四川盆地中北部下—中侏罗统主要目的层沉积相与地震沉积学

2021-04-01赵霞飞赵拓宇张闻林

天然气勘探与开发 2021年1期

赵霞飞赵拓宇张闻林袁倩

1.成都理工大学能源学院 2.中国石油工程建设有限公司西南分公司 3.中国石油西南油气田公司勘探开发研究院

0 引言

2006年10—12 月，成都理工大学能源学院承担中国石油西南油气田公司勘探开发研究院的任务，研究川中北部地区（仪陇—平昌区）中、下侏罗统主要目的层的沉积相。在野外露头观测、岩心描述和测井资料研究基础上，首次在仪陇—平昌地区进行了中侏罗统下沙溪庙组、凉高山组和下侏罗统大安寨段的层序地层划分和地震地层学研究。首次参照现代滇东三个湖泊现代淡水瓣腮类的生活习性，分析侏罗纪瓣腮类的生态环境，确定四川盆地J1-2湖泊为具有出水口的开放型淡水湖。对研究区J1-2的河流和三角洲相，依据实证划分了多种微相。首次做出中下侏罗统三个主要目的层的地震相图，并转换为沉积相图。首次发现大安寨段介壳滩断层引起的沟槽分割成许多独立单元。各单元宽度数千米至数十千米。发现凉高山期位于研究区东部的一个大三角洲，包括三角洲平原、河口沙坝与前积斜坡。首次圈定研究区沙溪庙早期三角洲平原的分流河道系统。这些新认识不但可供勘探部门参考，对于认识四川盆地侏罗系也有所帮助。

1 川中北部J1-2的地层特征

表1列出了川中北部地区侏罗系层序地层划分。多年勘探实践证明，川中北部勘探的主要目的层为大安寨段、凉山高组和下沙溪庙组。

表1 川中北部地区侏罗系主要目的层层序划分表

1.1 大安寨段

四川盆地内大安寨段厚80～110 m，在平面上厚度变化平缓。主要为黑色泥、页岩和瓣腮类介壳灰岩。较厚带在盆地东北部，沉积中心在Y1井处最厚，为139 m，向西向南变薄为50～60 m（图1）。在PC1井岩心中，马鞍山段顶部，发现成土作用生成的钙质结核薄层，标志着沉积间断。此外，大安寨介屑灰岩之上，有数十米厚的杂色泥岩夹粉砂岩，普遍含钙质结核，是成熟古土壤的特征，应划入大安寨段。

图1 四川盆地侏罗系自流井组大安寨段等厚图（邹绍春、熊兴元[1]，1985）

1.2 凉高山组

为灰黑色泥、页岩和粉、细粒石英砂岩，盆地西部有较多紫红色泥岩。盆地内部厚60～310 m。最厚在盆地东部；沉降中心在达州、万州、垫江三角区，向西和西南显著变薄（图2）。

图2 四川盆地侏罗系凉高山组等厚图（邹绍春、熊兴元[1]，1985）

1.3 下沙溪庙组

下沙溪庙组（J2s1）为砂岩与泥岩等厚互层。研究区井下厚度一般在350～450 m之间，最厚530 m（J63井）。砂质岩略少于泥质岩，砂泥比为1∶1.3～1∶1.5，本组顶部为黑色“叶肢介”页岩，厚1～4 m。

