拉张槽对四川盆地海相油气分布的控制作用

刘树根, 王一刚, 孙　玮, 钟　勇, 洪海涛

邓　宾1, 夏茂龙2, 宋金民1, 文应初2, 吴　娟1

(1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学),成都 610059；

2.中国石油西南油气田分公司 勘探开发研究院，成都 610051;

3.中国石油川庆钻探公司 地球物理勘探公司，成都610213)



拉张槽对四川盆地海相油气分布的控制作用

刘树根1, 王一刚2, 孙玮1, 钟勇3, 洪海涛2

邓宾1, 夏茂龙2, 宋金民1, 文应初2, 吴娟1

(1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学),成都 610059；

2.中国石油西南油气田分公司 勘探开发研究院，成都 610051;

3.中国石油川庆钻探公司 地球物理勘探公司，成都610213)

[摘要]四川盆地现今为挤压性的沉积盆地，地表所见构造也均为压性构造；但四川盆地沉积盖层在形成、演化过程中发生了拉张运动(地裂运动)并形成了张性构造(拉张槽等)。现今盆地内已发现的主要拉张槽有开江-梁平海槽(拉张槽)和绵阳-长宁拉张槽。开江-梁平海槽(拉张槽)是四川盆地内深埋地下的二叠纪-三叠纪之间的一个北西-南东向展布的深水碳酸盐岩沉积区，是在峨眉地裂运动理论启示下因生物礁油气藏勘探而发现的。绵阳-长宁拉张槽是四川盆地内发育于早寒武世的一个南北向的下寒武统巨厚碎屑岩沉积(降)区, 是在兴凯地裂运动理论指导下通过构造-沉积综合研究而发现的。2个拉张槽的发现和特征研究均经历了漫长过程。拉张槽的形成演化不仅控制了优质泥质烃源岩和优质碳酸盐岩储集岩的发育，而且为优质泥质烃源岩-优质碳酸盐岩储集岩组合的形成和油气成藏效应及规模的提高创造了条件，致使环拉张槽周缘地区是克拉通盆地内油气分布最丰富的地区。

[关键词]拉张槽；油气；海相；克拉通；四川盆地

Control of intracratonic sags on the hydrocarbon accumulations in

the marine strata across the Sichuan Basin, China

LIU Shu-gen1, WANG Yi-gang2, SUN Wei1, ZHONG Yong3, HONG Hai-tao2,

DENG Bin1, XIA Mao-long2, SONG Jin-min1, WEN Ying-chu2, WU Juan1

1.StateKeyLaboratoryofOilandGasReservoirGeologyandExploitation,

四川盆地海相碳酸盐岩油气勘探最早的发现是1840年左右在自贡自流井构造所钻的磨子井，该井在下三叠统嘉陵江组发现天然气。但真正意义上发现的大气田还是1964年发现的威远震旦系灯影组气田。当时的勘探指导思想为地表背斜油气勘探理论，因为威远背斜是四川盆地地表最大的背斜构造且有气苗发现，在当时的技术条件下较容易进行勘探。其后勘探界一直致力于四川盆地背斜构造的勘探，并逐渐发现四川盆地内存在2期古隆起，即加里东期古隆起和印支期古隆起，勘探的重点为古隆起区域发育的背斜构造，形成了古隆起勘探理论(即古隆起控制论)[1-13]。在此理论的指导下，尽管发现了一批气田，但储量规模均较小。相国寺石炭系气田的发现和高陡背斜理论的提出[14-17]，促使川东石炭系气田群的发现。这是四川盆地第二次较大意义的油气勘探突破。然而，在地表背斜控制理论、古隆起控制理论和高陡背斜控制理论的指导下在四川盆地并未发现上千亿立方米探明储量的天然气气田。

20世纪末开江-梁平海槽(拉张槽)的提出和油气礁滩控制理论的建立，极大地推动了四川盆地上二叠统-下三叠统飞仙关组的油气勘探，并在21世纪初发现了四川盆地第一个超千亿立方米探明储量的气田——普光气田[18,19]。2013年绵阳-长宁拉张槽的提出[20,21]和安岳下寒武统龙王庙组气田的发现[22]，推动了四川盆地深层震旦系和寒武系的油气勘探。目前，四川盆地海相碳酸盐岩领域的天然气探明储量多分布在开江-梁平拉张槽和绵阳-长宁拉张槽周缘，指示拉张槽对海相油气分布有较大的控制作用。

本文详细介绍了开江-梁平海槽(拉张槽)和绵阳-长宁拉张槽的提出过程、基本特征及其对油气地质条件和油气分布的控制作用，并提出拉张槽和古隆起发育是中国叠合盆地深层克拉通内原始油气富集的区域构造条件，供学术界和油气勘探界参考。特别需指出的是, 本文仅介绍了本文作者所在团队在开江-梁平海槽(拉张槽)和绵阳-长宁拉张槽的提出和研究过程中所做的工作, 其他研究者和团队在这2个拉张槽提出和研究过程中也做了大量的工作和贡献, 敬请读者参阅有关文献。

1四川盆地拉张运动和拉张构造研究沿革

四川盆地现今为挤压性的构造、地貌和沉积盆地，地表所见构造也均为压性构造。然而,四川盆地沉积盖层在其形成和演化过程中发生了拉张运动(地裂运动)并形成了张性构造(拉张槽等)。对四川盆地拉张运动和张性构造的识别和研究尽管较晚，但进展迅速，以下3方面的研究极大地推动了四川盆地拉张运动和拉张构造的研究：(1)地裂运动理论的提出和研究；(2)峨眉地幔柱研究；(3)Rodinia大陆裂解研究。

1.1地裂运动理论的提出和研究

早在1979年，罗志立先生通过考证中国区域构造特征、研究华北裂谷形成机制、分析西南峨眉山玄武岩喷发的构造背景，在参阅了国内外许多裂谷文献后提出了地裂运动理论[23]。地裂运动(taphrogenesis)一词是德国地质学家E.Krenkel(1922)研究东非裂谷系时提出来的，词源出自希腊语，taphro意为“槽”，genesis指“起源”之意，指“因张力作用分裂为区域断块，是造山运动(orogenesis)同时期的对应物”。地裂运动代表地壳的拉张作用，可发生在Wilson旋回[24]各个阶段，所产生的地裂运动与油气区形成关系密切。在通过对比国内外裂谷运动后，结合国内的裂陷作用研究，罗志立先生首次提出了中国大陆自晚元古代以来，经历过3次大范围的拉张运动，分别命名为“兴凯”、“峨眉”和“华北”地裂运动[23,25]。四川盆地内拉张槽的发育主要与“峨眉”和“兴凯”地裂运动有关。

有关峨眉地裂运动的研究较多[26-30]。峨眉地裂运动发生于中泥盆世至中三叠世，主要表现为华南古板块再次裂解，并呈“台块”与“台槽(裂陷槽)”相间的构造格局。峨眉地裂运动主要表现在扬子古板块西缘峨眉山玄武岩大量喷发、攀西裂谷发育、古特提斯洋打开，并在邻区形成甘孜-理塘小洋盆(P2-T1)和康定-炉霍裂陷槽，南部发生南盘江小洋盆(D-T2)和湘桂赣裂陷槽(D-T)。峨眉地裂运动在四川盆地最明显的表现特征是在盆地的西南部，以峨眉山地区的陆相溢流玄武岩为主要特征；盆地东部与之相关的北西向展布的拉张槽，由西南至东北为绵竹-武胜拉张槽、广旺-开江-梁平拉张槽和鄂西海槽[31]。

四川盆地兴凯地裂运动由于时代久远，研究难度更大，近期才有较大进展[20,21]。通过对四川盆地周缘剖面的研究，结合区域地质背景，认为兴凯地裂运动发生于震旦纪至中寒武世[32]，与兴凯造山运动旋回相对应；扬子古板块在晚元古代从Rodinia大陆裂离，并形成若尔盖、中咱、普洱、浙闽、云开等地块[33]。在地裂运动作用下，沉积了新元古代早期火山-碎屑沉积，在地裂运动较弱的部位形成早古生代被动大陆边缘盆地；后在加里东运动的影响下，再次发生碰撞拼贴，并最终导致华南统一古板块的形成[20]。

