論晚新生代成都盆地的沉積充填演化

陳 浩，王羽珂，馮興雷，王東輝，李鵬岳

中國地質調查局成都地質調查中心，四川成都611230

0 引言

隨著國民經濟的不斷發展和城市規模的不斷擴大，地表空間已難以滿足城市可持續發展要求，而地下空間的合理利用已成為城市發展的重要途徑之一.近年，成都市已將地下空間視為資源，并開展了地下空間的資源地質調查，但地下空間資源調查離不開地下空間精細分層結構和三維地質結構建模.

成都盆地位于龍門山推覆構造帶與龍泉山褶斷帶之間（圖1），盆地呈北東向展布，北東長約200 km，東西寬約100 km，面積約8 400 km2.盆內晚新生代以來充填了一套厚度較大、呈面狀分布的松散砂礫石層.自20 世紀30 年代譚錫疇、李春昱對四川進行地質調查以來，先后有諸多學者對晚新生代成都盆地的形成演化、地層劃分對比及部分地層特征、時代、成因等進行了研究［1-14］.這些成果對成都盆地地層劃分與對比、地層特征及成因等做出了極大的貢獻.但是，前人成果很少涉及到盆地沉積充填過程及空間展布特征，這對城市地下空間的三維地質結構建模和合理開發利用存在不足.本研究從盆地的沉積-構造演變、可供沉積物充填空間轉變、沉積充填過程等分析入手，論證盆地的沉積-構造演化及可容空間的改變、古地理展布等，以期為成都市地下空間的資源地質調查及三維地質結構建模提供依據.

圖1 成都盆地構造位置簡圖Fig.1 Tectonic sketch map of Chengdu Basin1—斷層（fault）；2—隱伏斷裂（concealed fault）；3—背斜（anticline）；4—晚新生代沉積分布范圍（Late Cenozoic sediment area）

1 地質背景

成都盆地西北為青藏高原東南緣的龍門山逆沖推覆構造帶，東南為龍泉山褶斷帶（圖1）.在晚三疊世—白堊紀時期，龍門山構造帶不斷向南東逆沖推覆，推覆構造帶前緣地區則急劇下沉而形成四川前陸盆地［15-16］.上新世—第四紀時期，龍門山構造帶進一步向東南逆沖推覆變形，迫使龍泉山地區發生前陸隆起并形成褶斷帶［17］，位于兩構造帶之間的成都盆地則發生差異性斷陷.因此成都盆地是在中生代前陸盆地基礎上于晚新生代再次沉降后形成的新生盆地，但在晚新生代成都盆地形成之前曾出現一個相當長的剝蝕夷平時期，而不是在中生代盆地之上連續接受沉積的繼承性盆地［17-18］.受龍門山逆沖推覆構造和龍泉山前陸褶斷構造的影響，成都盆地發生了強烈的斷陷、局部斷塊式不均衡抬升和褶皺變形，同時，造山帶大量剝蝕物質通過河流搬運到盆地內充填.在沉積充填過程中，由于盆地內存在差異性斷陷和沉積中心變遷，晚新生代沉積物在盆地內不均衡分布，但總體具有西厚東薄的沉積格局（西部最厚達571 m，東部多為幾米至30 余米）.

2 地層特征

成都盆地晚新生代地層由上新統和第四系組成（圖2）.其中以不整合面及區域構造轉化面為界，可劃分三大沉積充填層，分別為上新統沉積充填層、下—中更新統沉積充填層和上更新統—全新統沉積充填層.

圖2 成都盆地晚新生代地層柱狀對比圖Fig.2 Late Cenozoic stratigraphic column correlation of Chengdu Basin1—礫石（gravel）；2—含泥砂質礫石（mud-bearing sandy gravel）；3—含砂泥質礫石（sand-bearing muddy gravel）；4—松散砂層（loose sand layer）；5—松散粉砂層（loose silt layer）；6—松散泥質粉砂層（loose argillaceous silt layer）；7—砂巖（sandstone）；8—粉砂質泥巖（silty mudstone）；9—泥巖（mudstone）；10—井深（well depth）

2.1 上新統

上新統沉積充填層由大邑組礫巖（N2d）構成，地表零星出露于盆地西緣，鉆孔揭示地下僅見于新津-成都-德陽斷裂以西地區（圖1）.巖性主要為灰黃色、灰褐色、黃褐色半固結礫巖夾透鏡狀含礫巖屑砂巖或巖屑砂巖，與下伏基底地層呈角度不整合接觸［5，16-18］，厚度4.5～380 m.

