地幔柱构造的沉积及环境响应——以峨眉地幔柱为例*

杨巍 张廷山＊＊ 刘治成 黄浩 闵华军 杨扬

1.油气藏地质与开发工程国家重点实验室，成都 610500

2.中石油西南油气田分公司蜀南气矿，泸州 646000

1 引言

地幔柱是起源于上下地幔边界或核-幔边界不连续层的下地幔上涌而形成的热异常物质(White and McKenzie，1989)。地质实验和数值模拟表明，当其上升至岩石圈时，由于受到岩石圈的阻挡，其头部向四周扩散，常形成规模巨大的柱头和细长尾部组成的蘑菇状柱体(Campbell and Griffiths，1990;Campbell，2005)。地幔柱能造成大规模的地壳抬升，并在地貌上形成穹窿状隆起，进而控制区域沉积环境和沉积相带展布(Cox，1989;Campbell and Griffiths，1990;Williams and Gostin，2000;Campbell，2002，2005;Heet al.，2003;Xuet al.，2004;张招崇，2009)。峨眉地幔柱活动对上扬子板块西北部沉积地质作用影响即为例子。

分布于特提斯造山系北侧，扬子克拉通西缘的峨眉山玄武岩区是我国唯一被国际学术界公认的大火成岩省(Mathoney and Coffin，1997;Courtillotet al.，1999;徐义刚和钟孙霖，2001)。峨眉大火成岩省规模庞大，一般认为该大火成岩省的西界可达哀牢山-红河断裂，西北以龙门山-小菁河断裂为界，分布面积达(2.5～3.0)×105km2(图1)。通过近年钻井发现，在成都和昆明以东均有与峨眉山玄武岩同期的隐伏玄武岩，同时，在龙门山-小菁河断裂以北地区，也分布有较大面积的二叠纪海相火山岩(徐义刚和钟孙霖，2001)，因此，其分布范围可能远大于传统认识。就峨眉大火成岩省的形成，前人从岩石学、地球化学等方面做了大量工作，多认为是由峨眉地幔柱活动引起(Liuet al.，2001;宋谢炎等，2001，2002;何斌等，2003，2005，2006;张招崇等，2006;徐义刚等，2007;史仁灯等，2008;朱传庆等，2010)，大火成岩省的分布区就是地幔柱的影响范围(Cox，1989;Richardset al.，1989;White and McKenzie，1995)。峨眉大火成岩省的形成不仅与地幔柱活动关系密切，而且地幔柱活动对上扬子板块西北部四川盆地二叠纪地质影响明显。

图1 四川盆地地质特征及峨眉大火成岩省分布(a)-扬子板块位置;(b)-四川盆地地质简图;(c)-四川盆地构造及峨眉大火成岩省分布Fig.1 Geological characteristics of Sichuan Basin and distribution of Emeishan large igneous province(a)-Yangtze plate location;(b)-Sichuan Basin sketch map;(c)-tectonic in Sichuan Basin and distribution of Emeishan large igneous province

2 地幔柱构造的沉积响应

2.1 峨眉地幔柱活动的古地貌响应

地幔柱活动的重要地质响应之一是使地壳抬升。直径为500km的上升地幔柱通常能造成2000m的地壳抬升(White and McKenzie，1995)，并在地壳表层产生相应的地质作用。从中泥盆世至早三叠世，上扬子板块西部地幔柱持续活动(肖龙等，2005)。由于地幔柱不断活动，在发生大规模火山喷发之前，地壳会持续抬升(Aliet al.，2010)，因此，峨眉地幔柱活动产生的地壳隆升必然会影响到四川盆地中二叠统沉积环境，进而控制沉积相及其展布(张廷山等，2011)。

