川南威远—泸州页岩气井区奥陶系顶部观音桥组岩相和沉积环境*

梁萍萍 郭 伟 王 南 赵文韬 王红岩 马 譞 李 越

（1.中国石油勘探开发研究院 北京 100083；2.中国石油西南油气田分公司蜀南气矿 四川泸州 646000；3.现代古生物学和地层学国家重点实验室，中国科学院南京地质古生物研究所生物演化与环境卓越创新中心 南京 210008）

华南板块上扬子区奥陶纪—志留纪之交，陆表海远岸区的地层序列由下而上分为五峰组页岩—观音桥组—龙马溪组页岩；奥陶系顶部赫南特阶观音桥组多为碳酸盐岩地层单元，在露头和岩心中均易于识别，该组顶部也是奥陶系—志留系分界的重要标志层（Chen et al.，2004）。五峰组和龙马溪组下部黑色笔石页岩有机碳含量高和热演化程度适中，而成为优质页岩气开发层系（张金川等，2008；王世谦等，2009；蒲泊伶等，2010；黄文明等，2011；Liu et al.，2013；王超等，2018）。以往大多数研究文献基于露头剖面的实例论述奥陶系—志留系之交古生物学和古地理演化过程。威远—泸州地区的奥陶系—志留系之交的地层多埋深千米以下，海底地貌水深控制沉积单元的脆性矿物成分差异，且直接影响页岩气孔隙度指标和TOC储集方式；优质储层厚度变化大，纵横分布非均质性强，局部的滞留缺氧环境相应造成了有机质富集程度的平面分异。

有关威远—泸州井区观音桥组化石组合面貌和沉积环境分析的研究尚属空白。笔者 在9口井，即W2井、W4H10井、L2井、L4井、L5井、L6井、L7井、L8井 和L9井（井位见图1）取样观音桥组岩心作微相描记，识别化石组成和海底沉积环境指标，为深层页岩气储层参数体系评价、高产主控因素控制机制提供直观的实证资料，有助于深层页岩气优选区带圈定和储量论证。

图1 威远—泸州页岩气井区观音桥组微相分析的9口井位置图Fig.1 Locations of the night wells for present microfacies analysis in Weiyuan-Luzhou shale gas well blocks

1 威远—泸州井区地质背景

上扬子地区在晚奥陶世古陆环绕中形成半封闭海盆，奥陶纪—志留纪之交的地层序列提供了冈瓦纳冰川事件形成前后海相生物群和环境演替、地球化学和古地理学剧变的实证。据戎嘉余等（2011）以及陈旭等（2017）展示奥陶纪—志留纪之交华夏古陆的扩展证据和机制及黔中古陆的海岸线变化，威远—泸州井区与重庆南部的綦江观音桥村的观音桥组标准剖面同属其西北部为川中古陆，南部为滇黔桂古陆之间的远岸陆表海区钙质—粉砂质的海底沉积环境（Rong et al.，2020）。岩心观察显示威远—泸州地区奥陶系—志留系之交为连续海相层（王红岩等，2015；He et al.，2021），观音桥组与其之下的五峰组和之上的龙马溪组之间无沉积缺失标志（戎嘉余等，2019）；Shi et al.（2021）综合该区笔石生物地层学对比和物探资料，圈定海底地貌变化过程。威远—泸州井区属乐山—龙女寺古隆起和黔中古陆所夹持的典型隔档式褶皱变形区（梅庆华等，2014），深部储层构造形态与地表具有很好的对应关系。威远地区产页岩气的井位属川西南古中斜坡低褶皱带，而泸州的井则属川南古坳中隆低陡弯形带，整体发育相对紧闭的背斜和宽缓的向斜构造，具有复式褶皱特点；背斜区常发育次级的背斜构造，区域性断裂多集中在背斜的翼部或背斜与向斜的转折部位，同时存在近东西向—北西西向挤压和近南北向—北北东向挤压构造应力场为特征。

