区内飞一段台内鲕滩的岩性主要为灰色— 深灰色亮晶鲕粒灰岩, 鲕粒含量50%~83%, 多为正常鲕, 鲕径0.4~1, mm, 可含有少量(一般不超过10%)的砂屑。颗粒间一般可见2或3期亮晶方解石胶结物, 含量18%~25%。其中, 第1期呈纤状或马牙状, 围绕颗粒生长成略等厚的环边(图 2-a); 第2期胶结物呈细粒状, 晶形较好, 与第1期胶结物呈胶结不整合, 与晚期粗粒方解石胶结物呈整合接触; 第3期方解石胶结物晶体明亮粗大, 一般大于0.1, mm, 以单晶或嵌晶的形式充填于孔隙或孔洞的中心部位(图 2-b)。这些特征表明鲕滩沉积物分选较好, 淘洗干净, 应该形成于能量较高的、海水动荡的沉积环境。

图1

Fig.1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图1 研究区位置、区域构造及飞一段岩性剖面图Fig.1 Location, regional tectonic units and lithological section of the Member 1 of Feixianguan Formation of study area

图2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图2 四川盆地南部下三叠统飞仙关组台内鲕滩照片（a— 亮晶鲕粒灰岩, 纤状方解石呈等厚环边胶结, 可见残余粒间孔, 重庆中梁山剖面, 飞一段; b— 亮晶鲕粒灰岩, 3期方解石胶结, 坛7井, 飞一段）Fig.2 Photos of intraplatfrom oolitic bank of the Member 1 of Feixianguan Formation in southern Sichuan Basin

碳酸盐岩台地内部是一个受潮汐、波浪和风暴浪多种作用影响的沉积环境。在海平面相对升降变化不明显或者海平面相对下降的背景下, 通过碳酸盐沉积物的垂向加积作用, 台地可以向上建设至海平面附近, 形成典型的向上变浅的沉积序列。该区飞一段台内鲕滩多数是在潟湖沉积物的基础上发育起来的, 由于鲕滩的沉积速率通常较台地内其他环境更高, 因此鲕粒灰岩的垂向加积作用往往导致滩体快速向上生长, 海水逐渐变浅, 最终导致鲕滩被潮坪环境所取代或者处于海平面之上, 结束滩体的发育, 从而构成典型的半局限潟湖— 台内鲕滩或半局限潟湖— 台内鲕滩— 台坪(或潮坪)的向上变浅的沉积序列(图 3)。滩体也常因海平面的暂时性相对下降而出露海面, 遭受大气淡水的选择性淋溶, 形成粒内溶孔、铸模孔和粒间溶孔等溶蚀孔隙发育良好的鲕粒灰岩。台内鲕滩单个向上变浅序列底部的岩性多为砂屑灰岩或生屑灰岩, 向上逐渐变为亮晶鲕粒灰岩, 局部可见豆粒灰岩。横向上, 单滩体滩核部位以单层厚度大的鲕粒灰岩发育为特征, 向滩缘逐渐演变为指状交叉的、中薄层状的砂屑灰岩或生屑灰岩(图 4)。

图3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 北碚朝阳桥剖面飞一段上部鲕滩沉积序列示意图Fig.3 Shallowing-upward sequence of intraplatform oolitic bank of Chaoyangqiao section in Beibei

图4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 台内鲕滩的纵横向变化及岩性组合关系Fig.4 Horizontal and vertical variation of intraplatform oolitic bank and lithologic combination

碳酸盐岩沉积响应与海平面升降有着密切的关系, 海平面升降变化引起的海水深度和动荡程度, 控制了滩体的发育特点与叠置样式(李凌等, 2008)。滩体发育要求环境的能量较高, 而台地内沉积界面是否处于高能界面, 又受控于海域的总体能量、障壁的有无和古水深。

飞一段沉积期的海平面变化特征呈现出初期为快速海侵, 其后为持续的缓慢海退, 并且存在次级的海平面震荡性升降变化。飞一段早期, 随着快速海侵的发生, 四川盆地南部沉积界面总体处于平均低潮面之下, 主要发育半局限潟湖环境, 水动力较弱, 而且受陆源碎屑注入的影响较大, 主要沉积泥岩和泥灰岩, 不利于鲕粒灰岩的发育。飞一段中期, 海平面下降, 区内局部海底高地最先处于浪基面之上, 水动力增强, 开始形成台内鲕滩的雏型, 接受滩相鲕粒灰岩沉积, 但滩体规模不大, 主要发育在泸州古隆起核部高部位。受次一级海平面震荡性升降变化的影响, 沉积界面间歇性变动于浪基面上下, 因此, 初期形成的滩体呈颗粒灰岩与非颗粒灰岩的薄互层。飞一段晚期, 古隆起范围扩大, 沉积物的垂向加积作用使海底高地上的滩体生长速率增快, 滩体发育范围向海底高地周缘扩展。伴随滩体垂向加积和海平面的进一步下降, 滩体发育处海水变浅, 能量逐渐增强, 因此, 这一时间段内的滩相沉积物具有在纵向上以发育逆粒序为特征; 而在相对地貌低地, 仅在海退晚期才处于浪基面之上, 形成高能滩相沉积。随后, 或者由于下一次海平面上升导致这一鲕滩发育旋回终止, 演变为潟湖环境; 或者随着滩体的进一步向上生长, 逐渐出露于海平面之上而终止发育, 演变为低能的潮上环境(王兴志等, 2002)。

