四川盆地上震旦统灯影组属于隐生宙地层，1964年四川盆地发现了震旦系灯影组气藏，使得灯影组成为了世界上最古老的天然气储层之一^[1]。此外，在灯影组中还发现了铅锌矿^[2-4]、锌矿、汞矿、金银矿、磷矿及锑矿等固体矿产，基于微生物碳酸盐岩的巨大能源前景、古环境意义和钙化机理引起了地质勘探工作者对灯影组的极大兴趣，并取得了丰硕的成果^[1-12]。2010年川中地区高石 1井灯影组获高产工业气流后，再次引起众多学者对隐生宙地层灯影组的关注，同时也涌现出众多的疑难点和争议，灯影组的沉积环境便是其中之一,特殊的岩石学特征是造成这些难点的主要原因之一。

Folk （1959）提出巨厚的隐藻类碳酸盐岩为生物岩这一概念，Burne（1987）在前人研究的基础上，首次提出了微生物岩(microbolite)是由底栖微生物群落（BMC）捕获和黏结碎屑沉积物，并且(或者)形成矿物沉淀位点，通过这种方式加积的生物成因沉积即为微生物沉积岩 ^[13]。该类岩石中的微生物(microbes)一般为结构简单的单细胞,少数为多细胞(Wu et al,2007)，包括细菌、真菌类、小型低等藻类和原生动物 ^[14-15]。最新研究表明微生物岩在地史时期和现代生物礁的建造过程中皆为常见,微生物群落约占地球现代生物圈中生物总量的 80%,也约占地球生命史时间段的 80% ^[16]。元古宙迄今的叠层石礁、凝块石礁仅为类型单调的蓝藻菌类形成。因此在以白云岩为主，缺乏颗粒岩和古生物标志的灯影组地层中，对蓝藻菌形态、遗迹等沉积特征的研究就显得特别重要，也是隐生宙地层沉积环境分析最重要的切入点之一。

1 区域地质概况

研究区位于四川盆地川中古隆平缓构造区的威远至龙女寺构造群，东至广安构造，西邻威远构造，南与川东南中隆高陡构造区相接。属川中古隆平缓构造区向川东南高陡构造区的过渡地带（图 1）。根据全国地层委员会 2002年对震旦系的重新厘定，将原震旦系下统（莲沱组和南沱组）归入新建立的南华系，震旦系现只包括下统陡山沱组和上统灯影组，时限定义为 570 Ma至 710 Ma；大致相当于Gradstein等（2003）所定义的埃迪卡拉系。根据岩性组合、电性特征自上而下将灯影组分为四段：灯四段厚度 260~350 m，为一套砂屑白云岩及藻白云岩，见硅质条带，少含菌藻类及叠层石，偶含胶磷矿；灯三段厚度 50~100 m，主要为一套砂岩、泥岩，常夹白云岩、凝灰岩，含疑源类；灯二段厚度 440~520 m，上部为微晶白云岩，含少量菌藻类；下部葡萄-花边构造藻格架白云岩发育，富含菌藻类；灯一段厚度 20~70 m含泥质泥-粉晶白云岩、含少量菌藻类白云岩，局部含膏盐岩。其中灯二、四段也是微生物蓝藻菌最为发育的层位，也是灯影组天然气的主力产层。

张荫本 （1996） ^[17]针对四川盆地灯影组，明确提出粘结岩这一术语，并将灯影组富含藻类的白云岩分为层纹、叠层、棉层和粘连4种基本类型，再以形态特征细分为若干亚类，这种方法摆脱了单纯以蓝藻化石作为名称分类依据的束缚。Riding （2000） ^[14-15]提出将微生物碳酸盐岩划分为 4类:叠层石、凝块石、树形石、均一石。方少仙(2003)^[18]首次提出了四川盆地震旦系白云岩非叠层生态系蓝细菌的概念，即主要为球状椭球状蓝细菌组成的微生物系统在本区白云岩中广泛存在，其生长发育贯穿白云岩沉积期、准同生、同生期、表生期，由此可见,灯影组的岩石类型划分较显生宙地层更为特殊和复杂。对于其沉积环境，一般认为灯影组沉积期四川盆地沉积水体较浅并受限，具有向东变开阔的趋势，沉积相类型包括台坪、潮坪及缓坡、台地等^[19-21]；陈洪德、田景春等(2002)^[19]认为上扬子地区灯影组主要为局限台地相沉积;梅冥相等(2006)^[22]则认为灯影组主要为缓坡相沉积与潮坪相沉积交互沉积；洪海涛（2011） ^[23]认为盆内以水体浅、相对闭塞的局限台地相沉积为主，并进一步细分为潟湖、潮坪、台内滩 3个亚相。本文将以张荫本^[1]的分类方法为基础,依据威远、资阳、安岳及野外露头等大量的岩心、薄片、电镜、测试分析资料，结合现代叠层石沉积的特征，探讨灯影组各类沉积环境，为沉积环境分析、储层特征研究提供参考。

