張軍濤，金曉輝，孫冬勝，楊佳奇，丁 茜

1.中國石化 深部地質(zhì)與資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 102206；2.中國石化 石油勘探開發(fā)研究院，北京 102206；3.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)能源學(xué)院，北京 100083

微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層是重要的碳酸鹽巖儲(chǔ)層類型之一。美國阿拉巴馬州、俄羅斯東西伯利亞地區(qū)、巴西桑托斯盆地、阿曼鹽盆、哈薩克斯坦都已經(jīng)發(fā)現(xiàn)了大規(guī)模的微生物碳酸鹽巖油氣田[1-2]。我國四川盆地震旦系燈影組和三疊系雷口坡組、塔里木盆地寒武系肖爾布拉克組、華北地區(qū)薊縣霧迷山組，也已經(jīng)實(shí)現(xiàn)了微生物碳酸鹽巖油氣商業(yè)發(fā)現(xiàn)[3-7]。

微生物碳酸鹽巖指底棲的微生物捕集和黏結(jié)碎屑顆粒，經(jīng)與微生物活動(dòng)相關(guān)的無機(jī)或有機(jī)誘導(dǎo)礦化作用在原地形成的沉積巖，主要有疊層石、凝塊石、核形石、樹枝石和均一石等類型[1-2,8-9]，還存在微生物骨架巖、微生物粘結(jié)巖、非鈣化浮游或漂浮微生物形成的模鑄巖、礦化浮游或漂浮微生物形成的顆粒巖和泥粒巖等[10]。陸表海、緩坡和鑲邊等不同的碳酸鹽巖沉積環(huán)境中都有微生物碳酸鹽巖分布[2]。

在鄂爾多斯盆地中東部奧陶系馬家溝組中也發(fā)育有微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層，主要以白云巖為主，分布于海退背景的馬五6、馬五1+2等亞段和海進(jìn)背景下的馬五7、馬五5等亞段，沉積相帶多為微生物坪、微生物丘或丘灘復(fù)合體等，由疊層石、凝塊石、核形石組成[11-15]。近期，在盆地中東部的米探1井馬四段獲得工業(yè)氣流，其中主要儲(chǔ)層段也屬以疊層石白云巖為主的微生物碳酸鹽巖[16-18]。

盆地南緣馬家溝組沉積時(shí)期與盆地內(nèi)相似，也有微生物碳酸鹽巖發(fā)育[14]；到上奧陶統(tǒng)平?jīng)鼋M沉積時(shí)期，屬于弱鑲邊臺(tái)地邊緣沉積環(huán)境，水體變得開闊，鹽度開始正常，具備“清、淺、暖”特征，適合生物的繁殖，在淳化鐵瓦殿、耀縣將軍山、銅川陳爐和永壽好畤河以及在旬探1井、麟探1井中都發(fā)現(xiàn)有生物礁存在。造礁生物主要有藻、珊瑚、層孔蟲，微生物藻類是該時(shí)期的重要的造礁或造丘生物[19-22]。但以往的報(bào)道并未涉及微生物巖，關(guān)于該區(qū)微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層類型、成巖演化過程和分布預(yù)測(cè)，更是鮮有針對(duì)性研究。

本文通過對(duì)鄂爾多斯盆地南緣(下文簡(jiǎn)稱鄂南)銅川市淺鉆——銅鉆1井以及同區(qū)陳爐鎮(zhèn)任家灣等野外剖面平?jīng)鼋M進(jìn)行巖石學(xué)和地球化學(xué)解剖，從野外剖面、巖心、薄片、陰極發(fā)光，電子探針、碳氧同位素、流體包裹體等不同角度進(jìn)行分析，探尋鄂南平?jīng)鼋M微生物碳酸鹽巖類型、儲(chǔ)層特征以及成巖演化過程。本次研究找到了鄂南平?jīng)鼋M微生物巖準(zhǔn)同生期溶蝕作用的確鑿證據(jù)，發(fā)現(xiàn)了埋藏期油氣充注的痕跡，綜合認(rèn)為微生物碳酸鹽巖是鄂南地區(qū)一個(gè)潛在的勘探領(lǐng)域。

