平凉组由袁复礼在1923年创名于甘肃省平凉市银硐官庄, 为一套富笔石页岩。1998年经全国岩石地层清理, 确定为正式的岩石地层单位。岩性以灰黑色、黄绿色薄层页岩、灰岩和粉砂岩为主, 夹有斑脱岩, 含有丰富的笔石、三叶虫、牙形石化石, 与下伏马家沟组呈整合接触, 与上覆背锅山组呈整合接触, 时代为晚奥陶世。

文中的平凉组不是狭义的平凉组, 而是广义的平凉组, 指的是鄂尔多斯盆地及其周缘于晚奥陶世平凉期沉积的所有地层, 包括鄂尔多斯盆地南缘的平凉组、赵老峪组, 以及西缘的乌拉力克组、拉什仲组、公乌素组, 与贺兰山地区对应的是米钵山组(图2)。

图2

Fig.2

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	图2 鄂尔多斯盆地及外围奥陶系平凉组地层划分对比(据李文厚等, 2012; 郭彦如等, 2014; Cai et al., 2015; 杨西燕, 2018; 修改)Fig.2 Stratigraphic division and correlation of the Ordovician Pingliang Formation in Ordos Basin and its surrounding areas (modified from Li et al., 2012; Guo et al., 2014; Cai et al., 2015; Yang, 2018)

通过总结前人资料, 对不同地区平凉组剖面进行对比(剖面位置见图1-a, 对比图见图3、图4), 可以看出, 鄂尔多斯盆地西缘自乌海—苏峪口—同心—环县—平凉—陇县一带地层厚度变化大, 其中同心—环县石板沟一带平凉组厚度巨大, 超过1000 m。岩性以碎屑岩为主, 主要为页岩、砂质泥岩和粉砂岩, 地层厚度自东向西急剧增大。南缘平凉组自陇县—岐山—永参1—旬探1—淳探1—富平厚度变化较小, 在500 m左右。在岐山—永参1—赵老峪地区以灰岩和泥灰岩等碳酸盐岩为主, 西南部的平凉地区还发育有深水页岩夹薄层火山凝灰岩。

图3

Fig.3

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	图3 鄂尔多斯盆地西缘奥陶系平凉组地层对比AB剖面(地层数据据何自新等, 2004; 宋到福, 2009; 黄伟, 2017; 王季欣等, 2018。剖面位置见图1)Fig.3 Stratigraphic correlation AB profile of the Ordovician Pingliang Formation in western margin of Ordos Basin (stratigraphic data according to He et al., 2004; Song, 2009; Huang, 2017; Wang et al., 2018. Profile location is in Fig.1)

图4

Fig.4

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	图4 鄂尔多斯盆地南缘奥陶系平凉组地层对比BC剖面(地层数据据郭彦如等, 2014; 杨甫, 2015; 梁积伟等, 2019。剖面位置见图1)Fig.4 Stratigraphic correlation BC profile of the Ordovician Pingliang Formation in southern margin of Ordos Basin (stratigraphic data according to Guo et al., 2014; Yang, 2015; Liang et al., 2019. Profile location is in Fig.1)

本次主要对平凉银硐官庄剖面、岐山曹家沟剖面和富平赵老峪剖面的平凉组进行实测。银硐官庄剖面平凉组地层出露厚度约为130 m。地层整体呈单斜构造, 产状为80° ∠59° (图5-a)。岩性主要为灰黑色灰岩、页岩以及泥岩互层, 并出现少量斑脱岩。灰色灰岩单层厚度变化明显, 为10~22 cm, 中层, 粒度小于0.1 mm(图5-b); 页岩为深灰色, 厚度10~20 cm, 侧向延伸稳定, 沉积构造以水平层理为主, 层面含丰富的笔石, 保存较好, 包括楔形叉笔石细小变种 Dicellograptus sextans var. exilis, 良好对笔石 Didymograptus euodus, 箭翎对笔石 Didymograptus sagitticulis等(邓昆等, 2016)。

