鄂爾多斯盆地南緣奧陶系淺水臺地與深水斜坡礫屑灰巖識別特征

龐軍剛,國吉安,李文厚,吳少波,王桂成,馬治國,王起琮

(1.西安石油大學 地球科學與工程學院，陜西 西安 710065;2.陜西地礦第二綜合物探大隊有限公司,陜西 西安710016;3.西北大學 地質學系/大陸動力學國家重點實驗室,陜西 西安 710069)

國內外碳酸鹽儲集層主要有風化殼型、白云巖型、巖溶縫洞及臺緣礁灘型。鄂爾多斯盆地目前發現的氣藏主要分布于盆地中東部奧陶系頂部馬家溝組馬5段與風化殼及古巖溶作用有關的地層,為典型的白云巖型、風化殼型儲層或高能的顆粒灘儲層[1-3]。隨著塔里木及四川盆地礁灘儲集體的發現,并在天然氣勘探方面取得重大突破,激起了人們對鄂爾多斯盆地奧陶系礁灘相沉積研究的熱情。近年來,在鄂爾多斯盆地南緣中晚奧陶紀的平涼組、背鍋山組發現了一些高產氣井,初步分析其儲集層沉積類型為碳酸鹽臺地礁灘[3],但對其沉積微相類型、展布特征等沉積學問題研究程度低,其儲集體規模、天然氣潛力及能否作為今后天然氣接替層位等問題都值得進一步研究。沉積相類型及古地理演化控制了油氣藏生儲蓋及其組合分布,特別是控制著有利儲層的類型、縱向分布及平面展布規律。

對于鄂爾多斯盆地南緣中奧陶統平涼組、背鍋山組,前人做過研究,對盆地范圍內的沉積相類型有了宏觀的認識,提出了臺地、灘、雛灘、深水斜坡等沉積類型[4]。但是,隨著鄂爾多斯盆地勘探開發的深入及沉積學理論的發展,早期的研究成果缺乏系統性,對不同沉積相之間的界限、各沉積相帶的展布范圍缺乏明確的認識,且對部分地區發育的沉積相類型認識差異較大。前人對西南緣平涼一帶的平涼組深水斜坡區發育重力流和等深流等深水異地沉積[5],在南緣東段的富平一帶及涇陽平涼組存在深水碎屑流沉積等達成共識。但對一些地區的沉積成因分歧明顯,如對耀縣、永壽剖面就有碳酸鹽臺地淺灘相、生物礁灘相、島弧及其周邊礁灘相等不同的觀點；對鐵瓦殿—徐家山剖面背鍋山組的沉積相類型,有淺水臺地礁灘相沉積(鑲邊臺地型)和碳酸鹽緩坡沉積(碳酸鹽緩坡)的分歧。

碳酸鹽(深水)斜坡為位于碳酸鹽臺地和深水海盆之間的一個的坡折地帶,其成因主要受同沉積斷裂控制。斜坡是活動地帶和穩定地區之間的過渡帶,沉積物的沉積和位移受重力作用控制明顯,其不僅控制著碳酸鹽斜坡的發育和展布,同時也構筑了深水盆地、斜坡和淺水臺地沉積體系。因此,對盆地南緣碳酸鹽臺地斜坡的研究有助于奧陶紀沉積古地理、古地貌的恢復[6-7]。

鑲邊碳酸鹽臺地中,與生物礁伴生的地層中常發育鮞粒灰巖、砂屑灰巖及礫屑灰巖；鮞粒灰巖、砂屑灰巖一般主要為灘相沉積,而礫屑灰巖可形成于淺水臺地,也可形成于深水斜坡,尤其是研究區中晚奧陶世發育大量的同沉積斷層,地層中不同成因礫屑灰巖廣泛發育,更增加了其成因判斷的難度。因此,對平涼組及背鍋山組不同地區礫屑灰巖的鑒別標志、形成環境、展布范圍及其形成機制的深入探討,不僅具有重要的沉積學意義,而且有助于確定淺水碳酸鹽臺地和深水斜坡的邊界,從而有助于鄂爾多斯盆地南緣中奧陶世巖相古地理的恢復。同時,本研究可對探究華北地臺在中、晚奧陶世的沉積格局及其與秦嶺海槽之間的關系提供有益的線索。

