在野外实测和室内研究的基础上, 综合应用沉积序列、岩石组合、岩性和沉积构造等标志, 在尚义盆地下花园组— 龙门组沉积地层中识别出曲流河相、辫状河相、湿润型冲积扇相和干旱型冲积扇相等4种主要沉积相类型(表 2)。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 尚义盆地下花园组— 龙门组沉积相划分 Table2 Sedimentary facies division of the Xiahuayuan Formation-Longmen Formation in Shangyi Basin 沉积相 曲流河相 辫状河相 湿润型冲积扇相 干旱型冲积扇相 岩性 黄绿色、灰绿色细砾岩、砂砾岩、含砾粗岩、砂岩、粉砂岩, 深灰色泥岩、碳质泥岩 灰白色、灰黄色、黄绿色细— 中砾岩、含砾粗砂岩、细砂岩、粉砂岩 灰绿色、黄白色中— 粗砾岩, 黄绿色、灰绿色砂岩、粉砂岩 灰绿色、灰黄色、黄白色粗砾岩、中砾岩、含砾粗砂岩、砂岩、粉砂岩、泥岩 结构 分选较好, 呈颗粒支撑结构 砾石分选中等— 差, 次圆状, 杂基支撑结构 砾石分选差, 次圆状, 混杂堆积, 杂基支撑结构, 结构成熟度低 砾石分选差, 圆状— 次圆状, 混杂堆积, 杂基支撑结构, 结构成熟度中等, 呈块状 岩石 组合 特征 以灰绿色、黄绿色中— 细砂岩与粉砂岩互层为主, 夹中— 厚层状细砾岩、砂砾岩和灰黑色泥岩、碳质泥岩 以灰黄色、黄绿色中— 细砾岩、砂砾岩、粗砂岩为主, 少量细砂岩、粉砂岩、泥岩多呈条带状或薄层状产出 以黄白色、黄绿色中— 粗砾岩、砂砾岩与中— 粗砂岩互层为主, 偶见中— 薄层状细— 粉砂岩 以灰绿色、灰黄色中— 粗砾岩为主, 粒径多为5~20 cm, 呈块状混杂堆积, 仅在下部发育少量砂岩地层 沉积 构造 丰富楔状交错层理、槽状交错层理、平行层理(植物根茎叶化石) 大型的板状交错层理、楔状交错层理、平行层理、叠瓦构造、冲刷面构造 隐约可见楔状交错层理、平行层理、叠瓦构造 叠瓦构造、平行层理、楔状交错层理 沉积序列 下粗上细, 二元结构 下粗上细沉积旋回 下细上粗沉积旋回 亚相/微相 边滩、天然堤、河漫滩微相为主 河床滞留沉积、心滩微相为主 河道沉积、漫流沉积 泥石流沉积

表2 尚义盆地下花园组— 龙门组沉积相划分 Table2 Sedimentary facies division of the Xiahuayuan Formation-Longmen Formation in Shangyi Basin

1)曲流河相。以灰绿色、黄绿色中— 细砂岩与粉砂岩互层为主, 夹中— 厚层状细砾岩、砂砾岩和灰黑色泥岩、碳质泥岩; 含丰富楔状交错层理、槽状交错层理、平行层理, 可见植物根茎叶化石; 表现为多个下粗上细沉积序列, 二元结构发育, 为典型的曲流河相, 主要发育在十三号中桥、下井、红土梁等地。十三号中桥地区主要表现为曲流河堤岸亚相和边滩微相(图 2-A, 图3-A); 下井地区发育多个灰黑色碳质泥岩夹层, 见植物根茎化石, 主要为曲流河边滩及河漫沼泽沉积(图 2-D, 图3-C); 红土梁地区主要为黄色含砾粗砂岩与灰绿色中粗砂岩互层, 夹多层煤层, 表现为曲流河边滩微相及河漫沼泽微相(图 2-E)。

图2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图2 尚义盆地中— 下侏罗统地层对比Fig.2 Stratigraphic correlation of the Middle-Lower Jurassic in Shangyi Basin

图3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 冀西北尚义盆地中— 下侏罗统沉积地层韵律与沉积亚相、微相Fig.3 Rhythmic depositions, sedimentary subfacies and microfacies of the Middle-Lower Jurassic in Shangyi Basin

