鄂爾多斯盆地南緣奧陶系淺水臺地與深水斜坡礫屑灰?guī)r識別特征

龐軍剛,國吉安,李文厚,吳少波,王桂成,馬治國,王起琮

(1.西安石油大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院，陜西 西安 710065;2.陜西地礦第二綜合物探大隊有限公司,陜西 西安710016;3.西北大學(xué) 地質(zhì)學(xué)系/大陸動力學(xué)國家重點實驗室,陜西 西安 710069)

國內(nèi)外碳酸鹽儲集層主要有風(fēng)化殼型、白云巖型、巖溶縫洞及臺緣礁灘型。鄂爾多斯盆地目前發(fā)現(xiàn)的氣藏主要分布于盆地中東部奧陶系頂部馬家溝組馬5段與風(fēng)化殼及古巖溶作用有關(guān)的地層,為典型的白云巖型、風(fēng)化殼型儲層或高能的顆粒灘儲層[1-3]。隨著塔里木及四川盆地礁灘儲集體的發(fā)現(xiàn),并在天然氣勘探方面取得重大突破,激起了人們對鄂爾多斯盆地奧陶系礁灘相沉積研究的熱情。近年來,在鄂爾多斯盆地南緣中晚奧陶紀(jì)的平?jīng)鼋M、背鍋山組發(fā)現(xiàn)了一些高產(chǎn)氣井,初步分析其儲集層沉積類型為碳酸鹽臺地礁灘[3],但對其沉積微相類型、展布特征等沉積學(xué)問題研究程度低,其儲集體規(guī)模、天然氣潛力及能否作為今后天然氣接替層位等問題都值得進(jìn)一步研究。沉積相類型及古地理演化控制了油氣藏生儲蓋及其組合分布,特別是控制著有利儲層的類型、縱向分布及平面展布規(guī)律。

對于鄂爾多斯盆地南緣中奧陶統(tǒng)平?jīng)鼋M、背鍋山組,前人做過研究,對盆地范圍內(nèi)的沉積相類型有了宏觀的認(rèn)識,提出了臺地、灘、雛灘、深水斜坡等沉積類型[4]。但是,隨著鄂爾多斯盆地勘探開發(fā)的深入及沉積學(xué)理論的發(fā)展,早期的研究成果缺乏系統(tǒng)性,對不同沉積相之間的界限、各沉積相帶的展布范圍缺乏明確的認(rèn)識,且對部分地區(qū)發(fā)育的沉積相類型認(rèn)識差異較大。前人對西南緣平?jīng)鲆粠У钠經(jīng)鼋M深水斜坡區(qū)發(fā)育重力流和等深流等深水異地沉積[5],在南緣東段的富平一帶及涇陽平?jīng)鼋M存在深水碎屑流沉積等達(dá)成共識。但對一些地區(qū)的沉積成因分歧明顯,如對耀縣、永壽剖面就有碳酸鹽臺地淺灘相、生物礁灘相、島弧及其周邊礁灘相等不同的觀點；對鐵瓦殿—徐家山剖面背鍋山組的沉積相類型,有淺水臺地礁灘相沉積(鑲邊臺地型)和碳酸鹽緩坡沉積(碳酸鹽緩坡)的分歧。

碳酸鹽(深水)斜坡為位于碳酸鹽臺地和深水海盆之間的一個的坡折地帶,其成因主要受同沉積斷裂控制。斜坡是活動地帶和穩(wěn)定地區(qū)之間的過渡帶,沉積物的沉積和位移受重力作用控制明顯,其不僅控制著碳酸鹽斜坡的發(fā)育和展布,同時也構(gòu)筑了深水盆地、斜坡和淺水臺地沉積體系。因此,對盆地南緣碳酸鹽臺地斜坡的研究有助于奧陶紀(jì)沉積古地理、古地貌的恢復(fù)[6-7]。

