小米汽车寒武岩灰色,小米汽车寒武岩灰

腾格尔1，2　胡凯2　高长林1　高剑锋2

（1.中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所，无锡214151；2.南京大学地球科学系，南京210093）

摘要 本文基于环境控源理论，通过川东—湘鄂西地区下寒武统烃源岩的常量和微量元素的形态分析，结合碳、氧同位素与岩石学分析等，探讨了其发育环境及主控因素。元素的形态分析对古环境恢复提供了更多有效的信息。早寒武世初期，在大庸地区，烃源岩形成于上扬子东南缘被动大陆边缘台地与盆地过渡带即斜坡带上，在海平面上升和温暖潮湿古气候的宏观背景下，受热液活动、上升洋流和生物繁盛等共同引起的高古生产力和缺氧环境控制下，高生物生产力起着主导作用；城口地区处于上扬子被动大陆北缘，与大庸地区具类似的发育环境和主控因素；而咸丰地区属于内陆架，在龙山地区处于台内凹陷，总体水深位于深氧化-还原界面之下，烃源岩发育受高生产力、低能、滞留和还原环境控制，保存条件更为重要。

关键词 川东—湘鄂西 下寒武统烃源岩 发育环境 控制因素 形态分析

A Study of Formation Environment of Marine Hydrocarbon Source Rocks on Early Cambrian in the East of Upper Yangtze Plateform

Tenger1，2，HU Kai2，GAO Chang-lin1，GAO Jian-feng2

（1.Wuxi Research lnstitute of Petroleum Geology，SlNOPEC，Wuxi，214151；2.Department of Earth Science，Nanjing University，Nanjing，210093）

Abstract Based on environmental control theory on marine hydrocarbon source rocks，the chemical speciation of major and trace elements is analyzed.Through comprehensive research of inorganic and organic geochemistry，petrology，the formation environment of marine hydrocarbon source rocks on early Cambrian and its controlling factor are discussed.The chemical speciation analysis provide further primary geochemistry signal for reconstruct past environmental changes from sedimentary organic matter relative to whole rocks.In the early Cambrian，marine hydrocarbon source rocks is dominated by high paleo-productivity and anoxic environment probably emphasize particularly on the former，on southern（Dayong area）and northern（Chengkou area）continental margin of upper Yangtze plate.These controlling factors are related to hydrothermal activity，ascending current，and biogenetic derivation with the global sea-level constant rising，seemly climate and tectonization.Xianfeng area is situated in the inner plateform depression，the formation of marine hydrocarbon source rocks due to high paleo-productivity，lenitic，and reducing environment，and preservative condition is crucial.

Key words Upper Yangtze marine hydrocarbon source rocks of lower Cambrian formation environmentcontrolling factor speciation analysis

古环境的重建不仅对了解、恢复各地质时期的岩相古地理和地壳地质历史的演变发挥着重要作用，还对指导包括石油、天然气在内的矿产资源勘查预测有着重大的实际意义，因此，在油气勘探领域中烃源岩沉积环境的研究自从20世纪50～60年代开始将查明有机质丰度与利用高价铁、低价铁和二价硫含量及其相应比值来分析所处氧化-还原环境相结合的方法用来评价烃源岩［1］以来，一直是国内外学者关注的领域，并大致经历了80年代以有机相研究为主，90年代至今以优质烃源岩、碳酸盐岩烃源岩发育环境及主控因素研究为特色的发展过程，更为深刻地认识到地质环境对海相烃源岩形成和评价的重要性，从不同的角度深入剖析了环境对海相有机质富集和油气源岩发育的控制作用，并建立了相关的沉积模式［2～11］，进而在烃源岩发育环境及主控因素等方面取得一定的共识：地质环境既控制有机质丰度，又影响有机质质量，是制约海相烃源岩发育程度和时空分布的重要因素，其中，在合适的区域性乃至全球性构造运动、气候变化、生物演化及地理环境等宏观背景下，生物生产力、底层水的氧含量、沉积速率和水动力条件等是沉积盆地中直接控制烃源岩形成的关键因素，也是重建烃源岩发育环境的重要参数。

