扬子地台北缘城口地区上寒武统洗象池组风暴沉积特征及其地质意义

2019-05-14李智武刘树根宋金民韩雨樾

石油实验地质 2019年2期

王瀚，李智武，刘树根，宋金民，冉波，赖冬，韩雨樾

(成都理工大学油气成藏地质及开发工程国家重点实验室，成都 610059)

现代海相风暴沉积的研究起始于20世纪50—60年代，主要针对于赤道附近碳酸盐岩区旋风、飓风及风暴引起的沉积[1-2]。随后，风暴沉积在湖相地层中逐步被发现和研究[3]。而对于古代风暴沉积的研究，起始于1970年，主要针对风暴沉积特征及其地质意义进行系统的研究，如底冲刷、砾屑段及丘状交错层理等典型沉积构造的描述及成因分析[4-5]；一次完整风暴作用在纵向上的沉积序列及平面上沉积展布特征的描述及其意义[6-7]；以及利用风暴沉积对古气候、古沉积环境的厘定[8]。寒武纪扬子地台处于赤道附近，为风暴沉积发育最频繁的时期[9]。许多国内学者对扬子地台寒武纪风暴沉积发育环境[10]、沉积环境演化规律[11-12]、岩相古地理特征[13]及风暴沉积对油气储集层的影响[13-14]进行了研究。

四川盆地上寒武统洗象池组为重要的油气储备接替层系，在多口开发井及探井中洗象池组获得工业油气流(如南充1井天然气产量为3.55×104m3/d)，这些勘探成果展示出该层位具有较大的勘探远景。前人通过对川中地区洗象池组进行分析，认为优质储层主要发育内缓坡高能颗粒滩微相，颗粒滩纵向上主要发育于向上变浅序列，整体呈北东向展布，平面上主要分布于水下高地或隆起[15-16]。四川盆地洗象池组大面积遭受剥蚀，而川东北地区地层发育较为完整，通过前期野外露头观察分析，洗象池组普遍存在沥青分布，说明曾存在油气活动，可能具有勘探前景。但目前对该地区洗象池组的沉积特征、古地理特征、储层特征及勘探前景等方面的研究工作较为薄弱。本文通过野外露头实测和室内薄片镜下鉴定，在扬子地台北缘城口地区洗象池组发现了风暴沉积，并进行沉积特征描述，分析其纵向演化序列、风暴沉积模式，这一发现和认识对该区洗象池组古地理背景及油气勘探前景具有一定的指示意义。

1 地质背景

研究区位于北大巴山逆冲推覆构造带前缘、城口断裂带南侧的城口厚坪一带，隶属于扬子地台北缘(图1a)。区内寒武系发育齐全，自下而上可划分为下寒武统麦地坪组、筇竹寺组及沧浪铺组和龙王庙组、中寒武统陡坡寺组以及上寒武统洗象池组。前人研究表明，扬子地台北缘早寒武世麦地坪—筇竹寺期主要发育一套下部为深水陆棚相碳质泥页岩和上部为浅水陆棚相细碎屑岩的组合[17-18]。而上覆沧浪铺组沉积期，受西侧摩天岭古陆抬升—剥蚀的影响，扬子地台自西向东发育一套由陆相向海陆过渡相变化的以碎屑岩为主的沉积[17，19]。随着古陆被夷平、陆源碎屑供给减少，使得龙王庙组—陡坡寺组—洗象池组沉积期整体表现为西高东低的大型缓坡背景碳酸盐岩沉积[17-18，20-22]。纵向上，扬子地台寒武系至下奥陶统可划分为3个完整的海侵(TST)—海退(HST)旋回，早寒武世初期麦地坪期和筇竹寺期发生最大海侵，沉积巨厚的深水—浅水陆棚细粒沉积，随后沧浪铺期大规模海退形成粗粒的陆相及海陆过渡相沉积；早寒武世龙王庙期发生第二次海侵，形成龙王庙组浅水碳酸盐岩缓坡沉积，中寒武世陡坡寺期发生第二次海退，形成陆源碎屑含量较高的混合潮坪沉积；晚寒武世洗象池组沉积早期发生第三次海侵，以碳酸盐岩缓坡沉积为主，而洗象池组晚期到早奥陶世，为陆源碎屑含量较高的混积潮坪，形成第三次海退序列[17-18]，同时在野外露头可见洗象池顶部存在不整合面以及表生岩溶作用。本次风暴沉积发育于第三个旋回的初始海侵(TST)期，位于洗象池组下部(图1b)。

