內(nèi)蒙古桌子山中奧陶統(tǒng)拉什仲組深水水道沉積

肖彬，何幼斌，羅進(jìn)雄，苑伯超

長江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，武漢，430100

內(nèi)容提要：內(nèi)蒙古桌子山中奧陶統(tǒng)拉什仲組發(fā)育一套典型的濁流沉積。通過詳細(xì)的野外觀察和室內(nèi)巖石薄片鑒定，分析了拉什仲組的巖石類型及其組合關(guān)系，劃分出5種巖相類型及3個深水水道復(fù)合體。在此基礎(chǔ)上，綜合分析了拉什仲組水道復(fù)合體沉積特征，建立了拉什仲組深水水道沉積模式。研究表明，下部水道復(fù)合體砂巖具有向上變細(xì)變薄的特征，水道側(cè)向遷移加積趨勢明顯，可能位于深水水道的彎曲帶；而中部及上部水道復(fù)合體水道砂體側(cè)向延伸穩(wěn)定，二者上部均為一套粉砂巖、頁巖薄互層沉積，水道復(fù)合體以垂向加積作用為主，可能發(fā)育于水道末端。

深水水道被定義為長條形的、由濁流或與濁流相關(guān)的作用所形成的持續(xù)延伸的負(fù)地形，是沉積物搬運(yùn)的長期通道。濁流沉積體系內(nèi)水道的形態(tài)和位置受控于沉積作用或是侵蝕作用，亦或是二者的共同作用(Mutti and Normark，1991)。在深水沉積體系中，深水水道是非常重要的沉積物疏導(dǎo)系統(tǒng)，向上與峽谷相連，向海盆方向演變成孤立彎曲水道、水道前端朵體(孫輝等，2011)。深水水道沉積具有復(fù)雜的內(nèi)部結(jié)構(gòu)、多期侵蝕、沉積物過路和充填過程(袁圣強(qiáng)等，2010a)，其形成受控于海平面升降、區(qū)域構(gòu)造運(yùn)動、沉積物供應(yīng)變化及氣候等因素(Reading and Richards，1994；Stow and Johansson，2000；Piper and Normark，2001；Bouma，2004；Adedayo et al. ，2005)。深水水道充填沉積可由多種重力流沉積物組成，如滑動、滑塌、碎屑流、濁流沉積等(Carlos and Jasim，2003)，沉積物類型可為礫巖、砂巖、粉砂巖、泥巖以及它們的混合充填。正是由于深水水道沉積內(nèi)部結(jié)構(gòu)復(fù)雜及影響因素繁多，給深水水道沉積研究及深水油氣的勘探開發(fā)帶來了較大的挑戰(zhàn)。

目前，有關(guān)深水水道的研究主要基于古代露頭、地震數(shù)據(jù)、深水鉆探和深水油氣開采數(shù)據(jù)進(jìn)行。與國外相比，我國關(guān)于深水水道的研究尚屬起步階段，研究成果多基于對水道的三維地震解釋(付彥輝等，2009；吳時國和秦蘊(yùn)珊，2009；李云等，2010；袁圣強(qiáng)等，2010b；李冬等，2011；劉軍等，2011；孫輝等，2011；李磊等，2012a，2012b；劉新穎等，2012a，2012b)，關(guān)于深水水道沉積的古代露頭研究尚不多見。內(nèi)蒙古桌子山地區(qū)中奧陶統(tǒng)拉什仲組發(fā)育一套典型的濁流沉積。有關(guān)拉什仲組的生物地層、沉積特征及古地理背景，前人已有較多研究(林暢松等，1991；高振中等，1995；馮增昭等，1998；費(fèi)安瑋，2001；晉慧娟等，2005)，而關(guān)于拉什仲組濁積水道沉積特征的研究尚屬空白。為此，本文依據(jù)野外實(shí)測剖面、薄片觀察等資料，詳細(xì)分析了拉什仲組的巖相類型及水道復(fù)合體沉積特征，建立了研究區(qū)深水水道沉積模式，為深水水道沉積提供又一野外露頭實(shí)例。

