李向东, 阙易, 郇雅棋. (2019)鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区石峡谷剖面中奥陶统克里摩里组下段等深流深水水道沉积* [J]. 古地理学报, 21(2): 321-338
Li Xiang-Dong, Que Yi, Huan Ya-Qi. (2019)Deep-water channel deposits of contour current in the lower part of Middle Ordovician Kelimoli Formation of Shixiagu section in Zhuozishan area,western margin of Ordos Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 21(2): 321-338.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2019.02.018
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鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区石峡谷剖面中奥陶统克里摩里组下段等深流深水水道沉积*
李向东1, 阙易1, 郇雅棋2
1 昆明理工大学国土资源工程学院,云南昆明 650093
2 中国石油冀东油田分公司,河北唐山 063200

第一作者简介 李向东,男,1973年生,毕业于长江大学,获博士学位,现为昆明理工大学国土资源工程学院讲师,主要从事沉积学研究。E-mail: Lixiangdong614@163.com。

收稿日期:2017-11-07
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号: 41272119,41472096)、云南省教育厅科学研究基金项目(编号: 2015Z030)、昆明理工大学自然科学研究基金(编号: KKSY201321008)联合资助
摘要

鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区中奥陶统克里摩里组下段以深灰色薄—中层石灰岩夹灰黑色极薄层泥岩为特征,石灰岩单层略显透镜状且基本未受后期成岩作用改造,其中石峡谷剖面垂向上特征变化明显,是研究该组沉积过程的理想剖面。本次研究在详细的野外观察基础上,依据岩石特征和沉积构造进一步确认克里摩里组深水斜坡沉积背景和等深流沉积,同时详细研究了薄—中层石灰岩的充填特征和形态特征,探讨其水动力特征和沉积机制。结果表明: ( 1)在粉晶石灰岩和灰泥石灰岩中,晶粒呈散点状分布,粉晶之间为灰泥充填,同时岩层内部具有不均一性,粗粉晶、细粉晶和灰泥呈相间分布;( 2)石灰岩主要发育和单层内粒度(方解石晶粒)变化有关的沉积构造,包括具有双向递变特征的粒序层、条带状构造和水平层—均匀层—水平层序列;( 3)石灰岩层中透镜体发育,包括薄层中的小型连续透镜体、中层(一般小于 30cm)中的长透镜体以及由多个石灰岩层组成的透镜体,后者侧向上尖灭于页岩或地形高处,其内部单个岩层可呈对称性尖灭;( 4)剖面上发育单层石灰岩厚度向上变薄的垂向序列以及由该序列组成的石灰岩叠置层。结合已有研究成果认为: 克里摩里组下段薄—中层石灰岩沉积于深水底流发育环境,其水动力具有低速、弱—强—弱周期变化和空间上受限的特征,应为等深流水道沉积,其沉积机制可分为 3个阶段,即等深流作用前的清水钙质沉积、等深流作用期间对沉积物的改造和等深流作用后的浑水泥质沉积。

关键词: 等深流沉积; 深水水道; 沉积构造; 中奥陶统; 鄂尔多斯盆地
中图分类号:P512.2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2019)02-0321-18
Deep-water channel deposits of contour current in the lower part of Middle Ordovician Kelimoli Formation of Shixiagu section in Zhuozishan area,western margin of Ordos Basin
Li Xiang-Dong1, Que Yi1, Huan Ya-Qi2
1 School of Land Resource Engineering,Kunming University of Science and Technology,Kunming 650093,China
2 Jidong Oilfield Company of PetroChina,Hebei Tangshan 063200,China

About the first author Li Xiang-Dong,born in 1973, graduated from the Yangtze University with a Ph.D. degree,is a lecturer of the School of Land Resource Engineering of Kunming University of Science and Technology. He is currently engaged in research on sedimentology. E-mail: Lixiangdong614@163.com.

Fund:Co-funded by the National Natural Science Foundation of China(Nos.41272119,41472096),the Science Foundation of Yunnan Provincial Department of Education(No.2015Z030),and the Natural Science Foundation of Kunming University of Science and Technology(No. KKSY201321008)
Abstract

The Lower Member of Middle Ordovician Kelimoli Formation in Zhuozishan area of western margin of Ordos Basin is characterised of dark gray thin- to medium-bedded limestones intercalated with very thin-bedded grayish black shales,while the limestones have slight lenticular shapes and little post-depositional effects,and the Shixiagu section is an ideal one for studying sedimentary processes with its obvious vertical variation. Based on the detail fieldwork,we further ascertained the deep-water slope depositional environments and contour current deposits from sedimentary structures and characteristics of sedimentary rocks. Furthermore,we discussed the hydrodynamics and depositional mechanisms according to their characteristics of fillings and shapes. The results show that: (1)Crystal fragments are punctate distribution with marl between them in calcisiltite and calcilutite as well as the inhomogeneous texture with alternating distribution of calcite coarse microcrystalline,fine microcrystalline and cryptocrystalline within the single bed. (2)Limestones are mainly developed grain-size(crystal grain of calcites)related sedimentary structures which include bigradational grading,banded structure and plane-uniform-plane succession. (3)Lenses are well developed in limestones which include continuous small-scale lenses in the thin bed layers,long lenses in the medium bed layers(usually less than 30cm)and lenticular shapes formed by multi limestone beds with symmetric pinch in single beds and the hole lens are pinching out in both shale and high topography.(4)Thinning-upward packages and their amalgamated beds are developed in the study section;Combining the previous research findings,we believe that the thin- to medium-bedded limestones in the Lower Member of Kelimoli Formation were deposited in deep-water environments with pervasive bottom currents which have the hydrodynamic characteristics of low velocity,weak-strong-weak periods and dimensional confine,and are supposed to be contour currents channel deposits. Their depositional mechanisms include three stages, i.e. clear water deposition of calcites before contour currents action,re-deposition during contour currents action and the turbid water deposition of mud.

