图 2为石楼北区域南西— 北东向地质剖面A, 并对重要的局部细节进行放大( 图 3)。剖面地层从下至上分别为下奥陶统、马一段、马二段、马三段、马四段、马五段及石炭系8#煤层、5#煤层和石千峰组。

图 2

Fig.2

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	图 2 鄂尔多斯盆地石楼北地区南西— 北东向地质剖面A(剖面位置见图1)Fig.2 NE-SW geological section A of northern region of Shilou area in Ordos Basin(profile site shown in Fig.1)

图 3

Fig.3

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	图 3 鄂尔多斯盆地石楼北地区南西— 北东向地质剖面A局部放大图(剖面位置见图2)Fig.3 Enlarged view of SW-NE geological section A of northern region of Shilou area in Ordos Basin(profile site shown in Fig.2)

从 图 2可以看出, 奥陶系整体厚度变化不大, 西侧地层平缓, 无明显变形, 中部和东侧发育2条逆冲断层F₁和F₃, 主要控制剖面地垒构造的形成。马一段、马三段中有滑脱断层发育, 岩性以盐岩为主, 此外马一段还发育泥质云岩, 马三段还发育粉晶白云岩和含泥白云岩互层。受控于马一段、马三段中的滑脱断层, 马一段— 马五段中发育滑脱褶皱, 褶皱幅度沿垂向向上逐渐减弱, 局部地层有明显的增厚现象。马三段的盐滑脱断层之上还发育有多个呈“ Y” 字左右镜像型的分支断层, 向上破裂至奥陶系顶部但未穿过, 与逆冲断层F₁共同控制马三段— 马五段滑脱褶皱范围内地层厚度的变化, 形成中部揉皱增厚带( 图 3-a)。F₂、F₃、F₄断层的滑移主要发生在马二段及以下的地层中, 三者均为逆断层, 且F₃断层左、右两侧的马一段厚度有明显变化, 表现为上盘厚度减小、下盘厚度增大, 说明受该断层控制强烈( 图 3-b)。整体来看, 该段地层北东高、南西低, 说明其是在石炭纪之后的某个时期开始抬升, 东侧地层发生掀斜, 以冲起带的形式呈现, 反映出鄂尔多斯东缘晋西挠褶带东高西低的构造格局。因此, 根据构造样式可以将该剖面划分为西侧地层平缓带、中部地层揉皱增厚带以及东侧地层掀斜带。根据F₁、F₃断层的顶端点推测, 断层活动时期为奥陶纪之后至石炭纪之前, 也就是加里东运动晚期。

地质剖面B、C为东西向, 分别位于剖面A的北侧和南侧。地质剖面B、C如 图 4所示, 地层发育情况与剖面A相同。剖面B共发育中部揉皱增厚带和东侧冲起带2个构造带, 中部揉皱增厚带中同样发育有逆冲断层F₁以及分支断层, 马一段、马三段中发育有滑脱断层, 伴随滑脱褶皱发育, 局部形成膏盐岩揉皱, 并且厚度比剖面A中部揉皱增厚带大。剖面B东部与剖面A相同, 地层遭受抬升形成掀斜, 受控于逆冲断层F₂和F₃, 区别在于其多了1个小逆冲断层, 断点达马二段底部, 造成马一段局部增厚。剖面C共发育西侧构造平缓带、中部揉皱增厚带、东侧冲起带3个构造带, 地层发育情况与上述2个剖面相同, 西侧地层倾角为2° ~3° , 地层平缓无构造, 中部揉皱增厚带同样主要由逆冲断层F₁控制, 滑脱断层、分支断层发育, 滑脱褶皱顶部形成膏盐岩揉皱, 东侧地层抬高。3个地质剖面的构造相似, 深层构造具分段特征, 依次分为西侧构造平缓带、中部揉皱增厚带和东侧冲起带, 表现为西部地层单斜、构造平缓, 中部地层变形强烈, 断层、褶皱最发育, 而东侧地层抬升, 发育逆冲断层, 但构造平缓, 变形程度低。

