印支期龙门山造山楔推进作用与前陆型礁滩迁移过程研究*

2014-05-30李勇颜照坤苏德辰刘树根曹俊兴李海兵孙玮董顺利

岩石学报 2014年3期

李勇颜照坤苏德辰刘树根曹俊兴李海兵孙玮董顺利

1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室，成都理工大学，成都 610059 2.中国地质科学院地质研究所，北京 100037

龙门山作为青藏高原东缘的边界山脉，长约500km，主峰海拔高度达5000m，东侧为四川盆地。现今龙门山地区又位于晚三叠世藏北(羌塘)板块与华北板块和扬子板块碰撞和会聚的边缘，导致了古特提斯洋的关闭(Yin and Nie，1996;Zhou and Graham，1996;Li et al．，2001，2003)。龙门山目前的隆升速率约为0.3～0.4mm·yr－1(刘树根，1993)。在该地区自北西向南东依次为松潘-甘孜造山带、龙门山冲断带和前陆盆地，构成了一个完整的构造系统(许志琴等，1992;Chen et al．，1994;李勇等，1995;Burchfiel et al．，1995;Li et al．，2003)。

龙门山冲断带显示为一个典型的逆冲构造负载体系，导致了在扬子板块西缘挠曲沉降形成了前陆盆地 (刘和甫等，1994;李勇等，1995，2006b，c;Chen，1994;Burchfiel，1995;Li et al．，2003，2006a)。龙门山冲断带的构造变形起始于晚三叠世印支运动，并经历了燕山运动和喜山运动，龙门山幕式逆冲作用的构造驱动力来自于青藏高原中生代以来的基麦里大陆加积碰撞和印亚碰撞作用(Li et al．，2001)。龙门山及邻区的均衡重力异常显示龙门山地区的地壳尚未达到均衡状态(李勇等，2006b)，处于强烈的剥蚀阶段(Richardson，2008)，活动断层发育，具有明显的地震风险性(Kirby，2000;Li et al.，2001;李勇等，2006b;Densmore et al．，2005，2007，2010)。2008年5月12日发生在龙门山地区的汶川8.0级特大地震，属于逆冲-走滑型浅源地震，具有强烈构造缩短，破坏性巨大(Densmore et al．，2010)。

龙门山前陆盆地位于扬子板块的西部，是在震旦纪至中三叠世被动大陆边缘盆地的基础上形成的，其西侧为龙门山冲断带，东侧为前缘隆起(开江-沪州隆起)。盆地中充填了上三叠统至第四系，厚度超过10km(郭正吾等，1997;李勇等，1995;Li et al．，2003)。其中上三叠统超层序位于前陆盆地充填序列的最低部，自下而上被划分为马鞍塘组、小塘子组和须家河组，并被标定为3或4个构造地层单元(Li et al．，2003;李勇等，2010)。显示为西厚东薄的楔形体，由南东向北西逐渐变厚(图1)，剖面几何形态呈现为不对称状。在盆地西部，上三叠统地层的最大厚度超过3km，表明靠近造山带边缘的盆地西部具有很高的沉降速率(约0.2mm·yr－1，Li et al．，2003)，属于典型前陆盆地的近缘部分和前渊地区(图1)。盆地结构显示为西厚东薄，并向西倾斜的不对称盆地，沉降中心位于紧靠龙门山冲断带一侧，显示为深凹陷(前渊)，并与龙门山冲断带以一系列冲断层相接，部分已卷入龙门山冲断带;东部较浅，并以平缓的沉积斜坡与前陆隆起过渡。