2)辫状河相。主要发育于下井地区, 以灰黄色、黄绿色中— 细砾岩、砂砾岩、粗砂岩为主, 少量细砂岩、粉砂岩、泥岩多呈条带状或薄层状产出; 大型的板状交错层理、楔状交错层理、平行层理、叠瓦构造、冲刷面构造发育; 多个下粗上细沉积旋回, 其中叠瓦构造常发育于强烈水流条件下, 较强的水流冲击使得水携沉积物中扁长形砾石常相互叠置, 最大扁平面常向源倾斜, 呈叠瓦状(姜在兴, 2010), 主要表现为河床滞留沉积和心滩微相沉积(图 2-D, 图3-D)。

3)湿润型冲积扇相。主要分布于十三号中桥地区, 以黄白色、黄绿色中— 粗砾岩、砂砾岩与中— 粗砂岩互层为主, 偶见中— 薄层状细— 粉砂岩, 砾石分选差, 次圆状, 混杂堆积, 杂基支撑结构, 结构成熟度低; 隐约可见楔状交错层理、平行层理、侵蚀底面构造、叠瓦构造, 为湿润型冲积扇扇端/扇中亚相, 以河道沉积和漫流沉积为主(图 2-A, 2-C; 图3-B)。

4)干旱型冲积扇相。主要发育于十三号中桥地区和王茂沟地区, 以灰绿色、灰黄色中— 粗砾岩为主, 粒径多为5~20 cm, 分选差, 圆状— 次圆状, 混杂堆积, 杂基支撑结构, 结构成熟度中等, 呈块状, 仅在下部发育少量砂岩; 叠瓦构造、平行层理、楔状交错层理发育; 总体表现为下细上粗沉积旋回, 为干旱型冲积扇上的泥石流沉积(图 2-A, 2-B; 图3-E, 3-F)。

尚义盆地土城子组在本区出露较广, 序列完好, 其上部多被汉诺坝玄武岩覆盖, 主要为一套紫红色厚层砾岩、砂岩、粉砂岩及灰绿色砂岩, 划分为2段。

3.2.1 土城子组一段

土城子组一段沉积地层出露面积广泛, 沉积厚度大, 可达2200 m, 区域相变频繁, 以野外观测为基础, 结合沉积序列、岩石组合、岩性、沉积构造等标志, 在尚义盆地土城子组一段沉积地层中共识别6种沉积相:冲积扇相、辫状河相、曲流河三角洲相、曲流河相、湖泊相、扇三角洲相(表 3)。

表3

Table3

表3(Table3)

表3 尚义盆地土城子组一段沉积相划分 Table3 Sedimentary facies division of the Member 1 of Tuchengzi Formation in Shangyi Basin 沉积相 岩性组合特征 结 构 沉积构造 沉积序列 亚相/微相 冲积扇相 以紫红色、红褐色中— 粗砾岩为主, 夹少量中— 细砾岩、巨砾岩 砾岩分选差, 粒径最大可达2.3 m; 次棱角状, 混杂堆积, 杂基支撑; 成分成熟度和结构成熟度低 侵蚀底面构造、叠瓦构造 不明显 扇根亚相、扇中亚相, 泥石流沉积 辫状河相 黄色、灰白色、紫红色中— 细砾岩、砂砾岩为主, 夹灰绿色薄— 中层状砂岩 砾石分选中等— 差, 粒径多为3~5 cm, 最大可达8 cm; 杂基支撑 斜层理、侵蚀底面构造、钙质结核、砂砾岩透镜体 多个粗— 细 沉积旋回 河床亚相, 滞留沉积、心滩微相 曲流河 三角洲相 紫红色泥岩、粉砂岩与灰绿色细砂岩薄互层, 夹少量灰绿色中— 粗砂岩 砂岩为颗粒支撑, 分选中等— 好, 结构成熟度高 钙质结核、泥裂、楔状交错层理、波痕、冲刷面构造 总体为 下细上粗 三角洲平原、三角洲前缘亚相 曲流河相 灰白色、黄白色细砾岩、含砾粗砂岩与紫红色灰绿色钙质粉砂岩互层, 向上粉砂岩增多 砾岩分选中等— 好, 粒径多为0.5~1.5 cm 钙质结核、斜层理 二元结构 滞留沉积、河漫滩、天然堤 湖泊相 大套紫红色、灰紫色钙质粉砂岩, 夹少量灰白色中— 厚层状粗砂岩 钙质结核、钙质粉砂岩结核、斜层理、虫迹 不明显 滨浅湖亚相 扇三角洲相 下部以薄层状黄绿色、灰紫色钙质粉砂岩为主, 夹中— 薄层状青灰色、紫红色粗砂岩、中— 细砾岩, 上部以中— 细砾岩为主, 夹少量薄层状细— 粉砂岩 砾岩分选中等— 差, 粒径多为0.6~0.7 cm, 次棱角— 次圆状 大型楔状交错层理、钙质结核、砂岩/砾岩透镜体 总体表现为 下细上粗 扇三角洲平原、扇三角洲前缘亚相

