鄭萌 ，梁積偉，* ，馮振偉 ，馮昆明 ，宗浩 ，李漢林 ，常小斌 ，Tsogochir Tungalag

（1. 長安大學地球科學與資源學院，陜西 西安 710064；2. 中國石油長慶油田公司第九采油廠，陜西 西安 710200）

鄂爾多斯盆地是中國第二大沉積盆地，也是早期油氣勘探的重要目標之一（Dai et al.，2005；Hu et al.，2009；Duan，2012；趙龍梅等，2023）。大量的研究資料表明，在鄂爾多斯盆地奧陶系海相碳酸鹽巖、上古生界煤系和中生界頁巖中有豐富的油氣資源顯示（何自新等，2003；趙文智等，2005；武富禮等，2007；Zhao et al.，2014；Liu et al.，2016；Yang et al.，2017；唐瑋瑋等，2022；肖玲等，2022；歐陽明華等，2023；張瑤瑤等，2023）。近年來，隨著寒武系也出現(xiàn)良好的油氣顯示（黃軍平等，2020），如四川安岳特大氣田、塔里木盆地玉爾吐斯組高有機質(zhì)豐度烴源巖的發(fā)現(xiàn)，使寒武系的勘探潛力受到越來越多的重視（陳建平等，2013；趙文智等，2018；周進高等，2020a，2020b）。寒武系和元古界是鄂爾多斯盆地油氣勘探向深部突破的關(guān)鍵，而現(xiàn)有的研究主要集中于通過巖性、沉積特征和測井曲線等去劃分沉積相。雖然很多學者做了鄂爾多斯盆地寒武系的沉積厚度圖，但研究往往集中于西部和南部，由于缺乏可靠的鉆井資料導致盆地中部的研究程度很低，且僅有的研究對沉積相和古地理構(gòu)造格局的認識也有差異，嚴重阻礙了該區(qū)油氣勘探工作的突破。為了解決相關(guān)問題，筆者統(tǒng)計分析了鄂爾多斯盆地的56口鉆井巖心，13條野外剖面和120塊鏡下薄片，對鄂爾多斯盆地中部寒武系進行沉積特征和地層展布規(guī)律的研究。根據(jù)中國地層委員會的地層清理成果，劃分寒武系為辛集組、朱砂洞組、饅頭組、張夏組和三山子組，原有的毛莊組和徐莊組都合并在了饅頭組內(nèi)（馬潤華，1998）。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

鄂爾多斯盆地現(xiàn)今位于華北板塊西南部，內(nèi)部劃分為伊陜斜坡、伊盟隆起、晉西褶皺帶、渭北隆起、天環(huán)凹陷及西緣沖斷帶6個一級構(gòu)造單元（圖1a），是一個以整體升降為主的穩(wěn)定克拉通沉積盆地（楊遂正等，2006；陳啟林等，2013）。目前勘探結(jié)果表明，經(jīng)一套抬升和下降過程，沉積的地層從下至上主要有：辛集組、朱砂洞組、饅頭組、張夏組和三山子組（圖1b）。

圖1 鄂爾多斯盆地寒武系露頭位置及綜合巖性柱狀圖Fig. 1 Outcrop locations and lithostratigraphic column of the Cambrian in the Ordos Basin

盆地內(nèi)發(fā)育幾個大的裂陷槽，主要因為中元古代—新元古代華北克拉通（包括鄂爾多斯盆地）受羅迪尼亞超大陸裂解的影響（Zhao et al.，2018），一系列裂陷槽在上地幔淺層熱對流控制的拉張應(yīng)力背景下形成，包括南緣及西南緣發(fā)育的晉陜、甘陜及賀蘭裂陷槽（杜金虎等，2019）。在早寒武世起，盆地內(nèi)產(chǎn)生了一套全區(qū)穩(wěn)定可追蹤的蓋層沉積（郝松立等，2016），寒武系在此基礎(chǔ)上沉積，故其沉積格局同中元古代—晚元古代沉積格局有一定繼承性（楊遂正等，2006；張春林等，2021）。構(gòu)造和巖漿活動較弱且大多分布在盆地邊緣，巖漿巖在盆地內(nèi)不發(fā)育，僅在岐山二郎溝位置的徐莊組發(fā)現(xiàn)有兩層粗面安山玢巖（蘇中堂等，2022），表示當時有局部的巖漿噴出事件，巖漿巖分布十分有限。

由于盆地位于熱帶-亞熱帶暖流區(qū)，位于赤道周圍30°以內(nèi)（萬天豐，2006；Mckenzie et al.，2019）（圖2），當時全球處于大海泛時期，海侵沉積序列常富含磷質(zhì)，不整合超覆在前寒武地層之上（Peters et al.，2012；張興亮，2021），氣候溫暖或炎熱（張興亮，2021；Scotese et al.，2021），非常有利于烴源巖的廣泛發(fā)育。寒武紀時期生物大爆發(fā)，大量生物繁衍（Shu et al.，2006；Fu et al.，2019），是烴源巖發(fā)育的有利時期。華北板塊在寒武紀時富含熱帶生物群，以三葉蟲、軟體動物群和高肌類為特征（萬天豐，2006；Lee et al.，2015；Li et al.，2019a，2019b，2020）

圖2 寒武紀早期古板塊位置圖（據(jù)Zhao et al.，2021修改）Fig. 2 Paleogeographic map of early Cambrian Paleoplates

