鄂尔多斯盆地是一个多旋回叠合型克拉通盆地, 属于华北地台次级构造单元, 构造和沉积演化受北部兴蒙海槽和西南部秦祁海槽控制(图 1), 具有内部相对稳定、周缘活动的特点(郭忠铭等, 1994)。兴蒙海槽和秦祁海槽均是在中元古代窄大洋的基础上发展起来的, 晚震旦世至中奥陶世为发育鼎盛时期。受兴蒙海槽演化控制, 华北地台北缘在晚元古代至早古生代早期主要为被动大陆边缘构造环境, 早古生代中期由以拉张应力为主转为挤压应力体制, 相应的构造环境由被动大陆边缘转化为活动大陆边缘, 发育较为完整的沟— 弧— 盆体系(唐克东等, 2022)。受秦祁海槽演化控制, 华北地台南缘在晚震旦世— 中奥陶世属于被动大陆边缘, 且随着陆壳的拉伸、减薄和沉陷, 在地台边缘出现海侵层系, 中寒武世— 中奥陶世海侵达到顶峰, 包括鄂尔多斯地区在内的整个华北地台被海水所覆盖; 至中奥陶世末, 华北地台南缘发展为活动大陆边缘, 在北秦岭地区发育沟— 弧— 盆体系, 受秦岭洋壳板块向北俯冲、消减的影响, 海水退缩至华北地台西部的鄂尔多斯盆地西缘和西南缘; 早古生代末, 弧— 陆碰撞形成了北秦岭加里东褶皱带并拼接于华北陆块南缘(王鸿祯等, 1982; 张国伟, 1988; 周鼎武等, 2002)。

图 1

Fig.1

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	图 1 鄂尔多斯盆地早古生代构造略图(据郭忠铭等, 1994; 有修改)Fig.1 The Early Paleozoic tectonic outline of Ordos Basin (modified from Guo et al., 1994)

由上述构造演化可知, 华北地台南、北两侧的两大海槽在中寒武世— 中奥陶世均表现为洋底扩张环境。在此构造背景下, 由于岩石圈地幔的均衡作用, 华北地台形成广阔的陆表海, 碳酸盐岩广泛发育。怀远运动时期, 在鄂尔多斯盆地中西部形成近南北向的隆起, 并逐渐演化为华北海与祁连海的边界。至中奥陶世末期, 华北地台南、北两侧均由拉张应力转为挤压应力机制, 转为活动大陆边缘构造环境, 两大海槽洋壳相向俯冲导致弧后洋盆的封闭和弧— 陆碰撞, 使包括鄂尔多斯地区及贺兰坳拉槽在内的华北地台整体隆升、陆表海消失, 同时还在华北地台南、北缘形成了加里东褶皱带。此后, 鄂尔多斯盆地经历了长达1.3亿年的沉积间断, 马家沟组遭受不同程度的风化剥蚀, 且自东向西地层剥蚀量逐渐增大, 上覆的石炭系— 二叠系煤系地层与马家沟组各段依次呈角度不整合接触关系。至燕山期, 鄂尔多斯盆地发生构造翘倾反转, 形成东部高、西部低的单斜(冯增昭等, 1999a, 1999b)。

早奥陶世马家沟组四段沉积时期, 鄂尔多斯盆地南、北分别受兴蒙海槽和秦祁海槽控制, 西部为残存的贺兰坳拉槽, 中部发育一个正向构造单元, 即“ L” 型中央古隆起。该中央古隆起是受贺兰裂谷扩张引发的均衡作用造成裂谷肩发生翘升而形成的(张军等, 1994; 任文军等, 1999), 控制了盆地西南部秦祁海域和东部华北海域的沉积(付金华和郑聪斌, 2011)。正是因为该时期鄂尔多斯盆地的沉积横跨华北海域和秦祁海域两大不同沉积环境, 造成不同学者对马家沟组四段沉积模式及岩相古地理认识存在较大分歧。

