川北地区灯影组灰泥丘沉积特征及储集性

陈 尘 曾 伟 金民东 钟雨师 陈 武

（1.西南石油大学地球科学与技术学院，四川 成都 610500；2.西南石油大学经济与管理学院，四川 成都 610500）

0 引言

过去我国对于灰泥丘的研究主要集中在奥陶、志留、泥盆系等，对于震旦系，鲜少见有报道［1-4］。目前对于灰泥丘的研究主要集中在沉积学特征上［4］26，对于灰泥丘识别标志、微相划分及储集性能方面的报道比较少。四川盆地震旦系灯影组是我国迄今发现的最古老油气储集层［5］，在20世纪60年代，首次发现了威远震旦系灯影组气藏，揭开了四川盆地震旦系的勘探序幕。在过去，震旦系的勘探多受时代老、演化历史长、埋深较深等不利因素的影响，勘探多在震旦系埋藏浅的部位［6］，近年来四川盆地对于震旦系的勘探有了重大突破：2011年7月，在乐山—龙女寺古隆起高石梯构造高石1井经酸化测试获日产天然气上百万立方米的高产工业气流，这是四川盆地震旦系继威远发现之后的又一重大突破，进一步证实了乐山—龙女寺古隆起具有良好的含气性，展示了巨大的勘探潜力。笔者通过实测川北地区南江杨坝剖面、旺苍双河剖面和盐井河剖面，详细研究了震旦系灯影组灰泥丘的沉积特征及储集性。

1 区域地质概况

四川盆地是我国著名盆地之一。四周山地围绕，西为龙门山，北为大巴山、米仓山，东为巫山，南为大娄山，面积18×104km2。研究区位于四川盆地北缘，米仓山前缘构造带南侧（图1），灯影组地层出露完整［7］，以沉积藻白云岩、颗粒白云岩、晶粒白云岩的陆表浅海沉积物为主［8］。

图1 四川盆地构造分区及研究区剖面位置图

按照现有的地层划分方案，灯影组可分为4个岩性段：灯影组一段岩性主要为浅灰—深灰色层状粉晶云岩及藻纹层云岩，南江地区厚度大于300 m；灯影组二段岩性组合主要为浅灰色—灰白色隐藻凝块云岩、藻砂屑云岩及泥晶云岩，厚度为整个灯影组最大，平均超过400 m，在南江以北有小部分区域厚度大于500 m，且出露较好；灯影组三段岩性组合主要为深灰色页岩、云质泥岩及砂岩，研究区灯三段厚度小于60 m；灯影组四段岩性组合主要为浅灰—深灰色叠层云岩、隐藻凝块云岩、砂屑白云岩，局部夹硅质条带和燧石团块，由于受桐湾运动二幕抬升的影响，导致灯四段遭受不同程度的淋滤和剥蚀，造成地层厚度差异较大，在南江地区受剥蚀程度较弱，厚度约为350 m［9］。

2 灰泥丘沉积特征

灰泥丘是一种主要由灰泥组成，由微生物（蓝藻及其他微观藻类、细菌等）或以微生物为主，多门类生物（珊瑚、苔藓虫、层孔虫、海绵、棘皮、头足、腕足、多门类钙藻等）共同参与建造的，具有穹形特征的碳酸盐岩建隆。其中，灰泥是指粒径小于0.01 mm或者0.005 mm的碳酸盐矿物，而非陆源粘土矿物是热带、亚热带静水环境中沉积的特有产物之一，并主要由微生物通过新陈代谢、光合作用并胶化固结而成［4］26。其异于生物礁的最主要区别为：生物礁以大型造礁生物为格架，经过高能带水体淘洗筛选后，格架间只有少量灰泥残留，而以发育亮晶胶结物及孔隙为主［10］。

