刘建章，蔡忠贤，滕长宇，张 恒，陈 诚

［1.中国地质大学（武汉）构造与油气资源教育部重点实验室，湖北 武汉 430074；2.中国地质大学（武汉）资源学院，湖北 武汉 430074］

塔里木盆地、四川盆地等含油气盆地的深层（埋深4 500～6 000 m）-超深层（埋深 ＞ 6 000 m）海相碳酸盐岩蕴藏着丰富的油气资源，是实现中国油气资源战略接替的现实领域［1-3］。然而，与中-浅层相比，深层-超深层海相碳酸盐岩层系地质时代老、埋藏深，油气成藏要素经历了长期复杂演化和多期构造活动叠加下的调整与改造过程，油气藏类型多样，油气聚集机理、分布规律及主控因素十分复杂，对传统油气成藏机理的经典理论和勘探认识提出了新的挑战［4］。

近年来，塔里木盆地台盆区顺托果勒低隆起超深层海相碳酸盐岩层系发现了以轻质油-凝析油气藏为主的超十亿吨级的顺北油气田［3，5-6］，不同于以塔河、塔中等为代表的不整合岩溶缝洞型碳酸盐岩油气田［7-8］和以普光、安岳等为代表的礁/滩型碳酸盐岩气田［9-11］，顺北油气田主要为克拉通内走滑断裂控制下形成的超深层断控缝洞型油气田，走滑断裂具有明显的“控储、控藏、控富”特征［6，12-13］。尽管对顺北地区走滑断裂构造特征、形成演化、成因机制及其控储、控藏、控富机制进行了大量研究并取得了丰硕的成果［5，13-19］，但因顺北地区超深层碳酸盐岩油气藏受克拉通板内中、小尺度走滑断裂体系控制并经历了多期复杂的构造运动，油气成藏过程与分布规律极其复杂，对走滑断裂演化控制下油气差异聚集过程的研究仍较为薄弱，油气主成藏期次的认识存在以下争议：①加里东晚期—海西早期［20-21］；②海西晚期—印支期［17］；③加里东晚期—海西早期、海西晚期—印支期、燕山期—喜马拉雅期3期成藏［3，14，16，22］。

含油气盆地沉积岩石中断裂与裂缝是流体活动的重要通道，断裂与裂缝中充填的不同期次和不同类型的矿物脉体是地质历史时期构造活动下流体和岩石相互作用的直接产物［23-25］，记录了断裂带中流体活动的丰富地质和地球化学信息［26-27］，是研究沉积盆地构造活动和流体演化历史的重要媒介。通过对裂缝脉体开展岩石薄片观察、阴极发光，微区原位微量元素-稀土元素及流体包裹体测温、测盐等方面的分析测试，可以厘定裂缝脉体类型、期次及形成序次关系，判识成脉古流体性质、来源、形成环境及其演化过程［28］。本文拟在对塔里木盆地顺北地区勘探开发程度较高的顺北1 号、顺北5 号走滑断裂带奥陶系鹰山组-一间房组碳酸盐岩储集体岩心观察的基础上，通过对裂缝脉体类型与形成序次、成脉流体性质及油气充注过程的分析，探讨顺北地区走滑断裂带古流体演化过程与油气充注历史的耦合关系，为顺托果勒低隆起走滑断裂油气差异聚集机理的研究提供参考。

1 区域地质概况

顺北油气田主体位于塔里木盆地腹部顺托果勒低隆起，北邻沙雅隆起，南接卡塔克隆起，东西向位于阿瓦提坳陷与满加尔坳陷之间［3］（图1）。顺托果勒低隆起经历了加里东早期弱伸展背景下的稳定构造沉降、加里东中晚期—海西早期区域挤压背景下的低隆起形成、海西晚期—印支期的调整改造［29-32］和燕山期—喜马拉雅期的断裂活化及定型阶段［19］，形成现今构造样式。与各期构造活动相对应，顺托果勒低隆起发育多期走滑断裂，不同走滑断裂甚至同一断裂不同分段的发育特征均存在巨大差异［13，18］。