表3 尚义盆地土城子组一段沉积相划分 Table3 Sedimentary facies division of the Member 1 of Tuchengzi Formation in Shangyi Basin

北部土木路地区和营子湾地区(图 4-G, 4-H; 图5-F, 5-G)主要为一套紫红色、红褐色中— 粗砾岩沉积, 表现为典型的干旱型冲积扇扇根和扇中亚相, 以泥石流沉积为主; 中部阎家窑地区主要为一套灰白色、灰绿色中— 细砾岩、砂砾岩、粗砂岩沉积, 表现为辫状河河床滞留沉积和心滩微相(图 4-I, 图5-H)。中南部黄土崖地区以紫红色泥岩、粉砂岩与灰绿色细砂岩互层为特征, 属曲流河三角洲相沉积, 多为三角洲平原亚相和三角洲前缘亚相(图 4-J)。南部菜木梁— 白家窑— 乌拉哈达地区(图 5-I), 下部主要为一套黄白色含砾粗砂岩、粗砂岩与紫红色、灰绿色钙质粉砂岩组合, 二元结构发育, 主要为曲流河滞留沉积、河漫滩和天然堤微相(图 4-K, 4-L)。上部主要由紫红色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩组成, 表现为滨浅湖亚相(图 4-M, 4-N), 其附近水泉沟实测剖面与其有相似的沉积特征, 在垂向上也表现为曲流河到湖泊相的相变(图 5-J)。南部边界的北立图地区和板申地区主要为一套由紫红色粉砂岩、中粗砂岩及紫红色、黄绿色砾岩组成的扇三角洲相沉积(图 4-O, 图5-K)。

图4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 冀西北尚义盆地土城子组一段沉积韵律与沉积亚相、微相Fig.4 Rhythmic depositions, sedimentary microfacies and subfacies of the Member 1 of Tuchengzi Formation in Shangyi Basin

图5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 尚义盆地土城子组一段沉积地层对比Fig.5 Stratigraphic correlation of the Member 1 of Tuchengzi Formation in Shangyi Basin

需要指出的是, 尚义盆地土城子组一段沉积晚期, 在菜木梁、白家窑、水泉沟等地区土城子组一段发育一套厚约11~16 m厚的灰紫色玄武安山质熔岩、熔积岩, 顺层产出, 流动构造、结核发育, 可见熔积岩与砂岩杂糅在一起(图 4-N)。

3.2.2 土城子组二段

土城子组二段主要为一套灰绿色为主、夹紫红色碎屑岩系地层, 出露面积较土城子组一段小, 主要出露于东北、东部地区。土城子组二段下部地层主要为一套辫状河相沉积(图 6-A, 6-B, 6-C, 6-D), 由灰绿色、灰黄色含砾粗砂岩、中砂岩组成多个正韵律旋回, 偶见中— 细砾岩层或粉砂岩、泥质粉砂岩薄层, 冲刷面构造、砾岩透镜体、平行层理、大型板状交错层理、楔状交错层理、槽状交错层理发育, 表现为多期河道滞留沉积叠加, 为辫状河河道滞留沉积和心滩微相, 主要发育于榆树湾、阎家窑、乌拉哈达等地区。

