伊 碩, 黃文輝, 萬(wàn) 歡

( 1. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京) 能源學(xué)院,北京 100083; 2. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京) 海相儲(chǔ)層演化與油氣富集機(jī)理教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,北京 100083 )

0 引言

碳酸鹽巖巖溶通常是指酸性流體導(dǎo)致碳酸鹽巖溶解，產(chǎn)生大量孔、洞和縫等的現(xiàn)象，可以形成優(yōu)質(zhì)的油氣儲(chǔ)集體，如美國(guó)西德克薩斯州Ellenburger(奧陶系)[1]、密歇根Albion-Scipio(奧陶系)[2]，意大利Rospo Mare(白堊系)[3]，以及我國(guó)任丘油田(寒武系和前寒武系)、鄂爾多斯盆地(奧陶系)和塔里木盆地(奧陶系)等[4-12]。傳統(tǒng)的巖溶儲(chǔ)層是指發(fā)育于不整合面之下，由長(zhǎng)期風(fēng)化剝蝕和淋濾作用形成的孔、洞、縫體系，也有人[13-17]將準(zhǔn)同生巖溶、埋藏巖溶、熱液巖溶等納入巖溶作用的范疇。

塔里木盆地奧陶系巖溶儲(chǔ)層較為發(fā)育，具有發(fā)育層位多、厚度大、分布面積廣、類(lèi)型復(fù)雜、期次多和非均質(zhì)性強(qiáng)等特點(diǎn)[18]。人們?cè)趲r溶儲(chǔ)層的類(lèi)型劃分和識(shí)別特征[16,19-20]、巖溶期次[18,21-23]、成因機(jī)理及發(fā)育規(guī)律[24-26]等方面開(kāi)展研究，但是在巖溶儲(chǔ)層的類(lèi)型及發(fā)育控制因素上存在分歧。按照巖溶儲(chǔ)層的巖石類(lèi)型[27]、成因機(jī)理[14,18]、巖溶發(fā)育位置[28]，以及沉積成巖環(huán)境、流體成因、構(gòu)造演化等因素[23]，人們對(duì)塔里木奧陶系的巖溶儲(chǔ)層進(jìn)行分類(lèi)，由于劃分標(biāo)準(zhǔn)不同，分類(lèi)方案多且不統(tǒng)一。有關(guān)巖溶儲(chǔ)層發(fā)育控制因素的研究，主要涉及構(gòu)造、古地貌、地層結(jié)構(gòu)、沉積相和流體作用等對(duì)巖溶儲(chǔ)層發(fā)育的控制作用，只是對(duì)局部區(qū)域、部分層位的巖溶儲(chǔ)層，缺乏盆地奧陶系巖溶儲(chǔ)層發(fā)育規(guī)律和控制因素的整體認(rèn)識(shí)及區(qū)域差異性的對(duì)比。塔里木盆地不同區(qū)域古巖溶的差異性及其機(jī)理研究，對(duì)于巖溶儲(chǔ)層的勘探和開(kāi)發(fā)具有重要意義。

筆者分析塔里木盆地奧陶系巖溶發(fā)育控制因素，研究盆地奧陶系巖溶發(fā)育的差異性及其機(jī)理，建立相對(duì)完善、實(shí)用性和科學(xué)性較強(qiáng)的巖溶分類(lèi)方案，為該盆地及其相關(guān)區(qū)域的古巖溶儲(chǔ)層的勘探提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

塔里木盆地是位于我國(guó)西部的大型疊合盆地，面積約為5.6×105km2，地處天山山脈和昆侖山脈之間[29]，由中生界、新生界前陸盆地與古生界克拉通盆地疊加而成，沉積地層主要包括古生界克拉通巨厚海相沉積和中生界、新生界前陸盆地陸相沉積。盆地從古至今依次經(jīng)歷加里東、海西、印支、燕山和喜山等大規(guī)模構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，形成現(xiàn)今的多構(gòu)造分區(qū)格局(見(jiàn)圖1[30])。

圖1 塔里木盆地位置及構(gòu)造分區(qū)Fig.1 The location and structural division of Tarim basin

塔里木盆地奧陶系從下至上依次發(fā)育下奧陶統(tǒng)蓬萊壩組、中—下奧陶統(tǒng)鷹山組、中奧陶統(tǒng)一間房組，以及上奧陶統(tǒng)吐木休克組、良里塔格組、桑塔木組、鐵熱克阿瓦提組[31-34](見(jiàn)圖2)。

