鄂尔多斯盆地中部寒武纪岩相古地理研究

郑萌 ，梁积伟，* ，冯振伟 ，冯昆明 ，宗浩 ，李汉林 ，常小斌 ，Tsogochir Tungalag

（1. 长安大学地球科学与资源学院，陕西 西安 710064；2. 中国石油长庆油田公司第九采油厂，陕西 西安 710200）

鄂尔多斯盆地是中国第二大沉积盆地，也是早期油气勘探的重要目标之一（Dai et al.，2005；Hu et al.，2009；Duan，2012；赵龙梅等，2023）。大量的研究资料表明，在鄂尔多斯盆地奥陶系海相碳酸盐岩、上古生界煤系和中生界页岩中有丰富的油气资源显示（何自新等，2003；赵文智等，2005；武富礼等，2007；Zhao et al.，2014；Liu et al.，2016；Yang et al.，2017；唐玮玮等，2022；肖玲等，2022；欧阳明华等，2023；张瑶瑶等，2023）。近年来，随着寒武系也出现良好的油气显示（黄军平等，2020），如四川安岳特大气田、塔里木盆地玉尔吐斯组高有机质丰度烃源岩的发现，使寒武系的勘探潜力受到越来越多的重视（陈建平等，2013；赵文智等，2018；周进高等，2020a，2020b）。寒武系和元古界是鄂尔多斯盆地油气勘探向深部突破的关键，而现有的研究主要集中于通过岩性、沉积特征和测井曲线等去划分沉积相。虽然很多学者做了鄂尔多斯盆地寒武系的沉积厚度图，但研究往往集中于西部和南部，由于缺乏可靠的钻井资料导致盆地中部的研究程度很低，且仅有的研究对沉积相和古地理构造格局的认识也有差异，严重阻碍了该区油气勘探工作的突破。为了解决相关问题，笔者统计分析了鄂尔多斯盆地的56口钻井岩心，13条野外剖面和120块镜下薄片，对鄂尔多斯盆地中部寒武系进行沉积特征和地层展布规律的研究。根据中国地层委员会的地层清理成果，划分寒武系为辛集组、朱砂洞组、馒头组、张夏组和三山子组，原有的毛庄组和徐庄组都合并在了馒头组内（马润华，1998）。

1 区域地质概况

鄂尔多斯盆地现今位于华北板块西南部，内部划分为伊陕斜坡、伊盟隆起、晋西褶皱带、渭北隆起、天环凹陷及西缘冲断带6个一级构造单元（图1a），是一个以整体升降为主的稳定克拉通沉积盆地（杨遂正等，2006；陈启林等，2013）。目前勘探结果表明，经一套抬升和下降过程，沉积的地层从下至上主要有：辛集组、朱砂洞组、馒头组、张夏组和三山子组（图1b）。

图1 鄂尔多斯盆地寒武系露头位置及综合岩性柱状图Fig. 1 Outcrop locations and lithostratigraphic column of the Cambrian in the Ordos Basin

盆地内发育几个大的裂陷槽，主要因为中元古代—新元古代华北克拉通（包括鄂尔多斯盆地）受罗迪尼亚超大陆裂解的影响（Zhao et al.，2018），一系列裂陷槽在上地幔浅层热对流控制的拉张应力背景下形成，包括南缘及西南缘发育的晋陕、甘陕及贺兰裂陷槽（杜金虎等，2019）。在早寒武世起，盆地内产生了一套全区稳定可追踪的盖层沉积（郝松立等，2016），寒武系在此基础上沉积，故其沉积格局同中元古代—晚元古代沉积格局有一定继承性（杨遂正等，2006；张春林等，2021）。构造和岩浆活动较弱且大多分布在盆地边缘，岩浆岩在盆地内不发育，仅在岐山二郎沟位置的徐庄组发现有两层粗面安山玢岩（苏中堂等，2022），表示当时有局部的岩浆喷出事件，岩浆岩分布十分有限。

由于盆地位于热带-亚热带暖流区，位于赤道周围30°以内（万天丰，2006；Mckenzie et al.，2019）（图2），当时全球处于大海泛时期，海侵沉积序列常富含磷质，不整合超覆在前寒武地层之上（Peters et al.，2012；张兴亮，2021），气候温暖或炎热（张兴亮，2021；Scotese et al.，2021），非常有利于烃源岩的广泛发育。寒武纪时期生物大爆发，大量生物繁衍（Shu et al.，2006；Fu et al.，2019），是烃源岩发育的有利时期。华北板块在寒武纪时富含热带生物群，以三叶虫、软体动物群和高肌类为特征（万天丰，2006；Lee et al.，2015；Li et al.，2019a，2019b，2020）

