陕北长6段高自然伽马砂岩地球化学特征及意义

刘行军, 冯春珍, 柳益群, 王宝江

(1.西北大学 地质系,西安 710069; 2.中国石油测井有限公司 长庆事业部,西安 710201)

陕北长6段高自然伽马砂岩地球化学特征及意义

刘行军1, 2, 冯春珍2, 柳益群1, 王宝江1

(1.西北大学 地质系,西安 710069; 2.中国石油测井有限公司 长庆事业部,西安 710201)

陕北地区上三叠统延长组长6段是勘探开发的重要层位，该段普遍发育高自然伽马砂岩。通过对高伽马砂岩及邻近常规砂岩的主元素、痕量及稀土元素、电子探针微区元素、能谱测井放射性元素分析认为，高伽马砂岩中Th、U、K放射性元素含量比常规砂岩都高。其中Th元素含量上升最为显著，主要存在于独居石、金红石、铁泥质黏土、钾长石、部分锆石、磷灰石、黑云母及岩屑中；U元素主要存在于大多数的锆石、部分磷灰石、黑云母及含镁方解石中；K元素主要存在于钾长石、黑云母、金红石、铁泥质黏土、部分钠长石及岩屑中。火山凝灰岩对高伽马砂岩的影响是次要的，高伽马砂岩与来自于盆地东北方向的物源有一定的亲缘性；但该方向上的物源不是高伽马砂岩形成的主要控制因素，热液活动可能对高伽马砂岩的形成有着重要的影响。

延长组长6段;高伽马砂岩;放射性元素;热液活动

陕北地区位于鄂尔多斯盆地伊陕斜坡，区内构造平缓，地层倾角约为1°。该地区上三叠统延长组是一套湖泊—三角洲沉积地层，其中第6段(简称“长6段”)是重要的勘探层位，自上而下划分了长61、长62和长63三个砂层组，岩性主要为浅灰、灰黑色细粒长石砂岩和岩屑长石砂岩，孔隙度平均为10.1%，渗透率平均为0.94×10-3μm2，属于低孔、低渗储集层。近些年来对该区长6段的研究已有很多，但这些研究主要从油气储集层的角度来探讨砂岩的成岩演化、储集性能及含油性评价、沉积相等，对于其中的高自然伽马砂岩研究却很少涉及[1,2]。在陕北地区的安塞、吴起、靖边、定边等地区普遍发育着高自然伽马砂岩，在一些高伽马砂岩中获得了工业油流。如黄81井长6段高伽马砂岩经试油获得了工业油流6.89 t，产水19.13 m3；安98井长6段高伽马砂岩经试油获得了纯工业油流13.09 t。这些都表明高伽马砂岩有着较好的孔隙性和渗透性，是有利于油气聚集的重要储层。研究该类砂岩的地球化学特征，不仅对于延长组石油的勘探开发有着实际意义，而且对于了解砂岩中高自然伽马砂岩的成因机理有着重要的理论意义。

1 高自然伽马砂岩定义

对陕北地区21口井长6段砂岩测井曲线及岩心特征进行了分析，发现该地区高伽马砂岩与一般砂岩不同，常常表现为与邻近泥岩层相近的自然伽马测井数值，单从自然伽马测井曲线上无法区分是砂岩还是泥岩段。在钻井取心观察上，高伽马砂岩与一般砂岩也很难区分，需要依靠测井资料才能将其深度段准确定出来。从自然伽马曲线形态及厚度上可分为2类(图1)：①薄层，厚度一般为0.2～0.9 m，平均为0.42 m，自然伽马曲线为高幅度尖峰状；②厚层，厚度一般为0.9～4.5 m，平均为2.29 m，自然伽马曲线呈高幅度锯齿状。

图1 陕北地区长6段高伽马砂岩示意图

究竟砂岩自然伽马数值达到多少才可定义为高伽马砂岩，目前还没有明确的限定。本文在砂岩泥质含量计算基础之上，提出了高伽马砂岩定义界限。在利用测井资料计算泥质含量时通常会用下式

wsh=(2C×I-1)/( 2C-1)

式中：wsh为泥质含量；I为泥质含量指数；C为希尔奇指数，是与地层有关的经验系数，C=2.0。

泥质含量指数可由I=(GR-GRmin)/(GRmax-GRmin)计算得到。将wsh=50%代入泥质含量计算公式，计算出当泥质含量(质量分数)等于50%时，I=66%，也就是图1中ΔGRh/ΔGRn=66%。从图1中可以看出，当ΔGRh/ΔGRn>66%时，很容易错误地将图1砂岩中的小段划分为泥岩层段，但实际上为砂岩；因此，本文将泥质含量指数ΔGRh/ΔGRn>66%且有一定储集能力的砂岩定义为高伽马砂岩。

2 地球化学特征

本文分析了具有代表性的13个岩样的主元素、痕量与稀土元素含量，共涉及46个元素；此外，还对一些岩样磨制了电子探针片，做了电子探针面扫描和微区元素分析，寻找并分析了高伽马砂岩中的放射性矿物。实验测试使用等离子体光谱仪ICP和等离子体质谱仪ICP-MS，实验条件：温度19℃，湿度50%，由西安地质矿产研究所实验测试中心完成测试工作。

2.1 主元素特征

与邻近常规砂岩相比，高伽马砂岩的主元素主要表现为Fe2O3、TiO2、P2O5含量明显增加，其中Fe2O3平均质量分数为0.75%，是邻近常规砂岩0.36%的2.11倍；TiO2平均质量分数为0.77%，是邻近常规砂岩0.40%的1.95倍；P2O5平均质量分数为0.27%，是邻近常规砂岩0.14%的2.02倍。FeO、CaO、MgO、K2O、MnO含量有所增加，这些化合物一般是邻近常规砂岩的1.20～1.30倍，例如，高伽马砂岩FeO平均质量分数为4.48%，是邻近常规砂岩3.72%的1.20倍。Al2O3、Na2O含量变化不明显，高伽马砂岩Al2O3平均质量分数为15.1%，邻近常规砂岩为14.8%。SiO2的含量有所减少，例如，高伽马砂岩SiO2平均质量分数为64.94%，邻近常规砂岩为67.54%。

