四川盆地纵向结构及原型盆地叠合特征

2019-05-31李洪奎李忠权万双双王适择王圻仲

成都理工大学学报（自然科学版） 2019年3期

李洪奎, 李忠权, 龙伟, 万双双, 丁啸, 王适择,3, 王圻仲

(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.自然资源部构造成矿成藏重点实验室(成都理工大学)，成都 610059；3.中国石油集团东方地球物理勘探责任有限公司，河北涿州 072750)

盆地随地史发展呈阶段性而有世代地演化[1]，不同地质历史时期相继发育过不同类型的盆地，它们之间往往以不整合相分隔，形成了在剖面上具有不同结构、平面上具有多方位叠加复合的多期原型盆地的有序叠置[1]，这类盆地往往被称之为叠合盆地[2-4]。

与北美、东欧等大型克拉通含油气盆地相比，发育在中国大陆上的克拉通含油气盆地具有规模小、活动性强、新生代强烈改造的特点[5-7]。四川盆地即为经历了多旋回构造演化的小型克拉通内含油气叠合盆地[4-5,8-9]，也是世界上最早发现油气资源的盆地之一[10]。近年来相继发现的普光、龙岗、合川、新场、高石梯-磨溪等大气田展示了四川盆地在不同层系均具有良好的油气勘探前景。理清四川盆地的内部结构、不同时期的盆地类型与纵向上的叠合关系，对于扬子克拉通构造演化与不同层系的油气勘探具有重要意义。

本文利用穿过四川盆地的安县-涪陵区域地震反射大剖面(图1)，结合钻井、野外地质调查、区域地质资料，对盆地内不同时期的建造与改造进行详细剖析，揭示四川盆地的结构与不同时期发育的盆地原型，建立盆地演化序列及叠合模式。

1 地质概况

四川盆地位于青藏高原东缘、扬子克拉通西部，是一个被龙门山、米仓山、大巴山、齐岳山、大凉山所围限的菱形盆地(图1)。从震旦纪-中三叠世，盆地内沉积了4～7 km厚的海相地层；晚三叠世起，在克拉通盆地基础上又发育了2～5 km厚的陆相地层。盆地内地表侏罗系广泛出露，三叠系在川东弥散于侏罗系中，白垩系呈狭长带状展布于龙门山前缘与盆地南部宜宾-赤水一带，古近系-第四系主要发育在盆地西南部。

盆地长期处于冈瓦纳大陆与劳亚大陆之间的过渡转换部位[11]，前震旦纪基底形成之后，遭受了澄江运动、桐湾运动、加里东运动、云南运动、东吴运动、印支运动、燕山运动和喜马拉雅运动的改造(图2)，盆地内部构造变形较强，并在晚二叠世出现峨眉山玄武岩喷发[12]，表现出强烈的构造活动性，盆地边缘在后期卷入造山变形而遭受强烈改造，形成了复杂的内部结构与盆山体系。晚三叠世(印支旋回)是扬子克拉通重大变革阶段，此时四川盆地也由海盆转变为陆盆，后经喜马拉雅运动全面抬升形成现今的构造面貌[6,13-14]。

2 地震反射大剖面揭示的盆地结构

2.1 地震反射剖面基本地质特征

该剖面北西端起于绵阳市安县南部的秀水镇，南东止于重庆市涪陵区南部的龙潭镇，全长约360 km(图1-B)，从北西向南东依次穿过川西凹陷、川中隆起、川东高陡构造3个构造单元(图3-A)。

剖面过金3井(J3)与女基井(NJ)(图1)。J3井未钻至三叠系，而女基井在川中隆起钻遇基底火山岩。利用女基井分层数据，结合区域地层对比，笔者在剖面上对震旦系(Z)、灯影组第三段(Z2d3，简称“灯三段”)、寒武系 (C-)、龙王庙组(C-1l)、奥陶系(O)、志留系(S)、梁山组(P1l)、须家河组(T3x)、须家河组第四段(T3x4，简称“须四段”)、侏罗系(J) 、白垩系(K)11个层位的底界面进行了追踪(图3-B)。

宏观上看，地震剖面揭示的盆地内基底之上的沉积建造东、西厚，中部薄，寒武系在川中隆起被二叠系直接覆盖，向川西凹陷、川东高陡构造带增厚；奥陶系-志留系在川中被剥蚀殆尽，志留系仅在古隆起东部斜坡及川东残留；泥盆系-石炭系在四川盆地内基本缺失或仅有部分残留，二叠系-中三叠统沉积厚度相对稳定；须一段至须三段呈箕状沉积，分布于女基井以西；须四段-侏罗系在全盆地厚度变化不大。

