岩浆成矿新探索——小岩体成矿与地质找矿突破
The New Exploration of Magmatic Mineralization:Small intrusion Mineralization and Geological Prospecting Breakthrough
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摘要: 近年来,地质勘查工作取得的许多突破性进展多与小岩体岩浆矿床密切相关.因此,小岩体矿床作为主要的勘查研究方向之一已经越来越受到关注.在对"两类岩浆小岩体成大矿"(2006)、"小岩体成大矿的范畴及地质属性"(2008),以及"小岩体成矿体系"(2011)研究的基础上,进一步深入阐明小岩体成矿的内涵;完善了2类岩浆小岩体成矿的主要机制和10种成矿类型(基性-超基性岩深部熔离/结晶-贯入机制与中酸性岩头部气、液、矿质聚集成矿机制);指出了大型岩体成矿与小岩体成矿的本质区别及斑岩成矿与小岩体成矿的关系;总结了小岩体成大矿的优越禀赋(小、广、大、高、浅(潜)).同时,提出了在新一轮岩浆矿床勘查工作中应注意小岩体成大矿的典型特征、找矿方向及重点突破的远景区.Abstract: Many geological exploration breakthrough are more closely related to the small intrusions deposits in recent years.The small intrusions deposit that is one of the major exploration research directions has received increasing attention.The author clarified the connotation of small intrusions mineralization,improved the main mechanism (the deep segregation/crystallization-penetration mechanism of mafic-ultramafic magma and the gas,liquid,mineral aggregate in the head of acidic magma mineralization mechanism) of the two types of magma of small intrusion mineralization and ten mineralization types.The author also pointed out the essential differences between the Iarge-scale intrusions mineralization and small intrusions mineralization,and the relationship between the porphyry and small intrusions mineralization,and summarized the superior characteristics (Small,Broad,Large-scale,High,Shallow/Latent) of small intrusions mineralizatian.All of the shove work on the basis of study about the small intrusions mineralization of the two types of magma (2006),The scope and geological attributes of small intrusions mineralization (2008) and The small intrusions rnineralization system (2011).In addition,we should pay more attention to the typical characteristics,prospecting direction and the important prospecting areas of small intrusions mineralization in the new round of magmatic deposits exploration work in the future.