由于缺乏详尽的资料,加之在北朝文学研究中对北朝乐府诗的轻视，导致乐府诗的研究成果有限。现存北朝乐府诗大多保存在宋代郭茂倩编的《乐府诗集·横吹曲辞》的《梁鼓角横吹曲》中，宋人郭茂倩《乐府诗集》：“横吹曲，其始亦谓之鼓吹，马上奏之，盖军中之乐也。北狄诸国，皆马上作乐，故自汉以来，北狄乐总归鼓吹署。其后分为二部，有箫笳者为鼓吹，用之朝会、道路，亦以给赐。汉武帝时，南越七郡，皆给鼓吹是也。有鼓角者为横吹，用之军中，马上所奏者是也。”[1]从中得知横吹曲是由演奏的乐器与演奏的性质而定的。此外在《杂曲歌辞》和《杂歌谣辞》中也存有部分北朝民歌，总计 70首左右。

2.2 稀土元素特征

高伽马砂岩稀土元素含量整体上比邻近常规砂岩高一些，高伽马砂岩∑REE平均质量分数为263.94×10-6，是邻近常规砂岩133.17×10-6的1.98倍。单个元素也呈增加趋势，一般为邻近常规砂岩的1.53～2.09倍，其中，Ce、Nd、Pr、Sm、Yb、Lu含量增加明显。高伽马砂岩Ce平均质量分数为108.57×10-6，是邻近常规砂岩53.80×10-6的2.02倍；Nd平均质量分数为45.53×10-6，是邻近常规砂岩21.80×10-6的2.09倍；Lu平均质量分数为0.283×10-6，是邻近常规砂岩0.140×10-6的2.02倍。高伽马砂岩LREE的质量分数为230.87×10-6，HREE的质量分数为33.07×10-6，wLREE/wHREE为6.98;邻近常规砂岩LREE的质量分数为115.28×10-6，HREE的质量分数为17.89×10-6，wLREE/wHREE为6.44。轻重稀土含量及比值表明，高伽马砂岩更富集轻稀土元素。泥岩LREE的质量分数为171.56×10-6，HREE的质量分数为41.39×10-6，wLREE/wHREE为4.14。泥岩整体上稀土元素含量高，其中重稀土元素含量比起高伽马砂岩及常规砂岩要高一些。高伽马砂岩、邻近常规砂岩、泥岩的δEu分别为0.76, 0.98, 0.71。高伽马砂岩Eu有弱的亏损，泥岩亏损程度较高伽马砂岩大一些，常规砂岩δEu变化不明显。高伽马砂岩、邻近常规砂岩、泥岩的δCe无明显变化，介于0.97～1.01。

本文采用Taylor(1985)推荐的球粒陨石标准化，分别作了黄81、安98井长6段高伽马砂岩、常规砂岩、泥岩、钙质砂岩的稀土分配图(图2)，高伽马砂岩、邻近常规砂岩、邻近泥岩稀土分布图均表现为LREE曲线段陡，HREE曲线段平缓，整个呈右倾形，说明三者有一定的亲缘性；但高伽马砂岩稀土曲线整体在常规砂岩、钙质砂岩上方，在泥岩下方。钙质砂岩LREE曲线段也较陡一些，但HREE曲线段更加平缓一些，钙质砂岩的δEu为1.09，Eu有微弱的富集，这与钙质砂岩在成岩过程中有较大的变化密切相关。

2.3 痕量元素特征

在分析的21项痕量元素中，高伽马砂岩的Zr、Hf、U、Ta、Nb、Zn、Cu、Ni、V、Sc、Th等11个元素含量较常规砂岩上升明显，是常规砂岩的1.51～3.61倍。高伽马砂岩Zr平均质量分数为409.67×10-6，是邻近常规砂岩113.50×10-6的3.61倍；Hf平均质量分数为9.71×10-6，是邻近常规砂岩2.77×10-6的3.51倍；Th平均质量分数为15.92×10-6，是邻近常规砂岩5.93×10-6的2.68倍；U平均质量分数为2.71×10-6，是邻近常规砂岩1.20×10-6的2.26倍。高伽马砂岩Ta、Nb的含量分别是邻近常规砂岩的1.98倍、1.95倍，Zn是邻近常规砂岩的1.86倍，Ni、Cu分别是邻近常规砂岩的1.62倍、1.54倍，V、Sc分别是邻近常规砂岩的1.51倍、1.56倍。高伽马砂岩Co、Sr、Be、Ga含量比邻近常规砂岩略有上升，是常规砂岩的1.14～1.17倍；Li、Rb、Cs、Ba含量变化不大。高伽马砂岩只有Cr、Pb含量比邻近常规砂岩略有下降，例如，高伽马砂岩Cr平均质量分数为110.23×10-6，而邻近常规砂岩为152.10×10-6。

对稀土元素采用Sun and McDonough (1989)推荐的原始地幔标准化，做出了各岩样痕量元素分布图(图3)。从图中可以看出高伽马砂岩、常规砂岩、泥岩痕量元素的变化趋势较为一致；而钙质砂岩与高伽马砂岩、常规砂岩、泥岩相比，Sr元素明显富集。高伽马砂岩的Th、U、Pb、La、Nd、Zr、Hf元素出现明显峰值，Nb、Ta、Sr、Sm元素出现低谷，而且除了Pb元素外，高伽马砂岩大多数元素标准化后的数据比邻近常规砂岩高一些，尤其是Th、U、Zr、Hf上升明显。

图2 黄81、安98井高伽马砂岩、常规砂岩、钙质砂岩、泥岩稀土元素球粒陨石标准化分布图

图3 黄81、安98井高伽马砂岩、常规砂岩、钙质砂岩、泥岩痕量元素蛛网图

2.4 能谱测井U、Th、K元素特征

高伽马砂岩能谱测井Th的质量分数平均值为16.18×10-6，邻近常规砂岩为8.07×10-6，上升幅度为101%；高伽马砂岩U的质量分数平均值为3.12×10-6，邻近常规砂岩为2.09×10-6，上升幅度为49.2%；高伽马砂岩K的质量分数平均值为2.43%，邻近常规砂岩为2.06%，上升幅度为18%。

