四川盆地晚二叠世—早三叠世沉积演化及其对天然气富集的意义

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摘要：四川盆地上二叠统—下三叠统碳酸盐岩地层中富集天然气，天然气藏的分布受优质烃源岩和礁滩相储层的控制。为了揭示四川盆地沉积演化背景下天然气的富集规律及预测成藏有利区，对晚二叠世—早三叠世扬子古板块地质构造背景进行分析，讨论地质构造背景控制下四川盆地晚二叠世—早三叠世沉积演化特征；根据不同时期构造和沉积演化特征确定优质烃源岩和储层的发育机理和分布范围；结合天然气成藏模式的认识，确定天然气成藏有利区。结果表明：四川盆地晚二叠世—早三叠世海湾及其后陆棚的发育演化控制了该区龙潭组主力烃源岩与长兴组—飞仙关组礁滩相储层的发育分布，形成了下生上储的有利配置关系；川东北地区长兴组—飞仙关组台地边缘礁滩相储层邻近龙潭组海湾相优质烃源岩的区域为天然气成藏最有利区。总之，四川盆地晚二叠世—早三叠世沉积演化特征控制了海相优质烃源岩和储层的发育分布，决定了天然气的富集与分布。

关键词：沉积演化；烃源岩；储层；礁滩相；海湾相；有利区；碳酸盐岩；四川盆地

中图分类号：P618.130.2；TE122文献标志码：A

0引言

四川盆地是中国西南部的一个大型克拉通盆地，上二叠统—下三叠统天然气主要富集在川东北地区。20世纪90年代，中国石油在川东北地区飞仙关组鲕粒滩中发现了渡口河、罗家寨、铁山坡等大中型气田。21世纪初，中国石化重新分析了川东北地区天然气资源潜力，在长兴组—飞仙关组的开江—梁平陆棚两侧礁滩相储层中发现了普光气田和元坝气田，中国石油在四川龙岗地区长兴组—飞仙关组也获得了突破，发现了龙岗气田。众多大中型气田的发现展示了川东北地区长兴组—飞仙关组及环开江—梁平陆棚两侧，礁滩相岩性气藏具有巨大的勘探潜力。

经过几十年的勘探开发，前人就四川盆地上二叠统—下三叠统碳酸盐岩在天然气主要来源、天然气藏分布规律、储层类型和盖层分布等方面取得了一些认识。天然气藏主要分布在上二叠统长兴组和下三叠统飞仙关组地层中。通过碳同位素和天然气化学成分判断，川东北地区天然气来源于二叠系地层，龙潭组是天然气的主要气源[1]。天然气藏主要环开江—梁平陆棚东、西两侧，分布在碳酸盐岩台地边缘带内[25]。陆棚东侧的普光、罗家寨、铁山坡等气藏受礁滩相岩性体与背斜构造双重因素控制，陆棚西侧的元坝和龙岗等气藏主要受大型缓坡上的礁滩相岩性圈闭控制。天然气储层分为礁滩相颗粒灰岩储层和白云岩储层，且白云岩为优质储层。三叠系嘉陵江组和雷口坡组发育大套膏盐岩盖层，飞仙关组四段局部发育薄层膏盐岩盖层。膏盐岩盖层的累积厚度大，对上二叠统—下三叠统天然气藏起到很好的封闭作用[612]。

由此可见，四川盆地龙潭组优质烃源岩和长兴组—飞仙关组礁滩相储层的发育分布，是寻找天然气成藏有利区的关键。为此，本文对晚二叠世—早三叠世扬子古板块的地质构造背景进行分析，讨论地质构造背景控制下四川盆地晚二叠世—早三叠世的沉积演化特征，根据不同时期构造和沉积演化特征，确定优质烃源岩和储层的发育机理和分布范围，最终确定天然气成藏有利区，进而对四川盆地上二叠统—下三叠统大中型天然气藏的进一步勘探提供依据。

1地质构造背景

泥盆纪—二叠纪海西旋回时期，四川盆地处于伸展构造体系内，南秦岭地区勉略缝合带的洋盆打开并扩张[1314]。晚二叠世东吴运动时期，洋盆进入扩张高峰，称为“峨眉地裂运动”。

