2025, Vol. 37
2. 成都理工大学 能源学院（页岩气现代产业学院）, 成都 610059;
3. 成都理工大学 地球与行星科学学院, 成都 610059
2. College of Energy(College of Modern Shale Gas industry), Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China;
3. College of International Research Center for Planetary Science, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China
近年来，寒武系沧浪铺组、龙王庙组与洗象池组，奥陶系宝塔组天然气勘探不断取得突破[1-3]，展现出四川盆地下古生界碳酸盐岩的巨大勘探潜力。川东南地区下奥陶统桐梓组和红花园组发育连片分布的颗粒滩沉积，具备形成规模性相控储层的条件，有望成为下古生界的重要接替领域[4-5]。然而，碳酸盐岩储层非均质性强，不同地区差异较大，制约着优质储层的预测。有利沉积相带是优质碳酸盐岩储层发育的基础[6]，储层的品质和空间分布由沉积相的空间配置及其在层序地层中的具体位置所决定。为了深入理解优质储层的形成机制及其主控因素，必须对沉积相进行细致剖析。
目前，学者们针对四川盆地奥陶纪古地理、层序地层与沉积演化开展了大量研究，总体认为四川盆地及邻区早奥陶世为镶边台地沉积体系，具有西高东低的古地理格局，自西向东依次发育滨岸相、混积潮坪相、局限台地相、开阔台地相、台地边缘相和斜坡相—盆地相[7-9]。然而，针对下奥陶统层序地层划分还存在争议，其中胡华蕊等[10]将桐梓组与红花园组划分为4个三级层序，桐梓组包含3个三级层序，红花园组为1个三级层序；谢环羽等[11]将其划分为2个三级层序，桐梓组和红花园组各为1个三级层序；郭川等[12]将桐梓组与红花园组划分为3个半三级层序，桐梓组发育2个完整的三级层序和1个三级层序上升半旋回，红花园组发育1个下降半旋回和1个上升半旋回。总体而言，目前针对早奥陶世古地理格局和沉积演化的研究主要以盆地为尺度、以组为单元，研究精度较低，缺乏对小尺度重点区域、不同组段内部沉积特征与沉积演化的深入研究，而且层序地层相关研究尚停滞在三级层序的识别与划分，针对高频层序识别、体系域内的沉积微相类型与沉积演化等方面的研究还比较薄弱，特别是有关优质储层发育的相带及其在层序地层内的发育位置等关键问题还缺乏认识。
以川东南地区习水吼滩剖面为研究对象，利用野外露头、岩石薄片观察等手段，开展岩石微相识别，并通过其组合关系解释沉积环境，在此基础上结合三级层序划分，分析各体系域内的沉积演化规律，最后结合物性分析结果，剖析沉积环境和不同级次海平面变化对储层发育的影响，以期为该区下奥陶统储层分布预测提供支撑。
1 地质概况四川盆地位于华南板块西北缘，为扬子克拉通的次一级构造单元。新元古界晚期—早寒武世，四川盆地处于受Rodinia（罗迪尼亚）超大陆裂解影响的拉张背景中，随着拉张强度逐渐减弱，在华南板块与Gondwana（冈瓦纳）大陆的相互作用背景下，早寒武世晚期进入弱挤压状态[13-14]。华南加里东运动的多幕运动有晚寒武世—早奥陶世的郁南运动、晚奥陶世—早志留世的都匀运动（或太康运动）及志留纪末期的广西运动，压力持续增强，控制着四川盆地不同时期的构造沉积格局[15-16]。
奥陶纪，由于受到康滇古陆、川中古隆起、川北古隆起以及黔中古隆起的影响，川北、川中、川西南奥陶系出现沉积间断或剥蚀，主要分布在盆地东部和东南部（图 1a），在川中和川北地区沉积厚度相对较小，自东向西厚度逐渐变小。四川盆地奥陶系由老到新划分为下奥陶统桐梓组（O1t）、红花园组（O1h），中奥陶统湄潭组（O2m）、十字铺组（O2s），上奥陶统宝塔组（O3b）、临湘组（O3l）、五峰组（O3w）（图 1b）。