Key words: contour current deposits; deep-water channel; sedimentary structure; Middle Ordovician; Ordos Basin

等深流是指由于地球旋转而在大洋中形成的平行海底等深线作稳定低速流动的温盐环流(Faugè res and Stow, 1993; 何幼斌等, 1998)。虽然早在20世纪30年代海洋物理学家就指出深海底流能够搬运沉积物, 然而对于等深流沉积的研究则始于1964年(Heezen and Hollister, 1964), 而且发展缓慢(Rebesco et al., 2014)。在过去的50多年里, 虽然提出和完善了等深流鉴别标志, 总结出了等深流事件性沉积序列, 并对等深岩丘和大型沉积物波等大型沉积体展开研究(何幼斌等, 1998; Gao et al., 1998; Stow et al., 1998), 提出和完善了等深流沉积体系(Herná ndez-Molina et al., 2009, 2016; Lofi et al., 2016), 但是研究领域仍以现代海洋沉积为主, 其研究资料的丰富和研究方法的多样均与地层记录中的等深流沉积研究的薄弱(Jiang et al., 1990; 刘宝珺等, 1990; 高振中等, 1995; Bozzano et al., 2011)形成鲜明的对比, 两者之间的均衡, 仍然是未来等深流沉积研究的重要挑战之一(Rebesco et al., 2014)。

鄂尔多斯盆地西缘和南缘是奥陶纪等深流极为发育的地区, 形成了较为广泛的等深流沉积(高振中等, 1995), 时间主要集中在中奥陶世和晚奥陶世。已发现的等深流沉积主要有: 盆地西缘北部桌子山地区中奥陶统克里摩里组(丁海军等, 2008; 李向东等, 2017), 上奥陶统乌拉力克组(高振中等, 1995)、拉什仲组(丁海军和徐焕华, 2009)和公乌素组(李日辉, 1994); 盆地西缘南部上奥陶统平凉组(高振中等, 1995; 李华等, 2016); 盆地南缘上奥陶统赵老峪组(屈红军等, 2010; 黄伟等, 2017); 此外还有贺兰山地区中奥陶统樱桃沟组(王振涛等, 2015)。其中桌子山地区中奥陶统克里摩里组等深流直接沉积于深水原地沉积之中, 与其他几处和浊流、碎屑流交互沉积有别, 而且该等深流沉积尚未进行详细的沉积学研究, 因此, 作者以克里摩里组下段为研究对象, 在等深流沉积鉴别的基础上, 重点关注石灰岩层的充填特征和形态特征, 探索地层记录中的等深流沉积体系。

1 区域地质背景

鄂尔多斯盆地西缘位于华北地块的西部, 是华北克拉通的一部分, 总体上呈南北向带状展布, 北西方向与阿拉善地块以断裂相接。现今地理位置位于鄂尔多斯盆地伊盟隆起、天环坳陷和西缘冲断带的交接部位; 而在中奥陶世克里摩里组沉积的达瑞威尔期则位于台缘斜坡带上(韩品龙等, 2009; 郭彦如等, 2012, 2014)。当时其北部为阿拉善古陆和伊盟古陆, 两者在早古生代早期可能彼此分离, 至中奥陶世才开始拼接(张进等, 2012; 许淑梅等, 2016); 东部为开阔碳酸盐岩台地; 所在的台地边缘斜坡呈向西南开口的环带状分布; 西南方向为深水盆地, 沉积细粒的陆源碎屑, 以细砂岩、粉砂岩和泥岩为主(图 1)。也有的学者在台缘斜坡和深海盆地之间划分出开阔陆棚(广海陆棚), 但整体的沉积相分布仍呈环带状展布(马占荣等, 2013; 吴兴宁等, 2015)。

图 1 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区位置及中奥陶世达瑞威尔期古地理略图(据郭彦如等, 2012, 2014; 略修改)Fig.1 Location of Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin and palaeogeography of the Darriwilian in Middle Ordovician(modified from Guo et al., 2012, 2014)

鄂尔多斯盆地西缘中奥陶统达瑞威尔阶克里摩里组在区域上岩性变化较大。在北段内蒙古桌子山地区(研究区)主要由深灰色薄— 中层(单层一般小于30 cm)晶粒石灰岩和页岩、钙质页岩组成, 表现为斜坡薄层石灰岩序列沉积(Mawson and Tucker, 2009; Hersi et al., 2016), 厚度为50~202 m; 向东南方向至宁夏吴忠市灵武地区为页岩、钙质页岩和泥质石灰岩, 表现为极弱的静水沉积, 厚度为85~140 m(未见底); 继续向东至余探1井, 则为垮塌作用形成的角砾石灰岩, 属于台地边缘斜坡沉积(吴伟涛等, 2015); 在余探1井东南方向的宁夏盐池地区则相变为石灰岩与白云质石灰岩, 厚度约为102 m(未见底); 从灵武继续向南至宁夏青龙山地区, 石灰岩大幅度增加, 页岩减少, 厚度突然增至400多米, 下部以中— 厚层石灰岩为主, 向上逐渐变为薄层石灰岩, 云斑石灰岩和颗粒石灰岩发育, 沉积环境由下到上逐渐从开阔海台地相演化为广海陆棚相(可能含有斜坡相沉积), 水体由浅变深。克里摩里组在空间上整体表现为东西向和南北向2个方向上的演化, 并非简单化的大陆斜坡, 其古地理格局在东西向为东部高、西部低, 在南北向为两边低、中间高, 具有鞍状的特点(吴伟涛等, 2015)。

垂向上, 桌子山地区在奥陶纪经历一个完整的海平面旋回, 从下到上依次为下统三道坎组潮坪沉积、中统桌子山组碳酸盐岩台地沉积、克里摩里组台地边缘斜坡等深流沉积(丁海军等, 2008; 李向东等, 2017; 李向东和郇雅棋, 2017)、上统乌拉力克组深水盆地与碳酸盐岩重力流沉积、拉什仲组浊流沉积(晋慧娟等, 2004; 肖彬等, 2014)、公乌素组低密度浊流与等深流沉积(李日辉, 1994)和蛇山组浅海陆棚沉积。沉积时水体由浅变深, 从克里摩里组开始为深水斜坡沉积, 至拉什仲组达最大深度, 为深水盆地环境, 从拉什仲组顶部开始变浅, 为大陆斜坡环境(费安玮, 2001), 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), 至蛇山组才变为浅海陆棚环境。

2 石峡谷剖面概况及研究方法

本次研究选用内蒙古自治区乌海市海南区西南约15 km处的石峡谷剖面, 过去称为哈图沟剖面或哈图克沟剖面, 最早由陈均远等1984年测制, 是乌拉力克组层型剖面(内蒙古自治区地质矿产局, 1996), 剖面坐标为北纬39° 28'02″和东经106° 49'11″。在石峡谷剖面中克里摩里组出露良好, 沉积特征明显, 底界和桌子山组呈断层接触, 顶界与乌拉力克组呈整合接触, 地层厚度介于克里摩里组正层型剖面— — 乌海市海南区拉什仲庙南剖面(厚度37.4 m)和参考剖面— — 乌海市海南区老石旦东山东坡剖面(厚度202.8 m)之间。

石峡谷剖面克里摩里组自下而上依据岩性变化可分为3段(图 2), 与下伏桌子山组厚层块状石灰岩为正断层接触, 但在桌子山地区两者呈整合接触。克里摩里组下段为深灰色薄— 中层石灰岩夹灰黑色极薄层泥岩(页岩)、灰质泥岩组成, 具有高旋回性, 与克里摩里组中段和上段相比, 其显著特点是石灰岩之间的泥岩夹层极薄, 甚至缺失, 往往形成薄层石灰岩叠置层。

