何宇，胡鑫，黃鑫

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碳酸鹽巖臺地構(gòu)造控制因素及源儲組合模式

何宇，胡鑫，黃鑫

（成都理工大學(xué) 油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室，成都 610059）

以國內(nèi)外各盆地的碳酸鹽巖臺地實例為出發(fā)點，基于前人研究基礎(chǔ)，將碳酸鹽巖臺地分為鑲邊大陸架型、陸架內(nèi)臺地和孤立臺地。前者的碳酸鹽一般沉積在臺地邊緣，后者臺地向海一側(cè)可以過渡到碳酸鹽巖海相沉積，被動大陸邊緣的孤立臺地，碳酸鹽巖臺地相一般發(fā)育在碎屑巖、蒸發(fā)巖以及底部淺灘火山之上。另外，碳酸鹽臺地的形成受多種構(gòu)造因素控制，而拉伸作用形成下的臺地又可以根據(jù)運動學(xué)分為基底斷塊臺地、旋轉(zhuǎn)斷塊臺地、生長斷塊臺地。另外，小克拉通構(gòu)造活動以及古地形地貌對于臺地的發(fā)育也有重要的影響。源儲組合可以分為常規(guī)組合、側(cè)變型組合、頂生型組合、自生、自儲、自蓋型組合等。

碳酸鹽巖臺地；構(gòu)造因素；源儲組合；組合模式

國內(nèi)外沉積相研究中，大多專家對各個地區(qū)碳酸鹽巖臺地的形成都進行了深入的探討，主要從海平面升降、物源分析，以及地震相、測井方面進行研究，但從構(gòu)造條件這個角度上的解釋相對較少。所以本文從另一個不同的視角，從構(gòu)造地質(zhì)學(xué)出發(fā)，對碳酸鹽巖臺地的形成及其形成過程進行討論。

2009年，顧家裕等根據(jù)碳酸鹽巖臺地的封閉性、鑲邊性及坡度和地理區(qū)域等方面特征將其分為緩坡開放型鑲邊臺地、緩坡封閉型鑲邊臺地、陡坡開放型鑲邊臺地、陡坡封閉型鑲邊臺地、緩坡開放型無鑲邊臺地、緩坡封閉型無鑲邊臺地、陡坡開放型無鑲邊臺地、陡坡封閉型無鑲邊臺地、巖隆型孤立臺地、礁灘型孤立臺地等[1]。而對碳酸鹽巖臺地的探討，把拉升構(gòu)造作用形成的拉張槽的影響因素考慮在內(nèi)。

1 碳酸鹽巖臺地分類及其形成機制

根據(jù)前人研究成果歸納，可將碳酸鹽巖臺地分為鑲邊碳酸鹽巖大陸架型臺地、陸架內(nèi)臺地、孤立臺地等。

1.1 鑲邊碳酸鹽巖大陸架型臺地

鑲邊碳酸鹽巖臺地屬于淺水臺地，從臺地邊緣到深水區(qū)其坡角迅速變陡，一般從幾度到超過60°。向陸一側(cè)容易形成低能量的瀉湖，邊緣可由礁灘、膠體、鮞粒灰?guī)r、風(fēng)成巖等構(gòu)成[2]。在生長過程中，相對海平面上升速率的增大與盆地的斷裂凹陷作用使得礁灘朝著臺地內(nèi)部遷移，這可能導(dǎo)致形成突變的向后階升形式，從而使得該灘在原始地方的內(nèi)側(cè)一定距離重新發(fā)育起來。根據(jù)各項資料整理后發(fā)現(xiàn)，鑲邊碳酸鹽巖大陸架型臺地通常發(fā)育于板塊碰撞收斂區(qū)，比如在新幾內(nèi)亞，其礁體裙邊和它的復(fù)合體就綿延了數(shù)百千米。另外在前陸盆地中，板塊由于聚集收斂，使得構(gòu)造隆升而被限制，形成高密度的濁流，導(dǎo)致鑲邊碳酸鹽巖大陸架型臺地很少發(fā)育。但是在克拉通內(nèi)盆地的邊緣和與大陸架連通的斷裂邊界盆地的邊緣，以及被海水淹沒的區(qū)域性臺地都可以發(fā)育鑲邊碳酸鹽巖大陸架型臺地，如美國Michigan basin、canning basin以及加拿大的西海岸礁群。

