本区局限台地相一般发育在下奥陶统, 包含潮上、潮间和台内滩等亚相。横向上, 一般发育在塔中隆起和巴楚隆起的过渡地带。岩石类型主要为泥晶石灰岩、白云岩, 局部可见碎屑颗粒石灰岩, 另可见少量介形虫生物碎屑(图 3-1, 3-2)。

图3

Fig.3

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	图3 塔里木盆地寒武— 奥陶系野外露头照片Fig.3 Outcrop photographs of the Cambrian-Ordovician in Tarim Basin

开阔台地相部分发育在下奥陶统, 主要在中奥陶统, 可分为台内滩和台内洼地等亚相。横向展布为中央隆起带的两翼, 随着海平面短暂下降, 剥蚀区扩大, 开阔台地相逐渐扩展到中央剥蚀区的北区, 最大沉积厚度超过100 m。岩石类型主要为泥晶石灰岩及少量泥灰岩、砂屑石灰岩(图 3-3)。

台地边缘相贯穿整个奥陶系。而横向上由于台缘相的面积较小, 所以更重要的是相带的侧向迁移, 揭示了本区台地的展布规律变化。早奥陶世台缘相发育在满参1井— 塔中32井一线, 至中奥陶世则迁移到塔中1号断裂带, 晚奥陶世早期呈半圆形环绕中央隆起带, 至晚期本区台地不断收缩, 台缘相也随之收缩至塔中23井— 塔中12井— 塔中43井一带。生物碎屑含量高达70%, 包括苔藓虫类、腕足类、腹足类、三叶虫及多种藻类等。岩石类型主要为生物碎屑灰岩、砂砾屑灰岩和部分白云岩(图 3-4)。另在本区上奥陶统发育有混积陆棚相和开阔陆棚相, 但塔中1井、塔中11井等处上奥陶统桑塔木组几乎完全剥蚀缺失。

塔里木盆地塔中及柯坪、巴楚地区寒武— 奥陶系碳酸盐岩储集层的孔隙空间主要包括5类:晶间孔、粒间孔、残余粒内孔、铸模孔和生物格架孔。

1)晶间孔。本区的原生孔隙大部分都已被充填破坏, 少部分由于在干燥气候缺水条件下、或者有蒸发岩、黏土岩作为盖层保护、或者有油气侵入, 从而得以保存为有效储集空间。在显微镜下可以观察到晶间孔主要发育在结晶白云岩的白云石晶粒之间, 多数已被方解石充填(图 4-1), 因此有效孔隙度不高。但是, 当晶间孔与裂隙结合在一起时, 岩石的渗透能力会大大提高。在交代白云岩中, 晶粒粒度越大, 晶间孔越发育。在溶蚀孔隙、裂缝、溶洞填充的方解石中有时也可见晶间孔。此类孔隙在本区最为常见, 可达40%以上。部分结晶白云岩晶间孔隙会在流水、热液等外来流体的作用下受溶蚀而扩大形成晶间溶孔, 体现在岩心上即为“ 针孔状白云岩” 。白云岩岩性较硬, 后期构造运动容易在白云岩中产生裂隙, 这些裂隙也常常又被方解石所充填(图 4-2)。

图4

Fig.4

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	图4 塔里木盆地寒武— 奥陶系显微照片Fig.4 Microscopic photographs of the Cambrian-Ordovician in Tarim Basin

2)粒间孔。常常因胶结作用又被方解石胶结物所充填(图 4-3)。在成岩阶段, 原生粒间孔隙或颗粒间的方解石胶结物又可以再次溶蚀而形成新的孔隙。在本区以后者居多, 多数为粒间方解石胶结物被溶蚀形成的次生粒间孔隙。在蓬莱坝剖面样品中可见似球粒间的细粉晶方解石胶结物被部分溶蚀后形成的粒间孔(图 4-4)。此类孔隙在塔中地区采样品中较为少见, 柯坪巴楚地区略多一些, 且为有效孔隙。

3)残余粒内孔。原生的粒内孔是指珊瑚和海绵等生物的骨架孔或未经钙化而直接消失的生物体或生物组织。而研究区内的粒内孔绝大多数是次生成因, 由碳酸盐岩中的颗粒、白云石或方解石晶体内部被不完全溶蚀而形成, 其中颗粒多为生物碎屑和鲕粒。在塔中1井样品薄片的灰色微晶灰岩中可见大型生物遗体内发育粒内孔并且被方解石充填(图 4-5)。有时可见连续若干个不规则形状粒内孔连接成串, 或近似连接成串珠状或囊状, 串珠状溶孔多沿裂缝发育。

