不同级别层序界面表现为沉积突变或沉积间断, 上下岩层在岩相、测井相、盆地构造体系和充填方式等方面具有不同的响应(李增学和张新元, 1998)。

2.1.1 区域性不整合面

区域性不整合面在同一沉积盆地内等时并普遍发育, 在相同应力场作用下的同期盆地往往是一级层序界面或二级层序界面, 具有较明显的对比性(纪友亮和周勇, 2020)。奥陶系与石炭系分界面为典型的区域性不整合面, 是加里东运动造成的沉积间断138 Ma的不整合界面(马永生和田海芹, 2006)。完整的母岩风化自下而上依次为缝洞化、砾化、砂化、土化和矿化等5个风化序列, 风化序列低的在下, 高的在上, 顺序不会颠倒。不同区域可见不同风化阶段的风化序列或序列组合(金振奎等, 2021)。加里东运动初期华北地台出露地表, 母岩风化缝发育, 岩石脆弱部分出现碎裂, 缝洞化母岩之下为未受风化淋滤的母岩, 韩城薛峰川剖面不整合面之下马家沟组顶部裂缝发育, 见3层地下暗河被铝土质泥岩和垮塌的白云岩原地充填, 澄城三眼桥剖面马家沟组顶部高低不平, 晚期风化序列阶段产物被剥蚀、搬运, 上覆太原组泥坪、泥炭坪填平补齐(图 2); 缝洞化阶段后较细粒物质被剥蚀形成砾化阶段风化壳, 保德桥头剖面马家沟组顶部白云角砾岩即为此阶段产物(图 3-a); 砾石被进一步风化为砂化— 土化最终为稳定的铝土矿、褐铁矿等矿物, 呈杂色、红色、白色、土黄色等, 为矿化阶段风化壳, 耀县桃曲坡剖面土黄色砾化— 矿化阶段铝土岩, 澄城三眼桥剖面见矿化阶段的白色、褐红色、土黄色风化壳(图 3-b)。风化壳为识别区域不整合面的重要标志, 发育普遍、厚薄不等, 是典型层序界面(常嘉等, 2019)。鄂尔多斯盆地古生界不整合界面上下地层岩性差异明显, 界面下为奥陶系碳酸盐岩, 上部为潮坪相泥岩, 上部岩层颜色较下部更深, 说明上古生界为海平面更高的还原环境(图 2); 不整合面上下地层产状也不完全相同, 韩城薛峰川剖面不整合面为渭北隆起褶皱抬升的角度不整合(图 3-c), 兴县关家崖剖面不整合面为华北地台整体抬升的平行不整合面。区域不整合面在测井相上有明显的响应, 宜6井2270 m处由奥陶系马家沟组到石炭系本溪组, GR、SP曲线呈台阶状在界面处突变升高, DEN曲线呈尖刀状高值, AC值明显增大, RT曲线在界面下高、低值交替界面上呈低值, CAL曲线界面下部锯齿状, 上部平滑, 且下部高于上部(图 4)。

图 2

Fig.2

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	图 2 区域性不整合面及岩性特征(澄城三眼桥剖面)Fig.2 Regional unconformity surface and lithologic characteristics(Chengcheng Sanyanqiao section)

图 3

Fig.3

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	图 3 鄂尔多斯盆地中南部上古生界层序界面特征 a— 保德桥头剖面, 砾化阶段风化壳; b— 澄城三眼桥剖面, 矿化阶段风化壳; c— 薛峰川剖面, 本溪组角度不整合界面; d— 保德扒楼沟剖面, 山西组北岔沟剖面, 区域性海退面; e— 口镇冶峪河剖面, 下石盒子组骆驼脖子砂岩, 下切冲刷面; f— 保德桥头剖面, 石炭— 二叠系界面8+9#煤层, 海侵方向转换面; g— 口镇冶峪河剖面, 石盒子组桃花泥岩, 陆上暴露面; h— 澄城三眼桥剖面, 太原组灰岩, 见叶藻, 为最大海侵面; i— 兴县关家崖剖面, 太原组煤层顶为最大海侵面Fig.3 Sequence boundary characteristics of the Upper Paleozoic in central-southern Ordos Basin