通过对南江杨坝剖面、旺苍双河剖面和盐井河剖面灰泥丘的实测观察研究，发现其具有国内外典型的灰泥丘识别标志。

2.1 古地形上是正地形、抗风浪

在台地上，由于微生物粘结捕获海水中的碳酸盐岩颗粒，同时，微生物的生长形成大量的格架系统，从而使灰泥丘的建造速率远高于其他微环境，形成正形地貌，并处于高能界面附近，这种由微生物粘结和藻类生长形成的格架系统具有一定的抗风浪能力（图2-a）。

2.2 主要由灰泥组成，微生物（菌藻）是建造者

从杨坝野外剖面发现，震旦系灰泥丘的主要建造者为宏观藻类和微生物（图2-b）。故灰泥丘的岩石主体是由凝块石云岩、藻叠层云岩、核形石云岩及藻粘结格架岩等构成，微生物粘结捕获灰泥成为灰泥丘建造的主体［11-12］。

2.3 格架系统和孔洞系统发育，斑马构造，层状晶洞，栉壳构造发育

由于藻类的生长和微生物的粘结、捕获灰泥作用，灰泥丘中往往发育大量的格架、孔洞系统。Krause（2004）等指出，斑马状构造、层状晶洞及栉壳构造是识别灰泥丘的重要依据［13］。在杨坝剖面灰泥丘中，层状晶洞（图2-c）、斑马状构造（图2-d）和栉壳构造（图2-e）很发育，表现为顺层分布的孔洞被亮晶白云石全—半充填，并认为这些构造代表灰泥丘早期的原始孔洞,并由早期海底胶结物固定而保存［14］；同时也存在被石英或白云石半充填或全充填的格架孔洞（图2-f及图3-e），格架孔洞间胶结物呈栉壳状。

图2 川北地区震旦系灰泥丘识别标志图

3 灰泥丘沉积微相划分及岩石类型

在Wilson（1975）和Tucker（1981）的碳酸盐沉积模式中，灰泥丘主要发育于低能的台地前缘斜坡上［15］。但是通过野外和岩心精细观测发现，川北地区的灰泥丘广泛发育于能量较高的环境中。川北地区震旦系灯影组的灰泥丘发育规模不大，单个旋回厚度多小于2 m，但是发育频率却极高，纵向上频繁叠置可形成巨厚的灰泥丘沉积体，总厚度可达200 m。单个灰泥丘沉积旋回纵向上可划分为丘基、丘核和丘坪3个亚相。

3.1 丘基

位于灰泥丘的最底部,多由藻纹层云岩构成，深灰—浅灰色，泥晶结构。是在藻生长过程中形成的波状纹层石（图3-a），由深灰色暗层和浅灰色亮层构成，纹层厚度大小不一、亮层暗层交替出现、层理清晰，纹层侧向平行延伸为穹状或不规则波状，有时见合并和分叉现象。亮层由泥晶白云石组成，后期多被硅化交代；暗层由藻丝体粘结泥晶组成［16］。因其为低能量带沉积，水动力条件弱，故多发育水平纹层状、波状或缓丘状构造，其单层厚度一般可达20～30 m。

3.2 丘核

位于灰泥丘的中部，为能量较高的沉积相带。多由藻叠层云岩、藻凝块云岩、藻粘结格架岩等构成，这些藻云岩以斑马状构造、层状晶洞、格架孔洞、栉壳状胶结为典型特征。

3.2.1 藻叠层云岩

灰—浅灰色，具粉晶及泥晶结构，叠层状构造。主要由藻丝体粘结泥屑颗粒组成的藻纹层在垂向上叠加而成，叠层明暗相间，不同程度弯曲，侧向紧密连迭。亮层由小于0.03 mm的白云石集合体组成［16］70，藻类组分含量少，有机质含量低；暗层又称富藻纹层，有机质含量高（图3-b）。叠层石生成环境的水动力条件一般较强。

3.2.2 藻凝块云岩

浅灰色，凝块内部多为泥晶结构，普通显微镜下一般难见藻类或微生物，但在扫描电镜下可见大量的微生物或藻类。藻粘结灰泥形成藻凝块或团块，凝块发育形状较多，可见团块状、条带状—层状、不规则状等［17］。凝块间具有格架孔洞系统，多期次白云石充填，第一期为叶片状，第二期为马牙状，第三期为粒状白云石胶结（图3-c、3-d）。

