本文所称的“四川”是指四川盆地现今中生界残留范围，“四川海相克拉通盆地”是指大扬子海相克拉通盆地的西部残留部分。现今四川盆地作为典型的多阶段陆内盆地 (叠合盆地)(PIP盆地)(Johnson and Ritts, 2012)，显生宙以来经历了晚震旦世-中三叠世克拉通外围多幕强拉张-强挤压、克拉通内多幕弱拉张-弱挤压体制下的海相碳酸盐岩台地，晚三叠世-晚白垩世强挤压体制下的复合前陆盆地，和新生代以来强隆升作用的褶皱隆升改造三大演化阶段 (Johnson and Ritts, 2012; 郭正吾等, 1996; 刘树根等, 2011)，同时由于盆内隆坳格局的动态变化导致显生宙多种盆地原型空间上相互叠合、配置，且沉积中心动态变化，纵向上继承迁移动态叠加演化 (廖曦等, 1999; Wang, 1996; 李晓清等, 2001; Meng et al., 2005; 姚根顺等, 2006; 何登发等, 2011)，如：早古生代拉张槽 (即绵阳-长宁拉张槽) 与碳酸盐台盆 (刘树根等, 2013; 钟勇等, 2013)、加里东古隆起 (即乐山-龙女寺古隆起) 与克拉通坳陷 (隆间坳陷)(宋文海, 1987; 徐世琦等, 2002; 刘树根等, 2008; 孙玮, 2008)、晚古生代拉张槽 (即开江-梁平拉张槽等) 与碳酸盐台盆 (王一刚等, 1998, 2006; 马永生等, 2006)、印支期古隆起 (即泸州-开江古隆起) 与克拉通坳陷 (隆间坳陷)(张廷山等, 2008; 梁东星等, 2015) 等。

印支期后强挤压和强隆升作用下的多阶段演化和多组多期构造复合-联合作用等导致四川盆地显生宙克拉通演化阶段的各种特征难以辨识，影响着对于四川含油气盆地的多阶段盆地动力学过程、原型盆地演化及其多期油气成藏过程的有效探索，致使过去对海相克拉通阶段的研究主要集中在对古隆起 (加里东期乐山-龙女寺古隆起、印支期泸州-开江古隆起) 的形成演化方面 (韩克猷, 1995; 李晓清等, 2001; 刘树根等, 2008; 韩克猷和孙玮, 2014)。基于作者研究团队对于四川盆地基础地质和油气地质特征近20年的研究成果，尤其近年油气勘探提供的新资料，我们认为晚震旦世至中三叠世，现今四川盆地所在地区总体上处于海相克拉通盆地演化阶段。在此阶段，地层结构上有两个无论是地质特征还是地球物理特征均非常明显突出且全盆地广泛发育的不整合面，即上震旦统灯影组顶不整合面和中二叠统茅口组顶不整合面，在此二不整合面上, 均发育了拉张槽 (intracratonic sag)，揭示海相克拉通内发生了两次较弱的拉张作用。绵阳-长宁拉张槽在上震旦统灯影组顶不整合面基础上发育，开江-梁平拉张槽发育于中二叠统茅口组顶不整合面上 (刘树根等, 2013; 钟勇等, 2013; 王一刚等, 1998, 2006; 马永生等, 2006)。拉张槽形成后，均发育了与之大角度相交的古隆起 (韩克猷, 1995; 李晓清等, 2001; 刘树根等, 2008; 韩克猷和孙玮, 2014)，揭示海相克拉通内发生了两次较弱的挤压作用。近南北向的绵阳-长宁拉张槽主要发育于早武寒世，之后北东向的加里东期乐山-龙女寺古隆起开始发育，两者呈大角度相交；北西向的开江-梁平拉张槽主要发育于晚二叠世-早三叠世，之后北东向的印支期泸州-开江古隆起开始形成，二者也呈大角度相交。因此，四川盆地海相克拉通演化阶段自震旦纪灯影期开始经历了弱拉张-弱挤压-弱拉张-弱挤压，构成了两个较完整的演化旋回 (刘树根等, 2016)。本文即探讨此两个旋回的基本特征。这些特征在很大程度上控制了四川盆地海相油气地质条件的发育和油气藏的形成分布。

