彭 军，夏 梦，曹 飞，夏金刚，李 峰

（1.西南石油大学地球科学与技术学院，成都 610500；2.天然气地质四川省重点实验室，成都 610500；3.中国石化西北油田分公司勘探开发研究院，乌鲁木齐 830000）

0 引言

塔里木盆地油气资源潜力巨大，奥陶系鹰山组与一间房组碳酸盐岩层段是重要的油气储集层段之一［1］。近年来，塔里木盆地顺北地区奥陶系油气勘探获得重大突破，揭示了其具有良好的勘探前景，众多学者在构造、层序、储层等多个方面展开了深入的研究，并取得了显著成果［2-5］。林波等［6］以富含油气的顺北1 号断裂与顺北5 号断裂为研究对象，对走滑断裂垂向构造样式、平面分段样式、空间结构等开展了系统研究，提出走滑断裂在不同构造层具有“分层变形、分段演化”的构造变形特征，其在平面分段、纵向构造、活动强度和空间结构等方面的差异是导致顺北1号断裂和顺北5 号断裂油气差异富集的根本原因；王文博等［7］依据全球海平面变化，结合钻井及地震资料，将顺北地区奥陶系下统—中统碳酸盐岩划分为1 个二级层序与8 个三级层序，总结了每个层序界面及层序内部特征，提出顺北地区奥陶系碳酸盐岩发育3 种层序模式：海侵、高位与低位模式；陈坤［8］通过对顺托果勒地区的地震属性、测井、钻录井响应和岩心孔渗特征的综合分析，得出顺北地区储层的发育与岩性相关性差，而主要受与走滑断裂相关的流体控制。目前，关于塔里木盆地奥陶系沉积相的研究成果已比较丰富［9］，但是针对构造位置较深的顺托果勒低隆起，尤其是顺北地区沉积相的研究较少，沉积微相的划分还存在争议。陈代钊等［10］依据碳酸盐岩岩相学特征，在鹰山组下段识别出9 种微相类型，上段识别出6 种微相类型，在一间房组下段识别出8 种微相类型，上段识别出6 种微相类型；王天宇等［11］在顺南地区一间房组识别出7 种微相类型及3 种微相组合；赵锐等［12］在顺托果勒低隆起识别出半局限潮下带和开阔潮下带2 种沉积相类型；许大钊［13］、王玉伟［14］认为顺托果勒地区鹰山组与一间房组碳酸盐岩地层为开阔台地相沉积，包括台内滩和台坪2种亚相；肖玮绮［15］在顺托果勒地区奥陶系鹰山组中识别出局限台地、开阔台地及台地边缘3 种沉积相。

综上所述，关于顺北地区奥陶系鹰山组与一间房组沉积特征的研究尚较为薄弱，特别是沉积微相划分及演化还未达成共识。因此，在充分吸取已有研究成果、结合现有资料的基础上，以矿物学和碳酸盐岩沉积学等理论为指导，通过开展岩心观察、薄片鉴定、常规测井曲线和成像测井图像分析以及元素地球化学测试，对顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组沉积环境进行了分析，结合沉积相识别标志，对研究区沉积相发育特征及分布规律开展综合研究，以期为进一步深化油气勘探提供地质依据与参考。

1 区域地质概况

顺北地区位于塔里木盆地顺托果勒低隆起的西北部，该低隆起东部为满加尔坳陷，西部为阿瓦提坳陷，南部紧邻卡塔克隆起，北部接沙雅隆起，位于“两隆两坳”之间，呈马鞍状展布。顺北一区构造位置处于阿瓦提坳陷、沙雅隆起与顺托果勒低隆起的结合部［16］，呈现北高南低，东高西低的构造形态［17］（图1a）。顺托果勒低隆起先后经历了多期构造演化，在寒武纪—早奥陶世处于台地内部，经历了区域性稳定的构造沉降［18］，沉积序列完整，整体为碳酸盐岩台地沉积环境。中奥陶世晚期，在加里东中期Ⅰ幕运动的影响下发生区域性隆升［19］，顺托果勒低隆起形成。中—晚奥陶世，盆地经历了加里东中期Ⅱ幕和Ⅲ幕运动，处于持续收缩的挤压阶段，顺托果勒地区形成南北两端翘倾构造，整个挤压状态持续至加里东晚期—海西早期。海西中晚期—燕山期，顺托果勒构造稳定。喜马拉雅期，阿瓦提坳陷加速沉降，顺托果勒地区高点东移，形成现今的构造格局［20］。已有研究表明，塔里木盆地顺北地区奥陶系地层发育齐全，自下而上分为下统蓬莱坝组、中下统鹰山组、中统一间房组、上统恰尔巴克组、良里塔格组及桑塔木组。以往对鹰山组的研究通常将其划分为上、下2 段［21-23］，沉积厚度为331～809 m［15］。研究区鹰山组下段以白云岩和云质灰岩为主，云化现象较为明显，上段以灰色泥微晶灰岩为主，上、下2 段存在明显的岩性突变，易于识别［21］。一间房组在研究区内发育广泛且厚度稳定，为68～155 m，岩性种类较多，泥晶灰岩与亮晶颗粒灰岩均有分布。目前钻穿鹰山组下段的钻井较少，一间房组均钻穿。此次研究的目的层段为鹰山组上段与一间房组，依据岩心及测、录井资料，将鹰山组上段自下而上细分为下亚段及上亚段，一间房组细分为下段和上段［24］。其中，鹰山组上段下亚段岩石类型以泥晶灰岩和泥晶砂屑灰岩为主，可见少量云质灰岩，且白云石含量向上逐渐减少；上亚段岩石类型以泥晶灰岩和泥晶砂屑灰岩为主，可见少量生屑。一间房组下段岩石类型以泥晶颗粒灰岩为主，其次为泥晶灰岩；上段岩石类型主要为泥晶灰岩和泥晶颗粒灰岩，生物碎屑含量较多且种类丰富（图1b）。

