加里东运动在欧洲、格陵兰东部、非洲大陆、澳大利亚板块西部、东北部和我国的秦-祁-昆造山带及华南地区均保留有造山运动的地质记录(Synnøve and Jane， 2000; Feiko et al., 2001)。我国加里东运动研究多集中在秦-祁-昆造山带和华南地区(张国伟等，1995; 邓清禄和杨巍然，1996; 许志琴等，2004; 杜远生等，2007; 陈义兵等，2010; 张亚峰等，2010)，对位于秦岭-祁连造山带交接部位的贺兰山及周边地区加里东运动的研究则薄弱得多，目前在该区域的研究多集中于地层学、岩石学、古生物学以及区域构造学等方面(李华等，2010; 黄喜峰等，2010; 张进等，2012)，且关于研究区早古生代洋陆格局则颇有争议。研究区加里东运动期间的洋陆格局首先涉及到阿拉善地块的亲缘关系问题。关于阿拉善地块的亲缘性，随着古地磁数据和高精度放射性定量测年数据的积累，目前有了许多认识和成果：一种观点认为阿拉善地块属于华北地块(或中朝准地台)的一部分，是华北克拉通的自然西延(万渝生等，2003; Zhao et al., 2005; 沈其韩等，2005; Darby and Gehrels， 2006; 董国安等，2007; 潘桂棠等，2009; Li and Ripley， 2011; Gong et al., 2012; Hu et al., 2014)；第二种观点认为阿拉善地块具有亲扬子地块的特性，不属于华北地块(葛肖虹和刘俊来，2000; 李锦轶，2004; 段吉业和葛肖虹，2005; 王惠初等，2005)。随着研究的深入，近年来在阿拉善地区发现了新元古代岩浆活动地质记录，华北地块不存在新元古代岩浆活动地质记录；阿拉善地块的古地磁、基底和盖层地层构成也与华北地块明显不同。依据这些定量地质数据，有许多学者进一步支持阿拉善地块不属于华北地块这一认识(耿元生等，2002; 李献华等，2004; 李锦轶，2004; 李锦轶等， 2009，2012; 耿元生和周喜文，2010; 张进等，2012; Li et al., 2005; Zhang et al., 2013a; Dan et al., 2016; Yuan and Yang， 2015)。还有学者认为阿拉善地块可能整体为亲兴蒙造山带的微陆块，与扬子地块及塔里木地块没有亲缘性(李俊健，2006)。

对于阿拉善地块与华北地块拼合时代也有不同的观点：①自古元古代以来就属于华北地块组成部分(Zhai et al., 2003; Zhao et al., 2005; Zhang et al., 2013b; Hu et al., 2014)；②新元古代尚不属于华北克拉通的组成部分(耿元生和周喜文，2010)；③中奥陶世才成为华北地块的组成部分(孟自芳等，1990; Huang et al., 1999)；④早古生代末期-中、晚泥盆世才与华北克拉通拼合成为华北地块的一部分(张进等，2012; 李锦轶等，2012; Zhang et al., 2013a)；⑤至二叠纪成为华北地块的一部分(Yuan and Yang， 2015; 杨振宇等，2014)；⑥葛肖虹和刘俊来(2000)则认为阿拉善地块是“西域板块”的组成部分，直接割离其与华北地块主体的联系。

对阿拉善地块亲缘性的认识不同，必然导致对研究区加里东运动的幕次、洋陆格局的认识有极大差异，并由此导致对研究区早古生代盆地类型认识的诸多争议：张抗(1992)认为中奥陶统米钵山组为拉张构造背景下被动大陆边缘陡坡带的一套滑塌堆积；林畅松等(1995)认为是秦-祁-贺三叉裂谷系伸入鄂尔多斯地块和阿拉善地块之间夭折的一支裂谷，在奥陶纪时为夭折的“拗拉谷”；黄喜峰(2009)认为贺兰裂谷确实存在，其沉积记录就是米钵山组，属被动型“冷”裂谷，裂谷发育时限为早奥陶世枯牛潭期至中奥陶世庙坡期。上述观点是基于阿拉善地块属于华北地块的自然西延这一前提。张进等(2012)否认了下古生界贺兰坳拉槽的存在，指出阿拉善地块与华北地块的基底有明显的区别，两者可能是在中奥陶世或之后二者才拼贴到一起，奥陶纪则为一个非补偿性前陆盆地的发展过程，南部的北祁连地区出现了沟-弧-盆体系，走廊过渡带东部为北祁连弧后盆地，而贺兰山地区可能为碰撞裂谷，在晚奥陶世演变为造山后期的伸展裂陷阶段；邸领军和谢广成(2008)认为贺兰山地区奥陶纪时不存在秦-祁-贺三叉裂谷的形成环境，否定了贺兰拗拉槽的存在，认为奥陶系米钵山组是一套厚度巨大的压陷沉积。这两个观点则基于阿拉善地块与华北地块没有亲缘性这一前提。