2.5 电子探针微区元素特征

对一些岩样做了电子探针面扫描和微区矿物元素分析，在高倍放大的电子探针背散射图像下，寻找了可能的放射性矿物，发现含有放射性元素的物质主要有独居石、金红石、铁泥质黏土、钾长石、锆石、磷灰石、黑云母及钠长石，分析了这些放射性物质的成分及含量(表1)。研究表明，陕北地区长6段高伽马砂岩的放射性Th元素主要存在于独居石、金红石、铁泥质黏土、钾长石、部分锆石、磷灰石、黑云母及岩屑中；放射性U元素主要存在于大多数锆石、部分磷灰石、黑云母及含镁方解石中；放射性K元素主要存在于钾长石、黑云母、金红石、铁泥质黏土、部分钠长石及岩屑中。下面主要对高伽马砂岩中独居石、金红石、铁泥质黏土、钾长石、锆石、黑云母的组成做进一步分析。

a.独居石。高伽马储层独居石中主要元素有Ce、La、P、Nd、Sm、Pr、Ag，还含有一定量的Th、Hf、Y、Fe、Ca、Ga、Si。例如，黄81井长6段高伽马砂岩中独居石中Th的质量分数达到了1110×10-6，其组成(质量分数)为：SiO20.34%, Ga2O30.38%, Ce2O331.87%, CaO 0.35%, Nd2O3电子探针仪型号:JXA-8100; 实验条件：电压15 kV，束流1×10-8A，温度20℃，湿度32%。由西安地质矿产研究所实验测试中心完成测试工作。12.66%, FeO 0.29%, Sm2O32.17%, HfO20.17%, La2O315.25%, P2O528.76%, ThO20.11%, Y2O30.47%, Pr2O38.72%(表1)。在长6段高伽马砂岩中发现有较多的自生独居石，主要呈长条形、不规则—次圆形状，多数呈不规则—次圆形的集合体，单个独居石颗粒大小不一，以分布于碎屑颗粒之间填隙物和颗粒中两种形式出现，较常见的是分布于铁泥质黏土、黑云母、长石边缘孔隙中的独居石。相关研究资料表明，岩浆成因独居石一般呈柱状、近等轴状或浑圆状晶形，其中Y、U、Th含量较高( Th的质量分数在3%～7%以上)，相对富含重稀土元素，La 和Ce的含量低，La的质量分数一般为4%～13%，Ce一般为 18%～28%。热液成因独居石一般呈粒状，多呈自形—半自形，晶形细小，表面可能会有溶蚀，出现棱圆化、港湾状结构等外形，典型特征是在小区域内由5～20个成簇，或者以更多颗粒的不规则集合体形态存在，其中Y、U、Th 的含量较低( Th的质量分数通常<1%)，相对富含轻稀土元素，La 和Ce 含量高，La质量分数一般为12%～18%，Ce一般>28%，P2O5含量要略高于岩浆独居石[3-6]。鄂尔多斯盆地中部地区长6段高伽马砂岩中独居石形态、赋存特征及元素含量与热液成因的自生独居石很相似。

表1 高伽马砂岩部分放射性物质成分(w/%)

b.金红石。在长6段高伽马砂岩中还发现有较多的金红石。金红石中主要元素为Ti，还含有少量的Si、Al、Ca、Zn、Fe、Na和痕量的Th、K。例如，黄81井长6段高伽马砂岩中金红石中Th的质量分数为210×10-6，金红石各组分含量见表1。单个金红石呈不规则状，颗粒大小不一，有单独存在的金红石，也有呈集合体存在的；或分布于长石或石英颗粒边缘，呈环边形式存在；或分布于铁泥质黏土之中；或分布于黑云母之中，以及以集合体的形式存在于颗粒边缘溶蚀带中。在金红石较多的岩样中，常见有自生绿泥石。典型的热液金红石一般呈针状、网状分布于黑云母、角闪石解理及蚀变边上，与其共生的矿物主要有绿泥石、斜长石、磷灰石、方解石、白云石、黑云母、榍石及白云母等热液矿物，金红石容易被热液矿物交代呈筛状或港湾状[7]。热水成因的金红石也在川东北长兴组碳酸盐岩中被发现[8]。鄂尔多斯盆地中部长6段高伽马砂岩中金红石的形态及赋存特征与热液金红石相似，其形成可能与热液活动有关。

c.铁泥质黏土。铁泥质黏土中可见有颗粒大小不一的独居石、金红石及少量锆石、小颗粒的磷灰石，铁泥质黏土充填于颗粒之间，成分复杂，主要元素为Mg、Al、Si、Fe及少量K、Ca、Ti、Mn、Na，还有痕量的Cr、Th。其中Fe的质量分数在26.5%～35.6%，Mg在9.8%～15.8%， Al在16.5%～22.0%， Si在25.5%～30.1%(表1)。

d.钾长石。钾长石中主要元素有Si、Al、K和少量Na、Fe，还有痕量的Th、Ca元素。例如，高13井长6段高伽马砂岩中，钾长石中K的质量分数为15.76%，Th为50×10-6。钾长石各组分含量见表1。

e.锆石。锆石中主要元素有Zr、Si和痕量的U、Th、Hf、Nd。例如，高13井长6段高伽马砂岩中锆石组成(质量分数)为：SiO234.3%, Al2O318.58%, ZrO258.37%, FeO 0.01%, UO20.02%, HfO20.45%, Nb2O50.22%(表1)。

f.黑云母。黑云母中主要元素有Si、Al、Fe、Mg、K、Ti，还有痕量的U、Th、Mn、Cr、Na、Ca、V。例如，高13井长6段高伽马砂岩中黑云母组成(质量分数)为：Na2O 0.03%, MgO 21.61%, Al2O316.74%, SiO233.39%, FeO 17.75%, CaO 0.08%, TiO23.50%, K2O 4.19%, Cr2O30.28%, MnO 0.08%, V2O50.11%, UO20.22%(表1)。部分形态上类似黑云母的物质主要元素为Mg、Al、Si、Fe及少量K， K的质量分数一般<0.4%，这些物质可能为发生蚀变后的黑云母。

3 高伽马砂岩成因探讨

孙佩等对鄂尔多斯盆地高伽马砂岩的研究认为，高自然伽马砂岩具相对高的自然伽马值、高声波时差、低电阻率值等测井特征，与凝灰岩测井曲线特征相似，延长组高自然伽马砂岩可能为同沉积期或较先期沉积的凝灰岩经搬运后，作为砂岩组成部分再沉积形成的[2]。本文研究认为，火山凝灰岩会对高伽马砂岩有一定的影响，但不是其形成的主要因素。主要原因有：①地球化学特征的差异。鄂尔多斯盆地延长组火山灰沉积物的稀土元素呈右倾型分布特征，wLREE/wHREE数值高，平均为11.60，有明显Eu负异常，δEu平均为0.48，凝灰岩wLa/wSm平均为4.52，wCo/wNi平均为0.98，wZr/wHf平均为32.13[9]。虽然高伽马砂岩的稀土分布也呈右倾形，但wLREE/wHREE相对于凝灰岩较小，平均为6.98，Eu有弱的亏损，δEu平均为0.76 ，一些痕量元素比值相差较大，如高伽马砂岩wLa/wSm平均为7.56，wCo/wNi平均为0.33，wZr/wHf平均为42.19，与火山灰蚀变黏土岩的wZr/wHf值(32.6)相差较远。②尽管陕北地区长6段一些高伽马砂岩在薄片观察中见有凝灰质胶结物及凝灰岩碎屑，一些砂岩中的火山灰物质也发生了碱性溶蚀作用，形成了一些绿泥石黏土矿物[10]，但多数的高伽马砂岩中未见凝灰物质的存在。例如，黄81井长6段高伽马砂岩薄片主要特征为粒度细，黏土杂基含量高，自生高岭石胶结为主，并见钙质胶结，塑性岩屑假杂基化较多。