1 地質(zhì)背景

鄂南奧陶系以海相碳酸鹽巖沉積為特征，地層自下而上劃分為下奧陶統(tǒng)冶里組和亮甲山組，中奧陶統(tǒng)馬家溝組，上奧陶統(tǒng)平?jīng)鼋M和背鍋山組[20,23]。鄂南下奧陶統(tǒng)冶里—亮甲山組沉積期，巖性以含硅白云巖為主，其后經(jīng)歷加里東運(yùn)動(dòng)I幕，海水整體退出鄂爾多斯盆地。到中奧陶統(tǒng)馬家溝組沉積時(shí)，海水由東南方向進(jìn)入盆地，逐漸遍布整個(gè)鄂爾多斯盆地，在南部仍屬于廣闊的淺水陸表海碳酸鹽巖沉積，發(fā)育有一套膏鹽巖—碳酸鹽巖沉積層系[24-25]。馬家溝組沉積晚期，由于秦嶺洋向北持續(xù)俯沖，南緣坡度明顯增大，水體加深，沉積環(huán)境開始發(fā)生明顯轉(zhuǎn)換，由碳酸鹽緩坡開始向末端變陡緩坡轉(zhuǎn)換，主要以純凈的碳酸鹽巖沉積為主[26-27]。

晚奧陶世，秦嶺洋俯沖加劇[28]，鄂爾多斯盆地西南緣平?jīng)鼋M和背鍋山組沉積時(shí)期，具有弱鑲邊的特征，巖性以灰?guī)r為主，有生物丘(礁)相和灘相灰?guī)r沉積(圖1)，在較深水區(qū)則以泥灰?guī)r沉積為主[29]。奧陶紀(jì)末—石炭紀(jì)，鄂南地區(qū)不斷隆升，致使奧陶系部分被剝蝕；直至石炭紀(jì)晚期本溪組沉積時(shí)，南緣又開始接受碎屑巖沉積[24-25]。

本次研究的淺鉆——銅鉆1井、陳爐鎮(zhèn)任家灣剖面均處于盆地南緣，有上奧陶統(tǒng)平?jīng)鼋M灰?guī)r沉積，之上覆蓋本溪組鋁土質(zhì)泥巖(圖2)。

2 儲(chǔ)層特征

2.1 巖石類型

鄂南地區(qū)銅鉆1井、陳爐鎮(zhèn)任家灣剖面以及鐵瓦殿等剖面平?jīng)鼋M都表現(xiàn)為多套微生物丘—灘體垂向疊置，巖石類型為凝塊石灰?guī)r與礫屑灰?guī)r、砂屑灰?guī)r、生屑灰?guī)r互層[30](圖2，圖3)。

圖2 鄂爾多斯盆地南緣銅鉆1井綜合柱狀圖

陳爐鎮(zhèn)任家灣剖面位于任家灣村廢棄采石場(chǎng)，其中平?jīng)鼋M微生物碳酸鹽巖丘出露厚度約30 m左右，頂部為本溪組鋁土質(zhì)泥巖，大致呈丘狀，由5套丘灘復(fù)合體構(gòu)成，巖石類型為凝塊石灰?guī)r、砂礫屑灰?guī)r、生屑灰?guī)r和水平狀疊層石灰?guī)r。銅鉆1井平?jīng)鼋M厚度約140 m，大至可劃分出8個(gè)大的丘灘組合，頂部為本溪組鋁土質(zhì)泥巖，巖性總體以深灰色凝塊石灰?guī)r、灰色生屑灰?guī)r、礫屑灰?guī)r、砂屑灰?guī)r為主，其次為疊層石灰?guī)r。淳化鐵瓦殿平?jīng)鼋M的生物丘規(guī)模稍大，頂部為背鍋山組，在巖性組合上也是主要由凝塊石灰?guī)r與礫屑灰?guī)r、砂屑灰?guī)r、生屑灰?guī)r互層，并能見到丘前的坍塌角礫巖。在桃曲坡、東莊和永壽好畤河剖面生物礁中也都能見到凝塊石灰?guī)r和疊層石灰?guī)r等微生物巖。