笔者在对贺兰山地区下古生界详细的野外地质调查基础上(图 1)，充分汲取前人相关研究成果，通过对研究区下古生界接触关系的追踪对比、岩性岩相突变特征分析、残留地层分布，并结合U-Pb碎屑锆石年龄定量测试，简要探讨了阿拉善地块与华北地块和中祁连地块的亲缘关系，详细梳理了加里东运动的幕次，为研究区加里东期洋陆格局提供基础资料，并为探讨研究区早古生代盆地类型及演化提供科学依据。

图 1

Fig. 1

图 1 贺兰山及周边地区地质简图 Fig. 1 Geological map of Helanshan and its surrounding area

贺兰山位于我国西部南北向巨型构造带上，地处阿拉善、华北、中祁连、松潘甘孜、华南等多地块的交接区域。在地表，贺兰山的走向基本上垂直于秦-祁加里东造山带。研究区位于祁连加里东造山带的东端，属于秦岭-祁连加里东造山带交接转换部位，是我国东西部构造、地层的重要分界，也是地球物理场、地壳厚度的急速变化带，受上述多个板块复杂的裂解拼合过程的影响，形成了独特的沉积建造和构造样式。

本文研究所涉及的地层主要包括下古生界寒武系和奥陶系。笔者在野外地质工作中调查了各地层组的岩性，首先对研究区下古生界地层进行了划分和对比(表 1)。综合下古生界沉积类型、古生物类型、地层产状和地层之间的接触关系、岩性岩相特征、沉积物质来源等多种因素，将贺兰山及其周缘地区下古生界划分为三个地层区：华北地层区、贺兰山地层区和祁连地层区，其中贺兰山地层区又分为贺兰山-灵武、青龙山及桌子山三个小区(表 1)。基于室内物源定量分析数据，将中卫-中宁地区划归至祁连地层区。寒武系在银川西部，中卫南部的牛首山、米钵山、香山、鄂尔多斯西缘青龙山、南缘的平凉等处均有出露；奥陶系主要出露于银川盆地东部贺兰山、中卫南部牛首山、米钵山及香山等地(图 1)。

表 1 (Table 1)

表 1 贺兰山及周边地区古生界划分对比表 Table 1 Palaeozoic division and correlation in Helanshan and its surrounding area

表 1 贺兰山及周边地区古生界划分对比表 Table 1 Palaeozoic division and correlation in Helanshan and its surrounding area

研究区下古生界发育较为较全，从寒武纪第二世南皋阶至晚寒武世牛车河阶均有沉积(表 1)，厚度在600~800m之间，最厚达1450m。寒武系地表露头存在不同程度变质，中卫地区南部牛首山、米钵山及香山等地变质程度最强，牛首山、米钵山及香山一线向北变质程度减弱。全区缺失志留系，泥盆系仅在中卫-中宁一带零星分布(图 1)。

研究区寒武系主要包括碳酸盐岩和碎屑岩沉积两种类型，碳酸盐岩在科学山-古城子-烟筒山-同心县一线以东以北分布(图 1、表 1)，集中分布在古城子及以北的科学山、元山子、箱根达赖等地区，岩性主要由灰岩、白云岩、含菱铁矿结核灰岩、燧石条带白云岩、鲕粒灰岩、颗粒灰岩等组成，层位主要包括桌子山地层分区的阿不且亥组、张夏组、呼鲁斯台组、陶思沟组；贺兰-灵武地层分区的阿不且亥组、张夏组、呼鲁斯台组、陶思沟组、五道淌组和苏峪口组；青龙山地层分区的阿不且亥组、张夏组、馒头组、朱砂洞组和辛集组(图 1、表 1)。研究区寒武系碎屑岩则在科学山-古城子-烟筒山-同心县一线以西以南分布(图 1、表 1)，集中分布在中卫-中宁地区，主要为香山群沉积，其次在苏峪口也发育苏峪口组的含磷砂砾岩、粉砂岩、白云质长石石英砂岩沉积。香山群分为四个亚群，区内仅出露第三亚群和第四亚群，岩性主要为砾岩、硅质白云岩、硅质岩、长石砂岩夹灰绿色板岩夹少量薄层灰岩及鲕粒灰岩(李向东等，2011)。

