桌子山地區(qū)奧陶系克里摩里組下段等深暖流沉積及其油氣地質(zhì)意義

李向東，郇雅棋

（1.昆明理工大學(xué)國土資源工程學(xué)院，云南昆明650093；2.中國石油冀東油田分公司南堡油田作業(yè)區(qū)，河北唐山063200）

等深流是指由于地球旋轉(zhuǎn)而在大洋中形成的溫鹽環(huán)流，其平行海底等深線穩(wěn)定低速流動［1-2］。這種環(huán)流往往交替出現(xiàn)低流速期和高流速期，在低流速期的速度一般為5～20 cm/s，持續(xù)時間從數(shù)星期至數(shù)月；在高流速期的速度一般為20～40 cm/s，持續(xù)時間為數(shù)天至數(shù)星期，可形成海底風(fēng)暴［2］，其中在現(xiàn)今直布羅陀海峽的上部大陸斜坡地區(qū)，速度可達180～250 cm/s［3］。在現(xiàn)代海洋中，等深流沉積覆蓋了大面積的海底地區(qū)，主要分布于大陸斜坡至深海盆地等深水環(huán)境中，常沿大陸邊緣發(fā)育大型等深巖丘或等深巖席。

鄂爾多斯盆地西緣中、晚奧陶世為深水等深流極為發(fā)育時期。桌子山地區(qū)公烏素組等深流沉積是發(fā)現(xiàn)最早并進行詳細沉積學(xué)研究的實例［4］，隨后在平?jīng)龅貐^(qū)官莊剖面平?jīng)鼋M和桌子山地區(qū)青年農(nóng)場烏拉力克組也發(fā)現(xiàn)了等深流沉積［5］，前者形成等深巖丘，后者未形成等深巖丘。此后，又陸續(xù)發(fā)現(xiàn)克里摩里組和拉仲什組等深流沉積［6］。對于桌子山地區(qū)克里摩里組等深流沉積，筆者前期進行了較為詳細的沉積學(xué)和地球化學(xué)研究，論述了沉積鑒別標志［7］、主要控制因素［8］及沉積介質(zhì)特征［9］，并總結(jié)了沉積模式［10］。為此，筆者在已有研究的基礎(chǔ)上，以碳和氧同位素數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，對沉積時流體的性質(zhì)進行研究，提出等深暖流沉積的觀點，這是對地層記錄中等深暖流沉積的首次識別，對于鄂爾多斯盆地西緣中、晚奧陶世深水環(huán)流體系研究以及下古生界深水油氣勘探均具有重要的意義。

圖1 鄂爾多斯盆地西緣中奧陶世達瑞威爾期古地理略圖［11］Fig.1 Paleogeographic schematic of Darriwilian in Middle Ordovician，western Ordos Basin［11］

1 區(qū)域地質(zhì)背景

研究區(qū)位于鄂爾多斯盆地西緣北部的內(nèi)蒙古桌子山地區(qū)（圖1）。在中奧陶統(tǒng)達瑞威爾階克里摩里組沉積時期，其北部為阿拉善古陸和伊盟古陸，東部為開闊碳酸鹽巖臺地，臺地邊緣斜坡呈向西南開口的環(huán)帶狀分布，中部為深水盆地［11］。研究區(qū)奧陶系自下而上由下統(tǒng)三道坎組、中統(tǒng)桌子山組和克里摩里組及上統(tǒng)烏拉力克組、拉什仲組、公烏素組和蛇山組組成。

