条带状构造为沉积岩中常见的一类沉积构造, 含有铁质条带、硅质条带(胡古月等, 2013)和条带状石灰岩(姜月华等, 1994; 陈吉涛等, 2009)等多种类型。在中国铁质条带和条带状石灰岩分布广泛, 前者主要分布在元古代地层中, 与铁矿密切相关; 后者则广泛分布于各地质时期, 特别是在早古生代地层中普遍发育。在成因方面, 铁质条带和硅质条带多与热水沉积相关(胡古月等, 2013), 主要表现为不同温度条件下的化学差异沉积; 条带状石灰岩则多与水动力条件相关(姜月华等, 1994; 陈吉涛等, 2009), 主要沉积于低能环境中, 如潮下带和深水环境, 表现为低能条件下水动力差异沉积。从沉积机制上讲, 无论是铁质条带、硅质条带还是条带状石灰岩, 均包含有化学沉积和机械沉积2个过程, 只不过前两者以化学沉积为主, 后者以机械沉积为主。

等深流(contour current)是指由于地球旋转而在大洋中形成的温盐环流, 这种环流平行海底等深线作稳定低速流动(Heezen et al., 1966; Faugeres and Stow, 1993; 何幼斌等, 1998)。这种环流往往交替出现低流速期与高流速期, 在低流速期速度一般为5~20, cm/s, 持续时间从几星期至几个月; 在高流速期速度一般为20~40, cm/s, 持续时间为几天至几星期, 可形成海底风暴(Faugeres and Stow, 1993; 刘健, 1993), 其中在现在的直布罗陀海峡的上部大陆斜坡地区, 速度可高达180~250, cm/s(Nelson et al., 1993)。在现代海洋中, 等深流沉积覆盖了大面积的海底地区, 常沿大陆边缘发育成大型等深岩丘或等深岩席, 沉积环境可从大陆斜坡延伸至深海盆地。

中、晚奥陶世鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区为等深流沉积多发区(李日辉, 1994; 高振中等, 1995; 丁海军等, 2008), 其中克里摩里组上段和乌拉力克组的泥岩中发育条纹(宽度小于0.5, cm)和条带(宽度大于0.5, cm)构造。由于泥岩中灰质含量非常少, 其沉积几乎不受化学沉积影响, 为探讨条纹条带形成过程中水动力的细微变化提供了研究材料。本文即以该层位为研究对象, 结合近年来水槽实验的最新研究成果(Amy et al., 2006; Strom and Keyvani, 2011; Schieber et al., 2013; Buls et al., 2015), 探讨条纹条带构造形成的水动力机制。

研究区位于鄂尔多斯盆地西缘北部, 内蒙古桌子山地区, 处于阿拉善地块和鄂尔多斯地块之间的三角地带, 中奥陶世的古地理背景为台地边缘斜坡至深水盆地(韩品龙等, 2009; 郭彦如等, 2012, 2014; 图 1)。在早古生代早期, 阿拉善地块和鄂尔多斯地块彼此相互分离, 可能至中奥陶世才开始拼接(张进等, 2012; 许淑梅等, 2016)。桌子山地区奥陶系从下到上由下统三道坎组、中统桌子山组和克里摩里组及上统乌拉力克组、拉什仲组、公乌素组和蛇山组组成, 从沉积相上可划分为台地相和斜坡相— 深水盆地相两大类。台地相发育于三道坎组和桌子山组: 三道坎组为浅灰色石英砂岩、灰白色白云质石灰岩、石灰岩互层, 中、下部夹数层生物碎屑石灰岩, 属于局限台地沉积; 桌子山组由浅灰色厚层石灰岩组成, 含泥质或硅质结核, 局部具有瘤状构造, 属于典型的碳酸盐岩台地沉积。

图 1

Fig.1

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	图 1 鄂尔多斯盆地西缘中奥陶世达瑞威尔期古地理略图(据郭彦如等, 2012; 有修改)Fig.1 Sketch showing palaeogeography of Darriwilian in Middle Ordovician, western margin of Ordos Basin (modified from Guo et al., 2012)

