加里东运动致使鄂尔多斯地区东部抬升, 从而遭受了长达近1.4× 10⁸年的风化剥蚀(图 2-D)。至晚石炭世本溪组沉积期(羊虎沟组沉积期), 该区再次接受沉积, 从而开始了晚古生代的充填演化。中央古隆起的形成分割了华北海和祁连海, 呈现了东西向分异的沉积环境。华北海主要为局限陆表海, 海水从北东向南西侵入, 由于沉降幅度相对较小, 本溪组一般厚度只有几十米, 属潮下低能的浅海陆棚环境, 暗色泥岩发育, 偶尔夹少量薄层灰岩。在米脂、绥德、清涧、延长、宜川、韩城一带发育一系列大小不一的障壁岛, 西部发育潟湖和潮坪沉积, 东部则发育浅海陆棚沉积(图 3)。障壁岛常与潟湖沉积呈互层产出, 构成反复叠置的垂向序列。随着海侵扩大, 形成与海沟通、循环良好的潟湖— 障壁岛— 浅水陆棚沉积。临近中央古隆起及其两侧边缘大部为潮坪沉积, 向东南延伸至洛阳、郑州, 均发育含煤岩系。在盆地北缘, 自北向南形成扇三角洲平原— 扇三角洲前缘— 潮间带复合沉积。随着本溪组沉积早期的充填沉积, 沟谷纵横的奥陶系风化侵蚀基底上被填平补齐。到本溪期末, 区域海平面下降, 潮坪相沉积向东迁移, 局部地区沼泽化, 沉积了晋祠段一套砂泥岩, 并发育根土岩及泥炭层。

图 3

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	图 3 鄂尔多斯盆地及周缘地区晚古生代石炭纪本溪组沉积期沉积相平面分布图Fig.3 Sedimentary facies distribution of the Benxi Age in late Paleozoic Carboniferous in Ordos Basin and its adjacent areas

中央古隆起以西沉降幅度较大, 从早石炭世到晚石炭世均有沉积, 海水由南西向北东方向入侵, 形成喇叭状的海湾, 主体表现为潟湖沉积, 零星分布有障壁岛, 厚度极不一致。海湾北部和西北部有河流注入, 具有很高的沉积物供应速率。在贺兰山一带, 受北东向同沉积断裂控制, 形成葫芦斯台和雀儿沟2条沉降带, 中部以沙巴台隆起形成地堑— 地垒— 地堑的构造组合, 这2条地堑正好为潮汐提供了良好的通道。在银川以西地区形成粒度粗、厚度大的主潮道沉积, 并沿拗拉槽边缘呈带状分布, 发育根土岩及煤线。在昌汉乌苏及棋盘井一带, 则为潟湖占据。受潮汐影响, 在任4井和任6井等处形成多个平行于中央古隆起的障壁岛, 障壁岛后中宁— 鄂7井一带潟湖沉积发育。

无论是华北海还是祁连海, 其北部从西到东均发育一系列扇三角洲、潮间带复合沉积体系。随着本溪组的充填沉积, 奥陶系顶部沟豁纵横的侵蚀基底已被填平补齐。至本溪期后期, 东、西海域在鄂托克旗— 地鄂3井— 伊3井一线首次贯通, 并向北、向南分别扩展至新召苏木和盐池一带。由于区域海平面的逐渐下降, 潮坪沉积向东迁移, 沉积了晋祠砂岩。而广大地区出现明显的沼泽化, 广泛发育根土岩及泥炭层。

早二叠世太原期, 东西两侧海水侵入范围不断扩大, 华北海和祁连海连通, 形成统一的滨浅海沉积。此时, 中央古隆起已没于水下, 为潮上带所占据, 从而对沉积作用的控制大为减弱。古隆起西部转化为裂后坳陷, 形成水体相对浅的陆表海, 广泛发育潟湖和潮坪沉积, 障壁岛星罗棋布。石沟驿、环县及镇原一带形成多个规模较大的狭长障壁岛, 石沟驿、同心、环县、镇原一带则发育潟湖沉积。

