發布時間：2020-05-19所屬分類：工程師職稱論文瀏覽：1次
摘 要： 摘要:為了查明鄂爾多斯西南緣奧陶系碳酸鹽重力沉積的主要類型，探討其成因機制以及古地理背景，對大量野外剖面和鉆井巖心進行了系統觀察。研究表明，奧陶系碳酸鹽重力沉積豐富多樣，主要發育巖崩、滑動、滑塌、碎屑流和濁流沉積。根據碎屑來源可將碳酸鹽碎屑
摘要:為了查明鄂爾多斯西南緣奧陶系碳酸鹽重力沉積的主要類型，探討其成因機制以及古地理背景，對大量野外剖面和鉆井巖心進行了系統觀察。研究表明，奧陶系碳酸鹽重力沉積豐富多樣，主要發育巖崩、滑動、滑塌、碎屑流和濁流沉積。根據碎屑來源可將碳酸鹽碎屑流劃分為內源、外源、陸源及混源等類型，反映不同的成因機制和構造背景。研究后認為，鄂爾多斯地塊早中奧陶世為廣闊的克拉通陸表海淺水碳酸鹽臺地沉積，僅在西南緣有少量碳酸鹽重力流發育。中奧陶世末克里摩里沉積期，鄂爾多斯西南緣演變為克拉通邊緣拗陷-裂陷型陸緣海沉積格局，南緣大量發育碳酸鹽滑塌-碎屑流-濁流沉積，西緣大量發育碳酸鹽垮塌-碎屑流沉積。
關鍵詞:碳酸鹽重力沉積;碎屑流;古地理;奧陶系;鄂爾多斯西南緣
重力流是深水沉積的重要組成，自其理論創立就一直是大家研究和爭議的熱點[1-8]。鄂爾多斯西南緣因豐富的重力流[9-16]、等深流和內波內潮汐[17-20]等深水異地沉積吸引著眾多沉積學者的關注。同時，鄂爾多斯西南緣地處秦祁賀的結合部，是研究鄂爾多斯地塊發展演化的關鍵區域。早古生代，鄂爾多斯地塊演化成穩定的碳酸鹽臺地沉積，在其西南邊緣發育一套特色鮮明的重力(流)沉積[9-16]。梅志超等、李文厚等通過對富平趙老峪組的研究，建立了鄂爾多斯南緣弧后張裂的深水海槽沉積模式[9-11]。林暢松等通過對賀蘭山地區早古生代深水重力流沉積體系的研究建立了拗拉槽雙向充填的沉積模式[13]。吳勝和等通過對平涼組的研究建立了鄂爾多斯西緣北段裂塹、南段裂坡和南緣西部臺坡、東部臺塹的沉積格局[14]。朱如凱等通過對賀蘭山西麓櫻桃溝組(現統一為米缽山組)重力流的研究建立拗拉槽同生斷裂控制的陸源-碳酸鹽混積模式[15]。高振中等通過古流向等資料建立了自南向北和自東向西的海底扇沉積模式[16]。王振濤等通過對櫻桃溝組滑塌角礫的顯微巖石學分析推測其來源于阿拉善地塊東緣[21]。綜上所述，如何理解這些重力(流)沉積是認識鄂爾多斯西南緣構造-沉積演化的關鍵;而碳酸鹽重力沉積中的碳酸鹽碎屑本身通常攜帶著源區的重要信息，可以用來分析重力沉積的成因機制、沉積過程以及構造背景等特征。因此，本文通過對鄂爾多斯西南緣奧陶系碳酸鹽重力沉積類型的綜合分析，結合它們的時空分布特征，從整體上探討鄂爾多斯西南緣奧陶系的沉積演化格局。
1區域地質背景
