川中高石梯地區燈四段藻丘類型與沉積模式

郭恒瑋，伏美燕，2，宋榮彩，2，劉文，趙亮，沈秋媛

1.成都理工大學能源學院，成都 610059

2.油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室（成都理工大學），成都 610059

3.成都理工大學地球科學學院，成都 610059

4.中石油西南油氣田分公司蜀南氣礦，成都 646000

0 引言

自2011年四川盆地燈影組高石1井獲得高產工業氣流后[1]，中國的學者在四川盆地震旦系燈影組陸續開展了大量的油氣地質研究工作，并且逐漸認識到藻丘是尋找儲層的關鍵所在。而在2019年臺內地區磨溪129H井、磨溪126井區獲得高產氣流，表明臺內地區也是受發育藻丘發育控制的優質儲層。這一發現表明無論是臺地邊緣還是臺內地區，藻丘均是儲層發育的基礎[2]，藻丘發育規律的認識也對于燈影組油氣勘探開發具有重要指導意義。Folk（1959）首次提出巨厚的隱藻類碳酸鹽巖為生物巖這一概念，Burneet al.[3]在前人研究的基礎上，首次提出了微生物巖（Microbolite）是由底棲微生物群落（BMC）捕獲和黏結碎屑沉積物，并且（或者）形成礦物沉淀位點，通過這種方式加積的生物成因沉積即為微生物沉積巖。這種建造最初被稱為灰泥丘（Mud mound），由Wilson[4]在1975 年提出。Negraet al.[5]在他們的專著Carbonate mud-Mounds中進行了詳細的介紹和推廣，并將其定義為“一種具有沉積地貌特征，主要由碳酸鹽灰泥、球粒泥或微晶灰巖組成的碳酸鹽建造”。李凌等[6]首次將灰泥丘系統的微相劃分方法用于四川盆地震旦系燈影組的研究。之后，國內學者對四川盆地燈影組的灰泥丘系統從巖石類型、沉積相劃分、石油地質特征等方面進行了研究，并稱這種沉積建造為藻丘[1,7-9]。前人針對燈影組四段藻丘類型及沉積模式的研究較少且不夠深入。因此，本文將通過對川中高石梯地區燈四段巖石學特征、沉積特征和地球化學參數研究，劃分藻丘的類型，明確藻丘的發育特征差異及分布規律，進一步拓寬該區的勘探方向。

1 地質背景

高石梯地區位于四川盆地川中古隆起平緩構造區威遠至龍女寺構造群[10-12]（圖1）。四川盆地位于揚子準地臺西北側，是揚子準地臺次一級構造單元，是北東向及北西向交叉的深斷裂活動形成的菱形構造—沉積盆地[6]。川中地區的高石梯—磨溪構造帶作為樂山—龍女寺古隆起的一個構造單元，位于該古隆起軸部東翼高點處，其構造背景及其演化受控于樂山—龍女寺古隆起。樂山—龍女寺古隆在形成過程中經歷了多期同沉積隆起與剝蝕，是一個繼承性古隆起[13]。川中古隆起受到基底隆起的控制，雛形形成于震旦紀末，經歷多期構造運動，最終在早二疊紀定型[14]。

晚震旦世川中地區開始接受大規模的碳酸鹽巖臺地沉積。臺地自西向東水體由淺變深，向東相變為斜坡泥質巖，直至深水盆地硅質巖。沉積相帶總體呈南西—北東走向[15-16]。因桐灣運動I幕的影響，導致四川盆地整體抬升，海平面下降，使得研究區燈影組所處的沉積水體逐漸變淺，導致水體能量逐漸增大[17]。燈四段沉積期，伴隨海平面的又一次下降，局限臺地西邊緣向盆內收縮，東邊緣向東遷移[15,18]。燈四段沉積時期末受桐灣運動兩幕抬升的影響，盆地西部燈四段遭受強烈剝蝕，川中部分地區遭受表生巖溶作用[15]。在盆地大部分地區燈四段與上覆地層表現為平行不整合接觸，在川西地區表現為角度不整合接觸[19]（圖1）。

圖1 研究區位置及地層綜合剖面（a）區域構造位置圖；（b）四川高石梯地區燈影組沉積相圖；（c）燈四段地層綜合柱狀圖Fig.1 Study area location and stratigraphic comprehensive profile(a) location map of Gaoshiti area of Sichuan area; (b) sedimentary facies map of the Dengying Formation in Gaoshiti area, Sichuan; (c) comprehensive histogram of strata of the 4th member of the Dengying Formation

