鄂尔多斯盆地南缘奥陶系浅水台地与深水斜坡砾屑灰岩识别特征

2019-11-19庞军刚国吉安李文厚吴少波王桂成马治国王起琮

西北大学学报（自然科学版） 2019年6期

庞军刚,国吉安,李文厚,吴少波,王桂成,马治国,王起琮

(1.西安石油大学地球科学与工程学院，陕西西安 710065;2.陕西地矿第二综合物探大队有限公司,陕西西安710016;3.西北大学地质学系/大陆动力学国家重点实验室,陕西西安 710069)

国内外碳酸盐储集层主要有风化壳型、白云岩型、岩溶缝洞及台缘礁滩型。鄂尔多斯盆地目前发现的气藏主要分布于盆地中东部奥陶系顶部马家沟组马5段与风化壳及古岩溶作用有关的地层,为典型的白云岩型、风化壳型储层或高能的颗粒滩储层[1-3]。随着塔里木及四川盆地礁滩储集体的发现,并在天然气勘探方面取得重大突破,激起了人们对鄂尔多斯盆地奥陶系礁滩相沉积研究的热情。近年来,在鄂尔多斯盆地南缘中晚奥陶纪的平凉组、背锅山组发现了一些高产气井,初步分析其储集层沉积类型为碳酸盐台地礁滩[3],但对其沉积微相类型、展布特征等沉积学问题研究程度低,其储集体规模、天然气潜力及能否作为今后天然气接替层位等问题都值得进一步研究。沉积相类型及古地理演化控制了油气藏生储盖及其组合分布,特别是控制着有利储层的类型、纵向分布及平面展布规律。

对于鄂尔多斯盆地南缘中奥陶统平凉组、背锅山组,前人做过研究,对盆地范围内的沉积相类型有了宏观的认识,提出了台地、滩、雏滩、深水斜坡等沉积类型[4]。但是,随着鄂尔多斯盆地勘探开发的深入及沉积学理论的发展,早期的研究成果缺乏系统性,对不同沉积相之间的界限、各沉积相带的展布范围缺乏明确的认识,且对部分地区发育的沉积相类型认识差异较大。前人对西南缘平凉一带的平凉组深水斜坡区发育重力流和等深流等深水异地沉积[5],在南缘东段的富平一带及泾阳平凉组存在深水碎屑流沉积等达成共识。但对一些地区的沉积成因分歧明显,如对耀县、永寿剖面就有碳酸盐台地浅滩相、生物礁滩相、岛弧及其周边礁滩相等不同的观点；对铁瓦殿—徐家山剖面背锅山组的沉积相类型,有浅水台地礁滩相沉积(镶边台地型)和碳酸盐缓坡沉积(碳酸盐缓坡)的分歧。

碳酸盐(深水)斜坡为位于碳酸盐台地和深水海盆之间的一个的坡折地带,其成因主要受同沉积断裂控制。斜坡是活动地带和稳定地区之间的过渡带,沉积物的沉积和位移受重力作用控制明显,其不仅控制着碳酸盐斜坡的发育和展布,同时也构筑了深水盆地、斜坡和浅水台地沉积体系。因此,对盆地南缘碳酸盐台地斜坡的研究有助于奥陶纪沉积古地理、古地貌的恢复[6-7]。

镶边碳酸盐台地中,与生物礁伴生的地层中常发育鲕粒灰岩、砂屑灰岩及砾屑灰岩；鲕粒灰岩、砂屑灰岩一般主要为滩相沉积,而砾屑灰岩可形成于浅水台地,也可形成于深水斜坡,尤其是研究区中晚奥陶世发育大量的同沉积断层,地层中不同成因砾屑灰岩广泛发育,更增加了其成因判断的难度。因此,对平凉组及背锅山组不同地区砾屑灰岩的鉴别标志、形成环境、展布范围及其形成机制的深入探讨,不仅具有重要的沉积学意义,而且有助于确定浅水碳酸盐台地和深水斜坡的边界,从而有助于鄂尔多斯盆地南缘中奥陶世岩相古地理的恢复。同时,本研究可对探究华北地台在中、晚奥陶世的沉积格局及其与秦岭海槽之间的关系提供有益的线索。

