克拉通盆地构造分异对大油气田形成的控制作用.docx

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克拉通盆地构造分异对大油气田形成的控制作用

克拉通盆地构造分异对大油气田形成的控制作用

——以四川盆地震旦系—三叠系为例

汪泽成赵文智胡素云徐安娜江青春姜华黄士鹏李秋芬

中国石油勘探开发研究院

摘要：

克拉通盆地是中国海相碳酸盐岩油气赋存的主体，但过去在古老克拉通盆地构造分异对海相碳酸盐岩油气田形成与分布的影响方面缺少系统的研究，导致碳酸盐岩油气勘探有利区带评价优选难度大。

为此，基于多年来对四川盆地震旦系—三叠系原型盆地与岩相古地理的研究成果，遵循构造控制沉积及油气分布的思路，分析了克拉通盆地的构造分异型式及其对油气成藏要素与分布的控制作用。

结果表明：

①克拉通内裂陷控制了优质烃源岩及生烃中心，与侧翼台缘带优质储集体构成良好的源—储组合，近源成藏条件优越；②克拉通内发育的差异剥蚀型、同沉积型、褶皱型3类古隆起及深大断裂，有利于碳酸盐岩规模储层的形成与分布；③多期、多类型构造分异的叠合区有利于形成大油气田。

结论认为：

四川盆地海相碳酸盐岩油气勘探潜力巨大，具有有利油气成藏条件的德阳—安岳裂陷东翼台缘带震旦系灯影组、川中古隆起斜坡区下寒武统龙王庙组、川中—川西地区中二叠统茅口组等是该盆地天然气勘探的新领域，值得重视。

关键词：

四川盆地构造分异克拉通内裂陷同沉积古隆起差异剥蚀型古隆起碳酸盐岩震旦纪—三叠纪勘探新区

中国克拉通盆地具有规模小、活动性强等特征[1]，在经历多旋回构造运动之后，克拉通边缘盆地多卷入俯冲消减带或造山带而被强烈改造与破坏，现今保存较完整部分以克拉通盆地为主[2]，是海相碳酸盐岩油气赋存的主体。

经过数十年勘探，我国相继在四川、塔里木、鄂尔多斯等盆地发现了一批海相碳酸盐岩大油气田，展示了良好的油气勘探潜力。

近十年来，不少学者针对我国古老海相碳酸盐岩油气地质开展了基础研究，提出了诸多新观点，从不同角度剖析大油气田形成的有利条件，如“分散液态烃晚期成气观”[3]揭示了高过成熟烃源岩仍具有良好的成气潜力，“源—盖控烃”[4]强调了烃源岩与盖层对油气富集的控制作用，“顺层岩溶”与“层间岩溶”[5]揭示了碳酸盐岩内幕仍发育岩溶储层，“油气四中心耦合成藏”[6]强调了生烃中心、生气中心、储气中心和保气中心的耦合对大气田的控制，“四古控藏”[7]强调古裂陷、古隆起、古丘滩体、古岩性地层圈闭四要素时空配置对安岳大气田形成的控制等。

然而，对盆地深层古老海相层系油气的勘探程度和认识程度仍然较低，尤其在古老克拉通盆地构造分异对海相碳酸盐岩大油气田形成与分布中的控制作用方面缺少系统研究，低勘探程度的碳酸盐岩油气勘探有利区带评价优选难度大。

