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