贺兰拗拉谷论文主题：平凉组米级旋回岩相古地理

本文以天文周期为理论指导，结合层序地层学、沉积学等理论，以野外露头剖面为主要研究对象，在详细测量米级旋回的基础上，结合微相分析，对研究区内基干剖面进行了层序地层的分析：1、陕西渔车山剖面共测得52个米级旋回，划分为5个Ⅲ级层序，最大海泛期存在于第4个Ⅲ级层序中；2、甘肃平凉银洞官庄剖面共测得60个米级旋回，划分为5个Ⅲ级层序，最大海泛期发生于第3个Ⅲ级层序中；3、宁夏青龙山酸枣沟剖面共测得11个米级旋回。通过详细划分米级旋回类型，建立区内米级旋回分布模式：渔车山地区主要发育潮坪碳酸盐米级旋回、潮下碳酸盐型米级旋回，青龙山、平凉地区主要发育L-M型碳酸盐米级旋回。在地层对比方面采取了新的对比方法即以最大海泛事件对比为基础，对比最大海泛面具有等时性效果，使得层序对比更为精确，从而可以编制等时性岩相古研究区包括三个构造单元：1、中卫同心强断陷带以海底扇沉积为主，即香山-罗山海底扇；2、被动边缘沉降带中南部以深水相沉积为主，南部地区发育等深流沉积，主要发育在甘肃平凉，此剖面中S3、S4、S5中都发育有等深流沉积，可识别的类型至少有三种：页岩-灰岩-页岩型、页岩-块状灰岩-页岩型；粉砂质页岩-泥质粉砂岩-粉砂质页岩型；3、稳定台缘沉降带的中南部以半深海至浅海沉积为主，代表剖面陕西渔车山剖面。通过野外与室内的详细工作，编制了中奥陶世平凉期等时性岩相古地理两张。相对于前人的研究本文编制的岩相古地理具有等时性，可以更好更准确的反映地史时期的真实古地理环境。根据编制的等时性岩相古地理，认为在青龙山地区亦应存在等深流沉积。烃源岩的发育与沉积环境密切相关，研究区内深水相沉积区面积较大，且是形成好烃源岩的有利场所，所以，古地理的恢复工作做的越精细越有利于对油气资源的勘探开发工作。关键词：贺兰拗拉谷，平凉组，米级旋回，岩相古地理ThepaperisbasedonthetheoryofAstronomicalCyclecombinedwithsequencestratigraphy,sedimentologyandothertheoroutcropsectionsfield.Theauthormadeanalysisstratigraphybymeasuringmeter-scalecycleswiththecombinandgottheconclusionthat:1,theathatisdividedintofivmaximumfloodingexistsinthefouthsequence;2,thmeters-levelcyclesthatisdividedintofivethird-orthedistributionpatternofmetflatcarbonatemeter-scalecyAnewmethodofstratigraphifloodingeventswasadoptedinthispaper.Undertheinfluenceoftheworldofsea-levelchange,thecomparisionofthemaxmakingcomparisonofsequencemoreprecisThestudyareaconsistsofthrezoneismainlyconcentrictoofpassivemarginzone.ContourcurrentdevelopmentisinGansuPingliang.Thissectionofsequence3,4,5,develotype.;3,Theedgeofstabilityplatformsedimentasemi-deeptoshdeposition,therepresentativeisShanOrdovicianperiodPingliangStagefromthedetailedfieldComparedtopreviousresearches,isochronismliandmoreaccuratereflectionoftherealtimetothehistoryofancientgeography.Withfavorableplaceforgoodsourcerocksis.Thereforethemorestorationoftheancientgeographyismoreusefultoexploreandofoilandgasresources.Keywords:HelanAulacogen,PingliangGroup, 1 1 1 11.2.2天文周期地质学 1 5 5 51.6实物工作量 92区域地质特征 2.1研究区位置 2.2区域地层 2.3区域构造概况 3岩石学特征 3.1石灰岩 3.1.1颗粒灰岩 3.1.2泥晶石灰岩和泥屑灰岩 3.1.3礁灰岩 3.3碎屑岩类 3.3.2砂岩及粉砂岩 3.4沉积构造 3.4.2交错层理 3.4.4平行层理 4贺兰拗拉谷基干剖面层序及古地理分析 274.1基干剖面层序分析 36 4.2奥陶系地层划分及对比 404.3岩相古地理分析 414.3.1海进体系域岩相古地理 4.3.2最大海泛期岩相古地理 47 48参考文献 附录：个人简历 1本文是孟祥化、葛铭教授承担完成的中石化股份有限公司海相前瞻性项目《华北地台烃源岩分布及两大裂谷系研究》中的贺兰拗拉谷的部分研究成果。论文所用资料部分来自孟祥化教授、葛铭教授等1994-1995年承担长庆油田《鄂尔多斯西南缘陇县一耀县寒武一奥陶纪层序地层研究》,中国石油天然气总公司攻关项目《横山堡一柳林综合大断面奥陶系层序地层学制图研究》以及1991年《宁夏贺兰山古生代岩石学和沉积学研究》等项目的报告。1.2.1拗拉谷研究历史及研究现状对于贺兰拗拉谷盆地的研究起步比较早，我国老一辈地质学家如李四光、黄汲清等人于上世纪50年代就对贺兰拗拉谷的构造进行了研究。张抗(1983)称其为贺兰地堑，对其构造进行了论述；崔广振(1985)论述了贺兰拗拉谷的地层、构造单元及充填历史；林畅松(1995)称其为贺兰拗拉槽，并对其充填演化模式进行了论述；高振中(1995)认为平凉地区发育有等深流沉积；高振中(1995)论述了同心海底扇的存在。在岩相古地理研究方面，王鸿祯等人(1985)编制《中国古地理图集》,孟祥化、葛铭等编制了一系列中朝板块长偏心率等时性岩相古地理图(2004),冯增昭编制了我国寒武纪和奥陶纪岩相古地理编图(冯增昭，1977、1979;冯增昭等，1983;冯增昭，1986;Fengetal,1989;冯增昭等，1990、1991、1993;Fengetal;1994、1998;冯增昭等，1998、1999、2000、2001)。天文周期系统(孟祥化，1997,2001)系指宇宙天体对地球作用的动力系统，简称天文周期。天体的运动规律是以时间和空间位置来表达的。天体运动中的地球及其所在太阳系的相对位置，是不断变化的。银河系和太阳系通过动力场对地球产生的作用也存在周期性变化，作用的结果记录在地层和构造形变之中。天文周期地质学是现代天文学、天文地质学与沉积学交叉的新兴学科。在国2际上，以米兰柯维奇学说建立的旋回层序地层学、以构造、气候海平面变化周期为理论依据的层序地层学以及以板块构造、黑色页岩事件、浊流、风暴流事件等为基础的事件地层学和沉积动力学研究，近十余年有了较快的进展。