寺口子剖面位于六盘山北部马东山东侧, 宁夏回族自治区固原市原州区三营镇西侧9, km处寺口子沟南北两侧(图 1), 地层划分由老到新分别为: 乃家河组(白垩系)、寺口子组(古近系)、清水营组(古近系)、红柳沟组(新近系)、干河沟组(新近系)和第四系。

图1

Fig.1

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	图1 宁夏固原寺口子剖面位置与周边环境Fig.1 Location of Sikouzi section in Guyuan of Ningxia and surrounding environments

野外工作。将宁夏固原寺口子剖面中寺口子组砂岩由底界至顶界详细划分层次, 测量各层的产状, 并且进行样品采集。此外, 利用全站仪对剖面进行实测(测量各标记点的斜距、平距、高差和方位角)。结合全站仪实测数据和岩层产状数据, 根据地层真厚度计算公式: H=L× (sinα cosβ sinγ ± sinβ cosα )(其中 L为导线斜坡距(m), 即两标记点连线距离, α 为岩层倾角(° ), β 为导线坡度角(° ), γ 为岩层走向与导线方位间夹角(° ), 岩层倾向与导线坡向相反, 关系式中取“ +” , 反之取“ -” ), 计算出寺口子组的真实厚度为285.6, m。

室内实验。作者对固原寺口子组砂岩样品进行了石英颗粒表面微结构特征分析和粒度分布特征分析。扫描电镜实验由中国科学院沙漠与沙漠化重点实验室完成, 具体步骤: (1)取适量的砂岩样品放入烧杯中, 加入蒸馏水并用玻璃棒搅拌直至颗粒分散; (2)静置12 h, 将烧杯放入烘箱, 在80, ℃条件下烘干; (3)筛选0.25, mm砂样颗粒3~5 g, 添加浓盐酸溶液并煮沸5, min; (4)冷却后用蒸馏水反复冲洗干净, 放置在烘箱(80, ℃)中烘干; (5)将烘干样品在实体显微镜下挑选20粒左右, 然后将挑选出的颗粒粘在样品台上; (6)放入喷镀膜仪中镀金膜; (7)放入样品室进行拍摄。

以往的风成砂岩多采用薄片粒度图像分析法, 该方法主要适用于胶结程度中等及以上的砂岩和粗粉砂岩样品的粒度分析, 在沉积岩研究中, 尤其是对岩相古地理研究具有重要意义(赵澄林和朱筱敏, 2001)。作者根据研究砂岩粒度以中细砂为主、胶结差等特征, 采用激光粒度测量方法。粒度实验在兰州大学西部环境教育部重点实验室进行, 样品数据由英国Malvern公司生产的Mastersizer 2000仪器测得, 测量范围0.02~2000, μ m。样品均进行了多次重复测量, 误差小于2%。具体步骤如下: (1)从每个样品中称取0.8~1.0 g放入150, mL烧杯(研究样品为砂岩, 颗粒较粗, 故多称样以达到上机测试时遮光度要求); (2)向烧杯加入10, mL 30%的H₂O₂溶液, 在200, ℃的电热板上加热煮沸直至无气泡以完全除去有机质; (3)加入10, mL 10%的稀HCl溶液, 加热至沸腾且不再有气泡产生为止以彻底除去碳酸盐物质; (4)待样品冷却后, 将烧杯注满蒸馏水并静置12 h; (5)用橡皮管抽掉上层清液, 往烧杯中加入10, mL、 0.05, mol/L的六偏磷酸钠((NaPO₃)₆)分散剂, 并将烧杯放入超声波清洗槽中震荡5, min以充分分散颗粒; (6)上机测试。

在野外工作中, 根据砂岩的岩性、地层产状将其详细划分层次(70层), 每层采集样品2~3块, 共150块, 采样间距1~10, m不等。实验工作中, 通过样品的分析结果将样品层次进行归类合并, 最终合并为3段, 同时根据综合判别的成因类型进一步细化为7层(图 2)。分别为: 段Ⅰ , 即层1(厚1.4, m); 段Ⅱ , 包括层2至层6(厚210.2, m); 段Ⅲ , 即层7(厚74, m)。

