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(xué)能源學(xué)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(jì)50—60 年代[1]，在接下來20 年的發(fā)展中被逐漸完善為“由基準(zhǔn)面下降（構(gòu)造抬升或海平面下降）所產(chǎn)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(chǎn)生了聯(lián)系，Exxoon層序地層學(xué)學(xué)派[2-3]直接將層序地層學(xué)稱之為“反映海平面變化影響的學(xué)科”。20 世紀(jì)80—90 年代初，Vailet al.[4]提出了“全球海平面變化控制著區(qū)域沉積巖相的展布”這一觀點(diǎn)；Turker[5]則認(rèn)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(nèi)碳酸鹽巖層序研究興起于上述理論的提出，20 世紀(jì)90年代期間國內(nèi)學(xué)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(huán)境、成巖作用的關(guān)系[9-10]，力求建立與油氣成藏的良好時(shí)空組合關(guān)系。

21世紀(jì)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(jìn)展，眾多專家學(xué)者對區(qū)域性層序特征[11-16]和全盆的層序格架特征[17-18]進(jìn)行了大量研究與總結(jié)，探討層序格架內(nèi)海平面變化對巖溶作用的影響；深層碳酸鹽巖未經(jīng)歷巖溶作用改造難以形成規(guī)模的儲層[19-20]，于炳松等[21]認(rèn)為塔里木盆地奧陶系優(yōu)質(zhì)的碳酸鹽巖儲層大多經(jīng)歷了三級層序海平面下降的暴露溶蝕改造，樊太亮等[22]認(rèn)為層序界面為流體流動(dòng)提供輸導(dǎo)通道，控制下伏地層中埋藏巖溶的發(fā)生。

順北地區(qū)作為塔里木盆地深層碳酸鹽巖油氣勘探的新有利區(qū)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(dǎo)的勘探方案之上，順北地區(qū)興起了塔里木盆地深層碳酸鹽巖油氣與斷裂結(jié)合的勘探方向[24]，以及斷裂對儲層影響的相關(guān)研究[25-27]；但順北地區(qū)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(guān)于該地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖儲層發(fā)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(fā)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(qū)奧陶系碳酸鹽巖層序劃分新方案，結(jié)合鉆井與地震資料搭建該地區(qū)三級層序格架，闡明層序發(fā)育模式，討論其對區(qū)域儲層發(fā)育的影響，為該地區(qū)碳酸鹽巖儲層發(fā)育控制因素研究提供新思路。

1 地質(zhì)概況

塔里木盆地是不同時(shí)代、不同構(gòu)造環(huán)境下疊置形成的具陸殼基底的大型克拉通復(fù)合盆地[28]，盆地奧陶系碳酸鹽臺地發(fā)育在晚震旦世—奧陶紀(jì)被動(dòng)大陸邊緣時(shí)期。

順北地區(qū)位于順托果勒隆起北部與沙雅隆起南斜坡結(jié)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(gòu)造沉積演化揭示，順北地區(qū)位于塔里木奧陶系下統(tǒng)—中統(tǒng)碳酸鹽臺地內(nèi)部，其奧陶系碳酸鹽巖地層發(fā)育較為齊全，自下而上依次為下奧陶統(tǒng)蓬萊壩組（O1p）、中—下奧陶統(tǒng)鷹山組（O1-2y），中奧陶統(tǒng)一間房組（O2yj）。根據(jù)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(dá)瑞威爾期[30]。鉆井與地震資料顯示，三套地層在順北地區(qū)廣泛分布——蓬萊壩組（目前僅1 口井鉆遇）主要發(fā)育開闊臺地，局部發(fā)育局限臺地，巖性以（結(jié)晶）白云巖（多為后期云化）為主；鷹山組進(jìn)一步劃分為上下兩段，下段主要發(fā)育開闊臺地，局部發(fā)育局限臺地，巖性自下從白云巖（多為后期云化）過渡為灰?guī)r，上段發(fā)育開闊臺地，巖性以灰?guī)r為主；一間房組受加里東中期第一幕構(gòu)造運(yùn)動(dòng)影響遭受了大量剝蝕，鉆井資料表明殘留在順北地區(qū)的一間房組灰?guī)r厚度為160 m左右。

圖1 塔里木盆地順北地區(qū)構(gòu)造分區(qū)圖Fig.1 Tectonic zoning map of Shunbei area,Tarim Basin

2 層序地層及特征

有關(guān)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(xué)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(xué)響應(yīng)[34]等方面提出了對應(yīng)的劃分依據(jù)，但均未能達(dá)成較一致的認(rèn)識。