研究区奥陶系分为四个沉积地层分区：桌子山-灵武沉积分区，银川-贺兰山沉积分区，青龙山沉积分区与中卫沉积分区(表 1)。桌子山-灵武沉积区地层自下而上依次发育三道坎组、桌子山组、克里摩里组、乌拉力克组、拉什仲组、公乌素组和蛇山组；银川-贺兰山沉积区自下而上依次发育下南岭沟组、天景山组、米钵山组、平凉组和银川组；青龙山-平凉沉积区自下而上依次发育麻川组、水泉岭组、三道沟组、平凉组和背锅山组；中卫沉积区自下而上依次发育天景山组和米钵山组。其中中-下奥陶统下南岭沟组和天景山组为碳酸盐岩沉积。下南岭沟组岩性由灰、深灰色厚层块状-中薄层白云岩、白云质灰岩、泥质条带灰岩及少量灰岩组成，近顶部夹有灰绿色板岩层与天景山组区分。天景山组为浅水台地碳酸盐岩沉积，以灰色厚层泥砂质网纹灰岩、含燧石结核灰岩与燧石条带白云质灰岩及厚层灰岩为主，厚度近千米。中-上奥陶统米钵山组、平凉组、乌拉力克组、拉什仲组、公乌素组和蛇山组为板岩、页岩、灰质砾岩、粉砂岩、砂岩等碎屑沉积(表 1)。 3 阿拉善地块与华北地块亲缘性及加里东运动幕次分析

为了探讨阿拉善地块与华北地块的亲缘性和两地块构造运动其间加里东运动的幕次，笔者对贺兰山地区新井、新井西和新井东的香山群、牛首山和小罗山的米钵山组，长流水的平凉组碎屑沉积中的细砂岩进行取样，挑选碎屑锆石进行U-Pb测年(碎屑锆石U-Pb测年在西北大学大陆动力学实验室进行)，并对其物源进行简要分析。研究区寒武系香山群碎屑锆石测年结果表明，香山群砂岩锆石大多数形成于岩浆结晶条件，具有岩浆振荡环带，年龄主要集中在2432~2480Ma、1803~1992Ma、879~984Ma、650~580Ma四个峰值区间，与祁连地块基底的锆石年龄四个峰值区间基本相同，表明其与北祁连岛弧或北祁连大陆边缘的沉积物同源(图 2)。华北地块年龄谱主要有2400~2500Ma、1800~2000Ma、3250~3300Ma三个峰值区间。与华北地台的锆石年龄谱比较，研究区香山群碎屑锆石年龄谱缺失879~984Ma和3250~3300Ma两个峰值区间，表明主体华北地块和阿拉善地块之间至少在早古生代之前是没有亲缘关系的(图 2)。

图 2

Fig. 2

图 2 研究区香山群碎屑锆石U-Pb年龄谱与华北地块基底、阿拉善地块基底、中祁连地块基底和米钵山组年龄谱对比(采样点位置见图 1) Fig. 2 Comparison among detrial zircons U-Pb age spectrum of North China basement，Alax basement，Central Qilian basement and Miboshan Formation(sampling location as shown in Fig. 1)

另一方面，从沉积建造特征来看：①研究区震旦系冰碛层及寒武系苏峪口组发育含磷砂砾岩、粉砂岩、白云质长石石英砂岩，且以底部的褐红色硅质、磷质砾岩为特征，含三叶 虫Bergeroniellus sp.、Hsuaspis sp.、Bergeroniellus helanshanensis等，与下伏震旦系平行不整合接触，华北地台不仅缺失南华系和震旦系，而且也缺失下寒武统的含磷层位即辛集组地层，二者之间差别明显(图 3)；②研究区和华北早古生代奥陶纪沉积韵律完全不同：华北为三层白云岩-膏盐旋回，研究区中部为白云岩-灰岩-板岩-砂岩组合，北部为砂岩-白云岩-灰岩-泥页岩旋回(图 3)；③中元古代长城系和蓟县系是华北克拉通(包括西伯利亚地台、加拿大地盾)独有第一个超覆盖层组合，也是其最重要的标志，而阿拉善陆块、华北陆块南部(包括陕、豫、皖南部)、扬子陆块、西部塔里木陆块、柴达木陆块等都不存在同代并相类似的超覆地层。

图 3

Fig. 3

图 3 贺兰山阿拉善地块与华北地块的加里东运动幕次对比 Fig. 3 The comparison of Caledonian Movement phase between Alax Block and North China Block