3.1 沉积构造特征

沉积构造是沉积岩最显著的特征, 是砂岩成因判别的主要手段之一, 其中层理构造是沉积构造现象中最鲜明的特征。野外实测获得30组寺口子组砂岩层理产状数据, 已知地层产状为42° ∠40° (林秀斌, 2009), 由于研究区在晚新生代经历了构造变形, 利用赤平投影将地层恢复, 可获得层理原始产状(图 2)。结果表明: 剖面存在大型斜层理、水平层理、波状层理以及冲刷面等多种沉积构造。段Ⅰ , 倾角分别为17.2° 、22.7° , 发现有多条冲刷面和流水波痕(图 3-A), 前人研究发现, 水成交错层理层系厚度一般小于2, m, 前积层最大倾角通常小于25° (赵澄林和朱筱敏, 2001), 其中, 河流相沉积构造丰富, 层面构造中常见冲刷面构造与流水不对称波痕, 故段Ⅰ 可能为河流相沉积; 段Ⅱ , 倾角多介于15° ~34° 之间, 存在大型交错层理等沉积构造(图 3-B, 3-C), 典型风成砂岩的沉积构造特征为: 大型— 巨型板状和楔状交错层理, 其中层系厚度较大, 一般为数米至几十米, 层理与上覆层面高角度相交, 倾角多为25° ~34° , 小于现代沙丘沙滑落面(Shotton, 1937; Glennie, 1972; Gradzinski and Jerzykiewicz, 1974; Mckee, 1979; 李玉文等, 1988; 闫满存等, 1992; 李孝泽等, 1999; 江新胜等, 2006; 伍皓等, 2011; 崔晓庄等, 2012; 袁桃等, 2015), 因此, 段Ⅱ 中的沉积构造特征与典型风成砂岩相一致; 段Ⅲ , 倾角为5.9° ~12.1° , 近似水平, 层顶部发现有厚度较大的钙质根管沉积物(图 3-D), 疑为河流或湖泊相沉积。

图2

Fig.2

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	图2 宁夏固原古近系寺口子组地层柱状图Fig.2 Stratigraphic column of the Paleogene Sikouzi Formation in Guyuan, Ningxia

图3

Fig.3

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	图3 宁夏固原古近系寺口子组沉积构造特征 A— 层1存在多条冲刷面, 且冲刷面之间包含有多条流水不对称波痕; B— 层4中白色虚线层为斜层理, 红色虚线层为次一级的层理; C— 层6中白色虚线层为厚度、范围均较大的大型斜层理; D— 层7中存在大量的钙质根管化石, 多处保留有原生根的形态Fig.3 Sedimentary structures of the Paleogene Sikouzi Formation in Guyuan, Ningxia

3.2 石英颗粒表面微结构特征

砂岩颗粒电镜扫描结果表明: 段Ⅰ 中发现有V形撞击坑、水下磨光面等水成沉积特征(图 4-A, 4-B), 流水搬运痕迹显著; 段Ⅱ 在多个层位普遍存在碟形撞击坑和新月形撞击坑(图 4-C, 4-D)等特征, 代表高能的风成环境, 与典型风成砂岩石英颗粒表面微结构特征相一致(李孝泽等, 1999; 李孝泽和董光荣, 2002; 江新胜等, 2006; Sun and Liu, 2006; Sun et al., 2009, 2011; 伍皓等, 2011; 崔晓庄等, 2012; 袁桃等, 2015), 此外, 砂粒磨圆度统计表明, 砂粒以次圆为主, 含量50%以上, 最高达70%, 其次为次棱状, 含量为20%~40%, 圆状颗粒少于10%, 表明该段砂岩具有较好的磨圆度; 段Ⅲ 中具有水下磨光面以及流水擦痕(图 4-E, 4-F), 故其为流水作用沉积。

图4

Fig.4

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	图4 宁夏固原寺古近系口子组砂岩石英颗粒表面特征 A、B— 虚线内为V形撞击坑; B、E— 箭头所指为水下磨光面; C— 虚线内为新月形撞击坑; D— 虚线内为碟形撞击坑; F— 棱角状形态, 虚线内为流水擦痕Fig.4 Surface characteristics of quartz grains from the Paleogene Sikouzi Formation in Guyuan, Ningxia

