从板块构造体制讲, 鄂尔多斯地区早古生代属华北克拉通板块的西南边缘地区, 处于秦岭— 祁连— 贺兰三叉裂谷系的东北侧, 向南与古秦岭海相邻, 向西与古祁连海及古贺兰海相邻, 后秦岭海与祁连海持续开裂、连通一体为秦— 祁大洋, 贺兰海经短期开裂后即夭折, 形成为所谓的坳拉谷(Aulacogen)型的海相沉积区(赵重远和刘池洋, 1993; 林畅松等, 1995)。正是在这样的区域构造背景下, 鄂尔多斯地区奥陶纪构造沉积格局与华北地区产生了明显的分化作用, 并导致其内部也出现了明显的构造分异, 进而在古地理格局及沉积特征上也表现出较为强烈的沉积分异。

寒武纪, 鄂尔多斯地区与华北地区并无大的构造沉积分异作用, 华北地区广泛发育的馒头组— 毛庄组— 徐庄组— 张夏组— 崮山组— 长山组— 凤山组, 在鄂尔多斯地区也具有同样的地层岩性特征, 地层组名也基本沿用华北地区的名称。但到了奥陶纪, 情况发生了显著的变化: 一是奥陶系在鄂尔多斯西缘及南缘显著增厚, 局部达到200 0m以上, 而华北地区一般在60 0m左右(中国地层典编委会, 1996); 二是华北地区奥陶系整体以石灰岩夹石膏岩(硬石膏岩)夹层, 而鄂尔多斯地区奥陶系则发育大段厚层的石盐岩、硬石膏岩, 与碳酸盐岩构成旋回性沉积; 三是在鄂尔多斯西缘及南缘普遍发育的中上奥陶统平凉组— 背锅山组, 在华北地区则基本缺失(仅局部存在相当于平凉组底部的峰峰组沉积)。由此可见, 奥陶纪鄂尔多斯地区确实产生了明显有别于华北地区的构造及沉积分化作用。

本次研究在现今盆地边界所圈定的范围及相邻区域内, 依据奥陶系厚度变化、岩相分布差异, 并参考寒武系地层分布等因素, 通过综合编图分析, 将鄂尔多斯地区奥陶纪划分为“ 三隆— 两坳— 一古陆” 六大古构造单元(图 1)。三隆即中央古隆起、中条古隆起和吕梁古隆起; 两坳即中东部坳陷和(秦— 祁广海沉积区的)西南边缘坳陷; 一古陆即北部的伊盟古陆(也称乌兰格尔古陆)。

图 1

Fig.1

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	图 1 鄂尔多斯地区奥陶纪古构造分区及沉积地层厚度图 (图中A-A'横线示图 2的剖面位置)Fig.1 Sketch for palaeotectonic division and depositional stratum thickness of the Odvician in Ordos area

1.3.1 中央古隆起

位于鄂尔多斯中部偏西及偏南的区域, 大体呈“ L” 形展布, 面积约1 000 0km²。奥陶系地层厚度多在40 0m以内, 向隆起核部明显减薄(图 1, 图 2)。核部位于镇原— 庆阳地区, 缺失奥陶系乃至寒武系; 综合分析认为中央古隆起为一大型的“ 水下隆起” , 奥陶纪的大部分时间基本处于海平面附近的有效沉积区内, 但地势明显高于其两侧的中东部坳陷与西南边缘坳陷沉积区, 尤其对于中东部坳陷的沉积有重要的控制作用, 如鄂尔多斯东部马家沟组(马一、马三、马五段)局限海盐洼区蒸发膏盐岩层的形成, 即主要受中央古隆起隔离秦祁广海的作用所致(包洪平等, 2004)。

图 2

Fig.2

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	图 2 鄂尔多斯地区奥陶纪沉积地层岩性及构造剖面图(据包洪平等, 2017a, 有修改)Fig.2 Sectional drawing for structure and sedimentary lithofacies of the Ordovician in Ordos area(modified from Bao et al., 2017a)

1.3.2 吕梁古隆起

位于鄂尔多斯东缘的吕梁— 蒲县地区, 奥陶系厚度多在400 m以内(图 1, 图 2)。认识到它的存在主要有以下几方面的依据: (1)该区中寒武世即存在一“ 吕梁古陆” 、缺失中寒武统沉积层(冯增昭等, 1998); (2)奥陶纪马家沟期虽处于有效沉积区内, 但沉积地层厚度明显薄于其东西两侧, 表明其地势相对高于东西两侧地区; (3)该区在马一、马三、马五的海退沉积期, 均缺乏大段的层状产出的石盐层及膏岩层, 明显有别于其东西两侧的同期沉积层。根据这些现象, 基本可以说明该区奥陶纪确实存在一地势相对较高的水下隆起区, 它也是奥陶纪马家沟期对鄂尔多斯东部盐洼与华北地区沉积分野起主要障壁作用的一个较大的水下古隆起区(包洪平等, 2004)。

