0 引言
不整合是两套地层之间因缺失地层所呈现出的1种不协调的接触关系，国内外研究已有100多年的历史[1⇓⇓-4]，Bates等[5]在总结前人成果基础上，提出不整合是互相接触岩层之间以沉积间断、风化作用或新岩层沉积前的陆上或水下侵蚀作用为特点。Vail等[6]从层序地层学的角度，提出不整合是1个重要的时间间断面，具剥蚀、削截和地表暴露等性质。根据上、下地层产状关系不同，不整合可分为平行不整合和角度不整合；根据分布范围可分为区际、区域和局部不整合等，区域不整合是连续展布于广大区域的不整合接触关系。20世纪90年代，国内外对不整合在油气成藏中的作用研究越来越重视[7⇓⇓-10]，中国地质学家在不整合与油气成藏方面做了大量工作，如潘钟祥[2]在1983年就提出不整合和油气关系密切。在中国含油气盆地勘探研究中，不少学者提出不整合对油气成藏有重要控制作用，包括影响油气的生成、聚集和富集等多方面[11⇓⇓-14]。本次研究将区域不整合定义为在四川盆地范围内均广泛发育的不整合。
四川盆地是中国重要的大型含油气盆地，现今盆地面积约18×104 km2，沉积盖层厚度超过1×104 m，包括埃迪卡拉系（震旦系）—中三叠统的海相沉积和上三叠统—始新统陆相碎屑岩沉积[15]。自南华纪以来，四川盆地经历了多期构造运动，形成规模不同、范围各异的地层不整合[16]，对已发现的20多套油气层有不同程度的影响[17⇓-19]。针对四川盆地不整合特征和对油气成藏的作用，不少学者做过大量工作，取得了较多认识，对盆地油气勘探起到了重要作用[20-21]。前人的研究主要以某次构造运动形成特定的不整合及其作用为主[22⇓⇓-25]，近年来，随着震旦系—寒武系特大气田的发现，对桐湾运动、加里东运动形成的区域性不整合特征及对成藏影响的研究比较深入和系统，提出不整合对于岩溶储集层、油气运移聚集等方面有重要控制作用[20⇓-22]。但从全盆地的角度，对南华纪以来的区域性不整合性质、特征进行研究，分析区域性不整合对烃源岩、储集层、运移和聚集等方面的影响不够全面和系统，特别是对区域性不整合如何控制油气成藏的机理研究不够透彻，影响对全盆地油气富集规律的认识。本文基于钻井、露头、地震和测井等资料，对四川盆地重要的构造运动和区域性不整合进行系统研究，分析与不整合有关的大气田特征，明确区域性不整合控制油气成藏的机制，以期对丰富油气成藏理论、指导四川盆地下一步勘探起到借鉴作用。
1 区域不整合特征及其相关的大气田
1.1 区域不整合特征
震旦系是四川盆地出露和钻遇的最古老沉积地层，是上扬子地块新元古界基底之上的第1套区域性沉积盖层[26]。震旦系沉积以来，四川盆地经历了多次构造运动，形成了多期不同规模的不整合。如桐湾运动形成了震旦系内部和与寒武系之间的不整合[20,22]；加里东运动导致寒武系、奥陶系及志留系不同程度被剥蚀，形成了寒武系/奥陶系、下古生界/上古生界之间的不整合[16]；云南运动使四川盆地普遍缺失泥盆系，形成志留系与石炭系之间的不整合；东吴运动表现为峨眉玄武岩喷发和区域性整体抬升，使茅口组遭受不同程度剥蚀，形成中上二叠统（茅口组与龙潭组）之间的不整合[23]；印支运动导致了上扬子地块海相沉积的结束，盆地由海相沉积盆地逐渐向陆相沉积盆地转变，形成了中三叠统与上三叠统、三叠系与侏罗系之间的不整合[24-25]；燕山运动形成了中侏罗世末期、晚侏罗世末期—早白垩世初期、早白垩世末期—晚白垩世初3个不整合。这些不整合在四川盆地分布和影响范围不一，其中在全盆地分布的区域性不整合有6个，由下至上分别是：前震旦系与震旦系之间、震旦系与寒武系之间、前二叠系与二叠系之间、中上二叠统之间、中上三叠统之间以及三叠系与侏罗系之间的不整合（见图1 、表1 ）。