黄汲清先生提出的“古中国地台”形成于中元古代末(1 100 Ma B.P.)的扬子旋回早期〔或称华南陆块晋宁运动(1 000 Ma B.P.)〕，于800 Ma B.P.后开始裂解，700 Ma B.P.达到高潮。这与李正祥提出的Rodinia大陆会聚于1 000 Ma B.P.和裂解于700 Ma B.P.[34]，在时间上是对应的。在新元古代早期中国三大陆块形成的“古中国地台”，成为Rodinia超大陆组成部分，在空间上也是有联系的。从全球构造上看，兴凯地裂运动与Rodinia超大陆的形成演化关系十分密切。故研究中国南方板块的兴凯地裂运动，有必要与全球Rodinia超大陆形成和裂解相联系。值得指出的是，黄汲清先生“古中国地台”的提出和罗志立先生“兴凯地裂运动”的建立，比Rodinia超大陆裂解之说早了十多年。

1.2峨眉地幔柱研究

Wilson根据太平洋、大西洋和印度洋中的线性分布火山岛屿和海山、渐次顺序变化的喷发年龄初次提出热点假说，将其解释为相对静止的热点与漂移的岩石圈板块二者所形成浅表的链状火山岛屿[35]。随后Morgan正式提出地幔柱假说[36]，Morgan和Hofmann等系统地完善了地幔柱理论模型[37,38]。地幔柱是源于核幔边界或上下地幔边界的热异常物质，以对流形式诱发地幔缓慢运动，表现为热物质以柱状形式从地幔深部上升。地幔柱运动的驱动力在于地核向地幔的热能转移，体现为由热柱浮力导致的岩石圈垂向运动，上覆岩石圈的加热和火山(热点)作用。尤其是20世纪90年代初， Griffiths和Campbell基于地幔(热)柱两大基本特征(即热驱动和大黏滞度对流)实验模型成功地建立了动态热柱结构模型，揭示地幔热柱柱头和柱尾动态演化过程机理[39]。随后，超级地幔柱[40,41]、地幔动力学[42]概念的提出进一步完善了地幔柱理论体系，使其成为全球板块构造理论中的重要组成部分。

(超级)地幔柱活动与板块形成演化密切相关，使其在地球及其类地行星系统研究中备受关注。目前，地学界普遍认同地史上曾存在太平洋超级地幔柱、非洲超级地幔柱和数十个地幔柱和/或热点[43,44]，它们与全球重大构造变革事件、生态演替和成矿成藏等密切相关[40,45]。扬子板块西缘峨眉山玄武岩喷发是全球晚二叠世的重要地质事件，其与峨眉山地幔柱活动密切相联。峨眉山玄武岩系1929年由赵亚曾先生命名，玄武岩面积为0.25×106km2，体积为0.3×106～0.6×106km3，罗志立先生首次建立“峨眉”地裂运动理论解释其成因过程[22]。20世纪80年代初随着对攀西裂谷开展的大规模研究，对峨眉山玄武岩进行了较为系统的探讨，提出了玄武岩裂谷成因的认识[46,47]。随着地幔柱研究兴起，地质学家逐渐从岩石学、地球化学和年代学等方面展开峨眉山玄武岩与地幔柱作用机制的研究与探讨。扬子板块西南地区峨眉山玄武岩下伏二叠系茅口组具明显的呈圆环状差异剥蚀，可分为深度剥蚀带(内带)、部分剥蚀带(中带)、古风化壳或短暂沉积间断带(外带)和连续沉积带[48,49]。地幔柱上升造成的沉积响应与峨眉山玄武岩类型由内带-外带具有空间分布规律(即高钛玄武岩和低钛玄武岩类型)具有一致性[50,51]。峨眉山地幔柱沉积构造、地球化学等共同揭示，地幔柱中心部位在云南大理-四川米易一带，地幔柱尾直径约400 km，地幔柱头部直径约700 km，大火成岩省面积和体积分别约0.5×106km2、0.35×106km3，其快速喷发开始时间为258~259 Ma B.P.、持续时间约1～3 Ma[51]。四川盆地内晚二叠世发育的开江-梁平拉张槽与峨眉地幔柱活动可能有关。

1.3Rodinia大陆裂解研究

晚元古代超级大陆观念于20世纪70年代被初次提出[52]，80年代中晚期Piper、Bondetal.和Hoffman基于古地磁和地质证据揭示地史上可能存在元古代超级古大陆的模型[54,55]。尤其是20世纪90年代初期，Dalziel、Hoffman和Moores大致同时期提出北美板块和格陵兰板块所组成的劳亚大陆形成晚元古代超级古大陆的核心模型[56-58]，掀起了地学界对晚元古代超级古大陆研究热潮。值得指出的是，晚元古代超级古大陆名称一直未有定论，如：Pangaea-Ⅰ[52]，Ur-Gondwana[59]，Paleopangea[60], Kanatia[61]等，至McMenamin & McMenamin总结概述晚元古代超级古大陆证据，遵循俄语“Rodit”之意，命名为Rodinia超级古大陆[62]，而被广泛采纳。随后，晚元古代Rodinia超级古大陆的重建受到广泛持续的关注，并产生了大量的研究成果[63,64]，如：UNESCO/IGCP-440 (1999-2004)“Rodinia大陆重建与裂解”。晚中-新元古代全球范围格林威治造山运动和大致年龄为1.3~0.9 Ga的碰撞造山运动等导致以劳亚大陆、东南极大陆为核心的Rodinia超级古大陆形成，其长时间持续稳定发展过程约为150 Ma。随后825~740 Ma B.P.，Rodinia超级古大陆及其周缘(可能与超级地幔柱相关的)，即劳亚大陆西缘(约750 Ma B.P.)与劳亚大陆南东缘(约600 Ma B.P.)，持续发生不同步大陆裂解过程(可能持续至570 Ma B.P.，例如亚马逊古陆)，从而导致晚元古代超级古大陆裂解与现今地球上主要大陆板块的形成。

中国华南板块和华北板块具有明显的亲澳大利亚板块属性，分别于～720 Ma B.P.和～600 Ma B.P.与Rodinia超级古大陆逐渐裂解分离，并于早-中古生代与东Gondwana大陆碰撞拼贴。华南板块西缘出露大量晚元古代基性-超基性侵入岩与火成岩和变质杂岩，基于其岩石学和地球化学等相关研究，对于华南板块晚元古代与Rodinia超大陆裂解分离过程具有不同的端元模式，主要为地幔柱活动裂解模式[65-67]和俯冲相关的岩浆岛弧模式[68,69]。地幔柱活动裂解模式认为扬子板块1.5~1.1 Ga B.P.东西缘发育为被动大陆边缘，随后四堡运动或晋宁运动导致扬子板块与华夏板块碰撞拼贴形成华南板块，可能与Rodinia超级古大陆碰撞拼贴过程密切相关。伴随地幔柱活动，830~720 Ma B.P.逐渐与Rodinia超级古大陆离散分裂，在华南板块西缘和内部分别形成南北向康滇裂谷和南华裂谷。岩浆岛弧模式则强调华南板块晚元古代岩浆岩具有明显的岛弧岩石学特征和两大岛弧体系(江南岛弧和攀西-汉南岛弧体系)。西缘攀西-汉南岛弧带与晋宁期(1.0~0.74 Ga B.P.)扬子板块西缘的洋壳东向俯冲相关，东南部江南岛弧则与扬子板块东侧洋壳西向俯冲相关，该过程可能具有多阶段的碰撞过程从而导致华南板块最终形成[68,69]。745~730 Ma B.P.，由于俯冲洋壳板片断离拆沉导致岩石圈张性裂谷形成，攀西-汉南岛弧带可能为Rodinia超级古大陆离散分裂过程中沿东Gondwana和澳大利亚板块岩浆岛弧带的一部分。

值得指出的是，20世纪90年代末期华南板块地幔柱模式或岩浆岛弧模式相关的古大陆离散分裂过程与罗志立先生基于“兴凯”地裂运动及其沟-弧-盆体系的思想[22,70,71]不谋而合，至20世纪末中文文献中开始逐步关注Rodinia超级古大陆离散分裂过程与中国主要板块的形成演化关系[72]。四川盆地内早寒武世发育的绵阳-长宁拉张槽与Rodinia和Gondwana大陆裂解可能有关。

2四川盆地内拉张槽的提出和特征

目前，四川盆地内与海相油气形成分布密切相关的拉张槽有峨眉地裂运动形成的开江-梁平拉张槽(为尊重原创，本文也称开江-梁平海槽)和兴凯地裂运动形成的绵阳-长宁拉张槽。

