塔里木盆地顺北地区奥陶系碳酸盐岩层序模式及其意义

王文博，傅恒，闾廖然，朱梦琦，陈康，张智南，刘鑫北，熊锐，王荣刚，周杨

成都理工大学能源学院，成都 610059

0 引言

“层序”这一概念的提出最早可追溯至20 世纪50—60 年代[1]，在接下来20 年的发展中被逐渐完善为“由基准面下降（构造抬升或海平面下降）所产生的不整合面所限定的单位”。从此，“层序”这一地层单位的识别划分与海平面变化产生了联系，Exxoon层序地层学学派[2-3]直接将层序地层学称之为“反映海平面变化影响的学科”。20 世纪80—90 年代初，Vailet al.[4]提出了“全球海平面变化控制着区域沉积岩相的展布”这一观点；Turker[5]则认为海平面变化影响下的层序格架控制着成岩作用的类型，且这一理论对于碳酸盐岩沉积成岩作用也同样适用。国内碳酸盐岩层序研究兴起于上述理论的提出，20 世纪90年代期间国内学者于南海[6]、鄂尔多斯盆地[7]、塔里木盆地[8]等地建立碳酸盐岩层序格架，讨论层序格架与沉积体系、成岩环境、成岩作用的关系[9-10]，力求建立与油气成藏的良好时空组合关系。

21世纪以来，塔里木盆地下古生界（主要在奥陶系）碳酸盐岩层序地层研究取得了诸多进展，众多专家学者对区域性层序特征[11-16]和全盆的层序格架特征[17-18]进行了大量研究与总结，探讨层序格架内海平面变化对岩溶作用的影响；深层碳酸盐岩未经历岩溶作用改造难以形成规模的储层[19-20]，于炳松等[21]认为塔里木盆地奥陶系优质的碳酸盐岩储层大多经历了三级层序海平面下降的暴露溶蚀改造，樊太亮等[22]认为层序界面为流体流动提供输导通道，控制下伏地层中埋藏岩溶的发生。

顺北地区作为塔里木盆地深层碳酸盐岩油气勘探的新有利区块，2015 年勘探至今取得了丰硕成果[23]。由于建立在走滑断裂带主导的勘探方案之上，顺北地区兴起了塔里木盆地深层碳酸盐岩油气与断裂结合的勘探方向[24]，以及断裂对储层影响的相关研究[25-27]；但顺北地区目前的勘探程度仍然较低，钻井分布不均，研究程度整体偏低，有关于该地区奥陶系碳酸盐岩储层发育控制因素仍存在争议。最新钻遇蓬莱坝组单井的岩心与薄片显示了溶蚀孔洞的明显发育，反映了三级层序界面控制的低位期岩溶。由此，作者通过顺北地区奥陶系碳酸盐岩层序划分新方案，结合钻井与地震资料搭建该地区三级层序格架，阐明层序发育模式，讨论其对区域储层发育的影响，为该地区碳酸盐岩储层发育控制因素研究提供新思路。

1 地质概况

塔里木盆地是不同时代、不同构造环境下叠置形成的具陆壳基底的大型克拉通复合盆地[28]，盆地奥陶系碳酸盐台地发育在晚震旦世—奥陶纪被动大陆边缘时期。

顺北地区位于顺托果勒隆起北部与沙雅隆起南斜坡结合处，东西分别与满加尔坳陷、阿瓦提坳陷相邻[29]（图1）。塔里木盆地奥陶系碳酸盐台地分布及构造沉积演化揭示，顺北地区位于塔里木奥陶系下统—中统碳酸盐台地内部，其奥陶系碳酸盐岩地层发育较为齐全，自下而上依次为下奥陶统蓬莱坝组（O1p）、中—下奥陶统鹰山组（O1-2y），中奥陶统一间房组（O2yj）。根据牙形刺组合，蓬莱坝组见Glyptoconus unicostatus及Glyptoconus floweri带，为早奥陶世特马豆克期；鹰山组见Serratognathus diversus及Paroistodus paroteus带，为早奥陶世弗洛期与中奥陶世大坪期；一间房组见Pygodus serra带，为中奥陶世达瑞威尔期[30]。钻井与地震资料显示，三套地层在顺北地区广泛分布——蓬莱坝组（目前仅1 口井钻遇）主要发育开阔台地，局部发育局限台地，岩性以（结晶）白云岩（多为后期云化）为主；鹰山组进一步划分为上下两段，下段主要发育开阔台地，局部发育局限台地，岩性自下从白云岩（多为后期云化）过渡为灰岩，上段发育开阔台地，岩性以灰岩为主；一间房组受加里东中期第一幕构造运动影响遭受了大量剥蚀，钻井资料表明残留在顺北地区的一间房组灰岩厚度为160 m左右。

