加里东期不整合在野外露头、地震、测录井和岩心等方面均表现出较明显的响应。地震剖面上, 不整合面上、下地层在鄂尔多斯盆地的各个区域具有不同的接触关系, 尤其在盆地边缘地区, 表现为下伏倾斜变形地层被上覆地层所削截(角度不整合), 而对地震剖面进行横向追踪, 可以识别出盆地内部上、下地层多呈平行不整合接触。此外, 不整合往往在测井曲线上表现为一突变界面, 录井和岩心资料也证实界面上、下地层的岩性存在明显的差异。

2.1.1 野外露头

通过对鄂尔多斯盆地周缘地区野外露头的详细观测, 发现不整合面之下的马家沟组多为白云岩或灰岩, 局部出现泥页岩及砂砾岩, 而不整合面之上的石炭系中、下部普遍为铝土质泥岩、碳质泥岩及多层煤线, 这是加里东运动不整合面识别的主要标志。界面上、下地层接触关系各异, 如盆地东缘府谷天桥则地区, 沿黄河公路, 下部出露奥陶系厚层灰岩(260° ∠14° ), 中部出现黄色黏土质的风化壳(图3-b), 上部本溪组为杂色泥岩与砂岩薄互层, 顶部太原组为大套的灰褐色砂岩, 并发育多套煤层。该剖面出露地层较全, 比较容易识别出不整合面(图3-a)。南缘东段韩城地区马家沟组与本溪组多为平行不整合接触, 少数呈角度不整合接触, 不整合面之下的马家沟组为薄层的泥灰岩和角砾状灰岩(300° ∠25° ), 上覆本溪组底部为明显的浅灰色细砂岩、灰白色石英砾岩(图3-c)。南缘中西段麟游交街剖面可见奥陶系灰黑色中夹薄层紫红色泥岩(123° ∠24° ), 其上被二叠系太原组黄绿色、灰褐色页岩(115° ∠12° )不整合覆盖, 两者呈明显的角度相交(图3-d)。在盆地西缘南段平凉地区野外露头上可见二叠系山西组灰黑色砂质页岩、石英砂岩覆盖于奥陶系之上:在平凉三道沟剖面可见山西组不整合于马家沟组灰岩及泥页岩之上(图3-e); 平凉大湾里剖面可见不整合界面之上的山西组底部煤层(图3f-); 从固原黑石河地层接触关系可以看出, 下白垩统和尚铺组砂岩(200° ∠60° )与下奥陶统深灰色厚层块状灰岩(190° ∠37° )呈角度不整合接触(图3-g)。盆地西缘中段屈吴山下石炭统臭牛沟组的含砾砂岩、灰绿色泥岩(330° ∠46° )覆盖在下奥陶统阴沟群的灰色灰岩、泥灰岩(326° ∠60° )之上, 并且在不整合界面上可看到石炭系底部大套的底砾岩(图3-h); 景泰县黄河渡口中下泥盆统砾岩(300° ∠45° )与奥陶系灰岩(310° ∠80° )呈角度不整合(图3-i); 中卫校育川剖面可见泥盆系砖红色砂岩(240° ∠24° )不整合于奥陶系灰岩(238° ∠60° )之上, 内部发育小规模的褶皱变形(图3-j); 景泰红石阶剖面下石炭统(300° ∠26° )与奥陶系(310° ∠15° )呈不整合接触, 且在奥陶系顶部发育一套土黄色的风化壳, 奥陶系呈现轻微变质, 不整合面之上的石炭系多为生物碎屑灰岩, 含大量笔石、海百合茎及瓣腮类等化石(图3-k, 3-l)。

图3

Fig.3

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	图3 鄂尔多斯盆地周缘加里东期不整合面露头照片 a— 府谷天桥则剖面; b— 府谷天桥则奥陶系顶部风化壳; c— 韩城竹园村黄河公路旁; d— 麟游交街剖面; e— 平凉三道沟不整合接触, 中间含有一套风化壳; f— 平凉大湾里剖面; g— 固原黑石河剖面; h— 屈吴山不整合剖面; i— 黄河渡口不整合剖面; j— 校育川泥盆系— 奥陶系不整合剖面; k— 景泰红石阶剖面, 中间夹1层黄色黏土状风化壳; l— 景泰红石阶不整合面之上石炭系含大量的生物碎屑灰岩Fig.3 Photos showing unconformities on outcrops reflecting the Caledonian Movement on periphery of Ordos Basin

