賀蘭山中段上三疊統延長群沉積特征及沉積環境演化

摘 要：延長群廣泛出露于賀蘭山中段，其巖性及厚度在山體東、西兩麓變化較大。西麓礫巖十分發育，粒度普遍較粗，厚度較大；東麓粒度變細，厚度減小。縱向上形成沖積扇、河流相及淺湖相沉積體系，構成典型的“扇退—湖進”型沉積環境演化。

關鍵詞：賀蘭山中段 延長群 沉積特征 沉積環境

中圖分類號：P313 文獻標識碼：A 文章編號：1672-3791（2013）02（a）-0164-02

賀蘭山三疊紀沉積盆地位于鄂爾多斯地塊西緣，其西緣和北緣均為同生斷裂所圍繞。汝箕溝拉斑玄武巖代表了典型的陸內拉張環境（王鋒等，2005）[1]，該玄武巖全巖K-Ar同位素年齡為229 Ma（霍福臣等，1989）[2]，反映了晚三疊世末期到早侏羅世，賀蘭山地區處于拉張的構造環境，延長群便是在這一構造背景下沉積的一套陸源碎屑巖。筆者在賀蘭山中段進行“1∶5萬水磨溝等五幅區調”項目時，依據前人劃分的五個巖組[3]，將延長群第一至第三個巖組劃分為大風溝組下段、中段和上段，第四、五個巖組劃分為上田組下段和上段。并對賀蘭山中段東、西兩麓延長群的沉積特征進行了對比研究，探討了其沉積環境的演化過程。

1 沉積特征

1.1 大風溝組

賀蘭山西麓阿拉善左旗北寺—水磨溝一帶，大風溝組下段巖性為厚層粗礫巖、砂礫巖夾含礫砂巖，厚度513.45 m～527.9 m；中段巖性為含礫砂巖夾厚層礫巖（透鏡體），在北寺一帶以礫巖為主，從北向南有粒度變細的趨勢，砂巖發育大型槽狀交錯層理，厚637.5～818.0 m；上段為中厚層含礫砂巖、礫巖夾粉砂巖，砂巖發育大型槽狀交錯層理，粉砂巖含植物化石，厚>723.12 m。（表1）

汝箕溝地區下段為黃綠色厚層含礫砂巖、粗礫巖（透鏡體）夾少量粉砂巖、泥巖，厚54.3 m；中段為黃綠色含礫砂巖夾少量粉砂巖、粉砂質泥巖，砂巖發育平行層理及板狀交錯層理，厚71.4 m；上段為灰綠、灰黑色粉砂巖、粉砂質頁巖、頁巖夾砂巖，粉砂巖含動、植物化石，厚414.2 m。

1.2 上田組

賀蘭山西麓阿拉善左旗南圈子一帶，上田組下段主要為中厚層砂巖夾少量粉砂巖，發育平行層理，厚396.5 m；上段主要為粉砂巖、粉砂質泥巖、炭質頁巖夾砂巖，厚>321.9 m。

寧夏銀川插旗口一帶，下段主要為砂巖夾粉砂巖、粉砂質頁巖，砂巖發育平行層理及波痕構造，厚349.7 m；上段主要為粉砂巖夾砂巖，發育平行層理及波痕構造，厚>132.2 m。（表2）

綜上所述，大風溝組在賀蘭山中段地區的沉積特征表現為：自西向東粒度由粗變細，顏色由灰綠、紫紅色變為黃綠色，厚度亦逐漸減小，即北寺（>1874.1 m）至汝箕溝（539.9 m）。在西麓自北寺—水磨溝向南至賀蘭山主峰俄博疙瘩一帶，巖石粒度亦有由粗變細，厚度逐漸減小之趨勢，即北寺（>1874.1 m）至水磨溝（>1668.2 m）。上田組從西麓南圈子—東麓汝箕溝，有砂巖厚度減小、粉砂巖逐漸增多之趨勢。延長群的沉積特征表明賀蘭山中段北西向當時更加接近沉積盆地的邊緣，靠近物源區。（圖1）

