四川盆地中部地区下寒武统龙王庙组混积特征及其地质意义

宋金民,张亚雄,尹柯惟,,刘树根,4,陈宗于,李智武,田艳红,6,孙 玮,刘 颖,金 鑫,赵玲丽

[1.成都理工大学 油气藏地质及开发工程国家重点实验室,四川 成都 610059; 2.中国石化 石油勘探开发研究院,北京 100083;3.中国石油 华北油田分公司 勘探开发研究院,河北 任丘 062552； 4.西华大学,四川 成都 610039； 5.中国石油 东方地球物理公司西南物探分公司,四川 成都 610213； 6.四川省地质矿产勘查开发局四零五地质队,四川 成都 611830]

混合沉积主要是指硅质碎屑和碳酸盐沉积物结构上相互混合，纵向上互层或平面上彼此交叉的沉积现象[1-3]。20世纪80年代初，Mount首次提出“混合沉积物”的概念，阐述了4种浅水陆棚环境中的混合沉积过程[1-2]；1989年，张锦泉将“混合沉积”的概念引入中国[4]；1990年，杨朝青等首次用“混积岩”一词描述陆源碎屑与碳酸盐混合沉积形成的岩石[5-7]。目前对混积岩的基准含量尚存争议，有学者认为碳酸盐含量大于25%、陆源碎屑含量大于10%[5]，还有学者认为陆源碎屑含量5%～95%、碳酸盐含量5%～95%[8]。近期有学者按陆源碎屑和碳酸盐含量来定义混合沉积强度，划分出混积型碎屑岩(陆源碎屑含量>75%)、高度混积岩(陆源碎屑含量25%～50%)和混积型碳酸盐岩(陆源碎屑含量<25%)[9]。

前人对上扬子地区寒武系混合沉积的研究主要侧重于混积方式、混积机制及其控制因素等。董桂玉等认为湖南石门下寒武统为内潮汐和浊流形成的复合式混合沉积和深水原地沉积形成的渐变式混合沉积，并建立了深水斜坡混积模式[10-11]。张鹏飞等建立了中上扬子地区早寒武世碎屑岩-碳酸盐岩混积陆棚沉积模式[12]。梁薇等总结了中上扬子东南缘中、上寒武统混积岩的特征，系统阐述了混积层系类型与组合方式，建立了相对平缓的浅海混积陆棚模式[13]。尹柯惟等发现四川盆地北部下寒武统的陆源碎屑岩-碳酸盐岩-混积岩以互层或夹层的形式产出，并建立混积台地沉积模式[14]。王瀚等划分出了川北地区的潮坪相、滩间海相、颗粒滩相和开阔海相等5种混积类型[15]。但目前对于四川盆地腹地的下寒武统混合沉积鲜有报道。本文通过岩心观察、薄片鉴定和阴极发光等手段，阐述四川盆地中部地区龙王庙组混合沉积特征，建立混积模式，探讨混合沉积的地质意义。

1 区域地质概况

研究区位于四川省中部，构造分区属于川中平缓褶皱带，处于乐山-龙女寺古隆起东南部(图1)。震旦纪末期，四川盆地发生拉张运动，形成绵阳-长宁拉张槽[16]，经过填平补齐，至龙王庙期地形平缓，呈现西浅东深的沉积格局，为碳酸盐岩缓坡型台地沉积[17]。研究区寒武系发育齐全，下寒武统龙王庙组与上覆中寒武统高台组、下伏下寒武统沧浪铺组均为整合接触[18]。本区寒武纪经历了3个海侵-海退旋回，为麦地坪-筇竹寺期海侵-沧浪铺期海退、龙王庙早期海侵-龙王庙晚期至高台期海退和洗象池早期海侵-晚期海退[18-19]，早-中寒武世处于干旱炎热古气候条件[20]；麦地坪至沧浪铺期为深水陆棚-浅水陆棚-混积陆棚沉积，高台期为混积陆棚-蒸发坪沉积，龙王庙期和洗象池期为碳酸盐岩台地建造[16-20]。混合沉积主要发育在龙王庙组中下部(图1)。

