断层是自然科学研究与工程应用研究的热点与难点(Wang，2010; Faulkner et al., 2010; Noda and Lapusta， 2013)，与油气运聚成藏关系尤为密切(Caine et al., 1996; Barbier et al., 2012; Olierook et al., 2014)。近年的研究表明，断层通常具有由断层核和破碎带组成的复杂三维空间结构(Kim et al., 2004; 吴智平等，2010)，裂缝发育的断层破碎带是断层的主体，可能宽达数千米，是油气储层发育与流体作用的有利部位，其中构造变形、流体-岩石作用与渗流作用引起广泛关注(Caine et al., 1996; Shipton and Cowie， 2003; Antonellini et al., 2008; Faulkner et al., 2010; Molli et al., 2010; Olierook et al., 2014)。断层破碎带变形复杂，非均质性强烈，识别与预测困难，地质模型研究与裂缝预测较多(Caine et al., 1996; Laubach et al., 2009; Jeanne et al., 2012; Williams et al., 2015)。

构造成岩作用(structural diagenesis)提供了化学作用和机械作用结合的跨学科研究新思路(Laubach et al., 2010)，可获得断裂带形变、裂缝生长速度、构造定年等有效信息(V and eginste et al., 2012; Williams et al., 2015; L and er and Laubach， 2015)，增进对断裂成因机制与生长的认识。除构造作用外，成岩作用也可能造成断裂带结构与渗透性的巨大差异(Mitchell and Faulkner， 2012; Olierook et al., 2014)，尤其是碳酸盐岩(Barbier et al., 2012; V and eginste et al., 2012)，并造成碳酸盐岩断层的封堵性与油气成藏更为复杂。目前断层的构造成岩作用研究主要集中在碎屑岩，对其裂缝带、变形带的构造成岩作用机制仍在探索中。

近年来中国海相碳酸盐岩油气勘探不断取得重大突破，成为国家中长期油气资源发展的重点战略领域，并已揭示古老碳酸盐岩断裂作用、成岩作用的复杂性(杜金虎，2010; Zhao et al., 2012)。塔里木盆地塔中Ⅰ号断裂带是大型的碳酸盐岩富油气区带，经历多期构造运动、多期储层改造与多期差异油气运聚成藏(Zhou et al., 2010; Qu et al., 2013; Liu et al., 2013)。构造研究认为塔中Ⅰ号断裂带是多期构造叠加形成的大型复杂逆冲断裂带(邬光辉等，2012; Li et al., 2013)，上奥陶统良里塔格组碳酸盐岩经历多期复杂的成岩作用，具有多期海底胶结、大气淡水胶结与埋藏胶结作用(王振宇等， 2007，2009; 周波等，2008; 刘嘉庆等，2010; Wang et al., 2015)，多期裂缝对碳酸盐岩储层具有重要建设性作用(邬光辉等，2010; 罗春树等，2011; Ding et al., 2012)，多期多类型溶蚀作用控制了古老碳酸盐岩储层的发育(王振宇等，2007; 杜金虎，2010; Qu et al., 2013)，表明该区具有复杂的构造作用与成岩作用，但断层破碎带对成岩作用的控制作用以及成岩作用对断层破碎带演变的指示作用有待研究。

本文以塔里木盆地塔中Ⅰ号断裂带为例，应用构造成岩作用的研究方法，通过岩心、薄片的统计分析，结合流体包裹体、微量元素等资料对构造-成岩作用的响应，研究断层破碎带与围岩构造成岩作用的差异性，并探讨构造成岩作用对断层发育的响应。 2 地质背景

塔里木盆地寒武-奥陶系海相碳酸盐岩分布面积达24×10⁴km²，厚度逾2000m，具有多套储盖组合与含油气层段，油气资源丰富，主要分布于塔北隆起南缘与塔中隆起北斜坡地区(Li et al., 2010; 杜金虎，2010)，是油气勘探开发的重要领域。

塔中隆起位于塔里木盆地中部(图 1a)，是寒武-奥陶系组成的大型复式台背斜(邬光辉等，2012)。受控一系列北西向逆冲断裂与北东向走滑断裂，造成塔中隆起南北分带、东西分段(Li et al., 2013)。塔中Ⅰ号断裂带位于塔中隆起北斜坡北部边缘(图 1a)，呈北西走向，长约220km、宽4~12km，面积约1100km²。除中上奥陶统一间房组和吐木休克组、侏罗系与东部志留系-泥盆系缺失外，地层发育比较齐全。沿塔中Ⅰ号断裂带上奥陶统良里塔格组发育大型台缘礁滩体(杜金虎，2010; 杨海军等，2011)，岩性以礁滩相颗粒灰岩为主，厚度在300~500m。塔中Ⅰ号断裂带奥陶系碳酸盐岩顶面整体表现为向西北倾伏的大型斜坡，在横向上具有明显的差异性与分段性(邬光辉等，2012; Li et al., 2013)。东段位于塔中82井以东，长约110km，塔中Ⅰ号断裂带表现为多支基底卷入断层组合的破碎带，断裂活动强烈，其东部向上断至石炭系底部(图 1b)。中段塔中Ⅰ号断裂消失，仅有局部微小断层发育(邬光辉等，2012; Li et al., 2013)。西部塔中45井区塔中Ⅰ号断裂又有较强烈活动，斜向冲断特征明显，具有压扭特征。

图 1

Fig. 1

图 1 塔中地区断裂系统纲要图(a)与典型地震剖面(b)Fig. 1 Tectonic outline(a) and seismic profile(b)in the Central uplift，Tarim basin

中奥陶世晚期，塔中Ⅰ号断裂带构造活动强烈，形成控制塔中古隆起发育的大型断裂带(邬光辉等，2012)，上奥陶统与中下奥陶统碳酸盐岩之间形成大面积沉积间断，上奥陶统良里塔格组沿古隆起边缘发育镶边台地边缘碳酸盐岩沉积(杜金虎，2010)。良里塔格组沉积后，塔中Ⅰ号断裂继承性活动，形成断层相关褶皱(图 1b)，同时碳酸盐岩顶面发生小型逆冲断层，断距一般小于200m。晚志留世-泥盆纪东部断裂有继承性活动，发生局部褶皱与构造抬升，石炭系直接覆盖奥陶系之上。石炭纪以后，塔中Ⅰ号断裂带与周边整体沉降，断裂停止活动。