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海底扇是由沉积物重力流发育在大陆斜坡及深海盆地的复合沉积体(Shanmugam et al.,1985),同时也是深水区油气主要储集体。海底扇既是重要的产油气储层和勘探重点,也是深海常规油气及天然气水合物的重要富集相带(Piper et al.,2001;李祥辉等,2009;曾小明等,2015;Portnov et al.,2019;于兴河等,2019;谈明轩等,2022)。海底扇朵叶沉积作为深水沉积体系中主要的沉积储层类型之一,具有重要的科研价值和极大的油气资源潜力,一直是深水沉积研究的热点(张佳佳等,2019)。但是,海底扇的分类问题比较复杂,划分依据众多(Shanmugam,2016)。经典的非限制性海底扇通常为放射状的平面分布形态,部分显示为长条状、指状展布特征(Spychala et al.,2017)。前人将海底扇朵叶边缘划分为正面和侧面2种类型,比较它们的沉积相、构造和流动过程的差异(Spychala et al.,2017),而朵叶边缘是研究最少的海底扇朵叶沉积亚环境。
前人在鄂尔多斯盆地西南缘奥陶系进行过大量的研究,认为鄂尔多斯盆地西缘和南缘奥陶纪符合重力流的沉积特征,主要发育海底扇(张抗,1992;吴胜和等,1994;高振中等,1995,2006)。何幼斌等(2007)报道陇县平凉组三段的内潮汐沉积,认为其可能处于深水水道环境。周书昌等(2011)和梁积伟等(2019)分析了岐山奥陶系平凉组的沉积环境,认为其主要为深水沉积。李华等(2016,2017,2018,2022)认为鄂尔多斯盆地西南缘平凉组深水沉积类型丰富,发育重力流、等深流沉积,同时伴有交互作用沉积。然而,关于平凉组沉积环境研究尚存在一定的分歧,且沉积微相研究不充分。
笔者通过对野外实测剖面观察,并对剖面进行系统取样测试,主要结合岩性特征、沉积构造、粒度分析等方面综合研究陇县地区奥陶系平凉组的沉积特征和沉积演化,分析其形成机理,建立沉积模式,以期更加清楚认识陇县地区晚奥陶世沉积演化特征,并形成理论指导。
1. 区域地质背景
鄂尔多斯盆地是中国最为重要的含油气盆地之一,横跨陕、甘、宁、蒙、晋5个省级行政区,面积约320 000 km2(Song et al.,2013;王振涛等,2015)。鄂尔多斯盆地西南缘西起陇县,东到蒲城,区域内涵盖宝鸡、泾阳、铜川、富平等地级市。大地构造位置属于华北克拉通和秦祁造山带的交汇区域(吴胜和等,1994;王振涛等,2015)。受祁连运动影响,晚奥陶世鄂尔多斯盆地整体抬升为陆地(马晓军等,2019),仅在西南缘沉积,从北向南沿鄂尔多斯古陆依次发育开阔台地、台缘生物礁、台地前缘斜坡以及深水斜坡(李文厚等,2012)(图1a)。
研究区位于鄂尔多斯盆地西南缘,属于陕西陇县段家峡村。陇县地区奥陶系发育齐全,自下而上依次为水泉岭组、三道沟组、平凉组和背锅山组(郭彦如等,2014)(图1b)。在奥陶系沉积时期,相对海平面处于整体上升的趋势(郭彦如等,2014)。研究区平凉组厚约为500 m,前人根据岩性和沉积构造将平凉组划分为3段(何幼斌等,2007)。本次研究测得平凉组第三段下部厚度为22.57 m,主要表现为砂岩和页岩互层,向上砂岩减少,页岩增加。沉积构造大量发育,常见波痕、冲刷面、平行层理、粒序层理以及交错层理,发育有大量不完整的鲍马层序(Bouma,1962)。
2. 岩相及岩相组合