2 混合沉积特征

混合沉积分为狭义与广义两种类型。狭义混合沉积指混积岩，为同一岩层内陆源碎屑组分与碳酸盐组分的混合；广义混合沉积指混积层系，为陆源碎屑岩、碳酸盐岩、混积岩以互层或夹层的形式混合[21]。研究区龙王庙组内混积岩与混积层系皆发育。

2.1 混积岩

四川盆地中部地区龙王庙组混积岩的岩石类型为含粉砂残余砂屑白云岩、含粉砂粉晶白云岩，偶见粉砂质白云岩。

含粉砂残余砂屑白云岩：以粉晶结构为主，残余颗粒结构明显，含量多大于70%，粒径0.5～1 mm，颗粒之间以点接触为主，局部见线接触，部分层段可见砾屑，且与砂屑混杂堆积；粉砂级陆源石英颗粒分布于碳酸盐岩颗粒之间，含量8%～10%(图2a—c)。

含粉砂白云岩：泥-粉晶结构，无明显颗粒结构，显纹层构造，粉砂级陆源石英顺纹层发育(图2d)。高石梯地区白云岩阴极发光下少见颗粒结构(图2e)；磨溪地区阴极发光下多见颗粒结构，说明原岩为颗粒灰岩。

粉砂质白云岩：粉晶结构为主，显纹层构造。粉砂级陆源石英顺纹层密集发育，含量15%～20%(图2f)。阴极发光下，无颗粒结构，说明原始沉积物为灰泥。

图2 四川盆地中部地区下寒武统龙王庙组混积岩特征Fig.2 Photos showing the characteristics of the mixed sediments in the Lower Cambrian Longwangmiao Formation,central Sichuan Basina.陆源石英分布于粉晶白云岩中，MX202井，埋深4 719.69 m，×2，正交光；b.陆源石英见于砾屑内部及周缘，MX202井，埋深4 706.24 m，×2，单偏光；c.陆源石英发育在砂屑边缘及内部，MX21井，埋深4 657.49 m，×2，单偏光；d.陆源石英散布于基质中，呈纹层结构，MX202井，埋深4 721.78 m，×2，单偏光；e.陆源石英阴极发光下呈蓝色，MX202井，埋深4 734.2 m，×2.5，阴极发光，曝光时间2.1 s；f.亮暗相间的细粉晶白云岩纹层，GS28井，埋深3 866.73 m，×2.5，单偏光；g.泥质条纹与残余砂屑白云岩互层(碳酸盐岩-混积岩层系)，GS10井，埋深4 663.12 m；h.泥质纹层与残余砂屑白云岩互层(碳酸盐岩-混积岩层系)，MX21井，埋深4 635.24 m；i.白云石斑块、泥质纹层与白云岩互层(混积岩层系)，MX21 井，埋深4 629.22 m

在混积岩的组分三角图中可以看出，四川盆地中部地区龙王庙组混积岩中陆源石英含量少于25%，集中在5%～20%(图3)。混积岩中的陆源碎屑成分多为石英颗粒，粒径在0.05～0.1 mm，分选好、磨圆差，含量2%～35%；陆源石英颗粒阴极发光下发蓝色光或不发光(图2e)。龙王庙组中的陆源石英主要有4种产状：①沿缝合线分布：见于晶粒白云岩中，陆源石英沿缝合线周缘及其内部分布(图2f)；②分散于基质中：见于晶粒白云岩中，一类为陆源石英呈星点状散布于基质中，另一类形成陆源石英条带，石英颗粒条带与白云石基质形成纹层构造(图2a，d)；③碳酸盐颗粒之间：多见于残余砂屑或鲕粒白云岩中，陆源石英与颗粒边缘相接触，分布于碳酸盐颗粒之间(图2c)；④碳酸盐颗粒内部：见于残余颗粒白云岩中，一类见于残余砾屑白云岩中，陆源石英与灰泥混积，后期被风暴撕扯形成砾屑，另一类见于残余鲕粒白云岩中，陆源石英颗粒成为鲕心。

