大巴山与龙门山前晚三叠世构造运动的储集层沉积学响应*
高志勇1,2, 白斌1,2, 朱如凯1,2, 刘柳红1,2, 冯佳睿1,2, 梅加洛3
1 中国石油勘探开发研究院实验研究中心,北京 100083
2 中国石油勘探开发研究院提高石油采收率国家重点实验室,北京 100083
3 中国地质大学(武汉)资源学院,湖北武汉 430074

第一作者简介 高志勇,男,1974年生,高级工程师,研究方向为沉积学及层序地层学。电话:010-83598623;E-mail:gzybox@163.com

摘要

通过对大巴山前樊哙剖面与龙门山前小塘子村剖面上三叠统沉积相垂向演化分析、砂泥岩 X射线荧光光谱分析、储集层微观薄片研究,认为川东北与川西北地区上三叠统的沉积环境、沉积水体的深度和盐度及砂岩碎屑组分与印支晚幕构造运动有紧密的关系。印支晚幕运动早期,大巴山与龙门山前的小塘子组沉积水体盐度较高,属温暖潮湿气候下的潮坪沉积;须家河组二段沉积时期,随着大巴山与龙门山的低幅隆升,古气候由温暖潮湿逐渐变为较干冷,沉积水体变浅且盐度高,属辫状河三角洲沉积。须三段沉积时期,大巴山与龙门山前古气候又演变为温暖潮湿,沉积水体加深,湖泊沉积较发育,水体盐度逐渐降低。印支晚幕安县运动发生后,大巴山前与龙门山前的古气候变得干冷,沉积水体变浅,盐度降低,沉积物属典型的陆相淡水沉积。同时,小塘子组—须家河组砂岩碎屑成分也随着构造运动的演化具有显著的不同。

关键词: 大巴山; 龙门山; 晚三叠世; 沉积环境; 构造运动
中图分类号:P512.2 文献标志码:文章编号:1671-1505(2012)06-0801-12 文章编号:1671-1505(2012)06-0801-12
Reservior sedimentary response to tectonic movement of the Late Triassic in front of Dabashan and Longmen Mountains
Gao Zhiyong1,2, Bai Bin1,2, Zhu Rukai1,2, Liu Liuhong1,2, Feng Jiarui1,2, Mei Jialuo3
1 Petroleum Geology Research and Laboratory Center, Research Institute of Petroleum Exploration and Development,Beijing 100083
2 State Key Laboratory of Enhanced Oil Recovery,Research Institute of Petroleum Exploration and Development,Beijing 100083
3 Faculty of Earth Resources, China University of Geosciences,Wuhan 430074,Hubei

About the first author Gao Zhiyong,born in 1974,is a senior engineer in Research Institute of Petroleum Exploration and Development.Now he majors in sedimentology and sequence stratigraphy.E-mail:gzybox@163.com.

Abstract

The evolution of sedimentary facies,X-rays fluorescence analysis of sandstone and mudstone,and petrographic thin section were used in the research on Fankuai and Xiaotangzi sections in Sichuan foreland basin. We found that the sedimentary environment,palaeoclimate,palaeo-salinity and clastic compositions are relevant to the Indosinian movement of the Late Triassic.The tidal sedimentary environment is developed in the early stage of late-Indosinian movement.The warm palaeoclimate and high palaeosalinity are appeared at the same time. During the depositional period of Member 2 of Xujiahe Formation,the depth of sedimentary water is shallow,and the salinity is high,and the climate changes cool.But during the depositional period of Member 3 of Xujiahe Formation,the climate changes warm again and the salinity reduces.After the Anxian tectonic movement, during the depositional period of member 4 of Xujiahe Formation,the salinity is lower than before,and the continental deposits occur in Sichuan foreland basin.The depth of the sedimentary water is shallow and the climate changes cool.The composition of sandstone,controlled by the late-Indosinian movement, shows the evolution of the provenance in front of Dabashan and Longmen Mountains.

Key words: Dabashan Mountain; Longmen Mountain; Late Triassic; sedimentary environment; tectonic movement

前人对四川前陆盆地上三叠统开展了大量的研究工作(高红灿等, 2005; 高志勇等, 2005, 2007; 姜在兴等, 2007; 高志勇, 2007; 郑荣才等, 2008), 但有关川西北与川东北地区晚三叠世构造运动的储集层沉积学响应与对比研究却鲜有报道。野外露头剖面实测是从事沉积储集层研究的重要方法和基本手段, 其直观的砂体展布与叠置样式、丰富的沉积构造与地质现象, 为对比分析大巴山与龙门山前小塘子组— 须家河组物源演化、沉积环境、砂岩碎屑组分等对印支晚幕构造运动的响应特征提供了良好的研究平台。因此, 选择地层出露较齐全、并能较好地反映前陆盆地构造运动与沉积充填之间紧密关系(高红灿等, 2005; 郑荣才等, 2008)的川东北大巴山前宣汉县樊哙镇与川西北龙门山前广元市小塘子村野外露头作为典型剖面, 以期通过“ 点” 上的最基础工作, 来展现四川前陆盆地晚三叠世多期构造运动对小塘子组— 须家河组纵向沉积演化的控制作用。