图1 塔里木盆地顺北一区构造位置简图（a）、奥陶系鹰山组上段与一间房组岩性地层综合柱状图（b）1.顺托果勒低隆起；2.西南坳陷区；3.麦盖提斜坡；4.巴楚隆起；5.柯坪隆起；6.阿瓦提坳陷；7.库车坳陷；8.沙雅隆起；9.库鲁塔克隆起；10.孔雀河斜坡；11.满加尔坳陷；12.古城墟隆起；13.卡塔克隆起；14.塘古巴坳陷；15.东南断隆带Fig.1 Structural location（a）and stratigraphic column of O1-2y-O2yj（b）in Shunbei-1 area，Tarim Basin

2 沉积环境

目前关于塔里木盆地顺托果勒低隆起沉积环境的研究较少，对鹰山组上段与一间房组沉积时期的沉积环境缺乏系统的分析。为此，利用元素地球化学分析方法，对顺北一区碳酸盐岩主量、微量元素含量及特定元素比值进行分析（表1），从古水深、古温度与古气候、古氧化还原条件及古盐度等4 个方面进行探究，并结合沉积背景及沉积特征，对顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组沉积环境进行系统分析。

表1 塔里木盆地顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组岩石中元素质量分数及比值特征Table 1 Element mass fraction and ratio of O1-2y-O2yj in Shunbei-1 area，Tarim Basin

2.1 古水深

（1）Mn 质量分数：当Mn 质量分数大于200×10-6时，沉积环境为深水环境；当Mn 质量分数小于200×10-6时，沉积环境为浅水环境［26］。研究区奥陶系鹰山组上段与一间房组Mn 的质量分数大于200×10-6，整体为半深水—深水环境。

（2）Sr/Ba 值：Sr 和Ba 元素的化学性质相似，但在水体中的迁移能力却有差异，Ba 元素的迁移能力较Sr 元素弱，故Sr/Ba 值可以用来反映古水深的变化，且该比值与古水深成正比［27］。研究区鹰山组上段下亚段的Sr/Ba 平均值为2.025 4，上亚段平均值为2.855 2；一间房组下段的Sr/Ba 平均值为2.934 9，上段平均值为2.907 9。由此说明，由鹰山组上段下亚段至一间房组水体深度由浅变深再变浅，且一间房组下段水体较鹰山组上段上亚段深。

2.2 古温度与古气候

（1）Sr 质量分数：已有研究表明，Sr 含量与古水温具有一定关系，通过经验公式：Sr=2 578-80.8T（T为古水温）可以计算出古水温，该公式的可信度及准确性已被众多学者验证［27-28］。通过经验公式分析古水温可得出，研究区古水温为25.73～25.78 ℃，平均值为25.77 ℃，说明研究区在鹰山组上段与一间房组沉积时期为暖水环境。

（2）Mg/Ca值：Mg 含量的变化与古水温的变化具有良好的响应关系，Mg/Ca 值与古温度成反比，且高值反映干热气候，低值反映潮湿气候［29］。通过对Mg/Ca 均值的分析得出，研究区鹰山组上段与一间房组均值较低且差别不大，整体反映了温暖潮湿的沉积环境。