受构造活动影响, 鄂尔多斯盆地早奥陶世先后经历了3次大的海进、海退, 形成了马家沟组一套完整的海进— 海退沉积旋回。结合柳林三川河等8条露头剖面观测和米探1等100余口探井岩心观察, 认为马二段、马四段和马六段沉积时期为海侵期, 以发育灰岩沉积为主, 而马一段、马三段和马五段沉积时期为海退期, 以发育广泛分布的白云岩和膏盐岩为特征(图 2)。

图 2

Fig.2

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	图 2 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组地层柱状图Fig.2 Stratigraphic histogram of the Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin

马二段、马四段和马六段同属开阔海台地沉积, 岩性具有相似性, 在鄂尔多斯盆地东部表现为灰色、深灰色块状泥晶灰岩、白云质灰岩, 向西渐变为灰色、褐灰色厚层粉晶白云岩、细晶白云岩及颗粒云岩。马二段沉积厚度80~100 m; 马四段沉积时期发生奥陶纪最大规模的海侵, 沉积厚度达160~400 m; 受加里东运动影响, 马六段多被风化剥蚀, 仅在鄂尔多斯盆地东部和南部以岩溶残丘的形式零星分布, 残余厚度一般为90~320 m。

马一段、马三段和马五段同属局限海台地沉积, 其中马一段和马三段岩性在盆地东部以灰白色、浅灰色盐岩和膏岩为主, 夹少量褐灰色膏质泥粉晶白云岩薄层, 向西渐变为灰色泥晶白云岩、泥质白云岩及灰黑色云质泥岩; 马五段在盆地东部为泥晶灰岩、粉晶白云岩、膏盐岩, 呈韵律状互层, 向西渐变为粉晶白云岩。马一段厚度一般为20~80 m, 马三段为160~240 m, 马五段为80~360 m。

根据勘探实践, 将马家沟组划分为3个含气组合(杨华和包洪平, 2011; 刘新社等, 2016): 上组合为马五_1-4亚段, 以泥质白云岩、泥粉晶白云岩和含硬石膏结核白云岩为主; 中组合为马五_5-10亚段, 其中马五₅、马五₇和马五₉亚段岩性以残余砂屑云岩、粉细晶白云岩为主, 是中组合储集层最发育的层段, 也是天然气主力产层, 而马五₆、马五₈和马五₁₀亚段岩性以泥粉晶白云岩、膏质云岩和硬石膏岩、盐岩为主, 储集层不发育; 下组合为马四段— 马一段。马四段可进一步划分为3个亚段, 下部马四₃亚段以含生屑云斑灰岩为主, 中部马四₂亚段以泥晶灰岩、粉晶白云岩及残余颗粒云岩为主, 上部马四₁亚段以灰质云岩、粉晶白云岩、残余颗粒云岩及藻云岩为主。由此可见, 马家沟组岩性在纵向上具有明显的旋回性, 表明其沉积受到多期次不同规模的震荡性相对海平面变化的影响。

8条野外露头剖面和100余口钻井岩心、薄片资料分析结果表明, 马四段岩性沿东西向具有明显的差异: 在中央古隆起区, 岩性以细中晶白云岩及残余藻砂屑云岩为主; 中央古隆起东侧桃利庙洼地以泥晶灰岩及云质灰岩为主, 向东至榆林— 志丹一带以残余粉砂屑云岩、粉晶白云岩为主, 至盆地东部神木— 米脂一带以含云质泥晶灰岩、泥粉晶白云岩和藻云岩为主。从岩石结构来看, 中央古隆起和榆林— 志丹一带沉积岩石粒度较粗, 特别是中央古隆起一带粒度最粗, 储层孔隙也相对发育(图 3-A, 3-C); 而在桃利庙和神木— 米脂地区, 沉积物粒度细, 岩性致密, 孔隙不发育(图 3-B, 3-D)。因此, 马四段岩性在东西向上具有分带展布的特点, 尤以中央古隆起一带最为突出。