2.2 混积层系

四川盆地中部地区龙王庙组混积层系主要有碳酸盐岩-混积岩层系和混积岩层系两种类型，以碳酸盐岩为主，未出现岩相转变。

碳酸盐岩-混积岩层系：主要出现在龙王庙组中上部，此类混积层系较为常见。碳酸盐岩为残余砂屑/鲕粒白云岩、粉-细晶白云岩；混积岩为含粉砂残余砂屑/鲕粒白云岩、含粉砂白云岩。混积岩中的陆源石英含量在2%～ 12%，粒径在0.05～0.1 mm，混积岩以夹层或互层的形式产出(图2g，h)。

混积岩层系：主要发育于龙王庙组中下部。混积岩为含粉砂白云岩和粉砂质白云岩，其中陆源石英含量在15%～35%。含粉砂白云岩与粉砂质白云岩以夹层的形式产出(图2i)。

2.3 混积类型

根据混积的成因、成分、结构、沉积构造与接触关系等，混积作用的类型分为3类，即渐变式混合沉积、突变式混合沉积和复合式混合沉积，其中复合式混合沉积分为复合式Ⅰ型混合沉积和复合式Ⅱ型混合沉积[10]。四川盆地中部地区龙王庙组混合沉积类型为渐变式混合沉积和复合式Ⅱ型混合沉积两种类型。

渐变式混合沉积是指由正常沉积事件形成的，其与上下岩层在成分、结构、构造方面均为渐变过渡关系，没有突变标志[10]。这种类型与海平面变化密切相关，“清水”期沉积颗粒灰岩，“半清水”期沉积含粉砂颗粒灰岩，混积岩与其上下的碳酸盐岩/混积岩形成混积层系，在岩性、结构和沉积构造等方面渐变过渡。此混积类型在川中地区广泛发育。

复合式Ⅱ型混合沉积是指由突发性沉积事件形成[10]。通过笔者的研究，四川盆地中部地区龙王庙组发育三大期风暴岩，纵向上发育于龙王庙组底部、中部和上部，横向上发育稳定，厚度7～20 m[22]。龙王庙组中下部风暴成因的碳酸盐砂屑、砾屑均与陆源石英颗粒混合堆积。此类混合沉积是由突发风暴事件所引起的，风暴形成的混积岩与上下层系形成混积层系，在岩性、结构与沉积构造等方面亦为渐变过渡关系。此混合沉积类型在研究区局部发育。

3 混积岩分布特征

3.1 纵向分布特征

3.1.1 高石梯地区GS10井混积岩纵向分布特征

四川盆地中部地区龙王庙组海平面变化旋回可以划分出1个三级和4个四级旋回[23-25]。高石10井龙王庙组混积岩发育在三级旋回海侵期-海退早期。第一个四级旋回快速海侵期为粉砂质白云岩，滩间洼地沉积，厚10 m，石英含量5%～20%；海退期为含粉砂残余砂屑白云岩，为混积颗粒滩沉积，厚22 m，石英颗粒含量在5%～8%。第二个四级旋回海侵期纹层状粉砂质白云岩与粉晶白云石互层，石英含量8%～33%，厚5 m；海退期为含粉砂白云岩，厚度7.5 m，石英颗粒含量在5%～15%。第三个四级旋回快速海侵期为含粉砂白云岩，厚6 m，石英含量3%～6%；海退期为含粉砂残余砂屑白云岩，厚27 m，石英颗粒含量2%～5%。第四个四级旋回海侵期为含粉砂残余砂屑白云岩，厚6.5 m，石英含量2%～4%；海退期为含粉砂残余砂屑白云岩，厚10 m，石英颗粒含量2%～3%(图4)。4个四级旋回均为混积岩层系。

图3 四川盆地中部地区下寒武统龙王庙组混积岩组分统计Fig.3 Component analysis of hybrid rocks of Longwangmiao Formation in the central Sichuan Basin

四川盆地中部地区龙王庙组发育3期风暴沉积[20]。高石梯地区的风暴岩纵向上多与混积岩共生，混积类型以复合式Ⅱ型混合沉积为主。GS10井龙王庙组陆源石英的含量与风暴期次具有较好的对应关系。第一个风暴沉积期，陆源碎屑含量在5%～23%，第二个风暴期，陆源碎屑含量在8%～33%，第三个风暴期，陆源碎屑含量在2%～8%；而风暴平息期陆源碎屑含量在2%～ 5%；风暴期的碎屑石英含量普遍高于风暴平息期(图4)；这说明高石梯地区龙王庙组的混积作用受风暴作用影响显著，混积段多发育在风暴期。

