上部岩性主要为白云质砂屑灰岩和灰质砂屑白云岩，下部岩性主要为薄层至中层的灰泥石灰岩，含燧石条带，向上白云石含量减少。中—下奥陶统鹰山组角度不整合或整合接触于蓬莱坝组之上，厚度为300.0～700.0 m，最厚可达1 600.0 m，下部岩性为灰泥石灰岩、灰泥颗粒石灰岩及灰质白云岩等不等厚互层，上部主要为泥晶颗粒石灰岩和灰泥石灰岩；鹰山组在盆地内部存在不同程度的缺失，在塔中隆起区剥蚀量最大。中奥陶统一间房组角度不整合或假整合于鹰山组之上，岩性以生物灰岩、颗粒灰岩及亮晶砂屑灰岩为主，由于塔中和塔西南地区长期抬升剥蚀，导致塔中和塔西南地区普遍缺失一间房组。上奥陶统吐木休克组厚度为20.0～50.0 m，岩性主要为灰泥石灰岩和瘤状灰岩，在塔北隆起南斜坡区发育较为完整，在塔中地区缺失。上奥陶统良里塔格组总体平行不整合于吐木休克组之上，由于塔中地区缺失一间房组和吐木休克组，良里塔格组直接不整合于鹰山组之上，厚度为120.0～900.0 m，全区分布稳定，岩性以深灰色丘状藻粘结灰岩、颗粒灰岩、生物礁灰岩及泥晶灰岩为主，顶部由大量陆源碎屑注入逐渐转化为陆源碎屑—碳酸盐岩混合沉积。上奥陶统桑塔木组平行不整合于良里塔格组之上，岩性以灰黑色钙质泥页岩、灰绿色砂质泥岩为主，为一套浅海、半深海陆棚及深海盆地相沉积，后期差异抬升导致局部地区缺失，如塔西南麦盖提斜坡。奥陶系顶部的铁热克阿瓦提组不整合或整合于桑塔木组之上，岩性以灰绿色泥岩、砂质泥岩、砂岩为主，为一套滨浅海或潮坪环境的陆源碎屑沉积，在隆起区遭受明显剥蚀，普遍缺失。

图2 塔里木盆地地层表及奥陶系碳酸盐岩地层综合柱状图

2 古岩溶储层类型划分

狭义的岩溶作用主要是指水和重力对可溶岩石(碳酸盐岩为主)的溶蚀作用、搬运作用，以及沉积作用的综合地质作用[28,35]。人们对岩溶作用的含义进行延伸，将早成岩阶段的大气淡水淋滤溶蚀作用，以及埋藏成岩阶段的溶蚀作用也纳入岩溶作用的范畴[13-17]，称为广义的岩溶作用。文中岩溶作用指后者。

由于塔里木盆地经历复杂的构造演化及强烈的成岩改造，导致奥陶系发育多期次、多类型岩溶作用，并相互叠加改造。在古岩溶储层类型的划分方面，人们遵循不同的划分标准，给出多种划分方案，如按照岩石类型，郭建华[27]将古岩溶划分为石灰岩类及白云岩类古岩溶，并将白云岩类古岩溶进一步划分为背斜潜山型和单面潜山型。根据储层成因机理和主控因素，沈安江等[10]将塔里木盆地下古生界岩溶型储层划分为三类：同生岩溶型、风化壳岩溶型和埋藏岩溶型；按照构造旋回级别及遭受抬升剥蚀时间，将风化壳岩溶型储层划分为层间岩溶型和潜山岩溶型；按照热液类型和来源，将埋藏岩溶型储层划分为原源埋藏岩溶型和异源埋藏岩溶型。按照岩溶发育部位，赵文智等[28]将塔里木盆地岩溶储层划分为潜山区岩溶型和内幕区岩溶型，根据围岩岩性，将潜山区岩溶型储层细分为灰岩潜山岩溶型和白云岩风化壳型；根据成因，将内幕区岩溶型储层细分为层间岩溶型、顺层岩溶型及受断层控制岩溶型。王招明等[23]考虑沉积成岩环境、流体成因、构造演化等因素，将塔里木盆地奥陶系岩溶划分为三类：风化壳岩溶型、礁滩体岩溶型及埋藏岩溶型，并将风化壳岩溶型储层细分为潜山岩溶型和层间岩溶型。其中，赵文智等[28]的分类方案没有考虑内幕区岩溶储层与断层无关、与礁滩沉积等相关的同生岩溶型和埋藏岩溶型；王招明等[23]的分类方案没有考虑顺层岩溶型的影响；并且大多数分类方案没有考虑不同类型岩溶作用的相互叠加。

