塔里木盆地古城地區奧陶系鷹山組層序地層劃分及其地質意義

劉 策， 張義杰 ， 李洪輝， 曹穎輝， 趙一民， 楊 敏， 周 波

( 中國石油勘探開發研究院，北京 100083 )

塔里木盆地古城地區奧陶系鷹山組層序地層劃分及其地質意義

劉 策， 張義杰 ， 李洪輝， 曹穎輝， 趙一民， 楊 敏， 周 波

( 中國石油勘探開發研究院，北京 100083 )

為研究塔里木盆地古城地區儲層、確定奧陶世沉積環境并建立層序地層格架，分析古城地區中下奧陶統巖石學、地震與測井特征，并對5口井巖心及井壁取心進行碳、氧同位素實驗。結果表明：古城地區鷹山組劃分為兩個三級層序， SQ1沉積時期發育弱鑲邊結構的半局限—開闊臺地沉積，頂部層序界面SB2為平行不整合面，下部經歷早成巖期巖溶作用，是研究區儲層規模化發育的主控因素； SQ2沉積時期受到快速海侵，由半局限臺地轉變為開闊臺地沉積，層序界面SB3的暴露規模與強度小于SB2的，對區域性儲層發育控制能力較弱；層序SQ1及SQ2的分界在巖石地層單位上大致與鷹山組三段白云巖及鷹山組二段灰巖的分界對應，界面附近表現顯著的碳同位素負漂移。在三級層序劃分基礎上，在SQ1內部識別8～9個四級層序，在SQ2內部識別4～6個四級層序，其中海侵體系域主要表現為對稱性良好的加積型疊置樣式，高位體系域表現為向上變淺的加積—進積型疊置樣式；四級層序界面對儲層的控制作用有限，主要發育準同生期巖溶作用，與古地貌較高部位疊合在小范圍內并形成孤立透鏡狀儲層。古城地區奧陶系受加里東運動影響較小，不發育隆起顯著的風化殼型巖溶。有利沉積相帶與三、四級層序界面疊合區是區域性優質儲層的主要勘探目標。

層序地層學； 奧陶系； 儲層； 古城地區； 鷹山組； 塔里木盆地

0 引言

塔里木盆地廣泛發育下古生界海相碳酸鹽巖，奧陶系鷹山組為其最重要的勘探與開發層系。在塔中、塔北及塔西南等地已開發一批以中下奧陶統為主要產層的油氣田，如輪南[1]、哈拉哈塘[2]、塔中[3]及塔河[4]等油田。古城地區位于塔中油田東側，古城6、古城8和古城9井在該地區鷹山組白云巖中獲得工業氣流，其中古城9井酸壓試氣日產氣高達百萬方[5]，揭示鷹山組具有良好的儲集性能。古城地區在加里東晚期隆升幅度小，鷹山組并未遭受顯著的風化剝蝕[6]，儲層類型與塔中油田及塔北哈拉哈塘油田“潛山風化殼型巖溶”儲層[7]有差異；年代久、埋藏深的海相碳酸鹽巖的原生孔隙難以保存，未經歷巖溶作用改造，難以形成規模儲層[8-9]。因此，在缺乏長期構造暴露事件的古城地區，需要研究受海平面升降作用影響的三、四級層序控制的同生期、準同生期及早成巖期的暴露巖溶作用。

近年來，層序地層學在碳酸鹽巖沉積學研究及儲層預測等方面發揮重要作用[10-12]，大氣淡水及海水在地表或近地表的沉積成巖過程中形成的溶蝕孔洞和洞穴具有“準層狀”分布特征，在臺緣帶附近與高能礁灘沉積相帶復合可形成優質原生—淺埋藏儲層[13-14]，再與深成巖溶作用疊加有利于形成深層—超深層的優質儲層[15]。人們對塔里木盆地鷹山組的層序地層學研究主要集中于塔中和塔北地區[16-17]，對古城地區的研究相對薄弱。根據古城地區中下奧陶統的巖心、井壁取心、測井、地震及分析化驗資料，劃分古城地區鷹山組三、四級層序，為該地區儲層研究提供參考。