表1 四川盆地主要区域性不整合特征表 |
| 序号 | 区域不整合 | 主要接触关系 | 不整合面之上规模烃源岩 | 不整合面之下规模储集层 | 相关大气田 | 相关构造运动 |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 1 | 前震旦系与震旦系之间（AnZ/Z） | 角度不整合 平行不整合 | 陡山沱组烃源岩 （分布不确定） | 前震旦系岩溶储集层 （不确定） | 无 | 澄江运动 |
| 2 | 震旦系与寒武系之间 （Z/—C） | 角度不整合 平行不整合 | 筇竹寺组烃源岩 | 灯影组岩溶储集层 | 威远、安岳（包括磨溪8、高石1、磨溪22等18个区块） | 桐湾运动 |
| 3 | 前二叠系与二叠系之间（AnP/P） | 角度不整合 | 梁山组烃源岩 | 灯影组—石炭系多套 岩溶储集层 | 大池干井、大天池、卧龙河 | 加里东运动 |
| 4 | 中上二叠统之间 （P2/P3） | 角度不整合 平行不整合 | 龙潭组烃源岩 | 茅口组岩溶储集层 | 渡口河、龙岗、罗家寨、 普光、铁山坡、元坝 | 东吴运动 |
| 5 | 中上三叠统之间 （T2/T3） | 角度不整合 平行不整合 | 须家河组一段烃源岩 | 雷口坡组顶部岩溶储集层 | 安岳（须家河组）、川西、 合川、邛西、新场 | 印支运动 |
| 6 | 三叠系与侏罗系之间 （T/J） | 角度不整合 平行不整合 | 珍珠冲组烃源岩 | 须家河组顶面砂岩储集层 | 无 | 印支运动 |
1.1.1 前震旦系与震旦系之间（AnZ/Z）
震旦系陡山沱组是四川盆地1套最古老的广泛分布的沉积盖层，盆地内埋藏较深，一般5 000~10 000 m，到目前为止，全盆地钻穿震旦系的探井不到10口，如四川盆地南部（简称川南）地区的威远构造（威28井），四川盆地中部（简称川中）地区的龙女寺构造（女基1井）和四川盆地东部（简称川东）地区的五百梯构造（五探1井）等。陡山沱组与下伏新元古界南华系冰碛岩或花岗岩夹辉绿岩呈角度不整合或平行不整合接触，这期不整合在全盆地分布（见图1b 、图2 、表1 ），是澄江运动的产物。盆地内如威28井和女基井震旦系直接与花岗岩基底接触，又如五探1井的震旦系与南华系沉积岩平行不整合接触。在盆地周缘露头区，与盆地内相似，震旦系平行不整合于南华系冰碛岩或角度不整合于中元古界古老基底之上，如宁强胡家坝剖面南华系南沱组冰碛岩与震旦系陡山沱组泥质白云岩之间呈小角度不整合接触（见图3a ）。地震剖面上，明显可见震旦系与下伏南华系之间的不整合接触关系。
1.1.2 震旦系与寒武系之间不整合（Z/—C）
震旦系与寒武系之间主要表现为平行不整合，局部呈小角度不整合，在四川盆地广泛分布，特征明显，在野外、钻井和地震剖面上能清楚识别（见图2 ）。主要表现为震旦系灯影组灰色白云岩与下寒武统黑色硅质泥岩、页岩直接接触，不整合面之下灯四段顶面风化壳岩溶作用发育，灯影组顶部形成大量溶蚀孔洞，如雷波抓抓岩剖面上，可见麦地坪组黑色泥页岩与灯影组灰色白云岩小角度不整合接触，灯影组顶面岩溶孔洞明显（见图3b ）。这期不整合全盆地范围都有分布，主要表现3种接触关系：①下寒武统麦地坪组平行不整合于震旦系灯影组四段或二段、三段（简称灯四段、灯二段、灯三段）之上，如德阳—安岳克拉通内裂陷内；②下寒武统筇竹寺组平行不整合于灯四段之上，如川中高石梯—磨溪地区；③筇竹寺组角度不整合于灯影组之上，如四川盆地西南部。这期不整合是桐湾运动Ⅱ、Ⅲ幕造成的台地整体抬升暴露剥蚀所致[20,22]。
