四川盆地构造沉降特征及成因机制分析*

鲁 国 何登发 开百泽

（1.中国地质大学（北京）能源学院 北京 100083；
2.中石油集团东方地球物理勘探有限责任公司研究院 河北涿州 072750）

地壳的沉降作用是形成盆地的直接原因。沉降形成的可容纳空间被沉积物充填，反过来又会引起基底的进一步沉降（郭秋麟等，1998；
陆克政，2001）。盆地沉降史分析可以反映沉积盆地的大地构造环境，定量或半定量划分构造演化阶段，同时可以判断盆地沉降的驱动力性质，建立盆地的成因模型。另一方面，盆地的沉降过程（埋藏史）是控制沉积物热演化和有机质成熟度的重要因素，是研究盆地热史、生烃史的基础（李向东等，2010）。

四川盆地作为典型的经历了多期构造演化的克拉通盆地（何登发等，2011），盆地形成过程中伴随着多次的沉降与隆升，表现出明显的多旋回性，其沉降特征及成因机制受多因素共同控制。前人对四川盆地进行了单井的构造沉降研究，盆地川中和蜀南地区在晚震旦世—早古生代构造沉降速率持续降低，但在寒武纪的沉降量最大（何丽娟等，2014）。奥陶纪具有上凹型、小幅度构造沉降特征，表明盆地所处环境为伸展克拉通内坳陷环境（李皎等，2015）。早二叠世—中三叠世期间，盆地经历了“沉降—快速隆升—沉降”的过程（何丽娟等，2011）。晚三叠世以来，挠曲负载是主导四川复合型前陆盆地的沉降机制（罗寿兵等，2012）。受限于先前钻井深度问题，四川盆地的构造沉降研究多集中在局部地区的某一时期，缺少全盆范围内分区域、全层段的沉降史研究，关于盆地的成因机制也存在争议。

近年来盆内多口深钻井均钻穿沉积盖层进入基底，为盆地震旦纪以来的沉降史研究提供了资料支撑。本文以最新深钻井资料和地震反射剖面为基础，在盆内不同构造分区选取典型钻井，统计和计算地层厚度、顶底界年龄、岩性、密度、孔隙度以及剥蚀厚度等参数，通过回剥反演方法，进行去压实、沉积负载、古水深和海平面变化校正，分析盆地的埋藏史和构造沉降特征，划分盆地构造演化阶段。同时进行正演模拟，确定盆地沉降性质，探讨盆地成因机制。

四川盆地构造上属于扬子板块，是一个在前震旦系结晶基底上发育了震旦纪—中三叠世（或晚三叠世早期）的海相沉积和晚三叠世（晚期）—第四纪的陆相沉积的大型叠合盆地（何登发等，2011）。其所在的上扬子克拉通长期处于冈瓦纳大陆和劳亚大陆之间的构造转换部位（任纪舜，1994；
Li et al.，2008），受周边板块构造活动与区域性海侵、海退事件的影响，在盆地内部发育多个区域性不整合面。现今四川盆地是一个四周被山系环抱的构造盆地，根据区域性大断裂和构造变形差异，可将盆地划分为5 个构造单元：川东高陡断褶带、川南低陡褶带、川中平缓褶带、川西坳陷带以及米仓山—大巴山前缘褶皱带（图1）。

图1 四川盆地构造纲要及深钻井分布图（据Lu et al.，2021 修改）Fig.1 Structural outline and deep drilling distribution map of Sichuan Basin（modified from Lu et al.，2021）

四川盆地地层发育较为齐全，除泥盆系和第三系缺失以外，其余地层均有发育，沉积厚度达6 000～12 000 m（图2）。依据主要区域不整合面，在纵向上将四川盆地的地层系统划分为5 个构造层。沉积盖层之下的新元古界构造层由青白口系和南华系的变质岩组成，构成了盆地的基底。震旦系是在裂谷盆地基础上发育的第一套稳定的沉积盖层（邹才能等，2014），与下伏基底呈不整合接触。下震旦统陡山沱组沉积时限跨度大（～84 Ma；
635～551 Ma），但钻井揭示其在盆内沉积厚度较小，大部分地区仅几十米厚，以碎屑岩相为主。上震旦统灯影组以碳酸盐岩相为主，沉积厚度达200～1 200 m。震旦纪末期的桐湾运动造成下古生界构造—地层层序不整合覆盖在震旦系之上，该构造层包括寒武系、奥陶系和志留系。该阶段盆内以海相沉积为主，上部出现细粒碎屑岩沉积，沉积厚度为700～3 000 m 左右。受加里东晚期运动和海西早期运动的影响，中二叠统—中三叠统构造层直接覆盖在下伏下古生界地层之上，中间形成了两亿年左右的沉积间断。四川盆地在中二叠世进入了相对稳定的海相沉积，该构造层的沉积厚度在1 300 m 以上，在盆内表现出强烈的构造—沉积分异特征。上三叠统—第四系构造层是印支、燕山运动的产物，四川盆地由海相转为陆相，沉积环境以湖泊、河流相为主（何登发等，2020）。