图2 寒武纪早期古板块位置图（据Zhao et al.，2021修改）Fig. 2 Paleogeographic map of early Cambrian Paleoplates

2 研究思路和研究方法

通过吸取前人划分经验，从构造控制沉积理念出发，用沉积-沉降补偿原理来恢复古地貌，即在相对稳定的沉降速度和沉积速度下，稳定的沉积环境可以将地壳厚度近似等于地层沉积厚度（许化政等，2005；久凯等，2012；张春林等，2017），通过古地貌反推当时产生的裂陷和隆起位置，探究其构造格局，精细刻画当时盆地的抬升与沉积过程，以露头、钻井岩心-连井剖面-地层厚度图综合分析为手段，点-线-面结合，以单因素分析-综合编图为方法作为划分沉积相和有利勘探区的依据，以寒武纪构造-沉积演化为主线，以寻找储层为终极目标，编制了鄂尔多斯盆地寒武纪岩相古地理图。

文中所有图件都是由石文软件和CorelDraw软件做成，数据来源为廊坊中石油科学技术研究院提供的钻井资料。地层厚度图件是通过将56口钻井和13个野外露头的地层信息录入石文软件生成并通过Corel-Draw软件美化得到。通过录入石文的钻孔信息经过连井剖面做成，但是因其图件过长导致岩性显示不够清晰，故用CorelDraw软件进行重绘、美化（图3）。

图3 鄂尔多斯盆地中部寒武系沉积相对比图（剖面位置见图1）Fig. 3 Sedimentary facies comparison of the Cambrian in the central Ordos basin (profile position is shown in Fig. 1)

3 研究结果

3.1 地层特征

由于晋宁运动使得整个华北古陆在震旦纪—寒武纪早期处于隆升阶段，导致缺失了四川盆地和塔里木盆地寒武系富含烃源岩的震旦纪和纽芬兰世相应沉积，到寒武纪黔东世（第二世）南帛期才开始下降沉积，形成了辛集组和朱砂洞组（陈启林等，2012，2013）（表1），辛集组与下伏震旦系罗圈组平行不整合接触，顶部与朱砂洞组整合接触。鄂尔多斯盆地辛集组分布主要在陇县、岐山一带，厚度自西向东减薄，盆地东部无沉积（祝有海等，2008；Liang et al.，2020）。辛集组由薄层磷质含砾砂岩、粉砂岩、和生物碎屑灰岩组成（图1b）。朱砂洞组顶部与馒头组整合接触，继承了辛集组的沉积格局，主要分布于鄂尔多斯盆地西南部，地层厚度同样为向东减薄，以白云岩为主，底部含磷块岩，预示当时环境较为温暖稳定 （陈启林等，2013）。辛集组和朱砂洞组由于其零星分布、厚度小、岩性以砂岩为主，油气勘探价值相对较低，故不进行重点研究。

表1 鄂尔多斯盆地寒武系地层划分沿革表Tab. 1 Evolution table of stratigraphic division of Cambrian in Ordos basin

馒头组与下伏朱砂洞组、上覆张夏组呈整合接触。馒头组在盆地西缘苏峪口地区和盆地南缘二郎沟地区沉积厚度较大，由南向北、由西向东地层厚度急剧减小（图3）。馒头组岩性较为复杂，包括灰岩、白云岩、砂岩、粉砂岩、泥岩和鲕粒灰岩等（图3）。

根据岩性组合，馒头组可以分为馒头组下段、中段、上段3段。馒头组下段最大地层厚度为220 m，岩性由灰岩和泥质白云岩组成。馒头组中段主要由一套碎屑岩夹碳酸盐岩组成，最大厚度为300 m。馒头组上段地层最大厚度为300 m（图4a），主要岩性为灰岩、白云岩和黑色泥岩（图5a～图5c、图5e、图5k、图5l、图5n），泥地比在盆地南部最高可达80%（图4b）。根据各省地层概况整理出了地层划分沿革表（表1），依据最新的地层清理成果，将徐庄组、毛庄组和馒头组进行了合并，新的地层名称保留馒头组（马润华，1998）。原徐庄组称馒头组上段，毛庄组称馒头组中段，传统意义上的馒头组称馒头组下段（表1）。

图4 鄂尔多斯盆地中部寒武纪地层厚度图和泥/地等值线图Fig. 4 Cambrian strata thickness map and mud/ground contour map in central Ordos basin

图5 鄂尔多斯盆地寒武纪露头、岩心及镜下照片Fig. 5 Outcrop and rock cores and microscope photos of Cambrian in Ordos Basin

