Carbonate Microfacies and Sedimentary Environment of Qixia Formation in Xiaonanhai Section, Northern Sichuan

自20世纪60年代以来，针对四川盆地中下二叠统的勘探历史已逾半个世纪。其中栖霞组和茅口组碳酸盐岩具有丰富的气源，储盖条件良好，生气强度一般大于20×10⁸ m³/km³，最高可达170×10⁸ m³/km³，展现了中下二叠统海相碳酸盐岩的巨大勘探潜力^[1⁃2]。研究四川盆地下二叠统栖霞组沉积相，对于寻找储层发育的有利区带具有重要意义，对此前人已做过大量工作，并提出了不同的观点：部分学者根据实钻、野外调查资料^[3]，岩石组合和生物组合^[4]，岩相古地理^[5]等特征认为四川盆地西北部江油—剑阁—旺苍一带发育以生屑滩为主的台缘滩，栖霞期整个四川盆地位于广大的华南碳酸盐岩台地^[6]；也有学者提出，川西北地区栖霞组“眼球”状、似“眼球”状灰岩广泛分布，表明水体逐渐变深，整体沉积于无台地边缘、具有低缓角度的浅缓坡—深缓坡沉积环境^[7⁃8]；此外，还有一些学者研究认为栖霞组沉积环境同时具有碳酸盐台地性质和碳酸盐缓坡特征^[9⁃11]，因而提出了不同于前人的缓坡型碳酸盐岩台地模式。川北地区栖霞组目前勘探程度较低，相关剖面和钻井资料报道甚少，对沉积环境的研究过于宏观。针对川北地区二叠系栖霞组沉积环境的争论，笔者对四川盆地北缘进行了野外踏勘，并选取露头出露良好的汉中市南郑县小南海剖面进行了详细的岩石微相分析，在此基础上讨论其沉积环境，以期为解决这一争论提供新的证据。

小南海剖面地处米仓山构造带（图1），西邻龙门山推覆构造带，南为四川盆地，东邻大巴山推覆构造带西端，北接秦岭造山带^[12]。晚加里东期以纵向隆升为主的构造运动使四川盆地在二叠系沉积前形成了大隆大坳的格局，总体表现为北西高南东低的沉积特点^[13]。石炭系后期的云南运动对先期沉积地层的剥蚀作用，形成了由不同地层组成的准平原化基底，为早二叠世广泛海侵创造了条件。受峨眉山地幔柱活动影响，四川盆地形成了隆坳相间的古地貌格局，川西南地势最高，同时由于峨眉地裂运动的加剧，川北地区为低隆起区^[14⁃15]。二叠系早期，陆壳全面下沉，整个上扬子地区发生广泛的海侵，四川盆地西侧康滇古陆、西北侧龙门山古陆、北侧大巴山古陆及东侧江南古陆以岛链或是孤岛的形式出露于水面之上，沉积了二叠系广泛发育的海相碳酸盐岩地层^[16]。四川盆地的古地理特征，控制了研究区栖霞组沉积相的发育及沉积格局。

Figure 1.  Structural location map of Xiaonanhai section, northern Sichuan (modified from Ran^[12])

据最新的中国二叠系地层年代框架^[17]，栖霞组对应的国际地层单位为乌拉尔统空谷阶（Kungurian），即栖霞组应属下二叠统。川北地区下二叠统自下而上发育梁山组、栖霞组，栖霞组与下伏梁山组滨岸相的碎屑岩呈整合接触，栖霞组顶部存在局部暴露遭受溶蚀，与上覆茅口组呈假整合接触^[5]。

小南海剖面位于南郑县小南海镇东南部的天池子二道弯处，出露志留系中上统，二叠系梁山组、栖霞组、茅口组、吴家坪组底部，地层出露完整，地质界线清晰。通过剖面实测，栖霞组出露总厚度79 m，共采集野外标本73块，磨制薄片73片，绘制川北地区小南海剖面下二叠统梁山—栖霞组综合柱状图（图2）。

Figure 2.  Comprehensive stratigraphic column of Liangshan⁃Qixia Formation in Xiaonanhai section, northern Sichuan