斜坡相— 深水盆地相发育于克里摩里组、乌拉力克组、拉什仲组、公乌素组和蛇山组: 克里摩里组以深灰色薄层石灰岩与灰黑色泥岩为主, 泥质成分向上递增, 属于台地边缘斜坡沉积(沈骋等, 2015); 乌拉力克组主要由含碳硅质泥岩组成, 上部为黑色碳质泥岩, 底部为含砾屑石灰岩, 为深水盆地相并含有碳酸盐岩重力流沉积; 拉什仲组主要由灰绿色砂岩、泥岩组成, 上部夹生物碎屑石灰岩, 为斜坡相浊流沉积(晋慧娟等, 2004; 肖斌等, 2014); 公乌素组为薄层石灰岩、泥岩、砂岩互层, 为低密度浊流与等深流沉积(李日辉, 1994); 蛇山组下部为黄绿色含砂钙质泥岩夹生物碎屑石灰岩, 上部为中厚层砾状生物碎屑石灰岩, 相当于盆地西缘南部的背锅山组下部, 为浅海陆棚沉积。

从区域背景上看, 桌子山地区中、晚奥陶世基本上经历了一个完整的海侵和海退过程, 克里摩里组下段沉积时期为水体开始变深阶段, 此后水体逐渐加深, 至乌拉力克组开始出现深水碳酸盐碎屑流沉积, 拉什仲组则演化为深水浊流沉积, 此后在公乌素组出现3次大陆斜坡与深海盆地的转化(费安玮, 2000), 最后至蛇山组水体变浅, 为浅海陆棚环境。

研究区条纹条带状泥岩发育在克里摩里组上段和乌拉力克组, 而克里摩里组沉积从中奥陶世达瑞威尔期开始, 正好处于阿拉善地块与鄂尔多斯地块开始拼接的构造转换时期。结合这两个组的沉积特征与已有研究成果, 以鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区石峡谷剖面为研究对象, 对这两个组的沉积环境变化和等深流沉积进行分析(图 2)。

图 2

Fig.2

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	图 2 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区奥陶系克里摩里组和乌拉力克组岩性综合示意图Fig.2 Lithologic column of the Ordovician Kelimoli and Wulalike Formations in Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin

克里摩里组从下到上可分为3段, 下段为浅灰色— 深灰色中— 薄层泥晶— 粉晶石灰岩夹极薄层灰黑色泥岩, 由于石灰岩边界不平整, 也习惯性的称为瘤状石灰岩; 石灰岩在垂向上极具韵律性(图 3-A), 且由泥晶石灰岩、细粉晶石灰岩和粗粉晶石灰岩交替组成, 一个旋回往往以粗粉晶石灰岩开始, 泥晶石灰岩结束; 石灰岩单层厚度一般小于30, cm, 长透镜体及小型连续状透镜体常见(图 3-A中箭头), 石灰岩组在侧向上常呈透镜状尖灭于泥岩中。中段为深灰色中— 薄层石灰岩夹极薄层灰黑色泥岩组合与灰黑色泥岩互层(图 3-B); 石灰岩基本上由粗粉晶石灰岩组成, 含粉砂泥晶石灰岩仅在上部出现; 石灰岩呈透镜状在侧向上尖灭于泥岩中(图 3-B中箭头)。上段为灰黑色条纹条带泥岩、含灰泥岩, 其中含灰泥岩中CaO和MgO含量合计小于4%。顶部以深灰色块状砾屑石灰岩与乌拉力克组分界。

在克里摩里组中、下段的单层石灰岩常发育细— 粗— 细序列(图 3-C和3-D)和平行层— 均匀层— 平行层序列(图 3-E)。其中下段以细— 粗— 细序列较为典型, 从下到上由细粉晶— 粗粉晶— 细粉晶构成, 在风化面上细粉晶为主的部分呈现为浅黄色, 粗粉晶为主的部分呈现为浅灰色, 在新鲜面上均为深灰色, 肉眼分辨不出差异。粗粒部分的形态可呈条带状(图 3-C)、透镜状(图 3-D)及分枝状等不规则形态, 界面可呈渐变, 也可呈突变。上段则以平行层— 均匀层— 平行层序列较为典型。在同一石灰岩层中, 平行层的晶粒相对较小, 而均匀层的晶粒相对较粗; 其中平行层可以为较清晰的平行层(图 3-E), 也可为模糊的平行层, 也可演化为断续的平行层, 甚至平缓的波状层。