1.1.3 前二叠系与二叠系之间不整合（AnP/P）
二叠系是四川盆地早古生代以后的第1套广泛分布、覆盖于全盆地的沉积，其与下伏地层之间呈明显角度不整合，在四川盆地分布广泛、特征明显（见图2 ）。四川盆地下二叠统基本不发育，在盆地西南部乐山—龙女寺古隆起核部，中二叠统直接覆盖于震旦系之上，向东、向北渐变为中二叠统直接与寒武系、奥陶系、志留系以及石炭系接触（见图2 ），局部地区梁山组缺失，如重庆南川三泉地区有石炭系直接与中二叠统梁山组接触（见图3c ）。二叠系与下伏前二叠系之间的大范围角度不整合是加里东构造运动形成的（见图1b ）。
1.1.4 中上二叠统之间不整合（P2/P3）
中二叠统沉积之后，四川盆地发生峨嵋地裂运动[15]，在盆地西部发育了大量火山岩（见图1b ），盆地内茅口组大范围暴露剥蚀，剥蚀程度向盆地东北逐渐增加，形成大面积岩溶储集层，如川中地区广探2井和南充1井二叠系龙潭组与下伏二叠系茅口组三段（简称茅三段）接触，茅三段顶面岩溶作用明显；川东地区的邻北1井龙潭组与下伏茅口组二段（简称茅二段）接触，茅二段顶面发生岩溶作用。不整合面之上是上二叠统龙潭组/吴家坪组，其中在盆地中东部以龙潭组海陆过渡相煤系、泥页岩地层为主，西部主要为二叠系吴家坪组碳酸盐岩沉积，如江油坪上剖面茅口组之上是吴家坪组底部的“王坡”页岩段（见图3d ）。该期不整合在四川盆范围内均有发育（见图2 ），以平行不整合或小角度不整合为主，其形成与东吴构造运动有关。
1.1.5 中上三叠统之间不整合（T2/T3）
1.1.6 三叠系与侏罗系之间不整合（T/J）
1.2 与区域不整合相关的大气田特征
截止到2021年底，四川盆地发现常规（包括致密气）大气田21个，总探明地质储量约3.65×1012 m3。统计表明，与区域性不整合有关的大气田16个，探明地质储量约3.09×1012 m3，占常规大气田总探明储量的85%（见表1 、图1 ）。可见，四川盆地的6期区域性不整合与大油气田的发育和分布有重要的关系。分析这16个大气田的源储条件、聚集保存等因素，认为其主要和震旦系与寒武系之间、前二叠系与二叠系之间、中上二叠统之间、中上三叠统之间等4个不整合关系密切。到目前为止，与前震旦系/震旦系之间的不整合、与三叠系/侏罗系之间的不整合有关的大气田发现较少。
与震旦系/寒武系、前二叠系/二叠系之间不整合有关的大气田有2个，即威远气田和安岳震旦系—寒武系特大气田，探明地质储量1.215×1012 m3，占大气田总探明储量的39.34%。储集层主要为震旦系灯影组和寒武系龙王庙组，两个不整合对岩溶储集层的形成作用较大。天然气主要来源于寒武系麦地坪组和筇竹寺组优质烃源岩[29]，震旦系/寒武系之间区域性不整合为烃类侧向运移进入储集层提供通道。
与前二叠系/二叠系之间不整合相关的大气田有3个，分别是大池干井、大天池和卧龙河气田，探明储量1 820×108 m3，占大气田总探明储量的5.89%。储集层主要为石炭系黄龙组，不整合是石炭系岩溶储集层形成的关键。天然气主要来源于志留系龙马溪组和上覆梁山组，烃类可通过不整合运移进石炭系储集层。