根據(jù)沉積環(huán)境可將研究區(qū)分為臺地相和斜坡相兩大類，其中臺地相發(fā)育于三道坎組和桌子山組。三道坎組發(fā)育淺灰色石英砂巖、灰白色白云質(zhì)石灰?guī)r、石灰?guī)r互層，中、下部夾數(shù)層生物碎屑石灰?guī)r，屬于局限臺地沉積；桌子山組發(fā)育淺灰色厚層石灰?guī)r，有時含泥質(zhì)或硅質(zhì)結(jié)核，局部具有瘤狀構(gòu)造，屬于碳酸鹽巖臺地沉積。斜坡相發(fā)育于克里摩里組、烏拉力克組、拉什仲組、公烏素組和蛇山組，克里摩里組以深灰色薄層石灰?guī)r與灰黑色泥巖為主，泥質(zhì)成分向上遞增，屬于臺地邊緣斜坡沉積；烏拉力克組主要發(fā)育含碳硅質(zhì)泥巖，上部為黑色碳質(zhì)泥巖，底部為含礫屑石灰?guī)r，為深水盆地相并含有碳酸鹽巖碎屑流沉積；拉什仲組主要發(fā)育灰綠色砂巖、泥巖，上部夾生物碎屑石灰?guī)r，為濁流沉積［12-13］；公烏素組為薄層石灰?guī)r、泥巖、砂巖互層，為低密度濁流與等深流沉積［6］；蛇山組下部為黃綠色含砂鈣質(zhì)泥巖夾生物碎屑石灰?guī)r，上部為中厚層礫狀生物碎屑石灰?guī)r，相當于盆地西緣南部的背鍋山組下部，為淺海陸棚沉積。

桌子山地區(qū)奧陶紀水體由淺變深，從克里摩里組沉積時期開始為深水沉積，水體快速加深，至克里摩里組上段沉積時期達到最大深度［7］，從拉什仲組沉積末期開始變淺，為大陸斜坡環(huán)境［14］，此后在公烏素組沉積時期出現(xiàn)3次大陸斜坡與深海盆地的轉(zhuǎn)化［15］，至蛇山組沉積時期才變?yōu)闇\海陸棚沉積環(huán)境。此外，克里摩里組下段極具旋回性的薄層石灰?guī)r直接指示深水沉積環(huán)境［8］。

圖2 桌子山地區(qū)克里摩里組下段等深流沉積特征Fig.2 Sedimentary characteristics of contour currents in Lower Kelimoli Formation，Zhuozishan area

2 等深流沉積構(gòu)造

桌子山地區(qū)克里摩里組下段以淺灰色-深灰色薄層泥晶-粉晶石灰?guī)r夾極薄層灰黑色泥巖為特征，但在石灰?guī)r中卻發(fā)育大量具有雙向遞變特征的沉積構(gòu)造（圖2）。主要包括在單一石灰?guī)r層中自下而上的細粒層-粗粒層-細粒層沉積序列和平行層-均勻?qū)?平行層沉積序列，此外也發(fā)現(xiàn)由極薄層泥質(zhì)（毫米級）隔開的薄層-厚層-薄層沉積序列。

在上述3種沉積序列中，發(fā)育最為廣泛的是細粒層-粗層粒-細粒層沉積序列，單層石灰?guī)r從下到上由細粉晶-粗粉晶-細粉晶構(gòu)成。在風(fēng)化面上細粉晶為主的部分呈現(xiàn)為淺黃色，粗粉晶為主的部分呈現(xiàn)為淺灰色，在新鮮面上均為深灰色，且肉眼分辨不出差異。粗粉晶與細粉晶部分之間的界線可為突變，界面較平直，粗粉晶部分可呈層狀（圖2a），也可呈條帶狀（圖2b）；二者之間的界線也可呈漸變，包括上、下界面均為漸變（圖2c）或僅1個界面呈漸變（圖2c），即上界面呈漸變，而下界面為突變，整個粗粉晶部分略顯正粒序，呈現(xiàn)為層狀、透鏡狀（上、下界面均呈起伏狀）、條帶狀及分枝狀（圖2c）。

