四川盆地萎缩衰亡阶段构造层序地层及岩相古地理特征

耿 旗

(中国石化股份公司西南油气分公司勘探开发研究院,成都610081)

燕山中晚期是四川盆地陆相地层油气生成和聚集的关键时期。通过露头层序地层学和沉积相观察描述,结合石油钻井和地震勘探资料,对四川盆地白垩系—第三系层序地层特征、沉积格局、沉积演化特征和盆地萎缩消亡机制开展系统的综合研究,特别是对白垩系和古近系前陆盆地演化、盆山耦合关系的综合研究,为进一步评价陆相地层油气富集与盆地构造、沉积演化的关系奠定了基础。

1 层序地层特征

1.1 岩石地层分布特征概述

四川盆地从下白垩统到古近系均为红色碎屑岩沉积地层,厚度约为3.5 km;沉积环境主要为河湖环境,局部为山麓冲积扇及风成沙漠环境;岩性变化大,除剑阁-都江堰-芦山一线为砂砾质粗碎屑岩外,其余地区皆为细碎屑岩、泥质岩和零星分布的钙芒硝和石膏等蒸发岩。剑阁、梓潼-巴中-南江只有下白垩统,上白垩统缺失;宜宾-泸州缺失下白垩统,只发育上白垩统和古近系[5](表1)。白垩系地层对比见图1。

表1 四川盆地白垩系-古近系划分对比表Table 1 Stratigraphic division and correlation of the Cretaceous-Tertiary in Sichuan Basin

1.2 层序界面

层序界面是层序划分的关键,是确定层序成因类型、对层序进行区域等时对比和建立层序地层格架的重要标志[4]。本次研究识别出不整合面及沉积侵蚀间断面和最大湖泛面等具有划分构造层序及其内部体系域等不同界别各种类型的层序界面。

1.2.1 不整合面及沉积侵蚀间断面

不整合面及沉积侵蚀间断面具有分布稳定、标志清楚、对比性及等时性好的特点,是划分层序的重要标志。由钻井揭示和露头观察到的区域性不整合面和沉积侵蚀间断面分布于以下几个层位。

a.白垩系底界的构造不整一界面。该界面位于上侏罗统蓬莱镇组与下白垩统或剑门关组之间,以下白垩统剑门关组冲积扇砾岩大幅度截切超覆在蓬莱镇组湖相砂泥岩地层之上为特征,并造成大部分地区蓬莱镇组的上部地层部分缺失。

b.上、下白垩统之间的构造不整一界面。上白垩统的夹关组从南到北超覆在下白垩统不同层位上,在川南地区甚至直接与蓬莱镇组不整合接触,造成下白垩统部分甚至全部缺失。地震剖面上能明显见到上白垩统底部的TK1界面对下白垩统有明显的削截作用。

c.白垩系与第三系之间的由盆缘构造不整一界面过渡到整一接触界面。盆地西部边缘的冲积扇砾岩对下伏灌口组产生强烈的下切侵蚀作用,表现为构造不整合接触。盆地内部,名山组湖相砂泥岩与灌口组湖相砂泥岩为整合接触。

d.第三系名山组与芦山组之间的盆缘构造不整一界面过渡到整一界面。盆地西部边缘为芦山组冲积扇砾岩超覆在名山组湖相砂泥岩之上,砾岩对下伏地层有明显下切侵蚀作用,为构造不整合接触。盆地内部芦山组湖相砂泥岩与名山组湖相砂泥岩却是整合接触。

1.2.2 最大洪泛面

为代表长期基准面持续上升的进积→退积序列折向下降的加积→进积序列的相转换面[4],具有特有的细粒暗色岩性和相对较深水的岩相和特征及高伽马值电性特征。发育层位稳定,岩性单一,等时性强,识别标志清晰,是层序划分和等时地层对比的良好标志。

a.下白垩统七曲寺组中上部的厚层块状泥岩。该套泥岩层位分布较为稳定,测井曲线特征表现为弱齿化柱状低幅,在最大湖泛期柱状低幅也达到最低值,部分钻井出现尖峰状低幅,代表由湖盆扩张初期串珠状小型湖泛湖泊逐渐过渡到湖盆扩张时的统一湖泊泥质沉积。

b.灌口组中部和名山组中下部膏盐岩和厚层泥岩。在灌口组中部发育厚度不等的以钙芒硝、石膏为主的膏盐沉积,层位分布稳定,测井曲线上膏盐岩具有较为特征的弱齿化伽马中值和强齿化电阻中高值,为硬石膏夹薄层泥岩的测井响应。

