什么是盆山耦合 局部均衡分析例題
晚中生代早期盆山耦合及雙向構造遷移，盆-山耦合特征， 盆－山耦合分析。
本文導航
從圈層作用看土壤與地貌導圖
晚中生代早期在依蘭-依通斷裂以西地區(qū)存在盆山耦合和雙向構造遷移。
大興安嶺東側有NNE向分布的山嶺隆起，可稱為林西-大石寨-加格達奇隆起；在此隆起帶的西側延伸有三條沿蒙古弧方向分布的山嶺隆起帶，自北向南為：①額爾古納隆起；②阿爾山-東烏珠穆沁旗-蘇尼特左旗隆起；③多倫-固陽隆起。
在隆起帶之間的坳陷自南向北西方向有：①二連盆地；②海拉爾和準巴音盆地。
在隆起帶上有許多中小型火山盆地。隆起帶兩側對稱分布的斷坳型盆地為：①西側的二連盆地和東側的遼西-開魯盆地；②西側海拉爾盆地、準巴音盆地和東側的松遼本部盆地。
這種對稱分布是盆山耦合的表現(xiàn)。關于盆山耦合的對稱分布及其成因，邵濟安等（1999）指出了晚中生代大興安嶺及兩側火山塹壘的對稱分布與大興安嶺的底侵活動有關（圖3-7-1）。
朱夏（1986）也曾認為中新生代時，地幔墊形成，進一步斷陷，然后地幔上隆并形成倒影關系的大面積坳陷，是中國東部普遍存在的；同時強調斷陷是在大面積隆起背景上發(fā)生的，產生一系列半地塹和半地壘。斷陷大致與地幔墊的軸線成對稱分布（圖3-7-2）。
從圈層結構看地貌土壤
南嶺東段及鄰區(qū)中-新生代盆-山體系主要由一系列晚三疊世—早侏羅世擠壓前陸盆 地、中侏羅世裂谷盆地、晚侏羅世—早白堊世火山-沉積斷陷盆地、晚白堊世—古近紀伸 展斷陷盆地及陸內巖漿作用形成的斷塊伸展山嶺和古生代地層褶皺系所組成，前侏羅紀時 期的構造格架對中-新生代的沉積有一定的控制作用。早中生代構造事件以來，受特提斯 和濱太平洋兩大構造域及華北陸塊南擠的疊合影響，在區(qū)內形成了一系列大型前陸褶皺沖 斷帶和前陸盆地。本區(qū)晚三疊世—早侏羅世前陸盆地與古生代擠壓造山帶具有明顯的耦合 特征，其盆山邊界多為逆沖推覆斷裂。至中侏羅世，尤其是晚白堊世—古近紀，區(qū)內盆地 大多為裂谷或伸展斷陷盆地（圖6-5），并在空間上與陸內巖漿作用形成的斷塊伸展山嶺 緊密相伴，盆山邊界發(fā)育一系列伸展構造或大型拆離斷層。上述特征表明，區(qū)內盆地-山 脈系統(tǒng)存在明顯的耦合現(xiàn)象。
圖6-5 廣東仁差盆地剖面圖
在構造上，本區(qū)中-新生代盆地-山脈系統(tǒng)的形成和演化太平洋構造體系關系非常密 切，斷裂構造控盆作用十分明顯，其成因機制與太平洋動力體系下的深部地球動力學背景 有關，盆山耦合系統(tǒng)多形成于拉張的大地構造環(huán)境，并在后期演化過程中，受斷裂構造的 控制和改造。本區(qū)位于EW向特提斯構造域與NE向太平洋構造域的交替部位，發(fā)生于早 中生代的造山運動EW向構造域向NE -NNE向構造域的轉換，使晚侏羅世以來盆地及其 周緣山嶺開始受NE向太平洋構造域的控制，大部分盆地和山脈系統(tǒng)呈NE向展布，并向 東遷移，到晚白堊世時，贛江、吳川-四會斷裂帶以東盆地-山脈系統(tǒng)幾乎全部轉呈NE 向展布，僅該斷裂帶以西部分山嶺呈近EW向展布。野外調研表明，區(qū)內中-晚侏羅世不 僅盆地方向近EW-NEE向，而且地層走向也以該方向為主。