首先在踏勘的基础上对研究区河口群进行了实测和系统观察, 完成中铺镇北七道梁剖面(剖面a, 图 1-B)和张家沟— 杨家沟剖面(剖面b, 图 1-B); 对河口群沉积物以及沉积构造进行了详细的观察和描述; 对叠瓦状砾石和斜层理构造进行系统的古水流数据实测; 统计砾石成分; 室内工作中, 对砂岩进行了镜下分析。

图1

Fig.1

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	图1 兰州— 民和盆地中铺地区地质简图及下白垩统河口群地层柱状图Fig.1 Sketch geological map and stratigraphic column of the Lower Cretaceous Hekou Group in Zhongpu area of Lanzhou-Minhe Basin

根据野外观察, 河口群可以划分上、下两套岩石组合。下部以剖面a为代表, 主要由灰紫色、暗紫色厚层砾岩组成, 砾石粒径从粗砾至细砾, 其间夹有多层灰紫色、暗紫色中粗砂岩和细砂岩、粉砂岩的互层, 发育有各种交错层理; 上部以剖面b为代表, 由灰紫色、灰绿色、灰黄色细砾岩、中— 粗砂岩和细砂岩以及灰褐色粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩等互层组成, 沉积构造十分发育。

根据研究区内沉积物的岩性、粒度以及沉积构造的组合等, 划分出11种岩相类型, 并分别对应一定的沉积相类型 (表 1)。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 甘肃兰州— 民和盆地中铺地区河口群沉积相特征 Table1 Sedimentary characteristics of the Hekou Group in Zhongpu area of Lanzhou-Minhe Basin, Gansu Province 岩石类型及岩相代码 岩性描述 沉积相(亚相或微相) 下 白 垩 统 河 口 群 块状砾岩 (Gm) 灰紫色块状砾岩, 粒径一般在1~15 cm, 最大可达35 cm; 砾石混杂堆积, 偶见叠瓦状排列, 分选较差, 磨圆为次圆— 次棱角状, 砂泥质胶结, 砾石成分以片岩、大理岩、灰岩和花岗岩为主 冲积扇相扇根 灰色或杂色中— 厚层细砾岩, 下部见侵蚀面, 粒径为1~15 cm, 砾石分选和磨圆均较差, 成分以石英砂岩为主, 偶见叠瓦状排列; 砾岩中发育槽状交错层理 辫状河(河道滞留) 透镜状砾岩 (Gl) 灰黄色和灰绿色细砾岩, 粒径为1~10 cm, 砾石分选和磨圆均较差, 呈透镜状产出 曲流河、辫状河(河道滞留) 交错层理砂砾岩 (Gp、Sp) 灰紫色、紫红色和灰白色中厚层含砾粗砂岩, 