根据沉积物的矿物成分、岩性组合、沉积组构和组分含量以及沉积构造等指相标志, 同时根据野外剖面、钻井岩心观察及室内薄片鉴定的岩石类型, 按照曾允孚和夏文杰(1986)分类描述, 然后参照Dunham(1962)分类方案归类, 结合Flü gel(2010)修订的Wilson(1975)模式标准微相确定微相类型。可细分为10种微相类型, 分别为MFT1— MFT10。

3.1.1 MFT1

岩性为盐岩, 透明无色或淡肉红色, 主要成分为氯化物, 含量大于99%。主要形成石盐, 富集钾可形成钾盐。代表海水高度浓缩阶段盐湖沉积, 该微相常见于向上变浅沉积序列的顶部, 多发育于马家沟组马五₆亚段。

MFT1-1: 钠岩, 透明无色, 成分为NaCl, 含钠39.4%, 氯60.6%, 常含有溴、铷、铯等元素。下部常为膏岩、云膏岩, 向上可出现钾盐(图 2-a)。

图 2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 2 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组沉积微相(一) a— 钠盐, S473井, 3820.63 m; b— 钾盐, M3井, 3177.83 m; c— 团块状膏岩, L144井, 3761.50 m; d— 纹层状膏岩, J1井, 3754.97 m; e— 板状石膏, M3井, 3046.33 m; f— 结核状石膏, S473井, 4077.38 m; g— 纹层状微粉晶云岩, 单偏光, M3井, 2972.80 m; h— 纹层状微粉晶云岩, 单偏光, M1井, 2618.20 m; i— 砂屑云岩, 单偏光, S203井, 3921.30 m; j— 鲕粒云岩, 正交偏光, T38井, 3612.00 mFig.2 Sedimentary microfacies of the Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin(Ⅰ )

MFT1-2: 钾岩, 淡肉红色、肉红色, 成分为KCl, 含钾52.5%, 氯47.5%, 常微含气态、液态包体和溴、铷、铯等。下部常为钠盐, 顶部与钠盐、膏岩及白云岩过渡, 代表海水高度浓缩阶段盐湖沉积(图 2-b)。

3.1.2 MFT2

岩性为膏岩, 浅灰色— 乳白色, 主要成分为石膏(CaSO₄或CaSO₄· 2H₂O), 代表膏盐湖沉积。常见于向上变浅序列的中上部。可细分为团块状膏岩和纹层状膏岩。

MFT2-1: 团块状膏岩, 此类膏岩呈灰白色到乳白色(图 2-c), 岩心上可见大小不一、形状各异的瘤状或团块状硬石膏集合体, 不规则分布于岩石中, 常呈密集分布, 大小相差悬殊, 形状不规则, 从1 cm到数厘米不等。常见大的石膏晶体围绕小的晶体核, 出现在浅湖环境, 代表了膏盐湖沉积。

MFT2-2: 纹层状膏岩, 岩心上常为明暗交替的云膏条纹互层产出, 纹层厚度0.1 mm到数厘米不等(图 2-d)。其中暗色条纹为泥粉晶白云岩, 根据泥质含量高低颜色由灰褐色向黑色过渡。亮色条纹为膏岩, 灰白色到乳白色之间, 常被机械作用折扭变形或断裂。纹层状膏岩可因硬石膏含量的多少, 出现膏质纹层由断续、不连贯向稳定、连续的膏质纹层过渡。根据云膏的相对含量可划分为纹层状云质膏岩、含云膏岩或层状膏岩。镜下可见石膏多呈针状自形晶水平定向排列, 而云质纹层呈断续状或揉皱变形。纹层状膏岩多由下伏泥晶白云岩因膏质含量增加而渐变演化形成, 同时云膏韵律互层的特征说明是水体盐度渐次咸化的水下沉积而成(李凌等, 2012)。该类岩石在研究区内发育频率高, 分布规模大, 纹层连续或断续, 代表膏盐湖沉积。常出现在共生体系的中上部, 其下发育泥晶云岩、含膏云岩, 上部可叠置颗粒白云岩、微生物白云岩、蒸发岩类。

