鄂尔多斯盆地位于华北克拉通, 地理位置处于陕西、甘肃、宁夏及内蒙古部分地区, 盆地面积约2.5× 10⁵, km², 是典型的多旋回叠合含油气盆地(Song et al., 2013; 郭彦如等, 2014; 王振涛等, 2015)。鄂尔多斯盆地南缘位于祁连山造山带、秦岭— 大别山造山带与华北克拉通作用地区, 南部为秦岭— 大别山造山带, 西部为祁连地块、北祁连造山带及阿拉善地块( 图 1-A)。

图1

Fig.1

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	图1 鄂尔多斯盆地南缘位置及古地理图(据吴胜和等, 1994; 高振中等, 1995; Song et al., 2013, 有修改)Fig.1 The location and palaeogeographical map of southern margin of Ordos Basin (modified from Wu et al., 1994; Gao et al., 1995; Song et al., 2013)

鄂尔多斯盆地南缘在早奥陶世为秦岭— 祁连洋的广海陆架, 水体深度较小; 中奥陶世盆地南缘呈“ L” 形的边缘海, 南缘为末端变陡的继承性碳酸盐缓坡(李文厚等, 1991; 王振涛, 2015)。晚奥陶世, 受加里东运动的影响, 华北克拉通整体抬升, 盆地遭受侵蚀(王振涛等, 2015)。研究区位于鄂尔多斯盆地南缘, 东起陕西富平赵老峪地区, 西至甘肃平凉地区, 研究剖面分别为富平赵老峪、铜川桃曲坡水库、泾阳东陵沟、礼泉唐王陵、岐山曹家沟、陇县石湾沟及平凉太统山, 重点研究剖面为富平赵老峪、陇县石湾沟、平凉太统山( 图 1-B)。

鄂尔多斯盆地覆盖区域较广, 地层缺失严重导致地层划分方案众多。盆地西缘奥陶系从下至上为三道坎组、桌子山组、克里摩里组、乌拉力克组、拉什仲组、公乌素组及蛇山组。南缘奥陶系为麻川组、水泉岭组、三道沟组、平凉组及背锅山组, 在富平赵老峪地区的赵老峪组包括平凉组和背锅山组( 图 2)。本次研究目的层为上奥陶统平凉组, 在富平地区相当于赵老峪组下部。

图2

Fig.2

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	图2 鄂尔多斯盆地南缘地层对比和相对海平面(据郭彦如等, 2014, 有修改)Fig.2 Stratigraphic correlation and relative sea level of southern margin of Ordos Basin(modified from Guo et al., 2014)

等深流沉积根据粒度的大小可划分为泥质、粉砂质、砂质及砾质等深积岩。研究区等深流沉积存在碳酸盐岩和碎屑岩两大类。其中, 富平赵老峪剖面、平凉太统山剖面主要为石灰岩, 陇县石湾沟剖面为碎屑岩。石灰岩中常见大量的砂屑、粉屑, 另见少量的砾屑, 碎屑岩中主要为砂— 粉砂级( 图 5-C)。

砾屑等深流沉积在研究区较为少见, 仅在平凉组上部出现。单层厚度30~150, cm, 界面清晰, 下部多为泥岩或砂屑石灰岩, 砾屑间多为泥晶胶结, 局部见亮晶胶结, 缝合线发育, 缝合线间距离约2, cm。砾屑分选极差, 磨圆中等, 常见局部富集现象( 图 5-E)。

图5

Fig.5

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	图5 鄂尔多斯盆地南缘奥陶系平凉组等深积岩岩性特征Fig.5 Lithological characteristics of contourites of the Ordovician Pingliang Formation in southern margin of Ordos Basin

