四川盆地不仅须一段— 须三段岩心和露头上发育大量潮汐成因的沉积构造, 须四段— 须六段也非常普遍, 表明须一段沉积时期至须三段沉积时期为海相潮汐环境(赵霞飞等, 2008, 2011), 须四段沉积时期至须六段沉积时期仍受潮汐作用的影响。须四段至须六段潮汐成因的沉积构造包括羽状和双向交错层理、双黏土层结构、皱褶层和全涡流构造。另外, 脉状层理、波状层理和透镜状层理也十分普遍。

须四段— 须六段双向交错层理和羽状交错层理大量出现(图 3-a, 3-b), 这种交错层理是在具有周期性双向水流的环境中形成的。在潮汐环境中, 交替出现的、流向相反的涨、落潮流完全可以使水流波痕在相反的方向上迁移, 由于涨潮流的强度与退潮流加河流的强度几乎相等(陈昌明等, 1986), 从而形成前积纹层倾向相反的一组交错层。双向水流模式是潮汐带特有的现象, 双向水流产生的双向交错和羽状交错层理乃是鉴别潮汐沉积作用的最重要标志(赵霞飞等, 2008)。

图3

Fig.3

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	图3 四川盆地上三叠统岩心照片显示海相沉积构造Fig.3 Core photographs showing sedimentary structures of marine facies of the Upper Triassic in Sichuan Basin

交错层理砂岩相邻束状体呈厚薄相间, 整体具韵律性, 且泥质披盖层发育, 有时见2个纹层贴近, 形成双黏土层结构(图 3-d, 3-j)。砂岩层代表了涨潮和落潮期沉积, 而泥岩披盖层代表了平潮和停潮期沉积。涨潮和落潮期, 水流活动产生波痕和交错层, 而平潮和停潮期, 泥质从悬浮状沉淀下来。由于涨潮流和落潮流在空间上的分离和潮流活动本身的非对称性及潮汐流日不等量效应, 潮汐能量在一个周期内呈现规律性变化, 从而造成连续的砂岩层厚— 薄交替, 整体呈现韵律性变化(Terwindt, 1981; Shanmugam et al., 2000)。若涨潮和落潮时水流强度和活动时间极不对称, 则形成双黏土层结构(Visser, 1980)。双黏土层和泥岩披盖是潮汐流作用特有的现象(Dalrymple et al., 1992; 王良忱和张金亮, 1996)。Shanmugam等(2000)认为潮道和河道沉积的主要区别在于潮道沉积交错层理砂岩中间夹有泥岩披盖, 而河道沉积交错层理砂岩不具有典型的泥岩披盖。Shanley等(1992)认为具有泥岩披盖的交错层理砂岩代表了受潮汐影响的河流环境。

交错层理砂岩中皱褶层(图 3-f, 3-h)和全涡流构造(full-vortex structure)(图 3-f, 3-g)大量出现。皱褶层由平潮或停潮期后微弱的水流活动产生(Terwindt, 1981), 当一条横切大波痕前积层的剖面穿越波列的脊线时, 波痕的泥岩披盖层就呈现一系列低幅度的皱褶层(Boersma et al., 1981)。皱褶层与缝合线相似, 但在潮汐环境中, 皱褶层与波痕的床面形态整合, 而缝合线却与床面形态不整合。在主潮流活动强烈时期, 由于全涡流作用强烈, 大波痕的背流面发生断续的崩塌作用, 从而形成全涡流构造。全涡流构造分3个部分, 由下至上分别为角状交错层理、切线状交错层理和上凹状交错层理。在大波痕高度超过0.5, m的情况下, 上凹状交错层理一般不发育(Terwindt, 1981)。

粉砂岩和泥质粉砂岩中粉砂岩和黏土互层, 可见双黏土层结构, 纵向上粉砂层呈厚、薄相间变化(图 3-c)。粉砂层可能代表了涨潮和落潮时期牵引流沉积, 而黏土层代表了潮汐活动静止期沉积。薄层粉砂层代表了小潮期沉积, 而厚层粉砂层代表了大潮期沉积。

