構造沈降史分析是盆地分析的壹個非常重要的內容。根據目前的地層剖面，研究盆地形成的動力學機制和演化，對恢復地質歷史上的構造沈降具有重要意義。在油氣勘探過程中，為了正確評價壹個地區和壹個層位的油氣遠景，需要了解壓實前後任何時間和深度的烴源巖、儲層和蓋層的厚度。
構造沈降的反演方法壹般采用回剝法，其具體步驟包括:①建立壓實趨勢方程，即孔隙度與深度的關系；(2)恢復地層的原始沈積厚度(如果是地層剝蝕，需要地層剝蝕量)；(3)計算沈積巖石的密度；④校正水深和海平面變化；⑤按下式計算構造沈降量。
四川盆地構造層序與天然氣勘探
其中:h——構造沈降值；
A——與基底撓度有關的基底函數；
s—壓實恢復後地層的原始沈積厚度；
ρw——水的密度；
ρm——地幔的平均密度；
δδsL——海平面變化值；
Wd——古水深修正值。
在實際計算過程中，本書忽略了古代水深修正和海平面變化值。
從上面的公式可以看出，地層的沈積厚度是壹個重要的參數，特別是對於地層已經被剝蝕的地區，剝蝕厚度的恢復是壹個非常重要的環節。
1.壓實趨勢方程的建立及剝蝕厚度的計算
在國內外有關泥質巖沈積壓實與油氣關系的文獻中，泥質巖的聲波速度換算成孔隙度，作為與深度相關的研究對象排在第壹位。孔隙度的換算公式是由多個測量值(全井泥質巖)與對應的聲波時差回歸得到的。統計表明，川西地區孔隙度與聲波時差有很好的對應關系，具體如下:
四川盆地構造層序與天然氣勘探
式中:△t——泥質巖中任意深度點測得的聲波時差(μs/ft)；
N——計算孔隙度(%)。
利用自然伽馬、自然電位和測井曲線中的井徑確定泥質巖層段，讀取泥質巖對應的聲波時差，換算孔隙度，建立壓實趨勢方程；
四川盆地構造層序與天然氣勘探
式中:n為深度h處的孔隙度(%)；
N0——表面的孔隙度(%)(H = 0)；
e-自然對數的底數；
C——壓實趨勢的斜率。
平落壩氣田幾口資料完整的井壓實趨勢方程如下。這對計算地層剝蝕厚度和分析構造沈降史是必要的。
四川盆地構造層序與天然氣勘探
剝蝕厚度的確定對研究沈積演化、構造作用、油氣生成、運移和聚集非常有用。在壓實研究中，要確定或計算地層的剝蝕厚度，首先要確定原始地表巖石的孔隙度或聲波時差。巖石的原始表面聲波時差大多設定為185μs/ft或189μs/ft，代入公式(1)，泥質巖石的表面孔隙度為50%。根據上述公式，目前平落壩地區泥質巖的孔隙度只有20%左右，說明孔隙度是地層先被埋藏後擡升剝蝕後的孔隙度。將該值代入壓實趨勢方程，即可得到剝蝕厚度。計算的侵蝕厚度為1255 ~ 1664 m，平均為1500m，該圖與新場沙溪廟組粘土礦(周文英等，1999)對該區域殘留地層厚度的分析壹致。
根據上述公式，白馬廟地層剝蝕厚度為2100～2300m，老關廟-梓潼地區剝蝕厚度為2500～3500m。可以看出，地層剝蝕厚度從南到北有明顯增加的趨勢。
之前計算的地層剝蝕厚度為白堊紀後剝蝕的地層厚度。然而，區域資料表明，該地區在侏羅紀末經歷了壹次隆升和剝蝕。根據白馬廟地區的測井資料，侏羅系與白堊系之間存在明顯的沈積間斷。據統計，侏羅系蓬萊鎮組上部純泥巖段平均孔隙度約為8%，埋深700 ~ 800 m(取平均值為750m)。根據前面的公式，表面孔隙率為33%。33%孔隙度對應的深度與地表孔隙度理論值(50%)之差即為前白堊紀地層剝蝕厚度，為700 ~ 750 m。
2.構造沈降史分析
根據鉆井揭示的構造位置和地層，選取盆地內不同構造單元的深井進行沈降史分析，包括川西的平羅3井、有1井和何川100井，川西北的關集井、渝1井和龍4井，川北的川64井，川中的交13井和女集井。