4)铸模孔。多在埋藏环境、大气渗流带和大气潜流带中多矿物相混合的岩石中形成。在肖尔布拉克剖面下丘里塔格亚群含少量沥青质的粉晶白云岩, 样品里可见基本完整溶蚀的铸模孔, 后期被细晶方解石充填并发育有晶间孔隙(图 4-6)。

5)生物格架孔。主要由造礁生物海绵、珊瑚等的骨架孔隙或粘结岩晶洞形成。部分后期被方解石晶体充填, 尤其在柯坪巴楚地区的露头中常见。在肖尔布拉克剖面的鹰山组中下部可见大量海绵形成的生物格架孔, 且均被方解石充填(图 5-1)。

图5

Fig.5

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	图5 塔里木盆地寒武— 奥陶系显微照片和岩心照片Fig.5 Microscopic photographs and core photographs of the Cambrian-Ordovician in Tarim Basin

研究区的裂缝按照成因可分为3类:构造缝、压实压溶缝和溶蚀缝。

1)构造缝。一般形状平直, 多数伴有溶蚀扩张现象。有时多条构造缝会相互切割, 可据此来辅助判断构造运动期次。在塔中4井样品薄片的上寒武统褐灰色含泥白云岩中明显可见数条平直微裂缝交叉发育(图 5-2), 往往为风化壳岩溶和埋藏溶蚀的水介质提供渗流溶蚀通道, 对碳酸盐岩储集性能改善起到重要作用。刘忠宝等(2007)认为:(1)岩性越纯, 裂缝发育越差; (2)颗粒含量高的岩石或过渡型岩石裂缝发育好; (3)裂缝发育好的岩石主要分布在塔中4井区和塔中Ⅰ 号坡折带附近; (4)从厚度看, 裂缝发育程度与厚度成反比。在塔中4井奥陶系碳酸盐岩裂缝比较发育, 尤其是白云岩中, 有很多裂缝为后期泥质或方解石所充填。塔中4井及肖尔布拉克剖面中发育有大量构造裂缝, 但部分被岩脉充填堵塞, 影响了其油气储集性能。

2)压实压溶缝。压实压溶缝是研究区内常见的一种裂缝构造。在岩层裂缝破裂平面上, 呈凹凸不平的缝合面。在岩层切面上, 呈锯齿状的缝合线。在岩心上观察到的缝合线延展范围从几厘米到几十厘米, 在显微镜下为0.01~0.1, mm。肖尔布拉克剖面肖尔布拉克组粉晶石灰岩样品中可见方解石晶体呈线接触, 缝合线很发育(图 5-3)。大量压溶缝发生溶蚀、充填作用。

3)溶蚀缝。一般不是原生裂缝, 而是由于地表水、地下水或其他流体沿构造裂缝和压实压溶缝侵入, 发生溶蚀作用, 将原有裂缝不规则性扩大, 进行再次改造。多数情况下伴随方解石、有机质和砂屑等充填物的充填作用。从所采集样品观察可知, 多数溶蚀缝充填物为方解石, 且一般为较完全的充填。在塔中13井中上奥陶统深灰色白云质石灰岩样品中可见缝合线被溶蚀扩大, 并充填有方解石晶体、砂屑和沥青的混合物(图 5-4)。

塔中地区寒武— 奥陶系碳酸盐岩溶洞很发育, 但横向、纵向展布不均匀。该区域发生2次大规模的区域抬升, 地层遭侵蚀。这期间岩溶作用很发育, 因此溶洞多数分布在压溶裂缝和溶蚀裂缝附近。

1)孔洞。从塔中地区4口井的岩心来看, 本区发育的孔洞大部分没有被充填, 且呈不均匀的密集型分布。在塔中1井钻井岩心的5366.6~5370.6, m段, 灰色颗粒灰岩中发育有直径约2~4, mm的有效溶孔(图 5-5); 部分溶孔被方解石完全充填, 附近可见缝合线(图 5-6)。在5370.9, m处有直径约5, mm的未充填溶孔发育, 该处岩心含油迹, 可见被充填的水平裂缝。在5368~5371.13, m段发育糖粒状细晶白云岩, 溶蚀孔洞发育。在5424~5432, m段为灰色微晶灰岩夹灰白色白云岩, 上部层段铁锈色白云石颗粒达到5%, 可能经历大气淡水的溶蚀作用。