经过漫长而复杂的地质历史演化过程，古代沉积环境已不复存在，现在我们面对的只是其所留下的残缺不全的“遗迹”——沉积岩。然而，任何沉积岩都是在地表特定的环境中堆积下来的，都印有沉积环境的标记，烃源岩也不例外，通过沉积岩一系列特征包括岩石、古生物和地球化学的研究，可以恢复其沉积时的环境。地球化学示踪是反映古环境的有效而敏感的手段之一，随着实验测试技术及精度的不断提高，微量元素、稳定同位素和有机地球化学等从常规分析向微量、微区与形态分析拓展，使得它们在环境和海洋学研究中优势更为突出，相关的判识指标日益多样化和定量化，这为把古海洋、古环境示踪原理及研究手段引入烃源岩研究中奠定了基础。本文尝试通过下寒武统烃源岩中常量、微量元素包括稀土元素的形态分析，结合碳、氧同位素和岩石学等特征，综合分析川东—湘鄂西地区早寒武世烃源岩发育环境，探讨海相烃源岩形成的主要控制因素。

1 样品采集及实验测试方法的选取

1.1 样品采集

本次研究中，以上扬子东南缘的大庸（军大坪）、咸丰（龙山）剖面和北缘的城口、南江等4个剖面为代表，对下寒武统海相烃源岩及其邻近层位进行了全岩微量元素、有机与无机碳、氧同位素的系统分析（78个样品），在此基础上，进一步选取25个泥质岩和碳酸盐岩样品进行了包括稀土元素在内的常量和微量元素的化学形态分析。

1.2 实验测试方法的选取

有机地球化学、全岩微量元素和碳、氧同位素组成是由中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所实验研究中心测定的，有机岩石学分析由中国地质大学（北京）伍大茂教授完成。常量和微量元素的形态分析，尤其是不同化学形态稀土元素的分析是本次尝试性的研究工作，是在引用现代环境研究中常用的“Tessier五步连续提取法”［12］基础上，在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室的高分辨电感耦合等离子质谱ICP-MS（ELEMENT2，Finnigan MAT）上完成的，针对南方下古生界海相烃源岩的基本地质特点，主要开展了过渡金属、Ba和稀土元素的碳酸盐结合态、有机物结合态（还原态）和残留态元素的提取和测定。

2 下寒武统烃源岩发育环境及主控因素

2.1 沉积岩石学特征

下寒武统烃源岩，在研究区范围内广泛发育，但在不同地区其有机质丰度和规模等明显呈现非均质性。在上扬子东南缘的大庸（张家界）地区军大坪剖面上，厚度大，底部为一套黑色页岩、炭质页岩，最底部可见磷酸盐结核，厚度达150m左右，中部为灰黑色含粉砂质条带泥岩、厚层状泥岩、炭质泥岩，厚度约80m，上部为厚层状灰黑色泥岩、泥灰岩夹薄层状、纹层状灰黑色灰岩，进入中上寒武统灰岩逐渐增多，以中厚层深灰色、灰色灰岩为主，夹有灰黑色含粉砂质炭质页岩、深灰色纹层状含粉砂质灰岩等，此套黑色岩系中产有大量V和Mo等多金属和重晶石及磷矿等矿产。在上扬子北缘的城口、南江剖面上，也有类似的分布，尤其底部的一套黑色页岩、炭质页岩厚度为50～100m，明显污手，其在城口地区产有大量P，Mn，Ba矿，在南江地区底部粉砂岩、粉砂质泥岩中也见有两层厚约1m的含磷层，呈米**。在咸丰地区的龙山剖面上，同样发育一套黑色页岩系，岩性主要为黑色炭质页岩、粉砂质页岩等，呈水平层理，富含黄铁矿，露头厚度280m左右，多夹有薄层粉砂岩，但缺少金属与非金属矿产。