1 地质背景

四川宣汉樊哙上三叠统剖面位于川东北地区大巴山冲断带(图 1)。该地区上三叠统发育较为完整, 其中小塘子组厚度较薄, 为海相或海陆交互相沉积。须家河组二段— 五段较为发育, 须六段仅在北部发现(钱治家和钟克修, 2009)。广元小塘子村上三叠统剖面位于川西北龙门山冲断带北部, 该地区主要出露小塘子组和须家河组, 为海相、海陆过渡相及陆相沉积(邹光富等, 2003)。

图1 四川宣汉樊哙与广元小塘子村上三叠统野外剖面位置Fig.1 Locations of Fankuai section of Xuanhan and Xiaotangzi section of Guangyuan in Sichuan Province

印支运动时限为250— 205, Ma, 分为早印支期(T1-2)和晚印支期(T3)两个阶段(黄宗理等, 2006)。发育于川东北大巴山前与川西北龙门山前的上三叠统砂泥岩互层为印支运动晚幕的沉积产物(曾允孚和李勇, 1995; 李勇等, 2010), 其不整合于中三叠统雷口坡组灰岩之上。上三叠统小塘子组沉积年限为223— 222, Ma, 须二段— 须三段沉积年限为222— 209, Ma, 须四段— 须六段沉积年限为209— 208, Ma(王金琪, 2003; 杨广全和王根厚, 2009; 施振生等, 2010)。

印支运动使龙门山一带隆起, 安县一带须家河组褶皱成山。晚三叠世, 龙门山北段由西北向东南方向挤压, 须二段形成初期, 龙门山北段逆冲推覆开始形成, 并露出水面遭受剥蚀, 向盆地提供物源。须四段沉积初期, 发生著名的“ 安县运动” , 不仅造成龙门山北段强烈隆升, 而且龙门山中段也发生逆冲推覆作用, 形成了新的山系。此时, 龙门山北段进一步挤压抬升并遭受剥蚀, 盆地内沉积中心也由西北向东南迁移。安县运动之后, 龙门山北段由西北向东南不断推进, 川西北部须家河组上部不断抬升或被冲断褶皱, 并遭受剥蚀(施振生等, 2010)。

须家河组沉积时期, 在南秦岭造山带上地壳载荷作用下, 川东北地区发生挠曲沉降而接受来自秦岭— 大巴山的剥蚀物质, 但沉积速率较小、沉积厚度较薄。由于该时期南秦岭构造活动强度远逊于川西北的龙门山构造带, 因此, 川东北地区拗陷幅度有限, 盆地沉积剖面的楔形形态在南北向不甚明显, 但该地区前陆盆地的发育和演化已开始受控于南秦岭构造活动(李瑞保等, 2010)。

2 沉积相演化
2.1 川东北樊哙剖面

樊哙剖面位于川东北宣汉县樊哙镇锁口村附近, 上三叠统出露较完整(图 2)。底部小塘子组厚约18, m, 岩性以灰色粉砂岩与泥岩不等厚互层为主, 夹碳质泥岩。小塘子组与下伏雷口坡组呈不整合接触, 碎屑颗粒下细上粗, 反映了海平面持续下降、沉积物不断进积的过程。上覆的须家河组可划分为5段:须二段厚约120, m, 岩性为灰黄色、灰色中— 厚层状中粗砂岩, 属辫状河三角洲前缘沉积, 多期水下分流河道砂体叠置分布, 单层河道砂体厚度一般小于2, m, 主要介于1.0~1.5, m之间, 向上逐渐减薄, 且岩石粒径向上变细, 以正韵律为主; 水下分流河道砂体底部冲刷面发育, 砂体内发育块状构造、槽状交错层理、平行层理等, 见植物碎片。须三段厚约35, m, 下部岩性主要为灰色薄— 中层状粉细砂岩与泥岩互层, 上部为灰色中— 厚层状中粗砂岩, 以块状构造为主, 顶部发育约1.5, m厚暗色泥岩, 仍是辫状河三角洲前缘的水下分流河道与分流间湾沉积。须四段地层较厚, 约150, m, 与须三段之间为沉积相变接触; 底部以灰色中厚层状砾岩为主, 成分主要为硅质砾石和灰岩砾石, 砾径约5~25, cm, 呈定向排列; 中部主要为灰色、浅灰色中— 厚层状中粗砂岩, 以块状构造为主, 单层砂体厚度多小于2, m, 向上逐渐减薄, 岩石粒径也变细, 呈正韵律, 显多期水下河道砂体叠置特点; 上部岩性较粗, 主要为灰色、灰黄色厚层状中粗砂岩, 且河道砂体底部可见滞留砾岩沉积, 砾径一般小于20, cm, 呈明显定向排列, 见槽状交错层理, 应属较近源的冲积扇— 辫状河三角洲前缘沉积。须五段厚度较薄, 主要以暗色泥岩、粉砂质泥岩为主, 并见薄— 中层状粉砂岩, 整体属滨浅湖沉积。须六段厚度仅为40, m, 主要岩性为灰黄色、灰色中细粒岩屑砂岩, 砂体单层厚度较薄, 一般小于1.5, m, 呈正韵律, 底部可见多期冲刷面, 以块状构造为主, 顶部可见煤线, 属辫状河三角洲前缘沉积。须家河组顶部与侏罗系呈不整合接触。

