碳酸盐岩台地构造控制因素及源储组合模式

何宇，胡鑫，黄鑫



碳酸盐岩台地构造控制因素及源储组合模式

何宇，胡鑫，黄鑫

（成都理工大学 油气藏地质及开发工程国家重点实验室，成都 610059）

以国内外各盆地的碳酸盐岩台地实例为出发点，基于前人研究基础，将碳酸盐岩台地分为镶边大陆架型、陆架内台地和孤立台地。前者的碳酸盐一般沉积在台地边缘，后者台地向海一侧可以过渡到碳酸盐岩海相沉积，被动大陆边缘的孤立台地，碳酸盐岩台地相一般发育在碎屑岩、蒸发岩以及底部浅滩火山之上。另外，碳酸盐台地的形成受多种构造因素控制，而拉伸作用形成下的台地又可以根据运动学分为基底断块台地、旋转断块台地、生长断块台地。另外，小克拉通构造活动以及古地形地貌对于台地的发育也有重要的影响。源储组合可以分为常规组合、侧变型组合、顶生型组合、自生、自储、自盖型组合等。

碳酸盐岩台地；构造因素；源储组合；组合模式

国内外沉积相研究中，大多专家对各个地区碳酸盐岩台地的形成都进行了深入的探讨，主要从海平面升降、物源分析，以及地震相、测井方面进行研究，但从构造条件这个角度上的解释相对较少。所以本文从另一个不同的视角，从构造地质学出发，对碳酸盐岩台地的形成及其形成过程进行讨论。

2009年，顾家裕等根据碳酸盐岩台地的封闭性、镶边性及坡度和地理区域等方面特征将其分为缓坡开放型镶边台地、缓坡封闭型镶边台地、陡坡开放型镶边台地、陡坡封闭型镶边台地、缓坡开放型无镶边台地、缓坡封闭型无镶边台地、陡坡开放型无镶边台地、陡坡封闭型无镶边台地、岩隆型孤立台地、礁滩型孤立台地等[1]。而对碳酸盐岩台地的探讨，把拉升构造作用形成的拉张槽的影响因素考虑在内。

1 碳酸盐岩台地分类及其形成机制

根据前人研究成果归纳，可将碳酸盐岩台地分为镶边碳酸盐岩大陆架型台地、陆架内台地、孤立台地等。

1.1 镶边碳酸盐岩大陆架型台地

镶边碳酸盐岩台地属于浅水台地，从台地边缘到深水区其坡角迅速变陡，一般从几度到超过60°。向陆一侧容易形成低能量的泻湖，边缘可由礁滩、胶体、鮞粒灰岩、风成岩等构成[2]。在生长过程中，相对海平面上升速率的增大与盆地的断裂凹陷作用使得礁滩朝着台地内部迁移，这可能导致形成突变的向后阶升形式，从而使得该滩在原始地方的内侧一定距离重新发育起来。根据各项资料整理后发现，镶边碳酸盐岩大陆架型台地通常发育于板块碰撞收敛区，比如在新几内亚，其礁体裙边和它的复合体就绵延了数百千米。另外在前陆盆地中，板块由于聚集收敛，使得构造隆升而被限制，形成高密度的浊流，导致镶边碳酸盐岩大陆架型台地很少发育。但是在克拉通内盆地的边缘和与大陆架连通的断裂边界盆地的边缘，以及被海水淹没的区域性台地都可以发育镶边碳酸盐岩大陆架型台地，如美国Michigan basin、canning basin以及加拿大的西海岸礁群。

另外，镶边碳酸盐岩台地中，在礁边缘海一侧平缓的斜坡上以及被蒸发岩和致密云岩所遮盖的沿上倾方向尖灭的碳酸盐岩储集层能形成较大型的油气藏，如：墨西哥湾海岸盆地中二叠系的Townsend-Kemmitz油田、利比亚古新统的Intisar 大型油田。

1.2 陆架内台地

此类台地向海可以过渡为鮞粒占优势的浅水碳酸盐岩，向陆可以渐变为硅质碎屑岩。在国外部分实例中，大多为风暴成因，其沉积石英砂岩、粉砂岩。

1.3 孤立台地

孤立台地发育的各种规模均存在，从几十米到数百公里的宽度，主要发育在发生断裂的大陆壳和过渡性岩石圈上。而被动大陆边缘的大部分孤立台地主要形成于洋盆扩张的早期阶段，不仅大陆壳发生断裂，同时也发生快速沉降（图1）。在被动大陆边缘，碳酸盐岩台地相一般发育在碎屑岩、蒸发岩以及底部浅滩火山之上。