2 巖相學特征

通過對高石1、高石2、高石6、高石7、高石10 和高石18 井的巖心觀察和薄片分析，燈四段巖性主要為白云巖，局部發育泥云巖。根據巖石結構可將白云巖分為富藻類云巖和貧藻類云巖。

2.1 富藻類云巖

富藻類云巖包括藻疊層石（圖2a）、藻紋層云巖（圖2b），具有藻黏結結構的藻凝塊巖（圖2b）、藻綿層云巖（圖2c），以及具有顆粒結構的藻砂屑和藻球粒云巖（圖2d）。藻疊層石具有明暗相間的富藻層和貧藻層，是藻丘丘核的主體部分。藻凝塊云巖的形成是由于藻類在生長過程中具有黏結捕獲的能力，可黏結捕獲因波浪攪動而形成的碎屑，最終形成藻團塊或者藻凝塊（類似于顆粒狀）[11]。藻凝塊云巖外觀上呈現不規則形態，不具有其獨特的內外形態特征，凝塊間或內部或發育原生格架孔、洞。藻凝塊云巖是燈四段藻丘最主要的巖石類型，主要儲集空間類型為凝塊間溶孔（類似于粒間溶孔），或凝塊組構選擇性孔隙[11]。藻綿層云巖的富藻格架為棉絮狀，被藍菌藻黏結成球、橢球、環泡狀、線紋狀等不規則形狀。當沉積界面處于浪基面之上的高能帶時，早期的泥晶云巖類或藻白云巖破碎形成砂屑、砂屑，可在藻類的黏結作用或纏繞作用下沉積，形成藻砂屑云巖。

圖2 富藻類巖石類型（a）藻疊層云巖，高石18井，5 147.7 m，普通薄片，正交偏光；（b）藻紋層云巖，高石18井，5 133.57 m，普通薄片，正交偏光;（c）藻砂屑云巖,高石18井，5 147.14 m，普通薄片，正交偏光;（d）藻凝塊云巖，高石18井，5 134.52 m，鑄體薄片，單偏光;（e）藻綿層云巖，高石2井，5 014.08 m，普通薄片，單偏光;（f）藻球粒云巖，高石2井，5 011.01 m，普通薄片，正交偏光Fig.2 Photographs of algal-rich dolomite type

2.2 貧藻類云巖

貧藻類云巖包括泥晶云巖（圖3a）、粉晶云巖（圖3b）、中—粗晶云巖（圖3c）、殘余顆粒云巖（圖3e），以及含膏云巖（圖3f）等。泥晶白云巖主要分布在藻黏結凝塊石的底部，常可見水平層理。粉晶白云巖和中—粗晶云巖發育大量的晶間孔，可作為優質的儲集巖。殘余顆粒云巖的砂、礫屑呈圓狀、次圓狀、橢圓狀、長條狀及不規則狀,為盆內破碎形成（圖3d）。在蒸發潮坪環境的膏云巖過渡帶，石膏往往呈粒狀分布或呈薄層狀與泥晶白云巖互層發育。臺內斜坡地區的高18井中可見泥晶云巖中發育被白云石交代的石膏（圖3f）。

此外，受巖溶改造影響，還發育一類非沉積成因的角礫巖（圖3d）。這類巖溶角礫巖的分布并不廣泛，沿風化裂縫分布。

圖3 貧藻類巖石類型（a）泥晶云巖，高石18井，5 182.37 m，普通薄片，正交偏光；（b）粉晶云巖，高石1井，4 973.75 m，鑄體薄片，單偏光;（c）中—粗晶云巖，高石1井，4 957.12 m，鑄體薄片，單偏光;（d）角礫云巖，高石1 井，4 967.79 m，鑄體薄片，單偏光;（e）殘余礫屑云巖，高石1 井，4 986.15 m，鑄體薄片，單偏光;（f）含膏云巖（原始），高石18井，5 180.24 m，鑄體薄片，單偏光Fig.3 Photographs of algal-poor dolomite type

