四川盆地上三叠统须家河组沉积环境分析

地层
四川省地层 总结方案
J1-2 白田坝组或自流井群
川西
白田 坝组
川中
自流 井群
上
须家
三
河组
叠
统
上组 下组
须五
须四 须三 须二
香六
香五 香四 香三 香二
小塘子组、 小塘子、 小塘子、 垮洪洞组 马鞍塘组 马鞍塘组
香一
T1-2
雷口坡组
蜀南 地区 珍珠 冲组 须六 须五 须四 须三 须二
须一
川东 地区
珍珠 冲组
2 427.1m 2 427.6m 2 428.1m 2 428.6m
X 具不清晰波状纹层粉细砂岩。
H 含煤片细-中粒砂岩，具丘、凹状层理。
B 含砾细-中粒岩屑砂岩，砾石有炭质泥岩 砾，菱铁矿化泥岩砾，底具冲刷面。 H 含煤片中-细粒砂岩，煤片呈丘状、凹状 分布，丘高 5~6cm 以上。
P 具平行层理的中粒岩屑砂岩。
第 12 卷 第 6 期
重庆科技学院学报（自然科学版）
2010 年 12 月
四川盆地上三叠统须家河组沉积环境分析
付 冠1 张良华2 袁志华2 陈 波2 (1.中国石油西南油气田公司川东北气矿，达州 635000；2.重庆气矿，重庆 401220）
摘 要：分析认为四川盆地上三叠统须家河组主要为湿地扇、河流-三角洲、湖泊等几种类型。 晚三叠世早期，川西地
关键词：四川盆地；上三叠统；须家河组；沉积环境
中 图 分 类 号 ：TE357
文 献 标 识 码 ：A
文 章 编 号 ：1673-1980（2010）06-0017-05
四川盆地位于上扬子准地台北部， 西界为龙 门山断褶带，北为米仓山隆起，东北边缘为大巴山 断褶带，东南侧为鄂湘黔断褶带，南侧是峨嵋山－ 凉山块断带， 是扬子古板块上的一个多旋回沉积 盆地。震旦纪—中三叠统为海相沉积，中三叠世末 发生的印支早幕运动使上扬子海盆结束了自震旦 纪以来大规模海域分布的历史， 特提斯海水逐渐 退出川西盆地， 使得四川地区雷口坡组遭受不同 程度的剥蚀。 同时中三叠世末发生的印支早幕挤 压构造运动，使龙门山岛链开始缓慢上升，由海盆 逐 渐 转 变 为 陆 盆[1]。
本文采 用方案
下侏 罗统
须六
香溪群
须五 须四 须三 须二
须一
1 主要沉积相类型
在现有相关文献的基础上， 结合各研究层段 的沉积厚度、砂岩百分比含量、砂体结构等特征， 将研究区沉积相划分为以下几种主要类型， 即湿
收 稿 日 期 ：2010-06-10 作 者 简 介 ：付 冠 （1981-）,男 ，重 庆 人 ，工 程 师 ，研 究 方 向 为 石 油 与 天 然 气 工 程 。
中西部成都一带，多为稳定的泥岩夹煤层沉积；须 三段、五段又是以黑色泥岩、炭质泥岩夹粉砂岩及 煤线为特征。须家河组存在着海陆过渡相、陆相两 种性质完全不同的沉积环境， 对其沉积相长期存 在争议，先后提出有河流相、游荡河流相、河流三 角 洲-湖 泊 相 、退 积 型 三 角 洲 相 等[2，3]。
表1 四川盆地上三叠统地层划分表
1 963.13m
由多个厚度 10~15cm 的灰色含炭质泥 岩、细粒岩屑砂岩、浅灰白色中粒(部分) 粗粒岩屑石英砂岩组成的逆粒序层，每
层之间有弱冲刷现象。
1 963.8m
下部 40cm 为浅灰色含泥细粒岩屑砂岩， 发育小于 5°斜层理。
上部 27cm 为浅灰色粗-中粒岩屑石英砂 岩，发育双向交错层理。
