前陆盆地充填沉积特征

前陆盆地的相关概念及特征~

在《国际构造地质词典》（丹尼斯，1983）中，关于“前陆（foreland）”一词，Hills（1940）定义为“地槽沉积物变形时，向着它运动的稳定的地块”；Horberg（1949）描述的前陆是“在一系列逆掩片（thrust sheets）前面的地区”；Stille（1936）从形变的强度出发，说前陆是“不再受阿尔卑斯褶皱作用的大地构造单元，至多不过发生日尔曼型的变形”；Eardley（1951）的定义，也是板块学说问世前被普遍接受的前陆概念，是“在阿尔卑斯，大量复杂的地槽沉积物，加上侵入岩，被向北推动了许多英里，运动所向的北面的稳定陆地，就叫前陆”。后一概念，即国内地学界在中国中西部经常所称的“山前”（孙肇才，2003）。正因为如此，Allen等（1986）认为“可将前陆盆地直接和容易地定义为位于山链前沿和相邻克拉通之间的沉积盆地”。因此，前陆或前陆盆地，总是指碰撞造山带毗邻的稳定克拉通部分。而将前陆盆地脱离纯描述性，并与大陆边缘和板块学说结合在一起，进行模式分类的第一位作者则是Dickinson（1974）。
20世纪70年代，从板块构造理论重新认识沉积盆地的成因，曾导致盆地研究的一次革命。人们对前陆盆地的认识（Dickinson，1974；Alllen等，1986）正是在板块碰撞理论的指导下形成和发展起来的。“前陆盆地（foreland basin）”是碰撞构造体系的一个重要单元，它是一种形成于线形挤压造山带前缘与相邻稳定克拉通之间的狭长槽谷式（elongate trough）沉积盆地，主要是对造山带内由推覆体负载而引起的曲折沉降的一种响应（Dickinson，1974；Jordan，1981、1995），通常叠置在业已变薄的大陆边缘之上。Dickinson（1974）在Karig等人提出的边缘海形成机制或沟、弧、盆模式的基础上，首次将前陆盆地划分为两大类型（图6-1）：① 周缘前陆盆地（peripheral foreland basin），位于陆—陆碰撞（A式俯冲；Bally和Snelson，1980）造山带的前陆褶皱-冲断带之上，在洋壳消减后，大陆边缘随之发生俯冲，在（俯冲的）被动大陆边缘之上发育周缘前陆盆地，其板块构造位置靠近蛇绿岩带而远离岩浆弧带，这也就是人们通常所说的前陆盆地的概念，例如印恒盆地（Indo-Gangetic basin）和北Alpine磨拉石盆地；② 弧后（背）前陆盆地（retroarc foreland basin），位于一挤压岩浆弧之后，与大洋岩石圈的俯冲（B式俯冲；Bally和Snelson，1980）有关，如晚中生代—新生代落基山（Rocky Mountain）沉积盆地（Allen，1986；Dickinson，1974）。

图6-1 前陆盆地的早期划分方案

周缘前陆盆地的挠曲沉降机制可能有两种：一种是叠瓦冲断带的构造加载使俯冲板块向下挠曲；另一种是板块碰撞引发的驱动力。而弧后前陆盆地的挠曲沉降机制主要与弧后褶皱冲断带的构造负载和沿岩浆弧展布的岩石圈热软化有关。弧后前陆盆地的发育与陆-弧碰撞（即克拉通与岩浆叠接）有关（周新源，2002）。
DeCelles和Giles（1996）根据对几个典型造山带的研究，提出了前陆盆地体系（foreland basin system）的概念，将前陆盆地划分为楔顶（wedge top）、前渊（foredeep）、前隆（forebulge）和隆后（back-bulge）4个次级构造沉积带（图6-2）。现将各构造沉积带的特征简述如次：
楔顶沉积带 亦称褶冲带。紧邻碰撞造山带，地貌上常是高山与平原的过渡地区或称山麓带。该带位于前缘逆冲断裂的后侧、前陆褶冲带之上，内部由背驮盆地（Ori，1984）或逆冲楔顶盆地、“卫星”盆地、补给峡谷盆地（Vincent，1995）、局部违序逆冲活动伴生盆地早期水系继承盆地构成。内部构造上以发育叠瓦式或背驮式的冲断层，以及因滑脱而导致的上下不协调的构造带或薄皮构造而著称。楔顶沉积系向造山带变薄，具体可分为两种组合：① 近源陆相粗粒沉积系，由洪积扇和冲积扇组成；② 水下沉积系，由碎屑流和细粒陆架沉积组成。大量发育递进角度不整合和各类生长构造是楔顶沉积系的标志性特征，指示沉积发生在同造沉积、侵蚀转换面附近。它与前陆区的前渊或深凹陷构成一种后者对前者的陆内俯冲，或称“A”型俯冲（A-subduction）。楔顶沉积朝内陆逐渐变窄，其特征是沉积物粒度极粗，具多个构造不整合面和渐进变形的特点。由于该区的沉积实体在推覆和滑脱作用下，都有或多或少（准原地）的外来或异地（allochtonous）性质，因此有人（孙肇才，2003）主张采用Weeks（1952）“活动翼”一词而将其称为“前陆盆地活动翼”。McCrossan等（1973）曾将其称为“变形克拉通边缘（简称C.M.D.）。”
前渊沉积带 这是前陆盆地沉积实体保存最全，也是沉积和沉降（指卷入前陆盆地系统最新的地层）最大的地区。该带介于褶冲带前缘断裂端线与前隆近源侧翼之间，宽约100～300km，长度随碰撞带的扩展而增大。沉积物向克拉通方向变薄，向造山带（冲断带前缘）方向迅速增厚，与楔顶沉积带的远端相连，内部较少发育不整合面。陆源碎屑基本上源于造山带。同沉积构造大量发育的地区构成了前渊带与楔顶带的天然分界线。由于造山带和楔顶带（折冲带或活动翼）的掩冲活动，或地壳叠加楔对该带的水平挤压影响已显著减弱，作为一个不对称的大（或复式）向斜，它经常是一个形变微弱的地带。如有褶皱存在，其上下构造的协调程度已有改善。McCrossan（1973）曾将该带称为“克拉通边缘（简称C.M.）。”
前隆沉积带 指前渊与隆后沉积带之间广阔的潜在挠曲抬升区。它是连接前渊进一步向克拉通方向延伸的前陆盆地最稳定的部分，为前陆克拉通上的弯曲隆起，宽度受岩石圈结构、弯曲刚性强度和地幔与盆地沉积物密度差所控制。古前隆（沉积）带的识别相当困难，一般主要依据前隆碳酸盐岩台地沉积和低角度不整合两方面的证据来识别。前隆碳酸盐岩台地由多个不连续、后退式碳酸盐岩台地组成。它们的沉积构架、生长序列主要受挠曲沉降和全球海平面控制，可以灵敏地记录区域沉降史。低角度不整合标定了前隆带及其迁移所经过的地区，具有3个基本特征：①上覆地层向克拉通方向渐次上超；②前隆带内侧地层的缺失量向克拉通方向增大；③下伏地层受到区域性、低角度（远小于1°）、最大数百米的切削。McCrossan（1973）曾将其称为“克拉通中央（简称C.C.）。”
隆后沉积带 该带位于前隆带与克拉通之间，是聚集在前隆沉积带朝着克拉通潜在挠曲下降一侧浅而宽广地带的沉积块体。沉积物主要源于前隆带或克拉通地区。该带地层厚度明显比前渊带薄，等厚线为带状同心闭合型，表明隆后带的沉降受前隆带克拉通侧弯曲沉降控制。
4个沉积带的边界因受活动逆冲断裂活动系统控制而处于变动状态。同沉积变形、同构造不整合高发带常构成楔顶带与前渊带的分界线。低角度不整合发育区则指示前隆带的位置，其内侧起点标定了初试阶段前渊带与前隆带的分界线。在前渊带与前隆带之间为一斜坡——前陆斜坡带。
前陆盆地系统的纵向范围大概与冲断-褶皱带的长度相等，不包括溢出至残留洋盆或大陆裂谷（碰撞造山）内的沉积物。