图5

Fig.5

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	图5 鄂尔多斯盆地西南缘奥陶系平凉组野外照片 a—平凉银硐官庄平凉组地层; b—平凉银硐官庄平凉组灰色灰岩; c—岐山曹家沟平凉组砂岩中的粒序层理; d—岐山曹家沟平凉组砾屑灰岩; e—富平赵老峪赵老峪组薄层泥晶灰岩; f—富平赵老峪赵老峪组砾屑灰岩; g—富平赵老峪赵老峪组黑色硅质岩; h—富平赵老峪赵老峪组页岩中的黄色斑脱岩夹层; i—李105井乌拉力克组页岩中的笔石化石, 井深4266.12 mFig.5 Field photographs of the Ordovician Pingliang Formation in southwestern margin of Ordos Basin

岐山曹家沟剖面岩性主要为灰绿色、黄色或深灰色的砂岩、粉砂岩、泥岩, 以及灰色泥晶灰岩和少量砾屑灰岩。灰绿色、黄色砂岩发育平行层理和低角度交错层理, 单层厚3~5 cm, 可见粒序层理(图5-c)。粉砂岩单层厚度多为2~8 cm, 见水平层理。泥岩颜色多样, 有黄绿色、青灰色、深灰色等, 层厚较小, 2~4 cm居多, 层理不发育, 偶见波状层理。灰黑色砾屑灰岩, 以块状为主, 层厚不均一, 最厚可达4~5 m, 最薄仅为3~4 cm, 砾石大小混杂, 大部分粒径为毫米级, 少量可达3 cm(图5-d)。

富平赵老峪剖面岩性主要为深灰色薄层泥晶灰岩及砾屑灰岩, 局部见薄层硅质岩、泥岩、凝灰岩。薄层泥晶灰岩单层厚度小, 为2~10 cm, 水平层理发育(图5-e)。砾屑灰岩单层厚度通常较大, 20~50 cm左右, 局部可见薄层砾屑灰岩, 砾石分选磨圆差, 粒径1~8 cm, 多呈块状、层状(图5-f)。黑色硅质岩常呈条带状夹于灰岩中, 单层厚度一般为1~3 cm(图5-g)。

平凉组银硐官庄剖面、岐山曹家沟剖面和赵老峪剖面均发现有薄层凝灰岩(斑脱岩), 它们在露头上容易识别, 呈黄色、黄褐色或斑杂色, 厚度小, 一般仅有数厘米(图5-h)。在李105井乌拉力克组黑色页岩中还发现了笔石化石(图5-i)。

在前人的研究基础上, 通过野外实测, 室内综合分析, 认为平凉组深水沉积以台地前缘斜坡及深水盆地沉积为主, 发育3种深水沉积类型: 深水原地沉积、重力流沉积(碎屑流和浊流沉积)(图6)、深水牵引流沉积(等深流和内波、内潮汐沉积), 此外平凉组还发育有震积岩和火山碎屑岩(图7)。同时绘制出了各牵引流和重力流的沉积层序(图8)。

图6

Fig.6

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	图6 鄂尔多斯盆地西南缘奥陶系平凉组深水原地沉积和重力流沉积野外照片 a—富平赵老峪深水原地沉积的薄层泥晶灰岩夹斑脱岩; b—富平赵老峪砾屑灰岩; c—岐山曹家沟碎屑流沉积的含砾灰岩; d—岐山曹家沟浊流沉积ABC段; e—岐山曹家沟浊流沉积DE段; f—富平赵老峪灰岩底部的槽模构造Fig.6 Field photographs of deep-water in-situ deposits and gravity flow deposits of the Ordovician Pingliang Formation in southwestern margin of Ordos Basin

图7

Fig.7

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图7 鄂尔多斯盆地西南缘奥陶系平凉组等深流沉积, 内波、内潮汐沉积, 震积岩和火山碎屑岩野外照片 a—岐山曹家沟平凉组等深流沉积; b—岐山曹家沟砾质等深流沉积; c—岐山曹家沟砂质等深流沉积; d—岐山曹家沟粉砂质等深流沉积; e—岐山曹家沟内波、内潮汐沉积的透镜状层理; f—岐山曹家沟内波、内潮汐沉积的波状层理; g—岐山曹家沟震积岩; h—富平赵老峪斑脱岩沿地震裂缝切割灰岩层; i—富平赵老峪火山沉积的斑脱岩Fig.7 Field photographs of contour current deposits, internal-wave and internal-tide deposits, seismites and pyroclastic rocks of the Ordovician Pingliang Formation in southwestern margin of Ordos Basin