砾石成分以片岩、大理岩、灰岩和泥砾为主, 分选磨圆较差, 发育槽状、楔状和板状交错层理 冲积扇(辫状河道)辫状河(砂坝) 透镜状砂砾岩 (Sl) 灰白— 灰绿色薄层砂砾岩透镜体, 发育大型板状、楔状交错层理; 含砾粗砂岩透镜体, 横向迁移, 见槽状交错层理 冲积扇(辫状河道)、曲流河、辫状河(滞留沉积) 交错层理粗砂岩 (Stg) 紫红色、灰白色和灰绿色中厚层粗砂岩, 颗粒呈次圆状, 垂向上为正粒序, 发育槽状、板状、楔状交错层理 冲积扇(河道)、辫状河(河道) 黄绿色厚层粗砂岩, 发育大量槽状、板状交错层理 曲流河(边滩) 透镜状粗砂岩 (Slg) 紫红色粗砂岩透镜体, 颗粒为次圆状, 见有小型楔状交错层理 冲积扇(河道)、辫状河(河道)、曲流河(边滩) 交错层理中砂岩 (Spm、Stm、Swm) 灰白色和灰黄色中厚层中砂岩, 正粒序, 见中型楔状交错层理、板状交错层理 辫状河(河道)、曲流河(天然堤、边滩) 黄绿色厚层中砂岩, 见槽状、板状交错层理和平行层理, 局部见生物潜穴 交错层理细砂岩 (Sps、Sts、Sws) 灰白色、紫红色和灰色薄— 厚层细砂岩, 正粒序, 见各种交错层理, 层理规模大小不一, 尤其发育大型平行层理和小型爬升层理, 见有生物潜穴和层间变形构造 曲流河(天然堤、边滩、河漫滩)、辫状河(心滩) 块状细砂岩 (Sm) 灰白色和黄绿色中厚层块状细砂岩, 见有生物潜穴。大部分出现于研究区域的曲流河阶段的决口扇沉积, 一般呈透镜状出露地表, 洪泛平原沉积也可见到 曲流河(决口扇、河漫滩)、辫状河(心滩、河漫) 粉砂岩、泥质粉砂岩 (Fh、Fr、Fm、Fc) 紫红色、灰白色、灰色和褐色中厚层粉砂岩, 出现块状以及发育有平行层理、波状层理和爬升层理, 常与泥质粉砂岩共同出现, 见有生物潜穴和植物碎屑化石 曲流河(天然堤沉积、决口扇、河漫滩)、辫状河(河漫) 泥岩、粉砂质泥岩 (Cm、Ch、Cr) 灰绿色、灰色和紫红色泥岩, 一般为块状, 也会出现小型平行层理和波状层理, 见生物潜穴 曲流河(河漫滩)、辫状河(河漫) 注:Gm— 块状砾岩相; Gl— 透镜状砾岩; Gp— 块状层理砂岩相; Sp— 板状交错层理砂岩相; Sl— 透镜状砂砾岩相; Stg— 交错层理粗砂岩相; Slg— 透镜状粗砂岩相; Spm— 板状交错层理中砂岩相; Stm— 槽状交错层理中砂岩相; Swm— 楔状交错层理中砂岩相; Sps— 板状交错层理细砂岩相; Sts— 槽状交错层理细砂岩相; Sws— 楔状交错层理细砂岩相; Sm— 块状细砂岩相; Fh— 平行层理粉砂岩相; Fr— 波状层理粉砂岩相; Fm— 块状粉砂岩相; Fc— 平行层理、波状层理粉砂岩与泥质粉砂岩互层相; Cm— 块状粉砂质泥岩相; Ch— 平行层理粉砂质泥岩相; Cr— 波状层理粉砂质泥岩相。