2 威远—泸州地区观音桥组岩心的微相特征

通过观察观音桥组岩心并制作普通岩石薄片，以Dunham（1962）和Flügel（2004）的分类法定名碳酸盐岩微相分类，描记生物碎屑颗粒类型和丰度，并综合岩相学总体指标讨论观音桥组沉积时的海底环境。在露头剖面工作时可大量采集剥离岩石而获得可资鉴定属种的大化石标本，但本研究因样品采集量大小限制而不能获取大量的大化石，本文所描述的仅为部分而非完全厚度的观音桥组局部薄层样品化石组合和岩相学特征，所有微相插图照片均为单偏光。

2.1 W2井（井深2 571.79～2 572.64 m，厚度0.85 m）

岩心观察：生屑破碎度高，粗生屑主要为腕足类和海百合碎片，略有分选性，少量粒径可达厘米级；腕足类均为单瓣散落状；以灰泥基质为主。

微相鉴定：生屑泥粒状灰岩（图2a、图2b）。生屑破碎度高，粒径多小于1 mm，局部丰度可达支撑；海百合碎片约30%，局部密集；三叶虫碎片均属薄壳型，含量约15%，腕足类碎片约10%，其余见微量海绵骨针和介形类；生屑颗粒略有硅化现象；基质为灰泥和微量石英粉砂。

2.2 W4H10井（井深3 358.12～3 358.32 m，厚度0.2 m）

岩心观察：层面上见少量完整单瓣腕足类壳体，生屑破碎度高，粗生屑主要为腕足类碎片，略有分选性，少量粒径可达厘米级；以灰泥基质为主。

微相鉴定：生屑粒泥状灰岩（图2c、图2d）。总体上基质含量高于生屑含量，但局部生屑可密集达到支撑程度而形成粒泥状灰岩；生屑破碎程度高，粒径多小于1 mm，海百合碎片约20%，薄壳型三叶虫碎片约10%，腕足类碎片约10%，见微量海绵骨针，粒度毫米级的钙质海绵具有网格状水管系统，这是首次在上扬子区观音桥组中报道钙质海绵化石，因保存不完整，目前难以依据形态学作系统古生物学定名；灰泥基质为主，在图2c的下部见丰富的遗迹化石Chondrites（丛藻迹），微量无磨圆度和分选性的石英粉砂。

2.3 L2井（井深4 323.30～4 323.50 m，厚度0.2 m）

岩心观察：深灰色灰泥为主，生屑纵向密度疏密相间，大致形成韵律层；生屑破碎度高，粗生屑主要为腕足类碎片，粒径可达厘米级，均为单瓣散落状，壳体顺层排列；以灰泥基质为主。

微相鉴定：含生屑泥状灰岩（图2e、图2f）。灰泥为主，生屑纵向密度疏密相间，大致形成韵律层；化石稀少且破碎程度高，生屑含量仅3%，粗生屑主要为薄壳型腕足类碎片，粒径可达厘米级，均为单瓣散落状，壳体顺层排列；见毫米级腹足类Homotoma（链房螺）；微量三叶虫碎片可能是镜眼虫类Dalmanitina（小达尔曼虫）的复眼，目前常见于观音桥组的具有多个复眼仅是小达尔曼虫；微量海绵骨针；基质为灰泥和微量石英粉砂。

图2 W2井、W4H10井和L2井观音桥组微相a.生屑泥粒状灰岩，W2井，2 571.33 m；b.生屑泥粒状灰岩，W2井，2 571.33 m；c.生屑粒泥状灰岩，W4H10井，3 358.12 m；d.生屑粒泥状灰岩，W4H10井，3 358.12 m；e.含生屑泥状灰岩，L2井，4 323.30 m；f.含生屑泥状灰岩，L2井，4 323.30 mFig.2 Microfacies of the Kuanyingchiao Formation from the wells of the W2，W4H10 and L2