1.3.3 中条古隆起

位于鄂尔多斯东南缘的合阳— 运城一带, 呈近于东西向延伸, 与“ L” 形中央古隆起的东延部分基本呈同一方向展布, 但两者中间可能受燕山期以来的晚期构造影响而有一定错动。对于该古隆起存在目前主要有以下2方面的证据: (1)该区寒武系厚度明显薄于邻近地区, 说明寒武纪具一定隆起特征, 奥陶纪应该具有一定继承性; (2)该隆起上沉积的奥陶系厚度多在20 0m以内, 说明奥陶纪可能是相对隆起的正地形区, 但也不排除奥陶系厚度受燕山晚期— 喜山早期抬升剥蚀而致地层剥蚀减薄的影响; (3)奥陶系沉积中未见层状膏盐岩沉积, 说明其对分隔膏盐湖沉积区起明显的障壁作用, 应该处于奥陶纪的古沉积底形高部位。但由于该区所在的汾渭地堑区白垩纪— 古近纪抬升剥蚀强烈, 导致大部分区域缺失上古生界— 中生界沉积地层, 乃至下古生界也遭到了一定程度的剥蚀。因此对于该古隆起的存在, 尚需继续深化研究、寻找新的线索进一步确认。

1.3.4 中东部坳陷

范围主要涉及鄂尔多斯中东部的乌审旗— 吴起以东地区, 南抵黄龙— 宜川, 北至东胜— 偏关一带, 东达晋陕交界的黄河附近。大体呈略偏东的近南北向展布, 是鄂尔多斯本部奥陶纪沉积的主体区域。奥陶系仅发育马家沟组, 主要为一套碳酸盐岩与蒸发膏盐岩交互的旋回性沉积层, 厚度多在50 0m以上, 坳陷核部是马家沟组巨厚盐岩沉积区, 马一段、马三段、马五段均发育有厚层石盐岩及硬石膏岩, 分布面积达近5 000 0km², 坳陷中心在米脂— 清涧一带, 最厚可达90 0m左右。

1.3.5 西南边缘坳陷

位于鄂尔多斯西南边缘部位, 处在中央古隆起的西侧及南侧, 沿中央古隆起向西、向南奥陶系厚度急剧增大, 多在千米以上, 南缘的泾阳剖面甚至达200 0m以上(杨华等, 2010), 西缘的贺兰山剖面甚至达300 0m以上(霍福臣等, 1989)。中晚奥陶世西南边缘地区构造差异沉降更趋显著, 此时鄂尔多斯本部已开始隆升、结束了早古生代沉积, 而西南边缘地区却大幅沉降、形成了中上奥陶统的大套边缘海槽相沉积层。

1.3.6 伊盟古陆

位于鄂尔多斯的北部, 早期文献中多称之为乌兰格尔古陆。该区在长城系沉积后即处于隆升状态, 为一继承性发育的隆起区, 缺失蓟县系— 石炭系, 二叠系直接覆盖于长城系或变质基底岩石之上。沿古陆向南, 奥陶系地层逐渐加厚, 并呈现出一定的“ 下超上截” 的地层接触关系, 也反映古陆南侧区域奥陶纪沉积后可能还经历了一定规模的剥蚀。

1.4.1 古隆起的形成

前已述及, 奥陶纪鄂尔多斯地区曾存在过4个区域性的正向构造区, 即伊盟古陆、中央古隆起、中条古隆起、吕梁古隆起。伊盟古陆是长期的继承性隆起, 3个古隆起均为早古生代构造演化的结果, 其中尤以中央古隆起分布规模最大, 对盆地奥陶纪古地理格局的影响和沉积作用的控制也最为显著。

对中央古隆起的成因, 学术界相继提出了各自不同的观点和认识(张抗, 1989; 汤锡元等, 1992; 汤显明和惠斌耀, 1993; 赵重远和刘池洋, 1993; 陈安定, 1994; 贾进斗等, 1997; 任文军等, 1999; 黄建松等, 2005), 比较有代表性的主要有伸展背景下的均衡翘升(赵重远, 1983, 1993^①(赵重远.1993.陕甘宁盆地中央古隆起及其形成演化.西北大学（内部交流资料）.); 赵重远和刘池洋, 1990; 何登发和谢晓安, 1997; 何登发等, 2008)、构造地体拼贴(任文军等, 1999; 解国爱等, 2003, 2005)、继承基底构造(贾进斗等, 1997; 安作相, 1997, 1998)以及秦祁海槽的挤压(黄建松等, 2005)等。其中尤以赵重远的均衡翘升说影响最为深远, 得到更为广泛的认可, 即认为中央古隆起形成于与板块离散作用有关的裂谷开裂作用, 是由于旁侧裂谷(如西侧的贺兰裂谷)急剧沉降、而引起古隆起所在的裂谷肩部区域发生均衡翘升作用, 形成所谓的中央古隆起(图 3)。其演化大体可分为3个主要阶段(邓昆等, 2011): 中晚寒武世初始形成阶段(形成古隆起雏形), 奥陶纪发展阶段(控制沉积、晚期隆升剥蚀), 及海西期调整、消亡阶段(石炭纪— 二叠纪早期古隆起仍有一定显示、之后即基本消隐)。

图 3

Fig.3

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	图 3 鄂尔多斯地区奥陶纪中央古隆起及东部坳陷形成模式图(据赵重远和刘池洋, 1993)Fig.3 Genesis model map of central palaeouplift and eastern depression of Ordovician in Ordos area(after Zhao and Liu, 1993)

中条古隆起则基本上属于“ L” 形中央古隆起的东延, 只是隆起幅度和规模相对较小, 应该与中央古隆起具有基本相似的构造成因机制。至于吕梁古隆起, 则是在早古生代海侵初期(中寒武世)即已存在的“ 吕梁古陆” 基础上继续发展而成, 可能主要是受局部的构造— 岩浆活动所控制, 但其更深层次的原因尚待进一步的研究工作来深化认识。