圖4-9川西前陸盆地渝1井、龍4井和川64井沈降速率對比
表4-1四川盆地中西部T3-K沈積速率表
註:①膠13井和玉1井的沈降率為T3x1-4的值。②“-”表示地層缺失。
從表4-1可以得出以下結論。①晚三疊世沈積速率最高，可達300 ~ 600 m/ma，自西向東逐漸降低，反映沈降中心位於盆地西部。平面上，川西坳陷南部沈降速度快於北部，表明龍門山造山帶對晚三疊世盆地沈降有明顯的控制作用。相反，盆地北側的米倉山-大巴山在此期間對盆地影響不大。②侏羅紀的沈降速率明顯低於晚三疊世，表明整個侏羅紀盆地的沈降受外圍造山帶的影響較小。③早侏羅世沈降速率最低，壹般為5 ~ 18m/ma，川北最快。中、晚侏羅世沈降速率較快，自西向東、自北向南逐漸增大。(4)由於白堊系地層缺失，根據鉆孔地層計算的沈降速率較小。如果考慮剝蝕厚度，川西南剝蝕量為2100 ~ 2300m，川北剝蝕量為2500~3500m。川西南白堊系沈積厚度約2400～2800米，川北約3000～4000米。據此計算，沈降速率南部為30 ~ 35 m/ma，北部為37 ~ 50 m/ma。可以看出，在白堊紀，川西坳陷北部的沈降速率比南部快。
第二，不整合分析
不整合作為壹種等時地質界面，是構造地質學、層序地層學和油氣地質學所關註的壹種非常重要的地質現象。從構造地質學的角度看，它代表了壹次構造運動；從層序地層學角度看，它代表了層序等時界面；從油氣地質角度看，不整合面是油氣運移的通道之壹，不整合面是油氣聚集的有利場所。
根據露頭剖面、鉆井地層巖性資料和地震資料，川西坳陷中、新生界可劃分為9個不整合(圖4-10)。根據不整合面可分為三類，即隆升剝蝕不整合面、同構造漸變不整合面和造山隆升剝蝕不整合面。
1.隆起侵蝕不整合
隆起侵蝕不整合是指盆地內構造隆升和海平面下降形成的不整合界面，代表壹個構造旋回的結束和盆地的消亡，也代表壹個新的構造旋回的開始和盆地的新生。其不整合面常以平行不整合為特征，其識別標誌主要為河流復興引起的古風化殼、古土層或物源堆積附近的低水位殘余。川西坳陷隆起剝蝕不整合包括中三疊統與上三疊統之間的不整合，以及白堊系與侏羅系之間的不整合。
(1)中三疊統和上三疊統之間的隆起和侵蝕不整合。
該不整合面是四川盆地乃至上揚子克拉通的重要不整合面，區域分布穩定。其不整合面為拉丁期和卡尼期層序界面，上覆馬鞍塘組碳酸鹽楔，底部充填沖刷侵蝕陸源碎屑，與中三疊統天井山組頂部造山、隆升、剝蝕不整合面接觸(向盆地方向過渡至雷口坡組)。龍門山北部有天井山古隆起(最低剝蝕量為T1f)和瀘州-開江古隆起(最低剝蝕量為T1j3-5)。兩個古隆起構造呈NE向延伸，與龍門山走向壹致(圖4-3)。古隆起的形成是因為上揚子地塊與北地塊的碰撞使巖石圈板塊發生彎曲，使克拉通邊緣擡升變淺或裸露，形成以瀘州為中心的前陸隆起(許等，1997)。該中心出露並被侵蝕至早三疊世上部，標誌著盆山轉換的開始。
(2)侏羅系和白堊系的擡升和剝蝕為不整合。
侏羅紀末燕山運動中幕受區域構造影響，全區以區域性擡升剝蝕為主。從侏羅系剝蝕程度分析，川西坳陷侏羅系剝蝕厚度變化不大，約為700 ~ 1000 m，在侏羅系剝蝕和地貌的基礎上，早白堊世以夷平充填為主。可以看出，侏羅紀末的燕山早期運動並沒有表現出明顯的造山性質，構造整體上相對穩定。
2.同壹構造期的遞進不整合(SPeu)