图4 鄂尔多斯盆地周缘、基底断裂及长6段高伽马砂岩分布图

鄂尔多斯盆地延长组物源研究结果表明，延长组物源主要来自盆地的四周，可划分出5个物源方向， 即东北、东、南、西南和西北方向，其中东北、西南和西北物源是主要物源方向[11-15]。本文研究认为，高伽马砂岩与来自于盆地东北方向的物源有一定的亲缘性，但物源不是高伽马砂岩形成的主要控制因素。主要原因有：①地球化学特征的相似性。对鄂尔多斯盆地东北缘大青山太古代及早元古代变质岩的稀土元素特征的研究表明，这些变质岩的稀土分配形式表现为LREE曲线段陡，HREE曲线段平缓，整个曲线呈右倾形，Eu有弱的亏损，δEu值为0.70～0.81，wLREE/wHREE值为3.35～4.23，轻重稀土分馏较明显[16,17]。这些特征不仅与陕北吴起、志丹、定边地区泥岩样品稀土元素特征较为一致[17]，而且与本文所取岩样分析结果接近。本文所取的长6段高伽马砂岩、邻近常规砂岩、邻近泥岩稀土分配形式也均表现为LREE曲线段陡、HREE曲线段平缓，整个呈右倾形，三者有一定的亲缘性；高伽马砂岩δEu为0.76，Eu也有弱的亏损，wLREE/wHREE为6.98，轻重稀土分馏明显。而鄂尔多斯盆地西北缘阿拉善古陆左旗花岗片麻岩及大武口斜长片麻岩地球化学特征为：LREE曲线段陡、HREE曲线段平缓，也呈右倾形，但Eu有微弱的富集，δEu平均为1.10，wLREE/wHREE=10.8[17]，与本文岩样分析的稀土元素特征差异较大。② 高伽马砂岩的分布与物源有较好的一致性。从图4上可以看出，长6段高伽马砂岩主要分布在盆地中部偏南地区，这一区域东至陕西吴堡，西达甘肃环县山城，北到陕西榆林，南抵陕西富县，在陕北靖边、吴起、安塞地区长6段高伽马砂岩层数多，其次为宁夏盐池、陕西定边、白豹地区，这些地区的沉积物主要受东北物源控制；而盆地南部及西南部的甘肃西峰、合水、宁县、演武、镇原地区高伽马砂岩不发育，这些地区的沉积物主要受西南物源控制[18,19]。东北方向物源可能提供了高伽马砂岩的物质基础，在高伽马砂岩的碎屑颗粒之中也发现有放射性的矿物，如独居石、锆石等，这些物源区的放射性元素可能在地下热液的作用下活化、迁移和聚集，进一步形成高伽马砂岩；但也不能排除地下热液携带一些放射性元素到长6段砂岩中的可能性。然而，如果高伽马砂岩完全受控于东北方向物源，那么在东北物源控制范围内应该为单一的高伽马砂岩；但实际情况是高伽马与常规砂岩在纵向上彼此叠置，共同存在。因此，综合分析认为高伽马砂岩与来自于盆地东北方向的物源有一定的亲缘性，但物源对高伽马砂岩形成的影响程度还值得进一步研究。

尽管鄂尔多斯盆地被认为是稳定的克拉通盆地，但近些年来，鄂尔多斯盆地的热液活动越来越受到许多研究者的关注[20,21]，而且盆地也具备热液活动的一些条件：①盆地内基底断裂发育[22-24](图4)，这些基底断裂的隐性活动会产生裂隙和断层，为深部热流体运移提供通道。②鄂尔多斯盆地周缘是地震多发地带，盆地内地震活动虽然相对较弱，但5级以上地震时有发生。兰州地震研究所相关资料表明，自公元1448年以来鄂尔多斯盆地及周缘发生5级以上地震达32次之多。地震是断裂现代活动的集中反映，断裂活动为深部流体的上涌提供了非常有利的条件[25]。③盆地内部及边缘存在有壳内高导层[26,27]，反映了地壳深部流体的存在与活动[28]。如果存在断裂、裂隙等必要的构造条件，深部流体就有可能会向上运移。陕北地区长6段高伽马砂岩的地球化学特征显示，该类砂岩在形成过程中可能有热液活动参与，主要表现在：在分析的46个元素中，有Fe、Ti、P、Mg、K、Ca、Mn等7个主元素，Zr、Hf、U、Ta、Nb、Zn、Cu、Ni、V、Sc、Th、Co、Sr、Be、Ga等15个痕量元素，La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、Y等15个稀土元素含量与邻近常规砂岩相比有所增加，Zr、Hf、Th、U、Ta、Nb、Zn、Cu、Ni、V、Sc、Ce、Pr、Nd、Sm、Yb、Lu、Fe、Ti、P等20个元素含量较常规砂岩上升明显，是邻近常规砂岩的1.51～3.61倍。Simoneit研究了加利福尼亚湾古亚依马斯盆地热液流体中Fe、Zn、Cu、Mn等元素在通过沉积物以后的变化，当这些元素通过沉积物以后，热液中Fe、Zn、Cu、Mn含量降低了2%～20%，这些元素分散到了沉积物当中，使沉积物中这些元素的含量有所增加[29]。金之钧等研究了塔里木盆地热液活动地球化学特征及其对砂岩的影响，研究结果表明热液作用使区域碳酸盐岩成分发生了明显的变化，主要表现为Fe、Mn元素的显著增加[30]。东营凹陷第三系有热液流体活动的泥岩和砂岩中微量元素Zn、V、Cu、Co、Ni有高的异常值[31]，砂岩中Zn的平均质量分数为121.9×10-6，V为37.8×10-6。如前所述，陕北地区长6段高伽马砂岩的Fe、Zn、Cu、Mn、Co、Ni、V含量都比邻近常规砂岩高，Fe含量是邻近常规砂岩的1.28倍，Zn含量是邻近常规砂岩的1.86倍；在与东营凹陷第三系砂岩对比中，高伽马砂岩Zn、V的含量更高一些，Zn的平均质量分数为158.3×10-6，V为74.5×10-6。张文正等认为鄂尔多斯盆地长7段烃源岩沉积时湖盆底部有热水活动的参与[21]。热水活动是造成长7段优质烃源岩中Cu、U、Mo等微量元素富集的重要因素。由于热水在湖泊中的对流以及与沉积物和生物的相互作用，热水中往往含有丰富的P、Cu、Fe、Mo、V等生命营养元素，长6段高伽马砂岩中P2O5平均质量分数为0.273%，是邻近常规砂岩0.135%的2.02倍，高伽马砂岩P元素的相对富集也可能与热水活动有关。

