前人对于华北地区奥陶系的层序地层划分存在分歧, 部分层序界面在本地区的识别特征并不明显, 且山东地区与华北地区的地层划分方案并不统一, 导致在勘探开发过程中前人的划分方案不适用于本地区。本次研究根据野外地质剖面、岩心、薄片和测井资料, 依据Vail经典层序地层学理论(Vail et al., 1977), 共识别出2个二级层序和5个三级层序界面, 将鲁西豫东地区奥陶系划分为4个三级层序(表 1, 图 2)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 鲁西豫东地区奥陶系层序划分方案与界面特征 Table 1 Sequence stratigraphic division and characteristics of the Ordovician in western Shandong-eastern Henanarea 系 统 组 二级 三级 层序界面 层序 层序 及识别标志 中 奥 陶 统 八陡组 SSQ2 SQ4 SB5:不整合面 阁庄组 SQ3 SB4:古岩溶作用面 奥 陶 系 五阳山组 SB3:岩相转换 土峪组 SQ2 北庵庄组 SB2:不整合面 东黄山组 下奥陶统 亮甲山组 SSQ1 SQ1 冶里组 SB1:岩相转换

表 1 鲁西豫东地区奥陶系层序划分方案与界面特征 Table 1 Sequence stratigraphic division and characteristics of the Ordovician in western Shandong-eastern Henanarea

SB1为寒武系与奥陶系的分界面, 该界面底部为三山子组C段, 主要发育薄层白云石化灰岩和竹叶状灰岩(图3-j)(李庆平等, 2005), 界面顶部为冶里组, 底部发育竹叶状白云岩, 指示水体小幅度变浅, 属于Ⅱ 型层序界面。

图 3

Fig.3

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图 3 鲁西豫东地区奥陶系不同沉积微相典型岩性特征 a— 云坪, 灰白色白云岩, 高1井, 亮甲山组, 1366 m; b— 灰坪, 灰色泥晶灰岩, 含高角度裂缝, 龙古2井, 八陡组, 1148 m; c— 泥灰坪, 深灰色泥晶灰岩, 明古1井, 八陡组, 3481.8 m; d— 颗粒滩, 灰色竹叶状灰岩, 龙古2井, 东黄山组, 1367.8 m; e— 膏质潟湖, 黑色含碳硬石膏, 龙古3井, 八陡组, 1653.8 m; f— 膏云坪, 含石膏白云岩, 毛4井, 阁庄组, 2702.5 m; g— 灰-云坪, 灰黑色白云质灰岩, 龙古3井, 八陡组, 1679.8 m; h— 灰-云坪, 深灰色灰质白云岩, 东古2井, 五阳山组, 2822.6 m; i— 云坪, 灰色白云岩, 含破碎藻纹层, 文古1井, 五阳山组, 4799.08 m; j— 颗粒滩, 灰色竹叶状灰岩, 博山剖面, 冶里组底; k— 灰坪, 灰黑色灰岩, 含溶蚀孔洞, 博山剖面, 亮甲山组; l-亮甲山组和东黄山组分界线, 博山剖面Fig.3 Typical core photos of various depositional microfacies of the Ordovician in western Shandong-eastern Henan area

SB2为造山侵蚀型层序界面, 发育于亮甲山组顶部, 形成于怀远运动所引起的区域大规模构造活动。怀远运动开始于寒武系张夏组沉积末期, 结束于奥陶系亮甲山组沉积期, 具有多阶段的“ 幕式” 特征, 经历海床抬升、风化剥蚀和震荡性沉积多个阶段(宋奠南, 2001)。亮甲山组沉积末期, 研究区发生隆升并导致了3~18 Ma的沉积间断(Zhen et al., 2016), 亮甲山组受风化剥蚀作用影响, 形成了亮甲山组顶部与东黄山组底部的不整合界面, 并作为中奥陶统与下奥陶统的分界面。SB1作为二级与三级层序界面, 具有明显的识别标志, 属于Ⅰ 型层序界面。岩性上, 亮甲山组顶部发育灰白色白云岩(图3-a; 图4-a), 并伴有大量指示抬升剥蚀的溶蚀孔洞, 东黄山组底部发育深灰色灰岩; 测井曲线上该界面具有高GR和高AC特征(图 2)。

