引用本文
刘艺妮, 胡明毅, 张三, 张君龙, 高达, 肖传桃. 碳酸盐缓坡沉积微相特征及其对储集层发育的制约—以塔里木盆地古城地区中—下奥陶统为例[J]. 石油勘探与开发, 2022,49(1): 93-105.
LIU Yini, HU Mingyi, ZHANG San, ZHANG Junlong, GAO Da, XIAO Chuantao. Characteristics and impacts on favorable reservoirs of carbonate ramp microfacies: A case study of the Middle-Lower Ordovician in Gucheng area, Tarim Basin, NW China[J]. Petroleum Exploration & Development, 2022,49(1): 93-105.  
Doi: 10.11698/PED.2022.01.08
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碳酸盐缓坡沉积微相特征及其对储集层发育的制约—以塔里木盆地古城地区中—下奥陶统为例
刘艺妮1, 胡明毅1, 张三1, 张君龙2, 高达1, 肖传桃1
1.长江大学地球科学学院,武汉 430100
2.大庆油田勘探开发研究院,黑龙江大庆,163712
联系作者简介：胡明毅（1965-）,男,湖北荆门人,长江大学教授,主要从事储集层沉积学和油气地质综合研究。地址：湖北省武汉市蔡甸区大学路111号,长江大学地区科学学院,邮政编码：430100。E-mail：humingyi65@163.com

第一作者简介：刘艺妮（1995-）,女,山东东营人,长江大学在读博士研究生,主要从事层序地层学、沉积学和油气地质综合研究。地址：湖北省武汉市蔡甸区大学路111号,长江大学地区科学学院,邮政编码：430100。E-mail：lyn953403954@163.com

收稿日期: 2021-10-15 修回日期: 2021-12-6
基金项目: 国家自然科学基金项目（42072171,41772103）; 国家油气重大科技专项（2016ZX05007-002）; 中国石油天然气股份有限公司重大科技专项（1016E-0204）
摘要

基于最新钻井岩心、薄片、三维地震和测井资料以及近年勘探实践,采用精细碳酸盐岩沉积学理论方法对塔里木盆地古城地区中—下奥陶统碳酸盐岩层序地层和沉积微相进行深入研究,并探讨二者对有利储集层发育的制约作用。结果表明,古城地区中—下奥陶统为1套典型的碳酸盐缓坡相沉积,进一步可细分为内缓坡、浅缓坡内带、浅缓坡外带、深缓坡共4种亚相及10种微相。内缓坡亚相由泥云坪和白云质潟湖微相组成,岩性以纹层状泥粉晶白云岩为主,岩性致密;浅缓坡内带亚相发育云化滩、滩顶云坪和滩间云坪微相,主要由具交代残余结构的晶粒白云岩组成,晶间孔及溶蚀孔发育,平均孔隙度达4.36%;浅缓坡外带由中—高能滩、低能滩和滩间海微相组成,岩性为砂屑、鲕粒灰岩和薄层泥晶灰岩等,孔隙欠发育;深缓坡以低能静水泥沉积为主,局部发育风暴滩沉积。中—下奥陶统自下而上依次发育6个三级层序,其中主力储集层SQ3层序鹰山组三段发育3个四级高频层序。研究区有利储集层发育明显受碳酸盐缓坡沉积微相和高频层序双重控制,前者控制原生孔隙结构,后者控制准同生期白云石化作用和暴露溶蚀强度。不同时期浅缓坡内带云化滩及滩顶云坪纵向叠置、横向拼接,可构成一定规模的似“台缘带”优质储集层,是碳酸盐缓坡相有利勘探相带。

关键词: 碳酸盐缓坡; 微相类型; 高频层序; 奥陶系; 白云岩储集层; 塔里木盆地; 古城地区
中图分类号:TE122.2 文献标志码:A 文章编号:1000-0747(2022)01-0093-13
Characteristics and impacts on favorable reservoirs of carbonate ramp microfacies: A case study of the Middle-Lower Ordovician in Gucheng area, Tarim Basin, NW China
LIU Yini1, HU Mingyi1, ZHANG San1, ZHANG Junlong2, GAO Da1, XIAO Chuantao1
1. School of Geosciences, Yangtze University, Wuhan 430100, China
2. Exploration and Development Research Institute, PetroChina Daqing Oilfield Company, Daqing 163712, China
Abstract

