贺兰山中段上三叠统延长群沉积特征及沉积环境演化

摘 要：延长群广泛出露于贺兰山中段，其岩性及厚度在山体东、西两麓变化较大。西麓砾岩十分发育，粒度普遍较粗，厚度较大；东麓粒度变细，厚度减小。纵向上形成冲积扇、河流相及浅湖相沉积体系，构成典型的“扇退—湖进”型沉积环境演化。

关键词：贺兰山中段 延长群 沉积特征 沉积环境

中图分类号：P313 文献标识码：A 文章编号：1672-3791（2013）02（a）-0164-02

贺兰山三叠纪沉积盆地位于鄂尔多斯地块西缘，其西缘和北缘均为同生断裂所围绕。汝箕沟拉斑玄武岩代表了典型的陆内拉张环境（王锋等，2005）[1]，该玄武岩全岩K-Ar同位素年龄为229 Ma（霍福臣等，1989）[2]，反映了晚三叠世末期到早侏罗世，贺兰山地区处于拉张的构造环境，延长群便是在这一构造背景下沉积的一套陆源碎屑岩。笔者在贺兰山中段进行“1∶5万水磨沟等五幅区调”项目时，依据前人划分的五个岩组[3]，将延长群第一至第三个岩组划分为大风沟组下段、中段和上段，第四、五个岩组划分为上田组下段和上段。并对贺兰山中段东、西两麓延长群的沉积特征进行了对比研究，探讨了其沉积环境的演化过程。

1 沉积特征

1.1 大风沟组

贺兰山西麓阿拉善左旗北寺—水磨沟一带，大风沟组下段岩性为厚层粗砾岩、砂砾岩夹含砾砂岩，厚度513.45 m～527.9 m；中段岩性为含砾砂岩夹厚层砾岩（透镜体），在北寺一带以砾岩为主，从北向南有粒度变细的趋势，砂岩发育大型槽状交错层理，厚637.5～818.0 m；上段为中厚层含砾砂岩、砾岩夹粉砂岩，砂岩发育大型槽状交错层理，粉砂岩含植物化石，厚>723.12 m。（表1）

汝箕沟地区下段为黄绿色厚层含砾砂岩、粗砾岩（透镜体）夹少量粉砂岩、泥岩，厚54.3 m；中段为黄绿色含砾砂岩夹少量粉砂岩、粉砂质泥岩，砂岩发育平行层理及板状交错层理，厚71.4 m；上段为灰绿、灰黑色粉砂岩、粉砂质页岩、页岩夹砂岩，粉砂岩含动、植物化石，厚414.2 m。

1.2 上田组

贺兰山西麓阿拉善左旗南圈子一带，上田组下段主要为中厚层砂岩夹少量粉砂岩，发育平行层理，厚396.5 m；上段主要为粉砂岩、粉砂质泥岩、炭质页岩夹砂岩，厚>321.9 m。

宁夏银川插旗口一带，下段主要为砂岩夹粉砂岩、粉砂质页岩，砂岩发育平行层理及波痕构造，厚349.7 m；上段主要为粉砂岩夹砂岩，发育平行层理及波痕构造，厚>132.2 m。（表2）

综上所述，大风沟组在贺兰山中段地区的沉积特征表现为：自西向东粒度由粗变细，颜色由灰绿、紫红色变为黄绿色，厚度亦逐渐减小，即北寺（>1874.1 m）至汝箕沟（539.9 m）。在西麓自北寺—水磨沟向南至贺兰山主峰俄博疙瘩一带，岩石粒度亦有由粗变细，厚度逐渐减小之趋势，即北寺（>1874.1 m）至水磨沟（>1668.2 m）。上田组从西麓南圈子—东麓汝箕沟，有砂岩厚度减小、粉砂岩逐渐增多之趋势。延长群的沉积特征表明贺兰山中段北西向当时更加接近沉积盆地的边缘，靠近物源区。（图1）