图 3

Fig.3

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	图 3 鄂尔多斯盆地马家沟组四段岩性特征 A— 鄂8, 3898 m, 马四2亚段, 晶粒云岩, 发育晶间溶孔, 铸体片, 单偏光; B— 靳探1, 3710.84 m, 马四2亚段, 泥粉晶白云岩, 单偏光; C— 靳6, 3688.43 m, 马四2亚段, 残余粉砂屑云岩, 铸体片, 单偏光; D— 龙探2, 2858.59 m, 马四2亚段, 含生屑云斑灰岩, 单偏光Fig.3 Lithologic characteristics of the Member 4 of Majiagou Formation in Ordos Basin

测井定量识别技术已经成为沉积岩岩石结构研究的一种重要方法, 对于碳酸盐岩来说, 定量识别岩石结构组分是精细沉积微相分析的关键(李昌等, 2022)。利用常规测井曲线, 采用多矿物模型测井解释、合成测井参数分析、聚类分析— 神经网络技术等进行计算, 所得到的参数曲线能够定量地表达岩石结构的变化, 而岩石结构变化可以反映沉积环境水体能量的大小。60余口钻井测井定量识别结果表明, 马四₂亚段上部至马四₁亚段为粗粒结构岩石, 反映了较强水动力条件下的颗粒滩沉积, 而马四₃亚段为细粒结构岩石, 是较安静水体条件下沉积而成的(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 鄂尔多斯盆地城川1井马家沟组四段岩石结构组分测井解释柱状图Fig.4 Interpretation histogram of rock structure components of the Member 4 of Majiagou Formation from Well Chengchuan 1 in Ordos Basin

单因素是能够独立地反映沉积环境某些特征的因素, 单因素的有无或多少均可独立地定量反映沉积环境的某些侧面特征。特定的岩性特征、古生物特征以及其他特征, 如厚度、颗粒、特定的矿物、特定的化石和颜色等, 均可作为单因素。通过对各单个剖面进行认真的岩石学和岩相学研究, 取得可靠齐全的第一手定量资料, 弄清各单个剖面各层段的沉积环境特征。在这些定量资料中, 选择出那些能独立反映沉积环境某方面特征的因素, 统计各剖面单因素的百分含量, 做出相应的各种单因素基础图件。依据这些单因素图, 就可以从不同侧面定量地反映该地区该层段的沉积环境特征(冯增昭, 2004)。

笔者重点选取马家沟组四段的地层、白云岩、灰岩、膏岩和颗粒岩厚度及其云地比等定量数据, 通过对8条野外露头剖面和100余口钻井各单因素的定量统计, 编制出相应的单因素图。从马四段厚度图可以看出, 中央古隆起— 鄂托克旗— 定边地区马四段沉积厚度大, 最厚可达400余米, 向东西两侧沉积厚度逐渐减小(图 5-A)。白云岩厚度图也表现出相似的分布特征, 在鄂托克旗— 定边一带白云岩地层厚度大, 向东、西两侧白云岩地层厚度逐渐减小(图 5-B)。此外, 马四段灰岩在中央古隆起以西及盆地东部神木— 米脂一带厚度大, 中央古隆起及其东侧厚度小; 粗结构颗粒岩在鄂托克旗— 定边和榆林— 志丹2个条带厚度大; 膏岩发育在马四₁亚段, 平面上主要分布于鄂尔多斯盆地东部。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地马家沟组四段单因素图 A— 马家沟组四段地层厚度图; B— 马家沟组四段白云岩厚度图Fig.5 Single-factor map of the Member 4 of Majiagou Formation in Ordos Basin

通过对马家沟组四段的地层厚度和白云岩厚度等单因素图(图 5)分析, 认为鄂尔多斯盆地马家沟组四段平面分布具有明显的差异性, 表现为典型的东西分异和南北带状展布, 以鄂托克旗— 定边地区所在的中央古隆起最为突出, 总体具以中央古隆起为界、向东西两侧渐变的特点。