1 地質背景

塔里木盆地是中國內陸最大的含油氣盆地，面積約為56×104km2，為受多期次構造運動控制的疊合盆地，內部發育“三隆四坳”七個一級構造單元[18](見圖1(a))。研究區位于塔里木盆地中央隆起帶古城低凸起，東部與東南隆起相鄰，西南部與塔中Ⅰ號斷裂帶、塔中隆起相鄰，北部與滿西低凸起相鄰(見圖1(b))。古城低凸起是一個繼承性發育的北西向鼻狀古隆起，形成于加里東中期，定型于加里東末期，海西期受南部擠壓作用影響而進一步隆升，印支—喜山期構造活動相對較弱[19]。低凸起內斷裂主要呈北東或北東東走向，斷穿下古生界地層。古城地區早、中奧陶世位于塔西臺地東南緣[20](見圖1(b))，發育穩定的碳酸鹽巖沉積；晚奧陶世受塔里木板塊俯沖消減作用影響而發生強烈沉降，由碳酸鹽巖沉積轉為陸源碎屑流沉積。古城地區奧陶系鷹山組埋深在5 700～6 800 m之間，厚度在600～800 m之間(見圖2)。由于處于塔中Ⅰ號斷裂帶下降盤一側，古城地區鷹山組比西側塔中地區的保存更好，與上部一間房組和下部蓬萊壩組呈整合/假整合接觸[5]。

圖1 塔里木盆地構造劃分和研究區地理位置Fig.1 Tectonic units of Tarim basin and geographic location of syudy area

圖2 古城地區連井地層剖面Fig.2 Stratum contrast profile of Gucheng area

2 沉積環境

2.1 巖石學特征

古城地區鷹山組巖性復雜，具有平面分帶、垂向分層的特點。靠近臺地東部邊緣的城探1井和古城4井巖性為灰巖；臺地內部鷹山組下段(鷹下段)云質成分增多，古城9井和古城7井白云巖連續厚度為50～150 m；臺地西部鷹下段的古城16井、古城13井和古城10井巖性為白云巖，連續厚度為500～600 m。鷹山組上段巖性為灰巖(見圖2)。

巖心觀察及薄片鑒定顯示，鷹下段白云巖主要為原始結構破壞嚴重的細—粗晶的結晶白云巖(見圖3(a-b))，部分樣品可見殘余藻紋層及顆粒結構(見圖3(c))。鷹山組灰巖類型主要包括泥晶/微晶灰巖、顆粒灰巖及藻粘結灰巖三類(見圖3(d-f))，其中顆粒灰巖最發育，顆粒大小主要為細—中砂級，顆粒類型包括無紋層結構的似球粒、放射狀紋層結構的鮞粒及由似球粒組成的亮晶集合體；泥晶/微晶灰巖中生屑成分較為豐富，主要為藻屑、棘皮類及雙殼類碎屑；藻粘結灰巖以似球粒及顆粒集合體為主，格架間由藻類粘結，窗格孔發育。

圖3 古城地區中鷹山組巖相特征Fig.3 Petrographic characteristics of the Yingshan formation in Gucheng area

2.2 沉積環境及演化

根據地震反射特征和巖心觀察結果，分析古城地區沉積環境及演化，將古城地區沉積相劃分為臺地邊緣、開闊臺地、臺內洼地及顆粒灘相。古城地區上寒武統發育多期丘狀反射的鑲邊臺緣，城探1井、古城4井和古城8井的鉆探也證明上寒武統臺緣生物礁的發育，反映古城地區在該時期沉積環境主要為局限臺地(見圖4-5)。早奧陶世蓬萊壩組沉積時期，古城地區的沉積環境繼承晚寒武世鑲邊局限臺地的沉積格局，但快速海侵作用使蓬萊壩組底部形成一套致密泥晶灰巖，抑制臺緣生物礁生長，隨著后期海平面的下降，古城地區蓬萊壩組中上部發育原始結構保存較好的粉晶白云巖。鷹山組沉積時期，塔里木板塊進入由被動大陸邊緣向活動大陸邊緣轉變階段，水體持續上升，臺地規模進一步縮小。古城地區東側(臺緣)與廣海之間水體溝通順暢,白云巖不再發育，臺緣形態轉變為發育臺緣灘的弱鑲邊臺緣(見圖4-5)；古城地區西側(臺內)受水體循環限制，沉積環境為局限—半開闊臺地沉積，巖性以白云巖為主。鷹山組沉積中晚期—一間房組沉積時期，海平面進一步升高，古城地區由鑲邊臺地轉變為遠端變陡的緩坡臺地，古城4井—城探1井區域由晚寒武世鑲邊臺緣生物礁沉積轉變為外緩坡泥晶灰巖沉積，古城8井—古城16井發育中—內緩坡臺內灘沉積。