凝塊石灰?guī)r，是區(qū)內(nèi)微生物藻丘最主要的巖石類型，位于藻丘灘復(fù)合體的中上部，由微生物分泌物黏結(jié)海水中的沉積物所構(gòu)成的凝塊結(jié)構(gòu)，巖心和野外剖面上呈現(xiàn)出暗亮雪花狀；在顯微鏡下可見大量暗亮相間的凝塊結(jié)構(gòu)，暗色黏結(jié)物呈現(xiàn)為微米級(jí)的不規(guī)則狀或次圓形，主要為泥晶或顆粒(砂屑、粉屑)物質(zhì)，凝塊之間發(fā)育大量亮色的窗格孔，有亮晶方解石充填(圖3a)。

礫屑灰?guī)r，礫屑多為圓形或橢圓形，原始成分也主要為凝塊石灰?guī)r，呈層狀分布。砂屑灰?guī)r，砂屑形狀不規(guī)則，成分也主要為球粒，砂屑之間為亮晶方解石膠結(jié)。生屑灰?guī)r，生屑主要為海綿碎屑，也可見珊瑚、腕足和棘皮類碎片。礫屑、砂屑以及生物碎屑之間均為亮晶方解石膠結(jié)(圖3c)。

圖3 鄂爾多斯盆地南緣上奧陶統(tǒng)平?jīng)鼋M微生物巖巖石學(xué)特征

疊層石灰?guī)r，多見于任家灣剖面，位于微生物藻丘灘復(fù)合體的底部，多呈水平狀；由暗色富藻層和亮色的貧藻層組成的紋層構(gòu)成，孔隙不發(fā)育。

2.2 儲(chǔ)集空間類型

平?jīng)鼋M微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層主要發(fā)育在凝塊石灰?guī)r和生屑灰?guī)r之中，儲(chǔ)集空間主要有溶孔、溶洞和裂縫等。在銅鉆1井中，共有5段儲(chǔ)層發(fā)育段，與藻丘密切相關(guān)；原生的窗格孔、生物體腔孔和粒間孔普遍發(fā)育，但多已被海底粒狀亮晶方解石充填。

溶孔(洞)多發(fā)育在凝塊石灰?guī)r中，在巖心和野外剖面上表現(xiàn)為不規(guī)則狀，常具有暗色的孔隙邊緣，內(nèi)部又有白色的方解石(圖3a)；在顯微鏡下，孔隙邊緣暗色方解石為纖維狀、放射狀，為等軸放射狀方解石，內(nèi)部為粗晶透明方解石(圖3b)，含有少量的瀝青。還有較為大型的溶洞也主要發(fā)育在凝塊石灰?guī)r段，但已被后期泥質(zhì)充填[30]。而裂縫多發(fā)育在充填的溶洞上下，但也被方解石及少量白云石和瀝青充填。

3 成巖作用

鄂南地區(qū)平?jīng)鼋M微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層經(jīng)歷了復(fù)雜的成巖作用過程，其中準(zhǔn)同生期和表生期兩期巖溶作用是儲(chǔ)層形成的關(guān)鍵；而與盆地內(nèi)部馬家溝組微生物碳酸鹽巖相比，缺少普遍的白云巖化作用；埋藏期還發(fā)生有油氣充注、白云石和方解石充填。