根据剖面露头观察和岩石薄片鉴定，参照Dunham^[18]碳酸盐岩结构分类方案，本文将栖霞组碳酸盐岩分为11种岩石类型，并总结为4大类岩石类型：颗粒灰岩、泥粒灰岩、粒泥灰岩和白云质灰岩（表1）。该分类方案强调颗粒和灰泥基质的量比及相互关系，在高能量条件下灰泥被大量带走，仅少数能保留下来，形成颗粒支撑，而在低能量条件下则形成灰泥支撑，能比较直观的反映能量环境。识别出古生物类型主要为有孔虫类、腕足类、棘皮类、轮藻类、珊瑚类，见少量腹足化石。下面分别具体描述各岩石类型并解释其沉积环境。

颗粒灰岩呈灰色、浅灰色的厚层—块状，层内多见晶洞，为角砾和巨晶方解石充填，肉眼可观察到直径数毫米的海百合、数厘米的珊瑚化石（图3）。颗粒含量大于50%，薄片下颗粒类型以似球粒和双壳类、腕足类等底栖生物碎屑为主，间或出现苔藓虫、米齐藻、䗴、棘皮类等，为正常海相底栖生物化石组合，颗粒保存完整或破碎。似球粒颗粒多为颗粒经强烈的泥晶化作用后形成，部分可识别出原始结构^[19]。填隙物类型主要为亮晶方解石、泥晶方解石，根据颗粒类型和填隙物类型的差异，将颗粒灰岩细分为亮晶生屑似球粒灰岩和重结晶亮晶生屑灰岩2种岩石类型。

Figure 3.  Characteristics of coral fossil

（1） 亮晶生屑似球粒灰岩。颗粒类型以似球粒为主，似球粒类型主要为巴哈马型似球粒和包粒^[20]，含量40%~50%；生屑含量20%~30%，颗粒粒径0.2~2 mm，类型主要为有孔虫、腕足、棘皮、腹足（图4），珊瑚类生屑少见。巴哈马型似球粒分选、磨圆较好，颗粒经强烈的泥晶化改造，不能识别原始结构；包粒边缘泥晶化作用明显，内部仍可观察到䗴、腕足生屑的结构。颗粒间几乎全为亮晶方解石胶结物，灰泥含量不超过10%。

Figure 4.  Characteristics of sparry bioclastic peloid grainstone

（2） 重结晶亮晶生屑灰岩。该类岩石以强烈的重结晶现象为特征，颗粒类型以生物碎屑和方解石晶粒为主。生屑类型主要为不完整的蠕孔藻（图5a）、有孔虫（图5b），少见苔藓虫碎屑；生屑颗粒为粉晶—细晶级的亮晶方解石交代，部分生屑具一定的磨蚀特征，发育有机质充填的粒内溶孔。晶粒主要为粉晶—细晶的亮晶方解石颗粒，界线不清晰，颗粒边缘具一定的溶蚀特征。

Figure 5.  Characteristics of recrystallized bioclastic grainstone

沉积环境解释：颗粒灰岩中生物类型丰富，并可见生活于浅水环境的珊瑚（图3）、海百合生物化石，颗粒间隙多为亮晶胶结物，几乎不含泥，可与Flügel总结的标准微相^[21]SMF11（含有亮晶胶结物的被包壳的生屑颗粒灰岩）类比。据此推测其形成于开放水体，在浪基面附近或浪基面之上受波浪作用影响的浅水环境，是颗粒滩的主要组成部分。

泥粒灰岩颗粒含量大于50%，颗粒间主要为泥晶方解石充填。依据结构组分特征及其含量进一步细分为似球粒泥粒灰岩、生屑泥粒灰岩、富有机质生屑泥粒灰岩、纹层状生屑泥粒灰岩4种类型。

（1） 似球粒泥粒灰岩。颗粒类型为似球粒和生屑，总体含量约60%，颗粒间主要为泥晶充填，含少量亮晶胶结物（图6a）。似球粒呈椭球状、杆状，为经强烈泥晶化作用而难以识别原始结构的生屑颗粒，含量20%~40%。生屑主要为有孔虫类、棘皮类，部分也可见苔藓虫、腹足动物、粗枝藻碎屑（图6b），生屑含量10%~30%。颗粒边缘全为泥晶方解石胶结物，粒间则少见粉晶、细晶的亮晶方解石。

Figure 6.  Characteristics of peloid packstone

沉积环境解释：这一类岩石类型中含有与亮晶生屑似球粒灰岩中相同的生物组合与似球粒颗粒，主要区别是亮晶生屑似球粒灰岩为亮晶胶结，而似球粒泥粒灰岩则为泥晶充填，反映出沉积环境的水体能量差异。岩石学特征可与标准微相SMF10（含有被包壳和被磨蚀骨屑颗粒的泥粒灰岩）类比，主要颗粒组分是高能产物，被搬运后沉积在滩缘相对低能的环境。