在前陆盆地中充填最老的地层为晚三叠世卡尼期马鞍塘组，其与下覆中三叠统地层为区域性的微角度-平行不整合接触，显示为底部不整合面，显示为一个典型的挠曲前缘隆起不整合面(Li et al．，2003;李勇等，2011a，b)。马鞍塘组自下而上分为3段，下部为鲕粒滩和生物碎屑滩，中部为海绵礁，上部为黑色页岩，显示为向上变细的沉积序列。其中含大量菊石，可与国内外已知的卡尼阶菊石群完全对比，表明马鞍塘组属于晚三叠世卡尼期(Li et al．，2003)，持续时间为8.5Ma(Haq，1987)。马鞍塘组总体显示为向上变细、变深的沉积序列，由下至上显示为鲕粒滩-硅质海绵礁-黑色页岩的垂向沉积序列，总体显示为欠补偿的充填过程。目前所观察到的马鞍塘组最大厚度为250m(龙深1井)，位于现今前陆盆地以西的龙门山地区，向南东前陆方向地层厚度逐次减薄，显示马鞍塘组的几何形态为北西厚南东薄的楔形体(图1)，因此，马鞍塘期盆地显示为不对称的楔状前陆盆地。在平面上(图2)，鉴于卡尼期马鞍塘组分布于底部不整合面之上。因此，底部不整合面的几何形态和坡度基本上可以代表卡尼期前陆缓坡的几何形态和坡度。在图2中底部不整合面显示为一个向北西倾斜的同斜缓坡，地形斜率较小，具有典型的缓坡度的同斜缓坡带地貌特征，现今在北川断裂以东残留的卡尼期缓坡的长度约100～120km，残留的最大地层厚度为243m，初步估算的该缓坡的古坡度约为1°～2°，地形斜率极小。盆地的西部为深水相盆地，主要由黑色页岩和泥岩组成，其中夹粉砂岩和泥灰岩，底部见鲕粒灰岩，厚度仅为2.7m(龙深1井)，盆地的中东部为碳酸盐缓坡和硅质海绵礁，表明马鞍塘组的沉积样式以深水泥页岩和点礁、鲕粒滩为主，显示为盆地处于欠补偿阶段，其与欧洲阿尔卑斯山前陆盆地的欠补偿阶段(Sinclair et al．，1998)具有相似性。

图1 晚三叠世龙门山前陆盆地的地层格架(据李勇等，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马鞍塘组中出现了一套硅质海绵礁和鲕粒滩(Wendt et al．，1989;Li et al．，2003;吴熙纯，2009;杨荣军等，2009;刘树根等，2009)，在地表已确认了22个硅质海绵礁，分布于龙门山前缘地区的安县-绵竹一带，呈SW-NE向条带状展布，主要为群体六射海绵(Wendt et al．，1989;吴熙纯，2009)。近年来，在龙门山冲断带内钻孔(龙深1井，2007年完钻，钻深约7km)和前陆盆地内部钻孔(川科1井，2009年完钻，钻深约5km)均揭示卡尼期缓坡型碳酸盐岩的存在。此外，在前陆盆地内部的地震反射剖面中发现了4个可疑硅质海绵礁，呈现为丘状反射体，可以用来约束在龙门山前陆盆地早期(卡尼期)马鞍塘组硅质海绵礁和滩的空间展布情况。这些硅质海绵礁带和鲕粒滩带在走向上的延伸方向与龙门山造山带走向的方向大致平行，表明这些硅质海绵礁带和鲕粒滩带的形成可能与龙门山造山楔构造负载所导致的扬子板块西部的挠曲沉降相关，因此，发育在底部不整合面之上的前陆型马鞍塘组硅质海绵礁和鲕粒滩，也应该是一个挠曲前缘隆起不整合面上所发育的硅质海绵礁和鲕粒滩的典型实例(Li et al．，2003)。

碳酸盐缓坡和生物礁是前陆盆地早期的典型的沉积物类型之一(Dorobek，1995)，如在欧洲新生代阿尔卑斯前陆盆地就发育类似的碳酸盐缓坡沉积物，主要由货币虫灰岩构成(Crampton and Allen，1995;Allen et al．，2001);在非洲纳米比亚新元古代Nama前陆盆地发育以Namacalathus-Cloudina生物礁为代表的碳酸盐缓坡型沉积物(Saylor，1995);在北美阿巴拉契亚前陆盆地发育碳酸盐缓坡沉积物，并具有从前陆克拉通向造山楔一侧显示了由碳酸盐缓坡向页岩的相变过程(Castle，2001)。这些碳酸盐缓坡和生物礁均被解释为位于克拉通边缘透光带的生物骨架灰岩因挠曲沉降作用被海水淹没的过程，显示了造山楔逆冲作用与前陆型碳酸盐缓坡之间在成因机制上存在着耦合关系。鉴于马鞍塘期碳酸盐缓坡和海绵礁的产出状态与上述前陆盆地所发育远端碳酸盐缓坡型沉积物非常相似，因此，我们认为本区马鞍塘期鲕粒滩和硅质海绵礁属于前陆型碳酸盐缓坡和生物礁。