根据岩溶储层的分布及其发育控制因素的差异，将岩溶储层分为六类(见表1)。

表1 塔里木盆地岩溶储层分类

续表1

3 古岩溶控制因素

影响古岩溶发育的控制因素包括外部因素和内部因素，外部因素包括气候、构造及海平面变化等，内部因素主要为受沉积控制的岩性及其组合等。其中，气候和海平面变化是岩溶作用形成的基础条件，奥陶纪塔里木盆地位于赤道附近，气候潮湿、炎热，有利于岩溶发育[36]；海平面变化控制碳酸盐岩台地的层序结构演化[29]，同时控制溶蚀作用的期次及其垂向分布，与岩溶发育具有良好的耦合关系[37]。对于同一盆地的相同层位，气候和海平面变化相对一致，对差异性岩溶发育的控制作用有限，而构造和沉积因素是造成塔里木盆地奥陶系岩溶差异性的主要控制因素。

3.1 构造因素

构造因素是控制古岩溶发育的最重要因素，对古岩溶的控制作用主要体现在构造活动、古地貌格局及断裂等方面。

3.1.1 构造活动

构造活动控制构造格局和古地理的变迁及演化、不整合面发育及分布、断裂形成和深部热液活动等，进而控制古岩溶的发育和分布。

在天山、昆仑等古洋盆裂解过程中，逐渐形成塔西南隆起(和田隆起)和塔北隆起等早期的大型隆起，并进一步围绕大型古隆起发育大型克拉通碳酸盐岩台地，同时伴随北部满加尔拗拉槽的裂陷作用[29]。早奥陶世至中奥陶世，塔里木盆地的动力学背景总体从弱伸展的被动大陆边缘向前陆挤压背景转化，盆地总体继承前期的构造格局，沉积受塔西南、塔北古隆起及满加尔拗拉槽分布的控制，形成近南北向展布的构造古地理。中奥陶世晚期至晚奥陶世是塔里木盆地内加里东中期构造明显活动的重要阶段，古昆仑洋向北挤压、碰撞，造成盆地多个不整合面的发育，其中最明显的构造格局变化为近东西向展布的塔中隆起带、北部坳陷带及东南缘塘古巴孜斯坳陷的形成。奥陶纪末期，除盆地西南到东南缘受到强烈挤压外，受南天山洋俯冲消减的影响，塔北、塔西北地区也遭受挤压而隆起和剥蚀。中泥盆世末，由于南天山洋消亡挤压，塔北、塔东隆起大幅隆升。

构造活动控制构造格局，构造格局控制作为岩溶发育物质基础的碳酸盐岩的分布及其遭受后期风化剥蚀的程度。根据塔里木盆地奥陶系的保存、分布及岩溶发育状况，奥陶系内部主要发育4个较为显著的不整合面：鹰山组(O1-2y)/蓬莱坝组(O1p)、一间房组(O2y)/鹰山组(O1-2y)、吐木休克组(O3t)/一间房组(O2y)、桑塔木组(O3s)/ 良里塔格组(O3l)，分别对应加里东早期Ⅰ幕、加里东早期Ⅱ幕、加里东中期Ⅰ幕和加里东中期Ⅱ幕，基本上可以归属于层间岩溶[23]。由于奥陶系顶部的不整合面地台大幅抬升、长期风化，导致奥陶系碳酸盐岩与志留系、石炭系或三叠系碎屑岩直接接触，对应加里东中期Ⅲ幕及海西早期，属于潜山岩溶或多期叠加的复合岩溶。

除了与不整合面直接相关的层间岩溶和潜山岩溶外，埋藏岩溶也受构造活动的明显控制。构造活动不仅为埋藏岩溶提供不整合面及断裂等热液运移通道，而且往往与热液活动存在密切关系，如塔里木盆地广泛发育的埋藏岩溶与晚海西期—印支期的岩浆—热液活动密切相关[20,38-39]。

