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龙门山中段上三叠统须家河组三、四段砂体研究王伟明1,李勇1、2,陈斌1,刘颖倩1,邵崇建1,周游11成都理工大学，成都6100592油气藏地质及开发工程国家重点实验室，成都610059摘要:通过野外岩石露头、WFSD-1、WFSD-2、WFSD-3钻井岩芯、镜下薄片分析和测井曲线等地质资料，研究龙门山中段逆冲推覆体中上三叠统须家河组三、四段砂体类型及特征，分析砂体古沉积环境以及形成过程。表明研究区内沉积砂体主要由辫状河三角洲砂体和扇三角洲砂体组成，还原了古地理条件在砂体的沉积过程中的控制作用。另外研究区内有煤矿富集层位，高品位烃源岩也较为发育。因此，对这一区域须家河组砂体的研究，不仅是对龙门山前陆盆地古沉积环境的恢复也是对该区域煤藏和油气资源的远景探索，因此具有非常重大的现实意义。关键词:龙门山中段逆冲推覆体须家河组砂体类型沉积环境油气藏1引言龙门山位于四川盆地与青藏高原东缘之间，南北延展约500km东西布局为30-50km，是整个地表上地形起伏度最大的区域，在小于50km的直线范围内地形高低起伏约4000m。龙门山地区主要存在3条北东走向并且大致平行的断裂（图1）：汶川—茂县断裂（后龙门山断裂）、映秀—北川断裂（龙门山中央断裂）和安县—灌县断裂（龙门山前山断裂）。此次的研究区在龙门山冲断带中段(图2)，主要依托汶川断裂科学钻井的钻井资料。前人根据地表露头、钻孔岩芯和地震反射剖面对残留的晚三叠世龙门山前陆盆地盆内区域（原地系统）已有较为系统的研究成果，但是对于已卷入龙门山冲断带推覆体内的晚三叠世前陆盆地地层（异地系统）的研究仍十分薄弱。究其原因在于：（1）现今在地震反射剖面上所看到的晚三叠世前陆盆地是经本文受国家自然科学基金项目（编号：41372114，41340005，41172162，40972083，41402159）和四川省教育厅科研项目（编号：15ZB0085）的资助。作者简介:王伟明，在读研究生;主要研究方向为盆地分析与成藏动力学。Email:wangweimingcdut@163.com图1、龙门山冲断带（中段）构造剖面图与钻孔位置示意图（引自李勇改）（WMF:汶川-茂县断裂；YBF:映秀-北川断裂；PGF:彭灌断裂；PGC:彭灌杂岩）过后期的若干次挤压构造活动改造而形成的，只是是原盆地的残留部分，这种改造作用包括横向的挤压和纵向上的复合叠加；（2）晚三叠世前陆盆地的近源地层已卷入龙门山冲断带推覆体内，构造作用强烈，导致变形、变位（李勇等，2000）[1-4]；（3）前人对龙门山冲断带内晚三叠世地层、沉积相的研究仅限图2龙门山中段区域地质图于地表剖面，然后缺露头残缺不全；（4）在龙门山冲断带的地震反射剖面效果图难以进行详细的构造解释和地层解释；（5）在龙门山冲断带内一直缺乏钻孔岩芯，难以进行详细的岩石学鉴定，对异地系统和原地系统的地层对比只是局限于推测。因此，借助汶川断裂带科学钻探项目的WFSD-1、WFSD-2、WFSD-3的岩芯，开展龙门山冲断带（中段）异地系统（推覆体）中的上三叠统须家河组须三段和须四段砂体研究，将有助于完善晚三叠世龙门山前陆盆地的认识与研究，并且探索这一区域的油气藏资源开发潜力。2岩石特征根据WFSD-3钻井岩芯得岩性分布图（图3）。须三段岩芯主要为灰色、深灰色泥岩、砂质泥岩与浅灰色、灰色岩屑砂岩、岩屑石英砂岩、富岩屑砂岩和粉砂岩互层，中、下部夹碳质页岩、煤层(线)；须图3WFSD-3岩芯柱岩石类型分布四段岩芯主要为灰色细-中粒岩屑砂岩、钙屑砂岩、砂砾岩、砾岩、粉砂岩与灰色、深灰色泥岩、砂质泥岩互层，夹煤线。岩芯取岩石薄片做砂岩岩石学镜下鉴定，研究区内须家河组砂体主要为中细粒砂岩，其次为粉砂岩。岩石的分选性较差，磨圆度主要为次圆状和次棱角状。砂岩整体上表现为低成分成熟度、高结构成熟度的特点。本区须家河组砂岩三端元投点（图4）得到主要为岩屑砂岩，次为岩屑石英砂岩、长石岩屑砂岩。