圖1 內(nèi)蒙古桌子山地區(qū)中奧陶世巖相古地理圖(a)及拉什仲組柱狀剖面圖(b)(圖1a據(jù)孫宜樸等，2008修繪)Fig. 1 Lithofacies paleogeographic map (a) and stratigraphic column of the Lashizhong Formation(b) of the Middle Ordovician in Zhuozishan area, Inner Mongolia (Fig. 1a modified from Sun Yipu et al. ，2008)

1 地質(zhì)背景

研究剖面位于內(nèi)蒙古烏海市海南區(qū)，是鄂爾多斯盆地西北部奧陶系典型剖面(馮增昭等，1998)。大地構(gòu)造位置處于鄂爾多斯西緣賀蘭構(gòu)造帶北部地區(qū)，賀蘭構(gòu)造帶與秦嶺、北祁連海槽構(gòu)成三叉裂谷系(高振中等，1995；林暢松等，1995；晉慧娟等，2005)。賀蘭坳拉谷活動的主要時期為寒武紀(jì)至奧陶紀(jì)，尤其在中奧陶世，為坳陷沉降最盛時期，此時本區(qū)古地理格局比較明顯(圖1a)，自西向東依次為深水盆地區(qū)、碳酸鹽斜坡、碳酸鹽臺地及鄂爾多斯古陸(高振中等，1995)。

桌子山地區(qū)中奧陶統(tǒng)由下往上依次發(fā)育的地層為烏拉力克組、拉什仲組、公烏素組及蛇山組。拉什仲組與下伏烏拉力克組呈整合接觸，與上覆公烏素組關(guān)系不清(內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991)，宏觀上為一套灰綠色砂巖、粉砂巖與灰黑色頁巖不等厚互層，可分為3個巖性段(圖1b)。第一段為灰綠色砂巖、粉砂巖與灰黑色頁巖不等厚互層，間夾兩層褐灰色細(xì)—中礫巖，底部為粉砂巖與頁巖薄互層，往上砂巖變厚增多；第二段為灰黑色頁巖夾灰綠色薄—中層粉砂巖；第三段為灰綠色砂巖、粉砂巖與灰黑色頁巖不等厚互層。其中，砂巖側(cè)向延伸不穩(wěn)定，多呈透鏡體狀，砂巖具正粒序，底部發(fā)育槽模、重荷模等沉積構(gòu)造。粉砂巖中常見交錯層理、包卷層理，薄層粉砂巖底面常可見生物遺跡化石，遺跡化石組合相當(dāng)于Nereites遺跡相(費(fèi)安瑋，2001)。頁巖顏色為灰黑色，普遍發(fā)育筆石。5個頁巖樣品地球化學(xué)測試結(jié)果顯示，Sr/Ba為0.61 ～ 0.84，V/(V+Ni)為0.75 ～ 0.76。上述特征表明，研究區(qū)拉什仲組為大陸斜坡至盆地邊緣沉積環(huán)境。

2 巖相

根據(jù)拉什仲組巖石類型及其組合關(guān)系，結(jié)合室內(nèi)薄片鑒定，拉什仲組共劃分出5種巖相類型，分別為基質(zhì)支撐礫巖相、中厚層砂巖夾頁巖相、規(guī)則薄層粉砂巖與頁巖互層相、不規(guī)則薄層粉砂巖與頁巖互層相及頁巖夾薄—中層粉砂巖相。

2.1 巖相1——基質(zhì)支撐礫巖

巖相1為褐灰色基質(zhì)支撐礫巖(圖2a)，主要發(fā)育在拉什仲組第一段中部。巖層厚度一般為0.2 ～ 1.5 m，側(cè)向延伸極不穩(wěn)定，呈透鏡體狀產(chǎn)出。礫巖層內(nèi)部無明顯組構(gòu)，多為基質(zhì)支撐(圖2b)，少量為顆粒支撐，與下伏頁巖及上覆砂巖呈突變接觸，上部接觸面為不規(guī)則狀。礫石成分主要為含生屑泥晶灰?guī)r及燧石，含量約占巖石的35% ～ 65%，大小混雜，大者可達(dá)數(shù)厘米，小者僅2 ～ 5 mm，多呈次棱角狀至次圓狀。填隙物以砂質(zhì)為主，含量約為25% ～ 40%，次為泥質(zhì)雜基，約占10% ～ 15%。此外，礫巖中還見有腕足類、三葉蟲及海百合等淺海相生物碎屑化石，化石大多保存不完整。