1.3 层序特征

根据可识别的层序界面及最大洪泛面发育位置,结合盆地演化阶段将白垩系—第三系划分为4个构造层序[1]、7个三级层序(图2)。

1.3.1 TS1构造层序(下白垩统)

由下白垩统苍溪组、白龙组、七曲寺组和古店组或同时异名的天马山组构成。纵向上出现2～3个由冲积扇→辫状河→曲流河→湖泊(盆地边缘)或辫状河→曲流河→湖泊的退积旋回。在川西中段保存较为完整,还残存有湖盆收缩体系域的古店组,往北、往南由于后期剥蚀多数地段仅保存有湖盆扩张体系域沉积。沉积相展布见图3。

1.3.2 TS2构造层序

由上白垩统夹关组、关口组(或与夹关组同时异名的窝头山组、打儿凼组)和三合组、高坎坝组(与灌口组相当)构成。纵向上,在川西南段出现由冲积扇→辫状河→湖泊组成的2个退积旋回,川西中段及川西南地区则出现河流相→沙漠相→湖相的正向退积旋回。早期(夹关期)沉积环境为冲积扇、河流、沙漠,晚期(灌口期)沉积环境主要为冲积扇、辫状河、曲流河和蒸发湖泊。

1.3.3 TS3构造层序

扩张体系域由名山组中、下部或柳嘉组组成,盆地边缘为冲积扇→辫状河→湖泊退积旋回,川西南为沙漠→湖泊的退积旋回。收缩体系域由蒸发盐坪→滨浅湖泥坪→滨浅湖砂坝的进积旋回组成。

1.3.4 TS4构造层序

由芦山组构成。由于后期构造侵蚀,往往保存不全甚至全部缺失,厚0～720 m,纵向上出现由冲积扇扇根→扇中→扇缘→浅湖的正向退积旋回,在浅湖背景中发育有透镜状分布的钙芒硝盐湖沉积。

图2 四川盆地白垩系-古近系沉积相及层序地层综合柱状图Fig.2 Sedimentary facies and stratigraphic sequence profile map of the Cretaceous-Paleogene in Sichuan Basin

2 岩相古地理特征

2.1 TS1构造层序(下白垩统)

沉积盆地呈北东向宽带状展布,长轴与龙门山推覆带近于平行。东部因受川东南断褶带自南东向北西的强烈挤压影响,已大幅度隆升成陆并遭受剥蚀。盆地沉积充填面积仅为侏罗纪沉积盆地的1/3～1/2,具有早期萎缩盆地特征,处于早期萎缩阶段(图3)。

图3 四川盆地萎缩消亡早期(早白垩世)岩相古地理图Fig.3 Lithofacies paleogeography map of the early period of atrophying and dieing out(the Early Cretaceous)in Sichuan Basin

湖盆扩张体系域沉积时期,龙门山造山活动较为活跃,向盆地提供了大量物源。在盆地西部发育以剑阁剑门关、江油-安县、都江堰和芦山大川-宝盛为中心的冲积扇体,沿龙门山前构成以上述地区为中心的冲积扇裙,厚达数十米至500余米,往南东方向迅速递变为辫状河沉积体系。在冲积扇前端主要发育以辫状河和曲流河为主的短轴状冲积平原沉积体系,局部地带出现冲积扇直接入湖的格局。大巴山处于相对停息期,除底部出现砾岩透镜体外,冲积扇砾岩极不发育。在盆地北段为发育叠置河道砂岩夹透镜状泥岩的辫状河沉积;在仪陇、苍溪一带递变为曲流河冲积平原沉积体系,以发育曲流河边滩砂体和洪泛平原为特征。主河道大致位于阆中-盐亭-三台-龙泉驿-彭山-峨眉一线,在彭山-洪雅-峨眉一带汇聚龙门山南段水系后由西南侧流出四川盆地进入西昌盆地。在主河道西侧发育数个呈北东向串珠状分布的季节性湖泊,汇聚龙门山和西侧冲积平原水系,与东侧的曲流河主河道构成紧密的水体调节系统。在枯水期水位下降,湖泊和曲流河分离;在洪水期曲流河发生漫岸洪泛沉积,并向湖泊补给水源,使湖泊水位升高,湖泊面积扩大,甚至将相互分割的湖泊相互连接归并。早期以发育呈北东向串珠状分布的小型季节性过渡洪泛湖泊为主,在枯水期湖泊规模变小甚至干枯,洪水期湖泊面积增大并向统一大湖过渡。晚期随着盆地沉降规模的增强,湖盆进一步扩展,主河道在梓潼-苍溪、绵阳-罗江、彭州-广汉和大邑-崇州一带,由早期的季节性小型湖泛湖发展为连成一体的统一大湖,代表最大湖泛面沉积。

湖盆收缩期,龙门山、大巴山造山活动均不活跃;加之发生在早白垩世末期的燕山Ⅲ幕运动对下伏地层发生强烈的侵蚀作用,造成湖盆收缩体系域保存不完整,目前仅在中江古店-什邡-金堂-郫县十分局限的范围内有分布。以发育曲流河冲积平原的边滩砂体和洪泛平原泥质沉积为主,在马井一带发育有小型洪泛湖。

