塔里木盆地順北地區奧陶系碳酸鹽巖層序模式及其意義

王文博，傅恒，閭廖然，朱夢琦，陳康，張智南，劉鑫北，熊銳，王榮剛，周楊

成都理工大學能源學院，成都 610059

0 引言

“層序”這一概念的提出最早可追溯至20 世紀50—60 年代[1]，在接下來20 年的發展中被逐漸完善為“由基準面下降（構造抬升或海平面下降）所產生的不整合面所限定的單位”。從此，“層序”這一地層單位的識別劃分與海平面變化產生了聯系，Exxoon層序地層學學派[2-3]直接將層序地層學稱之為“反映海平面變化影響的學科”。20 世紀80—90 年代初，Vailet al.[4]提出了“全球海平面變化控制著區域沉積巖相的展布”這一觀點；Turker[5]則認為海平面變化影響下的層序格架控制著成巖作用的類型，且這一理論對于碳酸鹽巖沉積成巖作用也同樣適用。國內碳酸鹽巖層序研究興起于上述理論的提出，20 世紀90年代期間國內學者于南海[6]、鄂爾多斯盆地[7]、塔里木盆地[8]等地建立碳酸鹽巖層序格架，討論層序格架與沉積體系、成巖環境、成巖作用的關系[9-10]，力求建立與油氣成藏的良好時空組合關系。

21世紀以來，塔里木盆地下古生界（主要在奧陶系）碳酸鹽巖層序地層研究取得了諸多進展，眾多專家學者對區域性層序特征[11-16]和全盆的層序格架特征[17-18]進行了大量研究與總結，探討層序格架內海平面變化對巖溶作用的影響；深層碳酸鹽巖未經歷巖溶作用改造難以形成規模的儲層[19-20]，于炳松等[21]認為塔里木盆地奧陶系優質的碳酸鹽巖儲層大多經歷了三級層序海平面下降的暴露溶蝕改造，樊太亮等[22]認為層序界面為流體流動提供輸導通道，控制下伏地層中埋藏巖溶的發生。

順北地區作為塔里木盆地深層碳酸鹽巖油氣勘探的新有利區塊，2015 年勘探至今取得了豐碩成果[23]。由于建立在走滑斷裂帶主導的勘探方案之上，順北地區興起了塔里木盆地深層碳酸鹽巖油氣與斷裂結合的勘探方向[24]，以及斷裂對儲層影響的相關研究[25-27]；但順北地區目前的勘探程度仍然較低，鉆井分布不均，研究程度整體偏低，有關于該地區奧陶系碳酸鹽巖儲層發育控制因素仍存在爭議。最新鉆遇蓬萊壩組單井的巖心與薄片顯示了溶蝕孔洞的明顯發育，反映了三級層序界面控制的低位期巖溶。由此，作者通過順北地區奧陶系碳酸鹽巖層序劃分新方案，結合鉆井與地震資料搭建該地區三級層序格架，闡明層序發育模式，討論其對區域儲層發育的影響，為該地區碳酸鹽巖儲層發育控制因素研究提供新思路。

1 地質概況

塔里木盆地是不同時代、不同構造環境下疊置形成的具陸殼基底的大型克拉通復合盆地[28]，盆地奧陶系碳酸鹽臺地發育在晚震旦世—奧陶紀被動大陸邊緣時期。

順北地區位于順托果勒隆起北部與沙雅隆起南斜坡結合處，東西分別與滿加爾坳陷、阿瓦提坳陷相鄰[29]（圖1）。塔里木盆地奧陶系碳酸鹽臺地分布及構造沉積演化揭示，順北地區位于塔里木奧陶系下統—中統碳酸鹽臺地內部，其奧陶系碳酸鹽巖地層發育較為齊全，自下而上依次為下奧陶統蓬萊壩組（O1p）、中—下奧陶統鷹山組（O1-2y），中奧陶統一間房組（O2yj）。根據牙形刺組合，蓬萊壩組見Glyptoconus unicostatus及Glyptoconus floweri帶，為早奧陶世特馬豆克期；鷹山組見Serratognathus diversus及Paroistodus paroteus帶，為早奧陶世弗洛期與中奧陶世大坪期；一間房組見Pygodus serra帶，為中奧陶世達瑞威爾期[30]。鉆井與地震資料顯示，三套地層在順北地區廣泛分布——蓬萊壩組（目前僅1 口井鉆遇）主要發育開闊臺地，局部發育局限臺地，巖性以（結晶）白云巖（多為后期云化）為主；鷹山組進一步劃分為上下兩段，下段主要發育開闊臺地，局部發育局限臺地，巖性自下從白云巖（多為后期云化）過渡為灰巖，上段發育開闊臺地，巖性以灰巖為主；一間房組受加里東中期第一幕構造運動影響遭受了大量剝蝕，鉆井資料表明殘留在順北地區的一間房組灰巖厚度為160 m左右。

