鄂爾多斯盆地懷遠運動期不整合類型及其分布特征*

毛丹鳳 何登發 包洪平 魏柳斌成 祥 茍鈞壹 石 婧 許艷華

1 中國地質大學 （北京）能源學院，北京 100083

2 中國石油長慶油田分公司勘探開發研究院，陜西西安 710018

鄂爾多斯盆地靖邊氣田和鎮原古隆起區的油氣藏均與不整合面相關 （何登發等，2018）。隨著該盆地奧陶系鹽上不整合面風化殼及鹽下碳酸鹽巖油氣的發現 （付金華等，2022；熊加貝和何登發，2022），懷遠運動期形成的不整合備受關注。懷遠運動最早是李四光基于中國南方和北方地區的生物化石存在明顯差異而提出的，后來有學者在安徽懷遠地區發現奧陶系石灰底礫巖直接覆蓋于寒武系之上 （安徽地質礦產局，1987；湯中立，2002），進一步證實了該運動的存在。宋奠南 （2021）通過對魯西及鄰區的研究，認為懷遠運動始于中寒武世鼓山期，至早奧陶世大灣期結束，在此期間曾發生多幕構造活動，影響范圍涉及到華北大部分地區。近年來，李相博等 （2021）、劉化清等 （2021）在區域地質研究基礎上，通過對鄂爾多斯盆地周緣露頭及盆內的部分鉆井分析，認為該盆地地層在寒武系與奧陶系之間及馬家溝組與亮甲山組之間的暴露剝蝕現象是懷遠運動多階段 “幕式”活動的產物。不整合的類型及分布往往能夠反映構造活動的差異性，但懷遠運動期鄂爾多斯盆地形成的不整合類型及分布研究較薄弱。在前人研究成果的基礎上，結合最新鉆井、三維地震以及野外露頭資料，文中系統分析了鄂爾多斯盆地懷遠運動不整合面上、下地層的接觸關系，厘定出該盆地及其周緣不整合的類型及分布，并討論了其在巖溶古地貌和構造演化方面的地質意義。

1 地質背景

鄂爾多斯盆地處于華北克拉通的西南部，經歷了多期構造運動，形成現今含6個構造單元的盆地（圖1－a）。該盆地為典型的疊合盆地，多旋回構造是其基本特征 （楊俊杰，2002；陳安清，2010；李文厚等，2012；任紀舜等，2016；何登發等，2021；師平平等，2021）。中—新元古代，鄂爾多斯盆地主要處于古陸的裂解狀態，歷經呂梁、渣爾泰、燕遼、薊縣運動，盆地整體缺失新元古界的南華系和青白口系，大部分地區缺失震旦系，形成寒武系與薊縣系或長城系之間不整合接觸，或者長城系與古元古界或太古界之間的不整合接觸（圖1－b；毛丹鳳等，2023）。鄂爾多斯盆地主體在前寒武紀為古陸區，寒武紀—中奧陶世逐漸演變為被動大陸邊緣，期間主要遭受懷遠運動影響，盆內形成隆起和坳陷共存的格局，發育奧陶系馬家溝組與寒武系或奧陶系冶里組—亮甲山組之間的不整合接觸，其中奧陶系冶里組—亮甲山組僅在盆地局部分布。懷遠運動期不整合面上、下地層的巖性主要為碳酸鹽巖，或者為膏鹽巖與碳酸鹽巖接觸（圖1－b）。由于懷遠運動前鄂爾多斯盆地中西部發育多個不整合（毛丹鳳等，2023），因此懷遠運動期不整合在盆地局部可表現為疊合不整合。

圖1 鄂爾多斯盆地現今構造單元 （a）與元古界—下古生界地層綜合柱狀圖 （b）Fig.1 Present tectonic units of Ordos Basin（a）and the Proterozoic-Lower Paleozoic comprehensive histogram （b）

2 懷遠運動期不整合的識別、類型與分布

懷遠運動期形成的不整合在鄂爾多斯盆地及周緣均有較明顯的響應，其在野外露頭、鉆井資料上主要表現為巖性和巖相的突變，露頭剖面上可見到不整合面之上的底礫巖，巖心中可見到寒武系三山子組溶蝕孔發育，測井曲線也存在明顯突變，不整合面處的微量元素U、Th、K含量偏高。鄂爾多斯盆地及周緣主要以平行不整合為主，角度不整合集中分布于盆內古隆起附近。

