鄂尔多斯盆地西南缘上奥陶统平凉组砂岩微量元素特征及构造背景： 以陇县段家峡剖面为例*

刘朱睿鸷 何幼斌 李 华 黄 伟

1 中国石油勘探开发研究院，北京 1000832 长江大学地球科学学院，湖北武汉 430100

受加里东运动的影响，早古生代北秦岭洋和北祁连洋相继发生俯冲，鄂尔多斯盆地由被动大陆边缘向活动大陆边缘转换(袁卫国和赵一鸣，1996；钱锋和艾永峰，2002；杜远生等，2004；陈小炜等，2014；李振宏等，2015；王振涛等，2015a)。近年来，采用锆石测年法对鄂尔多斯盆地及周缘奥陶纪的构造背景和物源进行研究，取得了很大进展(Zhangetal.， 2011，2014；张进等，2012；吴素娟等，2014，2017；王振涛等，2015b；杨甫等，2015；张义平等，2015；Wangetal.， 2016；王振涛和王训练，2018)，但是相对缺乏微量及稀土元素等数据的佐证(黄喜峰等，2010；李向东等，2011；王振涛等，2014；吴素娟等，2016；蒋苏扬等，2019)。本次研究以鄂尔多斯盆地南缘西部的陇县段家峡地区的平凉组砂岩为研究对象，主要采用微量元素方法判断物源区构造背景，推测其可能的物源区域，期为研究奥陶纪鄂尔多斯盆地南缘的构造演化提供依据。

1 区域地质背景

研究剖面位于鄂尔多斯盆地西南缘，行政区划属于陕西陇县段家峡村。早古生代研究区大地构造环境属于华北克拉通与秦祁结合部位的交汇处，具体来说位于鄂尔多斯地块、贺兰山构造带、北祁连造山带和北秦岭造山带的结合部位(图 1)，地质背景异常复杂。奥陶纪地层格架表明，北祁连洋、北秦岭洋和华北西南海盆是连通的，并且自新元古代末期至早古生代北祁连造山带和北秦岭造山带在统一的构造动力学机制下均经历了相似的构造—热事件的改造，具有相似的演化过程，两者很可能为同一洋盆演化的产物(徐学义等，2008)，这说明早古生代鄂尔多斯盆地的演变历程与南侧秦岭洋和西侧祁连洋关系密切。岩相古地理特征表明，晚奥陶世鄂尔多斯盆地整体抬升遭受剥蚀，仅在西南缘接受沉积，沿鄂尔多斯古陆由北向南依次发育开阔台地、台地边缘生物礁、台地前缘斜坡以及深水斜坡—海槽沉积(李文厚等，2012)。

图 1 早古生代鄂尔多斯盆地西南缘构造位置(据李振宏等，2015，有修改)Fig.1 Geotectonic location of the southwestern Ordos Basin during the Early Paleozoic(modified from Li et al.， 2015)

图 2 陕西陇县段家峡剖面上奥陶统平凉组岩性柱状图Fig.2 Lithological column of the Upper Ordovician Pingliang Formation in Duanjiaxia profile of Longxian County，Shaanxi Province

陇县地区奥陶系发育齐全，自下而上依次为水泉岭组、三道沟组、平凉组和背锅山组。研究区平凉组厚约600im，可分为3段(图 2)，整体为一套页岩夹粉砂岩、粒屑灰岩、砂岩和凝灰岩(何幼斌等，2007)，其以细粒沉积占主导地位，发育若干套暗色页岩与中—薄层细砂岩组成的薄互层，具有典型的深水重力流沉积特征(图 3)，梅志超等(1982)将其称为“类复理石沉积”。鉴于段家峡剖面交通便利、植被覆盖较少、重力流沉积现象典型，适宜进行物源分析，并且前人在此做过大量的研究工作，具有较好的研究基础，因此选择该剖面进行研究。

