2.1.1 泥晶白云岩类

1)(含)泥质泥晶白云岩。岩心上颜色较深, 因泥质含量不同可表现为深灰色— 暗灰色, 镜下多表现为细粒均质或裹携了叠瓦状排列的砂砾级碳酸盐碎屑(图 2-a)。该类岩石发育频率较高, 但分布规模较小, 厚度几厘米至几十厘米, 常发育于暴露面之上, 是海侵沉积的标志性产物。

2)泥晶白云岩。以灰色为主, 岩心常表现为水平层状或纹层状, 部分泥晶白云岩样品中可见水平生物潜穴(图 2-c)或蒸发矿物(假晶)(图 2-b, 2-d, 2-e)。研究区的泥晶白云岩发育频率高, 多形成于低能局限水体中, 其中的水平潜穴是水体性质稳定的有利佐证(董小波和牛永斌, 2015)。含蒸发盐矿物的泥晶白云岩多因石膏含量变化与上、下岩石呈渐变特征, 而石膏的产出状态与沉积环境有很大关系, 离散状自形晶往往直接由咸化水体中析出沉淀, 团块状则多为沉积物粒间卤水析出交代基岩而形成(Polina, 2015)。

2.1.2 颗粒白云岩类

1)砂屑白云岩。岩心上呈灰色— 灰褐色, 发育逆粒序层理, 但岩心光面差异较大, 或呈均质致密状, 或发育针孔状花斑, 或见顺层溶蚀。镜下可见砂屑间为泥晶级白云石质点充填, 或被选择性溶蚀。根据砂屑间充填物特征, 可进一步划分为亮晶砂屑白云岩(图 2-f)和泥晶砂屑白云岩(图 2-g), 均属于浪基面以上的高能沉积产物。该类岩石发育频率一般, 多形成于研究区西侧; 单层颗粒岩规模不大, 厚度多介于0.5~1.5 m之间。

2)砾屑白云岩。岩心上为浅灰色, 多具正粒序, 自然断面粗糙, 裸眼可见砾屑轮廓。薄片中砾屑形态多呈不规则长条状, 部分边缘具撕裂特征, 分布杂乱, 砾屑间常为泥晶白云石充填(图 2-h)。该类岩石多与局限水体中的风暴沉积相关(周进高等, 1999), 在研究区内发育频率较高, 但单层厚度很薄, 且多以夹层形式发育于层状泥晶白云岩或膏岩之间, 与围岩接触常表现为下部突变、顶部渐变的特征。

2.1.3 微生物白云岩类

1)微生物凝块白云岩。岩心上常为斑杂色, 其中颜色较深部分为凝块格架, 呈枝状分布(图 3-a, 3-b)。镜下可见, 格架呈暗色网状或团簇状, 由云质“ 似球粒” 集合体堆积而成(图 3-c), 常解释为因蓝藻菌粘结海水中的细粒沉积物或生长过程中自生钙化作用而形成(Flü gel, 2010); 格架间常被白云石、方解石(图 3-c)或石膏(图 3-d)充填或部分残留。此类岩石发育频率高, 单层厚度集中于0.5~1.5 m之间, 多发育于膏岩段附近, 常与砂屑白云岩组成丘滩复合体, 向上多演变为微生物叠层白云岩。

图 3

Fig.3

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图 3 鄂尔多斯盆地中部中奥陶统马五6亚段微生物白云岩宏观与微观特征 a— 微生物凝块白云岩, 发育凝块格架, 岩心照片, T112井, 3369.45 m, $马五_{6}^{2}$; b— a局部素描; c— 微生物凝块白云岩, 格架孔充填白云石, 单偏光, T112井, 3369.45 m, $马五_{6}^{2}$; d— 微生物凝块白云岩, 格架孔充填石膏, 单偏光, T112井, 3364.46 m, $马五_{6}^{2}$; e— 微生物粘结砂屑白云岩, 岩心照片, T112井, 3370.05 m, $马五_{6}^{2}$; f— 微生物粘结砂屑白云岩, 单偏光, T112井, 3370.05 m, $马五_{6}^{2}$; g— 缓波状叠层白云岩, 岩心照片, T112井, 3371.07 m, $马五_{6}^{2}$; h— 微生物叠层白云岩, 单偏光, T112井, 3364.93 m, $马五_{6}^{2}$; i— 微生物叠层白云岩, 发育层状格架孔, 正交光, J5井, 3539.20 m, $马五_{6}^{3}$Fig.3 Macro-and microscopic characteristics of microbial dolomite within the Ma56 submember of Middle Ordovician Majiagou Formation in central Ordos Basin

2)微生物粘结砂屑白云岩。岩心上为灰色— 浅深灰色, 隐约可见斑杂状(图 3-e)。镜下可见砂屑与凝块伴生, 且颗粒多被凝块裹携(图 3-f); 颗粒之间或凝块格架孔内多为亮晶胶结, 常见白云石(图 3-f)、方解石或石膏等。此类岩石发育频率较低, 厚度多为几十厘米, 规模较小, 常发育于微生物凝块白云岩与砂屑白云岩之间, 为二者中间过渡岩性。

3)微生物叠层白云岩。岩心上表现为明暗相间的纹层状, 常呈近水平状、微波状(图 3-g)和半球状等。镜下可见暗色纹层是由暗色似球粒组成, 往亮色层逐渐过渡为泥晶白云石(图 3-h)或顺层分布的格架孔(图 3-i), 常由细菌席干燥后褶曲隆起或腐烂有机质脱气作用等形成(Flü gel, 2010)。此类岩石发育频率一般, 单层厚度较小, 为10~30 cm, 常由下伏凝块白云岩过渡演变而成, 多发育于潮间带下部(罗平等, 2013)。

