什么是盆山耦合 局部均衡分析例題

晚中生代早期盆山耦合及雙向構(gòu)造遷移，盆-山耦合特征，　盆－山耦合分析。

本文導(dǎo)航

• 從圈層作用看土壤與地貌導(dǎo)圖
• 從圈層結(jié)構(gòu)看地貌土壤
• 局部均衡分析例題

從圈層作用看土壤與地貌導(dǎo)圖

晚中生代早期在依蘭-依通斷裂以西地區(qū)存在盆山耦合和雙向構(gòu)造遷移。

大興安嶺東側(cè)有NNE向分布的山嶺隆起，可稱為林西-大石寨-加格達(dá)奇隆起；在此隆起帶的西側(cè)延伸有三條沿蒙古弧方向分布的山嶺隆起帶，自北向南為：①額爾古納隆起；②阿爾山-東烏珠穆沁旗-蘇尼特左旗隆起；③多倫-固陽隆起。

在隆起帶之間的坳陷自南向北西方向有：①二連盆地；②海拉爾和準(zhǔn)巴音盆地。

在隆起帶上有許多中小型火山盆地。隆起帶兩側(cè)對稱分布的斷坳型盆地為：①西側(cè)的二連盆地和東側(cè)的遼西-開魯盆地；②西側(cè)海拉爾盆地、準(zhǔn)巴音盆地和東側(cè)的松遼本部盆地。

這種對稱分布是盆山耦合的表現(xiàn)。關(guān)于盆山耦合的對稱分布及其成因，邵濟(jì)安等（1999）指出了晚中生代大興安嶺及兩側(cè)火山塹壘的對稱分布與大興安嶺的底侵活動有關(guān)（圖3-7-1）。

朱夏（1986）也曾認(rèn)為中新生代時，地幔墊形成，進(jìn)一步斷陷，然后地幔上隆并形成倒影關(guān)系的大面積坳陷，是中國東部普遍存在的；同時強(qiáng)調(diào)斷陷是在大面積隆起背景上發(fā)生的，產(chǎn)生一系列半地塹和半地壘。斷陷大致與地幔墊的軸線成對稱分布（圖3-7-2）。

從圈層結(jié)構(gòu)看地貌土壤

南嶺東段及鄰區(qū)中-新生代盆-山體系主要由一系列晚三疊世—早侏羅世擠壓前陸盆 地、中侏羅世裂谷盆地、晚侏羅世—早白堊世火山-沉積斷陷盆地、晚白堊世—古近紀(jì)伸 展斷陷盆地及陸內(nèi)巖漿作用形成的斷塊伸展山嶺和古生代地層褶皺系所組成，前侏羅紀(jì)時 期的構(gòu)造格架對中-新生代的沉積有一定的控制作用。早中生代構(gòu)造事件以來，受特提斯 和濱太平洋兩大構(gòu)造域及華北陸塊南擠的疊合影響，在區(qū)內(nèi)形成了一系列大型前陸褶皺沖 斷帶和前陸盆地。本區(qū)晚三疊世—早侏羅世前陸盆地與古生代擠壓造山帶具有明顯的耦合 特征，其盆山邊界多為逆沖推覆斷裂。至中侏羅世，尤其是晚白堊世—古近紀(jì)，區(qū)內(nèi)盆地 大多為裂谷或伸展斷陷盆地（圖6-5），并在空間上與陸內(nèi)巖漿作用形成的斷塊伸展山嶺 緊密相伴，盆山邊界發(fā)育一系列伸展構(gòu)造或大型拆離斷層。上述特征表明，區(qū)內(nèi)盆地-山 脈系統(tǒng)存在明顯的耦合現(xiàn)象。