1.4.2 中东部坳陷成因

中东部坳陷区也是奥陶系巨厚膏盐层的发育区, 坳陷成因也可能与膏盐岩层的成因有一定关系。按前述均衡翘升的观点(赵重远和刘池洋, 1993), 中东部坳陷是中央古隆起隆升的同时、其东侧均衡作用的一部分, 是对“ 裂谷肩部翘升” 的补偿性坳陷作用, 一隆一坳具有很好的耦合性。从奥陶系地层厚度变化可见, 古隆起东、西两侧的地层厚度变化具有明显的不对称性, 东侧地层厚度呈向东逐渐加厚的趋势, 而古隆起向西则地层急剧增厚, 也反映出西侧构造活动强烈, 由裂陷控制地层增厚, 而东侧构造活动性相对较弱, 主要由挠曲性坳陷控制地层逐渐增厚。

对有关膏盐岩的成因, 也有学者提出“ 非蒸发岩” 的成因观点(杜乐天, 1989, 1996; 郭彦如和王新民, 1998; 张景廉等, 2009), 认为膏盐岩的形成与地球深部“ 幔汁流体” 活动有关, 并指出其与深大断裂的相关性。因而此派学者认为, 对于含盐、含油气的盆地, 其深部上地幔常呈上拱状, 正是这种特殊的深部结构使得地幔流体可以上升(张景廉和张平中, 1997; 张景廉等, 1998; 方乐华等, 2008)。这也意味着在鄂尔多斯中东部的奥陶纪膏盐岩发育期, 可能存在局部的地幔上涌、导致浅部地壳表层形成张性构造环境, 并由此形成了中东部坳陷。

1.4.3 西南边缘坳陷成因

西南边缘坳陷则主要是由于秦岭— 祁连— 贺兰海槽(秦— 祁— 贺三叉裂谷系)形成过程中的拉张裂陷而成。对于秦— 祁— 贺三叉裂谷系的形成时间, 认识上尚有分歧: 张抗(1983)认为秦— 祁— 贺三叉裂谷系在中元古代基底断裂的基础上既已形成、后期又在区域挤压应力作用下并合, 但在早古生代又开始进入新的拉张和挤压过程; 赵重远和刘池洋(1990)则认为在秦岭和贺兰裂谷都有地台型震旦系沉积, 表明那时尚未完全破裂, 至早古生代(中寒武世开始), 才进入三叉裂谷系的主要形成期, 尤其在贺兰裂谷奥陶系沉积厚度可达1800~3900 m。因此, 中央古隆起西侧和南侧的地层急剧增厚也说明在区域拉张背景下裂谷型生长断层控制奥陶系地层发育的构造-沉积响应特征。

1.4.4 伊盟古陆

伊盟古陆是横亘于鄂尔多斯北部的中新元古代即已存在的正向构造单元, 为一长期存在的古陆核, 对其存在的原因则需从更为久远深层的构造演化尺度上来解析, 这里暂不做过多评述。

寒武纪末, 鄂尔多斯地区在经历了较为广泛的海侵沉积后, 又进入了一个短期抬升剥蚀阶段, 导致寒武系与奥陶系在鄂尔多斯地区呈现明显的平行不整合接触关系。因此在奥陶纪的初始海侵期(即冶里— 亮甲山沉积期)仍对这一时期构造抬升所引起的古地理差异留存了明显的沉积记录。突出表现在冶里— 亮甲山期鄂尔多斯本部地区大部分为古陆, 仅在西缘、南缘及东缘地区呈半环状发育滨浅海— 广海陆棚相的内源碳酸盐沉积(图 5)。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯地区冶里— 亮甲山期岩相古地理图Fig.5 Lithofacies palaeogeography map of the Yeli-Liangjiashan Period in Ordos area

冶里期整体沉积厚度不大, 多在50~20 0m之间, 大体可分为3个主要的岩相带, 即潮坪、浅海台地与缓坡。

潮坪: 主要发育在鄂尔多斯东缘(砂云坪)及东南部(云坪), 在邻近古陆区呈半环带状分布。岩性以泥粉晶白云岩、含陆源砂的泥粉晶白云岩为主, 局部见薄层泥岩及泥质白云岩夹层。

浅海台地: 主要分布在鄂尔多斯东部地区。岩性以粉— 细晶白云岩为主, 常夹硅质条带或团块。

缓坡: 主要分布在西缘及南缘的秦祁海域沉积区, 岩性以块状灰岩及泥质灰岩为主。可分为内缓坡和外缓坡2个亚相, 内缓坡相带较宽缓, 外缓坡则相带较窄。

亮甲山期的古地理格局基本上继承了冶里期特征, 只是海侵范围及水体深度略有加大, 也呈环绕鄂尔多斯古陆的半环状分布, 地层厚60~18 0m, 向西南缘及东南缘呈逐渐增厚的趋势。沉积环境也大体可划分为与冶里期相似的3个大相区。在南缘的浅水台地相区可见特征的硅质胶结的鲕粒白云岩, 反映这一时期的水体能量明显较高, 而发育有高能滩相的碳酸盐沉积, 另外在贺兰山地区的广海陆棚沉积相区, 还可见亮甲山组顶部发育有厚层块状的燧石疙瘩灰岩, 并含头足类化石(霍福臣等, 1989), 反映亮甲山末期海侵加剧, 可能代表了最大海泛期凝缩层的沉积特征。

