研究发现, 颗粒滩沉积在鄂尔多斯盆地南部广泛分布, 但由于发育环境不同, 造成组成颗粒滩的颗粒类型多样(图 3, 图 4)。根据野外露头剖面、岩心及薄片观察, 结合寒武纪张夏期岩相古地理特征, 并依据颗粒滩发育位置及沉积环境能量, 将研究区张夏组颗粒滩分为台缘颗粒滩和台内颗粒滩2类。台内颗粒滩主要发育于碳酸盐岩台地内部, 台缘颗粒滩主要发育在碳酸盐岩台地边缘地带。根据颗粒的主要成分, 又可具体划分为鲕粒滩、生屑滩、砾屑滩等。

图 3

Fig.3

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	图 3 鄂尔多斯盆地南部中寒武统张夏组颗粒滩沉积宏观特征 a— 陇县牛心山剖面, 砾屑灰岩, 砾屑分选磨圆相对较差; b— 河津西磑口剖面, 鲕粒灰岩; c— 河津西磑口剖面, 砾屑灰岩, 竹叶状砾屑磨圆较好, 染色片, 单偏光; d— 礼泉上韩剖面, 鲕粒白云岩, 裂缝发育, 部分被方解石脉充填; e— 岐山二郎沟剖面, 鲕粒白云岩; f— YT1井, 3088.4, m, 砾屑白云岩, 竹叶状砾屑呈扁平状或低角度叠瓦状排列, 磨圆较好, 岩心照片Fig.3 Macro characteristics of grain bank of the Middle Cambrian Zhangxia Formation in southern Ordos Basin

图 4

Fig.4

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图 4 鄂尔多斯盆地南部中寒武统张夏组颗粒滩沉积微观特征 a— YT1井, 3086.6, m, 生屑灰岩, 部分发生白云岩化, 染色片, 单偏光; b— 平凉大台子剖面, 鲕粒灰岩, 鲕径可达1.5, mm, 鲕粒具同心圈层构造, 染色片, 单偏光; c— CT1井, 4098.6, m, 鲕粒白云岩, 亮晶胶结, 染色铸体片, 单偏光; d— Y2井, 3128.6, m, 生屑灰岩, 部分发生白云岩化, 亮晶胶结, 染色片, 单偏光; e— 陇县牛心山剖面, 灰岩, 藻团粒, 泥晶胶结, 染色片, 单偏光; f— L17井, 4184.7, m, 鲕粒白云岩, 亮晶胶结, 裂缝发育, 染色铸体片, 单偏光Fig.4 Microscopic characteristics of grain bank of the Middle Cambrian Zhangxia Formation in southern Ordos Basin

研究区台内滩颗粒类型主要为鲕粒和内碎屑, 其次为生屑及少量藻团体; 台缘颗粒滩颗粒类型主要为鲕粒和生屑, 其次为砂屑。鲕粒滩是最为典型的颗粒滩类型, 以发育大量鲕粒为主要特征, 可含少量生物碎屑及竹叶状砾屑。内碎屑滩主要由内碎屑颗粒组成, 颗粒粒径大小不等, 可分为砂屑级和砾屑级, 前者粒径范围通常为0.1~2, mm, 后者粒径通常大于2, mm(Flü gel, 2004); 内碎屑颗粒形状大多不规则, 常见有棱角状、竹叶状、球度及磨圆较好的球形、椭球形或团块状等, 其中具竹叶状砾屑的颗粒滩习惯上称为风暴滩, 通常认为是风暴沉积的产物。生物碎屑滩的颗粒类型主要为生物骨架碎屑和生物颗粒, 常见的生物骨架碎屑主要有三叶虫、棘皮类、腕足类和介形虫等。研究区常见生物碎屑滩与鲕粒滩和风暴滩互层或混合沉积, 表明颗粒滩的发育需要较高的水体能量。

