陕西府谷剖面马家沟组马五₇—马五₃亚段出露良好。从府谷县西山村向北至晋陕大峡谷, 可依次观察到马五₃至马五₇亚段, 具体如下:

上覆地层:本溪组紫红色铁质泥岩、灰色铝土岩, 厚度变化大, 分布不稳定。

与本溪组呈平行不整合接触

马五₃亚段 厚9.5 m

1. 灰黄色角砾支撑白云岩, 垮塌严重, 泥质含量较低, 其中白云岩角砾主要以条带状、透镜状分布, 角砾大小不均一, 10~100 cm。角砾分选较差, 可见复成分角砾, 磨圆较差。 厚5.5 m

2. 灰色—灰白色杂基支撑角砾岩, 垮塌严重, 泥质含量较高, 白云岩角砾相对较小, 成分多样, 分选差, 磨圆较差。 厚2.5 m

3. 灰黄色中层泥晶白云岩, 局部垮塌变形, 延伸较短。 厚0.5 m

4. 灰色—灰白色杂基支撑角砾岩, 泥质含量高, 角砾细小, 分选差, 磨圆较差。 厚1 m

马五₄亚段 厚10.5 m

5. 灰黄色中层泥晶白云岩, 局部见板条状石膏假晶, 被方解石交代, 垂直裂缝发育, 分布不均。 厚1 m

6. 灰色—灰白色杂基支撑角砾岩, 泥质含量较高, 白云岩角砾相对较小, 呈扁平状, 分选差。 厚4 m

7. 灰黄色中层泥晶白云岩, 风化裂缝发育, 局部垮塌。 厚0.5 m

8. 灰色—灰白色杂基支撑角砾岩, 顺层发生垮塌, 泥质含量较高, 角砾细小, 分选差, 有一定磨圆。 厚3.5 m

9. 灰黄色薄—中层泥晶灰质白云岩, 相较于上层垮塌不明显。 厚1.5 m

马五₅亚段 厚20 m

10. 灰色薄层黏土质白云岩, 分布稳定。 厚1 m

11. 灰色薄层灰岩与灰黄色薄层白云岩、含灰白云岩不等厚互层, 白云岩分布不稳定。 厚6 m

12. 灰色厚层—块状泥晶灰岩, 局部见不均匀白云石化, 呈斑状分布, 形成豹皮灰岩。底部见3~5 cm大小的砂屑、鲕粒灰岩。偶见生物碎屑及较完整的鹦鹉螺化石。发育垂直缝、水平缝, 缝宽1~3 cm, 裂缝间隔数米, 被方解石部分充填。 厚12 m

13. 灰黄色中层锥状叠层石灰岩, 平面上分布稳定, 可长距离追踪。 厚1 m

马五₆亚段 厚16 m

14. 灰色杂基支撑角砾岩, 垮塌严重, 泥质含量高, 其中白云岩角砾主要以条带状、透镜体分布, 条带厚度不均一, 10~100 cm均有发育。角砾分选较差, 大小不一, 但成分均一, 磨圆中等。 厚2 m

