Question

沉积体系特征

Answer 1

3.2.2.1台地潮坪（相）

潮坪相在空间上一般沿古陆边缘分布，且随古陆边缘地貌条件而宽窄不一。在太康地区中奥陶世下马家沟期广为发育，根据其沉积特征，可以将其划分为潮上、潮间及潮下坪（图3.2）。

图3.2 碳酸盐岩潮坪沉积特征（太参3井下马家沟组

（1）潮上坪

潮上坪亚相包括云坪、膏云坪、泥云坪、砂云坪和泥坪。常发育水平纹层，岩石层面上常见多角形干裂、“鸟眼”构造、膏岩铸模，有时见石膏夹层，生物化石稀少。当有大量的陆源物质混入时，可形成泥云坪、砂云坪和泥坪。主要发育在河南地区早奥陶世冶里组、亮甲山组沉积期以及中奥陶世下马家沟组、上马家沟组、峰峰组各个沉积旋回的早期。

（2）潮间坪

潮间坪亚相位于平均高潮面和低潮面之间，可进一步划分为灰云坪、云灰坪、泥灰坪等微相。岩石类型为泥晶白云岩、粉—细晶白云岩、燧石团块白云岩及条带状白云岩。发育波状层理、脉状层理、透镜状层理。可见不规则的细条纹，反映潮间带水位变化频繁的特点。白云岩结晶较粗时，原始纹理和层理遭破坏而呈厚层状或团块状。生物遗迹主要为垂直或近于垂直的钻孔及少量简单虫管。潮间坪主要发育于本区早奥陶世以及中奥陶世下、上马家沟组和峰峰组各沉积期的初期。

（3）潮下坪

该亚相位于古陆边缘沉积区外侧，潮汐流较通畅，水体能量间歇性较弱，水浅而盐度正常，有适量异地生物碎屑沉积。岩石类型条带泥晶灰岩或球粒泥晶灰岩为主，有时亦有少量粉砂岩或页岩。

3.2.2.2局限台地（相）

局限台地（相）位于碳酸盐岩台地近陆一侧的潮下低能带，水体循环受限，水动能较弱，海底还原性较强。沉积物主要为深灰色中厚层泥晶灰岩、泥质泥晶灰岩、白云质、云斑灰岩等，层理不发育，岩石颜色一般较深（深灰色至灰黑色），多呈厚层状，泥晶灰岩中常见黄铁矿结核。生物搅动强烈，化石稀少，仅见广盐性生物，主要是牙形石类和营游生活的头足类，大个体底栖生物极少，偶见腕足类、腹足类。该沉积相主要发育在两淮地区下马家沟组二、三段（图3.3），峰峰组也比较发育。在地层层序中，半局限台地相常与台地潮坪相交互出现。上、下马家沟组均可见到这种规律。

在威尔逊（1975）的碳酸盐标准相带中，局限台地相包括碳酸盐台地中的湖、潮坪沉积。在塔克（Tucker，1981）的模式中该相仅指湖。曾允孚（1985）在总结碳酸盐沉积相时也采用了湖与潮坪分开的方案。研究区中的局限台地也广泛发育（图3.4），并构成台地体系的主要相带之一，常见潮坪和潟湖，局部出现萨布哈。潮坪常由颗粒微晶灰岩、微晶灰岩、层纹石灰岩和白云岩组成，见有水平纹层、层纹石构造及鸟眼构造；潟湖最特征的岩石类型为微晶灰岩、生屑球粒微晶灰岩和白云岩，潟湖与潮坪组成单调的垂向韵律交替层序；萨布哈为受限台地内沉积高地控制，由蒸发相白云岩、膏岩、盐溶角砾岩组成。局限台地的洼地、湖环境或者潮上云坪（或萨布哈）中经常发育膏盐沉积，如在下马家沟期三级层序的高位晚期，潮上云坪中的洼地或湖大小不一、星罗棋布，形成了膏岩厚度横向变化较大甚至减薄为零的特点。研究区湖多为漏湖，发展到石膏阶段就不再发展了，因此大都没有石盐沉积。膏盐岩层对油气成藏具有重要的影响：①膏盐岩的形成环境中可以形成大量的有机质，并且这种环境（弱氧化—还原环境）有利于有机质的保存和烃类的生成。②膏盐层有利于其下部岩层保持较高的孔隙度。张朝军（1998）认为：由于膏盐岩密度稳定、热导率高、下部易形成异常高压而产生裂缝等性质，使盐下地层压实程度减弱，成岩作用降低，因而使砂岩中的高孔隙率得以保持。膏盐层对储层次生孔隙的影响表现在2个方面：一方面，当埋深达到一定深度时，石膏会脱去大量的结晶水转化成硬石膏，这些水可以富含有机酸，具有溶解作用，增强流体/岩石反应，溶蚀矿物，形成次生孔隙；另一方面，若硬石膏作为胶结物充填在储层中，并且后来没有流体侵入，即硬石膏没有被溶解，那么将使储层的孔隙度降低，物性变差。③由于膏盐具有易溶、易变、易流动、致密性、可塑性以及石膏在转化为硬石膏时脱出大量结晶水等特点，使其不仅可以成为很好的盖层，而且在一定条件下可以储存油气。