鄂尔多斯盆地已发现有铀矿物的存在，秦艳等研究了长7段油页岩中的铀矿物，认为随着油页岩中有机碳含量的升高，铀含量有上升的趋势，铀矿的富集可能有深部热液活动的参与[32]。柳益群等分析了鄂尔多斯盆地北部东胜地区的侏罗系砂岩型铀矿，研究结果显示该地区砂岩型铀矿属于与油气还原作用有关的低温热液铀矿床[20]。杨晓勇等对鄂尔多斯盆地北部含铀砂岩碳酸盐胶结物的碳氧同位素分析认为，来自深部热液的渗滤作用，可能促成地层中铀元素形成络合物运移和聚集，是砂岩型铀矿形成与运移的主要机制[33]。朱西养等研究了盆地北部东胜砂岩铀矿地球化学特征，结果表明该矿床具外生和深源双重性质，深部热流体在铀成藏成矿中具有重要作用。该铀矿伴生元素组合与新疆伊犁层间氧化带型砂岩铀矿既有相同之处(都伴生Mo、Se、Ge)，又存在较大差异(前者伴生Zr、Ba、Hf和Au)。Zr、Hf为高场强亲地幔元素，其富集主要由内生地质作用驱动，多数为内生深源成因。稀土元素特征为LREE富集，HREE亏损，LREE、HREE分异程度高，总体呈右翼下沉、左翼上扬的不对称燕式[34]。鄂尔多斯盆地长6段高伽马砂岩的Th、U、K含量比邻近常规砂岩都有所上升，而且Th、Zr、Hf含量上升显著，Th平均含量是邻近常规砂岩的2.68倍，U平均含量是邻近常规砂岩的2.26倍，Zr平均含量是邻近常规砂岩的3.61倍，Hf平均含量是邻近常规砂岩的3.51倍，LREE、HREE分异程度较高，稀土分配曲线呈右倾型，这些地球化学特征与东胜砂岩型铀矿相似。盆地北部东胜砂岩铀矿具外生和深源双重性质，因此，可以认为陕北地区长6段高伽马砂岩在形成时也可能有热液活动的参与。此外，在鄂尔多斯盆地中部长6段高伽马砂岩还发育有独居石、金红石、闪锌矿、黄铁矿、钛铁矿、黄铜矿、方铅矿、磁铁矿、银矿、绿泥石、方解石、磷灰石、石盐、重晶石等热液矿物，其中独居石、金红石、闪锌矿、黄铁矿、钛铁矿、方铅矿较其他矿物常见。上述一些热液矿物在中国其他一些含油气盆地中也有发现[30,35,36]。

综合以上分析认为，陕北地区长6段高伽马砂岩在形成过程中火山凝灰岩的影响是次要的，该类砂岩与来自于盆地东北方向的物源有一定的亲缘性；但该方向上的物源不是高伽马砂岩形成的主要控制因素，热液活动可能对高伽马砂岩的形成有着重要的影响。鄂尔多斯盆地内部有过多期构造活动及构造热事件[37,38]，孙少华等、高峰等认为盆地在早中生代以来，至少经历了4次较为明显的构造热事件[39,40]。赵文智等认为鄂尔多斯盆地占重要地位的三叠系、侏罗系油田主要分布在陇东—靖边、安塞这一宽近千米、长300余千米的北东向带状区域内，这可能与北东向基底断裂在中生代的构造活动有关，不能排除有深部物质在油气藏形成与演化中发挥的作用[41]。陕北地区长6段高伽马砂岩发育区域，盆地基底断裂带发育，主要发育4条北东向断裂、1条东西向断裂(图4)。构造活动使鄂尔多斯盆地基底断裂带活动。在构造活动较强的地带，会发育有裂隙和断层，深部流体也相对活跃，裂隙和断层为深部热流体运移提供了通道。相关的研究资料也表明，陕北地区长6段无论是在野外露头，还是在钻井岩心中，都见有多期的构造裂缝[42,43]。深部热流体沿着断裂带和裂缝运移至延长组。由于延长组裂缝的发育程度及热液活动强弱不同，所以热液活动在横向上的影响范围也有限，多期次强度不同的构造活动及构造热事件就可能会形成多期的热液活动。热液活动可能给延长组带来了一些含有放射性元素的物质，同时也促使了地层中有机质的成熟，有利于鄂尔多斯盆地油气大面积成藏。

4 结 论

a.高伽马砂岩中Th、U、K放射性元素含量比常规砂岩都高，其中Th含量上升最为显著，主要存在于独居石、金红石、铁泥质黏土、钾长石、部分锆石、磷灰石、黑云母及岩屑中；U主要存在于大多数的锆石、部分磷灰石、黑云母及含镁方解石中；K主要存在于钾长石、黑云母、金红石、铁泥质黏土、部分钠长石及岩屑中。

b.高伽马砂岩地球化学特征显示，火山凝灰岩对高伽马砂岩的影响是次要的，高伽马砂岩与来自于盆地东北方向的物源有一定的亲缘性，但物源不是高伽马砂岩形成的主要控制因素。热液活动可能对高伽马砂岩的形成有着重要的影响。构造活动使鄂尔多斯盆地基底断裂带活动，多期强度不同的构造活动使地层深部热液流体沿着断裂带和裂缝运移至延长组，形成了长6段的高伽马砂岩。

[1] 李高仁,郭清娅,石玉江,等.鄂尔多斯盆地高自然伽马砂岩识别研究[J].测井技术, 2006.30(6):511-515.

