华北地台上古生界沉积环境的研究一直是学术界的热点，前人已经完成了详细的调查研究工作，并取得了丰硕的成果^{[1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8]}，其中主要集中在鄂尔多斯盆地以及山西、河南等地区，而辽西地区则尚未得到深入研究。对辽西地区上古生界沉积环境的识别与分析，有助于健全并完善整个华北地台上古生界沉积环境的研究，并为华北地台晚古生代古地理、古环境的整体演化提供重要参考。同时，晚古生代既是古亚洲洋闭合的重要时期^{[9, 10, 11, 12]}，也是华北板块大幅度向北漂移的时期^[13]，这其中的海退过程以及古纬度升高所造成的气候变化必然会在当时辽西地区的沉积环境中得到反映。

沉积岩碎屑组分的粒度分布特征是衡量沉积介质能量的尺度，当沉积环境和水动力条件变化时，往往可以在粒度特征上得到良好的响应，因此，与沉积物粒度相关的数据：如分选度δ₁、偏度Sk₁、中值Md、峰度Kg等，和利用粒度参数建立的数学参数模型以及相关的图解：如C-M图解，粒度概率累积曲线、直方图、粒度频率曲线等均可以作为判别沉积环境类型的重要参考标志。粒度频率分布曲线的形态反映沉积物的搬运介质类型及动力条件等特征，部分学者利用数学参数公式，将频率曲线中呈多峰态分布的曲线分解成多个单峰的、具有特定分布形态的端元，从而区分出多成因沉积物中的不同成因组分：如孙千里等（2011）及Chu et al.（2009）分别在我国北方岱海和四海龙湾湖的湖泊沉积中识别分离出风、水搬运的两种组分^{[13, 14]}；孙东怀等（2000，2002，2004）利用Weibull函数法在黄土组分中识别出细粒组分与西风有关，粗粒组分则与亚洲冬季风有关^{[15, 16, 17, 18]}；Liu et al.^[19]利用Gert提出的端元分析法模型^[20]从青藏高原库赛湖沉积的粒度数据中分离出于东亚冬季风有关的组分。Visher（1965、1969）提出利用概率累积曲线图建立沉积环境的典型模型^{[21, 22, 23]}，由于概率累积曲线图可以将碎屑组分中含量较少的粗、细尾部放大进而更加突出的表现出来，便于分析^[24]（朱筱敏，2008），因此，许多学者在利用粒度概率累积曲线方法进行沉积环境研究、判别的工作中取得了大量进展：加东辉等^[25]判定渤中25-1南油田第三系明化镇组为浅水三角洲相沉积，并识别出三角洲平原亚相及其所包含的四个微相；狄明信等^[26]对济阳坳陷上第三系馆陶组河流相沉积的粒度特征进行了描述，并且通过C-M图像、粒度离散图及萨胡判别公式讨论了该地层河流的类型，并认为不同性质的河流，其粒度在垂向上的变化速率不同，直接影响到砂体的非均质性；胡耀军等^[27]根据粒度特征及其他证据，对大港滩海区沙一段下部地层的沉积环境进行了分析，认为其属于重力流水道环境的产物；王国光等^[28]识别出临邑洼陷南斜坡沙河街组三角洲沉积中两个微相的粒度概率累积曲线特征：水上分流河道微相表现为宽缓上拱式和典型两段式组合特征，水下分流河道微相表现为低斜多跳—悬式和高斜两跳—悬式组合特征，并且对河口坝中河流作用与波浪作用的强弱进行了区分；陈荣林^[29]通过粒度概率累积曲线识别出苏南上白垩统赤山组沉积中的风成组分。由此可见，粒度分析在不同成因沉积物的识别过程中均可以提供有力佐证。朱筱敏^[24]提出粒度特征是沉积水动力条件的沉积响应，不同的亚环境可能具有相同的水动力条件进而具有相同的粒度特征。因此，在利用粒度分析判别沉积环境时，应该结合沉积岩性、构造等其他地质信息。本文将以粒度分析结果为依据，并结合地层的序列、结构、构造及岩性等方面的特征，对辽西兴城地区上古生界的沉积环境、水动力条件演化等进行描述、讨论。

