介壳灰岩中碳酸盐组分占90%以上, 岩心颜色均匀, 以浅灰色或浅褐色为主, 局部可见灰黑色泥质组分零散分布, 整体致密且脆性显著。生物化石组分主要为双壳类生物, 少见植物碎片与炭化的磷质生屑。

对于浅水介壳灰岩, 介壳组分保存良好且顺层排列, 发育平行层理与轻微波状层理(图2-A, 2-C), 介壳间黏土矿物含量极低, 介壳内部多被方解石粗晶交代充填。此类介壳灰岩单层厚度最大可达5~10 m, 与上覆岩层和下伏岩层展现为渐变接触关系。

图2

Fig.2

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	图2 仪陇—营山地区侏罗系大安寨段介壳灰岩典型岩心与薄片照片 A—浅灰色介壳灰岩, 介壳物质顺层排列, 平安1井, 大二亚段, 3147.75 m; B—浅灰色介壳灰岩, 发育块状层理, 平安1井, 大一亚段, 3106.75 m; C—介壳灰岩, 介壳保存完整且呈平行排列, 平安1井, 大二亚段, 3160.12 m, 茜素红染色, 单偏光; D—介壳灰岩, 介壳轻微破碎, 平安1井, 大一亚段, 3117.72 m, 单偏光; E—介壳灰岩, 介壳组分尺寸变小、分选差、排列杂乱, 平安1井, 大一亚段, 3121.39 m, 单偏光Fig.2 Typical core and thin section photos of the Jurassic Da'anzhai Member coquina in Yilong-Yingshan area

未完全固结介壳灰岩沉积物在重力超载、风暴、地震等作用下可发生滑塌作用, 因此介壳灰岩也可出现于深水环境中。重力流成因介壳灰岩中介壳组分破碎严重且杂乱排列, 主要呈现为块状构造(图2-B, 2-D); 镜下观察发现介壳分选较差, 壳体内壁与壳体间可见泥晶或粉晶方解石充填(图2-E); 此类介壳灰岩单层厚度一般小于2 m, 且与上覆岩层和下伏岩层多为突变接触。

含泥或泥质介壳灰岩碳酸盐组分介于50%~90%之间, 岩心尺度上浅灰色介壳灰岩与灰黑色泥质组分呈有规律的排列, 岩石质地不纯, 脆性较强, 薄片尺度下介壳分选较差, 壳体大小分布不一, 泥质组分作为杂基充填于介壳之间(图3-A, 3-B, 3-C)。根据沉积构造可分为介壳滩边缘原地沉积与深水重力流异地沉积2种类型。

图3

Fig.3

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图3 仪陇—营山地区侏罗系大安寨段含泥(泥质)介壳灰岩典型岩心与薄片照片 A—泥质介壳灰岩介壳物质分选差、排列杂乱, 平安1井, 3198.30 m, 单偏光; B—泥质组分作为杂基充填于介壳之间, 平安1井, 大二亚段, 3169.95 m, 单偏光; C—泥质组分作为杂基充填于介壳之间, 平安1井, 大一亚段, 3126.46 m, 单偏光; D—浅灰色介壳灰岩与深灰色泥页岩不等厚互层, 平安1井, 大三亚段, 3195.0 m; E—介壳组分破碎严重, 呈正粒序分布, 龙浅2井, 大一亚段, 2096.37 m; F—浅灰色泥质介壳灰岩发育变形构造, 平安1井, 大二亚段, 3143.0 mFig.3 Typical core and thin section photos of the Jurassic Da'anzhai Member argillaceous coquina in Yilong-Yingshan area

介壳滩边缘原地沉积的含泥(泥质)介壳灰岩发育水平层理或轻微波状层理, 介壳保存完整, 呈现出定向频繁互层特征。在空间上通常与浅水介壳灰岩呈渐变接触的关系, 反映了水动力条件相对稳定的介壳滩斜坡环境(图3-D)。

重力流沉积中介壳组分呈现不同程度的破碎, 重力流条件下导致斜坡区未完全固结的岩石发生不同程度的扭曲和改造, 因此发育负载构造、球枕构造、包卷层理等同生变形构造(图3-F)。此外, 岩心观察中也可发现介壳的粒序层理(图3-E), 介壳碎屑被严重破碎并存在撕裂, 介屑长轴方向无定向性特征, 自下而上呈现了明显正粒序特征, 这些现象被认为是浊流沉积的典型特征(高振中等, 2008)。