下沙溪庙组砂岩成熟度较低，为长石石英砂岩、岩屑石英砂岩等。砂岩、粉砂岩常含一定量的泥质，提示沉积时能量不高。泥岩则多为紫、棕色，色调由下向上加重。

2 沉积环境研究

经露头岩心和井剖面研究，J1-2沉积可划分为如下的相（体系）和亚相：

1）河流相

2）三角洲相

3）湖相

①湖滩带：滨滩、滨线、沿岸平原与沼泽

②临滨带：滨面、沿岸沙坝等

③开阔湖：浅湖、半深湖与深湖

河流相有“千佛崖砂岩”、“皇泽寺砂岩”等，皆在邻区广元一带，此处从略。本区井下主要是三角洲相和湖相。

2.1 三角洲相

2.1.1 三角洲平原亚相（图3a）

图3 川中北部地区J1-2典型三角洲相岩心剖面图

图3a底部由泥质粉砂岩向上变为粉砂岩薄层，后者具波痕交错纹层，示单向流成因。再向上为质纯的灰绿色泥岩。中上部主要是浅灰细砂岩夹粉砂与泥质粉砂岩薄层，细砂岩可见板状交错层理（Sp），常含薄泥夹层。剖面顶部含钙质结核，提示暴露环境和古土壤化。测井曲线显示向上变细，起码是由4次沉积事件堆积的，属三角洲平原环境中的小分流河道成因。

图3b为X9井第4～6次取心的剖面，属凉高山组上段。中下部为厚约14 m的细砂岩，遍布大型板状交错层理，提示是沙垄和沙丘在常年性水道中形成的（顶部才有块状层理、水平层理相），可能属砂质辫状河成因，为大分流河道相。

2.1.2 三角洲前缘亚相

图3c为X9井第1、2次取心，凉高山组上段。在深度1 813 m上下有一个约1 m厚的细砂岩，显示反韵律，具Sp构造，为一沙坝。往上至1 802 m处，为泥质粉砂岩与深色泥页岩互层，间夹薄的粉砂岩、细砂岩，示三角洲外前缘环境。下部见透镜状层理及浪成构造，指示三角洲前缘波浪带。细砂岩、粉砂岩为小的水下分流河道或决口河道产物。剖面上部的一个反韵律层显然为河口沙坝相，但纯砂层不厚（2.5 m）。

图3d为Xi56井3～5次取心。底部灰绿、杂色泥岩为浪基面以上浅水湖沉积。以上至1 718 m处的河口沙坝相，纯砂厚2.2 m、3.0 m，与图3c上部的三角洲是相似的。河口坝相之上（1 718～1 710 m）为远沙坝，只有薄的粉砂岩（0.4 m、0.9 m）。1 710 m附近有显著的湖侵（洪泛），以上主要为深色泥页岩，夹三组粉砂岩富炭屑和生物扰动，或含丰富介壳，往往有塑性变形构造和包卷层理。这三个粉砂岩中部具浪成构造，所以属于浪控三角洲成因。

2.2 湖泊相

湖泊沉积的研究，从20世纪后半叶以来已取得显著进步。主要依据是瑞士、东非、美国和澳大利亚一些湖泊沉积的实例，Talbot & Allen（1996）曾作了有关的总结[2]。但可看出，他们的论述对四川盆地侏罗系介壳灰岩的观点，有所启示但不十分贴切。例如，报道的湖生软体动物主要是腹足类，而不同于四川盆地侏罗系古生物化石。

四川盆地侏罗系一个显著特点是常见介壳灰岩层，以下侏罗统大安寨段和东岳庙段为代表。介壳及其碎屑来自瓣腮类，其次有少量介形类、鱼鳞和轮藻。为了解侏罗系瓣腮类的生态习性，参考了位置接近的现代云南东部三湖，而不是国外实例。

2.2.1 中科院对云南三湖泊现代瓣腮类生态的研究

中国科学院南京地理与湖泊研究所、兰州地质研究所、南京地质古生物研究所和地球化学研究所于1989年发表了《云南断陷湖泊环境与沉积》专著[3]，对滇池、洱海和抚仙湖现代瓣腮动物的生态，作了较深入研究，对于了解四川盆地侏罗系介壳灰岩是很好的参照。

淡水软体动物的生态分布与水深、底质及水生植物的生长状况有关，其中有些种与水草分布有较密切的关系。因为瓣腮类是依靠藻类为生，而后者则附生于水生植物上。湖水的深度和底质特性往往是制约水草生长的因素，从而影响着瓣腮类的分布。