鑲邊碳酸鹽臺地中,與生物礁伴生的地層中常發(fā)育鮞?；?guī)r、砂屑灰?guī)r及礫屑灰?guī)r；鮞?；?guī)r、砂屑灰?guī)r一般主要為灘相沉積,而礫屑灰?guī)r可形成于淺水臺地,也可形成于深水斜坡,尤其是研究區(qū)中晚奧陶世發(fā)育大量的同沉積斷層,地層中不同成因礫屑灰?guī)r廣泛發(fā)育,更增加了其成因判斷的難度。因此,對平?jīng)鼋M及背鍋山組不同地區(qū)礫屑灰?guī)r的鑒別標(biāo)志、形成環(huán)境、展布范圍及其形成機制的深入探討,不僅具有重要的沉積學(xué)意義,而且有助于確定淺水碳酸鹽臺地和深水斜坡的邊界,從而有助于鄂爾多斯盆地南緣中奧陶世巖相古地理的恢復(fù)。同時,本研究可對探究華北地臺在中、晚奧陶世的沉積格局及其與秦嶺海槽之間的關(guān)系提供有益的線索。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

鄂爾多斯盆地為中國第二大沉積盆地,是一個穩(wěn)定沉降、拗陷遷移的典型的多旋回疊合含油氣盆地。依據(jù)構(gòu)造演化史和現(xiàn)今的構(gòu)造形態(tài),鄂爾多斯盆地可劃分為伊盟隆起、渭北隆起、西緣沖斷帶、天環(huán)拗陷帶、陜北斜坡帶、晉西撓褶帶6個一級構(gòu)造單元。由于鄂爾多斯盆地奧陶紀(jì)沉積期受西南部祁連海、東南部華北海及中央古隆起的控制,形成了西緣、南緣和中東部3個不同的沉積分區(qū)。奧陶紀(jì)地層主要由石灰?guī)r和白云巖組成,夾少量的碎屑巖。地層自下而上依次劃分為下奧陶統(tǒng)冶里—亮甲山組、馬家溝組，中奧陶統(tǒng)平?jīng)鼋M，上奧陶統(tǒng)背鍋山組。在富平趙老峪地區(qū)也將平?jīng)鼋M和背鍋山組稱為趙老峪組。

奧陶紀(jì),北祁連造山帶、秦嶺—大別造山帶與華北板塊匯聚,形成板塊邊緣的溝-弧-盆體系,期間發(fā)育了3次大的海侵海退,整體呈海平面上升特征[8]。鄂爾多斯盆地南緣由被動大陸邊緣轉(zhuǎn)化為主動大陸邊緣,發(fā)育為溝、弧及弧后構(gòu)造體系,火山、地震活動活躍。早奧陶世,盆地南緣為水體深度較淺的廣海陸架沉積環(huán)境。中奧陶世,盆地西南緣呈 “L”形的邊緣海,南部為末端變陡的繼承性碳酸鹽緩坡,北向南依次發(fā)育鄂爾多斯古陸、臺地、斜坡及深水盆地。晚奧陶世,加里東運動開始,構(gòu)造活動強度增大,火山及地震等活動加劇,華北地塊整體抬升,盆地部分地層缺失。中奧陶紀(jì),鄂爾多斯地區(qū)位于華北碳酸鹽巖臺地西半部,其西南緣則處于穩(wěn)定的克拉通被動大陸邊緣至海槽(秦祁海槽)的過渡帶,因而奧陶紀(jì)沉積面貌既有類似于華北地區(qū)普遍發(fā)育的蒸發(fā)臺地相,又有其獨特的臺地邊緣與斜坡沉積。

鄂爾多斯盆地下古生界奧陶系是重要的天然氣產(chǎn)層,目前發(fā)現(xiàn)的氣藏主要分布在盆地北部的馬家溝組,而盆地南緣的研究程度低。

本次研究過程中,主要考察了盆地南緣的禮泉東莊、耀縣桃曲坡、永壽好峙河、銅川陳爐、富平趙老峪等奧陶系典型碳酸鹽巖剖面,進(jìn)行系統(tǒng)的沉積學(xué)分析。