图 4

Fig.4

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	图 4 鄂尔多斯盆地中南部上古生界层序与测井相关系(宜6井)Fig.4 Relationship between sequence and logging facies of the Upper Paleozoic in central-southern Ordos Basin(Well Yi 6)

2.1.2 区域性海退面

区域性海退面为海平面下降至最低点时的沉积界面, 界面上下粒度变化大。鄂尔多斯盆地山西组北岔沟砂岩底为区域性海退面, 界面下为太原组陆表海背景下的障壁海岸— 碳酸盐岩台地潮坪沉积, 粒度小、颜色深, 为海平面较高、水动力条件较弱的还原环境(图 5); 界面以上为三角洲相砂岩, 粒度大、颜色浅, 为海平面较低、水动力条件较强、下切冲刷作用明显的沉积环境(图 5(Ⅱ )), 太原组顶部潮坪相泥岩、煤层出现不同程度的减薄或缺失现象(图 5(Ⅰ ))。区域性海退面不仅在剖面上有明显岩性差异, 测井相上也易于识别, 宜6井2190 m处GR、SP、DEN、CAL曲线阶梯状减小呈低幅度负异常, RT曲线为高值且底部突变、向上增大(图 4)。

图 5

Fig.5

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	图 5 韩城薛峰川北岔沟剖面(区域性海退面及岩性特征)Fig.5 Regional regression surface and lithologic characteristics of Xuefengchuan Beichagou outcrop in Hancheng

根据岩相及测井相分析, 区域性海退面在近东西方向和近南北方向有所差异, 近东西向界面识别出3种类型: (1)泥/煤型界面, 陇探1— 镇探1一带和宁古3— 建1井一带, 界面上为颗粒较细的山西组泥岩, 下为分布范围广、沉积稳定的太原组6^#煤层, 为水体较深、水动力较强的沉积环境, 界面为6^#煤层顶; (2)砂/煤型界面, 宁探1— 宁古3界面上为北岔沟砂岩, 下为太原组6^#煤层, 反映海平面降低、水动力增强的沉积环境, 界面为北岔沟砂岩底面; (3)泥/泥型界面, 界面上为山西组灰色泥岩, 下为太原组深黑色泥岩, 界面上下岩性一致但下部泥岩颜色较暗, 反应水体更深的还原环境, 界面为太原组暗色泥岩顶面(图 6-a)。近南北向界面识别出5种类型: (1)砂/泥型界面, 淳探1井附近、中部黄深1井附近、莲1井— 陕15井之间部分区域, 界面上为颗粒较粗的北岔沟砂岩, 下为太原组泥岩, 反映海平面降低、水动力增强的沉积环境, 界面为北岔沟砂岩底面; (2)煤/泥岩型界面, 耀参1井— 旬宜1井一带界面上为山西组4+5^#煤层, 下为太原组泥岩, 反应海平面下降、水动力条件较弱的沉积环境, 界面为4+5^#煤层底面; (3)煤/砂型界面, 延698井— 莲1井之间界面上为山西组4+5^#煤层, 反应海平面升高、水动力条件减弱的沉积环境, 下为太原组薄层粉细砂岩, 界面为4+5^#煤层底; (4)砂/砂型界面, 莲1井— 陕15井之间界面上部为层理发育、具明显下切面的山西组北岔沟砂岩, 下部为层理不发育、发育稳定的薄层太原组粉细砂岩, 反映海平面较低、水动力条件强、具明显海退相变的沉积环境, 界面为北岔沟砂岩底面; (5)泥/泥型界面, 陕15井附近界面上为山西组底部灰色泥岩, 下为太原组顶部暗色泥岩, 界面上下岩性一致、颜色变浅, 反映海退的沉积环境, 界面为暗色泥岩顶面(图 6-b)。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地中南部山西— 太原组地层划分对比模式 a— 近东西向地层对比模式A— A'; b 近南北向地层对比模式B— B'(剖面位置见图 1)Fig.6 Stratigraphic division of the Shanxi-Taiyuan Formations in central-southern Ordos Basin