图1 扬子地台北缘区域地质简图及上寒武统洗象池组综合柱状图

通过对扬子地台北缘洗象池组野外露头进行观测或实测，发现由西至东方向，从南郑→南江→镇巴→万源→城口地区，洗象池组地层厚度逐渐增加，洗象池组下部灰岩段比例逐渐增大，且逐渐发育风暴沉积，因此扬子地台北缘洗象池组沉积时期为一西高而东低的碳酸盐岩缓坡沉积。进而对城口厚坪地区洗象池组剖面进行实测，其与下伏中寒武统陡坡寺组及上覆下奥陶统杨家坝组均为整合接触，地层厚约140 m，其下部为厚约25 m的灰岩段，发育明显风暴沉积，生物碎屑含量较高，且自下而上白云岩逐渐增多；而其上部约115 m厚的白云岩段，主要为砂屑白云岩、含砂砂屑白云岩、泥晶白云岩及砂质泥晶白云岩，发育多个下细上粗的颗粒滩建造，颗粒滩顶部溶蚀孔洞发育，多为沥青充填，因此城口厚坪洗象池组整体具有向上变浅的碳酸盐岩缓坡沉积特征。

2 风暴沉积构造

风暴沉积是在浅海地区以风暴为驱动力形成，能够掏蚀、搬运、簸选和悬浮颗粒，并冲击、改造异地和原地沉积物，具有波浪和流动双重性质并向海方向流动的密度流[23]。根据风暴沉积过程中形成的典型沉积构造[7，9]，对研究区野外露头及室内镜下进行仔细观察和描述，认为研究区发育风暴沉积，具有底冲刷、砾屑段(撕裂状砾屑)及丘状层理等典型风暴沉积构造。

2.1 底冲刷构造

发育于风暴序列的底部，为风暴高峰期高流态涡流对下伏沉积物的冲刷、掏蚀、撕裂改造而形成的冲刷充填构造，与下伏沉积物形成突变接触面，与上覆风暴间歇期的正常沉积呈明显区别，是鉴定风暴沉积和判别风暴作用强度的典型沉积构造[14]。研究区风暴序列底部侵蚀冲刷面较为明显，根据侵蚀冲刷面的形态及规模可以进一步分为3类：

(1)高强度侵蚀面，其下切深度2～15 cm，宽度20～40 cm，局部发育渠模、“U”字形(图2a)及高跟鞋构造(图2b)等冲刷沟槽，表明受风暴涡流影响而冲刷、侵蚀作用最强，形成于风暴高峰期，靠近风暴中心；(2)低强度侵蚀面，下切深度1～3 cm，宽度5～10 cm(图2c)，冲刷、侵蚀能力较弱，主要受面状流—风暴回流影响，形成于风暴衰减期，逐渐远离风暴中心；(3)平缓侵蚀面，几乎未见明显下切深度，与下伏沉积呈平缓状突变接触，形成于风暴远端(风暴浪基面附近)(图3d，e)。

图2 扬子地台北缘城口地区上寒武统洗池组风暴沉积野外和镜下特征

a.“U”字形冲刷沟槽，黄色虚线为底冲刷面；b.高跟鞋构造，黄色虚线代表风暴掏蚀深度；c.低强度侵蚀面，冲刷面之上为生物碎屑呈正粒序堆积；d.长条状砾屑，呈断续、破碎状，砾屑根部与下伏沉积相连，白色箭头为撕裂、破碎状砾屑；e.砾屑呈菊花状分布，砾屑内部为亮晶砂屑白云岩，2×(-)；f.长条状砾屑呈倒“小”字形分布(黄色虚线)，底部砾屑呈叠瓦状分布(白色虚线)；g.Ⅰ型丘状层理，丘状起伏较为明显，对下伏沉积具有一定侵蚀能力；h.Ⅱ型丘状层理，丘状起伏程度较低