2 岩石学特征

野外观察到砂岩发育粒序、平行和交错层理，并且可见大量的冲刷面、槽模等底面构造，在垂向上构成不完整的鲍马序列。镜下结果显示： 碎屑颗粒以石英为主，平均含量约为70%，而长石含量极少，小于5%，岩屑主要为多晶石英(15%)和碳酸盐岩(10%)；杂基含量较少，可见明显的钙质胶结(图 3)。砂岩粒径Φ值为1.8～3.5，集中于2.48～2.96，分选系数为0.56～0.79，分选等级中等—较好，累积百分含量曲线斜率较陡，概率累积曲线呈1段式(李华等，2017)。

杂基含量少、石英含量较高但是长石含量极少、砂岩分选较好但是磨圆较差，这是该剖面的显著特点，具体表现为：首先，浊积砂岩普遍具有较高的杂基含量，然而本次的样品却相反；另外，由于在剖面顶部发现有较为典型的内潮汐沉积，斜坡的倾向总体为南、南西方向(何幼斌等，2007)，而槽模指示古水流的优势方向为东，大体沿斜坡向下，并且李华和何幼斌(2018)推测陇县地区等深流的流向为西向，大致平行斜坡(图 4)，据此推断实测剖面的浊积砂岩受到了深水牵引流的后期改造。随着深水牵引流强度不断增强，对重力流沉积的改造程度也随之提高，实测剖面由底部的浊流沉积变为顶部的改造砂沉积(李华和何幼斌，2018)。其次，较高的石英含量暗示物源区很可能属于石英岩沉积物物源，这一点在贺兰山南部的香山地区以及鄂尔多斯盆地西缘北部的乌海地区的主量元素中也有体现(杨甫，2015；吴素娟等，2016，蒋苏扬等，2019)，而与南缘平凉组的结果(杨甫，2015)差距较大，这很有可能暗示研究区在物源方面更接近于鄂尔多斯盆地西缘，因为鄂尔多斯盆地西缘广泛发育(类)复理石沉积。最后，分选可以反映水动力的条件是否稳定，而磨圆可以表示搬运距离的大小，两者不一定呈正相关；研究区分选好磨圆差的情况很有可能受到母源区物源类型的影响，外加深水牵引流的改造，当然不排除沉积再旋回的可能性。

a—灰色薄层砂岩，发育平行层理和交错层理，垂向上构成不完整的鲍马序列；b—灰色中层砂岩，垂向上构成不完整的鲍马序列；c—灰色中层砂岩，底部发育槽模；d—灰色中层砂岩，发育块状层理，底部发育冲刷面;e—中—厚层砂岩夹薄层泥岩；f—石-O2P-1-1细砂岩，可见中砂，以石英(Qtz)为主，可见砂屑(Ls)，钙质(Cal)胶结，正交偏光；g—薄层砂岩与页岩互层；h—石-O2P-15-1细砂岩，粒度较f图片中的稍细，以石英(Qtz)为主，可见变质岩屑(Lc)，正交偏光图 3 陕西陇县段家峡剖面上奥陶统平凉组砂岩特征Fig.3 Photos showing sandstone characteristics of the Upper Ordovician Pingliang Formation in Duanjiaxia profile of Longxian County, Shaanxi Province

图 4 鄂尔多斯盆地南缘晚奥陶世平凉期重力流及等深流运移路径(据李华等，2016，有修改)Fig.4 Motion path of gravity flow and contour current of the Late Ordovician Pingliang Stage in southern margin of Ordos Basin(modified from Li et al.， 2016)

采用Gazzi-Dickinson法对薄片进行物源分析，每张薄片至少统计300个点，结果显示： 在Qt-F-L图解(图 5-a)中样品全部落入再旋回造山带，在Qm-F-Lt图解(图 5-b)中样品全部落入再旋回造山带中的石英再旋回区域。