辽宁兴城地区的上古生界主要分布于杨家杖子向斜，粒度分析所使用的样品采自兴城杨家杖子向斜南翼牤牛山上石炭统至二叠系实测剖面以及位于杨家杖子向斜核部的吉科一井（坐标：40°48′11.96″ N；120°31′26.43″ E）岩芯，位置见图 1。

图 1 研究区位置、地层分布及剖面、吉科一井位置概图 1.寒武系；2.中奥陶统马家沟组；3.上石炭统本溪组及上石炭统至下二叠统太原组；4.二叠系山西组、石盒子组及蛤蟆山组；5.下三叠统红砬组；6.蓟县系；7.第四系；8.青白口系；9.牤牛山上石炭统至二叠系实测剖面；10.平行不整合；11.正断层；12.平移断层；13.性质不明断层；a.侏罗系侵入岩；b.下白垩统；c.角度不整合界线；d.平移断层；e.研究区位置；f.新太古界；g.元古宇；h.下古生界。 Fig. 1 Distribution of stratum and map of research area、measured section and location of JK-1 Well drilling

图选项

本地区地层为典型的华北型，地层分组采用华北地层区划分方案。上古生界底部缺失泥盆系与下石炭统，上石炭统本溪组平行不整合覆盖于奥陶系马家沟组灰岩之上，本溪组自下而上分别为中粗粒砂岩、粉砂岩、泥岩夹铝土矿及灰岩（图 2a）、泥灰岩（图 2b），粒度逐渐变细，表现出正粒序旋回特征。本溪组之上依次为太原组、山西组、石盒子组及蛤蟆山组，均为整合接触。太原组与山西组岩性相似，均为巨厚的暗色粉砂岩、泥质粉砂岩夹灰岩及煤线的沉积，有机碳质含量丰富（图 2c），并含有铝土质夹层，整体无粒序旋回特征。石盒子组发育三个正粒序旋回层序，每个旋回底部为含砾粗砂岩、中粗粒岩屑长石砂岩，矿物间多呈颗粒支撑结构（图 2d），局部发育斜层理（图 2e），向上粒度变细，逐渐过渡到粉砂岩及泥岩夹铝土矿，顶部旋回不完整，仅发育旋回底部的粗粒部分，且本组中成分成熟度和结构成熟度在垂向上有逐渐降低的趋势。蛤蟆山组相当于石千峰组^[30]，为一套含砾粗碎屑岩系，下部为厚层巨砾岩(图 2f），砾石磨圆较好，成分多为石英砂岩质，粒径5~20 cm，多呈叠瓦扇状排列，其上为中粗粒长石岩屑砂岩，分选磨圆差(图 2g,h），长石、岩屑等不稳定组分含量较高，颗粒间多为杂基支撑结构（图 2g）。蛤蟆山组与其上覆地层下三叠统红砬组整合接触。

图 2 兴城地区上古生界岩性柱状图 A.吉科一井上石炭统至二叠系岩性柱状图；B.杨家杖子牤牛山上石炭统至二叠系实测剖面岩性柱状图；a.本溪组灰岩；b.本溪组泥灰岩，含黄铁矿；c.山西组碳质泥灰岩；d.石盒子组中粗粒岩屑砂岩，矿物间为颗粒支撑结构；e.石盒子组中细粒长石石英砂岩，发育斜层理；f.蛤蟆山组石英砂岩质巨砾岩，砾径可达20 cm；g.蛤蟆山组中粗粒含砾岩屑砂岩，矿物间为杂基支撑结构，颗粒多呈尖棱角状；h.蛤蟆山组中粗粒岩屑砂岩，杂基支撑结构；1.碳质泥岩；2.灰岩；3.泥灰岩；4.泥质粉砂岩；5.细砂岩；6.煤；7.铝土质粉砂岩；8.含碳粉砂质泥岩；9.铝土岩；10.页岩；11.砾岩；12.含砾粗砂岩；13.粉砂岩；14.中细粒长石石英砂岩；15.中粗粒长石岩屑砂岩；16.煤线；17.中细粒长石岩屑砂岩；18.中细粒含砾岩屑石英砂岩；19.中细粒长石岩屑石英砂岩；20.中细粒含凝灰质岩屑石英砂岩；21.凝灰质粉砂岩；22.中细粒长石英长石砂岩；23.粒度分析样品；24.中粗粒含砾岩屑石英砂岩；25.中粗粒含砾岩屑砂岩；26.中粗粒含砾长石岩屑砂岩。Fig. 2 Lithological column of Upper Paleozoic in Xingcheng area

