混积岩是由陆源碎屑和碳酸盐2种组分的混合沉积作用所形成(Mount, 1984), 理想的岩石类型包括: (1)层内混积岩(碳酸盐和陆源碎屑2种不同组分的原地相互混杂所形成的岩石)、(2)层间混积岩(由陆源碎屑与碳酸盐组分在空间上构成交替互层或夹层), 以上2种类型在玉尔吐斯组内部均普遍发育(Zonneveld et al., 2012)。

层内混积岩见于玉尔吐斯组下部, 通常发育于硅质岩— 泥页岩薄韵律互层之上, 往往呈米级滩坝状展布, 横向延伸较好。厘米级旋回主要呈2种形式产出: (1)呈薄— 中层状(图 3-A), 自下而上陆源碎屑逐渐减少, 碳酸盐含量逐渐增多, 往往于顶部发育浪成交错层理, 并具逆粒序特征(金值民等, 2020); (2)呈厚层状(图 3-B), 岩石表面较为致密, 顶部可见2~5 cm厚的铁质结壳层, 横向延伸稳定。层间混积岩主要发育于玉尔吐斯组中上部, 厚度约占玉尔吐斯组地层厚度的$\frac{2}{3}$, 主要为泥晶灰岩— 泥页岩的薄韵律互层(图 3-C), 个别剖面由于硅化作用而以硅质岩— 泥页岩薄韵律互层的形式产出(如什艾日克剖面)(金值民等, 2020), 岩性整体较为致密, 部分灰岩薄层中可见少量生屑颗粒(张敏等, 2016)。

图 3

Fig.3

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	图 3 塔里木盆地西北部寒武系纽芬兰统玉尔吐斯组混积岩宏观特征 A— 层内混积岩, 自下而上发育云质砂岩— 砂质云岩— 晶粒云岩的混积垂向序列, 苏盖特布拉克剖面; B— 层内混积岩, 厚层状, 肖尔布拉克西沟剖面; C— 层间混积岩, 泥晶灰岩— 泥页岩薄韵律互层发育, 什艾日克剖面Fig.3 Macroscopic characteristics of mixed rocks from the Cambrian Terreneuvian Yurtus Formation in northwestern Tarim Basin

根据研究区混积岩实际发育情况, 其分类命名以Mount(1985)的方案为基础, 参考董桂玉等(2007)提出的陆源碎屑和碳酸盐两端元分类方案命名, 可分为5种岩石类型。具体特征如下:

1)砂质云岩。砂质云岩产出于混积岩序列的上部(图 2), 其中白云石和陆源碎屑颗粒相互混杂, 白云石呈微亮晶和晶粒状分布, 泥粉晶白云石为主, 含量 55%~75%。陆源碎屑含量以石英颗粒为主, 含量25%~40%, 粒径0.01~0.2 mm, 分选、磨圆较差(图 4-A, 4-B)。

图 4

Fig.4

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图 4 塔里木盆地西北部寒武系纽芬兰统玉尔吐斯组层内混积岩微观特征 A, B— 砂质云岩, 陆源碎屑主要为石英颗粒, 什艾日克剖面(A单偏光; B正交偏光); C, D— 云质砂岩, 陆源碎屑以石英颗粒为主, 见少量岩屑颗粒, 苏盖特布拉克剖面(C单偏光; D正交偏光); E, F— 云质岩屑砂岩, 见石英、岩屑、磷灰石及自生海绿石发育, 苏盖特布拉克剖面(E单偏光; F正交偏光); G, H— 混积角砾岩, 角砾分呈次棱角状, 角砾间可见粒状白云石胶结, 肖尔布拉克西沟剖面 (G单偏光; H正交偏光); I— 砂质泥晶灰岩, 肖尔布拉克西沟剖面, 正交偏光(粉色为方解石脉体)Fig.4 Microscopic characteristics of interlaminated mixed rocks of the Cambrian Terreneuvian Yurtus Formation in northwestern Tarim Basin

2)云质砂岩。该类型主要产出于混积岩序列的下部(图 2), 岩石中陆源碎屑含量较高, 主要为粉— 细砂级石英颗粒, 亦可见少量碎屑岩岩屑和泥质, 石英含量60%~70%, 粒径 0.01~0.2 mm, 分选差, 呈次圆— 次棱角状。白云石含量约25%~30%, 多呈不规则晶粒状分布(图 4-C, 4-D)。