与中上二叠统之间区域性不整合有关的大气田有6个，分别是渡口河、龙岗、罗家寨、普光、铁山坡和元坝气田，探明储量9 373×108 m3，占大气田总探明储量的30.35%。储集层主要为上二叠统长兴组和下三叠统飞仙关组礁滩，不整合为开江—梁平“海槽”周缘的台缘礁滩沉积提供了古地貌基础。天然气主要来源于中二叠统、下三叠统和志留系龙马溪组，不整合为中上二叠统烃源岩生成的烃类进入长兴组—飞仙关组礁滩储集层提供了侧向运移通道。
与中上三叠统之间不整合有关的大气田有5个，分别是安岳（须家河组）、川西、合川、邛西和新场气田，探明储量7 544×108 m3，占大气田总探明储量的24.42%。储集层主要为上三叠统须家河组二段、中三叠统雷口坡组和侏罗系，不整合形成了雷口坡组顶面风化壳储集层，天然气主要来源于盆地西部、中部的上三叠统须家河组，不整合为烃类长距离运移提供通道。
2 区域不整合对大气田成藏的控制作用
2.1 控制不整合面之下规模岩溶储集层的形成
不整合相关的风化壳岩溶作用，对下伏规模岩溶储集层的形成至关重要[30-31]。区域性不整合从沉积和成岩两方面控制岩溶储集层的形成。沉积上，不整合面之下的沉积是海平面下降过程结束时高位体系域末期产生的，沉积水体变浅，台地范围内水体能量变大，台缘带沉积规模台缘丘（礁、滩）储集体，台地高部位沉积台内丘（礁、滩）储集体或大面积泥粉晶白云岩等储集体。区域性不整合是大范围、长时间的暴露形成的，如前二叠系暴露了几十个百万年，使四川盆地西南部（简称川西南）地层被剥蚀到震旦系灯影组二段，如汉深1井（见图4 ）。不整合之下的储集体暴露出地表，发生大气淡水岩溶作用，未暴露出地表的部分，发生顺层溶蚀作用，大气淡水可沿倾斜的渗透层向下延伸数百米，形成规模岩溶储集层。大气淡水长期溶蚀作用，在不整合面之下形成大量溶蚀孔洞和溶缝。同时构造运动产生大量构造裂缝，沟通溶蚀孔洞，进一步改造储渗体性能（见图4 ）。
震旦系与寒武系之间的区域性不整合对震旦系灯影组四段有较强的控制作用，在德阳—安岳裂陷内灯四段和灯三段全部剥蚀，也影响到灯二段储集层的形成，如高石1井、磨溪8井、资阳—威远地区等岩心灯四段上部均发育大量溶蚀孔洞（见图5a 、表2 ）。400多个小岩心样品分析，孔隙度为2.0%~12.5%，平均值为4.0%；渗透率为（0.01~19.40）×10−3 µm2，平均值为0.62×10−3 µm2（见表2 ）。100多个全直径样品平均孔隙度为5.2%，说明溶蚀孔洞在储集空间中占有较大比例。二叠系与前二叠系之间区域性不整合对震旦系灯影组、寒武系龙王庙组和洗象池群及石炭系黄龙组岩溶储集层的形成有较重要的控制作用（见图5 、表2 ），加里东构造运动形成乐山—龙女寺古隆起，盆地西南部抬升剥蚀，灯影组、寒武系龙王庙组和洗象池群及石炭系黄龙组被不同程度的剥蚀，形成了不整合面之下的多层系储集体。由于本次岩溶作用时间长，顺层岩溶作用也改善了距不整合面较远的储集层的储集性能，形成大量的溶孔、溶洞和溶缝，露头和岩心溶蚀孔洞发育，见大量大孔大洞（见图4 、图5b 、图5c ）。磨溪—高石梯地区钻井中灯二段、灯四段和寒武系龙王庙组的取心段均见大量溶洞，最大洞径可达10 cm×15 cm[32-33]。石炭系黄龙组发育于乐山—龙女寺古隆起斜坡部位，沉积后被整体抬升，整体发生风化壳岩溶作用，产生大量的溶孔、溶洞和裂缝（见图5c ），孔隙度为2.0%~20.4%，平均值为5.2%；渗透率为（0.01~77.30）×10−3 μm2，平均值为0.80×10−3 μm2（见表2 ），在川东、川北地区形成大面积岩溶储集层（见图4 ）。