這一時期之后，覆蓋其上的 紅層開始逐漸向NE向偏轉，在一定程度上表明，發(fā)生在中侏羅世或中侏羅世末期或晚侏 羅世初期的應力場轉折在盆地和山嶺系統(tǒng)均得到體現(xiàn)，盆山耦合表現(xiàn)為構造應力場的統(tǒng)一 性；在構造旋回上，南嶺中-新生代盆地-山脈系統(tǒng)具有明顯的反轉性，盆地中普遍存在 的雙峰式火山巖和拉斑質玄武巖（閩西潘坑、贛南里仁、東坑、臨江）以及盆地邊緣發(fā) 育A形花崗巖，均反映出本區(qū)中-新生代盆地在成因上與殼幔作用——玄武巖漿底侵作 用有關，中-晚侏羅世以來，南嶺地區(qū)處在一種后造山的大陸裂解地球動力學背景，隨著 裂解作用的進一步加強，早期山嶺裂解反轉成為裂陷盆地和伸展山嶺，盆地-山脈系統(tǒng)在 時間上具有開合性；在盆地沉積特征上，盆山耦合關系表現(xiàn)為盆地與山嶺的互補性，盆地 沉積物均來源于周緣山嶺的隆升剝蝕。
如前所述，本區(qū)區(qū)域布格重力異?？偟内厔菔怯赡蠔|向北西減小，莫霍面深度自東南 沿海向北西方向逐漸加深（地質礦產部南嶺項目構造專題組，1989），并以NE向的重力 異常帶為主，由南至北逐漸由NEE向轉為NE向（東部）或NNE向（西部）；區(qū)內規(guī)模 巨大的花崗巖構造隆起區(qū)，都呈現(xiàn)明顯的重力負異常，有的還處于重力梯度帶上；規(guī)模較 大的中-新生代斷陷盆地則出現(xiàn)明顯重力高，比周圍高出20～30mGal；而碳酸鹽巖地層 廣泛發(fā)育的古生代沉積盆地重力場變化平緩；巖漿巖發(fā)育地區(qū)磁場強、變化亂，沉積巖地 區(qū)磁場變化則相對穩(wěn)定。區(qū)域磁場特征和重力場特征與區(qū)內巖漿活動在空間分布上有著很 好的對應關系，這在一定程度上表明，該區(qū)盆山耦合體系在成因機制上與板塊俯沖和深部 軟流圈隆升有密切關系。
局部均衡分析例題
一、構造沉降史與沉積速率
構造沉降史分析是盆地分析的一項很重要的內容。根據現(xiàn)今的地層剖面，恢復地質歷史時期的構造沉降對研究盆地形成的動力學機制和演化具有重要意義。在油氣勘探過程中，了解生油層、儲集層和蓋層在壓實作用前和之后任一時間、深度處的厚度對于正確評價一個地區(qū)、一個層位的油氣遠景是必需的。
構造沉降反演方法一般采用回剝法（back stripping），其具體步驟包括：①建立壓實趨勢方程，即孔隙度與深度的關系；②恢復地層原始沉積厚度（在有地層剝蝕情況下，需求取地層剝蝕量）；③求取沉積物巖石密度；④校正水深和海平面變化；⑤根據下列公式求取構造沉降幅度。
四川盆地構造層序與天然氣勘探
式中：H——構造沉降值；
A——與基底撓曲作用有關的基底函數(shù)；
S——經壓實恢復后的地層原始沉積厚度；
ρw——水密度；
ρm——地幔的平均密度；
ΔsL——海平面變化值；
Wd——古水深校正值。
本書在實際計算過程中，忽略古水深校正和海平面變化值。
從上式中，可以看出地層沉積厚度是重要的參數(shù)，尤其對地層遭受剝蝕的地區(qū)，剝蝕厚度恢復是很重要的環(huán)節(jié)。
1.壓實趨勢方程的建立與剝蝕厚度的推算
國內外有關泥質巖類沉積壓實與油氣關系研究的文獻中，無一不把泥質巖的聲波速度換算成孔隙度，作為與深度有關的研究對象而列為首位?？紫抖鹊膿Q算公式是由眾多（全井泥質巖）實測值與對應的聲波時差回歸得出的。統(tǒng)計資料表明，川西區(qū)孔隙度和聲波時差有很好的對應關系，表示如下：
四川盆地構造層序與天然氣勘探
式中：△t——任一深度點泥質巖實測聲波時差值（μs/ft）；
n——計算孔隙度（%）。