张夏组分布较广，除北部的伊盟古陆和西南部的镇原古陆外，盆地其他地区均有分布（图4c）。张夏组与上覆三山子组和下伏馒头组均为整合接触，最大地层厚度为300 m（图4c），该层位岩性主要为鲕粒灰岩、鲕粒白云岩、砾屑灰岩、砂屑灰岩夹泥质页岩和泥灰岩，以鲕粒灰岩和鲕粒白云岩广泛发育为主要特征（图5f～图5j），鲕地比在盆地东南部韩城地区最高可达90%（图4d）。

三山子组分布于盆地东部、西部和南部，被由SN向展布的中央古隆起分隔（图4e）。三山子组顶界和奥陶系冶里组角度不整合接触，与下伏张夏组整合接触，最大地层厚度为200 m（图4e）。三山子组主要岩性为灰岩、泥质细晶白云岩、颗粒白云岩、钙质白云岩和白云质灰岩（图5m、图6g）。

图6 礼泉上韩地区野外剖面及部分岩心和镜下照片Fig. 6 Liquan Shanghan area field profile, some core and microscopic photos

3.2 沉积相的划分讨论

笔者根据野外剖面和钻井岩心的岩石学、沉积构造特征和区域地质特征，并结合金振奎（2013）和Read（1985）划分方法对鄂尔多斯盆地中部寒武系沉积相进行划分，共划分为斜坡相、台地相2种沉积相。

3.2.1 斜坡相

根据有无明显坡折带，将斜坡相分为缓坡亚相和陡坡亚相。缓坡亚相由陆向海平缓倾斜，处于正常浪基面以下，其相带展布平坦开阔，在缓坡下部可见平行层理，是碳酸盐稳定沉积的理想场所（金振奎等，2013）。缓坡亚相岩性以薄层泥晶灰岩、砂屑灰岩为主，偶含竹叶状灰岩和藻灰岩（图6f），在馒头组中段、上段和张夏组广泛发育（图7a、图7b）。准同生变形构造常见于缓坡亚相，体现为岩石中产生部分不连续、撕裂和拉长的透镜形状。张春林等（2017）在文中提到深缓坡相中岩心观察表现为“似断非断、藕断丝连、断而未乱”的特征（图5l），笔者认为可以将其列入缓坡亚相的特征里。“似断非断”是在缓坡的前端，由于重力作用于成岩之前富含孔隙水半固结的泥粒和粉砂颗粒上，其受到一定的拉张，呈块状断续分布，但因坡度有限使其实则在边缘处有相连。“藕断丝连”是在缓坡的中部，由于重力分量加大，孔隙水携带泥粒和粉砂颗粒继续向下迁移，外观被拉长呈长条透镜状，其上与未滑下来的连接处像泡泡糖被拉成丝状。“断而未乱”指在缓坡亚相末端快至浅盆区域，坡度角增加重力分量继续加大，致泥粒和砂粒滑落速度加快，与上部的泥、砂粒在距离上呈明显分层，但是并没有因为滑脱而扰乱层序，故成岩后观察黑色的泥岩和粉砂岩从远处看为“似断非断、藕断丝连”近看实则依旧连贯为“断而未乱”（图5l）。在旬探1井三山子组3 920.15 m岩心段中发现砾屑呈分层排列（图6g），砾屑层下部见磨圆较好的粒序层，上覆有趋于水平展布的泥晶灰岩，整体有风暴浊流沉积的特征，对应师宇翔等（2022）划分风暴岩的标准，判定属于Ⅱ类风暴沉积序列，原文中将此区域划分进台缘斜坡段深水沉积区域。笔者认为由于三山子组沉积时期构造较为稳定，其所处位置在张夏期并不属于高角度陡坡位置，故将此划分进缓坡亚相的后缓坡微相。

图7 鄂尔多斯盆地中部寒武纪岩相古地理图及地层厚度图Fig. 7 Cambrian lithofacies paleogeographic map and stratigraphic thickness map of Ordos basin

陡坡亚相是指倾斜角度明显大于缓坡亚相，有明显坡折带。一般发育深水重力流沉积、风暴沉积，平行层理不可见，常位于同沉积断层发育地带（一般为正断层），和台缘礁滩亚相相伴共生，其沉积往往滞后于其他亚相，是烃源岩发育的有利相带（金振奎等，2013；熊伟东等，2022）。陡坡亚相呈带状分布在盆地周缘，由于物源供给充足所以岩性较为复杂，以泥晶灰岩、深色泥岩为主。陡坡亚相在盆地内分布较为局限，仅仅发育于馒头组中段、上段的盆地南部和张夏组盆地西部。在馒头组上段沉积时期，陡坡亚相发育于上韩区域。在张夏组沉积时期，陡坡亚相分布于银川、阴石峡西部、青龙山地区（图7a）。礼泉上韩地区的野外剖面图（图6a、图6b），图中底部在馒头组上段有厚层的灰绿色砂质泥岩，具有因流水剪切力和重力作用产生的揉皱和同心卷曲现象（图6b），是较为典型的包卷层理，代表了高角度斜坡环境。在青龙山野外剖面上张夏组沉积时期，还发育风暴沉积，可见砾屑明显呈近水平分散展布，此时砾屑可能是风暴衰减至停息期的产物，应该此时处于较深的相对平静的水体环境，应处于陡坡下段区域（图5i）。