2)洞穴。大型洞穴一般通过间接标志与方法来判断, 例如洞穴角砾岩、地下暗河沉积物、钻井过程突然出现的放空、大量漏失钻井液、井涌、井喷及钻时加快等现象。在勘探工作中依照以上现象, 在塔中地区发现了大型洞穴(表 2)。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 塔里木盆地寒武— 奥陶系钻井发现洞穴统计 Table2 Discovered cavities in drilling wells of the Cambrian-Ordovician in Tarim Basin 井号 深度/m 发现原因 塔中615 5485.00~5571.00 石英砂充填 沙69 5646.00~5654.50 巨晶方解石充填 5696.00~5698.00 巨晶方解石充填 (塔河)T904 5892.50~5900.50 巨晶方解石充填 克拉203 5641.00~5651.24 放空、井涌 (塔河)T705 5841.00~5846.54 放空、漏失钻井液 塔中16 4256.74~4258.42 放空

表2 塔里木盆地寒武— 奥陶系钻井发现洞穴统计 Table2 Discovered cavities in drilling wells of the Cambrian-Ordovician in Tarim Basin

根据研究区域内储集空间组合类型的不同, 可将储集层分为3类:裂缝— 孔隙型、裂缝— 孔洞型和裂缝型。

1)裂缝— 孔隙型。储集空间组合以裂缝和孔隙为主, 其中裂缝为渗滤通道, 油气储集空间主要为各类微小孔隙, 尤其是晶间孔及粒内孔。该类储集层的代表是塔中162井的5005~5088, m及5956~6020, m井段。裂缝— 孔隙型储集层在本区分布较广泛, 储集性能良好。

2)裂缝— 孔洞型。储集空间组合以裂缝和溶洞为主, 裂缝为渗滤通道, 而油气储集主要依靠各类大型溶洞。这类储集层的储集性能相对另外两种储集层类型更加优异, 与岩溶发育带密切相关, 产能较高并且较为稳定。代表井位为塔中1井。

3)裂缝型。研究区的构造缝和压实压溶缝大部分经过破坏改造, 所以对储集性能贡献最大的为溶蚀缝。与裂缝— 孔洞型储集层类似, 裂缝型储集层与古岩溶发育带关系也很密切。代表井位为塔中12井和塔中43井。

塔里木盆地白云岩储集层在上寒武统及下奥陶统均有发育(邵龙义等, 2002)。局限台地内白云岩化形成主要受Mg²⁺来源和白云岩化流体进入碳酸盐沉积物的过程这两个因素控制。塔中地区塔中1井白云岩中Sr²⁺的平均含量124.315× 10^-6, Mn²⁺、Fe²⁺中等偏低, 反映了大气淡水和海水共同成岩的特征, 这与碳氧同位素分析结果一致; 塔中13井碳酸盐岩中Sr²⁺的平均含量113.4313× 10^-6; 塔中12井碳酸盐岩中Sr²⁺的平均含量195.627× 10^-6; 有的白云岩中Sr²⁺平均含量175× 10^-6, 表明成岩流体含盐度较高, 结合Fe²⁺、Mn²⁺含量分析, 应为还原深埋环境产物。因为深埋环境温压高、还原性强, 有利于Fe³⁺→ Fe²⁺、Mn³⁺→ Mn²⁺的转化并进入粗晶白云石晶格中, 从而使该类白云岩明显富Fe²⁺和Mn²⁺。塔中地区下奥陶统白云岩除粒屑白云岩属于原生白云岩类型外, 其余绝大多数均为次生交代成因。时至今日, 有关白云石和白云岩的生成机理已提出了诸多的假设模式, 比较为大家所熟知和接受的主要有3种:蒸发(或毛细管浓缩)、回流渗透以及埋藏白云岩化作用模式, 前2种基本上发育于近地表成岩环境, 后1种则出现于埋藏成岩环境。碳氧稳定同位素是解释白云岩成因的一种重要的地球化学标志。研究塔中1、塔中3、塔中12、塔中43、塔中162井及塔参1井93块下奥陶统白云岩样品, 碳氧同位素组成的分布范围较宽, δ ¹³C=-3.14‰ ~0.02‰ (PDB, 下同), δ ¹⁸O=-10.20‰ ~-2.54‰ (PDB, 下同)。反映了下奥陶统白云岩成因的多样性。

早奥陶世海水的δ ¹³C=-1.5‰ ~-0.5‰ , δ ¹⁸O=-6.5‰ ~-4.5‰ , 这与塔里木盆地下奥陶统10块泥质灰岩样品的δ ¹³C平均值为-1.44‰ 和 δ ¹⁸O 平均值为-7.33‰ 大致相吻合。实际上, 塔里木下奥陶统碳酸盐岩碳氧同位素组成, 与中上奥陶统(δ ¹³C=1.15‰ , δ ¹⁸O=-5.52‰ )比较, 存在明显的负向偏移特征, 尤其是δ ¹³C值比中上奥陶统偏移了-2.59‰ 。研究区碳氧同位素的确存在着比较明显的变化边界, δ ¹³C和 δ ¹⁸O 值的变化界线分别大致在-1.80‰ 和-6.60‰ , 分别反映不同成岩环境中白云岩的成因特征。