圖4 古城地區穿過臺緣帶上寒武統—中下奧陶統地震剖面(剖面位置見圖1)Fig.4 Seismic section through the platform margin of upper Cambrian-middle & lower Ordovician in Gucheng area(section location in fig.1)

圖5 古城地臺緣帶上寒武統—中下奧陶統臺緣形態轉換示意

Fig.5 Diagram of carbonate platform margin evolution from upper Cambrian to middle & lower Ordovician, in Gucheng area

3 層序地層特征

3.1 劃分方法

3.1.1 三級層序

古城地區東西向地震剖面顯示中下奧陶統地層平緩，同相軸的連續性好，不具有塔中隆起區鷹山組內部雙向同向軸終止的特征[21]，缺少同相軸超覆與削截特征，地震剖面上三級層序界面識別難度較大。碳酸鹽巖相比碎屑巖更易風化，在風化剝蝕面上，受氧化、暴露、淋濾及成土作用影響，自然能譜測井值異常，三級層序界面上，受長期暴露巖溶作用影響的部位在成像測井上表現為明顯低電阻的斑狀溶蝕孔洞。全球海平面的升降造成碳酸鹽中碳—氧同位素的變化，且具有較強的等時性[22]。在時代老、埋深大的碳酸鹽巖地層中，δ18O易受到成巖作用影響，所以將δ13C作為研究海平面升降參數更可靠。總之，僅依靠地震反射特征識別古城地區三級層序難度較大，需要結合測井及巖心地球化學分析進行識別。

3.1.2 四級層序

四級層序是三級層序內部受控于偏心率變化引起的次級海平面升降而形成的高頻層序[23]，層序界面對應短期風化暴露面。古城地區碳酸鹽巖中四級層序規模僅為十幾米或幾十米，在中下奧陶統埋深普遍超過6 000 m，地表條件較差部位的地震分辨率僅為20 Hz，難以達到精細刻畫和追蹤的要求，同時取心密度和取心率也難以滿足精細地球化學分析的要求。人們主要根據測井曲線[24-25]研究碳酸鹽巖高頻層序(四級—六級)，但對四級層序的劃分標準不統一，導致層序劃分方案的分歧。文中研究古城地區層序與儲層間關系，認為四級層序的頂底界面對應次級暴露風化面，且在連井剖面上可以橫向追蹤。自然伽馬能譜測井中U、Th、K含量對于沉積環境變化及暴露作用非常敏感，風化作用在暴露面形成黏土層，其中Th離子風化穩定性高、不易溶于水，在暴露面附近含量相對富集，K離子易溶于水而被搬運走，因此Th/K常用于反映海平面的升降，高Th/k對應海平面下降，低Th/K對應海平面升高[26-27]。U離子通常富集于泥質含量較高的地層，被認為與基準面升高有關；但碳酸鹽巖中泥質成分來源復雜，易被溶蝕和破碎的特性使層序界面下的溶孔/洞或裂縫中充填泥質引起的U離子含量升高，不能代表沉積環境的改變[28]。僅依靠自然伽馬能譜測井劃分四級層序并不準確，而FMI成像測井對溶蝕孔洞及裂縫有較好的識別效果，與自然伽馬能譜測井及電阻率測井結合，有助于精細劃分四級層序界面。