2.1.3 下切冲刷面

下切冲刷面是基准旋回面下降时盆地边缘下切作用加强、碎屑物质充填形成的低位下切下伏地层遭受不同程度的侵蚀面, 本质上是一种侵蚀性不整合面, 界面上下沉积环境、碎屑成分、古生物组成及微量元素存在明显差异, 为三级层序界面(邵龙义等, 2008)。下切冲刷面形成前为高水位期弱水动力还原环境, 以细粒、暗色泥岩、粉砂质泥岩及泥质粉砂岩为主, 随海平面下降、水动力增强, 受河流— 三角洲冲刷作用, 低位体系域粗粒厚层砂岩削截或部分削截下伏细粒沉积物。口镇冶峪河剖面下切冲刷面上下岩性差异大, 骆驼脖子含砾中粗砂岩下切下伏山西组顶部碳质泥岩, 出现不同程度的削顶现象(图 3-e)。下石盒子组底部骆驼脖子砂岩、石千峰组底部厚层砂岩都是典型的下切冲刷面。宜6井2120 m处下石盒子组底、1884 m处石千峰组底在下切冲刷面以上GR、SP曲线呈箱型或钟型且底部突变最为特征, DEN曲线增大且底部突变、AC曲线为箱型、RT曲线底部高值突变、CAL曲线出现减小的拐点(图 4)。

2.1.4 海侵方向转换面

海侵方向转换面是构造应力场转换的结果, 在盆地边缘多为侵蚀下切冲刷面, 盆地内部表现为整合面, 为三级层序界面。鄂尔多斯盆地海侵方向转换面出现在晚石炭世末— 早二叠世初加里东运动至海西运动转换时期。加里东运动后半期为主造山幕, 华北地块与西伯利亚板块全面碰撞, 阴山— 燕山造山带快速隆升, 华北地块北部挤压坳陷, 海侵方向由北东向南东方向转换, 北西方向发育向西依次推进、层位逐渐变新、与海岸线近平行的障壁沙坝(侯中帅等, 2018a; 常嘉等, 2019)。盆地钻井及周缘野外露头可以发现, 海侵方向转换面表征沉积体系转换, 8+9^#煤为石炭系本溪组与二叠系太原组分界线, 盆地边部见侵蚀下切冲刷面, 保德桥头至兴县关家崖可见太原组桥头砂岩下切本溪组顶部地层, 8+9^#煤层有不同程度的削顶现象(图 3-f)。宜6井2246 m太原组底海侵方向转换面具低GR、低DEN、高RT、高AC的尖峰特征, 界面上下高峰跳跃(图 4)。

2.1.5 陆上暴露面

陆上暴露面是基准旋回面降低、陆源碎屑供给不足、泥炭层暴露氧化形成的沉积间断面(邵龙义等, 2021)。暴露面上下岩层岩性明显不同, 多表现为氧化色明显的红层。鄂尔多斯盆地石盒子组首次出现一套紫红色泥岩, 含铁质鲕粒或团块, 与上覆砂岩突变接触, 在整个盆地发育稳定, 为二叠纪中期气候由温暖湿润演变为炎热干燥的沉积标识, 作为上、下石盒子组的地层界线。口镇冶峪河剖面、韩城薛峰川剖面(图 7)、平凉二道沟剖面及盆地周缘均见这一陆上暴露面, 称“ 桃花泥岩” 。界面以下为灰色、浅灰色弱还原沉积环境, “ 桃花泥岩” 代表基准旋回面短暂下降, 由弱还原环境演变为氧化环境, 紫红色、棕红色地层可作为地层对比的稳定层序界面(图 3-g)。宜6井2007 m处“ 桃花泥岩” 具GR尖刀状高值的测井相特征(图 4)。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地中南部上古生界地层及层序发育特征Fig.7 Characteristics of the Upper Paleozoic and sequence development in central-southern, Ordos Basin

体系域是根据界面类型及在层序内的位置、准层序及准层序叠置模式的综合体(纪友亮和周勇, 2020)。界面类型是划分体系域的主要识别标志, 是全球海平面变化曲线中特定段落沉积时期的沉积体, 海侵面与最大海泛面为体系域主要界面。