局限台地内白云岩主要为微— 粉晶白云岩, 由于结构细小和过度的白云岩化, 通常孔隙度和渗透率较低, 因此很难直接成为有经济价值的储集层, 除非受到了后期白云岩化成岩作用的改造。因此, 岩溶、裂缝和溶蚀是促使这类白云岩储集层改造的根本因素。

这一类白云岩主要为蒸发泵型和回流渗透型, 在寒武系和部分下奥陶统中发育, 高盐度卤水逆流白云岩化模型在蒸发潮坪带中居主要地位。这类白云岩碳氧同位素组成总体表现为以下特征:

1)富集较重的碳同位素, 27块样品的δ ¹³C值的变化范围在-1.50‰ ~0.03‰ 之间, 平均-0.93‰ , 大致与早奥陶世海水碳同位素分布区相同, 反映了该区白云岩的成因与海水关系密切。

2)根据白云岩的碳氧同位素值, 运用Z=2.048(δ ¹³C+50)+0.498(δ ¹⁸O+50)经验公式计算得出的古盐度指数均大于120, 有的可达125, 平均为122.75, 表明其成因与海水有关。根据白云岩的氧同位素值按T=31.9-5.55(δ ¹⁸O_d- δ18Ow)+0.17( δ18Od)²经验公式计算得出的古温度范围在24~39, ℃, 平均32, ℃, 表明是在近地表的常温条件下形成的。上述特征表明, 白云岩的形成与近地表常温条件下海水有关, 经分析认为属于蒸发白云岩化模式或回流渗透白云岩化模式; 蒸发白云岩化模式形成的白云岩, 常呈纹层为主, 可见鸟眼、干裂等暴露构造, 并有泥质沉积物和石膏伴生, 例如塔中1井4150~5222, m和4400~4414, m段等。回流渗透白云岩化作用形成的白云石, 既可以交代碳酸钙颗粒和方解石胶结物, 也可以在粒间孔隙中作为胶结物沉淀, 因此, 回流渗透白云岩化作用往往以形成残余颗粒白云岩为特征, 并且以细晶白云岩为主, 有的可达中晶— 粗晶。塔中1井4552~4752, m和塔中12井5242~5252, m段中发育此类白云岩。

回流渗透型白云岩的高孔隙度值大多出现在潮下带下倾方向, 特别是那些以粒屑组构为主的白云岩, 其孔隙度超过10%。相反, 在位于萨布哈蒸发岩之下的上倾方向的白云岩的孔隙度较低。同样, 后期白云岩化作用, 特别是裂缝和岩溶, 对此类白云岩的发育起重要作用。

这类白云岩储集层都夹于蒸发岩及局限海碳酸盐岩中, 形成盆地范围内旋回性的碳酸盐岩— 蒸发岩沉积。这类白云岩的形成机理与上一种类似, 但白云岩中常含有膏盐晶体和团块。这些膏盐晶体和团块在埋藏期和后续的暴露期易于溶蚀而形成较好的储集空间。塔里木盆地塔参1井、和4井、康2井揭示的寒武系白云岩中即发育有此类储集体。

这一地带主要发育混合水白云岩化和回流渗透白云岩化。在一些地区的下奥陶统比较发育, 表现为白云岩体上界面不平整, 白云岩化程度有高有低, 一般情况下白云岩晶体都比较粗大。白云岩化作用中的Mg²⁺来自于盆地内的泥晶灰岩及泥页岩类的孔隙卤水及由黏土矿物所释放出来的Mg²⁺。孔隙流体的排出及运移则是Mg²⁺离子的重要运移机制。这种白云岩化机制中Mg²⁺的来源及白云岩化作用时间均不充足, 形成区内独特的、不完全白云岩化以及不均匀白云岩化的白云岩。塔中地区奥陶系这种成因类型的白云岩碳氧同位素主要特征是:

1)明显富集较轻的碳同位素, 并表现出负向偏移特征。25块样品的δ ¹³C值在-3.14‰ ~-1.87‰ 之间, 平均为-2.27‰ , 相比同期蒸发海水成因白云岩的1.27‰ , 明显反映出大气淡水影响的特征。造成白云岩碳同位素值负向偏移的原因很多, 在近地表环境中, 用δ ¹³C值很低的大气淡水(δ ¹³C=-10‰ )的影响来解释更合理一些。

