李忠權(quán)，劉記，李應(yīng)，杭文艷，洪海濤，應(yīng)丹琳，陳驍，劉冉，段新國，彭戟

（1.成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室；2.成都理工大學(xué)國土資源部構(gòu)造成礦成藏重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室；3.密蘇里科技大學(xué)；4.中國石油西南油氣田公司）

四川盆地震旦系威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽特征及形成演化

李忠權(quán)1,2，劉記1,2，李應(yīng)3，杭文艷2，洪海濤4，應(yīng)丹琳4，陳驍4，劉冉1,2，段新國1,2，彭戟1,2

（1.成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室；2.成都理工大學(xué)國土資源部構(gòu)造成礦成藏重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室；3.密蘇里科技大學(xué)；4.中國石油西南油氣田公司）

基于沉積、構(gòu)造綜合分析，利用露頭、鉆井、測(cè)井及地震資料，研究四川盆地震旦系威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽的平面、剖面特征，并根據(jù)地層、巖性、構(gòu)造及區(qū)域演化等特征對(duì)震旦系進(jìn)行剝蝕恢復(fù)，再現(xiàn)桐灣運(yùn)動(dòng)時(shí)期拉張侵蝕槽各階段發(fā)育演化及其改造過程。威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽沿蓬萊—安岳—榮昌一線呈北西向展布，具有東陡西緩的特征。研究橫跨拉張侵蝕槽中部的威遠(yuǎn)—龍女寺地震剖面發(fā)現(xiàn)，威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽是震旦紀(jì)期間基底斷裂多幕塹壘式活動(dòng)導(dǎo)致燈影組地層差異抬升、差異侵蝕和差異溶蝕等多種地質(zhì)過程綜合作用的結(jié)果，其形成可分為早、中、晚3個(gè)階段。通過剖面剝蝕恢復(fù)，定量測(cè)算了拉張侵蝕槽侵蝕、溶蝕量，最大可達(dá)600 m。圖11參28

四川盆地；震旦系；威遠(yuǎn)—安岳；拉張侵蝕槽；形成演化

0 引言

近兩年在四川盆地震旦系燈影組（Z2dn）油氣勘探過程中發(fā)現(xiàn)川中威遠(yuǎn)、安岳之間燈影組四段（燈四段）、燈影組三段（燈三段）部分或完全缺失，寒武系筇竹寺組顯著增厚。同時(shí)經(jīng)鉆井、二維和三維地震勘探證實(shí)，該區(qū)域發(fā)育一大型溝槽，其內(nèi)充填了巨厚的下寒武統(tǒng)深水相黑色硅質(zhì)頁巖、黑灰色泥質(zhì)白云巖、灰質(zhì)頁巖與黑色頁巖等烴源巖[1]。寒武系烴源巖與溝槽兩側(cè)燈影組白云巖形成了優(yōu)越的源儲(chǔ)配置油氣成藏系統(tǒng)（新生古儲(chǔ)）[2]，勘探證實(shí)對(duì)震旦系燈影組油氣聚集、成藏具有明顯的控制作用。因此，明確威遠(yuǎn)—安岳溝槽的分布及其成因機(jī)制對(duì)四川盆地?zé)粲敖M油氣成藏地質(zhì)研究及油氣勘探方向具有十分重要的理論與現(xiàn)實(shí)意義。

