1.1.1 麦地坪段(梅树村阶)

麦地坪段, 主要分布于四川西部峨眉、乐山、峨边、汉源和甘洛等地区。盆地内部在高石梯、资阳和长宁地区钻遇这套地层。为一次大规模海侵沉积背景下发育的地层, 岩性为一套泥质白云岩、硅磷质白云岩(图 2-a)、磷质黑色页岩呈纹层状互层。岩性复杂, 变化快速, 南部厚度较大, 向北减薄, 分布局限, 含丰富的小壳化石。与下伏震旦系白马沱组或灯影组呈假整合接触(表 1)。

图2

Fig.2

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	图2 四川盆地及邻区筇竹寺组岩相及岩石类型Fig.2 Typical lithofacies and rock types of the Qiongzhusi Formation in Sichuan Basin and adjacent areas

1.1.2 筇竹寺组(∈ ₁q)

筇竹寺组为一套岩性较细的海侵期沉积, 根据钻井及野外露头显示的岩性, 盆地内部岩性为一套灰色、深灰色粉砂岩、砂质泥页岩夹细砂岩, 偶夹薄层泥晶灰岩、白云岩, 向上砂岩含量增加(图 3, 图4), 粒度较细, 发育水平层理(图 2-b), 局部发育少量交错层理, 为碎屑岩台地沉积; 盆地边缘发育灰黑色碳质页岩、泥岩夹硅质页岩、硅质岩, 如金石1井, 为黑色碳质页岩(图 2-c)、黑色硅质岩沉积, 威寒28井发育黑色碳质页岩沉积(图 2-d, 2-e), 沉积构造不发育, 局部见水平层理, 为缺氧、安静的深水盆地沉积。在四川广元朝天, 可见砂岩沉积, 磨圆度差, 为滨岸砂坝沉积(图 2-f)。四川南江乔亭, 地层顶部为泥质粉砂岩, 见水平层理、交错层理, 虫迹, 为潮间坪。

图3

Fig.3

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	图3 四川盆地及邻区东西向寒武系对比剖面（剖面位置见图1）Fig.3 W-E-striking correlation profile of the Cambrian in Sichuan Basin and adjacent areas（Location of the profile shown in Fig.1)

图4

Fig.4

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	图4 四川盆地及邻区南北向寒武系对比剖面（剖面位置见图1）Fig.4 N-S-striking correlation profile of the Cambrian in Sichuan Basin and adjacent areas(Location of the profile shown in Fig.1)

筇竹寺组在四川盆地分布广泛, 厚度为176~740 m。除西部遭受剥蚀外, 如汉1井、油1井(图 4, 图5), 地层基本沿着乐山— 龙女寺的轴部向周围演变。沿绵阳— 三台— 遂宁— 泸州— 贵阳一线将厚度分布划分为南北两段(图 5)。南段, 自西向东厚度逐渐增大, 沿自贡— 宜宾— 毕节— 威宁— 巧家的椭圆形区域内形成一个厚度普遍大于300 m的沉积中心, 向东逐渐减薄。北段厚度自南东向北西逐渐增大, 广元附近最厚, 超过600 m, 如曾1井, 厚为742 m。筇竹寺组与下伏麦地坪段为假整合接触关系(图 2-a)。由于震旦纪末期桐湾运动的影响, 四川盆地持续上升, 使得麦地坪段以及灯影组顶部遭受剥蚀, 大部分地区筇竹寺组与震旦系灯影组为平行不整合接触。

图5

Fig.5

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	图5 四川盆地及邻区下寒武统筇竹寺组厚度等值线图Fig.5 Isoline map of thickness of the Lower Cambrian Qiongzhusi Formation in Sichuan Basin and adjacent areas

1.1.3 沧浪铺组(∈ ₁c)

沧浪铺组岩性自西向东分为2部分, 中西部沉积一套碎屑岩, 岩性为细— 粗石英砂岩、粉砂岩、含砾石英砂岩、泥质细砂岩, 夹薄层白云质粉砂岩、页岩和白云岩, 砾石磨圆度好, 矿物成熟度和成分成熟度较高, 为滨岸相沉积, 如威基井; 东部主要为一套粉砂岩、泥质粉砂岩, 夹有泥页岩及细砂岩, 偶夹泥质条带灰岩, 为混积台地沉积(图 3, 图4), 含海绵骨针、腕足类(图 6-a)及丰富的三叶虫化石。在四川北部通江、广元地区, 沉积一套浅灰色石英粉砂岩、石英细砂岩、泥质粉砂岩夹泥岩、细砾岩, 见交错层理、波纹、透镜状层理、虫迹, 为三角洲前缘亚相(图 6-b)。而在南江沙滩见礁灰岩(图 6-c)、通江平溪地层底部见介壳灰岩, 为浅滩相沉积。沧浪铺组与下伏筇竹寺组为沉积渐变、整合接触关系。