Based on the latest drilling core, thin section, 3D seismic, well logging data as well as exploration practice, the sequence stratigraphy and sedimentary microfacies of the Middle-Lower Ordovician carbonates in Gucheng area, and their controlling effects on the development of reservoir were examined by the theory and methods of fine carbonate sedimentological. The results show that the Middle-Lower Ordovician in Gucheng area is a set of typical carbonate ramp deposits, which can be divided into 10 microfacies in 4 subfacies as follows: back ramp, inner shallow ramp, outer shallow ramp and deep ramp. The back ramp subfacies consists of muddy-dolomitic flat and dolomitic lagoon microfacies, and is dominated by lamellar micrite dolomite tight in lithology. The inner shallow ramp subfacies includes dolomitic shoal and dolomitic flat in shoal top and dolomitic flat between shoals microfacies, and is mainly composed of crystal dolomite with metasomatic residual structure; with abundant karst vugs and intercrystalline pores, the crystal dolomite has an average porosity of 4.36%. The outer ramp subfacies includes medium-high and low energy grain shoal and inter-shoal microfacies, and is dominated by sandy limestone, oolitic limestone and micrite limestone with few pores. The deep ramp subfacies is dominated by low-energy argillaceous deposits, with storm shoal microfacies in local parts. The Lower-Middle Ordovician has six third-order sequences from bottom to top, among which SQ3 sequence (the third member of Yingying Formation), the main reservoir, has three fourth-order high-frequency sequences. Apparently, the favorable reservoir in the study area is jointly controlled by sedimentary microfacies and high frequency sequence in the carbonate ramp, the former controls the primary pore structure, and the latter controls the intensities of karstification exposure and dolomitization in the penecontemporaneous period. The dolomitic shoals and top dolomitic flats of different stages, superimposed and connected into favorable reservoirs of considerable scale like "platform margin", are favorable exploration facies in the carbonate ramp.

Keyword: carbonate ramp; microfacies type; high frequency sequence; Ordovician; dolomite reservoir; Tarim Basin; Gucheng area
0 引言

碳酸盐缓坡相模式最早由Ahr提出并被大多数地质学家接受, 是指由岸边向广海方向缓慢倾斜, 通常坡度小于1° 的大型碳酸盐沉积体系, 在浅水与较深水的低能环境之间无明显的坡折带, 波浪搅动带（高能带）一般位于近岸地带, 缺乏由浅水高能环境搬运至深水区的重力流沉积而区别于镶边碳酸盐台地相[1, 2]。Read[3]通过对北美阿巴拉契亚中奥陶统碳酸盐缓坡的研究, 进一步将缓坡划分为均匀倾斜缓坡和远端变陡缓坡两种类型。21世纪以来与缓坡沉积相关的碳酸盐岩油气田相继被发现[4, 5, 6], 如威尔士布拉班特下石炭统、四川盆地下寒武统龙王庙组和塔里木盆地古城地区奥陶系等碳酸盐缓坡气藏, 碳酸盐缓坡沉积逐渐引起人们的广泛关注, 但对碳酸盐缓坡沉积微相发育特征及其对储集层发育的制约等问题研究还较为薄弱。

古城地区位于塔里木盆地东部古城低凸起。寒武纪—中奥陶世, 其处于塔里木盆地中西部碳酸盐台地向东部（下文简称塔东）深水盆地的过渡地区, 发育碳酸盐缓坡沉积[7], 近年来在该区奥陶系深层油气勘探取得了重要突破[8]。2012年GC6井于6 144~6 169 m井段奥陶系鹰山组下部白云岩获日产气26.4×104m3高产工业气流, 随后GC8井和GC9井相继在鹰山组白云岩中获高产气流, 其中GC9井酸化压力后日产气107.8×104 m3[9]。然而近几年来在该区甩开勘探后效果并不十分理想[10]。截至目前, 古城地区完钻各类探井18口, 其中含工业气井5口、低产气井4口, 失利井比例高, 勘探出现“ 有点没面” 的局面 [10, 11]。从石油地质角度上分析, 造成勘探不畅的关键仍然聚焦在对奥陶系白云岩储集层发育规律和空间分布情况认识不清这两个方面, 进而导致无法准确摸清油气藏的分布规律, 因此钻井成功率不高。结合前人的研究进展和勘探实践, 笔者分析认为, 古城地区奥陶系白云岩储集层亟待解决的问题有3个方面。具体包括：①对该区奥陶系碳酸盐岩层序地层划分不够精细, 尤其是高频层序对研究区有利储集层控制作用尚不清楚; ②对该区沉积微相缺乏精细研究, 尽管部分学者提出该区奥陶系碳酸盐岩为缓坡相沉积, 但对该区缓坡沉积微相类型、发育特征及其对储集层形成发育的控制等缺乏深入的研究[12, 13]; ③对该区有利储集相带分布及预测方面研究较为薄弱, 导致至今尚未提交探明油气储量。本文依据古城地区大量最新地质-地球物理资料, 从岩心观察与薄片鉴定分析入手, 结合地震和测井资料综合分析, 总结该区碳酸盐岩岩石类型及组合特征, 明确碳酸盐缓坡沉积微相类型及发育模式, 划分该区中—下奥陶统高频层序地层格架, 并通过探讨高频层序与沉积微相对储集层发育的控制作用, 预测该区白云岩储集层分布有利相区, 进而为塔东古城地区下一步勘探提供参考依据。