图 4

Fig.4

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	图 4 鄂尔多斯盆地石楼北地区西— 东向地质剖面B和C(剖面位置见图1)Fig.4 E-W geological section B and C of northern region of Shilou area in Ordos Basin(profile site shown in Fig.1)

为了研究晋西挠褶带中南段浅层地质结构特征, 笔者选取石楼北区域东部万年饱野外剖面进行研究。该剖面除花岗岩外, 地层自老到新有吕梁山群(谷罗沟组、万年饱组、雪玲组)、长城系、中寒武统、上寒武统、奥陶系(冶里组、亮甲山组、下马家沟组、上马家沟组)以及中更新统, 长城系石英砂岩与下伏吕梁山群呈角度不整合接触。地层厚度整体较小, 靠近石楼北地区地层较陡, 倾角约为40° , 部分被黄土覆盖。该剖面发育3条较陡的逆断层, 根据地质图推测F₁断层倾角为80° , F₂和F₃断层倾角均为70° 。F₁断层下盘向斜发育, 褶皱的地层包括长城系、中寒武统、上寒武统、冶里组和亮甲山组, 上盘花岗岩被抬升并暴露在地表。F₂断层上盘为花岗岩, 下盘为花岗岩、长城系、中寒武统, 之上地层被剥蚀。F₃断层上盘为吕梁山群的万年饱组和谷罗沟组, 下盘为谷罗沟组、长城系和中寒武统, 地层产状靠近断层较陡, 向东逐渐变缓。

野外露头观测位于万年饱剖面东部, 有4个观测点如 图 5中红点所示, 从西至东分别为观测点a、b、c和d。观测点a为太古界吕梁山群的万年饱组, 岩性为表面呈绿色、黑色、紫色的片麻岩和混合岩( 图 6-a), 为高温变质产物, 属于吕梁隆起的东翼。观测点b为毛庄组紫红色薄层砂岩, 其与下伏肉红色、灰白色霍山组砂岩呈平行不整合接触( 图 6-b), 霍山组砂岩产状为140° ∠32° , 毛庄组产状为145° ∠40° 。观测点c为徐庄组, 底部为紫红色、灰绿色薄层泥岩, 上部为灰白色薄板状含泥质条带灰岩, 可观测到徐庄组层间变形强烈, 层面之间发生剪切运动, 发育层间滑脱褶皱( 图 6-c), 属燕山运动期产物; 观测点d为张夏组灰白色鲕粒灰岩、薄层泥晶灰岩, 含沥青( 图 6-d), 产状为155° ∠6° 。推测霍山组砂岩— 毛庄组— 徐庄组— 张夏组的沉积环境为滨岸→ 潮坪→ 台洼→ 台地, 与鄂尔多斯盆地中东部相似。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地石楼北地区东侧万年饱构造地质剖面(剖面位置见图1)Fig.5 Geological structural section of Wannianbao area on east side of northern region of Shilou area in Ordos Basin (profile site shown in Fig.1)

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地万年饱地区野外露头照片 a— 万年饱组(ALw)片麻岩和混合岩; b— 毛庄组(Э 1mz)与霍山砂岩(Pt2h)界限; c— 徐庄组(Э 2x)灰岩, 层间滑脱褶皱发育; d— 张夏组(Э 2z)灰岩, 含沥青Fig.6 Field photographs of outcrop in Wannianbao area, Ordos Basin