鉴于此，本文以造山楔构造负载作用与前陆盆地沉降作用之间的动力耦合关系为理论依据，根据地表露头、钻孔剖面和地震反射剖面资料，在前期对前陆型鲕粒滩-硅质海绵礁组合显示为鲕粒灰岩滩-生物碎屑滩-硅质海绵礁灰岩-泥页岩的垂向沉积序列及其在相对海平面的持续上升中鲕粒滩-硅质海绵礁被淹没致死的过程研究(李勇等，2011b)的基础上，本文重点研究龙门山前陆盆地早期前陆型鲕粒滩-硅质海绵礁组合在横向上的分带性和迁移规律，定量计算卡尼期鲕粒滩和硅质海绵礁的迁移速率，并与龙门山造山楔推进速率进行对比，探索印支期龙门山逆冲楔推进速率对前陆鲕粒滩-硅质海绵礁丘迁移速率的控制作用，进而建立前陆碳酸盐缓坡型鲕粒滩和海绵礁迁移速率及其与造山楔推进速率的耦合关系，为印支期龙门山造山楔初始形成时间并向扬子板块推进事件的标定提供科学依据。

图2 龙门山前陆盆地早期(卡尼期)马鞍塘组充填序列(据李勇等，2011b)Fig．2 Filled sequence in Maantang Formation at the early stage(Carnian)of Longmen Shan foreland basin(after Li et al．，2011b)

1 前陆缓坡型硅质海绵礁和滩的分带性

在龙门山前陆盆地底部不整合面之上存在一套卡尼期硅质海绵礁和鲕粒滩为标志的碳酸盐缓坡型沉积物(图1、图2)。在地表主要由绵竹汉旺、安县雎水和江油马鞍塘等地的硅质海绵礁和鲕粒滩组成。近年来，在龙门山冲断带内钻孔(龙深1井，2007年完钻，钻深约7km)和前陆盆地内部钻孔(川科1井，2009年完钻，钻深约5km)均揭示卡尼期缓坡型碳酸盐岩的存在。此外，通过对研究区地震资料的分析，在前陆盆地内部的地震反射剖面中发现了4个可疑硅质海绵礁，呈现为丘状反射体;利用地震的倒谱分析对微弱信号的放大作用，识别出了部分地区礁滩相沉积的分布范围，这些礁滩相沉积区呈条带状分布，并且这些条带与NE-SW走向的龙门山冲断带平行(图3)。这些资料可以用来约束在龙门山前陆盆地早期(卡尼期)马鞍塘组硅质海绵礁和滩的空间展布情况。

图3 采用地震的倒谱分析方法识别礁滩相沉积分布图红色区域是高置信度的礁滩相沉积分布区域;黄色区域是置信度较高的礁滩相沉积分布区域;地层等厚图据Li et al．，2003.C=成都;E=峨眉;D=都江堰;De=德阳;M=绵阳;G=广元;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，本次对地表礁露头、钻孔和地震反射剖面所标定的马鞍塘组硅质海绵礁和鲕粒滩进行了统计和空间标定(表1、表2)，结合硅质海绵礁和鲕粒滩的残留厚度、沉积相、测井相和地震相，编制了龙门山前陆盆地早期硅质海绵礁和鲕粒滩的平面展布图(图4)。初步结果表明，硅质海绵礁和鲕粒滩呈NE向带状分布，其长轴方向平行于龙门山造山带的走向。在垂直龙门山走向方向上，可将这些硅质海绵礁和鲕粒滩划分为7条硅质海绵礁或鲕粒滩带，自北西向南东分别命名为1带、2带、3带、4带、5带、6带和7带，代表了硅质海绵礁和鲕粒滩在前陆缓坡带的空间展布规律和分带性。其中第1带根据龙门山冲断带内龙深1井标定，第2带据地表露头标定，第3带和4带根据盆地西缘钻孔资料标定，5带、6带和7带根据地震反射剖面所标定(图4)。