1 地质概况

古城地区位于塔里木盆地古城低凸起之上[14], 东接塔东隆起, 北邻满加尔凹陷, 西南以塔中Ⅰ 号断裂为界与塔中隆起相邻, 东南以车尔臣断裂为界（见图1a）; 奥陶系自下而上依次发育蓬莱坝组（O1p）、鹰山组、一间房组（O2yj）、吐木休克组及却尔却克组5套层组, 其中鹰山组细分为4段：O1y4、O1y3、O2y2、O2y1（见图1c）。目前, 鹰三段（O1y3）白云岩储集层勘探已获重大突破, 是古城地区主要含气层系, 晶间孔、晶间溶孔及溶蚀孔洞为其主要油气储集空间[15]。

图1 塔里木盆地古城地区构造位置及地层格架

受罗迪尼亚（Rodinia）超级大陆裂解的影响, 早寒武世, 塔里木盆地沉积1套深水富泥质碳酸盐缓坡沉积, 至早寒武世晚期到晚寒武世该盆地演化为镶边碳酸盐台地沉积, 早中奥陶世塔里木盆地再次转化为碳酸盐缓坡型沉积[16, 17]。中奥陶世开始, 塔里木板块逐渐由早期伸展构造向挤压聚敛构造转换, 塔中I号断裂反转为逆冲断层（塔中强烈抬升出露水面）, 古城地区因处于下降盘而仍然处于水下, 发育浅水开阔台地沉积[10]。晚奥陶世, 塔里木板块东南缘强烈俯冲消减, 古城地区再次沉降, 沉积环境逐渐由台地转为深水盆地, 发育巨厚的陆源碎屑岩沉积, 广泛覆盖于中—下奥陶统碳酸盐岩之上, 形成良好的区域盖层[15]（见图1）。至此, 古城地区结束了碳酸盐岩沉积历史。

晚奥陶世末期, 受车尔臣断裂活动影响, 古城地区发生翘倾运动, 由早期西台（高）东盆（低）转为东南高西北低的低缓鼻隆（古城低凸起雏形）; 同时, 形成的北北东向断裂将其切割呈垒堑相间断块。泥盆纪末期, 早海西运动使古城地区强烈抬升, 志留系、泥盆系遭受强烈剥蚀。二叠纪中期（海西晚期）, 强烈岩浆活动, 深层热液沿断层上涌, 对早期奥陶系储集层及原生油气藏具有重要的改造作用[18, 19]。三叠纪末期, 印支运动使古城东南部（车尔臣断裂附近）及塔东强烈抬升, 进一步加大了古城东南高西北低的构造幅度[18]。至此, 古城低凸起定型（见图1b）。

2 碳酸盐缓坡沉积微相类型及发育特征

基于古城地区15口井近千米的岩心描述与大量薄片观察, 对其岩石类型、沉积构造及原始沉积组构进行详细分析, 结合水动力条件及岩石类型组合差异, 将鹰山组碳酸盐缓坡沉积划分为内缓坡、浅缓坡内带、浅缓坡外带、深缓坡4种亚相和泥云坪、云化滩、滩顶云坪、中—高能滩、风暴滩、滩间海等10种微相类型（见表1）。

表1 塔里木盆地古城地区奥陶系碳酸盐缓坡沉积微相特征参数
2.1 内缓坡亚相沉积特征

内缓坡亚相位于最高海平面与平均海平面之间, 周期性被海水淹没, 水体能量低, 以细粒沉积为主, 且准同生白云石化作用强。根据其岩石组合类型及测井、地震响应特征, 将其进一步划分为泥云坪和白云质潟湖两种微相。

泥云坪微相位于缓坡最向陆地一侧, 水动力主要来自于间歇性风暴潮。岩性以泥晶白云岩和粉—细晶白云岩为主, 岩心上常见水平纹层发育（见图2a）, 局部见鸟眼-窗格构造, 镜下主要见粉晶与泥—微晶结构（见图2b）, 局部见结晶程度不同的纹层交互结构。纵向发育厚度1~5 m不等, 多与白云质潟湖泥晶白云岩伴生, 具中低齿状GR（见图3a）, 同相轴呈现连续的中—强振幅反射特征（见图4a）。

图2 塔里木盆地古城地区奥陶系不同沉积微相岩石特征
（a）GC601井, 6 121.64 m, 纹层状粉晶白云岩; （b）GC10井, 6 178.40 m, 细粉晶白云岩, 普通薄片, 单偏光; （c）GC10井, 6 738.31 m, 泥晶白云岩, 含黄铁矿, 普通薄片, 反射光; （d）GC10井, 6 735.11 m, 粗粉晶白云岩, 普通薄片, 单偏光; （e）GC601井, 6 148.30 m, 粗—中晶白云岩, 溶蚀孔洞发育; （f）GC14井, 6 443.05 m, 粗—中晶白云岩, 发育晶间溶孔、溶蚀孔, 铸体薄片, 单偏光; （g）GC9井, 6 095.52 m, 中晶白云岩, 晶间孔、晶间溶孔发育, 铸体薄片, 单偏光; （h）GC10井, 6 178.40 m, 残余砂屑结构细—中晶白云岩, 发育残余粒间孔和溶孔, 铸体薄片, 单偏光; （i）GC12井, 6 502.55 m, 鲕粒灰岩; （j）GC10井, 5 749.50 m, 亮晶鲕粒灰岩, 普通薄片, 单偏光; （k）GC8井, 5 643.28 m, 亮晶砂屑灰岩, 普通薄片, 单偏光; （l）GC13井, 6 059.22 m, 泥—亮砂屑粉屑灰岩, 裂缝被方解石充填, 普通薄片, 单偏光; （m）GC14井, 6 203.26 m, 纹层状泥晶灰岩; （n）m样品的镜下特征, 含生屑泥晶灰岩, 普通薄片, 单偏光; （o）GC13井, 6 737.76 m, 含粉屑泥晶灰岩, 裂缝被方解石充填, 铸体薄片, 单偏光; （p）GC8井, 5 759.25 m, 泥—亮晶含砾屑灰岩, 普通薄片, 单偏光