2.4 L4井（井深3 843.17～3 843.31 m，厚0.14 m）

岩心观察：深灰色粒泥状灰岩，层面上可见少量腕足类薄壳，长轴顺层排列，无分选性；纵面上生屑密度略呈疏密相间，大致形成韵律层，破碎度高，砂级生屑颗粒局部密集可达支撑程度；灰泥中见丰富的直径约1 mm的Chondrites（丛藻迹）。

微相鉴定：含石英砂生屑泥粒状灰岩（图3a、图3b）。粗生屑主要为腕足类碎片，粒径可达厘米级，均为单瓣散落状；海百合碎片含量约20%，微量海绵骨针，见粒度小于1 mm的钙质海绵碎片，见毫米级腹足类；局部含石英细砂颗粒略具分选性，局部含量约10%。

图3 L4井、L5井、L6井观音桥组微相a.含石英砂生屑泥粒状灰岩，L4井，3 843.37 m；b.含石英砂生屑泥粒状灰岩，L4井，3 843.37 m；c.钙质石英细砂岩，L5井，4 033.63 m；d.钙质石英细砂岩，L5井，4 033.63 m；e.生屑泥粒状灰岩，L6井，3 843.37 m；f.生屑泥粒状灰岩，L6井，3 843.37 m；Fig.3 Microfacies of the Kuanyingchiao Formation from the wells of the L4，L5 and L6

2.5 L5井（4 033.62～4 033.68 m，厚0.06 m）

岩心观察：灰岩强烈黄铁矿化，滴盐酸起泡，石英砂丰富，灰泥基质；少量裂隙。

微相鉴定：钙质石英细砂岩（图3c、图3d）。生屑含量极微，主要是石英砂沉积，其含量可达50%，石英砂分选性差且磨圆度低，见钙质泥岩细砾屑，黄铁矿晶粒非草莓状，是次生的。

2.6 L6井（井深3 843.17～3 843.31 m，厚0.14 m）

岩心观察：薄壳型腕足类碎片长轴顺层排列，无分选性；纵面上生屑密度略呈疏密相间，大致形成韵律层，破碎度高，粗生屑主要为腕足类碎片，粒径可达厘米级，均为单瓣散落状；见毫米级腹足类。

微相鉴定：生屑泥粒状灰岩（图3e、图3f）。生屑含量约10%，化石丰富而破碎，但具有一定的分选性，腕足类碎片含量约15%，长轴可达毫米级，凸面朝上或朝下排列状均能见到；三叶虫和海百合碎片含量各约5%，微量腹足类、三叶虫、钙质海绵碎片和骨针碎片（图4b）。灰泥基质，含丰富的石英细砂。

2.7 L7井（3 455.80～3 456.00 m，厚0.20 m）

岩心观察：薄壳型腕足类碎片长轴顺层排列，无分选性；纵面上生屑密度略呈疏密相间，大致形成韵律层。

微相鉴定：生屑粒泥状灰岩（图4a、图4b）。粗生屑主要为厘米级单瓣散落状保存的腕足类碎片，含量约10%，凸面朝上或朝下排列状，生屑颗粒总体无分选性，见少量毫米级腹足类，微量三叶虫、钙质海绵、海百合茎碎片，局部生屑略丰富但未达到支撑程度；灰泥基质为主，见黄铁矿化条带；石英粉砂含量高，磨圆度低。

2.8 L8井（井深3 841.52～3 841.70 m，厚0.18 m）

岩心观察：生屑灰岩中见腕足类单瓣密集保存薄层。

微相鉴定：生屑粒泥状灰岩（图4c、图4d）。腕足类碎片丰富，凸面朝上或朝下排列状均能见到，其余小于毫米级的生屑为三叶虫、海百合茎、腹足类，双壳类、微量介形类和海绵骨针；生屑颗粒总体无分选性但略显顺层排列，局部可达颗粒支撑；灰泥和少量钙质粉砂屑基质可形成厚度毫米级的粒序纹层；灰泥基质，含微量钙质粉砂屑。