2.2 有机碳含量及有机岩石学特征

根据研究区下寒武统的系统采样和有机地球化学分析（表1），底部一套黑色页岩或泥岩的有机碳含量普遍较高，平均达2%以上，但纵、横向分布特征上仍存在差异，同一剖面上，大庸地区军大坪剖面最为明显，底部黑色页岩 TOC 高达6%～17%，平均达12%，向上灰黑色泥岩降至0.71%～3.68%，平均达1.78%，其中含一薄层灰岩夹层TOC为0.09%。在城口地区也是类似分布，底部一个样品TOC高达6.25%，其紧邻上部两个样品为3.46%～3.70%，再向上变为0.78%～2.76%，平均为1.76%，相应部位在南江剖面上变化趋势是4.66%～3.05%，平均为1.43%。最近研究表明［13］，大庸地区下寒武统烃源岩在横向上沿上扬子东南边缘向西延伸至铜仁、南皋、三都一带均具有相似的有机质丰度和时空分布特征。而进入台内咸丰地区，TOC纵向分布相对稳定，总体变化在0.49%～0.86%之间，平均为0.71%，横向变化也较小，平均在1%左右。有机碳含量沿南北边缘高，向台内变低。据显微镜下观察，有机质总组分含量同样有相似的分布形式，即在有机碳含量高的地段，镜下观察到的总有机质组分含量也高，在大庸地区可以观察到菌藻类呈层状密集分布，低的地段可观察到的有机质含量也少。显微组分鉴定、有机质类型指数和干酪根碳同位素特征均显示，母质类型属于海相腐泥型（Ⅰ型），以水生菌藻类为主。此段详细内容可参阅文献［13～15］。

表1 下寒武统烃源岩有机地球化学特征一览表

注：横线上数据为范围，下为平均数。

2.3 微量元素及碳、氧同位素特征

2.3.1 微量元素特征

表2展示了下寒武统部分全岩和不同形态微量元素的丰度变化范围及平均值，总体上不同元素的含量变化范围较大，同一元素在不同地区也呈非均质性。以Ba元素为例，在大庸地区，底部黑色页岩段全岩Ba变化在2342～2840μg/g范围内，平均值为2590μg/g，富集系数高达17，有机态Ba也达38.93μg/g；而上部泥岩段全岩Ba变化在1604～1865μg/g范围内，平均值为1755μg/g，富集系数为5.3，有机态Ba平均为6.43μg/g。在城口地区，全岩Ba变化为1010～1815 μg/g，平均值为1329μg/g，富集系数为4.1，最高达6.01，有机态Ba平均达20.04μg/g。在咸丰地区，全岩Ba变化为971～1460μg/g，平均值为1303μg/g，富集系数为2.9，有机态Ba为1.92μg/g。从Ba元素的分布特征可看出，全岩Ba含量在区内变化不大，均有富集，显示不出三者有机质富集程度，与有机碳含量之间的相关性也不显著（图1a），而有机态 Ba 含量与有机碳含量相关性良好（γ=0.97），明显反映了3个剖面上同一层位（同时、不同地区）的有机质富集程度（图1b）。

图1 下寒武统Ba元素与有机碳含量之间的相关关系

a—全岩；b—有机结合态

海洋学研究中常用钡（Ba）丰度来表示生产力变化。近年研究表明［16］，Ba在海水中具似营养元素的地球化学行为，Ba积累率与有机碳通量、生物生产力呈正相关，Ba富集指示上层水体的高生产力。大量的重晶石在地中海底部淤泥中富集就是生产力提高的一个显著证据［17］。表层海水的高生产率和缺氧的底部水体是Ba富集的必要条件［18］。

表2 下寒武统部分全岩和不同形态微量元素含量

显然，海相沉积中Ba富集与烃源岩发育条件相似，二者时空分布上必然存在联系，利用 Ba丰度对古生产力的表征可进一步反映烃源岩发育程度［10］。基于此，上述Ba元素的分布特征表明，Ba的行为与生物有机质作用密切相关，Ba富集可视为其沉积时期生物生产力和有机质埋藏量高的一种旁证，也暗示着缺氧沉积环境的存在，V，Mo，Zn等过渡金属元素的高度富集也说明了这一点（表1）。值得指出的是，在上扬子东南缘军大坪剖面和北缘城口剖面上，什么因素使得Ba元素如此高度富集呢？结合当时的构造环境、产有大量磷锰矿和多种金属矿产考虑，应与富含营养盐和各种微量元素的热液活动和上升洋流密切相关，在当时研究区内海底扩张、陆缘坳陷形成［19］和海平面上升［20］等区域性乃至全球性地质背景下，处于低纬度热带—亚热带地区的上扬子被动大陆边缘上升洋流频繁［18，20］，沿着慈利-大庸等同生深大断裂热液活动强烈［18，20，21］，这些给生物异常繁盛提供了丰富的营养源，又共同造就了广泛的缺氧事件，进而沿着扬子南北被动大陆边缘形成了著名的金属、非金属成矿带和海相优质烃源岩及古代油气富集带。

