上扬子区北缘宝塔组龟裂纹灰岩结构分异特征及发育模式

2022-10-13钱红杉龙虹宇曾云贤王文之黄茂轩

天然气勘探与开发 2022年3期

周刚钱红杉龙虹宇曾云贤严威朱华和源王文之黄茂轩陈曦聂晶

中国石油西南油气田公司勘探开发研究院

1 概述

宝塔组是中上扬子地区分布最为广泛的上奥陶统中地层之一，地层厚度薄，但厚度平面分布较为稳定，延绵范围可达1×104km2[1-2]，因其具有特殊外形的脑纹状（也称龟裂纹）结构，并产出大量的中华震旦角石（Sinoceras chinense），成为了奥陶纪地层的重要标志，同时其具有如此奇特的形态结构并能广泛分布于上扬子地台，其成因及环境指示也是地学界关注的问题之一。众多学者从沉积学、地球化学、地层学、古生物学等多方面对扬子板块宝塔组展开了大量的分析与研究[3-11]，也对宝塔组特殊的龟裂纹成因开展了相关探索，关于上扬子地区上奥陶统宝塔组分布范围广且具有奇异形态的灰岩裂纹的形成原因，前人对此有较大的分歧，提出了不同的解释，有关这些成因分析不同的学者也提出了质疑（表1）。

表1 上奥陶统宝塔组龟裂纹结构成因与争议表（改自廖纪佳等[12]）

通过总结前人对龟裂纹灰岩形态结构形成的观点，可以看出目前针对其形成原因具有明显的多解性，包括暴露干裂成因、水下胶缩成因，成岩作用成因，构造作用成因，准同生变形构造成因，生物遗迹以及海底硬收缩成因等，至今仍尚未定论，但是主流观点仍以成岩作用成因为主。尽管前人将龟裂纹灰岩作为一个整体开展了系统的成因探讨，但看似结构单一的“龟裂纹灰岩”，是否存在结构构造、岩性、生物种类和沉积环境的差异性尚待明确。

为此，本文以上扬子北缘宝塔组龟裂纹灰岩为研究对象，在前人的研究基础上，通过进行系统的野外剖面实测观察、室内普通薄片分析及地球化学分析测试等工作，对龟裂纹灰岩的宏观结构构造类型、不同结构构造的岩石和岩相类型、生物化石构成及各自的沉积环境特征进行了系统分析，并探讨了龟裂纹结构分异的主控因素，建立龟裂纹综合发育模式。

2 地质背景

四川盆地奥陶系在沉积发展过程中，由于盆地不同时期发展起来的深大断裂对构造格局的控制十分明显，这些不同方向的深大断裂（基底断裂和地壳断裂），不仅控制着盆地奥陶系的区域性岩相变化、沉积速率的变化，同时也控制盆地奥陶系宝塔组沉积厚度的变化。上扬子北缘宝塔组广泛出露，厚度10～60 m（图1）。

图1 上扬子地区北缘宝塔组厚度图

3 龟裂纹灰岩宏观结构类型及其时空分布

宝塔组龟裂纹灰岩的概念，是由王钰[13]在1945年根据其岩石表面所发育形成的似乌龟背壳纹路的网状结构所提出的。前人将裂纹包围的围岩称为“岩块”“基质”或“基块”，本次研究也沿用前人术语，方便理解。通过研究的深入作者发现在微观镜下龟裂纹结构的基质与纹路区分度不大，而在野外宏观露头其表现出并非单一的宏观结构，其在不同深度有不同的结构样式。通过多次野外剖面实测观察，根据宝塔组“龟裂纹”灰岩在野外宏观露头的形态、规模大小、颜色的不同将其宏观结构类型分为以下几种类型。

3.1 脑纹状结构

其平面上裂纹呈“凹、凸”等文字形状，也类似于“S”形的波浪形（图2a）。属于张裂缝，裂纹宽1～2 cm，裂纹宽度整体均匀，其交汇处十分圆滑，未见由于破裂形成的平直裂缝。由于差异风化作用造成其纹路呈凹槽状或为凸起的条带状（图2b），其被裂纹包围的基质为不规则状，长宽在5～15 cm范围内，单层厚度在30～60 cm。其剖面结构也可看出裂纹较宽，泥质充填。基质岩性以云化的含生屑泥晶灰岩为主。此种宏观结构类型一般分布在宝塔组上部。