与沙雅隆起和卡塔克隆起相比，顺托果勒低隆起地层发育较齐全，各年代地层仅部分组、段不同程度缺失（图1b）。下寒武统玉尔吐斯组斜坡相泥页岩为优质烃源岩层，中-下奥陶统鹰山组-一间房组碳酸盐岩与上覆桑塔木组厚层泥岩盖层形成了良好的储-盖组合，是目前顺北地区油气勘探评价的主要目标［12-14，16］。中-下奥陶统鹰山组-一间房组碳酸盐岩储集体岩石类型主要为致密泥晶灰岩、生屑泥晶灰岩、砂屑泥晶灰岩等，储集空间主要为走滑断裂多期活动形成的断控洞穴、构造裂缝带及破碎带［6，33］。横穿断裂带的侧钻井和水平井多遇放空、钻井液漏失现象［16］，而距离断裂带较远的钻井鲜有放空、漏失现象［5，34］。顺北油气田不同断裂带甚至同一断裂的不同分段，油气相态、油气柱高度、油气藏规模和钻井产能也具有显著差异［3，13］。断裂带总体具有“西油东气、北油南气”的特征［5，13-14］（图1a）。

2 裂缝脉体期次及成脉流体来源

顺北地区可大致以顺北5 号断裂带为界，划分为两个延伸方向的走滑断裂体系，在平面上分区明显。顺北5 号及其以西的断裂体系主要沿NNW 向展布，顺北1号及其以东的断裂体系主要走向为NE-NNE（图1）。顺北5 号以东的顺北1 号、顺北2 号断裂收敛于顺北5 号断裂带，走向大致为NE45°，被认为是顺北5 号断裂的分支断裂体系［3，18］。

2.1 不同期次脉体岩石学及阴极发光特征

对顺北5 号断裂带中-北段、顺北1 号断裂带多口井岩心观察表明，顺北地区中-下奥陶统鹰山组-一间房组储集体以构造破裂成因的高角度裂缝为主，见伴生的网状水平裂缝，被多期方解石半充填或者全充填，并可见少量沥青充填。对顺北1号断裂带、顺北5号断裂带中-北段奥陶系碳酸盐岩储集体中的裂缝脉体进行岩石薄片观察与阴极发光测试，结果表明，顺北5号断裂带中-北段碳酸盐岩储集体中至少发育4 期方解石脉体（图2），而顺北1号断裂带碳酸盐岩储集体中除至少发育4 期方解石脉体外，局部成岩早期硅质岩化严重，而晚期可见部分方解石脉被粉-细晶石英交代（图3）。

图2 顺北地区顺北5号断裂带中-下奥陶统储集体中脉体岩石学及阴极发光特征照片Fig.2 Micrographs of petrography and cathodoluminescence（CL）of calcite veins in the Middle-Lower Ordovician reservoirs of the No.5 fault zone in Shunbei area

顺北5号断裂带碳酸盐岩储集体中，第1期方解石脉体（Cal-1）主要充填于裂缝边缘，方解石晶体呈栉壳状或者纤维状，脉体中心可见部分粉-细晶方解石，阴极光下不发光或发橘红色光（图2a—c）；第2 期亮晶方解石脉体（Cal-2）切穿第1 期方解石脉体，方解石呈等轴状细-中晶结构，并与沥青脉伴生，阴极光下发橘红色，较宽裂缝内充填的中-粗晶方解石环带状边缘发暗红色光（图2d—f）；第3 期方解石脉体（Cal-3）切穿了第1 期、第2 期方解石脉体（图2b，c），晶体特征及阴极发光特征与第2 期近似，呈等轴状细-中晶结构，阴极光下发橘红色光（图2b，c，g—i），脉体边缘可见沥青；第4 期方解石脉体（Cal-4）明显截切了第3 期方解石脉体，主要由近等轴中-粗晶方解石构成，解理纹发育，阴极光下不发光或者发暗红色光，比围岩阴极光颜色更暗（图2g—i）。

