区内主要以浅灰— 灰色砂屑云岩为主, 次为鲕粒云岩, 偶见少量砾屑云岩, 部分颗粒具藻粘结特征。砂屑多为泥晶、粉晶白云石碎屑颗粒, 含量65%~85%, 常含鲕粒(5%~10%), 生物不发育, 分选、磨圆一般较好, 多成次圆— 椭圆形, 鲕径为0.2~0.7 mm。鲕粒云岩以鲕粒为主, 含量60%~75%, 多为正常鲕, 鲕径0.3~0.7 mm, 次为砂屑(含量一般5%~15%), 分选和磨圆较好。砂屑和鲕粒间可见2期白云石胶结物, 第1期为马牙状胶结, 第2期为粒状胶结, 见个别铸模孔、充填残余粒间孔, 胶结物含量一般为20%~30%(图 2-A)。砾屑内部结构较为复杂, 成熟度相对较低, 成分为泥晶白云石, 大小混杂, 粒径范围为1.5~4 mm, 砾屑形态多呈棱角状, 粒间孔隙较为发育, 粒间粒状白云石胶结, 粒间溶孔半充填粒状方解石(图 2-B)。这类颗粒滩形成时环境能量高, 岩性较纯净, 多形成于能量较高的浅滩环境。

图2

Fig.2

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	图2 四川盆地及其周缘地区寒武系洗象池群颗粒岩特征(Ⅰ )Fig.2 Characteristics of grain rocks in the Cambrian Xixiangchi Group of Sichuan Basin and its adjacent areas(Ⅰ )

另一类颗粒云岩是指颗粒岩经后期重结晶和白云石化作用改造而成, 以具有大量的颗粒交代残余结构为特征。在岩心和露头中, 用肉眼很难与结晶白云岩区别, 但在单偏光下可见颗粒的轮廓与痕迹, 而且白云石具有良好的晶粒结构(图 2-C), 多为细— 中晶。在阴极发光或荧光下, 被交代颗粒的原始轮廓格外清晰, 呈次圆— 圆状, 颗粒不发光至发暗绿色光, 胶结物发中亮绿色光, 且胶结物含量较高, 一般介于20%~30%之间(图 2-D)。根据残余颗粒的类型, 洗象池群残余颗粒白云岩常见的有残余砂屑白云岩、残余砾屑白云岩和残余鲕粒白云岩等。

主要以浅灰— 灰色亮晶鲕粒、砂屑灰岩为主, 偶见少量砾屑和生屑灰岩, 颗粒含量60%~70%。鲕粒以正常鲕为主, 另见椭形鲕和放射鲕等, 鲕径0.3~0.8 mm; 含量60%~75%, 次为砂屑(含量一般5%~15%), 分选和磨圆一般较好, 多呈圆状— 次圆状; 砂屑含量60%~80%, 常含鲕粒(8%~12%)和生物碎屑(< 4%), 分选和磨圆中等。砂屑和鲕粒间可见1~2期亮晶方解石胶结物, 第1期为纤维状胶结, 第2期为粒状胶结(图 3-A), 充填残余粒间孔, 胶结物含量一般为20%~30%。这类岩石形成于浪基面以上能量较高的浅滩环境。

图3

Fig. 3

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	图3 四川盆地及其周缘地区寒武系洗象池群颗粒岩特征(Ⅱ )Fig. 3 Characteristics of grain rocks in the Cambrian Xixiangchi Group of Sichuan Basin and its adjacent areas(Ⅱ )

晶体粒径为细— 中晶, 晶间孔、晶间溶孔发育, 结晶白云岩完全被后期重结晶和白云石化作用所改造, 在显微镜下可见良好的白云石晶粒结构, 且识别不出任何原生组构的痕迹(图 3-B), 但野外剖面中观察到其中发育的大型交错层理间接证实了其形成于高能环境下(图 3-C), 并非由安静低能环境下形成的泥、粉晶晶粒重结晶而成的, 而与颗粒滩的发育有着密切的关系, 所以作者把此类岩石也划归为颗粒岩。

此外, 在区内靠近古陆一侧的潮缘滩中, 陆源物含量较高, 介于5%~25%之间, 主要岩性为灰色、浅灰色含砂质颗粒云(灰)岩与中— 细粒石英砂岩, 内碎屑颗粒以砾屑、砂屑、鲕粒为主, 陆源碎屑主要为石英、长石等(图 3-D)。