根据对四川盆地内部和周边钻井、野外露头剖面以及物探资料分析，自研究区西南至北东及东方向，栖霞组地层厚度以越西为中心，向北东及东逐渐变厚，地层厚度差异达200～300m左右。茅口组顶部普遍存在不整合界面，其差异剥蚀范围自西南向北东及东方向逐渐减小(何斌等，2003)。岩性方面，在研究区西部，栖霞组及茅口组中上部岩性多为灰白色厚层块状亮晶生屑灰岩(图版I-a，-e)及浅灰色厚层状白云岩(图版I-b，-c，-d)，表现为较强水动力条件下的浅水沉积特征，向北东及东方向，岩性则逐渐过渡为灰色-深灰色泥晶生屑灰岩(图版I-f)、生屑泥晶灰岩(图版I-g)及泥晶灰岩(图版II-a，-b)，沉积水体逐渐变深，水动力条件减弱。由于扬子板块西部中二叠世大部分时间内构造活动相对较弱，裂谷作用、拉张作用均不发育(夏文臣等，1991;杨逢清等，1994)，峨眉地幔柱活动所形成的穹窿状隆起控制了研究区整体古地貌形态。根据栖霞组地层厚度、茅口组差异剥蚀以及区内中二叠统总体岩性变化，大致以凉山州越西县一带为中心，可将峨眉地幔柱对四川盆地中二叠世古地貌的影响从大到小划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ等三个区域(图2):Ⅰ区分布于穹窿状隆起顶部，为古地貌最高部位分布区，大致在大邑、眉山及宜宾以西及西南部区域。以栖霞组地层为例，地层厚度普遍小于120m，由于水体开阔、水动力条件相对较强，沉积了有利于形成油气储集的生屑滩相沉积物。如在凉山州越西、眉山洪雅、雅安天全等地区的栖霞组、茅口组上部等层位都有较为发育的滩相沉积(图版I-a，-c，-d，-e);Ⅱ区分布于穹窿状隆起的斜坡上部，大致分布于遂宁、内江等地区，地层厚度普遍为100～250m左右，岩性主要为灰色-深灰色生屑泥晶灰岩(图版I-g)，沉积物向色深、粒细的较安静水体环境过渡。III区位于穹窿状隆起斜坡下部，大致为遂宁、泸州等地的以东区域，沉积物以暗色灰泥沉积为主(图版II-a，-b，-c，-e)。

四川盆地中二叠世地层沉积特征显示，由峨眉地幔柱活动形成的穹窿状隆起自栖霞组沉积时期已经存在，并不断发展。茅口组沉积时基本上继承了栖霞期的古地貌格局(图3)。

图2 四川盆地中二叠世受峨眉地幔柱影响下的古地貌特征示意图(据张廷山等，2011修改)Fig.2 Sketch showing the Middle Permian paleotopography of Sichuan Basin controlled by Emeishan mantle plume(modified after Zhang et al.，2011)

图3 四川盆地中二叠世峨眉地幔柱影响下的古地貌特征演化示意图Fig.3 Sketch showing the Middle Permian paleotopography of Sichuan Basin evolvement controlled by Emeishan mantle plume

2.2 峨眉地幔柱活动的沉积响应

受控于地幔柱活动的地壳抬升作用通常造成与之关联的沉积响应(White and McKenzie，1989，1995;Hill，1991，1993;Sleep，1992)，而地幔柱规模及地幔柱活动期次可表现为不同的沉积响应特征。加拿大西北部新元古代地幔柱活动(Rainbird，1993)及格陵兰岛晚白垩世-古近纪地幔柱活动(Damet al.，1998)的沉积响应表现为区域性差异剥蚀、地层减薄及沉积相变;澳大利亚南部新元古代地幔柱活动形成的千米级隆升不仅控制了区域沉积特征，并且形成了千米级深切峡谷(Williams and Gostin，2000);中国塔里木板块早-中二叠世地幔柱活动产生的地壳抬升作用则改变了该区晚石炭世-二叠纪沉积格局，由海相演变为陆相沉积环境(陈汉林等，2006)。

