陳 浩，王羽珂，馮興雷，王東輝，李鵬岳

中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心，四川成都611230

0 引言

隨著國(guó)民經(jīng)濟(jì)的不斷發(fā)展和城市規(guī)模的不斷擴(kuò)大，地表空間已難以滿足城市可持續(xù)發(fā)展要求，而地下空間的合理利用已成為城市發(fā)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(kāi)展了地下空間的資源地質(zhì)調(diào)查，但地下空間資源調(diào)查離不開(kāi)地下空間精細(xì)分層結(jié)構(gòu)和三維地質(zhì)結(jié)構(gòu)建模.

成都盆地位于龍門山推覆構(gòu)造帶與龍泉山褶斷帶之間（圖1），盆地呈北東向展布，北東長(zhǎng)約200 km，東西寬約100 km，面積約8 400 km2.盆內(nèi)晚新生代以來(lái)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(jì)30 年代譚錫疇、李春昱對(duì)四川進(jìn)行地質(zhì)調(diào)查以來(lái)，先后有諸多學(xué)者對(duì)晚新生代成都盆地的形成演化、地層劃分對(duì)比及部分地層特征、時(shí)代、成因等進(jìn)行了研究［1-14］.這些成果對(duì)成都盆地地層劃分與對(duì)比、地層特征及成因等做出了極大的貢獻(xiàn).但是，前人成果很少涉及到盆地沉積充填過(guò)程及空間展布特征，這對(duì)城市地下空間的三維地質(zhì)結(jié)構(gòu)建模和合理開(kāi)發(fā)利用存在不足.本研究從盆地的沉積-構(gòu)造演變、可供沉積物充填空間轉(zhuǎn)變、沉積充填過(guò)程等分析入手，論證盆地的沉積-構(gòu)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(zhì)調(diào)查及三維地質(zhì)結(jié)構(gòu)建模提供依據(jù).

圖1 成都盆地構(gòu)造位置簡(jiǎn)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(zhì)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(gòu)造帶，東南為龍泉山褶斷帶（圖1）.在晚三疊世—白堊紀(jì)時(shí)期，龍門山構(gòu)造帶不斷向南東逆沖推覆，推覆構(gòu)造帶前緣地區(qū)則急劇下沉而形成四川前陸盆地［15-16］.上新世—第四紀(jì)時(shí)期，龍門山構(gòu)造帶進(jìn)一步向東南逆沖推覆變形，迫使龍泉山地區(qū)發(fā)生前陸隆起并形成褶斷帶［17］，位于兩構(gòu)造帶之間的成都盆地則發(fā)生差異性斷陷.因此成都盆地是在中生代前陸盆地基礎(chǔ)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(xiàn)一個(gè)相當(dāng)長(zhǎng)的剝蝕夷平時(shí)期，而不是在中生代盆地之上連續(xù)接受沉積的繼承性盆地［17-18］.受龍門山逆沖推覆構(gòu)造和龍泉山前陸褶斷構(gòu)造的影響，成都盆地發(fā)生了強(qiáng)烈的斷陷、局部斷塊式不均衡抬升和褶皺變形，同時(shí)，造山帶大量剝蝕物質(zhì)通過(guò)河流搬運(yùn)到盆地內(nèi)充填.在沉積充填過(guò)程中，由于盆地內(nèi)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(nèi)不均衡分布，但總體具有西厚東薄的沉積格局（西部最厚達(dá)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(tǒng)和第四系組成（圖2）.其中以不整合面及區(qū)域構(gòu)造轉(zhuǎn)化面為界，可劃分三大沉積充填層，分別為上新統(tǒng)沉積充填層、下—中更新統(tǒng)沉積充填層和上更新統(tǒng)—全新統(tǒng)沉積充填層.

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

2.1 上新統(tǒng)

上新統(tǒng)沉積充填層由大邑組礫巖（N2d）構(gòu)成，地表零星出露于盆地西緣，鉆孔揭示地下僅見(jiàn)于新津-成都-德陽(yáng)斷裂以西地區(qū)（圖1）.巖性主要為灰黃色、灰褐色、黃褐色半固結(jié)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(tǒng)

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

下更新統(tǒng)磨盤山組（Qp1mp）：地表主要出露于新津-成都-德陽(yáng)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(qū)大面積分布.巖性主要為橙黃色、棕黃色弱固結(jié)（固結(jié)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(jiàn)褐黃色亞黏土層.該組ESR 年齡為1 064±106 ka，時(shí)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(tǒng)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(qū)，分布范圍明顯較磨盤山組大；鉆井揭示盆地覆蓋區(qū)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(wǎng)紋結(jié)構(gòu)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(shí)代屬早—中更新世，不整合于上白堊統(tǒng)灌口組或古近系名山組之上，整合于下更新統(tǒng)磨盤山組之上，厚度4.6～74 m.

