沉积盆地作为岩石圈的基本构造单元，记录着地球数亿年的演化历史(何登发等，2011)，随着地质历史的发展呈现阶段性的演化，不同历史时期盆地类型也不同(张渝昌，1997)。四川盆地是典型的经历多期次构造演化过程的多旋回叠合盆地(赵文智等，2002；何登发等，2004；刘树根等，2011)，是由多期的原型盆地或残留盆地在三维空间上的有序叠置而形成的，包含了海陆两相沉积地层(李忠权等，2011)。第三纪是四川盆地大范围陆相沉积历史的最后阶段，而贯穿始终的喜马拉雅运动又是四川盆地构造定型的关键时期(郭正吾等，1996)。在此时期内发生的欧亚板块与印度板块碰撞缝合，龙门山冲断带的形成演化，以及特提斯构造域的发展演化等一系列地质事件，一直以来都是广大学者关注的焦点(李勇等，2006；王二七等，2008；刘池洋等，2009)。该时期四川盆地构造活动频发，气候环境多变，在早期的构造、沉积活动基础之上，发生了强烈的构造变形，经过多期改造而成现今盆地格局。因此，研究第三纪原型盆地的形成及其演化，是揭示四川盆地周缘造山带形成、盆地构造叠加变形历史的关键，同时，又可为全球古地理、古气候特征复原和对比提供重要参考。

第三纪时期的四川盆地，受周缘造山带的影响，盆地沉积面积局限于其西南部地区。加之后期的剥蚀和新的沉积物覆盖，其出露范围十分有限，这对开展第三纪原型盆地的研究带来了不少困难和挑战。前人通过对第三系地层岩性和古生物特征的分析总结，先后提出了多种地层划分方案(苟宗海，1992，苟宗海等，1995；辜学达等，1997；田在艺等，1997；郑家坚等，1999；王全伟等，2006)；并通过古地磁法(庄宗海，1988)、 ESR(石英电子自旋共振)测年法(李元林，1995；王凤林等，2003)等多种方法对各组地层年龄进行了较为精确的分析；同时，利用古生物和古风向等的地质记录对第三纪盆地古气候、古环境进行了探讨(卫民，1983；黄仁金，1985；江新胜等，1992a，1992b，2012；刘立安等，2011；江湉，2012；江卓斐等，2013a，2013b)；此外，在研究中还涉及到了各地区的地层岩性特征(何银武，1992；苟宗海，2001，苟宗海等，2001；莫雄，2010；贺承广等，2011)、隆升剥蚀(李勇等，2005；张毅等，2006；李智武等，2010；唐哲民，2011；侯明才，2012)、沉积物源(李元林等，1993；彭军等，2000；黎兵等，2007；郑勇，2013；江卓斐等，2013a，2013b)、构造意义(李勇等，1994；张箭等，2002；贾东等，2003；曾宜君等，2004；陈竹新等，2008)、层序地层(苟宗海，2000；陈洪德等，2011；耿旗，2011)等多方面地质特征，积累了大量的基础资料和宝贵的研究成果，为第三纪原型盆地研究打下了良好的基础。然而，尽管针对局部地区或某一领域的研究已日趋清晰且获得了较大的进展，但基于整个第三纪演化历史的原型盆地构造复位和沉积环境复原的角度来看，目前对涉及全盆范围的古地理重建、古气候演变和沉积充填规律的动态化研究仍然是比较迟滞的，而这正是揭示本地区第三纪原型盆地形成与演化的关键。

本文在前人研究成果的基础之上，综合利用古地磁、地震解释、古生物等地质资料，以构造—古地理重建为基本方法，以盆山耦合机制、沉积学原理和古生物地层学等理论为指导思想，结合野外露头剖面观测、岩石薄片镜下观察、扫描电镜微观形貌分析等多种研究手段，对四川盆地第三纪原型盆地演化进行了较为详细的研究。分析各组地层残余厚度展布规律，复原了各沉积时期构造—古地理特征，并结合盆地沉积充填规律及物源体系分析对构造控盆、盆地控相理论进行了探究。同时，通过对该时期沉积地层在平面上和垂向上的变化规律和岩性组合特征对第三纪原型盆地古环境、古气候演变进行了探究，最终揭示了本地区第三纪原型盆地的发展与演化过程。

研究区位于青藏高原东缘，四川盆地西南部。为扬子古板块与印度板块碰撞造山带东侧川西前陆盆地中南部。西接龙门山冲断带，向西过渡为松潘—甘孜褶皱带，南部为大凉山、娄山地区，东至龙泉山构造带以东，北连成都平原。现今地理位置位于亚洲大陆中部，中国内陆腹心地区，主要包括了四川省雅安、眉山、乐山、宜宾等山地—丘陵地区(图 1)。

图1(Figure 1)

图 1 四川盆地西南部第三系地层综合信息图 Fig. 1 The regional geological diagram in the southwestern Sichuan Basin

四川盆地属扬子板块，是在中上扬子克拉通基础之上发展而来、经历多期构造演化与沉积充填过程的叠合盆地。古近纪时期，在新特提斯与太平洋构造域的共同作下，盆地西南部主要以挤压构造应力为主。新近纪至今，欧亚板块与印度板块的剧烈碰撞造成了盆地西部，尤其是龙门山地区的快速隆升。整个第三纪时期，四川盆地西南部主要表现为陆内坳陷型盆地特征，盆地整体处于萎缩衰亡阶段的末期(李勇等，1994；张箭等，2002；贾东等，2003；曾宜君等，2004；陈竹新等，2008)。