众所周知, 古地貌对沉积相带展布具有重要的控制作用, 不同的古地貌单元基本控制了不同的沉积微相分布。目前, 恢复沉积古地貌的方法主要包括沉积学法、残余厚度法、印模法、层拉平法等, 每一种方法在进行古地貌恢复的过程中均具有自己的优势, 但也存在一些不足, 因此在具体问题分析时需要根据实际资料以及研究目的, 选择合适有效的古地貌恢复方法。针对鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组已有的实际资料, 笔者主要运用地质学、沉积学和地球物理学等多个学科领域的理论知识和方法, 以野外露头、钻井、测井与地震资料等作为基础, 依据制作的60余口探井合成记录, 对地震剖面进行准确标定, 综合解释二维地震剖面5.5× 10⁴ km; 结合层拉平法对地层构造进行精细解释, 利用残厚法和印模法制作残余地层厚度图, 总结不同岩性或岩相组合的地震响应特征, 对马家沟组四段沉积古地貌进行恢复(图 6)。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地马家沟组四段沉积古地貌Fig.6 Sedimentary paleo-geomorphology of the Member 4 of Majiagou Formation in Ordos Basin

如图 6所示, 鄂尔多斯盆地马四段具有“ 隆洼相间” 的古地貌特征, 发育2个古陆和2个古隆起, 2个古陆分别为北部的阿拉善古陆和伊盟古陆, 2个古隆起分别为中央古隆起和榆林— 志丹低隆起。伊盟古陆向南延伸, 变为“ L型” 中央古隆起, 沿鄂托克旗— 环县— 庆阳— 河津一线分布。自中央古隆起向东, 依次发育桃利庙洼地、榆林— 志丹低隆起和米脂洼地。中央古隆起并非一个等高的古隆起, 在定边地区明显具有1个鞍部。榆林— 志丹低隆起呈北东向展布, 在中部也具有1个较为明显的鞍部。受中央古隆起控制, 鄂尔多斯盆地西南部主要发育祁连海沉积, 盆地东部主要发育华北海沉积。

从钻井揭示的颗粒滩发育程度来看, 中央古隆起和榆林— 志丹低隆起古地貌高部位颗粒滩沉积更发育。岩心及岩石薄片观察显示, 颗粒滩以残余粉砂屑云岩和残余藻砂屑云岩为主, 宏观上常呈中厚层状结构, 显微镜下白云石以他形— 半自形晶粒结构为主, 白云石加大胶结一般不发育, 具有雾心亮边特征, 常见原岩颗粒残余结构。物性实验分析和测井解释表明, 颗粒滩微相带储集层孔隙发育。此外, 鄂尔多斯盆地东部米脂洼地内发育神木— 米脂盐隆凸起, 岩心观察显示马四段岩性为藻云岩, 藻纹层和藻叠层石结构发育, 常见生物扰动现象并形成斑状云岩, 显微镜下藻云岩和斑状云岩的晶间孔和晶间溶孔发育。因此, 马四段沉积时期, 古地貌对沉积相带及有利储集层的平面展布、有利勘探区带优选均具有重要的控制作用。

从元古代到早古生代, 鄂尔多斯盆地南部为秦岭裂谷, 西部为祁连— 贺兰裂谷(赵重远, 1983)。随着这些裂谷的周期性扩张, 鄂尔多斯盆地本部发育了一个醒目的正向构造单元— — 中央古隆起。平面上, 中央古隆起主要位于鄂托克旗— 定边— 环县— 庆阳— 黄陵一带, 主轴近南北向, 南端于宁县一带向东转向黄陵方向, 整体具“ L” 型展布特点。空间形态上, 中央古隆起具西陡东缓、南陡北缓的古构造特征(图 7)。中央古隆起的核部位于镇原— 庆阳一带, 向北、向东均有一定范围的延伸, 其中向北延伸部分逐渐与伊盟古陆连为一体, 具有南北隆起、中间呈“ 鞍部” 的特征。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地早古生代中央古隆起地震反射特征Fig.7 Seismic reflection characteristics of Central paleo-uplift during the Early Paleozoic in Ordos Basin

