2.1.1 露头剖面

以鄂尔多斯盆地东南缘为例, 奥陶系马家沟组一段底部主要为灰黄色、灰白色白云质泥岩或页岩, 易风化(山西省地质矿产局, 1989), 与下伏奥陶系亮甲山组呈平行不整合接触。在芮城县中条山剖面, 怀远运动期不整合面上、下地层存在明显差异, 不整合面之上的奥陶系马家沟组为中厚层、块状碳酸盐岩, 底部可见古土壤风化壳, 而不整合面之下的奥陶系冶里组— 亮甲山组为薄层碳酸盐岩( 图 2-a)。在河津西磴口露头上, 也可见奥陶系马家沟组底部发育砂砾岩, 亮甲山组顶部发育风化壳燧石层、古土壤层(李相博等, 2021), 两者呈平行不整合接触(图2-b)。

图 2

Fig.2

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	图 2 鄂尔多斯盆地野外露头与钻井显示的怀远运动不整合特征(位置见 图 1)Fig.2 Unconformity characteristics of Huaiyuan movement shown by outcrop and drilling in Ordos Basin(location shown in Fig.1)

2.1.2 钻井剖面

鄂尔多斯盆地城探3井在寒武系三山组子与奥陶系马家沟组不整合面附近表现为高AC、GR值, 电阻率RT、RLLS较上、下地层明显偏小( 图 2-c), 推测不整合面附近的灰绿色白云质泥岩可能遭受过暴露风化。U、Th、K元素在不整合面附近也有异常, 其中Th/U值可作为氧化-还原条件的判别指标, 若该值大于8.0则可判定为氧化环境(张军涛等, 2023), 而马家沟组底部Th/U值普遍为12, 远大于不整合面上、下其他地层, 尤其是在不整合面处的灰绿色白云质泥岩中该比值达23, 也可推测马家沟组沉积前此处遭受到暴露风化。在乌审旗古隆起东北侧的大牛地地区钻井中, 不整合面附近样品的多种地球化学指标表明马家沟组一段发育于靠近古陆的混积潮上带沉积环境, 据此推测马家沟组沉积前, 鄂尔多斯盆地中部、南部均发育古陆(张军涛等, 2023)。另外, 镇钾1井三山组子顶部灰绿色泥岩也表现出较明显的高AC、GR值及较低的DEN值( 图 2-d)。

从岩性方面看, 双158井在不整合面附近可见灰质泥岩, 双168井在马家沟组底部发育泥岩, 旬探1井寒武系顶部为紫红色泥岩, 淳探1井冶里组泥岩沉积于寒武系凤山组鲕粒灰岩之上(曹金舟等, 2011), 可见鄂尔多斯盆地内部怀远运动形成的不整合面附近的岩性主要为泥岩、灰质或白云质泥岩, 颜色为灰绿色、灰色和紫红色(棕褐色)。钻井岩心还揭示出寒武系顶部三山子组溶孔较发育(张军涛, 2023), 推测寒武系顶部曾遭受暴露风化。

2.1.3 地震响应特征

在地震剖面上, 不整合面呈强相位反射, 其上、下地层的反射存在差异, 局部可见削截点, 这是因为不整合面及下伏地层往往遭受风化剥蚀, 地层中孔隙较发育, 压实作用较其他未遭受风化剥蚀的地层差, 而后期沉积地层是没有遭受到明显的风化剥蚀作用的, 故可能与不整合面下伏地层呈强相位反射。不整合面上、下的波组频率和连续性存在差异, 以马家滩的三维地震剖面为例, 不整合面之下的寒武系为强振幅、中高频、连续性强反射, 而不整合面之上为中等振幅、中-低频、连续性较差反射(图3)。地震反射同相轴突然终止的现象也可用于识别不整合面, 图 3揭示出寒武系与奥陶系在大牛地与彬长三维地震区呈削截不整合。

图 3

Fig.3

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	图 3 鄂尔多斯盆地三维地震剖面寒武系顶部不整合特征(剖面位置见 图 1)Fig.3 Features of the top unconformity of Cambrian in three-dimensional seismic sections of Ordos Basin (locations shown in Fig.1)

综上所述, 怀远运动形成的寒武系顶部不整合特征为: 野外露头上可见砂砾岩、角砾岩(李相博等, 2021; 刘化清等, 2021)、风化壳和古土壤; 钻井曲线上表现为高AC、GR、Th/U值, 低RT、RLLS值, 较低的DEN值, 岩性以泥岩、灰质或白云质泥岩为主, 颜色为灰绿色、灰色和紫红色(棕褐色), 岩心溶孔发育; 地震剖面上表现为不整合面上、下地层的振幅强度、频率、连续性存在差异, 三维地震同相轴的削截点能较好地反映不整合现象。