2.2 下—中更新統

下—中更新統沉積充填層自下而上由下更新統磨盤山組、牧馬山組和中更新統合江組構成.該沉積充填層角度不整合于上新統大邑組礫巖之上，其內各組為整合接觸.

下更新統磨盤山組（Qp1mp）：地表主要出露于新津-成都-德陽斷裂以東的牧馬山、鳳凰山一帶，少量出露于蘇碼頭背斜北端；鉆孔揭示盆地覆蓋區大面積分布.巖性主要為橙黃色、棕黃色弱固結（固結程度較大邑礫巖組弱）-松散狀礫石層夾同色透鏡狀含礫砂層組成，局部在礫石層之上見褐黃色亞黏土層.該組ESR 年齡為1 064±106 ka，時代為早更新世［4］，不整合于下伏侏羅系—白堊系基底地層或大邑組礫巖之上［4，19］，厚度2.5～126 m.

下—中更新統牧馬山組（Qp1-2m）：地表主要分布于龍泉山斷裂以西的盆地周緣地區，分布范圍明顯較磨盤山組大；鉆井揭示盆地覆蓋區大面積分布.下部巖性主要為棕褐色、黃棕色松散礫石層夾棕紅色透鏡狀砂層；上部為棕紅色、紫紅色具網紋結構的亞黏土層.該組砂層透鏡體ESR 年齡為（971±97）～（683±72）ka［4］，古地磁年齡分別為1.13～0.64 Ma 和1.09～0.56 Ma［9］，時代屬早—中更新世，不整合于上白堊統灌口組或古近系名山組之上，整合于下更新統磨盤山組之上，厚度4.6～74 m.

中更新統合江組（Qp2hj）：地表主要出露于盆地周緣地區，其東部更靠近龍泉山斷裂，即合江組在盆地東緣分布范圍更大.巖性為灰黃色、紫紅色松散礫石層夾褐黃色、棕黃色松散砂層與棕紅色、淺紫色、灰黃色亞黏土層組成的旋回沉積.該組砂巖ESR 年齡為（438±43）～（172±17）ka，時代屬中更新世［4］，不整合于上白堊統灌口組之上或整合于下—中更新統牧馬山組之上，厚度2.2～113 m.

2.3 上更新統—全新統

上更新統—全新統沉積充填層自下而上包括上更新統廣漢組、上更新統成都黏土、上更新統—全新統資陽組構成，為松散沉積物覆蓋在下部地層之上.

上更新統廣漢組（Qp3g）：地表分布于盆地東北部廣漢、青白江一帶，鉆井揭示在盆地覆蓋區廣泛分布.下部巖性主要為灰黃色、褐黃色含砂泥質礫石層夾黃灰色砂層；上部為淺黃色、褐黃色亞黏土層.該組年齡為（13.69±23）～（41.97±65）ka［4］.厚度2～30 m.

上更新統成都黏土（Qp3cd）：廣泛分布于成都盆地及周緣山丘之上，巖性為風成因的灰黃色、棕黃色亞黏土［4，11，13］.該組鈣質結核中14C 測年為（10.87±19）～（25.29±14.48）ka，時代為晚更新世［8］.厚度一般2～7 m，最厚可達10 m 以上.

上更新統—全新統資陽組（Qp3-Qhz）：廣泛分布于盆地內的地表，下部巖性為灰黃色、灰色礫石層與透鏡狀灰色、褐黃色含礫砂層，上部為黃灰色、褐黃色亞黏土層.該組亞洲象臼齒14C 年齡2 930±70 a，OSL 年齡為30.13±2.86 ka［4］.多未見底，厚度大于3.5 m.