Li G R, Guo Q Y, Shi Y J,etal. Identification of high gamma ray reservoir in Ordos Basin[J]. Well Logging Technology, 2006, 30(6): 511-515. (In Chinese)

[2] 孙佩,张小莉,郭兰,等.相对高放射性砂岩成因及储集性能定性评价——以鄂尔多斯盆地志丹油田长6油层组为例[J].西安石油大学学报:自然科学版,2010,25(2):18-22.

Sun P, Zhang X L, Guo L,etal. Genesis of the sandstone with higher radioactivity and the qualitative evaluation of its reservoir property: taking Chang 6 oil-bearing strata in Zhidan Oil field, Ordos Basin as an example[J]. Journal of Xi′an Shiyou University (Natural Science Edition), 2010, 25(2): 18-22. (In Chinese)

[3] 邱昆峰,杨立强.独居石成因特征与U-Th-Pb定年及三江特提斯构造演化研究例析[J].岩石学报,2011,27(9):2721-2732.

Qiu K F, Yang L Q. Genetic feature of monazite and its U-Th-Pb dating: Critical considerations on the tectonic evolution of Sanjiang Tethys[J]. Acta Petrologica Sinica, 2011, 27(9): 2721-2732. (In Chinese)

[4] 吴大清,林传易,王一先,等.独居石、磷钇矿显微阴极射线发光研究[J].矿物学报,1993,13(2):137-141.

Wu D Q, Lin C Y, Wang Y X,etal. A anodoluminescence study of monazite and xenotime[J]. Acta Mineralogica Sinica, 1993, 13(2): 137-141. (In Chinese)

[5] 洪文兴,朱祥坤.独居石微粒微区成分分布的研究[J].高校地质学报,2000,6(2):167-172.

Hong W X, Zhu X K. A microanalysis study on monazite composition distribution [J]. Geological Journal of China University, 2000, 6(2): 167-172. (In Chinese)

[6] 陈益平,潘家永,胡凯,等,贵州遵义镍-钼富集层中独居石的发现及成因意义[J].矿物岩石学杂志,2007,26(4):340-344.

Chen Y P, Pan J Y, Hu K,etal. Discovery of monazite in the Ni-Mo sulfide layer of Zunyi, Guizhou Province, and its genetic significance[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 2007, 26(4): 340-344. (In Chinese)

[7] 蔡剑辉,王立本,李锦平.不同产状和成因类型的金红石矿物学特征及其研究意义[J].矿床地质,2008,27(4):531-538.

Cai J H, Wang L B, Li J P. Mineralogical features of rutiles of different modes of occurrence and genetic types and their research significance [J]. Mineral Deposits, 2008, 27(4): 531-538. (In Chinese)

[8] 刘欣,傅恒,李仲东,等.川东北地区长兴组-飞仙关组中金红石和菱锶矿的发现及成因解释[J].成都理工大学学报:自然科学版,2011,38(3):321-327.

Liu X, Fu H, Li Z D,etal. Discovery and origin explanation of rutile and strontianite of Changxing-Feixianguan Formation in the northeast of Sichuan[J]. Journal of Chengdou University of Technology (Science & Technology Edition), 2011,38(3): 321-327. (In Chinese)

[9] 邱欣卫,刘池洋,毛光周,等.鄂尔多斯盆地延长组火山灰沉积物岩石地球化学特征[J].地球科学:中国地质大学学报, 2011,36(1):139-148.

Qiu X W, Liu C Y, Mao G Z,etal. Petrological-geochemical characteristics of volcanic ash sediments in Yanchang Formation in Ordos Basin[J]. Earth Science: Journal of China University of Geosciences, 2011, 36(1): 139-148. (In Chinese)

[10] 田建锋,刘池洋,王桂成,等.鄂尔多斯盆地三叠系延长组砂岩的碱性溶蚀作用[J].地球科学:中国地质大学学报, 2011,36(1):103-109.

Tian J F, Liu C Y, Wang G C,etal. Alkaline dissolution of sandstone in the Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin[J]. Earth Science Journal of China University of Geosciences, 2011, 36(1): 103-109. (In Chinese)

[11] 陈蓉,王峰,田景春.鄂尔多斯盆地中西部延长组碎屑岩物源分析及砂岩特征[J].沉积与特提斯地质,2009,29(1):21-26.

Chen R, Wang F, Tian J C. Provenance analysis and reservoirs characteristics of the clastic rocks from the Yangchang Formationin west central Ordos Basin [J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2009, 29(1): 21-26. (In Chinese)

[12] 吕强,赵俊兴,陈洪德,等.鄂尔多斯盆地南部中生界延长组物源与盆地底形分析[J].成都理工大学学报:自然科学版, 2008,35(6):611-615.

Lyu Q, Zhao J X, Chen H D,etal. Analysis of the provenance and basin bottom shape of Yanchang epoch of Mesozoic in Ordos Basin, China[J]. Journal of Chengdou University of Technology (Science & Technology Edition), 2008, 35(6): 611-615. (In Chinese)

[13] 陈飞,樊太亮,高志前,等.鄂尔多斯盆地南部上三叠统延长组物源方向与沉积体系分析[J].西安石油大学学报:自然科学版,2009,24(6):24-28.

Chen F, Fan T L, Gao Z Q,etal. Analysis of the provenance direction and the depositional system s of Yanchang Formation of Upper Triassic in the southern Ordos Basin[J]. Journal of Xi′an Shi you University (Natural Science Edition), 2009, 24(6): 24-28. (In Chinese)

[14] 魏斌,魏红红,陈全红,等.鄂尔多斯盆地上三叠统延长组物源分析[J].西北大学学报:自然科学版,2003,33(4):447-450.

Wei B, Wei H H, Chen Q H,etal. Sediment provenance analysis of Yanchang Formation in Ordos Basin[J]. Journal of Northwest University (Natural Science Edition), 2003, 33(4): 447-450. (In Chinese)

[15] 聂永生,田景春,夏青松,等.鄂尔多斯盆地白豹-姬源地区上三叠统延长组物源分析[J].油气地质与采收率, 2004, 11(5): 4-6.

Nie Y S, Tian J C, Xia Q S,etal. Source analysis of Yanchang formation in Baibao-Jiyuan region, Ordos Basin[J]. Petroleum Geology and Recovery Efficiency, 2004, 11(5): 4-6. (In Chinese)

[16] 宋凯,吕剑文,杜金良,等.鄂尔多斯盆地中部上三叠统延长组物源方向分析与三角洲沉积体系[J].古地理学报, 2002,4(3):59-65.