研究区奥陶系发育深水沉积,实测剖面处在平凉组第三段的底部位置,根据下粗上细沉积序列将其划分成15层(图2)。研究区平凉组岩石种类比较简单,主要为细砂岩、页岩,其次为粉砂岩、细砂质页岩和粉砂质页岩。
2.1 岩相
通过对野外露头的实际观察,对照镜下薄片的观察结果,并使用Miall(1989)的岩相划分标准,将研究区平凉组共划分出3种岩相(图3),分别为粒序层理砂岩相(Sg)、平行层理砂岩相(Sp)和水平层理页岩相(Sh)。
2.1.1 岩相1—粒序层理砂岩相
岩相1的岩性主要是细砂岩,细砂岩在研究区平凉组各个层位都有出现。该类岩相主要出现在剖面底部,岩石颜色为深灰色,一般为中层细砂岩,单层砂岩厚度为20~48 cm,平均岩厚约为30 cm;沉积构造类型较多,主要发育粒序层理和平行层理,少数层位也出现交错层理(第12层),发育不完整的鲍马层序,如Tab、Tac、Tabce(图3a);底部发育有冲刷面、槽模、沟模(图3b、图3c),顶部常出现波痕。镜下观察发现:颗粒成分含量为70%~82%,主要为石英,石英>75%;岩屑含量次之,岩屑约占20%;见极少量长石,长石<5%;颗粒粒径为0.15~0.35 mm,平均为0.2 mm,分选中等–较好,磨圆程度较差,多为次棱角状–棱角状(图3g);填隙物约占10%~15%,杂基以泥质为主,胶结物以方解石为主。
研究认为岩相1是浊流沉积,主要依据包括:①岩相1发育不完整的鲍马层序(Tab、Tac、Tabce)。②岩相1底面出现冲刷面、槽模和沟模。③岩性主要为砂岩,颗粒以石英为主,分选较好,磨圆较差,说明沉积物经过较短距离搬运,然后迅速沉积。
2.1.2 岩相2—平行层理砂岩相
岩相2的岩性主要是细砂岩,该类岩相主要出现在剖面中部和上部;颜色为灰绿色,一般是薄–中层细砂岩和少量粉砂岩,单层砂岩厚度为2~20 cm,平均岩厚约为6 cm;主要发育平行层理、粒序层理、交错层理(图3b、图3d),顶部常发育波痕,底部发育有冲刷面、沟模(图3b、图3c),与上覆以及下伏泥岩呈突变接触,少数砂岩底部可见生物遗迹化石;发育不完整的鲍马层序,如Tbc、Tbce。镜下观察表明:岩相2与岩相1的颗粒成分含量基本一致,但是岩相2颗粒粒径为0.10~0.30 mm,平均粒径约为0.15 mm,比岩相1更细;分选较好,磨圆程度较差,多为次棱角状(图3h)。
通过上述沉积特征来看,认为岩相2同样也是浊流沉积。主要原因如下:①岩相2发育有不完整的鲍马层序(Tbc、Tbce)。②岩相2底面出现冲刷面、槽模和沟模。③岩相2发育粒序层理,砂岩自下而上变细变薄。但岩相2与岩相1相比有以下不同点:①岩相2比岩相1的颗粒粒径更细,出现粉砂岩。②岩相2的单层砂岩厚度更薄,主要为薄层。③岩相2中可见砂泥互层现象。这些说明岩相2的流体能量比岩相1的要减弱,岩相2到物源区的距离比岩相1也要远。因此,认为岩相2是发育在水道末端的远源浊流沉积。
2.1.3 岩相3—水平层理页岩相
岩相3的岩性为页岩,存在剖面的各个部位;该类岩石颜色主要为深灰色,页岩厚度一般为8~20 cm;水平层理发育(图3e),表示沉积物悬浮沉降,水动力条件较弱;其中可见笔石,笔石指示深水环境(张元动等,2008);砂岩底部存在生物扰动现象(图4a),也可见Helminthorhaphe(蠕形迹)遗迹化石(图4b),属于深水遗迹相(晋慧娟等,2005)。综上所述,认为岩相3为深水原地沉积。
2.2 岩相组合
2.2.1 岩相组合1—近端朵叶沉积
岩相组合1主要由岩相1、岩相2和岩相3组成,一般产生在实测剖面的底部,在整个剖面中大概占到40%。岩相组合1下部主要是中层细砂岩夹页岩,砂岩厚度一般约为30 cm,主要发育粒序层理、平行层理(图3a),砂岩底部出现冲刷面、槽模及沟模(图3b、图3c),顶部有波痕,发育鲍马层序;中–上部主要为薄层细砂岩夹页岩,主要发育平行层理(图3d)。从整体看,自下而上砂岩同样含有变细变薄的特点;相反地,页岩含量在增多(表1)。