孤立台地与其他台地的区别在于其边缘是迎风的还是背风的。迎风的是广阔的，几乎没有能量沉积；背风的边缘发育障壁岛，阻碍沉积物搬运，使其在背风处沉积下来。极少的孤立台地斜坡较平缓。

2 碳酸盐岩台地的构造主控因素

碳酸盐岩台地都发育在背斜核部、断层上升盘以及底辟构造的滨海或浅海构造高点处。根据基底的受力情况，可以将碳酸盐岩台地分为三大类：拉升作用下的断块台地、挤压作用下的断块台地、底辟作用下的台地[3]。另外，相对海平面升降与斜坡的陡缓程度也影响碳酸盐岩台地的形成。

2.1 拉升作用控制下的断块台地

根据运动学上的差异，又可以将拉升作用下的断块台地分为：基底断块台地、旋转断块台地、生长断块台地等。

2.1.1 基底断块台地

在发育碳酸盐岩前就已经发生断裂，其物源供应充足，水体位于高潮线与低潮线之间，随后在断层上升盘发育碳酸盐岩岩隆，下降盘的地堑、半地堑（盆地）沉积细粒含泥质沉积物。碳酸盐岩台地的发育需要温暖浅水阳光充足的水域，太深和太浅都会抑制或者停止生长。一般地，碳酸盐岩台地和盆地沉积在纵向剖面上很形成许多套沉积组合，并且向陆地形成蒸发相和泻湖相沉积（图2）。

图1 孤立台地-海平面上升后，上升边缘和深水盆地发育

图2 基底断块台地

Leeder and Gawthrope在1987年就对在伸展构造上沉积的碳酸盐岩提出了相模式。断块构造的运动能产生和控制可容纳空间的演化以及空间和潮下碳酸盐岩特点的关系[4]。构造产生的碳酸盐岩沉积序列和沉积边界显示出体系域的穿时发育的楔形体几何特征。虽然下盘的出现发育了层序边界，但是上盘斜坡在沉降，被水体淹没，并且逐渐堆积成海侵体系域。

在早侏罗世期间，南伊比利亚大陆边缘被广泛的碳酸盐岩台地所主导。局限性的露头研究显示出在拉升断块上，同时期的深浅交替的继承上，沉积着海相碳酸盐岩。伸展断层运动控制着几何学、厚度变化、相的产生、沉积层序体系域的发育以及构造的时代背景控制着层序边界。在南伊比利亚大陆边缘的张裂早期阶段，普连斯巴奇阶，更正的解释阐明了该区域复杂的构造地层，并且确认了在jamesoni菊石带的西耐摩尔阶内部，存在着同生断层运动。更多的运动朝着菊石生物带中部发生，而有差异的区域性的断层活动发生在晚期。

2.1.2 旋转断块台地

形成模式与基底断块台地大体相似，但其上盘断块会发生旋转，其碳酸盐岩台地一般发育在下盘旋转的高点上。在下盘的凹陷低部位会先发育碳酸盐岩楔状沉积，其厚度向构造高点逐渐减薄，然后碳酸盐岩台地沉积在楔形体之上。最后，其多套的此沉积组合在剖面上形成了旋转断块台地沉积。

例如在早-中奥陶系的Taeback-san盆地，在裂陷初期，硅质碎屑沉积被搬运到台地上，局部沉积在快速沉降的裂陷盆地内[5]。台地边缘的最终破坏使得深水盆地的斜坡或台地主要被碳酸盐岩碎屑所充填。随着构造的继续沉降，相对海平面上升，碳酸盐岩台地被深水所覆盖，然后在古喀斯特角砾岩区域顶面形成了整合的海侵面[21]。向陆方向的上超沉积体现出了叠加沉积物，是在台地内部最厚的地层，朝海方向的台地边缘的碳酸盐岩地层是薄的，甚至没有沉积。碳酸盐岩碎屑随着海平面的上升而停止侵位于深盆。由于直到碳酸盐岩沉积在台地前，沉积速率都较低，所以硅质碎屑沉积覆盖了整个盆地。

