鄂尔多斯西南缘奥陶系碳酸盐重力沉积及古地理意义

发布时间：2020-05-19所属分类：工程师职称论文浏览：1次

摘 要： 摘要:为了查明鄂尔多斯西南缘奥陶系碳酸盐重力沉积的主要类型，探讨其成因机制以及古地理背景，对大量野外剖面和钻井岩心进行了系统观察。研究表明，奥陶系碳酸盐重力沉积丰富多样，主要发育岩崩、滑动、滑塌、碎屑流和浊流沉积。根据碎屑来源可将碳酸盐碎屑

　　摘要:为了查明鄂尔多斯西南缘奥陶系碳酸盐重力沉积的主要类型，探讨其成因机制以及古地理背景，对大量野外剖面和钻井岩心进行了系统观察。研究表明，奥陶系碳酸盐重力沉积丰富多样，主要发育岩崩、滑动、滑塌、碎屑流和浊流沉积。根据碎屑来源可将碳酸盐碎屑流划分为内源、外源、陆源及混源等类型，反映不同的成因机制和构造背景。研究后认为，鄂尔多斯地块早中奥陶世为广阔的克拉通陆表海浅水碳酸盐台地沉积，仅在西南缘有少量碳酸盐重力流发育。中奥陶世末克里摩里沉积期，鄂尔多斯西南缘演变为克拉通边缘拗陷-裂陷型陆缘海沉积格局，南缘大量发育碳酸盐滑塌-碎屑流-浊流沉积，西缘大量发育碳酸盐垮塌-碎屑流沉积。

　　关键词:碳酸盐重力沉积;碎屑流;古地理;奥陶系;鄂尔多斯西南缘

　　重力流是深水沉积的重要组成，自其理论创立就一直是大家研究和争议的热点[1-8]。鄂尔多斯西南缘因丰富的重力流[9-16]、等深流和内波内潮汐[17-20]等深水异地沉积吸引着众多沉积学者的关注。同时，鄂尔多斯西南缘地处秦祁贺的结合部，是研究鄂尔多斯地块发展演化的关键区域。早古生代，鄂尔多斯地块演化成稳定的碳酸盐台地沉积，在其西南边缘发育一套特色鲜明的重力(流)沉积[9-16]。梅志超等、李文厚等通过对富平赵老峪组的研究，建立了鄂尔多斯南缘弧后张裂的深水海槽沉积模式[9-11]。林畅松等通过对贺兰山地区早古生代深水重力流沉积体系的研究建立了拗拉槽双向充填的沉积模式[13]。吴胜和等通过对平凉组的研究建立了鄂尔多斯西缘北段裂堑、南段裂坡和南缘西部台坡、东部台堑的沉积格局[14]。朱如凯等通过对贺兰山西麓樱桃沟组(现统一为米钵山组)重力流的研究建立拗拉槽同生断裂控制的陆源-碳酸盐混积模式[15]。高振中等通过古流向等资料建立了自南向北和自东向西的海底扇沉积模式[16]。王振涛等通过对樱桃沟组滑塌角砾的显微岩石学分析推测其来源于阿拉善地块东缘[21]。综上所述，如何理解这些重力(流)沉积是认识鄂尔多斯西南缘构造-沉积演化的关键;而碳酸盐重力沉积中的碳酸盐碎屑本身通常携带着源区的重要信息，可以用来分析重力沉积的成因机制、沉积过程以及构造背景等特征。因此，本文通过对鄂尔多斯西南缘奥陶系碳酸盐重力沉积类型的综合分析，结合它们的时空分布特征，从整体上探讨鄂尔多斯西南缘奥陶系的沉积演化格局。