另外，鑲邊碳酸鹽巖臺地中，在礁邊緣海一側(cè)平緩的斜坡上以及被蒸發(fā)巖和致密云巖所遮蓋的沿上傾方向尖滅的碳酸鹽巖儲集層能形成較大型的油氣藏，如：墨西哥灣海岸盆地中二疊系的Townsend-Kemmitz油田、利比亞古新統(tǒng)的Intisar 大型油田。

1.2 陸架內(nèi)臺地

此類臺地向?？梢赃^渡為鮞粒占優(yōu)勢的淺水碳酸鹽巖，向陸可以漸變?yōu)楣栀|(zhì)碎屑巖。在國外部分實例中，大多為風(fēng)暴成因，其沉積石英砂巖、粉砂巖。

1.3 孤立臺地

孤立臺地發(fā)育的各種規(guī)模均存在，從幾十米到數(shù)百公里的寬度，主要發(fā)育在發(fā)生斷裂的大陸殼和過渡性巖石圈上。而被動大陸邊緣的大部分孤立臺地主要形成于洋盆擴張的早期階段，不僅大陸殼發(fā)生斷裂，同時也發(fā)生快速沉降（圖1）。在被動大陸邊緣，碳酸鹽巖臺地相一般發(fā)育在碎屑巖、蒸發(fā)巖以及底部淺灘火山之上。

孤立臺地與其他臺地的區(qū)別在于其邊緣是迎風(fēng)的還是背風(fēng)的。迎風(fēng)的是廣闊的，幾乎沒有能量沉積；背風(fēng)的邊緣發(fā)育障壁島，阻礙沉積物搬運，使其在背風(fēng)處沉積下來。極少的孤立臺地斜坡較平緩。

2 碳酸鹽巖臺地的構(gòu)造主控因素

碳酸鹽巖臺地都發(fā)育在背斜核部、斷層上升盤以及底辟構(gòu)造的濱?；驕\海構(gòu)造高點處。根據(jù)基底的受力情況，可以將碳酸鹽巖臺地分為三大類：拉升作用下的斷塊臺地、擠壓作用下的斷塊臺地、底辟作用下的臺地[3]。另外，相對海平面升降與斜坡的陡緩程度也影響碳酸鹽巖臺地的形成。

2.1 拉升作用控制下的斷塊臺地

根據(jù)運動學(xué)上的差異，又可以將拉升作用下的斷塊臺地分為：基底斷塊臺地、旋轉(zhuǎn)斷塊臺地、生長斷塊臺地等。

2.1.1 基底斷塊臺地

在發(fā)育碳酸鹽巖前就已經(jīng)發(fā)生斷裂，其物源供應(yīng)充足，水體位于高潮線與低潮線之間，隨后在斷層上升盤發(fā)育碳酸鹽巖巖隆，下降盤的地塹、半地塹（盆地）沉積細粒含泥質(zhì)沉積物。碳酸鹽巖臺地的發(fā)育需要溫暖淺水陽光充足的水域，太深和太淺都會抑制或者停止生長。一般地，碳酸鹽巖臺地和盆地沉積在縱向剖面上很形成許多套沉積組合，并且向陸地形成蒸發(fā)相和瀉湖相沉積（圖2）。

圖1 孤立臺地-海平面上升后，上升邊緣和深水盆地發(fā)育

圖2 基底斷塊臺地

Leeder and Gawthrope在1987年就對在伸展構(gòu)造上沉積的碳酸鹽巖提出了相模式。斷塊構(gòu)造的運動能產(chǎn)生和控制可容納空間的演化以及空間和潮下碳酸鹽巖特點的關(guān)系[4]。構(gòu)造產(chǎn)生的碳酸鹽巖沉積序列和沉積邊界顯示出體系域的穿時發(fā)育的楔形體幾何特征。雖然下盤的出現(xiàn)發(fā)育了層序邊界，但是上盤斜坡在沉降，被水體淹沒，并且逐漸堆積成海侵體系域。

