四川盆地上三叠统黑色泥页岩时空分布规律及其构造意义

2021-10-25颜照坤董顺利邵崇建张代柱叶婷婷胡文超

东华理工大学学报(自然科学版) 2021年4期

颜照坤, 李勇, 聂舟, 董顺利, 任聪, 邵崇建，张代柱，叶婷婷, 胡文超

(1. 东华理工大学核资源与环境国家重点实验室，江西南昌 330013; 2. 东华理工大学地球科学学院，江西南昌 330013;3.成都理工大学地球勘探与信息技术教育部重点实验室,四川成都 610059; 4. 中国石油西南油气田公司, 四川成都 610041)

由于前陆盆地与毗邻造山带可以在空间上形成相对封闭的“源-汇”系统，因此前陆盆地中的沉积物可以记录毗邻造山带的构造演化，进而揭示前陆盆地系统的演化规律。前人针对四川盆地上三叠统粗碎屑沉积物(砂岩)的物源开展了大量研究，并以此为证据重建沉积物路径系统，探讨龙门山前陆盆地系统的盆山耦合过程(邓飞等, 2008; 陈杨等, 2011; Luo et al.,2014; Zhang et al.,2015; Yan et al.,2019)。但是，目前尚未有人利用上三叠统细粒沉积物(泥岩、页岩)的时空分布特征，开展相关盆山关系研究。国外学者对晚奥陶世阿巴拉契亚盆地黑色页岩的研究表明，前陆盆地黑色页岩的时空分布特征可以很好地反映前陆盆地的演化过程及区域构造演化过程(Ettensohn et al.,2015)。

本次以龙门山前陆盆地上三叠统黑色泥页岩为研究对象，基于地表露头、钻井和地震资料，详细分析上三叠统黑色泥页岩的时空分布规律，并探讨晚三叠世前陆盆地沉积充填过程及其构造指示意义。

1 区域地质概况

青藏高原东缘自北西向南东由松潘-甘孜造山带、龙门山冲断带和前陆盆地构成了一个完整的构造系统(图1)(许志琴等, 1992; 刘树根, 1993; Burchfiel et al.,1995; Chen et al.,1995; Li et al.,2003; Jia et al.,2006; 李勇等, 2011a)。其中，龙门山冲断带由一系列走向北东、倾向北西的逆冲断裂及其所夹的逆冲岩片组成，表现为前展式的逆冲推覆构造带，具有叠瓦状构造和飞来峰构造等两种构造样式(Burchfiel et al.,1995；郭正吾等，1996；刘树根，1993；许志琴等，1992，2007；Jia et al.，2006)，其后缘断裂为茂汶断裂，显示为逆冲-走滑型断裂，被称之为“青藏高原东缘大型拆离断裂”(许志琴等，2007) 或“汶川-茂汶剪切带”(刘树根，1993；Li et al.,2003；李勇等，2006)，并与松潘-甘孜造山带为界。其中的中央断裂为北川断裂，显示为逆冲-走滑型断裂；前缘断裂为彭灌断裂，显示为逆冲-走滑型断裂(李勇等，2006)。

图1 四川盆地上三叠统厚度分布特征及邻区构造简图Fig.1 Isopach map of the Upper Triassic in Sichuan basin and tectonic-geological map of the adjacent region