2 研究思路和研究方法

通過吸取前人劃分經(jīng)驗，從構(gòu)造控制沉積理念出發(fā)，用沉積-沉降補償原理來恢復古地貌，即在相對穩(wěn)定的沉降速度和沉積速度下，穩(wěn)定的沉積環(huán)境可以將地殼厚度近似等于地層沉積厚度（許化政等，2005；久凱等，2012；張春林等，2017），通過古地貌反推當時產(chǎn)生的裂陷和隆起位置，探究其構(gòu)造格局，精細刻畫當時盆地的抬升與沉積過程，以露頭、鉆井巖心-連井剖面-地層厚度圖綜合分析為手段，點-線-面結(jié)合，以單因素分析-綜合編圖為方法作為劃分沉積相和有利勘探區(qū)的依據(jù)，以寒武紀構(gòu)造-沉積演化為主線，以尋找儲層為終極目標，編制了鄂爾多斯盆地寒武紀巖相古地理圖。

文中所有圖件都是由石文軟件和CorelDraw軟件做成，數(shù)據(jù)來源為廊坊中石油科學技術(shù)研究院提供的鉆井資料。地層厚度圖件是通過將56口鉆井和13個野外露頭的地層信息錄入石文軟件生成并通過Corel-Draw軟件美化得到。通過錄入石文的鉆孔信息經(jīng)過連井剖面做成，但是因其圖件過長導致巖性顯示不夠清晰，故用CorelDraw軟件進行重繪、美化（圖3）。

圖3 鄂爾多斯盆地中部寒武系沉積相對比圖（剖面位置見圖1）Fig. 3 Sedimentary facies comparison of the Cambrian in the central Ordos basin (profile position is shown in Fig. 1)

3 研究結(jié)果

3.1 地層特征

由于晉寧運動使得整個華北古陸在震旦紀—寒武紀早期處于隆升階段，導致缺失了四川盆地和塔里木盆地寒武系富含烴源巖的震旦紀和紐芬蘭世相應(yīng)沉積，到寒武紀黔東世（第二世）南帛期才開始下降沉積，形成了辛集組和朱砂洞組（陳啟林等，2012，2013）（表1），辛集組與下伏震旦系羅圈組平行不整合接觸，頂部與朱砂洞組整合接觸。鄂爾多斯盆地辛集組分布主要在隴縣、岐山一帶，厚度自西向東減薄，盆地東部無沉積（祝有海等，2008；Liang et al.，2020）。辛集組由薄層磷質(zhì)含礫砂巖、粉砂巖、和生物碎屑灰?guī)r組成（圖1b）。朱砂洞組頂部與饅頭組整合接觸，繼承了辛集組的沉積格局，主要分布于鄂爾多斯盆地西南部，地層厚度同樣為向東減薄，以白云巖為主，底部含磷塊巖，預示當時環(huán)境較為溫暖穩(wěn)定 （陳啟林等，2013）。辛集組和朱砂洞組由于其零星分布、厚度小、巖性以砂巖為主，油氣勘探價值相對較低，故不進行重點研究。

表1 鄂爾多斯盆地寒武系地層劃分沿革表Tab. 1 Evolution table of stratigraphic division of Cambrian in Ordos basin

饅頭組與下伏朱砂洞組、上覆張夏組呈整合接觸。饅頭組在盆地西緣蘇峪口地區(qū)和盆地南緣二郎溝地區(qū)沉積厚度較大，由南向北、由西向東地層厚度急劇減?。▓D3）。饅頭組巖性較為復雜，包括灰?guī)r、白云巖、砂巖、粉砂巖、泥巖和鮞粒灰?guī)r等（圖3）。

根據(jù)巖性組合，饅頭組可以分為饅頭組下段、中段、上段3段。饅頭組下段最大地層厚度為220 m，巖性由灰?guī)r和泥質(zhì)白云巖組成。饅頭組中段主要由一套碎屑巖夾碳酸鹽巖組成，最大厚度為300 m。饅頭組上段地層最大厚度為300 m（圖4a），主要巖性為灰?guī)r、白云巖和黑色泥巖（圖5a～圖5c、圖5e、圖5k、圖5l、圖5n），泥地比在盆地南部最高可達80%（圖4b）。根據(jù)各省地層概況整理出了地層劃分沿革表（表1），依據(jù)最新的地層清理成果，將徐莊組、毛莊組和饅頭組進行了合并，新的地層名稱保留饅頭組（馬潤華，1998）。原徐莊組稱饅頭組上段，毛莊組稱饅頭組中段，傳統(tǒng)意義上的饅頭組稱饅頭組下段（表1）。

圖4 鄂爾多斯盆地中部寒武紀地層厚度圖和泥/地等值線圖Fig. 4 Cambrian strata thickness map and mud/ground contour map in central Ordos basin

圖5 鄂爾多斯盆地寒武紀露頭、巖心及鏡下照片F(xiàn)ig. 5 Outcrop and rock cores and microscope photos of Cambrian in Ordos Basin

張夏組分布較廣，除北部的伊盟古陸和西南部的鎮(zhèn)原古陸外，盆地其他地區(qū)均有分布（圖4c）。張夏組與上覆三山子組和下伏饅頭組均為整合接觸，最大地層厚度為300 m（圖4c），該層位巖性主要為鮞粒灰?guī)r、鮞粒白云巖、礫屑灰?guī)r、砂屑灰?guī)r夾泥質(zhì)頁巖和泥灰?guī)r，以鮞粒灰?guī)r和鮞粒白云巖廣泛發(fā)育為主要特征（圖5f～圖5j），鮞地比在盆地東南部韓城地區(qū)最高可達90%（圖4d）。