目前對(duì)威遠(yuǎn)—安岳溝槽的特征、展布范圍及成因還存在多種不同認(rèn)識(shí)：一種觀點(diǎn)認(rèn)為威遠(yuǎn)—安岳溝槽形成于震旦紀(jì)末期，是在斷層作用下主要由地表水溶蝕作用（地球外動(dòng)力）形成的溶蝕溝槽，并根據(jù)燈三段、燈四段缺失范圍確定溝槽分布[3]；另一種觀點(diǎn)認(rèn)為威遠(yuǎn)—安岳溝槽形成于早寒武世[4-6]，是主要由地球內(nèi)動(dòng)力地質(zhì)作用形成的拉張槽，可采用印模法（下寒武統(tǒng)厚度）大致刻畫溝槽分布[7]。筆者通過對(duì)桐灣運(yùn)動(dòng)性質(zhì)及特征的分析、全盆地?zé)粲敖M殘余厚度研究、燈影組頂面古地貌恢復(fù)、下寒武統(tǒng)分布特征及溝槽形成的動(dòng)力學(xué)成因機(jī)制綜合研究，認(rèn)為威遠(yuǎn)—安岳溝槽是拉張、侵蝕、溶蝕等多種地質(zhì)過程綜合作用的結(jié)果，應(yīng)為拉張侵蝕槽。

本文在總結(jié)前人研究成果基礎(chǔ)上，研究威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽的平面、剖面特征和成因機(jī)制，再現(xiàn)桐灣運(yùn)動(dòng)時(shí)期拉張侵蝕槽各階段的發(fā)育過程及改造演化。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

四川盆地位于揚(yáng)子板塊西緣，是一個(gè)在上揚(yáng)子克拉通基礎(chǔ)上發(fā)展起來的多期疊合盆地[8-12]。最新研究結(jié)果表明[11]，震旦紀(jì)以來，盆地經(jīng)歷了克拉通海盆發(fā)展期（Z—S）、克拉通海盆消亡期（D—T2）、斷陷期（T3x1—T3x3，T3x為上三疊統(tǒng)須家河組沉積期)、拗陷期（T3x4—J2）及前陸盆地發(fā)育期（J3—現(xiàn)今）5個(gè)期次的有序疊合。盆地內(nèi)發(fā)育多個(gè)構(gòu)造不整合面[13]，分別為不同時(shí)期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)及其幕式活動(dòng)的產(chǎn)物。

威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽位于四川盆地中部威遠(yuǎn)、安岳之間埋深約5 000 m處，呈北西向帶狀展布（見圖1）。震旦紀(jì)（距今約6.3×108～5.4×108年），由于羅迪尼亞大陸裂解[14-19]，全球大陸發(fā)生大規(guī)模離散拉張，中國表現(xiàn)為古中國地臺(tái)逐漸裂解，黃汲清稱其為興凱旋回[20]，羅志立[21]等人稱其為興凱地裂運(yùn)動(dòng)旋回。中國南方揚(yáng)子板塊區(qū)則在此運(yùn)動(dòng)影響下發(fā)生廣泛的地殼幕式上升運(yùn)動(dòng)（造陸運(yùn)動(dòng)），表現(xiàn)為大規(guī)模地殼垂直差異隆升（桐灣運(yùn)動(dòng)），形成了震旦系內(nèi)部、震旦系與寒武系之間的平行不整合接觸[22]。

桐灣運(yùn)動(dòng)是陸殼的一期（多幕）區(qū)域差異隆升運(yùn)動(dòng)，表現(xiàn)為“陸隆伸展”（造陸運(yùn)動(dòng)）形式，以垂直運(yùn)動(dòng)為主[23]，形成典型的平行不整合接觸，震旦紀(jì)桐灣運(yùn)動(dòng)在揚(yáng)子地域至少形成了燈二段頂、燈四段頂兩個(gè)區(qū)域性平行不整合，對(duì)應(yīng)桐灣Ⅰ幕運(yùn)動(dòng)和桐灣Ⅱ幕運(yùn)動(dòng)。

圖1 研究區(qū)位置圖

2 威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽發(fā)育特征

正確認(rèn)識(shí)威遠(yuǎn)—安岳溝槽成因機(jī)制對(duì)準(zhǔn)確刻畫溝槽特征并基于地震和鉆井資料有效預(yù)測(cè)其展布十分重要，對(duì)該區(qū)甚至全盆地深層震旦系的油氣勘探和理論研究具有重要意義。威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽為震旦紀(jì)拉張、侵蝕、溶蝕等內(nèi)、外地質(zhì)聯(lián)合作用的結(jié)果。本文將下寒武統(tǒng)頂界拉平,逐條剖面解釋溝槽邊界，確定溝槽展布。