图6-2 前陆盆地系统构造-沉积要素图

对许多地质学家来说，前陆盆地的经典实例是瑞士阿尔卑斯山麓的磨拉石（Molasse）盆地，该盆地向东延入巴伐利亚（Bavaria）和奥利地（Austria），向西南则延入法国萨福（Savoy）（Allen等，1986）。Lihou和Allen（1996）以北Alpine前陆盆地为例，论述了原被动大陆边缘裂谷对早期（周缘）前陆盆地演化阶段盆地形态、格局和沉积特征的重要影响。
Lucchi（1986）根据前陆盆地冲断带对沉积沉积体系的卷入程度，曾将其分为简单型（a）、复杂型（b）、多个小前渊的组合型（c）、背驮型（d）及完全破坏型（e）5类（图6-3）。
前陆盆地是在大陆碰撞带的前陆地区发育起来的，是一种典型的挤压型盆地。大陆碰撞带是大洋盆地或者边缘盆地闭合的结果。当一个俯冲板块上的大陆与一个上覆板块上的大陆边缘弧或岛弧相碰撞时会产生强烈的造山作用（Reading，1986）。随着大陆碰撞作用的继续，残余海湾盆地消失。在前陆地区，由于褶皱冲断带的负载作用，下部岩石圈均衡沉降，并发生流变，从而在其前缘形成前陆盆地。因此，在前陆褶皱带与前陆盆地之间存在内在的成因联系；且在前陆盆地演化过程中，褶皱冲断作用起主导作用，它控制了盆地的沉积充填（刘少峰，1993）。

图6-3 前渊盆地剖面结构类型

前陆盆地与克拉通等其他类型盆地的一个显著区别在于其独特的构造地貌。与克拉通盆地相比，前陆盆地构造活动比较强烈，褶皱冲断构造发育，构造变形比较复杂（赵靖舟，2003）。
在空间形态上，前陆盆地表现为一个楔形沉积体。如果将一个变形的前陆盆地体系予以平衡恢复，由于前陆盆地（特别是磨拉石前陆盆地）的物源区，主要属于一种内流体系的紧邻造山带的物源区，在导致沉降中心和沉积中心不一致或沉积体系自前渊向斜坡方向超覆尖灭的同时，前陆盆地沉积在空间上几乎均有一个在厚度上从窄相带到宽相带的楔状体形态。如果我们把沉降中心理解为一个盆地陆源碎屑沉积最厚最粗的地带，把沉积中心理解为一个盆地水体最深因而也是陆源碎屑沉积最细的地带，那么，几乎在所有前陆盆地，两者的位置都是不一致的。
由于前陆盆地通常都有较厚的地壳和没有火山活动，因而热流值或地温梯度，要比裂谷盆地热流值低。就是说，前陆盆地通常是个冷盆。另一方面，由于前陆盆地特别是中国中西部的前陆盆地有一个为造山带环绕的内流水系的沉积背景，加上造山带在碰撞效应下显著的上升和扩大，导致物源区供应充足，因而往往形成高的沉降速率（孙肇才，2003）。
从被动陆缘到前陆盆地的转变是通过两个板块之间的碰撞、拼合作用来完成的，在这一转化的过程中，被动边缘的形态对前陆盆地的形成演化及整个沉积格局的展布均有很大的影响（牟传龙，1990）。
前陆盆地最特征的沉积物，通常呈碎屑楔形体，它们是一些河流相和三角洲相地层，向克拉通展布，碎屑物来自包含大陆边缘的缝合带（Graham等，1975）。然而，如果前陆盆地（“边缘盆地”；Dickinson，1974）很深，那么在这些碎屑物沉积之前产生的浊积岩，就沉积在沉陷的大陆上或过渡地壳上，而不是在大洋地壳上。碎屑楔形体中古水流流向，主要横截造山带走向；相反，浊积岩中的古水流流向，则与造山带走向成纵向关系。边缘盆地的碎屑楔形体，以及任何碎屑楔形体，均沿缝合带向高地的另一侧提供碎屑物，因此，这些堆积往往可称为磨拉石砂砾层（Dickinson，1974）。而前陆盆地的浊积岩，以及附着于缝合带内的大洋盆地或弧前盆地的浊积岩，则在很多情况下称为复理石。
前陆盆地初期的沉积物：① 前渊带，通常主要为细粒的，常常是浊流沉积，堆积在大陆架以下的深水范围内，巴基斯坦亚喜马拉雅的Murrees组、北阿尔卑斯前陆盆地的Taveyannaz和Val d’Illiez砂岩、亚平宁北部的Marnoso砂质岩，以及比利牛斯南部的Hecho群（Labaume 等，1985）等是著名的例子，另外还有一些鲜为人知的资料，如中国台湾上新世—更新世前陆盆地的早期沉积物、魁北克古生代（塔康期）前陆盆地及南美白垩纪—古近纪的麦哲伦盆地留下的沉积物，基本上全为深水沉积；② 前隆带，则主要为碳酸盐岩缓坡（通常为局限台地相）沉积（RP），以古前隆的形成为标志。前陆盆地的后期沉积则以浅水相或陆相沉积为主，具有典型“磨拉石相”的特征（图6-4，图6-5）。小喜马拉雅的Siwalik组（Graham等，1975）和欧洲阿尔卑斯周边的淡水磨拉石是极好的例子。这就是说，典型的前陆盆地（如北阿尔卑斯前陆盆地）充填序列是由早期深水相的复理石沉积序列与晚期的磨拉石沉积序列所构成。在造山早期，处于海洋/海底（submarine）环境。在真正的沉积产生之前，负载引起地壳的挠曲形变，因此前陆盆地以深水环境为特征。造山后期，暴露地表的造山带达到稳定状态，剥蚀作用达到最高峰。由于沉积的负载作用，引起前陆盆地侧向（cross-sectionally）生长，浅滩相（shoals）随沉积逐渐取代水体而穿时。最终前陆盆地为磨拉石沉积所充填。如中国台湾西部前陆盆地的早期深水阶段与台湾造山带生长相伴随，但其地形相对较低，而且沉积供应速率也相对较低。当造山带生长到“稳定”规模，快速侵蚀由上升隆起所补偿时，晚期浅水阶段就出现了。在这个时期内，碎屑充填了盆地，多余的碎屑又由河流及浅海作用从前陆盆地带走，从而形成稳定的盆地形态。根据Schwab的研究，前陆盆地沉积的岩石学特征表现为：早期的充填沉积富石英贫长石、主要源自克拉通；而晚期沉积则富含源自造山带的岩屑；只有少量沉积源自抬升的俯冲带杂岩或岩浆弧。

