龙码头盆地中侏罗统海房沟组沉积环境及海房沟组的地层序列

龙码头盆地中侏罗统海房沟组沉积环境及海房沟组的地层序列

0地质特征及沉积相龙头盆地位于辽宁省葫芦岛市和兴城市交界处的龙头海滨风景区附近（图1）。它西与嘉昌相连，东与渤海相连。盆地所处大地构造位置位于华北地台(华北板块)北部燕山台褶带东段(辽宁省地质矿产局,1989)。盆地距吉林大学兴城地学教学实习基地仅6km,海房沟组沿岸线出露极好,因此成为吉林大学兴城野外教学实习的重要地质路线。笔者在实测3条地层剖面工作的基础上,进行了砾岩成分统计、砂岩粒度分析等工作,对盆地内地层序列及其沉积相进行研究。本项研究属于《辽宁1∶25万锦西市(K51C004001)(1/2)幅区调修测》项目成果的一部分,并将直接应用于吉林大学兴城教学实习。海房沟组始称海房沟砾岩层,由室井渡1942年在北票盆地海房沟附近创名,原始定义指发育于北票海房沟一带的砾岩层。之后诸多学者(西田彰一,1942;赵宗溥等,1959;米家榕等,1964,1980;潘广等,1983)对辽西侏罗系的研究中都涉及到此砾岩层(现称海房沟组),其主要划分意见见表1(高振家等,2000;徐刚等,2005)。兴城地区的海房沟组在二十世纪八十年代由1∶20万地质图[K-51-(25)(锦西幅)和K-51-(31)(兴城幅)]区域地质调查报告(下文称20万报告)1提出,指分布在锦西幅北部房身窑、双塔子沟、艾家沟等地,角度不整合在北票组之上的河流相粗碎屑岩建造。报告中提到在测区东部的纪家屯北山(即夹山),海房沟组角度不整合在长城系大红峪组之上,但是缺乏详细测制剖面及深入研究。1海沟群地层序列1.1粗粒岩屑砂岩龙回头盆地基底由太古宙绥中花岗岩和中元古界长城系大红峪组灰白色粗—巨砾石英砂岩质砾岩组成,盆地充填地层为中侏罗统海房沟组黄绿色中—粗砾、分选较差、次棱角至次圆状的复成分砾岩,亦发育有数层紫红色细粒杂砂岩及黄绿色页岩,在盆地北部,海房沟组被下白垩统义县组灰色熔结角砾岩不整合覆盖。根据海房沟组出露情况,笔者在盆地南部夹山东侧选择了3条剖面(PⅠ兴城龙回头南四道沟海滨中侏罗统海房沟组剖面、PⅡ兴城龙回头滨海公路西侧路堑中侏罗统海房沟组剖面、PⅢ兴城龙回头北海滨中侏罗统海房沟组剖面)进行测量(图1),可以控制海房沟组在盆地内出露较好的中下部层位。在此仅叙述出露层序最完整的龙回头北海滨海房沟组剖面(图2)。剖面地层序列如下:海房沟组厚度大于552.4m(未见顶)41.黄褐色复成分粗砾岩,砾径5～20cm,分选一般,次圆状4.2m40.黄色中粒岩屑砂岩,向上部渐变为灰黑色炭质泥岩夹煤线,产植物化石碎片1.1m38～39.黄绿色复成分粗砾、中砾岩,砾径5～70cm,分选一般,次圆状35.1m37.黄褐色厚层粗粒岩屑砂岩,发育平行层理10.5m31～36.黄褐色、灰绿色复成分粗砾、中砾岩,砾径5～50cm,分选一般,次圆状123.2m30.由下至上:细砾岩;灰白色厚层粗粒岩屑砂岩;灰白色薄层细粒岩屑砂岩,岩性重复呈2个旋回0.8m22～29.黄褐色、紫红色复成分粗砾岩,砾径5～100cm,分选不好,次圆状127.6m21.由下至上为:土黄色细粒岩屑砂岩;土黄色/灰黑色炭质泥岩夹煤线,产植物化石碎片3m19～20.