总之, 地震剖面与野外剖面均显示石楼北地区东侧冲起带与吕梁隆起的形成有关, 并且其发育的地层相同, 推测晋西挠褶带的形成受吕梁隆起影响较大。

在地质剖面解释和野外露头观察基础上, 为了对鄂尔多斯盆地东部构造特征、演化以及东部边界进行进一步研究讨论, 经过石楼北区域沿剖面A同一南西— 北东方向构建1条区域地质大剖面AB( 图 7)。剖面AB横跨伊陕斜坡— 晋西挠褶带— 吕梁隆起, 地层较为齐全, 出露的地层东部老、西部新, 从东至西依次为太古界、元古界、寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系。在吕梁隆起处海拔可达2000 m以上, 上覆地层被剥蚀, 古元古界的界河口群变质岩体和太古界的花岗岩、混合花岗岩暴露在地表, 局部被第四系的松散堆积物覆盖。鄂尔多斯盆地东缘东部的构造比西部更复杂, 构造样式更加多样, 靠近离石大断裂两侧断层发育, 多为南— 北向或者南西— 北东向断层。晋西挠褶带中北部褶皱、鼻状构造多发育, 南部断层或鼻状构造很少(朱定伟等, 2013)。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地东缘地质图及剖面位置(底图据长庆油田, 有修改)Fig.7 Geological map of eastern margin in Ordos Basin and study profile location(base map modified from Changqing Oilfield)

从区域地质大剖面AB可以看出, 鄂尔多斯东缘整体上呈北东高、南西低的构造格局( 图 8), 构造样式可以分为3个部分: 第1部分是剖面西部, 地层平缓, 向西缓倾, 即盆地内伊陕斜坡构造单元; 第2部分是晋西挠褶带南部石楼北区域, 下古生界发育F₁、F₂逆冲断层, 马一段、马三段发育顺盐岩滑脱断层, 伴生发育滑脱褶皱, 小的分支断层与其共同控制地层厚度, 使局部地层厚度有明显的增大或减小现象, 东部地层呈明显的抬升挠褶; 第3部分是东侧吕梁隆起, 地层遭受到强烈抬升剥蚀, 地表出露F₃和F₄断层, 倾向相反, 倾角均为70° 。F₃断层为正断层, 上盘地层包括太古界混合花岗岩、中— 上寒武统、下奥陶统、中— 上石炭统、下二叠统以及第四系沉积物, 下盘地层包括古元古界界河口群、中— 上寒武统、下奥陶统、中— 上石炭统、二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系。有3组不整合接触关系出现, 分别是寒武系与下伏界河口群或花岗岩、奥陶系与寒武系、石炭系与奥陶系。F₃断层断距较大, 下盘地层遭受剥蚀, 界河口群出露在地表, 上盘被剥蚀至二叠系, 第四系沉积物覆盖在大部分区域。F₄断层为逆断层, 断距较小, 上盘地层与F₃断层的上盘相同, 下盘地层仅为太古界的花岗岩, 在局部有零星的寒武系出露, 说明吕梁隆起发生过剧烈的抬升剥蚀。F₃断层发育在背斜核部, 上盘地层受到F₃、F₄断层的共同控制形成了向斜褶皱, F₄断层处也形成了一个背斜, 最大剥蚀厚度可达3.6 km。

图 8

Fig.8

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	图 8 鄂尔多斯盆地过石楼北地区南西— 北东向区域地质大剖面图Fig.8 Large geological section in NE-SW direction through northern region of Shilou area in Ordos Basin

基于对区域地质大剖面AB的构造分析结果, 运用2D-move软件对其进行反演和正演的模拟, 根据断层相关褶皱理论、几何学和运动学原理, 最终建立了如 图 9、图 10所示的构造反演剖面和正演模型。构造反演剖面是在理论基础之上, 根据沉降、构造发育的先后顺序, 先进行去断距化和去褶皱化, 再按由今至古的顺序进行层拉平。构造正演是根据反演剖面的长度、形状、断层角度和地层缩短量等数据, 通过构建具体的构造模型来分析地层是如何演变成现今的构造样式。

图 9

Fig.9

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	图 9 鄂尔多斯盆地东部南西— 北东向2-D Move 构造演化剖面示意图Fig.9 Schematic diagram of NE-SW-trending 2-D Move structural evolution profile in eastern Ordos Basin

图 10

Fig.10

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	图 10 鄂尔多斯东部南西— 北东向2D Move 正演模拟剖面示意图Fig.10 Schematic diagram of NE-SW-trending 2D Move forward modeling profile in eastern Ordos Basin

构造反演剖面现今长度为263.76 km, 海拔最高可达2000 m, F₁、F₂断层是地质剖面中的2条逆冲断层, 而F₃、F₄断层出露地表, 为高陡断层, 角度均为70° , 其中F₃为正断层, F₄为逆断层。以寒武系为标志层进行模拟, 结果表明从加里东晚期到白垩纪的地层缩短量为3.14 km, 缩短率为1.18%, 并计算出同时期地层抬升的高度为3.82 km, 前寒武纪地层长度约为266.9 km。