图6-4 前陆盆地的构造层序地层结构

缝合带的演化，给复理石和磨拉石的构造关系构成了一个引起注意的、然而不是惟一的解释（Graham等，1975）。一般说来，任何一个完整的缝合带，都代表一个残留大洋盆地的顺序闭合（sequential closure）的最后结果（Dickinson，1972）。只有当碰撞中大陆边缘的形状是反映互相碰撞情形的，而且引起地壳碰撞的相对板块运动的矢量又正符合要求时，沿板块整个长度的地壳碰撞才可能是同步的。一般情况下，广泛的缝合带在发展上必然是跨时代的，因为板块运动中的连续调整作用和边界线，能使地壳断块累进的缝合作用继续进行。在已缝合的与尚待缝合的地段之间的构造过渡点（tectonic transition point），将随时间而沿发育中的缝合带移动。在过渡点的后面，造山带高地、碎屑楔形体和充填的前陆盆地是很特征的。在过渡点的前面，发育有残留的大洋底和早期的前陆盆地。造山带高地的水系通常是纵向的，许多由于碰撞造山作用产生的沉积物，不会呈碎屑楔形体状作横向散布，但可沿构造走向纵向散布于残留大洋盆地和不断加深的前陆盆地中。这样，反映碰撞造山带侵蚀作用的大量沉积物，以后在构造过渡点沿生长中的缝合带移动时，就并入同一造山中。据此，可将具纵向古水流的浊积岩的同造山期复理石，和多数具横向古水流的碎屑楔形体的造山期后磨拉石，看作是由于地壳碰撞而形成缝合带的自然结果（Dickinson，1974）。

图6-5 北阿尔卑斯前陆盆地“饥饿”时期的古地理-古构造恢复图

一般认为，前陆盆地早期没有填满的阶段，可能是初始拉张岩石圈外加负载的自然结果。对正常的没有拉伸的地壳来说，碎屑楔的出现和倾泻与地壳开始缩短相伴随，而对于逐渐变薄的地壳来讲，快速碎屑沉积的到来受造山旋回一再的拖延，直到造山带暴露在海平面之上。这强调了在充分了解前陆盆地发育对造山运动的响应之前，需要对岩石圈漫长的历史进行调查（Allen，1986）。
在周缘前陆盆地的演化过程中，从复理石向磨拉石的转变一直是一个引人关注的问题。Sinclair（1997）认为：大陆碰撞的开始和周缘前陆盆地的开始分别由前陆板块继承性被动边缘的变形与弯曲引起。在板块逐渐敛聚期间，周缘前陆盆地发生从欠补偿复理石阶段发育向补偿或过补偿磨拉石阶段的转变。通常，这一复理石向磨拉石的转变被解释成冲断楔形体和前陆盆地越过继承性被动边缘枢纽线的迁移。研究表明，在北阿尔卑斯前陆盆地发育期间，继承性的古深水区和俯冲的欧洲被动大陆边缘岩石圈强度的变化在复理石向磨拉石的转变中都不起作用。复理石向磨拉石沉积转变时期，由阿尔卑斯提供的沉积物至少增加30%。在复理石向磨拉石转变的同时（中渐新世），造山带内部经历了加速的剥蚀作用、高压变质岩的隆升、下部岩石圈的熔融和主要反冲断作用的开始，所有这些可通过板块断开模型联系起来。模型进一步的结果是均衡面抬升并遭受剥蚀。板块断开可能是响应导致北阿尔卑斯前陆盆地复理石向磨拉石转变的沉积物的增加（图6-6）。以砾岩层的发育为标志的磨拉石建造是洋盆闭合后由于板块拼贴-碰撞挤压造山作用而形成的，它是洋盆完全闭合的最直观的沉积学标志，在前陆盆地演化研究中有着十分重要的地位。
沉积序列的演变是盆地构造演化的物质反映。前陆盆地具有自己独特的沉积演化过程。Sinclair（1997）曾提出一个关于前陆盆地的沉积演化过程模式图解（图6-7），将其划分为4个演化阶段：①被动陆缘初始加载阶段；②饥饿沉积充填阶段；③饥饿充填向克拉通稳态充填；④从饥饿向饱和充填的转换。
前陆盆地的一个常见特征是它的沉积中心和边缘尖灭线的迁移。在挤压力未释放的情况下，由于逆冲带是一个不断朝前陆方向推进（即穿时递进）的体系，因而在几乎全部的前陆盆地中，都有一种叫做“前渊迁移”（foredeep migration）现象。Lucchi（1986）描述了亚平宁北部沉积中心及边缘尖灭线移动的开始—停止的形式。亚平宁前陆盆地在渐新世—中新世“复理石”期以每年5～10 mm的速度升到亚平宁边缘上，而在以后的上新世—更新世的“磨拉石”期，沉积中心和尖灭边缘的迁移不稳定而且速度也降低了。