2.1.2 钻井资料

鄂尔多斯盆地钻遇的多口井均能证实奥陶系与石炭系之间存在不整合接触, 因为不整合面上、下地层的测井曲线特征明显不同。不整合面之上的本溪组发育一套由奥陶系碳酸盐岩风化、剥蚀、冲刷后经上覆石炭系沉积压实、固结而逐渐演化成的铝土质泥岩、杂色膏质、铁质渣状层(冉樱, 2011), 测井曲线特征表现为高自然伽马, 与上、下地层差异较大, 整体呈高峰状突起, 密度曲线底部出现高值段, 井径曲线基本规则, 声波时差曲线呈高锯齿状, 电阻率较低。而在不整合面之下, 碳酸盐岩地层发育, 马六段以灰岩为主, 几乎完全被溶蚀, 马五段上组合以白云岩、过渡型白云岩为主, 岩溶带发育, 时序特征较强; 测井曲线差异很大, 马家沟组白云岩段总体上具有自然伽马、自然电位、声波时差低、电阻率较低的特征, 含泥岩段具有自然伽马、自然电位和声波时差较高而电阻率较低等特征, 灰岩段具有电阻率高的特点(图4)。

图4

Fig.4

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	图4 鄂尔多斯盆地加里东期不整合的纵向结构特征Fig.4 Vertical structures of unconformities formed during the Caledonian in Ordors Basin

不整合面还可以通过岩心直观地观察到, 如在盆地东缘府5井, 不整合面之下出露的奥陶系顶部马五 13小层主要为深灰色角砾灰岩(图5-c), 角砾间充填有大量泥质, 局部黄铁矿含量较高, 充填于溶蚀扩大缝中, 整体呈团块状分布。不整合面之上的铝土质泥岩(未取心)、浅灰色泥质砂岩、细砂岩与粗砂岩交替出现(图5-a, 5-b)。位于中央古隆起北端定探2井奥陶系顶部的橙黄色、黄色黏土岩, 为下伏白云岩暴露、还原、剥蚀后被上覆地层沉积压实后的残余沉积(图5-d)。

图5

Fig.5

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	图5 鄂尔多斯盆地加里东运动不整合面钻井岩心照片 a— 府5井, 2181.68 m, 本溪组, 灰色粗砂岩(风化严重); b— 府5井, 2182.7 m, 本溪组, 灰色粗砂岩(半棱角状~次圆状); c— 府5井, 2204.86 m, 马五 13, 深灰色角砾灰岩(充填泥质); d— 定探2井, 3774.25 m, 本溪组底部风化壳Fig.5 Photos showing unconformity in cores reflecting the Caledonian movement on periphery of Ordos Basin

2.1.3 地震响应

在大量钻井资料限定的基础上, 从奥陶系顶部和石炭系底部的地震地层出发, 进行横向对比追踪, 为不整合面的识别奠定了基础。奥陶系顶部不整合面的反射特点主要表现为较强振幅、中等连续, 且在不整合界面上有显著的削截现象, 易于辨认(图6)。文中以2条东西、南北向跨越盆地的地震大剖面为例进行说明。

图6

Fig.6

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	图6 加里东期不整合在地震剖面上的削截特征Fig.6 Cutting characteristics of the Caledonian unconformity on seismic profile

1)利用庆探2、庆深1、莲1、富探1、宜探1井的测井数据对AA'东西向二维地震剖面进行了层位标定。以镇原古隆起为界, 奥陶系沉积厚度向东、西两侧迅速增厚。在古隆起的西侧, 奥陶系由西向东快速减薄, 呈不对称的楔形, 而在隆升的高部位, 石炭系— 二叠系穿时覆盖于寒武系之上, 奥陶系削截特征非常显著。古隆起东侧的奥陶系与石炭系— 二叠系之间同样表现为削截关系, 地层由东向西向镇原古隆起方向呈楔形减薄, 与古隆起西侧的构造特征基本相似(图7-a)。

