杨 雨, 钟 原, 李林娟

(1.中国石油西南油气田分公司，成都 610051; 2.西南油气田勘探开发研究院，成都 610041)

1 地质概况

中-晚二叠世受盆地多期构造运动(尤其是勉略洋打开及峨眉地裂运动)影响，扬子板块北缘开始发育裂陷群，川东地区在拉张应力[8-10]的作用下，开江—梁平海槽逐渐形成。海槽从中二叠世晚期开始发育，于晚二叠世长兴期勉略洋持续扩张和NW向基底断裂活动的断陷期规模达到最大，最终在早三叠世飞仙关期勉略洋闭合阶段逐渐消亡[11]。其在长兴早期为缓坡沉积，而长兴中晚期演化为镶边台地沉积环境，该时期台缘生物礁及生屑滩沿海槽镶边分布[12-14](图1)。飞仙关早期为鲕粒滩主要发育时期，中晚期海槽由于“填平补齐”逐渐演变为局限台地环境，以发育潮坪、潟湖为特征[15-16]。

2 礁滩组合样式及分布规律

基于环开江—梁平海槽周缘礁滩代表区块(龙岗、HLC、WBT)钻井、录井、测井资料，在单井沉积相划分的基础上进行连井沉积相对比，梳理出长兴组、飞仙关组不同的礁滩叠置组合类型，进一步总结不同组合类型与台缘形态的关系，同时明确其平面分布特征。

2.1 陡缘礁滩加积叠置型组合

从长兴期沉积格局(图1)可知，长兴期海槽西侧的龙岗及东侧的普光地区总体上具有较陡的台地前缘斜坡。以龙岗地区为例，通过自台地向海槽方向的沉积相连井对比剖面可观察到沉积初期地貌差异促使长兴组生物礁形成较早，生物礁的生长进一步加剧了地貌差异，并在此基础上继续成礁，促进台缘障壁的形成，这一过程持续到长兴末期，最终形成了从长兴组沉积初期开始向上连续发育的多个生物礁旋回，台缘地区长兴组累计厚度最大，并形成较陡的台地边缘斜坡(图2)。

图1 开江—梁平海槽区域位置及长兴期沉积格局图Fig.1 Location of Kaijiang-Liangping trough and sedimentary pattern in the Changxing Formation period (据王兴志等[11]、徐安娜等[12]、魏国齐等[13]，有修改)

长兴组每一期生物礁的顶部往往在海平面下降阶段形成生屑滩，并发生强烈白云石化作用。长兴期结束后，由于生物礁发育区地貌位置较高，又为飞仙关组早期的浅水鲕粒滩发育创造了条件。在较陡的台地边缘，长兴组礁滩垂向上叠置了飞仙关组鲕滩，这种礁滩组合类型称为陡缘加积叠置型(图2)。

图2 陡缘加积叠置型礁滩组合实例Fig.2 An example of steep-edge accretion overlapped reef-shoal combination(位置见图1中的 A-A’剖面)

2.2 次陡缘礁后滩叠置型组合

以开江—梁平海槽东侧HLC地区为典型代表，该区域长兴期台缘坡度相对较缓，其生物礁累计厚度偏小，但礁体横向宽度相对较大。礁体向上逐渐演变为斜坡环境，未见飞仙关组早期鲕滩加积叠置。鲕滩开始出现的位置位于礁体上方靠台内一侧的Du2井，相当于“礁后”环境，这种礁滩组合类型即为次陡缘礁后滩叠置型(图3)。

图3 次陡缘礁后滩叠置型组合实例Fig.3 An example of sub-steep-edge post-reef-shoal overlapped combination (位置见图1中的 B-B’剖面)

2.3 缓缘单礁型组合

海槽东南侧WBT地区长兴期台缘斜坡的坡度十分平缓，自台地向斜坡、海槽方向的沉积相连井对比剖面上可明显看到上二叠统厚度逐渐变薄，TD67、TD11井发育生物礁，但其地层厚度相对台地一侧较薄，这与陡缘型镶边台地有明显区别；并且在生物礁上方逐渐变为斜坡低能沉积，这一特征一直持续到飞仙关组沉积初期，未见鲕粒滩发育，纵向上自下至上为生物礁-斜坡沉积，这种组合称之为缓缘单礁型(图4)。