图2 四川盆地地层综合柱状图Fig.2 Stratigraphic histogram of Sichuan Basin

2.1 构造沉降史研究原理

盆地基底的沉降由构造作用导致的构造沉降和非构造作用（如沉积物和水体负载作用、古水深和全球海平面变化作用）造成的负荷沉降两部分组成（聂国权等，2021），地球内部动力产生的构造沉降是盆地演化的主要控制因素。引起盆地沉降的机制包括局部均衡、挠曲均衡和热沉降（李超等，2011）。局部均衡和挠曲均衡的区别在于是否考虑岩石圈的有效弹性厚度。局部均衡（Airy 均衡）为相对简单的理想化模型，在该模型中地球上各板块处于独立的状态，不存在相互之间的作用力，岩石圈的有效弹性厚度在该情况下为零，因此也叫做点补偿模式。伸展盆地的岩石圈破坏程度较大，相对不连续，因此该模型适用于裂谷盆地和克拉通盆地（陆克政，2001）。挠曲均衡认为当负载压在岩石圈上，板块会受到周围岩石圈的作用力，从而整个区域都发生弯曲变形，表现为面补偿模式，适用于前陆盆地模型。热沉降认为岩石圈厚度发生变化时，会引起温度和密度的变化，从而产生相应的热沉降。四川盆地作为典型的克拉通盆地，其经历多期伸展—聚敛旋回，因此本文选取Airy 均衡模式对其构造沉降量进行恢复。

2.2 构造沉降史反演方法

计算构造沉降量的核心方法是回剥反演法（李向东等，2010；
谢辉等，2014），根据地层现今的厚度，将地层逐层恢复至地表，从而获得各层的原始厚度。再利用去压实校正、沉积负载校正、古水深和海平面变化校正将构造沉降从盆地总沉降中剥离出来。采用回剥法分析盆地沉降史，必须了解地层的埋藏现状，包括地层层序是否连续、各地层界面的埋深及其地质时代，以及各地层单位的岩性、孔隙度、密度等资料。

（1）去压实校正

去压实校正主要基于“岩石骨架厚度不变”原理，该模型认为地层在沉积后，随着埋深的增加，孔隙度会随着上覆压力的增大有规律的递减，地层发生相应的压实，在此过程中地层的骨架厚度始终保持不变，且孔隙度的变化是不可逆的，即便后期地层受到抬升，埋深减小，孔隙度仍保持最大埋深时的状态。因此地层的压实程度与埋深有关，孔隙度与埋深之间符合指数关系（Athy，1930）：

式中，z为埋深，单位为km；
φ0为地表初始孔隙度；
C为压实系数。设某套地层现今的顶深为z1，底深为z2，地层的岩石骨架厚度可表示为：

将两式结合可得：

根据“岩石骨架厚度不变”原理，有：

第一套地层的原始顶深为0 m，因此可直接求取其原始底深，恢复其初始沉积厚度。该套地层的原始底深可作为其下伏地层的原始顶深进行计算，从而得到不同地层的压实之前的真实厚度，恢复地层的埋藏史。

（2）沉积负载校正

沉降所产生的可容纳空间被沉积物充填后，沉积负载在均衡作用下会引起盆地发生进一步的沉降。根据Airy 均衡模型，地层的沉积负载校正可表示为：

式中YS为校正后的基底沉降，单位为m；
S为去压实校正后的地层厚度，单位为m；
分别为地层的平均密度、地幔密度和水的密度，单位为kg/m3。

（3）古水深和海平面变化校正

水体作为沉积负载的一种，对盆地的沉降同样能够产生影响。因此在计算构造沉降量时应将这部分从基底沉降中去除。其中古水深一般可通过古生物和沉积相来恢复，海平面变化的高度可根据海平面变化的周期性、气候、冰川变化等来判断。

通过以上校正，构造沉降量的公式可表示为（Allen and Allen，2005）：

式中，Y为构造沉降量，单位为m；
ΔSL为海平面相对变化，单位为m；
Wd表示古水深，单位为m。

2.3 构造沉降史数值模拟

沉降史正演是从盆地形成的动力学机制出发，建立盆地动力学模型，直接计算各地质时期的构造沉降量（李向东等，2010）。将理论模拟出的盆地沉降和实际观测到的盆地沉降进行对比，从而分析盆地的形成机制和演化过程（陆克政，2001）。