2 岩石学特征

四川盆地震旦系灯影组碳酸盐岩复杂多样，在前人研究的基础上^[24-30]，大体可分为晶粒云岩、粒屑云岩和藻类云岩三大类（表 1），其中藻云岩可分为隐藻类云岩和富藻类云岩，富藻类云岩按形态可细分为层纹状云岩、叠层状云岩、泡沫状云岩、核形石云岩等，隐藻类云岩主要是凝块状云岩，本文着重描述几种常见的主要岩石类型，探讨其成因及其沉积环境。

2.1 层纹状云岩

层纹状云岩也称层纹石、纹理石，在手标本或镜下均可见到近于平直的暗色藻纹层组构，识别标志有三:首先，纵向上藻纹层较为稀疏，层与层间夹有薄层的泥-粉晶云岩且致密（图 2-a、b）；其次，藻纹层横向上断续，起伏不大，较为平直；最后，镜下观察各纹层之间缺乏空腔结构，而常见鸟眼结构（图 2-c）。这说明其沉积环境处于潮间-潮上带的浅水低能环境。

2.2 叠层状云岩

叠层状云岩也称为叠层石，其发现距今已有两百多年历史(Monty，1977)，在这两百多年中，人们对叠层石的认识在不断地深化。Kalkowsky(1908)创造了 “叠层石(stromatolite)”名称，他注意到许多叠层石在生长形态上相似于珊瑚和海绵，认为这些穹形纹层的叠加和分叉柱体的生长趋向是生物寻求光线和食物的反映，因此其形态能对古地貌、古水流向、沉积环境分析等提供一定的参考^[23]。

叠层状云岩按形态可分为锥状、波状、柱状、半球状等形态，研究区以波状叠层状云岩为主，也是灯影组最易识别的一类岩石（图 2-d、e、f），其识别标志为：纵向上藻纹层较为密集，各藻纹层起伏趋势基本一致；其次，横向上较为连续，有起伏（图 2-g、h）；第三，各藻纹层间常见空腔结构，可见叠层石的藻纹层其实是由众多藻粒呈串珠状相连的 （图 2-i），这与现代蓝藻菌颇为相似（图 3-a）。结合现代沉积观察（图 3），推测其沉积环境主要为潮间带下部-潮下带上部的中-低能环境^[33]。

2.3 泡沫状云岩

该类岩石在威 117井、资 4井、GS7井、MX51井均有发育，其中以资阳地区最为发育。泡沫状云岩在手标本上较为特殊，如同一个一个的小棉球（图 2-j、k、l），镜下可见大量泡沫状藻类腔体结构，在本段岩心的中下部可观察到藻粒间 “悬浮”着内碎屑颗粒，从接触关系上看，藻粒呈颗粒支撑结构 （图 2-m、n、o）。以资 4井为例，在 4563~4480 m井段内有多个正粒序结构，每一个结构由下至上内碎屑颗粒逐渐减少，藻粒逐渐增多，这说明该类岩石形成于一种稳定的中—高能沉积环境。笔者认为灯影组泡沫状棉层云岩是微生物对水体能量的一种响应特征，可以作为中—高能相带的相标志之一。

