摘要：近期的研究成果表明，对四川盆地上三叠统须家河组沉积相类型的认识存在很大分歧，主要有3种观点：①冲积扇、扇三角洲、河流、湖泊三角洲、湖泊-沼泽等沉积体系的多类型；②湖泊滩坝沉积相；③浅海潮汐砂坝沉积相。为此，根据多年野外地质调查、室内研究成果，再次坚持和论证了须家河组为多类型陆相沉积体系复合体的传统认识。具体证据如下：在对地表剖面和钻井岩心精细沉积相分析的基础上，结合粒度分析和测井资料，可从四川类前陆盆地上三叠统须家河组中识别出冲积扇、河流、扇三角洲、湖泊三角洲、湖泊-沼泽等沉积体系。在川西坳陷、川东北坳陷和川东南坳陷围限川中前陆隆起的“三坳围一隆”构造 沉积格局中，各沉积体系展布各具特色，规律为：沿龙门山和米仓山-大巴山造山带前缘为冲积扇或扇三角洲沉积体系发育带；围绕川西、川东北和川东南坳陷带为湖泊-沼泽沉积体系发育带；盆地中心的川中前陆隆起为河流、三角洲-湖泊沉积体系发育带。结论认为：受“三坳围一隆”构造 沉积格局控制的冲积扇、扇三角洲、河流、湖泊三角洲和湖泊-沼泽等多元相沉积体系在时空中有规律的组合、展布和演化，应该是解释须家河组沉积相特征更可靠的答案。
关键词：四川类前陆盆地；晚三叠世；须家河组；古构造格局；沉积体系；沉积相；测井解释；粒度分析
关于四川类前陆盆地上三叠统须家河组的沉积相类型在近期的研究成果中开始出现很大分歧，主要有3种观点：①冲积扇、扇三角洲、河流、湖泊三角洲、湖泊-沼泽等沉积体系的多类型观点[1～7]，此观点为大多数研究者长期应用的主流观点；②湖泊滩坝观点，由侯方浩和蒋裕强等教授提出[8]，他们通过对川中地区数条地面和十几条钻井岩心剖面的分析，认为香二段和香四段(相当须二段和须四段)砂体为周边各山系构造活动期，经冲积扇、河流搬运入湖的碎屑物质经波浪和湖流反复簸洗、改造和再分配形成的沿岸和近岸滩坝砂体；③浅海潮汐砂坝观点，由赵霞飞教授提出[9]，他认为安岳地区须二段至须六段砂岩中发育有双向交错层理和双黏土层，均为潮汐成因标志，因此，须二-须六段砂岩属于浅海潮汐成因产物。
笔者基于多年的野外地质调查和室内研究，依据晚三叠世须家河期盆-山间造山带隆升蚀顶与盆地横向生长、沉降和充填物质的循环耦合关系，始终控制着该盆地须家河组类前陆盆地的构造-沉积格局、古地理面貌、沉积序列、充填模式、相带展布规律和生储盖组合及油气藏分布规律等特征[10～15]，仍坚持并再次论证了须家河组为多类型陆相沉积体系复合体的传统认识。
1 地质背景
现今四川盆地的构造格局于印支运动后期开始出现雏形，经燕山至喜马拉雅运动的多次叠加改造后定形，为一个以龙门山断裂为西界、七曜山断裂为东界、城口断裂为北界、峨眉-瓦山断裂为南界的菱形构造兼地貌盆地[1]，面积约18×104km2。
已有的研究成果业已证明该盆地是位于扬子地块西部的一个多旋回构造叠合盆地，在中三叠世末发生的印支早幕构造运动中，由于构造挤压使扬子地块西部的西缘和北缘开始缓慢上升，从岛链逐渐演化为有强烈逆冲推覆作用的造山带[16～17]。晚三叠世初期，组成四川类前陆盆地沉积基底的中、下三叠统海相碳酸盐岩地层发生大幅度构造隆升和遭受强烈剥蚀，在结束上扬子地块被动大陆边缘盆地海相沉积史的同时，于晚三叠世早期逐渐进入具备挤压构造背景条件的类前陆盆地演化阶段[18]，形成以川中前陆隆起为中心，周边被龙门山和米仓山-大巴山两条造山带和川西坳陷、川东北坳陷、川东南前缘坳陷围限的“三坳围一隆”构造-沉积格局[11]，盆-山耦合过程中相继发生晚三叠世马鞍塘组、小塘子组、须家河组乃至侏罗纪-白垩纪的、由海相到陆相、从含煤碎屑岩到红色碎屑岩建造的沉积超覆作用[1]。