龙门山冲断带和前陆盆地的构造演化过程及其阶段划分仍有许多分歧(如：类前陆盆地、再生前陆盆地、叠合盆地、前陆类盆地等)，但是多数研究者认为在晚三叠世该盆地应属于一个典型的前陆盆地(Burchfiel et al.,1995; Chen et al.,1995; 郭正吾等, 1996; Li et al.,2003; 许志琴等, 2007; 郑荣才等, 2009; Liu et al.,2013; Yan et al.,2019)。四川盆地上三叠统分布特征表明晚三叠世龙门山前陆盆地是一个典型的楔形前陆盆地，在龙门山冲断带南东侧的前渊地区，发育厚度超过3 000 m的上三叠统碎屑岩(成都-绵阳一线的西侧)，地层厚度向南东逐渐减薄，至四川盆地东缘，厚度小于300 m(图1)。其显著特征是在前陆盆地的远端发育底部不整合面和碳酸盐缓坡型海绵生物礁滩(许效松等, 1997; 李勇等, 2011b; Li et al.,2014)，在前陆盆地的近端发育巨厚的粗碎屑楔和不整合面(李勇等, 1995)。另外，四川盆地经历了50年的天然气勘探和开发，从浅至深发现了多个气藏，上三叠统须家河组也是重要的天然气储集层之一，具有成岩作用强、储层非常致密的特征，总体为低孔、低渗或特低孔、特低渗储层(杨克明等, 2004; 杨强强等, 2015; 康元欣等, 2015)。近年来，随着国内外对页岩气勘探开发的重视，针对四川盆地上三叠统须家河组页岩气的勘探也取得很大进展(张金川等, 2008; 朱彤等, 2012)，这些研究表明四川盆地上三叠统黑色泥页岩具有很大的页岩气勘探潜力。

前人的研究表明，扬子西缘在经历了古生代至中三叠世长期的、稳定的被动大陆边缘沉积之后，受印支运动的影响在晚三叠世发展成为前陆盆地(Li et al.,2003，2014; 郑荣才等, 2012;Yan et al.,2019)。晚三叠世，自下向上依次充填有晚三叠世卡尼克阶的马鞍塘组海相地层，诺利克阶-瑞替克阶的小塘子组(即须一段)和须家河组(自下向上划分为须二段、须三段、须四段、须五段和须六段)(何鲤等, 2007; 郑荣才等, 2009)。由于马鞍塘组上部和小塘子组均发育一定厚度的黑色泥页岩，并均为海相沉积(邓康龄等, 1982; 施振生等, 2012)，为了方便论述上三叠统黑色泥页岩，本次将马鞍塘组和小塘子组统称为须一段。马鞍塘组主要发育碳酸盐岩缓坡礁滩相沉积，小塘子组主要发育海相三角洲、障壁砂坝-潟湖沉积，须家河组主要发育三角洲、湖泊沉积(许效松等, 1996; 施振生等, 2012; Li et al.,2014)。因此，晚三叠世龙门山前陆盆地的沉积环境是一个由海相沉积(卡尼期-诺利早期)到海陆过渡相沉积(诺利中晚期)，再到陆相沉积(瑞替期)的演变过程。

2 上三叠统黑色泥页岩时空分布规律

前人对龙门山前陆盆地上三叠统开展了大量的岩石学、沉积学、层序地层学等方面的研究(郑荣才等, 2009，2015; 施振生等, 2012，2015; 李勇等, 2014; 戴朝成等, 2014; Yan et al.,2015; Zhang et al.,2015)，积累了大量的露头地层剖面、钻井和地震剖面等资料。这些资料为本次研究上三叠统黑色泥页岩时空分布特征奠定了良好的基础。本次将基于联井地层对比，对上三叠统黑色泥页岩在垂直于造山带的NW-SE方向上的分布情况进行详细分析，并对须家河组一、三段和五段的黑色泥页岩平面分布特征进行分析。

2.1 上三叠统黑色泥页岩联井对比分析

本次根据地表露头剖面和钻井剖面，对龙门山至川东地区的上三叠统开展了联井地层对比分析(图2)。根据地层对比剖面可以看出上三叠统黑色泥页岩主要分布在须一段(包括马鞍塘组、小塘子组)、须三段和须五段。下面将重点分析这三套地层中的黑色泥页岩的横向展布情况。

图2 四川盆地NW-SE方向上三叠统地层对比图Fig.2 Stratigraphic correlation section of the Upper Triassic (NW-SE) of Sichuan basin