2.3 巖石組合

隨著多個次級海平面的升降變化，發育多期丘基—丘核—丘蓋的縱向序列，對應不同的巖性組合特征。根據富藻類云巖和貧藻類云巖的組合方式，可識別出三種組合類型（圖4）。A 組合為下部發育藻紋層云巖與粉—中晶云巖互層，上部發育藻凝塊巖與粉—中晶云巖互層；B組合為下部為藻凝塊巖與泥晶云巖互層，上部發育藻疊層云巖與泥晶云巖互層；C組合為厚層泥晶云巖中夾薄層藻紋層云巖。富藻類云巖與貧藻類云巖的疊置互層受藻類生長發育程度影響，也代表了沉積環境的變化。

圖4 富藻類和貧藻類巖石的組合特征Fig.4 Assemblage of algal-rich and algal-poor dolomite

2.4 沉積構造特征

按照尺度大小和微生物組構特征，微生物巖發育可分為巨型構造（如生物丘、生物層等）、大型構造（如丘狀、穹狀、柱狀等）、中型構造（如凝塊石、紋層石、樹枝石等）和微型構造（如鈣化微生物、沉積物、膠結物等）[20]。水流和波浪的能量及沉積物的注入強烈影響著疊層石的生長，對疊層石的紋層和微結構具有影響。在巖心尺度上，研究區藻疊層云巖具有三類沉積構造：柱狀、波狀和層狀（圖5）。柱狀的藻疊層云巖發育在巖石組合B中，以高石17井為代表。波狀藻疊層石的藻疊層云巖發育在巖石組合A 中，以高石1井和高石10井為代表。層紋狀藻疊層石云巖發育在巖石組合C中，高石18井為代表。其中，柱狀藻疊層形成的能量強于波狀和層狀[21]。

2.5 構造特征形態

藻凝塊是在藍細菌作用下形成的，呈現不規則形態。藻凝塊和藻疊層常相鄰發育，在藻丘中廣泛分布[6]。在外觀燈四段發育藻凝塊結構的包括豹斑狀凝塊云巖和散碎狀凝塊云巖。散碎狀凝塊云巖在巖心上具有“雪花狀”構造（圖5），凝塊粒徑大小在0.3～10 mm，凝塊邊緣發育早期膠結的白云石環邊，凝塊間無泥質充填（圖3d）。散碎狀凝塊云巖在陰極發光下凝塊內部發暗紅色光，外緣發較亮的紅色光[10]，表明藻凝塊巖在同生期曾遭受大氣降水的影響。

圖5 燈四段藻丘的沉積構造類型（a）高石7井，5 322.78～5 322.85 m 柱狀疊層石；（b）高石7井，5 333.92～5 334.01 m波狀疊層石；（c）高石1井，4 977.81～4 977.97 m 巖溶角礫；（d）高石1井，4 969.5～4 969.64 m 似波狀疊層石；（e）高石18井，5 208.5～5 208.7 m 層紋狀疊層石；（f）高石10井，5 078.13～5 078.21 m 雪花狀構造Fig.5 Algal sedimentary structure types of the 4th member, Dengying Formation

3 藻丘類型及儲集性差異

3.1 藻丘類型劃分

燈四段的富藻類云巖含大量隱藻，藻類的生長繁盛主要受到海平面的變化[12,22-26]、水體的深度、鹽度、水動力條件以及光照變化影響[10,27]。研究表明富藻云巖的形成也受微生物種屬的控制[28-29]。

由于藻類的生長環境受沉積環境控制，因此藻疊層石和藻凝塊石的形態變化與沉積環境密切相關[30]。通常認為藻疊層石、藻紋層云巖、藻凝塊巖和藻綿層云巖依次發育在潮下、潮間、潮間—潮上環境[30]。本研究中，根據鹽度、水動力條件和水體深度等條件的變化認為富藻云巖發育在三種不同的環境中（表1）。