塔中Ⅰ号断裂带上奥陶统良里塔格组发育多旋回台缘礁滩体，储层岩石类型主要为泥-亮晶生屑灰岩、砂砾屑灰岩、砂屑灰岩、礁灰岩和泥晶灰岩等(杜金虎，2010)，礁滩相颗粒灰岩占有效储层的80%以上。奥陶系碳酸盐岩埋深多位于4000~7000m，经历漫长的埋藏成岩作用，压实与胶结作用非常强烈，多期的方解石胶结作用造成原生孔隙几乎消失殆尽(王振宇等，2007; 杨海军等，2011; Qu et al., 2013)。碳酸盐岩基质孔渗很低，以次生溶蚀孔隙为主。岩心孔隙度一般<2%，渗透率一般<1×10^-3μm²，孔渗相关性差(杨海军等，2011)。测井解释储层段孔隙度变化范围一般在1.2%~6%，局部钻遇大型缝洞体层段孔隙度高达10%~50%(杜金虎，2010)。奥陶系碳酸盐岩储层非均质性极强，不同于国内外上古生界-新生界孔隙型碳酸盐岩储层，其最主要的特性是以次生孔隙为主、基质孔渗低、具有强烈的非均质性。

塔中Ⅰ号断裂带有利于多期油气充注(杨海军等，2011; 张鼐等，2011; Liu et al., 2013)，奥陶系碳酸盐岩普遍含有油气，已成为中国最大的海相碳酸盐岩凝析气田，而且向深层与外围油气勘探不断有新发现。不同于碳酸盐岩原生孔隙型储层，该区碳酸盐岩油气水产出变化大，同一部位、同一口井都可能出现不同的生产特征。碳酸盐岩油气产量多不稳定，多数井产量递减快、稳产难(Zhou et al., 2010; 杜金虎，2010)。高效井主要集中在东部断裂发育的塔中62-塔中24井区，表明断层破碎带发育区油气更为富集。

由于断裂带与油气关系密切，奥陶系碳酸盐岩的高效勘探开发需要深入了解断层破碎带的构造成岩作用及其对油气的控制作用。 3 断层破碎带的构造特征

断裂带大多具有强烈变形的断层核及其周缘裂缝作用为主的破碎带(Antonellini et al., 2008; Laubach et al., 2009; Faulkner et al., 2010)。塔里木盆地塔中Ⅰ号断裂带下古生界碳酸盐岩具有复杂的多期构造变形，除褶皱变形与小断层外，断层破碎带构造缝发育，并形成局部碎裂岩发育区，与围岩构造作用差异明显。 3.1 断层与褶皱

塔中Ⅰ号断裂带东部构造活动最为强烈(图 1b)(邬光辉等，2012; Li et al., 2013)。主断裂为南倾的大型基底卷入式逆冲断层，向上断至中下奥陶统顶面，断裂上陡下缓，倾角达40°~60°。东部地区垂直断距逾2000m，造成强烈隆升，控制了古隆起的形成与发育(邬光辉等，2012)。伴随主断层的发育，出现反向与正向调节次级断层，形成塔中Ⅰ号断裂带的突起构造，并产生断层传播褶皱，构造幅度可高达500m以上，成为塔中与满加尔凹陷的构造边界。根据地层分布与生长地层分析，塔中Ⅰ号断裂带形成于良里塔格组沉积前，并沿断裂带发生强烈的抬升剥蚀。

在一定的夷平作用下，良里塔格组沿古构造高发育大型的碳酸盐岩台缘带(杨海军等，2011; 邬光辉等，2012)。在礁滩体沉积后发生断层的继承性活动，塔中Ⅰ号断裂带再次褶皱隆升强烈，台缘礁滩体抬升幅度可达200m，并可见上覆桑塔木组生长地层披覆其上。沿台缘礁滩体北部边界继承性发育南倾的同向调节断层，并错断礁滩体，向上断至桑塔木组下部，断距可达200m。沿台缘礁滩体伴生有小型的逆冲断层，多为反向调节断层，平行于主断层，垂直断距一般<100m，单条断层延伸长度一般在数千米。由于断裂的抬升与褶皱作用，沿塔中Ⅰ号断裂带发育一系列小型的断背斜、断块构造。在东部甚至造成大量的地层剥蚀，良里塔格组出露地表，形成前石炭纪的风化壳(邬光辉等，2012)。

3.2 构造裂缝 塔中地区奥陶系碳酸盐岩地层发育多种类型、多期次裂缝(邬光辉等，1999; 赵明等，2009; Ding et al., 2012)(图 2)，裂缝特征复杂多样。以裂缝的成因可以划分为非构造缝与构造缝两大类，以构造缝为主。依据构造缝的产状、大小和充填情况可以进一步划分为多种类型(表 1)，揭示其成因与演化差异大。总体而言，塔中Ⅰ号断裂带奥陶系碳酸盐岩以高角-垂直缝为主，宽大缝较少，微-小缝居多，所占比率一般>75%。裂缝多有充填，但多未全闭合，东部开启缝比率高达60%~90%，以晚期的未充填-半充填微小缝为主。而围岩部位仅发育少量的区域中-小裂缝，而且充填程度高，80%以上裂缝为全充填。

图 2

Fig. 2

图 2 塔中Ⅰ号断裂带奥陶系碳酸盐岩裂缝、变形带及溶蚀 (a)TZ30，岩心，18筒6块，缝合线与高角度缝；(b)TZ82，5662.21m，网状微缝与碎裂岩，单偏光；(c)TZ62，岩心，15筒12块，裂缝与变形带；(d)TZ82，5375.5m，网状构造缝，铸体；(e)TZ62，4744.68m，碎裂岩中晚期开启裂缝，铸体；(f)TZ826，56627.2m，变形带方解石重结晶与部分溶蚀，铸体Fig. 2 Fractures of Ordovician carbonate in No.1 fault zone