三山子組分布于盆地東部、西部和南部，被由SN向展布的中央古隆起分隔（圖4e）。三山子組頂界和奧陶系冶里組角度不整合接觸，與下伏張夏組整合接觸，最大地層厚度為200 m（圖4e）。三山子組主要巖性為灰?guī)r、泥質(zhì)細晶白云巖、顆粒白云巖、鈣質(zhì)白云巖和白云質(zhì)灰?guī)r（圖5m、圖6g）。

圖6 禮泉上韓地區(qū)野外剖面及部分巖心和鏡下照片F(xiàn)ig. 6 Liquan Shanghan area field profile, some core and microscopic photos

3.2 沉積相的劃分討論

筆者根據(jù)野外剖面和鉆井巖心的巖石學、沉積構(gòu)造特征和區(qū)域地質(zhì)特征，并結(jié)合金振奎（2013）和Read（1985）劃分方法對鄂爾多斯盆地中部寒武系沉積相進行劃分，共劃分為斜坡相、臺地相2種沉積相。

3.2.1 斜坡相

根據(jù)有無明顯坡折帶，將斜坡相分為緩坡亞相和陡坡亞相。緩坡亞相由陸向海平緩傾斜，處于正常浪基面以下，其相帶展布平坦開闊，在緩坡下部可見平行層理，是碳酸鹽穩(wěn)定沉積的理想場所（金振奎等，2013）。緩坡亞相巖性以薄層泥晶灰?guī)r、砂屑灰?guī)r為主，偶含竹葉狀灰?guī)r和藻灰?guī)r（圖6f），在饅頭組中段、上段和張夏組廣泛發(fā)育（圖7a、圖7b）。準同生變形構(gòu)造常見于緩坡亞相，體現(xiàn)為巖石中產(chǎn)生部分不連續(xù)、撕裂和拉長的透鏡形狀。張春林等（2017）在文中提到深緩坡相中巖心觀察表現(xiàn)為“似斷非斷、藕斷絲連、斷而未亂”的特征（圖5l），筆者認為可以將其列入緩坡亞相的特征里。“似斷非斷”是在緩坡的前端，由于重力作用于成巖之前富含孔隙水半固結(jié)的泥粒和粉砂顆粒上，其受到一定的拉張，呈塊狀斷續(xù)分布，但因坡度有限使其實則在邊緣處有相連?！芭簲嘟z連”是在緩坡的中部，由于重力分量加大，孔隙水攜帶泥粒和粉砂顆粒繼續(xù)向下遷移，外觀被拉長呈長條透鏡狀，其上與未滑下來的連接處像泡泡糖被拉成絲狀?！皵喽磥y”指在緩坡亞相末端快至淺盆區(qū)域，坡度角增加重力分量繼續(xù)加大，致泥粒和砂?；渌俣燃涌?，與上部的泥、砂粒在距離上呈明顯分層，但是并沒有因為滑脫而擾亂層序，故成巖后觀察黑色的泥巖和粉砂巖從遠處看為“似斷非斷、藕斷絲連”近看實則依舊連貫為“斷而未亂”（圖5l）。在旬探1井三山子組3 920.15 m巖心段中發(fā)現(xiàn)礫屑呈分層排列（圖6g），礫屑層下部見磨圓較好的粒序?qū)?，上覆有趨于水平展布的泥晶灰?guī)r，整體有風暴濁流沉積的特征，對應(yīng)師宇翔等（2022）劃分風暴巖的標準，判定屬于Ⅱ類風暴沉積序列，原文中將此區(qū)域劃分進臺緣斜坡段深水沉積區(qū)域。筆者認為由于三山子組沉積時期構(gòu)造較為穩(wěn)定，其所處位置在張夏期并不屬于高角度陡坡位置，故將此劃分進緩坡亞相的后緩坡微相。

圖7 鄂爾多斯盆地中部寒武紀巖相古地理圖及地層厚度圖Fig. 7 Cambrian lithofacies paleogeographic map and stratigraphic thickness map of Ordos basin

陡坡亞相是指傾斜角度明顯大于緩坡亞相，有明顯坡折帶。一般發(fā)育深水重力流沉積、風暴沉積，平行層理不可見，常位于同沉積斷層發(fā)育地帶（一般為正斷層），和臺緣礁灘亞相相伴共生，其沉積往往滯后于其他亞相，是烴源巖發(fā)育的有利相帶（金振奎等，2013；熊偉東等，2022）。陡坡亞相呈帶狀分布在盆地周緣，由于物源供給充足所以巖性較為復雜，以泥晶灰?guī)r、深色泥巖為主。陡坡亞相在盆地內(nèi)分布較為局限，僅僅發(fā)育于饅頭組中段、上段的盆地南部和張夏組盆地西部。在饅頭組上段沉積時期，陡坡亞相發(fā)育于上韓區(qū)域。在張夏組沉積時期，陡坡亞相分布于銀川、陰石峽西部、青龍山地區(qū)（圖7a）。禮泉上韓地區(qū)的野外剖面圖（圖6a、圖6b），圖中底部在饅頭組上段有厚層的灰綠色砂質(zhì)泥巖，具有因流水剪切力和重力作用產(chǎn)生的揉皺和同心卷曲現(xiàn)象（圖6b），是較為典型的包卷層理，代表了高角度斜坡環(huán)境。在青龍山野外剖面上張夏組沉積時期，還發(fā)育風暴沉積，可見礫屑明顯呈近水平分散展布，此時礫屑可能是風暴衰減至停息期的產(chǎn)物，應(yīng)該此時處于較深的相對平靜的水體環(huán)境，應(yīng)處于陡坡下段區(qū)域（圖5i）。