图 5 陕西陇县段家峡剖面上奥陶统平凉组砂岩Qt-F-L和Qm-F-Lt图解(据Dickinson，1985)Fig.5 Qt-F-L and Qm-F-Lt diagrams of sandstones from the Upper Ordovician Pingliang Formation in Duanjiaxia profile of Longxian County, Shaanxi Province(after Dickinson，1985)

图 6 陕西陇县段家峡剖面上奥陶统平凉组砂岩地球化学参数相关性判断(据Shields et al.， 2001)Fig.6 Correlation parameters of sandstones from the Upper Ordovician Pingliang Formation in Duanjiaxia profile of Longxian County, Shaanxi Province(after Shields et al.， 2001)

表 1 陕西陇县段家峡剖面上奥陶统平凉组砂岩微量元素及稀土元素测试结果(单位为μg/g)Table1 Results of trace element and rare earth element(REE)of sandstones from the Upper Ordovician Pingliang Formation in Duanjiaxia profile of Longxian County, Shaanxi Province(μg/g)

3 地球化学分析

3.1 样品采集和测试结果

样品来源于陇县段家峡村附近的石湾沟剖面。通过和前人的研究成果(何幼斌等，2007)进行比对，认为其位于平凉组三段的底部。研究区方解石脉极为发育，因此野外工作时首先尽可能采集没有发生后期蚀变的新鲜岩石，其次在室内分析时挑选未遭受严重风化的样品，最终选择了13个砂岩样品。室内首先将样品无污染粉碎至200目并干燥，随后将粉末送往核工业北京地质研究院分析测试研究中心。依据标准为GB/T14506.30-2010，仪器为ELEMENT XR 等离子体质谱分析仪，分析精度优于5%，误差范围为5%～10%，实验温度为23.5i℃，相对湿度为37.9%。测试结果见表 1。

3.2 数据有效性分析

沉积岩的化学成分主要受物源区的岩石类型影响，而其他干扰因素主要体现在成岩作用、风化作用和沉积再循环等方面(McLennanetal.， 1993)。

成岩作用会影响Ce的异常值，并且使得δCe分别与δEu和ΣREE具有较好的相关性(Shieldsetal.， 2001)。本次样品中其相关系数分别为0.0574和0.2729，不具备明显的相关性和较弱的相关性(图 6)，认为可以排除成岩作用的影响。

图 7 陕西陇县段家峡剖面上奥陶统平凉组砂岩风化强度(a)与沉积再旋回(b)判别图解(据McLennan et al.， 1993)Fig.7 Discrimination diagrams of weathering intensity(a)and sedimentary recycling(b)of sandstones from the Upper Ordovician Pingliang Formation in Duanjiaxia profile of Longxian County，Shaanxi Province(after McLennan et al.， 1993)

综上所述，研究区砂岩样品明显受到深水牵引流的改造但尚未达到改造砂的程度，受到轻微化学风化和成岩作用的影响。虽然受到沉积再旋回的影响较大，可能会对结果产生干扰，但是较差的磨圆程度反映了沉积物的搬运距离较短，综合判断认为仍然可以近似反映源区物源特征。

3.3 稀土元素特征

稀土元素具有较好的稳定性，在蚀变作用、低级变质作用以及风化作用中较为稳定。在排除风化、成岩以及沉积再旋回等干扰因素后，认为碎屑岩的稀土元素含量与其物源区岩石成分密切相关。尽管其数值会有所变化，但是其配分模式特别是比值通常不会发生较大改变，因而可以被用来判断源区(Bhatia and Crook，1986；王振涛等，2014)。

研究区平凉组砂岩ΣREE的最小值为65.26 μg/g，最大值为176.67 μg/g，平均值为127.18 μg/g，明显低于北美页岩(173.21 μg/g)，也低于大陆上地壳(146.37 μg/g)。LREE/HREE最小值6.29，最大值为7.94，平均值为6.29，略低于北美页岩的比值(7.44)，具有LREE富集、HREE亏损的特点(表2)。