15. 灰黄色中层泥晶白云岩, 可见变形构造。 厚0.5 m

16. 灰色杂基支撑角砾岩, 部分垮塌, 泥质含量高, 角砾为顺层垮塌产物, 成分单一, 分选差, 磨圆中等。 厚4 m

17. 灰黄色中层泥晶白云岩。 厚0.5 m

18. 灰色杂基支撑角砾岩, 垮塌严重, 角砾成分单一, 分选较差。 厚2 m

19. 灰黄色中层泥晶白云岩, 可见变形构造, 局部发生去云化, 见橙红色次生方解石。 厚0.5 m

20. 灰色杂基支撑角砾岩。 厚4 m

21. 灰黄色薄层泥晶灰质白云岩, 局部发育网状缝, 缝宽0.5 cm, 裂缝间隔数十厘米, 被泥质充填。 厚2.5 m

马五₇亚段 厚18.5 m

22. 暗紫红色厚层泥晶灰岩, 发育垂直缝、网状缝, 缝宽0.5~2 cm, 被方解石部分充填。 厚2.5 m

23. 灰色厚层—块状泥晶灰岩, 偶见少量生物碎屑。 厚3.0 m

24. 灰色厚层—块状泥晶灰岩, 见棘皮类和三叶虫碎屑。发育3个反旋回, 每个旋回厚4 m左右。旋回从下到上由灰色泥晶灰岩、灰黄色豹斑灰岩、灰黄色泥—粉晶白云岩组成, 其中下部泥晶灰岩中棘皮类和三叶虫碎屑易见, 上部白云岩中偶见石膏假晶, 被方解石交代。 厚13 m

潮坪相或潮缘带沉积, 一般按照平均高潮线、低潮线可划分为潮上带、潮间带和潮下带, 而潮间带又可划分为高潮坪和低潮坪。马家沟组的潮坪标志并不是很典型, 很难准确地区分出潮下带、潮间带和潮上带, 因而在实际研究工作中, 更多地使用灰坪、云坪、泥云坪等沉积微相(冯增昭, 1990; 李文厚等, 2012; 付金华等, 2017)。府谷剖面马家沟组主要发育泥云坪、灰坪和云坪(图 3), 其中灰坪、云坪大概对应于潮下带—潮间低潮坪带, 而泥云坪则对应于潮间高潮坪带—潮上坪。

图 3

Fig.3

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	图 3 鄂尔多斯盆地府谷剖面马家沟组岩性柱状图Fig.3 Lithologic column of the Majiagou Formation in Fugu section, Ordos Basin

3.2.1 灰/云坪

府谷剖面马五₅亚段和马五₇亚段发育的灰/云坪特征如下: (1)马五₅亚段底部发育厚1 m左右的灰黄色锥状叠层石灰岩, 分布稳定, 代表海侵初期潮下带的相对高能环境(图 4-a)。(2)泥晶灰岩中窄盐度生物碎屑常见, 主要有鹦鹉螺、介形虫、棘皮类、腕足类、三叶虫等(图 4-b, 4-c), 说明水体盐度相对正常, 海水循环通畅。(3)马五₅、马五₇亚段向上变浅的旋回明显(图 4-d), 每个旋回自下而上依次为灰色泥晶灰岩、灰—黄色豹斑灰岩(有时较薄)(图 4-e)、灰黄色微粉晶云岩(图 4-f), 代表海平面逐渐下降、Mg²⁺下渗而发生白云石化, 这在潮坪相白云岩中非常普遍(Manche and Kaczmarek, 2019), 推测白云岩为准同生成因, 形成于潮下带—潮间低潮坪环境。(4)马五₅亚段中见潮道沉积, 其中潮道深0.4~2 m, 可观察到类似于曲流河的侧积现象(图 4-g), 为潮间带典型沉积。(5)在微晶云岩及灰质云岩中还可发现鸟眼构造(图 4-h), 藻纹层亦非常发育(图 4-i), 也表明其为潮间带沉积。

图 4

Fig.4

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	图 4 鄂尔多斯盆地府谷剖面马家沟组灰/云坪沉积照片及显微特征 a—叠层石灰岩, 横切面, 马五5亚段; b—泥晶灰岩中的鹦鹉螺, 马五5亚段; c—泥晶灰岩中的棘皮和三叶虫碎片, 马五7亚段; d—向上变浅的沉积旋回, 马五5亚段; e—豹斑灰岩显微照片, 白云石晶粒漂浮在灰泥中, 白云石晶形好, 马五5亚段; f—粉晶白云岩, 晶间孔发育; g—潮道, 向左方发生侧积, 马五5亚段; h—鸟眼构造, 马五5亚段; i—藻纹层, 马五5亚段Fig.4 Typical photos and photomicrographs of limestone/dolomite flat deposits of the Majiagou Formation in Fugu section, Ordos Basin