3)云质岩屑砂岩。云质岩屑砂岩往往与云质砂岩相邻或混杂堆积(图 2), 岩石中除石英颗粒外, 还含有较多岩屑颗粒、自生海绿石、磷灰石颗粒及泥质等, 成分相对复杂。镜下可见具明显解理的白云石晶粒发育, 白云石含量25%~30%(图 4-E, 4-F)。

4)混积角砾岩。混积角砾岩主要产出于混积岩序列顶部(图 2), 垂向上自下而上分别为云质砂岩/云质岩屑砂岩、砂质云岩和混积角砾岩, 整体呈陆源碎屑逐渐减少、碳酸盐逐渐增多的趋势。其中组成角砾的主要矿物为石英、岩屑、长石等陆源碎屑, 角砾间充填渗流物质、铁质及粒状白云石胶结(图 4-G, 4-H)。角砾磨圆、分选一般, 粒径为0.5~2 cm, 少数角砾粒径可达2.5 cm。

5)砂质泥晶灰岩。砂质泥晶灰岩发育频次较低, 仅见于部分砂质云岩与泥晶灰岩的过渡层位(图 2)。其中方解石和陆源碎屑颗粒相互混杂, 方解石呈泥晶级别, 含量为55%~75%, 偶见少量裂缝发育。石英、岩屑等陆源碎屑颗粒含量占30%~45%, 分选磨圆较差, 粒径为 0.1~0.25 mm(图 4-I)。

1)铁质结壳层与近地表喀斯特(塑性)角砾。铁质结壳层常见于混积颗粒岩顶部, 呈2~5 cm厚的薄层状展布, 横向延伸较好(图 5-A)。与风化残余铁结壳伴生的近地表角砾成分为云质细砂岩(图 5-B), 主要呈团块状, 被铁质浸染颜色呈锈红色— 褐红色, 大小为2~20 mm, 分选、磨圆较差, 且具一定的定向特征。混积岩侧翼可见明显的海侵沉积渐次超覆暴露面的现象(图 5-C)。

图 5

Fig.5

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图 5 塔里木盆地西北部寒武系纽芬兰统玉尔吐斯组典型岩溶宏微观特征 A— 铁质结壳层与近地表角砾, 肖尔布拉克西沟剖面; B— 岩溶角砾岩, 成分为云质砂岩, 角砾间被白云石和铁质矿物胶结, 肖尔布拉克西沟剖面, 单偏光; C— 沉积超覆特征, 可见泥晶灰岩、泥页岩薄互层上超于暴露面之上, 常侧向终止于暴露面的相对坡折处, 肖尔布拉克西沟剖面; D— 塑性角砾及囊状溶洞发育, 乌什磷矿剖面; E— 胶磷矿、白云石、陆源碎屑等混合充填小型溶沟、溶洞; F— 混积岩上部逐渐相变为较纯的碳酸盐岩, 发育小型溶沟(红线勾勒处), 苏盖特布拉克剖面; G— 残余颗粒云岩, 粒内溶孔发育, 苏盖特布拉克剖面, 单偏光; H— 混积岩上部逐渐相变为较纯的碳酸盐岩, 顶部见铁质结壳层, 苏盖特布拉克剖面; I— 细晶云岩, 可见沿优势岩溶流体管道切割的假角砾化; 可见溶缝和晶粒间的渗流物, 苏盖特布拉克剖面, 单偏光; J— 岩溶角砾岩, 角砾间充填碳酸盐渗流粉砂, 肖尔布拉克西沟剖面, 单偏光; K— 岩溶角砾岩, 乌什磷矿剖面; L— 溶沟充填不溶渗流粉砂及陆源碎屑等, 什艾日克剖面Fig.5 Typical karst macro- and microscopic characteristics of the Cambrian Terreneuvian Yurtus Formation in northwestern Tarim Basin

2)溶沟、溶缝及囊状溶洞。该类溶蚀特征往往发育于混积岩和晶粒云岩中, 在泥晶灰岩中较为少见。宏观上, 较大的溶沟、溶洞等往往被岩溶角砾和碳酸盐泥砂、砂质碎屑等充填, 如在乌什磷矿剖面可见小规模的塑性角砾岩沉积, 角砾呈块状或长条状, 大小为5~30 cm; 溶洞一般在不整合面附近呈顺层状分布, 可见囊状溶洞被胶磷矿、碳酸盐岩砂及石英岩屑等充填或半充填(图 5-D, 5-E)。微观上, 重结晶较为严重的颗粒岩中发育大量粒间溶孔(图 5-F, 5-G), 受岩溶作用的影响, 优势岩溶管道附近晶粒明显变细, 且晶粒间溶孔多为碳酸盐岩渗流粉砂充填(图 5-H, 5-I)。