2 不同成因礫屑灰?guī)r的識別特征

2.1 淺水臺地礫屑灰?guī)r

以禮泉東莊剖面為例(見圖1a)。該剖面發(fā)育生物礁,在生物礁附近,礁前垮塌非常發(fā)育,礁前垮塌成因的角礫灰?guī)r礫徑粗達(dá)1 m,顆粒大小混雜,大都呈棱角—次棱角狀,厚度變化較大；角礫成分有層孔蟲骨架巖、珊瑚骨架巖、生物碎屑灰?guī)r、內(nèi)碎屑灰?guī)r、微晶灰?guī)r等(見圖2a～f),有些層段中還見有凝灰?guī)r角礫。鄂爾多斯盆地西南緣中奧陶統(tǒng)普遍發(fā)育生物礁和高能顆粒灘相沉積,同時受古地貌、同生斷裂的影響,一般在高能顆粒灘或斷層角礫巖的基礎(chǔ)上,逐漸形成具有一定規(guī)模的生物礁。隨著礁體的逐漸生長,水體變淺,水動力條件持續(xù)增強或同生斷裂形成的垮塌角礫抑制造礁生物生長,代之以顆粒灘或垮塌角礫沉積。

臺地邊緣生物礁(丘)一般與高能淺灘沉積共生,灘相沉積多構(gòu)成生物礁的底座,二者韻律清晰,形成空間上宏大的生物顆粒建造,發(fā)育波痕、交錯層理等沉積構(gòu)造。灘相沉積多為砂礫屑灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r等巖石類型,腕足等生物碎屑含量高,其中可見零散狀原地生長的珊瑚叢。淺灘間可夾厚層亮晶生物灰?guī)r。垂向上，顆粒灰?guī)r與介殼灘、生物砂屑灰?guī)r、礫屑灰?guī)r韻律形成向上變淺的高頻加積灘序列[3]。

根據(jù)研究區(qū)構(gòu)造背景及礫屑灰?guī)r的特征,推斷其成因不僅與生物礁的快速生長造成的礁前失穩(wěn)有關(guān),而且與同沉積斷裂的活動密切相關(guān),是一種淺水臺地成因的礫屑灰?guī)r。

2.2 深水斜坡礫屑灰?guī)r

以富平趙老峪一帶的中奧陶統(tǒng)剖面發(fā)育的(角)礫巖為例。趙老峪組是一套以半遠(yuǎn)洋的薄板狀和頁狀泥晶灰?guī)r夾重力流灰?guī)r為特征的斜坡相碳酸鹽沉積地層。該地層中夾十幾層礫屑灰?guī)r,這種角礫巖一般厚度在2 m以內(nèi),最厚可達(dá)10 m,橫向極不穩(wěn)定,常呈凸鏡狀,底面較為平整,頂面起伏不平,以所含角礫大小混雜、成分多樣、排列紊亂為特征。礫屑的來源既有深水沉積也有淺水沉積。根據(jù)礫屑的成分特征,可以分為僅含深水礫屑的單一成分系列及深水、淺水礫屑兼有的混合系列。地層中主要發(fā)育巨厚層—塊狀礫屑灰?guī)r和紋層狀泥晶灰?guī)r這兩種沉積類型。塊狀礫屑灰?guī)r均由粗細(xì)不等的礫屑構(gòu)成,礫屑粒徑以數(shù)厘米至數(shù)十厘米最常見,大者可超過2 m,而薄層細(xì)粒沉積則主要由含柵筆石的層凝灰?guī)r、紋層狀泥晶灰?guī)r構(gòu)成,屬于較深水碳酸鹽沉積(見圖1b)。其往往形成深水重力流異地沉積與原地沉積的典型組合[9],屬典型深水斜坡相沉積(見圖2g，h)。