图3 古城地区鹰山组碳酸盐缓坡不同微相综合柱状图

图4 古城地区奥陶系不同微相类型地震相特征（O2yj—中奥陶统一间房组; O2y1-2—中奥陶统鹰一段—鹰二段; O1y3—下奥陶统鹰三段; O1y4—下奥陶统鹰四段; O1p—下奥陶统蓬莱坝组）
（a）GC16井, 6 160~6 268 m, 云化滩及滩顶云坪微相组合, 呈杂乱弱振幅丘状反射特征, 其西侧发育的白云质潟湖微相及云坪微相呈连续中—强振幅反射特征; （b）GC14井, 6 483~6 586 m, 滩间海微相, 呈强振幅连续亚平行反射特征, 其两侧发育的中—高能滩微相呈杂乱弱振幅丘状反射特征; （c）GC11井, 6 156~6 221 m, 低能滩微相, 呈杂乱弱振幅扁平丘状反射特征, 规模明显小于中—高能滩微相; （d）GC4井, 6 080~6 142 m, 静水泥微相, 呈顺层中—强振幅连续或亚平行反射特征

白云质潟湖微相位于内缓坡相对低洼区域, 处于滩体或地貌高带之间, 因水体循环受限, 岩性以暗色泥—微晶白云岩为主, 发育暗色水平纹层, 局部菌藻类富集, 偶见黄铁矿零星散布（见图2c）。其单层发育厚度较薄, 具中等齿状GR（见图3a）, 同相轴呈现连续的中—强振幅反射特征（见图4a）。

2.2 浅缓坡内带沉积特征

浅缓坡内带位于平均海平面至最低海平面之间, 水动力较强, 高能颗粒滩发育, 且周期性出露水面, 准同生期白云石化强烈, 主要发育云化滩、滩顶云坪、滩间云坪3种微相（见图3b）。

云化滩微相位于平均海平面附近浅水区的相对凸起地带, 处于半局限环境, 水动力条件较强。岩性以具残余颗粒结构的晶粒白云岩为主, 原岩恢复后清晰可见砂屑或鲕粒结构, 残余粒间孔、晶间孔和溶蚀孔发育（见图2h）。垂向上通常与内缓坡云坪或浅缓坡外带高能砂屑滩交互沉积, 滩体厚度几米到几十米不等, 具中低齿状GR（见图3b）、杂乱弱振幅丘状反射特征（见图4a）。

滩顶云坪微相通常位于云化滩顶部, 间歇性出露海面, 易发生大气淡水岩溶作用, 发育大量溶蚀孔洞（见图2e）。岩性以粗—中晶白云岩为主, 晶间孔、晶间溶孔发育（见图2f、图2g）。通常具有齿状低GR（见图3b）、低密度值、高补偿中子孔隙度特征, 地震响应特征与云化滩相似（见图4a）。

滩间云坪位于云化滩之间的相对低洼区, 水循环条件局限, 水体能量较弱。岩性以粉晶白云岩为主（见图2d）。垂向上通常表现为与云化滩或滩顶云坪频繁交互沉积, 具中等锯齿状GR（见图3b）、高电阻率特征及强振幅连续亚平行反射特征。

2.3 浅缓坡外带沉积特征

浅缓坡外带位于最低海平面与晴天浪基面之间, 水循环通畅, 颗粒滩发育, 据其水动力强弱可进一步划分出中—高能滩（包括高能滩和中能滩）、低能滩和滩间海3种微相（见图3c）。

中—高能滩微相受波浪作用影响较强, 岩性以亮晶颗粒灰岩为主, 颗粒以砂屑为主, 其次为鲕粒, 少量为砾屑和粉砂屑等（见图2i—图2k）。滩体厚度差异较大, 几米到几十米不等, 垂向上通常与低能滩及滩间海相互叠置, 具低平GR（见图3c）、低铀钍比以及丘状杂乱弱振幅反射特征（见图4b）。

低能滩微相多与高能滩伴生, 水动力条件相对较弱, 岩性以泥—亮晶颗粒灰岩为主, 颗粒以细砂屑和粉砂屑为主, 局部含少量中砂屑（见图2l）, 滩体厚度一般小于5 m, 其测井、地震响应特征与高能滩相似, 但规模明显较小（见图4c）。

