施开兰, 陈芳文, 段卓, 罗思聪, 苏成鹏, 马腾, 唐浩, 谭秀成. (2015)重庆北碚和平水库剖面下侏罗统大安寨段湖相碳酸盐岩岩石类型及沉积环境[J]. 古地理学报, 17(2): 198-212
Shi Kailan, Chen Fangwen, Duan Zhuo, Luo Sicong, Su Chengpeng, Ma Teng, Tang Hao, Tan Xiucheng. (2015)Lacustrine carbonate rock types and sedimentary environments of the Lower Jurassic Da'anzhai Member of Heping Reservoir section in Beibei area, Chongqing[J]. Journal Of Palaeogeography, 17(2): 198-212. DOI:10.7605/gdlxb.2015.02.017  
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重庆北碚和平水库剖面下侏罗统大安寨段湖相碳酸盐岩岩石类型及沉积环境
施开兰1,2, 陈芳文1,2, 段卓3, 罗思聪2, 苏成鹏1,2, 马腾1,2, 唐浩1,4, 谭秀成1,4
1 四川省天然气地质重点实验室,西南石油大学,四川成都 610500
2 西南石油大学地球科学与技术学院,四川成都 610500
3 中国石油川庆钻探工程有限公司地球物理勘探公司,四川成都 600213
4 中国石油碳酸盐岩储层重点实验室沉积与成藏分室,西南石油大学,四川成都 610500

通讯作者简介 谭秀成,男,1970年生,教授,博士生导师,主要从事储集层沉积学研究。E-mail: tanxiucheng70@163.com。

第一作者简介 施开兰,女,1990年生,西南石油大学硕士研究生,主要从事储集层地质学研究。E-mail: smilegirl05@sina.com。

收稿日期:2014-08-30
基金:四川省省属高校“天然气地质”科研创新团队资助成果
摘要

四川盆地下侏罗统自流井组大安寨段一直是四川盆地致密油勘探的重要层位之一。针对该层位的研究已逾半个世纪,但岩石类型分类粗略、沉积环境及储集岩类型认识不清等问题是导致该层段致密油勘探未获重大突破的重要原因。鉴于此,笔者等开展了对四川盆地东部重庆北碚和平水库剖面下侏罗统自流井组大安寨段湖相碳酸盐岩岩石类型及沉积环境的研究。研究发现,该剖面大安寨段为湖相碎屑岩与碳酸盐岩的混合沉积,由5大类岩石组成,可细分为14种岩石类型。碳酸盐岩厚度占剖面总厚度的60%以上,以泥晶灰岩为主,介壳灰岩和介屑灰岩次之;在纵向上形成了4个较为典型的向上变浅沉积序列。根据各岩石类型宏观、微观沉积特征及岩石纵向组合形式,进一步分析了各岩石类型的沉积环境,结果表明,北碚地区下侏罗统大安寨段沉积时期为滨、浅湖环境,以低能碳酸盐沉积为主;高能与较低能环境成因的介壳滩并非碳酸盐沉积的主体。湖泊进入碳酸盐沉积阶段和钙质骨壳生物的大量繁育是大安寨期湖相碳酸盐岩形成的主要原因。结晶介屑灰岩和泥晶白云岩可能是川东地区致密油的储集岩类,在今后的勘探中,应提高对滨浅湖环境、易受大气淡水改造的岩石类型的重视程度。

关键词: 四川盆地; 大安寨段; 湖相碳酸盐岩; 岩石类型; 沉积序列; 沉积环境
中图分类号:P588.24+6 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2015)02-0198-15
Lacustrine carbonate rock types and sedimentary environments of the Lower Jurassic Da'anzhai Member of Heping Reservoir section in Beibei area, Chongqing
Shi Kailan1,2, Chen Fangwen1,2, Duan Zhuo3, Luo Sicong2, Su Chengpeng1,2, Ma Teng1,2, Tang Hao1,4, Tan Xiucheng1,4
1 Sichuan Province Key Laboratory of Natural Gas Geology,Southwest Petroleum University,Chengdu 610500,Sichuan
2 School of Geoscience and Technology,Southwest Petroleum University,Chengdu 610500,Sichuan
3 Geophysical Prospecting Company and Chuanqing Drilling Engineering Corporation,PetroChina, Chengdu,610213,Sichuan
4 The Sedimentary and Accumulation Department of Key Laboratory of Carbonate Reservoirs,PetroChina,Southwest Petroleum University,Chengdu 610500, Sichuan

About the corresponding author Tan Xiucheng,born in 1970,is a professor and Ph.D. advisor of Southwest Petroleum University,and is mainly engaged in sedimentology. E-mail: tanxiucheng70@163.com.

About the first author Shi Kailan,born in 1990,is a master degree candidate of Southwest Petroleum University. she is mainly engaged in reservoir geology. E-mail: smilegirl05@sina.com.

Abstract

The Da'anzhai Member of Lower Jurassic Ziliujing Formation in Sichuan Basin is one of the important horizons of dense oil exploration,and has been studied over half a century. However, due to rough classification of the rock types and unclear understanding of the sedimentary environments and reservoir types, no major breakthrough has been achieved. For this reason, the study of lacustrine carbonate rock types and their sedimentary environments in the Da'anzhai Member of Heping Reservoir section in Beibei area,Chongqing,eastern Sichuan Basin was carried out. The results indicate that those mixed sediments recorded in the Da'anzhai Member largely comprise of terrigenous clastic rocks and carbonate rocks. And 5 major rock categories and 14 rock types accordingly are further classified. Carbonate rocks evidently dominates through the thickness occupying more than 60%,of which micrite ranks the first,followed by the shell limestone and the bioclastic limestone. Each microfacies assemblage ordered vertically,where 4 representive upward-shallowing sequences existed. Sedimentary environments of various rock types are further analyzed according to their macro-micro characteristics and vertical combination forms. The results show that the Da'anzhai Member in Beibei area is shore-shallow lake with weak hydrodynamic condition,mainly featured by low-energy carbonatite,while the shell shoal developed in high- and low-energy environments is not the main part of carbonate sedimentation. The initiation of carbonate sedimentation phase and the massive blooming of calcareous skeleton fauna are the main causes for sedimentation of the Da'anzhai lacustrine carbonates. Crystal line bioclastic limestone and micritic dolomite of shore-shallow lacustrine facies may be the reservoir rock for dense oil in eastern Sichuan Basin. In further exploration, more attentions should be paid to the shore-shallow lacustrine rocks which could be easily dissolved by meteoric water.