2.3 氧化还原条件

（1）U/Th 值：氧化环境下U 的迁移能力较强，而还原环境下迁移能力较弱；Th 在还原性水体中性质相对稳定。这2 种元素在不同氧化还原条件下富集规律存在差异，利用这些差异便可判别沉积时期的氧化还原条件［30］。U/Th＞1.25时为厌氧环境，0.75＜U/Th＜1.25时为贫氧环境，U/Th＜0.75时为富氧环境［31］。研究区U/Th 值为0.394 5～16.399 4，平均为2.019 4，且U/Th值＜0.75的占9.1%，0.75＜U/Th＜1.25 的占50.2%，U/Th＞1.25 的占40.6%（图2a）。由此可见，顺北一区在奥陶系鹰山组上段与一间房组沉积时期为贫氧—缺氧的弱氧化—弱还原环境。

（2）δU 值：吴朝东等［25］提出公式δU=2U/（Th/3+U），利用计算出的δU 值来表征氧化还原环境，δU＞1时为缺氧环境，δU＜1时为富氧环境［32］。通过计算得知，研究区δU值为0.309 2～1.783 5，平均值为1.285 2，其中δU＞1 的占78.6%，δU＜1 的占21.0%（图2b），整体处于弱氧化—弱还原的沉积环境。

图2 塔里木盆地顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组古氧化还原环境判别指标区间分布Fig.2 Interval distribution of paleo-redox environmental indicators of O1-2y-O2yj in Shunbei-1 area，Tarim Basin

2.4 古盐度

（1）Sr/Ba 值：在自然界的水体中，Sr 的迁移能力比Ba 强，当水体盐度较低时，Sr 离子与Ba 离子都以重碳酸盐的形式出现，但当水体盐度增大时，Ba 离子会先于Sr 离子沉淀。当水体盐度增大到一定程度时，Sr 离子也开始沉淀，故利用Sr/Ba 值可以很好地对沉积时水体的古盐度进行判别。当Sr/Ba＞1.0 时，为海水沉积，0.5＜Sr/Ba＜1.0 时为半咸水沉积，Sr/Ba＜1.0 时为淡水沉积［33］。研究区的Sr/Ba值为0.053 8～37.666 7，平均值为2.939 4，且比值全部大于1，显示为海相沉积环境。

（2）Sr/Ca 值：该指标在咸水环境中为高值，在淡水环境中为低值，当Sr/Ca＞1时指示为海相沉积环境［34］。研究区Sr/Ca 值为0.010 6～17.917 0，平均值为6.808 3，比值全部大于1，指示为盐度正常的海相沉积环境。

综上所述，依据地球化学指标可推断出，顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组沉积时期整体处于水体由深变浅、盐度正常、温暖潮湿的弱氧化—弱还原的海相沉积环境中。

3 沉积相识别标志

3.1 沉积学标志

沉积岩的颜色可以反映出沉积时的氧化还原条件和水体的相对深度。顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组岩石颜色总体呈浅灰色、灰色及深灰色。一间房组岩石整体颜色偏浅，多呈浅灰色和灰色（图3a，3b），反映了在一间房组沉积时期水体相对较浅，为弱氧化—弱还原的沉积环境；鹰山组上段岩石颜色相对较深，以灰色和深灰色为主，局部可见灰黑色（图3c，3d），表明在该沉积时期水体相对较深，与古水深及古氧化还原性的地球化学指标相对应，表明顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组沉积时期水体由深变浅，整体处于弱氧化—弱还原的沉积环境。

沉积构造是重要的相标志，原生沉积构造可以反映沉积时的水动力条件，由此可以判断沉积相及沉积环境。顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组常见以下沉积构造：①块状构造。组成岩石的矿物在整块岩石中分布均匀，岩石各部分成分和结构均一，肉眼不能分辨彼此界限。块状构造是研究区内最常见的沉积构造（图3e）。②纹层状构造。在纹层状构造中，纹层的厚度与水动力条件呈正相关关系。研究区奥陶系鹰山组上段与一间房组岩石中发育有机质纹层和泥质纹层，纹层细密且平直，指示了低能静水的沉积环境（图3f）。

图3 塔里木盆地顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组岩心颜色及沉积构造特征（a）浅灰色微晶—亮晶颗粒灰岩，SHB2 井，O2yj，7 445.50 m；（b）灰色泥晶灰岩，SHB2 井，O2yj，7 355.85～7 355.95 m；（c）深灰色颗粒灰岩，SHB2 井，O1-2y，7 524.60 m；（d）灰黑色泥晶灰岩，SHB2 井，O1-2y，7 526.91～7 526.95 m；（e）块状构造，泥晶灰岩，SHBP3 H 井，O2yj，7 428.72～7 428.92 m；（f）纹层状构造，泥晶灰岩，SHBY1 井，O1-2y，8 004.54～8 004.77 mFig.3 Core color and sedimentary structure characteristics of O1-2y-O2 yj in Shunbei-1 area，Tarim Basin

