上扬子地区震旦系分布广泛, 既有许多出露连续的露头剖面, 又有很多揭示震旦系的钻井剖面。邻近的中扬子长江三峡地区有中国南方震旦系标准剖面, 其也是全球同时代地层最具代表性的剖面之一, 李四光和赵亚曾(1924)在此建立了震旦纪地层剖面, 包括南沱组、陡山沱岩系和灯影组3个岩石地层单位。1959年第一届全国地层会议将南方震旦系划分为上、下两统, 上统称灯影组, 又分为灯影灰岩和陡山沱页岩两部分; 下统称南沱组, 又分为冰碛层和南沱砂岩两部分(地质部地质科学院, 1962)。1999年, “ 晚前寒武系工作组” 对震旦系含义进行了重新厘定, 厘定后的震旦系只包括陡山沱组和灯影组, 该方案在2000年第三届全国地层委员会讨论通过。本课题采用全国地层委员会(2001)方案(全国地层委员会, 2001, 2002): 震旦系分上、下两统, 上统含灯影峡阶灯影组, 下统含陡山沱阶陡山沱组(表 1)。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 上扬子地区震旦系划分对比 Table1 Stratigraphic division and correlation of the Sinian in Upper Yangtze Region

表1 上扬子地区震旦系划分对比 Table1 Stratigraphic division and correlation of the Sinian in Upper Yangtze Region

陡山沱组层型剖面位于湖北宜昌莲沱镇西面之陡山沱(湖北地质局三峡地层研究组, 1978), 岩性主要为灰、灰黑色泥质白云岩、白云质灰岩及黑色泥页岩, 常夹硅磷质结核和团块; 含微古植物、宏观藻类化石(湖北地质局三峡地层研究组, 1978); 与下伏南华系南沱组灰绿色冰碛岩不整合接触。本组自下而上可分4段:陡一段为厚度小于5m的灰色白云岩, 称盖帽白云岩; 陡二段为黑色泥岩与灰色泥质白云岩互层; 陡三段为灰色白云岩、白云质灰岩及条带状灰岩; 陡四段为黑色页岩。该套地层主要分布在城口— 遵义以东, 即川北、渝东、黔东及湘鄂西地区, 厚度一般100~200m, 渝北城口高观最厚1843.6m^①(①地层岩性资料除实地考察外, 还引用或参考了相关的1:20万区域地质测量资料及其他内部专题研究成果。)。

与陡山沱组时代相当的地层在城口— 遵义一线以西的川中(威远、磨溪、高石梯)、川南地区, 称喇叭岗组, 岩性为一套砂岩、含砾砂岩、页岩夹白云岩或白云质灰岩, 局地夹膏盐岩; 在川西、滇中称观音崖组, 下部为紫红色砂泥岩, 上部夹碳酸盐岩, 云南华坪、盐边地区夹膏盐岩, 含叠层石; 滇东昆明— 建水一带称王家湾组, 为海湾潟湖相紫红色砂页岩夹白云岩、泥质灰岩; 在黔中开阳、福泉、麻江一带称洋水组, 一般厚度10~50m, 主要为灰绿色砂岩、粉砂岩及细砾岩, 顶部为砂质白云岩及磷块岩, 含硅质叠层石; 在遵义松林, 陡山沱组为一套灰黑色含磷页岩夹硅质岩、薄层白云岩沉积; 川西北称胡家寨组, 为一套巨厚的板岩、千枚岩化泥页岩、碳质页岩夹砂岩沉积, 广元中子地区该组厚达1800m。

灯影组层型剖面位于湖北宜昌灯影峡(湖北地质局三峡地层研究组, 1978)。岩性主要为灰色、灰白色白云岩夹黑色薄层灰岩, 含微古植物、宏观藻化石, 厚200~1600m, 与下伏陡山沱组整合接触, 与上覆寒武系假整合或整合接触。宜昌灯影组分3段:下部称蛤蟆井段, 为灰白色砂屑白云岩, 含核形石及燧石条带; 中部称石板滩段, 为灰黑色韵律纹层状含硅质、微晶灰岩; 上部称白马沱段, 为灰白色块状硅质白云岩、微晶或粗晶白云岩和砂屑白云岩夹燧石层、燧石团块或燧石结核(湖北地质局三峡地层研究组, 1978)。