由于經(jīng)歷多期復(fù)雜構(gòu)造作用的改造，盆地奧陶系地層的缺失和展布差異性較大。下奧陶統(tǒng)蓬萊壩組上覆于寒武系不整合面之上，厚度一般為300.0～500.0 m，最厚可達(dá)1 500.0 m，上部巖性主要為白云質(zhì)砂屑灰?guī)r和灰質(zhì)砂屑白云巖，下部巖性主要為薄層至中層的灰泥石灰?guī)r，含燧石條帶，向上白云石含量減少。中—下奧陶統(tǒng)鷹山組角度不整合或整合接觸于蓬萊壩組之上，厚度為300.0～700.0 m，最厚可達(dá)1 600.0 m，下部巖性為灰泥石灰?guī)r、灰泥顆粒石灰?guī)r及灰質(zhì)白云巖等不等厚互層，上部主要為泥晶顆粒石灰?guī)r和灰泥石灰?guī)r；鷹山組在盆地內(nèi)部存在不同程度的缺失，在塔中隆起區(qū)剝蝕量最大。中奧陶統(tǒng)一間房組角度不整合或假整合于鷹山組之上，巖性以生物灰?guī)r、顆粒灰?guī)r及亮晶砂屑灰?guī)r為主，由于塔中和塔西南地區(qū)長(zhǎng)期抬升剝蝕，導(dǎo)致塔中和塔西南地區(qū)普遍缺失一間房組。上奧陶統(tǒng)吐木休克組厚度為20.0～50.0 m，巖性主要為灰泥石灰?guī)r和瘤狀灰?guī)r，在塔北隆起南斜坡區(qū)發(fā)育較為完整，在塔中地區(qū)缺失。上奧陶統(tǒng)良里塔格組總體平行不整合于吐木休克組之上，由于塔中地區(qū)缺失一間房組和吐木休克組，良里塔格組直接不整合于鷹山組之上，厚度為120.0～900.0 m，全區(qū)分布穩(wěn)定，巖性以深灰色丘狀藻粘結(jié)灰?guī)r、顆粒灰?guī)r、生物礁灰?guī)r及泥晶灰?guī)r為主，頂部由大量陸源碎屑注入逐漸轉(zhuǎn)化為陸源碎屑—碳酸鹽巖混合沉積。上奧陶統(tǒng)桑塔木組平行不整合于良里塔格組之上，巖性以灰黑色鈣質(zhì)泥頁(yè)巖、灰綠色砂質(zhì)泥巖為主，為一套淺海、半深海陸棚及深海盆地相沉積，后期差異抬升導(dǎo)致局部地區(qū)缺失，如塔西南麥蓋提斜坡。奧陶系頂部的鐵熱克阿瓦提組不整合或整合于桑塔木組之上，巖性以灰綠色泥巖、砂質(zhì)泥巖、砂巖為主，為一套濱淺?；虺逼涵h(huán)境的陸源碎屑沉積，在隆起區(qū)遭受明顯剝蝕，普遍缺失。

圖2 塔里木盆地地層表及奧陶系碳酸鹽巖地層綜合柱狀圖

2 古巖溶儲(chǔ)層類(lèi)型劃分

狹義的巖溶作用主要是指水和重力對(duì)可溶巖石(碳酸鹽巖為主)的溶蝕作用、搬運(yùn)作用，以及沉積作用的綜合地質(zhì)作用[28,35]。人們對(duì)巖溶作用的含義進(jìn)行延伸，將早成巖階段的大氣淡水淋濾溶蝕作用，以及埋藏成巖階段的溶蝕作用也納入巖溶作用的范疇[13-17]，稱(chēng)為廣義的巖溶作用。文中巖溶作用指后者。

由于塔里木盆地經(jīng)歷復(fù)雜的構(gòu)造演化及強(qiáng)烈的成巖改造，導(dǎo)致奧陶系發(fā)育多期次、多類(lèi)型巖溶作用，并相互疊加改造。在古巖溶儲(chǔ)層類(lèi)型的劃分方面，人們遵循不同的劃分標(biāo)準(zhǔn)，給出多種劃分方案，如按照巖石類(lèi)型，郭建華[27]將古巖溶劃分為石灰?guī)r類(lèi)及白云巖類(lèi)古巖溶，并將白云巖類(lèi)古巖溶進(jìn)一步劃分為背斜潛山型和單面潛山型。根據(jù)儲(chǔ)層成因機(jī)理和主控因素，沈安江等[10]將塔里木盆地下古生界巖溶型儲(chǔ)層劃分為三類(lèi)：同生巖溶型、風(fēng)化殼巖溶型和埋藏巖溶型；按照構(gòu)造旋回級(jí)別及遭受抬升剝蝕時(shí)間，將風(fēng)化殼巖溶型儲(chǔ)層劃分為層間巖溶型和潛山巖溶型；按照熱液類(lèi)型和來(lái)源，將埋藏巖溶型儲(chǔ)層劃分為原源埋藏巖溶型和異源埋藏巖溶型。按照巖溶發(fā)育部位，趙文智等[28]將塔里木盆地巖溶儲(chǔ)層劃分為潛山區(qū)巖溶型和內(nèi)幕區(qū)巖溶型，根據(jù)圍巖巖性，將潛山區(qū)巖溶型儲(chǔ)層細(xì)分為灰?guī)r潛山巖溶型和白云巖風(fēng)化殼型；根據(jù)成因，將內(nèi)幕區(qū)巖溶型儲(chǔ)層細(xì)分為層間巖溶型、順層巖溶型及受斷層控制巖溶型。王招明等[23]考慮沉積成巖環(huán)境、流體成因、構(gòu)造演化等因素，將塔里木盆地奧陶系巖溶劃分為三類(lèi)：風(fēng)化殼巖溶型、礁灘體巖溶型及埋藏巖溶型，并將風(fēng)化殼巖溶型儲(chǔ)層細(xì)分為潛山巖溶型和層間巖溶型。其中，趙文智等[28]的分類(lèi)方案沒(méi)有考慮內(nèi)幕區(qū)巖溶儲(chǔ)層與斷層無(wú)關(guān)、與礁灘沉積等相關(guān)的同生巖溶型和埋藏巖溶型；王招明等[23]的分類(lèi)方案沒(méi)有考慮順層巖溶型的影響；并且大多數(shù)分類(lèi)方案沒(méi)有考慮不同類(lèi)型巖溶作用的相互疊加。

