摘要：学界对四川盆地晚三叠世须家河期沉积相的认识一直存在较大分歧，观点颇多。为此，基于露头剖面观察、取心井精细描述、单井剖面分析、实验室薄片鉴定，结合大量测井资料的研究应用成果，综合研究后认为：四川盆地大川中地区须二段砂体为滨浅湖砂体，河流相砂体分布在龙岗-旺苍以北、广安以东的区域，川中西部-川西北部地区有海侵影响，形成质纯的石英砂岩；须四段、须六段沉积期，除营山-八角场、广安-河包场地区须四段及须六段下部发育三角洲分支河道外，其余大部分地区为河流入湖砂体在湖岸线不断进退、湖面总体扩张的背景下经湖流、波浪再改造、再分配形成的滨浅湖滩坝砂体。结论表明：①在川中南部地区由于受雷口坡期古凸起的影响，在该凸起区缺失须一-须二段下部地层；②受湖流运动方向影响，湖盆中的砂体在川中南部地区呈北东向展布，而在川中北部地区则呈近东西向展布；③滩坝砂体主体分布区是优质孔隙性储层的发育区。
关键词：四川盆地中部；晚三叠世；沉积相；新认识；河道砂体；滨浅湖滩坝砂体；海侵；优质储集层分布
本文所指的四川盆地大川中地区地理位置北至营山-盐亭一线，西达威远-八角场，南抵大足-威远，东接华蓥山，面积达4×104km2(图1)。该研究区是近年来四川盆地天然气勘探开发的重要区域之一。大川中地区上三叠统须家河组地层纵向上可划分为须一段-须六段6个岩性段，其中须一、须三、须五段岩性以泥页岩夹煤层为主，须二、须四、须六段则为砂岩夹泥页岩(煤)。侏罗系底界划分意见：在川中南部地区以“红黑”原则将侏罗系底界划在红色泥岩之下出现的砂岩底界；而川北地区如龙岗、八角场地区则划在灰色泥岩之下的石英砂岩底界。其中须二、须四段基本上以其中部的泥岩段(须二段中部泥岩段，现场称为“腰带子”)又划分为2个亚段，须六段也按岩性划分出2个亚段(图2)。
可以看出，大川中地区须家河组各砂岩段厚度相近，砂岩厚度也相近，表现出大面积分布的特点。关于四川盆地上三叠统沉积相的认识存在多种观点，有河流相、冲积扇-辫状三角洲相、浅水三角洲相[1](邹才能等，2009，2010)、水进河床相体系(罗启后，1985)及海相潮汐沉积(赵霞飞，2008；张闻林，2010)等。对须家河组沉积相的认识在四川盆地边缘大家基本一致，但在盆地内则分歧较大。究其原因：一方面是因为地层划分对比的争议就较大，另一方面则缘于对盆地内沉积特征认识的不统一。笔者在2005年曾依据当日寸的资料提出盆地内川中地区须二、须四段为湖相滩坝砂体的观点[1～2]。近年来在完成横向合作项目及国家科技重大专项研究中，重新描述了四川盆地须家河组地层岩心，进行了大量薄片观察，据此再次论述川中地区须二、四、六段的沉积相问题。
1 上扬子地区晚三叠世地层分布基本格局
发生在三叠纪中晚期的印支二幕运动，结束了扬子地台漫长的海相沉积历史，在上扬子地区的晚三叠世形成了从残留海相地层到陆相地层的地层沉积序列。以现今的四川盆地为代表，晚三叠世地层为一套西厚东薄、北薄的楔状体。川西地区上三叠统包括海相-海陆过渡相的马鞍塘组(垮洪洞组)、小塘子组(现已合称为须一段)及须家河组(对应须二段及其以上地层)，地层厚逾4000m。川中地区上=叠统厚500～600m。新近完钻的立18井须一段岩心中见石英砂岩，并在页岩中发现海相双壳类化石，更证实了须沥积期的残余海湾已延伸至川中地区。经川东到鄂西醛秭归上三叠统变薄相变为厚度仅数十米的“沙溪镇”组粗碎屑沉积。经川南到贵州西部、北部大部分地区也变薄相变为数十米至不足200m厚的“二桥组”粗碎屑河流相砂岩沉积(表1)。
应当注意的是，在湖北荆门-当阳一带的上三叠统地层厚度超过1000m(九里岗组及王龙滩组)，在王龙滩组中发现有海相化石[3]，向东穿过江汉盆地到鄂东又变薄为厚度小于50m的鸡公山组。而在黔西南地区晚三叠世早期也发育一套与川西地区马鞍塘组小塘子组地层相对应的地层(法郎组、把南组)，说明在上扬子地区晚三叠世早期存在川西及黔西南2个残余海盆。