图8

Fig.8

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	图8 鄂尔多斯盆地西南缘奥陶系平凉组重力流、牵引流深水沉积层序 a—岐山曹家沟碎屑流沉积; b—岐山曹家沟浊流沉积; c—岐山曹家沟等深流沉积; d—岐山曹家沟内波、内潮汐沉积Fig.8 Gravity flow and traction flow deepwater sedimentary sequences of the Ordovician Pingliang Formation in southwestern margin of Ordos Basin

4.2.1 深水原地沉积 深水原地沉积在各地区平凉组均有分布, 富平赵老峪一带以泥晶灰岩夹泥质灰岩、泥岩、硅质岩和斑脱岩为主(图6-a), 平凉和岐山地区以页岩、泥晶灰岩为主, 桌子山地区乌拉力克组—拉什仲组则以薄层灰岩夹页岩为主。页岩中笔石类生物化石的出现指示水体宁静的深水环境(张元动和陈旭, 2008; 邓昆等, 2016)。深色泥晶灰岩和泥岩反映水动力弱, 很少受到动荡水流影响, 颗粒悬浮沉降, 处于还原环境。笔石页岩、泥晶灰岩、薄层砂屑灰岩、硅质岩及凝灰岩组合的出现可以表明沉积环境为深水静水环境。

4.2.2 重力流沉积 平凉组沉积时期构造运动强烈, 重力流沉积在鄂尔多斯盆地西南缘广布, 南缘以碳酸盐岩重力流为主, 西缘发育多个海底扇体系, 以碎屑岩为主。

1)碎屑流沉积

碎屑流沉积在研究区广泛发育, 在乌海、富平、铜川、礼泉、平凉均有出露。碎屑流沉积以发育块状、混杂无序构造为特征, 岩性主要为砾屑灰岩(图6-b)、角砾灰岩和砾岩。砾屑灰岩岩石致密坚硬, 多为浅灰色—灰色, 多呈块状, 层理不明显, 内部构造少见。砾屑含量30%~40%, 大小混杂, 粒径1~5 cm, 磨圆从次圆状—棱角状不等, 分选较差, 反映沉积物为短距离搬运、快速堆积, 成分包括泥质、硅质及泥晶灰岩, 沉积层序见图8-a。平凉组还可见仅有少量砾石的灰岩(图6-c), 砾石零星分布, 粒径0.5~1.2 cm, 这是碎屑流带来的砾石滚入下伏深水沉积的软泥之上而形成的。

2)浊流沉积

浊流沉积分布广泛, 在平凉组沉积早期较为发育(高振中等, 1995a)。浊流沉积单层厚度跨度大, 厚度4~13 cm, 产状多为层状, 侧向分布稳定, 底界冲刷面清晰, 发育块状层理、平行层理和粒序层理。岩性以黄色砂岩和灰色砂屑灰岩最为常见, 局部见含砾砂岩, 与深水成因的笔石页岩、泥岩或薄层泥晶灰岩呈不等厚互层, 露头上可识别出ABC段(图6-d)、DE段(图6-e)等浊积岩序列组合。平凉组浊积岩的特征主要为: 粒序层理段(A段)可与上部平行层理段(B段)的砂岩、变形层理段(C段)的细砂岩、水平层理段(D段)的粉砂岩以及块状泥岩段(E段)的泥岩形成完整的或不完整的鲍马序列(沉积序列如图8-b); 粒序层理段(A段)厚度1~2 cm, 主要为砂岩和含砾砂岩, 以发育粒序层理或块状层理为特征, 对下伏深色、黄色泥岩形成冲刷侵蚀, 规模大小不等, 反映高流态、快速沉积且能量逐渐减弱; 对下伏泥岩的冲刷则往往在上覆岩层中形成槽模(图6-f)、沟模及重荷模等同生变形构造。研究区浊流沉积在垂向上频繁叠置, 这种具有一定厚度并且厚度变化较显著的正粒序叠置现象, 说明了多期次浊流事件的存在。

浊流沉积与等深流沉积可互相影响, 如在岐山地区只有少部分序列顶部发育水平层理, 大部分序列顶部的水平层理不发育, 变为块状泥岩, 表明受到了等深流的改造(李华等, 2017; 梁积伟等, 2019)。