Key words: Sichuan Basin; Da'anzhai Member; lacustrine carbonate; rock type; sedimentary sequence; sedimentary environment

下侏罗统自流井组大安寨段湖相碳酸盐岩是四川盆地致密油勘探的主要层位, 已有众多学者(例如:李耀华, 1996; 郑荣才, 1998; 王全伟等, 2006; 黄开伟等, 2010; 倪超等, 2012; 陈世加等, 2013; 丁一等, 2013; 钱凯等, 2013)对大安寨段湖相碳酸盐岩开展了较为深入的研究, 普遍认为四川盆地大安寨段介壳灰岩十分发育, 是介壳滩的主要组成部分(郑荣才等, 1997; 李军等, 2010; 汪少勇等, 2013), 其中以泥晶介壳灰岩、结晶介壳灰岩为主的介壳滩为高能介壳滩, 发育在浅湖向半深湖过渡的斜坡区上部和滨浅湖高能地带; 以含泥质泥晶介壳灰岩为主的介壳滩为低能介壳滩, 主要发育于滨浅湖环境(陈荣林和李宪翔, 1991; 郑荣才, 1998; 邓康林, 2001; 马如辉, 2005; 倪超等, 2012); 而徐双辉等(2013)认为泥晶/亮晶介壳灰岩和含泥质泥晶介壳灰岩均为高能环境产物。但现有研究普遍对大安寨段岩石类型分类粗略, 存在将结晶介壳灰岩、泥晶介壳灰岩类或介壳泥晶灰岩类统称为介壳灰岩, 或将介屑灰岩也称作介壳灰岩的现象, 且未对各岩石类型沉积环境做细致分析。这显然不利于对大安寨段岩石类型发育、分布及其沉积环境和湖相碳酸盐沉积模式作出准确分析, 同时也就一定程度上制约了对储集岩类的研究, 不利于分析有利勘探区带。在储集岩方面, 多数学者认为大安寨段的储集岩类为构成高能介壳滩的泥晶介壳灰岩和亮晶介壳灰岩(李耀华, 1996; 李军等, 2010; 谢林等, 2010), 一些学者(倪超等, 2012; 汪少勇等, 2013)也提出, 含泥质泥晶介壳灰岩和与泥页岩互层的薄层状泥晶介壳灰岩也能为致密油提供储集空间。前人对大安寨段储集岩的研究重点都放在介壳灰岩上, 忽略了其他碳酸盐岩岩石类型的潜力, 而近年来, 在川中地区高石梯构造高浅1H井泥晶白云岩中试获原油63.5 m3/d, 表明大安寨段湖相碳酸盐岩中储集岩类并非只有介壳灰岩, 应该还存在其他的岩石类型。因此, 加强大安寨段以基础地质和储集层特征为主的油气地质研究具有十分重要的意义。鉴于此, 作者以川东北碚地区和平水库剖面为例, 通过露头剖面的精细观察描述, 结合47件系统采集样品的室内薄片鉴定, 分析不同岩石类型的特征和形成环境以及湖相碳酸盐岩的纵向建造序列, 讨论研究区湖相碳酸盐沉积环境, 这将有助于理解大安寨段湖相碳酸盐多样化的沉积类型, 为致密油的勘探提供参考性信息。

1 区域地质概况

受印支运动的影响, 晚三叠世和侏罗纪四川盆地成为巨大的陆相湖盆, 整体呈现出北陡南缓的不对称大型宽缓湖盆, 盆内自下而上沉积了上三叠统须家河组, 侏罗系自流井组、沙溪庙组、遂宁组和蓬莱镇组。其中, 下侏罗统自流井组自下而上划分为珍珠冲段、东岳庙段、马鞍山段、大安寨段和凉高山段, 以大安寨段沉积时期湖面最广, 达1× 105 km2, 为大型内陆水系的淡水坳陷湖盆, 湖盆中心基本位于仪陇一带, 自中心向周边依次为半深湖区、浅湖区、滨湖区、河流区(图 1-A), 沉积物是以碎屑岩和灰岩为主的混合沉积(廖太平和胡明, 2008; 钱凯等, 2013)。受燕山运动和喜马拉雅运动的影响, 川东地区发生强烈褶皱, 在巨大挤压力作用下, 侏罗系及其以下的地层受挤压抬升、变形, 形成了如今的华蓥山脉。研究剖面位于川东高褶带华蓥山脉, 地处重庆市北碚地区天府镇大坝沟(图 1-B)的和平水库(图 1-C), 在大安寨段沉积时期位于湖盆中南部缓坡带上, 属于滨湖— 浅湖过渡环境。

图1 四川盆地下侏罗统大安寨段古地理略图(据郑荣才, 1997; 修改)及和平水库剖面位置Fig.1 Palaeogeographic map of the Lower Jurassic Da' anzhai Member in Sichuan Basin (modified from Zheng, 1997)and location of Heping Reservoir section

川东北碚地区侏罗系仅发育自流井组和沙溪庙组, 缺失部分侏罗系和全部白垩系、古近系和新近系。下侏罗统自流井组大安寨段下接自流井组马鞍山段, 上与凉高山段呈整合接触(廖太平和胡明, 2008)。此次研究剖面因和平水库泄水检修使剖面出露部分大安寨段(图 1-D), 层序较完整, 化石丰富, 沉积现象清晰, 但未见大安寨段顶底, 23个小层全为大安寨段, 总厚度为26.64 m(图 2), 以碳酸盐岩和泥岩为主, 岩石类型主要包括泥晶灰岩、介壳灰岩、介屑灰岩和泥岩, 发育介壳质泥页岩, 为四川盆地重要的生油岩类; 古生物类型主要为双壳类、介形类和轮藻类, 少量腹足类和鱼类化石; 发育生物钻孔、浪成交错层理、结核和干裂等沉积构造。

图2 重庆北碚和平水库剖面下侏罗统大安寨段综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of the Lower Jurassic Da' anzhai Member of Heping Reservoir section in Beibei area, Chongqing

