李勇 顏照坤 蘇德辰 劉樹根 曹俊興 李海兵 孫瑋 董順利

1.油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室，成都理工大學(xué)，成都 610059 2.中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

龍門山作為青藏高原東緣的邊界山脈，長約500km，主峰海拔高度達(dá)5000m，東側(cè)為四川盆地?，F(xiàn)今龍門山地區(qū)又位于晚三疊世藏北(羌塘)板塊與華北板塊和揚(yáng)子板塊碰撞和會聚的邊緣，導(dǎo)致了古特提斯洋的關(guān)閉(Yin and Nie，1996;Zhou and Graham，1996;Li et al．，2001，2003)。龍門山目前的隆升速率約為0.3～0.4mm·yr－1(劉樹根，1993)。在該地區(qū)自北西向南東依次為松潘-甘孜造山帶、龍門山?jīng)_斷帶和前陸盆地，構(gòu)成了一個完整的構(gòu)造系統(tǒng)(許志琴等，1992;Chen et al．，1994;李勇等，1995;Burchfiel et al．，1995;Li et al．，2003)。

龍門山?jīng)_斷帶顯示為一個典型的逆沖構(gòu)造負(fù)載體系，導(dǎo)致了在揚(yáng)子板塊西緣撓曲沉降形成了前陸盆地 (劉和甫等，1994;李勇等，1995，2006b，c;Chen，1994;Burchfiel，1995;Li et al．，2003，2006a)。龍門山?jīng)_斷帶的構(gòu)造變形起始于晚三疊世印支運(yùn)動，并經(jīng)歷了燕山運(yùn)動和喜山運(yùn)動，龍門山幕式逆沖作用的構(gòu)造驅(qū)動力來自于青藏高原中生代以來的基麥里大陸加積碰撞和印亞碰撞作用(Li et al．，2001)。龍門山及鄰區(qū)的均衡重力異常顯示龍門山地區(qū)的地殼尚未達(dá)到均衡狀態(tài)(李勇等，2006b)，處于強(qiáng)烈的剝蝕階段(Richardson，2008)，活動斷層發(fā)育，具有明顯的地震風(fēng)險性(Kirby，2000;Li et al.，2001;李勇等，2006b;Densmore et al．，2005，2007，2010)。2008年5月12日發(fā)生在龍門山地區(qū)的汶川8.0級特大地震，屬于逆沖-走滑型淺源地震，具有強(qiáng)烈構(gòu)造縮短，破壞性巨大(Densmore et al．，2010)。

龍門山前陸盆地位于揚(yáng)子板塊的西部，是在震旦紀(jì)至中三疊世被動大陸邊緣盆地的基礎(chǔ)上形成的，其西側(cè)為龍門山?jīng)_斷帶，東側(cè)為前緣隆起(開江-滬州隆起)。盆地中充填了上三疊統(tǒng)至第四系，厚度超過10km(郭正吾等，1997;李勇等，1995;Li et al．，2003)。其中上三疊統(tǒng)超層序位于前陸盆地充填序列的最低部，自下而上被劃分為馬鞍塘組、小塘子組和須家河組，并被標(biāo)定為3或4個構(gòu)造地層單元(Li et al．，2003;李勇等，2010)。顯示為西厚東薄的楔形體，由南東向北西逐漸變厚(圖1)，剖面幾何形態(tài)呈現(xiàn)為不對稱狀。在盆地西部，上三疊統(tǒng)地層的最大厚度超過3km，表明靠近造山帶邊緣的盆地西部具有很高的沉降速率(約0.2mm·yr－1，Li et al．，2003)，屬于典型前陸盆地的近緣部分和前淵地區(qū)(圖1)。盆地結(jié)構(gòu)顯示為西厚東薄，并向西傾斜的不對稱盆地，沉降中心位于緊靠龍門山?jīng)_斷帶一側(cè)，顯示為深凹陷(前淵)，并與龍門山?jīng)_斷帶以一系列沖斷層相接，部分已卷入龍門山?jīng)_斷帶;東部較淺，并以平緩的沉積斜坡與前陸隆起過渡。

