眼球状灰岩成因及其油气地质意义

李 昂，罗开平，李风勋，潘文蕾，彭金宁，邓 模，李龙龙

(1.吉林大学 地球科学学院，长春 130061；2.中国石化 石油勘探开发研究院 无锡石油地质研究所，江苏 无锡 214126)

在我国多个地区及层系中发育了具有特殊构造的碳酸盐岩——眼球状灰岩。眼球状灰岩通常由颜色较深的“眼皮”和颜色较浅的“眼球”两部分组成，因其形态特殊，故在野外剖面和岩心中容易被识别。我国南方地区如云南、贵州、四川、重庆、湖北等地区的二叠系中广泛发育该类碳酸盐岩。眼球状灰岩的“眼皮”部分有机质丰度较高，具有较强的生烃潜力，常被视为良好的烃源岩。眼球状灰岩内发育的溶蚀孔洞、缝合线及裂缝，不仅为油气的储集提供了空间，而且也是良好的油气运移通道。目前，四川盆地中二叠统眼球状灰岩分布的广泛性和良好的生烃能力，已经引起了石油学家们的高度关注，将其作为下一个重点勘探的层系。焦页1井二叠系茅口组眼球状灰岩层段测试产气量达1.67×104m3/d，也证明了该类灰岩可以作为重要的油气产层。

关于眼球状灰岩的成因是当前研究的热点，同时也是众多学者长期争论的焦点。前人在对不同地区眼球状灰岩分析研究之后，总结出沉积作用为主和差异成岩作用为主的两种成因观点。沉积作用又可分为原地沉积和异地沉积。原地沉积是指眼球状灰岩的形成是由沉积环境变化导致的。高计元[1]、张霞等[2]认为，海底底流溶解作用是形成该类灰岩的主要原因。一些学者则认为眼球状灰岩的形成是由于其原始沉积物——灰泥韵律层经一系列成岩作用所致，而陆源碎屑输入、上升流作用、碳酸盐工厂碳酸盐泥生产及浮动的碳酸钙补偿深度(CCD)界面，导致了灰泥韵律层的形成[3-5]。异地沉积是指眼球状灰岩的沉积为事件沉积作用。斜坡区的重力流沉积、浅海碳酸盐岩台地的风暴作用及碎屑流作用可以促成眼球状灰岩的形成[6-9]。差异成岩论者认为，眼球状灰岩的原始沉积物为均一分布的物质，形成于相同的沉积环境。在成岩过程中，富含泥质的碳酸盐沉积物发生化学分异，使得钙离子重新聚集在一起形成“眼球”，泥质残留下来形成“眼皮”。由于后期压实作用的增强，“眼球”在灰岩中呈现连续串珠状、断续串珠状或杂乱分布[10-11]。本文在调研大量文献的基础上，结合目前的勘探与研究进展，系统分析并阐述眼球状灰岩的岩石特征、成因及油气地质意义。

1 眼球状灰岩特征

1.1 岩石学特征

眼球状灰岩由“眼皮”和“眼球”两部分组成，二者特征在宏观和镜下存在明显的差异。“眼球”颜色相对较浅，为灰色—深灰色，成分为较纯的灰岩，泥质含量较低，呈枕状、透镜状或瘤状等形态连续、断续或杂乱分布。薄片显示“眼球”岩性主要为泥晶—粉晶生屑灰岩，生物碎屑主要为藻类、腕足类、有孔虫、虫筳 类、介形虫、海百合等，化石组合属藻类有孔虫腕足类组合。生物碎屑一般较为破碎，分布杂乱，多为原地堆积；“眼皮”较“眼球”颜色深，且泥质含量也相对要高，为深灰色—灰黑色的泥质灰岩或灰质泥岩包裹着“眼球”。“眼皮”的厚度不均，当“眼球”呈透镜状或枕状密集分布时，“眼皮”的厚度较薄，纹层状特征明显；当“眼球”呈层状分散分布时，“眼皮”的厚度较大。“眼皮”内含生物碎屑，主要包括腕足类、有孔虫及介壳，缺乏藻类，化石组合属腕足类有孔虫组合；生屑也较破碎，显定向排列，多数为原地堆积(图1)。

1.2 地球化学特征

碳酸盐岩中的矿物常被作为获取古环境信息的重要载体，而元素则是组成矿物的基本单元。各种元素在碳酸盐岩中的富集不仅取决于自身的物理化学性质，同时也受古环境、古气候的影响[14]。因此，矿物中元素的种类及含量能够反映岩石的古沉积环境，如古水深、古盐度、古氧化还原条件以及古生产力等。重建古沉积环境对分析碳酸盐岩的成因机制具有重要意义。

