鄂尔多斯盆地南缘奥陶系平凉组微生物碳酸盐岩储层特征与演化过程

张军涛，金晓辉，孙冬胜，杨佳奇，丁 茜

1.中国石化 深部地质与资源重点实验室，北京 102206；2.中国石化 石油勘探开发研究院，北京 102206；3.中国地质大学(北京)能源学院，北京 100083

微生物碳酸盐岩储层是重要的碳酸盐岩储层类型之一。美国阿拉巴马州、俄罗斯东西伯利亚地区、巴西桑托斯盆地、阿曼盐盆、哈萨克斯坦都已经发现了大规模的微生物碳酸盐岩油气田[1-2]。我国四川盆地震旦系灯影组和三叠系雷口坡组、塔里木盆地寒武系肖尔布拉克组、华北地区蓟县雾迷山组，也已经实现了微生物碳酸盐岩油气商业发现[3-7]。

微生物碳酸盐岩指底栖的微生物捕集和黏结碎屑颗粒，经与微生物活动相关的无机或有机诱导矿化作用在原地形成的沉积岩，主要有叠层石、凝块石、核形石、树枝石和均一石等类型[1-2,8-9]，还存在微生物骨架岩、微生物粘结岩、非钙化浮游或漂浮微生物形成的模铸岩、矿化浮游或漂浮微生物形成的颗粒岩和泥粒岩等[10]。陆表海、缓坡和镶边等不同的碳酸盐岩沉积环境中都有微生物碳酸盐岩分布[2]。

在鄂尔多斯盆地中东部奥陶系马家沟组中也发育有微生物碳酸盐岩储层，主要以白云岩为主，分布于海退背景的马五6、马五1+2等亚段和海进背景下的马五7、马五5等亚段，沉积相带多为微生物坪、微生物丘或丘滩复合体等，由叠层石、凝块石、核形石组成[11-15]。近期，在盆地中东部的米探1井马四段获得工业气流，其中主要储层段也属以叠层石白云岩为主的微生物碳酸盐岩[16-18]。

盆地南缘马家沟组沉积时期与盆地内相似，也有微生物碳酸盐岩发育[14]；到上奥陶统平凉组沉积时期，属于弱镶边台地边缘沉积环境，水体变得开阔，盐度开始正常，具备“清、浅、暖”特征，适合生物的繁殖，在淳化铁瓦殿、耀县将军山、铜川陈炉和永寿好畤河以及在旬探1井、麟探1井中都发现有生物礁存在。造礁生物主要有藻、珊瑚、层孔虫，微生物藻类是该时期的重要的造礁或造丘生物[19-22]。但以往的报道并未涉及微生物岩，关于该区微生物碳酸盐岩储层类型、成岩演化过程和分布预测，更是鲜有针对性研究。

本文通过对鄂尔多斯盆地南缘(下文简称鄂南)铜川市浅钻——铜钻1井以及同区陈炉镇任家湾等野外剖面平凉组进行岩石学和地球化学解剖，从野外剖面、岩心、薄片、阴极发光，电子探针、碳氧同位素、流体包裹体等不同角度进行分析，探寻鄂南平凉组微生物碳酸盐岩类型、储层特征以及成岩演化过程。本次研究找到了鄂南平凉组微生物岩准同生期溶蚀作用的确凿证据，发现了埋藏期油气充注的痕迹，综合认为微生物碳酸盐岩是鄂南地区一个潜在的勘探领域。

1 地质背景

鄂南奥陶系以海相碳酸盐岩沉积为特征，地层自下而上划分为下奥陶统冶里组和亮甲山组，中奥陶统马家沟组，上奥陶统平凉组和背锅山组[20,23]。鄂南下奥陶统冶里—亮甲山组沉积期，岩性以含硅白云岩为主，其后经历加里东运动I幕，海水整体退出鄂尔多斯盆地。到中奥陶统马家沟组沉积时，海水由东南方向进入盆地，逐渐遍布整个鄂尔多斯盆地，在南部仍属于广阔的浅水陆表海碳酸盐岩沉积，发育有一套膏盐岩—碳酸盐岩沉积层系[24-25]。马家沟组沉积晚期，由于秦岭洋向北持续俯冲，南缘坡度明显增大，水体加深，沉积环境开始发生明显转换，由碳酸盐缓坡开始向末端变陡缓坡转换，主要以纯净的碳酸盐岩沉积为主[26-27]。