为此，笔者以四川盆地为例，在对震旦纪—三叠纪不同时期原型盆地研究的基础上，探讨构造分异特征及其对碳酸盐岩油气成藏要素分布的控制作用，以期指出有利的油气勘探方向。

1克拉通盆地构造分异

1.1构造分异概念

分异作用是自然界常见的一种地质作用过程，如岩浆分异、沉积分异、地域分异等。

分异作用最终导致地质要素在空间分布上呈现规律性变化。

“构造分异”术语已在少量文献中出现，但尚未见确切的定义。

陈国达提出亚洲大陆中部壳体存在东、西部历史—动力学的构造分异现象，强调陆内地幔热能聚散动力学机制的差异主导了构造分异[8]。

张永生等提出沉积期受同沉积断裂控制的构造分异对陕北盐盆下奥陶统马家沟组成钾凹陷有控制作用[9]。

汤良杰等强调构造差异性（如构造变形、构造演化、断裂活动等）对油气成藏具有控制作用[10-11]。

由此可见，构造分异现象普遍存在于不同尺度的地质体中，对构造格局、沉积作用及油气成藏有着重要影响。

本文的克拉通盆地构造分异指克拉通盆地受构造应力、先存构造、地幔热能聚散动力学机制等因素的影响，形成的差异性构造变形及其有规律变化，主要表现为克拉通盆地的块断活动、隆升与剥蚀、基底断裂多期活化等，形成了诸如克拉通内裂陷、古隆起、古坳陷、深大断裂带等构造单元，对地层层序、沉积作用、岩相古地理及油气成藏要素的控制作用明显。

前人在论述古构造对海相碳酸盐岩大油气田形成的控制作用时，更加关注克拉通盆地的稳定性、碳酸盐岩沉积分异性以及古隆起（尤其是褶皱型古隆起）在油气成藏聚集中的作用。

越来越多的研究表明，克拉通盆地构造稳定是相对的，适度的构造分异对海相克拉通盆地优质成藏要素的形成与分布影响很大，因而要从原型盆地恢复、古构造格局重建入手，按照动态演化观点综合分析成藏要素形成与分布的主控因素。

这正是笔者提出克拉通盆地构造分异概念的目的。

1.2构造分异型式

通过对四川、塔里木、鄂尔多斯等盆地深层构造研究，将克拉通盆地构造分异分为3大类型，分别为：

拉张构造环境下的构造分异、挤压环境下的构造分异以及多期活动的断裂线性构造带（图1）。

1.2.1拉张环境下构造分异

主要有2种型式，即陆内裂谷和克拉通内裂陷。

克拉通盆地形成之前一般要经历陆内裂谷发育阶段，充填地层可达数千米至上万米，裂谷初期伴随火山活动等特征。

陆内裂谷形成与大陆裂解有关，如Rodinia超大陆裂解的构造动力学背景下上扬子克拉通形成南华系裂谷[12-13]；华北克拉通早中元古代裂谷是Columbia超大陆裂解产物[14-15]。

克拉通内裂陷是指在区域拉张构造作用下克拉通盆地内部形成的局部断陷，具规模小、早断晚坳、火山活动不明显等特征，裂陷内充填地层数百米至上千米，重磁电等地球物理剖面上响应特征不明显。

如四川盆地晚震旦世—早寒武世德阳—安岳裂陷、晚二叠世—早三叠世开江—梁平裂陷（前人也称为开江—梁平海槽[16]）等。

1.2.2挤压环境下构造分异

受区域挤压作用影响，克拉通盆地构造分异以古隆起为特征，存在3种成因的古隆起，即：

差异剥蚀型古隆起、同沉积古隆起、褶皱型古隆起。

对于海相碳酸盐岩层系而言，区分和识别不同类型的古隆起具有重要意义。

图1克拉通构造分异示意图

1.2.3深大断裂线性构造变形带

深大断裂是克拉通盆地常见的构造形迹，通常表现为高角度断裂发育带，可见花状构造。

断裂经历了多期构造运动和多期活动，现今的断裂形态是多期活动的结果。

由于埋深大、断距小、深层地震分辨率有限等原因，有的断裂在地震剖面上可识别，可称之为显性断裂[17-18]，如塔北隆起主要断裂在地震剖面上表现为近乎自立状。

大多数断裂在地震剖面上无法识别，只能借助地质与地球物理资料的蛛丝马迹进行综合判断，可称之为隐性断裂[17-18]。

这些断裂多期活动对沉积、储层有影响，尤其对碳酸盐岩油气成藏与富集具有重要影响，应引起高度重视。

2区域地质背景

四川盆地是在扬子克拉通基础上发展起来的大型多旋回叠合盆地。

盆地演化经历了4个重要阶段：

①陆内裂谷阶段，主要发生在南华纪[12]。

晋宁—四堡造山之后，上扬子地块成为Rodinia超级大陆的一部分[12]。

随着Rodinia超级大陆的解体，不仅在上扬子地块边缘发育裂谷系[12]，而且在上扬子地块内部的四川盆地发育NE向为主的南华纪裂谷[13]，充填厚度介于3000～5000m的沉积[19]。