图1四川盆地晚二叠世构造简图

Fig.1Simplified Map of Late Permian Structure in Sichuan Basin

“峨眉地裂运动”最早是由罗志立在1981年提出的[15]，其动力学机制存在一定分歧，一般认为该地裂运动与“峨眉地幔柱”上隆活动有关。晚二叠世“峨眉地幔柱”活动迫使扬子古板块与塔里木古板块分离[16]，并向东走滑和漂移。晚二叠世伸展拉张的动力学背景产生了“峨眉地裂运动”，它是以峨眉山玄武岩的大规模喷发为主要标志。“峨眉地幔柱”轴部约在丽江—大理—攀枝花为中心的三角地区[17]，峨眉山玄武岩的喷发强度也是以此为中心，由西向东逐渐减弱，到川东北地区仅有受断层控制的个别喷发点。由此可见，峨眉山玄武岩的喷发强度也是“峨眉地裂运动”和“峨眉地幔柱”活动强度的反映。川东北地区在上二叠统地层中钻遇的火山岩是“峨眉地裂运动”在川东北地区活动的直接证据（图1），也是拉张动力学背景的直接产物。

“峨眉地裂运动”决定了晚二叠世四川盆地海湾、陆棚及两侧台地的形成。罗志立等研究认为[1820]，晚二叠世四川盆地及其东北缘存在3个拗拉槽，自SW向NE分别是绵竹—蓬溪—武胜拗拉槽、开江—梁平拗拉槽和鄂西拗拉槽（图1）。3个拗拉槽均为NW—SE向，均向西北开口和向东南尖灭；由SW向NE，3个拗拉槽沉降逐渐加深。其中，龙潭组沉积时发育鄂西拗拉槽，开江—梁平拗拉槽开始发育；长兴组沉积早期发育开江—梁平拗拉槽和鄂西拗拉槽；长兴组沉积晚期，绵竹—蓬溪—武胜拗拉槽、开江—梁平拗拉槽和鄂西拗拉槽都发育。

卓皆文等认为拗拉槽成因是基底断裂控制作用[19]。其中，川中地区射洪—合川基底断裂控制了绵竹—蓬溪—武胜拗拉槽的形成，因此，可以推断晚二叠世伸展拉张的动力学背景产生了“峨眉地裂运动”，地裂运动形成基底断裂，基底断裂促使基底堑垒式差异升降。李忠权等用基底堑垒式差异升降与迁移导致盖层被动褶皱来解释四川盆地隆坳格局的形成，在地堑处形成拗拉槽，在地垒处形成台地[20]。拗拉槽的形成使南秦岭洋向陆棚扩张。拗拉槽发育早期，其内部水体浅，为海湾环境；拗拉槽发育晚期，其内部水体深，为陆棚环境；海湾和陆棚两侧为台地浅水碳酸盐岩沉积物。

印支旋回结束了四川盆地的拉张动力学背景，四川盆地发生挤压。三叠纪早期，南秦岭地块与扬子地块北缘开始发生碰撞，扬子地块快速俯冲于南秦岭地块之下；到晚三叠世，南秦岭地块与扬子地块北缘整体闭合，形成勉略缝合带和海槽北缘隆起带，海水完全从本区退走；大巴山和米仓山前陆盆地进入到陆相磨拉石盆地阶段[21]。

2龙潭组沉积演化特征及烃源岩发育机理

四川盆地龙潭组烃源岩为二叠系主力烃源岩，有机质丰度大，有机质类型以Ⅱ型为主。通过碳同位素和天然气化学成分判断，长兴组和飞仙关组的天然气主要来源于二叠系龙潭组烃源岩[1]。

2.1龙潭组沉积演化特征

利用单因素分析多因素综合方法研究龙潭组沉积相[2223]。本文分别统计代表海湾沉积环境的页岩、泥岩、含硅灰岩和泥灰岩体积分数和代表碳酸盐岩台地沉积环境的碳酸盐岩体积分数。页岩、泥岩、含硅灰岩和泥灰岩体积分数大于50%的地区为海湾沉积相环境；碳酸盐岩体积分数大于50%的地区为碳酸盐岩台地沉积环境；碳酸盐岩体积分数小于50%，并且页岩、泥岩、含硅灰岩和泥灰岩体积分数也小于50%的地区为滨海平原沉积环境。陆相冲积平原和剥蚀区的界定参照文献[24]，得到龙潭组沉积相图[图2（a）][25]。