图6

Fig.6

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	图6 四川盆地及邻区沧浪铺组岩石类型及其沉积相Fig.6 Rock types and its sedimentary facies of the Canglangpu Formation in Sichuan Basin and adjacent areas

沧浪铺组沉积厚度为0~500 m。盆地内部, 除峨眉— 乐山— 资阳— 成都— 绵阳一线以西缺失外, 自西向东地层逐渐增厚(图 3), 厚度主要集中在200~400 m(图 7)。沿着乐山— 龙女寺轴部向南南东方向的斜坡或凹陷区域, 沧浪铺组厚度变化快, 由宜宾到长宁地区, 厚度由200 m到超过500 m。另外, 盆地北端, 在广元— 旺苍— 南江形成一个沉积中心, 沉积厚度大于300 m, 如曾1井, 厚370 m。

图7

Fig.7

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	图7 四川盆地及邻区下寒武统沧浪铺组厚度等值线图Fig.7 Isoline map of thickness of the Lower Cambrian Canglangpu Formation in Sichuan Basin and adjacent areas

1.1.4 龙王庙组(∈ ₁l)

龙王庙组主要沉积一套灰色、深灰色白云岩(图 8-a, 8-b)、粉砂质白云岩、砂屑白云岩, 含燧石团块, 多呈条纹状、纹层状和花斑状, 多具有波状起伏的泥质条带, 化石稀少, 见水平层理、交错层理, 为局限台地相沉积。局部可见鲕粒白云岩(图 8-f)、颗粒白云岩(图 8-c)、生屑灰岩(图 8-d, 8-e)及膏质云岩, 如阳深2和丁山1井(图 3)。

图8

Fig.8

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	图8 四川盆地及邻区龙王庙组岩石类型Fig.8 Rock types of the Longwangmiao Formation in Sichuan Basin and adjacent areas

龙王庙组地层厚度为0~400 m, 雅安— 乐山— 资阳— 成都一线以西以及剑阁地区, 地层遭受剥蚀(图 4; 汉1井、油1井), 整体呈西薄东厚、北薄南厚的地层特征, 沉积中心位于盆地的南部及东部(图9), 分别为泸州— 宜宾一带, 厚度超过200 m; 张家界— 周家院子, 厚度超过400 m。北部地层较薄, 只有几十米, 如曾1井, 98.5 m。

图9

Fig.9

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	图9 四川盆地及邻区下寒武统龙王庙组厚度等值线图Fig.9 Isoline map of thickness of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin and adjacent areas

陡坡寺组, 岩性分为上下2段:下部为一套泥质白云岩夹紫红色泥岩, 上部一套紫红色泥质粉砂岩、白云质粉砂岩夹紫红色泥岩, 因而称之为“ 上红层” , 如曾1井, 岩性为浅灰色砂质白云岩、白云岩与紫红色砂质泥岩不等厚互层; 威基井, 上部为褐灰色白云岩夹绿灰色白云质页岩及浅灰色砂岩, 下部为浅灰、红褐、褐灰色白云岩与紫、黑色页岩及灰白色石膏不等厚互层(图 3, 图4)。含少量的三叶虫化石, 为混积局限台地相及蒸发岩相沉积。陡坡寺组底部的泥云坪微相泥质白云岩与和白云质砂质泥页岩与龙王庙组(清虚洞组)顶部的潮坪相白云岩之间存在明显的“ 跳相” 现象(梅冥相等, 2007), 为黔东中寒武世末期的海退事件所造成的区域不整合面的普遍标志, 以该不整合面为标志曾经命名为“ 兴凯运动” (赵自强、丁启秀, 1996; 董卫平, 1997; 张志远, 1997; 梅冥相等, 2007)。