2.9 L9井（井深3 753.80 m）

岩心观察：局部灰岩层腕足类碎片形成厘米厚度的介壳密集层，见虫管遗迹化石Chondrites（丛藻迹）。

微相鉴定：生屑泥粒状灰岩（图4e、图4f）。腕足类碎片为主，含量约50%，粒径可达毫米级；其余小于毫米级的生屑见三叶虫、海百合茎、腹足类、介形类和海绵骨针，总体含量20%；生屑颗粒总体高破碎程度，分选性中等，密集可达颗粒支撑；局部见含石英粉砂的黑色页岩且具有很好磨圆度的细砾屑。灰泥基质，含微量钙质粉砂屑，局部石英砂含量可达30%，石英颗粒分选性和磨圆度低。

3 威远—泸州井区观音桥组生物群和沉积环境

Scotese and McKerrow（1990）、Boucot et al.（1995）以及Torsvik and Cocks（2013）发表的古地理图都显示华南板块主体部分在赫南特期处于南纬30°到北纬30°之间的低纬度区。上奥陶统凯迪阶五峰组黑色笔石页岩形成于缺氧静水海底；奥陶纪末赫南特期的短暂冰川事件（Brenchley，1984；Brenchley amd Cullen，1984；Brenchley et al.，1994；Ling et al.，2019）发生时，华南板块上扬子区因冰期海平面下降而沉积观音桥组壳相地层，岩相和生物相序列综合显示五峰组缺氧、观音桥组有氧、龙马溪组缺氧的完整旋回；冰期结束后的全球海进伴随着海平面上升和缺氧海底沉积广泛分布的龙马溪组下部 黑 色 页 岩（汪 啸 风 等，1987；Chen et al.，2004；Fan et al.，2009；Harper et al.，2014；Ran et al.，2014）。上扬子区观音桥组未见直接的冰渍岩沉积证据，海水应该是偏凉而非达到有浮冰的寒冷程度，部分原产于高纬度凉水海区的腕足动物迁移到低纬度的华南板块（Rong，1984；Rong et al.，2020），有关在观音桥组出现的化石属种描述的文献偏重于坡度平缓海底上栖居的Hirnantia-Dalmanitina动物群中的腕足动物、三叶虫，部分原产于高纬度凉水海区的腕足动物迁移到低纬度的华南板块（Rong，1984；Rong et al.，2020），以及在黔中古陆近岸浅水区露头剖面的单体四射珊瑚（何心一，1978）；Chen et al.（2004）基于华南189个剖面奥陶—志留纪之交的生物和岩石特征划出5个时间段的环境背景，晚奥陶世—志留纪早期因赫南特期冰川造成海退，上扬子区存在不均一的区域构造抬升—沉降综合作用，间或出现暴露剥蚀区、水下隆起、滞流缺氧以及富氧底质等多样性环境，地层缺失量和岩相序列差异很大（冉波等，2016；赵建华等，2016）。Liu et al.（2016）通过重庆秀山大田坝和长宁双河剖面对比分析近岸和远岸海区的氧化条件差异。Yan et al.（2010）认为气候环境聚变可能是导致大灭绝的主要控制因素，通过化学风化指数（Chemical Index of Alternation，CIA）测得五峰组与龙马溪组沉积时期为湿热环境，观音桥组沉积期以干冷环境为主。

目前对上扬子区观音桥组可资鉴定属种的生物多样性的记录多为腕足动物、三叶虫和黔中古陆近岸剖面的单体四射珊瑚。在威远—泸州黔中古陆之北的远岸井区，观音桥组除常见的Hirnantia腕足动物群、三叶虫Dalmanitina等壳相化石外，薄片中还出现单体四射珊瑚、海百合、腹足类Homotoma、双壳类、海绵动物碎片和虫管遗迹化石Chondrites（丛藻迹），其化石组成增加了该层位的生物多样性，也证明单体四射珊瑚分布可到达远岸海区。化石颗粒沉积时具有弱水动力条件，富氧沉积环境有利于底栖动物生存特征，但未见床板珊瑚以及带泡沫板的复体珊瑚和钙藻等典型暖水区化石，生物碎屑丰度不高，钙质壳体对灰岩生产力的贡献量偏低。威远—泸州井区观音桥组沉积厚度不超过1 m，这应该反映出在冈瓦纳冰川时期远岸相观音桥组海底水温偏低抑制碳酸钙生产力（李越等，2008）。