在早侏羅世期間，南伊比利亞大陸邊緣被廣泛的碳酸鹽巖臺地所主導(dǎo)。局限性的露頭研究顯示出在拉升斷塊上，同時期的深淺交替的繼承上，沉積著海相碳酸鹽巖。伸展斷層運動控制著幾何學(xué)、厚度變化、相的產(chǎn)生、沉積層序體系域的發(fā)育以及構(gòu)造的時代背景控制著層序邊界。在南伊比利亞大陸邊緣的張裂早期階段，普連斯巴奇階，更正的解釋闡明了該區(qū)域復(fù)雜的構(gòu)造地層，并且確認(rèn)了在jamesoni菊石帶的西耐摩爾階內(nèi)部，存在著同生斷層運動。更多的運動朝著菊石生物帶中部發(fā)生，而有差異的區(qū)域性的斷層活動發(fā)生在晚期。

2.1.2 旋轉(zhuǎn)斷塊臺地

形成模式與基底斷塊臺地大體相似，但其上盤斷塊會發(fā)生旋轉(zhuǎn)，其碳酸鹽巖臺地一般發(fā)育在下盤旋轉(zhuǎn)的高點上。在下盤的凹陷低部位會先發(fā)育碳酸鹽巖楔狀沉積，其厚度向構(gòu)造高點逐漸減薄，然后碳酸鹽巖臺地沉積在楔形體之上。最后，其多套的此沉積組合在剖面上形成了旋轉(zhuǎn)斷塊臺地沉積。

例如在早-中奧陶系的Taeback-san盆地，在裂陷初期，硅質(zhì)碎屑沉積被搬運到臺地上，局部沉積在快速沉降的裂陷盆地內(nèi)[5]。臺地邊緣的最終破壞使得深水盆地的斜坡或臺地主要被碳酸鹽巖碎屑所充填。隨著構(gòu)造的繼續(xù)沉降，相對海平面上升，碳酸鹽巖臺地被深水所覆蓋，然后在古喀斯特角礫巖區(qū)域頂面形成了整合的海侵面[21]。向陸方向的上超沉積體現(xiàn)出了疊加沉積物，是在臺地內(nèi)部最厚的地層，朝海方向的臺地邊緣的碳酸鹽巖地層是薄的，甚至沒有沉積。碳酸鹽巖碎屑隨著海平面的上升而停止侵位于深盆。由于直到碳酸鹽巖沉積在臺地前，沉積速率都較低，所以硅質(zhì)碎屑沉積覆蓋了整個盆地。

2.1.3 生長斷塊臺地

生長斷塊臺地的形成過程包括碳酸鹽巖的生長、側(cè)向遷移和礁灘坍塌。其生長斷層由于同沉積斷層的出現(xiàn)，使得礁灘臺地相邊緣發(fā)生坍塌，沉積在下降盤凹陷處形成低水位沉積，然后由于物源不夠充分，臺地逐漸縮小，使得沉積物不穩(wěn)定，繼續(xù)發(fā)生垮塌。

2.2 擠壓作用控制下的臺地

根據(jù)擠壓構(gòu)造模式的不同，又可以將臺地分為生長背斜臺地、頂部刺穿臺地、前陸邊緣臺地，以及前面提到的孤立臺地。

圖3 生長地層沉積速率與背斜隆升速率之間的關(guān)系

2.2.1 生長背斜臺地

碳酸鹽巖臺地底部為生長背斜，生長背斜核部受風(fēng)化剝蝕形成不整合面。生長背斜之上的生長地層可以通過構(gòu)造剖面的幾何形態(tài)推測出沉積速率和褶皺隆升速率之間的相互關(guān)系[22]。生長地層向背斜側(cè)翼上超，并且朝翼部減薄尖滅。①發(fā)生蓋頂沉積時，沉積物的沉積速率大于褶皺的隆升速率；②地層超覆下伏背斜頂部時，并向核部逐漸減薄，其生長地層沉積速率大于褶皺隆升速率；③地層上超前期生產(chǎn)地層，并且沉積與褶皺隆升同時發(fā)生，尖滅點距背斜核部躍進，其兩者之間的速率越相近；④生長地層直接沉積在前超覆沉積地層的背斜核部頂面，生長地層頂面水平，一般地，地層厚度不變，說明構(gòu)造活動處于靜止?fàn)顟B(tài)，沉積速率大于褶皺隆升速率（圖3）。