2.4 凝块状云岩

凝块状云岩也称凝块石 ，来源于希腊字thrombos，意思是血凝块，Aitken（1967）首次提出凝块石（thrombolite）的概念，“一种与叠层石有关的、但缺乏纹层的、具有宏观凝块结构的隐藻结构”，他认为是后生动物对叠层石扰动是凝块石形成的直接原因。此观点被 Kennard et al（1986）否定，他认为 “凝块石为一种完全不同于叠层石的微生物岩，若干个中小型凝块结构（mesoclots）构成了宏观的凝块石，这些中小型凝块结构以钙化球状蓝细菌为主，由不连续的生物群落组成”。刘效曾（1978）、张荫本（1996）对四川盆地灯影组详细研究后^{[17, 31]}，认为 “凝块石是蓝藻成因的，没有层纹而有凝块状结构的、由重碳酸钙分解反应使其成为一个围绕藻体黏液层的生物作用的产物，很难有其自身独特的内部结构或外部形态”，总之，该类岩石属于隐藻类微生物岩。这类岩石其表面通常为疙瘩状、皱纹状或雪花状，浅色的斑块部分一般是泥-粉晶云岩，而较暗色部分多由细粉晶云岩构成（图 4-a、b、c）。镜下，在凝块状云岩中发现常见粉晶结构的砂屑云岩（图 4-f、i），这说明其沉积环境与台内颗粒滩相邻或有间歇性颗粒滩的迁移至凝块状云岩的沉积环境。此外，国内学者等利用扫描电镜在凝块状云岩的晶面上发现呈丝状、链球状的白云石，并认为这是蓝细菌的矿化物及其 EPS^[27]。笔者通过 35块凝块状云岩、21块砂屑云岩、28块泥晶云岩的碳、氧同位素分析，结果表明:凝块状云岩的δ¹³C_PDB平均值为2.0，较砂屑云岩的δ¹³C_PDB平均值 0.2高出了一个数量级，泥晶云岩的δ¹³C_PDB平均值为 1.1 （表 2），这说明以砂屑云岩为代表高能颗粒滩相缺乏微生物活动，而以泥晶云岩为代表的浅水低能环境生物欠发育，位于两个亚相之间的沉积环境正是微生物较为发育藻丘相。其次，三类岩石的 C、O同位素分布于三个区间 （图 5），又存有叠合的部分，这说明这三类岩石所代表的沉积环境是相邻的，并受控于海平面的升降而发生横向上的迁移，这恰好解释了为什么凝块状云岩中常见到砂屑云岩和微晶结构的凝块。

3 主要沉积相类型及特征

在前人研究的基础上 ^[33-34]，结合野外露头、威远、资阳、高磨地区大量的取心资料，笔者认为四川盆地在灯影期主要表现出浅水型局限台地相的沉积特征，并且可进一步细分为藻丘、颗粒滩、台坪、潟湖 4个亚相 （表 3），而研究区内主要发育藻丘和颗粒滩亚相。

3.1 藻丘亚相

形成于水动力较弱，沉积环境稳定且开放的环境。该沉积环境，岩石类型十分丰富，主要发育凝块状云岩、层纹状云岩、叠层状云岩等。可细分为丘基、丘核、丘盖，丘基通常由层纹状云岩或砂屑云岩组成，丘核主要由凝块状云岩和泥晶云岩构成，丘盖主要由层纹状云岩或叠层状云岩组成，常发育同生期小型葡萄花边结构。在研究区 MX51井灯四段发育多个完整藻丘，从 “丘基—丘核—丘盖”叠置发育的沉积演化模式（图 6）。在岩心上，丘基岩性通常较为致密，偶见针孔发育，丘核则表现为孔洞较为发育，而丘盖则以发育针孔为主，局部见溶蚀孔洞；在地震剖面上，藻丘呈现出弱反射或杂乱反射的丘状结构。

3.2 颗粒滩亚相

颗粒滩相的沉积环境具有水体浅，水动力条件相对较强的特点，主要岩石类型为砂屑云岩、藻砂屑云岩、核形石云岩等，可细分滩核、滩翼、滩间等微相，也是对储层最有利的沉积相带，滩核通常由分选性较好的砂屑云岩组成，滩翼则主要有粉屑云岩组成。以 MX105为例，受海平面升降的影响，台内颗粒滩频繁迁移并侵蚀前期沉积的藻丘，致使藻丘的丘盖欠发育，在纵向上形成了颗粒滩与丘核不等厚互层（图 7）。在岩心上，丘核表现为孔洞较为发育，而颗粒滩则主要表现为针孔；在地震剖面上，颗粒滩相一般呈 “亮点”的响应模式。

3.3 台坪亚相

该亚相主要由泥晶云岩、层纹状云岩、粉晶云岩组成，常具有水平层理、鸟眼、干裂等沉积构造。通常发育于地势平坦，沉积水体较浅的高部位，沉积界面处于平均海平面附近，周期性或长期暴露于大气之下，潮汐和波浪作用较弱。根据沉积物质的差异，台坪亚相可识别出云坪、泥云坪、藻云坪等微相，在研究区内台坪欠发育，故不作详细介绍。