3.1.2 古构造地貌格局

古构造地貌格局是古岩溶发育的基础，控制岩溶地貌的分区。在中奥陶世末至晚奥陶世早期，受控于昆仑岛弧和塔里木板块的弧—陆碰撞作用，塔中乃至巴楚台地整体强烈隆升[28]，并接受长期的暴露、风化、剥蚀、淋滤及溶蚀，造成中奥陶统一间房组和上奥陶统吐木休克组的缺失，从而形成塔中隆起良好的层间岩溶储层。塔北地区南部为一北高南低的斜坡，以桑塔木组剥蚀线为界，在未覆盖区，地表水向下或沿倾斜岩层方向渗流，形成潜山型岩溶；在覆盖区，由于存在吐木休克组隔水层，地表水沿倾斜岩层发生大面积渗流，形成层间岩溶储层发育带。因此，古构造地貌格局与古岩溶储层的分布密切相关，尤其古隆起及斜坡背景为潜山岩溶和顺层岩溶的发育提供地质背景。

3.1.3 断裂

断裂主要发育于构造应力集中的部位，是溶蚀性流体(大气淡水、地层水、热液等)运移的重要通道，对古岩溶的发育具有重要的控制作用[40-41]。断裂对岩溶的影响主要表现：

(1)断裂作用可以形成次生断裂、裂缝或断裂破碎带，延伸至地表可以作为大气淡水的渗流通道，使断层带附近碳酸盐岩的岩溶作用加强、岩溶发育的深度和广度增加，是影响潜山岩溶储层、顺层岩溶储层的重要因素，如塔河油田南部上奥陶统桑塔木组覆盖区岩溶储层的平面分布受断裂带控制，呈条带状展布[24]；塔北隆起轮南断裂带下奥陶系受风化淋滤，最大岩溶厚度约为250.0 m，巴楚隆起区马扎塔格断裂带上的、和田河气田奥陶系碳酸盐潜山在不整合面之下357.0 m网状裂缝和岩溶发育，电测井解释表明岩溶发育深度可达风化壳下750 m[41]；塔北英买2构造奥陶系碳酸盐储层，甚至是由断层控制的非暴露型大气淡水岩溶作用的结果[42]。

(2)深部断裂活动常伴随深部热液的活动，同时为侵蚀性地层流体、深部热液等提供有利通道，从而影响埋藏岩溶的发育。塔中地区存在沿深大断裂从盆地基底进入盆地内部的深部热液，与碳酸盐岩发生交代作用，形成萤石、白云岩等，或发生TSR作用而产生H2S等侵蚀性流体，对原始储层进行改造，从而改善储集性能[43-44]；有机质热演化过程中排出大量有机酸、CO2、H2S等侵蚀性流体，侵蚀性流体沿裂缝向上运移，可以形成大量埋藏溶蚀孔、洞[20,39]。

综上所述，断裂对于潜山区和内幕区的岩溶发育有重要的影响，总体上塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩基质孔隙(包括礁滩复合体)并不发育，因此裂缝的发育程度和岩溶作用的耦合是决定盆地高产的关键因素。

3.2 沉积因素

沉积因素是控制古岩溶发生最基础因素，对古岩溶的控制主要体现在沉积相和岩性及其组合两个方面。

3.2.1 沉积相

沉积相直接决定作为岩溶作用物质基础的碳酸盐岩的展布，一般原始孔渗性较好的滩相和礁滩复合体受后期的岩溶改造作用更加明显。王招明等[23]将礁滩体岩溶划分为一类重要的岩溶类型，可见沉积相对古岩溶储层的控制作用。对于同生岩溶型储层，由于台缘及台内礁滩体易于形成地貌上的相对隆起，在海平面波动过程中，容易发生短暂的暴露和大气淡水淋滤，发育次生孔、洞，从而改善储层物性，如塔中Ⅰ号构造带和塔北南缘良里塔格组的台地边缘礁滩体[14,45]。发生或未发生过同生岩溶的礁滩体内部较为发育的原生孔隙或次生孔隙，为后期岩溶流体提供通道，为顺层岩溶或埋藏岩溶的发生奠定基础，如塔中Ⅰ号构造带的晚加里东至早海西期的埋藏岩溶，主要发育于台地边缘礁滩体和大气成岩透镜体，表现为有机酸对早期孔、洞的扩溶[14]。总之，塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩岩溶储层与沉积相关系密切，沉积相带控制储层发育的有利部位[46]。