3 主要沉積-構造轉換及沉積充填空間改變

晚新生代成都盆地的沉積充填物源主要來自盆地西側的龍門山構造帶，沉積物分布受基底地形和沉積過程中可容納空間的轉變而改變.雖然前人已提出成都盆地在晚新生代的沉積中心位于現今的大邑-崇州-竹瓦-彭州一帶［1-2，17］，但筆者在前人資料分析基礎上，通過野外調查、鉆井揭示及沉積相分析，認為盆地早期（上新世）沉積中心位于龍門山逆沖推覆帶前緣，即大邑西-都江堰一帶，后期（早更新世—全新世）的沉積中心遷移至現今的大邑-崇州-竹瓦-彭州一帶，在沉積中心遷移及沉積物分布過程中，大邑-彭州和蒲江-新津-成都-德陽斷裂的活動起到決定性控制作用.

3.1 大邑-彭州斷裂的活動

大邑-彭州斷裂由大邑斷裂和竹瓦-彭州斷裂組成（圖1），二者之間受后期構造作用而錯斷.該斷裂主體隱伏于第四系沉積物之下，少量出露于地表.斷層總體從北西向南東逆沖，斷面傾向北西［2，15］，發生時限在上新統大邑組礫巖沉積之后，下更新統磨盤山組沉積之前［2，20］.

大邑組礫巖沉積之后，受大邑-彭州斷裂活動的影響，前期的沉積平衡格局、可容納空間和侵蝕基準面發生改變.其變化過程及特征如下：1）斷裂活動發生之前（圖3A），從龍門山帶搬運而來的沉積物主要堆積在出山口及周緣地區，沉積體厚度從出山口向盆地方向逐漸減薄，沉積物粒度逐漸變細.2）斷裂活動之時（圖3B），大邑-彭州斷裂從北西向南東逆沖，斷面傾向北西.斷裂以西的上盤前鋒（圖3B，a 端）抬升，且部分進入侵蝕基準面之上而遭受剝蝕；上盤的尾部（圖3B，b 端）相對下降，沉積物可容納空間增大；凹陷中心位于上盤尾部的都江堰一帶.下盤受上升盤重力負荷及斷層的牽引作用而產生下凹，沉積物可容納空間增大，凹陷中心位于斷裂帶附近，可容納空間隨著遠離斷裂而減小.3）斷裂活動之后及后期沉積充填時期（圖3C），沉積物首先沉積于上盤增加的可容納空間之內，即都江堰凹陷區.當上盤可容納空間充填至侵蝕基準面時，剩余沉積物再越過上盤逆沖高點而進入到下盤的可容納空間之內充填，即竹瓦凹陷區.上盤前鋒抬升高點可能未接受沉積，甚至可能遭受剝蝕，導致局部基巖出露，如郫縣走石山一帶的斷層上盤出露白堊系灌口組地層.

圖3 竹瓦-彭州斷裂活動導致沉積物可容納空間轉變的演化模式圖Fig.3 Evolution patterns of sediment accommodation space change caused by Zhuwa-Pengzhou fault activity1—基底地層（basement strata）；2—新近系沉積物（Neogene sediment）；3—第四系沉積物（Quaternary sediment）；4—灌口組（Guankou fm.）；5—大邑礫巖組（conglomerate of Dayi fm.）；6—第四系（Quaternary）；7—鉆孔（drill hole）；8—竹瓦-彭州斷層（Zhuwa-Pengzhou fault）

由于下盤的沉積物可容納空間較上盤增加的可容納空間大，因而其后期沉積物規模和厚度在下盤較大.如根據鉆孔資料（圖2），上盤的都江堰B103 孔揭示下更新統沉積物厚50 m，下盤的竹瓦B130 孔及ZK1 孔揭示下更新統沉積物厚分別為126 m 和155 m，郫縣B38 鉆孔揭示厚度67 m.在晚新生代總沉積物厚度上，上盤的都江堰B103 孔揭示厚度253 m，下盤竹瓦B130 孔及ZK1 孔揭示沉積物厚分別為541 m 和571 m，郫縣B38 鉆孔揭示厚度196 m.下盤的沉積厚度也從斷裂帶向盆地東部逐漸減小，如竹瓦B130 孔在晚新生代的沉積厚度均較郫縣B38 鉆孔大.