晚元古代超级大陆及其多幕拉张观念于20世纪70年代被初次提出 (Valentine and Moores, 1970)，80年代中晚期Piper (1982)、Bond et al. (1984)和Hoffman (1989)基于古地磁和地质证据揭示地史上存在元古代超级古大陆模型，即Rodinia超级古大陆，随后晚元古代超级古大陆裂解导致现今地球上主要大陆板块的形成。我国华南板块和华北板块具有明显的亲澳大利亚板块属性，分别于~720Ma和~600Ma与Rodinia超级古大陆逐渐裂解分离，并于早-中古生代与东Gondwana大陆碰撞拼贴 (李献华等, 2012)。华南板块西缘与东缘出露大量晚元古代基性-超基性侵入岩与火成岩和变质杂岩，它们揭示出可能与地幔柱活动裂解过程相关 (Li, 1999; Wang and Li, 2003)，或者为洋壳俯冲过程相关成因 (Zhou et al., 2002; Zhao and Zhou, 2008) 导致了华南板块晚元古代与Rodinia超大陆裂解分离。前者认为地幔柱活动导致约830~720Ma华南板块逐渐与Rodinia超级古大陆离散分裂，在华南板块西缘和内部分别形成南北向康滇裂谷和南华裂谷；后者强调华南板块西缘 (约1.0~0.74Ga) 晋宁期发生洋壳东向俯冲、东南部发生洋壳西向俯冲活动，分别形成攀西-汉南岛弧和江南岛弧体系，其多阶段的碰撞过程导致华南板块最终形成。因此，新元古代早期中国三大陆块形成的“古中国地台”、华南板块独特多幕拉张-挤压过程的“兴凯”地裂运动都与全球动力学体制中的Rodinia超大陆形成与裂解过程演化密切相关 (图 1)(罗志立, 1979, 1986; 黄汲清等, 1980; 任纪舜等, 1999)。

图 1

Fig. 1

图 1 兴凯地裂运动特征图 Fig. 1 Geological map of the Xinkai taphrogenesis across the South China Block

兴凯地裂运动主要发生在两个时期，即中-晚元古代和晚震旦世-早寒武世 (刘树根等, 2013; 孙玮等, 2011)(图 1)。四川盆地野外露头剖面、精细地震资料及钻井资料等对比揭示兴凯地裂运动 (第一幕) 发生于中、晚元古代，在苏雄组沉积期达到高潮，为大陆喷发岩相中基性-酸性火山熔岩、火山碎屑岩夹冲积相碎屑岩，其厚度变化大，在盐边地区最厚达3000m。扬子板块西缘苏雄组陆相火山岩 (803±12Ma) 和南华纪开建桥组、列古六组、澄江组和陆良组等陆相碎屑岩为典型裂谷充填 (即川西-滇中裂谷盆地)，上被震旦系 (埃迪卡拉系) 不整合覆盖 (Li, 1999; Wang and Li, 2003; 崔晓庄等, 2014; 谷志东和汪泽成, 2014)。受板缘拉张动力学作用控制，南华纪扬子板块内部局部发育克拉通内裂陷，即溆浦-三江陆缘裂陷带，裂谷盆地中南华纪的沉积序列齐全，尤其是间冰期深水沉积成因的含铁锰矿大塘坡组，它呈带状分布在上扬子东南边缘和中扬子的西南缘，具有典型的地垒、地堑式结构 (黄慧琼等, 1988; 杜远生等, 2015)，其拉张活动可能持续至震旦纪早期，导致陡山沱组黑色页岩也呈相似的带状分布沉积。随后震旦纪 (埃迪卡拉阶) 沉积期主要发育碳酸盐台地和碳硅质细碎屑岩组合。