图3.3 碳酸盐岩局限台地沉积特征（安徽洞山下马家沟组）

3.2.2.3开阔台地（相）

开阔台地相发育于台地中部及外侧的开阔地区，沉积界面一般在浪基面之上、平均低潮面以下，是与外海畅通的广阔浅水区，在古地理位置上一般位于局限台地靠滨岸一侧。沉积物主要是深灰色中厚层生屑泥晶灰岩、生屑质泥晶灰岩、含生屑泥晶灰岩、泥晶灰岩等，生屑类型丰富，包括牙形石、介形类、三叶虫、海百合、腕足类等。上马家沟晚期，在两淮地区主要沉积泥晶灰岩、含砾屑砂屑灰岩、含砂屑泥晶灰岩、泥晶白云岩、粉晶白云岩及少量亮晶砾屑灰岩，厚百余米，具水平纹层，含较多头足、腹足和牙形石等生物化石，为开阔台地环境（图3.4）。

图3.4 碳酸盐岩开阔台地沉积特征（南6井上马家沟组）

（1）浅滩

它位于开阔台地高能浅水环境中，多沿着水下高地或古岛屿边缘分布。岩石类型主要由厚层亮晶鲕粒灰岩、亮晶砂屑灰岩、亮晶生屑灰岩、藻屑灰岩及亮晶鲕粒白云岩组成。发育板状交错层理，低角度楔状交错层理及波状层理、小型交错层理，含三叶虫化石和分离的三叶虫甲壳。此类沉积反映了搅动水浅滩中潮下高能环境，形成于开阔台地中的水下隆起部位。

（2）滩间

岩石类型主要由薄层泥晶灰岩、微晶灰岩、泥质条带灰岩、介壳灰岩、含生屑泥晶灰岩、藻灰岩、粉屑灰岩等组成。岩石颜色较浅，灰岩多呈灰色、灰白色，页岩呈黄绿色或紫红色。层理类型主要为水平层理、波状层理、条带状层理，偶有小型交错层理。生物化石丰富，以保存完整的三叶虫甲壳为主，另有软舌螺、腕足化石，生物遗迹较多，保存有大量三叶虫爬行迹和水平虫管。此类沉积反映了开阔台地中浅滩之间的潮下低能环境。

3.2.2.4风暴事件沉积

通过野外剖面和室内岩心观察，在南华北地区下奥陶统发现许多非正常沉积作用条件下形成的沉积构造，诸如底面构造、包卷层理、碳酸盐岩角砾等，认为这些都是典型风暴岩的标志性沉积构造（图版Ⅰ—7，8）。风暴岩的产出与海平面的稳定上升期有关，早奥陶世海侵体系域和高位体系域中发育碳酸盐风暴流沉积。风暴沉积作为自然界一种常见的突变事件，不仅对地球上的气象气候，而且对海岸带地貌的发育演化都有着重大的影响，而近岸地带特别是潮坪风暴沉积对海岸地貌的影响更加明显和强烈。通过对古代潮坪风暴沉积产物—潮坪风暴岩的研究，一方面可以正确解释地史时期地层层序的不连续现象，另一方面对发展沉积学理论、丰富沉积学研究内容也具有重要的意义。此外潮坪风暴岩沉积的结构成熟度较正常潮坪沉积物高，原生孔隙发育，储集性能良好，是潜在的油气储层，因此奥陶系潮坪风暴岩沉积的发现，为油气勘探开辟了新的领域。

（1）沉积构造特征

1）底面构造：底面构造是识别风暴沉积的重要标志。研究区常见的风暴岩底面构造有冲刷面、底模及撕裂构造等。其中，冲刷面有平坦状、波状、复杂形状等形态；底模主要为多向槽模，模长15～30cm，高0.5～1.4cm，底部圆滑，充填物为异地陆屑；撕裂构造突出特征是砾屑层与下伏岩层无明显界线，野外剖面上可见下部个别砾屑的根部仍与下伏薄层泥晶灰岩相连，上部砾屑则多具旋转状、破碎状分布，为风暴旋流将原地半固结岩层击碎、卷起，部分砾屑被带走、其余砾屑迅速堆积而形成（图3.5）。