1)纹层状(含)云质膏岩。纹层状膏岩多以云膏交替出现的条纹状产出(图 4-a), 根据云、膏相对含量, 可进一步细分为纹层状云质膏岩(图 4-a)、含云膏岩(图 4-c)或层状膏岩。镜下可见石膏多呈针状自形晶水平定向排列(图 4-b), 而云质纹层呈断续状或揉皱变形(图 4-d)。该类岩石在研究区内发育频率高, 分布规模大, 单层厚度介于几十厘米至数米之间; 多由下伏泥晶白云岩因纹层膏质增多而渐变演化形成, 同时云膏韵律互层的特征说明是水体盐度渐次咸化的水下沉积而成(李凌等, 2012)。

图 4

Fig.4

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图 4 鄂尔多斯盆地中部中奥陶统马五6亚段膏岩宏观与微观特征 a— 纹层状云质膏岩, 岩心照片, Sh147井, 3006.93 m, $马五_{6}^{2}$; b— 纹层状云质膏岩, 针状石膏水平定向排列, 单偏光/正交光, Sh147井, 3006.93 m, $马五_{6}^{2}$; c— 纹层状含云膏岩, 岩心照片, T112井, 3363.77 m, $马五_{6}^{2}$; d— 纹层状含云膏岩, 纹层断续变形, 单偏光, T112井, 3363.77 m, $马五_{6}^{2}$; e— 鸡雏状膏岩, 岩心照片, J5井, 3539.07 m, $马五_{6}^{3}$; f— 鸡雏状膏岩, 单偏光, J5井, 3363.77 m, $马五_{6}^{3}$; g— 鸡雏状膏岩, 单偏光, T112井, 3368.63 m, $马五_{6}^{2}$; h— 角砾状膏岩, 岩心照片, Sh446井, 4117.20 m, $马五_{6}^{2}$; i— 膏质角砾间的云膏质纹层, 单偏光, Sh446井, 4117.20 m, $马五_{6}^{2}$Fig.4 Macro-and microscopic characteristics of evaporite within the Ma56 submember of Middle Ordovician Majiagou Formation in central Ordos Basin

2)鸡雏/角砾状膏岩。该类型膏岩为浅灰色— 乳白色, 岩心上可见土黄色网纹, 将膏岩分割为1~5 cm不等、形态各异的瘤状或角砾状(图 4-e), 发育铁丝鸡笼构造(张吉森等, 1991)。镜下见膏岩之间发育断续线状分布的暗色泥云质(图 4-f, 4-g)或云膏质纹层(图 4-i), 推测为膏质角砾间的残余孔洞在充填过程中伴有水体盐度变化所致。此类岩石发育频率大, 单层厚度多为几十厘米至2 m; 多由下伏纹层状云质膏岩渐变而来, 顶部常与上覆泥晶白云岩或纹层状膏质白云岩呈不整合接触, 目前认为多是潮上萨布哈环境或强蒸发潟湖的标志性产物(Polina, 2015; Scholle et al., 2015)。

该序列以T105井3720.12~3723.30 m井段岩心为代表, 内部共划分为7个序列单元(图 5)。(1)下部暴露面与单元1: 底部由暴露面开始, 暴露面之下为乳白色鸡雏状膏岩, 向上突变为深灰色泥晶白云岩, 厚41 cm; (2)单元2: 深灰色含砾粉屑白云岩(图 2-g), 由下至上发育逆粒序层理, 厚30 cm, 与下伏泥晶白云岩为渐变过渡; (3)单元3和单元5: 泥晶白云岩、粉晶白云岩, 中层状, 局部可见少量泥质纹层以及膏质团块, 厚度分别为89 cm和17 cm, 颜色由下部灰色向上渐变过渡为浅褐灰色; (4)单元4和单元6: 乳白色^①膏岩, 其中单元4以夹层形式产于泥晶白云岩与粉晶白云岩之间, 而单元6则表现为中厚层状膏岩, 局部可见少量云质纹层, 厚度分别为5 cm和67 cm; (6)单元7与上部岩性突变面: 单元7的岩性为乳白色— 浅灰色纹层状云质膏岩, 中层状, 厚46 cm, 与下伏层状膏岩因云质纹层出现呈渐变过渡, 向上部突变为深灰色泥晶白云岩, 两者之间以岩性突变面为界。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地中部奥陶系马五6亚段典型沉积序列类型Ⅰ (T105井, 3720.12~3723.30 m井段, $马五_{6}^{3}$)Fig.5 Typical sedimentary sequence I of Ma56 submember(Well T105, 3720.12~3723.30 m, $Ma5_{6}^{3}$)of Middle Ordovician Majiagou Formation in central Ordos Basin