四川盆地第三系地层主要出露在盆地西南部雅安、宝兴、崇州、大邑等地区，面积约为3×10⁴ km²。岩性以陆相红色碎屑岩沉积为主，从砾岩、砂岩至砂泥岩、泥岩均有发育，厚度在0～1 200 m之间。关于第三系地层的命名与划分方案已有多种(苟宗海，2000；陈洪德等，2011；耿旗，2011)。其中名山组、芦山组和大邑砾岩等地层，因其岩性特征明显，空间展布范围广，而被广泛接受和使用。而宜宾柳嘉组地层近来多被归于古近系下部名山组地层之中，金鸡关组和余光坡组因属于名山组内层段也未被广泛使用。此外，凉水井组，青龙场组等因分布较为局限，本文未做深入探讨。在综合前人研究成果的基础上，鉴于对比的广泛性和代表性需要，以便于研究工作的展开，本次研究将四川盆地西南部第三系地层从下到上划分为名山组、芦山组、大邑砾岩组，其对应时期依次为古新世—始新世、始新世—渐新世、上新世—第四纪(图 2)。

图2(Figure 2)

图 2 四川盆地大邑地区第三系地层岩性综合柱状图 Fig. 2 Comprehensive stratigraphic column in Dayi region of Sichuan Basin in Tertiary

盆地内发育的不整合面作为对盆地构造活动和沉积环境变化等地质事件的直观响应，对划分盆地构造—沉积期次有着重要的指示意义。四川盆地西南部第三系地层中，名山组与下伏白垩系灌口组地层之间为整合接触关系，名山组与上覆芦山组地层也为整合接触关系。部分地区名山组和芦山组地层由于出露地表遭受剥蚀而与上覆第四系地层为不整合接触关系。而大邑砾岩组与下伏地层则广泛存在一个不整合面，其中在南部与古近系地层均为角度不整合接触关系，如名山庙坡、大邑白岩沟、崇州白塔湖等地区。由南向北，随着下第三系地层的尖灭，大邑砾岩与下伏白垩系灌口组地层呈不整合接触，且不整合面两侧地层产状夹角逐渐变小直至平行不整合(图 3)。

图3(Figure 3)

图 3 四川盆地第三系地层不整合接触典型剖面 Fig. 3 Typical profile of unconformity contact of Tertiary stratum in the Sichuan Basin

原第三纪包含了古近纪和新近纪2个时期，其中古近纪包含了古新世、始新世、渐新世，新近纪包含了中新世、上新世。据国际地层委员会2015年出版的国际地层表可知：古近系古新世丹尼阶底部年龄为66.0 Ma，新近系上新统格拉斯阶顶部年龄为1.80 Ma。第三纪总体历时约为64.2 Ma。四川盆地西南部第三系地层沉积时期，是四川盆地成型的关键时期。喜马拉雅构造运动贯穿整个第三纪演化历史(图 2)，欧亚板块与印度板块的碰撞造成了青藏高原的抬升成形，川西地区龙门山冲断带构造加剧，地形骤然升高，使得龙门山山脉与四川盆地形成数千米的高差。由于构造—沉积活动的不断变化，使得四川盆地西南部形成了复杂的沉积和构造特征。第三系地层厚度变化大，空间展布变化快，岩性组合多样(图 4)。同时，受构造抬升作用的影响，地层均存在不同程度的剥蚀现象，各组地层间呈现出复杂的接触关系。

图4(Figure 4)

图 4 四川盆地西南部古近系地层沉积充填对比格架 Fig. 4 Comparison of sedimentaryfilling characteristics about the Paleogene stratum in the southwestern Sichuan Basin

第三系名山组地层分布较为广泛，在大邑金星、宜宾柳嘉、雅安名山等地均有出露，其中尤以天全—芦山复向斜地区地层最为发育。而宜宾柳嘉地区沉积的一套风成砂岩则属于该组下部地层。从众多名山组地层野外露头剖面和岩性观测发现：名山组岩性组合较为复杂，从大邑金星—芦山苗溪—天全始阳一带名山组地层下部均存在有砾岩、含砾砂岩等砾石质沉积(图 4)，向东逐渐过渡为砂岩、粉砂岩和泥质沉积。名山组地层总体上以下段棕红色灰质、泥质粉砂岩为主，夹少量红色泥岩，底部为暗棕色厚层石英质粉砂岩、细砂岩。上段主要为红色泥岩夹泥质粉砂岩，部分地区含泥灰岩、石膏层(图 5)。

图5(Figure 5)

图 5 四川盆地名山组、 芦山组地层野外露头剖面 a. 陡峭砾石质山体， 由名山组底部巨厚砾岩层组成； b. 名山组底部砾岩， 风化呈灰色、 灰黑色， 砾石分选性差， 磨圆度较好(GPS：30°10′26″N， 102°52′18″E)； c. 名山组顶部风化剥蚀， 地层产状近似水平， 为浅紫色、 浅红色中-粗粒砂岩(GPS：30°10′00″N， 102°52′07″E)； d. 名山组棕红色泥岩夹粉砂岩， 含石膏层(GPS：30°09′55″N， 102°53′43″E)； e. 名山组倾斜地层， 紫红色泥岩夹蓝灰色粉砂岩呈韵律性互层(GPS：30°10′43″N， 103°40′59″E)； f.熊坡背斜处名山组地层， 紫红色泥岩夹蓝灰色粉砂岩条带互层， 产状趋缓(GPS：30°16′41″N， 103°48′53″E)； g. 芦山组倾斜地层， 棕红色泥岩与黄白色泥质粉砂岩互层； h. 芦山组 倾斜地层， 棕红色泥岩夹浅黄色泥质粉砂岩互层(GPS：30°10′23″N， 102°53′44″E) Fig. 5 Field outcrop sections of Mingshan and Lushan Formations in the Sichuan Basin