1.2.1 古氧相指标

古氧相是指沉积物形成时沉积水体中溶氧量特征。U、V、Mo、Cr和Co等对氧化—还原环境敏感的元素能够有效地指示古氧相。这些元素在氧化条件下溶解度较高，在缺氧条件下溶解度变低，因此，缺氧环境下的沉积物中更容易富集这类元素。Cu和Ni等元素是有机碳沉降的良好指标，若沉积岩中U、V、Mo等元素与Cu、Ni之间具有良好的正相关性，则沉积环境为缺氧环境[15]。此外，V/(V+Ni)、V/Cr、Ni/Co、U/Th、黄铁矿的矿化程度(DOP)，也被广泛用来指示古沉积水体的氧化—还原环境(表1)。通过对以上指标的分析，眼球状灰岩的“眼球”多为含氧—富氧环境沉积，少量为贫氧环境的产物；而“眼皮”多为厌氧环境沉积，少量为贫氧环境沉积[16-17]。然而，苏成鹏[18]在研究川东地区眼球状灰岩的古氧相时发现，“眼球”和“眼皮”沉积时水体的化学性质相同，且氧化还原环境没有发生变化。此外，还指出不同指标的判别结果相互矛盾，其原因可能是因为V、Ni、Cr、Co、U、Th等元素在碳酸盐岩中的含量太低，导致测试分析数据存在一定的偏差。

图1 眼球状灰岩野外露头及薄片照片

1.2.2 碳氧同位素指标

碳氧同位素特征是碳酸盐岩重要的地球化学指标之一。碳同位素特征能够反映全球有机碳储量变化、生物总量、CO2含量变化、海平面变化、缺氧时间及进行地层对比等。氧同位素能够反映全球气候变化、冰期时间、海平面变化、地质温度、成岩作用影响等。然而，受成岩作用的影响，环境中的碳氧同位素以稳定的价态形式存在，原始沉积物中的δ13C与δ18O会发生同位素交换而导致含量降低[19]，从而影响了碳氧同位素的指示作用，不能较为准确地反映原始沉积环境。通常，年代越老的样品受成岩改造越强烈，δ13C与δ18O值偏移越大，这种效应被称为“年代效应”[20-21]。δ18O>-10‰、ω(Mn)/ω(Sr)<10表明碳酸盐岩样品基本保持了原始的碳氧同位素组成[22-23]。此外，δ13C与δ18O值的相关性也能够反映沉积物受成岩改造的强弱，其相关性越好表明岩石受后期成岩改造越强烈[24-25]。

(1)古海水盐度

通常，δ13C与δ18O的值与沉积水体的盐度具有相同的变化趋势，其中δ13C与古盐度的关系最为密切，且受温度影响较小[26-28]。KEITH和WEBER[29]利用δ13C与δ18O建立计算古盐度的经验公式，来区分海相石灰岩和淡水石灰岩：

Z=2.048(δ13C+50)+0.498(δ18O+50)

式中：Z为盐度值，当Z<120时为淡水相碳酸盐岩；当Z>120时为海相碳酸盐岩。事实上，该公式已经广泛应用于前侏罗纪灰岩的古盐度分析中，并且有学者认为当Z值在120左右浮动时，表示古沉积环境存在淡水、海水交替的现象[30]。四川盆地鹿渡坝剖面、华蓥剖面及石柱剖面茅口组眼球状灰岩样品的Z值几乎全部大于120，仅有极少量样品Z<120，表明眼球状灰岩为海相沉积，受淡水影响较小，为深埋藏成岩环境的产物[31-32]。

(2)古水温分析

水体温度也是影响碳酸盐岩稳定同位素组分的重要因素，介质温度对δ18O值的影响远远超过对δ13C值的影响。因此，在盐度不变的情况下，可以利用δ18O的值作为测定古温度的可靠标志。当碳酸盐与介质处于平衡状态时，δ18O的值随温度的升高而下降[33-34]。由EPSTEIN和MAYEDA[35]提出后经CRAIG[36]修改的计算古水体温度的经验公式为：

t=16.9-4.2(δ18O-δ18Ow)+0.13(δ18O-δ18Ow)2

式中：t为古水体温度，δ18Ow代表当时古水体的δ18O值。利用δ18O对沉积介质进行古温度分析时，对中生代以来的样品具有较好的效果，而中生代以前的样品常常受到较强成岩作用的影响，导致δ18O指示古温度的可靠性降低。梅浩林[17]参考前人对二叠系灰岩沉积古温度的校正方法，计算出二叠系眼球状灰岩的沉积古温度为25～35 ℃，个别样品超过40 ℃。此外，眼球状灰岩“眼球”的沉积古温度与二叠纪古海水温度相当，而略低于“眼皮”，表明“眼球”的沉积温度代表着沉积环境原始的水体温度，而“眼皮”的较高温度可能是来自某种外来水体的影响。