②克拉通盆地阶段，发生在震旦纪—中三叠世[19]，以海相沉积为主。

这一阶段发生了多幕构造运动，在四川盆地内部产生了多期、多类型的构造分异。

③前陆盆地演化阶段，发生在晚三叠世—白垩纪[20]。

其中，晚三叠世前陆盆地沉积中心位于川西坳陷，沉积厚度介于2500～3000m的上三叠统须家河组；侏罗纪前陆盆地沉积中心位于川西北—川北地区，沉积厚度

介于2000～2500m。

④晚期构造形变阶段，发生在白垩纪末期—新近纪。

受喜马拉雅运动影响，四川盆地周缘发生强烈构造变形，形成了龙门山褶皱—冲断带、米仓山—大巴山褶皱—冲断带、川东高陡构造带，盆地内部构造变形相对较弱。

3四川盆地震旦纪—早中生代构造分异

震旦纪—中三叠世，四川盆地作为上扬子克拉通海相盆地一部分，以碳酸盐岩沉积为主。

历经了兴凯运动、桐湾运动、加里东运动、东吴运动及印支运动等多幕构造运动，在盆地腹部产生了多期、多类型的构造分异。

以下按构造分异样式进行归纳总结。

3.1克拉通内裂陷

3.1.1晚震旦世—早寒武世德阳—安岳裂陷

德阳—安岳裂陷位于四川盆地腹部，呈“喇叭”形近南北向展布，往北向川西海盆开口，往南向川中、蜀南地区延伸，宽度介于50～300km，南北长320km，在盆地范围内面积达6×104km2（图2）。

德阳—安岳裂陷分布受断裂控制。

裂陷内部及两侧发育NW为主的张性断层，其中控边断层断距大，具有从北向南断距变小趋势，高石梯—威远以南断层不发育。

纵向上，震旦系及下寒武统筇竹寺组断距最大，且具有同沉积断层特征，震旦系灯影组三段底界断距在400～500m，寒武系底界断距在300～400m，向上到沧浪铺组断距减小；除边界断层外的多数断层消失在下寒武统龙王庙组。

需要指出，在下寒武统沧浪铺组底界拉平的地震剖面上，灯三段底界反射层断距不明显，也就导致了裂陷是否发育同沉积断裂的质疑。

笔者认为，用层拉平技术恢复的地震剖面忽略了“裂陷”区水体深度及泥岩压实情况，并不能代表灯三段沉积期的地层格局；另一方面，加里东运动造成的裂陷西侧资阳地区的寒武系遭受剥蚀，使得现今地震剖面上难以识别灯影期断裂。

图2四川盆地震旦纪灯影期盆地原型图

德阳—安岳裂陷演化经历了3阶段：

①震旦纪灯影期为裂陷形成期，裂陷内构造沉降快，沉积厚度介于150～300m，发育较深水槽盆相的泥晶白云岩和瘤状泥晶白云岩。

裂陷两侧控边断裂上升盘处于浅水高能带，形成厚度介于650～1000m的台地边缘丘滩复合体，发育微生物格架白云岩（如凝块石、泡沫绵层、叠层石等）和颗粒白云岩。

②早寒武世早期为裂陷强盛期，下部充填麦地坪组斜坡—盆地相沉积，厚度可达100～200m，裂陷外围区发育碳酸盐台地相，厚度小于50m；上部充填下寒武统筇竹寺组深水陆棚相沉积，以深灰色含硅磷页岩、泥岩为主，厚度可达400～800m，邻区发育浅水陆棚相碎屑岩沉积，厚度只有100～300m。