2.2.2 頂部刺穿臺地

基底受擠壓發(fā)生斷裂形成斷層，但是斷層并沒有切穿地表，使得地表形成隆升，而碳酸鹽巖臺地就發(fā)育在隆升上。在平面上一般呈帶狀分布。

2.2.3 前陸邊緣臺地

該盆地類型沉積環(huán)境為前陸盆地。淺水體時沉積在盆地中心，而水深時一般沉積在前陸盆地邊緣，但物源供給較為充足時，就會在盆地中心內(nèi)部出現(xiàn)沉積。

江西省的網(wǎng)絡(luò)教研平臺早已經(jīng)建立，它的目標(biāo)是在全國實現(xiàn)最優(yōu)的教研平臺。通過該平臺以及江西省網(wǎng)絡(luò)教育資源的多方扶持，從而將信息技術(shù)對教師開展教學(xué)活動的優(yōu)勢得到最大限度發(fā)揮，為教師開展高效的網(wǎng)絡(luò)教研提供支持，使教師的教學(xué)能力不斷提升，從而實現(xiàn)教育的均衡發(fā)展。系統(tǒng)采用了成熟的平臺技術(shù)，系統(tǒng)設(shè)計采用了“平臺+應(yīng)用”的思想進行建構(gòu)，從而使得系統(tǒng)具有高效性與靈活性。例如在教師的教研環(huán)節(jié)，可以設(shè)立評比板塊，展示教師的教研成果，從而激發(fā)教師對于網(wǎng)絡(luò)空間建設(shè)的積極性。

舉個例子，在西班牙比利牛斯山脈中南部的碳酸鹽巖臺地中，桑托階到早中新統(tǒng)期間，構(gòu)造樣式轉(zhuǎn)變?yōu)榍瓣懪璧仡愋停鲎苍趦蓚€板塊之間發(fā)生。收斂最終導(dǎo)致比利牛斯山脈的產(chǎn)生。該區(qū)域的隆升以及上白堊系地層的暴露，造成了一系列東西走向的逆沖斷層[6]。

另外，在班達?；『桶拇罄麃喼g的碰撞是在其南東側(cè)造成沉降的另一種可能，是南西側(cè)不連續(xù)碳酸鹽巖臺地遷移的原因。這種機制是羅利沙洲瀉湖充填程度不同的原因[8]。

其次，pedogenic碳酸鹽巖形成的過程一般分為以下三個步驟：①硅酸鹽的溶解；②通過黏土和地形剖面，孔隙中溶解離子的運移；③重新沉淀[10]。

2.3 底辟作用控制下的臺地

臺地下部發(fā)育鹽底辟，發(fā)育在被動大陸邊緣、前陸盆地、海槽中。鹽底辟臺地沉積直接受鹽體溶解和鹽底辟隆升的控制影響。

2.4 小克拉通構(gòu)造活動對臺地演化的影響

塔里木盆地是全國最大的一個疊合盆地，其塔中地區(qū)的大部分?jǐn)嗔褞Ф及l(fā)育在早古生界碳酸鹽巖地層內(nèi)，斷層的活動對該地的碳酸鹽巖臺地的發(fā)展與演化起著重要的控制作用[9]。尤其是寒武系至奧陶系的碳酸鹽巖地層，分布范圍廣，厚度大，油氣的生烴潛力也非常大[10]。在前震旦紀(jì)，因為地殼的拉升作用，塔里木盆地小克拉通開始裂解，形成許多地塊，隨后發(fā)育大洋盆地、裂陷槽盆地，并且有東西分異的特點。直到早奧陶世，其由東西向的拉升構(gòu)造運動轉(zhuǎn)變?yōu)槟媳毕虻臄D壓運動，并且形成塔南西隆起、塔南東隆起、塔北隆起、塔中隆起，然后臺地的沉積格局形成。接著，隨著擠壓作用的加強，塔南西的臺地分裂成三個東-西走向的碳酸鹽巖臺地[11]。

2.5 古地貌（形）控制下的臺地

上面提到了構(gòu)造運動對碳酸鹽巖臺地的強烈影響，而構(gòu)造運動引起的高低不一的古地貌或坡度也對臺地起著強烈的控制作用。也就是說，斷層和鹽底辟的發(fā)育對地貌有著改變，進而改變了沉積環(huán)境，引起了沉積物及沉積相的變化。當(dāng)斜坡較陡時，形成的碳酸鹽巖粒度大、結(jié)晶好，如亮晶鮞?；?guī)r、生物碎屑灰?guī)r。且地貌較高的區(qū)域，更容易泥質(zhì)含量少，形成生物礁。因此可以認(rèn)為古地貌控制著臺地的分布及類型發(fā)育。