(3)海平面变化

早在20世纪，国内外学者发现碳氧同位素变化与海平面变化紧密相关，可以指示古海平面的升降。海洋中的12C主要富集在有机碳中，当海平面上升，生物生产力增高，藻类等生物大量繁殖消耗水体中的12C转化为有机碳，从而使13C含量相对升高。此外，海平面上升导致古陆出露面积减小，因剥蚀而带入海洋中的有机碳也随之减少，进一步增大了水体中13C含量[37]。因此，13C含量的降低反映了海平面的下降，反之表明了海平面的上升。一般认为，碳酸盐岩中δ18O随海平面的上升而降低，随海平面的下降而升高。但δ18O容易受到水体温度、盐度及后期成岩改造等因素的影响，而导致海平面升降的指示效果较差[38-39]。通常，δ18O仅作为辅助指示海平面变化的参数。古水体的深浅变化控制着沉积物的岩性特征，因此海平面变化可以作为研究眼球状灰岩成因的重要参考。

表1 古水体氧化—还原环境判别指标[17] Table 1 Identification index of oxidation-reduction environment in ancient water body

2 眼球状灰岩成因探讨

不同地质历史时期的古地理环境和沉积环境具有较大差异，从而导致了不同的岩性组合及成岩模式[40-41]。前人对不同时期、不同地区的眼球状灰岩的成因做了大量的研究，但观点不一。目前，对眼球状灰岩成因的分歧主要包括沉积作用和成岩作用2个过程。主张沉积成因的学者认为灰岩—泥灰岩韵律层是沉积环境变化的产物[4,42]。主张成岩作用的学者认为，形成眼球状灰岩的原始沉积物是均质分布的，来自相同的沉积环境，眼球状灰岩形成于后期的成岩作用[43-44]。部分学者则认为沉积作用与成岩作用在眼球状灰岩形成过程中均有存在[12-13，45]。

2.1 沉积作用

眼球状灰岩中“眼球”和“眼皮”互层状韵律层的差异在于沉积过程中原始沉积物组分的不同，即两者的泥质含量相差较大。沉积环境和物质供给共同决定了这种差异的形成。“眼皮”的泥质含量较高，生物碎屑丰富，反映为静水沉积，其原始沉积物应为滞留的深水环境下形成；“眼球”的泥质含量较低，表明原始沉积物形成时水动力条件较强，泥质的供应非常有限。这种沉积环境和物质供应的周期性变化，导致了“眼球”和“眼皮”原始沉积物的显著差异。

不同学者对引起这种周期性变化的原因具有不同的认识。薛武强等[46]通过对比重庆南川地区与四川盆地内其他地区的茅口组眼球状灰岩的沉积环境后认为，天文周期引起的海平面交替性升降是导致灰泥韵律层发育的主要原因。靳学斌等[47]结合野外剖面岩性变化观察及实验测试分析，也认为巢湖地区早三叠世CCD界面浮动频繁主要是受控于周期性的气候变化，典型的灰泥韵律层沉积反映了明显的米兰柯维奇天文旋回变化。此外，海底底流或洋流对CCD界面的升降同样起到了控制作用[1，7，48-49]。罗进雄等[16]发现沉积环境与物质供应的间歇性变化的原因在于上升流的作用，“眼皮”应为上升流沉积的产物。然而，一些眼球状灰岩中磷质含量低、含有大量的藻类化石，以及上升流沉积的影响范围等问题还未能做出很好的解释。上升流对眼球状灰岩的形成作用还需要进一步研究。原始沉积物灰泥韵律层经过各种地质作用后形成了眼球状灰岩。