圖1 塔里木盆地順北地區構造分區圖Fig.1 Tectonic zoning map of Shunbei area,Tarim Basin

2 層序地層及特征

有關塔里木盆地奧陶系碳酸鹽巖層序劃分方案的討論較多——研究學者從野外露頭[31]、鉆測井資料[32]、地震剖面[33]、同位素地球化學響應[34]等方面提出了對應的劃分依據，但均未能達成較一致的認識。

目前層序地層的研究與應用主要有5 種學派——Vail及Wagoner等經典層序、Hunt&Tuker層序、JohnsonT-R層序、Gallowy 成因層序以及Cross高分辨率層序[2-3,35-38]。Vail 經典層序與Hunt&Tuker 層序同為沉積層序，后者在層序內部劃分了四個體系域，提出并強調了“強制海退”（FFST）這一概念；T-R層序界面與Vail 層序相近，其在三級層序內部只劃分了海侵與海退兩個單元；成因層序以最大海（洪）泛面作為層序邊界，認為層序的形成不全依賴海平面變化，但最大海（洪）泛面的形成是海平面變化與沉積相互作用的結果，可能是穿時無法對比的[39]；高分辨率層序以多級次基準面旋回建立層序格架，這種基準面是地層形成各種地質過程的綜合反映。此次研究對象為陸架坡折之上的碳酸鹽巖三級層序，著重討論層序格架內高位與低位期巖溶對儲層發育的影響，選用Vail代表的經典層序最為合適。

Haqet al.[40-41]強調了全球海平面變化對三級層序發育的主要控制作用，其界面為海平面周期性變化引起的海平面下降起點和終點所形成的不整合面或與之相當的整合面[2]。相較于從某一地質響應特征進行的區域層序地層研究，建立在海平面變化基礎上的三級層序劃分方案具有更好的普適與對比性；前人通過碳氧同位素變化特征證明了塔里木盆地奧陶系海平面變化與全球海平面變化的可對比性[42-44]。據此，本文將依據全球海平面變化特征，結合井震資料提出順北地區奧陶系碳酸鹽巖層序地層劃分新方案。

2.1 層序劃分

綜合年代地層、巖石地層、地震地層研究成果，結合沉積相及區域構造運動分析，將順北地區奧陶系中下統碳酸鹽巖劃分為1 個二級層序（SSQ1），依據同期全球海平面變化進一步劃分為8個三級層序，排除受加里東構造運動影響剝蝕的一間房組后，三級層序平均時限約2.63 Ma。其中，蓬萊壩組包含3 個三級層序（SQO1p1、SQO1p2、SQO1p3），鷹山組下段包含2個三級層序（SQO1-2y1、SQO1-2y2），鷹山組上段包含2 個三級層序（SQO1-2y3、SQO1-2y4），一間房組為1 個三級層序（SQO2yj）（圖2）。SQO1p1、SQO1p2在順北地區未鉆遇，SQO1p3、SQO1-2y1、SQO1-2y2僅XP1井鉆遇，主要依據鄰近古城地區已穿鉆井預測。

圖2 順托果勒（含順北地區）—古城墟隆起奧陶系碳酸鹽巖層序劃分Fig.2 Sequence division of Ordovician carbonate strata in the uplift of Shuntuoguole(including north Shunshun area) and Guchengxu