图选项

在各组中共挑选11个样品进行粒度分析。经计算^[31]，每个薄片稳定频率的平均统计颗粒数为450左右，因此使用薄片法，在每个样品中统计450个以上的颗粒。为了使通过薄片统计的颗粒粒径更接近筛析的粒径，因此将薄片数据通过Friedman回归方程^{[32, 33]}换算成筛析结果，以减少因切片效应等情况而造成的系统误差，样品各累积频率所对应的Φ值见表 1。统计结果采用Fork＆Ward公式^{[34, 35]}计算出各样品粒度参数见表 2。

自Visher^{[21, 22, 23]}提出利用概率累积曲线图建立沉积环境的典型模型以来，大量学者通过对不同沉积环境中的现代沉积物及古老沉积物的研究，已经建立起较为准确的模型来通过粒度概率累积曲线图对沉积环境进行判别，现选取所分析样品中的9个特征较为明显的进行描述与分析，各典型样品的粒度概率累积曲线见图 3。

图 3 各样品粒度概率累积曲线图（纵坐标为概率累积百分比，横坐标为Φ值）Fig. 3 Grain-size probability cumulative curves for each sample(Vertical coordinate is cumulative percentage of probability and horizontal coordinate is Φ value)

图选项

Px4-1：所在层位为本溪组底部，岩性为中细粒长石石英砂岩，局部含砾。平均粒径2.95Φ，中值Md为2.94Φ，分选中等，粒度概率累积曲线发育两个总体，曲线呈典型的河流型两段式，跳跃总体含量95%，斜率为66°，悬浮总体含量5%，两总体截点为4Φ，表明水动力条件中等。本层为岩石粒度较粗，云母、岩屑等不稳定组分含量较高，分选磨圆中等偏差，矿物间为颗粒支撑结构，底部具有不太明显的冲刷构造，在本组地层序列中，该层位构成了典型曲流河下粗上细的正旋回层序二元结构^[37]的下部，因此其沉积环境应为曲流河河道环境。

Px6-2：所在层位为本溪组中部，岩性为泥质粉砂岩。平均粒径3.15Φ，中值Md为3.12Φ，分选较好，粒度概率累积曲线发育两个总体，呈明显的两段式，其中跳跃总体含量99%，悬浮总体含量仅不到1%，跳跃总体斜率为65°，两总体截点为5.3Φ，表明水动力条件较弱，远小于曲流河河道，且该层位在本组地层序列中构成了典型曲流河下粗上细的正粒序旋回二元结构中^[37]的中部，岩屑含量有所降低，矿物间为颗粒支撑结构，具有块状构造和水平层理构造，因此其沉积环境应属曲流河决口扇至泛滥平原环境。

Px10-1：位于太原组下部，岩性为粉砂岩。平均粒径3.11Φ，中值Md为3.11Φ，分选好，粒度概率累积曲线图仅发育跳跃总体，斜率72°，粒度区间主要集中于2~3Φ之间，表明水动力条件中等；该层位可见黄铁矿，磨圆较好，矿物间为颗粒支撑至过渡支撑结构(图 4），具块状构造，整体上，其上部为巨厚层碳质泥岩夹煤线，构成太原组与山西组的巨厚层泥岩、页岩夹煤沉积，且显示出不明显的反粒序旋回层序特征，具有三角洲沉积的性质，因此判断该层位为三角洲平原决口扇环境。