表1 甘肃兰州— 民和盆地中铺地区河口群沉积相特征 Table1 Sedimentary characteristics of the Hekou Group in Zhongpu area of Lanzhou-Minhe Basin, Gansu Province

中铺地区河口群沉积构造十分丰富, 按沉积构造的成因特征可进一步分为3类, 即物理成因沉积构造、化学成因沉积构造和生物成因沉积构造。物理成因的沉积构造指叠瓦状构造和层理构造(图 2-A至2-F); 生物成因沉积构造系生物遗迹构造, 如生物潜穴和生物爬行痕迹以及生物扰动构造等(图 2-G至2-J)。丰富的沉积构造为沉积相的划分以及盆地形成演化恢复提供了充足的依据。

2.3.1 叠瓦状构造

受牵引流作用, 沉积物中的砾岩或含砾粗砂岩中的砾石最大扁平面倾斜方向常朝同一方向, 形成叠瓦状构造。砾石最大扁平面倾斜的方向是判别古水流主要依据之一。剖面a灰紫色、紫色厚层的砾岩中, 不仅砾石的砾径较大, 一般在1~15 cm, 最大可达35 cm, 而且叠瓦状构造也十分发育, 反映当时为较强的水动力条件(图 2-F)。

2.3.2 层理构造

中铺地区剖面b的砂岩层内发育丰富且保存完好的层理构造, 既有表现较强水动力环境的槽状交错层理、板状交错层理、楔状交错层理和平行层理, 也发育有弱水动力条件下的波状层理与爬升层理等(图 2-A至2-E)。

图2

Fig.2

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	图2 甘肃兰州— 民和盆地中铺地区河口群典型沉积构造 A— 爬升层理, 剖面b中部; B— 楔状交错层理, 剖面b上部; C— 平行层理和波状层理, 剖面b中部; D— 小型槽状交错层理, 剖面b上部; E— 板状交错层理, 剖面b下部; F— 砾石叠瓦状构造, 剖面a下部; G~J— 生物遗迹和生物扰动, 剖面b上部。剖面位置见图1Fig.2 Typical sedimentary structures of the Hekou Group in Zhongpu area of Lanzhou-Minhe Basin, Gansu Province

在剖面b的下部, 在较粗的沉积物中多出现槽状交错层理、楔状交错层理或板状交错层理, 且在沉积序列底部多有规模较大的侵蚀底面, 在较细的沉积物中多出现板状交错层理(图 2-E)和波状交错层理或平行层理交替出现 (图 2-C)的情况; 沉积构造规模均较大, 整体上槽状交错层理和楔状交错层理或板状交错层理更加发育, 说明此时较强的水动力条件占有主导地位。剖面b的中上部, 多出现楔状交错层理、板状交错层理与平行层理和爬升层理交替出现, 且在沉积序列底部少见侵蚀底面, 沉积构造规模较小, 波状层理、平行层理、爬升层理(图 2-A)等更发育, 在沉积旋回的底部偶尔会出现小型的槽状交错层理(图 2-D), 说明此时水动力条件较前期变弱。

2.3.3 生物成因构造

主要出现在剖面b的细粒沉积物, 如粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩中, 以生物遗迹和生物扰动构造为主。生物扰动主要表现为在较细的砂岩中出现的斑状构造, 呈浅绿色斑块不规则地分布于褐色、砖红色或灰黄色的粉砂岩、泥岩中(图 2-J)。生物遗迹主要以垂直或倾斜的管状潜穴为主(图 2-G, 2-H), 沉积后期则以水平状为主(图 2-Ⅰ ), 体现了生物在不同环境下活动不同, 在较强水动力环境下生物活动多以垂直或倾斜的管状潜穴为主, 水动力条件减弱的情况则以水平丛枝状为主(蔡雄飞等, 2001a)。

从研究区沉积物岩性上看, 整套地层的沉积物由下到上可以分为下部的砾岩和上部的砂岩两部分, 其中砂岩又可进一步划分为下部的砂砾岩和粉砂岩部分以及上部的中细砂岩、粉砂岩和泥岩部分, 整体呈现下粗上细的特点。依据这种特点并结合沉积构造可将研究区内河口群分为下、中、上3部分。

下部(即剖面a)。以Gm岩相为主, 少量Gp、Sp、Stg和Slg岩相; 垂向上以灰紫色、暗紫色厚层中— 粗砾岩组成, 向上过渡为厚层的细砾岩与灰紫色、暗紫色薄层中粗砂岩和细砂岩、粉砂岩的互层, 呈现下粗上细的特点; 沉积构造以叠瓦状构造为主, 同时在砂岩层中见少量层理构造(图 3-A)。

中部(即剖面b下部)。以Gp、Sp、Stg和Sm岩相为主, 夹有Gl、Slg和Sm岩相等; 一个完整的沉积序列中由下向上出现交错层理砂砾岩— 交错层理砂岩— 粉砂岩到泥岩的岩性组合, 同样体现出下粗上细的特点, 且下部较粗的砂岩所占比例更大; 沉积构造由下至上多为大型槽状交错层理、楔状交错层理和板状交错层理的组合, 顶部出现小型平行层理和块状构造(图 3-B)。