上扬子地区灯影期沉积分布广泛, 虽然不同地区地层名称相异, 但岩性组合特征基本相同, 都是一套菌藻类白云岩, 发育葡萄状、花边状、叠层状构造, 中上部普遍夹一套蓝灰色或灰黑色含火山凝灰质碎屑岩, 因此可以统称灯影组。根据所研究露头和钻井剖面的岩性、电性特征, 认为上扬子地区灯影组可划分4段(表 2), 震旦系地层及沉积相对比见图2和图3。其中, 灯三段在滇东称旧城段, 为一套紫红色地层, 一般厚5~40m, 由紫色、黄绿色页岩、粉砂岩、白云质粉砂岩等组成, 局部地区夹有海绿石砂岩或含砾砂岩; 在川北汉南古陆周围为灰黄色砂泥岩夹黑色页岩, 其余地区以蓝灰色、灰黑色页岩为主, 偶夹白云质粉砂岩。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 上扬子地区震旦系岩性及电性特征 Table2 Lithologic and electrical features of the Sinian in Upper Yangtze Region

表2 上扬子地区震旦系岩性及电性特征 Table2 Lithologic and electrical features of the Sinian in Upper Yangtze Region

图2

Fig.2

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	图2 上扬子地区东西向震旦系地层、沉积相对比图Fig.2 Stratigraphic and sedimentary facies correlation of the Sinian from the west to the east of Upper Yangtze Region

图3

Fig.3

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	图3 上扬子地区南北向震旦系地层、沉积相对比图Fig.3 Stratigraphic and sedimentary facies correlation of the Sinian from the north to the south of Upper Yangtze Region

此外在黔东南、桂北地区与灯影组相当的地层称老堡组, 为一套黑色深海相硅质岩; 在川西北平武地区该套地层称元吉组, 岩性为一套深水相灰色、深灰色泥质板岩夹白云质灰岩(1:20万区域地质调查报告)。

上扬子台地包含了川、渝、滇、黔、陕南及湘鄂西大部分地区, 西邻川滇大裂谷— — 攀西裂谷(张湘云和刘秉光, 1987; 潘杏南等, 1987; 膝吉文和魏斯禹, 1987; 汪集旸等, 1988), 东邻湘桂海盆及川鄂海峡(唐天福等, 1980), 北临秦岭海槽, 南接康滇古陆, 自新元古代开始形成东西北三面临海的半孤立地台。川鄂海峡是扬子台地上扬子与中扬子之间相对低洼的窄长地带, 分布于川东— 鄂西地区, 近南北向展布, 向北沟通扬子台地北面的秦岭海槽, 向南联接湘桂海盆, 现今该区带已褶皱为高大的北东— 南西向山系, 充分说明了上扬子与中下扬子不是一个完整统一的块体, 具有相对的独立性。上扬子台地相对的独立及其在新元古代伴随着攀西裂谷活动的多次升降运动, 造成了该区富有特色的震旦系沉积(贵州省地层古生物工作队, 1978; 杨暹和和陈远德, 1981)。

本次研究在大量露头剖面考察的基础上对一些典型剖面进行了重点测量和研究。限于篇幅在此仅介绍川西峨边先锋剖面和川中威117井剖面。

2.2.1 峨边先锋剖面

该剖面位于四川盆地西南边缘峨边彝族自治县先锋村附近。先锋剖面是出露比较好的从古老基底到震旦系、寒武系的地层剖面, 包括先锋(村)剖面、先锋1、先锋2、先锋3等4条断续连接剖面。本剖面震旦系陡山沱组厚度43m, 以陆源碎屑岩为主, 夹白云岩, 为一套古陆潟湖边缘沉积; 灯影组厚度817m, 为一套白云质碳酸盐岩台地灰泥丘沉积, 划分为灯一段、灯二段、灯三段、灯四段。上覆寒武系麦地坪组出露40m, 以含磷、含硅白云岩为主, 为一套局限台地沉积(图4)。

图4

Fig.4

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	图4 峨边先锋剖面震旦系沉积相剖面图(露头自然伽马由西南油气田公司测制)Fig.4 Sedimentary facies profile of the Sinian in Xianfeng section, Ebian area

1)先锋(村)剖面。位于先锋村附近, 划分27层, 东西长300m左右, 厚度140m左右, 包括花岗岩基底、下震旦统陡山沱组、上震旦统灯影组一段(部分)地层。花岗岩基底:为灰白色粗晶花岗岩, 形成于8亿年前。陡山沱组:1— 18层, 厚度43m, 以陆源碎屑岩为主, 夹白云岩, 为一套古陆潟湖边缘沉积。底部为2m左右的浅褐色薄层泥质粉砂岩、浅褐色石英砂岩; 下部为一套浅灰色泥粉晶白云岩(相当于全球分布的盖帽白云岩), 厚度4m左右; 中部为一套中— 薄层状灰白色、浅灰色砂岩, 厚度17m; 上部为一套中— 薄层状灰色、灰白色粉晶白云岩, 厚度11m; 顶部为中— 厚层状云质粉砂岩和黑色页岩, 厚度9m左右。灯一段:19— 27层, 厚度97m左右(未完全出露)。以浅灰色中— 厚层状泥粉晶白云岩、含藻纹层白云岩为主, 见大型丘状藻纹层, 为一套局限台地相较深水灰泥丘沉积。溶蚀孔洞不发育, 储集性能较差。