根據(jù)巖溶儲(chǔ)層的分布及其發(fā)育控制因素的差異，將巖溶儲(chǔ)層分為六類(lèi)(見(jiàn)表1)。

表1 塔里木盆地巖溶儲(chǔ)層分類(lèi)

續(xù)表1

3 古巖溶控制因素

影響古巖溶發(fā)育的控制因素包括外部因素和內(nèi)部因素，外部因素包括氣候、構(gòu)造及海平面變化等，內(nèi)部因素主要為受沉積控制的巖性及其組合等。其中，氣候和海平面變化是巖溶作用形成的基礎(chǔ)條件，奧陶紀(jì)塔里木盆地位于赤道附近，氣候潮濕、炎熱，有利于巖溶發(fā)育[36]；海平面變化控制碳酸鹽巖臺(tái)地的層序結(jié)構(gòu)演化[29]，同時(shí)控制溶蝕作用的期次及其垂向分布，與巖溶發(fā)育具有良好的耦合關(guān)系[37]。對(duì)于同一盆地的相同層位，氣候和海平面變化相對(duì)一致，對(duì)差異性巖溶發(fā)育的控制作用有限，而構(gòu)造和沉積因素是造成塔里木盆地奧陶系巖溶差異性的主要控制因素。

3.1 構(gòu)造因素

構(gòu)造因素是控制古巖溶發(fā)育的最重要因素，對(duì)古巖溶的控制作用主要體現(xiàn)在構(gòu)造活動(dòng)、古地貌格局及斷裂等方面。

3.1.1 構(gòu)造活動(dòng)

構(gòu)造活動(dòng)控制構(gòu)造格局和古地理的變遷及演化、不整合面發(fā)育及分布、斷裂形成和深部熱液活動(dòng)等，進(jìn)而控制古巖溶的發(fā)育和分布。

在天山、昆侖等古洋盆裂解過(guò)程中，逐漸形成塔西南隆起(和田隆起)和塔北隆起等早期的大型隆起，并進(jìn)一步圍繞大型古隆起發(fā)育大型克拉通碳酸鹽巖臺(tái)地，同時(shí)伴隨北部滿(mǎn)加爾拗拉槽的裂陷作用[29]。早奧陶世至中奧陶世，塔里木盆地的動(dòng)力學(xué)背景總體從弱伸展的被動(dòng)大陸邊緣向前陸擠壓背景轉(zhuǎn)化，盆地總體繼承前期的構(gòu)造格局，沉積受塔西南、塔北古隆起及滿(mǎn)加爾拗拉槽分布的控制，形成近南北向展布的構(gòu)造古地理。中奧陶世晚期至晚奧陶世是塔里木盆地內(nèi)加里東中期構(gòu)造明顯活動(dòng)的重要階段，古昆侖洋向北擠壓、碰撞，造成盆地多個(gè)不整合面的發(fā)育，其中最明顯的構(gòu)造格局變化為近東西向展布的塔中隆起帶、北部坳陷帶及東南緣塘古巴孜斯坳陷的形成。奧陶紀(jì)末期，除盆地西南到東南緣受到強(qiáng)烈擠壓外，受南天山洋俯沖消減的影響，塔北、塔西北地區(qū)也遭受擠壓而隆起和剝蝕。中泥盆世末，由于南天山洋消亡擠壓，塔北、塔東隆起大幅隆升。