图7

Fig.7

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	图7 鄂尔多斯盆地代表性地震地质剖面解释图(剖面位置见图1-a)Fig.7 Typical seismic geological profile interpretation map of Ordos Basin(see Fig.1-a for the position of the profile)

2)BB'南北向地震剖面的解释结果显示奥陶系与上覆石炭系— 二叠系呈明显的削截接触关系(图7-b)。该地震剖面自南向北依次经过渭南坳陷、伊陕斜坡、伊盟凸起、临河地堑4个构造单元。在渭南坳陷区, 奥陶系多发生褶皱变形, 自北向南厚度逐渐减薄、构造变形强度也逐渐减弱。进入伊陕斜坡区, 奥陶系表现为快速减薄, 呈不对称的楔形, 构造变形强度较之前明显减弱。在隆升剥蚀最严重的镇原古隆起区, 可看到奥陶系顶、底及寒武系底部三大不整合面。在庆深1井附近, 蓟县系直接与二叠系呈角度不整合接触, 表明该区域在奥陶纪持续抬升, 经历了多期沉积与剥蚀作用。尽管人们普遍认为这一地区的不整合面是由加里东运动引起的, 但也有可能是由多个构造活动叠加形成的。

根据盆地内丰富的地震剖面、测井和钻井岩心等资料, 结合露头剖面, 总结出鄂尔多斯盆地不整合构造的地质特点, 并对不整合结构进行了分类(图8), 明确了其平面展布规律。

图8

Fig.8

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	图8 鄂尔多斯盆地奥陶系顶部不整合面的类型Fig.8 Types of unconformities formed of the Top Ordovician in Ordos Basin

2.2.1 不整合类型划分

不整合类型主要指不整合面上、下地层之间的空间接触关系, 以往一般划分为角度不整合和平行不整合2种类型(李军亮, 2017)。文中为了区分不整合的性质, 在这两类不整合的基础上进一步分为高角度不整合、低角度不整合、平行不整合3种, 根据地层层序内部和层序边界的关系将其再进行细分为削截(下)— 整一(上)和削截(下)— 超覆(上)2个大类(图7)。笔者将上、下2套地层相交的角度超过15° 的不整合划分为高角度不整合, 在奥陶系层间可以见到较为明显的褶皱等构造变形(图3-j)。低角度不整合是由高角度不整合到平行不整合的过渡类型, 一般角度差介于5° ~15° 之间, 在上、下地层之间有轻微的变形。平行不整合则指上、下2套地层在沉积过程中产状近于平行, 在鄂尔多斯盆地分布十分广泛, 如盆地东部府谷地区、西北缘乌海桌子山和呼鲁斯台均可观察到十分明显的平行不整合现象。鄂尔多斯盆地本部地震资料的解释能够更好地反映地下的平行不整合形态, 如盆地南缘东西向地震剖面上平行不整合主要位于伊陕斜坡区(莲1井— 宜探1井)(图8-a), 盆地中部南北向地震剖面上平行不整合形态也较好(图8-b)。笔者整理收集了64个野外不整合控制点, 结合22条地震测线, 划分出不整合类型的分布范围(图9)。从图9中发现, 不整合类型的分布呈明显的区域性, 由盆地边缘高角度不整合向盆地内部上、下古生界间的低角度不整合过渡, 再过渡到盆地本部的平行不整合。同时, 盆地边缘高角度不整合面之下的下古生界变形比较剧烈, 经常出现褶皱、逆冲推覆等构造, 而盆地本部平行不整合面上、下地层则相对平坦, 变形较弱。

图9

Fig.9

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	图9 鄂尔多斯盆地及周缘奥陶系顶部不整合面类型平面分区Fig.9 Type division of the Top Ordovician unconformity in Ordos Basin and its periphery