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下载原图 图 1 川东南地区区域地质简图（a）与奥陶系地层简表（b）（据文献[17-18]修改） Fig. 1 Regional geological map (a) and stratigraphic column of Ordovician (b) of southeastern Sichuan Basin |
本文选取川东南地区习水吼滩剖面为研究剖面。该剖面奥陶系出露完整，总厚度约425 m，其中桐梓组厚约95 m，岩性主要为灰色薄—中层泥晶白云岩、粉晶白云岩、颗粒白云岩，夹深灰—灰绿色薄层泥（页）岩、粉砂质泥岩、白云质泥岩，底部以生屑灰岩的出现与下伏洗象池组白云岩为界，顶底发育一套泥岩与红花园组灰岩为界。红花园组厚约30 m，岩性以中—厚层生屑灰岩、鲕粒灰岩、泥晶灰岩为主，夹薄层泥岩，与下伏桐梓组整合接触，顶部以湄潭组的泥页岩出现为界。在野外按照岩性将该剖面桐梓组分为31个小层，自下而上编号为76—106，红花园组分为8个小层，自下而上编号为107—114。
2 沉积特征 2.1 岩石微相类型综合分析川东南习水吼滩剖面下奥陶统桐梓组和红花园组岩石的岩性、组分、结构和野外宏观特征，可划分为13种岩石微相类型。①泥晶灰岩（MF1），露头上多为深灰色薄—中层状（图 2a），发育在桐梓组的下部以及红花园组的中部和上部。显微特征揭示其主要成分为泥晶级方解石，孔隙不发育，见黄铁矿（图 3a），通常代表低能的潮下环境或者开阔台地的深水环境。②鲕粒灰岩（MF2），露头上多为灰色中—厚层状（图 2b），发育在桐梓组的顶部和红花园组。显微特征揭示鲕粒核心为藻屑或生物碎屑，包壳呈放射状或同心—放射状（含切线状纹层）（图 3b）。放射状包壳常指示相对静水或低能浅滩环境，同心—放射状（含切线状纹层）则指示强水动力环境，如开阔台地浅滩环境[19]。③生屑灰岩（MF3），露头上多为灰色中层状（图 2a），发育在桐梓组的底部、顶部和红花园组。显微特征揭示该类灰岩生屑体积分数大于70%，破碎程度较高，粒间充填亮晶方解石（图 3c），通常代表盐度正常的高能浅滩环境。④砂屑灰岩（MF4），露头上多为灰色中—厚层状，发育在桐梓组的上部。显微特征揭示该类灰岩砂屑体积分数为60%~70%，粒间充填亮晶方解石和粉—细晶白云石（图 3d）。砂屑颗粒常形成于受波浪、风暴和潮汐作用的高能浅滩环境。⑤无纹层泥晶白云岩（MF5），露头上多为浅灰—灰色薄—中层状（图 2c），发育在桐梓组的中部。显微特征揭示其主要成分为泥晶白云石，缺乏生物碎屑（图 3e），反映了低能的水体条件，可能指示局限台地的潟湖环境。⑥纹层状泥晶白云岩（MF6），露头上多为浅灰—灰色中层状，发育纹层构造（图 2d），发育在桐梓组的中上部。显微特征揭示其主要成分为泥晶白云石，纹层主要为粉晶白云石，指示水动力变化较频繁的沉积环境[20]，部分混有石英碎屑颗粒（图 3f），说明其可能形成于潮间带环境。⑦砂质泥晶白云岩（MF7），露头上多为灰—浅灰色中层状，见小型交错层理（图 2e），发育在桐梓组的上部。显微特征揭示泥晶白云石体积分数超过60%，石英颗粒体积分数约40%（图 3g）。泥晶白云岩总体反映了低能的沉积环境，砂质层顺层分布在泥晶白云石基质中，反映潮坪环境中短期的风暴沉积[21-23]，综合反映了潮间—潮上带环境。⑧粉晶白云岩（MF8），露头上多为灰—浅灰色中—厚层状，见水平层理（图 2f），发育在桐梓组的中下部和上部。