鄂爾多斯盆地位于華北克拉通的西南部，西以六盤山逆沖帶、賀蘭斷褶帶為界與祁連造山帶、阿拉善地塊相鄰，南隔渭河地塹與秦嶺造山帶相望，是一個大型的多旋回克拉通疊合盆地(見圖1)。早古生代，鄂爾多斯內部的廣闊地區受華北海的控制，形成了一套穩定的、全區可對比的淺水陸表海沉積，厚度數百米，受海平面升降和古隆起的影響表現出明顯的沉積旋回性;而外側的鄂爾多斯西南緣地區由于受北秦嶺—祁連海槽的構造-沉積影響，發育特征則顯著不同。特別是中奧陶世末期—晚奧陶世，受加里東運動影響鄂爾多斯內部整體抬升暴露剝蝕，但卻在西南緣有限的狹窄區域內形成了一套臺地邊緣-深水斜坡-海槽相的沉積，厚度可達數千米[22]。
奧陶系地層廣泛出露于鄂爾多斯西緣、南緣和東緣，內部被上古生界—中生界地層深埋，部分鉆井鉆遇。地層區劃上涵蓋了華北地層大區鄂爾多斯地層分區的大部和祁連地層分區河西走廊地層小區的少部，研究區主要涉及鄂爾多斯西緣、南緣以及河西走廊東段的米缽山一帶。由于鄂爾多斯西南緣地區地質條件復雜，地層劃分與對比亦曾復雜多樣，近年來雖仍有不同認識，但整體上已趨于一致[22-24]。鄂爾多斯及鄰區奧陶系地層劃分與對比如圖2所示。
2沉積環境特征
鄂爾多斯地塊奧陶紀受華北海和秦祁海槽以及中央古隆起等地貌控制，形成隆拗相間的古地理格局，古隆起內外巖性巖相差異巨大。早奧陶世僅在鄂爾多斯東南緣形成了一套環陸潮坪相沉積，其后的懷遠運動造成亮甲山組和馬家溝組間的沉積間斷。
中奧陶世，馬家溝期大規模間續性海侵使整個鄂爾多斯地塊形成廣闊的淺水陸表海沉積，古隆起外側的西南緣地區基本持續為開闊海臺地相沉積，從西緣的三道坎組—桌子山組到南緣的馬家溝組，再到米缽山的天景山組，皆是一套以中厚層—塊狀的含生物碎屑灰巖、云質灰巖為主的組合。
中奧陶世末克里摩里期，鄂爾多斯西緣沉積了一套深灰色薄層泥晶灰巖、礫屑灰巖夾筆石頁巖的組合，代表了臺地前緣斜坡-海槽相的深水沉積環境。河西走廊一帶為米缽山組淺變質的以濁積砂巖、板巖為代表的大陸斜坡-海槽相沉積。在鄂爾多斯內部僅零星殘存峰峰組一套以中薄層泥晶灰巖為代表的開闊臺地相沉積。
晚奧陶世，研究區僅在西南緣L型區域接受沉積，河西走廊一帶持續為米缽山組—香山群巨厚的濁積陸源碎屑巖建造，西緣為平涼組及烏拉力克組和拉什仲組的陸源碎屑巖、碳酸鹽巖混合沉積，富含筆石化石;南緣為鑲邊碳酸鹽巖臺地環境，在銅川—隴縣一帶發育臺地邊緣生物礁及臺地前緣斜坡相沉積。
3碳酸鹽重力沉積類型及特征
重力沉積是沉積物在重力作用下向下傾方向移動形成的一類特殊沉積，根據不同的標準可從不同的角度進行分類。目前，學界普遍認可將重力沉積劃分為巖崩、滑動和滑塌以及重力流沉積，重力流沉積包括碎屑流(泥石流)、顆粒流、液化流、濁流。通過對鄂爾多斯周緣數十條野外剖面和鉆井巖心的綜合研究可知，奧陶系碳酸鹽重力沉積發育有巖崩、滑動、滑塌、碎屑流以及濁流沉積，顆粒流和液化流沉積不發育。
3.1巖崩
巖崩或稱垮塌堆積，是成巖的碳酸鹽巖塊體在重力作用下自由崩落在陡坡、峭壁、斷崖等底部形成的堆積，可形成孤立巖塊和巖崩堆積兩種類型。孤立巖塊是指被深水沉積所包圍的、巨大的碳酸鹽巖塊體，整體表現為彈性特征，大小多在幾米到幾十米，在顏色、成分、結構、構造等方面與圍巖極不協調，僅在米缽山組少量發育(見圖3A)。
3.2滑動與滑塌