图1 四川盆地大地构造位置及邻区地质略图Fig.1 Tectonic location and geological sketch map of the Sichuan Basin and adjacent areas(A)四川盆地大地构造位置图; (B)四川盆地及周缘地质略图穹窿构造:A.凤凰山-慢坡岭穹隆; B.平利穹隆; C.武当穹隆。缝合带:SF1.商丹缝合带; SF2.勉略缝合带。断裂带:F1.铁溪-巫溪隐伏断裂; F2.镇巴断裂; F3.兴隆场断裂; F4.城口断裂; F5.鲁家坪断裂; F6.高桥断裂; F7.红椿坝断裂; F8.安康-青峰断裂; F9.银杏-阎河-鲍峡断裂; F10.十堰断裂; F11.水磨-关坝-西乡断裂; F12.年家坝-槐树-国华断裂; F13.朝天-新集断裂; F14.灌县-安县断裂; F15.映秀-北川-关庄大断裂带; F16.青川大断裂带; F17.勉略断裂; F18.阳平关-宁陕断裂; F19.两郧断裂; F20.山阳-凤镇断裂;F21.茂县-汶川断裂;F22.广元-大邑隐伏断裂带; F23.龙泉山断裂;F24.华蓥山断裂

图2 四川盆地地层及构造运动简图Fig.2 Stratigraphic column and associate tectonic movements of the Sichuan Basin

图3 区域地震反射剖面及地质解释Fig.3 Seismic reflection profile and corresponding geological interpretation(A)安县-涪陵地震剖面(位置见图1); (B) 安县-涪陵地震剖面地质解释

图4 四川盆地纵向构造层划分Fig.4 Classification of vertical tectonic layers in the Sichuan Basin

从改造角度来看，盆地内褶皱、断裂等构造变动显著，川西发育一大型向斜，川中发育一巨型背斜，华蓥山以东发育侏罗山式褶皱与复杂的断裂系统，构造变动最为强烈，并且除华蓥山断裂外绝大部分断层滑脱于寒武系与志留系中，没有断至基底。

2.2 不整合面与构造层划分

通过地震剖面构造解释，识别出5个区域性不整合面(图3、图4)。

①Z/AnZ：震旦系与前震旦系之间的不整合面。为一非整合界面，下伏系统为盆地结晶基底，上覆系统为沉积盖层，女基井显示震旦系直接覆盖在流纹安山岩上。

②P/Z-S：二叠系与前二叠系之间的角度不整合面。梁山组直接覆盖在弱变形的志留系、奥陶系或寒武系之上，呈10°左右的不整合接触。地震剖面上显示奥陶系、甚至部分寒武系顶部被部分剥失(图5)，女基井显示梁山组下伏地层为南津关组(O1n)。

③T3x1-T3x3/P-T2l：须一段-须三段与雷口坡组之间的上超不整合，位于地震剖面西侧1/3处，表现为须一段-须三段上超不整合于下伏雷口坡组、嘉陵江组及飞仙关组之上(图7-B)，此不整合向东交汇到须四段与雷口坡组之间的假整合面上。地震剖面上还可见雷口坡组顶部有微角度削截现象(图6-B)，说明雷口坡沉积后地壳隆升，逐渐由海变陆的区域造陆运动开始发生。

④T3x4/T3x1-T3x3：须四段与须三段、雷口坡组间的(披覆)不整合。须四段全面披覆于须三段、雷口坡组之上，须三段顶部可见局部削截现象(图7-B)。此不整合面在川西地区为须四段与须三段接触，向东过渡为须四段与雷口坡组接触，整体表现出沉积披覆的特点，暂定义为“披覆不整合”。

⑤K/T3x4-J：白垩系与侏罗系之间的平行不整合。此期不整合在本条地震剖面上显示很短，但野外川西北部地质调查揭示二者之间为平行不整合，白垩系下部发育有较厚的磨拉石建造。该不整合面在川西南部、川北、川南均发育。