表 1 近端朵叶沉积与远端朵叶沉积特征表Table 1. Characteristics of proximal lobe deposition and distal lobe deposition组合类型 沉积类型 岩相组成 岩性 沉积构造 占比 沉积层序 岩相组合1 近端朵叶沉积 Sg、Sp、Sh 细砂岩、页岩、细砂质页岩 粒序层理、平行层理、冲刷面、槽模、水平层理 40% 下粗上细正粒序鲍马层序(Tab, Tac, Tabce) 岩相组合2 远端朵叶沉积 Sp、Sh 细砂岩、粉砂岩、页岩、粉砂质页岩 平行层理、交错层理、水平层理、冲刷面、砂泥互层层理 60% 下粗上细正粒序鲍马层序(Tbc, Tbce) 笔者认为岩相组合1应为近端朵叶沉积,主要原因如下:①砂岩主要是细砂岩和粉砂岩,粒度和厚度向上变细变薄。②页岩厚度向上增加。③发育平行层理、交错层理、槽模和沟模。④底部中层细砂岩夹页岩应为BE层序典型浊积岩,对应的是少量水道末端的浊流沉积,中上部的薄层细砂岩夹页岩应为CE层序典型浊积岩,对应的是席状砂沉积。综上所述,此时该段沉积可能与物源区距离较远,浊流能量逐渐减弱,应为近端朵叶沉积。
2.2.2 岩相组合2—远端朵叶沉积
岩相组合2主要由岩相2和岩相3组成,主要集中在实测剖面的中–上部,在整个剖面中大概占到60%,是研究区2个岩相组合中含量最多、最为发育的组合。该组合下部主要为薄层细砂岩夹页岩(图3f),发育平行层理、粒序层理、交错层理,顶部常发育波痕,少数层位底部出现冲刷面、沟模,发育不完整的鲍马层序;上部为发育水平层理的粉砂岩夹页岩,粉砂岩底面比较平整。从整体来看,砂岩向上变细变薄,页岩增多变厚,发育砂泥互层层理(表1)。
笔者认为岩相组合2是远端朵叶沉积,且岩相组合2与岩相组合1相比具有以下不同:①砂岩粒度和厚度更细更薄,泥岩含量比组合1明显增加。②该组合整体呈现出砂泥互层现象。上述特征表明,岩相组合2为远端朵叶沉积。
3. 沉积环境分析
3.1 岩性标志和古生物标志
结合研究区剖面的野外实测露头观察,主要根据岩性、沉积构造、古生物等进行分析,认为研究区沉积环境为深水斜坡。
研究区平凉组岩石类型较多,主要有细砂岩、页岩,其次为粉砂质页岩、细砂质页岩和粉砂岩,含有少量粉砂质细砂岩;岩石颜色一般为深灰色、灰绿色和灰黑色;岩石层段主要为中薄层–中厚层,以及砂泥互层(图3f);沉积构造极为发育,剖面底部常见粒序层理、波痕、冲刷面,中–上部发育大量平行层理、交错层理、水平层理、冲刷面(图3b、图3d),局部层段可见沟模、底模、槽模、粒序层理(图3b~图3d),发育不完整的鲍马层序(Tab、Tbc、Tabc、Tbce)(图3a)。生物化石较为发育,页岩中可见笔石,少数砂岩底部可见Helminthorhaphe(蠕形迹)遗迹化石(图4b),其归属于Nereites遗迹相。
岩石颜色一般对当时沉积环境具有指示意义,含低价铁会表现为绿色,含分散状硫化铁则会表现为灰色、黑色,这3种颜色反映岩石当时处于还原环境;沉积物粒度较细则可能反映沉积物距物源区较远并有很长的搬运距离,最终在较为安静的水下沉积形成,而研究区剖面中页岩中夹杂着砂岩和粉砂岩,则进一步表明其经历过深水异地沉积;水平层理通常表示水动力条件较为微弱,一般指示为深水环境;粒序层理、平行层理、交错层理、底部冲刷面和鲍马层序在深水中则象征浊流沉积的重要标志(张兴阳等,2001);页岩中见笔石则一般反映为深水滞留环境(张元动等,2008);砂岩底部发育的Helminthorhaphe(蠕形迹)遗迹化石通常认为是深水遗迹相(晋慧娟等,2005)。
笔者认为研究区平凉组形成于深水斜坡环境,既发育正常沉积,也发育事件沉积。正常沉积通常发育水平层理;事件沉积通常为浊流沉积,主要发育交错层理和粒序层理,底部见冲刷面。
3.2 粒度分析
为了判别研究区的沉积环境,对陇县段家峡地区平凉组剖面进行采样,采用薄片显微粒算法视长径线计算抽样做粒度分析研究。粒度分析主要从粒度参数、频率曲线图、概率累计曲线图以及C–M图来分析研究区平凉组剖面的粒度分布特征和沉积相的关系,从而对研究区的沉积环境进行解释。
3.2.1 粒度参数特征