3.2 蒲江-新津-成都-德陽斷裂的活動

該斷裂在蒲江-新津段出露于地表，新津-成都-德陽段多埋藏于地下.斷層從南東向北西逆沖，斷面傾向南東.從第四系沉積物逆沖到白堊系地層之上，以及第四系沉積物年齡等分析［20-23］，認為斷裂主要發生在中更新世地層沉積之后.

該斷裂的活動破壞了原早—中更新世沉積格局，改變了晚更新世—全新世可容納空間及沉積物的分布，并成為早—中更新世與晚更新世—全新世成都盆地又一沉積-構造轉化面.其變化過程及特征如下：1）斷裂活動之前（圖4A），盆地沉積物主要來源于龍門山構造帶，沉積體不斷從西向東推進.早更新世時期，沉積體已推進到蘇碼頭背斜一帶，中更新世時期，沉積體推進到龍泉山西側.在這期間，斷層兩側的沉積格架、沉積物分布、可容納空間分配等保持相對平衡格局.2）斷裂活動之時（圖4B），斷裂從南東向北西逆沖，斷面傾向南東.上盤前鋒（圖4B，a 端）上升并遭受剝蝕，尾部（圖4B，b 端）相對下降，沉積物可容納空間增大；凹陷中心位于上盤的尾部，且可容納空間從尾部到前鋒逐漸減小.下盤受上盤作用而產生下凹，沉積物可容納空間增大；凹陷中心位于斷裂帶附近，可容納空間隨著遠離斷裂而減小.3）斷裂活動之后及后期沉積充填時期（圖4C），上盤前鋒（圖4C，a 端）遭受剝蝕，致使基巖出露；上盤尾部（圖4B，b 端）接受沉積，物源來自龍泉山帶及上盤前鋒風化剝蝕物質，且從前鋒到尾部其沉積厚度逐漸增厚及地層時代逐漸變新.下盤接受龍門山帶物源和斷層上盤前鋒風化剝蝕而來的物源.

圖4 蒲江-新津-成都-德陽斷裂活動導致沉積物可容納空間轉變的演化模式圖Fig.4 Evolution patterns of sediment accommodation space change caused by Pujiang-Xinjin-Chengdu-Deyang fault activity1—基底地層（basement strata）；2—第四系沉積物（Quaternary sediment）；3—灌口組（Guankou fm.）；4—磨盤山組（Mopanshan fm.）；5—牧馬山組（Mumashan fm.）；6—合江組（Hejiang fm.）；7—資陽組-全新統（Holocene Ziyang fm.）；8—蒲江-新津-成都-德陽斷裂（Pujiang-Xinjin-Chengdu-Deyang fault）

4 晚新生代沉積充填特征及演化

晚新生代成都盆地的物源主要來自龍門山造山帶，由龍門山帶內的山區河流搬運至盆地內沉積充填.由于造山帶物源區構造活動頻繁、地形高差較大、風化剝蝕強烈、物源供給豐富，且山區河流水系發育、河床坡降大、水流湍急、水動力較強、搬運的物質較多，當河流進入成都平原時，地形變緩，搬運力大幅度減弱，河水攜帶的大量沉積物首先在山口附近堆積，當堆積的沉積物到達侵蝕基準面時，剩余的沉積物不斷向山口外圍推進超覆.但在不同時期，由于古地理環境、構造變動等影響，其沉積相展布及古地理演化存在差異.

4.1 沉積相特征

晚新生代的成都盆地為陸相沉積，根據其物質組成、結構構造、平面分布、沉積序列等綜合分析，該套沉積體主要體現為沖積扇相和河流相沉積特征.

4.1.1 沖積扇相

該相沉積為龍門山造山帶河流進入成都盆地時在出山口附近堆積的扇形沉積體，根據其沉積特征可進一步劃分為扇根亞相、扇中亞相和扇端亞相.