图2四川盆地晚二叠世—早三叠世沉积相

Fig.2Late PermianEarly Triassic Sedimentary Facies in Sichuan Basin

龙潭组下伏地层为茅口组。根据胡明毅等对上二叠统茅口组沉积相研究成果[26]，川中及川东大部分地区茅口组晚期为大面积剥蚀区，说明“峨眉地裂运动”对四川盆地茅口组地层尚未造成影响。而由龙潭组沉积相[图2（a）]可知，吴家坪期川东北地区开江—梁平拗拉槽开始形成，海水开始上侵，四川盆地整体为海陆过渡环境，川东北地区为海湾和台地环境，台地环境范围不大。海湾相沿广元—开江—梁平一带呈NW—SE向分布，海湾两侧为碳酸盐岩台地相，川东南合川—重庆—南川一带及以西为滨海平原相，盆地西部洪雅与乐山之间为冲积平原相，雅安附近地区为古陆剥蚀区。

2.2龙潭组海湾相优质烃源岩发育机理

晚二叠世“峨眉地裂运动”形成的古陆及其陆源碎屑的供给以及开江—梁平闭塞海湾发育的还原沉积环境是该区龙潭组海相优质烃源岩形成的关键因素。晚二叠世龙潭组沉积时，四川盆地“峨眉地裂运动”导致地幔柱上拱，大量火山岩沿裂缝喷发，川西雅安一带由于火山活动形成剥蚀区（图3）。剥蚀区河水带着陆源细粒物质，经过冲积平原到达海陆过渡带——滨海平原。

滨海平原邻近碳酸盐岩台地地区地势低洼，为低位沼泽环境，这里水动力条件弱，陆源细粒物质在这里沉积一部分（图3）。陆源高等植物发育，植物死去后，在弱氧化条件下与陆源细粒物质结合，形成碳质泥岩或煤层。烃源岩有机质类型以Ⅲ型干酪根为主。

图3四川盆地龙潭组烃源岩发育模式

Fig.3Source Rock Development Model of Longtan Formation in Sichuan Basin

陆源细粒物质在经过碳酸盐岩台地时，由于台地环境水浅，水动力条件较强，只有少量细粒物质沉积下来形成泥灰岩（图3）。碳酸盐岩台地环境既有海生低等植物，也有陆源高等植物，因此，原始生源为海陆混合生物，烃源岩有机质类型为Ⅱ型干酪根。

大量陆源细粒物质进入闭塞海湾环境中。由于闭塞海湾环境水深、水动力条件弱，大量陆源细粒物质沉积下来（图3）。此处海洋浮游生物发育，几乎没有陆源有机质，原始生源为海相浮游生物，烃源岩有机质类型为ⅡA型干酪根，部分为Ⅰ型。深水还原环境有利于有机质的保存，从而在海湾环境中形成川东北地区主力烃源岩。

3长兴组—飞仙关组沉积演化特征及储层发育机理

长兴组—飞仙关组天然气储层类型为颗粒灰岩储层和白云岩储层。储层主要分布在台地边缘礁滩相带内，部分分布在开阔台地浅滩相内。

3.1长兴组—飞仙关组沉积演化特征

通过单井沉积相、连井沉积相和地震相分析，重点对川东北长兴组和飞仙关组沉积相分布进行研究。结合前人对四川盆地其他地区的沉积相研究成果[2]，最终得到长兴组和飞仙关组沉积相图（图4）。

3.1.1长兴组

晚二叠世伸展拉张的动力学背景产生了“峨眉地裂运动”，四川盆地自SW向NE形成绵竹—蓬溪—武胜拗拉槽、开江—梁平拗拉槽和鄂西拗拉槽，长兴组为陆棚和台地间互沉积。

长兴组沉积早期，开江—梁平拗拉槽和鄂西拗拉槽形成，绵竹—蓬溪—武胜拗拉槽尚未形成。四川盆地沉积相由SW向NE依次为冲积平原、局限台地、开阔台地、台地边缘礁滩、台地边缘斜坡和陆棚相[图2（b）]。川东北地区发育NW—SE向开江—梁平陆棚，陆棚由北向南变浅且变窄，陆棚两侧为台地边缘斜坡和台地边缘礁滩相沉积。其中，龙岗和鄂西—渝东地区台地边缘带上发育生物礁，多数地区只发育生屑滩。