图 1 磨 24井 须 四 段 1 962.53~1 963.8m滩 坝 相 素 描
（2）粉砂坪、泥坪及沼泽微相。 此类沉积相一 般由灰色粉砂岩、 灰黑色粉砂质泥岩与泥岩或炭 质泥、页岩夹煤线及薄煤层组成的沉积组合构成， 主要为被簸选出来的细粒粉砂和泥在砂坝之间形
付冠，张良华，袁志华，陈波：四川盆地上三叠统须家河组沉积环境分析
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1.3.1 半深湖-浅湖亚相 半深湖-浅湖亚相主要形成于须三段、须五段
沉积时期，湖盆水体加深，沉积了较厚的灰黑色湖 相泥岩。由于湖岸线的频繁变化，湖沼沉积广泛发 育，泥岩中常含淡水生物双壳类、介形虫和鱼骨化 石，这些迹象都表明湖泊环境的持续存在。 1.3.2 滨、浅湖亚相
四 川 盆 地 湖 盆 面 积 在 10 ×104km2 以 上 ， 半 深 湖-浅湖仅发育于川西地区， 滨浅湖则主要发育 于川中地区，其分布范围广，水体浅，波浪和湖 流作用较强，有利于对平原河流搬运入湖的碎屑 物质进行再改造和再分配， 从而形成新的滩、坝 微相。 其他沉积微相还有粉沙坪微相、 泥坪微 相、坝后沼泽微相及风暴岩微相等。
河流-三角洲相是四川盆地须家河组的主要 沉积相类型。 我们认为该区湖盆三角洲主要发育 于须二段、须四段和须六段，可能处于水浅流急且 物源供应能力很强的环境中。 三角洲体系主要划 分为三角洲平原和三角洲前缘两个亚环境。 三角 洲平原主要由河道和越岸沉积组成。 龙门山、米 仓山-大巴山前缘地带， 河道沉积物主要由砾 岩、 砂砾岩和含砾砂岩组成， 河道底部有冲刷， 冲刷面之上为块状砾岩层，部分砾岩层具叠互状 构造，砾岩层之上为具槽状交错层的含砾砂岩或 为平行层理砂岩。 盆内， 河道沉积物粒度变细， 底部为含砾砂岩， 向上变为槽状交错层理砂岩、 平行层理砂岩和沙纹层理砂岩， 呈一向上变细 的曲流河层序。 三角洲前缘分布很广， 是该区 砂体发育的主要沉积亚相， 主要由前缘砂坝、 水下分流河道及分流间湾组成。 由于三角洲的 快速废弃和迁移，在此形成了连通性很好的多层 叠 置 砂 体[4，5]。 1.3 湖泊沉积
区为一套海相沉积，向东主要为海相三角洲沉积环境，随着龙门山岛链缓慢上升，逐渐由海盆转变为陆盆。 须二、须
四、须六段充填作用大于沉降作用，盆地周缘主要发育三角洲平原沉积，向盆地内至川中平台区，主要为浅水湖盆沉
积。 须三、五段湖盆面积扩大，物源减少，主要发育泛滥平原及浅湖-半深湖沉积。 须二、须四段砂体分布面积广，厚度
图 2 西 13-1井 2 427.1~2 428.6m风 暴 岩 层 序 图
2 沉积相演化模式
晚三叠世早期，龙门山东缘为一处残余海湾， 向西与广海相通，陆源碎屑供给较少，川西地区主 要沉积了海相或含半咸水化石的垮洪洞组、 马鞍 塘组及小塘子组地层， 向东随着前陆盆地斜坡坡 度变缓直至“缺失”。 四川盆地中东部地区须一段 主要为海相三角洲环境， 是在中三叠统雷口坡组 顶古侵蚀面上再度接受沉积而成， 来自周边山系 的碎屑物质经平原河流搬运进入盆地， 在其高部 位一段时间内可以缺乏沉积， 而在三角洲分支河 道间的低洼地区可以沼泽化，发育为成煤环境。通 过观察川中、川东北地区的野外露头和岩心，雷口 坡顶到须二段砂岩之间的确有炭质泥页岩发育， 甚至缺乏沉积。至须一段沉积晚期，西北方向有大 量碎屑物质供给， 在川西及川西北地区海相的马 鞍塘组及小塘子组地层之上形成了一套三角洲沉 积体系。