图 3

Fig.3

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图 3 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区奥陶系克里摩里组与乌拉力克组沉积特征 A— 克里摩里组下段深灰色薄层石灰岩序列, 具有不平整的边界及小型透镜体形态(箭头); B— 克里摩里组中段深灰色中— 薄层石灰岩夹极薄层灰黑色泥岩组合与灰黑色泥岩互层, 部分石灰岩层侧向尖灭成透镜体形态(箭头); C— 克里摩里组下段中层石灰岩中的条带构造, 浅灰色部分晶粒较粗(箭头), 上、下界面不平整; D— 克里摩里组下段薄层石灰岩中透镜状细— 粗— 细序列椭圆框所示, 浅灰色部分晶粒较粗(箭头), 形态不规则; E— 克里摩里组中段中层石灰岩中的平行层— 均匀层— 平行层序列, 均匀层(长箭头)颗粒较粗, 平行层(短箭头)颗粒较细; F— 乌拉力克组底部砾屑石灰岩(箭头)Fig.3 Photos showing sedimentary characteristics of the Ordovician Kelimoli and Wulalike Formations in Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin

乌拉力克组以灰黑色碳、硅质泥岩、碳质泥岩、含灰泥碳质泥岩组成, 中间发育数层砾屑石灰岩(图 3-F)。泥岩中富含笔石, 发育条纹条带。砾屑石灰岩与泥岩呈突变接触, 不存在岩性的连续过渡。砾屑灰岩内部一般不具层理和颗粒的定向构造, 砾屑大小混杂, 分选差, 并且颗粒大小相差悬殊, 最大的砾屑(出露不全)超过260cm× 50cm, 小砾屑可以小至0.2, cm, 并且与基质一起充填于大砾屑之间。砾屑含量高, 多在60%~80%之间, 为颗粒支撑。砾屑主要为浑圆状砾屑和板片状砾屑, 浑圆状砾屑磨圆好, 成分与下伏桌子山组灰岩类似; 而板片状砾屑磨圆差, 棱角明显, 成分与下伏克里摩里组灰岩类似。

薄层石灰岩以薄的单层厚度(一般小于30, cm)、高旋回性(米级旋回)和石灰岩— 泥岩对(石灰岩— 灰质泥岩对)区别于台地相的厚层— 块状石灰岩, 其沉积环境一般解释为斜坡至深水盆地(Mawson and Tucker, 2009; Bdenas et al., 2012; Kietzmann et al., 2014; Hersi et al., 2016), 克里摩里组下段即由薄层石灰岩— 泥岩对组成, 且极具旋回性, 而中段在泥岩中含有薄层石灰岩— 泥岩对, 均应为深水斜坡沉积。薄层石灰岩形态的不规则(瘤状)则反映了深水底流的作用(金若谷, 1989); 石灰岩中的细— 粗— 细序列和平行层— 均匀层— 平行层序列以及粗粒层和细粒层边界的不规则反映了沉积流体强度由弱变强再变弱的变化过程以及流体的侵蚀现象, 在深水环境中解释为等深流沉积(何幼斌等, 1998; Kietzmann et al., 2015)。克里摩里组下段薄层石灰岩的相互叠置、长透镜体形态及侧向上石灰岩组呈透镜体尖灭, 则反映了水道沉积特征; 中段薄层石灰岩组镶嵌于泥岩中, 单层石灰岩呈透镜体尖灭于泥岩中, 则反映了天然堤沉积特征。综上所述, 克里摩里组下段和中段形成于台地边缘斜坡环境, 其中下段为等深流水下水道沉积, 中段为等深流水下天然堤沉积(图 2)。