图 4

Fig.4

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图 4 鲁西豫东地区奥陶系不同沉积微相典型薄片特征 a— 云坪, 粉晶白云岩, 冶里组, 马古1井, 3759 m, (+); b— 膏云坪, 白云质膏岩, 五阳山组, 马古1井, 3446 m, (+); c— 颗粒滩, 砂屑颗粒灰岩, 阁庄组, 龙古2井, 1647 m, (-); d— 角砾状泥晶白云岩, 土峪组, 卫古1井, 3938 m, (+); e— 颗粒滩, 含生物碎屑泥晶灰岩, 五阳山组, 范古2井, 2950 m, (+); f— 颗粒滩, 鲕粒灰岩, 五阳山组, 卫古1井, 3938 m, (+); g— 颗粒滩, 亮晶砂屑灰岩, 五阳山组, 范古2井, 2931.5 m, (+); h— 云灰坪, 白云质泥晶灰岩, 五阳山组, 范古2井, 3005 m, (+); i— 灰云坪, 灰质微晶白云岩, 五阳山组, 范古2井, 2931.5 m, (+)Fig.4 Typical thin-section of various depositional microfacies of the Ordovician in western Shandong-eastern Henan area

SB3为海侵上超层序界面, 此界面为海平面下降速率小于或等于盆地沉降速率时形成, 属于Ⅱ 型层序界面, 主要表现为岩相转换。土峪组沉积末期, 华北地台处于稳定沉降阶段, 当盆地热沉降与海平面上升期相互交织, 构造旋回对海平面变化与层序形成产生叠加效应(房超等, 2020)。SB2界面的层序划分标志为台地内浅水沉积向深水沉积的岩相变化。岩性上, 土峪组顶部沉积一层薄层状黄色白云岩并含有溶蚀孔洞(图4-d), 五阳山组底部沉积一层厚层灰色灰岩; 测井曲线特征表现为自然伽马测井曲线在该界面下部为相对高值, 呈指形形态, 在该界面上部自然伽马测井值变小, 呈现齿形形态(图 2)。

SB4在长周期海平面下降旋回背景下, 短周期海平面下降速率超过盆地的沉降速率时所形成, 属于Ⅰ 型层序界面。阁庄组沉积期, 华北地台处于构造稳定期, 海平面升降发生转折, 使得局部地区原有沉积物暴露地表遭受风化淋滤作用, 形成暴露侵蚀面, 发育淡水溶蚀、白云石化作用带等。岩性上, 阁庄组顶部可识别大量含溶蚀孔洞灰岩; 测井曲线特征表现为自然伽马曲线和声波测井曲线由高变低(图 2)。

SB5位于八陡组顶部, 是奥陶系与石炭系的分界面, 该界面属于构造活动引起的造山侵蚀型层序界面, 属于Ⅰ 型层序界面(图 2)。奥陶纪中晚期, 加里东运动造成华北地台经历了长达130 Ma的构造隆升(马永生和田海芹, 2006), 原有沉积地层发生变形褶皱和侵蚀风化作用, 并在石炭纪沉积了一套滨岸相碎屑岩沉积, 形成平行不整合界面。岩性上, 八陡组顶部发育局限台地岩相的白云岩类, 并可识别大量溶蚀孔洞和滑塌角砾岩。

