川中地區燈影組四段微生物巖沉積模式及主控因素

李安鵬　高達　胡明毅　趙玉茹　朱傳勇　戴逸晨

關鍵詞 微生物巖；疊層石；凝塊石；層序地層；沉積模式；燈影組；四川盆地

第一作者簡介 李安鵬，男，1996年出生，碩士研究生，碳酸鹽巖沉積學，E-mail： lapcjdx1996@foxmail.com通信作者 高達，男，副教授，沉積學和層序地層學，E-mail： gaoda18@gmail.com

中圖分類號 P588.24+5 文獻標志碼 A

0 引言

微生物巖是底棲微生物群落捕獲和黏結碎屑沉積物、化學沉淀物所形成的原地有機沉積[1]。它具有類型多樣、結構豐富、成因復雜等特征，同時也容易形成優質的油氣儲集層。因此關于微生物巖巖石類型分類、沉積環境、儲層特征及成因等方面的研究既是沉積學領域的熱點和難點，也是油氣地質學領域的焦點之一[2-4]。Riding[5]將微生物巖劃分為疊層石、凝塊石、樹枝石、均一石等4種類型，又將疊層石細分為骨架疊層石、凝集疊層石、細粒疊層石、陸地疊層石和泉華。我國學者也對微生物巖的分類開展了諸多深入探討[6-9]。微生物巖豐富的沉積結構同時體現在巨觀（幾十米）、宏觀（幾十厘米至幾米）、中觀（厘米級）、微觀（幾十微米到幾毫米）等四種不同尺度[10]。不同類型和不同沉積結構的微生物巖在垂向上和側向上形成復雜多變的沉積組合[11-13]，給沉積環境解釋帶來困難；綜合不同尺度的結構特征對微生物巖開展精細的微相分析是解釋沉積環境進而建立沉積模式的關鍵[12-15]。近年來，優質的微生物碳酸鹽巖儲層在全球重要含油氣盆地中持續發現，包括墨西哥灣地區上侏羅統Smackover組、濱里海盆地下石炭統韋憲階—謝爾普霍夫階、西伯利亞中—新元古界至下寒武統[2]，以及我國塔里木盆地寒武系肖爾布拉克組[16]、四川盆地震旦系燈影組和三疊系雷口坡組[17-18]、鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組[19]。微生物碳酸鹽巖儲層也成為了我國西部海相盆地深層—超深層碳酸鹽巖油氣勘探新領域。因此，亟需開展深入細致的沉積學工作，以深化微生物碳酸鹽巖沉積模式的認識并指導深層油氣勘探。

埃迪卡拉紀晚期，川中地區燈影組在碳酸鹽巖臺地之上發育了連續厚層的微生物巖，沉積特征復雜多樣。大量前人研究識別出藻（紋層）云巖、疊層石云巖、凝塊石云巖、藻黏結凝塊云巖、藻黏結骨架云巖、泡沫綿層云巖等多種巖相類型[12-13，20-21]。對于燈影組微生物巖的結構和分類，不同作者在研究中所采用的描述尺度存在差異。如許多作者使用中觀尺度（巖心）特征進行命名，如柱狀疊層石、波狀疊層石、似波狀疊層石、層紋狀疊層石等[13，22]；也有主要依據微觀特征進行命名的，如藻黏結骨架云巖、泡沫綿層云巖、藻綿層云巖、泡沫狀藻云巖等[21-23]。由于不同尺度上的結構描述差異，造成在分析沉積環境時難以準確對比。關于區內燈四段微生物巖的沉積環境，多數研究認為主要為潮坪環境，包括潮下帶上部至潮上帶[12，21-24]。但不同學者對于疊層石、凝塊石等主要微生物巖類型的沉積環境解釋存在差異。部分研究認為疊層石發育在潮間—潮上帶[21-23]，將其解釋為潮下帶上部—潮間帶[12，24]。對于凝塊石，多數研究認為其沉積環境比疊層石沉積環境水體更深[12，23-25]，但有的認為其形成于浪基面之下的潮下帶[25]，也有認為其形成于鄰近顆粒灘環境的浪基面之上的潮下帶[23-24]。