3)溶沟、溶洞内的角砾、陆源碎屑充填物。剖面中岩溶产物多以化学溶蚀为主, 溶沟、溶洞内往往被近源溶蚀垮塌的角砾岩及陆源碎屑完全充填。角砾多为毫米级甚至分米级(图 5-D, 5-J, 5-K), 镜下所见的角砾多为角砾边缘一部分, 磨圆一般, 表明其物理搬运作用较弱。角砾间充填渗滤成因的微晶基质、泥质或有机质(图 5-J), 亦可见亮晶粒状白云石、铁泥质等胶结组构(图 5-B, 5-K)。以石英颗粒为主的陆源碎屑混杂角砾在溶沟、溶洞内零散分布(图 5-K, 5-L)。值得注意的是, 在玉尔吐斯组第一旋回沉积了较多的胶磷矿, 受溶蚀充填作用的影响, 大量的胶磷矿伴随陆源碎屑、碳酸盐胶结物等充填于溶沟、溶洞内部(图 5-E)。

根据玉尔吐斯组内幕所发现的典型岩溶特征, 可将玉尔吐斯组纵向上划分出3个内幕暴露面, 暴露面发育位置如图 2所示。以岩溶特征最为典型的什艾日克剖面为例, 根据野外宏观岩溶特征的精细描述与分析, 构建了3个典型旋回的岩溶纵向序列(图 6, 图 7, 图 8)。

图 6

Fig.6

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图 6 塔里木盆地西北部什艾日克剖面寒武系纽芬兰统玉尔吐斯组典型第1旋回岩溶垂向序列(据金值民等, 2020) A— 第1旋回岩溶垂向序列宏观特征, 什艾日克剖面; B— 示暴露面之上的下一旋回初始海侵形成的灰绿色泥岩、近地表角砾岩和囊状溶洞, 其中近水平溶缝为下一旋回海侵初期的灰绿色泥质充填、囊状溶洞为方解石充填; C— 囊状溶洞, 为巨晶方解石和渗流赤铁矿充填; D— 近地表角砾岩和近原地角砾岩; E— 近地表角砾岩, 角砾包含下一次初始海侵的灰绿色泥质角砾, 其下的近水平状溶缝为紫红色泥质充填; F— 近原地角砾, 角砾为优势岩溶管道切割的假角砾化。B~F为图A现象的局部放大。照片中: a灰绿色泥岩; b溶缝中的灰绿色泥质充填物; c囊状溶洞中的方解石; d近水平状溶洞中的巨晶方解石; e近水平状溶洞中的赤铁矿; f近地表角砾岩, 角砾成分包括灰绿色泥质角砾; g近原地角砾化Fig.6 Karst vertical sequence of the first typical cycle of the Cambrian Terreneuvian Yurtus Formation in Shiairk section in northwestern Tarim Basin(from Jin et al., 2020)

图 7

Fig.7

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	图 7 塔里木盆地西北部什艾日克剖面寒武系纽芬兰统玉尔吐斯组典型第2旋回岩溶垂向序列 A— 第2旋回岩溶垂向序列宏观特征, 什艾日克剖面; B— 暴露面之上的下一旋回初始海侵形成的黑色泥岩、近地表角砾岩; C— 近原地角砾和囊状溶洞, 角砾为优势岩溶管道切割的假角砾化; D— 囊状溶洞内充填方解石和碳酸盐岩砂。B~D为图A现象的局部放大。照片中: a黑色泥岩; b角砾岩与风化残余的赤铁矿形成的铁质结壳; c囊状溶洞中的方解石Fig.7 Typical karst vertical sequence of the second typical cycle of the Cambrian Terreneuvian Yurtus Formation in Shiairk section in northwestern Tarim Basin

