岩心精细描述和镜下薄片鉴定表明, 磨溪— 高石梯地区龙王庙组主要发育2类颗粒碳酸盐岩:一类是具有明显颗粒结构、边界清晰的颗粒云岩, 这类云岩颗粒含量较多(80%~95%), 种类多样, 包括砂屑(图 4-a)、鲕粒(图 4-b)、砂砾屑、砾屑、核形石(图 4-c)、豆粒(图 4-d)和生屑, 但以砂屑和鲕粒占绝对优势, 颗粒整体磨圆较好, 分选中等, 颗粒间见粒状亮晶白云石2~3期胶结, 可见沥青充填和残余孔隙(图 4-b), 或为泥粉晶白云石全充填, 致密无孔; 另一类为具有残余颗粒结构的晶粒云岩(图 4-e), 晶粒主要为粉细晶级别, 当晶体为他形镶嵌接触时致密无孔, 而当晶体主要为自形— 半自形时则可见晶间孔和晶间溶孔。这类云岩由于白云石化和后期重结晶作用强烈, 肉眼下颗粒结构难以识别, 而在阴极发光或荧光下则可见明显的颗粒幻影(图 4-f)。

图4

Fig.4

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	图4 四川盆地磨溪— 高石梯地区下寒武统龙王庙组颗粒云岩类型Fig.4 Grain dolostone types of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Moxi-Gaoshiti area, Sichuan Basin

对应于海平面升降变化, 磨溪— 高石梯地区龙王庙组颗粒云岩具有明显的下细上粗的逆粒序和向上变浅的沉积特征(图 3), 表现出典型的陆表海台地沉积特点(Hofmann et al., 2004)。通常下部为粉— 细砂屑云岩, 向上过渡为中— 粗砂屑云岩和鲕粒云岩, 反映研究区沉积水体能量逐渐增强的特点。宏观岩心观察发现, 研究区龙王庙组台内滩单滩体规模不大, 多小于2 m, 垂向上表现为多个单滩体的频繁叠置, 形成累计厚度较大的颗粒云岩段(图 3-a)。

根据岩心精细描述, 在研究区龙王庙组识别出2种与颗粒滩有关的、向上变浅的沉积序列:滩间海— 颗粒滩(图 3-b, 3-c, 3-d)和局限潟湖— 颗粒滩(图 3-e)。单个沉积相序下部多为颜色较深的泥晶云岩、泥粉晶云岩等相对低能的滩间海或局限潟湖沉积物, 而上部则为浅灰色台内滩沉积物。台内滩与下部沉积物之间可呈冲刷突变接触(图 3-e), 或无明显冲刷特征而呈渐变接触。单旋回颗粒滩向上生长过程中随着沉积水体变浅、能量增强而粒度逐渐变粗, 顶部不发育滩顶暴露引起的颗粒选择性溶蚀, 说明研究区龙王庙组颗粒滩为非暴露型“ 较深水” 浅滩, 这与四川盆地洗象池群相似(李凌等, 2013)。这样的浅滩类型也预示着其储集空间类型与保存的残余粒间孔及后期叠加溶蚀改造孔洞有关。

磨溪— 高石梯地区龙王庙组虽然取心资料丰富, 但分布不均匀, 特别是对于高石梯地区, 取心相对较少, 为了准确刻画龙王庙组的颗粒滩分布特征, 需要结合岩心资料对未取心井段进行测井相标定解释。由于自然伽马曲线最能反映沉积环境(黄隆基, 1985), 且不同岩石类型在自然伽马曲线上的显示特征存在较明显的差异, 因而可以利用自然伽马曲线建立研究区颗粒滩测井响应模板(刘宏等, 2007; 谭秀成等, 2014)。通过对15口井取心段岩性和自然伽马曲线对比分析发现:研究区颗粒云岩段的自然伽马值相对最低, 一般小于20 API, 曲线形态较为平直, 偶成微齿状(图 5)。因此, 自然伽马值是否小于20 API可以作为该区龙王庙组颗粒云岩与非颗粒云岩的最主要的区分标准。

图5

Fig.5

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	图5 四川盆地磨溪— 高石梯地区下寒武统龙王庙组颗粒滩测井响应特征及纵横向演化规律Fig.5 Log responses and spatial evolution laws of grain bank of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Moxi-Gaoshiti area, Sichuan Basin