2.1 不整合的識別標志

2.1.1 露頭剖面

以鄂爾多斯盆地東南緣為例，奧陶系馬家溝組一段底部主要為灰黃色、灰白色白云質泥巖或頁巖，易風化 （山西省地質礦產局，1989），與下伏奧陶系亮甲山組呈平行不整合接觸。在芮城縣中條山剖面，懷遠運動期不整合面上、下地層存在明顯差異，不整合面之上的奧陶系馬家溝組為中厚層、塊狀碳酸鹽巖，底部可見古土壤風化殼，而不整合面之下的奧陶系冶里組—亮甲山組為薄層碳酸鹽巖（圖2－a）。在河津西磴口露頭上，也可見奧陶系馬家溝組底部發育砂礫巖，亮甲山組頂部發育風化殼燧石層、古土壤層 （李相博等，2021），兩者呈平行不整合接觸 （圖2－b）。

圖2 鄂爾多斯盆地野外露頭與鉆井顯示的懷遠運動不整合特征 （位置見圖1）Fig.2 Unconformity characteristics of Huaiyuan movement shown by outcrop and drilling in Ordos Basin（location shown in Fig.1）

2.1.2 鉆井剖面

鄂爾多斯盆地城探3井在寒武系三山組子與奧陶系馬家溝組不整合面附近表現為高AC、GR值，電阻率RT、RLLS較上、下地層明顯偏?。▓D2－c），推測不整合面附近的灰綠色白云質泥巖可能遭受過暴露風化。U、Th、K元素在不整合面附近也有異常，其中Th／U值可作為氧化－還原條件的判別指標，若該值大于8.0則可判定為氧化環境（張軍濤等，2023），而馬家溝組底部Th／U值普遍為12，遠大于不整合面上、下其他地層，尤其是在不整合面處的灰綠色白云質泥巖中該比值達23，也可推測馬家溝組沉積前此處遭受到暴露風化。在烏審旗古隆起東北側的大牛地地區鉆井中，不整合面附近樣品的多種地球化學指標表明馬家溝組一段發育于靠近古陸的混積潮上帶沉積環境，據此推測馬家溝組沉積前，鄂爾多斯盆地中部、南部均發育古陸 （張軍濤等，2023）。另外，鎮鉀1井三山組子頂部灰綠色泥巖也表現出較明顯的高AC、GR值及較低的DEN值（圖2－d）。

從巖性方面看，雙158井在不整合面附近可見灰質泥巖，雙168井在馬家溝組底部發育泥巖，旬探1井寒武系頂部為紫紅色泥巖，淳探1井冶里組泥巖沉積于寒武系鳳山組鮞?；規r之上（曹金舟等，2011），可見鄂爾多斯盆地內部懷遠運動形成的不整合面附近的巖性主要為泥巖、灰質或白云質泥巖，顏色為灰綠色、灰色和紫紅色（棕褐色）。鉆井巖心還揭示出寒武系頂部三山子組溶孔較發育（張軍濤，2023），推測寒武系頂部曾遭受暴露風化。

2.1.3 地震響應特征

在地震剖面上，不整合面呈強相位反射，其上、下地層的反射存在差異，局部可見削截點，這是因為不整合面及下伏地層往往遭受風化剝蝕，地層中孔隙較發育，壓實作用較其他未遭受風化剝蝕的地層差，而后期沉積地層是沒有遭受到明顯的風化剝蝕作用的，故可能與不整合面下伏地層呈強相位反射。不整合面上、下的波組頻率和連續性存在差異，以馬家灘的三維地震剖面為例，不整合面之下的寒武系為強振幅、中高頻、連續性強反射，而不整合面之上為中等振幅、中－低頻、連續性較差反射 （圖3）。地震反射同相軸突然終止的現象也可用于識別不整合面，圖3揭示出寒武系與奧陶系在大牛地與彬長三維地震區呈削截不整合。