该类云膏岩共生沉积序列选取Sh446井4115.30~4118.92 m段, 内部可划分为9个序列单元(图 6)。(1)下部暴露面与单元1: 以暴露面为界, 下部为微生物凝块白云岩, 见少量水平状溶蚀; 向上突变为暗色纹层状云质泥岩, 厚10 cm, 泥质含量向上逐渐减少; (2)单元2、单元4、单元6: 岩性为灰色砾屑白云岩(图 2-h), 均发育正粒序层理, 单层厚度分别为13 cm、13 cm和15 cm, 下部岩性突变, 向上渐变过渡为纹层状膏质白云岩或云质膏岩; (3)单元3和单元5: 浅灰色纹层状膏质白云岩, 膏质含量向上逐渐增多, 厚度分别为19 cm和43 cm; (4)单元7: 浅灰色纹层状云质膏岩, 厚36 cm; (5)单元8: 浅灰色— 乳白色鸡雏状膏岩, 见暗色泥云质切割膏岩, 规模向上逐渐增大, 厚96 cm; (6)单元9与顶部暴露面:以灰色— 乳白色角砾状膏岩沉积为主, 厚74 cm, 相较于单元8, 泥云质已将膏质彻底截断(图 4-h), 镜下可见角砾间生长的云膏质纹层(图 4-i), 向上部以暴露面为界, 不整合接触于上覆砂屑白云岩。比较而言, 从单元9向单元8, 膏岩角砾化特征减弱, 砾间暗色泥云质含量也有减少趋势。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地中部中奥陶统马五6亚段典型沉积序列类型Ⅱ (Sh446井, 4115.30~4118.92 m井段, $马五_{6}^{2}$)Fig.6 Typical sedimentary sequence II of Ma56 submember(Well Sh446, 4115.30~4118.92 m, $Ma5_{6}^{2}$)of Middle Ordovician Majiagou Formation in central Ordos Basin

该沉积序列选取T112井3368.30~3371.36 m段, 可划分为7个序列单元(图 7)。(1)底部暴露面与单元1: 该序列以下部暴露面为界, 暴露面之下为上一个序列顶部, 岩性为角砾状膏岩, 向上突变为暗色纹层状泥岩(图 2-a), 厚19 cm, 向上泥质含量减少, 向纯碳酸盐岩过渡; (2)单元2: 浅深灰色层状泥晶白云岩, 下部夹杂少量暗色泥质条纹, 向上部以针状石膏等蒸发盐矿物增多为特征(图 2-b, 2-c), 厚62 cm; (3)单元3: 灰色(含砾)砂屑白云岩, 逆粒序, 亮晶胶结为主, 顶部可见砾屑(图 2-f), 下部与泥晶白云岩渐变过渡, 厚27 cm; (4)单元4: 灰色— 浅深灰色微生物粘结砂屑白云岩(图 3-f), 岩心光面隐约可见斑杂状(图 3-e), 下部与颗粒岩渐变过渡, 表现为凝块组构逐渐增多、颗粒组构逐渐减少, 厚25 cm; (5)单元5: 浅深灰色微生物凝块白云岩, 裸眼可见枝状凝块格架(图 3-a, 3-b), 镜下见格架由暗色似球粒堆积而成(图 3-c), 厚97 cm, 与下部粘结砂屑因颗粒组构减少而渐变过渡; (6)单元6: 灰色微生物叠层白云岩, 厚11 cm, 与下部凝块白云岩渐变过渡, 纵向格架转变为水平纹层状; (7)单元7与顶部暴露面: 乳白色鸡雏状膏岩(图 4-g), 厚44 cm, 向上以暴露面为界, 与上覆纹层状膏质泥岩呈不整合接触。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地中部中奥陶统马五6亚段典型沉积序列类型Ⅲ (T112井, 3368.30~3371.36 m井段, $马五_{5}^{2}$)Fig.7 Typical sedimentary sequence Ⅲ of Ma56 submember(Well T112, 3368.30~3371.36 m, $Ma5_{5}^{2}$)of Middle Ordovician Majiagou Formation in central Ordos Basin

该序列取自T112井3362.80~3365.10 m段, 共划分为6个序列单元(图 8)。(1)下部岩性突变面与单元1: 下部以岩性突变面为界, 岩性突变面之下为乳白色纹层状云质膏岩, 之上为深灰色含云泥岩, 厚8 cm; (2)单元2: 浅褐灰色微生物叠层白云岩, 叠层的形态由下部的波状向上演变为缓波状— 水平状(图 3-g, 3-h), 厚38 cm, 与下伏含泥白云岩之间表现为继承性沉积, 即单元1顶界面形态决定了上部叠层云岩的纹层形态; (3)单元3: 灰色— 浅褐灰色层状微生物凝块云岩(图 3-d), 厚58 cm, 与下伏微生物叠层白云岩渐变过渡, 表现为纹层逐渐增厚, 但同样以明暗相间状产出; (4)单元4: 灰色— 深灰色泥晶白云岩, 下部发育2套水平状富集的膏模孔, 而上部可见乳白色膏团, 粒径介于0.1~1 cm之间, 厚约25 cm, 与下伏层状凝块白云岩因明暗夹层消失而区别; (5)单元5: 浅灰色— 乳白色纹层状云质膏岩(图 4-c, 4-d), 向上膏质含量增多、岩心颜色变浅, 厚50 cm, 与下伏泥晶白云岩渐变过渡; (6)单元6与上部暴露面: 单元6岩性为角砾状云质膏岩, 膏岩完全被深灰色泥晶白云岩截断, 厚37 cm, 以暴露面为界, 向上突变为云质膏岩。

图 8

Fig.8

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	图 8 鄂尔多斯盆地中部中奥陶统马五6亚段典型沉积序列类型Ⅳ (T112井, 3362.80~3365.10 m井段, $马五_{6}^{2}$)Fig.8 Typical sedimentary sequence IV of Ma56 submember(Well T112, 3362.80~3365.10 m, $Ma5_{6}^{2}$)of Middle Ordovician Majiagou Formation in central Ordos Basin