3.2 劃分結果

3.2.1 三級層序

根據地震、測井特征，在古城地區鷹山組共識別出3個三級層序界面、2個三級層序(見圖6，其中碳同位素數據整合于古城13井、古城14井和古城7井)。三級層序界面SB1在巖石地層上大致與蓬萊壩組—鷹山組分界對應，整體表現為平行不整合。該界面在塔中隆起區經歷6～8 Ma的抬升剝蝕[29]，在柯坪露頭區蓬萊壩組剖面對應發育近50 cm厚的紫紅色白云巖風化殼，溶蝕孔洞發育[30]，但古城地區早中奧陶世隆升幅度較小，其暴露時間可能小于塔中地區的。該界面在地震反射上表現為連續性較好的強振幅波谷反射，雖然上下未見明顯的超覆現象，但界面上部波阻抗強度較下覆地層明顯減小且同相軸連續性變差(見圖7)，而在測井響應上反映更為明顯，以古城9井為例，其自然伽馬能譜測井在此界面處表現為由下部平緩的低值變為幅度較大的齒狀，其中Th與U離子在界面處明顯富集，成像測井表現為發育暗色低阻溶蝕孔洞(見圖8)，U離子的富集表明其中可能充填泥質。在古城地區鉆遇蓬萊壩組的古城8井、古城12井及古城14井中有類似的測井特征，也反映該層序界面在工區內具有可對比及可追蹤性，可能為一個區域性的風化暴露面。

圖6 古城地區中下奧陶統沉積層序

圖7 古城地區鷹山組東西向及南北向地震剖面三級層序劃分

圖8 古城9井測井與地震三級層序界面特征Fig.8 The 3rd well-log and seimic sequence boundary characteristics of well GC9

三級層序界面SB2大致與地震解釋的鷹山組上下段分界對應，該界面受加里東中期運動影響被剝蝕而造成缺失[31]，僅在古城地區及塔中北斜坡區保存較為完好，呈平行不整合面。地震反射上，該界面上下不具明顯超覆現象，界面之下發育“串珠”狀反射(見圖7)，代表地震波發生“繞射”，可能與巖溶作用相關[32]。界面SB2之下為連續性較好的弱反射，界面之上為雜亂的強弱相間的斷續反射(見圖7)，在工區東部最明顯。以古城9井為例，界面SB2在自然伽馬能譜測井上表現為Th與U離子富集，在FMI成像測井上表現為發育暗色低阻溶洞(見圖8)，地震及測井響應表明界面處經歷較長時期的暴露風化作用。通過常規及井壁取心的穩定同位素測試分析，在古城10井、古城13井、古城16井、古城7井和古城14井的層序界面SB2附近，δ13CPDB較層序內部樣品顯著變輕(見圖9)，反映海平面下降，證實界面SB2為海退暴露面。

圖9 古城13、古城14、古城7、古城10及古城16井縱向碳同位素變化

三級層序界面SB3大致與鷹山組與一間房組分界對應，在地震剖面上表現為明顯的振幅增強，對應雜亂反射頂部的粗大的紅色波谷反射；測井響應沒有表現出類似SB1與SB2那樣明顯的巖性及曲線變化，古城13、古城14和古城7井一間房組灰巖樣品的δ13CPDB顯著偏重，反映沉積時期水體較深(見圖9)，因此界面SB3附近的暴露風化程度低于界面SB1及SB2的。

3.2.2 四級層序

四級層序界面主要指短期的暴露間斷面，代表次級海平面升降造成區域性暴露事件。該類界面在小區域內具有等時性；界面附近常發育同生或準同生期巖溶作用，在薄片或巖心上表現為溶蝕孔洞或鳥眼構造等標志，在測井曲線上表現為Th/k較低特征。有文獻將快速海侵形成的淹沒不整合面做為四級或五級層序界面[33-34]，但因其井下識別難度大，且與表生巖溶作用無直接關系，文中不采用。