早期，米兰科维奇提出地球轨道周期控制地球气候变化的理论，其起点是由于天文因素的变化而导致了地球轨道偏心率、地轴倾斜度、岁差发生周期性变化即2万年的岁差、4万年的斜率、10万年周期的偏心率。在地球发展过程中存在着35Ma的旋回周期，它不仅表现在全球性海平面变化、生物集群绝灭、构造运动幕、岩浆旋回以及石气候变化方面，而且也反映在古地磁倒转和陨击事件方面，反映了地球演化的自然阶段。重要地质事件明显地集中于特定时期，形成自然临界，其可能主要受天体运动周期的控制，与太阳系穿越银道面有关(史晓颖，1996)。40万年的偏心率长周期是地质历史上最为稳定的轨道参数，至少在新生代以来，通过低纬过程驱动着大洋碳储库的周期变化，是普遍出现而其容易辨认的轨道周期(汪品先，2006)。天文周期沉积地质学，研究宇宙天体运动对地球所形成相应的动力场(包括引力场、电磁场、光能辐射场等),对地球构造运动、气候、海平面环境以及沉积作用等的影响或驱动。(孟祥化、葛铭，2004)地球的节律现象，从整体和长期看，可能是地球动力学普遍规律的表现(王鸿祯，1999)。在沉积方面，地球节律是自组织临界性的例证，它包涵突变性和均变性两方面含义。沉积作用周期或节律就是突变性和均变性交替变化的周期，并且在地史演化中形成有规律的螺旋式前进的演替。沉积节律史反映出天文周期场中全球气候、构造运动、海平面、沉积物理化学以及生态环境的变迁历史，保存在地层中相应的旋回性和周期性的沉积记录是最好的历史见证(孟祥化、葛铭，天文地层研究成果可以有助于进行比阶更详尽的年代地层单位的划分。它是应用连续沉积物的自组织特性，求出其中由于响应地球轨道要素长期变化的影响而形成的旋回特性，用以确定一段厚度的沉积物(可以是岩石地层单位的组、段、层等)的相对年龄值，从而建立相应的年代地层单位(例如以10万年、40万年、200万年等为单位),用以进行地层高分率的划分和对比(徐道一，2006)。沉积作用周期是受天文周期的控制，但是沉积作用速率(包括碎屑供给、充3填速率和碳酸盐生产率)和古地理环境也对其有影响。沉积作用周期往往因海平面变化、堆积速率及古地理环境共同作用形成不同类型的叠加样式，因此沉积旋回也具有了相应的叠加样式(孟祥化1997)。由于沉积旋回的复合性，特别是长周期海平面变化对高频海平面变化周期的复合作用将会引起沉积相、界面等方面的一系列变化，甚至引起拍节的消失。因此研究沉积旋回的叠加样式和它们的形成原因是很重要的。沉积旋回具有复合性，短周期旋回级次的叠加形成长周期旋回(表1-1),在野外实测地质剖面中，识别各种类型米级旋回是首先要进行的工作，地质剖面中的米级旋回实际相当于五级或六级层序。而多个米级旋回又会进一步叠加，形成较高一级的层序，这种叠加就是复合性的较好体现。所以要以天文周期为指导在野外工作，我们首先要知道米级旋回的类型，如何划分米级旋回，这是工作的前提，而且是重中之重，只有在野外正确识别米级旋回，后续的工作才能较为精确的进行。△表1-1天文周期类型和沉积旋回层序级次的划分(孟祥化，葛铭，2004)△日光场类行星圈层岩演化内波周期日光带周期银河年周期对地球、日-月-1a100-400Ma(平均200Ma)sequencesequenceset巨旋回层序Giga-cyclic巨旋回层序组超微旋回层序(系列)亚旋回层序(系列)超巨旋回层序(系列)SuperGiga-cyclicsequence(series)87654321ⅡI5本文研究区为贺兰拗拉谷盆地中东部，由于这一地区勘探程度不高，且可能存在较为丰富的油气资源，所以对这一地区加大研究力度，编制岩相古地理图件在新的勘探条件下，为了寻找新的有利勘探方向，进行了全面详细的综合评价，在充分利用前人资料的基础上，重新实测野外剖面，系统取样，对地层的划分，地层层序的划分和地层的对比，都取得了一些新的认识。而在沉积学研究方面，岩相古地理的分析和恢复是十分重要的，应用较先进的理论及研究手段对岩相古地理进行了恢复与重建，新建立的等时性地层格架、等时性岩相古地理有利于进一步的油气的勘探工作，而且有利于我们对研究区内地质概况的再认识，同时也是用实践进一步印证天文周期理论。总之，对研究区开展工作，既有利于我们对油气资源的勘探，又有利于我们对天文周期理论的研究的深化。本文主要以贺兰拗拉谷盆地中东部中奥陶世平凉组为目的层，研究重点为中奥陶统沉积特征和岩相古地理，具体研究内容如下：(1)贺兰拗拉谷盆地奥陶系岩石学特征及微相分析：详细研究主干剖面的微相特征，为建立地层对比及岩相古地理分析做好基础；(2)贺兰拗拉谷盆地奥陶系区域地层格架研究：在详细研究米级旋回的基础上，划分与分析基干剖面的层序地层；建立综合性区域地层格架，进行区域地层划分(3)贺兰拗拉谷盆地奥陶系等时性岩相古地理研究：根据野外工作资料，室内分析资料，以及文献资料，对研究区内的地质资料进行汇总、整理、对比、研究，特别是对贺兰拗拉谷盆地的沉积相开展全面研究，编制中奥陶世平凉期等时性岩相古地理图。本文主要以天文周期观学术理论作为理论指导，结合层序地层学、沉积学及碳酸盐岩层序地层学等相关理论进行研究。由于研究区勘探程度不高，钻井资料较少，主要从野外露头剖面研究入手，实测露头剖面，结合微观结构分析米级旋6回，绘制费希尔图解，并研究其沉积体系，通过对比最大海泛事件来建立贺兰拗拉谷中奥陶世的地层格架。通过对比沉积相，沉积特征，编制贺兰拗拉谷中奥陶世平凉期等时性岩相古地理图，具体工作流程见下图：野外地质剖面及岩心研究野外地质剖面及岩心研究室内分析、测试沉积相，沉积环境沉积微相分析等时性地层对比、等时性岩相古地理地层接触关系生物化石特征沉积序列岩层厚度及形态沉积构造岩石成分岩石颜色古生物组合分析薄片鉴定钻井资料分析以天文周期观为主要指导理论研究贺兰拗拉谷中奥陶统平凉组具体步骤如下：1、详细分析、识别并测量米级旋回特征米级旋回的分析、识别及测量是野外工作的首要任务，也是最重要的任务。是后续工作的基础。米级旋回是一个厚度不超过1米，一般包括上下两个单元，且由下至上沉积环境由深变浅的一个序列。但米级旋回依然可以划分为很多种，(1985,1990)以及Masetti(1991)(梅冥相，1993)等对米级旋回的研究，认为研究区内，碳酸盐岩米级旋回层序类型基本可以划分为三大类：(1)L-M型碳酸盐米级旋回层序：该类型米级旋回层序由形成于较深水的远洋和半远洋环境中的灰岩及泥灰岩组成，故简称为L-M型旋回层序。研究区内宁夏同心青龙山剖面的二级层序中海进体系域的米级旋回类型以及甘肃平凉银洞官庄二级层序中海进体系域及最大海泛期的米级旋回类型都主要为L-M型7碳酸盐米级旋回层序。(2)潮下碳酸盐型米级旋回层序：该类米级旋回层序的下部单元由泥灰岩、钙质泥岩、泥晶灰岩组成，上部单元由颗粒灰岩组成，米级旋回表现为向上变浅、向上加粗的特点。研究区内陕西淳化渔车山剖面最大海泛期的米级旋回类型即为这种潮下碳酸盐型米级旋回层序。(3)潮坪碳酸盐米级旋回层序：该类型米级旋回层序主要发育于台地极浅水潮坪环境中，其下部单元为正常海水条件下形成的灰岩，上部单元为薄层白云岩有时发育古土壤层和蒸发岩，其类型很多。研究区内陕西淳化渔车山剖面的二级层序中高水位体系域中部分米级旋回类型为潮坪碳酸盐米级旋回层序。2、分析沉积环境与沉积相沉积相是沉积环境及在该环境中形成的沉积物特征的综合，是研究沉积学的基础。