圖6-5 廣東仁差盆地剖面圖

在構(gòu)造上，本區(qū)中-新生代盆地-山脈系統(tǒng)的形成和演化太平洋構(gòu)造體系關(guān)系非常密 切，斷裂構(gòu)造控盆作用十分明顯，其成因機(jī)制與太平洋動力體系下的深部地球動力學(xué)背景 有關(guān)，盆山耦合系統(tǒng)多形成于拉張的大地構(gòu)造環(huán)境，并在后期演化過程中，受斷裂構(gòu)造的 控制和改造。本區(qū)位于EW向特提斯構(gòu)造域與NE向太平洋構(gòu)造域的交替部位，發(fā)生于早 中生代的造山運動EW向構(gòu)造域向NE -NNE向構(gòu)造域的轉(zhuǎn)換，使晚侏羅世以來盆地及其 周緣山嶺開始受NE向太平洋構(gòu)造域的控制，大部分盆地和山脈系統(tǒng)呈NE向展布，并向 東遷移，到晚白堊世時，贛江、吳川-四會斷裂帶以東盆地-山脈系統(tǒng)幾乎全部轉(zhuǎn)呈NE 向展布，僅該斷裂帶以西部分山嶺呈近EW向展布。野外調(diào)研表明，區(qū)內(nèi)中-晚侏羅世不 僅盆地方向近EW-NEE向，而且地層走向也以該方向為主。這一時期之后，覆蓋其上的 紅層開始逐漸向NE向偏轉(zhuǎn)，在一定程度上表明，發(fā)生在中侏羅世或中侏羅世末期或晚侏 羅世初期的應(yīng)力場轉(zhuǎn)折在盆地和山嶺系統(tǒng)均得到體現(xiàn)，盆山耦合表現(xiàn)為構(gòu)造應(yīng)力場的統(tǒng)一 性；在構(gòu)造旋回上，南嶺中-新生代盆地-山脈系統(tǒng)具有明顯的反轉(zhuǎn)性，盆地中普遍存在 的雙峰式火山巖和拉斑質(zhì)玄武巖（閩西潘坑、贛南里仁、東坑、臨江）以及盆地邊緣發(fā) 育A形花崗巖，均反映出本區(qū)中-新生代盆地在成因上與殼幔作用——玄武巖漿底侵作 用有關(guān)，中-晚侏羅世以來，南嶺地區(qū)處在一種后造山的大陸裂解地球動力學(xué)背景，隨著 裂解作用的進(jìn)一步加強(qiáng)，早期山嶺裂解反轉(zhuǎn)成為裂陷盆地和伸展山嶺，盆地-山脈系統(tǒng)在 時間上具有開合性；在盆地沉積特征上，盆山耦合關(guān)系表現(xiàn)為盆地與山嶺的互補(bǔ)性，盆地 沉積物均來源于周緣山嶺的隆升剝蝕。

如前所述，本區(qū)區(qū)域布格重力異?？偟内厔菔怯赡蠔|向北西減小，莫霍面深度自東南 沿海向北西方向逐漸加深（地質(zhì)礦產(chǎn)部南嶺項目構(gòu)造專題組，1989），并以NE向的重力 異常帶為主，由南至北逐漸由NEE向轉(zhuǎn)為NE向（東部）或NNE向（西部）；區(qū)內(nèi)規(guī)模 巨大的花崗巖構(gòu)造隆起區(qū)，都呈現(xiàn)明顯的重力負(fù)異常，有的還處于重力梯度帶上；規(guī)模較 大的中-新生代斷陷盆地則出現(xiàn)明顯重力高，比周圍高出20～30mGal；而碳酸鹽巖地層 廣泛發(fā)育的古生代沉積盆地重力場變化平緩；巖漿巖發(fā)育地區(qū)磁場強(qiáng)、變化亂，沉積巖地 區(qū)磁場變化則相對穩(wěn)定。區(qū)域磁場特征和重力場特征與區(qū)內(nèi)巖漿活動在空間分布上有著很 好的對應(yīng)關(guān)系，這在一定程度上表明，該區(qū)盆山耦合體系在成因機(jī)制上與板塊俯沖和深部 軟流圈隆升有密切關(guān)系。

局部均衡分析例題

一、構(gòu)造沉降史與沉積速率

構(gòu)造沉降史分析是盆地分析的一項很重要的內(nèi)容。根據(jù)現(xiàn)今的地層剖面，恢復(fù)地質(zhì)歷史時期的構(gòu)造沉降對研究盆地形成的動力學(xué)機(jī)制和演化具有重要意義。在油氣勘探過程中，了解生油層、儲集層和蓋層在壓實作用前和之后任一時間、深度處的厚度對于正確評價一個地區(qū)、一個層位的油氣遠(yuǎn)景是必需的。