中二叠世，因峨眉地幔柱活动而造成的穹窿状水下隆起控制了本区沉积相带的展布，形成了兼具碳酸盐台地和碳酸盐均斜缓坡特征的缓坡型碳酸盐岩台地(张廷山等，2011)。缓坡型碳酸盐台地与其他类型台地相比，台地边缘生屑滩、生物礁均不发育，缺乏明显坡折带或无坡折带，与浅缓坡逐渐过渡，其倾斜角一般小于1°。向斜坡方向逐渐变成较深水碳酸盐沉积物并最终成为盆地泥质岩类。至晚二叠世，四川盆地沉积格局开始发生变化，碳酸盐台地逐渐取代碳酸盐缓坡，槽台格局成为四川盆地沉积相的主体(强子同等，1990)。

在峨眉地幔柱构造的控制下，区内沉积相从西南部开阔台地亚相发育区，缓缓地向东及东北方向，逐渐过渡到浅缓坡亚相和深缓坡亚相及相应的微相发育区，其间无明显的台地边缘相带及坡折带(张廷山等，2011)(图2、图4)。

2.3 沉积相展布及演化

2.3.1 栖霞组沉积相展布及演化

因峨眉地幔柱活动而形成的穹窿状水下隆起地貌是影响四川盆地中二叠统沉积相带发育及展布的主要因素。栖一时，区内自西南向北东方向水体逐渐加深，开阔台地、浅缓坡、深缓坡亚相依次发育。自北向南大致以广元上寺-德阳绵竹-内江威远-泸州叙永一带为界，界线以西主要为古地貌隆起的最高区域(I区)。其中川西绵竹高桥-雅安天全一带，发育开阔台地亚相，台地边缘相带或陆架坡折带欠发育。云南盐津-宜宾孔滩地区发育生屑滩(图4)，岩性主要为灰、浅灰及褐灰色晶粒白云岩，亮晶生屑灰岩(图版I-a)。向北东方向，至广元、遂宁、南充、广安、泸州古蔺等地，为穹窿状隆起斜坡中上部区域(Ⅱ区)，发育浅缓坡亚相，岩性主要为灰-深灰色泥-微晶生屑灰岩，(含)生屑泥晶(微晶)灰岩，(含)云质微(粉)晶灰岩。反映该地区沉积时水动力条件较弱，水体环境相对安静。其余地区受峨眉地幔柱活动的影响最弱(Ⅲ区)，发育深缓坡亚相，岩性以灰-灰黑色(含)生屑泥晶灰岩，泥晶灰岩为主(图版II-a)，“眼皮、眼球”状构造及水平层理发育。

图4 四川盆地中二叠统沉积相带展布及演化(a)-四川盆地中二叠统地层对比及沉积相带展布图;(b)-四川盆地中二叠世海平面变化图Fig.4 Sedimentary facies distribution and evolution of Middle Permian in Sichuan Basin(a)-simplified lithostratigraphic correlation and sedimentary facies distribution of the Middle Permian in Sichuan Basin;(b)-sea-level change in Sichuan Basin of the Middle Permian

栖二时，因区域海平面下降(图5;图中广元旺苍、广元西北、华蓥溪口及宣汉渡口中二叠统地层13C分析测试由中国科学院广州地球化学研究所完成，碳同位素值均相对于VPDB标准.精度:δ13C好于0.05‰。仪器型号:GV IsoPrime II型稳定同位素质谱仪)，开阔台地范围较栖一时有所扩大，其边界向东北扩展至广元西北-遂宁磨溪-广安岳池-达州渠县-重庆石柱一带。开阔台地西部以及内部部分地区岩性主要为浅灰-灰色晶粒白云岩，云质灰岩，亮晶生屑灰岩，发育生屑滩沉积(图版I-b，-c，-d)。向东及北东方向依次发育浅缓坡及深缓坡亚相(图4)，岩性主要为灰-深灰色生屑泥晶灰岩，灰-灰黑色中-薄层状(含)生屑泥晶灰岩，泥晶灰岩(图版II-b)。