在前陸盆地中充填最老的地層為晚三疊世卡尼期馬鞍塘組，其與下覆中三疊統(tǒng)地層為區(qū)域性的微角度-平行不整合接觸，顯示為底部不整合面，顯示為一個典型的撓曲前緣隆起不整合面(Li et al．，2003;李勇等，2011a，b)。馬鞍塘組自下而上分為3段，下部為鮞粒灘和生物碎屑灘，中部為海綿礁，上部為黑色頁巖，顯示為向上變細(xì)的沉積序列。其中含大量菊石，可與國內(nèi)外已知的卡尼階菊石群完全對比，表明馬鞍塘組屬于晚三疊世卡尼期(Li et al．，2003)，持續(xù)時間為8.5Ma(Haq，1987)。馬鞍塘組總體顯示為向上變細(xì)、變深的沉積序列，由下至上顯示為鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁-黑色頁巖的垂向沉積序列，總體顯示為欠補(bǔ)償?shù)某涮钸^程。目前所觀察到的馬鞍塘組最大厚度為250m(龍深1井)，位于現(xiàn)今前陸盆地以西的龍門山地區(qū)，向南東前陸方向地層厚度逐次減薄，顯示馬鞍塘組的幾何形態(tài)為北西厚南東薄的楔形體(圖1)，因此，馬鞍塘期盆地顯示為不對稱的楔狀前陸盆地。在平面上(圖2)，鑒于卡尼期馬鞍塘組分布于底部不整合面之上。因此，底部不整合面的幾何形態(tài)和坡度基本上可以代表卡尼期前陸緩坡的幾何形態(tài)和坡度。在圖2中底部不整合面顯示為一個向北西傾斜的同斜緩坡，地形斜率較小，具有典型的緩坡度的同斜緩坡帶地貌特征，現(xiàn)今在北川斷裂以東殘留的卡尼期緩坡的長度約100～120km，殘留的最大地層厚度為243m，初步估算的該緩坡的古坡度約為1°～2°，地形斜率極小。盆地的西部為深水相盆地，主要由黑色頁巖和泥巖組成，其中夾粉砂巖和泥灰?guī)r，底部見鮞?；?guī)r，厚度僅為2.7m(龍深1井)，盆地的中東部為碳酸鹽緩坡和硅質(zhì)海綿礁，表明馬鞍塘組的沉積樣式以深水泥頁巖和點礁、鮞粒灘為主，顯示為盆地處于欠補(bǔ)償階段，其與歐洲阿爾卑斯山前陸盆地的欠補(bǔ)償階段(Sinclair et al．，1998)具有相似性。

圖1 晚三疊世龍門山前陸盆地的地層格架(據(jù)李勇等，2010修改)Fig．1 The stratigraphic framework of Late Triassic Longmen Shan foreland basin(after Li et al．，2010)

值得注意的是，在底部不整合面之上的馬鞍塘組中出現(xiàn)了一套硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘(Wendt et al．，1989;Li et al．，2003;吳熙純，2009;楊榮軍等，2009;劉樹根等，2009)，在地表已確認(rèn)了22個硅質(zhì)海綿礁，分布于龍門山前緣地區(qū)的安縣-綿竹一帶，呈SW-NE向條帶狀展布，主要為群體六射海綿(Wendt et al．，1989;吳熙純，2009)。近年來，在龍門山?jīng)_斷帶內(nèi)鉆孔(龍深1井，2007年完鉆，鉆深約7km)和前陸盆地內(nèi)部鉆孔(川科1井，2009年完鉆，鉆深約5km)均揭示卡尼期緩坡型碳酸鹽巖的存在。此外，在前陸盆地內(nèi)部的地震反射剖面中發(fā)現(xiàn)了4個可疑硅質(zhì)海綿礁，呈現(xiàn)為丘狀反射體，可以用來約束在龍門山前陸盆地早期(卡尼期)馬鞍塘組硅質(zhì)海綿礁和灘的空間展布情況。這些硅質(zhì)海綿礁帶和鮞粒灘帶在走向上的延伸方向與龍門山造山帶走向的方向大致平行，表明這些硅質(zhì)海綿礁帶和鮞粒灘帶的形成可能與龍門山造山楔構(gòu)造負(fù)載所導(dǎo)致的揚(yáng)子板塊西部的撓曲沉降相關(guān)，因此，發(fā)育在底部不整合面之上的前陸型馬鞍塘組硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘，也應(yīng)該是一個撓曲前緣隆起不整合面上所發(fā)育的硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘的典型實例(Li et al．，2003)。

碳酸鹽緩坡和生物礁是前陸盆地早期的典型的沉積物類型之一(Dorobek，1995)，如在歐洲新生代阿爾卑斯前陸盆地就發(fā)育類似的碳酸鹽緩坡沉積物，主要由貨幣蟲灰?guī)r構(gòu)成(Crampton and Allen，1995;Allen et al．，2001);在非洲納米比亞新元古代Nama前陸盆地發(fā)育以Namacalathus-Cloudina生物礁為代表的碳酸鹽緩坡型沉積物(Saylor，1995);在北美阿巴拉契亞前陸盆地發(fā)育碳酸鹽緩坡沉積物，并具有從前陸克拉通向造山楔一側(cè)顯示了由碳酸鹽緩坡向頁巖的相變過程(Castle，2001)。這些碳酸鹽緩坡和生物礁均被解釋為位于克拉通邊緣透光帶的生物骨架灰?guī)r因撓曲沉降作用被海水淹沒的過程，顯示了造山楔逆沖作用與前陸型碳酸鹽緩坡之間在成因機(jī)制上存在著耦合關(guān)系。鑒于馬鞍塘期碳酸鹽緩坡和海綿礁的產(chǎn)出狀態(tài)與上述前陸盆地所發(fā)育遠(yuǎn)端碳酸鹽緩坡型沉積物非常相似，因此，我們認(rèn)為本區(qū)馬鞍塘期鮞粒灘和硅質(zhì)海綿礁屬于前陸型碳酸鹽緩坡和生物礁。