显微特征揭示其主要成分为粉晶白云石，晶体形态较好，发育晶间孔、晶间溶孔（图 3h）。该岩相可能指示潮间带上部—潮上带环境。⑨（残余）似球粒白云岩（MF9），露头上多为浅灰色中层状，发育在桐梓组的中部和上部。显微特征揭示似球粒主要为泥—粉晶白云石，粒间充填粉—细晶白云石，发育粒间孔、粒间溶孔（图 3i）。该岩相指示水动力中等—较强的局限台地浅滩环境。⑩（残余）鲕粒白云岩（MF10），露头多为浅灰色、灰色中层状，溶孔发育（图 2g），发育在桐梓组的中部和上部。显微特征揭示该类白云岩鲕粒泥晶化明显，少量鲕粒核心为内碎屑和石英颗粒，粒间充填粉—细晶白云石，发育粒间溶孔、粒内溶孔（图 3j）。常与似球粒白云岩伴生，故该岩相亦指示水动力较强的局限台地浅滩环境。⑪砂砾屑白云岩（MF11），露头上呈灰色，单层厚度较小，局部见砾屑平行于层面分布（图 2h），发育在桐梓组中部和上部。显微特征揭示其砂屑主要为泥晶白云石，粒间充填细晶白云石（图 3k）。常与似球粒白云岩伴生，指示水动力较强、水体较浅的局限台地浅滩与潮坪环境。⑫具膏模孔泥—粉晶白云岩（MF12），露头上多为浅灰色、灰色中层状，发育在桐梓组的上部。显微特征揭示该类白云岩发育顺层溶蚀孔洞，孔隙外形保存较好，界限清晰，认为是石膏溶解后形成的膏模孔，后期被细晶白云石充填（图 3l）。该岩石微相发育在潮间带上部—潮上带，常出现在向上变浅沉积序列的顶部。⑬泥（页）岩（MF13），露头上多为深灰色、灰色、灰绿色极薄层状，在桐梓组顶部和底部发育的厚度较大，中部厚度较小（图 2i）。深色泥（页）岩常指示局限台地潟湖和开阔台地台内洼地。
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下载原图 图 2 川东南习水地区吼滩剖面下奥陶统典型岩石微相野外照片 （a）下部为泥晶灰岩（MF1），109层，红花园组，上部为生屑灰岩（MF3），110层，红花园组；（b）鲕粒灰岩（MF2），108层，红花园组；（c）无纹层泥晶白云岩（MF5），89层，桐梓组；（d）纹层状泥晶白云岩（MF6），87层，桐梓组；（e）砂质泥晶白云岩（MF7），见交错层理，溶孔发育，97层，桐梓组；（f）粉晶白云岩（MF8），水平层理，84层，桐梓组；（g）（残余）鲕粒白云岩（MF10），溶孔发育，88层，桐梓组；（h）砂砾屑白云岩（MF11），砾屑呈长条状，顺层分布，84层，桐梓组；（i）泥（页）岩（MF13），80层，桐梓组。 Fig. 2 Field photos of typical rock microfacies of Lower Ordovician in Houtan section of Xishui area, southeastern Sichuan Basin |
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下载原图 图 3 川东南习水地区吼滩剖面下奥陶统典型岩石微相铸体薄片照片 （a）泥晶灰岩（MF1），见黄铁矿，112层，红花园组，单偏光；（b）鲕粒灰岩（MF2），见不同包壳类型鲕粒，107层，红花园组，单偏光；（c）生屑灰岩（MF3），见介形虫、三叶虫、棘皮类，76层，桐梓组，单偏光；（d）砂屑灰岩（MF4），见集合粒、腕足动物、棘皮类，107层，红花园组，单偏光；（e）无纹层泥晶白云岩（MF5），91层，桐梓组，单偏光；（f）纹层状泥晶白云岩（MF6），93层，桐梓组，单偏光；（g）砂质泥晶白云岩（MF7），晶间溶孔发育，沥青充填，97层，桐梓组，单偏光；（h）粉晶白云岩（MF8）95层，桐梓组，单偏光；（i）（残余）似球粒白云岩（MF9），粒间溶孔发育，93层，桐梓组，单偏光；（j）（残余）鲕粒白云岩（MF10），见石英和砂屑鲕粒核心，粒间溶孔发育，裂缝充填，95层，桐梓组，单偏光；（k）砂砾屑白云岩（MF11），88层，桐梓组，单偏光；（l）具膏模孔泥—粉晶白云岩（MF12），100层，桐梓组，单偏光。 Fig. 3 Casting thin section photos of typical rock microfacies of Lower Ordovician in Houtan section of Xishui area, southeastern Sichuan Basin |