图 2 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区石峡谷剖面中奥陶统克里摩里组综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of the Middle Ordovician Kelimoli Formation of Shixiagu section in Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin

克里摩里组中段主要由深灰色中— 薄层石灰岩夹薄— 极薄层灰黑色泥岩组成的岩石组合与灰黑色泥岩互层, 其顶部出现灰黑色泥岩夹浅灰绿色粉砂岩组合与灰黑色泥岩互层。夹层一般由3~4层石灰岩组成, 单层石灰岩之间一般为薄层泥岩所隔, 石灰岩不形成叠置层, 有时为中层泥岩所隔, 形成石灰岩与泥岩互层组合; 石灰岩与泥岩中均含有丰富的笔石化石。

克里摩里组上段由灰黑色泥岩及含灰泥岩组成, 富含笔石, 在风化弱的剖面上表现为厚层状, 风化较严重时呈页理状, 其中含灰泥岩中CaO和MgO含量合计小于4%。灰黑色泥岩及含灰泥岩中均发育有薄的水平纹层, 在风化面上表现尤为突出, 形成密集条纹状构造。其顶部以透镜状砾屑石灰岩与乌拉力克组分界, 两者呈整合接触。

作者对内蒙古桌子山地区中、上奥陶统各组进行较为详细的野外观察, 依据岩石特征、组合关系和沉积构造识别出深水原地沉积以确定克里摩里组沉积背景; 对石峡谷剖面克里摩里组进行详细的野外观察和测量, 并以单层石灰岩中从下到上的细— 粗— 细粒度特征及水平层— 均匀层— 水平层的沉积构造组合特征等方面确定等深流沉积(高振中等, 1995; Bozzano et al., 2011; Rebesco et al., 2014)。在此基础上, 着重观察克里摩里组下段薄层石灰岩充填特征和形态特征, 结合已有研究成果, 探讨其形成环境、水动力特征和沉积机制。本次研究共观察克里摩里组下段薄层石灰岩145层, 鉴定石灰岩薄片25张。

3 克里摩里组下段特征
3.1 岩石学特征

3.1.1 岩性特征

在石峡谷剖面克里摩里组下段共由145层薄— 中层石灰岩组成, 单层石灰岩厚度最薄层为3 cm, 最厚层为31 cm, 平均为10.2 cm; 除单层之间的极薄层泥岩外, 整个剖面(下段)发育有3层较厚的泥岩, 每层厚度约为120 cm。石灰岩层上、下界面不规则, 呈波状起伏及透镜状(图 3-A短箭头所示), 部分岩层侧向上可见到“ 分层” 现象(图 3-A竖直箭头所示), 分层的岩石间无泥岩, 可能为岩石后期受力所致, 可称为受力分层, 而不是原始的沉积分层。无论是粉晶石灰岩(图 3-A), 还是灰泥石灰岩(图 3-B), 均普遍发育水平纹层(图 3-A长箭头所示)或断续水平纹层(图 3-B长箭头所示), 纹层形态可呈平直状、起伏状和不规则的微波状。

图 3 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区石峡谷剖面中奥陶统克里摩里组下段石灰岩特征
A— 深灰色薄层含灰泥粉晶石灰岩夹极薄层灰黑色黏土岩, 箭头所示见文中, 地质锤长40icm; B— 深灰色含粉晶灰泥石灰岩, 含水平纹层(箭头); C— 深灰色中层含灰泥细粉晶质粗粉晶石灰岩, 箭头所示为略呈团块状的粗粉晶, 单偏光; D— 深灰色中层含细粉晶灰泥石灰岩, 单偏光; E— 粗粉晶石灰岩中的粗粉晶条纹(长箭头)和灰泥条纹(短箭头)及粗粉晶条纹中的晶粒大小变化(双三角); F— 灰泥石灰岩中的灰泥条纹及含细粉晶灰泥条纹, 两者界线不平整(长箭头), 含有小的粉晶团块(短箭头)Fig.3 Characteristics of limestones in the Lower Member of Middle Ordovician Kelimoli Formation of Shixiagu section in Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin

石灰岩由粗粉晶、细粉晶和灰泥构成, 晶粒呈散点状分布, 粉晶之间为灰泥充填, 重结晶现象不明显(图 3-C、3-D), 偶见石英颗粒, 为粉砂或细砂, 磨圆较好。镜下未观察到均匀的粗粉晶石灰岩或灰泥石灰岩, 岩石之间粒度连续, 粗粉晶石灰岩多由粗粉晶与细粉晶构成, 灰泥较少, 图 3-C为粉晶石灰岩中粉晶聚集区, 粗粉晶略呈团块状(图 3-C箭头), 灰泥充填在粉晶颗粒之间, 含量少; 灰泥石灰岩则以灰泥为主, 含有细粉晶, 一般由较纯的灰泥和含细粉晶的灰泥构成, 基本不含有粗粉晶, 有时可含有少量粗粉晶团块, 图 3-D为灰泥石灰岩中含细粉晶较多的部分; 细粉晶石灰岩多数同时含有灰泥、细粉晶和粗粉晶, 三者相间分布。

在同一岩层内, 粗粉晶、细粉晶和灰泥往往呈条纹状分布, 条纹较宽, 界线呈渐变过渡状(图 3-E, 3-F)。在粉晶石灰岩中一般可形成粗粉晶条纹、细粉晶条纹和灰泥条纹, 由于界线渐变且条纹较宽, 粗粉晶条纹与细粉晶条纹在显微照片中难以展示, 图 3-E为粉晶石灰岩中的粗粉晶条纹(长箭头)与灰泥条纹(短箭头), 灰泥条纹很细, 但粗粉晶条纹较宽, 并显示出微弱的晶粒大小变化, 从下到上(同一聚集区)晶粒由小变大再变小(图 3-E双三角所示)。在灰泥石灰岩中, 一般由较纯的灰泥和含细粉晶的灰泥构成条纹, 较少出现粉晶条纹及团块, 条纹之间一般界线模糊, 也有较为清晰的(图 3-F), 但界线不平直(图 3-F长箭头所示), 界线附近灰泥和粉晶互有参混, 灰泥中发育有小的粉晶团块(短箭头)。

在不同岩层之间, 粉晶石灰岩与灰泥石灰岩交互出现, 显示出一定的周期性, 由于没有对145层石灰岩进行逐层取样, 因此不能给出岩层之间粗粉晶、细粉晶和灰泥的详细变化规律。但是依据现有25张石灰岩薄片观察结果, 尚未观察到完整的灰泥— 细粉晶— 粗粉晶— 细粉晶— 灰泥序列, 即灰泥和粗粉晶间有跳跃, 未经过细粉晶的渐变, 而这种跳跃既可发生在由细变粗阶段, 也可发生在由粗变细阶段。在石峡谷剖面中, 由下到上可构成3个晶粒变化序列, 分别为细粉晶— 粗粉晶— 灰泥序列、灰泥— 粗粉晶— 灰泥序列和灰泥— 粗粉晶— 细粉晶序列(李向东等, 2017)。