粒度分析主要通过平均粒径(Mz)、标准偏差(δ)、峰度(KG)、偏度(SK)、中值(Md)5种参数进行研究(Friendman et al.,1982),单个粒度参数及其组合特征可作为判别沉积水动力条件及沉积环境的参考依据(马伟,2013)。
通过对研究区剖面划分15个层中的砂体采集的23个样品进行测试求出其粒度参数,并根据福克和沃德的粒度参数等级划分,对这5种粒度参数进行分析如下:研究区剖面砂体的平均粒径为2.26~3.28 Φ,中值为2.22~3.29 Φ,与平均粒径基本一致,说明研究区砂岩粒度总体较细,主要为细砂岩,推测沉积物经过较长距离搬运;标准偏差为0.54~0.82,平均为0.69,表明沉积物分选中等偏好,标准偏差较小也指示研究区沉积物和物源区距离较远;峰度为0.89~1.14,表明峰态较为中等,极窄和极宽的样品很少,根据样品的峰态特征,判断研究区沉积环境是总体上较为稳定,水动力条件相对较强;偏度为−0.07~0.26,表明样品偏度以近对称和正偏为主,同时反映了沉积物的分选较好,主要是细粒组分(表2)(陈飞等,2010)。
表 2 粒度参数特征表Table 2. Characteristics of particle size parameters样品编号 平均粒径(Φ) 中值(Md) 标准偏差(δ) 偏度(SK) 峰度(KG) S1-15-1 3.26(细砂) 3.22(细砂) 0.67(分选较好) 0.09(近对称) 0.95(中等) S1-14-1 3.06(细砂) 2.99(细砂) 0.78(分选中等) 0.14(正偏) 0.98(中等) S1-13-1 3.11(细砂) 3.10(细砂) 0.72(分选中等) 0.05(近对称) 1.00(中等) S1-12-1 2.33(细砂) 2.29(细砂) 0.64(分选较好) 0.11(正偏) 1.06(中等) S1-11-1 2.82(细砂) 2.74(细砂) 0.75(分选中等) 0.17(正偏) 1.01(中等) S1-10-1 3.22(细砂) 3.20(细砂) 0.66(分选较好) 0.06(近对称) 1.02(中等) S1-9-1 2.98(细砂) 3.01(细砂) 0.76(分选中等) −0.08(近对称) 0.89(中等) S1-8-1 2.85(细砂) 2.74(细砂) 0.73(分选中等) 0.26(正偏) 1.13(尖锐) S1-7-1 3.28(细砂) 3.29(细砂) 0.82(分选中等) −0.04(近对称) 1.14(尖锐) S1-6-3 2.90(细砂) 2.91(细砂) 0.55(分选较好) 0.03(近对称) 1.08(中等) S1-6-1 2.47(细砂) 2.45(细砂) 0.65(分选较好) 0.07(近对称) 0.93(中等) S1-5-1 2.52(细砂) 2.52(细砂) 0.62(分选较好) −0.01(近对称) 0.97(中等) S1-4-6 2.99(细砂) 2.90(细砂) 0.69(分选较好) 0.20(正偏) 1.04(中等) S1-4-5 2.62(细砂) 2.60(细砂) 0.54(分选较好) 0.10(近对称) 1.14(尖锐) S1-4-4 3.17(细砂) 3.15(细砂) 0.58(分选较好) 0.08(近对称) 1.02(中等) S1-4-2 2.85(细砂) 2.86(细砂) 0.60(分选较好) −0.02(近对称) 0.97(中等) S1-4-1 2.62(细砂) 2.60(细砂) 0.54(分选较好) 0.10(正偏) 1.14(尖锐) S1-3-1 2.30(细砂) 2.31(细砂) 0.64(分选较好) 0.03(近对称) 1.12(尖锐) S1-2-2 2.65(细砂) 2.62(细砂) 0.74(分选中等) 0.08(近对称) 0.90(中等) S1-2-1 2.42(细砂) 2.41(细砂) 0.62(分选较好) 0.02(近对称) 0.99(中等) S1-1-3 3.94(粉砂) 3.94(粉砂) 0.73(分选中等) −0.01(近对称) 1.01(中等) S1-1-2 2.89(细砂) 2.85(细砂) 0.77(分选中等) 0.09(近对称) 0.91(中等) S1-1-1 2.52(细砂) 2.44(细砂) 0.74(分选中等) 0.18(正偏) 0.91(中等) 3.2.2 频率分布曲线特征