構(gòu)造活動(dòng)控制構(gòu)造格局，構(gòu)造格局控制作為巖溶發(fā)育物質(zhì)基礎(chǔ)的碳酸鹽巖的分布及其遭受后期風(fēng)化剝蝕的程度。根據(jù)塔里木盆地奧陶系的保存、分布及巖溶發(fā)育狀況，奧陶系內(nèi)部主要發(fā)育4個(gè)較為顯著的不整合面：鷹山組(O1-2y)/蓬萊壩組(O1p)、一間房組(O2y)/鷹山組(O1-2y)、吐木休克組(O3t)/一間房組(O2y)、桑塔木組(O3s)/ 良里塔格組(O3l)，分別對(duì)應(yīng)加里東早期Ⅰ幕、加里東早期Ⅱ幕、加里東中期Ⅰ幕和加里東中期Ⅱ幕，基本上可以歸屬于層間巖溶[23]。由于奧陶系頂部的不整合面地臺(tái)大幅抬升、長(zhǎng)期風(fēng)化，導(dǎo)致奧陶系碳酸鹽巖與志留系、石炭系或三疊系碎屑巖直接接觸，對(duì)應(yīng)加里東中期Ⅲ幕及海西早期，屬于潛山巖溶或多期疊加的復(fù)合巖溶。

除了與不整合面直接相關(guān)的層間巖溶和潛山巖溶外，埋藏巖溶也受構(gòu)造活動(dòng)的明顯控制。構(gòu)造活動(dòng)不僅為埋藏巖溶提供不整合面及斷裂等熱液運(yùn)移通道，而且往往與熱液活動(dòng)存在密切關(guān)系，如塔里木盆地廣泛發(fā)育的埋藏巖溶與晚海西期—印支期的巖漿—熱液活動(dòng)密切相關(guān)[20,38-39]。

3.1.2 古構(gòu)造地貌格局

古構(gòu)造地貌格局是古巖溶發(fā)育的基礎(chǔ)，控制巖溶地貌的分區(qū)。在中奧陶世末至晚奧陶世早期，受控于昆侖島弧和塔里木板塊的弧—陸碰撞作用，塔中乃至巴楚臺(tái)地整體強(qiáng)烈隆升[28]，并接受長(zhǎng)期的暴露、風(fēng)化、剝蝕、淋濾及溶蝕，造成中奧陶統(tǒng)一間房組和上奧陶統(tǒng)吐木休克組的缺失，從而形成塔中隆起良好的層間巖溶儲(chǔ)層。塔北地區(qū)南部為一北高南低的斜坡，以桑塔木組剝蝕線(xiàn)為界，在未覆蓋區(qū)，地表水向下或沿傾斜巖層方向滲流，形成潛山型巖溶；在覆蓋區(qū)，由于存在吐木休克組隔水層，地表水沿傾斜巖層發(fā)生大面積滲流，形成層間巖溶儲(chǔ)層發(fā)育帶。因此，古構(gòu)造地貌格局與古巖溶儲(chǔ)層的分布密切相關(guān)，尤其古隆起及斜坡背景為潛山巖溶和順層巖溶的發(fā)育提供地質(zhì)背景。

3.1.3 斷裂

斷裂主要發(fā)育于構(gòu)造應(yīng)力集中的部位，是溶蝕性流體(大氣淡水、地層水、熱液等)運(yùn)移的重要通道，對(duì)古巖溶的發(fā)育具有重要的控制作用[40-41]。斷裂對(duì)巖溶的影響主要表現(xiàn)：

(1)斷裂作用可以形成次生斷裂、裂縫或斷裂破碎帶，延伸至地表可以作為大氣淡水的滲流通道，使斷層帶附近碳酸鹽巖的巖溶作用加強(qiáng)、巖溶發(fā)育的深度和廣度增加，是影響潛山巖溶儲(chǔ)層、順層巖溶儲(chǔ)層的重要因素，如塔河油田南部上奧陶統(tǒng)桑塔木組覆蓋區(qū)巖溶儲(chǔ)層的平面分布受斷裂帶控制，呈條帶狀展布[24]；塔北隆起輪南斷裂帶下奧陶系受風(fēng)化淋濾，最大巖溶厚度約為250.0 m，巴楚隆起區(qū)馬扎塔格斷裂帶上的、和田河氣田奧陶系碳酸鹽潛山在不整合面之下357.0 m網(wǎng)狀裂縫和巖溶發(fā)育，電測(cè)井解釋表明巖溶發(fā)育深度可達(dá)風(fēng)化殼下750 m[41]；塔北英買(mǎi)2構(gòu)造奧陶系碳酸鹽儲(chǔ)層，甚至是由斷層控制的非暴露型大氣淡水巖溶作用的結(jié)果[42]。

(2)深部斷裂活動(dòng)常伴隨深部熱液的活動(dòng)，同時(shí)為侵蝕性地層流體、深部熱液等提供有利通道，從而影響埋藏巖溶的發(fā)育。塔中地區(qū)存在沿深大斷裂從盆地基底進(jìn)入盆地內(nèi)部的深部熱液，與碳酸鹽巖發(fā)生交代作用，形成螢石、白云巖等，或發(fā)生TSR作用而產(chǎn)生H2S等侵蝕性流體，對(duì)原始儲(chǔ)層進(jìn)行改造，從而改善儲(chǔ)集性能[43-44]；有機(jī)質(zhì)熱演化過(guò)程中排出大量有機(jī)酸、CO2、H2S等侵蝕性流體，侵蝕性流體沿裂縫向上運(yùn)移，可以形成大量埋藏溶蝕孔、洞[20,39]。