（2） 生屑泥粒灰岩。颗粒类型主要为较破碎的生物碎屑，如有孔虫（图7a）、棘皮类（图7b）、藻类，以及少量似球粒颗粒。生屑颗粒含量30%~60%，分选较差，粒径0.1 mm至数毫米，多数颗粒直径不超过0.5 mm。颗粒间为灰泥基质充填，发育少量溶蚀孔隙，充填黑色有机质。

Figure 7.  Characteristics of bioclastic packstone

（3） 富有机质生屑泥粒灰岩。生物类型丰富，且生屑颗粒普遍具磨蚀的特征，颗粒间的填隙物为泥晶方解石和黑色有机质两种成分（图8a）。生屑含量由多至少依次为有孔虫、腹足、腕足、藻类、棘皮、苔藓虫、介形虫（图8b）。生屑颗粒为点接触、线接触，大多破碎、保存不完整，颗粒边缘具磨蚀的特征。颗粒间充填灰泥基质以及大量的黑色有机质。

Figure 8.  Characteristics of organic⁃rich bioclastic packstone

（4） 纹层状生屑泥粒灰岩。露头可见平行层理（图9a），层间夹层较为常见。生物类型丰富，生屑富集，含量约70%。生屑类型主要为叶状藻和双壳类等生物的壳体碎片，其次为少量的棘皮、有孔虫、介形虫生屑。生物碎屑具明显的定向性，壳体碎片定向排列，且具一定的磨蚀特征（图9b）；颗粒间为泥晶方解石和大量的黑色有机质充填。

Figure 9.  Characteristics of laminated bioclastic packstone

沉积环境解释：上述泥粒灰岩具有生屑颗粒较多、分选较好的特点，生屑的磨蚀特征和一定程度的定向排列，反映出该岩石类型中的生物颗粒可能经历过波浪或水流作用的搬运和颠选。可与标准微相SMF10（含有被包壳和被磨蚀骨屑颗粒的泥粒灰岩）类比，推测生物生长于浪基面附近生物繁盛的环境，其中一部分沉积于台内浅滩，而另外一部分生物死亡后在波浪作用下经历短距离搬运，沉积于邻近的低洼地带，颗粒间被泥晶方解石充填。

粒泥灰岩泥晶方解石含量高于50%，颗粒含量为10%~50%。依据结构组分及其特征进一步细分为含完整䗴粒泥灰岩、生屑质粒泥灰岩、富有机质粒泥灰岩、含石英生屑粒泥灰岩4类。

（1） 含完整䗴粒泥灰岩（图10a）。生屑含量约30%，主要特征是以泥晶方解石为主的灰泥基质中，保存了少量完整的纺锤䗴生物化石，以及少量介壳、藻类生物碎屑。其他生物碎屑较为破碎，分选较差。灰泥基质中含极少量的有机质。

Figure 10.  Characteristics of Parafusulina wackestone and bioclastic wackestone

（2） 生屑质粒泥灰岩（图10b）。生屑含量为10%~25%，粒径一般不超过1 mm，生屑分选较差，局部可见生物掘穴。生屑种类包含介壳、腕足、有孔虫、米齐藻等。基质为泥晶方解石，灰泥支撑，分选不一的生物化石和碎屑漂浮于灰泥之中。

（3） 富有机质粒泥灰岩（图11a）。颗粒包括生屑颗粒、粉晶和细晶的方解石晶粒。生屑含量30%，粒径一般不超过0.5 mm；包括介壳、腕足、苔藓虫、有孔虫等生物碎屑。晶粒方解石零星分布于基质中。颗粒间以泥晶方解石基质为主，含大量黑色有机质。

Figure 11.  Characteristics of organic⁃rich wackestone and bioclastic wackestone with quartz

（4） 含石英生屑粒泥灰岩（图11b）。仅见于剖面栖霞组底部，与下伏梁山组薄—中层粉砂岩整合接触。镜下视域内观察生屑含量较少，可识别出介壳类、有孔虫生物碎屑。孔隙类型为粒间孔、粒内孔，充填褐色沥青质。粉砂级石英颗粒含量约10%，零星分布在杂基与灰泥基质之中。可见部分灰泥重结晶为粉晶方解石。