土黄色、紫红色复成分粗砾岩,砾径5～30cm,分选一般,次圆状,夹紫色粗粒岩屑砂岩(斜层理)19m18.由下至上为:灰白色复成分中砾岩;灰绿色粗粒岩屑砂岩,岩性重复呈2个旋回,砾岩砾径较小,2～5cm7.7m15～17.黄褐色粗砾、中砾岩,粒径5～50cm,分选一般,次圆状,夹紫红色粗粒岩屑砂岩(平行层理)68.3m14.灰绿色粗粒岩屑砂岩,上部渐变为透镜体,风化色为紫红色2.4m9～13.黄褐色、灰绿色复成分粗砾岩,砾径3～60cm,分选不好,次圆状,夹有粗粒岩屑砂岩42.4m8.由下至上为:黄褐色细砾—粗砂岩;灰绿色粗粒岩屑砂岩(风化为紫红色);灰绿色细粒岩屑砂岩(平行层理)/粉砂岩,岩性重复呈3个旋回。第三个旋回时,砾岩层增厚,砾径增大,部分可达30cm,砂岩层在旋回顶部变为透镜体11.1m6～7.灰绿色复成分粗砾、中砾岩,砾径3～100cm,分选不好,次圆状,砾岩中夹有细砾—砂岩透镜体40.3m5.上部和下部为黄褐色复成分中砾岩,小于5cm者占大部分,分选一般,次圆状,中部为紫红色岩屑粗砂岩,发育平行层理3m1～4.褐色、紫红色复成分粗砾岩,砾径0.5～90cm,分选不好,次圆状52.7m～～～～～～角度不整合～～～～～～下伏:长城系大红峪组灰白色石英砂岩质粗砾岩,砾径5～100cm,分选不好,磨圆较好龙回头北海滨剖面海房沟组由黄绿色中—粗砾、分选较差、次棱角至次圆状的复成分砾岩,数层紫红色细粒杂砂岩及黄绿色页岩组成,共41层。其中含有9层砂岩(粉砂岩、页岩),且在第21层与第40层中各夹有一层煤线(图3)。该剖面海房沟组不整合于长城系大红峪组之上,上部未见顶,厚度大于552m,并产植物化石碎片(图4),初步鉴定属于Coniferopsida(松柏纲),Podozamitaceae(苏铁杉科),由于标本保存不好,未能鉴定种属,但可以确定其时代晚于三叠纪(王五力等,1990)。1.2北票海房沟组海房沟组正层型剖面位于北票五间房乡海房沟村(辽宁省地质矿产勘查开发局,1997)。剖面上由灰白色、黄灰色复成分砾岩夹黄灰色长石石英砂岩及灰色、灰绿色流纹质凝灰熔岩、凝灰岩组成,顶部夹页岩,含煤层,呈现韵律结构特点,不整合于北票组之上,其上被髫髻山组整合覆盖,厚269m。该组除了在北票、凌源等地区分布之外,在锦西南票地区也有出露,辽宁省地质局区域地质调查队于1982年在南票盘道沟测得海房沟组剖面,由黄褐色、灰绿色厚层中砾—粗砾泥沙质胶结火成岩质砾岩及中粒—粗粒粘土质胶结岩屑砂岩及杂砂岩组成,夹页岩及粉砂岩,以粗砾岩发育为主要特征,不整合于北票组之上,其上被蓝旗组(即髫髻山组)不整合覆盖,厚171m,其岩性特征与正层型基本一致,唯不见酸性火山物质夹层。研究表明:海房沟组火山岩形成于板内环境,与太平洋板块俯冲没有直接关系;辽西地区中生代构造应力场的重大转换、广泛的岩浆活动和大规模断陷盆地群的形成与岩石圈拆沉作用密切相关(武广等,2004)。北票位于辽西断陷盆地区中心地带,受岩石圈拆沉作用影响必然强烈,而南票位于断陷盆地区东南缘,受影响相对较弱,两者在构造位置上的差异决定了北票海房沟组中发育酸性火山物质夹层而南票海房沟组中没有发育。南票盘道沟海房沟组是距本文研究区最近的同期岩石地层,在区域上应为龙回头盆地海房沟组最好的参照剖面。