同構造期遞進不整合是Riba(1976)提出的，是指造山帶逆沖過程中沈積地層不斷旋轉而形成的不整合，或前陸隆起擡升導致地層超覆而形成的不整合。它能直接反映逆沖構造的過程，是前陸盆地分析中非常重要的地質現象。
圖4-10川西前陸盆地構造運動階段及不整合類型
(1)川西坳陷下侏羅統大安寨剖面與兩高山剖面之間、兩高山剖面與中侏羅統沙溪廟組之間的兩個不整合，是同壹構造時期的漸變不整合，即沖斷期間沈積地層連續旋轉造成的不整合。
早侏羅世自流井組大安寨剖面是壹套以湖相泥質巖和硬殼灰巖為主的細粒沈積，僅在川西北和川西南邊緣變為河流沈積。在盆地南部，該段與上覆兩高山組碎屑巖的接觸常呈假整合。如威遠地區大安寨段厚度變化較大，部分地方頂部缺失多層，具有侵蝕特征。兩高山組底部為典型的河流沈積，底部礫石多為大安寨剖面碳酸鹽巖。這種現象向東最遠可達鄰水、合川，向東北靠近樂高，再向東北。大安寨剖面和兩高山剖面之間基本上是連續沈積。
盆地西南部缺失梁高山組，沙溪廟組(上、下沙溪廟組未劃分)直接與大安寨剖面或馬鞍山剖面重疊。梁高山組缺層區的東界大致在彭縣-青神-五通橋-南溪-敘永-花街壹線。在東部和東北部，兩高山組由河流和沖積平原相逐漸轉變為濱淺湖相至半深水湖相，並表現出明顯的退積沈積特征。通過區域地層對比，該組地層自西向東保存完整，並趨於完整。大足-安嶽-中江西部僅保留下部雜色段，東部發育完全，西部上部地層越來越少。下沙溪廟組與兩高山組不同地層重疊，顯示出明顯的侵蝕現象。重慶東部和川中東部的兩高山組保存較好，與上覆的沙溪廟組在巖性和巖相特征上沒有明顯的分層跡象，顯示了完整的過渡關系。
梁高山組之上的下沙溪廟組自東向西變薄。盆地西部的“關口砂巖”不是在大面積的背景上同時沈積的，其層位自東向西逐漸上升，不同時期的砂體自東向西位於兩高山組侵蝕面之上(圖4-11)。這樣，下沙溪廟組與其下伏地層之間的不整合面實際上是壹個復合同構造遞進不整合面，與龍門山南部自流井組的強烈隆升有直接關系。
圖4-11美姑-萬源燕山早期構造剖面圖(根據陳國照，1994)
j2x——下沙溪廟組；j2l——梁高山組(分四段)；j 1z 4——自流井組大安寨剖面；J1z3— —自流井組馬鞍山段
龍門山南段的隆升過程始於早侏羅世早期，由北向南逐漸擴大。中晚期逐漸影響盆地西南部，使自流井組遭受不同程度的剝蝕，在隆起邊緣形成以河流相為主的梁高山組沈積層。兩高山組沈積晚期，隆升逐漸減弱，趨於平靜。由於剝蝕-沈積作用，各地高差變小，導致下沙溪廟組反向逐漸上升流。自流井組與梁高山組、梁高山組與下沙溪廟組之間的兩個不整合，本質上是次級構造運動發展的不同結果，代表了壹個隆升過程不同階段不同地區的不同表現。
上述地層關系表明，川西坳陷乃至四川盆地在燕山早期沒有明顯的隆升造山作用。四川盆地東部和東北部邊界為被動邊界，其沈積反映了晚三疊世以來邊緣逐漸變平、被動塊體逐漸被超越的特征。
(2)須家河組壹段、二段和三段的不整合發生在晚三疊世卡尼期-早李諾期，是由前陸隆起擡升造成的。
地震資料研究表明，川西與川中過渡帶須家河壹段至須家河三段地層(相當於地質時代李諾期)與上覆須家河四段至須家河段地層(相當於地層時代田瑞期)之間存在不整合。沈積相研究表明，該不整合面屬於同構造不整合，是由於川西前陸盆地在諾裏期前陸隆起持續擡升，造成須三段至須壹段地層的剝蝕(附圖4-12，附圖4-13)，反映了龍門山造山帶自西向東的持續剝蝕隆升和前陸隆起在諾裏期的持續隆升，從而導致須的形成。到瑞提期，龍門山造山帶已侵位到現在的龍門山位置，成為盆地的主要物源。