構(gòu)造沉降反演方法一般采用回剝法（back stripping），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(guān)系；②恢復(fù)地層原始沉積厚度（在有地層剝蝕情況下，需求取地層剝蝕量）；③求取沉積物巖石密度；④校正水深和海平面變化；⑤根據(jù)下列公式求取構(gòu)造沉降幅度。

四川盆地構(gòu)造層序與天然氣勘探

式中：H——構(gòu)造沉降值；

A——與基底撓曲作用有關(guān)的基底函數(shù)；

S——經(jīng)壓實恢復(fù)后的地層原始沉積厚度；

ρw——水密度；

ρm——地幔的平均密度；

ΔsL——海平面變化值；

Wd——古水深校正值。

本書在實際計算過程中，忽略古水深校正和海平面變化值。

從上式中，可以看出地層沉積厚度是重要的參數(shù)，尤其對地層遭受剝蝕的地區(qū)，剝蝕厚度恢復(fù)是很重要的環(huán)節(jié)。

1.壓實趨勢方程的建立與剝蝕厚度的推算

國內(nèi)外有關(guān)泥質(zhì)巖類沉積壓實與油氣關(guān)系研究的文獻(xiàn)中，無一不把泥質(zhì)巖的聲波速度換算成孔隙度，作為與深度有關(guān)的研究對象而列為首位。孔隙度的換算公式是由眾多（全井泥質(zhì)巖）實測值與對應(yīng)的聲波時差回歸得出的。統(tǒng)計資料表明，川西區(qū)孔隙度和聲波時差有很好的對應(yīng)關(guān)系，表示如下：

四川盆地構(gòu)造層序與天然氣勘探

式中：△t——任一深度點泥質(zhì)巖實測聲波時差值（μs/ft）；

n——計算孔隙度（%）。

利用測井曲線中的自然伽馬、自然電位、井徑等確定出泥質(zhì)巖層段，讀取相應(yīng)的泥質(zhì)巖聲波時差值，進(jìn)行孔隙度的換算，建立壓實趨勢方程：

四川盆地構(gòu)造層序與天然氣勘探

式中：n——深度H處的孔隙度（%）；

n0——地表（H=0）的孔隙度（%）；

e——自然對數(shù)的底；

c——壓實趨勢的斜率。

平落壩氣田資料較全的幾口井的壓實趨勢方程如下。這是推算地層剝蝕厚度，進(jìn)行構(gòu)造沉降史分析等所必須的。

四川盆地構(gòu)造層序與天然氣勘探

剝蝕厚度的確定，對沉積演化，構(gòu)造作用，油氣生、運、聚等的研究是很有用的。壓實研究中確定或推算地層剝蝕厚度，首先要確定的是原始地表巖石的孔隙度或聲波時差。巖石原始地表聲波時差大都定為185μs/ft或189μs/ft，將其代入式（1）得泥質(zhì)巖地表孔隙度為50%。由上式可知，平落壩地區(qū)現(xiàn)今在地表的泥質(zhì)巖孔隙度僅為20%左右，表明該孔隙度是在地層先埋藏后抬升遭受剝蝕后的孔隙度。該值代入壓實趨勢方程即可得到剝蝕厚度。推算剝蝕厚度為1255～1664m，平均在1500m上下。這個數(shù)字與區(qū)域上殘留地層厚度分析以及新場上沙溪廟組粘土礦分析的結(jié)果是吻合的（周文英等，1999）。

按上述公式推算，白馬廟地層剝蝕厚度為2100～2300m，老關(guān)廟—梓潼地區(qū)剝蝕厚度為2500～3500m。由此可見，地層剝蝕厚度由南向北有明顯增大趨勢。

前面推算的地層剝蝕厚度是白堊紀(jì)以后所剝蝕的地層厚度。但區(qū)域資料表明侏羅系末，本區(qū)經(jīng)歷了一次抬升剝蝕，從白馬廟地區(qū)的測井資料來看，侏羅系和白堊系之間在測井曲線上存在明顯的沉積間斷。統(tǒng)計上侏羅統(tǒng)蓬萊鎮(zhèn)組上部純泥巖段的孔隙度值，平均為8%左右，埋深700～800m（取平均值750m），按前面公式推算地表孔隙度為33%。33%孔隙度值所對應(yīng)的深度和地表孔隙度理論值（50%）之間的埋深差值即為白堊紀(jì)前地層剝蝕厚度，為700～750m。