滩间海微相位于中—高能滩之间低洼区, 水动力能量较小, 不利于颗粒滩的堆积, 岩性以泥晶灰岩为主, 岩心见波状—水平纹层（见图2m）, 镜下常见生屑结构（见图2n）。与中—高能滩相比, 通常具高GR（见图3c）、高铀钍比特征, 相对中—强振幅、同相轴较连续的平行—亚平行反射特征（见图4b）。

2.4 深缓坡亚相沉积特征

深缓坡位于晴天浪基面之下与风暴浪基面之间, 水体较深, 以泥晶灰岩为主, 局部发育风暴滩沉积, 其沉积特征如下。

静水泥微相广泛分布于深缓坡中, 岩性以泥晶灰岩和含粉屑泥晶灰岩为主（见图2o）, 具相对高的GR（见图3d）、中铀钍比特征, 地震呈顺层中—强振幅连续或亚平行反射特征（见图4d）。

风暴滩主要是由于风暴浪扰动而形成的砾屑或砂屑滩, 呈低缓丘状, 其岩性以泥—亮晶含砾屑灰岩为主, 砾石成分主要为中低能滩泥—亮晶砂屑灰岩（见图2p）。由于风暴的偶发性, 风暴滩呈透镜状分布于静水泥中, 与静水泥微相相比具中低GR（见图3d）、低铀钍比特征。

此外, 研究区多条层拉平地震剖面分析显示, 中—下奥陶世古城地区东部发育末端变陡的斜坡带, 其与塔西缓坡共同构成了远端变陡的碳酸盐缓坡, 即在深缓坡亚相以东发育着外缓坡—盆地亚相, 其分布于风暴浪基面以下, 几乎不受风暴浪的作用, 以低能原地碳酸盐沉积及半深海沉积为主, 发育以泥质泥晶灰岩为主的静水泥微相及半深海泥岩（见图5）。

图5 塔里木盆地奥陶系碳酸盐缓坡沉积模式

3 高频层序格架内沉积微相展布
3.1 层序地层划分及特征

根据研究区奥陶系碳酸盐岩岩性组合、δ 13C含量、地震和测井曲线的差异变化特征, 可将古城地区奥陶系划分为6个三级层序, 自下而上分别为SQ1、SQ2、SQ3、SQ4、SQ5、SQ6, 其中SQ3内细分出3个四级（高频）层序（SQ3-1、SQ3-2、SQ3-3）。各级层序界面自下而上GR、U和U/Th曲线由漏斗型低值转变为齿型中—高值, δ 13C值由负偏移转为正偏移, 且界面附近地震反射同相轴连续性好, 易于划分对比。各层序分别由TST（海侵体系域）和HST（高位体系域）构成, 且主要以HST沉积为主。以GC9井为例, 对各级层序界面划分及特征进行介绍（见图6）。

图6 古城地区GC9井奥陶系层序地层和沉积微相柱状剖面图

SQ1底界面（6 722.3 m）是奥陶系和寒武系的界面。该界面之下为1套粗—中晶白云岩沉积, 沉积水体环境较局限, 界面之上为TST泥晶灰岩沉积, 反映沉积水体变得开阔。界面之上δ 13C值逐渐由负偏移转为正偏移, 于6 679.8 m处达到最大, GR、U值出现峰值, 指示海侵达到最大, 沉积速率缓慢, 积累的放射性元素含量高, 发育泥灰岩沉积。向上δ 13C值逐渐降低, 并维持在较高水平, GR、U曲线呈箱型低值特征且齿化强烈, 反映水体动荡频繁, 能量较强, 发育HST颗粒滩（云化滩、中—高能滩）沉积; 于6 460.1 m处δ 13C值达到最低值, 而后再次出现增大趋势, U、铀钍比曲线出现尖峰, 指示海平面再次开始上升。6 722.3~6 679.8 m为SQ1的TST, 以滩间海泥晶灰岩为主; 6 679.8~6 460.1 m为HST, 发育中—高能滩、云化滩及滩顶云坪微相, 沉积物粒度粗、厚度大。

SQ2底界（SQ1顶界）位于6 460.1 m, 界面之下为滩顶云坪粗—中晶白云岩, GR、U曲线呈峰丛状高值。界面之上为SQ2-TST滩间云坪粉—细晶白云岩, GR、U曲线箱型低值, 且δ 13C值依次增大, 指示水体上升。在6 391.5 m处, U、GR、铀钍比以及δ 13C均出现异常高值, 即为海泛面位置, 亦是TST与HST的分界。其中TST发育浅缓坡内带滩间云坪和云化滩沉积, HST为浅缓坡内带云化滩及滩顶云坪沉积。