名山组地层在芦山、天全一带残余厚度为450～700 m，崇州、大邑地区残余厚度为400～580 m，宜宾柳嘉地区的名山组砖红色厚层状细粒石英砂岩残厚小于88 m(图 4)。名山组地层厚度展布特征与龙门山冲断带走向一致，为南西—北东向展布，由西向东地层厚度逐渐减薄，主要沉降中心在天全—大邑一带(图 6)。

图 6(Figure 6)

图 6 四川盆地西南部名山组地层厚度展布图 Fig. 6 Mingshan Formation thickness in the Sichuan Basin

以整合接触关系上覆于名山组之上的地层为芦山组。该组地层典型剖面在芦山苗溪一带，由四川二区测队在1975年命名(辜学达等，1997)。芦山组地层分布面积较名山组范围缩小，主要出露于雅安、天全、芦山一带，大邑金星等地区也有分布。该组地层岩性较为单一，以黄色、棕红色泥岩为主，层间夹灰色粉砂岩，组成了泥岩、粉砂岩的韵律互层，局部地区夹泥灰岩薄层和灰岩砾石(图 5)。因其岩性组合关系与名山组上部地层极为相似，苟宗海(1992)提出将其划归下部名山组地层，作为其顶部一个非正式岩性段。但芦山组沉积时代为始新世—渐新世，时间跨度较长，且芦山组地层以泥质为主，粉砂岩含量较下部名山组地层显著减少，代表了一个长期稳定的沉积环境。因此，本文仍采用该组地层单元作为名山组上覆正式地层组。

芦山组地层在芦山苗溪地区残余厚度为550～691 m之间。在天全始阳、芦山沫东地区厚度在350～690 m不等。地层呈北东—南西向条带状展布，沉降中心在芦山向斜地区，由西向东、向北地层厚度迅速减薄(图 7)。

图7(Figure 7)

图 7 四川盆地西南部芦山组地层厚度展布图 Fig. 7 Lushan Formation thickness in the Sichuan Basin

从芦山组到大邑砾岩组，其间经历了长时间的沉积间断，表现为大邑砾岩组与下伏地层间广泛存在的不整合面。大邑砾岩组地层以灰褐色、黄灰色复成分砾岩夹棕黄色透镜状岩屑砂岩为特征，风化色以棕黄、褐黄色和灰白色为主(图 8)。砾石分选性差，成分复杂，以石英岩、石英砂岩为主，次为闪长岩、花岗岩及变质砂岩等。砾石磨圆度较好，粒径为8～20 cm，由南向北具有逐渐变细的趋势，砂泥岩含量逐渐增加。填隙物以岩屑、沙泥质为主，具钙质胶结成岩、半成岩特征(何银武，1992；王凤林等，2003)。大邑砾岩组地层主要分布于龙门山以东地区，沿龙门山冲断带走向展布。向北至都江堰、灌县地区，向南可达名山地区，向东延伸至广汉—新津一带。整体上具有西厚东薄的沉积特征。大邑砾岩埋藏于成都盆地第四系地层之下，与上覆雅安砾岩为不整合接触。从南西向北东与下伏古近系地层、白垩系地层均为不整合接触。近年来借助石英电子自旋共振法(王凤林等，2003)测得其沉积时期为上新世晚期至早更新世。

图8(Figure 8)

图 8 四川盆地大邑砾岩组地层野外露头剖面 a. 大邑砾岩层， 砾石呈灰色、 灰黑色， 粒径为6～10 cm， 颗粒支撑结构； b. 大邑砾岩呈中-厚层状， 风化面呈灰色、 灰黑色(GPS∶30°29′57″N， 103°20′24″E)； c. 大邑砾岩层， 风化面呈灰白色、 黄灰色； d. 砾石分选性一般， 磨圆度好， 杂基—颗粒支撑， 粒径为1～10 cm， 灰质砾石、 泥质砾石较多(GPS∶30°29′12″N， 103°19′44″E)； e. 大邑砾岩组地层与下伏白垩系灌口组地层呈不整合接触关系， 风化壳颜色为灰黄色、 灰色； f. 砾岩呈厚层状， 砾石胶结程度高， 磨圆度好， 分选性较好， 粒径以2～7 cm居多(GPS：30°30′17″N， 103°19′21″E) Fig. 8 Field outcrop sections of Dayi Conglomerate Formation in the Sichuan Basin

大邑砾岩在崇州白塔湖、都江堰玉堂镇一带厚度大于100 m，名山庙坡地区厚度可达300 m以上，整体沿龙门山山前带展布，沉降中心位于龙门山冲断带山前地区，呈北东—南西向展布(图 9)。

图9(Figure 9)

图 9 四川盆地西南部大邑砾岩组地层厚度分布 Fig. 9 Dayi Conglomerate Formation thickness in the Sichuan Basin