区内颗粒滩垂向序列多表现为这类沉积序列, 以发育向上变粗的反韵律层为特征, 单滩体厚度一般小于2.5 m, 垂向上表现为多个薄滩体的频繁叠置, 形成累计厚度相对较大的颗粒岩段。单个沉积序列底部多为深灰色— 灰色泥晶、泥粉晶云岩的潟湖沉积物, 向上渐变为由浅灰色— 灰色砂屑云(灰)岩、鲕粒云(灰)岩和残余砂屑细— 中晶白云岩组成的台内滩, 由于滩体生长速率通常较台内其他环境更大, 因此滩体垂向加积作用致使滩体迅速向上增长, 海水变浅, 最终暴露在海平面之上而终止发育, 从而构成由潟湖— 颗粒滩、颗粒滩— 颗粒滩的多种组合样式(图 4-A)。在向上变浅的台内滩中, 针孔层主要发育在滩体顶部, 多因海平面暂时性相对下降而致使滩体顶部在同沉积期的短暂暴露, 形成大气淡水淋溶改造成因的孔隙性储集层。

图4

Fig.4

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	图4 四川盆地及其周缘地区寒武系洗象池群颗粒滩典型相序Fig.4 Typical sedimentary sequences of grain banks in the Cambrian Xixiangchi Group of Sichuan Basin and its adjacent areas

单个沉积序列底部多为深灰色泥云岩、泥晶云岩, 向上逐渐变为浅灰色砂屑云(灰)岩, 厚度一般小于2 m, 由于水体变浅而使滩体逐渐处于海平面之上的潮上低能带, 顶部发育以岩性为藻纹层云岩, 藻叠层具柱状、波纹状的台坪相, 台坪相可以由潟湖垂向加积向上变浅演化而成, 或者随颗粒滩向上变浅接近海平面附近演化而成, 沉积物粒度呈现细— 粗— 细的向上变化特征, 构成典型的潟湖— 台内滩— 台坪的沉积序列(图4-B)。

此类垂向沉积序列主要发育在盆地西北缘靠近古陆一侧的乐山范店和轿顶山地区, 受陆源影响较大, 陆源物含量较高, 潮缘滩主要岩性为灰色、浅灰色含砂质颗粒云(灰)岩与中— 细粒石英砂岩, 内碎屑颗粒以砾屑、砂屑、鲕粒为主, 可识别出砂屑滩、鲕滩与含砂质鲕粒砂屑滩微相。单个滩体规模小, 厚度薄, 一般为小于2 m。本区潮缘滩以潮坪陆源碎屑和泥云质沉积物为基底, 发育水平层理, 表现为向上变浅的沉积序列, 其上被潮坪相沉积物所覆盖, 从而构成典型的向上变浅的潮坪— 潮缘滩— 潮坪沉积序列, 每个韵律以快速海侵开始, 随海平面降低, 最终出现潮上沉积(图4-C)。

研究区洗象池群沉积初期, 海平面快速上升, 水体动荡程度增强, 沉积水体能量快速回升, 随着水体的持续加深, 演化成以潟湖夹颗粒滩沉积为主的局限— 半局限台地相, 早期高位体系域随海平面缓慢下降, 后期沉积水体逐渐变浅(李凌等, 2008)。随着沉积水体能量回升和次一级海平面震荡性升降变化的控制, 颗粒滩在纵向上表现为多个单旋回薄滩体的频繁叠置。

东北向(图 5, A— A')剖面, 地层厚度变化不大, 介于100~450 m之间, 整体表现为以灰色— 深灰色泥云(灰)岩、泥晶云岩为特征的潟湖亚相夹以灰色— 浅灰砂屑云岩、鲕粒云岩为主的薄层颗粒滩亚相, 西南角的长宁双河主要以发育灰岩为主, 夹薄层泥岩和砂岩。另一条近东南向地层剖面(图 5, B— B'), 地层残余厚度变化明显, 厚度介于150~820 m之间, 整体呈现出西薄东厚的特征。在轿顶山、乐山范店地区发育混积潮坪相, 陆源物质含量较高, 以发育陆源碎屑与碳酸盐交互沉积为特征, 沉积物主要为砂岩、泥岩、灰岩和白云岩不等厚互层, 在特定层位发育以灰色、浅灰色含砂质颗粒云(灰)岩与中— 细粒石英砂岩为特征的潮缘滩。而在其他钻井或露头点, 同样呈现以潟湖夹薄层颗粒滩的沉积特征。综合2条剖面, 区内颗粒滩岩性主要以砂屑云岩为主, 只在隆32井才发育鲕粒云岩, 纵向上, 隆32井、丁山1井、五科1井等井区始终是颗粒滩的有利发育区, 而自深1井和长宁双河剖面鲜见颗粒滩沉积, 展现出颗粒滩在纵向上具有良好的继承性, 然而颗粒滩横向连续性总体较差, 多表现为由滩核向滩缘快速尖灭。

图5

Fig.5

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	图5 四川盆地及其周缘地区寒武系洗象池群颗粒滩空间分布Fig.5 Spatial distribution of grain banks in the Cambrian Xixiangchi Group of Sichuan Basin and its adjacent areas