图6-6 阿尔卑斯板块断开模型


图6-7 前陆盆地的沉积演化模式图解

前陆盆地的构造演化 用最简单的话来说，前陆盆地发育于活动的逆冲带前缘，在那里，主要的沉积物搬运方向指向演化的盆地。因为冲断带负载本来就是变动的，所以前陆盆地本身也包括在变形之中。至于盆地受切割或完全滑脱到什么程度，取决于一些变化的因素，包括：逆冲前锋传递速率、盆地以下易滑动层位的有效性以及会聚的角度。如果聚集沉积物的盆地位于活动的冲断系统的前方，就可以把它叫做狭义的前渊。当盆地以下已发生变形，以致使它停留在活动的推覆体之上时，人们就把它叫做推覆体顶部盆地或背驮式盆地。沉积作用的这些不同的构造背景在欧洲和阿尔卑斯山链是非常明显的（Allen，1986）。瑞士磨拉石盆地的沉积主要发生在逆冲前锋地带。尽管人们相信推进的阿尔卑斯推覆体部分为侵蚀碎屑所埋藏，沉积中心看来始终接近于并位于推覆体前缘线的前方（Homewood等，1986）。
Dickinson（1974）的前陆盆地分类给前陆的分类和成因注入了不容分辩的地球动力学基础，但由于“板块登陆”所带来的诸多困扰，该分类没有解决板块内或大陆内部前陆盆地的认识和划分问题（孙肇才，2003）。
陈发景（1989）曾从地壳的厚薄、断裂网格（即断裂）的性质、岩浆活动、地温场、动力学演化阶段及沉积层等5个方面，阐述过中国西部前陆盆地与中国东部拉张盆地的区别。
孙肇才（1993）则在前陆的结构、构造-沉积组合及形成前陆盆地的运动学和地球动力学上，补充和强调以下4点：
1）从全球地质着眼，前陆盆地的发生，都奠基在一个特定时期克拉通或陆壳（厚壳）向活动带或洋壳（薄壳）的过渡带上，即处于通常所说的一个特定时期的被动大陆边缘上。这种特定的位置，可用“面朝活动带及背依稳定区”来形容（孙肇才，1984）。该种大地构造背景，可以举出中国四川盆地的扬子西北缘及塔里木盆地的北缘（库车）上的前陆盆地。国外的典型实例，可以中东扎格罗斯山前的波斯湾盆地（特提斯的被动大陆边缘）与北美西部的西加拿大（阿尔伯达）盆地为例。
2）上述这种特定的大地构造背景（tectonic setting），决定了这类盆地在形成之后，在其内部空间上都有性质不同的3种结构：①位于碰撞造山带一侧，以发育冲断褶皱或薄皮构造为特征的活动翼（thrust belt）；②紧邻活动翼或位于掩冲带下盘的深盆地或深坳陷（trough）；③连接坳陷进一步向克拉通方向延伸的稳定前陆斜坡（stable foreland slope）及隆起。
3）由于前陆盆地的发生，代表一种掩冲带边缘由于岩石圈冲掩加厚，在重力负载下导致前陆岩石圈发生挠曲（flexure）的产物，加上活动翼上的逆冲片或地壳叠加楔，是一种与碰撞山链演化有关的迁移活动体系，因而在几乎所有的前陆盆地中，都有典型的所谓前渊迁移（foredeep migration）现象。这种移动式的前渊往往具有以下共性：①具有较大的沉积速率，因而造成较大的面体比（V/S）。它的沉积速率在四川及鄂尔多斯（T3）和塔里木盆地北缘（N1-2）最高可达150 m/Ma、180 m/Ma、400 m/Ma及300 m/Ma；②前陆盆地的底部或每期前渊的底部，代表一次褶皱和冲断活动，与下伏地层间有清楚的不整合；③伴随前渊随时间的迁移和形变，在迫使新的前渊向克拉通方向迁移的同时，使早期前渊的前部得以埋藏，此外，在注意此带不同时期非协调褶皱（disharmonious）的同时，应注意由“两线（岸线、尖灭线）一面（不整合）”形成的岩性和地层圈闭；④在前陆盆地的前渊与活动翼之间都是一种A型俯冲（A-subduction）关系。

图6-8 中国中西部构造演化图

Graham等（1993）认为：中国中西部前陆盆地的发生，以及接踵而来的多期发展，显然受控于古亚洲洋的关闭，以及特提斯的多期开合碰撞事件。根据不整合及沉降曲线，可将中国中西部的前陆盆地分成5个世代（图6-8）。
李曰俊等（2000）通过对大别山、喜马拉雅和乌拉尔造山带的研究发现，在大陆造山带长期、复杂的演化过程中，其前陆带往往与整个造山带一起沿造山带的极向发生迁移，从而形成新的前陆盆地。大陆造山带的一个值得注意的现象是：由陆-陆碰撞阶段直接在俯冲板块被动大陆边缘基础上形成的原前陆盆地（proto-foreland basin）和大规模陆内逆冲-推覆阶段在俯冲板块内部形成的远前陆盆地（outer foreland basin）所构成的双前陆盆地（dual foreland basin）的存在。它们是大陆碰撞造山带前陆褶皱冲断带构造迁移的结果，是同一大陆碰撞造山带在不同构造演化阶段形成的。原前陆盆地和远前陆盆地是两种不同成因类型的周缘前陆盆地。“双前陆盆地”理论的提出，为我们寻找和研究前陆盆地提供了新的指导思想。此外，刘少峰等（1996）在研究秦岭造山带时也曾提出陆—陆碰撞的“双前陆盆地系统”概念，但与李曰俊（2000）的“双前陆盆地”概念之间存在差异。

有史以来的地学基础空白，【湖泊与盆地的关系】，获得重大突破：地理学的认知和深入探研，盆地形成的整个过程是这样的：（看好了）负地形-湖泊（堰塞湖、人工湖）--沼泽地（湿地）--湖盆内陆地--盆地（因在湖盆内）。这就是说，湖泊沉积可以演变成盆地，湖泊、水域是所有盆地形成的基础，这一重大发现，彻底打破地学多年来一筹莫展的困局，依赖板块学说建立的各种地学理论全部垮塌。这一重大发现，让地球科学迎来了巨大的挑战和变革，也将让中国地学迅猛发展和超越世界发达国家奠定坚实的基础，潜力无限。在这个认知的基础上，深入研究，破解了地震形成和发展的规律---郭德胜