2.2.2 盆地南缘奥陶系顶部不整合类型分区

鄂尔多斯盆地南部以永济— 泾阳— 乾县— 千阳为界, 以南区域上、下地层变形最为强烈, 高角度不整合分布广泛, 且上、下地层间隔时间较长(二叠系— 奥陶系)(图10-b)。如典型的嵯峨山剖面, 不整合面之下寒武系— 奥陶系发育一种大规模的南倾北倒的紧闭倒转背向斜, 而不整合面之上则为开阔的褶皱(图10-c)。在乾县— 礼泉地区这一特征较为突出, 乾县磨子沟剖面唐王陵组和二叠系石盒子组之间存在高角度不整合接触, 其中唐王陵组以断面南倾的叠瓦型逆冲断层和轴向向南倾的紧闭褶皱为主(袁卫国和王平, 1996)(图10-d)。

图10

Fig.10

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	图10 鄂尔多斯盆地西缘、南缘奥陶系顶部不整合面类型平面分区 a— 西缘不整合面类型分区; b— 南缘不整合类型分区; c— 泾阳嵯峨山剖面; d— 乾县磨子沟剖面Fig.10 Type division of Top Ordovician unconformity in the western and southern margins of the Ordos Basin

前人研究表明, 鄂尔多斯盆地南缘位于稳定地块和活动造山带之间, 二郎坪弧后盆地于奥陶纪关闭, 鄂尔多斯板块与北秦岭板块发生弧、陆碰撞, 使得高角度不整合位于北秦岭造山带北段加里东期逆冲推覆带前缘高应变带(师平平等, 2021)。该界线以北至韩城— 铜川— 淳化区域为低角度不整合分布区, 向盆地本部演变为平行不整合。南缘并不是一直保持同一类不整合分布区, 如东部澄城— 韩城地区近乎平行不整合接触, 而西部陇县— 耀县地区则为低角度不整合接触。

2.2.3 盆地西缘奥陶系顶部不整合面类型分区

以不整合面上、下地层的沉积组合、接触关系、变形特征等方面的差异为依据, 结合鄂尔多斯盆地西缘5条关键断裂带, 将盆地西部自东向西分为3个不整合区域: 平行不整合区、低角度不整合区、高角度不整合区(图10-a)。

西缘北段贺兰山向乌海及海勃湾地区可看出明显的地层差异性, 贺兰山地区的地层沉积间隔、变形程度较乌海及海勃湾地区强烈, 因此不整合的类型向北部转换为平行不整合。惠安堡— 沙井子断裂以西主要为高角度不整合分布区, 牛首山— 罗山下古生界(寒武系— 奥陶系)发生构造— 岩浆热事件, 引起地层普遍发生低级变质和强烈构造变形(高春云和周立发, 2019), 多期次构造活动导致在西华山、南华山及卫宁北山等多个区域形成志留系、泥盆系及石炭系与奥陶系之间的多个高角度不整合接触。位于惠安堡— 沙井子断裂和摆宴井断裂(马家滩地区)之间的地区以分布低角度不整合为主, 整个区域普遍缺失上古生界(志留系、泥盆系等), 奥陶系多为开阔的背斜和向斜构造, 但由于上覆地层沉积之前该区域就已经发生了一定的变形, 只是变形程度没有那么强烈, 主要表现出过渡性特点, 因此该区域石炭系羊虎沟组或二叠系太原组多以低角度不整合于奥陶系之上。马家滩以东地区下古生界整体抬升, 缺失中上奥陶统— 下石炭统, 上、下地层主要表现为平行不整合接触关系(高春云和周立发, 2019)。

岩石出露地表遭受风化剥蚀, 由于风化剥蚀程度的不同使不整合具有了“ 体” 的概念, 即具层次结构。在此, 应特别注意不整合的结构与不整合面的结构是2种不同的概念, 通常将不整合的结构划分为不整合面、上覆岩层和下伏岩层的“ 三元” 结构, 它能为研究者提供构造作用过程及动力学信息(何碧竹等, 2011, 2013)。关于不整合面(风化壳)结构的划分, 因其风化强度和剥蚀程度的差异, 已有许多学者提出了不同的分类方法(Little, 1969; 张克银等, 1996; 何登发, 2007; 吴孔友, 2009)。根据风化作用强度和剥蚀程度的不同, 作者更倾向于将其分为风化残积层、强风化岩石层、半风化岩石层、基岩层。简单来说, 不整合的结构划分包含了不整合面的划分。本次研究主要依据岩性组合与测录井数据, 分别对不整合及不整合面的结构和意义进行了讨论。

