鄂尔多斯盆地延长期富烃坳陷形成的动力学环境与构造属性

大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 710069

鄂尔多斯盆地为中国大陆石油发现最早、最先进行现代石油钻探的大型含油气盆地(长庆油田石油地质志编写组, 1992)。近年盆地每年石油新增储量和产量均位居中国诸含油气盆地前列，原油年产量达4000×104t，油气勘探开发方兴未艾(惠潇等, 2019)。鄂尔多斯盆地的石油主要源自中晚三叠世延长期富烃坳陷，主力烃源岩为大面积分布的长7段优质烃源岩(张文正等, 2008, 2015; 杨华等, 2016)。然在全球范围内，中晚三叠世有效烃源岩相对并不发育(Klemme and Ulmishek, 1991)。该盆地为何于中晚三叠世湖相环境中形成了较大规模优质烃源岩，前人分别从岩石学、地球化学特征、古沉积环境、火山及热液活动等方面进行了探讨，取得了有益的认识和重要进展(张文正等, 2008, 2009, 2010, 2016; 邱欣卫等，2011；Qiuetal., 2014, 2015;付金华等, 2018; Lietal., 2019; Youetal., 2019；Zhangetal., 2020)。然对该富烃坳陷形成具何地质构造属性，处于何种地球动力背景，前人鲜有论及。这些问题不仅聚焦了鄂尔多斯含油盆地的核心，具有重要的科学意义，而且还抓住了该地区油气赋存成藏和勘探的关键，有着实效的应用前景，值得深入探究。本文根据笔者多年来的研究，结合最新勘探成果，试图探讨和揭示鄂尔多斯盆地中晚三叠世陆相坳陷型富烃坳陷和其中长7优质烃源岩形成的主要条件和动力学环境。

1 盆地与富烃坳陷基本特征

1.1 盆地概况

陆相鄂尔多斯盆地的发育始于中三叠世，叠加在前中三叠世陆相-海陆过渡相大华北盆地中西部之上(赵重远和刘池洋,1992; 刘池洋等, 2006; 刘池洋,2007)。现今残留的鄂尔多斯盆地位于华北克拉通西部，面积约25×104km2，周邻被渭河、银川、河套、山西等新生代断陷盆地所围限，外围被诸多山系所环绕。如盆地南、北分别为秦岭-祁连造山带和阴山褶皱构造带，东有吕梁山系，西为含贺兰山和六盘山的南北向构造带(图1a)(长庆油田石油地质志编写组，1992)。盆地周邻不同构造域和多种地球动力学环境的复合、叠加及其与时彼此消长变化，导致盆地边缘断裂和褶皱发育、构造特征复杂多变；在今盆地内部变形弱、结构构造简单。鄂尔多斯盆地主要经历了发生(T2)、鼎盛(T2-3-J1-2)、发展(J2-J3)、衰亡(K1)以及晚白垩世以来的改造等阶段(刘池洋等，2006)。其形成演化与华北克拉通破坏之始的东部抬升和进而改造-破坏的过程同步、动力学环境相关。中晚三叠世为盆地鼎盛发育时期，沉积范围广阔，包括秦晋间黄河之东晋豫大部，向东可达冀皖，沉积相带和地层厚度在平面上变化较小，具较宽阔渐变特征(图1)(刘池洋,1987；赵重远和刘池洋，1992；刘池洋等，2006)。与此同期，盆地南部受扬子克拉通及秦岭地块依次构成岩石圈尺度的向北汇聚俯冲、华北克拉通向南仰冲的区域动力学环境影响明显(刘池洋等，2015)，延长期富烃坳陷的形成和其中长7段优质烃源岩发育与此动力学环境密切相关。

图1 研究区大地构造位置(a)、鄂尔多斯盆地及邻区构造构局和延长期古沉积范围(b)及构造-沉积剖面(c)Fig.1 Regional tectonic map of study area (a), tectonic structure of Ordos Basin and its adjacent area show the original basin range of Yanchang Period (b) and the structure-sedimentary section (c)