由于潮汐活动的月不等量效应, 大潮期间潮流活动强, 形成厚的束状体和薄的黏土层, 双黏土层间隔大, 宏观上呈现黏土层稀薄的疏带, 而在小潮期间潮汐活动较弱, 形成薄的束状体和相对较厚的黏土层, 双黏土层分布也较密集, 呈现黏土层的密带。另外, 脉状层理、波状层理和透镜状层理等复合层理也十分普遍(图 3-e, 3-i)。复合层理主要形成于潮下带和潮间带, 在潮汐环境中, 它的形成与潮汐韵律即潮流期和静水期交替出现有关(冯增昭, 1997)。

砂泥薄互层层理在潮间坪与河口湾中相当普遍, 而在大陆架中罕见。有的三角洲前积层中也存在薄互层层理, 可能由浊流分选引起。湖成季节韵律层也罕见, 其特征显然不同于潮汐成因。

四川盆地须家河组主要发育伊利石、绿泥石和高岭石3种黏土矿物。伊利石分自生和他生2种类型, 自生伊利石主要为丝状和蜂窝状(图 4-a, 4-b, 4-g), 他生伊利石为片状。丝状伊利石多位于粒表和粒间, 片状和蜂窝状伊利石多位于粒表。绿泥石在扫描电镜下呈针叶状和叶片状(图 4-d), 在铸体薄片下呈环状衬边(图 4-h)。高岭石存在2种类型, 第1种是晶体发育较好的高岭石, 单个晶体呈假六方板状, 多位于砂岩骨架颗粒之间, 其集合体在扫描电镜下为书页状或蠕虫状(图 4-e); 第2种形态很差, 为长石蚀变形成(图 4-f), 须六段砂岩中高岭石绝大部分属第2种类型(图 4-i)。

图4

Fig.4

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	图4 四川盆地上三叠统黏土矿物照片Fig.4 Clay mineral photographs of the Upper Triassic of Sichuan Basin

通过对研究区52口井395块样品(355块砂岩、40块泥岩)的系统研究, 并结合收集到的277块样品(196块砂岩、81块泥岩)资料(表 1), 发现四川盆地须家河组发育2大黏土矿物组合类型, 即I(伊利石)+C(绿泥石)组合和I(伊利石)+K(高岭石)+C(绿泥石)组合。其中, 须六段砂岩中黏土矿物组合类型包括I(伊利石)+K(高岭石)+C(绿泥石)组合、I/S(伊利石/蒙皂石有序间层)+I+K+C组合, 个别井为I+K矿物组合。须二段砂岩中只存在1种黏土矿物组合类型, 即I+C组合。黏土矿物最大的分布特征是须四段— 须六段砂岩和泥岩含有高岭石, 大部分样品含有伊利石/蒙皂石有序间层矿物, 须四段和须二段砂岩中不含高岭石和伊利石/蒙皂石有序间层矿物, 只含伊利石和绿泥石(图 5)。须二段和须四段同种矿物形态差异:①须二段主要发育蜂窝状伊利石, 而须四段主要发育丝状伊利石; ②须二段主要发育不典型针叶状绿泥石, 而须四段主要发育典型叶片状、针叶状绿泥石。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 四川盆地上三叠统砂岩和泥岩样品黏土矿物组成 Table1 Clay mineral composition of sandstone and mudstone samples of the Upper Triassic of Sichuan Basin 地区 层段 岩性 样品数 /块 黏土矿物/% S/% I/S I K C I/S 须六段 砂岩 19 22 56 14 8 15 20 — 63 21 16 — 6 28 66 — 6 15 泥岩 12 23 49 17 11 17 须五段 砂岩 1 — 69 16 15 — 泥岩 5 21 51 8 20 15 4 — 74 11 15 — 须四段 砂岩 188 — 58 — 42 — 3 — 61 10 29 — 泥岩 5 30 62 — 8 15 1 30 44 16 10 25 2 — 71 12 17 15 须三段 泥岩 3 22 58 20 15 须二段 砂岩 117 — 70 — 30 — 1 — 72 5 23 — 泥岩 6 22 65 13 15 须一段 泥岩 2 29 63 4 4 15 合计 395块(355块砂岩、40块泥岩) 川西、川中、 川南(赵杏媛等, 1995) 须五段— 须六段 砂岩 10 — 63 19 18 — 须二段, 须四段 186 — 49 — 51 — 须五段— 须六段 泥岩 25 20 53 14 13 15 须一段, 须三段, 须五段 30 — 71 14 15 — 须二段, 须四段 26 — 77 — 23 — 合计 277块(196块砂岩, 81块泥岩)