该典型沉积序列^①取自J5井3538.85~3540.81 m段, 由于单个沉积序列较薄, 故选取2个完整序列构成该类型序列组合, 并将其划分为7个序列单元(图 9)。(1)序列1: 由单元1、单元2、单元3组成。底部由暴露面开始, 之下为上一个序列顶部的乳白色鸡雏状膏岩; 之上的单元1岩性为浅褐灰色— 土黄色泥晶白云岩, 厚19 cm; 向上为单元2, 同单元1不同之处在于基岩中发育数厘米级的乳白色膏团, 厚23 cm; 再向上的单元3仅厚9 cm, 为薄层乳白色鸡雏状膏岩(图 4-f)。(2)序列2: 由单元4、单元5、单元6、单元7构成。单元4为含膏团的浅褐灰色— 土黄色泥晶白云岩, 与序列1顶部的膏质角砾间充填物类似, 厚33 cm, 其中乳白色膏团有向上增多的趋势, 至顶面发育率30%~40%(图 2-d, 2-e)。单元5岩性为团块— 纹层状含膏白云岩, 下部见顺层断续状膏团夹于云质纹层之间, 向上部膏质逐渐演变为纹层或夹层状产出, 厚58 cm。单元6为土黄色微生物叠层白云岩(图 3-i), 膏质含量较下部骤减, 厚27 cm。单元7 厚12 cm, 与序列1顶部的单元3特征基本一致, 向上以暴露面为界而与上部泥晶白云岩相区分, 同时序列2结束沉积。

图 9

Fig.9

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	图 9 鄂尔多斯盆地中部中奥陶统马五6亚段典型沉积序列类型Ⅴ (J5井, 3538.85~3540.81 m井段, $马五_{6}^{3}$)Fig.9 Typical sedimentary sequence V of Ma56 submember(Well J5, 3538.85~3540.81 m, $Ma5_{6}^{3}$)of Middle Ordovician Majiagou Formation in central Ordos Basin

基于以上5类沉积序列的精细刻画, 发现各序列的内部岩石单元特征表现出较大的差异性。典型序列类型Ⅰ 和Ⅱ 主要由下部泥晶白云岩向上演变为膏岩, 主要差别体现在单序列上部膏岩产状以及整个序列内部云膏岩含量(图 5, 图 6)。序列类型Ⅲ 和Ⅳ 充分体现了颗粒岩和微生物岩的发育演化规律, 但两者之间最大的区别在于各类产状微生物岩的发育形式不同以及垂向分布着相反的叠置关系(图 7, 图 8)。序列类型Ⅴ 表现为厚度小于1 m的单序列特征, 而单序列中下部膏岩呈团块状产出(图 9), 与前4类沉积序列区别明显。

对于鄂尔多斯盆地中东部地区马五段沉积时期广泛发育的隆、坳相间的沉积古地貌格局, 有学者简单地将其概括为潮坪模式(雷卞军等, 2010; 郭彦如等, 2012), 这显然已不能满足精细勘探要求, 同时绝大多岩心中也并未见到典型潮坪相标志。基于对鄂尔多斯盆地马五段沉积时期沉积古地理格局认知的不断突破(姚泾利等, 2008; 张永生等, 2015; 付金华等, 2017; 邵东波等, 2019; 周进高等, 2020), 结合研究区内广泛发育的碳酸盐岩— 蒸发岩共生组合和丘滩体建造, 可以认为局限— 蒸发台地相(史基安等, 2009; 张永生等, 2015; 刘新社等, 2016; 席胜利等, 2017)与目前资料所呈现的各类相标志更加符合。局限— 蒸发台地相进一步可划分为潟湖/滩间海、颗粒滩、灰泥丘、台坪等4种亚相, 并根据沉积物的矿物成分、岩性特征与岩性组合、沉积组构以及沉积构造等指相标志, 细分为11种沉积微相(表 1)。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 鄂尔多斯盆地中部中奥陶统马五6亚段蒸发台地环境中沉积微相类型、沉积环境及岩石类型 Table1 Sedimentary microfacies division, environment interpretation and rock type of evaporite platform of the Ma56 submember of Middle Ordovician Majiagou Formation in central Ordos Basin 沉积相 沉积特征 沉积环境 相 亚相 微相 局限— 蒸 发台地 潟湖/滩间海 云质潟湖 泥晶白云岩, 含蒸发矿物泥晶白云岩; 多以中— 厚层状产出, 水平生物潜穴 周缘存在起遮挡作用的局部微地貌高地, 导致沉积界面处于正常浪基面以下, 沉积水体较为低能; 由于水体与广海交换循环受限, 盐度多不正常 云膏质潟湖 纹层状膏质白云岩, 云质膏岩, 层状膏岩; 云膏韵律互层, 揉皱变形 蒸干膏质潟湖 鸡雏状/角砾状膏岩; 铁丝鸡笼状构造 颗粒滩 (砂屑滩, 鲕粒滩) 滩缘 颗粒白云岩与泥晶白云岩不等厚互层 沉积时为水下局部微地貌高地, 沉积界面位于正常浪基面附近及以上, 沉积水体能量高, 水体交换较活跃 滩核 含砾砂屑白云岩、砂屑白云岩或者(含砂屑)鲕粒白云岩; 颗粒支撑, 逆粒序层理 灰泥丘 丘盖 微生物叠层白云岩, 微生物粘结砂屑白云岩 水体盐度稍大, 水动力条件介于颗粒滩与潟湖之间, 沉积速率高, 由微生物捕获粘结或自生矿化等生命活动形成的丘状建造 丘核 微生物凝块白云岩; 生物格架构造, 块状构造, 生物格架孔 丘基 微生物粘结砂屑白云岩; 位于凝块白云岩之下, 两者渐变过渡 台坪 云坪 泥晶白云岩, 角砾白云岩; 纹层状, 泥裂, 冲刷潮沟 地势平缓, 沉积水动力主要来自潮汐作用, 周期性暴露较为频繁, 蒸发作用强烈, 导致沉积物孔隙水盐度不正常 膏云坪 含膏(质)白云岩; 膏模孔, 膏质团块, 冲刷潮沟 藻云坪 微生物叠层白云岩; 叠层构造