图 4 粒度分析样品岩石显微结构特征Fig. 4 Microsturctural features of grain-size analysis samples

图选项

Px13-1：所在层位为石盒子组下部，岩性为含砾长石石英粗砂岩。平均粒径2.26 Φ，中值Md为2.22 Φ，分选较好，粒度概率累积曲线图发育两个总体，其中跳跃总体含量99%，斜率70°，悬浮总体含量1%，两总体截点为3.5Φ，表明水动力条件较强，概率累积曲线为典型的河流两段式；成分上岩屑、长石等不稳定组分较下伏山西组地层有所增加，碳质、煤线等有机质含量大幅下降，矿物间为颗粒支撑结构（图 4），该层底部可见冲刷构造，在石盒子组的岩层序列中，该层位为石盒子组第一个典型曲流河正粒序旋回二元结构^[37]的下部（图 5），应属曲流河河道环境。

图 5 兴城地区上古生界曲流河垂向模式与曲流河标准垂向模式 a.兴城地区上石炭统本溪组及石盒子组中下部曲流河垂向模式；b.曲流河标准垂向模式[37]（据Walker, et al., 1984，有修改）；SS.冲刷面，含河道滞留形成的砾石；A.具不明显的槽状交错层理的粗砂岩及含砾粗砂岩；B.具板状或槽状交错层理的中粗粒砂岩；C.具斜层理的中细粒砂岩及粉砂岩；D.具水平层理的粉砂岩；E.具块状构造的泥岩及粉砂质泥岩 Fig. 5 Standard vertical model of meandering river and vertical model of meandering river of Upper Paleozoic in Xingcheng area

图选项

Px18-1：所在层位为石盒子组中部，岩性为泥质粉砂岩。平均粒径4.79 Φ，中值Md为4.81Φ，分选中等，粒度概率累积曲线图仅发育跳跃总体，斜率65°，粒度区间主要集中于3~5 Φ之间，粒度较细，表明水动力条件较弱，颗粒间为过渡支撑结构，具有块状构造，该层位在石盒子组的第一个粒序旋回中，构成典型曲流河正粒序旋回二元结构^[37]的顶部，应属曲流河河漫环境。

Px19-1：所在层位为石盒子组中部，岩性为中细粒长石岩屑石英砂岩。平均粒径2.02Φ，中值Md为2.03Φ，分选较好，粒度概率累积曲线图发育两个总体，表现为典型的河流两段式；其中跳跃总体含量97%，斜率73°，悬浮总体含量3%，两总体截点为3Φ，跳跃总体主要集中于1~3Φ，表明水动力条件较强；矿物间为颗粒支撑结构，斜长石与岩屑含量明显增加（图 4），且具有不明显的交错层理，该层位在石盒子组的第二个粒序旋回中，构成典型曲流河正粒序旋回二元结构^[37]的底部，应属曲流河河道环境。

Px23-1：所在层位为石盒子组上部，岩性为中细粒长石岩屑石英砂岩。平均粒径2.95Φ，中值Md为2.96，分选中等，粒度概率累积曲线图发育两个总体，其中跳跃总体含量80%，斜率65°，悬浮总体含量20%，斜率54°，两总体截点为3.6Φ，表明水动力条件较强；该层位岩石成分成熟度低，含有岩屑及凝灰质物质，未发现有机质及植物化石，矿物间为颗粒支撑结构（图 4），整体具有不明显的波状层理，本层为构成石盒子组第三个粒序旋回的底部，该旋回下部粗碎屑成分厚度远大于上部细粒组分，与曲流河标准垂向模式^[37]具有明显的差别，而与辫状河标准垂向模式^[38]相似，因此判断该层位沉积环境应属辫状河心滩（图 6）。

图 6 兴城地区上古生界辫状河垂向模式与辫状河标准垂向模式 a.兴城地区石盒子组上部辫状河垂向模式；b.辫状河标准垂向模式[38]（据Cant, et al.，1976，有修改）；SS.冲刷面，含河道滞留形成的砾石；A.具不明显的槽状交错层理的粗砂岩及含砾粗砂岩；B.具板状或槽状交错层理的中粗粒砂岩；C.具斜层理的中细粒砂岩及粉砂岩；D.具水平层理的粉砂岩；E.具块状构造的泥岩及粉砂质泥岩。Fig. 6 Standard vertical model of braider river and vertical model of braider river of Upper Paleozoic in Xingcheng area