沉积环境解释：含完整䗴粒泥灰岩具有生物化石完整，大量灰泥充填的特征，可与标准微相SMF8（含完整生物化石的粒泥灰岩）类比，推测形成于正常浪基面之下的静水低能环境之中。生屑质粒泥灰岩、富有机质粒泥灰岩生屑呈杂乱的不均匀分布、分选较差，可与标准微相SMF9（生物扰动的生屑颗粒质灰泥石灰岩）类比，代表一种宁静低能环境，形成于浪基面之下的开放循环的浅海中。

该类岩石主要发育于剖面中上部栖二段，宏观特征明显，整个岩石经历了不均匀的白云石化作用，为浅灰色直径4~15 cm的不规则团块状（图12a）。基岩为亮晶生屑似球粒灰岩、似球粒泥粒灰岩。斑块内部完全白云石化，为他形镶嵌的细晶—中晶白云石，发育粒内溶孔。过渡带为泥粒灰岩部分白云石化，白云石与围岩无明显分带，为不均匀的白云石化（图12b）。剖面栖二段发育较多岩溶角砾、巨晶方解石充填的溶沟、溶洞，则表明该白云岩化现象与早成岩期岩溶有关^[22⁃23]。

Figure 12.  Characteristics of dolomitic limestone

剖面中上部白云石化作用可能与栖霞末期的暴露有关，地貌相对高的滩核在频繁的海平面升降过程中极易暴露在水面上，形成干裂缝；大气淡水淋滤作用则沿早期干裂缝发生、并使其受到进一步的溶蚀扩大，逐渐在垂直渗流带上形成了众多近垂直于岩层面的溶蚀沟道。鉴于本文重点研究沉积环境，后期成岩作用此处不过多讨论。

四川盆地及邻区接受二叠纪沉积前云南运动形成广泛的准平原化基底^[24]，川北地区位于坡度小、无坡折、水域开阔的平缓沉积背景。构造位置处于上扬子地台西北缘，西侧过渡为松潘—甘孜洋，北侧过渡到秦—祁洋^[15]。剖面栖霞组厚度仅79 m，低于龙门山推覆构造带（栖霞组厚度105~134 m）和四川盆地内九龙山地区（栖霞组厚度97~107 m）^[25]，表明川北低隆起古地理对川北地区沉积环境有重要影响。结合对小南海剖面栖霞组中各岩石微相的特征、沉积环境分析，认为川北地区栖霞期符合碳酸盐台地沉积特征。下面将阐述小南海剖面沉积相特征与岩石类型组合、沉积环境特征。

栖一段发育重结晶亮晶生屑灰岩，富有机质泥粒灰岩、纹层状泥粒灰岩，含完整䗴粒泥灰岩、生屑质粒泥灰岩、富有机质粒泥灰岩、含石英生屑粒泥灰岩7种岩石类型组合；介形类、双壳类、有孔虫类、腕足、腹足类、叶状藻、苔藓虫等底栖生物为主的生物组合；同时具有以灰泥充填为主，有机质含量丰富的特征。这一岩性特征，是海侵期海平面波动造成生物在富氧阶段大量发育，有机质在贫氧阶段得以保存的共同作用结果^[26]。据此可推测栖一时期应为较深水开阔台地沉积环境，其中，根据颗粒含量、保存完整程度，划分出洼地和泥灰质开阔海两个亚相。

主要为深灰色富有机质粒泥灰岩、含完整䗴粒泥灰岩、生屑质粒泥灰岩，特征是生屑颗粒含量较低，分选差，少数生物保存较好，颗粒间同样充填富有机质的灰泥基质。反映沉积浪基面之下水体较深、水动力条件弱、不受波浪作用影响的沉积环境。这一特征与较深水开阔台地中低洼地带的沉积特征相吻合。

主要为深灰色富有机质生屑泥粒灰岩、纹层状生屑泥粒灰岩、微晶生屑颗粒灰岩。生屑含量高，颗粒支撑，生屑颗粒较为破碎、分选较差，可见沉积水体能量并不稳定。多数颗粒并不是原地沉积，而是从水体较浅的环境中经波浪搬运作用，在水动力条件减弱之后，沉积下来。部分富有机质生屑泥粒灰岩中生屑颗粒的弱定向性也与此特征较为吻合。薄层纹层状生屑泥粒灰岩中的颗粒定向排列还可能与后期压实作用有关。此外，颗粒间充填富含黏土质、有机质的灰泥基质，也表明其形成于较深水的环境之中。综上，认为该岩石组合形成于水体开阔的较深水环境中。