1.1 第1带

第1带位于现今的龙门山区彭灌断裂西侧，显示为鲕粒滩带(图3);以龙深1井为代表(图3、图4、图5)，该带距现今龙门山中央断裂(北川断层)约10km。龙深1井位于龙门山中段彭州地区的飞来峰上，钻深7180m，打穿了由石炭系灰岩组成的飞来峰、上三叠统须家河组、小塘子组、马鞍塘组和中三叠统雷口坡组和嘉陵江组，其中马鞍塘组见于井深5532.00m至5775.00m之间，厚度为243m，沉积物为黑色页岩夹深灰色粉-微晶灰岩及灰色粉砂岩，底部为深灰色鲕粒生屑灰岩，厚度为2.6m，中部为深灰色粉-微晶灰岩及灰色粉砂岩夹黑色页岩，上部为黑色页岩夹深灰色粉-微晶灰岩及粉砂岩，总体显示了向上变细、变深的沉积序列。该钻孔岩芯提供了以下信息:(1)马鞍塘组与雷口坡组之间为连续沉积，表现为整合面，未见风化壳、古土壤等暴露标志，也缺乏表生成岩作用形成的暴露溶蚀作用，表现为无侵蚀作用和无地层缺失。表明该区域有继承性的大陆边缘水深，使该地区覆盖于海平面以下，未发生陆地上的侵蚀作用。因此，我们可以推测在龙门山及其以西地区，卡尼期地层与下伏中三叠世地层为整合接触(图4)。(2)马鞍塘组总体显示了向上变细、变深的沉积序列，显示了相对海平面处于持续的上升过程;(3)在马鞍塘组底部发现了鲕粒滩，厚度仅为2.6m，表明在现今龙门山区的位置仍存在鲕粒滩，但厚度已非常薄。鉴于在缓坡上鲕粒滩最远可分布于中缓坡向外缓坡的转换部位(Flügel，2004)，因此，我们推测第1带鲕粒滩可能处于前陆缓坡上中缓坡向外缓坡的转换部位。

表1 龙门山前陆盆地卡尼期碳酸盐缓坡和海绵礁的分带特征Table 1 The zone of carbonate ramp and sponge reefs in the Carnian Longmen Shan foreland basin

表2 第2带硅质海绵礁的厚度统计表Table 2 The height of sponge reefs in the second zone

1.2 第2带

图4 龙门山前陆盆地早期(卡尼期)硅质海绵礁和滩的分带性地层等厚图据Li et al．2003.C=成都;E=峨眉;D=都江堰;De=德阳;M=绵阳;G=广元;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带位于现今的龙门山前缘地区，以安县睢水、绵竹汉旺等地表剖面为代表(图4、图5、表2)，显示为硅质海绵礁和鲕粒滩带。该带距北川断层现在所处位置约20km，在NE方向上延伸的长度为149～178km，在NW方向的宽度可能只有4～5km。马鞍塘组与雷口坡组之间显示为平行不整合接触或角度不整合接触，在接触面上发育冲蚀坑、古喀斯特溶沟、溶洞、溶岩角砾、古风化壳的褐铁矿、粘土层及石英、燧石细砾岩等底砾岩。马鞍塘组可明显分为3段，其中下段由鲕粒灰岩和生物骨屑灰岩组成，显示为鲕粒滩和生物骨屑滩，可见海绵、海百合、苔藓虫、珊瑚等底栖型海相化石;中段由硅质海绵礁构成，高度一般在2～80m不等，其中最高的礁出露在安县雎水一带，达到80m。硅质海绵礁的成礁方式主要是群体海绵的障积式为主，辅以蓝-绿藻的粘结式，由礁核、礁顶、礁翼3个部分构成;上段由黑色页岩夹深灰色粉-微晶灰岩及灰色粉砂岩构成，以菊石、瓣鳃、腕足类等游泳和浮游型海相化石为主，生物数量大减，海绵绝迹，但游泳的双壳和菊石增多，黄铁矿丰富，代表较深水或闭塞海湾相沉积。

1.3 第3带

第3带位于现今的四川盆地西北部边缘，以川79井、川21井为代表(图4、图5)，显示为鲕粒滩带。该带距北川断层约30km。马鞍塘组与雷口坡组之间为不整合面，显示不连续沉积。马鞍塘组可明显分为2段，其中下段由鲕粒灰岩和生物骨屑灰岩组成，显示为鲕粒滩和生物骨屑滩;上段由黑色页岩夹深灰色粉-微晶灰岩及灰色粉砂岩构成。马鞍塘组总体显示了向上变细、变深的沉积序列。鲕粒灰岩的厚度为20～50m，未见硅质海绵礁。