图5 四川盆地区域性不整合面形成的典型岩溶储集层照片（a）磨溪102井，震旦系灯影组四段，5 129.40 m，粉晶藻云岩，发育溶蚀孔洞；（b）广探2井，寒武系洗象池组，5 320.37 m，砂屑云岩，发育溶蚀孔洞；（c）寨沟3井，石炭系黄龙组，3 645.98 m，砂屑云岩，发育溶蚀孔洞；（d）龙岗19井，三叠系雷口坡组，3 758.85 m，粉晶砂屑云岩，发育溶孔溶洞；（e）城口剖面，南沱组，砂砾岩，发育溶蚀孔洞；（f）城口剖面，南沱组，砂砾岩，粒间溶孔和粒内溶孔，铸体薄片 |
| 相关不整合面 | 层位 | 主要岩性 | 孔隙度/% | 渗透率/10−3 µm2 | 主要储集层类型 | 储集层厚度/m | 盆地内有效分布面积/104 km2 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| T2/T3 | 雷口坡组 | 白云岩 | 3.0~6.0 | 0.01~10.00 | 裂缝-溶蚀孔洞 | 10~80 | 3 |
| 嘉陵江组 | 白云岩、石灰岩 | 2.0~22.0 | 0.01~56.70 | 裂缝-溶蚀孔洞 | 10~30 | 2 | |
| P2/P3 | 茅口组 | 石灰岩、白云岩 | 2.0~8.0 | 平均值小于0.80 | 裂缝-溶蚀孔洞 | 10~50 | 5 |
| AnP/P | 石炭系 | 白云岩 | 2.0~20.4 | 0.01~77.30 | 裂缝-溶蚀孔隙 | 10~30 | 3 |
| 洗象池群 | 白云岩 | 2.0~9.2 | 0.01~38.90 | 裂缝-溶蚀孔洞 | 50~80 | 3 | |
| 龙王庙组 | 白云岩 | 2.0~18.0 | 0.01~617.00 | 裂缝-溶蚀孔隙 | 20~70 | 5 | |
| Z/—C、AnP/P | 灯二段、灯四段 | 白云岩 | 2.0~12.5 | 0.01~19.40 | 裂缝-溶蚀孔洞 | 50~200 | 8 |
中上二叠统之间不整合面之下的茅口组剥蚀程度由西南向东北逐渐增加，盆地东北部最多剥蚀到茅口组二段，岩溶储集层主要发育于茅口组顶部，颗粒灰（云）岩发育的区域储集层质量较好[34]，孔隙度一般为2%~8%，平均渗透率一般小于0.8×10−3 µm2，储集层累计厚度为10~50 m（见表2 ）。中上三叠统之间不整合影响几乎全盆地雷口坡组顶部岩溶储集层的形成，在泸州古隆起核部甚至影响到嘉陵江组储集层的形成。雷口坡组顶部岩溶储集层主要为细粉晶白云岩、角砾白云岩，储集类型为裂缝-溶蚀孔洞型（见图5d ），孔隙度主要为3%~6%，渗透率为（0.01~10.00）×10−3 µm2，储集层累计厚度为10~80 m（见表2 ），非均质性较强，四川盆地西部（简称川西）地区雷口坡组四段滩相储集层质量较好。由于印支运动的作用，泸州古隆起核部剥蚀到下三叠统嘉陵江组二段，嘉陵江组一段—嘉陵江组五段台内颗粒滩发生风化壳岩溶作用，形成大量溶孔、溶洞和溶缝，孔隙度为2.0%~22.0%，平均值为3.9%；渗透率为（0.01~56.70）×10−3 µm2，一般小于0.10×10−3 µm2（见表2 ）。