顺北1 号断裂带方解石脉体主要取自拉分段一间房组灰岩储集体，局部可见明显的早期硅质岩化，硅质多为隐晶-微晶结构，阴极光下呈紫-棕色（图3a—d）。第1 期方解石脉体多位于硅质的边缘，粒径较细且宽度较窄，阴极光下呈暗红色或不发光，仅局部发育；第2期方解石脉体较发育，主要为粉-细晶方解石，自形程度较好，部分与硅质直接接触，阴极光下发较强的橘红色光，局部可见第2期方解石脉体被石英交代（图3b—d），应为第3 期方解石脉体形成前产生；第3期方解石脉体阴极发光呈暗红色，特征与围岩接近，明显见切割第2期方解石脉体的特征（图3a，b）；前期形成的方解石脉体多被第4期方解石脉体切割，该期方解石脉体典型特征是阴极光下不发光或发暗棕红色光。

图3 顺北地区顺北1号断裂带SB1-A井中-下奥陶统储集体（埋深7 278.1 m）中脉体岩石学及阴极发光特征Fig.3 Micrographs of petrography and cathodoluminescence（CL）of calcite veins in the Middle-Lower Ordovician reservoirs（at a burial depth of 7 278.1 m）in well SB1-A of the No.1 fault zone in Shunbei area

总的来看，顺北地区顺北1 号断裂带、顺北5 号断裂带中-北段中-下奥陶统碳酸盐岩储集体中方解石脉体发育，顺北5 号断裂带中-北段至少可见4 期方解石脉体，顺北1号断裂带拉分段也至少发育4期方解石脉体，且局部见灰岩被硅质岩化现象，产生于第1期方解石脉体形成之前，而第2 期方解石脉体部分被石英交代，可能表明顺北1号断裂带流体输导性能更强、成脉流体类型及古流体活动历史更复杂多样，可能存在晚期的硅质流体活动。

2.2 不同期次脉体微量元素-稀土元素特征

稀土元素（REE）是指位于化学元素周期表ⅢB 族La-Lu（镧系）和钪（Sc）、钇（Y）共 17 种元素，化学性质稳定，具有相似的地球化学行为，是重要的地球化学指示剂。自然界中不同来源的流体具有不同的REE 含量和配分特点［35-37］，从流体中生长或沉淀的矿物继承了流体的特征，可以通过矿物配分特征来推断流体来源［26］。

采用激光微区原位法（LA-ICP-MS）对各期次典型方解石脉进行元素分析，得到不同期次方解石脉的微量元素和稀土元素含量。顺北1 号断裂带只获得了Cal-2，Cal-3 和Cal-4 共3 期方解石脉体的稀土元素数据，顺北5号断裂带碳酸盐岩储集体中4期方解石脉稀土元素数据均可检测到。顺北1 号断裂带和顺北5 号断裂带中-下奥陶统灰岩围岩及裂缝充填方解石脉的稀土元素含量（ƩREE）总体较低（0.02～28.90 µg/g），不同期次方解石脉体的Fe 和Mn 含量、Fe/Mn 含量比值、ƩREE 及ƩLREE（轻稀土元素含量）/ƩHREE（重稀土元素含量）（表1）及配分模式均存在一定的差异（图4）。

图4 顺北地区顺北1号断裂带（a）和顺北5号断裂带（b）中-下奥陶统储集体方解石脉与围岩稀土元素配分模式Fig.4 REE distribution pattern of calcite veins and wall rocks in the Middle-Lower Ordovician reservoirs of the No.1 fault zone（a）and No.5 fault zone（b）in Shunbei area

表1 顺北地区顺北1号和顺北5号断裂带方解石脉与围岩的稀土元素和部分微量元素含量及其比值Table 1 Contents and ratios of REEs and some trace elements in calcite veins and host-rocks of the No.1 and 5 fault zones in Shunbei area

顺北5 号断裂带Cal-1 方解石脉Fe 和Mn 含量低，但Fe/Mn 值相对较高，平均为20.5；Cal-2方解石脉Fe/Mn平均值为6.0；Cal-3方解石脉Fe/Mn平均值为1.8，与Cal-2方解石脉相比Mn含量变化不大，但Fe含量明显增加；Cal-4 方解石脉Fe 和Mn 含量均显著增加，Fe/Mn 平均值为8.4。顺北5 号断裂带Cal-1 方解石脉Mn含量极低，Fe/Mn值高因而阴极发光弱或不发光；Cal-2和Cal-3方解石脉Mn含量略有增加而Fe含量减少，因而阴极发光略有增强；Cal-4 方解石脉阴极发光较弱。与顺北5 号断裂带相比，顺北1 号断裂带Cal-2 方解石脉Fe含量较大，Mn含量明显更高，Fe/Mn值相对较小，阴极发光较强；Cal-3方解石脉Mn 和Fe 含量均明显减小，但Mn含量减小更为显著，导致Fe/Mn 值有所增大，因而阴极发光强度有所减弱；Cal-4 方解石脉中Fe 含量显著增大，而Mn 含量变化不大，Fe/Mn 值高，阴极光不发光或极弱。