2.3.2 稀土元素特征

从上述讨论情况来看，下寒武统烃源岩在大庸、城口地区形成于被动大陆边缘，与当时最大海侵期相对应，受控于由温暖潮湿气候、热液活动和上升洋流等引起的高古生产力和缺氧环境。如图2（a）所示，军大坪剖面上，底部黑色页岩的自生态（碳酸盐+有机结合态）稀土元素的分配模式也表明，其下寒武统沉积早期是一个深水环境，主要是dy-10样品的稀土元素模式表明中稀土富集，稀土元素的分异强烈，指示沉积速率缓慢［10］，且铈元素的显著亏损是海洋深水环境的典型稀土元素分布特征，而向上铈（δCe）元素的亏损消失（dy-17样品），表明环境转化成缺氧环境；进入中寒武统（dy-33 样品，TOC为1.22%），稀土元素的分异程度则明显减弱，呈平缓型分布模式，暗示着沉积速率加快［10］，形成了厚层状泥岩、泥灰岩和灰岩，但与Ba元素的富集程度结合考虑，当时的古生产力仍很高，有机质供应量充足，使得现今仍保存有较高的有机碳含量，发育成为好的烃源岩。

图2 军大坪、龙山剖面下寒武统烃源岩自生态稀土元素分布模式

与上述特征相比，咸丰地区的微量元素和碳、氧同位素特征（图2（b））均表明其形成于台内凹陷，受低能、缺氧的滞留或半封闭性环境影响。龙山剖面（图2（b）），下寒武统烃源岩底部和顶部两个样品（xf-01，xf-08样品）的稀土元素分布模式相同，且中稀土富集，铈元素基本呈正常型，表明与军大坪剖面沉积环境有变化相比，该区沉积环境相对稳定，沉积速率缓慢（低能、静水），且环境缺氧，使稀土元素有足够的时间分异，但铈元素未发生选择性分异，这些特征与其地质实际相符。

2.3.3 碳酸盐岩碳、氧同位素特征

碳同位素组成（δ13Ccarb）作为恢复古生产力指标已被众多研究所采用。缺氧条件下，富12C的有机质被大量埋藏，引起δ13Ccarb正偏移，偏移程度受生物量和有机碳含量变化控制，与有机碳的迅速埋藏量呈正相关，故δ13Ccarb正偏移可作为生产力增高的标志［22～24］。实际上，δ13Ccarb的正偏移和高有机质埋藏量都是古生产力和有机质保存条件的综合体现，有机质只有在供应量充足且利于保存条件下才能大量聚集和保存下来，进而引起有机碳与无机碳之间的“储库效应”，发生13C倾向于海水和碳酸盐岩中富集的同位素分馏。因此，δ13Ccarb作为有机质埋藏量的替代指标更为可靠［10］。

在上扬子东南缘军大坪剖面上，下寒武统中、上部均发育有碳酸盐岩，主要以薄层、纹层状夹层分布，其氧同位素组成为-7.29‰～-8.91‰，平均为-7.92‰，表明样品的蚀变程度弱，微量元素和碳同位素等参数基本反映原始的环境性质及演化。碳同位素组成为0.98‰～3.28‰，平均为1.80‰，较上寒武统的浅灰色厚层状灰岩偏重（δ13Ccarb平均为-0.48‰，δ18O平均为-10.52‰），说明底部水体缺氧，有机质埋藏量高，从而进一步验证了Ba及过渡金属富集的地质意义。

3 结论

识别泥质岩和碳酸盐岩古环境时，不同相态微量元素较全岩更具指示意义。过渡金属（如V，Mo），U，Ba和稀土等元素有机结合态（还原态）、碳酸盐态相对丰度和配分模式等能够提供古环境如氧化还原条件、古生产力等方面更多的原始信息，对有效识别海相烃源岩发育环境具有广阔的应用前景。

川东—湘鄂西地区下寒武统烃源岩，在大庸地区形成于上扬子东南缘被动大陆边缘台地与盆地过渡带即斜坡带上，在全球海平面持续上升和温暖潮湿古气候的宏观背景下，受热液活动、上升洋流和生物繁盛等共同引起的高古生产力和缺氧环境控制，高生物生产力起着主导作用；城口地区处于上扬子被动大陆北缘，与大庸地区具类似的发育环境和主控因素；而咸丰地区属于内陆架，在龙山地区处于台内凹陷，总体水深位于氧化-还原界面之下，烃源岩发育受高生产力、低能、滞留、还原环境控制，其中保存条件更为重要。