圖3 鄂爾多斯盆地三維地震剖面寒武系頂部不整合特征 （剖面位置見圖1）Fig.3 Features of the top unconformity of Cambrian in three-dimensional seismic sections of Ordos Basin（locations shown in Fig.1）

綜上所述，懷遠運動形成的寒武系頂部不整合特征為：野外露頭上可見砂礫巖、角礫巖（李相博等，2021；劉化清等，2021）、風化殼和古土壤；鉆井曲線上表現為高AC、GR、Th／U值，低RT、RLLS值，較低的DEN值，巖性以泥巖、灰質或白云質泥巖為主，顏色為灰綠色、灰色和紫紅色（棕褐色），巖心溶孔發育；地震剖面上表現為不整合面上、下地層的振幅強度、頻率、連續性存在差異，三維地震同相軸的削截點能較好地反映不整合現象。

2.2 不整合的類型及分布

鄂爾多斯盆地露頭、鉆井與地震資料顯示，寒武系頂部不整合類型以平行不整合為主，其次為低角度削截不整合，后者主要分布在盆內的古隆起周圍（圖4）。盆內不整合接觸關系示意位置為地震三維區或二維測線上（圖4），其中的三維區代表性剖面見圖3。

圖4 鄂爾多斯盆地及周緣寒武系頂部不整合類型及分布Fig.4 Types and distribution of unconformity of the top Cambrian in Ordos Basin and ad jacent areas

鄂爾多斯盆地二維地震資料顯示的寒武系頂部低角度削截不整合已有論述（毛丹鳳等，2023）。本次收集的三維地震資料顯示的寒武系頂部地層接觸關系更加清晰（圖3），地震資料品質較高，地層均有鉆井標定約束，可靠性高。從三維地震資料解譯結果來看，在西部天環坳陷馬家灘、麻黃山、環縣、伊陜斜坡蘇203井區、王窯南及東部晉西撓褶帶附近的米75井與米163井區、高家堡等盆地邊緣附近，寒武系與奧陶系呈平行不整合接觸（米75井與米163井三維區位置見圖1中⑤）（圖3）。如高家堡、馬家灘三維地震資料顯示不整合面上、下的地震波組橫向穩定，但其振幅、頻率、連續性存在差異，地震反射未見明顯終止（圖3）。而大牛地、彬長三維地震資料顯示，古隆起翼部附近發育較為明顯的低角度削截不整合，以下削截－上整一為主（圖3），具明顯的地震反射終止點－削截點，且寒武系波組呈自東向西減薄的楔形，并在伊陜斜坡以西局部表現為下削截－上超覆的特征（何登發，2018）。

寒武系頂部不整合面上、下的地層發育在鄂爾多斯盆地不同地區也不一樣。不整合面之上的地層主體為奧陶系馬家溝組（圖4中Ⅰ區藍色虛線內），盆地東南部與西緣局部為奧陶系冶里組—亮甲山組（圖4中Ⅱ區藍色虛線內），在鎮原為二疊系（圖4中Ⅲ區藍色虛線內），賀蘭則為石炭系（圖4中Ⅳ藍色虛線內）。不整合面之下的地層在盆內主要為寒武系三山子組，鎮原與烏審旗古隆起核部則為前寒武紀地層，翼部因削截依次出露中、上寒武統。該不整合面附近地層在鄂爾多斯盆地東南部受到渭北與呂梁隆起差異活動的影響，傾角為10°～68°，地層的延伸方向為NE、NW 或WE向；盆地西緣不整合面附近地層可能受到晚期推覆構造整體的影響，傾角為10°～18°，變化微小，地層延伸方向為NE或NW 向。鄂爾多斯盆地東南部與西緣懷遠運動期不整合面附近地層的產狀，反映其主要受到NE與NW 向構造－沉積活動影響，可能與前寒武紀以及中—新生代構造活動有關。