4.2.3 深水牵引流沉积 海平面上升有利于深水牵引流的发育。平凉期鄂尔多斯盆地等深流自富平—岐山—陇县—平凉—银川—乌海方向, 沿斜坡运动(高振中等, 1995b; 李华等, 2016)。在富平和平凉一带主要为碳酸盐岩, 在乌海桌子山地区、陇县等地主要为碎屑岩(王振涛等, 2016)。

1)等深流沉积

等深流沉积是鄂尔多斯盆地西南缘平凉组主要的深水沉积类型, 等深岩丘在平凉以北沿斜坡S-N向展布, 平凉以东则转为近E-W向展布, 单层厚度一般较小, 多为厘米级, 侧向厚度变化不大, 波状层理和流水成因构造发育, 部分出现透镜体。等深流沉积可见明显的黑色—黄色、灰色—黑色条带, 具薄—厚—薄的沉积旋回特征(图7-a)。这是由于等深流的到来携带了氧气, 将深水原地沉积的黑色细碎屑氧化为黄色和浅灰色, 并且对海底碎屑岩进行了改造, 将细碎屑带走, 随着等深流的加强, 碎屑粒度变粗, 颜色变浅。等深流减弱后, 岩石的粒度又变细, 颜色加深, 逐渐过渡为深水的黑色细碎屑沉积。

研究区等深流沉积按粒度可分为砾质等深流沉积(图7-b)、砂质等深流沉积(图7-c)、粉砂质等深流沉积(图7-d)和泥质等深流沉积。砾质等深流沉积较少, 在南部岐山地区可见, 单层厚度2~10 cm, 界面清晰, 下部多为泥岩或砂屑灰岩。图7-b中可见被等深流破碎的原地黑色泥砾, 大小1 mm×2 mm~2 mm×4 mm, 最大扁平面方向平行层面分布, 因为这些砾屑在形成时, 是半固结的泥砾, 在压实作用改造下变成饼状, 在垂向剖面上表现为椭圆形。砂质等深流沉积(图7-c)是本区较多的等深流沉积类型, 单层厚度变化较大, 一般为几厘米至数十厘米, 层面多为波状, 侧向厚度变化明显, 相邻岩层一般为粒度细的粉砂岩、泥岩和灰岩, 易于识别。粉砂质等深流沉积(图7-d)单层厚度相对较小, 大多为3~5 cm, 不超过15 cm。平凉组还可见多层粉砂质等深岩与泥质等深岩互层或与砂质等深岩和泥质等深岩组成特定层序, 与泥质等深岩间的界线不规则, 侧向厚度变化大。泥质等深流沉积单层厚度通常较小, 一般为1~3 cm, 侧向延伸不稳定, 底界有的清晰, 有的则与其他岩层逐渐过渡, 常见小侵蚀面。

等深岩的层序反映了等深流活动强度的周期性变化, 经典的等深流即细—粗—细的垂向层序(图8-c)反映了等深流由弱到强再减弱的活动周期(刘成鑫等, 2005; 李华等, 2016; 梁积伟等, 2019)。平凉组沉积时期, 相对海平面总体上升, 受重力流影响减弱, 等深流逐渐活跃(严世帮等, 2018)。

2)内波、内潮汐沉积

平凉组内波、内潮汐沉积的研究较少, 在陇县和岐山地区有少量发现。由于内波、内潮汐流速较缓, 沉积物粒度以细砂—泥级为主(何幼斌等, 2007)。内波、内潮汐与沿斜坡向下的重力流和平行于海底等深线、沿斜坡走向的等深流不同, 其水流方向为沿斜坡方向的双向流动。因此内波、内潮汐沉积典型的沉积构造是双向交错层理和纹层倾向水道或斜坡上方的单向交错层理(高振中等, 2010), 此外还发育脉状层理、透镜状层理(图7-e)、波状层理(图7-f)等。

本次平凉组发现的内波、内潮汐沉积向上可划分为4层(图8-d), 最下层为深水原地沉积的黑色粉砂岩, 向上出现滑塌变形, 灰色砂岩增多, 比例可达到70%~80%, 单层厚度1~5 mm, 发育波状层理、交错层理和不明显的砂质透镜体。砂体单层厚度变化大且不连续, 反映此时内波流速较快且不稳定。灰色砂岩层之上为砂、粉砂互层, 灰色砂岩比例减少至20%~30%, 单层厚度1~4 mm, 发育波状层理、交错层理和明显的砂质透镜体。透镜体长度3~5 cm, 宽度7~12 mm, 呈断续层状分布, 此时内波流速减弱。最上层过渡为深水原地沉积的黑色粉砂岩。

