上扬子克拉通的北界是勉略缝合带(张国伟等，2000，2003)，大致位于南坪—勉县—汉中—石泉—城口—襄樊一线，其北侧是南秦岭和北大巴山，南侧是米仓山和南大巴山。但对于上扬子克拉通西界的认识则存在着分歧，如黄汲清等(1974)、 程裕淇(1994)、 王二七等(2001)、 汪泽成等(2002)和崔军文等(2006)认为龙门山、安宁河等深大断裂是上扬子克拉通的西界，但也有一些学者认为上扬子克拉通的西界应向北西方向扩展，如林茂炳(1994)指出新生代的特提斯构造带推覆于扬子克拉通之上，掩盖了其真正西边界，扬子克拉通的褶皱基底可向西延至黑水—道孚一带，北西可至昆仑山地区。上扬子克拉通西边界认识上的分歧实质上关系到松潘—甘孜地区的板块归属问题，对这个问题的认识也同样观点纷呈，本文不一一列举。近年来川滇地区重力、航磁和天然地震资料处理成果证实，红河、安宁河、龙门山等断裂是上扬子克拉通西部重、磁异常的梯级带，且具有切割莫霍面的特征(宋鸿彪等，1991；钟锴等，2005)，这些断裂在下地壳和上地幔速度异常中也显示出显著的构造分界特征(郭正吾等，1996；王椿镛等，2002)。因此本文所指的“上扬子克拉通北部”指的是龙门山以东、雪峰山以西、勉略缝合带以南及乐山—重庆—黔江一线以北的区域，这个区域包含了现今四川盆地的大部。

上扬子克拉通北部的晚古生代—中三叠世沉积盆地是在晋宁期固结的变质褶皱基底之上，经震旦纪—早古生代扬子克拉通北部被动大陆边缘阶段的裂陷作用后，于勉—略洋盆南侧发展起来的大陆边缘盆地(郭正吾等，1996；孟庆任等，1996；张国伟等，1996，2000，2003；张成立等，2003)。该时期盆地主体发育碳酸盐岩台地(王一刚等，1998，2006，2009；马永生等，2009；何幼斌等，2010；陈洪德等，2011)，受伸展裂陷作用的影响，内部或其外侧起伏不平，呈现“隆、凹相间”的构造格局。例如晚二叠世—早三叠世，沿开江—梁平一带发生构造沉降形成“台内凹陷”，对此有“开江—梁平海槽”(王一刚等，1998，2006)或“台棚”、 “陆棚”(马永生等，2006)等不同认识，沿其两翼台地边缘相的鲕滩白云岩是一类重要的天然气储集体，近年来发现的双鱼石、普光、龙岗、罗家寨等一系列大气田已证明了这一点。但晚古生代—中三叠世上扬子克拉通北部大陆边缘盆地历经晚三叠世—早白垩世前陆冲断活动与前陆盆地的叠加(许志琴，1987；蔡立国等，1996；何建坤等，1999；张国伟等，2000；高长林等，2003；汪泽成等，2004；刘树根等，2006)、晚白垩世—新生代扬子克拉通向北陆内俯冲时期逆冲构造活动的强烈改造(李三忠等，2002；李智武等，2006；陈竹新等，2008；何登发等，2011)，原始沉积相带面貌不全，构造、沉积单元变形、变位。目前对这一陆缘盆地的保存状态、残余结构及其所控制的油气地质作用环境仍缺乏深入了解。

近年来，对于前陆盆地油气富集的主控因素，越来越关注前陆盆地之下的被动大陆边缘或裂陷层序(Beydoun，1991，1993，1998；Mann et al.，2003；Hickman et al.，2004)。Mann et al.(2003)对世界大油气田的构造背景的分类中，强调“多期历史盆地中对油气生成、运移和聚集起重要控制作用的某个盆地发育阶段”，据此，他将波斯湾这一经典前陆盆地中的大油气田放在“被动大陆边缘”盆地类型中来考察。上扬子克拉通北部的上古生界—中三叠统层序也表现出类似特点，这是油气地质条件剖析的关键环节之一。因此，恢复晚古生代—中三叠世大陆边缘盆地构造—沉积格局和演化历史，不仅为探讨克拉通盆地的成因机制奠立重要基础，也将为探索强烈构造活动环境下油气有效聚集与保存机制提供重要线索。

上扬子克拉通北部前震旦纪结晶基底发育了震旦纪—中三叠世的海相沉积和晚三叠世—第四纪的陆相沉积(图 1，图 2)。以四川盆地为例，内部发育了9个区域性不整合面，分别位于Z/AnZ、 ∈/Z、 O/∈、 D/S、 P₂/AnP、 P₃/P₂、 T₃/T₂、 T₃x⁴/T₃x³和J/T之间(四川地质矿产局，1991；何登发等，2011)，依据这些不整合面，可划分出4套构造—地层层序。

图 1(Figure 1)

图 1 上扬子克拉通北部地区地质略图 Fig. 1 Geological sketch of the north part of Upper Yangtze Carton

图 2(Figure 2)

图 2 上扬子北部地区构造—地层层序与盆地演化阶段 Fig. 2 Tectono-stratigraphic sequences and basin evolution stages of the Sichuan Basin

层序Ⅰ为青白口系和南华系变质岩，构成四川盆地的基底。基底岩系呈北东向展布，川中地区为变质程度较高的硬性基底，顶面埋深为3～8 km；其两侧的川西和川东为变质程度较低的柔性基底，顶面埋深为8～11 km(四川地质矿产局，1991)。