2.2 不整合面附近有利于发育规模源储盖成藏组合
区域性不整合面通常是一级、二级或三级全球海平面升降旋回结束时产生的，其上覆地层是又一次海平面升降旋回的开始，当海平面快速上升时，可容纳空间快速增加，水体变深，沉积物多以细粒沉积为主，沉积环境多为深/浅水陆棚相或深/浅水湖泊相。大面积细粒沉积覆盖在不整合面之下岩溶储集层上，既是烃源岩又是盖层，以不整合面为中心形成良好的源储盖成藏组合（见图1b 、图4 ）。
四川盆地6个区域性不整合形成了5套规模源储盖成藏组合，由下至上分别是：①前震旦系风化壳储集层与震旦系陡山沱组泥质烃源岩[29]，到目前为止，盆地内钻揭陡山沱组烃源岩的井很少，致使其在盆地内的分布不明确。盆地周缘露头剖面较多，揭示陡山沱组泥质烃源岩厚度大、有机质含量高。②震旦系灯影组风化壳储集层与寒武系麦地坪组和筇竹寺组泥质烃源岩，麦地坪组和筇竹寺组泥页岩烃源岩在四川盆地厚度大、质量好，几乎全盆地都有分布，生气强度都大于20×108 m3/km2[32]。③石炭系风化壳储集层或寒武系、震旦系灯影组风化壳储集层与中二叠统梁山组泥质烃源岩[35]，中二叠统梁山组主要为灰黑色页岩、灰色粉砂岩夹灰色铝土质泥岩及煤线，在盆地内大部分区域厚度较小，一般小于10 m，在四川盆地东南部（简称川东南）可超过100 m，靖探1井揭示TOC值平均为1.94%[35]。④中二叠统茅口组风化壳储集层与上二叠统龙潭组煤系烃源岩，龙潭组为海陆过渡相煤系烃源岩，盆地内的厚度一般为60~150 m，主要分布于川东和川中地区。⑤雷口坡组或嘉陵江组风化壳储集层与上三叠统须家河组煤系烃源岩，须家河组一段煤系烃源岩厚度一般为10~90 m，主要分布于川西—川中地区（见图6 ）。三叠系和侏罗系之间的不整合之上，以侏罗系自生自储成藏组合为主，侏罗系珍珠冲组烃源岩，为1套半深湖—深湖相沉积，厚度一般为14~200 m，平均厚度为100 m[36]。烃类可沿不整合面运移到须家河组顶部砂岩储集层中聚集成藏（见图1b 、图4 ）。
2.3 形成大面积地层圈闭和岩性圈闭群
不整合的形成是构造运动的结果，区域性不整合常常伴随着古隆起的形成和大面积的地层剥蚀，形成大规模的地层尖灭。四川盆地6个区域性不整合形成了多套不同程度、不同规模的地层尖灭，如前二叠系与二叠系之间不整合的形成，伴随着乐山—龙女寺古隆起的形成，由西向东形成了震旦系、寒武系、奥陶系、志留系和石炭系等多套地层尖灭（见图4 ）。在地层尖灭区，灯二段和灯四段、寒武系龙王庙组和洗象池组及石炭系黄龙组在规模储集体的基础上，叠加风化壳岩溶作用，形成了大面积岩溶储集层（见图4 ）。在其他区域性不整合作用下，在四川盆地茅口组、嘉陵江组和雷口坡组也发育大面积地层尖灭。
地层尖灭带的规模储集层之上覆盖厚层、优质的烃源岩，烃源岩也是良好的盖层，可形成大面积地层圈闭。如四川盆地蓬莱气区灯二段、灯四段为地层圈闭。其储集层是震旦系灯二段和灯四段丘滩体，通过白云石化、层间岩溶和风化壳岩溶等建设性成岩作用，形成规模储集层；桐湾运动使灯影组发生大规模的剥蚀，蓬深3和蓬探1井区剥蚀到灯二段、磨溪111井区灯四段顶部被剥蚀，形成地层尖灭；不整合之上沉积的麦地坪组和筇竹寺组既是优质烃源岩，也是优质盖层，这样形成2个灯二段、1个灯四段地层圈闭（见图7a ）。钻探显示，蓬深3井、蓬探1井灯二段分别产气22.06×104，121.00×104 m3/d，磨溪111井灯四段产气30.21×104 m3/d，说明不整合形成的地层圈闭可以规模成藏。