扇根亞相：見于廟坡、玉堂場、街子、白巖溝等剖面的大邑組礫巖下部及B130 孔、ZK1 孔、B103 孔等下、中更新統等地層中，主要由河道堆積的若干單元厚層塊狀礫石層夾少量透鏡狀砂層組成（圖5A）.礫石層中礫石含量高達70%～90%，礫石間為砂質充填.礫石成分復雜、磨圓好（多為次圓狀）、分選差（從巨大的漂礫至細礫均有），略具定向排列和疊瓦狀構造.砂層呈透鏡狀夾于礫石層中，成分以巖屑砂為主，粒度從含礫粗砂至細砂均有，砂體中可見交錯層理.

圖5 成都盆地晚新生代沖積扇基本層序Fig.5 Basic sequence of Late Cenozoic alluvial fan in Chengdu Basin1—礫石層（gravel layer）；2—砂層（sand layer）；3—亞黏土層（mild clay layer）

扇中亞相：見于廟坡、玉堂場、街子等剖面的大邑組礫巖中上部及蒲江ZK08 孔等下、中更新統地層中，主要由河道充填的弱固結-松散狀礫石層與漫流砂層夾亞黏土層組成（圖5B）.礫石層底部見沖刷面，礫石成分復雜、分選差、磨圓好，具定向排列和疊瓦狀構造，可見下粗上細的正粒序.砂層多呈長透鏡狀，橫向延伸不穩定，成分以巖屑砂為主，其分選差、磨圓好，見交錯層理和平行層理.該亞相與扇根亞相對比，其沉積體的礫石較扇根礫石礫徑總體變小，單層厚度變薄，砂層增多，并夾有亞粘土層.

扇端亞相：見于廟坡剖面的大邑組礫巖頂部及新津C215 孔、ZK08 孔、蒲江剖面等下、中更新統地層中，主要由河道堆積的礫石層與漫流砂層、亞黏土層組成（圖5C）.礫石層與砂層的成分、分選及磨圓、交錯層理等與扇中亞相相似，但該套沉積體在礫石大小、含量、單層厚度等均較扇中亞相減小，砂層及亞黏土層增厚，顯示洪泛沉積發育.

4.1.2 河流相

主要見于蒲江—新津—成都—德陽一線以東露頭剖面和鉆孔剖面的更新統地層中.沉積物主要由河床礫石層、河床砂層和河漫灘亞黏土層組成二元結構.礫石層橫向延伸不穩定，呈透鏡狀產出，可見變質巖礫石、火成巖礫石、沉積巖礫石等.礫石含量一般在60%～70%，礫石間為砂泥質等充填.礫石分選性較差，大小不等，一般在5～15 cm.礫石具有流水磨蝕現象，多呈次圓狀.礫石多具定向和疊瓦狀排列.砂層呈透鏡狀產出，橫向延伸易尖滅.成分以巖屑為主，次為石英、長石.顆粒大小不等，粗砂到粉細砂均有，顆粒有磨蝕，呈次棱角狀—次圓狀.少數砂體可見斜層理.亞黏土層多呈灰黃色、棕褐色、紫紅色，具有粉砂質、黏土質結構，部分層段具有網紋構造、鈣質結核及鐵鎂質結核或薄膜.

筆者大量野外調查研究發現，盆地河流剖面結構主要具有以下幾種類型：1）僅出現河床底部滯留礫石層（圖6A），無河床砂層和河漫灘亞黏土層；2）出現河床底部滯留礫石層和河漫灘亞黏土層，二者組成二元結構，無河床砂層（圖6B）；3）出現河床底部滯留礫石層和河床砂層，無河漫灘亞黏土層（圖6C）；4）出現河床底部滯留礫石層、河床砂層和河漫灘粉砂質黏土層，河床礫石層、砂層與河漫灘亞黏土層組成二元結構（圖6D）；5）出現兩個沉積韻律的河流二元結構（圖6E）.

圖6 成都盆地河流剖面的基本層序Fig.6 Basic sequence of the river profile in Chengdu Basin1—基底地層（basement strata）；2—河床礫石層（riverbed gravel layer）；3—河床砂層（riverbed sand layer）；4—河漫灘亞黏土層（floodplain mild clay layer）；5—成都黏土層（Chengdu clay layer）

4.2 古地理特征

4.2.1 上新世大邑礫巖沉積期

該時期為晚新生代成都盆地沉積充填初期的填平補齊階段，龍門山造山帶提供的物源主要以河流搬運形式堆積在龍門山前緣（河流出山口）的盆地西部地區.隨著物源的不斷供給和盆地西部可容納空間的減少，沉積體不斷向盆地東部推進超覆.