在实测了野外剖面之后，就要分析沉积环境。研究沉积相，就要从自然地理条件、气候条件、构造条件、沉积介质的物理条件以及地球化学条件等等入手，而沉积构造、岩性特征、岩石颜色、环境变迁、生物的时空分布、不连续面及间断面都是非常重要的证据。在通过野外及室内微观的岩矿分析后，得到米级旋回上下单元的较为合理的沉积相解释，就可以进入下一步一编制费希尔图解。3、应用费希尔图解建立海平面变化曲线1964年Fischer在TheLoferCyclothemsoftheAlpline提出根据潮坪和环潮坪碳酸盐的米级旋回层序经线性沉降校正后的累计厚度与时间的变化关系所得出的一种厚度一时间图解，称为Fischer图解。当时Fischer用构造沉降脉动而不是海平面变化来解释这些米级旋回所反映的沉积环境的周期性变化。直到1987年Glodhammer等实用这种方法来研究与米兰柯维奇机制有关的高频(周期为2~10万年)海平面变化，Fischer图解法才广泛应用于旋回性碳酸盐地层的研究。(1)、在野外剖面、钻井岩心上精确划分米级旋回，一般一个米级旋回代表一个水深至水浅的序列。要注意在旋回层划分时整个剖面的标准应保持一致；(3)、计算各旋回层的厚度偏差和累积厚度偏差；8差连线即得Fischer图解。每个米级旋回层序用来代表平均旋回时限。平均旋回时限并不代表真正的沉积时间，而是代表每个旋回所跨越的时间。这样Fischer图解的横坐标就可用旋回个数分成相等的单元 (图1-2)。Fischer图解曲线的可信度在很大程度上取决于地层剖面旋回的识别精度，旋回数过少时，Fischer图解曲线太短，解释意义有限。在旋回4、通过海平面变化曲线，识别最大海泛面在建立完整的费希尔图解后，可以识别海平面变化曲线，这个曲线是复合海平面变化曲线，是不同频率不同级次的海平面变化叠加的综合反映。孟祥化、葛铭(2004)认为：复合海平面变化的驱动力的来源主要有两个方面，一是天文周期包括太阳系轨道、小行星云轨道以及地球轨道(米兰科维奇事件)控制全球气候变化而引起的全球海平面变化；另一个是地球内部构造变动引起海平面升降。在这种复合海平面变化图解中，可以较精确的识别出一系列最大海泛面，这些海泛面一般为Ⅲ级层序的最大海泛面。如果进一步比较的话，就会得出二级层序的最大海泛面，这个海泛面也就是建立地层格架的有效标尺。5、建立研究区内层序地层格架在较精确的得到最大海泛面这把标尺之后，就可以建立区域内层序地层格架。这是一种具有等时性的地层格架。具体方法为：首先将研究区内各个基干剖面的最大海泛面进行对比，然后将最大海泛面上下的Ⅲ级层序对比起来，区域地层格架就基本建立了。6、恢复区域岩相古地理岩相古地理的编制方法现在存在着多种，而应用天文周期观方法编制岩相古地理图具有等时性，可以在时间上达到比较精确的效果，应用这种方法可以编制9以体系域为单元的古地理图，如可以以二级层序为准，编制研究区海进体系域期岩相古地理图、研究区最大海泛期古地理图等等，如果需要更为精细的编图，可以编制Ⅲ级层序的岩相古地理图。编制岩相古地理是一个高度综合的工作，要根据上述的步骤，最后对比各基干剖面中相应体系域的岩性、岩相，最后编制的图件才能基本反应当时的古地理环境。从2006年8月至2008年11月，笔者先后在陕西、宁夏、内蒙、甘肃等省市自治区进行了多次野外工作。实测野外地质剖面及查阅钻井资料如表1-2,表1-3。本文重点研究剖面主要集中在宁夏同心青龙山地区、甘肃平凉市银洞官庄地区及陕西淳化渔车山地区。这三个地区均位于华北地台西南缘，地理位置呈半环形分布，且底层发育较好，基本都可以称为典型剖面，尤其是甘肃平凉银洞官庄剖面，发育有著名的“平凉页岩”。在收集了大量的野外资料，实测了地质剖面之后，对采集的岩石样品进行沉积微相的分析，通过镜下的岩矿鉴定，校正了野外工作中的一些错误，同时对剖面本身的沉积相、沉积特征有了较为准确的认识，在这些工作的基础上完成了野外剖面的综合柱状图，进行了层序分析和地层对比，完成岩相古地理的编制。地区地层厚度(米)宁夏同心青龙山西二沟剖面宁夏同心韦州青龙山奥陶系宁夏同心青龙山鸽堂沟宁夏同心韦州青龙山奥陶系宁夏同心青龙山酸枣沟宁夏同心韦州青龙山奥陶系宁夏同心青龙山秦家老子宁夏同心下马关青龙山奥陶系宁夏同心青龙山鸽堂沟宁夏同心韦州青龙山元古代蓟县系中奥陶统陕西淳化渔车山剖面陕西淳化渔车山寒武系一奥陶系地区地层厚度(米)资料旬探1井陕西西安西北寒武一奥陶系天深1井宁夏盐池北奥陶系从现代地理分布来说，贺兰拗拉内。北端达内蒙古乌海市桌子山地区，部地区。贺兰拗拉谷地表条件复杂，山地、山、桌子山等山脉。研究区位于贺兰拗拉谷中东部(图2-1),北起青龙山，南至陕西渔车山，东至陕西的中西部，西至宁夏中部。2.2区域地层贺兰拗拉谷盆地内太古代地层分布于贺兰山北段，由中深变质程度的矽线-石榴黑云斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩、黑云变粒岩组成，并伴有较强烈的混合岩化作用、花岗岩化作用。构成了贺兰拗拉谷内古老的结晶基底。这套太古界变质岩系被称为“贺兰山群”。其上的中新元古代主要由长城系黄旗口群、蓟县系王全口群及震旦系镇木关组组成。黄旗口群主要为一套未变质的滨海—浅海相碎屑岩建造，由下部石英岩、石英砂岩夹粉砂质板岩逐渐过渡到上部的硅质白云岩，顶部出现碎屑岩，构成一个完整的沉积旋回。从贺兰山地区一直向北延伸到内蒙古冈德尔山、桌子山及千里山地区，地层主体走向近南北，和贺兰山山脉走向一致。南部地区由于黄土分布较广，仅见于固原闵家沟、南长豪等地及彭阳县北的冲蚀深谷中。王全口群白云岩中富含叠层石，经梁玉左、曹瑞骥、赵文杰、张录易等人鉴定共有29个群，这些叠层石组合绝大多数出现在我国北方蓟县系雾迷山组至铁Leiopsophospaerasolida,Margominusculasp.,它们属于我国北方前寒武微古植物化石组合，但未见青白口系的主要属种。王全口群中的Leiopsophospaerasolida是燕山地区洪水庄组的主要组成分子。华洪、邱树玉认为“王全口叠层石组合的时代，应为蓟县系中、晚期，考虑到其中1289Ma的海绿石K-Ar年龄数据和锥叠层石的产出，其底界以雾迷山组底部为宜，而平罗王全口群的叠层石组合与燕山地区的铁岭组更为接近。”因此，根据王全口群的岩性岩相特征、叠层石、微古生物化石组合、同位素年龄值以及上下接触关系等表明：其地层下限年龄应约在1300Ma左右，上限相当于燕山地区的铁岭组。其层位大体相当于燕山地区蓟县系雾迷山组至铁岭组。天津蓟县剖面中元古界铁岭组，其时限为200Ma (1200Ma~1000Ma)。综上所述该群的时限大约为289Ma。震旦系镇木关组分布在贺兰山中段的井底泉-镇木关-苏峪口一线，以及青龙山等地。为一套冰川活动有关的冰水沉积物，下部是冰碛砾岩，上部为板岩，厚31-252m,以镇木关发育最厚。2.2.2贺兰坳拉谷盆地下古生界地层发育及分布下古生界包括寒武系、奥陶系、志留系和泥盆系，但拗拉谷内缺失志留系，根据研究需要，重点介绍寒武奥陶系。寒武系主要出露于贺兰山、青龙山、老爷山等地，为滨浅海碳酸盐岩沉积，含有丰富的三叶虫、腕足类和头足类化石，主要属华北类型动物群，与华北区基本一致。寒武系厚约900-1000米，从南向北厚度变小，呈超覆关系。