综上所述, 该区飞一段台内鲕滩的形成经历了如图5所示的发育演化阶段, 而海平面的相对升降变化、水动力条件以及海底古地貌的高低是台内鲕滩建造的主要控制因素。

图5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 四川盆地南部飞一段台内鲕滩发育演化模式Fig.5 Developing and evolution pattern of the Member 1 of Feixianguan Formation of intraplatform oolitic bank in southern Sichuan Basin

图6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图6 北碚剖面飞一期海平面升降与台内鲕滩发育Fig.6 Sea level change and development of intraplatform oolitic bank during depositional period of the Member 1 of Fexianguan Formation in Beibei section

根据上述有关海平面相对升降变化对台内鲕滩发育的控制分析, 一个发育完整的台内鲕滩一般可以划分为以下3个生长演化阶段(图 6):

雏滩期或低建造期:在碳酸盐岩台地内部的沉积界面开始变动于浪基面上下的地方, 在半局限潟湖沉积物的基础上台内鲕滩开始发育, 形成薄层状的颗粒灰岩与泥晶灰岩互层, 并且滩体很少暴露, 也称非暴露浅滩。

滩核期或高建造期:当沉积物垂向加积作用使沉积界面处于平均低潮面附近时, 颗粒滩的沉积速率最高, 此时, 海平面震荡上升速率小于或等于滩体建造速率, 形成厚层的亮晶鲕粒灰岩或砂屑灰岩。由于建造速率高, 往往导致滩体快速向上生长而出露海面, 遭受大气淡水的淋溶改造, 也可视为暴露浅滩。

衰亡期:有两种情况可以导致台内鲕滩终止发育:一是台内鲕滩的沉积速率低于海平面震荡性上升速率时, 会使沉积界面重新处于浪基面之下而停止发育, 岩性变为薄层状的生屑或砂屑灰岩, 少见早期暴露淋溶改造现象, 也属于非暴露浅滩部分; 二是如果滩体的高沉积速率使沉积界面处于平均海平面附近时, 海水能量降低, 不利于鲕滩的发育, 台内鲕滩演变为台坪环境而终止发育。

该区飞一段沉积期海平面变化特点总体上为快速海侵— 缓慢等效海退。当单个滩体向上生长, 海水变浅而终止发育后, 受次一级海平面相对上升的影响, 其沉积界面可重新处于高能带, 形成下一旋回的单滩体沉积; 或者因海平面相对上升过快而终止发育的台内鲕滩, 由于沉积物的垂向加积作用使沉积界面再次处于高能界面而开始下一旋回的滩体发育。多旋回的次级海平面升降变化, 可以使多个滩体叠置形成累积厚度较大的台内鲕滩沉积。

总体来看, 该区飞一段碳酸盐沉积环境处于半局限浅水背景下, 快速海侵使水体能量快速回升, 在随后缓慢等效的海退过程中, 由于海水的持续动荡, 有利于台内鲕滩的形成, 因此, 飞仙关组鲕粒灰岩主要发育在海退中后期, 鲕粒滩是海平面下降阶段的产物。

一般认为, 海相碳酸盐岩台地虽然可以忽略地形起伏的变化, 但实际上内部存在次一级的凹凸地貌分异。通过前述分析可知, 台内鲕滩的发育严格受高能沉积界面(浪基面)的控制, 而碳酸盐岩台地海水能量总体较为稳定, 在海水能量一定的情况下, 动荡海水的影响深度基本稳定, 那么, 反映高能环境沉积的颗粒岩只可能优先发育于沉积期海底地貌较高的地方。因此, 台地内次级的凹凸地貌分异就控制了初期台内滩体的平面分布, 而台内鲕滩的高建造速率又可进一步强化这种地貌差异。另一方面, 导致海底地貌高地形成的原因是同沉积构造活动形成的古隆起和一些继承性的古隆起, 由古隆起控制的水下地貌高地一般具有规模大的特点, 因此, 在台地内部水下古隆起上形成的台内鲕滩往往具有较大的规模和较好的横向连续性。

图7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图7 四川盆地南部飞一段颗粒岩厚度分布图Fig.7 Distribution of grainstone thickness of the Member 1 of Feixianguan Formation in southern Sichuan Basin

通过对该区200多口井统计作出的飞一段颗粒岩(包括鲕粒灰岩及少量砂屑灰岩和生屑灰岩)累积厚度等值线图(图 7)可以看出, 以鲕粒灰岩为主的颗粒岩在该区的中东部大面积分布, 厚度一般介于10~30, m之间。颗粒岩累积厚度大于25, m的区域集中分布在泸州古隆起核部的古11井— 立石场— 泸州— 纳溪一带, 向东西两侧逐渐减薄; 颗粒岩累积厚度小于10, m的区域主要分布在该区的西部及北部。该区飞一段颗粒岩厚度的这一分布特征体现了颗粒岩厚度高值区与泸州古隆起核部区是基本一致的(图 7), 也充分反映了泸州古隆起在飞一段沉积时为一水下高地。发育于这一水下高地上的台内鲕滩, 其颗粒岩的累积厚度也存在比较明显的差异, 而且这种厚度变化与水下高地内存在的次一级古地形凹凸分异基本一致。在高地内的凸起上, 颗粒岩明显增厚, 而局部凹地则形成了滩间海, 颗粒岩明显减薄, 以沉积深灰色的灰岩和泥灰岩为特征。这又从另一个角度证明了古地貌对台内鲕滩发育分布的控制作用。据此, 可以通过寻找同沉积期构造运动形成的水下古隆起和继承性水下古隆起来预测台内鲕滩及其储集层的平面分布(乔占锋等, 2008; 张廷山等, 2008)。