表1 四川盆地上三叠统砂岩和泥岩样品黏土矿物组成 Table1 Clay mineral composition of sandstone and mudstone samples of the Upper Triassic of Sichuan Basin

图5

Fig.5

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	图5 四川盆地上三叠统黏土矿物纵向分布(左:广安102井, 右:包浅001-16井)Fig.5 Vertical distribution of clay minerals of the Upper Triassic of Sichuan Basin(left is Well Guang'an 102 and right is Well Baoqian 001-16)

前人研究认为, 黏土矿物的形成受物源、古水介质、古温度、古压力等因素的控制(赵杏媛等, 2001), 不同类型黏土矿物其形成的水介质是不同的。高岭石主要在潮湿环境、酸性水介质条件下形成, 伊利石和绿泥石主要在盐碱性水介质条件下形成, 伊利石发育的地方常出现大量NaCl晶体(图 3-c)。须家河组不同层段黏土矿物的组成与成岩时期的古水介质有关。须家河组一段到三段只发育Ⅰ +C黏土矿物组合, 说明成岩时期为盐碱性古水介质条件; 须四段之上, 黏土矿物中高岭石开始出现, 但Ⅰ 和C仍大量发育, 说明该时期酸性古水介质开始出现, 但仍受到盐碱性古水介质的影响。前人研究表明, 须家河组所处的水动力环境封闭, 与外界或者浅层水交替作用较弱(李伟等, 2009), 因此, 成岩时期的古水介质性质取决于沉积时期的古水介质特征。须四段— 须六段仍受到盐碱性古水介质的影响, 说明该时期四川盆地海侵作用依然存在。

大量研究表明, 黏土矿物中硼元素的含量可以指示其形成时水介质的古盐度。哈得(Hardor)和科奇(Couch)等实验证明在适当条件下, 黏土矿物很快便能固定可观数量的硼, 并且不因溶液中硼浓度的降低而解析(赵杏媛等, 2001)。黏土矿物从溶液中提取硼的量与溶液中硼的浓度有关, 而且溶液中硼的浓度是盐度的线性函数。根据这种特征, 即可确定古盐度大小。沉积物提取硼的量与沉积物类型有关, 一般伊利石对硼的提取作用最强, 次为蒙皂石和高岭石, 叶蜡石中硼元素含量很低(为2× 10^-6~8× 10^-6), 相对于其他黏土矿物可忽略不计。因此, 建立黏土矿物与硼含量的对比关系, 对样品的硼含量进行能适用于古盐度计算的校正是定量计算古盐度的关键。

为了确定古盐度的大小, 共选取须家河组不同层段的29块样品, 其中泥岩样品15块, 砂岩样品14块(表 2)。研究方法主要是测定样品中所夹黏土层中的硼含量, 考虑到不同黏土矿物吸附硼的能力不同, 采用Couch法换算出单一矿物吸附的硼当量数值(Couch, 1971), 从而确定古盐度。硼当量是指相当于伊利石中K₂O含量为5%时的硼含量(李进龙和陈东敬, 2003)。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 四川盆地上三叠统砂岩和泥岩样品古盐度 Table2 Palaeosalinity of sandstone and mudstone samples of the Upper Triassic of Sichuan Basin 编号 井号 层段 深度/m 岩性 B/μ g· g-1 K2O/% 硼当量 古盐度/‰ 1 岳3 1821.4 泥岩 106.00 5.01 179.80 10.50 2 麻14 840.2 泥岩 26.40 4.07 55.10 -1.70 3 角41-0 2723.5 泥岩 88.70 5.67 133.00 5.90 4 2767.6 粉细砂岩 52.40 4.23 105.30 3.20 5 广安102 1925.1 泥岩 82.90 5.68 124.10 5.10 6 1959.4 细砂岩 77.50 5.61 117.40 4.40 7 广安109 2044.2 中砂岩 38.20 4.96 65.50 -0.60 8 董11 1346.9 中砂岩 72.50 3.32 185.60 11.10 9 岳3 1911.4 泥岩 104.00 6.35 139.20 6.60 10 2025.8 泥岩 111.00 2.93 322.00 24.40 11 广安106 2353.4 泥岩 81.50 5.50 126.00 5.30 12 麻14 1048.0 泥岩 111.00 6.36 148.30 7.50 13 角41-0 2988.9 细砂岩 128.00 8.56 127.10 5.40 14 3022.7 中砂岩 39.70 4.33 77.90 0.60 15 广安102 2244.4 中粗砂岩 283.00 8.65 278.10 20.10 16 广安109 2297.3 中砂岩 123.00 6.02 173.70 9.90 17 广安138 2555.0 泥岩 134.00 6.85 166.30 9.20 18 广安126 2418.0 中粗砂岩 95.40 3.01 269.40 19.30 19 广安5 2389.2 细砂岩 182.00 5.83 265.40 18.90 20 广安138 2524.1 中粗砂岩 276.00 6.23 376.60 29.70 21 岳3 须三段 2186.1 泥岩 183.00 6.51 238.90 16.30 22 角41-0 3094.3 泥岩 171.00 7.09 205.00 13.00 23 合川6 2199.4 细砂岩 910.00 5.74 1347.60 124.60 24 岳3 2287.4 泥岩 419.00 7.45 478.10 39.70 25 磨24 2216.5 泥岩 289.00 6.84 359.10 28.00 26 潼南102 2283.7 泥岩 727.00 8.81 701.40 61.50 27 潼南110 2218.2 中细砂岩 621.00 6.77 779.70 69.10 28 合川7 2199.0 浅中细砂岩 253.00 5.60 384.00 30.50 29 合川5 2245.6 中砂岩 318.00 8.27 326.80 24.90