克里摩里组上段与乌拉力克组中的条纹条带状泥岩富含笔石, 为典型的笔石页岩, 形成于滞留环境中平缓底流的条件下悬浮沉积物垂直降落沉积(蔡雄飞, 2001; Schieber et al., 2013), 其沉积环境可能为深水盆地。乌拉力克组中的砾屑石灰岩从其结构上可以判断为碎屑流沉积, 其上、下界面与泥岩均为突变接触, 说明沉积时不存在重力流的渐变演化, 为突发事件型沉积。由于中奥陶世是鄂尔多斯盆地西缘的构造活跃期, 是阿拉善地块与鄂尔多斯地块开始拼接的时期(张进等, 2012; 许淑梅等, 2016), 故砾屑石灰岩可能为幕式构造作用的产物。因此, 克里摩里组上段与乌拉力克组均沉积于深水盆地环境, 但前者可能形成于构造平静期, 后者可能形成于构造活动期(图 2)。

研究区条纹条带状构造主要发育在克里摩里组上段和乌拉力克组的灰黑色泥岩、含钙泥岩中, 在单个的条纹或条带中无明显的粒度变化及粒序结构。条纹条带之间界线平直, 侧向延伸远, 可在露头范围内连续出现, 但是变化单调, 类型并不丰富(图 4)。首先按其宽度进行分类, 前人在研究深水条带石灰岩时(姜月华等, 1994)将条带分为宽条带(25~10, cm)、中条带(10~4, cm)和窄条带(4~0.5, cm), 因此文中将宽度小于0.5, cm的称为条纹, 大于0.5, cm的称为条带。

研究区的条纹主要表现为密集型(图 4-A至4-D), 在1, cm的宽度上可发育6~10条, 单条纹厚度为0.1~0.2, cm。就单条纹的特征可分出断续型和连续型两类: 断续型条纹表现为连续或不连续的极小的透镜体形态(图 4-A), 与连续型条纹可呈过渡状态(图 4-B), 主要发育在克里摩里组上段; 连续型条纹表现为平直、连续的单纹层, 与水平层理或平行层理相当(图 4-C, 4-D), 主要发育在乌拉力克组, 与条带状泥岩伴生, 克里摩里组上段也有发育。在垂向上, 断续型条纹分布均一, 岩层一般为块状泥岩; 连续型条纹则可出现微弱的细— 粗— 细粒度变化, 岩层则表现为中— 薄层叠置(图 4-C), 部分发育细— 粗— 细粒序的条纹岩层之下可出现正粒序岩层, 尽管分属不同的岩层, 但在粒度上可呈连续过渡(图 4-D)。

条带状泥岩主要发育在乌拉力克组, 与砾屑石灰岩伴生, 即砾屑石灰岩夹于条带状泥岩之中, 但两者呈突变界线。条带呈宽、窄相间, 单条带之间有极薄的泥质相隔, 可表现为风化后的颜色条带或极薄层的岩层叠置(图 4-E, 4-F)。在垂向上主要表现为宽条带和窄条带的相间出现, 其中宽条带一般由4~6个条带组成, 从下到上发育窄— 宽— 窄的垂向序列(图 4-E下部和图 4-F); 有时也出现宽条带和窄条带的频繁交替, 这样的层段可称为“ 波动段” (图 4-E上部)。

图 4

Fig.4

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图 4 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区奥陶系克里摩里组与乌拉力克组中的条纹条带 A— 浅灰色块状泥岩中的条纹, 部分呈断续透镜状(箭头); B— 同A, 条纹较连续, 底部为均匀层; C— 浅灰色中层泥岩, 发育连续的条纹, 岩层相互叠置, 具有细(短箭头)— 粗(长箭头)— 细(短箭头)的粒度变化; D— 同C, 岩层之间具有粒序变化, 底部岩层具有正粒序, 其上岩层具有细— 粗— 细的粒度变化; E— 浅灰色块状泥岩, 发育宽窄相间的条带; F— 同E; A和B为克里摩里组上段; C、D、E和F为乌拉力克组Fig.4 Photos showing stripped￣and￣banded structures in mudstones of the Ordovician Kelimoli and Wulalike Formations in Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin

在岩石薄片中, 条纹状泥岩表现为有机质和黏土的相对聚集, 与含细粉砂黏土频繁交互, 颗粒呈弱定向排列, 其中有机质表现出显微交错纹层的特征(图 5-A); 而条带状泥岩则表现为细粉砂颗粒的相对聚集, 其间为含细粉砂黏土所隔, 黏土中的细粉砂颗粒定向性明显(图 5-B)。在条纹和条带状泥岩中由于粉砂颗粒的定向排列和有机质的聚集, 可形成显微流动构造, 发育有低角度断续交错纹层(图 5-C)和微波状纹层(图 5-D)。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区克里摩里组与乌拉力克组条纹条带泥岩微观特征 A— 条纹泥岩中有机质(短箭头)和灰泥(长箭头)的聚集与定向排列; B— 条带泥岩中粉砂级颗粒的聚集(箭头); C— 条纹泥岩中粉砂颗粒的定向排列与低角度断续交错纹层(箭头); D— 含粉砂黏土岩中的微波状纹层(箭头); A、C、D为克里摩里组上段, B为乌拉力克组Fig.5 Microstructures in stripped￣and￣banded mudstones of the Ordovician Kelimoli and Wulalike Formations in Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin

在岩石薄片中, 有机质和灰泥的相对聚集和定向排列(图 5-A)及细粉砂颗粒的相对聚集(图 5-B)均说明条纹条带的形成与水动力的重力分选相关, 因为粉砂、黏土、有机质与灰泥由于粒度及密度的差异会表现出不同的水动力学行为(Longhitano, 2011)。低角度断续交错纹层(图 5-C)和微波状纹层(图 5-D)等显微流动沉积构造的发育则说明沉积时水体具有弱的流动, 而非完全的静水垂直降落沉积。在条带泥岩中, 条带一般由相对较粗的颗粒组成, 条带之间极薄的泥质由相对较细的颗粒组成, 条带的宽窄代表了较粗颗粒堆积的厚薄, 也反映了沉积时水动力的强弱, 因此垂向上条带的窄— 宽— 窄序列(图 4-E, 4-F)则反映了沉积流体的弱— 强— 弱变化, 在深水盆地中则可能为等深流(何幼斌等, 1998; Kietzmann et al., 2015)。在研究区, 尽管克里摩里组中的薄层状石灰岩、泥岩及乌拉力克组泥岩中缺乏指向沉积构造, 但据前人研究, 桌子山地区乌拉力克组底部生屑石灰岩中发育的大型板状交错层理与上覆拉什仲组浊积岩中槽模所指示的古水流方向近于垂直(高振中等, 1995), 说明该时期海洋中底流垂直区域斜坡沿海底等高线流动。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区奥陶系克里摩里组与乌拉力克组泥岩中条纹条带形成机制Fig.6 Mechanism of stripped￣and￣banded mudstones in the Ordovician Kelimoli and Wulalike Formationsin Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin

此外, 条纹泥岩中的细— 粗— 细的细微粒度变化, 也反映了等深流沉积特征。垂向上的宽条带和窄条带频繁交替的波动段(图 4-E上部), 可能和水深等外部因素的变化相关(Spence and Tucker, 2007)。条纹构造中的断续状小型透镜体(图 4-A)则可能为深海环境中陆源颗粒的供给不足相关(Tuijnder et al., 2009), 而薄的正粒序层则反映了低密度浊流的沉积(Pattison et al., 2007), 进而则说明深海中的泥质可能来自低密度浊流形成的乳浊层。

以野外和室内观察到的条纹条带的特征为基础, 结合近年来水槽实验的最新研究成果(Amy et al., 2006; Strom and Keyvani, 2011; Schieber et al., 2013; Buls et al., 2015), 可推出桌子山地区中、晚奥陶世克里摩里组和乌拉力克组中条纹条带的形成机制(图 6)。条纹条带的形成与深水流体密切相关, 依据克里摩里组下段和中段均发育等深流沉积的事实, 结合条纹条带泥岩中细— 粗— 细和窄— 宽— 窄的垂向序列可以判断这种深水流体为等深流, 而等深流又有着周期性的变化(Faugeres and Stow, 1993), 受控于天文旋回(Szulczewski et al., 1996; Nalin et al., 2008), 因此首先分为弱等深流作用期和强等深流作用期。又由于条纹条带发育于泥岩中, 故沉积发生在碳酸盐岩补偿深度(CCD)以下(图 6)。