南华纪冰期后，气候转暖，扬子地块进入冰期后的裂谷充填阶段。至震旦纪，扬子克拉通经历快速海侵，主要为陡山沱组 (Zds) 海相碎屑岩-碳酸盐岩海侵序列和灯影组 (Z₂dn) 碳酸盐岩台地沉积 (刘和甫等, 2006; 余谦等, 2011)。晚震旦世灯影期碳酸盐岩台地内部水体较浅，发育泻湖、潮坪和丘滩亚相，沉积稳定, 目前残留厚度650~1000m，根据蓝细菌的丰度、岩性和结构特征，灯影组自下而上划分为4个段 (邹才能等, 2014; 罗冰等, 2015; 魏国齐等, 2015a; 刘树根等, 2016)。震旦纪末期的两幕桐湾运动使克拉通隆升，造成了灯二段与灯三段、震旦系与上覆寒武系之间的平行不整合面，这两个不整合面在克拉通内分布广泛且稳定 (王兴志等, 1996; 向芳等, 2001; 罗啸泉等, 2001; 宋金民等, 2013; 杨雨等, 2014; 罗冰等, 2015)。这表明晚震旦世四川海相克拉通已形成定型。

目前，对于灯影期四川克拉通内是否存在拉张运动还有争议。第一种观点是灯影期四川克拉通内不存在拉张运动，克拉通内灯二段和灯四段发育泻湖 (刘静江等, 2015)、灯三段发育局限海盆或台盆 (刘静江等, 2015; 周慧等, 2015) 或者深水陆棚 (邢凤存等, 2015)，早寒武世开始拉张，形成“绵阳-长宁拉张槽”(刘树根等, 2013; 钟勇等, 2013)；第二种观点是灯影期存在拉张运动，形成了“成都-泸州裂陷槽”(邹才能等, 2014; 杜金虎等, 2014) 或“绵竹-长宁克拉通内裂陷”(魏国齐等, 2015b)。笔者团队近期通过对四川盆地灯影组微生物碳酸盐岩的研究，发现灯二段和灯四段的微生物岩在不同地区岩石结构差异不大 (刘树根等, 2016)，认为灯二段和灯四段为稳定完整的克拉通沉积，且均为碳酸盐岩沉积，并未形成浑水环境，拉张活动影响应较弱，灯三段虽发育含火山凝灰质沉积记录 (刘静江等, 2015)，但在四川克拉通内不存在大规模的拉张作用。从构造演化角度分析，在晚震旦世四川克拉通内发生大规模拉张运动的可能性也不大。若有拉张，就存在灯二段沉积时拉张沉降→灯二段沉积末隆升剥蚀形成灯二段顶不整合面→灯三-四段沉积时拉张沉降→灯四段沉积末隆升剥蚀形成灯四段顶不整合面→早寒武世又拉张沉降的构造序列。这种短时间内拉张沉降和隆升剥蚀交替进行的构造序列不仅难于理解，也难于解释是什么动力学过程能产生这样的构造序列。

在上震旦统灯影组沉积后，四川海相克拉通盆地已定型且整体隆升，形成广泛分布的上震旦统灯影组与下寒武统之间的平行不整合接触。此后, 四川海相克拉通盆地进入了第一个弱拉张-弱挤压演化阶段，称为海相克拉通盆地演化早期阶段，具体表现为早寒武世绵阳-长宁拉张槽和加里东期乐山-龙女寺古隆起的形成演化及其二者的相互关系。

弱拉张阶段最显著的表现是早寒武世绵阳-长宁拉张槽 (Intracratonic Sag) 的发育 (刘树根等, 2013, 2016; 钟勇等, 2013)。绵阳-长宁拉张槽是四川盆地内发育于早寒武世的一个南北向的下寒武统巨厚碎屑岩沉积 (降) 区，是在兴凯地裂运动理论指导下通过构造-沉积综合研究而发现的。绵阳-长宁拉张槽整体呈近南北向展布，具有南北两段分段特征。其中，拉张槽北段向北西开口，边界特征易于识别，东侧陡、西侧缓；拉张槽南段向南开口，拉张特征较北段弱，边界特征不明显，拉张槽展布主要由下寒武统厚度增大反映。通过下寒武统厚度趋势显示拉张槽面积约5.4×10⁴km²，最窄部位位于威远以东，大足以西，隆昌以北区域，宽约30km，该区域也是南北段分界区域；向北开口逐渐变宽，最宽处大于100km，南段拉张槽展布为不规则特征，向西南方向开口, 宽度约为30~90km (图 2)(刘树根等, 2013, 2016; 钟勇等, 2013)。

图 2

Fig. 2

图 2 早寒武世绵阳-长宁拉张槽特征图 Fig. 2 Geometry and cross-section characteristics of the Early Cambrian Mianyang-Changning intracratonic sag across the Sichuan Basin