1 區域地質背景

鄂爾多斯盆地為中國第二大沉積盆地,是一個穩定沉降、拗陷遷移的典型的多旋回疊合含油氣盆地。依據構造演化史和現今的構造形態,鄂爾多斯盆地可劃分為伊盟隆起、渭北隆起、西緣沖斷帶、天環拗陷帶、陜北斜坡帶、晉西撓褶帶6個一級構造單元。由于鄂爾多斯盆地奧陶紀沉積期受西南部祁連海、東南部華北海及中央古隆起的控制,形成了西緣、南緣和中東部3個不同的沉積分區。奧陶紀地層主要由石灰巖和白云巖組成,夾少量的碎屑巖。地層自下而上依次劃分為下奧陶統冶里—亮甲山組、馬家溝組，中奧陶統平涼組，上奧陶統背鍋山組。在富平趙老峪地區也將平涼組和背鍋山組稱為趙老峪組。

奧陶紀,北祁連造山帶、秦嶺—大別造山帶與華北板塊匯聚,形成板塊邊緣的溝-弧-盆體系,期間發育了3次大的海侵海退,整體呈海平面上升特征[8]。鄂爾多斯盆地南緣由被動大陸邊緣轉化為主動大陸邊緣,發育為溝、弧及弧后構造體系,火山、地震活動活躍。早奧陶世,盆地南緣為水體深度較淺的廣海陸架沉積環境。中奧陶世,盆地西南緣呈 “L”形的邊緣海,南部為末端變陡的繼承性碳酸鹽緩坡,北向南依次發育鄂爾多斯古陸、臺地、斜坡及深水盆地。晚奧陶世,加里東運動開始,構造活動強度增大,火山及地震等活動加劇,華北地塊整體抬升,盆地部分地層缺失。中奧陶紀,鄂爾多斯地區位于華北碳酸鹽巖臺地西半部,其西南緣則處于穩定的克拉通被動大陸邊緣至海槽(秦祁海槽)的過渡帶,因而奧陶紀沉積面貌既有類似于華北地區普遍發育的蒸發臺地相,又有其獨特的臺地邊緣與斜坡沉積。

鄂爾多斯盆地下古生界奧陶系是重要的天然氣產層,目前發現的氣藏主要分布在盆地北部的馬家溝組,而盆地南緣的研究程度低。

本次研究過程中,主要考察了盆地南緣的禮泉東莊、耀縣桃曲坡、永壽好峙河、銅川陳爐、富平趙老峪等奧陶系典型碳酸鹽巖剖面,進行系統的沉積學分析。

2 不同成因礫屑灰巖的識別特征

2.1 淺水臺地礫屑灰巖

以禮泉東莊剖面為例(見圖1a)。該剖面發育生物礁,在生物礁附近,礁前垮塌非常發育,礁前垮塌成因的角礫灰巖礫徑粗達1 m,顆粒大小混雜,大都呈棱角—次棱角狀,厚度變化較大；角礫成分有層孔蟲骨架巖、珊瑚骨架巖、生物碎屑灰巖、內碎屑灰巖、微晶灰巖等(見圖2a～f),有些層段中還見有凝灰巖角礫。鄂爾多斯盆地西南緣中奧陶統普遍發育生物礁和高能顆粒灘相沉積,同時受古地貌、同生斷裂的影響,一般在高能顆粒灘或斷層角礫巖的基礎上,逐漸形成具有一定規模的生物礁。隨著礁體的逐漸生長,水體變淺,水動力條件持續增強或同生斷裂形成的垮塌角礫抑制造礁生物生長,代之以顆粒灘或垮塌角礫沉積。