含介壳或介壳质页岩中碳酸盐组分介于10%~50%之间, 岩心观察下浅灰色部分为介壳组分, 深灰色则以长英质或黏土矿物为主。薄片尺度上, 介壳“壳厚”与“壳长”相比于前2种岩性的明显变小(图4-A, 4-B, 4-C), 介壳含量同样明显下降, 表明水动力条件有所减弱。

图4

Fig.4

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图4 仪陇—营山地区侏罗系大安寨段含介壳(介壳质)页岩典型岩心与薄片照片 A—含介壳页岩中介壳顺层排列, 平安1井, 大二亚段, 3167.2 m, 茜素红染色, 单偏光; B—介壳质页岩中介壳组分轻微破碎, 平安1井, 大一亚段, 3138.4 m, 单偏光; C—含介壳页岩中介壳呈漂浮状, 平安1井, 大二亚段, 3173.6 m, 单偏光; D—暗色泥页岩夹薄层灰岩条带, 平安1井, 大二亚段, 3187.0 m; E—暗色泥页岩夹薄层灰岩条带, 平安1井, 大二亚段, 3171.8 m; F—暗色泥页岩含漂浮状介屑, 平安1井, 大一亚段, 3138.0 mFig.4 Typical core and thin section photos of the Jurassic Da'anzhai Member calcareous shale in Yilong-Yingshan area

根据沉积构造可分为2个亚类: 第1类表现为暗色泥页岩夹水平薄层灰质条带, 灰质条带厚度通常在2 cm以下, 内部介壳轻微破碎且顺层排列(图4-D, 4-E), 其可能为湖浪等牵引流条件下斜坡区向半深湖—深湖环境过渡位置的沉积产物; 同时, 水平薄层灰质条带也可能为一次小规模重力流的产物; 第2类表现为深灰色泥页岩中漂浮着介壳碎屑(图4-F), 弯片状双壳类生物组分杂乱分布, 多呈单瓣壳形式非定向排列, 页岩纹层并不发育, 被认为是薄而大的介壳物质因重力流作用卷起, 在水中悬浮到深水区后与泥质组分混合沉积而形成的。

页岩岩心尺度上为灰黑色或黑色, 单层厚度介于0.5~5 m之间, 主要分布在大二亚段, 湖盆中心最大累计厚度可达80 m, 湖盆边缘地区累计厚度仅为20 m左右。平面上发育在半深湖—深湖的低能、还原沉积环境中, 几乎无生物痕迹, 岩心中可见极少量灰白色粉砂质、灰质纹层或透镜体, 含量均小于10%, 可能为重力流末端沉积产物。相较于国内其他地区的陆相页岩层系(赵贤正等, 2020a, 2020b), 大安寨段页岩的页理发育程度相对较弱(图5-A, 5-B, 5-C), 这可能与沉积时期持续动荡的水体条件有关。薄片观察下大安寨段页岩均一程度高, 部分视域可观察到有机质组分(图5-D, 5-E)。扫描电镜下黏土矿物有着明显定向排列特征, 层间孔缝极其发育(图5-F), 孔缝形状为线条状, 孔径大小不一, 通常介于10~500 nm之间。

图5

Fig.5

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	图5 仪陇—营山地区侏罗系大安寨段页岩典型岩心、薄片与SEM照片 A—灰黑色块状页岩, 龙浅2井, 大二亚段, 2109.82 m; B—灰黑色页岩发育水平层理, 平安1井, 大三亚段, 3194.5 m; C—灰黑色页岩发育水平层理, 平安1井, 大三亚段, 3200.3 m; D—页岩均一程度高, 纹层不发育, 平安1井, 大二亚段, 3142.60 m, 单偏光; E—页岩均一程度高, 纹层不发育, 平安1井, 大二亚段, 3147.75 m, 单偏光; F—页岩层间孔缝极其发育, 平安1井, 大二亚段, 3141.20 m, SEMFig.5 Typical core, thin section and SEM photos of Jurassic Da'anzhai shale in Yilong-Yingshan area