3.1.3 MFT3

岩性为含膏云岩, 颜色呈灰色、深灰色。根据白云石和石膏的相对含量可划分为含膏云岩、膏质云岩、膏岩。石膏呈针状、板状、结核状等形态分散在均匀致密的泥微晶白云岩中。部分石膏经去膏化作用形成铸模孔, 后期被方解石或石英充填。根据石膏在云岩中的产出状态不同可分为板状石膏和结核状石膏, 代表萨布哈潮上带沉积环境。

MFT3-1: 含膏云岩, 石膏呈板状。岩心上可见晶形很好的板条状石膏分散分布, 有一定的成层趋势(图 2-e)。微观下, 板状石膏被泥晶云岩分隔开, 彼此之间不接触。板状石膏自形程度高、晶形粗大, 常发育在泥晶云岩中, 向下可见结核状石膏, 反映了萨布哈— 潮上上带沉积环境。此类石膏发育频率较低, 主要出现在向上变浅序列的顶部。

MFT3-2: 含膏云岩, 石膏呈结核状。这类石膏在岩心上呈独立个体, 大小不一, 从1 mm到数厘米不等(图 2-f)。形状不规则, 大多数为椭球状到近圆状。常呈密集分布, 往往一个大结核周围伴生许多小结核。随着膏质含量增大, 石膏结核逐渐连接成层, 形成纹层状。常发育于白云岩中, 反映了萨布哈— 潮上下带的沉积环境, 常见于向上变浅序列的顶部, 在共生体系中向上可见板状石膏。

3.1.4 MFT4

岩性为纹层状微粉晶云岩, 灰色、深灰色, 白云石含量80%~85%, 泥质含量约10%, 方解石5%~10%(图 2-g)。微晶— 粉晶结构, 晶体细小自形程度差。常含有泥质, 当泥质含量较多时形成泥质条纹微粉晶云岩。泥质分布不均匀, 多呈条带状产出, 构成纹层或条带状构造(图 2-h)。该微相常见于向上变浅序列的顶部, 在研究区内分布广泛, 代表潮间— 潮上带沉积环境。

3.1.5 MFT5

岩性为颗粒云岩, 可细分为砂屑云岩、鲕粒云岩和残余砂屑云岩, 均为亮晶胶结, 反映高能沉积环境。

MFT5-1: 砂屑云岩, 多为灰色、浅灰色。具砂屑结构, 主要成分为白云石, 含量大于95%, 砂屑含量约占80%(图 2-i)。砂屑成分与基质相同, 砂屑间充填细晶白云石。砂屑呈次圆— 圆状, 磨圆较好、分选中等。发育晶间孔, 部分可见砂屑被亮晶方解石胶结。该微相多见于向上变浅序列中上部或者向上变深序列的下部, 代表相对高能滩相沉积环境。

MFT5-2: 鲕粒云岩, 岩心上为灰色、灰褐色, 具鲕粒结构, 鲕粒含量75%~80%, 亮晶胶结(图 2-j)。鲕粒由泥微晶白云石组成, 核心多为藻屑, 相对较暗, 鲕粒多为圆球状到椭球状, 分选较好, 粒径300~800μ m。鲕粒间为孔隙或亮晶方解石充填, 鲕粒云岩多分布于次级坳陷周边, 代表相对高能滩相沉积环境。

MFT5-3: 残余砂屑云岩, 岩心上多为浅灰色、灰白色, 呈厚层状产出, 具有残余砂屑结构(图 3-a)。主要成分为白云石, 含量大于95%, 白云石晶粒自形程度高, 细晶白云石晶粒呈紧密镶嵌接触。砂屑含量80%~90%, 主要由泥微晶白云石组成, 砂屑间充填粉晶基质, 发育晶间孔, 残余粒间孔和粒间溶孔发育良好, 局部可见砂屑被亮晶方解石胶结。镜下可以观察到颗粒的重结晶现象(图 3-b)。其组分颗粒是由固结或弱固结的泥晶— 微晶白云石在高能水体作用下经机械破碎、搬运再沉积的, 是多期海平面升降叠加产物, 代表潮间高能沉积, 原岩为砂屑灰岩, 经白云石化和重结晶作用形成残余砂屑结构, 宏观上与细晶白云岩相似。该微相见于向上变浅序列上部。