基于野外剖面、钻井岩心细致观察描述及岩石薄片镜下鉴定, 认为鄂尔多斯盆地南部中寒武统张夏组颗粒滩岩性主要为颗粒石灰岩、颗粒白云岩和晶粒白云岩。

颗粒石灰岩主要为灰色、深灰色鲕粒灰岩和砾屑灰岩, 其次为生屑灰岩和砂屑灰岩(图 5-a, 5-b, 5-c)。鲕粒灰岩是研究区中寒武统张夏组中发育最为广泛的一类颗粒岩, 鲕粒含量为55%~85%, 形状常呈圆形和椭圆形。鲕粒以具同心圈层的正常鲕和内部具放射状结构的放射鲕最为常见, 同时也发育变形鲕等后期溶解、蚀变后形状不规则的鲕状颗粒。鲕径多为0.3~1.0, mm。砾屑灰岩构成了内碎屑滩的主体, 砾屑含量为60%~75%, 粒径大小不一, 内部结构较为复杂, 成熟度较低, 颗粒磨圆相对较差, 多呈棱角状。这种砾屑颗粒通常是在较强的水动力条件下, 弱固结碳酸盐沉积体被强烈动荡的水体打碎并重新堆积而成, 表明其形成于高能浅滩环境。生屑灰岩颗粒以生物碎屑为主, 含量为35%~60%, 有时含鲕粒, 生物碎屑长轴具一定方向性排列, 反映遭受到较强水动力条件的改造。砂屑灰岩中砂屑含量为60%~80%, 分选、磨圆较好, 形状相对规则, 粒径多为中— 细砂级别, 颗粒间常被亮晶方解石胶结, 偶见少量鲕粒和生物碎屑。

图 5

Fig.5

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图 5 鄂尔多斯盆地南部中寒武统张夏组颗粒滩岩性特征 a— 河津西磑口剖面, 鲕粒灰岩, 鲕径达1, mm, 染色片, 单偏光; b— 陇县牛心山剖面, 砂屑灰岩, 染色片, 单偏光; c— 陇县牛心山剖面, 生屑灰岩, 生屑主要为三叶虫碎片, 染色片, 单偏光; d— XT1井, 4108.8, m, 鲕粒白云岩, 粒间溶孔、粒内溶孔发育, 铸体染色片, 单偏光; e— L17井, 4184.7, m, 鲕粒白云岩, 鲕粒边部具世代胶结结构, 染色片, 单偏光; f— L17井, 4187.9, m, 鲕粒白云岩, 鲕粒发生强烈白云岩化, 染色片, 单偏光; g— YT1井, 3087.3, m, 细— 中晶白云岩, 染色片, 单偏光; h— 岐山二郎沟剖面, 粉— 细晶白云岩, 染色片, 单偏光; i— LT1井, 4719.5, m, 粉— 细晶白云岩, 染色片, 单偏光Fig.5 Lithological characteristics of grain bank of the Middle Cambrian Zhangxia Formation in southern Ordos Basin

颗粒白云岩以灰色、浅灰色鲕粒白云岩和砂屑白云岩为主(图 5-d, 5-e, 5-f), 其次为生屑白云岩和砾屑白云岩。鲕粒白云岩中的颗粒以残余鲕粒为主, 含量55%~70%, 大多遭受到白云化、蚀变、溶解和重结晶作用而形状不规则或鲕粒结构特征不明显, 粒径0.2~0.8, mm。砂屑白云岩中的颗粒通常由细— 粉晶白云岩组成, 含量65%~80%, 分选、磨圆较好, 颗粒间通常被白云石胶结充填, 可见充填残余粒间孔及膏模孔, 少量砂屑白云岩中见生模孔, 形状大多不规则, 部分被白云石充填。生屑白云岩中的颗粒以生物碎屑为主, 含量50%~75%, 生模孔发育, 大多发生白云石化, 但轮廓仍清晰可见。台缘颗粒滩中发育的砾屑白云岩的颗粒多呈棱角状, 粒间孔发育, 粒间被白云石胶结, 粒间溶孔部分被方解石充填, 岩性较为纯净, 反映其形成时水体能量较高。台内滩中发育的砾屑白云岩的颗粒通常是由多个磨圆较好的细小颗粒聚集胶结、重结晶而形成的, 粒径较大, 单偏光下常能看到颗粒轮廓。