綜上所述，斷裂對(duì)于潛山區(qū)和內(nèi)幕區(qū)的巖溶發(fā)育有重要的影響，總體上塔里木盆地奧陶系碳酸鹽巖基質(zhì)孔隙(包括礁灘復(fù)合體)并不發(fā)育，因此裂縫的發(fā)育程度和巖溶作用的耦合是決定盆地高產(chǎn)的關(guān)鍵因素。

3.2 沉積因素

沉積因素是控制古巖溶發(fā)生最基礎(chǔ)因素，對(duì)古巖溶的控制主要體現(xiàn)在沉積相和巖性及其組合兩個(gè)方面。

3.2.1 沉積相

沉積相直接決定作為巖溶作用物質(zhì)基礎(chǔ)的碳酸鹽巖的展布，一般原始孔滲性較好的灘相和礁灘復(fù)合體受后期的巖溶改造作用更加明顯。王招明等[23]將礁灘體巖溶劃分為一類(lèi)重要的巖溶類(lèi)型，可見(jiàn)沉積相對(duì)古巖溶儲(chǔ)層的控制作用。對(duì)于同生巖溶型儲(chǔ)層，由于臺(tái)緣及臺(tái)內(nèi)礁灘體易于形成地貌上的相對(duì)隆起，在海平面波動(dòng)過(guò)程中，容易發(fā)生短暫的暴露和大氣淡水淋濾，發(fā)育次生孔、洞，從而改善儲(chǔ)層物性，如塔中Ⅰ號(hào)構(gòu)造帶和塔北南緣良里塔格組的臺(tái)地邊緣礁灘體[14,45]。發(fā)生或未發(fā)生過(guò)同生巖溶的礁灘體內(nèi)部較為發(fā)育的原生孔隙或次生孔隙，為后期巖溶流體提供通道，為順層巖溶或埋藏巖溶的發(fā)生奠定基礎(chǔ)，如塔中Ⅰ號(hào)構(gòu)造帶的晚加里東至早海西期的埋藏巖溶，主要發(fā)育于臺(tái)地邊緣礁灘體和大氣成巖透鏡體，表現(xiàn)為有機(jī)酸對(duì)早期孔、洞的擴(kuò)溶[14]?？傊?，塔里木盆地奧陶系碳酸鹽巖巖溶儲(chǔ)層與沉積相關(guān)系密切，沉積相帶控制儲(chǔ)層發(fā)育的有利部位[46]。

3.2.2 巖性及其組合

不同類(lèi)型的巖石對(duì)巖溶作用的響應(yīng)程度不同，通常碳酸鹽巖較碎屑巖溶解度大，碳酸鹽巖中灰?guī)r較白云巖溶解度大，隨泥質(zhì)的增加，灰?guī)r溶解度逐漸下降。雖然塔里木盆地奧陶系的白云巖潛山巖溶儲(chǔ)層和灰?guī)r潛山巖溶儲(chǔ)層成因相似，但是存在較大差異，與白云巖潛山相比，灰?guī)r潛山一般地貌起伏大，峰丘地貌更明顯；縫洞體系更發(fā)育，但非均質(zhì)性更強(qiáng)[28]。

除了巖性對(duì)巖溶發(fā)育具有明顯的控制作用外，巖性組合對(duì)巖溶作用也具有較大影響。塔里木盆地奧陶系一間房組、鷹山組及良里塔格組巖性以易溶解的純灰?guī)r為主，巖溶作用發(fā)育，是潛山區(qū)的主力儲(chǔ)層；吐木休克組、桑塔木組巖性以溶解性較差的泥質(zhì)灰?guī)r、泥巖為主，巖溶作用不發(fā)育。對(duì)于吐木休克組覆蓋區(qū)的一間房組灰?guī)r或桑塔木組覆蓋區(qū)的良里塔格組灰?guī)r，灰?guī)r層上覆溶解性較差的泥灰?guī)r、泥巖等，阻止或減弱加里東中期Ⅲ幕及海西早期巖溶作用的改造，但同時(shí)加里東中期Ⅰ幕和Ⅱ幕的巖溶儲(chǔ)層未被剝蝕[25]，從而形成內(nèi)幕區(qū)的主力儲(chǔ)層。因此，不同巖性組合是巖溶作用發(fā)育的重要因素之一。

4 古巖溶差異性

塔里木盆地奧陶系巖溶儲(chǔ)層主要分布在塔北、塔中和塔西南三大主巖溶發(fā)育區(qū)，由于盆地內(nèi)部各構(gòu)造單元的巖溶控制因素存在巨大差異，導(dǎo)致不同區(qū)域的古巖溶儲(chǔ)層的發(fā)育程度、規(guī)模、類(lèi)型及含油氣性差異較大。