沉積巖的微量元素和稀土元素分布特征在一定程度上可以反映古水質的氧化—還原條件[31-33]。研究區富藻云巖的V/（V+Ni）比值范圍為0.29～0.83，平均值為0.62（表2），說明整體處于較淺水的氧化—弱氧化環境；燈四段碳酸鹽巖Rb/K 的比值在不同富藻云巖中變化較大，說明藻丘發育的鹽度環境存在差異。對于海水和淡水環境判斷（有的認為主要是咸水和淡水的判斷）常用的微量元素為B、Sr、Ga、Rb、K 等[31]。Rb/K比值較大的為藻凝塊云巖和藻紋層云巖，表明其沉積在水體鹽度較高的相對局限環境；Rb/K 比值相對較小為藻疊層云巖，表明沉積在相對開闊且鹽度較正常的臺緣帶附近[32-33]。高石1的藻凝塊巖的Rb/K 比值普遍高于高石7（圖6），表明高石1沉積的位置處于相對高石7較局限的環境中。Mn在湖水中常以Mn2-穩定存在,只有當湖水強烈蒸發而使Mn2-飽和時,它才會大量沉淀，因此Mn/Fe比值的變化可表明水體深度的差異[34]。根據不同井位藻疊層云巖、藻凝塊云巖和藻紋層云巖的Mn/Fe比值可區分出臺緣高能淺水帶，臺緣內側—臺內的中—高能較淺水帶，以及臺內潟湖周緣低能較深水帶（表1）。

圖6 高石1 井和高石7 井燈四段白云巖地球化學元素比值圖（a）高石1井，Rb/K與Sr/Cu比值散點圖；（b）高石7井，Rb/K與Sr/Cu比值散點圖；（c）高石1井，巖性Rb/K直方圖；（d）高石7井，巖性Rb/K直方圖Fig.6 Geochemical element ratio diagram for dolostone from the 4th member, Dengying Formation,in wells Gaoshi 1 and Gaoshi 7

表1 藻丘類型劃分Table 1 Classification of algal colliculus

表2 燈四段微量元素相關的地球化學參數Table 2 Trace element geochemical parameters of the 4th member, Dengying Formation

3.2 不同藻丘類型儲集型的差異

燈四段沉積期是臺緣和臺內丘灘復合體的主要發育期[30]。野外剖面觀察中可以發現縱向上丘核的巖石類型和宏觀形態存在一定變化（圖7），這些變化表明存在著不同類型藻丘。通過對不同元素比值和巖性組合所反映的沉積環境差異，本文將研究區燈四段的藻丘劃分為三類。

圖7 四川盆地野外露頭剖面典型藻丘旋回[21]Fig.7 Typical microbial mound cycles in outcrops in the Sichuan Basin[21]

3.2.1 大型藻丘

大型藻丘一般生長在低鹽度水體較淺的臺緣外側高能帶，具有非常穩定的結構。由于沉積在海進階段，風暴與波浪對這類丘體的破壞小，這類大型藻丘以巖石組合B 發育為特征，下部為藻凝塊巖與泥晶云巖互層，上部發育藻疊層云巖與泥晶云巖互層，巖性主要為淺灰色波狀紋層疊層石微—粉白云巖與灰色柱狀疊層石。這類藻丘的丘核為柱狀疊層石，沉積厚度大。

3.2.2 較穩定中型藻丘

中型藻丘生長在拉張槽邊緣的海退期，發育在較高鹽度和較淺水的臺緣內側至臺地內部，具有較穩定的黏結結構，常受風暴浪侵蝕而發生破碎，處于水動力中—強的環境。這類藻丘以巖石組合A發育為特征，下部發育藻紋層云巖與粉—中晶云巖互層，上部發育藻凝塊巖與粉—中晶云巖互層。這類藻丘的丘核為藻凝塊石，丘核頂部發育顆粒白云巖。

3.2.3 低能小型藻丘

低能小型藻丘規模小，厚度薄，發育層紋狀疊層構造，沉積在水動力非常弱的高鹽度較深水的臺內潟湖環境。這類藻丘以巖石組合C 發育為特征，厚層泥晶云巖中夾薄層藻紋層云巖。藻紋層石白云巖的紋層呈近水平狀，由于處于潮間—潮上帶，周期性出露水面，疊層石處于弱生長階段，紋層呈現不連續性。同時藻紋層白云巖之間發育含膏的泥晶白云巖。

不同類型藻丘的物性特征和儲層厚度存在差異。受燈四段沉積末期桐灣運動Ⅱ幕的影響，燈四段遭受不同程度的剝蝕和后期充填[9]。因此，同種類型的藻丘物性存在一定的變化。通過對高石梯地區不同藻丘儲集物性數據可以看出，大型藻丘的孔隙度、滲透率略高于中型藻丘（表3）。大型藻丘的平均厚度可達51.14 m，而中型藻丘的平均厚度為25.2 m。臺緣大型藻丘具有優質的儲集條件，但中型藻丘也具有較好的儲集性，高石1井中型藻丘中發育的藻凝塊云巖滲透率較高，可達14.8×10-3μm2。并且，中型藻丘分布在臺緣內側—臺內的大部分地區。