2 岩石类型及沉积环境分析

研究剖面大安寨段岩性复杂, 根据露头剖面观察和岩石薄片鉴定, 参照常用的碳酸盐岩结构分类方案(朱筱敏, 2008), 作者将大安寨段湖相碳酸盐岩分为颗粒灰岩、颗粒泥晶灰岩、泥晶灰岩和泥晶云岩4大类, 并细分出12种岩石类型, 此外, 还有泥质岩类产出(图 2)。下面分别描述研究剖面中各岩石类型并解释其沉积环境。

2.1 颗粒灰岩类

颗粒灰岩类中的颗粒含量大于50%, 颗粒类型以双壳类、介形类、腹足类等介壳为主, 局部层位以球粒为主, 间或出现轮藻、鱼化石和内碎屑等, 颗粒保存或完整或破碎。填隙物类型主要为亮晶方解石、泥晶方解石或黏土矿物, 根据颗粒类型及其保存完整程度的差异, 将颗粒灰岩细分为介壳灰岩和介屑灰岩2个亚类。

2.1.1 介壳灰岩

研究剖面介壳灰岩中的介壳主要为双壳类壳体, 腹足类和介形类壳体少见, 偶含轮藻、鱼类等生物颗粒; 填隙物类型包括泥质、泥晶方解石和亮晶方解石。根据填隙物类型、含量的差别将介壳灰岩细分为泥晶介壳灰岩和含泥质泥晶介壳灰岩。

1)泥晶介壳灰岩。泥晶介壳灰岩产于研究剖面的第15层(图 2), 浅灰色中层状, 下部与(含)介形轮藻泥晶灰岩、含泥质泥晶介壳灰岩呈过渡关系。颗粒以双壳类壳体为主, 偶见少量介形类和轮藻伴生。双壳类壳体由粉晶— 细晶方解石组成, 壳长5~8 mm, 壳厚约0.2 mm, 多以单瓣壳顺层面定向排列, 极少部分保存为双瓣壳(图 3-a), 含量为75%~90%。基质以泥晶方解石为主, 含量为5%~25%, 并含少量的泥质成分, 含量一般不超过5%。

图3 重庆北碚和平水库剖面下侏罗统大安寨段介壳灰岩和结晶介屑灰岩特征Fig.3 Characteristics of shell limestone and crystalline bioclastic limestone of the Lower Jurassic Da' anzhai Member of Heping Reservoir section in Beibei area, Chongqing

2)含泥质泥晶介壳灰岩。在研究剖面中的12层和14层中上部发育, 宏观特征、颗粒组成与泥晶介壳灰岩类似, 最大的区别在于含泥质泥晶介壳灰岩中泥质含量较高, 一般为10%~15%(图 3-b)。

沉积环境分析:上述2种介壳灰岩中的介壳均保存完整, 分选好, 具有水平定向叠覆排列的特征。在含泥质泥晶介壳灰岩层段中选取了10, cm× 15, cm有代表性的露头剖面进行壳体朝向统计, 结果为:介壳凹面向上的约320个, 而凸面向上的壳体仅有28个, 反映出该类岩石中生物颗粒可能经过弱水流或波浪的一定簸选和短距离的搬运, 或大量双壳类死亡后, 壳体原地自然离解为两瓣壳堆积, 使得介壳多凹面向上, 且颗粒之间充填大量泥质和灰泥(图 3-c)。据此推测含泥质泥晶介壳灰岩可能为浪基面之上附近繁育的双壳类生物近原地死亡后自然离解堆积形成的生物层, 而非高能湖浪持续簸选或斜坡带异地搬运的结果, 属浅湖较低能环境沉积。这明显有别于柴达木盆地西部西岔沟剖面湖相介壳灰岩多为滨浅湖介壳质浅滩环境的沉积产物(宋华颖等, 2010)。相对含泥质泥晶介壳灰岩而言, 泥晶介壳灰岩中介壳亦保存完整, 且呈现定向性排列特征, 但反映低能环境的泥晶方解石含量较低, 几乎不含泥质, 推测其形成于平均浪基面之上、湖浪簸选不彻底的浅湖环境, 是以含泥质泥晶介壳灰岩为滩基的低能介壳滩的主要组成部分。

2.1.2 介屑灰岩

介屑灰岩的颗粒类型以双壳类碎屑为主, 其次为介形类、内碎屑和粪球粒, 鱼类和腹足类碎屑偶见。与介壳灰岩的显著差异是其中的生物壳体多保存不完整, 除少量介形类壳体外, 均呈碎片或碎屑状。填隙物主要为亮晶方解石、泥晶方解石和黏土矿物, 在成岩过程中不同层位介壳灰岩的重结晶程度不一。根据颗粒、填隙物类型和重结晶程度的差异, 将介屑灰岩细分为结晶介屑灰岩、亮晶含内碎屑介屑灰岩和泥质泥晶介屑灰岩。

1)结晶介屑灰岩。结晶介屑灰岩仅见于剖面第3层中至上部(图 2), 呈中层状浅灰色, 厚约1.2 m, 中上部可见较大型的浪成交错层理(图 3-d)。该岩石类型以方解石强烈重结晶为特征, 由0.1~0.5 mm的他形细晶— 中晶方解石组成, 但仍可辨别构成岩石的颗粒主要为双壳类, 壳体部分破碎成介屑, 呈扁平长条状杂乱排列(图 3-e), 壳长多小于5 mm, 含量在70%~90%范围内变化。向沉积序列上部, 介屑含量逐渐增加, 方解石晶粒逐渐增大。在岩层上部可见同生岩溶缝洞, 并为渗流粉砂和沥青质充填(图 3-f)。

沉积环境分析:结晶介屑灰岩经重结晶作用改造严重, 颗粒间原始胶结物难以判定, 但从岩层表面发育较大型浪成交错层理推测该岩类颗粒间可能为亮晶胶结, 属高能环境产物。而结晶介屑灰岩上部发育的准同生岩溶反映了该岩石在沉积后不久便经历了暴露。由此判断结晶介屑灰岩形成于最小晴天浪基面与湖平面之间的高能地带, 短暂出露于湖面之上, 属浅湖区局部水下隆起上的高能介屑滩沉积物。

2)亮晶含内碎屑介屑灰岩。该岩石仅在第19层产出(图 2), 宏观上呈浅灰色中层状, 肉眼可见岩石中的大量生物碎屑。显微镜下表现为:颗粒之间为亮晶方解石胶结, 含量约35%; 颗粒以双壳类碎屑为主, 分选较差, 排列具弱定向性, 含量40%~50%(图 4-a); 其次是分选极差的内碎屑, 最小仅0.02 mm左右, 最大的约3 mm。在中砂级以上的部分内碎屑中还可见明显的生物和颗粒组构(图 4-b)。