2.6 海平面升降控制下的臺地

3 實例分析有效源儲組合模式

遼河陳家洼陷湖碳酸鹽巖源儲組合表

類型巖性特征源儲定量比特征描述含油性比例 儲層厚度源巖厚度源儲比例富含油油斑油跡熒光 純源巖型050~140>20大套純泥巖發(fā)育，也見油頁巖，頁巖段中無碳酸鹽巖儲層0000 儲層嵌入型2~520~12010~4大套泥巖發(fā)育，中夾薄層云巖、泥質(zhì)灰?guī)r，有碳酸鹽巖發(fā)育段多富含油80%20%00 源夾儲型5~4010~451.5~0.8泥夾碳酸鹽巖，泥巖可為泥灰?guī)r、頁巖和油頁巖，夾白云巖儲層，單層厚度在5m以上4%44%30%22% 指狀交互型2~155~201.2~0.8碳酸鹽巖、泥巖薄互層頻繁交互，二者累積厚度大致相當(dāng)，單層厚度在2~10m內(nèi)31%46%8%15% 儲夾源型10~405~200.6~0.4碳酸鹽巖夾泥巖，一般位于杜三段，碳酸鹽巖厚度大于泥巖2%75%18%5% 源巖嵌入型20~405~100.4~0.1大套儲層發(fā)育，儲層中夾薄層油頁巖、泥巖或頁巖，頁巖厚度5m以下1%30%9%60%

源儲組合也可以廣義稱為生儲蓋組合，是指緊鄰的生油層、儲集層、蓋層在空間上的有規(guī)律的相互配置關(guān)系。另外根據(jù)其在時間、空間上的相互關(guān)系，目前可以將生儲蓋組合分為四種類型。常規(guī)組合、側(cè)變型組合、頂生型組合、自生、自儲、自蓋型組合。

3.1 四川盆地有效源儲組合模式

對于碎屑巖儲層，四川盆地須家河組發(fā)育3套廣泛的致密砂巖儲層和泥質(zhì)烴源巖生油層，其運移和聚集成藏受有效源儲組合控制[13]。對于碳酸鹽巖儲層，就以下寒武統(tǒng)為例。根據(jù)許多學(xué)者的研究，麥地坪組和筇竹寺組是非常好的烴源巖，主要包括許多硅質(zhì)或碳質(zhì)頁巖和大陸架的黑色泥巖，而滄浪鋪組是濱海的臺地相沉積，并且龍王廟組、高臺組、洗象池組是碳酸鹽巖、蒸發(fā)共生系統(tǒng)的代表（即是，海相沉積系統(tǒng)由碳酸鹽巖、硫酸鹽巖、鹵代物、砂巖以及不等量的泥巖組成）。一個確定規(guī)模的氣藏就是在資陽-威遠，磨溪-高石區(qū)域的龍王廟組和洗象池組的寒武系碳酸鹽巖-蒸發(fā)巖系統(tǒng)中發(fā)現(xiàn)的[14]。從下至上，頁巖、碳酸鹽巖、蒸發(fā)巖這正好組成了一套優(yōu)質(zhì)的生儲蓋系統(tǒng)。寒武系的碳酸鹽巖-蒸發(fā)巖共生系統(tǒng)是復(fù)雜的，它被古地理結(jié)構(gòu)、顆粒灘和層序邊界所控制。有利的儲層主要分布在不同粒序暴露的層序表面附近，經(jīng)常在古隆起的顆粒灘或其周圍，或者在臺地邊緣區(qū)域，有5~50m。

在印支-燕山時期，周緣的前陸盆地在四川盆地北和北西邊緣發(fā)育，形成了大量的高角度或低角度斷層，貫穿筇竹寺，形成運移通道，使其烴源巖的烴類能夠初次運移，并且使龍王廟碳酸鹽巖儲層滲透率顯著提高[15]。