Fig.2 Field photos and microscopic characteristics of tempestites in the Upper Cambrian Xixiangchi Formation at the Chengkou area of the northern margin of the Yangtze Platform

2.2 砾屑段

砾屑段是风暴沉积的重要识别标志，本区砾屑段厚约10～20 cm，发育明显的底冲刷面，大量长条状、撕裂状、破碎状及断续状砾屑近平行下伏层面分布(图2d)。可见砾屑呈撕扯状、菊花状(图2e)、倒“小”字形分布，局部可见砾屑沿冲刷面底部呈叠瓦状分布(图2f)。砾屑由亮晶砂屑白云岩(或灰质云岩)构成，砾屑长轴为2～20 cm，长短轴比值为2～20，砾屑含量60%～80%，砾屑主要呈长条状，分选较差，以棱角状、次棱角状为主，基质支撑，砾屑内部砂屑颗粒分选较好、以亮晶胶结为主，底冲刷面下伏沉积岩性为亮晶砂屑白云岩或砂屑云质灰岩。

砾屑不同的排列方式反映了不同性质的风暴流，长条状砾屑为风暴作用对原地半固结岩层进行拍打、撕扯或扯起、挤压、破碎，部分砾屑被带走，剩余部分呈原地堆积，砾屑根部与下伏地层、砾屑与砾屑之间呈连接状，此时风暴沉积环境与背景沉积环境一致。部分砾屑呈撕扯状、菊花状或倒“小”字形分布，为风暴涡流作用的典型沉积构造。而砾屑呈叠瓦状分布于冲刷面之上，为风暴回流使得砾屑定向排列而形成。

2.3 丘状交错层理

前人研究表明，丘状交错层理是风暴浪减弱时由弱振荡流、摆动流对高峰期冲刷、侵蚀及上扬的沉积物进行再沉积而形成[5]，其具有以下特征：对下伏沉积具有一定侵蚀能力的上凸下凹纹层，向上凸为丘状(hummocky)交错层理，向下凹为洼状(swales)交错层理，纹层倾角向凸起方向减小并收敛，使得纹层具有向丘状部分变薄、向洼状部分加厚的特征[5]。研究区风暴丘状交错层理较为发育，根据其特征，可以进一步分为3类：

(1)Ⅰ型丘状交错层理，纹层倾角一般5°～15°，丘高约4～6 cm，波长40～60 cm，主要发育于泥粒灰岩，丘状起伏较为明显，对下伏沉积物具有一定的侵蚀能力(图2g)；(2)Ⅱ型丘状层理，纹层倾角一般3°～10°，丘高2～5 cm，波长15～30 cm，丘状起伏较低，主要发育于粒泥灰岩，顶底呈低缓圆丘状，对下伏沉积物侵蚀作用不明显(图2h)；(3)Ⅲ型丘状层理，纹层倾角一般小于 5°，丘高小于1 cm，波长7～10 cm，纹层厚度小于1 cm，起伏度不明显，主要发育于泥晶灰岩或砂质泥岩中，未见明显冲刷面。

总体来看，研究区丘状层理起伏度及规模均较小，可能为浅水碳酸盐岩遭受频繁风暴、波浪或潮汐的改造作用，破坏风暴序列丘状交错层理段，从而仅保存形成于较深水体的小型丘状层理。

3 风暴沉积序列

由于风暴作用强度及距离风暴中心远近的不同，相应形成不同的风暴沉积序列及岩性特征。一次典型的浅水碳酸盐岩完整风暴序列[7]，从下至上由以下5个沉积单元构成：A.底冲刷和砾屑段；B.粒序段；C.平行层理；D.丘状层理；E.泥质泥晶灰岩段。