马家沟期是鄂尔多斯地区海侵的最大时期, 也是奥陶纪海相沉积层形成的主体时期, 鄂尔多斯本部的奥陶系基本全由马家沟组构成。其沉积范围覆盖除伊盟古陆及中央古隆起核部以外的所有其他区域(甚至中央古隆起核部在沉积期也有发育、其马家沟组的缺失仅是由于后来加里东构造抬升期的剥蚀所致)。奥陶系地层厚度在鄂尔多斯中东部达400~900 m, 岩性以碳酸盐岩与蒸发膏盐岩为主, 截然不同于华北地区的马家沟组(以石灰岩为主), 也是鄂尔多斯地区奥陶纪岩相(相带)分异与沉积旋回表现最为充分的一套沉积层系。

马家沟期古地理演化的最大特征是其海侵— 海退的旋回性, 这在鄂尔多斯中东部地区表现尤为突出, 形成碳酸盐岩与蒸发膏盐岩交替发育的局限海台地相沉积建造。马家沟组在鄂尔多斯中东部地区按沉积旋回和岩性组合特征由下而上可划分为马一段、马二段、马三段、马四段、马五段、马六段6个段, 对应的沉积时期为叙述方便和既成习惯, 则称之为马一亚期、马二亚期、马三亚期、马四亚期、马五亚期及马六亚期。其中马一亚期、马三亚期、马五亚期均为海退环境下的蒸发岩形成期, 沉积相展布格局大体相近; 马二亚期、马四亚期、马六亚期为海侵背景下的碳酸盐岩形成期, 相带展布格局也基本相似, 因此可以自然地分成2组分别论述各期的岩相古地理展布格局。为避免过多的重复性叙述, 这里仅以马一亚期和马二亚期为代表分别介绍海退期和海进期的岩相古地理分布特征。

2.2.1 海退期的古地理格局及沉积相带分异

马一亚期、马三亚期、马五亚期为海退沉积期, 鄂尔多斯中东部在马一亚期开始明显的拗陷沉降, 由于中央古隆起、中条古隆起等隆起高地的障壁作用, 使中东部的坳陷区逐渐形成与秦祁广海分隔的局限海洼地沉积环境, 在炎热干旱的古气候环境及海平面周期下降等因素配合下、形成强烈蒸发的巨厚膏盐岩沉积。

马一亚期是冶里— 亮甲山期碳酸盐沉积之后的最早一期蒸发岩沉积发育期, 沉积层厚度一般在30~80 m, 东部盐洼区则可达120 m以上。其底部常发育有1~3 m厚的石英砂岩沉积层(尤其是在鄂尔多斯东部地区, 西部与之对应的三道坎组亦是如此), 反映马一段与亮甲山组之间存在短期的沉积间断。石英砂岩之上则为正常的碳酸盐岩— 蒸发岩沉积。这一时期古地理的基本格局是: 由于中央古隆起的阻隔, 在鄂尔多斯东部形成受局限的潟胡沉积环境, 为“ 干化” 蒸发的膏盐岩的形成提供了有利地质条件(Scruton, 1953; Schmalz, 1969; Hsu, 1972; Tucker, 1991; 包洪平等, 2004), 因此古隆起东侧的相带展布基本呈环绕东部盐湖的圆环状分布, 按优势相成图, 依次可划分为膏盐洼地、盐湖周缘的云坪相(膏云坪、泥云坪、含砂云坪)2个主要的相区(图 6-左); 古隆起西侧及南侧则依次发育混积浅滩— 缓坡相的碳酸盐沉积, 并受到与蒸发岩旋回有关的白云岩化作用的影响(Badiozamani, 1973; Tucker, 1991; Moore, 2010; 包洪平等, 2017a), 在局部层段发育较强烈的白云岩化作用(尤其是在靠近中央古隆起的区域)。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯地区奥陶纪马家沟期马一亚期(左)、马二亚期(右)岩相古地理图Fig.6 Lithofacies palaeogeography map of the Member 1 (left)and Member 2 (right)of Majiagou Period in Ordos area

膏盐洼地: 该期盐湖沉积分布范围广大, 北至神木以南, 南至黄龙以北, 西至志丹, 东达黄河以西均属该相区。主要发育石盐岩沉积, 间夹薄层白云岩及云质灰岩, 一般地层厚40~100 m, 盐岩厚度可占地层厚度的65%~80%。盐湖区盐岩厚度一般在30~50 m, 盐湖中心则达80 m以上。底部层段(10~15 m)为含泥质白云岩及泥岩, 中下部为纯的石盐层夹薄层石灰岩及云质灰岩层(0.3~1.5 m), 石盐岩单层厚度多在5~15 m, 顶部(5~8 m)为云质灰岩夹薄层(0.5~1.0 m)硬石膏岩。

盐湖周缘云坪: 沿盐湖边缘宽缓的斜坡带环状分布的膏云坪, 地层厚20~5 0m, 主要岩性为白云岩、硬石膏岩互层, 间夹泥质岩层, 云质岩及硬石膏层的单层厚度多在1~ 3m。东部发育含砂云坪, 地层厚度30~4 0m, 岩性以泥粉晶白云岩为主, 多含陆源石英砂, 底部富集为中厚层的石英砂岩层; 南部发育泥云坪, 整体地层厚度较薄, 一般在10~3 0m之间, 岩性以泥质云岩、含膏白云岩为主, 局部间夹硬石膏岩及泥质岩薄层。