基于单一岩石微相解释的沉积环境具有多解性，而利用岩石微相组合可以更准确地解释沉积环境。通过分析上述13种岩石微相间的组合关系，认为习水地区桐梓组和红花园组以发育局限—开阔台地环境为主，进一步可以划分出5种沉积亚相及其对应的微相（表 1）：①潮坪，受潮汐影响大，波浪作用小，具有地势平坦、盐度高、水体浅等特征，发育在桐梓组，由MF6，MF7，MF8，MF12等岩石微相组成，见膏模孔、交错层理、水平层理等沉积构造，细分为云坪、砂云坪和膏云坪。纵向上通常呈现向上变浅的旋回特征，单个组合厚度为3~10 m（图 4a）。②潟湖，发育在局限台地内相对低洼处，水流不畅，能量低，以静水沉积为主，夹风暴沉积，在桐梓组中下部沉积厚度较大，上部厚度较薄，由MF5，MF7，MF13等岩石微相组成，见水平层理，细分为泥质澙湖和泥云澙湖。纵向上，单个组合厚度为2~13 m（图 4b）。③浅滩，发育在台地内相对较高的环境中，水体能量较高。桐梓组底部、顶部以及红花园组发育开阔台地浅滩环境，以灰岩类微相为主，由MF2，MF3，MF4等岩石微相组成；桐梓组中部和上部发育局限台地浅滩环境，以白云岩类微相为主，由MF9，MF10，MF11等岩石微相组成，见交错层理，细分为生屑滩、鲕粒滩、似球粒滩、砂屑滩。纵向上，单个组合厚度为2~14 m（图 4c，4d）。④滩间海，发育在开阔台地浅滩间相对深水区，沉积在正常浪基面附近，沉积环境安静，水动力较弱，盐度正常，在桐梓组下部和红花园组可见，由MF1，MF2，MF3，MF13等岩石微相组成，发育条带状构造。纵向上，单个组合厚度为3~12 m（图 4e）。⑤台内洼地，发育在开阔台地中相对低洼的环境中，沉积在正常浪基面之下，水体循环较差，能量较低，盐度正常，分布在桐梓组顶部，以MF13为主，间夹MF1，见水平层理。纵向上，单个组合厚度约3 m（图 4f）。
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下载CSV 表 1 川东南习水地区下奥陶统沉积相类型 Table 1 Sedimentary facies types of Lower Ordovician in Xishui area, southeastern Sichuan Basin |
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下载原图 图 4 川东南习水地区下奥陶统典型岩石微相组合 Fig. 4 Typical rock microfacies assemblages of Lower Ordovician in Xishui area, southeastern Sichuan Basin |
川东南习水地区下奥陶统三级层序的发育主要受控于全球海平面的升降，持续时间为3.0~0.5 Ma[24]。桐梓组和红花园组沉积期发生了3次全球性海平面变化[25]，四川盆地早奥陶世海平面变化趋势与之相似[12, 26-28]。基于露头上不整合面（SU）的识别，结合桐梓组和红花园组沉积时间（9.0~8.0 Ma）[29]、岩石微相组合及其叠置特征，将桐梓组和红花园组划分为3个三级层序（SQ1—SQ3），每个层序包括海侵体系域（TST）和高位体系域（HST）。通过识别三级层序内高频层序界面（瞬时加深面或瞬时暴露面），每个三级层序可进一步划分出4个四级层序，包括1个退积型和3个进积型。
