拉張槽對四川盆地海相油氣分布的控制作用

劉樹根, 王一剛, 孫　瑋, 鐘　勇, 洪海濤

鄧　賓1, 夏茂龍2, 宋金民1, 文應初2, 吳　娟1

(1.油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室(成都理工大學),成都 610059；

2.中國石油西南油氣田分公司 勘探開發研究院，成都 610051;

3.中國石油川慶鉆探公司 地球物理勘探公司，成都610213)

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拉張槽對四川盆地海相油氣分布的控制作用

劉樹根1, 王一剛2, 孫瑋1, 鐘勇3, 洪海濤2

鄧賓1, 夏茂龍2, 宋金民1, 文應初2, 吳娟1

(1.油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室(成都理工大學),成都 610059；

2.中國石油西南油氣田分公司 勘探開發研究院，成都 610051;

3.中國石油川慶鉆探公司 地球物理勘探公司，成都610213)

[摘要]四川盆地現今為擠壓性的沉積盆地，地表所見構造也均為壓性構造；但四川盆地沉積蓋層在形成、演化過程中發生了拉張運動(地裂運動)并形成了張性構造(拉張槽等)?，F今盆地內已發現的主要拉張槽有開江-梁平海槽(拉張槽)和綿陽-長寧拉張槽。開江-梁平海槽(拉張槽)是四川盆地內深埋地下的二疊紀-三疊紀之間的一個北西-南東向展布的深水碳酸鹽巖沉積區，是在峨眉地裂運動理論啟示下因生物礁油氣藏勘探而發現的。綿陽-長寧拉張槽是四川盆地內發育于早寒武世的一個南北向的下寒武統巨厚碎屑巖沉積(降)區, 是在興凱地裂運動理論指導下通過構造-沉積綜合研究而發現的。2個拉張槽的發現和特征研究均經歷了漫長過程。拉張槽的形成演化不僅控制了優質泥質烴源巖和優質碳酸鹽巖儲集巖的發育，而且為優質泥質烴源巖-優質碳酸鹽巖儲集巖組合的形成和油氣成藏效應及規模的提高創造了條件，致使環拉張槽周緣地區是克拉通盆地內油氣分布最豐富的地區。

[關鍵詞]拉張槽；油氣；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,

四川盆地海相碳酸鹽巖油氣勘探最早的發現是1840年左右在自貢自流井構造所鉆的磨子井，該井在下三疊統嘉陵江組發現天然氣。但真正意義上發現的大氣田還是1964年發現的威遠震旦系燈影組氣田。當時的勘探指導思想為地表背斜油氣勘探理論，因為威遠背斜是四川盆地地表最大的背斜構造且有氣苗發現，在當時的技術條件下較容易進行勘探。其后勘探界一直致力于四川盆地背斜構造的勘探，并逐漸發現四川盆地內存在2期古隆起，即加里東期古隆起和印支期古隆起，勘探的重點為古隆起區域發育的背斜構造，形成了古隆起勘探理論(即古隆起控制論)[1-13]。在此理論的指導下，盡管發現了一批氣田，但儲量規模均較小。相國寺石炭系氣田的發現和高陡背斜理論的提出[14-17]，促使川東石炭系氣田群的發現。這是四川盆地第二次較大意義的油氣勘探突破。然而，在地表背斜控制理論、古隆起控制理論和高陡背斜控制理論的指導下在四川盆地并未發現上千億立方米探明儲量的天然氣氣田。

20世紀末開江-梁平海槽(拉張槽)的提出和油氣礁灘控制理論的建立，極大地推動了四川盆地上二疊統-下三疊統飛仙關組的油氣勘探，并在21世紀初發現了四川盆地第一個超千億立方米探明儲量的氣田——普光氣田[18,19]。2013年綿陽-長寧拉張槽的提出[20,21]和安岳下寒武統龍王廟組氣田的發現[22]，推動了四川盆地深層震旦系和寒武系的油氣勘探。目前，四川盆地海相碳酸鹽巖領域的天然氣探明儲量多分布在開江-梁平拉張槽和綿陽-長寧拉張槽周緣，指示拉張槽對海相油氣分布有較大的控制作用。

本文詳細介紹了開江-梁平海槽(拉張槽)和綿陽-長寧拉張槽的提出過程、基本特征及其對油氣地質條件和油氣分布的控制作用，并提出拉張槽和古隆起發育是中國疊合盆地深層克拉通內原始油氣富集的區域構造條件，供學術界和油氣勘探界參考。特別需指出的是, 本文僅介紹了本文作者所在團隊在開江-梁平海槽(拉張槽)和綿陽-長寧拉張槽的提出和研究過程中所做的工作, 其他研究者和團隊在這2個拉張槽提出和研究過程中也做了大量的工作和貢獻, 敬請讀者參閱有關文獻。

1四川盆地拉張運動和拉張構造研究沿革

四川盆地現今為擠壓性的構造、地貌和沉積盆地，地表所見構造也均為壓性構造。然而,四川盆地沉積蓋層在其形成和演化過程中發生了拉張運動(地裂運動)并形成了張性構造(拉張槽等)。對四川盆地拉張運動和張性構造的識別和研究盡管較晚，但進展迅速，以下3方面的研究極大地推動了四川盆地拉張運動和拉張構造的研究：(1)地裂運動理論的提出和研究；(2)峨眉地幔柱研究；(3)Rodinia大陸裂解研究。

1.1地裂運動理論的提出和研究

早在1979年，羅志立先生通過考證中國區域構造特征、研究華北裂谷形成機制、分析西南峨眉山玄武巖噴發的構造背景，在參閱了國內外許多裂谷文獻后提出了地裂運動理論[23]。地裂運動(taphrogenesis)一詞是德國地質學家E.Krenkel(1922)研究東非裂谷系時提出來的，詞源出自希臘語，taphro意為“槽”，genesis指“起源”之意，指“因張力作用分裂為區域斷塊，是造山運動(orogenesis)同時期的對應物”。地裂運動代表地殼的拉張作用，可發生在Wilson旋回[24]各個階段，所產生的地裂運動與油氣區形成關系密切。在通過對比國內外裂谷運動后，結合國內的裂陷作用研究，羅志立先生首次提出了中國大陸自晚元古代以來，經歷過3次大范圍的拉張運動，分別命名為“興凱”、“峨眉”和“華北”地裂運動[23,25]。四川盆地內拉張槽的發育主要與“峨眉”和“興凱”地裂運動有關。

有關峨眉地裂運動的研究較多[26-30]。峨眉地裂運動發生于中泥盆世至中三疊世，主要表現為華南古板塊再次裂解，并呈“臺塊”與“臺槽(裂陷槽)”相間的構造格局。峨眉地裂運動主要表現在揚子古板塊西緣峨眉山玄武巖大量噴發、攀西裂谷發育、古特提斯洋打開，并在鄰區形成甘孜-理塘小洋盆(P2-T1)和康定-爐霍裂陷槽，南部發生南盤江小洋盆(D-T2)和湘桂贛裂陷槽(D-T)。峨眉地裂運動在四川盆地最明顯的表現特征是在盆地的西南部，以峨眉山地區的陸相溢流玄武巖為主要特征；盆地東部與之相關的北西向展布的拉張槽，由西南至東北為綿竹-武勝拉張槽、廣旺-開江-梁平拉張槽和鄂西海槽[31]。

四川盆地興凱地裂運動由于時代久遠，研究難度更大，近期才有較大進展[20,21]。通過對四川盆地周緣剖面的研究，結合區域地質背景，認為興凱地裂運動發生于震旦紀至中寒武世[32]，與興凱造山運動旋回相對應；揚子古板塊在晚元古代從Rodinia大陸裂離，并形成若爾蓋、中咱、普洱、浙閩、云開等地塊[33]。在地裂運動作用下，沉積了新元古代早期火山-碎屑沉積，在地裂運動較弱的部位形成早古生代被動大陸邊緣盆地；后在加里東運動的影響下，再次發生碰撞拼貼，并最終導致華南統一古板塊的形成[20]。