滑動與滑塌是在斜坡上同生或準同生階段的半固結的沉積物在重力驅動下沿破裂面向下順坡滑動，其沉積物多被籠統地稱為滑塌沉積或滑塌堆積[21，25-26]，但由于它們的沉積機制以及所反映的構造古地理意義不同，應該嚴格區分開來。
滑動強調沉積物整體向下移動，底部剪切面平直，滑動過程中形態保持完好，內部沒有明顯的轉動和變形，整體表現為彈性行為�；瑒映练e在趙老峪組和香山群中少量發育，賦存于深水斜坡相沉積中，常呈層狀—似層狀形式產出，厚度在幾十厘米以上，巖性主要為深水沉積的半固結—固結的薄層碳酸鹽巖、重力流碳酸鹽巖等，紋層變形不強，可發生一定程度的脆性角礫化，圍巖多為薄層泥晶灰巖或泥頁巖，兩者界線清楚(見圖3B，C)。
滑塌強調沉積物在向下滑動過程中內部發生的滾動、揉褶、破碎等特征，表現出塑性變形行為。鄂爾多斯西南緣奧陶系滑塌沉積豐富，尤其是趙老峪組[9-12，26]，多呈層狀發育于深水斜坡相薄層泥晶灰巖地層之中，滑塌層厚度小者幾厘米到幾十厘米，大者幾米到十幾米厚;層面多平行，底部有時可見下切，頂部可見起伏;巖性幾乎全為同沉積的半固結的薄層泥晶灰巖，與圍巖的巖性基本一致;但原始紋層發生強烈卷曲、褶皺，局部斷裂破碎成大小不一的角礫，沿原始層位斷續分布，滑塌層通常不含或無法分辨出基質填隙物，僅在角礫化部分可見少量灰泥基質(見圖3D，E，F，G，H，I)。
3.3碎屑流
碎屑流是由水-泥基質支撐碎屑物質在重力作用下搬運的一種塑性沉積物塊體流，具有一定的屈服強度和黏性，其搬運能力強大，可以攜帶巨大的礫石或巖塊，但侵蝕能力較弱，沉積物通常呈層狀或透鏡狀，碎屑大小混雜，一般不具內部結構和構造。其根據支撐機制可分為富基質和貧基質兩類，前者基質含量高，基質支撐，碎屑互不接觸，呈“漂浮狀”，相當于狹義的泥石流;后者基質含量低，碎屑呈顆粒支撐。
3.3.1巖性分類碎屑流是鄂爾多斯西南緣奧陶系分布最廣泛的碳酸鹽重力沉積類型，在趙老峪組、平涼組、背鍋山組、克里摩里組、烏拉力克組、拉什仲組、米缽山組、香山群中都十分發育，根據支撐機制和巖性特征大體可分為4類。
1)礫屑灰巖。相當于貧基質碎屑流沉積，通常呈厚薄不等的層狀，薄者幾到幾十厘米，厚者1～2m，礫屑含量高，基質含量低，顆粒支撐。礫屑多呈棱角狀，有時見磨圓，粒度以厘米級為主，大小混雜，雜亂排列，有時見定向排列。礫屑的組分通常較為單一，根據成分可分為3類:一是薄層的泥晶灰巖，發育水平紋層(見圖4A，B);二是團塊狀的泥晶灰巖，不具內結構造，多呈疙瘩狀、瘤狀，可見塑性變形痕跡，基質灰泥常呈脈狀、火焰狀充填(見圖4C，D);三是顆粒-泥晶灰巖，不具紋層和變形，有一定的磨圓，次棱角—次圓狀，內含亮晶、砂屑、生物碎屑等淺水標志(見圖4E，F)。鄂爾多斯西南緣奧陶系碎屑流礫屑灰巖沉積的另一特色是，一些厚—巨厚層沉積中可見巨大的“漂浮狀”礫屑散布于細小碎屑之中，并具沉積物軟變形特征[9-11](見圖4G)。