3.1 準(zhǔn)同生期成巖作用

優(yōu)質(zhì)的微生物以及生物礁碳酸鹽巖儲(chǔ)層往往都會(huì)經(jīng)歷準(zhǔn)同生期大氣降水溶蝕作用的改造，比如川東北普光元壩氣田二疊系長(zhǎng)興組生物礁，川中威遠(yuǎn)安岳氣田燈影組和川西氣田雷口坡組微生物丘(席)，都有證據(jù)顯示存在過準(zhǔn)同生期大氣降水溶蝕作用的影響[31-33]。

微生物以及生物礁碳酸鹽巖孔隙周緣通常發(fā)育放射纖維方解石充填物(RFC)，比如在燈影組的葡萄狀白云石、長(zhǎng)興組的生物礁云巖[34-35]以及美國的Beck Spring白云巖[36]中的RFC。放射纖維狀方解石是一類特殊的纖維狀方解石膠結(jié)物、一種原生高鎂方解石膠結(jié)物以及海水潛流環(huán)境中生長(zhǎng)的一種高鎂方解石的復(fù)合晶體[34]，指示了海水環(huán)境，并有可能存在微生物參加[35]。鄂南微生物巖儲(chǔ)層也發(fā)育有這種放射纖維狀方解石，在野外和巖心上，為溶孔中的暗色邊緣；在顯微鏡下，顯示為放射狀、纖維狀，多具有波狀消光的特征。

發(fā)育放射纖維狀方解石膠結(jié)物充填溶孔，切割沉積期的窗格孔(圖3b-c)，說明溶孔形成時(shí)間晚于窗格孔。在陰極發(fā)光下顯示，等軸放射狀方解石與基質(zhì)方解石有相同的發(fā)光特征，都基本不發(fā)光(圖3d-e)，說明具有與海水相同的來源。

陳爐任家灣剖面和銅鉆1井的方解石碳、氧同位素略有差異，但同一剖面或鉆井中的基質(zhì)方解石和放射纖維狀方解石非常相近。放射纖維狀方解石的δ13CV-PDB值為-7.1‰～0.1‰，平均值為-3.1‰；δ18OV-PDB值為-7.5‰～-3.7‰，平均值為-5.3‰，具有與基質(zhì)方解石相似的碳、氧同位素值(δ13CV-PDB值為-8.0‰～1.9‰，平均值為-3.06‰；δ18OV-PDB值為-9.7‰～-3.2‰，平均值為-5.62‰)(圖4)，說明基質(zhì)方解石和等軸放射狀方解石具有相似的來源，都是海水中形成的。

電子探針背散射成分相分析顯示，纖維狀方解石與基質(zhì)方解石略有不同，纖維狀方解石多具有混沌雜亂的內(nèi)核和相對(duì)干凈的邊緣；而基質(zhì)方解石較為干凈，僅含有少量雜質(zhì)。基質(zhì)方解石和放射纖維狀方解石微量元素分析顯示，放射纖維狀方解石內(nèi)核也與基質(zhì)方解石具有相似的Sr(分別平均為429×10-6和447×10-6)、Mg(分別平均為0.41%和0.49%)、Ba(分別平均為350×10-6和209×10-6)、Mn(分別平均為30×10-6和32×10-6)等微量元素含量，其中較高的Sr和Mg含量、較低的Mn和Ba含量也說明其來源為海水，與基質(zhì)相似。而放射纖維狀方解石相較基質(zhì)方解石具略高的Fe和Ti含量，以及放射纖維狀方解石邊緣與兩者的微量元素差異明顯，其形成過程與基質(zhì)方解石略有不同，可能與沉積間斷時(shí)的大氣水參與以及微生物的吸附相關(guān)，造成元素富集。

放射纖維狀方解石來源于海水，也說明溶孔在其形成前已經(jīng)存在。因此，在準(zhǔn)同生期，可能曾經(jīng)存在過短暫暴露，發(fā)生了大氣水溶蝕作用，這與典型的規(guī)模生物礁和微生物丘儲(chǔ)層的形成過程非常相似。