陡坡寺组地层厚度不大, 为0~200 m。雅安— 资阳— 绵阳一线以西遭受剥蚀, 自西向东, 地层厚度逐渐增厚, 在盆地内部形成2个沉积中心, 一是位于乐山— 龙女寺古隆起区, 厚度普遍大于160 m, 最大处超过180 m; 二是位于华蓥山地区, 沉积厚度超过160 m, 向东地层厚度逐渐减薄(图 10)。

图10

Fig.10

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	图10 四川盆地及邻区中寒武统陡坡寺组厚度等值线图Fig.10 Isoline map of thickness of the Middle Cambrian Douposi Formation in Sichuan Basin and adjacent areas

洗象池群岩性比较单一, 为大套厚层块状灰色、灰黑色细晶白云岩、粉晶白云岩(图 11-a至11-d), 局部夹砂砾质白云岩、薄层砂页岩(图 3, 图4), 在白云岩中偶见燧石结核和条带及膏岩(图 4, 五科1井), 发育鸟眼构造、鱼骨状交错层理、斜层理及小型冲刷等构造。部分地区可见台内滩沉积, 如威远地区发育生屑白云岩、正安观音寺发育藻云岩(图 11-b)、南川三泉发育鲕粒白云岩(图 11-e, 11-f)。与下伏陡坡寺组为连续沉积, 与上覆桐梓组为不整合接触。

图11

Fig.11

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	图11 四川盆地及邻区洗象池群岩石类型Fig.11 Rock types of the Xixiangchi Group in Sichuan Basin and adjacent areas

本组地层厚度为0~1300 m, 总体表现为东厚西薄的地层特征。盆地西北部遭受不同程度剥蚀, 雅安、资阳地区地层剥蚀殆尽, 从北西向南东方向, 地层厚度明显增加(图 12),

图12

Fig.12

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	图12 四川盆地及邻区中上寒武统洗象池群厚度等值线图Fig.12 Isoline map of thickness of the Middle-Upper Cambrian Xixiangchi Group in Sichuan Basin and adjacent areas

沉积中心位于泸州— 习水良村及石柱以东地区, 地层沉积厚度分别超800 m和1000 m, 相对陡坡寺期向南东方向迁移。

四川盆地及邻区古地理格局是继晚震旦世海退后又一次较大规模的海侵背景下发展而成的, 表现为西高东低的沉积地貌。海水自东南方向入侵, 西缘受康滇古陆、泸定古陆及摩天岭古陆(郑和荣等, 2010)限制, 沉积过程表现为由古陆向盆地内部的超覆沉积, 形成了下细上粗的含碎屑岩夹碳酸盐岩沉积, 为海侵初期的沉积序列。沉积相自西向东依次为泥质云坪— 云坪— 斜坡(图 13)。

图13

Fig.13

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	图13 四川盆地及邻区早寒武世梅树村期构造— 沉积环境Fig.13 Tectonic-depositional environment of the Meishucun Age in Early Cambrian in Sichuan Basin and adjacent areas

克拉通盆地主体发育潮坪相, 盆地西部主要发育泥质云坪, 环古陆呈“ L” 型发育, 以广元东溪河、雷波芭蕉滩剖面为代表(图4), 岩性为硅质岩、泥质白云岩, 发育平行层理、虫迹、缝合线等沉积构造, 沉积序列具有向上变浅的海侵— 海退旋回结构, 为震旦纪末期海退事件的主要标志之一; 标志之二是灯影组四段的缺失。

向东泥质、硅质含量减少, 高石17井、窝深1井、宁2井、神农架、南江、乐山范店, 发育灰色、灰白色微晶白云岩、纹层状白云岩, 磷质白云岩为云坪微相, 继承了灯影期的格局, 但由于海平面上升, 面积略有缩小。四川盆地北部, 主要受汉南古陆的影响, 岩性以白云质灰岩、灰质云岩、白云岩为主, 局部含磷块岩, 发育有小壳化石, 为灰质云坪。滇西发育陆源碎屑潮坪相, 靠近古陆的边缘, 岩性为白云质细砂岩或与细粒石英砂岩互层, 远离陆源区, 岩性以粉砂质夹页岩为主。碎屑潮坪和碳酸盐岩潮坪内部发育风暴作用改造的砂屑、砾屑滩(刘宝珺等, 1987)。

盆地东南部为斜坡区, 张家界、秀山容溪、印江地区以及东北部干吉沟地区(余宽宏等, 2013), 岩性主要为一套深水黑色碳质页岩夹硅质页岩系, 厚度几米至几十米, 直接覆盖在灯影组白云岩构成的缓坡型碳酸盐岩台地之上, 表明寒武纪初期的大规模快速海侵事件, 之后盆地发生短暂的地壳抬升, 麦地坪段顶部遭受剥蚀。

