由于盆地内充填沉积物的沉积响应记录了与盆地构造活动有关的许多重要信息，很多学者认识到盆中充填沉积物研究的重要性，在充填沉积物沉积学、年代学等方面开展了大量的研究。王成善等^[1]认为沉积反应作为造山带构造演化最直接、最具体的地质记录，能够为我们提供最真实、最直观的信息和线索，通过对喜马拉雅造山带沉积反应的研究，分析了喜马拉雅造山带的隆升机制和隆升历史。吴驰华^[2]通过对可可西里盆地新生代地层岩石学、沉积学和磷灰石裂变径迹年代学的研究，对青藏高原可可西里盆地和周缘造山带新生代隆升特征进行了探讨。砾岩等粗碎屑岩常形成于构造运动期后或湖盆形成初起，常与侵蚀面相伴生而大面积出现，在构造上常作为地层隆升或快速沉降的证据^[3]，在地层研究方面常作为地层对比的依据^[4]。蔚远江等^[5]通过对准噶尔盆地二叠纪各时期扇体时空演化的研究，探讨了准噶尔盆地西北缘前陆冲断带二叠纪同沉积断裂发育和冲断活动特征。周江羽等^[3]通过对青藏高原东缘古近纪粗碎屑岩沉积学和年代学研究，指出青藏高原在晚始新世—早渐新世期间曾发生过整体的快速构造隆升。

银根—额济纳旗盆地(以下简称银额盆地)勘探程度很低^[6]，前人对盆地开展了许多研究工作，但大多都是基于露头资料对晚古生代地层的研究，如卢进才等^[7-9]对露头区晚古生代地层格架进行了搭建，认为石炭—二叠系具有良好的油气成藏条件。对于凹陷内部，由于钻井少、且大多集中于盆地东部的查干凹陷，凹陷区的研究程度相对较低，地层格架尚不明确。特别是盆内钻井揭示，“盆山”地层不能建立很好的对比关系，露头区上古生界发育的厚层碳酸盐岩、碎屑岩等在凹陷内并不存在，这就使得中生界底界(即下白垩统底界，少数有侏罗系残余地层的凹陷除外)的划分依据不明确，且不同的学者或研究机构有不同的划分方案^{[6, 10-11]}。对于盆地的构造演化，尤其是中生界凹陷形成的具体时期、地层普遍缺失的三叠纪—侏罗纪的构造演化特征等问题，前人的认识不尽相同。张代生等^[12]认为早古生代早期到晚古生代末期，银额盆地一直处于被动陆缘和缝合带上，中生代以来盆地经历了三叠纪—早侏罗世的扭张拉分断陷、晚侏罗世的挤压抬升剥蚀、早白垩世的伸展裂谷和晚白垩世—第三纪沉降拗陷四个演化阶段。刘春燕等^[11]认为银额盆地在中生代主要经历了晚三叠世—侏罗纪的断陷盆地初始阶段、早白垩世断陷盆地鼎盛阶段、晚白垩世盆地坳陷阶段3个演化阶段，新生代为挤压抬升的构造背景。

钻井揭示，银额盆地各个凹陷中生界中—底部广泛发育厚层—巨厚层粗碎屑岩，这种普遍发育的盆内特殊充填沉积物对于盆地的原型恢复、构造演化特征研究、地层格架搭建等的研究意义重大。论文对银额盆地路井等6个凹陷、15口探井的粗碎屑岩开展对比研究，分析其沉积特征。结合古生物地层和锆石U-Pb年代学研究，对粗碎屑岩的沉积年代进行厘定。在此基础上，对粗碎屑岩研究的地质意义进行了探讨。

1 区域地质概况

银额盆地是在前寒武纪结晶地块和古生代褶皱基底基础上发育起来的中新生代沉积盆地^[11]，位于塔里木、哈萨克斯坦—准噶尔、西伯利亚和华北4个板块的结合部位^[13](图 1)。盆地是由许多具有相似构造发育史、分散的、彼此相对独立的小型湖盆组成的盆地群^[14]。一级构造单元有北部坳陷带、南部坳陷带和中央隆起带3个，亚一级构造单元又可划分为7个坳陷和5个隆起，二级构造单元共有31个凹陷和25个凸起^[12]。