运用上述测井模板, 对全区30余口井颗粒云岩段进行测井识别和解释。统计资料发现, 磨溪— 高石梯地区龙王庙组沉积时期颗粒滩极其发育, 其单井颗粒云岩发育厚度比例多大于50%。受控于2次三级海平面升降旋回, 在龙一段上部和龙二段中上部各发育1套稳定分布的颗粒滩, 且颗粒滩发育程度和发育规模均高于其下部的局限潟湖沉积物; 同时, 受海平面变化速率的影响, 龙二段的颗粒云岩厚度多大于龙一段(图 5)。横向上, 研究区内龙王庙组颗粒滩连续性较好, 基本上均可追踪对比, 具有连片成滩的特征。

而从各层段龙王庙组的发育特征来看, 龙一段沉积期, 各井位下部的局限潟湖沉积物分布较为稳定, 颗粒滩的发育起始时期大致相当、规模相似, 而颗粒滩内部的滩间海沉积物发育程度却具有一定差别, 在中部磨溪13井— 磨溪21井区, 滩间海细粒沉积物累计厚度相对最大, 而向两侧逐渐减少, 到最南部的高石10井区, 几乎未见滩间海沉积物。而在龙二段沉积时期, 颗粒滩率先在磨溪10井区开始发育, 其后逐渐向南部(磨溪13井— 高石10井)迁移。同时, 与龙一段相似, 颗粒滩内部的滩间海沉积物也集中发育在磨溪13井— 磨溪21井区, 而在高石梯井区基本不发育。

基于磨溪— 高石梯地区龙王庙组单井颗粒云岩段精细解释与厚度统计, 结合纵横向展布规律的认识, 编制了研究区龙王庙组颗粒滩厚度等值线图(图 6)。从图6上可以看出, 研究区整体颗粒滩厚度较大, 除西北部靠近高台组剥蚀线区以及磨溪203井区外, 其他区域厚度均大于50 m, 颗地比也大于0.5(图 2), 且具有自西北向东南逐渐增厚的趋势。颗粒滩最发育处位于高石6井— 高石10井— 磨溪8井— 磨溪205井区, 这些井区颗粒滩累计厚度多大于70 m, 颗地比大于0.75, 并沿东北向呈近似条带状分布, 具有一定的平面展布规模。

图6

Fig.6

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	图6 四川盆地磨溪— 高石梯地区下寒武统龙王庙组颗粒滩厚度等值线图Fig.6 Thickness contour map of grain bank of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Moxi-Gaoshiti area, Sichuan Basin

碳酸盐岩台内滩体发育要求具有较高能量的沉积环境, 而沉积界面是否位于浪基面附近的高能界面则取决于海平面升降变化引起的海水深度、动荡程度和水动力条件的变化, 它们综合控制着台内滩体发育特征(丁熊等, 2012)。前人的研究表明:陆表海碳酸盐岩台地海平面升降变化一般表现出快速海侵到持续缓慢海退, 并具有多旋回高频震荡的特点(谭秀成等, 2014), 而海侵— 海退的频繁转换则被认为对浅滩化地层加厚具有影响(Ruf and Aigner, 2004; Palermo et al., 2010)。在一次海平面快速震荡的过程中, 快速海侵可以让沉积能量相对变低, 因而下部往往沉积细粒沉积物, 而缓慢海退则可让沉积界面处能量相对升高, 颗粒滩开始发育并向上生长, 最终形成一个向上变浅的沉积序列。加之由于海平面的高频震荡多次重复发生, 在垂向上, 颗粒滩沉积可以多旋回连续叠加, 从而形成累计厚度较大的颗粒云岩段。

而从大尺度来看, 四川盆地寒武纪经历了3次二级海平面升降变化, 分别是筇竹寺期— 沧浪铺期、龙王庙期— 高台期和洗象池群沉积时期^①, 龙王庙组正是受到寒武纪第2个二级海平面升降的控制。因而, 研究区处于二级海平面缓慢海退中晚期的龙二段颗粒滩发育程度高于处于缓慢海退早期的龙一段颗粒滩。同样, 受控于龙王庙组一段和二段2次三级海平面的快速海侵和缓慢海退, 龙一段和龙二段颗粒滩发育于中上部海退期, 且厚度较大, 而下部的快速海侵期则形成厚度相对较薄的局限潟湖低能沉积物(图 7)。