1.4 第4带

第4带位于现今四川盆地的西部地区，以川科1井(图4、图5)为代表，显示为鲕粒滩带。该带距北川断裂约40km。马鞍塘组与下伏雷口坡组为不整合接触，具有地层缺失，具强烈侵蚀作用。该组由下部和上部构成，下部为鲕粒灰岩和生物骨屑灰岩组成，厚度约120～130m，其中鲕粒灰岩主要由深灰色中-厚层亮晶含骨屑藻鲕灰岩组成，显示为鲕粒滩，生物骨屑灰岩主要为黑灰色中-厚层泥微晶含藻骨屑灰岩。上部主要为黑色页岩，夹泥灰岩和粉砂岩，厚度约70～80m，代表较深水或闭塞海湾相沉积。

图5 马鞍塘组硅质海绵礁-鲕粒滩-生物碎屑滩对比图(NW-SE方向)LS-1:龙深1井;MH:绵竹汉旺剖面;CH-21:川合21井;CK-1:川科1井;⑤据地震丘状异常体解释剖面;⑥据229线地震剖面丘状异常体解释剖面;⑦据213线地震剖面丘状异常体解释剖面;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带

第5带位于德阳北东侧，以地震反射剖面(NE测线)丘状反射体为代表，推测为硅质海绵礁和鲕粒滩带(图4、图5)，该带距北川断裂约70km。在地震反射剖面(NE测线)马鞍塘组中发现了1个可疑硅质海绵礁，位于川合140井东北侧。该地区马鞍塘组埋深为5200～6000m之间，其与下伏雷口坡组为平行不整合接触关系。在地震剖面上该界面上下的速度差异很大，界面本身显示为一套强反射轴，连续性非常好，在整个四川盆地具有良好的可对比性，是区分中三叠统与上三叠统的重要标志。马鞍塘组的厚度为200m左右。在马鞍塘组内明显出现了一些丘状异常体，分布不连续，内部为杂乱反射。丘状异常体的底部为一套强反射轴，显示与下伏地层为平行不整合接触关系。在丘状反射体之间和顶部为席状反射层，表明侧翼地层和顶部地层呈超覆和披盖于丘状异常体之上，可能为礁盖和礁间的泥页岩沉积物。丘状异常体的形态呈不对称状，显示为一翼较陡，一翼较缓，具有礁体的形态特征。该丘状反射体的标定，表明该区可能存在1个条带的可疑硅质海绵礁。

1.6 第6带

第6带位于德阳东侧，显示为硅质海绵礁和鲕粒滩带(图4～图7)，该带距北川断裂约84km。在地震反射剖面(229测线)的马鞍塘组中发现了1个可疑的硅质海绵礁，位于川江566井西南侧。在该剖面中马鞍塘组埋深为5200～6000m，其与下伏雷口坡组为平行不整合接触关系，该界面的速度差异很大，在地震剖面上反映为一套强反射轴，连续性非常好(图7)。这套反射特征在整个四川盆地具有非常好的可对比性，是区分上三叠统与其下伏地层的重要标志。马鞍塘组的厚度为200m左右(按拉平线之上0.1秒范围(速度取4000m/s，双程旅行时间)，即蓝线至2.5秒线的范围内)。该可疑硅质海绵礁呈现为丘状反射体，在空间上呈NE向不连续的带状展布。丘状反射体的内部为杂乱反射，高度为140m左右，宽度为2000m不等。丘状异常体的形态呈不对称状，显示为礁前较陡，礁后较缓，具有礁体的形态特征，在丘状反射体之间为席状反射层，两侧地层披覆其上，可能为礁间泥页岩沉积物。在丘状反射体顶部为席状反射层，可能为礁盖的泥页岩沉积物。该丘状反射体的标定，表明该区存在1个条带的可疑硅质海绵礁。

1.7 第7带

图6 龙门山前陆盆地马鞍塘组和小塘子组地层等厚图及丘状异常体分布图Fig．6 The isopach map of Maantang Formation and Xitangzi Formation，show hummocky abnormal body and reefs in seismic profile