根據(jù)以上研究可知，可以根據(jù)構(gòu)造背景、背景巖石、礫屑結(jié)構(gòu)特征等方面的差異來識別和鑒定淺水臺地與深水斜坡成因的礫屑灰?guī)r,從而確定不同成因礫屑灰?guī)r的發(fā)育層位和展布范圍(見表1)。

圖1 奧陶系野外剖面柱狀圖Fig.1 Sedimentary histogram of outcrop profile of Ordovician

表1 淺水臺地與深水斜坡成因礫屑灰?guī)r的異同點

Tab.1 Similarities and differences between calcirudite limestone formed in shallow water platform and deep water slope depositional environment

類型構(gòu)造背景礫屑結(jié)構(gòu)背景巖石所含生物化石發(fā)育層位發(fā)育地區(qū) 淺水臺地礫屑灰?guī)r 構(gòu)造較穩(wěn)定 淺色,粒徑小,分選、磨圓較好 淺水沉積、生物礁、鮞粒灘等沉積 含淺水腕足和珊瑚 平?jīng)鼋M、背鍋山組 禮泉東莊等 深水斜坡礫屑灰?guī)r 同生斷層發(fā)育 灰黑色—黑色及淺色,礫徑大小混雜,磨圓差別較大 深水泥頁巖、泥晶灰?guī)r 半深水含腕足和筆石;深水含火山物質(zhì)的滑塌堆積,含放射蟲海綿骨針 平?jīng)鼋M、背鍋山組 淳化、富平、銅川陳爐等

3 鄂爾多斯盆地南緣古斜坡及古流向

3.1 古斜坡恢復(fù)

碳酸鹽巖中，碎屑流成因的礫屑灰?guī)r一般形成于臺地前緣斜坡環(huán)境[10]。碎屑流的形成需要充沛的物源、一定的地形坡度,還要有同沉積斷層、地震活動及風(fēng)暴作用等觸發(fā)機制[11]。地震剖面顯示,奧陶系地層中發(fā)育大量的同沉積斷層,且地層中大量存在同期島弧火山成因的火山凝灰?guī)r夾層[12],這些均可為研究區(qū)重力流的發(fā)生創(chuàng)造地形條件和觸發(fā)機制。

圖2 奧陶系碳酸鹽巖野外露頭剖面Fig.2 Field outcrop profile of carbonate rocks in Ordovician

碳酸鹽(深水)斜坡為位于碳酸鹽臺地與深水海盆之間的一個坡折地帶,其成因主要受同沉積斷裂控制。斜坡是活動地帶和穩(wěn)定地區(qū)之間的過渡帶,沉積物的沉積和位移受重力作用控制明顯,其不僅控制著碳酸鹽斜坡的發(fā)育和展布,同時也構(gòu)筑了深水盆地、斜坡和淺水臺地沉積體系[13]。對研究區(qū)內(nèi)碳酸鹽臺地斜坡的研究有助于沉積古地理、古地貌的恢復(fù)。

沉積學(xué)研究表明,可從巖石學(xué)、沉積構(gòu)造、生物化石、地球化學(xué)特征等方面對碳酸鹽巖古斜坡區(qū)進(jìn)行較好的識別。以富平一帶中奧陶統(tǒng)平?jīng)鼋M的古斜坡為例,其沉積包括3大類: 重力流碳酸鹽巖沉積、非重力流碳酸鹽巖沉積、非重力流非碳酸鹽巖沉積。其中,重力流碳酸鹽巖沉積較為發(fā)育,占平?jīng)鼋M總厚度的12%。重力流碳酸鹽巖沉積構(gòu)造類型豐富,發(fā)育滾動、截切、揉皺、遞變層理及底模沉積構(gòu)造等;生物化石具有明顯的深水斜坡特點,發(fā)育有三葉蟲、筆石以及介形蟲、海綿骨針、海百合莖、放射蟲等微體化石[14];遺跡化石以古網(wǎng)跡占優(yōu)勢。根據(jù)Fe,Mn,B,V,Ni,Sr,B的地球化學(xué)元素分析,并與涇陽地區(qū)臺地邊緣沉積相元素對比后發(fā)現(xiàn)，兩種沉積環(huán)境的元素平均含量有明顯的不同,富平地區(qū)平?jīng)鼋M是一套以半遠(yuǎn)洋的薄板狀和頁狀泥晶灰?guī)r夾重力流灰?guī)r為特征的典型斜坡相碳酸鹽沉積。