鄂尔多斯盆地露头、钻井与地震资料显示, 寒武系顶部不整合类型以平行不整合为主, 其次为低角度削截不整合, 后者主要分布在盆内的古隆起周围( 图 4)。盆内不整合接触关系示意位置为地震三维区或二维测线上(图4), 其中的三维区代表性剖面见 图 3。

图 4

Fig.4

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	图 4 鄂尔多斯盆地及周缘寒武系顶部不整合类型及分布Fig.4 Types and distribution of unconformity of the top Cambrian in Ordos Basin and adjacent areas

鄂尔多斯盆地二维地震资料显示的寒武系顶部低角度削截不整合已有论述(毛丹凤等, 2023)。本次收集的三维地震资料显示的寒武系顶部地层接触关系更加清晰( 图 3), 地震资料品质较高, 地层均有钻井标定约束, 可靠性高。从三维地震资料解译结果来看, 在西部天环坳陷马家滩、麻黄山、环县、伊陕斜坡苏203井区、王窑南及东部晋西挠褶带附近的米75井与米163井区、高家堡等盆地边缘附近, 寒武系与奥陶系呈平行不整合接触(米75井与米163井三维区位置见 图 1中⑤)( 图 3)。如高家堡、马家滩三维地震资料显示不整合面上、下的地震波组横向稳定, 但其振幅、频率、连续性存在差异, 地震反射未见明显终止( 图 3)。而大牛地、彬长三维地震资料显示, 古隆起翼部附近发育较为明显的低角度削截不整合, 以下削截-上整一为主( 图 3), 具明显的地震反射终止点-削截点, 且寒武系波组呈自东向西减薄的楔形, 并在伊陕斜坡以西局部表现为下削截-上超覆的特征(何登发, 2018)。

寒武系顶部不整合面上、下的地层发育在鄂尔多斯盆地不同地区也不一样。不整合面之上的地层主体为奥陶系马家沟组( 图 4中Ⅰ 区蓝色虚线内), 盆地东南部与西缘局部为奥陶系冶里组— 亮甲山组( 图 4中Ⅱ 区蓝色虚线内), 在镇原为二叠系( 图 4中Ⅲ 区蓝色虚线内), 贺兰则为石炭系( 图 4中Ⅳ 蓝色虚线内)。不整合面之下的地层在盆内主要为寒武系三山子组, 镇原与乌审旗古隆起核部则为前寒武纪地层, 翼部因削截依次出露中、上寒武统。该不整合面附近地层在鄂尔多斯盆地东南部受到渭北与吕梁隆起差异活动的影响, 倾角为10° ~68° , 地层的延伸方向为NE、NW或WE向; 盆地西缘不整合面附近地层可能受到晚期推覆构造整体的影响, 倾角为10° ~18° , 变化微小, 地层延伸方向为NE或NW向。鄂尔多斯盆地东南部与西缘怀远运动期不整合面附近地层的产状, 反映其主要受到NE与NW向构造-沉积活动影响, 可能与前寒武纪以及中— 新生代构造活动有关。

寒武系顶部不整合面上、下的地层岩性也存在差异。在鄂尔多斯盆地西北缘棋盘关、卡布其庙、石炭井等区域的不整合面之上可见陆相砂岩沉积, 说明其在怀远运动期间可能经历短暂暴露风化, 且在石炭井处叠加了加里东晚期不整合; 在卡布其庙、三道沟、西崛山、三门峡、西硙口等区域的不整合面之下发育白云岩, 说明前奥陶纪这些地方地势相对较高, 但离石地区的白云岩成因可能与中东部的膏盐岩发育有关。地层对比表明, 鄂尔多斯盆地西缘青龙山剖面与东南部西硙口剖面的不整合面上、下地层岩性相似, 但青龙山剖面不整合面之下的白云岩是自寒武纪三山组沉积期开始发育, 而西硙口剖面直到寒武纪张夏组沉积期才开始出现白云岩(何自新等, 2004)。另外, 海水自寒武纪早期从西南方向逐渐侵入, 在张夏组沉积期基本保持稳定(张春林等, 2023), 可见盆地东南部地势在中寒武世张夏组沉积期开始抬升, 西缘抬升较晚。因此, 推测怀远运动约于502 ma在鄂尔多斯盆地东南部发生, 致使其最先抬升, 之后向盆地西北部逐渐推进。