鑒于此，本文以造山楔構(gòu)造負(fù)載作用與前陸盆地沉降作用之間的動力耦合關(guān)系為理論依據(jù)，根據(jù)地表露頭、鉆孔剖面和地震反射剖面資料，在前期對前陸型鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁組合顯示為鮞?；?guī)r灘-生物碎屑灘-硅質(zhì)海綿礁灰?guī)r-泥頁巖的垂向沉積序列及其在相對海平面的持續(xù)上升中鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁被淹沒致死的過程研究(李勇等，2011b)的基礎(chǔ)上，本文重點研究龍門山前陸盆地早期前陸型鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁組合在橫向上的分帶性和遷移規(guī)律，定量計算卡尼期鮞粒灘和硅質(zhì)海綿礁的遷移速率，并與龍門山造山楔推進(jìn)速率進(jìn)行對比，探索印支期龍門山逆沖楔推進(jìn)速率對前陸鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁丘遷移速率的控制作用，進(jìn)而建立前陸碳酸鹽緩坡型鮞粒灘和海綿礁遷移速率及其與造山楔推進(jìn)速率的耦合關(guān)系，為印支期龍門山造山楔初始形成時間并向揚(yáng)子板塊推進(jìn)事件的標(biāo)定提供科學(xué)依據(jù)。

圖2 龍門山前陸盆地早期(卡尼期)馬鞍塘組充填序列(據(jù)李勇等，2011b)Fig．2 Filled sequence in Maantang Formation at the early stage(Carnian)of Longmen Shan foreland basin(after Li et al．，2011b)

1 前陸緩坡型硅質(zhì)海綿礁和灘的分帶性

在龍門山前陸盆地底部不整合面之上存在一套卡尼期硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘為標(biāo)志的碳酸鹽緩坡型沉積物(圖1、圖2)。在地表主要由綿竹漢旺、安縣雎水和江油馬鞍塘等地的硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘組成。近年來，在龍門山?jīng)_斷帶內(nèi)鉆孔(龍深1井，2007年完鉆，鉆深約7km)和前陸盆地內(nèi)部鉆孔(川科1井，2009年完鉆，鉆深約5km)均揭示卡尼期緩坡型碳酸鹽巖的存在。此外，通過對研究區(qū)地震資料的分析，在前陸盆地內(nèi)部的地震反射剖面中發(fā)現(xiàn)了4個可疑硅質(zhì)海綿礁，呈現(xiàn)為丘狀反射體;利用地震的倒譜分析對微弱信號的放大作用，識別出了部分地區(qū)礁灘相沉積的分布范圍，這些礁灘相沉積區(qū)呈條帶狀分布，并且這些條帶與NE-SW走向的龍門山?jīng)_斷帶平行(圖3)。這些資料可以用來約束在龍門山前陸盆地早期(卡尼期)馬鞍塘組硅質(zhì)海綿礁和灘的空間展布情況。

圖3 采用地震的倒譜分析方法識別礁灘相沉積分布圖紅色區(qū)域是高置信度的礁灘相沉積分布區(qū)域;黃色區(qū)域是置信度較高的礁灘相沉積分布區(qū)域;地層等厚圖據(jù)Li et al．，2003.C=成都;E=峨眉;D=都江堰;De=德陽;M=綿陽;G=廣元;Y=雅安Fig．3 Distribution map of reef and shoal facies identified by cepstrum analysis methodRed zone is the distribution area of reef and shoal facies with highest credibility;Yellow zone is the distribution area of reef and shoal facies with higher credibility;The isopach map of the Maantang Formation in the Carnian Longmen Shan foreland basin after Li et al．，2003.C=Chengdu;E=Emei;D=Dujiangyan;De=Dengyang;M=Mianyang;G=Guangyuan;Y=Yaan

因此，本次對地表礁露頭、鉆孔和地震反射剖面所標(biāo)定的馬鞍塘組硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘進(jìn)行了統(tǒng)計和空間標(biāo)定(表1、表2)，結(jié)合硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘的殘留厚度、沉積相、測井相和地震相，編制了龍門山前陸盆地早期硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘的平面展布圖(圖4)。初步結(jié)果表明，硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘呈NE向帶狀分布，其長軸方向平行于龍門山造山帶的走向。在垂直龍門山走向方向上，可將這些硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘劃分為7條硅質(zhì)海綿礁或鮞粒灘帶，自北西向南東分別命名為1帶、2帶、3帶、4帶、5帶、6帶和7帶，代表了硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘在前陸緩坡帶的空間展布規(guī)律和分帶性。其中第1帶根據(jù)龍門山?jīng)_斷帶內(nèi)龍深1井標(biāo)定，第2帶據(jù)地表露頭標(biāo)定，第3帶和4帶根據(jù)盆地西緣鉆孔資料標(biāo)定，5帶、6帶和7帶根據(jù)地震反射剖面所標(biāo)定(圖4)。