晶粒白云岩主要以灰色细— 中晶白云岩为主, 其次为粉— 细晶白云岩(图 5-g, 5-h, 5-i)。细— 中晶白云岩晶体多呈自形— 半自形, 部分晶间孔、晶间溶孔发育。这类晶粒白云岩通常发育于高能颗粒滩相沉积旋回中, 晶形普遍较好, 极有可能是颗粒灰岩经过强烈成岩作用后形成的, 具有成为该区优质储集层的潜力。

在碳酸盐沉积中, 海平面升降及水动力条件变化控制着颗粒滩沉积序列的形成与演化(丁熊等, 2012)。频繁的海侵海退使海平面持续振荡, 垂向上由于受沉积物加积作用的影响, 碳酸盐岩颗粒滩不断发生建造, 形成相应的沉积序列。大量研究表明, 快速海侵— 缓慢海退的海平面变化过程有利于碳酸盐岩颗粒滩沉积建造(李凌等, 2008; 兰朝利和杨明慧, 2013)。通过大量钻井岩心精细刻画及多个野外剖面观察研究, 认为鄂尔多斯盆地南部地区中寒武统张夏组颗粒滩沉积普遍发育水体向上变浅的沉积序列, 反映出碳酸盐岩颗粒滩发育过程中由于沉积物不断加积使其上部水体逐渐相对变浅的特征。同时, 随着海平面不断变化, 导致浪基面附近的水下高能带控制范围也发生相应的变化, 从而使碳酸盐岩颗粒滩不断发生侧向迁移, 进而不断扩大横向展布范围。受潮汐、波浪、风暴等多种水动力条件的影响, 在海平面频繁振荡背景下, 处于水下高能控制范围内的颗粒滩沉积不断建造, 形成研究区由颗粒滩— 台坪及颗粒滩— 滩间洼地组成的垂向上反旋回沉积序列(图 6)。台地边缘地区受波浪或风暴浪影响较大, 水体能量较高, 浪基面扰动深度较大, 导致单个鲕粒滩厚度较大, 常超过3, m。基于海平面旋回变化, 鲕粒滩垂向上不断加积叠置, 最终形成规模很大的台缘鲕粒滩(图 7), 最大厚度可达百余米。台地内部受潮汐作用影响较大, 水体能量相对较低, 导致单个鲕粒滩厚度较小, 常不足3, m, 且鲕粒滩对海平面变化更加敏感, 颗粒滩— 台坪及颗粒滩— 滩间洼地沉积旋回变化更加频繁。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地南部中寒武统张夏组颗粒滩典型相序Fig.6 Typical sedimentary sequences of grain banks of the Middle Cambrian Zhangxia Formation in southern Ordos Basin

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地南部CT1井中寒武统张夏组地层柱状图Fig.7 Stratigraphic column of the Middle Cambrian Zhangxia Formation of Well CT1 in southern Ordos Basin

鄂尔多斯盆地南部地区寒武纪张夏期由台地内部向海(由北向南)方向主要发育碳酸盐岩开阔台地、碳酸盐岩台地边缘、斜坡— 台盆相沉积。

基于野外剖面及岩心观察, 并综合研究区岩心及测录井资料, 发现盆地南部地区中寒武统张夏组以鲕粒滩为典型代表的碳酸盐岩颗粒滩广泛发育。研究表明, 盆地南部张夏期碳酸盐岩台地边缘相带主要沿着平凉大台子— 陇县牛心山— XT1井— CT1井— Y2井— Y6井— Y13井— 河津西磑口一线呈带状分布, 并大致呈NE向凹向台地内部。

规模较大的台缘鲕粒滩主要分布于上述区域, 平面上呈断续的带状展布, 部分台缘鲕粒滩呈近NE向指向台地内部(图 8)。

图 8

Fig.8

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	图 8 鄂尔多斯盆地南部中寒武统张夏组沉积相平面展布Fig.8 Distribution of sedimentary facies of the Middle Cambrian Zhangxia Formation in southern Ordos Basin

基于岩心及测录井资料, 以鲕粒滩为代表的台内颗粒滩呈不规则点状或片状分布于台地内部, 平面上横向连续性相对较差。如QS2井、L4井、QS1井、CT3井等均揭露台地内部广泛发育以鲕粒滩为典型代表的颗粒滩沉积, 但总体分布规模及沉积厚度与台缘鲕粒滩相比均较小(图 8)。