2)先锋1剖面。位于先锋村西3~5, km处。划分45层, 厚度520m左右。包括灯影组灯一段上部、灯二段、灯三段、灯四段底部地层。灯一段上部:1— 9层, 厚度65m左右。以灰色、浅灰色厚层状泥粉晶白云岩夹藻纹层白云岩为主, 局部含黑色硅质条带或硅质团块。溶蚀孔洞不发育, 储集性能较差。灯二段:10— 36层, 厚度332m左右。以灰色厚层状藻白云岩为主, 上部夹深灰色雪花状藻白云岩, 具丰富的葡萄花边构造、藻叠层构造, 为半局限台地沉积。藻格架及溶蚀孔洞发育, 是很好的储集层(图 5)。灯三段:厚度3~5m, 蓝灰色页岩、泥质白云岩, 局限海盆相。

图5

Fig.5

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	图5 峨边先锋1剖面震旦系灯二段半局限台地的葡萄花边构造Fig.5 Botryoidal structure of the Member 2 of Sinian Dengying Formation, semi-restricted platform, XF 1 section in Xianfeng, Ebian area

3)先锋2剖面。划分0— 66层, 厚度212m左右。主要地层为灯四段。岩性以灰色、浅灰色中— 厚层状泥粉晶白云岩为主, 夹少量藻纹层白云岩、藻叠层白云岩、藻凝块白云岩、砂砾屑白云岩, 含较多的黑色或浅灰色硅质条带、菱铁矿结核(图 6), 为较深水开阔台地相。

图6

Fig.6

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	图6 峨边先锋2剖面震旦系灯四段硅质条带白云岩, 较深水开阔台地Fig.6 Siliceous dolomite of the Member 4 of Sinian Dengying Formation, open platform, XF 2 section in Xianfeng, Ebian area

4)先锋3剖面。主要在陡崖处, 划分0— 10层, 厚度40m左右。主要为寒武系麦地坪组。岩性主要为灰色中层状含磷、含硅白云岩, 富含黑色、灰白色薄层硅质条带。顶部为黑色页岩与粉砂质泥岩、泥质粉砂岩间互, 为局限台地沉积。

2.2.2 威117井剖面

威117井位于川中威远构造带上。该钻井深3746m, 钻穿震旦系至基底花岗岩。其中震旦系灯影组井深2989~3587m, 陡山沱组井深3587~3628m。该井震旦系全井段取心, 地质现象明显且典型, 灯影组可划分为4段:灯一段、灯二段、灯三段和灯四段(图7)。

图7

Fig.7

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	图7 四川盆地威117井震旦系沉积相剖面Fig.7 Sedimentary facies profile of the Sinian in Well W117 in Sichuan Basin

陡山沱组:厚度40m, 上部为灰白色粉晶白云岩、浅褐灰色泥晶白云岩, 局部见细微藻纹层; 中部夹白色石膏层; 下部为灰绿色砂泥岩。为蒸发潟湖相沉积(图 8-A, 8-B)。

图8

Fig.8

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	图8 四川盆地威117井震旦系沉积特征Fig.8 Sediments of Well W117 of the Sinian in Sichuan Basin

灯一段:厚度88m, 上部主要为灰色粉屑白云岩、藻纹层白云岩夹泥晶白云岩, 含硅质团块, 见溶蚀孔洞, 溶蚀孔洞充填白云石, 呈孤立团块状, 团块5~40mm, 为硬石膏团块被白云石交代所致(图8-C, 8-D)。下部主要为黑色含泥白云岩, 底部见断层角砾断层角砾充填硬石膏, 接触面以下1m左右见碎渣状膏白云岩风化产物, 为局限— 半局限台地潟湖边缘蒸发潮坪沉积。

灯二段:厚度483m, 顶部为褐灰色球粒状微晶凝块白云岩(图8-E, 8-F)。球粒间原生孔干沥青充填, 局部球粒间发育晚期溶蚀孔洞, 未充填; 中— 上部为灰色含沥青砂砾屑白云岩夹浅灰色、褐灰色微晶凝块白云岩、藻纹层白云岩, 葡萄花边构造发育, 局部发育顺层小溶洞及大型溶洞。大型洞高1.6m。见半充填直立缝; 下部为褐灰色、灰白色球粒状微晶凝块白云岩夹灰色灰白色砂屑白云岩、粉屑白云岩, 顶部为含藻纹层泥质白云岩, 构成多个球粒灰泥丘序列, 每个灰泥丘顶部为砂屑白云岩或泥晶白云岩。球粒大小2~5mm, 微晶凝块结构, 一般球粒与球粒连结在一块, 脱离的球粒形成以球粒为核心的核形石, 核形石大小3~10mm, 藻缠绕结构比较清楚, 球粒间溶蚀孔洞发育且均匀, 多被栉壳状白云石和干沥青充填, 局部残余孔洞发育。球粒白云岩间夹2层藻格架白云岩, 格架孔发育, 并见多层沿层面溶蚀形成的顺层溶洞, 洞高2~15cm, 被栉壳状白云岩和干沥青充填, 为局限— 半局限台地沉积。