中更新統(tǒng)合江組（Qp2hj）：地表主要出露于盆地周緣地區(qū)，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(shí)代屬中更新世［4］，不整合于上白堊統(tǒng)灌口組之上或整合于下—中更新統(tǒng)牧馬山組之上，厚度2.2～113 m.

2.3 上更新統(tǒng)—全新統(tǒng)

上更新統(tǒng)—全新統(tǒng)沉積充填層自下而上包括上更新統(tǒng)廣漢組、上更新統(tǒng)成都黏土、上更新統(tǒng)—全新統(tǒng)資陽(yáng)組構(gòu)成，為松散沉積物覆蓋在下部地層之上.

上更新統(tǒng)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(qū)廣泛分布.下部巖性主要為灰黃色、褐黃色含砂泥質(zhì)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(tǒng)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(fēng)成因的灰黃色、棕黃色亞黏土［4，11，13］.該組鈣質(zhì)結(jié)核中14C 測(cè)年為（10.87±19）～（25.29±14.48）ka，時(shí)代為晚更新世［8］.厚度一般2～7 m，最厚可達(dá)10 m 以上.

上更新統(tǒng)—全新統(tǒng)資陽(yáng)組（Qp3-Qhz）：廣泛分布于盆地內(nèi)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(jiàn)底，厚度大于3.5 m.

3 主要沉積-構(gòu)造轉(zhuǎn)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(lái)自盆地西側(cè)的龍門山構(gòu)造帶，沉積物分布受基底地形和沉積過(guò)程中可容納空間的轉(zhuǎn)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(xiàn)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(chǔ)上，通過(guò)野外調(diào)查、鉆井揭示及沉積相分析，認(rèn)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(xiàn)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(guò)程中，大邑-彭州和蒲江-新津-成都-德陽(yáng)斷裂的活動(dòng)起到?jīng)Q定性控制作用.

3.1 大邑-彭州斷裂的活動(dòng)

大邑-彭州斷裂由大邑?cái)嗔押椭裢?彭州斷裂組成（圖1），二者之間受后期構(gòu)造作用而錯(cuò)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(fā)生時(shí)限在上新統(tǒng)大邑組礫巖沉積之后，下更新統(tǒng)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(dòng)的影響，前期的沉積平衡格局、可容納空間和侵蝕基準(zhǔn)面發(fā)生改變.其變化過(guò)程及特征如下：1）斷裂活動(dòng)發(fā)生之前（圖3A），從龍門山帶搬運(yùn)而來(lái)的沉積物主要堆積在出山口及周緣地區(qū)，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(xì).2）斷裂活動(dòng)之時(shí)（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(jìn)入侵蝕基準(zhǔn)面之上而遭受剝蝕；上盤的尾部（圖3B，b 端）相對(duì)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(fù)荷及斷層的牽引作用而產(chǎn)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(yuǎn)離斷裂而減小.3）斷裂活動(dòng)之后及后期沉積充填時(shí)期（圖3C），沉積物首先沉積于上盤增加的可容納空間之內(nèi)，即都江堰凹陷區(qū).當(dāng)上盤可容納空間充填至侵蝕基準(zhǔn)面時(shí)，剩余沉積物再越過(guò)上盤逆沖高點(diǎn)而進(jìn)入到下盤的可容納空間之內(nèi)充填，即竹瓦凹陷區(qū).上盤前鋒抬升高點(diǎn)可能未接受沉積，甚至可能遭受剝蝕，導(dǎo)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(dòng)導(dǎo)致沉積物可容納空間轉(zhuǎn)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(guī)模和厚度在下盤較大.如根據(jù)鉆孔資料（圖2），上盤的都江堰B103 孔揭示下更新統(tǒng)沉積物厚50 m，下盤的竹瓦B130 孔及ZK1 孔揭示下更新統(tǒng)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(yáng)斷裂的活動(dòng)

該斷裂在蒲江-新津段出露于地表，新津-成都-德陽(yáng)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(rèn)為斷裂主要發(fā)生在中更新世地層沉積之后.