2.2 層序界面特征

順北地區奧陶系下統—中統碳酸鹽巖二級層序（SSQ1）包含2 個二級層序界面（底界和頂界內部包含7 個三級層序界面

2.2.1 二級層序界面—隆升不整合

這類界面是由局部造陸的隆升和全球海平面下降兩種因素疊加而成的層序不整合面，亦稱“隆升不整合”，代表了沉積間斷在數十個百萬年之間。

2.2.2 三級層序界面—侵蝕不整合

這類界面是海平面下降至坡折帶以下低位期形成的層序不整合面，亦稱“侵蝕不整合”，主要表現為垂向上巖性巖相的突變；暴露及喀斯特化（潮濕氣候條件下）是該類界面在碳酸鹽巖層序中最重要的識別標志。

SBO1p2與SBO1p3為蓬萊壩組內部界面，目前在順北地區未有井鉆遇，通過臨近古城地區鉆井對比預測界面下伏多為白云巖（孔洞發育的儲層），界面之上多為云質灰巖（致密層），為巖性巖相突變面（圖3）；地震反射特征表現為中強振幅、中連續，區域上較易識別追蹤（圖5）。

圖3 順北地區奧陶系下統—中統碳酸鹽巖鉆井及地震層序地層剖面圖Fig.3 Drilling and seismic sequence stratigraphic section of Lower to Middle Ordovician carbonate rocks in Shunbei area

圖4 順北地區奧陶系下統—中統碳酸鹽巖層序地層測井與巖性特征（a）8 406 m，XP1 井成像測井，界面之下溶洞發育；（b）8 450.50～8 450.81 m，淺灰色粗晶白云巖，溶蝕孔洞；（c）8 435 m，細晶白云巖；（d）8 404 m，白云質泥晶灰巖；（e）8 260 m，中—細晶白云巖；（f）8 250 m，白云質泥晶灰巖；（g）8 050 m，粗—中晶白云巖；（h）8 020 m，白云質泥晶灰巖；（i）7 886 m，亮晶砂屑灰巖；（j）7 870 m，泥晶灰巖Fig.4 Sequence stratigraphic log and lithology of Lower to Middle Ordovician carbonate rocks in Shunbei area

圖5 順北地區奧陶系碳酸鹽巖地震層序地層圖Fig.5 Seismic sequence stratigraphic section of Ordovician carbonate rocks in Shunbei area

SBO1-2y1（）為蓬萊壩組鷹山組（O1p/O1-2y）界面。XP1 井鉆遇（界面深度8 406 m），下伏為蓬萊壩組晶粒（細—中晶）白云巖（溶蝕孔洞發育），界面上覆為鷹山組云質灰巖，為巖性巖相突變面（圖3，4）；界面之下XP1 井累積放空漏失618 m3。根據特馬豆克晚期海平面變化判斷，蓬萊壩組頂部可能存在短期沉積間斷，時限約2 Ma（圖2）。地震反射特征表現為強振幅、好連續，區域上易識別追蹤（圖5）。

SBO1-2y2為鷹山組下段內部界面。XP1 井鉆遇（界面深度8 251 m），下伏為晶粒白云巖，界面之上為云質灰巖，為巖性巖相突變面（圖3，4）；地震反射特征表現為中強振幅、中連續，區域上較易識別追蹤（圖5）。

SBO1-2y（3）為鷹山組下段鷹山組上段（O1-2y下/伏為晶粒白云巖，界面之上為云質灰巖，為巖性巖相突變面（圖3，4）；地震反射特征表現為強振幅、好連續，區域上易識別追蹤（圖5）。

SBO1-2y4為鷹山組上段內部界面。XP1井（7 884 m）鉆遇該界面，界面下伏為顆粒灰巖，界面上覆為微晶灰巖，為巖性巖相突變面（圖3，4）；界面之下X5井累積放空漏失77 m3，XP3 井累積放空漏失63 m3；地震反射特征表現為中強振幅、中連續，區域上較易識別追蹤（圖5）。

SBO2yj（）為鷹山組一間房組（O1-2y/O2yj）分界面。順北幾乎所有鉆井鉆遇，界面下伏多為顆粒灰巖，界面之上為微晶灰巖，為巖性巖相突變面（圖3，4）；界面之下X2井累積放空漏失91 m3，X5井累積放空漏失127 m3，XP3 井累積放空漏失228.5 m3。根據大坪晚期海平面變化判斷，鷹山組頂部可能存在短期沉積間斷，時限大于2 Ma（圖2）；其地震反射特征表現為強振幅、好連續，易識別追蹤（圖5）。