川中地區燈影組微生物巖儲層具有巨大的勘探潛力，截至2019年底，燈四段氣藏累計提交天然氣探明儲量達5940×10⁸m³[26]。然而，沉積環境解釋的差異造成了對微生物巖沉積模式和主控因素認識的不足，進而制約著有利微相和相關儲層的分布預測。本文利用川中地區燈四段的鉆井、巖心、薄片等資料，通過中觀和微觀尺度結構分析，劃分燈四段巖相類型，建立巖相組合并分析沉積環境，最終建立川中地區燈四段微生物巖的沉積模式，進而深入分析各類微生物巖的成因。研究結果對于深化認識微生物碳酸鹽巖沉積環境、預測相關儲集層的分布具有重要意義。

1 區域地質概況

四川盆地位于中國西南部，盆地邊緣主要受米倉山、大巴山、龍門山等構造帶共同制約，盆地面積約為2.7×10⁴km²（圖1a）[27]。川中地區位于四川盆地的中部，進一步可劃分為高石梯—磨溪構造和龍女寺構造[28]（圖1b）。震旦紀晚期燈影組沉積期，四川盆地發育近南北走向的裂陷槽，在裂陷槽東側的高石梯—磨溪古隆起之上發育了大型淺水碳酸鹽巖臺地[28]。川中地區主要發育臺地邊緣丘灘相和局限臺地丘灘相[18]。

震旦系燈影組與下伏陡山沱組整合接觸，與上覆寒武系不整合接觸，在川中地區地層厚770～1 040 m[23]（圖1c）。根據主要巖性和測井響應的差異，可將燈影組劃分為四段：燈一段厚度為20～70 m，巖性主要為含泥泥晶—粉晶云巖，含有少部分菌藻；燈二段厚度為440～520 m，下部為富藻段，以葡萄—花邊構造的藻云巖為主，上部為貧藻段，以泥晶云巖為主；燈三段厚度為50～100 m，巖性以泥巖和砂巖為主；燈四段厚度為260～350 m，巖性主要為砂屑云巖、藻云巖和疊層石云巖[23]。

2 巖相類型

基于川中地區內15口重點取心井、共456 m的巖心以及122張薄片的觀察和鑒定，精細描述了燈四段碳酸鹽巖的中觀和微觀結構特征，并將燈四段的巖相劃分為8種主要類型，對8種巖相的中觀特征、微觀特征、微生物沉積作用和沉積環境的總結見表1。

水平層理泥晶云巖（F1）和皺狀紋層云巖（F2）均發育于潮下—局限潟湖環境。F1中觀尺度下見水平層理，微觀尺度下順層發育黃鐵礦，這些沉積特征共同指示它的沉積環境為浪基面以下的局限潟湖[12]。F2的主要成分也為泥晶白云石，中觀尺度上以密集紋層為特征，垂向上常與F1交互發育，由此可知它的形成環境為低能潮下帶和局限潟湖。

粒泥—泥粒云巖（F3）和泥?！w粒云巖（F4）在垂向上常常交互發育，微觀尺度上均以顆粒結構為主，僅局部見菌黏結結構。F3在微觀尺度上具粒泥結構和泥粒結構交替形成的毫米級紋層，反映其主要沉積于中—低能的潮下帶，且在正常浪基面之上。F4由大量的顆粒組成，內部常見紋層和窗格孔，在部分鉆井中F4與F6A交互發育。該巖相以大量顆粒為主的結構指示中等—強的水動力條件，結合其他沉積構造特征將F4的沉積環境解釋為潮間帶下部[23-24]。