采用球粒陨石标准值对研究区平凉组样品进行标准化(Boynton，1984)，结果表明： (La/Yb)N值为3.96～11.23，平均值为7.09，曲线为右倾斜，表明其具有轻稀土元素均富集、重稀土元素均亏损的特点；(La/Sm)N值为1.56～6.23，平均值为3.26，并且曲线在La-Eu段斜率较大，说明轻稀土元素分馏程度相对较高；(Gd/Yb)N值为1.61～2.07，平均值为1.78，并且曲线在Gd-Lu段较为平坦(图 8-a)，说明重稀土元素分馏程度相对较低。

δEu值最小值为0.58，最大值为0.82，平均值为0.67，处于壳型花岗岩(0.46)和壳幔型花岗岩(0.84)之间，并且曲线在Eu处“谷”状明显，说明δEu中度亏损；δCe值为0.93～1.23，平均值为1.09，并且在曲线上没有明显的峰值或谷值，说明基本上不存在Ce异常。

表 2 不同构造背景稀土元素特征值(据Bhatia，1985)Table2 REE features of different sedimentary basin from different settings(after Bhatia， 1985)

图 8 陕西陇县段家峡剖面上奥陶统平凉组砂岩稀土元素球粒陨石标准化图(a；据Boynton，1984)和微量元素上地壳标准化蛛网图(b；据McLennan，2001)Fig.8 Chondrite normalized REE diagram(a；after Boynton， 1984)and UCC normalized patterns of typical trace elements(b；after McLennan， 2001) of sandstones from the Upper Ordovician Pingliang Formation in Duanjiaxia profile of Longxian County,Shaanxi Province

图 9 陕西陇县段家峡剖面上奥陶统平凉组砂岩微量元素判别图解(据Bhatia and Crook，1986)Fig.9 Discrimination diagrams of trace element of sandstones from the Upper Ordovician Pingliang Formation in Duanjiaxia profile of Longxian County, Shaanxi Province(after Bhatia and Crook， 1986)

3.4 微量元素特征

针对微量元素进行上地壳标准化(McLennan，2001)，发现几乎所有元素强烈亏损，仅Pb、Zr和Th等元素的亏损程度稍轻(图 8-b)，这表明微量元素受到稀释效应的影响。研究区奥陶系广泛发育碳酸盐沉积，斜坡上方发育碳酸盐岩台地(吴胜和等，1994；陈小炜等，2014)，这一点在野外和镜下薄片很容易得到证实，因此认为微量元素数值偏低是研究区靠近碳酸盐岩台地的结果。

Bhatia和Crook(1986)针对澳洲东部细—中粒杂砂岩总结出一套经验图版，用以区分大陆岛弧、大洋岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘4种构造背景。前文提到，研究区平凉组砂岩重力流沉积现象典型，同时受到深水牵引流的改造使得杂基含量大大减少，因此尝试利用这一方法得到如下结果(图 9): La-Th-Sc判别图解上，砂岩大部分落在典型判别区域之外，剩余的集中在活动大陆边缘+被动大陆边缘区域内；Th-Sc-Zr/10判别图解上，砂岩全部落于被动大陆边缘区域内，并且在整体上有靠近大陆岛弧的趋势；Th-Co-Zr/10判别图解上，砂岩绝大部分落在了大陆岛弧区域内，少量落在被动大陆边缘区域；Th-La判别图解上，虽然砂岩大部分落于典型判别区域以外，但是主要处于大洋岛弧范围内，其次处于大陆岛弧范围内；Sc/Cr-La/Th判别图解上，其规律和前者一致，砂岩主要处于大陆岛弧区域，次为大洋岛弧区域。综上所述，物源主要处于大陆岛弧和被动大陆边缘的过渡环境。

4 讨论

4.1 物源类型及构造背景

稀土元素配分模式图表明(图 8-a)，轻稀土斜率较大、重稀土斜率较缓，并且Eu具有明显的负异常。由于元素的分异作用使上地壳缺失Eu，这种情况与后太古宙上地壳的物源变化规律一致，反映物源可能为来源于上地壳的中酸性岩(Bhatia and Crook，1986)。