在弱等深流作用期: 等深流速度一般小于20, cm/s(Faugeres and Stow, 1993), 依据水槽实验结果, 当流体速度小于25, cm/s时, 约70%以上的粉砂滞留在底床为底载荷, 当流体速度小于15, cm/s时, 粉砂基本上全部滞留在底床, 此时流体中的悬浮物质主要由黏土物质组成, 絮凝波发育且具有长的尾迹(图 6), 在等深流改造海底沉积物的同时, 絮凝波中的黏土也发生垂直降落沉积, 即悬浮载荷与底载荷同时发生沉积, 此时可形成粗粒和细粒相间的条纹状沉积(Schieber et al., 2013), 这种现象和克里摩里组上段条纹泥岩中有机质和黏土的相对聚集并与含细粉砂黏土频繁交互的现象吻合。在深水盆地中, 等深流变化微弱, 周期性不明显, 再加上海平面的动荡, 即水深的变化, 可形成连续的条纹状泥岩(图 6)。

在强等深流作用期: 等深流速度一般大于20, cm/s(Faugeres and Stow, 1993), 依据水槽实验结果, 当流体速度大于25, cm/s, 将有30%以上的粉砂呈悬浮状态, 流体中的悬浮物质由粉砂和黏土组成, 絮凝波不发育, 不形成长的尾迹(Schieber et al., 2013)。由于此时等深流的速度较大, 可使悬浮的黏土保持一定时间的悬浮状态, 从而使底载荷连续加积, 形成较厚的粗粒沉积, 这种现象和乌拉力克组条带状泥岩中细粉砂颗粒的相对聚集及其为含细粉砂黏土所隔的现象吻合。如果沉积的水深相对较浅, 使得等深流的作用强度和周期表现得较为明显, 则形成窄— 宽— 窄的垂向条带序列。

依据前人的研究成果, 中奥陶世阿拉善地块和鄂尔多斯地块可能至此开始拼接(张进等, 2012; 许淑梅等, 2016), 此时鄂尔多斯盆地西缘构造活跃, 处于构造转换期(解国爱等, 2003; 马占荣等, 2013), 乌拉力克组中的砾屑石灰岩即为构造活动期的产物, 为海底碳酸盐岩碎屑流沉积, 与之伴生的条带状泥岩中等深流周期性明显, 与克里摩里组上段的条纹状石灰岩相比, 水体开始变浅。因此, 鄂尔多斯西缘桌子山地区最大海侵发生于克里摩里组上段沉积时期, 至乌拉力克组水体开始变浅。

鄂尔多斯盆地西缘北部桌子山地区克里摩里组上段及乌拉力克组的条纹条带状泥岩形成于深水盆地环境, 在碳酸盐补偿深度(CCD界线)之下, 由等深流引起的黏土絮凝波和底载荷运动共同沉积形成。在弱等深流作用期, 絮凝波和底载荷交互沉积形成条纹泥岩; 在强等深流作用期, 底载荷连续加积形成条带状泥岩。克里摩里组上段条纹状泥岩连续加积表明水体较深, 等深流周期性不明显, 乌拉力克组条带状泥岩中的窄— 宽— 窄垂向序列则表明水体相对较浅, 等深流周期性明显。这说明桌子山地区中、晚奥陶世的最大海侵期发生在克里摩里组上段沉积时期, 这对研究该地区的构造性海侵作用和大地构造环境具有重要的意义, 限定了构造转换的时限, 同时反映了鄂尔多斯地块与阿拉善地块的相互关系及其在时间上的演化。

致谢 昆明理工大学国土资源工程学院地球科学系教师董有浦、钟军伟, 参加了相关讨论, 提出了宝贵的意见, 同时评审老师提出了具有建设性的意见, 研究生张东阳、廖勇军参加了部分野外工作, 在此一并致谢!