2)礫屑灰泥灰巖。其相當于富基質碎屑流沉積，即狹義的泥石流沉積。礫屑灰泥灰巖通常呈中薄層狀或塊狀，碎屑少�；|多，基質支撐。礫屑的大小、形態、成分與礫屑灰巖中相似，也可分為3類，區別僅在礫屑含量較少，互不接觸或少接觸，呈漂浮狀包圍于基質中，且基質中可含泥質(見圖4H，I)。
3)巨角礫巖。以含巨礫為特征，礫石大小混雜，一般幾厘米到幾十厘米，大者幾米甚至十幾米，毫無分選，顆�；蚧|支撐。礫石成分復雜，以碳酸鹽為主，既有深水的薄層泥晶灰巖-重力流灰巖系列，也有淺水的亮晶顆粒灰巖系列，還有少量的砂巖、泥板巖、凝灰巖等礫石。巨角礫巖主要分在賀蘭山西麓的米缽山組和香山群中，通常呈厚層塊狀，單層厚幾米到十幾米，夾于薄層的泥板巖、濁積砂巖之中，底面可具侵蝕面，因差異風化呈孤立的“長城”(見圖4J，K)，這類沉積前人多統稱為垮塌或滑塌堆積[14-15，21，25，27]。雖然學者都認可這類淺水碳酸鹽礫石的巖崩垮塌成因，但其中的砂巖和泥板巖等礫石與圍巖巖性一致，并可見同沉積軟變形特征，因此該沉積實質上屬于含巨礫的碎屑流沉積。
4)漂浮礫屑灰巖。其以含零星的“漂浮礫屑”為特征，在南緣的趙老峪組、平涼組以及岐山的馬家溝組多見，礫屑質量分數一般不過10%，大小幾毫米到幾厘米，長條狀為主，棱角狀—次圓狀，成分為薄層的泥晶灰巖，內部可見水平紋層，多漂浮在基質的中上部。單層厚度一般僅為幾厘米，厚者幾十厘米，礫屑與圍巖巖性基本一致，有時與圍巖之間藕斷絲連(見圖4L，M，N)，成因上屬極端富基質的泥石流(或稱泥流)沉積。
3.3.2成因分類對于碎屑流的分類，前人多從流變學和支撐機制等角度考慮[2-7]。與陸源碎屑型碎屑流不同，碳酸鹽碎屑本身的特征往往具有豐富的內涵，可以反映碎屑流不同的來源、沉積過程以及構造背景等成因信息。因此，將碳酸鹽碎屑流可根據碎屑來源分為內源、外源、陸源及混源等成因類型。
1)內源碎屑流。內源碎屑為來自于同沉積斜坡內的半固結—未固結的碳酸鹽巖沉積，通常不具分選性，大小混雜，呈棱角狀，礫屑內部多具水平紋層(見圖4A，B，G，H，I，M，N);未固結礫屑則多呈撕裂狀，內部少見或不見紋層，但軟變形流動痕跡明顯(見圖4C，D);成分與基質和圍巖基本一致，為薄層的泥晶灰巖。該類礫屑成因上起源于上方具彈—塑性行為的滑塌沉積進一步破碎而成。
2)外源碎屑流。外源碎屑為來自于同沉積或略早期的淺水臺地及臺地邊緣的已固結碳酸鹽巖沉積，可具一定程度的分選性，多呈次棱角—次圓狀，礫屑內部不見紋層或變形特征;成分多為淺水的各種顆粒灰巖、顆粒-泥晶灰巖、礁灰巖等;與基質和圍巖的泥晶組分差異明顯(見圖4E，F，I，J)。該類礫屑成因上起源于上游具彈性行為的巖崩或臺地邊緣的波浪破碎等。
3)陸源碎屑流。陸源碎屑為來自不同時代的已成巖的碳酸鹽巖風化剝蝕的產物，形態各異，成分復雜。鄂爾多斯南緣的唐王陵組礫巖[28-29]正是該成因類型，其礫石多為薊縣系的硅質白云巖。但唐王陵組的時代可能屬前寒武紀而非奧陶紀[30]，因此本文不再討論。
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