③早寒武世沧浪铺期为裂陷消亡期，裂陷与邻区的构造沉降差异不明显，地层厚度变化不大，为150～200m。

从区域构造背景看，德阳—安岳克拉通内裂陷向北与川西海盆相连，且裂陷的规模从北往南减小。

据此推断裂陷形成与川西海盆拉张作用有关。

灯影期，受川西海盆拉张影响，形成由川西海盆向上扬子克拉通内部延伸的拉张裂陷。

早期（相对于灯影组二段沉积期），受张性断层活动影响，形成规模较小的裂陷；到灯影组四段沉积期，裂陷规模不断扩大（图3-a）。

到早寒武世早期，随着区域拉张构造活动增强，裂陷快速沉降，充填巨厚的泥质岩（图3-b）。

图3德阳—安岳裂陷形态示意图

3.1.2晚二叠世—早三叠世开江—梁平裂陷

受勉略古洋扩张控制，扬子克拉通在晚古生代—早中生代又经历了一次区域性拉张作用[16]。

受其影响，晚二叠世—早三叠世，上扬子克拉通发生块断作用，从克拉通边缘到腹部，依次发育城口—鄂西大陆边缘盆地、开江—梁平克拉通内裂陷、蓬溪—武胜台内洼地，均呈北西向平行展布，形成“三隆三凹”的构造古地理格局（图4）。

开江—梁平裂陷位于四川盆地北部，呈向西北开口的喇叭形，两侧发育同沉积正断层，长300km，西段宽100km，向东逐渐收拢，到梁平以东消失。

该裂陷演化经历了早断、晚坳2个阶段。

长兴期—飞仙关早期为裂陷期，充填深水沉积，地层薄（小于150m），发育一套暗色薄层硅质岩、泥质岩、硅质泥岩及硅质灰岩沉积，多含放射虫、海绵骨针、薄壳菊石、微体有孔虫等[21]。

裂陷两侧台缘带发育长兴组生物礁和飞仙关组鲕粒滩，具加积生长、厚度大特点，平面上沿台地边缘带呈窄条状分布。

地震资料预测，开江—梁平裂陷两侧台缘礁滩体长650km，宽2～4km，厚度介于300～500m，发育台地边缘礁滩体25个。

飞仙关中晚期为坳陷期，以填平补齐作用为主，地层厚度可介于600～800m，而其他地区地层厚度仅在200～400m；飞仙关晚期，随着海平面下降，开阔海沉积逐渐消失，以蒸发台地、局限台地、混积台地和河流三角洲沉积为主。

3.2三类古隆起

3.2.1褶皱型古隆起

褶皱型古隆起是指碳酸盐岩地层在强烈的挤压构造作用下褶皱而成的古隆起，是区域构造运动产物。

主要特征如下：

①古隆起定型后覆盖区域性不整合面，不整合面下伏地层广遭剥蚀，与上覆地层呈角度不整合接触；②不整合面上下2套地层在构造特征及沉积环境发生重大变革，如塔里木盆地塔中古隆起、鄂尔多斯盆地庆阳古隆起、四川盆地乐山—龙女寺古隆起等。

图4四川盆地长兴期古地理格局图

四川盆地早古生代—中三叠世历经多期构造运动，形成了多个走向与形态不同构造型古隆起。

其中，广西运动形成的乐山—龙女寺古隆起和印支运动形成的开江—泸州古隆起，前人多有论述，在此不再赘述。

“东吴运动”由李四光先生于1931年所创立，认为是我国东南部古生代晚期一次重要的造山（褶皱）运动[22]。

对于华南地区东吴运动的认识虽有分歧[23]，但由于上扬子地区的东吴运动响应特征显著，其存在普遍得到认可[24-26]，并认识到东吴构造运动导致四川盆地中二叠统茅口组遭受不同程度剥蚀及蜀南地区茅口组存在风化壳岩溶储层[27]。

东吴运动能否在四川盆地内形成大型的古隆起？

这不仅关系到该构造运动在盆内的响应，更关系到茅口组是否发育大面积风化壳岩溶储集层及其天然气勘探潜力。

近年来，笔者针对上述问题，开展了200余口探井的茅口组对比、10余条露头剖面的牙形石分析等基础研究，提出了四川盆地存在东吴期古隆起，并命名为“泸州—通江古隆起”（图5）。