龙回头海房沟组与其相比,地层厚度较大,达552m,发育厚层复成分粗砾岩及杂砂岩,夹粉砂岩及煤线,剖面上呈两套沉积旋回,与盘道沟海房沟组黄褐色灰绿色厚层中砾—粗砾泥沙质胶结火成岩质砾岩及中粒—粗粒粘土质胶结岩屑砂岩及杂砂岩组成,夹页岩及粉砂岩的岩石组合与岩性特征基本一致(图5)。北票五间房乡海房沟村海房沟组正层型剖面中,灰白色、黄灰色复成分砾岩夹黄灰色长石石英砂岩,顶部夹页岩,含煤层等岩石组合与岩性特征与龙回头海房沟组基本一致,仅有的区别在于龙回头海房沟组中没有出现酸性火山物质,这点与锦西南票盘道沟海房沟组的岩性特征一致,其原因也是龙回头盆地距离辽西断陷盆地区中心地带较远,火山活动不剧烈。北票五间房乡海房沟村海房沟组正层型、锦西南票盘道沟海房沟组,这两者都不整合于北票组之上,被髫髻山组(蓝旗组)覆盖,分别位于两个侏罗纪旋回盆地(北票盆地和金岭寺—羊山盆地)的东南缘,都属于较大盆地的一部分。而兴城市龙回头海滨海房沟组则处于龙回头地区这一小型的侏罗纪盆地中,具有独立的发育体系,其地层发育厚度及旋回特征有自身的特殊性。尽管如此,由西向东3条海房沟组剖面的总体岩性、岩石组合和古生物特征及与上、下地层层位关系等均可以判断应属中侏罗统海房沟组。2德物质砾岩组岩相特征如前文所述,龙回头盆地海房沟组主要由黄绿色中砾—粗砾、分选较差、次棱角至次圆状的复成分砾岩,夹数层紫红色细粒杂砂岩及黄绿色页岩组成,不整合覆盖在太古宙花岗岩和大红峪组之上。龙回头北海滨剖面中,海房沟组整体产状约为50°∠45°,与下伏的大红峪组石英砂岩质砾岩(产状9°∠55°)呈角度不整合关系,不整合面产状63°∠56°。岩层至少由23个小旋回组成,砾岩为颗粒支撑,砾石含量一般大于80%,填隙物为中粗粒砂,粘土质胶结,胶结物含量小于20%。砾石分选较差,粗砾在砾石总量中含量小于10%(砾径10～90cm);中砾占砾石的大部分(砾径以1～5cm的居多);细砾约占砾石总量的20%左右(砾径小于1cm)。2.1第3、11、20层粒径统计在剖面的下、中、上部层位砾石的粒径分布有所不同,笔者分别对第3、11、20层进行了粒径统计(图6)。统计结果显示,向上部层位砾石中细砾和中砾含量增加,粗砾减少,表现出水动力渐小的趋势(W.V.恩格尔哈特,1982)。2.2砾石成分分布由于岸线经过海水淘洗,砾石中的不稳定组分会丢失,因此笔者选择滨海公路在建路堑上的新鲜露头(PⅡ兴城龙回头滨海公路西侧路堑中侏罗统海房沟组剖面)进行砾石成分统计(图7)。海房沟组砾岩成分复杂,砾石以石英砂岩(含量约为41%)、长石石英砂岩(含量约为25%)为主,其次有安山岩(9%)、燧石(7%)、凝灰岩(6%)、花岗岩(3%)、岩屑砂岩(2%),并含有少量页岩(2%)、铝土质岩(1%)、红色杂砂岩(1%)等,表明海房沟组砾岩的砾石大部分来源于沉积岩分布区。2.3岩石地层及岩石组分析砾岩的沉积特征是对盆地构造岩浆活化作用的沉积响应,是源区岩石组成及构造演化的综合反映(闫义等,2001),同样,砾岩中的源区岩石组合也反映了砾岩的形成时代。