土城子组二段上部地层细碎屑沉积物增多, 表现为曲流河相与湖相交替沉积(图 6-E, 6-F, 6-G, 6-H, 6-I, 6-K, 6-L, 6-M, 6-N), 主要由多套灰绿色、紫红色粗砂岩、细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩组成。在曲流河相沉积地层中可见泥砾以及虫迹构造、侵蚀底面构造、平行层理、大型斜层理、钙质结核等沉积构造, 二元结构显著, 主要表现为河漫亚相沉积; 湖相沉积地层中可见大量恐龙足迹、不规则状与马蹄状波痕、不明成因的丘疹状(凸起)沉积构造(疑似雨痕构造)、泄水构造、不同规模的泥裂构造、小型波痕、生物遗迹(爬迹和潜穴)等沉积构造发育, 主要表现为滨浅湖亚相沉积。值得注意的是, 土城子组二段中部紫红色、灰紫色中— 厚层细砂岩中发育一套风成砂沉积, 大型— 巨型的高角度板状、楔状交错层理及平行层理发育, 具风成特点, 交错层理上部多为平行层理所截切, 底部与下界面相切而近水平, 平行层理中见明显的逆粒序, 整体上表现为沙丘亚相和干丘间亚相(图 6-J)(谢渊等, 2005; 和政军等, 2008; 许欢等, 2013), 与辽西土城子组沉积地层具有良好的对比性。

图6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图6 尚义盆地土城子组二段沉积特征Fig.6 Sedimentary characteristics of the Member 2 of Tuchengzi Formation in Shangyi Basin

Sorby是较早认识到古水流对盆地分析有重要意义的沉积地质学家之一(王成善和李祥辉, 2003)。20世纪上半叶是古水流应用到沉积盆地分析的重要时期, 古水流对解决盆地古斜坡方向、盆地边界和古水流之间的关系、盆地沉积物源的供给方向等问题有明显帮助。下面以野外实测的叠瓦构造和斜层理的产状数据为依据, 绘制古水流玫瑰图, 研究盆地的物源区及古地貌。

下花园组和龙门组主要出露于盆地北部和西北部, 通过对下花园组早期地层中52个斜层理的测量, 共获得3组古水流数据, 恢复其下花园组沉积早期古水流图(图 7-a)。古水流以单向模式为主。十三号中桥和下井地区都自东向西流, 红土梁地区显示主要为向西流, 其次为东南方向。下花园组沉积晚期及龙门组沉积时期(图 7-b), 盆地古水流以双向或多向模式为主, 南部十三号中桥所测20个叠瓦数据显示古水流主要由南向北流; 而银洞沟古水流较为发散, 体现了山前突发性冲洪堆积的特点。北部王茂沟地区所测的153个叠瓦数据、下井地区所测的32个叠瓦数据及5个斜层理数据主体显示由北向南流, 少量显示为北西或北东向。

图7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图7 尚义盆地古水流及砾石成分特征Fig.7 Characteristics of palaeocurrent and gravel components in Shangyi Basin

土城子组一段沉积时期(图 7-c), 盆地北部头号地区所测46个叠瓦数据显示古流向为北西向; 营子湾、下井、土木路、红土梁地区所测270个叠瓦数据显示古水流主体朝南, 其次为南西向和南东向。盆地中部长条沟、阎家窑、黄土崖、白家窑、旧庙、水泉沟、菜木梁地区所测388个斜层理数据显示古水流方向较为一致, 大致由西北向东南流。盆地南部三道沟、韭菜沟地区所测101个叠瓦数据显示古水流主体为北东向或北北东向, 板申地区所测50个叠瓦数据显示古流向为西南向。同时盆地南部边界头号地区所测46个叠瓦数据和北立图地区所测9个斜层理数据都显示古水流方向为北西向。土城子组一段沉积时期, 除北部边缘相显示代表突发性冲洪积的多向古水流模式外, 其他古水流总体上表现为单向和双向的模式。土城子组二段沉积时期, 榆树湾地区所测76个斜层理数据显示古水流较为发散; 乌拉哈达、甲石河公社、白家窑地区所测329个斜层理数据显示古水流主体由西北向东南流, 与土城子组一段沉积时期大体一致。