下统在区内贺兰山中段以南发育，北部缺失。包括五道淌组和苏峪口组，由深灰色厚层白云岩、白云质灰岩或灰岩以及钙质含磷砂岩或砂砾岩和磷块岩(苏峪口组底部)等组成，见有Bergeroniellus-Hsuaspis等的化石组合。中寒武统包括毛庄组、徐庄组和张夏组。由泥质条带灰岩、竹叶状灰岩、稣粒灰岩或灰岩及页岩等组成。化石组合包括Taitzuia-poshnia,Crepicephalina(张Shantungaspis(毛庄组)等。毛庄组在同心青龙山、老爷岭等地岩性变粗，为滨海相碎屑岩夹少许碳酸盐岩，岩相较为稳定，从南向北泥砂质含量增高，厚度变化不大；徐庄组在青龙山及大台子等地为紫色、杂色页岩夹薄层透镜状灰岩及稣粒灰岩、竹叶状灰岩，平凉市大台子等地少有粉砂岩和砂岩，产三叶虫。张夏组在青龙山及大台子等零星出现地以浅海碳酸盐岩沉积为主，岩性单一而稳定。上寒武统包括崮山组、长山组和凤山组，多为泥质条带灰岩、竹叶状灰岩、面粒灰岩，上部发育白云岩或白云质灰岩(凤山组),化石组合有CordylodusBlackwelderia(崮山组)等。青龙山及大台子等地上寒武统地层零星出现，由于岩性单一，化石采集不够，故长山组凤山组未分。系统中国标准阶青龙山地区平凉地区統0块状灰岩、砾状灰岩、钙质页岩、临湘阶统玉山阶马家沟组中薄层灰岩、薄层灰岩夹页岩，自下而上碎屑物质渐增中厚层灰岩、瘤状灰岩、泥质灰岩、下统0红花园亮甲山组白云岩、白云质灰岩、泥质条带灰岩两河口贺兰拗拉谷盆地，奥陶系地层发育较好(表2-1),由以中下统最为发育。下奥陶统主要出露于贺兰山中段，分为下岭南沟组，前中梁子组，分别相当于华北的冶里组、亮甲山组；青龙山地区为麻川组；香山地区为大南池子组和天景山组。主要由白云岩、白云质灰岩、泥质条带灰岩、灰岩以及薄层石英砂岩等组成。富含牙形石、头足类化石，如Wutinocerassp.,Pomphoce和Selkirkocerassp.等，厚度为500-1000多米。中奥陶统主体是一套巨厚的含笔石页岩、砂岩、钙质砾岩以及碳酸盐岩的复理石建造，包括贺兰山地区的中梁子组、樱桃沟组、山子沟组；桌子山地区的三道坎组、桌子山组、克里摩里组、乌拉力克组、拉什仲组；青龙山地区的水泉岭组、三道沟组、平凉组；平凉地区的马家沟组、平凉组。青龙山区奥陶系连续沉积在上寒武统之上，岩性稳定。自下而上岩性变化是：厚层白云岩、白云质灰岩、厚层灰岩、中薄层灰岩、薄层灰岩夹页岩、页岩夹灰岩透镜体。平凉组、三道沟组、水泉岭组和麻川组之间均为整合接触关系，平凉组与三道沟组间有16m掩盖，据区域地质研究推测两者也为连续沉积。水泉岭组为灰、深灰色中厚层灰岩、瘤状灰岩、泥质灰岩，含燧石团块和条带。化石较多，多层出现头足类、腹足类、腕足类化石。三道沟组其岩性自下而上为中薄层灰岩、薄层灰岩、薄层灰岩夹页岩，及自下而上碎屑物质渐增。所含生物由中、下部的壳相，向上逐渐过渡为混合相，而且始终出现较多的放射虫。显然，其沉积环境由较浅水变为深水。平凉组下部被断层切割，出露不全，是笔石页岩相沉甘肃平凉-陕西陇县地区中奥陶统主要为平凉的平凉组，陇县的龙门洞组。甘肃平凉的平凉组是袁复礼1923年创名的“平凉页岩”,命名地点在平凉西南8km的银洞官庄，岩性为页岩和灰岩不等厚互层，富含笔石和牙形石。龙门洞组为陈均远等(1980)创立，其命名剖面在陕西陇县西北26km的新集乡，该地层上与背锅山组，下与三道沟组皆为连续沉积，岩性主要为黑色、深灰色、黄绿色钙质、泥质、粉砂质页岩，上部和下部各夹多层薄灰岩或灰岩透镜体。中上部出现灰绿色粉砂岩、砂岩夹层，中下部夹数层砾屑灰岩(安太庠、郑昭昌，1990)。拗拉谷，是横切陆壳边缘(克拉通、地台),具有凹形湾并延伸到克拉通内部很深的狭窄海槽(孟祥化，1993)。在拗拉谷沉积盆地内部，一般由梯状断裂带控制，将古克拉通盆地明显地分割为克拉通盆地(边缘)a带和裂陷深海槽区 (断裂下陷部位)c带以及上述两区间的海下断裂斜坡带b。拗拉谷的发育历史总体可分为三个阶段：(1)与地热有关的早期张裂阶段；(2)拗陷阶段和(3)晚期变形阶段(Wickham,1978;Feinskin,1981)。贺兰拗拉谷盆地是由阿拉善古陆、鄂尔多斯古陆以及熊耳伏牛古陆围绕，构西部、南部沉积厚度较大，其东部沉积厚度较小，构成了一个西陡东缓的拗拉谷盆地，沉降中心偏西。贺兰拗拉谷盆地呈北窄南宽布局，总体呈楔形体形状从北祁连地槽褶皱带向北插入阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间，其构造演化十分复杂，从中生代到新生代经历了多阶段的沉积和构造演化。地层组合和构造特征极是多阶段地壳活动和盆地演化的产物。贺兰拗拉谷盆地共分9个次级构造单元，分别是阿拉善断升区、乌阿强断陷带、拗拉谷中心沉降区、被动边缘沉降带，稳定台缘沉降带、中卫同心强断陷带、海原断升区、祁连海槽。(1)阿拉善断升区：以阿拉善古陆为主体，其东部断陷，使盆地边缘变陡；(2)乌阿强断陷带及拗拉谷中心沉降区：主要在阿拉善左旗-内蒙乌海一线与石嘴山-银川一线所夹部分，从南到北共分三个段，乌阿强断陷带位于北段，断裂主体向东逆冲，拗拉谷中心沉降区在中段和南段，中段的西侧发育向东逆掩的断裂，南段发育以向东逆冲为主的逆冲断裂带；(3)被动边缘沉降带：该沉降带细长，贯穿整个拗拉谷盆地，北端从内蒙桌子山开始到南端陕西陇县附近，期间经过宁夏青龙山。这个沉降带属于盆地边缘或盆地中心，其沉积厚度不是很大，但其沉积物多为深水相，其代表为内蒙古桌子山地区克里摩里组等深流沉积、青龙山地区深水溶解相瘤状灰岩沉积以及甘肃平(4)稳定台缘沉降带：该沉降带亦贯穿这个拗拉谷盆地，比被动边缘沉降带更宽，沉积范围更大，该带为一主体向东逆冲的密集断裂带，其沉积物多为正常半深海至浅海沉积，研究区内代表剖面为陕西淳化渔车山剖面；(5)鄂尔多斯古陆边缘带：该带环绕鄂尔多斯古陆，在中晚奥陶世，鄂尔多斯古陆边缘发生了一系列张性断裂并同步伴生了大幅度凹陷、隆升断裂和火山活动。其沉积特征多为潮坪相沉积；(6)中卫同心强断陷带：位于宁夏中宁、中卫、同心等地区。主要的构造线近东西向，大体与南部的祁连地槽褶皱带平行，而与贺兰山断陷带近于垂直。断裂向北或向南逆冲，地层倾角较大。该断陷带是一个深水沉积区，香山-罗山海底(7)海原断升区：以熊耳伏牛古陆为主，其东侧边缘发生了大幅度凹陷、隆升断裂，使得盆地西侧变陡；(8)祁连海槽：这是一个拗拉谷与外界联通的一个渠道，在拗拉谷盆地内海平面变化，海水主要来自于祁连海槽，这保证了贺兰拗拉谷盆地内海平面变化是受全球海平面变化影响的；稳定台缘沉降带属克拉通盆地边缘c带，乌阿强断陷带和中心沉降区属海下断裂斜坡带b,被动边缘沉积带属裂陷深海槽区c带在阿拉善、鄂尔多斯和秦祁三个断裂边缘形成了陆源海底扇和碳酸盐滑塌碎屑流和深海等深流。总体上贺兰拗拉谷盆地西面和南面构造运动非常强烈，对拗拉谷盆地的形状及沉积特征起主要作用，而东面靠近鄂尔多斯古陆一侧，虽然也发生了一系列大幅度的凹陷隆升，但是比之其他两面仍然较弱，对这个拗拉谷盆地的发育及沉积的影响也较小。研究区位于贺兰拗拉谷盆地的中东部，区内主要构造单元为：祁连海槽、海原断升区、中卫同心强断陷带、以及被动边缘沉降带和稳定台缘沉降带的中南部。