3.2.3 藻粘结格架岩

浅灰色，粘结格架结构。蓝绿细菌及藻类在生长过程中粘结灰泥、砂屑形成格架构造［2］199，格架孔洞非常发育。与藻凝块云岩的不同点在于它是由藻类生长粘结形成的，显微镜下可见清晰的藻类缠绕（图3-e）。

3.3 丘坪

位于灰泥丘的顶部，主要由藻核形石云岩、藻粘结砂屑云岩及角砾云岩组成，在顶部往往发育有同生期葡萄花边。厚度变化较大，粒间孔发育，易形成优质储层。

3.3.1 核形石云岩

浅灰色，颗粒结构，常为椭球形，大小不等。藻类围绕砂屑、泥晶凝块、角砾等生长，形成圈层构造，圈层厚薄不一，层数不等［16］70。发育粒间孔洞系统，可形成三期白云石胶结，第一期为层纤状，第二期为叶片状，第三期为粗晶粒状白云石，其中层纤状白云石易被淡水白云石交代（图3-f）。因核形石磨圆、分选较好，故其应在水动力条件相对较高的沉积环境下形成。

3.3.2 藻（粘结）砂屑云岩

浅灰—深灰色，砂屑结构，颗粒支撑。当沉积界面处于浪基面之上的高能带时，早期的泥晶云岩类或藻白云岩被破碎，形成砂屑。砂屑含量为60%～80%，大小一般0.1×0.1 mm～0.2×0.4 mm，磨圆度较好，分选较差。砂屑间填隙物主要为泥晶白云石及亮晶白云石。若形成环境利于藻类生长，一方面波浪扰动砂屑，另一方面藻类可粘结、缠绕砂屑生长，形成藻粘结砂屑云岩，这类发育于富藻层段的藻粘结砂屑云岩往往与灰泥丘建造密切相关（图3-g）。

3.3.3 角砾云岩

灰色—深灰色，角砾结构。角砾云岩是指灰泥丘顶部的原岩经过波浪破碎形成的颗粒岩，粒径大于2 mm，且棱角明显，颗粒含量大于50%［18］。砾石的主要成分包括核形石云岩、藻（粘结）砂屑云岩、叠层云岩等，大小不等，以棱角—次棱角状为主，磨圆度差，分选较差。角砾间的基质主要有3种结构组分：碎屑颗粒、泥晶方解石、化学沉淀物（图3-h）。

3.3.4 葡萄花边岩

岩石因其立体形态似葡萄、剖面形态似花边而得名［19］。具结晶核心，包壳特别发育，而且呈纤状围绕核心由亮暗相间层组成［16］71。它是同生—准同生期灰泥丘暴露海平面之上，受到大气淡水的影响形成的［20］（图3-i）。

图3 灰泥丘主要岩石类型图

4 灰泥丘发育的相序特征

由于灰泥丘的生长速率远大于正常海水的沉积速率，常形成向上变浅的沉积序列（图4）。在灰泥丘的建造过程中，当水体较深，藻类在浪基面之下的低能带发育时，由于不受波浪扰动的影响，以发育水平纹层状藻云岩为特征，相当于生物发育的奠基期，藻类继续的生长和垂向加积，沉积界面逐渐处于浪基面附近，受波浪的影响，藻纹层开始出现波状或缓丘状，且藻纹丰度增加，相当于生物发育的拓殖期，奠基期和拓殖期共同构成灰泥丘的丘基；当水体持续变浅，波浪扰动进一步增强，藻类生长繁茂，种类增多，进入生物发育的泛殖期。由于藻类的障积、粘结以及具钙化壳体的藻类生长可形成抗浪的生长格架，藻类在动荡环境包绕生长，可形成藻粘结格架岩、藻凝块云岩、藻叠层云岩等，其构成了灰泥丘的主体——丘核；当水体进一步变浅，处于海平面附近，藻类含量又开始稀少，生物发育处于衰亡期，以沉积砂屑云岩、藻粘结砂屑云岩、核形石云岩为特征。若暴露在海平面之上，可发生潮坪化，形成藻纹层云岩，并且受暴露影响，具角砾化特征，可形成角砾云岩、葡萄花边岩，所有这些岩类构成灰泥丘最顶部的沉积层序——丘坪。