(1)须一段(马鞍塘组和小塘子组)黑色泥页岩NW-SE向分布特征。位于龙门山冲断带的安县雎水马鞍塘组剖面，其下部为灰岩(包括鲕粒灰岩和海绵礁灰岩)，上部为泥岩、页岩夹薄层粉砂岩(Shi et al.,2017)。J45井未钻至马鞍塘组，结合前人根据钻井、地震获得的马鞍塘组空间分布特征，认为马鞍塘组在四川盆地中部尖灭(Li et al.,2014; 李勇等, 2014; 施振生等, 2015)，因此判断马鞍塘组东部边界位于J45井与NS2井之间。另外，地震资料和钻井资料证实小塘子组向东超覆至达州-重庆-宜宾一线(施振生等, 2012)，因此在地层对比剖面中，须一段可延伸至L1井附近(图2)。综合本次地层对比结果和前人认识，在须一段沉积时期黑色泥页岩总体表现为向南东超覆并尖灭，具有明显的西厚东薄的楔形体特征，泥页岩最大厚度位于龙门山冲断带的前缘地区(图2)。

(2)须三段黑色泥页岩NW-SE向分布特征。须三段黑色泥页岩在地层对比剖面中的分布与须一段类似，整体呈现西厚东薄的楔形体特征(图2)。但是黑色泥页岩厚度更大，主要分布在ZS1井与J45井之间，并向南东延伸更远，在川东地区L1井附近仍有约40 m厚的黑色泥页岩。因此，须三段黑色泥页岩相对于须一段具有向南东迁移的特征。

(3)须五段黑色泥页岩NW-SE向分布特征。须五段黑色泥页岩同样具有西厚东薄的楔形体特征，黑色泥页岩主要分布在GJ井和NS2井之间。须五段黑色泥页岩在该对比剖面中其厚度略小于须三段(图2)，同样具有由北西向南东逐渐减薄的特征。另外，相对于须三段黑色泥页岩，须五段向南东延伸更远，反映了须五段沉积时期黑色泥页岩进一步向南东迁移。

综合上述分析，晚三叠世龙门山前陆盆地主要发育的须一段、须三段和须五段在NW-SE方向上具有明显的迁移性，黑色泥页岩随着地层由北西向南东超覆，也相应发生向南东的迁移(图2)。

2.2 上三叠统黑色泥页岩平面分布特征

根据上文对钻井资料的分析，四川盆地上三叠统黑色泥页岩主要分布在前陆盆地的前渊地区。为了能够精确刻画黑色泥页岩的时空分布特征，结合前人资料，编制了四川盆地上三叠统须一段、须三段和须五段黑色泥页岩的平面分布图(图3)。

(1)须一段黑色泥页岩平面分布特征。四川盆地须一段黑色泥页岩主要分布于盆地西部，即龙门山前陆盆地靠近造山楔一侧的前渊地区，具有西厚东薄的特征。现今的钻井资料显示须一段黑色泥页岩主要分布于龙门山中北段的前缘地区(图3a)，在靠近龙门山一侧厚度较大(大于200 m)，局部可达350 m(朱彤等, 2012)。

(2)须三段黑色泥页岩平面分布特征。四川盆地须三段黑色泥页岩同样主要分布于龙门山前缘(即龙门山前陆盆地靠近造山楔一侧的前渊地区)，具有西厚东薄的特征，但是与须一段相比又有明显的差异性，须三段黑色泥页岩明显具有两个沉积中心，分别位于龙门山北段和南段的前缘地区，厚度超过100 m(图3b)。另外，相对于须一段黑色泥页岩，须三段黑色泥页岩具有明显的向南东扩展的趋势，几乎扩展至整个四川盆地(图3b)。

图3 四川盆地上三叠统须一段、须三段、须五段黑色泥页岩平面分布图 (据施振生等，2012；朱彤等，2012修改)Fig.3 Isopach map of the 1st, 3nd and 5rd member of Upper Triassic Xujiahe Formation in Sichuan basin

(3)须五段黑色泥页岩平面分布特征。四川盆地须五段黑色泥页岩同样主要分布于龙门山前缘(即龙门山前陆盆地靠近造山楔一侧的前渊地区)，具有西厚东薄的特征，但是须五段黑色泥页岩主要分布于龙门山中南段的前缘地区，厚度超过200 m(图3c)。另外，相对于须三段黑色泥页岩，须五段黑色泥页岩进一步向南东扩展，已经扩展至四川盆地中部，反映了四川盆地须一段、须三段、须五段黑色泥页岩逐渐向南东迁移的特征(图3)。