1 区域地质背景

鄂尔多斯盆地为中国第二大沉积盆地,是一个稳定沉降、拗陷迁移的典型的多旋回叠合含油气盆地。依据构造演化史和现今的构造形态,鄂尔多斯盆地可划分为伊盟隆起、渭北隆起、西缘冲断带、天环拗陷带、陕北斜坡带、晋西挠褶带6个一级构造单元。由于鄂尔多斯盆地奥陶纪沉积期受西南部祁连海、东南部华北海及中央古隆起的控制,形成了西缘、南缘和中东部3个不同的沉积分区。奥陶纪地层主要由石灰岩和白云岩组成,夹少量的碎屑岩。地层自下而上依次划分为下奥陶统冶里—亮甲山组、马家沟组，中奥陶统平凉组，上奥陶统背锅山组。在富平赵老峪地区也将平凉组和背锅山组称为赵老峪组。

奥陶纪,北祁连造山带、秦岭—大别造山带与华北板块汇聚,形成板块边缘的沟-弧-盆体系,期间发育了3次大的海侵海退,整体呈海平面上升特征[8]。鄂尔多斯盆地南缘由被动大陆边缘转化为主动大陆边缘,发育为沟、弧及弧后构造体系,火山、地震活动活跃。早奥陶世,盆地南缘为水体深度较浅的广海陆架沉积环境。中奥陶世,盆地西南缘呈 “L”形的边缘海,南部为末端变陡的继承性碳酸盐缓坡,北向南依次发育鄂尔多斯古陆、台地、斜坡及深水盆地。晚奥陶世,加里东运动开始,构造活动强度增大,火山及地震等活动加剧,华北地块整体抬升,盆地部分地层缺失。中奥陶纪,鄂尔多斯地区位于华北碳酸盐岩台地西半部,其西南缘则处于稳定的克拉通被动大陆边缘至海槽(秦祁海槽)的过渡带,因而奥陶纪沉积面貌既有类似于华北地区普遍发育的蒸发台地相,又有其独特的台地边缘与斜坡沉积。

鄂尔多斯盆地下古生界奥陶系是重要的天然气产层,目前发现的气藏主要分布在盆地北部的马家沟组,而盆地南缘的研究程度低。

本次研究过程中,主要考察了盆地南缘的礼泉东庄、耀县桃曲坡、永寿好峙河、铜川陈炉、富平赵老峪等奥陶系典型碳酸盐岩剖面,进行系统的沉积学分析。

2 不同成因砾屑灰岩的识别特征

2.1 浅水台地砾屑灰岩

以礼泉东庄剖面为例(见图1a)。该剖面发育生物礁,在生物礁附近,礁前垮塌非常发育,礁前垮塌成因的角砾灰岩砾径粗达1 m,颗粒大小混杂,大都呈棱角—次棱角状,厚度变化较大；角砾成分有层孔虫骨架岩、珊瑚骨架岩、生物碎屑灰岩、内碎屑灰岩、微晶灰岩等(见图2a～f),有些层段中还见有凝灰岩角砾。鄂尔多斯盆地西南缘中奥陶统普遍发育生物礁和高能颗粒滩相沉积,同时受古地貌、同生断裂的影响,一般在高能颗粒滩或断层角砾岩的基础上,逐渐形成具有一定规模的生物礁。随着礁体的逐渐生长,水体变浅,水动力条件持续增强或同生断裂形成的垮塌角砾抑制造礁生物生长,代之以颗粒滩或垮塌角砾沉积。

台地边缘生物礁(丘)一般与高能浅滩沉积共生,滩相沉积多构成生物礁的底座,二者韵律清晰,形成空间上宏大的生物颗粒建造,发育波痕、交错层理等沉积构造。滩相沉积多为砂砾屑灰岩、生物碎屑灰岩等岩石类型,腕足等生物碎屑含量高,其中可见零散状原地生长的珊瑚丛。浅滩间可夹厚层亮晶生物灰岩。垂向上，颗粒灰岩与介壳滩、生物砂屑灰岩、砾屑灰岩韵律形成向上变浅的高频加积滩序列[3]。