臺地邊緣生物礁(丘)一般與高能淺灘沉積共生,灘相沉積多構成生物礁的底座,二者韻律清晰,形成空間上宏大的生物顆粒建造,發育波痕、交錯層理等沉積構造。灘相沉積多為砂礫屑灰巖、生物碎屑灰巖等巖石類型,腕足等生物碎屑含量高,其中可見零散狀原地生長的珊瑚叢。淺灘間可夾厚層亮晶生物灰巖。垂向上，顆粒灰巖與介殼灘、生物砂屑灰巖、礫屑灰巖韻律形成向上變淺的高頻加積灘序列[3]。

根據研究區構造背景及礫屑灰巖的特征,推斷其成因不僅與生物礁的快速生長造成的礁前失穩有關,而且與同沉積斷裂的活動密切相關,是一種淺水臺地成因的礫屑灰巖。

2.2 深水斜坡礫屑灰巖

以富平趙老峪一帶的中奧陶統剖面發育的(角)礫巖為例。趙老峪組是一套以半遠洋的薄板狀和頁狀泥晶灰巖夾重力流灰巖為特征的斜坡相碳酸鹽沉積地層。該地層中夾十幾層礫屑灰巖,這種角礫巖一般厚度在2 m以內,最厚可達10 m,橫向極不穩定,常呈凸鏡狀,底面較為平整,頂面起伏不平,以所含角礫大小混雜、成分多樣、排列紊亂為特征。礫屑的來源既有深水沉積也有淺水沉積。根據礫屑的成分特征,可以分為僅含深水礫屑的單一成分系列及深水、淺水礫屑兼有的混合系列。地層中主要發育巨厚層—塊狀礫屑灰巖和紋層狀泥晶灰巖這兩種沉積類型。塊狀礫屑灰巖均由粗細不等的礫屑構成,礫屑粒徑以數厘米至數十厘米最常見,大者可超過2 m,而薄層細粒沉積則主要由含柵筆石的層凝灰巖、紋層狀泥晶灰巖構成,屬于較深水碳酸鹽沉積(見圖1b)。其往往形成深水重力流異地沉積與原地沉積的典型組合[9],屬典型深水斜坡相沉積(見圖2g，h)。

根據以上研究可知，可以根據構造背景、背景巖石、礫屑結構特征等方面的差異來識別和鑒定淺水臺地與深水斜坡成因的礫屑灰巖,從而確定不同成因礫屑灰巖的發育層位和展布范圍(見表1)。

圖1 奧陶系野外剖面柱狀圖Fig.1 Sedimentary histogram of outcrop profile of Ordovician

表1 淺水臺地與深水斜坡成因礫屑灰巖的異同點

Tab.1 Similarities and differences between calcirudite limestone formed in shallow water platform and deep water slope depositional environment

類型構造背景礫屑結構背景巖石所含生物化石發育層位發育地區 淺水臺地礫屑灰巖 構造較穩定 淺色,粒徑小,分選、磨圓較好 淺水沉積、生物礁、鮞粒灘等沉積 含淺水腕足和珊瑚 平涼組、背鍋山組 禮泉東莊等 深水斜坡礫屑灰巖 同生斷層發育 灰黑色—黑色及淺色,礫徑大小混雜,磨圓差別較大 深水泥頁巖、泥晶灰巖 半深水含腕足和筆石;深水含火山物質的滑塌堆積,含放射蟲海綿骨針 平涼組、背鍋山組 淳化、富平、銅川陳爐等

3 鄂爾多斯盆地南緣古斜坡及古流向

3.1 古斜坡恢復

碳酸鹽巖中，碎屑流成因的礫屑灰巖一般形成于臺地前緣斜坡環境[10]。碎屑流的形成需要充沛的物源、一定的地形坡度,還要有同沉積斷層、地震活動及風暴作用等觸發機制[11]。地震剖面顯示,奧陶系地層中發育大量的同沉積斷層,且地層中大量存在同期島弧火山成因的火山凝灰巖夾層[12],這些均可為研究區重力流的發生創造地形條件和觸發機制。