　　1区域地质背景

　　鄂尔多斯盆地位于华北克拉通的西南部，西以六盘山逆冲带、贺兰断褶带为界与祁连造山带、阿拉善地块相邻，南隔渭河地堑与秦岭造山带相望，是一个大型的多旋回克拉通叠合盆地(见图1)。早古生代，鄂尔多斯内部的广阔地区受华北海的控制，形成了一套稳定的、全区可对比的浅水陆表海沉积，厚度数百米，受海平面升降和古隆起的影响表现出明显的沉积旋回性;而外侧的鄂尔多斯西南缘地区由于受北秦岭—祁连海槽的构造-沉积影响，发育特征则显著不同。特别是中奥陶世末期—晚奥陶世，受加里东运动影响鄂尔多斯内部整体抬升暴露剥蚀，但却在西南缘有限的狭窄区域内形成了一套台地边缘-深水斜坡-海槽相的沉积，厚度可达数千米[22]。

　　奥陶系地层广泛出露于鄂尔多斯西缘、南缘和东缘，内部被上古生界—中生界地层深埋，部分钻井钻遇。地层区划上涵盖了华北地层大区鄂尔多斯地层分区的大部和祁连地层分区河西走廊地层小区的少部，研究区主要涉及鄂尔多斯西缘、南缘以及河西走廊东段的米钵山一带。由于鄂尔多斯西南缘地区地质条件复杂，地层划分与对比亦曾复杂多样，近年来虽仍有不同认识，但整体上已趋于一致[22-24]。鄂尔多斯及邻区奥陶系地层划分与对比如图2所示。

　　2沉积环境特征

　　鄂尔多斯地块奥陶纪受华北海和秦祁海槽以及中央古隆起等地貌控制，形成隆拗相间的古地理格局，古隆起内外岩性岩相差异巨大。早奥陶世仅在鄂尔多斯东南缘形成了一套环陆潮坪相沉积，其后的怀远运动造成亮甲山组和马家沟组间的沉积间断。

　　中奥陶世，马家沟期大规模间续性海侵使整个鄂尔多斯地块形成广阔的浅水陆表海沉积，古隆起外侧的西南缘地区基本持续为开阔海台地相沉积，从西缘的三道坎组—桌子山组到南缘的马家沟组，再到米钵山的天景山组，皆是一套以中厚层—块状的含生物碎屑灰岩、云质灰岩为主的组合。

　　中奥陶世末克里摩里期，鄂尔多斯西缘沉积了一套深灰色薄层泥晶灰岩、砾屑灰岩夹笔石页岩的组合，代表了台地前缘斜坡-海槽相的深水沉积环境。河西走廊一带为米钵山组浅变质的以浊积砂岩、板岩为代表的大陆斜坡-海槽相沉积。在鄂尔多斯内部仅零星残存峰峰组一套以中薄层泥晶灰岩为代表的开阔台地相沉积。

　　晚奥陶世，研究区仅在西南缘L型区域接受沉积，河西走廊一带持续为米钵山组—香山群巨厚的浊积陆源碎屑岩建造，西缘为平凉组及乌拉力克组和拉什仲组的陆源碎屑岩、碳酸盐岩混合沉积，富含笔石化石;南缘为镶边碳酸盐岩台地环境，在铜川—陇县一带发育台地边缘生物礁及台地前缘斜坡相沉积。

　　3碳酸盐重力沉积类型及特征

　　重力沉积是沉积物在重力作用下向下倾方向移动形成的一类特殊沉积，根据不同的标准可从不同的角度进行分类。目前，学界普遍认可将重力沉积划分为岩崩、滑动和滑塌以及重力流沉积，重力流沉积包括碎屑流(泥石流)、颗粒流、液化流、浊流。通过对鄂尔多斯周缘数十条野外剖面和钻井岩心的综合研究可知，奥陶系碳酸盐重力沉积发育有岩崩、滑动、滑塌、碎屑流以及浊流沉积，颗粒流和液化流沉积不发育。

　　3.1岩崩

　　岩崩或称垮塌堆积，是成岩的碳酸盐岩块体在重力作用下自由崩落在陡坡、峭壁、断崖等底部形成的堆积，可形成孤立岩块和岩崩堆积两种类型。孤立岩块是指被深水沉积所包围的、巨大的碳酸盐岩块体，整体表现为弹性特征，大小多在几米到几十米，在颜色、成分、结构、构造等方面与围岩极不协调，仅在米钵山组少量发育(见图3A)。