3.2.2 泥云坪

府谷剖面马五₆、马五₄、马五₃亚段发育泥云坪, 其具有以下特征: (1)不同程度地含有石膏, 且由于石膏具有塑性变形和易流动性等特征, 导致其在上覆地层压力下发生形变(图 5-a)。(2)黏土质白云岩和微晶白云岩中发育的石膏, 经历表生期溶蚀作用后现今已不复存在(图 5-b)。(3)黏土与白云石之间结合力较弱(Tucker and Wright, 1990)以及石膏在淡水中溶解度高, 造成表生期淡水渗入后, (含膏)黏土质白云岩发生顺层溶蚀并且垮塌, 形成一套岩溶角砾岩(图 5-c)。(4)泥云坪为泥晶白云岩/黏土质白云岩和白云质泥岩的旋回沉积, 海平面较低时形成黏土质白云岩、白云质泥岩, 海平面较高时形成泥晶白云岩, 且随着海平面的变化, 发育若干个向上变浅的旋回(图 5-d)。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地府谷剖面马家沟组泥云坪沉积典型特征 a—石膏引起的塑性变形, 马五6亚段; b—石膏溶蚀形成的膏模孔, 马五4亚段; c—角砾支撑的白云岩, 马五6亚段; d—黏土质白云岩、白云质泥岩和泥晶白云岩的互层, 马五6亚段Fig.5 Typical characteristics of argillaceous dolomite flat deposits of the Majiagou Formation in Fugu section, Ordos Basin

4.1.1 高海平面期

在海平面较高时, 如马五₅、马五₇亚段沉积期, 吕梁古隆起阻隔海水循环的作用微弱, 在古隆起上发育开阔的潮下—潮间带沉积。该阶段府谷剖面沉积物主要为一套灰色中—厚层泥晶灰岩, 夹厚度不等的灰黄色中层白云岩、灰质云岩, 见窄盐度的生物化石, 如三叶虫、鹦鹉螺、棘皮类、腕足类等。尽管发育潮道沉积和鸟眼构造, 但其潮道沉积数量少且潮道宽度窄, 从而与现代潮坪环境中的潮道(James and Dalrymple, 2010; James and Jones, 2015)无法相比。另外, 鸟眼构造亦不普遍。

在位于鄂尔多斯盆地东北部的偏关剖面上, 马五₅、马五₇亚段均为中—厚层灰岩(马五₇亚段夹少许薄层的云质灰岩), 且2个亚段均可见鹦鹉螺化石, 说明该剖面沉积时水体盐度较府谷剖面更为正常。在府谷剖面东南方向的木崖头剖面和芦草沟剖面上, 马五段的各小层已无法细分, 整体表现为灰色中—薄层石灰岩, 局部夹数十厘米厚的白云质泥灰岩, 已发生角砾化; 在吕梁古隆起以西的盆地中, 白云岩含量有所增加, 部分井的剖面上已全部变为白云岩(图 6)。古生物化石数量亦明显减少, 偶见少量广盐度的介形虫, 说明自吕梁古隆起向西, 海水盐度有增加的趋势。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地东北部马五段东西向岩相对比剖面图Fig.6 East-west lithofacies cross section of the Member 5 of Majiagou Formation in northeastern Ordos Basin