2 沉積相

2.1 沖積扇

沖積扇相主要發育于大風溝組下段，由灰綠色礫巖、砂礫巖等陸源粗碎屑沉積為特征，礫石分選較差，磨圓較好，定向趨勢明顯，與砂巖中大型板狀交錯層理細層傾向指示古流向均為南、南東向[4]。從北寺-水磨溝一帶向東至汝箕溝，厚度迅速遞減，呈明顯的楔狀體；隨厚度變薄，沉積物粒度也明顯變細，在汝箕溝地區粉砂巖夾層明顯增多。呈向上變細的正旋回層序，表現為典型的“扇退型”沉積[6]。

2.2 河流相

該相主要發育于大風溝組中段和上田組下段，其中大風溝組中段主要為灰綠色含礫砂巖構成，發育大型板狀交錯層理、槽狀交錯層理，層理指示古流向主體為南東向，表明該段地層為辮狀河沉積。上田組下段主要為灰綠、黃綠色中-厚層砂巖及少量灰黑色泥質粉砂巖等組成。砂體具有向上變細的特征，發育大型板狀斜層理及波痕構造，粉砂巖多發育水平層理、沙紋層理，顯示為離湖泊環境較近的河流沉積環境。

2.3 淺湖相

該相主要由大風溝組上段和上田組上段構成。其中大風溝上段為灰黑、深灰綠色泥質粉砂巖、泥巖及炭質頁巖組成，含植物化石，發育水平層理、沙紋層理及對稱波痕構造，顯示了較弱的水動力條件，為濕潤氣候條件下的淺湖相沉積。上田組上段由灰黑、深灰綠色泥質粉砂巖、泥巖及炭質頁巖組成，發育水平層理、沙紋層理，含植物化石，顯示了大陸湖泊環境的沉積特點[5]。

3 沉積環境演化

延長群巖性的橫向和縱向變化表明，晚三疊世大風溝組下段時期，北寺—水磨溝一帶出現了沖積扇扇根亞相；而此后，大風溝組中段時期，沖積扇后退，水磨溝一帶變成了扇中辮狀河沉積[7]，到了大風溝組上段時期，沖積扇繼續后退，湖泊跟進，沉積物主要為淺湖相的粉砂巖、頁巖等。上田組下段時期，氣候干燥，湖泊面積縮小，沖積扇向南東延伸，淺湖相演變為扇中辮狀河環境；上田組上段時期，盆地氣候開始變得濕潤，湖泊繼續向北西推進，賀蘭山中段地區全部變為湖泊環境，沉積物主要為粉砂巖，頁巖等，含有大量的植物化石碎片。水磨溝—哈拉烏溝一帶，上田組已被剝蝕。

賀蘭山中段晚三疊世沉積環境演化的總趨勢是沖積扇—辮狀河—湖泊，是一個典型的“扇退-湖進”型沉積過程，雖然過程出現反復，但總的趨勢沒有變化，說明晚三疊世賀蘭山沉積盆地在不斷擴大[5][9]。

參考文獻

[1]王鋒，劉池陽，楊興科，等.賀蘭山汝箕溝玄武巖地質地球化學特征及其構造環境意義[J].大慶石油地質與開發，2005（4）：25-27.

[2]寧夏回族自治區地質礦產局.寧夏回族自治區區域地質志[M].北京：地質出版社，1990.

[3]寧夏回族自治區地質礦產局.寧夏回族自治區巖石地層[M].武漢：中國地質大學出版社，1996.

[4]蘇春乾，楊興科，劉繼慶，等.從賀蘭山區的三疊—侏羅系論國內前陸盆地的研究[J].巖石礦物學雜志，2004（4）：318-326.

[5]西安地質學院.1∶5萬古拉本幅區域地質調查報告[R].1991.

[6]蘇春乾，劉仿韓.賀蘭山三疊紀斷陷盆地的沉積體系及古地理分析[J]，西安地質學院學報，1995（2）：13-18.

[7]柯保嘉，陳昌明，陳志明，等.試論賀蘭山地區延長群與鄂爾多斯盆地的關系[J].地質科學，1992（2）：124-129.

[8]魏紅紅，李文厚，邵磊，等.汝箕溝盆地上三疊統延長組沉積環境[J] 西北大學學報：自然科學版，2001（2）：171-174.

[9]寧夏回族自治區地質調查院.1∶5萬水磨溝、崇崗、蘇峪口、暖泉、姚伏幅區域地質調查報告[R].2013.