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（一）寒武纪岩相古地理

寒武纪，四川盆地及邻区经历了从早期陆源碎屑-碳酸盐混合沉积向清水碳酸盐沉积转变的过程，盆地主体大面积发育局限台地环境。

1.SQ1（相当于筇竹寺组沉积期）岩相古地理特征

筇竹寺组沉积时期海水入侵面积最大，水体较为安静，以发育陆棚相为特征，沉积物以泥页岩为主，夹少量细粉砂和白云岩。该时期整体为陆棚环境，根据砂泥岩和碳酸盐含量的不同，可分为砂泥质陆棚和碳酸盐陆棚。盆地西部和西北部紧邻物源区，为砂泥质陆棚沉积区，主要沉积物是细粉砂和泥岩。盆地东部为碳酸盐岩砂泥质混积陆棚相，其中在彭水、石柱、城口等剖面发育棚内碳酸盐岩滩坝亚相，主要为鲕粒灰岩，但滩体规模较小，厚度较薄（图3-3-1）。盆地南部为泥质陆棚沉积区，有棚内洼地发育，沉积了厚层泥岩，有机碳含量可达1%，是一套较好的烃源岩。

2.SQ2（相当于沧浪铺组沉积期）岩相古地理特征

与前期相比，沧浪铺组沉积期在盆地西部总体表现为陆源碎屑供应增加，并形成了三角洲及碎屑潮坪向海（向东）的进积，同时在盆地东部形成了以碳酸盐沉积为主的缓坡台地（图3-3-2）。该沉积期陆源碎屑物供应增强，在盆地西北部广元至成都一带广泛发育三角洲相，其中广元地区田1井砂岩厚度可达200m，砂岩粒度较粗；在乐山范店剖面见典型的三角洲前缘反韵律沉积组合。盆地西部峨眉—资阳—安岳—南充一带发育碎屑潮坪相，为一套砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩夹泥岩沉积。盆地西南部窝深1井、阳深1井、宁1井等井区以砂质泥岩、页岩和砂质页岩沉积为主，属于一套碎屑陆棚相沉积。通江—华蓥山—重庆以东主要发育中缓坡相，以灰岩和泥页岩沉积为主；在彭水太原、习水润南、巫山徐家坝等露头剖面发育鲕粒滩及生物碎屑滩，鲕粒灰岩厚度最大可达50m。东北部南江地区也发育鲕粒滩（图3-3-3）及古杯丘，其上覆为三角洲前缘砂泥质沉积。中缓坡相以东为外缓坡相，相当于分布在川东南及黔北的变马冲组及杷榔组，沉积了一套深灰-黑色薄-中层状泥晶灰岩、泥质灰岩及泥页岩夹粉砂岩。在盆地相中则沉积了相当于黔南的渣拉沟组黑色炭质页岩、硅质灰岩，属于典型的深水沉积。

3.SQ3（相当于龙王庙组沉积期）岩相古地理特征

相对于SQ1和SQ2，SQ3沉积期古地理格局发生了较大变化，由前期的陆源碎屑和碳酸盐沉积共存逐渐转变成以清水碳酸盐台地沉积为主，仅盆地西北部仍受到来自西侧康滇古陆的陆源碎屑的侵扰并形成了砂泥-碳酸盐混积潮坪相。盆地中部整体上为水体安静的局限台地环境，其中乐山范店、资阳、五科1井等地方发育云坪；威寒1井、女深1井等地区发育砂屑滩，合12井、座3井等地方发育鲕滩。宫深1井、隆32井、临7井等发育石膏和白云岩，为潟湖环境。盆地东部巫山、彭水太原、南川三汇、习水润南等地区主要为泥晶灰岩沉积，见有少量鲕粒灰岩，总体为开阔台地环境，在盆地东部周缘海发育台地边缘相（图3-3-4）。

图3-3-1 四川盆地及邻区寒武系SQ1（筇竹寺组沉积期）岩相古地理图

图3-3-2 四川盆地及邻区寒武系SQ2（沧浪铺组沉积期）岩相古地理图

图3-3-3 南江沙滩 沧浪铺组 鲕粒灰岩（×25）

图3-3-4 四川盆地及邻区寒武系SQ3（龙王庙组沉积期）岩相古地理图

4.SQ4（相当于高台组沉积期）岩相古地理特征

高台组沉积期整体上继承了龙王庙组时期的沉积格局，以清水碳酸盐台地环境为主。盆地西缘继续受到西侧康滇古陆的陆源碎屑的侵扰，形成了砂泥坪和混合坪的沉积，由砂岩、云质粉砂岩、砂质云岩、泥晶-粉晶云岩组成。盆地中部天1井—五科1井—池7井—盘1井一带为局限台地云坪亚相；宫深1井、阳深2井、临7井等地区为潟湖沉积，这些潟湖周缘发育了一系列高能砂屑滩；盆地的东南部为开阔台地环境，在南川三汇地区发育面积较大的鲕粒滩。开阔台地以东是台地边缘和斜坡相（图3-3-5）。