SQ3底界位于6 291.8 m, 界面之下为滩顶云坪粗—中白云岩, 界面之上为滩间云坪粉—细晶白云岩, 反映缓慢海侵过程, 且于6 267.3 m海侵程度最大, 形成海泛面（GR、U曲线呈尖峰高值、δ 13C值极度偏正）。在SQ3中上部6 166.9 m和6 075.1 m存在两期洪泛面标志, 即存在两次小规模海平面升降旋回。因此, 依据岩性组合、δ 13C含量、测井曲线旋回特征, 可将SQ3划分出SQ3-1、SQ3-2、SQ3-3共3个四级层序, 层序界面分别在6 187.7 m、6 094.8 m, SQ3-1的TST主要发育滩间云坪, 沉积24.5 m粉—细晶白云岩。HST主要发育云化滩及滩顶云坪, 沉积79.6 m细—粗晶白云岩。SQ3-2沉积总厚度92.9 m, HST占比77.6%, 其中TST主要发育滩间云坪, HST主要发育云化滩和滩顶云坪。SQ3-3沉积厚度99.6 m, TST主要发育滩间海, HST主要发育中—高能滩, 且HST明显厚于TST。SQ3-1、SQ3-2主要发育浅缓坡内带亚相, 以白云岩为主, SQ3-3发育浅缓坡外带亚相, 以灰岩为主, 反映整体海侵过程。

SQ4底界位于5 995.2 m, 界面下为亮晶砂屑灰岩, 界面上为亮晶粉屑砂屑灰岩, TST发育中能滩微相, HST发育高能滩微相。SQ5底界位于5 909.1 m, 界面之下为高能滩亮晶砂屑灰岩沉积, 界面之上为滩间海泥晶灰岩和泥岩沉积, TST发育14.9 m滩间海沉积, HST发育121.8 m中—高能滩沉积。SQ6底界位于5 766.4 m, 界面之下以亮晶粉屑砂屑灰岩为主, 界面之上为泥晶灰岩沉积, 顶界位于5 680.2 m（中奥陶统顶界）, TST发育深缓坡静水泥沉积, HST发育浅缓坡外带中—高能滩沉积。

3.2 层序格架内沉积微相侧向展布

采用井震结合及骨架剖面全区控制、枢纽井点辐射闭合的方法, 分析研究区层序地层格架及沉积微相特征。研究区内中—下奥陶统各级层序发育完整, 且自西向东厚度略微减薄（与东高西低古构造格局一致）, 连续沉积, 发育多种沉积微相组合类型（见图7）。

图7 古城地区奥陶系连井层序对比和层序格架内沉积微相侧向展布图

垂向上, SQ1—SQ3-2, 研究区西部（GC13—GC9—GC8井区）以浅缓坡内带沉积为主, 各级层序下部常发育滩间云坪微相沉积, 向上逐渐过渡为云化滩及滩顶云坪微相, 且各期滩体相互叠加极大地增加了其厚度。研究区东部（CT1、CT2井区）主要发育浅缓坡外带中—高能滩与滩间海交互沉积。SQ3-3至SQ6, 研究区内以浅缓坡外带沉积为主, 向东逐渐出现深缓坡沉积, 如GC13井区发育多套浅缓坡外带中—高能滩, 而CT2井区发育多套深缓坡风暴滩、静水泥与浅缓坡外带中—高能滩、滩间海交互沉积。

横向上, SQ1发育时期, 研究区内自西向东依次由内缓坡—浅缓坡内带沉积逐渐过渡为浅缓坡外带沉积, 其中GC8井区发育浅缓坡内带多期云化滩、滩顶云坪叠合沉积, 其厚度可达120 m。SQ2发育时期海水西侵, 浅缓坡内带沉积范围向西收缩, 主要发育在GC13—GC9井区, 且层序上部云化滩厚度小、连续性差; GC8—CT1—CT2井区主要发育浅缓坡外带中—高能滩及滩间海沉积。SQ3-1发育时期海水东退, 浅缓坡内带向东扩至GC8井区, GC8井以西HST顶部发育2套稳定沉积的云化滩及滩顶云坪沉积组合, GC8井以东发育浅缓坡外带透镜状中—高能滩沉积。SQ3-2发育时期, 浅缓坡内带再次向西退缩至GC9井区, GC9井发育厚度98 m的浅缓坡内带云化滩、滩顶云坪叠合沉积, 而GC9井以东发育浅缓坡外带薄层中—高能滩沉积及滩间海沉积。SQ3-3发育时期, 浅缓坡内带继续向西退缩, GC13井HST底部发育少量云化滩沉积, 而在GC13井以东仍以浅缓坡外带沉积为主。SQ4—SQ6发育时期, 区内发育浅缓坡外带与深缓坡沉积, 且深缓坡范围有逐渐向西扩大趋势。

3.3 高频层序格架内沉积微相平面展布

井震标定结果显示, 迭代均方根振幅属性能清楚显示高能颗粒滩发育范围。结合缓坡沉积模式, 以各级层序为编图单元, 利用各层序地层厚度图、颗粒滩分布以及古地貌等单因素图件, 通过单因素分析多因素综合作图法[14], 可编制出各级层序不同体系域地层沉积微相平面图。本文以SQ3层序为例, 对研究区内高频层序格架内沉积微相平面展布特征进行介绍（见图8）。