平行層-均勻?qū)?平行層沉積序列發(fā)育相對較少，在同一石灰?guī)r層中，平行層的晶粒相對較細，而均勻?qū)拥木ЯＯ鄬^粗。在圖2d中底部為模糊的平行層，上部為較清晰的平行層，中間無粒序?qū)哟嬖冢麄€巖層可分為上、下兩部分，下部較粗，上部較細。有時會出現(xiàn)均勻?qū)雍推叫袑拥寞B置，在圖2e中二者之間呈漸變關(guān)系。野外觀察中也發(fā)現(xiàn)整個薄層石灰?guī)r呈平行層、斷續(xù)平行層和局部為波狀層的沉積構(gòu)造，在單層中（薄層或中層疊置層）發(fā)現(xiàn)從下到上呈現(xiàn)出薄層-厚層-薄層沉積序列的并不多見，其觀察要借助于良好的風(fēng)化作用，圖2f顯示下部薄層石灰?guī)r為細粒層-粗粒層-細粒層沉積序列，上部中層石灰?guī)r整個顯示為模糊的平行層，但其疊置現(xiàn)象非常明顯，上、下的較薄層與中間的較厚層被厚度約為1～2 mm的泥巖分隔。

等深流是由地球自轉(zhuǎn)而引起的大洋溫鹽環(huán)流，不僅單個等深流事件具有由弱到強再到弱的演化過程（即低流速期與高流速期的交替），而且在一定的天文周期內(nèi)也具有由弱到強再到弱的演化過程。例如在歲差周期內(nèi)（約2萬年）具有完整的弱-強-弱演化過程，在高頻離心率周期內(nèi)（約10萬年）也具有完整的弱-強-弱演化過程［16］。流體流動由弱變強再變?nèi)醯难莼^程表現(xiàn)在沉積上就是沉積物（巖）的細粒層-粗粒層-細粒層沉積序列［3］。

桌子山地區(qū)克里摩里組下段薄層狀石灰?guī)r中發(fā)育的細粒層-粗粒層-細粒層沉積序列反映出沉積時海底沉積流體流動的弱-強-弱變化趨勢［17］，粗粒層（粗粉晶）部分不同的形態(tài)（如條帶狀、分枝狀等）可能由海洋深水區(qū)沉積物供應(yīng)不足所引起［18］。平行層-均勻?qū)?平行層沉積序列的形成主要由于沉積流體對不同大小顆粒的不同作用效果，在較細的細粉晶中形成平行層，而在較粗的粗粉晶中形成均勻?qū)樱虼?，這種沉積序列也反映沉積流體流動的弱-強-弱變化，不完整的均勻?qū)?平行層沉積序列則可能是由于沉積流體的不完全改造形成的（底部流體未對沉積物形成簸選作用）。中層疊置層中的薄層-厚層-薄層沉積序列則可能與不同底流速度下碳酸鹽的沉積速率相關(guān)：如果底流為暖流，在強底流時期，海水溫度較高，碳酸鹽深度補償界面變深，沉積速率相對較大，形成較厚層的沉積；相反，弱底流時期，海水溫度較低，碳酸鹽深度補償界面變淺，沉積速率相對較小，形成較薄層的沉積，因此薄層-厚層-薄層沉積序列也反映出沉積時海底沉積流體流動的弱-強-弱變化規(guī)律。

綜上所述，桌子山地區(qū)克里摩里組下段薄層石灰?guī)r具有雙向遞變特征的沉積構(gòu)造。即在單一石灰?guī)r層中從下到上的細粒層-粗粒層-細粒層沉積序列、平行層-均勻?qū)?平行層沉積序列和由極薄層（毫米級）泥質(zhì)隔開的薄層-厚層-薄層沉積序列均顯示出等深流的沉積特征，故研究區(qū)克里摩里組下段由薄層石灰?guī)r及其所夾的極薄層泥巖組成的石灰?guī)r-泥巖對應(yīng)視為等深流沉積（改造）形成。