3.2 表生期成巖作用

從奧陶紀(jì)末期開始的，長(zhǎng)達(dá)1.5億年的表生期巖溶作用，對(duì)平?jīng)鼋M微生物碳酸鹽巖也有著重要的影響。大氣降水對(duì)微生物碳酸鹽巖在準(zhǔn)同生期溶孔基礎(chǔ)上改造，包括孔隙擴(kuò)容和形成大型的溶蝕孔洞。銅鉆1井中的泥巖是巖溶洞穴中暗河沉積物，通過對(duì)比微量元素等分析發(fā)現(xiàn)，有泥巖指示了溶洞中暗河沉積[30]。

在巖心尺度上，裂縫在暗河堆積物下層尤為發(fā)育。在薄片尺度，能見到裂縫切割原生的窗格孔和準(zhǔn)同生期的溶孔，都說明裂縫為晚期形成。

溶洞內(nèi)還存在有示頂?shù)捉Y(jié)構(gòu)，底部為碎屑狀的泥質(zhì)充填，頂部為粗晶白色方解石充填，顯示為表生期溶洞充填的特征(圖3a)。

從地球化學(xué)特征上看，后期粗晶方解石充填物具有明顯偏負(fù)的碳、氧同位素值，具有大氣降水的特征[37](圖4)。同時(shí)，粗晶方解石在電子探針背散射照片下非常干凈，基本不含雜質(zhì)，部分粗晶方解石具有相對(duì)較高的Mn含量(均值38×10-6)，較低的Mg(均值0.29%)、Fe(多低于檢測(cè)限)含量和Sr含量(均值214×10-6)，說明部分粗晶方解石可能來源于大氣降水[37-38]。

圖4 鄂爾多斯盆地南緣上奧陶統(tǒng)平?jīng)鼋M微生物巖中不同類型方解石碳、氧同位素交會(huì)圖

3.3 埋藏期成巖作用

進(jìn)入埋藏期后，微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層又經(jīng)歷了油氣充注、埋藏期的方解石和白云石充填等成巖作用改造。

鄂南平?jīng)鼋M碳酸鹽巖地層曾存在過油氣充注，學(xué)者曾報(bào)道了多口鉆井和野外剖面中有瀝青發(fā)育[39-41]。烴類主要來源于上奧陶統(tǒng)海相烴源巖，烴源巖主要分布在盆地西南緣陸棚和潟湖沉積環(huán)境之中[42-43]。但有關(guān)瀝青的形態(tài)和賦存狀態(tài)報(bào)道相對(duì)較少。本次研究中，在銅鉆1井的微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層段的巖心和薄片中都清晰地發(fā)現(xiàn)大量的瀝青充填；巖心上可見黑色的瀝青充填在裂縫和孔隙之中，薄片下瀝青表現(xiàn)出油滴狀和裂片狀(圖5a-c)。

圖5 鄂爾多斯盆地南緣上奧陶統(tǒng)平?jīng)鼋M微生物碳酸鹽巖孔隙內(nèi)的瀝青和液態(tài)烴

與油氣充注同期，還有方解石和白云石兩種碳酸鹽礦物充填作用。粗晶方解石充填既發(fā)生在表生期，同時(shí)也發(fā)生于埋藏期。在這種粗晶方解石中有液態(tài)烴的存在，熒光下，發(fā)藍(lán)色光和褐色光。烴類包裹體相伴生的鹽水包裹體的均一溫度在110～147 ℃，結(jié)合鄂南地區(qū)的埋藏史、溫度史和烴源巖成熟分析顯示，充注時(shí)代可能是中晚三疊世[44]。粗晶方解石測(cè)點(diǎn)結(jié)果顯示，部分方解石具有較高的Ba(均值3 157×10-6)和Fe(均值1 534×10-6)含量，Sr含量均值為454×10-6。較高的Ba和Fe含量說明其形成溫度相對(duì)較高，因?yàn)橹挥性谳^高的溫度下，這類離子半徑較大的離子才能進(jìn)入方解石晶格[45]。而Sr含量與基質(zhì)方解石含量接近，反映了其可能來源于同層位的平?jīng)鼋M海相烴源巖[38]。