2.2.1 海侵面

海侵面为由海侵作用形成、发育于下切谷充填沉积砂体之上的第1个海泛面(邵龙义等, 2014), 主要为煤岩、泥岩、粉砂岩等细粒沉积物, 是低位体系域与海侵体系域的分界面(张巍等, 2010), 不发育低位体系域的位置, 海侵面与层序界面大体重合(侯中帅等, 2018b)。

韩城薛峰川剖面山西组山1段粉细砂岩发育反方向水流层系斜交的羽状交错层理, 为典型潮间带砂坪沉积特征, 羽状交错层理砂坪顶为海侵面(图 8-a(Ⅱ )), 上覆灰黑色碳质泥岩(图 8-a(Ⅰ )); 加里东运动不整合面之上的本溪组畔沟段海侵期强物源型底砾岩, 具成分单一、向上变细、磨圆好的含砾中粗石英砂岩, 砾石具叠瓦状定向构造, 为海侵初期近岸相潮成砂岩典型特征, 近岸相砂岩顶与远岸相潟湖相灰黑色泥页岩界线清晰、岩性迥异, 为初次海侵面(图 3-c; 图 9-a); 石千峰组顶部紫红色泥岩、粉砂质泥岩夹灰色灰质泥岩夹层, 为一个薄的海侵单元, 上覆厚层进积棕褐色泥岩、粉砂质泥岩(图 9-b); 保德桥头剖面本溪组潟湖相碳质泥岩为海侵期沉积, 上覆海退期晋祠砂岩具明显下切冲蚀(图 9-c), 为Embry的海进— 海退旋回, 即T— R旋回。

图 8

Fig.8

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	图 8 盆地中南部上古生界体系域界面及岩性特征 a— 海侵面及岩性特征(韩城薛峰川剖面, 山西组); b— 最大海侵面及岩性特征(澄城三眼桥剖面, 太原组)Fig.8 Interface and lithologic characteristics of the Upper Paleozoic in central-southern Ordos Basin

图 9

Fig.9

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图 9 鄂尔多斯盆地中南部上古生界体系域界面特征 a— 韩城薛峰川剖面, 近岸相砂岩顶为海侵面, 本溪组; b— 韩城薛峰川剖面, 灰色灰质泥岩顶为海侵面, 石千峰组; c— 保德桥头剖面, 潟湖相碳质泥岩海侵面特征, 本溪组; d、e— 保德扒楼沟剖面, 保德灰岩最大海泛面特征, 太原组; f— 柳林成家庄剖面, 灰岩顶为最大海泛面, 太原组; g— 麟游紫石崖剖面, 灰岩夹层, 石千峰组; h— 韩城薛峰川剖面, 羽状交错层理, 石千峰组; i— 麟游紫石崖剖面, 叠瓦状排列含砾石英砂岩, 上石盒子组; j— 韩城薛峰川剖面, 潮坪沉积丘状交错层理, 本溪组; k— 韩城薛峰川剖面, 砾石定向排列, 本溪组Fig.9 Interface characteristics of the Upper Paleozoic system tract in central-southern Ordos Basin

2.2.2 最大海泛面

最大海泛面是层序中最大海侵时形成的界面, 可容空间增加速率与物源供给速率大致相同, 海平面深度达到最大值, 代表海侵范围最大时的界面, 反映水体最深时岩石单元(Aitken and Flint, 1995; Bohacs and Suter, 1997)。最大海泛面下为海侵体系域, 上为高位体系域, 高位体系域前积层下超于最大海泛面之上。

海侵沉积在岩性上多为层序中的煤层和灰岩。澄城三眼桥剖面太原组发育相当于毛儿沟灰岩, 见苔藓虫等生物碎屑, 为最大海侵面典型特征(图 3-h; 图 8-b); 盆地东北缘保德桥头至扒楼沟一带太原组灰黑色泥页岩中夹保德灰岩(图 9-d, 9-e), 柳林成家庄剖面太原组中上部灰岩与潮坪相泥岩界面(图 9-f)为最大海侵面; 兴县关家崖剖面太原组中上部由下向上依次发育灰黑色泥页岩、煤层、浅灰色泥岩, 泥页岩、煤层为最大海侵的沉积产物(图 3-i); 宜6井太原组2218~2223 m具低GR值、低SP值、高AC值、高RT值, 发育厚度约为5 m的煤层, 为最大海泛面(图 4)。