3.2.2 臺地相

（1） 潮坪亞相

潮坪亞相按巖性分為碎屑巖濱岸潮坪亞相和碳酸鹽潮坪亞相，根據(jù)最大高潮帶、平均高潮帶、平均低潮帶為界依次分為潮上帶、潮間帶。潮下帶因為位置較為靠下，與局限臺地和開闊臺地性質(zhì)較為相似，故合并到局限臺地和開闊臺地中去（金振奎等，2013）。

碎屑濱岸潮坪亞相沉積物以陸源碎屑物質(zhì)為主，成分主要為石英砂巖等，是水動力較強時期的產(chǎn)物，多發(fā)育在海侵初期和海平面快速上漲階段，主要在辛集組和饅頭組上段的剝蝕區(qū)周圍分布。張春林等（2017）在文中提到碎屑巖發(fā)育的濱岸相是古陸隆起存在范圍的直接證據(jù)，也就是確定了碎屑濱岸潮坪亞相的范圍，就確定了古陸的隆起范圍。在蓮3井饅頭組中段4 532.72 m和4 535.81 m處巖心中發(fā)現(xiàn)灰綠色細砂與泥巖互層（圖8a、圖8d），泥質(zhì)成分呈不均勻的細條帶，自然伽馬曲線（GR）高位表示泥質(zhì)含量高，聲波測井曲線（AC）低位顯示低密度高孔隙度，顯示動蕩的水環(huán)境，應(yīng)屬于潮間帶靠上部。同樣在蓮3井饅頭組中段4 533 m和4 535.34 m處發(fā)現(xiàn)深灰色厚層粉砂巖，自然伽馬（GR）顯示低位表示泥質(zhì)含量少，聲波測井曲線（AC）高位顯示高密度低孔隙度，代表了相對穩(wěn)定的水動力環(huán)境應(yīng)屬于潮間帶靠下部（圖8b、圖8c）。在烏海摩爾溝剖面，三山子組地層中可以看到粉砂和細砂組成的魚骨狀交錯層理，夾有薄層泥巖，是由周期性雙向水流的情況下產(chǎn)生，一般為潮間帶下部特征（圖5m）。

圖8 蓮3井4 531～4 536 m處巖心柱狀圖Fig. 8 Core histogram at 4 531～4 536 m of Lian 3 well

碳酸鹽潮坪亞相常相伴局限臺地亞相出現(xiàn)（圖7b），主要巖性為細晶白云巖、泥質(zhì)白云巖、鮞?；?guī)r、鮞粒白云巖、生物碎屑灰?guī)r，主要分布于張夏組沉積時期的鎮(zhèn)原古陸和鮞粒灘之間。

通過觀察李1井4 301 m處張夏組巖心薄片（圖6e）時發(fā)現(xiàn)鮞粒內(nèi)有明暗分層，暗處為泥晶方解石，為沉積底部，是由上覆蓋層遭淋濾作用時由淋濾水沉淀而成；明處為亮晶方解石充填，為沉積頂部，是后期充填的產(chǎn)物；明暗交界處為當時的海平面的位置，是典型的示底構(gòu)造。示底構(gòu)造的產(chǎn)生代表當時的水體交流并不順暢，而鮞粒的產(chǎn)生也是有一定的鹽度要求（金振奎等，2013），側(cè)面證實張夏組沉積時期水體鹽度較大，水體流動受限。

（2） 礁灘亞相

因礁和灘的形態(tài)較為相似，且都限制了臺地內(nèi)水體的流動，文中將“礁、灘”合為一體，指水體持續(xù)或間歇動蕩，以顆?；?guī)r組成和造礁生物原地生長形成的具有抗擊海浪作用的碳酸鹽巖沉積塊體。根據(jù)顆?；?guī)r沉積規(guī)模和位置分為臺內(nèi)礁灘微相和臺緣礁灘微相。

臺內(nèi)礁灘微相是指發(fā)育在障壁島內(nèi)的礁灘，地處平緩，巖性為鮞粒灰?guī)r、鮞粒白云巖、泥晶鮞?；?guī)r、礫屑灰?guī)r和生物碎屑灰?guī)r，含三葉蟲和腕足類化石，三葉蟲化石的產(chǎn)生表明臺內(nèi)灘可以在海水鹽度正常的時期沉積。臺內(nèi)礁灘微相在饅頭組上段集中發(fā)育（圖7a）。臺內(nèi)灘厚度薄且處于臺地內(nèi)部，鮞粒粒徑也沒有臺緣灘大（李凌等，2011；李維嶺等，2021），因其靠近剝蝕區(qū)，且水動力小，具有較多的陸源物質(zhì)使得泥晶鮞?；?guī)r更發(fā)育（圖6f），其阻隔水體能力有限，也常在開闊臺地亞相中出現(xiàn)。在慶探2井饅頭組上段4 848.91 m處巖心（圖5e），可見棕褐色鮞?；?guī)r和黑色泥巖漸變接觸，鮞粒灰?guī)r中方解石占80%以上，泥質(zhì)及其他礦物占15%，鮞?；?guī)r粒徑為1～3 mm，大多為圓形，厚度薄，符合臺內(nèi)礁灘亞相特征。在慶探1井饅頭組上段4 096.136 m巖心處，發(fā)現(xiàn)內(nèi)碎屑團塊狀鮞?；?guī)r，團塊充填于碎屑之間并未進入碎屑內(nèi)部，一般團塊狀鮞?；?guī)r較為少見，推測可能和藍藻生物的粘結(jié)作用有關(guān)（李凌等，2013）（圖6h），而藍藻的生長喜歡較為溫暖的溫度，可能當時氣候已經(jīng)有轉(zhuǎn)暖的趨勢。根據(jù)臺內(nèi)礁灘沉積特征和等值線圖定義：在臺地內(nèi)分布，鮞?；?guī)r厚度在0～10 m，鮞/地比在50%以下的為臺內(nèi)礁灘微相（圖4d、圖7a、圖7b）。