图 3

Fig.3

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图 3 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组沉积微相(二) a— 残余砂屑云岩, 正交偏光, E9井, 3885.90 m; b— 残余砂屑云岩, 正交偏光, E8井, 3924.80 m; c— 粉— 细晶白云岩, 正交偏光, T33井, 3117.95 m; d— 细晶云岩, 正交偏光, M52井, 2462.30 m; e— 枝状叠层石, M75井, 2548.00 m; f— 凝块结构, 正交偏光, J2井, 3581.83 m; g— 生物扰动云岩, S29井, 2450.40 m; h— 生物扰动云岩, 单偏光, F4井, 2529.90 m; i— 纹层状微晶灰岩, M3井, 3028.40 m; j— 泥质条带云灰岩, 单偏光, M3井, 3028.30 m; k— 微晶颗粒灰岩, 单偏光, M1井, 2620.30 m; l— 亮晶砂屑灰岩, 单偏光, M1井, 2626.93 mFig.3 Sedimentary microfacies of the Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin(Ⅱ )

3.1.6 MFT6

岩性为粉— 细晶白云岩, 岩心上多为浅灰色, 白云石晶粒含量大于95%, 粒径在0.05~0.1 mm之间(图 3-c, 3-d), 含极少量残余泥晶方解石基质。为准同生期白云石化作用的产物, 常呈厚层状, 晶粒较均一, 是由高盐度卤水快速交代沉积物形成的。白云石结晶速度较快, 形成以粉— 细晶为主、自行程度较差的晶体。粉— 细晶白云岩常见于潮坪上部蒸发环境。

3.1.7 MFT7

岩性为微生物云岩, 由微生物作用形成, 可细分为叠层石云岩和藻凝块云岩。

MFT7-1: 叠层石云岩, 岩心上为灰色、浅灰色, 叠层构造, 多为枝状产出(图 3-e)。叠层石白云岩发育由沉积物周期性的沉积与底栖微生物粘结捕获细粒沉积物形成的明暗相间的纹层状叠层构造。纹层厚度一般为毫米级, 侧向上纹层连续性不好, 常被间断为丘状, 彼此联结在一起, 整体形成具有向上生长趋势的柱状体。镜下可见亮色纹层稍厚, 所含有机质含量低, 以微晶白云石为主。暗色纹层较薄, 为藻白云石, 藻格架孔内充填亮晶方解石。叠层石间充填石膏及藻屑, 含量5%~10%, 局部可见窗格孔, 大多已经被亮晶方解石或白云石胶结物充填或半充填。该微相见于向上变深沉积序列的中下部, 代表潮间带沉积环境。

MFT7-2: 藻凝块云岩, 岩心上为灰色、深灰色, 是由底栖微生物群落形成的, 具有典型的凝块结构(图 3-f)。藻凝块色暗, 不规则状相互粘结, 主要由泥微晶白云石组成, 局部可见重结晶现象, 彼此联结成枝状或网格状格架。凝块间孔隙发育, 常被亮晶胶结物充填。藻凝块边缘清晰, 凝块间被亮晶方解石胶结, 二者界线清晰, 凝块边缘伸向胶结物, 亦可见较小藻屑分散分布, 藻凝块常与藻砂砾屑共生。该微相多见于向上变浅序列的中上部, 代表潮间带沉积环境。

3.1.8 MFT8

岩性为生物扰动(灰)云岩, 常见生物扰动构造, 有生物扰动云岩、生物扰动灰岩、生物扰动云灰岩等不同类型(图 3-g)。岩心上呈浅灰色到深灰色, 白云石含量60%~90%, 方解石含量5%~15%, 泥质含量5%~10%。生物扰动因素使岩心表面呈现不均一的豹皮状或花斑状, 被扰动处的白云石晶形发育较好, 晶体较大, 以自形粉— 细晶白云石为主。未被扰动处的白云石晶形发育较差, 晶体微小, 具有微晶结构(图 3-h)。该微相多见于向上变浅或向上变深序列的中部, 发育各种类型的生物潜穴和遗迹构造, 代表潮间下带— 潮下上带沉积环境。