研究区共识别4个海侵体系域(TST)和3个高位体系域(HST), 低位体系域(LST)不发育(图 2)。

1)海侵体系域(TST)。海侵体系域一般发育在三级层序的下部(图 2; 图 5), 因海水快速上升, 很快到达最大海泛面, 导致缺乏低位体系域或陆架边缘体系域, 沉积物供给量较小, 沉积速率较低, 岩性以灰— 深灰色泥质灰岩和微晶灰岩为主, 局部发育微— 泥晶白云岩。SQ1海侵体系域发育于冶里组— 亮甲山组沉积期内, 发育云坪— 灰云坪的沉积序列; SQ2海侵体系域发育于怀远运动过后的快速海侵, 主要发育在东黄山组和北庵庄组局限台地云灰坪向灰坪的演化序列中, 并发育厚层的白云质灰岩与微晶灰岩, 显示海平面逐渐升高的过程; SQ3海侵体系域发育于五阳山组沉积期内, 主要发育厚层灰岩和薄层白云质灰岩的局限台地和开阔台地为主; SQ4海侵体系域发育于八陡组内, 具有随海平面上升, 发育云灰坪— 灰坪的沉积序列, 岩性主要为白云质灰岩与厚层灰岩。

图 5

Fig.5

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	图 5 鲁西豫东地区奥陶系层序地层对比和地层格架图Fig.5 Sequence stratigraphic correlation and framework of the Ordovician in western Shandong-eastern Henan area

2)高位体系域(HST)。高位体系域发育于三级层序的上部, 并随着海平面的下降、水体变浅、蒸发作用与白云岩化增强, 岩性主要由灰质白云岩、白云岩夹膏岩和白云质灰岩等指示水体变浅的岩性组成(图 2; 图 5)。SQ1高位体系域发育在三山子组内, 随着水体变浅、波浪和潮汐作用增强, 发育以竹叶状白云岩和厚层灰质白云岩为主的颗粒滩和灰云坪; SQ2高位体系域具有随海平面下降, 广泛发育向广海方向进积的局限— 蒸发台地的沉积序列, 主要岩性为灰质白云岩和白云岩夹薄层膏岩; SQ3高位体系域主要发育于阁庄组内, 相较于SQ2高位体系域, 该高位体系域水体更浅, 广泛发育含膏云坪与膏云坪; SQ4发育于八陡组内, 只残余海侵体系域, 高位体系域与最大海泛面可能随着加里东运动被全部风化剥蚀, 顶部发育古岩溶风化壳(张厚福等, 1985)。

开阔台地是指水深在正常浪基面之下、水体循环良好、海底富氧的台地。其与开阔海连通良好, 盐度正常, 适合正常海生生物的繁衍(Irwin, 1995; 金振奎等, 2013; 陈小炜等, 2015)。研究区内开阔台地主要发育灰坪和颗粒滩, 相对来说水较深, 岩性主要为微晶灰岩、生物碎屑灰岩和颗粒灰岩, 少见石膏等蒸发岩类。

灰坪位于浪基面以下, 水体能量低, 发育生物扰动构造, 岩性主要为微晶灰岩、灰泥灰岩和豹斑灰岩(图 3-b), 测井响应上表现为低自然伽马, 高电阻率特征, 且纵向上变化不大(图 6-h)。

图 6

Fig.6

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	图 6 鲁西豫东地区奥陶系不同沉积微相测井响应特征 a— 泥灰坪, 阁庄组, 古城苑2井; b— 膏云坪, 五阳山组, 毛6井; c— 膏质潟湖, 五阳山组, 华4井; d— 灰-云坪, 冶里组, 龙古3井; e— 灰-云坪, 亮甲山组, 龙古3井; f— 颗粒滩, 五阳山组, 舜城国际2井; g— 云坪, 土峪组, 龙古3井; h— 灰坪, 阁庄组, 东西赵1井Fig.6 Logging response characteristics of various depositional microfacies of the Ordovician in western Shandong-eastern Henan area

颗粒滩主要发育于潮间较浅的区域, 水体能量较高, 岩性主要为生物碎屑灰岩与亮晶颗粒灰岩, 测井响应上为高孔隙度、低电阻率和低自然伽马特征(图 6-f)。颗粒主要包括内碎屑和生物碎屑, 内碎屑主要为砾屑和砂屑, 如龙古2井阁庄组岩心薄片与范古2井五阳山组岩心薄片中可见砂屑(图4-c, 4-g), 生物碎屑成分包括鲕粒和棘皮类生物(图 4-f, 4-e)。