古近纪时期的四川盆地，继承了晚白垩世以来的沉积格局，表现为川西前陆盆地的沉积特征。受构造活动和地层抬升，气候变化等的影响，原型盆地古地理格局随之发生转变。由继承自晚白垩世的冲积扇—辫状河—湖泊沉积格局，逐渐转变为古近纪早期的盆地西缘冲积扇—湖泊—辫状河和东南部湖泊—辫状河—沙漠的沉积格局；至古近纪中晚期湖泊面积急剧萎缩，沙漠沉积环境消失，构造活动相对稳定；古近纪末强烈的构造抬升造成了大型湖泊沉积消失，沉积广泛中断，只在局部地区发育小型冲积扇。直至新近纪上新世开始沿山前带广泛发育冲积扇—辫状河沉积体系，至第四纪更新世结束了整个第三纪沉积历史。

晚白垩世灌口组地层与古近系名山组地层之间为整合接触，均以红色碎屑岩沉积为主。表明古近系名山组沉积环境与晚白垩世灌口组沉积环境为平稳过渡。古近系名山组沉积时期仍以河湖沉积环境为主，沉积作用范围进一步减小(图 10)。在宝兴灵关、宝盛、大邑一线发育多个前缘进入湖泊之中的大型冲积扇群，又称大溪砾岩(李元林，1995)，形成了靠近现今龙门山一侧名山组底部的砾岩、含砾砂岩段。岩层中可见大量钙质结核、风化钙质团块，可见干裂及虫管，向东底部砾岩逐渐减少至最终消失，砂泥岩层增多。与冲积扇相邻的芦山苗溪、龙门、宝盛东至邛崃陶坝以东和大邑、眉山东坡、洪雅等地区主要为滨湖沉积环境。主要发育为砂岩、粉砂岩和泥岩的互层，岩石颗粒粒度较粗，以紫红色中厚层粗粒钙质岩屑砂岩、粉砂岩和粉砂质泥岩为特征。表面可见变形构造，具平行层理、交错层理，沙纹及波痕也较发育(李元林，1995)。这指示了一种发育于湖岸广阔平缓地带、位于正常浪基面之上的滨湖沉积环境。而在天全始阳、名山庙坡、大邑金星一线附近则主要为浅湖沉积环境，其岩性较滨湖相沉积物更为复杂。以薄层泥岩、中厚层粉砂质泥岩为特征，夹薄层粉砂岩，泥灰岩条带。水平层理较为发育，其间有细小波状层理。富含生物化石，如介形虫、腹足类和轮藻化石，反映了水体较浅，相对稳定的浅湖沉积环境。名山组沉积时期的河流相较为发育，在西北侧山区和冲积扇体之上，主要发育为辫状河沉积。名山组河流相沉积岩性自下而上表现为下粗上细的正旋回，砂泥岩互层特征明显。此外，在宜宾柳嘉地区发育的古近系砖红色厚层砂岩代表了一种沙漠沉积环境(刘立安等，2011；江新胜等，2012；江卓斐等，2013a，2013b)。该套红色砂岩主要分布于宜宾柳嘉镇附近，岩性为细粒钙质岩屑长石石英砂岩，夹少量棕红色泥岩层及透镜体。发育大型交错层理，颗粒分选好，磨圆度好，具典型的沙丘、丘间等沙漠沉积特征(江新胜等，1992a，1992b)。

图10(Figure 10)

图 10 四川盆地西南部第三纪名山组沉积时期沉积相展布 Fig. 10 Diagram of deposition facies at Mingshan Formation depositional stage in the southwestern Sichuan Basin

出露于宜宾柳嘉地区的古近系砖红色中细粒砂岩又称柳嘉组，该套砂岩主要分布于四川盆地宜宾柳嘉镇周围地区，面积为20 km²左右，呈椭圆形展布(图 1)，厚度小于88 m，对应名山组下段沉积时期，时代应为古新世—始新世(辜学达等，1997；郑家坚等，1999)。早期曾被认为是河湖相沉积物，而后大量的研究发现证实，其下部发育具大型交错层理的长石石英砂岩实为第三纪早期沙漠沉积物(江新胜等，1992a，1992b)，由此也引发了众多学者对其古环境、古气候意义的研究(刘立安等，2011；江湉等，2012；江新胜等，2012；江卓斐等，2013a，2013b)。

古沙漠沉积环境主要存在两大外部地质营力：即风力作用与水力作用。两者的交替作用使得古沙漠沉积物得以保存下来，形成了多种多样的沉积构造，这是记录古沉积环境和古风向的重要参考标志。柳嘉古近系风成砂岩下部地层发育大型斜层理和板状、楔状交错层理等众多典型风成砂沉积构造(图 11，图 12，图 13)。其中板状单斜层砂岩、粉砂岩常夹于水平泥质层之间，形成大型单斜层理(图 13)，斜层理与上部水平泥质条带夹角在22°～34°之间，呈高角度相交，从上到下倾角逐渐变缓，与下水平层夹角减小至3°～6°，几乎与之相切。此前积层凹面向上，反映出一次沙丘推移沉积过程和顶部风蚀过程。楔状交错层理上下界面有一定交角，呈楔形叠置状态(图 11)，是沙丘沉积中特殊部位的产物，分析其形成原因，可能是由于背风坡的爬升沙坡或沙丘崩塌等造成的(江新胜等，1992a，1992b)。此外，常见交错层理之上为细砂质的水平纹层(图 12)，代表了一次风力与潜水面共同作用形成的水平切削面。

图11(Figure 11)

图 11 宜宾柳嘉地区沙漠沉积剖面及其素描图(GPS：29°10′29″N， 104°16′53″E) Fig. 11 Profile and its geologic sketch map of desert sediment in Liujia region， Yibin City