层序Ⅱ为震旦系—下古生界，代表原特提斯阶段的产物。包括：震旦系(Ⅱ₁)，厚为300～1 200 m；寒武系(Ⅱ₂)，厚为500～1 400 m；奥陶系(Ⅱ₃)，厚为100～800 m；志留系(Ⅱ₄)，厚为100～1 000 m(四川地质矿产局，1991)。

层序Ⅲ为上古生界—中三叠统，代表古特提斯阶段的产物。包括：泥盆系—下石炭统(Ⅲ₁)，仅在龙门山以西和华蓥山以东地区有沉积；上石炭统—下二叠统(Ⅲ₂)，上石炭统见于川东地区，厚为10～60 m，下二叠统仅分布于四川盆地边缘；中二叠统—中三叠统(Ⅲ₃)，在四川盆地内部，中二叠统厚为400～500 m，上二叠统厚为400～1 800 m，下三叠统厚为400～1 200 m，中三叠统厚为100～900 m(四川地质矿产局，1991)。

层序Ⅳ为上三叠统—第四系，代表新特提斯阶段的产物。包括：上三叠统(Ⅳ₁)、中下侏罗统(Ⅳ₂)、上侏罗统—下白垩统(Ⅳ₃)、上白垩统(Ⅳ₄)和新生界(Ⅳ₅)。上三叠统厚为500～2 500 m，自川中向川西加厚；侏罗系厚为2 000～4 400 m，尤以大巴山前最厚；白垩系—古近系分布于川中、川西及川西南地区，厚为950～1 650 m；新近系—第四系主要分布在川西，厚为0～350 m(四川地质矿产局，1991)。

龙门山北段发育青川—茂汶断裂、北川—映秀断裂和马角坝断裂3条主干断裂带。图 3a中剖面A-A′的北端为北川断裂带，由数条深切基底、向南逆冲的岩片组成，上盘地层变形强烈，褶皱前翼高陡直立。北川断裂带在深部可能汇聚于一条主断面，这条主断面由基底上切至下寒武统底部向南滑脱，然后向上切割古生界和中生界，在五龙洞和贾家坝之间出露地表，形成马角坝断裂带。下寒武统泥岩内部的主滑脱面为一套强振幅、较连续的地震波组，由于受深部两个断层转折褶皱的叠加影响，而向南倾斜，从而与北倾的马角坝断裂带在上覆地层内形成宽缓的向斜构造。在地表，马角坝断裂带下盘为二叠系和三叠系组成的天井山背斜带，背斜南翼被侏罗系削蚀，侏罗系不整合覆盖在下三叠统飞仙关组(T₁f)之上，地层倾角由南倾50°向盆地内部逐步变缓。

图 3(Figure 3)

图 3 上扬子北部地区盆山结合部位构造变形特征(剖面位置见图 1) Fig. 3 Structural profiles in the north part of Upper Yangtze Carton(see Fig.1 for locations)

在对天井山背斜实施钻探前，曾一度认为地表冲断岩席下掩伏着二叠系—三叠系的“堆垛式”背斜，但天井1钻探结果却反映深部结构远比钻探前解释出的复杂。天井1在978 m深度就进入寒武系，钻揭(视)厚度为2 732 m，然后再次进入泥盆系—二叠系，其间多次出现地层重复。倾角测井显示地层基本北西倾向，且从寒武系内部1 700 m开始，倾角由70°逐渐降为10°～20°，反映这是一个倒转的、并逐渐向深部收敛的推覆体，但直至完钻深度4 600 m，这个推覆体仍没有被钻穿。根据现有地震资料，从盆地向此推覆体下引层可控制住6 000 m以下由寒武系—下二叠统组成的断层转折褶皱，在此褶皱之上至完钻层位上二叠统长兴组(P₃ch)之间约1 500 m的空间里，可能存在另一个由相同地层构成的断层转折褶皱，其下伏断层在下三叠统嘉陵江组膏盐岩滑脱，并与天井1已钻揭到的两条断层相接构成向盆地扩展的楔形体。

米仓山山前由一系列向南逆冲的岩片组成，其南侧为大两会背斜，呈长轴状，走向近东西，略向南突出，背斜核部为中-下寒武统，两翼出露奥陶系、志留系、二叠系和中生界。图 3b中的剖面B-B′切过大两会背斜、吴家坝背斜和九龙山背斜，近南北向。剖面最北端为中元古界火地垭群(Pt₂h)，逆冲至中-下寒武统之上，断层下盘地层变形强烈，与其南侧大两会背斜以一狭窄向斜过渡，向斜核部为下三叠统飞仙关组(T₁f)。大两会背斜北翼较南翼略陡，这一特征指示该背斜下伏断层的冲断方向是由南向北，与由北向南的区域冲断作用方向相反，大两会背斜以南的构造变形强度急速减弱，说明这条反冲断层消减了深部构造的大部分位移。此外，大两会背斜核部寒武系较盆地内部的寒武系高出6 000 m左右，我们推测深部可能至少存在两条前冲断层的叠加作用，这两条断层切割了大两会背斜的南翼以及下伏的反冲断层，并在下三叠统飞仙关组(T₁f)膏泥岩内形成反冲，形成两个构造楔形体。大两会背斜南侧的吴家坝背斜发育在下三叠统以下地层，由于背斜北翼倾角远小于下伏断层的倾角，因此其变形方式表现为单剪断层转折褶皱(Suppe et al.，2004)。吴家坝背斜南侧的九龙山背斜是米仓山南缘冲断系统的前锋，根据其南翼膝折带的终止位置，可判断出下伏断层所在层位较吴家坝背斜更深。由于九龙山背斜南翼的褶皱变形层位已向上延伸至白垩系，因此其形成时间较其北侧的吴家坝背斜要晚。