不同学者对于同一层位层序划分的级别和周期认识观点不同, 李文厚等(2003)将鄂尔多斯盆地上古生界划分为3个二级层序和15个三级层序, 山西组划分为2个三级层序; 沈玉林(2009)将山西组划分为5个三级层序; 翟爱军等(1999)划分为3个中期旋回和11个短期旋回, 其中山西组为1个中期地层旋回, 认为中期地层旋回对应三级层序; 梁积伟和李文厚(2006)将山西组划分为1个中期基准面旋回、5个短期基准面旋回, 认为中期基准面旋回大体对应三级层序, 短期基准面旋回大体对应四级层序; 郑荣才等(2002)将山西组划分为1个超长期基准面旋回、2个长期基准面旋回、6个中期基准面旋回, 认为超长期基准面旋回对应三级层序或准二级层序, 长期基准面旋回对应三级层序, 中期基准面旋回对应四级层序。不同专家对同一地层层序划分方案不尽一致。笔者总结了不同学者的划分方法, 结合鄂尔多斯盆地中南部野外露头和测井数据对地层进行了层序划分。

三级层序界面是由于盆地构造运动、气候变化和物源供给等基准面旋回下降产生的不整合面、陆上暴露面及与之对应的界面。鄂尔多斯盆地上古生界发育海相— 海陆过渡相— 陆相沉积, 根据层序界面特征和旋回样式可划分为2个二级层序, 以太原组底部海侵方向转换面为二级层序界面, 下部上石炭统本溪组为第1个二级层序(MSQ1)(邵龙义等, 2014), 界面上部二叠系为第2个二级层序(MSQ2), MSQ2可分为5个三级层序(图 4; 图 7)。

二级层序MSQ1内含有1个三级层序SQ1, 底界面为加里东运动不整合面之下的铁铝质风化壳, 顶界面为晋祠段上部相当于8^#、9^#煤顶, 时代为石炭纪宾夕法尼亚世巴什基尔阶至卡西莫夫阶。二级层序MSQ2内含有5个三级层序(SQ2~SQ6), 其中SQ2底界面为相当于8^#、9^#煤层海侵方向转换面, 顶界面为区域性海退北岔沟砂岩底, 时代为二叠纪乌拉尔世早期阿瑟尔阶— 萨克马尔阶; SQ3底界面为北岔沟砂岩底, 顶界面为区域性下切骆驼脖子砂岩底, 时代为乌拉尔世晚期亚丁斯克阶— 空谷阶; SQ4底界面为骆驼脖子砂岩底面, 顶为陆上暴露面“ 桃花泥岩” , 时代为瓜德鲁普世早期罗德阶— 沃德阶; SQ5底界面为“ 桃花泥岩” , 顶界面为石千峰组底部K8砂岩, 时代为瓜德鲁普世晚期卡皮墩阶; SQ6底界面岩层为K8砂岩底, 顶界面为石千峰组顶部泥灰岩顶, 时代为乐平世吴家坪阶— 长兴期(图 4; 图 7)。

体系域是一系列同时期沉积体系组合体, 具有内在成因联系的相三维空间。根据沉积类型、构造样式、发育特征和基准面特征, 将体系域划分为低位体系域(LST)、海侵体系域(TST)和高位体系域(HST)(纪友亮和周勇, 2020)。

3.2.1 低位体系域

低位体系域为相对海平面下降幅度较大, 碎屑物质下切下伏早期高位体系域沉积物, 底界为Ⅰ 型层序不整合面或与之对应的整合面, 顶界面为初始洪泛面(图 3-e, 3-f)。鄂尔多斯盆地上古生界山西组底部区域性海退北岔沟砂岩、石盒子组底部骆驼脖子砂岩及石千峰组底部下切厚砂体均为低位体系域沉积(图 9-c, 9-d, 9-e, 9-f)。本溪组、太原组不发育低位体系域, 只发育水进体系域与高位体系域(图 4; 图 7)。