云南三个湖中的瓣腮类共有26种，其中滇池26种，洱海8种，抚仙湖有2种。滇池和洱海共有的种为园背角无齿蚌、椭圆背角无齿蚌和芬氏篮蚬3种；三湖共有的仅河篮蚬1种。

①滇池瓣腮类的生态分布（图4）

图4 滇池瓣腮类的生态分布图

北端草海中水生植物生长茂盛，主要为沉水植物（狐尾藻和苦草），底质多为草渣，适于无齿蚌生活，是几种无齿蚌的主要分布区，向南扩展到灰湾。海埂南面水深1.3～2.5 m间有篮蚬及无齿蚌分布；西北岸的龙王庙至富善村一带，水深2.5～3.5 m间亦有这两个种的分布。西岸观音山—白鱼口地段，自湖滨至水深3.5 m处，发现有丰富的瓣腮类，有珠蚌、无齿蚌及篮蚬等；这一带湖岸上可见晚第四纪的篮蚬介壳层，为向岸湖浪形成的贝壳堤。在滇池西南部海口地段2.0～3.0 m水深处，古城北至昆阳湾一带水深1.0～3.3 m处，采到珠蚌和无齿蚌。滇池东岸大小河流入湖形成三角洲，在水深2.0～3.5 m间发现珠蚌、无齿蚌及篮蚬。

可见，滇池瓣腮类的分布，西岸多于东岸。此外，海口和昆阳湾水草丰茂，适于无齿蚌的生活。

②洱海瓣腮类的生态分布（图5）

图5 洱海瓣腮类分布图

洱海的水草自岸边至9 m深处均有，但在6 m水深处最盛。无齿蚌的分布与这种情况吻合。砾石和粗砂湖底一般不长水草，故没有无齿蚌生存。无齿蚌一般生活在水流较缓或静水水体中，底部为泥质或泥砂质，且生长在水草的环境中。

洱海内篮蚬分布的范围较蚌类广，自6 m至10 m水深，底质为黏土，砂质黏土或细砂，有或无水草的地段均可生活。

由此可见浪基面以下不一定是缺氧带，在水的透明度允许条件下，沉水植物通过适当光合作用可供氧以资软体类的生长，一般在泥质的底质区。瓣腮类的科属也有重要影响。篮蚬借助自己特有觅食功能，可生活在无水草的沙底质上。

③抚仙湖为断陷作用形成的深湖，最大水深超过150 m，其瓣腮类，仅有无齿蚌（Anodonta SP），和河篮蚬两种，前者分布于海口河的两侧，后者除河口地区外，也见于湖北端、南端浅水泥质湖岸的地段。

总的来看，滇池与洱海的瓣腮动物群的组合面貌的共同特点是均以无齿蚌和篮蚬为主，无齿蚌多栖息于水草丰富，水流较缓的淤泥湖底上，滇池无齿蚌水深下限为3 m左右，亦即沉水植物群落的下限，因湖水透明度较低，（滇池全湖处于浪基面之上），限制了沉水植物向湖心扩展。而洱海无齿蚌主要分布于西岸，因西岸有苍山十八溪所形成三角洲沉水植物茂盛。洱海湖水的透明度大于滇池（湖底处于浪基面之下），沉水植物群落下限可向湖心扩展至6～8 m深处，在水深6 m处仍发现无齿蚌，篮蚬生活于水流较缓的湖湾、三角洲或河口，底质多为砂质泥底或泥质粉砂底，其在滇池的水深下限为3 m，在洱海可达10 m。蛛蚌一般生活于沉水植物中，而在水较流动的河口较多。抚仙湖为深水湖，不适宜瓣腮类动物的生存，只发现无齿蚌一枚和少量蚬类，无其他种属。