图3

Fig.3

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	图3 甘肃兰州— 民和盆地中铺地区河口群沉积序列发育特征 A— 河口群下部, 即剖面a; B— 河口群中部, 即剖面b下部; C— 河口群上部, 即剖面b上部。剖面位置见图1Fig.3 Characteristics of sedimentary sequence of the Hekou Group in Zhongpu area of Lanzhou-Minhe Basin, Gansu Province

上部(即剖面b上部)。以Stm、Swm、Sts、Sws和Fc岩相为主; 一个完整的沉积序列中由下至上出现交错层理砂岩— 粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩互层的岩性组合, 底部偶尔出现含砾粗砂岩, 下粗上细的“ 二元结构” 明显, 且上部的细粒沉积物较厚; 沉积构造由下至上为楔状交错层理、板状交错层理— 平行层理、波状层理和爬升层理的组合, 底部出现小型槽状交错层理(图 3-C)。

研究区内的冲积扇相主要发育于七道梁地区, 以Gm岩相为主, 夹有Gp、Sp、Stg和Slg岩相; 沉积构造上, 砾岩层中多发育叠瓦状构造(图 2-F), 砂岩层中多发育交错层理。从沉积物特点上看, Gm岩相多数厚度巨大, 砾岩层内的砾石排列有混杂堆积和有序排列两类, 其中有序排列的砾石常为叠瓦状排列, 但仔细观察可发现混杂堆积中仍有粗细变化的韵律。砾石粒径较大, 一般为1~15 cm, 最大可达35 cm, 砾石成分多以片岩、大理岩、灰岩和花岗岩为主, 分选一般, 磨圆为次圆— 次棱角状, 是典型的泥石流沉积(金福全等, 2001)(图 5-A)。在厚层砾岩层中间夹有若干层砂岩, 以Gp、Sl、Sp、Stg和Slg岩相为主, 呈现多个沉积旋回, 一个完整的沉积旋回中岩石具下粗上细的特点, 发育各种交错层理, 可以认为是扇根和扇中的辫状河道和片流沉积(程立华等, 2006; 兰亚萍等, 2009)。

图5

Fig.5

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图5 甘肃兰州— 民和盆地中铺地区河口群沉积相特征 A— 河口群冲积扇相特征, 砾石成分多以片岩、大理岩、灰岩和花岗岩为主, 大图中人身高为1.75 m, 小图中镜头盖直径8 cm, 剖面a; B— 河口群辫状河相特征, 剖面b底部; C— 河口群曲流河相特征, 剖面b; D— 辫状河河床沉积中的底部滞留沉积和大型槽状交错层理, 图中人身高为1.8 m, 剖面b底部; E— 曲流河相边滩沉积中的楔状交错层理, 剖面b; F— 辫状河相河床沉积中的侵蚀底面和大型楔状交错层理, 剖面b下部; G— 辫状河相、曲流河相河漫沉积中的红褐色块状泥岩, 剖面b; H— 曲流河相边滩沉积中的楔状交错层理, 剖面b; I— 曲流河相堤岸沉积中的砂岩透镜体, 楔状交错层理, 剖面b。剖面位置见图1Fig.5 Sedimentary facies features of the Hekou Group in Zhongpu area of Lanzhou-Minhe Basin, Gansu Province

在张家沟— 杨家沟剖面的底部发育有较典型的辫状河相沉积, 以Gp、Sp和Stg岩相为主, 夹有Gl、Slg和Sm岩相等, 一个完整的沉积序列呈现下粗上细的特点, 且以厚层交错层理砂岩和砂砾岩为主, 仅在上部出现薄层粉砂岩或泥岩, “ 二元结构” 不发育, 大、中型槽状交错层理、楔状交错层理和板状交错层理等沉积构造十分发育(图 5-B)。根据野外观察和室内研究, 并参考前人对典型辫状河相的研究(陈建强等, 2004; 李志鹏等, 2008), 可以识别出2个亚相和3个微相。