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 塔中Ⅰ号断裂带奥陶系碳酸盐岩主要裂缝类型与特征 Table 1 The fracture type and characteristics of Ordovician carbonate along No.1 fault zone 裂缝类型 裂缝特征 非构 造缝 成岩缝 细小杂乱、不规则，延伸短。其中溶蚀缝较发育，缝宽变化大，多发育溶蚀孔洞 水平缝合线 普遍发育，早期多呈齿状、微波状，晚期多呈峰状、锯齿状，切割早期缝合线，可见溶蚀与追踪裂缝 构造缝 高角-垂直张开微小缝 普遍发育，缝面较平直，切割早期方解石充填缝洞，局部见溶蚀 方解石充填高角-垂直缝 普遍发育，见两期充填，局部见溶蚀，切割早期缝合线与泥质充填缝.区域性大-中缝为主，缝面平直、延伸远；张剪中小缝规模小、变化大 方解石充填斜交缝 不规则、缝面不平，缝宽变化大，见溶蚀孔洞 泥质充填斜交-低角缝 不规则，可呈网状交错，见后期扩溶与方解石充填 泥质充填高角缝 缝面不平，缝宽变化大，切割早期缝合线，见后期方解石扩大充填作用 构造缝合线 斜交不规则，呈波状、箱状，切割早期缝，局部见溶蚀

表 1 塔中Ⅰ号断裂带奥陶系碳酸盐岩主要裂缝类型与特征 Table 1 The fracture type and characteristics of Ordovician carbonate along No.1 fault zone

31口井岩心统计分析表明(图 3a)，塔中宽缓斜坡区围岩奥陶系碳酸盐岩裂缝欠发育，岩心裂缝密度一般<0.5条/米。而断层破碎带岩心裂缝密度一般>1条/米，裂缝发育的井段裂缝密度一般>2条/米，可高达10条/米以上。另外，断裂带纵向与横向裂缝发育程度变化很大(图 3)，相差可达10倍以上，揭示裂缝分布的强烈非均一性。塔中24井裂缝发育井段裂缝密度高达12条/米，而欠发育井段裂缝密度<1条/米(图 3b)。断裂带裂缝密集发育段往往发生放空、井漏，很难获得岩心，裂缝密度可能更高。一般而言，断裂带规模越大，裂缝越发育。中部垒带经历多期强烈的断裂活动(邬光辉等，2012)，裂缝最为发育(图 3a)，而围岩部位普遍裂缝密度<0.5条/米。塔中Ⅰ号断裂带 东部断层活动强度大，裂缝密度一般>2条/米，而中部断裂活动微弱，裂缝密度一般<1条/米。

图 3

Fig. 3

图 3 塔中地区单井(a)与塔中24井(b)奥陶系岩心裂缝密度统计直方图Fig. 3 The Ordovician carbonate fracture density of different areas(a) and layers of a well(b)in the Central uplift

塔中Ⅰ号断裂带上奥陶统良里塔格组裂缝纵向发育井段往往比较集中，钻井钻遇的裂缝段通常在全井段的30%以下，从而造成平均裂缝密度偏低。断裂带井间裂缝发育程度变化也很大，在裂缝发育的高产井旁边往往分布裂缝欠发育的低产区。如塔中243井产层段裂缝密度逾10条/米，获得高产工业油气流；而同一井区的塔中74井产层段具有相当的基质孔隙度，但裂缝密度<0.8条/米，大型压裂后却仅获低产，裂缝欠发育是其失利的重要因素。 3.3 断层破碎带

断层破碎带可以分为内带与外带(Caine et al., 1996; Kim et al., 2004)。内带邻近断层核，与断层核突变接触或渐变接触。破碎带内带发育多组方向的裂缝，形成裂缝密集分布区域。局部构造变形强烈，形成角砾岩、碎裂岩发育区，地层原始层面不连续，碳酸盐岩内部没有明显的地层界面与波阻抗界面。断层破碎带外带以裂缝发育为特征(Caine et al., 1996; Kim et al., 2004; Mitchell and Faulkner， 2012)，通常以单一的1~2组裂缝为主，裂缝发育程度较内带明显降低，地层连续性好，缺少角砾岩与碎裂岩。

塔中Ⅰ号断裂带经历多期复杂构造变形，断层破碎带发育。在地震资料上，破碎带内带与断层核通常是连为一体的杂乱弱振幅区域，呈现弱振幅，波组不稳定、波形变化大或同相轴突变，发生扭曲、分叉。有的在地震剖面上呈现同相轴连续，但振幅减弱，频率降低。破碎带外带与内带、围岩呈渐变关系，常规剖面通常较难识别外带的分布，需要精细的裂缝与储层预测方法判识。受控破裂的微小断层与裂缝带，奥陶系碳酸盐岩破碎带通常围绕断层核形成较宽的破碎带，在地震相干属性上呈现明显的条带状分布(图 4)。地震属性分析表明，断裂的规模越大、分支断层越多，断层破碎带的宽度越大。塔中Ⅰ号断裂带东部断层活动强度大，奥陶系碳酸盐岩断层破碎带宽达2~4km。而塔中Ⅰ号断裂带中段上奥陶统台缘带仅发育小型断层，断层破碎带宽度一般<500m。

图 4

Fig. 4

图 4 塔中Ⅰ号断裂带西段奥陶系碳酸盐岩顶部地震相干属性图 蓝色为未变形原岩，黄-桔黄色为断层破碎带影响范围Fig. 4 The seismic coherence attribute of Ordovician carbonate in the western of No.1 fault zone

塔中地区奥陶系碳酸盐岩压实与胶结作用强烈，原生孔隙比重<5%，多期的溶蚀作用是孔隙发育主要因素(王振宇等，2007; 周波等，2008; 杜金虎，2010)，碳酸盐岩断层破碎带的胶结充填与溶蚀作用更为复杂。 4.1 压实与压溶作用

岩石薄片观察表明，缺乏断裂活动的地区上奥陶统良里塔格组碳酸盐岩颗粒间的压实作用往往更为强烈，即便基质孔隙发育的台缘礁滩体也呈现较强烈的压实。压实作用造成颗粒紧密堆积，多呈线状、曲面状接触，使原生孔隙大大减少。而东部断裂带活动区构造抬升大，碳酸盐岩埋藏浅，压实作用较弱，颗粒点状接触较多，相对压溶作用也较弱，局部粒间残余微孔隙较多。但在局部断层核附近的裂缝带，发育碎裂岩与粉细泥质，其岩石碎裂与挤压严重，压实作用反而更强(图 2b)。

在礁滩体断层破碎带中，发现有碳酸盐岩压实变形带发育(图 2c)。变形带是高孔岩石中，尚未达到破裂极限时发生的局部应变，通过膨胀、剪切和/或压实过程中的颗粒滑动、转动和/或破裂发生颗粒重组而形成的薄板状构造(Fossen et al., 2007; Exner et al., 2013)。断裂带礁滩体成岩早期，碳酸盐岩颗粒间存在一定的孔隙空间，在压实作用下，可以通过颗粒的旋转与颗粒之间的错动发生重组，并可能出现颗粒的碎裂，形成颗粒长轴的顺层排列的局部薄层薄板状的压实变形带(图 2c，f)。变形带宽一般在0.3~1mm，多表现为小型、裂缝状结构，与一般的裂缝相比，缺少独立、连续的破裂面。塔中地区以压实变形带为主，局部有剪切变形带发育。