早寒武世兴凯地裂运动 (第二幕) 的弱拉张构造作用形成的绵阳-长宁拉张槽，对四川盆地构造格局及其之后加里东期弱挤压构造作用下乐山-龙女寺古隆起的形成演化具有重要影响。通过测井约束的大量地震资料连片解释追踪灯影组三段缺失线，对比志留系沉积前古地质图 (图 3) 可以发现，灯影组缺失区域与绵阳-长宁拉张槽、乐山-龙女寺古隆起分布区均有重叠，川中地区灯影组缺失主要受拉张槽形成前期隆升剥蚀作用控制 (刘树根等, 2013)。地层展布特征对此响应表现为：灯影组三段剥蚀线部分与拉张槽东边界近似吻合，拉张槽内北-中段受隆升剥蚀致使灯影组三、四段缺失，早寒武世拉张槽的沉降作用使得下寒武统筇竹寺组有明显的补偿沉积，并且在原来灯影组残厚较薄区域沉积巨厚的下寒武统 (图 2)。然而，晚寒武世末龙门山隆起使部分区域寒武系全部遭受剥蚀，龙门山北段-川西-荥经一带仅残留下寒武统。灯影组三、四段和寒武系均缺失区域 (如雅安以北地区) 的具体控制因素目前还难以确定。

图 3

Fig. 3

图 3 四川盆地志留系沉积前古地质图 图中灯影组三段剥蚀线显示盆地西部为隆起高部位，该剥蚀线与绵阳-长宁拉张槽中-北段东边界具有相同趋势 Fig. 3 The pre-Silurian paleogeologic map of the Sichuan Basin

灯影组三、四段残余厚度图 (图 4a) 揭示川中阆中-射洪-大足一线残厚较大 (为700~1000m)，雅安地区厚度较大 (约950m) 向NE方向减薄，至绵阳地区厚度约320m；向SE方向减薄，至威远地区厚度630m。此外，巴中-达州-重庆一线厚度较薄 (约650m)，向东至万县减薄为约300m。根据灯影组厚度图 (图 4b) 恢复的古构造显示盆地内发育的晚震旦世古高地位于拉张槽范围内及其拉张槽西侧川西南地区 (近SN走向)，川北 (巴中地区) 和川东 (万县地区) 也为古高地。川中剑阁-阆中-射洪-大足-永川一线为凹陷区域。因此，通常所称的乐山-龙女寺古隆起 (川中安岳，即高石梯-磨溪-龙女寺地区) 在拉张槽形成前和形成过程中并未形成。此时的构造总趋势受拉张槽形成早期隆升剥蚀控制, 呈近似SN走向，拉张槽内灯影组残余厚度较两侧薄。其中，拉张槽东侧川中地区灯影组三-四段残余厚度相对较大。

图 4

Fig. 4

图 4 四川盆地上震旦统灯影组残留厚度图 (a) 震旦系灯影组三-四段厚度图，盆地西部空白区域缺失灯影组三、四段，部分拉张槽东边界与缺失线具有一致性；(b) 震旦系灯影组厚度图，表示拉张槽形成前古构造特征，拉张槽范围内厚度较两侧小，川北和川东地区具有厚度较小区域，空白区域为无资料区域 Fig. 4 The residual thickness map of the Upper Sinian Dengying Formation within the Sichuan Basin

绵阳-长宁拉张槽的形成演化经历了拉张孕育阶段 (灯影组沉积末期)、拉张初始阶段 (麦地坪组沉积期)、拉张高潮阶段 (筇竹寺组沉积期)、拉张衰弱阶段 (沧浪铺组沉积期)、拉张消亡阶段 (龙王庙组沉积期) 五个时期 (刘树根等, 2013), 即此时期四川海相克拉通盆地内处于弱拉张状态 (刘树根等, 2016)。