1.2 富烃坳陷基本特征

笔者将富烃凹(坳)陷定义为：盆地中发育规模优质烃源岩的负向构造单元，油气资源丰度高、潜力巨大。富烃凹(坳)陷为大型油气田形成的资源基础，控制或影响着大中型油气田(藏)的形成和相对集中分布(刘池洋等，2014)。鄂尔多斯盆地延长期富烃凹(坳)陷面积大，故以下统称之为富烃坳陷。

鄂尔多斯盆地南部陆相富烃坳陷形成于中晚三叠世延长期，展布范围大致与延长组湖相烃源岩分布范围相当，面积逾5×104km2，小于延长期湖区范围，长7段优质烃源岩及其分布为富烃坳陷的主体。延长期富烃坳陷具典型坳陷型结构，内部接受统一的湖相沉积，总体呈古地理内低外高、结构(西)南陡(东)北缓、水体南深北浅、沉积南厚北薄等特征(图1b)(刘池洋等，2006)。在较陡深的坳陷南部，沉降幅度较大，沉积相带窄、相变较快，形成呈带状展布的沉降-沉积中心。以较深湖相为代表的沉积中心，轴线位于环县-庆阳-铜川连线略偏东北，原始沉积范围西临定边，向东南远超出今盆地边界，可达河南伊川之东南，总体呈北西-南东东向展布，大致与秦岭造山带平行(图1a)。

图2 延长组长7段优质烃源岩伽玛异常段典型曲线形态特征图Fig.2 Gamma abnormal pattern of high-quality source rocks in Chang 7 Member

延长组厚度一般在1000～1600m之间，为一套以河湖相沉积为主的陆源碎屑岩系。根据岩性及古生物组合，将延长组细分为10个油层组(段)，自上而下依次为长1段至长10段(长庆油田石油地质志编写组，1992)。延长期的沉积充填总体经历了陆相湖盆形成、扩张、发展、萎缩和消亡的完整演化过程(刘池洋等，2006)。其中湖盆扩张期范围广阔，面积逾10×104km2，出现大面积深湖-半深湖区，长7段优质油源岩发育面积达5×104km2(杨华和张文正，2005)；在富烃坳陷中心，烃源岩厚100m以上，向边缘减薄，一般厚30m左右。来自盆地西南和东北两大物源水系形成的长7段浊积岩等事件沉积砂体和长6段前缘相带与长7段有效烃源岩大面积接触，构成了良好的储源组合和有利的常规-非常规油气富集成藏条件。

本文讨论盆地南部延长组，重点是长7段优质烃源岩发育期富烃坳陷形成的动力学环境。

2 烃源岩主要特征

鄂尔多斯盆地丰富的石油源自中晚三叠世延长组烃源岩。其中主力烃源岩为长7段富有机质页岩，长7段和长9段黑色泥岩是次要烃源岩，长6段和长8段暗色泥岩对油源的贡献有限(杨华等，2016)。

2.1 优质烃源岩发育

大量测试分析和研究揭示，延长组长7段烃源岩为富有机质页岩和黑色泥页岩。前者在测井曲线显示具高伽马GR、电阻率RT，低电位SP、密度DEN等明显特征。页状烃源岩有机质丰度高，有机碳(TOC)大多在6%以上，最高可达30%～40%之间，平均13.81%；平均氯仿沥青“A” 0.8392%、平均热解S1为4.11mg/g，表明长7段页状烃源岩为好-极好烃源岩或称优质烃源岩。长7段优质烃源岩镜质体反射率(Ro)在0.72%～1.2%之间，平均为0.878%，总体处于生油高峰期的成熟-高成熟阶段(杨华和张文正,2005；张文正等，2015, 2016)。

长7优质烃源岩显微组分以腐泥组为主。镜下观察干酪根以无定形体为主(85%～99%), 见有少量形态组分(源于刺球藻)和孢子体, 很难找到镜质体等陆源有机组分, 说明其母质主要为湖生低等生物(藻类)；干酪根类型为Ⅰ-Ⅱ1型，具有较强的生排烃能力，并经历了强排烃作用。长7段优质烃源岩形成于较深水还原-弱还原环境，水体为分层不明显的陆相微咸水-淡水环境(杨华和张文正，2005；张文正等，2006，2008, 2015; 付金华等, 2018)。