栖二段发育亮晶似球粒颗粒灰岩，似球粒泥粒灰岩、生屑泥粒灰岩，白云质灰岩4种岩石类型组合；有孔虫类、棘皮类、米齐藻、双壳类、腕足类、珊瑚等底栖生物组合；经强烈泥晶化，分选、磨圆较好的似球粒颗粒；同时具有颗粒灰岩亮晶胶结，泥粒灰岩泥晶胶结的特征。据此可推测栖二时期应为浅水开阔台地，其中，根据颗粒组分、胶结物成分划分滩核、滩缘、滩间三个亚相。

浅灰色亮晶生屑似球粒灰岩，颗粒类型以似球粒为主、生物碎屑次之，颗粒分选磨圆较好。滩体发育位置海水循环通畅，海水中营养物质相对丰富，有利于大量生物群的生长，最常见的是有孔虫、棘皮类与藻类等。藻类和微生物的发育是颗粒泥晶化并形成似球粒颗粒的主要原因。这些特征表明它形成于台内浅滩中浪基面之上水体最浅，能量最高的滩核环境。该类型的颗粒滩在广元上寺剖面栖霞组灰岩中也有报道^[20]，被认为是一种沉积水体能量比生物碎屑滩、鲕粒滩要低的相对低能滩。

主要为浅灰色—灰色似球粒泥粒灰岩，与滩核相似，颗粒类型以似球粒和生物碎屑为主，二者含量相近，但颗粒之间多为灰泥充填，极少或不含亮晶胶结物。由亮晶为主到灰泥增多的转变，表明滩缘水动力条件明显减弱。颗粒的分选、磨圆相对滩体部分也较差。颗粒的保存形态可说明其为近原地或短距离搬运沉积。通过上述特征可认为其沉积环境为浪基面附近台内浅滩的滩缘。

主要为灰色生屑泥粒灰岩、生屑质粒泥灰岩，生屑颗粒间为灰泥充填，不具磨蚀特征，似球粒颗粒含量较低。表明其沉积于浅水开阔台地内相对局限、水动力条件较弱的滩间环境。

泥晶化的概念最早由Bathurst^[27]提出，颗粒泥晶化分为三个阶段：1）钻孔藻类通过生物钻孔进入碳酸盐颗粒；2）藻类生物死亡和腐烂；3）微晶文石填充钻孔通道。泥晶化颗粒由藻类或真菌类对碳酸盐颗粒进行由外而内的反复穿孔作用，随后微孔隙被泥晶充填，碳酸盐颗粒逐渐被泥晶方解石交代，是生物和化学交代共同作用的结果^[28]。碳酸盐颗粒泥晶化作用需要钻孔藻和真菌类腐蚀作用的参与，而停滞的较深水环境不利于藻类繁殖，因此，泥晶化作用发生在扰动或间歇扰动的浅水环境，一般小于18 m^[28]。Adachi et al. ^[29]等对贵州罗甸板庚地区二叠纪末—三叠纪初孤立碳酸盐台地沉积的球粒结构、成因进行研究，认为生物碎屑经泥晶化作用，可形成似球粒颗粒，其粒径多在150~400 μm之间，这与小南海剖面似球粒特征十分相似。

泥晶化现象在栖霞组中十分常见，似球粒颗粒边缘模糊，分选、磨圆较好，粒径一般不超过0.5 mm，为磨圆的椭球状和杆状。根据泥晶化作用的程度不同，颗粒或部分交代形成厚薄不均匀的泥晶套，或完全被交代成泥晶化颗粒，难以辨识原本的颗粒形态（图13）。泥晶化作用发生在有较强水动力条件或间歇性转弱的扰动水环境，颗粒在沉积物/水界面留存时间较长，这一环境中藻菌繁殖，钻孔藻对碳酸盐颗粒进行钻孔、磨蚀，后期交代为泥晶方解石；泥晶化的似球粒颗粒近原地堆积，形成似球粒浅滩。

Figure 13.  Characteristics of micritized grains

似球粒浅滩指颗粒类型以似球粒为主的浅水滩相沉积。具有似球粒颗粒强烈泥晶化、缺乏亮晶胶结、生物类型丰富的典型特征，反映其沉积环境与生物碎屑滩、鲕粒滩有较大差别，因此不该笼统的划分为生物碎屑滩^[20]。亮晶胶结物和灰泥胶结物均有发育，表明似球粒浅滩沉积于中等能量水体，水动力未完全将灰泥冲走。综上，泥晶化作用强烈的似球粒滩形成环境为水体能量低于生物碎屑滩的台内浅滩相。