4.1 塔北地區(qū)

塔北地區(qū)在構(gòu)造上屬于塔里木盆地北部的塔北隆起，南為滿(mǎn)加爾凹陷，北以秋里塔格斷裂為界，與庫(kù)車(chē)凹陷相鄰，主體在沙雅隆起之上，其上的正向構(gòu)造單元主要包括庫(kù)爾勒鼻隆、輪南低凸起、輪臺(tái)凸起、英買(mǎi)力低凸起等(見(jiàn)圖3)。塔北隆起形成于早古生代，自加里東早期開(kāi)始初具隆起雛形，之后經(jīng)歷多次隆升剝蝕過(guò)程，形成現(xiàn)今殘余古隆起的構(gòu)造格局[47]。

圖3 塔北地區(qū)位置及奧陶系斷裂系統(tǒng)Fig.3 Location and Ordovician fault system of the north Tarim

塔北隆起是天山、昆侖等古洋盆裂解過(guò)程中形成的早期大型古隆起，之后經(jīng)歷多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的改造，發(fā)育多期古巖溶作用，不同階段的巖溶作用發(fā)育差異較大。加里東早期，塔北地區(qū)主要形成鷹山組(O1-2y)/蓬萊壩組(O1p)、一間房組(O2y)/鷹山組(O1-2y)兩個(gè)較為明顯的平行不整合面，分別對(duì)應(yīng)加里東早期Ⅰ幕和Ⅱ幕，由于暴露時(shí)間較短并沒(méi)有發(fā)育大規(guī)模的巖溶作用。加里東中期，塔北地區(qū)主要形成吐木休克組(O3t)/一間房組(O2y)、桑塔木組(O3s)/ 良里塔格組(O3l)兩個(gè)不整合面，分別對(duì)應(yīng)加里東中期Ⅰ幕和Ⅱ幕，其中加里東中期Ⅰ幕，由于塔北板塊距離板塊碰撞邊界較遠(yuǎn)，比塔中地區(qū)受影響小，地層抬升幅度較小，僅造成一間房組(O2y)頂部的短暫暴露，表現(xiàn)為地層間斷及2～4個(gè)牙形刺帶的缺失[48-50]；加里東中期Ⅱ幕，主要表現(xiàn)為良里塔格組(O3l)頂部的剝蝕，但總體間斷時(shí)間較短。晚加里東期，塔北地區(qū)主要形成志留系/桑塔木組(O3s)之間的不整合，由于桑塔木組(O3s)為砂質(zhì)泥巖，對(duì)下伏碳酸鹽巖影響較小。早海西期，南天山洋俯沖造成塔北地區(qū)的大幅抬升，造成大范圍和長(zhǎng)時(shí)間的地層剝蝕，同時(shí)伴生大量張性斷裂的強(qiáng)烈活動(dòng)，形成溶蝕孔、洞、縫等大量發(fā)育的優(yōu)質(zhì)巖溶儲(chǔ)層。由抬升幅度較小、暴露時(shí)期短而形成的不整合面主要為層間巖溶，對(duì)內(nèi)幕儲(chǔ)層具有一定的貢獻(xiàn)；抬升幅度較大、暴露時(shí)期長(zhǎng)、地層剝蝕范圍較大的早海西運(yùn)動(dòng)，是形成塔里木潛山巖溶儲(chǔ)層和伴生順層巖溶的主要控制因素，對(duì)塔北奧陶系碳酸鹽巖儲(chǔ)層的貢獻(xiàn)最大(見(jiàn)圖3)。

塔北地區(qū)的同生巖溶儲(chǔ)層主要受沉積相帶(潮坪相和礁灘相)、古構(gòu)造地貌格局及斷裂的控制，主要儲(chǔ)層分布于英買(mǎi)1、英買(mǎi)2和英買(mǎi)3井的吐木休克組，以及哈拉哈塘地區(qū)的一間房組頂部等。塔北地區(qū)埋藏巖溶與風(fēng)化殼巖溶、同生巖溶的相互疊加，是塔北巖溶儲(chǔ)層發(fā)育的控制因素之一。塔北地區(qū)斷裂發(fā)育，淺層斷裂溝通表層大氣淡水與早期形成的碳酸鹽內(nèi)幕層間巖溶，兩者相互疊加、改造，既可以加深潛山巖溶的發(fā)育深度，也可以形成優(yōu)質(zhì)的內(nèi)幕儲(chǔ)層，如塔北南緣斜坡；同時(shí)，深大斷裂提供深部熱液向上遷移的通道，埋藏巖溶常與風(fēng)化殼巖溶、同生巖溶疊加、改造，是優(yōu)質(zhì)內(nèi)幕儲(chǔ)層發(fā)育的重要組成部分，如塔河油田沙76和沙72等井中較為發(fā)育[51]，甚至在英買(mǎi)力地區(qū)形成大量與熱液相關(guān)的白云巖儲(chǔ)層[52]。因此，塔北地區(qū)巖溶儲(chǔ)層的發(fā)育主要受控于多期構(gòu)造活動(dòng)相關(guān)的不整合面及斷裂等，尤其是早海西運(yùn)動(dòng)對(duì)巖溶儲(chǔ)層的發(fā)育貢獻(xiàn)最大，形成塔北地區(qū)典型的巖溶格局(見(jiàn)圖4[28])。桑塔木組剝蝕線(xiàn)以北的潛山巖溶區(qū)垂向分帶明顯；桑塔木組剝蝕線(xiàn)以南的內(nèi)幕巖溶區(qū)側(cè)向分帶明顯，順層巖溶發(fā)育。