2.3 三級層序特征

三級層序的形成主要受控于海平面變化，根據最大海泛面（mfs）可劃分出海侵體系域和高位體系域。順北地區位于坡折帶之上的碳酸鹽巖臺地內部，不發育低位體系域，但低位期海平面下降至坡折帶之下，碳酸鹽臺地暴露，巖溶作用下的喀斯特平原形成了三級層序底界面和頂界面，地震剖面較易識別追蹤。

海侵體系域，底部為三級層序底界，頂部最大海泛面在地震剖面上多為層序界面之上的連續強反軸或前積下超收斂面（圖5）。內部發育席狀平行—亞平行反射的開闊臺地灰坪，巖性主要為微晶灰巖，局部后期云化，厚度均不大（圖6，7）。

高位體系域，底部為最大海泛面，頂部為三級層序頂界（圖5）。內部發育丘狀反射的開闊臺地臺內灘顆粒灰巖，顆粒類型主要為砂屑和生屑（圖6，7），SQO1-2y1、SQO1-2y2、SQO1p3高位體系域依據古城地區鉆井預測后期發生整體云化，厚度大于100 m。上部發育大氣淡水改造的高位期巖溶，頂部疊加低位期巖溶。

圖6 順北地區奧陶系下統—中統碳酸鹽巖層序地震相特征Fig.6 Seismic facies characteristics of Lower to Middle Ordovician carbonate rocks in Shunbei area

圖7 順北地區奧陶系下統—中統碳酸鹽巖層序地層及沉積相剖面圖Fig.7 Stratigraphic sequence and sedimentary facies section of Lower to Middle Ordovician carbonate rocks in Shunbei area

3 層序模式及其控制因素

順北地區奧陶系下—中統碳酸鹽臺地沉積地質背景符合Louckset al.[46]提出的潮濕氣候條件下碳酸鹽巖鑲邊陸棚層序發育條件，綜合海平面變化與沉積巖相橫向展布特征，提出順北地區奧陶系碳酸鹽巖三種層序發育模式：1）海平面越過坡折上升期的海侵體系域模式，2）海平面處于坡折帶之上下降期的高位體系域模式，3）海平面下降至坡折之下的低位體系域模式。

3.1 層序模式

3.1.1 海侵體系域模式

這一模式發育在底部三級層序界面（低位期巖溶帶）的低位體系域之后，海平面越過坡折帶，從①（初始海泛面）上升→②，再從②上升→③（最大海泛面）（圖8）。

圖8 塔里木盆地順北地區奧陶系海侵體系域層序模式Fig.8 Sequence model of Ordovician transgressive system tract in Shunbei area,Tarim Basin

該時期海水覆蓋了坡折帶之上平坦的開闊臺地—臺緣并持續上升，海平面上升速率決定了可容空間增長與碳酸鹽巖沉積的匹配關系——“并進型”與“追補型”[47]，進而使得開闊臺地—臺緣垂向生長或（快速）淹沒。順北地區奧陶系碳酸鹽巖主要發育低能的臺坪（沉積相對致密的微晶灰巖），局部高部位可發育相對高能的顆粒灘，反映了當時海平面越過上升速率較快。

3.1.2 高位體系域模式

高位早期，海平面從③（最大海泛面）小幅上升→④，又從④下降→⑤，短暫穩定在高位，碳酸鹽臺地垂向生長。高位晚期，海平面從⑥下降→⑦（坡折帶之下），碳酸鹽臺地側向生長，局部高部位暴露，發育高位期巖溶（圖9）。

圖9 塔里木盆地順北地區奧陶系高位體系域層序模式Fig.9 Sequence model of Ordovician highstand system tract in Shunbei area,Tarim Basin

該時期開闊臺地—臺緣沉積速率超過相對海平面上升速率，開闊臺地—臺緣垂向生長，發育向上變淺的沉積序列，臺地局部高部位發育相對高能的顆粒灘（顆粒灰巖），灘間低部位發育相對低能的臺坪（微晶灰巖）。高位晚期，發育從顆粒灘到周邊臺坪的前積，反映顆粒灘（或生物礁）側向遷移（或生長）；受四級、五級、六級海平面變化影響，高位晚期開闊臺地—臺緣高部位反復暴露—侵沒，發育低強度喀斯特化，降雨量充沛時可發育高強度喀斯特化，形成多期高位期巖溶。