3.3 粒度特征

粒度特征是沉积物沉积类型或沉积相判别的重要标志。结果表明: 寺口子组砂岩主要沉积段— — 段Ⅱ 、段Ⅲ 的频率和累积曲线存在显著差异(图 5)。其中, 段Ⅱ , 粒径大多在10~2000, μ m之间, 该段曲线是由单峰曲线和双峰曲线共同组成(图 5-A); 段Ⅲ , 粒径多介于1~1000, μ m之间, 这段曲线为双峰曲线(1个主峰, 1个次级峰)(图 5-B)。概率累积曲线反映段Ⅱ 中跃移组分含量高达90%以上, 多数高于95%, 甚至达98%以上, 几乎不含牵引组分和悬移组分, 斜率高, 粒度分布高度集中(图 5-C)。段Ⅲ 中概率累积曲线中跃移组分含量相对较低, 一般都低于90%, 悬移组分含量增加, 且与段Ⅱ 相比, 跃移组分斜率较低(图 5-D)。

图5

Fig.5

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	图5 宁夏固原古近系寺口子组沉积物粒度频率曲线和累积概率曲线 A— 段Ⅱ 的频率曲线; B— 段Ⅲ 的频率曲线; C— 段Ⅱ 的累积概率曲线; D— 段Ⅲ 的累积概率曲线Fig.5 Grain size distribution curves and probability cumulative curves from the Paleogene Sikouzi Formation in Guyuan, Ningxia

表1

Table1

表1(Table1)

表1 不同区域风成砂岩粒度参数对比 Table1 Granularity parameters of eolian sandstones in different area 区域及地层 平均粒径/Φ 标准偏差(σ 1)/Φ 偏度 峰态 研究者及时间 川南黔北古近纪和 新近纪沙漠相 2.18~2.56 < 0.5 0~1, 多为0~0.5 多为1.6~3, 部分为1.6~1.1 李玉文等, 1988 靖远白垩纪风成砂 2.29 0.421 0.084 1.321 佟再三, 1989 白垩纪风成砂岩 3.30~3.92 0.30~0.36 近似对称 3.05~4.14 梅冥相等, 2004 晚白垩世风成沙丘 2~3 0.5~0.8 正偏 > 3.0 江新胜等, 2006 古近纪风成沉积 2~4 0.2~0.5 正偏 > 2.4 伍皓等, 2011 古近纪风成沙丘 2~3 0.2~0.5 微正偏 0.90~1.11 崔晓庄等, 2012 云南思茅盆地 早白垩世风成砂岩 2.46 0.55 0.047 0.95 袁桃等, 2015 宁夏固原 寺口子组段Ⅰ 1.78~2.84, 平均值2.41 0.86~1.43, 平均值1.17 0.08~0.30, 平均值0.11 0.97~1.87, 平均值1.36 本研究 宁夏固原 寺口子组段Ⅱ 0.82~2.91, 平均值2.14 0.47~1.61, 平均值0.93 -0.08~0.40, 平均值0.19 0.56~4.81, 平均值1.39 本研究 宁夏固原 寺口子组段Ⅲ 1.67~4.22, 平均值2.78 1.28~2.66, 平均值1.92 0.23~0.61, 平均值0.46 0.75~2.73, 平均值1.56 本研究

表1 不同区域风成砂岩粒度参数对比 Table1 Granularity parameters of eolian sandstones in different area

作者采用图解法中的Folk-Ward 公式来计算粒度特征参数(Folk and Ward, 1957)。粒度参数特征表明: 段Ⅰ , 沉积物平均粒径(Mz)范围是1.78~2.84 Ф ; 标准偏差(σ ₁)在0.86~1.43 Ф 之间, 分选中等至较差; 偏度变化于0.08~0.30, 表现为近似对称至正偏; 峰度介于0.97~1.87之间, 中等至尖锐。段Ⅱ , 沉积物平均粒径(Mz)范围是0.82~2.91 Ф , 粒径较粗; 标准偏差(σ ₁)在0.47~1.61 Ф 之间, 分选好至较差; 偏度介于-0.12~0.40之间, 近似对称至微正偏; 峰度介于0.57~4.82之间, 中等至尖锐。段Ⅲ , 沉积物平均粒径(Mz)在整个剖面中最小, 范围是1.67~4.22Ф ; 标准偏差(σ ₁)在1.28~2.66 Ф 之间, 分选较差至差; 偏度介于0.23~0.61之间, 表现为极正偏; 峰度介于0.75~2.73之间, 中等至尖锐。段Ⅱ 平均粒径以中— 细砂为主、偏度近似对称至微正偏、峰度为窄峰等特点, 与前人对风成砂岩粒度参数特征研究结果具有较高的一致性(表 1)(李玉文等, 1988; 佟再三, 1989; 李孝泽等, 1999; 李孝泽和董光荣, 2002; 梅冥相等, 2004; 江新胜等, 2006; 伍皓等, 2011; 崔晓庄等, 2012; 梅冥相和苏德辰, 2013; 袁桃等, 2015)。而相比典型风成砂岩(较好至中等), 该套砂岩分选性(好至较差)相对较差, 这是由于作者采用激光法, 而前人研究多采用薄片图像法, 激光法显示出分选性中等或较差对应薄片图像法的好或较好(冉敬等, 2011)。