在下寒武统龙王庙组沉积后，四川海相克拉通盆地逐渐进入弱挤压状态，加里东期乐山-龙女寺古隆起逐渐形成。在奥陶系沉积前 (图 5a) 乐山-龙女寺古隆起已具有雏形，为同沉积隆起，加里东早期古隆起的形态具有明显被拉张槽分隔为川西南和川中两个古隆起，加里东运动使古隆起范围内拉张槽中段区域抬升，进而使得拉张槽西侧的乐山-威远和拉张槽东侧的巴中-达州-万县的隆起区与川中地区相连成为联合古隆起，直至海西早期 (二叠纪前)(图 5b) 最终定型为现今所熟知的乐山-龙女寺古隆起 (图 3)。乐山-龙女寺古隆起的特征前人已作了深入全面的研究 (宋文海, 1987; 康义昌, 1988; 汤济广等, 2013; 杜金虎等, 2014)，在此不必赘述。须指出的是，据前文的分析，加里东期乐山-龙女寺古隆起的形成始于绵阳-长宁拉张槽消亡之后，即下寒武统龙王庙组沉积后，开始形成于中寒武世；而结束于二叠纪之前。二叠纪以后，乐山-龙女寺古隆起进入改造阶段。

图 5

Fig. 5

图 5 乐山-龙女寺古隆起演化图 (a) 奥陶系沉积前震旦系灯影组顶界古构造；(b) 二叠系沉积前震旦系灯影组顶界古构造 Fig. 5 The structural evolution of Leshan-Longnvshi paleo-uplift

Z₂-C四川海相克拉通盆地演化具有下列序列：(1) 晚震旦世灯影期，碳酸盐岩台地稳定，其沉积分布广且特征较均一；(2) 桐湾运动的隆升剥蚀阶段，灯影组被剥蚀形成全川分布的不整合面；(3) 早寒武世弱拉张阶段，四川克拉通盆地内发育绵阳-长宁拉张槽；(4) 中寒武世-石炭纪弱挤压阶段，奥陶纪前乐山-龙女寺古隆起就已具有一定的雏形，为同沉积隆起，至加里东期全面隆升剥蚀，四川盆地缺失部分石炭系、泥盆系和部分志留系，至早二叠世梁山组沉积前，古隆起发育结束。

四川盆地经历了加里东和海西运动的剥蚀夷平之后，形成乐山-龙女寺古隆起并在古隆起的核部缺失了多套地层，整个盆地内缺失泥盆系和大部分石炭系，古地貌表现为一个大的夷平面 (宋文海, 1996)。早二叠世，四川盆地再一次海侵，下二叠统梁山组广泛沉积覆盖于该套夷平面之上。至中二叠世，海水已全面覆盖整个四川盆地，盆地内发育中二叠统栖霞组和茅口组 (阳新统) 台地相和缓坡相碳酸盐岩，且以含生物屑-生物灰岩为主 (赵宗举等, 2012; 邱琼等, 2015)，沉积非常稳定，全区可生物对比，表明当时的构造稳定。

在中二叠统茅口组沉积末期，四川克拉通盆地再次整体隆升，形成了茅口组与上二叠统龙潭组之间的不整合面。前人对此做过详细的研究，如朱利东等 (1997)对川北曾家二、三叠生物地层剖面研究表明，茅口组与上覆吴家坪组之间为平行不整合接触；颜其彬和庞雯 (1993)、胡志水和陈琴芳 (1994)、桑琴等 (2012)对川南的二叠系钻井和剖面研究表明茅口组顶面存在风化壳，有暴露不整合面；燕继红和申继山 (2006)对川东建南茅口组四段厚度的统计表明存在剥蚀运动，与上覆龙潭组为假整合接触；应维华 (1993)对川东达州一带研究表明茅口组顶面长期受风化剥蚀和地下水淋滤形成古岩溶储层；川西南峨嵋二叠系剖面也可见茅口组顶面与龙潭组之间存在一套风化壳铝土质泥岩。因此，四川盆地内茅口组顶面不整合面是大区域稳定发育。在川南地区，阳高寺一带是剥蚀的高部位，如阳65井剥蚀至茅二段，周围地区剥蚀至茅三段 (桑琴等, 2012)，除川南地区剥蚀较强外，川北也是剥蚀较强的地区。如图 6所示，川北和川南目前中二叠统残厚是最薄的地区，说明中晚二叠世之间东吴运动在这两个地区表现强烈，茅口组被大量剥蚀。