圖2 奧陶系碳酸鹽巖野外露頭剖面Fig.2 Field outcrop profile of carbonate rocks in Ordovician

碳酸鹽(深水)斜坡為位于碳酸鹽臺地與深水海盆之間的一個坡折地帶,其成因主要受同沉積斷裂控制。斜坡是活動地帶和穩定地區之間的過渡帶,沉積物的沉積和位移受重力作用控制明顯,其不僅控制著碳酸鹽斜坡的發育和展布,同時也構筑了深水盆地、斜坡和淺水臺地沉積體系[13]。對研究區內碳酸鹽臺地斜坡的研究有助于沉積古地理、古地貌的恢復。

沉積學研究表明,可從巖石學、沉積構造、生物化石、地球化學特征等方面對碳酸鹽巖古斜坡區進行較好的識別。以富平一帶中奧陶統平涼組的古斜坡為例,其沉積包括3大類: 重力流碳酸鹽巖沉積、非重力流碳酸鹽巖沉積、非重力流非碳酸鹽巖沉積。其中,重力流碳酸鹽巖沉積較為發育,占平涼組總厚度的12%。重力流碳酸鹽巖沉積構造類型豐富,發育滾動、截切、揉皺、遞變層理及底模沉積構造等;生物化石具有明顯的深水斜坡特點,發育有三葉蟲、筆石以及介形蟲、海綿骨針、海百合莖、放射蟲等微體化石[14];遺跡化石以古網跡占優勢。根據Fe,Mn,B,V,Ni,Sr,B的地球化學元素分析,并與涇陽地區臺地邊緣沉積相元素對比后發現，兩種沉積環境的元素平均含量有明顯的不同,富平地區平涼組是一套以半遠洋的薄板狀和頁狀泥晶灰巖夾重力流灰巖為特征的典型斜坡相碳酸鹽沉積。

滑塌變形構造軸面可在一定程度上反映古斜坡的傾向。富平一帶平涼組及背鍋山組中層灰巖在滑動過程中發生滑褶。其中，在銅川平涼組剖面中發育大型的滑塌構造,下部為原地沉積的灰黑色博板狀泥晶灰巖(見圖3a),大的滑塌構造在剖面上可達1 m×3 m的大塊體,主要組成巖石為深灰色薄板和頁狀泥晶灰巖。富平趙老峪組的中、上部一套厚達10 m的直移滑移體中的滑塌席,其滑塌褶皺的規模巨大,褶皺軸向集中在NE20°～NE30°;在底店剖面的主要滑塌變形構造中，其上部及下部均為原地沉積的灰黑色薄層泥晶灰巖,并伴有凝灰巖夾層(見圖3b)。整體來看,富平趙老峪滑塌變形軸面顯示方向較為復雜,大致為北東及南東向,岐山重力流優勢方向為南西向,隴縣優勢方向為南東向。

圖3 奧陶系指示古斜坡的大型滑塌變形構造Fig.3 Large structures of slump and deformation which are indicating the ancient slope in Ordovician

3.2 古流向恢復

交錯層理可反映古水流方向,交錯層理一般見于頁狀粉屑灰巖和薄板狀粉屑、細砂屑灰巖中。本研究對富平趙老峪的滑塌變形構造軸面和岐山曹家溝、隴縣石灣溝的交錯層理產狀進行了測量,從而進行古水流恢復[15]。