目前層序地層的研究與應(yīng)用主要有5 種學(xué)派——Vail及Wagoner等經(jīng)典層序、Hunt&Tuker層序、JohnsonT-R層序、Gallowy 成因?qū)有蛞约癈ross高分辨率層序[2-3,35-38]。Vail 經(jīng)典層序與Hunt&Tuker 層序同為沉積層序，后者在層序內(nèi)部劃分了四個(gè)體系域，提出并強(qiáng)調(diào)了“強(qiáng)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(nèi)部只劃分了海侵與海退兩個(gè)單元；成因?qū)有蛞宰畲蠛＃ê椋┓好孀鳛閷有蜻吔纾J(rèn)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(jié)果，可能是穿時(shí)無法對比的[39]；高分辨率層序以多級次基準(zhǔn)面旋回建立層序格架，這種基準(zhǔn)面是地層形成各種地質(zhì)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(nèi)高位與低位期巖溶對儲層發(fā)育的影響，選用Vail代表的經(jīng)典層序最為合適。

Haqet al.[40-41]強(qiáng)調(diào)了全球海平面變化對三級層序發(fā)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(diǎn)和終點(diǎn)所形成的不整合面或與之相當(dāng)?shù)恼厦鎇2]。相較于從某一地質(zhì)響應(yīng)特征進(jìn)行的區(qū)域?qū)有虻貙友芯?，建立在海平面變化基礎(chǔ)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(jù)此，本文將依據(jù)全球海平面變化特征，結(jié)合井震資料提出順北地區(qū)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(jié)合沉積相及區(qū)域構(gòu)造運(yùn)動(dòng)分析，將順北地區(qū)奧陶系中下統(tǒng)碳酸鹽巖劃分為1 個(gè)二級層序（SSQ1），依據(jù)同期全球海平面變化進(jìn)一步劃分為8個(gè)三級層序，排除受加里東構(gòu)造運(yùn)動(dòng)影響剝蝕的一間房組后，三級層序平均時(shí)限約2.63 Ma。其中，蓬萊壩組包含3 個(gè)三級層序（SQO1p1、SQO1p2、SQO1p3），鷹山組下段包含2個(gè)三級層序（SQO1-2y1、SQO1-2y2），鷹山組上段包含2 個(gè)三級層序（SQO1-2y3、SQO1-2y4），一間房組為1 個(gè)三級層序（SQO2yj）（圖2）。SQO1p1、SQO1p2在順北地區(qū)未鉆遇，SQO1p3、SQO1-2y1、SQO1-2y2僅XP1井鉆遇，主要依據(jù)鄰近古城地區(qū)已穿鉆井預(yù)測。

圖2 順托果勒（含順北地區(qū)）—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(qū)奧陶系下統(tǒng)—中統(tǒng)碳酸鹽巖二級層序（SSQ1）包含2 個(gè)二級層序界面（底界和頂界內(nèi)部包含7 個(gè)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(shù)十個(gè)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(xiàn)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(biāo)志。

SBO1p2與SBO1p3為蓬萊壩組內(nèi)部界面，目前在順北地區(qū)未有井鉆遇，通過臨近古城地區(qū)鉆井對比預(yù)測界面下伏多為白云巖（孔洞發(fā)育的儲層），界面之上多為云質(zhì)灰?guī)r（致密層），為巖性巖相突變面（圖3）；地震反射特征表現(xiàn)為中強(qiáng)振幅、中連續(xù)，區(qū)域上較易識別追蹤（圖5）。

圖3 順北地區(qū)奧陶系下統(tǒng)—中統(tǒng)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(qū)奧陶系下統(tǒng)—中統(tǒng)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(fā)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(xì)晶白云巖；（d）8 404 m，白云質(zhì)泥晶灰?guī)r；（e）8 260 m，中—細(xì)晶白云巖；（f）8 250 m，白云質(zhì)泥晶灰?guī)r；（g）8 050 m，粗—中晶白云巖；（h）8 020 m，白云質(zhì)泥晶灰?guī)r；（i）7 886 m，亮晶砂屑灰?guī)r；（j）7 870 m，泥晶灰?guī)rFig.4 Sequence stratigraphic log and lithology of Lower to Middle Ordovician carbonate rocks in Shunbei area

圖5 順北地區(qū)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(xì)—中晶）白云巖（溶蝕孔洞發(fā)育），界面上覆為鷹山組云質(zhì)灰?guī)r，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(jù)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(shí)限約2 Ma（圖2）。地震反射特征表現(xiàn)為強(qiáng)振幅、好連續(xù)，區(qū)域上易識別追蹤（圖5）。