2.2 TS2构造层序(上白垩统)

沉积盆地呈北西向的哑铃状,相带展布方向相对 TS1早期萎缩阶段发生近90°的大角度偏转,分布范围局限于川西和川南地区。盆地北西向长度与米仓山-大巴山推覆带近于一致,而北东向的宽度仅相当于龙门山造山带的中南段,川中、川北和川东北地区已完全隆升成陆并遭受剥蚀。

湖盆扩张体系域沉积时期,绵竹以南的龙门山前缘形成以都江堰、芦山-宝盛为中心的2个冲积扇群。都江堰冲积扇群出山口后直接递变为砾漠沉积,之后过渡为沙漠相沙丘块状砂岩和旱谷砂泥岩薄互层,并由早期的孤立、零星沙漠演化为统一、连片的大沙漠;芦山-宝盛冲积扇群出山口递变为辫状河沉积,并沿沙漠南西侧流向洪雅、眉山一带,并逐渐演变为网状河沉积。川南合江-泸州一带为辫状河沉积,与龙门山水系汇聚后演变为网状河沉积,由南西侧荥经一带流出四川盆地进入西昌盆地(图4)。

图4 四川盆地萎缩消亡中期(晚白垩世夹关期)岩相古地理图Fig.4 Lithofacies paleogeography map of the middle period of atrophying and dieing out(Jiaguan Stage of Late Cretaceous)in Sichuan Basin

湖盆收缩期,南西侧处于隆起剥蚀状态,造成西昌盆地与四川盆地完全隔绝。四川盆地已演变为闭塞、干旱的内陆盆地。总体沉积格局发生了重大变化:沙漠沉积消失,出现蒸发盐湖沉积。在龙门山前,以都江堰王姿岩、芦山宝盛、天全老场为中心,形成3个直接入湖的冲积扇体群。在洪雅-蒲江-成都-广汉一带为大面积的湖泊相粉砂岩与泥岩薄互层沉积,湖泊中心地带的洪雅-眉山-蒲江一带出现蒸发盐湖沉积,成为白垩系芒硝矿的主要赋存层位。川东南的贵州习水-泸州合江一带为辫状河沉积,往西至宜宾-古蔺一带过渡为曲流河沉积,并在乐山一带汇入湖泊(图5)。

2.3 TS3构造层序(古新统)

川西拗陷南段的芦山向斜和名山向斜保存较为完整,至洪雅、夹江、青神等地仅有较薄的残留地层,其余地区均遭剥蚀或无沉积。在川南宜宾柳嘉一带零星分布有风成沉积,具有明显的山间拗陷盆地特征,为盆地萎缩晚期阶段沉积。

图5 四川盆地萎缩消亡中期(晚白垩世灌口期)岩相古地理图Fig.5 Lithofacies paleogeography map of the middle period of atrophying and dieing out(Guankou Stage of Late Cretaceous)in Sichuan Basin

扩张体系域沉积时期,在龙门山前缘发育以宝盛、芦山苗溪为中心的2个直接入湖的冲积扇群。在邛崃以南、仁寿以西、芦山以东、峨眉以北的地区为湖相沉积。随着盆地扩展推进,湖水位变浅,因持续处于炎热干燥气候,湖水蒸发浓缩出现以石膏、芒硝为主的盐湖蒸发岩沉积。川南地区持续处于炎热干旱气候,在宜宾柳嘉剥蚀残留的柳嘉组为沙漠沙丘相厚大砂岩沉积,往西过渡为厚层块状砂岩与泥岩互层为主的曲流河沉积,在乐山附近曲流河入湖过渡为湖相沉积(图6)。盆地收缩期仅在芦山向斜残留有沉积记录,分布十分局限,为湖相砂泥岩薄互层沉积。

2.4 TS4构造层序(始新统)

图6 四川盆地萎缩消亡晚期(古新世)岩相古地理图Fig.6 Lithofacies paleogeography map of the late period of atrophying and dieing out(Paleocene)in Sichuan Basin

在前述造山带持续逆冲推覆影响下,盆地沉积范围进一步退缩至芦山向斜一带,芦山向斜以外地区已隆升成陆并遭受剥蚀。

扩张体系域沉积时期,在龙门山前发育以芦山苗溪为中心的冲积扇群,往东过渡为湖相砂泥岩薄互层沉积;最大湖泛期在芦山一带出现以钙芒硝、硬石膏为主的蒸发盐岩沉积。

湖盆收缩期的分布范围更为有限,仅分布在芦山向斜核部,为滨浅湖砂泥岩薄互层沉积。

3 前陆盆地萎缩消亡阶段沉积演化

四川盆地为一个海陆相叠置的大型复合型沉积盆地,其沉积演化经历了震旦纪—中三叠世的海相碳酸盐岩台地和晚三叠世—始新世的陆相沉积盆地2个发展阶段。陆相沉积盆地划分为早期大陆边缘海陆过渡相盆地(T3m-T3x3)、中期前陆盆地(T3x4-J3p)和晚期萎缩衰亡盆地(K1-E2)3个演化时期。白垩纪—古近纪正处于四川前陆盆地演化晚期的盆地萎缩衰亡阶段。