从最下层的深水原地沉积向上砂岩突然增多, 反映出内波来临时速度较快, 携带了大量碎屑颗粒, 到砂、粉砂互层时流速已经衰减, 直至过渡为深水原地沉积。由下至上内波变化速度快, 并且向上速度衰减, 显示出弱—强—弱的水动力变化。

4.2.4 震积岩 平凉组岐山曹家沟剖面上还发现了震积岩的存在(图7-g, 7-h), 在黑色灰岩内发育有一系列小型近平行排列的小断层, 层厚约8~12 cm, 基本上都是正断层, 这些正断层是地震活动的过程中在岩层内形成的(李元昊等, 2008; 田媛等, 2015)。其断层延伸距离短, 一般为3~10 cm, 断距小, 为0.2~1.5 cm, 近似平行; 断层面倾角较陡, 多大于60° , 但也有部分断层倾角较缓, 约20° ~30° 。微断层中充填有白色砂质岩脉, 半固结的灰泥在受到地震震动时被错断, 其上松散的砂质颗粒沿裂隙充填, 形成砂质脉。其下有1层震裂(塌)角砾岩, 层厚约3 cm, 层理扭曲变形严重, 砾石粒径2~6 mm, 大多沿卷曲的层分布, 可追踪出原始层位, 这可以被解释为薄层未固结或半固结的沉积物对地震的响应。

图7-h中还可见未固结的火山斑脱岩软沉积物进入裂缝并切割灰岩层, 这与软沉积物固结成岩后的构造形变不同, 后者往往局限于某一特定层位。这是由于构造运动强烈, 未固结的火山凝灰岩在沉积时受到地震作用、沿地震裂缝贯入形成的。

4.2.5 火山碎屑岩 在平凉组岐山曹家沟剖面、平凉银硐官庄剖面和富平赵老峪剖面上, 均发现有薄层斑脱岩(图7-i)。斑脱岩是主要成分为蒙脱石的黏土岩(万斌等, 2013; 王振涛等, 2015b), 其主要为火山喷发的凝灰质在海相环境下沉积、蚀变的产物, 是造山作用在沉积地层中的直接记录, 为区域构造演化提供客观依据。这些斑脱岩沉积被证明是中晚奥陶世秦祁洋向华北板块俯冲过程中的弧后火山喷发产生(陈诚等, 2012)。

4.3.1 沉积相分布 平凉期鄂尔多斯盆地内部已转变为隆起区, 仅西南缘留存边缘海接受沉积。受此影响, 平凉组自古陆向秦祁深海盆地方向发育台地前缘斜坡及深水盆地相, 表现出构造活动加剧、水体逐渐加深的趋势(图9)。

图9

Fig.9

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	图9 鄂尔多斯盆地奥陶系平凉组沉积相平面图(据高振中等, 1995a; 李文厚等, 2012; 李华等, 2016; 邵东波等, 2019; 修改)Fig.9 Sedimentary facies distribution of the Ordovician Pingliang Formation in Ordos Basin(modified from Gao et al., 1995a; Li et al., 2012; Li et al., 2016; Shao et al., 2019)

1)台地前缘斜坡

台地前缘斜坡主要位于鄂尔多斯古陆的西南缘, 在西缘乌海—定边—环县、南缘陇县—铜川一带均有分布。在西缘北部乌海桌子山地区, 岩性主要为泥页岩、砂岩及碳酸盐岩(李蒙, 2019), 西缘南部以泥页岩和碳酸盐岩为主, 在南缘则是以发育厚层碳酸盐岩及泥质碳酸盐岩为特征(李文厚等, 2012; 邵东波等, 2019)。

2)深水盆地

深水盆地相分布于台缘斜坡的外侧, 以页岩沉积为主, 夹中厚层泥灰岩。页岩在平凉、陇县和岐山剖面的平凉组和李105井、李86井的乌拉力克组中极为发育, 多呈灰黑色, 页理发育。在西南缘平凉地区以笔石页岩夹碳酸盐岩浊流沉积为主, 在南缘富平地区以泥晶灰岩夹碳酸盐岩重力流沉积为主。在西缘桌子山地区则可见浊积成因的砂泥交互层沉积, 也反映其主要形成于深海盆地(李文厚等, 2012; 邵东波等, 2019)。