3.2.1 河床亚相

研究区内的辫状河相以河床沉积为主, 其中有辫状河道沉积微相和心滩沉积微相。

河床沉积以厚层的Gp、Gl、Sl、Sp、Stg和Slg岩相为主, 由下向上为Gp— Stg— Spm、Stm、Swm岩相组合, 岩层厚度3~10 m不等; 从砂岩镜下薄片鉴定分析可看出, 碎屑组分中的碎屑含量较高, 在21%左右, 成分成熟度和结构成熟度较低。沉积序列底部多有底部侵蚀面, 岩性以砾岩、含砾粗砂岩为主(图 5-D), 形态上呈透镜状, 砾石成分以石英砂岩、大理岩和泥砾为主, 砾石磨圆、分选均较差, 为河床滞留沉积; 向上出现心滩沉积, 也是研究区内辫状河河床沉积的主要微相, 单层厚度大, 沉积构造由下向上出现大、中型槽状交错层理、楔状交错层理和板状交错层理, 偶尔出现平行层理(图 5-F)。

3.2.2 河漫亚相

研究区内河漫亚相主要是河漫泥, 发育于心滩沉积以上, 以Sm、Fm和Cm岩相为主, 与河床沉积相比厚度较小, 一般1~2 m; 块状构造(图 5-G), 偶见平行层理; 层间见有垂直发育的生物潜穴、浅绿色的斑状构造(图 2-J)以及少量植物碎屑。

研究区内的曲流河相沉积主要发育于张家沟— 杨家沟剖面中上部, 以Stg、Slg、Spm、Stm、Swm、Sps、Sts、Sws、Fh、Fr、Ch和Cr岩相为主; 一个完整的沉积序列由下部的中、细砂岩和上部的粉砂岩、泥岩组成, “ 二元结构” 明显, 但单层厚度有所下降, 岩层中各种层理构造和生物构造丰富 (图 5-C)。根据野外观察和室内分析, 并参考前人对典型辫状河相的研究成果(Miall, 1978, 1982, 1983; 高志勇等, 2007; 齐永安等, 2009), 可进一步识别出3个亚相和5个微相。

3.3.1 河道亚相

河道亚相中可识别出河道滞留沉积和边滩沉积2个微相, 其中又以边滩沉积为主。下部主要以Gl和Sl岩相为主, 一般呈透镜状产出, 底部常出现侵蚀底面, 砾石含量较少, 为河道滞留沉积。边滩沉积发育较广泛, 以Stg、Spm、Stm、Swm、Sps、Sts和Sws岩相为主, 厚度一般3~10 m; 碎屑组分中的碎屑含量与辫状河沉积相比有所下降, 在15%~20%之间, 成分成熟度和结构成熟度较高; 发育中小型板状交错层理、楔状交错层理和平行层理(图 5-E, 5-H)。

3.3.2 堤岸亚相

堤岸亚相中可识别出天然堤沉积和决口扇沉积2个微相。天然堤沉积以Spm、Stm、Swm、Sps、Sts和Sws岩相为主, 在形态上常呈不连续的透镜体状, 沉积构造以小型的板状交错层理、爬升层理为主, 偶见平行层理, 层面常见生物扰动痕迹, 多见于曲流河沉积的前期阶段。决口扇沉积与天然堤沉积类似, 以Spm、Stm、Swm、Sps、Sts和Sws岩相为主, 夹有Slg岩相, 整体粒度与天然堤沉积相比较粗, 可见向上变细的韵律, 各种小型的交错层理、爬升层理和平行层理多见于曲流河沉积的后期阶段(图 5-I)。