随着压实作用的加强，变形带孔隙度快速降低。碎屑岩储层中变形带通常导致渗透率快速降低(Fossen et al., 2007)，阻碍流体的流动，形成致密封隔层。塔中地区台缘礁滩体碳酸盐岩变形带较发育，大多压实变形带为致密的胶结层，孔渗降低快，渗透率可能快速减少1~3个数量级。但部分经历后期的剪切破裂，或是有微裂缝截切，局部变形带出现碎裂，以及局部的溶蚀作用的改造(图 2f)。断层破碎带中除完全胶结充填的压实变形带外，存在有裂缝发育的剪切变形带，也有溶蚀作用形成的扩溶孔洞，增强了储层的渗透性，对储层有一定建设性作用，不同于致密的砂岩变形带。

缝合线是碳酸盐岩压溶作用的典型产物，在塔里木盆地也广泛发育(王振宇等，2007;杜金虎，2010)。一般认为缝合线主要是应力与溶解作用的结果，其形成导致了碳酸盐岩原始地层厚度的减小，孔渗降低(高岗，2013)。塔中地区奥陶系碳酸盐岩围岩以齿状水平缝合线为主，类型单一，起伏幅度较小，难溶有机质充填，缺乏孔渗性能。而塔中Ⅰ号断裂带奥陶系发育多种类型的缝合线(秦启荣等，2002)，在正常埋藏压溶作用下通常形成近水平的波状与锯齿状缝合线(图 2a)，缝宽0.1~0.5mm，多被泥质等压溶残余物充填。在东部有断裂活动与构造升降翘倾作用时，可能在早期水平缝合线的基础上扩张，造成缝合线的起伏幅度加大(图 2c)。同时也可见低角度水平缝合线，与沉积层面出现夹角，产生低角度的锯齿状、尖峰状或箱状缝合线(图 2a，c)。在东部碳酸盐岩断裂活动区高角度与垂直缝合线较发育(图 2a)，多呈锯齿状、尖峰状。这类构造缝合线受控水平方向的构造应力作用，其压溶作用往往更为强烈，不同于埋藏压实作用下形成的成岩缝合线。

塔中Ⅰ号断裂带奥陶系碳酸盐岩缝合线多造成岩体的体积减少、孔隙降低，形成致密隔层。但部分构造缝合线受控局部应力的差异，压溶作用不均一，局部形成溶蚀扩大，缝宽可能超过1mm，发育局部孔隙。大量观察发现，深埋与上覆高压应力作用下，保持一定孔渗的主要是高角度与垂直的构造缝合线(图 2a，c)，并可能成为后期溶蚀作用的有利通道，形成多期扩张与扩溶作用，在后期溶蚀作用下可能发育孔洞带。由于断裂抬升作用，局部早期水平缝合线也可能再活动或开启，形成局部油气运移的有效通道。一些断裂带井区水平缝合线显现有油气充注的痕迹，以及后期扩溶与方解石再充填。 4.2 胶结作用

塔中地区下古生界碳酸盐岩经历漫长的埋藏过程，胶结作用强烈，发育多世代、多种类型、多种特征的碳酸盐岩胶结物(王振宇等，2007; 周波等，2008)，80%以上的孔隙空间为胶结物所充填，一般认为胶结作用是塔里木盆地碳酸盐岩减孔的主要因素。而断裂带的胶结作用更为复杂，既有海底成岩环境，也有大气淡水与埋藏成岩环境。

早期大气淡水胶结作用形成新月型或悬垂状胶结物，以及等轴细粒状、等厚的叶片状或犬牙状等胶结物(王振宇等，2009; 刘嘉庆等，2010; Zhang et al., 2014)。阴极发光薄片观察也发现，早期大气淡水胶结物与埋藏期的胶结明显不同，塔中Ⅰ号断裂带奥陶系裂缝边部孔洞的纤状方解石胶结不发光或很昏暗，代表大气水淋滤成岩环境，揭示在早成岩期发生构造抬升与暴露，继而形成淡水方解石胶结。薄片对比分析结合相关文献分析发现，早期大气淡水胶结作用大多分布在塔中Ⅰ号断裂带东部高部位，而在台缘礁滩体内带与台内、以及塔中Ⅰ号断裂带中西部少见。综合分析，该区早期大气淡水胶结作用可能与礁滩体发育期的断裂活动密切相关，而并非主要受控长周期的海平面升降。

奥陶系碳酸盐岩在进一步埋藏过程中，又有多期埋藏胶结，胶结物多为环带方解石、粗粒亮晶方解石，晶体粗大(王振宇等，2009; Wang et al., 2015)，阴极发光薄片多具有较强发光带，呈现橙色荧光。通过胶结物的接触关系分析，存在3个世代以上胶结作用的洞、缝主要分布在断裂带，而围岩胶结期次较少。方解石胶结物的流体包裹体分析不仅可以划分成藏期次，而且能反映构造活动期(张鼐等，2011; Liu et al., 2013)。塔中Ⅰ号断裂带奥陶系碳酸盐岩出现明显的三期峰值(图 5)，~60℃的峰值期代表了奥陶纪晚期的断裂主要活动期，该期裂缝发育，见多种类型的方解石充填大-中缝；100~120℃的峰值代表了晚海西期断裂带流体的再活动，普见该期裂缝切割早期裂缝并为后期方解石充填；塔中钻井检测到异常高温流体包裹体(图 5)，是早二叠世火成岩活动的产物(潘文庆等，2009; 杨海军等，2011; Wang et al., 2015)。

图 5

Fig. 5

图 5 塔中Ⅰ号断裂带西部奥陶系碳酸盐岩包裹体均一温度Fig. 5 The homogenization temperature of the inclusion in the Ordovician carbonate fractures and vugs in western No.1 fault zone