研究區燈四段發育凝塊石（F5）和疊層石（F6）兩種微生物巖類型。其中F5在中觀和微觀尺度上都顯示出清晰的凝塊結構，F5通常與F2交互發育。以泥晶和顆粒為主的結構組分和菌黏結作用的發育共同指示弱水動力條件，沉積環境應為浪基面以下的淺水潮下帶[25]。

川中地區燈四段疊層石（F6）在中觀尺度上主要表現為波狀和平行層狀的紋層，在微觀尺度上表現為顆粒紋層結構、泡沫綿層結構、菌泥晶紋層結構等。綜合兩個尺度的特征，將燈四段疊層石劃分為波狀凝集疊層石（F6A）、波狀骨架疊層石（F6B）和層狀細粒疊層石（F6C）。F6A中含有大量顆粒，鏡下見顆粒紋層和斷續的菌紋層，F6A常與F3、F4等巖相伴生。大量顆粒指示它形成于強水動力條件，并通過微生物席捕獲和黏結顆粒而成巖，沉積環境主要為與F4沉積環境相似的潮間帶下部[29]。F6B微觀尺度上由富含球粒的紋層和泡沫綿層紋層相交互組成，球粒直徑為0.03～0.05 mm，泡沫綿層由暗色泥晶包裹的圓狀空腔組成，單個空腔直徑為0.05～0.1 mm，腔內充填亮晶白云石（圖5g，h）。F6B中兩種紋層交互指示水動力條件的間歇變化，窗格孔的發育反映間歇性暴露，且F6B通常與F6A和F6C交互發育，沉積環境解釋為潮間帶[30]。F6C中泥晶紋層結構和細小球粒共同指示弱水動力條件，通常與F6B在垂向交互疊置發育，沉積環境解釋為潮間帶上部[31]。

薄層狀窗格孔泥晶云巖（F7）和角礫巖（F8）均發育于潮間帶上部—潮上帶的環境。常見F7和F8、F6C疊置發育，這些沉積特征共同指示弱水動力和間歇性暴露的潮間帶上部—潮上帶環境。F8常出現在向上變淺的沉積旋回頂部以薄層狀產出，垂向上與F6C疊置發育，反映以暴露為主的潮上帶環境。

3 巖相組合

基于多口鉆井連續取心段的精細描述，總結了區內燈四段的巖相組合，并分析了沉積環境?？傮w上，區內燈四段主要發育潮下—局限潟湖巖相組合、潮下帶凝塊石巖相組合、淺潮下—潮間帶疊層石—顆粒灘復合體巖相組合和潮間帶疊層石巖相組合。

3.1 潮下—局限潟湖巖相組合

此巖相組合由具有水平層理的水平層理泥晶云巖（F1）和皺狀紋層云巖（F2）組成。以高石18井取心段為例，組合中巖石組分以泥晶為主，僅含有少部分顆粒和紋層（圖6）。F1和F2交互出現，從下至上泥晶含量減少，顆粒和紋層的含量增多。F1和F2均形成于水循環局限的低能水動力，反映潮下—局限潟湖環境。

3.2 潮下帶凝塊石巖相組合

此巖相組合包括皺狀紋層云巖（F2）和凝塊石（F5），二者疊置交互構成多個高頻旋回，單個旋回厚約2 m。以磨溪105井取心段為例，旋回的下部以F2為主，厚度較大，向上過渡為F5，顆粒含量增加、紋層發育程度減弱（圖7）。F2和F5均形成于弱水動力環境，位于正常浪基面以下的淺潮下帶。在該環境微生物作用難以形成連續的菌紋層，無法捕獲和黏結大量顆粒，以間斷發育凝塊石為特征。

3.3 淺潮下—潮間帶疊層石—顆粒灘復合體巖相組合

該巖相組合主要由波狀凝集疊層石（F6A）、粒泥—泥粒云巖（F3）、泥?！w粒云巖（F4）等巖相組成。高石18井取心段揭示，以連續厚層的F6A為主，夾少量的F3和F4（圖8）。從F3向上過渡為F4和F6A，顆粒由少變多、菌紋層發育變好。高石20井取心段揭示，F4和F6A交互疊置形成至少3個旋回，在F6A之上過渡為F7（圖9）。