3.3.3 洪泛平原亚相

洪泛平原亚相中主要的沉积微相是河漫滩沉积, 岩相以Sm、Fh、Fr、Fm、Fc、Cm、Ch和Cr为主, 厚度一般为5~15 m; 沉积构造中块状构造发育(图 5-G), 但更多的是平行层理、波状层理(图2-C)等, 出现大量水平状生物遗迹和植物碎屑(图 2-G, 2-H)。值得注意的是, 前人在这个地区曾挖掘出恐龙骨骼化石, 被命名为炳灵大夏巨龙(You et al., 2008), 根据化石点的沉积特征后, 认为其是一套曲流河相的洪泛平原沉积(图 4)。

4.1.1 砾石组分

砾石是对物源区岩石类型的最直接反映。由化学稳定性差的砾石组成的砾岩属于近源沉积, 一般未经长距离搬运, 成分上受外界改造较小, 其砾石成分可以很好地反映源区原岩的性质, 能为沉积区的碎屑来源等提供必要信息(许欢等, 2011)。此次主要对研究区内的七道梁剖面中发育的砾岩层进行了砾石成分统计, 共8个层位, 对每个层位的50 cm× 50 cm范围内砾岩层中的砾石进行岩性的统计和归总, 共计836颗, 并绘制成砾石成分饼状图(图 6-A)。

图6

Fig.6

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	图6 甘肃兰州— 民和盆地中铺地区河口群砾石成分(A)和古水流特征(B— 七道梁剖面; C— 张家沟— 杨家沟剖面)Fig.6 Gravel composition(A) and palaeocurrent features(B, Qidaoliang section; C, Zhangjiagou-Yangjiagou section) of the Hekou Group in Zhongpu area of Lanzhou-Minhe Basin, Gansu Province

从统计分析可看出, 中铺地区的砾石成分以变质岩为主, 有少量花岗岩和沉积砂岩(图6-A)。其中灰岩、大理岩、片岩、硅质岩和其他高级变质岩, 推测主要来自于祁连隆起的前寒武系、奥陶系、志留系和泥盆系变质岩基底的隆升剥蚀; 而花岗岩则是在剖面a的中上部开始出现, 推测来自加里东褶皱带的花岗岩基底剥蚀; 其他成分的砾石则可能来自早中生代时期地层的隆起剥蚀。

4.1.2 砂岩组分

砂岩中的杂基和胶结易受成岩作用的影响, 但其中的碎屑颗粒具有相对的稳定性。这些碎屑颗粒组合对物源区的性质和构造环境又有着敏感的反应, 因而可用其进行砂岩的物源和大地构造背景分析(徐亚军等, 2007; 杜叶龙等, 2010; 许欢等, 2011)。本次取砂岩样共19块, 其中张家沟— 杨家沟剖面18块, 七道梁剖面1块, 作者采用Gazzi-Dickinson统计法(Dickinson, 1970)和显微镜人工点计法对碎屑颗粒组分含量进行统计, 且每个薄片统计颗粒不少于300颗。统计的内容主要有单晶石英、多晶石英、长石、岩屑, 岩屑又分为火山岩岩屑、沉积岩岩屑和变质岩岩屑等, 同时作者把燧石和石英岩等石英质颗粒也作为多晶石英处理。

图7

Fig.7

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	图7 甘肃兰州— 民和盆地中铺地区河口群砂岩Q— F— Lt图解 A~C— 镜下砂岩组分特征; D— 砂岩组分QFL图。Qm— 单晶石英; Qp— 多晶石英; Q— 石英(含Qp和Qm); F— 长石; Lv— 火山岩岩屑; Ls— 沉积岩岩屑; Lt— 岩屑总量Fig.7 Q-F-Lt diagram of the Hekou Group in Zhongpu area of Lanzhou-Minhe Basin, Gansu Province