黃汲清先生提出的“古中國地臺”形成于中元古代末(1 100 Ma B.P.)的揚子旋回早期〔或稱華南陸塊晉寧運動(1 000 Ma B.P.)〕，于800 Ma B.P.后開始裂解，700 Ma B.P.達到高潮。這與李正祥提出的Rodinia大陸會聚于1 000 Ma B.P.和裂解于700 Ma B.P.[34]，在時間上是對應的。在新元古代早期中國三大陸塊形成的“古中國地臺”，成為Rodinia超大陸組成部分，在空間上也是有聯系的。從全球構造上看，興凱地裂運動與Rodinia超大陸的形成演化關系十分密切。故研究中國南方板塊的興凱地裂運動，有必要與全球Rodinia超大陸形成和裂解相聯系。值得指出的是，黃汲清先生“古中國地臺”的提出和羅志立先生“興凱地裂運動”的建立，比Rodinia超大陸裂解之說早了十多年。

1.2峨眉地幔柱研究

Wilson根據太平洋、大西洋和印度洋中的線性分布火山島嶼和海山、漸次順序變化的噴發年齡初次提出熱點假說，將其解釋為相對靜止的熱點與漂移的巖石圈板塊二者所形成淺表的鏈狀火山島嶼[35]。隨后Morgan正式提出地幔柱假說[36]，Morgan和Hofmann等系統地完善了地幔柱理論模型[37,38]。地幔柱是源于核幔邊界或上下地幔邊界的熱異常物質，以對流形式誘發地幔緩慢運動，表現為熱物質以柱狀形式從地幔深部上升。地幔柱運動的驅動力在于地核向地幔的熱能轉移，體現為由熱柱浮力導致的巖石圈垂向運動，上覆巖石圈的加熱和火山(熱點)作用。尤其是20世紀90年代初， Griffiths和Campbell基于地幔(熱)柱兩大基本特征(即熱驅動和大黏滯度對流)實驗模型成功地建立了動態熱柱結構模型，揭示地幔熱柱柱頭和柱尾動態演化過程機理[39]。隨后，超級地幔柱[40,41]、地幔動力學[42]概念的提出進一步完善了地幔柱理論體系，使其成為全球板塊構造理論中的重要組成部分。

(超級)地幔柱活動與板塊形成演化密切相關，使其在地球及其類地行星系統研究中備受關注。目前，地學界普遍認同地史上曾存在太平洋超級地幔柱、非洲超級地幔柱和數十個地幔柱和/或熱點[43,44]，它們與全球重大構造變革事件、生態演替和成礦成藏等密切相關[40,45]。揚子板塊西緣峨眉山玄武巖噴發是全球晚二疊世的重要地質事件，其與峨眉山地幔柱活動密切相聯。峨眉山玄武巖系1929年由趙亞曾先生命名，玄武巖面積為0.25×106km2，體積為0.3×106～0.6×106km3，羅志立先生首次建立“峨眉”地裂運動理論解釋其成因過程[22]。20世紀80年代初隨著對攀西裂谷開展的大規模研究，對峨眉山玄武巖進行了較為系統的探討，提出了玄武巖裂谷成因的認識[46,47]。隨著地幔柱研究興起，地質學家逐漸從巖石學、地球化學和年代學等方面展開峨眉山玄武巖與地幔柱作用機制的研究與探討。揚子板塊西南地區峨眉山玄武巖下伏二疊系茅口組具明顯的呈圓環狀差異剝蝕，可分為深度剝蝕帶(內帶)、部分剝蝕帶(中帶)、古風化殼或短暫沉積間斷帶(外帶)和連續沉積帶[48,49]。地幔柱上升造成的沉積響應與峨眉山玄武巖類型由內帶-外帶具有空間分布規律(即高鈦玄武巖和低鈦玄武巖類型)具有一致性[50,51]。峨眉山地幔柱沉積構造、地球化學等共同揭示，地幔柱中心部位在云南大理-四川米易一帶，地幔柱尾直徑約400 km，地幔柱頭部直徑約700 km，大火成巖省面積和體積分別約0.5×106km2、0.35×106km3，其快速噴發開始時間為258~259 Ma B.P.、持續時間約1～3 Ma[51]。四川盆地內晚二疊世發育的開江-梁平拉張槽與峨眉地幔柱活動可能有關。

1.3Rodinia大陸裂解研究

晚元古代超級大陸觀念于20世紀70年代被初次提出[52]，80年代中晚期Piper、Bondetal.和Hoffman基于古地磁和地質證據揭示地史上可能存在元古代超級古大陸的模型[54,55]。尤其是20世紀90年代初期，Dalziel、Hoffman和Moores大致同時期提出北美板塊和格陵蘭板塊所組成的勞亞大陸形成晚元古代超級古大陸的核心模型[56-58]，掀起了地學界對晚元古代超級古大陸研究熱潮。值得指出的是，晚元古代超級古大陸名稱一直未有定論，如：Pangaea-Ⅰ[52]，Ur-Gondwana[59]，Paleopangea[60], Kanatia[61]等，至McMenamin & McMenamin總結概述晚元古代超級古大陸證據，遵循俄語“Rodit”之意，命名為Rodinia超級古大陸[62]，而被廣泛采納。隨后，晚元古代Rodinia超級古大陸的重建受到廣泛持續的關注，并產生了大量的研究成果[63,64]，如：UNESCO/IGCP-440 (1999-2004)“Rodinia大陸重建與裂解”。晚中-新元古代全球范圍格林威治造山運動和大致年齡為1.3~0.9 Ga的碰撞造山運動等導致以勞亞大陸、東南極大陸為核心的Rodinia超級古大陸形成，其長時間持續穩定發展過程約為150 Ma。隨后825~740 Ma B.P.，Rodinia超級古大陸及其周緣(可能與超級地幔柱相關的)，即勞亞大陸西緣(約750 Ma B.P.)與勞亞大陸南東緣(約600 Ma B.P.)，持續發生不同步大陸裂解過程(可能持續至570 Ma B.P.，例如亞馬遜古陸)，從而導致晚元古代超級古大陸裂解與現今地球上主要大陸板塊的形成。

中國華南板塊和華北板塊具有明顯的親澳大利亞板塊屬性，分別于～720 Ma B.P.和～600 Ma B.P.與Rodinia超級古大陸逐漸裂解分離，并于早-中古生代與東Gondwana大陸碰撞拼貼。華南板塊西緣出露大量晚元古代基性-超基性侵入巖與火成巖和變質雜巖，基于其巖石學和地球化學等相關研究，對于華南板塊晚元古代與Rodinia超大陸裂解分離過程具有不同的端元模式，主要為地幔柱活動裂解模式[65-67]和俯沖相關的巖漿島弧模式[68,69]。地幔柱活動裂解模式認為揚子板塊1.5~1.1 Ga B.P.東西緣發育為被動大陸邊緣，隨后四堡運動或晉寧運動導致揚子板塊與華夏板塊碰撞拼貼形成華南板塊，可能與Rodinia超級古大陸碰撞拼貼過程密切相關。伴隨地幔柱活動，830~720 Ma B.P.逐漸與Rodinia超級古大陸離散分裂，在華南板塊西緣和內部分別形成南北向康滇裂谷和南華裂谷。巖漿島弧模式則強調華南板塊晚元古代巖漿巖具有明顯的島弧巖石學特征和兩大島弧體系(江南島弧和攀西-漢南島弧體系)。西緣攀西-漢南島弧帶與晉寧期(1.0~0.74 Ga B.P.)揚子板塊西緣的洋殼東向俯沖相關，東南部江南島弧則與揚子板塊東側洋殼西向俯沖相關，該過程可能具有多階段的碰撞過程從而導致華南板塊最終形成[68,69]。745~730 Ma B.P.，由于俯沖洋殼板片斷離拆沉導致巖石圈張性裂谷形成，攀西-漢南島弧帶可能為Rodinia超級古大陸離散分裂過程中沿東Gondwana和澳大利亞板塊巖漿島弧帶的一部分。

值得指出的是，20世紀90年代末期華南板塊地幔柱模式或巖漿島弧模式相關的古大陸離散分裂過程與羅志立先生基于“興凱”地裂運動及其溝-弧-盆體系的思想[22,70,71]不謀而合，至20世紀末中文文獻中開始逐步關注Rodinia超級古大陸離散分裂過程與中國主要板塊的形成演化關系[72]。四川盆地內早寒武世發育的綿陽-長寧拉張槽與Rodinia和Gondwana大陸裂解可能有關。

2四川盆地內拉張槽的提出和特征

目前，四川盆地內與海相油氣形成分布密切相關的拉張槽有峨眉地裂運動形成的開江-梁平拉張槽(為尊重原創，本文也稱開江-梁平海槽)和興凱地裂運動形成的綿陽-長寧拉張槽。