图8 塔东古城地区奥陶系SQ3-1—SQ3-3沉积微相展布图

SQ3-1-TST沉积时期, 研究区内主要发育浅缓坡内带和浅缓坡外带亚相, 其中零星分布少量颗粒滩; SQ3-1-HST沉积时期, 随着海平面缓慢下降, 研究区西北部出现了内缓坡, 且浅缓坡逐渐东移, 颗粒滩明显增多, 云化滩及中—高能滩广泛发育, 单个滩体呈纺锤状, 主要呈近南北向不连续带状分布, 其中云化滩累计面积为225.6 km2, 中—高能滩累计面积为68.9 km2（见图8a）。SQ3-2-TST较SQ3-1-TST沉积时期的海侵规模大, 研究区内浅缓坡内带和浅缓坡外带分界线向西迁移; SQ3-2-HST沉积时期, 浅缓坡向西迁移（内缓坡西退）, 其中浅缓坡内带云化滩累计面积为165.1 km2, 浅缓坡外带中—高能滩累计面积为78.4 km2（见图8b）。SQ3-3-TST沉积时期, 研究区内发生大范围海侵, 浅缓坡再次西迁, 而研究区东部出现深缓坡沉积; SQ3-3-HST沉积时期, 自西向东依次发育浅缓坡内带、浅缓坡外带及深缓坡亚相, 其中浅缓坡外带中—高能滩明显增多, 累计面积为128.9 km2, 而浅缓坡内带云化滩明显减少, 累计面积仅为96.3 km2（见图8c）。另外值得注意的是, 大部分云化滩中（顶部）均发育规模不等的滩顶云坪, 越向西, 水体越浅, 云化滩面积越大, 且滩顶云坪规模越大。

综上所述, 从SQ1至SQ6, 海平面逐渐上升, 海水西侵, 古城地区浅缓坡不断向西退缩, 深缓坡逐渐向西扩大。然而从SQ2到SQ3-1出现了短暂的海退（见图7）, 浅缓坡内带逐次向东扩张, 区内云化滩大面积发育（见图8a）; SQ3-2至SQ3-3, 继续发生海侵, 浅缓坡内带云化滩面积逐渐减小（见图8b、图8c）; 至SQ4及以后, 研究区内几乎不发育云化滩沉积。从而形成了古城地区鹰三段中下部（SQ3-1和SQ3-2）相互叠加且紧邻层序界面准连片状分布的厚层云化滩及滩顶云坪沉积组合。

4 沉积微相和高频层序对储集层发育的制约
4.1 不同微相的储集层物性发育特征

岩心、薄片分析显示, 古城地区奥陶系碳酸盐岩储集层主要储集空间类型为晶间溶孔、溶蚀孔洞及晶间孔（见图2e—图2h）。14口井208块岩样物性测试数据显示, 不同岩石类型孔隙度差异大, 其中细—中晶白云岩的孔隙度最好, 42个样品的平均孔隙度为4.06%; 其次为粗粉—细晶白云岩, 平均孔隙度为2.76%; 颗粒灰岩的孔隙度差, 87个样品的平均孔隙度为0.85%; 粒泥灰岩—泥晶灰岩的孔隙度最差, 平均孔隙度为0.42%。

基于上述相同数据, 按不同沉积微相类型分类统计发现, 中—粗晶白云岩发育的滩顶云坪微相储集层广泛发育溶蚀孔洞及晶间溶孔, 物性最好, 平均孔隙度为4.36%, 最大可达18.60%; 其次为具残余砂屑结构中—细晶白云岩发育的云化滩微相储集层, 发育晶间孔及少量溶蚀孔洞, 平均孔隙度为3.09%, 最大可达9.10%; 粉晶白云岩发育的滩间云坪微相储集层局部发育晶间孔及裂缝, 平均孔隙度为1.61%; 颗粒灰岩发育的中—高能滩微相储集层发育少量裂缝, 平均孔隙度不到1%; 泥晶白云岩及泥晶灰岩发育的内缓坡及深缓坡亚相岩性整体致密, 几乎无储集空间。

由此可见, 不同沉积微相中岩石组合类型不同, 且储集层物性各异, 有利储集层主要分布在溶蚀孔洞发育的中—粗晶白云岩滩顶云坪微相和晶间孔、晶间溶孔发育的中—细晶白云岩云化滩微相。

4.2 高频层序和沉积微相对储集层发育的制约

沉积微相控制储集体的原生孔隙结构, 进而影响着后期孔隙的保存与改造, 层序（尤其是高频层序）控制着准同生期白云石化程度及大气淡水溶蚀作用条件[20]。浅缓坡内带高能环境沉积的颗粒滩通常位于缓坡中相对凸起之上, 随着海平面的缓慢下降, 其逐渐被暴露而极易发生淡水淋滤溶蚀作用和白云石化作用, 形成具残余砂屑结构、溶孔发育的云化滩微相储集层。云化滩顶部因时常出露水面, 遭受较强的大气淡水溶蚀, 形成各类溶蚀孔洞发育的滩顶云坪微相储集层（见图9）。