大巴山呈向南西突出的弧形，弧形带轴部在城口—达州一线，弧形带东段与四川盆地东部的北东向隔挡式褶皱共同向东收敛。镇巴断裂以北又称为北大巴山，出露古生界和震旦系，内部可识别出多个推覆体，是南秦岭多层次逆冲推覆构造的组成部分(许志琴，1987；张国伟等，2000；许志琴等，2012)。镇巴断裂以南为一系列线形背斜构成，背斜南翼陡、北翼缓，反映了深部由北向南的冲断作用，背斜核部出露三叠系、侏罗系和白垩系，核部地层自北向南逐渐变新。图 3c中的剖面C-C′北东向延伸，自北向南穿过镇巴断裂以及南大巴山地区的一系列线形褶皱带，进入四川盆地。南大巴山地区的构造变形表现为典型的分层滑脱变形特征，滑脱层位于雷口坡组(T₂l)、嘉陵江组(T₁j)、飞仙关组(T₁f)以及志留系和震旦系内部，这些滑脱层导致了不同层次的构造变形特征，相邻滑脱层之间表现为不同叠加形态的双重构造，在垂向上具有显著的不一致性。其中震旦系、下三叠统嘉陵江组(T₁j)和飞仙关组(T₁f)内部滑脱层贯穿整个南大巴山地区，将来自北大巴山的冲断构造位移向盆地内部传递，随着构造位移不断被褶皱作用吸收，构造变形强度自北向南也逐渐减弱。

上扬子北部晚古生代—三叠纪被动大陆边缘盆地的形成和演化与其北侧勉略古洋盆扩张、俯冲和消亡过程有关。Liu and Zhang(1999)及张国伟等(2003)认为，勉略洋是当时统一的北方大陆与冈瓦纳大陆之间古特斯洋域内的一个有限洋盆，在晚古生代自西向东逐渐扩张打开。从阿尼玛卿德尔尼—玛沁向东至南秦岭的康县—略阳—勉县断续出露蛇绿岩、洋岛火山岩、岛弧火山岩及双峰式火山岩(张国伟等，2000，2003)，其中德尔尼蛇绿岩⁴⁰ Ar-³⁹ Ar年龄为345.3±7.9 Ma(陈亮等，2001)、 U-Pb年龄为308.2±4.9 Ma(杨经绥等，2004)，因此，勉略洋盆主体扩张时期可能在石炭纪—二叠纪。此外，勉略缝合带内的中-上泥盆统则普遍具有裂谷沉积组合，表现为从初始裂陷快速粗砾屑堆积、裂谷边缘相冲积扇体系的扇三角洲至深水扇，到裂谷扩展期发育重力流、浊积岩系，具有斜坡、坡底裙以至盆地平原相的深水浊积岩系特征，总体上反映了勉略洋盆从初始裂谷到初始小洋盆形成的拉张环境；石炭系主要以陆棚—盆地体系为特征，同时在蛇绿混杂岩内的硅质岩中还发现早石炭世的放射虫动物群(冯庆来等，1996；王宗起等，1999)，表明石炭纪已开始发育深水盆地相沉积。勉略洋盆南侧的二叠纪—早-中三叠世沉积岩系则从泥盆纪—石炭纪扩张裂谷的沉积演化转入被动陆缘沉积(张国伟等，2000，2003)。

早二叠世末期，勉略洋盆可能已经向北俯冲于秦岭微板块之下(张国伟等，1996，2000，2003，2013)，而其南侧被动大陆边缘仍在发展之中；中二叠世末期，上扬子西部地区在统一的伸展背景下发生广泛的区域性扩张裂解(罗志立等，1988)，出现炉霍—道孚和龙门山裂陷(蔡立国等，1993)以及南秦岭裂陷(张国伟等，2000)等，上扬子内部也出现广元—旺苍海槽、开江—梁平海槽或深水陆棚和城口—鄂西海槽(王一刚等，1998，2006；何登发等，2011)。中-晚三叠世是扬子克拉通构造体制转换的关键时期，随着周缘洋盆不断俯冲消减直至最终关闭，发生华北、羌塘、松潘—甘孜及兰坪—思茅等地块与扬子地块的碰撞(Mattaurer et al.，1985；Zhao and Coe，1987；Yin and Nie，1993；Meng and Zhang，1999；Yokoyama et al.，2001)。南秦岭勉略构造带黑峡沟、文家沟约242～219 Ma的火山岩变质年龄和勉县至略阳北侧约220～206 Ma的花岗岩锆石年龄证实华北和扬子的陆—陆碰撞主要发生在晚三叠世(Li et al.，1999；张国伟等，2013)，具有自东向西，呈“剪刀”式闭合的特征(Yin and Nie，1993；Liu et al.，2005；Meng et al.，2005)，在此背景下，上扬子地区发生海退转入陆相沉积，发育了大规模的前陆盆地(张国伟等，2000，2003；何登发等，2011)。