顺北一区鹰山组上段与一间房组主要发育石灰岩，可见少量白云岩及硅质岩。不同的岩石类型可以反映沉积时水动力条件的差异。通过岩心观察及镜下薄片鉴定，根据其结构及矿物成分等，结合曾允孚等［35］的碳酸盐岩分类方案，将研究区奥陶系鹰山组上段与一间房组的岩石类型分为三大类，每类岩石又可进行细分（表2）。其中，泥晶灰岩类和颗粒灰岩类岩石可以很好地反映沉积环境及沉积相，故重点对这2 类岩石类型进行分析。①泥晶灰岩类。泥晶灰岩类岩石是研究区内广泛发育的岩石类型。在岩心上多呈灰色和灰黑色，镜下表现为灰泥支撑结构，灰泥的体积分数为50%。此类岩石颗粒含量很低，仅部分可见少量颗粒组分，颗粒类型主要为内碎屑及生屑。依据颗粒含量及类型的不同，又将泥晶灰岩类岩石分为泥晶灰岩类（图4a）、含颗粒泥晶灰岩类（颗粒体积分数为5%～25%）（图4b—4d）及颗粒泥晶灰岩类（体积分数为25%～50%）。泥晶灰岩类岩石主要发育于缺少强水动力的低能环境中，随水动力的增强，颗粒含量会略微增大，但仍为低能环境的产物。②颗粒灰岩类。颗粒灰岩类岩石为颗粒支撑结构，且颗粒组分的体积分数为50%。在岩心上多呈灰色和浅灰色，在镜下可观察到不同类型的颗粒，主要包括生屑和砂屑，偶见砾屑。颗粒灰岩类岩石整体发育于水动力较强的沉积环境中，依据其填隙物的不同，将其分为泥晶颗粒灰岩类和亮晶颗粒灰岩类岩石。泥晶颗粒灰岩类岩石颗粒分选性较差，磨圆度一般，颗粒间被灰泥充填，发育于中等—较强的水动力环境中。按照颗粒类型和含量的不同又可进一步划分为泥晶砂屑灰岩（砂屑的体积分数大于50%）、泥晶生屑灰岩（生屑的体积分数大于50%）和泥晶颗粒灰岩（颗粒类型多，且体积分数均小于50%）3 种（图4e—4g）。亮晶颗粒灰岩类岩石（图4h，4i）颗粒分选性一般，磨圆度较好，且颗粒间以亮晶方解石胶结为主，反映了其发育于强水动力环境中。按颗粒组分的类型和含量不同可进一步划分为亮晶砂屑灰岩（砂屑的体积分数大于50%）、亮晶生屑灰岩（生屑的体积分数大于50%）和亮晶颗粒灰岩（颗粒类型多，且其体积分数均小于50%）3 种岩石类型。

表2 塔里木盆地顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组岩石类型划分Table 2 Classification of rock types of O1-2y-O2yj in Shunbei-1 area，Tarim Basin

图4 塔里木盆地顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组不同岩石类型及古生物特征（a）泥晶灰岩，SHB2 井，O1-2y，7 521.32 m，普通薄片，正交偏光；（b）含砂屑泥晶灰岩，顺北53 X 井，O2yj，7 943.00 m，普通薄片，单偏光；（c）含生屑泥晶灰岩，SHB5 井，O2yj，7 332.20 m，普通薄片，单偏光；（d）含颗粒泥晶灰岩，SHBP2 H 井，O2yj，7 520.00 m，普通薄片，正交偏光；（e）泥晶砂屑灰岩，SHB5-6 井，O2yj，8 026.00 m，普通薄片，单偏光；（f）泥晶生屑灰岩，SHB2 井，O2yj，7 364.82～7 364.84 m，普通薄片，单偏光；（g）泥晶颗粒灰岩，SHB51 X 井，O2yj，7 568.37～7 568.46 m，普通薄片，单偏光；（h）亮晶砂屑灰岩，SHB53 X 井，O2yj，7 949.00 m，普通薄片，单偏光；（i）亮晶颗粒灰岩，SHB7 井，O1-2y，7 660.00～7 661.00 m，普通薄片，单偏光；（j）海百合，SHB1-7 H，O2yj，7 355.80～7 355.94 m；（k）三叶虫碎片，SHBP1 H，O2yj，7 777.83～7 778.00 m；（l）介形虫，SHB2，O2yj，7 732.05 m，普通薄片，单偏光Fig.4 Different rock types and paleontological characteristics of O1-2y-O2yj in Shunbei-1 area，Tarim Basin