图7

Fig.7

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	图7 四川盆地磨溪— 高石梯地区高石1井下寒武统龙王庙组颗粒滩发育程度与海平面变化的关系Fig.7 Relationship between sea level fluctuation and development degree of grain bank in the Lower Cambrian Longwangmiao Formation of Well Gaoshi 1 in Moxi-Gaoshiti area, Sichuan Basin

无需置疑, 沉积期古地貌控制了沉积相的发育(赵俊兴等, 2001; 汪晶等, 2011), 对于发育于陆表海碳酸盐岩台地的颗粒滩, 微地貌起伏对滩体发育与分布的控制更为显著(谭秀成等, 2009)。文中应用印模法恢复了研究区龙王庙组沉积时期古地貌(图 8), 该古地貌整体表现为西北高、东南低、具有多个沟谷系统(安平1井东西向、磨溪203井南北、磨溪204井南北向等)和孤立地貌高地(高石3井区、磨溪17井— 磨溪19井区和磨溪202井— 磨溪16井区等)。

图8

Fig.8

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	图8 四川盆地磨溪— 高石梯地区早寒武世龙王庙组沉积时期古地貌Fig.8 Palaeogeomorphology during the depositional period of Longwangmiao Formation of Early Cambrian in Moxi-Gaoshiti area, Sichuan Basin

综合分析图6和图8可知:磨溪— 高石梯地区龙王庙组颗粒滩展布规律与古地貌关系密切, 颗粒滩最发育区位于古地貌南部环绕地貌高地(图 8中绿色区域)的相对低地(图 8中蓝色区域), 而在孤立地貌高地和古地貌斜坡带(图 8中黄色区域)颗粒滩发育程度相对减弱。在古地貌内部的沉积期深水洼地, 如磨溪203井区, 颗粒滩发育程度相对最低(颗地比小于0.5), 以局限潟湖泥粉晶云岩沉积为主。

前已述及, 磨溪— 高石梯地区龙王庙组颗粒滩为非暴露型浅滩, 具有大面积连片分布的特征。这一时期, 研究区总体处于浪基面之上, 沉积能量较强。受古地貌起伏的控制, 处于波浪扰动带的相对地貌低地具有更大的可容空间, 是颗粒云岩的优势发育区。

龙一段沉积时期, 颗粒滩在波浪能搅动到的浅水背景下地貌较低处(高石10井区)开始发育并快速堆积, 并对内侧区域形成一定程度的遮挡和封隔限制作用, 因而内侧区域的滩间海沉积物较发育, 而处于古地貌内部洼地的磨溪13井— 磨溪203井区由于水体相对较深, 频繁处于浪基面之下, 其颗粒滩的发育程度相对较差。龙二段沉积时期, 三级海平面快速海侵让研究区多处于浪基面之下, 龙二段在海侵期以沉积细粒碳酸盐岩为主。而在缓慢海退期, 由于古地貌斜坡带的位置相对最高(如磨溪10井区), 其率先变浅到浪基面之上水动力较强的高能环境, 因而优先发育颗粒滩。随着持续缓慢海退和沉积物的不断堆积, 古地貌斜坡带周围的相对低地也出露到浪基面之上而开始发育颗粒滩。当斜坡带颗粒滩持续垂向加积到海平面附近时, 受可容纳空间限制而停止生长, 而斜坡带周缘相对低地的颗粒滩却拥有足够的可容空间而继续生长, 这就造成了颗粒滩体向相对低地侧向迁移, 从而也使得颗粒滩横向连片分布(图 9)。龙王庙组颗粒滩体正是在古地貌和可容纳空间的共同控制下不断地垂向加积、侧向迁移, 最终导致在地貌较低处(高石10井区)颗粒滩沉积厚度最大, 而在内侧区域发育相对较差。同时由于颗粒滩体的不断生长, 滩体后部沉积环境再次受到遮挡, 形成滩后沉积, 如磨溪22井龙二段。

图9

Fig.9

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	图9 四川盆地磨溪— 高石梯地区下寒武统龙王庙组颗粒滩发育模式Fig.9 Development model of grain bank of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Moxi-Gaoshiti area, Sichuan Basin