作者重点针对北西—南东(剖面A-A')和北东—南西(剖面B-B')2个方向的剖面展开了连井沉积相的横向对比。

5.1.1 北西—南东向剖面A-A' 北西—南东向剖面A-A'贯穿整个研究区, 主体沉积环境为半深湖—深湖亚相, 西北部向浅湖亚相过渡, 最西北部的川45井优势相始终为介壳滩微相(图7-A)。

北西—南东向剖面自下而上具有如下特征: 大三亚段以龙岗39井为界限, 该井西北方向以浅湖亚相为主, 向东南方向进入半深湖—深湖区, 水体深度较大, 页岩发育较好, 横向可对比性强。大二亚段沉积时期, 包括仪2井在内的东南方向均以厚层半深湖—深湖灰黑色页岩为主; 而仪2井中部见厚度不大的重力流成因介壳灰岩沉积; 整体湖侵趋势并未影响到研究区西北方向的川45井, 该井仍以介壳滩微相为主。大一亚段沉积时期, 湖盆发生明显的水退。底部与中部沉积期湖平面下降幅度较小, 龙岗39井东南方向水体深度仍然较大, 处于半深湖—深湖区, 而此时川45井则发育介壳滩微相, 仪2井受重力流作用影响, 岩性以介壳灰岩与页岩的互层为主; 大一亚段顶部沉积时期, 普遍发育一套厚度较大、横向稳定的介壳灰岩, 介壳滩微相在平面广泛分布, 此时部分陆源碎屑搬运至研究区边缘, 在川45井与仪2井录井上可见部分粉砂岩或粉砂质灰岩夹层。

5.1.2 北东—南西向剖面B-B' 北东—南西向剖面基本上贯穿研究区。剖面主体沉积环境为半深湖—深湖亚相, 部分井位以介壳滩微相为主(图7-B)。

北东—南西向剖面自下而上具有如下特征: 大三亚段沉积时期, 天池2井处于湖盆中央的水中隆起, 发育介壳滩滩核沉积微相, 介壳灰岩单层厚度超过5 m, 其两侧的龙岗28井与龙岗22井均有单层厚度超过1 m的介壳灰岩, 被判断为斜坡区重力流沉积作用形成。剖面向东北(龙岗166井)和西南方向(营山2井—营21井)的整体水深较大, 以半深湖—深湖亚相为主。大二亚段沉积时期, 剖面上所有井位均处于半深湖—深湖环境; 随着大二亚段顶部沉积时期湖平面的逐渐下降, 湖盆中央的隆起再次开始发育介壳灰岩, 但其他井位依然处于半深湖—深湖亚相。大一亚段底部沉积时期, 湖退作用加剧, 湖盆边缘的龙岗166井与湖中隆起的天池2井介壳滩发育, 单层介壳灰岩的厚度最大可达到15~20 m, 其余井位岩性上均以半深湖—深湖环境为主。大一亚段顶部介壳灰岩横向可对比性良好, 单层灰岩横向分布稳定, 介壳滩相广泛发育。

在连井相分析的基础上, 采用优势相原则绘制了各亚段平面沉积相展布图。

大三亚段沉积时期, 湖盆呈北西—南东向分布, 湖盆面积相对较小, 沉积中心分别位于北部仪陇地区与东南部龙岗42井—龙浅2井一带。深水湖盆中, 龙浅102X井与天池2井为水中隆起区, 以介壳滩沉积相为主; 研究区西部地势相对较高, 分布着一定面积的介壳滩, 斜坡区沉积物可发生大规模滑塌作用, 使得半深湖—深湖沉积环境中形成了深水异地成因的介壳灰岩; 东北部则受到少量陆源碎屑搬运的影响, 发育滨湖亚相(图8-A)。

图8

Fig.8

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	图8 仪陇—营山地区大安寨段各亚段平面沉积相图 A—大三亚段平面沉积相图; B—大二亚段平面沉积相图; C—大一亚段平面沉积相图Fig.8 Plane sedimentary facies of each sub-member of the Da'anzhai Member in Yilong-Yingshan area