图2 川东北大巴山前樊哙剖面上三叠统综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of the Upper Triassic of Fankuai section in front of Dabashan Mountain of northeastern Sichuan Province

2.2 川西北小塘子村剖面

川西北小塘子村上三叠统剖面为小塘子组和须家河组的定名剖面, 出露地层为小塘子组、须家河组二段至四段(图 3)。小塘子组厚约58, m, 底部与雷口坡组呈不整合接触, 属潮坪相沉积。该组下部岩性为碳质泥岩夹薄层灰黄色泥质粉砂岩和煤线; 中部岩性为灰色中细砂岩、泥质粉砂岩, 砂岩中见槽状交错层理, 具有向上变细的正韵律特征, 为潮下带的潮道沉积, 并见构造裂缝; 上部岩性为灰黄色泥页岩与粉砂岩互层, 平行层理发育, 见生物钻孔。须二段厚度为228, m, 与下伏的小塘子组呈平行不整合接触, 下部岩性为灰色中厚层状、块状中— 粗砂岩与粉细砂岩互层, 砂岩中见槽状交错层理和平行层理, 在多期叠置河道砂体的底部发育冲刷面, 单层砂体大多具正粒序特征, 厚度为3~8, m, 为辫状三角洲前缘沉积; 中部发育43, m厚的暗色泥岩、碳质泥岩并夹薄— 中层状粉细砂岩, 泥岩单层厚度可达14, m, 沉积环境为水下分流间湾沉积; 上部岩性为灰色、灰黄色中— 粗砂岩; 顶部为灰色中细砂岩, 多期分流河道砂体叠置, 单层河道砂体厚3~5, m左右。须三段厚107, m, 下部岩性为暗色泥岩、碳质泥岩夹薄层粉细砂岩, 属滨浅湖沉积; 上部具有下细上粗的反韵律特征, 向上泥岩层厚度减薄, 砂岩层厚度增大, 砂岩呈灰色、灰黄色, 由下部的粉砂岩向上部的中细砂岩递变, 单层砂体厚2~5, m; 顶部存在薄层砾岩沉积; 须三段整体上表现为典型的湖泊— 前三角洲— 远砂坝— 河口坝— 水下分流河道的变化特征(图 3)。须四段厚78, m, 以砾岩为主, 夹薄层砂岩, 砾石成分主要为灰岩, 呈灰色和深灰色、磨圆度好。须四段顶部与下侏罗统呈不整合接触。

图3 川西北龙门山前小塘子村剖面上三叠统综合柱状图Fig.3 Comprehensive column of the Upper Triassic of Xiaotangzi section in front of Longmen Mountain of northwestern Sichuan Province

3 沉积环境对构造运动响应
3.1 川东北沉积环境对构造运动的响应

沉积岩中的微量元素特征不仅受控于其本身的物理化学性质, 而且受到古气候和古环境的极大影响, 因此可利用微量元素和某些常量元素的相对含量及其比值进行古气候与古水深等的恢复(Nesbitt and Young, 1982; 谭红兵和于升松, 1999; 陈建芳, 2002; Yang et al., 2006; 陶树等, 2009)。笔者运用美国生产的Innov-X手持型X射线荧光光谱仪对上述两条野外剖面开展了主、微量元素含量的实测工作。该仪器的基本工作原理是使高能量的X射线与测试对象中的原子发生碰撞, 产生电子跃迁并以X射线形式释放能量, 根据所释放射线的波长计算出该原子的序数, 进而判定该元素的种类, 并根据释放射线的强度可得出该元素的相对含量。运用该仪器, 在野外分别检测出Fe、Ca、Na、K、Mg等多种主量元素和Mn、Ti、Sr、Ba、Co、Cr、Ni等多种微量元素的含量, 同时也采集了部分岩石样品进行室内X射线荧光光谱分析。从主、微量元素分析结果的曲线变化趋势来看, 二者具有较好的相似性(白斌等, 2010)。