图4 重庆北碚和平水库剖面下侏罗统大安寨段介屑灰岩和泥晶灰岩照片Fig.4 Photos of bioclastic limestone and micritic limestone of the Lower Jurassic Da' anzhai Member of Heping Reservoir section in Beibei area, Chongqing

沉积环境分析:内碎屑主要是沉积盆地中沉积不久的、半固结或固结的碳酸盐沉积物, 受波浪、水流、风暴流等作用, 破碎、搬运、磨蚀、再沉积而成, 反映强水动力条件。而介屑并不能直接指示强水动力环境, 也可能是沉积期后强烈构造作用形成。通常, 构造作用破碎的介屑在沉积期是完整的, 构造作用破碎后碎片之间也相互紧邻, 存在可拼接复原的痕迹, 无磨圆; 强水动力条件下形成的介屑表现为:破碎、可被磨圆、分选差、排列较杂乱, 很难恢复原始介壳形态。如同该剖面第19层亮晶含内碎屑介屑灰岩(图 4-a)和第21层泥质泥晶介屑灰岩中杂乱分布的介屑(图 4-c)。亮晶含内碎屑介屑灰岩中的内碎屑和介屑的形成需要强水动力的扰动、搬运, 亮晶胶结物的产出则需要强水动力的持续淘洗。据此推测亮晶含内碎屑介屑灰岩可能形成于最小晴天浪基面之上的高能环境, 为介屑滩的组成部分。

3)泥质泥晶介屑灰岩。该岩石类型见于研究剖面第21层上部(图 2), 浅灰色中层状, 生物碎屑肉眼可见, 下与含球粒介屑泥质泥晶灰岩过渡, 向上突变为泥晶灰岩。颗粒主要为双壳类碎屑, 粒径为0.2~2 mm, 含量在50%左右, 排列杂乱, 分选差; 局部见少量灰黑色粪球粒, 含量不足5%(图 4-c)。填隙物主要为泥质和泥晶方解石, 含量约45%, 其中泥质含量约占填隙物总量的1/4。

沉积环境分析:不同于浅湖较低能环境下的含泥质泥晶介壳灰岩, 具凹面向上、保存完整的双壳类壳体顺层面排列特征, 泥晶介屑灰岩中的颗粒主要为双壳类碎屑, 具分选差、磨圆较好的特征, 推测碎屑形成时的水动力条件强, 为高能环境; 但该岩类的填隙物含量高, 主要为泥晶方解石和黏土矿物, 反映低能环境下的沉积特征; 此外, 泥晶介屑灰岩还具有颗粒杂乱散布于杂基中的特征。据此推测泥质泥晶介屑灰岩是颗粒物质搬运至浅湖区低能环境, 快速卸载沉积于低能泥质、灰泥之中而成, 可能出现于季节性湖平面变化导致的最小晴天浪基面和最大晴天浪基面之间。

2.2 颗粒泥晶灰岩类

根据显微镜下薄片定量鉴定, 将泥晶方解石含量高于50%、颗粒含量在10%~50%的石灰岩统称为颗粒泥晶灰岩类。依据结构组分及其含量进一步细分为含球粒介屑泥质泥晶灰岩、含泥质介壳泥晶灰岩、(含)介形轮藻泥晶灰岩3种类型。

1)含球粒介屑泥质泥晶灰岩。该岩石主要产于研究剖面的第21层, 以泥晶方解石和黏土矿物沉积为主, 含量大于50%, 颗粒类型主要为介形类和双壳类介屑, 含量20%~30%, 含有约15%的球粒、粪球粒等碎屑颗粒(图 4-d)。

沉积环境分析:这一岩石类型出现在泥质泥晶介屑灰岩之下, 二者呈过渡关系。粪球粒、泥质和灰泥这类低能环境沉积物的含量较泥质泥晶介屑灰岩中的高。介形类和双壳类介屑混杂沉积、排列杂乱, 呈现异地搬运沉积的特征。由此推测含球粒介屑泥质泥晶灰岩同泥质泥晶介屑灰岩沉积环境类似, 也可能出现于季节性湖平面变化导致的最小晴天浪基面和最大晴天浪基面之间。

2)(含)介形轮藻泥晶灰岩。(含)介形轮藻泥晶灰岩分布较广, 下与泥晶灰岩过渡, 向上可渐变为含泥质介壳泥晶灰岩(图 2), 呈灰色薄— 中层状, 以泥晶方解石为主, 生物类型以介形虫和轮藻为主, 介形虫壳小而薄, 平缓弯曲, 单瓣壳和双瓣壳均有保存且杂乱散布于泥晶灰岩之中(图 4-e), 含量在10%~35%之间, 可见少量鱼骨化石, 缺乏双壳类的生物组合分子, 向层序上部生物含量逐渐增加。

3)含泥质介壳泥晶灰岩。岩石中颗粒含量较(含)介形轮藻泥晶灰岩高, 约40%, 颗粒类型也较丰富, 以双壳类壳体为主, 少量介形类、轮藻和鱼类等生物颗粒(图 4-f), 颗粒排列杂乱; 基质为泥晶方解石和少量泥质。

沉积环境分析:(含)介形轮藻泥晶灰岩和含泥质介壳泥晶灰岩中均含轮藻和介形类。介形虫壳小且薄, 含量丰富; 轮藻适合在宁静、清澈的、水深小于10 m的浅水砂、泥质上大量繁殖, 浑浊、动荡或水位常有变化的水体不利于其生长(管守锐, 1988; Platt and Wright, 1991), 氧气不足的静水环境是大量发育和保存轮藻、介形类最理想的环境。据此推测该岩石微相为相对安静的浅湖环境的正常产物, 而且在研究剖面中均发育于泥晶灰岩之上, 所以其沉积环境应该与泥晶灰岩的沉积环境类似, 但水体能量较泥晶灰岩高, 处于平均浪基面之下, 偶有湖浪扰动。介壳泥晶灰岩发育于(含)介形轮藻泥晶灰岩之上, 向沉积序列上部过渡为介壳灰岩, 其应该是在受一定湖浪扰动的浅湖环境中沉积而成的。