梅树村期, 四川盆地为克拉通内坳陷盆地, 周缘发育克拉通边缘裂陷盆地。盆地西缘以龙门山海槽为界, 北缘以汉中— 南康为界, 向北过度到南秦岭海(郑和荣等, 2010)东南缘以贵阳— 湄潭— 黔江— 建始为界, 南缘以安康— 筠连— 毕节为界。

梅树村期的4个古陆依然保存, 在彭灌古陆西南新增宝兴古陆(郑和荣等, 2010)。

由于受当时西北高东南低的古地理格局的控制, 自西北向东南, 克拉通内坳陷盆地内部由碎屑岩台地主体沉积演变为深水盆地的沉积格局(图 14)。经历梅树村期后, 扬子地台西缘有短暂的隆升, 川中、黔北地区部分的麦地坪段及震旦系灯影组遭受不同程度的剥蚀, 筇竹寺组深水页岩相直接覆盖在灯影组顶部, 二者之间以快速海侵形成的淹没不整合面为特征。筇竹寺期, 随着海侵, 汉南古陆及摩天岭古陆周缘形成以波浪作用为主的滨岸相石英粉砂岩、含砾石英砂岩沉积, 如广元桥亭、朝天、曾1井。康滇古陆东缘, 普格大槽子地区以发育粗— 细石英砂岩为主, 局部见含砾砂岩, 剖面具逆粒序特征, 发育波痕及大型板状交错层理, 属前滨— 近滨沉积。

图14

Fig.14

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	图14 四川盆地及邻区早寒武世筇竹寺期构造— 沉积环境Fig.14 Tectonic-depositional environment of the Qiongzhusi Age in Early Cambrian in Sichuan Basin and adjacent areas

盆地主体发育碎屑岩台地沉积相, 主要岩性为厚层页岩、砂质页岩、碳质页岩夹黑灰、灰黑、深灰色砂岩、砂质灰岩及灰黑色泥质粉砂岩(图3, 图4)。

盆地东北缘万源— 巫山— 兴山一线以北, 金沙岩孔— 遵义庙子坡— 咸丰岩厂— 白果坝一线以东南、雷波抓抓岩— 金石1井— 威基井井— 盘1井— 阳深1井— 方深1井的之间的条形区域以及盆地南部为深水盆地相沉积, 岩性为一套碳质页岩、黑色页岩夹硅质页岩、硅质岩, 呈互层状沉积, 沉积构造不发育, 局部见水平层理, 为快速海侵作用初期的特殊沉积。

由于海侵作用的影响, 盆地东南缘及北缘向内部收缩至金沙岩孔— 遵义庙子坡— 咸丰岩厂— 白果坝一线及万源— 巫山— 兴山一线。

四川盆地及邻区发生第2次海退, 沉积格局较筇竹寺期有较大的改观。主要沉积相类型自西向东展布为三角洲相— 滨岸相— 混积台地— 斜坡相沉积(图 15)。

图15

Fig.15

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	图15 四川盆地及邻区早寒武世沧浪铺早期构造— 沉积环境Fig.15 Tectonic-depositional environment of the Early Canglangpu Age in Early Cambrian in Sichuan Basin and adjacent areas

因构造抬升古陆略有扩大, 而且雅安地区逐渐发育小范围的隆起。

三角洲相主要围绕古陆和古隆起发育, 如四川通江平溪、南江乔亭, 岩性为灰色、浅灰色中粗粒岩屑石英砂岩、粉砂岩夹紫红色粉砂质泥岩; 雷波芭蕉滩, 沉积泥质粉砂岩、石英细砂岩, 二者均可见波痕、交错层理、透镜状层理及爬行虫迹等遗迹化石。

滨岸相位于三角洲相的东部, 向东至筠连— 宜宾— 自贡— 仪陇— 旺苍一线。威远地区岩性主要为灰色、灰白色细粒砂岩、粉砂岩夹泥质粉砂岩, 如威42井、威26井和威基井(图 3); 旺苍双河地区自下向上岩性为中粗粒砂岩、含砾砂岩、砾岩, 发育斜层理, 具快速堆积特征。