寒武系頂部不整合面上、下的地層巖性也存在差異。在鄂爾多斯盆地西北緣棋盤關、卡布其廟、石炭井等區域的不整合面之上可見陸相砂巖沉積，說明其在懷遠運動期間可能經歷短暫暴露風化，且在石炭井處疊加了加里東晚期不整合；在卡布其廟、三道溝、西崛山、三門峽、西硙口等區域的不整合面之下發育白云巖，說明前奧陶紀這些地方地勢相對較高，但離石地區的白云巖成因可能與中東部的膏鹽巖發育有關。地層對比表明，鄂爾多斯盆地西緣青龍山剖面與東南部西硙口剖面的不整合面上、下地層巖性相似，但青龍山剖面不整合面之下的白云巖是自寒武紀三山組沉積期開始發育，而西硙口剖面直到寒武紀張夏組沉積期才開始出現白云巖（何自新等，2004）。另外，海水自寒武紀早期從西南方向逐漸侵入，在張夏組沉積期基本保持穩定（張春林等，2023），可見盆地東南部地勢在中寒武世張夏組沉積期開始抬升，西緣抬升較晚。因此，推測懷遠運動約于502Ma在鄂爾多斯盆地東南部發生，致使其最先抬升，之后向盆地西北部逐漸推進。

綜合懷遠運動期形成的不整合 （寒武系頂部不整合）類型和不整合面上、下地層發育以及巖性在鄂爾多斯盆地分布的差異，可知在前奧陶紀盆地隆坳格局已形成。從中寒武世張夏組沉積末期開始，鄂爾多斯盆地東南部開始抬升，并向西北部逐漸推進，導致中、上寒武統具有不同程度的白云巖化。盆地中部古隆起的削截特征則是在晚寒武世三山子組沉積末期受到懷遠運動期的構造擠壓 （毛丹鳳等，2023）與海平面下降 （李相博等，2021）的共同作用而形成的。盆地東南部自張夏組開始發育白云巖，厚度約580m，比盆地西緣青龍山剖面（白云巖厚度370m左右）明顯偏大，說明自張夏組沉積期開始，東南部地勢相對周緣處于長期相對穩定狀態，結合奧陶系馬家溝組碳同位素的負漂特征 （李相博等，2021），可知在奧陶紀冶里組—亮甲山組沉積期，該地區的沉積活動主要受控于海平面變化。

2.3 不整合面的時間分布

前人研究認為，懷遠運動發生的時間為中寒武世張夏組沉積期—早奧陶世，影響范圍覆蓋華北大部分地區 （宋奠南，2001）。懷遠運動具階段性特征，鄂爾多斯盆地邊緣與盆內寒武系頂部不整合類型與分布的差異，可能反映這些地區分別遭受到不同階段構造活動的影響。

在前人層序研究基礎之上，利用井震標定，采用地震大格架線剖面約束層位，建立鄂爾多斯盆地及周緣寒武系與奧陶系之間的地層接觸關系（圖5）。懷遠運動在鄂爾多斯盆地內部和邊緣形成不整合，造成的地層剝蝕及其缺失時間在不同位置也不一樣，整體上盆地西北緣、東南緣地層剝蝕較嚴重，地層缺失時間約為29.5 Myr、22.8 Myr、7.7 Myr，或為更短暫的暴露風化，其中29.5 Myr的時間間隔疊加了盆地中央古隆起活動的影響。根據懷遠運動期不整合面上、下地層的巖性特征，推測懷遠運動影響盆地的最晚時間可能在奧陶紀馬家溝組一段沉積期，即地層缺失時間最長約為22.8 Myr，這與塔里木盆地下奧陶統與中上奧陶統之間的間隔持續時間 （劉克奇等，2006）較一致。

圖5 鄂爾多斯盆地及盆緣寒武系頂部不整合面上、下地層特征（據田樹剛和章雨旭，1997；蔡忠賢等，1997；何自新等，2004；曹金舟，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）

圖6主要利用鄂爾多斯盆地內鉆遇寒武系頂部不整合面上、下地層的年齡差值來說明該不整合面上、下缺失地層的時間間隔，其中烏審旗、鎮原古隆起處疊加懷遠運動前期的不整合時間間隔已被剔除。對于部分疊加了加里東晚期時間間隔的不整合，則不納入計算，而是利用其周圍地震、鉆井、露頭資料約束進行插值運算。結果表明，寒武系頂部不整合面的時間間隔在鄂爾多斯盆地烏審旗古隆起處最長，達30 Myr，鎮原古隆起處約26 Myr，而在盆地周緣時間間隔普遍較短且差異較明顯，為0～10 Myr，盆地東南緣的時間間隔最短，為0～2 Myr（圖6）。鄂爾多斯盆地及周緣不整合面時間間隔的差異，說明不同位置受到懷遠運動的影響程度不同。