3.2.2 岩性及其组合

不同类型的岩石对岩溶作用的响应程度不同，通常碳酸盐岩较碎屑岩溶解度大，碳酸盐岩中灰岩较白云岩溶解度大，随泥质的增加，灰岩溶解度逐渐下降。虽然塔里木盆地奥陶系的白云岩潜山岩溶储层和灰岩潜山岩溶储层成因相似，但是存在较大差异，与白云岩潜山相比，灰岩潜山一般地貌起伏大，峰丘地貌更明显；缝洞体系更发育，但非均质性更强[28]。

除了岩性对岩溶发育具有明显的控制作用外，岩性组合对岩溶作用也具有较大影响。塔里木盆地奥陶系一间房组、鹰山组及良里塔格组岩性以易溶解的纯灰岩为主，岩溶作用发育，是潜山区的主力储层；吐木休克组、桑塔木组岩性以溶解性较差的泥质灰岩、泥岩为主，岩溶作用不发育。对于吐木休克组覆盖区的一间房组灰岩或桑塔木组覆盖区的良里塔格组灰岩，灰岩层上覆溶解性较差的泥灰岩、泥岩等，阻止或减弱加里东中期Ⅲ幕及海西早期岩溶作用的改造，但同时加里东中期Ⅰ幕和Ⅱ幕的岩溶储层未被剥蚀[25]，从而形成内幕区的主力储层。因此，不同岩性组合是岩溶作用发育的重要因素之一。

4 古岩溶差异性

塔里木盆地奥陶系岩溶储层主要分布在塔北、塔中和塔西南三大主岩溶发育区，由于盆地内部各构造单元的岩溶控制因素存在巨大差异，导致不同区域的古岩溶储层的发育程度、规模、类型及含油气性差异较大。

4.1 塔北地区

塔北地区在构造上属于塔里木盆地北部的塔北隆起，南为满加尔凹陷，北以秋里塔格断裂为界，与库车凹陷相邻，主体在沙雅隆起之上，其上的正向构造单元主要包括库尔勒鼻隆、轮南低凸起、轮台凸起、英买力低凸起等(见图3)。塔北隆起形成于早古生代，自加里东早期开始初具隆起雏形，之后经历多次隆升剥蚀过程，形成现今残余古隆起的构造格局[47]。

图3 塔北地区位置及奥陶系断裂系统Fig.3 Location and Ordovician fault system of the north Tarim

塔北隆起是天山、昆仑等古洋盆裂解过程中形成的早期大型古隆起，之后经历多期构造运动的改造，发育多期古岩溶作用，不同阶段的岩溶作用发育差异较大。加里东早期，塔北地区主要形成鹰山组(O1-2y)/蓬莱坝组(O1p)、一间房组(O2y)/鹰山组(O1-2y)两个较为明显的平行不整合面，分别对应加里东早期Ⅰ幕和Ⅱ幕，由于暴露时间较短并没有发育大规模的岩溶作用。加里东中期，塔北地区主要形成吐木休克组(O3t)/一间房组(O2y)、桑塔木组(O3s)/ 良里塔格组(O3l)两个不整合面，分别对应加里东中期Ⅰ幕和Ⅱ幕，其中加里东中期Ⅰ幕，由于塔北板块距离板块碰撞边界较远，比塔中地区受影响小，地层抬升幅度较小，仅造成一间房组(O2y)顶部的短暂暴露，表现为地层间断及2～4个牙形刺带的缺失[48-50]；加里东中期Ⅱ幕，主要表现为良里塔格组(O3l)顶部的剥蚀，但总体间断时间较短。晚加里东期，塔北地区主要形成志留系/桑塔木组(O3s)之间的不整合，由于桑塔木组(O3s)为砂质泥岩，对下伏碳酸盐岩影响较小。早海西期，南天山洋俯冲造成塔北地区的大幅抬升，造成大范围和长时间的地层剥蚀，同时伴生大量张性断裂的强烈活动，形成溶蚀孔、洞、缝等大量发育的优质岩溶储层。由抬升幅度较小、暴露时期短而形成的不整合面主要为层间岩溶，对内幕储层具有一定的贡献；抬升幅度较大、暴露时期长、地层剥蚀范围较大的早海西运动，是形成塔里木潜山岩溶储层和伴生顺层岩溶的主要控制因素，对塔北奥陶系碳酸盐岩储层的贡献最大(见图3)。