該巖相組合中大量顆粒的出現指示中等—強的水動力。凝集疊層石的發育反映此巖相組合主要位于潮間帶，總體上該巖相組合主要形成于潮間帶下部至正常浪基面以上的淺潮下帶。

3.4 潮間帶疊層石巖相組合

該巖相組合由波狀骨架疊層石（F6B）、層狀細粒疊層石（F6C）、薄層狀窗格孔泥晶云巖（F7）和角礫巖（F8）組成。高石21井取心段發育F6B和F6C為主的一套沉積序列（圖10a～f）。F6C中可見溶蝕刻痕（圖10f），向上過渡為F7和F8（圖10g）。該巖相組合主要受潮汐水動力控制，具有清晰紋層的疊層石形成于能量較弱的潮間帶，在其之上發育的F7和F8則主要形成于潮上帶，疊層石的生長終止。

4 微相展布特征

取心段的研究發現燈四段的巖相類型復雜且在垂向上疊置變化快。為了查明燈四段沉積微相展布特征，在明確主要巖相及巖相組合測井曲線特征的基礎上，開展了單井微相分析和連井微相對比，并編制了燈四段上部微相平面分布圖。

4.1 燈四段微相劃分

依據巖心和測井曲線特征，可將燈四段劃分為潮坪—局限潟湖、顆粒灘、疊層石丘、凝塊石丘、丘灘復合體等5種微相。

潮坪—局限潟湖微相由潮下—局限潟湖巖相組合（圖6）和反映潮上環境的F7和F8巖相構成，自然伽馬（GR）曲線上以中—高值、齒化為主要特征，總體屬于水循環局限背景下的低能沉積。顆粒灘由反映淺潮下—潮間環境的F3和F4在垂向上相交互構成，是淺潮下—潮間帶疊層石—顆粒灘復合體巖相組合的主體部分（圖8，9），GR曲線以低值箱型為標志。該微相內各類顆粒大量發育，并有少量菌黏結結構。疊層石丘由潮間帶疊層石（圖10）和淺潮下—潮間帶疊層石—顆粒灘復合體巖相組合（圖8，9）部分構成，GR曲線表現為低值弱齒化的特征。疊層石丘微相中發育中觀和微觀尺度上的各種微生物結構，以菌紋層結構為主。凝塊石丘由潮下帶凝塊石巖相組合（圖7）構成，GR測井響應與疊層石丘相似。疊層石丘、凝塊石丘與顆粒灘在垂向上疊置發育，共同組成丘灘復合體。

4.2 燈四段連井微相對比

沉積微相在單井上和連井格架內的分布具有規律性（圖11，12）。在單井垂向上，這些沉積微相構成了5個層序（SQ1～SQ5）。層序內部，下部以發育潮坪—潟湖為主，向上過渡為疊層石丘、凝塊石丘和/或顆粒灘。不同層序之間，由下至上微生物丘和顆粒灘厚度及占比逐漸增加。

在近南北向的連井剖面上，燈四段沉積早中期，北部的磨溪105井以潟湖和顆粒灘微相組合為主，中部和南部的鉆井以丘灘體和潟湖微相交替發育為特征（圖11）。在近東西向連井剖面上，高石19井丘灘復合體的厚度最大，且連續性好，指示臺地邊緣環境。向東部的高石20井和高石21井，丘灘體的厚度逐漸減薄，出現較為密集的高頻旋回，反映水淺和相變化快的局限臺地環境（圖12）。燈四段沉積晚期，區域上丘灘體的厚度和側向連續性均變好（圖11，12）。