表2 四川盆地上三叠统砂岩和泥岩样品古盐度 Table2 Palaeosalinity of sandstone and mudstone samples of the Upper Triassic of Sichuan Basin

须一段没有样品, 古盐度无法确定。从须二段到须六段, 须家河组古水体盐度整体较高, 且呈现逐渐降低的趋势(表 2, 图6)。须二段砂岩样品古盐度最大值为124.60‰ , 最小值为24.90‰ , 平均值为39.40‰ ; 泥岩样品古盐度最大值为61.50‰ , 最小值为28.00‰ , 平均值为40.30‰ , 与现代海水盐度基本相近(35‰ )。须三段泥岩样品古盐度平均值为17‰ , 须四段为12‰ (砂岩为16.70‰ ), 须五段为12.20‰ , 须六段为8.80‰ (砂岩为7.50‰ )。须二段古水体盐度较高, 与现代海水盐度相近。须二段之后, 古水体盐度不断降低, 且均低于正常海水盐度。另外, 前人通过稳定同位素分析发现, 须一段到须二段均属咸水, “ 往上盐度略有降低” , 与本次研究结果可相互印证(张福存等, 1976; 罗启后等, 1986; 王世谦等, 1994)。

图6

Fig.6

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	图6 四川盆地上三叠统古盐度分布Fig.6 Palaeosalinity distribution of the Upper Triassic in Sichuan Basin

四川盆地须一段— 须二段古水体盐度与现代海水相近, 说明须家河组沉积早期为海相沉积。须三段之后, 古水体盐度逐渐降低, 这可能与四川盆地与外海逐渐脱离联系, 周缘淡水不断注入、盆内水体逐渐淡化有关。但从须四段— 须六段, 古水体盐度介于7.50‰ ~16.70‰ , 远大于正常淡水湖泊水体盐度(平均值为0.50‰ ), 这表明该时期四川盆地仍有大量咸水介质的注入, 这可能与间歇性的海侵有关。

姥鲛烷(Pr)与植烷(Ph)的比值能有效反映烃源岩的沉积环境。一般而言, 海相或盐湖相环境Pr/Ph常小于1, 而沼泽环境中Pr/Ph常介于2~2.5。四川盆地须四段— 须六段烃源岩的Pr/Ph值均以小于1为主(图 7)。

图7

Fig.7

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	图7 四川盆地上三叠统须家河组四段— 六段烃源岩的Pr/Ph分布Fig.7 Pr/Ph distribution of source rocks of the Members 4-6 of Upper Triassic Xujiahe Formation in Sichuan Basin

四川盆地须四段— 须六段33块样品的统计分析表明, 须家河组各层段不同岩性的烃源岩, Pr/Ph值均较低。Pr/Ph值介于0.33~1.44之间, 主要分布值为0.33~0.86, 平均值0.60, 仅有个别样品的Pr/Ph值大于1。同时, 烃源岩镜质组反射率普遍在1.2% 以上, 且均具有较高的Pr/nC17和Ph/nC18; 且Pr/Ph小于1的样品, (Pr/nC17)-(Ph/nC18)均为负数, 总体表现出受海侵作用有机质的分布特点(图 8)。