上述5期不整合，在纵向上将四川盆地划分为6套Ⅰ级构造层(图4)：前震旦纪结晶-褶皱基底构造层(AnZ)、震旦系-志留系构造层(Z-S)、下二叠统-中三叠统构造层(P1l-T2l)、须一段-须三段构造层(T3x1-T3x3)、须四段-侏罗系构造层(T3x4-J)、白垩系-第四系构造层(K-Q)。上述构造层的有序叠置构成了四川盆地的盆地结构，揭示了原型盆地之间的叠合演化关系。因盆地的多旋回震荡发展，盆地盖层内部还发育其他一些更次一级的局部不整合，可以作为划分Ⅱ级或Ⅲ级构造层序的依据。

3 盆地叠合特征

3.1 不同地质时期盆地原型

从构造层划分可知四川盆地震旦纪以来经历了5期构造演化，每期构造演化的动力学性质不同，形成了不同类型原型盆地的有序叠置。

3.1.1 震旦纪-志留纪盆地原型：克拉通裂陷盆地

志留纪末期发生的加里东运动使四川盆地的构造格局发生重大变化。拉平二叠系底可见，加里东运动使四川盆地整体呈川中高、川西与川东低的低幅背斜地貌特征(图5-A)。地震剖面上除显示出奥陶系、志留系底界面被削截外(图5-B)，在川中隆起东、西部斜坡还显示了寒武系上超于震旦系之上(图5-C、D)，在东部斜坡奥陶系上超于寒武系之上、志留系上超于奥陶系之上(图5-D)，反映了川中隆起在加里东期为一同沉积背斜，其宽缓的构造形态是地壳垂直隆升的结果,震旦系、寒武系中发育的正断层也可佐证这一点(图5-B)。而华蓥山断裂以东地层厚度明显大于其西部地层厚度(图5-A)，反映了华蓥山断裂在震旦纪-志留纪的正断活动中控制了地层沉积，揭示了四川盆地在震旦纪-志留纪处于伸展构造动力学背景之下，盆内的凹隆格局应是伸展构造背景下的大型堑垒构造的反映。

图5 震旦纪-志留纪四川盆地原型与关键地质现象Fig.5 Prototype of Sichuan Basin and the key geological phenomena from Sinian to Silurian Period(A)二叠系底界拉平地震解释; (B)-(D)关键地质现象解释

图6 早二叠世-中三叠世四川盆地原型与关键地质现象Fig.6 Prototype of Sichuan Basin and the key geological phenomena in the early Permian to middle Triassic Period(A)须家河组底界拉平地震解释; (B)关键地质现象解释

图7 晚三叠世早期(T3x1-T3x3)四川盆地原型与关键地质现象Fig.7 Prototype of Sichuan Basin and the key geological phenomena in the early epoch of the late Triassic Period(A)须四段底界拉平地震解释; (B)、(C)关键地质现象解释

野外地质调查发现，南华系莲沱组为一套安山岩、流纹岩、流纹质凝灰岩及凝灰质砂岩沉积。女基井显示四川盆地在震旦纪(埃迪卡拉纪)早期发育了一套浅海-潟湖相的白云岩、富含炭质-硅质泥页岩为主的韵律性沉积，是南华纪(成冰纪)南沱冰期冰川消融后引发的广泛海侵初期的产物，广泛分布于扬子克拉通。这套沉积被命名为陡山沱组，是四川盆地基底之上的第一套盖层。之后分别沉积了灯影组的白云岩夹蓝灰色泥岩，寒武系的黑色页岩与白云岩，奥陶系的灰岩及页岩、细砂岩、粉砂岩互层，志留系的深海陆棚相黑色页岩、粉砂质页岩。沉积记录反映了四川盆地早期由裂陷火山喷发逐渐转变为海相沉积的过程，且海水逐渐变深。

因此，震旦纪-志留纪的四川盆地为处于拉张背景下的克拉通裂陷盆地，志留纪末的持续差异隆升使川中及当时的四川盆地大部分地区出露地表遭受了长期的剥蚀夷平，泥盆系-石炭系大面积缺失[14-15]。

3.1.2 早二叠世-中三叠世(P1l-T2l)盆地原型：克拉通拗陷盆地

将须家河组底界拉平，展现出盆地在早二叠世-中三叠世略向西倾斜的地貌特征与地层近于板状的沉积特征(图6-A)，同时反映出地层之间的接触关系为整合或平行不整合，没有发育大规模水平挤压作用下形成的褶皱与冲断构造，小规模的正断层却相对发育(图6-B)。上述特征也进一步说明了早二叠世-中三叠世四川盆地处于伸展构造动力学背景中，而剖面显示的雷口坡组被须家河组低角度削截的现象(图6-B)应为伸展作用形成的，学者将此种角度不整合称为“拉张伸展角度不整合”[16]。