综合怀远运动期形成的不整合(寒武系顶部不整合)类型和不整合面上、下地层发育以及岩性在鄂尔多斯盆地分布的差异, 可知在前奥陶纪盆地隆坳格局已形成。从中寒武世张夏组沉积末期开始, 鄂尔多斯盆地东南部开始抬升, 并向西北部逐渐推进, 导致中、上寒武统具有不同程度的白云岩化。盆地中部古隆起的削截特征则是在晚寒武世三山子组沉积末期受到怀远运动期的构造挤压(毛丹凤等, 2023)与海平面下降(李相博等, 2021)的共同作用而形成的。盆地东南部自张夏组开始发育白云岩, 厚度约580 m, 比盆地西缘青龙山剖面(白云岩厚度370 m左右)明显偏大, 说明自张夏组沉积期开始, 东南部地势相对周缘处于长期相对稳定状态, 结合奥陶系马家沟组碳同位素的负漂特征(李相博等, 2021), 可知在奥陶纪冶里组— 亮甲山组沉积期, 该地区的沉积活动主要受控于海平面变化。

前人研究认为, 怀远运动发生的时间为中寒武世张夏组沉积期— 早奥陶世, 影响范围覆盖华北大部分地区(宋奠南, 2001)。怀远运动具阶段性特征, 鄂尔多斯盆地边缘与盆内寒武系顶部不整合类型与分布的差异, 可能反映这些地区分别遭受到不同阶段构造活动的影响。

在前人层序研究基础之上, 利用井震标定, 采用地震大格架线剖面约束层位, 建立鄂尔多斯盆地及周缘寒武系与奥陶系之间的地层接触关系( 图 5)。怀远运动在鄂尔多斯盆地内部和边缘形成不整合, 造成的地层剥蚀及其缺失时间在不同位置也不一样, 整体上盆地西北缘、东南缘地层剥蚀较严重, 地层缺失时间约为29.5 Myr、22.8 Myr、7.7 Myr, 或为更短暂的暴露风化, 其中29.5 Myr的时间间隔叠加了盆地中央古隆起活动的影响。根据怀远运动期不整合面上、下地层的岩性特征, 推测怀远运动影响盆地的最晚时间可能在奥陶纪马家沟组一段沉积期, 即地层缺失时间最长约为22.8 Myr, 这与塔里木盆地下奥陶统与中上奥陶统之间的间隔持续时间(刘克奇等, 2006)较一致。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地及盆缘寒武系顶部不整合面上、下地层特征(据田树刚和章雨旭, 1997; 蔡忠贤等, 1997; 何自新等, 2004; 曹金舟等, 2011; 李相博等, 2021; 有修改)Fig.5 Characteristics of strata on and below the top unconformity of Cambrian System in interior and margin of Ordos Basin (modified from Tian and Zhang, 1997; Cai et al., 1997; He et al., 2004; Cao et al., 2011; Li et al., 2021)

图 6主要利用鄂尔多斯盆地内钻遇寒武系顶部不整合面上、下地层的年龄差值来说明该不整合面上、下缺失地层的时间间隔, 其中乌审旗、镇原古隆起处叠加怀远运动前期的不整合时间间隔已被剔除。对于部分叠加了加里东晚期时间间隔的不整合, 则不纳入计算, 而是利用其周围地震、钻井、露头资料约束进行插值运算。结果表明, 寒武系顶部不整合面的时间间隔在鄂尔多斯盆地乌审旗古隆起处最长, 达30 Myr, 镇原古隆起处约26 Myr, 而在盆地周缘时间间隔普遍较短且差异较明显, 为0~10 Myr, 盆地东南缘的时间间隔最短, 为0~2 Myr( 图 6)。鄂尔多斯盆地及周缘不整合面时间间隔的差异, 说明不同位置受到怀远运动的影响程度不同。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆内怀远运动不整合面上、下地层时间间隔Fig.6 Time interval between the upper and lower strata of Huaiyuan movement unconformity in Ordos Basin

结合不整合类型及分布特征, 笔者认为鄂尔多斯盆地及周缘遭受到怀远运动3幕活动影响:(1)自中寒武世张夏组沉积期开始, 鄂尔多斯盆地东南部首先抬升, 逐渐向盆地西南部推进; (2)晚寒武世三山子组沉积末期, 在怀远运动构造挤压作用下, 鄂尔多斯盆地与周缘局部形成明显的隆坳格局, 并遭受剥蚀; (3)早奥陶世冶里组— 亮甲山组沉积期, 盆地及周缘主要受到全球海平面下降的影响, 遭受到不同程度的暴露与风化。总体上, 怀远运动在距今约502 ma开始影响鄂尔多斯盆地及周缘的构造-沉积活动, 持续时间可达22.8 myr。

中寒武世— 中奥陶世, 鄂尔多斯盆地南缘商丹洋、二郎坪洋与北缘的亚洲洋先后发生俯冲闭合(何登发等, 2021), 影响了鄂尔多斯盆地及周缘的古地貌演化。寒武系顶部不同类型不整合在盆地不同区域的分布, 反映怀远运动期古地貌发生变化。 该时期相对海平面先下降再上升共2 mitchum et al., 1997; 任纪舜等, 2016), 导致沉积地层遭受暴露与剥蚀, 故采用印模法可恢复奥陶纪之前的古地貌。由于中奥陶世马家沟组四段沉积期发生最大海侵, 因此文中利用盆地内120余口钻井的马家沟组马一段— 马三段的厚度恢复前奥陶纪的地形差异。

