层序PSQ2相当于茅口组下部沉积。其底界面之下为栖霞组顶部浅灰色亮晶砂屑灰岩沉积, 发生不均匀白云岩化, 代表了高能的台地边缘滩亚相沉积, 相对沉积水体达到最浅, 为层序PSQ1高位体系域顶部的沉积特征(图 3-a)。底界面之上为茅口组底部发育的一套有明显差别的深灰色薄层— 中层状生屑泥晶灰岩夹泥质岩的沉积, 因此层序PSQ2的底界面为典型的岩相转化面, 为Ⅱ 型层序界(图 3-a)。向上, 在第33层发育了黑灰色钙质泥岩夹少量深灰色薄— 中层状、局部透镜状生屑泥晶灰岩, 代表层序PSQ2凝缩段沉积(图 3-b), 越过该面, 可以见到薄— 中层状灰色生屑泥晶灰岩与中— 厚层状灰色泥晶生屑灰岩构成的向上变浅的高频旋回, 为典型的高位体系域的沉积特征(图 3-c)。随着水体逐渐变浅, 在第46~47层出现了厚层状灰色泥亮晶砂屑生屑灰岩, 代表了水体最浅的沉积, 预示着该层序的结束(图 3-d)。

图3

Fig.3

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图3 四川盆地中二叠统层序PSQ2底界及其凝缩段沉积特征 a— 层序PSQ2底界, 其下为栖霞组顶部灰白色块状斑状白云石化亮晶砂屑灰岩, 其上为茅口组底部深灰色中层状泥晶生屑灰岩和生屑泥晶灰岩夹泥质灰岩; b— 层序PSQ2凝缩段, 黑灰色钙质泥岩夹少量深灰色薄— 中层状、局部透镜状生屑泥晶灰岩; c— 层序PSQ2高位体系域薄— 中层灰色生屑泥晶灰岩与中— 厚层灰色泥晶生屑灰岩构成的向上变浅的高频旋回, 茅口组第34~36层; d— 层序PSQ2顶界, 茅口组内部, 其下为厚层泥亮晶生屑砂屑灰岩(第47层), 其上为中薄层生屑泥晶灰岩(第48层)Fig.3 Sedimentary characteristics of bottom interface and condensed section in Sequence PSQ2 of the Middle Permian in Sichuan Basin

层序PSQ3相当于茅口组上部沉积。其底界面之下为层序PSQ2顶部沉积的厚层灰色泥亮晶砂屑生屑灰岩, 其底界面之上见大套薄— 中层状生屑泥晶灰岩, 代表相对低能环境的沉积, 二者呈整合接触, 即PSQ3/PSQ2界面为岩相转化面, 同样为Ⅱ 型层序界(图 3-d)。向上至第52层, 可以见到黑灰色钙质泥岩夹深灰色薄— 中层状泥质灰岩, 局部见少量燧石条带及燧石团块, 为PSQ3的凝缩段沉积(图 4-a)。越过该段, 其上发育了多个向上变浅的高频旋回, 高位体系域特征明显(图 4-b), 直至吴家坪组碳质泥岩之下, 发育了中— 厚层状泥晶生屑砂屑灰岩, 预示着该层序的结束(图 5)。该剖面茅口组顶部风化壳特征不明显, 未见明显的暴露岩溶现象。

图4

Fig.4

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	图4 四川盆地中二叠统层序PSQ3凝缩段及其高位体系域沉积特征 a— 层序PSQ3凝缩段, 茅口组第52层黑灰色钙质泥岩夹深灰色薄— 中层状泥质灰岩; b— 层序PSQ3高位体系域, 茅口组上部第58~60层, 为3个由中层状泥晶生屑砂屑灰岩与厚层状泥晶生屑砂屑灰岩构成的向上变浅准层序Fig.4 Sedimentary characteristics of condensed section and HST in Sequence PSQ3 of the Middle Permian in Sichuan Basin

图5

Fig.5

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	图5 四川盆地中二叠统层序PSQ3顶界特征 茅口组顶部为中— 厚层状泥晶生屑砂屑灰岩; 吴家坪组底部为碳质泥岩Fig.5 Characteristics of top interface of Sequence PSQ3 of the Middle Permian in Sichuan Basin