图12(Figure 12)

图 12 宜宾柳嘉地区风成砂沉积构造特征(GPS：29°10′18″N， 104°17′11″E) Fig. 12 Aeolian sand sedimentary structure characteristics in Liujia region， Yibin City

图13(Figure 13)

图 13 宜宾柳嘉地区大型板状单斜层理(GPS：29°10′14″N， 104°17′39″E) Fig. 13 Large slab monocline in Liujia region， Yibin City

芦山组沉积时期总体上继承了名山期河湖的沉积环境，但范围较之进一步缩小(图 14)。此阶段以泥质、粉砂质泥岩沉积为主，反映出沉积盆地构造活动相对稳定，且较名山组沉积时期更加远离物源区，砾石质沉积物极少。由于早期充足的物源供给导致的快速沉积充填作用，以及地层的缓慢抬升，导致了芦山组沉积时期盆地沉积格局呈现出南西—北东向的展布特征，湖盆长轴方向平行于龙门山冲断带走向。在天全始阳、芦山沫东一带为浅湖相沉积，底部含灰岩砾石，层间夹数层浅灰色薄层泥灰岩(郭正吾等，1996；辜学达等，1997；郑家坚等，1999)。向北、东方向逐渐过渡为滨湖相，为钙质粉砂岩、泥质粉砂岩与泥岩组成不等厚的韵律层，反映了湖泊滨岸带的砂坝、泥坪交互式沉积特征。

图14(Figure 14)

图 14 四川盆地西南部第三纪芦山组沉积时期沉积相展布 Fig. 14 Diagram of deposition facies at Lushan Formation depositional stage in the southwestern Sichuan Basin

芦山组沉积末期，受喜马拉雅运动第二幕造山活动的影响，本地区发生了快速的地层抬升。在此阶段龙门山中、南段较之北段隆升速率更快(李智武等，2010；侯明才，2012)，地层广泛抬升遭受剥蚀，四川盆地大范围湖相沉积历史结束。

古近纪末，喜马拉雅运动第三幕造山运动发生，使青藏高原东南缘龙门山大幅抬升，伴随着强烈的推覆构造活动，在龙门山山前广泛堆积了一套不整合于下部古近系、白垩系地层之上的砾岩层，称为大邑砾岩。该组砾岩分布面积较广，北至都江堰北部，南达名山庙坡等地，主要位于彭灌断裂以东地区，由西向东快速减薄。通过结合古生物特征(郑勇等，2013)、地质特征(辜学达等，1997；苟宗海等，2001；王凤林等，2003)和石英电子自旋共振法等研究发现(王金琪，2003)：大邑砾岩组沉积时期为新近纪上新世—第四纪更新世，大邑砾岩磨圆度好，为次圆—圆状，分选性较差，局部地区见大漂砾(何银武，1992)。而通过古流向恢复和砾石成分对比等发现(黎兵，2007)：大邑砾岩物源区主要来自于西部山地的剥蚀产物，为短距离搬运的山前快速堆积砾岩。

大邑砾岩组按其砾石组成、泥砂含量、分选性和砾石结构等特征又可划分为扇根、扇中、扇端3个亚相(图 15)。其中，扇根主要分布在近山口、断崖等坡度较陡地区，其扇根亚相由巨砾岩、中-粗砾岩组成，泥砂质含量较少，分选极差，垂向岩性变化大，单层厚度大，成层性差，主要分布于靠山一侧。扇中亚相位于扇根与扇端之间，地形坡度较缓，大邑砾岩组扇中亚相以河道砾岩、含砾砂岩沉积为主，岩石粒度较扇根部分变小，颗粒分选与磨圆度较好。砾石具定向排列结构，发育有叠瓦状构造，常具下粗上细的正粒序结构(何银武，1992；苟宗海，2001)。大邑砾岩扇端亚相位于冲积扇边缘地区，地形坡度平缓，坡度较低。主要有薄层砾岩、中-粗砂岩、粉砂岩和泥岩组成渐变沉积旋回，代表了一种漫流沉积作用。

图15(Figure 15)

图 15 四川盆地西南部大邑砾岩沉积特征 Fig. 15 Diagram of deposition facies at Dayi conglomerate depositional stage in the southwestern Sichuan Basin

晚三叠世中、晚期，四川盆地逐渐从海相前陆盆地过渡到了陆相坳陷盆地的沉积格局。第三纪则是整个陆相坳陷盆地沉积的衰亡期。在前期的印支、燕山期构造活动结束之后，第三纪是喜马拉雅构造活动的主要时期。主要受到早喜马拉雅时期西部褶皱带的持续挤压推覆作用，以及盆地东部、北部上扬子地台早期沉积地层抬升作用的影响，古近纪原型盆地表现为受西部断裂带控制的坳陷盆地特征，原型盆地被较为充足的物源持续充填，盆地面积不断减小。古近纪始新世中期，印度板块与欧亚板块的碰撞，产生了东西向的区域应力。渐新世后期，喜马拉雅运动第二幕开始，伴随着强烈的构造活动和地层的快速抬升，原型盆地逐渐萎缩消亡。直至新近纪上新世喜马拉雅运动第三幕开始，印度板块向北强烈挤压，青藏高原逐渐形成，其东缘龙门山山脉快速抬升并与四川盆地形成巨大高差，在构造活动和河流侵蚀、搬运的共同作用下，在龙门山东侧形成了沿北东—南西向展布的大邑砾岩沉积。