盆地、冲积平原对成煤、成矿、地质灾害起了决定作用
郭德胜 佳木斯大学数学系 [email protected]
在地球上，任何生命都与“碳元素”紧密相关，进行 着周而复始的碳元素循环，生命需要进食含碳的有机物质，排放出二氧化碳，地球也遵循着这样的规律，地球也是要吞纳含碳有机物质，在地球内部形成煤炭、石油、天然气等等，再经过火山、地震、人类开采与使用，形成二氧化碳排放空中，被排放空中的二氧化碳又被树木，植物利用光合作用被吸收，再次将二氧化碳转化 成有机物质，以植物的形式体现出来，一部分植物被动物消化，一部分通过河流被运移地球内部，形成一个反复“碳”循环的体系。
多年来，我一直思考这样的问题，煤到底是如何形成的？原有的煤炭形成理论，“煤是树木、植被、动物尸体堆积，以及沼泽地，经过多年的演变形成煤炭”，根据这个理论分析思考，陆地上为什么看不到树木、动物尸体的堆积呢？另一方面，煤矿很大，哪来的那么多树木和动植物尸体呢？
一，天然气如何的形成的？
经过多年的思考和研究，终于发现，将含碳有机物质堆积起来，只有一种可能，就是通过河水的运移，将树木、植被、动物尸体等含碳有机物质运送到湖泊、低洼地带，经过多年的沉积，叠加，将湖泊，低洼地带变成盆地和冲积平原。
湖泊，低洼地带，他们形成了聚集各种地表物质的自然条件，地表的含碳物体在水流、河水的冲击、运移，被湖泊、低洼地带沉积下来，经历几百年，上千年的沉积过程后，湖泊的演变成干涸的陆地，也就是，湖泊---沼泽地带—干涸的盆地结构陆地。而低洼地带在多次冲击中形成沉淀，天长日久成为冲积平原。而在这个上万年过程中。湖泊、冲积平原要积累无法估量的树木、植被、泥沙，以及鱼类尸体，在多年的积累沉积过程中，湖泊、冲积平原沉积了巨厚的沉积物质，有几十米，上百米、甚至上千米的厚度，继而形成了盆地式结构的陆地、冲积平原。通过这样沉积的方式，地下储存了大量的含碳物质，从而完成了碳元素物质的积累。而这个过程，与生活中的“沼气池原理”完全相似。
任何物质，在高温、高压、通电作用下，会发生了化学反应和化学变化，地下沉积大量含碳物质，在一定条件下，就会发生同等元素的物质的转化，形成含碳固体、液体、气体等物质。根据沼气池形成甲烷气体的原理，沉积巨厚含碳物质的盆地、冲积平原，就必然会出现含碳气体，固体和液体，气体很可能就是天然气。
二，煤炭是否也在盆地、冲积平原内部以及与山体接壤处产生呢？
地球上一个重要的现象，就是水流运移，雨水、河流将地球表面冲洗，把地面的含碳有机物运移汇聚，最后停留在湖盆、低洼地带，盆地、冲积平原就具备了储存含碳有机物的条件。盆地、冲积平原在多年的河水运移，形成一个天然的碳物质储存库，这是一个显著的量变过程，当物质的量变达到一定程度，就会发生质变。盆地、冲积平原条件成熟，就无法避免的发生一系列化学变化。
我们清楚，在化学变化中，物质发生化学变化，会产生热能、气体、甚至出现爆炸现象。从这个角度分析，那么，地球上经常出现地震，是不是在这样的条件下，这样的地理位置上，而产生了一种巨大的能量释放，导致地球的震动？
同时，地下在释放巨大能量的同时，地下含碳物质在热能作用下将进一步发生化学变化，将含有碳元素气体物质演变成固体，进而形成煤炭？根据推理分析，天然气和煤应该存在同一位置，存在于盆地、冲积平原与接壤的山系带，而地震也应发生在这样的地理位置上。这个演变过程应该是，沉积盆地与冲积平原--天然气--地震—煤炭。附下图：

如果上面的推理正确，那么，我们可以得出如下的结论：
1，地球内部出现碳元素物质的堆积，一定是通过河水的运移，经过多年的沉积、叠加，将含碳物质埋入地下，进而形成了盆地和冲积平原。
2，沉积式盆地、冲积平原，一定会产生天然气体，在化学反应的作用下形成含碳的固体、液体、气体。
3，地震所发生的地域，它的周边一定存在着一个冲击平原或盆地。冲积平原、盆地的面积大小决定了天然气、煤矿、地震的大小。
4，在其内及周边，没有盆地、冲积平原的地域，决不会发生地震。
5，如果说，盆地、冲积平原形成天然气，分析天然气移动走向，根据地质疏密程度，盆地、冲积平原的表面密度相对于山体的密度就大一些，气体移动会顺山体移动，山体结构是岩石，岩石存在缝隙，盆地、冲积平原所形成的天然气就会存储在山体内，根据天然气可燃可爆特性，就存在膨胀、爆炸可能，产生地质灾害，而震源中心多出于这样的地理位置。
6，对于大的冲积平原、沉积盆地，在它的内部和周边 ，一定存在巨量的天然气以及大的煤矿，反之，没有这样的地理位置，不会出现巨量天然气与煤矿，冲积平原大，天然气储量也大，地震也大，煤矿也大。
根据上述的结论，用事实加以验证。 根据百度搜索，复制了相关的信息资料。
三、大地震与冲积平原和盆地地域的关系
1、“汶川大地震”是否发生在冲积平原或盆地周边地域里？
汶川地震，它所包括的震区是十个最严重震点。汶川县、北川县、绵竹市、什邡市、青川县、茂县、安县、都江堰市、平武县、彭州市；
从上面这些地震位置发现，参见下图，这些震区围绕着盆西平原，也就是成都平原的北部。
网上资料显示，成都平原发育在东北—西南向的向斜构造基础上，由发源于川西北高原的岷江、沱江（绵远河、石亭江、湔江）及其支流等 8个冲积扇重叠联缀而成复合的冲积扇平原。整个平原地表松散沉积物巨厚，第四纪沉积物之上覆有粉砂和粘土，结构良好，宜于耕作，为四川省境最肥沃土壤，海拔450～750米，地势平坦。
盆西平原介于龙泉山和龙门山、邛崃山之间，北起江油，南到乐山五通桥。包括北部的绵阳、江油、安县间的涪江冲积平原，中部的岷江、沱江冲积平原，南部的青衣江、大渡河冲积平原等。