中央古隆起以东则发育潟湖和浅海陆棚沉积, 其中也分布零星的障壁岛, 沉积厚度较小, 潮坪沉积发育, 主要沉积类型有深灰色泥岩夹生物碎屑灰岩、泥晶灰岩及煤层(图 4)。在佳县— 米脂— 绥德— 清涧— 延长— 宜川一带, 形成多个小型障壁岛, 横山、子长、延安、甘泉一带形成潟湖。这些潟湖是在潮坪的基础上发展起来的, 由于沿岸线潮汐的作用, 将潮坪沉积物中的砂冲到海岸附近堆积, 使潮滩砂不断扩大加厚而起到障壁作用, 海水循环受障壁阻隔, 在滩后形成半封闭的潟湖环境。而在临县— 吴堡— 延川— 永和— 吉县一线以东, 以滨岸和浅水陆棚环境的微晶灰岩、生物碎屑灰岩和煤层沉积为主, 沉积速率低, 补偿慢, 沉积厚度较小, 潮汐发育。

图 4

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	图 4 鄂尔多斯盆地及周缘地区晚古生代二叠纪太原组沉积期沉积相平面分布图Fig.4 Sedimentary facies distribution of the Taiyuan Age in late Paleozoic Permian in Ordos Basin and its adjacent areas

北部由于兴蒙海槽的关闭, 成为主要的物源区, 盆地呈北高南低、北陡南缓的地貌特征。自北而南发育冲积扇、扇三角洲, 三角洲平原入海后演变为潮控三角洲, 呈现出海陆过渡带型的沉积体系组合, 自西而东发育乌海三角洲、鄂托克旗三角洲、杭锦旗三角洲、鄂尔多斯三角洲、河曲三角洲和宁武三角洲等。太原组沉积期末发生区域性的海退, 为之后的河流— 三角洲发育提供了环境基础。

早二叠世山西组沉积期, 受海西构造运动的影响, 华北地台北缘迅速抬升, 造成南北差异升降显著。此时中央古隆起已没入水下, 东西差异的沉积格局完全消失, 而南北差异和相带分异增强, 全区形成统一坳陷。盆地北部明显抬升, 海水迅速向东南方向撤出, 从而经历了一次由海到陆的沧桑巨变, 研究区进入了近海内陆拗陷的全新演化阶段。此时陆地面积逐渐扩大, 为盆地充填提供了丰富的物源及广阔的沉积物容纳空间, 由北向南发育冲积平原、三角洲平原、三角洲前缘、浅湖乃至潟湖和沙坝( 田雯, 2016)(图 5)。总体沉积面貌为以华池、庆城、正宁、宜君、宜川、蒲县、太原、和顺地区为盆地沉降中心, 发育浅湖沉积, 周缘滨湖区则以三角洲沉积为特征。

图 5

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	图 5 鄂尔多斯盆地及周缘地区晚古生代二叠纪山西组沉积期沉积相平面分布图Fig.5 Sedimentary facies distribution of the Shanxi Age in late Paleozoic Permian in Ordos Basin and its adjacent areas

山西组沉积早期, 沉积格局表现为东西贯通, 南北分异, 北部三角洲沉积体系规模大, 延伸远, 从西向东分别发育石沟驿三角洲、定边三角洲、安塞三角洲、延长三角洲、中阳三角洲、宁武三角洲和阳泉三角洲等。由北向南, 砂岩的粒度变细, 砂体变薄。盆地中部和南部则分别发育浅湖沉积和潟湖沉积, 在西南部则发育平凉三角洲和咸阳三角洲, 规模相对要小得多。浅湖区砂体规模变小, 砂岩粒度变细, 厚度较薄。而在盆地东南部运城、临汾、长治、安阳以南仍然保留海相沉积, 潟湖中往往发育小规模的沙坝沉积, 砂岩矿物成熟度和结构成熟度都较高, 往往具羽状交错层理, 泥岩中可见腕足类化石(图 6-A)。