3.2.2 台地相

（1） 潮坪亚相

潮坪亚相按岩性分为碎屑岩滨岸潮坪亚相和碳酸盐潮坪亚相，根据最大高潮带、平均高潮带、平均低潮带为界依次分为潮上带、潮间带。潮下带因为位置较为靠下，与局限台地和开阔台地性质较为相似，故合并到局限台地和开阔台地中去（金振奎等，2013）。

碎屑滨岸潮坪亚相沉积物以陆源碎屑物质为主，成分主要为石英砂岩等，是水动力较强时期的产物，多发育在海侵初期和海平面快速上涨阶段，主要在辛集组和馒头组上段的剥蚀区周围分布。张春林等（2017）在文中提到碎屑岩发育的滨岸相是古陆隆起存在范围的直接证据，也就是确定了碎屑滨岸潮坪亚相的范围，就确定了古陆的隆起范围。在莲3井馒头组中段4 532.72 m和4 535.81 m处岩心中发现灰绿色细砂与泥岩互层（图8a、图8d），泥质成分呈不均匀的细条带，自然伽马曲线（GR）高位表示泥质含量高，声波测井曲线（AC）低位显示低密度高孔隙度，显示动荡的水环境，应属于潮间带靠上部。同样在莲3井馒头组中段4 533 m和4 535.34 m处发现深灰色厚层粉砂岩，自然伽马（GR）显示低位表示泥质含量少，声波测井曲线（AC）高位显示高密度低孔隙度，代表了相对稳定的水动力环境应属于潮间带靠下部（图8b、图8c）。在乌海摩尔沟剖面，三山子组地层中可以看到粉砂和细砂组成的鱼骨状交错层理，夹有薄层泥岩，是由周期性双向水流的情况下产生，一般为潮间带下部特征（图5m）。

图8 莲3井4 531～4 536 m处岩心柱状图Fig. 8 Core histogram at 4 531～4 536 m of Lian 3 well

碳酸盐潮坪亚相常相伴局限台地亚相出现（图7b），主要岩性为细晶白云岩、泥质白云岩、鲕粒灰岩、鲕粒白云岩、生物碎屑灰岩，主要分布于张夏组沉积时期的镇原古陆和鲕粒滩之间。

通过观察李1井4 301 m处张夏组岩心薄片（图6e）时发现鲕粒内有明暗分层，暗处为泥晶方解石，为沉积底部，是由上覆盖层遭淋滤作用时由淋滤水沉淀而成；明处为亮晶方解石充填，为沉积顶部，是后期充填的产物；明暗交界处为当时的海平面的位置，是典型的示底构造。示底构造的产生代表当时的水体交流并不顺畅，而鲕粒的产生也是有一定的盐度要求（金振奎等，2013），侧面证实张夏组沉积时期水体盐度较大，水体流动受限。

（2） 礁滩亚相

因礁和滩的形态较为相似，且都限制了台地内水体的流动，文中将“礁、滩”合为一体，指水体持续或间歇动荡，以颗粒灰岩组成和造礁生物原地生长形成的具有抗击海浪作用的碳酸盐岩沉积块体。根据颗粒灰岩沉积规模和位置分为台内礁滩微相和台缘礁滩微相。

台内礁滩微相是指发育在障壁岛内的礁滩，地处平缓，岩性为鲕粒灰岩、鲕粒白云岩、泥晶鲕粒灰岩、砾屑灰岩和生物碎屑灰岩，含三叶虫和腕足类化石，三叶虫化石的产生表明台内滩可以在海水盐度正常的时期沉积。台内礁滩微相在馒头组上段集中发育（图7a）。台内滩厚度薄且处于台地内部，鲕粒粒径也没有台缘滩大（李凌等，2011；李维岭等，2021），因其靠近剥蚀区，且水动力小，具有较多的陆源物质使得泥晶鲕粒灰岩更发育（图6f），其阻隔水体能力有限，也常在开阔台地亚相中出现。在庆探2井馒头组上段4 848.91 m处岩心（图5e），可见棕褐色鲕粒灰岩和黑色泥岩渐变接触，鲕粒灰岩中方解石占80%以上，泥质及其他矿物占15%，鲕粒灰岩粒径为1～3 mm，大多为圆形，厚度薄，符合台内礁滩亚相特征。在庆探1井馒头组上段4 096.136 m岩心处，发现内碎屑团块状鲕粒灰岩，团块充填于碎屑之间并未进入碎屑内部，一般团块状鲕粒灰岩较为少见，推测可能和蓝藻生物的粘结作用有关（李凌等，2013）（图6h），而蓝藻的生长喜欢较为温暖的温度，可能当时气候已经有转暖的趋势。根据台内礁滩沉积特征和等值线图定义：在台地内分布，鲕粒灰岩厚度在0～10 m，鲕/地比在50%以下的为台内礁滩微相（图4d、图7a、图7b）。