2.1.3 生长断块台地

生长断块台地的形成过程包括碳酸盐岩的生长、侧向迁移和礁滩坍塌。其生长断层由于同沉积断层的出现，使得礁滩台地相边缘发生坍塌，沉积在下降盘凹陷处形成低水位沉积，然后由于物源不够充分，台地逐渐缩小，使得沉积物不稳定，继续发生垮塌。

2.2 挤压作用控制下的台地

根据挤压构造模式的不同，又可以将台地分为生长背斜台地、顶部刺穿台地、前陆边缘台地，以及前面提到的孤立台地。

图3 生长地层沉积速率与背斜隆升速率之间的关系

2.2.1 生长背斜台地

碳酸盐岩台地底部为生长背斜，生长背斜核部受风化剥蚀形成不整合面。生长背斜之上的生长地层可以通过构造剖面的几何形态推测出沉积速率和褶皱隆升速率之间的相互关系[22]。生长地层向背斜侧翼上超，并且朝翼部减薄尖灭。①发生盖顶沉积时，沉积物的沉积速率大于褶皱的隆升速率；②地层超覆下伏背斜顶部时，并向核部逐渐减薄，其生长地层沉积速率大于褶皱隆升速率；③地层上超前期生产地层，并且沉积与褶皱隆升同时发生，尖灭点距背斜核部跃进，其两者之间的速率越相近；④生长地层直接沉积在前超覆沉积地层的背斜核部顶面，生长地层顶面水平，一般地，地层厚度不变，说明构造活动处于静止状态，沉积速率大于褶皱隆升速率（图3）。

2.2.2 顶部刺穿台地

基底受挤压发生断裂形成断层，但是断层并没有切穿地表，使得地表形成隆升，而碳酸盐岩台地就发育在隆升上。在平面上一般呈带状分布。

2.2.3 前陆边缘台地

该盆地类型沉积环境为前陆盆地。浅水体时沉积在盆地中心，而水深时一般沉积在前陆盆地边缘，但物源供给较为充足时，就会在盆地中心内部出现沉积。

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举个例子，在西班牙比利牛斯山脉中南部的碳酸盐岩台地中，桑托阶到早中新统期间，构造样式转变为前陆盆地类型，碰撞在两个板块之间发生。收敛最终导致比利牛斯山脉的产生。该区域的隆升以及上白垩系地层的暴露，造成了一系列东西走向的逆冲断层[6]。

另外，在班达海弧和澳大利亚之间的碰撞是在其南东侧造成沉降的另一种可能，是南西侧不连续碳酸盐岩台地迁移的原因。这种机制是罗利沙洲泻湖充填程度不同的原因[8]。

其次，pedogenic碳酸盐岩形成的过程一般分为以下三个步骤：①硅酸盐的溶解；②通过黏土和地形剖面，孔隙中溶解离子的运移；③重新沉淀[10]。

2.3 底辟作用控制下的台地

台地下部发育盐底辟，发育在被动大陆边缘、前陆盆地、海槽中。盐底辟台地沉积直接受盐体溶解和盐底辟隆升的控制影响。

2.4 小克拉通构造活动对台地演化的影响

塔里木盆地是全国最大的一个叠合盆地，其塔中地区的大部分断裂带都发育在早古生界碳酸盐岩地层内，断层的活动对该地的碳酸盐岩台地的发展与演化起着重要的控制作用[9]。尤其是寒武系至奥陶系的碳酸盐岩地层，分布范围广，厚度大，油气的生烃潜力也非常大[10]。在前震旦纪，因为地壳的拉升作用，塔里木盆地小克拉通开始裂解，形成许多地块，随后发育大洋盆地、裂陷槽盆地，并且有东西分异的特点。直到早奥陶世，其由东西向的拉升构造运动转变为南北向的挤压运动，并且形成塔南西隆起、塔南东隆起、塔北隆起、塔中隆起，然后台地的沉积格局形成。接着，随着挤压作用的加强，塔南西的台地分裂成三个东-西走向的碳酸盐岩台地[11]。