碳酸盐岩颗粒滩的形成对环境条件要求较高, 其发育及分布受到多种地质条件制约。由于碳酸盐沉积对沉积环境变化极为敏感, 水体深度、气候条件、基底古地貌特征及构造活动等因素都对碳酸盐岩颗粒滩的发育及分布起着至关重要的控制作用, 这些因素共同控制着颗粒滩的发育位置、规模及横向展布特征。在野外剖面、岩心及测录井等实际资料研究的基础上, 综合鄂尔多斯盆地寒武系地层厚度等值线图、岩相古地理背景及前人研究成果, 认为鄂尔多斯盆地南部地区中寒武统张夏组鲕粒滩发育及分布主要受海平面变化、基底古地貌特征及构造活动的控制。

3.2.1 海平面变化 已有研究表明, 颗粒滩的发育需要较高能量的水体环境, 所以水下高能界面的位置控制着颗粒滩的建造, 而水下高能界面的位置主要受海平面相对升降控制, 因此海平面变化控制着颗粒滩发育及沉积旋回演化。通常认为, 海平面总体上升为颗粒滩发育提供充足的可容性空间, 快速海侵、缓慢海退的振荡式海平面变化有利于颗粒滩的发育演化(李凌等, 2008)。鄂尔多斯盆地南部地区张夏期整体发生多期海侵, 海平面相对升高, 是颗粒滩发育比较理想的海侵旋回样式, 有利于形成规模较大的颗粒滩沉积。通过野外剖面观察及典型岩心精细刻画, 认为盆地南部地区张夏组以鲕粒滩为典型代表的颗粒滩沉积不仅厚度较大, 而且分布范围广泛, 台地边缘地带鲕粒滩发育厚度可以达到几十米, 累计厚度可达百余米(图 7, 图 9), 横向展布范围可达几百千米(图 9)。垂向上颗粒滩一个完整的旋回序列总体表现为下细上粗的反旋回特征, 反映一次海侵海退振荡式升降旋回(图 6, 图 7)。在一次海平面快速振荡过程中, 颗粒滩建造主要集中于海侵晚期至海退早期, 在快速海侵的早期, 前期颗粒滩沉积被海水淹没, 沉积界面处的能量较低, 沉积物颗粒较细, 通常发育滩间洼地沉积。在海侵晚期至缓慢海退早期, 沉积界面处能量较高, 颗粒滩不断发育并逐渐向上建造, 直至颗粒滩露出水面而停止生长, 从而构成一个向上逐渐变浅的沉积序列。鄂尔多斯盆地张夏期持续振荡式海侵, 导致颗粒滩沉积在垂向上多旋回叠加, 最终在研究区形成累积厚度较大的碳酸盐岩颗粒滩沉积(图 9)。

图 9

Fig.9

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	图 9 鄂尔多斯盆地南部中寒武统张夏组台缘鲕粒滩分布特征Fig.9 Distribution characteristics of marginal-platform oolitic bank of the Middle Cambrian Zhangxia Formation in southern Ordos Basin

3.2.2 基底古地貌及构造活动 沉积时期的古地貌及构造活动控制了沉积相的发育(汪晶等, 2011)。对于碳酸盐岩颗粒滩沉积而言, 微古地貌起伏及构造活动对颗粒滩的发育及分布的控制作用更为明显(谭秀成等, 2009)。鄂尔多斯盆地是一个典型的多旋回叠合盆地, 中上元古界裂陷槽控制着上覆寒武系基底特征, 使盆地寒武系基底存在凹凸起伏变化, 即盆地中寒武统张夏组存在古地形相对较高的水下古隆起, 这就为颗粒滩发育提供了优质条件。在水下古地貌高地及海平面变化共同作用下, 颗粒滩会优先在水动力条件相对较强的水下高地发育。通常在碳酸盐岩台地中, 水下高能水体作用范围会随着相对海平面变化而变化。在水体相对较深时, 水下高能环境仅能作用局限范围, 仅在水下古隆起局部地区发育颗粒滩沉积。当颗粒滩不断垂向加积或发生海退时水体相对变浅, 水下高能环境作用范围将扩大至水下古隆起周缘, 此时颗粒滩沉积将发生侧向迁移, 随着沉积旋回的不断演化, 颗粒滩平面展布区域不断扩大, 最终形成相当规模的碳酸盐岩颗粒滩沉积(图 7, 图 8)。