研究表明，根据胶结物的微量元素Sr/Ca变化与温压环境可以分析胶结物沉淀的速率，进而分析裂缝的开启速率，研究发现断层岩胶结率的范围一般在1×10^-12~3×10^-13m³/h per m²(Hadizadeha and Foitb， 2000)。塔中地区缝洞方解石胶结物Sr含量一般在150~1600mg/L之间变化(王振宇等，2009; 刘嘉庆等，2010)，可能反映胶结的速率变化。岩心方解石充填裂缝宽度一般在0.1~1mm，应用该方法估算裂缝方解石胶结充填时间大致在10³~10⁵y，与断层岩胶结速率相当。而溶蚀孔洞一般孔径较大，胶结速率较低，胶结充填时间更长。因此相对而言，大型缝洞残余未充填孔隙较多，而微小孔隙、裂缝充填程度较高。岩心与薄片观察也发现，奥陶系碳酸盐岩裂缝中方解石胶结充填的程度往往高于孔洞中方解石的充填。另外，早期裂缝方解石胶结充填一般填满整条裂缝，缺乏残余缝隙，而孔、洞中方解石往往有多世代的生长充填，但常见残余孔隙空间。分析可能由于裂缝破裂形成较大的比表面积(Laubach et al., 2009)及其连通性好，有利于流体在过饱和过程中的析出；而孔隙连通性差，方解石沉淀的过程中缺乏补给，以及残余流体影响孔隙的完全充填。

同一样品的不同世代方解石单包裹体测温分析表明(图 6)，围岩(样品2)多出现1~2期方解石胶结作用，但断裂带孔洞中充填方解石可能出现4~5期的胶结生长，胶结方解石出现3期包裹体，次生加大方解石则显示连续生长的过程，表明洞穴内胶结物的沉淀与生长的复杂性。包裹体均一温度数据分析可见(图 6)，不同类型、不同时期方解石的生长时间与速率有差别，同一期的方解石胶结物的流体包裹体温差一般在2~6℃。试用缝洞包裹体均一温度分析，同一世代方解石胶结对应加里东末期至晚海西期的埋深变化大致在50~200m范围，以晚志留世与晚二叠世沉积速率估算胶结充填历时可能长达1Myr。

图 6

Fig. 6

图 6 奥陶系碳酸盐岩不同变化特征的包裹体均一温度Fig. 6 The varied model of the homogenization temperature of the inclusions in the Ordovician carbonate

两种方法对比分析，微量元素可能揭示方解石胶结的主体时间，而包裹体测温数据预示封闭缝洞系统中方解石完全胶结封闭直至缺乏流体进入，可能需要经历更长的时间。早期裂缝多具有生长扩张形成的较大张开宽度，方解石胶结充填严重；而未充填的基本为晚期的微小缝，裂缝扩张与方解石的胶结沉淀密切相关。胶结物的生长特征揭示既有快速扩张与缓慢生长的裂缝，同时也呈现多种方式与多期的裂缝胶结充填。

塔中地区上奥陶统良里塔格组碳酸盐岩经历多期多类型强烈胶结作用(王振宇等，2007;周波等，2008)，方解石的胶结作用造成大部分孔隙的消亡，基质孔隙度<1.2%。围岩部位孔洞规模较小，充填程度高，90%以上的孔隙空间已被充填。但塔中Ⅰ号断裂带东部胶结作用相对较弱，基质孔隙度达2%~5%。在断裂带附近可见礁滩体颗粒呈悬浮状或点接触，其间孔隙多为方解石胶结充填，压实作用较弱，晚期溶蚀作用沿早期的胶结方解石边缘发育，形成再溶蚀孔隙。而且孔洞规模越大，胶结充填程度越低。钻探结果统计分析也表明断裂带缝洞体极少全充填，大多有一定的有效储集空间。 4.3 溶蚀作用

对比分析发现，断裂带上奥陶统良里塔格组礁滩体溶蚀作用发育(王振宇等，2007; 杜金虎，2010; Qu et al., 2013)，而围岩部位分布很少，且规模更小。

通过构造精细解释发现，塔中Ⅰ号断裂带东部在良里塔格组沉积末期存在断裂活动(图 1b)，礁滩体具有明显的错断抬升，上奥陶统桑塔木组泥岩向礁滩体核部超覆减薄，出现短暂的抬升暴露。塔中82、塔中62、塔中242、塔中62-2、塔中44等井区岩心都见到风化壳岩溶的标志(图 7a，b)。塔中44井在4920.85~4923.84m井段发育了近3m的大型溶洞，内部充填富含黄铁矿的钙质泥岩。塔中242井在进入良里塔格组后钻遇170m巨厚含灰泥岩充填的巨型缝洞，塔中62-2可见到岩溶角砾岩以及充填泥质的岩溶缝(图 7b)。同时地层对比也发现东部地区良里塔格组顶部存在地层缺失(罗春树等，2011)，表明东部地区存在断裂抬升造成的暴露岩溶作用。这期岩溶作用主要沿东部礁滩体同沉积期断裂发育部位分布，出现岩溶角砾、渗流粉砂、泥质充填物发育大型溶洞。缝洞垂向溶蚀作用强，规模差异大，水平潜流带欠发育。岩溶作用深度达200m，井间变化大，以孤立溶洞为主，充填程度高。

图 7

Fig. 7

图 7 塔中Ⅰ号断裂带奥陶系碳酸盐岩溶蚀与充填 (a)TZ82，泥质充填缝洞，岩心；(b)TZ822，泥质充填溶洞，岩心；(c)TZ45，萤石半充填洞穴，岩心；(d)TZ82，溶蚀孔隙与微裂缝，铸体；(e)TZ82，孔缝油质沥青，阴极发光；(f)TZ62，颗粒间隙溶孔，扫描电镜Fig. 7 The dissolution and filling of the fractures and vugs in the Ordovician carbonate in No.1 fault zone

塔中地区断裂带奥陶系碳酸盐岩埋藏期溶蚀作用发育(杨海军等，2011; Wang et al., 2015)，并呈现多种表现形式(图 2、图 7)，具有多期方解石的充填与溶蚀，见亮晶生屑-砂屑灰岩粒间埋藏期形成的港湾状基质孔隙，颗粒边缘被溶蚀。热液白云石是埋藏期热液作用的典型标志，而且多沿断裂带与裂缝带出现(潘文庆等，2009)。塔中45井钻遇巨厚缝洞充填萤石(图 7c)，萤石中还可见后期再充填方解石，也是埋藏溶蚀作用的响应。埋藏期溶蚀孔隙的发育往往与烃类运移相伴随，埋藏期次生孔隙发育的期次与相应的油气运移事件是相对应的(图 5)。由于本区存在多套源岩和多次烃类的运聚事件，其埋藏岩溶作用也呈多期发育，其中晚海西期是埋藏溶蚀最发育时期。围岩区埋藏溶蚀作用较弱，缺乏大规模孔洞，可见的溶蚀期次也较少，而且有效残余储集空间较少，胶结充填更严重。