3.1.1 古气候特征

湖泊沉积物中的Fe、Mn、Ti、Ca、Na、K、Mg等元素的含量变化对于指示气候冷暖干湿波动有重要意义, 一般在温暖潮湿气候条件下, 湖水呈弱酸性, Mn、Ti、Co、Cr、Ni、V等元素活性增加, 迁移能力增大, 导致其在沉积区浓度相对富集; 而在干冷气候条件下, 由于风化作用减弱, 介质碱性增强, 生物活动降低, 从而使Fe、Mn、Cr、V、Co、Ni等元素活性降低, 导致其在沉积区含量降低(谭红兵等, 1999)。大陆上的化学侵蚀作用很大程度上受控于湿度和温度, 湿热的气候可以增强化学侵蚀作用。在化学侵蚀过程中, Ti被释放出来, 但在迁移之前就沉淀下来, 因此通常被认为是一种保守元素, 其与其他元素的比值可以作为元素化学侵蚀行为的示踪因子(王成等, 2007)。化学侵蚀作用的加强可以导致侵蚀产物中K含量增加, 因此, K/Ti的高值体现强的化学侵蚀, 低值体现弱的化学侵蚀, 故该元素比值可以指示源区古气候的变化, 即相对高的K/Ti值代表了较强的化学侵蚀以及更为湿热的气候(Nesbitt and Young 1982; 陈建芳, 2002; Yang et al., 2006)。

图2所示, 大巴山前的樊哙镇小塘子组Mn含量介于500~3000 μ g/g之间, 水体呈弱酸性, 表明该沉积时期为温暖潮湿气候。随着米仓山— 大巴山造山带低幅隆升, 川东北坳陷稳定低幅沉降, 须二段下部Mn、Cr含量较高, 湖水同样呈弱酸性, 表明该时期为温暖潮湿气候。须二段中上部Mn含量小于1000 μ g/g, Cr含量也减小, 湖水呈弱碱性, 属较干冷气候的特征。须三段Cr元素含量增高至400 μ g/g, Mn含量也增大至2000 μ g/g左右, 表明须三段沉积时期古气候已变得潮湿温暖。安县运动发生后, 米仓山— 大巴山造山带强烈逆冲推覆并大幅度隆升, 川东北拗陷急剧大幅度沉降。须四段垂向上Mn、Cr含量偏低, 湖水呈弱碱性, 属较干冷气候的特征, 其中只在须四段中部泥岩较发育层段Mn含量有所升高, 表明可能存在短暂的温暖潮湿气候环境。须五段至须六段, Mn含量介于500~5000 μ g/g之间, Cr含量大多介于100~254 μ g/g之间, 湖水呈弱酸性, 表明该沉积时期为温暖潮湿气候特征。

3.1.2 古水深特征

微量元素Sr主要从海水中直接沉淀而来, Ba则极易被黏土及细碎屑沉积物以吸附的形式富集。在水动力条件变化较大的地带, 大量的Sr离子以生物堆积作用为主的方式沉淀, 形成较高的Sr/Ba值。随着沉积盆地水体不断加深, 黏土及细碎屑物质含量增加, 对Ba离子的吸附能力增强, 沉积物中Sr/Ba值降低(陶树等, 2009)。如图2所示, 川东北大巴山前的樊哙镇小塘子组Sr/Ba值介于0.068602~0.085149之间, 须二段中部Sr/Ba值增大到0.324675, 须三段Sr/Ba值最高可达0.292398, 表明随着米仓山— 大巴山造山带低幅隆升, 小塘子组至须三段随着泥岩的减少、砂岩的增多, 具有明显的水体变浅特征。之后发生的安县运动使米仓山— 大巴山造山带强烈逆冲推覆并大幅度隆升, 须四段底部至中部Sr/Ba值具明显降低趋势, 最低达0.034436。由于须四段沉积早期造山带强烈推覆, 致使川东北坳陷急剧大幅度沉降, 须四段中部Sr/Ba值转而降低, 表明须四段沉积中晚期水体变深。须五段上部至须六段, Sr/Ba值大多介于0.088272~0.257403之间, 表明须家河组沉积晚期水体较浅。