根据这些发生重灾区的位置发现，汶川县、北川县、绵竹市、什邡市、青川县、茂县、安县、都江堰市、平武县、彭州市，将这些城市依次连接，将成都平原包围了一圈，根据这些城市受到同等严重受灾情况，再根据地图，成都平原的边缘是地震中心地带。
2、鲁甸大地震是否发生在冲积平原或盆地地域里？
2014年8月3日16时30分，在云南省昭通市鲁甸县（北纬27.1度，东经103.3度）发生6.5级地震，震源深度12千米，余震1335次。
鲁甸此次地震灾区最高烈度为Ⅸ度，涉及范围面积只有90平方千米，等震线长轴总体呈北北西走向，Ⅵ度区及以上总面积为10350平方千米，共造成云南省、四川省、贵州省10个县(区)受灾，包括云南省昭通市鲁甸县、巧家县、永善县、昭阳区，曲靖市会泽县；四川省凉山彝族自治州会东县、宁南县、布拖县、金阳县；贵州省毕节市威宁彝族回族苗族自治县。
资料显示， 昭鲁坝子东起昭阳区凉风台大山脚，西至相邻的鲁甸县城稍外。总体地势西南高，东北低，面积约525平方公里，属云南四大坝子之一。坝子内丘坝相间，地势平坦， 昭鲁坝子位于云南省东北部的昭通市，昭通市西北面与四川省隔江（金沙江）相望，东南面与贵州省毕节市接壤，南面与云南省曲靖市会泽县相邻，是云南、贵州、四川三省的结合部。
昭通市境内最高海拔（巧家县药山）4040米，最低海拔（水富县滚坎坝）267米。昭鲁坝子处于昭通市的腹心地带，南北纵贯昭阳区与相邻的鲁甸县，故称昭鲁坝子。

昭鲁坝子北接壤金阳县，南接壤会泽县，南北穿越鲁甸，昭阳区，西侧对应巧家县。
结合上面的陈述和地图，就不难得出，昭鲁坝子处在8.3鲁甸大地震的中心地带。
3、秘鲁大地震是否发生在冲积平原或盆地地域里？
资料显示，亚马逊平原位于南美洲北部，亚马孙河中下游，介于圭亚那高原和巴西高原之间，西接安第斯山，东滨大西洋，跨居巴西、秘鲁、哥伦比亚和玻利维亚四国领土，面积达560万平方千米（其中巴西境内220多万平方千米，约占该国领土1/3），是世界上面积最大的冲积平原。
秘鲁当地媒体报道，当地时间24日下午18点左右（北京时间25日早6时左右），秘鲁中东部与巴西交界的马德雷德迪奥斯大区发生里氏7.5级地震。根据中国地震台网中心消息，此次地震的震级为7.7级，震源深度610公里。

秘鲁多个省份、巴西、阿根廷、智利、哥伦比亚、玻利维亚和厄瓜多尔等邻近国家的一些地区均有震感。
事实上，亚马逊平原周边地带的智利、哥伦比亚、玻利维亚和厄瓜多尔发生过多次大地震。
根据地图，这些发生大地震的国家，都处于亚马逊大平原的周边。这些国家的天然气开采量也很惊人。
4、台湾大地震是否发生在冲积平原或盆地地域里？
资料记载，台湾的台中、南投两县为921地震的重灾区。地震发生次日有统计数字表明：死亡人数逾2000人，上6534人，受困者2308人。台北县、台北市、苗栗县、台中市、彰化县、云林县等地灾情较为严重。
台南平原台湾省最大的平原，属冲积平原，其面积五千平方公里。 台北县、台北市、苗栗县、台中市、彰化县、云林县位于“台南平原”东侧，台南平原5000平方公里，921地震处在台南平原地带。

另注：
百度资料，1556年，中国陕西省南部秦岭以北的渭河流域发生的一次特大地震。华县地震之所以造成巨大损失，还与震中区位于河谷盆地和冲积平原，松散沉积物厚。
1739年1月3日晚8点左右，在平罗、银川一带发生该区有史以来最大的8级地震，地震位置处在银川平原。银川平原是黄河冲积平原，地下水埋深极浅，甚至溢积地表，地下水排泄不畅，土壤盐渍严重。
按照这样的思路分析判研，再结合卫星地图，找到世界所有的沉积盆地、冲积平原，与此地所发生的地震结合起来，就会发现：在这样的地理位置上存在各种地震，对于所有的大地震，在它的周边，或是在受灾严重地区所包围的地带，都存在各种盆地、“冲积平原”。
所有历史大地震，都存在一个共性，每一个大地震都对应着一个大的冲击平原或盆地。我们任意的拿出一个地震事件，都存在这样的现象。有地震的地区，就存在这么一个“冲积平原”，反之，没有“冲积平原”的地区及附近周边，就没有地震。
四．冲积平原，盆地会产生天然气么？
据新闻媒体报道，2015年下半年，中国石油在四川盆地页岩气勘探获重大突破。经国土资源部审定，中国石油在四川盆地威202井区、宁201井区、YS108井区，新增含气面积207.87平方公里、页岩气探明地质储量1635.31亿立方米、技术可采储量408.83亿立方米。这是中国石油首次提交页岩气探明地质储量。
作为一种非常规天然气资源，页岩气如何实现有效勘探开发，国内没有现成经验。中国石油从2007年进行地质综合评价开始，解放思想，创新实践，创造了页岩气工业气井、页岩气“工厂化”作业平台等10多项国内第一，形成了页岩气资源评价、区块优选、快速钻进、长水平段固井、分段压裂、压裂液回收再利用技术系列，积累了以“井位部署平台化、钻井压裂工厂化、采输设备橇装化、工程服务市场化、组织管理一体化”为核心的降本增效经验，对我国规模效益开发页岩气资源将产生重要的推动作用。
截至2015年8月27日，在上述探明储量区内，已有47口气井投产，日产气362万立方米，能保障280万个三口之家用气。
对世界上每一个国家的冲积平原或盆地进行搜查，都会存在着这样现象，存在大平原或大盆地的国家地区，煤炭、天然气非常丰富，同时大地震也频发。把世界上著名的大平原拿出来，得出的结论都是一样的，不再一一例举。
经过上面的分析论证，煤矿、天然气、地质灾害的成因以及所处的地理位置已经非常清楚，所举的事例和事实完全符合文章所阐述的也找到了。
上述观点对于地球的合理开发，保护地球家园，有极其深远意义。按照这个理论观点，地球多年来形成的自然灾害，可以找到相应的解决对策，避免灾害造成的生命与财产的重大伤亡和损失。从这个观点出发，还会发现地球的过去，预知地球的未来，一举突破以往很多无法解决的问题。