2 须家河组分布特征与沉积体系划分
2.1 须家河组分布特征
四川类前陆盆地须家河组为一套砾岩、砂岩、泥岩夹薄煤层和煤线的不等厚互层组合，可划分为区域上具等时对比意义的、分别相当须二段至须六段的5个沉积层序[19]。
由于受四川类前陆盆地古构造格局主控因素中的龙门山和米仓山 大巴山两造山带非同步性、异方位逆冲推覆活动影响[11，18～21]，须家河组的沉积充填作用于盆地各部位是不同步和非均衡的。在“三坳围一隆”古构造格局中，各次级构造单元须家河组沉积层序发育状况和沉积相类型各不相同，无论是在地层表现形式上，如地层厚度、岩性、岩相、叠置方式，还是物源区母岩性质和供给方向都存在很大的差异性[10～11]，具有岩性、岩相和厚度变化大，物源多变等基本特点。在东西向和南北向等时地层格架中，都呈近冲断带厚度巨大和粒度粗的楔形体展布，沉降-沉积中心位于近冲断带的前缘坳陷内，并具有向前隆斜坡和前陆隆起方向逐渐上超、减薄和变细的演化规律[19]。所含化石以很单一的陆生植物为主，偶尔含有淡水双壳类和腹足类化石，仅在最西侧的什邡金河剖面须二段产有稀少的海相双壳类化石。
2.2 沉积体系划分
综合盆缘周边十余条地表剖面和盆内200余口钻井的岩心、录井及测井资料，为须家河组沉积相特征分析、沉积体系划分和描述提供了丰富的信息。
2.2.1沉积相标志
2.2.1.1 煤系地层和化石标志
须家河组为一套陆源碎屑“煤系地层”，反映晚三叠世四川类前陆盆地具有温暖潮湿的气候条件和还原环境。如在众多地表和钻井剖面中，须三段和须五段地层为大套暗色碳质泥岩夹薄煤层和煤线组合，含大量保存完整的陆生和水生植物化石，说明其沉积于还原性很强的湖泊-沼泽环境；又如在彭州狮山和华蓥山溪口等众多剖面的须三段、须四段和须五段底部的水道化砂体中，含有大量硅化木及煤团(图1-a)，为温暖潮湿气候标志，与上覆具备干旱气候条件的侏罗系红层形成很大反差。
2.2.1.2 岩石结构标志
在彭州狮山、广元朝天、南江二河口、通江平溪、万源石冠寺等地表和钻井剖面的须四段下部，发育有巨厚的杂色砾岩(图1-b、1-c)，砾石磨圆好，成分在龙门山前缘以钙质为主，以中-粗砾级的砾岩为主，而在米仓山-大巴山前缘为成分复杂的硅质砾岩组合，以更粗的卵石级砾石为主，大者可超过30cm，砾岩中往往含有巨大的硅化木和煤块，为典型湿地扇沉积标志。在众多地表和钻井剖面中，须二、须四和须六段主要发育中-细粒岩屑石英砂岩和岩屑砂岩，具有成分成熟度中等偏低而结构成熟度偏高的特点，反映沉积环境近物源、堆积速度快和具备较强水动力条件。
2.2.1.3 原生沉积构造标志