自晚白垩世晚期开始，四川盆地沉积历史进入了萎缩消亡阶段。在古新世—始新世中期的名山组沉积时期，四川盆地北部已广泛隆升并处于剥蚀状态，盆地沉积中心逐渐转移至了四川盆地西南部地区，为一封闭的湖盆(图 16)。受盆地西缘推覆构造作用产生的挤压应力的影响，形成了西陡东缓的不对称坳陷型盆地沉积格局。从西侧断裂带向东部上扬子地台依次形成了：主要受断裂带控制的冲积扇相沉积；受湖浪作用和构造活动共同影响的浅湖相沉积环境；主要受滨岸带风浪和河流冲刷作用影响的滨湖相沉积环境；受构造活动和河流搬运作用共同影响的河流沉积环境；以及盆地东南缘宜宾柳嘉地区风成沙漠沉积环境。

图16(Figure 16)

图 16 四川盆地西南部新生代构造—沉积特征及其演化 Fig. 16 Tectonic-depositional characteristics and its evolution in the southwestern Sichuan Basin in Tertiary

始新世中期—渐新世晚期的芦山组沉积时期，原型盆地沉积格局基本继承了名山组沉积时期的河湖相沉积环境。但随着早期充足的物源供给，造成了湖盆底部沉积物的快速堆积，加之印度板块与欧亚板块的碰撞加剧了地层的抬升，使得湖盆面积较名山组沉积时期大为减小，逐渐萎缩至名山、邛崃一带。在湖盆与陆地过渡地带广泛发育滨湖沉积环境，浅湖相沉积范围萎缩至天全始阳、芦山沫东一带的狭小地区。冲积扇相沉积环境较名山组沉积时期不发育，沙漠沉积环境消失。

芦山组沉积末期，受喜马拉雅第二幕强烈造山运动的影响，四川盆地西南部快速抬升，湖盆沉积面积减小直至最终消失。早期名山组、芦山组沉积地层遭受剥蚀，形成了广泛分布的风化强烈、富含铁锰质结核的古风化壳(何银武，1992)。但在盆地南缘的低洼、坳陷地区如峨眉凉水井附近仍有小型的坡积物沉积记录(辜学达等，1997；郑家坚等，1999)。

新近纪上新世—第四纪更新世的大邑砾岩组沉积时期，盆地南部经过长时间的构造抬升，沉降中心逐渐向北东方向转移。喜马拉雅运动第三幕开始，特提斯构造域强烈抬升加厚，构造域地壳向盆缘挤压仰冲，四川盆地西侧构造活动加强，使得在龙门山山前沉积了一套沿龙门山冲断带走向展布的砾岩层。从龙门山山前向成都平原延伸至龙泉山构造带西侧，具西厚东薄的特征，依次可划分为扇根亚相、扇中亚相和扇端亚相。

位于松潘—甘孜褶皱带东缘的龙门山，在其形成发展过程中存在着明显的差异，由此对龙门山前缘的陆相沉积和构造变形产生了重要影响(郭正吾等，1996)。沿走向上，龙门山的隆升存在分段性，而在近东西向又存在着明显分带性(侯明才等，2012)。本文着重探究其南北向的差异隆升对其前缘坳陷盆地沉积的影响。虽然关于龙门山形成具体时间仍有争议(郭正吾等，1996；王金琪，2003；王二七等，2008)，但从前人关于龙门山构造活动期次的研究成果来看，普遍认同其中-新生代以来具有南北向差异隆升的特征。结合对本地区构造—沉积活动的认识，把龙门山差异隆升对四川盆地西南部第三纪原型盆地沉积的影响划分为两个主要的时期。

(1)中生代—早新生代龙门山北段的快速隆升。来自锆石裂变径迹年龄(李智武等，2010；侯明才等，2012)和沉积学特征(Deng et al.，2011)等证据显示：龙门山北段要早于中、南段于中生代发生了大规模的构造隆升作用(图 17)。这种南北方向上的差异隆升直接导致了在新生代沉积活动之前，四川盆地西部地区北高南低的地形差异，晚白垩世时期，原型盆地沉积范围已逐渐萎缩至川南、川西南地区，川北地区则隆升为陆，成为四川盆地西南部盆地沉积的物源区之一。从古近系名山组、芦山组以棕红色碎屑岩沉积物为主的特征可以发现，其继承了晚白垩世以来的闭塞、干旱的河湖沉积环境(耿旗，2011)。在芦山组沉积时期，盆地沉降中心向南迁移至天全、芦山一带，湖盆面积逐渐减小并最终消失(图 14)。

图17(Figure 17)

图 17 龙门山北、 中、 南段磷灰石裂变径迹年龄变化(修改自李智武等，2010) Fig. 17 The changes of apatite fission track age from the north， central， and south of Longmen Mountains(modified from Li et al. ，2010)