根据研究区构造背景及砾屑灰岩的特征,推断其成因不仅与生物礁的快速生长造成的礁前失稳有关,而且与同沉积断裂的活动密切相关,是一种浅水台地成因的砾屑灰岩。

2.2 深水斜坡砾屑灰岩

以富平赵老峪一带的中奥陶统剖面发育的(角)砾岩为例。赵老峪组是一套以半远洋的薄板状和页状泥晶灰岩夹重力流灰岩为特征的斜坡相碳酸盐沉积地层。该地层中夹十几层砾屑灰岩,这种角砾岩一般厚度在2 m以内,最厚可达10 m,横向极不稳定,常呈凸镜状,底面较为平整,顶面起伏不平,以所含角砾大小混杂、成分多样、排列紊乱为特征。砾屑的来源既有深水沉积也有浅水沉积。根据砾屑的成分特征,可以分为仅含深水砾屑的单一成分系列及深水、浅水砾屑兼有的混合系列。地层中主要发育巨厚层—块状砾屑灰岩和纹层状泥晶灰岩这两种沉积类型。块状砾屑灰岩均由粗细不等的砾屑构成,砾屑粒径以数厘米至数十厘米最常见,大者可超过2 m,而薄层细粒沉积则主要由含栅笔石的层凝灰岩、纹层状泥晶灰岩构成,属于较深水碳酸盐沉积(见图1b)。其往往形成深水重力流异地沉积与原地沉积的典型组合[9],属典型深水斜坡相沉积(见图2g，h)。

根据以上研究可知，可以根据构造背景、背景岩石、砾屑结构特征等方面的差异来识别和鉴定浅水台地与深水斜坡成因的砾屑灰岩,从而确定不同成因砾屑灰岩的发育层位和展布范围(见表1)。

图1 奥陶系野外剖面柱状图Fig.1 Sedimentary histogram of outcrop profile of Ordovician

表1 浅水台地与深水斜坡成因砾屑灰岩的异同点

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

类型构造背景砾屑结构背景岩石所含生物化石发育层位发育地区浅水台地砾屑灰岩构造较稳定浅色,粒径小,分选、磨圆较好浅水沉积、生物礁、鲕粒滩等沉积含浅水腕足和珊瑚平凉组、背锅山组礼泉东庄等深水斜坡砾屑灰岩同生断层发育灰黑色—黑色及浅色,砾径大小混杂,磨圆差别较大深水泥页岩、泥晶灰岩半深水含腕足和笔石;深水含火山物质的滑塌堆积,含放射虫海绵骨针平凉组、背锅山组淳化、富平、铜川陈炉等

3 鄂尔多斯盆地南缘古斜坡及古流向

3.1 古斜坡恢复

碳酸盐岩中，碎屑流成因的砾屑灰岩一般形成于台地前缘斜坡环境[10]。碎屑流的形成需要充沛的物源、一定的地形坡度,还要有同沉积断层、地震活动及风暴作用等触发机制[11]。地震剖面显示,奥陶系地层中发育大量的同沉积断层,且地层中大量存在同期岛弧火山成因的火山凝灰岩夹层[12],这些均可为研究区重力流的发生创造地形条件和触发机制。

图2 奥陶系碳酸盐岩野外露头剖面Fig.2 Field outcrop profile of carbonate rocks in Ordovician

碳酸盐(深水)斜坡为位于碳酸盐台地与深水海盆之间的一个坡折地带,其成因主要受同沉积断裂控制。斜坡是活动地带和稳定地区之间的过渡带,沉积物的沉积和位移受重力作用控制明显,其不仅控制着碳酸盐斜坡的发育和展布,同时也构筑了深水盆地、斜坡和浅水台地沉积体系[13]。对研究区内碳酸盐台地斜坡的研究有助于沉积古地理、古地貌的恢复。