3.4 寺口子组砂岩成因

作者在前人研究成果的基础上, 从宏观到微观的不同角度去探讨其成因类型。通过开展系统的地层划分, 并进行详细的沉积构造特征、石英颗粒表面特征和粒度分布特征等定量化综合研究, 发现: (1)段Ⅰ 中层理倾角较小, 包含有多条冲刷面和流水波痕; 石英颗粒表面发现有V形撞击坑和水下磨光面等水成特征; 粒度较细, 分选为中等至较差; 故推断段Ⅰ 为河流相沉积(图 2)。(2)段Ⅱ 为砂岩主体部分, 发育大型— 巨型高角度交错层理; 砂粒磨圆度高, 石英颗粒表面有碟形撞击坑和新月形撞击坑等典型风成特征; 悬移质含量很少, 粒度参数特征显示砂粒以中— 细砂为主, 分选好至较差, 偏度近于对称至正偏态, 峰度中等至尖锐, 粒度风成特征显著。多种指标综合分析表明, 砂岩主体部分为风成砂岩。其中, 层2、4、6, 层理呈大尺度陡倾角状, 粒径较粗, 分选较好, 为典型的风成沙丘沉积, 而层3、5, 其层理近似水平, 颗粒相对较细, 分选较差, 故推断其可能为丘间地沉积(图 2)。(3)段Ⅲ 中层理倾角均低于10° , 近似水平; 石英颗粒表面V形撞击坑和水下磨光面等水成痕迹; 该层悬移质含量较高, 细粒成分增多, 分选很差, 且在最上部发现大量的钙质根管沉积物, 故砂岩顶部可能为河流、三角洲或湖相沉积, 具体的沉积相尚需要进一步鉴别。因此, 除顶界与底界发育厚度较小的水成沉积之外, 固原寺口子组砂岩主体为风成沉积。

在一定标度范围内, 沉积物的粒度分布具有自相似性或标度不变的特征, 即分形特征, 用分维值表示, 该特征在沉积物成因判别方面具有良好的指示意义(Tyler and Wheatcraft, 1992; 柏春广和王建, 2003; 毛龙江等, 2006; Filgueira et al., 2006; 黄文敏等, 2014)。其中, 粒度的分维值与粒度组成的复杂程度密切相关, 即分维值越大, 粒度组成越复杂(何华春等, 2005)。作者采用幂指数关系方法计算粒度分维值(表2)。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 不同类型沉积物粒度分维值对比 Table2 Comparison of granularity fractal dimensions values in different sediments 沉积物 分维值 范围 分维值 平均值 塔克拉玛干沙漠和古尔班通古特沙漠沙丘 0.56~2.31 1.40 西藏安多古风成沙丘 0.75~1.47 1.02 西藏安多现代流动沙丘 0.26~1.78 0.77 塔里木河河床沉积物 1.92~2.40 2.11 塔里木河中游洪泛平原沉积物 1.63~2.39 1.95 咸阳段渭河高河漫滩沉积物 1.92~2.30 2.08 长江流域河床质沉积物 2.10~2.76 2.36 长江口南槽河道沉积物 2.38~2.57 2.49 黄河口沉积物 2.44~2.76 2.66 艾比湖和罗布泊湖心沉积物 2.03~2.61 2.34 太湖湖泊沉积物 2.01~2.85 2.41 艾比湖湖泊沉积物 2.05~2.54 2.31 淮河中下游洪泽湖湖泊沉积物 2.13~2.58 2.40 松嫩平原西部连环湖湖泊沉积物 2.37~2.53 2.44 艾比湖西南缘水下三角洲沉积物 2.23~2.24 2.24 宁夏固原寺口子组段Ⅰ 1.42~2.14 1.88 宁夏固原寺口子组段Ⅱ 0.47~2.38 1.53 宁夏固原寺口子组段Ⅲ 1.96~2.56 2.38