該斷裂的活動(dòng)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(gòu)造轉(zhuǎn)化面.其變化過(guò)程及特征如下：1）斷裂活動(dòng)之前（圖4A），盆地沉積物主要來(lái)源于龍門山構(gòu)造帶，沉積體不斷從西向東推進(jìn).早更新世時(shí)期，沉積體已推進(jìn)到蘇碼頭背斜一帶，中更新世時(shí)期，沉積體推進(jìn)到龍泉山西側(cè).在這期間，斷層兩側(cè)的沉積格架、沉積物分布、可容納空間分配等保持相對(duì)平衡格局.2）斷裂活動(dòng)之時(shí)（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(duì)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(chǎn)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(yuǎn)離斷裂而減小.3）斷裂活動(dòng)之后及后期沉積充填時(shí)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(lái)自龍泉山帶及上盤前鋒風(fēng)化剝蝕物質(zhì)，且從前鋒到尾部其沉積厚度逐漸增厚及地層時(shí)代逐漸變新.下盤接受龍門山帶物源和斷層上盤前鋒風(fēng)化剝蝕而來(lái)的物源.

圖4 蒲江-新津-成都-德陽(yáng)斷裂活動(dòng)導(dǎo)致沉積物可容納空間轉(zhuǎn)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(yáng)組-全新統(tǒng)（Holocene Ziyang fm.）；8—蒲江-新津-成都-德陽(yáng)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(lái)自龍門山造山帶，由龍門山帶內(nèi)的山區(qū)河流搬運(yùn)至盆地內(nèi)沉積充填.由于造山帶物源區(qū)構(gòu)造活動(dòng)頻繁、地形高差較大、風(fēng)化剝蝕強(qiáng)烈、物源供給豐富，且山區(qū)河流水系發(fā)育、河床坡降大、水流湍急、水動(dòng)力較強(qiáng)、搬運(yùn)的物質(zhì)較多，當(dāng)河流進(jìn)入成都平原時(shí)，地形變緩，搬運(yùn)力大幅度減弱，河水?dāng)y帶的大量沉積物首先在山口附近堆積，當(dāng)堆積的沉積物到達(dá)侵蝕基準(zhǔn)面時(shí)，剩余的沉積物不斷向山口外圍推進(jìn)超覆.但在不同時(shí)期，由于古地理環(huán)境、構(gòu)造變動(dòng)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(jù)其物質(zhì)組成、結(jié)構(gòu)構(gòu)造、平面分布、沉積序列等綜合分析，該套沉積體主要體現(xiàn)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(jìn)入成都盆地時(shí)在出山口附近堆積的扇形沉積體，根據(jù)其沉積特征可進(jìn)一步劃分為扇根亞相、扇中亞相和扇端亞相.

扇根亞相：見(jiàn)于廟坡、玉堂場(chǎng)、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(tǒng)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(dá)70%～90%，礫石間為砂質(zhì)充填.礫石成分復(fù)雜、磨圓好（多為次圓狀）、分選差（從巨大的漂礫至細(xì)礫均有），略具定向排列和疊瓦狀構(gòu)造.砂層呈透鏡狀?yuàn)A于礫石層中，成分以巖屑砂為主，粒度從含礫粗砂至細(xì)砂均有，砂體中可見(jiàn)交錯(cuò)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(jiàn)于廟坡、玉堂場(chǎng)、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(tǒng)地層中，主要由河道充填的弱固結(jié)-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(jiàn)沖刷面，礫石成分復(fù)雜、分選差、磨圓好，具定向排列和疊瓦狀構(gòu)造，可見(jiàn)下粗上細(xì)的正粒序.砂層多呈長(zhǎng)透鏡狀，橫向延伸不穩(wěn)定，成分以巖屑砂為主，其分選差、磨圓好，見(jiàn)交錯(cuò)層理和平行層理.該亞相與扇根亞相對(duì)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(jiàn)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(tǒng)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(cuò)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(fā)育.

4.1.2 河流相

主要見(jiàn)于蒲江—新津—成都—德陽(yáng)一線以東露頭剖面和鉆孔剖面的更新統(tǒng)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(jié)構(gòu).礫石層橫向延伸不穩(wěn)定，呈透鏡狀產(chǎn)出，可見(jiàn)變質(zhì)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(zhì)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(xiàn)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(chǎn)出，橫向延伸易尖滅.成分以巖屑為主，次為石英、長(zhǎng)石.顆粒大小不等，粗砂到粉細(xì)砂均有，顆粒有磨蝕，呈次棱角狀—次圓狀.少數(shù)砂體可見(jiàn)斜層理.亞黏土層多呈灰黃色、棕褐色、紫紅色，具有粉砂質(zhì)、黏土質(zhì)結(jié)構(gòu)，部分層段具有網(wǎng)紋構(gòu)造、鈣質(zhì)結(jié)核及鐵鎂質(zhì)結(jié)核或薄膜.