該套沉積體在平面上從北西（河口）向南東（盆地東部），總體厚度急劇變薄，礫石礫徑逐漸變小，砂層有所增加.在縱向上由多個礫巖層或由礫巖層與砂巖層夾泥巖層組成旋回性疊置，一般有7～11 個旋回，旋回厚度10～30 m 不等.單個旋回內，從下到上礫石變細.整個剖面從下到上礫徑逐漸變小，磨圓度和分選性也逐漸變好，旋回的厚度逐漸變薄，砂巖及泥巖層增多.

通過物質組成、結構構造、平面分布、沉積序列等綜合分析，該套沉積體主要體現為沖積扇特征，進一步劃分出扇根、扇中-扇端亞相，可能在扇端外圍覆蓋區有少量河流相沉積.

扇根亞相分布于龍門山推覆構造前緣的河流出山口一帶（圖7），從北西到南東主要有丁家灣扇、都江堰扇、大邑扇、廟坡扇.巖性主要由厚層塊狀礫石層夾少砂層組成，礫石粗大，并含大量漂礫，略具定向排列.從河口向下游，礫徑逐漸減小，單層礫石層和總體地層厚度均減薄，砂層增多.

圖7 上新世古地理及沉積厚度分布圖Fig.7 Pliocene palaeogeography and sedimentary thickness distribution map1—斷層（fault）；2—隱伏斷裂（concealed fault）；3—背斜（anticline）；4—盆地范圍（range of basin）；5—扇根分布范圍（root fan）；6—扇中扇端分布范圍（mid-fan and end-fan）；7—大邑礫巖沉積厚度（sedimentary thickness of Dayi conglomerate）；8—露頭剖面點及厚度（outcrop section and thickness）；9—鉆孔點及厚度（drill hole and thickness）；10—橫切剖面位置（cross section）

扇中-扇端亞相位于扇根亞相外圍，由于多為覆蓋區，難以細分扇中和扇端.該亞相的礫石較扇根亞相小，單層礫石層厚度和總體地層厚度顯著變薄，如都江堰扇的扇根亞相區地層厚度多在200 m 以上，而外圍的郫縣38 孔僅厚29 m.砂層逐漸增多，并見漫流亞黏土層.平面上系列沖積扇的扇中-扇端亞相連接而組成扇裙.

4.2.2 早—中更新世沉積期

該套沉積體在平面上從北西（河口）向南東（盆地東部），總體厚度急劇變??；從河口到下游礫石逐漸由粗變細，砂層、亞黏土層有所增加.在縱向上由多個礫石層或由礫石層與砂巖層、泥巖層組成旋回性疊置，一般有2～3 個旋回，旋回厚度5～15 m 不等.

通過物質組成、結構構造、平面分布、沉積序列等綜合分析，該套沉積體主要體現為沖積扇與河流沉積特征.二者大致以蒲江—新津—成都—德陽一線分界，界線以西以沖積扇沉積為主，界線以東以河流沉積為主.

沖積扇相：主要分布于蒲江—新津—成都—德陽一線以西，其沉積特征與亞相劃分與上新世大邑礫巖期相似.不同的是由于大邑-彭州斷裂活動影響，在龍門山造山帶前緣帶河流出山口和大邑-彭州斷裂下盤地區形成了一系列沖積扇（圖8）.龍門山前緣帶沖積扇受龍門山構造推覆作用影響，部分扇體遭受破壞，如大邑以西地區和古青衣江扇地區沖積扇多遭受破壞.