重点剖面位置为中卫同心强断陷带中的香山群剖面，被动边缘沉降带中的宁夏青龙山剖面和甘肃平凉银洞官庄剖面以及稳定台缘沉降带中的陕西淳化渔车山剖阿拉善内善断断升左旗升带鄂鄂古稳中稳被痘斯定斯定边古边古卫卫宁缘宁缘中卫强▲断断海海夏原原断升边缘缘甘沉边缘缘甘沉带肃区肃在贺兰拗拉谷盆地中东部奥陶系地层中，石灰岩为主要岩石类型，白云岩、碎屑岩也很发育，特别页岩和泥岩，区内含量仅次于石灰岩。根据结构、构造和成因，可把石灰岩划分为泥灰岩、晶粒灰岩、颗粒一灰泥石灰岩以及其它特征的石灰岩，岩石分类时参考了孟祥化(1985)碳酸盐岩分类 (表3-1,3-2)。孟祥化的分类，把碳酸盐岩划分为三大类：即异地颗粒—泥晶灰岩类、原地生物—粘结灰岩类和结晶灰岩(重结晶灰岩)类。分类表中的划分标志上主要采用填集结构类型作为划分标准：1、筛选颗粒结构：代表纯颗粒灰岩类，机械颠选充分无泥的颗粒支撑结构，标志高能滩沉积环境，成熟度最高的碳酸盐岩。2、灰泥填隙颗粒结构：代表含灰泥的颗粒灰岩类，有水流作用但无筛选，灰泥仍保留于颗粒支撑的空隙间，标志较弱水流而成熟度不高的碳酸盐岩。3、漂浮递变结构：这是基质支撑结构的一种类型。颗粒(粗颗粒或砂颗粒、稣粒等)漂浮于大量灰泥基质之中。代表异常再搬运重力流作用条件下形成的颗粒灰岩类。此类型依据重力流的性质进一步划分为颗粒流灰岩、浊积灰岩、液化流灰岩和风暴流灰岩。4、泥晶结构：这是另一种基质支撑结构类型。本类无颗粒组分，全部为泥屑、粉屑或泥晶组成。此类灰岩代表低能静水环境产物。如果经过详细显微结构分析，此类仍可划分出均质泥晶结构、递变泥晶结构和溶解泥晶结构的三种类型。第一类型代表正常水流条件下的静水沉积，第二类型代表远源重力流成因的浊积灰泥岩，第三类型代表大洋中脊碳酸盐溶解相沉积物。颗粒组分泥晶组分-筛选结构填泥结构颗粒泥晶结构漂浮、递变结构泥晶结构正常颗粒灰岩异常颗粒灰岩(再沉积颗粒岩)泥晶灰岩(泥灰岩)亮晶颗粒灰岩泥晶颗粒灰岩颗粒-泥晶灰岩粗的亮晶砾屑灰岩杂基砾屑灰岩砾质-泥晶灰岩浮砾灰岩(杂砾灰岩)递变泥晶灰岩均质泥晶灰岩溶解泥晶灰岩细的亮晶砂屑灰岩亮晶骨屑灰岩亮晶稣粒灰岩亮晶团块灰岩泥晶砂屑灰岩泥晶骨屑灰岩泥晶稣粒灰岩泥晶团块灰岩泥晶团粒灰岩砂屑-泥晶灰岩骨屑-泥晶灰岩稣粒-泥晶灰岩团块-泥晶灰岩团粒-泥晶灰岩浊积灰岩(瓦克灰岩)表3-2碳酸盐岩结构成因分类(孟祥化，1985)原地生物—粘结灰岩结晶灰岩隐藻、菌藻的粘结作用粘结作用生物建筑骨架生物粘结作生物分泌钙质骨骼壳体的作用隐藻粘结灰岩障积灰岩骨架灰岩骨粒灰岩叠层石灰岩核形石灰岩生物丘及灰泥苔藓虫礁灰岩蜓灰岩有孔虫灰岩以及其他介壳灰岩(1)风暴砾屑石灰岩风暴砾屑石灰岩主要为竹叶形状，可简称竹叶状灰岩(图3-1-A)。研究区内宁夏青龙山鸽堂沟麻川组底部以及陕西淳化渔车山平凉组中下部都发育有薄层的竹叶状灰岩。竹叶状砾屑的成分常为泥晶石灰岩，亦有砂屑石灰岩、粉屑石灰岩、鳜粒石灰岩、生物碎屑石灰岩，竹叶大小不等，长者可达6cm以上。磨圆通常很好，分选好到中等，在大的竹叶之间常充填有一些小的竹叶状砾屑、砂屑或生物碎屑等。有的竹叶具褐红色的氧化圈。竹叶状砾石按其形成时的水动力条件可以形成不同的排列和组合形态，多顺层排列，亦有呈不同角度斜交层面排列，甚至呈倒“小”字状和菊花状排列。其横向分布不稳定，即其含量、分布、排列方式等在横向上常有变化，厚度一般不大，常与其它灰岩互层沉积。竹叶状砾石呈颗粒支撑状况，颗粒之间空隙填充物大部分为亮晶方解石，其成因一般为下伏沉积底层出露水面发生干裂破碎，碎屑经水流冲刷短距离搬运堆积而成的。多发生于在正常浅海环境中，甚至在潮坪环境中，反映相当强的水动力条件。若竹叶石灰岩中为灰泥基质，则反映较弱的水动力条件。(2)重力流石灰岩在拗拉谷西部香山群及中部同心大小罗山地区中奥陶统也很常见(图3-4)。这些砾石，磨圆差，分选差，梭角状一次梭角伏，砾石成分较为复杂，包括有各种灰岩砾石、硅质岩砾石、泥质岩砾石等。如香山群磨盘井剖面中，其底部奥陶系米钵山组砾岩成分相当复杂，有块状灰岩、页岩，局部见一些砂岩，个别砾石巨大，超过1m。孟祥化等(1991)认为这些杂乱堆积的砾石属于因海平面变化引起的滑塌沉积。成因可以理解为当海平面变化后，水深达到一定程度，由于熊耳古陆上物源供给充沛，结合当地的构造背景，在陆坡的倾角足够大且又有足够的扰动后，香山一罗山海底扇便由此而成。(3)砂屑石灰岩砂屑灰岩在奥陶系均较常见，但厚度一般较薄，规模较小，常呈薄层或夹层出现，研究区内甘肃平凉银洞官庄平凉组剖面中，其顶部出露有泥晶砂屑石灰岩。砂屑灰岩主要由碳酸盐砂屑组分组成，此外还常混入有少量石英砂粒和海绿石颗粒。其颗粒组分既可以被亮晶方解石胶结物胶结起来，也可以被粒度小于0.02成在潮下高能环境或潮间间歇高能环境中(孟祥化，1991,冯增昭，1998)。泥晶砂屑石灰岩，其砂屑形成于高能环境，但堆积于较低能环境；这可能是高能环境中形成的砂屑被搬运到低能环境中和灰泥一起沉积下来而成的；也可能是原来的形成砂屑的高能环境后来变成了低能环境，从而砂屑和灰泥一起沉积下来而形(4)团粒灰岩和团块灰岩团粒灰岩和团块灰岩由各种团粒或团块组成，它与缅粒灰岩和砂屑灰岩的岩层结构和构造特点有明显区别，团粒和团块灰岩胶结物主要由泥晶组成，很少有亮晶，其沉积环境一般为潮坪环境，特别是潮间泻湖环境，但也会出现在潮下低能带。研究区内甘肃平凉银洞官庄平凉组剖面的中上部发育有团块灰岩，根据其大的构造、沉积背景，其形成环境应为潮下低能带。(6)生物碎屑石灰岩生物碎屑灰岩是寒武系和奥陶系中常见的石灰岩类型之一，且种类繁多，既有狭盐性的生物，如三叶虫、腕足类、头足类等，亦有广盐性的生物，如介形虫、瓣鳃类、腹足类等，亦有红藻、绿藻及蓝藻中的孔层藻等。在生物碎屑灰岩中，很少只含一种生物碎屑，大都是几种生物碎屑共生。有的生物碎屑大体定向排列，有的则杂乱堆积。除生物碎屑外，还常有其它颗粒如砂屑、粒、藻灰结核等共生，亮晶基质和泥晶基质均有。宁夏青龙山地区奥陶系灰岩中生物碎屑丰富(图3-2A),多为一些壳类化石，同时在甘肃平凉及青龙山酸枣沟发育的页岩中，也大量发育生物碎屑(图3-2B),FF0上这是一类由极细粒的不具粘结作用的碳酸盐矿物颗粒组成的岩石。这些灰岩被葛利普称之为泥屑灰岩和钙质细粒岩，前者是指水流沉积的灰泥，这是一种碳酸盐颗粒磨蚀到最细的产物，后者是指从水体中化学沉淀出来的细晶只泥晶沉淀泥晶石灰岩是研究区最常见的石灰岩类型，沉积厚度和规模也较大。从宁夏青龙山到甘肃平凉银洞官庄再到陕西淳化渔车山，泥晶灰岩都有大量发育。其一般沉积于在水动力条件很弱的环境中，例如在开阔台地、局限台地、陆棚斜坡、泻湖以及潮坪的低能环境中，均可形成泥晶石灰岩。青龙山地区沉积环境属开阔台地，平凉属陆棚斜坡甚至更深，而渔车山属局限台地沉积。3.1.3礁灰岩生物礁一般指由骨骼生物为主建造形成的规模较大的生物碳酸盐堆积块体，一般生物规模大于数十米。生物礁体系一般包括礁核、礁后及礁前相带。研究区内礁灰岩主要集中发育在拗拉谷东南部地层中。中奥陶统东段以白云岩为主，主要为含盐类的蒸发潮坪相，西段以生物碎碎屑微晶灰岩为主，属正常的潮坪沉积，富平一耀县以北及陇县平凉一带以南为潮坪滩一礁相沉积，以滩、3.2白云岩白云岩是主要由白云石组成的沉积碳酸盐岩。根据白云岩的生成机理，首先把白云岩划分为原生白云岩和次生白云岩两大类。原生白云岩是指由以化学沉积方式从水体中直接沉淀出化学计量的白云石所组成的白云岩。