2.1 燈影組及下寒武統(tǒng)分布特征

2.1.1 燈影組分布特征

圖2 四川盆地震旦系燈影組殘余地層厚度圖

根據(jù)前人研究成果，結(jié)合目前盆地內(nèi)鉆井、地震及盆地周邊露頭資料，繪制四川盆地震旦系燈影組殘余地層等厚圖（見圖2）。從圖2可以看出，燈影組殘余地層厚度總體呈北東向厚薄相間展布[24-26]。盆地內(nèi)燈影組殘留地層較厚區(qū)域，由北西向南東可分為3個(gè)帶：北西帶（沿成都—綿陽—廣元分布）、中帶（沿樂山—安岳—達(dá)州分布）和東南帶（沿古藺—南川—石柱分布）。燈影組殘留地層較薄區(qū)域分別沿雅安—三臺(tái)—通江和瀘州—重慶—梁平分布。燈影組殘余地層分布特征是桐灣運(yùn)動(dòng)抬升（內(nèi)動(dòng)力地質(zhì)作用）與抬升過程中地層剝蝕、溶蝕和河流侵蝕等綜合地質(zhì)作用結(jié)果。

2.1.2 下寒武統(tǒng)分布特征

寒武紀(jì)早期，由于區(qū)域性沉降，在燈影組起伏不平的古地貌背景下沉積了下寒武統(tǒng)筇竹寺組、滄浪鋪組和龍王廟組[27]。由圖3可知，該時(shí)期盆地總體表現(xiàn)為沿雅安—樂山—資陽—安岳—廣安—墊江—忠縣一線展布的近東西向的隆起帶，及其南、北兩側(cè)的兩個(gè)凹陷。隆起帶資陽—樂至—遂寧地區(qū)發(fā)育一近南北向鞍部，將隆起帶分為東、西兩個(gè)高帶：南充—重慶和樂山—沐川。兩個(gè)凹陷分布在隆起帶南北兩側(cè)，南側(cè)為沐川—內(nèi)江—瀘州—長寧凹陷，北側(cè)為成都—綿陽—閬中—通江凹陷。

圖3 四川盆地下寒武統(tǒng)地層厚度圖

雅安—資陽—安岳—墊江隆起帶上，下寒武統(tǒng)沉積厚度較薄，南、北兩個(gè)凹陷內(nèi)沉積厚度相對(duì)較厚。下寒武統(tǒng)分布特征既反映早寒武世構(gòu)造格局，同時(shí)還包含寒武系沉積前燈影組古地貌信息。

2.2 威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽平面分布特征

根據(jù)震旦系燈影組殘余地層等厚圖，結(jié)合基底塹壘式差異隆升，恢復(fù)了震旦紀(jì)末期剝蝕前的古地貌（見圖4）。震旦紀(jì)末期，由于內(nèi)、外動(dòng)力地質(zhì)的綜合作用，形成了北東向展布的“三隆二洼”的古地貌格局：由北西向南東，依次為邛崍—綿陽—廣元地貌隆起帶、三臺(tái)—閬中—通江地貌洼陷帶、樂山—安岳—達(dá)州地貌隆起帶、長寧—重慶—梁平地貌洼陷帶和古藺—南川—萬縣地貌隆起帶。隆起帶往往由多個(gè)高點(diǎn)及其間的鞍部構(gòu)成，隆起帶高點(diǎn)及鞍部地勢(shì)比洼陷帶高。一部分地表流水可由高點(diǎn)直接向洼陷帶匯聚，另一部分則可由高點(diǎn)流經(jīng)其間的鞍部匯成河流后再流入洼陷帶，因此高點(diǎn)間的鞍部會(huì)遭受河流強(qiáng)烈的侵蝕作用，這是拉張侵蝕槽主要發(fā)育在高點(diǎn)間鞍部的原因。