2.1開江-梁平海槽(拉張槽)的發現過程和特征

開江-梁平海槽是四川盆地內深埋地下的二疊紀-三疊紀之間的一個深水碳酸鹽巖沉積區，是因生物礁油氣藏勘探而發現的。

20世紀90年代生物礁油氣藏勘探在國內逐漸受到重視。除南海地區外，四川盆地上二疊統生物礁氣藏勘探成為主要目標。生物礁氣藏的分布與古沉積環境關系十分密切。當時受地表露頭的分布和地下鉆井資料的限制，對四川盆地上二疊統沉積相的認識未能細化。比較流行的認識是：四川盆地西部康滇古陸是物源區，分布著二疊系的峨眉山玄武巖；盆地西部沉積陸源碎屑巖(沙灣組)和含煤層系(興文組、宣威組、龍潭組)；盆地西北和東緣地區是以硅質巖、暗色泥頁巖、薄層灰巖為特征的大隆組分布區，屬于深水沉積區，被分別稱為“廣旺海槽”和“鄂西海槽”；除此之外，盆地內的廣大區域主要是富含淺水生物化石的淺海碳酸鹽巖沉積區，即被認為都是長興灰巖、吳家坪灰巖的淺海碳酸鹽巖臺地相或碳酸鹽巖緩坡相相區。而生物礁除盆地東緣已出露地表的鄂西見天壩生物礁屬邊緣礁外，盆地內地表出露和地下鉆遇的生物礁都是“點礁”。

點礁分布的隨機性給生物礁氣藏的地震識別帶來很大困難，那時也不清楚應當在什么沉積相帶去尋找大型礁氣藏。當時在勘探中根據地震資料解釋的目標鉆探的礁氣藏專探井全部落空，而在鉆探其下層位石炭系目標的過路井中卻不時地鉆遇礁氣藏。礁氣藏勘探陷入“想打打不到，不打又碰到”的困境。為了改變這種被動局面，1996年“九五”國家科技攻關項目中設立“川東上二疊統生物礁氣藏形成條件及目標評價研究”專題，由四川石油管理局地質勘探開發研究院牽頭, 并組織了西南石油學院及四川石油管理局測井公司和地質調查處計算中心等單位共同承擔。

該專題對200余口鉆井資料、測井資料、數十口鉆井巖屑等復查研究發現：四川盆地達州、開江、梁平地區深埋地腹的上二疊統厚度很薄，其上部以暗色硅質灰巖、暗色泥灰巖、硅質巖為主，含微體有孔蟲、骨針、放射蟲等生物化石，在電測上為高自然伽馬、低電阻率井段。這些特征與其東部和南部相鄰的開縣、萬縣、忠縣、墊江、鄰水等地區的長興組生屑灰巖差異十分明顯，具有典型的深水沉積特征。這與出露地表的廣元-旺蒼海槽和鄂西海槽沉積特征相似，故稱為“開江-梁平海槽”[18,73]，其北延方向與廣元-旺蒼海槽相通。該專題研究指出：開江-梁平海槽區無生物礁分布，而在海槽區與長興組淺水碳酸鹽巖沉積區過渡的邊緣斜坡帶上有較大型的邊緣礁分布。這一認識指明了四川盆地生物礁氣藏的勘探方向。此后在邊緣斜坡帶相區陸續發現了天東、黃龍場、七里北、普光、元壩、龍崗等大中型長興組生物礁氣藏。由于晚二疊世海槽區的深水沉積過程一直持續到早三疊世的飛仙關期，使得飛仙關組環海槽相區的碳酸鹽巖臺地邊緣相帶發育大型臺緣鮞粒灘灰巖，形成了多個大中型鮞粒灘氣藏，如鐵山、渡口河、羅家寨、七里北、鐵山坡、普光、大灣、龍崗等鮞粒灘氣藏[74]。開江-梁平海槽的提出有效地推動了四川盆地長興組生物礁和飛仙關組鮞粒灘氣藏的勘探。近十多年來中國石油、中國石化先后沿海槽邊緣相帶開展了規?？涨暗娜S地震勘探和數量可觀的鉆井勘探，已獲得巨大的天然氣儲量。

2.1.1開江-梁平海槽的認識過程

對開江-梁平海槽的認識過程是隨著礁、灘氣藏的勘探程度不斷提高而逐漸深化的。從20世紀末提出開江-梁平海槽到對海槽邊界的精細刻畫用了十余年時間，大致可分為3個階段。

第一階段：1996—2000年國家“九五”攻關項目，初識開江-梁平海槽

這一階段的研究區集中在四川盆地東北及盆地東北緣。在1996—1997年依據鉆井資料及地表剖面開展地質研究工作，基本識別出川東北地區上二疊統上部深水碳酸鹽巖沉積特征，初步劃出其分布范圍，并參照廣元-旺蒼海槽、城口-鄂西海槽，將其稱為“開江-梁平海槽”[18,73]。通過對沉積層序對比研究發現，開江-梁平海槽相區與淺水碳酸鹽巖相區(碳酸鹽巖緩坡或臺地)的沉積相序在晚二疊世早期為一套由海陸過渡相到淺水碳酸鹽巖的海侵層序。在晚二疊世中期開始發生分化，淺水相區仍然保持了淺水碳酸鹽巖沉積，并發育生物礁，而開江-梁平海槽相區則發展為深水沉積。二者沉積相序的差異是盆地內基底斷塊差異沉降的反映。加之發現川東北地區地下存在晚二疊世的玄武巖、輝綠巖侵位，說明盆地處于張應力場中，應是“峨眉地裂運動”影響的結果[22]，并與南秦嶺海槽的發育過程相關[75]?！熬盼濉惫リP項目的研究還明確了下三疊統飛仙關組沉積對長興組的繼承性以及開江-梁平海槽與長興組生物礁氣藏、飛仙關組鮞灘氣藏分布規律的關系[76,77]。

第二階段：2001—2006年深化深水沉積特征認識

這一階段仍以地質研究為主，研究中采集了廣元-旺蒼海槽、城口-鄂西海槽、開江-梁平海槽3個深水沉積相區的上二疊統及下三疊統飛仙關組下部的井下和地表剖面樣品進行巖石學、古生物學、沉積學等綜合研究，進一步確定了開江-梁平海槽相區的深水沉積特征，指出“開江-梁平海槽”相區上二疊統上部的含硅質放射蟲的灰質硅巖、暗色泥頁巖及暗色泥灰巖與暗色泥晶灰巖組合為大隆組沉積[78]。

第三階段：2006年以后全面認識開江-梁平海槽

自2006年以后，四川盆地的礁灘氣藏勘探沿開江-梁平海槽邊緣帶向西擴展至川中儀隴的龍崗地區、川西旺蒼的元壩地區，到達廣元-旺蒼海槽南側的臺地邊緣相帶。2007年鉆于海槽相區的龍崗10井在大隆組取得了大量巖心資料, 進一步證實了前期關于深水海槽的研究認識[18]。

該階段沿臺地和海槽邊緣帶展開的三維地震勘探成果，極大地提高了臺地-斜坡-海槽相的地震相解釋精度。通過對川東北大巴山地區宣漢-城口穿越臺地-斜坡-海槽相帶一系列地面露頭剖面的詳細研究，建立了碳酸鹽斜坡相帶的地震解釋模式[74]，從而在三維地震剖面上精確地描述了臺緣斜坡相帶的位置、坡度、高度、沉積發展史，并準確確定了海槽邊界從而極大地提高了礁灘體氣藏勘探成效[79]。時至今日，通過三維地震資料準確地識別臺地邊緣相帶，選擇并確定邊緣礁和鮞粒灘氣藏的鉆探目標，仍是提高勘探成功率的重要保證。