La/Yb-REE物源图解(Allègre，1978)表明，研究区源岩以钙质泥岩为主，花岗岩次之，仅有1个点位于拉斑玄武岩的区域(图 10-a)。野外观察到砂岩夹于大套泥岩和砂屑石灰岩之间，而薄片发现有方解石胶结物以及岩屑(碳酸盐砂屑)，这说明图解与露头以及薄片结果基本一致。

构造背景方面，稀土元素的配分模式表明，研究区砂岩与邻近剖面平凉组凝灰岩/钾质斑脱岩的形态特征几乎一致(王振涛等，2014)，均介于大陆岛弧与活动大陆边缘之间，这说明两者可能有着共同的物质来源。轻稀土曲线相对较陡、重稀土曲线相对比较平缓，反映物源区具有钙碱性岩系列的特点(袁卫国，1995)，钾质斑脱岩的微量元素特征则表现为典型的岛弧火山岩特征(王振涛等，2015b)，而钙碱质系列火山岩主要见于岛弧及造山带或相关的火山岩区，据此推测平凉组砂岩的物源也处于同样的构造背景。

a—La/Yb-REE图解(据Allègre，1978)；b—La/Th-Hf图解(据Floyed and Leveridge，1987)；c—Co/Th-La/Sc图解(据Gu et al.， 2002)图 10 陕西陇县段家峡剖面上奥陶统平凉组砂岩源岩特征判别图解Fig.10 Discrimination diagrams of source rock of sandstones from the Upper Ordovician Pingliang Formation in Duanjiaxia profile of Longxian County, Shaanxi Province

各微量元素背景判别图解无法完全一致，出现有大洋岛弧、大陆岛弧和被动大陆边缘这3种环境。这种情况除了因为沉积物的多源性以及不同元素之间的运输通道具有差异性(李向东等，2011)之外，更有可能暗示物源区并非某种单一的构造背景。

由于具有显著的Eu负异常，这说明物源区缺乏基性岩类，稀土元素配分模式曲线已经表明物源不可能是大洋岛弧环境，因此推测可能是有来自未分割岛弧源区的物质的混入。前人成果表明，北祁连造山带东部下奥陶统阴沟组下部具有典型的大洋岛弧特征(杨江海等，2007)，并且上奥陶统的Dickinson三角图解表明，沉积物主要来自弧造山带内的过渡岛弧源区，并且早期可能含有较多的来自未分割岛弧源区的物质(徐亚军等，2011)。

本次结果中出现有较多数量的砂岩处于被动大陆边缘环境，虽然华北板块南缘早奥陶世为典型的被动陆缘环境，但是其发育巨厚的碳酸盐岩沉积，不太可能为研究区提供大量碎屑物质(王振涛等，2014)。而研究区北侧的阿拉善地块东南缘(即贺兰山南部)也经历着相似的构造演化，早中奥陶世为离散型大陆边缘，而中晚奥陶世则为北祁连弧后盆地构造背景，以变质(粉)砂岩为主，符合为研究区提供物源的岩性条件(杜远生等，2004)。此外，张国伟等(1996)认为中奥陶世以古秦岭洋盆为界，南秦岭为被动大陆边缘，这是否暗示研究区的物源也可能受到南秦岭被动陆缘的影响？鉴于源岩图解表明不存在来自被动陆缘的古老沉积物的混入(图 10-b)，因此要想准确判断被动大陆边缘源区的地质意义仍然需要更多的证据。