沉积学研究表明,可从岩石学、沉积构造、生物化石、地球化学特征等方面对碳酸盐岩古斜坡区进行较好的识别。以富平一带中奥陶统平凉组的古斜坡为例,其沉积包括3大类: 重力流碳酸盐岩沉积、非重力流碳酸盐岩沉积、非重力流非碳酸盐岩沉积。其中,重力流碳酸盐岩沉积较为发育,占平凉组总厚度的12%。重力流碳酸盐岩沉积构造类型丰富,发育滚动、截切、揉皱、递变层理及底模沉积构造等;生物化石具有明显的深水斜坡特点,发育有三叶虫、笔石以及介形虫、海绵骨针、海百合茎、放射虫等微体化石[14];遗迹化石以古网迹占优势。根据Fe,Mn,B,V,Ni,Sr,B的地球化学元素分析,并与泾阳地区台地边缘沉积相元素对比后发现，两种沉积环境的元素平均含量有明显的不同,富平地区平凉组是一套以半远洋的薄板状和页状泥晶灰岩夹重力流灰岩为特征的典型斜坡相碳酸盐沉积。

滑塌变形构造轴面可在一定程度上反映古斜坡的倾向。富平一带平凉组及背锅山组中层灰岩在滑动过程中发生滑褶。其中，在铜川平凉组剖面中发育大型的滑塌构造,下部为原地沉积的灰黑色博板状泥晶灰岩(见图3a),大的滑塌构造在剖面上可达1 m×3 m的大块体,主要组成岩石为深灰色薄板和页状泥晶灰岩。富平赵老峪组的中、上部一套厚达10 m的直移滑移体中的滑塌席,其滑塌褶皱的规模巨大,褶皱轴向集中在NE20°～NE30°;在底店剖面的主要滑塌变形构造中，其上部及下部均为原地沉积的灰黑色薄层泥晶灰岩,并伴有凝灰岩夹层(见图3b)。整体来看,富平赵老峪滑塌变形轴面显示方向较为复杂,大致为北东及南东向,岐山重力流优势方向为南西向,陇县优势方向为南东向。

图3 奥陶系指示古斜坡的大型滑塌变形构造Fig.3 Large structures of slump and deformation which are indicating the ancient slope in Ordovician

3.2 古流向恢复

交错层理可反映古水流方向,交错层理一般见于页状粉屑灰岩和薄板状粉屑、细砂屑灰岩中。本研究对富平赵老峪的滑塌变形构造轴面和岐山曹家沟、陇县石湾沟的交错层理产状进行了测量,从而进行古水流恢复[15]。

李文厚等(1995)对富平奥陶系地层中的巨型滑塌席、角砾灰岩的层面波状起伏、具粒序的角砾灰岩的砾石长轴、流水波痕和交错纹层及遗迹化石长轴等进行了实地测量认为，沉积构造反映的古斜坡和古水流方向比较协调[14],可认为东部富平地区存在东南倾向的古斜坡,中部岐山重力流向南运动,西部陇县运动方向为南东,总体而言,重力流大致沿斜坡向下运动。盆地南缘在中、晚奥陶世存在着两种古水流:一种是顺坡向下的重力流,另一种是平行斜坡等深线流动的等深流。富平地区平凉组是一个向南东倾没的古斜坡,其西北侧为浅水碳酸盐台地,其南侧应是一个与秦岭海槽相通的开阔洋盆(见图4)。

图4 奥陶系平凉组重力流古流向恢复Fig.4 Palaeoflow direction restoration in Pingliang Formation of Ordovician