正演模拟时, 前寒武纪地层设置长度为266.9 km, 共构建6条断层: F₁、F₂断层为地质剖面中的2条主控断层; F₃、F₄断层是模拟出露在地表的断层, 断层角度设置为70° , F₃断层断距设置为1.3 km, F₄断层断距设置为0.15 km; 基底构造楔模型设置为2条断层F₅、F₆, 逆冲断层F₅倾角设置为15° , 反冲断层F₆设置有2段断坡, 角度分别为14° 和25° , 沿楔端点滑动的距离为36.58 km, 滑动之后反冲断层F₆的第1段断坡角度变成29° 。同样以寒武系为标志层进行模拟, 结果表明从加里东晚期到白垩纪的地层缩短量为3.15 km, 缩短率为1.18%, 挤入的构造楔造成的地层抬升最高高度为3.63 km。所得正演模型模拟结果与原始地层剖面、构造反演剖面大致吻合。

根据上述构造分析和模拟, 对对鄂尔多斯盆地东缘构造演化阶段进行探讨分析。

1)前寒武纪。新太古代— 古元古代, 华北克拉通先后发生~2.5 Ga和1.98~1.80 Ga两次大规模的构造变质事件。其中, ~2.5 Ga的构造热事件在全球早前寒武纪地质历史上占据重要地位, 期间发生大规模的岩浆作用, 伴随强烈变质作用(肖玲玲等, 2021)。华北克拉通结晶基底最终拼合、固结是在“ 吕梁运动” 时期, 即在1.8 Ga前结束, 并在此之后进入了地台演化阶段(赵国春等, 2002; 赵国春, 2009)。鄂尔多斯东缘基底为新太古代至古元古代TTG片麻岩、表壳岩、镁铁质岩墙及同构造或后构造花岗岩类(Krö ner et al., 2005; 赵瑞幅等, 2011), 东侧的吕梁山区主要以新太古代— 古元古代地质体为基底, 由太古界花岗岩、混合花岗岩和界河口群岩浆杂岩组成, F₁、F₂断裂此时发育但并未开始运动。中元古界汉高山群仅分布在吕梁山中段, 位于AB大剖面北侧。中元古代至古生代华北板块相对较为稳定, 鄂尔多斯古陆南北两侧在前寒武纪末已经发育为稳定的被动大陆边缘(张福礼, 2002; 王雪莲等, 2005; 赵振宇等, 2012)。

2)寒武纪— 奥陶纪。早— 中寒武世, 鄂尔多斯继承晚元古代后期的应力特征, 表现为区域伸展(赵振宇等, 2012), 除古隆起外均接受海相沉积, 变质岩结晶基底之上发育以碳酸盐岩为主的陆表海相沉积建造。蓟县运动造成早寒武纪大部分地层缺失(胡波等, 2013), 此时鄂尔多斯大部分区域为海相沉积环境, 但吕梁地区位于构造高部位, 处于古陆状态, 缺失早寒武世沉积。早寒武世晚期海侵扩张, 华北克拉通整体沉降接受沉积, 海平面上升, 中寒武统直接覆盖在结晶基底之上, 形成角度不整合接触, 该次海侵在中寒武世张夏期达到全盛。早奥陶世, 轻微的海侵使得鄂尔多斯东缘沉积了较薄的冶里组及亮甲山组, 至马家沟组沉积期海侵范围再次扩大, 鄂尔多斯东缘及内部稳定沉降, 大套碳酸盐持续沉积。奥陶纪是鄂尔多斯早古生代地层的主要发育时期, 除西缘有断裂展布外, 内部无断裂活动与分布(王猛等, 2019), 前寒武纪形成的逆冲断层F₁、F₂此时仍未活动。