3.2 遼河陳家洼陷的源儲組合

遼河陳家洼陷沉積環(huán)境為閉塞湖灣，儲集層主要在沙河街組四段沉積。烴源巖的有機碳含量范圍廣，在1.9%~7.2%，Ro值在0.4%~0.7%，為未成熟到成熟，其巖性為云質(zhì)泥巖。陳家洼陷沙四段的儲層主要分布在鮞粒淺灘、白云淺灘等微相中，這些碳酸鹽巖淺灘儲層與黑色頁巖、灰褐色油頁巖互層，非常有利于油氣的儲層運移及成藏[23]。另外，根據(jù)沙四段的源儲配置關(guān)系，可以將源儲模式按儲層比例依次增大進行分類：純烴源巖型、儲層嵌入型、源夾儲型、指狀交互型、儲夾源型、源巖嵌入型[16]（表1）。其中儲層嵌入型、源夾儲型、指狀交互型是理想的源儲類型，儲集層的含油性通常非常好，若純烴源巖型存在小套儲集層也是很完美的；其次，儲夾源型、源巖嵌入型，由于烴源巖厚度較小，有機碳含量低，使得含油性較差，為非理想型。

3.3 鄂爾多斯盆地西部源儲組合

鄂爾多斯盆地西部主要的碳酸鹽巖含氣層之一是古生界奧陶系，其以較深水的海槽沉積為主，是天然氣勘探的重點區(qū)域。工區(qū)較好的儲層為巖溶縫洞型、白云巖型、礁灘型三類，其源儲組合主要是自生自儲和上生下儲兩類[17]。

該盆地奧陶系儲集層由石炭系-二疊系的煤系烴源巖生成的天然氣烴類從上向下，由奧陶系頂面不整合面或者是斷裂帶運移到該層系的桌子山組、克里摩里組儲集層中，形成了上生下儲的源儲組合。而對于自生自儲主要針對奧陶系的烏拉力克組海相烴源巖，同樣在奧陶系的桌子山組和克里莫組成藏，形成第二種自生自儲的源儲組合。

鄂爾多斯盆地西部自生自儲的形成主要是因為該區(qū)奧陶系海相烴源巖達136m，相當(dāng)厚，這樣就既是優(yōu)質(zhì)儲層，也是密封性好的蓋層，使得生成的天然氣更加利于運移到克里摩里組巖溶縫洞型儲層成藏。而上生下儲的組合是由于地層在晚奧陶世經(jīng)歷了暴露剝蝕，在其頂部形成了不整合面，使得桌子山組、克里莫組儲集巖與石炭系-二疊系的煤系烴源巖直接接觸，使得烴類氣體更加容易向下運移，最后成藏在白云巖、礁灘和巖溶縫洞型儲層中。

3.4 渤海灣盆地冀中拗陷束鹿凹陷源儲組合

束鹿凹陷是源儲一體的致密油藏，而致密油是當(dāng)今油氣勘探新階段的一熱門研究方向之一。其儲層或是致密碳酸鹽巖，或是致密砂巖，或者儲層與生油層互層，并且斷帶裂也是致密混合儲層的重要儲集空間，影響著產(chǎn)能[18]。在渤海灣盆地，主要以致密碳酸鹽巖油藏為主，致密灰?guī)r或白云巖與泥巖互層，累計厚度較小，單層厚度也小。其沙三下亞段，生油層和儲集層呈互層式分布，且接觸緊密，源儲系統(tǒng)緊緊相鄰，是非常典型的源儲一體式的[19]。

另外對于國外土耳其的Kozakli盆地，為很常見的下生上儲式，有潛力的烴源巖和儲集巖為海侵-海退的碳酸鹽巖灘，深海水頁巖和砂巖，以及煤和瀝青相[20]。

4 結(jié)論

本文中碳酸鹽巖臺地分為鑲邊碳酸鹽巖大陸架型臺地、陸架內(nèi)臺地和孤立臺地。并且拉升作用主要受拉升、擠壓和底辟的控制作用，另外構(gòu)造或非構(gòu)造引起的相對海平面升降也是一個重要的控制因素。

源儲組合可以分為常規(guī)組合、側(cè)變型組合、頂生型組合、自生、自儲、自蓋型組合。常見的為下生上儲式，在致密巖中，以源儲互層式為最優(yōu)。

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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，碩士研究生在讀，主要從事川西龍門山構(gòu)造的研究