目前拉伸盆地沉降史正演的研究程度较高，常用的是McKenzie（1978）提出的基于均匀纯剪切伸展模型的裂谷盆地拉伸模型。该模型模拟岩石圈伸展减薄的过程，将裂谷盆地的形成演化划分为裂陷期与裂后热沉降期两个主要阶段。裂陷期盆地的构造沉降量和裂后坳陷期的热沉降量可分别由公式（8）、公式（9）计算得出。

式中，yS为裂谷期沉降量；
yC为原始地壳厚度；
yL为原始岩石圈厚度；
ρC为地壳平均密度；
ρm为岩石圈地幔平均密度；
ρS为沉积物平均密度；
ρ"C和ρ"m分别为0 ℃时地壳和地幔的密度；
Tm为软流圈上界面温度；
α为热膨胀系数；
St为后裂谷期沉降量；
τ为岩石圈的热时间常数；
k为热扩散系数；
β为伸展因子。

2.4 参数计算与选取

（1）回剥反演参数选取

回剥分析法是一种定量的沉降史分析方法，各项回剥参数（钻井揭示的地层顶底深度、地层顶底界年龄、孔隙度—深度关系、剥蚀厚度、古水深等）都会对回剥分析结果造成不同程度的影响（谢辉等，2014）。因此在回剥分析时应说明主要参数的选取依据及其合理性。

1）孔隙度—深度关系

沉积物在沉积初期含有大量的孔隙水，随着埋深的不断增大，在上覆水体、沉积物荷载及构造变形的作用下，沉积物的孔隙度会逐渐变小。同一地层在不同地区具有不同的岩性组成，因此需要对不同钻井的不同岩性分别进行孔隙度—深度关系的计算。本文通过声波时差和密度测井资料建立起地层的孔隙度—深度关系，其中蓬探1 井的回剥参数见表1。

2）地层顶底界年龄

地层的沉积年龄直接影响到构造沉降速率的计算。四川盆地在不同时期具有明显的构造—沉积分异，沉积类型多样，在各构造分区地层的岩性划分和对比上存在较大差异，本文根据前人已有的岩性、岩石组合特征及古生物研究（《中国岩石地层划分与对比》、《中国综合地层和时间框架》）统计各地层的顶底界年龄（表1）。

3）地层剥蚀厚度

地壳的隆升以及海平面下降等都会造成地层的剥蚀。当地层发生抬升时，岩层的孔隙度和厚度不会因为负荷的减小而回弹，在随后的沉积过程中，若剥蚀层以下的地层埋深未超过先前的最大埋深，其孔隙度也保持不变，因此剥蚀量的恢复在沉降史分析中尤为重要。剥蚀厚度的恢复主要有声波时差外推法、地层对比法、地热指标法和沉积速率法等（陆春生等，1996）。本文在前人对四川盆地构造运动所造成的剥蚀厚度（许海龙，2012；
袁玉松等，2013；
梅庆华，2015）及全国第四次资源评价资料的基础上，利用地层趋势法，对各关键钻井的剥蚀厚度进行统计。

4）古水深的求取

根据构造沉降量的计算公式（7）可知，古水深直接影响构造沉降量的计算。目前古水深的恢复方法主要有沉积学、地球化学和古生物标志等3 种（庞军刚等，2012）。本文通过沉积相半定量恢复古水深的方法，针对不同地区不同时期的主要沉积环境（姜在兴等，2010；
田刚等，2017；
何登发等，2020），恢复该时期的古水深（表1）。

表1 蓬探1 井构造沉降史计算主要参数表Table 1 Main parameter table of tectonic subsidence history calculation of Pengtan 1 well

（2）数值模拟参数选取

在进行正演模拟时，岩石圈厚度、地壳厚度以及岩石圈有效弹性厚度是制约模拟精度的主要因素（开百泽等，2020）。通过前人对四川盆地的研究成果总结，认为盆地的地壳厚度为38～46 km（李孟奎等，2018），热岩石圈厚度为110～180 km（魏国齐，2019），岩石圈的有效弹性厚度为30～70 km（冯昌格等，2009）。通过平面投影，读取各钻井的正演厚度参数，对四川盆地进行数值模拟。其余模拟参数为常量（表2）。

表2 数值模拟参数表Table 2 Numerical simulation parameter table

盆地沉积盖层的构造沉降特征是盆地周缘的造山运动与盆内岩石圈活动的综合响应。四川盆地在长期的构造演化过程中，表现出明显的构造—沉积分异。通过在盆地各构造单元选取典型深钻井进行构造沉降恢复，分析盆地不同地区在不同时期的沉降特征，探讨沉降产生的原因。