SQ1底界面（SB1）为寒武系与奥陶系界线，由于郁南运动导致寒武纪末大规模海退，寒武系大面积剥蚀，露头上可见明显的暴露侵蚀作用面，界面之下为洗象池组潮坪环境的粉晶白云岩（MF8），界面之上为桐梓组浅滩环境的生屑灰岩（MF3）（图 5a）。SQ2底界面（SB2）位于桐梓组中下部，界面之下为浅滩环境的砂砾屑白云岩（MF11），界面之上为澙湖环境的无纹层泥晶白云岩（MF5）（图 5b）。SQ3底界面（SB3）位于桐梓组的上部，界面之下为潮坪环境的具膏模孔泥—粉晶白云岩（MF12），界面之上为浅滩环境的砂屑灰岩（MF4）（图 5c）。SQ4底界面（SB4）为红花园组与湄潭组的分界面，界面之下为浅滩环境的生屑灰岩（MF3），界面之上为湄潭组的泥页岩（MF13）。
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下载原图 图 5 川东南地区习水吼滩剖面下奥陶统典型层序界面和最大海泛面特征 （a）三级层序界面SB1，76层/75层；（b）三级层序界面SB2，89层/88层；（c）三级层序界面SB3，103层/102层；（d）最大海泛面，106层。 Fig. 5 Characteristics of typical sequence boundaries and maximum flooding surface of Lower Ordovician in Houtan section of Xishui area, southeastern Sichuan Basin |
桐梓组的3个最大海泛面（MFS）表现为退积—加积或进积的特征，沉积深水低能的暗色泥（页）岩（MF13）、泥晶灰岩（MF1）（图 5d）。桐梓组和红花园组发育的3个三级层序中，SQ3对应的最大海泛面反映了最大海侵，SQ1海侵次之，SQ2海侵相对最小。
3.2 沉积演化特征沉积演化过程中，环境条件的改变导致沉积亚相在垂向上呈现特定的序列，而沉积亚相的纵向分布与演化深受层序内部旋回的控制。因此，理解层序内部旋回对沉积亚相分布与演化的控制作用，是揭示沉积体系时空演化规律、预测储层分布特征的关键。
SQ1表现出由开阔台地逐渐转换为局限台地的沉积演化特征（图 6）。SQ1海侵体系域为开阔台地环境，下部以发育浅滩亚相生屑灰岩（MF3）为主，向上由于水体加深过渡为生屑灰岩（MF3）夹泥晶灰岩（MF1）和泥（页）岩（MF13），上部发育滩间海亚相的泥晶灰岩（MF1）、泥（页）岩（MF13）和生屑灰岩（MF3）互层。SQ1高位体系域为局限台地环境，总体反映了3个向上变浅的沉积旋回。第1个旋回下部为澙湖亚相，底部发育一套无纹层泥晶白云岩（MF5），整体以发育大套泥（页）岩（MF13）为主，向上过渡为以无纹层泥晶白云岩（MF5）为主；上部为潮坪亚相，以发育粉晶白云岩（MF8）为主，为泥质澙湖—云坪组合。第2个旋回下部为潮坪亚相，发育纹层状泥晶白云岩（MF6）、砂砾屑白云岩（MF11）和粉晶白云岩（MF8）；上部为浅滩亚相，发育（残余）似球粒白云岩（MF9），为云坪—似球粒滩组合。第3个旋回下部为潮坪亚相，发育纹层状泥晶白云岩（MF6）；上部为浅滩亚相，发育（残余）鲕粒白云岩（MF10）和砂砾屑白云岩（MF11），为云坪—浅滩组合。SQ1内经历了浅滩—滩间海、澙湖—潮坪、潮坪—浅滩3种沉积序列，反映了水体快速加深、再缓慢变浅的旋回变化。