综上所述, 克里摩里组薄层石灰岩的岩性特征主要有2个: 一是岩层内部的不均一性, 在宏观上表现为普遍含有水平或断续水平纹层(图 3-A, 3-B)及单一岩层的受力分层现象(图 3-A), 在微观上(结构)表现为粗粉晶、细粉晶和灰泥的相间分布(图 3-C, 3-D); 二是在岩层内部及岩层之间表现出来的周期性, 在岩层内部为灰泥条纹和粉晶条纹的相间分布(图 3-E, 3-F), 岩层之间则表现为沿剖面粉晶石灰岩(图 3-A)和灰泥石灰岩(图 3-B)的交替出现, 以及方解石晶粒表现出的细粉晶— 粗粉晶— 灰泥序列和灰泥— 粗粉晶— 细粉晶序列等。

3.1.2 沉积构造 克里摩里组下段石灰岩中沉积构造较为单一, 主要是和单层内粒度(方解石晶粒)变化有关的沉积构造, 包括具有双向递变特征的粒序层、条带状构造和从下到上的水平层— 均匀层— 水平层序列(图 4)。此外还包括一些纹层状构造, 主要包括水平或断续水平状纹层(整个岩层)及波状纹层和微波状纹层, 但未出现交错层理。这里就把和粒度变化有关的沉积构造分述如下。

图 4 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区石峡谷剖面中奥陶统克里摩里组下段薄层石灰岩沉积构造
A— 薄层石灰岩中的双向递变粒序, 晶粒在垂向上表现为细— 粗— 细序列; B— 薄层石灰岩中规则条带状构造, 具有细— 粗— 细序列; C— 薄层石灰岩中不规则条带状构造, 具有细— 粗— 细序列; D— 薄层石灰岩中不规则断续条带状构造, 具有细— 粗— 细序列; E— 薄层石灰岩中的水平层— 均匀层— 水平层序列, 由2个序列组成; F— 薄层石灰岩中断续水平层— 均匀层— 断续水平层序列; G— 部分纹层演化为波状纹层的水平层— 均匀层— 水平层序列; H— 缺失下部水平层的不完整的水平层— 均匀层— 水平层序列。箭头见文中说明; Fin— 粒度较细, Coa— 粒度较粗, L— 水平层, DL— 断续水平层, U— 均匀层, W— 波状层; 记号笔帽长2.5icm, 记号笔长12icm, 照相机镜头盖直径7icmFig.4 Sedimentary structures of thin-bedded limestones in the Lower Member of Middle Ordovician Kelimoli Formation of Shixiagu section in Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin

双向递变粒序发育在单一石灰岩层中, 从下到上表现为细— 粗— 细序列, 主要由细粉晶— 粗粉晶— 细粉晶构成, 也可由灰泥— 细粉晶— 灰泥构成, 晶粒之间多呈渐变关系, 粗粒部分和细粒部分之间的界线较平直, 在风化面上细粉晶为主的部分常呈现为浅黄色, 粗粉晶为主的部分常呈现为浅灰色, 在新鲜面上均为深灰色, 肉眼分辨不出差异(图 4-A)。双向递变粒序通常发育在整个岩层中, 横向上也较为稳定, 这是和具有细— 粗— 细粒度变化的条带的主要区别。这种沉积构造在克里摩里组下段的发育极为有限, 仅在其下部的少数岩层中发现。

条带状构造主要发育在克里摩里组下段上部, 条带最大宽度可达3~4icm, 最小可向条纹过渡, 即大于0.5icm。条带是由方解石晶粒的大小变化形成, 在野外露头风化面上的浅颜色(浅灰色或灰白色)为粗粒部分, 深颜色(风化为灰黄色)为细粒部分, 两者之间可呈渐变关系(图 4-B中斜长箭头), 也可呈突变关系(图 4-B中斜短箭头), 包括上、下界面均为渐变和仅1个界面呈渐变(上界面和下界面均可)。粗细粒部分的界线可以是较为规则的界线(图 4-B中竖直长箭头), 也可以是不规则的界线, 粗粒部分略具撕裂漂浮状(图 4-B中竖直短箭头)。在规则条带状构造中, 粗粒部分和细粒部分相间成条带状(图 4-B), 而在不规则条带状构造中, 细粒部分构成背景, 粗粒部分以不同的形态镶嵌其中(图 4-C, 4-D)。其中粗粒部分的形态主要有: 条带状, 图 4-C中长箭头所示的粗粒条带底界呈突变, 顶界呈渐变, 整个条带略具有正粒序结构; 透镜状, 粗粒部分呈透镜体漂浮在细粒部分之中, 可表现为上、下双界面渐变及模糊的双向递变粒序(图 4-C中短箭头); 分枝状, 如图 4-D所示, 2个较窄的粗粒条带似有合并趋势, 并衍生出多个很快尖灭的条纹, 整体具有断续条带状特征(图 4-D箭头), 形态不规则, 有分岔现象, 可称为分枝型。

水平层— 均匀层— 水平层序列发育在克里摩里组下段的下部, 在同一石灰岩层中, 水平层的晶粒相对较小, 而均匀层的晶粒相对较粗, 总体上表现出细— 粗— 细的粒序结构。在同一岩层中, 水平层— 均匀层— 水平层序列可以发育1组, 也可以发育1组以上, 图 4-E中的石灰岩即由2组水平层— 均匀层— 水平层序列组成, 2组序列之间共用1个水平层; 其中底部和中部的水平层均较为模糊, 而上部的水平层却较为清晰; 尽管2个均匀层均不表现出粒序特征, 但整个岩层却可分为上、下2部分, 下部较粗, 上部较细。

在剖面上, 水平层— 均匀层— 水平层序列中的水平层也可演化为断续水平纹层或波状纹层。其中断续水平纹层中的单纹层侧向上不连续, 形态呈微波状, 甚至极小的透镜状(图 4-F); 波状纹层可以替代下部水平纹层, 也可替代上部水平纹层, 形成水平层— 均匀层— 波状层序列、波状层— 均匀层— 波状层序列和波状层— 均匀层— 水平层序列3种(图 4-G)。此外, 水平层— 均匀层— 水平层序列也可以缺失下部的水平纹层, 形成均匀层— 水平层序列(图 4-H), 其中也包括均匀层— 波状层序列。