地层暴露发生大气淡水岩溶作用，由于暴露地层的岩性不同，溶蚀速率差别较大，形成高低不平的古地貌。古地貌高部位易溶岩性被溶蚀，形成孔洞缝较发育的规模储渗体；古地貌低部位为汇水区，孔渗性能较差，成为储渗体之间的致密带。不整合面之上的烃源岩将风化壳岩溶作用形成的储渗体完全覆盖，与储渗体之间的致密带一起，形成岩性圈闭群。如川中地区茅口组顶面发生不同程度的岩溶，其顶面古地貌高的区域形成储渗体，上覆龙潭组泥质烃源岩作为优质盖层，形成岩性圈闭群（见图7b ）。这类岩性圈闭群中的岩溶储集层质量较好，有较大的迎烃面，易形成规模岩性油气藏群，有较好的勘探潜力。
2.4 为油气侧向运移提供优势通道
四川盆地寒武系与震旦系之间的不整合面为震旦系油气聚集和侧向运移、油气藏调整改造提供了优势通道。通过震旦系灯影组天然气气源对比，认为其天然气主要来源于寒武系麦地坪组—筇竹寺组烃源岩，生烃中心位于德阳—安岳裂陷内[32]，烃类主要通过侧向对接充注或通过不整合面运移充注进入灯影组岩溶储集层（见图4 ）。
中上三叠统之间区域性不整合为盆地内雷口坡组顶部风化壳岩溶储集层和川中前陆隆起区须二段砂岩储集层成藏提供侧向长距离运移通道。雷口坡组上部天然气藏的主要烃源岩为上三叠统须家河组泥岩[39]。须一段沉积期，主要沉积中心和生烃中心在川西凹陷区，为厚层优质烃源岩。川中地区须一段烃源岩不发育或厚度较小，川西凹陷内的须一段烃源岩生成的油气沿不整合面由西向东运移，进入雷口坡组顶面风化壳岩溶储集层和前陆隆起区须二段砂岩储集层中，形成规模油气藏，如龙岗地区雷口坡组油气藏（见图6 ）和合川地区须二段气藏。
2.5 有利于油气规模聚集
以不整合面为中心形成良好的源储盖组合，良好的源储盖组合有利于油气规模聚集，特别是风化壳岩溶作用对不整合面之下储集体的建设性改造，形成规模发育的优质储渗体，在烃源岩充足时，可以规模聚集形成油气藏（见图8a ）。如果地层平直、古地貌起伏小，则形成源上储下的“倒灌”成藏模式。但最常见的是地层倾斜或古地貌高低起伏的地质条件（见图4 、图8b ），如烃类沿不整合面由下向上侧向运移，进入相邻的规模储集层，形成“旁生侧储”的成藏模式（见图8b ）。不整合面之下溶蚀储渗体与不整合面之上的烃源岩形成良好的岩性圈闭群。如果其上为泥岩盖层，其侧向为致密体，形成较好的封闭条件，虽经历多期构造运动，泥岩盖层等致密体能很好的保护油气藏，以区域性不整合为中心形成的油气藏在后期构造运动中可得以保存（见图8c ）。
3 对下步勘探领域优选和前震旦系勘探的启示
3.1 对下步勘探领域优选的启示
区域性不整合对四川盆地油气成藏有重要的控制作用。通过分析四川盆地与6套区域性不整合相关勘探领域的地质特征与资源潜力，认为这些领域仍是四川盆地下一步增储上产的主要领域。如与震旦系/寒武系之间不整合、前二叠系/二叠系之间不整合相关的领域已发现多个大气田，这些大气田主要分布于德阳—安岳裂陷东侧、高石梯—磨溪古隆起的核部。目前已在该古隆起的北斜坡有重大发现和突破，在四川盆地西北部（简称川西北）、川南和川东地区都有较好的成藏条件，具备大气田形成的基础，是大气田发现的重要领域[32]。其他区域性不整合相关勘探领域也具有较大的勘探潜力。6个区域性不整合相关的勘探领域“全国第4轮油气资源评价”天然气资源量约13.0×1012 m3，已探明地质储量约3.1×1012 m3，总体探明率约23.8%，下步勘探潜力大。