银额盆地沉积地层主要有石炭系、二叠系、三叠系(零星分布)、侏罗系(少数凹陷发育)、白垩系和新生界。地层出露程度差异很大，地层中岩石类型齐全、沉积类型和火山喷发类型多样，反映了银额盆地具有大地构造背景复杂、古地理环境多变、构造与火山作用强烈等特点^[15]。石炭系和二叠系以海相/海陆交亙相火山岩、碎屑岩夹碳酸盐岩建造为特征^{[10, 15]}。三叠系只在北山、额济纳旗东部的洪果尔山等零星出露，盆内为一套半干旱气候条件下的山间盆地沉积，岩性主要为红色、紫红色等粗碎屑岩沉积^{[6, 15]}。侏罗系分布局限，主要分布盆地西部的居延海坳陷和盆地东部的尚丹坳陷，为一套陆相碎屑岩沉积，下部岩性主要为砂岩、砾岩，夹暗色泥岩、煤层、煤线等，上部为较干燥的河湖相红色碎屑岩建造^{[6, 10, 15]}。白垩系分布广泛，自下而上可划分为巴音戈壁组、苏红图组、银根组和乌兰苏海组，沉积类型以扇三角洲、水下扇、湖泊相为主，在盆地中、东部局部夹有中基性火山喷发岩^{[10, 15]}。第三系发育不全，出露于盆地周缘地区，属陆内盆地红色碎屑岩建造^{[10, 15]}。第四系分布较广，但厚度不大，为风成砂、冲积砂砾层、洪积砂砾层等^[15]。

2 粗碎屑岩分布特征

粗碎屑岩为厚层状—巨厚层状的砂砾岩、砾岩、砂质砾岩、泥质砂砾岩、凝灰质砾岩等，厚层粗碎屑岩之间通常有砂岩、泥岩、火山岩等夹层。岩石颜色以灰色、深灰色为主，其次是褐色、灰绿色、杂色等(图 2)。粗碎屑岩单层厚度一般为几米到一百多米，最大单层厚度可达295 m(如WC1井)。砂岩/泥岩呈薄层状—中层状，单层厚度为几米到几十米，最厚不超过30 m。

粗碎屑岩在盆地内分布广泛，凹陷内已实施的钻井均有钻遇，但粗碎屑岩累计厚度(包含砂岩、泥岩等夹层)差异较大(图 2、表 1)。盆地东部粗碎屑岩累计厚度一般为200~350 m，如查干坳陷查干凹陷的CC1井为257 m，尚丹坳陷乌力吉凹陷的J1井为347 m。盆地中部粗碎屑岩累计厚度变化最大，如达古坳陷拐子湖凹陷的GC1井最薄，累计厚度仅为35 m；但苏红图坳陷哈日凹陷的HC1井累计厚度可达383 m。盆地西部粗碎屑岩累计厚度变化相对较小，一般为300~450 m，如务桃亥坳陷哨马营凹陷的WC1井为327 m，居延海坳陷路井凹陷的E1井为450 m。

粗碎屑岩在同一凹陷的不同构造部位也广泛发育，如苏红图坳陷的哈日凹陷，凹陷中心(陡坡带)的HC1井厚度为383 m，斜坡带(缓坡带)H3井和H2井的厚度分别为365 m和396 m，凹陷边缘的S1井厚度为672 m(图 3)。

3 岩石学特征

为研究粗碎屑岩岩石学特征，本次对大量的粗碎屑岩岩芯资料进了系统的分析，对具有代表性的粗碎屑岩样品开展岩石薄片鉴定、扫描电镜、X射线衍射等岩石学测试分析，测试样品来自盆地中部巴北凹陷BC1、哈日凹陷的HC1等井。粗碎屑岩石类型较多，凹陷陡坡带、缓坡带的粗碎屑岩的岩石学特征有所差异(表 1)。

3.1 陡坡带

由于银额盆地各个凹陷规模普遍较小^[12]，陡坡带靠近控凹(或控坳)大断裂，近源沉积的特点导致沉积物搬运距离小，碎屑颗粒快速、混杂堆积特征明显。陡坡带粗碎屑岩典型的代表井有HC1井、H4井、H5井等，岩石类型主要有砂砾岩、砾岩、含砾砂岩等(表 1、图 4a，b，c)。

砂砾岩：岩石为砾状结构，块状构造。分选差，成分成熟度和结构成熟度均较低(图 4a)。碎屑含量一般为75%~80%，其中砾含量为60%左右，砂含量为25 %左右(数据来自HC1井和H5井)。砾石颗粒主要为石英岩砾、泥岩砾、长石岩砾等，其次为砂岩岩屑和凝灰岩岩屑。砾石颗粒呈次棱角状—次圆状，磨圆度差。粒径一般为1.0~6.0 mm，最大为7.2 mm(数据来自HC1井和H5井)。填隙物以泥质杂基为主，胶结物含量为较少，胶结物以钙质胶结物为主。支撑类型主要为杂基支撑，颗粒接触关系主要为点接触，胶结类型主要为基底胶结。