图1 塔里木盆地顺北地区构造分区图Fig.1 Tectonic zoning map of Shunbei area,Tarim Basin

2 层序地层及特征

有关塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩层序划分方案的讨论较多——研究学者从野外露头[31]、钻测井资料[32]、地震剖面[33]、同位素地球化学响应[34]等方面提出了对应的划分依据，但均未能达成较一致的认识。

目前层序地层的研究与应用主要有5 种学派——Vail及Wagoner等经典层序、Hunt&Tuker层序、JohnsonT-R层序、Gallowy 成因层序以及Cross高分辨率层序[2-3,35-38]。Vail 经典层序与Hunt&Tuker 层序同为沉积层序，后者在层序内部划分了四个体系域，提出并强调了“强制海退”（FFST）这一概念；T-R层序界面与Vail 层序相近，其在三级层序内部只划分了海侵与海退两个单元；成因层序以最大海（洪）泛面作为层序边界，认为层序的形成不全依赖海平面变化，但最大海（洪）泛面的形成是海平面变化与沉积相互作用的结果，可能是穿时无法对比的[39]；高分辨率层序以多级次基准面旋回建立层序格架，这种基准面是地层形成各种地质过程的综合反映。此次研究对象为陆架坡折之上的碳酸盐岩三级层序，着重讨论层序格架内高位与低位期岩溶对储层发育的影响，选用Vail代表的经典层序最为合适。

Haqet al.[40-41]强调了全球海平面变化对三级层序发育的主要控制作用，其界面为海平面周期性变化引起的海平面下降起点和终点所形成的不整合面或与之相当的整合面[2]。相较于从某一地质响应特征进行的区域层序地层研究，建立在海平面变化基础上的三级层序划分方案具有更好的普适与对比性；前人通过碳氧同位素变化特征证明了塔里木盆地奥陶系海平面变化与全球海平面变化的可对比性[42-44]。据此，本文将依据全球海平面变化特征，结合井震资料提出顺北地区奥陶系碳酸盐岩层序地层划分新方案。

2.1 层序划分

综合年代地层、岩石地层、地震地层研究成果，结合沉积相及区域构造运动分析，将顺北地区奥陶系中下统碳酸盐岩划分为1 个二级层序（SSQ1），依据同期全球海平面变化进一步划分为8个三级层序，排除受加里东构造运动影响剥蚀的一间房组后，三级层序平均时限约2.63 Ma。其中，蓬莱坝组包含3 个三级层序（SQO1p1、SQO1p2、SQO1p3），鹰山组下段包含2个三级层序（SQO1-2y1、SQO1-2y2），鹰山组上段包含2 个三级层序（SQO1-2y3、SQO1-2y4），一间房组为1 个三级层序（SQO2yj）（图2）。SQO1p1、SQO1p2在顺北地区未钻遇，SQO1p3、SQO1-2y1、SQO1-2y2仅XP1井钻遇，主要依据邻近古城地区已穿钻井预测。

图2 顺托果勒（含顺北地区）—古城墟隆起奥陶系碳酸盐岩层序划分Fig.2 Sequence division of Ordovician carbonate strata in the uplift of Shuntuoguole(including north Shunshun area) and Guchengxu