第7带位于金堂地区，显示为硅质海绵礁和鲕粒滩带(图4～图8)，该带距北川断裂约98km。在地震反射剖面(213测线)的马鞍塘组中发现了3个可疑硅质海绵礁，位于川泉171井东北侧。在该剖面中马鞍塘组埋深一般为5200～6000m，其与下伏雷口坡组为平行不整合接触关系，该界面的速度差异很大，在地震剖面上反映为界面是一套强反射轴，连续性非常好(图7)。这套反射特征在整个四川盆地具有非常好的可对比性，是区分中三叠统与马鞍塘组的重要标志。马鞍塘组的厚度为200m左右(据拉平线之上0.1秒范围(速度取4000m/s，双程旅行时间)，即蓝线至2.5秒线的范围内，图7)。该可疑硅质海绵礁呈现为丘状反射体，呈NE向不连续的带状展布，高度为40m左右，宽度为900～4200m不等。丘状反射体具有对称性。丘状反射体之间为席状反射层，在披覆反射轴之上同相轴强弱相间，反映地层岩性变化关系为砂泥岩互层，可能为礁间沉积物。丘状反射体的顶部为席状反射层，可能为礁盖的泥页岩沉积物。该3个丘状反射体的标定，表明该区存在1个条带的可疑硅质海绵礁。由该带再向南东方向碳酸盐缓坡型沉积物消失，代之而起的是滨岸相砂泥岩沉积物(图5，如LSH-1井，洛深1井)

2 前陆缓坡型硅质海绵礁和滩的迁移速率

李勇等(2011b)曾计算了硅质海绵礁的生长速率(0.04mm·yr－1)和相对海平面上升速率(0.01～0.05mm·yr－1)，结果表明，本区卡尼期相对海平面处于持续的上升过程，只有当相对海平面上升速率与硅质海绵礁生长速度相等时，硅质海绵礁才可以持续保持垂直向上生长状态。在卡尼期中期，相对海平面变化速率为0.04mm·yr－1，其与硅质海绵礁生长速度(0.04mm·yr－1)相等，硅质海绵礁持续保持垂直向上生长状态，由于礁顶的水深一直保持一定的水平，礁体一直稳定的生长。如果相对海平面上升速率小于硅质海绵礁生长速度时，不会有硅质海绵礁生长，如在卡尼期早期仅有鲕粒滩生长;如果相对海平面上升速率大于硅质海绵礁生长速度时，硅质海绵礁会被淹没致死，如在卡尼期晚期，海平面上升速率(0.05mm·yr－1)大于硅质海绵礁的生长速度(0.04mm·yr－1)，造礁生物不能适应水深太大的环境，导致礁体逐渐被淹溺而死。

图7 龙门山前陆盆地229和213地震测线马鞍塘组地震丘状异常体示意图Fig．7 The schematic diagram of hummocky abnormal body in Seismic profile 229 and 213 of Maantang Formation in the Longmen Shan foreland basin

图8 龙门山前陆盆地马鞍塘组年代地层格架(据Lnw07-124地震反射剖面解释与钻孔标定)Fig．8 Chronostratigraphic framework of Maantang Formation in Longmen Shan foreland basin(from Seismic profile Lnw07-124)

典型的浅水型欧洲晚侏罗世硅质海绵-钙菌礁丘只能发育在同斜缓坡(Brunton and Dixon，1994;Leinfelder，2001)，而且硅质海绵礁丘主要限制在同斜缓坡中下部到外缓坡之间，水深为15～30m之间的位置(Leinfelder，2001)。据此，我们推测本区卡尼期7个条带的硅质海绵礁丘也应分布于前陆同斜缓坡水深为15～30m的位置，卡尼期前陆缓坡带的长度约100～120km，分布于缓坡带上的任何单条鲕粒滩-硅质海绵礁组合都会在相对海平面持续上升过程中被淹没致死。

因此，我们推测在卡尼期相对海平面初始上升过程中，海水逐渐覆盖前陆缓坡，向海岸上超，在15～30m深度的前陆同斜缓坡上发育了鲕粒滩-硅质海绵礁丘组合。在相对海平面持续上升过程中，海水变深，海水不断地向南东的前陆缓坡超覆，迫使硅质海绵礁、滩沿不整合面向前陆缓坡浅水方向超覆和迁移，才不至于淹没致死，所以逐次横向迁移形成了7条呈北东-南西向带状展布的硅质海绵礁丘和滩组合，而且越在南东方向出现的硅质海绵礁丘和滩，其时代越新。因此，本区卡尼期条带状展布的鲕粒滩-硅质海绵礁丘组合是相对海平面持续上升背景中不断在前陆缓坡上开启了硅质海绵礁群的生长窗而形成的产物。