不同期次典型裂缝方解石脉体和灰岩围岩稀土元素含量经太古宙页岩（PAAS）标准化［38］处理后的配分模式如图4 所示，顺北1号及顺北5号断裂带方解石脉稀土元素含量（ƩREE）普遍较围岩偏低（表1）。顺北5号断裂带Cal-1 方解石脉稀土元素总量（ƩREE）较围岩显著偏低（平均为0.20 µg/g），且具有明显的轻稀土（ƩLREE）亏损、重稀土波动较大，显著的Eu 和Y 正异常特征；顺北1 号及顺北5 号断裂带Cal-2 方解石脉稀土元素总含量也较围岩偏低，较明显的轻稀土相对亏损，较弱的Eu 和Y 正异常，顺北1 号断裂带Cal-2 方解石脉同时具有弱的La 正异常特征。其他两个期次Cal-3 和Cal-4 方解石脉稀土元素配分样模式与围岩类似，总体表现为曲线较平坦，稀土元素含量较灰岩围岩偏轻，具有较弱的Ce 负异常和较低的La，Eu 及Y 正异常特征。顺北1号断裂带和顺北5号断裂带的Cal-3方解石脉与其他期次脉体相比，稀土元素总量相对较高，与围岩相近或略高。

2.3 成脉流体来源及形成环境

海相自生碳酸盐岩REE 的PAAS 标准化配分模式具有与现代海水类似的特征：重稀土元素富集、La正异常、轻微的Gd 异常以及高Y/Ho 比值（44～74）［39-40］，研究区稀土元素含量及配分模式（表1；图4）表明灰岩围岩继承了中-下奥陶统海水的信息。顺北5 号断裂带Cal-1 方解石脉稀土元素含量（ƩREE）比围岩显著偏轻，PAAS 标准化配分模式具有配分曲线波动大，轻稀土亏损、Eu显著正异常等复杂特征，基本与文献［26］报道的经热液改造作用岩石的REE配分模式吻合，但Cal-1方解石脉Fe和Mn元素含量极低，阴极光下不发光-发暗红色光。岩心及岩石薄片观察发现，方解石多呈栉壳状或者纤维状，具有明显的海水沉积方解石特征，推测认为Cal-1成脉流体主要为海源性流体，形成后经历了热液改造作用，导致Cal-1方解石脉失去了海水来源的原始REE的典型特征，表现出稀土元素含量较低、配分曲线起伏不定的复杂变化。其他期次方解石脉体稀土元素配分模式与灰岩围岩类似，总体表现为配分曲线较平坦，稀土元素含量较灰岩围岩略偏轻，普遍具有La 正异常，较高Y/Ho 比值（28.3～76.9），部分脉体具有轻微的Eu正异常特征（图4），可能表明各期次成脉流体主要来源于同地层演化后的地层流体。

Ce 异常［41-42］是沉积氧化-还原环境的常用判别指标。一般δCeN＞ 1 为正异常，代表还原环境，δCeN＜ 1为负异常，代表氧化环境。本研究采用PAAS 标准化后计算结果［δCeN=2CeN/（LaN+PrN），N 表示PASS 标准化后的结果］表明，顺北1 号断裂带Cal-2，Cal-3 和Cal-4 各期次方解石脉的δCeN平均值分别为0.74，0.70 和0.70，与灰岩围岩δCeN平均值0.71 接近；顺北5 号断裂带4 期次方解石脉δCeN平均值依次为0.62，0.67，0.70 和0.60，与顺北5 号断裂带灰岩围岩δCeN平均值0.65 也非常接近。这说明各期次方解石脉δCeN主要继承了灰岩围岩的特征，因而可能不适用于脉体成岩环境的判别。

