胶结与充填作用常常相互伴生.胶结作用是一种碳酸盐岩孔隙水的物理化学和生物化学的沉淀作用, 其结果导致孔隙空间减小, 对储集性而言, 是一种破坏性成岩作用(张云峰等, 2005; 张家政等, 2009).研究区胶结及充填作用可划分为4期, 分别是海底海水胶结充填, 浅地表大气淡水胶结充填, 暴露期大气淡水胶结充填和浅--深埋藏成岩环境的胶结充填.其中, 前两者发生于加里东晚期--海西期抬升暴露前, 为早期胶结; 后两者发生于抬升暴露后, 为晚期胶结.

早期胶结作用使原生孔隙及早期溶蚀孔隙全部被填塞, 在镜下可见到2~3个世代胶结(图 2-a, 2-b, 2-c, 2-d).第1世代胶结物常为纤状或叶片状, 沿颗粒边缘分布, 形成于海水潜流或渗流带, 所占体积较小, 且由于研究区内整体沉积较浅, 导致第1世代海水胶结物较易溶蚀, 残留较少.第2世代胶结物为等粒状亮晶方解石, 这种胶结物可以在多种成岩环境中形成, 体积明显大于第1世代胶结物, 使原生孔隙体积大为减小.第3世代胶结物为粗粒镶嵌状亮晶胶结物, 呈自形或半自形, 应在较深埋藏阶段孔隙水或区域地下水内沉淀, 充填于第1, 第2世代胶结物充填后所剩余的粒间孔隙空间内, 并与前两期胶结物呈结构不整合关系.阴极发光下绝大部分胶结物不发光或发暗光(图 2-d), 少量残余孔隙中的胶结物发亮黄色--暗色光, 说明早期大气淡水影响相当强烈.早期胶结物主要形成于淡水环境下, 少量胶结物形成于海底环境中(发暗色的共轴胶结物), 少量残余孔隙在早期浅埋环境中被充填.

晚期胶结及充填作用主要表现在对加里东--海西期表生岩溶缝洞及后期构造裂缝的充填胶结, 如角砾岩, 暗河砂泥, 渗滤砂泥等溶洞(缝)中的岩溶沉积物充填(图 2-e), 其中部分为硅质及有机质充填(图 2-f).

图2

Fig.2

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图2 塔里木盆地英买力--哈拉哈塘地区奥陶系碳酸盐岩岩溶储集层胶结及充填作用特征 a--哈得13井, 6661.29, m, O2y, 亮晶颗粒灰岩, 粒间3世代亮晶胶结, 第1世代胶结物留存较少, 铸体薄片; b--羊屋2井, 6451.7 m , O2y, 亮晶颗粒砂屑灰岩, 亮晶方解石3世代胶结, 单偏光; c--英买2井, 17-9/103, O3l, 3期裂缝方解石脉胶结充填, 单偏光; d--英买2井, 17-9/103, O3l, 3期裂缝方解石脉胶结充填, 阴极发光特征(与单偏光同视域):一期不发光, 一期发中, 暗棕褐色光, 一期发暗桔黄色光, 阴极发光; e--英买101井, 11-98/103, O1-2y, 洞穴中 充填方解石, 未充填的溶蚀孔洞后期被少量泥质充填; f--英买206井, 5-17/60, O1-2y, 砂屑灰岩, 溶洞被硅质充填Fig.2 Cementation and filling characters of the Ordovician carbonate karst reservoir in Yengimahalla-Hanilcatam region of Tarim Basin

溶蚀(或岩溶)作用是提高储集层孔渗性能的重要建设性成岩作用, 是研究区优质储集层形成的根本原因.溶蚀孔, 缝的存在是溶蚀作用的直接证据.岩溶作用是溶蚀作用在碳酸盐岩地区的继续, 是在特殊地质条件下的一种大规模溶蚀作用(王宝清和章贵松, 2006).研究区岩溶储集层主要发育(准)同生岩溶作用, 层间岩溶作用, 顺层岩溶作用, 潜山岩溶作用及埋藏岩溶作用(倪新锋等, 2009).根据野外观察和室内研究, 研究区奥陶系碳酸盐岩可划分出5期主要的溶蚀作用:

第1期溶蚀作用主要发生在颗粒灰岩沉积物中, 由大气水渗流带或潜流带上部的早期溶解作用形成粒内溶孔和粒间溶孔及铸模孔等(图 3-a), 属组构选择性溶孔, 但早期溶蚀孔隙大都被后期亮晶方解石等充填, 储集性能有限.典型发育层位为哈拉哈塘地区和羊屋哈得地区一间房组.

第2期溶蚀作用发生在一间房组沉积末期.由于构造抬升或海平面下降, 发生区域性海退, 使得已沉积的一间房组及鹰山组上部遭受大气淡水的溶蚀作用, 形成成层性较好的缝洞系统, 为研究区重要的储集段.例如, 哈9井, 英买204井一间房组顶面之下溶蚀孔洞呈层状发育(图 3-b, 3-c, 3-d).

第3期溶蚀作用发生在良里塔格组沉积末期.受其岩性的控制, 影响深度同样有限, 并且部分有利岩溶储集段被剥蚀, 形成层间岩溶型储集层.主要表现为高角度溶缝被泥质和方解石不完全充填, 或后期溶蚀形成孔洞(图 3-e).

图3

Fig.3

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图3 塔里木盆地英买力--哈拉哈塘地区奥陶系碳酸盐岩岩溶储集层溶蚀作用特征 a--哈得13井, 6649.28, m, O2y, 亮晶砂屑棘屑灰岩, 粒内溶孔, 铸模孔发育, 铸体薄片, 单偏光; b--哈9井, 6625.1, m, O2y, 亮晶藻砂屑棘屑灰岩, 溶蚀孔洞被方解石不完全充填, 单偏光; c--英买204井, 5898~5990, m, O2y, 成像测井(FMI)中的暗色高导斑点, 溶蚀孔洞发育; d--哈9井, 6990~6997, m, O1-2y, 成像测井(FMI)中的暗色高导斑块, 钻井放空2, m, 发育洞穴; e--英买1井, 14-14/38, O3l, 生屑泥晶灰岩, 未充填溶蚀孔洞发育, 见少量溶斑, 距O3l顶4.6, m, 单偏光; f--英买206井, 4-6/25, O2y, 亮晶砂屑灰岩, 低角度裂缝被方解石充填, 方解石充填后被溶蚀残留有孔洞; g--英买2井, 6051.50, m, O1-2y, 亮晶含生屑砂砾屑灰岩, 裂缝方解石充填物中发育溶蚀孔洞和残留晶间孔, 铸体薄片, 单偏光; h--英买206井, 5874~5878.5, m, O2y, 成像测井(FMI)中的暗色高导正弦曲线和暗色斑点, 裂缝孔洞发育段; i--哈6C井, 6778~6780.5, m, O2y, 成像测井(FMI)中的暗色高导正弦曲线和暗色斑点, 沿高角度裂缝发育溶蚀孔洞, 距O2y顶6, m; j--英买203井, 6087.37, m, O1-2y, 亮晶生屑砂屑灰岩, 溶蚀未被充填孔洞发育(箭头所指), 非组构选择性溶蚀, 单偏光; k--乡3井, 6118.59, m, O2y, 亮晶藻砂屑灰岩, 粒间及粒内溶孔发育, 见黑色沥青赋存, 属晚期有机酸溶蚀作用形成, 单偏光Fig.3 Dissolusion(karstification)characters of the Ordovician carbonate karst reservoir in Yengimahalla-Hanilcatam region of Tarim Basin