晚三叠世沉积前基底复杂。黔西南、川西地区拉丁阶地层基本保持完整，而川中、川北、川东川东南地区上三叠统地层则与下伏雷口坡组地层不同层段甚至嘉陵江组地层呈不整合接触。川东、川东南地区现今地层为晚三叠世晚期须四段及其以上地层的沉积(图3)，表明晚三叠世早期川东、川东南地区大面积处于抬升剥蚀状态，晚三叠世晚期湖盆才向东扩迁。
资料表明，在晚三叠世晚期，现今的川、滇、黔含煤盆地已连片扩展达现今湖南地区[4]，构成一大型的、面积近10×104km2的沉积盆地(图4)。换言之，现今四川盆地在晚三叠世晚期仅是上扬子沉积盆地的一部分。因此，分析现今四川盆地须家河组沉积体系必须考虑这一沉积背景，才能得出合理的认识。
2 构造运动引起的沉积学响应
中三叠世末期的印支二幕运动结束了扬子地台大面积的海相沉积，特提斯海水退出川西盆地，使得四川地区雷口坡组嘉陵江组地层遭受不同程度剥蚀。之后至晚三叠世末期又经历了多期构造运动，其中以须三段沉积末期发生的“安县运动”[5～6]最具特色。该期构造运动在川西地区表现最明显，造成须三与须四段地层不整合接触，须四段底部以巨厚块状砾岩分布为特征，在龙门山中北段形成多个湿地扇，砾石成分为碳酸盐岩，该成分砾石在八角场、思依场钻井中均有揭示。在川西地区，由于长期以来特别关注与龙门山造山带存在相关联的川西前陆盆地，认为发育冲积扇(扇三角洲) 辫状河三角洲-湖泊沉积体系[7]。在大巴山-米仓山地区受“安县运动”影响也形成多个湿地扇，但砾岩从广元地区的石英砂岩砾、石英岩砾、碳酸盐岩砾复成分砾岩向东至万源地区逐渐过渡为石英砂岩砾、石英岩砾、硅质岩砾组成的砾岩。
有学者认为，受安县运动影响，在大巴山前缘形成了类似川西前陆盆地的“川东北类前陆盆地前缘坳陷”，相应发育冲积扇-扇三角洲的沉积[8]。上三叠统地层在川东北地区表现为粗碎屑沉积，与大巴山前缘相同成分的砾石已达营山、广安、南充一带，而中侏罗统上沙溪庙-下白垩统地层在通江坳陷残留厚度可超过5000m。因此，笔者认为大巴山前陆盆地形成期在中侏罗世，而非晚三叠世。
“安县运动”可能波及川中地区，造成沉积间断，在大足西山龙洞槽剖面须三段顶部的风化黏土壳，其上可见须四段砂岩的底冲刷(图5a)。但在川中地区及川东南地区，须四段与须三段之间多表现为侵蚀接
目前，多数接受以“安县运动”构造界面将须四段以上地层划为“须上盆”沉积，须三段以下划为“须下盆”沉积。“须上盆”与“须下盆”沉积特征应有所差异。
晚三叠世末发生的印支晚幕运动造成川西北部米仓山-大巴山前缘须家河组上部地层遭受不同程度剥蚀(图6)，这一看法已被普遍接受。但对于究竟剥蚀到须三段还是须四段以及剥蚀区的分布范围至今仍存有争议。在通江铁溪以东的大巴山前缘地区，因雷口坡组以上至侏罗系红层之下的砾岩层砾石成分与川西北地区侏罗系的砾石成分一样，致使侏罗系底界划分存在争论。近年来，笔者基于野外调查、岩石学特征研究及古生物采样分析结果，认为应将大巴山前缘地区侏罗系底界划在雷口坡组之上、侏罗系红色地层之下出现的第一套砾岩底部，主张不能纯粹按砾石成分将石英岩砾石划归为侏罗系，因母岩性质与川西地区迥异。这样，在大巴山前缘地区须家河组分布有须四段及其以上的“须上盆”地层，厚度介于300～500m。
有学者提出在川西小塘子组海陆过渡相与须二段地层沉积之间存在一个区域性的侵蚀面[9～10]。据此认为在龙门山地区形成“龙门山半岛”或“岛链”[11]，半分隔了后龙门山海域。但也有学者认为从此结束了海陆过渡沉积，龙门山全面隆升，在龙门山地区形成冲积扇-三角洲平原沉积[12]。