滑塌變形構(gòu)造軸面可在一定程度上反映古斜坡的傾向。富平一帶平?jīng)鼋M及背鍋山組中層灰?guī)r在滑動過程中發(fā)生滑褶。其中，在銅川平?jīng)鼋M剖面中發(fā)育大型的滑塌構(gòu)造,下部為原地沉積的灰黑色博板狀泥晶灰?guī)r(見圖3a),大的滑塌構(gòu)造在剖面上可達(dá)1 m×3 m的大塊體,主要組成巖石為深灰色薄板和頁狀泥晶灰?guī)r。富平趙老峪組的中、上部一套厚達(dá)10 m的直移滑移體中的滑塌席,其滑塌褶皺的規(guī)模巨大,褶皺軸向集中在NE20°～NE30°;在底店剖面的主要滑塌變形構(gòu)造中，其上部及下部均為原地沉積的灰黑色薄層泥晶灰?guī)r,并伴有凝灰?guī)r夾層(見圖3b)。整體來看,富平趙老峪滑塌變形軸面顯示方向較為復(fù)雜,大致為北東及南東向,岐山重力流優(yōu)勢方向為南西向,隴縣優(yōu)勢方向為南東向。

圖3 奧陶系指示古斜坡的大型滑塌變形構(gòu)造Fig.3 Large structures of slump and deformation which are indicating the ancient slope in Ordovician

3.2 古流向恢復(fù)

交錯層理可反映古水流方向,交錯層理一般見于頁狀粉屑灰?guī)r和薄板狀粉屑、細(xì)砂屑灰?guī)r中。本研究對富平趙老峪的滑塌變形構(gòu)造軸面和岐山曹家溝、隴縣石灣溝的交錯層理產(chǎn)狀進(jìn)行了測量,從而進(jìn)行古水流恢復(fù)[15]。

李文厚等(1995)對富平奧陶系地層中的巨型滑塌席、角礫灰?guī)r的層面波狀起伏、具粒序的角礫灰?guī)r的礫石長軸、流水波痕和交錯紋層及遺跡化石長軸等進(jìn)行了實地測量認(rèn)為，沉積構(gòu)造反映的古斜坡和古水流方向比較協(xié)調(diào)[14],可認(rèn)為東部富平地區(qū)存在東南傾向的古斜坡,中部岐山重力流向南運動,西部隴縣運動方向為南東,總體而言,重力流大致沿斜坡向下運動。盆地南緣在中、晚奧陶世存在著兩種古水流:一種是順坡向下的重力流,另一種是平行斜坡等深線流動的等深流。富平地區(qū)平?jīng)鼋M是一個向南東傾沒的古斜坡,其西北側(cè)為淺水碳酸鹽臺地,其南側(cè)應(yīng)是一個與秦嶺海槽相通的開闊洋盆(見圖4)。

圖4 奧陶系平?jīng)鼋M重力流古流向恢復(fù)Fig.4 Palaeoflow direction restoration in Pingliang Formation of Ordovician