2.3.2 茅口组沉积相展布及演化

茅口期总体继承和发展了栖霞期缓坡型台地特征。大致以川西北绵阳-遂宁-宜宾孔滩-泸州阳高寺为界，以西受峨眉地幔柱活动的持续影响，继承并发育开阔台地，以灰-灰白色厚层亮晶生屑灰岩、泥晶生屑灰岩为主。生屑滩分布于成都大邑、宜宾孔滩、泸州阳高寺等地(图版I-e)。界线以东过渡为浅缓坡和深缓坡环境(图4)。浅缓坡亚相的岩性主要为灰-深灰色中-厚层状生屑泥-微晶灰岩(图版I-g)。深缓坡亚相主要分布于巴中、宣汉等地区，以深灰-灰黑色薄-中层状含生屑泥晶灰岩、泥晶灰岩为主(图版II-e)，发育泥质纹层或“眼皮、眼球状”构造(图版II-c，-d)。由于茅口早期扬子板块发生了二叠纪区域最大海泛事件(图5)，此时开阔台地亚相范围较栖霞晚期有所减小，在川北宣汉地区茅口组下部出现大套薄层硅质岩等深水沉积(图版II-f)。至茅口末期，因峨眉地幔柱持续上升使地表抬升，导致区内茅口组地层自南西向北东方向受到不同程度剥蚀。

图5 扬子板块中二叠统碳同位素分布与海平面变化对比图(部分数值据田景春和曾允孚，1995;王成善等，1999;Haq and Al-Qahtani，2005;关利群，2011;万秋，2011;整理修改)Fig.5 Carbon isotope distribution in Yangtze plate of the Middle Permian and sea level change contrast(some data after Tian and Zeng，1995;Wang et al.，1999;Haq and Al-Qahtani，2005;Guan，2011;Wan，2011)

2.3.3 沉积相模式

沉积相模式是沉积相的空间组合形式，同时也是对沉积环境及其产物、作用过程的高度概括。受峨眉地幔柱活动的影响，四川盆地中二叠世古地形自西向北东缓缓倾斜，水体逐渐加深，依次发育了开阔台地、浅缓坡、深缓坡等亚相(张廷山等，2011)(图6)。当海平面下降时期，在开阔台地的地貌高点发育了一定规模的生屑滩，经白云石化作用能形成良好的储层(图版I-b，-c、图版II-g，-h)。浅缓坡区总体处于正常浪基面之下，水体趋于安静，生屑滩明显减少，但可发育小规模的凝块石灰泥丘(图版I-h)。深缓坡地区总体处于风暴浪基面之下，沉积物以灰泥为主，燧石结核或条带发育，常见风暴成因的沉积构造(图版II-d)。

2.4 沉积相展布的古生物组合响应

地质历史时期的古生物与其沉积环境相互作用和影响。由于峨眉地幔柱构造对中二叠世沉积环境产生控制，区内古生物组合及分布对其也有相应的响应。

通过区内不同沉积环境中26条野外剖面及100余口井III-d)、翁格达藻(Ungdarella)组合(图版III-e)等为特征。其中，古串珠虫组合和翁格达藻组合集中分布于开阔台地(图版III-d，-e)。而浅缓坡环境的代表主要为米齐藻(Mizzia)-假蠕孔藻(Pseudovermoporella)组合(图版 III-f)、球旋虫(Glomospira)-始毛盘虫(Eolasiodiscus)组合(图版III-g)及节房虫(Nodosarinae)组合等(图版III-h)。深缓坡环境生物较少，仅在其上部有少量分布。

图6 四川盆地中二叠统沉积模式图Fig.6 The sedimentary model of the Middle Permian in Sichuan Basin