滇东三湖瓣腮类之依存于沉水植物，后者又取决于底质、水深，原地分散介壳经风浪而富集，等等；这些规律性认识对于我们分析川中介壳堆积是极有帮助的。

2.2.2 川中北部地区侏罗纪湖泊沉积

川中北部地区侏罗系总体属于三角洲相和湖泊相。三角洲相与湖环境关系密切，三角洲层序中的洪泛阶段，皆为湖沉积，有的层段，如大安寨段、东岳庙段则皆为湖泊产物，且富含介壳灰岩。所以以下分开叙述，但两者之间存在横向相变关系。

①碎屑湖泊沉积

图6中1 690～1 680 m为开阔湖到沿岸沙坝，后者的浪成构造、透镜状—脉状层理，表明湖浪对三角洲砂的改造。1 680 m以上5 m的深灰黑色泥页岩，含介壳、鱼鳞、小型瓣腮类，提示通氧边缘湖的泥底质。1 674 m上下的向上变粗韵律表示三角洲外前缘沉积。

图6 川中北部地区J1-2湖泊沉积的典型岩心实例图

②生物介壳湖泊沉积

以大安寨段、东岳庙段最著名，不过相邻层段亦有之。

由此向上至剖面顶部为低电阻加积序列，为湖泥间夹薄的粉砂层，见浪成构造、波痕交错纹层、波状层理等，主要为沿岸带产物。深度1 662 m附近的钙质结核提示可能属滨线附近的暴露过程。

从图6b看出，一个显著特征是自然伽马曲线和深侧向曲线都显示向上变粗（能量增强）的特征。微相分析如下所述：

3202.2m以下，泥岩含钙质结核，沿岸平原。

3202.2～3 198.8 m，半深水开阔湖，主要湖侵期。

3198.8～3 193.8 m，底部为含泥介屑层，薄片鉴定为泥晶介壳灰岩，含泥量2%。其上的页岩中含钙质核，表示滨线附近的暴露经历。3 197～3 193.8 m的页岩中含多个粉砂薄夹层（厚2～5 cm），泥岩中则夹数百mm厚的介屑层。提示远离河口的远砂坝（席状砂），以及风暴流对介屑的富集，属沿岸浅滩。3 193.8 m处发现泥裂，示滨线上的暴露干燥结果。

3193.8～3 188.8 m，其中含泥介屑灰岩薄片鉴定表示泥质含量在4.5%～13%，硅质碎屑少，为泥晶—粉晶介壳灰岩。所夹含泥粉砂为远离河口的悬浮沉积。故属低能介壳滩和远砂坝。

3188.8～3 186.4 m，深灰泥页岩，含丰富的瓣腮类介壳与介壳层，透光的边缘湖相。

3186.4～3 181.0 m为5.4 m厚连续介壳堆积。薄片鉴定为“细晶残余介壳灰岩”。泥质含量一般在5%以下，个别样品介于17%～20%。双壳类粒屑占40%～85%，硅质碎屑甚少，在1%以下。均经强烈重结晶，形成粉细晶至巨晶介壳灰岩。显然，这是由于向岸的大浪将沿岸飘移的介壳富集而成的高能介壳滩或介壳堤，类似于今日滇池西岸的贝壳堤。

3181～3176 m，暗色页岩含大量介壳层及分散介壳，示瓣腮类原生地以及被风浪富集的浅滩。边缘湖透光带。

3176m以上细砂岩，泥质粉砂岩与泥岩，含钙质结核，显然为滨线及沿岸平原环境。

2.2.3 侏罗系湖泊沉积特征：

①侏罗系剖面中未见蒸发盐类矿物，甚至未见化学和生物化学沉淀的石灰岩（CaCO3），只有大安寨段、东岳庙段的生物介壳（屑）层，故属淡水条件下的沉积。不同时期出现的湖泊应为有出水口的开放型淡水湖（赵霞飞，1992[4]；赵霞飞等，2002[5]）。