毋庸置疑, 构造控制沉积(Einsele, 2000; 王鸿祯和张世红, 2002)。前人通过大量研究表明, 鄂尔多斯盆地寒武纪处于拉张伸展应力背景下(陈安清, 2010), 盆地南部寒武系发育裂陷槽, 从盆地南部边缘呈NE向延伸到盆地内部(杨华等, 2006; 白云来等, 2014; 廖建波等, 2016; 管树巍等, 2017)。其中白云来等(2014)对盆地南部寒武系裂陷槽发育位置、展布方向进行了详细研究, 并对裂陷槽发育边界进行详细刻画, 指出盆地南部寒武系发育大致沿着淳化— 铜川— 富县一线伸向台地内部的裂陷槽。笔者通过对盆地南缘多处野外露头剖面及部分岩心井发育的寒武系特征详细研究, 并结合盆地南部寒武纪张夏期古地貌图(图 10), 认为盆地南部张夏期发育裂陷槽, 其沿着淳化— 铜川— 宜君— 富县大致呈偏NE向延伸到碳酸盐岩台地内部, 并控制着盆地南部颗粒滩的沉积与分布。裂陷槽周边的台地边缘地带为地势相对较高的水下高地, 水动力条件相对较强, 为鲕粒滩发育有利场所。从研究区颗粒滩平面分布特征来看, 以鲕粒滩为典型代表的台缘颗粒滩呈条带状伸入到碳酸盐岩台地内部的特征十分明显, 充分说明了裂陷槽对颗粒滩平面分布的控制作用。正是由于盆地南部裂陷槽的发育, 使盆地南部寒武纪台地边缘带大致呈NE向凹向台地内部, 同时使台地内部“ 隆洼分异” 基底古地貌特征继承性更加明显, 从而影响盆地南部寒武纪岩相古地理格局, 控制颗粒滩沉积分布规律。

图 10

Fig.10

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	图 10 鄂尔多斯盆地南部中寒武世张夏组沉积时期古地貌Fig.10 Palaeogeomorphology during the depositional period of Middle Cambrian Zhangxia Formation in southern Ordos Basin

3.2.3 古气候 此外, 结合许多学者对现代碳酸盐岩颗粒滩发育及分布规律影响因素研究认识, 笔者认为水体深度、古气候条件等因素对颗粒滩的发育及分布也具有一定的影响。一般认为, 碳酸盐沉积建造直接或间接地与生物及生物化学作用有关, 所以一个相对温暖、清洁、透光的浅水环境是碳酸盐岩建造的理想环境(冯增昭等, 1991; 金振奎等, 2013)。除此之外, 鲕粒滩的形成需要一个水体动荡、能量相对较高的沉积环境, 而促使水体动荡的一种重要的外界因素就是风。研究区普遍发育竹叶状砾屑的风暴滩沉积就是风直接作用的产物(图 6)。已有研究表明, 鄂尔多斯盆地寒武纪张夏期为一个相对温暖湿润、水体清澈的碳酸盐台地沉积环境(陈安清等, 2010)。在这种条件下碳酸盐岩快速建造, 而温暖的浅水区域适宜生物生长繁殖, 而且风等外界因素更易引起海水动荡, 沉积环境能量相对较高, 所以颗粒滩的建造往往要优于周围水体较深的区域。

综上所述, 鄂尔多斯盆地南部地区中寒武统张夏组颗粒滩的发育及平面分布特征受到海平面变化、基底古地貌及构造特征、古气候条件等因素的综合影响。海平面变化控制颗粒滩的发育、结构样式及沉积旋回, 继承性水下古隆起及基底构造特征控制颗粒滩的发育位置、形成规模及横向展布, 尤其是盆地南部寒武纪裂陷槽的发育, 对中寒武统张夏组台地边缘带鲕粒滩发育及分布控制作用更为显著。