早二叠世，盆地开始下降接受海侵，沉积了梁山组的黑色含铁质页岩(夹煤层及黏土、砂岩)，栖霞组的含不规则燧石结核的浅海相硅质灰岩、茅口组的白云质灰岩，沉积环境从沼泽转变为浅海台地。但在晚二叠世早期由于东吴运动的影响盆地再次隆升，在川南伴有峨眉山玄武岩喷发，使茅口组上部在川中发育了龙潭煤系，在川南、川西南发育了峨眉山玄武岩[12]，形成中、上二叠统之间的假整合。之后全盆地沉积了长兴组灰岩，飞仙关组灰白色灰岩与紫红色砂岩、粉砂岩、泥岩的旋回层，嘉陵江组中-厚层状白云岩夹盐岩与石膏层，雷口坡组薄—中厚层白云岩夹灰岩及石膏层。在中三叠世晚期，印支运动早幕使四川盆地相对龙门山及松潘-甘孜地区的整体隆升，四川盆地出现早三叠世以来的第一次大规模海退，川中-川东陆续露出水面遭受剥蚀。

上述沉积特征反映出四川盆地在二叠纪-中三叠世期间经历了频繁的隆升、沉降，所以，二叠纪-中三叠世四川盆地为处于地壳震荡环境下的克拉通拗陷盆地。

3.1.3 晚三叠世早期(T3x1-T3x3)盆地原型：断陷盆地

由于早印支运动的影响，四川盆地逐渐由海隆升变陆，仅有川西隆升较慢，处于水下，并在晚三叠世早期接受来自西部正常海的局部海侵，使须一段-须三段主要发育在川西地区，越过龙泉山急剧尖灭[17]。川中、川东、川北及川西南部多处发育中二叠统顶部侵蚀面以及须一段底部砾岩，地震剖面上显示须一段-须三段上超于雷口坡组之上，雷口坡组被低角度削截(图7-B)。将须四段底界拉平，须一段-须三段呈不对称的箕状沉积(图7-A)，东部薄、西部厚。内部发育正断层(图7-C)指示了这一沉积时期四川盆地仍处于伸展的构造动力学背景之下，龙门山与四川盆地过渡部位发育的一条向南东方向倾斜的大型正断层控制了该时期的沉积[14]。

从建造的角度看，须一段下部为台地相沉积，上部为海湾相沉积，须二段和须三段为陆相三角洲沉积。所以这一时期四川盆地为处于海陆交互相环境下的断陷盆地。

3.1.4 晚三叠世晚期-侏罗纪(T3x4-J)盆地原型：拗陷盆地

对比图6-A与图7-A可以发现，进入须四期之后，盆地范围逐渐扩大，整个四川盆地均接受了须四段-侏罗系的沉积，纵向上等厚，横向呈板状展布，说明四川盆地在T3x4-J沉积期间经历了隆升后的大面积整体沉降。这是因为晚三叠世晚期(瑞替期)，印支运动晚幕使四川盆地及其相邻的广大地区整体差异抬升成陆，形成了巨大的内陆湖盆[14]，广泛沉积了湖泊-沼泽相含煤碎屑岩建造，并且侏罗系与下伏的三叠系在盆地内呈整合或平行不整合接触[18-19]，仅在山前带发育角度不整合。此时的四川盆地应为拗陷湖相盆地。

3.1.5 白垩纪-第四纪盆地原型：前陆盆地

因白垩系在地震剖面上显示较少，浅层地震处理不太理想，其内部特征不易分辨。但钻井及区域地质调查资料揭示了白垩系与下伏地层为假整合，其底部有砾岩分布[20]。平面上在龙门山山前分布，呈狭长带状(图1)。剖面上西厚东薄，呈箕状展布(图3-B)。在都江堰玉堂场一带，发现侏罗系已卷入褶皱冲断系统，而白垩系及以上地层向盆地方向逐渐加厚，为同构造沉积[20]。因此，进入白垩纪川西开始由拉张转化为挤压，盆地演化由拗陷盆地逐渐反转为前陆型盆地[1]。此类盆地演化一直持续到新生代，但盆地范围逐渐萎缩，致使古近系-第四系仅分布在盆地西南部(图1)，厚度也仅有100～500 m[21]，盆地趋于消失，形成现今构造格局。