综上分析发现，阿拉善地块和华北地块在早古生代是相互分离的，但由于没有发现岛弧建造和蛇绿岩建造等典型活动陆缘的特征，因而两者可能之间未形成典型的被动陆缘。所以尽管阿拉善地块和华北地块在早古生代加里东运动期间拼合的，但加里东运动各幕次的代表性的表现，诸如不同板块间的拼贴过程、不同构造区地层的不整合接触关系及与不同构造幕次所对应的盆地类型均很不清晰，并没有造山带非史密斯地层的混杂及变质变形特征(龚一鸣等，1996; 张克信等，2014)，表明两者之间可能为转换型陆缘。

虽然目前就阿拉善和中祁连地块间的俯冲极性尚有不同的认识，如阿拉善地块向中祁连地块俯冲的向南俯冲模式(Xiao et al., 2009)；中祁连地向阿拉善地块俯冲的北向俯冲模式(许志琴等，2012)和双向俯冲模式，但就阿拉善地块与中祁连地块在加里东运动期间的碰撞拼贴关系没有争论，二者碰撞形成北祁连造山带。与阿拉善地块与华北地块经过加里东运动形成的转换边缘不同，阿拉善地块与中祁连地块碰撞形成的岛弧建造、俯冲增生杂岩带和蛇绿岩建造发育相对比较连续完整：西起玉门附近，向东经肃南、民乐，直达属于永登石灰沟一带发育奥陶纪岛弧火山岩；俯冲杂岩主要占据走廊南山带，由早古生代早中期不同时代、不同性质和不同变质程度的构造片岩组成；大阪大岔、景泰老虎山、肃南九个泉出露扩张脊型蛇绿岩，包括辉绿岩墙、煌斑岩墙、枕状熔岩、岛弧浊积岩和陆缘沉积岩，稀土配分曲线模式为平坦型，具典型的主动大陆边缘特征。

位于祁连加里东造山带东端的贺兰山地区，除了在贺兰山中部小松山有规模很小的由辉长岩、辉绿岩组成的杂岩体出露之外(黄喜峰，2009)，没有见到与祁连造山带主体部位出露的岛弧建造、俯冲增生杂岩带和蛇绿岩建造等典型主动大陆边缘的特征建造。在缺乏不同构造期次大陆边缘特征建造的情况下，通过大量的野外地层接触关系调查(笔者很幸运地在野外发现了贺兰山和北祁连不同构造区地层间的接触界限和接触关系)和室内定量分析测试，综合前人的研究成果，在研究区识别出了能反映加里东运动的地层接触关系及相应的地质记录。具体详述如下。

研究区加里东运动第一幕发生在晚寒武世。加里东运动一幕导致的研究区晚寒武系间的接触关系非常有特色，表现为同期(晚寒武世)、不同构造区(祁连地层区和贺兰地层区)晚寒武系间的“碰撞或拼贴式”不整合接触关系，而非新老地层上下之间的不整合接触关系。具体表现在分布在贺兰山中部古城子及其以北的张夏组与分布在贺兰山中部古城子以南的香山群的“拼贴式接触”。如图 4所示，黄色间断线之上(以北)为贺兰山地层区第三统张夏组，黄色间断线之下(以南)为中上寒武统香山群；祁连地层区中卫地分区牛首山寒武系香山群与同期的沉积地层——贺兰地层区的苏峪口组、五道淌组、呼鲁斯台组、张夏组和阿不且亥组灰岩呈“碰撞或拼贴接触”(图 5)。

图 4

Fig. 4

图 4 古城子寒武纪香山群与张夏组“拼贴式”接触 Fig. 4 The “collage-like” contact of Cambrian Xiangshan Group and Zhangxia Formation in the Guchengzi

图 5

Fig. 5

图 5 贺兰山中部古城子香山群与苏峪口组、阿不切亥组的“拼贴式接触”(剖面位置见图 1) Fig. 5 The “collage-like” contact between Xiangshan Group and Suyukou Formation，Abuqiehai Formation in the Guchengzi(section location as shown in fig.1)