3.2 充填特征

克里摩里组下段薄层石灰岩在侧向上常出现单层石灰岩的透镜体尖灭, 及多个石灰岩层组成的多岩层透镜体并伴随着单个岩层的尖灭(图 5-A, 5-B); 在垂向上依据单层石灰岩厚度变化可识别出4种垂向序列, 即单层石灰岩厚度向上变薄序列(图 5-C、5-D)、单层石灰岩厚度向上变厚序列、单层石灰岩厚度向上变厚、再变薄的双向序列和单层石灰岩厚度波动序列(李向东等, 2017)。通过对薄层石灰岩单层厚度在垂向上的变化研究, 并结合稀土元素及其他微量元素特征认为: 双向序列可能受控于等深流强度的周期变化(与米兰柯维奇旋回相关); 向上变厚序列可能受控于构造作用; 向上变薄序列和波动序列可能受控于海平面变化, 其中向上变薄序列石灰岩中相对低的(La/Nd)N值(澳洲页岩标准化比值)指示远离海岸的较深水环境, 而相对低的V/Cr和V/(V+Ni)比值则说明具有较强的氧化性, 两者之间的矛盾则说明了向上变薄序列还可能与流体受限有关(如发育等深流水道), 即具有充填特征(李向东等, 2017)。本节就与流体充填相关的多个石灰岩层组成的透镜体及单层石灰岩厚度向上变薄序列, 分别论述如下。

图 5 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区石峡谷剖面中奥陶统克里摩里组下段薄层石灰岩充填特征
A— 较厚层的石灰岩层在侧向上呈透镜体尖灭于页岩中, 长箭头为整体显示的透镜体状, 短箭头为两侧岩层尖灭处, 呈对称性尖灭; B— 薄层石灰岩组在侧向上的尖灭, 短箭头显示岩层对称性尖灭, 长箭头所示为中部较厚岩层, 圆圈所示为地质包; C— 薄层石灰岩夹极薄层页岩, 垂向上组成石灰岩单层厚度向上变薄序列; D— 薄层石灰岩夹极薄层页岩序列, 底部呈明显的石灰岩单层厚度向上变薄序列, 上部由极小规模向上变薄组合构成波动序列。地质锤长30icm, 野外记录本长18icm, 地质包高45icmFig.5 Fill characteristics of thin-bedded limestones in the Lower Member of Middle Ordovician Kelimoli Formation of Shixiagu section in Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin

在桌子山地区石峡谷剖面上虽然只发现了2个多岩层透镜体, 但是这2个透镜体各具特色。第1个透镜体侧向上尖灭于灰黑色泥岩中(图 5-A), 单层石灰岩向尖灭方向减薄, 本身形成长透镜状, 由于后期受到力的作用, 出现弯曲及错断现象; 整个多岩层透镜体以中部较厚(中层)的石灰岩为中心(图 5-A中白线), 上、下两侧的石灰岩层呈对称性尖灭(图 5-A中短箭头)。第2个透镜体向地形高处收缩尖灭, 即向下伏台地相的桌子山组厚层块状的石灰岩方向尖灭; 同第1个透镜体一样, 也是以中部相对较厚的石灰岩层(图 5-B中长箭头)为中心, 上、下两侧的石灰岩层呈对称性尖灭, 在剖面上形成向一端发散的扇状体(图 5-B)。该透镜体在界线上变化清晰, 以下界面为例(图 5-B中白线), 界面之下的石灰岩层依次退覆尖灭(图 5-B中白线之下的短前头所示), 而界线之上的石灰岩层则依次超覆尖灭(图 5-B中白线之上的短箭头所示); 作为透镜体对称中心的较厚的石灰岩层具有最大的超覆, 此后则又发生退覆尖灭; 整个石灰岩层沿透镜体界面呈“ 鱼刺” 状分布, 也显示出对称性尖灭特征。

一个向上变薄的垂向序列一般由4~5个石灰岩层组成, 也可由3个岩层构成(图 5-C, 5-D), 由于石灰岩层薄, 加之层数少, 整个序列显示出小规模的特征。在序列内部, 往往底部的石灰岩层厚度明显大于其上的岩层, 而上部岩层之间厚度变化不明显; 如图 5-C中正三角所示的向上变薄序列, 3层石灰岩厚度分别为10 cm、7 cm和6 cm; 该序列下部也是一个向上变薄序列(照片展示不全), 4层石灰岩厚度分别为10 cm、5 cm、7 cm和6 cm。在垂向组合上, 向上变薄序列往往集中出现, 且单层之间的泥岩极薄, 形成薄层石灰岩叠置层(图 5-D), 序列厚度(规模)从下向上变小, 顶部出现厚度极小的向上变薄序列叠加, 构成波动层段(图 5-D上部)。在石峡谷剖面中, 单层石灰岩厚度向上变薄序列共有13个, 在4种垂向序列中约占39.4%; 此外, 在与向上变薄序列相邻的波动序列中, 往往是由极小规模的向上变薄组合构成(图 5-D上部)。

3.3 形态特征

克里摩里组下段薄层状石灰岩单层在横向上的形态也是其显著特征之一。经过详细的野外观察, 石灰岩单层界线和形态具体可分为2种情况: (1)在较薄的石灰岩层中(一般为薄层), 岩层上、下界面不平整, 表现为轻微的波状起伏, 且上、下界面起伏不一致, 岩层形态主要表现为小型连续的透镜体(图 6-A, 6-B, 6-C), 因此习惯上也称为瘤状石灰岩; (2)在较厚的石灰岩层中(一般为中层), 其上、下界面相对平直(图 6-B中短箭头所示), 但侧向上会出现岩层尖灭现象, 岩层形态总体上表现为长的透镜体形态(图 6-D, 6-E, 6-F)。

图 6 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区石峡谷剖面中奥陶统克里摩里组下段薄层石灰岩形态特征
A— 深灰色薄层叠置石灰岩中, 上、下界面起伏的单层石灰岩显示出连续状透镜体形态, 箭头所示详见文中; B— 较薄石灰岩层波状起伏的界面(长箭头)与较厚石灰岩层相对平直的界面(短箭头), 前者表现为连续状小型透镜体形态, 竖直箭头所示详见文中; C— 较薄层石灰岩叠置层中的小型透镜体, 呈连续状, 箭头所示详见文中; D— 较厚层的石灰岩层在侧向上呈透镜体尖灭(箭头); E— 一侧尖灭于 薄层石灰岩中的长透镜体(箭头); F— 两侧均尖灭于薄层石灰岩中的长透镜体(箭头)。地质锤长30icm, 照相机镜头盖直径7icmFig.6 Photos showing shapes of thin-bedded limestones in the Lower Member of Middle Ordovician Kelimoli Formation of Shixiagu section in Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin

小型连续透镜体形态各异, 可表现为上、下界面起伏对称的小型透镜体(图 6-A中短箭头)、上界面平直而下界面上凹的侵蚀状透镜体(图 6-A中长箭头, 图 6-B中竖直长箭头)、细颈化小型透镜体(图 6-C中短箭头)和上、下界面对称的扁平状透镜体(图 6-C中长箭头), 此外, 还表现为石灰岩层上、下界面起伏一致, 在平面上显示为小型的下凹与上凸(图 6-B中竖直短箭头)。各小型连续透镜体也可相互叠置(图 6-C), 侧向上形态也会发生变化, 如从扁平状透镜体变为上平下凹型透镜体(图 6-C中长箭头)。

长透镜体上、下界面较平直, 多数表现为向一个方向尖灭, 可呈退覆或超覆性尖灭(图 6-D箭头); 也可尖灭于上、下石灰岩层中(图 6-E箭头)。少数长透镜体则表现为沿2个方向尖灭(图 6-F箭头所示), 夹于石灰岩层中。在规模上长透镜体与小型连续透镜体可连续过渡(图 6-C中竖直箭头)。

由于没有对石灰岩层进行逐层取样, 很难准确地判断出石灰岩层厚与方解石晶粒的关系, 但就已有的克里摩里组下段25件石灰岩样品而言: 粉晶石灰岩中薄层(≤ 10 cm)6个, 占40.0%, 中层9个, 占60.0%; 灰泥石灰岩中薄层8个, 占80.0%, 中层2个, 占20.0%。因此, 较厚的中层石灰岩中以粉晶石灰岩占优, 而薄层石灰岩中以灰泥石灰岩占优。

在沉积构造中, 如前所述, 水平层— 均匀层— 水平层序列及其纹层变化序列可发育完整序列和缺失下部纹层的不完整序列。在石峡谷剖面共观察到20组这样的序列, 如果以石灰岩层厚15 cm为界, 完整序列中石灰岩厚度小于15 cm的有7组, 占50%, 大于15 cm的也有7组, 占50%; 而不完整序列中小于15 cm的有5组, 占83.3%, 大于15 cm的只有1组, 占16.7%。因此, 不完整序列多发育在厚度较小的石灰岩层中。

综上所述, 发育在较薄石灰岩层中的小型连续透镜体多与灰泥石灰岩及缺失下部纹层的不完整序列, 即均匀层— 水平层序列相关; 而发育在较厚石灰岩层中的长透镜体多与粉晶石灰岩及完整的水平层— 均匀层— 水平层序列相关。

4 相关解释与讨论
4.1 沉积背景

薄层石灰岩与常见的台地相厚层块状石灰岩不同, 具有薄的单层厚度(一般小于30 cm)、高旋回性(higher frequency packages)和石灰岩— 泥岩对, 据已有文献, 其沉积环境一般解释为斜坡至深水盆地(Mawson and Tucker, 2009; Kietzmann et al., 2014; Hersi et al., 2016; Schwarz et al., 2016)。克里摩里组下段中, 石灰岩单层厚度多为薄层, 最厚的也不超过31 cm, 与极薄层泥岩组成石灰岩— 泥岩对, 且极具韵律性(李向东等, 2017), 因此, 其沉积环境可能为深水斜坡至深水盆地(平原)。中段则泥质增多, 开始发育笔石页岩(泥岩)相, 说明沉积时水体较为安静, 基本处于还原条件(Chiarella and Longhitano, 2012; Bruner et al., 2015), 水深应较下段更深一些, 可能为等深流与深水原地混合沉积(图 2); 上段薄层石灰岩消失, 由灰黑色泥岩和灰质泥岩组成, 发育细的水平纹层, 表现为静水垂直降落沉积(Dallá olio et al., 2013; Schieber et al., 2013), 其沉积水体进一步加深, 可能为深水盆地环境, 发育极弱等深流与深水黏土絮凝沉积(李向东和郇雅棋, 2017)。因此, 依据克里摩里组3个岩性段沉积时的水深变化, 可推测其下段沉积于深水斜坡环境。

克里摩里组下段的薄层粉晶石灰岩和灰泥石灰岩, 其晶粒呈散点状分布, 粉晶之间为灰泥充填, 且重结晶作用和交代作用不明显(图 3-C至3-F), 应为安静水体中化学沉淀形成; 石灰岩最粗的晶粒为粗粉晶, 细晶在整个石峡谷剖面中没有出现, 粗粉晶、细粉晶和灰泥交替出现, 沉积发生于方解石CCD(碳酸盐补偿深度)界面之上, 可能受CCD界面波动影响(靳学斌等, 2014); 依据石灰岩和泥岩稀土元素中(La/Nd)N值(澳洲页岩标准化比值)推算, 其水深分别为214 m和314 m, 故其沉积水深可能在200~300 m之间。此外, 克里摩里组下段薄层石灰岩地球化学测试显示, 稀土元素总量(REE+Y)与MgO、SiO2和氧同位素( )含量均不成线性关系, 说明该石灰岩基本不受白云化作用、硅酸盐(陆源物质)和成岩作用影响, 因此, 石灰岩中颗粒从粗粉晶至灰泥的变化可能受控于沉积作用。因此, 石灰岩在微观上(结构)表现为粗粉晶、细粉晶和灰泥的相间分布(图 3-C、3-D)以及灰泥条纹和粉晶条纹的相间分布(图 3-E、3-F), 则说明石灰岩沉积时受到较强底流的影响, 条带可能为底流的水动力分选所致(姜月华等, 1994; 蔡雄飞, 2001; Heimhofer et al., 2010; Schieber et al., 2013)。

综上所述, 结合区域沉积背景, 克里摩里组下段的薄层石灰岩可能形成于陆表海碳酸盐岩台地边缘, 原始成因基本可归为化学沉积, 具体水深可能在200~300 m之间。同时, 薄层状石灰岩受白云化作用、陆源物质和成岩作用影响较小。

4.2 等深流沉积

克里摩里组下段薄层状石灰岩中主要发育和单层内粒度(方解石晶粒)变化有关的沉积构造, 而晶粒的大小则反映出方解石的结晶速率大小和沉积时水动力的强弱。尽管单一的双向递变序列(图 4-A)无法确认这种垂向上的细— 粗— 细序列是否受水动力控制, 但是结合条带构造中的粒度变化(图 4-B至4-D)和水平层— 均匀层— 水平层中的粒度变化(图 4-E至4-H), 则可判断粒序的变化受控于沉积时水动力的强弱, 原因如下: (1)水平纹层、断续水平纹层及波状纹层的发育(图 4-E至4-H)说明沉积时有流体存在, 并非单一的静水环境; (2)条带状构造中具有突变和不规则界面(图 4-B)说明沉积流体具有一定的剥蚀性(Preu et al., 2013); (3)石灰岩微观结构中粉晶条纹和灰泥条纹的存在, 以及其不平直的界线和界线附近灰泥和粉晶互有参混的现象(图 3-E至3-F), 则说明石灰岩中颗粒的聚集成带受水动力控制, 即由水动力分选所致(姜月华等, 1994; 蔡雄飞, 2001; Plint et al., 2012; Schieber et al., 2013)。