2.3 泥晶灰岩类

将研究剖面中泥晶方解石含量高于50%的、颗粒含量低于10%石灰岩统称为泥晶灰岩类, 主要包括泥晶灰岩和泥灰岩2类。泥晶灰岩是研究剖面大安寨段中发育最多的碳酸盐岩。

1)泥晶灰岩。泥晶灰岩主要发育在研究剖面的第5~12及22层中(图 2), 与介壳质泥页岩和(含)介形轮藻泥晶灰岩交互出现, 单层厚度一般小于20 cm。该类岩石由90%以上的泥晶方解石和少量(< 10%)介形类、轮藻类生物颗粒组成, 生物颗粒呈漂浮状散布泥晶灰岩中(图 4-g)。通常发育于向上变浅序列的下部, 向上常过渡为含介形轮藻泥晶灰岩和介形轮藻泥晶灰岩。

沉积环境分析:该岩石组分以泥晶为主, 指示水动力弱而安静的沉积环境。在浅湖相带的局部洼地中水体较深, 浪基面扰动深度较浅, 可以为低能的泥晶灰岩甚至泥灰岩提供合适的沉积环境。研究剖面中的泥晶灰岩有3种环境类型:(1)第5~7层中的泥晶灰岩发育于极薄层的灰绿色、灰黄色泥岩之上, 泥晶灰岩中缺乏陆源砂的混入, 发育于浅湖相区远离岸线的环境; (2)第8~12层中的泥晶灰岩中陆源泥、砂的混入现象较明显(图 4-h), 部分泥晶灰岩发育大量短暂暴露形成的垂直缝, 缝洞中充填了暗色泥质泥晶灰岩碎屑和连晶方解石, 通常发育于介壳质泥页岩之上, 可能发育于浅湖环境中靠近岸线的低地; (3)第22层中泥晶灰岩发育大量早期岩溶形成的渗流粉砂, 其沉积环境可能为极易暴露的近岸浅水环境。

2)泥灰岩。该岩石类型见于剖面的第4、5层, 灰黄色中层状, 均发育于紫红色钙质泥岩之上, 两者呈过渡关系, 其上沉积深灰色泥晶灰岩, 沉积构造以水平层理为主, 未发现生物活动痕迹。

沉积环境分析:出现于紫红色钙质泥岩与深灰色泥晶灰岩之间, 可能是湖水能量极低、水体中泥质含量较高时期的较深水低能沉积物。

2.4 泥晶云岩类

研究采用稀盐酸测试、茜素红染色(未染色或染色后变蓝者为白云石)及X射线衍射等方法对白云石(或白云岩)进行识别, 将泥晶白云石含量超过50%的碳酸盐岩称为泥晶云岩类。根据泥晶云岩中组分类型及含量差异, 将泥晶云岩细分为灰质泥晶云岩和粉砂质泥晶云岩2种类型。

1)灰质泥晶云岩。该岩石类型发育于研究剖面的第13层(图 2), 灰色中层状产出, 岩石遇稀盐酸缓慢起泡, 在镜下观察到该岩类难被染色, 生物化石含量不足5%, 为轮藻和腹足类壳体(图 5-a); 岩石中零散分布着厘米级的铁质结核(图 5-b), 顶部具干裂(图 5-c), 其下为灰绿色钙质泥岩, 其上为杂色钙质泥岩; 岩层中可见被方解石连晶胶结的孔洞缝(图 5-d)。

图5 重庆北碚和平水库剖面下侏罗统大安寨段泥晶云岩和泥质岩类照片Fig.5 Photos of dolomicrite and argillaceous rock of the Lower Jurassic Da' anzhai Member of Heping Reservoir section in Beibei area, Chongqing

沉积环境分析:研究剖面中的灰质泥晶云岩发育暴露成因的干裂构造, 说明其形成于湖平面附近, 在湖平面发生相对下降时容易暴露, 而泥晶本身又反映低能、静水环境; Pierre和Eric(2002)在研究湖相和沼泽相碳酸盐岩时认为结核是湖相沉积物经暴露之后最常见的产物之一。此处铁质结核发育于具干裂构造的泥晶云岩中, 据此认为该铁质结核为暴露环境所致。综上所述, 推测顶面具干裂的灰质泥晶云岩可能是原始沉淀的泥晶灰岩在湖平面下降、水体局部浓缩的情况下发生不完全白云岩化所致, 属滨湖相带灰云坪环境的产物。

2)粉砂质泥晶云岩。该类岩石仅在第16层出现, 呈浅灰色中层状产出。泥晶白云石占绝对优势, 含量70%左右; 陆源粉砂含量为20%~30%, 多为长石颗粒(图 5-e, 表1); 此外, 局部还见含量不足10%的铁质和灰黑色小球粒。

表1 重庆北碚和平水库剖面下侏罗统大安寨段X射线衍射沉积岩全岩定量分析结果 Table1 Result of quantitative analysis of X-ray diffraction for whole rock samples of the Lower Jurassic Da' anzhai Member of Heping Reservoir section in Beibei area, Chongqing

沉积环境分析:研究剖面中该岩石类型仅发育在(泥晶)介壳灰岩之上, 有陆源碎屑物质的混入, 推测为低能介壳滩发育至湖平面附近时, 因湖水变浅终止了介壳滩的发育, 且水体盐度增加, 泥晶方解石白云石化, 为滨湖云坪环境的沉积产物。

2.5 泥质岩类

研究剖面的大安寨段中, 除发育碳酸盐岩外, 也发育了一定厚度的泥质岩类, 其中以灰黑色薄层状富含完整双壳类壳体的介壳质泥页岩和(钙质)泥岩为主。

1)介壳质泥页岩与油页岩。该类岩石在实测剖面第8~12层的各层底部发育, 单层厚度最小仅3 cm, 最大为33 cm, 累积厚度不足1.5 m, 其上、下岩层均为泥晶灰岩或介形轮藻泥晶灰岩(图 2)。该类岩石含有较丰富的双壳类介壳, 含量25%以上, 壳体呈扁平状, 个体大小以1~1.5 cm为主, 多为原地埋藏, 保存完整(图 5-f), 新鲜断面呈灰褐— 黑褐色, 风化面显黄褐— 灰褐色, 较疏松, 易破碎, 呈薄的叶片状或薄片状, 富含有机质, 具弱油脂光泽和贝壳状断口, 部分显示出油页岩的特征。