臺緣礁灘微相是指在臺地邊緣分布的礁灘，也可以作為障壁島存在，是張夏組主要的沉積特征，張夏期晚期由于興凱運動和懷遠運動，東邊隆起，古陸周邊以厚層的鮞?；?guī)r為標志且在岸邊成帶狀分布（圖5d、圖5f～圖5h）。為了更直觀清楚地說明，定義繞岸分布鮞粒灰?guī)r厚度超過100 m，且鮞/地比大于50%的區(qū)域為臺緣礁灘微相，分布于盆地東南部，而西南部的陰石峽區(qū)域也發(fā)育臺緣礁灘微相，是因為附近鎮(zhèn)探2井巖心中的鮞粒間呈亮晶膠結(jié)（圖5f），反映了強水動力特點（李維嶺等，2021），這和臺緣礁灘的特征相符，所處區(qū)域沉積厚度將近300 m，和地處平緩的臺內(nèi)礁灘定義不符，所以納入到臺緣礁灘微相中（圖4c、圖7b）（通過地層厚度和單因素圖來劃分沉積相也要結(jié)合巖性等多因素考慮，該方法可以作為沉積相定量劃分的參考）。臺緣礁灘的孔隙和裂縫較臺內(nèi)礁灘更發(fā)育，可能和水動力有關(guān)，臺緣礁灘地處臺地邊緣靠海一側(cè)，水動力較大，容易將海底粗碎屑顆粒和礫石帶到礁灘上，粒徑大，導致臺緣礁灘孔隙較多，而臺內(nèi)礁灘地處淺水，水動力小，只能搬運和沉積的顆粒都較細小，所以其孔隙和裂縫較臺緣礁灘的不明顯，這一特征在鏡下薄片上尤為明顯（圖5e、圖5h、圖5k）。臺緣礁灘亞相主要發(fā)育粒間溶孔、溶蝕孔隙、裂縫，巖性以鮞?；?guī)r為主，夾灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r和殘余鮞?；?guī)r（圖5g～圖5h、圖5j）。根據(jù)臺緣礁灘沉積特征定義：繞岸分布的鮞粒灰?guī)r厚度在10 m以上，鮞/地比在50%以上的為臺緣礁灘亞相。

（3） 局限臺地亞相

文中的局限臺地亞相是指水體受限的臺緣礁灘（障壁島）內(nèi)區(qū)域，一般貧氧或者缺氧，鹽度一般較高，主要發(fā)育在張夏組沉積時期。在樂1井饅頭組上段2 838.47 m鉆孔處發(fā)現(xiàn)灰綠色泥質(zhì)白云巖（圖6d），薄片中方解石空隙和裂縫中充填有少量泥質(zhì)雜質(zhì)，表明當時應(yīng)處于水動力不強局限環(huán)境。在蓮3井4 440.12 m深度處發(fā)現(xiàn)灰白色白云巖，厚層狀，層中夾有極細的泥質(zhì)層理，彎曲并不規(guī)則（圖5j），為溫暖局限的穩(wěn)定水環(huán)境。在烏海摩爾溝剖面的張夏組地層中發(fā)現(xiàn)灰色灰?guī)r層，表面有生物擾動構(gòu)造（圖5p），底部有印模，印模整體凹凸較為平緩，反映了當時水動力并不強，當時應(yīng)處于一定深度且較為溫暖平靜的水體環(huán)境，符合局限臺地亞相特征。

（4） 開闊臺地亞相

開闊臺地亞相是指臺地邊緣無障壁島等凸起，不影響臺地內(nèi)部水體交流的寬緩沉積相帶（張友等，2021），屬淺水高能沉積環(huán)境，無臺緣礁灘微相等限制水體流動障壁島（圖7a、圖7c），是鄂爾多斯地區(qū)饅頭組和三山子組沉積時期的主要沉積環(huán)境。巖性以大套灰?guī)r為特點，偶夾泥巖和鮞?；?guī)r（圖5a、圖5n）。在平面上，表現(xiàn)為地層厚度等值線稀疏，灰?guī)r厚度大，沉積范圍廣。在烏海摩爾溝野外剖面的饅頭組上段地層中見類似風暴礫屑灰?guī)r沉積，整體只見厚層礫屑灰?guī)r，雜亂排列，磨圓中等多為次棱角狀，并未見泥晶灰?guī)r等表示穩(wěn)定沉積的標志，風暴擾動強烈，故根據(jù)師宇翔等（2022）劃分標準判定屬于V類風暴沉積序列，應(yīng)處于正常浪基面附近，屬于開闊臺地亞相。