表 1 鄂尔多斯盆地中部中奥陶统马五6亚段蒸发台地环境中沉积微相类型、沉积环境及岩石类型 Table1 Sedimentary microfacies division, environment interpretation and rock type of evaporite platform of the Ma56 submember of Middle Ordovician Majiagou Formation in central Ordos Basin

按照表 1所示的沉积相分类与解释, 利用相序定律, 对研究区内马五₆亚段发育的典型高频序列给予沉积学解译, 并恢复各自沉积环境及沉积模式。

4.1.1 序列类型Ⅰ 解译

这种类型的相序以发育潟湖不断咸化过程中形成的沉积微相序列为特征。

中下部为泥晶白云岩, 夹有1套薄层状、具逆粒序的颗粒岩, 中上部发育(纹)层状(云质)膏岩(图 5)。泥晶白云岩代表低能沉积水体, 大套均质层理则指示沉积过程持续稳定, 故可将其定义为云质潟湖的产物(图 10-a(Ⅰ ))(席胜利等, 2017)。泥晶白云岩之间具逆粒序的颗粒白云岩, 指示颗粒滩沉积, 但考虑到规模较小且被泥晶充填(图 2-g), 推测为局部微地貌突起, 位于浪基面附近(图 10-a(Ⅱ )), 并伴随海平面小幅度上升而再次恢复到正常浪基面之下(图 10-a(Ⅲ ))。

图 10

Fig.10

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	图 10 鄂尔多斯盆地中部中奥陶统马五6亚段蒸发环境下典型序列沉积模式 a— T105井, 3720.12~3723.30 m井段; b— Sh446井, 4115.30~4118.92 m井段; c— T112井, 3368.30~3371.36 m井段; d— T112井, 3362.80~3365.10 m井段; e— J5井, 3538.85~3540.81 m井段Fig.10 Sedimentary model of typical sequences under evaporitic environment of the Ma56 submember of Middle Ordovician Majiagou Formation in central Ordos Basin

另外, 研究区也发育大量中下部全为泥晶白云岩的同类型序列, 其中序列中上部出现层状膏岩, 这多是水体浓缩咸化的表现(包洪平等, 2004; 胡安平等, 2019), 即逐渐由碳酸盐向石膏沉积转变, 且内部多以纹层状产出, 具有典型的水下沉积特征(张吉森等, 1991; 李凌等, 2012), 由此认为是云膏质潟湖的沉积产物(图 10-a(Ⅳ ))。

因此, 序列类型Ⅰ 自下而上的相序特征为:云质潟湖→ 云膏质潟湖。

4.1.2 序列类型Ⅱ 解译

与相序类型Ⅰ 类似, 均可代表潟湖咸化过程, 区别在于其膏质含量明显增多, 另外在序列下部沉积的3套正粒序(砂)砾屑白云岩夹于纹层状膏质云岩/云质膏岩之间, 顶部的膏岩转为鸡雏状/角砾状产出(图 6)。

3套具正粒序的(砂)砾屑白云岩出现在序列下部, 结合岩石学特征(图 2-h), 推测为3次风暴沉积(周进高等, 1999), 指示此时的沉积物界面位于风暴浪基面与正常浪基面之间(宋金民等, 2014)(图 10-b(Ⅱ )); 同时佐证了风暴砾屑白云岩上下产出的纹层状膏质白云岩/云质膏岩是云膏质潟湖的水下沉积产物(图 10-b(Ⅰ 、Ⅲ ))。至单元7, 白云岩已基本消失, 说明海水已蒸发浓缩为卤水(何江等, 2013; Babel and Schreiber, 2014), 开始进入膏质潟湖沉积阶段。

序列顶部发育鸡雏/角砾状膏岩, 前人多定义为潮上萨布哈的典型标志(张吉森等, 1991; Aleali et al., 2013; Polina, 2015; 席胜利等, 2017), 此类说法在靠近滨岸的区域是可行的, 但研究区内多数沉积序列顶部均发育此类膏岩, 不论是平面相展布或是纵向相演化, 若均以潮上带解释此类膏岩, 似乎不太合乎沉积地貌的分布规律, 故定义为高位晚期区域性的蒸干膏质潟湖更为合理。角砾状膏岩中角砾间生长的纹层(图 4-h, 4-i), 便是淡水淋滤形成孔洞的直接证据。2类膏岩的出现, 皆代表序列沉积末期时沉积物界面已与海平面持平甚至脱离了沉积水体(图 10-b(Ⅳ )), 从而结束该相序发育。

因此, 序列类型Ⅱ 自下而上的相序特征为:云膏质潟湖→ 蒸干膏质潟湖。

4.1.3 序列类型Ⅲ 解译

该类型相序以颗粒滩、灰泥丘组合向上变浅、变咸的沉积微相序列为特征。

底部的纹层状泥云岩代表海侵初期的高能海侵水体, 携带暗色泥质(吴怀春等, 2008; 卢朝进等; 2018), 并搅起上一序列顶部的碳酸盐砂砾屑(图 2-a); 向上泥质含量减少(图 2-b), 表明海侵后期沉积水体变清; 随着海侵结束后转而缓慢海退, 水体盐度逐渐增大并沉淀少量石膏晶体(图 2-c)(何江等, 2013); 结合岩性可定义为云质潟湖(图 10-c(Ⅰ ))。