U/Th 比值也是氧化-还原环境的可靠判别指标［43］，通常U/Th ＞ 1.25 代表还原环境，U/Th ＜ 0.75 代表氧化环境，0.75 ＜ U/Th ＜ 1.25 代表贫氧环境。顺北1 号断裂带Cal-2 方解石脉U/Th 值介于1.11～1.44，平均值为1.25，指示Cal-2方解石脉成岩环境为贫氧-还原环境；Cal-3和Cal-4方解石脉U/Th值均大于1.25（表1），指示形成于还原环境。顺北5 号断裂带Cal-1方解石脉U/Th值变化大，介于1.0～48.3，表明形成于贫氧-还原环境，U/Th 较大变化范围可能是形成于海源性流体的脉体经历了较强还原性热液叠加改造作用的结果；Cal-3 方解石脉U/Th 值也变化大，介于0.9～149.1，指示形成于贫氧-还原环境；Cal-2 和Cal-4 方解石脉U/Th值均大于1.25，主要形成于还原环境。

3 油气充注期次与脉体形成耦合关系

3.1 流体包裹体岩相学特征

流体包裹体是有力的流体示踪工具，现广泛应用于油气成藏期次的研究［44-45］。岩相学特征是流体包裹体分析的基础。流体包裹体薄片透射光及烃类包裹体荧光观察表明，顺北1号断裂带、顺北5号断裂带中-下奥陶统碳酸盐岩储集体中烃类包裹类型丰富，主要为气-液两相油包裹体、富气相天然气包裹体，可见少量单一液相油包裹体、固相沥青包裹体、纯气相天然气包裹体；烃类包裹体总体个体较小，直径一般为2～8 µm，少数可达10～15 µm；形态大多数为近圆形或椭圆形，部分为不规则状。单偏光下油包裹体颜色多为无色，少量为棕褐色，天然气包裹体多为无色，少数纯气态烃包裹体为黑色或黑灰色。紫外光下，油包裹体主要发蓝白色荧光，其次为黄绿色荧光，少量发浅黄色荧光。荧光显微镜下统计表明，顺北5号断裂带中-北段一间房组储集体中蓝白色、黄绿色、浅黄色荧光油包裹体百分比率大致为50 %，45 %和5 %，而顺北1 号断裂带三者比率大致为55 %，40 %和5 %。从烃类包裹体赋存矿物及产状看，顺北1 号断裂带、顺北5 号断裂带油包裹体均主要呈串珠状分布于穿灰岩、生物骨架孔充填方解石晶体及裂缝充填方解石脉体的构造愈合微裂纹中，并以构造愈合微裂纹及裂缝充填方解石脉体为主。因此，顺北1号断裂带与顺5号断裂带烃类包裹体荧光颜色、丰度及赋存产状特征差异并不明显。

顺北1号断裂带、顺北5号断裂带烃类包裹体均可大致分为3 期：第1 期烃类包裹体（P1）主要为发黄绿色、蓝白色荧光油包裹体，少量为浅黄色荧光油包裹体，多呈串珠状、团簇状、零星状分布于沥青前形成的Cal-2 脉体及溶孔充填方解石中（图5a，b，e，f）。第2期烃类包裹体（P2）主要为发蓝白色、黄绿色荧光油包裹体，多呈串珠状、团簇状分布于沥青后形成的Cal-3脉体内（图5c，d，g，h），部分沿愈合微裂纹呈串珠状分布，与第3期次油包裹体难以区分。第3期烃类包裹体（P3）主要为发蓝白色、黄绿色荧光油包裹体，部分伴生天然气包裹体，多呈串珠状分布于穿泥晶灰岩围岩、生物骨架孔充填方解石、方解石脉体的构造愈合微裂纹中（图5c—f）。总体上，油包裹体呈串珠状分布于穿泥晶灰岩、生物骨架孔充填方解石、不同期次方解石脉的构造愈合微裂纹是该区烃类包裹体主要的赋存产状，表明研究区油气主要沿断裂及其伴生裂缝构成的复杂网络系统运移。

图5 顺北地区顺北1号断裂带（a—d）和顺北5号断裂带（e—h）中-下奥陶统储集体中烃类包裹体岩石学特征及期次划分Fig.5 Micrographs showing the petrographical features and charging stage division of hydrocarbon inclusions in the Middle-Lower Ordovician reservoirs of the No.1 fault zone（a-d）and No.5 fault zone（e-h）in Shunbei area