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付冠，张良华，袁志华，陈波：四川角 洲 相 、 湖 泊 相 ， 其 中 三 角 洲 前缘和滨浅湖环境形成了主要的须家河组骨架 砂体。 1.1 湿地扇相
发育于潮湿气候区的冲积扇称之为湿地扇。 该相主要分布于龙门山北段—大巴山前山一带， 主要为砂质、杂基支架的砾岩，砾岩体向两侧及向 盆地方向急剧变薄。 四川盆地上三叠统须家河组 冲积扇砾岩在各段发育位置不尽相同， 横向分布 不稳定， 推断其形成于潮湿气候条件下冲积扇的 扇中砾质辫状河微环境。 在剖面中位于砾岩上下 部或砾岩中呈夹层的砂岩、粉砂岩及泥页岩，它们 与砾岩形成一定的沉积组合， 主要形成于扇中扇缘沙质辫状河及废弃河道微环境。 扇根常由于 遭受地表剥蚀作用而不复存在。 1.2 河流-三角洲
稳定，成分和结构成熟度较高，是须家河组主要的产层。 须二、须四段砂岩主要是三角洲前缘分流河道和河口坝砂
体 ，被 波 浪 和 湖 流 部 分 或 全 部 改 造 后 ，形 成 由 多 个 三 角 洲 前 缘 砂 体 和 滨 浅 湖 滩 坝 砂 体 组 成 的 叠 加 层 ，并 随 着 岸 线 的
迁移，最终遍布整个盆地。
须二、须四段是须家河组砂岩最发育的层段， 尤其是川中地区砂体分布面积广，厚度稳定（见表 2）,成 分 和 结 构 成 熟 度 较 高 ， 是 须 家 河 组 重 要 的 产 层，但其形成环境一直存在疑问。 须二、须四段沉 积时为周边山系构造活跃期， 也是盆地基底沉陷 相对较快时期，由于河流供屑能力增强，盆地充填 作用大于沉降作用， 整个湖盆水体范围虽然较须 一时扩大，但水体较浅，处于浅水湖泊环境，砂质 沉积十分发育，从而沉积了大厚度的砂岩。该时期 存在多个物源区， 主要有来自东北方向的大巴山 古陆、西北方向的龙门山、东南方向的江南古陆、 西南方向的康滇古陆等， 其中东北和西北方向的 物源占主导地位， 此时盆地周缘发育三角洲平原 沉积，川中平台区为浅水环境，主要发育三角洲前 缘和滨浅湖沉积。当波浪和湖流作用较弱的时候， 主要形成河控三角洲。此时河流的建设作用较强， 输入泥沙量大，改造作用较弱，主要沉积水下天然 堤和分流间湾的细粒物质， 分支河道和河口坝砂 体呈指状长短不一的延伸。 当波浪和湖流的改造 作用较强时， 三角洲前缘沉积物必被波浪和湖流 再改造、再分配，在河口两侧形成一系列平行于湖 岸的砂滩、砂嘴、砂坝，并在它们的向陆一侧形成 半封闭的沼泽沉积。随着改造作用进一步增强，原 先沉积的砂体继续被搬运和改造，在滨岸区，尤其 是缺少物源的滨岸区形成新的滨浅湖滩坝砂体。
四川盆地须四段、 须二段岩心中发现有多层 风暴岩叠加层，发育程度不一。风暴岩层底面对下 伏的浅灰白色岩屑石英砂岩强烈冲刷， 有的可形 成袋膜构造。 风暴岩下部为“滞积”砂砾岩段，砾 石大多为撕裂形或具塑性变形的炭质泥岩、 细粉 砂质炭质泥岩、煤砾和煤片，几乎无磨蚀现象，显 示漂运特征。 由下向上，随着风暴漩涡流的减弱， 砾石和砾片的数量与直径减小， 有的风暴岩层中 见撕裂砾片成“八”字形排列。 再向上递变为略显 平行层理或块状层的含砾粗砂岩， 或出现丘状交 错层理，顶部可以出现波状、斜波状和不良平行纹 层理的粉细砂岩， 成正粒序的近于完整的风暴岩 层 序 ， 较 完 整 的 单 层 风 暴 岩 最 大 厚 度 可 大 于 1m。 但是大多数风暴岩沉积为几次不完整的叠置层 序，如图2所示。