吕梁古隆起区的沉积物以泥晶结构为主, 偶见少量的泥晶颗粒灰岩, 这说明水体能量弱, 其形成可能与整个华北地台为浅水沉积有关。在向上变浅的沉积旋回中, 每个旋回自下而上为泥晶灰岩、豹斑灰岩(云灰岩)、粉晶白云岩, 且旋回最上部的粉晶云岩并没有发育同生期的溶蚀。另一方面, 白云岩中 δ ¹⁸O 值较灰岩 δ ¹⁸O 值偏重1‰ ~2‰ , 而两者的δ ¹³C值差别不大(图 7), 这是准同生白云岩的 δ ¹⁸O 和δ ¹³C特征(Warren, 2000; 付金华等, 2011; Manche and Kaczmarek, 2019)。白云岩是海平面下降期蒸发作用造成的重卤水下渗而发生白云石化的结果, 且白云岩没有接受淡水的溶蚀改造。以上特征表明, 吕梁古隆起在此过程中并没有暴露, 主要为水下隆起。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地府谷剖面马五5亚段中向上变浅旋回中的碳氧同位素特征Fig.7 Carbon and oxygen isotopic characteristics in shoaling-upward cycles of the Ma55 submember of Majiagou Formation in Fugu section, Ordos Basin

4.1.2 低海平面期

当海平面相对较低时, 如马五₃₊₄、马五₆、马五₈及马五₁₀亚段沉积期, 吕梁古隆起对海水循环的阻隔作用非常明显。以马五₆亚段为例, 府谷剖面为一套灰色、灰黄色薄—中层泥晶云岩与灰色薄层泥岩、云质泥岩、膏质泥岩的互层, 其中泥晶云岩中藻纹层发育, 生屑几乎不可见, 而膏质泥岩中见窗格构造和石膏塑性变形引起的揉皱。马五₆亚段在偏关剖面仅为厚1.8 m的薄层泥质灰岩与云质灰岩互层, 而木崖头剖面和芦草沟剖面马五段已整体变为石灰岩, 故无法细分出马五₆亚段, 但这两个剖面上马五段碳酸盐岩厚度分别为166 m和167 m(数据来自1︰20万区调报告), 地层厚度明显大于府谷剖面的马五段。而吕梁古隆起以西, 地层厚度也急剧增加(图 6; 图 8), 岩性也从云/泥互层向云/膏互层、膏/盐互层转变。在米脂膏盐湖中, 发育大规模的硬石膏岩和盐岩沉积, 而膏盐湖的边缘为黏土质白云岩, 经加里东期岩溶改造后形成角砾岩(冯增昭, 1990)。

图 8

Fig.8

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	图 8 鄂尔多斯盆地东北部马五段南西—北东向岩相对比剖面图Fig.8 Northeast-southwest lithofacies cross section of the Member 5 of Majiagou Formation in northeastern Ordos Basin

前人研究表明, 蒸干1000 m深的海水可形成14~17 m厚的蒸发岩(主要是盐岩)(Boggs, 2009), 故米脂膏盐湖中马五段发育的近200 m厚的蒸发岩, 就需要蒸干1万余米深的海水。因此, 要形成巨厚的蒸发岩, 一方面需要较强的蒸发环境, 另一方面仍需要大量的海水补给, 且海水的流出有限(Topper and Meijer, 2015)。海水的补给可以通过狭窄的海峡, 也可以通过海水的渗透完成(De Putter et al., 1994; Reading, 1996; Haq et al., 2020)。如果海水是通过海峡补给的, 若要形成石膏, 海峡的面积应该是石膏岩分布面积的1/100~1/350, 而若要形成盐岩, 则这个比值要小于 1/350(Reading, 1996)。如果海水的补给是通过渗透完成的, 则吕梁古隆起上应该发育渗透率较高的沉积物, 大量的海水自东向西从华北广海向鄂尔多斯局限海渗透。然而, 马五₃₊₄、马五₆亚段中大量的泥岩和黏土质白云岩并不利于大规模体量海水的渗透, 而马五₅、马五₇亚段可能具有一定的渗透性, 但并没有发生规模化海水渗透引起的白云石化。在更靠近吕梁古隆起的偏关剖面、木崖头剖面和芦草沟剖面, 马家沟组几乎全是灰岩。因此, 低海平面时, 海水通过海峡补给的可能性较大, 但海峡的具体位置目前还难以确定, 推测在低海平面期, 吕梁古隆起某些时段可能处于水面之上并起到阻隔作用, 否则源源不断的华北广海海水向鄂尔多斯局限海注入, 在盆地内很难形成大量的盐岩。