龙回头盆地中大量的石英砂岩砾石来自盆地西侧的大红峪组,由于其搬运距离近且是极稳定组分,所以在盆地中石英砂岩砾石的含量最大;花岗岩砾石来自绥中花岗岩基底,但由于花岗岩风化后主要呈砂状,故盆地中保留的花岗岩砾石仅存在于海房沟组底部与花岗岩基底贴近的部位(谢又予,2000);长石石英砂岩砾石可能来自附近的常州沟组和大红峪组(区域上常州沟组和大红峪组可以分别覆盖在太古宙花岗岩之上,因此这两个组岩石中广泛分布长石石英砂岩)(赵红格等,2003);页岩砾石中有串岭沟组的暗色页岩和大红峪组的凝灰质页岩,其中暗色页岩含量较多;铝土质岩砾石来自晚古生代地层,在邻近地区就有石炭—二叠系的铝土质岩出露;红色杂砂岩砾石来自三叠系的红砬组,红砬组砾石的出现指示龙回头盆地内砾岩的形成晚于三叠纪,此外在盆地北部有下白垩统义县组覆盖于这套砾岩之上,从而将这套砾岩的时代限定在侏罗纪。结合前文所做的岩石地层对比,能够更充分证明这套以复成分粗砾岩为主的地层属于中侏罗统海房沟组(B.п.巴图林,1963;和政军等,1990,2007)。2.4截点大小对颗粒的影响从概率累积图(图8)可以看出:沉积物缺少推移组分,跳跃次总体与悬浮次总体的截点小于2.5φ,指示当时水动力很大,颗粒整体较粗;曲线斜率较大,指示颗粒分选较好;整体形态与河流主河道概率累积图相似,但是悬浮组分含量高且粒度粗,也具有洪积物的特征(成都地质学院陕北队,1976)。3海房沟组砾岩冲积扇相根据剖面岩石特征研究,海房沟组砾岩砾石磨圆较好,多为次圆状,但不能由此得出此砾石是沉积前经过长距离流水搬运的结论,因为砾石中大部分为就地取材的大红峪组砾岩等,系多次旋回的砾石,磨圆作用并不主要发生在侏罗纪;盆地内海房沟组砾岩整体分选一般至差,在某些层位会出现巨砾,均是水动力迅速减弱的结果;砾石成分复杂,但均来自周边地区,并且其中有40%以上直接来自盆地基底。综上所述,海房沟组砾岩具有短距离搬运,快速堆积的特点,属山前盆地冲积扇相(任明达等,1981;姜在兴,2008)(图9)。砂岩粒度分析结果也指示与冲积扇相相符的河道相。山前冲积扇在形成过程中,受当时环境影响,水流大小的变化以及河流改道时常发生,造成沉积地层在纵向上厚度虽然不变,但横向上岩性会发生变化,各亚相及微相的界线随水动力变化而形成穿插关系(王成善等,2003)。3.1主河道沉积体系扇根或扇顶分布在邻近冲积扇顶部的断崖处,其特点是沉积坡度角最大,并发育有单一的或2～3个直而深的主河道。其沉积物主要为泥石流沉积和河道充填沉积。龙回头盆地内海房沟组砾岩的扇根亚相由部分复成分粗砾岩构成,例如第1～5、9～14、22～30层,砾径较大,分选差,块状层理,至多可见递变层理,砾石略有定向,偶尔可见叠瓦状的砾石,属河道充填沉积。3.2砾石碎屑排列特征扇中位于冲积扇的中部,以具有中到较低的沉积坡角和发育辫状河道为特征。沉积物中砂和砾的比率增加,砾石碎屑多呈叠瓦状排列,沉积物分选性仍然较差。龙回头盆地内海房沟组砾岩的扇中亚相由复成分中砾岩及岩屑砂岩构成,例如第6～8、15～18、31～37层等,砾径较小,分选及磨圆较扇根亚相好,多成叠瓦状排列,夹砂岩透镜体,递变层理明显;也有砂岩成层分布的,可见到平行层理和交错层理。3.3粉砂岩和粘土岩扇端出现在冲积扇的趾部,具有最低的沉积坡角和较平缓的地形,沉积物通常由砂岩和含砾砂岩组成,夹有粉砂岩和粘土岩。龙回头盆地内海房沟组中的扇端亚相由岩屑砂岩和粉砂岩及泥岩构成,例如第19～21、38～41层,呈数个黄褐色细砾—粗砂岩—灰绿色粗粒岩屑砂岩—灰绿色细粒岩屑砂岩—粉砂岩—泥岩构成的旋回,多呈水平层理和块状层理。其中第21、40层泥岩