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下载原图 图 6 川东南习水地区吼滩剖面下奥陶统岩性地层综合柱状图 Fig. 6 Comprehensive lithostratigraphic column of Lower Ordovician in Houtan section of Xishui area, southeastern Sichuan Basin |
SQ2整体属于局限台地沉积环境（图 6）。SQ2海侵体系域为澙湖亚相，发育无纹层泥晶白云岩（MF5）与泥（页）岩（MF13）的互层，单层厚度向上减小。SQ2高位体系域发育3个向上变浅的沉积旋回。第1个旋回下部为澙湖亚相，同样发育无纹层泥晶白云岩（MF5）与泥（页）岩（MF13）的互层，但单层厚度向上增大；上部为浅滩亚相，以发育（残余）似球粒白云岩（MF9）为主，为泥云澙湖—似球粒滩组合。第2个旋回底部为澙湖亚相，发育无纹层泥晶白云岩（MF5）和泥（页）岩（MF13）；下部为浅滩亚相，以发育（残余）似球粒白云岩（MF9）为主；上部为潮坪亚相，以发育纹层状泥晶白云岩（MF6）为主，为泥云澙湖—似球粒滩—云坪组合。第3个旋回底部为澙湖亚相，发育砂质泥晶白云岩（MF7）和泥（页）岩（MF13）；下部为浅滩亚相，以发育（残余）似球粒白云岩（MF9）为主，夹（残余）鲕粒白云岩（MF10）和砂砾屑白云岩（MF11）；上部为潮坪亚相，以发育粉晶白云岩（MF8）为主，底部和顶部见具膏模孔泥—粉晶白云岩（MF12），为泥云澙湖—似球粒滩—膏云坪组合。SQ2形成了澙湖—浅滩、澙湖—浅滩—潮坪2种沉积序列。SQ2顶部出现的膏云坪反映其高位体系域期间相对海平面下降幅度相比SQ1更大。
SQ3整体属于开阔台地沉积环境（图 6）。SQ3海侵体系域下部为浅滩亚相，以发育砂屑灰岩（MF4）和生屑灰岩（MF3）为主；上部为台内洼地亚相，以发育泥（页）岩（MF13）为主，为砂屑滩—生屑滩—台内洼地组合。SQ3高位体系域发育3个向上变浅的沉积旋回。第1个旋回下部为台内洼地亚相；上部为浅滩亚相，以发育生屑灰岩（MF3）和鲕粒灰岩（MF2）互层为主，单层厚度向上增大，为台内洼地—浅滩组合。第2个旋回下部为滩间海亚相，发育泥晶灰岩（MF1）；上部为浅滩亚相，发育生屑灰岩（MF3）、泥晶灰岩（MF1）、鲕粒灰岩（MF2），为滩间海—浅滩组合。第3个旋回下部为滩间海亚相，以发育泥晶灰岩（MF1）为主；上部为浅滩亚相，以发育生屑灰岩为主，为滩间海—生屑滩组合。SQ3形成了浅滩—台内洼地、台内洼地—浅滩、滩间海—浅滩3种沉积序列。SQ3经历了一次大规模海侵过程，之后海平面缓慢下降，但水体深度相比SQ1和SQ2时期始终处于较高水平。
4 有利储层发育主控因素 4.1 沉积环境通过野外露头观察、岩石薄片鉴定与物性分析结果发现，川东南地区习水吼滩剖面下奥陶统储层主要为桐梓组白云岩，桐梓组底部、顶部和红花园组的灰岩相对致密，难以形成储层。最有利的储集岩类型为局限台地浅滩亚相的（残余）似球粒白云岩（MF9）和（残余）鲕粒白云岩（MF10），储集空间主要为粒内溶孔、粒间溶孔、铸模孔等（图 7a—7c），孔隙度为0.37%~13.79%，其中孔隙度为2.00%~4.00% 的样品占比23.8%，孔隙度大于4.00% 的样品占比14.3%，平均渗透率为0.124 mD（图 8a，8b）。较为有利的储集岩类型为潮坪亚相的粉晶白云岩（MF8），储集空间主要为晶间孔、晶间溶孔（图 7d，7e），孔隙度为0.24%~4.47%，其中孔隙度为2.00%~4.00% 的样品占比10.0%，孔隙度大于4.00% 的样品占比5.0%，平均渗透率为0.034 mD（图 8a，8b）。澙湖、开阔台地浅滩、滩间海和台内洼地等沉积亚相形成的泥晶白云岩（MF5）、颗粒灰岩（MF2~MF4）、泥晶灰岩（MF1）的平均孔隙度分别为0.57%、0.69%、0.32%，平均渗透率分别为0.023 mD、0.025 mD、0.007 mD，储集能力较差（图 8c）。