3 碳、氧同位素測溫結(jié)果

本次研究共采集桌子山地區(qū)克里摩里組下段薄層狀石灰?guī)r地球化學(xué)樣品19件，取新鮮部位研磨至200目，用磷酸法制成CO2氣體，在MAT253氣體質(zhì)譜計上分析其碳、氧同位素值，分析檢測依據(jù)為同位素地質(zhì)樣品分析方法［19］，檢測環(huán)境溫度為22℃，濕度為40%。為判斷樣品的碳、氧同位素組成是否遭受過成巖作用的影響，對每件樣品采用ICP-MS（XSERIES2）儀器進行錳和鍶含量的測定，共獲得有效數(shù)據(jù)19組（表1）。

3.1 測試數(shù)據(jù)檢驗

利用氧同位素法測試古水溫的基本依據(jù)是：在海水中的氧和生成的含氧化合物（主要是碳酸鹽類）的氧之間，18O的平衡分布取決于含氧化合物生成時的海水溫度，且這種原始的氧同位素成分可以在含氧化合物中完整地保存下來。因此，應(yīng)用氧同位素法測試古水溫，首先要保證沉積物與水體（海水）之間的氧同位素交換達到平衡，其次要保證氧同位素組成不受其他因素影響［20-22］，這些因素主要有成巖期的重結(jié)晶與離子再交換，以及形成時期海水鹽度的變化。為了保證氧同位素法溫度計算的可靠性，本次研究分別從相同樣品的碳氧同位素關(guān)系、錳鍶比值、氧同位素測試值及鹽度等4個方面對所獲得的氧、碳同位素數(shù)據(jù)進行檢驗。

石灰?guī)r與海水之間的氧同位素交換是否達到平衡，可根據(jù)石灰?guī)r中氧同位素與碳同位素之間是否具有線性關(guān)系來判斷。二者具有明顯的線性關(guān)系，說明沉積時氧同位素交換未達到平衡；不具有線性關(guān)系，則說明沉積時氧同位素交換達到平衡［23-24］。對研究區(qū)克里摩里組下段薄層狀石灰?guī)r的氧、碳同位素數(shù)據(jù)以δ13C值為橫坐標、δ18O值為縱坐標繪制散點圖（圖3），結(jié)果表明二者不具有線性關(guān)系，說明在沉積時石灰?guī)r與海水之間的氧同位素交換達到平衡。

表1 桌子山地區(qū)薄層狀石灰?guī)r碳、氧同位素測定及計算結(jié)果Table1 δ13C and δ18O value and calculated temperature of thin-bedded limestone in Zhuozishan area

圖3 桌子山地區(qū)克里摩里組石灰?guī)rδ13C-δ18O散點圖Fig.3 Plots of δ13C-δ18O in limestone of Kelimoli Formation，Zhuozishan area

對于海相碳酸鹽巖，如受后期成巖或成巖期后流體的影響，特別是大氣水循環(huán)的影響，巖石將發(fā)生鍶的丟失和錳的加入，即錳鍶比值變大，一般認為錳鍶比值小于10（更嚴格的標準是錳鍶比值小于2～3）的碳酸鹽巖通?？梢员Ａ羝湓嫉耐凰亟M成［25］。在研究區(qū)克里摩里組下段19件薄層石灰?guī)r樣品中，錳鍶比值最大為0.48，最小為0.06，平均為0.14，遠小于2，顯示該薄層狀石灰?guī)r碳、氧同位素不受成巖作用影響。

碳酸鹽巖中的氧同位素組成對后期蝕變更為靈敏，一般認為δ18O值為-5‰～-10‰，氧同位素較原始組成可能稍有變化，但碳同位素組成變化不大，其碳、氧同位素數(shù)據(jù)可以使用；當δ18O值小于-10‰（或-11‰）時，碳同位素的原始組成可能發(fā)生明顯改變，其碳、氧同位素數(shù)據(jù)不宜使用［25］。在研究區(qū)19件樣品中，氧同位素最大值為-4.28‰，最小值為-8.32‰，平均為-7.3‰，略大于-7.5‰，其中氧同位素值大于-5‰的樣品1件，為-7.5‰～-5‰的樣品8件，為-10‰～-7.5‰的樣品10件。從氧同位素的數(shù)值分布來看，研究區(qū)克里摩里組下段薄層狀石灰?guī)r略受成巖作用影響，但數(shù)據(jù)仍可使用。