與盆地內(nèi)微生物巖普遍的白云巖化不同，鄂南微生物巖僅在埋藏期孔隙中發(fā)育有少量的白云石充填，白云石多為粗晶自形，并可見白云石與瀝青相伴生，顯示白云石與油氣充注時(shí)間相一致。

4 微生物巖儲(chǔ)層的形成和演化

鄂南平?jīng)鼋M發(fā)育于弱鑲邊臺(tái)地邊緣沉積環(huán)境，發(fā)育微生物碳酸鹽巖，多與顆粒灰?guī)r相伴生，形成微生物丘灘復(fù)合體，與盆地內(nèi)的微生物丘灘相比，規(guī)模更大，厚度可達(dá)100 m以上(圖6)；微生物巖類型主要為凝塊石灰?guī)r，少量的疊層石灰?guī)r；孔隙類型主要為溶孔，與微生物丘灘關(guān)系密切。

鄂南微生物碳酸鹽巖經(jīng)歷了準(zhǔn)同生和表生兩期溶蝕作用。在準(zhǔn)同生期，微生物丘灘經(jīng)歷了短暫的暴露，形成了大量的不規(guī)則狀溶孔，其后又進(jìn)入海水發(fā)生了孔隙的充填和膠結(jié)，放射纖維狀方解石便是這時(shí)期的產(chǎn)物，其具有與同期海水相似的特征(圖6)。在表生期，表現(xiàn)為前期溶孔的擴(kuò)大，及形成了大型的溶洞，并伴有粗晶方解石和泥質(zhì)的充填(圖6)。與盆地內(nèi)部馬家溝組的丘灘相比，鄂南平?jīng)鼋M沉積時(shí)期水體相對(duì)開闊，缺少淺埋藏期普遍的滲透回流白云巖化作用(圖6)。

圖6 鄂爾多斯盆地奧陶系微生物巖儲(chǔ)層形成模式

鄂南微生物碳酸鹽巖在埋藏期存在平?jīng)鼋M烴源巖的油氣充注，在溶孔和裂縫的方解石和白云石膠結(jié)物中可見大量的瀝青，在熒光下也能見到大量的液態(tài)烴。因此，鄂南平?jīng)鼋M微生物碳酸鹽巖是一個(gè)潛在的勘探領(lǐng)域。

5 結(jié)論

(1)鄂南平?jīng)鼋M發(fā)育有厚層微生物丘灘復(fù)合體，巖石類型主要為凝塊石灰?guī)r與礫屑灰?guī)r、砂屑灰?guī)r、生屑灰?guī)r互層，儲(chǔ)集空間主要有溶孔、溶洞和裂縫等。

(2)研究區(qū)微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層在準(zhǔn)同生期、表生期和埋藏期都經(jīng)歷了復(fù)雜的成巖作用，其中準(zhǔn)同生期和表生期的巖溶是優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層形成的關(guān)鍵。準(zhǔn)同生期，微生物丘灘體短暫暴露，發(fā)生了大氣水溶蝕作用，形成溶蝕孔，后又有放射纖維狀方解石充填；表生期，大氣降水對(duì)原有孔隙進(jìn)行改造，擴(kuò)溶早期孔隙，形成大型的溶蝕孔洞；埋藏期，儲(chǔ)層經(jīng)歷了油氣充注，方解石和白云石充填等成巖作用改造，且現(xiàn)今在孔隙、裂縫中仍可觀察到瀝青和液態(tài)烴類包裹體的存在。鄂爾多斯盆地南緣微生物碳酸鹽巖是一個(gè)潛在的勘探領(lǐng)域。