关于中央古隆起的成因, 前人已做了大量研究工作。早期研究认为, 中央古隆起是受贺兰裂谷扩张引起的均衡作用导致裂谷肩发生翘升而形成的(赵重远, 1983), 而后期研究认为, 中央古隆起是受祁连海槽的向东挤压应力和秦岭海槽的向北挤压应力共同作用形成的, 其形成于寒武纪早期, 先后经历了台内隆起和台缘隆起2个阶段, 中晚寒武世至早奥陶世是中央古隆起发育的鼎盛时期。海西运动阶段, 中央古隆起仍然可见, 但隆起幅度越来越小。至印支运动晚期, 因北东— 南西向挤压应力增强, 盆地东北部抬升、西南部沉陷, 中央古隆起消亡(解爱国等, 2003; 王庆飞等, 2006; 黄建松等, 2005)。

从上述中央古隆起形态特征及其演化可以看出, 中央古隆起在奥陶纪马家沟期一直处于最大隆升状态, 并将鄂尔多斯盆地分割为西部祁连海域和东部华北海域。从沉积岩性和沉积厚度看, 中央古隆起马四段以中细晶白云岩、鲕粒云岩和砂屑云岩为主, 为颗粒滩沉积, 厚达400余米。其与中央古隆起东、西两侧沉积差异明显, 而这主要是因为马四段沉积时, 中央古隆起为古地貌高部位, 水体较浅、日照充足、生物繁盛、碳酸盐产率高, 同时受波浪作用强烈, 易于形成颗粒滩, 在不断加积作用下形成巨厚沉积体。鄂尔多斯盆地中东部马四段主要发育局限台地沉积, 表明中央古隆起对海水贯通起到一定的阻隔作用。

马四₃亚段沉积时期, 鄂尔多斯盆地南部继承前期沉积格局, 盆地北部开始由前期的“ 平底锅型” 台地向“ 隆洼相间型” 台地转换, 但还没有完全转换, 这可能与贺兰海槽的发育有关。由于该时期是马家沟组最大海侵期, 榆林— 志丹低隆起淹没于水下较深处, 沉积微相展布受低隆起的障壁效应影响较弱, 仅局部发育台内颗粒滩, 因此沉积相展布仍然具东西向分异、南北向条带环状分布的特征, 自中央古隆起向东依次发育台地边缘颗粒滩、白云岩坪、灰云坪和云灰坪沉积, 在桃利庙凹陷发育云灰坪沉积, 在盆地东部神木— 米脂一带云灰坪内部发育南北向条带状展布的藻丘沉积(图 8-A)。

图 8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 8 鄂尔多斯盆地马家沟组四段沉积相 A— 马四3亚段; B— 马四2亚段; C— 马四1亚段Fig.8 Sedimentary facies of the Member 4 of Majiagou Formation in Ordos Basin

马四₂亚段沉积时期, 受贺兰海槽进一步拉张作用影响, 鄂尔多斯盆地中东部沉积格局已经转换为明显的“ 隆洼相间型” 台地。受短周期相对海平面下降影响, 除中央古隆起台地边缘带发育厚层台缘颗粒滩沉积外, 在盆地中部榆林— 志丹低隆起带开始广泛发育台内颗粒滩沉积, 其沿古地貌呈断续条带状分布, 岩性以砂屑白云岩和粉细晶白云岩为主, 含少量鲕粒白云岩。中央古隆起台缘带东侧桃利庙及盆地东部神木— 米脂地区水体较深, 海水盐度正常, 发育云灰坪沉积, 岩性以泥晶灰岩和含云斑泥晶灰岩为主, 夹泥粉晶白云岩薄层。在神木— 米脂一带云灰坪内部, 继承性发育南北向条带状展布的藻丘沉积(图 8-B)。

马四₁亚段沉积时期, 随着相对海平面持续缓慢下降, 受中央古隆起台地边缘带和东部离石隆起控制, 鄂尔多斯盆地内海水连通性进一步降低。中央古隆起台地边缘带继续发育厚层台缘颗粒滩沉积, 盆地中部灰云坪及云灰坪沉积范围已极大地缩小至桃利庙凹陷内, 其他地区大面积发育白云岩坪。在榆林— 志丹低隆起带, 依然发育北东向展布的台内颗粒滩沉积。至神木— 米脂地区则发育含膏云坪沉积, 其内部继承性发育南北向条带状展布的藻丘沉积(图 8-C)。