岩心与薄片观察断裂带上奥陶统良里塔格组礁滩体溶蚀孔洞发育(图 7)，孔洞呈圆形、椭圆形及不规则状，大多半充填-未充填。孔洞发育段岩石呈蜂窝状，面孔率一般1%~3%，最高可达10%。溶洞大多顺层或沿裂缝分布，孔洞发育段与不发育段呈层状间互分布。对塔中62井可视大、小洞和孔的统计表明，大小多为1~5mm，占所统计239个孔洞的66.5%(图 8)。岩心统计表明大数孔洞处于半充填-未充填，塔中62-1井半充填-未充填洞占95.6%。而在远离断裂的围岩区局部礁滩体也有溶蚀孔洞，但孔洞规模明显减少，孔径一般<2mm。而且孔洞数量较少，多零星分布，同时充填程度较高，极少未充填孔洞发育，孔洞面孔率一般<3%。

图 8

Fig. 8

图 8 塔中62井奥陶系孔洞直径统计直方图Fig. 8 The dissolution pores and vugs in the Ordovician carbonate in well TZ62

塔中Ⅰ号断裂带大型缝洞体发育，主要表现为钻井过程中泥浆漏失与溢流、钻进放空等(杜金虎，2010)。取心可见洞穴充填物，且取心破碎、收获率常常很低。地震剖面上有明显的杂乱反射与“串珠”响应(杜金虎，2010; 杨海军等，2011)。这类储集空间主要分布在塔中Ⅰ号断裂带的东段，在塔中62井区、82井区尤为发育。塔中82井第3筒心发育半充填大型溶洞，测井资料上表现为井径显著扩大、自然伽玛升高、电阻率降低，为溶洞典型测井响应特征。塔中62-2井钻井取心发现16m岩溶井段，见充填泥岩、块状方解石，进入灰岩段后共漏失泥浆636.5m³。塔中62-1在4959.1~4959.3m和4973.21~4973.76m井段分别放空0.2m、0.55m，漏失泥浆467.36m³。塔中622井、塔中821井进入灰岩段因漏失严重无法钻进而完井。

统计分析表明(图 9)，大型缝洞体主要分布在断层破碎带发育的东部地区，其中67%的探井钻遇大型缝洞体，并均获得高产工业油气流。同时部分井发育溶蚀孔洞与裂缝，使得89%的探井获得高产油气流。而在断裂不发育的中西部与台缘内带，虽然也发育大型礁滩体，但钻遇大型缝洞体的探井仅占21%和18%。而且不发育大型缝洞体的探井均未获得高产工业油气流，多为低产油气流井，表明溶蚀孔洞与裂缝也欠发育。

图 9

Fig. 9

图 9 塔中Ⅰ号断裂带探井洞穴分区统计图Fig. 9 The cave drilling ratio and high production well ration of Ordovician carbonate in No.1 fault zone

塔中Ⅰ号断裂带构造成岩作用对比分析表明，断层破碎带与未受断裂作用影响的围岩具有显著差异(表 2)，断裂作用是造成构造成岩作用差异的主控因素。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 塔中Ⅰ号断裂带碳酸盐岩断层破碎带与围岩构造成岩作用差异对比 Table 2 The comparison of structural diagenesis between the fault damage zone and country 构造成岩作用 断裂带 围岩 断裂作用 断裂活动，构造抬升 缺乏断裂活动，稳定沉降 次级断裂、裂缝发育，岩石破裂与变形 缺乏断裂影响的破裂与变形 后期应力作用、流体-岩石作用有利部位 对晚期应力、流体影响微弱 压实作用 较弱压实的颗粒线接触、点接触、嵌入接触 较强压实的颗粒嵌入接触、线接触 压实差异大，局部颗粒变形与破碎 压实程度较均一 见压实变形带，且不规则，局部高渗透 压实变形带较少，致密 压溶作用 齿状-箱状水平缝合线，低角度与高角度缝合线发育 微锯齿状水平缝合线发育 局部缝合线溶蚀开启 缝合线充填紧密 减孔相对较弱，局部残余溶蚀孔 减孔作用明显，岩石致密 裂缝作用 裂缝发育 裂缝欠发育 类型多样，多种倾角与宽度，微小缝发育 种类单一，区域高角度-垂直缝为主 多组方向裂缝，网状裂缝较发育 一组方向裂缝为主 半充填-未充填缝较多，方解石、泥质充填 充填程度高、以方解石充填为主 溶蚀缝多，开启缝较多 溶蚀作用弱，开启程度低 胶结作用 胶结类型多、期次多 胶结类型较少、期次较少 大气淡水胶结较多 缺乏大气淡水胶结 胶结程度较弱 胶结程度很强 多见溶蚀与再胶结 溶蚀与再胶结少 溶蚀作用 存在早期大气淡水溶蚀 少见早期大气淡水溶蚀 发育短暂暴露溶蚀作用 缺少暴露溶蚀 埋藏溶蚀期次多、溶蚀强烈 埋藏溶蚀期次少、溶蚀较弱 大型缝洞发育，溶蚀孔洞较发育 缺乏大型缝洞，溶蚀孔洞较少

表 2 塔中Ⅰ号断裂带碳酸盐岩断层破碎带与围岩构造成岩作用差异对比 Table 2 The comparison of structural diagenesis between the fault damage zone and country

由于逆冲断裂的构造抬升与局部应力释放，塔中Ⅰ号断裂带东部上奥陶统良里塔格组碳酸盐岩顶面桑塔木组厚度在400m内，而断裂停止活动的西部很快增厚逾1000m，构造抬升造成断裂带高部位压实作用较弱。另外，断裂带不均匀的早期胶结作用与超压流体可能抑制压实的进程。断裂带局部挤压应力集中部位可能发生岩石的破碎，细粒的碎裂岩与泥质容易形成局部较强的压实带，更加致密。塔中Ⅰ号断裂带不仅存在局部应力集中部位，同时礁滩体高频多旋回颗粒灰岩发育，造成局部薄层颗粒灰岩压实变形带发育。