图2 上扬子地区北缘上奥陶统宝塔组脑纹状与似波浪状龟裂纹灰岩典型照片

3.2 似波浪状结构

此种结构可视为脑纹状结构与鱼鳞状结构的过渡类型，其裂纹缝宽1 cm左右，形态似脑纹状-鱼鳞状过渡形态的似波浪状（图2c），裂纹较为圆滑也可见细小的平直裂缝（图2d），其性质介于塑性与刚性之间。被裂纹包围的基质大小较为均一，直径约5～8 cm。单层厚度在中层以上，约20～40 cm。此种结构形态类似于鱼鳞状，但相较于鱼鳞状其泥质条带呈线形定向且平行分布，破裂更具有成排性。岩性主要为含生屑泥晶灰岩。此种宏观结构一般分布在宝塔组上部。

3.3 鱼鳞状结构

其宏观裂纹似“鱼鳞状”或“马蹄形”（图3a），裂纹凸出较为明显，缝宽有向上变窄的趋势，似倒转的“V”形，纹宽约0.3～0.6 cm，裂纹宽度较波浪状变窄。整体上基质较为浑圆，似六边形过渡为椭圆形，成集群出现，瘤体基质大小均一，直径约为4～8 cm。单层厚度在15～30 cm。剖面结构呈顺层产出的条带状，破裂作用可见，发育较为平直的裂缝（图3b）。此种结构发育在含泥晶生屑灰岩中，镜下可见生屑种类丰富。鱼鳞状结构的龟裂纹灰岩一般在宝塔组中上部可见。

3.4 透镜状结构

其层面可见裂缝平直，基质浑圆，凸起明显（图3c），直径为5cm左右。整体宏观结构凹凸不平形似透镜状，沉积厚度薄，层厚在10 cm以内（图3d）。此种龟裂纹结构一般出现在宝塔组底部，岩性组合为泥灰岩夹页岩。

图3 上扬子地区北缘上奥陶统宝塔组鱼鳞状与透镜状龟裂纹灰岩典型照片

3.5 网格状结构

岩石表面较为平整，未见明显的凹凸现象。裂纹风化后充填颜色为黑绿色（图4），缝宽约为0.4 cm，基质直径约在4～8 cm，其层厚以中—薄层状为主，层厚在20 cm以内。此种结构裂纹宽度细窄，泥质含量少裂缝较为平直，属于脆性破裂。此种龟裂纹结构一般出现在宝塔组下部，岩石类型主要为泥灰岩，也包括泥晶灰岩，及含生屑泥晶灰岩。

图4 上扬子地区北缘上奥陶统宝塔组网格状龟裂纹灰岩典型照片

4 沉积环境判别

地球化学元素承载着众多的地球沉积信息，包括其演变历史及沉积环境，沉积岩中的不同化学元素之间的比值及含量可以表征其沉积环境的差异性，这也让地球化学元素成为判断沉积环境的重要指标。所以可以根据地化元素的各种特征来研究沉积岩形成时期的古环境特性[14]。

本次在研究区上奥陶统宝塔组重点解析3种结构类型的龟裂纹灰岩，并进行样品采集，包括脑纹状灰岩、鱼鳞状灰岩及网格状灰岩，每种宏观类型采集2～4件新鲜的岩样进行测试分析，同时我们也对脑纹状灰岩的裂纹与基质分别取样测试，共采集9件样品。测试分析手段根据研究内容的需要主要包括主微量元素、稀土元素等。样品的制备及常量、微量、稀土元素检测均委托成都市成华区成都谱谱检测技术有限公司完成。常量元素采用电感耦合等离子体发射光谱仪（ICP-OES、美国 PE 5300V），依据GB/T3286（1～9）—1998石灰石、白云石化学分析方法[15]；GBT 14506.28—2010硅酸盐岩石化学分析方法第28部分：16个主次成分量测定[16]；GBT 14506.30—2010硅酸盐岩石化学分析方法第30部分：44个元素量测定[17]。微量元素和稀土元素采用 ICP-MS（电感耦合等离子体质谱仪，Aglient Technologies7700 Series ICP-MS），依据 GB/T3286（1～9）—1998石灰石、白云石化学分析方法[15]；GBT 14506.30—2010硅酸盐岩石化学分析方法第29部分：稀土等22个元素量测定[18]；GBT 14506.30—2010硅酸盐岩石化学分析方法第 30部分：44个元素量测定[17]。