3.2 川西北沉积环境对构造运动的响应

3.2.1 古气候特征

主、微量元素含量分析(图 3)显示, 川西北龙门山前在印支晚幕运动早期的小塘子组沉积时期, K/Ti值介于3.058~8.037之间, 与大巴山前古气候特征相近, 均为温暖潮湿气候。在须家河组二段沉积早期, 龙门山地区逆冲推覆构造已开始形成, 但构造幅度较低且逆冲席尚未暴露水面(陈竹新等, 2005), 此时期K/Ti值较高, 最高可达19.895, 表明须二段沉积早期仍处于温暖潮湿气候。在须二段中部砂泥岩沉积的过渡阶段, K/Ti值降低至0.799, 表明该时期属于较干冷气候。须二段上部K/Ti值又升高, 最高可达12.499, 属于温暖潮湿气候的特征。须三段上部K/Ti值变化较小, 一般为5.0左右, 表明须三段沉积时期仍是温暖潮湿气候。在安县运动发生后龙门山北段强烈隆升, 反映古气候特征的K/Ti值在须四段介于4.661~7.549之间, 表明该沉积时期仍为温暖潮湿气候。

3.2.2 古水深特征

由上三叠统Sr/Ba值曲线(图 3)可知, 小塘子组Sr/Ba值介于0.084~0.968之间, 但数据点左右摆动的幅度较大, 说明沉积水体深浅变化频繁, 较符合陆棚— 潮坪沉积环境。而须二段下部Sr/Ba值大多为0.4左右, 表明小塘子组至须二段下部随着泥岩含量的减少、砂岩含量的增多, 具有明显的水体变浅特征。须二段中部, 由于“ 腰带子” 泥岩的出现, 泥岩段底部Sr/Ba值降低至0.1左右, 表明沉积水体复变深。此后, Sr/Ba值随着须二段上部砂岩的增多而增大, 水体变浅。同样, 至须三段底部, 泥岩的Sr/Ba值又降低至0.1左右, 表明须三段沉积水体较须二段有所加深。整体上, 须三段— 须四段Sr/Ba值具有明显的向上增大的特征, 表明在安县运动发生后龙门山北段强烈隆升的背景下, 须四段沉积时期水体较浅。

3.2.3 古盐度特征

Sr/Ca值常用来推测古盐度。淡水的Sr/Ca值明显低于咸水, 即Sr/Ca值高, 沉积水体的盐度越高(陶树等, 2009)。川西北小塘子组— 须二段Sr/Ca值较高, 平均值一般为0.003, 表明在安县运动发生之前, 川西北沉积环境中水体古盐度较高。须三段顶部至须四段Sr/Ca值相对降低, 平均值仅为0.0015左右, 表明随着印支晚幕安县运动的发生, 沉积水体的古盐度也降低了很多, 川西北自须四段沉积时期开始主要以陆相的淡水沉积为主。

4 物源碎屑成分对构造运动的响应
4.1 川东北樊哙剖面

通过对樊哙剖面岩石薄片分析(薄片位置如图2)可知, 印支晚幕运动发生后小塘子组潮间带砂坪砂体的岩性为中细粒岩屑砂岩, 石英含量较高, 达62%, 岩屑成分主要为火山岩, 含量约为21%, 其余为变质石英岩、千枚岩及少量泥岩岩屑(图 4-A); 随着米仓山— 大巴山造山带低幅隆升, 川东北坳陷稳定低幅沉降, 须二段底部辫状三角洲前缘水下分流河道砂体岩性为细粒岩屑砂岩, 石英含量增高至65%, 与小塘子组潮坪砂体相比, 泥岩岩屑含量明显增加, 含量可达3%(图 4-B), 而火山岩岩屑含量则减少到16%, 表明随着造山带的持续隆升大巴山前物源也发生了变化。须二段顶部辫状河三角洲前缘水下分流河道砂体岩性为含泥中粒岩屑砂岩, 石英含量较须二段底部降低约15%, 且火山岩岩屑含量增高至32%, 泥岩岩屑很少(图 4-C); 须三段的水下分流河道砂体岩性为细砂质中粒岩屑砂岩, 与须二段顶部砂岩相比, 石英含量略有增加, 达58%, 火山岩岩屑含量仍很高, 可达25%左右, 并且已有泥岩岩屑出现, 呈现塑性挤压状态。随着安县运动的发生, 米仓山— 大巴山造山带强烈逆冲推覆并快速隆升, 须四段底部发育近源冲积扇沉积, 冲积扇中辫状河道砂体的岩性以砂砾岩为主(图 4-D), 砾石成分以火山岩为主, 砾间火山岩岩屑等填隙物含量较高。须四段顶部发育辫状河三角洲前缘水下分流河道砂体, 岩性为含泥中粒岩屑砂岩, 石英含量为51%, 火山岩岩屑含量可达32%(图 4-E), 其余为变质岩和少量泥岩岩屑等。须六段水下分流河道砂岩以泥质粉细砂岩为主, 岩石较致密(图 4-F)。