圖4 震旦紀(jì)末古地貌三維立體圖

四川盆地中部樂山—安岳—達(dá)州地貌隆起帶在威遠(yuǎn)、安岳間發(fā)育北西向拉張侵蝕槽。此拉張侵蝕槽橫跨樂山—安岳—達(dá)州地貌隆起帶，將隆起帶分為東、西兩個(gè)高帶：東高帶為安岳—南充—廣安—銅梁高帶，西高帶為樂山—威遠(yuǎn)—沐川高帶。拉張侵蝕槽疊加發(fā)育在兩高帶之間的鞍部，呈東陡西緩趨勢(shì)。圖5為過拉張侵蝕槽的兩條縱、橫剖面?？v剖面（見圖5a）位于綿陽—樂至—瀘州—古藺一線，呈北西—南東向展布，穿過拉張侵蝕槽及其南、北兩側(cè)的洼陷帶與隆起帶。由圖5a可知，拉張侵蝕槽在地勢(shì)上較其兩側(cè)的洼陷帶高，其主要受基底地壘式上隆與河流強(qiáng)烈下切侵蝕作用控制。洼陷帶主要受基底地塹式相對(duì)下沉與地表水溶蝕作用控制。震旦紀(jì)末期，洼陷帶是盆地內(nèi)暫時(shí)性匯水湖泊區(qū)，水流相對(duì)靜止，因此洼陷帶中外動(dòng)力地質(zhì)作用主要為化學(xué)溶蝕。地貌隆起帶主要受基底地壘式隆升控制，由于隆起帶上主要發(fā)育地表面流，因此隆起帶主要以風(fēng)化剝蝕為主，溶蝕為輔。橫剖面（見圖5b）位于樂山—資陽—達(dá)州一線，呈北東—南西向展布，穿過拉張侵蝕槽、地貌隆起帶的高點(diǎn)與鞍部，主要揭示了拉張侵蝕槽東陡西緩的特征。從圖5b可知，地貌隆起帶的高點(diǎn)與鞍部主要受基底斷裂差異隆升形成的地壘與地塹式構(gòu)造控制，鞍部為前人所說的拉張槽。當(dāng)鞍部匯水成為河道，強(qiáng)烈下切侵蝕、側(cè)蝕拉張槽后才成為拉張侵蝕槽，因此拉張侵蝕槽往往疊加于地貌高點(diǎn)間的鞍部。

根據(jù)鉆井及地震剖面解釋，拉張侵蝕槽平面上總體呈北西—南東向展布，長約176 km，寬約60～93 km，“北寬南窄”，其西邊界大致沿簡(jiǎn)陽—資陽—隆昌一線展布，東邊界沿蓬萊—安岳—榮昌一線分布。拉張侵蝕槽北邊界大致位于簡(jiǎn)陽—蓬萊，與三臺(tái)—閬中—通江地貌洼陷帶相接；南邊界位于隆昌—榮昌一帶，向南過渡為長寧—重慶—梁平地貌洼陷帶（見圖4）。

圖5 過拉張侵蝕槽的兩條縱、橫十字剖面（剖面位置見圖4）

2.3 威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽剖面特征

依據(jù)現(xiàn)有資料，刻畫拉張侵蝕槽、地貌洼陷帶及地貌隆起帶的剖面特征。選取3條代表性的地震剖面（剖面位置見圖2）：其中兩條剖面穿過拉張侵蝕槽，揭示其特征；另一剖面位于拉張侵蝕槽南端，穿過地貌隆起帶、拉張侵蝕槽、地貌洼陷帶，揭示三者特征。

圖6a為北東向過威遠(yuǎn)—龍女寺二維地震剖面，其橫切拉張侵蝕槽中部。震旦系燈影組拉張侵蝕槽位于現(xiàn)今威遠(yuǎn)背斜北東翼斜坡帶上，東邊界緊鄰高石1井，西邊界在威寒17井西側(cè)。拉平龍王廟組底的地震剖面圖（見圖6b）中震旦系拉張侵蝕槽特征明顯：其在高石1井西側(cè)表現(xiàn)為陡坎；在高石17井以西表現(xiàn)為由多個(gè)小臺(tái)階組成的緩坡，總體形態(tài)受基底多條正斷層的多期活動(dòng)控制。