3.2 盆地叠合模式

四川盆地从前震旦纪基底形成之后，进入海相沉积阶段，一直到雷口坡组沉积结束，在须一段-须三段沉积时期由海相逐渐演变为陆相。所以，从沉积充填、构造几何学与动力学角度可将四川盆地沉积盖层的演化划分为海相盆地发育阶段(Z-T2l)、海陆过渡相盆地发育阶段(T3x1- T3x3)、陆相盆地发育阶段(T3x4-Q)等三大演化阶段。

海陆的变迁和造山带与四川盆地在晚三叠世的构造耦合有关，即由盆岭耦合转换为盆山耦合，构造动力由拉张转换为挤压[1]。但是在漫长的地质历史中，由于构造运动的性质、强度的多次变化，造成四川盆地地壳产生震荡，使四川盆地的沉积-构造演化非常复杂，造成盆地原型的恢复也比较困难。海相克拉通盆地的发育无疑是在须家河组沉积前(卡尼期前)，但长久以来对于晚三叠世以来叠合盆地的演化却存在争议。很多学者认为四川盆地在须一段沉积时期(卡尼期)即进入前陆盆地演化阶段[18,21-25],也有的认为由龙门山构造带向东的上冲推覆造成的前陆挠曲沉降在晚三叠世后基本结束[26]。不过还有学者认为川西地区在须一段-须三段沉积时期为克拉通裂陷盆地，在须四段-须六段沉积时期(瑞替期)为前陆盆地，早侏罗世-中侏罗世早期为拗陷盆地，之后又发育前陆盆地[13]。

区域上看，晚三叠世在龙门山西侧的松潘-甘孜地区沉积了巨厚的深水复理石建造，为古特提斯东缘的产物[27]，被命名为“西康群”，超覆于下伏中三叠统甚至更老地层之上[28]。其下部的侏倭组产有晚三叠世卡尼期的双壳类Halobiapluriradiata-H.yunnanensis组合，上部的两河口组、雅江组中也发现以双壳类的Pergamidia和Halobia为代表的动物群化石[28-30]，为诺利期的生物组合。所以在须一段-须三段沉积时期(卡尼期-诺利期)，羌塘地体和扬子克拉通并没有发生大规模碰撞，川西松潘绝大部分地区仍处于被动陆缘，并没有发生水平挤压的地质背景。而须四段-须六段的板状沉积特征说明在其沉积时期也没有发生挠曲沉降。据研究，龙门山在中生代水平缩短并不大,海拔并不高[20]，因此不能造成前缘的大幅度构造沉降，也就不能在川西形成前陆盆地。基于此，结合区域背景及地震剖面(图7)特征，我们认为须一段-须三段沉积时期川西并未进入前陆盆地演化阶段，而是断陷盆地发育阶段，须四段开始盆地整体沉降进入拗陷盆地发育阶段。

早侏罗世-中侏罗世初期,全盆地发育的河流-湖泊相紫红色碎屑岩[13]证明了此时的四川盆地尚处于拗陷阶段。虽然研究证明大巴山在中侏罗世中期-晚侏罗世(167.7～145.5 Ma B.P.)向四川盆地上冲[13]，但仅在川北大巴山及米仓山前缘形成较大幅度凹陷，四川盆地还处于水下整体沉降状态；而龙门山此时活动较弱[21]，川西也不发育前陆盆地。另一方面，晚侏罗世太平洋向西俯冲的远程效应仅使川东发育薄皮的高陡构造，也没形成前陆盆地。所以从北西-南东向剖面讨论前陆盆地的发育时限，把起始时间定为中侏罗世中期或者晚侏罗世值得商榷。

从早白垩世开始，四川盆地大部分地区处于隆起剥蚀状态，仅在广汉-德阳一线有湖泊-河流相沉积,之后向南迁移扩展[31]。此时川西地区的构造动力学背景也由伸展转为挤压[14],发生了北西-南东向缩短[32]。所以川西在白垩纪开始了前陆盆地演化阶段。

综上，通过对区域地震反射剖面的综合分析，从历史大地构造的角度，可将四川盆地演化序列划分为5个阶段，形成5类原型盆地的叠合(图8)，自下而上分别为：海相克拉通裂陷盆地(Z-S)；海相克拉通拗陷盆地(P1l-T2l)；海陆交互相断陷盆地(T3x1- T3x3)；陆相拗陷盆地(T3x4-J)；前陆盆地(K-Q)。