恢复结果表明, 前奥陶纪鄂尔多斯盆地整体呈西高东低的形态( 图 7)。具体可划分为: 环盆地北缘、西缘的岩溶高地; 铜川、洛川、吴起、乌审旗一带的一级斜坡, 乌审旗古隆起此时位于该斜坡区, 在奥陶系沉积前北部隆起仍存在; 延安、榆林与兴县为范围较广的二级斜坡; 东部大宁、绥德、神木一带发育一级洼地; 固原的北部、淳化、合阳发育二级洼地。在前奥陶纪的岩溶高地、乌审旗所在的斜坡区以及绥德的洼地, 岩溶单元内的地形仍存在差异, 如在一级洼地区明显发育2个地层厚值区(约400 m)和2个地层次厚值区(约300 m), 它们自南向北相间发育。同一岩溶单元内的地形差异, 可能反映同沉积期岩溶储集层差异性较强。勘探实践证实, 有利储集层分布于潮坪相的泥云岩和台内洼地相的灰岩中, 或分布于古构造高部位和南缘局部区域的台缘滩、台内滩相沉积中, 储层性质的差异性较大(张春林等, 2021)。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地前奥陶纪古地貌Fig.7 Pre-Ordovician geomorphology in Ordos Basin

怀远运动末期古地貌中的岩溶高地发育岩溶裂缝、孔洞型储集层, 目前已在庆阳古隆起的镇探2井、陇19井发现该类储集层(张春林等, 2021), 它是同沉积期油气运聚的有利指向区。一级斜坡内乌审旗区是该单元内的局部构造高部位, 也是同沉积期的有利油气聚集区。鄂尔多斯盆地局部的高部位, 也是后期奥陶系礁滩储集层发育的有利区。

鄂尔多斯盆地怀远运动早期经历海平面下降影响, 沉积了中、上寒武统。盆地中部过乌审旗古隆起的演化剖面反映该区在奥陶系马家沟组沉积前曾遭受构造挤压而形成古隆起(毛丹凤等, 2023), 在三山子组沉积末期可能受到非对称的南北挤压, 导致盆内、盆缘、周缘隆起遭受不同程度的剥蚀, 在盆地内部及边缘形成不同类型的不整合。

不整合类型可以反映构造活动或海平面的升降(李攀等, 2020)。中寒武世海水从鄂尔多斯盆地西南方向侵入, 随后呈明显的海退趋势; 怀远运动早期主要表现为海退, 后期海侵程度远弱于中寒武世, 故怀远运动期整体表现为相对海平面下降趋势。前人的岩相古地理研究结果显示, 寒武纪徐庄组— 三山子组沉积期, 白云岩的分布自张夏组沉积期开始表现为盆地周缘局部岩性差异较大, 至三山子组沉积期白云岩广泛分布(张春林等, 2023), 说明海平面下降过程中, 盆地周缘存在地形高差, 形成微小高地貌。

三山子组沉积期, 鄂尔多斯盆地及周缘几乎均为白云岩, 说明该时期海退更为明显。盆地西北部石炭井地区与东部地区的低角度不整合、盆内古隆起附近的低角度削截不整合以及不整合面的时间间隔分布特征, 表明受到周缘的商丹洋、二郎坪洋与亚洲洋先后俯冲闭合作用影响, 加之基底结构的非均质性影响(毛丹凤等, 2023), 可能在怀远运动晚期, 即三山子组沉积末期— 奥陶系马家沟组沉积前, 盆地受到强烈的非对称性挤压而形成明显的隆坳格局, 不整合面上、下地层时间间隔最长达22.8 Myr。同时, 盆地周缘不整合面的NW走向, 可能与该活动有关。鄂尔多斯盆缘石炭井、离石地区为局部微幅隆起的翼部, 伴随海平面频繁升降, 形成低角度不整合, 或遭受剥蚀作用形成盆地西北部6~10 Myr的时间间隔; 盆内古隆起相对较宽缓, 被剥蚀后形成低角度削截不整合。该时期是鄂尔多斯盆地明显隆坳格局的形成期, 同时也是岩溶储集层、不整合圈闭、岩性圈闭发育的良好时期。

冶里组— 亮甲山组沉积期, 鄂尔多斯盆地东南部相对稳定, 持续白云岩化。在继承三山子组沉积末期的隆坳古地理格局后, 受全球海平面下降的影响, 在亮甲山组沉积期发生明显的碳同位素负漂现象, 盆地整体几乎全部出露, 仅在盆地东南部以及西缘局部发育冶里组— 亮甲山组沉积。