3.1 川中地区构造沉降特征

高石17 井位于川中平缓褶带内高石梯—磨溪构造区的西侧，该井的构造沉降曲线整体呈现“多段式、不连续、不规则”的特点（图3），并伴随有抬升与无沉降的发生，表现出明显的旋回性，属于典型的克拉通盆地沉降。高石17 井的基底沉降在6 000 m 左右，构造沉降超过了1 500 m。震旦纪陡山沱组沉积期（635～551 Ma），该地区构造沉降量仅为33 m。晚震旦世到早寒武世，盆地处于弱伸展环境，发育南北向贯穿盆地的裂陷。灯影组灯一段—灯二段沉积期该井构造沉降量为70 m 左右，构造沉降速率达到12 m/Ma。受桐湾运动影响，该地区缺失灯影组灯三段—灯四段地层。早寒武世麦地坪组沉积期，该地区构造沉降量达到110 m 左右，构造沉降速率继续保持在11 m/Ma。进入筇竹寺组沉积期，构造沉降速率增至38 m/Ma，构造沉降幅度也达到265 m。随后在沧浪铺组沉积期，构造沉降速率逐渐降为11 m/Ma，沉降量也随之减小。龙王庙组沉积期，构造沉降量和构造沉降速率均大幅度减小。早寒武世末期，该地区遭受剥蚀、溶蚀作用（梅庆华，2015）。进入中寒武世高台组沉积期，构造沉降速率略有增大。中-晚寒武世洗象池组沉积期，构造沉降继续保持较低速率，并在寒武纪末期，再次遭受抬升剥蚀。整个奥陶纪，该地区构造沉降量均较小，构造沉降速率不超过4 m/Ma。寒武纪—奥陶纪的沉降曲线整体表现为“下凹型、两段式”，符合伸展盆地的初始沉降和热沉降的组合样式（杜旭东等，1997）。进入志留纪，该地区沉降曲线明显变陡，构造沉降速率增大，随后受加里东晚期运动和海西早期运动影响，该地区缺失上奥陶统、志留系、泥盆系及石炭系。进入二叠纪，川中地区重新接受沉积，构造沉降量和构造沉降速率开始逐渐增大，至晚二叠世—早三叠世，构造沉降速率急剧增大，达到40 m/Ma以上。中三叠世之后构造沉降速率降低至4 m/Ma。直到中侏罗世，构造沉降速率再次增大。随后受燕山运动影响，该地区发生抬升剥蚀，中侏罗统出露地表。

图3 老龙1 井、高石17 井、五探1 井构造沉降史图Fig.3 Laolong 1 well，Gaoshi 17 well，Wutan 1 well tectonic subsidence history map

蓬探1 井位于川中地区德阳—安岳裂陷东侧灯二段台缘带，该井构造沉降量与高石17 井接近，达到1 600 m（图4）。从该井的构造沉降曲线上可以看出其与高石17 井具有相似的构造沉降演化特征。震旦纪陡山沱组沉积期，该井构造沉降量较小，仅沉积了19 m 的地层。进入灯影期，构造沉降速率增大至28 m/Ma，沉积了700 m 厚的灯一段—灯二段。震旦纪末的桐湾运动使得该地区缺失灯四段，灯三段仅残余15 m（赵路子等，2020）。进入寒武纪，该地区再次接受沉积。麦地坪组沉积期，该地区沉降弱于高石17 井，沉降量仅为50 m。筇竹寺期该地区构造沉降量达到260 m，构造沉降速率增大至35 m/Ma。随后在沧浪铺期，构造沉降速率减小为10 m/Ma。早寒武世末期，德阳—安岳裂陷被填平补齐，其所控制的差异沉降消失。中-晚寒武世，盆地进入坳陷沉降阶段。直至奥陶纪末期，构造沉降幅度相对较小。进入早志留世，沉降速率加快，随后直到二叠纪，该地区处于抬升剥蚀阶段，地层缺失较为严重，下寒武统沧浪铺组与二叠系不整合接触。二叠纪初期构造沉降曲线较为平缓，沉降速率较小。晚二叠世—早三叠世，受岩石圈伸展作用影响，盆地沉降曲线变陡，沉降速率急剧加快，达到35 m/Ma左右。中-晚三叠世，沉降速率明显减小。侏罗纪时期，蓬探1井总沉降幅度接近1 500 m，构造沉降量为350 m。沉降曲线在该时期表现为上凸型，属于典型的前陆沉降模式（杜旭东等，1997）。早侏罗世自流井期，构造沉降幅度在87 m 左右，沉降速率为3 m/Ma。进入凉高山期，构造沉降幅度和沉降速率有所减小。中侏罗世沙溪庙期，构造沉降幅度显著增大，达到200 多米，沉降速率增大至16 m/Ma 左右。晚侏罗世遂宁期，构造沉降和沉降速率表现出减小的趋势。进入白垩纪，盆地进一步发生沉降，该地区于晚白垩世受控于周缘造山带的活动控制，发生抬升剥蚀，上侏罗统地层出露。

图4 蓬探1 井、天星1 井、马深1 井构造沉降史图Fig.4 Pengtan-1 well，Tianxing-1 well，Mashen-1 well tectonic subsidence history map