巖相1中礫巖多呈透鏡狀，側(cè)向及向上變?yōu)樯皫r，反映了大陸斜坡的水道充填沉積。礫巖基質(zhì)中黏結(jié)性泥含量較少，主要以砂質(zhì)為主，指示了流體的高濃度流動和塑性流變學(xué)特征。另外，礫巖無明顯組構(gòu)，且與上覆砂巖具有不規(guī)則的接觸面，揭示了原始沉積體的整體快速凍結(jié)過程。孟慶任等(2007)將該類巖相解釋為礫質(zhì)碎屑流，而Shanmugam(1996)將碎屑流分為砂質(zhì)碎屑流和泥質(zhì)碎屑流兩類。因此，本文將其解釋為砂質(zhì)碎屑流沉積。礫巖基質(zhì)中的腕足類、三葉蟲及海百合等淺海相的生物碎屑化石大多比較破碎，推測經(jīng)碎屑流從淺海搬運(yùn)至深海。

2.2 巖相2——中厚層砂巖夾頁巖

巖相2以灰綠色中厚層砂巖夾灰黑色薄層頁巖為特征(圖2c)，主要發(fā)育在拉什仲組第一段上部及第三段。砂巖與頁巖厚度比一般大于5∶1，具有較高的砂泥比。砂巖一般為細(xì)粒長石巖屑質(zhì)石英砂巖、雜砂巖，單層厚度一般40 ～ 80 cm，側(cè)向延伸較不穩(wěn)定，呈透鏡狀。砂巖具正粒序，常見平行層理、交錯層理等沉積構(gòu)造，可見不完整的鮑馬序列。砂巖底面與下伏頁巖呈突變接觸，常見沖刷面及槽模、重荷模等沉積構(gòu)造。

鏡下觀察，砂巖成分較為復(fù)雜，顆粒成分主要為石英和巖屑，偶見長石，還見少許云母碎片，常含盆內(nèi)生物碎屑。其中石英一般介于67% ～ 76%之間，平均值約72%，巖屑一般介于15% ～ 25%之間，平均值約20%，主要為燧石巖、泥巖巖屑。雜基主要以泥質(zhì)雜基充填，泥質(zhì)雜基因成巖作用而大多數(shù)被鈣質(zhì)、硅質(zhì)、鐵質(zhì)交代。碎屑顆粒磨圓度較差，多為次棱角狀—棱角狀，具不等粒結(jié)構(gòu)。

巖相2具有正粒序特征和上部漸變的接觸關(guān)系，筆者將該巖相解釋為濁流沉積。依據(jù)主要有以下幾點(diǎn)：①濁流沉積是在能量逐漸衰減的情況下，通過懸浮沉降的方式卸載其內(nèi)部的沉積顆粒，粗粒及細(xì)粒部分在沉積期間依各自的降落速度分布沉降，并形成正粒序。正粒序指示了沉積流體的牛頓流變性質(zhì)和紊亂流動狀態(tài)，是解釋濁流沉積最可靠的標(biāo)準(zhǔn)(高紅燦等，2012)；②濁流屬于紊流，對下伏地層具有較強(qiáng)的侵蝕能力，通?？尚纬蓻_刷面、槽模及溝模等沉積構(gòu)造；③巖相2中發(fā)育不完整的鮑馬序列，該序列被認(rèn)為是濁積巖所特有的沉積構(gòu)造(Bouma，1962)。此外，巖相2砂巖層側(cè)向延伸不穩(wěn)定，呈透鏡狀，進(jìn)一步說明其應(yīng)為濁流水道沉積。