4.1 不同龟裂纹灰岩地球化学元素特征

4.1.1 主量元素特征

主量元素也常被称为常量元素，是地壳中含量最多的元素，也是在岩石中占比最大的那些元素。通常包括 Si、Ti、Al、Fe、Mn、Mg、Ca、Na、K、P这几种元素或者其氧化物形式[19]。

研究区宝塔组不同类型龟裂纹灰岩主量元素经分析，作为碳酸盐岩主要成分的造岩元素CaO，其值在9个样品中普遍含量最高，介于31.869%～46.764%，均值为42.652%。网格状灰岩其SiO2值介于7.897%～26.157%，Al2O3值介于2.995%～6.428%，以及Fe化合物值的含量都相对较高，而CaO相对减少，反映其受陆源物质影响较高，泥质含量相对偏多。脑纹状灰岩中MgO的值在1.175%～3.178%之前，相对偏高，结合其镜下观察的白云石颗粒，和前文推断其为潮坪沉积，佐证了其沉积于较为干旱的气候条件与环境。此外通过对比其裂纹和基质间元素差别可知，脑纹状灰岩裂纹中亲石元素比基质中元素含量高，并且其K2O的比例也高于基质，表明裂纹中的黏土矿物浓度高于基质。鱼鳞状灰岩中其亲石元素如SiO2、Al2O3也略有偏高，分别介于9.709%～14.179%、1.833%～3.494%，结合镜下观察认为其成分也存在着一定的泥质含量但少于网格状，多于脑纹状灰岩。

4.1.2 微量元素特征

除去地壳中常量元素之外的其他元素统称为微量元素，也称痕量元素或微迹元素[20]。地层中微量元素的分布和分配与其形成的环境密切相关，所以沉积物中的微量元素保存了相当丰富的地质信息，可以记录沉积环境的变迁[21]。在沉积环境的识别中，U、V、Sr、Ba、Ni、Th、B等元素应用得比较广泛，这些元素不仅可以用于区分氧化还原环境，也可用于区分海水和淡水沉积，并且可以用来判断古气候条件[22-23]。

研究区宝塔组不同类型龟裂纹灰岩微量元素经分析，沉积岩往往用大陆上地壳平均值进行标准化[24]，在宝塔组不同类型龟裂纹灰岩微量元素标准化蜘蛛网图上可知[25]（图5），这3种类型的龟裂纹灰岩有着大致相似的微量元素分布模式，即以富集Ni、Sr、Th亏损Cu、Cd、Bi为特征。除此之外脑纹状灰岩中明显富集V和Pb元素，鱼鳞状灰岩中还富集Cr元素，而网格状灰岩中Cu亏损明显。

图5 宝塔组龟裂纹灰岩平均上地壳标准化微量元素蜘蛛网图

4.1.3 稀土元素特征

稀土元素又可以细分为轻稀土元素（LREE）和重稀土元素（HREE）两个亚级，根据矿物特点其中轻稀土元素（LREE）具有较低的原子序数和较小的质量包括La，Ce，Pr，Nd，Pm，Sm，Eu。重稀土元素（HREE）具有较高的原子序数和较大的质量包括 Gd，Tb，Dy，Ho，Er，Tm，Yb，Lu，Sc，Y[19,26]。

研究区所采集的稀土元素经分析，轻稀土LREE值介于69.72～109.934，均值为75.052，其中脑纹状灰岩LREE值介于66.972～77.693，均值为73.707；鱼鳞状灰岩LREE值介于53.830～69.707，均值为63.852；网格状灰岩LREE值介于56.307～109.934，均值为84.126。重稀土HREE值介于6.468～12.334，均值为8.85。脑纹状灰岩HREE值介于7.454～8.26，均值为7.857；鱼鳞状灰岩HREE值介于6.468～8.794，均值为7.870；网格状灰岩HREE值介于7.205～12.344，均值为10.079。

本文选择北美页岩标准化的常用值对本次研究区宝塔组3种不同结构类型的龟裂纹样品进行标准化，整体上宝塔组不同类型龟裂纹灰岩样品REE分配模式均表现为右倾型（图6）。发现不同样品之间的稀土元素配分模式差别不大，整体上都表现为轻稀土元素富集、重稀土元素弱亏损型，分布曲线在LREE具有稍大的斜率，而在HREE处折线较为平直。