前人一系列研究成果表明，奥陶纪鄂尔多斯盆地是以大陆岛弧构造背景为主，本次得到了类似的结论(表 3)，而碎屑锆石可以进一步揭示平凉组物源情况。杨甫(2015)研究认为陇县东南方向的岐山地区平凉组碎屑锆石物源具有明显的多源性，沉积碎屑物质既有来自于晋宁期—加里东期岩浆活动提供的碎屑物质以及祁连—北秦岭前奥陶纪沉积碎屑物质再循环，也有来自于华北克拉通内部的前奥陶纪碎屑物质，其中早古生代的物源(占总体的72.5%)几乎没有来自华北地块，而是来自北秦岭—北祁连岛弧杂岩带。据此推断，研究区平凉组砂岩中的陆源碎屑成分很可能来自邻近的北秦岭—北祁连岛弧，构造背景极为复杂，很有可能是大陆岛弧、被动大陆边缘和活动大陆边缘之间的带有过渡性质的源区。

表 3 鄂尔多斯盆地及周缘奥陶纪构造背景资料汇总Table3 A summary of geological background in Ordos Basin and adjacent area during the Ordovician

4.2 盆地原型

奥陶纪鄂尔多斯盆地特别是西缘发育巨厚的深水沉积，它的形成机制又是什么？传统观点认为是由贺兰拗拉槽引起的(林畅松等，1991；吴胜和等，1994；高振中等，1995)。然而同时期众多火山记录(李振宏，2011；陈诚等，2012；吴素娟等，2014，2017；杨甫，2015；王振涛等，2015b)表明加里东期(西)南部的秦岭洋和祁连洋开始向华北克拉通俯冲，而这又与“贺兰拗拉槽”代表拉张环境相矛盾。近年来，基于碎屑锆石和微量元素等地球化学数据的积累，为重新认识华北板块的盆地原型以及构造演化提供了新的方向。针对奥陶纪是否仍然存在“贺兰拗拉槽”，张进等(2004)认为可以采用前陆盆地模式进行取代，并认为奥陶纪鄂尔多斯盆地西缘分别对应Sinclair(1997)提出的非补偿型周缘前陆盆地演化的3个阶段。这一点在陇县段家峡剖面有着很好的体现(陈小炜等，2014): 下奥陶统水泉岭组(原文为峰峰组)为开阔台地相沉积，中奥陶统三道沟组(原文为三道坎组)为陆棚边缘坡折带沉积，上奥陶统平凉组(原文为龙门洞组)为斜坡相沉积，下部发育海相碳酸盐岩建造，并且上部发育韵律性较强的复理石建造。更重要的是，利用贺兰拗拉槽模式无法解释碎屑锆石普遍缺乏来自华北克拉通的信息、并且(浊积)砂岩的物源来自大陆岛弧和活动大陆边缘环境这一现象，但是利用前陆盆地构造模式却可以得到解决(王振涛和王训练，2018)。微量元素表明，陇县平凉组砂岩物源的构造背景以大陆岛弧为主，很可能具有前陆盆地背景，并且可以与同时期的鄂尔多斯盆地西北缘遥相呼应(王振涛等，2016)。

本次研究和前人得到的碎屑岩岩石地球化学分析结果均显示，鄂尔多斯盆地晚奥陶世平凉期的碎屑物质源区不是简单的某一种构造背景(表 3)。结合早古生代平凉组的物源主要来自北祁连和北秦岭地区这一认识，梳理了鄂尔多斯盆地西南缘碎屑岩的物源、微量元素和前陆盆地三者之间的内在联系，有理由相信： 微量元素数据表明研究区具有前陆盆地构造属性，物源可能来自北秦岭—北祁连岛弧杂岩带，而该前陆盆地可能为晚奥陶世北祁连洋和北秦岭洋俯冲并与华北克拉通相碰撞的产物(Zhangetal.， 2011；吴素娟等，2014)。

图 11 鄂尔多斯盆地西南缘晚奥陶世盆地原型示意图(据杨甫，2015，有修改)Fig.11 Schematic map of prototype of the Late Ordovician basin in southwestern margin of Ordos Basin(modified from Yang， 2015)