断层破碎带压溶作用往往更为强烈，构造缝合线发育。这类构造缝合线受控长期北东-南西向水平方向的构造挤压作用(Ding et al., 2012; Li et al., 2013)，其压溶作用往往更为强烈，不同于埋藏压实作用下形成的水平缝合线。同时，断裂带后期局部应力影响，水平缝合线的幅度往往大于围岩区，并有后期不同程度的扩张加大。而且在断裂活动期由于地层的倾斜与应力的改变，可能产生低角度的缝合线，并截切早期水平缝合线或发生局部继承改造。

断裂带对裂缝发育的控制作用明显(Laubach et al., 2009; Barbier et al., 2012)，塔中地区奥陶系碳酸盐岩裂缝发育与断裂密切相关(邬光辉等，1999; Ding et al., 2012)，主要分布在断裂带1~2km范围内的破碎带。而且断裂活动越强烈，裂缝越发育，如晚加里东期以来塔中主垒带断裂活动明显强于塔中Ⅰ号断裂带，裂缝的发育程度也更高(图 3)，而且大中缝更多。虽然塔中Ⅰ号断裂带早海西期后断裂停止发育，但存在加里东晚期、早海西期、晚海西期与喜马拉雅晚期四期裂缝活动(邬光辉等，1999)，与流体包裹资料相吻合(张鼐等，2011)。可能由于位于塔中古隆起边界部位，是多期区域构造应力集中部位，有利于裂缝的发育。但后期构造应力减弱，微小缝更为发育，而且具有多组走向与倾角的裂缝。由于晚期形成的裂缝多，以及早期裂缝的开启，塔中Ⅰ号断裂带上的裂缝充填程度比广大斜坡区以及中部垒带区低。同时由于多期裂缝的活动，其开启程度高，造成断裂带裂缝的溶蚀作用较强。而斜坡区围岩以早期较强区域应力场形成的裂缝为主，早海西期以后的裂缝少，长期稳定埋藏期间裂缝充填程度高。

塔中Ⅰ号断裂带东部在良里塔格组沉积期已开始缓慢的构造活动，同时台缘礁滩体发育，在短暂海平面下降期容易发生准同生期的大气淡水胶结，已发表的证据主要集中在断裂活动较强的礁滩体发育区(王振宇等，2007; 周波等，2008; 刘嘉庆等，2010; Zhang et al., 2014)。其差别不仅是东部台地边缘更发育，更重要的是东部在良里塔格组沉积晚期开始出现逆冲断裂活动，造成台缘带有大范围的暴露，从而发育早成岩期的淡水胶结物。由于漫长地史期断裂的多期活动与开启，以及裂缝网络发育有利多期流体作用，断裂带胶结期次较多，接触关系分析有十余世代胶结作用(王振宇等，2009)，流体包裹体资料分析具有四期方解石胶结作用(张鼐等，2011)。断裂带缝洞体规模大，并有多期裂缝活动，相对围岩基质孔隙胶结充填的空间更大，胶结充填程度较低。同时裂缝带、孔隙带发育有利于后期的溶蚀，因此常见溶蚀后再胶结现象。方解石的胶结沉淀不仅支撑裂缝的开度，阻碍裂缝的闭合，而且随着胶结沉淀的集聚，也促进了裂缝的生长。裂缝再活动过程中，早期方解石胶结物发生溶解产生新的缝隙，其中方解石的胶结物残余颗粒可能形成桥塞(图 2f)，形成有效裂缝孔隙与高渗流通道。

溶蚀作用最大的差异是断裂抬升造成的岩溶作用。塔中Ⅰ号带东部良里塔格组沉积后，由于断裂抬升造成短暂的暴露岩溶作用(张宝民和刘静江，2009; Zhang et al., 2014)，造成断裂带发育大型缝洞体，形成高产油气流井集中区。而断裂不发育地区缺少礁滩体出露地表，缺乏岩溶储层的发育，礁滩体基质孔隙发育的储层也仅能获得低产油气流。早期的大气淡水溶蚀也主要集中在东部台缘礁滩体中，也是与良里塔格组沉积期断裂的抬升作用密切相关，并造成溶蚀孔隙的发育。断裂带及其伴生裂缝带既是流体输导的有利通道，也是溶蚀孔洞发生的有利部位，在早期孔隙层与裂隙的基础上，埋藏期溶蚀作用多具结构选择性溶蚀，沿断裂带附近的缝洞体、孔洞层、裂缝带是发生溶蚀作用的集中部位，可以有效改善早期的储集空间(图 2、图 7)。同时，断裂带较弱的压实作用也有利于保存较高的基质孔隙，并有助于后期的溶蚀作用。

总之，塔中Ⅰ号断裂带碳酸盐岩的构造成岩作用明显不同于围岩区，断裂带的破裂作用与抬升作用是造成差异的主要控制因素。 5.2 构造成岩作用对断层破碎带演变的指示

由于盆地内断裂带深埋，通常利用地球物理手段获取的间接资料，以构造地质方法研究断裂带复杂的构造演化。通过地震资料解析，通常认为塔中Ⅰ号断裂带形成于中奥陶世，晚奥陶世与早海西期有微弱继承性活动，其后停止活动(邬光辉等，2012; Li et al., 2013)。地震剖面的尺度难以反映晚奥陶世以后断裂多期微弱的构造活动与开启状况，但结合构造成岩作用以及相关地化资料分析，塔中Ⅰ号断裂带东部上奥陶统碳酸盐岩断层破碎带主要经历5期构造-成岩演化过程(图 10)。

图 10

Fig. 10

图 10 塔中Ⅰ号断裂带东部上奥陶统良里塔格组破碎带构造成岩演化模式图Fig. 10 The structural diagenesis evolution model of fault damage zone of Upper Ordovician carbonate in the eastern No.1 fault zone