须家河组广泛发育底冲刷、层理、同生变形和生物扰动等原生沉积构造，如冲积扇、河流和三角洲沉积体系中各类砂砾岩体的底冲刷面极其发育，尤其是各类层理构造更加丰富多彩，包括大型底冲刷构造和槽状、板状、楔状交错层理，平行层理(图1-d、e、f、g、h、i)，浪成沙纹层理(图1-j)、流水沙纹层理和条带状层理(图1-k)，由河道侧向迁移造成堤岸垮塌形成粗大的撕裂状同生泥砾岩(图1-l、m)，以及于三角洲前缘河口坝和远砂坝经常出现，由滑塌(或地震)形成的滑塌面、包卷层理、液化卷曲变形构造和阶梯状断层(图1-n、o、p)等变形构造。
垂向上，由各类原生沉积构造的有机组合和规律性分布，结合岩石学和古生物特征及剖面结构，可成为判断沉积环境的最有效标志，并为钻井测井资料的沉积相解释提供了岩 电转换模型和依据。
2.2.1.4 砂岩粒度分布标志
须家河组砂岩的粒度分布概率累积曲线主要表现为一段式(图2-a、b)，主体由牵引次总体构成，具有概率累计曲线陡、粒度分布范围窄的特点，在粒度分布直方图中表现为单峰态，分选较好，反映牵引流沉积特征。在C-M图中(图省略)，样品点大多落在连续的PQ-QR段(滚动-递变悬浮搬运段和沉积段)，说明水动力条件较强，沉积速率较快，具备河流和三角洲分流河道沉积特征。
2.2.1.5 盆-山耦合过程的沉积学响应特征
主要指与四川类前陆盆地构造演化有关的沉积充填类型和序列，据已有研究成果[10～11]，盆-山耦合过程中须家河组的沉积学响应可粗分为以下2种基本情况：①强烈构造活动期，对应的沉积学响应过程为粗碎屑岩占有很大比例的冲积扇(或扇三角洲)→辫状河三角洲→湖泊沉积体系演化序列，发育粒度向上变细的退积层序；②构造活动平静期，对应的沉积学响应过程为含煤碎屑岩建造为特征的辫状河三角洲→湖泊-沼泽沉积体系演化序列，在三角洲沉积区，具粒度向上加粗变浅的加积→进积层序，而在湖泊沉积区，具向上变浅的沉积序列。
2.2.2沉积体系类型划分
根据上述沉积相标志的综合分析，可从近冲断带物源区的盆缘至前缘坳陷带中心区的须家河组中，依次划分出冲积扇、扇三角洲、湖泊三角洲及湖泊-沼泽等沉积体系，而在前陆隆起带的近物源区至前隆斜坡带至前缘坳陷带中心区，则可依次划分出河流、湖泊三角洲及湖泊-沼泽沉积体系。
2.2.2.1 冲积扇沉积体系
须家河组冲积扇沉积体系在龙门山前缘主要发育于须四段下部，须二段和须三段仅于龙门山中段的江油林青1井，南段的大邑神仙桥和彭州新华狮山等地发育有小型冲积扇。而在米仓山-大巴山前缘的须四段、须五段和须六段中下部均有较大规模的发育，往往构成沿造山带前缘连续分布的，横向相互叠置的冲积扇裙带。可划分出扇根、扇中、扇缘3个亚相及众多微相类型(图3)：扇根亚相主要由泥石流微相杂色块状粗巨砾岩与陡坡型辫状河道微相中 粗砾岩、砂质细砾岩互层组成；扇中亚相由缓坡型辫状分流河道微相细砾岩、砂质细砾岩夹溢岸微相杂色泥、粉砂岩组成；扇缘亚相由片泛微相杂色泥、粉砂岩夹间歇河道微相含砾砂岩和分流河道间沼泽微相碳质泥岩、薄煤层组成。
2.2.2.2 扇三角洲沉积体系
发育于龙门山和米仓山-大巴山两造山带前缘的须四段和须五段，成因与出山口的冲积扇直接入湖有关，属于近源粗碎屑三角洲，因而无论是在平面上还是在剖面上，均表现为冲积扇与湖相沉积物交替组合构成的进积→加积→退积复合体。可划分为扇三角洲平原、扇三角洲前缘、前扇三角洲3个亚相及众多微相类型(图4)：