次生白云岩(表3-3)是指一切由交代作用或白云化作用生成的白云岩，可再分为同生白云岩、准同生白云岩、成岩白云岩、后生白云岩等成因类型。表3-3白云岩成因类型(据孟祥化，1987,冯增昭，2004)成因类型同生、准同生白云岩准同生后白云岩同生、准同生成岩作用泥晶、粉晶、角砾白云岩细晶，中晶，粗晶白云岩泻湖泥晶、粉晶白云岩叠层石白云岩核形石白云岩研究区内仅陕西淳化渔车山平凉组剖面顶部发育有白云岩，及灰质白云岩。微观命名为泥晶白云岩，属同生、准同生白云岩，其发育于潮间—潮上带，最后几乎暴露的一种沉积环境。碎屑岩是贺兰拗拉谷奥陶系中分布较广的岩石类型之一，它广泛分布于较浅水的滨岸带、斜坡带、泻湖或较深水的盆地相中。据结构、成分及成因，可把碎屑岩进一步划分为砾岩、砂岩、粉砂岩、泥(页)岩。3.3.1砾岩碎屑岩砾石沉积分布较为局限。最为集中的发育在陕西唐王陵奥陶系底部(图3-3)及宁夏同心罗山地区、宁夏中宁香山地区，为海底扇沉积。砂岩的分布较广，但厚度一般较小。主要有石英砂岩和含岩屑石英砂岩等类型。奥陶系地层中均可见，如宁夏香山磨盘井(图3-4B)、同心大罗山、米钵山，陕西鱼车山(图3-4A)等地区。岩石呈灰色、灰白色或红褐色，中至厚层，颗粒磨圆较差，分选一般，发育有大型斜层理、双向交错层理等，应是能量较高的浅水近岸环境的产物，如水动力条件较强、但堆积作用较快的潮下砂坪、潮道等环境。粉砂岩的产出层位及分布范围与砂岩相似，但更为广泛。粉砂岩多呈浅灰色及黄绿色，薄至中层，少量粉砂岩中含少量化石碎片，如腕足类、笔石等。在粉砂岩的碎屑物质中，稳定组分较多，成分较单纯，常以石英为主，含少量长石和岩屑。粘土一般较多，碳酸盐胶结物较常见。常见薄的水平层理及波状层理，交错层理少见。此外，还常见粉砂岩与泥岩、页岩或石灰岩之间的过渡类型岩石，如钙质粉砂岩、泥质粉砂岩和粉砂质泥岩等。3.3.4页岩和泥岩页岩和泥岩广泛分布于贺兰拗拉谷奥陶系各个层位，以泥质页岩为主(图3-5),可见粉砂质页岩。颜色多种多样，包括黄绿色、灰绿色、土黄色等。生物化石少，有时含有笔石，页理发育，暗色的页岩和泥岩反映较深水的还原滞流环境。研究区页岩内最发育的两个地区为宁夏青龙山和甘肃平凉。虽然青龙山地区平凉组只见11个米级旋回，但其页岩颜色较多样，发育有土黄色、红褐色、以及灰绿色页岩：土黄色页岩粘土类矿物含量较多，红褐色页岩可能含有一些铁锰质物质，而灰绿色页岩有些可能含有海绿石。平凉地区主要发育灰黑色页岩，笔石含量丰富，即是著名的“平凉页岩”,但也见灰绿色页岩，经微观鉴定，含海绿石，认为这是最大海泛期的产物。3.4沉积构造研究区内沉积构造较为发育，宁夏中卫香山群地区大量发育槽模、交错层理、递变层理、水平层理，平行层理，而青龙山地区和平凉地区大量发育水平层理，陕西淳化渔车山地区发育一些平行层理。由于水流的涡流对泥质物表面侵蚀成许多凹坑，在上覆砂体的底面上铸成印模，称为侵蚀模，常见的是槽模。槽模是一些规则而不连续的舌状突起，大小形状可变化，且形态上可对称或不对称，最突出的部分是原侵蚀最深的部分。香山群被认为是海底扇沉积，根据这些槽模(图3-6)可以恢复当时的古水流方向。交错层理是最常见的一种层理类型。在层系的内部由一组倾斜的细层与层面或层系界面相交，又称斜层理。根据交错层理内层系的形楔状交错层理、波状交错层理等，按层系厚度不同，可分为小型 (<3cm)、中型(3~10cm)、大型 (10~200cm)、特大型交错层理(>200cm)。香山群的第二亚群中，交错层理尤为发育(图3-9),根据这些交错层理同样可以恢复古水流的方向，是研究香山-罗山扇体的很好的一个途径。也称为粒序层理，它是以粒序递变为特征的沉积单位。递变层内除了粒度递变之外，一般无任何层理；其底部与下伏岩层总是突变接触，单个递变层的厚度变化大，一般为几厘米至几十厘米。据其递变特征可分为正向递变层理和反向递变层理。以正向递变层理为最常见，它由下向上，颗粒由粗变细。常见于浊流环境中，在潮坪、河滩、三角洲、陆棚等处亦可见零星分布。宁夏同心罗山地区多发育递变层理，呈现一种复理石结构。罗山地区亦为海底扇沉积。是由强水动力条件下形成的纹层互相平行的并由中粗砂，砾组成的层理，是在水流的搬运能力比形成大型交错层理更强的高流态条件下的平坦底床上形成的，其特点是颗粒组，伴生有剥离线理，与大型交错层理共生。主要形成于河流、海滩、浊流环境。香山地区较发育，渔车山地区偶见。是细粒沉积物(粉砂，泥)中主要的层理类型，由彼此平行的呈水平状的纹层组成，纹层厚度1-2mm,纹层可因粒度变化和有机质含量不同或颜色差别而显示出来，是低能或静水环境的标志之一。主要见于湖泊、河滩、潮坪、泻湖、浅海、半深海、浊流等环境。宁夏青龙山地区及甘肃平凉地区有发育，进一步印证这两地为低能沉积，特别是这两地的底部，水平层理较为发育，青龙山底部被黄土覆盖未见，平凉地区上部逐渐过渡为等深流沉积，取代这种半深海沉积，转为深海沉积。本文以天文周期为指导，米级旋回是一个六级或五级层序，是一个岁差、轴斜率短米氏周期或短偏心率周期，相当于Vail分级的IV级层序；通过米级旋回叠加而成的三级层序，是一个小行星群轨道周期，相当于Vail分级的Ⅲ级层序；通过三级层序叠加而成的二级层序，是一个银道周期，相当于Vail分级的Ⅱ级层序。4.1.1陕西渔车山剖面分析陕西淳化鱼车山剖面(图4-2),为中奥陶统平凉组，下部主要为褐色中厚层泥质灰岩、灰色中厚层泥质灰岩，中部主要为灰色、深灰色薄层泥质灰岩，向上泥质含量逐渐增多。上部主要为浅黄色中薄层白云质灰岩、白云岩、灰色白云岩。通过微观显微镜的观察，比较典型的岩石类型：细晶灰岩、含泥质细晶灰岩、细晶灰质白云岩、中细晶白云岩(图4-1)。A潮下细晶灰岩显示的方解石颗粒在0.1mm左右，且方解石含量超过90%,部分颗粒之间存在一些粘土物质，显示为水动力条件较弱，应属于潮下带沉积环境；B潮下含泥质细晶灰岩显示方解石颗粒亦在0.1mm左右，但其泥质含量较A多，约为20%左右，说明其沉积环境水动力更弱，并未能将方解石颗粒淘洗干净，亦属于潮下低能带沉积。根据米级旋回的划分依据，细晶灰岩、含泥质细晶灰岩一般都为米级旋回的下部单元，代表水体相对较深的沉积单元。C潮间细晶灰质白云岩中显示白云石大小在0.05mm左右，晶形较好，基质为一些方解石泥晶颗粒和一些他形晶的白云岩，由于水动能较大，碳酸盐颗粒较小，加之发生白云岩化作用，应属潮间带沉积；D潮上中细晶白云岩中显示白云石大小在0.1-0.2mm之间，晶形非常好，以自形晶为主，典型的雾心亮边，应为潮上带沉积。根据米级旋回的划分依据，细晶灰质白云岩、中细晶白云岩一般应为米级旋回的上部单元，代表水体相对较浅的沉积单元。本剖面共测得52个米级旋回。可以划分为5个三级层序，平均每个三级层序由10个米级旋回组成。最大海泛期存在于第4个三级层序。S1由7个米级旋回组成。米级旋回类型主要有两种：第一种，下部单元为灰色中厚层泥灰岩，上部单元为薄层泥质灰岩；第二种，下部单元为中厚层泥质灰岩，上部单元为褐色中厚层砂砾岩。该层序至下而上表示水体深度先变大，后变小，最后逐渐有陆源碎屑参与沉积。S2由11个米级旋回组成。米级旋回类型主要有四种：第一种，下部单元为褐色薄层泥质灰岩，上部单元为褐色中厚层泥质灰岩；第二种，下部单元为薄层泥质灰岩，上部单元为砾屑灰岩；第三种，下部单元为薄层泥质灰岩，上部单元为竹叶状灰岩；第四种，下部单元为红褐色薄层白云质灰岩，上部单元为红褐色中厚层白云质灰岩。