此次测试23件样品,频率分布曲线有2种样式:对称单峰、近对称单峰。符合对称单峰的样品有15件,符合近对称单峰的样品有8件,主要为对称单峰,表示研究区沉积物成分较为简单(彭芳,2014)。
对称单峰形态时(图5a),样品沉积物只有一个主要粒级,位于中央,主要粒级为2~3 Φ,说明沉积物粒级较粗,水动力条件较高,代表了中高能的沉积环境,对应前文所描述的近端朵叶沉积;近对称单峰形态时(图5c),沉积物位于中央的主要粒级稍微负偏,粒度中值为2.5~3.5 Φ,说明沉积物的粒级比对称单峰的要细,水动力条件变弱,代表中能的沉积环境,对应远端朵叶沉积。
3.2.3 概率累积曲线特征
通过对研究区剖面采集的23件样品的概率累积曲线统计分析,将概率累积曲线主要划分为2种:一段式和两段式。
一段式(图5b):整体为悬浮搬运方式,曲线斜率约为45°,说明其分选中等,水动力条件较高,整体粒径在1~6 Φ,沉积物粒度分布范围较广,主要为细砂岩。表明沉积物的移动距离较长,水体能量相对较高的特征。与前文划分的近端朵叶沉积特征相对应。
两段式(图5d):为跳跃搬运和悬浮搬运。截点为2~3 Φ,跳跃组分约占20%~40%,主体为悬浮组分。跳跃组分曲线Φ值为1~3,主要为细砂岩,曲线斜率大于45°,说明其分选比一段式好一些,水动力条件相对变弱;悬浮组分曲线Φ值为3~6,主要为粉砂岩,曲线斜率约为45°,分选中等。总体来说,该类型沉积物以细砂岩和粉砂岩为主,水动力条件相对较为低能,对应为远端朵叶沉积。
3.2.4 C–M图解
粒度分析C–M图解是一种具有综合性成因解释且能反映出沉积物结构与沉积作用关系的图解(陈欢庆等,2014)。通过对陇县石湾沟平凉组采集的样品做粒度分析,进而做出累积频率曲线图。将野外采集所有样品的C值和M值分别投点成图,最终得到研究区平凉组的C–M图。
研究认为平凉组的C–M图为浊流沉积所形成,平凉组C–M图主要为一段完全平行C=M线的长形带(图6),这一段表示递变悬浮沉积,其最明显的特点就是C和M成比例地增加,构成平行于C=M基线的长条形,是浊流沉积最为典型的特征。
结合粒度参数特征、频率曲线特征、概率累积曲线特征和C–M图解等分析,认为研究区平凉组沉积环境为深水斜坡,水动力条件较强,发育浊流沉积。
3.3 沉积微相类型及特征
结合研究区剖面的野外实测露头观察,主要根据岩性、沉积构造、古生物标志以及粒度分析等资料进行研究,认为研究区沉积环境应该为深水斜坡。在前人所做工作的基础上,笔者着重对研究区平凉组的亚相和微相进行细致划分。
笔者认为陇县段家峡中奥陶统平凉组沉积相为海底扇,进一步可以划分出中扇和下扇2个亚相,近端朵叶沉积和远端朵叶沉积2个微相(表3)。研究区平凉组沉积类型主要为海底扇朵叶沉积,近端朵叶沉积位于海底扇朵叶沉积的中前端,距离物源区相对较近,水动力条件相对较强。岩性主要为薄–中层细砂岩,发育泥岩夹层,主要发育粒序层理、平行层理、交错层理以及不完整的鲍马层序。顶部出现波痕,底部可见冲刷面、槽模和沟模,少数砂岩底部可见Helminthorhaphe(蠕形迹)遗迹化石。频率曲线为对称单峰形态,概率累积曲线为以悬浮搬运为主的一段式,C–M图解主要为反应浊流沉积的一段平行C=M线的长形带;远端朵叶沉积位于海底扇朵叶沉积的边缘,距离物源区相对较远,水动力条件相对较弱。岩性主要为细砂岩和粉砂岩,主要发育砂泥互层层理、平行层理、交错层理、粒序层理以及不完整的鲍马层序。顶部出现波痕,底部可见冲刷面、槽模、沟模。频率曲线为近对称单峰形态,概率累积曲线为包含跳跃和悬浮搬运方式的两段式,C–M图解同样为主要反应浊流沉积的一段平行C=M线的长形带。综上所述,认为研究区平凉组沉积相为海底扇。
表 3 沉积微相类型及特征表Table 3. Types and characteristics of sedimentary microfacies相 亚相 微相 水动力 与物源区距离 岩性 沉积构造 频率曲线 C–M图解 概率累积曲线 海底扇 中扇 近端朵叶