砾岩：岩石为砾状结构，块状构造。以中—粗砾岩为主，粒径一般为1.0~53.0 mm，最大为80.0 mm。砾石含量一般为50%~75%(数据来自HC1井和H4井)。岩石分选差，成分成熟度和结构成熟度均较低(图 4b)。砾石颗粒主要为来自母源区的变质岩砾、火山岩砾、长石岩砾、石英岩砾、泥岩砾等。变质岩砾主要有千枚岩、片麻岩、板岩等；火山岩砾多为中性喷出岩，岩石呈玻基交织结构，常见气孔发育，气孔形态不规则，且被多期充填(图 4d)。砾石颗粒呈次棱角状，磨圆度差(图 4b)。填隙物以泥质杂基为主，胶结物含量为较少，胶结物主要为伊利石和方解石。支撑类型主要为颗粒支撑，颗粒接触关系为点接触和线接触，胶结类型主要为接触胶结。

含砾砂岩：岩石为砂状结构，块状构造。分选差，成分成熟度和结构成熟度均较低(图 4c)。碎屑含量一般为80%~92%，其中砾含量为20%左右，砂含量为65%左右。砾石颗粒主要为砂岩砾、火山岩砾、石英岩砾等(图 4e，f)。砾石颗粒呈次棱角状，磨圆度差。粒径一般为5.0~10.0 mm，最大为25.0 mm(数据来自HC1井)。填隙物以胶结物为主，胶结物有凝灰质、泥质等。支撑类型主要为杂基支撑，颗粒接触关系主要为点接触，胶结类型主要为基底胶结。

3.2 缓坡带

缓坡带远离控凹(或控坳)大断裂，沉积物有一定的搬运距离，粗碎屑岩在颗粒分选性、磨圆度方面均好于陡坡带。缓坡带粗碎屑岩沉积典型的代表井有BC1井、H2井、H3井等，岩石类型主要有砂砾岩、砾岩、砂质砾岩、粗砂岩等(表 1、图 4g，h，i)。

砂砾岩：岩石为砾状结构，块状构造。分选差—中等，成分成熟度和结构成熟度均较低，但好于陡坡带砂砾岩(图 4a，g)。碎屑含量一般为80%~85%，其中砾含量为55%左右，砂含量为35左右%(数据来自BC1井、H2井和H3井)。砾石颗粒主要为来自母源区的变质岩砾、火山岩砾、石英岩砾、泥岩砾等，其次为砂岩岩屑和凝灰岩岩屑(图 4j)。砾石颗粒呈次棱角状—次圆状，磨圆度差—中等(图 4g)。粒径一般为0.3~20.0 mm，最大为80.0 mm(数据来自BC1井、H2井和H3井)。填隙物以泥质杂基为主，胶结物含量为较少，胶结物主要为黏土矿物，偶见黄铁矿。支撑类型主要为颗粒支撑，颗粒接触关系为点接触和线接触，胶结类型主要为孔隙胶结。

砾岩：砾岩以细—中砾岩为主，偶见粗砾岩，砾含量一般为68%~92%。粒径一般为0.5~30.0 mm，最大为120.0 mm(数据来自H2井和BC1井)。岩石为砾状结构，分选差—中等，成分成熟度和结构成熟度均好于陡坡带砾岩(图 4b，h)。砾石颗粒主要为来自母源区的砂岩岩屑和泥岩岩屑，其次为变质岩(千枚岩、片麻岩、板岩等)岩石碎屑和火山岩岩屑，偶见石英、长石等陆源矿物碎屑(图 4k)。砾石颗粒以次圆状为主，磨圆度中等(图 4h)。填隙物以泥质杂基为主，胶结物含量少，主要为方解石和伊利石。支撑类型主要为颗粒支撑，颗粒接触关系为点接触和线接触，胶结类型主要为接触胶结。

砂质砾岩：岩石为砾状结构，块状构造。分选中等，成分成熟度和结构成熟度一般(图 4i)。碎屑含量一般为74%~86%，其中砾含量为55%左右，砂含量为25%左右。砾石颗粒主要为变质岩砾、火山岩砾、石英岩砾等(图 4l)。砾石颗粒呈次圆状，磨圆度中等。粒径一般为1.0~7.0 mm，最大为40.0 mm(数据来自BC1井)。填隙物以胶结物为主，胶结物主要为钙质。支撑类型主要为颗粒支撑，颗粒接触关系主要为点接触，胶结类型主要为接触胶结。