4 沉積相展布

4.1 平?jīng)鼋M沉積相展布

晚奧陶世,加里東運動使鄂爾多斯整體抬升為陸,遭受風(fēng)化剝蝕。平?jīng)銎?鄂爾多斯本部成為一個統(tǒng)一的古陸,水體覆蓋范圍繼續(xù)縮小,剝蝕區(qū)范圍擴大。唯在西南緣仍然接受沉積,水體由北向南變深,水動力強度變?nèi)?從北向南依次發(fā)育開闊臺地、臺地邊緣礁灘、臺地前緣斜坡以及深水斜坡—海槽相沉積[16]。開闊臺地位于統(tǒng)一的鄂爾多斯古陸的西南側(cè),巖性主要為中厚層顆?；?guī)r及泥晶灰?guī)r。生物礁基本沿隴縣—旬邑—永壽—淳化—耀縣一帶的碳酸鹽巖臺地邊緣呈線狀分布,為臺地邊緣礁,規(guī)模不大。礁核主要為珊瑚骨架灰?guī)r、鈣藻黏結(jié)巖等;礁翼往往為垮塌角礫灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r。臺地前緣斜坡發(fā)育在西緣開闊臺地和南緣生物礁的外側(cè),在西南緣北段主要發(fā)育泥頁巖、粉砂巖、細(xì)砂巖、砂屑灰?guī)r及角礫灰?guī)r等,東部發(fā)育薄層泥晶灰?guī)r及碳酸鹽巖重力流。深水斜坡—海槽相主要發(fā)育在臺地前緣斜坡的外側(cè),在西緣北段及賀蘭山—香山一帶主要為米缽山組碎屑巖濁流沉積,在平?jīng)龅貐^(qū)主要發(fā)育筆石頁巖夾中薄層碳酸鹽巖濁流沉積,在富平地區(qū)為薄層泥晶灰?guī)r夾中薄層碳酸鹽巖重力流沉積(見圖5a)。

4.2 背鍋山組沉積相展布

背鍋山期是晚奧陶世海退的繼續(xù),沉積范圍繼續(xù)縮小,僅在鄂爾多斯西南一隅繼續(xù)接受沉積,沉積厚度明顯減薄,目前殘留厚度一般為幾十米至上百米;從北往南依次發(fā)育開闊臺地、臺地邊緣礁灘、臺地前緣斜坡及深水斜坡—海槽相沉積[16]。開闊臺地呈狹窄帶狀分布于古陸西南側(cè),巖性為淺灰色、灰白色、深灰色泥晶灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r及顆?；?guī)r等,含有豐富的化石。往南外側(cè)則為臺緣礁灘相帶。臺地前緣斜坡分布于隴縣—岐山—富平一線,在隴縣剖面發(fā)育厚層塊狀含有腕足類化石的角礫灰?guī)r,在岐山剖面發(fā)育的泥石流沉積具有礫石大小不一、雜亂排列的特征;在富平趙老峪剖面為泥晶灰?guī)r夾有碳酸鹽巖重力流沉積。以上特征均代表了深水斜坡的沉積環(huán)境,向外逐漸過渡到秦祁海槽的深水沉積(見圖5b)。