2.1开江-梁平海槽(拉张槽)的发现过程和特征

开江-梁平海槽是四川盆地内深埋地下的二叠纪-三叠纪之间的一个深水碳酸盐岩沉积区，是因生物礁油气藏勘探而发现的。

20世纪90年代生物礁油气藏勘探在国内逐渐受到重视。除南海地区外，四川盆地上二叠统生物礁气藏勘探成为主要目标。生物礁气藏的分布与古沉积环境关系十分密切。当时受地表露头的分布和地下钻井资料的限制，对四川盆地上二叠统沉积相的认识未能细化。比较流行的认识是：四川盆地西部康滇古陆是物源区，分布着二叠系的峨眉山玄武岩；盆地西部沉积陆源碎屑岩(沙湾组)和含煤层系(兴文组、宣威组、龙潭组)；盆地西北和东缘地区是以硅质岩、暗色泥页岩、薄层灰岩为特征的大隆组分布区，属于深水沉积区，被分别称为“广旺海槽”和“鄂西海槽”；除此之外，盆地内的广大区域主要是富含浅水生物化石的浅海碳酸盐岩沉积区，即被认为都是长兴灰岩、吴家坪灰岩的浅海碳酸盐岩台地相或碳酸盐岩缓坡相相区。而生物礁除盆地东缘已出露地表的鄂西见天坝生物礁属边缘礁外，盆地内地表出露和地下钻遇的生物礁都是“点礁”。

点礁分布的随机性给生物礁气藏的地震识别带来很大困难，那时也不清楚应当在什么沉积相带去寻找大型礁气藏。当时在勘探中根据地震资料解释的目标钻探的礁气藏专探井全部落空，而在钻探其下层位石炭系目标的过路井中却不时地钻遇礁气藏。礁气藏勘探陷入“想打打不到，不打又碰到”的困境。为了改变这种被动局面，1996年“九五”国家科技攻关项目中设立“川东上二叠统生物礁气藏形成条件及目标评价研究”专题，由四川石油管理局地质勘探开发研究院牵头, 并组织了西南石油学院及四川石油管理局测井公司和地质调查处计算中心等单位共同承担。

该专题对200余口钻井资料、测井资料、数十口钻井岩屑等复查研究发现：四川盆地达州、开江、梁平地区深埋地腹的上二叠统厚度很薄，其上部以暗色硅质灰岩、暗色泥灰岩、硅质岩为主，含微体有孔虫、骨针、放射虫等生物化石，在电测上为高自然伽马、低电阻率井段。这些特征与其东部和南部相邻的开县、万县、忠县、垫江、邻水等地区的长兴组生屑灰岩差异十分明显，具有典型的深水沉积特征。这与出露地表的广元-旺苍海槽和鄂西海槽沉积特征相似，故称为“开江-梁平海槽”[18,73]，其北延方向与广元-旺苍海槽相通。该专题研究指出：开江-梁平海槽区无生物礁分布，而在海槽区与长兴组浅水碳酸盐岩沉积区过渡的边缘斜坡带上有较大型的边缘礁分布。这一认识指明了四川盆地生物礁气藏的勘探方向。此后在边缘斜坡带相区陆续发现了天东、黄龙场、七里北、普光、元坝、龙岗等大中型长兴组生物礁气藏。由于晚二叠世海槽区的深水沉积过程一直持续到早三叠世的飞仙关期，使得飞仙关组环海槽相区的碳酸盐岩台地边缘相带发育大型台缘鲕粒滩灰岩，形成了多个大中型鲕粒滩气藏，如铁山、渡口河、罗家寨、七里北、铁山坡、普光、大湾、龙岗等鲕粒滩气藏[74]。开江-梁平海槽的提出有效地推动了四川盆地长兴组生物礁和飞仙关组鲕粒滩气藏的勘探。近十多年来中国石油、中国石化先后沿海槽边缘相带开展了规模空前的三维地震勘探和数量可观的钻井勘探，已获得巨大的天然气储量。

2.1.1开江-梁平海槽的认识过程

对开江-梁平海槽的认识过程是随着礁、滩气藏的勘探程度不断提高而逐渐深化的。从20世纪末提出开江-梁平海槽到对海槽边界的精细刻画用了十余年时间，大致可分为3个阶段。

第一阶段：1996—2000年国家“九五”攻关项目，初识开江-梁平海槽

这一阶段的研究区集中在四川盆地东北及盆地东北缘。在1996—1997年依据钻井资料及地表剖面开展地质研究工作，基本识别出川东北地区上二叠统上部深水碳酸盐岩沉积特征，初步划出其分布范围，并参照广元-旺苍海槽、城口-鄂西海槽，将其称为“开江-梁平海槽”[18,73]。通过对沉积层序对比研究发现，开江-梁平海槽相区与浅水碳酸盐岩相区(碳酸盐岩缓坡或台地)的沉积相序在晚二叠世早期为一套由海陆过渡相到浅水碳酸盐岩的海侵层序。在晚二叠世中期开始发生分化，浅水相区仍然保持了浅水碳酸盐岩沉积，并发育生物礁，而开江-梁平海槽相区则发展为深水沉积。二者沉积相序的差异是盆地内基底断块差异沉降的反映。加之发现川东北地区地下存在晚二叠世的玄武岩、辉绿岩侵位，说明盆地处于张应力场中，应是“峨眉地裂运动”影响的结果[22]，并与南秦岭海槽的发育过程相关[75]。“九五”攻关项目的研究还明确了下三叠统飞仙关组沉积对长兴组的继承性以及开江-梁平海槽与长兴组生物礁气藏、飞仙关组鲕滩气藏分布规律的关系[76,77]。

第二阶段：2001—2006年深化深水沉积特征认识

这一阶段仍以地质研究为主，研究中采集了广元-旺苍海槽、城口-鄂西海槽、开江-梁平海槽3个深水沉积相区的上二叠统及下三叠统飞仙关组下部的井下和地表剖面样品进行岩石学、古生物学、沉积学等综合研究，进一步确定了开江-梁平海槽相区的深水沉积特征，指出“开江-梁平海槽”相区上二叠统上部的含硅质放射虫的灰质硅岩、暗色泥页岩及暗色泥灰岩与暗色泥晶灰岩组合为大隆组沉积[78]。

第三阶段：2006年以后全面认识开江-梁平海槽

自2006年以后，四川盆地的礁滩气藏勘探沿开江-梁平海槽边缘带向西扩展至川中仪陇的龙岗地区、川西旺苍的元坝地区，到达广元-旺苍海槽南侧的台地边缘相带。2007年钻于海槽相区的龙岗10井在大隆组取得了大量岩心资料, 进一步证实了前期关于深水海槽的研究认识[18]。

该阶段沿台地和海槽边缘带展开的三维地震勘探成果，极大地提高了台地-斜坡-海槽相的地震相解释精度。通过对川东北大巴山地区宣汉-城口穿越台地-斜坡-海槽相带一系列地面露头剖面的详细研究，建立了碳酸盐斜坡相带的地震解释模式[74]，从而在三维地震剖面上精确地描述了台缘斜坡相带的位置、坡度、高度、沉积发展史，并准确确定了海槽边界从而极大地提高了礁滩体气藏勘探成效[79]。时至今日，通过三维地震资料准确地识别台地边缘相带，选择并确定边缘礁和鲕粒滩气藏的钻探目标，仍是提高勘探成功率的重要保证。

2.1.2开江-梁平海槽的主要特征

开江-梁平海槽是一个深埋于地腹的拉张海槽。它是在“地裂运动”控制下，在二叠纪末-三叠纪初四川盆地内因基底断块差异沉降形成的深水碳酸盐岩沉积区。它与川西北广元-旺苍海槽相连。开江-梁平海槽的发生、发展和消亡过程影响了二叠系长兴组生物礁和三叠系飞仙关组鲕粒滩的分布及其储层的早期成岩作用，进而影响了礁、滩气藏的分布。开江-梁平海槽的钻井剖面特征同广元-旺苍海槽和鄂西海槽地表剖面的特征相同。

a.开江-梁平海槽深水沉积的岩石学特征

开江-梁平海槽深水沉积存在于上二叠统上部-三叠系飞仙关组下部。上二叠统上部的深水段厚度<30 m，主要岩石类型为黑色、深灰-灰色薄层状泥页岩、硅岩、硅质灰岩、泥晶灰岩，间或夹有凝灰岩。岩石中含微体浮游有孔虫、骨针、硅质放射虫及晚二叠世的腕足等化石或化石碎片，钙质生屑部分硅化。这与上二叠统浅水碳酸盐岩中含丰富的高分异度的浅水生物化石特征形成鲜明对比。该段地层属于上二叠统大隆组[78]。海槽相区飞仙关组的深水沉积与下伏大隆组整合过渡，厚度在数十米至200 m，颜色多为深灰、灰黑色，通常为规则的薄层状泥晶灰岩夹极薄层泥页岩，下部常间夹厚度不等的角砾灰岩，以及具正粒序的角砾、鲕粒泥晶灰岩[78,80]。岩石通常缺乏生物化石，缺乏交错层理、波痕等浪基面以上的沉积构造。这种岩层规则、岩性单一的特征与海槽周缘浅水沉积的飞仙关组差异十分明显。