圖4 塔北南緣奧陶系巖溶作用模式及儲(chǔ)層形成Fig.4 Diagram showing the karstification and origin of Ordovician carbonate reservoir in southern area of the north Tarim uplift

4.2 塔中地區(qū)

塔中地區(qū)在構(gòu)造上屬于塔里木盆地中央隆起帶中部的塔中隆起，東與古城隆起相接，西與巴楚隆起相鄰，南與塘古孜巴斯坳陷呈斜坡過(guò)渡關(guān)系，北與塔中Ⅰ號(hào)斷裂、滿(mǎn)加爾凹陷相鄰，總體展布近北西向，具有東高西低的地理格局，并發(fā)育一系列北西走向的沖斷褶皺構(gòu)造帶和若干北北東向斷裂(見(jiàn)圖5(a))。

與塔北古隆起相比，塔中隆起形成時(shí)間相對(duì)較晚，特別是在中奧陶世古昆侖洋向北碰撞，塔中地區(qū)強(qiáng)烈隆升，造成鷹山組上部和一間房組及吐木休克組在塔北地區(qū)的大面積缺失，形成廣泛發(fā)育的層間巖溶儲(chǔ)層。塔中地區(qū)在海西早期的構(gòu)造幅度相對(duì)較小，表生巖溶的發(fā)育區(qū)僅限于隆起東段的高陡背沖帶、塔中Ⅱ號(hào)構(gòu)造帶、塔北構(gòu)造帶等，呈帶狀分布，巖溶儲(chǔ)層的發(fā)育程度遠(yuǎn)不及塔北隆起的。

圖5 塔中地區(qū)奧陶系埋藏?zé)嵋喝芪g流體活動(dòng)平面和Tc1-Tz75-Tz4-7-38-Tz161-Tz162-Tz58-Tz62-Tz44井巖溶剖面

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—晚奧陶世良里塔格組沉積期，沿塔中Ⅰ號(hào)斷裂西側(cè)發(fā)育呈NW-SE向帶狀展布的碳酸鹽巖臺(tái)地邊緣相帶，發(fā)育大量的礁灘相沉積[53-54]；在不同旋回的礁灘相沉積海退序列中發(fā)育4期明顯的同生期大氣淡水溶蝕作用，為后期風(fēng)化殼巖溶和埋藏巖溶的疊加、改造提供物質(zhì)基礎(chǔ)，最終形成大量?jī)?yōu)質(zhì)巖溶儲(chǔ)層。

由于塔中地區(qū)斷裂特別發(fā)育，主要的斷層構(gòu)造有塔中Ⅰ號(hào)、塔中Ⅱ號(hào)、塔中10號(hào)斷裂帶及若干北北東向的斷裂，埋藏?zé)嵋喝芪g流體活動(dòng)對(duì)奧陶系碳酸鹽巖地層影響廣泛(見(jiàn)圖5(a)[44])，并且至少發(fā)育三期埋藏巖溶作用[45]，是重要的儲(chǔ)集類(lèi)型，尤其對(duì)于地質(zhì)歷史時(shí)期未曾暴露地表的碳酸鹽巖儲(chǔ)層尤為重要。

綜上所述，與塔北地區(qū)相似，塔中地區(qū)的巖溶儲(chǔ)層也具有多期性和類(lèi)型多樣性等特點(diǎn)，但是受構(gòu)造響應(yīng)的差異影響，塔中地區(qū)的主要巖溶期為加里東運(yùn)動(dòng)中期，而早海西期巖溶發(fā)育遠(yuǎn)不及塔北地區(qū)的；由于斷裂十分發(fā)育，埋藏巖溶儲(chǔ)層十分發(fā)育(見(jiàn)圖5(b)[44])。

4.3 塔西南地區(qū)

塔西南地區(qū)位于塔里木盆地西南部，北西部為南天山褶皺帶，北東部以吐木休克斷裂為界，南部被昆侖山褶皺帶包圍，東接塘古孜巴斯坳陷和塔南隆起[55-57](見(jiàn)圖1)。