近年来在元坝、马路背地区、九龙山地区及金华地区等须二段中钻井揭示了石英砂岩(图7)，反映出须出须二段沉积期川中西部及川北地区存在与外海连通的水道，局部时期有海侵影响。
3 古环境条件
3.1 古生物
黄其胜(1992，1995)研究了川北及川东地区孢糊资料，认为川东地区须家河组植物群组成以真蕨和劳铁植物为主，川北地区以草本-灌木型的真蕨类、苏铹类占优势，反映沉积时为热带-亚热带环境，具潮湿炎热气候的特点。王全伟等(2008)研究认为上三叠纷须家河组孢粉组合特征与须家河组中植物群以蕨类框物中的真蕨类及裸子植物中的苏铁类为主的总貌特征基本一致，认为当时气候条件属于温暖一湿润类型。徐兆辉等(2010)认为四川盆地须家河组孢粉组合以网叶蕨孢属-凹边孢属-苏铁粉属(Dictyophyllidites-Concavisporites-Cycadopites)为特色，推断四川盆地晚三叠世须家河组沉积时期应属温暖-炎热、潮湿的热带和亚热带气候。笔者在旺苍白水剖面须家河组顶部地层中发现Podozamites sp.(苏铁杉)等植物化石；在中坝地区中73井须三段发现Annulispora iiangxiensis(江西环圈孢)、Cyathidites minor(小桫椤孢)、Lophotriletes sp.(三角锥刺孢未定种)、Canalizonospors oringunala(原始壕环孢)、Cycadopites sp.(苏铁粉未定种)等孢粉化石，据此认为四川盆地晚三叠世须家河组沉积时处于总体温暖、潮湿的热带、亚热带气候，该结论与前人研究结论一致。
3.2 微量元素
Couch[13]认为，沉积物中的硼(B)含量多少与水体盐度有关，即水体盐度越高，硼含量就越大，沉积物吸附的硼离子就越多，故硼可以作为指示古水体盐度的主要标志。据Walker等(1963)研究认为黏土矿物中硼含量大于120mg/L为咸水；80～120mg/L为半咸水；小于80mg/L的为淡水。笔者近期对大川中及九龙山地区须家河组、侏罗系珍珠冲段地层采样进行了微量元素分析，结果如表2所示。
珍珠冲段地层硼含量在59.2～102mg/L，平均值为81.1mg/L，显示珍珠冲段沉积介质为陆相淡水沉积。须家河一段-二段硼含量最小值46.8mg/L，最大值为320mg/L，平均值为124.3mg/L，且高值区主要分布在川中西部地区。须三-须六段硼含量分布于27.1～201mg/L，仅有一个样品超过200mg/L，平均为66.05mg/L。由此表明：须一段-须二段为总体半咸水环境，反映出须一-须二段沉积期有一定的海水进入；须三段沉积期后硼含量降低，已向淡水湖泊转化。
3.3 自生矿物
罗启后等曾指出在四川盆地中西部地区须二段、香二段见绿泥石、磷灰石等自生矿物[14]。笔者近年来在研究区内特别是靠近川中西部的井的须二段中见自生绿泥石矿物，在须三、须五段碳质泥岩及煤层中见菱铁矿结核。钻井取心于广安102井、广安103井须家河组上部地层均揭示3层鲕状菱铁岩。在角33井东岳庙组介壳灰岩之下相当于珍珠冲段的灰绿色泥岩中也见鲕状菱铁岩。
海绿石是一种Fe3+和Fe2+共存的含钾富铁层状硅酸盐矿物；其生成环境有陆相和海相两种说法。Г.А.КАЭАКОВ曾指出滨海砂岩中海绿石含量最高，向远海方向其含量有规律低降低。但在陆相的地层中也有海绿石的发现(谢广成，1991)。因此利用自生绿泥石来判断其形成环境还需结合其他资料综合分析。
菱铁矿结核在含煤地层中常见，大量出现于滨岸沼泽相、湖泊相、溻湖相中，部分发育在滨海相[15]。在晚三叠世温湿成煤环境向早侏罗世干热红层沉积环境转变初期的半干旱气候，有利于湖水蒸发、铁质浓缩、湖沼上部氧化水层的形成，从而形成铁岩。因此菱铁矿结核及铁岩的形成环境不能简单地归结为海相成因。