3.1.9 MFT9

岩性为纹层状微晶灰岩, 岩心上呈深灰色、黑色, 方解石含量大于90%, 泥质含量5%~10%, 泥质呈纹层状或条带状产出, 可见水平层理, 偶见同沉积变形构造(图 3-i, 3-j)。指示低能高盐度潟湖环境, 最初为文石沉积, 在高盐度环境下可形成放射状鲕粒。该微相常见于向上变浅沉积序列中下部或向上变深序列上部, 代表潮下低能静水沉积环境。

3.1.10 MFT10

岩性为微晶颗粒灰岩, 岩心上呈灰色、浅灰色, 主要组分为微晶方解石, 含5%~10%的砂屑(图 3-k), 砂屑结构, 砂屑大小0.5~2 mm, 砂屑之间亮晶胶结(图 3-l), 说明水动力条件较强, 磨圆好, 呈次圆状到椭球状, 分选中等。该微相常见于向上变浅序列的中上部, 代表潮下上带受潮汐作用搅动的沉积物。

沉积序列是通过岩相组合判断环境动力条件及推测沉积环境的有效手段, 可以排除单个岩相的不确定性, 进而更客观地认识沉积环境演化过程(苏中堂等, 2021)。将以上划分出的10个碳酸盐岩-膏盐岩共生体系沉积微相与碳酸盐岩标准微相相对照, 并结合该地区地质资料, 生物化石等地质证据综合分析认为马家沟组沉积环境为潮坪— 潟湖环境。依据平均高潮面、平均低潮面和正常海平面将其细划分出潮上带、潮间带、潮下带3类亚环境, 微相构成4类不同的沉积序列(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组沉积序列 MA1— 白云岩— 含膏云岩— 泥云岩, S15井, 3964.0~3966.5 m; MA2— 团块状膏岩— 藻凝块云岩— 白云岩, S473井, 3932.0~3934.3 m; MA3— 砂屑云岩— 纹层状云质膏岩— 钠盐, S473井, 4269.8~4270.8 m; MA4— 纹层灰岩— 搅动灰岩— 扰动灰云岩— 白云岩, Jt1井, 3800.5~3805.0 mFig.4 Sedimentary sequences of the Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin

3.2.1 MA1: MFT6-MFT3-2-MFT4

该序列下部为白云岩、砂屑云岩及鲕粒云岩, 中部为结核状含膏云岩夹膏质条带, 向上演变为泥云岩。

该序列反映潮间上带沉积环境, 代表向上变浅的沉积过程, 序列底部发育白云岩、砂屑云岩或者鲕粒云岩, 随着蒸发作用的进行, 水体变浅膏质含量增多向上演变为结核状含膏云岩。当沉积环境以潮间带为主时, 随海平面波动, 白云岩与膏岩盐构成韵律层, 常见白云岩夹于膏岩间。该微相沉积序列主要见于鄂托克前旗及其东部地区, 典型钻井为T112井。

3.2.2 MA2: MFT2-1-MFT7-2-MFT4-MFT6-MFT3-1

该序列下部为团块状膏岩、纹层状膏岩或结核状含膏云岩, 中部为藻凝块云岩或藻纹层云岩、藻砾屑云岩, 向上演变为纹层状云岩、含板状硬石膏云岩。

该序列反映潮间下带沉积环境, 发育向上变深的沉积序列。序列底部发育团块状膏岩、纹层状膏岩或结核状含膏云岩, 向上随着沉积水体加深, 盐度到达适合微生物发育的水平, 形成藻纹层云岩、藻砾屑云岩及藻丘云岩, 顶部演变为纹层状白云岩、含板状硬石膏云岩。结核状、团块状石膏指示弱水动力带, 水体较浅, 蒸发强烈。纹层状白云岩指示水动力条件弱, 水体相对较深。该微相序列常见于靖边及其西部地区, 典型钻井为S473井。