3)加里东晚期。加里东运动使得鄂尔多斯地块普遍抬升、剥蚀, 由之前的陆表海结构转变为克拉通陆内坳陷。加里东晚期, 石楼北地区深部逆冲断层F₁、F₂开始活动, 向上突破至奥陶系顶部但未穿过。奥陶系马家沟组中马一段和马三段发育顺盐滑脱断层以及滑脱褶皱, 局部地层形成盐岩揉皱区, F₁、F₂断层的活动对沉积无控制作用。经过加里东运动改造后, 鄂尔多斯东缘缺失志留系和泥盆系, 至晚石炭世再次接受沉积, 直接覆盖在奥陶系之上, 形成平行不整合接触。

4)晚石炭世— 三叠纪。晚石炭世海侵使鄂尔多斯东缘处于海陆交互相或海相的环境, 沉积灰岩、砂岩夹煤层, 沉积厚度较小。早二叠世— 晚二叠世, 鄂尔多斯东缘海侵进入消减期, 沉积大套紫色、紫红色、砖红色砂岩和泥岩, 晚二叠世由于海水逐渐退出而转变为陆相沉积(陈世悦, 1998), 该格局一直持续到早三叠世。早三叠世, 鄂尔多斯构造格局未有太大变化, 三叠纪末印支运动造成区域被整体抬升, 标志着鄂尔多斯盆地在中生代正式形成, 开启新的沉积格局(王双明, 2011)。

5)侏罗纪— 早白垩世。燕山期是鄂尔多斯东缘构造主要形成的时期。受到东西向的挤压应力, 基底构造楔沿楔端点挤入, 上部地层受到楔体以及反冲断层滑动的影响, 鄂尔多斯东部整体发生剧烈掀斜抬升, 并伴随褶皱的形成, 部分断层持续活动。鄂尔多斯盆地内西倾大单斜开始形成(赵红格等, 2007), 角度为2° ~4° , 表现出从拉张裂解到挤压板内造山的构造转变。以寒武系为标志层进行模拟, 发现在这期变形中的剖面地层缩短量约为3.14 km, 缩短率为1.18%, 地层抬升高度最大约3.82 km。在东侧吕梁隆起处发育2条倾向相反的正断层F₃和逆断层F₄, 倾角均为70° , 此时2条断层并未有活动迹象。

6)新生代。F₃、F₄断层活动, 鄂尔多斯东缘持续抬升, 并发生褶皱变形。吕梁地区加速隆升, 上新世以来隆升作用进一步加剧(赵俊峰等, 2015), 白垩系— 寒武系地层均遭受剥蚀, 界河口群出露至地表, 吕梁隆起处太古界花岗岩被抬升至2000 m。最终, 鄂尔多斯东缘受到风化剥蚀作用形成现今的构造格局, 第四系沉积物在向斜处有局部覆盖。

综上, 前寒武纪, 吕梁运动的结束标志着鄂尔多斯地块基底的形成; 寒武纪— 奥陶纪, 海侵扩张, 华北克拉通整体下降接受沉积; 加里东晚期鄂尔多斯东缘石楼北地区深部基底断裂活动, 奥陶系膏盐岩层中形成盐滑脱褶皱。之后, 鄂尔多斯东缘沉积二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系, 在燕山期鄂尔多斯东缘整体受到东西向的挤压应力, 基底有构造楔挤入, 上部地层隆升, 鄂尔多斯东缘形成掀斜形态, 后期构造变形强烈、地层严重剥蚀。前人提出晚侏罗世变形是多向挤压动力作用的结果(张岳桥等, 2006), 在这一动力作用过程中, 来自鄂尔多斯盆地西缘、北缘和南缘的作用力也可能对东部边界带的变形产生一定的影响(廖昌珍等, 2007), 如来自北部的西伯利亚板块与古亚洲构造带汇聚碰撞产生的远程构造作用, 还有来自拉萨地块与羌塘地块的碰撞产生的西南方向的挤压(董树文等, 2007)。新生代, 吕梁隆起受到强烈挤压应力作用, 加速隆升, 同时对晋西挠褶带的掀斜构造形态也有一定影响; 晋西挠褶带及吕梁隆起遭受差异风化剥蚀, 最终形成了现今的鄂尔多斯东缘构造样式。