(2)晚新生代以来龙门山南段的快速隆升。新生代是整个第三纪原型盆地活动时期，龙门山南北段的差异隆升对其构造—沉积活动产生了重要影响。来自磷灰石裂变径迹年龄(李智武等，2010；唐哲民等，2011；侯明才等，2012)的证据显示：在新生代时期龙门山中、南段较北段而言发生了更快的隆升(图 17)。而更进一步的分析发现磷灰石裂变径迹年龄沿龙门山走向上的分布具有明显分段性，龙门山北段年龄主要集中在晚中生代带和早新生代，而南段和中段则明显更加年轻，主要集中于晚新生代(李智武等，2010)。这与本地区第三系地层不整面特征具有一致性：从大邑砾岩组与下伏古近系、白垩系地层接触关系来看，均为不整合接触，但通过对不整合面两侧地层产状对比分析发现：自南向北从名山庙坡地区到大邑氮肥厂再到都江堰何家山地区，总体上表现为不整合面两侧地层产状夹角逐渐减小，直至平行不整合(图 3)，这似乎表明了大邑砾岩沉积时期地层抬升由南向北逐渐变缓的趋势。此外，王凤林等(2003)通过选取大邑砾岩中石英砂进行的ESR法测年发现，其下部沉积年龄由南向北逐渐变新，且其冲积扇形态表现为右旋的斜列式展布特征，这也进一步印证了新生代时期龙门山南段快速隆升对盆地沉积产生了重要的影响。

作为连接沉积盆地与造山带的纽带和研究盆山耦合关系的切入点(王国灿，2002)，沉积物物源分析历来是沉积学研究的重点之一(Weltje and Von Eynatten，2004)。本地区的第三纪原型盆地具有构造活动频发、气候条件多变的环境特征，因而其沉积物源也随之发生变化，表现出多样化的特征。从名山组、芦山组地层砂岩薄片镜下观察发现，古近系砂岩中岩屑含量较高，为10％～30％不等，部分层段可达50％以上。岩屑成分以沉积岩为主，含砂岩岩屑、泥岩岩屑及少量白云岩岩屑，此外，还含有少量火成岩岩屑、变质岩岩屑等。砂岩中长石含量较低，部分层段甚至不发育，多数砂岩中含有少量白云母和黑云母，含量在1％～5％之间。此外，还可见少量重矿物颗粒，如锆石、电气石、石榴石等。其总体表现为以泥质粉砂岩和钙质岩屑砂岩为主的特征。

Dickinson and Suczek(1979)，Dickinson and Valloni(1980)三角图解作为判别沉积物物源区构造背景的方法，是现代物源分析的起源，至今仍被广泛应用。该方法利用砂岩碎屑组分的相对含量，建立砂岩碎屑矿物组分与物源区构造背景之间的三角关系图解，从而实现对物源区大地构造背景的快速分类和识别。在统计分析本地区古近系砂岩镜下特征和矿物含量后，运用Dickinson三角图解法对其大地构造背景进行了分析研究(图 18)。

图18(Figure 18)

图 18 古近系砂岩碎屑成分Dickinson三角图解分析 Fig. 18 Palaeogene sandstone detrital composition analysis by Triangular diagram

图 18所示，古近系砂岩碎屑颗粒的Q-F-L组合投点大部分位于再旋回造山带内，少量位于岛弧切割、过渡带，这反映了古近系时期砂岩沉积物物源主要来自于周缘造山带活动的特征。包括原型盆地北部、东北部上扬子地区早期沉积地层的构造隆升剥蚀，盆地西缘早期的逆冲推覆构造作用，以及后期龙门山构造抬升活动均可为第三纪原型盆地的沉积充填提供物源供给。

砾岩层是研究沉积盆地物质来源、沉积环境特征、古地理特征等的重要标志之一(贺承广等，2011)，同时又是构造活动和造山运动初期的重要指示物(Deng et al.，2012)。第三系地层中砾岩层主要发育于名山组底部和大邑砾岩组地层中。

名山组底部砾岩与白垩系夹关组砾岩在早期被统称为“大溪砾岩”，底部整合于白垩系夹关组之上，上覆地层为芦山组，为冲积扇相沉积(图 10)，主要分布于芦山、宝盛、大溪和天全一带(李元林，1995；曾宜君等，2004)。该套砾岩呈楔形体沿龙门山前缘呈现出波浪式向南迁移的特征，北段缺乏沉积，中段含石英砂，南段则为碳酸盐岩砾岩层(徐强等，2000)，其磨圆度较好，砾石分选中等，砾石岩性和生物化石分析显示其所属时代为泥盆纪、二叠纪及三叠纪(纪相田等，1995)。该套砾岩分布范围局限于盆地南部，时代为晚白垩世—古近纪，对该套砾岩层进行ESR测年显示其年龄约为91～55 Ma(李元林，1995)，属于燕山运动晚期至喜马拉雅运动早期。结合本地区构造—沉积特征来看，该时期受构造活动影响，原型盆地以河湖沉积环境为主，原始湖盆由北向南不断迁移且逐渐萎缩。而盆地西侧名山组底部砾岩的大量堆积，发育有大型冲积扇群则表明，该时期原型盆地西侧应存在一个以逆冲断裂带为特征的构造活跃中心，在一系列逆冲推覆作用下，其早期沉积形成的泥盆系—三叠系地层发生抬升变形，广泛遭受剥蚀并被流水磨蚀、搬运至造山带东侧湖盆，形成了名山组沉积时期盆地边缘的大型冲积扇体。

大邑砾岩的构造指示意义正如上一节所讨论，其起始时间与喜马拉雅运动第三幕时间相吻合，是在造山带构造活动加剧导致地层风化剥蚀后，由流水向东搬运至盆地低洼地带的大规模砾石堆积，为贯穿新近纪上新世—第四纪更新世的冲积扇相沉积。总体上具有由南向北迁移的趋势，其与下伏不整合地层间的产状变化特征更揭示了晚新生代时期龙门山沿走向上的差异隆升过程。