重力流沉积(拉什仲组主要是碎屑流沉积, 平凉组和乌拉力克组主要是浊流沉积)通常沿斜坡向下发育, 等深流沉积主要发育在陆隆区, 两者在空间尺度上交叉重叠, 在时间尺度上则此消彼长。鄂尔多斯盆地西南缘分布有多个重力流沉积体系, 西缘发育同心、贺兰、桌子山等海底扇(高振中等, 1995a), 南缘平凉、陇县、岐山、富平地区重力流也十分发育(李华等, 2017)。总体而言, 重力流大致沿斜坡向下运动。等深流方向则大致平行于斜坡自南缘东侧向西侧运动, 如图9所示。初期(低海平面时期), 重力流沉积发育, 等深流沉积不易形成或保存。到中后期, 随着海平面上升, 等深流活动增强, 重力流沉积会被部分或彻底改造, 部分改造时等深流与重力流的特征都有保留, 彻底改造后重力流的沉积特征完全消失, 沉积表现为全部是等深流沉积。等深流活动持续发育会完全破坏先存的重力流沉积, 并带到其他地方沉积。

4.3.2 沉积相演化 以银硐官庄剖面为例, 在剖面地层柱状图上(图10), 平凉组下部(平凉组一段), 岩性以砂屑灰岩、砾屑灰岩、粉屑灰岩及页岩为主, 发育不完整的鲍马序列、水平层理、平行层理等, 沉积类型以碎屑流沉积及浊流沉积为主, 其次为深水原地沉积和等深流沉积。

图10

Fig.10

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	图10 甘肃平凉市银硐官庄剖面奥陶系平凉组地层柱状图 (据王季欣等, 2018; 严世帮等, 2018; 修改)Fig.10 Stratigraphic histogram of the Ordovician Pingliang Formation in Yindong Guanzhuang section, Pingliang city, Gansu Province(modified from Wang et al., 2018; Yan et al., 2018)

中部(平凉组二段)以砂屑灰岩、泥晶灰岩及页岩为主, 伴有水平层理、平行层理、波状层理、交错层理及不完整的鲍马序列等沉积构造, 重力流沉积和等深流沉积相对下部增多。

上部(平凉组三段)主要发育砂屑灰岩、页岩及泥晶灰岩, 显示等深流沉积与重力流沉积相互作用。

其他地区的平凉组野外露头及沉积相序列见表1。综合各地区平凉组沉积序列可以看出, 平凉组底部普遍以重力流沉积为主, 向上重力流与等深流相互作用, 等深流沉积增多, 重力流沉积逐渐减小。反映出了平凉组沉积早期, 海平面较低, 以重力流为主, 等深流不活跃。到中晚期, 海平面上升, 重力流规模逐渐减小, 等深流开始发育。

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 鄂尔多斯盆地西南缘奥陶系平凉组(乌拉力克组)岩性及沉积特征 Table 1 Lithology and sedimentary characteristics of the Ordovician Pingliang Formation (Wulalike Formation) in southwestern margin of Ordos Basin 剖面 岩性 沉积构造 沉积类型 沉积序列 来源 富平赵老峪 平凉组主要为灰岩, 局部见薄层硅质岩、泥岩、泥灰岩 灰岩发育水平层理、流水波痕和小型交错层理, 局部见粒序层理及叠瓦状构造 深水原地沉积、等深流沉积及碎屑流沉积 下部原地沉积发育, 中部发育碎屑流及等深流沉积, 上部为等深流沉积 李华等, 2018a 陇县石湾沟 平凉组发育砂岩、粉砂岩以及砾屑灰岩, 常夹于页岩之中 砂岩发育交错层理, 部分粉砂岩发育双向交错层理 深水原地沉积、等深流沉积、浊流沉积及碎屑流沉积 深水原地沉积普遍发育, 以碎屑流沉积和浊流沉积为主, 等深流沉积发育不明显 黄伟, 2017 岐山曹家沟 平凉组主要为灰黑色泥页岩、泥灰岩, 夹多层砂岩及少量砾屑灰岩 泥页岩水平层理发育, 砂岩中粒序层理和包卷层理发育 深水原地沉积、碎屑流沉积及浊流沉积 下部碎屑流沉积发育, 向上浊流沉积和深水原地沉积增多 陈强等, 2022 内蒙古桌子山 乌拉力克组主要由含碳硅质泥岩组成, 底部为含砾屑灰岩。拉什仲组以砂、泥岩互层为主 泥页岩常见水平层理, 砂岩可发育平行层理、交错层理, 还可见粒序层理。砾屑灰岩以块状层理为主 深水原地沉积、等深流沉积、浊流沉积及碎屑流沉积 乌拉力克组发育一套滑塌—重力流沉积。拉什仲组底部发育碎屑流沉积, 有等深流共同作用。中部和上部发育深水原地沉积和浊流沉积 郇雅棋, 2016