无论是陡坡带粗碎屑岩，还是缓坡带粗碎屑岩，它们的颗粒磨圆度和分选性均较差，岩石的成分成熟度和结构成熟度均较低，这些岩石学特征均反映粗碎屑岩均有近源快速堆积的沉积特点^{[3, 16]}。但缓坡带粗碎屑岩的磨圆度、分选性均好于陡坡带粗碎屑岩，表明缓坡带较陡坡带粗碎屑岩有更长的搬运运移距离。

4 沉积特征 4.1 沉积建造模式 4.1.1 岩性组合特征

通过对银额盆地6个凹陷、15口钻井的粗碎屑岩开展深入分析，按照粗碎屑岩与上覆和下伏地层的岩性组合特征，将粗碎屑岩的岩性组合分为3类：

第一类岩性组合为“火山岩+粗碎屑岩+细碎屑岩”，代表性凹陷有哨马营凹陷、哈日凹陷等(图 2、图 5a)。粗碎屑岩为扇三角洲、水下扇等环境沉积的巨厚砂砾岩、砾岩、砂质砾岩、凝灰质砾岩、含砾砂岩等，厚层粗碎屑岩之间夹杂薄层泥岩和粉砂岩，部分凹陷还夹杂火山岩(如哈日凹陷)。粗碎屑岩下伏地层为以英安岩、玄武岩、安山岩为主的喷发相火山岩，火山岩厚度大，可达数百米，多数石油钻井把钻遇这套火山岩作为完钻的依据，仅有哈日凹陷的HC1井揭穿了火山岩，火山岩下伏地层为变质岩。粗碎屑岩上覆地层为滨浅湖相—半深湖相沉积的细碎屑岩，岩性以泥岩为主，夹杂薄层—中层的粉砂岩、细砂岩、泥质粉砂岩等。

第二类岩性组合为“变质岩+粗碎屑岩+细碎屑岩”，代表性凹陷有拐子湖凹陷、查干凹陷等(图 2、图 5b)。粗碎屑岩为扇三角洲、水下扇等环境下沉积的厚层砂砾岩、砾岩等，厚层粗碎屑岩之间夹杂薄层—中层泥岩、含砾泥岩、粉砂岩等。粗碎屑岩下伏地层的岩性主要为片岩、板岩等变质岩，具有区域变质的特点。粗碎屑岩上覆地层为滨浅湖相—半深湖相沉积的细碎屑岩，岩性为泥岩、页岩、细砂岩等。

第三类岩性组合为“细碎屑岩+粗碎屑岩+细碎屑岩”，代表性凹陷有路井凹陷、乌力吉凹陷等(图 2、图 5c)。粗碎屑岩为扇三角洲、水下扇等环境下沉积的厚层砂砾岩、砾岩等，厚层状粗碎屑岩之间夹杂中—厚层泥岩、细砂岩等。粗碎屑岩上覆地层为湖相沉积的泥岩、砂岩等细碎屑岩。粗碎屑岩下伏地层为以细砂岩、粉砂岩、泥岩等为主的细碎屑岩，部分凹陷有大套砂砾岩发育，但是下伏地层中的砂砾岩明显以灰绿色、棕红色、杂色等氧化色为主，反应出不同的沉积环境，与本研究中的粗碎屑岩有明显的区别(图 2)。更为巧合的是，具有这种岩性组合的凹陷均为有侏罗纪残余地层的凹陷^{[6, 10, 15]}，推测粗碎屑岩下伏地层为侏罗系。

4.1.2 沉积序列

粗碎屑岩主要形成于水下扇、扇三角洲等沉积体系(图 2)，水下扇和扇三角洲的分布与构造位置、古地形坡度、古水深、古气候等均有密切的关系。受构造运动等的影响，粗碎屑岩表现出一定的沉积序列。

(1) 水下扇体系

水下扇主要发育于湖盆形成早期控凹/坳断层下盘的陡坡带，为断陷湖盆发育的一套近源陆源碎屑物直接进入湖盆形成的扇体沉积^[17-18](图 6、图 7a)。水下扇的沉积具有重力流与牵引力双重水动力特征，它的形成受断层活动，需要一定的坡度和足够的水深。由于坡度大，冲积平原不发育，冲积扇前端直接进入深水区，为水下扇发育提供物源，向凹陷方向扇体前端及两侧均为深湖或者半深湖包围。水下扇形沉积的岩性为灰色—深灰色砾岩、灰色—深灰色砂砾岩、灰色砂岩、深灰色泥岩，呈现不等厚互层的特征。