SBO1-2y2為鷹山組下段內(nèi)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(zhì)灰?guī)r，為巖性巖相突變面（圖3，4）；地震反射特征表現(xiàn)為中強(qiáng)振幅、中連續(xù)，區(qū)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(zhì)灰?guī)r，為巖性巖相突變面（圖3，4）；地震反射特征表現(xiàn)為強(qiáng)振幅、好連續(xù)，區(qū)域上易識別追蹤（圖5）。

SBO1-2y4為鷹山組上段內(nèi)部界面。XP1井（7 884 m）鉆遇該界面，界面下伏為顆?；?guī)r，界面上覆為微晶灰?guī)r，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(xiàn)為中強(qiáng)振幅、中連續(xù)，區(qū)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?；?guī)r，界面之上為微晶灰?guī)r，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(jù)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(shí)限大于2 Ma（圖2）；其地震反射特征表現(xiàn)為強(qiáng)振幅、好連續(xù)，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(jù)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(qū)位于坡折帶之上的碳酸鹽巖臺地內(nèi)部，不發(fā)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(xù)強(qiáng)反軸或前積下超收斂面（圖5）。內(nèi)部發(fā)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?guī)r，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(nèi)部發(fā)育丘狀反射的開闊臺地臺內(nèi)灘顆?；?guī)r，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(jù)古城地區(qū)鉆井預(yù)測后期發(fā)生整體云化，厚度大于100 m。上部發(fā)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(qū)奧陶系下統(tǒng)—中統(tǒng)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(qū)奧陶系下統(tǒng)—中統(tǒng)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(qū)奧陶系下—中統(tǒng)碳酸鹽臺地沉積地質(zhì)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(fā)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(qū)奧陶系碳酸鹽巖三種層序發(fā)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(fā)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(qū)奧陶系海侵體系域?qū)有蚰Ｊ紽ig.8 Sequence model of Ordovician transgressive system tract in Shunbei area,Tarim Basin

該時(shí)期海水覆蓋了坡折帶之上平坦的開闊臺地—臺緣并持續(xù)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(guān)系——“并進(jìn)型”與“追補(bǔ)型”[47]，進(jìn)而使得開闊臺地—臺緣垂向生長或（快速）淹沒。順北地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖主要發(fā)育低能的臺坪（沉積相對致密的微晶灰?guī)r），局部高部位可發(fā)育相對高能的顆粒灘，反映了當(dāng)時(shí)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(wěn)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(cè)向生長，局部高部位暴露，發(fā)育高位期巖溶（圖9）。

圖9 塔里木盆地順北地區(qū)奧陶系高位體系域?qū)有蚰Ｊ紽ig.9 Sequence model of Ordovician highstand system tract in Shunbei area,Tarim Basin

該時(shí)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(fā)育向上變淺的沉積序列，臺地局部高部位發(fā)育相對高能的顆粒灘（顆粒灰?guī)r），灘間低部位發(fā)育相對低能的臺坪（微晶灰?guī)r）。高位晚期，發(fā)育從顆粒灘到周邊臺坪的前積，反映顆粒灘（或生物礁）側(cè)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(fù)暴露—侵沒，發(fā)育低強(qiáng)度喀斯特化，降雨量充沛時(shí)可發(fā)育高強(qiáng)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(xù)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(qū)奧陶系低位體系域?qū)有蚰Ｊ紽ig.10 Sequence model of Ordovician lowstand system tract in Shunbei area,Tarim Basin

該時(shí)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(fā)育高強(qiáng)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(fā)育多期低位礁灘，由于開闊臺地物源供給不充分，順北地區(qū)奧陶系下統(tǒng)—中統(tǒng)鑲邊開闊臺地前緣斜坡的斜坡扇和低位楔不發(fā)育，發(fā)育滑塌堆積。

3.2 控制因素

Vail 層序模式中強(qiáng)調(diào)了構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、海平面變化、沉積物以及氣候?qū)有虬l(fā)育的控制，下面將分析這四種因素對順北地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖層序的實(shí)際影響。

構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響主要體現(xiàn)在兩個(gè)方面——一是古地貌對沉積的控制，順北地區(qū)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(yùn)動(dòng)—加里東早期運(yùn)動(dòng)的響應(yīng)一直持續(xù)到了奧陶紀(jì)末期[48]，為順北地區(qū)奧陶紀(jì)早—中世碳酸鹽臺地分布及生長創(chuàng)造了條件。二是構(gòu)造隆升形成的二級層序界面造成不同規(guī)模沉積間斷，構(gòu)造隆升主導(dǎo)形成的二級層序界面構(gòu)成了順北地區(qū)奧陶紀(jì)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(gòu)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(fā)育古風(fēng)化殼巖溶。