2)δ ¹⁸O值变化范围是-6.47‰ ~-2.54‰ , 平均-5.42‰ , 与上述近地表蒸发海水成因白云岩接近。根据氧同位素值计算得出的白云岩形成温度为17~38, ℃, 平均为32, ℃, 与高盐度卤水逆流形成白云岩的温度相近, 也属于低温白云石范畴, 表明同样是在近地表的条件下生成的。

3)根据白云岩的δ ¹³C和 δ ¹⁸O 值计算得出的古盐度指数绝大多数在120左右, 平均为119.95, 反映了混合水成因的特点。

4)其碳氧同位素值的变化具有较明显的正相关特点, 即δ ¹³C值越低, 对应的 δ ¹⁸O 值越小。例如, 塔中1井和塔参1井被解释为混合水成因的下奥陶统白云岩, 其δ ¹³C和 δ ¹⁸O 值呈正相关分布。

在埋藏过程中, 随着埋藏温度的升高, 孔隙流体Mg/Ca值增加, 富含Mg²⁺压实水可以流过相邻的石灰岩引起白云岩化作用, 也可能由深部热水沿断层上升侵入灰岩地层造成白云岩化作用。在埋藏成岩环境中, 温度较高, 环境相对稳定, 时间限制较小, 有利于白云岩化作用的进行以及白云石的生成与重结晶(陈代钊, 2008)。埋藏成因白云岩的碳氧同位素通常具有以下典型特征:(1)富集较轻的氧同位素, 19块样品的 δ ¹⁸O 值为-10.20‰ ~-6.83‰ 之间, 平均-8.41‰ , 比前述3种类型的白云岩低3‰ 左右, 反映其生成温度较高。在一些充填白云石晶间孔的方解石中找到了气-液两相包裹体, 测得其均一温度为75~123, ℃, 主要集中在75~90, ℃。从一个侧面反映了埋藏白云石的生成温度较高, 因此有学者称之为高温白云石。(2)19块样品的δ ¹³C值变化范围为-1.77‰ ~-0.37‰ , 平均为-1.2‰ , 表明引起白云石交代作用的流体与大气淡水无关。

埋藏成因的白云岩以结晶白云岩为主, 并且晶体一般较粗大, 无残余结构, 表明白云岩化作用相当彻底, 通常既无蒸发岩和蒸发盐矿物伴生, 又无淡水作用的痕迹, 有时明显可见交代白云石沿缝合线及其附近分布, 形成豹斑或斑纹状灰质白云岩, 例如塔中3井和塔中8井下奥陶统白云岩。

这类白云岩的另一个特征表现在以结晶白云岩为主, 晶粒较粗, 多数为细晶级以上, 尤其是塔中12井和塔参1井的白云岩。从这一特征来看, 它与卤水逆流白云岩似乎存在比较明显的差异。造成这种差异和δ ¹³C值略偏负的原因目前尚难以断定, 也许与后期白云石重结晶作用的改造有关。推测该区白云岩大概是卤水逆流白云岩或混合带白云岩经过后期重结晶改造的结果, 具备叠加特点。

在长期活动的大断裂带深部, 可能存在热对流白云岩化作用。该区白云岩主要为结晶白云岩, 以富集较轻的碳氧同位素为特征。塔参1井奥陶系的9块样品的δ ¹³C值分布于-2.70‰ ~-1.98‰ 之间, 平均-2.17‰ , 与混合带白云岩仅相差0.10‰ , 但比埋藏白云岩低0.95%。δ ¹⁸O值为-8.19‰ ~-6.73‰ , 平均-7.14‰ , 比埋藏白云岩高1.27‰ , 但比混合带白云岩低1.72‰ 。这些特征表明, 该区白云岩可能是在温度较高并有δ ¹³C值较低的流体影响的成岩环境中形成。热对流白云岩样品有7块属于塔参1井下奥陶统, 实际上它们处在该井4770~5894, m井段碳氧同位素值分布区的底端, 该段19块样品的碳氧同位素值总体呈正相关分布, 在垂向上随埋藏深度的增大而升高。塔参1井下奥陶统白云岩可能以近地表蒸发海水成因和混合水成因为主, 后期受到重结晶以及沿断层侵入的低δ ¹³C值流体的强烈叠加改造, 导致某些热对流白云岩具有海水以及改造海水白云岩碳氧同位素特征, 暂以深部混合水成因白云岩称之。