综上所述，本区卡尼期硅质海绵礁和滩硅质海绵礁呈NE向带状平行分布，可分为7个条带，我们要计算硅质海绵礁丘和滩相沿着垂直与龙门山断层走向的迁移，即沿着NWSE方向的迁移性，就需要确定迁移的距离和迁移的时间。根据对7个硅质海绵礁和滩条带空间位置的标定，以龙门山中央断裂-北川断裂为基准点，可以初步确定7个条带分别距北川断裂的距离为:10km，20km，30km，40km，70km，84km，98km(未考虑构造缩短作用对平面距离的影响)。鉴于本区硅质海绵礁和滩条带形成于卡尼期早期和中期，持续的时间分别为2.2Myr和3.1Myr，即本区硅质海绵礁和滩最大的持续时间为5.3Ma。因此，硅质海绵礁丘和滩相平均的迁移速率为(98km/5.3Myr)18.49mm·yr－1。虽然从理论上7个硅质海绵礁和滩条带的年龄由北西向南东方向逐次变新，但是我们尚不能确切地确定每一个硅质海绵礁和滩条带的持续时间和迁移速率。如果我们将本区硅质海绵礁和滩最大的持续时间(5.3Myr)分为7等份，每一等份的时间跨度为0.76Myr。鉴于每个带之间的距离介于10～14km之间，据此可计算其迁移速率为13～18mm·yr－1。

此外，7个硅质海绵礁和滩条带的非连续的出现必然反映了在此期间至少存在7次以上的相对海平面上升的事件，这表明相对海平面上升过程和硅质海绵礁和滩条带的横向迁移不是匀速的，而是非连续的幕式，从而间接地说明了龙门山造山楔向前陆缓坡的推移是幕式的，并至少存在7次推进事件。

3 前陆缓坡型硅质海绵礁和滩迁移的动力学机制

近年来，前陆盆地沉降与逆冲构造负载系统的动力学模拟已取得显著进展，其基本理论是利用加载于弹性板片上的构造负载侵位来模拟前陆盆地的沉降(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)曾采用冲断楔形体推进速率、冲断体表面坡度、沉积物搬运系数、弹性厚度Te和挠曲波长等参数对前陆盆地沉降与造山楔逆冲推覆作用进行模拟，认为前陆盆地的相对海平面上升和前陆型碳酸盐缓坡的淹没是前陆板块挠曲沉降的结果。

表3 卡尼期龙门山前陆盆地模拟参数值和计算值Table 3 Some parameters in Carnian Longmen Shan foreland basin

Li et al．(2003)曾采用一维弹性挠曲模式，模拟了龙门山幕式构造负载加载于初始弹性板片之上所产生的挠曲沉降，认为龙门山前陆盆地形成机制为构造负载，模拟的结果表明:挠曲盆地的挠曲刚度为5×1023～5×1024Nm(相当的弹性地层厚度为43～55km);龙门山冲断带负载系统向扬子克拉通推进速率为5～15mm·y－1。基于这一模拟结果，本文试图探讨龙门山造山楔推进速率与前陆盆地硅质海绵礁和鲕粒滩横向迁移速率之间的定量关系。在前文中的计算结果已表明(表3)，前陆盆地中卡尼期硅质海绵礁丘和滩相的平均迁移速率为18.49mm·yr－1，其与龙门山造山楔推进速率15mm·y－1相比较，两种计算结果不仅在同一个数量级上，而且十分相近，显示了计算结果具有一定的可信度。表明本区卡尼期前陆盆地碳酸盐缓坡和硅质海绵礁迁移速率与造山楔推进速率之间存在耦合关系，而且是在同一个数量级上和同步的，卡尼期龙门山前陆盆地的卡尼期硅质海绵礁丘和滩相的横向迁移速率直接受控于龙门山造山楔推进速率。