3.2.2 海侵体系域

海侵体系域形成于初始海泛面与最大洪泛面之间, 下界为海侵面, 上界为下超面或最大海泛面, 上覆地层在最大海泛面之上且厚度薄的缓慢沉积层段, 基准旋回面加速上升, 沉积物供给速率低于可容纳空间增大速率, 沉积物粒度逐渐变小。韩城薛峰川剖面本溪组畔沟段底部为近岸相海侵体系域(图 3-c; 图 7; 图 9-a), 远岸相为弱碎屑作用、静水环境的煤层(图 3-i; 图 8-b)或灰岩(图 3-h; 图 9-d, 9-e)。

3.2.3 高位体系域

高位体系域形成于海平面上升晚期、海平面静止期和海平面下降早期, 沉积物供给速率增大, 垂向上进积叠加、向上变粗、变浅和变厚的沉积序列。下界为下超面或最大海泛面, 上界面为下一个层序边界, 多被上覆层序边界削截(图 3-d, 3-e; 图 9-c, 9-d, 9-e, 9-f), 保存部分为厚度薄、粒度细的地层(图 8-b; 图 9-a, 9-c, 9-d, 9-e, 9-f)。

据盆地内近东西向剖面陇探1井— 镇探1井— 宁探1井— 宁古3井— 建1井— 宜6井剖面(图 1AA'), 本溪组— 下石盒子组由海相、海陆过渡相渐变为陆相沉积。本溪组在东部地区以泥岩沉积为主, 部分地区可见煤层; 太原组为海相沉积, 受控于海侵— 海退过程, 以泥岩沉积为主, 在海侵中后期和海退作用早期发育规模较大、较为稳定的煤层; 山西组为海陆过渡相沉积为主, 低位体系域沉积灰色泥岩和细砂岩, 水进体系域早期中东部地区发育较为稳定的煤层, 水进体系域中后期主要为泥岩沉积, 高位体系域整体为泥岩、砂岩互层且砂岩延伸较远; 下石盒子组盒8段底部陆相粗粒砂岩沉积厚度大、延伸远、分布稳定, 晚期高位体系域以泥岩沉积为主, 粉细砂岩分布范围小、厚度薄、粒度细(图 10-a)。

图 10

Fig.10

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	图 10 鄂尔多斯盆地中南部上古生界层序与沉积相剖面 a— AA'近东西向剖面(剖面位置见图 1); b— BB'近南北向剖面(剖面位置见图 1)Fig.10 Sequence and sedimentary facies profile of the Upper Paleozoic in central-southern Ordos Basin

据近南北向剖面淳探1井— 耀参1井— 旬宜1井— 黄深1井— 延698井— 莲1井— 陕15井剖面(图 1-BB'), 太原组— 下石盒子组由海相沉积转变为陆相沉积, 太原组为海相泥岩和细砂岩, 砂岩呈透镜状展布连续性较差, 在太原组海侵体系域晚期、高位体系域早中期可见厚度较大的煤层; 山西组为海陆过渡相泥岩与粉、细砂岩交互沉积, 低位体系域砂岩厚度大、延伸远, 后期可见延伸较远的薄煤层, 海侵体系域砂体薄、透镜状、粒度细, 高位体系域砂体发育规模小、连续性差、透镜状; 下石盒子期盒8段为陆相沉积, 早期受构造作用影响底部发育中粗砂岩, 厚度大、延伸远、粒度粗, 可作为与下伏地层的分层标志, 后期为海侵体系域砂体透镜状分布、连续性差(图 10-b)。