表2 不同类型沉积物粒度分维值对比 Table2 Comparison of granularity fractal dimensions values in different sediments

通过收集整理不同地区沉积类型沉积物粒度分维值发现, 风成沙丘粒度分维值最小, 其次为河流相沉积物, 而湖相沉积物最大(表 2; 柏春广等, 2002; 柏春广和王建, 2003; 王俊超等, 2004; 何华春等, 2005; 唐建华等, 2007; 史兴民和韩艳, 2011; 黄文敏等, 2014; 肖海丰等, 2014; 张广朋等, 2016)。其中, 风成沙是特定风动力条件下的搬运产物, 其粒度组成最为简单, 由于分维值所反映粒度组成的复杂程度, 故风成沙分维值最低; 河流相沉积受水动力条件、流域面积的影响, 表现出较为复杂的粒度组成, 其分维值高于风成沙; 而湖泊作为流水搬运碎屑物质的“ 汇” , 接受流域内诸多河流补给, 粒度组成最为复杂, 其分维值最高。此外, 流域面积广阔的河流沉积物复杂程度也很高(如长江、黄河), 故分维值偏大(表 2)。因此, 由于碎屑颗粒风化程度、动力搬运条件及分选作用等方面的差异, 使得不同类型沉积物分维值差异明显。研究区不同层段分维值显示, 寺口子组段Ⅰ 沉积物分维值较大, 分维值特征指示其属于河流相沉积范围, 段Ⅱ 分维值较小, 属于风成沉积范畴, 该结果与前文由沉积构造、石英砂粒表面微结构、粒度参数等特征所得出结论一致。寺口子组段Ⅲ 沉积物分维值与湖相沉积物分维值相一致, 故初步推断其可能为湖相沉积(表 2)。

风成沙丘沉积存在于沙漠和滨岸(海岸、湖岸、河岸)等环境中, 而研究区在古近纪已处于中国内陆地区(江新胜等, 2012), 故可排除砂岩为海岸沙丘的可能性。其次, 沙漠沙丘具有石英含量高、成熟度高, 分选磨圆好, 沉积厚度较大等特点。而滨岸沙丘的结构成熟度低, 与物源继承性强, 砂粒分选性、磨圆度和成熟度均低于沙漠沙丘, 且分布面积较小, 其中, 湖岸沙丘和河岸沙丘为水边低沙丘, 交错层系不稳定, 常见水成沉积夹层(伍皓等, 2011; 崔晓庄等, 2012; 江新胜等, 2012)。另外, 根据该砂岩主体岩屑含量较少、结构成熟度高(王伟涛等, 2013)、交错层理呈大尺度陡倾角状、分选磨圆度好、沉积厚度大等特点, 推断寺口子组砂岩主体可能为沙漠沉积。气候背景方面, 前人综合大量的新生代以来不同时代的红层、含盐层、石膏层、孢粉以及植物大化石等地层证据, 恢复了中国新生代以来的古气候格局, 指出现代东亚季风建立前, 尤其是古近纪早、中期, 中国中低纬度地区位于行星风系所控制的干旱带内(董光荣等, 1995; 刘东生等, 1998; Sun and Wang 2005; 张仲石和郭正堂, 2005; Guo et al., 2008), 如此广袤的干旱带具备了沙漠形成的环境条件。从地形条件来看, 寺口子盆地位于海原断裂的最东端, 属于青藏高原与鄂尔多斯地块的过渡区域, 区域沉积构造背景研究表明, 固原寺口子组是走廊南山前陆盆地一侧的沉积; 伸展作用下的拉张断陷形成诸多小型断陷型盆地, 寺口子盆地则为其中之一(张进等, 2006; 房建军等, 2008)。因此, 固原寺口子组砂岩沉积于古近纪干旱带内的寺口子盆地之中, 具备沙漠形成的气候背景和地形条件。