3.2.3 MA3: MFT4-MFT3-MFT2-2-MFT1-1

该序列下部为白云岩、纹层夹砂屑云岩, 中部为层状膏云岩— 层状云膏岩、团块状膏岩, 向上演变为钠盐。

此微相序列反映潟湖沉积环境, 代表向上变浅的沉积序列。序列底部发育白云岩、纹层夹砂屑云岩, 随着沉积水体进一步蒸发浓缩, 形成层状含膏云岩, 膏质含量不断增加形成层状膏岩、团块状膏岩, 在序列顶部析出石盐, 代表盐湖沉积的最后阶段。序列底部白云岩由高盐度卤水交代早期方解石形成, 随着卤水进一步蒸发浓缩沉积层状膏质云岩, 水体变浅, 沉积层状膏岩、团块状膏岩。该序列是典型的盐岩沉积序列, 反映了干旱条件下潟湖内水体不断蒸发浓缩直至盐岩沉积阶段, 其岩性由白云岩、膏岩向盐岩过度。沉积水体逐渐浓缩变为卤水, 纹层状膏岩指示潟湖弱水动力带高盐度沉积环境, 反映静水沉积、水动力微弱、以蒸发作用主导。该微相序列组合常见于S473井一带, 典型钻井为S473井。

高海平面期, 潟湖内沉积环境水体变深, 形成由膏岩向白云岩过渡的淡化序列。序列底部为层状膏岩, 随着外来水体的加入形成团块状膏质云岩, 在顶部形成含板状石膏云岩。膏岩演变为白云岩指示潟湖内卤水淡化, 水体加深, 反映高海平面期外来海水对潟湖内卤水的稀释作用。该微相序列常见于靖边及其东部地区, 典型钻井为S473井。

3.2.4 MA4: MFT9-MFT10-MFT8-MFT6

该序列下部为纹层状微晶灰岩、砾屑灰岩, 中部为搅动灰岩、弱扰动灰云岩及生物扰动云岩, 向上演变为白云岩、砂屑云岩。

该微相序列指示潮下带沉积环境, 发育向上变浅的沉积序列。序列底部为纹层状微晶灰岩, 指示潮下带静水环境。向上水体变浅到达浪基面附近, 搅动作用开始出现, 形成“ 搅动灰岩” 。发育弱扰动灰云岩, 指示沉积水体进一步变浅、盐度升高, 岩性过渡为白云岩, 生物作用开始强烈。该微相序列随沉积水体变浅由扰动灰云岩继续发育为白云岩, 局部地貌高地已位于正常浪基面以上, 已具备形成颗粒滩的条件, 伴随强水动力淘洗, 颗粒快速堆积, 沉积砂屑云岩, 滩顶开始发育大量砾屑。海退达到最大规模, 开始海侵初期的高能海侵水体, 携带暗色泥质, 形成纹层状泥云岩。该微相序列常见于靖边西部地区, 典型钻井为Jt1井。

碳酸盐岩-膏盐岩共生体系中膏盐岩封闭性能好、控油气能力强, 可形成良好的盖层; 白云岩具有孔隙度高、储集性能好、良好的抗压实性和脆性的特点, 是油气资源的主要储集层, 碳酸盐岩-膏盐岩共生体系可构成良好的储盖组合。白云岩储集层主要发育在潮上— 潮间带及潟湖沉积环境, 横向上白云岩与膏盐岩发生相变过渡, 纵向上白云岩与膏盐岩交替发育。白云岩储集层主要为颗粒云岩和粉细晶白云岩, 孔隙发育, 可形成膏模孔、粒间孔或粒间溶孔、晶间孔或晶间溶孔。膏模孔主要发育于潮上带沉积环境, 共生体系中膏盐岩常呈结核状或纹层状与白云岩共生, 膏盐岩本身属于易溶组分, 极易受到大气淡水或地下水的淋滤而发生溶蚀, 形成膏模孔、膏溶角砾砾间孔。粒间孔主要形成于早期表生环境, 具有明显的组构选择性(胡素云等, 2016)。共生体系中膏盐岩对白云岩储集层的形成发育具有重要的控制作用, 形成膏盐岩的蒸发环境会促进白云石化作用的进行,

方解石被白云石替代, 导致其体积缩小约14.8%, 从而使原生孔隙度提高(Huo et al., 2020)。共生体系下的膏盐岩还会促进微生物硫酸盐作用(BSR)和硫酸盐还原作用(TSR), 生成白云岩并进一步提高孔隙度, 改善白云岩储集层质量(朱光有等, 2006; Jiang et al., 2018)。