沉积环境分析:富含有机质的暗色泥页岩和油页岩一般被解释为深湖环境典型的沉积产物, 通常具有季候纹层, 并且缺乏底栖动物化石(付修根等, 2007; 王党国等, 2009; 刘招君等, 2012)。部分泥页岩和油页岩可以发育于浅湖环境, 该环境下的泥页岩和油页岩通常具有暴露标志或与蒸发岩共生(刘立和王东坡, 1996)。作者实测剖面的介壳质泥页岩与油页岩, 以含有较丰富的、原地埋藏且保存完整的底栖双壳类化石为特征, 这显然与典型深湖相泥页岩和油页岩存在明显的差别, 与具有暴露标志或与蒸发岩共生的浅湖相油页岩也有一定差异。根据该岩石类型以泥质沉积占优势、底栖双壳类较丰富、水平层理与水平纹理发育良好, 且在11层发育的介壳质泥页岩上部发育的泥晶灰岩中见大量早期暴露形成的垂向缝发育等特征, 推测其沉积环境应该为适合底栖生物大量繁育的、低能安静的泥质环境, 可能是水动力很弱的湖湾环境, 并且可能与快速湖侵(较大的洪泛面)有关。

2)(钙质)泥岩。研究剖面中(钙质)泥岩比较发育, 单层厚度变化较大, 最薄仅数厘米, 最厚可达4.2 m, 累计厚度9.23 m。根据泥岩颜色和产出状态可分为2类:一类为灰黄色/灰绿色(钙质)泥岩, 呈薄层状产出, 位于泥晶灰岩或泥灰岩之下, 无湖浪扰动的沉积构造, 可见大量生物潜穴(图 5-g), 是沉积序列底部较深水的沉积产物; 另一类为杂色/紫红色(钙质)泥岩(图 5-h), 该类岩石沉积厚度通常大于1 m, 发育在具暴露构造的岩类之上, 呈突变接触。

沉积环境分析:综合上述2种(钙质)泥岩的沉积特征, 可以认为发育生物钻孔的灰黄色/灰绿色(钙质)泥岩形成于平均浪基面之下的静水环境; 而杂色/紫红色(钙质)泥岩则是滨湖低能环境沉积的泥岩, 在氧化条件下呈明显氧化色, 这一认识和郑荣才等(1997)对川北大安寨段研究的结论一致。

综上所述, 用表2总结了和平水库剖面下侏罗统大安寨段湖相岩石类型、特征及其沉积环境解释。

表2 重庆北碚和平水库剖面下侏罗统大安寨段岩石类型及其沉积环境解释 Table2 Rock types and their sedimentary environment analysis of the Lower Jurassic Da' anzhai Member of Heping Reservoir section in Beibei area, Chongqing
3 湖相碳酸盐岩的垂向序列

研究剖面下侏罗统大安寨段的各种岩石类型在垂向上的有序叠置, 形成了多种不同类型的沉积序列。根据沉积序列中岩石类型的叠置样式、沉积特征和沉积环境的演变, 识别出以下4种向上变浅的沉积序列。

1)钙质泥岩— (含)介形轮藻泥晶灰岩— 结晶介屑灰岩沉积序列。这种向上变浅的沉积序列如图6-1所示, 总厚度1.72 m, 记录了浅湖环境中高能介屑滩的发育与演化过程。序列底部为发育大量生物潜穴的钙质泥岩(图 5-g), 厚27 cm; 下部为(含)介形轮藻泥晶灰岩, 厚25 cm, 可视为滩基单元; 中部及上部为结晶介屑灰岩, 厚120 cm, 是高能介壳滩的主体或滩核部分。推测发育生物潜穴的钙质泥岩形成于平均浪基面之下、水动力较弱的浅湖环境; 随后湖平面相对稳定, 湖水清洁度、盐度变得适宜碳酸盐沉淀, 介形类和轮藻开始出现, 并呈逐渐增多的趋势, 沉积了浅湖相(含)介形轮藻泥晶灰岩, 为高能介屑滩的生长奠定了稳固的基础; 伴随湖平面缓慢相对下降, 沉积基底进入最小晴天浪基面与湖平面之间的高能地带, 水体能量持续增强, 介形类和轮藻减少, 体型更大、能适应更强水动力的双壳类生物迅速增加, 导致在介形轮藻泥晶灰岩基底上建造起主要由结晶介屑灰岩组成的高能介屑滩体; 当湖平面进一步相对下降, 介屑滩体出露湖面, 结束生长, 并且遭受短期大气淡水淋滤改造, 从而在结晶介屑灰岩顶部形成了一些岩溶缝洞。

图6 重庆北碚和平水库剖面下侏罗统大安寨段向上变浅沉积序列Fig.6 Upward-shallowing sequences of the Lower Jurassic Da' anzhai Member of Heping Reservoir section in Beibei area, Chongqing

2)钙质泥岩— (含)介形轮藻泥晶灰岩— 泥晶介壳灰岩— 粉砂质泥晶云岩沉积序列。这种向上变浅的沉积序列如图6-2所示, 总厚度2.32 m, 记录了浅湖环境中低能介壳滩的发育与演化过程。序列底部为钙质泥岩, 厚18 cm; 下部为泥晶灰岩和(含)介形轮藻泥晶灰岩, 厚66 cm, 可视为滩基单元; 中部为泥晶介壳灰岩, 厚58 cm, 是低能介壳滩的主体或滩核部分; 上部为粉砂质泥晶云岩, 厚90 cm。推测灰绿色钙质泥岩形成于平均浪基面之下、水动力较弱的浅湖环境; 随后湖平面相对稳定, 湖水清洁度、盐度变得适宜碳酸盐沉淀, 先沉积了浅湖相泥晶灰岩, 随后出现了介形类和轮藻生物, 并呈逐渐增多的趋势, 堆积了(含)介形轮藻泥晶灰岩, 为低能介壳滩的生长奠定了稳固的基础; 伴随湖平面缓慢相对下降, 沉积基底进入平均浪基面之上, 水动力虽然略微增强, 但仍以低能环境为主, 双壳类生物迅速增加, 导致在介形轮藻泥晶灰岩基底上建造起主要由泥晶介壳灰岩组成的低能介壳滩体; 当湖平面进一步相对下降, 因湖水变浅终止了低能介壳滩的生长, 代之以滨湖砂云坪环境, 沉积了一套较厚的粉砂质泥晶云岩。