第4期溶蚀作用发生在志留系沉积前(晚加里东期).此时, 塔北地区整体抬升暴露地表, 使得该地区遭受不同程度的剥蚀作用, 其中北部剥蚀更强烈, 奥陶系上部地层缺失较多, 如哈8井吐木休克组以上地层全被剥蚀, 而其南部地层逐渐保留较全.此时, 哈8 井以北地区遭受潜山岩溶作用, 形成缝洞型储集层, 表现为钻进过程中一间房组6675~6677, m放空2, m; 在哈8井(桑塔木剥蚀线)以南地区, 沿早期同生岩溶作用及层间岩溶作用所形成的孔隙层发生顺层溶蚀作用, 潜山区为淡水的补给区域, 哈拉哈塘桑塔木剥蚀线以南带状区域为渗流区, 顺层岩溶作用的叠加改造使得该区域储集层更为发育.英买2井区裂缝大量发育, 岩心, 薄片及成像测井上可见沿裂缝处溶蚀孔洞发育(图 3-f, 3-g, 3-h, 3-i).

第5期为晚期埋藏溶蚀作用.自海西构造运动至今, 研究区处于埋藏成岩阶段, 非组构选择性溶蚀孔, 缝, 洞发育(图 3-j, 3-k).与前期溶蚀作用结果相比, 晚期溶蚀作用产生的孔洞多未被充填或半充填.需要指出的是, 英买力地区二叠纪的火山活动形成的热液岩溶作用对英买力地区的岩溶储集层具有一定的影响.

研究区奥陶系碳酸盐岩的硅化作用主要表现为含燧石结核或燧石条带.主要存在4种类型:第1类是蓬莱坝组--鹰山组普遍发育的硅质团块和硅质条带, 主要受沉积成岩控制, 为拉张背景下海水富硅所致; 第2类是对生物碎屑选择性硅化(图 4-a, 4-b), 主要为浅埋藏期矿物稳定化过程中的硅质聚集形成; 第3类是一间房组顶面发育的硅质岩, 保留有原岩结构, 为表生期弱酸性大气水环境下硅质交代形成, 或为热液成因(轮古靠近潜山区见有发育); 第4类是洞穴或裂缝充填硅质(图 4-c, 4-d), 为埋藏期热液成因, 英买力地区发育较多.

图4

Fig.4

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	图4 塔里木盆地英买力--哈拉哈塘地区奥陶系碳酸盐岩岩溶储集层硅化作用特征 a--英买201井, 6038.07, m, O1-2y, 泥亮晶含生屑砂屑灰岩, 棘屑部分发生硅化(箭头所指), 单偏光; b--英买2井, 5921.44, m, O1-2y, 泥亮晶砂屑灰岩与硅质团块, 硅质保留有原岩结构, 单偏光; c--英买3井, 6413.19, m, O1-2y, 泥亮晶砂屑灰岩, 溶蚀孔洞见 硅质充填, 正交偏光; d--英买206井, 4-8/25, O2y, 亮晶砂屑灰岩, 水平裂缝切割硅质团块, 裂缝被方解石充填, 其中发育溶孔Fig.4 Silicification characters of the Ordovician carbonate karst reservoir in Yengimahalla-Hanilcatam region of Tarim Basin

在研究区普遍存在, 表现为平行层面, 低角度和高角度的缝合线, 及缝合线开启溶蚀后的泥质和方解石充填(图 5-a, 5-b), 如英买1井一间房组顶面以下所见的近垂直缝合线开启遭受溶蚀, 后充填泥质和方解石, 且方解石位于缝中央(图5-a); 英买201井鹰山组薄片中见缝合线开启溶蚀后被方解石胶结充填(图5-b); 此外, 成岩晚期压溶作用也较发育, 在哈9井薄片和英买101井的洞穴方解石中, 也普遍发育有低角度和高角度的缝合线, 沥青质赋存(图 5-c, 5-d), 为较晚期构造挤压形成.缝合线多期发育, 常与早期或晚期裂缝及其充填物呈切割关系.铸体薄片分析表明, 缝合线未充填时, 往往可以作为流体储集空间或运移通道.