依据对顺北一区2 000 余张岩石薄片镜下鉴定的分析与统计可得出，研究区鹰山组上段与一间房组主要发育泥晶灰岩和泥晶颗粒灰岩，可见少量的亮晶颗粒灰岩（图5a），反映出沉积时期的水动力条件较弱—中等，缺乏强水动力条件。进一步研究顺北一区鹰山组上段与一间房组的岩石类型分布（图5b）后发现，鹰山组上段主要发育泥晶灰岩和少量泥晶颗粒灰岩，几乎不发育亮晶颗粒灰岩；在一间房组沉积时期，泥晶灰岩和泥晶颗粒灰岩均较发育，亮晶颗粒灰岩仍发育较少。由此可知，研究区鹰山组上段沉积时期水动力能量整体弱于一间房组，水体深度整体大于一间房组，与古水深地球化学指标和岩石颜色的判别结果相一致。

图5 塔里木盆地顺北一区奥陶系岩石类型（a）及鹰山组上段与一间房组岩石类型（b）分布图Fig.5 Rock types of Ordovician（a）and O1-2y-O2yj（b）in Shunbei-1 area，Tarim Basin

3.2 古生物标志

通过镜下薄片观察发现，顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组生物碎屑十分发育。在研究区识别出海百合、介形虫、三叶虫、腹足、腕足等生物化石及碎片（图4j—4l）。海百合属于棘皮动物类，只能生活在正常盐度的浅海中；介形虫、腹足类生物既可以在海水中生活，也可以在淡水中生活；腕足是底栖生物类型，反映正常浅海环境。研究区内生物碎屑类型总体反映了正常的浅海沉积环境，与古盐度地球化学指标的判别结果相吻合。

3.3 测井相标志

测井相是沉积相的一个重要识别标志，不同的测井相不仅可以反映出沉积时水动力条件的差异，还与沉积微相具有较好的对应关系。在使用测井相标志识别沉积相时，通常使用的是常规测井曲线，包含自然伽马、自然电位及声波时差等。然而在岩性识别、沉积微相判别中，常规测井曲线资料往往具有一定的局限性，微电阻率扫描成像测井可提供井筒周围地层的可视化图像，在沉积微相研究中具有明显优势［36］，故成像测井在碳酸盐岩沉积相研究中的应用愈发广泛。

3.3.1 常规测井相标志

通过对顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组常规测井资料进行分析，以GR曲线的幅度、形态、圆滑程度及接触关系等特征来研究沉积微相，研究区常见以下4 种类型的GR曲线。①箱形：箱形曲线顶底突变，曲线的顶部和底部都呈低—高值间的高幅突变接触关系，相对于围岩呈平缓箱形，反映了浅水稳定的沉积环境，水动力条件中等，对应岩性以泥晶生屑灰岩和泥晶砂屑灰岩为主，指示灰坪微相类型（图6a）。②钟形：该类测井曲线GR值自下而上逐渐增大，自下而上粒度变细，反映了水体能量由下至上逐渐减弱，岩性以泥晶灰岩类和泥晶砂屑灰岩为主，指示微相类型由砂屑滩变为灰坪（图6b）。③指形：此类测井曲线特征表现为GR值在一定的周期内反复，形态上表现为尖峰状或圆滑指形，反映了沉积时水动力条件较强且较为动荡，岩性以泥晶砂屑灰岩和泥晶颗粒灰岩为主，指示生屑滩微相类型（图6c）。④漏斗形：漏斗形测井曲线在形态上表现为上部较下部大，GR值向上递减。此类测井曲线与钟形刚好相反，反映了水体能量向上逐渐增强，粒度自下而上逐渐变粗，岩性自下而上为泥晶灰岩和泥晶砂屑灰岩、泥晶生屑灰岩及泥晶颗粒灰岩，指示微相类型由灰坪转变为颗粒滩（图6d）。

图6 塔里木盆地顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组岩-电-相模型Fig.6 Petro-electro-phase model of O1-2y-O2yj in Shunbei-1 area，Tarim Basin