图4 缓缘单礁型组合实例Fig.4 An example of gentle-edge single reef combination(位置见图1中的 C-C’剖面)

平面上，海槽西侧陡缘礁滩加积叠置型组合以长兴组台缘礁滩带为轴线，飞仙关组鲕滩范围向其两侧近乎均匀展布或略向台内一侧偏移(图5)；次陡缘礁后滩叠置型组合鲕滩在平面上分布于海槽东侧长兴组礁滩带东北方向的向台地内部一侧，而向海槽一侧几乎未见鲕滩发育(图5)；缓缘单礁型组合平面上仅见长兴组礁滩带，周缘基本不发育飞仙关组鲕粒滩(图5)。

图5 礁滩平面分布特征及代表区域典型纵向组合模式Fig.5 Reef-shoal plane distribution characteristics and typical longitudinal combination model of representative regions

3 礁滩组合主控因素与成因模式

对于碳酸盐岩礁滩而言，其发育程度以及规模大小主要受沉积期地貌、水动力强度、碳酸盐沉积及生物供应速率等条件共同控制，而决定上述多种条件的因素主要包括构造活动与海平面变化，这两大因素决定了礁滩组合形成过程具有的差异性[17-19]。

将不同车速下各个位置空气弹簧内压的最大值与最小值列于表2，并计算出每种工况下空气弹簧内压的最大波动。由表2中的计算结果可知，交会车速越高，空气弹簧的内压波动越大，当两列动车组以450 km/h的车速交会时，空气弹簧的内压波动可以达到30.73%。而空气弹簧的内部压力会直接影响空气弹簧的动态特性[5-6]，因此需要基于空气弹簧的气动响应深入分析动车组在交会时的整车动力学特性，并对其运行安全性进行评判。

3.1 构造活动及海平面变化控制了礁滩组合分布

3.1.1 基底断裂控制了台缘地貌变化

基底断裂的活动是导致开江—梁平裂陷海槽形成的主要原因[20]。中二叠世—早三叠世，由于特提斯洋北带勉略洋打开，使扬子板块西部边缘发生了洋壳扩张，开江—梁平海槽就是在这种应力背景下形成于扬子板块北部被动大陆边缘的裂陷海槽，海槽的形成与四川盆地北西向基底断裂的活动密切相关。

根据基底断裂分布的相关资料，开江—梁平海槽内部的16号基底断裂与海槽斜交，在铁山至梁平地区更靠近开江—梁平海槽西侧。基底断裂拉张所形成的同沉积作用很可能控制着开江—梁平海槽以及周缘地貌形态。基底断裂与海槽的斜交关系反映了断层拉张过程受力不均，基底断层在海槽中部至西北部基本是近垂直的高角度正断层，而在海槽东南部断层面发生扭转，断面角度变缓，呈北东倾向。这种断层形态特征对开江—梁平海槽的拉伸形态起到了控制作用，造成了在海槽中部至西北部东西两侧拉张沉降基本一致，形态基本对称；而在海槽的东南部，则存在非对称拉张现象，海槽西侧靠近基底断层，同沉积拉张沉陷作用使其具有比海槽东侧更陡的台缘沉积地貌。

因此，受基底断裂控制导致在海槽两侧不同地区形成陡缓程度不同的台缘沉积地貌，这为后期生物礁滩的生长奠定了基础；而生物礁滩的进一步生长反过来又加剧台缘地貌的分异，进而控制后期飞仙关组鲕滩的形成，最终在纵向及平面上形成不同的礁滩组合类型和分布特征。

3.1.2 海平面控制了礁滩生长速率

扬子地区长期海平面变化曲线揭示在长兴期海平面持续上升，长兴晚期海平面达到仅次于早三叠世的高峰, 至长兴末期才开始海退[21]。当生物礁生长速率与海平面上升速率匹配良好时，有利于生物礁发育。若礁体生长速率大于海平面上升速率，即相对海平面下降，生物礁则容易发生频繁暴露而导致“干死”，形成海侵并进型生物礁；反之，礁体生长速率小于海平面上升速率时，相对海平面上升，当达到不适于生物生长发育的水体深度后，礁体将被“淹死”，即停止生长，形成海侵追补型生物礁。对于局部地区，由于沉积地貌的相对高低和相对海平面的动态变化，将导致同一区域不同时期水体能量及沉积特征的不同，最终导致纵向上及平面上礁滩及相带组合分布出现差异。