塔北地区的同生岩溶储层主要受沉积相带(潮坪相和礁滩相)、古构造地貌格局及断裂的控制，主要储层分布于英买1、英买2和英买3井的吐木休克组，以及哈拉哈塘地区的一间房组顶部等。塔北地区埋藏岩溶与风化壳岩溶、同生岩溶的相互叠加，是塔北岩溶储层发育的控制因素之一。塔北地区断裂发育，浅层断裂沟通表层大气淡水与早期形成的碳酸盐内幕层间岩溶，两者相互叠加、改造，既可以加深潜山岩溶的发育深度，也可以形成优质的内幕储层，如塔北南缘斜坡；同时，深大断裂提供深部热液向上迁移的通道，埋藏岩溶常与风化壳岩溶、同生岩溶叠加、改造，是优质内幕储层发育的重要组成部分，如塔河油田沙76和沙72等井中较为发育[51]，甚至在英买力地区形成大量与热液相关的白云岩储层[52]。因此，塔北地区岩溶储层的发育主要受控于多期构造活动相关的不整合面及断裂等，尤其是早海西运动对岩溶储层的发育贡献最大，形成塔北地区典型的岩溶格局(见图4[28])。桑塔木组剥蚀线以北的潜山岩溶区垂向分带明显；桑塔木组剥蚀线以南的内幕岩溶区侧向分带明显，顺层岩溶发育。

图4 塔北南缘奥陶系岩溶作用模式及储层形成Fig.4 Diagram showing the karstification and origin of Ordovician carbonate reservoir in southern area of the north Tarim uplift

4.2 塔中地区

塔中地区在构造上属于塔里木盆地中央隆起带中部的塔中隆起，东与古城隆起相接，西与巴楚隆起相邻，南与塘古孜巴斯坳陷呈斜坡过渡关系，北与塔中Ⅰ号断裂、满加尔凹陷相邻，总体展布近北西向，具有东高西低的地理格局，并发育一系列北西走向的冲断褶皱构造带和若干北北东向断裂(见图5(a))。

与塔北古隆起相比，塔中隆起形成时间相对较晚，特别是在中奥陶世古昆仑洋向北碰撞，塔中地区强烈隆升，造成鹰山组上部和一间房组及吐木休克组在塔北地区的大面积缺失，形成广泛发育的层间岩溶储层。塔中地区在海西早期的构造幅度相对较小，表生岩溶的发育区仅限于隆起东段的高陡背冲带、塔中Ⅱ号构造带、塔北构造带等，呈带状分布，岩溶储层的发育程度远不及塔北隆起的。

图5 塔中地区奥陶系埋藏热液溶蚀流体活动平面和Tc1-Tz75-Tz4-7-38-Tz161-Tz162-Tz58-Tz62-Tz44井岩溶剖面

Fig.5 Mapped distribution of hydrothermal/burial dissolution fluid activity for the Ordovician and diagram of paleokarst of well section Tc1-Tz75-Tz4-7-38-Tz161-Tz162-Tz58-Tz62-Tz44 in central Tarim

中—晚奥陶世良里塔格组沉积期，沿塔中Ⅰ号断裂西侧发育呈NW-SE向带状展布的碳酸盐岩台地边缘相带，发育大量的礁滩相沉积[53-54]；在不同旋回的礁滩相沉积海退序列中发育4期明显的同生期大气淡水溶蚀作用，为后期风化壳岩溶和埋藏岩溶的叠加、改造提供物质基础，最终形成大量优质岩溶储层。

由于塔中地区断裂特别发育，主要的断层构造有塔中Ⅰ号、塔中Ⅱ号、塔中10号断裂带及若干北北东向的断裂，埋藏热液溶蚀流体活动对奥陶系碳酸盐岩地层影响广泛(见图5(a)[44])，并且至少发育三期埋藏岩溶作用[45]，是重要的储集类型，尤其对于地质历史时期未曾暴露地表的碳酸盐岩储层尤为重要。