图 8

Fig.8

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	图 8 塔里木盆地西北部什艾日克剖面寒武系纽芬兰统玉尔吐斯组典型第3旋回岩溶垂向序列 A— 第3旋回岩溶垂向序列宏观特征, 什艾日克剖面; B— 紫红色泥岩沿溶沟灌入下覆岩溶系统; C— 近地表角砾岩。B、C为图A现象的局部放大。照片中: a暴露面之上紫红色泥岩; b溶缝中的紫红色泥质充填物; c近地表角砾Fig.8 Typical karst vertical sequence of the third typical cycle of the Cambrian Terreneuvian Yurtus Formation in Shiairk section in northwestern Tarim Basin

1)第1旋回岩溶纵向序列。暴露面宏观特征如图 6-A所示。暴露面之上为下一旋回海侵初期的灰绿色泥页岩(图 6-A, 6-B, 6-E); 其下为暴露面和近地表角砾岩, 角砾岩与风化残余的赤铁矿形成铁质结壳(图 6-B, 6-D, 6-E); 近地表角砾岩之下为灰绿色泥质充填的近水平状溶缝和为方解石充填的囊状溶洞, 向下变为优势岩溶管道切割的近原地角砾(图 6-F); 中部及中下部为巨晶方解石充填的囊状溶洞(图 6-A, 6-C), 并见渗流的赤铁矿充填(图 6-C)。

2)第2旋回岩溶纵向序列。暴露面宏观特征如图 7-A所示。暴露面之上可见下一旋回海侵初期的灰绿色泥页岩, 因风化表面呈土黄色(图 7-A, 7-B); 其下部的角砾岩与风化残余的赤铁矿形成铁质结壳(图 7-B), 角砾成分以碳酸盐岩为主, 分选、磨圆较差, 为近源沉积, 角砾间充填铁、泥质的碳酸盐岩。暴露面下部发育优势岩溶管道切割的近原地角砾和囊状溶洞(图 7-C), 溶洞直径约5~7 cm, 长轴多呈顺层展布, 指示了近地表成岩环境下大气淡水潜流带的非组构性溶蚀特征, 溶洞内部可见方解石和碳酸盐岩砂充填(图 7-D)。

3)第3旋回岩溶纵向序列。玉尔吐斯组顶部晶粒云岩与肖尔布拉克组底部灰黑色含三叶虫藻云岩因颜色差异而较好区分。暴露面宏观特征如图 8-A所示, 不整合面介于玉尔吐斯组顶部与肖尔布拉克组底部紫红色极薄层泥岩之间; 不整合面之下可见溶沟、溶洞及近地表角砾发育, 溶沟、溶洞呈垂向溶蚀与水平层状溶蚀交织发育的特征, 岩溶充填物较为杂乱和离散, 溶蚀边界较为模糊, 亦可见上覆紫红色泥岩沿高角度溶沟下灌至下覆地层(图 8-B)。近地表角砾发育于暴露面上部, 常充填于近水平状展布的溶洞内部(图 8-C), 与之伴生的还有外来或原地离解的碳酸盐岩砂、生屑碎片和碳质泥混合充填物; 砾石分选、磨圆较差, 并具有一定的定向性特征。

通过什艾日克剖面— 肖尔布拉克西沟剖面— 苏盖特布拉克剖面— 乌什磷矿剖面玉尔吐斯组岩溶旋回横向对比显示, 研究区乌什磷矿剖面玉尔吐斯组缺失第1旋回暴露面, 第1、2旋回自东向西地层逐渐减薄, 整体呈向西超覆特征, 而第3旋回地层厚度整体趋于平稳。岩溶特征主要发育于各旋回顶部, 具有多层顺层溶蚀特征。层状溶蚀规模似乎与下覆混积岩厚度也具有一定相关性, 即泥晶灰岩— 泥页岩韵律或硅化灰/云岩— 泥页岩韵律发育较厚的剖面, 其上覆岩溶发育层段则相对较薄, 岩溶规模较小; 反之, 岩溶规模则相对较大(如什艾日克第三旋回整段均可见岩溶特征)。

研究区玉尔吐斯组整体发育于海侵背景, 但由前述暴露面的发现可知玉尔吐斯组沉积期先后经历了3次显著的海侵和海退过程, 即各旋回下部以海侵期形成的局限浅水沉积为主, 各旋回上部则以海退期间较高能的浅水沉积、早期暴露发育为特征。同时, 相对海平面升降、陆源输入和水体动力变化等也决定了研究区玉尔吐斯组旋回内部由分散的混积形式(层间混积)向集中混积形式(层内混积)转变的演化过程。以往的研究显示, 海相混积岩常发育于滨海(Davis et al., 2003)、浅海陆棚(Coffey and Read, 2004)、深海斜坡(Tcherepanov et al., 2008)等沉积环境。其中, 近岸环境中地貌高地发育的混积岩往往容易遭受暴露。受短周期气候变化、相对海平面变化及古地貌地势的影响, 研究区各旋回具有明显的沉积差异。