图 6

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	图 6 鄂尔多斯盆地及周缘地区晚古生代地层野外露头照片(Ⅱ ) A— 乡宁台头镇山西组网格长身贝化石(硬币直径为22.50 mm); B— 武乡上石盒子组三角洲前缘水下分流河道(图中人身高为1.8 m); C— 麟游紫石崖二叠系上石盒子组沙坝沉积; D— 韩城薛峰川石千峰组海侵夹层Fig.6 Field outcrops of the late Paleozoic strata in Ordos Basin and its adjacent areas(Ⅱ )

山西组沉积晚期与早期基本相似, 不同之处是沉积相带相应北移, 河流和三角洲体系向北退缩, 滨浅湖向北扩展, 从而使三角洲平原相区范围缩小, 三角洲前缘相区范围扩大, 总体呈现湖进河退的特征, 东南部的潟湖沉积范围也逐渐变小。

下石盒子组沉积早期, 随着兴蒙海槽的关闭, 致使南北差异增大, 从而加剧了北隆南倾的构造格局。由北向南发育冲积扇、扇三角洲、滨浅湖, 三角洲砂体厚度变大, 岩性变粗, 分布范围变广阔, 形成了一套巨厚的以粗粒为主的碎屑岩建造。滨浅湖范围变小, 南部的潟湖沉积范围也逐渐有所缩小。盆地北缘的冲积扇规模再次扩大, 中心区继续向东迁移, 主要分布在北部隆起带的山前凹陷地带, 冲积扇的冲积水道往往呈块状结构的含砾粗砂岩组成, 扇端部分水道的分枝现象更加明显, 自西向东分别发育定边三角洲、横山三角洲、子长三角洲、延川三角洲、汾阳三角洲、平遥三角洲和长治三角洲等。滨浅湖地区砂体零星分布, 厚度也较薄, 南部潟湖范围也有少量的沙坝沉积(图 7)。此时, 古气候逐渐向干旱— 半干旱转变, 已经没有持续稳定的泥炭沼泽沉积, 晚古生代成煤史也已终结。

图 7

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	图 7 鄂尔多斯盆地及周缘地区晚古生代二叠纪下石盒子组沉积期沉积相平面分布图Fig.7 Sedimentary facies distribution of the early Shihezi Age in late Paleozoic Permian in Ordos Basin and its adjacent areas

下石盒子组沉积晚期, 北部的物源供给减少, 冲积扇体明显向北收缩, 扇中分布范围缩小而扇端部分增大。冲积平原上的辫状水道在大部分地区交叉连片, 仅在局部地区分布有泛滥平原及沼泽亚相沉积。随着剥蚀作用的扩大, 研究区逐步向北夷平, 辫状河体系后退, 曲流河及三角洲平原体系范围加大, 形成多个萎缩的三角洲前缘朵体, 砂体粒度变细, 厚度也有所变薄, 滨浅湖沉积范围加大。研究区东南部山西武乡一带潟湖范围内砂坝中可见羽状交错层理及冲洗层理, 岩性为纯石英砂岩, 海相特征十分明显。

上石盒子组沉积期, 盆地北部抬升幅度减缓, 伴随着河流夷平作用的不断进行, 南北地形差异逐渐缩小, 曲流河、三角洲和滨浅湖沉积依次发育, 面积逐渐缩小, 滨浅湖面积逐渐扩大, 潟湖面积也大为缩小。从西向东主要发育石沟驿三角洲、盐池三角洲、乌审旗三角洲、绥德三角洲、晋中三角洲(图 6-B)和林州三角洲等, 西南缘则发育环县三角洲和铜川三角洲(图 8)。其中三角洲前缘岩性主要为灰白色中砂岩、粗砂岩与深灰色泥岩、砂质泥岩的不等厚互层。砂岩的砂/地比一般都低于60%, 大多介于30%~50%之间, 沉积物中泥岩的比例显著增高, 沉积物粒度相对变细。三角洲平原分流河道增多, 分流河道砂体狭窄且长, 横剖面形态为近于对称的透镜体。南部的海相潟湖仍有分布, 在麟游、洛南、南召和许昌一带则分布零星的沙坝沉积, 其中麟游紫石崖上石盒子组石英砂岩具有较高的成分成熟度和结构成熟度, 羽状交错层理普遍发育(图 6-C)。