4 大川中地区须家河组二、四、六段砂岩多为滩坝沉积
4.1 川中南部存在古凸起区
在川中南部地区须家河组底界与雷口坡组相接的地层除少数井为砂岩外，其余大部分井都以碳质页岩或页岩与雷口坡组地层相接。在早期分层中，一般将与雷口坡组相接的页岩地层均划归为须一段，并认为与川西地区的马鞍塘及小塘子组地层同期异相。但经单井对比及地震追踪，证实了在川中南部地区存在4个雷口坡古凸起，在古凸起区缺失了须一段及须二下部地层(图8、9)，须一段及须二段下部地层则围绕古凸起周缘分布(图10)。在须二段沉积后期，上述古凸起分布区没于水下形成水下隆起，有利于高能滩坝的形成。
4.2 沉积学证据
4.2.1砂岩淘洗干净、结构成熟度高
川中地区须家河组各砂层段厚度基本一致，砂岩百分比较高，一般介于70%～90%。经岩矿鉴定，黏土杂基含量一般低于5%，淘洗干净。除正粒序构造砂层上部和逆粒序砂层底部可以有厚度不大的粉细粒岩屑砂岩外，主要为中粒、中粗粒岩屑石英砂岩或长石岩屑砂岩。岩屑多为硅质岩屑、石英岩岩屑及花岗岩岩屑等硬质岩屑，成分成熟度介于1.02～2.76(图11)。在营山以北、河包场以东区域须四、须六段软质岩屑明显增加、杂基含量增多，须二段除川北元坝、九龙山地区部分层段杂基含量较高及碳酸盐岩岩屑增多外，普遍淘洗干净，且在九龙山、元坝、马路背及金华地区须二段“腰带子”泥岩之下局部可见石英砂岩，表明须二段湖盆范围较须四、须六段的范围大，且局部有海侵影响。
4.2.2具水流突变特征
在须二、须四、须六段的岩心中，可见含或不含煤层的碳质页岩或深色的粉砂质页岩、页岩，与下伏淘洗干净的浅灰白色砂岩呈“冲刷”接触或突变接触(图12-1～3)，甚至与磨圆极好的砾岩呈突变接触(图12-4)。泥岩或含煤碳质泥岩是安静的浅湖或滨岸沼泽环境中的沉积物，不可能对下伏弱固结的砂岩沉积物“冲刷”，只有因为湖进或湖退，造成滩坝砂体顶面被波浪冲刷，形成一短暂沉积间断面，然后随湖进或湖退砂体较快向岸或向湖盆方向迁移，原砂体位置转化，并在砂体之上沉积黑色泥页岩或碳质泥页岩。这正是滨浅湖(海)堡岛砂坝沉积的特点。
4.2.3具滨浅湖(海)环境特有的沉积构造
须家河组地层中发育多种类型的沉积构造。泥页岩、粉砂岩中常见生物扰动构造(图12-5)、浪成沙纹构造、透镜状层理；砂岩中除常见的板状斜层理外，在许多井岩心中可频见双向交错层理(图12-6～9)、浪成低角度层理(俗称“酥饼状构造”)(图12-10)，亦可见波状复合层理(图12-11)。特别是在位于目前许多学者划分为三角洲平原相区的营山、广安、河包场地区须四、须六段岩心中均有出现。双向交错层理可在滨浅湖(海)环境的滨岸席状砂和障壁砂坝由不同方向的波浪作用形成，也可在三角洲前缘河口坝中出现，但后者不可能频繁出现。波状复合层理、透镜状层理不仅在潮汐环境中发育，在三角洲前缘、浅水陆棚中亦可出现[16]。
4.2.4砂岩段剖面结构与典型三角洲相剖面结构不同
在众多的岩心观察中，除在广安、营山、龙岗地区须四段、须六段出现由定向的石英岩砾、含砾砂岩(图12-12)及细砂岩组成的河流相砂体、河包场须四段下部出现河流相砂体外，川中大部分地区须二、须四、须六段中单砂层特别是较厚的砂层大多呈逆粒序或粒级变化不大。由具逆粒序的砂层或正、逆粒序砂层交替过渡形成数米厚连续沉积，砂层之间具冲刷面或突变面，有的单个逆粒序砂层往往至顶部又变细，构成上下细中间粗的“大肚子”结构(图13)。
具正粒序的砂体，自然伽马测井曲线常呈钟形，往往被解释为河流砂体，这是导致须家河组解释为三角洲相的一个基本因素。经岩心观察及微观研究，具钟形形态的砂体除河流体外，另外是风暴岩砂体和退积式砂坝(可能类似于罗启后教授称的水进河床砂)。退积式砂坝系指当湖平面上升速度大于滩坝砂体加积速度时，滩坝砂体退积式沉积，其上部最终演化成湖盆细粒沉积物的粉砂坪或泥坪，亦可称之为等效湖进滩坝。与这种退积式滩坝伴生的下部地层多为进积式的滩坝叠加体，而向上为较深水的泥岩(图14)。