图7 四川盆地中二叠世古生物组合及其环境分布图Fig.7 Paleontological assemblages and environment distribution in Sichuan Basin of the Middle Permian

表1 华蓥溪口中二叠统各沉积相带内的微量元素特征Table 1 The character of trace element in different sedimentary facies in the Middle Permian at Xikou，Huayin，Sichuan

表2 广元西北中二叠统各沉积相带内的微量元素特征Table 2 The character of trace element in different sedimentary facies in the Middle Permian at Xibei，Guangyuan，Sichuan

2.5 沉积相展布的地球化学响应

在沉积过程中，碳酸盐沉积物对微量元素的吸附与介质中物理化学条件之间有着复杂的地球化学平衡，微量元素往往通过水-岩界面间的扩散，或是沿着氧化还原梯度这种非生物过程作用迁移，从而在海水、沉积物和不同深度，不同沉积相带的沉积物内重新分配，达到富集或亏损(Werneet al.，2003;Rimmer，2004;Tribovillardet al.，2006)。在峨眉地幔柱构造控制下，研究区中二叠统微量元素在各相带中的分布各有不同。细粒沉积物中Ba、V、Sr、Cu等常用指相元素的质量分数显示，区内中二叠统微量元素特征与沉积环境关系密切，可作为辅助判别沉积环境的标志(表1、表2)。

(1)Ba元素的环境响应

Ba元素属于大离子亲石元素，对沉积环境有重要的指示意义。对于海洋环境来说，Ba含量常用来研究海水的深度、盐度、沉积区离岸的距离等(经雅丽等，2005)。Ba迁移能力很差，但其在常常表现为深海富集(毛小妮等，2011)，这可能与生物沉积作用有关(Schmitz，1987)。

区内栖霞期开阔台地亚相中，Ba平均丰度值仅仅为4.56×10－6，浅缓坡亚相中丰度有所升高，为 53.83 ×10－6。由于Ba易于在还原环境中富集(Maet al.，2008)，因而在较还原的深缓坡亚相中，其平均丰度值高达99.75×10－6(表1、图8a-1)。在茅口期浅缓坡亚相中，Ba平均丰度值仅仅为4.7×10－6，深缓坡亚相中丰度较高，为 8.0 ×10－6(表 1、图8b-1)。在广元西北中二叠统剖面中，从浅缓坡亚相至深缓坡亚相，Ba的丰度都依次呈现出增大的趋势(表2、图9a-1，b-1)。

(2)Sr元素的环境响应

Sr在不同沉积环境中具有不同的分布规律，同时也与成岩环境密切相关(Veizer and Demovic，1973;胡明毅，1999)。虽然现代浅海环境高镁方解石和文石等沉积物中Sr含量较高，深海低镁方解石等沉积物 Sr含量值较低(胡明毅，1999)。但在地史成岩过程中，随着浅海环境中沉积的文石和高镁方解石向低镁方解石转化，其中的锶含量会相应降低，较深水环境中沉积的低镁方解石Sr含量常由此相对升高(胡明毅，1999)。即由原始沉积环境所控制的矿物经成岩转化后，Sr含量具有由浅水沉积物向深水沉积物逐渐增加的分布特点。

在华蓥溪口及广元西北中二叠统剖面中，不同相带中Sr的变化特征非常明显，以广元西北中二叠统为例，栖霞组从开阔台地亚相至浅缓坡亚相，Sr的平均丰度范围为54×10－6～263×10－6(表2、图9a-2)，茅口组从开阔台地亚相至浅缓坡亚相，Sr的平均丰度范围为71×10－6～230×10－6(表 2、图9b-2)。华蓥溪口中二叠统剖面也表现为从开阔台地亚相到深缓坡亚相，Sr的平均丰度逐渐升高(表1、图8a-2，b-2)。