2.1.2開江-梁平海槽的主要特征

開江-梁平海槽是一個深埋于地腹的拉張海槽。它是在“地裂運動”控制下，在二疊紀末-三疊紀初四川盆地內因基底斷塊差異沉降形成的深水碳酸鹽巖沉積區。它與川西北廣元-旺蒼海槽相連。開江-梁平海槽的發生、發展和消亡過程影響了二疊系長興組生物礁和三疊系飛仙關組鮞粒灘的分布及其儲層的早期成巖作用，進而影響了礁、灘氣藏的分布。開江-梁平海槽的鉆井剖面特征同廣元-旺蒼海槽和鄂西海槽地表剖面的特征相同。

a.開江-梁平海槽深水沉積的巖石學特征

開江-梁平海槽深水沉積存在于上二疊統上部-三疊系飛仙關組下部。上二疊統上部的深水段厚度<30 m，主要巖石類型為黑色、深灰-灰色薄層狀泥頁巖、硅巖、硅質灰巖、泥晶灰巖，間或夾有凝灰巖。巖石中含微體浮游有孔蟲、骨針、硅質放射蟲及晚二疊世的腕足等化石或化石碎片，鈣質生屑部分硅化。這與上二疊統淺水碳酸鹽巖中含豐富的高分異度的淺水生物化石特征形成鮮明對比。該段地層屬于上二疊統大隆組[78]。海槽相區飛仙關組的深水沉積與下伏大隆組整合過渡，厚度在數十米至200 m，顏色多為深灰、灰黑色，通常為規則的薄層狀泥晶灰巖夾極薄層泥頁巖，下部常間夾厚度不等的角礫灰巖，以及具正粒序的角礫、鮞粒泥晶灰巖[78,80]。巖石通常缺乏生物化石，缺乏交錯層理、波痕等浪基面以上的沉積構造。這種巖層規則、巖性單一的特征與海槽周緣淺水沉積的飛仙關組差異十分明顯。

海槽相區深水沉積的特征表明深水環境中主要的沉積過程是表層水懸移質沉積和來自臺地和斜坡碳酸鹽巖沉積環境的多種重力流搬運沉積。通過地震資料計算，二疊紀末期海槽邊緣斜坡坡度在宣漢地區達到20°，而在蒼溪、儀隴地區坡度最高達40°，海槽相區的水體深度可達450 m[74]。正是這樣的環境造成了海槽相的沉積特征。

b.開江-梁平海槽地層厚度

四川盆地內上二疊統-下三疊統飛仙關組海相沉積區地層總厚度一般為800～900 m。在淺水碳酸鹽巖沉積區上二疊統厚度和飛仙關組厚度大致相近，而在海槽相區上二疊統厚度明顯減薄，飛仙關組補償性增厚[81]。開江-梁平海槽相區上二疊統厚度<200 m，而飛仙關組厚度>600 m。通過對比發現, 上二疊統厚度減薄是因深水沉積段薄，飛仙關組厚度大則是深水沉積厚度增大。

從沉積特征上看，整個上二疊統為向上變細的沉積層序。上二疊統大隆組在野外露頭剖面上常見到強烈的生物擾動層，有的層面上富集生物化石或發育密集的遺跡化石，以及大量潛穴、鉆孔等，表明其沉積速率很低。因此，大隆組代表了高海平面的凝縮層。而其上覆的飛仙關組層面平整，缺乏生物化石和遺跡化石，重力流沉積的角礫巖、濁積巖發育，表明其沉積屬于補償性的快速充填過程。這種沉積過程的差異是造成四川盆地上二疊統-下三疊統飛仙關組在不同相區厚度差異的原因。

c.開江-梁平海槽的沉積相序

深水海槽相區與其相鄰的淺水碳酸鹽巖臺地沉積相區的沉積過程差別是由峨眉地裂運動引起的盆地拉張背景下基底斷塊差異沉降造成的[22]。四川盆地內不同相區的上二疊統沉積同起始于下伏二疊系茅口組風化剝蝕面之上的海侵，其底部多有厚薄不等的濱海相含煤層系，往上過渡為淺海碳酸鹽巖，顯示為海水逐漸加深的海侵沉積層序。但是在開江-梁平海槽區，這套灰巖(吳家坪組)往上變細變薄后漸變為大隆組沉積，明顯表現出海水變深、相對海平面快速升高的沉積過程。其東側的川東北碳酸鹽巖臺地相區的吳家坪組灰巖往上漸變為不含燧石團塊的長興組生屑灰巖，頂部為潮坪相的白云巖，表現為沉積水體變淺、相對海平面下降的沉積過程[78]。

海槽相區的飛仙關組由下往上由間夾重力流成因的角礫灰巖的規則暗色薄層泥晶灰巖與極薄層泥巖互層，變為含生物潛穴的規則灰巖、薄層泥晶灰巖，再往上出現有波痕、交錯層理的薄層鮞粒、生屑灰巖夾層，直至具交錯層理的中-厚層狀、塊狀褐灰、紫灰色鮞?；規r。到飛仙關組上部和頂部變為薄層的紫紅色泥巖、泥晶灰巖、生屑鮞?；規r，以及膏質泥巖間互層，常見干裂、藻紋層等沉積構造，為一套潮坪沉積層序。整個飛仙關組清楚地表現為一個海退沉積層序。川東北臺地相的飛仙關組多數鉆井剖面底部為中厚層狀鮞粒白云巖、鮞?；規r，與下伏長興組過渡。往上則為富硬石膏的潮坪層、含膏質的潮坪層至飛仙關組頂部，總體上同海槽相區飛仙關組一樣表現為海退層序[79]。

在龍崗、元壩、劍閣一帶，相鄰海槽的淺水碳酸鹽巖相區上二疊統-下三疊統飛仙關組的相序組合與川東北總體相似，但是其上二疊統下部含煤的海陸過渡相(龍潭組)變厚，飛仙關組的膏質含量明顯降低，鮞?；規r白云石化強度相應下降。

四川盆地內深水海槽相區和淺水臺地相區的上二疊統-飛仙關組都是在下伏層茅口組古風化殼夷平面上因海侵開始沉積，至飛仙關組頂又都形成均一化的潮坪沉積層序[79]，但2個相區的縱向沉積相序構成卻存在明顯差異。這種差異表明：雖然海平面變化相同，但海槽相區的基底斷塊在晚二疊世中后期發生快速下沉，沉積水體大幅度變深，臺地淹沒，造成“碳酸鹽工廠”關閉。而臺地相區處于緩慢海侵過程中，碳酸鹽沉積物生產尚未到達溢出階段。兩方面因素的疊加，使海槽相區成為“饑餓盆地”，從而沉積了代表凝縮層的大隆組。臺地相區基底斷塊相對穩定，淺的海水使碳酸鹽巖臺地上的碳酸鹽沉積物生產率與海平面上升速率平衡，臺地碳酸鹽巖沉積狀態保持在追補、并進狀態，沉積了數百米厚度的吳家坪組-長興組灰巖。

到飛仙關組，2個相區都是海退沉積層序，這表明海槽相區基底的快速下降過程結束，海平面的升降成為控制區域沉積的主要因素。此時的臺地相區沉積過程處于溢出狀態。海平面下降過程又使盆地周邊陸源泥供應增加，二者疊加造成海槽的快速充填，直至海水變淺，最終在海退末期與臺地相區同樣均一化為潮坪沉積[78]。

海槽相區與臺地相區沉積的分異與最終趨同的沉積過程表明，峨眉地裂運動造成的拉張構造背景是開江-梁平海槽形成與閉合的根本原因。羅志立先生在1981年提出“峨眉地裂運動”的理論[23]，使我們能從盆地動力學的角度理解開江-梁平海槽的發生、發展和消亡過程，及其“峨眉地裂運動”對石油礦產分布的影響。

d.開江-梁平海槽的地震層序地層學特征

上二疊統-下三疊統的沉積時期達到10 Ma?？邕^臺地-斜坡-海槽的高品質三維地震剖面清楚地在地震層序地層學的尺度上顯示了這段地層的層序格架[74]。深水相的大隆組是達到最大海泛面時的凝縮沉積，在這些地震剖面上欠補償沉積的大隆組作為低速層介于吳家坪組灰巖和飛仙關組灰巖之間，在地震剖面上造成明顯的強反射響應特征。它在海槽向臺地的斜坡上減弱、消失。

上二疊統斜坡坡折點隨層位增高向臺地方向后退；而其上覆飛仙關組斜坡坡折則向海槽方向前移，并有數個前積反射層向海槽內部進積[74]，是海槽快速充填消亡過程的表現?？缗_地-斜坡-海槽的地震剖面表明，在地震層序地層學可識別的尺度上，四川盆地上二疊統-下三疊統飛仙關組是一個時間長達10 Ma、受基底斷塊活動影響明顯的、地震地層學上清楚的、完整的大型Ⅲ級層序。上二疊統吳家坪組-長興組或吳家坪組-大隆組組成海侵體系域，上二疊統頂面為最大海泛面，在海槽相區大隆組硅巖及暗色泥頁巖代表了凝縮層，整個飛仙關組屬高海平面體系域。它的進積使沉積物向深水海槽相區搬運充填，并最終達到均一化的潮坪沉積環境。