通过对城口地区洗象池组剖面进行实测，风暴沉积发育于洗象池组下部，风暴段总厚约9.5 m，由11个风暴序列构成，每个风暴序列厚度在几个至几十个cm不等。由于研究区整体处于浅水碳酸盐岩缓坡沉积，受风暴、波浪或潮汐作用影响明显，使得单一风暴序列难以完整保存。根据野外剖面及室内镜下的详细观察，分析风暴沉积特征，将风暴沉积序列分为5种，分别反映形成于距离风暴中心不同的沉积位置。

3.1 序列1

该序列主要由底冲刷+砾屑段A构成，总厚约5～15 cm。砾屑由亮晶砂屑白云岩构成，呈撕裂状、破碎状及菊花状，砾屑根部与下伏沉积相连，底冲刷面下伏沉积为亮晶砂屑白云岩(图3a)。

砾屑段与下伏沉积岩性一致，因此该风暴序列为风暴高峰期对正常浪基面之上(附近)内缓坡内碎屑滩进行冲刷、拍打、破碎而以原地堆积为主。由于风暴作用主要表现为离岸流，而此类砾屑并未经历搬运，因此代表了最浅的风暴沉积[24]。

3.2 序列2

该序列由底冲刷+砾屑段A、粒序段B及泥晶白云岩段E构成，总厚约20～40 cm。底冲刷和砾屑段A厚约5～25 cm，以低强度冲刷面为主，由亮晶砂屑白云岩、泥晶白云岩及亮晶砂屑灰岩所构成多种砾屑呈杂乱状、放射状、倒“小”字形或叠瓦状分布(图2f)，砾屑以椭圆状为主，长短轴比值为5～1，内碎屑含量为60%～70%，分选中等—差，磨圆以棱角状—次圆状为主，泥晶颗粒结构或颗粒结构，基质支撑或颗粒支撑，陆源碎屑石英含量高，下伏沉积为泥晶白云岩。中部发育粒序层B段，厚约15～25 cm，主要由砂屑白云岩和陆源碎屑石英构成，呈明显正粒序分布(图3b)；顶部发育厚约1～3 cm的泥晶白云岩段E，局部可见波纹层理。

图3 扬子地台北缘城口地区上寒武统洗池组风暴序列类型

风暴高峰期，卷入沿岸陆源碎屑，风暴涡流对高能内碎屑滩进行侵蚀—搬运，使得各种内碎屑呈叠瓦状→放射状、菊花状→粒序层规律变化(图2f)，反映风暴流由风暴回流→涡流→风暴碎屑流逐渐演变过程[25]。随着搬运距离增加而内碎屑相互摩擦和碰撞，使得分选、磨圆逐渐变好，相对于序列1原地撕裂状砾屑而言，该类砾屑沉积水体逐渐加深；随着风暴能量衰减、风暴流流速降低或支撑力减弱，颗粒由于重力分异而快速沉降形成粒序层[26]，使得分选较好砂屑颗粒与陆源碎屑呈正粒序分布。风暴平息期，正常沉积泥晶白云岩。根据风暴演化规律及背景沉积特征，该风暴序列形成于正常浪基面与风暴浪基面之间靠近正常浪基面附近，为中缓坡上部沉积。

3.3 序列3

该序列由底冲刷段A、粒序段B、丘状层理段D及泥晶灰岩段E构成，总厚约10～30 cm。底部发育底冲刷段A，底冲刷以低侵蚀平缓状为主；中部粒序段B，总厚约10～20 cm，岩性为(亮晶)生屑砂屑灰岩，可见大量生物碎屑与内碎屑呈正粒序分布，内碎屑含量30%～50%，生屑含量20%～30%，陆源碎屑含量较低，生物碎屑主要为双壳类、腕足类，较为破碎(图3c)，分选中等—较好，以圆状—次圆状为主，颗粒结构或泥晶颗粒结构，颗粒支撑或基质支撑，下伏沉积为砂屑泥晶灰岩或泥晶灰岩；上部由丘状层理D段(Ⅰ或Ⅱ型丘状层理)和泥晶灰岩E段构成，总厚约3～7 cm，主要岩性为泥晶灰岩、暗色泥质泥晶灰岩，向上部泥质含量增多(图3c)。