以古城16井及古城8井為例，說明古城地區西部及東部四級層序特征(見圖10)。根據自然伽馬曲線，將古城16井三級層序SQ1劃分為9個完整四級層序，SQ1巖性以粉—細晶白云巖為主，表明其沉積時期整體水體相對較淺，四級層序上升下降半旋回對稱性好、Th與U含量變化幅度大，反映該區對海平面升降響應敏感，層序界面大致對應Th離子測井值升高及Th/K高值。四級層序海侵面對應較為寬緩的U離子測井值升高及Th/K低值，SQ1高位體系域中，部分界面呈Th與U含量異常增大現象；根據FMI成像測井觀察，界面下部發育低阻的暗色溶蝕孔洞。古城8井SQ1中的Th離子曲線變化幅度較低，U離子曲線多表現為突變式增高，Th與U離子相關關系較高，反映該區更高頻(五、六級)層序界面對海平面波動響應不明顯，說明該地區沉積時期水體相對較深，巖性以灰巖為主。根據古城8井層序界面特征，識別出9個四級層序，與古城16井的一致，反映四級層序在研究區發育可追蹤性較高。

三級層序SQ2巖性以灰巖為主，自然伽馬曲線較SQ1的更平直，偶爾夾有異常尖峰，表明SQ2沉積時期海平面波動幅度與頻率較SQ1的減弱，短期海平面下降造成暴露頻率減少。古城16井識別出5個四級層序，層序界面識別標志明顯，在成像測井上普遍發育溶蝕孔洞。古城8井層序界面特征較模糊，Th與U離子測井曲線平直，反映次級海平面下降的暴露作用在該區不顯著，結合Th/K的旋回性進行層序劃分，識別出4個四級層序，層序差異性主要由鷹山組沉積中、后期快速海侵形成“臺盆分異”作用造成。

3.3 體系域及沉積特征

三級層序包含海侵體系域、高位體系域及低位體系域。三級層序SQ1的海侵體系域為慢速海侵過程，在臺地內部未形成半遠洋—遠洋沉積。研究區西側(古城16井、古城13井和古城10井)發育以厚層白云巖為主的臺坪相(見圖11)；中、東部發育以砂屑灰質白云巖為主的臺內灘，以及以白云質灰巖為主的灘間海沉積(古城6井、古城7井、古城9井和古城14井)；東部發育以顆粒灰巖為主的臺緣灘(古城8井)，以及以隱藻泥晶灰巖和砂屑粘結灰巖為主的斜坡沉積(古城4井)。海平面上升晚期，碳酸鹽生長速率超過可容納空間的增長速率，碳酸鹽進入快速發展階段，古城地區的沉積格局與海侵體系域基本保持一致。臺地整體能量升高使顆粒灘沉積體更為發育，隨后高位體系域晚期及低位體系域海平面下降至臺地邊緣(陸棚邊緣)以下，造成整個臺地喀斯特化(見圖11)。

三級層序SQ2海侵體系域為快速海侵過程，使整個臺地內部迅速灰巖化。研究區東部古城4井—古城8井發育藻粘結結構特征顯著的臺地前緣中緩坡低能灘和灰泥丘沉積(見圖11)，臺地內部總體處于低能環境，少量零星灘體分布，以低能潮坪環境為主。隨后的高位體系域及低位體系域水體能量進一步增強，并伴隨短期暴露，高能灘體由SQ1沉積時期的中東部向西部遷移。古城16井薄片顯示，鷹山組二段的亮晶鮞粒灰巖十分發育，古城8井顆粒類型主要為較低能的球粒。

4 層序格架

4.1 東西向連井層序格架

研究區東西向連井剖面由西向東依次為古隆1井—古城13井—古城10井—古城9井—古城12井—古城8井，除古城13井均鉆穿鷹山組。連井剖面中，層序SQ1厚度穩定(見圖10(a))，內部可劃分出海侵體系域、高位體系域及低位體系域及9個四級層序，海侵體系域超覆在蓬萊壩組低位體系域上，兩者間的界面在測井曲線上呈連續的較強反射的波峰。

SQ1海侵體系域內部包含4個四級層序，四級層序上升與下降半旋回對稱性良好(見圖10(a))，西部古城13井及古城10井海侵體系域上部發育紋層狀粉細晶白云巖(見圖3(b-c))，通過地震特征判斷其原巖為潮坪環境下泥晶灰巖沉積；體系域受硅化改造作用明顯，向東硅化程度明顯減弱。由古城14井海侵體系域中未被白云化作用流體改造過的灰巖(見圖3(e))可以看出，在四級層序上升半旋回中，巖性主要為致密的含云泥晶灰巖，白云石沿低幅度縫合線分布。