圖6 鄂爾多斯盆內懷遠運動不整合面上、下地層時間間隔Fig.6 Time interval between the upper and lower strata of Huaiyuan movement unconformity in Ordos Basin

結合不整合類型及分布特征，筆者認為鄂爾多斯盆地及周緣遭受到懷遠運動3幕活動影響：（1）自中寒武世張夏組沉積期開始，鄂爾多斯盆地東南部首先抬升，逐漸向盆地西南部推進；（2）晚寒武世三山子組沉積末期，在懷遠運動構造擠壓作用下，鄂爾多斯盆地與周緣局部形成明顯的隆坳格局，并遭受剝蝕；（3）早奧陶世冶里組—亮甲山組沉積期，盆地及周緣主要受到全球海平面下降的影響，遭受到不同程度的暴露與風化?？傮w上，懷遠運動在距今約502Ma開始影響鄂爾多斯盆地及周緣的構造－沉積活動，持續時間可達22.8Myr。

3 懷遠運動期不整合的地質意義

3.1 對恢復鄂爾多斯盆地古地貌的啟示

中寒武世—中奧陶世，鄂爾多斯盆地南緣商丹洋、二郎坪洋與北緣的亞洲洋先后發生俯沖閉合（何登發等，2021），影響了鄂爾多斯盆地及周緣的古地貌演化。寒武系頂部不同類型不整合在盆地不同區域的分布，反映懷遠運動期古地貌發生變化。該時期相對海平面先下降再上升共2次旋回（Mitchumetal.，1997；任紀舜等，2016），導致沉積地層遭受暴露與剝蝕，故采用印模法可恢復奧陶紀之前的古地貌。由于中奧陶世馬家溝組四段沉積期發生最大海侵，因此文中利用盆地內120余口鉆井的馬家溝組馬一段—馬三段的厚度恢復前奧陶紀的地形差異。

恢復結果表明，前奧陶紀鄂爾多斯盆地整體呈西高東低的形態（圖7）。具體可劃分為：環盆地北緣、西緣的巖溶高地；銅川、洛川、吳起、烏審旗一帶的一級斜坡，烏審旗古隆起此時位于該斜坡區，在奧陶系沉積前北部隆起仍存在；延安、榆林與興縣為范圍較廣的二級斜坡；東部大寧、綏德、神木一帶發育一級洼地；固原的北部、淳化、合陽發育二級洼地。在前奧陶紀的巖溶高地、烏審旗所在的斜坡區以及綏德的洼地，巖溶單元內的地形仍存在差異，如在一級洼地區明顯發育2個地層厚值區 （約400m）和2個地層次厚值區 （約300m），它們自南向北相間發育。同一巖溶單元內的地形差異，可能反映同沉積期巖溶儲集層差異性較強?？碧綄嵺`證實，有利儲集層分布于潮坪相的泥云巖和臺內洼地相的灰巖中，或分布于古構造高部位和南緣局部區域的臺緣灘、臺內灘相沉積中，儲層性質的差異性較大 （張春林等，2021）。

圖7 鄂爾多斯盆地前奧陶紀古地貌Fig.7 Pre－Ordovician geomorphology in Ordos Basin

懷遠運動末期古地貌中的巖溶高地發育巖溶裂縫、孔洞型儲集層，目前已在慶陽古隆起的鎮探2井、隴19井發現該類儲集層 （張春林等，2021），它是同沉積期油氣運聚的有利指向區。一級斜坡內烏審旗區是該單元內的局部構造高部位，也是同沉積期的有利油氣聚集區。鄂爾多斯盆地局部的高部位，也是后期奧陶系礁灘儲集層發育的有利區。