大二亚段沉积时期经历了强烈的湖侵作用, 研究区湖盆面积达到最大; 南部整体处于深湖湖盆中; 而研究区西北部阆中地区川45井仍然发育大规模的介壳灰岩, 说明该地区古地势较高。前人研究认为湖盆北部地势较陡(杜江民等, 2015), 进而导致北部地区在大二亚段时期沉积相变化不明显(图8-B)。

大一亚段沉积时期, 湖盆东南部发生了轻微抬升作用(杜江民等, 2015), 湖水主要向西南退去。该时期湖盆发生大规模萎缩, 深水区面积恢复到了大三亚段沉积期水平。深湖中心位于研究区南部蓬安—营山一带, 仪陇地区以及平昌1井—龙岗166井一带仍有半深湖—深湖亚相发育, 大三亚段沉积时期的深水湖盆内部隆起区水体深度再次变浅, 恢复了介壳滩灰岩为主体的滩核微相。西部地区介壳滩相发育, 平面分布范围广泛(图8-C)。

总体看来, 大安寨段沉积特征可以归纳为: 整体发育一个完整的湖侵—湖退旋回, 沉积相分布特征受湖水深度影响很大。地势偏高的西部地区与湖中隆起主要发育浅湖介壳滩, 介壳滩随着水深的变化有所迁移, 地势偏低的南部地区主要发育厚层页岩, 沉积环境以半深湖—深湖为主。由于地震、风暴、沉积层失稳等触发机制, 未完全固结的沉积物沿斜坡可发生大规模滑动作用, 并最终在半深湖—深湖沉积环境中形成广泛发育的深水异地成因介壳灰岩。

混合沉积过程可分为间断混合、相混合、原地混合与母源混合4种(李泉泉等, 2021)。原地混合指陆源碎屑供给与原地或准原地死亡的生物组分混合沉积作用(Mount, 1984; Chiarella and Longhitano, 2012; McNeill et al., 2012; Chiarella et al., 2017), 而母源混合是在构造作用控制下, 由已石化的碳酸盐源区经侵蚀提供的碳酸盐碎屑与硅质碎屑混合而形成的混积作用, 主要受物源区不同母岩成分的影响(Price, 1977; Mount, 1984), 以上2种混积模式更适用于近源混合沉积类型。研究区整体处于浅湖与半深湖—深湖亚相, 受陆源碎屑物质影响较小, 更适用于相混合与间断混合模式。

1)相混合。相对低能的水动力条件下, 湖平面的升降会导致不同沉积相分布范围与规模产生旋回变化, 不同岩性在横向与纵向上交互沉积(McNeill et al., 2012; Amer et al., 2021), 这种混积作用即为相混合。研究区相混合最常记录于介壳滩沉积物中, 但其他沉积环境也有不同程度的体现。

侏罗纪早期盆地进入前陆盆地演化阶段, 湖盆边缘主要以扇三角洲沉积环境为主(冯荣昌等, 2015a)。然而研究区扇三角洲前缘与滨浅湖亚相中, 粉砂质泥岩中偶尔出现的隐蔽的层理面是由微小的生物扰动形成的虫迹构造, 整体上混积作用并不显著, 仅在滩间与浅湖泥微相的浅灰色泥岩偶见极薄的介屑层; 斜坡区近端, 由于湖平面频繁的交替作用, 岩心上展示出了浅灰色介壳灰岩层与深灰色泥页岩层频繁水平互层的特征, 这反映了湖平面变化速度较快或地形坡度等沉积条件的改变(Holmes, 1983); 斜坡区远端湖水深度变大, 整体表现为灰黑色页岩夹灰岩条带, 泥页岩组分以深水环境沉积为主, 灰岩组分则代表一次小规模的湖退作用(图9)。

图9

Fig.9

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	图9 仪陇—营山地区大安寨段混积作用横向变化关系与控制因素Fig.9 Lateral variation and controlling factors of the Da'anzhai Member mixed sedimentation in Yilong-Yingshan area