局限台地位于正常浪基面之下, 与开阔海连通较差, 水体循环受限, 从而在盐度和温度上与开阔海有较大差异。研究区内主要发育泥灰坪、灰-云坪、云坪和潟湖, 岩性上多含有云质和膏质成分, 缺少生物化石, 主要发育于东黄山组、土峪组和阁庄组。

泥灰坪沉积微相主要发育泥质灰岩与含泥灰岩, 颜色深, 呈条带状分布, 厚度薄, 单层厚度小于0.5 m, 部分层段含有黄铁矿(图 3-c), 测井响应上表现为高伽马、低电阻率、低孔渗(图 6-a)。

云坪沉积微相是研究区最为发育的相带, 在各个层段均有发育。局限台地云坪沉积物主要以泥粉晶白云岩为主(图 3-a; 图 4-a), 颜色以灰色为主, 厚度较大, 缺乏层理构造, 白云石多呈自形— 半自形结构, 薄片下可见白云石化现象, 发育晶间溶孔, 测井上表现为低伽马值和高电阻率特征, 孔隙度与渗透率曲线表现为齿状与指形的响应特征(图 6-g)。

潟湖为局限台地内部相对低洼、水体流动不通畅的区域, 可细分为膏质潟湖、白云质潟湖和灰质潟湖。研究区内主要发育膏质潟湖微相(图 3-e), 以发育厚层膏岩、含灰泥膏岩为特征, 缺乏层理构造和生物化石, 测井上表现为中— 低自然伽马值, 高电阻特征(图 6-c)。

灰-云坪微相以发育灰质微晶白云岩为主(图 4-h, 4-i), 沉积构造发育干裂、鸟眼等构造, 少见古生物化石, 测井上表现为中低自然伽马值, 孔隙度和渗透率曲线表现为齿状或指状结构(图 6-e)。

蒸发台地发育在潮上带地区, 干旱, 盐度较大, 主要发育硬石膏和膏质白云岩为特征, 缺乏生物化石, 发育水平层理、钙质结核、鸟眼构造、膏溶角砾为特征。

膏云坪和含膏云坪主要发育以石膏质泥晶白云岩和含微晶含膏云岩, 白云岩与石膏互层为岩性特征(图 3-f), 石膏含量大于25%, 缺乏生物碎屑, 可见干裂, 鸟眼等沉积构造, 测井曲线上表现为低伽马值, 高电阻率, 测井曲线多为指形(图 6-b)。

SQ1沉积期(图 7-a), 基本继承了寒武系的古地理格局, 古地貌呈现南高北低的构造格局(曹高社等, 2013), 并在SQ1晚期受到怀远运动的影响而形成奥陶系第1个风化壳。冶里组— 亮甲山组沉积期主要发育海侵体系域, 水深在冶里组沉积较浅, 水体动荡。南北向和东西向上水体逐渐加深, 大面积相对地貌较高区域发育局限台地云坪、云灰坪和膏云坪沉积微相, 在济南— 章丘— 淄博以北主要发育灰坪, 局部地区发育颗粒滩(图 7-a), 岩性主要以白云岩为主, 颗粒滩以竹叶状白云岩为主。

图 7

Fig.7

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	图 7 鲁西豫东地区奥陶系层序— 岩相古地理图Fig.7 Sequence lithofacies palaeogeographic maps of the Ordovician in western Shandong-eastern Henan area a— SQ1-HST; b— SQ2-TST; c— SQ2-HST; d— SQ3-TST; e— SQ3-HST; f— SQ4-TST