参照前人的划分方案^[19]，研究区水下扇可分为扇根、扇中和扇端三个亚相。扇根亚相位于水下扇的根部，沉积物主要由粗粒的砂砾岩、砾岩等组成，可划分出主水道和水道间两个微相。扇中亚相为水下扇的主体部分，岩性组合表现为一套由砂砾岩、砂岩和泥岩的互层，沉积微相包括辫状水道、辫状水道间和扇中前缘。扇端亚相位于水下扇最前缘，该亚相以具有水平层理构造的泥岩沉积为主，局部地区有细砂岩、粉砂岩发育，沉积微相主要有扇端泥微相。

研究区水下扇沉积体系的地震反射特征为杂乱或空白楔状结构(图 6)，水下扇各沉积微相在纵向上多次叠加，反映水下扇沉积时候发生多期次构造运动、古水深多变、古气候周期性变化等特征，沉积过程持续时间长，多期水下扇叠加进而形成了厚层的粗碎屑岩沉积地层(图 2，6、图 7a)。

(2) 扇三角洲体系

扇三角洲沉积体系是沉积物经过近距离搬运在断陷湖盆缓坡带沉积而形成的一种沉积体系，由扇三角洲相构成，是银额盆地中生界最常见、最重要的沉积体系，也是银额盆地最有利的储集砂岩提供者之一(图 6、图 7b)。扇三角洲沉积地层的岩性多为浅灰色—杂色砂砾岩、砾岩与浅灰色泥岩的不等厚互层，由于有一定的搬运距离，相对于水下扇沉积体系，粗碎屑岩在磨圆度、分选性、成分成熟度和结构成熟度等方面均好于水下扇。

平面上，研究区扇三角洲可分为扇三角洲平原、扇三角洲前缘和前扇三角洲三个亚相。扇三角洲平原为扇三角洲的陆上部分，以水流和重力流的粗粒沉积物为特征，砂砾层具不明显的平行层理或交错层理，分选差，具砂质基质，沉积微相有分流河道和漫滩沼泽。扇三角洲前缘属于水上、水下分流河道的混合沉积，以较陡的前积相为特征，牵引流为主，常见大、中型交错层理，沉积微相有水下分流河道、水下分流河道间、河口坝和前缘席状砂。前扇三角洲位于扇三角洲前缘外侧，大部分形成于波及面以下，部分为浅湖成因，岩性以暗色泥岩和粉砂岩为主，具水平纹层和透镜状层理，沉积微相为前三角洲微相。

银额盆地扇三角洲沉积体系在地震反射特征上表现为杂乱或空白结构(图 6)，扇三角洲的个体小而数量多，常形成于湖盆短轴缓坡带区域、成群出现，纵剖面上多期扇三角洲叠加进而形成了分布广泛、厚度较大的粗碎屑岩沉积地层(图 2，6、图 7b)。

4.2 沉积模式

粗碎屑岩沉积时期，银额盆地众多湖盆快速沉降，自成独立沉积单元的凹陷大多呈现狭长状，且规模较小，沉积空间有限，而两侧物源供给丰富，沉积物近岸快速堆积而形成粗碎屑岩(图 8)。粗碎屑岩的沉积相类型与构造位置关系密切(图 6，8)：缓坡带沉积时，由于坡度较小，沉积物有一定的搬运距离，沉积相类型主要为扇三角洲；陡坡带由于靠近控凹(坳)大断裂，坡度较大，沉积物搬运距离小，沉积相类型主要为水下扇。水下扇粗碎屑岩相对于扇三角洲粗碎屑岩粒度更大，磨圆度和分选性更差，成分成熟度和结构成熟度更低。粗碎屑岩的地震反射特征多为杂乱反射和空白反射，退积特征明显。粗碎屑岩为凹陷形成初期的各种扇体沉积响应，伴随湖盆持续扩张，水下扇和扇三角洲呈现“持续退积”的沉积特点，稳定的湖盆沉降和地层沉积速率形成了银额盆地“广泛发育、局部巨厚”的粗碎屑岩地层(图 2，3，6)。纵向上，由于多个扇体的垂向叠置，部分凹陷可形成巨厚的粗碎屑岩层(如哈日凹陷、路井凹陷等)；平面上，尽管厚度不一，但银额盆地各个凹陷、凹陷各个构造部位均有粗碎屑岩发育。