砾岩主要分布在盆地边缘, 接近于物源区, 砾石成分可直接反映物源区母岩成分, 同时为揭示盆缘邻区山脉隆升和侵蚀演化提供重要证据。华北北部晚侏罗世沉积物中非稳定成分普遍含量比较高。尚义盆地基底主要由太古代变质岩组成, 广泛分布于盆地北部、西部和南部, 盆地南部变质表壳岩区, 岩性主要有石英岩、片麻岩、变粒岩、斜长角闪岩; 盆地北部主要出露有花岗片麻岩、花岗岩、片麻岩、片岩、大理岩、变粒岩, 部分区域还出露有中元古界长城系、震旦系石英砂岩和白云岩。盆地北部下井村、营子湾、大王茂沟、红土梁等地太古代花岗片麻岩广泛分布; 盆地北部南壕堑沟、大忽太、厂汉营等地可见震旦系白云岩; 盆地南部银洞沟、头号等地见石英砂岩、片麻岩; 菜木梁等地见太古代石英岩状砂岩。

早— 中侏罗世晚期沉积地层中(图 7-b), 盆地北部下井、王茂沟、十三号中桥地区所统计338个砾石中不稳定变质岩类砾石含量较高, 片麻岩含量达到75%~80%, 其次为花岗片麻岩和石英岩状砂岩, 与北部太古界基底相对应; 盆地南部银洞沟地区则以石英砂岩为主, 其次为石英岩、片麻岩, 与西部太古界基底相对应, 为近源堆积, 以上表明下花园组沉积晚期及龙门组沉积时期盆地物源来自盆地北部及南部太古界变质基底。

晚侏罗世— 早白垩世早期(图 7-c), 北部营子湾地区所统计的211个砾石中, 花岗片麻岩占30%~75%, 越往剖面上部, 含量更高, 最高可达75%; 其次为片麻岩, 占12%~30%。红土梁地区所统计的224个砾石中, 花岗岩占30%~50%, 其次以花岗片麻岩为主。土木路地区所统计的206个砾石中, 下部以变粒岩、花岗片麻岩、片麻岩、大理岩、为主, 约占95%, 上部以花岗岩、花岗片麻岩、片麻岩、角闪岩为主。南部银洞沟地区所统计74个砾石中, 以花岗片麻岩和石英岩状砂岩为主, 分别占25%左右。根据大量的砾石成分统计结果分析, 土城子组沉积早期, 物源较为稳定, 多为近源堆积, 主要来自盆地北缘、西北缘太古代变质基底及花岗侵入岩, 盆地南缘提供一定物源。土城子组沉积晚期(图 7-d), 地层出露面积较小, 中部阎家窑地区所测669个砾石中, 砾石成分含量变化不大, 以花岗片麻岩为主, 占50%~65%, 其次还含少量花岗岩、石英岩; 榆树湾地区主要以花岗岩、片麻岩、花岗片麻岩为主; 乌拉哈达地区以花岗岩为主, 含少量石英岩、片麻岩。土城子组沉积晚期砾岩砾石成分与土城子组沉积早期相似, 物源区以北部、西北部为主。

为了探讨尚义盆地边界断层的活动时间, 对盆地边界断裂带附近土城子组砾岩成分进行了系统分析。北部厂沟所获得的108个砾石成分数据中, 白云岩约占75%, 而逆冲断层上盘为花岗闪长岩(图 8-A)。北部榆树湾所获得96个砾石成分数据, 多为变粒岩、 片麻岩、 片岩和角岩, 而逆冲上盘基底为花岗岩/混合岩(图 8-B); 北部南壕堑沟获得103个砾石成分数据, 其石英岩状砂岩比例可达75%, 逆冲上盘为白云岩(图 8-C); 同时, 盆地东部小蒜沟— 韭菜沟逆冲断裂也具有同样的特点, 板申所测的138个砾石中, 下盘主要以石榴子石片麻岩、花岗岩、花岗片麻岩、片麻岩、石英岩状砂岩为主, 而逆冲盘基底为石英岩状砂岩。从分析可知, 土城子组中缺乏或含极少量相邻基底岩性砾石。

图8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图8 尚义盆地土城子组岩浆岩发育特征及与边界断层关系Fig.8 Characteristics of magmatic rocks in the Tuchengzi Formation in Shangyi Basin and their relationship with boundary faults

5.1.1 下花园组— 龙门组

尚义盆地早— 中侏罗世沉积地层仅在盆地西北部发育, 通过岩石地层对比(图 2)可知, 早— 中侏罗世早期发育一套含煤岩系地层, 主要为曲河流河河漫滩沉积和边滩沉积, 下井地区发育多个碳质泥岩夹层, 可见根茎叶植物化石, 表明当时气候温暖、湿润。早— 中侏罗世早期古水流主要为单向模式, 都表现自东向西流, 表明当时构造环境较为稳定, 雨水充分, 盆地东部可能存在1个古隆起, 西部头号地区可能存在1个汇水区, 为盆地早期沉降中心(图 9-A)。