2.2 层序界面特征

顺北地区奥陶系下统—中统碳酸盐岩二级层序（SSQ1）包含2 个二级层序界面（底界和顶界内部包含7 个三级层序界面

2.2.1 二级层序界面—隆升不整合

这类界面是由局部造陆的隆升和全球海平面下降两种因素叠加而成的层序不整合面，亦称“隆升不整合”，代表了沉积间断在数十个百万年之间。

2.2.2 三级层序界面—侵蚀不整合

这类界面是海平面下降至坡折带以下低位期形成的层序不整合面，亦称“侵蚀不整合”，主要表现为垂向上岩性岩相的突变；暴露及喀斯特化（潮湿气候条件下）是该类界面在碳酸盐岩层序中最重要的识别标志。

SBO1p2与SBO1p3为蓬莱坝组内部界面，目前在顺北地区未有井钻遇，通过临近古城地区钻井对比预测界面下伏多为白云岩（孔洞发育的储层），界面之上多为云质灰岩（致密层），为岩性岩相突变面（图3）；地震反射特征表现为中强振幅、中连续，区域上较易识别追踪（图5）。

图3 顺北地区奥陶系下统—中统碳酸盐岩钻井及地震层序地层剖面图Fig.3 Drilling and seismic sequence stratigraphic section of Lower to Middle Ordovician carbonate rocks in Shunbei area

图4 顺北地区奥陶系下统—中统碳酸盐岩层序地层测井与岩性特征（a）8 406 m，XP1 井成像测井，界面之下溶洞发育；（b）8 450.50～8 450.81 m，浅灰色粗晶白云岩，溶蚀孔洞；（c）8 435 m，细晶白云岩；（d）8 404 m，白云质泥晶灰岩；（e）8 260 m，中—细晶白云岩；（f）8 250 m，白云质泥晶灰岩；（g）8 050 m，粗—中晶白云岩；（h）8 020 m，白云质泥晶灰岩；（i）7 886 m，亮晶砂屑灰岩；（j）7 870 m，泥晶灰岩Fig.4 Sequence stratigraphic log and lithology of Lower to Middle Ordovician carbonate rocks in Shunbei area

图5 顺北地区奥陶系碳酸盐岩地震层序地层图Fig.5 Seismic sequence stratigraphic section of Ordovician carbonate rocks in Shunbei area

SBO1-2y1（）为蓬莱坝组鹰山组（O1p/O1-2y）界面。XP1 井钻遇（界面深度8 406 m），下伏为蓬莱坝组晶粒（细—中晶）白云岩（溶蚀孔洞发育），界面上覆为鹰山组云质灰岩，为岩性岩相突变面（图3，4）；界面之下XP1 井累积放空漏失618 m³。根据特马豆克晚期海平面变化判断，蓬莱坝组顶部可能存在短期沉积间断，时限约2 Ma（图2）。地震反射特征表现为强振幅、好连续，区域上易识别追踪（图5）。

SBO1-2y2为鹰山组下段内部界面。XP1 井钻遇（界面深度8 251 m），下伏为晶粒白云岩，界面之上为云质灰岩，为岩性岩相突变面（图3，4）；地震反射特征表现为中强振幅、中连续，区域上较易识别追踪（图5）。

SBO1-2y（3）为鹰山组下段鹰山组上段（O1-2y下/伏为晶粒白云岩，界面之上为云质灰岩，为岩性岩相突变面（图3，4）；地震反射特征表现为强振幅、好连续，区域上易识别追踪（图5）。

SBO1-2y4为鹰山组上段内部界面。XP1井（7 884 m）钻遇该界面，界面下伏为颗粒灰岩，界面上覆为微晶灰岩，为岩性岩相突变面（图3，4）；界面之下X5井累积放空漏失77 m³，XP3 井累积放空漏失63 m³；地震反射特征表现为中强振幅、中连续，区域上较易识别追踪（图5）。

SBO2yj（）为鹰山组一间房组（O1-2y/O2yj）分界面。顺北几乎所有钻井钻遇，界面下伏多为颗粒灰岩，界面之上为微晶灰岩，为岩性岩相突变面（图3，4）；界面之下X2井累积放空漏失91 m³，X5井累积放空漏失127 m³，XP3 井累积放空漏失228.5 m³。根据大坪晚期海平面变化判断，鹰山组顶部可能存在短期沉积间断，时限大于2 Ma（图2）；其地震反射特征表现为强振幅、好连续，易识别追踪（图5）。