SQ2-TST沉积期, 在经历怀远运动后, 海水快速侵入, 水体变深, 云坪面积减小, 灰坪和灰云坪面积增大, 聊城区域出现台内沉积洼地, 并发育潟湖相沉积(图 7-b)。原有颗粒滩消失, 受到地形与水深的影响, 在研究区南部发育颗粒滩, 岩性包括生屑灰岩与亮晶颗粒灰岩。北部地区主要为灰坪沉积, 岩性以泥粉晶灰岩为主。南部地区自东向西发育云坪— 云灰坪— 灰坪的沉积微相分布, 相应的岩石类型为白云岩— 灰质白云岩— 灰岩的岩石组合类型, 研究区整体为局限台地。

SQ2-HST沉积期, 水体变浅, 云坪和膏云坪面积增大, 灰坪和灰云坪面积减小, 聊城区域潟湖面积逐渐缩小。研究区南部地区发育云坪与灰云坪沉积, 岩性以粉晶白云岩与灰质白云岩为主, 局部发育潟湖(图 7-c)。研究区北部为灰坪沉积, 岩性以泥晶灰岩为主。在南部水体较浅区域发育颗粒滩, 颗粒类型为砂屑。北部地区自东向西发育灰坪— 云灰坪沉积微相分布, 南部地区自东向西发育云坪— 云灰坪— 灰坪的沉积微相分布。研究区整体表现出局限台地与蒸发台地并存的古地理格局。

SQ3-TST沉积期, 海侵规模最大, 研究区以灰坪和灰云坪为主, 云坪不发育, 聊城区域潟湖逐渐消失(图 7-d)。局部发育膏云坪, 推测为构造高部位。研究区自南向北发育灰云坪— 灰坪, 相应的岩石类型为灰质云岩— 厚层灰岩。研究区整体以局限台地和开阔台地并存的古地理格局。

SQ3-HST沉积期, 相较于SQ2-HST沉积期, 水体更浅, 研究区云坪和膏云坪面积扩大, 灰坪面积缩小, 聊城区域潟湖面积扩大(图 7-e)。受地形和水深影响, 灰坪发育于研究区西部和北部, 西部也发育颗粒滩, 岩性以生屑灰岩为主。研究区整体以局限台地和蒸发台地并存的古地理格局。

SQ4沉积期, 古地貌整体呈以济南为中心, 中心低四周高且南高北低、西高东低的格局(曹高社等, 2013)。八陡组沉积期主要为海侵体系域, 研究区发育灰坪和灰云坪, 相应岩性类型为灰岩和灰质云岩(图 7-e)。受地形和水深影响, 研究区西南部发育颗粒滩, 岩性为生屑灰岩, 研究区整体主要为开阔台地沉积。SQ4晚期受到加里东运动的影响, 发生大规模海退, 进入剥蚀阶段(林玉祥, 2016), 形成了第2个风化壳。

鲁西豫东地区奥陶系沉积期为陆表海型台地沉积模式(图 8), 自海向陆依次为开阔台地、局限台地和蒸发台地。开阔台地岩性主要为灰岩、生屑灰岩、颗粒灰岩、豹皮灰岩、灰质白云岩和泥灰岩。局限台地岩性主要为白云岩、角砾白云岩、含燧石结核白云岩、含膏白云岩和泥灰岩。蒸发台地主要为白云岩、含膏白云岩和泥质白云岩。冶里组— 亮甲山组沉积期, 主要为局限台地沉积。东黄山组沉积期, 主要为开阔台地沉积。北庵庄组沉积期, 主要为局限台地和开阔台地沉积。土峪组沉积期, 主要为局限台地沉积, 局部地区存在蒸发台地沉积环境。五阳山组沉积期, 主要为开阔台地与局限台地沉积。阁庄组沉积期, 主要为局限台地沉积, 局部地区为蒸发台地沉积环境。八陡组沉积期, 主要为开阔台地台地沉积环境。

图 8

Fig.8

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	图 8 鲁西豫东地区奥陶系沉积模式Fig.8 Sedimentary model of the Ordovician in western Shandong-eastern Henan area