砂屑等深流沉积在赵老峪及平凉地区最为发育, 其单层厚度变化较大, 一般5~30, cm, 层面多为波状, 侧向厚度变化明显, 局部呈透镜状或扁豆状。砂屑多为泥晶石灰岩, 粒度以0.1~0.5, mm为主, 其次为0.5~2.0, mm, 含量35%~65%; 常见生屑, 主要为藻屑, 另见少量的海百合、三叶虫及腕足类。砂屑分选及磨圆都较好, 见亮晶和泥晶胶结。亮晶胶结的砂屑沉积单层厚度相对较大, 最厚可达2, m( 图 5-A, 5-B, 5-D, 5-F)。

粉屑等深流沉积单层厚度相对较小, 一般不超过15, cm, 主要由泥晶粉屑石灰岩构成, 粉屑含量介于45%~65%之间, 见生屑。通常与灰泥等深流沉积互层, 两者界线不规则, 侧向厚度变化较大。

灰泥等深流沉积岩性上总体为泥晶石灰岩, 内部常见粉屑和生屑, 局部泥质条带见白云化现象。其单层厚度通常较小一般为几厘米, 侧向延伸不稳定, 底界有的清晰, 有的则为过渡接触。生屑含量小于10%, 主要为三叶虫、海百合、介形虫、藻屑、海绵骨针及腕足类等, 多顺层分布, 较破碎, 分选较好, 部分生屑(三叶虫、海百合及腕足类等)呈现异地搬运特征。

本区等深流沉积中发现的沉积构造类型及数量相对较少, 主要有波痕、小型交错层理、波状层理等, 另见丰富的遗迹化石, 如古网迹(Paleochcrda)、鳞网迹(Squamodictyon)等( 图 6-A, 6-B, 6-C)。

粉屑等深流沉积顶部发育波痕, 在前人工作中尚未见报道。波长1~5, cm, 波高0.2~0.5, cm, 外形不对称, 迁移特征明显, 通常与古网迹和鳞网迹伴生( 图 6-A, 6-B)。生物扰动极为发育( 图 6-C), 镜下见与层面斜交的生物钻孔( 图 6-C, 6-D)。古网迹和鳞网迹的长轴平行于古水流方向。滑塌变形构造的轴面可指示斜坡倾向。

图6

Fig.6

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	图6 鄂尔多斯盆地南缘富平赵老峪剖面奥陶系平凉组等深积岩沉积构造及生物扰动Fig.6 Sedimentary structure and bioturbation of contourites of the Ordovician Pingliang Formation in Zhaolaoyu section of Fuping in southern margin of Ordos Basin

典型完整的等深流沉积序列厚度在10~200, cm之间, 从下至上分别为①灰泥等深积岩、②粉屑等深积岩、③砂屑等深积岩、④粉屑等深积岩及⑤灰岩等深积岩, 整体呈细— 粗— 细的对称递变特征。该层序反应等深流活动弱— 强— 弱的周期变化。但是, 在古代地层记录中很少有完整的层序。本次研究区等深流沉积序列除了少量完整的沉积层序, 大部分为不完整层序, 并具有一定的特殊性。

较为完整的层序在平凉剖面及赵老峪剖面都有发育, 但是规模极小, 不常见。层序厚度为35~40, cm, 从下至上分别为:①泥晶石灰岩, 见生屑; ②泥晶石灰岩夹砂屑石灰岩或粉屑石灰岩, 见生屑和砂屑; ③砂屑石灰岩, 见交错层理; ④泥晶石灰岩、粉屑石灰岩, 含砂屑、生屑等; ⑤泥晶石灰岩。本层序层间界面多为弯曲的波状, 单层厚度变化较大, 整体呈细— 粗— 细特征。

层序的不完整性是研究区等深流沉积的主要特征, 层序一般缺①、②、③、④中的1段或2段, 并且具有不同尺度上的细— 粗— 细变化特征。通过研究区等深流沉积综合研究, 总结出了多种不完整沉积层序, 包括单独缺1~2段的泥晶石灰岩、粉屑石灰岩、砂屑石灰岩及砾屑石灰岩组成的细— 粗— 细层序、多期薄— 中层砂屑垂向叠置的细— 粗— 细层序、多期厚层泥晶砂屑石灰岩或亮晶砂屑石灰岩叠置的细— 粗— 细旋回, 以及缝合线/泥质夹层中的泥晶/粉屑/砂屑石灰岩组成的细— 粗— 细层序, 在此选取2例进行详细阐述。