一、周缘前陆盆地沉积特征

周缘前陆盆地包括两个时期，安尼期—拉丁期为雏形期，卡尼期为形成期。前者以水下古前隆形成为标志，发育碳酸盐岩缓坡沉积；后者以前隆隆升剥蚀，盆地沉积向前隆超覆以及双物源为特征。

图4-5　四川盆地中西部晚三叠世须家河组须一期岩相古地理图（据罗启后，1995）

1.盆地雏形期沉积特征

雏形期沉积的中三叠世雷口坡组以泸州－开江水下古隆起为界，盆地内部东西沉积分异明显，在水下古隆起部位的泸州、开江地区发育障壁岛沉积，其西部发育潟湖盐盆沉积，东部为潮下台盆沉积为主。盆地西缘的龙门山地区发育龙门山岛链，其西松潘地区杂谷脑组厚为1183～1500m，剖面岩性可分为两段。下段为变质砂、板岩夹结晶灰岩，横向变化大。上段岩性单调，主要为中厚层块状变质石英砂岩，间夹粉砂质板岩。化石罕见。值得注意的是，在有的剖面上本段底部发育层状砾岩，砾石多呈次圆状，砾径数毫米至数厘米，成分单一，为灰黑色致密结晶灰岩，与下伏杂谷脑组下段所见灰岩岩性完全一样。由此可见，松潘地区中三叠统为一套向上变粗的浅海相沉积及其向滨海相过渡的沉积。

2.盆地形成期沉积特征

中三叠世末，四川盆地由于受印支运动晚幕的影响，以泸州、开江为核心的安尼期水下古前隆进一步上升为陆，形成泸州古隆起和开江古隆起。整个上扬子区的抬升进一步形成东高西低地势，海水由东向西退缩。晚三叠世早期，龙门山及其前缘沉降，海水向东缓进，并向古隆起不断超覆。

该时期沉积包括上三叠统须家河组须一—须三段。在龙门山以东的川西地区充填地层为须家河组须一段（包括马鞍塘组和小塘子组），以海湾沉积体系为主。依据如下。①须一段下部含丰富的各门类海相化石，如双壳、菊石、腕足、棘皮、有孔虫等，顶部也有一海相化石层，产双壳类化石。②沉积区的北、东、南三面环陆，海相化石的分布仅限于华蓥山以西，威远西山一线之北。③沉积物除底部有部分碳酸盐岩外，碎屑物质也较丰富，广泛分布具波状、冲洗等层理的薄层纯石英砂岩之滩坝沙体，具发育水平层理的泥质粉砂岩等静水沉积和具发育波状与扁豆状层理的泥粉与粉泥间互的浅水沉积，边缘地区有三角洲沙体。根据岩性组合与沉积特征的不同，可进一步将该体系划分为海湾泥岩、海湾灰岩、泥岩、滨海滩坝沙体及三角洲沉积等微相。该体系的沉积特征见图4-5所示。④龙门山局部隆升成陆，如雪隆包岛。

须二段、须三段沉积时，松潘－甘孜造山带隆升，海水全部退出盆地，盆地充填湖泊－三角洲沉积。

小塘子组沉积之后的印支运动中幕使九顶山、摩天岭进一步抬升，构成所谓的“九龙山”半岛，与北侧的米苍山、大巴山古陆一起，环绕于沉积盆地边缘，构成须二期的主要物源区。海湾与外海的联系仅剩下位于半岛与康滇古陆之间的一个小峡口。西北翼近龙门山半岛前缘基底沉降快、幅度大，坡度不断增大；而北东翼和东翼基底沉降幅度则明显减弱，基底形态的不对称性越来越明显。川西北部由于受河流沉积物的充填和构造运动的影响，较早地结束了海相沉积的历史，川西南部则断续有海水的侵入，为海陆过渡相沉积。

须二段早期的沉积是小塘子末期的海退的继承与发展，随着龙门山半岛的继续上升，河流沉积更为发育，在河流入海或入湖口，往往形成河控三角洲沉积体系。这些三角洲沉积体沿着龙门山前缘分布。由于物源供应充分以及河流作用的强烈，在野外、井下往往不易区分出三角洲的前积层和顶积层，且大多数缺乏底积层，以致于我们所见的须二段砂岩绝大部分为河道沙体。实际上，须二段发育的巨厚沙体是多个三角洲分流河道沙体的叠置。

须三段沉积期，由于盆地沉降速率大于沉积物堆积速率，盆地呈饥饿状态，沉积物以细粒的泥质岩、粉砂岩为主。在邛莱—大邑—德阳一线以西地区为三角洲平原、沼泽为主。该线以东以三角洲前缘和前三角洲沉积为主。在龙门山北部和米苍山前缘，须三段早期以浅湖相砂泥岩夹灰岩沉积为主，中晚期以粗碎屑沉积为主，反映了龙门山北段、米苍山在经历了须三段早期的相对平静之后的复活，构造活动逐渐增强。

二、造山前陆盆地沉积特征

诺利后期—瑞替期，随着松潘－甘孜造山带不断向龙门山推进，龙门山崛起成为盆地边界，并向盆地提供物源，随着盆地沉降，沉积体系向盆地内部不断推进。自此，盆地演化进入了造山前陆盆地阶段，充填了晚三叠世须家河组须四段到白垩系磨拉石沉积（图4-6）。

图4-6　川西—川中T₃—J沉积断面图

Ⅰ—深、半深湖（或海湾）（Ⅰ₁—海湾沉积，Ⅰ₂—深、半深湖页岩夹砂岩）；Ⅱ—浅湖区（Ⅱ₁—浅湖砂泥岩，Ⅱ₂—浅湖灰岩、页岩）；Ⅲ—滨湖、三角洲前缘（Ⅲ₁—湖泊沼泽页岩夹砂岩、泥灰岩与煤层，Ⅲ₂—滨浅湖沙滩，Ⅲ₃—介壳滩，Ⅲ₄—三角洲前缘砂岩，Ⅲ₅—扇三角洲砂岩）；Ⅳ—三角洲平原（Ⅳ₁—分支河道砂岩，Ⅳ₂—分支间湾泥岩，Ⅳ₃—滨岸沼泽泥岩夹煤浅）；V—泛滥平原（V₁—河流砂砾岩，V₂—泛滥盆地泥岩、粉砂岩）