台缘礁滩微相是指在台地边缘分布的礁滩，也可以作为障壁岛存在，是张夏组主要的沉积特征，张夏期晚期由于兴凯运动和怀远运动，东边隆起，古陆周边以厚层的鲕粒灰岩为标志且在岸边成带状分布（图5d、图5f～图5h）。为了更直观清楚地说明，定义绕岸分布鲕粒灰岩厚度超过100 m，且鲕/地比大于50%的区域为台缘礁滩微相，分布于盆地东南部，而西南部的阴石峡区域也发育台缘礁滩微相，是因为附近镇探2井岩心中的鲕粒间呈亮晶胶结（图5f），反映了强水动力特点（李维岭等，2021），这和台缘礁滩的特征相符，所处区域沉积厚度将近300 m，和地处平缓的台内礁滩定义不符，所以纳入到台缘礁滩微相中（图4c、图7b）（通过地层厚度和单因素图来划分沉积相也要结合岩性等多因素考虑，该方法可以作为沉积相定量划分的参考）。台缘礁滩的孔隙和裂缝较台内礁滩更发育，可能和水动力有关，台缘礁滩地处台地边缘靠海一侧，水动力较大，容易将海底粗碎屑颗粒和砾石带到礁滩上，粒径大，导致台缘礁滩孔隙较多，而台内礁滩地处浅水，水动力小，只能搬运和沉积的颗粒都较细小，所以其孔隙和裂缝较台缘礁滩的不明显，这一特征在镜下薄片上尤为明显（图5e、图5h、图5k）。台缘礁滩亚相主要发育粒间溶孔、溶蚀孔隙、裂缝，岩性以鲕粒灰岩为主，夹灰岩、生物碎屑灰岩和残余鲕粒灰岩（图5g～图5h、图5j）。根据台缘礁滩沉积特征定义：绕岸分布的鲕粒灰岩厚度在10 m以上，鲕/地比在50%以上的为台缘礁滩亚相。

（3） 局限台地亚相

文中的局限台地亚相是指水体受限的台缘礁滩（障壁岛）内区域，一般贫氧或者缺氧，盐度一般较高，主要发育在张夏组沉积时期。在乐1井馒头组上段2 838.47 m钻孔处发现灰绿色泥质白云岩（图6d），薄片中方解石空隙和裂缝中充填有少量泥质杂质，表明当时应处于水动力不强局限环境。在莲3井4 440.12 m深度处发现灰白色白云岩，厚层状，层中夹有极细的泥质层理，弯曲并不规则（图5j），为温暖局限的稳定水环境。在乌海摩尔沟剖面的张夏组地层中发现灰色灰岩层，表面有生物扰动构造（图5p），底部有印模，印模整体凹凸较为平缓，反映了当时水动力并不强，当时应处于一定深度且较为温暖平静的水体环境，符合局限台地亚相特征。

（4） 开阔台地亚相

开阔台地亚相是指台地边缘无障壁岛等凸起，不影响台地内部水体交流的宽缓沉积相带（张友等，2021），属浅水高能沉积环境，无台缘礁滩微相等限制水体流动障壁岛（图7a、图7c），是鄂尔多斯地区馒头组和三山子组沉积时期的主要沉积环境。岩性以大套灰岩为特点，偶夹泥岩和鲕粒灰岩（图5a、图5n）。在平面上，表现为地层厚度等值线稀疏，灰岩厚度大，沉积范围广。在乌海摩尔沟野外剖面的馒头组上段地层中见类似风暴砾屑灰岩沉积，整体只见厚层砾屑灰岩，杂乱排列，磨圆中等多为次棱角状，并未见泥晶灰岩等表示稳定沉积的标志，风暴扰动强烈，故根据师宇翔等（2022）划分标准判定属于V类风暴沉积序列，应处于正常浪基面附近，属于开阔台地亚相。