灯三段:厚度15m, 岩性为蓝灰色、深灰色泥岩(图8-G), 与下伏白云岩突变接触, 风化面见黄褐色黏土及褐铁矿浸染, 为局限海盆沉积。

灯四段:厚度21m, 上部为灰色、灰白色含砂屑泥晶白云岩(图8-H)、含沥青砂砾屑白云岩夹灰色泥— 粉晶白云岩、藻纹层白云岩, 含硅质团块, 砂屑白云岩发育斜层理; 溶蚀孔洞、裂缝较发育, 孔洞充填白云石、长柱状无色水晶及干沥青; 下部为灰白色含砂质条带微晶凝块白云岩, 砂质条带含干沥青。

比较而言, 灯一段、灯二段各种类型的藻纹层比较发育, 并含石膏或盐层, 具有典型的局限— 半局限台地特征; 灯四段以微晶白云岩沉积为主, 藻纹层不发育, 不含膏盐, 但含较多的硅质条带, 说明其水体明显较灯一段、灯二段深, 沉积环境应为较深水开阔广海, 因此定为开阔台地。

寒武系麦地坪组:厚度6m, 为灰白色含小壳化石的微晶凝块白云岩, 发育硅质条带或硅质团块, 含磷, 属于局限台地相。

上覆下寒武统筇竹寺组, 岩性主要为灰黑色页岩, 属于深海盆地沉积。

同位素资料显示(图4, 图7), 2个典型剖面震旦系碳、氧同位素自下而上总体逐渐负偏, 表明在震旦系沉积时, 上扬子地区处于一个逐渐海侵过程。其局部的负偏加速表明海侵加剧。

上扬子台地震旦系沉积特征已有不少研究(夏文杰等, 1994), 但大都比较宏观。经过大量震旦系露头考察、实测和钻井、地震资料研究, 作者把上扬子震旦系划分为前台地沉积、碳酸盐岩台地沉积和局限内海沉积。陡山沱期, 上扬子台地开始海侵, 以陆源滨岸— 潮坪、潟湖相沉积为主, 还没有形成真正意义上的碳酸盐岩台地, 因此称前台地沉积期; 灯影期上扬子海侵达到高潮, 并发育了广泛而典型的碳酸盐岩台地, 因此称碳酸盐岩台地沉积期; 在灯影组沉积期间, 上扬子台地曾经有过一次快速沉降, 经历过一次短暂的局限海盆沉积期, 沉积了一套厚度不大但广泛分布的灯三段陆源碎屑沉积。因此, 上扬子台地震旦系可划分为碳酸盐岩与碎屑岩2大沉积体系、8大沉积相、17个亚相(表 3), 其中, 碎屑岩沉积体系主要发育在陡山沱组和灯三段, 碳酸盐岩沉积体系主要发育在灯一、灯二和灯四段。陡山沱组、灯一— 二段、灯三— 四段分别构成3个较完整的海侵— 海退沉积旋回。

表3

Table3

表3(Table3)

表3 上扬子地区震旦系沉积体系 Table3 Depositional system of the Sinian in Upper Yangtze Region

表3 上扬子地区震旦系沉积体系 Table3 Depositional system of the Sinian in Upper Yangtze Region

2.3.1 陡山沱期前台地沉积特征

1)残余古陆。陡山沱组是南沱冰期(王曰伦, 1955)之后的第1套海侵沉积, 因此古陆对陡山沱组沉积影响很大。陡山沱组沉积前, 上扬子古陆经历了一个裂谷活动间歇期— — 南沱期, 在川黔滇古大陆形成了面积广大的大陆冰川(杨暹和和陈远德, 1981)。陡山沱期, 攀西裂谷又一次活动, 曾发生多次火山喷发事件, 在湖北宜昌、湖南石门县中岭、沅陵县岩屋潭、洗溪、贵州江口县瓮会、三穗县兴隆等地陡山沱组夹多层火山灰层(杨爱华等, 2015), 气候开始变暖, 南沱期形成的大陆冰川消融, 发生广泛海侵, 上扬子古陆大部分被海水淹没, 仅在南部、北部和西部边缘有小片陆地出露, 其北有汉川古陆, 南有康滇古陆、牛首山古陆, 西部边缘有泸定古岛和会泽古陆(王鸿祯, 1985)(图 9)。在古陆范围内普遍缺失陡山沱期沉积。