2.構(gòu)造沉降史分析

依據(jù)構(gòu)造位置和鉆井揭示的地層情況，選取盆地不同構(gòu)造單元深井作沉降史分析，包括川西的平落3井、油1井、川合100井，川西北的關(guān)基井、魚1井、龍4井，川北的川64井，川中的角13井、女基井（圖4-9），各井的沉降速率詳見表4-1。

圖4-9　川西前陸盆地魚1井、龍4井、川64井沉降速率對比圖

表4-1　四川盆地中西部T3—K沉積速率表

注：①角13和魚1井沉降速率為T3x1-4的值。②“-”表示地層缺失。

從表4-1可以得出以下結(jié)論。①晚三疊世沉積速率最大，可達(dá)300～600m/Ma，且從西到東逐漸減小，反映沉降中心位于盆地西部。平面上，川西坳陷南部比北部沉降快，表明晚三疊世時，龍門山造山帶對盆地沉降起明顯控制作用；相反，盆地北側(cè)米蒼山—大巴山該時期對盆地影響較小。②侏羅紀(jì)沉降速率明顯較晚三疊世低，表明整個侏羅紀(jì)盆地沉降受周緣造山帶影響較小。③早侏羅世沉降速率最低，一般為5～18m/Ma，且沉降速率最快在川北。中晚侏羅世沉降速率相對較快，且從西向東、從北向南有增大趨勢。④白堊系因地層缺失較多，依據(jù)鉆井地層計算出的沉降速率較小。如果考慮到剝蝕厚度，川西南部剝蝕2100～2300m，北部2500～3500m，白堊系沉積厚度在川西南部大約為2400～2800m，北部為3000～4000m。依此計算沉降速率南部為30～35m/Ma，北部為37～50m/Ma。由此可見，白堊紀(jì)時，川西坳陷北部沉降速率比南部快。

二、不整合分析

不整合作為等時地質(zhì)界面是構(gòu)造地質(zhì)學(xué)、層序地層學(xué)、油氣地質(zhì)學(xué)等所關(guān)注的很重要的地質(zhì)現(xiàn)象。從構(gòu)造地質(zhì)學(xué)角度，它代表了一次構(gòu)造運動；從層序地層學(xué)角度，它代表了層序等時界面；從油氣地質(zhì)角度考慮，不整合面是油氣運移的通道之一，不整合面上下是油氣聚集的有利場所。

根據(jù)野外露頭剖面、鉆井地層巖性資料以及地震資料，可將川西坳陷中新生界劃分出9個不整合面（圖4-10）。按不整合性質(zhì)可分為三類，即抬升隆起侵蝕不整合、同構(gòu)造期漸進(jìn)不整合、造山隆升剝蝕不整合。

1.抬升隆起侵蝕不整合（簡寫為Leu）

抬升隆起侵蝕不整合是指盆地因構(gòu)造隆升和海平面下降所形成的不整合界面，代表一次構(gòu)造旋回的終點和盆地的消亡，以及新的構(gòu)造旋回的開始和盆地的新生。其不整合面常常表現(xiàn)為平行不整合，其識別標(biāo)志主要有古風(fēng)化殼、古土壤層或河流回春作用造成的低水位殘積近物源堆積等。川西坳陷的抬升隆起侵蝕不整合有中三疊統(tǒng)與上三疊統(tǒng)間不整合、白堊系與侏羅系之間不整合。