SQ1高位—低位體系域包含5個四級層序，地震剖面上表現為連續性較好反射，古城9井和古城14井在層序界面頂部發育“串珠”狀反射。高位體系域中，下部2個四級層序的上升與下降半旋回對稱性好，向上完整程度及對稱性變差。古隆1井、古城12井和古城8井在低位體系域上部發育下降半旋回，或上升半旋回明顯小于下降半旋回的四級層序。這類疊加樣式反映海平面快速升高后緩慢下降形成的上升半旋回，厚度較小，難以識別，或由于海平面快速升高而形成淹沒不整合，導致上升半旋回缺失。根據四級層序的疊置特征，SQ1總體表現為一個由海侵加積到海退進積的層序結構。

SQ2在東西方向上厚度由西向東減薄(見圖10(a))，除古城8井發育4個四級層序外，其余井發育5個完整的四級層序，在地震剖面上表現為連續性差的弱反射。SQ1沉積末期全球海平面大幅度下降，與SQ2之間存在百萬年級的沉積間斷，是兩者發育個數差距較大的主要原因。SQ2沉積時期高能灘相向西部遷移，古城13井及古城16井常規和井壁取心顯示，高能的亮晶顆粒灰巖主要發育于高位體系域上部。古城8井四級層序缺失的原因是其古地貌位置較低，海平面上升期間抑制碳酸鹽巖的生長速率，從而缺少沉積記錄。

4.2 南北向連井層序格架

南北向連井剖面由西北向東南依次為古城16井—古城14井—古城7井—古城8井—古城12井，除古城6井均鉆穿鷹山組。連井剖面上，鷹山組厚度由西北向東南減薄(見圖10(b))，表明沉積時期西北部的古城16井區域古地貌較高，碳酸鹽巖加積速率快、厚度大，向東南部逐漸降低。連井剖面中包含SQ1與SQ2共2個三級層序，可進一步劃分出13～15個四級層序，四級層序特征與東西向剖面的相似，沒有明顯缺失，表明古城地區在鷹山組沉積時期地層平緩，沒有大型隆起或洼陷。SQ1巖性除古城14井、古城8井以灰巖為主，其余井以白云巖為主，原因為兩口井沉積時期靠近臺地邊緣水體并與廣海溝通循環流暢。古城16井地震反射上振幅強度明顯高于其他井的(見圖7)，表明相比于臺地邊緣和臺地內部的水體流通受限，蒸發作用導致的白云石化作用強烈。古城16井和古城14井中，硅化作用主要發生在SQ1海侵體系域中，古城7井及古城8井硅化程度較弱，古城12井硅化程度有所增強，硅化程度與井位、深大斷裂間的距離和活動期次相關。南北向連井剖面上，層序的分布及地震、測井反應與東西向剖面的類似，下部SQ1連續性和反射強度較高，上部SQ2表現為雜亂且強弱相間的斷續反射。

根據層序發育厚度，古城地區中下奧陶統鷹山組沉積時期具有北高南低、西高東低的特點。該地區不發育大型臺地內部隆起或深洼，沉積環境穩定，基本可以對比各井之間的四級層序，微古地貌差異及海平升降是控制四級層序發育程度差異性的主要因素。SQ1沉積時期，東西向上沉積環境差異較大，西部區域主要為臺地內部的低能潮坪沉積，水體較淺，普遍發育準同生期白云巖化作用；東部近臺緣一側為能量較高的臺緣沉積，發育顆粒灘及灘間海兩類微相。SQ2沉積時期，海平面升高，古城地區沉積環境趨于一致，古地貌較高部位發育臺內顆粒灘沉積，洼地發育藻粘結灰巖。