　　3.2滑动与滑塌

　　滑动与滑塌是在斜坡上同生或准同生阶段的半固结的沉积物在重力驱动下沿破裂面向下顺坡滑动，其沉积物多被笼统地称为滑塌沉积或滑塌堆积[21，25-26]，但由于它们的沉积机制以及所反映的构造古地理意义不同，应该严格区分开来。

　　滑动强调沉积物整体向下移动，底部剪切面平直，滑动过程中形态保持完好，内部没有明显的转动和变形，整体表现为弹性行为。滑动沉积在赵老峪组和香山群中少量发育，赋存于深水斜坡相沉积中，常呈层状—似层状形式产出，厚度在几十厘米以上，岩性主要为深水沉积的半固结—固结的薄层碳酸盐岩、重力流碳酸盐岩等，纹层变形不强，可发生一定程度的脆性角砾化，围岩多为薄层泥晶灰岩或泥页岩，两者界线清楚(见图3B，C)。

　　滑塌强调沉积物在向下滑动过程中内部发生的滚动、揉褶、破碎等特征，表现出塑性变形行为。鄂尔多斯西南缘奥陶系滑塌沉积丰富，尤其是赵老峪组[9-12，26]，多呈层状发育于深水斜坡相薄层泥晶灰岩地层之中，滑塌层厚度小者几厘米到几十厘米，大者几米到十几米厚;层面多平行，底部有时可见下切，顶部可见起伏;岩性几乎全为同沉积的半固结的薄层泥晶灰岩，与围岩的岩性基本一致;但原始纹层发生强烈卷曲、褶皱，局部断裂破碎成大小不一的角砾，沿原始层位断续分布，滑塌层通常不含或无法分辨出基质填隙物，仅在角砾化部分可见少量灰泥基质(见图3D，E，F，G，H，I)。

　　3.3碎屑流

　　碎屑流是由水-泥基质支撑碎屑物质在重力作用下搬运的一种塑性沉积物块体流，具有一定的屈服强度和黏性，其搬运能力强大，可以携带巨大的砾石或岩块，但侵蚀能力较弱，沉积物通常呈层状或透镜状，碎屑大小混杂，一般不具内部结构和构造。其根据支撑机制可分为富基质和贫基质两类，前者基质含量高，基质支撑，碎屑互不接触，呈“漂浮状”，相当于狭义的泥石流;后者基质含量低，碎屑呈颗粒支撑。

　　3.3.1岩性分类碎屑流是鄂尔多斯西南缘奥陶系分布最广泛的碳酸盐重力沉积类型，在赵老峪组、平凉组、背锅山组、克里摩里组、乌拉力克组、拉什仲组、米钵山组、香山群中都十分发育，根据支撑机制和岩性特征大体可分为4类。

　　1)砾屑灰岩。相当于贫基质碎屑流沉积，通常呈厚薄不等的层状，薄者几到几十厘米，厚者1～2m，砾屑含量高，基质含量低，颗粒支撑。砾屑多呈棱角状，有时见磨圆，粒度以厘米级为主，大小混杂，杂乱排列，有时见定向排列。砾屑的组分通常较为单一，根据成分可分为3类:一是薄层的泥晶灰岩，发育水平纹层(见图4A，B);二是团块状的泥晶灰岩，不具内结构造，多呈疙瘩状、瘤状，可见塑性变形痕迹，基质灰泥常呈脉状、火焰状充填(见图4C，D);三是颗粒-泥晶灰岩，不具纹层和变形，有一定的磨圆，次棱角—次圆状，内含亮晶、砂屑、生物碎屑等浅水标志(见图4E，F)。鄂尔多斯西南缘奥陶系碎屑流砾屑灰岩沉积的另一特色是，一些厚—巨厚层沉积中可见巨大的“漂浮状”砾屑散布于细小碎屑之中，并具沉积物软变形特征[9-11](见图4G)。