在低海平面期, 吕梁古隆起可能存在暴露, 且没有接受沉积, 否则就无法解释马五₆亚段在府谷剖面和偏关剖面厚度仅有17.0 m和1.8 m。由于中奥陶世气候干旱, 同时地球上尚未出现植物(李承森, 1994; 薛进庄等, 2022), 因此在缺少腐殖酸的情况下, 同生期的溶蚀作用将相对较弱。目前, 府谷剖面中的马家沟组因为加里东期发生表生岩溶作用, 已被改造为一套岩溶角砾岩(丁晓琪等, 2022; 何发岐等, 2023), 也使得很难将同生期溶蚀从表生期溶蚀中区别出来。

综上, 在高海平面期, 吕梁古隆起处于水下, 而在低海平面期, 吕梁古隆起则可能部分时段暴露于水上, 从而起到阻隔鄂尔多斯局限海与华北海的作用。

4.2.1 高海平面期

以出露较好的马五₅亚段为例, 当海平面较高时, 鄂尔多斯局限海与华北海连通性好, 水体盐度基本正常, 未达到蒸发岩析出的浓度。吕梁古隆起区发育叠层石、潮道沉积、正常海相化石, 表明其处于开阔的潮间—潮下环境。古隆起以东的石灰岩指示开阔的潮下沉积, 而古隆起西侧白云岩含量增加(图 6)、缺少正常盐度海相的化石, 表明为局限的潮间—潮下沉积。马五₅亚段底部的锥状叠层石和砂屑、鲕粒灰岩自露头区到大牛地气田均分布稳定, 说明沉积水体较浅且沉积环境基本一致。同一层位在吕梁古隆起和盆地内的沉积厚度差异相对较小, 马五₅亚段在府谷剖面上厚度21.7 m, 大牛地气田的平均厚度28 m, 榆林地区厚度达31 m, 反映出在总体稳定的海侵背景下, 吕梁古隆起区及其西侧均匀下沉。

吕梁古隆起区以泥晶灰岩沉积为主, 偶夹薄—中层的云质灰岩和白云岩。随着水体的局限化, 白云岩厚度向西增加。因此, 高海平面期, 吕梁古隆起对沉积的分异主要表现为东西方向上灰坪和云坪的分异。

4.2.2 低海平面期

以马五₆亚段为例, 海平面较低时鄂尔多斯局限海处于半封闭状态, 吕梁古隆起区水体盐度相对较高, 部分达到石膏析出的浓度; 而盆地内水体盐度更高, 达到盐岩析出的浓度(图 8)。吕梁古隆起区发育白云岩、黏土质白云岩和云质泥岩的互层, 含少量石膏, 无海相化石, 表明为局限的潮间带—潮上带环境。吕梁古隆起以西的神木地区为白云岩、云质泥岩与石膏的互层, 再向南西方向的米脂洼陷地区, 膏岩和盐岩含量明显增加, 表明沉积环境由古隆起的局限潮间带—潮上带环境向潮下带的膏盐潟湖转变。在吕梁古隆起以东的兴县、岢岚地区为石灰岩, 见窄盐度化石, 说明为潮下开阔海。马五₆亚段在古隆起上厚17.0 m, 大牛地气田平均厚35 m, 榆林地区厚度达50 m, 米脂洼陷地区则厚达150 m以上, 这种地层厚度的巨大差异表明地壳发生差异沉降, 且膏盐湖的沉降幅度明显大于吕梁古隆起。膏盐湖的形成与差异沉降密切相关, 推测可能是商丹洋和北祁连洋关闭的远端效应所致(董云鹏等, 2022)。

因此, 在低海平面期, 吕梁古隆起阻隔了鄂尔多斯局限海与华北广海的海水循环, 其对沉积的控制主要表现在东西方向上潮下开阔海、局限的潮间—潮上云坪、泥云坪与潮下膏湖、盐湖的分异。