根据统计区内发育颗粒岩的24口单井及33个野外露头的洗象池群残余地层厚度、颗粒岩厚度及含量(表 2), 绘制出洗象池群残余地层厚度及颗粒岩含量等值线图(图 6)。参照前人对颗粒滩的划分标准(冯增昭等, 2001; 冯增昭, 2004; 张满郎等, 2010), 将颗粒岩含量大于30%的区域划分为颗粒滩。其中, 颗粒滩最有利发育区主要包括乐山— 龙女寺古隆起区东南翼(隆32井、合川12井、座3井井区)、黔中古隆起及其北部(庙子湾、阳雀垭和余庆县坪桃等地)、土河场— 桐梓渡坡一带的水下高地以及研究区东南部(印江后坝等地)、东北部(龙头沟、艾五坪和南阳河等地)的水下高地, 其中印江后坝等地颗粒岩含量值接近90%。颗粒岩较有利发育区主要分布在乐山— 龙女寺古隆起核部以及区内其他水下高地, 颗粒岩含量值介于30%~50%之间。区内颗粒滩整体近东北向分布, 呈团块状和条带状散布于碳酸盐岩台地上, 平面连续性差。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 四川盆地及其周缘地区寒武系洗象池群野外露头剖面和钻井颗粒岩统计 Table2 Statistics of grain rocks in field outcrops and wells in the Cambrian Xixiangchi Group of Sichuan Basin and its adjacent regions 编号 钻井(露头) 剖面 级别 地层 厚度/m 颗粒岩 厚度/m 颗粒岩 含量/% 编号 单井(露头) 剖面 级别 地层 厚度/m 颗粒岩 厚度/m 颗粒岩 含量/% 1 白井沟 3 60 15 25 30 华蓥山 1 542 209 39 2 桥顶山 2 177 81 46 31 桐梓坡渡 3 > 712 299 42 3 张村 3 143 20 14 32 丁山1 2 662 369 56 4 乐山饭店 1 257 86 33 33 林1 2 666 394 59 5 潮水溪 3 226 68 30 34 土河场 1 597 295 49 6 老龙1 2 228 46 20 35 两岔河 2 570 300 53 7 窝深1 2 263 46 18 36 庙子湾 2 1060 570 54 8 锌厂沟 3 168 102 61 37 金沙岩孔 1 1053 453 43 9 资5 2 100 14 14 38 五科1 2 331 167 51 10 威26 1 199 51 26 39 南川三汇 2 953 236 25 11 威寒1 1 207 44 21 40 金佛山 1 610 238 39 12 威2 2 207 57 27 41 张家湾 2 928 210 23 13 自深1 2 266 18 7 42 阳雀垭 2 731 518 71 14 宫深1 1 338 71 21 43 余庆县坪桃 2 890 717 81 15 长宁双河 2 364 37 10 44 建深1 2 626 364 58 16 宁2 2 209 44 21 45 渤海 2 910 236 26 17 盐源羊场 2 620 235 38 46 泥矿山 3 841 66 8 18 宝龙1 2 161 73 45 47 秀山溶溪 3 986 56 6 19 安平1 1 123 48 39 48 毛田 3 901 20 2 20 高科1 2 105 34 33 49 邓阳坳 3 1035 100 10 21 螺观1 1 293 113 39 50 印江后坝 2 734 650 89 22 盘1 2 305 155 51 51 建始长梁峡沟 3 656 240 37 23 东深1 1 389 160 41 52 白果坝 3 956 325 34 24 隆32 1 305 142 47 53 咸丰丁砦 2 982 600 61 25 毕节长树田 2 771 432 56 54 龙头沟 3 > 223 153 69 26 南充1井 2 127 58 46 55 艾五坪 3 > 261 216 83 27 女基井 2 158 34 22 56 南阳河 3 > 109 60 55 28 合川12 1 256 148 58 57 长阳秀峰桥 2 693 326 47 29 座3 2 420 260 62 注:1级剖面— 实测和踏勘的剖面, 具有齐全可信的定性和定量资料; 2级剖面— 定性和定量资料尚多, 且可信度较高; 3级剖面— 在2级的划分基础上, 某项定量资料不确定(如地层厚度是一个范围值, 例:艾五坪, 地层厚度大于261 m)。

表2 四川盆地及其周缘地区寒武系洗象池群野外露头剖面和钻井颗粒岩统计 Table2 Statistics of grain rocks in field outcrops and wells in the Cambrian Xixiangchi Group of Sichuan Basin and its adjacent regions

图6

Fig.6

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	图6 四川盆地及其周缘地区寒武系洗象池群地层残余厚度和颗粒岩含量等值线图Fig.6 Isoline map of residual strata thickness and grain rocks content of the Cambrian Xixiangchi Group of Sichuan Basin and its adjacent areas