其中, 第1旋回海侵序列以发育硅质岩与泥页岩的薄层韵律为主; 由于奇格布拉克组顶部的喀斯特溶蚀, 使得不同剖面的微地貌存在明显差异, 部分剖面古地势相对较高, 发育海侵初期高能沉积(如肖尔布拉克西沟剖面、什艾日克剖面), 而苏盖特布拉克剖面和乌什磷矿剖面则缺失了这段高能沉积。海退序列以发育层内混积岩为特征, 呈现出云质砂岩— 砂质云岩— 残余颗粒幻影晶粒云岩的垂向相变(金值民等, 2020), 并于混积序列顶部遭受准同生期暴露, 溶蚀程度自上而下逐渐减弱。

第2旋回海侵阶段, 随着海平面相对快速上升, 此时碳酸盐的沉积速率明显低于可容空间的增长速率, 水体性质不太适合碳酸盐的大量产生, 局部地区的细粒碳酸盐沉积物叠置在较浅水地区陆源碎屑细粒沉积物之上, 构成较高频的层间混合沉积和层内混合沉积(图 3-C)。值得注意的是, 第2旋回海侵末期, 发育泥晶灰岩— 泥页岩韵律的剖面垂向上可见泥岩段逐渐变薄、碳酸盐岩变厚的趋势(图 3-C), 部分碳酸盐岩宏观上具逆粒序特征(金值民等, 2020), 表明研究区沉积水体逐渐变浅、能量向上逐渐增强的趋势转变。暴露特征则发育于海退序列顶部的混积岩中, 但溶蚀程度较第1旋回有所减弱。

第3旋回海侵阶段, 海平面继续上升, 陆源碎屑注入量大大减少, 仅局部地区出现少量层间混积岩。在什艾日克剖面与肖尔布拉克西沟剖面的海退序列上部仍可见一些地貌高地发育岩溶组构的层内混积岩, 而其他剖面则多以粉细晶云岩的潮坪相沉积为主, 沉积层序具有向上变浅的特征, 并且也可见暴露特征: 如不整合面发育, 不整合面附近可见岩溶角砾、溶沟、溶洞等; 其间所夹的极薄层泥岩因处氧化环境常呈红、暗紫等氧化色(图 8-B)。

值得注意的是, 在乌什磷矿剖面仅发育2个暴露面, 综合地层厚度和野外所识别的超覆特征(图 5-C), 认为乌什磷矿缺失了第1旋回的暴露面。由于其旋回内部的岩性特征均可与其他3个剖面对比, 因而认为乌什磷矿剖面早期可能发育于地势相对较低且更为近陆的环境中, 由于早期海侵水体相对较浅, 导致乌什磷矿剖面第1旋回未能沉积所致。

研究显示, 岩石的先期渗滤条件, 如基质、裂缝、管道状的洞穴、非管道状洞穴等都在早成岩期岩溶的水文学中起作用(Florea and Vacher, 2007)。从外在控制因素看, 玉尔吐斯组的早成岩期岩溶与海平面的相对下降有关, 其根本原因可能是不同区域的古地貌差异和早期区域构造运动(金值民等, 2020); 而从内在控制因素而言, 玉尔吐斯组岩性以层内混积岩暴露为主, 岩性相对致密, 早期流体通道则以基质微孔为主(图 9-a)。混积岩主要由碳酸盐、石英、长石等陆源碎屑组成, 且自下而上呈碳酸盐增多、陆源碎屑减少的趋势。混积岩早期易溶成分主要包括黏土、长石、碳酸盐岩岩屑和碳酸盐胶结物等(图 9-b; 表 1), 在大气淡水(雾、雨、雪等)及混合水作用下, 岩溶流体会沿着基质微孔在混积岩中流动。某些情况下, 岩溶水也会使得早期胶结物溶解并释放出砂粒, 这些砂粒随后会被流动的岩溶水运移, 使得原始的流体通道变大, 短暂增加混积岩的孔隙度(图 9); 但岩溶水同样会使得陆源碎屑搬运至早期溶蚀孔洞当中(图 9-c), 表现出溶沟、溶洞陆源碎屑充填程度较高的特征(表 1); 随后的中— 深埋藏阶段, 主要为粗晶碳酸盐胶结作用(图 6-C; 图 9-d), 对于孔隙主要起破坏作用。