圖8 早—中更新世沉積相及沉積厚度分布圖Fig.8 Distribution map of Early-middle Pleistocene sedimentary facies and sedimentary thickness1—斷層（fault）；2—隱伏斷裂（concealed fault）；3—背斜（anticline）；4—盆地范圍（range of basin）；5—扇根分布范圍（root fan）；6—扇中扇端分布范圍（mid-fan and end-fan）；7—河流沉積分布區（fluvial deposit area）；8—鉆孔點及厚度（drill hole and thickness）；9—露頭剖面點及厚度（outcrop section and thickness）；10—沉積等厚線及厚度（deposition isoline and thickness）；11—橫切剖面位置（cross section）

河流相：主要發育在蒲江—新津—成都—德陽一線以東地區，由河床滯留礫石、河床砂及河漫灘亞黏土層組成二元結構的基本層序（圖6）.這些基本層序相互疊置，形成多個沉積旋回，一般可見1～3 個旋回.下部旋回為早更新統磨盤山組地層，中部旋回為早—中更新統牧馬山組地層，上部旋回為中更新統合江組地層.由于該區為河流沉積，其沉積厚度相對沖積扇區明顯減小，一般僅幾米至50 余米.

4.2.3 晚更新世—全新世沉積期

蒲江-新津-成都-德陽斷裂以東地區，在中更新世末期，受蒲江-新津-成都-德陽斷裂、蘇碼頭斷背隆起及龍泉山西系列斷層的影響［21］，其斷層及背斜高點進入侵蝕基準面之上而遭受剝蝕，致使基底侏羅系—白堊系地層及早—中更新世沉積體等出露地表.因此，在晚更新世—全新世時期，沉積物主要充填在蘇碼頭背斜兩側的向斜凹陷區，沉積相有坡積、洪積、沖積、泥石流及當地發育細小河流相.物源主要來自“原地”下—中更新統和侏羅系—白堊系基底地層的風化剝蝕產物，成分以沉積巖為主.如龍泉驛百合剖面資陽組底部礫石層中礫石成分主要為石英砂巖和脈石英，少量石英巖，并且磨蝕程度以次棱角-次圓狀為主.

蒲江-新津-成都-德陽斷裂以西地區受盆地東部斷裂-褶皺影響較小，沉積物源仍以龍門山帶造山帶為主，同時由于地形相對平坦、網狀河流水系發育及河流側向遷移，沉積物以面狀形式廣泛分布于盆地西部.因此盆地西部沉積體以面狀覆蓋，沉積厚度變化不大，一般在10～30 m，巖性為礫石層、砂層和亞黏土層.礫石層的礫石成分復雜、分選差、磨圓好，具定向排列，從河口向下游礫石具有變細特征.砂層以巖屑砂為主，其分選差、磨圓好，發育交錯層理.礫石層與砂層、亞黏土層組成二元結構的基本層序，縱向上可見2～3 個旋回.

4.3 沉積演化

晚新生代沉積充填之前，受龍門山逆沖推覆構造作用的影響，盆地西部為沉積沉降中心.晚新生代時期，當河流從造山帶進入盆地時，首先將搬運的大量造山帶物源充填在造山帶前緣的盆地西部凹陷區，隨著造山帶物源的不斷供給，盆地的沉積物也不斷向東部遷移.隨著盆內斷裂構造活動及沉積物可容納空間的改變，盆地沉積沉降中心不斷遷移，沉積物的分布也做相應的調整，從而形成現今的沉積格局.根據盆地兩個沉積構造轉化和沉積充填過程，可將盆地的沉積演化劃分為以下3 個階段（圖9）.

圖9 晚新生代成都盆地沉積充填演化過程Fig.9 Sedimentary filling evolution process of Chengdu Basin in Late Cenozoica—上新世大邑礫巖期（Pliocene Dayi conglomerate stage）；b—早-中更新世（Early-Middle Pleistocene）；c—晚更新世-全新世（Late Pleistocene-Holocene）

4.3.1 上新世大邑礫巖期

大邑礫巖期為晚新生代成都盆地沉積充填初期，沉積中心位于龍門山逆沖推覆構造帶前緣.由于龍門山構造帶物源供給豐富、山區河流搬運能力強等特點，當河流進入盆地時，攜帶的大量沉積物首先呈扇形堆積在造山帶前緣的河流出山口附近區域，隨著河流攜帶的沉積物不斷堆積，沉積體不斷向東推進，扇體不斷向外圍擴大.當一系列扇體向外圍擴大并彼此之間相連接時形成扇裙.河流進入盆地后，河流坡降變小，水動力減弱，搬運能力降低，從而導致搬運的沉積物在粒度和數量上顯著降低.因此大邑組礫巖顯示出河流出山口附近沉積物粒度粗大，沉積體單層厚度和整個剖面厚度巨大，從河口向下游沉積物粒度變細、沉積體單層厚度和剖面厚度急劇減小等特點（圖9a）.