以玉北為代表的塔西南地區(qū)巖溶儲(chǔ)層存在明顯的東西分異的特征，麥蓋提斜坡西段發(fā)育鷹山組、良里塔格組2期不整合，以斷裂和溶洞發(fā)育為主；斜坡東段發(fā)育良里塔格組、鷹山組和蓬萊壩組3期不整合，裂縫和溶洞相對(duì)欠發(fā)育。雖然塔西南地區(qū)鷹山組頂部受長(zhǎng)時(shí)期的風(fēng)化、剝蝕，但是鷹山組總體為臺(tái)內(nèi)低能相的灰泥石灰?guī)r沉積，巖性致密，不利于巖溶儲(chǔ)層的形成[52]。和田河氣田和玉北油田鷹山組儲(chǔ)層主要也是發(fā)育在高能相帶的砂屑灰?guī)r和裂縫相對(duì)發(fā)育的區(qū)域，表明裂縫和沉積相對(duì)巖溶儲(chǔ)層發(fā)育具有明顯的控制作用。

塔西南地區(qū)也發(fā)育一定的埋藏溶蝕作用，且大多與油氣活動(dòng)帶來(lái)的有機(jī)酸等物質(zhì)有關(guān)，主要發(fā)育海西晚期和喜山期埋藏巖溶，多沿新形成的裂縫系統(tǒng)進(jìn)行溶蝕。主要體現(xiàn)在蓬萊壩組及鷹山組擴(kuò)溶縫、溶蝕孔有油氣充注及被熱液攜帶的硅質(zhì)充填等特征，如玉北5井。

因此，與塔中和塔北隆起奧陶系相比，塔西南地區(qū)奧陶系巖溶儲(chǔ)層的發(fā)育有一定的相似性，但更多為差異性[58]。由于塔西南地區(qū)不整合發(fā)育的鷹山組以臺(tái)地低能相帶沉積為主，巖性致密，且沒(méi)有像塔北地區(qū)的大幅度構(gòu)造隆升，因此風(fēng)化殼巖溶儲(chǔ)層整體欠發(fā)育；同時(shí)，溝通深部熱液的深大斷裂也不甚發(fā)育，埋藏巖溶儲(chǔ)層的物性也明顯差于塔中地區(qū)的。另外，塔西南“蹺蹺板”式的構(gòu)造演化過(guò)程明顯不同于塔北和塔中地區(qū)的繼承性古隆起，遷移式的古隆起不利于油氣藏的形成，且遠(yuǎn)離滿(mǎn)加爾生烴凹陷，總體含油氣性較塔北、塔中地區(qū)的差。

4.4 巖溶差異性

塔里木盆地寒武系及奧陶系地層的古巖溶現(xiàn)象十分發(fā)育[59]，但不同區(qū)域的巖溶作用也有差別。根據(jù)奧陶系地層的沉積特征、構(gòu)造演化、巖溶作用類(lèi)型、古巖溶儲(chǔ)層分布及石油地質(zhì)特征等，對(duì)比塔西南、塔中及塔北地區(qū)巖溶作用的差異性，結(jié)果見(jiàn)表2。

表2 塔里木盆地相鄰地區(qū)的巖溶作用差異性

5 結(jié)論

(1)塔里木盆地奧陶系古巖溶儲(chǔ)層十分發(fā)育，具有期次多、類(lèi)型豐富、分布差異大等特點(diǎn)。將塔里木盆地奧陶系古巖溶儲(chǔ)層劃分為潛山型和內(nèi)幕型，并細(xì)分為六類(lèi)，分別為潛山巖溶、順層巖溶、層間巖溶、同生巖溶、埋藏巖溶及復(fù)合巖溶型。

(2)塔里木盆地古巖溶的發(fā)育主要受構(gòu)造因素和沉積因素的控制，前者主要體現(xiàn)為構(gòu)造活動(dòng)、古構(gòu)造地貌格局及斷裂等對(duì)巖溶儲(chǔ)層發(fā)育的控制作用，后者主要體現(xiàn)為沉積相、巖性及其組合對(duì)巖溶儲(chǔ)層發(fā)育的控制作用。

(3)塔里木盆地有塔北、塔中和塔西南三大巖溶發(fā)育區(qū)，巖溶儲(chǔ)層的發(fā)育規(guī)模、類(lèi)型及油氣富集特征存在巨大差異。塔北地區(qū)以潛山型和層間巖溶為主，埋藏巖溶次之，巖溶規(guī)模大；塔中地區(qū)以埋藏巖溶為主，潛山巖溶、同生巖溶及層間巖溶也較為發(fā)育，巖溶規(guī)模大；塔西南地區(qū)巖溶儲(chǔ)層整體欠發(fā)育，以層間巖溶為主，規(guī)模較小。構(gòu)造因素和沉積因素的差異是控制塔里木盆地古巖溶差異的主控因素。

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