仅发育平缓状底冲刷面(A段)，说明风暴侵蚀能力逐渐减弱。以风暴回流搬运沉积作用为主[27]，重力分异沉积使得搬运沉积物粒度逐渐变细，从而粒序段B底部以砂屑为主，因此表明距离风暴中心愈远，沉积水体深度增加。由于逐渐远离陆源供给区，使得陆源碎屑减少，与此同时随风暴回流侵蚀、搬运而至的大量发育于正常浪基面之下的浅水生物碎屑，也佐证沉积水体进一步加深。顶部泥质泥晶灰岩E段相比于序列2更为发育。因此，序列3沉积水体逐渐加深，沉积环境处于正常浪基面与风暴浪基面之间且靠近风暴浪基面，为中缓坡下部沉积。

3.4 序列4

该序列由丘状层理段D和泥质泥晶灰岩E构成，总层厚约5～10 cm。下部丘状层理(Ⅱ型或Ⅲ型丘状层理)D段，波高1～3 cm，波长4～8 cm，主要为粉屑—砂屑泥晶灰岩，可见平缓状侵蚀面(图3d)；上部E段厚约2～8 cm，主要为泥晶灰岩、泥质泥晶灰岩，局部可见包卷层理。

在重力分异沉积作用下，随着风暴回流搬运距离增远，仅剩余较细粒内碎屑在风暴远端振荡流、摆动流作用下形成丘状层理(D段)，侵蚀作用较弱，风暴平息之后恢复正常沉积，发育低能泥晶灰岩或泥质泥晶灰岩(E段)，表明沉积水体较深，受风暴扰动作用较弱，接近于风暴浪基面附近。

3.5 序列5

该序列主要发育E段，厚度最薄，为mm至cm级纹层，主要岩性为砂屑—粉屑泥晶灰岩或砂质泥晶灰岩，可见砂屑—粉屑或陆源石英呈正粒序分布(图3e)，缺失丘状层理。表明此时处于风暴回流最远端，流速最低，搬运能力最弱，携带的内碎屑(或陆源碎屑)以重力分异沉积为主，为风暴浪基面之下的风暴末端浊流沉积，为外缓坡沉积。

4 洗象池组风暴沉积模式

风暴沉积的发育特征主要受控于平均海平面(MSL)、正常浪基面(FWB)及风暴浪基面(SWB)，风暴高峰期高流态涡流对正常浪基面附近以及正常浪基面与风暴浪基面之间底部沉积物进行侵蚀—堆积，以风暴回流携带碎屑流在重力分异作用下形成粒序段沉积于正常浪基面与风暴浪基面之间区域，而以细粒碎屑与海水组成密度流在风暴浪基面之下形成mm至cm级浊流[9]。

研究区从风暴段底部至顶部，由风暴沉积序列下部沉积单元向上部沉积单元逐渐过渡；整体岩性由白云岩—云质灰岩—灰岩逐渐变化，内碎屑颗粒减少、粒度变细，出现大量生物碎屑，陆源碎屑逐渐减少；风暴序列厚度逐渐变薄(图4a)。根据经典浅水碳酸盐岩风暴沉积的发育模式[7]，综合本区风暴沉积特征，归纳出扬子地台北缘城口地区洗象池组风暴沉积模式：纵向上，风暴沉积自下而上由序列1向序列5逐渐变化，而沉积环境由内缓坡、中缓坡向外缓坡相快速变化，构成向上变深的沉积序列(图4b)，其中以中缓坡环境为主体；而横向上，强烈风暴涡流对内缓坡高能内碎屑滩进行掏蚀、撕扯(序列1)，形成撕裂状砾屑，以原地沉积为主，部分破碎颗粒与沿岸陆源碎屑一同向离岸方向搬运。随着远离风暴中心，在风暴涡流与风暴回流(离岸流)的共同作用下，侵蚀—搬运大量生物碎屑，使得绝大部分粗粒碎屑在中缓坡沉积下来(序列2，3)，成为沉积主体，而剩余细粒部分继续向海方向搬运。靠近风暴浪基面附近，风暴能量继续减弱，在风暴回流与风暴震荡流或摆动流联合作用下形成不具有侵蚀能力的由细粒碎屑构成的小型丘状层理(序列4)。在风暴浪基面之下的外缓坡，随着进一步远离风暴中心，风暴能量急剧降低，以重力分异沉积为主，表现为mm至cm级的正粒序，为远源风暴浊流体系(序列4)(图4c)。