3)介壳质泥页岩与油页岩— 泥晶灰岩— (含)介形轮藻泥晶灰岩— 含泥质介壳泥晶灰岩沉积序列。这种向上变浅的沉积序列如图6-3所示, 总厚度1.11 m。序列下部为介壳质泥页岩与油页岩, 厚33 cm, 可能是快速湖侵或者较大洪泛期的沉积响应, 推测形成于底栖生物大量繁育、水动力很弱的湖湾泥滩环境; 随后湖平面相对稳定, 湖水清洁度、盐度变得适宜碳酸盐沉淀, 泥晶方解石开始大量沉淀, 形成泥晶灰岩; 随着湖平面相对缓慢下降, 水动力逐渐增强, 偶有湖浪扰动, 适合介形类、轮藻和双壳类等生物生长, 在生物和水化学的共同作用下先后沉积了(含)介形轮藻泥晶灰岩和介壳泥晶灰岩, 从而形成了介壳质泥页岩与油页岩— 泥晶灰岩— (含)介形轮藻泥晶灰岩— 介壳泥晶灰岩等4种岩石类型组成的向上变浅沉积序列。

4)钙质泥岩— 灰质泥晶云岩沉积序列。这种向上变浅的沉积序列如图6-4所示, 总厚度0.62 m。组成该沉积序列的岩石相对简单, 序列底部为灰绿色钙质泥岩, 厚6 cm, 向上演变为含铁质结核的灰质泥晶云岩(图 5-b), 厚56 cm, 顶部灰质泥晶云岩发育干裂构造(图 5-c)。该沉积序列的岩石类型与沉积特征反映了沉积环境从泥质浅湖演变为间歇性暴露的滨湖灰云坪。

4 讨论

四川盆地早侏罗世湖盆的沉积中心位于仪陇— 营山地区, 李军等(2010)发现围绕沉积中心向外的浅湖上斜坡带和滨、浅湖带形成了内外2个断续环状分布的介壳滩体, 在地域上主要分布于开江、绵阳— 盐亭— 阆中、巴中— 平昌— 锐家一带, 其中巴中— 平昌地区位于湖盆沉积体系北环带的浅湖相, 水体浅、较动荡, 介壳滩非常发育。郑荣才(1998)和李延均等(2013)认为重庆地区属于滨— 浅湖交界处, 发育介壳灰岩。朱松柏等(2013)研究了距离和平水库剖面不远的北碚地区大坝沟至胡家沟剖面大安寨段, 认为大坝沟至胡家沟剖面大安寨段颗粒灰岩厚度较大, 滩体厚度占剖面总厚度的42.7%以上, 但未对剖面发育的岩石类型做出明确的环境解释。这一认识同此次研究的和平水库剖面大安寨段岩石类型及其厚度的统计结果(表 3)存在明显的差异。根据统计结果可以发现, 该地区大安寨段碳酸盐岩总厚度占整个实测剖面厚度的61%左右, 其中以低能的泥晶灰岩占优势, 厚度为全剖面厚度的40%以上; 而反映相对较高能环境的颗粒灰岩厚度占总厚度的14%左右, 其中结晶介屑灰岩和亮晶含内碎屑介屑灰岩均不到5%(表3)。从古生物特征上看, 该区主要发育双壳类、介形类和轮藻类生物, 介形类和轮藻类主要产于泥晶灰岩中, 双壳类壳体为介壳灰岩的主要组成部分。从沉积构造上看, 该区有浪成交错层理、生物潜穴、干裂和铁质结核等, 其中高能环境下形成的浪成交错层理仅见于第3层结晶介屑灰岩中, 分布有限; 反映暴露环境的干裂、铁质结核以及早成岩期岩溶缝洞较为常见。

表3 重庆北碚和平水库剖面大安寨段岩石厚度及百分比统计 Table3 Thickness and thickness percentage statistics of rock types of the Da' anzhai Member of Heping Reservoir section in Beibei area, Chongqing

综合以上分析, 可以认为北碚地区早侏罗世大安寨段沉积期主要为滨、浅湖环境, 水动力较弱, 以泥晶灰岩类沉积为主, 高能与低能介壳滩仅在局部水下高地零星发育, 并非碳酸盐沉积的主体。湖泊进入碳酸盐沉积阶段和钙质骨壳生物的大量繁育是大安寨期湖相碳酸盐岩形成的主要原因。

川东北碚地区大安寨段湖相碳酸盐岩发育多种岩石类型, 其中浅湖高能环境的结晶介屑灰岩发育准同生岩溶系统且见沥青质充填, 滨湖区泥晶白云岩具干裂构造、内部可见大量被亮晶或连晶方解石胶结孔、洞, 二者均具孔渗性, 是川东地区致密油潜在的储集岩类。因此在今后的勘探中, 应提高对发育于滨浅湖环境、易暴露受大气淡水改造的高能介壳(屑)滩和低能泥晶云岩的重视。此外, 发育于浅湖环境的介壳质泥页岩, 有机质含量高, 但沉积环境不同于半深湖— 深湖, 该发现进一步深化了对四川盆地大安寨烃源岩发育和分布情况的认识。

5 结论

1)川东重庆北碚和平水库剖面下侏罗统大安寨段主要发育湖相碳酸盐岩与泥质岩, 包括颗粒灰岩、颗粒泥晶灰岩、泥晶灰岩、泥晶云岩、泥质岩5类, 并可细分出14种岩石类型。大安寨段各岩石类型纵向上相互叠置, 发育4种向上变浅的沉积序列, 即钙质泥岩— (含)介形轮藻泥晶灰岩— 结晶介屑灰岩; 钙质泥岩— (含)介形轮藻泥晶灰岩— 泥晶介壳灰岩— 粉砂质泥晶云岩; 介壳质泥页岩与油页岩— 泥晶灰岩— (含)介形轮藻泥晶灰岩— 含泥质介壳泥晶灰岩; 钙质泥岩— 灰质泥晶云岩沉积序列。

2)北碚地区下侏罗统大安寨段沉积时期为滨、浅湖环境, 水动力较弱, 以低能的泥晶灰岩类沉积占优势, 高能与低能介壳滩仅发育于局部的水下高地, 并非碳酸盐沉积的主体。湖泊进入碳酸盐沉积阶段和钙质骨壳生物的大量繁育是大安寨期湖相碳酸盐岩形成的主要原因。