3.3.2 成像测井相标志

成像测井图像有2 种类型：静态图像和动态图像。静态图像颜色反映沉积环境能量的高低，动态图像结构（图像的均匀程度和纹理特征）反映沉积结构和构造、各种颗粒形态及分布。一般来说，静态图像中深色区代表了高阻区块，浅色区代表低阻区块；动态图像可以划分为块状相、层状相和斑状相。电成像从块状、厚层状逐渐向薄层状转变，反映沉积环境从高能向低能变化［37］。根据电成像测井资料，顺北一区鹰山组上段和一间房组可见以下3 类测井相。①块状相：块状相在成像测井上表现为图像颜色较为均匀，静态图像颜色较深，为黑色、棕色；动态图像颜色以黄色、白色系为主（图7a）。②层状相：其特点是图像颜色不均匀，内部有纹理或成层构造，静态图像上表现为高亮黄白色，有少量暗斑出现；动态图像上为芝麻状白色细小亮斑，有少量暗斑（图7b）。③斑状相：斑状相的图像颜色不均匀且呈斑状。静态图像上斑状为棕色，背景颜色较亮；动态图像上斑块颜色较深。电成像从块状、厚层状逐渐向薄层状转变，反映沉积环境从高能向低能变化（图7c）。研究区成像测井资料中常见层状相及斑状相，说明在该沉积时期，沉积环境整体为低能环境。

图7 塔里木盆地顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组成像测井相特征Fig.7 Logging facies identification marks of O1-2y-O2yj in Shunbei-1 area，Tarim Basin

4 沉积特征及演化

4.1 沉积相划分

通过岩心观察、镜下薄片鉴定及元素地球化学资料、常规测井资料、成像测井资料的综合分析，总结沉积特征、古生物特征及测井相特征，建立岩-电-相模型，结合现有研究成果，将顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组沉积相划分为开阔台地相，发育台坪和台内滩2 个亚相，可进一步细分为灰坪、云坪、云灰坪、砂屑滩、生屑滩及颗粒滩6 个微相（表3）。

表3 塔里木盆地顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组沉积相划分Table 3 Sedimentary facies division of O1-2y-O2yj in Shunbei-1 area，Tarim Basin

4.2 沉积相特征

开阔台地指位于台地边缘礁、滩之后，局限台地之前的广阔海域。海底地形平坦，水体深度在数米至数十米不等，海水循环较良好，盐度基本正常，主要在浪基面以下发生沉积作用，并可能受到波浪或潮汐的改造。在此水体环境下，生物多以广盐度为主，且生物类型丰富。顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组开阔台地相岩石类型主要为泥晶灰岩、砂屑灰岩、生屑灰岩和颗粒灰岩等，生物碎屑包括海百合、介形虫、三叶虫、腹足、腕足等。

4.2.1 台坪亚相

台坪是开阔台地内地势相对较低的平坦位置，一般位于正常浪基面之下，水体较深，为低能还原的沉积环境。顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组台坪亚相在岩心上以深灰色、黑灰色块状构造为主，见纹层状构造发育，岩石类型以泥晶灰岩类为主，包含3 个微相。①灰坪微相：灰坪微相在研究区广泛发育。该微相沉积水体深且能量弱，岩石类型以灰色的泥晶灰岩为主，夹杂少量砂屑灰岩、生屑灰岩、颗粒灰岩等。GR曲线呈低值齿状箱形，偶有小幅波动；在成像测井上表现为明暗相间的互层状。②云灰坪微相：岩性主要为浅灰色的云质灰岩，夹少量泥晶灰岩。③云坪微相：此微相在岩性上为各种类型的白云岩。

4.2.2 台内滩亚相

台内滩处于水体能量较低的开阔台地中的相对高能位置，由于水流和波浪的作用对沉积环境影响较大，沉积下来的各类灰岩在波浪或潮汐作用的影响下发生破碎，并接受簸选再沉积，而形成粒屑滩。顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组台内滩亚相的岩石类型以颗粒灰岩类为主，颗粒大部分为次圆状，分选性一般；颗粒间多以泥晶基质为主，也可见亮晶方解石填隙物，生物碎屑含量较多且种类丰富，此亚相包含3 个微相。①砂屑滩微相：砂屑滩是台内滩亚相中发育最广泛的微相类型。砂屑滩微相沉积时水体能量较强，岩石类型为泥晶砂屑灰岩和亮晶砂屑灰岩。GR测井曲线呈低值箱形或指形，成像测井图像上呈暗斑相。②生屑滩微相：主要发育低能生屑滩，水动力条件较弱。生屑滩微相的岩石类型主要为泥晶生屑灰岩，常见的生物碎屑类型有三叶虫、腕足、海百合等，生物碎屑含量多，杂乱堆积。研究区GR测井曲线值低，变化幅度小，呈低值箱形和指形，在成像测井图像上显示为层状相。③颗粒滩微相：颗粒滩沉积时水体能量强，是区内水动能最强的微相。该微相主要以各类颗粒灰岩为识别标志，包括泥晶颗粒灰岩、亮晶颗粒灰岩等，颗粒组分多为内碎屑和生屑，少见鲕粒，内碎屑组分中以砂屑为主，偶见砾屑。该微相在常规测井曲线上的特征是低值指形，在成像测井图像表现为暗斑相。