圖6 拉張侵蝕槽中部（威遠(yuǎn)—龍女寺）地震解釋剖面圖（剖面位置見圖2）

從圖7可見，拉張侵蝕槽切入下伏震旦系，東邊界為陡坎，西邊界為緩坡。上覆下寒武統(tǒng)在拉張侵蝕槽部位與下伏震旦系燈影組呈上超不整合接觸。由于拉張侵蝕槽切割較深，槽內(nèi)沉積了較厚的黑色硅質(zhì)頁巖（高石17井鉆遇厚度為285 m）、泥質(zhì)白云巖、灰質(zhì)頁巖與黑色頁巖[28]。下寒武統(tǒng)沉積后期，陡坎一側(cè)發(fā)育寒武紀(jì)同沉積犁式正斷層。該斷層滑脫于拉張侵蝕槽底界寒武系與震旦系分界面，形成箕狀斷陷，箕狀斷陷內(nèi)靠近斷層處地層沉積較厚，遠(yuǎn)離斷層處沉積地層厚度逐漸減薄，且趨于區(qū)域沉積厚度。

圖7 威遠(yuǎn)—龍女寺燈影組拉張侵蝕槽地震剖面地質(zhì)解釋圖

拉張侵蝕槽東側(cè)陡坎在安岳附近最陡，向北西和南東逐漸趨于平緩。從拉張侵蝕槽北部資陽—蓬萊拉平燈影組底界的地震剖面（見圖8）可見，東邊界位于蓬萊鎮(zhèn)附近，西邊界位于資4井以西。槽內(nèi)缺失燈三段、燈四段及部分燈二段，東側(cè)陡坎較槽中部的陡坎已趨于平緩（見圖8）。從拉張侵蝕槽南部拉平燈影組底界的地震剖面(見圖9）可見，槽內(nèi)僅缺失燈四段，東邊界可見削截、上超，但陡坎明顯較槽中部陡坎趨于平緩。至拉張侵蝕槽南端的自貢—隆昌—瀘州(見圖9），逐漸向洼陷帶過渡。拉張侵蝕槽地勢(shì)較洼陷帶稍高，無“陡坎”突變特征。

圖8 拉張侵蝕槽北部地震解釋剖面（剖面位置見圖2）

圖9 盆地南部地震解釋剖面（剖面位置見圖2）

3 威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽形成演化

利用鉆井和地震資料，根據(jù)地層、巖性、構(gòu)造及區(qū)域演化等特征對(duì)震旦系進(jìn)行剝蝕恢復(fù)，再現(xiàn)桐灣運(yùn)動(dòng)時(shí)期拉張侵蝕槽各階段發(fā)育過程及其改造演化（見圖10）。推算威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽桐灣Ⅱ幕抬升剝蝕前燈一段與燈二段厚度約為400～500 m，燈三段與燈四段原始厚度約為400 m（見圖10a）。在此基礎(chǔ)上，模擬桐灣運(yùn)動(dòng)時(shí)期威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽的形成與演化。威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽的形成可分為早、中、晚3個(gè)發(fā)育階段。

早期階段（見圖10b、10c）：由于地殼差異抬升，西南部威遠(yuǎn)地區(qū)抬升幅度較大，燈四段出露海平面，遭受剝蝕，剝蝕量約為150 m。東北部龍女寺地區(qū)抬升幅度較威遠(yuǎn)地區(qū)小，剝蝕量約為80 m。威28井和高石1井間，由于基底斷裂F和F1活動(dòng)，形成基底地塹，導(dǎo)致地表變形塌陷形成寬緩凹槽（正斷層相關(guān)褶皺），槽內(nèi)燈四段未出露海平面，因此該階段沒有遭受剝蝕。