2.2 以富铀为特征

3000多口测井资料显示，长7段优质烃源岩的放射性异常普遍较高-高(图2)，最高逾1000API。伽玛高异常岩样的地球化学分析对比揭示，长7段烃源岩的放射性高异常值与Th、K含量无相关性，主要由地层中富集的铀元素所引起：U含量在17.5×10-6～104×10-6之间，平均47.5×10-6(谭成仟等，2007)；最高可达140×10-6，平均51.1×10-6(张文正等，2015, 2016)，称其为富铀优质烃源岩。

长7富铀烃源岩的整体展布和厚度宏观分布与伽马高值异常区一致。后者分布于姬源-白豹-合水-正宁一线，整体呈北西-南东向展布，朝北西方向逐渐封闭，往南东方向直达今残留盆地边缘无收敛趋势(谭成仟等，2007；邱欣卫，2011)。

烃源岩中铀正异常累计厚度大于10m的分布面积约为3.2×104km2，根据其累计厚度和平均铀元素含量等参数估算，鄂尔多斯盆地长7段页状烃源岩的铀元素总量约为0.8×108t(张文正等，2016)。

图3 富烃坳陷延长组长7段烃源岩露头剖面同沉积变形类型图(a、b)淌泥河砂岩墙；(c)何家坊东北泥岩脊及页岩中凝灰岩夹层；(d)何家坊西南同沉积褶皱变形Fig.3 Syn-depositional deformation types of Chang 7 Member source rock outcrops in the hydrocarbon-rich sag(a, b) liquefied sandstone dykes in Tangni River outcrops; (c) mud phacolith and tuff interlayers outcrop in the northeastern of Hejiafang area; (d) syndepositional folding deformation in the southwestern of Hejiafang area

2.3 夹多层沉凝灰岩

在延长组10个地层段，均含多层沉凝灰岩夹层，其中长7段优质烃源岩中最为发育(邱欣卫等，2009)。在长7段典型露头剖面，多处可见凝灰岩夹层(图3c)。在露头新鲜剖面或岩芯中，凝灰岩夹层的颜色与其间互出现的砂、泥岩层差别较大，易于识别，其颜色多样，以灰黄色、灰褐色等为主；凝灰岩夹层单层厚度从5～500mm不等(邱欣卫，2011; Qiuetal., 2014)。对正8井长7段富铀烃源层观察，在约9m的岩芯中肉眼可识别出182层凝灰岩纹层。宁33井长7段底-长8段顶地层段取芯近3m，累计有71层火山灰沉积物，反映盆地周缘同期火山活动频繁(张文正等，2009)。在露头和岩芯中，凝灰岩常与优质烃源岩或泥岩互层产出，凝灰岩整体呈近水平展布，说明其沉积时水体环境相对稳定。

综合研究表明，长7段凝灰岩的源岩以中酸性火山岩为主(邱欣卫等，2009；张文正等，2009)。对锆石的Hf同位素分析表明，长7段凝灰岩主要来自于地壳岩石的部分熔融，并有一定地幔物质加入(张辉等，2014)。延长组长7段凝灰岩集中分布于定边-宁县-铜川一带，呈北西-南东向展布，面积超过3×104km2，与富铀优质烃源岩空间分布范围大体一致，反映二者形成的相关性。长7段凝灰岩夹层最厚分布区在富烃坳陷南西部，向北东方向厚度变薄，暗示强烈火山活动和火山灰主要来源自西南方向(邱欣卫等，2009；邓秀芹等，2013)。