早泥盆世上扬子大部分地区隆升成陆，没有接受沉积，下泥盆统主要分布在西缘龙门山及以西地区和北缘勉略缝合带内，其中龙门山地区的下泥盆统由浅海相的砂岩、粉砂岩、泥岩和泥灰岩组成，厚1 000～3 000 m，西侧松潘—甘孜地区的下泥盆统则由厚达1 000多米的陆架—斜坡和深海相的砂岩、粉砂岩和泥岩组成，局部为复理石沉积(郭正吾等，1996)。中晚泥盆世时(图 4)，随着勉略洋盆和湘鄂西海盆的打开，上扬子周缘的海侵范围逐渐扩大，整体为浅海陆棚台地沉积(何登发等，2011)。西缘龙门山地区的中-上泥盆统则主要是一些碳酸盐岩，厚度可达2 000 m左右；北缘勉略缝合带西部的文县—康县地区中-上泥盆统由下部的三角洲碎屑岩沉积向上过渡为碳酸盐岩台地相沉积，中部勉县—略县地区的中-上泥盆统以碎屑岩为主，由下部快速垂向加积的冲积扇体系向浅海三角洲体系过渡，而东部西乡—高川地区缺失中泥盆统，上泥盆统出现碎屑岩沉积和碳酸盐岩台地沉积(李亚林等，2001)，这些地区纵向上沉积相序表现出碎屑岩陆架向碳酸盐岩陆架转化的过程。东缘湘鄂西地区(中扬子)的中泥盆统主要是石英砂岩含植物化石和孢粉化石，上泥盆统下部为细砂岩、粉砂岩与泥岩互层夹鲕状赤铁矿，上部主要由海相碳酸盐岩组成，反映了由无障壁陆源碎屑海岸沉积向开阔陆棚—台地沉积的过渡。

图 4(Figure 4)

图 4 上扬子克拉通北部中泥盆世构造—沉积环境图 Fig. 4 Tectonic-depositional environment of Middle Devonian in the north part of Upper Yangtze Carton

石炭系继承了泥盆系的沉积过程(图 5)，上扬子西缘的石炭系发育齐全，以浅海陆棚台地沉积为主，岩性为厚层白云岩、块状灰岩、鲕粒灰岩和含燧石团块，向西过渡为龙门山裂陷和松潘海盆，岩性变为深海沉积环境的灰岩、粉砂岩和页岩(四川地质矿产局，1991)。上扬子北缘勉—略带内石炭系沉积相带差异较大，反映勉略洋的扩张具有自西向东不均一的特征(李亚林等，2002)，如西部文县一带为深水细碎屑岩夹薄层泥灰岩、灰岩、层状硅质岩沉积；东部西乡—高川一带为碳酸盐岩镶边的陆棚环境(孟庆任等，1996)；勉县—略阳一带主要以陆棚—盆地体系为特征，一些研究者在略阳附近蛇绿混杂岩的硅质岩夹层中和西乡孙家河组硅质岩层中分别发现早石炭世的放射虫动物群，表明石炭纪已开始发育深水盆地相沉积(冯庆来等，1996；王宗起等，1999)。在上扬子东部，海水由湘鄂西浅海自东向西侵入，开始海水侵入相对低洼地区，广元—仪陇—重庆一线以东的广安、石柱和达川地区为相对局限的海湾沉积环境，岩性主要为白云岩、泥岩、膏岩、砾屑滩沉积，属局限台地相沉积。总的来看，上扬子北部在石炭纪属于以稳定沉降为主的克拉通盆地，沉积作用受早古生代以来继承性发展的基底构造控制。石炭纪末期，云南运动使川东地区再度隆升成陆(郭正吾等，1996)，沉积物经过短暂的浅埋藏成岩固结作用改造后，遭受了时限约为20～15 Ma的风化剥蚀作用，形成上石炭统黄龙组(C₂hl)顶部高低不平的古岩溶地貌景观和层内相应的溶蚀洞穴系统，以及充填洞穴的岩溶角砾岩系(四川地质矿产局，1991)。

图 5(Figure 5)

图 5 上扬子克拉通北部石炭纪构造—沉积环境图 Fig. 5 Tectonic-depositional environment of Carboniferous in the north part of Upper Yangtze Carton

早二叠世梁平期(P₁l)，上扬子地区进入更为强烈的陆内断陷阶段，接受了一套海陆交互相沉积，川东北涪陵—梁平地区的梁山组(P₁l)为一套细粒碎屑岩沉积物，属滨岸相沉积，厚近15 m，与下伏上石炭统之间为不整合接触(四川地质矿产局，1991)。从中二叠世栖霞期(P₂q)开始(图 6)，除周边古陆外，整个上扬子地区几乎全被海水淹没，古地理格局东高西低。以北川—旺苍—城口为界，向北以浅水缓坡和深水盆地向勉略洋盆过渡，发育深水暗色灰岩、燧石条带灰岩夹硅质岩，向南接受浅海碳酸盐岩台地沉积，岩相呈北东向展布，三台以西的绵阳和成都地区为局限台地相和台内滩亚相等沉积类型，主要出现在栖霞组顶部，岩性主要为云岩和灰岩；三台以东的川东地区为开阔台地相，岩性主要为深灰—灰黑色薄—厚层状泥晶灰岩，含泥质条带及薄层，具少量眼球构造。中二叠世茅口期(P₂m)古地理格局与中二叠世栖霞期(P₂q)整体相似，但水体加深，开阔台地范围有所扩大，沉积物中含有呈结核状或条带状产出的燧石薄层或燧石结核，眼球状构造发育，夹有较多的白云岩或云质灰岩(四川地质矿产局，1991)。