图4-1、须家河组三段砂岩岩性投点图4-2、须家河组四段砂岩岩性投点3砂体类型及特征须三段和须四段沉积时期为构造活跃期，也是盆地基底沉陷较快时期[5-8]。从区域岩性和剖面结构上来看，龙门山前陆盆地须三段和须四段砂体主要形成于海（湖）陆过渡相沉积环境。在龙门山隆起的过程中，该层位岩体被卷入龙门山冲断带推覆体中。针对龙门山前陆盆地特有的砂体特征（表1），对研究区域的砂岩进行分析。表1、龙门山前陆盆地砂岩粒度特征比较表砂岩类型粒度特征砂岩类型粒度特征河口砂坝砂岩1、粒度概率曲线为二段式2、跳跃总体斜率为中陡，分选性良好3、跳跃和悬浮线段是渐变的4、缺乏牵引物质辫状河河道砂岩1、粒度概率累积曲线为三段式2、悬浮总体斜率低3、跳跃总体是主体组分，斜率高4、牵引物质发育水下河道砂岩1、粒度概率曲线为二段式2、悬浮总体的斜率为低—中等3、跳跃总体斜率为中陡，分选性好4、跳跃和悬浮线段是渐变的5、有时缺乏牵引物质扇上辫状河道砂岩1、粒度概率累积曲线为三段式或多段式2、悬浮总体斜率低3、跳跃总体是主体组分，斜率高4、牵引物质发育曲流河河道砂岩1、粒度概率曲线为三段式或二段式2、悬浮总体斜率低3、跳跃总体是主体组分，斜率高4、跳跃和悬浮线段是突变的5、有时缺乏牵引物质湖滨砂岩1、粒度概率曲线为二段式2、悬浮总体斜率为低—中等3、跳跃总体斜率较陡4、缺乏牵引物质（引自李勇[8]，1995修改）3.1辫状河三角洲相沉积砂体辫状河三角洲相根据岩性、剖面结构等特征，可将辫状河三角洲相分为二个亚相和6个微相（表2）。鉴于上三叠统须家河组三段特征，初步判定为水下辫状河河道微相和席状砂坝微相。表2、辫状河三角洲相内部构造相亚相微相岩性相辫状河三角洲相辫状河三角洲平原亚相辫状河道微相块状颗粒支撑砾岩（Gm），块状颗粒-基质支撑砾岩（Gms），平行层理砂岩（Sh），板状交错层理砂岩（Sp）平原沼泽微相水平纹层砂岩和泥岩（Fi），交错纹层粉砂岩（Fr），煤线（C）辫状河三角洲前缘亚相水下辫状河道微相块状颗粒支撑砾岩（Gm），平行层理砂岩（Sh），板状交错层理砂岩（Sp），变形层理砂层（Sd）河口坝微相块状层理砂岩（Sm），平行层理砂岩（Sh）席状砂坝微相交错层理砂岩（Sr），板状交错层理砂岩（Sp）坝间湾微相水平纹层粉砂岩和泥岩（Fi），交错纹层粉砂岩（Fr）（引自李勇[8]，1995）3.1.1水下辫状河河道微相砂体水下辫状河道沉积基本层序厚5—20M，底部具冲刷面，其岩性底部多为深灰色砾岩，向上逐渐过渡为浅灰色长石石英砂岩，普遍含炭质斑块和炭质条纹。砾石成分简单，绝大多数为黑色泥质粉砂岩和粉砂质泥岩；砾石中多具水平纹层构造；砾径介于1—5cm，最大可达10cm，形态多为扁平状，排列具定向性，磨圆性差—中等。填隙物为不等粒砂。砂体多呈透镜状叠置，发育大型板状交错层理、变形层理和平行层理。砂岩粒度概率累积曲线多为三段式（图5-1、2）。岩性相类型包括块状颗粒支撑砾岩(Gm)、平行层理砂岩(Sh)、板状交错层理砂岩(Sp)和变形层理砂岩(Sd)。3.1.2席状砂坝相砂体席状砂坝砂体厚度一般较簿，单层厚度为l—2m，常与泥质粉砂岩和粉砂质泥岩互层。其岩性为灰白色、浅灰色长石石英砂岩和长石砂岩．沉积构造以版状交错层理和交错纹层为主。岩性相类型为板状交错层理砂岩(Sp)和交错纹层砂岩(Sr)。砂岩粒度概率累积曲线为二段式（图5-3、4）。（1）（2）（3）（4）（图5须三段粒度概率累积曲线）3.2扇三角洲相沉积砂体扇三角洲相的主要特点为砾岩厚度大，相变快，沉积物类型复杂，其沉积特征界于冲积扇沉积和三角洲沉积之间，是冲积扇从邻近高地直接进积于停滞水体中的产物。根据岩性相类型、剖面结构和沉积构造，其中包括8个微相或沉积物类型（表3）。可将本区须四段扇三角洲相分为扇三角洲平原亚相和扇三用洲前缘亚相。