2 沉积相

2.1 冲积扇

冲积扇相主要发育于大风沟组下段，由灰绿色砾岩、砂砾岩等陆源粗碎屑沉积为特征，砾石分选较差，磨圆较好，定向趋势明显，与砂岩中大型板状交错层理细层倾向指示古流向均为南、南东向[4]。从北寺-水磨沟一带向东至汝箕沟，厚度迅速递减，呈明显的楔状体；随厚度变薄，沉积物粒度也明显变细，在汝箕沟地区粉砂岩夹层明显增多。呈向上变细的正旋回层序，表现为典型的“扇退型”沉积[6]。

2.2 河流相

该相主要发育于大风沟组中段和上田组下段，其中大风沟组中段主要为灰绿色含砾砂岩构成，发育大型板状交错层理、槽状交错层理，层理指示古流向主体为南东向，表明该段地层为辫状河沉积。上田组下段主要为灰绿、黄绿色中-厚层砂岩及少量灰黑色泥质粉砂岩等组成。砂体具有向上变细的特征，发育大型板状斜层理及波痕构造，粉砂岩多发育水平层理、沙纹层理，显示为离湖泊环境较近的河流沉积环境。

2.3 浅湖相

该相主要由大风沟组上段和上田组上段构成。其中大风沟上段为灰黑、深灰绿色泥质粉砂岩、泥岩及炭质页岩组成，含植物化石，发育水平层理、沙纹层理及对称波痕构造，显示了较弱的水动力条件，为湿润气候条件下的浅湖相沉积。上田组上段由灰黑、深灰绿色泥质粉砂岩、泥岩及炭质页岩组成，发育水平层理、沙纹层理，含植物化石，显示了大陆湖泊环境的沉积特点[5]。

3 沉积环境演化

延长群岩性的横向和纵向变化表明，晚三叠世大风沟组下段时期，北寺—水磨沟一带出现了冲积扇扇根亚相；而此后，大风沟组中段时期，冲积扇后退，水磨沟一带变成了扇中辫状河沉积[7]，到了大风沟组上段时期，冲积扇继续后退，湖泊跟进，沉积物主要为浅湖相的粉砂岩、页岩等。上田组下段时期，气候干燥，湖泊面积缩小，冲积扇向南东延伸，浅湖相演变为扇中辫状河环境；上田组上段时期，盆地气候开始变得湿润，湖泊继续向北西推进，贺兰山中段地区全部变为湖泊环境，沉积物主要为粉砂岩，页岩等，含有大量的植物化石碎片。水磨沟—哈拉乌沟一带，上田组已被剥蚀。

贺兰山中段晚三叠世沉积环境演化的总趋势是冲积扇—辫状河—湖泊，是一个典型的“扇退-湖进”型沉积过程，虽然过程出现反复，但总的趋势没有变化，说明晚三叠世贺兰山沉积盆地在不断扩大[5][9]。

参考文献

[1]王锋，刘池阳，杨兴科，等.贺兰山汝箕沟玄武岩地质地球化学特征及其构造环境意义[J].大庆石油地质与开发，2005（4）：25-27.

[2]宁夏回族自治区地质矿产局.宁夏回族自治区区域地质志[M].北京：地质出版社，1990.

[3]宁夏回族自治区地质矿产局.宁夏回族自治区岩石地层[M].武汉：中国地质大学出版社，1996.

[4]苏春乾，杨兴科，刘继庆，等.从贺兰山区的三叠—侏罗系论国内前陆盆地的研究[J].岩石矿物学杂志，2004（4）：318-326.

[5]西安地质学院.1∶5万古拉本幅区域地质调查报告[R].1991.

[6]苏春乾，刘仿韩.贺兰山三叠纪断陷盆地的沉积体系及古地理分析[J]，西安地质学院学报，1995（2）：13-18.

[7]柯保嘉，陈昌明，陈志明，等.试论贺兰山地区延长群与鄂尔多斯盆地的关系[J].地质科学，1992（2）：124-129.

[8]魏红红，李文厚，邵磊，等.汝箕沟盆地上三叠统延长组沉积环境[J] 西北大学学报：自然科学版，2001（2）：171-174.

[9]宁夏回族自治区地质调查院.1∶5万水磨沟、崇岗、苏峪口、暖泉、姚伏幅区域地质调查报告[R].2013.

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