图选项

B211：该样品位于蛤蟆山组底部，岩性为含砾中粗粒岩屑砂岩。矿物间为杂基支撑结构，颗粒多呈尖棱角状（图 2g）。总体上看，蛤蟆山组在垂向上，具有不太明显的旋回性，即以底部砾岩、含砾粗砂岩，中部中粗粒砂岩，顶部粉砂岩、粉砂质泥岩为特征构成的冲积扇扇根—扇中—扇缘旋回以及由三个上述冲积扇小旋回构成的蛤蟆山组层序。该样品平均粒径2.31Φ，中值Md为2.23，分选中等，粒度概率累积曲线图发育两个总体，其中跳跃总体含量80%，斜率74°，悬浮总体含量20%，斜率64°，两总体截点为2.8Φ，可以看出，悬浮总体粒度较粗且含量较高，表明水动力条件较强；蛤蟆山组底部为一层10~12 m厚的巨砾岩，砾石成分多为石英砂岩，粒径5~20 cm，且磨圆极好，表明其为经能量巨大的山洪搬运的再沉积砾石，蛤蟆山组也应该对应为山麓—冲积环境，B211应与这层巨砾岩同属一个旋回且在其之上，粒度特征显示其水动力条件有所下降，且概率累积曲线呈现与河道类似的两段式特征，但悬浮总体含量明显较高，因此判断其沉积环境应属湿润型冲积扇中河道环境。

B218：该样品采于蛤蟆山组顶部，岩性为中粗粒含砾长石岩屑砂岩。平均粒径2.33Φ，中值Md为2.20Φ，分选中等，粒度概率累积曲线图发育两个明显的总体，其中跳跃总体含量45%，斜率为72°，悬浮总体含量55%，斜率为60°，两总体截点2.2Φ，可以看出，悬浮总体含量较高且粒度较粗，表明水动力条件强，与B211类似；但B218所在旋回底部砾石砾径较蛤蟆山组底部巨砾岩小，因此断定其水动力条件整体下降，趋于正常冲积扇环境，应为干旱型冲积扇旋回；该层位样品颗粒间为杂基支撑结构，分选磨圆均较差，富含大量长石、岩屑等不稳定组分，其沉积环境应为干旱型冲积扇根河道。

Friedman经过对分布于世界各地的具有典型代表性的砂体的研究，提出可以用矩法标准偏差和矩法偏度所做的散点图来有效地区分出河砂、湖砂及海滩砂^{[36, 39]}。将计算得出的各层位的分选系数δ₁和偏度Sk₁的值在弗理德曼散点图坐标系^[39]中进行投点（图 7）。除Px8-1与Px10-1外，其他各点均位于河砂一侧，显示出河流砂体的粒度参数特征；而Px8-1与Px10-1则位于河砂与海滩砂界线附近，偏海滩砂一侧，属于河砂向海滩砂过渡的三角洲砂体；此结果与经频率概率累积曲线分析得出的结论一致。

图 7 各样品粒度参数Friedman散点图[39](底图据Friedman，1967修改）Fig. 7 Friedman scatter plot of grain-size parameters of each sample[39]（Base diagram modified from Friedman, 1967)

图选项

由此可见，辽西兴城杨家杖子地区晚石炭世至晚二叠世先后经历了曲流河、三角洲、曲流河、辫状河、冲积扇环境，见表 3。各层位样品分选度δ₁的变化及平均值Mz的可以揭示水动力条件的变化特征，见图 8。