5.SQ5（相当于洗象池群沉积期）岩相古地理特征

洗象池群沉积期，四川盆地以局限海碳酸盐台地相为特征，亚相类型主要是局限湖、潮坪相，岩性以泥晶-粉晶云岩为主。盆地西部峨眉、安岳、南充等地区为混合坪，有部分砂泥坪；盆地中东部以云坪沉积为主，台内滩十分发育，在安平1井、合12井、乐山范店、威基井、天1井、南川三汇等地发育面积大砂屑滩和鲕滩；盆地东部外缘主要发育开阔台地相（图3-3-6）。

（二）奥陶纪岩相古地理

奥陶纪受水体进退影响，盆地内部以开阔台地沉积为主，台内滩呈带状分布。

1.SQ1（相当于桐梓组沉积期）岩相古地理特征

桐梓组沉积期总体上继承了洗象池群沉积期的沉积格局，但是碳酸盐台地明显较前期开放，表现在其开阔台地相范围相对于洗象池群沉积期明显向西扩大（图3-3-7）。盆地西部老龙1井—威远—通江一带发育混合潮坪，主要由砂岩、泥质砂岩和泥质白云岩等组成；长宁—阳深1井—座3井—华蓥山—五科1井一带为局限台地灰云坪沉积，主要岩性为泥粉晶白云岩、灰质白云岩和少量介壳灰岩，其中东深1井、座3井等地区沉积了鲕粒滩；南川—利川—巫山等地区为开阔台地沉积，主要岩性为灰色生屑灰岩、鲕粒灰岩夹白云质灰岩、白云岩，少量页岩，其中南川三汇露头剖面和石柱双流坝露头剖面沉积了厚层鲕粒滩。开阔台地相以东为台地边缘相，相当于南津关组和分乡组，以生物灰岩、泥灰岩为主，腕足类、笔石、头足类等生物化石丰富。

2.SQ2（相当于红花园组沉积期）岩相古地理特征

继桐梓组沉积期末海退之后，红花园沉积期持续海侵，陆源物质输入减少，开阔台地环境范围较前期更大（图3-3-8）。盆地内部，开阔台地进一步扩大至威远—女基井一带，以西为局限台地相沉积，主要岩性为泥粉晶白云岩、灰质白云岩，见少量的砂屑白云岩和鲕粒白云岩；以东为大面积开阔台地相沉积，其主要岩性为泥晶灰岩、鲕粒灰岩、泥岩和泥晶生屑灰岩。开阔台地内台内滩非常发育，座3井、宫深1井、隆32井、东深1井、池7井等地区都有鲕粒滩分布。盆地东缘南川、利川、宜昌等地区以泥粉晶灰岩、生屑灰岩、白云质灰岩和鲕粒灰岩沉积为主，其中南川三汇剖面、桐梓红花园剖面和黄草场剖面均发育厚层鲕滩沉积，为台地边缘相带。该时期台地边缘相对于桐梓组沉积期明显向西迁移，说明了海侵的存在及其所造成的台地退积作用。台地边缘相以东为斜坡相，由含大量游泳生物的薄层泥岩（页岩）、泥灰岩、微晶灰岩等岩性组成，夹不同大小的变形层和滑塌岩。

3.SQ3（相当于湄潭组沉积期）岩相古地理特征

湄潭组沉积早期，来自康滇古陆及川西古陆的陆源碎屑物质供给有所增加，并在盆地西部形成了碎屑潮坪和碎屑岩-碳酸盐岩混积潮坪，盆地东部则表现为混积陆棚环境（图3-3-9）。乐山范店剖面—安8井—广参2井一带发育混合潮坪相，主要岩性为泥岩、泥质灰岩和泥质白云岩。盆地其他地区为混积陆棚相沉积，主要岩性为泥岩、粉砂岩、页岩、泥灰岩和生屑灰岩，其中自深1井、东深1井、池7井、贵州道真剖面、石柱双流坝剖面等发育生屑滩。混积陆棚相以东为台地边缘相。沉积中心位于盆地南部的长宁、南川地区一带，最大厚度可达350m。