以钻遇奥陶系风化壳的单井测井曲线和岩性录井资料分析为基础, 识别出鄂尔多斯盆地奥陶系顶部不整合的结构主要为泥岩(铝土质泥岩)/碳酸盐岩(图4)。勘探证实, 不整合面之上的铝土质泥岩是暴露于地表的白云岩被化学分解并经后期压实而形成的, 具较高的膨胀性, 成岩过程中不易产生裂缝, 常作为气藏的理想盖层(付金华, 1991), 随着勘探程度的加大, 有学者提出本溪组的这套铝土质泥岩可以作为潜在的储集层(刘文辉等, 2015)。而不整合面之下的海相碳酸盐岩平面分布稳定且厚度较大, 白云岩或膏质云岩经选择性溶解, 形成了溶孔、溶洞及溶缝等岩溶孔洞层, 是良好的古风化壳岩溶储集体(马振芳和周树勋, 1999; 代金友, 2016)。

对于不整合面的结构划分, 首先考虑到风化壳顶部是由铝土质泥岩及黄绿色黏土和铁质物质组成, 故将其划分为风化残积层, 测井曲线上具有明显的特征, 呈高自然伽马、低电阻率、井径偏大、高声波时差。在强风化带, 存在大量的风化裂缝, 具有溶孔和溶洞, 井径会急剧增大, 自然伽马值略低; 而当洞穴中充满了泥质物时, 自然伽马值略有增高, 而自然电位及视电阻率则较低, 主要为气层。由强风化带过渡到弱风化带时, 裂缝不发育, 测井曲线整体齿化严重, 自然伽马值增高, 电阻率较高。基岩带多以马五₅亚段为主, 岩性主要为灰色云质灰岩或白云岩。

不整合的时间属性, 包含了目前在露头或钻井中所见到的地层间断时间和不整合发育时间, 前者是指因不整合发育而导致地层缺失的时期, 包括地层无沉积而形成的“ 地层间断” 以及不整合导致以前的地层侵蚀造成的“ 剥蚀缺失” (Grabau, 1906; Wheeler, 1964), 后者则是指不整合从形成到最后接受沉积被掩埋的时间(李攀等, 2020)。

文中所讨论的鄂尔多斯盆地奥陶系顶部不整合代表的时间间隔大多指的是不整合发育造成的地层缺失时间。南缘石炭系— 二叠系的本溪组和太原组削截奥陶系顶部的不同地层, 推测鄂尔多斯南缘奥陶系顶部不整合面代表的时间间隔约为160 Ma。虽然加里东期不整合的形成时间大致相同, 但是不同地区的发展时期有很大差异。例如, 在鄂尔多斯盆地西缘南段西华山、南华山及西缘北段米钵山— 单梁山一带, 奥陶系顶部不整合的发育至志留系或泥盆系便已终结, 但其他广大地区仍处于暴露未接受沉积或剥蚀状态(图11)。其中需要特别指出的是, 彭阳— 环县具有长达220 Ma的时间间隔, 这些地方石炭系、二叠系甚至是三叠系也遭受了剥蚀。由于很难确定这些地区的时间间隔是加里东期不整合所造成的还是后期三叠系顶部不整合面的相应运动所造成的, 因此也就不能确定奥陶系顶部不整合面所代表的具体时间间隔。

图11

Fig.11

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图11 鄂尔多斯盆地加里东期不整合面上、下地层时间间隔等值线图 剖面名称: 1— 千阳刘家沟; 2— 千阳大山; 3— 祝家沟; 4— 西方乡; 5— 西崛山; 6— 乾县磨子沟; 7— 乾县凤凰台; 8— 礼泉唐王陵; 9— 礼泉水沟; 10— 泾阳嵯峨山; 11— 澄城白水; 12— 澄城尧山; 13— 陇县景福山; 14— 平凉三道沟; 15— 宝鸡松树梁; 16— 静宁珉州寨; 17— 银洞官庄; 18— 彭阳大西沟; 19— 彭阳三关口; 20— 彭阳店洼; 21— 南华山; 22— 同心窑山; 23— 下马关青山; 24— 甜水堡; 25— 同心照花井; 26— 同心野猪沟; 27— 米钵山; 28— 中卫新寺山; 29— 红柳沟; 30— 苏海图; 31— 苏峪口; 32— 北哈拉乌沟; 33— 桌子山; 34— 苏海图沟; 35— 卡布其庙; 36— 摩尔沟; 37— 韩城禹门口Fig.11 Time interval between surface and subsurface of Caledonian unconformity in Ordos Basin