2.3 三级层序特征

三级层序的形成主要受控于海平面变化，根据最大海泛面（mfs）可划分出海侵体系域和高位体系域。顺北地区位于坡折带之上的碳酸盐岩台地内部，不发育低位体系域，但低位期海平面下降至坡折带之下，碳酸盐台地暴露，岩溶作用下的喀斯特平原形成了三级层序底界面和顶界面，地震剖面较易识别追踪。

海侵体系域，底部为三级层序底界，顶部最大海泛面在地震剖面上多为层序界面之上的连续强反轴或前积下超收敛面（图5）。内部发育席状平行—亚平行反射的开阔台地灰坪，岩性主要为微晶灰岩，局部后期云化，厚度均不大（图6，7）。

高位体系域，底部为最大海泛面，顶部为三级层序顶界（图5）。内部发育丘状反射的开阔台地台内滩颗粒灰岩，颗粒类型主要为砂屑和生屑（图6，7），SQO1-2y1、SQO1-2y2、SQO1p3高位体系域依据古城地区钻井预测后期发生整体云化，厚度大于100 m。上部发育大气淡水改造的高位期岩溶，顶部叠加低位期岩溶。

图6 顺北地区奥陶系下统—中统碳酸盐岩层序地震相特征Fig.6 Seismic facies characteristics of Lower to Middle Ordovician carbonate rocks in Shunbei area

图7 顺北地区奥陶系下统—中统碳酸盐岩层序地层及沉积相剖面图Fig.7 Stratigraphic sequence and sedimentary facies section of Lower to Middle Ordovician carbonate rocks in Shunbei area

3 层序模式及其控制因素

顺北地区奥陶系下—中统碳酸盐台地沉积地质背景符合Louckset al.[46]提出的潮湿气候条件下碳酸盐岩镶边陆棚层序发育条件，综合海平面变化与沉积岩相横向展布特征，提出顺北地区奥陶系碳酸盐岩三种层序发育模式：1）海平面越过坡折上升期的海侵体系域模式，2）海平面处于坡折带之上下降期的高位体系域模式，3）海平面下降至坡折之下的低位体系域模式。

3.1 层序模式

3.1.1 海侵体系域模式

这一模式发育在底部三级层序界面（低位期岩溶带）的低位体系域之后，海平面越过坡折带，从①（初始海泛面）上升→②，再从②上升→③（最大海泛面）（图8）。

图8 塔里木盆地顺北地区奥陶系海侵体系域层序模式Fig.8 Sequence model of Ordovician transgressive system tract in Shunbei area,Tarim Basin

该时期海水覆盖了坡折带之上平坦的开阔台地—台缘并持续上升，海平面上升速率决定了可容空间增长与碳酸盐岩沉积的匹配关系——“并进型”与“追补型”[47]，进而使得开阔台地—台缘垂向生长或（快速）淹没。顺北地区奥陶系碳酸盐岩主要发育低能的台坪（沉积相对致密的微晶灰岩），局部高部位可发育相对高能的颗粒滩，反映了当时海平面越过上升速率较快。

3.1.2 高位体系域模式

高位早期，海平面从③（最大海泛面）小幅上升→④，又从④下降→⑤，短暂稳定在高位，碳酸盐台地垂向生长。高位晚期，海平面从⑥下降→⑦（坡折带之下），碳酸盐台地侧向生长，局部高部位暴露，发育高位期岩溶（图9）。

图9 塔里木盆地顺北地区奥陶系高位体系域层序模式Fig.9 Sequence model of Ordovician highstand system tract in Shunbei area,Tarim Basin

该时期开阔台地—台缘沉积速率超过相对海平面上升速率，开阔台地—台缘垂向生长，发育向上变浅的沉积序列，台地局部高部位发育相对高能的颗粒滩（颗粒灰岩），滩间低部位发育相对低能的台坪（微晶灰岩）。高位晚期，发育从颗粒滩到周边台坪的前积，反映颗粒滩（或生物礁）侧向迁移（或生长）；受四级、五级、六级海平面变化影响，高位晚期开阔台地—台缘高部位反复暴露—侵没，发育低强度喀斯特化，降雨量充沛时可发育高强度喀斯特化，形成多期高位期岩溶。