颗粒岩以泥晶化颗粒为主，代表高能沉积环境的亮晶胶结物发育较少是川北地区栖霞组区别于其他碳酸盐台地沉积颗粒岩的典型特征。

四川盆地栖霞组的层序地层研究目前存在不同观点，近年来有部分学者提出梁山组—栖霞组为一个完整的三级层序^[4,30⁃32]，即经历一个完整的海侵—海退旋回。胡明毅等^[5]对四川盆地进行层序地层研究后认为栖霞组应划分为2个三级层序。黄涵宇等^[33]将整个盆地梁山组—栖霞组划分为3个三级层序。本文在前人研究的基础上，结合露头地层界面特征（图14），以及研究剖面纵向上的沉积演化，认为梁山—栖霞期可划分为一个完整的三级层序（图2）。

Figure 14.  Characteristics of stratigraphic boundary

梁山组与下伏志留系龙马溪组页岩呈不整合接触（图14a），属I型层序界面（SB1）。梁山组主要为一套低位体系域（LST）滨岸砂泥坪沉积，岩性为含大量石英颗粒的泥质粉砂岩。向上过渡为栖霞组底部的含少量粉晶石英颗粒的粒泥灰岩。从旋回性来看，梁山组底界面才是进入下二叠世一次新的“海侵—海退”旋回的开始。

梁山组与栖霞组的分界线为初始海泛面（图14b），海平面快速上升，进入海侵体系域（TST），四川盆地接受碳酸盐岩沉积，由梁山组海陆过渡相碎屑岩迅速转化为较深水开阔台地的深灰色—黑灰色泥粒灰岩、粒泥灰岩。较浅水体中的生屑颗粒经波浪搬运作用，沉积在相邻的低洼地带，形成了以磨蚀骨粒、生屑定向排列、富有机质和灰泥充填为特征的较深水沉积物。

栖一段与栖二段的界线为岩性突变面，岩性由深灰色生屑粒泥灰岩夹深灰色生屑泥粒灰岩过渡为灰色、浅灰色生屑泥粒灰岩、颗粒灰岩。该界面为最大海泛面，随后海平面开始下降，沉积环境由较深水开阔台地转换为浅水开阔台地环境，进入高位体系域（HST）。浅水开阔台地“暖、浅、清”的水体环境中生物更加繁盛，生物类型增多，珊瑚等浅水生物也开始出现，以泥晶化为代表的微生物活动更加活跃，发育大量台内浅滩。滩体沉积以泥晶化似球粒为主的亮晶颗粒灰岩，滩缘和滩间则沉积以灰泥充填，生屑为主而似球粒含量较低的灰色泥粒灰岩。栖二末期出现短暂暴露，可能是白云岩化的因素之一。

栖霞组/茅口组为一平行不整合界面（图14c），属I型层序界面（SB1）。栖霞组顶部为灰色厚层颗粒灰岩，茅口组底部为黑灰色中层眼球眼皮灰岩。栖霞组上部发育白云化斑块，另可见岩溶角砾和垂直层面的溶沟，这表明栖霞末期该地区在经历海退后曾接受短暂的暴露溶蚀。

（1） 小南海剖面共发育4类11种岩石类型：亮晶生屑似球粒灰岩，重结晶亮晶生屑颗粒灰岩；似球粒泥粒灰岩、生屑泥粒灰岩、富有机质生屑泥粒灰岩、纹层状生屑泥粒灰岩；含完整䗴粒泥灰岩、生屑质粒泥灰岩、富有机质粒泥灰岩、含石英生屑粒泥灰岩；白云质灰岩。

（2） 强烈泥晶化形成的似球粒浅滩广泛发育，是区别于鲕粒滩和生物碎屑滩的特征台内低能滩。

（3） 研究区位于川北低隆起区，栖霞组发育开阔台地沉积。栖一段为较深水开阔台地，由泥灰质开阔海和洼地两个亚相组成。栖二段为浅水开阔台地，由滩核、滩缘、滩间三个亚相组成。

（4） 小南海剖面梁山组—栖霞组可划出一个低位域—海侵域—高位域的完整三级层序，海平面升降引起沉积环境变化，是沉积相发生演化的主要原因。