鄂尔多斯盆地是在太古代— 古元古代变质结晶基底之上发育的, 经历了印支期、燕山期及喜马拉雅期等一系列后期运动的改造, 从而使早期的加里东构造运动变得更为复杂。结合鄂尔多斯盆地的区域地质特点, 以本溪组底界为标志层, 建立多条地层对比剖面(图12; 图13; 图14), 以了解不整合面之下的地层在区域内自南向北、自西向东的变化规律, 进一步研究奥陶系顶面地层的剥蚀状况。同时以马四段最大海侵期为底界面, 进行层拉平, 结合残厚法恢复前石炭纪古地貌(图15)。

图12

Fig.12

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	图12 鄂18井— 宜探1井南东向连井地层对比剖面(剖面位置见图1-a)Fig.12 SE-striking well-tie section of E18-YT1(see Fig.1-a for the position of section)

图13

Fig.13

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	图13 庆深1-双131北东向连井地层对比剖面(剖面位置见图1-a)Fig.13 NE-striking well-tie section of QS1-S131(see Fig.1-a for the position of section)

图14

Fig.14

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	图14 刘庆7井— 麒44井近东西向连井地层对比剖面(剖面位置见图1-a)Fig.14 WE-striking well-tie section of LQ7-Q131(see Fig.1-a for the position of section)

图15

Fig.15

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	图15 鄂尔多斯盆地前石炭纪古地貌 Ⅰ 1— 镇远古隆起; Ⅰ 2— 伊盟古隆起; Ⅰ 3— 乌审旗隆起; Ⅰ 4— 定边凸起Fig.15 Pre-Carboniferous palaeogeomorphology in Ordos Basin

鄂尔多斯盆地西北缘的鄂托克旗鄂18井— 乌审旗桃61、桃112、统8井— 靖边靳6井— 榆152井— 宜川宜探1井西北— 东南向对比剖面揭示, 自西北向东南逐层出露马三段、马四段、马五₁₀-马五₁段, 在榆152井— 宜探1井区奥陶系顶部出现马六段, 马家沟组小层自西北缘向东南缘逐渐变新, 反映加里东运动结束后, 当时地势具有西北高、东南低的特征(图12; 图15)。在镇远古隆起的边部, 自西南向北东的地层剖面对比结果表明, 庆深1井— 合探2井区奥陶系顶面马家沟组主要出露马五₇-马四段, 莲3井— 龙探1井区逐层出露马五₃、马五₂、马五₁亚段, 在陕473井区出露马六段, 龙探1— 米探1井区出现了同样的变化, 即地层呈现老— 新— 老— 新— 老的趋势, 但总体上地层自西南向北东出现马家沟组小层剥露逐层变新的地貌形态, 反映了加里东运动结束后, 古地势具有西南高、北东低的特征(图13; 图15)。从前石炭纪古地貌图(图15)可看出, 这中间并不是平缓过渡的, 在莲3井— 米探1井区出现忽高忽低的低缓起伏变化。吴忠地区刘庆7、李34、李1井— 定边地区定北5、定探1、莲6井— 城川1井— 麒44井近东西向对比剖面揭示, 自西向东地层逐渐变老, 在定边地区定北5— 莲6井区大部分出露马四段, 向两侧地层逐渐变新, 反映当时处于中间高、两侧低的地势, 但整体西部较东部地势低(图14; 图15)。对比鄂18— 宜探1井西北— 东南向剖面, 发现其虽处于西缘逆冲带至天环坳陷内, 但北部鄂托克旗地区较中部吴忠地区的地势高, 与定边同处于高地势区(图15)。