5 儲集層分布

隨著塔里木盆地勘探由隆起區向低凸起區及斜坡區推進，后兩個區域通常不具備形成潛山型巖溶的條件，因此三級—四級層序界面附近發生準同生期—早成巖期巖溶作用，對于非隆起區儲集層形成十分關鍵。在氣候潮濕、降雨豐沛的環境下，現代碳酸鹽巖臺地沉積短期暴露作用可以形成大規模喀斯特作用，如赤道附近的巴布亞新幾內亞的碳酸鹽巖臺地溶蝕速率高達270～760 mm/ka；在110 ka時間內溶蝕厚度達55 m[35]。塔里木盆地在早中奧陶世時期地處赤道附近，雨水作用豐沛[36]，十萬年級的四級海平面旋回及百萬年級的三級海平面旋回發生顯著的巖溶作用。

5.1 巖溶作用

5.1.1 巖石學特征

三級—四級層序界附近巖溶作用主要發生在準同生期地表滲流帶或淺埋藏早成巖階段的可滲透性地層中。古城地區常規井壁取心薄片中，巖溶作用主要表現圓狀—次圓狀溶蝕孔洞非常發育(見圖12(a-b、d))，部分溶蝕孔洞中充填滲濾泥或砂(見圖12(e-f))，還可見具有暴露性標志的鈣結殼，表明地層曾暴露于大氣環境且發生溶蝕及滲流作用。顆粒灰巖中多為淡水潛流環境下形成的粒狀方解石膠結(見圖12(h-i))，而中、早期海水潛流環境下形成的櫛殼狀或纖維狀方解石膠結保存較差、含量較少。反映沉積物在固結成巖過程中受到大氣淡水淋慮作用，早期海水潛流帶膠結物喪失，一些顆粒發生溶解而僅保留外殼，內部被粒狀方解石(見圖12(c))充填，如在古城14井巖心上可觀察到垮塌作用形成的洞穴角礫(見圖12(g))。

圖12 古城地區奧陶系準同生—早成巖期巖溶作用特征Fig.12 Dissolution features of penecontemporaneous and eogenetic stage of Ordovician, in Gucheng area

5.1.2 測井及地震特征

分析古城地區鉆井資料，鷹山組內部大型溶蝕洞穴(直徑大于10 cm)不很發育，與塔中地區的有較大區別；層序界面FMI成像測井多表現為在裂縫較少的亮色基質當中發育小型暗色斑點，判斷它為早成巖階段。此外，有大量暗色斑狀與裂縫共生且與層序界面不吻合，判斷它為晚期與裂縫有關的深部溶蝕。地震剖面上，“串珠”狀反射通常反映洞穴體系特征，古城地區的“串珠”狀反射不如塔中及塔北地區的發育，地震分辨率較低、地表覆蓋條件差及暴露時間較短導致“串珠”狀反射較少。古城14井、古城9井及古城8井在SB1層序界面附近具有“串珠”狀反射特征(見圖13)，對應較為明顯洞穴系統。古城14井與古城9井在“串珠”狀反射段、在成像測井上表現為以暗色條帶為主、局部夾有亮色條紋，或所有極板為黑色(見圖13)，尤為明顯；古城8井“串珠”狀反射段裂縫十分發育，并伴有小型溶蝕孔洞(見圖13)，未見所有成像極板為黑色的洞穴型儲層特征，靠近北東向走滑斷裂，判斷它形成“串珠”狀反射與斷裂相關的埋藏巖溶作用有關。

圖13 古城地區鷹山組三級層序SB2之下“串珠”狀反射特征及成像測井特征Fig.13 The feature of beads-shaped reflection and corresponding imaging logging under SB2 of Yingshan formation,Gucheng area