1.1 第1帶

第1帶位于現(xiàn)今的龍門山區(qū)彭灌斷裂西側(cè)，顯示為鮞粒灘帶(圖3);以龍深1井為代表(圖3、圖4、圖5)，該帶距現(xiàn)今龍門山中央斷裂(北川斷層)約10km。龍深1井位于龍門山中段彭州地區(qū)的飛來峰上，鉆深7180m，打穿了由石炭系灰?guī)r組成的飛來峰、上三疊統(tǒng)須家河組、小塘子組、馬鞍塘組和中三疊統(tǒng)雷口坡組和嘉陵江組，其中馬鞍塘組見于井深5532.00m至5775.00m之間，厚度為243m，沉積物為黑色頁巖夾深灰色粉-微晶灰?guī)r及灰色粉砂巖，底部為深灰色鮞粒生屑灰?guī)r，厚度為2.6m，中部為深灰色粉-微晶灰?guī)r及灰色粉砂巖夾黑色頁巖，上部為黑色頁巖夾深灰色粉-微晶灰?guī)r及粉砂巖，總體顯示了向上變細(xì)、變深的沉積序列。該鉆孔巖芯提供了以下信息:(1)馬鞍塘組與雷口坡組之間為連續(xù)沉積，表現(xiàn)為整合面，未見風(fēng)化殼、古土壤等暴露標(biāo)志，也缺乏表生成巖作用形成的暴露溶蝕作用，表現(xiàn)為無侵蝕作用和無地層缺失。表明該區(qū)域有繼承性的大陸邊緣水深，使該地區(qū)覆蓋于海平面以下，未發(fā)生陸地上的侵蝕作用。因此，我們可以推測在龍門山及其以西地區(qū)，卡尼期地層與下伏中三疊世地層為整合接觸(圖4)。(2)馬鞍塘組總體顯示了向上變細(xì)、變深的沉積序列，顯示了相對海平面處于持續(xù)的上升過程;(3)在馬鞍塘組底部發(fā)現(xiàn)了鮞粒灘，厚度僅為2.6m，表明在現(xiàn)今龍門山區(qū)的位置仍存在鮞粒灘，但厚度已非常薄。鑒于在緩坡上鮞粒灘最遠(yuǎn)可分布于中緩坡向外緩坡的轉(zhuǎn)換部位(Flügel，2004)，因此，我們推測第1帶鮞粒灘可能處于前陸緩坡上中緩坡向外緩坡的轉(zhuǎn)換部位。

表1 龍門山前陸盆地卡尼期碳酸鹽緩坡和海綿礁的分帶特征Table 1 The zone of carbonate ramp and sponge reefs in the Carnian Longmen Shan foreland basin

表2 第2帶硅質(zhì)海綿礁的厚度統(tǒng)計表Table 2 The height of sponge reefs in the second zone

1.2 第2帶

圖4 龍門山前陸盆地早期(卡尼期)硅質(zhì)海綿礁和灘的分帶性地層等厚圖據(jù)Li et al．2003.C=成都;E=峨眉;D=都江堰;De=德陽;M=綿陽;G=廣元;Y=雅安Fig．4 The zone of carbonate ramp and sponge reefs in the Carnian Longmen Shan foreland basinThe isopach map of the Maantang Formation in the Carnian Longmen Shan foreland basin after Li et al．2003;C=Chengdu;E=Emei;D=Dujiangyan;De=Dengyang;M=Mianyang;G=Guangyuan;Y=Yaan

第2帶位于現(xiàn)今的龍門山前緣地區(qū)，以安縣睢水、綿竹漢旺等地表剖面為代表(圖4、圖5、表2)，顯示為硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘帶。該帶距北川斷層現(xiàn)在所處位置約20km，在NE方向上延伸的長度為149～178km，在NW方向的寬度可能只有4～5km。馬鞍塘組與雷口坡組之間顯示為平行不整合接觸或角度不整合接觸，在接觸面上發(fā)育沖蝕坑、古喀斯特溶溝、溶洞、溶巖角礫、古風(fēng)化殼的褐鐵礦、粘土層及石英、燧石細(xì)礫巖等底礫巖。馬鞍塘組可明顯分為3段，其中下段由鮞粒灰?guī)r和生物骨屑灰?guī)r組成，顯示為鮞粒灘和生物骨屑灘，可見海綿、海百合、苔蘚蟲、珊瑚等底棲型海相化石;中段由硅質(zhì)海綿礁構(gòu)成，高度一般在2～80m不等，其中最高的礁出露在安縣雎水一帶，達(dá)到80m。硅質(zhì)海綿礁的成礁方式主要是群體海綿的障積式為主，輔以藍(lán)-綠藻的粘結(jié)式，由礁核、礁頂、礁翼3個部分構(gòu)成;上段由黑色頁巖夾深灰色粉-微晶灰?guī)r及灰色粉砂巖構(gòu)成，以菊石、瓣鰓、腕足類等游泳和浮游型海相化石為主，生物數(shù)量大減，海綿絕跡，但游泳的雙殼和菊石增多，黃鐵礦豐富，代表較深水或閉塞海灣相沉積。

1.3 第3帶

第3帶位于現(xiàn)今的四川盆地西北部邊緣，以川79井、川21井為代表(圖4、圖5)，顯示為鮞粒灘帶。該帶距北川斷層約30km。馬鞍塘組與雷口坡組之間為不整合面，顯示不連續(xù)沉積。馬鞍塘組可明顯分為2段，其中下段由鮞?；?guī)r和生物骨屑灰?guī)r組成，顯示為鮞粒灘和生物骨屑灘;上段由黑色頁巖夾深灰色粉-微晶灰?guī)r及灰色粉砂巖構(gòu)成。馬鞍塘組總體顯示了向上變細(xì)、變深的沉積序列。鮞粒灰?guī)r的厚度為20～50m，未見硅質(zhì)海綿礁。