混积浅滩: 为发育在阿拉善古陆、伊盟古陆、鄂尔多斯陆这3大古陆交汇的乌海地区的一个滨岸沉积相区。因靠近阿拉善古陆及伊盟古陆等陆源碎屑供给充足的古陆区, 因而主要发育陆源石英砂质沉积与碳酸盐沉积交替的混积浅滩沉积。

缓坡: 较滨岸沉积区水体明显加深, 靠北部陆源碎屑混入物较多; 靠南部则以发育厚层块状灰岩为主, 陆源物质加入较少, 并常见头足类、三叶虫等反映较深水环境的生物化石。

马三亚期与马五亚期的古地理格局与马一亚期基本相似, 但沉积范围具渐次加大趋势, 至马五亚期已基本覆盖至中央古隆起所在的区域, 且膏盐岩沉积区的范围也较之马一、马三期有所扩大。

2.2.2 海侵期的古地理格局及相带分异

马二、马四、马六亚期的海侵期, 则呈现出截然不同的另一番景象: 海侵向古隆起方向进一步推进, 中东部主体处于半局限海— 开阔海台地沉积环境, 海退期的膏盐湖区为海水漫灌、变为浅海陆棚相石灰岩沉积区, 吕梁水下古隆起区由原来的砂云坪、变为浅海台地生物丘(滩)体沉积, 靠近中央古隆起的中部地区则为环带状灰云坪沉积区; 而在中央古隆起的西侧及南侧地区则总体仍以碳酸盐缓坡沉积环境为主, 岩性以石灰岩为主, 局部层段发育砾屑灰岩及灰质云岩薄夹层。

马二亚期是马一段蒸发岩形成之后的一次大规模的海侵沉积期, 沉积物类型以碳酸盐为主, 在鄂尔多斯中东部地区亦是如此, 极少发育盐岩层, 仅局部见少量膏盐岩薄夹层。海水沉积的波及范围较之马一期明显扩大, 古隆起的障壁作用(阻隔其西南侧秦祁广海海域与东侧局限海蒸发台地间连通性的作用)虽显著减弱, 但仍存在短期的、强度不高的局限作用, 导致中东部地区的马二段中部也发育一些薄层的硬石膏岩夹层。主体岩性结构为3个巨厚的纯碳酸盐岩层夹2段富泥质碳酸盐岩及膏(盐)岩间互层。地层厚一般在30~8 0m, 整体在鄂尔多斯东部的洼陷区沉积厚度较大, 可达10 0m左右, 而在靠近古隆起区明显减薄乃至局部缺失, 古隆起核部附近也可能由于加里东风化壳期的抬升剥蚀而导致减薄及缺失(尤其是在马三段地层缺失线以外的区域)。主要发育开阔海灰质洼地、滨岸浅滩、含灰云坪、浅水灰泥丘及西南部秦祁海域的缓坡等沉积相带(图 6-右)。

灰质洼地: 岩性以厚层块状云岩、云质灰岩为主, 夹中薄层含泥灰岩及硬石膏岩, 偶见石盐岩薄夹层。地层厚度50~10 0m, 单层碳酸盐沉积层厚度多在几米到十几米, 大部分层段白云岩化, 尤其是马二段顶部的碳酸盐岩层, 几乎全部白云岩化, 中部及底部则多为灰、云交互层, 膏(盐)岩夹层厚度多在0.3~ 2m, 主要分布在中上部的厚层碳酸盐岩层之间、与富泥质碳酸盐岩呈间夹层出现。

滨岸浅滩: 该相带无论单层还是总的沉积厚度均较东部洼地薄, 单层碳酸盐岩层厚一般在几米到10im左右, 总厚30~6 0m; 主体的岩性结构仍为3个厚的纯碳酸盐岩夹2段富泥质碳酸盐岩层, 中上部云化程度高, 下部则多为未云化的石灰岩层段。

浅水灰泥丘: 位于灰质洼地的东侧, 为一古沉积底形相对较高的水下隆起区, 属于相对低能的生物建隆沉积环境, 地层厚40~6 0m。岩性以富含生物碎屑、低能藻球粒的泥— 粒结构石灰岩为主, 生物扰动构造较为发育, 局部层段白云岩化作用较明显, 出现白云岩夹层。

含灰云坪: 该相带总体呈环绕古陆及古隆起的半环状展布, 地层厚度多在20~5 0m之间。岩性以含灰质的白云岩为主, 夹间中厚层石灰岩及薄层凝灰质泥岩等。纯的白云岩层段相对较少, 多数层段富含泥质, 总体反映以潮坪环境为主的沉积特征。

缓坡: 该相带分布在古隆起西侧及南侧邻近秦祁海的广海沉积区。内缓坡是马二亚期华北海域与秦祁海域过渡的沉积区域。在鄂尔多斯西部马二段相当于三道坎组的中部, 主要沉积物类型以纯碳酸盐沉积为主, 白云岩化程度较高, 基本全为白云岩, 仅局部见薄的富泥质夹层, 厚度多不足 1m; 外缓坡分布在西缘及南缘秦祁海域的更深水沉积区, 主要发育较纯的碳酸盐沉积。以西缘贺兰山地区中梁子剖面为例, 该区马二亚期形成了大段厚层的块状泥晶灰岩, 含少量团粒、球粒等低能的内碎屑颗粒, 多为粒— 泥结构, 并见腹足类、腕足类等浅海生物化石, 总体反映了广海较深水低能环境的沉积特征。