在鄂尔多斯盆地演化过程中, 地层不整合是该过程的一个重要产物, 一次构造活动或一次海平面变动通常会导致形成一个不整合面(李攀等, 2020)。在接近造山带的盆地边缘地带, 由于构造变形较大, 削截程度较高, 主要表现为高角度不整合, 而在盆地内部, 由于构造活动减弱, 削截作用减弱, 逐渐向平行不整合转变。

3.2.1 全球海平面升降与岩溶夷平作用对平行不整合分布的控制

大部分不整合都是由于侵蚀作用而引起的, 其中包括由于全球海平面的降低、地壳构造抬升导致的地表侵蚀, 以及由于事件流和海平面升高而引起的水下侵蚀(尹微等, 2006)。

晚寒武世, 鄂尔多斯地区在经历了一次海侵后, 进入了一段较短的海退抬升— 剥蚀期, 使得2套地层(寒武系— 奥陶系)之间出现了明显的平行不整合。马家沟期为海侵规模的最大时期, 呈现海侵— 海退的旋回性。马家沟组沉积后, 盆地西缘、南缘与盆地本部发生了差异隆升— 沉降, 本部结束了早古生代的海侵, 发生大范围的隆升, 进入长期的剥蚀、风化及夷平期, 缺失中、上奥陶统沉积。该过程一直持续到早石炭世末期本溪组沉积时期, 该区重新下降接受沉积, 形成了与上覆沉积岩层间的平行不整合接触。

3.2.2 周缘板块构造作用对角度不整合分布的控制

古生代, 鄂尔多斯盆地进入稳定克拉通盆地发育阶段, 演化受南侧祁连— 秦岭洋盆、北侧古亚洲洋盆及西侧阿拉善地块的形成、俯冲消减及闭合的控制。

鄂尔多斯南缘的伸展构造活动导致北秦岭块体和鄂尔多斯块体间形成宽坪洋盆, 之后宽坪洋盆在1 Ga左右闭合, 北秦岭块体和鄂尔多斯块体挤压、碰撞, 使南缘褶皱隆起遭受剥蚀(何登发等, 2021)。早古生代末, 二郎坪弧后洋盆在北秦岭鄂尔多斯块体和华北鄂尔多斯块体间向北俯冲于秦岭— 鄂尔多斯地区之下, 商丹洋盆地的闭合使得鄂尔多斯板块和北秦岭岛弧相互撞击, 使鄂尔多斯南缘早古生代地层受到挤压而产生变形。晚奥陶世, 当南侧的秦祁洋向北俯冲时, 北侧的中亚— 蒙古洋盆也向南俯冲, 在南、北2个方向的挤压作用下, 鄂尔多斯板块和华北板块又一次出现了大规模的整体隆起, 大量缺失志留系— 泥盆系— 下石炭统, 直至本溪期才开始整体沉降接受沉积。此次沉降在盆地西南部(中央古隆起)的“ 反应速度” 较盆地本部慢, 直到早二叠世山西期才开始接受全面的沉积作用。因此, 上、下古生界由盆地本部向西南部呈超覆不整合接触, 最终上覆正常沉积地层(宽缓褶皱)与下伏已变形地层(褶皱、劈理、轻微变质)呈角度各异的不整合接触。这种角度各异的不整合接触与南北向构造应力场的强弱密切相关, 即从秦岭地区向鄂尔多斯盆地本部构造变形强度逐渐减弱, 构造应力场逐渐减弱。

秦岭洋位于鄂尔多斯盆地南缘的外围, 西缘中段、南段为祁连洋, 二者在陇县和平凉一带的西南缘相连, 即祁— 秦洋。西缘北部和西缘的中段、南段与南缘在早古生代时具有不同的构造演化背景。在西侧贺兰碰撞谷和北面中亚— 蒙古板块南南东碰撞的双重挤压下, 西缘北段马家沟组发生幅度较高的翘升, 残余厚度较小, 呈现高角度不整合接触。向南由于只受到贺兰碰撞谷的单向挤压作用, 因此地层变形较弱, 抬升幅度较小, 角度比较平缓, 大多呈低角度不整合接触。