3)发育准同生岩溶系统, 且见沥青质充填的结晶介屑灰岩和具干裂构造、内部可见大量被亮晶或连晶方解石胶结孔、洞的滨浅湖泥晶白云岩是川东地区致密油潜在储集岩类。在今后的勘探中, 需要提高对发育于滨浅湖环境、易暴露受大气淡水改造的高能介壳滩体和低能泥晶云岩的重视。

参考文献
1 陈荣林, 李宪翔. 1991. 川北侏罗系大安寨段介屑灰岩成岩作用与流体包裹体研究[J]. 石油实验地质, 13(2): 158-163. [文内引用:1]
2 陈世加, 刘超威, 杨跃明, 等. 2013. 川中八角场构造大安寨段凝析气藏形成机制再认识[J]. 天然气工业, 33(9): 29-35. [文内引用:1]
3 邓康林. 2001. 四川盆地柏垭—石龙场地区自流井组大安寨段油气成藏地质条件[J]. 油气地质与采收率, 8(2): 9-13. [文内引用:1]
4 丁一, 李智武, 冯逢等. 2013. 川中龙岗地区下侏罗统自流井组大安寨段湖相混合沉积及其致密油勘探意义[J]. 地质论评, 59(2): 389-400. [文内引用:1]
5 付修根, 王剑, 汪正江, 等. 2007. 藏北羌塘盆地海相油页岩沉积环境[J]. 新疆石油地质, 28(5): 529-533. [文内引用:1]
6 管守锐. 1988. 化石岩石学[M]. 山东东营: 石油大学出版社, 52-53, 103-104, 118-120. [文内引用:1]
7 黄开伟, 王兴志, 张帆, 等. 2010. 川中小潼场地区大安寨段储集层特征研究[J]. 重庆科技学院学报(自然科学版), 12(5): 14-18. [文内引用:1]
8 李军, 陶士振, 王泽成, 等. 2010. 川东北地区侏罗系油气地质特征与成藏主控因素[J]. 天然气地球科学, 21(5): 732-741. [文内引用:3]
9 李延均, 冯媛媛, 刘欢, 等. 2013. 四川盆地湖相页岩气地质特征与资源潜力[J]. 石油勘探与开发, 40(4): 423-428. [文内引用:1]
10 李耀华. 1996. 川中金华油田大安寨段介壳灰岩储集空间演化与油气关系[J]. 成都理工大学学报(增刊), 23: 43-50. [文内引用:2]
11 廖太平, 胡明. 2008. 重庆天府地区地质考察指南[M]. 北京: 石油工业出版社, 93. [文内引用:2]
12 刘立, 王东坡. 1996. 湖相油页岩的沉积环境及其层序地层学意义[J]. 石油实验地质, 18(3): 311-316. [文内引用:1]
13 刘招君, 孟庆涛, 贾建亮, 等. 2012. 陆相盆地油页岩成矿规律: 以东北地区中、新生代典型盆地为例[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 42(5): 1286-1297. [文内引用:1]
14 马如辉. 2005. 利用层序地层学方法预测川东北大安寨段介壳滩分布[J]. 天然气工业, 25(2): 58-60. [文内引用:1]
15 倪超, 郝毅, 厚刚福, 等. 2012. 四川盆地中部侏罗系大安寨段含有机质泥质介壳灰岩储集层的认识及其意义[J]. 海洋油气地质, 17(2): 45-56. [文内引用:3]
16 钱凯, 杜韫华, 施振生, 等. 2013. 中国湖相碳酸盐岩[A]. 见: 冯增昭. 中国沉积学[M]. 北京: 石油工业出版社, 793-795. [文内引用:2]
17 宋华颖, 伊海生, 范爱春, 等. 2010. 柴达木盆地西部西岔沟剖面湖相碳酸盐岩岩石学特征与沉积环境分析[J]. 中国地质, 37(1): 45-56. [文内引用:1]
18 汪少勇, 李建忠, 李登华, 等. 2013. 川中地区公山庙油田侏罗系大安寨段致密资源潜力分析[J]. 中国地质, 40(2): 477-486. [文内引用:2]
19 王党国, 石尊应, 郑向光. 2009. 陕北油页岩地质特征、成矿规律及开发条件[J]. 陕西地质, 27(2): 53-60. [文内引用:1]
20 王全伟, 梁斌, 阚泽忠. 2006. 四川盆地下侏罗统自流井组湖相碳酸盐岩的碳、氧同位素特征及其湖泊学意义[J]. 矿物岩石, 26(2): 87-91. [文内引用:1]
21 谢林, 王兴志, 张帆, 等. 2010. 四川盆地文井—明月地区大安寨段储集层研究[J]. 中国地质, 37(5): 1393-1398. [文内引用:1]
22 徐双辉, 陈洪德, 林良彪, 等. 2013. 川东北渠县地区大安寨段储集层特征[J]. 中国地质, 40(2): 200-208. [文内引用:1]
23 郑荣才. 1998. 四川盆地下侏罗统大安寨段高分辨率层序地层学[J]. 沉积学报, 16(2): 42-49. [文内引用:2]
24 郑荣才, 刘文均, 李安仁. 1997. 川北下侏罗统自流井组大安寨段灰岩非常规包裹体研究[J]. 地质论评, 43(5): 615-523. [文内引用:2]
25 朱松柏, 文涛, 徐邦炎, 等. 2013. 重庆北碚地区下侏罗统自流井组大安寨段沉积特征[J]. 沉积与特提斯地质, 33(4): 40-45. [文内引用:1]
26 朱筱敏. 2008. 沉积岩石学[M]. 北京: 石油工业出版社, 182-190. [文内引用:1]
27 Platt N H, Wright V P. 1991. Lacustrine carbonates: Facies models, facies distributions and hydrocarbon aspects[A]. In: Anadon P, Carrera L, Kelts K. Lacustrine Facies Analysis [M]. I. A. S. Special Publication, 13: 57-74. [文内引用:1]
28 Pierre F, Eric P. 2002. Verrecchia Lacustrine and palustrine carbonate petrography: An overview[J]. Journal of Paleolimnology, 27: 221-237. [文内引用:1]