3 同沉积构造变形及其构造环境意义

3.1 野外露头特征

鄂尔多斯盆地延长组出露较好，已在多处发现多种类型的同沉积变形构造(图3)，以盆地南部铜川地区最为多见，在长7段地层中较为典型，其中上拱挤入构造最为引人关注。

3.1.1 上拱挤入构造

(1)砂岩墙：在铜川淌泥河延长组剖面，发现挤入到长7段烃源岩中的褐色砂岩墙(图3a, b)。砂岩墙宽约30～40cm，延展宽度近等，与页岩层理近于垂直(李元昊等，2007)。在露头可观察的范围内，此砂岩墙呈直线带状延伸达十多米，两端或被覆盖，或延没于露头剖面之中，其延伸长度不详。在临近砂岩墙两侧的烃源岩，页状层理发生向上牵引变形。所观察剖面受后期构造变动改造强烈，页状烃源岩产状陡倾，但其沉积层理仍保留良好。若将其恢复到初始沉积状态，砂岩墙上覆被较厚近水平状的烃源岩覆盖。这种覆盖和切割关系及牵引现象表明，砂岩墙形成于上覆烃源岩沉积之前和被切割烃源岩沉积之后，即在长7段优质烃源岩沉积期间。砂岩墙的形成与深部热液流体上涌、喷溢，导致长7段烃源岩之下未固结沉积砂层的液化，进而沿张性断裂挤入灌注，形成与断裂平行展布、较规则、近等宽的带状砂岩墙构造(邱欣卫等，2013)。

(2)泥岩脊：在铜川何家坊村东北侧沟中，可见黄色含砂泥岩脊呈不规则带状挤入长7段灰黑色页状烃源岩中(图3c)。剖面中泥岩脊两侧都为近水平状页岩，与泥岩脊接触的页岩层理被牵引上弯；直接覆盖其上或上覆临近的页岩，向上宽缓隆弯明显；上覆远离泥岩脊的地层就渐变为水平层状页岩。这表明泥岩脊是自下向上挤入并导致周围地层变形，其发生于长7段烃源岩沉积期。

图4 富烃坳陷延长组长7段烃源岩钻井岩心中同沉积变形构造类型图(a、b)砂岩脉(西44井, 1973.5m)；(c)揉皱变形(宁33井,724.1m)；(d)小型正断层(里52井, 2294.1m)；(e)揉皱变形及砂砾团块(正7井, 1678.6m)Fig.4 Syndepositional deformation types from borehole cores of Chang 7 Member source rock in hydrocarbon-rich sag(a, b)sandstone dikes (Xi 44 borehole, 1973.5m); (c) crumpled deformation (Ning 33 borehole, 724.1m); (d) minor normal fault (Li 52 borehole, 2294.1m); (e) crumpled deformation and Gravel mass(Zheng7 borehole, 1678.6m)

(3)砂岩脉：在何家坊村东北侧沟等露头剖面，还见有规模较小、宽度不一的砂岩脉穿插在泥页烃源岩之中(李元昊等，2007)。砂岩脉可视为砂岩墙的微缩版，分布较为多见。其成因与砂岩墙及页岩脊类似，都是下部未固结砂岩液化增压沿裂缝向上部烃源岩挤入而成；形成时限与后二者同期，均在长7段烃源岩沉积期间。

3.1.2 其他变形构造

(1)断裂作用：砂岩墙和砂岩脉的形成和分布，分别受不同规模断裂及其特征的控制。宽度较小的砂岩脉的形成和展布，主要受微小断层或裂隙的产状和组合排列的控制。在露头剖面长7段深灰、黑色烃源岩中，被浅色砂岩脉充填的微小断裂及其组合式样和切割方式更为清晰可见。这些断裂均出现在长7段烃源岩层中，未延入上覆地层，说明形成于长7段烃源岩沉积期。

(2)褶皱变形：在盆地南缘铜川地区延长组等露头剖面，特别是在长7段烃源岩中，多处可见不同形式、不同规模的褶皱变形(图3d)。褶皱变形主要表现为烃源岩发生不同形态的褶皱、弯(折)曲、揉皱、以及倒转等。这些褶皱变形主要为软沉积地层变形，并被上覆未变形的近水平状地层覆盖，表明变形发生在上覆地层沉积之前，与长7段烃源岩沉积同期。

上述发生变形的露头剖面位于延长期富烃坳陷深湖区，各类上拱挤入构造、褶皱和微断裂等同沉积软地层变形类型多样、特征明显，反映在长7段优质烃源岩沉积期，该地区构造变动和深部作用活跃。