利用測井曲線中的自然伽馬、自然電位、井徑等確定出泥質巖層段，讀取相應的泥質巖聲波時差值，進行孔隙度的換算，建立壓實趨勢方程：
四川盆地構造層序與天然氣勘探
式中：n——深度H處的孔隙度（%）；
n0——地表（H=0）的孔隙度（%）；
e——自然對數(shù)的底；
c——壓實趨勢的斜率。
平落壩氣田資料較全的幾口井的壓實趨勢方程如下。這是推算地層剝蝕厚度，進行構造沉降史分析等所必須的。
四川盆地構造層序與天然氣勘探
剝蝕厚度的確定，對沉積演化，構造作用，油氣生、運、聚等的研究是很有用的。壓實研究中確定或推算地層剝蝕厚度，首先要確定的是原始地表巖石的孔隙度或聲波時差。巖石原始地表聲波時差大都定為185μs/ft或189μs/ft，將其代入式（1）得泥質巖地表孔隙度為50%。由上式可知，平落壩地區(qū)現(xiàn)今在地表的泥質巖孔隙度僅為20%左右，表明該孔隙度是在地層先埋藏后抬升遭受剝蝕后的孔隙度。該值代入壓實趨勢方程即可得到剝蝕厚度。推算剝蝕厚度為1255～1664m，平均在1500m上下。這個數(shù)字與區(qū)域上殘留地層厚度分析以及新場上沙溪廟組粘土礦分析的結果是吻合的（周文英等，1999）。
按上述公式推算，白馬廟地層剝蝕厚度為2100～2300m，老關廟—梓潼地區(qū)剝蝕厚度為2500～3500m。由此可見，地層剝蝕厚度由南向北有明顯增大趨勢。
前面推算的地層剝蝕厚度是白堊紀以后所剝蝕的地層厚度。但區(qū)域資料表明侏羅系末，本區(qū)經歷了一次抬升剝蝕，從白馬廟地區(qū)的測井資料來看，侏羅系和白堊系之間在測井曲線上存在明顯的沉積間斷。統(tǒng)計上侏羅統(tǒng)蓬萊鎮(zhèn)組上部純泥巖段的孔隙度值，平均為8%左右，埋深700～800m（取平均值750m），按前面公式推算地表孔隙度為33%。33%孔隙度值所對應的深度和地表孔隙度理論值（50%）之間的埋深差值即為白堊紀前地層剝蝕厚度，為700～750m。
2.構造沉降史分析
依據構造位置和鉆井揭示的地層情況，選取盆地不同構造單元深井作沉降史分析，包括川西的平落3井、油1井、川合100井，川西北的關基井、魚1井、龍4井，川北的川64井，川中的角13井、女基井（圖4-9），各井的沉降速率詳見表4-1。
圖4-9 川西前陸盆地魚1井、龍4井、川64井沉降速率對比圖
表4-1 四川盆地中西部T3—K沉積速率表
注：①角13和魚1井沉降速率為T3x1-4的值。②“-”表示地層缺失。
從表4-1可以得出以下結論。①晚三疊世沉積速率最大，可達300～600m/Ma，且從西到東逐漸減小，反映沉降中心位于盆地西部。平面上，川西坳陷南部比北部沉降快，表明晚三疊世時，龍門山造山帶對盆地沉降起明顯控制作用；相反，盆地北側米蒼山—大巴山該時期對盆地影響較小。②侏羅紀沉降速率明顯較晚三疊世低，表明整個侏羅紀盆地沉降受周緣造山帶影響較小。③早侏羅世沉降速率最低，一般為5～18m/Ma，且沉降速率最快在川北。中晚侏羅世沉降速率相對較快，且從西向東、從北向南有增大趨勢。④白堊系因地層缺失較多，依據鉆井地層計算出的沉降速率較小。如果考慮到剝蝕厚度，川西南部剝蝕2100～2300m，北部2500～3500m，白堊系沉積厚度在川西南部大約為2400～2800m，北部為3000～4000m。依此計算沉降速率南部為30～35m/Ma，北部為37～50m/Ma。由此可見，白堊紀時，川西坳陷北部沉降速率比南部快。
二、不整合分析