第1例取自富平赵老峪剖面第29层, 室内制作光面和大薄片, 标本厚4.1, cm, 岩性为灰色泥晶— 粉屑石灰岩, 从下至上分为9个小层, 层面多为波状, 整体为明暗互层, “ 明” 层主要为粉屑石灰岩, “ 暗” 层为含泥泥晶— 粉屑石灰岩, 夹泥质条带, 见粉屑石灰岩斑块/条带( 图 7-Ⅰ )。9个小层自下而上整体呈现细— 粗— 细旋回, 且向上变粗和变细的逆、正递变厚度不对称( 图 7-Ⅰ )。同时, 泥质含量在垂向上也出现高— 低— 高的变化特征。镜下资料显示:泥质条带之间呈现更小尺度的细— 粗— 细旋回特征( 图 7-A, 7-B, 7-C)。相邻缝合线之间也呈现出类似的细— 粗— 细变化规律( 图 7-D)。

第2例位于赵老峪剖面顶部, 岩性为薄层粉屑石灰岩夹泥晶石灰岩, 厚度58, cm( 图 7-Ⅱ )。从下至上划分了16层, 整体呈现细— 粗— 细旋回, 单层仍呈现细— 粗— 细特征, 但正、反递变程度仍不对称, 下部向上变粗层序更为发育, 上部向上变细层序更为发育。泥质条带或泥质富集地区见白云化现象( 图 7-E, 7-F)。不同尺度的细— 粗— 细的变化和向上变粗逆递变、变细正递变的不对称发育, 是研究区等深流沉积序列的主要现象。

图7

Fig.7

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	图7 鄂尔多斯盆地南缘奥陶系平凉组等深流沉积层序Fig.7 Contourite sequences of the Ordovician Pingliang Formation in southern margin of Ordos Basin

基于滑塌变形、层理、波痕及遗迹相长轴走向产状的测量, 室内进行校正, 最终制作了玫瑰图。结果显示:波痕迁移方向为北向; 遗迹相(古网迹和鳞网迹)长轴走向为北西西— 南东东(李文厚等, 1991)。平凉交错层理倾向为北西向( 图 8-A)。

结合区域地质背景, 在前人研究的基础上, 结合实际研究成果, 对研究区古地貌及古水流进行了研究。鄂尔多斯盆地南缘奥陶系存在向南倾斜的斜坡(李文厚等, 1991)。沿斜坡向下发育一系列重力流沉积, 多处重力流沉积可能形成海底扇或扇裙。等深流总体由东向西、大致平行于斜坡方向运动, 与重力流运动方向大致垂直( 图 8-B)。

图8

Fig.8

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	图8 鄂尔多斯盆地南缘晚奥陶世平凉期等深流运动路径(遗迹相数据据李文厚等, 1991)Fig.8 Motion path of contour current of the Late Ordovician Pingliang Stage in southern margin of Ordos Basin(ichnofacies data from Li et al., 1991)

图9

Fig.9

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	图9 鄂尔多斯盆地南缘奥陶系平凉组沉积相演化Fig.9 Evolution of sedimentary facies of the Ordovician Pingliang Formation in southern margin of Ordos Basin