3.2 川东地区构造沉降特征

五探1 井位于川东高陡褶带，是川东地区唯一钻穿灯影组的风险探井，完钻井深为8 060 m。和源等（2021）通过岩石学、碎屑锆石U-Pb 年代学及地球化学方法限定了灯影组之下的470 m 地层（7 590～8 060 m）为震旦系陡山沱组沉积。从构造沉降曲线上可以看出，五探1 井地区基底沉降幅度达到8 000 m 以上，构造沉降超过2 000 m（图3）。震旦纪陡山沱期该地区为盆内的主要沉降区，沉降量达到280 m。灯影期该地区沉降量急剧减小，仅为50 m，沉降速率为5 m/Ma。受桐湾运动影响，该地区缺失下寒武统麦地坪组，灯影组直接与筇竹寺组不整合接触。早寒武世筇竹寺组沉积期，该地区再次接受沉积，构造沉降量达到80 m，沉降速率为11 m/Ma，沧浪铺组沉积期沉降速率和沉降量有小幅度减小。早寒武世末龙王庙组沉积期，构造沉降量和沉降速率进一步减小。进入中寒武世高台组沉积期，构造沉降速率增大至24 m/Ma，川东地区处于以白云岩沉积为主，夹有大量石膏和膏质白云岩的泻湖环境，随后于中-晚寒武世洗象池组沉积期构造沉降速率再次减小至3 m/Ma。奥陶纪各时期构造沉降量及构造沉降速率均较小，分别保持在50 m 及7 m/Ma 以下。进入志留纪，构造沉降量和沉降速率有所增大。早志留世小河坝组沉积期和韩家店组沉积期，构造沉降量达到100 m 左右。该地区缺失中-上志留统、泥盆系以及下石炭统。晚石炭世黄龙组沉积期，该地区重新接受沉积，构造沉降速率和构造沉降量均较小。进入二叠纪，沉降幅度和沉降速率略有增大。早三叠世飞仙关组沉积期，该地区构造沉降速率急剧增大，沉降幅度达到330 m，随后再次减小。进入侏罗纪，该地区构造沉降符合典型的前陆盆地沉降特征（图3）。

3.3 川西南地区构造沉降特征

老龙1 井位于川南低陡构造带，其构造沉降特征与川中和川东地区相似，但其基底沉降量和构造沉降量仅为4 000 m 和1 000 m，沉降幅度最小（图3）。其构造沉降速率仅在灯影期相对较大，随后的演化过程中，均处于较低水平。震旦纪陡山沱期，该地区构造沉降量为20 m。进入灯影期，构造沉降速率明显增大，达到20 m/Ma 以上，该时期的构造沉降量也超过了200 m，沉积了660 m 厚的灯一段—灯二段和230 m 厚的灯三段—灯四段。早寒武世麦地坪组沉积期构造沉降量仅为5 m，随后进入筇竹寺组沉积期，构造沉降速率增大至15 m/Ma，构造沉降量也超过100 m。沧浪铺组沉积期，构造沉降量降为26 m，构造沉降速率减小为4 m/Ma。早寒武世末龙王庙组沉积期，构造沉降速率和构造沉降量进一步减小。中寒武世高台组沉积期，构造沉降量和构造沉降速率开始重新增大，分别达到18 m 和6 m/Ma。中-晚寒武世洗象池组沉积期，构造沉降量没有较多变化，但构造沉降速率明显减小。奥陶纪时期，该井构造沉降速率保持在4 m/Ma 以下。加里东期川中古隆起发育，该地区缺失中-上奥陶统、志留系、泥盆系以及石炭系。进入二叠纪，构造沉降速率保持较低水平，于晚二叠世—早三叠世有所升高，达到12～18 m/Ma。随后构造沉降速率减小至5 m/Ma 以下。

3.4 川西北地区构造沉降特征

天星1井位于川西坳陷带的北部，其沉降曲线具有明显的克拉通盆地沉降特征（图4）。震旦纪陡山沱期，该地区沉降幅度不大，仅为30 m 左右。进入灯影期，该地区构造沉降量超过370 m，构造沉降速率为37 m/Ma，是盆内沉降最快的区域之一，沉积了超过1 400 m 厚的灯影组。该地区缺失下寒武统麦地坪组，早寒武世筇竹寺期构造沉降幅度接近300 m，构造沉降速率增大至58 m/Ma。沧浪铺期—中-晚寒武世，该地区构造沉降幅度不超过100 m，构造沉降速率保持在5 m/Ma 以下。寒武纪末期该地区受郁南运动影响，发生抬升剥蚀，缺失中-上寒武统洗象池组以及中-下奥陶统，上奥陶统宝塔组直接与中寒武统高台组不整合接触。晚奥陶世，该地区重新接受沉积，沉降幅度和沉降速率处于较低水平。进入志留纪，该地区构造沉降速率明显增大，早志留世的沉降幅度达到150 m 以上，龙马溪期构造沉降速率为32 m/Ma，随后逐渐减小。该地区在志留纪末期进入抬升、剥蚀阶段，于中二叠世再次沉降接受沉积。二叠纪该地区构造沉降幅度和构造沉降速率相对较小。早三叠世，该地区构造沉降速率明显增大，受后期构造运动影响，该地区中三叠统以上地层均遭受剥蚀，飞仙关组出露地表。