向上逆粒序颗粒岩的出现, 代表着相对海平面继续下降, 沉积期局部地貌高地已位于正常浪基面以上, 已具备形成颗粒滩的条件(谭秀成等, 2014); 伴随强水动力淘洗, 颗粒快速堆积, 形成正地貌(图 10-c(Ⅱ ))。薄片显示滩顶开始发育大量砾屑(图 2-f), 说明水动力已经极强; 而紧接其上却出现了微生物粘结砂屑白云岩(图 3-f), 若解释为颗粒滩之上显然不太合适, 因此推测是滩体发生侧向迁移, 部分碎屑搬至滩翼, 被滩后微生物所捕获粘结(徐哲航等, 2020)(图 10-c(Ⅱ ))。微生物岩的出现, 一方面与沉积水体深度存在关联, 更重要的沉积学意义是体现水体盐度的增加(胡安平等, 2019; 乔亚斌等, 2020), 由此进入微生物岩的定殖阶段; 同时在持续缓慢海退背景下, 盐度增加可能与正地貌的颗粒滩对海水封隔作用有关。

再向上为大套的凝块白云岩(图 3-c), 说明生物沉淀已完全取代机械沉积, 此时微生物群落进入拓殖阶段和泛殖阶段, 并形成了规模可观的灰泥丘(图 10-c(Ⅱ ))。在缓慢海退背景下, 造丘生物的快速生长使得可容空间在快速减少; 此外, 凝块白云岩的抗浪格架可进一步对海水封隔(李凌等, 2013), 这造成快速生长与可容空间不足之间的矛盾, 表现为晚期微生物岩转而以水平— 缓波状叠层为主(图 4-4 g)。微生物生长方向与形态变化体现可容空间的变化(罗平等, 2013; 熊鹰等, 2016; Yu et al., 2020), 表明沉积物界面即将与海平面持平, 可定义为藻云坪或是丘坪(图 10-c(Ⅲ )); 同时也表明微生物岩已进入统殖阶段, 即将消亡。

序列顶部发育1套鸡雏状膏岩(图 4-g)。其以暴露面结束该序列, 说明序列沉积晚期时沉积物界面与海平面持平、海水蒸干(图 10-c(Ⅳ ))。

因此, 序列类型Ⅲ 自下而上的相序特征为:云质潟湖→ 灰泥丘/颗粒滩滩→ 云坪→ 蒸干膏质潟湖。

4.1.4 序列类型Ⅳ 解译

该类型相序以灰泥丘向上演变为潟湖的沉积微相组合为特征, 同时与类型Ⅲ 对比, 发现该相序内各类微生物岩皆倒置发育(图 8)。

底部首先是波状叠层白云岩, 向上部起伏程度变小(图 3-h), 同时纹层逐渐模糊, 转变为层状凝块(图 3-d)。微生物岩的生长方向与形式, 与沉积水体深度具有很大关联(Jahnert and Collins, 2012; 罗平等, 2013; Yu et al., 2020), 可推测倒置的岩性叠置关系是沉积水体逐渐加深所致, 并可分别定义为藻云坪和灰泥丘(图 10-d(I-Ⅱ ))。

向上层状凝块白云岩消失, 转而沉积泥晶白云岩。对于微生物的消亡, 在序列Ⅲ 中为可容空间不足所致, 但在此序列中结合其上部沉积的泥晶白云岩, 推测是相对海平面上升, 沉积环境由灰泥丘转为云质潟湖, 水体加深导致微生物生命活动受到抑制(李凌等, 2013), 迫使其向更浅水区域迁移发育所致(图 10-d(Ⅲ ))。

顶部发育角砾状膏岩, 说明海侵结束, 进入海退阶段。该时期云质潟湖转为膏质潟湖, 并很快蒸干暴露(图 10-d(Ⅳ ))。

因此, 序列类型Ⅳ 自下而上的相序特征为:藻云坪→ 灰泥丘→ 云质潟湖→ 蒸干膏质潟湖。

4.1.5 序列类型Ⅴ 解译

该类型相序表现为台坪向上变浅的沉积微相组合, 同时较于上述4类, 其厚度较薄, 多为几十厘米至1 m(图 9)。

下部沉积泥晶白云岩, 向上可见大量分布杂乱的膏质团块赋存其间(图 2-d, 2-e), 而上部团块— 纹层状膏质云岩中, 膏质团块多呈顺纹层分布, 且为纹层所包绕而非截断。膏质团块常具有重要的环境指示意义: (1)为典型潮上萨布哈的典型产物, 为毛细管浓缩作用所致(Aleali et al., 2013; Polina, 2015; ); (2)重卤水回流析出(Schreiber et al., 1976)。结合实际序列中的岩性组合与膏团发育状态, 认为下部分布的不规则膏团, 为潮下云质潟湖沉积泥晶白云岩后(图 10-e(Ⅰ )), 经重卤水回流, 在原始基质微孔中沉淀, 并不断生长呈浑圆状; 而上部规则发育的膏团, 基于岩心中与基岩和原始沉积纹层的关系, 认为是沉积期膏团, 加之白云岩纹层状产出, 故是膏云质潮坪环境下的沉积物(图 10-e(Ⅱ ))。

之上为微生物叠层白云岩(图 3-i)。其常发育于潮间带下部(Miriam and Reid, 2006), 结合岩性特征, 定义为藻云坪沉积。

顶部发育角砾状膏岩, 在岩心上可见下一序列底部的泥晶白云岩下灌至膏质角砾间。这进一步佐证了此类型膏岩形成于序列沉积晚期, 是潟湖蒸干后的暴露改造产物(图 10-e(Ⅲ ))。