从河口群砂岩组分可看出, 砂岩碎屑整体的分选度从一般到较好, 磨圆度从棱角状到次圆状均有出现, 更多的为次棱角状; 粒级从细、粉砂级到中砂级。砂岩杂基含量在10%~40%之间, 胶结形式多为孔隙式和基底式胶结, 胶结物为方解石, 含量在0%~35%之间。碎屑成分按类型分为石英(Q)、长石(F)和岩屑(Lt)3大类(图 7-A, 7-B, 7-C)。

石英颗粒常呈锥状、椭圆状、溶蚀状和次圆状等形态, 在某些样品中石英的溶蚀状特征显著, 颗粒界限不清晰。石英可分为单晶石英和多晶石英。其中, 单晶石英含量较高, 多在60%~75%之间(少数在50%左右), 颗粒形态多为次圆状, 粒径较小。表面光滑的单晶石英或具弱波状消光的石英(约50%)中常见有气、液泡等包裹体(图 7-A), 其母岩性质为岩浆岩, 推测为酸性火山岩或花岗岩。有些石英表面多具有裂痕, 可能是后期构造作用的结果; 多晶石英含量多在5%~15%之间(少数在25%左右), 波状消光较强烈, 推测其母岩为变质岩来源。长石颗粒含量较低, 多在1%~5%之间(少数小于1%), 形态常为短柱状或次圆状; 长石的含量一般与地形高差、侵蚀速率以及气候条件等因素有关, 从长石的含量可推测出当时干湿气候交替出现的情况。河口群岩屑组分含量在15%~25%之间(少数达到30%), 颗粒形态多为次圆状, 成分以岩浆岩岩屑和变质岩岩屑为主, 岩浆岩岩屑以酸性火山岩岩屑为主(图 7-B), 变质岩岩屑以云母片岩、千枚岩岩屑等为主; 沉积岩岩屑较少, 主要为粉砂岩、泥岩岩屑(图 7-A, 7-C)。

在Dickinson和Suczek(1979)及Dickinson等(1983)所做的以石英(Q)— 长石(F)— 岩屑(Lt)为端点的砂岩组分QFL图上对统计结果进行投点, 发现所有的点均落在再旋回造山源区(图 7-D)。从对砂岩组分的分析结合区域大地构造背景可以看出, 由于研究区位于中祁连隆起的东端, 而通过前人的研究可知祁连山地区经历了多次性质不同的造山作用, 在河口群沉积之前经历了早元古代末的动热挤压造山作用、元古代末的陆块挤压造山作用和加里东晚期的陆间碰撞挤压造山作用(黄瑞华, 1996), 结合砾石成分的统计可初步认为物源区主要为由多旋回造山带组成的祁连山地区。

地层中形成的各种交错层理和砾岩中砾石的叠瓦状排列, 都是沉积物在沉积时由于水流的定向流动形成的, 交错层理的倾向以及砾石长轴的倾向都能一定程度反映出当时水流的方向(许欢等, 2011)。此次统计古流向主要以砂岩层中的层理构造和砾岩层中的叠瓦状构造为主, 总数据约750个, 其中交错层理发育的层位每个位置测量数据不少于20个, 叠瓦状发育的层位每个位置测量数据不少于30个, 之后利用极射赤平投影对数据进行校正后做出古水流分析图(图6-B, 6-C)。

图8

Fig.8

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	图8 甘肃兰州— 民和盆地早白垩世古地理格局示意图 A— 中铺河口群沉积序列; B— 河口地区河口群沉积序列, 据唐玉虎(2008)修改; C— 盐锅峡地区河口群沉积序列, 据李麒麟等(2002)修改; D— 巴州地区河口群沉积序列, 据邓涛(1996)修改; E— 周家台地区河口群沉积序列, 据李麒麟等(2002)修改; F— 永登地区河口群沉积序列, 据李麒麟等(2002)修改Fig.8 Sketch showing palaeogeography of the Early Cretaceous of Lanzhou-Minhe Basin, Gansu Province