李文厚等(1995)對富平奧陶系地層中的巨型滑塌席、角礫灰巖的層面波狀起伏、具粒序的角礫灰巖的礫石長軸、流水波痕和交錯紋層及遺跡化石長軸等進行了實地測量認為，沉積構造反映的古斜坡和古水流方向比較協調[14],可認為東部富平地區存在東南傾向的古斜坡,中部岐山重力流向南運動,西部隴縣運動方向為南東,總體而言,重力流大致沿斜坡向下運動。盆地南緣在中、晚奧陶世存在著兩種古水流:一種是順坡向下的重力流,另一種是平行斜坡等深線流動的等深流。富平地區平涼組是一個向南東傾沒的古斜坡,其西北側為淺水碳酸鹽臺地,其南側應是一個與秦嶺海槽相通的開闊洋盆(見圖4)。

圖4 奧陶系平涼組重力流古流向恢復Fig.4 Palaeoflow direction restoration in Pingliang Formation of Ordovician

4 沉積相展布

4.1 平涼組沉積相展布

晚奧陶世,加里東運動使鄂爾多斯整體抬升為陸,遭受風化剝蝕。平涼期,鄂爾多斯本部成為一個統一的古陸,水體覆蓋范圍繼續縮小,剝蝕區范圍擴大。唯在西南緣仍然接受沉積,水體由北向南變深,水動力強度變弱,從北向南依次發育開闊臺地、臺地邊緣礁灘、臺地前緣斜坡以及深水斜坡—海槽相沉積[16]。開闊臺地位于統一的鄂爾多斯古陸的西南側,巖性主要為中厚層顆粒灰巖及泥晶灰巖。生物礁基本沿隴縣—旬邑—永壽—淳化—耀縣一帶的碳酸鹽巖臺地邊緣呈線狀分布,為臺地邊緣礁,規模不大。礁核主要為珊瑚骨架灰巖、鈣藻黏結巖等;礁翼往往為垮塌角礫灰巖、生物碎屑灰巖。臺地前緣斜坡發育在西緣開闊臺地和南緣生物礁的外側,在西南緣北段主要發育泥頁巖、粉砂巖、細砂巖、砂屑灰巖及角礫灰巖等,東部發育薄層泥晶灰巖及碳酸鹽巖重力流。深水斜坡—海槽相主要發育在臺地前緣斜坡的外側,在西緣北段及賀蘭山—香山一帶主要為米缽山組碎屑巖濁流沉積,在平涼地區主要發育筆石頁巖夾中薄層碳酸鹽巖濁流沉積,在富平地區為薄層泥晶灰巖夾中薄層碳酸鹽巖重力流沉積(見圖5a)。

4.2 背鍋山組沉積相展布

背鍋山期是晚奧陶世海退的繼續,沉積范圍繼續縮小,僅在鄂爾多斯西南一隅繼續接受沉積,沉積厚度明顯減薄,目前殘留厚度一般為幾十米至上百米;從北往南依次發育開闊臺地、臺地邊緣礁灘、臺地前緣斜坡及深水斜坡—海槽相沉積[16]。開闊臺地呈狹窄帶狀分布于古陸西南側,巖性為淺灰色、灰白色、深灰色泥晶灰巖、泥質灰巖及顆粒灰巖等,含有豐富的化石。往南外側則為臺緣礁灘相帶。臺地前緣斜坡分布于隴縣—岐山—富平一線,在隴縣剖面發育厚層塊狀含有腕足類化石的角礫灰巖,在岐山剖面發育的泥石流沉積具有礫石大小不一、雜亂排列的特征;在富平趙老峪剖面為泥晶灰巖夾有碳酸鹽巖重力流沉積。以上特征均代表了深水斜坡的沉積環境,向外逐漸過渡到秦祁海槽的深水沉積(見圖5b)。