2.2綿陽—長寧拉張槽的發現過程和特征

2.2.1綿陽—長寧拉張槽的發現過程

1964年威遠震旦系燈影組氣田發現后,在四川盆地內基于古隆起控制論鉆探燈影組(下組合)的探井和盆地周緣鉆探燈影組的探井多未實現鉆前目標。自羅志立教授1981年提出興凱地裂運動后，在羅志立教授帶領下我們一直非常重視對興凱地裂運動各種特征的揭示和探討, 尤其重視探討興凱地裂運動對四川盆地下組合油氣分布的控制作用(“六五”、“七五”和“八五”國家攻關課題)。2004年，我們有幸參加了金之鈞院士作為首席科學家的“973”項目“中國海相碳酸鹽巖層系油氣富集機理與分布預測”，并承擔了課題“中國海相碳酸鹽巖層系深層油氣成藏機理”(負責人：馬永生、劉樹根)的研究任務, 其重點研究層位為震旦系燈影組和下古生界，俗稱下組合。2008-2011年，我們承擔了中國石化海相前瞻性項目“華南古板塊地裂運動與海相油氣前景”的研究任務(負責人：羅志立、劉樹根)。上述2個項目為我們研究四川盆地張性構造運動和張性構造及其對海相油氣形成分布的控制作用創造了條件。

2004年，我們在研究四川盆地西南大興地區地震剖面時就推測在川西南地區可能發育有由興凱地裂運動形成的拉張槽。2006年，我們發現在資陽-安平店構造震旦系燈影組與下寒武統厚度存在反鏡向關系，推測資陽與安平店之間早寒武世有拉張正斷層存在，可能發育有興凱地裂運動形成的“臺塊-臺槽”沉積構造格局。孫瑋在其博士學位論文(導師:劉樹根)中編繪了震旦系燈影組和下寒武統等厚圖，認為燈影組沉積末期發生的桐灣運動，抬升剝蝕地層并發生拉張運動，資陽-威遠地區是構造的高部位，產生張性斷裂并形成了“臺槽-臺塊”構造格局[9]。2010年7月，中國石化對“華南古板塊地裂運動與海相油氣前景”項目進行了中期檢查，會上我們詳細匯報了威遠-資陽-安平店“臺槽-臺塊”構造格局和深部富硅熱流體等興凱地裂運動存在的各種表現特征。孫瑋、羅志立、劉樹根等將其研究成果以論文“華南古板塊興凱地裂運動特征及對油氣影響”發表，認為四川盆地內部存在興凱地裂運動，其“臺槽-臺塊”格局對下組合油氣成藏有一定的影響[32]。馬文辛、劉樹根等在研究渝東地區震旦系燈影組硅質巖特征時，得出其硅質巖形成時間為晚震旦世-早寒武世(536.3±5.5 Ma B.P.)。這與興凱地裂運動早期的構造熱流體活動有著緊密的相關性，流體來源主要為深部富含硅質的熱流體[82]。在這期間, 四川盆地鉆達下組合的深井較少, 我們詳細研究了所有的四川盆地周緣出露下組合的典型剖面和盆地內鉆達下組合的“1”字號探井揭示的地質資料。

2011年始，我們有幸參加了劉文匯教授作為首席科學家的“973”項目“中國早古生代海相碳酸鹽巖層系大型油氣田形成機理與分布規律”，并承擔了課題“中上揚子地區構造演化與下古生界油氣多期成藏”(負責人：劉樹根)。這使我們對興凱地裂運動及其對四川盆地下組合油氣地質條件控制作用的研究得以繼續和深化。

2011年高石1井獲得重大突破后，有關四川盆地深層震旦系-下古生界的地震資料和鉆井資料，尤其是高質量三維地震資料極大地豐富了，為揭示興凱地裂運動的各種特征創造了更好的條件。我們依據中國石油和中國石化地震資料和絕大部分盆地深鉆井資料對震旦系頂面和下寒武統滄浪鋪組頂面2個較明顯辨識的地震反射界面進行了全盆地的追蹤對比解釋。

2012年，在川中地區地震資料解釋中，發現震旦系燈影組在剖面中呈臺階狀特征，然而未能識別其發育明顯邊界斷層。同時，在研究區域地震剖面中發現了大量同相軸下凹的特征，平面上具有近似環狀構造特征，與溶洞垮塌形成的下凹具有相似性。通過研究發現研究區域凹陷特征與喀斯特垮塌具有較大差異，特別是形態規模。早期的研究把重點主要放在張性斷裂，尤其是較大規模張性斷裂的識別上。然而，經過半年多時間的地震資料對比和解釋，并未發現較大規模張性斷裂的存在, 但發現凹陷內的寒武系明顯較兩側厚，并且超覆于兩側震旦系之上, 凹陷東側邊界較西側邊界陡峭，東側邊界同相軸呈現不連續特征指示可能發育斷層，凹陷整體具有箕狀拗陷構造形態。研究實踐說明試圖通過張性斷裂的識別刻畫興凱地裂運動的特征及其對油氣控制作用的研究是困難的。這可能是興凱地裂運動研究難以進展的主要原因之一。

在已有研究的基礎上，我們另辟蹊徑，探討能否利用地層厚度揭示興凱地裂運動的特征。鑒于震旦系燈影組頂界面和下寒武統滄浪鋪組頂界面在全盆地易于識別和追蹤，我們編繪了四川全盆地下寒武統筇竹寺組+滄浪鋪組(后鉆井揭示，實為下寒武統麥地坪組+筇竹寺組+滄浪鋪組)厚度圖。通過對厚度圖的分析，發現在梓潼-樂至-隆昌-赤水一線厚度非常大，形成一槽狀沉積地貌，結合以前的研究認為此槽狀沉積地貌應為興凱地裂運動形成的張性構造單元，命名為梓潼-樂至-隆昌-赤水拉張槽，并推斷拉張槽內相對為較深水沉積。2012年12月18日中國石油高石17井開鉆，至2013年7月15日完鉆，鉆探結果證實存在下寒武統麥地坪組。該井麥地坪組(285 m)加筇竹寺組厚度達683 m，巖性與推斷一致，證實了拉張槽的存在，同時也證實了拉張槽邊緣斷層的發育(但斷距規模不大)。

2013年6月，劉樹根教授在四川瀘州以“興凱地裂運動與四川盆地下組合油氣勘探”為題向中國石化勘探會議匯報了對梓潼-樂至-隆昌-赤水拉張槽的初步研究成果。2013年7月28日，由賈承造院士、戴金星院士、王鐵冠院士、金之鈞院士、陳駿院士等組成的國家科技部“973”課題中期檢查組對我們承擔的“中上揚子地區構造演化與下古生界油氣多期成藏”課題進行了中期檢查。在此次會議上，我們詳細匯報了梓潼-樂至-隆昌-赤水拉張槽的發現過程、沉積-構造特征、形成演化過程及其對油氣的控制作用。會后據專家的意見和新的地質-地球物理-地球化學資料，我們進一步研究了拉張槽的特征及其對油氣地質條件的控制作用，并將拉張槽更名為“綿陽-樂至-隆昌-長寧拉張槽”，簡稱“綿陽-長寧拉張槽”，并與中國石油川慶鉆探工程有限公司地球物理勘探公司專家一道發表了該成果[20,21]。2014年, 我們與中國石油西南油氣田公司川中油氣礦專家一道發表了綿陽-樂至-隆昌-長寧拉張槽對震旦系燈影組和寒武系龍王廟組優質儲層發育控制作用的研究成果[83-85]，與中國石油川慶鉆探工程有限公司地球物理勘探公司專家一道發表了川中古隆起構造演化特征及其與早寒武世綿陽-長寧拉張槽關系的研究成果[86]。

總之，綿陽-長寧拉張槽的發現在我們團隊經歷了威遠-資陽-安平店“臺槽-臺塊”格局(2006-2011)、梓潼-樂至-隆昌-赤水拉張槽(2012-2013)、綿陽-樂至-隆昌-長寧拉張槽(2013至今)3個研究階段，是地質-地球物理-地球化學綜合研究的結果，是中國石油、中國石化在四川盆地下組合油氣勘探的快速推進及其有關研究人員和我們團隊緊密合作的共同成果，是羅志立教授興凱地裂運動理論的完善和發展。

2.2.2綿陽—長寧拉張槽的主要特征

綿陽-長寧拉張槽(intracratonic sag)整體呈近南北向展布，具有南北分段特征。其中，拉張槽北段向北西開口，邊界特征易于識別，東側陡、西側緩；拉張槽南段向南開口，拉張特征較北段弱，邊界特征不明顯，拉張槽展布主要由下寒武統厚度增大反映。通過下寒武統厚度趨勢顯示拉張槽面積約54×103km2，最窄部位位于威遠以東、大足以西、隆昌以北區域，寬約30 km，該區域也是南北段分界區域；向北開口逐漸變寬，最寬處>100 km；南段拉張槽展布為不規則特征，向西南方向開口,寬度為30~90 km(圖1)。