该古隆起具如下特征：

①古隆起核部位于大巴山地区，轴部走向呈北东—南东向，由川北向川中、蜀南方向倾伏，呈现大型鼻状古隆起，面积可超过8×104km2。

②牙形石带对比表明，茅口组上部普遍缺失C.hongshuiensis牙形石带和J.granti牙形石带。

其中，川西北和川东北可见J.altudaensis以下牙形石带，缺失卡匹敦阶6～7个牙形石带；川中可见J.prexuanhan以下牙形石带，缺少4个牙形石带；川西南与川东南可见J.granti以下牙形石带，缺少2个牙形石带。

表明盆地北部茅口组遭受剥蚀层位多，往盆地西南方向剥蚀层位逐渐减少。

③层序地层对比结果表明，茅口组可分为2个层序，层序1对应于茅口组茅一段—茅三段，层序2对应于茅四段。

层序缺失揭示古隆起轴部剥蚀地层多，如川北地区缺失层序2及层序1上部（相对于茅三、茅四段剥蚀殆尽，茅二段上部部分遭受剥蚀），川中地区缺失茅四段及部分茅三段。

古隆起翼部剥蚀程度弱，川东地区及川西南地区仅缺失茅四段上部。

④川中地区大量钻井、测井资料证实茅口组三段普遍发育风化壳岩溶储层，钻井液漏失及放空现象普遍[28]，成像测井上表现出“上部垂直渗流带、下部水平渗流带、底部致密层”的风化壳岩溶结构特征。

⑤茅口组顶部的风化壳岩溶在地震剖面上表现为“低频弱振幅”“杂乱反射”及亮点响应等特征[28]。

泸州—通江东吴期古隆起的提出展示了川中—川西地区茅口组具良好的油气勘探前景。

图5四川盆地东吴期古隆起分布图（底图为恢复古地貌）

3.2.2碳酸盐岩台地同沉积古隆起

碳酸盐岩台地同沉积古隆起是指碳酸盐岩台地生长发育过程中形成的同沉积隆起，可以是水下隆起，对碳酸盐岩沉积相、沉积厚度及短暂剥蚀有明显控制作用。

主要特征如下：

①古隆起区地层薄、翼部地层厚；②古隆起区水体浅、颗粒滩发育；③随着同沉积古隆起不断“生长”，不同层系颗粒滩发生规律性迁移；④古隆起高部位易于受海平面升降影响，可形成多期暴露侵蚀面。

基于上述碳酸盐岩台地同沉积古隆起特征分析，利用钻井、地震资料，提出并刻画川中同沉积古隆起，发育时代为早寒武世沧浪铺期—志留纪，分布面积达6×104～8×104km2（图6）。

主要特征如下：

1）川中同沉积古隆起是上扬子克拉通构造转换期的产物。

早寒武世早期区域拉张作用，形成了德阳—安岳裂陷。

早寒武世沧浪铺期开始进入区域挤压环境，上扬子克拉通西缘开始形成古陆，如汉南古陆、宝兴古陆、康滇古陆[29]。

其中，宝兴古陆向四川盆地内部延伸到南充、广安一带，表现为水下同沉积古隆起。

到志留纪末期的广西运动，川中同沉积古隆起发生褶皱，形成著名的乐山—龙女寺褶皱型古隆起。

可见，川中同沉积古隆起是区域拉张作用向区域挤压作用转换的产物，为乐山—龙女寺褶皱型古隆起的形成与分布奠定了基础。

2）川中同沉积古隆起对沧浪铺—志留系分布的控制。

依据新编制的沧浪铺组、龙王庙组、洗象池组及下奥陶统等地层厚度图，揭示同沉积古隆起区地层厚度较薄，位于斜坡区的川东—川东南区地层厚度大。

如沧浪铺组在古隆起区厚度为100～200m，斜坡区厚度增至200～400m；龙王庙组在古隆起区为70～120m，斜坡区厚度增至160～200m；高台组在古隆起区为0～100m，斜坡区厚度增至120～200m；洗象池组在古隆起区为0～150m，斜坡区厚度增至200～600m；奥陶系在古隆起区为0～150m，斜坡区厚度增至200～500m；志留系在古隆起区为0～200m，斜坡区厚度增至1000～1200m。