图4 四川盆地中部地区GS10井下寒武统龙王庙组混合沉积综合柱状图Fig.4 Composite column of mixed sediments in the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Well GS10,central Sichuan Basin

3.1.2 磨溪地区MX21井混积岩纵向分布特征

磨溪地区磨溪21井龙王庙组混积岩亦发育在三级旋回的海侵期和海退早期。第一个四级海平面旋回海侵期为含粉砂白云岩，厚9 m，为滩间洼地沉积，陆源石英颗粒散布于基质中或沿缝合线分布，含量在5%～8%；海退期为含粉砂残余砂屑白云岩，厚度10 m，为混积颗粒滩，陆源石英含量在3%～8%；为混积岩层系。第二个四级旋回海侵期，主要为含粉砂白云岩，厚度4 m，为滩间洼地沉积，陆源石英颗粒略呈层状，含量8%～10%；缓慢海退期为厚层残余砂屑/鲕粒白云岩，厚度15 m，陆源石英含量在3%～8%；为碳酸盐岩-混积岩层系。第三个四级旋回海侵期为含粉砂白云岩，厚度4 m，陆源石英含量5%～16%；海退期为含粉砂残余砂屑白云岩，厚度23 m，陆源石英颗粒含量在3%～13%；为碳酸盐岩-混积岩层系。第四个四级旋回厚15 m，为残余砂屑白云岩，陆源石英未混入，为颗粒滩沉积(图5)。

图5 四川盆地中部地区MX21井下寒武统龙王庙组混合沉积综合柱状图Fig.5 Composite column of mixed sediments in the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Well MX21,central Sichuan Basin

磨溪地区MX21井龙王庙组陆源石英的含量与风暴期次的对应关系一般，混积类型兼具渐变式混合沉积和复合式Ⅱ型混合沉积的特征。在第一个和第二个风暴期内陆源碎屑发育。第一个风暴期内陆源碎屑含量在5%～8%；第二个风暴期内陆源碎屑含量在3%～13%。但混积强度最大、陆源石英含量最高的层段(4 620～4 638 m)不在风暴期内(图5)，这说明磨溪地区龙王庙组的混积作用主要发育在风暴平息期，风暴潮流携带陆源碎屑就近沉积。

通过对四川盆地中部地区典型井混积岩纵向演化特征的分析，发现龙王庙组混合沉积主要受海平面升降变化的影响。龙王庙组混合沉积发育在三级海平面旋回的海侵期和海退早期，且海侵期混合沉积强度与混积岩厚度明显高于海退期。高石梯地区的混合沉积在4个四级旋回内都发育，海侵期的混积石英颗粒含量高于海退期，以混积岩层系为主；磨溪地区混合沉积仅发育在前3个四级旋回内；混积强度最大的部位处在第二个或第三个四级旋回内，以碳酸盐岩-混积岩层系为主。纵向上，研究区混合沉积主要发育于龙王庙组中下部，至上部混入的陆源石英的含量很少，说明该区龙王庙期沉积环境由海侵期-海退早期的“半浑水-半清水”环境逐渐向海退晚期的“清水”环境过渡，并伴随有风暴作用改造。

3.2 横向分布特征

通过横向对比四川盆地中部-北部地区龙王庙组混积特征发现，四川盆地下寒武统龙王庙组混积岩普遍发育，但混积强度有差异。高石梯构造以GS17井和GS10井为代表，混积岩段近乎全井段发育，以混积岩层系为主，混积类型以复合式 Ⅱ 型混合沉积为主。GS17井混积岩段陆源碎屑石英的粒径集中在0.08～0.12 mm，碎屑石英含量集中在8%～15%；GS10井混积段陆源碎屑石英的粒径集中在0.06～0.10 mm，碎屑石英含量集中在8%～10%，混积段厚度累计在70～75 m(图6)。