图9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图9 尚义盆地早侏罗世— 早白垩世古地理Fig.9 Palaeogeography of the Shangyi Basin in the Early Jurassic-Early Cretaceous

早— 中侏罗世晚期, 盆地发育一套下细上粗的沉积序列, 下部表现为湿润型冲积扇— 辫状河— 曲流河相的相变特征(图 2), 十三号中桥砾岩呈次圆状, 砂质充填, 且砂质含量较高, 可达20%~30%, 以河道沉积为主; 银洞沟地区表现多个灰色厚层状中砾岩与灰绿色中细砂岩组成多个正韵律层, 以河道沉积和漫流沉积为主, 在下部灰绿色砂岩中还可见大量植物根茎化石, 表明当时雨水较为充分; 同时在红土梁地区发育一套曲流河河漫沼泽及边滩相沉积, 表明总体延续了早— 中侏罗世早期湿润的气候环境, 并伴有间接性干旱和突发性暴雨所引起的冲洪积相沉积。上部表现为一套龙门组砾岩沉积, 砾石厚度较大, 多为巨砾岩或粗砾岩, 磨圆度较好, 表明其为极不稳定构造环境下由多旋回剥蚀— 搬运— 沉积而成, 为典型的干旱型山麓洪积相产物, 暗示当时气候已逐渐由湿润转变为干燥。

早— 中侏罗世晚期盆地古水流较前期发生改变, 多为双向或多向模式, 流向以南北向为主, 其次为东南向, 也同样体现一种不稳定的构造环境, 盆地物源主要来自盆地北缘和南缘太古界变质基底, 表明盆地北部和南部发生构造隆升, 成为物源区, 同时沉降中心由西向东迁移, 东部红土梁地区相对发生沉降。中— 下侏罗统下花园组— 龙门组这套巨厚向上变粗的粗碎屑沉积序列, 表明尚义盆地稳定环境逐渐失衡, 龙门组砾岩可与京西地区龙门组相对比, 可能是与燕山运动主幕相耦合的产物。之后尚义盆地发生整体抬升(图 9-B)。

5.1.2 土城子组一段

晚侏罗世— 早白垩世尚义盆地重新沉降, 接受沉积(图 9-C)。土城子组一段沉积时期, 湖盆面积最大, 为尚义盆地壮年期, 通过岩石地层对比可知盆地沉积相展布呈现典型的非对称相带分布特点(图 4), 从北西向南东大致依次发育冲积扇相(泥石流)— 辫状河相— 曲流河相— 曲流河三角洲相— 湖泊相, 属于同期异相, 并在东部湖泊相中发育一套熔积岩, 顺层产出, 与下伏砂岩杂糅在一起; 沉积厚度上, 西北部土木路发育较厚(2200 m), 具有向东南方向减薄趋势, 到南部白家窑厚度仅为800 m, 呈东南向楔状展布, 整套地层以紫红色氧化色为主, 中南部紫红色钙质粉砂岩中发育大量的钙质结核及泥裂构造, 钙质结核多呈带状分布, 反映炎热干旱的气候。此外, 大套巨厚的砾岩主要由极易受到化学风化作用侵蚀的、具“ 同构造” 的不稳定变质岩砾石和花岗岩砾石组成, 它们的广泛发育也表明了当时环境较为炎热干燥, 突发性暴雨增多。

土城子组一段沉积时期除北部边缘相显示代表突发性冲洪积的多向古水流模式外, 其他古水流总体上表现为单向和双向的模式, 以东南向为主; 盆地物源主要来自北部或西北部地区, 表明尚义盆地北部、西北部进一步隆升, 盆地沉降中心进一步东移, 白家窑地区成为汇水中心。盆地南部边界头号、北立图、板申在土城子组一段沉积晚期发育一套扇三角洲相沉积, 头号、北立图古水流以自西向东流为主, 板申古水流西南向为主, 表明土城子组一段沉积晚期盆地南缘有一定抬高, 在头号、北立图、板申地区出现3个较小的汇水沉积中心。