很显然，须家河组砂岩段的剖面结构与典型三角洲的三层式结构不符，更不是浅水三角洲的剖面结构。浅水三角洲以大平原、小前缘、广泛发育分流河道为特征。尽管有学者以面积仅4000km2的现代鄱阳湖河流满盆发育来解释湖盆中心砂体(邹才能，2008)，但却忽略了湖水改造和深水区可能形成重力流沉积。现代长江也没有河流伸入海洋较远，而是在沿岸带形成多个堡岛砂坝。
4.2.5风暴岩的存在反映大川中地区为水下环境沉积
元坝、广安、南充、合川地区各段岩心中均见风暴岩，重庆代家沟露头等也见风暴岩沉积。据观察总结，研究区风暴岩有叠加在滨浅湖砂坝上、分布于浅湖泥及坝后沼泽中3种分布形式。叠加在滨浅湖砂坝上的风暴岩反映了较强的风暴浪作用，风暴岩层底面对下伏浅灰色岩屑石英砂岩强烈冲刷，有的可形成袋模构造(图12-13)。下部的滞积砾石大多数为撕裂状或竹叶状或具塑性变形的泥岩砾、煤砾、碳质泥岩砾或粉细砂岩砾，砾石呈“八”字形排列或杂乱分布(图12-14～15)。向上砂岩略显平行层理或出现丘、洼状交错层理(图12-16～17)。由于多次风暴作用，往往形成不完整的风暴岩叠置层序(图12-19)。风暴岩不会出现在河流环境，在海洋和湖泊环境(特别是大湖)是极常见的。
4.2.6见滨岸砾石
须家河组的砾岩分布广泛，在盆地北部地区发育湿地扇及辫状河滞底砾石。在钻井中也揭示了滨岸砾石滩。如角42井3512.98～3513.40m取心揭示下伏滚圆状砾石(砾间充填干净细砂)与上覆碳质泥岩突变接触(图12-4)，营22井须四段2466.65～2466.84m(图12-18)、充深2井须四段、关3井须四段亦见到海滩砾石。海滩砾石与河流砾石区别在于砾石层纯净，不含泥质、磨圆度高，同一层砾岩向上砾径变粗。
4.3 地震相证据
经地震资料分析，大川中地区须家河组沉积地形相对平缓，再加上湖流、湖浪对早期沉积的三角洲相深度改造，须二、须四段不发育诸如前积、河道充填等地震相类型，而发育弱振幅地震相、断续(弱一断续)反射地震相和连续反射地震相(图15)。
以上证据表明大川中地区各段砂体主体上不是水上分流河道砂体。河流砂体呈带状分布，不能解释砂体大面积分布。有的学者用河道不断改道形成的多个三角洲朵体叠加连片分布来解释砂体大面积分布。三角洲砂岩可以在纵、横向迁移并保存下来，但却不能解释大川中地区砂岩厚度分布相对均匀，又无前积结构、充填结构等地震相特征。
5 优势沉积相分布特征
前已述及，晚三叠世沉积期，受周缘山系构造活动影响，湖盆逐渐由川西地区向东扩展到整个上扬子地区，到晚三叠世晚期形成一个大型沉积盆地。而现今的四川区域仅是上扬子盆地的一部分，大川中地区距各物源区有相当远的距离。对川中地区来说，龙门山物源对其影响较小，在“须下盆”沉积期物源主要来自康滇古陆和北大巴山古陆，“须上盆”沉积期因康滇古陆消失，主要物源都来自北大巴山、江南古陆。江南古陆对川东南、川东地区影响加强，在这些地区为辫状河-辫状三角洲平原沉积相。
由河流携带的物质一旦进入湖泊后，将受到波浪和湖流的簸洗、改造和再分配，形成脱离了三角洲体系的新的湖泊相砂体。现代湖盆不乏实例。云南滇池东北岸由于常年受西南季风的强烈作用，波浪和表层风成流垂直或高角度作用于岸线，形成强烈的沿岸流和局部性沿岸漩涡流，使马料河、落龙河入湖的物质受到强烈破坏、改造和再分配形成与岸线平行的滨岸障壁砂坝。
青海湖在波浪、沿岸流和盛行风作用强的滨岸带出现除三角洲外的滨岸砾沙坝、砂滩等不同类型的砂砾岩体[17]。