古风带是古大气环流的重要组成部分, 也是古大气环流的地质记录, 因此, 古风向的恢复以及古环流的重建是古沙漠环境演变研究的重要方面(Jiang et al., 2001; 江新胜, 2002; 李孝泽和董光荣, 2002; Loope et al., 2004; 江新胜等, 2006, 2009; Scherer et al., 2010; 江卓斐等, 2013), 其中, 借助沙漠沙丘前积层产状的测量是恢复古风向, 进而判断古环流的重要手段。

在利用产状数据恢复古风向之前, 须考虑研究区所在板块的构造旋转角情况。古地磁研究表明, 研究区在早中新世初顺时针快速旋转约5° (刘永前等, 2009)。因此, 文中倾向数据作5° 逆时针旋转校正。古流向作图法主要有轮辐图法和圆形直方图法(Collinson and Thompson, 1982)。古风向图解常采用圆形直方图, 即玫瑰花图(Jiang et al., 2001; 江新胜, 2002; 江新胜等, 2006, 2009; Scherer et al., 2010), 其中, 方位角区间为15° ; 当测量值恰好为区间划分值时, 两侧区间分别增加1个值; 出现频率最高区间作为100%, 其余方位区间与之比较已确定直方图长度; 直方图长度为0~100%的整数值, 间隔10%(江卓斐等, 2013)。图6和图7分别为风成沙丘相各层前积层倾向分点玫瑰花图和总玫瑰花图。可能由于受地转偏向力或局部地形条件的影响, 盛行风风向存在一定的发散性(Jiang et al., 2001), 因此文中将东北向与东南向矢量归入东向矢量组。图6、图7玫瑰花图表明, 研究区寺口子组沙漠沙丘沉积倾向属于东向矢量组, 反映当时沙丘向东运移, 盛行西风。因此, 结合气候、地形及古风向资料, 固原寺口子组砂岩主体为中国古近纪干旱带内行星风系控制下的沙漠沉积。

图6

Fig.6

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	图6 宁夏固原古近系寺口子组典型风成沙丘前积层倾向分点玫瑰花图Fig.6 Stratified rose diagrams for dune foreset dips from typical eolian sand dunes of the Paleogene Sikouzi Formation in Guyuan, Ningxia

图7

Fig.7

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	图7 宁夏固原古近系寺口子组典型风成沙丘前积层倾向总玫瑰花图Fig.7 Integrated rose diagram for dune foreset dips from typical eolian sand dunes of the Paleogene Sikouzi Formation in Guyuan, Ningxia

通过对宁夏固原古近系寺口子组砂岩沉积特征的系统调查, 开展沉积构造、石英颗粒表面微结构、粒度参数等特征的研究发现, 固原寺口子组砂岩由3个成因段组成。其中, 段Ⅰ , 倾角较小, 具有冲刷面与流水波痕, 存在V形撞击坑和水下磨光面等水成特征, 为河流相沉积; 段Ⅱ , 即砂岩主体, 发育大型— 巨型高角度交错层理, 碟形撞击坑和新月形撞击坑等典型风成特征普遍发育, 粒度参数特征与典型风成砂岩一致, 为风成砂岩, 可进一步划分出典型的风成沙丘沉积(层2、4、6), 丘间地沉积(层3、5); 段Ⅲ , 层理近似水平, 石英颗粒表面水成特征显著, 结合不同沉积物粒度分维值特征, 初步推断其可能为湖相沉积。另外, 结合中国古近纪气候背景、研究区域地形条件及古风向, 推断砂岩主体的风成沉积为行星风系控制下的沙漠沉积。

尽管通过判别可知固原寺口子组为3个成因段组合, 并以段Ⅱ 的风成砂岩为主体, 但是, 沉积相的转变是风成环境中间歇河湖沉积韵律的反映, 还是代表大规模风成环境的结束, 尚需要进一步研究。

致谢 中国科学院沙漠与沙漠化重点实验室的王远平老师、李芳老师和兰州大学西部环境教育部重点实验室的李琼老师在实验过程中给予极大的帮助, 靳鹤龄研究员、刘冰助理研究员、杨转玲博士、耿建伟同学在论文修改过程中给予诸多指导, 在此一并致谢!另外, 还要对两位审稿老师提出感谢。