潮坪相主要发育在汉南古陆东侧的镇巴一带, 岩性为长石硅质岩屑砂岩、泥质粉砂岩、泥岩, 发育斜层理、水平层理、缝合线构造, 为砂泥坪。滨岸相东部, 在沧浪铺早期, 即明心寺组沉积时期, 岩性以细砂岩、粉砂岩、粉砂质泥页岩为主, 为碎屑岩台地相; 向上即金顶山组, 底部为含砾砂岩, 顶部为泥页岩夹灰岩, 呈混积台地相。如雷波芭蕉滩, 峨眉张山, 城口、神农架、习水良村, 底部分别为三角洲、滨岸以及碎屑岩台地沉积, 向上过渡为白云岩、灰岩、鲕粒灰岩、瘤状灰岩等碳酸盐沉积, 即自下而上为海退— 海侵序列, 为前期的混积台地向碳酸盐岩台地转化, 表现出沧浪铺期为一次海退后海水略有扩张的过程。

砂屑滩相主要发育在城口、永善、遵义、习水、湄潭、彭水等地, 且自西向东产出层位具有逐渐升高的趋势, 代表碳酸盐岩台地雏形期。

斜坡相呈北东向展布于张家界— 黄平一线以东, 沉积物以灰色泥页岩为主。

沧浪铺期盆地范围扩大, 北缘边界扩至安康— 神农架一线, 东南缘扩至张家界— 黄平一线。

相对沧浪铺期, 龙王庙期的沉积格局发生了很大的改变。由于海侵作用, 盆地以发育碳酸盐岩台地为主。但受“ 兴凯运动” 的影响, 其西缘继续抬升, 岛陆断续相连, 陆源区扩大, 在盆地西缘发育陆缘碎屑潮坪相。纵观全区, 沉积相呈北东— 南西向展布, 自西向东依次发育陆缘碎屑潮坪相、局限台地相、开阔台地相和缓坡相(图 16)。

图16

Fig.16

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	图16 四川盆地及邻区早寒武世龙王庙期构造— 沉积环境Fig.16 Tectonic-depositional environment of the Longwangmiao Age in Early Cambrian in Sichuan Basin and adjacent areas

近古陆的川西南— 滇中地区为近岸潮坪, 发育一套含陆源碎屑石英砂、碳酸盐粒泥岩及泥粒岩, 具沙纹层理、透镜状层理、水平层理及泥裂等沉积构造, 见水平虫迹等遗迹化石。

盆地中部以多呈条纹状、纹层状和花斑状的白云岩沉积为主, 为云坪沉积; 方深1井— 宁2井— 习水良村— 南川三泉— 彭水— 郭参1井一线以东以及盘1井— 螺观1井一带为开阔台地相, 以浅灰色微晶灰岩沉积为主。在台地内部, 南江沙滩、磨溪— 高石梯、威远、老龙1井、丁山1井— 林1井、长宁、仁怀、石柱、习水良村和利1井等处, 发育不连续分布的台内滩, 自西向东, 岩性由鲕粒白云岩向鲕粒灰岩、亮晶颗粒灰岩、生物碎屑泥粒岩转换, 至龙王庙中、晚期则推进到湘黔边界一带的深水缓坡藻丘之上(张鹏飞, 2009)。

在建深1井、雷波芭蕉滩、乐山— 资2井、毕节以及座3井— 东深1井— 窝深1井— 宫深1井一带的范围内, 岩性比较稳定, 以发育白云岩为主, 夹石膏及膏质白云岩, 为潟湖相。

黄平— 张家界一线以东为深水缓坡相沉积, 由瘤状泥灰岩、泥云岩互层组成, 如黄平地区见瘤状灰岩沉积。

盆地东北缘, 在城口— 神农架处形成向南西凹的条形台地边缘滩沉积, 所以从北东— 南西方向看, 为镶边碳酸盐岩台地模式。

此时, 盆地范围略有缩小, 东南缘收缩至张家界— 花恒— 镇远— 黄平一线。

受兴凯运动的影响开始发生海退, 主要表现为陡坡寺组底部混积局限台地相泥质白云岩、白云质砂质泥页岩与龙王庙组顶部的云坪相之间的区域不整合面。

汉南古陆、摩天岭古陆及康滇古陆的面积扩大, 川中隆起处于萌芽状态。

因海退水体变浅和古陆、隆起面积扩大造成的阻挡, 以及向盆地内部提供大量陆源碎屑, 整个四川克拉通内坳陷盆地形成大面积的混积局限台地沉积, 以大套的粉晶白云岩沉积夹薄层泥岩、粉砂岩为主, 自西向东砂泥质含量逐渐减少。台地内部在华蓥山— 建始— 石柱— 涪陵— 丁山1井— 筠连— 东深1井一带的狭长洼陷地带, 水体闭塞, 形成以白云岩为主、夹有大量石膏和膏质白云岩的蒸发岩系, 相对龙王庙期, 面积扩大并向东迁移, 代表该区沉积环境总体变浅的特点(图 17)。