图5

Fig.5

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图5 塔里木盆地英买力--哈拉哈塘地区奥陶系碳酸盐岩岩溶储集层压溶作用特征 a--英买1井, 5374.40, m, O2y, 亮晶生屑砂屑灰岩, 高角度溶缝, 缝壁被泥质充填, 中央为方解石充填; b--英买201井, 6077.02 m, O1-2y, 缝合线左侧为亮晶藻砂屑灰岩, 右侧为泥晶灰岩, 缝合线开启后被方解石充填, 单偏光; c--哈9井, 6623.6, m, O2y, 亮晶藻粘结灰岩, 沿缝合线发育溶蚀孔隙, 单偏光; d--英买101井, 15-8/15, O1-2y, 洞穴中的巨晶方解石 充填物, 后期受高角度缝合线改造, 缝合线被有机质赋存Fig.5 Pressolution characters of the Ordovician carbonate karst reservoir in Yengimahalla-Hanilcatam region of Tarim Basin

破裂作用的主要产物为构造裂缝, 与构造运动相关.无论是野外露头还是岩心观察都可发现, 构造裂缝在奥陶系碳酸盐岩各层段都较发育.根据裂缝充填关系, 充填情况及充填物性质, 认为研究区发育3期构造裂缝(肖玉茹等, 2003; 刘忠宝等, 2007; 吕修祥等, 2008; 吕海涛等, 2009):第1期裂缝为形成于加里东期的构造张裂缝, 裂缝近于直立, 少数水平和斜交, 已被方解石完全充填, 宽度一般为几毫米到1, cm, 裂缝面较为平直, 但当裂缝局部被溶蚀形成溶洞时, 则会使裂缝壁不规则, 开启宽度增加, 达0.5~3.0 cm(图 6-a); 第2期形成的为泥质充填裂缝, 其切开了方解石全充填裂缝(图 6-b), 说明方解石全充填张裂缝的形成早于泥质充填的压裂缝; 第3期裂缝发育于海西晚期至喜马拉雅期, 主要形成于喜马拉雅期, 表现为剪性的网状微--小缝, 延伸距离短, 规模小, 多为有效的张开或半充填缝, 部分被有机质充填(图 6-c), 大致为燕山期--喜马拉雅期印度板块与欧亚板块碰撞形成的远程应力场所产生.构造裂缝可控制和促进岩溶作用发育, 又是油气垂向运移的主要通道, 还可以与溶蚀孔洞配置, 形成各类缝洞型储集层, 成为油气储集的主要空间, 因此是增加碳酸盐岩储集层孔隙度的主要成岩作用之一(Declan et al., 1991; Davies and Smith, 2006; 艾合买提江· 阿不都热和曼等, 2008).

图6

Fig.6

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	图6 塔里木盆地英买力--哈拉哈塘地区奥陶系碳酸盐岩岩溶储集层破裂作用特征 a--英买202井, 12-29~30/65, O1-2y, 砂屑泥晶灰岩, 高角度裂缝中充填方解石, 宽约0.5, cm; b--英买101井, 11-79/103, O1-2y, 亮晶砂屑灰岩, 高角度裂缝发育, 缝壁被方解石充填, 中央被灰绿色泥质充填; c--英买2-3井, 1-9/68, O2y, 砂屑灰岩, 溶蚀缝洞被方解石充填, 网状裂缝发育, 有机质充填Fig.6 Fracture diagenesis characters of the Ordovician carbonate karst reservoir in Yengimahalla-Hanilcatam region of Tarim Basin