不整合作為等時地質界面是構造地質學、層序地層學、油氣地質學等所關注的很重要的地質現(xiàn)象。從構造地質學角度，它代表了一次構造運動；從層序地層學角度，它代表了層序等時界面；從油氣地質角度考慮，不整合面是油氣運移的通道之一，不整合面上下是油氣聚集的有利場所。
根據野外露頭剖面、鉆井地層巖性資料以及地震資料，可將川西坳陷中新生界劃分出9個不整合面（圖4-10）。按不整合性質可分為三類，即抬升隆起侵蝕不整合、同構造期漸進不整合、造山隆升剝蝕不整合。
1.抬升隆起侵蝕不整合（簡寫為Leu）
抬升隆起侵蝕不整合是指盆地因構造隆升和海平面下降所形成的不整合界面，代表一次構造旋回的終點和盆地的消亡，以及新的構造旋回的開始和盆地的新生。其不整合面常常表現(xiàn)為平行不整合，其識別標志主要有古風化殼、古土壤層或河流回春作用造成的低水位殘積近物源堆積等。川西坳陷的抬升隆起侵蝕不整合有中三疊統(tǒng)與上三疊統(tǒng)間不整合、白堊系與侏羅系之間不整合。
（1）中三疊統(tǒng)和上三疊統(tǒng)抬升侵蝕不整合
該不整合是四川盆地乃至上揚子克拉通很重要的不整合，區(qū)域分布穩(wěn)定，其不整合面為拉丁期與卡尼期的層序界面，其上覆馬鞍塘組碳酸鹽楔，底部有沖刷侵蝕陸源屑充填，與中三疊統(tǒng)天井山組頂部（往盆地方向過渡到雷口坡組）造山隆升剝蝕不整合面接觸。從不整合面下伏地層剝蝕層位看，存在龍門山北段的天井山古隆起（剝蝕最底層位為T1f）和瀘州－開江古隆起（剝蝕最底層位為T1j3-5）。兩個古隆起構呈NE向延伸，與龍門山走向一致（圖4-3）。古隆起形成是由于上揚子陸塊和北方陸塊碰撞導致巖石圈板塊發(fā)生撓曲，使得克拉通邊緣上升變淺或暴露，形成以瀘州為中心的前陸隆起（許效松等，1997），中心被暴露并被剝蝕到早三疊世的上部，標志著盆山轉換的開始。
（2）侏羅系與白堊系抬升隆起剝蝕不整合
侏羅紀末的燕山運動中幕，受區(qū)域構造作用影響，全區(qū)以區(qū)域性抬升剝蝕作用為主，從侏羅系剝蝕程度分析，川西坳陷侏羅系剝蝕厚度變化不大，為700～1000m左右。在侏羅系剝蝕與地貌基礎上，白堊系早期以填平補齊作用為主。由此可見，侏羅紀末的燕山早期運動沒有表現(xiàn)出明顯的造山性質，總體上構造相對穩(wěn)定。
2.同構造期漸進不整合（簡寫為SPeu）
同構造期漸進不整合由Riba（1976）提出，是指造山帶沖斷過程中沉積地層不斷旋轉造成的不整合，或者由于前陸隆起的隆升造成的地層超覆不整合。它能直觀反映沖斷構造作用過程，是前陸盆地分析很重要的地質現(xiàn)象。
圖4-10 川西前陸盆地構造運動期次與不整合類型
（1）川西坳陷下侏羅統(tǒng)大安寨段與涼高山段之間以及涼高山段與中侏羅統(tǒng)沙溪廟組之間的兩個不整合為同構造期漸進不整合，即在沖斷作用過程中沉積地層不斷旋轉造成的不整合
早侏羅世自流井群大安寨段是一套以湖相泥質巖和介殼灰?guī)r沉積為主的細粒沉積，僅在川西北和川西南地區(qū)邊緣部位相變?yōu)楹恿飨喑练e。該段與上覆的涼高山組碎屑巖之間在盆地南部往往表現(xiàn)為假整合接觸，如威遠地區(qū)大安寨段厚度變化較大，部分地方頂部缺層較多，具侵蝕特征。涼高山組底部為典型河流相沉積，底部礫石成分絕大部分是大安寨段的碳酸鹽巖。此現(xiàn)象向東最遠可達鄰水、合川一帶，向東北至樂高附近，再向東北方向，大安寨段與涼高山段之間基本上是連續(xù)沉積。