SQ1底界面为奥陶系铁铝质风化壳, 顶界面为本溪组晋祠段顶, 对应时代巴什基尔阶至梅舌尔阶, 对应地层为石炭系本溪组。本溪组沉积早期为海平面上升的海侵体系域, 下部为障壁沙坝相、上部为泥炭坪相, 晚期海退使沉积物粒度变粗, 下部泥坪相、上部障壁沙坝相, 海侵方向由南西逐渐演变为北西方向。侯云东等(2018)认为鄂尔多斯盆地东南缘存在物源, 南侧属于三角洲沉积砂体, 鄂尔多斯盆地中南部薛峰川剖面本溪组发育丘状交错层理和定向排列的含砾石英砂岩、砾岩(图 9-j, 9-k), 认为盆地南部发育海相障壁岛。本溪期受祁连海和华北海海侵作用影响, 祁连海东侵至山城— 小南沟一带, 华北海西侵至吴起— 黄陵— 澄城— 河津一带, 大宁— 吉县、安塞— 延安— 宜川— 河津、志丹— 高桥发育与海岸平行的障壁沙坝, 沙坝横剖面具有不对称性, 较陡的一侧为水动力条件较强的浅海相, 较缓的一侧为水动力条件较弱的潟湖相, 在沙坝阻隔作用下几乎无水动力作用影响的区域发育富含有机质的泥炭坪沉积(图 11-a), 沉积物颗粒细, 且无明显的层理。

SQ2底界面为本溪组晋祠段顶, 顶界面为山西组北岔沟砂岩底, 对应时代为阿瑟尔阶至萨克马尔阶, 对应地层为二叠系太原组。早期受南东方向海侵作用影响发育海侵体系域泥炭坪相泥岩和煤岩, 中期海侵作用减弱、海退作用加强, 下部为泥坪相泥岩, 上部为障壁海岸沉积相砂岩, 晚期为海侵体系域泥炭坪相泥岩和煤层。太原期祁连海和华北海由于海侵持续增强而相互连通, 平凉— 淳化— 澄城— 河津一线以北为均海侵区域, 姬塬— 华池— 宁县一线以东受华北海影响障壁沙坝呈近北西— 南东向, 以西受祁连洋影响障壁沙坝为近北东— 南西走向(图 11-b)。

SQ3底界面为山西组北岔沟砂岩底, 顶界面为下石盒子组骆驼脖子砂岩底, 对应时代为亚丁斯克阶至空谷阶, 对应地层为二叠系山西组。山西组为曲流河三角洲沉积体系, 早期受海退作用影响发育低位体系域三角洲分流河道, 成分主要为岩屑砂岩、岩屑石英砂岩, 单一砂层发育正粒序, 底部见明显的冲刷面; 中期为海侵体系域三角洲分流间湾, 主要为细砂岩、泥岩等多期叠置细粒物质; 晚期为海侵作用减弱的高位体系域, 由于可容纳空间增大, 发育浅湖相粉砂质泥岩和劣质煤层, 为弱还原— 还原性沉积环境。山西期海侵地层主要发育在合阳、韩城、河津一线一带, 野外剖面见鱼骨状双向交错层理(图 8-a(Ⅱ )), 为海相潮坪沉积。由于构造隆升, 在盆地南部平凉— 环县、宁县— 华池、淳化— 铜川、澄城— 宜9井、河津— 大宁一带发育近南北向汇入盆地的曲流河三角洲分流河道, 砂体多期叠置、规模较大(图 11-c)。

SQ4底界面为下石盒子组骆驼脖子砂岩底, 顶界面为桃花泥岩顶, 对应时代为罗德阶至沃德阶, 对应地层为二叠系下石盒子组。下石盒子组发育辫状河三角洲沉积体系, 早期为低位体系域, 构造隆升使古地貌坡降增大, 可容纳空间逐渐增大, 河道砂坝下蚀作用增强, 见下切冲刷面; 中期为海侵体系域分流间湾泥岩沉积; 晚期为海平面逐渐降低的高位体系域, 粉砂质泥岩出露地表被氧化成为棕红色陆上暴露面(图 3-g)。下石盒子期由于构造隆升, 盆地南缘陇县、平凉、淳化、澄城、河津、宜川一带普遍发育向盆地进积的辫状河三角洲, 河道弯曲度小, 河流流速较快, 砂体粒度较大、分选性与磨圆性均较差, 反映了近源堆积的特征, 北部姬塬、吴起、安塞、子洲一带河道弯曲度大, 水流流速较慢, 砂体粒度较小、分选性与磨圆性较好, 反映河道延伸较远的沉积特征, 环县、华池、富县、延安、延长一线为南北物源汇源区, 以浅湖为优势相(图 11-d)。