图 6(Figure 6)

图 6 上扬子克拉通北部中二叠世栖霞期构造—沉积环境图 Fig. 6 Tectonic-depositional environment of Middle Permian Qixia Period in the north part of Upper Yangtze Carton

晚二叠世，受峨眉地裂运动影响(罗志立等，1988)，上扬子北部发生了大规模伸展，发育龙门山、开江—梁平和城口—鄂西裂陷。龙潭组(P₃l)(与吴家坪组同期)发育一套厚50～200 m的海陆过渡相含煤沉积，向川东北相变为开阔台地相沉积。龙潭组(P₃l)沉积晚期，在西至盐亭、东至开县，北至旺苍、南至忠县的环状区域内发育了碳酸盐岩浅缓坡沉积，其间的巴中—开江—梁平一带处于缓坡滞留海环境，沉积了大套的黑色泥岩夹暗色灰岩，为川东北地区非常重要的烃源岩之一(王一刚等，2006)。晚二叠世长兴期(P₃ ch)为最大海侵期(图 7)，碳酸盐台地沉积范围变大，呈现南高北低和“三隆三坳”，“三隆”为遂宁高、广安—龙岗高、川东北高，“三坳”为鄂西—城口海槽、开江、梁平海槽或深水陆棚和蓬溪—武胜台内凹。主要发育台盆相、开阔台地、局限台地、台内洼地相、台内滩相、生物礁及边缘滩相沉积。其中边缘滩相主要分布于开江—梁平海槽或深水陆棚和鄂西—城口海槽两侧，生物礁相主要分布于开江—梁平海槽或深水陆棚和蓬溪—武胜台内凹之间的开阔台地内，生屑滩相主要分布于蓬溪—武胜台内凹东南的开阔台地内。广元—旺苍海槽、城口—鄂西海槽和开江—梁平台地内凹陷的大隆组(P₃d)(与长兴组同期)是由含放射虫、骨针、有孔虫和腕足等二叠纪生物化石的硅质岩、硅质灰岩和硅质泥岩夹黑色页岩等组成(王一刚等，2006)。

图 7(Figure 7)

图 7 上扬子克拉通北部晚二叠世长兴期构造—沉积环境图(据何登发等，2015) Fig. 7 Tectonic-depositional environment of Late Permian Changxing Period in the north part of Upper Yangtze Carton

早三叠世继承了晚二叠世的构造沉积格局，但处于缓慢抬升的状况，扬子周边已有局部隆起区的出现，反映了盆山转换的开始。勉略带南部的下三叠统自北而南发育下部浅海泥质—灰泥质盆地体系、中部浅海碳酸盐陆架斜坡体系和上部碳酸盐岩台地体系，反映勉略洋盆有所萎缩(Liu and Zhang，1999)。在早三叠世飞仙关期(T₁f)，龙门山岛、汉南及古陆和大巴山分别以岛链和水下隆起的形式，限制了区内海水与外部的沟通，进而影响了区内北缘和东缘的沉积。在飞一期(T₁f¹)，绵阳—都江堰—雅安一线以及开江—梁平海槽或深水陆棚和鄂西—城口海槽周边，鲕粒白云岩非常发育(图 8)；从飞二期(T₁f²)到飞四期(T₁f⁴)，龙门山以东的海水不断向北、向东退却，川中南充一带的潟湖环境转变为潮坪环境，川东北广元、梁平一带的深水盆地(海槽)转化为潟湖，潮坪外侧的浅滩随着海水的退却也向东迁移(魏国齐等，2006)。中三叠世雷口坡期(T₂l)，上扬子地区发生大规模的海退，周缘的造山活动明显增强，东南部雪峰山已成为隆起剥蚀区，使得上扬子地区呈现东高西低的格局，东部为碎屑滨浅海，西部为碳酸盐台地。四川盆地内部的泸州古隆起也在该期形成，使得台地发育更为局限。在上扬子北缘，巨厚的中三叠统具有细粒向粗粒变化的特征，说明勉略一带在中三叠世已开始进入早期前陆盆地阶段(张国伟等，2000，2003)。

图 8(Figure 8)

图 8 上扬子克拉通北部早三叠世飞仙关期构造—沉积环境图(据何登发等，2015) Fig. 8 Tectonic-depositional environment of Early Triassic Feixianguan Period in the north part of Upper Yangtze Carton

龙门山以西的松潘—甘孜地区在早-中三叠世的构造沉积格局则与上述地区不同，松潘、宕昌和迭部一带的下-中三叠统为被动陆缘的浅海碳酸盐台地沉积，但从中三叠世安尼期到拉丁期，沉积相出现快速转变，出现以浊积岩为主的深水沉积，反映了快速沉降或裂陷活动造成的半深海—深海斜坡环境(孟庆任等，2007)。这一构造沉积环境的突变可能与其南侧甘孜—理塘分支洋盆在该期强烈扩张有关，但由于受勉略洋盆和金沙江洋盆消减—俯冲的制约，裂陷活动快速而短暂。至晚三叠世诺利期，这套深海—半深海沉积又相变为浅海陆棚粗中粒海相磨拉石沉积(张国伟等，2000，2003)。

晚三叠世以来，上扬子北部由海相大陆边缘盆地转变为高山峻岭，成为物源区，根据地震资料估算，现今大巴山和米仓山地区晚古生代—中三叠世层序较四川盆地内部同时代层序高出5 000 m，经历了复杂的改造过程。