1.4 第4帶

第4帶位于現(xiàn)今四川盆地的西部地區(qū)，以川科1井(圖4、圖5)為代表，顯示為鮞粒灘帶。該帶距北川斷裂約40km。馬鞍塘組與下伏雷口坡組為不整合接觸，具有地層缺失，具強(qiáng)烈侵蝕作用。該組由下部和上部構(gòu)成，下部為鮞粒灰?guī)r和生物骨屑灰?guī)r組成，厚度約120～130m，其中鮞?；?guī)r主要由深灰色中-厚層亮晶含骨屑藻鮞灰?guī)r組成，顯示為鮞粒灘，生物骨屑灰?guī)r主要為黑灰色中-厚層泥微晶含藻骨屑灰?guī)r。上部主要為黑色頁巖，夾泥灰?guī)r和粉砂巖，厚度約70～80m，代表較深水或閉塞海灣相沉積。

圖5 馬鞍塘組硅質(zhì)海綿礁-鮞粒灘-生物碎屑灘對比圖(NW-SE方向)LS-1:龍深1井;MH:綿竹漢旺剖面;CH-21:川合21井;CK-1:川科1井;⑤據(jù)地震丘狀異常體解釋剖面;⑥據(jù)229線地震剖面丘狀異常體解釋剖面;⑦據(jù)213線地震剖面丘狀異常體解釋剖面;LSH-1:洛深1井Fig．5 The stratigraphic correlation of the oolitic-bioclastic bank and Sponge reefs in Maantang Formation(from NW to SE)

1.5 第5帶

第5帶位于德陽北東側(cè)，以地震反射剖面(NE測線)丘狀反射體為代表，推測為硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘帶(圖4、圖5)，該帶距北川斷裂約70km。在地震反射剖面(NE測線)馬鞍塘組中發(fā)現(xiàn)了1個可疑硅質(zhì)海綿礁，位于川合140井東北側(cè)。該地區(qū)馬鞍塘組埋深為5200～6000m之間，其與下伏雷口坡組為平行不整合接觸關(guān)系。在地震剖面上該界面上下的速度差異很大，界面本身顯示為一套強(qiáng)反射軸，連續(xù)性非常好，在整個四川盆地具有良好的可對比性，是區(qū)分中三疊統(tǒng)與上三疊統(tǒng)的重要標(biāo)志。馬鞍塘組的厚度為200m左右。在馬鞍塘組內(nèi)明顯出現(xiàn)了一些丘狀異常體，分布不連續(xù)，內(nèi)部為雜亂反射。丘狀異常體的底部為一套強(qiáng)反射軸，顯示與下伏地層為平行不整合接觸關(guān)系。在丘狀反射體之間和頂部為席狀反射層，表明側(cè)翼地層和頂部地層呈超覆和披蓋于丘狀異常體之上，可能為礁蓋和礁間的泥頁巖沉積物。丘狀異常體的形態(tài)呈不對稱狀，顯示為一翼較陡，一翼較緩，具有礁體的形態(tài)特征。該丘狀反射體的標(biāo)定，表明該區(qū)可能存在1個條帶的可疑硅質(zhì)海綿礁。

1.6 第6帶

第6帶位于德陽東側(cè)，顯示為硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘帶(圖4～圖7)，該帶距北川斷裂約84km。在地震反射剖面(229測線)的馬鞍塘組中發(fā)現(xiàn)了1個可疑的硅質(zhì)海綿礁，位于川江566井西南側(cè)。在該剖面中馬鞍塘組埋深為5200～6000m，其與下伏雷口坡組為平行不整合接觸關(guān)系，該界面的速度差異很大，在地震剖面上反映為一套強(qiáng)反射軸，連續(xù)性非常好(圖7)。這套反射特征在整個四川盆地具有非常好的可對比性，是區(qū)分上三疊統(tǒng)與其下伏地層的重要標(biāo)志。馬鞍塘組的厚度為200m左右(按拉平線之上0.1秒范圍(速度取4000m/s，雙程旅行時間)，即藍(lán)線至2.5秒線的范圍內(nèi))。該可疑硅質(zhì)海綿礁呈現(xiàn)為丘狀反射體，在空間上呈NE向不連續(xù)的帶狀展布。丘狀反射體的內(nèi)部為雜亂反射，高度為140m左右，寬度為2000m不等。丘狀異常體的形態(tài)呈不對稱狀，顯示為礁前較陡，礁后較緩，具有礁體的形態(tài)特征，在丘狀反射體之間為席狀反射層，兩側(cè)地層披覆其上，可能為礁間泥頁巖沉積物。在丘狀反射體頂部為席狀反射層，可能為礁蓋的泥頁巖沉積物。該丘狀反射體的標(biāo)定，表明該區(qū)存在1個條帶的可疑硅質(zhì)海綿礁。

1.7 第7帶

圖6 龍門山前陸盆地馬鞍塘組和小塘子組地層等厚圖及丘狀異常體分布圖Fig．6 The isopach map of Maantang Formation and Xitangzi Formation，show hummocky abnormal body and reefs in seismic profile