图9 塔东GC601井鹰三段高频层序、沉积微相及储集层综合解释柱状图

GC601井钻至6 041.8 m处气测显示异常, 全烃值由1.5%上升至20%。6 042.0~6 155.2 m井段连续取心资料显示, SQ3-2-HST发育6 044.8~6 064.1 m、6 069.2~6 086.7 m 2段晶间孔、晶间溶孔和溶蚀孔洞发育的云化滩及滩顶云坪微相储集层, 其物性测试孔隙度分别达3.5%、4.2%, 渗透率分别达3.7×10-3 μm2、5.9×10-3 μm2, 即下段储集层物性好于上段, 且下段气测显示也明显高于上段; 综合解释下段发育8.2 m差气层, 而上段顶部发育1.9 m差气层。然而, SQ3-2-TST的云化滩微相白云岩段, 岩心显示其发育少量晶间孔及裂缝, 几乎不发育溶蚀现象, 测试物性也明显小于上述两段, 孔隙度不到1.5%, 渗透率不到1×10-3 μm2, 综合解释仅发育4.1 m差气层。另外, 在SQ3-1-HST云化滩微相白云岩段, 其测试孔隙度可达3.8%, 高于SQ3-2-TST云化滩微相白云岩段, 与SQ3-2-HST白云岩储集层物性相当, 综合解释发育8.9 m差气层; 在SQ3-1-HST下部解释出19.6 m的可疑气层与8.1 m差气层。

因此, 古城地区奥陶系碳酸盐岩储集层主要受沉积微相与高频层序界面的共同控制, 准同生期白云石化作用和大气淡水溶蚀作用是有利储集层形成的关键。

4.3 研究区内有利储集层分布预测

基于上述认识, 分别将图8中SQ3-1、SQ3-2、SQ3-3的HST中的云化滩（含滩顶云坪）相互叠加, 结合古城地区最新钻井及油气显示情况, 综合分析发现, 各四级层序HST中的云化滩微相叠加、拼接, 形成3个近南北向云化滩微相重叠带（厚度可达200 m以上）, 分别为GC6—GC9、GC18—GC13、GC16方向重叠带（见图10）。自东向西, 重叠带云化滩微相规模、厚度依次增大。研究区内目前已获气流井（高、低产井）和显示井（见气测显示）均位于云化滩叠合区。如现今地垒高部位4口高产井GC6、GC8、GC9、GC17均位于东部GC6—GC9重叠带。中部GC18—GC13重叠带目前钻探3口井（现今构造低部位）均钻遇了百余米白云岩储集层, 测试为水层, 且供液充足, 表明该重叠带储集空间大。位于西部重叠带的GC16井也钻遇近200 m的云化滩储集层, 测试初期高产而后期水大, 定性为差气层及含气水层, 同样表明该重叠带存在一定的油气储集潜力（未获工业气流可能与后期构造改造有关[9, 13]）。

图10 古城地区奥陶系鹰三段有利储集层分布预测图

因此, HST海平面的高频震荡及缓慢下降, 可在碳酸盐缓坡的浅缓坡内带形成一定厚度的不连续窄条带状云化滩（含滩顶云坪）储集层; 随着海水的持续侵入, 云化滩发生横向迁移, 从而使不同层序、不同位置的云化滩储集层纵向叠加、横向拼接形成多个厚度大、范围广的“ 似台缘带” 云化滩及滩顶云坪优质储集层发育区。例如, 古城地区目前井控程度低的中、西部云化滩重叠带即是奥陶系白云岩储集层高发区, 可作为下一步油气勘探重点区。此外, 应加强油气输导及保存条件相关研究, 降低勘探风险。

5 结论

塔东古城地区早中奥陶世为一典型碳酸盐缓坡, 自西向东依次发育内缓坡、浅缓坡内带、浅缓坡外带及深缓坡4种亚相及泥云坪、云化滩、滩顶云坪、中—高能滩、风暴滩、滩间海等10种微相。自下而上依次发育6个三级层序, 其中SQ3层序内部发育3个四级高频层序。

碳酸盐岩储集层受沉积微相和高频层序的双重控制, 沉积微相控制其原生孔隙结构, 高频层序控制早期暴露淡水溶蚀和白云石化作用强度。浅缓坡内带云化滩残余颗粒结构中—细晶白云岩形成于准同生期颗粒滩大规模白云石化作用, 晶间孔广泛发育。层序界面之下的滩顶云坪中—粗晶白云岩时常出露水面, 发育大量溶蚀孔洞。浅缓坡外带中—高能滩颗粒灰岩, 始终处于水下, 白云石化程度低, 胶结程度高, 岩性致密。

SQ3高频层序HST云化滩和滩顶云坪纵向叠置、横向拼接形成大规模连续带状滩体储集层, 成为碳酸盐缓坡沉积的主要储集体, 值得重点评价, 同时应加强成藏要素研究, 以降低勘探风险。

符号注释：

GR—自然伽马, API; Pe—光电吸收截面指数; RLLD—深侧向电阻率, Ω · m; RLLS—浅侧向电阻率, Ω · m。

（编辑 谷江锐）

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