海槽相区深水沉积的特征表明深水环境中主要的沉积过程是表层水悬移质沉积和来自台地和斜坡碳酸盐岩沉积环境的多种重力流搬运沉积。通过地震资料计算，二叠纪末期海槽边缘斜坡坡度在宣汉地区达到20°，而在苍溪、仪陇地区坡度最高达40°，海槽相区的水体深度可达450 m[74]。正是这样的环境造成了海槽相的沉积特征。

b.开江-梁平海槽地层厚度

四川盆地内上二叠统-下三叠统飞仙关组海相沉积区地层总厚度一般为800～900 m。在浅水碳酸盐岩沉积区上二叠统厚度和飞仙关组厚度大致相近，而在海槽相区上二叠统厚度明显减薄，飞仙关组补偿性增厚[81]。开江-梁平海槽相区上二叠统厚度<200 m，而飞仙关组厚度>600 m。通过对比发现, 上二叠统厚度减薄是因深水沉积段薄，飞仙关组厚度大则是深水沉积厚度增大。

从沉积特征上看，整个上二叠统为向上变细的沉积层序。上二叠统大隆组在野外露头剖面上常见到强烈的生物扰动层，有的层面上富集生物化石或发育密集的遗迹化石，以及大量潜穴、钻孔等，表明其沉积速率很低。因此，大隆组代表了高海平面的凝缩层。而其上覆的飞仙关组层面平整，缺乏生物化石和遗迹化石，重力流沉积的角砾岩、浊积岩发育，表明其沉积属于补偿性的快速充填过程。这种沉积过程的差异是造成四川盆地上二叠统-下三叠统飞仙关组在不同相区厚度差异的原因。

c.开江-梁平海槽的沉积相序

深水海槽相区与其相邻的浅水碳酸盐岩台地沉积相区的沉积过程差别是由峨眉地裂运动引起的盆地拉张背景下基底断块差异沉降造成的[22]。四川盆地内不同相区的上二叠统沉积同起始于下伏二叠系茅口组风化剥蚀面之上的海侵，其底部多有厚薄不等的滨海相含煤层系，往上过渡为浅海碳酸盐岩，显示为海水逐渐加深的海侵沉积层序。但是在开江-梁平海槽区，这套灰岩(吴家坪组)往上变细变薄后渐变为大隆组沉积，明显表现出海水变深、相对海平面快速升高的沉积过程。其东侧的川东北碳酸盐岩台地相区的吴家坪组灰岩往上渐变为不含燧石团块的长兴组生屑灰岩，顶部为潮坪相的白云岩，表现为沉积水体变浅、相对海平面下降的沉积过程[78]。

海槽相区的飞仙关组由下往上由间夹重力流成因的角砾灰岩的规则暗色薄层泥晶灰岩与极薄层泥岩互层，变为含生物潜穴的规则灰岩、薄层泥晶灰岩，再往上出现有波痕、交错层理的薄层鲕粒、生屑灰岩夹层，直至具交错层理的中-厚层状、块状褐灰、紫灰色鲕粒灰岩。到飞仙关组上部和顶部变为薄层的紫红色泥岩、泥晶灰岩、生屑鲕粒灰岩，以及膏质泥岩间互层，常见干裂、藻纹层等沉积构造，为一套潮坪沉积层序。整个飞仙关组清楚地表现为一个海退沉积层序。川东北台地相的飞仙关组多数钻井剖面底部为中厚层状鲕粒白云岩、鲕粒灰岩，与下伏长兴组过渡。往上则为富硬石膏的潮坪层、含膏质的潮坪层至飞仙关组顶部，总体上同海槽相区飞仙关组一样表现为海退层序[79]。

在龙岗、元坝、剑阁一带，相邻海槽的浅水碳酸盐岩相区上二叠统-下三叠统飞仙关组的相序组合与川东北总体相似，但是其上二叠统下部含煤的海陆过渡相(龙潭组)变厚，飞仙关组的膏质含量明显降低，鲕粒灰岩白云石化强度相应下降。

四川盆地内深水海槽相区和浅水台地相区的上二叠统-飞仙关组都是在下伏层茅口组古风化壳夷平面上因海侵开始沉积，至飞仙关组顶又都形成均一化的潮坪沉积层序[79]，但2个相区的纵向沉积相序构成却存在明显差异。这种差异表明：虽然海平面变化相同，但海槽相区的基底断块在晚二叠世中后期发生快速下沉，沉积水体大幅度变深，台地淹没，造成“碳酸盐工厂”关闭。而台地相区处于缓慢海侵过程中，碳酸盐沉积物生产尚未到达溢出阶段。两方面因素的叠加，使海槽相区成为“饥饿盆地”，从而沉积了代表凝缩层的大隆组。台地相区基底断块相对稳定，浅的海水使碳酸盐岩台地上的碳酸盐沉积物生产率与海平面上升速率平衡，台地碳酸盐岩沉积状态保持在追补、并进状态，沉积了数百米厚度的吴家坪组-长兴组灰岩。

到飞仙关组，2个相区都是海退沉积层序，这表明海槽相区基底的快速下降过程结束，海平面的升降成为控制区域沉积的主要因素。此时的台地相区沉积过程处于溢出状态。海平面下降过程又使盆地周边陆源泥供应增加，二者叠加造成海槽的快速充填，直至海水变浅，最终在海退末期与台地相区同样均一化为潮坪沉积[78]。

海槽相区与台地相区沉积的分异与最终趋同的沉积过程表明，峨眉地裂运动造成的拉张构造背景是开江-梁平海槽形成与闭合的根本原因。罗志立先生在1981年提出“峨眉地裂运动”的理论[23]，使我们能从盆地动力学的角度理解开江-梁平海槽的发生、发展和消亡过程，及其“峨眉地裂运动”对石油矿产分布的影响。

d.开江-梁平海槽的地震层序地层学特征

上二叠统-下三叠统的沉积时期达到10 Ma。跨过台地-斜坡-海槽的高品质三维地震剖面清楚地在地震层序地层学的尺度上显示了这段地层的层序格架[74]。深水相的大隆组是达到最大海泛面时的凝缩沉积，在这些地震剖面上欠补偿沉积的大隆组作为低速层介于吴家坪组灰岩和飞仙关组灰岩之间，在地震剖面上造成明显的强反射响应特征。它在海槽向台地的斜坡上减弱、消失。

上二叠统斜坡坡折点随层位增高向台地方向后退；而其上覆飞仙关组斜坡坡折则向海槽方向前移，并有数个前积反射层向海槽内部进积[74]，是海槽快速充填消亡过程的表现。跨台地-斜坡-海槽的地震剖面表明，在地震层序地层学可识别的尺度上，四川盆地上二叠统-下三叠统飞仙关组是一个时间长达10 Ma、受基底断块活动影响明显的、地震地层学上清楚的、完整的大型Ⅲ级层序。上二叠统吴家坪组-长兴组或吴家坪组-大隆组组成海侵体系域，上二叠统顶面为最大海泛面，在海槽相区大隆组硅岩及暗色泥页岩代表了凝缩层，整个飞仙关组属高海平面体系域。它的进积使沉积物向深水海槽相区搬运充填，并最终达到均一化的潮坪沉积环境。

2.2绵阳—长宁拉张槽的发现过程和特征

2.2.1绵阳—长宁拉张槽的发现过程

1964年威远震旦系灯影组气田发现后,在四川盆地内基于古隆起控制论钻探灯影组(下组合)的探井和盆地周缘钻探灯影组的探井多未实现钻前目标。自罗志立教授1981年提出兴凯地裂运动后，在罗志立教授带领下我们一直非常重视对兴凯地裂运动各种特征的揭示和探讨, 尤其重视探讨兴凯地裂运动对四川盆地下组合油气分布的控制作用(“六五”、“七五”和“八五”国家攻关课题)。2004年，我们有幸参加了金之钧院士作为首席科学家的“973”项目“中国海相碳酸盐岩层系油气富集机理与分布预测”，并承担了课题“中国海相碳酸盐岩层系深层油气成藏机理”(负责人：马永生、刘树根)的研究任务, 其重点研究层位为震旦系灯影组和下古生界，俗称下组合。2008-2011年，我们承担了中国石化海相前瞻性项目“华南古板块地裂运动与海相油气前景”的研究任务(负责人：罗志立、刘树根)。上述2个项目为我们研究四川盆地张性构造运动和张性构造及其对海相油气形成分布的控制作用创造了条件。