第7帶位于金堂地區(qū)，顯示為硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘帶(圖4～圖8)，該帶距北川斷裂約98km。在地震反射剖面(213測線)的馬鞍塘組中發(fā)現(xiàn)了3個可疑硅質(zhì)海綿礁，位于川泉171井東北側(cè)。在該剖面中馬鞍塘組埋深一般為5200～6000m，其與下伏雷口坡組為平行不整合接觸關(guān)系，該界面的速度差異很大，在地震剖面上反映為界面是一套強(qiáng)反射軸，連續(xù)性非常好(圖7)。這套反射特征在整個四川盆地具有非常好的可對比性，是區(qū)分中三疊統(tǒng)與馬鞍塘組的重要標(biāo)志。馬鞍塘組的厚度為200m左右(據(jù)拉平線之上0.1秒范圍(速度取4000m/s，雙程旅行時間)，即藍(lán)線至2.5秒線的范圍內(nèi)，圖7)。該可疑硅質(zhì)海綿礁呈現(xiàn)為丘狀反射體，呈NE向不連續(xù)的帶狀展布，高度為40m左右，寬度為900～4200m不等。丘狀反射體具有對稱性。丘狀反射體之間為席狀反射層，在披覆反射軸之上同相軸強(qiáng)弱相間，反映地層巖性變化關(guān)系為砂泥巖互層，可能為礁間沉積物。丘狀反射體的頂部為席狀反射層，可能為礁蓋的泥頁巖沉積物。該3個丘狀反射體的標(biāo)定，表明該區(qū)存在1個條帶的可疑硅質(zhì)海綿礁。由該帶再向南東方向碳酸鹽緩坡型沉積物消失，代之而起的是濱岸相砂泥巖沉積物(圖5，如LSH-1井，洛深1井)

2 前陸緩坡型硅質(zhì)海綿礁和灘的遷移速率

李勇等(2011b)曾計算了硅質(zhì)海綿礁的生長速率(0.04mm·yr－1)和相對海平面上升速率(0.01～0.05mm·yr－1)，結(jié)果表明，本區(qū)卡尼期相對海平面處于持續(xù)的上升過程，只有當(dāng)相對海平面上升速率與硅質(zhì)海綿礁生長速度相等時，硅質(zhì)海綿礁才可以持續(xù)保持垂直向上生長狀態(tài)。在卡尼期中期，相對海平面變化速率為0.04mm·yr－1，其與硅質(zhì)海綿礁生長速度(0.04mm·yr－1)相等，硅質(zhì)海綿礁持續(xù)保持垂直向上生長狀態(tài)，由于礁頂?shù)乃钜恢北３忠欢ǖ乃?，礁體一直穩(wěn)定的生長。如果相對海平面上升速率小于硅質(zhì)海綿礁生長速度時，不會有硅質(zhì)海綿礁生長，如在卡尼期早期僅有鮞粒灘生長;如果相對海平面上升速率大于硅質(zhì)海綿礁生長速度時，硅質(zhì)海綿礁會被淹沒致死，如在卡尼期晚期，海平面上升速率(0.05mm·yr－1)大于硅質(zhì)海綿礁的生長速度(0.04mm·yr－1)，造礁生物不能適應(yīng)水深太大的環(huán)境，導(dǎo)致礁體逐漸被淹溺而死。

圖7 龍門山前陸盆地229和213地震測線馬鞍塘組地震丘狀異常體示意圖Fig．7 The schematic diagram of hummocky abnormal body in Seismic profile 229 and 213 of Maantang Formation in the Longmen Shan foreland basin

圖8 龍門山前陸盆地馬鞍塘組年代地層格架(據(jù)Lnw07-124地震反射剖面解釋與鉆孔標(biāo)定)Fig．8 Chronostratigraphic framework of Maantang Formation in Longmen Shan foreland basin(from Seismic profile Lnw07-124)

典型的淺水型歐洲晚侏羅世硅質(zhì)海綿-鈣菌礁丘只能發(fā)育在同斜緩坡(Brunton and Dixon，1994;Leinfelder，2001)，而且硅質(zhì)海綿礁丘主要限制在同斜緩坡中下部到外緩坡之間，水深為15～30m之間的位置(Leinfelder，2001)。據(jù)此，我們推測本區(qū)卡尼期7個條帶的硅質(zhì)海綿礁丘也應(yīng)分布于前陸同斜緩坡水深為15～30m的位置，卡尼期前陸緩坡帶的長度約100～120km，分布于緩坡帶上的任何單條鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁組合都會在相對海平面持續(xù)上升過程中被淹沒致死。

因此，我們推測在卡尼期相對海平面初始上升過程中，海水逐漸覆蓋前陸緩坡，向海岸上超，在15～30m深度的前陸同斜緩坡上發(fā)育了鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁丘組合。在相對海平面持續(xù)上升過程中，海水變深，海水不斷地向南東的前陸緩坡超覆，迫使硅質(zhì)海綿礁、灘沿不整合面向前陸緩坡淺水方向超覆和遷移，才不至于淹沒致死，所以逐次橫向遷移形成了7條呈北東-南西向帶狀展布的硅質(zhì)海綿礁丘和灘組合，而且越在南東方向出現(xiàn)的硅質(zhì)海綿礁丘和灘，其時代越新。因此，本區(qū)卡尼期條帶狀展布的鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁丘組合是相對海平面持續(xù)上升背景中不斷在前陸緩坡上開啟了硅質(zhì)海綿礁群的生長窗而形成的產(chǎn)物。