4.3 燈四段上部微相平面展布

川中地區燈四段沉積期古地貌具有東西分異的特點，區內西側沉積近南北走向的高地貌，主要發育臺地邊緣丘灘相；東側沉積地貌低，主要發育局限臺地相[32]。在相分析的基礎上，編制了沉積微相平面展布圖（圖13）。燈四段上部臺地邊緣相呈近南北向分布，以西為斜坡—盆地相，向東過渡為局限臺地潮坪—潟湖相（圖13）。臺地邊緣帶以大面積的微生物丘和顆粒灘沉積發育為特征，丘灘體整體上呈南北向分布，鉆井間的連續性良好。向局限臺地環境，丘灘體發育的規模略有減小，井間的連續性變差。

5 燈四段微生物巖沉積模式

在精細相分析和層序地層格架內相對比的基礎上，建立了川中地區燈四段微生物巖沉積模式（圖14）。燈四段的沉積環境主要為臺地邊緣—局限臺地環境，具體的沉積環境可依據平均高潮線、平均低潮線和正常浪基面進一步細分。在不同環境下，沉積組分（顆粒和菌紋層）和微生物沉積作用（捕獲黏結作用和誘導沉淀作用）的分布具有規律性。

在浪基面以下的低能環境中，主要發育局限潟湖和凝塊石丘這兩種微相，它們分布在研究區東部的局限臺地和臺地邊緣的外側（圖13），巖相包括水平層理泥晶云巖（F1）、皺狀紋層云巖（F2）和凝塊石（F5）。在該環境中，總體水動力弱，沉積物以泥晶為主，含少部分顆粒。微生物沉積作用總體弱，僅在正常浪基面附近及以下的淺水區發育小規模凝塊石，發育少量微生物紋層狀構造。這與貴州中東部奧陶系紅花園組凝塊石[33]和西班牙東南部中新世陸架坡折—上陸坡之上發育的凝塊石[34]特征類似。在浪基面附近及以上開始發育粒泥—泥粒云巖（F3），向上至潮間帶下部，隨著水動力增強，以發育泥粒—顆粒云巖（F4）為主，這些巖相分布在局限臺地的局部地貌高地、臺地邊緣等區域（圖13）。

潮間帶主體以發育波狀凝集疊層石（F6A）、波狀骨架疊層石（F6B）、層狀細粒疊層石（F6C）等典型微生物巖為特征，它們在微觀尺度以各種形態的菌紋層、泡沫綿層、不同類型和不同大小的顆粒及廣泛發育的窗格孔為標志，反映適宜藍細菌生長的沉積條件，微生物誘導沉淀、捕獲黏結等沉積作用十分活躍。其中，波狀凝集疊層石（F6A）可與西澳大利亞巴哈馬島現代正常海洋中潮間帶的疊層石相對比，都是通過微生物席捕獲黏結動蕩海水中的碳酸鹽顆粒而形成[29]。波狀骨架疊層石（F6B）顯示出的特征可與伊比利亞半島的侏羅—白堊紀淺海疊層石相類比[30]。層狀細粒疊層石（F6C）與我國柴達木盆地西部下干柴溝組上段咸化湖盆的微生物巖相似，均沉積于低能深水區[31]。由平均低潮線向平均高潮線，隨著水動能的減弱，顆粒含量不斷減少，微生物的捕獲黏結作用減弱，誘導沉淀作用增強，菌紋層發育連續性變好。潮間帶發育的各類微生物巖和潮間帶下部—潮下帶上部的顆粒巖沉積交互，構成了微生物丘和丘灘復合體，廣泛分布在臺地邊緣和寬淺的局限臺地（圖13）。潮上帶以發育薄層狀窗格孔泥晶云巖（F7）和角礫巖（F8）為主，見干裂等暴露標志，在微生物丘和丘灘復合體微相的頂部局部發育。