碳酸盐岩滩体发育要求较高的沉积环境能量, 而滩体沉积界面是否处于浪基面附近的高能界面, 又受控于海平面升降变化引起的海水深度和水动力条件的变化, 它们综合控制着滩体的发育特征和叠置样式(陈景山等, 2007; 李凌等, 2008; 黄洁等, 2010; 李凌等, 2011; 刘建强等, 2012; 丁熊等, 2012)。

四川盆地及周边地区寒武系洗象池群沉积期海平面变化由早期快速海侵和缓慢海退构成(李凌等, 2008)。在海侵初期, 海平面快速上升, 区内的隆32井、威2井以及五科1井区优先发育颗粒滩, 随着水体的持续加深, 使沉积界面处于浪基面之下, 演化成以细粒低能的潟湖沉积物为主, 到海退期, 海平面缓慢下降, 沉积水体变浅, 颗粒滩开始发育, 由于存在明显的次一级的海平面震荡性海侵— 海退变化, 致使滩体沉积界面间段性处于浪基面之下, 导致滩体中止发育, 纵向上形成的单个海侵— 海退沉积序列厚度不大, 且多与泥云(灰)岩、泥晶云岩等低能沉积物薄互层(图 4)。鉴于滩体的垂向加积或等效持续海退, 导致滩体发育处水体变浅, 能量逐渐增大(徐桂荣, 1992), 因此, 这一时间段区内的滩相沉积物在垂向上主要表现为向上变浅、变粗的逆粒序。根据野外剖面和钻井岩心观察, 颗粒滩单个沉积旋回厚度一般小于2.5 m, 沉积能量相对较低, 滩体早期未暴露或者暴露时间非常短, 大气淡水淋溶作用不明显、也不普遍, 只在很少的钻井中能见到相对海平面下降阶段同生— 准同生期的暴露溶蚀。这种频繁震荡性海水进退的特点决定了洗象池群台内颗粒滩属于在垂向上频繁叠置的小规模薄型滩体。而研究区东南部印江后坝和东北部艾五坪等地的颗粒滩具有单滩体和累计滩体厚度规模均较大的特点。结合前人对该区域已有的认识(田海芹, 1998; 冯增昭等, 2001; 牟传龙等, 2012; 余宽宏等, 2013; 梁薇等, 2014), 推测此区应为由台地向斜坡和海盆过渡的台地边缘带, 由于台缘带受控于海平面高频振荡, 浪基面影响深度广, 滩体建造时的水深大于台内颗粒滩, 加之有丰富的内碎屑来源, 才使其颗粒滩具有单滩体和累计滩体厚度规模均较大的特点(图 6; 表2)。

利用单井及野外露头资料绘制出的洗象池群残余厚度等值线(图6)表明, 洗象池期四川盆地及其周缘地区为隆坳相间的古地理格局:北部为康滇古陆、摩天岭古陆及汉南古陆(田海芹, 1998; 冯增昭等, 2001; 余谦等, 2011)所限, 南部为黔中水下古隆起以及习水— 武隆和镇巴— 城口— 巫溪— 神农架水下相对高地所阻, 内部以乐山— 龙女寺古隆起为界划分出赤水— 綦江和巴中— 通江2个厚度较大的次坳区。随着相对海平面的下降, 乐山— 龙女寺古隆起区、黔中古隆起区和区内其他水下相对高地(地层残余厚度较小区域)逐渐处于高能浪基面附近而发育颗粒滩沉积。图6中, 颗粒岩含量大于30%的区域即与古隆起、水下相对高地的分布一致; 隆32井、合川12井、丁山1井等井区以及印江后坝等剖面颗粒滩最为发育, 且持续时间长, 累计厚度较大, 也与川中乐山— 龙女寺古隆起、镇雄— 遵义黔中水下隆起、习水— 武隆和镇巴— 城口— 巫溪— 神农架水下相对高地的分布较为一致。

宽阔的古隆起及水下高地为颗粒滩的发育提供了场所, 但其内部不同位置水体能量存在分异。一般说来, 古隆起及水下高地的翼部因邻近广海, 其浪基面深度远大于核部的水浅区域。另一方面, 波浪从广海传递至古隆起及水下高地核部水浅区域的过程中能量也在递减。因此, 古隆起及水下高地的翼部往往更易发育颗粒滩, 且形成的颗粒滩累积厚度也大于核部水浅区域。如处于乐山— 龙女寺古隆起翼部的盘1井和座3井即比核部的安平1井和高科1井颗粒滩更加发育(表2, 图6)。

由此可见, 古隆起和水下高地为颗粒滩发育提供物质基础的同时, 其核部、翼部水体能量的不同导致了颗粒滩易围绕古隆起发育的平面特征, 体现了构造条件对颗粒滩分布的控制作用。