剩余资源量较大的领域是震旦系、寒武系、石炭系、二叠系栖霞组、茅口组和长兴组、三叠系飞仙关组和须家河组，这几个领域将是四川盆地大气田勘探的重点。统计来看，前震旦系和震旦系之间、三叠系与侏罗系之间不整合相关的领域尚无大气田发现（见表1 ）。三叠系与侏罗系之间的不整合面之上发育下侏罗统厚层优质的烃源岩，其周缘发育多套厚层的砂岩储集层，如上覆沙溪庙组大面积三角洲砂体和河道砂体，与烃源岩形成良好的下生上储组合关系，有较大的勘探潜力。同时侏罗系在盆地中部埋深约2 000 m或更浅，已在川中地区大安寨组发现了大面积油藏，在川中—川西过渡带的天府地区、秋林地区发现规模气藏，在川中—川东地区发育页岩油藏，显示了该不整合相关领域具有较大的勘探潜力。
3.2 对前震旦系勘探的启示
前震旦系在盆地内大部分区域埋深较大，除威远构造等局部区域外，一般埋深大于6 000 m，由于盆地内钻井揭示少，油气地质特征不清，因此，“全国第4轮油气资源评价”没有考虑其资源量。前震旦系与震旦系之间的不整合附近，发育陡山沱组烃源岩和多类型的岩溶储集层，形成较好的成藏组合（见图9 ），具有较大的勘探潜力，值得重视。
陡山沱组烃源岩是1套优质的烃源岩，由于钻井揭示少，在盆地内部的分布特征不十分明确，现有资料统计，川西北、川中地区烃源岩厚度为10~30 m，川东南地区厚度大于50 m；在盆地东缘外厚度大于50 m，如城口剖面陡山沱组厚约80 m，有效烃源岩厚约50 m，TOC值为0.21%~10.88%，平均值为3.39%；如遵义松林剖面烃源岩厚约65 m，30多个样品的TOC值为0.5%~4.6%，平均值为1.5%，有较大的生烃潜力。从盆地边缘的露头和盆地内的钻井分析，前震旦系储集层主要为不整合面之下的基岩、火山岩和南沱组冰碛砂砾岩经过岩溶作用形成的储集层，由于长期岩溶作用，可形成规模储集层，如城口剖面南沱组砂砾岩，露头上见大量溶蚀孔洞（见图5e ），薄片上可见大量粒间溶孔和粒内溶孔（见图5f ），孔隙度为3%~5%，可成为规模储集层。同时，在威117井、女基井等钻遇基岩风化壳，也可作为潜在储集层。同时，南华系大塘坡组在露头上发育优质规模烃源岩[40]，可为不整合面之下的岩溶储集层供烃，形成良好的源储配置关系。陡山沱组烃源岩可以作为直接盖层，形成基岩型、冰碛砂砾岩型和火山岩型的岩溶储集层大气田（见图9 ）。目前，钻揭前震旦系的井非常少，但仍是重要的潜在勘探领域。该领域在川中地区埋深6 000~7 000 m，构造长期稳定，有利于气藏的保存，有望实现勘探新突破。
4 结论
四川盆地发育多期地层不整合，其中盆地范围内的区域性不整合主要有6期，分别是前震旦系与震旦系之间、震旦系与寒武系之间、前二叠系与二叠系之间、中上二叠统之间、中上三叠统之间以及三叠系与侏罗系之间的不整合。6个区域性不整合与四川盆地16个常规（包括致密）大气田形成有密切联系，占大气田总探明储量的85%。
岩溶作用生成大量溶蚀孔洞，改善不整合面之下储集体的储渗性能，形成规模储集层；以不整合面为中心可形成良好的生储盖组合，形成大面积地层圈闭和岩性圈闭群；不整合为油气侧向运移提供优势通道；有利于油气规模聚集。
区域性不整合对油气成藏有重要的控制作用，与6个区域性不整合相关的领域资源潜力大，是下步勘探重点；前震旦系与震旦系之间的不整合附近，形成良好的源储盖成藏组合，有较大勘探潜力，是重要的战略接替领域。