晚奥陶世，秦岭洋俯冲加剧[28]，鄂尔多斯盆地西南缘平凉组和背锅山组沉积时期，具有弱镶边的特征，岩性以灰岩为主，有生物丘(礁)相和滩相灰岩沉积(图1)，在较深水区则以泥灰岩沉积为主[29]。奥陶纪末—石炭纪，鄂南地区不断隆升，致使奥陶系部分被剥蚀；直至石炭纪晚期本溪组沉积时，南缘又开始接受碎屑岩沉积[24-25]。

本次研究的浅钻——铜钻1井、陈炉镇任家湾剖面均处于盆地南缘，有上奥陶统平凉组灰岩沉积，之上覆盖本溪组铝土质泥岩(图2)。

2 储层特征

2.1 岩石类型

鄂南地区铜钻1井、陈炉镇任家湾剖面以及铁瓦殿等剖面平凉组都表现为多套微生物丘—滩体垂向叠置，岩石类型为凝块石灰岩与砾屑灰岩、砂屑灰岩、生屑灰岩互层[30](图2，图3)。

图2 鄂尔多斯盆地南缘铜钻1井综合柱状图

陈炉镇任家湾剖面位于任家湾村废弃采石场，其中平凉组微生物碳酸盐岩丘出露厚度约30 m左右，顶部为本溪组铝土质泥岩，大致呈丘状，由5套丘滩复合体构成，岩石类型为凝块石灰岩、砂砾屑灰岩、生屑灰岩和水平状叠层石灰岩。铜钻1井平凉组厚度约140 m，大至可划分出8个大的丘滩组合，顶部为本溪组铝土质泥岩，岩性总体以深灰色凝块石灰岩、灰色生屑灰岩、砾屑灰岩、砂屑灰岩为主，其次为叠层石灰岩。淳化铁瓦殿平凉组的生物丘规模稍大，顶部为背锅山组，在岩性组合上也是主要由凝块石灰岩与砾屑灰岩、砂屑灰岩、生屑灰岩互层，并能见到丘前的坍塌角砾岩。在桃曲坡、东庄和永寿好畤河剖面生物礁中也都能见到凝块石灰岩和叠层石灰岩等微生物岩。

凝块石灰岩，是区内微生物藻丘最主要的岩石类型，位于藻丘滩复合体的中上部，由微生物分泌物黏结海水中的沉积物所构成的凝块结构，岩心和野外剖面上呈现出暗亮雪花状；在显微镜下可见大量暗亮相间的凝块结构，暗色黏结物呈现为微米级的不规则状或次圆形，主要为泥晶或颗粒(砂屑、粉屑)物质，凝块之间发育大量亮色的窗格孔，有亮晶方解石充填(图3a)。

砾屑灰岩，砾屑多为圆形或椭圆形，原始成分也主要为凝块石灰岩，呈层状分布。砂屑灰岩，砂屑形状不规则，成分也主要为球粒，砂屑之间为亮晶方解石胶结。生屑灰岩，生屑主要为海绵碎屑，也可见珊瑚、腕足和棘皮类碎片。砾屑、砂屑以及生物碎屑之间均为亮晶方解石胶结(图3c)。

图3 鄂尔多斯盆地南缘上奥陶统平凉组微生物岩岩石学特征

叠层石灰岩，多见于任家湾剖面，位于微生物藻丘滩复合体的底部，多呈水平状；由暗色富藻层和亮色的贫藻层组成的纹层构成，孔隙不发育。

2.2 储集空间类型

平凉组微生物碳酸盐岩储层主要发育在凝块石灰岩和生屑灰岩之中，储集空间主要有溶孔、溶洞和裂缝等。在铜钻1井中，共有5段储层发育段，与藻丘密切相关；原生的窗格孔、生物体腔孔和粒间孔普遍发育，但多已被海底粒状亮晶方解石充填。

溶孔(洞)多发育在凝块石灰岩中，在岩心和野外剖面上表现为不规则状，常具有暗色的孔隙边缘，内部又有白色的方解石(图3a)；在显微镜下，孔隙边缘暗色方解石为纤维状、放射状，为等轴放射状方解石，内部为粗晶透明方解石(图3b)，含有少量的沥青。还有较为大型的溶洞也主要发育在凝块石灰岩段，但已被后期泥质充填[30]。而裂缝多发育在充填的溶洞上下，但也被方解石及少量白云石和沥青充填。

3 成岩作用

鄂南地区平凉组微生物碳酸盐岩储层经历了复杂的成岩作用过程，其中准同生期和表生期两期岩溶作用是储层形成的关键；而与盆地内部马家沟组微生物碳酸盐岩相比，缺少普遍的白云岩化作用；埋藏期还发生有油气充注、白云石和方解石充填。