2004年，我们在研究四川盆地西南大兴地区地震剖面时就推测在川西南地区可能发育有由兴凯地裂运动形成的拉张槽。2006年，我们发现在资阳-安平店构造震旦系灯影组与下寒武统厚度存在反镜向关系，推测资阳与安平店之间早寒武世有拉张正断层存在，可能发育有兴凯地裂运动形成的“台块-台槽”沉积构造格局。孙玮在其博士学位论文(导师:刘树根)中编绘了震旦系灯影组和下寒武统等厚图，认为灯影组沉积末期发生的桐湾运动，抬升剥蚀地层并发生拉张运动，资阳-威远地区是构造的高部位，产生张性断裂并形成了“台槽-台块”构造格局[9]。2010年7月，中国石化对“华南古板块地裂运动与海相油气前景”项目进行了中期检查，会上我们详细汇报了威远-资阳-安平店“台槽-台块”构造格局和深部富硅热流体等兴凯地裂运动存在的各种表现特征。孙玮、罗志立、刘树根等将其研究成果以论文“华南古板块兴凯地裂运动特征及对油气影响”发表，认为四川盆地内部存在兴凯地裂运动，其“台槽-台块”格局对下组合油气成藏有一定的影响[32]。马文辛、刘树根等在研究渝东地区震旦系灯影组硅质岩特征时，得出其硅质岩形成时间为晚震旦世-早寒武世(536.3±5.5 Ma B.P.)。这与兴凯地裂运动早期的构造热流体活动有着紧密的相关性，流体来源主要为深部富含硅质的热流体[82]。在这期间, 四川盆地钻达下组合的深井较少, 我们详细研究了所有的四川盆地周缘出露下组合的典型剖面和盆地内钻达下组合的“1”字号探井揭示的地质资料。

2011年始，我们有幸参加了刘文汇教授作为首席科学家的“973”项目“中国早古生代海相碳酸盐岩层系大型油气田形成机理与分布规律”，并承担了课题“中上扬子地区构造演化与下古生界油气多期成藏”(负责人：刘树根)。这使我们对兴凯地裂运动及其对四川盆地下组合油气地质条件控制作用的研究得以继续和深化。

2011年高石1井获得重大突破后，有关四川盆地深层震旦系-下古生界的地震资料和钻井资料，尤其是高质量三维地震资料极大地丰富了，为揭示兴凯地裂运动的各种特征创造了更好的条件。我们依据中国石油和中国石化地震资料和绝大部分盆地深钻井资料对震旦系顶面和下寒武统沧浪铺组顶面2个较明显辨识的地震反射界面进行了全盆地的追踪对比解释。

2012年，在川中地区地震资料解释中，发现震旦系灯影组在剖面中呈台阶状特征，然而未能识别其发育明显边界断层。同时，在研究区域地震剖面中发现了大量同相轴下凹的特征，平面上具有近似环状构造特征，与溶洞垮塌形成的下凹具有相似性。通过研究发现研究区域凹陷特征与喀斯特垮塌具有较大差异，特别是形态规模。早期的研究把重点主要放在张性断裂，尤其是较大规模张性断裂的识别上。然而，经过半年多时间的地震资料对比和解释，并未发现较大规模张性断裂的存在, 但发现凹陷内的寒武系明显较两侧厚，并且超覆于两侧震旦系之上, 凹陷东侧边界较西侧边界陡峭，东侧边界同相轴呈现不连续特征指示可能发育断层，凹陷整体具有箕状拗陷构造形态。研究实践说明试图通过张性断裂的识别刻画兴凯地裂运动的特征及其对油气控制作用的研究是困难的。这可能是兴凯地裂运动研究难以进展的主要原因之一。

在已有研究的基础上，我们另辟蹊径，探讨能否利用地层厚度揭示兴凯地裂运动的特征。鉴于震旦系灯影组顶界面和下寒武统沧浪铺组顶界面在全盆地易于识别和追踪，我们编绘了四川全盆地下寒武统筇竹寺组+沧浪铺组(后钻井揭示，实为下寒武统麦地坪组+筇竹寺组+沧浪铺组)厚度图。通过对厚度图的分析，发现在梓潼-乐至-隆昌-赤水一线厚度非常大，形成一槽状沉积地貌，结合以前的研究认为此槽状沉积地貌应为兴凯地裂运动形成的张性构造单元，命名为梓潼-乐至-隆昌-赤水拉张槽，并推断拉张槽内相对为较深水沉积。2012年12月18日中国石油高石17井开钻，至2013年7月15日完钻，钻探结果证实存在下寒武统麦地坪组。该井麦地坪组(285 m)加筇竹寺组厚度达683 m，岩性与推断一致，证实了拉张槽的存在，同时也证实了拉张槽边缘断层的发育(但断距规模不大)。

2013年6月，刘树根教授在四川泸州以“兴凯地裂运动与四川盆地下组合油气勘探”为题向中国石化勘探会议汇报了对梓潼-乐至-隆昌-赤水拉张槽的初步研究成果。2013年7月28日，由贾承造院士、戴金星院士、王铁冠院士、金之钧院士、陈骏院士等组成的国家科技部“973”课题中期检查组对我们承担的“中上扬子地区构造演化与下古生界油气多期成藏”课题进行了中期检查。在此次会议上，我们详细汇报了梓潼-乐至-隆昌-赤水拉张槽的发现过程、沉积-构造特征、形成演化过程及其对油气的控制作用。会后据专家的意见和新的地质-地球物理-地球化学资料，我们进一步研究了拉张槽的特征及其对油气地质条件的控制作用，并将拉张槽更名为“绵阳-乐至-隆昌-长宁拉张槽”，简称“绵阳-长宁拉张槽”，并与中国石油川庆钻探工程有限公司地球物理勘探公司专家一道发表了该成果[20,21]。2014年, 我们与中国石油西南油气田公司川中油气矿专家一道发表了绵阳-乐至-隆昌-长宁拉张槽对震旦系灯影组和寒武系龙王庙组优质储层发育控制作用的研究成果[83-85]，与中国石油川庆钻探工程有限公司地球物理勘探公司专家一道发表了川中古隆起构造演化特征及其与早寒武世绵阳-长宁拉张槽关系的研究成果[86]。

总之，绵阳-长宁拉张槽的发现在我们团队经历了威远-资阳-安平店“台槽-台块”格局(2006-2011)、梓潼-乐至-隆昌-赤水拉张槽(2012-2013)、绵阳-乐至-隆昌-长宁拉张槽(2013至今)3个研究阶段，是地质-地球物理-地球化学综合研究的结果，是中国石油、中国石化在四川盆地下组合油气勘探的快速推进及其有关研究人员和我们团队紧密合作的共同成果，是罗志立教授兴凯地裂运动理论的完善和发展。

2.2.2绵阳—长宁拉张槽的主要特征

绵阳-长宁拉张槽(intracratonic sag)整体呈近南北向展布，具有南北分段特征。其中，拉张槽北段向北西开口，边界特征易于识别，东侧陡、西侧缓；拉张槽南段向南开口，拉张特征较北段弱，边界特征不明显，拉张槽展布主要由下寒武统厚度增大反映。通过下寒武统厚度趋势显示拉张槽面积约54×103km2，最窄部位位于威远以东、大足以西、隆昌以北区域，宽约30 km，该区域也是南北段分界区域；向北开口逐渐变宽，最宽处>100 km；南段拉张槽展布为不规则特征，向西南方向开口,宽度为30~90 km(图1)。

拉张槽东、西两侧边界不发育明显的边界断层，其中东侧边缘剖面呈“陡坎”特征，下寒武统超覆于震旦系灯影组之上，且地层厚度显著增大。威远-大足一线以北区域的拉张槽边缘易于通过地震剖面识别，总体为西缓东陡特征；该界线以南区域拉张槽边缘呈缓坡特征，仅能通过下寒武统厚度识别拉张凹陷特征。