4.3.2 早—中更新世時期

大邑礫巖沉積之后，受大邑-彭州斷裂活動的影響，一方面造成早更新世地層角度不整合于大邑組礫巖之上，另一方面在斷層兩側形成兩個沉積凹陷.進入早—中更新世時期（圖9b），從龍門山造山帶搬運而來的沉積物首先在山前凹陷區以沖積扇形式堆積.當山前凹陷可容納空間減少和堆積沉積物接近侵蝕基準面附近時，剩余沉積物再越過斷層上盤高點而進入斷層下盤凹陷處堆積.隨著下盤凹陷可容納空間減少和堆積沉積物接近侵蝕基準面附近時，多余沉積物再不斷向盆地東部推進超覆.因此下—中更新統沉積體呈現出以下特點：1）在龍門山前緣的都江堰、葛仙山凹陷區和大邑-彭州斷層下盤的大邑-崇州、竹瓦、什邡等凹陷區沉積厚度巨大；2）兩凹陷區之間的斷層上盤前鋒地帶厚度小，甚至未沉積而使基底地層出露；3）斷層下盤從凹陷區向盆地東部，沉積體總體厚度和單層厚度急劇減薄，沉積物粒度變細，砂巖層及亞黏土層增多，沉積相從沖積扇相過渡為河流相.

4.3.3 晚更新世—全新世時期

晚更新世—全新世時期，以蒲江-新津-成都-德陽斷裂為界，盆地東部和西部兩區域存在不同的物質來源和水系特征.

東部區域，受蒲江-新津-成都-德陽斷裂以及蘇碼頭褶斷和龍泉山斷裂活動的影響［15，21］，大部分地區遭受抬升剝蝕（圖9c），僅在蘇碼頭背斜兩側的向斜凹陷區接受沉積，其物質來源為東部區域早期沉積的下—中更新統沉積物和基底侏羅系、白堊系地層剝蝕產物.水系為本區發育的洪流和細小河流，其沉積相為坡積、洪積、沖積及該區形成的河流沉積等.基于此，該區沉積物中來自龍門山造山帶物源區的變質巖、火成巖成分大幅度減少，減少了通過下—中更新統沉積的火成巖和變質巖成分再次搬運沉積.因此該區域物質成分以沉積巖為主，缺少火成巖和變質巖.

西部地區仍繼承了上新統和下—中更新統的物源和水系，即物源來自龍門山造山帶風化剝蝕產物，水系主要為造山帶地區形成的河流.因此該區域的沉積物成分與下—中更新統沉積物成分相似，具有從龍門山造山帶搬運而來的火成巖、變質巖成分.但是該區在前期沉積后，地形起伏大幅度減小，河流進入盆地后呈網狀分布，因此其沉積物呈面狀分布于早期沉積體之上，沉積厚度大致相近，沒有明顯的沉積中心.

5 結論

通過沉積-構造轉換及沉積特征、古地理展布、盆地充填演化等研究，得出以下結論：

1）盆地充填過程中存在著兩個沉積構造轉換，導致了盆地原有沉積物可容納空間的重新分配和沉積充填展布格架的調整.

2）上新世大邑礫巖期以沖積扇相沉積為主；早—中更新世時期以沖積扇相和河流相沉積為主.

3）晚更新世—全新世時期，盆地東部區域與西部區域存在物質來源和水系特征的差異，導致兩區域的物質成分存在差異.

城市地質調查與地下空間合理利用已引起高度重視.本文通過晚新生代成都盆地的沉積特征及充填演化過程研究，揭示了盆地晚新生代松散沉積物的空間展布，可為成都市地下空間三維地質結構建模、地下空間資源潛力評價、礦產資源及人文資源的賦存層位等研究提供依據.