图9

Fig.9

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	图9 上扬子地区震旦系陡山沱组岩相古地理Fig.9 Lithofacies palaeogeography of the Sinian Doushantuo Formation in Upper Yangtze Region

2)滨岸— 潮坪、潟湖。残余古陆成为陡山沱组沉积时期重要的物源供应地, 围绕古陆发育广泛的滨岸— 潮坪潟湖相含砂泥岩夹白云岩、膏盐(图 10)沉积。在川中威远、高石梯、龙女寺钻井分别发现大套白色石膏层和石英砂砾岩, 表明陡山沱期汉川古陆的南面川中地区为干旱的滨岸— 潮坪潟湖沉积环境。云南盐边、华坪观音崖组为一套紫红色砂泥岩夹白云岩沉积, 含硬石膏透镜体或石膏晶体, 并发育波状、穹窿状叠层石, 砂岩见潮汐层理、冲洗层理(曹仁关和陆瑞芳, 1992), 其沉积环境也为干旱潟湖环境。滇东牛首山古陆是该区陡山沱期重要的物源供应地, 围绕该古陆边缘沉积了一套以陆源碎屑为主的潟湖滨岸沉积, 在靠近陆缘的澄江、陆良、马龙、沾益一带沉积了一套滨岸相粗粒砂砾岩(图 10)。

图10

Fig.10

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	图10 上扬子地区震旦系陡山沱组沉积特征Fig.10 Sedimentary features of the Sinian Doushantuo Formation in Upper Yangtze Region

上扬子陡山沱组一般夹有多套薄层、中— 厚层白云岩或白云质灰岩。在云南华坪一带可以看到薄层白云岩在横向上很快相变为砂泥岩; 厚层延伸较远, 但也存在相变趋势(曹仁关和陆瑞芳, 1992), 说明这种白云岩不是典型的碳酸盐岩台地沉积, 而是潟湖沉积。这种白云岩或灰岩在滇中、滇东及川黔大部分陡山沱组都有分布, 其成因可能都是干旱或半干旱潟湖— 潮坪沉积。

3)半局限潟湖。在南北2大古陆之间的川南— 滇黔北部地区由于受南北2大古陆的影响, 发育广阔的半局限潟湖, 海水温暖、安静, 并汇聚了2大古陆的富营养物质, 适宜多种菌藻类微生物及古植物发育, 形成了分布广泛的富有机质暗色泥质及含磷沉积, 为重要的磷矿(唐天福等, 1987; 周茂基和盛章琪, 1981; 夏学惠等, 2011)、烃源岩(姚建军等, 2003)和页岩气(杨瑞东等, 2012)分布区。半局限潟湖典型剖面位于贵州遵义松林(图 11), 底部为盖帽白云岩与南沱组绿灰色冰碛岩不整合接触, 下部为灰黄色云质砂岩和紫红色云质泥岩互层, 中上部为大套灰色、灰黑色钙质泥岩、含磷页岩, 表现为一个典型的海侵沉积序列。

图11

Fig.11

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	图11 上扬子地区震旦系灯一— 二段岩相古地理Fig.11 Lithofacies palaeogeography of the Members 1 and 2 of Sinian Dengying Formation in Upper Yangtze Region

4)陆棚、海盆和海槽。上扬子台地东部的湘鄂西、黔东南— 桂北一带为陆棚和海盆相区, 远离陆源, 陡山沱组主要为泥质、硅质夹含磷碳酸盐沉积(图2); 台地北部边缘为秦岭海槽, 陡山沱组发育巨厚的黑色页岩夹砂泥岩及硅质岩、薄层碳酸盐沉积(图 3), 其黑色页岩富含有机质及锰, 也是目前川北重要的锰矿(万平益和罗锋, 2000)及页岩气勘探目标。

5)大陆裂谷。陡山沱期上扬子台地西部边缘发育典型的大陆裂谷沉积(潘杏南等, 1987; 膝吉文和魏斯禹, 1987; 张湘云和刘秉光, 1987; 汪集旸等, 1988), 主要为一套快速沉积的紫红色砂砾岩夹泥岩、白云岩和膏盐沉积(华坪、盐边), 或为大套巨厚的黑色页岩夹砂岩沉积(宁强)。可以看出, 沿川滇裂谷分别发育有宁强、安县、康定、华坪等几个沉积中心(图 9), 沉积厚度都在千米左右, 局部厚度超过1800m。这些沉积中心可能是裂谷作用形成的断陷湖盆或海槽。