该层序表示沉积环境由浪基面附近逐渐过渡到潮下安静的沉积环境之中。系统组厚度(m)奥陶系中统平凉组7质白云岩，向上变为白云岩，夹下部浅灰黄色中上部中厚层块状状灰岩，夹红褐质灰岩，向上渐变为灰黄色，泥质含98层泥质灰岩，夹薄红褐色中薄层云质层泥质灰岩，向上变为灰色，夹有砾屑灰岩，项部一层竹叶状灰岩下部灰色、深灰色中厚层泥灰岩，向上略带褐色，上部为褐色页岩灰岩泥质灰岩带白云岩燮石杂带灰岩砂质页岩白云岩泥质百云岩石英砂岩图4-2贺兰拗拉谷陕西渔车山综合剖面柱状图S3由8个米级旋回组成。米级旋回类型主要为一种：下部单元为灰色薄层泥质灰岩，上部单元为土黄色泥质灰岩，且向上黄色加重，泥质含量越来越多。随着层序2水体逐步加深，到层序3的时候整体沉积环境基本是稳定的，不受波浪影响的，海水中的一些粘土物质相继沉积下来。S4由15个米级旋回组成。米级旋回类型主要有两种，TST中的米级旋回类型主要代表浅海沉积，下部单元为浅灰色中厚层泥质灰岩，上部单元为红褐色砂屑灰岩，最大海泛期为一系列灰色薄层泥质灰岩。HST中米级旋回主要类型代表潮下深水沉积，下部单元为灰色薄层泥质灰岩，上部单元为红褐色铁锰质含量较高的灰岩，发育水平层里。S5由11个米级旋回组成。米级旋回类型主要有四种：第一种，下部单元为浅灰黄色薄层白云质灰岩，上部单元为浅灰黄色中厚层白云质灰岩；第二种，下部单元为薄层泥质灰岩，上部单元为灰色中厚层泥灰岩；第三种，下部单元为浅灰色薄层白云质灰岩，上部单元为浅灰色中厚层白云质灰岩；第四种，下部单元为灰色薄层白云岩，上部单元为硅质岩，这种旋回只有两个，且厚度很小。经历了最大海泛期之后，海水退去，海平面下降，层S5的时候，发育了较多的白云岩，基本属于潮间至潮上带沉积。004渔车山剖面共发育十个种类的米级旋回(图4-3),属两种米级旋回类型：潮下碳酸盐型米级旋回、潮坪碳酸盐米级旋回。其上部单元岩石类型丰富，属潮坪相沉积，但其下部单元有八个种类的米级旋回是泥质灰岩或泥灰岩，反映潮下低能环境，只有两个种类的米级旋回下部单元是白云岩或白云质灰岩，反映潮间带至潮上带沉积环境。表明，在中奥陶世，在每一次突发海泛之后，该地区基本能处于潮下低能沉积区。综上分析，在中奥陶世平凉期，渔车山地区最开始还可以接受一些陆源物质，沉积一些砾岩，随后海平面上涨，进入潮下带低能环境沉积，在海水退去后沉积进入潮间带有时暴露进入潮上带沉积。由5个三级层序所构成的二级层序表示的海平面变化趋势是一个先变深，后变浅的过程，代表着一个相对较深的浅海环境，也是相对海平面较高时期的多级次复合海平面变化的结果。平凉组一名系由袁复礼(1923)创建的“平凉页岩”演变而来，岩性标准地点为平凉银洞官庄一带，主要为灰绿、浅灰、灰黑色薄—中厚层状灰岩、页岩夹粉砂岩，与下伏的三道沟组呈连续沉积，顶部被第四系覆盖，关系不明，在宁夏出露于青龙山酸枣沟和彭阳县贺家川两地(《宁夏地质区域地质志》,1991)。平凉组界面穿时性明显(《甘肃省岩石地层》,1997),在宁夏天景山地区平凉组的下界面为晚宁国期；而在青龙山地区，其下界面上升为晚宁国期的中上部；在甘肃地区平凉组底界面为三道沟组顶，在甘陕交界的龙门洞一带，平凉组的底界为水泉岭组。可见，平凉组是一个穿时性岩相单位。图4-5中，A、B、C、D是平凉组具代表性的四张显微照片。A、B即为著名的平凉页岩，其中，主要含有笔石化石，属笔石页岩相，代表了较深水的滞留还原环境。C为似球粒亮晶灰岩，似球粒为棱角或磨圆的泥晶碎屑及一些生物碎屑，由亮晶方解石胶结，局部呈颗粒支撑，棱角状颗粒说明经历了搬运和再造，代表为中到低能环境，属潮下至潮间带。D为亮晶胶结内碎屑灰岩，这种内碎屑颗粒皆为泥晶方解石颗粒，磨圆较好，大部分为球形或椭球形，分选一般，颗粒大小在0.1～0.5mm之间，胶结物皆为亮晶方解石，内碎屑颗粒代表了水体相对较深的安静沉积环境，后经过打碎搬运被亮晶方解石胶结，由于其间方解石较为干净，应为温暖的浅海沉积。S2、S4的灰岩，其微观形态主要为C、D,S3灰岩主要为泥晶灰岩。根据米级旋回的划分原则，代表水深的沉积单元一般为下部单元，而代表水浅的沉积单元一般代表上部单元，结合剖面的实际情况，A、B为各类型米级旋回的下部单元，C、D为各类型米级旋回的上部单元。甘肃平凉银洞官庄平凉组剖面可以划分为5个三级层序，平均每个三级层序由12个米级旋回组成。最大海泛期发生于第3个三级层序(图4-8)。S1由7个米级旋回组成。岩性相对复杂，有灰色薄层硅质灰岩、砾屑灰岩、泥质灰岩上覆黄绿色页岩。该层序出露不完全，硅质灰岩代表了一个深水碳酸盐岩的沉积相，随后水体变迁，沉积了砾屑灰岩，之后沉积环境再次变为深水相，沉积了页岩。S2由23个米级旋回组成，米级旋回主要类型有两种：第一种，下部单元为浅灰色页岩，上部单元为浅褐色薄层钙质粉砂岩；第二种，下部单元为浅灰色页岩，上部单元为灰色薄层灰岩。总体上由下之上是水体逐渐加深。由潮间带沉积变为潮下带沉积。S3由13个米级旋回组成，米级旋回主要类型有两种：第一种，下部单元为灰绿色、浅黑色页岩，上部单元为浅褐黑色中层灰岩；第二种，下部单元为灰绿色页岩，上部单元为浅灰色薄层灰岩。TST主要发育第一种米级旋回类型，HST主要发育第二种米级旋回类型，最大海泛期表现为一层含海绿石的薄层页岩的凝缩段(图4-4D)。该层序发育等深流沉积(图4-4B),薄层灰岩底部发育波痕构造，且其上下皆为薄层页岩，是正粒序-逆粒序的共生对隅。整体沉积环境属深水等深流沉积。S4由11个米级旋回组成，米级旋回主要类型有两种，第一种，下部单元为浅灰色页岩，上部单元为浅灰褐色中厚层块状灰岩；第二种，下部单元为灰绿色页岩，上部单元为褐灰色中厚层灰岩。最大海泛事件发生之后，海平面退去，有深水相沉积变为相对深水的潮下带沉积，但仍然发育有等深流沉积。S5由6个米级旋回组成，野外露头顶部部分覆盖，上部出露不全。TST部分主要由一种米级旋回类型组成：下部单元为粉砂质泥岩，上部单元为灰色薄层泥质粉砂岩。根据露头特征及镜下微观显微鉴定，认为层序5仍然有等深流沉积，但是其整体沉积环境是要比层序3和层序4浅，因为海平面在这一时期是下降期。页岩页岩灰岩块状灰岩粉砂质泥岩泥质粉砂岩平凉地区可识别出五种米级旋回种类(图4-6),属于L-M型碳酸盐米级旋回。其下部单元以页岩为主，由于成分不尽相同，所以表现出的颜色略有不同，但整体表现为深海页岩相，这些米级旋回相互叠加之后，就具有等深流沉积特征。综上分析，在中奥陶世平凉期，平凉银洞官庄地区从相对较深水的沉积环境发展到最大海泛期时发生等深流沉积，又至相对变浅的等深流沉积由5个三级层序所构成的二级层序表示的海平面变化趋势是一个先变深，后变浅的一个过程，代表着一个相对较深的深海斜坡环境，也是相对海平面较高时期的多级次复合海平面变化的结果。等深流场又称盐等深流和雾浊层，它与全球性的温盐环流-大洋底层流有关。大洋底层流在流经临近大陆边缘地带时，底层流的边界流具有等深流的性质。因为大洋水柱存在密度分层，故位于一定深度的水层(2000～4000m)倾向于沿大洋等深线流动。底层流对底质能产生侵蚀效应，筛选出细粒级组分而使底质粗化，并形成纵向波痕等层面构造。底层流的再悬浮作用使水中悬浮体浓度增大而形成底层雾浊层。