根据本次的研究成果，我们提出了龙门山前陆盆地早期前陆型碳酸盐缓坡和硅质海绵礁的迁移模式与动力机制(图9)，其形成的过程为:龙门山造山楔构造负载导致了前陆盆地基底的挠曲沉降，驱动了相对海平面的持续上升，前陆盆地处于欠补偿状态;当相对海平面上升速率等于硅质海绵礁生长速率时，在15～30m深度的前陆同斜缓坡上发育了鲕粒滩-硅质海绵礁丘组合;在相对海平面持续上升过程中，当相对海平面上升速率大于硅质海绵礁生长速率时，海水变深，礁顶的水深逐步变大，造礁生物不能适应水深的环境，而导致单条带的礁体逐渐被淹没致死。但是，在相对海平面持续上升过程中，海水不断地向南东的前陆缓坡超覆，在前陆缓坡不断开启了新的硅质海绵礁群的生长窗，迫使硅质海绵礁、滩向前陆缓坡浅水方向不断迁移，才不至于淹没致死，所以才形成了7条呈北东-南西向不连续的带状展布硅质海绵礁丘和滩组合，并随着逆冲楔的推进向南东方向的前陆缓坡迁移，表明印支期龙门山逆冲楔构造负载对前陆缓坡鲕粒滩-硅质海绵礁丘形成具有控制作用，是扬子板块西缘造山楔构造负载的挠曲变形的产物。因此，我们推测本区卡尼期条带状展布的鲕粒滩-硅质海绵礁丘组合是相对海平面持续上升背景下不断开启的硅质海绵礁群的生长窗而形成的，硅质海绵礁的淹没过程和迁移过程是龙门山造山楔向扬子克拉通推进过程的沉积响应，显示了在卡尼期松潘-甘孜残留洋盆的迅速闭合和逆冲楔构造负载向扬子板块推进的动力学过程。

图9 龙门山前陆盆地早期(卡尼期)碳酸盐缓坡和硅质海绵礁迁移与造山楔驱动的动力学机制Vo-龙门山造山楔推进速率;Vt-沉降速率;Vr-硅质海绵礁生长速率;Vs-相对海平面上升速率;Vm-硅质海绵礁和鲕粒滩的迁移速率;Vf-前缘隆起的迁移速率;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 结论

根据地表露头礁、钻孔资料和地震反射剖面资料，本次对前陆缓坡带鲕粒滩-硅质海绵礁横向迁移规律及其动力学机制进行了初步分析，获得如下初步结论:

(1)卡尼期龙门山前陆盆地显示为西北厚东南薄的楔形盆地，在空间上从龙门山造山楔向前陆一侧显示为页岩向碳酸盐缓坡和硅质海绵礁的变化过程，在垂向上显示为鲕粒灰岩滩-生物碎屑滩-硅质海绵礁灰岩-泥岩的向上变细变深的沉积序列;

(2)本区卡尼期存在前陆缓坡带，介于前缘隆起剥蚀区与前渊凹陷之间，处于长期风化、剥蚀状态，古地形斜率较小，显示为坡度小、无明显古地形坡折的缓坡带地貌特征;

(3)本区卡尼期硅质海绵礁丘分布于前陆同斜缓坡的水深介于15～30m之间的位置，显示为7条呈北东-南西向不连续的带状展布硅质海绵礁丘和滩组合;

(4)本区卡尼期条带状展布的鲕粒滩-硅质海绵礁丘组合是相对海平面持续上升背景中不断在前陆缓坡开启硅质海绵礁群的生长窗而形成的产物;

(5)本次对卡尼期前陆盆地硅质海绵礁迁移速率进行了定量计算，结果表明硅质海绵礁迁移速率(18mm·yr－1)与龙门山造山楔推进速率(15mmy－1)基本一致，表明本区卡尼期前陆盆地碳酸盐缓坡和硅质海绵礁迁移速率与造山楔推进速率之间存在耦合关系;

(6)本次提出了龙门山前陆盆地早期前陆型碳酸盐缓坡和硅质海绵礁的迁移模式与动力机制，认为硅质海绵礁的垂向淹没过程和横向迁移过程是龙门山造山楔向扬子克拉通推进过程的沉积响应，显示了在卡尼期松潘-甘孜残留洋盆的迅速闭合和逆冲楔构造负载向扬子板块推进的动力学过程。

致谢感谢吴熙纯、赵霞飞、董顺利、闫亮、杨荣军、张自力、马博琳和乔宝成所提供的帮助。

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