3.2 油气充注期次

在流体包裹体岩相学分析的基础上，根据流体包裹体组合（FIA）［46］严格筛选原生成岩盐水包裹体及与油包裹体共生的盐水包裹体进行均一温度、盐度等测试，并剔除气液比差异大、不规则形、“卡脖子”等可能发生了流体泄露或再平衡等过程的流体包裹体数据。顺北1 号断裂带及顺北5 号断裂带各期次方解石脉体中盐水包裹体均较丰富，大多为气-液两相，呈近椭圆或纺锤形，大小在1～15 µm，但多以3～8 µm 为主，大多呈串珠状、团簇状产出，尤以Cal-2 和Cal-3 流体包裹体含量最丰富。顺北1 号断裂带Cal-1 检测到的少量原生盐水包裹体均一温度大致为65～80 ℃；Cal-2原生盐水包裹体及与油包裹体共生盐水包裹体均一温度为75～100 ℃；Cal-3 原生盐水包裹体及与油包裹体共生盐水包裹体均一温度为100～120 ℃；在Cal-2 和Cal-3构造愈合微裂纹中检测到了大量与油包裹体、天然气包裹体共生盐水包裹体，其均一温度范围为130～180 ℃（图6a）。在顺北5 号断裂带Cal-1 检测到的少量原生盐水包裹体均一温度约为65～80 ℃；Cal-2 原生盐水包裹体及与油包裹体共生盐水包裹体均一温度为80～100 ℃；Cal-3 原生盐水包裹体及与油包裹体共生盐水包裹体均一温度约为100～125 ℃；在Cal-2 和Cal-3构造愈合微裂纹中检测到少量与油包裹体共生盐水包裹体，其均一温度范围大致为125～140 ℃（图6b）。顺北1 号断裂带较高温度范围（＞ 120 ℃）油气包裹体丰度、频次明显高于顺北5 号断裂带（图6）。顺北1号、顺北5号断裂带Cal-4方解石脉表面较污浊，均未能检测到可测温的气-液两相盐水包裹体。

图6 顺北地区顺北1号断裂带（a）和顺北5号断裂带（b）中-下奥陶统与烃类包裹体共生盐水包裹体均一温度频数直方图Fig.6 Histograms of homogenization temperatures for the paragenetic aqueous inclusions of hydrocarbon inclusions in the calcite veins of the Middle-Lower Ordovician in the No.1 fault zone（a）and No.5 fault zone（b），Shunbei area

结合流体包裹体岩相学特征分析认为，顺北地区顺北1 号断裂带、顺北5 号断裂带中-下奥陶统碳酸盐岩储集体中至少发生了3 期烃类充注过程。第1 期油气充注（P1）主要对应于Cal-2 脉体形成时期；该期油气充注后经历氧化降解等生物、化学作用而形成固体沥青。第2 期油气充注（P2）对应于Cal-3 脉体形成时期，烃类包裹体主要呈串珠状、团簇状分布于Cal-3 脉体内，部分分布于穿早期脉体的构造愈合微裂纹中。第3期油气充注（P3）主要呈串珠状分布于穿泥晶灰岩围岩、生物骨架孔充填方解石、多期方解石脉的构造愈合微裂纹中。

3.3 油气充注期次与方解石脉形成的耦合关系

将各期方解石脉原生盐水包裹体以及与烃类裹体同期的盐水包裹体的均一温度与构造-埋藏史图结合可以大致间接确定各期方解石脉形成时间和油气成藏时期［44-45，47-48］，结果表明：顺北1号断裂带3期油气充注时间分别为425～388，280～215 和125～0 Ma，并可能以22～0 Ma 为主，对应的构造活动阶段分别为加里东晚期—海西早期、海西晚期—印支期和燕山中-晚期—现今，并可能以喜马拉雅晚期为主（图7a）。顺北5 号断裂带3 期油气充注时间分别为428～385，280～200和200～118 Ma（图7b），对应的构造活动阶段分别为加里东晚期—海西早期、海西晚期—印支期和燕山早-中期。Cal-1 脉体可能主要形成于奥陶纪晚期，加里东运动Ⅲ幕强烈的构造活动形成的断裂构成了深层热液上升的通道，叠加了热液改造；Cal-2 和Cal-3 脉体与加里东晚期—海西早期、海西晚期—印支期的油气充注过程伴生；Cal-4推测性认为主要形成于燕山期的构造活动（图7a，b）。