拉張槽東、西兩側邊界不發育明顯的邊界斷層，其中東側邊緣剖面呈“陡坎”特征，下寒武統超覆于震旦系燈影組之上，且地層厚度顯著增大。威遠-大足一線以北區域的拉張槽邊緣易于通過地震剖面識別，總體為西緩東陡特征；該界線以南區域拉張槽邊緣呈緩坡特征，僅能通過下寒武統厚度識別拉張凹陷特征。

圖1　綿陽-長寧拉張槽特征圖Fig.1　Characteristics of geometry and cross-section of the Mianyang-Changningintracratonic sag across the Sichuan Basin

拉張槽北段：其西緣邊界總體為近北西-南東走向“斜坡”特征，其中如資陽等局部區域槽-臺邊界走向差異較大；其東緣邊界主要以“陡坎”特征為主，鹽亭-大足一線邊界近北北西走向，鹽亭-閬中一線轉為北北東走向，閬中以北轉為近南北走向，九龍山構造位于拉張槽邊緣。

拉張槽南段：威遠-大足一線以南地區，拉張槽在該處發育凹陷邊緣特征，拉張槽內隆昌-長寧區域其走向和東西兩側邊界模糊，雖然下寒武統厚度小于北段，但是拉張槽內下寒武統厚度明顯大于兩側，拉張槽向盆地西南方向開口，拉張槽內部宜賓地區存在局部高點。

限于篇幅, 綿陽-長寧拉張槽的其他特征敬請讀者參閱有關文獻。

2.2.3綿陽—長寧拉張槽研究簡況

綿陽-長寧拉張槽(intracratonic sag, 直譯為克拉通內凹陷, 稱拉張槽更簡捷且涵義明確)提出后，受到學術界和勘探界的廣泛關注，眾多學者對其進行了研究，并從不同的角度提出了不同的認識。杜金虎等、鄒才能等和楊志如等認為，此“拉張槽”為裂陷槽，是前震旦紀裂谷的繼承性活動，其內沉積了厚度較大的下寒武統麥地坪組和筇竹寺組[22,87,88]。魏國齊等提出此“拉張槽”為綿竹-長寧克拉通內裂陷，并形成于燈一期至龍王廟期[89,90]。楊雨等、汪澤成等和周慧等認為此“拉張槽”為桐灣期大規?？λ固刈饔迷跓粲敖M發育的近南北向大型侵蝕溝谷(或侵蝕谷)[91-93]。鄭民等、邢鳳存等、劉宏等和劉殊等基本認可拉張槽(或拗拉槽)的觀點，并分析了拉張槽對下組合油氣成藏條件的控制作用[94-97]。李偉等認為桐灣運動是以整體隆升與沉降為特征，并發育3幕構造運動[98]，即燈影組第二段富藻層沉積末期的桐灣Ⅰ幕、燈影組第二段沉積末期的桐灣Ⅱ幕與燈影組第三段—第四段沉積末期的桐灣Ⅲ幕;寒武紀早期的興凱運動以裂陷為主，發育2幕構造運動，即麥地坪組沉積期的興凱Ⅰ幕與筇竹寺組沉積期的興凱Ⅱ幕。李忠權等認為此“拉張槽”為震旦紀威遠—安岳溝槽，是拉張、侵蝕、溶蝕等多種地質過程綜合作用的結果[99]。這些研究和認識極大地提高了對四川盆地早古生代和晚元古代古構造特征的認識。

目前，對綿陽—長寧拉張槽的研究盡管在稱謂、發育時間和形成機理上還有所分歧，但目前已有4方面的較一致認識：(1)發育位置主要沿綿陽(綿竹、德陽)-長寧(宜賓)一線并呈南北向展布，且邊界東陡西緩；(2)發育時代在震旦紀燈影組沉積期至早寒武世；(3)拉張作用在其形成演化過程中起著主要的作用；(4)對震旦系燈影組和下古生界原始油氣地質條件(烴源巖和儲集巖)和(古)油氣(藏)分布有較大的控制作用。然而, 與開江-梁平拉張槽的研究相比, 綿陽—長寧拉張槽的沉積學研究顯得較弱, 有待今后加強; 同時, 開江-梁平拉張槽形成初期對中二疊統茅口組頂部喀斯特儲層發育的影響值得重視。

3拉張槽對四川盆地海相油氣地質條件和油氣分布的控制作用

3.1拉張槽對烴源巖特征和分布的控制作用

拉張槽的存在形成了一種地貌上的差異，拉張槽內水體相對較深較靜，有利于烴源巖的發育。綿陽-長寧拉張槽內沉積了巨厚的下寒武統筇竹寺組黑色頁巖；遠離拉張槽區域，黑色頁巖厚度較薄，巖性也相對變粗。開江-梁平拉張槽內沉積上二疊統大隆組深水泥質烴源巖，而拉張槽外則是長興組碳酸鹽巖。下寒武統筇竹寺組為四川盆地下組合主要的烴源巖[100-105]，而上二疊統大隆組則對上二疊統長興組和下三疊統飛仙關組供烴起到重要作用[18,106,107]。

綿陽-長寧拉槽控制了下寒武統筇竹寺組的沉積(沉降)中心，也控制了生烴中心的發育。通過鉆井揭示出拉張槽內有麥地坪組沉積，為拉張初期的產物；拉張槽內GS17井、Z4井中麥地坪組的厚度分別為148 m、205.5 m，而拉張槽兩側則缺失該組地層[108]。拉張的高潮階段(筇竹寺組沉積期)拉張槽內也沉積了厚層的黑色頁巖，而且厚度與拉張槽外有明顯差異，拉張槽內的GS17井和Z4井厚度分別為492 m和390 m，而拉張槽外的JS1井和GS1井分別為320 m和210.5 m?？梢?，拉張槽內外下寒武統麥地坪組-筇竹寺組厚度差異明顯，厚度差超過300 m。拉張槽內部筇竹寺組的生氣強度達14×109m3/km2，為拉張槽兩側古油藏近源充注提供了豐富的油源[109]。四川盆地下寒武統烴源巖厚度和平均生氣強度最大值分布區平面展布與拉張槽范圍重疊，充分揭示拉張槽的發育對下寒武統優質烴源巖分布的控制作用。

開江-梁平拉張槽控制了二疊系大隆組的分布。采自開江-梁平海槽井下和廣元-旺蒼海槽地面的吳家坪組上部暗色泥質微晶灰巖樣品有機碳的質量分數(wTOC)為4.69%~0.48%，平均值為2.22%，屬于生烴能力較好的烴源巖。采自廣元-旺蒼海槽和城口海槽的大隆組暗色泥頁巖的地面樣品，有機碳的質量分數最低為2.49%，最高達到16.91%，平均值為6.21%，屬于非常好的烴源巖；干酪根主要為Ⅰ型，少量為Ⅱ型；達州-宣漢地區生氣強度最大，可達(5~8)×109m3/km2，北部蒼溪-巴中-通江-南江總體生氣強度大，但變化大，可達(1~8)×109m3/km2,滿足形成大氣田的生烴潛力，可為拉張槽兩側普光、元壩等氣田提供充足的烴源[18,106,107,110]。