热液作用主要是岩浆期后热液流体沿裂隙或断裂循环并改造地层水形成的(金之钧等, 2006; 吕修祥等, 2008; 潘文庆等, 2009).英买力及邻区早二叠世大范围发生火山活动, 发育厚度不等的深灰色玄武岩岩体和辉绿岩脉岩, 一些组分与渗滤地层水混合后沿海西期强烈构造运动产生的大量构造裂隙渗滤, 并渗透地层水与围岩进行水岩作用.前人对于塔里木盆地的热液作用做过一定的研究, 确认了热液作用发生的构造地质背景, 并发现了与岩溶作用和成岩溶蚀作用特征明显不同的特点, 主要有:① 岩石学上表现为"白化"热褪色, 热成因硅质岩, 热变质大理岩化, 鞍状白云石等(金之钧等, 2006; 潘文庆等, 2009); ② 沉淀生成多种热液矿物, 如萤石, 石榴石, 闪锌矿, 重晶石, 石英等, 并形成不同的组合(杨宁等, 2005; 金之钧等, 2006; 吕修祥等, 2008; 潘文庆等, 2009); ③ 热液作用区域碳酸盐岩成分发生了明显的变化, 主要表现为Fe, Mn, Si等元素含量的升高, 比正常灰岩高出几倍至几十倍(金之钧等, 2006).此次在英买力地区新发现的以下证据表明该地区存在热液成岩作用:

英买1井良里塔格组见沿裂缝发育的溶蚀孔洞, 洞壁鞍状白云石成环状发育, 下方残留溶蚀孔洞(图 7-a), 另见沿小型破裂发育的角砾岩带, 角砾间充填白云石(图 7-b); 英买2井良里塔格组薄片下可见不规则裂缝中充填鞍状白云石, 天青石和方解石(图 7-c); 英买201井--间房组缝洞充填物中见重晶石(图7-d).英买力地区多口井

图7

Fig.7

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图7 塔里木盆地英买力--哈拉哈塘地区奥陶系碳酸盐岩岩溶储集层热液作用特征 a--英买1井, 5352.2, m, O3l, 生屑泥晶灰岩, 沿近垂直裂缝发育溶蚀孔洞, 洞壁内衬鞍状白云石(白色), 具3个环带, 残留孔洞, 洞下方原岩发育重结晶斑块(灰黑色); b--英买1井, 5355.4, m, O3l, 生屑泥晶灰岩, 夹泥质条带, 高角度小型断层形成角砾岩带, 角砾间充填鞍状白云石(白色); c--英买2井, 5805.2, m, O3l, 泥晶灰岩, 砾间充填鞍状白云石, 方解石和天青石, 正交偏光; d--英买201井, 5833.2 m, O2y, 缝洞充填物中见重晶石, 不发光, 阴极发光; e--英买202井, 7-51~52/53, O1-2y, 下部辉绿岩, 脉岩上部围岩 大理岩化并过渡到正常围岩; f--英买101井, 7-30~32/35, O3l, 肉红色粗晶方解石与灰绿色富黄铁矿带近垂直间互Fig.7 Hydrothermal fluids action characters of the Ordovician carbonate karst reservoir in Yengimahalla-Hanilcatam region of Tarim Basin

图8

Fig.8

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	图8 塔里木盆地英买力地区奥陶系裂缝充填方解石流体包裹体均一温度分布Fig.8 Homogeneous temperature distribution of fluid inclusion of the Ordovician fissure filling calcite in Yengimahalla area of Tarim Basin

发育有辉绿岩脉岩, 并且薄层围岩大理石化后又过渡为正常围岩(图 7-e), 英买101井岩心中可见肉红色粗晶方解石与灰绿色富黄铁矿带近垂直间互(图 7-f), 这些可能为热烘烤的结果, 反映火山活动对该地区影响较严重.对英买力地区奥陶系岩心裂缝中充填的方解石所测得的34个流体包裹体均一温度显示, 小于 100 ℃ 的包裹体有11个, 而大于100, ℃ 的包裹体有23个, 其中7个包裹体的结晶温度大于150 ℃ , 最大可达227 ℃ (图 8).根据英买力--哈拉哈塘地区的埋藏史曲线知, 当时的围岩地温为70~105, ℃ , 流体包裹体均一化温度普遍比正常地温高, 显示出低温热液的特征.