图 6

Fig. 6

图 6 四川盆地中二叠统 (阳新统) 残留厚度等值线图与开江-梁平拉张槽及蓬溪-武胜拉张槽分布图 Fig. 6 The residual thickness map of the Middle Permian (Yangxing) Series and the intracratonic sags (i.e., Kaijiang-Liangping and Pengxi-Wusheng sags) across the Sichuan Basin

至晚二叠世长兴期，四川海相克拉通盆地演化进入了第二个弱拉张-弱挤压演化阶段，具体表现为受“峨眉地裂运动”影响的晚二叠世-早三叠世开江-梁平拉张槽等和泸州-开江古隆起的形成演化及其二者的相互关系。

弱拉张阶段最显著的表现是晚二叠世-早三叠世开江-梁平拉张槽的发育 (刘树根等, 2016)。拉张槽呈北西-南东约45°展布，长约255km (广元至梁平)，宽约80km，面积约2.0×10⁴km²(王一刚等, 1998; 马永生等, 2005)。盆地内除了开江-梁平拉张槽外，还发育与其相平行的规模较小的蓬溪-武胜拉张槽，该拉张槽位于开江-梁平拉张槽南部，面积约1.5×10⁴km²(张奇等, 2010)。

从开江-梁平拉张槽的形成及演化可知 (马永生等, 2005; 王一刚等, 2008)：① 拉张最发育的时期是晚二叠世长兴中晚期，在克拉通内部形成拉张槽，在拉张槽内沉积深水硅质岩、黑色泥岩，而拉张槽外则是台地相的沉积，在拉张槽与台地之间的台缘带发育边缘礁；② 早三叠世飞一段沉积时继承了早先的构造-沉积背景，依然发育重力流沉积的深水盆地，但在台地边缘发育滩；③ 至飞二段沉积时，拉张槽已逐渐被填平补齐，主要发育斜坡、陆棚相深灰色薄层状含潜穴的微晶灰岩、泥质微晶灰岩，已由碎屑岩转为碳酸盐岩沉积，拉张槽内水非常浅，但较台地相仍然较深；④ 飞三段沉积时，拉张槽已基本上被填平，转变为浅水碳酸盐沉积的薄—厚层状的鲕粒岩、微晶灰岩、泥灰岩等；⑤ 飞四段沉积时，拉张槽已被填平补齐，拉张槽区域演化为含硫酸盐的蒸发潮坪沉积，偶见薄层生屑、鲕粒灰岩。至此，弱拉张阶段已结束，进入了弱挤压阶段。

该期弱拉张活动与全球二叠纪Pangaea大陆裂解的构造背景有关 (Rogers and Santosh, 2004)。弱拉张阶段，四川克拉通盆地内部相对稳定，但是在克拉通周缘活动强烈。四川克拉通盆地内弱拉张与克拉通外围南秦岭洋打开、松潘-甘孜边缘海的扩张和金沙江-哀牢山洋盆张开有密切的关系。这与冈瓦纳大陆和欧亚大陆裂解，和出现在东特提斯洋的华南板块处于拉张背景也有关 (图 7; 殷鸿福等, 1991; 罗志立, 2009; 莫宣学和潘桂堂, 2006; Chatterjee et al., 2013; Keppie, 2015; Torsvik and Cocks, 2013)。

图 7

Fig. 7

图 7 华南克拉通 (板块) 晚二叠世峨眉地裂运动构造特征图 Fig. 7 Geological map of the Late Permian Emeishan taphrogenesis across South China Block

在下三叠统飞仙关组沉积后，四川海相克拉通盆地逐渐又进入新的一轮弱挤压阶段，至印支晚期，开江、泸州古隆起逐渐形成 (韩克猷, 1995; 李晓清等, 2001)。下三叠统嘉陵江组沉积时，泸州-华蓥山就有一北倾的鼻状隆起，古隆起初具雏形。至中三叠世末，该构造更为发育，川东至川南古隆起急剧发育，泸州一带剥蚀至嘉陵江组，开江一带也剥蚀至雷一段，形成一北东向发育的巨型隆起构造，而川西和川北以及华蓥山的西麓出现凹陷 (图 8)，其中泸州古隆起和开江古隆起之间为一个鞍部所隔 (图 8)。至晚三叠世，四川盆地进入陆相地层发育阶段，古隆起已被上三叠统须家河组所覆盖，开江、泸州古隆起发育结束并进入改造阶段。