马四亚期、马六亚期的岩相古地理格局与马二亚期大体相近, 但海侵规模及强度却较之马二亚期呈逐次加大的趋势, 其中马四亚期沉积范围已基本覆盖古隆起区域, 马六亚期可能更是如此(海侵范围更大), 但由于奥陶纪末及其后鄂尔多斯本部抬升剥蚀强烈, 而使马六段在鄂尔多斯本部残存很少, 仅在东部地区的局部有零星残留, 厚度多不足1 0m。

马家沟沉积期之后, 鄂尔多斯地区出现了重大的构造转换, 即由原来的整体沉降转变为鄂尔多斯本部隆升而西缘及南缘持续沉降的差异隆升— 沉降过程。其古地理格局也随之发生了重大的转变, 鄂尔多斯本部整体隆升为陆, 缺失中上奥陶统沉积, 仅在西缘及南缘发育中上奥陶统平凉组— 背锅山组海相沉积, 而且厚度巨大, 多在50 0m以上, 西缘及南缘的秦祁深海盆地沉积区甚至超过100 0m。岩性以浅海生物灰岩、泥晶灰岩及半深海— 深海相泥灰岩、页岩为主, 总体表现出沉积水体逐渐加深的趋势, 反映构造沉降作用的逐步加剧, 与鄂尔多斯本部的整体构造隆升构成鲜明的“ 对偶” 式发育的态势。

2.3.1 平凉期(相当于西缘的乌拉力克— 拉什仲期)

平凉期鄂尔多斯本部乃至华北地块整体抬升, 仅在鄂尔多斯西缘及南缘发育半深海— 深海相的沉积, 而鄂尔多斯本部完全缺失同期的沉积层。该期沉积大体可分为台缘斜坡与深海盆地2个主要沉积相区(图 7)。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯地区平凉期岩相古地理图Fig.7 Lithofacies palaeogeography map of the Pingliang Period in Ordos area

台缘斜坡: 北缘以泥质碳酸盐岩、灰质泥岩为主, 夹(间)中厚层碳酸盐岩; 南缘则以厚层碳酸盐岩及泥质碳酸盐岩为主。碳酸盐岩层段整体白云岩化程度较低, 反映其主要形成于连续快速沉降的构造背景下。碳酸盐岩主要为灰泥丘、生物礁环境产物, 泥质岩及泥质灰岩则主要形成于潟湖及海湾环境。

深海盆地: 以泥质岩类沉积为主, 间(夹)中厚层泥灰岩。常见笔石类等反映深海环境的生物化石, 即所谓的深水笔石页岩相沉积; 在西缘桌子山地区则可见浊积成因的砂泥交互层沉积, 亦反映其主要形成于较深水的深海盆地沉积环境。

2.3.2 背锅山期(相当于公乌素— 蛇山期)

该期古地理格局基本类似于平凉期, 亦主要在鄂尔多斯西缘及南缘呈“ L” 形发育半深水— 深海相沉积, 沉积物岩性也以碳酸盐岩、泥质碳酸盐岩及砂泥岩为主。根据沉积特征也大体可分为台缘斜坡与深海盆地2个主要的沉积相带。

台缘斜坡: 南缘以深灰色、灰黑色泥质碳酸盐岩、泥灰岩为主, 夹中薄层泥质岩, 多富含细碎的生物碎屑组分, 有一定的有机质含量; 西缘则以砖红色、灰绿色陆源砂泥质沉积为主, 有机质含量相对较低。

深海盆地: 在鄂尔多斯西缘地区(银川组)以砂泥岩互层为主, 间(夹)中厚层灰岩层或透镜体, 主要为深海浊积成因的复理石沉积; 在鄂尔多斯南缘则以角砾状碳酸盐沉积为主, 角砾成分混杂、大小不一, 成层性差, 反映其可能主要为重力流成因的混杂堆积。

平凉— 背锅山期以后, 鄂尔多斯地区即进入了加里东末— 海西早期整体构造抬升的新阶段, 期间奥陶系沉积地层曾经历了区域性的风化剥蚀, 其中中央古隆起区抬升剥蚀尤为强烈, 甚至导致隆起核部本就不厚的奥陶系沉积层被剥蚀殆尽。

2.4.1 旋回性

即由于相对海平面变化的影响, 奥陶系地层岩性表现出明显的旋回性分布的特征, 特别是鄂尔多斯中东部地区的马家沟组表现尤为明显(图 4), 马家沟组马一、马三、马五段以石盐岩、硬石膏岩、含膏云岩为主, 马二、马四、马六段则以碳酸盐岩(石灰岩及白云岩)为主(其中马六段由于加里东风化壳期抬升剥蚀, 在盆地本部的大部分地区地层缺失、仅局部零星分布有数米至十余米厚的残留)。其内部更可见次一级的沉积旋回, 仅以马五段为例, 马五段自上而下又可细分为马五1至马五10共10个小层, 其中马五1-3、马五5、马五7、马五9以白云岩、石灰岩为主, 而马五4、马五6、马五8、马五10则以石盐岩、硬石膏岩及膏质云岩为主。对于这种旋回的成因, 包洪平等(2004)曾做过分析, 认为其主要与天文级别的气候旋回控制的海平面相对变化有关。上述2种级次的旋回中, 马一段— 马六段的旋回大体相当于Vail的三级层序旋回, 马五段内部的次级旋回则相当于Vail的四级层序旋回(Vail, 1977, 1979, 1991)。而对于盆地西部及南缘地区, 则由于以碳酸盐岩为主, 虽亦有一定的旋回性, 但在岩性上的变化特征并没有盆地中东部地区显著, 主要表现为白云岩化程度和岩石微观结构及沉积微相特征等方面的差异, 此处不做过多论述。