3 晚三叠世黑色泥页岩的构造指示意义

3.1 晚三叠世龙门山造山楔逆冲推覆作用

根据上文对上三叠统黑色泥页岩分布特征的分析，建立了晚三叠世四川盆地NW-SE向年代地层格架(图4)，以分析晚三叠世龙门山前陆盆地系统的演化过程。

图4 四川盆地上三叠统NW-SE向年代地层格架Fig.4 Chronostratigraphic framework section (NW-SE) of the Upper Triassic rocks in Sichuan basin

黑色泥页岩代表了盆地的可容空间大于沉积物供给的沉积时期，由于前陆盆地可容空间的形成受控于造山楔的构造负载，因此黑色泥页岩发育的阶段可以代表造山楔构造活动较强烈的阶段(Flemings et al.,1990; Sinclair et al.,1991; Ettensohn et al.,2015)。通过NW-SE年代地层剖面图(图4)可以看出，晚三叠世龙门山前陆盆地主要发育三套黑色泥页岩，分别为须一段(T3x1)、须三段(T3x3)和须五段(T3x5)。因此，龙门山前陆盆地晚三叠世发育的三套黑色泥页岩代表了三次较为强烈的逆冲推覆运动。

根据上述分析，四川盆地上三叠统黑色泥页岩具有幕式沉积的特征，主要发育在须一段、须三段和须五段。四川盆地上三叠统三套黑色泥页岩反映了龙门山造山楔在晚三叠世经历了三次较为强烈的造山作用，表明晚三叠世龙门山造山楔具有幕式造山作用的特征。

3.2 晚三叠世龙门山前陆盆地演化过程

根据上文对龙门山前陆盆地上三叠统黑色泥页岩时空分布特征和晚三叠世龙门山前陆盆地沉积充填过程的分析，下面将对上三叠统(须一段、须三段和须五段)黑色泥页岩的构造指示意义进行分析。

须一段沉积时期，根据泥页岩厚度分布特征可以推测前陆盆地造山楔已经初始形成(图5a)，由于此阶段海水尚未从四川盆地退出(边兆祥, 1978; 施振生等, 2012; Li et al.,2014)，据此可以推测造山楔海拔高度有限，四川盆地与西侧的古特提斯洋尚处于连通状态。

图5 晚三叠世龙门山前陆盆地系统演化过程及其对黑色泥页岩的控制作用示意图Fig.5 Evolution of Late Triassic Longmen Shan foreland basin system and its controlling for the black shales A、B、C表示不同时期前隆的位置

须三段沉积时期，根据泥页岩厚度分布特征，可以推测龙门山北段和南段造山楔均有较强的逆冲推覆作用和较大幅度的隆升，导致黑色泥页岩的沉积中心向南扩展(图3)。另外，由于造山楔向南东的持续逆冲推覆导致前陆盆地向南东迁移，进而导致此阶段的黑色泥页岩具有向南东迁移的趋势(图5b)。

须五段沉积时期，根据泥页岩厚度分布特征，可以判断该阶段造山楔的持续逆冲推覆导致该阶段前陆盆地向南东迁移，进而造成此阶段的黑色泥页岩也具有向南东迁移的趋势(图5c)。

另外，上三叠统的三套黑色泥页岩具有向南东超覆的特征，表明了造山楔明显地向扬子克拉通推进，这一认识与前人通过弹性挠曲模拟分析获得的结果(Li et al.,2003)一致。此外，由于须一段时期前陆盆地明显缺少边缘相，据此可以判断该时期盆地西侧边界远在现今的地层边界(北川断裂)的西侧，正是由于后期(须三段、须五段沉积时期)的强烈逆冲推覆，导致早期(须一段沉积时期)的盆地沉积物被卷入造山带并遭受剥蚀。据此可以推测该时期的逆冲推覆运动具有薄皮构造特征。