涼高山組在盆地西南部缺失，沙溪廟組（上、下沙溪廟組不分）直接超覆在大安寨段或馬鞍山段之上。涼高山組地層缺失地區(qū)東界大致在彭縣—青神—五通橋—南溪—敘永—華節(jié)一線。向東、東北方，涼高山組由河流、沖積平原相漸變?yōu)闉I、淺湖至半深水湖相，并顯示明顯的退覆沉積特征。經區(qū)域地層對比，該組地層自西向東保存趨全。在大足—安岳—中江以西僅保存有下雜色段，在東部發(fā)育全，向西上部地層愈來愈少，下沙溪廟組超覆在涼高山組不同地層之上，具清楚的削蝕現(xiàn)象。重慶以東以及川中東部地區(qū)涼高山組保存完整，其與上覆下沙溪廟組不論從巖性巖相特征等方面，皆無明顯的分層標志，表明為整合過渡關系。
頂超在涼高山組之上的下沙溪廟組，由東向西厚度漸薄。盆地西部的“關口砂巖”在大區(qū)域背景上并非同時沉積層，其層位由東向西逐漸抬高，不同時期層位的沙體由東向西上超在涼高山組削蝕面之上（圖4-11）。這樣，下沙溪廟組與其下伏層之間的不整合面，實際上是一個復合的同構造漸進不整合面，它與龍門山南段自流井組沉積晚期的強烈隆升直接有關。
圖4-11 美姑－萬源燕山早期構造橫剖面（據陳國昭，1994）
J2x—下沙溪廟組；J2l—涼高山組（分四段）；J1z4—自流井組大安寨段；J1z3—自流井組馬鞍山段
龍門山南段的隆升過程，始于早侏羅世初期，并從北向南逐步擴展。至中、晚期逐漸影響到盆地西南部，使自流井組遭受不同程度的剝蝕，并在隆起邊緣形成以河流相為主的涼高山組沉積層。涼高山組沉積晚期，隆起作用逐漸減弱并趨于平靜，由于剝蝕－沉積作用使各地高差變小，從而造成下沙溪廟組的反向漸進上超。自流井組與涼高山組、涼高山組與下沙溪廟組間的兩個不整合面實質上是次構造運動發(fā)展的不同結果，它所代表的是一個隆起過程中不同的階段在不同地區(qū)的不同表現(xiàn)。
上述地層關系表明在燕山旋回早期川西坳陷乃至四川盆地沒有明顯的隆升作用，更沒有造山作用，四川盆地東部、東北部邊界是一個被動邊界，其沉積反映了晚三疊世以來邊緣被逐漸削平，被動塊體漸進上超的特點。
（2）發(fā)生在晚三疊世卡尼期—諾利早期的須家河組下部須一段、須二段、須三段不整合為前陸隆起隆升造成的不整合
地震資料研究表明，在川西—川中過渡帶須一段到須三段地層（對應地質年代為諾利期）與上覆須四段—須六段（對應地層年代為瑞替期）存在不整合。沉積相研究表明該不整合應屬于同構造期不整合，是由于諾利期川西前陸盆地前陸隆起不斷上升，造成須三段—須一段地層被剝蝕而形成的不整合（圖4-12，圖4-13），反映了龍門山造山帶在諾利期從西向東不斷侵蝕、隆升以及前陸隆起的不斷隆升，導致了須一段到須三段沉積時坳陷沉積范圍不斷縮小，沉積體不斷由川中古隆起向川西坳陷退縮，沉積體系由邊緣海沉積向三角洲沉積的轉換。到瑞替期，龍門山造山帶已侵位到現(xiàn)今龍門山位置，并成為盆地的主要物源區(qū)。
圖4-12 大參井—漢3井—滎經花灘（NE—SE向）上三疊統(tǒng)下部地層對比圖
圖4-13 上三疊統(tǒng)須家河組T3x1—T3x3段地層超覆滅線位置圖
3.造山隆升剝蝕不整合
造山隆升剝蝕不整合（簡寫為Oeu），是指在造山作用背景下形成的不整合，構造隆升作用對不整合面的形成貢獻極大，遠遠大于對海平面下降的貢獻。其物質響應一方面是隆升剝蝕，另一方面則為盆外物源的大量注入。由此可說明構造活動性質發(fā)生了重大的轉變。
發(fā)生在瑞替期末的上三疊統(tǒng)與侏羅系間的不整合均為造山隆升剝蝕不整合，同時發(fā)生在白堊紀末、喜馬拉雅期的不整合也為造山隆升剝蝕不整合。