图4 川东北大巴山前樊哙剖面上三叠统储集层微观特征Fig.4 Reservoir micro-texture characteristics of the Upper Triassic of Fankuai section in front of Dabashan Mountain, northeastern Sichuan Province

4.2 川西北小塘子村剖面

储集层岩石薄片分析表明, 小塘子村剖面小塘子组潮下带潮道砂体的岩性主要为中细粒岩屑砂岩, 石英含量达55%, 岩屑成分主要为火山岩, 含量约为18%, 灰岩等沉积岩岩屑含量较高(图 5-A, 5-B), 另有少量变质石英岩、千枚岩等岩屑。须二段发育辫状三角洲前缘水下分流河道砂体, 岩性为中细粒岩屑砂岩, 石英含量较小塘子组变化不大, 为58%。与小塘子组潮道砂体相比, 须二段下部灰岩等沉积岩岩屑含量明显降低, 岩浆岩与变质岩岩屑含量增加明显, 表明龙门山地区逆冲推覆作用虽然开始形成, 但构造幅度较低, 逆冲席尚未暴露水面, 因此, 须二段物源主要来自北部秦岭, 龙门山地区不提供物源或只提供少量物源。与须二段下部相比, 须二段上部灰岩等沉积岩岩屑含量增加明显(图 5-C, 5-D)。须三段顶部发育进积型辫状河三角洲前缘水下分流河道砂体, 岩性为含泥细粒岩屑砂岩(图 5-E), 石英含量较须二段有所降低, 为51%左右, 而变质岩岩屑含量增高至16%, 泥岩等沉积岩岩屑很少。印支晚幕安县运动不仅造成龙门山北段的强烈隆升, 而且龙门山中段也发生了逆冲推覆作用, 四川前陆盆地沉积中心由西北向东南迁移, 西北方向砾岩和砂岩大面积分布(施振生等, 2010), 小塘子村剖面须四段底部冲积扇辫状河道砂体较发育, 以中粒岩屑砂岩为主, 石英含量较须三段顶部有所增加, 可达56%, 岩屑成分主要为火成岩, 含量为19%, 白云岩、灰岩等沉积岩岩屑含量增加显著(图 5-F), 含量可达6%, 相应的变质岩岩屑含量降低, 同样表明随着安县运动的发生, 龙门山前物源发生了显著变化。

图5 川西北龙门山前小塘子村剖面上三叠统储集层微观特征Fig.5 Reservoir micro-texture characteristics of the Upper Triassic of Xiaotangzi section in front of Longmen Mountain, northwestern Sichuan Province

5 构造运动的储集层沉积学响应与对比

川东北大巴山前与川西北龙门山前的小塘子组— 须家河组在物源演化、沉积环境、砂岩碎屑组分等方面对大规模构造运动均有明显响应(表 1; 表2)。印支晚幕运动早期, 大巴山与龙门山前均结束了雷口坡组碳酸盐沉积, 进而发育一套潮坪相砂泥岩互层的小塘子组沉积, 沉积水体存在深浅变化, 且盐度较高, 属温暖潮湿气候。沉积岩碎屑成分区别较大, 大巴山前主要发育火成岩岩屑, 少量变质岩岩屑, 沉积岩岩屑含量很低, 而川西北龙门山前则发育大量灰岩与砂泥岩岩屑, 但二者的物源成分均以“ 再旋回造山带” 为主(施振生等, 2010)。之后, 随着大巴山与龙门山低幅隆升, 须二段沉积时期古环境发生了明显的变化。古气候由温暖潮湿逐渐变化为较干冷, 沉积水体变浅且盐度仍比较高, 川东北大巴山前与川西北龙门山前均以辫状河三角洲沉积为主。大巴山前物源碎屑成分较小塘子组发生变化, 石英含量增加, 火成岩岩屑含量降低、泥岩岩屑增加, 同时, 龙门山前物源碎屑成分也发生变化, 石英含量也增加, 岩屑成分主要为火成岩岩屑、少量变质岩和灰岩、白云岩岩屑。须三段沉积时期, 大巴山与龙门山前由须二段沉积晚期的干冷气候又演变为温暖潮湿气候, 水体加深, 盐度逐渐降低, 物源碎屑成分中石英含量均降低。大巴山前以辫状河三角洲的砂岩沉积为主, 沉积碎屑中火成岩岩屑含量增加明显, 发育少量变质岩岩屑, 泥岩岩屑很少。龙门山前须三段下部为湖相暗色泥岩、泥质粉砂岩沉积, 上部发育呈反韵律特征的进积型辫状河三角洲砂岩沉积, 碎屑成分主要为火成岩岩屑, 少量变质岩岩屑, 泥岩岩屑很少。