图 8

Fig. 8

图 8 印支泸州-开江古隆起演化图 (a) 上三叠统须家河组沉积前中二叠统茅口组顶界构造图; (b) 上侏罗统沙溪庙组沉积前中二叠统茅口组顶界构造图 Fig. 8 The structural evolution of the Luzhou-Kaijiang paleo-uplift

因此，P-T₂四川海相克拉通盆地晚期演化具有下列序列：(1) 中二叠世稳定沉积阶段，主要沉积台地相的阳新统碳酸盐岩，分布稳定；(2) 东吴运动的隆升剥蚀阶段，部分茅口组被剥蚀；(3) 晚二叠世-早三叠世弱拉张阶段，四川克拉通盆地内发育蓬溪-武胜、广旺-开江-梁平两个拉张槽；(4) 早三叠世-中三叠世弱挤压阶段，嘉陵江组沉积时泸州古隆起就已具有雏形，为同沉积隆起，开江和泸州两个印支期古隆起逐渐形成，中三叠世末该古隆起发育达到最大，至晚三叠世须家河组沉积阶段，古隆起发育结束。

综上，四川海相克拉通盆地显生宙演化可分为早晚两期，早期为晚震旦世-石炭纪 (Z₂-C, 635~280Ma)，晚期为二叠纪-中三叠世 (P-T₂, 280~237Ma)。这两期发育阶段都经历了弱拉张至弱挤压，发育了相应的拉张槽和古隆起，因此其演化特征上具有一定的共性，但也存在较大差异性 (图 9、表 1)。其主要共性如下：(1) 两期克拉通阶段的演化序列非常相似，都经历了早期弱拉张，后期弱挤压的阶段。其中弱拉张初始阶段都有一次海相碳酸盐岩的大面积稳定沉积和随后的隆升剥蚀作用及风化壳岩溶作用，如早期演化阶段的灯影组大面积稳定沉积与桐湾运动的隆升剥蚀作用，晚期演化阶段的阳新统大面积稳定沉积和东吴运动的隆升剥蚀作用。其后进入弱拉张期, 发育拉张槽，如早期演化阶段的绵阳-长宁拉张槽，和晚期演化阶段的开江-梁平和蓬溪-武胜拉张槽。拉张期结束后开始弱挤压阶段，形成古隆起，如早期演化阶段形成的加里东乐山-龙女寺古隆起，位于盆地中西部，面积约6×10⁴km²；晚期演化阶段形成的印支泸州-开江古隆起，位于盆地东南部，面积约5×10⁴km²；(2) 拉张强度最大的部位都位于克拉通盆地的西北部，都是从克拉通的西北边缘向克拉通内部开始减弱；挤压强度最大的部位都位于克拉通的西南部，都是从克拉通的西南边缘向克拉通内部开始减弱；(3) 都与全球性事件有一定的关联性，早期演化阶段对应于Rodinia大陆裂解，晚期演化阶段对应于冈瓦那大陆裂解；(4) 拉张槽与古隆起都为大角度相交关系；(5) 拉张槽与古隆起的组合关系对区域油气地质条件的控制作用相似，均为拉张槽控制烃源岩发育，拉张槽两侧发育优质储层，古隆起控制油气早期聚集。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 四川海相克拉通盆地演化特征表 Table 1 The evolutional characteristics of Sichuan marine craton basin 阶段划分 四川克拉通盆地早期演化阶段 四川克拉通盆地晚期演化阶段 发育时间 晚震旦世-石炭纪 (Z2-C) 635~280Ma 二叠纪-中三叠世 (P-T2) 280~237Ma 构造背景 兴凯地裂运动 (Rodinia大陆裂解)(弱拉张)，加里东运动 (弱挤压) 峨眉地裂运动 (冈瓦那大陆裂解)(弱拉张)，早印支运动 (弱挤压) 弱拉张 阶段 隆升剥蚀和岩溶作用 上震旦统灯影组顶部岩溶不整合面 中二叠统茅口组顶部岩溶不整合面 拉张槽 绵阳-长宁拉张槽, 发育时间为早寒武世 开江-梁平、蓬溪-武胜两个拉张槽，发育时间为晚二叠世-早三叠世 拉张槽基本特征 绵阳-长宁拉张槽:走向近南北向，长约410km，宽约30~100km，面积约5.4×104km2 开江-梁平拉张槽:走向北西，长约255km，宽约80km，面积约2.0×104km2; 蓬溪-武胜拉张槽，面积约1.5×104km2 拉张槽内充填特征 下寒武统麦地坪组和筇竹寺组巨厚黑色碎屑岩沉积，为补偿型充填特征 开江-梁平拉张槽:上二叠统大隆组薄层硅质岩、泥岩沉积，为欠补偿型充填特征 拉张槽发育阶段 灯影组开始弱拉张，早寒武世筇竹寺组沉积期拉张达到高峰，沧浪铺组沉积时拉张变弱，龙王庙组沉积时基本结束 晚二叠世早期开始拉张，吴家坪组沉积时达到高潮，早三叠世飞仙关组沉积时基本结束 控制油气地质条件 拉张槽区域为下寒武统烃源岩发育区，其两侧为灯影组和下寒武统优质储集层发育区; 拉张槽两侧边缘为原生油气 (藏) 聚集区 拉张槽为大隆组烃源岩发育区，两侧发育礁滩型优质储集层; 拉张槽两侧边缘为原生油气 (藏) 聚集区 弱挤压 阶段 古隆起 加里东期乐山-龙女寺古隆起 印支期泸州-开江古隆起 古隆起基本特征 走向近北东向，轴线位于乐山至武胜一线, 位于克拉通中西部，东至广安，南至威远，北至梓潼，面积约6×104km2 走向北东南西向，轴线位于开江至泸州一线，位于克拉通东-南部，东至开江，南至泸州，面积约5×104km2 古隆起与拉张槽关系 与拉张槽重合较多，为大角度相交 与拉张槽重合较少，为大角度相交 古隆起发育特征 中寒武世-奥陶纪开始发育古隆起雏形，志留纪持续隆升，晚志留世至石炭纪持续发育，石炭纪末结束 早三叠世嘉陵江组沉积时发育雏形，雷口坡组沉积末期隆升最强，晚三叠世前结束 控制油气地质条件 控制油气向古隆起聚集，形成灯影组、龙王庙组等下古生界 (古) 油气藏 控制油气向古隆起聚集，形成石炭系和二叠系 (古) 油气藏