中期階段（見圖10d、10e）：地殼持續(xù)抬升，基底差異隆升，基底斷裂F和F2發(fā)生活動(dòng)（F1基本停止活動(dòng)），導(dǎo)致前期寬緩凹槽變窄、加深，逐漸匯水成河，凹槽西邊界向東遷移，在F1和F2斷裂之間形成二級(jí)巖溶侵蝕階地（見圖10d）。河流下切侵蝕強(qiáng)烈，燈四段大部分出露海平面。二級(jí)階地上侵蝕、溶蝕量為130～160 m；由于河流侵蝕、溶蝕作用，槽內(nèi)侵蝕、溶蝕量大于200 m；威遠(yuǎn)地區(qū)剝蝕、溶蝕量約為100 m，高石梯—龍女寺地區(qū)剝蝕、溶蝕量為30～120 m（見圖10d）。

晚期階段（見圖10f、10g）：地殼進(jìn)一步抬升，F(xiàn)1和F2基底斷裂停止活動(dòng)，F(xiàn)和F3基底斷裂發(fā)生活動(dòng)，河流繼續(xù)下切侵蝕，前期河道進(jìn)一步加深變窄，燈影組基本出露海平面。該階段發(fā)生區(qū)域隆升，威遠(yuǎn)與高石梯—龍女寺地區(qū)成為古夷平面。威遠(yuǎn)地區(qū)剝蝕、溶蝕量約為60 m；在凹槽東側(cè)高石梯—龍女寺地區(qū)剝蝕、溶蝕量小于40 m。F和F3斷裂活動(dòng)使凹槽西側(cè)形成了兩級(jí)巖溶侵蝕階地：F1和F2斷裂間形成二級(jí)階地，剝蝕、溶蝕量約為70 m；F2和F3斷裂間形成一級(jí)階地，剝蝕、溶蝕量約為80～160 m。斷裂F和F3間的河道內(nèi)，侵蝕溶蝕量大于200 m，燈四段、燈三段剝蝕殆盡，燈二段也遭受部分剝蝕。

經(jīng)過上述3個(gè)階段的演化，震旦系威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽完全形成。隨后拉張侵蝕槽接受充填（見圖10h、10i）和改造。喜馬拉雅期威遠(yuǎn)地區(qū)基底大幅隆升，形成威遠(yuǎn)構(gòu)造，拉張侵蝕槽隨之變位改造，位于現(xiàn)今威遠(yuǎn)背斜北東翼斜坡處（見圖10j）。

圖10 威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽演化發(fā)育史剖面圖（箭頭大小指示抬升幅度大小）

研究發(fā)現(xiàn)燈影組沉積末期古地貌的發(fā)育主要受基底斷裂活動(dòng)形成的正斷層相關(guān)褶皺控制，剝蝕、侵蝕、溶蝕等外動(dòng)力疊加在內(nèi)動(dòng)力基礎(chǔ)上對(duì)其造成影響。由于地殼抬升，拉張侵蝕槽內(nèi)匯水成河、河水下切侵蝕作用強(qiáng)烈，其侵蝕、溶蝕量總計(jì)可達(dá)600 m。區(qū)域抬升幅度較大的威遠(yuǎn)地區(qū)，以剝蝕為主，溶蝕為輔，剝蝕、溶蝕量總計(jì)超過300 m。威28井—威寒17井附近的一、二級(jí)巖溶侵蝕階地，侵蝕、溶蝕量總計(jì)約為200～300 m；高石梯—龍女寺地區(qū)抬升幅度較小，剝蝕、溶蝕量最小，小于160 m（見圖11）。