在晚三叠世早期，随着龙门山岛链的上升，特 别是须一段沉积以后， 古特提斯海水已不能越过 松潘、甘孜褶皱带进入盆地，研究区则逐渐由海盆 转变为湖盆。据沉积学特征及砂体发育位置，可将 湖泊沉积进一步划分为滨湖、 浅湖、 半深湖等亚 相。野外剖面和岩心观察表明，上三叠统湖泊相以 滨浅湖宽阔湖、水不深为特点，这可能与构造活跃 及物源供给充足有关。
成与之平行展布的泥坪-沼泽，可发育水平层理、 沙纹层理、变形层理及生物潜穴等沉积构造。
（3）风 暴 岩 微 相 。 风 暴 岩 主 要 见 于 须 二 段 和 须 四段砂岩中。有研究者在海相沉积研究中发现，风 暴流能引起正常浪基面以下， 风暴浪基面以上的 沉积物发生同生破碎， 形成特殊的排列及层理构 造。 一次理想的碎屑风暴沉积层序， 自下而上发 育5个亚段，即侵蚀底面、滞留沉积、丘状交错层 理、平坦纹层、交错纹层和受生物扰动或未扰动的 泥岩。近期研究成果表明，湖泊环境也能形成风暴 沉积，只是规模略小 ，沉积层序不全，可能在上部 的交错纹层段或受生物扰动泥岩段沉积之前，风 暴作用就减弱、停止或发生下一次沉积，而使部分 层段不发育。
（1）滩坝微相。 岩性为灰白色中、细粒石英砂 岩和岩屑砂岩，碎屑分选性和磨圆度较好，成分成 熟度和结构成熟度高，主要为颗粒支撑。 高能滨、 浅湖区还可出现砾岩、含砾砂岩。常含淡水生物双 壳类、介形虫和鱼骨化石，但大多被破碎，靠近滨 岸带生物介壳可形成介壳层，有时见生物潜穴。砂 坝体在往复的双向或多向水流作用下， 发育低角 度的冲洗层理、双向对偶层理和多向斜层理，也可 在能量较低的波浪作用下， 形成微波状层面的斜 层理， 在波浪能量较强时可形成板状层理和平行 层理。垂向沉积相序常见进积型层序，表现为下细 上粗的逆粒序层理， 退积型相序则具有正粒序层 理，如图1所示。
四川盆地上三叠统须家河组， 是一套假整合 于中三叠统雷口坡组海相碳酸盐岩侵蚀面之上， 不整合-整合伏于侏罗系红层之下的一套以砂泥 岩为主的地层，沉积厚度西厚东薄，沉降中心紧靠 龙 门 山 逆 冲 断 层 一 侧 ， 厚 度 超 过4 000m。 根 据 现 有文献将须家河组地层分为须一至须六共6个层 段， 部分地区可能因剥蚀或未沉积而缺少部分层 段（见表1），其岩性在垂向上旋回性明显。 须一段 以黑色泥岩夹煤层为特征， 其中川西地区主要为 浅海相灰岩和砂泥岩；须二、四、六段主要为灰白 色砂岩，间夹少量的黑色泥岩与薄层煤线，在盆地
B 滞留砾岩，灰黑色泥岩砾为主，次棱角-次 圆状，袋膜构造
B 滞留砾岩， 砾石主要为灰黑色炭质泥岩 砾、泥岩片、泥质粉砂岩砾细砂岩砾及少量 石英砾、泥岩砾局部菱铁矿化，见植物根胯。 砾径最大可达 4×5cm 以上， 此圆-次 棱 状 ， 产状各异。 底部发育深达 12cm 以上的袋膜 构造
B 块状和递变的滞留沉积；P 平行层理；H 丘状层理； F 平坦纹层；X 交错层理