表 1 四川海相克拉通盆地演化特征表 Table 1 The evolutional characteristics of Sichuan marine craton basin

图 9

Fig. 9

图 9 四川克拉通盆地两期拉张槽和两期古隆起叠合图 Fig. 9 The spatial features of the two-episodic intracratonic sags and paleo-uplifts across the Sichuan Basin

除了上述共性外，四川海相克拉通盆地两期演化阶段也有比较大的区别：(1) 拉张槽充填特征不同。早寒武世绵阳-长宁拉张槽是补偿型充填，与拉张槽周缘相比，拉张槽内沉积厚度巨大；晚二叠世-早三叠世开江-梁平拉张槽为欠补偿型充填，与拉张槽周缘相比，拉张槽内沉积厚度非常薄；(2) 拉张槽和古隆起的规模差别较大。绵阳-长宁拉张槽, 长约410km，宽约30~100km，面积约5.4×10⁴km²；对应的乐山-龙女寺古隆起，面积6×10⁴km²；开江-梁平拉张槽，长约255km，宽约80km，面积约2.0×10⁴km²，对应的开江古隆起，面积0.8×10⁴km²；蓬溪-武胜拉张槽，面积约1.5×10⁴km²，对应的泸州古隆起，面积4.2×10⁴km²。绵阳-长宁拉张槽的规模比开江-梁平拉张槽、蓬溪-武胜拉张槽要大，乐山-龙女寺古隆起的规模也大于泸州-开江古隆起的规模；(3) 拉张槽对后期古隆起发育的控制作用不同。绵阳-长宁拉张槽和加里东乐山-龙女寺古隆起重叠较多，前者对后者的发育控制作用明显，但开江-梁平拉张槽、蓬溪-武胜拉张槽和印支期开江-泸州古隆起重叠较少，前者对后者的发育控制作用较弱。