綜上所述，本區(qū)卡尼期硅質(zhì)海綿礁和灘硅質(zhì)海綿礁呈NE向帶狀平行分布，可分為7個條帶，我們要計算硅質(zhì)海綿礁丘和灘相沿著垂直與龍門山斷層走向的遷移，即沿著NWSE方向的遷移性，就需要確定遷移的距離和遷移的時間。根據(jù)對7個硅質(zhì)海綿礁和灘條帶空間位置的標(biāo)定，以龍門山中央斷裂-北川斷裂為基準(zhǔn)點，可以初步確定7個條帶分別距北川斷裂的距離為:10km，20km，30km，40km，70km，84km，98km(未考慮構(gòu)造縮短作用對平面距離的影響)。鑒于本區(qū)硅質(zhì)海綿礁和灘條帶形成于卡尼期早期和中期，持續(xù)的時間分別為2.2Myr和3.1Myr，即本區(qū)硅質(zhì)海綿礁和灘最大的持續(xù)時間為5.3Ma。因此，硅質(zhì)海綿礁丘和灘相平均的遷移速率為(98km/5.3Myr)18.49mm·yr－1。雖然從理論上7個硅質(zhì)海綿礁和灘條帶的年齡由北西向南東方向逐次變新，但是我們尚不能確切地確定每一個硅質(zhì)海綿礁和灘條帶的持續(xù)時間和遷移速率。如果我們將本區(qū)硅質(zhì)海綿礁和灘最大的持續(xù)時間(5.3Myr)分為7等份，每一等份的時間跨度為0.76Myr。鑒于每個帶之間的距離介于10～14km之間，據(jù)此可計算其遷移速率為13～18mm·yr－1。

此外，7個硅質(zhì)海綿礁和灘條帶的非連續(xù)的出現(xiàn)必然反映了在此期間至少存在7次以上的相對海平面上升的事件，這表明相對海平面上升過程和硅質(zhì)海綿礁和灘條帶的橫向遷移不是勻速的，而是非連續(xù)的幕式，從而間接地說明了龍門山造山楔向前陸緩坡的推移是幕式的，并至少存在7次推進(jìn)事件。

3 前陸緩坡型硅質(zhì)海綿礁和灘遷移的動力學(xué)機(jī)制

近年來，前陸盆地沉降與逆沖構(gòu)造負(fù)載系統(tǒng)的動力學(xué)模擬已取得顯著進(jìn)展，其基本理論是利用加載于彈性板片上的構(gòu)造負(fù)載侵位來模擬前陸盆地的沉降(Jordan，1981;Quinlan and Beaumont，1984;Allen et al．，1991;Crampoton and Allen，1995;Flemings and Jordan，1989;Galewsky，1998;Sinclair，1997;Li et al．，2003)。Allen et al．(1991)、Crampoton and Allen(1995)、Sinclair(1997)曾采用沖斷楔形體推進(jìn)速率、沖斷體表面坡度、沉積物搬運(yùn)系數(shù)、彈性厚度Te和撓曲波長等參數(shù)對前陸盆地沉降與造山楔逆沖推覆作用進(jìn)行模擬，認(rèn)為前陸盆地的相對海平面上升和前陸型碳酸鹽緩坡的淹沒是前陸板塊撓曲沉降的結(jié)果。

表3 卡尼期龍門山前陸盆地模擬參數(shù)值和計算值Table 3 Some parameters in Carnian Longmen Shan foreland basin

Li et al．(2003)曾采用一維彈性撓曲模式，模擬了龍門山幕式構(gòu)造負(fù)載加載于初始彈性板片之上所產(chǎn)生的撓曲沉降，認(rèn)為龍門山前陸盆地形成機(jī)制為構(gòu)造負(fù)載，模擬的結(jié)果表明:撓曲盆地的撓曲剛度為5×1023～5×1024Nm(相當(dāng)?shù)膹椥缘貙雍穸葹?3～55km);龍門山?jīng)_斷帶負(fù)載系統(tǒng)向揚(yáng)子克拉通推進(jìn)速率為5～15mm·y－1?；谶@一模擬結(jié)果，本文試圖探討龍門山造山楔推進(jìn)速率與前陸盆地硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘橫向遷移速率之間的定量關(guān)系。在前文中的計算結(jié)果已表明(表3)，前陸盆地中卡尼期硅質(zhì)海綿礁丘和灘相的平均遷移速率為18.49mm·yr－1，其與龍門山造山楔推進(jìn)速率15mm·y－1相比較，兩種計算結(jié)果不僅在同一個數(shù)量級上，而且十分相近，顯示了計算結(jié)果具有一定的可信度。表明本區(qū)卡尼期前陸盆地碳酸鹽緩坡和硅質(zhì)海綿礁遷移速率與造山楔推進(jìn)速率之間存在耦合關(guān)系，而且是在同一個數(shù)量級上和同步的，卡尼期龍門山前陸盆地的卡尼期硅質(zhì)海綿礁丘和灘相的橫向遷移速率直接受控于龍門山造山楔推進(jìn)速率。