3.5 川东北地区构造沉降特征

马深1 井位于米仓山—大巴山前缘褶皱带，其基底沉降幅度和构造沉降幅度分别超过8 800 m 和2 000 m，为盆内各构造单元中沉降量最大的地区（图4）。震旦纪陡山沱期，该地区构造沉降幅度同样处于较低水平，进入灯影期，构造沉降幅度和构造沉降速率明显增大，沉积了800 m 厚的灯影组。该地区缺失下寒武统麦地坪组，早寒武世筇竹寺期构造沉降幅度与灯影期一致，达到270 m 左右，构造沉降速率也由灯影期的26 m/Ma，增大至54 m/Ma。沧浪铺期—中-晚寒武世，构造沉降幅度和沉降速率则明显减小。该地区于寒武纪末期同样受郁南运动影响，导致下奥陶统的缺失，中奥陶统湄潭组不整合于中-上寒武统洗象池组之上。中-晚奥陶世，该地区构造沉降曲线平缓，构造沉降幅度较小。进入志留纪，构造沉降速率则明显增大，在龙马溪组沉积期达到45 m/Ma，构造沉降量也接近150 m。小河坝组沉积期和韩家店组沉积期构造沉降幅度和沉降速率有所减小。随后经历了150 Ma 左右的沉积间断，二叠系直接覆盖于志留系之上。二叠纪时期，该地区构造沉降幅度不超过100 m。早三叠世该地区构造沉降速率明显增大，沉积了接近1 800 m 的下三叠统。随后构造沉降幅度有所减小，于早-中侏罗世再次增大。

盆内各构造分区典型深钻井的构造沉降史恢复表明了四川盆地具有典型的克拉通盆地沉降特征：沉降具有旋回性，每期构造沉降幅度相对不大，伴有抬升或无沉降的情况出现，沉降曲线呈现分阶段、不连续、不规则的特点。沉降曲线揭示四川盆地经历了晚震旦世—早寒武世、早志留世、晚二叠世—早三叠世以及中-晚侏罗世4 幕快速沉降，其中第一幕和第三幕快速沉降期，盆地经历了兴凯地裂和峨眉地裂运动，周缘环境表现出弱伸展性质，另外两幕为前陆盆地发育过程中所引起的快速沉降。四川盆地的沉降过程与鄂尔多斯盆地在时间上具有一定的吻合（开百泽等，2020），这表明克拉通盆地的沉降机制受控于全球的板块构造运动。

四川盆地各构造分区在盆地的整个演化过程中具有相似的沉降特征，但在不同时期又表现出明显的差异性。盆内从西向东，沉降幅度表现出逐渐增大的趋势。在震旦纪陡山沱组沉积期，川东为盆内的主要沉降区，指示了震旦纪初期川东北地区发育裂谷的可能（和源等，2021）。晚震旦世—早寒武世，构造沉降中心位于川西北地区和德阳—安岳裂陷内。中寒武世—奥陶纪，盆地由伸展环境进入克拉通内坳陷阶段，整体沉降速率较小。寒武纪末期川北地区发生郁南运动使得该地区沉降停止，由东向西抬升程度逐渐增大，表明盆地在该时期进入挤压阶段。寒武纪—奥陶纪盆地经历了克拉通伸展沉降阶段和热坳陷沉降阶段，初始沉降速率较快，随后减慢。早志留世，盆内的构造沉降速率明显增大，表明盆地进入前陆沉降模式。随后的加里东晚期运动和海西运动使得盆内大范围缺失泥盆系和石炭系，指示了盆地进入挤压、抬升、剥蚀阶段。中-晚二叠世，盆内整体沉降幅度较小，沉降速率不大。晚二叠世开始，沉降速率有所提升，至早三叠世，沉降速率明显增大。随后中三叠世沉降速率开始减小，盆地再次经历伸展沉降和热沉降过程。晚三叠世，川西地区成为沉降中心（何登发等，2020）。进入燕山期，早侏罗世时期，盆内构造幅度相对较小，沉降速率相对较慢，盆地为克拉通内坳陷盆地。中-晚侏罗世，构造沉降幅度和沉降速率明显增大，川东北、川北、川西前陆盆地相继发育。早白垩世，川北和川西地区发育前陆盆地。晚白垩世时期，川南前陆盆地发育，川中地区为隆起区，进入抬升剥蚀阶段。