图6 宝塔组龟裂纹灰岩稀土元素北美页岩标准化配分曲线图

在图中可以看出三种样品的配分形式表现出显著的Eu负异常，呈“V”字形样式。Eu可作为判别氧化还原的标志，当沉积物中Eu亏损时为氧化环境，其正常时表征为还原环境[20]。由此可以看出三种类型的龟裂纹灰岩均为氧化条件下沉积的。其中网格状灰岩Eu亏损度较其他两种偏低，表明其偏向弱氧化环境。

此外脑纹状灰岩在图中显示出Ce偏正异常，其余两种类型龟裂纹灰岩均偏负异常。Ce负异常表示正常的海相沉积，认为脑纹状灰岩Ce偏弱正异常的结果是由于是成岩作用导致的。

4.2 不同龟裂纹灰岩地球化学元素指示的环境特征

4.2.1 古气候

MgO/CaO比值是气候变化的良好指示剂，高值对应干热气候，低值指示潮湿气候[28-31]。3种宏观类型的龟裂纹样品整体来看MgO/CaO比值低，为 0.002 31 ～ 0.068 40，平均为 0.034 60（表 2），脑纹状灰岩均值为0.052 50，鱼鳞状灰岩均值为0.024 10，网格状灰岩均值为0.033 50，3种类型龟裂纹灰岩比值差异不大。反映了宝塔组沉积期为潮湿气候。

4.2.2 古盐度

元素地球化学方法在古环境研究中得到了广泛应用。其中m=100×MgO/Al2O3、Sr/Ba、K/Na值是常用的古盐度定性判别指标[31-35]。

m=100×MgO/Al2O3是根据沉积岩中MgO的亲海性和Al2O3的亲陆性特征而建立的[29-31,35]。①淡水沉积环境m＜1；②陆海过渡性沉积环境m值为1～10；③海水沉积环境m值为10～500；④陆表海环境（或潟湖沉积环境）m＞500。本次研究的宝塔组样品值介于23.107～137.337，平均值为51.920（表2），所有样品的m值均在10～500之间，反映了宝塔组为海洋沉积环境。脑纹状灰岩m值基本是其他类型的龟裂纹灰岩m值的3倍，介于90.310～137.337，由于沉积环境在由淡水向海水过渡的过程中，m值随水体盐度的增大而逐渐增加，可知脑纹状灰岩相盐度较其他类型大，并且结合镜下其含的生屑种类少，表明其沉积环境较为咸化。

除此之外对古盐度进行表征通常采用Sr/Ba比值法[23,36]。一般来说，海相咸水环境Sr/Ba＞1；半咸水环境0.6＜Sr/Ba＜1；微咸或淡水环境Sr/Ba＜0.6[37-38]。研究区宝塔组样品Sr/Ba比值介于0.057～1.871（表2），围绕比值1变化幅度不大，平均值为1.020，沉积环境基本在微咸—半咸水之间，其中脑纹状灰岩Sr/Ba均值约为0.611，介于半咸水环境，与前文推测的潮上带蒸发环境古盐度相符，鱼鳞状灰岩Sr/Ba均值约为1.460，网格状Sr/Ba均值约为1.238，均大于海相咸水环境临界值1，表明其是正常海水的沉积环境中形成。

另外，水体盐度越高，K和Na就越容易被黏土矿物吸附，且K相对于Na的吸附量也越大[39]。研究区宝塔组脑纹状灰岩中K/Na比值介于13.000 00～8.200 00之间（表2），均大于鱼鳞状及脑纹状灰岩K/Na比值，进一步说明脑纹状灰岩沉积时水体盐度高于其余两种类型龟裂纹灰岩，水体更加咸化。

表2 比值法的古气候和古盐度判别表

4.2.3 氧化还原条件

地球化学中某些元素或元素的比值可以很好地揭示岩石沉积的古氧相环境，通过对这些元素或元素比值的解析，可以重建当时的古氧化—还原环境。本文研究选用Ni/Co、U/Th、V/Cr和V/Sc来研究沉积环境的古氧相（表3）。数据分析结果详见表4。