图3-3-5 四川盆地及邻区寒武系SQ4（陡坡寺组/高台组沉积期）岩相古地理图

图3-3-6 四川盆地及邻区寒武系SQ5（洗象池群沉积期）岩相古地理图

图3-3-7 四川盆地及邻区奥陶系SQ1（桐梓组沉积期）岩相古地理图

图3-3-8 四川盆地及邻区奥陶系SQ2（红花园组沉积期）岩相古地理图

图3-3-9 四川盆地及邻区奥陶系SQ3（湄潭组沉积期）岩相古地理图

图3-3-10 四川盆地及邻区奥陶系SQ4（十字铺组沉积期）岩相古地理图

4.SQ4（相当于十字铺组沉积期）岩相古地理特征

相对于湄潭组沉积期而言，十字铺组沉积期陆源碎屑物供给明显减少，海侵作用导致早期的川西混积潮坪逐渐转变为以混积陆棚为主的沉积环境（图3-3-10）。四川盆地中东部广大地区则以开阔台地环境为主，沉积了一套泥晶灰岩和鲕粒灰岩。在自深1井、合12井、华蓥山、池7井等地区生屑颗粒滩比较发育，滩体多呈北东-南西走向。台地边缘位于盆地东部，台缘带主要为浅滩沉积，厚度不大。

5.SQ5（相当于宝塔组和临湘组沉积期）岩相古地理特征

晚奥陶世，由于全球海平面上升再加上扬子板块东南被动大陆边缘向华夏陆块之下的聚敛俯冲（刘宝珺，1993）所导致的扬子板块的整体构造沉降，造成扬子台地沉积基底快速沉降，进而导致其相对海平面上升及沉积古水深的迅速增加，使前期的浅海台地被迅速淹没并变成了较深水的低能缓坡（图3-3-11），沉积了一套厚度不大（一般20～30m）的“龟裂纹”泥晶灰岩、泥质灰岩夹薄壳生屑泥晶灰岩（图3-3-12），普遍发育瘤状构造及弱变形层理。方少仙（1994）、许效松（2001）指出宝塔组“龟裂纹”灰岩主要形成于较深水的低能浅海环境，其沉积速率很低，由灰泥胶体在浅埋藏阶段压实脱水收缩而形成“龟裂纹”构造，反映了典型的较深水沉积特征。

在盆地西部靠近康滇古陆的低能内缓坡相带中，主要沉积了紫褐色生屑泥晶灰岩及泥晶生屑灰岩，局部见藻纹层灰岩及叠层石灰岩。在盆地东部的外缓坡相带，则主要沉积了灰色薄壳生屑泥晶灰岩、泥质灰岩，可见薄壳介形虫、腕足、棘皮动物等底栖生物化石及角石、鹦鹉螺、菊石等游泳动物化石，反映其沉积水体较内缓坡显著变深。

6.SQ6（相当于五峰组沉积期）岩相古地理特征

五峰组沉积期，中上扬子地区发生奥陶纪最大范围的海侵，整个盆地大部分转变为深水盆地环境（图3-3-13），以黑色炭质页岩、硅质页岩、硅质岩沉积为主，含有大量笔石。五峰组黑色页岩的有机碳含量可以达到1.37%～4.76%，是一套优质烃源岩，生烃潜力较大。在盆地西部靠近康滇古陆的地区，五峰组页岩中含有粉砂质，应该来自于古陆剥蚀区，这一区域属于深水陆棚环境。

由此看来，上扬子（四川）碳酸盐台地在五峰组沉积期已经几乎完全结束了碳酸盐沉积，前期的浅水碳酸盐台地在此时已经完全被深水沉积所取代，并就此结束了自震旦纪以来的扬子台地碳酸盐沉积。

图3-3-11 华蓥溪口泥晶生屑灰岩（三叶虫）习水良村泥晶生屑灰岩（腕足）（×25）

图3-3-12 四川盆地及邻区奥陶系SQ5（宝塔-临湘组沉积期）岩相古地理图

图3-3-13 四川盆地及邻区奥陶系SQ6（五峰组沉积期）岩相古地理图