图1　绵阳-长宁拉张槽特征图Fig.1　Characteristics of geometry and cross-section of the Mianyang-Changningintracratonic sag across the Sichuan Basin

拉张槽北段：其西缘边界总体为近北西-南东走向“斜坡”特征，其中如资阳等局部区域槽-台边界走向差异较大；其东缘边界主要以“陡坎”特征为主，盐亭-大足一线边界近北北西走向，盐亭-阆中一线转为北北东走向，阆中以北转为近南北走向，九龙山构造位于拉张槽边缘。

拉张槽南段：威远-大足一线以南地区，拉张槽在该处发育凹陷边缘特征，拉张槽内隆昌-长宁区域其走向和东西两侧边界模糊，虽然下寒武统厚度小于北段，但是拉张槽内下寒武统厚度明显大于两侧，拉张槽向盆地西南方向开口，拉张槽内部宜宾地区存在局部高点。

限于篇幅, 绵阳-长宁拉张槽的其他特征敬请读者参阅有关文献。

2.2.3绵阳—长宁拉张槽研究简况

绵阳-长宁拉张槽(intracratonic sag, 直译为克拉通内凹陷, 称拉张槽更简捷且涵义明确)提出后，受到学术界和勘探界的广泛关注，众多学者对其进行了研究，并从不同的角度提出了不同的认识。杜金虎等、邹才能等和杨志如等认为，此“拉张槽”为裂陷槽，是前震旦纪裂谷的继承性活动，其内沉积了厚度较大的下寒武统麦地坪组和筇竹寺组[22,87,88]。魏国齐等提出此“拉张槽”为绵竹-长宁克拉通内裂陷，并形成于灯一期至龙王庙期[89,90]。杨雨等、汪泽成等和周慧等认为此“拉张槽”为桐湾期大规模喀斯特作用在灯影组发育的近南北向大型侵蚀沟谷(或侵蚀谷)[91-93]。郑民等、邢凤存等、刘宏等和刘殊等基本认可拉张槽(或拗拉槽)的观点，并分析了拉张槽对下组合油气成藏条件的控制作用[94-97]。李伟等认为桐湾运动是以整体隆升与沉降为特征，并发育3幕构造运动[98]，即灯影组第二段富藻层沉积末期的桐湾Ⅰ幕、灯影组第二段沉积末期的桐湾Ⅱ幕与灯影组第三段—第四段沉积末期的桐湾Ⅲ幕;寒武纪早期的兴凯运动以裂陷为主，发育2幕构造运动，即麦地坪组沉积期的兴凯Ⅰ幕与筇竹寺组沉积期的兴凯Ⅱ幕。李忠权等认为此“拉张槽”为震旦纪威远—安岳沟槽，是拉张、侵蚀、溶蚀等多种地质过程综合作用的结果[99]。这些研究和认识极大地提高了对四川盆地早古生代和晚元古代古构造特征的认识。

目前，对绵阳—长宁拉张槽的研究尽管在称谓、发育时间和形成机理上还有所分歧，但目前已有4方面的较一致认识：(1)发育位置主要沿绵阳(绵竹、德阳)-长宁(宜宾)一线并呈南北向展布，且边界东陡西缓；(2)发育时代在震旦纪灯影组沉积期至早寒武世；(3)拉张作用在其形成演化过程中起着主要的作用；(4)对震旦系灯影组和下古生界原始油气地质条件(烃源岩和储集岩)和(古)油气(藏)分布有较大的控制作用。然而, 与开江-梁平拉张槽的研究相比, 绵阳—长宁拉张槽的沉积学研究显得较弱, 有待今后加强; 同时, 开江-梁平拉张槽形成初期对中二叠统茅口组顶部喀斯特储层发育的影响值得重视。

3拉张槽对四川盆地海相油气地质条件和油气分布的控制作用

3.1拉张槽对烃源岩特征和分布的控制作用

拉张槽的存在形成了一种地貌上的差异，拉张槽内水体相对较深较静，有利于烃源岩的发育。绵阳-长宁拉张槽内沉积了巨厚的下寒武统筇竹寺组黑色页岩；远离拉张槽区域，黑色页岩厚度较薄，岩性也相对变粗。开江-梁平拉张槽内沉积上二叠统大隆组深水泥质烃源岩，而拉张槽外则是长兴组碳酸盐岩。下寒武统筇竹寺组为四川盆地下组合主要的烃源岩[100-105]，而上二叠统大隆组则对上二叠统长兴组和下三叠统飞仙关组供烃起到重要作用[18,106,107]。

绵阳-长宁拉槽控制了下寒武统筇竹寺组的沉积(沉降)中心，也控制了生烃中心的发育。通过钻井揭示出拉张槽内有麦地坪组沉积，为拉张初期的产物；拉张槽内GS17井、Z4井中麦地坪组的厚度分别为148 m、205.5 m，而拉张槽两侧则缺失该组地层[108]。拉张的高潮阶段(筇竹寺组沉积期)拉张槽内也沉积了厚层的黑色页岩，而且厚度与拉张槽外有明显差异，拉张槽内的GS17井和Z4井厚度分别为492 m和390 m，而拉张槽外的JS1井和GS1井分别为320 m和210.5 m。可见，拉张槽内外下寒武统麦地坪组-筇竹寺组厚度差异明显，厚度差超过300 m。拉张槽内部筇竹寺组的生气强度达14×109m3/km2，为拉张槽两侧古油藏近源充注提供了丰富的油源[109]。四川盆地下寒武统烃源岩厚度和平均生气强度最大值分布区平面展布与拉张槽范围重叠，充分揭示拉张槽的发育对下寒武统优质烃源岩分布的控制作用。

开江-梁平拉张槽控制了二叠系大隆组的分布。采自开江-梁平海槽井下和广元-旺苍海槽地面的吴家坪组上部暗色泥质微晶灰岩样品有机碳的质量分数(wTOC)为4.69%~0.48%，平均值为2.22%，属于生烃能力较好的烃源岩。采自广元-旺苍海槽和城口海槽的大隆组暗色泥页岩的地面样品，有机碳的质量分数最低为2.49%，最高达到16.91%，平均值为6.21%，属于非常好的烃源岩；干酪根主要为Ⅰ型，少量为Ⅱ型；达州-宣汉地区生气强度最大，可达(5~8)×109m3/km2，北部苍溪-巴中-通江-南江总体生气强度大，但变化大，可达(1~8)×109m3/km2,满足形成大气田的生烃潜力，可为拉张槽两侧普光、元坝等气田提供充足的烃源[18,106,107,110]。

3.2拉张槽对储集岩特征和分布的控制作用

拉张槽与周缘的地貌差异，形成了一些边缘带，而这些边缘带是储层发育的重要区域。克拉通内地貌一般非常平坦，这种非常平坦的环境易形成微晶灰岩，并不利于优质储层的形成。拉张槽的存在为古地貌的差异提供了条件。拉张槽边缘形成古地貌高地，控制了边缘礁、滩沉积。加之古地貌高地常暴露地表，经大气淋滤和交代作用形成孔洞发育的白云岩优质储层。拉张槽对于储集层的控制作用主要体现在以下几方面。

a.礁滩相带的沉积作用

在拉张槽的形成演化过程中，伴随着台拗(凹)地貌的产生。这种地貌差异，势必会引起沉积相带的分异，台隆地区属于浅水带，是生物礁定殖的优选水域，其边缘相带高能浅滩发育。开江-梁平海槽控制了长兴组生物礁和飞仙关组鲕粒滩的发育，二叠纪长兴期台地边缘海绵-水螅生物礁相带环海槽成群、成带发育，呈串珠状、密集分布，礁体规模明显大于缓坡内的点礁[18,80,111]；三叠纪早期的沉积环境继承了长兴期的沉积格局，飞仙关期环海槽的台地边缘鲕粒滩发育，是大中型气藏孔隙性鲕粒云岩、鲕粒灰岩储层发育的有利相区[77,79,110,112-117]。绵阳-长宁拉张槽控制着古地貌高地的发育和分布，古地貌高地控制着下寒武统龙王庙组颗粒滩的展布[84]。

b.表生喀斯特作用

热隆升剥蚀作用是主动拉张槽形成的序幕[20]。因此，拉张槽的形成与古喀斯特储层的发育关系密切[83]。以绵阳-长宁拉张槽为例，拉张槽的发育位置基本指示了桐湾运动造成的古喀斯特优质储层的集中发育带。越靠近拉张槽，风化壳喀斯特作用越强，剥蚀量大，储层溶蚀洞穴较发育；而远离拉张槽，风化壳喀斯特作用变弱，储层发育不佳。开江-梁平海槽与中二叠统茅口组顶部东吴期的表生喀斯特作用的关系有待进一步探讨。