海平面變化、沉積物以及氣候的影響表現(xiàn)更加綜合——順北地區(qū)奧陶系沉積時(shí)氣候條件溫暖潮濕，牙形刺動(dòng)物群化石帶序列反映了該地區(qū)碳酸鹽巖沉積時(shí)期處于淺水環(huán)境，沉積環(huán)境穩(wěn)定[16]，有利碳酸鹽巖保持良好的沉積速率，主要發(fā)育開闊臺地；當(dāng)?shù)臀黄诘暮Ｆ矫嫦陆抵疗抡蹘е?，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(jìn)而發(fā)育低位期巖溶，疊加于高位期巖溶之上，促進(jìn)碳酸鹽巖儲層發(fā)育。

4 儲層地質(zhì)意義討論

目前順北地區(qū)奧陶系油氣勘探主流以“斷溶體油藏”理論解釋該地區(qū)良好儲層的成因機(jī)理。“斷溶體”這一理論依據(jù)塔河地區(qū)奧陶系油氣勘探實(shí)踐建立，該理論認(rèn)為“多期繼承性斷裂為后期巖溶改造提供條件，地表水沿?cái)嗔堰M(jìn)一步擴(kuò)大地下縫、洞，從而形成沿?cái)嗔寻l(fā)育的縫洞儲集體”[49]。作者認(rèn)為，順北與塔河最大不同在于其奧陶系未遭受海西早期運(yùn)動(dòng)的剝蝕影響，奧陶系上統(tǒng)泥巖厚約800 m；在這種地質(zhì)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(tǒng)泥巖段，進(jìn)入中下統(tǒng)碳酸鹽巖儲層。此外，順北地區(qū)主要儲集空間顯示為大型的巖溶洞穴，且均發(fā)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(jù)一間房頂面之下80～100 m 均發(fā)生了放空或漏失[27]。因此，塔河地區(qū)的“斷溶體”理論并不適用于順北地區(qū)，層序界面控制下的巖溶作用應(yīng)為順北地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖儲層發(fā)育的主控因素。

不同級別層序界面控制的巖溶對應(yīng)了米級旋回頂部溶蝕、局部性巖溶以及區(qū)域性不整合大型風(fēng)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(fā)生于（準(zhǔn)）同生期大氣成巖環(huán)境中，通常與四—五級相對海平面下降導(dǎo)致的地表暴露和大氣淡水淋溶有關(guān)，發(fā)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(shí)期，碳酸鹽臺地暴露發(fā)生的巖溶，順北地區(qū)奧陶系發(fā)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(fā)育在三級層序界面之下；二級層序界面形成的風(fēng)化殼巖溶，為海平面顯著下降及構(gòu)造隆升時(shí)期碳酸鹽臺地伴隨灰?guī)r剝蝕（層序缺失）的巖溶，為古風(fēng)化殼表生期巖溶，順北地區(qū)一間房組殘厚160 m 左右，持續(xù)時(shí)間8.9 Ma，推測其頂部遭受過剝蝕，存在這類風(fēng)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(fā)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(jìn)一步證明了順北地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖儲層形成過程中大氣淡水淋濾作用的發(fā)育[52]，大氣淡水巖溶流體除了促進(jìn)形成溶蝕次生孔外，還可對白云巖進(jìn)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(qū)奧陶系碳酸鹽層序界面對優(yōu)質(zhì)儲層發(fā)育具有控制作用，體現(xiàn)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(qū)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(fā)育；（d）8 450.30～8 450.43 m，淺灰色粗晶白云巖，溶蝕孔發(fā)育，多為0.5 mm×1.0 mm，個(gè)別達(dá)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(fā)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(jié)論

（1）根據(jù)構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，順北地區(qū)奧陶系中下統(tǒng)碳酸鹽巖整體劃分為1 個(gè)二級層序；根據(jù)全球海平面變化，劃分出8個(gè)三級層序。每個(gè)三級層序內(nèi)部依據(jù)最大海泛面，可劃分出海侵體系域與高位體系域;不發(fā)育低位體系域，但低位期巖溶作用發(fā)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(qū)奧陶系中下統(tǒng)碳酸鹽巖發(fā)育3 種層序模式：海侵體系域模式，發(fā)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(cè)向生長過渡，伴隨有短時(shí)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(fā)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(fā)育低位期巖溶帶。

（3）巖溶作用形成了順北地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖儲層，表現(xiàn)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(qū)奧陶系碳酸鹽儲層形成的主要控制因素。

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