3.1 准同生期成岩作用

优质的微生物以及生物礁碳酸盐岩储层往往都会经历准同生期大气降水溶蚀作用的改造，比如川东北普光元坝气田二叠系长兴组生物礁，川中威远安岳气田灯影组和川西气田雷口坡组微生物丘(席)，都有证据显示存在过准同生期大气降水溶蚀作用的影响[31-33]。

微生物以及生物礁碳酸盐岩孔隙周缘通常发育放射纤维方解石充填物(RFC)，比如在灯影组的葡萄状白云石、长兴组的生物礁云岩[34-35]以及美国的Beck Spring白云岩[36]中的RFC。放射纤维状方解石是一类特殊的纤维状方解石胶结物、一种原生高镁方解石胶结物以及海水潜流环境中生长的一种高镁方解石的复合晶体[34]，指示了海水环境，并有可能存在微生物参加[35]。鄂南微生物岩储层也发育有这种放射纤维状方解石，在野外和岩心上，为溶孔中的暗色边缘；在显微镜下，显示为放射状、纤维状，多具有波状消光的特征。

发育放射纤维状方解石胶结物充填溶孔，切割沉积期的窗格孔(图3b-c)，说明溶孔形成时间晚于窗格孔。在阴极发光下显示，等轴放射状方解石与基质方解石有相同的发光特征，都基本不发光(图3d-e)，说明具有与海水相同的来源。

陈炉任家湾剖面和铜钻1井的方解石碳、氧同位素略有差异，但同一剖面或钻井中的基质方解石和放射纤维状方解石非常相近。放射纤维状方解石的δ13CV-PDB值为-7.1‰～0.1‰，平均值为-3.1‰；δ18OV-PDB值为-7.5‰～-3.7‰，平均值为-5.3‰，具有与基质方解石相似的碳、氧同位素值(δ13CV-PDB值为-8.0‰～1.9‰，平均值为-3.06‰；δ18OV-PDB值为-9.7‰～-3.2‰，平均值为-5.62‰)(图4)，说明基质方解石和等轴放射状方解石具有相似的来源，都是海水中形成的。

电子探针背散射成分相分析显示，纤维状方解石与基质方解石略有不同，纤维状方解石多具有混沌杂乱的内核和相对干净的边缘；而基质方解石较为干净，仅含有少量杂质。基质方解石和放射纤维状方解石微量元素分析显示，放射纤维状方解石内核也与基质方解石具有相似的Sr(分别平均为429×10-6和447×10-6)、Mg(分别平均为0.41%和0.49%)、Ba(分别平均为350×10-6和209×10-6)、Mn(分别平均为30×10-6和32×10-6)等微量元素含量，其中较高的Sr和Mg含量、较低的Mn和Ba含量也说明其来源为海水，与基质相似。而放射纤维状方解石相较基质方解石具略高的Fe和Ti含量，以及放射纤维状方解石边缘与两者的微量元素差异明显，其形成过程与基质方解石略有不同，可能与沉积间断时的大气水参与以及微生物的吸附相关，造成元素富集。

放射纤维状方解石来源于海水，也说明溶孔在其形成前已经存在。因此，在准同生期，可能曾经存在过短暂暴露，发生了大气水溶蚀作用，这与典型的规模生物礁和微生物丘储层的形成过程非常相似。

3.2 表生期成岩作用

从奥陶纪末期开始的，长达1.5亿年的表生期岩溶作用，对平凉组微生物碳酸盐岩也有着重要的影响。大气降水对微生物碳酸盐岩在准同生期溶孔基础上改造，包括孔隙扩容和形成大型的溶蚀孔洞。铜钻1井中的泥岩是岩溶洞穴中暗河沉积物，通过对比微量元素等分析发现，有泥岩指示了溶洞中暗河沉积[30]。

在岩心尺度上，裂缝在暗河堆积物下层尤为发育。在薄片尺度，能见到裂缝切割原生的窗格孔和准同生期的溶孔，都说明裂缝为晚期形成。

溶洞内还存在有示顶底结构，底部为碎屑状的泥质充填，顶部为粗晶白色方解石充填，显示为表生期溶洞充填的特征(图3a)。

从地球化学特征上看，后期粗晶方解石充填物具有明显偏负的碳、氧同位素值，具有大气降水的特征[37](图4)。同时，粗晶方解石在电子探针背散射照片下非常干净，基本不含杂质，部分粗晶方解石具有相对较高的Mn含量(均值38×10-6)，较低的Mg(均值0.29%)、Fe(多低于检测限)含量和Sr含量(均值214×10-6)，说明部分粗晶方解石可能来源于大气降水[37-38]。