1) 扇三角洲平原亚相，相当于冲积扇扇根位置，以发育连续叠置的泥石流微相杂色中 粗砾岩夹辫状河道微相砾质中-粗粒砂岩为主，河道砂体底部发育大型冲刷面，砂体内普遍发育具正韵律结构的递变层理、块状层理和大型槽状、楔形、板状交错层理及平行层理。砂体的顶部因经常受到上覆河道下切侵蚀而保存很差。
2) 扇三角洲前缘亚相，此亚相的微相组合类型最为丰富，包括水下分流河道、水下天然堤、水下决口扇、分流间湾和河口坝、远砂坝等，以水下分流河道最发育和最为重要，砂体粒度相对水上分流河道明显变细，岩性除水下主分流河道以含砾中-粗粒砂岩为主，具多级次分流特征，表现为水下分流河道微相的中-粗粒砂岩和中-细粒砂岩为主，夹水下天然堤、水下决口扇和分流间湾微相的、具沙纹层理或波状层理的灰色粉砂岩、深灰-灰黑色泥和薄煤层、煤线组合。
3) 前扇三角洲亚相，岩性以水平层理暗色泥岩为主，以连续沉积、厚度较大和富含有机质为主要特征。
2.2.2.3 河流沉积体系
河流沉积体系主要分布于川中前陆隆起带近物源的中、南部的须二-须六段，平面分布受南高北低的古地形控制，辫状河和曲流河都有发育，以前者为主，但以后者更典型。
以后者为例(图5)，可划分出河道和漫滩2个亚相，河道亚相由河床滞留微相细砾岩、细砾质中-粗粒砂岩和边滩微相中 粗粒砂岩叠置组成，砂体底部具大型冲刷面，砂体内发育大型板状和槽状交错层理、平行层理；漫滩亚相由天然堤、泛滥平原、决口扇、岸后沼泽等微相的杂色泥岩夹透镜状粉-细粒砂岩、碳质泥岩和薄煤层组成，砂岩中常发育有沙纹层理、波状层理和水平层理，剖面上具有特征的下粗上细二元结构和二元结构组成的韵律性旋回。
2.2.2.4 湖泊三角洲沉积体系
湖泊三角洲沉积体系于须二-须六段广泛发育，按入湖河型可划分为辫状河三角洲和曲流河三角洲2种类型。
前者主要发育于川西和川东北两前缘坳陷带近造山带的一侧，成因与造山带前缘构造活动性大、冲积平原具有较大坡降有关。河道砂体粒度明显粗于曲流河三角洲，也属于近源粗碎屑三角洲类型。后者主要发育于川中前陆隆起与川西和川东北两前缘坳陷带的过渡带(即前隆斜坡带)，于川东南坳陷带则广泛发育，成因与此两构造单元具有较稳定和平缓的地形有关。
无论是辫状河还是曲流河三角洲，都可划分为三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲3个亚相。以广为发育的辫状河三角洲为例(图6)：
1) 三角洲平原亚相，主体由具正韵律结构的辫状分流河道微相中-粗粒砂岩连续叠置组成，砂体间被底冲刷面分割，砂体下部一般都含有细砾石，向上发育有大型槽状、楔状和板状交错层理，夹有废弃河道微相的沙纹或波状层理粉砂岩、碳质泥岩和分流间洼地微相的杂色泥岩。
2) 三角洲前缘亚相，仍以水下分流河道为主，粒度变细，除主分流河道为厚层含细砾中-粗粒砂岩，一般由中-粗粒、中-细粒砂岩夹薄层粉细粒砂岩和泥岩组成多级次分流的水下分流河道和河口坝、远砂坝砂体，且伴随分流作用加强，水下天然堤、水下决口扇、分流间湾微相的泥、粉砂岩沉积强度加大，砂体间泥、粉砂岩夹层增多，并以泥岩富有机碳组分呈深灰-灰黑色而有别于水上分流间洼地微相的杂色泥岩。
3) 前三角洲亚相，占据河口前方浅-半深湖位置，岩性以连续沉积的大套暗色泥岩为主，夹洪水期涌入湖泊漫流沉积的薄层粉砂岩。