马家沟组马五₁₀亚段— 马五₆亚段横向对比表明(图 5), 纵向上依次发育潮下灰坪相、云坪相、膏盐湖相, 形成微相灰岩、白云岩、膏盐岩, 即纵向上沉积水体向上变浅、盐度增加。横向上自西向东, 从L105井到Y9井, 蒸发岩地层厚度明显增加, 盐度也随之升高, 在盆地西部Y9井处发育膏盐湖沉积, 即横向上自西向东地层沉积厚度不断增加, 且盐度升高。L105井位于盆地西部, 主要发育云坪沉积环境, 形成白云岩微相; Jt1井、Lt1井位于盆地中部, Jt1井发育云坪相向膏云坪相过渡, 形成白云岩、膏云岩微相; Lt1井发育潮下灰坪相— 云坪相— 膏盐湖相过渡, 形成灰岩、白云岩、膏盐岩微相; Y9井位于盆地东部, 发育潮下灰坪相— 云坪相— 膏盐湖相过渡, 形成灰岩、白云岩、膏盐岩微相。从沉积相对比图中可以看出, 马家沟组沉积期鄂尔多斯盆地自西向东依次由云坪相向膏盐湖相过渡, 地层厚度增加, 膏盐岩沉积厚度也随之增加, 且盐度升高。

图 5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 5 鄂尔多斯盆地马家沟组L105井— Jt1井— Lt1井— Y9井沉积相对比Fig.5 Sedimentary facies correlation of Wells L105— Jt1— Lt1— Y9 of the Majiagou Formation in Ordos Basin

马家沟组岩性在纵向上变换频繁, 膏盐岩、碳酸盐岩互层产出。低海平面期发育膏盐沉积, 形成蒸发岩层; 高海平面期发育海相碳酸盐沉积, 海平面震荡波动形成纵向上岩性交替发育, 构成碳酸盐岩-膏盐岩共生体系(图 6)。

图 6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 6 鄂尔多斯盆地S473井马家沟组沉积相柱状图Fig.6 Sedimentary facies column of the Majiagou Formation of Well S473 in Ordos Basin

气候条件对蒸发岩的形成尤为重要, 炎热干旱的气候有利于海水蒸发和盐类沉积, 而一个地区的气候与其所处的地理纬度密切相关。国内外蒸发岩盆地多处于中低纬度副热带高气压带的南北纬30° 附近, 为干旱气候带, 有利于海水强烈蒸发。近年来对华北地区古地磁、古气候、古生物地理、大地构造等资料进行研究, 结果一致显示华北地块在寒武纪— 奥陶纪处于南纬16.6° ~19.1° 低纬度带(王洪浩等, 2016), 正处于有利于蒸发岩形成的南半球中低纬度干旱气候带的古气候环境中。

除了气候条件外, 封闭或半封闭的沉积环境对盐类沉积同样具有重要意义。规模性的蒸发岩盆地一般是在稳定台地浅海中古隆起或水下隆起与堤礁形成半封闭的大盐盆, 而后再由断陷或坳陷作用形成次级成盐盆地(陈文西和袁鹤然, 2010)。奥陶纪陕北盐盆不但沉积了巨厚的膏盐岩层, 而且达到了钾盐沉积, 标志着蒸发岩盆地演化到最后阶段。陕北盐盆的形成明显受到奥陶纪地壳活动和构造运动的影响。

陕北盐盆位于华北地台西部鄂尔多斯克拉通内部的坳陷盆地, 受北部伊盟古陆、西南部中央古隆起和东部的吕梁隆起控制, 气候条件干旱, 半封闭的古地理环境使陕北盐盆具有形成大规模盐岩的潜力。克拉通碳酸盐岩台地内部基底沉降具有差异性, 早奥陶世马家沟组沉积期基底顶面表现为3个大型隆起和1个坳陷。北部的伊盟隆起和西南部的中央古隆以及陕北盐盆东部的吕梁隆起3个大型隆起共同控制了陕北盐盆所处的坳陷, 盆地沉积明显受其控制。