磨溪构造选取MX21井、MX17井和MX202井，分别代表磨溪构造南部、中部和东北部，混积岩段主要发育在龙王庙组中下部，以碳酸盐岩-混积岩层系为主，渐变式混合沉积和复合式Ⅱ型混合沉积均发育。MX21井位于高石梯-磨溪构造的衔接带，混积岩段陆源碎屑石英粒径集中在0.06～0.10 mm，碎屑石英含量集中在5%～8%，混积段厚度累计63 m；MX17井位于磨溪构造中部，混积段陆源碎屑石英的粒径集中在0.06～0.08 mm，碎屑石英含量集中在5%～6%，混积段厚度累计40 m；MX202井位于磨溪构造东北部，混积岩段陆源碎屑石英的粒径集中在0.06～0.08 mm，碎屑石英含量集中在3%～5%，混积段厚度累计35 m(图6)。综上，四川盆地中部地区从高石梯构造-磨溪构造南部-磨溪构造北部，呈现出混积陆源碎屑石英粒度变小、石英含量减小、混积厚度减小、混积强度减弱的趋势。

4 混合沉积的地质意义

四川盆地中部地区龙王庙组混合沉积具有重要的地质意义，不仅有利于混合沉积的形成机制研究，还有利于龙王庙组古环境、古地貌的恢复与油气地质研究。

4.1 沉积古环境意义

四川盆地中部地区龙王庙期沉积环境的观点主要有浅水缓坡[25-26]、内缓坡[24,27]、潮坪[23,27]、浅水台地[28]和风暴潮坪[22]。该区混合沉积主要发育于龙王庙组中下部，向上陆源石英含量逐渐降低；混积岩与前两期风暴作用密切相关，风暴期的陆源石英含量高于风暴平息期，且发育典型的风暴沉积构造和潮汐层理[22]，风暴流携带陆源石英颗粒至川中地区形成混积岩，这指示该地区龙王庙组沉积环境为受风暴改造的混积潮坪，以潮间带-潮下带为主。

通过四川盆地中部-北部地区龙王庙组混合沉积特征对比发现，川北地区混积岩的混积强度、混积样式、陆源石英颗粒粒径和含量均强于川中地区。川北地区几乎整段发育混合沉积，不仅有混积型碳酸盐岩，还有高度混积岩与混积型碎屑岩；发育陆源碎屑岩-碳酸盐岩层系、碳酸盐岩-混积岩层系和混积岩层系等3种混积层系；陆源石英颗粒粒径大于0.1 mm的占20%，陆源石英含量15%～90%；四川盆地中部地区为混积型碳酸盐岩，仅发育碳酸盐岩-混积岩层系与混积岩层系等2种混积层系；陆源石英颗粒粒径大于0.1 mm占比小于5%；陆源石英含量最多在30%～40%(表1)。笔者对风暴岩的研究表明，龙王庙期风暴潮流来自北东方向[22]，说明龙王庙期风暴形成于古秦岭洋。风暴的形成需要宽广的洋面，多形成“海—陆—海”的运移特点[29]。混积岩的对比研究指示风暴潮流携带来自摩天岭古陆的陆源碎屑经川北进入川中地区，形成颗粒滩和混积颗粒滩。

4.2 沉积古地貌指示意义

四川盆地早寒武世发育拉张运动，形成绵阳-长宁拉张槽。虽然龙王庙期拉张槽已填平补齐[13]，但拉张作用引起的古地貌差异还存在，拉张槽东侧断层上升盘的磨溪地区为古地貌高地，而高石梯地区处于斜坡部位，向南西和北东方向缓斜[22-24,30-38](图7)。

图7 四川盆地中部地区下寒武统龙王庙组混合沉积模式Fig.7 Depositional model of mixed sediments in the Lower Cambrian Longwangmiao Formation,central Sichuan Basin

川中地区下寒武统混积岩具有指示沉积古地貌的作用。高石梯地区混积段近乎全井段发育，混积段占全井段的比例为79.3%～88.2%。这说明风暴携带来的粉砂级陆源石英在水体能量较低的古地貌斜坡区大量沉积，在高石梯地区形成厚度大、分布广和混积强度高的混积岩。磨溪地区混积段仅发育在中下部，混积段占比为34.8%～53.3%。这说明磨溪地区处于古地貌高部位，水体能量较高，粉砂级陆源石英颗粒不易沉积，仅细砂级颗粒在龙王庙组下部沉积。