Song K, Lyu J W, Du J L,etal. Source direction analysis and delta depositional systems of Yanchang Formation of the Upper Triassic in the central Ordos Basin[J]. Journal of Palaeogeography, 2002, 4(3): 59-65. (In Chinese)

[17] 王若谷.鄂尔多斯盆地三叠系延长组长6-长7油层组沉积体系研究[D].西安：西北大学档案馆,2010.

Wang R G. Depositional System of Chang 6-7 oil formation of the Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin[D]. Xi’an: The Archive of Northwest University of China, 2010. (In Chinese)

[18] 王峰,田景春,张锦泉,等.鄂尔多斯盆地中西部延长组长6油层组物源分析[J].沉积与特提斯地质,2006,26(3):26-29.

Wang F, Tian J C, Zhang J Q,etal. Provenance analysis of the Chang-6 pay sets of the Yanchang Formation in the west central parts of the Ordos Basin[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2006, 26(3): 26-29. (In Chinese)

[19] 罗静兰,李忠兴,史成恩,等.鄂尔多斯盆地西南部上三叠统延长组长8、长6油层组的沉积体系与物源方向[J].地质通报,2008,27(1):101-111.

Luo J L, Li Z X, Shi C E,etal. Depositional systems and provenance directions for the Chang 6 and Chang 8 reservoir groups of the Upper Triassic Yanchang Formation in the southwestern Ordos Basin, China[J]. Geological Bulletin of China, 2008, 27(1): 101-111. (In Chinese)

[20] 柳益群,冯乔,杨仁超,等.鄂尔多斯盆地东胜地区砂岩型铀矿成因探[J].地质学报,2006,80(5):761-766.

Liu Y Q, Feng Q, Yang R C,etal. Discussion on genesis of sandstone type uranium deposits in Dongsheng area, Ordos Basin[J]. Acta Geologica Sinica, 2006, 80(5): 761-766. (In Chinese)

[21] 张文正,杨华,解丽琴,等.湖底热水活动及其对优质烃源岩发育的影响——以鄂尔多斯盆地长7烃源岩为例[J].石油勘探与开发,2010,37(4):424-428.

Zhang W Z, Yang H, Xie L Q,etal. Lake bottom hydrothermal activities and their influences on the high-quality source rock development: A case from Chang7 source rocks in Ordos Basin[J]. Petroleum Exploration and Development, 2010, 37(4): 424-428. (In Chinese)

[22] 张抗.鄂尔多斯断块构造和资源[M].西安:陕西科学技术出版社,1989:l-394.

Zhang K. The structure of fault block and resources in Ordos Basin[M]. Xi’an: Shaanxi Science and Technology Press, 1989: l-394. (In Chinese)

[23] 赵重远,刘池洋.华北克拉通沉积盆地形成与演化及其油气赋存[M].西安:西北大学出版社,1990.

Zhao Z Y, Liu C Y. The formation and evolution of north China carton sedimentary basin and oil-gas distribution [M]. Xi’an: Northwest University Press, 1990. (In Chinese)

[24] 张进,马宗晋,任文军.鄂尔多斯西缘逆冲褶皱带构造特征及其南北差异的形成机制[J].地质学报,2004,78(5):600-611.

Zhang J, Ma Z J, Ren W J. Tectonic characteristics of the western Ordos thrust-fold belt and the causes for its north-south segmentation[J]. Acta Geologica Sinica, 2004, 78(5): 600-611. (In Chinese)

[25] 江娃利,肖振敏,谢新生.鄂尔多斯块体周边正倾滑活动断裂历史强震地表破裂分段[J].地震学报,2000,22(5):517-526.

Jiang W L, Xiao Z M, Xie X S. Segmentions of active normal dip-slip fault around Ordos block according to their surface ruptures in historical strong earthquakes [J]. Acta Seismologica Sinica, 2000, 22(5): 517-526. (In Chinese)

[26] 马杏垣,刘昌铨,刘国栋.江苏响水至内蒙古满都拉地学断面[J].地质学报,1991(3):199-215.

Ma X Y, Liu C Q, Liu G D. Jiangsu Xiangshui to Inner Mongolia Mandula geoscience transect[J]. Acta Geologica Sinica, 1991(3): 199-215. (In Chinese)

[27] 汤锡元,郭忠铭.陕甘宁盆地西缘逆冲推覆构造及油气勘探[M].西安:西北大学出版社,1992:1-156.

Tang X Y, Guo Z M. Thrust tectonics and oil gas exploration of Shan Ganning basin [M]. Xi’an: Northwestern University Press, 1992: 1-156. (In Chinese)

[28] 屈健鹏.鄂尔多斯块体西缘及西南缘深部电性结构与该区地质构造的关系[J].内陆地震,1998,12(4):312-319.

Qu J P. The Relation between deep-electrical structure of west and southwest margin of Ordos block and the geological structure in this area [J]. Inland Earthquake, 1998, 12(4): 312-319. (In Chinese)

[29] Simoneit.加里福尼亚湾古亚依玛斯盆地不成熟硅藻土沉积物中的热液石油[C]//中国科学院贵阳地球化学研究所国家开放实验室年报.贵阳:贵州人民出版社,1986: 464-501.

Simoneit. The hydrothermal petroleum in immature diatomaceous sediments in Guyayimans basin of California Bay[C]// China Academy of Guiyang Institute of Geochemistry, National Laboratory Report. Guiyang: Guizhou People's Publishing House, 1986: 464-501. (In Chinese)

[30] 金之钧,朱东亚,胡文王宣,等.塔里木盆地热液活动地质地球化学特征及其对砂岩影响[J].地质学报, 2006,80(2):245-252.

Jin Z J, Zhu D Y, Hu W X,etal. Geological and geochemical signatures of hydrothermal activity and their influence on carbonate reservoir beds in the Tarim Basin[J]. Acta Geologica Sinica, 2006, 80(2): 245-252. (In Chinese)

[31] 曾溅辉.东营凹陷热流体活动及其对水-岩相互作用的影响[J].地球科学:中国地质大学学报,2000,25(2):133-142.

Zeng J H. Thermal fluid activities and their effects on water rock interaction in Dongying sag [J]. Earth Science: Journal of China University of Geosciences, 2000, 25(2): 133-142. (In Chinese)

[32] 秦艳,张文正,彭平安,等.鄂尔多斯盆地延长组长7段富铀烃源岩的铀赋存状态与富集机理[J].岩石学报, 2009,25(10): 2469-2476.