图 9

Fig.9

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	图 9 混积岩成岩与孔隙演化示意图 Q— 石英; F— 长石; R— 岩屑; 蓝色部分为溶蚀孔隙; 图c黑色部分为陆源碎屑、渗流粉砂充填特征; 图d灰色部分为后期粗晶碳酸盐胶结及陆源碎屑充填特征Fig.9 Evolution of diagenesis and porosity of mixed rocks

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 不同宿主岩石早成岩期岩溶异同 Table 1 Similarities and differences of karst in the early petrogenetic stage of different host rocks

表 1 不同宿主岩石早成岩期岩溶异同 Table 1 Similarities and differences of karst in the early petrogenetic stage of different host rocks

有研究表明, 方解石和白云石的溶解速率比硅酸盐矿物高得多(图 10), 这表明在混积岩含水层中, 碳酸盐的溶蚀作用比硅酸盐的溶蚀作用更强, 因而混积岩岩溶程度自上而下逐渐减弱。但是, 不同岩性的溶质浓度之间的差异较小(Shand et al., 2007; Toccalino et al., 2010), 表明硅酸盐矿物的低溶解速率并不会阻止在硅酸盐含水层中发生实质性溶解, 如克拉通石英岩经过数百万年稳定溶蚀形成大量洞穴(Aubrecht et al., 2011)。同时, 在较低的pH值下(图 10), 这些常见岩石矿物的溶解度会明显提高(Berner and Berner, 2012), 从而最终导致岩溶流体的深层渗透。

图 10

Fig.10

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	图 10 主要成岩矿物的溶解速率与主要岩石类型渗透率的关系(据Worthington et al., 2016) 线条将岩石与岩石中含量大于5%的矿物相连接, 溶解速率引自Morse and Arvidson(2002)和Brantley et al.(2008); 渗透率引自Gleeson et al.(2011), 有修改Fig.10 Correlation between dissolution rates of major rock-forming minerals with permeability of major rock types(after Worthington et al., 2016)

早成岩期喀斯特发生的成岩阶段可从同沉积期至浅埋藏期后暴露不等(谭秀成等, 2015)。低能环境中沉积的细粒泥晶灰岩、泥页岩等在沉积初期具有较高的原始孔隙度; 但经历浅埋藏早期的初期压实和胶结作用而致密化, 孔隙难以保留(Tan et al., 2011); 加之底层海水侵没带并未遭受暴露, 水体相对静止, 由于海水对其已过饱和, 因而在层间混积岩中以胶结作用为主且不发生岩溶作用。因此, 从一定意义上讲, 海侵阶段沉积的层间混积岩构成了致密的隔水层, 将导致岩溶水只能在其上部的地层中沿优势岩溶管道流动, 因而使得在基质微孔为流体通道的相对致密的混积岩中, 其很难发育大规模的溶蚀特征, 且往往表现出混积岩潜流带欠发育的特征(表 1)。

碳酸盐岩早成岩期岩溶根据按宿主岩石类型, 可划分为灰岩岩溶、白云岩岩溶及混积岩岩溶(表 1)。结合以往研究表明, 这3类岩石在早成岩期岩溶作用下均可发育铁质结壳、小型溶洞、溶沟等特征。同时, 其早成岩期岩溶均具有明显的组构选择性溶蚀特征, 即: 当弱固结的岩石为纯碳酸盐岩时, 岩溶会优先作用于生物、鲕粒等亚稳定型碳酸钙成分颗粒或准同生期云化所形成的碳酸镁钙矿物; 而混积岩则会优先溶蚀其中的黏土矿物、长石、碳酸盐岩屑和碳酸盐岩胶结物等。另外, 已报道的早成岩期岩溶垂向分带主要受控于地理环境, 不同岩性的早成岩期暴露均表现出类似的分带特征(肖笛等, 2015; Xiong et al., 2019; Zhong et al., 2019), 因而三者垂向分带也大致相同, 但混积岩的潜流带发育程度往往较差。