2.3.2 灯影期碳酸盐岩台地沉积特征

1)半孤立碳酸盐岩台地。灯影期攀西裂谷活动相对稳定, 上扬子古陆进一步海侵。古陆的西、北、东三面分别形成面积广大的开阔海盆— — 川西海盆、秦岭海槽和湘桂海盆, 上扬子古陆已演变为一个向北东延伸的半孤立台地(图 11)。经过长期剥蚀, 到灯影早期台地上古陆或古岛大多被夷平, 或进一步缩小, 除康滇古陆外, 泸定古岛、会泽古陆、牛首山古陆已被海水淹没, 上扬子古陆已演变成一个浅水碳酸盐岩台地。灯影期上扬子台地向西已延伸到川滇裂谷内, 在川西丹巴大河边及云南丽江以北仍有台地相的葡萄状、花边状构造白云岩分布, 因此碳酸盐岩台地西部边界应在青川— 丹巴— 稻城一线; 台地东部瓮安— 福泉一带仍能见到葡萄状、花边构造发育的白云岩, 表明台地的东部边界可能在瓮安— 恩施一线, 该线向东为湘桂海盆, 沉积以灰黑色泥页岩、硅质岩为主。

2)灯一段— 灯二段半局限台地。灯影期上扬子台地广泛发育巨厚的白云岩沉积, 由于古陆或古岛已经消失或淹没于水下, 已不再提供陆源物质, 因而灯影期碳酸盐岩台地沉积主要为纯度很高的碳酸盐岩(白云石含量在98%以上), 其宏观地质体表现为各种类型的由菌藻类成岩作用形成的灰泥丘及丘间洼地(或潟湖)和颗粒滩。许多研究表明, 菌藻类在碳酸盐岩形成过程中起着重要作用(Burne and Moore, 1987; Riding, 1991; 埃利希等, 2010)。震旦纪是地质历史上菌藻类繁盛时期, 菌藻类也是四川盆地灯影期成岩、造丘生物的主体, 微晶灰泥的产生以及葡萄状、花边状、雪花状、凝块状、泡沫状、层纹状、叠层状、格架状沉积构造的形成大都是菌藻类营造的结果, 为菌藻类集群在不同水体深度、不同水动力条件下的环境表征(陈明等, 2002)。上扬子台地灯影期灰泥丘主要有7种类型, 其岩性特征、沉积构造特征见图12。台地灰泥丘生长空间受较稳定的浅水水体限制, 主要以扁平的层状灰泥丘为主, 只在少数沉积水体较深的地方表现出明显的丘状隆起(图 13)。

图12

Fig.12

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	图12 上扬子地区震旦系灰泥丘主要类型Fig.12 Main types of mud mound of the Sinian in Upper Yangtze Region

图13

Fig.13

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	图13 云南会泽银厂坡震旦系灯四段灰泥丘及其叠置关系(公路作为参照)Fig.13 Mud mound of the Member 4 of Sinian Dengying Formation, Yinchangpo section, Huize, Yunnan Province

灯一段沉积时期, 上扬子台地气候温暖干燥, 水体较浅, 主要沉积了一套厚度20~100m的纹层状藻白云岩。在川北杨坝、川中威远、川西大邑县出山口、峨边先锋及云南会理、会泽、澄江可见大套典型的藻纹层白云岩及大型半球状、波状叠层石。藻纹层的形成与轻微变动的水深有关; 而不同形态的叠层石则反映不同沉积环境的水体深度及水动力强度。灯二段沉积时期海水进一步加深, 在川中资阳地区发育有较深水成因的柱状叠层石(图 12)。由于台地上气候温暖、海水清净, 菌藻类繁盛, 在台地内部及台地边缘发育大量具葡萄花边构造的含菌藻类白云质灰泥丘— — 藻丘。藻丘具有一定抗浪性, 在破浪作用下, 打碎的藻丘碎屑在周围沉积下来, 与藻丘一起形成丘滩复合体(图 14, 图15), 在川北杨坝、川中威远、高石梯、川西汶川七盘沟、峨边先锋、遵义松林、云南会泽、华坪、禄劝、澄江及渝东彭水等地, 都发现有高达20~40m的大型藻丘及丘滩复合体(图 13)。同时由于大型灰泥丘的发育使海水流动受到限制, 从而在台地内部形成许多局限潟湖或膏盐湖, 如长宁盐湖、镇雄盐湖; 资阳地区柱状叠层石生长环境也是水体较安静的潟湖环境。葡萄、花边状构造是藻席或藻格架腐烂后由海水及淡水成岩作用形成的同沉积及成岩后期构造(刘树根等, 2008), 反映了丘滩复合体具有良好的孔洞系统, 是优良的石油和天然气储集空间。

图14

Fig.14

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	图14 上扬子地区震旦系灰泥丘沉积模式(丘滩复合体)Fig.14 Model of mud mound building of the Sinian in Upper Yangtze Region(mud mound-bank complex)