筆者大量野外調(diào)查研究發(fā)現(xiàn)，盆地河流剖面結(jié)構(gòu)主要具有以下幾種類型：1）僅出現(xiàn)河床底部滯留礫石層（圖6A），無(wú)河床砂層和河漫灘亞黏土層；2）出現(xiàn)河床底部滯留礫石層和河漫灘亞黏土層，二者組成二元結(jié)構(gòu)，無(wú)河床砂層（圖6B）；3）出現(xiàn)河床底部滯留礫石層和河床砂層，無(wú)河漫灘亞黏土層（圖6C）；4）出現(xiàn)河床底部滯留礫石層、河床砂層和河漫灘粉砂質(zhì)黏土層，河床礫石層、砂層與河漫灘亞黏土層組成二元結(jié)構(gòu)（圖6D）；5）出現(xiàn)兩個(gè)沉積韻律的河流二元結(jié)構(gòu)（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(shí)期為晚新生代成都盆地沉積充填初期的填平補(bǔ)齊階段，龍門山造山帶提供的物源主要以河流搬運(yùn)形式堆積在龍門山前緣（河流出山口）的盆地西部地區(qū).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(jìn)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(gè)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(gè)旋回，旋回厚度10～30 m 不等.單個(gè)旋回內(nèi)，從下到上礫石變細(xì).整個(gè)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(guò)物質(zhì)組成、結(jié)構(gòu)構(gòu)造、平面分布、沉積序列等綜合分析，該套沉積體主要體現(xiàn)為沖積扇特征，進(jìn)一步劃分出扇根、扇中-扇端亞相，可能在扇端外圍覆蓋區(qū)有少量河流相沉積.

扇根亞相分布于龍門山推覆構(gòu)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(diǎn)及厚度（outcrop section and thickness）；9—鉆孔點(diǎn)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(qū)，難以細(xì)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(qū)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(jiàn)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(xì)，砂層、亞黏土層有所增加.在縱向上由多個(gè)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(gè)旋回，旋回厚度5～15 m 不等.

通過(guò)物質(zhì)組成、結(jié)構(gòu)構(gòu)造、平面分布、沉積序列等綜合分析，該套沉積體主要體現(xiàn)為沖積扇與河流沉積特征.二者大致以蒲江—新津—成都—德陽(yáng)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(yáng)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(dòng)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(qū)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(gòu)造推覆作用影響，部分扇體遭受破壞，如大邑以西地區(qū)和古青衣江扇地區(qū)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(qū)（fluvial deposit area）；8—鉆孔點(diǎn)及厚度（drill hole and thickness）；9—露頭剖面點(diǎn)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(fā)育在蒲江—新津—成都—德陽(yáng)一線以東地區(qū)，由河床滯留礫石、河床砂及河漫灘亞黏土層組成二元結(jié)構(gòu)的基本層序（圖6）.這些基本層序相互疊置，形成多個(gè)沉積旋回，一般可見(jiàn)1～3 個(gè)旋回.下部旋回為早更新統(tǒng)磨盤山組地層，中部旋回為早—中更新統(tǒng)牧馬山組地層，上部旋回為中更新統(tǒng)合江組地層.由于該區(qū)為河流沉積，其沉積厚度相對(duì)沖積扇區(qū)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(yáng)斷裂以東地區(qū)，在中更新世末期，受蒲江-新津-成都-德陽(yáng)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(diǎn)進(jìn)入侵蝕基準(zhǔn)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(shí)期，沉積物主要充填在蘇碼頭背斜兩側(cè)的向斜凹陷區(qū)，沉積相有坡積、洪積、沖積、泥石流及當(dāng)?shù)匕l(fā)育細(xì)小河流相.物源主要來(lái)自“原地”下—中更新統(tǒng)和侏羅系—白堊系基底地層的風(fēng)化剝蝕產(chǎn)物，成分以沉積巖為主.如龍泉驛百合剖面資陽(yáng)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(yáng)斷裂以西地區(qū)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(shí)由于地形相對(duì)平坦、網(wǎng)狀河流水系發(fā)育及河流側(cè)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(fù)雜、分選差、磨圓好，具定向排列，從河口向下游礫石具有變細(xì)特征.砂層以巖屑砂為主，其分選差、磨圓好，發(fā)育交錯(cuò)層理.礫石層與砂層、亞黏土層組成二元結(jié)構(gòu)的基本層序，縱向上可見(jiàn)2～3 個(gè)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(gòu)造作用的影響，盆地西部為沉積沉降中心.晚新生代時(shí)期，當(dāng)河流從造山帶進(jìn)入盆地時(shí)，首先將搬運(yùn)的大量造山帶物源充填在造山帶前緣的盆地西部凹陷區(qū)，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(nèi)斷裂構(gòu)造活動(dòng)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(yīng)的調(diào)整，從而形成現(xiàn)今的沉積格局.根據(jù)盆地兩個(gè)沉積構(gòu)造轉(zhuǎn)化和沉積充填過(guò)程，可將盆地的沉積演化劃分為以下3 個(gè)階段（圖9）.