（1）中三疊統(tǒng)和上三疊統(tǒng)抬升侵蝕不整合

該不整合是四川盆地乃至上揚(yáng)子克拉通很重要的不整合，區(qū)域分布穩(wěn)定，其不整合面為拉丁期與卡尼期的層序界面，其上覆馬鞍塘組碳酸鹽楔，底部有沖刷侵蝕陸源屑充填，與中三疊統(tǒng)天井山組頂部（往盆地方向過渡到雷口坡組）造山隆升剝蝕不整合面接觸。從不整合面下伏地層剝蝕層位看，存在龍門山北段的天井山古隆起（剝蝕最底層位為T1f）和瀘州－開江古隆起（剝蝕最底層位為T1j3-5）。兩個古隆起構(gòu)呈NE向延伸，與龍門山走向一致（圖4-3）。古隆起形成是由于上揚(yáng)子陸塊和北方陸塊碰撞導(dǎo)致巖石圈板塊發(fā)生撓曲，使得克拉通邊緣上升變淺或暴露，形成以瀘州為中心的前陸隆起（許效松等，1997），中心被暴露并被剝蝕到早三疊世的上部，標(biāo)志著盆山轉(zhuǎn)換的開始。

（2）侏羅系與白堊系抬升隆起剝蝕不整合

侏羅紀(jì)末的燕山運動中幕，受區(qū)域構(gòu)造作用影響，全區(qū)以區(qū)域性抬升剝蝕作用為主，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，為700～1000m左右。在侏羅系剝蝕與地貌基礎(chǔ)上，白堊系早期以填平補(bǔ)齊作用為主。由此可見，侏羅紀(jì)末的燕山早期運動沒有表現(xiàn)出明顯的造山性質(zhì)，總體上構(gòu)造相對穩(wěn)定。

2.同構(gòu)造期漸進(jìn)不整合（簡寫為SPeu）

同構(gòu)造期漸進(jìn)不整合由Riba（1976）提出，是指造山帶沖斷過程中沉積地層不斷旋轉(zhuǎn)造成的不整合，或者由于前陸隆起的隆升造成的地層超覆不整合。它能直觀反映沖斷構(gòu)造作用過程，是前陸盆地分析很重要的地質(zhì)現(xiàn)象。

圖4-10　川西前陸盆地構(gòu)造運動期次與不整合類型

（1）川西坳陷下侏羅統(tǒng)大安寨段與涼高山段之間以及涼高山段與中侏羅統(tǒng)沙溪廟組之間的兩個不整合為同構(gòu)造期漸進(jìn)不整合，即在沖斷作用過程中沉積地層不斷旋轉(zhuǎn)造成的不整合

早侏羅世自流井群大安寨段是一套以湖相泥質(zhì)巖和介殼灰?guī)r沉積為主的細(xì)粒沉積，僅在川西北和川西南地區(qū)邊緣部位相變?yōu)楹恿飨喑练e。該段與上覆的涼高山組碎屑巖之間在盆地南部往往表現(xiàn)為假整合接觸，如威遠(yuǎn)地區(qū)大安寨段厚度變化較大，部分地方頂部缺層較多，具侵蝕特征。涼高山組底部為典型河流相沉積，底部礫石成分絕大部分是大安寨段的碳酸鹽巖。此現(xiàn)象向東最遠(yuǎn)可達(dá)鄰水、合川一帶，向東北至樂高附近，再向東北方向，大安寨段與涼高山段之間基本上是連續(xù)沉積。

涼高山組在盆地西南部缺失，沙溪廟組（上、下沙溪廟組不分）直接超覆在大安寨段或馬鞍山段之上。涼高山組地層缺失地區(qū)東界大致在彭縣—青神—五通橋—南溪—敘永—華節(jié)一線。向東、東北方，涼高山組由河流、沖積平原相漸變?yōu)闉I、淺湖至半深水湖相，并顯示明顯的退覆沉積特征。經(jīng)區(qū)域地層對比，該組地層自西向東保存趨全。在大足—安岳—中江以西僅保存有下雜色段，在東部發(fā)育全，向西上部地層愈來愈少，下沙溪廟組超覆在涼高山組不同地層之上，具清楚的削蝕現(xiàn)象。重慶以東以及川中東部地區(qū)涼高山組保存完整，其與上覆下沙溪廟組不論從巖性巖相特征等方面，皆無明顯的分層標(biāo)志，表明為整合過渡關(guān)系。