2.5 古地貌（形）控制下的台地

上面提到了构造运动对碳酸盐岩台地的强烈影响，而构造运动引起的高低不一的古地貌或坡度也对台地起着强烈的控制作用。也就是说，断层和盐底辟的发育对地貌有着改变，进而改变了沉积环境，引起了沉积物及沉积相的变化。当斜坡较陡时，形成的碳酸盐岩粒度大、结晶好，如亮晶鮞粒灰岩、生物碎屑灰岩。且地貌较高的区域，更容易泥质含量少，形成生物礁。因此可以认为古地貌控制着台地的分布及类型发育。

2.6 海平面升降控制下的台地

3 实例分析有效源储组合模式

辽河陈家洼陷湖碳酸盐岩源储组合表

类型岩性特征源储定量比特征描述含油性比例 储层厚度源岩厚度源储比例富含油油斑油迹荧光 纯源岩型050~140>20大套纯泥岩发育，也见油页岩，页岩段中无碳酸盐岩储层0000 储层嵌入型2~520~12010~4大套泥岩发育，中夹薄层云岩、泥质灰岩，有碳酸盐岩发育段多富含油80%20%00 源夹储型5~4010~451.5~0.8泥夹碳酸盐岩，泥岩可为泥灰岩、页岩和油页岩，夹白云岩储层，单层厚度在5m以上4%44%30%22% 指状交互型2~155~201.2~0.8碳酸盐岩、泥岩薄互层频繁交互，二者累积厚度大致相当，单层厚度在2~10m内31%46%8%15% 储夹源型10~405~200.6~0.4碳酸盐岩夹泥岩，一般位于杜三段，碳酸盐岩厚度大于泥岩2%75%18%5% 源岩嵌入型20~405~100.4~0.1大套储层发育，储层中夹薄层油页岩、泥岩或页岩，页岩厚度5m以下1%30%9%60%

源储组合也可以广义称为生储盖组合，是指紧邻的生油层、储集层、盖层在空间上的有规律的相互配置关系。另外根据其在时间、空间上的相互关系，目前可以将生储盖组合分为四种类型。常规组合、侧变型组合、顶生型组合、自生、自储、自盖型组合。

3.1 四川盆地有效源储组合模式

对于碎屑岩储层，四川盆地须家河组发育3套广泛的致密砂岩储层和泥质烃源岩生油层，其运移和聚集成藏受有效源储组合控制[13]。对于碳酸盐岩储层，就以下寒武统为例。根据许多学者的研究，麦地坪组和筇竹寺组是非常好的烃源岩，主要包括许多硅质或碳质页岩和大陆架的黑色泥岩，而沧浪铺组是滨海的台地相沉积，并且龙王庙组、高台组、洗象池组是碳酸盐岩、蒸发共生系统的代表（即是，海相沉积系统由碳酸盐岩、硫酸盐岩、卤代物、砂岩以及不等量的泥岩组成）。一个确定规模的气藏就是在资阳-威远，磨溪-高石区域的龙王庙组和洗象池组的寒武系碳酸盐岩-蒸发岩系统中发现的[14]。从下至上，页岩、碳酸盐岩、蒸发岩这正好组成了一套优质的生储盖系统。寒武系的碳酸盐岩-蒸发岩共生系统是复杂的，它被古地理结构、颗粒滩和层序边界所控制。有利的储层主要分布在不同粒序暴露的层序表面附近，经常在古隆起的颗粒滩或其周围，或者在台地边缘区域，有5~50m。

在印支-燕山时期，周缘的前陆盆地在四川盆地北和北西边缘发育，形成了大量的高角度或低角度断层，贯穿筇竹寺，形成运移通道，使其烃源岩的烃类能够初次运移，并且使龙王庙碳酸盐岩储层渗透率显著提高[15]。