4 沉积相展布

4.1 平凉组沉积相展布

晚奥陶世,加里东运动使鄂尔多斯整体抬升为陆,遭受风化剥蚀。平凉期,鄂尔多斯本部成为一个统一的古陆,水体覆盖范围继续缩小,剥蚀区范围扩大。唯在西南缘仍然接受沉积,水体由北向南变深,水动力强度变弱,从北向南依次发育开阔台地、台地边缘礁滩、台地前缘斜坡以及深水斜坡—海槽相沉积[16]。开阔台地位于统一的鄂尔多斯古陆的西南侧,岩性主要为中厚层颗粒灰岩及泥晶灰岩。生物礁基本沿陇县—旬邑—永寿—淳化—耀县一带的碳酸盐岩台地边缘呈线状分布,为台地边缘礁,规模不大。礁核主要为珊瑚骨架灰岩、钙藻黏结岩等;礁翼往往为垮塌角砾灰岩、生物碎屑灰岩。台地前缘斜坡发育在西缘开阔台地和南缘生物礁的外侧,在西南缘北段主要发育泥页岩、粉砂岩、细砂岩、砂屑灰岩及角砾灰岩等,东部发育薄层泥晶灰岩及碳酸盐岩重力流。深水斜坡—海槽相主要发育在台地前缘斜坡的外侧,在西缘北段及贺兰山—香山一带主要为米钵山组碎屑岩浊流沉积,在平凉地区主要发育笔石页岩夹中薄层碳酸盐岩浊流沉积,在富平地区为薄层泥晶灰岩夹中薄层碳酸盐岩重力流沉积(见图5a)。

4.2 背锅山组沉积相展布

背锅山期是晚奥陶世海退的继续,沉积范围继续缩小,仅在鄂尔多斯西南一隅继续接受沉积,沉积厚度明显减薄,目前残留厚度一般为几十米至上百米;从北往南依次发育开阔台地、台地边缘礁滩、台地前缘斜坡及深水斜坡—海槽相沉积[16]。开阔台地呈狭窄带状分布于古陆西南侧,岩性为浅灰色、灰白色、深灰色泥晶灰岩、泥质灰岩及颗粒灰岩等,含有丰富的化石。往南外侧则为台缘礁滩相带。台地前缘斜坡分布于陇县—岐山—富平一线,在陇县剖面发育厚层块状含有腕足类化石的角砾灰岩,在岐山剖面发育的泥石流沉积具有砾石大小不一、杂乱排列的特征;在富平赵老峪剖面为泥晶灰岩夹有碳酸盐岩重力流沉积。以上特征均代表了深水斜坡的沉积环境,向外逐渐过渡到秦祁海槽的深水沉积(见图5b)。

5 台地类型演化及沉积模式

鄂尔多斯盆地南部中晚奥陶世的镶边台地具有以下的典型特征(见图6)：从浅水区向深水区,发育有浅水台地相、台地边缘礁滩相、台前斜坡相、深水陆棚及盆地相等。由于盆地南缘同沉积断层发育,在浅水台地生物礁之间也可形成垮塌成因的砾屑灰岩,其特点是颗粒中往往含有大量的生物礁砾屑,构成生物礁复合体的礁翼部分,与生物礁相互穿插,属于典型的浅水成因砾屑灰岩[17]。富平一带平凉期是一个碳酸盐沉积的深水斜坡-盆地边缘相的碳酸盐岩重力流沉积,相当于大陆架斜坡中上部的深水沉积环境,环大陆架存在角砾岩,形成一个向东南倾没的古斜坡。其西北侧为铜川浅水碳酸盐台地,其南侧应是一个与秦岭海槽相通的开阔海洋,同期平凉—陇县、岐山—泾阳、富平—蒲城一带,都已变为深水斜坡,古水深恢复显示，古斜坡古水深可达1 000 m左右。台地前缘斜坡水体较浅,距离台地近,有大量台地垮塌物质在此沉积,粒度粗、杂乱。再往南为深水陆棚区,水体较深,沉积物来源相对较少,沉积薄层深水泥页岩夹碎屑流沉积[6]。因此,鄂尔多斯盆地南缘中—上奥陶统为一种台地塌积边缘型沉积模式,沉积相序为：底部为深水碎屑流角砾岩,向上逐渐过渡为砂屑、粉屑石灰岩,再上为深水薄板状石灰岩[18]。该沉积格局主要受奥陶纪构造背景的控制,中、晚奥陶世沉积时,鄂尔多斯地区整体抬升为陆,遭受风化剥蚀,仅在西南缘为海水覆盖,继续接受沉积,但由于南侧秦岭海槽的俯冲,海水深度急剧增大,且地形起伏较大,形成凹隆相间的格局,台地边缘同沉积断层对其沉积岩性、堆积样式及沉积序列具有一定的控制作用,经历了被动陆缘碳酸盐缓坡台地向主动陆缘弱镶边碳酸盐台地的演化[19]。