2.1.1 暴露成因

构造抬升运动使得灰泥韵律层间歇性地暴露在地表。受风化溶蚀作用的影响，灰泥韵律层常被切割成大小、形状不规则的块体。在埋藏过程中，上覆沉积物重力作用及地下流体溶蚀，将灰质块体进一步分割成枕状、透镜状瘤体，即“眼球”。随后，地下流体中的黏土物质充填于“眼球”之间的裂隙中或地层沉降接受黏土物质沉积形成了“眼皮”，进一步固结成岩为眼球状灰岩(图2a)。

2.1.2 差异压实成因

“眼球”与“眼皮”组分的差异必然会反映在密度和强度的差异上。“眼球”中灰质含量较高，其密度和强度要明显高于“眼皮”。在准同生期和成岩早期，未固结的灰泥互层在重力作用下发生差异压实。沉积界面在差异压实的初期相对平整，若上覆压力不是很强烈，灰质层未被断开而是发生细颈化，呈串珠状或豆荚状展布，形成连续串珠状的眼球状灰岩；当上覆压力增大，沉积界面变得不平整，而这种不平整又会加强差异压实作用。泥质层塑性流动增强，而连续的串珠状或豆荚状灰质层受垂向挤压和泥质层不均匀的上窜作用进一步断成块体，形成断续串珠状的眼球状灰岩。强烈的差异压实常使断开的“眼球”发生剪切错移，排列杂乱，最终形成杂乱状的眼球状灰岩(图2b)。在这个过程中，不仅应力作用使得灰质层发生物理变形，压溶和酸溶作用同样促进了“眼球”的形成。

图2 眼球状灰岩暴露成因及差异压实成因示意Fig.2 Exposure cause and differential compaction cause of eyeball-shaped limestones

2.1.3 重力流成因

在具有一定坡度的台地边缘斜坡区，弱固结的灰泥互层在重力作用下发生水下滑塌。灰岩脆性较大，容易发生碎裂，而泥质岩塑性较好，发生流动变形包裹着灰岩块体，形成成层性与韵律性较差的眼球状灰岩[50]。朱洪发等[51]认为灰泥互层受到重力滑塌程度的不同，所产生眼球状灰岩的类型也不相同。当斜坡较缓时，滑塌作用不强，灰岩的成层性没有遭到强烈破坏，呈连续的串珠状，即形成连续串珠状的眼球状灰岩；当中等滑塌强度时，灰岩层断裂成分散的块体，近一步受差异压实和压溶作用的影响，形成断续串珠状的眼球状灰岩；当斜坡的坡度较大时，灰泥互层经强烈的滑塌作用后混合成破碎的、分选性差的杂乱状眼球状灰岩(图3)。

2.2 成岩作用

2.2.1 压溶成因

在成岩过程中，随着上覆地层压力的增大，均质的原始沉积物发生差异溶解作用，形成缝合线构造。当一条缝合线形成后，局部应力发生改变，在缝合线两侧的岩石在压剪性应力的作用下，发生平行其延伸方向的微小错动，当错动多次进行时，便形成了缝合线群或缝合线网[12,41]。网状微缝合线将原来均匀的灰泥质原始沉积物分割成大小不一的块体[52-55]。随着压溶作用的逐渐增强，缝合线两侧的钙质溶解向外迁移，在一定位置处聚集成“眼球”，而压敏性较差的黏土等杂质则残留富集形成“眼皮”，最终以眼球状灰岩的形式产出。在局部应力场作用下，“眼球”发生变形及错移，使之呈杂乱分布在“眼皮”之中(图4a)。

2.2.2 成岩分异成因

苏成鹏[18]在分析川东地区茅口组眼球状灰岩的地球化学指标后发现，“眼球”与“眼皮”形成于相同的沉积环境，其原始沉积物几乎没有差别，认为眼球状灰岩为单纯的差异成岩作用所致。差异成岩作用是指在成岩过程中原始沉积物内孔隙水的化学性质发生改变[56-57]，导致其内部不稳定的碳酸盐矿物发生溶蚀，产生钙离子重新分配，聚集在一起形成瘤体，即为“眼球”。随着埋深增大，差异压实作用显著增强，“眼皮”发生塑性流动，“眼球”也因所受应力由弱到强而依次呈现出顺层连续串珠状、顺层断续串珠状及杂乱状。此外，“眼球”和“眼皮”会经历压溶作用，进一步促进眼球状灰岩的形成(图4b)。