沉积相对较强 相对较近 细砂岩、
粉砂岩、
页岩、
细砂质页岩粒序层理、平行
层理、冲刷面、
槽模水平层理对称单峰 平行C=M线 一段式 下扇 远端朵叶
沉积相对较弱 相对较远 细砂岩、
粉砂岩、
页岩、
粉砂质页岩平行层理、交错层
理、水平层理、
冲刷面、
砂泥互层层理近对称单峰 平行C=M线 两段式 4. 沉积演化
根据岩性、粒度参数等特征,将研究区平凉组从垂向上划分为3个层段(图7)。整体自下而上,砂岩变细变薄,平均粒径Φ变大,标准偏差变小,偏度主要为0.1,峰度主要集中在0.9~1.1,划分3个长期沉积旋回。
P3-a:0~6.01 m,样品从S1-1-1到S1-4-4。平均粒径为2.30~3.17,粒度变细,变化幅度较小。标准偏差为0.54~0.77,变化趋势为由大到小,分选在变好。偏度为−0.2~0.18,变化趋势为由大到小,主要为0~0.1,为近对称,说明沉积物分选较好,粒径较细。峰度为0.90~1.14,变化趋势为由小到大,主要为0.9~1.1,峰度中等,沉积环境较为稳定,频率曲线形态表现为单峰对称。岩性主要为细砂岩、页岩和粉砂岩,沉积构造多为平行层理、粒序层理、波痕以及冲刷面,发育不完整的鲍马层序。发育一个下粗上细的长期沉积旋回,并可划分2个短期旋回。总体反映中高能的水动力条件且比较稳定的沉积环境。
P3-b:6.01~12.66 m,样品从S1-4-5到S1-10-1。平均粒径为2.47~3.22,粒度相比上段变细且变化较小。标准偏差在0.54~0.82,变化趋势为由小到大,分选相对较好。偏度为−0.08~0.26,变化趋势为由大到小,主要为−0.1~0.1,为近对称,说明沉积物分选较好,粒径相对变细。峰度为0.89~1.14,变化趋势为由大到小且集中为0.9~1.1,峰度中等,沉积环境也比较稳定,频率曲线形态表现为单峰对称。岩性主要为细砂岩、页岩和粉砂岩且粉砂岩含量增加,沉积构造多为平行层理、交错层理、粒序层理、波痕、槽模以及冲刷面,发育不完整的鲍马层序。发育一个下粗上细的长期沉积旋回,同样划分2个短期旋回。代表中能水动力条件的沉积环境。
P3-c:12.66~22.79 m,样品从S1-11-1到S1-15-1。平均粒径为2.26~3.11,粒度相比上段无明显变化。标准偏差为0.64~0.78,变化趋势为由大到小,分选相对较好。偏度为0.05~0.17,变化趋势为由小到大,主要为0~0.1,为近对称,说明沉积物分选较好。峰度为0.95~1.06,变化趋势为由大到小且集中在0.95~1,峰度中等,沉积环境比较稳定,频率曲线形态表现为单峰对称。岩性主要为细砂岩、页岩以及少量粉砂岩,沉积构造多为平行层理、交错层理、槽模以及冲刷面,发育不完整的鲍马层序。发育一个下粗上细的长期沉积旋回,划分3个短期旋回。为中低能水动力条件的沉积环境。
结合砂泥比参数表做出的砂泥比饼状图得出(表4),从P3-a段到P3-c段,砂岩厚度先变薄然后变厚,总体来说变化不大;泥岩厚度一直在增大,越往上变厚趋势越明显;砂泥比由大到小更明显反应了砂岩变细变薄,泥岩越来越厚的趋势。说明在垂向上沉积背景能量逐渐减弱的趋势,在P3-a段到P3-b段水动力条件从中高能到中能,在P3-b段到P3-c段水动力条件从中能到中低能。整体沉积环境是从高能向相对低能转化,反应了研究区平凉组以来,此处从近端朵叶沉积变为远端朵叶沉积。
表 4 各期次砂泥厚度及砂泥比Table 4. Sand-mud thickness and sand–mud ratio of each period期次 砂岩厚度(cm) 泥岩厚度(cm) 砂泥比 水动力 P3-c 365 648 0.56 中低能 P3-b 325 340 0.95 中能 P3-a 348 253 1.37 中高能 5. 形成机理
5.1 沉积模式