图8

Fig.8

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	图8 四川盆地上三叠统须家河组四段— 六段烃源岩Pr/nC17和Ph/nC18的分布Fig.8 Distribution of Pr/nC17 and Ph/nC18 of source rocks of the Members 4-6 of Upper Triassic Xujiahe Formation in Sichuan Basin

四川盆地须家河组四段至六段的煤和泥岩的甲基甾烷组成存在一定的差异, 并且较为复杂(图 9)。整体上, 其饱和烃色谱面貌具有明显的特殊性。来源于菌、藻类的生物标志化合物丰度极高, 存在丰富的β -胡萝卜烷系、γ -胡萝卜烷系列化合物, 色谱图中即可清晰辨认这些化合物的存在。正构烷烃存在明显的双峰态分布, 低碳数正构烷烃丰度较高。这种现象在陆相烃源岩是极为罕见的, 这说明其受到海侵作用的影响。

图9

Fig.9

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	图9 四川盆地广安101井上三叠统须家河组五段甲基甾烷m/z 231质量色谱图Fig.9 Methyl sterane m/z 231 mass chromatogram of Well Guang'an 101 of the Member 5 of Upper Triassic Xujiahe Formation in Sichuan Basin

四川盆地须四段— 须六段不同岩性的烃源岩, 其饱和烃馏分中存在丰富的甲基甾烷, 包括3β -甲基甾烷、4α -甲基甾烷, 且均含有一定丰度的甲藻甾烷, 甲基甾烷的分布总体上呈现以C₂₉化合物占相对优势的特点。研究认为, 这种分布多与咸化的水体环境有关, 侯读杰等(1998, 1999)认为是海侵作用的标志。

统计表明, 不同沉积环境芳烃馏分中的“ 三芴” 系列(即芴、氧芴和硫芴系列化合物)组成具和较好的规律性。

程克明等(1996)在对中国不同沉积环境烃源岩统计的基础上提出了烃源岩沉积环境的判别图版(图 10)。其中, Pr/Ph在0.5左右的盐湖相烃源岩和Pr/Ph在1~1.5的海相烃源岩, 芳烃“ 三芴” 系列组成几乎无一例外分布在Ⅰ 区范围内。而煤系烃源岩主要分布在Ⅲ 区内, 其中腐殖煤则主要分布在“ 三芴” 系列组成中氧芴系列相对含量大于50%的Ⅲ 区的上方。四川盆地须四段— 须六段煤系烃源岩芳烃馏分“ 三芴” 系列组成则展示出明显的特殊性。其一, 与Pr/Ph明显小于1、Pr/nC17和Ph/nC18具有盐湖相或海相的特征比较, 尽管“ 三芴” 系列组成也表现出还原性较强的特征, 但其点群没有落入海相或盐湖相分布范围(Ⅰ ), 与典型煤系的分布区域(Ⅲ )也存在一定差别。其二, 在盆地内, “ 三芴” 系列组成也有较好的规律性, 总体特征是川南地区“ 三芴” 系列组成总体具有煤系烃源特点, 但其表征沉积环境还原性的芴系列及硫芴系列丰度明显偏高。而川中、川西地区烃源岩的氧芴系列显著较低, 而芴系列及硫芴系列明显较高, 已与煤系地层的“ 三芴” 系列分布存在较大差别。

图10

Fig.10

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	图10 四川盆地上三叠统须家河组四段— 六段烃源岩芳烃“ 三芴” 系列(%)组成三角图Fig.10 Triangular diagram of three fluorene series of source rock aromatic hydrocarbon(%) of the Members 4-6 of Upper Triassic Xujiahe Formation in Sichuan Basin

综上可见, 须四段— 须六段烃源岩的沉积环境可能较特殊, 一方面与传统认识存在较大出入, 同时也与海陆交互相的煤系(如华北地区太原组煤系)特征不完全相同。有机质生成的可溶有机质中具有环境意义的生物标志物的分布特征表明, 须家河组腐殖煤中菌藻类微生物的贡献较大, 沼泽环境来源的有机质经历了咸化水体条件的强烈改造过程。综合以上特点, 四川盆地须家河组四段— 六段有机质确实受到海侵作用的影响。