某地区的相对水深变化是全球海平面变化、地区性构造变动(基底沉降与抬升)及沉积充填速率复合作用的结果。而相对水深变化则控制了具体地区沉积期层序的发育特征(Sarg, 1988; Tucker et al., 1990; Macdonald, 1991; Miall, 1994)。众所周知, 某地区的碳酸盐沉积充填速率主要取决于海盆内本身的碳酸盐产率。海相碳酸盐产率主要来自生物成因碳酸盐产率并受光照度及沉积水深控制, 主要分布于0~20 m的光照饱和带并随深度的增加而呈指数性降低, 大约到100 m左右其产率减少到不足光饱和带的10%(Wilson, 1975; Schlager, 2005)。另外, 海相碳酸盐产率还与所处的纬度带有关, 随着纬度的增加, 其产率逐渐减小, 特别是在30° 以上的高纬度区, 其碳酸盐产率较小(Schlager, 2005)。一般情况下, 在三级层序时限内, 某板块内的一定地区不会发生大的纬度、气候带的变化, 其碳酸盐产率也不会发生大的变化, 因此可以假定其沉积充填速率是相对恒定的常数。因此, 海相碳酸盐沉积层序的影响因素主要是全球海平面变化及基底沉降2个变量(赵宗举等, 2010)。

前人研究认为, 全球长期(0.001~10 ma级别)碳循环库主要是沉积碳酸盐岩及沉积有机质2大碳库, 分别占地壳浅部及地球表层碳含量的79.952%及19.994%, 而海水溶解碳、生物碳及大气层中所含的碳之和仅占地壳浅部及地球表层碳含量的0.054%(Hayes et al., 1999; Hoefs, 2004; Sharp, 2007)。沉积碳酸盐岩的碳同位素值δ ¹³C平均0~1‰ (PDB), 沉积有机质的δ ¹³C平均则为-23‰ ~-25‰ (PDB)(Hoefs, 2004; Sharp, 2007), 也就是说, 碳酸盐岩富集¹³C而沉积有机质则富集¹²C。全球海平面上升有利于沉积有机质的埋藏保存而带走沉积物中更多的¹²C, 造成地壳表层水圈、大气圈及生物圈中相对富集¹³C, 使得从海水中沉积出来的碳酸盐以及有机质中均会富集¹³C、即造成¹³C/¹²C比值的增大或碳同位素的正偏(Kump and Arthur, 1999; Hoefs, 2004)。反之, 全球海平面下降则会造成¹³C/¹²C比值的减小或碳同位素的负偏(Tissot, 1979)。因此, 海相碳酸盐岩全岩或化石壳(如腕足类等低镁方解石生物壳等)的碳同位素变重反映全球海平面升高, 反之则下降, 可作为反映全球海平面相对变化的指标(赵宗举等, 2010)。

前已述及, 全球海平面变化可以用碳同位素的变化来表征, 而某沉积层序的相对沉积古水深变化则可以从精细的沉积微相分析中得到, 二者变化趋势的相似程度能够用于推断该沉积层序形成时限内的古构造沉降— 抬升情况。据此分析, 层序PSQ2凝缩段的碳同位素表现为较低值, 说明全球海平面处于较低位置, 但该段相对沉积水深却较大, 两者之间存在一定的差异。其高位体系域的碳同位素曲线变化规律不明显, 整体处于较大值区间, 偶见低值区间, 说明全球海平面整体处于较高位置, 与高位体系域相对水深逐渐变浅的规律不一致(图 2)。同理, 层序PSQ3凝缩段, 碳同位素曲线齿化明显, 碳同位素值存在较大的变化, 全球海平面升高的特征不明显; 高位体系域中, 碳同位素值表现为整体向上增大的特征, 说明全球海平面一直处于较高的位置。由此可见, 全岩碳同位素曲线所显示的全球海平面相对变化趋势与层序PSQ2及层序PSQ3沉积相分析所得到的相对沉积古水深变化趋势之间存在明显差异(图 2), 但是露头剖面的米级旋回特征明显(图 3, 图4), 可以确定层序PSQ2及层序PSQ3均受控于构造运动和全球海平面变化双重作用。