3.2 钻井岩心显示

在钻井岩心中，富烃坳陷内延长组同沉积变形构造较为多见，其中长7段地层最为发育(图4)。由于岩心体积小，所反映的同沉积构造变动现象视域有限，主要可见的有未固结地层的液化侵入砂(泥)岩脉(图4a, b)、小型断层或地层错断(图4d)、褶皱变形、地层揉皱或页理层理破坏及弯卷等沉积不久地层的各类软沉积变形构造等(图4c)。在泥页岩地层中，夹有前期或附近沉积的外来砂质或颜色有异的泥质不规则透镜状团块、条带或砂泥砾(图4e)。这些加入到烃源岩中的外来砂泥质砾或团块、条带，大小不一，较大者长约3～4cm，厚有1～2cm，未成岩泥砾棱角清晰，显然来自极近源或原地沉积；有的自成几厘米到十多厘米厚的夹层，有的分散或点缀式分布在长7段烃源岩或延长组地层中。

砂(泥)岩脉(图4)是对前述露头上拱挤入构造的补充，其成因和形成时间相同。除此而外，在岩心所见的这些同沉积变形构造，主要为由各类构造变动触发引起前期未固结沉积地层的重力不稳定所形成的各类变形构造和事件沉积及与之相关的褶皱、揉皱等变形。构造如正断层、滑塌、滑坡等，事件沉积如浊流沉积、震积岩及湖底扇等，在北西-南东向延展的富烃坳陷内深湖-较深湖区分布较为集中；在富烃坳陷的西南部远较东北部更为发育；在层位上，集中出现在长 7及其上下相邻的长 6和长 8三个层段，其中长7段最多，长6段次之(李元昊等, 2008；邱欣卫等，2013)。

长7期为鄂尔多斯盆地演化的鼎盛期，其南部富烃坳陷沉降幅度大、水域宽阔、半深湖-深湖区面积最大(见后述)，发育了盆地的主力优质烃源岩。长7期盆地南部大面积持续沉降和大型湖相富烃坳陷的形成，与该期同沉积变形构造和上拱挤入构造普遍、事件沉积多发共同揭示，长7期富烃坳陷形成于构造活动较强、深部作用活跃的构造动力环境中。

图5 富烃坳陷内XF5测线地震剖面地质解释图Fig.5 Geological interpretation of XF5 seismic section in hydrocarbon-rich sag

3.3 地震剖面表现

通过对延长组富烃坳陷区大量地震剖面的观察，发现延长期地层中存在较多同沉积断层，走向主要为北东、近东西及北西向，分布受基底断裂控制明显；断面大多较陡，也有上陡下缓“犁式”等。

从过镇原-庆阳地区的北东向地震剖面中(图5)可见，延长组地层中的断裂大多为近于直立的正断层，地层明显被断错。少数较大断裂切穿延长组，多数断层仅在延长组内部或下部地层中发育，断层对沉积地层厚度、展布有一定控制作用，表现为同沉积正断层特点。

在富烃坳陷的地震剖面上，还可在延长组烃源岩层见到更多断距较小的小型、微型断裂或断距不明显的隐性断裂。这些断裂大多近于直立，是在深部热液上拱或流体异常压力作用下张裂，随深部异常热力和压力的衰减又复闭合，故断裂的断距微小，部分没有明显断距显现。

这表明，在鄂尔多斯盆地南部延长期富烃坳陷形成演化时期，具有较强的构造-热活动、活跃的深部背景和伸展动力环境。

3.4 延长期沉积中心迁移

对鄂尔多斯盆地延长期各个层段湖岸线和深湖区分布范围的厘定及对比揭示，湖区和以深湖区为代表的沉积中心均分布在盆地南部，总体呈北西-南东向带状展布；其中以长7期湖区和深湖区分布面积最大；但其分布位置在延长期曾发生过两次明显的迁移(刘池洋等，2006；曹红霞等，2008；王飞飞等，2018)。