图17

Fig.17

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	图17 四川盆地及邻区中寒武世陡坡寺期构造— 沉积环境Fig.17 Tectonic-depositional environment of the Douposi Age in Middle Cambrian in Sichuan Basin and adjacent areas

混积潮坪相分布于南江乔亭— 旺苍— 南充— 遂宁— 威基井— 普格大槽子一线以西至汉南古陆、康滇古陆的条形区域内。岩性上多为紫红色、黄绿色粉— 细砂岩与云岩或白云质灰岩韵律互层, 具有较强的继承性。

台地边缘礁滩相主要分布于在慈利雷家村— 永顺王村一线以西, 岩性以亮晶颗粒灰(云)岩和亮晶鲕粒灰(云)岩为主, 发育大型冲洗层理和交错层理, 具有向上变浅的地层层序, 为镶边碳酸盐岩台地模式。

在雷波芭蕉滩— 普格大槽子一带, 发育开阔台地相沉积, 发育块状灰岩。盆地东南缘为台地边缘斜坡相, 主要岩性为角砾灰岩和钙屑浊积岩, 为典型的再沉积碳酸盐岩。浅水台地背景下的大套白云岩与较深水背景下泥页岩系夹灰岩地层形成强烈的反差, 而且从白云岩相变为灰岩的变化与震旦纪白云岩到白云岩的变化形成了一些差异, 表明了温室效应下低纬度炎热气候环境下的沉积特点(许效松, 1996; 陈旭等, 2001; 梅冥相等, 2006)。

陡坡寺期盆地范围扩大, 东南缘至张家界— 黄平以东南40 km处。

古陆面积略有缩小, 但由于加里东早期构造运动, 川北隆起、川中隆起、黔中隆起面积扩大, 与古陆相连, 呈“ L” 型展布于中上扬子的西南缘。

因隆起增加形成的阻挡程度大于海平面上升幅度, 整个四川盆地发育大面积的局限台地沉积, 以浅灰色、深灰色泥粉晶白云岩、泥质白云岩为主。(图 18)。

图18

Fig.18

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	图18 四川盆地及邻区中晚寒武世洗象池期构造— 沉积环境Fig.18 Tectonic-depositional environment of the Xixiangchi Age in Middle-Late Cambrian in Sichuan Basin and adjacent areas

潮坪相位于中上扬子地区的西缘, 环陆隆发育, 岩性为一套白云岩、砂质白云岩夹粉砂岩和泥页岩, 白云岩与砂页岩间互层沉积, 发育鸟眼构造、鱼骨状交错层理、斜层理、小型冲刷构造等, 反映了潮上— 潮间沉积环境。

盆地主体以局限台地沉积为主, 相对陡坡寺期水体较为纯净, 岩性为中厚层块状的白云岩、泥质白云岩, 偶夹膏岩、页岩, 为云坪沉积。台地内部, 华蓥山、建始、石柱、桐梓— 习水良村、南川三汇、雷波抓抓岩、威基井— 自深1井、盘1井可见台内滩沉积, 为鲕粒云岩、砂砾屑白云岩。建深1井岩性为白云岩、膏岩、膏质云岩, 为潟湖相沉积。重庆秀山溶溪见浅灰色块状灰岩、泥质灰岩, 为台盆相。

张家界— 黄平一线, 发育条状台缘浅滩相沉积, 岩性为中— 高能的沉积环境下形成的鲕粒白云岩、生屑白云岩、砂屑白云岩等滩相沉积, 相对陡坡寺期, 边缘滩向盆地内部迁移, 分布面积广, 为寒武纪镶边台地发育的极盛时期。继续向东过渡为斜坡边缘相的碳酸盐碎屑流和钙屑浊流以及厚度较大的深水盆地钙质泥页岩与泥灰岩、泥晶灰岩互层沉积。

中晚寒武世四川盆地范围基本未变。