向上变浅的丘基—丘核—丘坪组合样式是川北灯影组最常见的类型，这也正是陆表海碳酸盐台地内部海平面较稳定时期灰泥丘快速沉积造成的一种等效海退。有时并不发育完整的丘基—丘核—丘坪序列，而是只出现丘基—丘核序列，这种情况是由于在灰泥丘的生长过程中，海平面突然上升的结果。

5 灰泥丘与储层的关系

中国灰泥丘的系统研究始于江西玉山鸡头山上奥陶统三衢山组［21-22］，其研究成果又指导了塔里木盆地上奥陶统良里塔格组生物礁、灰泥丘的研究和当时的油气勘探［23］。虽然我国对灰泥丘的研究起步较晚，研究程度较低［2］198，但不能否认的是，灰泥丘与油气关系密切。与灰泥丘有关的岩类常具有良好的储集性，赵文智等（2006）认为，在四川盆地南部志留系与灰泥丘有关的储层主要是在发生白云石化的丘顶藻纹层白云岩以及丘翼的颗粒灰岩中发育［24］。

图4 杨坝地区典型的灰泥丘生长序列图

灰泥丘的丘核和丘坪部分是高能环境下沉积的产物，具有良好的储集性。丘核主要发育藻粘结格架岩、藻凝块云岩、藻叠层云岩等，由于藻类的生长、粘结和缠绕，常形成大量的格架孔洞。丘坪主要发育（藻）砂屑云岩、核形石云岩等颗粒岩类，具有发育的粒间孔隙。这些格架孔洞和粒间孔隙虽然在埋藏成岩作用阶段大部分被多期次白云石胶结物充填，但仍残留了一定量的原生孔洞（图5-a），这些残留的原生孔洞为表生岩溶作用和埋藏岩溶作用提供了溶蚀流体通道，形成格架间溶蚀孔洞和粒间溶孔（图5-b），从而形成优质储层。野外剖面观察测量其面孔洞率可达10%～15%。在震旦系油气勘探取得重大突破的磨溪—高石梯地区，灰泥丘丘核的全直径平均孔隙度为5.47%，平均渗透率为31.6 mD，而丘坪的全直径平均孔隙度为4.02%，平均渗透率为24.4 mD。灯影组储集空间类型主要是溶蚀扩大的格架孔和粒间溶孔，虽然表生岩溶作用对优质储层的形成有重大贡献，但仍否定不了原岩及沉积微相对储层的控制作用，最明显的例子就是加拿大中泥盆统温尼伯戈西斯中的灰泥丘储层也是受风化壳岩溶改造的相控型储层［8］24。

图5 灰泥丘格架孔洞图

6 结论

1）川北灯影组灰泥丘的识别标志有：① 古地形上多具正地形、抗风浪；② 主要由灰泥组成，微生物（菌藻）是建造者；③ 格架系统和孔洞系统发育，斑马构造，层状晶洞，栉壳构造发育。

2）灰泥丘一般具有向上变浅的沉积特征，可分为丘基、丘核、丘坪3个相带，其中丘基岩石类型主要为藻纹层云岩，丘核主要为藻叠层云岩、藻凝块云岩和藻粘结格架岩，丘坪主要为核形石云岩、藻（粘结）砂屑云岩、角砾云岩及葡萄花边岩。

3）灰泥丘的丘核和丘坪是形成优质储层的有利相带。

［1］陈子炓，俞剑华，金善燏，等.浙赣交界地区上奥陶统三衢山组礁灰岩的分类［J］.微体古生物学报，1994，11（1）：115-120.

［2］吴光红，张宝民，边立曾.塔中地区中晚奥陶世灰泥丘初步研究［J］. 沉积学报，1999，17（2）：198-203.