在晚三叠世，随着金沙江洋盆、阿尼玛卿—勉略洋盆和甘孜—理塘洋盆相继闭合和陆陆碰撞的发生，上扬子地区大面积海退转入陆相沉积(Mattaurer et al.，1985；Zhao and Coe，1987；Yin and Nie，1993；Meng and Zhang，1999；Yokoyama et al.，2001)。晚三叠世早期(对应于须家河组一段、二段、三段沉积期)，上扬子西部地区接受了滨海—浅海相沉积，而东部地区地势较高，未接受沉积(图 9)；随着西侧海水退去，至晚三叠世晚期，一个大型内陆湖盆逐渐形成，沉积了由厚层砂岩、泥页岩、粉砂岩夹煤层组成的须家河组四段、五段和六段。整个须家河组(T₃x)厚为300～4 000 m，明显呈西厚东薄(汪泽成等，2002)，其顶、底及内部共发育6个地层不整合面，自下而上包括马鞍塘组(T₃m)与下伏地层、小塘子组(T₃xt)底、须二段(T₃x²)底、须四段(T₃x⁴)底、须六段(T₃x⁶)底及顶部不整合面，其中须四段(T₃x⁴)底的不整合面为安县运动造成(王金琪，1990)，一般认为是印支运动的主幕。

图 9(Figure 9)

图 9 上扬子克拉通北部上三叠统须家河组3段沉积期构造—沉积环境图 Fig. 9 Tectonic-depositional environment of the Member 3 of Xujiahe Formation of Late Triassic in the north part of Upper Yangtze Carton

对于上扬子地区晚三叠世的盆地性质，“川西前陆盆地”的概念一直得到普遍认可(李勇等，1995；刘树根等，1995，2003；郭正吾等，1996；贾东等，2003；Meng et al.，2005；陈竹新等，2008)。如邹光富等(2003)将四川盆地内沉积的由滨海相、三角洲相、辫状河相、冲积扇相等构成的上三叠统作为扬子西缘前陆盆地形成演化及其西北侧龙门山推覆造山作用的沉积响应。但孙衍鹏等(2013)认为，晚三叠世华北板块与扬子板块的碰撞应在扬子板块北缘形成近东西向的前陆冲断褶皱带，属于印支期秦岭造山带系统的组成部分，他利用钻井和地震资料在川西北江油至旺苍地区识别出这一期前陆盆地系统的前缘隆起——“剑阁古隆起”(图 10)。这个古隆起由须家河组尖灭线限定，从须三期(T₃x³)至须六期(T₃x⁶)逐渐增大，并在早侏罗世自流井期(J₁z)消亡。因此，晚三叠世上扬子北缘前陆盆地的范围可能只局限在“剑阁古隆起”以北，而“剑阁古隆起”以南的四川盆地在晚三叠世应属隆后克拉通内坳陷盆地。在晚三叠世，上扬子西部地区并没有形成现代意义上的龙门山造山带，在龙门山北段盆山结合部位的构造剖面中(图 3a)，天井山背斜带东南翼(盆地一侧)单斜地层内可识别出侏罗系与下伏上三叠统须家河组(T₃x)、中三叠统雷口坡组(T₂l)和下三叠统飞仙关组(T₁f)之间的大角度削蚀关系，这个角度不整合所反映的正是在晚三叠世末期被夷平的“剑阁古隆起”，只是由于新生代松潘—甘孜高原的向东挤出，才导致了这套晚三叠世前陆盆地系统及其前缘隆起走向和规模的完全改变。

图 10(Figure 10)

图 10 上扬子克拉通北部上三叠统须家河组5段沉积期构造—沉积环境图 Fig. 10 Tectonic-depositional environment of the Member 5 of Xujiahe Formation of Late Triassic in the north part of Upper Yangtze Carton

上扬子北部地区经历晚三叠世前陆盆地发展阶段后，在早侏罗世进入了一个造山期后沉积环境，这期间晚三叠世构造变形遭到剥蚀或夷平。在川西北盆山结合部位可见到侏罗系与下伏三叠系之间高角度截切关系(图 3a)，不整合面之上的下侏罗统自流井组(J₁z)在区内广泛分布，但沉积厚度通常不足400 m，并且厚度变化不大，反映了周缘造山带活动较弱(Meng et al.，2005)。在中侏罗世千佛岩期(J₂q)，米仓山山前出现一个沉积中心(图 11)，最大厚度可达400 m以上，等厚线呈东西向展布，垂向上表现为向上变细的进积型层序，表明此时湖盆仍处于扩张阶段，但也有学者认为这个沉积中心是米仓山在该时期隆升并向盆地冲断形成的前渊凹陷和欠充填前陆盆地(陈竹新等，2008)。自中侏罗世下沙溪庙期(J₂s¹)开始，上扬子地区由早侏罗世的伸展坳陷阶段转化为挤压构造背景下的前陆盆地阶段，由于北部山系的隆升，导致陆源碎屑大量注入，由此带来的高沉积速率又恰好等于或高于盆地基底的沉降幅度，从而使下沙溪庙组(J₂s¹)表现为补偿—超补偿沉积，此时沉降中心位于米仓山和大巴山山前，万源一带沉积厚度最大，达600 m(四川地质矿产局，1991)。中侏罗统上沙溪庙组(J₂s²)沉积期的湖盆范围缩小(图 12)，湖水变浅，但沉积厚度相对下沙溪庙组(J₂s¹)大很多，这个时期米仓山—大巴山发生强烈隆升并向盆地推覆，山前坳陷发生强烈沉降作用，但沉降中心已向东迁移至大巴山山前，沉积厚度达2 300 m，米仓山山前的沉积厚度也达到1 600 m，而龙门山山前的沉积厚度仅为400～900 m，可能暗示龙门山在中侏罗世的活动性比大巴山和米仓山要弱得多。