圖2 內(nèi)蒙古桌子山地區(qū)中奧陶統(tǒng)拉什仲組巖相類型的野外照片及解釋Fig. 2 Outcrop photographs and interpretations showing the lithofacies of the Middle Ordovician Lashizhong Formation in Zhuozishan area, Inner Mongolia(a)基質(zhì)支撐礫巖；(b)基質(zhì)支撐礫巖局部放大；(c)中厚層砂巖夾頁巖；(d)規(guī)則薄層粉砂巖與頁巖互層；(e)頁巖露頭經(jīng)風(fēng)化呈現(xiàn)出灰綠色；(f)不規(guī)則薄層粉砂巖與頁巖互層，處于遠(yuǎn)端天然堤，泥質(zhì)含量較高；(g)不規(guī)則薄層砂巖與頁巖互層，處于近端天然堤，泥質(zhì)粉砂巖中可見交錯層理及脈狀層理。硬幣直徑2 cm，地質(zhì)錘長30 cm(a) matrix supported conglomerate；(b) partial enlarged of the photograph (a)；(c) medium to thick bedded sandstone with shale；(d) the interlayers of regular thin-bedded siltstone and shale；(e) weathered shale with gray green；(f) the interlayers of irregular thin-bedded siltstone and shale, located at channel-distal levee, with high content of clay；(g) the interlayers of irregular thin-bedded siltstone and shale, located at channel- proximal levee, the mud siltstone develop cross-bedding and flaser-bedding. Coin with a diamerer of 2 cm, geological hammer with a length of 30 cm

2.3 巖相3——規(guī)則薄層粉砂巖與頁巖互層

巖相3以規(guī)則灰綠色薄層粉砂巖與灰黑色頁巖互層為特征，主要發(fā)育在拉什仲組第三段，一般發(fā)育在中厚層砂巖之上(圖2d)，構(gòu)成向上變細(xì)變薄層序。粉砂巖厚度一般小于10 cm，最大厚度可達(dá)20 cm，側(cè)向延伸較為穩(wěn)定，多呈現(xiàn)平行分層，可見交錯層理、波狀層理及粒序?qū)永淼瘸练e構(gòu)造。粉砂巖底部界面較為平整，常可見生物遺跡化石構(gòu)造(圖4e、f)，偶爾可見槽模、溝模等沉積構(gòu)造。

巖相3從上述沉積特征來看，同樣應(yīng)該屬于濁流沉積。但其與巖相2具有明顯的不同：①巖相3巖性粒度比巖相2更細(xì)，單層厚度較薄，一般小于10 cm；②巖相3粉砂巖層多呈平行分層，且成層穩(wěn)定，分布范圍較廣，而巖相2砂巖多呈透鏡狀；③巖相3粉砂巖底部界面較為平整，常可見生物遺跡構(gòu)造，并呈凸跡保存在薄層粉砂巖的底面，說明其對下伏頁巖的侵蝕能量相對較弱，而巖相2中砂巖底面常見沖刷面、槽模等沉積構(gòu)造，反映了其較強(qiáng)的侵蝕能力。因此，筆者將巖相3解釋為遠(yuǎn)源濁流沉積，認(rèn)為其發(fā)育于水道末端，由于限制性環(huán)境的消失而形成的分布范圍較廣、流體能量較弱的朵體沉積。

2.4 巖相4——不規(guī)則薄層粉砂巖與頁巖互層

巖相4為不規(guī)則灰綠色粉砂巖與灰黑色鈣質(zhì)頁巖薄互層，砂泥厚度比為1∶2 ～ 1∶7，主要發(fā)育在拉什仲組第一段下部。該相粉砂巖層厚較薄且不規(guī)則，一般厚2 ～ 5 cm，側(cè)向連續(xù)性較差，底部界面相對不平整。粉砂巖主要為泥質(zhì)粉砂巖、鈣質(zhì)粉砂巖，粒序?qū)永聿幻黠@，?？梢娖叫袑永?、交錯層理和波狀層理等沉積構(gòu)造(圖2g)。

巖相4與巖相3相比，粒序?qū)永聿幻黠@，側(cè)向延伸不穩(wěn)定，連續(xù)性較差，交錯層理、波狀層理及爬升波痕交錯層理等沉積構(gòu)造出現(xiàn)更為頻繁，認(rèn)為該相是攜帶沉積物的流體在水道內(nèi)發(fā)生溢流而形成的天然堤沉積(Bruhn and Walker，1997；Hickson and Lowe，2002；Beaubouef，2004；Kane et al. ，2007；Schwarz and Arnott，2007)。區(qū)分天然堤沉積與遠(yuǎn)源低密度濁流沉積主要依據(jù)以下幾點(diǎn)：①天然堤沉積砂體側(cè)向延伸沒有遠(yuǎn)源低密度濁流沉積穩(wěn)定，由近端天然堤到遠(yuǎn)端天然堤泥質(zhì)含量相對增加，巖層變薄(圖2f、g)；②天然堤沉積一般由中—高密度濁流在水道內(nèi)溢流所形成，所以在流體能量上更強(qiáng)，造成平行層理、交錯層理、爬升波痕交錯層理等沉積構(gòu)造出現(xiàn)更為頻繁；③缺少發(fā)育較好的正粒序?qū)永?。這些特征表明天然堤沉積比流體能量逐漸減弱的遠(yuǎn)源低密度濁流沉積，在流體能量上具有更強(qiáng)的脈動性。