圖4-12沈達井-漢3井-滎經花壇上三疊統下部地層對比圖(NE-SE向)
圖4-13上三疊統須家河組T3x1—T3x3組疊加線位置圖
3.造山擡升和剝蝕不整合
造山擡升剝蝕不整合(Oeu)是指造山運動背景下形成的不整合，構造擡升對不整合的形成做出了巨大貢獻，遠遠大於對海平面下降的貢獻。它的物質反應壹方面是隆升和剝蝕，另壹方面是外源的大量註入。這表明構造活動的性質發生了很大變化。
上三疊統與侏羅系之間的不整合發生在成年禮末期，是造山、隆升和剝蝕的不整合，發生在白堊紀末和喜馬拉雅期的不整合也是造山、隆升和剝蝕的不整合。
(1)上三疊統須家河組與侏羅系之間的造山、隆升和剝蝕不整合
這種不整合主要分布在龍門山中北部和川西北地區。龍門山北段安縣-江油-廣元地區為角度不整合，安縣以南地區為平行不整合。從須家河組的剝蝕層位來看，川西北地區須家河組普遍缺失，部分地區須家河組缺失，而川西南地區須家河組剝蝕程度較低，壹般只達到須家河組和須家河組，自西向東剝蝕逐漸減弱。也就是說，晚三疊世末的印支運動在北部(安縣以北)很明顯，而在南部不明顯。沈積上，上三疊統沈降中心位於川西南大邑-寶興地區。因此，可以推斷晚三疊世紀的應力主要來自北部擠壓造山作用。從區域構造分析，這種壓應力可能與武都-平武-阿壩弧形推覆體南北推進過程中龍門山北部的NW-SE向壓應力分量有關，因此龍門山中北部可視為武都-平武-阿壩弧形推覆體的東翼，龍門山中北部江油段屬於前陸隆起。晚三疊世末的印支運動進壹步發展了上述構造格架，可以很好地解釋為什麽龍門山北中段的印支運動比南段更明顯。
(2)白堊紀-第四紀造山、隆升和剝蝕不整合。
白堊系和第四系之間可能存在多個不整合，因為川西坳陷普遍發育侏羅系-白堊系，新生界僅在部分地區發育，不整合關系不清。只有在川西南灌口地區才能見到古近系與白堊系、新近系與古近系、第四系與第三系之間的微角度不整合。白堊紀末以來，由於青藏高原的東壓，龍門山地區造山變形強烈，川西坳陷普遍擡升，白堊系遭受剝蝕，厚度達2,000 ~ 4,000，同時該時期逆沖褶皺活動強烈，形成了現在的構造面貌。
三。碎屑巖成分分析
碎屑巖的成分可以用來反映物源的構造背景，即根據不同成因的物源與砂巖碎屑成分的關系，可以識別物源所在的主要構造單元，最常用的方法是迪金森圖(1984)。
通過對四川盆地不同層位、不同地區碎屑成分的統計，得出以下認識。
圖4-14四川前陸盆地T3-JBOY3樂隊碎屑礦物組成三角圖
(1)四川盆地上三疊統-侏羅系碎屑巖均來自旋回造山帶的物源(圖4-14)。碎屑物質的特征是應時含量高至中等(50% ~ 80%)，長石含量顯著較低(5% ~ 20%)，並含有豐富的沈積-變質沈積巖屑(5% ~ 70%)。這與旋回造山帶物源碎屑物質特征分析壹致，其砂質物質均為二次或多次旋回的沈積。
(2)川西北須家河組四段取樣點屬於鉆屑回收區。表明龍門山北段有隆升過程，川西、川西北和川東北明顯接受了多源沈積，即盆地自須家河組四段沈積以來接受了多源補給，但以龍門山推覆構造帶為主。須家河1-須家河2的物源主要來自毛文-汶川斷裂以西的古隆起。
(3)川西、川西北蓬萊鎮組砂巖樣品不同於川北、川東北，明確反映了龍門山和米倉山-大巴山兩個主要物源。
(4)盆地周邊造山帶的波動主要表現為碎屑含量的變化。須二段巖屑含量相對較低(5% ~ 20%)，須四段巖屑含量明顯增加(10% ~ 70%)，且自西北向東南遞減，廣元、江油、綿陽等地巖屑含量高達50% ~ 70%。
(5)盆地中部砂巖物源豐富。