頂超在涼高山組之上的下沙溪廟組，由東向西厚度漸薄。盆地西部的“關(guān)口砂巖”在大區(qū)域背景上并非同時沉積層，其層位由東向西逐漸抬高，不同時期層位的沙體由東向西上超在涼高山組削蝕面之上（圖4-11）。這樣，下沙溪廟組與其下伏層之間的不整合面，實際上是一個復(fù)合的同構(gòu)造漸進(jìn)不整合面，它與龍門山南段自流井組沉積晚期的強(qiáng)烈隆升直接有關(guān)。

圖4-11　美姑－萬源燕山早期構(gòu)造橫剖面（據(jù)陳國昭，1994）

J2x—下沙溪廟組；J2l—涼高山組（分四段）；J1z4—自流井組大安寨段；J1z3—自流井組馬鞍山段

龍門山南段的隆升過程，始于早侏羅世初期，并從北向南逐步擴(kuò)展。至中、晚期逐漸影響到盆地西南部，使自流井組遭受不同程度的剝蝕，并在隆起邊緣形成以河流相為主的涼高山組沉積層。涼高山組沉積晚期，隆起作用逐漸減弱并趨于平靜，由于剝蝕－沉積作用使各地高差變小，從而造成下沙溪廟組的反向漸進(jìn)上超。自流井組與涼高山組、涼高山組與下沙溪廟組間的兩個不整合面實質(zhì)上是次構(gòu)造運動發(fā)展的不同結(jié)果，它所代表的是一個隆起過程中不同的階段在不同地區(qū)的不同表現(xiàn)。

上述地層關(guān)系表明在燕山旋回早期川西坳陷乃至四川盆地沒有明顯的隆升作用，更沒有造山作用，四川盆地東部、東北部邊界是一個被動邊界，其沉積反映了晚三疊世以來邊緣被逐漸削平，被動塊體漸進(jìn)上超的特點。

（2）發(fā)生在晚三疊世卡尼期—諾利早期的須家河組下部須一段、須二段、須三段不整合為前陸隆起隆升造成的不整合

地震資料研究表明，在川西—川中過渡帶須一段到須三段地層（對應(yīng)地質(zhì)年代為諾利期）與上覆須四段—須六段（對應(yīng)地層年代為瑞替期）存在不整合。沉積相研究表明該不整合應(yīng)屬于同構(gòu)造期不整合，是由于諾利期川西前陸盆地前陸隆起不斷上升，造成須三段—須一段地層被剝蝕而形成的不整合（圖4-12，圖4-13），反映了龍門山造山帶在諾利期從西向東不斷侵蝕、隆升以及前陸隆起的不斷隆升，導(dǎo)致了須一段到須三段沉積時坳陷沉積范圍不斷縮小，沉積體不斷由川中古隆起向川西坳陷退縮，沉積體系由邊緣海沉積向三角洲沉積的轉(zhuǎn)換。到瑞替期，龍門山造山帶已侵位到現(xiàn)今龍門山位置，并成為盆地的主要物源區(qū)。

圖4-12　大參井—漢3井—滎經(jīng)花灘（NE—SE向）上三疊統(tǒng)下部地層對比圖

圖4-13　上三疊統(tǒng)須家河組T3x1—T3x3段地層超覆滅線位置圖

3.造山隆升剝蝕不整合

造山隆升剝蝕不整合（簡寫為Oeu），是指在造山作用背景下形成的不整合，構(gòu)造隆升作用對不整合面的形成貢獻(xiàn)極大，遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于對海平面下降的貢獻(xiàn)。其物質(zhì)響應(yīng)一方面是隆升剝蝕，另一方面則為盆外物源的大量注入。由此可說明構(gòu)造活動性質(zhì)發(fā)生了重大的轉(zhuǎn)變。

發(fā)生在瑞替期末的上三疊統(tǒng)與侏羅系間的不整合均為造山隆升剝蝕不整合，同時發(fā)生在白堊紀(jì)末、喜馬拉雅期的不整合也為造山隆升剝蝕不整合。