3.2 對恢復鄂爾多斯盆地構造演化的啟示

鄂爾多斯盆地懷遠運動早期經歷海平面下降影響，沉積了中、上寒武統。盆地中部過烏審旗古隆起的演化剖面反映該區在奧陶系馬家溝組沉積前曾遭受構造擠壓而形成古隆起 （毛丹鳳等，2023），在三山子組沉積末期可能受到非對稱的南北擠壓，導致盆內、盆緣、周緣隆起遭受不同程度的剝蝕，在盆地內部及邊緣形成不同類型的不整合。

不整合類型可以反映構造活動或海平面的升降（李攀等，2020）。中寒武世海水從鄂爾多斯盆地西南方向侵入，隨后呈明顯的海退趨勢；懷遠運動早期主要表現為海退，后期海侵程度遠弱于中寒武世，故懷遠運動期整體表現為相對海平面下降趨勢。前人的巖相古地理研究結果顯示，寒武紀徐莊組—三山子組沉積期，白云巖的分布自張夏組沉積期開始表現為盆地周緣局部巖性差異較大，至三山子組沉積期白云巖廣泛分布 （張春林等，2023），說明海平面下降過程中，盆地周緣存在地形高差，形成微小高地貌。

三山子組沉積期，鄂爾多斯盆地及周緣幾乎均為白云巖，說明該時期海退更為明顯。盆地西北部石炭井地區與東部地區的低角度不整合、盆內古隆起附近的低角度削截不整合以及不整合面的時間間隔分布特征，表明受到周緣的商丹洋、二郎坪洋與亞洲洋先后俯沖閉合作用影響，加之基底結構的非均質性影響 （毛丹鳳等，2023），可能在懷遠運動晚期，即三山子組沉積末期—奧陶系馬家溝組沉積前，盆地受到強烈的非對稱性擠壓而形成明顯的隆坳格局，不整合面上、下地層時間間隔最長達22.8 Myr。同時，盆地周緣不整合面的NW 走向，可能與該活動有關。鄂爾多斯盆緣石炭井、離石地區為局部微幅隆起的翼部，伴隨海平面頻繁升降，形成低角度不整合，或遭受剝蝕作用形成盆地西北部6～10 Myr的時間間隔；盆內古隆起相對較寬緩，被剝蝕后形成低角度削截不整合。該時期是鄂爾多斯盆地明顯隆坳格局的形成期，同時也是巖溶儲集層、不整合圈閉、巖性圈閉發育的良好時期。

冶里組—亮甲山組沉積期，鄂爾多斯盆地東南部相對穩定，持續白云巖化。在繼承三山子組沉積末期的隆坳古地理格局后，受全球海平面下降的影響，在亮甲山組沉積期發生明顯的碳同位素負漂現象，盆地整體幾乎全部出露，僅在盆地東南部以及西緣局部發育冶里組—亮甲山組沉積。

4 結論

1）鄂爾多斯盆地懷遠運動期不整合面附近見砂礫巖、風化殼，微量元素 （U、Th、K）含量高，測井曲線表現為高AC、GR、Th／U值，低RLLD、RLLS值和較低DEN值；地震響應具強相位特征，表現為不整合面上、下地層的波組振幅、頻率、連續性存在差異，可見削截點反射。

2）懷遠運動期鄂爾多斯盆地以平行不整合為主，分布于盆地的大部分區域；其次為低角度削截不整合，呈削截－整一型，分布于古隆起附近。

3）懷遠運動可劃分為3幕，持續時間約為22.8 Myr。3幕活動具體表現為：（1）中寒武世張夏組沉積初期，鄂爾多斯盆地東南部首先抬升，而后向盆地西北部依次推進；（2）晚寒武世三山子組沉積末期的構造擠壓，造成盆內古隆起形成并遭受剝蝕；（3）早奧陶世冶里組—亮甲山組沉積期，受全球海平面下降影響，盆地大部分地區未接受沉積，僅在穩定的東南部較廣泛地發育該套地層。

4）有利巖溶儲集層主要分布于鄂爾多斯盆地西部的巖溶高地與一級斜坡內烏審旗區西北部；斜坡與洼地的局部構造高部位可能是奧陶系礁灘儲集層有利發育區。