盆地西北沉积边界

如何确定沉积盆地的边界~

确定沉积盆地边界是一个比较复杂的问题，要从盆地的构造、沉积等特征来判断，一般来说，盆地当中的地层都是中间厚，向两侧变薄，盆内地层延伸的最大范围截止处往往也就是盆地的边界。盆地中起控制作用的大型断层往往也是盆地的边界，盆地地表如果有差异性的地貌单元，也可以用来判断盆地边界，如周缘山脉等。

应该根据地形地势起伏状况来划分，周高中低为盆地

延长组沉积期盆地的西北边界为阿拉善古陆东部边缘的贺兰山西缘断裂带（赵文智，2006；白云来，2006；汤桦，2006；刘化清，2005），其证据主要为以下方面。

1.贺兰山西缘断裂带东西两侧地层分布、构造演化存在明显差异

贺兰山西缘断裂带以西为阿拉善古陆及其边部的巴彦浩特盆地，断裂带以东为鄂尔多斯盆地内的贺兰山盆地、银川盆地（图2-2）。

图2-2 鄂尔多斯盆地西北边界位置图

阿拉善地块的基底为太古宇桑干群各种花岗片麻岩以及古元古界阿拉善群的岩性为片麻岩、片岩、各种混合岩夹大理岩及石英岩组成。自结晶基底形成以来，中元古界—中生界下侏罗统总体处于构造隆起状态。在阿拉善地块的主体部位，中、上侏罗统与阿拉善群角度不整合接触，之间缺失元古界、古生界及中生界下部三叠系、下侏罗统及中侏罗统上部地层（局部可见到拉张环境下的形成的石炭纪—二叠纪火山岩），只是在其边部发育震旦系和石炭系，且主要表现在向陆块主体部位超覆特征，表明该陆块为长期稳定存在的刚性地质体（图2-3）。

巴彦浩特盆地与鄂尔多斯盆地西缘的贺兰山盆地相邻，基底与阿拉善地块的基底相同，盖层发育的地层主要为下古生界寒武系和奥陶系海相灰岩及碎屑岩和泥质岩；上古生界石炭系发育较全，有下石炭统前黑山组、臭牛沟组，中石炭统靖远组、羊虎沟组和上石炭统太原组，整体表现为一套海陆交互相砂、泥岩互层夹煤层的沉积，总厚1100m，向北超覆、变薄或尖灭于阿拉善古陆主体之上。巴彦浩特盆地整体缺失二叠系、三叠系和下侏罗统；中侏罗统直罗组（或上侏罗统芬芳河组）直接不整合覆盖于石炭系不同层位之上。地层出露剥蚀表明该盆地在印支-燕山运动早期隆起剥蚀，于燕山运动中期才接受中侏罗统沉积（图2-4）。

图2-3 阿拉善古陆与贺兰山地区地层对比图

鄂尔多斯盆地贺兰山中发育中三叠统纸坊组和上三叠统延长组沉积，这些地层在西侧的巴彦浩特盆地中处于缺失状态，从而表明在巴彦浩特盆地印支期隆起遭受剥蚀之际，正是鄂尔多斯盆地下降接受纸坊组、延长组沉积之时，二者构造及沉积演化完全不同，之间的贺兰山西缘大断裂无疑起着十分关键的作用，它控制两侧不同构造单元的剥蚀与沉积作用，控制着鄂尔多斯盆地三叠纪的西北沉积边界。

2.贺兰山西缘断裂带东侧延长组发育杂色混杂堆积的边缘相沉积

延长组砾岩主要分布于贺兰山的汝箕沟、白岌岌沟、水磨沟及香池子沟等地，其中自岌岌沟厚度21m，砾岩之上为厚层含砾粗砂岩，斜层理发育，为扇三角洲陆上部分及水下部分；香池子沟延长组底砾岩为扇根、扇中及扇端亚相沉积；汝箕沟剖面底砾岩厚度4～6m，以灰绿、黄绿色为主，砾岩成分以石英、石英岩、燧石及石英砂岩碎屑为主，少量变质岩及花岗岩砾石，砾岩岩层中还见有泥石流、河道沉积组合，这套砾岩产出于延长组的底部，与纸坊组呈假整合接触。该区延长组碎屑岩沉积具“下粗上细”的正旋回沉积建造特征（图2-5）。这种特征与前陆盆地边缘明显不同，后者随着造山作用的发展，岩片不断叠覆，山体不断升高，盆地边缘持续下沉，高差的增大使沉积物颗粒连续变粗，形成一套向上变粗的沉积序列；而这种“上粗下细”的建造特征序列反映出一种伸展构造环境。

3.贺兰山盆地是鄂尔多斯地块西部一个中生代沉积盆地

贺兰山区的三叠系—侏罗系由下而上依次为：中三叠统纸坊组，上三叠统延长群（组），中侏罗统延安组、直罗组和上侏罗安定组（宁夏回族自治区区域地质志，1990）。从岩性组合特征看，它们与鄂尔多斯盆地本部陕北地区的延长组基本一致；从地层所含的动植物化石组合面貌看，它们与鄂尔多斯盆地相同；从地层接触关系看，延长群（组）地层与下伏纸坊组之间以及延长群的5个岩性段之间均为整合接触关系，与上覆侏罗系之间为平行不整合接触关系，而这个平行不整合面在鄂尔多斯盆地中普遍存在。