图15

Fig.15

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	图15 上扬子地区震旦系碳酸盐岩台地沉积模式Fig.15 Model of carbonate platform building of the Sinian in Upper Yangtze Region

台地外围是台缘斜坡和深水海盆, 沉积物主要为一套灰泥质白云岩或硅质泥岩、硅质岩。在川西北平武一带可见较深水的云质灰岩夹深灰色板岩、千枚岩; 在秀山、松桃可见灰色、灰黑色含磷泥页岩夹云质灰岩、硅质白云岩; 在鄂西三斗坪灯影组为深水相灰黑色韵律纹层状含硅质、微晶灰岩; 在怀化中方、江口、桂北三江灯影组为深水海盆相厚层硅质岩。

钻井还发现, 川中威远地区威117井灯二段顶部有一明显的黄褐色铁质风化层, 表明灯二段沉积后上扬子台地可能有过一次短暂的抬升。短暂的抬升使灯二段碳酸盐岩大面积暴露风化, 形成广泛的风化壳, 对灯二段大规模优质储集层的形成具有重要的作用。

3)灯三段局限海盆。灯三段沉积时期攀西裂谷活动加剧。随着康滇古陆的抬升、牛首山古陆重现及江南岛链的形成(王鸿祯, 1985), 上扬子台地沉积古地理格局发生了很大变化:整个上扬子地区快速转变为由古陆和岛链环绕的局限内海(海盆); 同时由于大量陆源物质的输入, 抑制了碳酸盐的发育, 使沉积环境也演变为以陆源泥沙为主的局限内海环境(图16)。本期存在2大物源供应区, 南部有康滇古陆、牛首山古陆及泸定火山岛弧物源区, 北部为汉南古陆物源区。两大古陆提供大量陆源物质, 在古陆的周围沉积了一套紫红色或灰黄色砂泥质沉积(图17); 在远离古陆的内海沉积了一套以蓝灰色、灰黑色页岩为特征的陆源碎屑沉积。在宜昌三斗坪相当于灯三段的石板滩段发育典型的密度流沉积— — 韵律状薄层含泥灰岩, 为深水陆棚或台缘斜坡沉积(赵灿等, 2013)。

图16

Fig.16

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	图16 上扬子地区震旦系灯三段岩相古地理Fig.16 Lithofacies palaeogeography of the Member 3 of Sinian Dengying Formation in Upper Yangtze Region

图17

Fig.17

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	图17 上扬子地区震旦系灯三段局限海沉积Fig.17 Deposits in restricted sea of the Member 3 of Sinian Dengying Formation in Upper Yangtze Region

黑色泥质的形成也可能与裂谷活动引起的火山喷发有关, 在川南丁山1井灯三段含3.5m的沉凝灰岩; 在云贵北部及川西的一些露头或钻井灯三段也含火山凝灰质沉积。因此, 川黔内海的形成也可能与火山喷发造成的构造相对沉降有关。灯三段黑色页岩夹砂岩厚度一般2~10m, 最厚70m左右, 厚度中心在川南长宁— 川中磨溪— 陕南宁强一线分布。黑色页岩有机质丰富, 为很好的烃源岩, 目前四川盆地震旦系油气发现主要在该烃源中心带附近, 也说明该套烃源岩与灯影组丘滩复合体储集岩具有良好的源储配置关系。

4)灯四段开阔海台地。随着灯三段沉积时期剧烈的裂谷活动渐趋平稳, 火山活动减弱, 上扬子台地很快步入又一个稳定碳酸盐岩台地发育时期。灯四段沉积期, 台地范围与灯影初期差别不大, 但火山活动及地壳深部物质的输入使上扬子台地的沉积有了新的特色。灯四段沉积时期台地上海水较深, 不利于大规模菌藻席的形成, 而沉积了一套巨厚的含硅质条带或硅质团块的微晶白云岩, 与灯一、二段相比, 不含盐及石膏, 纹层状、格架状藻席不发育, 仅在台地边缘及内部发育少量藻丘、颗粒滩及丘滩复合体(图 18)。研究表明灯四段硅质成分主要来自于地球深部(彭军等, 2000; 彭军和徐望国, 2001; 马文辛等, 2011), 而并非生物硅质。

图18

Fig.18

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	图18 上扬子地区震旦系灯四段岩相古地理Fig.18 Lithofacies palaeogeography of the Member 4 of Sinian Dengying Formation in Upper Yangtze Region

灯四段开阔台地发育典型的台缘斜坡, 典型剖面为陕南宁强李家沟剖面, 在该剖面, 灯四段为重力流薄层韵律状砂质白云岩沉积(图19-C)。

图19

Fig.19

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	图19 上扬子地区震旦系灯四段开阔台地及台缘斜坡沉积特征Fig.19 Deposits in open platform and platform marginal slope of the Member 4 of Sinian Dengying Formation in Upper Yangtze Region