（5） 台内洼陷亚相

台内洼陷亚相指位于台地内地形相对低洼，盐度、泥岩厚度都较周缘大，水动力不强的区域。台内洼陷亚相发育于馒头组、张夏组及三山子组，围绕剥蚀区出露，厚度薄且出露面积有限（图7a～图7c），岩性主要为深灰色泥岩、泥质灰岩。在馒头组龙探1、城川1、召探1井中有厚层泥岩出现，在张夏组定探1井、三山子组榆9井有厚层泥质白云岩和厚层深色泥岩出现，为台内洼陷亚相的沉积特征（图3）。笔者定义台地内地层厚度大于30 m，泥岩厚度大于20 m，泥地比值大于40%区域为台内洼陷亚相（图4a～图4d、图7a～图7b）。鄂尔多斯盆地张夏期沉积模式图（图9），中央古隆起靠近台地边缘，地理上位于鄂尔多斯盆地西南部，再往南为台缘礁滩和深水盆地。碳酸盐潮坪在古陆周缘分布，位于最大高潮带和平均低潮带之间。台缘礁滩微相和台内礁滩微相位于平均低潮面和正常浪基面之间，台内礁滩分散于台地内，台缘礁滩大规模厚层分布于台缘区域，常和陡坡亚相相伴出现。台内洼陷区在盆地内常沿古陆成点状分布。中央古隆起张夏组周围发育众多鲕粒滩，颗粒间多发育孔隙：晶间孔、溶孔（图5a、图5h、图5k、图5n）。这可能和淋滤作用有关，CO2溶解于地下水，形成碳酸酸化地下水，再与岩石中钙质矿物（方解石和白云石）发生溶解反应，将矿物中的钙离子溶解出来，逐步形成孔洞，为油气运移提供了流通条件。

3.3 沉积凹陷分布

通常含油气盆地存在许多沉积凹陷，而沉积凹陷是油气勘探的重点目标（刘池洋等，2014）。所以笔者主要通过研究沉积凹陷区的分布来预测油气的有利勘探区，以此思想为指导通过搜集地层数据整理后，通过石文软件录入绘制了鄂尔多斯盆地寒武纪各个时期地层厚度等值线图、泥地比、鲕地比等值线图及寒武纪地层总厚度等值线图（图4a～图4e、图7d）。

张春林等（2017）认为鄂尔多斯盆地寒武纪构造格局为“三槽两陆一洼”，三槽为贺兰拗拉槽、定边固原拗拉槽、富县淳化拗拉槽，两陆为伊盟和镇原古陆，一洼为榆林洼地。陈启林（2013）认为可以划分为“一隆两凹”的古地理格局。包洪平等（2019）认为鄂尔多斯盆地下古生界寒武系是继承了银—杭、环—定、晋—陕、豫—陕4个NE向的分支拉张裂陷的沉积地形。盆地的西部和南部分别与祁连海槽和秦岭海槽相邻，地层厚度等值线密集，地层从西、南向东、北发育，东、北部地层逐渐变新、变薄。笔者通过绘制寒武纪地层厚度图发现以贺兰地区和南部耀县地区最为突出，总沉积厚度近500 m（图7d），以陡坡亚相为特征，沉积以泥岩、泥晶灰岩，发育深水重力流和风暴沉积，有包卷层理和风暴岩沉积序列出现。贺兰地区在馒头组中段泥地比为40%，耀县地区泥地比达近60%，馒头组上段贺兰地区泥地比达60%，耀县附近的上韩区域泥地比近80%（图4b），定为盆地主要凹陷区，分别命名为“贺兰凹陷”，许多学者也称其为“贺兰拗拉槽”或者“贺兰奥拉谷”（陈启林等，2013；张春林等， 2017；李文厚等，2020）和“耀县凹陷”。在神木和中阳地区常发育台内洼陷亚相（图7a），在馒头组上段沉积时期盆地东北部的神木和中阳地区沉积厚度约为60 m（图4a），神木地区泥地比达60%，中阳地区泥地比达40%，是小型沉积坳陷地区（图4b）。在张夏组沉积时期沉积中心上移到准格尔旗地区，沉积厚度达140 m，沉积速度激增，海侵达到顶峰（图4c）。在三山子组沉积时期，东北部沉积中心向下移动，重新回到神木地区，神木、中阳凹陷沉积厚度达80 m，沉积速度开始缓慢降低，开始海退（图4e）。神木、中阳凹陷虽然相对贺兰和耀县凹陷较浅，但沉积厚度和泥地比值仍然较突出，以黑色泥岩、泥晶灰岩为主，具有沉积凹陷区的特征，定为“神木次凹”和“中阳次凹”。

笔者认为中央古隆起、贺兰凹陷、耀县凹陷、神木次凹、中阳次凹共同将鄂尔多斯盆地寒武系划分为“一隆四凹”的古地理格局。因前者贺兰和耀县凹陷研究较早，但并未发现优质储层，认为神木次凹和中阳次凹可以考虑列为新的潜在有利勘探区。