（5） 臺內(nèi)洼陷亞相

臺內(nèi)洼陷亞相指位于臺地內(nèi)地形相對低洼，鹽度、泥巖厚度都較周緣大，水動力不強的區(qū)域。臺內(nèi)洼陷亞相發(fā)育于饅頭組、張夏組及三山子組，圍繞剝蝕區(qū)出露，厚度薄且出露面積有限（圖7a～圖7c），巖性主要為深灰色泥巖、泥質(zhì)灰?guī)r。在饅頭組龍?zhí)?、城川1、召探1井中有厚層泥巖出現(xiàn)，在張夏組定探1井、三山子組榆9井有厚層泥質(zhì)白云巖和厚層深色泥巖出現(xiàn)，為臺內(nèi)洼陷亞相的沉積特征（圖3）。筆者定義臺地內(nèi)地層厚度大于30 m，泥巖厚度大于20 m，泥地比值大于40%區(qū)域為臺內(nèi)洼陷亞相（圖4a～圖4d、圖7a～圖7b）。鄂爾多斯盆地張夏期沉積模式圖（圖9），中央古隆起靠近臺地邊緣，地理上位于鄂爾多斯盆地西南部，再往南為臺緣礁灘和深水盆地。碳酸鹽潮坪在古陸周緣分布，位于最大高潮帶和平均低潮帶之間。臺緣礁灘微相和臺內(nèi)礁灘微相位于平均低潮面和正常浪基面之間，臺內(nèi)礁灘分散于臺地內(nèi)，臺緣礁灘大規(guī)模厚層分布于臺緣區(qū)域，常和陡坡亞相相伴出現(xiàn)。臺內(nèi)洼陷區(qū)在盆地內(nèi)常沿古陸成點狀分布。中央古隆起張夏組周圍發(fā)育眾多鮞粒灘，顆粒間多發(fā)育孔隙：晶間孔、溶孔（圖5a、圖5h、圖5k、圖5n）。這可能和淋濾作用有關(guān)，CO2溶解于地下水，形成碳酸酸化地下水，再與巖石中鈣質(zhì)礦物（方解石和白云石）發(fā)生溶解反應(yīng)，將礦物中的鈣離子溶解出來，逐步形成孔洞，為油氣運移提供了流通條件。

3.3 沉積凹陷分布

通常含油氣盆地存在許多沉積凹陷，而沉積凹陷是油氣勘探的重點目標（劉池洋等，2014）。所以筆者主要通過研究沉積凹陷區(qū)的分布來預測油氣的有利勘探區(qū)，以此思想為指導通過搜集地層數(shù)據(jù)整理后，通過石文軟件錄入繪制了鄂爾多斯盆地寒武紀各個時期地層厚度等值線圖、泥地比、鮞地比等值線圖及寒武紀地層總厚度等值線圖（圖4a～圖4e、圖7d）。

張春林等（2017）認為鄂爾多斯盆地寒武紀構(gòu)造格局為“三槽兩陸一洼”，三槽為賀蘭拗拉槽、定邊固原拗拉槽、富縣淳化拗拉槽，兩陸為伊盟和鎮(zhèn)原古陸，一洼為榆林洼地。陳啟林（2013）認為可以劃分為“一隆兩凹”的古地理格局。包洪平等（2019）認為鄂爾多斯盆地下古生界寒武系是繼承了銀—杭、環(huán)—定、晉—陜、豫—陜4個NE向的分支拉張裂陷的沉積地形。盆地的西部和南部分別與祁連海槽和秦嶺海槽相鄰，地層厚度等值線密集，地層從西、南向東、北發(fā)育，東、北部地層逐漸變新、變薄。筆者通過繪制寒武紀地層厚度圖發(fā)現(xiàn)以賀蘭地區(qū)和南部耀縣地區(qū)最為突出，總沉積厚度近500 m（圖7d），以陡坡亞相為特征，沉積以泥巖、泥晶灰?guī)r，發(fā)育深水重力流和風暴沉積，有包卷層理和風暴巖沉積序列出現(xiàn)。賀蘭地區(qū)在饅頭組中段泥地比為40%，耀縣地區(qū)泥地比達近60%，饅頭組上段賀蘭地區(qū)泥地比達60%，耀縣附近的上韓區(qū)域泥地比近80%（圖4b），定為盆地主要凹陷區(qū)，分別命名為“賀蘭凹陷”，許多學者也稱其為“賀蘭拗拉槽”或者“賀蘭奧拉谷”（陳啟林等，2013；張春林等， 2017；李文厚等，2020）和“耀縣凹陷”。在神木和中陽地區(qū)常發(fā)育臺內(nèi)洼陷亞相（圖7a），在饅頭組上段沉積時期盆地東北部的神木和中陽地區(qū)沉積厚度約為60 m（圖4a），神木地區(qū)泥地比達60%，中陽地區(qū)泥地比達40%，是小型沉積坳陷地區(qū)（圖4b）。在張夏組沉積時期沉積中心上移到準格爾旗地區(qū)，沉積厚度達140 m，沉積速度激增，海侵達到頂峰（圖4c）。在三山子組沉積時期，東北部沉積中心向下移動，重新回到神木地區(qū)，神木、中陽凹陷沉積厚度達80 m，沉積速度開始緩慢降低，開始海退（圖4e）。神木、中陽凹陷雖然相對賀蘭和耀縣凹陷較淺，但沉積厚度和泥地比值仍然較突出，以黑色泥巖、泥晶灰?guī)r為主，具有沉積凹陷區(qū)的特征，定為“神木次凹”和“中陽次凹”。

筆者認為中央古隆起、賀蘭凹陷、耀縣凹陷、神木次凹、中陽次凹共同將鄂爾多斯盆地寒武系劃分為“一隆四凹”的古地理格局。因前者賀蘭和耀縣凹陷研究較早，但并未發(fā)現(xiàn)優(yōu)質(zhì)儲層，認為神木次凹和中陽次凹可以考慮列為新的潛在有利勘探區(qū)。