2.2.2.5 湖泊沉积体系
该体系于须家河组各层位均有发育，但以须三段和须五段最发育。湖域范围于湖侵期限于川西、川东北和川东南3个相连通的前缘坳陷内，呈北东向斜列的“∩”形展布。湖泛期将川中前陆隆起淹没而形成大面积连片发育的湖域，但较深水区始终限于川西和川东北2个前缘坳陷内。湖退期湖域收缩、变浅，普遍出现浅湖滩坝沉积，局部淤塞向沼泽转化。按各类相标志确定的水深变化，可划分出以下2个亚相。
1) 滨湖亚相：主要由泥坪、沙泥混合坪和沙坪微相的杂色泥岩、浅灰-灰绿色粉细粒砂岩互层组成，发育有波状、条带状和水平层理，常具反映持续暴露环境的干裂构造和钙结核。
2) 浅半深湖亚相：为湖泊沉积体系的主体组成部分，以浅湖为主，由浅湖泥微相的水平层理灰-灰绿色泥岩夹浅湖滩坝微相的浪成沙纹层理、丘状交错层理粉细粒砂岩组成(图4、6)。半深湖分布范围仅限于川西坳陷的须三段，岩性单一，主要由大套连续沉积的薄层暗色泥岩组成。
3 沉积体系展布特征
以须四段底部于盆地范围内普遍发育的“安县运动”构造不整合面为界[22]，可将须家河组的盆-山耦合过程划分为分别对应于须二段→须三段和须四段→须六段的“须下盆”和“须上盆”2个构造-沉积演化阶段。沉积相展布在受“三坳围一隆”古构造格局统一控制的前提下，由于受龙门山和米仓山-大巴山两造山带非同步、异方位逆冲推覆活动影响[11]，“须下盆”和“须上盆”沉积体系的空间组合和演化具有很大的相似性和差异性。
3.1 “须下盆”沉积体系展布
“须下盆”沉积期龙门山造山带构造隆升和逆冲推覆作用强烈，而米仓山-大巴山造山带处于相对稳定的低幅隆升状态，因此，“须下盆”的构造-沉积演化主要受龙门山造山带控制，沉积体系的空间组合和相带展布特征如下：①须二段沉积早期海水已基本上退出盆地范围，因此，该时期是类前陆盆地由海相转向陆相的重要转折时期[11]；②类前陆盆地的沉降沉积中心位于川西前缘坳陷中段西侧(鸭子河构造)，须二段+须三段最大厚度可超过2000m；③以须二段为代表的“须下盆”湖侵期为砂体最发育时期(图7-a)，区域上沿盆缘造山带前缘以发育辫状河辫状河三角洲沉积体系为主，其中沿龙门山造山带前缘发育的此两沉积体系规模很大，辫状分流河道砂体的连续叠置厚度为300～500m，最厚可超过600m，而沿米仓山-大巴山前缘、川中前陆隆起带和川东南坳陷带发育的辫状河三角洲砂体的连续叠置厚度仅为100～200m，此外，在湖泊体系中发育2个大型浅湖滩坝；④以须三段为代表的“须下盆”湖泛期为湖域范围最大时期(图7-b)，沿造山带前缘发育的辫状河三角洲裙带明显向物源方向退缩，原向湖域中心延伸的三角洲砂体，特别是发育于川中前陆隆起带上的三角洲前缘各类砂体，大部分被湖浪原地改造为湖泊体系中的滩坝砂体。
3.2 “须上盆”沉积体系展布
“须上盆”沉积期龙门山造山带构造活动强度逐渐减弱，而米仓山-大巴山造山带构造隆升和逆冲推覆作用迅速加强，因此，四川类前陆盆地的构造-沉积演化和各沉积体系的空间组合和相带展布，具有早、中期受龙门山和米仓山-大巴山两造山带复合控制，而晚期则主要受米仓山-大巴山造山带控制的特点，各沉积体系展布有如下特点：