既然克里摩里组下段薄层石灰岩中方解石颗粒的聚集成带主要受水动力控制, 那么在沉积构造中的双向递变序列(图 4-A)以及反映晶粒变化的条带状构造(图 4-C、4-D), 则说明了沉积时海底流动的弱— 强— 弱的变化趋势(何幼斌等, 1998), 即水流具有周期性变化。而水平层— 均匀层— 水平层(图 4-E、4-H)在本质上也反映了晶粒的细— 粗— 细变化, 其形成主要由于流体对不同大小颗粒的不同作用效果, 在较细的细粉晶和灰泥中形成水平层, 而在较粗的粗粉晶中形成均匀层, 因此, 这种序列也反映了流体的弱— 强— 弱变化。此外, 在石灰岩的结构上, 粗粉晶条纹内部显示出微弱的晶粒大小变化, 从下到上(同一聚集区)晶粒由小变大再变小(图 3-E双三角所示)的现象, 也说明了沉积流体周期性的弱— 强— 弱变化。因此, 克里摩里组下段薄层石灰岩中的沉积构造反映出该薄层石灰岩是在深水斜坡环境下, 在化学沉积的基础上, 由周期性水流改造而成。而这种水流的周期性还表现在单个石灰岩层的不均一性(受力分层现象)、岩层内部灰泥条纹和粉晶条纹的相间分布(图 3-E, 3-F)和岩层之间沿剖面粉晶石灰岩和灰泥石灰岩的交替出现。结合薄层石灰岩结构、构造和岩性特征, 说明沉积时水流具有多级周期, 至少包括小尺度周期(纹层之内), 中尺度周期(岩层之内)和大尺度周期(岩层之间)。

等深流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(Faugeres and Stow, 1993; Gao et al., 1998; 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, 最高速度可达180~250 cm/s(Nelson et al., 1993), 可形成海底风暴(Faugeres and Stow, 1993; Dallá olio et al., 2013; Kietzmann et al., 2015)。形成温盐环流的高密度和高盐度水体产生于边缘海或浅海陆棚地区的水体冷却或蒸发或两者的联合作用(Dickson and Browne, 1994; Girton and Sanford, 2003), 而等深流的流动与流体和周围水体的密度之差息息相关, 故等深流的形成和流动强度均和全球气候变化(水体的冷却或蒸发)相关(Kida et al., 2009; Rebesco et al., 2014)。全球气候变化又受控于天文旋回, 即米兰柯维奇旋回, 其中包括岁差周期(约2万年), 高频离心率旋回(9.5万年和12.5万年)和低频离心率旋回(41万年)等不同级别, 并可以在地质记录中保存下来(Mawson and Tucker, 2009; Kietzmann et al., 2015)。因此, 等深流可受米兰柯维奇旋回控制, 在一定的地史时期内形成多级周期(李向东等, 2017), 这种多级周期性正好与克里摩里组下段薄层石灰岩在结构、构造和岩性特征等方面反映出的多级周期相吻合。

在深水环境发育的各种流体中, 内波、内潮汐也可沉积由下到上粒度细— 粗— 细沉积序列(Gao and Eriksson, 1991; Gao et al., 1998; He and Gao, 1999; 李向东, 2013), 然而内波、内潮汐是一种波动, 以紊流为特征, 具有水平速度和垂直速度(Shanmugam, 2013), 其沉积以双向交错层理、纹层倾向与区域斜坡方向相反的单向交错层理、深水环境下的浪成波纹层理等交错层理为特征(He and Gao, 1999; 李向东, 2013)。克里摩里组下段薄层石灰岩中以水平层理、断续状水平层理为主, 发育少量微波状层理、小型波状层理, 而不发育交错层理, 具有层流沉积特征(Baas et al., 2009; Lajeunesse et al., 2010), 故不应视为内波、内潮汐沉积, 且内波、内潮汐具有多触发机制和一定的随机性(Pomar et al., 2012), 难以形成多级周期。此外, 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。综上所述, 桌子山地区克里摩里组下段薄层状石灰岩可能为等深流沉积。

4.3 深水水道特征

克里摩里组下段薄层石灰岩之间泥质很少或缺失, 形成薄层石灰岩叠置层(图 5-D), 说明沉积时等深流作用强度较大, 悬浮的泥质难以沉积或先期沉积的泥质难以保存, 这种岩石组合通常发育在水道环境中(Lien et al., 2003; Di Celma et al., 2011)。石灰岩单层向上变薄序列(图 5-C, 5-D)尽管影响因素较多, 包括海平面上升和碳酸盐生产率等, 但是各种规模的水道充填是其中一个重要的控制因素(Cronin et al., 2000; Buatois et al., 2008)。该组下段在侧向上出现由多个石灰岩层组成的多岩层透镜体, 并伴随着单层石灰岩在侧向上的尖灭(图 5-A, 5-B), 以及多岩层透镜体在侧向上的发散, 则说明沉积时水流受限, 可能为水道沉积环境(Aschoff and Steel, 2011; Di Celma et al., 2011; Arenas et al., 2014)。综合上述3个方面, 克里摩里组下段薄层状石灰岩可能为等深流水道沉积。

多岩层透镜体以中部较厚的石灰岩为中心, 上、下两侧的石灰岩层呈对称性尖灭(图 5-A中短箭头)以及石灰岩层沿界面的退覆型和超覆型尖灭(图 5-B中短箭头), 一方面说明受限水流具有周期性, 与前文分析一致, 另一方面则说明等深流受科氏力影响很小, 沿流动方向没有明显的向右(北半球)或向左(南半球)的侵蚀作用(Cossu and wells, 2013; Rebesco et al., 2014)。依据鄂尔多斯盆地西缘中奥陶世发育有自南向北的等深流体系(高振中等, 1995)和中寒武世至早泥盆世(513-386 Ma), 华北古板块从南纬20.2° 向北移动到12.9° (巫建华和刘帅, 2008)的事实, 可以判断达瑞威尔期鄂尔多斯盆地西缘可能处于赤道附近。