3.2拉張槽對儲集巖特征和分布的控制作用

拉張槽與周緣的地貌差異，形成了一些邊緣帶，而這些邊緣帶是儲層發育的重要區域?？死▋鹊孛惨话惴浅Ｆ教?，這種非常平坦的環境易形成微晶灰巖，并不利于優質儲層的形成。拉張槽的存在為古地貌的差異提供了條件。拉張槽邊緣形成古地貌高地，控制了邊緣礁、灘沉積。加之古地貌高地常暴露地表，經大氣淋濾和交代作用形成孔洞發育的白云巖優質儲層。拉張槽對于儲集層的控制作用主要體現在以下幾方面。

a.礁灘相帶的沉積作用

在拉張槽的形成演化過程中，伴隨著臺拗(凹)地貌的產生。這種地貌差異，勢必會引起沉積相帶的分異，臺隆地區屬于淺水帶，是生物礁定殖的優選水域，其邊緣相帶高能淺灘發育。開江-梁平海槽控制了長興組生物礁和飛仙關組鮞粒灘的發育，二疊紀長興期臺地邊緣海綿-水螅生物礁相帶環海槽成群、成帶發育，呈串珠狀、密集分布，礁體規模明顯大于緩坡內的點礁[18,80,111]；三疊紀早期的沉積環境繼承了長興期的沉積格局，飛仙關期環海槽的臺地邊緣鮞粒灘發育，是大中型氣藏孔隙性鮞粒云巖、鮞?；規r儲層發育的有利相區[77,79,110,112-117]。綿陽-長寧拉張槽控制著古地貌高地的發育和分布，古地貌高地控制著下寒武統龍王廟組顆粒灘的展布[84]。

b.表生喀斯特作用

熱隆升剝蝕作用是主動拉張槽形成的序幕[20]。因此，拉張槽的形成與古喀斯特儲層的發育關系密切[83]。以綿陽-長寧拉張槽為例，拉張槽的發育位置基本指示了桐灣運動造成的古喀斯特優質儲層的集中發育帶。越靠近拉張槽，風化殼喀斯特作用越強，剝蝕量大，儲層溶蝕洞穴較發育；而遠離拉張槽，風化殼喀斯特作用變弱，儲層發育不佳。開江-梁平海槽與中二疊統茅口組頂部東吳期的表生喀斯特作用的關系有待進一步探討。

c.烴類充注作用

拉張槽控制著鄰近儲層內烴類充注的強度和儲層瀝青含量。烴類充注是深層優質碳酸鹽巖儲層保持的最重要機制[11]。油氣充注可以使儲層先期孔隙得以保存，并對儲集空間進行一定的改善作用。雖然晚期成巖礦物和油氣裂解生成的瀝青堵塞部分孔隙，但殘留孔隙仍為重要的儲集空間。威遠-資陽地區燈影組儲層瀝青的研究揭示瀝青含量與儲層的儲集性能呈正相關關系[118]。以綿陽-長寧拉張槽對側向燈影組儲層的影響為例，西側較遠的金石地區儲層瀝青不發育，向東至高石梯-磨溪地區、向北至威遠-資陽地區瀝青含量、含瀝青段累計厚度增大；距離拉張槽越近，烴類充注作用越強，儲層瀝青含量越高；并且拉張槽東側有斷裂發育，能有效溝通源-儲，造成拉張槽東側烴類充注作用強于西側[83]。據魏國齊等對龍王廟組研究[90]表明距離綿陽-長寧拉張槽越近，瀝青含量越高。

d.熱液作用

伴隨著拉張作用，海槽兩側多形成優質的輸導系統。開江-梁平海槽的東側邊界是由斷裂形成的，邊界較陡；海槽西側邊界是由斜坡形成的，邊界平緩，并且隨著沉積遷移不斷變化[113]。綿陽-長寧拉張槽兩側邊界呈東陡西緩的特征，中段呈箕狀拗陷構造形態，東部“陡坎”向南逐漸變緩[20,31,108]。邊界斷層可以溝通深部熱源，產生較強的熱液活動。通過橫向對比綿陽-長寧拉張槽兩側重點鉆井燈影組內的熱液活動，發現拉張槽兩側均有熱液活動。距離拉張槽越近，熱液活動越強烈[83]。故從金石-威遠-資陽地區，熱液活動逐漸增強；緊鄰拉張槽的資陽地區和高石梯地區熱液作用較強，熱液活動期次多，熱液成因硫化物金屬礦物(閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦)、斑馬狀構造、基質熱液溶蝕孔洞發育[119,120]；而拉張槽東側的磨溪地區自西向東熱液作用逐漸減弱。但總體上，綿陽-長寧拉張槽東側高石梯地區的晚期硅質熱液活動強度和熱液溶蝕改造儲層的強度要比西側的資陽-威遠-金石地區強烈。開江-梁平拉張槽內的大隆組多含分散的細粉砂級的石英、長石、云母屑，屬降落火山灰沉積物，指示火山活動；拉張槽兩側長興組中也可見類似的特征，且兩側鉆井中見輝綠巖、玄武巖，都說明該期熱液活動的特征[121]。

3.3拉張槽對油氣成藏效率和規模的影響

拉張槽提高了油氣成藏的效率和規模。以震旦系燈影組和下寒武統龍王廟組為例，二者以下寒武統筇竹寺組為主要烴源巖，其中筇竹寺組與燈影組構成新生古儲、油氣近源充注的源儲組合，而筇竹寺組與龍王廟組構成古生新儲、油氣遠源充注的源儲組合。從源儲配置關系來看，如果沒有拉張槽及其兩側的輸導系統，筇竹寺組生成的油氣很難大規模向下倒灌運移至燈影組內，同時也很難通過滄浪鋪組向上跨層運移至龍王廟組中(圖2)，其油氣成藏的效率應較低, 規模應不大。拉張槽的形成改變了烴源巖與儲集層之間的疊置關系。對于燈影組來講，拉張槽內的下寒武統烴源巖與拉張槽邊緣的上震旦統燈影組在時間上屬于新生古儲，但在空間關系上受拉張槽的影響事實上變成了下生上儲或旁生側儲的特征，加上烴源層與儲集層為直接接觸關系，極大地提高了油氣運移的效率和成藏的規模(圖2)。拉張槽東緣因拉張形成的斷裂系統向下斷入筇竹寺組烴源巖，向上消失于龍王廟組儲集巖中，形成烴源斷層，有利于油氣通過斷層向上跨過滄浪鋪組運移至龍王廟組內形成規模油氣藏(圖2)。

圖2　拉張槽對上震旦統燈影組和下寒武統龍王廟組油氣成藏效率和規模的控制作用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，拉張槽與其周緣的構造沉積差異改變了烴源層與儲集層的空間疊置關系, 從新生古儲的上生下儲變為下生上儲或旁生側儲，且邊緣斷裂帶成為烴源通道，連接了非直接接觸的烴源層和儲層，極大地提高了油氣運移和成藏的效率和規模。

3.4拉張槽對油氣分布的控制作用

由前述可知，拉張槽及其周緣提供了優質烴源巖、優質儲集層和較佳的源儲匹配關系，致使環拉張槽區是古今油氣藏的富集區, 目前的天然氣探明儲量超過四川盆地總探明儲量的39.1%，約占海相碳酸鹽巖常規天然氣的77%。

開江-梁平海槽的形成影響了上二疊統長興組和下三疊統飛仙關組氣藏的分布。環海槽的碳酸鹽臺地邊緣大中型生物礁氣藏和鮞粒灘氣藏的集中分布形成了環海槽富氣帶。與開江-梁平拉張槽相關主要礁灘體有普光(探明地質儲量412.2×109m3)、元壩(159.2×109m3)、羅家寨(58.1×109m3)、鐵山坡(37.3×109m3)、渡口河(35.9×109m3)及龍崗等十多個礁體[111]，已公布天然氣探明儲量達835.17×109m3，約占四川盆地天然氣總探明儲量的21.4%，約占海相碳酸鹽巖常規天然氣的42%。

綿陽-長寧拉張槽的形成影響了上震旦統燈影組和下寒武統龍王廟組氣藏的分布。其邊緣燈影組大型喀斯特、微生物巖(礁)和龍王廟組灘相氣藏形成了目前已經發現的威遠氣田、安岳氣田和高石梯氣田，3個氣田總探明儲量為690.9×109m3，約占全盆地探明儲量的17.7%,約占海相碳酸鹽巖常規天然氣的35%。隨著勘探的推進, 其天然氣探明儲量有望超過萬億立方米[108]。

4討論——拉張槽和古隆起發育是克拉通內原始油氣富集的區域構造條件

4.1拉張槽的發育為克拉通內優質泥質烴源巖-優質碳酸鹽巖儲集巖組合的形成創造了條件

本文所稱的拉張槽，對應英文的intracratonic sag，直譯為克拉通內凹陷，是巖石圈在拉張過程中形成的第一個構造單元。巖石圈在拉張過程中，隨著拉張強度和拉張應變速率的變化，依次出現拉張槽(克拉通內凹陷, intracratonic sags)、大陸邊緣盆地(continental rim basins)、裂谷(rifts)、廢棄裂谷(failed rifts)、原始洋海槽(proto-oceanic troughs)和被動大陸邊緣(passive continental margins)的演化序列(圖3)[122]。拉張槽顯示非常少的地殼拉張證據,缺乏廣泛的張性斷裂作用, 但發生了長時間的凹陷型(sag-type)沉降作用, 尤其是相對厚的大陸巖石圈的冷卻沉降作用。其體積應變(bulk strain)和應變速率(strain rate)均很低(圖3)。