此外, 3个亚段沉积时期, 中央古隆起台地边缘带以西地区均以祁连海域海水补给为主, 海水浓度正常, 依次发育内缓坡和外缓坡沉积。

从岩相古地理恢复及沉积演化分析可以看出, 鄂尔多斯盆地马四段沉积相具有4个特点: (1)受中央古隆起控制, 在鄂托克旗— 定边— 庆阳一带发育巨厚台地边缘带沉积; (2)受中央古隆起和东部吕梁隆起控制, 盆地内部马四段发育局限台地沉积, 主要发育云坪、灰云坪、云灰坪以及台内颗粒滩、藻丘沉积; (3)受隆洼相间沉积古地貌控制, 盆地内部马四段沉积相带具有东西分异、南北呈带状展布的特点; (4)盆地中部榆林— 志丹低隆起继承性发育台内颗粒滩, 盆地东部神木— 米脂地区继承性发育台内藻丘沉积。

马家沟组四段沉积期, 由于” L” 型中央古隆起阻断了海水自西部贺兰坳拉槽和南部秦岭海槽的补给, 鄂尔多斯盆地内海水的补给主要来自于东部华北海, 但受到柳林一带离石水下隆起的阻挡(周进高等, 2011), 海水补给量小, 速度亦较慢, 导致盆地中东部海水循环性减弱, 形成较为封闭的局限台地环境(图 9)。古地理特征显示, 该时期鄂尔多斯盆地北部为阿拉善古陆和伊盟古陆, 向南延伸至鄂托克前旗西; 盆地南部为庆阳古陆, 向北延伸至定边西, 向东延伸至黄龙, 总体构成一个” L” 型正向隆起; 盆地东部离石地区为离石隆起; 这些古陆和隆起在古地理上均表现为高古地貌单元。盆地西部和南部处于秦祁海槽和贺兰拗拉槽部位, 在古地理上表现为低古地貌单元。在盆地中东部中央古隆起以东地区, 仍然表现为次一级凸凹相间的古地理特征, 其中榆林— 志丹一带为凸起, 两侧乌审旗南和米脂一带为凹地。上述多隆多洼的古地理格局, 是控制鄂尔多斯盆地马家沟组四段岩相古地理和沉积微相展布的主要因素。

图 9

Fig.9

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	图 9 鄂尔多斯盆地马家沟组四段沉积时期古地理格局Fig.9 Palaeogeographic pattern during the depositional stage of Member 4 of Majiagou Formation in Ordos Basin

综上所述, 笔者建立了鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组四段沉积模式(图 10)。马家沟组四段为局限台地沉积, 在中央古隆起所处的鄂托克旗— 定边— 庆阳一带发育典型的碳酸盐岩台地边缘带颗粒滩沉积, 岩性结构粗, 厚度巨大, 地震剖面表现为丘状弱振幅、欠连续的反射特征。在中央古隆起东侧桃利庙地区, 岩性结构细, 沉积厚度明显减小, 显示为台内洼地沉积; 至榆林— 志丹一带, 岩性结构较粗, 沉积厚度略有增大, 地震剖面表现为层状弱振幅、欠连续的反射特征, 为一套台内颗粒滩沉积; 至盆地东部神木— 米脂地区, 岩性结构再次变细, 发育藻纹层和藻叠层石结构, 沉积厚度减小, 部分地区地震剖面表现为层状弱振幅、欠连续的反射特征, 为灰泥丘或藻席沉积。中央古隆起西侧为祁连海域, 自古隆起向西依次发育内缓坡、外缓坡沉积(图11)。

图 10

Fig.10

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	图 10 鄂尔多斯盆地马家沟组四段沉积模式Fig.10 Sedimentary model of the Member 4 of Majiagou Formation in Ordos Basin

图 11

Fig.11

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	图 11 鄂尔多斯盆地马家沟组四段岩相古地理及有利勘探区带预测Fig.11 Lithofacies palaeogeography and favorable exploration zones of the Member 4 of Majiagou Formation in Ordos Basin