表3 比值法的氧化还原条件划分标准表

研究区宝塔组样品Ni/Co的值介于1.570～4.810，均值约为3.606，均小于5。U/Th值介于0.027 6～0.167 0，平均值为0.114 0，均小于其氧化环境最大参考值0.750。V/Cr值介于0.950～4.019，平均值为1.640，网格状灰岩V/Cr均值约为1.510，鱼鳞状灰岩比值平均约为1.070，说明鱼鳞状灰岩相较于网格状灰岩含氧量更高。值得注意的是，V/Sc值介于4.500～12.880，平均值为6.516，整体小于其参考值10（表4）。鱼鳞状灰岩V/Sc均值约为5.2，网格状灰岩比值平均为5.85。以上4种方法均表明宝塔组3种龟裂纹灰岩为氧化环境下沉积的产物，这也和作者在野外及镜下观察到大量的生物种属所生存的条件相对应，与林良彪等[40]观点一致。通过分类比较，网格状灰岩较鱼鳞状灰岩更偏向于弱氧化—弱还原环境。值得注意的是脑纹状灰岩V/Cr比值在2.880～4.019，指示为贫氧环境，V/Sc比值平均约为11.791，同样显示其沉积环境为缺氧环境，本文推测主要为裂纹中的灰泥所影响，其有可能是在浅埋藏厌氧条件下形成的，故揭示为厌氧环境。

表4 比值法的古氧相判别表

5 结构分异的主控因素及发育模式

研究区奥陶系宝塔组龟裂纹灰岩大规模广泛发育，从前文研究可知，龟裂纹并非单一的宏观结构，而是形成了多种结构类型。本章作者将从沉积学、古生物学及地球化学等角度结合前人的研究成果分析宝塔组龟裂纹灰岩沉积分异的主控因素及其发育模式。

5.1 龟裂纹灰岩形成的主控因素

针对宝塔组龟裂纹结构是如何形成以及影响因素，前人已进行了大量研究，提出了诸如暴露干裂成因、水下胶缩成因、水下收缩成因、成岩作用成因、成岩—构造作用成因、准同生变形构造、生物遗迹成因以及海底硬地收缩等多种形成原因，目前为止尚未就龟裂纹成因形成统一定论。目前学术界普遍认可的是，该种龟裂纹灰岩网状结构并非干裂所形成的，而生物遗迹、海底硬底以及准同生变形构造等成因还缺乏足够的证据支撑，目前主要关注的成因主要为水下胶缩、成岩作用以及构造作用成因[12]。

通过前人提出的多种成因模式，结合本次对不同龟裂纹类型灰岩进行了样品测试的结果分析，认为研究区不同结构类型的龟裂纹灰岩主要受控于沉积环境、泥质组分含量等综合因素，成岩作用、构造作用、沉积速率是造成裂纹形成的主要因素。

5.1.1 沉积环境

通过前文所分析的地球化学数据、氧化还原条件、古盐度等结果认为不同类型的龟裂纹灰岩受不同沉积环境的影响与限制。

浅水区易于形成脑纹状龟裂纹灰岩，通过前文地球化学特征分析，认为脑纹状灰岩主要形成于盐度高、富氧及较为干旱的蒸发环境，并且在近岸的浅水区泥质含量高，为裂纹中的泥质提供的来源，在较为干旱的蒸发环境下沉积物脱水更易形成裂纹较宽的脑纹状灰岩。鱼鳞状灰岩形成于盐度正常的海水，处于内缓坡—中缓坡水深进一步加深且弱氧化的环境中。而网格状石灰岩主要形成于弱还原、偏深水区的正常海水环境。因此，氧化还原条件、古水深及古盐度等沉积环境造成了龟裂纹灰岩的分异性。

5.1.2 泥质含量

通过前人研究表明，“龟裂纹”形成的主要过程就是脱水，沉积物脱水量越大，体积收缩率则越大，裂缝相应变宽[41-42]而沉积物原始含水率的高低取决于泥质含量，泥质含量越高，则沉积物的含水量越高，脱水量则越大。所以泥质含量的高低对于裂缝的形态和规模起着重要作用。宝塔组垂向上泥质含量差别较大，通过对比分析研究表明，不同的泥质含量和含水性会对应的不同的龟裂纹结构类型，其中泥质含量高，含水量高，更容易塑化形成脑纹状等裂纹较宽且圆滑均一的龟裂纹灰岩，而泥质含量低，含水量低，纯度较高的泥晶灰岩更易形成的网格状结构的龟裂纹灰岩，以脆性破裂平直的裂缝为主。虽然五种龟裂纹灰岩均是缓坡沉积，但泥质含量高的条件下更容易形成脑纹状龟裂纹灰岩。