图4 鄂尔多斯盆地南缘上奥陶统平凉组微生物岩中不同类型方解石碳、氧同位素交会图

3.3 埋藏期成岩作用

进入埋藏期后，微生物碳酸盐岩储层又经历了油气充注、埋藏期的方解石和白云石充填等成岩作用改造。

鄂南平凉组碳酸盐岩地层曾存在过油气充注，学者曾报道了多口钻井和野外剖面中有沥青发育[39-41]。烃类主要来源于上奥陶统海相烃源岩，烃源岩主要分布在盆地西南缘陆棚和潟湖沉积环境之中[42-43]。但有关沥青的形态和赋存状态报道相对较少。本次研究中，在铜钻1井的微生物碳酸盐岩储层段的岩心和薄片中都清晰地发现大量的沥青充填；岩心上可见黑色的沥青充填在裂缝和孔隙之中，薄片下沥青表现出油滴状和裂片状(图5a-c)。

图5 鄂尔多斯盆地南缘上奥陶统平凉组微生物碳酸盐岩孔隙内的沥青和液态烃

与油气充注同期，还有方解石和白云石两种碳酸盐矿物充填作用。粗晶方解石充填既发生在表生期，同时也发生于埋藏期。在这种粗晶方解石中有液态烃的存在，荧光下，发蓝色光和褐色光。烃类包裹体相伴生的盐水包裹体的均一温度在110～147 ℃，结合鄂南地区的埋藏史、温度史和烃源岩成熟分析显示，充注时代可能是中晚三叠世[44]。粗晶方解石测点结果显示，部分方解石具有较高的Ba(均值3 157×10-6)和Fe(均值1 534×10-6)含量，Sr含量均值为454×10-6。较高的Ba和Fe含量说明其形成温度相对较高，因为只有在较高的温度下，这类离子半径较大的离子才能进入方解石晶格[45]。而Sr含量与基质方解石含量接近，反映了其可能来源于同层位的平凉组海相烃源岩[38]。

与盆地内微生物岩普遍的白云岩化不同，鄂南微生物岩仅在埋藏期孔隙中发育有少量的白云石充填，白云石多为粗晶自形，并可见白云石与沥青相伴生，显示白云石与油气充注时间相一致。

4 微生物岩储层的形成和演化

鄂南平凉组发育于弱镶边台地边缘沉积环境，发育微生物碳酸盐岩，多与颗粒灰岩相伴生，形成微生物丘滩复合体，与盆地内的微生物丘滩相比，规模更大，厚度可达100 m以上(图6)；微生物岩类型主要为凝块石灰岩，少量的叠层石灰岩；孔隙类型主要为溶孔，与微生物丘滩关系密切。

鄂南微生物碳酸盐岩经历了准同生和表生两期溶蚀作用。在准同生期，微生物丘滩经历了短暂的暴露，形成了大量的不规则状溶孔，其后又进入海水发生了孔隙的充填和胶结，放射纤维状方解石便是这时期的产物，其具有与同期海水相似的特征(图6)。在表生期，表现为前期溶孔的扩大，及形成了大型的溶洞，并伴有粗晶方解石和泥质的充填(图6)。与盆地内部马家沟组的丘滩相比，鄂南平凉组沉积时期水体相对开阔，缺少浅埋藏期普遍的渗透回流白云岩化作用(图6)。

图6 鄂尔多斯盆地奥陶系微生物岩储层形成模式

鄂南微生物碳酸盐岩在埋藏期存在平凉组烃源岩的油气充注，在溶孔和裂缝的方解石和白云石胶结物中可见大量的沥青，在荧光下也能见到大量的液态烃。因此，鄂南平凉组微生物碳酸盐岩是一个潜在的勘探领域。

5 结论

(1)鄂南平凉组发育有厚层微生物丘滩复合体，岩石类型主要为凝块石灰岩与砾屑灰岩、砂屑灰岩、生屑灰岩互层，储集空间主要有溶孔、溶洞和裂缝等。

(2)研究区微生物碳酸盐岩储层在准同生期、表生期和埋藏期都经历了复杂的成岩作用，其中准同生期和表生期的岩溶是优质储层形成的关键。准同生期，微生物丘滩体短暂暴露，发生了大气水溶蚀作用，形成溶蚀孔，后又有放射纤维状方解石充填；表生期，大气降水对原有孔隙进行改造，扩溶早期孔隙，形成大型的溶蚀孔洞；埋藏期，储层经历了油气充注，方解石和白云石充填等成岩作用改造，且现今在孔隙、裂缝中仍可观察到沥青和液态烃类包裹体的存在。鄂尔多斯盆地南缘微生物碳酸盐岩是一个潜在的勘探领域。