根據(jù)本次的研究成果，我們提出了龍門山前陸盆地早期前陸型碳酸鹽緩坡和硅質(zhì)海綿礁的遷移模式與動力機(jī)制(圖9)，其形成的過程為:龍門山造山楔構(gòu)造負(fù)載導(dǎo)致了前陸盆地基底的撓曲沉降，驅(qū)動了相對海平面的持續(xù)上升，前陸盆地處于欠補(bǔ)償狀態(tài);當(dāng)相對海平面上升速率等于硅質(zhì)海綿礁生長速率時，在15～30m深度的前陸同斜緩坡上發(fā)育了鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁丘組合;在相對海平面持續(xù)上升過程中，當(dāng)相對海平面上升速率大于硅質(zhì)海綿礁生長速率時，海水變深，礁頂?shù)乃钪鸩阶兇?，造礁生物不能適應(yīng)水深的環(huán)境，而導(dǎo)致單條帶的礁體逐漸被淹沒致死。但是，在相對海平面持續(xù)上升過程中，海水不斷地向南東的前陸緩坡超覆，在前陸緩坡不斷開啟了新的硅質(zhì)海綿礁群的生長窗，迫使硅質(zhì)海綿礁、灘向前陸緩坡淺水方向不斷遷移，才不至于淹沒致死，所以才形成了7條呈北東-南西向不連續(xù)的帶狀展布硅質(zhì)海綿礁丘和灘組合，并隨著逆沖楔的推進(jìn)向南東方向的前陸緩坡遷移，表明印支期龍門山逆沖楔構(gòu)造負(fù)載對前陸緩坡鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁丘形成具有控制作用，是揚(yáng)子板塊西緣造山楔構(gòu)造負(fù)載的撓曲變形的產(chǎn)物。因此，我們推測本區(qū)卡尼期條帶狀展布的鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁丘組合是相對海平面持續(xù)上升背景下不斷開啟的硅質(zhì)海綿礁群的生長窗而形成的，硅質(zhì)海綿礁的淹沒過程和遷移過程是龍門山造山楔向揚(yáng)子克拉通推進(jìn)過程的沉積響應(yīng)，顯示了在卡尼期松潘-甘孜殘留洋盆的迅速閉合和逆沖楔構(gòu)造負(fù)載向揚(yáng)子板塊推進(jìn)的動力學(xué)過程。

圖9 龍門山前陸盆地早期(卡尼期)碳酸鹽緩坡和硅質(zhì)海綿礁遷移與造山楔驅(qū)動的動力學(xué)機(jī)制Vo-龍門山造山楔推進(jìn)速率;Vt-沉降速率;Vr-硅質(zhì)海綿礁生長速率;Vs-相對海平面上升速率;Vm-硅質(zhì)海綿礁和鮞粒灘的遷移速率;Vf-前緣隆起的遷移速率;SL-海平面Fig．9 Migration of the carbonate ramp and sponge build-up driven by the orogenic wedge advance in the early stage(Carnian)of Longmen Shan foreland basin

4 結(jié)論

根據(jù)地表露頭礁、鉆孔資料和地震反射剖面資料，本次對前陸緩坡帶鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁橫向遷移規(guī)律及其動力學(xué)機(jī)制進(jìn)行了初步分析，獲得如下初步結(jié)論:

(1)卡尼期龍門山前陸盆地顯示為西北厚東南薄的楔形盆地，在空間上從龍門山造山楔向前陸一側(cè)顯示為頁巖向碳酸鹽緩坡和硅質(zhì)海綿礁的變化過程，在垂向上顯示為鮞粒灰?guī)r灘-生物碎屑灘-硅質(zhì)海綿礁灰?guī)r-泥巖的向上變細(xì)變深的沉積序列;

(2)本區(qū)卡尼期存在前陸緩坡帶，介于前緣隆起剝蝕區(qū)與前淵凹陷之間，處于長期風(fēng)化、剝蝕狀態(tài)，古地形斜率較小，顯示為坡度小、無明顯古地形坡折的緩坡帶地貌特征;

(3)本區(qū)卡尼期硅質(zhì)海綿礁丘分布于前陸同斜緩坡的水深介于15～30m之間的位置，顯示為7條呈北東-南西向不連續(xù)的帶狀展布硅質(zhì)海綿礁丘和灘組合;

(4)本區(qū)卡尼期條帶狀展布的鮞粒灘-硅質(zhì)海綿礁丘組合是相對海平面持續(xù)上升背景中不斷在前陸緩坡開啟硅質(zhì)海綿礁群的生長窗而形成的產(chǎn)物;

(5)本次對卡尼期前陸盆地硅質(zhì)海綿礁遷移速率進(jìn)行了定量計算，結(jié)果表明硅質(zhì)海綿礁遷移速率(18mm·yr－1)與龍門山造山楔推進(jìn)速率(15mmy－1)基本一致，表明本區(qū)卡尼期前陸盆地碳酸鹽緩坡和硅質(zhì)海綿礁遷移速率與造山楔推進(jìn)速率之間存在耦合關(guān)系;

(6)本次提出了龍門山前陸盆地早期前陸型碳酸鹽緩坡和硅質(zhì)海綿礁的遷移模式與動力機(jī)制，認(rèn)為硅質(zhì)海綿礁的垂向淹沒過程和橫向遷移過程是龍門山造山楔向揚(yáng)子克拉通推進(jìn)過程的沉積響應(yīng)，顯示了在卡尼期松潘-甘孜殘留洋盆的迅速閉合和逆沖楔構(gòu)造負(fù)載向揚(yáng)子板塊推進(jìn)的動力學(xué)過程。

致謝 感謝吳熙純、趙霞飛、董順利、閆亮、楊榮軍、張自力、馬博琳和喬寶成所提供的幫助。

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