②碎屑湖沉积（如凉高山段）与三角洲相共生；后者属小分流水道或远端入湖水道堆积的小三角洲，亦有生物介壳产出。因三角洲前缘生长沉水植物群落，有利于瓣腮类生长。

③侏罗系中的瓣腮类，主要有两个属：较大型的珠蚌和小型的假铰蚌。它们都埋存在深色湖泥中，有的密集分布，有的稀疏分散。一般双壳分开，有的则仍铰合。这是原地生活型（autochthonous），与云南滇池和洱海中的蛛蚌和无齿蚌的生态相类似，其生长的水深度不超过10 m，最常见深度在6 m以下，以至为0（滨线）。

④介壳（介屑）的异地型（allochthonous）产状，包括浅色的含泥介屑灰岩或泥质介屑灰岩。瓣腮类介壳的碎屑呈粉砂或砂级质点富集成层或纹层，厚度不一，有的在10～20 mm，夹于深色湖泥中，最厚可达4.7 m。它们在井剖面上分布有序，一如三角洲砂或沿岸沙坝。这些沉积是由向岸的大浪（包括风暴流）搬运、改造介壳富集而成，甚至可以形成滨线的介壳堤，一如今日滇池西岸的贝壳堤。

⑤大安寨段、东岳庙段的岩心中，常见白色方解石薄层，平行层面分布，厚度小于10 mm，与周围泥岩截然分界，应为成岩后生成裂隙，CaCO3饱和的地下水在其中沉淀方解石所致。CaCO3应来源于介壳在酸性地下水中的溶解。

⑥前人认为大安寨段沉积环境为“陆源碎屑十分贫乏的饥饿湖盆”（邹绍春等[1]，1985）。这一看法可能不大确切。大安寨段、东岳庙段属浅的淡水湖，由于远离盆地边缘的河口地带，所以只有碎屑黏土（以及少量粉砂）质点和有机质由悬浮中堆积。沉积速率低，但属浅水透光带，沉水植物繁茂，藻类乃能衍生，瓣腮类得以繁育，不同于沉降率大于沉积速率而形成的深水饥饿湖盆。大安寨期，四川盆地不一定是一个统一的淡水湖，连续取心剖面（如PC1井）中含几层Ca++质结核带，提示湖泊沉积由于水位变化而形成湖滨平原，可以相对长时期暴露（古土壤化）。此外，同生断层的活动也会造成地形分化。因此，大安寨期川中一带地貌景况可能属低比降的湖沼平原，湖泊水深或似今日洱海而面积远超之。

⑦大安寨段、东岳庙段沉积模式剖面，如图7所示，共分沿岸平原、滨线与沿岸带和开阔湖等三个亚相，包括沿岸泥坪、远端入湖河道、滨线、高能介壳滩、介壳滩斜坡、沿岸带、沿岸沙坝、远滨席状砂、开阔湖透光带和较深水开阔湖等10个微相。对照现代湖泊，如云南滇池、洱海，可能还存在障壁体系（障壁岛和潟湖等），应到当时湖边缘去寻找，本区可能不存在。

图7 侏罗系生物碳酸盐湖泊的沉积模式图

⑧生物介屑层储层性能不好。即使贝壳堤，堆积期可能多孔（含泥量小于5%），但埋藏后，孔隙中充满饱和CaCO3的地下水，经重结晶后，孔隙几乎全被堵塞。因此，后生期的裂隙化才可能创造储集空间。

3 地震沉积学研究

早期的沉积学试图用概念性模式说明沉积系统的分布，后来发现是过于简单化了。只有盆地规模的沉积相制图，才能了解储层分布，沉积模式是无能为力的[6]。事实上，从20世纪80年代初开始，就对所研究盆地进行全区沉积相制图，不但多有发现，也取得显著勘探效益。