不同的岩石类型对微观的溶蚀作用具有一定控制作用(Worthington et al., 2016), 这取决于宿主岩石的岩性、溶蚀流体通道, 并最终导致岩溶结果的不同。相较于灰岩和白云岩, 研究区混积岩整体较为致密, 并不发育灰岩、云岩中常见的粒间孔结构, 常见的优势流体通道以基质微孔为主(图 9)。因而, 混积岩岩溶难以发育较大规模的层状溶洞。由于混积岩中含有较多的陆源碎屑, 岩溶系统充填程度较高(陆源和近源充填), 继而使得溶洞等难以保留, 表现为溶孔、溶洞发育和保存都相对较差的特征。另外, 在以往相对高孔渗的灰岩、云岩的早成岩岩溶案例中(金值民等, 2018; Xiong et al., 2019; Zhong et al., 2019), 均可见大量发育的花斑状溶蚀和近原地角砾化特征, 并往往会形成大型的洞穴系统。然而, 本次研究的混积岩中, 未见孔渗层的花斑状岩溶, 且近原地角砾化规模也较小, 呈欠发育特征; 此外, 混积岩中由于含有较多陆源碎屑, 因而在其岩溶充填物中亦可见大量陆源碎屑物质, 相较于灰岩、云岩以碳酸盐岩渗流粉砂为主的岩溶充填物而言, 混积岩的充填物成分也更为复杂。因而综合认为三者早成岩期岩溶结构的不同主要受流体疏导体系差异的控制。

毫无争议的是在乌什— 柯坪— 阿克苏地区寒武系代表的塔里木盆地广大浅水相区, 寒武系底部玉尔吐斯组与下伏埃迪卡拉系奇格布拉克组之间存在分布广泛的不整合面(何金有等, 2010), 二者为平行不整合接触, 且该不整合之上薄层含磷硅质层段发现有寒武系底部幸运阶的小壳化石和疑源类化石(Yao et al., 2005), 但对于玉尔吐斯组内部及与顶部地层的接触关系认识仍待加强。本次研究根据位于玉尔吐斯组顶部暴露面对玉尔吐斯组与肖尔布拉克组二者接触关系进行了重新厘定, 即玉尔吐斯组顶部晶粒云岩与肖尔布拉克组灰— 黑色含三叶虫灰岩呈不整合接触(图 2)。宏观上, 可见肖尔布拉克组海侵初期所形成的紫红色泥岩向下灌入玉尔吐斯组顶部的岩溶系统中(图 6-B)。过去的研究中, 众多学者往往延用前人的观点(周志毅等, 2001), 将玉尔吐斯组视为一套连续沉积的地层, 根据岩相差异将玉尔吐斯组简单划分为“ 两段” , 即自下而上分为黑色含磷硅质岩— 泥页岩段及碳酸盐岩段。然而, 根据本次研究所识别的多旋回早成岩期岩溶特征, 发现玉尔吐斯组内幕存在3组可横向对比的早成岩期暴露面, 据此可将研究区玉尔吐斯组划分为3个暴露旋回(图 2), 此划分方案对于玉尔吐斯组的古地貌恢复、沉积相对比、识别烃源岩横向展布特征等均具有重要意义(金值民等, 2020)。

古岩溶作用广泛存在于现今的深层— 超深层储集层中(马永生等, 2011), 有研究显示四川盆地灯影组、龙王庙组、雷口坡组碳酸盐岩孔洞储集层的形成以及塔里木盆地内幕区奥陶系内多期短暂暴露面下孔洞储集层的形成可能均与早成岩岩溶有关(金民东等, 2014; 淡永等, 2015; 张恒等, 2016), 早成岩期岩溶作用对于储集层的改善和后期储集层的建设均具有重要作用。然而, 本次研究所发现的混积岩由于其较为致密, 以基质微孔为主, 岩溶充填程度较高, 孔渗层的花斑状岩溶和近原地角砾化欠发育等原因, 并未形成孔隙型储集层。这很大程度说明不管暴露时间, 相控孔洞层的形成仍受控于先期孔渗结构, 开放体系的暴露岩溶都是受先期孔渗层控制, 孔渗层决定是否能形成孔隙型或孔洞型储集层, 而埋藏改造条件不可能把致密化的原岩改造为孔隙型储集层或孔洞型储集层。实例表明不管是暴露岩溶, 还是埋藏岩溶, 改造后能否形成孔隙型储集层的关键是先期的储集空间类型和特征。