表1 鄂尔多斯盆地西南缘奥陶系平凉组(乌拉力克组)岩性及沉积特征 Table 1 Lithology and sedimentary characteristics of the Ordovician Pingliang Formation (Wulalike Formation) in southwestern margin of Ordos Basin

在晚奥陶世之前, 鄂尔多斯地块西南缘一直处于被动陆缘环境, 发育一套半深海—深海相的沉积建造, 总体上属于面向北秦岭洋的克拉通陆表海盆地。在中奥陶世末至晚奥陶世初存在1次构造转换事件(王振涛等, 2016), 由晚奥陶世之前的被动陆缘环境转变为邻近祁连—北秦岭岛弧杂岩地体的活动陆缘, 成为华北克拉通残余边缘海盆地。在综合分析盆地构造背景和深水沉积分布的基础上, 建立了平凉组深水沉积模式(图11)。

图11

Fig.11

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	图11 鄂尔多斯盆地奥陶系平凉组深水沉积模式(据屈红军等, 2010; 赵俊兴等, 2014; 刘炳强等, 2020; 修改) a—平凉组沉积早期, 水体较浅, 以重力流为主; b—平凉组沉积中晚期, 水体加深, 等深流改造先存重力流沉积。未按比例制图Fig.11 Deep-water sedimentary model of the Ordovician Pingliang Formation, Ordos Basin(modified from Qu et al., 2010; Zhao et al., 2014; Liu et al., 2020)

平凉组沉积早期, 鄂尔多斯盆地西南缘以斜坡及海槽环境为主, 水体较浅, 重力流沉积比等深流沉积发育(图11-a)。受控于华北板块南部强烈的构造活动, 裂陷活动加剧, 沉积物供应充足, 火山、地震等活动诱发重力流, 使得盆地西南缘台地上堆积的松散沉积物发生滑塌, 由于斜坡陡峭处经常发育互相平行且与斜坡走向大致垂直的峡谷、冲沟, 重力流通常会沿这些通道向下搬运。滑塌体与水混合可以进一步转化为碎屑流(Yang et al., 2017), 在斜坡上水道发育的地区则会形成巨大的海底扇沉积体系, 在扇根和扇中的水道处发育碎屑流沉积。碎屑流在流动过程中可以与水体混合﹑稀释而转化为浊流(Bernhardt et al., 2012), 其携带的沉积物最终以悬浮沉降的方式按大小先后沉积, 在扇中的水道间形成浊流沉积。扇端处除浊流沉积外, 深水原地沉积也在此发育(刘炳强等, 2020)。火山活动的加剧还产生了大量火山灰, 在深水原地沉积中以凝灰岩的形式保留下来。重力流爆发期, 其能量远比等深流高, 在这种情况下, 等深流沉积基本不发育, 以重力流沉积为主, 仅在远端可能存在一些小等深岩丘。

平凉组沉积的中期, 伴随着水体加深, 等深流活动加强, 重力流和等深流交互作用活跃(图11-b)。此时重力流沉积规模减小, 等深流沉积扩大。等深流不仅可以搬运远洋沉积物形成等深流沉积, 还可以对早期形成的重力流沉积进行搬运、改造和再沉积, 形成等深流改造重力流的沉积(吴嘉鹏等, 2012)。与此同时, 火山活动的不时增强也会导致重力流的新一期爆发, 先前沉积的等深流及原地沉积在一定程度上会被重力流侵蚀、搬运及再沉积。到晚期, 海水的加深和构造运动的减弱使沉积物更难供应, 重力流作用进一步减弱, 等深流沉积发育, 斜坡上的沉积物普遍受到等深流的改造(梁积伟等, 2019)。