由于篇幅所限，此处只准备介绍下沙溪庙组一些反射图形、大安寨段反射单元划分及三个主要目的层的沉积相图。

3.1 典型反射图形

图8列出了部分反射图形（全都属于下沙溪庙组）：

图8 地震测线上所见的几个反射模式图

a.平行连续强振幅相——在研究区东部，凉高山组由两根平行连续强振幅的同相轴组成，主测线和联络测线上皆然，可见为席状体。上面的强反射遍布全区，为凝缩段（CS），下面的另一强反射可能指示分流间沼泽和浅水湖沉积（参见Lawton，1985[7]）。

b.小碟状反射——指示小分流水道。

c.中连续中强振幅相。其中最强者向两端尖灭，且两端微微拱起，显然为河道砂体。向左方为短的中强反射向外发散，应为决口扇沉积。河道砂体向右，为弱幅和空白背景中夹少量中强反射，为河道间相[8]。

d.斜交前积相——表示三角洲前缘

e.上拱的差连续弱振幅相——沙坝复合体

f.弱幅中有叠瓦前积——三角洲前缘。Mitchumet al.（1977）[9]认为叠瓦构造指示在浅水中的前积。

g.丘状构造——沙坝或沙丘

可见下沙溪庙组地震反射包含了沉积体的丰富信息，只要善于识别它们，是不难作出全区的沉积相图的。但大安寨段和凉高山组则因地层厚度较小，地震剖面仅包含1～2个同相轴，则需另觅蹊径，以便求解。

3.2 地震测线解释举例

图9为96YP009线下沙溪庙组、凉高山组—大安寨段的地震反射特征与沉积相解释。

图9 96YP009线下沙溪庙组、凉高山组、大安寨段地震反射特征与沉积环境解释图

图9a为下沙溪庙组的反射形迹和解释，根据分流水道、切蚀水道、水道、沙坝等，可以划分为三角洲平原（河流是切蚀的）、三角洲前缘（具前积构造）和三角洲外前缘—沿岸带。

图9b的上部为凉高山组。依据地震反射特征，分出三角洲前缘、前积斜坡与三角洲外前缘，并在三角洲前缘相中标出水道相。

图9b下部为大安寨段，则依据逆断层（沉积时的沟槽）之所在分为边缘湖介壳滩与远滨碎屑区。

图10为测线96YP002将大安寨段的介壳滩分成7个单元，都是依据逆断层自然分开的。第7个单元的特点是侏罗系底部下侏罗统珍珠冲段的出露，大安寨段向这个湖中小岛尖灭。

图10 96YP002测线大安寨段（介壳滩）反射单元的划分图

可以量出该测线上各单元的宽度，由单元1～ 7，宽度依次为 4 815、5 085、4 279、5 280、3 510、3 390、3 645 m，即4～5 km至大于40 km之谱。

4 川中北部地区J1-2主要目的层地震相图与沉积相图

4.1 大安寨段沉积相图

由图11可见，研究区大部分面积居于“边缘湖介壳泥—湖滨介屑滩”的范围，西北角、北缘和东北端则属于远滨碎屑沉积区。

图11 川中北部地区J1自流井组大安寨段沉积相图

介壳滩区进一步被水道和(或)沟槽划分，后二者是由断裂活动引起的，走向NW—SE。这种沟槽水道顺地势流向东南，不时尖灭，是一种初级的雏形水道。不过在仪陇以北，有一显著的水道状地质体，水流向北，转向北东。是在裂谷中充以中—差连续中强振幅反射，可能反映较大的湖底水道。这个微相的东北边缘钻有CH52井，为“边缘湖介壳层—湖滨介屑滩”相，显示平缓丘状构造，向南“水道”中可能是搬运的介壳（屑）及湖泥沉积。介壳富集是由于边缘湖水底透光，沉水植物发育，使瓣腮类得以繁茂，滨线进退则导致介屑滩的生成。总的来说，介屑滩发育程度由西南向东北变弱。平行且靠近CY51井和CH71井的断层—沟槽线以南的台地，介壳滩似乎发育较好。