图 8 各样品粒度中值与分选度变化示意图Fig. 8 Changing of median and gradation of each sample

图选项

由于同一沉积环境中的不同亚环境之间的水动力强度、颗粒搬运方式等存在的较明显的差异，因此图 8中选取各个时代中河道沉积的样品，代表当时沉积环境中水动力强度较大的部分，以消除分析误差。图 8中分选度δ₁与样品平均值Mz存在负相关关系，即分选度随颗粒平均Φ值得增高而降低，此为河流水动力体系中的沉积物的特征，湖/海滩砂因为经过湖/海浪的反复淘洗，无论粒度大小其分选度均高，风成砂因为其介质的特殊属性，也呈现与湖/海滩砂一致的特点。Passega在描述C-M图解模式时提出累积曲线上50%处对应的粒径M值（即为Md）代表了水动力的平均能量^[40]，Md的值与水动力的平均能量成负相关，因此图 8明确显示出水动力的平均能量整体上具有逐渐升高的变化趋势。本地区水动力条件自晚石炭世（Px4-1）开始下降，至中二叠世中期（Px10-1）达到最低，此期间，本地区为曲流河与三角洲平原环境，且本溪组与山西组中发育有数层海侵成因的薄层灰岩、泥灰岩；因此，晚石炭世至中二叠世中期本地区应属于濒海盆地环境；随后，由于地壳抬升，河流下切作用变强，水动力强度增高，先后经历曲流河（Px13-1）、辫状河（B195）环境，表明本地区逐步向内陆盆地环境转变，蛤蟆山组（B211、B218）冲积扇环境的出现则表明本地区晚二叠世末期地壳抬升达到顶峰，已彻底进入内陆盆地环境。

沉积物的颜色可以指示沉积物形成时期的古气候特征，紫色、紫红色等表示沉积物形成于干旱炎热的氧化环境之中，暗色如黑色、灰黑色等则表示沉积物中有机质含量较高，形成于温暖湿润的还原环境之中，浅色如灰白色、灰色、土黄色等则为前二者的过渡类型。图 9中可以看出，本溪组至石盒子组下部地层颜色以暗色为主，发育大量碳质泥岩及少量煤层、煤线，颜色的波动多由铝土质沉积导致。从石盒子组中部开始，地层颜色以浅色为主，至蛤蟆山组中上部，已经逐渐转变到紫色占据主导地位。由此可以看出本地区晚古生代的气候在总体上呈现由温暖湿润到干旱炎热的发展趋势：晚石炭世为温暖湿润的气候，植物繁盛，中二叠世中期开始逐渐向干旱气候变化，直至晚二叠世末期已经彻底转变为干旱炎热的气候。

图 9 兴城地区上古生界地层颜色变化 A.吉科一井上石炭统至二叠系岩芯剖面；B.杨家杖子牤牛山上石炭统至二叠系实测剖面Fig. 9 Color variation of Upper Paleozoic in Xingcheng area

图选项

（1）通过对各层位样品进行粒度分析，得出各样品粒度参数与相关曲线图，再加以对样品所在地层的综合分析研究，在辽西兴城地区的上古生界中共识别出四种沉积环境，分别为曲流河环境、三角洲环境、辫状河环境以及冲积扇环境。

（2）归纳总结出本地区每种沉积环境中的沉积物所表现的粒度特征：曲流河环境沉积物分选较好，粒度较细，频率曲线多为微正偏的正态分布，概率累积曲线为两段式类型，其中河道为典型两段式，决口扇为低悬两段式。三角洲环境沉积物粒度较细，分选较好，频率曲线正偏、负偏均可见；而概率累积曲线则呈现出两种类型，分支河道为低悬两段式，平原沼泽则为一段式，反映垂向加积特征。辫状河环境沉积物粒度较粗，分选中等至较好，频率曲线多为微正偏态，概率累积曲线表现为河流典型两段式与高悬两段式的过渡类型。冲积扇环境沉积物粒度较粗，分选中等，频率曲线为微正偏态至很正偏态，概率累积曲线为高悬两段式，代表很高的水动力条件。

（3）通过对本地区晚古生代各时期的沉积环境演化特征的分析，可以得出： 本地区晚石炭世至中二叠世中期处于温暖湿润的濒海盆地环境，中二叠世后期开始，随着地壳抬升，本地区开始向内陆环境变化，至晚二叠世末期，已经进入干旱炎热的内陆盆地环境。

致谢 在论文撰写和修改过程中受到了张梅生教授的悉心指导，特此感谢。