长兴组沉积晚期，绵竹—蓬溪—武胜拗拉槽已经形成，开江—梁平拗拉槽和鄂西拗拉槽仍然存在。四川盆地沉积相由SW向NE依次为冲积平原、局限台地、开阔台地、台洼边缘、台内洼地、台地边缘礁滩、台地边缘斜坡和陆棚相[图2（c）]。川东北地区开江—梁平陆棚发育特征与长兴组一段类似，陆棚两侧台地边缘带礁滩更加发育，多数地区发育台地边缘礁和台地边缘生屑滩，部分地区发育台内浅滩和台内点礁（如重庆涪陵区块北部和西部）。

3.1.2飞仙关组

印支早期，川东北地区由伸展拉张的动力学背景转化为挤压的动力学背景。飞仙关组沉积时期，地层整体抬升，海水自西向东开始不断退去。由于南秦岭地块与扬子地块北缘发生碰撞，四川盆地北部逐渐开始隆起。

飞仙关组沉积早期总体继承了长兴组沉积格局。四川盆地沉积相由SW向NE依次为冲积平原、局限台地、开阔台地、台地边缘浅滩、台地边缘斜坡和陆棚相[图2（d）]。其中，局限台地相范围向东扩大，开阔台地面积相应减小。开江—梁平陆棚水深变浅，北部由于挤压隆起成为台地相。陆棚两侧台地边缘沉积鲕粒滩，台地边缘带不发育生物礁。

飞仙关组沉积中期，川东北地区开江—梁平陆棚已经不存在，四川盆地沉积相由SW向NE依次为冲积平原、局限台地、开阔台地相[图2（e）]。其中，局限台地相向东范围又有所扩大。川东北大部分地区为开阔台地相，并发育大面积台内鲕粒滩。

飞仙关组沉积晚期，海水继续向东退出，四川盆地局限台地相范围向东继续扩大。川东北北部地区（元坝、通南巴和宣汉—达州等地区）为台地蒸发岩相，南部地区为局限台地相[图2（f）]。

晚三叠世，南秦岭与扬子北缘整体闭合，形成勉略缝合带和海槽北缘隆起带，海水完全从本区退出，川东北地区为须家河组陆相沉积。四川盆地龙潭组、长兴组和飞仙关组碳酸盐岩台地沉积相的发育与消亡是受地质构造演化背景的控制。

3.2长兴组—飞仙关组礁滩相储层发育机理

影响造礁生物生长的条件主要有水温、盐度、透光性、水中氧气和营养物质含量[27]。现代生物礁一般发育在32°N～32°S纬度之间的温暖水域，海水盐度为（30～40）×10-3。造礁生物的生长同时需要阳光和氧气。干净和适宜的水深（小于80 m）、充裕的阳光、高含量氧气有利于造礁生物生长，而浑浊和较深的水体不利于造礁生物生长。海水的干净程度可以通过斜坡和陆棚的沉积物来推断。当沉积物的泥质含量高时，海水较为浑浊，透光性不好；当沉积物以碳酸盐岩为主时，海水清澈，透光性好。不同的波浪和海流强度以及水中携带的营养物质和氧气含量存在差异。强水动力环境中，水中的营养物质丰富，氧气含量高；而弱水动力环境中，水中的营养物质和氧气含量低。台地边缘地带水动力强，有利于造礁生物生长，而礁后开阔台地和局限台地环境中，由于先期沉积生物礁的障壁作用，海水能量低，不利于造礁生物生长。

控制生屑滩的因素与生物礁类似，而控制鲕粒滩和其他碎屑滩的因素则与生物礁略有不同。鲕粒滩和其他碎屑滩都需要干净、水动力强的水体环境，在波浪等的不断搅动作用下由颗粒捕获水中碳酸盐形成的[27]。鲕粒滩和其他碎屑滩的形成不需要生物的生长和繁育，与海水中营养物质和氧气含量等因素无关。

四川盆地长兴组和飞仙关组礁滩相储层主要围绕开江—梁平陆棚分布，开江—梁平陆棚的发育演化控制了长兴组和飞仙关组礁滩相储层的发育分布。

长兴组早期，开江—梁平拗拉槽隆坳幅度渐渐变大，海侵逐渐变大。开江—梁平海湾逐渐演化为陆棚，川东北地区水深开始逐渐增大，海水也较为开放，台地的范围也扩展到川西大部分地区。由陆棚沉积物可以看出，薄层泥岩仅在元坝和通南巴之间的区域沉积，说明此时陆源细粒物质少，海水开始逐渐变清澈。这些条件的变化开始使台地边缘地区有利于礁滩的发育。元坝台地边缘地区发育大面积的生屑滩（图4中长兴组一段），龙岗和鄂西—渝东台地边缘地区开始发育一些生物礁。长兴组晚期，开江—梁平拗拉槽隆坳幅度达到最大，海侵也达到最大。川东北地区开江—梁平陆棚发育，陆棚区沉积物以灰岩为主，很少有泥岩。这说明此时的陆棚两侧海水清澈，台地边缘带水动力强，有利于生物礁和生屑滩的沉积。台地边缘带大部分地区都发育生物礁和生屑滩，是礁滩最为发育的时期（图4中长兴组二段）。