1) 类前陆盆地的沉降沉积中心于须四段→须五段沉积期由位于川西前缘坳陷中-南段西侧开始向中-北段西侧迁移，须四段+须五段厚度介于700～800m，最大可超过1000m，须六段沉积期沉降沉积中心折向川东北前缘坳陷迁移，可以川西前缘坳陷缺失须六段，而川东北前缘坳陷普遍保存有厚度为150～250m的须六段，至早-中侏罗纪才完全迁移川东北前缘坳陷，早-中侏罗世厚度可超过3000m为依据。
2) 受“安县运动”影响[22]，沿造山带前缘普遍发育有大规模的冲积扇-扇三角洲沉积体系，而川中前陆隆起带和川东南坳陷带仍为河流-辫状河三角洲沉积体系的继承性发育区，围绕前陆隆起带的3个前缘坳陷中心区依然以发育湖泊沉积体系为主，从总体上看，“须上盆”继承了“须下盆”构造-沉积格局的基本特征。
3) 以须四段为代表的“须上盆”湖侵期为冲积扇和扇三角洲砾岩最发育时期(图8-a)，由于受盆缘造山带构造活动强度19龙门山中-南段向中-北再折向米仓山-大巴山迁移的影响，大规模的冲积扇-扇三角洲沉积体系于龙门山造山带前缘仅发育于须四段下部，砾岩主要来源于龙门山造山带隆升的中、下三叠统和上古生界碳酸盐岩地层而具有“钙质砾岩”的俗称，至须四段中、上部和须五段转化为相对稳定的辫状河三角洲沉积体系，同样因分流水道微相的砂岩富含碳酸盐岩屑而具有“钙屑砂岩”的俗称。而在米仓山-大巴山造山带前缘，冲积扇-扇三角洲沉积体系不仅于须四段中、下部广泛发育，规模巨大，而且在须五段和须六段下部也有不同程度的发育，砾岩主要来源于米仓山-大巴山造山带浅变质的杂岩体而具有“硅质砾”的俗称，在须五段和须六段中、上部也分别具有向辫状河三角洲演化的特点。
4) 以须五段为代表的湖泛期为“须上盆”湖域分布范围最大时期(图8-10)，沿造山带前缘发育的冲积扇-扇三角洲裙带大幅度向物源方向退缩、变细、消失或转化为辫状河三角洲沉积体系，如同“须下盆”，前陆隆起带上原向湖域中心延伸的三角洲砂体大部分被湖
浪原地改造为湖泊体系的滩坝砂体。
4 结论
1) 根据已有的构造-沉积格局和古生物及各类原生沉积构造等相标志分析，将川中地区须二-须六段砂岩解释为浅海潮汐砂坝沉积显然是不恰当的。
2) 虽然浅湖滩坝是客观存在的，并于前陆隆起带及前缘坳陷都有不同程度的发育，大多数为三角洲砂体在湖泛期经湖浪原地改造而成，不仅远没有达到“满盆砂”的状态，而且现代湖泊沉积研究业已证明大陆上不存在“满盆砂”的湖泊。
3) 受“三坳围一隆”构造沉积格局控制的冲积扇、扇三角洲相、河流、湖泊三角洲和湖泊 沼泽等多元相沉积体系在时空中有规律的组合、展布和演化，应该是解释须家河组沉积相特征更可靠的答案。
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(本文作者：郑荣才1 戴朝成1 罗清林2 汪小平3 雷光明2 蒋昊3 陈虎3 1.“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室·成都理工大学；2.川庆钻探工程有限公司地质勘探开发研究院；3.中国石油西南油气田公司重庆气矿)
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