2.4.2 中央古隆起对古地貌格局及沉积相的控制作用极为重要

早古生代由于鄂尔多斯中西部地区中央古隆起的形成, 对奥陶纪(尤其是马家沟期)古地理格局的分化产生了强烈的影响, 也对各小层沉积相带的分异起到明显的控制作用。

1)古隆起控制了局限海盐洼(膏盐湖)的形成。奥陶纪由于中央古隆起的存在(加之中条古隆起、吕梁古隆起及伊盟古陆的协同作用), 使鄂尔多斯地区截然分化为2个沉积水域, 中央古隆起以东为华北海域, 古隆起以西为秦祁海域。且由于古隆起的障壁与阻隔, 使中央古隆起东侧的补偿性坳陷区域在马家沟期的部分时间里形成了与外海隔绝的“ 干化蒸发” 条件, 形成马家沟组马一、马三、马五段巨厚的膏盐岩沉积层。膏盐岩沉积期沉积相带由盐洼中心向古隆起方向依此呈现的盐— 膏— 云的“ 牛眼状” 岩相分布格局(包洪平等, 2004), 正是其时古隆起环盐洼分布的结果。

2)控制短期海侵期的沉积相带(岩相)分异。马五9、马五7、马五5等短期海侵期整体上处于与外海基本沟通的正常浅海沉积环境, 主要发育正常海相的碳酸盐沉积层。在大的沉积相带分布格局上, 短期海侵沉积层也具有围绕东部洼地呈环带状、或半环状分布的特征。总体上东部地区水体相对较深、多发育石灰岩, 而在靠近古隆起的盆地中西部地区, 则主要发育白云岩。以马五5期海侵沉积为例, 这一时期虽不发育膏盐岩沉积, 但其时形成的碳酸盐岩也具有环古隆起呈环带展布的特征, 由中央古隆起向东依次发育环陆云坪、靖西台坪、靖边缓坡及东部灰岩洼地。东部洼地位于潮下带, 沉积期水体开阔, 与广海相通, 主要沉积深灰色富含生物碎屑的泥晶灰岩, 在局部地区有云化的迹象; 靖边缓坡总体处于潮间带, 主要以灰岩沉积为主, 间夹泥粉晶白云岩; 靖西台坪总体处于潮上和潮间交替发育带, 岩性以白云岩为主; 环陆云坪靠近中央古隆起, 主要处于潮上带, 沉积物则以准同生云化成因的泥粉晶白云岩为主(杨华和包洪平, 2011; 包洪平等, 2017a, 2017b), 显示中央古隆起无论对短期海侵的沉积相格局, 还是对其后续继承性发育的白云岩化作用均起重要的控制作用。

图 8

Fig.8

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	图 8 鄂尔多斯地区奥陶纪沉积模式Fig.8 Sedimentary model of the Ordovician in Ordos area

从区域大地构造演化背景看, 鄂尔多斯地区奥陶纪仍属华北克拉通的一部分, 但总体处于华北克拉通的西南边缘地区, 构造活动性相对较强。南缘有古秦岭洋板块的俯冲碰撞(张国伟, 1988; 张国伟等, 2001; 董云鹏等, 2003; 杨华等, 2010), 西缘则存在古祁连洋板块向鄂尔多斯地块的俯冲碰撞(白云来等, 2010), 因此导致鄂尔多斯西部及南缘在奥陶纪产生了较为强烈的构造分异作用, 这主要表现在3个方面: 一是伴随早期贺兰— 秦岭洋盆扩张开裂而导致鄂尔多斯中西部“ L” 形中央古隆起的形成(赵重远和刘池洋, 1993); 二是与中央古隆起相伴生, 由于均衡补偿而在中央古隆起东侧形成边侧坳陷(张吉森等, 1991), 构成了鄂尔多斯东部厚层盐岩沉积发育的基础; 三是西部及南缘具有边缘海(弧后盆地)性质的拉伸沉降, 形成明显有别于鄂尔多斯本部的巨厚较深水斜坡— 深海盆地相沉积建造。

由此可见, 在板块构造体制的控制下, 板块边缘地区构造活动强烈, 足以产生区域性的相当于盆地二级构造单元级别的构造分异作用, 并进而导致岩相古地理格局的区域性差异。

由于构造背景的差异, 必然在横向上控制沉积作用的分异, 突出表现在以下3个方面: 一是沉积地层厚度的差异, 古隆起区奥陶系厚度多在40 0m以内, 而古坳陷区一般在60 0m以上, 尤其西南边缘坳陷区甚至达100 0m以上; 二是地层结构的差异, 古隆起区多是以浅水沉积为主、海侵期沉积地层厚度相对较大, 而坳陷区多以较深水沉积为主、海退期沉积厚度反而相对较大; 三是沉积相及岩性的差异, 古隆起区多以台地相白云岩为主, 而东部坳陷区则发育局限海台地相膏盐岩与碳酸盐岩旋回沉积, 西南边缘坳陷则以半深水斜坡— 深海盆地相碳酸盐岩、泥质碳酸盐岩及陆源砂泥岩沉积为主。