图7 顺北地区顺北1号断裂带（a）和顺北5号断裂带（b）中-下奥陶统油气藏油气充注期次和时间Fig.7 Burial history diagram showing the determination of hydrocarbon charging stages and timing in the Middle-Lower Ordovician reservoirs of the No.1 fault zone（a）and No.5 fault zone（b）in Shunbei area

结合前述裂缝脉体岩石学、阴极光特征及依据微量元素-稀土元素确定的成脉流体来源与环境，可大致厘定油气充注期次与方解石脉形成的耦合关系：①加里东运动Ⅲ幕中-浅埋藏阶段形成第1 期构造破裂，Cal-1 方解石脉形成，局部叠加硅质交代作用或热液改造作用；②加里东晚期—海西早期中-深埋藏阶段形成第2 期构造破裂，Cal-2 方解石脉形成，早期油气充注（P1）后，油气经历氧化、降解作用形成沥青；③海西晚期—印支期中-深埋藏阶段形成第3 期构造破裂，Cal-3 方解石脉形成、第2 期油气充注（P2），燕山期深埋藏阶段形成第4 期构造破裂，Cal-3 方解石脉形成；④燕山期—喜马拉雅期，第3 期油气充注（P3）。顺北1 号断裂带和顺北5 号断裂带第1 期和第2 期油气充注时间基本相同，分别对应于加里东晚期—海西早期和海西晚期—印支期的构造运动。第3 期油气充注时间存在差异，顺北5 号断裂带中-北段油气充注可能主要发生于燕山早-中期，而顺北1 号断裂带可能主要为燕山中-晚期—现今并以喜马拉雅晚期油气充注为主。

4 油气充注差异性主控因素探讨

近年的研究表明，下寒武统玉尔吐斯组中-外缓坡相泥岩是顺北地区的主力烃源岩［14，18］，而顺北地区中西部长期处于较为稳定的沉降埋深区域，且具有持续低地温特征［3］，液态生油窗长，海西晚期处于高成熟油生成阶段，燕山期—喜马拉雅期仍处于生凝析油气和湿气阶段［49］，为超深层晚期油气成藏提供良好的物质基础。切穿寒武统玉尔吐斯组，沟通主力烃源岩与奥陶系储集体的走滑断裂体系成为顺北地区油气运移的主要输导通道［3，12-13］。因此，走滑断裂分段样式、活动期次及活动强度控制下油气充注过程的差异性可能是揭示顺北地区油气差异聚集的关键。

勘探实践表明，顺北地区奥陶系油气藏沿走滑断裂带走向呈条带状分布，走滑断裂带不同构造样式部位，油气丰度存在较大差异：以拉张为主的顺北1 号主干断裂带相对于以压隆为主的顺北5 号主干断裂带，单井产油量更高，且同一断裂带的拉分段优于平移段和压隆段，主干断裂带优于次级断裂和分支断裂，北东向断裂带优于北西向断裂带［13，18］。顺北1 号断裂带与顺北5 号断裂带油气来源差异不大，但顺北1 号断裂带和顺北5 号断裂带中段为未饱和挥发性油藏，顺北5 号断裂带北段为未饱和轻质油藏，顺北5 号断裂带南段为凝析油藏，顺北1 号断裂带原油、天然气成熟度均明显高于顺北5 号断裂带中-北段［14］。