Qin Y, Zhang W Z, Peng P A,etal. Occurrence and concentrantion of uranium in the hydro carbon source rocks of Chang 7 member of Yanchang Formation, Ordos Basin[J]. Aeta Petrologica sinica, 2009, 25(10): 2469-2476. (In Chinese)

[33] 杨晓勇,罗贤冬,凌明星.鄂尔多斯盆地含铀砂岩碳酸盐胶结物C-O同位素研究及地质意义[J].中国科学技术大学学报, 2007,37(8):979-984.

Yang X Y, Luo X D, Ling M X. C-O stable isotopes of carbonate from cements of U-bearing sandstones in Ordos Basin and their geological significance [J]. Journal of University of science and technology of China, 2007, 37(8): 979-984. (In Chinese)

[34] 朱西养,汪云亮,王志畅,等.东胜砂岩型铀矿微量元素地球化学特征初探[J].地质地球化学,2003,31(2):39-45.

Zhu X Y, Wang Y L, Wang Z C,etal. Trace element geochemistry of sandstone type uranium deposits in Dongsheng area[J]. Geology-Geochemistry, 2003, 31(2): 39-45. (In Chinese)

[35] 石兰亭,王斌婷,郑荣才,等,酒西盆地深部热液活动与油气成因[J].新疆石油地质,2008,29(2):152-154.

Shi L T, Wang B T, Zheng R C,etal. Deep hydrothermal activity vs petroleum origin in Jiuxi basin[J]. Xinjiang Petroleum Geology, 2008, 29(2): 152-154. (In Chinese)

[36] 岳伏生,张景廉,杜乐天.济阳坳陷深部热液活动与成岩成矿[J].石油勘探与开发,2003,30(4):29-31.

Yue F S, Zhang J L, Du L T. The hydrothermal process and origin of illitation deeply in the Jiyang Depression[J]. Petroleum Exploration and Development, 2003, 30(4): 29-31. (In Chinese)

[37] 任战利.利用磷灰石裂变径迹法研究鄂尔多斯盆地地热史[J].地球化学学报,1995,38(3):339-349.

Ren Z L. Thermal history of the Ordos Basin assessed by apatite fission track analysis [J]. Acta Geophysica Sinica, 1995, 38(3): 339-349. (In Chinese)

[38] 赵孟为,Behr H J.鄂尔多斯盆地三叠系镜质体反射率与热史[J].石油学报,1996,17(2):15-23.

Zhao M W, Behr H J. Vitrinite reflectance in Triassic with relation to geothermal history of Ordos Basin[J]. Acta Petrolei Sinica, 1996, 17(2): 15-23. (In Chinese)

[39] 孙少华,李小明,龚革联.鄂尔多斯盆地构造热事件研究[J].科学通报,1997,42(3):306-309.

Sun S H, Li X M, Gong G L. The tectonic thermal event study in Ordos Basin[J]. Chinese Science Bulletin, 1997, 42(3): 306-309. (In Chinese)

[40] 高峰,王岳军,刘顺生,等.利用磷灰石裂变径迹研究鄂尔多斯盆地西缘热历史[J].大地构造与成矿学,2000,24(l):87-91.

Gao F, Wang Y J, Liu S S,etal. Thermal history study in the west of Ordos Basin using apatite fission track analysis[J]. Tectonics and Metallogeny, 2000, 24(1): 87-91. (In Chinese)

[41] 赵文智,胡素云,王泽成,等.鄂尔多斯盆地基底断裂在上三叠统延长组石油聚集中的控制作用[J].石油勘探与开发, 2003,30(5):1-5.

Zhao W Z, Hu S Y, Wang Z C,etal. Key role of basement fault control on oil accumulation of Yanchang Formation, Upper Triassic, Ordos Basin[J]. Petroleum Exploration and Development, 2003, 30(5): 1-5. (In Chinese)

[42] 曾联波,李忠兴,史成恩,等.鄂尔多斯盆地上三叠统延长组特低渗透砂岩砂岩裂缝特征及成因[J].地质学报, 2007,81(2):174-179.

Zeng L B, Li Z X, Shi C E,etal. Characteristics and origin of fractures in the extra low-permeability sandstone reservoirs of the Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin[J]. Acta Geologica Sinica, 2007, 81(2): 174-179. (In Chinese)

[43] 张莉.陕甘宁盆地砂岩裂缝特征及形成的构造应力场分析[J].地质科技情报,2003,22(2):21-24.

Zhang L. Characteristics of reservoir fracture and the analysis of stress field in Shaanxi-Gansu-Ningxia basin [J]. Geological Science and Technology Information, 2003, 22(2): 21-24. (In Chinese)

GeochemicalcharacteristicsandsignificanceofChang6highnaturalgammaraysandstonesinYanchangFormationinnorthofShaanxi,China

LIU Xing-jun1,2, FENG Chun-zhen2, LIU Yi-qun1, WANG Bao-jiang1

1.DepartmentofGeology,NorthwestUniversity,Xi’an710069,China; 2.ChangqingDivision,ChinaPetroleumWellLoggingLimitedCompany,Xi’an710201,China

Member 6 of Upper Triassic Yanchang Formation (Chang 6) in North Shaanxi is an important horizon for petroleum exploration and development. The high natural gamma ray sandstones generally exist in this member. Through analysing the major elements and trace elements, electron microprobe microscopic elements, spectrum well logging radioactive elements in the high natural gamma ray sandstones and the nearby conventional sandstones, people can conclude that the content of Th, U, K in the high natural gamma ray sandstones increases compared with the conventional sandstone. Among them, the content of Th increases significantly. Th mainly exist in monazite, rutile, iron muddy clay, feldspar, some of the zircon, apatite, biotite and debris. The radioactive element U mainly exists in most of zircon, some of apatite, biotite and magnesium calcite. The radioactive element K is mainly in K-feldspar, biotite, rutile, iron muddy clay, and some of albite and debris. The affection of volcanic tuff is secondary in forming the high gamma ray sandstones. To a certain degree, the high gamma ray sandstones have an affinity to the material source from the northeast of the basin. But the northeast material source is not the main controlling factor for the formation of the high gamma ray sandstones. The hydrothermal activity maybe the important factor in forming the high gamma ray sandstones.

Yanchang Formation; high natural gamma ray sandstone; radioactive element; hydrothermal activity

10.3969/j.issn.1671-9727.2013.04.13

1671-9727(2013)04-0445-12

2012-08-26

刘行军(1975-),男,博士,工程师,主要从事测井资料解释与应用、储层地质、含油气盆地沉积体系分析研究工作, E-mail:liuhangjun@tom.com。

P588.212.3; TE122.221

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