须四期，盆地充填粗碎屑沉积物。在广元、江油、安县一带形成冲积扇，主要由逐渐向上变粗、加厚的砾岩透镜体和河道砂沉积物构成。其中三个大型的冲积扇体分布在广元、旺苍、剑阁一带。剑阁的冲积扇体以垂向物源供给为特征，横穿边缘的冲积扇平原进入滨湖区。在江油、彭县附近分别发育两个辫状三角洲沙体，主要由辫状河、冲积组成。从砾石成分分析，须四段的物源主要来自于龙门山造山带。

须五段期、须六段期，盆地北部和西北部完全隆升成陆地，湖滨岸线已退至九龙山—剑阁—安县一线。在盆地的中段彭县—广汉—绵阳地区和南段蒲江分别发育两个三角洲体。彭县—广汉—绵阳一带三角洲沙体发育，可分出两三角洲叶状体，三角洲前缘受湖浪改造较小。蒲江三角洲分不出明显的叶状体，但可划分出3～4个浅湖坝。沉积特征的差异反映出该时期物源供应的差异，前者物源供应较后者丰富；后者湖浪改造作用较前者强烈。

晚三叠世末的印支运动晚幕，龙门山、大巴山进一步冲断、褶皱成山。此时，气候亦转变为炎热、干旱。侏罗纪—白垩纪就是在这种构造、气候背景下发生沉积，形成著名的大型红色盆地。

下侏罗统厚度中心在盆地北部的梓潼—巴中一线，最大厚度可达1000m。厚度变化具有由北向南逐渐减薄的特征。整个自流井沉积期，沉积中心、沉降中心都几乎呈北北东向或近东西向展布。

早侏罗世，自流井沉积早期，由于龙门山、大巴山强烈隆升，山前江油—广元一带，发育一系列冲积扇体，扇体顶砾岩厚达600m。其后，山系趋于稳定，于扇体之上沉积了一套湖滨沼泽相沉积灰黑色泥页岩夹煤层，富含植物化石和叶肢介、双壳类、介形类化石。在梓潼—绵阳一带主要为河流－滨湖沉积，梓潼以西可见三角洲平原沉积。盆地南部的白马—松华地区主要为洪积扇相－河流相－三角洲相－浅湖相沉积，且相带展布和沉积厚度变化比较吻合。

中侏罗世早期（相当于千佛岩沉积期）大体上继承了早侏罗世的沉积格局，沉积和沉降中心仍在北部的广元—巴中—万县一带，呈近东西向展布。盆地南部由于燕山运动早幕抬升作用的影响，在灌县—大邑—宜宾一线以西缺失千佛岩组沉积。中期下沙溪庙组沉积期，受燕山早幕的影响，沉积格局发生了一些变化，即沉积相带展布更趋于东西向，沉积厚度明显表现出东部厚、西部薄的特征。沉积中心主要位于大巴山前缘的万源—达县—万县一带。晚期上沙溪庙沉积期，由于盆地东部的全面抬升，也成为物源供应区。这样上沙溪庙沉积时，存在西、北、东三个方向的物源，提供了大量的陆源碎屑物，使得砂岩发育。沉积厚度中心分布在盆地北部的万源—南江以及东北部的开县、忠县地区，且厚度巨大，万源地区可达2000m以上，开县一带厚度为1500m左右。往盆地的中南部厚度变薄，南充、成都为900米，美姑、乐山、雅安为500～700m。

晚侏罗世早期（遂宁期），以稳定湖泊沉积为主体。由于气候相对干燥，颜色较独特，具有鲜红色和大片鲜红色土壤发育，厚度稳定在300～500m。

晚侏罗世晚期（蓬莱镇期），由于龙门山的强烈抬升，物源供应充分，在其山前的剑阁、梓潼、安县等地区发育多个巨厚的冲积扇体，盆地北部则主要为河流－三角洲沉积。湖盆中心迁移到西南部的成都、内江、乐山一带，主要为暗紫色、灰绿色泥页岩夹砂岩。同时，可见三个区域性标志层，即“何塘灰岩”、“李都寺灰岩”、“景福院页岩”，代表了浅湖—半深湖沉积。湖盆的沉降中心位于龙门山前缘的江油—绵阳以及雅安地区，沉积厚度可达1200～1500m。

早白垩世沉积仅局限在盆地西北部，以山麓冲积扇和辫状河沉积为主。此时，湖盆明显缩小，局限在达县—南充—雅安以西地区，厚度300～1200m。

受燕山运动晚幕的影响，中晚白垩世的沉积、沉降中心已迁移到四川盆地的西南部，并且主要为风成沙丘及河湖相沉积。

综上所述，诺利后期—瑞替期，盆地演化进入了造山前陆盆地阶段，充填了晚三叠世须家河组须四段到白垩系磨拉石沉积。总的沉积特点如下。①以湖盆沉积为中心，发育冲积扇、河流、三角洲、湖泊等沉积体系。②沉积演化序列在晚三叠世须四段—须六段表现为两个向上变粗的反粒序，侏罗系—白垩系虽发育多个向上变细的正粒序（图4-7），但总体上表现出3个向上变粗的反粒序，即自流井组—沙溪庙组、遂宁组到蓬莱镇组、天马山组—夹关组—灌口组。每一个反粒序的沉积序列均反映了一次冲断活动向盆地的推进。③盆地沉积中心和沉降中心不断迁移（图4-8）。沉降中心从川西（晚三叠世）向东、北迁移到川东（自流井组、千佛岩组）、川东北（上、下沙溪庙组），再返回川西北（遂宁组、蓬莱镇组、下白垩统），直至川西南（中上白垩统）。沉积中心也从晚三叠世的川西，过渡到

图4-7　四川陆相盆地沉积－构造演化图

自流井组、千佛岩组的川东，上、下沙溪庙组的川中以及遂宁组、蓬莱镇组的川西南，直至白垩纪的邛崃一带。沉积、沉降中心的变迁主要反映了构造运动对沉积总体分散的影响，同时也反映了构造活动的强烈程度。

图4-8　四川盆地T₃—K沉降中心迁移示意图

---

　前陆盆地充填沉积特征视频