5 臺地類型演化及沉積模式

鄂爾多斯盆地南部中晚奧陶世的鑲邊臺地具有以下的典型特征(見圖6)：從淺水區(qū)向深水區(qū),發(fā)育有淺水臺地相、臺地邊緣礁灘相、臺前斜坡相、深水陸棚及盆地相等。由于盆地南緣同沉積斷層發(fā)育,在淺水臺地生物礁之間也可形成垮塌成因的礫屑灰?guī)r,其特點是顆粒中往往含有大量的生物礁礫屑,構(gòu)成生物礁復(fù)合體的礁翼部分,與生物礁相互穿插,屬于典型的淺水成因礫屑灰?guī)r[17]。富平一帶平?jīng)銎谑且粋€碳酸鹽沉積的深水斜坡-盆地邊緣相的碳酸鹽巖重力流沉積,相當(dāng)于大陸架斜坡中上部的深水沉積環(huán)境,環(huán)大陸架存在角礫巖,形成一個向東南傾沒的古斜坡。其西北側(cè)為銅川淺水碳酸鹽臺地,其南側(cè)應(yīng)是一個與秦嶺海槽相通的開闊海洋,同期平?jīng)觥]縣、岐山—涇陽、富平—蒲城一帶,都已變?yōu)樯钏逼?古水深恢復(fù)顯示，古斜坡古水深可達(dá)1 000 m左右。臺地前緣斜坡水體較淺,距離臺地近,有大量臺地垮塌物質(zhì)在此沉積,粒度粗、雜亂。再往南為深水陸棚區(qū),水體較深,沉積物來源相對較少,沉積薄層深水泥頁巖夾碎屑流沉積[6]。因此,鄂爾多斯盆地南緣中—上奧陶統(tǒng)為一種臺地塌積邊緣型沉積模式,沉積相序為：底部為深水碎屑流角礫巖,向上逐漸過渡為砂屑、粉屑石灰?guī)r,再上為深水薄板狀石灰?guī)r[18]。該沉積格局主要受奧陶紀(jì)構(gòu)造背景的控制,中、晚奧陶世沉積時,鄂爾多斯地區(qū)整體抬升為陸,遭受風(fēng)化剝蝕,僅在西南緣為海水覆蓋,繼續(xù)接受沉積,但由于南側(cè)秦嶺海槽的俯沖,海水深度急劇增大,且地形起伏較大,形成凹隆相間的格局,臺地邊緣同沉積斷層對其沉積巖性、堆積樣式及沉積序列具有一定的控制作用,經(jīng)歷了被動陸緣碳酸鹽緩坡臺地向主動陸緣弱鑲邊碳酸鹽臺地的演化[19]。

圖5 鄂爾多斯盆地南緣奧陶系主要層段沉積相展布Fig.5 Sedimentary facies distribution of the main Ordovician strata in the southern margin of Ordos Basin

圖6 奧陶系淺水臺地及深水斜坡沉積模式示意圖Fig.6 Schematic diagram of sedimentary model of shallow water platform and deep water slope during Ordovician

6 結(jié) 論

1)在平?jīng)鼋M、背鍋山組發(fā)育的沉積體系有淺水臺地、臺地邊緣礁灘相、臺地前緣斜坡相、以及深水斜坡-海槽相，為臺地礁灘體系發(fā)育的鑲邊臺地類型。

2)由于研究區(qū)同沉積斷層發(fā)育，在淺水臺地生物礁之間可形成垮塌成因的礁翼礫屑灰?guī)r，其特點是巖石中含有大量的生物礁礫屑，與生物礁相互穿插，屬于典型的淺水(臺地)成因礫屑灰?guī)r。往南，臺地前緣(深水)斜坡水體較深，為薄層深水泥頁巖夾重力流沉積，距離臺地近，有大量的臺地垮塌物質(zhì)，粒度粗、雜亂。

3)根據(jù)不同成因礫屑灰?guī)r在構(gòu)造背景、礫屑特征、背景巖石類型等方面具有明顯的差異，從而準(zhǔn)確的識別和劃分了淺水臺地與深水斜坡?；謴?fù)了平?jīng)銎诩氨冲伾狡诔练e體系的平面展布，構(gòu)筑了發(fā)育淺水臺地、深水斜坡和深水盆地沉積體系的塌積邊緣型沉積模式。

4)研究區(qū)具有發(fā)育有利天然氣儲層的潛力，在繼續(xù)重視馬家溝組古巖溶及白云石化有關(guān)儲層的同時，也要加強淺水臺地礁灘相和深水斜坡區(qū)重力流顆粒灰?guī)r儲層的勘探，可加大盆地內(nèi)奧陶系鉆井資料的沉積學(xué)及儲層微觀孔隙結(jié)構(gòu)的研究。

致謝:研究生成杰、張晶、牟秋環(huán)等參加了野外工作,李謙繪制了部分圖件,在此表示感謝!