5.1.3 土城子组二段

土城子组二段沉积时期(图 9-D), 湖盆面积减小, 为盆地衰亡期, 仅出露于榆树湾、阎家窑、甲石河、乌拉哈达等东北、东部地区, 下部为一套辫状河相沉积, 上部整体表现为曲流河相与滨浅湖亚相的交替沉积, 细碎屑沉积物中钙质结核、泥裂构造、雨痕发育, 反应了盆地整体抬升, 湖水分布范围窄而浅, 气候持续炎热干旱引起盆地间接性缺水。

在土城子组二段中下部一套灰绿色中— 细砂岩层面上发育大量兽脚类、蜥脚类恐龙足迹化石, 与此共生的还有大量不规则马蹄状的波痕、不同规模的泥裂构造、生物遗迹和不明成因的丘疹状沉积构造(疑似雨痕构造)等, 表明它们形成于干旱炎热气候条件下宽而浅的滨湖环境(柳永清等, 2012)。土城子组发育于燕辽生物群与热河生物群的更替演化阶段, 罕见脊椎动物化石, 前人多认为该时期古地理环境“ 恶劣” , 但是自2000年以来, 华北北部土城子组(后城组/三台组)中陆续发现至少10多余处恐龙足迹化石点(李日辉等, 2002; 张永忠等, 2004; Chen et al., 2006; Lockley et al., 2006; 纪友亮等, 2008; Sullivan et al., 2009; Xing et al., 2011, 2012)。阴山— 燕山地区的后城组/土城子组/大青山组可对比北疆地区齐古组— 卡拉扎组(石树沟群、五彩湾群), 中晚侏罗世(— 早白垩世)新疆东北与华北北部基本处于同一纬度, (Smith et al., 1994), 近年来在新疆东准噶尔五彩湾地区石树沟群中发现大量恐龙化石, 孢粉化石组合表明其处于干旱炎热的古气候环境。尽管华北北部缺乏恐龙骨骼化石, 但是大量足迹化石的发现暗示土城子组沉积时期干旱炎热的古气候背景下仍然生存大量以恐龙动物群为代表的陆地脊椎动物群(柳永清等, 2009, 2012)。

古沙漠沉积是干旱缺雨、植被稀少、风成作用持久强烈等特殊环境下的地质记录(程守田和刘星, 1999)。土城子组二段沉积末期, 尚义盆地上乌拉哈达和甲石河地区紫红色、灰紫色细砂岩中发育一套风成砂沉积(谢渊等, 2005; 和政军等, 2008; 许欢等, 2013), 大型的高角度斜层理、含钙砂质纹层发育。该风成砂岩上下地层为曲流河堤岸亚相沉积, 表明土城子组二段沉积晚期盆地整体抬升幅度增大, 干旱气候加剧, 表现为一种干旱浅水、近暴露的环境。

盆地整体古水流较为稳定, 以单向模式为主, 乌拉哈达、甲石河、白家窑等地古水流保持自北西向东南流的趋势, 物源区以北部和西北部为主, 表明盆地北部、西北部进一步抬升, 湖盆面积减小, 沉降中心继续向东迁移, 东部变质基底附近出露的土城子组地层古水流仍有向东去的趋势, 暗示土城子组沉积时期东部变质基底并未发生隆起, 是否能为和政军等(1999)所认为的从西部的内蒙阴山地区到冀北东部, 现今所见的一些孤立的小型盆地可能曾经是连通的有力佐证, 还有待商榷。

前人对尚义盆地构造属性研究较少, 仅和政军等(2008)做过一定研究, 并提出尚义盆地晚侏罗世— 早白垩世受控于北部一系列呈叠瓦状排列的逆冲断层, 推测尚义盆地是在自北向南的水平挤压应力下所形成的陆内的前陆式盆地。然而, 经过对尚义3年多的野外地质调查研究, 笔者认为晚侏罗世— 早白垩世尚义盆地可能属于断陷盆地。

沉积序列是构造事件潜在的重要沉积指标, 挤压应力背景下常形成向上变粗的沉积序列, 拉张应力背景下常形成向上变细的沉积序列(和政军等, 2008)。土城子组总体体现一个向上变细的沉积序列, 下部主要为一套冲积扇相, 上部主要为一套河湖相沉积, 反映出随着伸展活动增强的伸展型盆地。早期破裂形成相对狭窄的裂隙, 在盆地北部区域沉积大量粗碎屑物质, 之后随着拉张应力的持续作用, 可容纳空间增大, 水体加深, 在盆地南部发育大量细碎屑沉积物, 土城子组一段沉积晚期, 伸展作用达到最大值, 湖泊面积最大, 盆地南部伴随火山活动。