4.3 沉积演化

4.3.1 沉积相垂向演化

SHB2 井是顺北一区一口典型的取心井，钻至鹰山组上段，岩心上沉积现象丰富（图8）。该井在垂向上表现为台内滩亚相和台坪亚相的交互沉积。鹰山组上段下亚段纵向上依次发育灰坪→低能颗粒滩→灰坪→砂屑滩→灰坪沉积微相，岩石类型以泥晶灰岩、泥晶砂屑灰岩和泥晶颗粒灰岩为主，GR值为中—高值，该时期整体以灰坪微相占优，但也发育少量薄层低能滩相沉积，反映沉积时水体能量较弱且水体深度较大。鹰山组上段上亚段沉积时期，随着海平面上升，水体深度增加，低能滩相发育数量及厚度明显减少，沉积微相由砂屑滩转变为灰坪，岩石类型主要为泥晶灰岩，夹少量泥晶砂屑灰岩和云质灰岩，GR呈中—低值。一间房组下段沉积时期，下部延续鹰山组上段上亚段的灰坪沉积，随着水体动能的增强，沉积微相由灰坪转变为砂屑滩，岩石类型以泥晶砂屑灰岩占优，其次为泥晶灰岩，生物碎屑含量增多，GR呈低值。一间房组上段沉积时期，随着海平面的下降，水体深度变浅，滩相的发育数量及厚度增加，且生物碎屑含量增多，种类丰富，纵向上依次发育砂屑滩→灰坪→生屑滩沉积微相，岩石类型以泥晶灰岩占优，其次为泥晶砂屑灰岩及泥晶颗粒灰岩，GR值比下段大且呈锯齿状。整体来看，SHB2 井为开阔台地相沉积。取心井段岩石颜色的变化呈灰色→深灰色→灰色→浅灰色，岩石类型由较纯的泥晶灰岩转变为泥晶砂屑灰岩和泥晶生屑灰岩，生屑含量向上增大。由此可见，顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组沉积时期，经历了小规模的海侵及海退过程，水体由浅变深再变浅，沉积微相在垂向上表现为砂屑滩和灰坪的交互沉积。

图8 塔里木盆地顺北一区SHB2 井鹰山组上段与一间房组沉积相综合柱状图Fig.8 Sedimentary facies column of O1-2y-O2yj of well SHB2 in Shunbei-1 area，Tarim Basin

4.3.2 沉积相平面展布

塔里木盆地顺托果勒地区早奥陶世沉积时期发育碳酸盐岩台地，鹰山组沉积时期继承了蓬莱坝组的沉积格局，为台地相沉积（图9a）。随着海平面的上升，水体环境逐渐开阔，由局限台地逐步演化为开阔台地。顺北一区奥陶系鹰山组上段下亚段主要发育台坪亚相中的灰坪微相，岩石类型以泥晶灰岩为主，夹杂少量泥晶砂屑灰岩及泥晶颗粒灰岩。在SHBY1 井附近发育小规模的云坪微相，岩石类型为灰质云岩及白云岩。在SHB1-23H 井附近发育小规模的云灰坪微相，岩性主要为云质灰岩。在此沉积时期，由于水体较深，水体动能弱，并不发育高能滩相，中—低能滩相主要发育在东部，在SHB2 井附近可见小范围的颗粒滩微相，在SHB5-1X 井、SHB1-18H 井、SHB1-15 井及SHB7井可见砂屑滩微相（图9b）。鹰山组上段上亚段沉积时期，随着海平面持续上升，水体不断加深，台内滩沉积范围逐渐减小，仅在东部SHB1 井、SHB501 井附近发育小规模且孤立的砂屑滩沉积。在此沉积时期主要发育灰坪微相，以泥晶灰岩及砂屑泥晶灰岩为主要的岩石类型（图9c）。一间房组沉积时期，顺托果勒地区仍为开阔台地相沉积（图9d）。一间房组下段沉积时期，研究区整体发育灰坪微相，岩石类型以泥晶灰岩为主，夹杂泥晶砂屑灰岩，可见少量生物碎屑，在SHB1 井、SHB2 井、SHB5-8 井及SHB7 井周围可见低能的砂屑滩沉积（图9e）。一间房组上段沉积时期，随着海平面下降，水体深度变浅，水体动能增强，滩相的发育规模增大，且部分发育中—高能滩，但整体仍为灰坪微相沉积，岩石类型包括泥晶灰岩和颗粒灰岩，生物碎屑含量明显增多，常见海百合、三叶虫、腹足、双壳类等生物碎屑。在SHB1-7H 井、SHB5-1X 井、SHB501 井及SHBY1 井周围发育颗粒滩微相，在SHB5-3 井及SHB1-15 井附近发育砂屑滩微相、在SHB5-8 井，SHB5-6H 井及SHB2 井周围可见生屑滩微相（图9f）。