柳嘉地区古近系风成砂岩的颗粒分选性极好，磨圆度为次圆—圆状，表现出典型的风成砂岩特征。主要矿物包含有石英、长石及岩屑，颗粒间胶结程度高，以压嵌型胶结方式为主。此外，砂岩中矿物颗粒的形态特征包含了其风化剥蚀、搬运、磨蚀、沉降等过程的重要信息，这在一定程度上反映了其成岩时的外力作用、介质作用等沉积构造背景，因此，通过观察岩石颗粒表面形态可以追踪其风力作用痕迹。

在风成环境中，沉积介质缓冲作用较弱，岩石颗粒在高速的运动过程中持续发生着剧烈的相互碰撞，因此，其矿物颗粒表面常具有一定程度的碰撞痕迹，如碟形、新月形撞击坑，在低能风成环境中形成的“V”形坑也是其代表之一。此外，岩石颗粒表面的附着物也是解释其形成环境的重要特征之一，如沙漠漆和泥套。沙漠漆是由于砂砾表面的毛细管作用，在地下水上升蒸发后，形成于砂砾表面的薄层氧化铁和氧化锰，因其呈现黑色而称沙漠漆。而泥套则是砂砾在风力作用下，滚动跳跃过程中吸附较多黏土物质形成的黏土质包裹物(江新胜等，1992a，1992b)。在扫描电镜下观察发现：柳嘉地区古近系下部砂岩表现出明显的风成沉积特征，其岩石颗粒分选性好，磨圆度好，石英颗粒表面常见碟形、新月形以及“V”形撞击坑。颗粒表面均为黏土矿物包裹，以蒙脱石、伊利石为主，岩石颗粒表面具有典型的泥套特征(图 19)。

图19(Figure 19)

图 19 宜宾柳嘉地区风成砂岩颗粒结构特征 扫描电镜下观察砂岩颗粒特征， 含石英、 长石、 岩屑等颗粒， 黏土矿物发育； 分选性好， 磨圆度极好， 颗粒被黏土矿物包裹形成泥套， 石英颗粒表面见不同形态撞击坑。a. 新月形坑； b. 碟形坑； c. “V”形坑； d. 平行排列擦痕； e. 黏土矿物泥套； f. 槽形坑； g. 不规则形状坑； h. 具较高磨圆度的石英颗粒， 表面可见大量具方向性的深邃溶蚀沟， 以及少量溶蚀孔洞和硅质球沉淀， 部分块体剥落形成凹坑。Mnt. 蒙脱石； Qtz. 石英 Fig. 19 The structural characteristics of the sandstone grains in Liujia region， Yibin City

从现代沙漠发育地区的地理位置和气候条件来看，气候、地形和水体等是影响沙漠发育的关键因素。长期的高温干旱环境对沙漠的形成起到了决定性的作用，白垩纪中期至古近纪早期是公认的“温室气候”时期(Bralower et al.，2002)，其中古新世—始新世的极热事件则是新生代全球最热时期(Zachos et al.，2001)。自白垩纪以来，四川盆地转入高温干旱的气候环境，以咸水湖盆沉积为主，沉积物中往往含有大量蒸发岩、石膏、钙芒硝层(四川省地质矿产局，1991)，这从白垩系和古近系沙漠沉积的发育也可以证实。沙漠沉积的另一个重要的影响因素则是盛行风，其往往与气候条件息息相关，现今高温干旱气候区的分布与大气环流有着密切的关系，其主要分布在赤道低压带和中纬度西风带(江新胜等，2012)。而古地磁资料显示，第三纪时期的四川盆地位于北纬31°左右(庄忠海等，1988)，正好位于北半球中低纬度西风带之中。前人通过统计柳嘉地区古近系风成砂岩前积层产状，对早古近纪时期的古风向进行了研究，认为四川盆地古近纪早期盛行西风，处于行星环流控制的西风带中(刘立安等，2011；江卓斐等，2013a，2013b)。

(1)四川盆地西南部第三纪早期继承了晚白垩世以来的沉积格局，主要发育河湖相沉积环境，且盆地沉积面积逐渐减小，总体上以棕红色陆源碎屑岩沉积为特征。同时，在盆缘近山一侧发育有大型冲积扇群，盆地东部则发育受盛行西风带控制的沙漠沉积环境，反映出第三纪早期干旱、炎热的气候环境。而第三纪晚期，以大邑砾岩组为代表的砾石沉积物，沿山前带由南向北展布，反映了一种受造山运动控制形成的快速堆积的冲积扇沉积环境。

(2)盆地周缘大地构造活动是第三纪原型盆地形成和演化的重要动力之一。中、新生代以来盆地西缘造山带沿走向上的差异隆升作用，对盆地沉积格局和沉积充填过程产生了重要影响，形成了广泛分布的区域不整合面。同时，上扬子地区早期沉积地层的构造抬升和剥蚀作用，为原型盆地沉积充填过程提供了充足的物源供给。

(3)第三纪时期的四川盆地，处于其萎缩消亡的最后阶段，受周缘逆冲推覆作用和构造负载的影响，原型盆地面积不断减小，沉降中心由北向南迁移。至古近纪渐新世后期，受喜马拉雅运动第二幕构造作用影响，地层广泛抬升遭受剥蚀，结束了自白垩纪以来的湖盆沉积历史，原型盆地至此消失。新近纪晚期，受喜马拉雅运动第三幕构造作用影响，龙门山造山带构造活动增强，在流水侵蚀、搬运作用下形成了沿龙门山走向上展布的大型冲积扇群，标志着四川盆地进入了构造—沉积演化的新阶段。