图6四川盆地川中同沉积古隆起及颗粒滩分布图

3）川中同沉积古隆起区颗粒滩发育。

碳酸盐岩台地背景上的同沉积古隆起，沉积古地貌相对高、水体浅，有利于颗粒滩相发育。

如龙王庙组颗粒滩体表现为环绕川中古隆起区分布，面积可达8000km2。

勘探已证实磨溪地区龙王庙组颗粒滩体，纵向上至少有3套，单层厚度介于10～30m，累计厚度可介于30～70m，平面上叠合连片。

4）川中同沉积古隆起区颗粒滩迁移特征。

受同沉积古隆起演化控制，高部位发育的颗粒滩体随着年代变新而发生规律性迁移。

岩相古地理研究表明，川中同沉积古隆起在早寒武世中晚期至早奥陶世不断向外围“生长”，横穿古隆起近东西向剖面展示了龙王庙组、洗象池组及桐梓组颗粒滩不断向东迁移的特征（图6、7）。

5）川中同沉积古隆起高部位更容易受海平面升降变化影响，发育多期侵蚀暴露面或短暂侵蚀不整合面，有利于形成多套岩溶储层。

综合钻井、地震资料分析，川中古隆起的寒武系—志留系至少存在3期局部侵蚀不整合面，即：

沧浪铺组与龙王庙组之间侵蚀不整合、龙王庙组与洗象池组之间侵蚀不整合、奥陶系与志留系之间侵蚀不整合。

钻井揭示龙王庙组、洗象池组及奥陶系均发育岩溶储层。

3.2.3差异剥蚀型古隆起

图7川中同沉积古隆起不同层系颗粒滩分布（剖面位置见图6）

差异剥蚀型古隆起特指在区域抬升或者海平面区域性下降背景下碳酸盐岩地层因剥蚀程度不同而形成的侵蚀古地貌高地，对上覆地层沉积有明显控制的作用。

与褶皱型古隆起的区别在于：

①从构造环境看，差异剥蚀型古隆起可以发生在拉张环境（如全球性或区域性海平面下降）或挤压环境（如隆升作用），而褶皱型古隆起只能是挤压环境褶皱作用的产物；②从形成机制看，差异剥蚀型古隆起强调因地层剥蚀量差异而形成的古地貌，与遭受剥蚀的原始地层厚度有关，地层厚地区经剥蚀后的残余地层厚度大，表现岩溶古地貌高；反之，地层薄地区经剥蚀后的残余地层厚度小，表现岩溶洼地。

与上覆地层假整合接触。

而褶皱型古隆起是构造运动产物，往往经历了较长时间的剥蚀夷平，与上覆地层角度不整合接触。

当然，两类古隆起均能形成风化壳岩溶储层。

差异剥蚀型古隆起典型实例为桐湾期古隆起。

桐湾运动在四川盆地及邻区主要表现为垂直升降运动，可划分出3幕运动[30-31]。

其中，桐湾运动Ⅱ幕发生在灯影组末，表现为灯影组与下寒武统假整合接触，分布广泛。

受该幕运动影响，灯影组广泛遭受剥蚀。

然而，在德阳—安岳裂陷及两侧灯影组存在较大厚度差，裂陷区地层薄，而尽管均遭受剥蚀作用，但裂陷两侧台缘带残余地层厚度大，如磨溪地区灯四段残余地层厚度介于200～320m，资阳地区受加里东运动剥蚀影响，灯四段剥蚀殆尽，推测桐湾运动Ⅱ幕的残余地层厚度超过200m，而裂陷区灯四段剥蚀殆尽，残余灯三段厚度仅为0～30m。

图8为四川盆地及邻区灯影组顶界古岩溶地貌图，显示出盆地腹部存在磨溪—广元和资阳—成都2个古隆起。

到早寒武世沉积时，这2个古隆起区下寒武统麦地坪组厚度薄，仅为0～50m，而德阳—安岳裂陷区厚度可达100～200m。

到筇竹寺组沉积时，仍然继承了麦地坪组的沉积格局，古隆起区筇竹寺组厚度介于200～300m，以浅水陆棚含砂质泥岩沉积为主，而德阳—安岳裂陷区沉积厚度达500～800m，以深水陆棚泥页岩沉积为主，是重要的优质烃源岩发育区。