从露头剖面资料来看, 鄂尔多斯盆地南缘奥陶系平凉组等深流沉积垂向分布具有一定的规律。平凉组下部发育深水原地沉积, 以深灰色、灰色泥岩、薄板状泥晶石灰岩、含泥石灰岩及灰黑色薄层硅岩为主。同时, 发育重力流沉积, 岩性多为灰色中层— 厚层砂岩、砾岩、砾屑石灰岩, 常见滑塌变形构造、交错层理、槽模、粒序层理、波痕、底模以及不完整的鲍马序列等, 整体呈下粗上细的特征。平凉组上部仍发育深水原地沉积, 岩性为薄层泥晶石灰岩、泥岩。重力流沉积规模明显减小。等深流沉积明显增多, 以砂屑、粉屑及泥晶石灰岩为主, 见波痕、交错层理, 生物扰动极为发育, 整体呈细— 粗— 细的旋回特征( 图 9)。

等深流沉积影响因素众多, 但同一时空主控因素相对较少。对研究区等深流沉积初步研究认为其主控因素包括构造运动、相对海平面升降以及等深流的能量及运移路径。

早奥陶世, 华北地块南缘为扩张阶段, 北祁连洋强烈拉张, 鄂尔多斯盆地南缘为被动大陆边缘。中奥陶世, 扬子地块向北俯冲, 华北地块进入俯冲收敛期, 北祁连洋活动达到顶峰, 洋盆向北俯冲形成弧后盆地, 鄂尔多斯盆地南缘以深水沉积的海槽及斜坡环境为主。由于构造活动加剧, 断裂发育, 盆地及斜坡发育大规模的重力流沉积。晚奥陶世, 加里东运动导致华北地块抬升并遭受剥蚀, 北祁连洋消亡闭合, 盆地大部分地区地层缺失, 仅在局部地区接受沉积。因此, 构造运动直接控制沉积环境及重力流发育的规模。构造作用强, 重力流发育, 等深流作用相对较弱; 相反则等深流作用显著。

鄂尔多斯盆地南缘在奥陶纪总体为海侵时期, 相对海平面呈整体上升趋势。平凉组下部沉积时期, 相对海平面较低, 沉积物更容易运达斜坡, 且构造活动较为强烈, 最终导致重力流沉积发育。平凉组上部沉积时期相对海平面较高, 构造运动相对较弱, 重力流作用较弱, 等深流活动加强。

一般而言, 等深流沉积相对较细, 多为泥级, 鄂尔多斯盆地南缘平凉组等深流沉积发育砂屑、粉屑及砾屑等深积岩, 特别是砂屑等深积岩较为发育, 在平凉剖面约占40%, 砂屑分选及磨圆都比较好, 反映等深流能量较高。同时, 存在不同尺度的细— 粗— 细层序, 反映等深流持续时间长, 具有明显的周期性。因此, 除了构造运动和相对海平面升降影响外, 与古地貌和等深流的运移路径也有紧密的联系。本次重点研究的3个剖面等深流沉积极为发育, 其发育位置在东部富平裂堑以及西部的祁连山— 秦岭海槽, 局部的限制地形不仅可为等深流沉积提供沉积凹陷, 还可增加等深流运动速度。同时, 盆地西南的“ L” 形突然拐弯导致等深流运移路径突变, 其仍可影响等深流的能量和速度。另外, 平凉剖面发育小规模的砾屑等深流沉积可能为等深流局部流速增加所致。而导致等深流速度短时提高可能有几方面原因:(1)自身速度提高。等深流在作用时期内, 具有弱— 强— 弱的特征。(2)地形因素。平凉位于祁连山— 秦岭海槽, 等深流从东向西运动过程中, 东部富平、中部岐山等地为开阔性环境, 西至陇县进入海槽, 等深流作用环境从开阔向局限环境转变, 导致速度局部提升。((3)运)移路径变化。鄂尔多斯南缘, 地形呈“ L” 形, 而平凉位于“ L” 形拐点, 等深流经过此处, 运移路径突变, 导致速度的变化。上述3方面因素共同作用可能导致等深流在平凉地区速度局部增加, 进而形成小规模的砾屑等深流沉积。除此之外, 砾屑灰岩也可能为等深流改造早期重力流沉积而成。