图3.5 碳酸盐风暴底面构造形态图

2）丘状交错层理：具丘状和凹状表面形态，其形成与风暴摆动浪有关。Bose（1988）将其分成被动式和主动式丘状两类。研究区产出的丘状交错层理大多为主动式，主要特点是各细层向脊部发散增厚而向两端变薄收敛。依产出层位及组合特征分述如下：简单式由单个层系组成丘状体，单个丘状体长约6～40cm，高2～10cm，纹层平缓，陆屑灰岩和泥质粉细砂岩中；复合式由两个或两个以上丘状体叠置而成，丘状体间常具截切关系，单个丘状体长10～60cm，高2～10cm，发育于泥质灰岩中。

3）多向流水构造：由风暴旋涡流形成，是风暴沉积特有的沉积构造。研究区多向流水构造主要有放射状、指状、倒“小”字状构造等，发育于砾屑灰岩中，由竹叶状砾屑排列而成，其下部常可见到撕扯构造，顶面多具上凸形态。指状构造在介屑灰岩中发育，由长条形介屑排列而成，位于砾屑层的中上部，而其下部介屑、砾屑则呈叠瓦状排列，说明下部为定向流水的碎屑流沉积，中上部为旋涡流沉积。

4）风暴期后构造：即软底，反映风暴停息后生物在刚沉积的灰泥上觅食、栖息，形成扰动灰岩。较典型的软底见于馒头组风暴层段顶部，由含泥质泥晶灰岩构成，层面上生物扰动强烈，生物蚀孔和逃逸迹依稀可辨。

5）包卷层理：由风暴将未固结的灰泥圈起而形成的碎屑流，其中夹有前期固结的灰岩颗粒。

图3.6 下奥陶统风暴沉积序列

（2）剖面结构特征

理想的风暴岩层序除了特征的侵蚀底面外，还包括粒序段（A）、块状段（B）、丘状交错层理段（C）、平行层理段（D）、沙纹层理段（E）和泥岩段（F）。然而在实际剖面中很难见到上述完整层序，冶里组风暴岩主要有两种类型（图3.6）。第一种风暴岩剖面主要由A、B、C、F段组成，第二种剖面主要由A、F段组成。A段厚20～50cm，为砾屑灰岩，顶、底面凹凸不平，底部砾屑具多沿层状被风暴打断；F段为原地沉积泥晶灰岩，属原地风暴岩，形成于潮下带环境，由尚未固结的灰岩被风暴撕裂、卷起后再就地沉积而成。第二种剖面由A、B、C、F段组成，A段为砾屑、生屑灰岩，厚2～6cm，底部为灰岩砾岩，具叠瓦状；B段厚2～4cm，由砂屑灰岩组成，不显层理；C段厚8～12cm，为含粉屑泥晶灰岩，具简单—复式丘状层理；C段底界为冲刷面；F段为厚泥晶灰岩。

（3）岩石学特征

本区风暴岩按其成因分为原地风暴岩、近源风暴岩和远源风暴岩。原地风暴岩为未完全固结的碳酸盐岩在风暴高峰期被风暴撕裂、扯起、打碎后就地沉积形成，其岩性主要为砾屑灰岩。砾屑含量70%～85%，呈竹叶状（少数具塑性变形），“竹叶”长度为0.5～15cm，成分为泥晶灰岩。颗粒支撑，杂基为泥晶，砾屑分布杂乱，偶见放射状排列，底部尚见个别砾屑与原地薄层灰岩相连。近源风暴岩中砾屑有两种，其一为片状介屑，含量约40%，大小为1～5cm；其二是次圆状灰岩砾屑，含量为20%，大小为1～3cm。砾屑间为粉屑和泥晶充填，为风暴回流对原地沉积物进行改造及风暴回流携带物沉积而成。粉屑灰岩泥质含量15%～25%，微晶、粉屑含量75%～85%，具丘状交错层理，属风暴衰退期由风暴携带悬浮物沉积而成。粉砂质灰岩、粉砂沿丘状纹层或平行纹层层面集中分布，为风暴携带物差异沉降沉积而成。远源风暴岩由风暴浊流形成，其岩性为泥晶灰岩及含粉屑泥晶灰岩，主要分布于冶里组下部，具砂纹层理和底部冲刷面。