4 討論

4.1 重建寒武紀構(gòu)造-沉積演化過程

在寒武紀初，受晉寧運動的影響，使得鄂爾多斯古陸以至于整個華北板塊都處于隆升階段，導致缺失相對應(yīng)的震旦紀和紐芬蘭世沉積，只在其邊部有冰水沉積（陳啟林等，2013）。從辛集組沉積時期開始沉積一套可追溯的沉積蓋層，海水由西向東、由南向北涌入盆地，沉積過程表現(xiàn)為自西向東、自南向北的超覆沉積，沉積范圍僅限于盆地的西緣和南緣，氣候炎熱干燥，整體為海相-咸水沉積環(huán)境（陶文星等，2020）。朱砂洞期基本上繼承了辛集期的沉積模式，且剝蝕區(qū)周圍的高能陸源碎屑潮坪已經(jīng)開始向低能的碳酸鹽潮坪轉(zhuǎn)換，顯示陸源碎屑減少，海侵速度降低，海平面此階段基本無變化。陳啟林等（2012）在隴縣牛心山地區(qū)的朱砂洞組發(fā)現(xiàn)了厚為50～83 m的白云質(zhì)石英粉砂巖-含藻屑粉晶白云巖-粉細晶白云巖，顯示海水在逐漸變淺，和辛集組可以形成一個的小的旋回，由于和前人認識較為一致，文中不做重點研究。

饅頭期早期，海侵向北、東方向擴展，形成“L”型海域，西部海水向東侵入至賀蘭-天深1-陰石峽-牛心山地區(qū)，南部海岸線延伸至牛心山-建1-韓城地區(qū)（圖4a），顯示為祁連海的擴張。地層厚度等值線圖中饅頭期早期海深達220 m等值線較為密集，在連井剖面中顯示盆地西部的任1井和天深1井沉積厚度較大，由西至東沉積厚度逐漸減小，盆地中部至南部的鉆孔合探、寧探、旬探和二郎溝地區(qū)沉積厚度依次增加，由北至南沉積厚度逐漸增大，顯示古陸西、南部和坡度較大，巖性以灰?guī)r為主，沉積格局保持了前寒武的古地理格局（圖3）。但在二郎溝野外剖面和盆地中部的蓮3、旬探1井、寧探1井、天深1、龍?zhí)?、?鉆井巖心底部仍有少量砂巖、石英砂巖，代表此處海侵速度仍較快，但海侵速率未達到最高點（圖3）。隨著海侵的持續(xù)進行，饅頭期中期，海水分布范圍繼續(xù)擴大到整個鄂爾多斯盆地，古陸第一次被海水分隔開，完整的鄂爾多斯古陸被海水分隔為西北部的阿拉善古陸、中部的伊盟古陸、東北部的呂梁古陸和西南部出露有限的鎮(zhèn)原古陸，秦嶺洋和祁連海以及亞洲洋三大洋水體在子洲海峽形成了會和，鄂爾多斯海初現(xiàn)（陳啟林等, 2013）。此時，鉆孔巖心中灰?guī)r數(shù)量急劇上升，代表水體已經(jīng)覆蓋了盆地大部分區(qū)域，且達到一定深度。在召探、城川、龍?zhí)?井區(qū)域，有局部泥巖的出現(xiàn)，顯示臺內(nèi)洼陷微相發(fā)育，根據(jù)鉆孔得到的巖性數(shù)據(jù)判定臺緣礁灘相還處于發(fā)育初期，鮞?；?guī)r沉積厚度有限，未成規(guī)模（圖3）。銀川、賀蘭區(qū)域等值線密集，顯示高角度斜坡，沉積厚度最厚為300 m，由于鄂爾多斯地塊持續(xù)沉降的原因，伊盟古陸和呂梁古陸中間以開闊水環(huán)境為特點（張春林等，2017），沉積地層厚度約為20 m（圖4a）。蓮3井饅頭組中段，在蓮3井4 535.81 m處見灰綠色泥巖和細砂互層，且有少量砂質(zhì)團塊被泥質(zhì)包裹，可能是規(guī)律動蕩的潮坪環(huán)境將陸源物質(zhì)和原地沉積物混合而成。自然伽馬測井曲線（GR）此處顯示較高，有較多放射性強的泥巖混合其中，且較為平滑，顯示較強的水動力特點；聲波測井曲線（AC）低位顯示低密度高孔隙度，顯示動蕩的海進期環(huán)境（圖8a）；在井深4 533 m和4 535.34 m處見深灰色粉砂巖，自然伽馬曲線（GR）顯示低位表示泥質(zhì)含量少，成分較均一，聲波測井曲線（AC）高位顯示高密度低孔隙度，代表此時水動力不強，未能將陸源碎屑物和下層原地沉積物混合在一起，應(yīng)為海平面穩(wěn)定期（圖8b、圖8c）；在井深4 532.72 m處又見灰綠色泥巖和細砂互層但并未見砂質(zhì)團塊，水動力未能將下部沉積物完全攪動，顯示海侵速度較前期變小，此時應(yīng)為新一輪海侵階段（圖8d）。在饅頭期晚期，呂梁古陸完全被淹沒，只留下了北部的阿拉善古陸、伊盟古陸和西南部的鎮(zhèn)原古陸，在原伊盟古陸和鎮(zhèn)原古陸區(qū)域水體進一步加深，沉積厚度為40 m，神木和中陽區(qū)域地勢低緩，沉積厚度為60 m，為地形凹陷區(qū)（圖4a），在城川1、寧探1井、龍?zhí)?井、榆9井中饅頭組沉積頂部有石英砂巖再次出現(xiàn)代表海侵仍在持續(xù)進行。而在張夏組、三山子組再未出現(xiàn)大面積石英砂巖代表在饅頭組沉積的晚期海侵速率已經(jīng)達到最高點。在慶探4井饅頭組上段4 461.28 m處的灰色灰?guī)r巖心頂端0.26 cm處，發(fā)現(xiàn)有分散的草莓狀黃鐵礦出現(xiàn)（圖5o），是典型的缺氧還原環(huán)境標志（寧澤等，2022），證明當時該地區(qū)在饅頭組上段沉積時期已經(jīng)有向局限臺地發(fā)展的趨勢。在二郎溝、中陽、合探1井和慶探2井巖心中發(fā)現(xiàn)了薄層鮞?；?guī)r，證明此時已經(jīng)達到從混積的陸源碎屑沉積向清澈的碳酸鹽巖沉積轉(zhuǎn)變的中晚期（圖3、圖5e）。