鹽度變化同樣可以影響溫度的測定，目前使用的氧同位素溫度計算經(jīng)驗公式僅在正常的海相沉積環(huán)境中才成立。已廣泛應(yīng)用于前侏羅系的古鹽度計算公式為：

桌子山地區(qū)克里摩里組下段薄層狀石灰?guī)r的Z值計算結(jié)果（表1）顯示，其最大值為127.38，最小值為122.68，平均值為124；除樣品28-16的Z值為127.38，其他樣品的Z值為122.68～124.45，差值僅為1.77。這些數(shù)據(jù)表明，研究區(qū)克里摩里組下段薄層狀石灰?guī)r為正常的海相沉積環(huán)境，且鹽度變化很小，為沉積時的水溫測量提供了良好的條件。

3.2 古水溫計算

KEITH等對δ18O與地質(zhì)年代關(guān)系的統(tǒng)計結(jié)果［26］表明，地質(zhì)歷史時期δ18O同位素的變化具有一定的規(guī)律性，反映成巖作用對δ18O變化的影響，即δ18O的年代效應(yīng)［27］。隨著地質(zhì)年代的不斷變老，巖石所經(jīng)受的成巖作用也逐漸增強，其δ18O值越來越低，會出現(xiàn)較小的負值。故在利用δ18O研究新生代以前地層的古水溫時，應(yīng)對δ18O檢測值進行地質(zhì)年代校正。中奧陶統(tǒng)達瑞威爾階全球腕足類化石的δ18O平均值接近-6.3‰［28］，第四系海相石灰?guī)r的δ18O平均值約為-1.2‰［27］，二者的差值為-5.1‰，目前關(guān)于古生界石灰?guī)r的校正值多采用-5.1‰［22，27］，因此本文也采用該值進行校正（表1）。

利用氧同位素測定古水溫是由美國學(xué)者UREY等提出的［29］，經(jīng)過多位學(xué)者深入研究，提出一個反映氧同位素與古水溫之間相互關(guān)系的經(jīng)驗公式［30］?；谇叭搜芯砍晒珿ASSE對該公式進行修改，并將不同地質(zhì)歷史時期大洋水的δ18O值與現(xiàn)代大洋水的δ18O值進行類比，從而假定二者的差值為0，即得到目前廣泛應(yīng)用于古水溫的計算公式［31］：

筆者利用（2）式分別根據(jù)校正前和校正后的數(shù)據(jù)計算古水溫，結(jié)果（表1）表明，桌子山地區(qū)克里摩里組下段沉積時期的古水溫一般為22.2～30.7℃，平均為26.4℃；且在垂向上高值與低值相間出現(xiàn)，呈波狀起伏。其中，樣品28-16校正后的古水溫為12.2℃，相對較低，該樣品的錳鍶比值和Z值分別為0.48和127.38，均為研究區(qū)19件樣品中的最大值，其δ18O值可能受成巖期和海水鹽度影響要大于其他樣品，但12.2℃的水體并非冷水，因此研究區(qū)克里摩里組下段薄層狀石灰?guī)r沉積于溫暖的水體之中。

桌子山地區(qū)19件樣品中有17件樣品的碳同位素為正值，占89.5%；這其中最大值為1.08‰，最小值為0.01‰，平均值為0.21‰；遠大于鄂爾多斯盆地西緣馬家溝組的碳同位素平均值（-0.05‰），接近于平?jīng)鼋M碳同位素平均值（0.27‰），說明研究區(qū)克里摩里組和平?jīng)鼋M沉積時期的水動力條件可能類似。此外，樣品28-4和28-22為2個異常樣品，其碳同位素值分別為-0.2‰和-0.35‰，均出現(xiàn)負漂移。