表3 不同藻丘白云巖的物性數據Table 3 Physical properties of dolostones in different algal mounds

4 藻丘的展布與沉積模式

4.1 藻丘的橫向變化

通過對高石1、7、18 井的單井巖電關系分析（圖7），能夠通過測井參數GR和DEN區分不同類型的藻丘。大型藻丘GR 值在10～30 API，平均為18.1 API，DEN值平均值為2.5 g/cm3左右；而中型藻丘GR值在12～60 API，平均值為31.4 API，DEN 在2.6 g/cm3左右；而小型藻丘GR 值在30～60 API，平均在48 API，DEN在2.75 g/cm3左右（圖8）。

圖8 不同藻丘白云巖的巖電關系圖Fig.8 Scatterplot of petroelectric analysis of different algal dolomites

在對藻丘類型劃分和巖電分析的基礎上，對單井上藻丘類型進行了識別。縱向上發育藻丘、臺坪、潟湖相，藻丘可劃分為丘核和丘間。通過連井對比分析了藻丘丘核的橫向展布（圖9），認為大型藻丘的丘核發育在研究區拉張槽的東緣高石7井區，較穩定中型藻丘在拉張槽東緣、臺地內部均發育，低能小型藻丘發育在臺內的潮坪。

圖9 研究區東西向沉積相連井對比Fig.9 Correlation between east and west sedimentary connected wells in the study area

4.2 藻丘沉積模式

研究區燈影組四段沉積相主要受水體深度、海進和海退、海水循環程度等因素影響，相帶的展布受拉張槽控制。貧藻段的巖石主要處于一個完整旋回的早—中期，即海侵體系域，也是臺坪較為發育的階段；富藻段主要發育在一個完整沉積旋回的中—晚期，即高水位體系域，為藻丘和顆粒灘發育階段。基于本研究，三類藻丘發育的沉積環境有所差異。大型藻丘一般生長在低鹽度水體較淺的臺緣外側高能帶，具有非常穩定的結構。由于沉積在海進階段，風暴與波浪對這類丘體的破壞小，巖性主要為淺灰色波狀紋層疊層石微—粉白云巖與灰色柱狀疊層石。這類藻丘的丘核為柱狀疊層石，沉積厚度大；中型藻丘生長在拉張槽邊緣的海退期，發育在較高鹽度和較淺水的臺緣內側至臺地內部，具有較穩定的黏結結構，常受風暴浪侵蝕而發生破碎，處于水動力中—強的環境。這類藻丘的丘核為藻凝塊石，丘核頂部發育顆粒白云巖，厚度中等。低能小型藻丘規模小，厚度薄，發育層紋狀疊層構造，沉積在水動力非常弱的高鹽度較深水的臺內潟湖環境。由于處于潮間—潮上帶，周期性出露水面，疊層石處于弱生長階段，紋層呈現不連續性。同時藻紋層白云巖之間發育含膏的泥晶白云巖。從臺地邊緣向臺地內部，藻丘類型逐步由大型藻丘過渡為較穩定中型藻丘，而在潮坪—潟湖環境僅發育低能小型藻丘，由此建立了燈四段藻丘的沉積模式（圖10）。

圖10 高石梯地區燈四段藻丘沉積模式Fig.10 Algal mound deposition pattern in the 4th member of the Dengying Formation in the Gaoshiti area

5 結論

（1）高石梯地區燈影組四段發育與藻丘相關的富藻類和貧藻類云巖。受藻丘發育規模存在三種富藻類云巖和貧藻類云巖的組合方式。

（2）藻丘的發育受沉積環境影響。根據巖石組

合、沉積構造、成巖特征和Rb/K 比值，可將藻丘分為大型藻丘、較穩定中型藻丘和低能小型藻丘。大型藻丘云巖的物性略好于中型藻丘，且厚度更大。

（3）大型藻丘發育在拉張槽形成的臺緣坡折帶，發育柱狀疊層石；中型藻丘發育在臺緣外側至臺內，發育藻凝塊石，頂部發育顆粒白云巖；小型藻丘發育在潮坪環境，環潟湖分布，巖性為藻紋層白云巖，局部含石膏。