研究区寒武纪中卫地层分区香山群在香山、米钵山、大岌岌沟、马夫峡子、牛首山等地岩性基本类似(图 1)，自下而上分为四个亚群，区内仅出露三、四亚群。第三亚群主要出露于马夫峡子-新井一带，在牛首山石峡沟也有出露，厚度约1921m。其下部为灰绿色变质长石砂岩夹少量板岩，上部板岩中夹少量薄层灰岩及鲕粒灰岩，灰岩中产中寒武世三叶虫化石；上部为灰绿色板岩、千枚岩、变质砂岩夹板岩硅质岩(包括硅质岩、燧石岩等)、硅质白云岩等；第四亚群与第三亚群为连续沉积，出露厚度461m，其岩性为灰绿色厚层-薄层中细粒长石石英砂岩、长石砂岩夹灰绿色板岩，为典型的深水复理石沉积。尤以上部由砾岩、变质砂岩、板岩、浊积岩、灰岩、硅质白云岩、硅质岩等组成的一套岩石最为典型(图 2)。

张夏组在贺兰山西侧主要出露于科学山至古城子一带以北，在元山子也有出露(图 1)。科学山至古城子一带的张夏组主要为厚层生屑灰岩夹砾屑灰岩和泥岩，刀砍纹发育，有层间小褶皱，灰白色碳酸盐岩发育滑塌构造，形成灰质角砾岩。元山子一带的张夏组主要为豆状、厚层灰岩夹泥质条带灰岩(图 2)。前人认为张夏组的中厚层灰岩和香山群深水复理石之间形成由浅水向深水过渡的连续沉积序列(林畅松等，1995)，但本次研究发现，张夏组和香山群之间的相变关系并非如此。

以固原-青铜峡断裂为界，南侧的香山群和北侧的张夏组虽为同期沉积建造，但岩性、岩相显著不同。香山群的深水复理石沉积在科学山-古城子-烟筒山-大罗山-小罗山一线以西以南分布，主要集中分布在卫-宁地区；而科学山-古城子-烟筒山-大罗山-小罗山一线以北以东则分布含磷粉砂岩、含磷砂岩、白云质灰岩、燧石条带白云岩、鲕粒灰岩、颗粒灰岩白云岩、含菱铁矿结核灰岩等滨岸潮坪和局限台地相沉积(图 1、图 4、图 5)，滨岸潮坪相和局限台地相作为阿拉善地块南部边缘沉积相与中祁连地块深水大洋沉积接触，体现了岩性和沉积相非系统性突变接触关系。

从研究区张夏组与香山群残留地层展布来看，张夏组见于古城子、大柳木沟一带，沿青铜峡断裂断续分布，地层厚度巨大，其残留地层厚度以金塔泉为沉积中心，向北向南呈现递减的趋势：其中在金塔泉最厚达604.8m，向北至苏峪口281m，陶思沟281.5m，桌子山268.2m(图 6b)。研究区香山群的残留地层分布范围局限，在仅分布在古城子-大、小罗山以西以南的天景山、中卫、同心县、单梁山、野猫子山等地，并且呈现从西南向北东残留厚度逐渐减薄的特征，总体残留厚度大，在1000~4000m之间(图 6a)。香山群与张夏组的残余地层展布以科学山-古城子-烟筒山-大罗山-小罗山为界，呈现了“泾渭分明”的分离状态，两者之间不存在重叠交叉，体现了同期不同沉积区地层之间的“拼合”关系。

图 6

Fig. 6

图 6 研究区香山群(a)、张夏组(b)和天景山组(c)残留地层分布图 Fig. 6 The residual stratigraphic distribution of Xiangshan Group(a)，Zhangxia Formation(b)and Tianjingshan Formation(c)

本文所谓的“拼合式接触”，不等同于不整合接触。不整合接触是“先后”沉积的地层间出现了沉积间断，为新老地层之间的叠置关系，其上下地层的产状不一致；而“拼贴式接触”则为来自不同沉积区的“同期”沉积地层受板块间相互作用的影响而形成的构造“拼贴”关系，两套地层的产状没有必然的关联，分布在研究区北部张夏组的产状为：210°∠80°、213°∠83°、215°∠85°等，地层总体倾向为南西方向；分布在南部的香山群产状为140°∠70°、163°∠60°、160°∠52°，地层总体倾向为南东方向(图 3)。香山群碎屑岩的南东倾向也暗示了其沉积时的水流及物源方向，表明碎屑物源来自北祁连岛弧或中祁连地块。

前述的香山群砂岩碎屑锆石的年龄主要集中在2433~2735Ma、879~1516Ma、662~679Ma三个区间。与华北地块基底锆石的2500~2700Ma、1900~2100Ma和3250~3300Ma三个峰值区间、北祁连中上奥陶统碎屑锆石的2400~2600Ma和800~1200Ma年龄(Zhang et al., 2012)和阿拉善地块1800~2100Ma和2200~2400Ma锆石年龄(张进等，2012)比较，表明其与北祁连岛弧或中祁连大陆边缘的沉积物同源。分布在研究区西南隅的香山群地层的产状(倾向南东)(图 3)指示其物源方向来自西南方的北祁连岛弧或中祁连大陆边缘。