c.烃类充注作用

拉张槽控制着邻近储层内烃类充注的强度和储层沥青含量。烃类充注是深层优质碳酸盐岩储层保持的最重要机制[11]。油气充注可以使储层先期孔隙得以保存，并对储集空间进行一定的改善作用。虽然晚期成岩矿物和油气裂解生成的沥青堵塞部分孔隙，但残留孔隙仍为重要的储集空间。威远-资阳地区灯影组储层沥青的研究揭示沥青含量与储层的储集性能呈正相关关系[118]。以绵阳-长宁拉张槽对侧向灯影组储层的影响为例，西侧较远的金石地区储层沥青不发育，向东至高石梯-磨溪地区、向北至威远-资阳地区沥青含量、含沥青段累计厚度增大；距离拉张槽越近，烃类充注作用越强，储层沥青含量越高；并且拉张槽东侧有断裂发育，能有效沟通源-储，造成拉张槽东侧烃类充注作用强于西侧[83]。据魏国齐等对龙王庙组研究[90]表明距离绵阳-长宁拉张槽越近，沥青含量越高。

d.热液作用

伴随着拉张作用，海槽两侧多形成优质的输导系统。开江-梁平海槽的东侧边界是由断裂形成的，边界较陡；海槽西侧边界是由斜坡形成的，边界平缓，并且随着沉积迁移不断变化[113]。绵阳-长宁拉张槽两侧边界呈东陡西缓的特征，中段呈箕状拗陷构造形态，东部“陡坎”向南逐渐变缓[20,31,108]。边界断层可以沟通深部热源，产生较强的热液活动。通过横向对比绵阳-长宁拉张槽两侧重点钻井灯影组内的热液活动，发现拉张槽两侧均有热液活动。距离拉张槽越近，热液活动越强烈[83]。故从金石-威远-资阳地区，热液活动逐渐增强；紧邻拉张槽的资阳地区和高石梯地区热液作用较强，热液活动期次多，热液成因硫化物金属矿物(闪锌矿、方铅矿、黄铜矿)、斑马状构造、基质热液溶蚀孔洞发育[119,120]；而拉张槽东侧的磨溪地区自西向东热液作用逐渐减弱。但总体上，绵阳-长宁拉张槽东侧高石梯地区的晚期硅质热液活动强度和热液溶蚀改造储层的强度要比西侧的资阳-威远-金石地区强烈。开江-梁平拉张槽内的大隆组多含分散的细粉砂级的石英、长石、云母屑，属降落火山灰沉积物，指示火山活动；拉张槽两侧长兴组中也可见类似的特征，且两侧钻井中见辉绿岩、玄武岩，都说明该期热液活动的特征[121]。

3.3拉张槽对油气成藏效率和规模的影响

拉张槽提高了油气成藏的效率和规模。以震旦系灯影组和下寒武统龙王庙组为例，二者以下寒武统筇竹寺组为主要烃源岩，其中筇竹寺组与灯影组构成新生古储、油气近源充注的源储组合，而筇竹寺组与龙王庙组构成古生新储、油气远源充注的源储组合。从源储配置关系来看，如果没有拉张槽及其两侧的输导系统，筇竹寺组生成的油气很难大规模向下倒灌运移至灯影组内，同时也很难通过沧浪铺组向上跨层运移至龙王庙组中(图2)，其油气成藏的效率应较低, 规模应不大。拉张槽的形成改变了烃源岩与储集层之间的叠置关系。对于灯影组来讲，拉张槽内的下寒武统烃源岩与拉张槽边缘的上震旦统灯影组在时间上属于新生古储，但在空间关系上受拉张槽的影响事实上变成了下生上储或旁生侧储的特征，加上烃源层与储集层为直接接触关系，极大地提高了油气运移的效率和成藏的规模(图2)。拉张槽东缘因拉张形成的断裂系统向下断入筇竹寺组烃源岩，向上消失于龙王庙组储集岩中，形成烃源断层，有利于油气通过断层向上跨过沧浪铺组运移至龙王庙组内形成规模油气藏(图2)。

图2　拉张槽对上震旦统灯影组和下寒武统龙王庙组油气成藏效率和规模的控制作用Fig.2　Significant influence of the Mianyang-Changningintracratonic sag on the efficiency and scale ofthe oil/gas accumulations in the Upper SinianDengying Formation and Lower CambrianLongwangmiao Formation

因此，拉张槽与其周缘的构造沉积差异改变了烃源层与储集层的空间叠置关系, 从新生古储的上生下储变为下生上储或旁生侧储，且边缘断裂带成为烃源通道，连接了非直接接触的烃源层和储层，极大地提高了油气运移和成藏的效率和规模。

3.4拉张槽对油气分布的控制作用

由前述可知，拉张槽及其周缘提供了优质烃源岩、优质储集层和较佳的源储匹配关系，致使环拉张槽区是古今油气藏的富集区, 目前的天然气探明储量超过四川盆地总探明储量的39.1%，约占海相碳酸盐岩常规天然气的77%。

开江-梁平海槽的形成影响了上二叠统长兴组和下三叠统飞仙关组气藏的分布。环海槽的碳酸盐台地边缘大中型生物礁气藏和鲕粒滩气藏的集中分布形成了环海槽富气带。与开江-梁平拉张槽相关主要礁滩体有普光(探明地质储量412.2×109m3)、元坝(159.2×109m3)、罗家寨(58.1×109m3)、铁山坡(37.3×109m3)、渡口河(35.9×109m3)及龙岗等十多个礁体[111]，已公布天然气探明储量达835.17×109m3，约占四川盆地天然气总探明储量的21.4%，约占海相碳酸盐岩常规天然气的42%。

绵阳-长宁拉张槽的形成影响了上震旦统灯影组和下寒武统龙王庙组气藏的分布。其边缘灯影组大型喀斯特、微生物岩(礁)和龙王庙组滩相气藏形成了目前已经发现的威远气田、安岳气田和高石梯气田，3个气田总探明储量为690.9×109m3，约占全盆地探明储量的17.7%,约占海相碳酸盐岩常规天然气的35%。随着勘探的推进, 其天然气探明储量有望超过万亿立方米[108]。

4讨论——拉张槽和古隆起发育是克拉通内原始油气富集的区域构造条件

4.1拉张槽的发育为克拉通内优质泥质烃源岩-优质碳酸盐岩储集岩组合的形成创造了条件

本文所称的拉张槽，对应英文的intracratonic sag，直译为克拉通内凹陷，是岩石圈在拉张过程中形成的第一个构造单元。岩石圈在拉张过程中，随着拉张强度和拉张应变速率的变化，依次出现拉张槽(克拉通内凹陷, intracratonic sags)、大陆边缘盆地(continental rim basins)、裂谷(rifts)、废弃裂谷(failed rifts)、原始洋海槽(proto-oceanic troughs)和被动大陆边缘(passive continental margins)的演化序列(图3)[122]。拉张槽显示非常少的地壳拉张证据,缺乏广泛的张性断裂作用, 但发生了长时间的凹陷型(sag-type)沉降作用, 尤其是相对厚的大陆岩石圈的冷却沉降作用。其体积应变(bulk strain)和应变速率(strain rate)均很低(图3)。

四川盆地作为扬子克拉通的重要组成部分，从震旦纪灯影期开始，海相碳酸盐岩建造多为克拉通内的浅海台地沉积[123,124]，其沉积过程主要受控于海平面的变化[125]。在海平面变化和构造活动相对稳定的条件下，克拉通内碳酸盐岩台地沉积差异性不大。克拉通内部主要为低能的清水环境, 形成晶粒状的碳酸盐岩，局部可形成小规模的颗粒碳酸盐岩(点滩和点礁)。一般而论，优质烃源岩是低能浑水环境下形成的泥质岩，优质碳酸盐岩储层是高能清水环境的产物。

图3　拉张构造单元类型与拉张强度-拉张应变速率对应关系[122]Fig.3　Basins of the rift-drift suite in terms of increasing stretch factors and extensional strain rate(据Philip A. Allen and John R. Allen, 2013)