图2-4 巴彦浩特盆地地震地质测线剖面图

图2-5 贺兰山地区延长组退积式沉积相序剖面

野外和室内研究表明，盆地北缘白岌岌沟附近的侏罗系中所含的砾石成分和砂级碎屑的成分为盆地边缘断裂以北贺兰山群的片麻岩、变粒岩及古花岗岩。三叠系底部含有许多断裂以北的二叠系石千峰组紫红色泥岩碎屑，显示其主要沉积物来源于北侧的贺兰山群及石炭系—二叠系。侏罗系底部含有直径达5m的贺兰山群片麻岩巨砾，说明以近源为特点。盆地西部边缘的沉积物碎屑成分与阿拉善地块的古生代地层及前古生代地层的成分一致，显示其碎屑物来自西侧的阿拉善古陆，而且碎屑的磨圆度和成分成熟度较高，说明碎屑物经过了较长距离的搬运，反映阿拉善古陆与沉积盆地之间高差不大。

据苏春乾等（2004）对三叠系实测板状斜层理细层所做的古流向玫瑰花图显示：早、中三叠世早期古流向为90°型，主要有两个方向，即向南和向东；中期基本为单向型，以南东问为主；晚期为120°型，主体向南，这也反映早、中三叠世盆地的主要沉积环境是河流或湖泊三角洲；晚三叠世古流向以分散为特征，虽然主体以南东为主，但也出现其他方向，说明水流方向多变，具有湖泊环境的特点。其湖泊沉积物序列具有粒度向上变细特征，反映出出三叠纪湖盆扩大、水体逐渐变深、三角洲退积的旋回特点。

上述贺兰山三叠系一侏罗系特征及接触关系、物源和古水流特征，可进一步证明贺兰山和鄂尔多斯盆地之间没有明显的分割，总体上是靠近北部物源、向西平缓抬高的地质格局，贺兰山盆地是鄂尔多斯地块西部一个中生代沉积盆地。

4.银川盆地晚三叠世并未隆起，为鄂尔多斯盆地一部分

银川盆地位于贺兰山和鄂尔多斯盆地之间，地震和钻井资料显示，盆地中没有延长组地层，因而部分学者认为银川盆地是中生代隆起、新生代构造反转发生断陷而形成。通过对比银川盆地两侧沉积物以及地层夹角的对比，并结合地震分析，我们认为晚三叠世银川盆地没有隆起，仍然是鄂尔多斯盆地的一部分；晚侏罗世—早白垩世的燕山运动使盆地隆起，古近纪中晚期一新近纪早中期的喜马拉雅运动使盆地翻转断裂，形成了银川断陷盆地（图2-6）。

从沉积特征看，银川盆地西侧的汝箕沟延长组底部发育边缘相的砾岩，而紧挨银川盆地东侧的色4井三叠系未见边缘相沉积；从地层接触关系上看，银川盆地东侧石嘴山—陶乐地区延长组与下伏地层多为平行不整合接触（图2-7），而该地区侏罗系与白垩系多为角度不整合接触（图2-8），表明银川盆地在延长组没有隆起，而晚侏罗世的燕山运动对该区有过重大影响。另外从陶乐地区01695地震测线可以看出延长组地层厚度没有明显减薄，也没有发生明显的不协调；而前侏罗系地层统一向上发生削蚀，正好反映出晚三叠统延长组是有沉积的，盆地隆起遭受剥蚀发生在燕山中期（白云来，2006；汤桦，2005）。

5.贺兰山西缘大断裂为伸展环境下控盆断裂

在汝箕沟地区的大岭子—古拉本一带，在上三叠统延长组顶部出露厚3～5m的玄武岩，岩体呈层状，与中侏罗统延安组呈不整合接触。经宁夏地矿局及西安地质学院观察及分析研究，确定出其岩性为低钾的拉斑玄武岩，形成于板内伸展背景，系板内裂谷玄武岩；全岩K-Ar法测定同位素年龄值为（229±15）M a，大致形成于印支期末—燕山运动早期（王锋，2005）。另外，据高山林、刘池阳等对该区的微量元素和稀土元素分析（高山林，2003；刘池阳，2002），以及苏春乾对贺兰山三叠系—侏罗系地层单元沉积特征、沉积序列以及古流向的分析，贺兰山晚三叠世—中侏罗世为伸展环境下半地堑型沉积盆地，它与鄂尔多斯盆地之间没有明显的分割。总体上是靠近北部物源，向西平缓抬高，更靠近盆地边缘的地势格局。晚三叠世贺兰沉积区东与伊盟地区以低凸起相接，南与盐定地区贯通。重矿物资料显示，贺兰山汝箕沟、灵武石沟驿以及鄂尔多斯盆地西北盐定地区为同一重矿物组合，推测受相同物源影响，为同一沉积体系；古水流测量结果表明，贺兰山汝箕沟盆地延长期水流大致由北向南流，经磁窑堡，最终流向盐池、定边地区（刘化清等，2005）。

综上所述，盆地西北缘主要受贺兰山西缘断裂控制，该断裂西北为阿拉善古陆及其边缘的巴彦浩特盆地；断裂以东为贺兰山盆地和银川盆地。晚三叠世延长期，贺兰山汝箕沟发育“下粗上细”的正旋回沉积建造特征，反映出一种伸展构造环境；该时期银川地堑尚未隆起，为接受沉积的地区；贺兰山盆地向南经磁窑堡与鄂尔多斯盆地相连通。因此，贺兰山西缘大断裂是延长期的控盆断裂，在印支期伸展断裂，它的存在与活动控制了鄂尔多斯盆地延长组的西北沉积边界。同时，也进一步确定，晚三叠世，贺兰山盆地是更大范围鄂尔多斯盆地的一部分。

图2-6 鄂尔多斯盆地西缘贺兰山盆地-银川盆地-铁克苏庙地质剖面

图2-7 鄂尔多斯盆地西缘三叠系与下伏地层夹角分布图

图2-8 鄂尔多斯盆地西缘白垩系与侏罗系地层夹角分布图

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