2.5 巖相5——頁巖夾薄—中層粉砂巖

巖相5以灰黑色頁巖夾少量灰綠色薄—中層粉砂巖為特征，在剖面中所占比例比較大，最厚處可達(dá)32 m厚。頁巖顏色主要為深灰色至灰黑色，露頭經(jīng)風(fēng)化呈現(xiàn)出灰綠色(圖2e)。頁巖中水平層理較為發(fā)育，并含有豐富的叉筆石及雙筆石類化石(費(fèi)安瑋，2001)。

頁巖顏色為深灰色至灰黑色，并且含有豐富的筆石化石，可以判斷該相是在深水安靜環(huán)境下由懸浮物質(zhì)降落而沉積形成，為深水原地沉積，其間伴有少量的遠(yuǎn)源濁流沉積(Stow et al. ，1996；Stow and Tabrez，1998)。

3 水道發(fā)育特征

根據(jù)拉什仲組水道復(fù)合體沉積特征及發(fā)育位置，劃分出3個水道復(fù)合體，分別為下部水道復(fù)合體、中部水道復(fù)合體及上部水道復(fù)合體。

3.1 下部水道復(fù)合體

下部水道復(fù)合體位于拉什仲組第一段中上部，主要由巖相1和巖相2組成。砂巖單層厚一般為0.4 ～ 0.8 m，最厚為1.3 m，總體砂泥比一般大于5∶1。砂巖中發(fā)育平行層理、粒序?qū)永?，砂巖底部常見泥巖撕裂屑及礫石，具沖刷面(圖3f)，發(fā)育槽模(圖3g)、重荷模等沉積構(gòu)造。粉砂巖多與砂巖伴生出現(xiàn)，構(gòu)成向上變細(xì)層序，發(fā)育交錯層理、包卷層理。

圖3 內(nèi)蒙古桌子山地區(qū)中奧陶統(tǒng)拉什仲組下部水道復(fù)合體野外照片及解釋Fig. 3 Outcrop photographs and interpretations showing the lower channel complexes of the Middle Ordovician Lashizhong Formation in Zhuozishan area, Inner Mongolia(a)下部水道復(fù)合體整體照片；(b)下部水道復(fù)合體示意圖；(c)水道軸部中—厚層砂巖夾頁巖；(d)水道翼部砂巖相對減少，頁巖增多；(e)水道復(fù)合體頂部的砂巖、頁巖薄互層沉積；(f)砂巖底部沖刷面，對底面及側(cè)向均有侵蝕作用；(g)槽模(a) photomacrograph of the lower channel complex；(b) schematic diagram of the photograph (a)；(c) medium to thick bedded sandstone with intercalated shale at the channel axis；(d) sandstone with a relative decrease at the channel limb；(e) alternating thin sand and mudstone layers at the top of the channel complex；(f) an erosion surface presents at the bottom of sandstones, leading to bottom and side erosion surface；(g) flute cast

圖4 內(nèi)蒙古桌子山地區(qū)中奧陶統(tǒng)拉什仲組中部及上部水道復(fù)合體野外照片及解釋Fig. 4 Outcrop photographs and interpretations showing the middle and upper channel complexes of the Middle Ordovician Lashizhong Formation in Zhuozishan area, Inner Mongolia(a)中部水道復(fù)合體整體照片，砂巖側(cè)向延伸穩(wěn)定；(b)下部為中層砂巖夾頁巖，上部為薄層粉砂巖、頁巖互層；(c)照片b示意圖；(d)上部粉砂巖中包卷層理；(e)平面上helminthopsis ichnosp產(chǎn)于拉什仲組中上部薄層粉砂巖中；(f)平面上zoophycos產(chǎn)于拉什仲組中上部粉砂巖中；(g)上部水道復(fù)合體及局部水道放大，箭頭所指為水道砂體尖滅處(a) photomacrograph of the middle channel complex, the sandstone layers extend stably on the lateral side；(b) the lower part is medium-bedded sandstone with intercalated shale, the upper part is the interlayers of thin-bedded siltstone and shale；(c) schematic diagram of the photograph (b)；(d) siltstone with convolute bedding；(e) helminthopsis ichnosp developed in the thin-bedded siltstone from the middle to upper parts of Lashizhong Formation；(f) zoophycos developed in the thin-bedded siltstone from the middle to upper parts of Lashizhong Formation；(g) photographs of the upper channel complex with partial enlarged of channels, arrows represent the channel sand-body pinch out