3.1.3 低位體系域模式

低位早期，海平面下降到坡折帶之下后仍持續下降，從⑦→⑧→⑨；低位晚期，海平面開始上升，但仍位于坡折帶之下，從⑨→⑩（圖10）。

圖10 塔里木盆地順北地區奧陶系低位體系域層序模式Fig.10 Sequence model of Ordovician lowstand system tract in Shunbei area,Tarim Basin

該時期破折帶之上的開闊臺地—臺緣（之前沉積的高位體系域）暴露剝蝕，發育高強度喀斯特化，形成三級層序頂界面，并在三級層序頂界面之下形成低位期巖溶帶；破折帶之下發育多期低位礁灘，由于開闊臺地物源供給不充分，順北地區奧陶系下統—中統鑲邊開闊臺地前緣斜坡的斜坡扇和低位楔不發育，發育滑塌堆積。

3.2 控制因素

Vail 層序模式中強調了構造運動、海平面變化、沉積物以及氣候對層序發育的控制，下面將分析這四種因素對順北地區奧陶系碳酸鹽巖層序的實際影響。

構造運動的影響主要體現在兩個方面——一是古地貌對沉積的控制，順北地區奧陶系沉積繼承了下部寒武系“西臺東盆”的格局，其作為塔里木運動—加里東早期運動的響應一直持續到了奧陶紀末期[48]，為順北地區奧陶紀早—中世碳酸鹽臺地分布及生長創造了條件。二是構造隆升形成的二級層序界面造成不同規模沉積間斷，構造隆升主導形成的二級層序界面構成了順北地區奧陶紀早—中世碳酸鹽臺地二級層序的底部和頂部界面，其間的可能也存在構造隆升的影響；這些二級層序界面存在不同程度的地層缺失，界面之下疊加高位期巖溶和低位期巖溶，可能發育古風化殼巖溶。

海平面變化、沉積物以及氣候的影響表現更加綜合——順北地區奧陶系沉積時氣候條件溫暖潮濕，牙形刺動物群化石帶序列反映了該地區碳酸鹽巖沉積時期處于淺水環境，沉積環境穩定[16]，有利碳酸鹽巖保持良好的沉積速率，主要發育開闊臺地；當低位期的海平面下降至坡折帶之下，溫暖潮濕的氣候條件促成了大氣淡水對暴露臺地的溶蝕作用進而發育低位期巖溶，疊加于高位期巖溶之上，促進碳酸鹽巖儲層發育。

4 儲層地質意義討論

目前順北地區奧陶系油氣勘探主流以“斷溶體油藏”理論解釋該地區良好儲層的成因機理。“斷溶體”這一理論依據塔河地區奧陶系油氣勘探實踐建立，該理論認為“多期繼承性斷裂為后期巖溶改造提供條件，地表水沿斷裂進一步擴大地下縫、洞，從而形成沿斷裂發育的縫洞儲集體”[49]。作者認為，順北與塔河最大不同在于其奧陶系未遭受海西早期運動的剝蝕影響，奧陶系上統泥巖厚約800 m；在這種地質背景下，地表水不可能通過斷裂從上穿過巨厚的奧陶系上統泥巖段，進入中下統碳酸鹽巖儲層。此外，順北地區主要儲集空間顯示為大型的巖溶洞穴，且均發育于三級層序界面之下；以順北1 號斷裂帶為例，所有鉆井在據一間房頂面之下80～100 m 均發生了放空或漏失[27]。因此，塔河地區的“斷溶體”理論并不適用于順北地區，層序界面控制下的巖溶作用應為順北地區奧陶系碳酸鹽巖儲層發育的主控因素。