图8 华蓥溪口中二叠统各沉积相带微量元素表征图(a)-栖霞组微量元素丰度图;(b)-茅口组微量元素丰度图;(c)-沉积相综合柱状简图Fig.8 The character of trace element in different sedimentary facies in the Middle Permian at Xikou，Huayin，Sichuan(a)-the abundance of trace elements in different sedimentary facies in Qixia Fm.;(b)-the abundance of trace elements in different sedimentary facies in Maokou Fm.;(c)-the sedimentary facies column at Xikou，Huaying，Sichuan

(3)V元素的环境响应

大离子亲石元素V在成岩流体中的含量一般很低(McLennanet al.，2003)，因此成岩流体对碳酸盐沉积物中该元素含量的影响很小(Banner and Hanson，1990)。V作为氧化还原敏感元素经常被传递运输到有机质含量较高的沉积物中，富集于深水次氧化-还原环境中(李红敬等，2010;Tribovillardet al.，2006;Emerson and Huested，1991)。

区内开阔台地亚相-浅缓坡亚相中V元素平均丰度相对较低，而深缓坡亚相中V元素的丰度值远远大于其他亚相的丰度值(表1、图8a-3，b-3)。

图9 广元西北剖面中二叠统各沉积相带微量元素表征图(a)-栖霞组微量元素丰度图;(b)-茅口组微量元素丰度图;(c)-沉积相综合柱状简图Fig.9 The character of trace element in different sedimentary facies in the Middle Permian at Xibei，Guangyuan，Sichuan(a)-the abundance of trace elements in different sedimentary facies in Qixia Fm.;(b)-the abundance of trace elements in different sedimentary facies in Maokou Fm.;(c)-the sedimentary facies column at Xibei，Guangyuan，Sichuan

(4)Cu元素的环境响应

Cu在氧化水体中主要以有机金属配位体的形式存在，少数以二价离子的形式存在(沈俊等，2011)。Cu与有机质关系密切，主要靠有机质输送到沉积物中。当有机质降解时，Cu被释放出来，并可以在硫酸盐还原环境下被黄铁矿捕获而固定在沉积物中，明显受沉积环境氧化还原状态的控制(Huerta-Diaz and Morse，1992;Fernexet al.，1992;Nameroffet al.，2002;Algeo and Maynard，2004)。

研究区内，Cu的分布特征与V元素相同，表现为自浅水氧化环境至深水还原环境丰度呈逐渐增大的趋势，越靠近深水相带，Cu丰度值越高(表1、表2、图8a-4，b-4、图9a-4，b-4)，与沉积环境呈很好的相关性。

区内中二叠统微量元素的丰度变化反映了古环境特征，从浅水氧化环境向深水还原环境过渡，Ba、Sr、V、Cu等元素的平均丰度值逐渐增大(图10)。

图10 四川盆地中二叠统各沉积相带微量元素频率分布直方图Fig.10 The frequency distribution of trace element in different sedimentary facies in the Middle Permian，Sichuan Basin

3 结论

峨眉地幔柱的活动对上扬子板块西北部二叠纪沉积地质作用产生了重大影响，通过对四川盆地中二叠统沉积记录研究分析，并结合前人资料认为，峨眉地幔柱活动造成的穹窿状地壳隆升对四川盆地中二叠统古地貌特征及其发育具明显的控制作用。在研究区内古地貌特征表现为西南部地区较高，并平缓地向东及东北方向降低，较陡的斜坡和明显的斜坡转折带均不发育。

四川盆地中二叠世从栖霞期开始，因峨眉地幔柱活动所造成的穹窿状水下隆起和海平面升降作用控制了研究区沉积古地理格局，影响了沉积相带的展布，形成了受峨眉地幔柱控制的缓坡型碳酸盐岩台地沉积。根据区内穹窿状水下隆起不同部位沉积的岩性、古生物组合、沉积构造以及地球化学特征，划分出开阔台地亚相、浅缓坡亚相、深缓坡亚相。区内沉积相从西部开阔台地亚相发育区，缓缓地向东及北东方向，逐渐过渡到浅缓坡亚相和深缓坡亚相发育区。中二叠世茅口期则继承了栖霞期的沉积格局。