从早白垩世开始,因受燕山期周缘构造山系的多次逆冲推覆和构造侵位事件影响,四川盆地大幅度地隆升成陆和遭受剥蚀,不仅形成白垩系与侏罗系之间的区域构造不整合,同时也促使盆地向西后退和由北向南收缩,进入四川前陆盆地萎缩衰亡演化阶段。

3.1 早期萎缩阶段(K1)

沉降和沉积中心位于龙门山和米仓山-大巴山2个逆冲推覆带的前渊拗陷部位。2个构造山系交汇叠加部位的前渊拗陷,沉降幅度和沉积厚度最大,以发育冲积扇和河流相沉积为主,通常由4～5套砾岩、砂岩、泥岩组成向上变细变薄的正韵律层序,厚度一般为400～600 m,最厚可达1 200 m;向东和向南2个方向逐渐变薄,并递变为河流相夹间歇湖泊相砂、泥岩互层组合。在北北西-南南东向剖面上,显示自北西的粗而厚向南东方向变细和减薄,以及西陡东缓的典型箕状盆地构造-沉积格局,说明此阶段盆地演化以受龙门山逆冲推覆作用控制为主,同时也受到米仓山-大巴山逆冲推覆作用的制约。

3.2 中晚期衰亡阶段(K2-E2)

盆地展布格局主要受2个因素控制:其一为川北和川东北地区因受到龙门山北段、米仓山-大巴山和川东南断褶带3个构造山系的逆冲推覆作用汇聚和构造侵位的复合影响[2],整体强烈隆升为陆,迫使盆地大面积向南退缩至川西地区的南部和川南地区;其二为龙门山南段的逆冲推覆作用增强,造成其前缘地区大幅度拗陷,沉降和沉积中心亦随之迁移到龙门山中、南段的前缘,在晚白垩世的夹关期、灌口期和古新世的名山期,沿都江堰、芦山和天全一带的龙门山前缘,发育有众多规模大小不一和依次呈叠置关系的冲积扇砾岩群。中段因受干旱气候影响,普遍发育沙漠相沉积。此外,在龙门山前缘冲积扇相带发育区的东侧,即前渊拗陷的东侧缓坡部位,于晚白垩世至始新世,持续发育有以沉积石膏和钙芒硝为主的内陆干盐湖,累积厚度可达数百米至近千米,是此阶段盆地处于干旱炎热气候条件和内陆封闭盆地的主要依据。

从总体上看,该阶段盆地的构造和沉积演化主要受龙门山中、南段逆冲推覆作用控制,仍具备冲断带前渊拗陷和前陆隆起基本构造格架的前陆盆地性质。

至中新世-上新世,盆地进入以强烈隆升变形和剥蚀作用为主的构造演化新阶段,标志着川西前陆盆地沉积记录的结束。

4 结论

a.四川前陆盆地于早白垩世开始进入盆地萎缩消亡演化阶段。由于受川东南断褶带自南东向北西的强烈挤压影响,前陆盆地被迫向西退缩,盆地东部处于隆升剥蚀状态。盆地整体为干燥的河湖相开放沉积环境,在西南部有水道与西昌盆地沟通。

b.晚白垩世处于盆地萎缩消亡的中期阶段。由于受到龙门山造山带北段、米仓山-大巴山造山带、川东南断褶带3个构造山系逆冲推覆和强烈的构造侵位复合影响,迫使盆地由北东向南西大面积退缩至川中和川南地区;同时龙门山中、南段逆冲推覆作用增强,造成前缘地区大幅度拗陷。早期(夹关期)为干燥的半开放盆地,龙门山前出现冲积扇群,北部为风成沙漠、南部为河湖相环境,并在西南角还有水道与西昌盆地沟通。晚期(灌口期)西南部水道已经封闭,转化为封闭的内陆蒸发盆地,开始出现以芒硝、石膏为主的盐湖沉积环境。

c.第三纪为萎缩消亡的晚期阶段。由于前述周边山系逆冲推覆和强烈的构造侵位进一步加强,迫使盆地进一步向西南角萎缩,至芦山期萎缩至芦山向斜一带不到100 km2的范围内,具有明显的山前盆地色彩。至此,四川前陆盆地的沉积历史完全结束。

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