表1 古环境对大巴山与龙门山前构造运动的响应 Table1 Palaeo-environment response to tectonic movement in front of Dabashan and Longmen Mountains
表2 大巴山与龙门山前砂岩碎屑成分对构造运动的响应 Table2 Composition of sandstone response to tectonic movement in front of Dabashan and Longmen Mountains

安县运动发生后造山带强烈隆升, 大巴山前与龙门山前的古气候均变得干冷, 沉积水体变浅, 且盐度也降低, 沉积物具典型的陆相淡水沉积特征。川东北大巴山前以搬运距离较短的冲积扇— 扇三角洲沉积为主, 与须三段相比, 物源碎屑成分中石英含量降低而岩屑含量增加明显, 岩屑成分主要为火成岩岩屑, 少量变质岩岩屑, 泥岩等沉积岩岩屑含量很少。川西北龙门山前须四段则以巨厚的砾岩、砂砾岩沉积为主, 表现为近源搬运的冲积扇沉积。沉积碎屑颗粒中见大量火成岩岩屑、灰岩与白云岩等沉积岩岩屑及少量变质岩岩屑, 表明此时期为盆地最活跃期, 龙门山北段进一步挤压抬升剥蚀, 盆内沉积中心也由西北向东南迁移。须五段至须六段沉积时期, 大巴山前属温暖潮湿气候, 沉积水体由须五段沉积时期的逐渐加深演化为须六段沉积时期的水体变浅, 大巴山前以湖泊— 辫状河三角洲砂泥岩沉积为主, 碎屑颗粒主要为火成岩岩屑及少量变质岩岩屑。由于川西北广元小塘子村剖面中须五段至须六段剥蚀较严重, 缺失测量数据, 但推测其古气候、沉积环境等特征应与川东北的大巴山前相近。

综上所述, 晚三叠世早期, 龙门山及其前缘沉降, 海水向东缓进, 并向古隆起不断超覆。在龙门山以东的川西地区充填地层为小塘子组, 以潮坪沉积体系为主; 须二段与须三段沉积时期, 松潘— 甘孜造山带隆升, 海水全部退出盆地, 盆地充填湖泊— 三角洲沉积, 并主要接受来自古龙门山剥蚀物质。诺利后期— 瑞替期, 随着松潘— 甘孜造山带不断向龙门山推进, 龙门山崛起成为盆地边界, 并向盆地提供物源, 随着盆地沉降, 沉积体系向盆地内部不断推进, 充填了上三叠统须四段至须六段的砂泥岩沉积(高红灿等, 2005; 郑荣才等, 2008)。作为四川盆地复合盆山体系之一的川东北前陆盆地, 从晚三叠世开始就已经出现在大巴山前, 只是该期南秦岭构造活动强度远逊于四川盆地西部的龙门山构造带, 拗陷幅度有限(刘树根等, 2006; 李瑞保等, 2010)。

6 结论

川东北大巴山与川西北龙门山前上三叠统小塘子组— 须家河组在沉积环境、古气候、水体古盐度、物源演化方面对大规模构造运动均存在明显的响应。印支晚幕运动早期, 小塘子组属陆棚— 潮坪沉积环境, 沉积水体深浅变化频繁, 且水体盐度较高, 属温暖潮湿气候; 须二段沉积时期, 随着大巴山与龙门山的低幅隆升, 该地区的古气候由温暖潮湿逐渐变化为较干冷, 沉积水体变浅且盐度仍较高。须三段沉积时期, 大巴山与龙门山前古气候又演变为温暖潮湿, 沉积水体加深, 盐度逐渐降低。印支晚幕安县运动发生后, 大巴山与龙门山强烈造山并隆升, 古气候变得干冷, 沉积水体变浅。须五段沉积时期至须六段沉积时期, 大巴山前属温暖潮湿气候, 沉积水体由须五段沉积时期的逐渐加深演化为须六段沉积时期的水体变浅, 且盐度也降低。安县运动发生后, 四川前陆盆地具有典型的陆相淡水沉积特征。

作者声明没有竞争性利益冲突.