3.2 辽河陈家洼陷的源储组合

辽河陈家洼陷沉积环境为闭塞湖湾，储集层主要在沙河街组四段沉积。烃源岩的有机碳含量范围广，在1.9%~7.2%，Ro值在0.4%~0.7%，为未成熟到成熟，其岩性为云质泥岩。陈家洼陷沙四段的储层主要分布在鮞粒浅滩、白云浅滩等微相中，这些碳酸盐岩浅滩储层与黑色页岩、灰褐色油页岩互层，非常有利于油气的储层运移及成藏[23]。另外，根据沙四段的源储配置关系，可以将源储模式按储层比例依次增大进行分类：纯烃源岩型、储层嵌入型、源夹储型、指状交互型、储夹源型、源岩嵌入型[16]（表1）。其中储层嵌入型、源夹储型、指状交互型是理想的源储类型，储集层的含油性通常非常好，若纯烃源岩型存在小套储集层也是很完美的；其次，储夹源型、源岩嵌入型，由于烃源岩厚度较小，有机碳含量低，使得含油性较差，为非理想型。

3.3 鄂尔多斯盆地西部源储组合

鄂尔多斯盆地西部主要的碳酸盐岩含气层之一是古生界奥陶系，其以较深水的海槽沉积为主，是天然气勘探的重点区域。工区较好的储层为岩溶缝洞型、白云岩型、礁滩型三类，其源储组合主要是自生自储和上生下储两类[17]。

该盆地奥陶系储集层由石炭系-二叠系的煤系烃源岩生成的天然气烃类从上向下，由奥陶系顶面不整合面或者是断裂带运移到该层系的桌子山组、克里摩里组储集层中，形成了上生下储的源储组合。而对于自生自储主要针对奥陶系的乌拉力克组海相烃源岩，同样在奥陶系的桌子山组和克里莫组成藏，形成第二种自生自储的源储组合。

鄂尔多斯盆地西部自生自储的形成主要是因为该区奥陶系海相烃源岩达136m，相当厚，这样就既是优质储层，也是密封性好的盖层，使得生成的天然气更加利于运移到克里摩里组岩溶缝洞型储层成藏。而上生下储的组合是由于地层在晚奥陶世经历了暴露剥蚀，在其顶部形成了不整合面，使得桌子山组、克里莫组储集岩与石炭系-二叠系的煤系烃源岩直接接触，使得烃类气体更加容易向下运移，最后成藏在白云岩、礁滩和岩溶缝洞型储层中。

3.4 渤海湾盆地冀中拗陷束鹿凹陷源储组合

束鹿凹陷是源储一体的致密油藏，而致密油是当今油气勘探新阶段的一热门研究方向之一。其储层或是致密碳酸盐岩，或是致密砂岩，或者储层与生油层互层，并且断带裂也是致密混合储层的重要储集空间，影响着产能[18]。在渤海湾盆地，主要以致密碳酸盐岩油藏为主，致密灰岩或白云岩与泥岩互层，累计厚度较小，单层厚度也小。其沙三下亚段，生油层和储集层呈互层式分布，且接触紧密，源储系统紧紧相邻，是非常典型的源储一体式的[19]。

另外对于国外土耳其的Kozakli盆地，为很常见的下生上储式，有潜力的烃源岩和储集岩为海侵-海退的碳酸盐岩滩，深海水页岩和砂岩，以及煤和沥青相[20]。

4 结论

本文中碳酸盐岩台地分为镶边碳酸盐岩大陆架型台地、陆架内台地和孤立台地。并且拉升作用主要受拉升、挤压和底辟的控制作用，另外构造或非构造引起的相对海平面升降也是一个重要的控制因素。

源储组合可以分为常规组合、侧变型组合、顶生型组合、自生、自储、自盖型组合。常见的为下生上储式，在致密岩中，以源储互层式为最优。

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Tectonic Control Factors and Source-Reservoir Assemblage Mode of Carbonate Platform

HE Yu HU Xin HUANG Xin

(Key Lab. of Information Technology & Application for Land and Resources, MLR, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059)

Carbonate platform may be divided into rimmed continental shelf platform, inner shelf platform and isolated platform. The formation of carbonate platform is controlled by such factors as tectonism, landform and topography. The carbonate platform resulting from stretching may be subdivided into basement fault block platform,rotation block platform and growth fault block platform. The source-reservoir assemblage may be divided into conventional array, lateral variant array, acrogenesis array and regional assemblage rock, reservoir and caprock.

carbonate platform; tectonic factor; source-reservoir assemblage; assemblage mode

P618.13

A

1006-0995（2018）02-0239-06

10.3969/j.issn.1006-0995.2018.02.013

2017-09-20

何宇（1993-），男，四川人，硕士研究生在读，主要从事川西龙门山构造的研究