2)间断混合。较强湖浪作用期间, 湖水会不断侵蚀未完全固结的沉积物, 斜坡区上部松散的沉积物会发生破碎并在重力作用下失稳, 进而发生滑塌、碎屑流、浊流等沉积作用(Stow and Johansson, 2000), 并将这些沉积物搬运至其他沉积环境中形成混合沉积物, 这个过程即为间断混合(Mount, 1984; 丁一等, 2013)。重力流作用引发的间断混合影响范围更广且沉积物特征更为显著: 斜坡区一方面会触发重力流作用, 使得未固结或半固结的沉积物产生包卷层理、重荷模等变形构造, 另一方面可将介壳物质大规模搬运至半深湖—深湖环境中, 经过沉积水体的筛选作用, 不同尺度介屑由于重力原因先后沉积, 进而形成介屑正粒序层理(图3-E); 在重力流影响范围末端, 少量介壳会与灰黑色页岩混积, 形成含漂浮介屑层页岩, 甚至薄片下页岩中仍可观察到细小的介屑组分(图9)。

宏观上湖平面的升降变化控制着不同沉积微相的分布特征, 而不同沉积微相的岩石特征则受控于物质来源与不同地质营力。仪陇—营山地区大安寨段混积作用的主控因素包括物质来源、地质营力、湖平面升降变化等因素。

在物质来源方面, 研究区东北部受到区域外围扇三角洲陆源碎屑物质输入影响形成粉砂质泥岩, 但影响范围相对较小, 而介壳滩为生物—化学碳酸盐沉积作用, 在2种物质来源混合的地区混积作用显著, 混积层系的岩石学特征则受控于不同物质来源的强度; 当陆源碎屑物质供给较强时, 粉砂级碎屑物质甚至可以直接搬运至斜坡区, 形成砂质介壳灰岩(较少见, 但有发现); 大多数时期物源供给能力较弱, 因此滨浅湖地区混积层系更多以含少量介屑的浅灰色泥岩为主。而在介壳滩外斜坡, 受控于远源悬浮细粒物质沉积作用与生物—化学碳酸盐沉积作用, 形成页岩—介壳灰岩混积岩性, 这也是研究区混积岩最发育的相带, 靠近介壳滩方向灰岩占比相对较高, 随着向湖盆方向延伸, 灰黑色页岩占比则逐渐增高。

在地质营力方面, 重力流作用、湖浪作用对于碎屑岩沉积体系与碳酸盐沉积体系均有着重要的影响(姜在兴等, 2017)。湖浪作用主要发生于扇三角洲前缘与介壳滩滩核等水体深度较浅的区域, 其搬运介质的能力相对有限。相比之下, 风暴作用对湖底能产生强烈的剥蚀作用, 介壳滩环境中, 风暴浪等触发机制导致斜坡区未固结或半固结的介屑物质发生滑塌, 随后搬运到湖泊深水环境中(高振中等, 2008), 从而形成大规模的间断混合作用。总体来看, 重力流事件所导致间断沉积在研究区十分普遍, 这一方面增加了混积岩内部的杂乱程度, 另一方面扩大了混积岩在平面尺度的分布范围, 这对混积有着重要的控制作用。

湖平面的升降同样是影响混积层系发育与类型的重要因素之一(王启明等, 2020), 其不仅会改变湖岸线的位置, 导致陆源碎屑供给量发生差异, 而且会影响介壳滩的分布范围, 导致介壳灰岩的发育与产出率发生改变。沉积相过渡区的沉积物能最有效地记录湖平面变化, 而沉积物中混积组分占比受控于优势相(丁一等, 2013)。研究区大一亚段与大三亚段沉积时期, 湖平面在适当的深度范围内频繁波动最有利于混积岩形成, 而大二亚段沉积时期, 湖盆整体的湖侵作用使得介壳灰岩发育受限, 因此混积岩并不发育。

除以上因素, 古气候条件适宜、水体条件富营养化、古隆起地貌等条件同样是混积作用的有利条件(丁一等, 2013; 陈世悦等, 2017; 杜晓峰等, 2020), 多种有利条件耦合才形成现今研究区广泛发育的湖相混积层系。除了这些外部因素, 混积岩形成的内因, 如壳体生物的生长习性、细粒沉积物的形成机理同样对混积层系成因机制意义重大。作者对仪陇—营山地区大安寨段页岩-介壳灰岩混积特征及沉积机制初步讨论, 能够为相似地质背景下混积作用的研究提供参考, 但湖相混合沉积研究仍面临着许多问题, 需要进一步研究才能解决。