将盆地沉降正演模拟和回剥反演对比分析，可研究地壳和岩石圈的初始结构与状态以及变形强度，探讨其与盆地沉降之间的关系，进一步分析盆地的地球动力学背景、沉降机制、成因及演化过程。四川盆地的沉降史反演结果表明，在寒武纪—奥陶纪以及晚二叠世—三叠纪，盆地经历了两期快速的初始（裂陷）沉降和相对缓慢的热冷却沉降。裂陷期的持续时间小于20 Ma，因此本文选用McKenzie 的纯剪均匀伸展模型对两期热沉降过程进行正演模拟。

4.1 构造沉降数值模拟

四川盆地晚震旦世—早寒武世处于伸展环境，发育南北向的德阳—安岳裂陷，盆地构造沉降速率较大。沧浪铺组沉积期裂陷被填平补齐，其所控制的构造—沉积分异消失，盆地整体的构造沉降速率变慢，进入裂后坳陷沉降阶段。通过计算得出高石17 井和五探1 井在坳陷期的伸展因子为1.02 和1.04，两者模拟的热冷却沉降曲线与构造沉降曲线具有良好的拟合关系（图5，图6）。川中地区高石17 井在第一期热冷却过程中，沉降幅度较小，达到170 m，小于川东地区五探1 井320 m 的热冷却沉降量。可以看出两口井在热冷却沉降初期，均有少量的剩余沉降出现，表明伸展作用在沧浪铺组沉积期后仍有存在。随后整个加里东期，川中古隆起发育，川北地区缺失中-上寒武统和下奥陶统，盆地进入挤压环境。在早志留世，两口井均出现了相对较大的剩余沉降，表明该时期四川盆地所受挤压作用增强，表现出前陆挠曲沉降特征（何登发等，2011）。第一期热沉降的持续时间接近200 Ma，但加里东晚期运动和海西早期运动使得盆地大范围区域进入抬升、剥蚀、无沉降阶段。第二期热沉降发生在晚二叠世—早三叠世之后，伴随着岩石圈的伸展减薄，盆地热体制发生变化，新的热沉降出现。该期热沉降持续时间小于第一期，高石17 井和五探1 井的伸展因子为1.024 和1.018，热冷却沉降曲线和构造沉降曲线之间匹配关系良好。实际构造沉降曲线表现出轻微上凸的形状，可能指示了中-晚三叠世盆地已逐渐进入弱挤压环境（刘志丽等，2001）。在中-晚侏罗世，两口井出现了较大的剩余沉降，与盆地周缘强烈的挤压作用有关，表明盆地整体进入前陆挠曲沉降模式。

图5 高石17 井数值模拟结果Fig.5 Numerical simulation results of well Gaoshi-17

图6 五探1 井数值模拟结果Fig.6 Numerical simulation results of well Wutan-1

4.2 沉降旋回划分与成因机制分析

一个完整的构造旋回，包含拉张伸展体制的“开”、晚期挤压聚敛背景的“合”两个阶段。沉降的旋回性能够通过沉降曲线表现出来：早期伸展过程中，基底沉降受构造沉降主导而不断增加，该过程中沉积载荷贡献有限；
晚期汇聚过程中，逐步增加的上覆载荷成为制约基底沉降的主控因素，而构造载载荷作用变得局限（张辉等，2017）。通过对盆内典型深钻井的构造沉降特征进行分析，同时结合四川盆地大地构造背景特征，根据区域不整合面的发育情况，对四川盆地沉积盖层划分沉降旋回，结合正演模拟结果，探讨盆地成因机制。本次研究认为四川盆地在整个形成与演化的过程中，可以划分为3 个构造沉降旋回：震旦纪—早古生代沉降旋回，石炭纪—三叠纪沉降旋回，侏罗纪—白垩纪沉降旋回。

（1）震旦纪—早古生代沉降旋回

新元古代早期的晋宁—四堡造山运动（1 000～830 Ma），使得扬子古大陆边缘的岛弧与增生的陆壳拼贴到扬子地块上，扬子克拉通完成聚合（何登发等，2020）。在Rodinia 超大陆裂解的全球构造背景下，华南板块经历了裂谷盆地开启与充填阶段（830～720 Ma）以及南华冰期演化阶段（720～635 Ma）（汪正江等，2015），同时也伴随着地壳的隆升与剥蚀。