SQ5底界面为下石盒子组桃花泥岩顶, 顶界面为石千峰组K8砂岩底, 对应时代为卡皮墩阶, 对应地层为二叠系上石盒子组。上石盒子组沉积早期为低位体系域三角洲分流河道中、粗砂岩, 中期为水进体系域三角洲分流间湾粉砂岩、砂质泥岩, 晚期为高位体系域三角洲分流间湾细粒粉砂岩、泥岩。盆地西南缘麟游紫石崖一带见含砾石英砂岩, 砾石成层分布, 最大扁平面指向古水流方向的上游, 为海相潮坪沉积典型特征(图 9-i), 镇原— 庆阳、铜川— 黄陵一带发育近源三角洲, 西北部姬塬一带发育三角洲前缘, 北部安塞、延川— 大宁一带为三角洲前缘沉积, 浅湖相分布广, 河津— 宜川— 富县— 志丹— 吴起一线为南北物源混源区(图 11-e)。

SQ6底部为石千峰组K8砂岩底, 顶部为三叠系之底, 对应时代为吴家坪阶至长兴阶, 对应地层为二叠系石千峰组。石千峰组沉积早期低位体系域三角洲分流河道下切下伏地层形成下切冲刷面, 中期海侵体系域与高位体系域分流间湾泥岩沉积, 上部为分流河道中、细砂岩, 晚期高位体系域可容纳空间较大, 为粉砂岩、泥岩等细粒沉积, 偶见灰绿、灰黑色海侵夹层(图 9-b)。

程政武等(1983)等在麟游剖面、岐山剖面石千峰组上段发现Lingula化石的海相夹层; 谭聪等(2019)在石川河剖面2套泥岩层中发现腕足类和叶肢介化石。笔者认为鄂尔多斯盆地中南部石千峰期延续了上石盒子期沉积格局, 西南缘麟游紫石崖剖面见海相化石及灰岩夹层(图 9-g), 东南部韩城薛峰川剖面见海侵灰岩夹层(图 9-b), 砂岩见双向交错层理(图 9-h), 为海相潮坪沉积, 镇原— 庆阳— 环县、黄陵— 富县— 宜川一带发育近源三角洲沉积, 北部吴起、靖边、延川— 大宁一带发育延伸较远的浅水型三角洲, 混源区较上石盒子沉积期明显北移, 大致在吉县— 延安— 志丹— 吴起一线(图 11-f)。

鄂尔多斯盆地中南部上古生界为海相向陆相转换, 华北地台本溪期整体发生沉降, 华北海与祁连海分别从北东和北西方向向盆地海侵, 以中央古隆起相隔, 沉积区域多为障壁沙坝沉积, 随着地台沉降作用增强, 中央古隆起两侧海域逐渐连通, 沉积区多为泥炭坪沉积, 本溪期后期地台发生抬升, 区域内沉积物颗粒增大; 太原期受北部兴蒙海槽的俯冲作用, 形成北升南降的构造格局, 中南部沉降区受海侵作用影响, 中央古隆起完全没入水下, 华北海与祁连海连通形成华北陆表海盆地, 为泥炭坪相沉积, 后期海水向南东方向退去, 泥岩变薄; 山西期盆地北部抬升, 三角洲开始向盆地内迁移, 东南部受海侵影响具有海相沉积夹层; 下石盒子期盆地北部构造作用加强, 河流物源充足, 三角洲进一步向盆地推进, 南部物源较少, 形成规模较小的三角洲前缘; 上石盒子期南缘构造运动加强、物源增加, 三角洲相带加宽, 北部三角洲规模减小, 湖盆向北发生迁移; 石千峰期盆地受秦岭海槽的俯冲作用, 盆地整体抬升, 北部三角洲规模增大、延伸较远, 南部发育边缘相沉积, 局部见海侵夹层。