4 等深暖流沉積的提出

參照現(xiàn)今的“大洋傳送帶”假說［32］，大洋深部的等深流（底層環(huán)流）為冷流，只有密度高于上覆水體的流體才能在地球自轉(zhuǎn)的作用下沿斜坡穩(wěn)定流動。本文的氧同位素測溫結(jié)果顯示，其溫度平均值為26.4℃，最低的1個幾乎可以歸為異常點的溫度為12.2℃，均屬于暖流。依據(jù)國家海洋局“向陽紅”和“實踐”號調(diào)查船1978年12月—1979年7月在太平洋西部赤道區(qū)域的調(diào)查結(jié)果［33］，該地區(qū)表層（水深為0～75 m）可形成溫度大于29.3℃的高溫低鹽流體，在深度為250 m的赤道潛流的溫度仍可達13～14℃［33］。結(jié)合現(xiàn)今海洋的溫度分布，可推測中、晚奧陶世鄂爾多斯盆地西緣形成等深流沉積可能是海洋表面的風(fēng)海流在深水區(qū)作用的結(jié)果。此外，相關(guān)研究結(jié)果表明，在中寒武世至早泥盆世（距今513～386 Ma），華北古板塊從南緯20.2°向北移至南緯12.9°［34］，這一推斷與達瑞威爾期華北古板塊所處的熱帶位置相符合，中奧陶世鄂爾多斯盆地西緣為炎熱的氣候條件［35］。

在缺少陸生植物的早古生代，海水中的重碳富集源于有機體的快速埋藏或海生生物的繁盛。前人研究結(jié)果［36］表明，烏海地區(qū)克里摩里組總有機碳含量（TOC）較高，平均為0.31%，頁巖夾層的TOC值則高達1.25%。因此，克里摩里組沉積時期的重碳富集除了水體較深、有機質(zhì)快速埋藏之外，還可能與在溫暖的風(fēng)海流水體中浮游和底棲等生物繁盛，大量消耗海水中的輕碳（12C）有關(guān)。

結(jié)合目前墨西哥灣流和大西洋暖流的發(fā)育情況，推測在中奧陶世達瑞威爾期鄂爾多斯盆地西緣可能存在大規(guī)模的風(fēng)海流（表層大洋環(huán)流），其厚度至少大于200 m，深水區(qū)底流速度足以搬運粗粉晶碳酸鹽顆粒。

5 油氣地質(zhì)意義

依據(jù)鄂爾多斯盆地西北部奧陶系已發(fā)現(xiàn)氣藏（余探1和余探2井克里摩里組氣藏）的氣源分析［37-38］，以及靖邊氣田氣源分析結(jié)果［39］，發(fā)現(xiàn)奧陶系天然氣主要為來自石炭系和二疊系煤系烴源巖生成的煤成氣，但不排除有奧陶系海相氣源的少量混入［37-40］，也表明鄂爾多斯盆地西緣奧陶系海相地層中具備生成油氣資源的潛力［41］。鄂爾多斯盆地西緣奧陶系烴源巖主要發(fā)育于克里摩里組和烏拉力克組，為一套分布廣、厚度大的深海相泥頁巖和泥質(zhì)碳酸鹽巖沉積［42］，其中克里摩里組泥巖的TOC值平均為0.52%［37］，最高達1.25%［36］，均大于海相泥頁巖烴源巖生烴的TOC下限值（0.5%）［42］；克里摩里組石灰?guī)r的TOC值平均為0.31%［37］，而前人綜合海相碳酸鹽巖烴源巖生烴的TOC下限值及鄂爾多斯盆地下古生界多項無機與有機參數(shù)分析結(jié)果，認為烴源巖TOC值為0.2%是重要的界限，碳酸鹽巖生烴的TOC下限值一般為0.2%～0.4%。因此，桌子山地區(qū)克里摩里組下段由等深暖流形成的薄層狀石灰?guī)r為重要的烴源巖［36，42］。