5.2 層序控儲機理

5.2.1 三級層序

臺地演化進入高位體系域后，碳酸鹽巖生長速率高于海平面上升速率，成巖環境由海水潛流轉變為大氣淡水與海水混合成巖環境，大氣淡水混入使流體對碳酸鹽不飽和，進而在水下發生巖溶作用。巖溶作用的形成以組構選擇型的粒間、粒內及鑄模孔為主，高位體系域晚期海平面持續下降，臺地古地貌較高部位完全暴露于大氣環境；低位體系域早期海平面持續下降，使臺地全部暴露而形成大規模的巖溶體系(見圖14)。空間類型以非組構選擇型的溶蝕孔洞為主，大氣淡水沿垂向裂縫帶滲透至表層沉積物下部的碳酸鹽巖中，發生表層準同生溶蝕與淺埋藏的層間巖溶作用。低位體系域晚期海平面升高，臺地內洼地接受沉積、高地和圍斜地區發生暴露溶蝕，直到下一個層序海侵體系域才結束大規模巖溶作用。古城地區連井層序地層格架中，三級層序界面SB2下近100 m為儲層發育的主要區域(見圖10)，反映三級層序控制下的準同生—早成巖巖溶作用對儲層形成控制作用顯著。塔里木盆地鷹山組沉積時間對應弗洛階—大坪階((478.6±1.7)～(468.1±1.6) Ma)[37]，層序SQ1沉積時間為4.0～5.0 Ma，高位體系域晚期—低位體系域早期發生暴露作用時間為1～2 Ma，伴隨百萬年級的暴露作用的巖溶作用形成大量淺埋藏的早成巖期儲層，是區域性儲集層形成的關鍵。

5.2.2 四級層序

海平面升降使四級層序的暴露剝蝕作用比三級層序的弱，影響的主要區域為臺地內部的古隆起區。地震剖面顯示，古城地區鷹山組整體地層平緩，不發育顯著的臺內古隆起，次級海平面升降主要影響微古地貌較高部位。連井層序地層格架中，在古城10井、13井、14井和16井四級層序界面附近發育孔洞型儲層(見圖10)，鏡下可見被滲濾砂及方解石充填的溶蝕孔洞。微古地貌高位的礁灘體易暴露在大氣淡水環境中而受風化淋慮作用改造，改造發生在向上變淺半旋回頂部，時間為沉積物形成不久后、碳酸鹽巖礦物處在轉化階段的準同生期，形成的孔隙類型主要為組構選擇型。高頻層序和微古地貌疊加控制的準同生期巖溶儲層通常呈孤立的透鏡狀分布，為尋找巖性油氣藏的關鍵區域。

圖14 鷹山組層序SQ1與SQ2沉積層序及儲層發育模式Fig.14 Sedimentary sequence model of SQ1 and SQ2 of Yingshan formation in Gucheng area

6 結論

(1)古城地區中下奧陶統鷹山組可劃分為2個三級層序及13～15個四級層序。其中三級層序SQ1大致與鷹山組下段對應，由8～9個四級層序組成；三級層序SQ2與鷹山組上段對應，由4～6個四級層序組成，三級層序海侵體系域以對稱的退積/加積式四級層序為主，高位—低位體系域主要發育加積/進積式的四級層序。

(2)三級層序SQ1沉積時期，研究區為弱鑲邊的半局限—開闊臺地，西側為云坪沉積，高能灘相主要集中在研究區東側；SQ2沉積時期，研究區為遠端變陡的緩坡開闊臺地沉積，隨著臺地的沉降，整體進入快速海侵階段，東側轉為中—下緩坡沉積，高能灘相向西側遷移至上緩坡。

(3)三級層序界面SB2附近受大氣淡水溶蝕改造作用強烈，地震剖面上表現為“串珠”狀反射，自然伽馬能譜測井的Th及U離子含量較高，成像測井表現為發育亮色基質中夾雜大量暗色溶蝕孔洞。SQ1高位體系域中后期—低位體系域早中期的海退事件使研究區整體暴露時間為1.0～2.0 Ma，是區域性準層狀儲層形成的關鍵。

(4)同一四級層序在臺地內部不同區域儲層發育差異性較大，古地貌較高的研究區西側及部分微古地貌較高部位的四級層序界面附近，大氣淡水溶蝕痕跡較為顯著，具有形成透鏡狀巖性油氣藏的可能性。

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2016-08-10；編輯：張兆虹

國家科技重大專項(2011ZX05004-001)

劉 策(1988-),男,博士研究生,主要從事含油氣盆地沉積學方面的研究。

TE121.1

A

2095-4107(2017)01-0082-15

DOI 10.3969/j.issn.2095-4107.2017.01.009