5 年代界定及其地质意义 5.1 年代界定

虽然粗碎屑岩的直接定年一直是同位素年代学研究的难题，但可以根据盆地的充填序列、粗碎屑岩层序、动植物化石和盆内岩浆岩定年等证据对粗碎屑岩形成时代进行约束^[3]。

锆石U-Pb定年成为同位素年代学研究中最常用和最有效的方法之一，锆石年代学研究成为确定各种高级变质作用峰期年龄和岩浆岩结晶年龄的理想方法，能为地层沉积时限提供强有力的证据^[20-24]。银额盆地古生代和中生代岩浆活动频繁，岩浆岩发育，前人在研究区开展了许多锆石U-Pb年代学方面的研究，将其应用于区域沉积构造演化、地层沉积时限、火山岩幔源特征等研究中^{[13, 25-26]}。哈日凹陷HC1井粗碎屑岩段发育火山岩夹层，岩石呈灰褐色，隐晶质结构，块状构造，局部发育气孔构造，主量元素中SiO₂质量分数为56.11%，K₂O的质量分数为3.00%，Na₂O的质量分数为3.24%，确定其岩性为玄武安山岩。锆石LA-ICP-MS U-Pb定年表明，最年轻的一组岩浆成因锆石的²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为132.6±0.7 Ma(MSWD=0.67)(图 9a)。锆石年龄分布频率图显示，该组锆石年龄主要为130.5~137.0 Ma，主峰值为132.5 Ma(图 9b)。年龄对应的年代为早白垩世，代表了火山岩形成年代为早白垩世^[26]，指示HC1井粗碎屑岩的沉积时间应不早于130.5~137.0 Ma。卫平生等^[27]通过对银额盆地东部查干凹陷的CC1井火山岩样品开展K-Ar同位素测年，得到的年龄为115.6~116.7 Ma，该样品位于粗碎屑岩的上部地层，表明粗碎屑岩的沉积时间应不晚于115.6~116.7 Ma。由此推测的粗碎屑岩的沉积时间为115.6~137.0 Ma，即早白垩世。

粗碎屑岩具有多旋回的沉积特征，岩性为大套砂砾岩/砾岩夹杂薄层—中层细碎屑岩，细碎屑岩段发现的大量的孢粉、介形虫等化石。本研究对哈日凹陷HC1井粗碎屑岩段2个泥岩样品进行孢粉化石鉴定测试分析，样品测试分析由吉林大学古生物学与地层学研究中心孢粉实验室完成，方法为每个样品取过筛的干样120 g，进行盐酸→氢氟酸→盐酸处理，重液浮选后醋酸稀释，洗至中性，用筛选法将孢粉集中在试管中，制片在显微镜下鉴定。测试结果表明，孢粉化石以裸子类花粉占优势(78.95%~90.91%)，蕨类孢子含量较低(9.09%~21.05%)，未见被子类花粉，孢粉组合特征为克拉梭粉(Classopollis)-原始松柏粉(Protoconiferus)-周壁粉(Perinopollenites)组合(图 10)。卫平生等^[24]通过对银额盆地下白垩统孢粉组合特征开展研究，自下而上建立了8个孢粉组合，本研究中的2个样品的孢粉化石组合特征与最下部的孢粉组合特征完全一致。与HC1井处于同一凹陷的H1井粗碎屑岩段也发现了大量孢粉化石，组合特征为克拉梭粉(Classopollis)-苏铁粉(Cycadopites)-周壁粉(Perinopollenites)，与前人建立的银额盆地、准噶尔盆地、二连盆地等的下白垩统孢粉组合特征相似^[28-30]。盆地西部哨马营凹陷WC1井粗碎屑岩顶部的泥岩段发现少量的介形虫化石，主要类型为单肋女星介、圆星介、狼星介，女星介在我国早白垩世地层中广泛出现^[31-33]，该泥岩段轮藻化石也较为丰富，地层时代大致相当于早白垩世贝里阿斯—巴列姆期。

粗碎屑岩段的古生物化石特征与银额盆地周缘的甘肃玉门地区、新疆准噶尔盆地、二连盆地等的下白垩统具有相似性，能够建立对比关系。同位素测年资料也表明粗碎屑岩的沉积时间为115.6~137.0 Ma，对应时代为早白垩世。综合古生物、锆石测年等资料，厘定的粗碎屑岩的沉积年代为早白垩世。