5.1.3 成岩作用、构造作用及沉积速率

龟裂纹灰岩网状裂缝形成过程如下：沉积物沉淀之后，成岩作用中的胶质凝缩作用起到了重要作用，层面上裂缝主要呈现S形，各个方向受力均匀，在水平面上沉积物自某一中心点向周围脱水，产生的收缩力为似同心圆状，不受其他作用力的影响，这种情况下形成近圆形、多边形或者S形的裂缝。

在宝塔组沉积期，研究区没有重大的构造作用，本文认为龟裂纹灰岩的形成是以稳定的构造背景为基础的。此外在碳酸盐缓坡沉积环境中，海平面上升会导致沉积速率的降低，从而产生凝缩作用。沉积速率慢有助于化学沉积分异作用，有利于网状缝的形成。龟裂纹灰岩中泥质含量越高，其裂纹缝隙越宽。

综上所述，龟裂纹灰岩形成的影响因素较多，其结构分异受沉积环境及泥质含量的高低制约比较明显，此外成岩作用、稳定的构造背景、较慢沉积速率有利于网状裂缝的形成。

5.2 龟裂纹灰岩发育模式

综合以上研究，对龟裂纹灰岩平面发育模式进行了总结。认为不同结构类型的龟裂纹灰岩在平面上具有一定的发育规律，且形成了各自的岩性、古生物、沉积环境（古盐度、氧化还原条件、水动力条件等）上的差异性。

脑纹状灰岩以云化含生屑泥晶灰岩为主，层厚属于中—厚层状，发育于内缓坡潮坪环境，在潮间带和潮上带均可见，虽然水浅富氧，但在这种盐度较高，气候干燥的条件下，生物种类及含量都较少。可见三叶虫，以及浅水的标志腹足类和藻类。由于沉积区位于浅水带，其泥质含量高，含水量高，易于塑性变形，加之一定的地形坡度，形成了宽度均一的裂纹与中间被围裹的基质构成的脑纹状灰岩。

似波浪状灰岩属于脑纹状灰岩和鱼鳞状灰岩间的过渡类型，岩石类型以含生屑泥晶灰岩为主，生屑种类较多，镜下可见4种以上，以三叶虫、棘皮、腕足、介形虫等为主。层厚属于中-厚层状。其泥质含量高但少于脑纹状，其裂纹形似波浪状具有塑性特质但也见平直的刚性裂缝发育（图2a），其形成过程与脑纹状灰岩类似，通过脱水。其发育于内缓坡—中缓坡的过渡带。

鱼鳞状灰岩以生屑泥晶灰岩及泥晶生屑灰岩为主，层厚属于中层状，和脑纹状灰岩为过渡沉积，生屑含量高且种类丰富，可见三叶虫、棘皮、腕足、双壳、腹足、介形虫等。其沉积水深在平均低潮面—风暴浪基面之上，发育于内缓坡潮间带及潮下带，处于氧化环境。在野外露头见其裂缝破裂方向与波痕方向一致，且平行于岸线分布（图3a），推测在内缓坡沉积时准同生期构造掀斜作用下滑移导致岩石层面破裂，最终形呈鱼鳞状灰岩。

网格状灰岩岩性以泥灰岩，泥晶灰岩及含生屑泥晶灰岩为主，发育于中缓坡—外缓坡过渡沉积，在此阶段水体加深，基本为弱氧化—弱还原环境，生物化石以角石、三叶虫、菊石等浮游生物为主，结合前人研究资料，Zhan等[6]在龟裂纹灰岩中也见菊石发育，根据其宏观结构可将其划分为网格状灰岩，菊石角石等主要生存于水体偏深的中缓坡沉积环境，与本文观点相符。由于其沉积环境水体加深，整体上泥质含量增加，但其脱水速度变慢，只有层面呈网格状结构，其层面剖面仍以平直裂缝为主，可能在浅埋藏期破裂作用所导致的。

透镜状灰岩为灰色泥灰岩夹页岩的岩性组合，经差异风化作用在剖面显示出透镜状结构，可见水平层理发育。层厚属于薄层—极薄层状，发育于外缓坡沉积环境，生屑少见，属于水深偏深的弱还原环境。

基于以上，综合沉积相及环境分析，本文总结出上扬子北缘上奥陶统宝塔组龟裂纹灰岩的发育模式（图7）。