3.2 多类型礁滩组合成因模式分析

3.2.1 陡台缘礁滩组合成因模式

长兴组沉积初期，由于海平面逐渐上升及基底断裂的活动，可能在海槽西侧微古地貌高地及高角度同沉积断裂上升盘附近浅水区域开始发育生物礁，下降盘地貌较低且水体较深，为斜坡及盆地环境；随着海平面的不断上升，生物礁以极快的速率在垂向上生长加厚，同时由于同沉积断裂活动的加强，导致整体地貌分异进一步加大，并且沿断裂上涌的热液也为附近的生物礁生长提供了营养物质[22-24]。这一过程一直持续到长兴组沉积末期，形成了坡度极大的台地边缘，台地与海槽可明显进行区分。进入飞仙关组沉积初期之后，由于基底断裂活动的减弱或停止，海平面相对下降，因此在长兴组生物礁滩发育的地貌高部位继承性沉积浅水高能的鲕粒滩，即“加积叠置型”礁滩组合(图6-A)。

图6 不同礁滩组合类型成因演化模式Fig.6 Genetic evolution model of different reef-shoal combination types(A)陡缘礁滩加积叠置型组合; (B)次陡缘礁后滩叠置型组合; (C)缓缘单礁型组合

3.2.2 次陡台缘礁滩组合成因模式

以海槽东侧HLC地区为代表，长兴组沉积前基底为一坡度较缓的斜坡，相对陡台缘区其发育的同沉积断层角度也要低缓一些。由于地貌分异逐渐出现，为生物礁的发育创造了条件，因此在地貌高部位的相对浅水区开始发育礁体。随着海平面上升及基底断裂的进一步活动，该区域沉积基底自海槽向台地方向逐渐下陷，前期生物礁发育的台缘带逐渐变为斜坡区，而前期礁后区逐渐变为台缘带，生物礁出现向台地方向的迁移特征。最终在飞仙关组沉积初期，前期长兴组台缘带已演变为斜坡区，因此飞仙关组鲕粒滩通常发育在斜坡区后的台缘-台地区，即出现礁后成滩的现象(图6-B)，平面上鲕粒滩分布范围位于生物礁滩带向台地内一侧(图5)。

3.2.3 缓台缘礁滩组合成因模式

海槽东南侧WBT地区长兴组沉积初期水体较深，沉积基底坡度极缓，总体处于浪基面以下，以低能沉积为主，不发育生物礁沉积。由于该区距离16号基底断裂较远，仅发育角度极小的同沉积断层，但这是沉积地貌分异开始的标志，在上升盘一侧水体较浅的区域，开始发育生物礁正形地貌。但随着基底断裂活动的加剧以及海平面上升，该区域整体沉降，生物礁生长速率远低于水体变深速率，很快便失去了最佳发育环境而停止生长，礁体上方逐渐演变为斜坡环境，该沉积特征一直持续到飞仙关组沉积初期。因此该区纵向及平面上仅见长兴组生物礁滩，不发育相对高能的鲕粒滩沉积(图5、图6-C)。

4 结 论

a.开江-梁平海槽周缘礁滩具有多种组合，根据礁滩纵向叠置关系可分为陡缘礁滩加积叠置型、次陡缘礁后滩叠置型、缓缘单礁型等组合类型。

b.构造活动与海平面变化是控制礁滩组合分布的关键因素。构造活动导致的基底断裂控制了台缘地貌变化，生物礁的生长进一步加剧了台缘地貌分异，奠定了后期鲕滩沉积的地貌基础；海平面上升速率与生物礁生长速率匹配良好时，有利于生物礁发育，并且海平面升降会对平面上礁滩及相带组合分布产生影响。

c.多类型礁滩组合具有不同的成因模式，从动态的角度还原了礁滩组合的沉积演化过程，为礁滩气藏预测提供了借鉴和理论支撑。