3.1.3 低位体系域模式

低位早期，海平面下降到坡折带之下后仍持续下降，从⑦→⑧→⑨；低位晚期，海平面开始上升，但仍位于坡折带之下，从⑨→⑩（图10）。

图10 塔里木盆地顺北地区奥陶系低位体系域层序模式Fig.10 Sequence model of Ordovician lowstand system tract in Shunbei area,Tarim Basin

该时期破折带之上的开阔台地—台缘（之前沉积的高位体系域）暴露剥蚀，发育高强度喀斯特化，形成三级层序顶界面，并在三级层序顶界面之下形成低位期岩溶带；破折带之下发育多期低位礁滩，由于开阔台地物源供给不充分，顺北地区奥陶系下统—中统镶边开阔台地前缘斜坡的斜坡扇和低位楔不发育，发育滑塌堆积。

3.2 控制因素

Vail 层序模式中强调了构造运动、海平面变化、沉积物以及气候对层序发育的控制，下面将分析这四种因素对顺北地区奥陶系碳酸盐岩层序的实际影响。

构造运动的影响主要体现在两个方面——一是古地貌对沉积的控制，顺北地区奥陶系沉积继承了下部寒武系“西台东盆”的格局，其作为塔里木运动—加里东早期运动的响应一直持续到了奥陶纪末期[48]，为顺北地区奥陶纪早—中世碳酸盐台地分布及生长创造了条件。二是构造隆升形成的二级层序界面造成不同规模沉积间断，构造隆升主导形成的二级层序界面构成了顺北地区奥陶纪早—中世碳酸盐台地二级层序的底部和顶部界面，其间的可能也存在构造隆升的影响；这些二级层序界面存在不同程度的地层缺失，界面之下叠加高位期岩溶和低位期岩溶，可能发育古风化壳岩溶。

海平面变化、沉积物以及气候的影响表现更加综合——顺北地区奥陶系沉积时气候条件温暖潮湿，牙形刺动物群化石带序列反映了该地区碳酸盐岩沉积时期处于浅水环境，沉积环境稳定[16]，有利碳酸盐岩保持良好的沉积速率，主要发育开阔台地；当低位期的海平面下降至坡折带之下，温暖潮湿的气候条件促成了大气淡水对暴露台地的溶蚀作用进而发育低位期岩溶，叠加于高位期岩溶之上，促进碳酸盐岩储层发育。

4 储层地质意义讨论

目前顺北地区奥陶系油气勘探主流以“断溶体油藏”理论解释该地区良好储层的成因机理。“断溶体”这一理论依据塔河地区奥陶系油气勘探实践建立，该理论认为“多期继承性断裂为后期岩溶改造提供条件，地表水沿断裂进一步扩大地下缝、洞，从而形成沿断裂发育的缝洞储集体”[49]。作者认为，顺北与塔河最大不同在于其奥陶系未遭受海西早期运动的剥蚀影响，奥陶系上统泥岩厚约800 m；在这种地质背景下，地表水不可能通过断裂从上穿过巨厚的奥陶系上统泥岩段，进入中下统碳酸盐岩储层。此外，顺北地区主要储集空间显示为大型的岩溶洞穴，且均发育于三级层序界面之下；以顺北1 号断裂带为例，所有钻井在据一间房顶面之下80～100 m 均发生了放空或漏失[27]。因此，塔河地区的“断溶体”理论并不适用于顺北地区，层序界面控制下的岩溶作用应为顺北地区奥陶系碳酸盐岩储层发育的主控因素。