因此, 序列类型Ⅴ 自下而上的相序特征为:云质潟湖→ 膏云坪→ 藻云坪→ 蒸干膏质潟湖。

通过上述高频旋回层序的沉积学分析, 可进一步得出2点共性: (1)岩性特征指示的水体盐度变化。现代海洋学研究表明, 广海海水盐度为3.5%, 水体密度介于1.02~1.03 g/cm³之间(徐茂泉和陈友飞, 2010), 但在海水循环较差的局限环境中, 水体盐度会存在不同程度升高的现象。当盐度上升至15%~17%, 则会突破石膏沉淀界限, 此时海水密度约为1.1 g/cm³(Babel and Schreiber, 2014)。因此, 研究区内多数沉积旋回都经历了类似的水体盐度变化过程, 致使单序列内部发育白云岩— 膏岩共生组合。(2)多数沉积序列顶部发育暴露特征, 说明沉积水体在序列末期蒸干, 导致单序列向上变浅、可容空间消失(梅冥相等, 2000)。上述2个特征可作为研究区马五₆沉积序列的典型特征。前人研究认为, 奥陶纪华北地台位于南纬10° ~24° 之间的低纬度地区, 具有炎热干旱的特征(胡彬等, 2014)。因此, 研究区位于低纬度地区, 马五₆亚段沉积期蒸发作用强烈, 造成了蒸发背景下云膏共生的沉积序列特征, 加之西缘祁连广海渐次补给(谢锦龙等, 2013), 形成多个米级序列垂向频繁叠置。

在5个典型沉积序列的共性之外, 各自的沉积学解译结果表明, 马五₆亚段发育局限— 蒸发台地环境下的潟湖、灰泥丘、颗粒滩、台坪4种亚环境。潟湖环境中, 水动力条件较弱, 以云岩沉积为主, 随着水体逐渐咸化, 逐渐向膏质潟湖转变(图 5, 图 6)。丘滩沉积充分体现了微生物岩和沉积水体深度、盐度的发育关系, 并伴随序列沉积过程, 重现了蒸发环境下微生物定殖、拓殖、泛殖和统殖的演化过程(图 7, 图 8)。台坪环境下的膏质团块分布及产状, 为沉积环境识别与演化提供了重要判识依据; 另一方面, 序列类型Ⅴ 顶部的角砾状膏岩中, 可见下一序列底部的土黄色泥晶云质沉积物下灌至膏质角砾间, 既证实了序列顶部的暴露, 又暗示了鸡雏状/角砾状膏岩的成因可能存在淡水改造的可能(图 9)。

鄂尔多斯盆地中部马五₆亚段蒸发环境下的多类型沉积序列, 由下至上均表现为云岩向膏岩过渡, 至沉积序列顶部多数可见鸡雏状膏岩, 与典型蒸发潮坪环境中的纵向沉积序列颇为相似(Aleali et al., 2013; Polina, 2015)。因此, 有必要将研究区内蒸发环境下的沉积序列与典型蒸发潮坪纵向沉积序列进行比较和区分。

典型蒸发潮坪由潮间带至潮上带构成, 依次发育泥晶灰/云岩— 微生物叠层白云岩— 鸡雏状膏岩的典型岩石组合序列, 并伴有生物垂向潜穴、鸟眼孔、泥裂、膏质团块、铁丝鸡笼等沉积构造(Scholle et al., 2015; Polina, 2015)。两者对比之下可发现: 首先体现在岩性组合上, 研究区内发育的岩石类型要丰富得多, 并常见格架状微生物凝块白云岩(图 3-a至3-d)、逆粒序砂砾屑白云岩(图 2-f, 2-g, 2-h)等丘滩相沉积物, 这类岩性组合是典型蒸发潮坪中不发育的。其次, 两者在沉积构造方面截然不同: (1)生物潜穴受潮间带、潮上带沉积水体间歇性补给、水体盐度波动较大等因素影响, 常以垂向为主(张国成和王昆, 2010), 而研究区内的生物潜穴则以水平潜穴为特征(图 2-c), 体现了沉积水体性质稳定的潟湖环境(董小波和牛永斌, 2015); (2)鸟眼、泥裂等暴露标志是潮间带、潮上带沉积常见的相标志(Aleali et al., 2013)(表 1), 但在研究区内典型沉积序列中则几乎不可见, 最常见的是微生物岩中发育的(层状)格架孔(图 3-c, 3-i); (3)基于对现代盐湖考察(Warren, 2006)和地质历史时期含蒸发岩地层的研究(Polina, 2015), 团块状硬石膏(nodular anhydrites)以及鸡雏状膏岩是潮上萨布哈环境的典型相标志, 两者是含量增多过渡的关系, 然而研究区马五₆亚段典型沉积序列, 膏质团块并不发育, 而是以纹层状膏质云岩/云质膏岩向上渐变演化为层状膏岩、鸡雏/角砾状膏岩的纵向序列为特征(图 5, 图 6); 此外, 不论是平面上还是纵向上, 鸡雏状膏岩均有发育, 若均解释为潮上带似乎不太合乎沉积地貌分布规律。