热液作用对孔隙的建造表现在4个方面:① 同源埋藏热液(有机酸, 盆地热卤水, TSR)作用的产物往往为埋藏成岩环境中形成的结构选择性基质孔; ② 导致斑块状或花朵状白云化, 渗流通道(缝合线及早期渗流缝)是白云化介质的通道, 斑块状白云岩是非常优质的储集层, 以晶间孔和晶间溶孔为特征; ③ 导致大量热液溶蚀洞穴的发育, 并伴生热液矿物的发育; ④ 导致灰岩围岩的白垩化, 次生白垩的微孔隙达30%, 可以形成优质的微孔隙型储集层.

除上述成岩作用外, 奥陶系碳酸盐岩还经历了泥晶化作用, 白云石化作用, 去白云石化作用, 重结晶作用和黄铁矿化作用等, 它们具有一定的成岩成因意义, 但对碳酸盐岩储集性影响相对较小.

综上分析, 溶蚀(或岩溶)作用, 破裂作用, 压溶作用等由于使原岩产生大量次生孔隙从而改善了其储集性, 可称之为建设性成岩作用; 胶结, 充填和硅化等成岩作用因为降低了碳酸盐岩的原生和次生孔隙度, 称之为破坏性成岩作用; 热液作用具有双重作用.

由于构造位置不同及构造演化等的分异, 英买力地区和哈拉哈塘地区在成岩演化上具有明显的差别, 主要表现在3个方面:

1)哈拉哈塘地区溶蚀类型更为多样, 包括:粒内溶孔等选择性溶蚀, 顺层发育的溶蚀孔洞, 沿裂缝发育的溶蚀孔洞, 沿缝合线发育的溶蚀孔洞及洞穴等, 为多期多类型的溶蚀结果; 而英买力地区主要以沿裂缝发育的溶蚀孔洞为主, 发育少量洞穴.

2)英买力地区受破裂作用改造更为强烈.英买1, 2号构造为典型的高陡构造, 断裂发育, 裂缝带密布, 岩心观察中可见裂缝大量发育; 而哈拉哈塘地区构造较平缓, 构造运动对其影响相对较弱, 裂缝欠发育, 只在少量井的成像测井中识别出有裂缝发育.

3)英买力地区热液作用的改造更为重要.如前所述, 在该地区的岩心薄片上可见辉绿岩, 异型白云石, 天青石等与热液相关的岩石矿物, 特别是英买1井良里塔格组中可见到与热液相关的溶蚀孔洞, 更反映了该地区热液作用具有重要意义; 然而, 哈拉哈塘地区尚未见到热液活动的证据.

同生期的成岩作用以胶结作用为主, 包括海水胶结和大气淡水胶结, 薄片下可见到胶结物世代结构清楚.受高频海平面变化及层序界面的影响, 礁滩体可暴露地表, 接受大气淡水的溶蚀作用, 形成粒内溶孔, 粒间溶孔及铸模孔等.

成岩早期, 地层进入浅埋藏期, 是矿物稳定化的主要时期, 沉积时期的非稳定矿物如文石, 高镁方解石等向更为稳定的低镁方解石转变, 会释放出镁离子.随着上覆地层压力的增大, 主要表现为压溶作用的发生, 而每期缝合线的形成往往会带动一次地质流体的运动, 当富镁流体活动的时候就会发生白云石化作用, 形成的白云石主要沿缝合线发育.在此期间, 矿物的转变还包括硅质交代, 薄片中常见到的棘屑及腕足类等化石的选择性硅化, 也主要发生于这一阶段.

成岩早期之后, 包括一间房组沉积末期, 良里塔格组沉积末期, 由于构造活动频繁, 研究区地层多次抬升暴露, 完全固结成岩的碳酸盐岩暴露地表后, 经历相对较为短暂的表生期.在表生期, 由于上覆地层压力的释放, 地下完全闭合的缝合线可能开启, 另外应力的释放可以导致形成大量的张裂缝及暴露地表的风化裂隙等, 这些通道为大气水提供了良好的通道, 使其进入地层而发生岩溶作用, 同时也会携带一些外来物质发生充填作用, 包括方解石和泥质充填等.此外, 在志留系沉积前, 加里东晚期运动导致哈拉哈塘地区北部抬升, 桑塔木组和良里塔格组及吐木休克组等地层被剥蚀, 发生较强烈的岩溶作用.