等深流對油氣系統(tǒng)中的儲層形態(tài)特征及烴源巖的分布均可以產(chǎn)生重要的影響［43］。研究區(qū)克里摩里組由等深暖流形成的薄層狀石灰?guī)r的紋層發(fā)育良好，且紋層往往有利于排烴，也有利于孔隙和裂縫的發(fā)育，進而間接改善儲層物性［44-47］，特別是克里摩里組下段薄層石灰?guī)r形成疊置層，單層石灰?guī)r之間為極薄層泥巖，甚至缺失泥巖，因此，有可能成為良好的油氣儲層。前期對桌子山地區(qū)克里摩里組等深流沉積的研究表明，其在垂向上形成一個完整的等深流水下水道-天然堤沉積體系［10］。在鄂爾多斯盆地西北部，除已發(fā)現(xiàn)的上古生界天然氣“倒灌”運移形成的氣田（分布于偏東部的克里摩里組頂部）［37］，在偏西部地區(qū)的克里摩里組下段也具有形成較大規(guī)模的自生自儲式油氣田及頁巖氣［48-49］的潛力。

如果鄂爾多斯盆地西緣克里摩里組等深暖流沉積是由海洋表面的風(fēng)海流在深水區(qū)作用的結(jié)果，那么這種風(fēng)海流屬于大洋表層環(huán)流的一部分，應(yīng)具有規(guī)模大且穩(wěn)定的特征，這將預(yù)示著整個鄂爾多斯盆地西緣克里摩里組可能會普遍發(fā)育等深暖流沉積或受等深暖流作用，從而具有較大的油氣勘探潛力。中國目前尚未發(fā)現(xiàn)深水牽引流沉積型油氣田，而鄂爾多斯盆地西緣克里摩里組則最有望在該領(lǐng)域取得油氣突破。因此，桌子山地區(qū)克里摩里組下段等深暖流沉積的發(fā)現(xiàn)，具有重要的理論和實際意義。

6 結(jié)論

桌子山地區(qū)中奧陶統(tǒng)克里摩里組沉積環(huán)境為深水斜坡，其下段的薄層狀石灰?guī)r受等深流改造明顯，普遍發(fā)育具有雙向遞變特征的沉積構(gòu)造，形成深水碳酸鹽巖等深流沉積。依據(jù)氧同位素測溫結(jié)果，計算研究區(qū)克里摩里組下段薄層狀石灰?guī)r等深流的古水溫一般為22.2～30.7℃，平均為26.4℃，為等深暖流，推測可能屬于風(fēng)海流引起的大洋表層環(huán)流。桌子山地區(qū)中奧陶統(tǒng)克里摩里組等深暖流沉積的發(fā)現(xiàn)，預(yù)示著鄂爾多斯盆地西北部奧陶系特別是克里摩里組可能存在自生自儲式油氣藏，對于鄂爾多斯盆地西緣下古生界油氣勘探及中國在深水牽引流沉積領(lǐng)域取得油氣突破均具有重要的意義。

致謝：昆明理工大學(xué)國土資源工程學(xué)院地球科學(xué)系碩士研究生闕易參與了野外地質(zhì)工作和室內(nèi)資料整理工作，碩士研究生張東陽、廖勇軍參加了野外地質(zhì)工作，在此一并致謝！

符號解釋

Z——古鹽度，當Z大于120時，為海相石灰?guī)r，Z小于120時，為淡水（陸相）石灰?guī)r；δ13C——碳同位素值，‰，采用PDB標準；δ18O——氧同位素值，‰，采用PDB標準；T——古水溫，℃。