由此可见，灯影组末期因剥蚀差异形成的古地貌（即差异剥蚀型古隆起）对上覆地层沉积具有控制作用。

图8四川盆地及邻区灯影组顶古岩溶地貌图

4构造分异对油气成藏差异性的控制作用

如前所述，构造分异作用使得“稳定”的克拉通盆地发育不同样式的古构造单元，进而控制了岩相古地理格局以及油气成藏要素。

不同类型的构造分异对油气成藏要素、油气分布的控制作用存在明显差异。

4.1克拉通内裂陷对台缘带油气富集区分布的控制

4.1.1克拉通内裂陷控制优质烃源岩厚值区及生烃中心

如晚震旦世—早寒武世德阳—安岳裂陷，发育3套优质烃源岩，包括灯影组灯三段泥质岩、麦地坪组泥质岩及筇竹寺组泥页岩。

从表1的数据统计结果看，裂陷区的烃源岩厚度、有机碳含量、生烃潜力等参数，均要比相邻地区高出2～3倍，分布面积超过6.0×104km2，为安岳特大型气田形成提供了充足的烃源条件。

4.1.2裂陷两侧台缘带发育优质储集层

沿克拉通内裂陷两侧分布的台缘带丘滩体或礁滩体，经过白云石化、岩溶作用等建设性成岩作用改造，可形成优质储集层，具带状分布、储层厚度大等特征。

与台缘带相比，台内礁滩体或丘滩体无论是储层厚度还是物性条件均明显变差。

如德阳—安岳裂陷东翼的高石梯地区灯影组灯四段储层以藻砂屑云岩为主白云岩，累计厚度可介于60～150m，平均孔隙度可达4.2%，溶孔、溶洞、洞穴及裂缝发育；台内储层以藻纹层云岩、泥质白云岩为主，厚度介于30～70m，平均孔隙度小于2.0%。

再如，龙岗地区长兴组白云岩储层平均厚度为32m，平均孔隙度为5.2%，粒间溶孔、晶间孔为主；台内储层平均厚度不足10.0m，平均孔隙度为3.6%，粒间溶孔、晶间微孔为主。

表1德阳—安岳克拉通内裂陷与邻区烃源岩对比表

层位评价参数威远以西德阳—安岳裂陷区高石梯—磨溪—龙女寺川东地区备注厚度/m100～200350～450150200筇竹寺组有机碳含量0.8%～2.0%1.8%～2.8%0.8%～1.2%0.8%～2.4%生气强度/（108m3·km－2）20～4060～14010～2020～30成熟度2.0%～2.4%2.0%～2.4%2.0%～3.6%3.5%～4.5%川东地区为露头样品（168块）；其余均为钻井岩心样品（458块）厚度/m0～2550～1000～5麦地坪组有机碳含量0.5%～0.8%1.0%～3.0%生气强度/（108m3·km－2）5～1016～40样品为钻井岩心（46块）成熟度2.0%～2.4%2.2%～2.4%厚度/m0～510～3010～205～10灯影组三段有机碳含量0.5%～0.9%1.0%～1.2%0.6%～1.0%0.5%～0.7%生气强度/（108m3·km－2）0～24～124～62～5成熟度2.0%～2.4%2.8%～3.0%3.2%～3.6%4.0%～4.4%川东地区为露头样品（38块）；其余均为钻井岩心样品（126块）

4.1.3裂陷两侧台缘带油气富集、高产

沿台缘带分布的丘滩体或礁滩体呈“串珠状”分布，其间被滩间海分隔，有利于形成“一礁一圈闭”“一滩一圈闭”，并构成沿台缘带分布的岩性圈闭群，与裂陷烃源岩组成良好的源储组合，有利于形成油气富集带。

勘探已证实环开江—梁平裂陷两侧台缘带长兴组—飞仙关组礁滩气藏气层厚度大，单个气藏储量丰度可达5×108～15×108m3/km2，而台内生物礁气藏储量规模小、丰度低。

高石梯—磨溪地区灯四段上部普遍含气，构造主体灯四段少见水层，目前测试产量超过百万方的高产井主要集中在台缘带。

4.2构造分