图9 塔里木盆地顺托果勒地区和顺北一区奥陶系鹰山组与一间房组沉积微相平面分布Fig.9 Plane distribution of sedimentary microfacies of Yingshan Formation and Yijianfang Formation of Ordovician in Shuntuoguole area and Shunbei-1 area，Tarim Basin

综上所述，在顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组沉积时期，灰坪微相在各个时期均广泛发育，云灰坪微相主要出现于鹰山组上段下亚段沉积时期，且沉积厚度小。云坪微相仅在鹰山组上段少量发育。砂屑滩微相在鹰山组上段与一间房组均可见，但在一间房组更为发育，且主要发育于台地东部。生屑滩微相小规模且孤立发育于一间房组上段。颗粒滩微相在研究区内发育较少，主要见于一间房组上段，鹰山组上段下亚段仅零星分布。

5 沉积模式

通过对沉积环境、沉积相识别标志、沉积微相特征及沉积微相展布规律的研究，结合顺北一区构造背景和现有研究成果，综合分析认为顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组为碳酸盐岩开阔台地相沉积模式。在鹰山组沉积时期，塔里木盆地大体上继承了晚寒武世“西台东盆”的沉积格局，为开阔台地相沉积，主要发育灰坪微相（图10a）。研究区在鹰山组上段下亚段沉积时期主要发育灰坪沉积，在东北部发育砂屑滩微相，表明水体深度由西南向东北逐渐变浅，水动力条件逐渐增强（图10b）。鹰山组上段上亚段沉积时期海平面上升，水体深度增加，水动力条件减弱，沉积物粒度变细且泥质含量增加，灰坪微相发育规模增大，砂屑滩微相仅在小范围内发育（图10c）。一间房组发育时期，塔里木盆地仍为台地沉积模式（图10d）。研究区在一间房组下段沉积时期（图10e）主要发育灰坪微相，砂屑滩微相小范围孤立的分布在台地中。一间房组上段沉积时期，受到加里东Ⅰ幕构造运动的影响，顺托果勒低隆起已初具雏形，在此沉积时期研究区整体显示出东高西低、北高南低的构造形态。随着海平面的下降，水体变浅，水动力条件增强，生屑碎屑含量明显增大，砂屑滩、生屑滩及颗粒滩微相均有发育，但整体仍然以灰坪微相占优（图10f）。由沉积模式图可以看出，顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组整体为开阔台地沉积，垂向上一间房组较鹰山组上段发育砂屑滩、生屑滩及颗粒滩微相，横向上自东向西各类滩相发育减弱。

图10 塔里木盆地奥陶系鹰山组与一间房组沉积模式Fig.10 Sedimentary model of Ordovician Yingshan Formation and Yijianfang Formation in Tarim Basin

6 结论

（1）塔里木盆地顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组沉积时期总体处于水深由深变浅、盐度正常、温暖潮湿的弱氧化—弱还原的海相沉积环境。

（2）顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组岩石颜色总体呈浅灰色、灰色及深灰色，见块状构造及纹层状构造，主要发育泥晶灰岩和颗粒灰岩，含少量的白云岩和硅质岩以及含云（质）灰岩、含硅（质）灰岩。发育海百合、介形虫、三叶虫、腹足、腕足等生物化石及碎片。常规测井曲线表现为箱形、钟形、指形、漏斗形，成像测井图像类型包括块状相、层状相及斑状相。

（3）顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组为开阔台地相沉积，发育台坪亚相和台内滩亚相，并可进一步细分为灰坪、云灰坪、云坪、砂屑滩、生屑滩、颗粒滩6 种沉积微相。

（4）顺北一区奥陶系鹰山组上段与一间房组为碳酸盐岩开阔台地相沉积模式。纵向上表现为台坪亚相和台内滩亚相的交互沉积，鹰山组上段与一间房组均以灰坪微相发育为主，但一间房组较鹰山组上段更发育砂屑滩、生屑滩及颗粒滩微相；平面上表现为灰坪微相广泛发育，低能滩相小范围分布于开阔台地中，且由东向西滩相发育减弱。