圖9 晚新生代成都盆地沉積充填演化過(guò)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(gòu)造帶前緣.由于龍門山構(gòu)造帶物源供給豐富、山區(qū)河流搬運(yùn)能力強(qiáng)等特點(diǎn)，當(dāng)河流進(jìn)入盆地時(shí)，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(qū)域，隨著河流攜帶的沉積物不斷堆積，沉積體不斷向東推進(jìn)，扇體不斷向外圍擴(kuò)大.當(dāng)一系列扇體向外圍擴(kuò)大并彼此之間相連接時(shí)形成扇裙.河流進(jìn)入盆地后，河流坡降變小，水動(dòng)力減弱，搬運(yùn)能力降低，從而導(dǎo)致搬運(yùn)的沉積物在粒度和數(shù)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(gè)剖面厚度巨大，從河口向下游沉積物粒度變細(xì)、沉積體單層厚度和剖面厚度急劇減小等特點(diǎn)（圖9a）.

4.3.2 早—中更新世時(shí)期

大邑礫巖沉積之后，受大邑-彭州斷裂活動(dòng)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(cè)形成兩個(gè)沉積凹陷.進(jìn)入早—中更新世時(shí)期（圖9b），從龍門山造山帶搬運(yùn)而來(lái)的沉積物首先在山前凹陷區(qū)以沖積扇形式堆積.當(dāng)山前凹陷可容納空間減少和堆積沉積物接近侵蝕基準(zhǔn)面附近時(shí)，剩余沉積物再越過(guò)斷層上盤高點(diǎn)而進(jìn)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(zhǔn)面附近時(shí)，多余沉積物再不斷向盆地東部推進(jìn)超覆.因此下—中更新統(tǒng)沉積體呈現(xiàn)出以下特點(diǎn)：1）在龍門山前緣的都江堰、葛仙山凹陷區(qū)和大邑-彭州斷層下盤的大邑-崇州、竹瓦、什邡等凹陷區(qū)沉積厚度巨大；2）兩凹陷區(qū)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(qū)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(xì)，砂巖層及亞黏土層增多，沉積相從沖積扇相過(guò)渡為河流相.

4.3.3 晚更新世—全新世時(shí)期

晚更新世—全新世時(shí)期，以蒲江-新津-成都-德陽(yáng)斷裂為界，盆地東部和西部?jī)蓞^(qū)域存在不同的物質(zhì)來(lái)源和水系特征.

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

西部地區(qū)仍繼承了上新統(tǒng)和下—中更新統(tǒng)的物源和水系，即物源來(lái)自龍門山造山帶風(fēng)化剝蝕產(chǎn)物，水系主要為造山帶地區(qū)形成的河流.因此該區(qū)域的沉積物成分與下—中更新統(tǒng)沉積物成分相似，具有從龍門山造山帶搬運(yùn)而來(lái)的火成巖、變質(zhì)巖成分.但是該區(qū)在前期沉積后，地形起伏大幅度減小，河流進(jìn)入盆地后呈網(wǎng)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(méi)有明顯的沉積中心.

5 結(jié)論

通過(guò)沉積-構(gòu)造轉(zhuǎn)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(jié)論：

1）盆地充填過(guò)程中存在著兩個(gè)沉積構(gòu)造轉(zhuǎn)換，導(dǎo)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(diào)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(shí)期以沖積扇相和河流相沉積為主.

3）晚更新世—全新世時(shí)期，盆地東部區(qū)域與西部區(qū)域存在物質(zhì)來(lái)源和水系特征的差異，導(dǎo)致兩區(qū)域的物質(zhì)成分存在差異.

城市地質(zhì)調(diào)查與地下空間合理利用已引起高度重視.本文通過(guò)晚新生代成都盆地的沉積特征及充填演化過(guò)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(zhì)結(jié)構(gòu)建模、地下空間資源潛力評(píng)價(jià)、礦產(chǎn)資源及人文資源的賦存層位等研究提供依據(jù).