　　2)砾屑灰泥灰岩。其相当于富基质碎屑流沉积，即狭义的泥石流沉积。砾屑灰泥灰岩通常呈中薄层状或块状，碎屑少。基质多，基质支撑。砾屑的大小、形态、成分与砾屑灰岩中相似，也可分为3类，区别仅在砾屑含量较少，互不接触或少接触，呈漂浮状包围于基质中，且基质中可含泥质(见图4H，I)。

　　3)巨角砾岩。以含巨砾为特征，砾石大小混杂，一般几厘米到几十厘米，大者几米甚至十几米，毫无分选，颗粒或基质支撑。砾石成分复杂，以碳酸盐为主，既有深水的薄层泥晶灰岩-重力流灰岩系列，也有浅水的亮晶颗粒灰岩系列，还有少量的砂岩、泥板岩、凝灰岩等砾石。巨角砾岩主要分在贺兰山西麓的米钵山组和香山群中，通常呈厚层块状，单层厚几米到十几米，夹于薄层的泥板岩、浊积砂岩之中，底面可具侵蚀面，因差异风化呈孤立的“长城”(见图4J，K)，这类沉积前人多统称为垮塌或滑塌堆积[14-15，21，25，27]。虽然学者都认可这类浅水碳酸盐砾石的岩崩垮塌成因，但其中的砂岩和泥板岩等砾石与围岩岩性一致，并可见同沉积软变形特征，因此该沉积实质上属于含巨砾的碎屑流沉积。

　　4)漂浮砾屑灰岩。其以含零星的“漂浮砾屑”为特征，在南缘的赵老峪组、平凉组以及岐山的马家沟组多见，砾屑质量分数一般不过10%，大小几毫米到几厘米，长条状为主，棱角状—次圆状，成分为薄层的泥晶灰岩，内部可见水平纹层，多漂浮在基质的中上部。单层厚度一般仅为几厘米，厚者几十厘米，砾屑与围岩岩性基本一致，有时与围岩之间藕断丝连(见图4L，M，N)，成因上属极端富基质的泥石流(或称泥流)沉积。

　　3.3.2成因分类对于碎屑流的分类，前人多从流变学和支撑机制等角度考虑[2-7]。与陆源碎屑型碎屑流不同，碳酸盐碎屑本身的特征往往具有丰富的内涵，可以反映碎屑流不同的来源、沉积过程以及构造背景等成因信息。因此，将碳酸盐碎屑流可根据碎屑来源分为内源、外源、陆源及混源等成因类型。

　　1)内源碎屑流。内源碎屑为来自于同沉积斜坡内的半固结—未固结的碳酸盐岩沉积，通常不具分选性，大小混杂，呈棱角状，砾屑内部多具水平纹层(见图4A，B，G，H，I，M，N);未固结砾屑则多呈撕裂状，内部少见或不见纹层，但软变形流动痕迹明显(见图4C，D);成分与基质和围岩基本一致，为薄层的泥晶灰岩。该类砾屑成因上起源于上方具弹—塑性行为的滑塌沉积进一步破碎而成。

　　2)外源碎屑流。外源碎屑为来自于同沉积或略早期的浅水台地及台地边缘的已固结碳酸盐岩沉积，可具一定程度的分选性，多呈次棱角—次圆状，砾屑内部不见纹层或变形特征;成分多为浅水的各种颗粒灰岩、颗粒-泥晶灰岩、礁灰岩等;与基质和围岩的泥晶组分差异明显(见图4E，F，I，J)。该类砾屑成因上起源于上游具弹性行为的岩崩或台地边缘的波浪破碎等。

　　3)陆源碎屑流。陆源碎屑为来自不同时代的已成岩的碳酸盐岩风化剥蚀的产物，形态各异，成分复杂。鄂尔多斯南缘的唐王陵组砾岩[28-29]正是该成因类型，其砾石多为蓟县系的硅质白云岩。但唐王陵组的时代可能属前寒武纪而非奥陶纪[30]，因此本文不再讨论。

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