频谱分析能够用于分析地层的米兰科维奇旋回参数(Weedon, 2003; 郑兴平和罗平, 2004; 张运波等, 2011), 其目的在于识别出信号中的周期性或准周期性成分。其实质是通过将等间距实测参数数据或测井曲线数据看作是各种地质因素共同在深度域(或时间域)上引起地层规律性变化而形成时间序列, 利用傅里叶变换把该时间序列的信号强度按频率顺序展开, 使其成为频率的函数(图 6)。在此基础上, 通过比较谱峰周期之比与地球轨道参数的长、短偏心率、斜率和岁差周期之比的相近程度, 初步判断时间序列记录的米兰科维奇旋回信息(Weedon, 2003)。频谱具有统计特性, 其横轴对应频率, 纵轴对应功率(图 6)。其中, 频率是指在采样间隔范围内该周期信号出现的次数。因此, 其倒数即为旋回周期。由于时间间隔(采样间隔)是利用厚度表示的, 因此旋回周期本质上是旋回厚度。频率(旋回出现次数/旋回厚度)越大, 其对应的波长越小, 反之亦然; 能量越大, 则表明代表该沉积旋回的信号在地层信号中越明显。

国际地层年代表表明, 中二叠世距今260.40~270.60 Ma(International Commission on Stratigraphy, 2008)。由于在茅口组沉积期内米兰科维奇旋回周期变化的范围很小, 因此本次研究选择了距今263.0 ma对应的斜度和岁差周期近似作为茅口组沉积期的米氏旋回开展分析。

根据Beger 等(1992)修正的米兰科维奇地球轨道参数计算得到中二叠世对应的长、短偏心率旋回周期以及斜度和岁差旋回周期分别为413.00 ka、123.00 ka和95.00 ka、43.96 ka和34.94 ka, 20.96 ka和17.58 ka, 进而可计算出其米兰科维奇旋回周期比率为1.00:0.30:0.23:0.11:0.08:0.05:0.04。米兰科维奇旋回分析发现, a点对应长偏心率旋回(413.0, ka), 而b点对应短偏心率旋回(123.0, ka)。安平1井频谱长、短偏心率信号不太明显, 分析认为是空值较多所致。

通过计算出平均主旋回厚度(采样间隔/频率), 计算地层发育的旋回数(地层厚度/平均主旋回厚度)、沉积速率(平均主旋回厚度/对应的米兰科维奇旋回周期)、地层沉积时限(旋回数量× 对应旋回周期)等相关参数, 可以为理解及分析高频层序提供了依据。

计算结果(表 2)表明, 龙17井和安平1井茅口组沉积期长偏心率旋回的平均沉积厚度分别为13.44 m和16.03 m, 与之对应的平均沉积速率分别为3.25 cm/ka和3.90 cm/ka。龙17井岩心表明, 茅口组顶部没有暴露剥蚀现象, 地层发育完整。而临近龙17井区的广元上寺长江沟露头剖面茅口组发育完整, 顶部与其上吴家坪组整合接触, 也证实了这一点。因此, 四川盆地茅口组大约发育14.81个长偏心率旋回, 其沉积时限大约为6.11 Ma。而安平1井茅口组大约发育12.43个长偏心率旋回。相比之下, 安平1井区茅口组顶部明显存在剥蚀。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 根据龙17井和安平1井茅口组自然伽马能谱测井曲线频谱计算出的相关参数 Table2 Parameters calculated from natural gamma spectroscopy data for the Maokou Formation in Well Long 17 and Well Anping 1 井名 峰值序号 频率/cycles· m-1 能量 平均旋回厚度/m 旋回厚度比值 平均沉积速率/cm· ka-1 对应旋回周期/ka 龙17井 a 0.072 0.041 13.441 1.00 3.25 413.0 b 0.232 0.030 4.310 0.32 3.50 123.0 安平1井 a 0.064 1.084 16.030 1.00 3.90 413.0 b 0.216 0.767 4.680 0.29 3.80 123.0

表2 根据龙17井和安平1井茅口组自然伽马能谱测井曲线频谱计算出的相关参数 Table2 Parameters calculated from natural gamma spectroscopy data for the Maokou Formation in Well Long 17 and Well Anping 1

安平1井区位于高石梯— 磨溪构造高带上的安平店南构造高点, 中二叠世位于水下隆起区, 发育台内滩沉积, 具有较高的沉积速率, 中二叠世末期的东吴运动导致安平1井茅口组上升遭受剥蚀。根据安平1井茅口组的平均沉积速率计算, 其顶部剥蚀厚度大约为38.14 m。同时测井综合解释也表明, 安平1井缺乏茅四段沉积, 证实了频谱分析的正确性。