（1）上三疊統(tǒng)須家河組與侏羅系之間的造山隆升剝蝕不整合
該不整合主要分布在龍門山中北段和川西北地區(qū)。龍門山北段安縣—江油—廣元一帶表現(xiàn)為角度不整合，安縣以南地區(qū)表現(xiàn)為平行不整合。從須家河地層剝蝕層位看，川西北地區(qū)普遍缺失須五段、須六段，部分地區(qū)缺失須四段，而川西南部地區(qū)，須家河組剝蝕程度相對較低，一般只剝蝕到須六段、須五段，且從西向東地層剝蝕逐漸減弱。也就是說晚三疊世末印支運動在北部（安縣以北）表現(xiàn)明顯，南部則不明顯。從沉積上看，上三疊統(tǒng)沉降中心位于川西南部的大邑—寶興一帶。因此可以推斷，晚三疊世諾利期應力主要來自北部擠壓造山作用，從區(qū)域構造分析，這種擠壓應力可能是北部武都－平武－阿壩弧形推覆體由北向南推進過程中產生向龍門山北段的NW—SE向擠壓分力有關，從而可以將龍門山中北段看成武都－平武－阿壩弧形推覆體的東翼，龍門山中北段江油一段屬于前陸隆起，寶興—大邑—灌縣一帶為前淵。晚三疊世末的印支運動，使上述構造格局得到進一步發(fā)展，這就能很好解釋為什么印支運動在龍門山中北段的表現(xiàn)比南段明顯。
（2）白堊系—第四系造山隆升剝蝕不整合
白堊系到第四系間可能存在多個不整合，因川西坳陷內地表普遍存在侏羅系—白堊系，僅在局部地區(qū)發(fā)育新生界，不整合關系不清楚。僅在川西南部灌口地區(qū)可見老第三系與白堊系間的微角度不整合，新、老第三系間的微角度不整合，以及第四系與第三系間的角度不整合。白堊紀末期以來，由于受青藏高原向東的擠壓力作用，龍門山地區(qū)造山變形作用強烈，川西坳陷普遍抬升，白堊系普遭剝蝕，剝蝕厚度可達2000～4000m，同時該時期沖斷－褶皺活動強烈，形成現(xiàn)今構造面貌。
三、碎屑巖成分分析
碎屑巖成分可用來反映物源區(qū)的構造背景，即依據不同成因的物源區(qū)與砂巖碎屑成分之間所建立的關系，來識別物源區(qū)所在的主要構造單元。最常用的方法是Dickinson圖解（1984）。
通過對四川盆地不同層位、不同地區(qū)的碎屑成分進行統(tǒng)計，得出如下認識。
圖4-14 四川前陸盆地T3—J3碎屑礦物組分三角圖
（1）四川盆地的上三疊統(tǒng)—侏羅系碎屑巖均來自于再旋回造山帶物源區(qū)（圖4-14）。碎屑物質中以具有高—中等石英含量（50%～80%）和顯著低的長石含量（5%～20%）以及豐富的沉積－變質沉積巖巖屑（5%～70%）為特征。這與對再旋回造山帶物源區(qū)的碎屑物質的特征分析是相符合的，其砂質均為二次或多次旋回的沉積物。
（2）川西北須四段的樣品點落入巖屑再旋回區(qū)域。表明龍門山北段有一個抬升的歷程，川西、川西北、川東北明顯接受了多物源的沉積物，即從須四段沉積開始盆地接受多物源供應，但主要以龍門山推覆構造帶為主。而須一段—須二段物源主要來自茂汶－汶川斷裂以西的古隆起。
（3）川西、川西北蓬萊鎮(zhèn)組砂巖樣品點與川北、川東北不一樣，明顯反映了兩個主要物源區(qū)，即龍門山和米蒼山—大巴山。
（4）盆地周邊造山帶的升降在碎屑成分上的變化主要表現(xiàn)在巖屑含量的變化上。如須二段巖屑含量相對較低，為5%～20%，須四段巖屑含量明顯增高，為10%～70%，且由西北向東南降低，在廣元、江油、綿陽一帶巖屑含量高達50%～70%。
（5）盆地中部砂巖物源多。