综上所述，与塔北地区相似，塔中地区的岩溶储层也具有多期性和类型多样性等特点，但是受构造响应的差异影响，塔中地区的主要岩溶期为加里东运动中期，而早海西期岩溶发育远不及塔北地区的；由于断裂十分发育，埋藏岩溶储层十分发育(见图5(b)[44])。

4.3 塔西南地区

塔西南地区位于塔里木盆地西南部，北西部为南天山褶皱带，北东部以吐木休克断裂为界，南部被昆仑山褶皱带包围，东接塘古孜巴斯坳陷和塔南隆起[55-57](见图1)。

以玉北为代表的塔西南地区岩溶储层存在明显的东西分异的特征，麦盖提斜坡西段发育鹰山组、良里塔格组2期不整合，以断裂和溶洞发育为主；斜坡东段发育良里塔格组、鹰山组和蓬莱坝组3期不整合，裂缝和溶洞相对欠发育。虽然塔西南地区鹰山组顶部受长时期的风化、剥蚀，但是鹰山组总体为台内低能相的灰泥石灰岩沉积，岩性致密，不利于岩溶储层的形成[52]。和田河气田和玉北油田鹰山组储层主要也是发育在高能相带的砂屑灰岩和裂缝相对发育的区域，表明裂缝和沉积相对岩溶储层发育具有明显的控制作用。

塔西南地区也发育一定的埋藏溶蚀作用，且大多与油气活动带来的有机酸等物质有关，主要发育海西晚期和喜山期埋藏岩溶，多沿新形成的裂缝系统进行溶蚀。主要体现在蓬莱坝组及鹰山组扩溶缝、溶蚀孔有油气充注及被热液携带的硅质充填等特征，如玉北5井。

因此，与塔中和塔北隆起奥陶系相比，塔西南地区奥陶系岩溶储层的发育有一定的相似性，但更多为差异性[58]。由于塔西南地区不整合发育的鹰山组以台地低能相带沉积为主，岩性致密，且没有像塔北地区的大幅度构造隆升，因此风化壳岩溶储层整体欠发育；同时，沟通深部热液的深大断裂也不甚发育，埋藏岩溶储层的物性也明显差于塔中地区的。另外，塔西南“跷跷板”式的构造演化过程明显不同于塔北和塔中地区的继承性古隆起，迁移式的古隆起不利于油气藏的形成，且远离满加尔生烃凹陷，总体含油气性较塔北、塔中地区的差。

4.4 岩溶差异性

塔里木盆地寒武系及奥陶系地层的古岩溶现象十分发育[59]，但不同区域的岩溶作用也有差别。根据奥陶系地层的沉积特征、构造演化、岩溶作用类型、古岩溶储层分布及石油地质特征等，对比塔西南、塔中及塔北地区岩溶作用的差异性，结果见表2。

表2 塔里木盆地相邻地区的岩溶作用差异性

5 结论

(1)塔里木盆地奥陶系古岩溶储层十分发育，具有期次多、类型丰富、分布差异大等特点。将塔里木盆地奥陶系古岩溶储层划分为潜山型和内幕型，并细分为六类，分别为潜山岩溶、顺层岩溶、层间岩溶、同生岩溶、埋藏岩溶及复合岩溶型。

(2)塔里木盆地古岩溶的发育主要受构造因素和沉积因素的控制，前者主要体现为构造活动、古构造地貌格局及断裂等对岩溶储层发育的控制作用，后者主要体现为沉积相、岩性及其组合对岩溶储层发育的控制作用。

(3)塔里木盆地有塔北、塔中和塔西南三大岩溶发育区，岩溶储层的发育规模、类型及油气富集特征存在巨大差异。塔北地区以潜山型和层间岩溶为主，埋藏岩溶次之，岩溶规模大；塔中地区以埋藏岩溶为主，潜山岩溶、同生岩溶及层间岩溶也较为发育，岩溶规模大；塔西南地区岩溶储层整体欠发育，以层间岩溶为主，规模较小。构造因素和沉积因素的差异是控制塔里木盆地古岩溶差异的主控因素。

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