（1）上三疊統(tǒng)須家河組與侏羅系之間的造山隆升剝蝕不整合

該不整合主要分布在龍門山中北段和川西北地區(qū)。龍門山北段安縣—江油—廣元一帶表現(xiàn)為角度不整合，安縣以南地區(qū)表現(xiàn)為平行不整合。從須家河地層剝蝕層位看，川西北地區(qū)普遍缺失須五段、須六段，部分地區(qū)缺失須四段，而川西南部地區(qū)，須家河組剝蝕程度相對較低，一般只剝蝕到須六段、須五段，且從西向東地層剝蝕逐漸減弱。也就是說晚三疊世末印支運動在北部（安縣以北）表現(xiàn)明顯，南部則不明顯。從沉積上看，上三疊統(tǒng)沉降中心位于川西南部的大邑—寶興一帶。因此可以推斷，晚三疊世諾利期應(yīng)力主要來自北部擠壓造山作用，從區(qū)域構(gòu)造分析，這種擠壓應(yīng)力可能是北部武都－平武－阿壩弧形推覆體由北向南推進(jìn)過程中產(chǎn)生向龍門山北段的NW—SE向擠壓分力有關(guān)，從而可以將龍門山中北段看成武都－平武－阿壩弧形推覆體的東翼，龍門山中北段江油一段屬于前陸隆起，寶興—大邑—灌縣一帶為前淵。晚三疊世末的印支運動，使上述構(gòu)造格局得到進(jìn)一步發(fā)展，這就能很好解釋為什么印支運動在龍門山中北段的表現(xiàn)比南段明顯。

（2）白堊系—第四系造山隆升剝蝕不整合

白堊系到第四系間可能存在多個不整合，因川西坳陷內(nèi)地表普遍存在侏羅系—白堊系，僅在局部地區(qū)發(fā)育新生界，不整合關(guān)系不清楚。僅在川西南部灌口地區(qū)可見老第三系與白堊系間的微角度不整合，新、老第三系間的微角度不整合，以及第四系與第三系間的角度不整合。白堊紀(jì)末期以來，由于受青藏高原向東的擠壓力作用，龍門山地區(qū)造山變形作用強(qiáng)烈，川西坳陷普遍抬升，白堊系普遭剝蝕，剝蝕厚度可達(dá)2000～4000m，同時該時期沖斷－褶皺活動強(qiáng)烈，形成現(xiàn)今構(gòu)造面貌。

三、碎屑巖成分分析

碎屑巖成分可用來反映物源區(qū)的構(gòu)造背景，即依據(jù)不同成因的物源區(qū)與砂巖碎屑成分之間所建立的關(guān)系，來識別物源區(qū)所在的主要構(gòu)造單元。最常用的方法是Dickinson圖解（1984）。

通過對四川盆地不同層位、不同地區(qū)的碎屑成分進(jìn)行統(tǒng)計，得出如下認(rèn)識。

圖4-14　四川前陸盆地T3—J3碎屑礦物組分三角圖

（1）四川盆地的上三疊統(tǒng)—侏羅系碎屑巖均來自于再旋回造山帶物源區(qū)（圖4-14）。碎屑物質(zhì)中以具有高—中等石英含量（50%～80%）和顯著低的長石含量（5%～20%）以及豐富的沉積－變質(zhì)沉積巖巖屑（5%～70%）為特征。這與對再旋回造山帶物源區(qū)的碎屑物質(zhì)的特征分析是相符合的，其砂質(zhì)均為二次或多次旋回的沉積物。

（2）川西北須四段的樣品點落入巖屑再旋回區(qū)域。表明龍門山北段有一個抬升的歷程，川西、川西北、川東北明顯接受了多物源的沉積物，即從須四段沉積開始盆地接受多物源供應(yīng)，但主要以龍門山推覆構(gòu)造帶為主。而須一段—須二段物源主要來自茂汶－汶川斷裂以西的古隆起。

（3）川西、川西北蓬萊鎮(zhèn)組砂巖樣品點與川北、川東北不一樣，明顯反映了兩個主要物源區(qū)，即龍門山和米蒼山—大巴山。

（4）盆地周邊造山帶的升降在碎屑成分上的變化主要表現(xiàn)在巖屑含量的變化上。如須二段巖屑含量相對較低，為5%～20%，須四段巖屑含量明顯增高，為10%～70%，且由西北向東南降低，在廣元、江油、綿陽一帶巖屑含量高達(dá)50%～70%。

（5）盆地中部砂巖物源多。