5 风暴沉积的地质意义

5.1 沉积学和古地理指示意义

由于风暴岩沉积速率较快而持续时间较短[28]，且风暴作用平面波及范围较广，使得一次风暴作用形成的风暴沉积可用于一定范围内横向沉积追索和地层对比。在扬子地台内，笔者先后在贵州松林剖面、四川万源曹家剖面、四川城口厚坪剖面洗象池组下部均发现风暴沉积，表明扬子地台在洗象池期整体受风暴作用影响，普遍发育风暴沉积。因此该风暴沉积段可以作为扬子地台洗象池组下部地层对比标志层。

风暴沉积序列纵向演化规律与海平面变化具有直接联系。快速海侵(TST)时风暴沉积由浅水的原地型风暴粗粒白云岩和异地型风暴粗粒白云岩沉积，逐渐过渡为较深水的小型丘状交错层理灰岩和风暴浊积灰岩沉积，而海退(HST)时变化过程刚好相反[29]。扬子地台北缘城口地区洗象池组风暴段发育于洗象池组下部，自下而上风暴段沉积环境由内缓坡—中缓坡向外缓坡快速变化，风暴段总体表现为向上变深的沉积序列。从而佐证了扬子地台上寒武统—下奥陶统为一个完整的海侵(TST)—海退(HST)三级旋回[17]，而洗象池组下部风暴序列代表了快速海侵体系域(TST)阶段。

图4 扬子地台北缘城口地区上寒武统洗池组风暴沉积特征、沉积序列及发育模式

风暴沉积的发育与古地理背景密切相关。受风暴作用影响，向开阔海方向缓斜坡经常遭受风暴侵蚀作用，使得在正常浪基面附近侵蚀、上扬—卷起的沉积物主要向正常浪基面之下的开阔海搬运[14]。宋金民等[9]对各个相带中风暴岩发育层段进行统计分析，得出60%以上的风暴岩发育于潮下带和浅水陆棚相，而潮坪相与深水陆棚相次之。洗象池组沉积时期，受西部古陆抬升影响，扬子地台呈现为西南高、北东低的碳酸盐岩缓坡沉积[16]，且由北东至南西方向发生海侵[17-18]，这就决定了风暴侵蚀作用主要发育于城口以南西的内缓坡相，并向城口以北东的中—外缓坡相搬运。结合区域地质背景，认为平面上洗象池组在扬子地台北缘城口以北东地区为中—外缓坡沉积，而城口以南西地区则主要为内缓坡沉积，这为扬子地台北缘晚寒武世岩相古地理的恢复提供了重要约束。

5.2 对储层发育的指示意义

扬子地台北缘洗象池组有效储集层优势相带为受波浪—潮汐等水动力控制的高能颗粒滩微相，主要发育于正常浪基面之上(附近)的内缓坡微高地貌地区[15-16，30]。而根据上述风暴沉积对岩相古地理的约束，城口以南西地区主要为内缓坡沉积，处于正常浪基面之上(附近)，为颗粒滩发育的有利相带[31]，叠加洗象池组顶部不整合—暴露岩溶作用，具备发育优质储层的基本地质条件。从而认为，扬子地台北缘洗象池组在城口南西方向的川东北地区具备发育大规模优质颗粒滩型储层的古地理背景。