圖11 桐灣Ⅱ幕拉張侵蝕槽形成地質(zhì)模式綜合圖（箭頭大小指示抬升幅度大小）

4 結(jié)論

震旦紀(jì)末期四川盆地總體表現(xiàn)為“三隆二洼”，呈北東向展布。中部隆起帶威遠(yuǎn)、安岳間鞍部受桐灣運(yùn)動(dòng)地殼幕式抬升影響，河流不斷下切侵蝕，疊加形成北西向威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽。后經(jīng)多期改造（尤其喜馬拉雅運(yùn)動(dòng)）、定型，現(xiàn)位于威遠(yuǎn)背斜北東翼斜坡帶上。

威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽的形成和演化是內(nèi)、外動(dòng)力地質(zhì)共同作用的結(jié)果。內(nèi)動(dòng)力作用表現(xiàn)為基底多幕塹壘式活動(dòng)造成的地殼差異抬升運(yùn)動(dòng)，外動(dòng)力作用主要表現(xiàn)為河流下切侵蝕和溶蝕作用。

威遠(yuǎn)—安岳拉張侵蝕槽對(duì)震旦系天然氣富集成藏有明顯控制作用，是目前四川盆地震旦系天然氣勘探重點(diǎn)目標(biāo)區(qū)。近兩年在拉張侵蝕槽及其東緣已鉆探多口高產(chǎn)氣井，進(jìn)一步勘探開發(fā)有望形成大型天然氣區(qū)。

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（編輯 林敏捷 繪圖 劉方方）

Formation and evolution of Weiyuan-Anyue extension-erosion groove in Sinian system,Sichuan Basin

Li Zhongquan1,2,Liu Ji1,2,Li Ying3,Hang Wenyan2,Hong Haitao4,Ying Danlin4,Chen Xiao4,Liu Ran1,2,Duan Xinguo1,2,Peng Ji1,2
(1.Chengdu University of Technology State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation,Chengdu 610059,China;2.Chengdu University of Technology Key Laboratory of Tectonic Controls on Mineralization and Hydrocarbon Accumulation,Ministry of Land and Resource,Chengdu 610059,China;3.Missouri University of Science and Technology,Missouri 65409,USA;4.PetroChina Southwest Oil and Gas Field Company,Chengdu 610051,China)

Based on comprehensive analysis of deposition and structure,the horizontal and vertical characteristics of the Weiyuan-Anyue extension-erosion groove have been studied by outcrop,drilling,well logging and seismic data.According to the strata,lithology,structure and regional evolution,Sinian system before the erosion has been reconstructed to show the development and transformation of the erosion-extension groove in the Tongwan movement.The Weiyuan-Anyue extension-erosion groove is distributed along the Penglai-Anyue-Rongchang in NW direction,with the east area steeper than the west in groove.According to the study of the Weiyuan-Longnüsi seismic profile across the middle area of extension-erosion groove,the formation of the Weiyuan-Anyue extension-erosion groove is the synthetic result of different geological processes from differential uplift,differential erosion and dissolution in the Dengying Formation caused by the multiple-phase episode grabon or horst movement of the basement fault in Sinian.The formation of the Weiyuan-Anyue extension-erosion groove can be divided into three stages,and the erosion and dissolution can be calculated quantitatively by denudation recovery profile,its maximum can reach 600 m.

Sichuan Basin;Sinian;Weiyuan-Anyue;extension-erosion groove;formation and evolution

國家自然科學(xué)重點(diǎn)基金（41030426）；國家自然基金主任基金（41340004）；國家重大專項(xiàng)（2011ZX05004-005-01）；四川省省屬高?？蒲袆?chuàng)新團(tuán)隊(duì)項(xiàng)目（13TD0007）

TE122

A

1000-0747(2015)01-0026-08

10.11698/PED.2015.01.03

李忠權(quán)（1965-），男，四川資中人，博士，成都理工大學(xué)教授，主要從事構(gòu)造地質(zhì)、石油地質(zhì)方面的研究工作。地址：四川省成都市成華區(qū)二仙橋東三路1號(hào)，成都理工大學(xué)科技處，郵政編碼：610059。E-mail：lizq@cdut.edu.cn

2014-09-08

2014-12-10