震旦纪早期，四川盆地处于构造高部位，遭受持续剥蚀。陡山沱组沉积期晚期，由于之前持续的剥蚀作用，在重力均衡作用下四川盆地发生沉降，伴随着陡山沱期最后一幕海侵，四川盆地开始沉积陡三段地层（汪泽成等，2019），盆内整体沉降幅度较小，德阳—安岳裂陷在川西北地区发育雏形，川东北地区为此时的沉降中心。进入灯影期，岩石圈伸展引起的拉张减薄使得盆地整体沉降速率急剧增大，川西北地区成为沉降中心，该伸展持续到早寒武世筇竹寺期，并达到顶峰。期间伴随有3 幕桐湾运动的发生，造成了寒武系与灯影组之间的沉积间断，但关于该期构造运动的性质尚有争议（李伟等，2015；
武赛军等，2016）。随着冈瓦纳大陆泛非造山运动的影响，摩天岭地块与扬子陆块汇聚、碰撞与拼合。川西茂县渭门地区（～530 Ma）、青川地区（473～467 Ma）与宝兴地区（～455 Ma）的凝灰岩、火成岩年龄共同表明了扬子西缘在早寒武世末—奥陶纪存在较强的构造—岩浆活动事件（耿元生等，2008；
李佐臣等，2011；
白富正等，2015），指示了早寒武世晚期扬子西缘的大规模隆升活动。沧浪铺期岩石圈伸展作用持续减弱，岩石圈的热冷却作用成为沉降的主导机制，四川盆地进入裂后热坳陷沉降阶段。中寒武世—奥陶纪盆地整体沉降幅度较小，沉降速率较慢，中-上扬子的大地构造背景由弱伸展向挤压转换，上扬子克拉通西高东低的古地理格局就此形成。川东地区在中寒武世成为沉降中心，该时期川西、川北地区发生强烈抬升剥蚀，沉降作用停止，推测是由西北向东南的挤压作用使得川东、川南地区发育局限环境。进入志留纪，四川盆地被川中古隆起、康滇古陆、黔中古隆起、雪峰山古隆起及西北摩天岭古陆所围限，江南—雪峰构造带对川东—湘鄂西一带造成挤压，盆地东部出现挠曲沉降。

（2）石炭纪—三叠纪沉降旋回

晚古生代—三叠纪时期，四川盆地的形成、演化和与华南地块从冈瓦纳大陆北缘裂解、漂移的过程有关。中-上扬子地块经历了泥盆纪—二叠纪较长阶段的周缘裂解和三叠纪相对短暂的汇聚挤压过程，形成了中-上扬子克拉通内坳陷、边缘裂陷、被动大陆边缘与前陆盆地（何登发等，2011）。中二叠世四川盆地整体构造沉降较缓，处于稳定沉降期。晚二叠世—早三叠世，受岩石圈伸展作用，盆地进入快速沉降阶段，盆内沉积了较厚的下三叠统飞仙关组和嘉陵江组。随后于中三叠纪世，进入热坳陷沉降阶段，沉降曲线变缓，沉降速率变慢。

（3）侏罗纪—白垩纪沉降旋回

早侏罗世—中侏罗世早期，盆地进入短暂的伸展阶段，整体的沉降较为稳定，盆地表现为克拉通内坳陷盆地。中侏罗世中期—晚侏罗世，古太平洋板块俯冲于欧亚板块之下，华南和南海北部与东海地块发生斜向碰撞和剪切造山，使中国南方遭受了强烈的挤压、走滑和岩浆作用等构造改造。盆内进入挠曲沉降为主的前陆盆地阶段，构造沉降速率加快，沉降曲线表现为上凸型。

四川盆地经历了多期构造演化，表现出明显的多旋回特征。盆地形成过程中伴随着多次的沉降与隆升，其沉降特征及成因机制受多因素共同控制。本文基于最新深钻井资料，通过回剥反演方法，进行去压实、沉积负载、古水深和海平面变化校正，重建了四川盆地不同构造单元的构造沉降史。同时根据瞬时均匀伸展模型和裂后热坳陷模型进行正演模拟，对盆地成因进行分析。具体结论如下：

（1）构造沉降史的恢复揭示了四川盆地具有典型的克拉通盆地沉降特征。在形成演化过程中，四川盆地经历了晚震旦世—早寒武世、早志留世、晚二叠世—早三叠世以及中-晚侏罗世4 幕快速沉降，第一幕和第三幕快速沉降期为岩石圈伸展减薄引起，另外两幕为前陆盆地发育过程中所引起的快速沉降。

（2）构造沉降正演结果表明四川盆地在寒武纪—奥陶纪和晚二叠世—三叠纪经历了两期“快速沉降—缓慢沉降”过程，快速沉降受控于岩石圈的伸展作用，缓慢沉降为岩石圈热冷却作用所主导。盆地在热冷却沉降阶段后进入前陆挠曲沉降，出现不同规模的剩余沉降。

（3）四川盆地在形成演化的过程中，可以划分为震旦纪—早古生代沉降旋回、石炭纪—三叠纪沉降旋回、侏罗纪—白垩纪沉降旋回3 个构造沉降旋回，各旋回的沉降机制主要受控于全球板块构造运动。

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