灯四段沉积后, 攀西裂谷又一次大规模活动, 使上扬子台地整体抬升, 灯四段碳酸盐岩大面积暴露风化, 形成分布广泛的岩溶风化壳。岩溶作用很好地改善了灯影组白云岩的储集性能, 为四川盆地震旦系大型油气藏的形成提供了优良的储集条件, 同时伴随着裂谷活动而来的大规模的火山喷发, 为上覆寒武系巨厚的黑色泥质烃源岩的形成也创造了有利条件。

攀西裂谷是一条纵贯川滇、沿上扬子板块西部边缘发育的巨型大陆裂谷, 裂谷以攀枝花— 西昌为中心向北延伸经贺兰山断裂带到贝加尔湖, 向南延伸至云南通江、建水以南, 在上扬子区由龙门山断裂、康滇断裂等一系列深达地幔的大断裂组成, 在裂谷理论形成之前曾称康滇地轴(黄汲清, 1954)。裂谷活动是幔源动力作用的结果, 是一种强大、宏伟的地质构造运动, 直接影响着与之关联的大陆板块的构造活动及沉积古地理格局的形成。研究表明, 攀西裂谷活动的记录最早可以追踪到中元古代, 并在新元古代震旦纪时有过多次活动期和间歇期(杨实, 1989)。上扬子台地震旦系、寒武系等多套地层都有向台地西部边缘剥蚀的现象(图2), 充分说明了攀西裂谷曾经多次活动, 并且对临近裂谷的台地西部的沉积古地理格局影响最大。频繁的裂谷活动导致了上扬子板块多次抬升和沉降, 伴随着裂谷活动的巨大地热运动也导致了大气环境的一系列变化, 引起地温升高、气候变暖、冰川融化、海平面上升等, 直接影响了上扬子震旦系碳酸盐岩台地的形成和演化。

在此之前, 上扬子地区震旦系灯三段沉积古地理特征还没有过深入研究。但灯三段所具有的岩性特征, 以及该岩性组合所蕴含的沉积环境信息是非常明确的。从岩性段的空间分布看, 整个上扬子地区以及研究所涉及的中扬子西部都存在这套地层。这套地层涵盖了从古陆、滨岸到海盆的完整沉积序列, 记录了上扬子地区一个突发的从浅水台地到深水海盆的构造变迁。从沉积物特征看, 上扬子地区很多地方灯三段砂泥岩中都含有火山凝灰质成分, 因此推测灯三段碎屑岩沉积以及川黔内海的形成很可能与当时攀西裂谷突然的活动有关。

课题组邓胜徽和樊茹等对多个剖面灯三段火山凝灰质成分中的锆石进行了U-Pb法年龄测定, 测得的锆石年龄为543± 12Ma, 表明这次攀西裂谷活动以及川黔内海形成的时间大概在543Ma左右。

上扬子台地作为半孤立台地其西部边界以川滇裂谷为界, 研究众多, 已无多大争议。这次研究在陕南李家沟发现大规模灯影期斜坡相重力流沉积(图 19-C), 说明秦岭海槽作为上扬子台地的北部边界也没有问题。唐天福等(1980)曾在中国西南地区晚震旦世碳酸盐岩与磷块岩的沉积环境研究中, 提及上扬子台地东部边界, 但未有详细明证。本次研究也重点为这一问题对湘鄂西— 黔东一带进行了实地踏勘, 发现秭归三斗坪灯影组一、二段为灰黑色韵律纹层状含硅质团块重力流灰岩, 黔东五河灯影组一、二段主要为中层状具典型递变层理的重力流白云岩, 怀化江口镇震旦系为黑色硅质岩夹页岩(图 20); 另据区测资料, 鄂西杨家坪、张家界烂泥田、秀山蓉溪、松桃张家坝、黔东南乌高、基东、渣拉沟及桂西三江老堡等剖面震旦系皆为黑色中薄层硅质岩、黑色页岩夹硅质白云岩或白云岩透镜体, 岩相组合与西部台地主体白云岩沉积明显不同。大规模碳酸盐重力流一般发生在斜坡环境, 硅质岩夹页岩组合一般产生于深水海盆。上述一系列沉积特征反映湘鄂西— 黔东一带属于深水斜坡或海盆环境。这些边界特征表明上扬子台地实际上是一个典型的半孤立台地。上扬子台地作为一个半孤立台地很可能是上扬子板块作为一个独立板块演化的结果。

图20

Fig.20

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	图20 上扬子地区东部边界震旦系沉积特征Fig.20 Sedimentary features of the Sinian in eastern margin of Upper Yangtze Region