图 11(Figure 11)

图 11 上扬子克拉通北部中侏罗世千佛岩期构造—沉积环境图 Fig. 11 Tectonic-depositional environment of Middle Jurassic Qianfoyan Period in the north part of Upper Yangtze Carton

图 12(Figure 12)

图 12 上扬子克拉通北部中侏罗世上沙溪庙期构造—沉积环境图 Fig. 12 Tectonic-depositional environment of Middle Jurassic Shangshaximiao Period in the north part of Upper Yangtze Carton

晚侏罗世遂宁期(J₃sn)的沉积中心仍位于大巴山山前，最大沉积厚度达700 m，但至晚侏罗世蓬莱镇期(J₃p)(图 13)和早白垩世，上扬子地区的构造沉积格局发生重大变化，沉降和沉积中心骤然向西北迁移至龙门山地区，其中以龙门山北段剑阁—广元地区的沉降幅度最大，蓬莱镇组(J₃p)沉积厚度超过1 700 m，下白垩统沉积最厚达1 200 m，两者都向南东方向减薄，呈现显著的楔状沉积，山前地区普遍发育由砂砾岩和砂泥岩组成的冲积扇相和河流相沉积(四川地质矿产局，1991)。上述特征反映晚侏罗世—早白垩世龙门山地区的构造急剧活化，盆山高差骤然加大，构造负荷在山前形成强烈的坳陷，而该时期大巴山山前的沉积物总体偏细，反映大巴山在晚侏罗世至早白垩世的构造活动显著减弱。

图 13(Figure 13)

图 13 上扬子克拉通北部晚侏罗世蓬莱镇期构造—沉积环境图 Fig. 13 Tectonic-depositional environment of Late Jurassic Penglaizhen Period in the north part of Upper Yangtze Carton

晚白垩世以来，龙门山北部地区开始快速隆升，且由后山带向前山带扩展，四川盆地也逐步向西南掀斜，沉降和沉积中心迁移至名山和雅安一带(郭正吾等，1996)(图 14)，并有可能向南东发展，与川中隆起南缘的坳陷盆地相连通。新近纪以来，受青藏高原隆升及向东南的挤压与挤出的影响，川中地区除区域抬升外，还形成了一系列褶皱，如威远构造。因此，该期的沉积范围更小，主要分布在昭通一带，称为凉水井组(N₂l)，为一套粗—细粒砾岩层，间夹灰—蓝灰色粉砂质粘土层，属河流相冲、洪积类型；更新世砾岩层主要发育在川西南部地区(四川地质矿产局，1991)。

图 14(Figure 14)

图 14 上扬子克拉通北部晚白垩世晚期构造—沉积环境图 Fig. 14 Tectonic-depositional environment of Late Cretaceous in the north part of Upper Yangtze Carton

前已论述，晚白垩世以来上扬子北部地区整体处于隆升和剥蚀状态，而没有形成新生代盆地沉积，因此与天山南北两侧发育的新生代前陆盆地不同，龙门山、米仓山和大巴山前缘现存的则是中生代前陆盆地系统(管树巍等，2013)。现以前文3条构造剖面继续说明这个问题，在图 3b和图 3c的米仓山和大巴山山前构造剖面中，山前背斜带南翼(盆地一侧)三叠系和侏罗系地层产状则是近于平行的，没有出现明显的扇形生长地层结构，这说明晚三叠世的前陆冲断构造可能发生在更北的位置，即“剑阁古隆起”以北毗邻勉略缝合带的位置，前渊凹陷则位于“剑阁古隆起”与勉略缝合带之间的宁强一带，中-晚侏罗世—早白垩世的前陆冲断构造可能向南扩展至现今米仓山基岩主体出露区。而在龙门山北段山前冲断带的构造剖面(图 3a)中，山前天井山背斜东翼(盆地一侧)存在侏罗系与下伏三叠系之间的高角度不整合现象，且上覆下侏罗统内部产状相互平行，没有出现明显的扇形生长地层结构，这说明在侏罗系沉积时，该位置的晚三叠世的冲断构造已被完全夷平。因此，四川盆地北部龙门山、米仓山和大巴山前缘现存的是燕山期前陆盆地系统。