上奥陶统良里塔格组沉积前，塔中Ⅰ号断裂带向北强烈逆冲，塔中古隆起形成(邬光辉等，2012; Li et al., 2013)。该期构造活动在地震剖面上有明显响应(图 1b)，中下奥陶统鹰山组暴露产生大面积风化壳，其间缺失一间房组与吐木休克组(杜金虎，2010)。上奥陶统良里塔格组礁滩体沉积过程中，塔里木板块南部边缘已从被动大陆边缘演变为活动大陆边缘(邬光辉等，2012; Li et al., 2013)。塔中Ⅰ号断裂带成为塔中北部的远程应力边界，开始产生区域构造挤压，良里塔格组碳酸盐岩泥质含量增多，高频沉积旋回变化大，地层层序已不完全受海平面升降变化控制(杜金虎，2010)，礁滩体大气淡水胶结物开始增多。随着东西向压实作用的差异增大，出现压实变形带。塔中Ⅰ号断裂带东部良里塔格组开始发生岩石破裂，出现构造抬升，发育微小不规则缝合线(图 10a)。良里塔格组沉积晚期随着断裂活动的构造隆升，发育水体逐渐变浅的高位体系域的镶边台缘带礁滩体，礁滩体更容易出露水面，发育大气淡水透镜体(王振宇等，2007; 刘嘉庆等，2010; Zhang et al., 2014)。伴随断裂带的初始活动与礁滩体沉积后的构造沉降，局部地层开始发生掀斜，出现截切与改造早期水平缝合线的低角度缝合线，缝合线起伏幅度加大。随着断裂的成核与发育，断层破裂面出现，形成断层破碎带，以高角度的微小缝为主。

良里塔格组沉积末期，伴随挤压作用的加强，高角度缝合线开始发育，并截切早期缝合线。随着断裂的发育，开始形成一系列的裂缝带，裂缝方向多、规模大，并不断向外扩张。在颗粒灰岩内部出现局部应力集中区，形成压实变形带。随着逆冲断裂的发育，开始产生局部的构造抬升，碳酸盐岩出露地表，并遭受大气水淋滤侵蚀，出现风化壳岩溶作用(图 10b)。由于断裂抬升暴露范围较小，没有形成完整的淡水潜流系统，以沿裂缝带的垂向淋滤溶蚀作用为主，发育大规模垂向延伸的缝洞系统，主要分布在断层破碎带的内带。随着上奥陶统桑塔木组泥岩的快速沉降，塔中Ⅰ号断裂活动逐渐减弱直至停止，奥陶系碳酸盐岩进入埋藏期，断裂带进入胶结充填期。塔中东部构造挤压与抬升作用强烈，造成东西埋深差异不断加大，塔中Ⅰ号断裂带东部的压实作用较弱。

奥陶纪之后的埋藏期虽然断裂未有明显的重新活动，但断裂带是后期裂缝发育的有利部位，有多期不同程度的裂缝与溶蚀作用。早海西期，台缘礁滩体孔隙空间已基本为胶结作用破坏殆尽(王振宇等，2007; Qu et al., 2013)。地震剖面显现该区有微弱褶皱隆升，此期发育区域高角度-垂直裂缝(图 10c)，裂缝方解石见50℃~70℃的包裹体，沿裂缝溶蚀作用较弱，同时发生方解石胶结充填，充填程度较高。大型缝洞体开始发生垮塌充填与方解石胶结充填，沿断裂带与围岩发生强烈的胶结作用，碳酸盐岩孔隙减孔严重。由于断层破碎带与缝洞系统发育，流体没有进入稳定的封闭环境，方解石包裹体均一温度往往有较大的变化范围(图 6)，胶结充填作用没有围岩强烈。

晚海西期本区发生异常高温热事件(潘文庆等，2009; 杨海军等，2011; Wang et al., 2015)，埋藏溶蚀与热液溶蚀作用发育，流体包裹体普遍检测到此期的流体-岩石作用(张鼐等，2011)。随着新生裂缝的发育以及早期裂缝的开启，流体沿断层破碎带裂缝系统扩张，同时伴随强烈溶蚀作用的发生，该期裂缝宽度较大。沿断层破碎带溶蚀作用普遍发育，远比围岩区更强，进入破碎带扩张与溶蚀期(图 10d)。随后裂缝与孔洞也发生快速充填，常见粗晶方解石与热液矿物(王振宇等，2007; 杨海军等，2011)。同时该期伴随有大量的油气充注与调整，并有有机酸的溶蚀作用(王振宇等， 2007，2009)。普见该期90℃~110℃流体包裹体，同时有热液侵入的部位可见>150℃的异常高温流体(图 5)。

燕山期-喜马拉雅期可能还有多期裂缝与溶蚀作用(杜金虎，2010; 张鼐等，2011)，但区分比较困难。稳定沉降的燕山期以胶结充填作用为主，而喜马拉雅期有更为强烈裂缝活动(邬光辉等，1999; Ding et al., 2012)。燕山期缝洞系统进一步缓慢胶结充填，基质孔隙继续降低。喜马拉雅期最主要的特征是微小裂缝发育，开启程度高。同时在断层破碎带的裂缝活动部位，又有一期油气充注，并伴随有H₂S等酸性流体，出现不同程度的溶蚀作用(杨海军等，2011)，局部储集空间增大，并造成断裂带储集空间的非均质性进一步加强(图 10e)。

由此可见，塔中Ⅰ号断裂带东部良里塔格组礁滩体在奥陶纪晚期发育并形成断层破碎带，在埋藏期出现多期裂缝的新生与开启-流体溶蚀与孔洞缝扩张-孔隙的充填与闭合，造成断层破碎带比围岩具有更为复杂的成岩作用(图 10)。而围岩相对稳定，埋藏期缺少裂缝活动与流体的大量注入，孔隙与裂缝的溶蚀与充填期次少、作用程度弱。 6 结论

通过塔中Ⅰ号断裂带实例解剖表明，碳酸盐岩断层破碎带构造成岩作用与围岩差异显著，而且对断层破碎带形成发育具有指示作用。

(1)受控断裂抬升，塔中Ⅰ号断裂带东段压实作用普遍较弱，但局部碎裂带可能压实更严重。断裂活动造成破碎带压溶低角度缝合线与高角度构造缝合线较发育，局部有渗透性。

(2)断层破碎带裂缝发育，具有多类型、多期次发育与扩张，晚期微小裂缝发育，开启程度高。碳酸盐岩破碎带发现压实变形带，并有后期破裂作用与溶蚀作用形成的局部高渗透带。

(3)断层破碎带发育4~5期的多种胶结类型，是早期大气淡水胶结的集中部位，胶结相对程度较弱。断层破碎带发育准同生大气淡水溶蚀与风化壳岩溶，而且具有较强的多期埋藏溶蚀作用，是大型缝洞体发育的主要部位。

(4)构造成岩作用揭示碳酸盐岩断层破碎带经历萌芽期-形成期-定型期-再活动期-局部开启期等5期演变，不同演化期构造成岩作用有明显差异。

(5)断层破碎带的构造成岩作用有利于台缘礁滩体次生孔隙发育，并控制了大型缝洞储层的发育与分布。