3 油气地质意义

眼球状灰岩广泛分布于我国南方地区，且厚度稳定。迄今为止，在不少地区的眼球状灰岩中发现了良好的油气显示，如苏南、皖南及川西北等地区，尤其在四川盆地中二叠统的眼球状灰岩储层中取得了较大进展。早在20世纪70年代中期，江苏句容盆地内东风3井、东风13井分别测试产油逾l t/d和2.84 t/d[50,58]。此前，川西吴家1井茅一段眼球状灰岩测试获气0.7×104m3/d。2015年，川东焦石坝地区焦页1井茅一段眼球状灰岩中测试获气1.67×104m3/d的工业气流。同年，位于川东平桥背斜西翼的大石1井，获得测试产量5.4×104m3/d。多口钻井的成功试气表明，眼球状灰岩具有生烃能力和储集性能，勘探前景可观。然而，对眼球状灰岩的研究还处于起步阶段。

图3 眼球状灰岩重力流成因示意Fig.3 Gravity flow cause of eyeball-shaped limestones

图4 眼球状灰岩差异压溶成因和成岩分异成因示意Fig.4 Differential pressure solution cause and diagenetic differentiation cause of eyeball-shaped limestones

目前，国内外学者对眼球状灰岩的“眼皮”部分能够生烃这一观点已达成共识。“眼皮”主要为含泥灰岩或泥质灰岩，具有一定的有机质丰度，且纵横向分布相当广泛。就有机质数量和质量而言，眼球状灰岩的“眼皮”作为烃源岩的意义重大[59-61]。川东南地区二叠系茅口组一段发育厚度为50～60 m的眼球状灰岩，“眼皮”的有机碳含量分布在0.51%～2.0%，平均值为0.88%；有机质成熟度Ro为1.71%～2.18%，平均值为1.94%，处于高成熟生干气阶段；有机质类型主要为Ⅱ1型，少量为Ⅰ型。碳酸盐岩烃源岩的有机质丰度下限为0.4%～0.5%[62-63]，因此，眼球状灰岩的“眼皮”为一套中等有机质丰度的高—过成熟烃源岩，具备较好的生烃条件。眼球状灰岩“眼皮”的孔隙度为0.1%～6.08%，渗透率平均为0.23×10-3μm2，而“眼球”的孔隙度为0.008%～1.44%，渗透率平均为0.16×10-3μm2，“眼皮”的储集物性要明显优于“眼球”，总体表现为低孔低渗的致密储层[64]。“眼皮”的储集空间以滑石成岩收缩孔、矿物粒缘孔等无机孔缝为主，有机质孔数量较少[65]。眼球状灰岩内还发育低角度滑脱缝、高角度缝及网状缝，裂缝发育的储层储集物性得到改善，具有较好的油气显示。如焦页30-6井、焦页66-1井茅一段的裂缝密度与含气量存在一定的正相关性。姚威等[66]气源对比的结果显示，川东南地区茅一段气源来自于自身，该气藏为一个自生自储的碳酸盐岩气藏。此外，四川盆地部分地区中二叠统茅二段、茅三段发育岩溶缝洞型储层，眼球状灰岩还可以作为烃源岩为该套储层供烃[67]。因此，眼球状灰岩作为新的油气勘探领域应该受到高度重视。

4 结论

(1)眼球状灰岩的“眼皮”为深灰色—灰黑色的泥质灰岩或灰质泥岩，“眼球”为灰色—深灰色的泥晶—粉晶的生屑灰岩。“眼球”呈枕状、透镜状或瘤状等连续、断续或杂乱分布在“眼皮”中。“眼球”和“眼皮”中元素的种类及含量能够反映岩石的古沉积环境，对于研究眼球状灰岩的成因具有较大帮助。

(2)眼球状灰岩的成因主要包括沉积作用和成岩作用。周期性的天文活动、气候变化、海底底流或洋流及上升流等因素控制了原始沉积物灰泥韵律层的沉积，随后受到暴露侵蚀、重力流及差异压实等作用形成眼球状灰岩；成岩作用包括差异压溶作用和成岩分异作用，均一分布的原始沉积物受应力或化学梯度的影响，钙离子运移和重新聚集致使灰质和泥质分异形成眼球状灰岩。

(3)眼球状灰岩的“眼皮”为一套中等有机质丰度的高—过成熟烃源岩，具备良好的生烃条件。该套灰岩表现为低孔低渗的特征，“眼皮”的储集物性要优于“眼球”，储集空间以滑石成岩收缩孔、矿物粒缘孔等无机孔缝为主。裂缝改善了眼球状灰岩的储集物性，裂缝发育处含气量较高。眼球状灰岩不仅可以自生自储，还可以作为烃源岩为其他储层供烃。