到張夏期，海侵達到頂峰，古陸區(qū)域進一步減小，整個鄂爾多斯盆地基本上被海水覆蓋，秦嶺洋、祁連海和古亞洲洋繼續(xù)相連，其根本原因是西部的祁連洋殼向鄂爾多斯古陸俯沖的結(jié)果（陳啟林等，2013）。在張夏組沉積時期，合探1井、旬探1井和蘇峪口地區(qū)沉積厚度較大，達200～300 m不等，沉積厚度以從西到東逐步減小，從南到北逐步增大（圖3），這和寒武紀盆地西、南部以繼承性斜坡為主的地形有一定關(guān)系。在中陽、旬探1和蘇峪口、二郎溝野外剖面中發(fā)現(xiàn)有很厚的鮞粒白云巖和鮞粒灰?guī)r，顯示張夏組的顯著特征為盆地的東南部和陰石峽區(qū)域發(fā)育大量鮞粒灘，是正式從開闊臺地亞相過渡為局限臺地亞相的標志（圖7b）。在盆地西南部等值線變化大，大量泥砂從陸搬運至海底，并向前推進，在環(huán)縣附近的隴4井中發(fā)現(xiàn)一定厚度的泥質(zhì)碎屑流沉積（圖6c），且碎屑流中泥質(zhì)碎屑有一定的磨圓和撕裂邊，表示當時富泥的沉積物是由重力和一定地形坡度作用向下攜帶顆粒沉積物慢速搬運堆積產(chǎn)生，但是下部的泥巖和粉砂巖水平互層沉積，整體為正粒序，代表張夏組沉積環(huán)境已經(jīng)較為穩(wěn)定，海侵速率降到最低點。環(huán)縣部分已經(jīng)處于前緩坡微相區(qū)域，沉積灰?guī)r夾泥巖、粉砂巖和生物碎屑泥晶灰?guī)r，可以見到少量陸相化石，代表此處海水動力不強，海侵達到頂峰。

在晚寒武世三山子期，海水向西南退去，中央古陸重現(xiàn)，但是呂梁古陸下沉消失，這可能和古太平洋板塊向古亞洲板塊俯沖導致區(qū)域應(yīng)力變化有關(guān)。中央古陸向南延伸至隴縣，北接伊盟、阿拉善古陸，呈豎帶狀分布于盆地中部，將盆地的東西部分隔開來（圖4e），表明海侵結(jié)束，開始海退。在盆地連井剖面中顯示從西到東僅蘇峪口、任1、天深1、榆9、龍?zhí)?、中陽區(qū)域有三山子組沉積，從北到南僅有寧探、旬探、二郎溝地區(qū)有三山子組沉積，盆地北部和中部缺失三山子組沉積，代表此時古陸重現(xiàn)，進入剝蝕期。韓城和禮泉上韓區(qū)域沉積作用減小，沉積的地層厚度降至100 m，神木、中陽區(qū)域降低至80 m，該區(qū)域盆地內(nèi)廣泛發(fā)育泥質(zhì)白云巖、紫紅色白云巖、礫屑灰?guī)r，代表低能的氧化水環(huán)境，氣候較為溫暖。

綜上所述，從辛集期到三山子期，鄂爾多斯盆地經(jīng)歷了一次完整的海侵-海退過程，辛集期至張夏期陸域面積逐漸減小，至三山子期重新擴大，中央古陸重現(xiàn)。而神木和中陽地區(qū)長期處于沉積凹陷區(qū)域，沉積厚度大，水動力不強，有機質(zhì)發(fā)育，泥地比高，沉積物質(zhì)雄厚，具備自生自儲氣藏的良好條件，是產(chǎn)生烴源巖的潛在有利勘探區(qū)。

5 結(jié)論

（1）鄂爾多斯盆地寒武系是海侵背景下形成的一套海相沉積地層，以組為單位恢復了寒武紀海侵海退的整個過程，并且識別出了斜坡相和臺地相2種沉積相，在饅頭組沉積時期以開闊臺地亞相大面積展布為特征，在張夏組沉積時期由于臺緣礁灘的崛起變?yōu)榫窒夼_地亞相占主導，并在三山子組沉積時期海水退去重新變?yōu)橐蚤_闊臺地亞相占主導。

（2）運用鉆孔和野外剖面繪制了鄂爾多斯盆地中部的寒武系地層厚度圖，劃分出2個主凹和2個次凹：盆地西緣的賀蘭凹陷、南緣的耀縣凹陷、東北部的神木次凹和中陽次凹，其中神木次凹和中陽次凹被認為是新的潛在有利勘探區(qū)。