本次研究对四川盆地北部、中部和东部45件中生界碎屑岩样品及盆地北缘米仓山核部中酸性侵入岩体22件样品做了磷灰石裂变径迹测试和热史反演(采样位置见图 1)(图 15)。结果表明，盆地覆盖区的45件碎屑岩样品几乎具有相同的热演化过程，如经历了160～100 Ma(中晚侏罗世—早白垩世)的持续增温过程，最大模拟温度达到110 ℃～130 ℃，自100 Ma始进入冷却阶段，在15 Ma左右(中新世中期)经历了快速冷却；而盆地北缘米仓山核部22件中酸性侵入岩体样品在160～120 Ma期间则经历了一次快速的冷却事件，之后处于长达约100 Ma的缓慢降温甚至恒温阶段，直至约15 Ma左右再次经历了快速冷却。许长海等(2010)对南大巴山弧形冲断带内的须家河组(T₃x)样品的锆石裂变径迹测试和热史模拟则表明，须家河组(T₃x)在205～170 Ma(早-中侏罗世)间处于快速的埋藏增温，达到的最大温度约为220 ℃，160 Ma至今进入降温过程。因此，在160～100 Ma(中晚侏罗世—早白垩世)期间，四川盆地覆盖区与盆地北缘山前冲断带及造山带的热演化过程是逆向的，前者是增温过程，后两者则是降温过程。造山带、冲断带和盆地覆盖区热年代学分析结果的差异揭示了中-晚侏罗世—早白垩世期间上扬子北部经历了不统一的改造。造山带—冲断带的抬升冷却与盆地的沉降增温是一种耦合的过程，两者的热演化历史在160～100 Ma间“一升一降”的现象正印证了该时期川北前陆盆地的形成，即米仓山在隆升并向盆地的推覆过程中，构造负荷在山前形成强烈的坳陷，使得四川盆地即使在低热流背景下(胡圣标等，2001)，造山带和盆地逆向运动造成了盆地覆盖区急速的充填增温，上三叠统须家河组烃源岩在中-晚侏罗世进入生油窗。这一结论与须家河组流体包裹体、埋藏史和镜质组反射率的分析结果(李岩等，2013；陶士振等，2013)是一致的。

图 15(Figure 15)

图 15 上扬子克拉通北部不同构造位置FT热历史模拟曲线(样品位置见图 1) ①.汶川—剑阁—万源一线南侧盆地覆盖区上三叠统须家河组样品；②.汶川—剑阁—万源一线北侧南大巴山前缘冲断带下侏罗统白田坝组样品(据许长海等，2010修改)；③.汶川—剑阁—万源一线北侧南大巴山前缘冲断带上三叠统须家河组样品(据许长海等，2010修改)；④.米仓山核部中酸性侵入岩体样品 Fig. 15 FT thermochronological T-t curve in the different positions of the northern Upper Yangtze Carton

盆地的沉降和隆升是一个构造旋回的产物，如果将某构造旋回内沉积的烃源岩称为“同代”烃源岩，那么前一次构造旋回内沉积的烃源岩可称为“隔代”烃源岩。但是构造运动的旋回性在盆地各个部位并不是均衡地表现，有的部位可能只经历一次沉降—隆升，而有的部位可能经历了多次沉降—隆升。因此，即使对于同一时期沉积的烃源岩，由于所处的盆地部位不同，它们在后期构造演化过程中可能经历了不同的热演化进程。显然，热演化历史简单的烃源岩通常是有利的油气地质条件，而热演化历史复杂的烃源岩则是不利的油气地质条件。

上扬子北部晚古生代—中三叠世被动大陆边缘盆地内的烃源岩主要发育在上二叠统龙潭组(P₃l)和大隆组(P₃d)(王一刚等，2006)。四川盆地北部二叠纪层序和三叠纪层序之间基本呈平行接触关系(图 3)，根据图 15中的上三叠统须家河组(T₃x)样品的热演化轨迹，可以大致判断上二叠统烃源岩的沉降和隆升史(图 16)。在剑阁古隆起以北，即汶川、剑阁和万源一线以北的龙门山、米仓山和大巴山山前冲断地区，上二叠统烃源岩可能在250 Ma(早三叠世)即已进入生油窗，经历的最大古地温超过200 ℃，晚三叠世印支运动将其抬升至生油窗之上，早侏罗世再次沉降，经历了比早三叠世更高的古地温，然后在160 Ma(中晚侏罗世)受燕山运动影响又再次抬升降温，热演化轨迹为复杂的“W”字形。因此，对于川西北前陆盆地系统而言，上二叠统烃源岩属“隔代”烃源岩。而在剑阁古隆起以南，即汶川、剑阁和万源一线以南的盆地覆盖区，由于没有受到晚三叠世前陆盆地构造变形的影响，上二叠统和须家河组(T₃x)烃源岩在早中生代始终处于埋藏增温状态，只是在100 Ma(晚白垩世)才进入抬升和冷却阶段，热演化轨迹为简单的“V”字形，与库车克拉苏地区的三叠系和侏罗系烃源岩的热演化轨迹相似，呈现“同代”烃源岩的特征。

图 16(Figure 16)

图 16 上扬子克拉通北部上二叠统烃源岩热演化历史 ①.汶川—剑阁—万源一线北侧上二叠统烃源岩；②.汶川—剑阁—万源一线南侧上二叠统烃源岩；③.库车克拉苏地区三叠系—侏罗系烃源岩；Ⅰ.晚三叠世的抬升降温；Ⅱ.早侏罗世的埋藏增温；Ⅲ.中晚侏罗世的抬升降温；Ⅳ.晚白垩世的抬升降温 Fig. 16 The temperature evolution history of Late Permian source rock in the north part of Upper Yangtze Carton

因此，从战略选区的角度，结合晚古生代以来的盆地构造—沉积演化格局，我们初步得出以下结论：

(1)对于以上扬子北部晚古生代—中三叠世被动大陆边缘盆地为背景的上二叠统含油气系统，汶川、剑阁和万源一线南侧的盆地覆盖区比北侧龙门山、米仓山和大巴山山前冲断地区更有利。

(2)对于以上扬子北部晚三叠世前陆盆地为背景的须家河组(T₃x)含油气系统，其广覆型煤系烃源岩主要发育在剑阁古隆起以南的隆后克拉通地区、以及龙门山中段和南段的复杂冲断地区，这些地区比龙门山北段、米仓山和大巴山山前冲断地区更有利。