［3］安菊华，陈振岩，常津焕，等.大民屯凹陷泥丘形成机制及其与油气的关系［J］.天然气地球科学，2000，11（6）：20-28.

［4］杨晓萍，张宝民，柳少波.四川盆地南部志留系碳酸盐灰泥丘成因与储集性［J］.海相油气地质，2002，7（4）：26-33.

［5］陈文正.再论四川盆地威远震旦系气藏的气源［J］.天然气工业，1992，12（6）：28-32.

［6］孙玮，刘树根，韩克猷，等.四川盆地震旦系油气地质条件及勘探前景分析［J］.石油实验地质，2009，31（4）：350-355.

［7］王东，王国芝.四川南江地区灯影组白云岩优质储层的形成与演化［J］. 现代地质，2011，25（4）：660-667.

［8］Qilong Fu,Hairuo Qing,Katherine M.Bergman.Paleo⁃karst in Middle Devonian Winnipegosis mud mounds,subsurface of south-central Saskatchewan,Canada［J］.Bulletin of Canadian Petroleum Geology，2006，54（1）：22-36.

［9］李英强，何登发，文竹.四川盆地及邻区晚震旦世古地理与构造［J］. 古地理学报，2013，15（2）：231-245.

［10］杜远生.生物建隆成因分类刍议［J］.岩相古地理，1991，2（1）：31-35.

［11］张廷山，沈昭国，兰光志.四川盆地早古生代灰泥丘中的微生物及其造岩和成丘作用［J］.沉积学报，2002，20（2）：243-247.

［12］张廷山，边立曾，俞剑华.陕西宁强早志留世灰泥丘中微生物及其造岩意义［J］.古生物学报，2000，39（2）：263-266.

［13］Krause F F，Scotese C R， Nieto C，et al.Paleozoic stromatactis and zebra carbonate mud-mounds：global abundance and paleogeographic distribution［J］.Geolo⁃gy，2004（3）：181-184.

［14］沈建伟，毛家仁.桂林中、晚泥盆世微生物碳酸盐沉积、礁和丘及层序地层、古环境和古气候的意义［J］.中国科学（D辑：地球科学），2005，35（7）：627-637.

［15］张宝民，刘静江，边立曾.礁滩体与建设性成岩作用［J］. 地质前缘，2009，16（1）：270-289.

［16］雷怀彦，朱莲芳.四川盆地震旦系白云岩成因研究［J］.沉积学报，1992，10（2）：69-76.

［17］梅冥相.从凝块石概念的演变论微生物碳酸盐岩的研究进展［J］. 地质科技情报，2007，26（6）：1-9.

［18］陈小军，罗顺社，李任远，等.燕山地区冀北坳陷雾迷山组角砾云岩的成因［J］.海洋地质动态，2010，26（5）：20-26.

［19］王兴志，穆曙光，方少仙.四川盆地西南部震旦系白云岩成岩过程中的孔隙演化［J］.沉积学报，2000，18（4）：549-553.

［20］向芳，陈洪德，张锦泉.资阳地区震旦系灯影组白云岩中葡萄花边的成因研究［J］.矿物岩石，1998，18（增刊）：136-138.

［21］俞剑华，边立曾，黄志诚，等.浙赣交界地区晚奥陶世生物礁初步研究［J］.南京大学学报：地球科学版，1992，4（2）：1-13.

［22］方一亭，边立曾，施贵军，等.江西玉山县王家坝晚奥陶世三衢山组点礁发育特征及群落研究［J］.南京大学学报，1993，29（4）：670-681.

［23］张宝民，吴光红，刘静江，等.塔中地区中、上奥陶统沉积相：兼论寒武、奥陶系海相烃源岩、储层的发育特征及其与构造背景—沉积环境的关系［R］.新疆库尔勒：塔里木石油勘探开发指挥部，1997.

［24］赵文智，杨晓萍，Steve KERSHAW.四川盆地南部志留系碳酸盐泥丘储层发育特征［J］.地质学报，2006，80（10）：1 615.