远滨碎屑沉积区，属于偏泥相区，在西北角有小的大I段介壳滩，东北角有面积较大的大III期介壳滩。

4.2 凉高山组地震相图与沉积相图

图12、图13分别为凉高山组的地震相图和沉积相图。

图12 川中北部地区J2凉高山组地震相图

图13 川中北部地区J2凉高山组沉积相图

由图13可见以下特点：东半部有一大三角洲，包括三角洲平原、河口沙坝与前积斜坡。其间的界线都是在主测线和联络测线上细心追索出来的。图中部为三角洲外前缘，仍有水道及水道间相。图的西北角为前三角洲开阔湖。以下重点介绍东部三角洲。

4.2.1 东部三角洲的特点

①三角洲平原

面积较大，可见3条显著的分流水道。水道之间和以外的扇形面积，地震上为平行连续强振幅相，属沼泽、浅水湖沉积环境。扇形展开极为特征，扇形之外亦属分流间区域。此三角洲平原中钻有CH67和CH63井。

CH67井的凉高山组，为较厚黑色页岩与成组砂岩交互。砂岩一般为正韵律，最厚者达5.8 m和9.0 m。所以这是由分流河道和分流间湖沼组成的下三角洲平原，是一个富砂的有利相带。

②河口沙坝

分流水道在此带内趋于消失，沙子卸载。

据PC1井，凉高山组厚146 m，有大分流水道、远端入湖水道、沙坝等微相。CY68井，凉高山组厚226 m，主要为黑色页岩与细砂、粉砂互层；砂层厚1.0～3.5 m，且含介壳灰岩。钻井中见5层含油显示。

③前积斜坡

此带是三角洲较陡的前缘，除水道中含砂外，其他部分可能偏细。此带地震反射以叠瓦前积为特征。Berg（1982）认为，这种反射构造是浪控三角洲的标志[8]；当河流作用减弱以后，湖浪沿整个滨线作用，岸区全面地向盆地推进加积。因此，这个带大致也就是当时岸线的大致位置。

4.2.2 凉高山组三角洲与经典模式的比较

图14为Fisher（1969）[10]的高建设性朵状三角洲沉积模式。其中A为河道相；B为三角洲平原相，包括分流河道——天然堤（B1）和分流间决口扇（B2）；C为三角前缘相，包括分流河口沙坝（C1）、三角洲前缘斜坡（C2）和三角洲前缘末梢（C3）。显然，笔者的凉高山组三角洲与这个模式十分相似。

图14 高建设性朵状三角洲沉积相模式图(Fisher, 1969)[10]

差别在于图13中的前积斜坡以大量叠瓦前积构造为特征，意味较强的波浪作用，所以“建设性”不如Fisher的模式。凉高山组三角洲既以河控作用为主，也有明显的“破坏过程”——波浪作用。

还有一点值得指出，笔者是在作出凉高山组三角洲相图（图14）以后才看到Fisher（1969）的模式（图14）[10]。两者不谋而合，足以证明笔者的地震沉积学研究是正确可信的。

4.3 下沙溪庙组的沉积相图

图15为依据地震相图转换而成的下沙溪庙组沉积相图。可见此时的古地理面貌已明显不同于凉高山期。有以下几点值得留意：①分流水道占相当大的面积，略少于分流间偏泥相与湖泥占的面积；这与井下砂泥比（1∶1.3～1∶1.5）是相符的；②河流流向在仪陇—平昌区主要为NW向，在阆中北地区则转向W和SW，是受构造地形制约的；③河流属于辫状河，存在大量的河道分叉、汇合现象和大的江心滩。在河间环境亦有决口扇、小三角洲等；④一些井（如CH48、CH67）J2s1含大量的钙质结核，为古土壤标志。