地震资料构造解析结合盆地区域构造演化分析表明，顺北5 号断裂带及顺北3号断裂带至少经历了3 期构造活动［29-31，50］：①加里东中期Ⅲ幕，顺北5 号断裂带北段于加里东中期Ⅲ幕在压扭应力环境下发生右行走滑，界面发育呈左阶展布的高陡走滑分段；② 加里东晚期，顺北5 号断裂带北西向走滑断裂继承性活动、形成断穿界面雁列正断层，顺北1 号断裂在斜拉应力环境下发生左阶左行活动、界面发育的雁列正断层错断至界面；③海西中-晚期，顺北5 号断裂带深层走滑断裂左行反转活动、在上覆地层中形成断穿界面的右阶展布雁列正断层，顺北1 号断裂带再次发生左行走滑活动、界面以上的地层中发育雁列正断层并断穿界面。有研究认为，印支期或更晚（喜马拉雅期），顺北1 号等北东向断裂带仍发生微弱的继承性活动［18］。邻区托普台地区托普39 共轭断裂体系活动历史也表明，喜马拉雅期NNW 向断裂没有明显活动，但却是NNE向断裂的主活动期，也是托普39断裂轻质油气的主充注期［29］。由此可见，顺北1 号NNE 向断裂喜马拉雅期仍继承性活动，但因克拉通内走滑断裂位移小、断距小且地层埋深大，受地震资料品质以及分辨率局限性的影响而难以清晰识别。

由前述顺北1 号和顺北5 号断裂带油气充注历史可知，这两个断裂带裂缝脉体期次及油气充注过程与走滑断裂发育演化有较好的耦合关系，但不同断裂带甚至同一断裂带的不同分段由于走滑断裂构造样式及活动历史的差异性，油气充注过程均存在较大差异。顺北1 号和顺北5 号断裂带油气藏主要经历了加里东晚期—海西早期和海西晚期—印支期的油气充注，但加里东晚期—海西早期形成的油气藏遭受氧化降解，现今裂缝中可见沥青残留。顺北5 号断裂带油气藏以海西晚期—印支期的油气充注为主，部分段可能存在燕山期高成熟度油气的充注。顺北1 号断裂带油气藏主要为海西晚期—印支期和燕山期—喜马拉雅期油气充注的混合，并可能以燕山期—喜马拉雅期为主要成藏期，因而油气成熟度和油气富集程度明显高于顺北5 号断裂带中-北段；晚期穿生物骨架孔充填方解石、多期方解石脉的构造愈合微裂纹中可观察到大量高成熟油气包裹体，并检测到与其共生的较高温度范围（130～180℃）的盐水包裹体，证明存在燕山期—喜马拉雅期断裂活动与油气充注。这也同时说明，地震资料的宏观构造解析与储集体裂缝充填方解石脉类型、形成序次，流体包裹体分析等地质、地球化学资料的微观分析相结合，是探索深层-超深层碳酸盐岩领域油气差异聚集机理的关键途径。

总体而言，顺北1 号断裂带整体处于一个弱拉张背景；顺北5 号断裂带中-北段整体处于较强挤压背景。顺北1 号断裂带油气输导能力总体强于顺北5 号断裂带，油气在通源走滑断裂控制下垂向运移并在有利部位聚集形成油气藏，且顺北1 号断裂带长期继承性活动，更有利于油气多期次尤其是晚期充注。走滑断裂构造样式及演化历史控制下的油气差异充注过程是顺北地区油气差异聚集的关键。

5 结论

1）顺北5号和顺北1号走滑断裂带中-下奥陶统碳酸盐岩储集体中均至少发育4期方解石脉体。Cal-1方解石脉形成于浅-中埋藏阶段的贫氧-还原环境，成脉流体主要为海源性流体，并叠加了稍晚期的热液改造。Cal-2 方解石脉形成于贫氧-还原环境，Cal-3 和Cal-4方解石脉主要形成于还原环境，流体主要来源于同地层演化后的地层流体。

2）顺北5 号和顺北1 号断裂带4 期方解石脉主要形成于加里东中期Ⅲ幕、加里东晚期—海西早期、海西晚期—印支期及燕山期的构造活动时期。油气藏总体经历了加里东晚期—海西早期、海西晚期—印支期和燕山期—喜马拉雅期3期油气充注过程。

3）顺北5 号和顺北1 号断裂带中-下奥陶统油气主成藏期次存在一定的差异。顺北1 号断裂带油气藏为海西晚期—印支期和燕山—喜马拉雅晚期油气充注形成，并以喜马拉雅晚期为主；顺北5号断裂带油气藏主要为海西晚期—印支期油气充注形成，局部存在燕山期充注油气的混合。走滑断裂构造样式及演化历史控制下的油气充注过程的差异性是顺北地区走滑断裂带油气差异聚集的关键。