不同级别层序界面控制的岩溶对应了米级旋回顶部溶蚀、局部性岩溶以及区域性不整合大型风化壳古岩溶三种类型[50]。四级界面形成的高位期岩溶，一般发生于（准）同生期大气成岩环境中，通常与四—五级相对海平面下降导致的地表暴露和大气淡水淋溶有关，发育在三级层序高位体系域；三级界面形成的低位期岩溶，是指海平面下降到陆架坡折带之下的低位体系域时期，碳酸盐台地暴露发生的岩溶，顺北地区奥陶系发育在潮湿气候条件下，碳酸盐台地沿暴露面溶蚀形成喀斯特平原，低位期暴露面喀斯特化最终形成三级层序界面，因此叠加高位期岩溶之后的低位期岩溶发育在三级层序界面之下；二级层序界面形成的风化壳岩溶，为海平面显著下降及构造隆升时期碳酸盐台地伴随灰岩剥蚀（层序缺失）的岩溶，为古风化壳表生期岩溶，顺北地区一间房组残厚160 m 左右，持续时间8.9 Ma，推测其顶部遭受过剥蚀，存在这类风化壳岩溶[14]。

XP1 井最新钻遇的蓬莱坝组顶部岩心与薄片具有明显的大气淡水溶蚀特征，岩心见岩溶角砾岩（图11a），可见白云岩发生溶蚀形成的各种大小溶蚀孔洞，其中部分被粗粒方解石充填（图11b～d）。薄片中可见白云石化被溶蚀形成的大量溶孔、洞[51]（图11e～g），后期被淡水方解石充填，方解石再被溶蚀形成大量溶孔及残余孔（图11g～i）。这进一步证明了顺北地区奥陶系碳酸盐岩储层形成过程中大气淡水淋滤作用的发育[52]，大气淡水岩溶流体除了促进形成溶蚀次生孔外，还可对白云岩进行改造形成岩溶型白云岩储层[53]。XP1 井钻遇岩石地层位于三级层序界面SBO1-2y1（）之下，因此，顺北地区奥陶系碳酸盐层序界面对优质储层发育具有控制作用，体现在白云石化之后海平面下降、台地暴露的低位期岩溶。

图11 顺北地区XP1 井蓬莱坝组储层薄片岩心溶蚀孔洞特征（a）8 451.0～8 451.08 m，白云岩溶蚀明显形成岩溶角砾；（b）8 450.50～8 450.81 m，浅灰色粗晶白云岩，溶蚀孔洞；（c）8 450.43～8 450.50 m，浅灰色粗晶白云岩，溶蚀孔洞发育；（d）8 450.30～8 450.43 m，浅灰色粗晶白云岩，溶蚀孔发育，多为0.5 mm×1.0 mm，个别达1.0 cm×2.0 cm，为半充填—未充填；（e）8 450.50～8 450.63 m，白云石晶间溶孔(-)[51]；（f）8 450.50～8 450.63 m，白云石晶间溶孔,方解石部分充填(-)[51]；（g）8 450.50～8 450.63 m，充填白云石晶间溶孔的方解石发生溶蚀(-)[51]；（h）8 450.50～8 450.63 m，缝合线切割白云石和方解石，方解石被溶蚀(-)[51]；（i）8 450.66 m，粗晶方解石被溶蚀(-)Fig.11 Dissolution pore characteristics of rock slices and core of Penglaiba Formation reservoir in well XP1,Shunbei area

5 结论

（1）根据构造运动，顺北地区奥陶系中下统碳酸盐岩整体划分为1 个二级层序；根据全球海平面变化，划分出8个三级层序。每个三级层序内部依据最大海泛面，可划分出海侵体系域与高位体系域;不发育低位体系域，但低位期岩溶作用发育的喀斯特平原形成了三级层序底界面和顶界面。

（2）顺北地区奥陶系中下统碳酸盐岩发育3 种层序模式：海侵体系域模式，发育低能的台坪亚相，局部高地有颗粒滩形成；高位体系域模式，台地由垂向至侧向生长过渡，伴随有短时间高频率海平面变化形成的四级、五级岩溶（高位期岩溶）；低位体系域模式，主要发育台地—台缘暴露剥蚀形成的喀斯特平原，三级层序界面之下发育低位期岩溶带。

（3）岩溶作用形成了顺北地区奥陶系碳酸盐岩储层，表现为低位期岩溶叠加高位期岩溶。三级层序格架下的岩溶作用是顺北地区奥陶系碳酸盐储层形成的主要控制因素。

致谢 审稿专家及编辑对稿件认真审阅并提出了宝贵的修改意见，在此向他们致以诚挚谢意！