图 8

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	图 8 鄂尔多斯盆地及周缘地区晚古生代二叠纪上石盒子组沉积期沉积相平面分布图Fig.8 Sedimentary facies distribution of the late Shihezi Age in late Paleozoic Permian in Ordos Basin and its adjacent areas

晚二叠世石千峰组沉积期, 秦岭海槽再度发生向北的俯冲消减, 北缘兴蒙海槽因西伯利亚板块与华北板块对接而消亡, 华北地台整体抬升, 海水自此撤出华北大盆地, 研究区由前期的近海湖盆演变为内陆湖盆, 沉积环境完全转化为大陆体制, 在这样的大背景下, 地形仍保持着南陡北缓、南深北浅的不对称箕状湖盆面貌, 气候继续干早炎热, 植物稀少, 为一套陆相红色地层。与此同时, 河流、三角洲进一步萎缩, 自西向东发育石沟驿三角洲、靖边三角洲、绥德三角洲、晋中三角洲和晋城三角洲等, 西南缘仅发育固原三角洲和铜川三角洲(图 9)。河流和三角洲平原的岩性主要为紫红色泥岩、粉砂质泥岩、细砂岩互层, 砂体厚度通常15~35 m, 主河道沉积之间往往被泛滥平原所占据。与此同时, 在盆地南部仍然有少量潟湖沉积, 并在麟游、韩城、洛南、南召及漯河有海侵夹层及沙坝沉积(图 6-D)。其中在平凉、岐山、麟游、铜川等地可见多层灰岩夹层, 并含有海相化石。

图 9

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	图 9 鄂尔多斯盆地及周缘地区晚古生代二叠纪石千峰组沉积期沉积相平面分布图Fig.9 Sedimentary facies distribution of the Shiqianfeng Age in late Paleozoic Permian in Ordos Basin and its adjacent areas

1)鄂尔多斯地区晚古生代沉积地层可划分为8个Ⅱ 级层序和22个Ⅲ 级层序, 其中上石炭统2个Ⅲ 级层序, 二叠系20个Ⅲ 级层序。

2)将本区上古生界石炭系— 二叠系划分为冲积扇沉积体系、河流沉积体系、湖泊沉积体系、扇三角洲体系、辫状河三角洲体系、曲流河三角洲体系、障壁海岸沉积体系和陆表海碳酸盐台地沉积体系。

3)晚石炭世本溪组沉积期, 鄂尔多斯地区以东西沉积分异为主, 形成以中央古隆起为界的东西2个海域。西部海域主要由扇三角洲— 潟湖— 河口湾— 潮坪沉积组成, 而东部海域则以扇三角洲— 三角洲— 潟湖— 潮坪— 障壁岛— 陆棚为代表。早二叠世太原期, 中央古隆起淹没水下, 东西海域全面贯通, 但古隆起仍起一定的分隔作用。早二叠世山西组沉积期— 中二叠世石盒子组沉积期— 晚二叠世石千峰组沉积期, 随着兴蒙海槽的关闭, 致使南北差异增大, 从而加剧了北隆南倾的构造格局。此时海水基本上退出鄂尔多斯地区, 表现在水体盐度方面, 由晚石炭世本溪组沉积期和早二叠世太原组沉积期水体盐度较高逐渐向淡水水体转变, 出现了统一的陆相碎屑沉积为主的河流— 三角洲— 湖泊沉积组合。东西分异的沉积环境, 代之以南北分异的新格局。

(责任编辑 郑秀娟; 英文审校 徐 杰)