6 燈四段微生物巖沉積作用的主控因素

微生物與環境的協調作用是微生物碳酸鹽巖形成的關鍵[1]，這種作用主要影響微生物對沉積物的捕獲和黏結、微生物自身的鈣化以及碳酸鹽的原地沉淀[5，35]?；诖ㄖ械貐^燈四段疊層石、凝塊石等微生物巖的中觀和微觀特征，分析認為沉積環境水動力作用（水動力類型及強弱差異）和微生物沉積作用（誘導沉淀作用和捕獲黏結作用）是控制微生物巖沉積的主要因素（圖15）。

在正常浪基面以下的淺水潮下帶，水動力作用總體較弱。微生物未形成穩定的紋層，主要通過捕獲黏結水體中懸浮顆粒的形式形成凝塊結構，進而形成凝塊石（F5）。在潮間帶下部，水動力類型主要為波浪和潮汐主控，水動力作用強，形成高能砂屑灘。同時，各種菌類等微生物繁盛，微生物席主要通過捕獲黏結顆粒形成菌紋層，進而形成凝集疊層石（F6A）。另外，菌紋層的形態會受到沉積環境中水動力條件的控制[11]。由于此處的水動力持續較強，菌紋層難以穩定發育，從而表現出斷續的波狀結構。在潮間帶上部，水動力類型過渡為以潮汐作用為主，強度中等，且向平均高潮線潮汐水動力逐漸減弱，水體中懸浮的顆粒減少。該環境適宜各種菌類等微生物的持續生長，微生物席穩定發育。菌紋層主要的生長方式是微生物誘導的碳酸鹽原地沉淀和菌絲體的鈣化作用[36]。微生物通過誘導沉淀和原地鈣化作用形成泡沫綿層結構，同時捕獲黏結少量顆粒，形成了波狀骨架疊層石（F6B）。在靠近潮上帶的區域，潮汐作用最弱，微生物沉積作用以誘導沉淀碳酸鹽泥晶為主，此時發育大量平行排布的以泥晶成分為主的菌紋層，形成層狀細粒疊層石（F6C）。

7 結論

（1） 基于連續鉆井取心段的精細描述和分析，識別出包括凝塊石和疊層石兩類微生物巖在內的8種巖相類型，并將疊層石劃分為波狀凝集疊層石、波狀骨架疊層石和層狀細粒疊層石。總結了川中地區燈四段主要發育的4種巖相組合，包括潮下—局限潟湖巖相組合、潮下帶凝塊石巖相組合、淺潮下—潮間帶疊層石—顆粒灘復合體巖相組合和潮間帶疊層石巖相組合。

（2） 依據巖心和測井特征，可將燈四段劃分為潮坪—局限潟湖、顆粒灘、疊層石丘、凝塊石丘、丘灘復合體等5種微相。連井剖面層序格架內的微相對比顯示，疊層石丘、凝塊石丘和/或顆粒灘主要發育在層序的上部，且在燈四段由下至上發育規模變大。平面上，臺地邊緣以大面積的微生物丘和顆粒灘相發育為特征；局限臺地內丘灘體的規模略有減小且分布連續性變差。

（3） 建立了川中地區燈四段微生物巖沉積模式。凝塊石發育于浪基面以下的局限臺地，水動力條件弱；波狀凝集疊層石發育在潮間帶下部高能灘體附近，水動力條件強；波狀骨架疊層石發育在水動力條件中等的潮間帶上部，向上水動力條件逐漸減弱，發育層狀細粒疊層石。明確了沉積組分（顆粒和菌紋層）以及微生物沉積作用（捕獲黏結作用和誘導沉淀作用）的分布規律。

（4） 深入分析了水動力和微生物沉積作用對川中地區燈四段微生物巖沉積的控制作用。潮下帶浪基面以下的低能帶，局部少量發育的菌類通過捕獲黏結作用形成凝塊石；波浪潮汐作用強的潮間帶下部，微生物席大量發育，通過捕獲黏結顆粒形成凝集疊層石；潮間帶上部，隨著潮汐水動力的減弱，微生物作用以誘導沉淀為主，形成骨架疊層石和細粒疊層石。