随着地层埋深进一步加大, 主要以压溶作用和充填作用为主.此期间的压溶作用主要导致物质转移, 为充填作用提供物质来源, 表现为裂缝或孔洞被方解石充填.

海西早期, 研究区发生了较大幅度的抬升.受该时期断裂活动影响, 从潜山区顺碳酸盐岩地层的孔隙层或裂缝带而来的大气水对研究区进行改造, 发生岩溶作用.这一作用主要发生在哈拉哈塘地区, 英买1, 2井区相对较弱.

随后的重要事件为海西晚期二叠纪发生的大规模火山活动, 其在英买力地区西侧形成了大范围的岩体, 并在英买1, 2井区多口井中见有辉绿岩脉岩.火山活动导致的相关热液作用对英买力地区影响强烈.

之后, 研究区经历了多期次构造运动的改造, 形成的多期裂缝相互切割, 但是对储集层的贡献相对较小.

在成岩演化序列中, 储集层孔隙也相应地经历了复杂的演化过程, 其中孔隙的减少过程主要包括同生期的胶结作用和埋藏期的充填作用, 孔隙的增加过程主要为同生期和表生期(加里东中晚期和海西期)的大气水岩溶作用, 以及各期构造运动期间的破裂作用(图 9).与成岩演化史相对应, 孔隙演化经历了4个阶段(陈强路等, 2003):

1)原生孔隙形成--缩减期.台地, 礁滩相的碳酸盐岩沉积物由生物骨架, 颗粒支撑形成大量原生孔隙.海底环境, 浅地表大气淡水环境, 早期浅埋藏环境虽具有溶蚀作用, 重结晶作用, 白云石化作用等建设性成岩作用, 但起主导作用的是胶结充填作用和压实作用.成岩作用主要是向孔隙填塞, 破坏方向发展, 原生孔隙及早期的溶蚀孔隙几乎被充填殆尽.经过上述成岩作用改造, 奥陶系碳酸盐岩的主要孔隙类型为粒间溶孔, 粒内(溶)孔, 晶间溶孔及缝合线孔隙, 孔隙度降低到5%以下.

2)缝洞系统主要发育期.加里东中, 晚期--海西早期, 塔北地区奥陶系经历了数次抬升剥蚀, 奥陶系碳酸盐岩长期处于表生大气淡水环境中, 发生了多期古岩溶作用, 不整合面之下一定深度范围内形成大规模的溶蚀缝, 孔, 洞, 同时构造裂缝及风化裂隙发育.该期尽管化学胶结和充填作用也存在, 但岩溶作用和构造破裂作用非常强烈, 储集层孔隙空间以溶蚀孔, 洞, 缝和构造裂缝及风化裂隙为主, 但非均质性极强.

3)缝洞系统缩减期(充填期).海西期--印支期的波动浅埋成岩阶段, 充填和胶结作用非常强烈, 表现为对孔, 洞, 缝的充填, 同时在构造应力作用下发生构造破裂, 孔隙空间主要是残余的孔, 洞, 缝和构造裂缝.海西晚期二叠纪暴发大规模的火山活动, 使得在英买力局部地区发生的热液作用对孔隙产生了利弊不一的影响.

4)裂缝, 埋藏溶蚀--充填期.印支期--喜马拉雅期的浅--深埋藏成岩阶段形成相对封闭的成岩环境, 长期持续埋藏下的酸性地层水与岩石相互作用, 发生埋藏溶解--胶结作用, 对早期储集层改造调整, 进一步增加了储集层的非均质性.受喜马拉雅期构造应力场影响, 发育一些高角度构造裂缝, 大多未被充填, 对储集空间有一定贡献, 但相对前期成岩作用来说影响较小.浅--深埋藏成岩期形成的构造裂缝和埋藏溶蚀孔隙以及保留下来的残余孔, 洞, 缝构成了现今储集层的储集空间.