雾浊层是外大陆边缘及洋盆水柱底部的含悬浮体浓度很大的水层，高浓度的雾浊层多与大洋底层径向温盐环流共生。雾浊层的悬浮物成分包括有机内源碎屑和陆源碎屑。内源碎屑多为浮游生物古屑、球粒和有机质。雾浊层内的固体质点可来自远洋层水体中的沉降作用，也可来自底流层、生物及内源的侵蚀再悬浮作用和浊流细尾组分的加入，但以再悬浮的来源为主。等深流沉积构造层序经常为正粒序-逆粒序的共生对隅，有不同程度的生物扰动和模糊的流层构造，由不规则粉屑、砂屑的薄层状和泥质块状层组成(孟祥化、葛铭，1993)。该地区在S3、S4、S5中都发育有等深流沉积，可识别的类型至少有三种类型，如图4-7,A类型为页岩-为页岩-块状灰岩-页岩，主要出现在质粉砂岩-粉砂质页岩，主要出现于S5对于等深流类型的成因，应该给予讨论，笔者认为主要是与沉积环境有关。S3时是最大海泛期，是水体最深的时期，所以沉积以页岩及灰岩为主。根据上面对等深流的介绍，雾浊层是以在悬浮物质为主要来源，而这种再悬浮物质很大程度上来源于底质，而层序4时海平面已经回落，其底质沉积物所反应的水深就要小于S3所反应的，其块状灰岩的微观就如图4-5中C和D所示。同理，C类型的等深流沉积反应的沉积环境要相对更浅一些。通过对等深流的分析，与费希尔图解反应的海平面变化趋势是有一定的吻合的，这有利于对古地理的研究与恢复。根据高振中等人(1995)研究，平凉地区等深流沉积发育主要分为三个阶段：1、萌生阶段，从早奥陶世至中奥陶世早期，等深流萌生与平凉组下部沉积2、成型阶段，平凉组中部及上部，等深流沉积数量丰富，类型较齐全，属3、衰退阶段，银洞官庄剖面不见顶部，结合区域地质特征，推测等深流于中奥陶世末期至晚奥陶世早期衰退。在渭北唐王陵组为上千米厚的滑塌重力流体系，层序中各亚段均发育有深水硅质岩、页岩、泥岩和等深岩沉积(孟祥化、葛铭，1993)。表明，在整个华北地台西南缘，在中奥陶世时，沿海底等深线存在一个范围较大的等深流沉积区。系组层号费希尔图解9灰色、灰黑色薄层泥质8876浅灰色薄层灰岩与543钙质粉砂岩、灰岩与2516灰色薄层硅质灰岩、页岩灰岩泥质灰岩带白云岩磊条带砂质页岩团块灰岩中南部以位于宁夏同心县东北角的青龙山剖面为代表，是鄂尔多斯盆地西缘断面西部终点-惠安堡的奥陶系露头剖面之一，也是盆地西线的代表剖面之一。青龙山地区在马家沟期发育有一次最大海泛事件(孟祥化，葛铭，2004年)。在经历了这次海泛事件之后，使青龙山地区保持了比较高的水位。A含笔石页岩10×4单偏光B含笔石页岩10×4正交偏光C10×4单偏光藻粘结似球粒灰岩D内碎屑灰岩10×4单偏光青龙山地区平凉组见底不见顶(图4-11),发育有土黄色、灰绿色、黄绿色、红褐色页岩及薄层灰岩互层，其米级旋回主要类型即为下部单元为页岩(图4-9),其中含笔石化石，上部单元为薄层泥晶灰岩，总厚度约25米，可测米级旋回个数总计11个，因为不足50个，做出其费希尔图解存在较大误差，所以通过沉积微相来研究其沉积环境。图4-10中A、B为含笔石页岩，其粘土矿物含量超过90%,笔石含量丰富，属笔石页岩相，这代表了该沉积环境属较深水的滞留还原环境。C为藻类参与的生物成因的灰岩，藻粘结了一些泥晶质的方解石颗粒及一些粘土物质，而胶结物系统组中统50灰绿色页岩夹灰色薄层灰岩，页岩中级旋回：其下部单上部单元为浅灰色薄层灰岩，页岩中含笔石发育两个米级旋回：其下部单元为黄棕色页岩，上部单元为浅灰色薄层灰岩，页岩中含笔石，剖面部分被第四纪黄土覆盖。发育三个米级旋回：其下部单元为黄绿色页岩，上部单元为浅灰色薄层灰岩认为亮晶灰岩，代表了这是一个相对稳定的沉积环境，适宜藻类生存，水体相对较深，细小的碳酸盐颗粒供应充足。D结构复杂，有一些小的方解石颗粒支撑着一些较大的泥晶灰岩的碎屑物，其微小的空隙由亮晶方解石胶结，这代表了在搬运过程中，是大颗粒在碳酸盐小颗粒的支撑下搬运的，由于其磨圆一般，分选一般，其结构成熟度较低，可能离源区较近，但还是有一定的水动力条件，应属潮下高能沉积环境。A、B即为青龙山地区平凉组划分米级旋回的下部单元，由于出露不多，见到的岩性比较单一，绝大多数属笔石页岩，其上部单元微观主要是C类型，D类型偶见。虽然该地区平凉组出露较少，但对研究区内的古地理的恢复，尤其是对平凉期海进体系域岩相古地理的恢复起到了相当大的作用，该地区是向鄂尔多斯古陆方向过渡的一个沉积区，此时青龙山地区为深海页岩相，水体很深。4.1.4米级旋回类型的分布通过研究米级旋回的结构，分析其沉积特征，建立了区内米级旋回分布模式 (图4-12)。据上文所述，米级旋回可划分为四种类型。A、B、C属潮坪碳酸盐米级旋回，代表浅水沉积，上部单元代表了潮上带沉积，具向上变浅特征；D、E属潮下碳酸盐型米级旋回，该类型米级旋回层序没有向上变浅至潮坪环境，即不发育潮坪盖层，反而在其沉积历史过程中一直保持被水淹没状态，属高频率海平面变化快速上升过程中滞后效应的产物，发育于正常的相对较深的海水中；F属L-M型碳酸盐米级旋回，主要形成于浪基面以下的较深水及深水环境中，在深水海洋环境中。旋回性碳酸盐沉积作用主要与CCD界面的变动和底流变化相应的溶解作用的变化控制(梅冥相，1995)。G为平凉地区等深流沉积，但其物质成分应属远洋的沉积的灰岩及页岩，亦属L-M型碳酸盐米级旋回。从A至E主要发育于渔车山地区，F主要发育于青龙山地区，G发育于平凉地区。可见，平凉地区一直处于拗拉谷盆地的沉降中心地区，青龙山平凉组下部主要沉积于深水斜坡，而渔车山地区地处台地边缘，岩石类型较多，米级旋回种类亦较多，沉积环境跨度大，从潮下直至潮上都有沉积。图4-12米级旋回分布发育模式图4.2奥陶系地层划分及对比本区奥陶系研究历史悠久，自1923年袁复礼在甘肃平凉发现“平凉页岩”和法国人德日进在内蒙古桌子山发现含珠角石的奥陶纪地层以来，大量研究成果层出不穷，为本区奥陶系划分和对比奠定了基础。但不同的研究者和单位从各自不同的角度和观点出发，地层划分仍不尽相同，从而使本区奥陶系的划分对比方案和岩石地层单位的厘定仍未能达成共识。目前国内奥陶系的划分包括三分和四分两种方案。以往研究中鄂尔多斯盆地奥陶系的划分一直采用三分方案界线，为了便于对比，本次研究也继续沿用。贺兰拗拉谷奥陶系与中朝地台内部在沉积和生物群特征上均有明显的差别。该处地层研究程度较低，过去不同研究者提出的地层划分和对比方案差别较大。通过沉积层序的研究和对比，将会为其地层对比和时代确定提供新的线索。中朝板块的奥陶系地层以贺兰拗拉谷地区发育最为齐全，其它地区仅发育中一下奥陶统地层。由于奥陶纪的古构造和古地理背景及其形成演化较为复杂，因此，其旋回层序和微层序特征具有多种多样的类型。例如，台地暴露岩溶型、蒸发泻湖障壁型、台斜坡型、重力滑塌型、欠补偿瘤状灰岩型以及火山凝灰岩型等特殊类型。关于贺兰拗拉谷盆地寒武系—奥陶系地层对比问题，分歧较大，经过项目工作组反复的现场调查研究提出一个现时可行地层划分对比方案(表4-1)。这个对比表的确定主要依据以下几个方面的研究和分析原则提出的：第一，以米级旋回划分、精细的米兰科维奇天文周期在地学的应用为基础，并应用了较为先进的技术方法—费希尔技术方法；第二，以全盆地最大海泛事件和等时对比为准则，如奥陶纪时期O₁和O₂最大海泛事件，经研究可以作为全盆地地层对比的基准和准绳；第三，以全盆地各主要时期按全局性地质事件如等深流、重力流和