依据风应力与科氏力的平衡得出艾克曼螺旋在北半球每一层海(湖)水都比相邻的上一层海(湖)水稍向右偏离，可以推测晚三叠世沉积期湖流呈左旋运动。据此结合晚三叠世各期原型沉积盆地大致轮廓边界，可以认为在川中南部砂体呈北东方向展布，而在川中北部则呈近东西向展布，在川中西部则呈南西方向展布。
在晚三叠世湖盆整体东扩的背景下，各沉积期湖岸线又随脉动式构造运动、周期性的气候变化而不断发生进退，从而在湖浪、湖流的共同作用下，形成大面积的滩坝砂体分布。对于单个砂体来说，在平面上可划分出滩坝主体、滩坝内缘和外缘3个微地貌单元(图16)。滩坝主体砂岩粒度粗、厚度大、物性好，由滩坝主体向坝外缘方向砂体厚度减薄、粒度变细，泥质含量增加，过渡到泥岩沉积；向坝内缘一侧则过渡为富含碳、泥质的坝后沼泽、淌湖沉积。因此，我们并不强调大川中地区为“满盆砂”，而是指在等时地层单元内砂岩所占百分比的变化。目前，据砂岩百分比变化规律，笔者以各个亚段为尺度来研究沉积相的分布情况，以反映多期砂体叠加后的总体效应。
笔者曾对川东、川东南地区须家河组开展过研究[18～19]。在川东南地区须家河组须四段以上地层多为砂岩夹泥页岩沉积，没有见到盆外来源的砾石层，表现出物源区远且江南古陆对川东南地区供源强。沉积相类型表现为辫状河-辫状三角洲平原特征，但在丹凤场、同福场一线以西就开始出现了具逆粒序构造的砂体。
须二段在川中北部地区表现为辫状河-辫状三角洲平原沉积相。在元坝-龙岗一线以南区域进入湖盆，形成滨浅湖滩坝沉积相(图17-a、b)。须四、须六段沉积期，川东北地区白大巴山前缘的湿地扇、辫状河、辫状三角洲在龙岗、营山地区进入湖盆，形成滨浅湖砂体沉积相(图17-c、d)。
6 认识与结论
1) 上扬子地区晚三叠世经历多期水进，沉积边界不断向东扩展；晚三叠世晚期四川盆地须家河组沉积区仅是大型的上扬子沉积盆地的一部分；研究四川盆地晚三叠世沉积体系须了解原型盆地边界才能得出正确认识。
2) 从微量元素硼含量分布、须二段钻井中揭示的石英砂岩，初步反映盆地西部可能存在与后龙门山海盆相通的水道，须二段沉积局部有海侵影响，沉积水介质具半咸水特点；“须上盆”沉积期后渐变为陆相湖盆。海绿石、菱铁矿结核及铁岩的分布，为研究区沉积环境分析提供了新的证据，但还需进一步工作。
3) 经井一震结合分析后认为，川中-川南过渡带存在4个碳酸盐岩古凸起，古凸起区缺失须一段及须二段“腰带子”泥页岩以下地层。这一认识，对川中南部须二段沉积研究具有重要的参考价值。
4) 双向交错层理、低角度交错层理、风暴岩的频频出现、海滩砾石的分布以及各砂岩段剖面结构特征，均反映具有与典型三角洲、浅水三角洲不同的剖面结构，大川中地区须二、四、六段砂岩主体系河流所携带的物质入湖后受波浪、湖流再改造、簸洗、重新分配的堡岛砂体，少部分为湖滩砂岩及风暴浪改造的风暴岩。
5) 各段沉积期主要的湖岸线位置有差异。总体上，川中北部地区须二段沉积期湖岸线大体位于龙岗-元坝一线，东部及东南部以碳酸盐岩侵蚀凸起为界；须四段(须六段)的湖盆北部岸线大体位于龙岗-八角场一线，东部东南部湖岸线已达到现今重庆綦江-重庆璧山-四川广安一带；须六段沉积期东湖岸线更向东、向南扩展。
6) 依据风应力与科氏力相平衡的艾克曼螺旋关系，认为四川盆地晚三叠世沉积期湖流为左旋运动，在川中南部湖泊砂体呈北东向展布，川中北部近东西向展布。单个滩坝砂体可划分出滩坝主体、滩坝内缘及坝外缘等3个微地貌单元，但对以段或亚段为编图单位的砂体分布反映的则是砂体的优势相分布特征。滩坝主体区域砂岩粒度粗、分选好、物性佳，是勘探的有利目标。
7) 建议分别开展以“须上盆”、“须下盆”为框架的地层细分对比、沉积、储层精细研究工作。
参考文献
[1] 侯方浩，蒋裕强，方少仙，等.四川盆地上三叠统香溪组二段和四段砂岩沉积模式[J].石油学报，2005，26(2)：30-37.