從整體上來看，下部水道復(fù)合體砂巖層具有向上變細(xì)變薄的特征。礫巖多發(fā)育在水道復(fù)合體的底部(圖3a)，往上水道軸部多發(fā)育具高砂泥比的中厚層砂巖夾薄層頁巖(圖3c)，一般由多期水道疊置合并形成，單期水道砂體側(cè)向延伸不穩(wěn)定，一般寬為30 ～ 50 m，往兩側(cè)砂體尖滅，水道翼部頁巖相對增多，砂泥比降低(圖3d)。水道復(fù)合體的頂部可見砂泥薄互層沉積(圖3e)，規(guī)模較小，具有低砂泥比的特征，Mayall等(2006)將其解釋為低砂泥比的水道天然堤沉積，為水道衰亡期的產(chǎn)物。整體上，下部水道復(fù)合體沉積砂體相對較厚，粒度較粗，可能距離物源相對較近。在圖3a、3b中，可以看出濁積水道具有明顯的向北西方向側(cè)向遷移加積的趨勢，為側(cè)向遷移加積型水道復(fù)合體(Kolla et al. ，2007)。

3.2 中部及上部水道復(fù)合體

中部及上部水道復(fù)合體分別位于拉什仲組第三段下部及上部，主要由巖相2及巖相3組成。砂巖一般厚 20 ～ 50 cm，具正粒序，砂巖底部常發(fā)育沖刷面及槽模、重荷模等底面構(gòu)造，頂部多發(fā)育包卷層理、交錯層理等沉積構(gòu)造(圖4d)。粉砂巖厚度一般小于10 cm，底面較為平整，在薄層粉砂巖的底部常可見到生物遺跡構(gòu)造(圖4e、4f)。

中部及上部水道復(fù)合體具有相似的發(fā)育特征(圖4a、4g)。水道復(fù)合體下部一般發(fā)育中層細(xì)砂巖夾頁巖，水道砂體延伸相對穩(wěn)定，局部可見水道砂巖透鏡體尖滅于頁巖中(圖4b、4c、4g)。二者上部均為一套規(guī)則的薄層粉砂巖與頁巖互層，成層穩(wěn)定，分布范圍較廣。與下部水道復(fù)合體相比，中、上部水道復(fù)合體砂巖巖層相對變薄，粒度較細(xì)，分布范圍更廣，說明該沉積時期可能距離物源相對較遠(yuǎn)。水道砂體側(cè)向延伸相對穩(wěn)定，水道側(cè)向遷移不明顯，整體上以垂向加積作用為主，為垂向加積型水道復(fù)合體(Kolla et al. ，2007)。

4 沉積模式探討

重力流沉積屬于地質(zhì)事件沉積，重力流的發(fā)生及其時空演化間接反映大地構(gòu)造活動背景并受大地構(gòu)造的控制(萬秋等，2011)。研究區(qū)位于鄂爾多斯西緣賀蘭構(gòu)造帶北部地區(qū)，主要活動期為寒武—奧陶紀(jì)。桌子山地區(qū)奧陶系重力流、等深流的形成和空間展布明顯受賀蘭坳拉谷的控制。同時，通過對拉什仲組的古流向進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)該時期重力流主要是自東向西推進(jìn)，與該時期的大陸斜坡方向基本一致(圖1)，說明沉積物主要來自桌子山地區(qū)東側(cè)，推測可能為鄂爾多斯古陸提供了物源，通過海底峽谷搬運(yùn)至盆地邊緣，這為拉什仲組深水水道沉積的形成奠定了物質(zhì)基礎(chǔ)。