5.2 地质意义探讨 5.2.1 粗碎屑岩地层底界的地质意义

前人研究表明，银额盆地只有少数凹陷有侏罗系残余地层，如盆地西部的路井凹陷、盆地东南部的乌力吉凹陷等^{[10, 15]}。路井凹陷侏罗系岩性为灰色泥岩、细砂岩、粉砂岩、含砾砂岩等的不等厚互层，指示为扇三角洲、辫状河三角洲等环境的沉积产物，岩性与上覆的下白垩统粗碎屑岩易于区分。乌力吉凹陷侏罗系岩性主要为灰绿色砂砾岩、灰色粗砂岩等粗粒碎屑岩，粗碎屑岩与褐色泥岩不等厚互层，侏罗系粗碎屑岩与上覆的下白垩统粗碎屑岩不整合接触，且与下白垩统粗碎屑岩在沉积环境、发育规模等方面有巨大的差别。在沉积环境方面，侏罗系粗碎屑岩颜色普遍为灰绿色、棕红色、褐色等，反映出氧化性沉积环境，沉积相为冲积扇或三角洲；而下白垩统粗碎屑岩以灰色、深灰色为主，反映出还原性沉积环境，粗碎屑岩为水下扇、扇三角洲等的沉积产物。在厚度方面，侏罗系粗碎屑岩累计厚度小，且以薄层形式出现；而下白垩统粗碎屑岩累计厚度和单层厚度均较大，甚至为巨厚层。对于这些有侏罗系残余地层的凹陷，下白垩统粗碎屑岩不整合接触于下伏的侏罗系以砂砾岩为主粗碎屑岩或以泥岩为主的粗细混层碎屑岩，这套粗碎屑岩与侏罗系界面明显、易于识别，粗碎屑岩的底界为中生界侏罗系和白垩系的地层划分界面。

除了少数有侏罗系地层残余的其他绝大部分凹陷，粗碎屑岩均不整合接触于下伏的火山岩和变质岩地层。火山岩是火山作用时喷出地表的岩浆经冷凝、成岩、压实等作用形成的岩石，火山岩上覆的下白垩统粗碎屑岩与火山岩下伏地层在沉积年代上应存在巨大的间隔，粗碎屑岩底界代表了一个较大的沉积间断和较为重要的地层界面。对于下白垩统粗碎屑岩不整合接触于变质岩地层的区域，岩性的突变预示着粗碎屑岩底界亦代表了一个较大的沉积间断和较为重要的地层界面。区域构造演化特征表明，上古生界(石炭系、二叠系等)沉积后，银额盆地经历了侏罗纪—三叠纪强烈的构造运动，三叠纪和侏罗纪地层局限沉积、零星分布，上古生界岩石发生了较强的变形作用和变质作用^[10]。对于这些凹陷，粗碎屑岩下伏的火山岩和变质岩地层为上古生界，粗碎屑岩的底界为白垩系与上古生界的地层划分界面。

综上所述，无论是有侏罗系残余地层的凹陷，还是无侏罗系残余地层的凹陷，粗碎屑岩的底界均可作为白垩系与其他地层划分的重要地层界面。

5.2.2 粗碎屑岩对于盆地地层对比的意义

银额盆地研究程度低，虽然前人搭建了盆地的地层格架，但对于地层的具体划分方案存在很大的争议。特别是对于下白垩统的底界，不同的学者有不同的认识，且存在巨大的差异。有学者或研究机构认为银额盆地是在古生代褶皱基底基础上发育起来的中新生代沉积盆地，中生代沉积盆地形成于早白垩世，固将变质岩层顶作为白垩系底界的划分依据^[11]。这种划分方案对于部分凹陷合理可行，但对于一些确实存在着未变质上古生代地层的凹陷来说，这种划分方案又似乎存在着不合理性。卫平生等认为下白垩统在盆地东部不整合于上石炭统阿木山组和华力西期、印支期花岗岩体之上，在盆地西部不整合于中、下侏罗统或三叠系之上沉积岩^[28]。这种分区域的划分方案在一定程度上解决了具有复杂地层接触关系的白垩系底界的划分难题，但银额盆地地质情况极其复杂，这种划分方案也存在一些问题。首先，上古生代侵入岩并非区域性分布，单个侵入岩体分布局限，且在盆地东部和西部均有分布；其次，不仅仅盆地西部有侏罗系或三叠系残余地层，盆地东部的乌力吉凹陷亦有侏罗系残余地层展布。