克拉通边缘在平面上和纵向剖面上易形成较佳的原始烃源岩-储集岩组合，而克拉通台地内部只有在构造分异作用下引起沉积分异才能满足形成较佳的烃源岩-储集岩组合的沉积-构造条件。由于燕山期后的强烈挤压和隆升作用, 扬子克拉通边缘多遭受破坏，发育为造山带，已不具备油气的保存条件。因此，克拉通内部油气勘探的有利地区应为构造分异致使沉积分异的地区。然而，若拉张强度较大，会使水体变为较长时期和大面积的浑水环境，不利于碳酸盐岩的沉积。克拉通内部只有在拉张强度适中(较小)条件下，引起一定时间和局部区域的浑水低能环境，才能形成优质泥质烃源岩和周缘地区的优质碳酸盐岩储集岩组合。

由前文可知，拉张槽的拉张强度、形成演化和与周缘地区构成的构造-沉积格局等正符合克拉通内部纵向上和平面上形成优质泥质烃源岩-优质碳酸盐岩储集岩组合的沉积-构造条件。前述开江-梁平拉张槽和绵阳-长宁拉张槽形成演化对油气地质条件和油气分布的控制作用充分说明了这一认识。

总之，克拉通内部的拉张(地裂)运动形成的拉张槽，由于拉张强度适中(较小), 致使构造条件和沉积条件适度分异, 控制了岩相、沉积相和沉积厚度的展布，从而进一步控制了优质泥质烃源岩-优质碳酸盐岩储集岩组合的发育，最终对四川盆地海相油气的分布产生重大影响。

4.2四川盆地海相克拉通经历了弱拉张-弱挤压-弱拉张-弱挤压2个旋回

晚震旦世至中三叠世, 四川盆地总体上处于克拉通演化阶段。在此阶段，地层结构上有2个无论是地质特征还是地球物理特征均非常突出且全盆地发育的不整合面, 即上震旦统灯影组顶不整合面和中二叠统茅口组顶不整合面。由前述可知, 在这2个不整合面上, 均发育了拉张槽。绵阳-长宁拉张槽在上震旦统灯影组顶不整合面基础上发育，开江-梁平拉张槽发育于中二叠统茅口组顶不整合面上。拉张槽形成后，均发育了与之大角度相交的古隆起(图4)。南北向的绵阳-长宁拉张槽主要发育于早武寒世，之后北东向的加里东期乐山-龙女寺古隆起开始发育, 两者呈大角度相交[86]；北西向的开江-梁平拉张槽主要发育于晚二叠世-早三叠世, 之后北东向的印支期泸州-开江古隆起开始形成，二者也呈大角度相交。这些特征对四川盆地的形成演化有何意义呢?

图4　四川叠合盆地形成演化阶段Fig.4　Stratigraphy, tectonic evolution and source-reservoir-cap rocks in the Sichuan Basin

前文已述，克拉通内拉张槽的发育揭示克拉通处于弱拉张状态。克拉通内(水下)古隆起的形成揭示克拉通处于弱挤压状态[126]。因此，四川盆地海相克拉通演化阶段自震旦纪灯影期开始经历了弱拉张-弱挤压-弱拉张-弱挤压，构成了2个较完整的演化旋回。在这2个旋回中, 形成了2个可作为地质和地球物理标志层的不整合面(上震旦统灯影组顶不整合面、中二叠统茅口组顶不整合面)，发生了2期地裂拉张运动(兴凯地裂运动和峨眉地裂运动)，形成了2期拉张槽(绵阳-长宁拉张槽和开江-梁平拉张槽)和2期挤压运动(加里东运动和印支运动),形成了2期古隆起(加里东期乐山-龙女寺古隆起和印支期泸州-开江古隆起,图4)。若不考虑后期的改造作用, 拉张槽内和2个古隆起之间的凹陷(如加里东期川中古隆起和黔中古隆起之间的以泸州为中心的志留纪凹陷, 也可称为克拉通内隆间凹陷)，应是主要的优质烃源岩发育区,环拉张槽周缘区和古隆起应是优质储层发育和油气聚集的主要地区。

综上所述，致使克拉通内构造-沉积条件发生分异的原因有二：(1)弱拉张状态下拉张槽的发育；(2)弱挤压状态下古隆起的形成演化。因此，拉张槽和古隆起发育是克拉通内原始油气富集的区域构造条件。这一认识可能对中国叠合盆地深层碳酸盐岩的油气勘探具有普遍意义。

5结 论

a.地裂运动理论的提出和建立、峨眉地幔柱的研究和Rodinia大陆裂解研究极大地促进了四川盆地内拉张运动和拉张构造(拉张槽等)的研究。

b.现今四川盆地内已发现的主要拉张槽有开江-梁平海槽(拉张槽)和绵阳-长宁拉张槽。开江-梁平海槽(拉张槽)是四川盆地内深埋地下的二叠纪-三叠纪之间的一个北西-南东向展布的深水碳酸盐岩沉积区，是在峨眉地裂运动理论启示下因生物礁油气藏勘探而发现的。绵阳-长宁拉张槽是四川盆地内发育于早寒武世的一个南北向的下寒武统巨厚碎屑岩沉积区, 是在兴凯地裂运动理论指导下通过构造-沉积综合研究而发现的。2个拉张槽的发现和特征研究均经历了漫长过程。

c.拉张槽的形成演化不仅控制了优质泥质烃源岩和优质碳酸盐岩储集岩的发育，而且为优质泥质烃源岩-优质碳酸盐岩储集岩组合的形成和油气成藏效应及规模的提高创造了条件，致使环拉张槽周缘地区是克拉通盆地内油气分布最富集的地区。

d.四川盆地海相克拉通演化阶段自震旦纪灯影期开始经历了弱拉张-弱挤压-弱拉张-弱挤压，构成了2个较完整的演化旋回，形成了2个可作为地质和地球物理标志层的不整合面(上震旦统灯影组顶不整合面、中二叠统茅口组顶不整合面)。发生了2期地裂拉张运动(兴凯地裂运动和峨眉地裂运动)，形成了2期拉张槽(绵阳-长宁拉张槽和开江-梁平拉张槽)；发生了2期挤压运动(加里东运动和印支运动)，形成了2期古隆起(加里东期乐山-龙女寺古隆起和印支期泸州-开江古隆起)。

e.拉张槽和古隆起发育是克拉通内原始油气富集的区域构造条件。这一认识可能对中国叠合盆地深层碳酸盐岩的油气勘探具有普遍意义。

今年是本文第一作者的恩师罗志立教授90大寿, 也是地裂运动理论提出35周年, 同时还是成都理工大学建校60周年。特撰此文, 以表祝贺!

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3.SichuanGeophysicalCompanyofCNPCChuanqingDrillingEngineeringCompanyLimited,

Chengdu610213,China

Abstract:As one of the major oil and gas basins in China, the Sichuan Basin is characterized by compressive geomorphic and tectonic basin dominated by contracted structures. However, the sedimentary cover across the basin underwent extensional tectonic movement (taphrogenesis), and formed extensional structures, such as Kaijiang-Liangping and Mianyang-Changning intracratonic sagsetc.. The Kaijiang-Liangping sag occurred during late Permian to early Triassic, characterized by NW-SE striking deposits of deep-water carbonate facies. The discovery of Kaijiang-Liangping sag is based on the theory of the Emeishan taphrogenesis and the organic reefs exploration in the basin. The Mianyang-Changning sag occurred during early Cambrian period, dominated with N-S striking deposits of abundant Lower Cambrian clastic rocks. The discovery of the early Cambrian intracratonic sag is based on the theory of the Xinkai taphrogenesis and the sedimentary-tectonic comprehensive study. The intracratonic sags have significant influence on the oil and gas occurrences along the margin of the sags in the interior of the Sichuan basin, chiefly through its influence on the distribution of high-quality carbonate reservoir rocks and mudstone source-rocks. In particular, the intracratonic sags provide favorable conditions for the formation of assemblage of high-quality carbonate reservoir rock and mudstone source-rock and raise the efficiency and scale of the hydrocarbon accumulations. Therefore, the margin areas of the intracratonic sags are the most favorable areas of the hydrocarbon accumulations in the marine strata of the Sichuan Basin.

Key words:intracratonic sag; hydrocarbon; marine strata; craton; Sichuan Basin

[文献标志码][分类号] TE121.1 A

DOI:10.3969/j.issn.1671-9727.2016.01.01

[文章编号]1671-9727(2016)01-0001-23

[收稿日期]2015-11-16。

[基金项目]国家重点基础研究发展计划(973)项目(2012CB214805)。

[第一作者] 刘树根(1964-),男,博士,教授,博士生导师,研究方向:石油地质与构造地质学, E-mail：lsg@cdut.edu.cn。