香山群和张夏组野外地层突变接触关系、残留地层展布、地层产状及碎屑锆石年龄数据均表明研究区张夏组(阿拉善地块的滨浅海台地沉积)和香山群(中祁连大陆边缘深水复理石沉积)同期不同沉积区地层之间的“拼合式接触”关系，是研究区加里东运动一幕的表现，也是阿拉善地块和中祁连地块相互开始碰撞拼贴的结果。

研究区加里东运动第二幕发生在寒武纪芙蓉世/早奥陶世，香山-牛首山-灵武一线的早奥陶是地层分布(图 6c)和接触关系(图 7)能反映研究区加里东运动二幕特征。

图 7

Fig. 7

图 7 研究区天景山组与香山群和阿不且亥组接触关系(剖面位置见图 1) Fig. 7 The stratigraphy contact between Tianjingshan Formation and Xiangshan Group and Abuqiehai Formation(section location as shown in Fig. 1)

研究区中-下奥陶统沉积建造特征与寒武纪的南北分区的特征(南部以碎屑沉积为的主深水复理石建造和北部滨浅海碳酸盐建造)截然不同，全区均为稳定分布的中-厚层灰色灰岩、白云质灰岩和白云岩等碳酸盐沉积。在中卫地层分区称为天景山组，为灰色厚层状泥砂质网纹灰岩、含燧石结核灰岩与燧石条带白云质灰岩及厚层灰岩沉积，厚度近千米；在青龙山地层分区称为水泉岭沟和麻川组。麻川组岩性主要由白云质灰岩组成，夹含燧石结核灰岩，厚262~365m，含丰富的头足类、腹足类、腕足类及牙形石化石；在桌子山-灵武地层分区称为桌子山组和三道坎组。三道坎组主要为灰白色石英灰岩、深灰色白云岩夹薄层微晶灰岩，为潮坪-陆棚相沉积组合，厚度90m左右，与下伏上寒武统长山组平行不整合接触，与上覆桌子山组整合接触；桌子山组上部为灰色灰岩夹不纯灰岩，下部为厚层蓝灰色灰岩厚度375m，为浅海陆棚相碳酸盐沉积组合(图 6c)。中-下奥陶统的这套碳酸盐岩沉积(中卫地层分区的天景山组、青龙山地层分区的麻川组、桌子山地层分区三道坎组)在全区的稳定分布及其与下伏地层之间的整合、假整合和不整合接触关系可作为加里东运动二幕的特征(表 1、图 6c、图 7)。

研究区中-下奥陶统碳酸盐岩的分布规律及其与下伏地层的接触关系在米钵山-大小罗山-青龙山剖面表现得最为典型。野外地质调查显示，中卫地层分区的下奥陶统天景山组、桌子山-灵武地层分区下奥陶统三道坎组、青龙山地层分区下奥陶统麻川组中厚层碳酸盐岩在全区稳定分布(图 6c)。中卫地层分区下奥陶统天景山组中厚层灰岩在科学山-古城子-烟筒山-大罗山-小罗山一线以西以南不整合在香山群之上，在该线以东以北青龙山地层分区下奥陶统麻川组的白云质灰岩夹含燧石结核灰岩与寒武系阿不且亥组整合接触，与中卫地层分区的香山群不整合接触(表 1、图 6c、图 7)。表明研究区早奥陶世已没有深水和浅水沉积环境的分异，全区为浅水沉积环境。至于中奥陶统米钵山组再次出现深水沉积，是由于全球海平面上升造成，与寒武系香山群的深水沉积不同，将在另文论述。

研究区各地层分区中、下奥陶统(包括中卫地层分区的天景山组、青龙山地层分区的麻川组、桌子山-灵武地层分区三道坎组)碳酸盐岩的全区稳定表明早中奥世中祁连大陆边缘的深水沉积环境消失，取而代之的是浅水碳酸盐岩沉积环境。各地层分区早中奥陶统碳酸盐岩的全区稳定分布及其与下伏地层香山群的不整合接触关系代表中祁连地块和阿拉善地块在加里东运动一幕的基础之上中祁连地块-阿拉善地块-华北地块进一步相互碰撞，表明中祁连地块-阿拉善地块-华北地块此时已统一为一个块体，沉积相统一，以此来表征研究区加里东运动二幕特征。