4 微生物岩主控因素及沉积模式

在前人研究的基础上^[35-36]，结合野外剖面、钻井岩心等资料，笔者认为:四川盆地灯影组微生物岩的沉积主要受沉积旋回、潮汐、陆源物质、古水深等共同控制。其贫藻段的岩石主要处于一个完整旋回的早—中期，即海侵体系域，也是颗粒滩相较为发育的阶段；富藻段主要发育在一个完整沉积旋回的中—晚期，即高水位体系域。潮下带以发育砂屑云岩、凝块状云岩、泡沫状藻砂屑云岩、核形石云岩等为主，以及少量锥状叠层石。潮间带以发育各类叠层状云岩、富含鸟眼构造的层纹状云岩、泥晶云岩为主，这与澳大利亚鲨鱼湾以及巴哈马台地观察到的沉积特征基本一致^[34]。此外，在盆地的西北缘陕西宁强地区，靠近古陆的沉积区，藻类云岩发育程度明显降低^[38-42]，很明显陆源物质不利于各藻类云岩的发育。

乐山—龙女寺古隆起是四川盆地发育最古老、规模最大、持续演化时间最长的大型同沉积兼剥蚀性古隆起^[35],研究区位于乐山—龙女寺古隆起的东段高部位，以灯四段为例，实钻井资料揭示研究区具有西低东高的古地貌特征，砂屑云岩、凝块状云岩自西向东有减少的趋势；层纹状云岩、泥质云岩、泥晶云岩有增加的趋势；在东侧局部井段见到了石膏假晶、干裂等暴露标志，而在西侧尚未发现等，建立了灯影组微生物岩沉积模式图 （图 8） :①灯四沉积期，研究区内由于无陆源碎屑物质注入，因此研究区内微生物岩较为发育，主要受研究区古地貌以及海平面升降的双重控制。②纵向上看，越靠近研究区西侧砂屑云岩越发育，前期沉积的藻丘遭受后期砂屑云岩侵蚀和改造而发育不完整，东侧藻丘的发育相对较为完整。③平面上看，藻丘在西侧呈南北向带状展布特征，向东侧龙女寺地区逐渐收缩，在研究区内藻丘呈 “△”形展布。④四川盆地是典型浅水型局限台地相，因此广泛发育微生物岩（藻丘）和颗粒滩亚相，两亚相之间并无明显的界限，易形成 “丘滩复合体”，因此，灯影组油气勘探将重点围绕微生物岩展开。该模式的建立，为揭示隐生宙微生物岩的沉积特征、主控因素及储层研究提供一定的地质依据。

5 结论

1)灯影组碳酸盐岩可大致分为晶粒云岩、藻类云岩、粒屑云岩 3个亚类以及若干个微类，其中层纹状云岩、叠层状云岩、泡沫状云岩等是构成了富藻段的主要岩石类型，晶粒云岩、凝块状云岩、砂屑云岩等是构成了灯影组贫藻段的主要岩石类型。

2)纵向上，贫藻段通常发育于一个完整沉积旋回的早—中期，即海侵体系域，沉积环境相对不稳定，易形成晶粒云岩、凝块状云岩及砂屑云岩等贫藻类岩石；富藻段通常形成于一个沉积旋回中—晚期，即高水位体系域，沉积环境相对稳定，易形成层纹状云岩、叠层状云岩、泡沫状云岩等富藻类岩石。

3)通过对岩心、薄片、测井等测试分析资料的详细研究，砂屑云岩沉积环境的水体能量最强，泥质泥晶云岩沉积环境的水体能量最弱，各类岩石沉积环境水体能量由强至弱的序列为:砂屑云岩>泡沫状云岩>凝块状云岩>叠层状云岩>层纹状云岩>粉晶云岩>泥质泥晶云岩。

4)综合研究认为四川盆地灯影组为浅水型局限台地相，主要发育藻丘、颗粒滩、潟湖、台坪 4个亚相，各亚相并可进一步细分若干个微相。平面上，峨边—威远发育台坪相为主；威远—资阳地区发育颗粒滩相为主；高石梯—磨溪地区发育 “丘滩复合体”为主。

5)灯影组属于浅水型局限台地，“丘滩复合体”在四川盆地广泛发育，是四川盆地震旦系灯影组最为有利的勘探相带，尤其是表生岩溶改造后的 “丘滩复合体”能形成四川盆地灯影组最优质的储层。