四川盆地作為揚子克拉通的重要組成部分，從震旦紀燈影期開始，海相碳酸鹽巖建造多為克拉通內的淺海臺地沉積[123,124]，其沉積過程主要受控于海平面的變化[125]。在海平面變化和構造活動相對穩定的條件下，克拉通內碳酸鹽巖臺地沉積差異性不大?？死▋炔恐饕獮榈湍艿那逅h境, 形成晶粒狀的碳酸鹽巖，局部可形成小規模的顆粒碳酸鹽巖(點灘和點礁)。一般而論，優質烴源巖是低能渾水環境下形成的泥質巖，優質碳酸鹽巖儲層是高能清水環境的產物。

圖3　拉張構造單元類型與拉張強度-拉張應變速率對應關系[122]Fig.3　Basins of the rift-drift suite in terms of increasing stretch factors and extensional strain rate(據Philip A. Allen and John R. Allen, 2013)

克拉通邊緣在平面上和縱向剖面上易形成較佳的原始烴源巖-儲集巖組合，而克拉通臺地內部只有在構造分異作用下引起沉積分異才能滿足形成較佳的烴源巖-儲集巖組合的沉積-構造條件。由于燕山期后的強烈擠壓和隆升作用, 揚子克拉通邊緣多遭受破壞，發育為造山帶，已不具備油氣的保存條件。因此，克拉通內部油氣勘探的有利地區應為構造分異致使沉積分異的地區。然而，若拉張強度較大，會使水體變為較長時期和大面積的渾水環境，不利于碳酸鹽巖的沉積?？死▋炔恐挥性诶瓘垙姸冗m中(較小)條件下，引起一定時間和局部區域的渾水低能環境，才能形成優質泥質烴源巖和周緣地區的優質碳酸鹽巖儲集巖組合。

由前文可知，拉張槽的拉張強度、形成演化和與周緣地區構成的構造-沉積格局等正符合克拉通內部縱向上和平面上形成優質泥質烴源巖-優質碳酸鹽巖儲集巖組合的沉積-構造條件。前述開江-梁平拉張槽和綿陽-長寧拉張槽形成演化對油氣地質條件和油氣分布的控制作用充分說明了這一認識。

總之，克拉通內部的拉張(地裂)運動形成的拉張槽，由于拉張強度適中(較小), 致使構造條件和沉積條件適度分異, 控制了巖相、沉積相和沉積厚度的展布，從而進一步控制了優質泥質烴源巖-優質碳酸鹽巖儲集巖組合的發育，最終對四川盆地海相油氣的分布產生重大影響。

4.2四川盆地海相克拉通經歷了弱拉張-弱擠壓-弱拉張-弱擠壓2個旋回

晚震旦世至中三疊世, 四川盆地總體上處于克拉通演化階段。在此階段，地層結構上有2個無論是地質特征還是地球物理特征均非常突出且全盆地發育的不整合面, 即上震旦統燈影組頂不整合面和中二疊統茅口組頂不整合面。由前述可知, 在這2個不整合面上, 均發育了拉張槽。綿陽-長寧拉張槽在上震旦統燈影組頂不整合面基礎上發育，開江-梁平拉張槽發育于中二疊統茅口組頂不整合面上。拉張槽形成后，均發育了與之大角度相交的古隆起(圖4)。南北向的綿陽-長寧拉張槽主要發育于早武寒世，之后北東向的加里東期樂山-龍女寺古隆起開始發育, 兩者呈大角度相交[86]；北西向的開江-梁平拉張槽主要發育于晚二疊世-早三疊世, 之后北東向的印支期瀘州-開江古隆起開始形成，二者也呈大角度相交。這些特征對四川盆地的形成演化有何意義呢?

圖4　四川疊合盆地形成演化階段Fig.4　Stratigraphy, tectonic evolution and source-reservoir-cap rocks in the Sichuan Basin

前文已述，克拉通內拉張槽的發育揭示克拉通處于弱拉張狀態?？死▋?水下)古隆起的形成揭示克拉通處于弱擠壓狀態[126]。因此，四川盆地海相克拉通演化階段自震旦紀燈影期開始經歷了弱拉張-弱擠壓-弱拉張-弱擠壓，構成了2個較完整的演化旋回。在這2個旋回中, 形成了2個可作為地質和地球物理標志層的不整合面(上震旦統燈影組頂不整合面、中二疊統茅口組頂不整合面)，發生了2期地裂拉張運動(興凱地裂運動和峨眉地裂運動)，形成了2期拉張槽(綿陽-長寧拉張槽和開江-梁平拉張槽)和2期擠壓運動(加里東運動和印支運動),形成了2期古隆起(加里東期樂山-龍女寺古隆起和印支期瀘州-開江古隆起,圖4)。若不考慮后期的改造作用, 拉張槽內和2個古隆起之間的凹陷(如加里東期川中古隆起和黔中古隆起之間的以瀘州為中心的志留紀凹陷, 也可稱為克拉通內隆間凹陷)，應是主要的優質烴源巖發育區,環拉張槽周緣區和古隆起應是優質儲層發育和油氣聚集的主要地區。

綜上所述，致使克拉通內構造-沉積條件發生分異的原因有二：(1)弱拉張狀態下拉張槽的發育；(2)弱擠壓狀態下古隆起的形成演化。因此，拉張槽和古隆起發育是克拉通內原始油氣富集的區域構造條件。這一認識可能對中國疊合盆地深層碳酸鹽巖的油氣勘探具有普遍意義。

5結 論

a.地裂運動理論的提出和建立、峨眉地幔柱的研究和Rodinia大陸裂解研究極大地促進了四川盆地內拉張運動和拉張構造(拉張槽等)的研究。

b.現今四川盆地內已發現的主要拉張槽有開江-梁平海槽(拉張槽)和綿陽-長寧拉張槽。開江-梁平海槽(拉張槽)是四川盆地內深埋地下的二疊紀-三疊紀之間的一個北西-南東向展布的深水碳酸鹽巖沉積區，是在峨眉地裂運動理論啟示下因生物礁油氣藏勘探而發現的。綿陽-長寧拉張槽是四川盆地內發育于早寒武世的一個南北向的下寒武統巨厚碎屑巖沉積區, 是在興凱地裂運動理論指導下通過構造-沉積綜合研究而發現的。2個拉張槽的發現和特征研究均經歷了漫長過程。

c.拉張槽的形成演化不僅控制了優質泥質烴源巖和優質碳酸鹽巖儲集巖的發育，而且為優質泥質烴源巖-優質碳酸鹽巖儲集巖組合的形成和油氣成藏效應及規模的提高創造了條件，致使環拉張槽周緣地區是克拉通盆地內油氣分布最富集的地區。

d.四川盆地海相克拉通演化階段自震旦紀燈影期開始經歷了弱拉張-弱擠壓-弱拉張-弱擠壓，構成了2個較完整的演化旋回，形成了2個可作為地質和地球物理標志層的不整合面(上震旦統燈影組頂不整合面、中二疊統茅口組頂不整合面)。發生了2期地裂拉張運動(興凱地裂運動和峨眉地裂運動)，形成了2期拉張槽(綿陽-長寧拉張槽和開江-梁平拉張槽)；發生了2期擠壓運動(加里東運動和印支運動)，形成了2期古隆起(加里東期樂山-龍女寺古隆起和印支期瀘州-開江古隆起)。

e.拉張槽和古隆起發育是克拉通內原始油氣富集的區域構造條件。這一認識可能對中國疊合盆地深層碳酸鹽巖的油氣勘探具有普遍意義。

今年是本文第一作者的恩師羅志立教授90大壽, 也是地裂運動理論提出35周年, 同時還是成都理工大學建校60周年。特撰此文, 以表祝賀!

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ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China;

2.ResearchInstituteofExplorationandDevelopment,SouthwestOil&GasFieldBranch,PCL,

Chengdu610051,China;

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

[文獻標志碼][分類號] TE121.1 A

DOI:10.3969/j.issn.1671-9727.2016.01.01

[文章編號]1671-9727(2016)01-0001-23

[收稿日期]2015-11-16。

[基金項目]國家重點基礎研究發展計劃(973)項目(2012CB214805)。

[第一作者] 劉樹根(1964-),男,博士,教授,博士生導師,研究方向:石油地質與構造地質學, E-mail：lsg@cdut.edu.cn。