加里东运动第三幕发生在奥陶纪末，主要表现在志留系的缺失，中、上奥陶统与泥盆系角度不整合接触，并进一步使前期沉积地层，如中奥陶统米钵山组泥岩、粉砂质泥岩、细砂岩发生明显的挤压，缩短，褶皱和逆冲变形(图 8)。自牛首山向北在峰水岭，天景山组碳酸盐岩同样发育大规模紧闭褶皱，表明阿拉善地块与华北可能在晚奥陶世发生碰撞拼合。

图 8

Fig. 8

图 8 牛首山石峡沟奥陶系米钵山组褶皱变形特征(野外照片)中文标题 Fig. 8 Photos of fold deformation of Ordovician Miboshan Formation in Shixiagou，Niushoushan

从图 9左可以看出，中奥陶统米钵山组产状为300°∠85°，倾向北西60°，岩层近直立，泥盆系石峡沟组产状为280°∠35°，倾向北西85°，岩层倾角平缓，剖面走向175°，镜头方向85°，表明石峡沟组上覆于米钵山组之上，二者之间呈角度不整合接触。图 9右也表示了中奥陶统米钵山组与泥盆系石峡沟组的角度不整合接触关系，剖面走向270°，镜头方向290°，中奥陶统米钵山组产状为300°∠10°，泥盆系石峡沟组产状为280°∠35°，两套岩层的倾向与镜头方向近似，但两套地层的倾角悬殊，米钵山组近直立，石峡沟组岩层倾角较为平缓，约35°。泥盆系石峡沟组与中奥陶统米钵山组之间的角度不整合接触表明了研究区加里东运动三幕发生的时间及特征。

图 9

Fig. 9

图 9 牛首山石峡沟奥陶纪米钵山组与泥盆纪石峡沟组之间的不整合接触野外照片 Fig. 9 Photos of the unconformable contact between Ordovician Miboshan Formation and Devonian Shixiagou Formation

笔者进一步通过对研究区及周边地区古生物类型、组合特征和亲缘性的分析、对比，总结出了研究区早古生代古生物组合特征、亲缘性及变化规律(图 10)。

图 10

Fig. 10

图 10 研究区各地层分区早古生代古生物组合及生物亲缘性对比(古生物资料依据霍福臣，1989; 汪啸风等，2002; 项礼文等，2000等编绘) Fig. 10 Early Palaeozoic paleontology affinity correlation in north，middle and south of Helanshan and Pingliang region(the paleontological data after Hu et al., 1989; Wang et al., 2002; Xiang et al., 2000)

寒武世研究区除了贺兰-灵武地层分区之外，香山群中的Peronopsis、Olenoides和Holocephalites、Hertzina sp.、Homotreta nitens为亲华北-亲祁连型生物组合，张夏组的Crepicephalina、Amphoton-Taitzuia Damesella-Yabeia为亲华北-亲祁连混合型生物组合(霍福臣，1989; 宁夏回族自治区地质矿产局，1990; 汪啸风等，2002; 项礼文等，2000)(图 10)。

早-中奥陶世研究区中卫地层分区和贺兰-灵武地层分区天景山组含Serratognathus-Bergstroe-mognathus、Aurilobodus leptosomatus等化石组合，贺兰-灵武地层分区的下岭南沟组含Utachconus beimataoensis-Monocostadus sevieren-Loxodus dissectus等生物化石组合；桌子山地层分区的三道坎组含Parakogenoceras带，牙形石Aurilobodus、leptosomatus-Loxodus dissectus带，桌子山组含Polydesmia-Ordosoceras带；青龙山地层分区的水泉岭组含Wutionoceras Pseudoasaphus等，麻川组含Eoisotllus、parakogenoceras组合(霍福臣，1989; 汪啸风等，2002; 项礼文等，2000)。研究区早奥陶世均为华北型生物组合，生物相趋向于统一，与寒武纪亲华北-亲祁连混合型生物组合有很大不同(图 10)。