尚义盆地北部边界断裂为厂汉营断裂, 属于尚义— 平泉断裂带。北部变质基底岩系经厂汉营断裂向南逆冲覆盖于土城子组之上。如果该边界逆冲断层为同沉积活动断层, 那么土城子组中必含大量邻近基底岩石组分, 然而通过对盆地断裂带附近厂沟、榆树湾、南壕堑沟地区土城子组砾岩成分系统分析发现, 土城子组中缺乏或含少量相邻基底岩性砾石, 而且南壕堑沟地区土城子组砾石表现为成岩作用后挤压背景下的塑形变形(图 8-C), 从而推断尚义— 平泉断裂带在土城子组沉积时期可能并未发生大规模的逆冲, 形成同沉积挠曲盆地, 而是在土城子组沉积后期或之后向南逆冲, 覆盖于土城子组之上。渠洪杰等(2006)指出尚义— 平泉断裂陡倾角(平均高达70° ), 即使逆冲推覆也难以形成挠曲盆地, 同时发现受控于尚义— 平泉断裂的承德盆地的晚侏罗世火山岩与断裂密切相关, 火山岩厚度靠近断裂较大, 远离断裂相对较小, 明显受断裂控制, 推断尚义— 平泉断裂在土城子组沉积时期并不是逆冲断层。

熔积岩是同沉积岩浆作用的产物, 是火山碎屑岩的一种特殊类型, 由熔浆和未固结的湿沉积物掺杂混合而成。熔浆岩是确定盆地沉积过程中同时伴有岩浆活动的直接证据, 是火山岩判定环境的主要标志之一(白志达等, 2004, 2006; 张英利等, 2008)。断陷系统更容易形成岩浆通道(和政军等, 2008), 使其喷溢出地表, 形成溢流相火山熔岩堆积, 尚义盆地土城子组一段中熔岩、熔积岩顺层产出、与下伏砂岩杂糅一起, 它的发现为土城子组沉积时期盆地总体为伸展环境推论提供有力证据。基性岩墙群作为大陆或大洋扩张背景下的产物, 本次研究过程中发现, 在尚义盆地甲石河地区产出一套长达3 km左右的辉绿岩脉(图 8-G), 侵入土城子组一段中, 并且其与土城子组一段沉积地层没有明显烘烤现象, 可见枕状构造, 这些特点表明辉绿岩脉形成时土城子组一段还未完全沉积固结成岩, 大致属于同期产物, 从一个侧面说明了尚义盆地当时为拉张伸展环境。

对于土城子组沉积初期的伸展构造背景的推论是否还存在岩石学上的证据, 邵济安等(2003)在对宣化、怀柔所采集的土城子组火山岩进行全岩化学分析时, 得出土城子组玄武岩来自于上地幔, 同时通过对玄武岩类大地构造环境的Th/Hf-Ta/Hf判别图投点显示土城子组火山岩样品位于大陆拉张带(或初始裂谷)区域内。最近研究表明, 土城子组沉积时期华北地区伸展活动已经开始, 发育大量的代表伸展环境的变质核杂岩(王涛等, 2007; 张必龙等, 2011; 许欢等, 2013)。翟明国等(2003, 2004)通过对华北大量岩浆岩测年数据、岩石圈热体制转换、盆地配置与迁移、成矿作用、古地磁等方面综合分析研究表明, 华北中生代构造体制转折始于160~140 Ma, 终于110~100 Ma, 峰期为120~110 Ma, 可知土城子组沉积时期已经进入了华北中生代构造体制转折时限。因此, 可以推断出土城子组沉积时期, 区域构造背景已经进入挤压向伸展转换阶段。

在前人的基础上, 作者系统地运用沉积学方法, 从盆山耦合的角度的对盆地的构造属性进行的分析, 表明晚侏罗世— 早白垩世尚义盆地为伸展断陷盆地。虽然在尚义盆地乃至整个燕山地区未见张性断层等构造学上的证据, 其极有可能由于被后期的逆冲推覆构造所覆盖。