孙肇才和胡显穆(2002)认为鄂尔多斯盆地下奥陶统和中、上奥陶统是一条盆地原型从伸展向敛合发展的重要界线。陈小炜等(2014)延续这一认识，认为早古生代鄂尔多斯盆地经历了2个构造期次： 震旦纪—中奥陶世的被动大陆边缘阶段，形成了走廊被动陆缘盆地和贺兰盆地；晚奥陶世—志留纪的活动大陆边缘阶段，形成了走廊弧后盆地。从被动大陆边缘向活动大陆边缘的演化有一个转变期，鄂尔多斯盆地南缘的初始变化时期很可能是中奥陶世马家沟期(袁卫国和赵一鸣，1996)。由于北秦岭洋的俯冲，华北克拉通南缘在早奥陶世(472iMa)开始由大洋扩张向板块俯冲演化，俯冲增生造山作用形成了北秦岭造山带早古生代岛弧—弧后盆地(闫全人等，2009)，而同一时间北祁连洋在之前也进入板块俯冲阶段，保留有468iMa高压变质作用的记录(宋述光等，2004)，并在470—440iMa 伴随着北祁连洋的闭合，初步完成了由大洋俯冲向碰撞的转换过程(Yangetal.， 2012；徐亚军等，2013)。晚奥陶世平凉期鄂尔多斯盆地西缘和南缘发育多套凝灰岩及钾质斑脱岩夹层，测年结果显示火山喷发过程主要集中于460—450iMa(李振宏，2011；陈诚等，2012；吴素娟等，2014，2017；杨甫，2015；王振涛等，2015b)，火山喷发是对板块俯冲的响应，其高峰期往往伴随着造山带的剧烈活动，这说明晚奥陶世鄂尔多斯盆地特别是南缘已经具备完整的沟—弧—盆体系，并且已经转变为主动大陆边缘(王振涛等，2015a)。Zhang等(2011)分析了鄂尔多斯盆地西南缘中奥陶统米钵山组的物源，认为鄂尔多斯盆地西南缘与阿拉善东南缘同属于北祁连早古生代周缘前陆盆地系统，徐亚军等(2013)认为早古生代北祁连造山带的河西走廊(其最东端为贺兰山南部)盆地性质经历了弧后盆地—弧后残留洋盆—前陆盆地的转换过程，具备“斜向碰撞、不规则边缘碰撞”的特征；而几乎与此同时鄂尔多斯盆地南缘东部的富平地区记录了北秦岭洋向华北板块俯冲碰撞的过程，形成典型的重力流沉积+硅质岩+凝灰岩的弧后盆地沉积序列(崔智林等，2000；李振宏，2011；陈诚等，2012；吴素娟等，2014)。因此，位于北祁连洋和北秦岭洋交汇处的陇县地区势必受到双方的共同作用，同样很有可能位于弧后盆地的位置(图 11)。

5 结论

1)陇县平凉组砂岩分选较好但磨圆较差，杂基含量极少，受到深水牵引流的改造较为明显，受后期化学风化作用和成岩作用的影响较小，虽然具有较高程度的沉积再旋回特征，但是作为探讨物源的构造背景仍具有一定的参考价值。

2)陇县平凉组砂岩物源区具有大陆岛弧和被动大陆边缘的“双物源”性质，以大陆岛弧为主的构造背景暗示陆源碎屑物质很可能来自邻近的北祁连以及北秦岭的岛弧地区，而来自被动大陆边缘的物质是否来自阿拉善地块东南缘抑或南秦岭被动大陆边缘仍需进一步探讨。

3)鄂尔多斯盆地西南缘作为连接华北板块、北秦岭造山带和北祁连造山带的关键节点，在段家峡剖面平凉组保留有一套代表弧后盆地沉积序列的浊积岩和凝灰岩记录，很可能为晚奥陶世北祁连洋和北秦岭洋向华北板块俯冲的产物，此时鄂尔多斯盆地西南缘已经转变为活动大陆边缘。

致谢感谢中国地质科学院王振涛副研究员和匿名审稿专家提出的修改意见!