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下载原图 图 7 川东南习水地区吼滩剖面下奥陶统典型储集空间类型照片 （a）（残余）似球粒白云岩（MF9），粒内溶孔，沥青充填，85层，桐梓组，单偏光；（b）（残余）似球粒白云岩（MF9），粒间溶孔，沥青充填，88层，桐梓组，单偏光；（c）（残余）似球粒白云岩（MF9），铸模孔，88层，桐梓组，单偏光；（d）（残余）鲕粒白云岩（MF10），晶间孔，沥青充填，100层，桐梓组，单偏光；（e）粉晶白云岩（MF8），晶间溶孔，沥青充填，100层，桐梓组，单偏光；（f）（残余）似球粒白云岩（MF9），示顶底孔隙，85层，桐梓组，单偏光；（g）粉晶白云岩（MF8），管道状溶蚀孔洞，89层，桐梓组，单偏光；（h）（残余）似球粒白云岩（MF9），不规则溶蚀孔洞，85层，桐梓组，单偏光；（i）（残余）似球粒白云岩（MF9），层状溶蚀孔洞充填白云石，99层，桐梓组。注：所有薄片均为铸体薄片。 Fig. 7 Photos of typical reservior space types of Lower Ordovician in Houtan section of Xishui area, southeastern Sichuan Basin |
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下载原图 图 8 川东南习水地区下奥陶统不同沉积微相和不同岩石微相的孔隙度与渗透率特征 Fig. 8 Porosity and permeability of different sedimentary microfacies and rock microfacies of Lower Ordovician in Xishui area, southeastern Sichuan Basin |
不同岩石微相物性条件的差异表明沉积亚相是储层发育的先决条件。局限台地浅滩和潮坪亚相位于相对古地貌高带，水体能量强，沉积物原生孔隙发育，构成了储层的初始孔隙，加之其处于古地貌高带，更易因海平面升降而发生暴露，或在降水间歇期受更强烈蒸发作用，良好的原生孔隙作为溶蚀性流体和富镁流体的优势输导通道，为溶蚀作用和白云石化作用奠定了基础，进一步控制了储层的储集条件[30-32]。
4.2 不同级次海平面变化前已述及，下奥陶统有利储集岩主要见于局限台地浅滩（残余）似球粒白云岩（MF9）与（残余）鲕粒白云岩（MF10）、潮坪粉晶白云岩（MF8），但并非所有浅滩或潮坪碳酸盐岩都能成为有效储层。纵向上，有利储集岩主要分布在三级层序SQ1和SQ2的高位体系域，而且越靠近顶部，储集条件越好，与海平面升降变化具有较高吻合度（参见图 6）。这是因为不同级次海平面变化控制了沉积环境的变化，决定了沉积序列的叠置样式，也进一步控制了同生期—早成岩期溶蚀作用和白云石化作用的发育强度，最终影响了储层的品质。
SQ1和SQ2高位体系域期间，海平面总体呈下降趋势，处于地貌高部位的局限台地浅滩和潮坪更容易发生暴露溶蚀，遭受同生期—早成岩期大气淡水淋滤溶蚀，形成粒内溶孔、铸膜孔、示顶底孔隙和管道状、不规则状溶蚀孔洞（参见图 7b，7c，7f—7h），改善储集条件。因此，储层段主要发育在高位体系域内。在三级层序高位体系域内的多期次四级海平面变化，形成多套局限台地浅滩与潮坪叠置的向上变浅旋回，在同生期—早成岩期大气淡水溶蚀作用影响下，溶蚀层呈现多套垂向叠置（参见图 6）、（似）层状分布的特征（参见图 7i）。