中-晚奥陶世研究区古生物种类及亲缘性又重新出现分异。桌子山地层分区从克里摩里组到蛇山组均为华北型生物，贺兰-灵武、青龙山和中卫地层分区的生物组合明显与桌子山分区不同，为亲华北-亲扬子混合型生物组合类型。中卫地层分区米钵山组含Pseudam plexograptus confertus生物化石；青龙山地层分区的中上奥陶世三道沟组含Wennaoceras、Nybyoceras、Hamatocnemis、Lonchodomas等生物化石组合，平凉组含Nemagraptus gracilis带，Climacograptus peltifer带，背锅山组含Yaoxianognathus yaoxianensis-Belodina confluens生物，为亲华北-亲扬子混合型生物组合类型；贺兰-灵武地层分区米钵山组与中卫地层分区古生物面貌一致，平凉组含Husterograptus teretiusculus、Nemagraptus gracilis，银川组含Protopanderodus insculptus、Periodon sp.、Oistodus sp.(霍福臣，1989; 汪啸风等，2002; 项礼文等，2000)，也属于亲华北-亲扬子混合型生物组合类型(图 10)。

将研究区生物亲缘性、变化规律与研究区加里东运动幕次结合分析，发现二者有良好的联动关系。研究区加里东运动一幕发生在晚寒武世，表现为祁连地层区香山群复理石沉积和阿拉善地层区呼鲁斯台组、张夏组浅水碳酸盐台地相沉积之间的拼贴式接触，在生物组合上则表现为亲华北性-亲祁连混合型生物组合，表明彼时中祁连地块从Rodinia大陆裂离，逐步靠近阿拉善地块，使得阿拉善地块的台地相沉积和中祁连大陆边缘的深水复理石沉积并存。

加里东运动二幕发生在早-中奥陶世，表现为不同地层分区同期沉积的天景山组、麻川组和三道坎组等的碳酸盐岩在全区稳定分布，与下伏中卫地层分区的香山群呈不整合接触，与贺兰-灵武地层分区和青龙山地层分区的阿不且亥组整合接触。早-中奥陶世的生物相趋于统一，亲祁连型生物消失，均为亲华北型生物组合，表明该期祁连地块-阿拉善地块-华北地块统一为一个块体，生物相也达到统一，中祁连大陆边缘的深水环境消失，整体变成浅水台地环境。

加里东运动第三幕发生在奥陶纪末，表现为中-上奥陶统与泥盆系角度不整合接触，表明南部原特提斯洋——商丹洋闭合，扬子地块与阿拉善地块和华北地块靠近，阿拉善地块与中祁连地块和华北地块可能在晚奥陶世发生全面碰撞拼合，商丹缝合带南部的宽坪洋打开，导致研究区中-晚奥陶世生物演变为亲华北-亲扬子混合型生物组合类型，同时发生全球大规模海侵，形成有米钵山组和平凉组深海浊积岩沉积。

通过对贺兰山及周边地区下古生界详细的野外地质调查、基于碎屑锆石年龄谱的物源分析、地层接触关系追踪、岩性岩相突变特征分析、残留地层分布、古生物组合及亲缘性分析，得出如下结论：

早古生代阿拉善地块和华北地块相互独立，尽管阿拉善地块和华北地块在早古生代加里东运动期间拼合的，但由于没有发现岛弧建造和蛇绿岩建造等典型活动陆缘的特征，加里东运动各幕次的代表性的表现，均很不清晰，两者之间可能为转换型陆缘。

研究区早古生代阿拉善地块和中祁连地块间的加里东运动幕次清晰。加里东运动一幕发生在中-晚寒武世，表现为祁连地层区香山群复理石沉积和阿拉善地层区的张夏组浅水碳酸盐台地相沉积之间的拼合式接触；加里东运动二幕发生在早-中奥陶世，表现为天景山组碳酸盐岩在全区稳定分布，与下伏中卫地层分区的香山群呈不整合接触，与贺兰-灵武地层分区和青龙山地层分区的阿不且亥组呈整合接触；加里东运动第三幕发生在奥陶纪末，表现为中上奥陶统与泥盆系呈角度不整合接触。

研究区生物亲缘性随加里东运动各幕次的变化而不同。加里东运动一幕，生物组合为亲华北性-亲祁连混合型生物组合，彼时祁连从Rodinia大陆裂离，逐步靠近阿拉善地块，使得阿拉善地块的台地相沉积和中祁连大陆边缘的深水复理石沉积并存；加里东运动二幕发生在早-中奥陶世，均为华北型生物组合，中祁连地块-阿拉善地块-华北地块统一为一个块体，生物相统一，整体变成浅水台地环境。加里东运动第三幕发生在奥陶纪末，南部原特提斯洋——商丹洋闭合，扬子与阿拉善和华北靠近，阿拉善地块与中祁连地块和华北地块在晚奥陶世发生全面碰撞，商丹缝合带南部的宽坪洋打开，中晚奥陶世生物演变为亲华北-亲扬子混合型生物组合类型。