参考文献
1 白斌, 邹才能, 朱如凯, . 2010. 利用露头、自然伽马、岩石地球化学和测井地震一体化综合厘定层序界面——以四川盆地上三叠统须家河组为例[J]. 天然气地球科学, 21(1): 78-86. [文内引用:1]
2 陈建芳. 2002. 古海洋学研究中的地球化学新指标[J]. 地球科学进展, 17(3): 402-410. [文内引用:2]
3 陈竹新, 贾东, 张惬, . 2005. 龙门山前陆褶皱冲断带的平衡剖面分析[J]. 地质学报, 79(1): 38-45. [文内引用:1]
4 高红灿, 郑荣才, 柯光明, . 2005. 川东北前陆盆地须家河组层序—岩相古地理特征[J]. 沉积与特提斯地质, 25(3): 38-45. [文内引用:3]
5 高志勇. 2007. 河流相沉积中准层序与短期基准面旋回对比研究——以四川中部须家河组为例[J]. 地质学报, 81(1) : 109-118. [文内引用:2]
6 高志勇, 韩国猛, 张丽华. 2007. 河流相沉积中的准层序——以四川中部须家河组为例[J]. 石油与天然气地质, 28(1): 59-68. [文内引用:1]
7 高志勇, 罗平, 郑荣才, . 2005. 四川磨溪-龙女寺构造香溪群高分辨率层序地层分析[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 32(6): 597-603. [文内引用:1]
8 黄宗理, 张良弼, 李鄂荣, . 2006. 地球科学大词典[M]. 北京: 地质出版社, 1-1173. [文内引用:1]
9 姜在兴, 田继军, 陈桂菊, . 2007. 川西前陆盆地上三叠统沉积特征[J]. 古地理学报, 9(2): 143-154. [文内引用:1]
10 李瑞保, 裴先治, 刘战庆, . 2010. 大巴山及川东北前陆盆地盆山物质耦合——来自LA-ICP-MS碎屑锆石U-Pb年代学证据[J]. 地质学报, 84(8): 1118-1134. [文内引用:2]
11 李勇, 贺佩, 颜照坤, . 2010. 晚三叠世龙门山前陆盆地动力学分析[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 37(4): 401-411. [文内引用:1]
12 刘树根, 李智武, 刘顺, . 2006. 大巴山前陆盆地冲断带的形成与演化[M]. 北京: 地质出版社, 1-248. [文内引用:1]
13 钱治家, 钟克修. 2009. 川东北地区须家河组沉积相与储集层特征[J]. 天然气工业, 29(6): 9-12. [文内引用:1]
14 施振生, 杨威, 谢增业, . 2010. 四川盆地晚三叠世碎屑对源区分析及印支运动的指示[J]. 地质学报, 84(3): 387-397. [文内引用:4]
15 谭红兵, 于升松. 1999. 我国湖泊沉积环境演变研究中元素地球化学的应用现状及发展方向[J]. 盐湖研究, 7(3): 58-65. [文内引用:2]
16 陶树, 汤达祯, 周传祎, . 2009. 川东南—黔中及其周边地区下组合烃源岩元素地球化学特征及沉积环境意义[J]. 中国地质, 36(2): 397-403. [文内引用:3]
17 王成, 龚庆杰, 李刚, . 2007. 从南海沉积物中的主量元素比值变化看沉积物源区化学侵蚀变化[J]. 海洋地质动态, 23(1): 1-5. [文内引用:1]
18 王金琪. 2003. 龙门山印支运动主幕辨析——再论安县构造运动[J]. 四川地质学报, 23(2): 65-69. [文内引用:1]
19 杨广全, 王根厚. 2009. 初论青藏地区的“印支运动”[J]. 地质通报, 28(9): 1188-1190. [文内引用:1]
20 曾允孚, 李勇. 1995. 龙门山前陆盆地形成与演化[J]. 矿物岩石, 15(1): 40-49. [文内引用:1]
21 郑荣才, 朱如凯, 戴朝成, . 2008. 川东北类前陆盆地须家河组盆山耦合过程的沉积—层序特征[J]. 地质学报, 82(8): 1077-1087. [文内引用:3]
22 邹光富, 夏彤, 楼雄英. 2003. 四川广元地区上三叠统小塘子组、须家河组层序地层研究[J]. 沉积与特提斯地质, 23(3): 73-80. [文内引用:1]
23 Nesbitt H W, Young G M. 1982. Early Proterozoic climate and plate motions inferred from major element chemistry olutite[J]. Nature, 299: 715-717. [文内引用:2]
24 Yang S Y, Li C X, Cai J G. 2006. Geochemical compositions of core sediments in eastern China: Implication for Late Cenozoic palaeoenvironmental changes[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 229: 287-302. [文内引用:2]