4 讨论

4.1 重建寒武纪构造-沉积演化过程

在寒武纪初，受晋宁运动的影响，使得鄂尔多斯古陆以至于整个华北板块都处于隆升阶段，导致缺失相对应的震旦纪和纽芬兰世沉积，只在其边部有冰水沉积（陈启林等，2013）。从辛集组沉积时期开始沉积一套可追溯的沉积盖层，海水由西向东、由南向北涌入盆地，沉积过程表现为自西向东、自南向北的超覆沉积，沉积范围仅限于盆地的西缘和南缘，气候炎热干燥，整体为海相-咸水沉积环境（陶文星等，2020）。朱砂洞期基本上继承了辛集期的沉积模式，且剥蚀区周围的高能陆源碎屑潮坪已经开始向低能的碳酸盐潮坪转换，显示陆源碎屑减少，海侵速度降低，海平面此阶段基本无变化。陈启林等（2012）在陇县牛心山地区的朱砂洞组发现了厚为50～83 m的白云质石英粉砂岩-含藻屑粉晶白云岩-粉细晶白云岩，显示海水在逐渐变浅，和辛集组可以形成一个的小的旋回，由于和前人认识较为一致，文中不做重点研究。

馒头期早期，海侵向北、东方向扩展，形成“L”型海域，西部海水向东侵入至贺兰-天深1-阴石峡-牛心山地区，南部海岸线延伸至牛心山-建1-韩城地区（图4a），显示为祁连海的扩张。地层厚度等值线图中馒头期早期海深达220 m等值线较为密集，在连井剖面中显示盆地西部的任1井和天深1井沉积厚度较大，由西至东沉积厚度逐渐减小，盆地中部至南部的钻孔合探、宁探、旬探和二郎沟地区沉积厚度依次增加，由北至南沉积厚度逐渐增大，显示古陆西、南部和坡度较大，岩性以灰岩为主，沉积格局保持了前寒武的古地理格局（图3）。但在二郎沟野外剖面和盆地中部的莲3、旬探1井、宁探1井、天深1、龙探、榆9钻井岩心底部仍有少量砂岩、石英砂岩，代表此处海侵速度仍较快，但海侵速率未达到最高点（图3）。随着海侵的持续进行，馒头期中期，海水分布范围继续扩大到整个鄂尔多斯盆地，古陆第一次被海水分隔开，完整的鄂尔多斯古陆被海水分隔为西北部的阿拉善古陆、中部的伊盟古陆、东北部的吕梁古陆和西南部出露有限的镇原古陆，秦岭洋和祁连海以及亚洲洋三大洋水体在子洲海峡形成了会和，鄂尔多斯海初现（陈启林等, 2013）。此时，钻孔岩心中灰岩数量急剧上升，代表水体已经覆盖了盆地大部分区域，且达到一定深度。在召探、城川、龙探1井区域，有局部泥岩的出现，显示台内洼陷微相发育，根据钻孔得到的岩性数据判定台缘礁滩相还处于发育初期，鲕粒灰岩沉积厚度有限，未成规模（图3）。银川、贺兰区域等值线密集，显示高角度斜坡，沉积厚度最厚为300 m，由于鄂尔多斯地块持续沉降的原因，伊盟古陆和吕梁古陆中间以开阔水环境为特点（张春林等，2017），沉积地层厚度约为20 m（图4a）。莲3井馒头组中段，在莲3井4 535.81 m处见灰绿色泥岩和细砂互层，且有少量砂质团块被泥质包裹，可能是规律动荡的潮坪环境将陆源物质和原地沉积物混合而成。自然伽马测井曲线（GR）此处显示较高，有较多放射性强的泥岩混合其中，且较为平滑，显示较强的水动力特点；声波测井曲线（AC）低位显示低密度高孔隙度，显示动荡的海进期环境（图8a）；在井深4 533 m和4 535.34 m处见深灰色粉砂岩，自然伽马曲线（GR）显示低位表示泥质含量少，成分较均一，声波测井曲线（AC）高位显示高密度低孔隙度，代表此时水动力不强，未能将陆源碎屑物和下层原地沉积物混合在一起，应为海平面稳定期（图8b、图8c）；在井深4 532.72 m处又见灰绿色泥岩和细砂互层但并未见砂质团块，水动力未能将下部沉积物完全搅动，显示海侵速度较前期变小，此时应为新一轮海侵阶段（图8d）。在馒头期晚期，吕梁古陆完全被淹没，只留下了北部的阿拉善古陆、伊盟古陆和西南部的镇原古陆，在原伊盟古陆和镇原古陆区域水体进一步加深，沉积厚度为40 m，神木和中阳区域地势低缓，沉积厚度为60 m，为地形凹陷区（图4a），在城川1、宁探1井、龙探1井、榆9井中馒头组沉积顶部有石英砂岩再次出现代表海侵仍在持续进行。而在张夏组、三山子组再未出现大面积石英砂岩代表在馒头组沉积的晚期海侵速率已经达到最高点。在庆探4井馒头组上段4 461.28 m处的灰色灰岩岩心顶端0.26 cm处，发现有分散的草莓状黄铁矿出现（图5o），是典型的缺氧还原环境标志（宁泽等，2022），证明当时该地区在馒头组上段沉积时期已经有向局限台地发展的趋势。在二郎沟、中阳、合探1井和庆探2井岩心中发现了薄层鲕粒灰岩，证明此时已经达到从混积的陆源碎屑沉积向清澈的碳酸盐岩沉积转变的中晚期（图3、图5e）。