图 2

Fig.2

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图 2 鄂尔多斯盆地中部中奥陶统马五6亚段泥晶白云岩与颗粒白云岩特征 a— 泥质泥晶白云岩, 单偏光, T112井, 3371.07 m, $马五_{6}^{2}$; b— 泥晶白云岩, 单偏光, T112井, 3370.78 m, $马五_{6}^{2}$; c— 泥晶白云岩, Sh147井, 发育水平生物钻孔, 岩心照片, 3005.45 m, $马五_{6}^{2}$; d— 膏质泥晶白云岩, 发育膏质团块, 岩心照片, J5井, 3539.48 m, $马五_{6}^{3}$; e— 含膏质团块的泥晶白云岩, 单偏光\正交光, J5井, 3539.48 m, $马五_{6}^{3}$; f— 含砾砂屑白云岩, 亮晶胶结, 单偏光, T112井, 3370.48 m, $马五_{6}^{2}$; g— 泥晶砂屑白云岩, 单偏光, T105井, 3722.60 m, $马五_{6}^{3}$; h— 砾屑白云岩, 发育 正粒序, 薄片扫描照片, Sh446井, 4117.60 m, $马五_{6}^{2}$Fig.2 Characteristics of dolomicrite and grain dolostone within the Ma56 submember of Middle Ordovician Majiagou Formation in central Ordos Basin

因此, 研究区马五₆亚段典型沉积序列与典型蒸发潮坪略有相似之处, 但纵向岩性组合以及典型相标志是存在差异的, 两者不可混为一谈。事实上, 发育在横山隆起带侧缘的序列类型Ⅴ (图 9)与典型蒸发潮坪纵向序列存在相似之处, 这也暗示横山隆起带在沉积期水体深度较浅。研究区马五₆亚段的5种典型高频序列, 分别代表了潟湖(序列类型Ⅰ 、Ⅱ )、丘滩体(序列类型Ⅲ 、Ⅳ )、台坪(序列类型Ⅴ )等3种沉积体系, 并受沉积水体深度、沉积底形、水体盐度等3方面因素的控制与影响。

马家沟组中组合地层中, 各个亚段沉积期的海平面升降趋势已基本明确(谢锦龙等, 2013; 付斯一, 2015; 席胜利等, 2017)。其中, 马五₆亚段沉积了马家沟组最大规模膏盐岩, 前人依据这一岩相特征, 将其定义为海退沉积。但考虑到前期资料的缺乏以及勘探程度的限制, 沉积厚度几乎占据中组合一半的马五₆亚段内部小层沉积环境精细刻画以及海平面升降趋势, 均未得到系统研究。

基于对T112井马五₆亚段沉积序列的系统梳理, 发现由下至上的3个小层内部沉积序列结构组合特征各有不同(图 11): (1)下部的$马五_{6}^{3}$小层序列组合中, 中下部以Ⅰ 、Ⅱ 类序列为主, 主要发育泥晶白云岩、纹层状云质膏岩以及鸡雏状膏岩; 而上部则以Ⅲ 类序列为主, 单个序列中部发育大套丘滩体。(2)在中部的$马五_{6}^{2}$小层序列组合中, 下部以Ⅱ 类序列为主, 单个序列中以纹层状云质膏岩和鸡雏状膏岩为主; 中部以Ⅰ 、Ⅲ 类序列为主, 单个序列中下部以发育泥晶白云岩或丘滩体为特征; 上部以发育Ⅱ 类序列为主。(3)在上部的$马五_{6}^{1}$小层中, 基本以Ⅴ 类序列为主, 所不同的是各类膏岩在此小层中完全消失, 单个序列顶部的鸡雏/角砾状膏岩变为岩溶角砾岩。

图11

Fig.11

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图11 鄂尔多斯盆地中部T112井中奥陶统马五6亚段沉积序列柱状图Fig.11 Sedimentary sequence column of the Ma56 submember of Middle Ordovician Majiagou Formation in Well T112 of central Ordos Basin

上述序列结构的变化体现出马五₆亚段沉积环境的演化。随着马五₇亚段沉积时期大规模海侵的结束(刘耘等, 2018), 马五₆亚段沉积初期的水体深度较大、盐度较小, 沉积环境以云质、云膏质潟湖为主。之后, 随着海退过程的进行, 水体深度逐渐变小, 大规模发育的膏岩指示封隔浓缩的海水; 同时, 随着盐度的上升, 嗜盐微生物的造丘沉积开始占主导(胡安平等, 2019; 乔亚斌等, 2020)。至$马五_{6}^{2}$小层下部, 马五₆亚段沉积期的第1次海退规模达到最大, 此时单个序列厚度极小, 水体盐度极高, 微生物活动受到抑制(乔亚斌等, 2020), 以膏质潟湖与蒸干膏质潟湖沉积为主。再之后, 伴随着马五₆亚段沉积期小规模海侵, 沉积水体变深, 盐度下降, 微生物岩再次沉积。随后至$马五_{6}^{2}$小层上部, 马五₆亚段沉积期第2次海退规模达到最大, 再次以膏质潟湖与蒸干膏质潟湖沉积为主。至$马五_{6}^{1}$小层, 膏岩完全消失, 微生物岩建造以水平方向为主(罗平等, 2013; 熊鹰等, 2016; Yu et al., 2020), 单序列顶部发育碳酸盐岩角砾(郭来源等, 2014), 均表明研究区体盐度下降、水深变浅、沉积底形平缓、多期次暴露, 这可理解为区域性的“ 潮坪化” 。

综上所述, 马五₆亚段沉积过程中伴随了2次次级海平面升降过程, 同时沉积相的演化为云(膏)质潟湖→ 灰泥丘/颗粒滩→ 膏质潟湖→ 蒸干膏质潟湖和灰泥丘/颗粒滩→ 膏质潟湖→ 蒸干膏质潟湖→ 台坪。