4.3 油气地质意义

结合四川盆地中部地区下寒武统龙王庙组的试油气结果和测井解释成果，对混积段的油气储层意义进行了探讨。高石梯地区油气显示段在混积段不发育。以GS10井为例，龙王庙组中下部以混积颗粒滩和滩间洼地为主，混积强度大；龙王庙组中上部以颗粒滩为主，混入的陆源石英含量较低(2%～5%)，混积强度小。GS10井试油气揭示差气层2层和气层1层，差气层累计厚度21 m，气层厚度12 m，均发育在龙王庙组中上部，属于弱混积颗粒滩(图4)。

表1 四川盆地中部与北部地区下寒武统龙王庙组混合沉积特征对比Table 1 Mixed sediments comparison of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation between the central and northern Sichuan Basin

磨溪地区油气显示段在混积段和非混积段均发育。以MX21井和MX202井为例，龙王庙组中下部以混积颗粒滩和滩间洼地为主，混积强度大，但混积地层厚度较高石梯地区减小；龙王庙组中上部以颗粒滩为主，混入的陆源石英含量较低，混积强度小，混积滩体厚度5～10 m。MX21井试油气揭示气层两层，气层井段4 641～4 655 m，发育于混积颗粒滩微相中；气层井段4 602～4 612 m，属于颗粒滩沉积微相(图5)。MX202井试油气揭示气层1层和差气层1层，气层井段4 634.5～4 685.5 m，属于弱混积颗粒滩；差气层井段4 700～4 711.5 m，属于弱混积颗粒滩和混积颗粒滩(图6)。故四川盆地中部地区下寒武统龙王庙组储层主要发育在弱混积或未混积的颗粒滩微相中；混合沉积强度大，不利于优质储层的发育。

四川盆地北部地区属于强混积作用的古斜坡，储层多为弱混积颗粒滩。龙探1井储层主要发育于龙王庙组顶部(6 657.0 ～6 662.8 m)，为含砂砂屑白云岩。天星1井龙王庙组混积岩全井段发育，下部为砂质亮晶鲕粒白云岩夹长石石英粉砂岩，陆源碎屑石英含量10%～ 90%，中上部为含砂砂屑/鲕粒云岩、砂质粉晶云岩，陆源碎屑石英含量10%～12%，储层整体不发育。马深1井龙王庙组中下部为深灰色砂质砂屑白云岩，陆源碎屑石英含量10%～ 40%；上部为深灰色含砂鲕粒/砂屑白云岩，为储层发育段(7 302～7 310.7 m)。故四川盆地北部地区龙王庙组的油气勘探应重点关注局部性的古地貌高地上的弱混积颗粒滩。

5 结论

1) 四川盆地中部地区龙王庙组混积层系主要有碳酸盐岩-混积岩层系和混积岩层系2种类型，为混积型碳酸盐岩。混合沉积类型为渐变式混合沉积和复合式Ⅱ型混合沉积。陆源石英碎屑以沿缝合线、弥散于基质中、碳酸盐颗粒间和颗粒内等4种形式赋存。

2) 四川盆地中部地区龙王庙组混合沉积主要受海平面变化影响。混积岩段发育在三级海平面旋回的海侵期和海退早期，且海侵期混合沉积强度与混积岩厚度明显高于海退期；纵向上混积强度先增大后减小，且混积岩多与风暴岩共生。横向上，四川盆地龙王庙组混积岩普遍发育，但混积强度有差异。高石梯地区多为混积岩层系，混积类型以复合式Ⅰ型混合沉积为主，形成混积中心。

3) 四川盆地中部和北部地区龙王庙组均发育混合沉积。对比发现，川北地区混积的陆源石英颗粒粒径与含量大、混积强度大、混积样式多、风暴沉积不发育。依据古潮流来自北东方向，推测该地区龙王庙组陆源碎屑颗粒源自川北地区。

4) 四川盆地中部地区龙王庙组混合沉积具有重要的古环境、古地貌与油气地质意义。川中地区龙王庙组沉积环境为受风暴改造的混积潮坪；川中地区龙王庙组混积岩指示磨溪地区为古地貌高地，高石梯地区为古地貌斜坡。川中地区龙王庙组储层主要发育在弱混积或未混积颗粒滩微相中；混合沉积强度大，不利于优质储层的形成和发育。