开阔台地及浅缓坡环境中生物最为丰富，古串珠虫(Palaeotextularia)组合和翁格达藻(Ungdarella)组合分布于开阔台地，而浅缓坡环境的代表主要为米齐藻(Mizzia)-假蠕孔藻(Pseudovermoporella)组合、球旋虫(Glomospira)-始毛盘虫(Eolasiodiscus)组合及节房虫(Nodosarinae)组合等，向东及东北方向生物逐渐减少，至深缓坡环境，仅在其上部有少量分布。微量元素的丰度变化也反映了古环境特征，从开阔台地至深缓坡，沉积环境逐渐从氧化向还原环境变化，Ba、Sr、V、Cu等微量元素的平均丰度值逐渐增大。

致谢 中石油西南油气田分公司勘探开发研究院提供了井下资料;野外工作得到博士研究生袁浩、伍坤宇等人的协助;室内资料整理及图件绘制得到硕士研究生林丹、秦媛媛等人的协助;在此一并表示感谢!

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图版II图版II-a:泥晶灰岩，见少量生屑，普通薄片，单偏光，中二叠统栖霞组一段，四川盆地北部广元旺苍剖面;图版II-b:泥晶灰岩，普通薄片，单偏光，中二叠统栖霞组二段，四川盆地北部南江杨坝剖面;图版II-c:含生屑泥晶灰岩，发育泥质纹层，具定向排列，普通薄片，单偏光，中二叠统茅口组一段，四川盆地南部华蓥溪口剖面;图版II-d:灰色中层生屑微晶灰岩与深灰色泥灰岩互层，呈“眼皮眼球状”构造，中二叠统茅口组一段，四川盆地中部华蓥溪口剖面;图版II-e:含生屑泥晶灰岩，生屑破碎严重，普通薄片，单偏光，中二叠统茅口组一段，四川盆地南部泸州阳高寺剖面;图版II-f:深灰色薄层泥晶灰岩夹黑灰色薄层硅质岩，中二叠统茅口组一段，四川盆地东北部宣汉渡口剖面;图版II-g:粉-细晶白云岩，大部分白云石晶体具明亮的环边结构，阴极发光片，中二叠统栖霞组二段，四川盆地北部广元上寺剖面;图版II-h:细-中晶白云岩，白云石晶体自形程度较好，发育晶间孔，电子显微照片，中二叠统栖霞组二段，四川盆地西南部峨边金口河剖面Plate II

图版III图版III-a:二叠钙藻(Permocalculus)，普通薄片，单偏光，中二叠统茅口组二段，四川盆地北部广元旺苍剖面;图版III-b:梁山珊瑚(liangshanophyllum)，普通薄片，单偏光，中二叠统栖霞组二段，四川盆地北部南江桥亭剖面;图版III-c:费伯克蜓(verbeekina)，普通薄片，单偏光，中二叠统茅口组二段，四川盆地南部泸州阳高寺剖面;图版III-d:古串珠虫(Palaeotextularia)，普通薄片，单偏光，中二叠统栖霞组二段，四川盆地中部华蓥溪口剖面;图版III-e:翁格达藻(Ungdarella)，普通薄片，单偏光，中二叠统栖霞组一段，四川盆地西部成都大邑剖面;图版III-f:米奇藻(Mizzia)，普通薄片，单偏光，中二叠统茅口组二段，四川盆地北部广元西北剖面;图版III-g:始毛盘虫(Eolasiodiscus)，普通薄片，单偏光，中二叠统栖霞组二段，四川盆地北部内江威远剖面;图版III-h:节房虫(Nodosarinae)，普通薄片，单偏光，中二叠统栖霞组二段，四川盆地北部内江威远剖面Plate III