根据物性分析结果，同生期—早成岩期大气淡水溶蚀作用对储集条件的提高起到显著改善作用（图 6）。三级层序高位体系域期间海平面总体以稳定下降为主要趋势，除了为溶蚀作用创造条件之外，随着水体逐渐变浅、蒸发作用增强，局限台地内海水循环受限，盐度和Mg2+浓度不断增加，有利于白云石化作用进行，研究揭示桐梓组白云石化主要形成与同生期—早成岩期[33-34]。在发生白云石化之后，岩石的抗压实、压溶和胶结作用的能力增强，使同生期—早成岩期形成的孔隙在后期成岩演化过程得到较好保存[35-37]，其孔渗条件明显优于未发生白云石化的灰岩（图 8c）。
SQ3海侵体系域期间海平面大幅度上升，高位体系域期间海平面虽有下降，但整体仍然较高，而且之后湄潭组沉积时发生大规模海侵。因此，虽然SQ3高位体系域滩体发育，但由于海平面始终处于较高状态，滩体不易暴露，未发生大气淡水溶蚀改造；加之开阔台地环境水体盐度低，白云石化作用缺失，在后期受压实压溶和胶结充填作用影响，先存孔隙在埋藏成岩阶段消失殆尽（参见图 3b），导致储层物性较差而不能形成有效储层。
综上所述，下奥陶统有利储层主要发育在局限台地浅滩和潮坪亚相中，有利储集岩类型为（残余）似球粒白云岩（MF9）、（残余）鲕粒白云岩（MF10）和粉晶白云岩（MF8），受不同级次海平面变化影响，有利储层段多套叠置并集中发育在SQ1和SQ2的高位体系域，局限台地浅滩与潮坪叠置的向上变浅旋回是最有利于储层形成的沉积序列，除SQ1高位体系域内第1个进积型四级层序外，其他进积型四级层序内储层质量均较好。物性分析发现，约39.1% 的样品达到了Ⅲ类储层的标准（孔隙度> 2.00%，渗透率> 0.010 mD），指示下奥陶统具备形成有效储层的条件。研究揭示，上扬子地区早奥陶世三级海平面变化具有较好的相关性[28]，且垂向上的沉积序列在横向上可对比性较强（图 9），基于习水吼滩剖面下奥陶沉积演化与储层垂向分布规律，结合川东南地区浅滩沉积普遍发育的沉积背景[7-10]，可推断在该区域具备形成规模储层的潜力。此外，川东南地区西门1井、林1井、太和1井在下奥陶统出现不同程度油气显示，也证实下奥陶统具备形成规模油气藏的能力。
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下载原图 图 9 川东南地区下奥陶统层序格架对比图 Fig. 9 Correlation chart of sequence stratigraphic framework of Lower Ordovician in southeastern Sichuan Basin |
（1）川东南习水地区下奥陶统桐梓组和红花园组发育13种岩石微相类型，发育潮坪、澙湖、浅滩、滩间海、台内洼地等5种沉积亚相。
（2）研究区桐梓组和红花园组可划分为3个三级层序，自下而上为SQ1—SQ3，进一步划分为1个退积型和3个进积型四级层序。SQ1海侵体系域时期为开阔台地环境，高位体系域时期为局限台地环境；经历了浅滩—滩间海、澙湖—潮坪—浅滩、潮坪—浅滩3阶段沉积演化过程。SQ2时期整体为局限台地环境，经历了澙湖—浅滩、澙湖—浅滩—潮坪2阶段沉积演化过程。SQ3时期整体为开阔台地环境，经历了浅滩—台内洼地、台内洼地—浅滩、滩间海—浅滩3阶段沉积演化过程。
（3）研究区桐梓组和红花园组有利储层段多套叠置并集中发育在SQ1高位体系域第2—3个和SQ2高位体系域第1—3个进积型四级层序内，尤其是局限台地浅滩与潮坪叠置的向上变浅旋回中。早奥陶世，川东南地区滩体发育且区域性海平面变化具有可对比性，具备形成规模性储层的条件，具有一定勘探潜力。
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