依据观音桥组微相显示的生屑和内碎屑埋葬学特征可识别海底沉积环境的多样性。在威远—泸州井区大部分井下的观音桥组灰岩与黔中古陆远岸带露头地区剖面很相似，无白云岩，灰岩中粘土矿物占有一定比例而基本显示深灰色，按照底栖生态组合（Benthic Assemblage）定位属BA2-BA3，即潮下带（水深约20 m）至最大浪基面（水深约60 m）之间。

威远井区：W2井为潮下带—风暴浪基面深度之上的浅水生屑滩，中等水动力强度，腕足类—海百合为主的生态组合。W4H10井为潮下带—风暴浪基面深度之上的生屑滩，属腕足类—三叶虫生态组合；中等水动力，石英细砂是风成搬运的，无火山碎屑颗粒沉积。

泸州井区：L4井为潮下带—风暴浪基面深度之上的生屑滩，腕足类丰度偏低，水深约45 m，中等—弱水动力，海底富氧，能提供原地造迹动物栖居的生态条件。L5井为非常特殊的观音桥组沉积相，较强水动力背景下以粗颗粒为主的沉积区，部分棱角状石英砂也可能是强烈风力搬运的迅速堆积，出现的小泥砾则更可能属靠近更浅海底的风暴浪剥蚀区，属于石英砂、陆源泥砾混合沉积浅滩。L6井为腕足类—三叶虫—海百合生态组合，潮下带中部中等水动力富氧海底。L7井为潮下带—风暴浪基面之间，海底富氧环境下的三叶虫—海百合组合，水动力弱的细生屑滩沉积，短暂中等水动力作用下薄壳型腕足类长轴顺层排列。丰富的石英砂指示靠近古陆剥蚀区。L8井为潮下带—风暴浪基面之间，海底富氧环境下细生屑滩沉积，从生屑和砂屑破碎程度高而推测是经过中等强度水流搬运后沉积的；磨圆度好的石英细砂颗粒是远距离水流搬运后的沉积。L9井为潮下带—风暴浪基面之间，海底富氧环境下细生屑滩沉积，从生屑和砂屑破碎程度高而推测是经过高强度水流搬运后沉积的；总体是高能水动力和弱水动力交互出现的浅海底富氧环境，特别有利于底栖动物栖居，弱水动力期间虫管遗迹化石密集，可能是一种短暂栖居的机会造迹生态群落；磨圆度好的石英细砂颗粒是远距离水流搬运后的沉积；细砾屑可能是原来五峰组页岩被强水动力击碎的再沉积，以往文献中尚未报道过观音桥组中的这类现象。

4 结 论

威远—泸州地区奥陶系顶部观音桥组微相分析进一步显示了当时底栖生物的多样性，缺乏典型的暖水型化石；部分底栖生物能在冰期低温而含氧的海底环境中形成遗迹化石。平缓海底上的碳酸盐岩生产力和生物丰度偏低，海底环境指标，特别是最大浪基面之上海底深度受一定水动力条件影响导致生屑密集程度有差异，水流能量大小控制生屑颗粒的埋葬学特征，但极少出现强水流分选后形成的颗粒灰岩。可推知当时陆源碎屑输入量很低，大部分海底区域是清澈环境；石英砂等陆源碎屑颗粒丰富的沉积仅集中于局部海底。

致 谢作者对审稿人提出的修改意见深表致谢。