从玫瑰花图分析看, 七道梁剖面冲积扇相中的叠瓦状构造数据结果指示河口群下部古水流方向主要指向北东向, 略呈扇状分布(图6-B), 指示物源主要来自盆地南缘的祁连山区; 张家沟— 杨家沟剖面河流相中的交错层理数据结果指示河口群中上部古水流方向主要指向北向, 指示主水流仍来自盆地南部的祁连山区, 少量数据指向南向和南东向(图6-C), 这部分水流可能来自盆地内部的基底隆起和早白垩世沉积中后期盆地内的隆起区, 如“ 雾宿山古岛” (雒晓刚等, 2005)、周家台低隆起和皋兰隆起等。

沉积相是盆地内构造、气候和物源供给等因素的综合反映, 对其沉积相序的分析则能够反映形成时环境的过渡和变化, 从而获得盆地整体演化过程的信息, 结合沉积构造、物源和古流向等进行更为细致的分析, 能够从微观上更加精确深入地、全面地了解盆地发展的各个阶段(张海峰等, 2003)。

前白垩纪时期, 兰州— 民和盆地经历了复杂的演化史(张新虎, 1993, 2005; 黄瑞华, 1996; 殷鸿福等, 1998; 张虎权, 1998; 葛肖虹和刘俊来, 1999; 杨天水等, 2001; 袁道阳等, 2005), 古生代末期, 随着中亚— 蒙古大洋的关闭和特提斯洋向南退去, 古亚洲大陆形成, 祁连造山带进入了中新生代陆内断陷盆地发育阶段(赵生贵, 1996)。

早燕山运动晚期, 由于印度板块继续向北俯冲, 致使祁连、秦岭褶皱带内相互碰撞, 位于中祁连隆起带的兰州— 民和盆地一带产生离散作用, 使基底断裂再次活动, 产生逆时针旋转的走滑运动。由于走滑位移作用引起横向拉张, 从而在盆地的南北缘发生断裂断陷, 形成断陷盆地, 开始了陆相冲洪积相沉积。

河口群沉积早期, 伴随着祁连山的快速隆升和剥蚀, 盆地边缘形成了高差悬殊的古地形和近物源沉积的特征, 通过实地勘察及总结前人资料发现在盆地边缘河口群底部均发育有一套以冲积扇为代表的粗碎屑沉积, 从古流向可看出物源基本来自盆地边缘的祁连山隆起区; 但中铺地区的这套沉积与河口、盐锅峡等地区河口群相比厚度更大, 沉积持续时间更长, 说明研究区更靠近盆地南缘, 且南部的祁连山隆起区为其提供了长期的物源供给。随着断陷的逐渐发展, 在河口群沉积中期, 盆地规模达到最大, 盆地大部分地区为滨浅湖, 此时发育了一套以滨浅湖相为代表的沉积, 在河口、刘家峡、中铺等地区的砂泥岩层中发现的恐龙骨骼化石以及在盐锅峡地区发现的恐龙脚印化石说明此时由于构造相对稳定, 生态环境更有利于生物的生存。生物尤其是恐龙脚印化石和骨骼化石是兰州— 民和盆地下白垩统进行高分辨率地层和气候对比研究的最好证据(蔡雄飞等, 2001b)。

通过盆地内各地区恐龙足迹和骨骼化石发育的层位对比说明, 早白垩世中期盆地范围最广, 发育极为广泛的滨浅湖相; 靠近盆地沉积中心的河口、盐锅峡等地区则为半深湖相; 巴州和永登地区以滨湖相为主, 盆地南缘地区以三角洲平原相为主, 此时的中铺地区则以河流相沉积为主。早白垩世晚期, 受燕山运动的影响和挤压作用的增强, 盆地基底一起转为抬升, 盆地开始进入萎缩期, 至早白垩世末期盆地结束了演化历史。基于文中数据以及前人资料, 进一步总结了兰州— 民和盆地早白垩世古地理格局及古地貌(图 8)。