根據(jù)拉什仲組水道充填巖性及結(jié)構(gòu)特征來看，下部水道復(fù)合體以中厚層砂巖夾頁巖為主，底部發(fā)育有碎屑流沉積，說明此時距離物源相對較近。水道側(cè)向延伸不穩(wěn)定，向北西方向側(cè)向遷移加積明顯。據(jù)高振中等(1995)研究發(fā)現(xiàn)，桌子山地區(qū)中奧陶世發(fā)育等深流沉積，古流向?yàn)楸蔽骰蚪蔽鞣较?，且水動力條件相對較強(qiáng)?？紤]到等深流流向與拉什仲組下部水道復(fù)合體的遷移方向一致，因此我們就會提出疑問——下部水道復(fù)合體是否為深水單向遷移水道沉積(吳嘉鵬等，2012；李華等，2013)？丁海軍和徐煥華(2009)在拉什仲組識別出“碎屑巖等深巖體”，并認(rèn)為不存在鮑馬序列，然而筆者在野外剖面觀察中并未發(fā)現(xiàn)明顯的等深流沉積標(biāo)志，且見有水道的側(cè)向侵蝕現(xiàn)象(圖3f)。因此，本文認(rèn)為該時期水道遷移可能由于發(fā)育在水道彎曲帶所形成，在深水水道彎曲帶水道常表現(xiàn)出側(cè)向遷移、擴(kuò)張和向下游波及的特征(程岳宏等，2012)。中部及上部水道復(fù)合體下部多發(fā)育中厚層細(xì)砂巖夾頁巖，砂巖呈透鏡狀，側(cè)向延伸較上部水道復(fù)合體相對穩(wěn)定，上部為一套粉砂巖、頁巖薄互層的朵體沉積，整體上以遠(yuǎn)源濁流沉積為主，水道復(fù)合體垂向加積作用明顯，此時可能位于下陸坡水道末端出口處。

綜合前文所述及國內(nèi)外研究成果，建立了拉什仲組的深水水道沉積模式(圖5)。平面上看，拉什仲組主要發(fā)育有水道、堤岸、朵體等沉積單元，局部可能發(fā)育有決口扇及廢棄水道沉積。剖面上看，從大陸斜坡到盆地邊緣，依次發(fā)育峽谷塊體滑塌沉積、水道—天然堤沉積以及水道前端朵體。

圖5 內(nèi)蒙古桌子山地區(qū)中奧陶統(tǒng)拉什仲組深水水道沉積模式示意圖Fig. 5 Schematic diagram of depositional model for submarine channels of the Middle Ordovician Lashizhong Formation in Zhuozishan area, Inner Mongolia

5 結(jié)論

(1)識別出5種巖相類型，分別為基質(zhì)支撐礫巖相、中厚層砂巖夾頁巖相、規(guī)則薄層粉砂巖與頁巖互層相、不規(guī)則薄層粉砂巖與頁巖互層相及頁巖夾薄—中層粉砂巖相。

(2)下部水道復(fù)合體具有砂巖向上變細(xì)變薄的特征，水道向北西方向側(cè)向遷移加積明顯，為側(cè)向遷移加積型水道復(fù)合體，可能發(fā)育于深水水道彎曲帶；而中部及上部水道復(fù)合體水道砂體側(cè)向延伸穩(wěn)定，水道復(fù)合體上部朵體沉積均較為發(fā)育，為垂向加積型水道復(fù)合體，可能發(fā)育于水道末端出口處。

(3)在實(shí)測剖面的基礎(chǔ)上，結(jié)合國內(nèi)外研究成果，建立了研究區(qū)拉什仲組的沉積模式。平面上，主要發(fā)育水道、堤岸、朵體等沉積單元；剖面上，從大陸斜坡到盆地邊緣，依次發(fā)育峽谷塊體滑塌沉積、水道—天然堤沉積以及水道前端朵體。

致謝：感謝長江大學(xué)賴志云教授在薄片鑒定方面給予的幫助！感謝河南理工大學(xué)胡斌教授在生物遺跡化石方面給予的指導(dǎo)！感謝審稿專家提出的寶貴的修改意見及貴刊編輯的辛勤工作！

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