5 臺地類型演化及沉積模式

鄂爾多斯盆地南部中晚奧陶世的鑲邊臺地具有以下的典型特征(見圖6)：從淺水區向深水區,發育有淺水臺地相、臺地邊緣礁灘相、臺前斜坡相、深水陸棚及盆地相等。由于盆地南緣同沉積斷層發育,在淺水臺地生物礁之間也可形成垮塌成因的礫屑灰巖,其特點是顆粒中往往含有大量的生物礁礫屑,構成生物礁復合體的礁翼部分,與生物礁相互穿插,屬于典型的淺水成因礫屑灰巖[17]。富平一帶平涼期是一個碳酸鹽沉積的深水斜坡-盆地邊緣相的碳酸鹽巖重力流沉積,相當于大陸架斜坡中上部的深水沉積環境,環大陸架存在角礫巖,形成一個向東南傾沒的古斜坡。其西北側為銅川淺水碳酸鹽臺地,其南側應是一個與秦嶺海槽相通的開闊海洋,同期平涼—隴縣、岐山—涇陽、富平—蒲城一帶,都已變為深水斜坡,古水深恢復顯示，古斜坡古水深可達1 000 m左右。臺地前緣斜坡水體較淺,距離臺地近,有大量臺地垮塌物質在此沉積,粒度粗、雜亂。再往南為深水陸棚區,水體較深,沉積物來源相對較少,沉積薄層深水泥頁巖夾碎屑流沉積[6]。因此,鄂爾多斯盆地南緣中—上奧陶統為一種臺地塌積邊緣型沉積模式,沉積相序為：底部為深水碎屑流角礫巖,向上逐漸過渡為砂屑、粉屑石灰巖,再上為深水薄板狀石灰巖[18]。該沉積格局主要受奧陶紀構造背景的控制,中、晚奧陶世沉積時,鄂爾多斯地區整體抬升為陸,遭受風化剝蝕,僅在西南緣為海水覆蓋,繼續接受沉積,但由于南側秦嶺海槽的俯沖,海水深度急劇增大,且地形起伏較大,形成凹隆相間的格局,臺地邊緣同沉積斷層對其沉積巖性、堆積樣式及沉積序列具有一定的控制作用,經歷了被動陸緣碳酸鹽緩坡臺地向主動陸緣弱鑲邊碳酸鹽臺地的演化[19]。

圖5 鄂爾多斯盆地南緣奧陶系主要層段沉積相展布Fig.5 Sedimentary facies distribution of the main Ordovician strata in the southern margin of Ordos Basin

圖6 奧陶系淺水臺地及深水斜坡沉積模式示意圖Fig.6 Schematic diagram of sedimentary model of shallow water platform and deep water slope during Ordovician

6 結 論

1)在平涼組、背鍋山組發育的沉積體系有淺水臺地、臺地邊緣礁灘相、臺地前緣斜坡相、以及深水斜坡-海槽相，為臺地礁灘體系發育的鑲邊臺地類型。

2)由于研究區同沉積斷層發育，在淺水臺地生物礁之間可形成垮塌成因的礁翼礫屑灰巖，其特點是巖石中含有大量的生物礁礫屑，與生物礁相互穿插，屬于典型的淺水(臺地)成因礫屑灰巖。往南，臺地前緣(深水)斜坡水體較深，為薄層深水泥頁巖夾重力流沉積，距離臺地近，有大量的臺地垮塌物質，粒度粗、雜亂。

3)根據不同成因礫屑灰巖在構造背景、礫屑特征、背景巖石類型等方面具有明顯的差異，從而準確的識別和劃分了淺水臺地與深水斜坡。恢復了平涼期及背鍋山期沉積體系的平面展布，構筑了發育淺水臺地、深水斜坡和深水盆地沉積體系的塌積邊緣型沉積模式。

4)研究區具有發育有利天然氣儲層的潛力，在繼續重視馬家溝組古巖溶及白云石化有關儲層的同時，也要加強淺水臺地礁灘相和深水斜坡區重力流顆粒灰巖儲層的勘探，可加大盆地內奧陶系鉆井資料的沉積學及儲層微觀孔隙結構的研究。

致謝:研究生成杰、張晶、牟秋環等參加了野外工作,李謙繪制了部分圖件,在此表示感謝!