到张夏期，海侵达到顶峰，古陆区域进一步减小，整个鄂尔多斯盆地基本上被海水覆盖，秦岭洋、祁连海和古亚洲洋继续相连，其根本原因是西部的祁连洋壳向鄂尔多斯古陆俯冲的结果（陈启林等，2013）。在张夏组沉积时期，合探1井、旬探1井和苏峪口地区沉积厚度较大，达200～300 m不等，沉积厚度以从西到东逐步减小，从南到北逐步增大（图3），这和寒武纪盆地西、南部以继承性斜坡为主的地形有一定关系。在中阳、旬探1和苏峪口、二郎沟野外剖面中发现有很厚的鲕粒白云岩和鲕粒灰岩，显示张夏组的显著特征为盆地的东南部和阴石峡区域发育大量鲕粒滩，是正式从开阔台地亚相过渡为局限台地亚相的标志（图7b）。在盆地西南部等值线变化大，大量泥砂从陆搬运至海底，并向前推进，在环县附近的陇4井中发现一定厚度的泥质碎屑流沉积（图6c），且碎屑流中泥质碎屑有一定的磨圆和撕裂边，表示当时富泥的沉积物是由重力和一定地形坡度作用向下携带颗粒沉积物慢速搬运堆积产生，但是下部的泥岩和粉砂岩水平互层沉积，整体为正粒序，代表张夏组沉积环境已经较为稳定，海侵速率降到最低点。环县部分已经处于前缓坡微相区域，沉积灰岩夹泥岩、粉砂岩和生物碎屑泥晶灰岩，可以见到少量陆相化石，代表此处海水动力不强，海侵达到顶峰。

在晚寒武世三山子期，海水向西南退去，中央古陆重现，但是吕梁古陆下沉消失，这可能和古太平洋板块向古亚洲板块俯冲导致区域应力变化有关。中央古陆向南延伸至陇县，北接伊盟、阿拉善古陆，呈竖带状分布于盆地中部，将盆地的东西部分隔开来（图4e），表明海侵结束，开始海退。在盆地连井剖面中显示从西到东仅苏峪口、任1、天深1、榆9、龙探、中阳区域有三山子组沉积，从北到南仅有宁探、旬探、二郎沟地区有三山子组沉积，盆地北部和中部缺失三山子组沉积，代表此时古陆重现，进入剥蚀期。韩城和礼泉上韩区域沉积作用减小，沉积的地层厚度降至100 m，神木、中阳区域降低至80 m，该区域盆地内广泛发育泥质白云岩、紫红色白云岩、砾屑灰岩，代表低能的氧化水环境，气候较为温暖。

综上所述，从辛集期到三山子期，鄂尔多斯盆地经历了一次完整的海侵-海退过程，辛集期至张夏期陆域面积逐渐减小，至三山子期重新扩大，中央古陆重现。而神木和中阳地区长期处于沉积凹陷区域，沉积厚度大，水动力不强，有机质发育，泥地比高，沉积物质雄厚，具备自生自储气藏的良好条件，是产生烃源岩的潜在有利勘探区。

5 结论

（1）鄂尔多斯盆地寒武系是海侵背景下形成的一套海相沉积地层，以组为单位恢复了寒武纪海侵海退的整个过程，并且识别出了斜坡相和台地相2种沉积相，在馒头组沉积时期以开阔台地亚相大面积展布为特征，在张夏组沉积时期由于台缘礁滩的崛起变为局限台地亚相占主导，并在三山子组沉积时期海水退去重新变为以开阔台地亚相占主导。

（2）运用钻孔和野外剖面绘制了鄂尔多斯盆地中部的寒武系地层厚度图，划分出2个主凹和2个次凹：盆地西缘的贺兰凹陷、南缘的耀县凹陷、东北部的神木次凹和中阳次凹，其中神木次凹和中阳次凹被认为是新的潜在有利勘探区。