在水平层— 均匀层— 水平层沉积构造序列中, 水平层向断续水平纹层及波状纹层的演化, 形成水平层— 均匀层— 波状层序列、波状层— 均匀层— 波状层序列和波状层— 均匀层— 水平层序列等(图 4-E至4-H), 则说明水动力较弱且不稳定, 依据石灰岩的颗粒大小(粉晶), 水动力徘徊在水平层区域和沙波附近, 水流速度依据水槽实验结果可能在80icm/s左右(Baas et al., 2009; Perillo et al., 2014)。单层石灰岩长透镜体(图 6-E, 6-F)的形成可能与水流受限有关(Aschoff and Steel, 2011; Arenas et al., 2014), 至于长透镜体规模较小则可能与深水环境中沉积物的有限供给有关(Tucker et al., 2009; Tuijnder et al., 2009)。不规则条带构造中的不同形态, 如条带状、透镜状和分枝状等(图 4-C, 4-D), 以及连续状小型透镜体(图 6-B, 6-C)可能与等深流的间歇性剥蚀与沉积有关(Kö nitzer et al., 2014; Gomez and Astini, 2015), 同时对于小型透镜体而言, 也不排除静水条件下碳酸盐颗粒在泥质海底上的垂直降落形成起伏的透镜形界面(Alç iç ek and Jimé nez-Moreno, 2013; Bruner et al., 2015)。由于较厚的中层石灰岩中以粉晶石灰岩占优, 多形成长透镜体, 而薄层石灰岩中以灰泥石灰岩占优, 多形成连续状小型透镜体, 因此可推测, 长透镜体可能为相对较强的底流再沉积形成(包括剥蚀、溶蚀和沉积); 而小型透镜体及岩层界面的连续起伏可能为相对较弱的底流再沉积形成。

在现代海洋调查中, 等积岩水道(contourite channel)多发育在南大西洋, 与北大西洋的沟壑(moat)和边缘谷(marginal valley)形成鲜明的对比(Faugè res et al., 1993)。造成这种差异的原因可能是北大西洋等深流发育的区域多为大陆斜坡, 而在南大西洋却更靠近深海平原(Rebesco et al., 2014)。然而, 综合大洋钻探339航次在对地中海溢出流进行详细研究时, 也发现了近于平行斜坡的等积岩水道(Garcí a et al., 2009; Herná ndez-Molina et al., 2016)。目前认为等积岩水道主要受等深流作用, 可以沿斜坡倾向或斜交斜坡发育(Garcí a et al., 2009; Herná ndez-Molina et al., 2011, 2016; Rebesco et al., 2014)。就目前海洋调查所发现的等积岩水道性质而言, 均属于等深流剥蚀单元, 尚未发现有水道充填沉积。鄂尔多斯盆地西缘克里摩里组下段具有明显的水道充填特征, 其发育的位置与地中海溢出流在加迪斯海湾中形成的等积岩水道类似, 因此可认为是深水环境下等深流水道充填沉积。至于水道的分布(延伸方向)则需要进一步的研究工作, 特别是古水流方面。

4.4 沉积模式

综上所述, 克里摩里组下段的薄层状石灰岩可能为等深流水下水道沉积, 且该等深流受控于米兰柯维奇旋回(李向东等, 2017): 在强等深流作用期形成相对较厚(中层)的石灰岩, 以粉晶为主, 发育长透镜体, 易形成完整的水平层— 均匀层— 水平层序列; 在弱等深流作用期形成相对较薄(薄层)的石灰岩, 以灰泥为主, 发育小型连续状透镜体, 易形成不完整的均匀层— 水平层序列。此外, 依据克里摩里组下段氧同位素测温结果, 温度范围分布一般在22.2~30.7 ℃之间, 平均为26.4 ℃, 其等深流沉积可能是海洋表面的风海流在深水区作用的结果, 而这种具有较高温度的等深流将可能影响碳酸盐补偿深度(CCD界面), 结合该组下段薄层石灰岩夹极薄层页岩的岩性特征, 其沉积可分为3个阶段(图 7)。

图 7 鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区石峡谷剖面中奥陶统克里摩里组薄层瘤状石灰岩形成机制示意图Fig.7 Sketch map showing mechanism of thin-bedded nodular limestones in the Middle Ordovician Kelimoli Formation of Shixiagu section in Zhuozishan area, western margin of Ordos Basin

1)等深流作用前的清水钙质沉积(图 7-A), 在强等深流作用时期, 海水深部温度较高, 导致碳酸盐补偿深度(CCD界面)变深, 沉积速率较大, 晶粒较粗, 以粉晶为主; 在弱等深流作用时期, 海水深部温度较低, 导致碳酸盐补偿深度(CCD界面)变浅, 沉积速率较小, 晶粒较细, 以灰泥为主。

2)等深流作用期间对沉积物的改造(图 7-B), 在强等深流作用时期, 流体可对海底沉积物进行完全改造, 在2万年的岁差周期中, 随着等深流由弱变强再变弱的周期变化, 形成细— 粗— 细(或水平层— 均匀层— 水平层)的垂向序列结构和长的透镜体形态; 在弱等深流作用时期, 流体对沉积物进行部分改造,

致使粗粒物质滞留于底床, 在2万年的岁差周期中, 形成由粗到细(或均匀层— 水平层)的垂向序列结构和连续的小型透镜体形态。

3)等深流作用后的浑水泥质沉积(图 7-C), 等深流作用期间悬浮于水中的泥质在等深流作用后开始沉积, 强等深流作用时期, 碳酸盐结晶速率相对较高, 悬浮的泥质也相对较多, 形成较厚的石灰岩和泥岩层; 弱等深流作用时期, 碳酸盐结晶速率相对较低, 悬浮的泥质也相对较少, 形成较薄的石灰岩和泥岩层。

5 结论

鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区中奥陶世达瑞威尔期克里摩里组沉积于深水斜坡环境, 该组下段的薄层状石灰岩可能为等深流水下水道沉积, 该水道中的等深流几乎不受科氏力的影响, 可能指示了此时桌子山地区处于赤道附近; 等深流在水道中的沉积机制可分为3个阶段, 即等深流作用前的清水钙质沉积、等深流作用期间对沉积物的改造和等深流作用后的浑水泥质沉积; 在强等深流作用时期, 以沉积粉晶石灰岩为主, 流体悬浮泥质多, 对碳酸盐沉积物完全改造, 形成较厚的石灰岩和泥岩层, 石灰岩层具有细— 粗— 细的垂向序列(含水平层— 均匀层— 水平层沉积构造序列), 并在单层石灰岩中易于形成长透镜体形态; 在弱等深流作用时期, 以沉积灰泥石灰岩为主, 流体悬浮泥质少, 对碳酸盐沉积物部分改造, 形成较薄的石灰岩和泥岩层, 石灰岩层具有有限的正粒序(均匀层— 水平层沉积构造序列), 并在单层石灰岩中易于发育连续小型透镜体形态。

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和钟军伟参加了相关讨论, 提出了宝贵的意见, 研究生张东阳、廖勇军参加了部分野外工作, 评审老师和编辑提出了宝贵的修改意见和建议, 使文章增色不少, 在此一并致谢!

作者声明没有竞争性利益冲突.

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