表3、扇三角洲相内部构成相亚相微相岩性相扇三角洲相扇三角洲平原亚相碎屑流砾岩块状颗粒支撑砾岩（Gm），块状颗粒-基质支撑砾岩（Gms）辫状河道微相块状颗粒支撑砾岩（Gm），平行层理砂岩（Sh），板状交错层理砂砾（Sp）平原湖沼微相水平纹层粉砂岩和泥岩（Fi），交错纹层粉砂岩（Fr）和煤层（C）扇三角洲前缘亚相水下河道微相块状颗粒支撑砾岩（Gm），板状交错层理砂岩（Sp），平行层理砂岩（Sh）河口坝微相块状层理砂岩（Sm），平行层理砂岩（Sh）席状砂坝微相交错纹层砂岩（Sr），波状纹层砂岩（Sw）水下碎屑流微相块状基质支撑砾岩（Gms）坝间湾微相水平层理粉砂岩和泥岩（Fi），交错纹层粉砂岩（Fr）（引自李勇[8]，1995）3.2.1水下分流河道微相砂体该微相一般由灰色厚层—块状碳酸盐岩砾岩和钙质岩屑砂岩、岩屑石英砂岩构成，两者常呈互层状产出，有时仅为砂岩或砾岩。砾岩位于沉积基本层序的下部，底面不平整，具明显的侵蚀现象；砾石成分以碳酸盐岩为主．并含少量硅质岩、石英岩和砂岩砾石，并见植物茎干和沥青化炭屑；垣隙物为不等粒砂。颗粒支撑：砾石分选性和磨圆性均好，砾石最大扁平面顺层分布．具明显的定向性，并发育叠瓦构造。砂岩中常含炭质条纹和斑块，并发育板状交错层理和平行层理，砂岩粒度概率累积曲线为三段式（图6-1、2），颗粒间的填隙物通常为水云母粘土杂基。因此该微相中的岩性相主要有块状颗粒支撑砾岩(Gm)、板状交错层理砂岩(Sp)和平行层理砂岩(Sh)等类型。3.2.2辫状河道微相砂体辫状河道微相主要以灰色碳酸盐岩砾岩和灰色钙质岩屑砂岩为主。砾岩层厚度为4—10m，底面不平整，呈透镜状，砾石成分以碳酸盐岩为主，填隙物为砂，颗粒支撑，砾石分选性和磨圆性较好，排列具定向性，发育叠瓦构造，有时发育斜层理，向上具正粒序变化特点。砂岩岩性为钙质岩屑砂岩，并含炭屑，其中发育平行层理和板状文错层理，砂岩粒度概率累积曲线为三段式（图6-3、4）。岩性相主要类型育块状颗粒支撑砾岩(Gm)、平行层理砂岩(Sh)和板块交错层理砂岩(Sp)。（1）（2）（3）（4）（图6须四段粒度概率累积曲线）4古沉积环境恢复三叠纪末期有一次强烈“印支末期”构造运动于诺利克期与瑞替克期间，称之为“安县运动”。印支期大规模强烈断褶构造现于“安县运动”，这是一次规模空前的造山运动。它使须家河组成为性质完全不同的两种前陆盆地沉积物，下盆是大陆边缘前陆盆地，它的沉积中心，或逆掩于支断层之下，或耸立于云端而被剥蚀；须上盆是“安县运动”的山前前陆盆地，完整地保存着沉积边界、沉积中心及其向稳定大陆的展布范围。导致须下盆转变为须上盆的重要构造运动正是这次安县造山构造运动[9-10]。研究区内须家河组就是处在这个边界的两端，因此应证了该时期的沉积环境为三角洲相及河流相两种沉积类型[11-12]。4.1河流相须家河组三段为河流相沉积环境，基本层序较简单，层序下部为河道沉积，岩性为厚层块状质泥基岩屑砂岩、含砾砂岩或砾岩，发育交错层理、斜层理和平行层理；层序上部为洪泛沉积，由泥质粉砂岩与粉砂质泥岩、页岩或煤层（煤线）组成，自下而上由粗变细的正韵律层序或韵律层对。发育水平纹层及沙纹层理。从基本层序看，须家河组三段出现了砾质辫状河，曲流河沉积更发育；从总体特征看，须三段为辫状河（砂质辫状河为主）与曲流河交替的河流相沉积环境（图7）。或为辫状河三角洲相。图7（辫状河三角洲A辫状河，B曲流河）4.2扇三角洲相受安县运动的影响，龙门山逆冲带逆冲推覆成山，使整个研究区真正进入了陆相的沉积环境。此时研究区主要为冲积扇、湖相辫状河三角洲及滨浅湖沉积。扇三角洲相主要分布于本区上三叠统须家河组四段地层之中，砾岩厚度大，相变快，沉积物类型复杂，其沉积特征界于冲积扇沉积和三角洲沉积之间，是冲积扇从邻近高地直接进积于停滞水体中的产物。根据岩性相类型、剖面结构和沉积构造，可将本区扇三角洲相分为扇三角洲平原亚相和扇三用洲前缘亚相，以什邡八角场一彭县白鹿一带最具代表性。扇三角洲前缘亚相在本区须家河组四段地层中分布广泛，主要由水下分流河道、辫状河河道、席状砂坝、水下碎屑流和坝间湾等微相或沉积类型构成（图8）。5推覆体中有机质矿藏远景图8（扇三角洲相纵向示意图[8]）（