[2] 蒋裕强，郭贵安，陈辉，等.川中地区上三叠统须家河组二段和四段砂岩优质储层成因探讨[J].油气地质与采收率，2007，14(1)：18-21.
[3] 郭正吾，邓康龄，韩永辉，等.四川盆地形成与演化[M].北京：地质出版社，1996：89-118.
[4] 梅冥相.中上扬子印支运动的地层学效应及晚三叠世沉积盆地格局[J].地学前缘，2007，14(1)：100-111.
[5] 王金琪.安县构造运动[J].石油与天然气地质，1990，11(3)：223-234.
[6] 王金琪.龙门山印支运动主幂辨析——再论安县构造运动[J].四川地质学报，2003，23(2)：65-69.
[7] 郑荣才，戴朝成，朱如凯，等.四川类前陆盆地须家河组层序岩相古地理特征[J].地质论评，2009，55(4)：484-495.
[8] 高红灿，郑荣才，柯光明，等.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，2005，25(3)：38-45.
[9] 罗启后.安县运动对四川盆地中西部上三叠统地层划分对比与油气勘探的意义[J].天然气工业，2011，31(6)：21-27.
[10] 张贵生，何鲤.川西坳陷上三叠统层序地层对比研究[J].天然气工业，2005，25(10)：21-23.
[11] 林良彪，陈洪德，姜平，等.川西前陆盆地须家河组沉积相及岩相古地理演化[J].成都理工大学学报：自然科学版，2006，33(2)：376-383.
[12] 胡明毅，李士祥，魏国齐，等.川西前陆盆地上三叠统须家河组沉积体系及演化特征[J].石油天然气学报，2008，30(5)：5-10.
[13] COUCH E L.Calculation of paleosalinities from boron and clay mineral data [J].AAPG Bull，1971，55(10)：1829-1837.
[14] 罗启后.四川盆地中西部上三叠统沉积相及生油条件研究[R].成都：四川石油管理局地质研究院，1994.
[15] 邱明.试论菱铁矿结核的成因及其在地层对比中的应用[J].矿物岩石，1984，4(1)：50-54.
[16] 姜在兴.沉积学[M].北京：石油工业出版社，2003：298-319.
[17] 宋春晖，王新民，师永民，等.青海湖现代滨岸沉积微相及其特征[J].沉积学报，1999，17(1)：51-57.
[18] 蒋裕强.梁董庙-铜尖山地区须家河组储层评价及开发井位选择[R].成都：西南石油大学，2005.
[19] 蒋裕强.丹凤场构造须家河组气藏描述[R].成都：西南石油大学，2008.
(本文作者：蒋裕强1 陶艳忠1 沈妍斐1 蒋婵1 王占磊1 张本健2 李顺3 张国常4 1.西南石油大学资源与环境学院；2.中国石油西南油气田公司川西北气矿；3.中国石油西南油气田公司川中油气矿；4.中国石化勘探南方分公司)
您可以选择一种方式赞助本站
支付宝转账赞助
微信转账赞助
- 注解：本资料由会员及群友提供仅供阅读交流学习，不得用于商业用途！