伊盟隆起继承了太古宙— 中元古代结晶基底的形态, 从新元古代— 早古生代一直处于凸起状态, 是早奥陶世鄂尔多斯盆地膏盐岩形成的有利天然屏障, 将蒸发岩盆地与北部的广海相阻隔。西南部中央古隆起在平面上大致呈“ L” 形展布, 向北延伸与北部伊盟隆起呈一宽缓的鞍部相连。中央古隆起明显控制奥陶纪鄂尔多斯盆地沉积分异作用, 古隆起东西两侧沉积差异明显。西侧祁连海域发育海相碳酸盐沉积, 东侧陕北盐盆发育大规模的膏盐沉积并达到了钾盐沉积阶段。在鞍部地区的克里摩里组与桌子山组发育有藻类生物丘(层)(冯增昭等, 1991), 这将阻碍陕北盐盆与西部祁连广海相连通。陕北盐盆受周围古陆、古隆起和生物丘围限, 有利于外来物质的补充和保护成盐环境。近期钻探证实, 盆地中东部坳陷在奥陶纪沉积期还存在次一级的沉积分异作用, 发育乌审旗— 靖边古隆起(魏柳斌等, 2021; 付金华等, 2022), 将陕北盐盆划分为东西2个次级坳陷, 进一步控制盐盆内蒸发岩层段的沉积分异。

奥陶纪鄂尔多斯盆地东部以离石断裂为界与晋西的吕梁隆起相邻, 吕梁隆起西侧以发育膏岩、盐岩为主。在吕梁隆起带上的柳林等地区的奥陶纪微相研究中也发现存在疑为苔藓虫生物礁灰岩的微相组合(包洪平和杨承运, 2000; 包洪平等, 2004), 在北段的兴县— 保德地区野外剖面及部分钻孔中均可见各种隐藻类生物礁相发育(夏明军等, 2008)。陕北盐盆西部中央古隆起与北部伊盟隆起相连的鞍部地区发育有藻类生物丘, 盐盆东部吕梁隆起带上生物礁发育, 说明生物礁、暗礁也起着封闭作用。

奥陶纪陕北盐盆的四周基本上被古陆和岛群所围限, 受北部伊盟古陆、西南部中央古隆起、东部吕梁隆起控制, 加之水下生物礁、暗礁的阻挡, 使奥陶纪鄂尔多斯盆地形成半封闭的古地理环境, 有利于海水蒸发浓缩, 提供了蒸发岩发育的良好环境, 叠加周边海水的渐次补给, 为陕北盐盆的形成和巨量岩盐堆积奠定了基础。

奥陶纪鄂尔多斯盆地规模性的碳酸盐岩-膏盐岩共生体系沉积表明除了有利于蒸发岩发育的气候、构造环境以外, 充足的物质来源也是重要的条件之一。早奥陶世冶里— 亮甲山组沉积后, 华北地台发生整体抬升和海退作用, 形成短期的沉积间断。中奥陶世马家沟组沉积期再次出现整体缓慢沉降和海侵— 海退作用。马家沟组马一、马三、马五沉积期为低海平面期, 蒸发岩发育集中在此阶段; 马二、马四、马六沉积期为高海平面期, 主要发育碳酸盐岩类。马家沟组沉积期海平面振荡性升高为蒸发岩盆地的形成提供了充足的物质基础。当处在干旱、封闭及半封闭的环境下, 有充足的物质来源, 海水便开始进行蒸发浓缩, 碳酸盐岩-膏盐岩序列开始逐一沉积。

陈郁华(1983)进行海水蒸发实验的结果表明, 当处在干旱、封闭及半封闭的环境下, 海水便开始进行蒸发浓缩, 碳酸盐岩-膏盐岩序列开始逐一沉积, 叠加渐次的海水补充提供充足的物质来源便可形成巨厚的膏盐岩沉积层。当海水浓缩为卤水, 继续蒸发卤水体积不断减小, 文石、石膏、石盐、泻利盐、钾石盐、光卤石、水氯镁石等矿物就开始依次析出。海水蒸发浓缩的最后阶段, 其共结矿物是石盐、泻利盐、光卤石和水氯镁石, 此时卤水浓缩已经到达了共结点。

包洪平等(2004)统计鄂尔多斯盆地成盐坳陷中石膏岩与石盐岩厚度比约为 1︰30(5 m︰150 m), 石膏与石盐的厚度比为 1︰21.7(3.6 m︰78 m), 以及石膏与石盐、钾盐、镁盐的厚度比为 1︰26.7(3.6 m︰96 m), 基本等于正常海水蒸发实验得到的厚度比, 证明鄂尔多斯盆地膏盐岩的形成是海水蒸发干化过程, 震荡性海平面波动为互层体系发育提供了有利条件。