陇县石湾沟平凉组属于浊流主导的深水斜坡海底扇模式(图8),发育斜坡扇朵叶体系。有以下原因:①研究区平凉组沉积特征相符。陇县地区具有垂向上正粒序充填的特征,即自下而上砂岩变细变薄,页岩逐渐增厚;发育有粒序层理、平行层理、交错层理、底部冲刷面以及大量不完整的鲍马层序(Tab、Tbc、Tabc、Tabce)。②沉积类型符合。在研究区平凉组主要发育浊流沉积,这样的沉积类型也与以浊流主导的的海底扇模式相符。因此认为,陇县地区属于海底扇模式,其沿斜坡向下呈放射状的平面展布形态。
结合前文总结的野外露头沉积特征等资料,建立了陇县地区的深水沉积模式:在平面上,依次发育近端朵叶沉积和远端朵叶沉积;在剖面上,近端朵叶沉积以浊流沉积为主,以薄–中层细砂岩为主,主要发育平行层理、交错层理、粒序层理;远端朵叶沉积主要是远源浊流沉积,以薄层细砂岩和粉砂岩为主,主要发育砂泥互层层理。整个剖面在垂向上具有自下而上变细变薄的特征。
5.2 主控因素
5.2.1 物源供给
物源供给对重力流沉积规模和种类影响很大。研究区平凉组北部为鄂尔多斯古陆,其陆源碎屑物质搬运到深水斜坡,在重力作用下顺坡向下发育浊流沉积(李华等,2018)。刘朱睿鸷等(2020)通过分析陇县段家峡剖面的微量元素数据,发现研究区晚奥陶世平凉组源区表现为大陆岛弧的构造特征,认为其物源来自北祁连–北秦岭岛弧,处于残余边缘海盆的环境。中朝板块南缘和西缘的沉积相在中—晚奥陶世发生了明显的转变,除了原地沉积物外,还存在滑塌、岩屑、浊积岩和等深流沉积,通过野外和钻井岩心中发现,在鄂尔多斯盆地西南缘发现了深海页岩、浊积岩、凝灰岩、碳酸盐岩等岩石类型(Yang et al.,2019)。因而,认为研究区物源可能来自鄂尔多斯古陆和北祁连-北秦岭岛弧以及深海原地沉积。
5.2.2 相对海平面升降
相对海平面的升降对重力流的规模产生重要影响。研究区重力流发育初期,相对海平面较低,此时发育海退,沉积物粒度变粗,水动力较强,更容易在斜坡处发育浊流沉积。相反地,在重力流末期,相对海平面升高,此时发育海侵,水动力逐渐衰减,沉积物粒度变细,在斜坡处发育朵叶沉积。陇县地区早奥陶世到晚奥陶世时期,相对海平面逐渐上升(郭彦如等,2014;Li et al.,2021),重力流沉积也随之减弱。
5.2.3 构造运动
鄂尔多斯盆地西南缘早奥陶世早、中期,大部分为开阔台地环境;受秦岭洋俯冲的影响,到中奥陶世,自东而西分别发育着鄂尔多斯古陆、碳酸盐台地、碳酸盐斜坡、深水盆地、阿拉善古陆和西华山古陆(高振中等,1995)。Yang 等(2019)认为在中奥陶世至晚奥陶世期间,中朝板块沿其南缘和西缘由分叉向汇聚转变,这导致了鄂尔多斯盆地沉积相的转变:环境由陆表海碳酸盐台地向深海斜坡和深海盆地转变。由于板块之间构造活动比较强烈,一方面有可能引发火山和地震,从而产生了重力流;另一方面形成了高低差异的深水斜坡沉积环境,进而发育了以浊流沉积为主的大规模的重力流沉积。
6. 结论
(1)研究区平凉组岩性比较简单,以细砂岩和页岩为主。沉积构造主要发育粒序层理、平行层理、交错层理、水平层理、波痕、槽模以及冲刷面。发育大量不完整的鲍马层序。划分了3种岩相和2种岩相组合。岩相1为粒序层理砂岩相,表示浊流沉积;岩相2为平行层理砂岩相,代表远源浊流沉积;岩相3为水平层理页岩相,反映深水原地沉积。岩相组合1为近端朵叶沉积,岩相组合2为远端朵叶沉积。
(2)综合分析岩性、沉积构造、古生物及粒度参数等资料,明确了研究区平凉组沉积环境为深水斜坡;沉积相为海底扇,亚相为中扇和下扇,微相为近端朵叶和远端朵叶。
(3)研究区平凉组在垂向上根据岩性、粒度参数等特征划分了3个层段。P3-a段反映中高能的水动力条件且比较稳定的沉积环境,P3-b段代表中能水动力条件的沉积环境,P3-c段为中低能水动力条件的沉积环境。
(4)建立了研究区平凉组以浊流主导的深水斜坡海底扇模式,分析了相对海平面升降、构造运动和物源供给等主控因素对重力流沉积的影响。
致谢:研究生黄伟、刘朱睿鸷、苏帅亦参加了野外及部分室内工作,在此表示衷心的感谢。评审专家对稿件提出宝贵的意见和建议,对此表示真诚的感谢!
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