不同級別層序界面控制的巖溶對應了米級旋回頂部溶蝕、局部性巖溶以及區域性不整合大型風化殼古巖溶三種類型[50]。四級界面形成的高位期巖溶，一般發生于（準）同生期大氣成巖環境中，通常與四—五級相對海平面下降導致的地表暴露和大氣淡水淋溶有關，發育在三級層序高位體系域；三級界面形成的低位期巖溶，是指海平面下降到陸架坡折帶之下的低位體系域時期，碳酸鹽臺地暴露發生的巖溶，順北地區奧陶系發育在潮濕氣候條件下，碳酸鹽臺地沿暴露面溶蝕形成喀斯特平原，低位期暴露面喀斯特化最終形成三級層序界面，因此疊加高位期巖溶之后的低位期巖溶發育在三級層序界面之下；二級層序界面形成的風化殼巖溶，為海平面顯著下降及構造隆升時期碳酸鹽臺地伴隨灰巖剝蝕（層序缺失）的巖溶，為古風化殼表生期巖溶，順北地區一間房組殘厚160 m 左右，持續時間8.9 Ma，推測其頂部遭受過剝蝕，存在這類風化殼巖溶[14]。

XP1 井最新鉆遇的蓬萊壩組頂部巖心與薄片具有明顯的大氣淡水溶蝕特征，巖心見巖溶角礫巖（圖11a），可見白云巖發生溶蝕形成的各種大小溶蝕孔洞，其中部分被粗粒方解石充填（圖11b～d）。薄片中可見白云石化被溶蝕形成的大量溶孔、洞[51]（圖11e～g），后期被淡水方解石充填，方解石再被溶蝕形成大量溶孔及殘余孔（圖11g～i）。這進一步證明了順北地區奧陶系碳酸鹽巖儲層形成過程中大氣淡水淋濾作用的發育[52]，大氣淡水巖溶流體除了促進形成溶蝕次生孔外，還可對白云巖進行改造形成巖溶型白云巖儲層[53]。XP1 井鉆遇巖石地層位于三級層序界面SBO1-2y1（）之下，因此，順北地區奧陶系碳酸鹽層序界面對優質儲層發育具有控制作用，體現在白云石化之后海平面下降、臺地暴露的低位期巖溶。

圖11 順北地區XP1 井蓬萊壩組儲層薄片巖心溶蝕孔洞特征（a）8 451.0～8 451.08 m，白云巖溶蝕明顯形成巖溶角礫；（b）8 450.50～8 450.81 m，淺灰色粗晶白云巖，溶蝕孔洞；（c）8 450.43～8 450.50 m，淺灰色粗晶白云巖，溶蝕孔洞發育；（d）8 450.30～8 450.43 m，淺灰色粗晶白云巖，溶蝕孔發育，多為0.5 mm×1.0 mm，個別達1.0 cm×2.0 cm，為半充填—未充填；（e）8 450.50～8 450.63 m，白云石晶間溶孔(-)[51]；（f）8 450.50～8 450.63 m，白云石晶間溶孔,方解石部分充填(-)[51]；（g）8 450.50～8 450.63 m，充填白云石晶間溶孔的方解石發生溶蝕(-)[51]；（h）8 450.50～8 450.63 m，縫合線切割白云石和方解石，方解石被溶蝕(-)[51]；（i）8 450.66 m，粗晶方解石被溶蝕(-)Fig.11 Dissolution pore characteristics of rock slices and core of Penglaiba Formation reservoir in well XP1,Shunbei area

5 結論

（1）根據構造運動，順北地區奧陶系中下統碳酸鹽巖整體劃分為1 個二級層序；根據全球海平面變化，劃分出8個三級層序。每個三級層序內部依據最大海泛面，可劃分出海侵體系域與高位體系域;不發育低位體系域，但低位期巖溶作用發育的喀斯特平原形成了三級層序底界面和頂界面。

（2）順北地區奧陶系中下統碳酸鹽巖發育3 種層序模式：海侵體系域模式，發育低能的臺坪亞相，局部高地有顆粒灘形成；高位體系域模式，臺地由垂向至側向生長過渡，伴隨有短時間高頻率海平面變化形成的四級、五級巖溶（高位期巖溶）；低位體系域模式，主要發育臺地—臺緣暴露剝蝕形成的喀斯特平原，三級層序界面之下發育低位期巖溶帶。

（3）巖溶作用形成了順北地區奧陶系碳酸鹽巖儲層，表現為低位期巖溶疊加高位期巖溶。三級層序格架下的巖溶作用是順北地區奧陶系碳酸鹽儲層形成的主要控制因素。

致謝 審稿專家及編輯對稿件認真審閱并提出了寶貴的修改意見，在此向他們致以誠摯謝意！