相似的沉积构造特征使得银额盆地各个凹陷下白垩统粗碎屑岩广泛发育，且与下伏地层易于区分，广泛发育的粗碎屑岩能够作为地层划分与对比的区域性标志层，粗碎屑岩底界为中生界下白垩统的底界。粗碎屑岩作为区域性地层划分与对比标志层的确定为银额盆地地层划分提供了可靠的依据，解决了银额盆地中生界下白垩统底界划分依据不明确、划分方案不统一等难题，对于银额盆地的地层研究有重要的意义。

5.2.3 粗碎屑岩对于盆地三叠纪—侏罗纪构造演化特征研究意义

银额盆地三叠系和侏罗系普遍缺失，前人对这套地层的研究较少。对于地层的缺失原因有两种推测，一种是沉积缺失，三叠系和侏罗系只是在盆地局部区域沉积；另一种是前期接收沉积、后期遭受剥蚀。这两种推测代表着两种截然不同的沉积构造演化模式，地层缺失原因的不确定性势必导致前人对于三叠纪—侏罗纪构造演化特征认识不尽相同^[11-12]。寻找相关的证据是开展三叠纪—侏罗纪构造演化特征研究的关键，而本研究或多或少能为这方面的研究提供依据。

粗碎屑岩为凹陷形成初期的各种扇体沉积响应，指示银额盆地绝大多数凹陷形成于早白垩世，这与张代生等^[12]等认为银额盆地早白垩世为伸展裂谷发育阶段的观点一致。结合地层分布情况，银额盆地凸起带出露的地层主要为石炭系和二叠系海相/海陆交亙相地层^{[10, 15]}，三叠系在露头区和盆内均零星发育^{[6, 15]}，侏罗系仅在居延海坳陷、尚丹坳陷等局限分布^{[6, 10, 15]}。推测银额盆地三叠纪—侏罗纪经历了强烈挤压的构造应力环境，三叠纪盆地整体抬升、沉积地层零星发育；侏罗纪盆地在整体挤压隆升的环境下局部沉降，以居延海坳陷、尚丹坳陷等为代表的少数凹陷沉积了侏罗纪沉积地层。这种构造演化模式能从卢进才等^[9]建立的银额盆地燕山期“张扭拉分—隆升(局部沉降)—强烈挤压抬升—张扭拉分—挤压推覆”的构造应力作用过程得以验证。粗碎屑岩的研究能为确定中生界凹陷的具体形成时期、研究地层普遍缺失的三叠纪—侏罗纪这一时段的盆地构造演化特征等提供依据，对于银额盆地原型盆地恢复的研究意义重大。

6 结论与认识

(1) 粗碎屑岩不仅广泛分布于银额盆地各个凹陷，在同一凹陷的不同构造部位也广泛发育。粗碎屑岩以砂砾岩和砾岩为主，分选差、成分成熟度和结构成熟度均较低、砾石颗粒磨圆度中等，反映粗碎屑岩为近源快速堆积的沉积特点。

(2) 粗碎屑岩沉积建造模式可分为3类：火山岩+粗碎屑岩+细碎屑、变质岩+粗碎屑岩+细碎屑岩和细碎屑岩+粗碎屑岩+细碎屑岩。粗碎屑岩为凹陷形成初期各种扇体的沉积相应，缓坡带以扇三角洲沉积为主，陡坡带以水下扇沉积为主，扇体呈现“持续退积”的沉积特点，稳定的湖盆沉降和地层沉积速率形成了银额盆地“广泛发育、局部巨厚”的粗碎屑岩地层。

(3) 同位素测年厘定的粗碎屑岩的沉积时间为115.6~137.0 Ma，对应的时代为早白垩世。粗碎屑岩段的孢粉组合特征为Classopollis-Protoconiferus-Perinopollenites，介形虫化石主要有单肋女星介、圆星介、狼星介等，古生物化石特征与前人建立的银额盆地及其周缘地区早白垩世化石特征相似，粗碎屑岩沉积年代应为早白垩世。

(4) 粗碎屑岩作为下白垩统底界划分的区域性标志层的确定，解决了银额盆地中生界下白垩统底界划分依据不明确、划分方案不统一等难题，对于银额盆地的地层研究有重要的意义。粗碎屑岩的研究能为确定中生界凹陷的具体形成时期、研究地层普遍缺失的三叠纪—侏罗纪这一时段的盆地构造演化特征等提供依据，对于银额盆地原型盆地恢复的研究意义重大。