奥陶纪沉积期, 由于构造分异所控制的古地理格局的差异, 使鄂尔多斯中东部地区与西部地区及南缘的沉积特征具有较大的差异性: 中东部地区总体以膏盐岩与碳酸盐岩交互的旋回性沉积为主, 而西部地区及南缘则以碳酸盐岩及泥页岩沉积为主。横亘于鄂尔多斯中西部地区的中央古隆起的阻隔作用, 是其两侧沉积环境产生巨大差异的主要原因(图8)。

从冶里期— 亮甲山期至马家沟期, 无论是盆地边缘还是本部地区均以内源沉积为主, 只不过本部和边缘存在岩相上的差异, 即本部以蒸发膏盐岩和碳酸盐岩共生体系为主, 西缘及南缘则以纯碳酸盐岩为主, 但均是以化学沉积作用为主的内源沉积建造(图 9)。

图 9

Fig.9

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图 9 鄂尔多斯地区下奥陶统冶里组— 亮甲山组、马家沟组岩性及结构特征 A— 陕106井, 3229.6 0m, 马家沟组马五段, 泥— 粉晶白云岩, 具球状膏质结核溶孔, 单偏光; B— 洛1井, 289 0m, 马家沟组马四段, 鲕粒云岩, 粉晶结构, 具残余粒间孔, 单偏光; C— 镇钾1井, 3041.7 7m, 马家沟组马三段, 纹层状细粉晶云岩, 具硬石膏斑块, 正交偏光; D— 镇钾1井, 2747.6 6m, 马家沟组马五段, 巨晶石盐岩, 岩心照片; E— 偏关, 冶里组, 含球粒泥晶藻灰岩, 沿压溶缝合线发育斑状云化, 单偏光; F— 河津, 亮甲山组, 细晶云岩, 具自生硅质条带, 正交偏光Fig.9 Lithological and structural characteristics of the Yeli-Liangjiashan and Majiagou Formations of Lower Odovician in Ordos area

而至中晚奥陶世的平凉期及背锅山期, 鄂尔多斯本部开始整体隆升, 仅西部及南缘继续接受沉积充填作用。沉积作用则逐渐表现为混源沉积或以陆源碎屑为主的特征, 主要发育半深水斜坡相— 深海盆地相的泥质碳酸盐岩、泥页岩及粉细砂岩沉积, 总体反映了晚期构造作用加剧, 差异隆升与沉降作用开始突显, 导致陆源碎屑物质供应不断得到加强。在这一构造背景下, 形成了具快速充填特征的混源及陆源碎屑沉积建造(图 10)。

图 10

Fig.10

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	图 10 鄂尔多斯地区中上奥陶统平凉组— 背锅山组岩性及结构特征 A— 乌海桌子山, 蛇山组, 中厚层粉细砂岩夹灰绿色泥岩; B— 淳2井, 3280.9 3m, 背锅山组, 含生屑泥灰岩, 单偏光; C— 西桌子山水泥厂, 乌拉力克组, 深灰色笔石页岩; D— 西桌子山水泥厂, 乌拉力克组, 深灰色笔石页岩, 单偏光; E— 余探2井, 3972.7 0m, 乌拉力克组, 深灰色笔石页岩, 岩心照片; F— 平凉官庄, 平凉组, 深灰色页岩, 含笔石化石Fig.10 Lithological and structural characteristics of the Pingliang-Beiguoshan Formations of Middle-Upper Odovician in Ordos area

首先, 从奥陶系地层厚度变化来看, 西缘及南缘的奥陶系厚度明显厚于盆地本部地区。如西缘贺兰山地区奥陶系地层厚度累积达361 3m(霍福臣等, 1989), 南缘岐山剖面奥陶系地层厚度也达200 0m以上; 而盆地本部地区奥陶系累积厚度均在100 0m以内, 大部分地区在400~70 0m范围内。说明奥陶纪整体沉降幅度以西南边缘为最(图 1)。

其次, 从奥陶纪沉积时限看, 盆地中东部地区在马家沟组沉积后即开始抬升, 整体缺失中晚奥陶世沉积; 而西缘及南缘奥陶纪沉积作用则一直持续到中晚奥陶世的平凉期— 背锅山期, 说明在鄂尔多斯本部已经开始抬升剥蚀时, 西缘及南缘仍处于较强烈的差异沉降过程中(图 4)。

再者, 鄂尔多斯本部地区的奥陶纪总体处于陆表海台地型的浅水沉积环境, 而西缘及南缘的大部分地区则大多处于较深水的斜坡及深海盆地环境, 也说明西缘及南缘的奥陶纪总体处于活动性较强的构造沉降区。

究其原因, 可简单归结为鄂尔多斯西南边缘从基底构造上本身就处在一个活动性较强的区域。因为在新太古代— 古元古代的变质基底拼贴形成过程中, 该区主体处在华北地块与阿拉善地块及华北地块与古秦岭地块的边缘接触带上, 从基底构造上就有先天的“ 不安分” 因素。在中新元古代的早期沉积盖层发育过程中, 鄂尔多斯西南边缘就一直是最为活跃的构造沉降区(包洪平等, 2019)。这一继承性特征一直延续到了早古生代的沉积地层发育过程中(包洪平等, 2018)。因此西南边缘中新元古代以来的多期构造沉降, 在一定程度上也是沉积盖层发育对基底构造活动的继承性表现。