飞仙关组沉积早期，由于地层的整体抬升，海水开始自西向东逐渐退去，开江—梁平陆棚逐渐填平。由于秦岭地块和扬子地块在陆棚北侧发生挤压碰撞，陆棚北侧抬升，陆棚中海水主要通过南侧与广海相连。与长兴组相比，此时的陆棚较为闭塞，陆棚区水深变浅。较为闭塞的水体环境使海水带来的远洋营养物质减少，此时的生物礁不发育；而控制鲕粒滩和其他碎屑滩发育的条件较宽松，在台地边缘带干净的水体和较强的水动力条件下仍然发育大面积的鲕粒滩（图4中飞仙关组二段）。飞仙关组沉积中期，开江—梁平陆棚已经完全被填平，整个川东北地区为开阔台地和局限台地沉积环境。水动力条件更加弱，仅在台地内相对较强水动力环境发育了一些薄层鲕粒滩（图4中飞仙关组三段）。飞仙关组沉积晚期，川东北地区为局限台地和台地蒸发岩沉积环境，水动力条件非常弱，不发育礁滩，发育薄层膏盐岩地层（图4中飞仙关组四段）。此后的嘉陵江组和雷口坡组，多为局限台地和台地蒸发岩沉积环境，发育多套膏盐岩地层。

4天然气成藏有利区分布

四川盆地上二叠统—下三叠统天然气藏主要分布在川东北地区。川东北地区上二叠统长兴组和下三叠统飞仙关组天然气成藏模式为：龙潭组烃源岩生成的古原油和天然气通过断层和裂缝垂向短距离运移至长兴组和飞仙关组礁滩相储层中聚集成藏[1]。因此，龙潭组优质烃源岩和长兴组—飞仙关组礁滩相储层[2830]的分布控制着天然气的富集。

依据龙潭组海湾相优质烃源岩和长兴组—飞仙关组礁滩相储层的分布范围，将四川盆地上二叠统长兴组和下三叠统飞仙关组划分为3类天然气成藏有利区（图5）。邻近龙潭组海湾相优质烃源岩的长兴组—飞仙关组台地边缘礁滩相储层为天然气成藏最有利区，主要集中在川东北地区；邻近龙潭组海湾相优质烃源岩的长兴组—飞仙关组台地内部礁滩相储层为天然气成藏较有利区，同样也主要集中在川东北地区；不邻近龙潭组海湾相优质烃源岩的长兴组—飞仙关组其他礁滩相储层为天然气成藏一般有利区，主要集中在川中和川东地区西部。

图5四川盆地天然气成藏有利区分布

Fig.5Distribution of Favorable Areas of Gas Accumulation in Sichuan Basin

5结语

（1）二叠纪—三叠纪扬子古板块处于先拉张后挤压抬升的地质构造背景下。在晚二叠世拉张的构造背景下，四川盆地由龙潭组沉积时期海湾台地冲积平原的沉积相特征，演化为长兴组陆棚台地的沉积相特征。

（2）早三叠世，四川盆地由拉张的构造背景逐渐转化为挤压抬升的构造背景。飞仙关组沉积时期，海水自西向东逐渐退去，陆棚逐渐被填平，并在飞仙关组沉积中晚期消失。四川盆地海湾及其后陆棚的发育演化控制了该区龙潭组主力烃源岩与长兴组—飞仙关组礁滩相储层的发育分布，形成了下生上储的有利配置关系。

（3）川东北地区长兴组—飞仙关组台地边缘礁滩相储层邻近龙潭组海湾相优质烃源岩，为天然气成藏最有利区。

（4）四川盆地晚二叠世—早三叠世沉积演化特征控制了海相优质烃源岩和储层的发育分布，从而决定了天然气的富集与分布。

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