在延长组长10段沉积时，湖区分布范围尚未完全统一(图6a)。进入长9期湖区范围快速扩大，统一湖盆形成，(较)深湖相沉积主要位于富烃坳陷北东部，发育“李家畔页岩”；沉积中心沿吴起-志丹-富县-洛川一带展布，向西南方向尖灭(图6)。长8期湖盆沉积中心的范围有所缩小，分布在长9期沉积中心中南部，具有较好的继承性(图6a)。

图6 延长期沉积中心分布与迁移平面(a)及剖面图(b)Fig.6 Distribution and migration pattern at plane graph (a) and cross-section (b) of depocenters in Yanchang Period

图7 宁42井凝灰岩(a)-铁结核(b)-硅质岩(c)互层综合柱状图Fig.7 Synthesis column section of tuff (a)-iron nodule (b)-siliceous rock (c) interbeded in Ning 42 borehole

到长7期，湖相沉积范围空前扩大，深湖相沉积中心明显由北东向西南迁移，主要位于姬塬-白豹-华池-正宁-宜君一带，发育“张家滩页岩”(图6)。若分别以长9期和长7期深湖相沉积中心的分布位置为代表，沉积中心由东北向西南迁移了约120km。与这次富烃坳陷深湖相沉积中心迁移相对应，盆地中南部的沉积环境发生了明显转变：自长7期开始，盆地西南物源和西南部沉积建造的个性和重要性更为凸显，其砂岩类型和碎屑矿物组分与该区前期和盆地东北部明显不同(王建强等, 2015)；富烃坳陷的构造活动性增强、事件沉积作用频发，形成各类重力流沉积和震积岩，其中夹有多层火山灰。从长6期至长2期，湖区和深湖区的面积渐趋缩小，但沉积格局相似，均叠加在长7期沉积中心范围内，偏居西南部。

进入长1期，湖盆已趋萎缩，晚期原湖区大部地区出现沼泽化，主要沉积中心向北东长距离跃迁到延安-安塞-子长-子洲一带，形成瓦窑堡煤系(图6)。从长7期深湖-较深湖相优质烃源岩发育的沉积中心，到长1期河湖沼泽相煤系形成的沉积中心，二者的分布位置迁移(图6)了约180km，表现出突变跳跃式迁移的特征。在长1期，盆地南部广阔湖区已开始较大范围抬升，湖相沉积间断，部分地区前期沉积的地层可能始遭受剥蚀。在子长-安塞一带，长1期残存有小范围、有分隔的滨-浅湖及半深湖。这是盆地南部抬升、大湖盆快速萎缩，水体大幅减少、少量残留水体迁移到盆地中北部较低部位留存所致。

延长期富烃坳陷两次较长距离的沉积-沉降中心迁移，是秦岭碰撞造山环境重大变革始发的响应和记录。

4 延长期深部作用及其动力环境指示

4.1 时空叠置的较高热演化区和持续沉降区

4.1.1 多层系高热演化区上下叠置

盆地的区域地热场及其热演化程度，总体受盆地构造属性和深部地壳-岩石圈结构及其活动性所控制。鄂尔多斯盆地石炭-二叠系、中上三叠统延长组、中下侏罗统延安组，为盆地能源矿产的主要勘探层系。根据这三套层系中烃源岩或煤系的大量镜质体反射率等资料所确定的盆地最高热演化区，在空间分布上位置大致相同、上下叠置，均位于盆地南部的富县-庆阳-吴旗一带(任战利等，2006)。此最高热演化区，位于延长期富烃坳陷范围内。

现今鄂尔多斯盆地主体呈西倾单斜结构，而反映盆地各层系热演化程度的镜质体反射率等值线的分布趋势，与此盆地的现今结构、古-中生代地层各界面的埋深等深线及现今地温等值线的分布形态和展布趋势并不一致，且多有交叉。这表明，鄂尔多斯盆地古-中生代各层系最高热演化区分布和延展趋势，并不受挽近构造动力环境的控制，其形成与中生代早中期古构造动力环境有关；古-中生代不同层系最高热演化区分布位置稳定，反映其形成具有明显活跃的深部作用背景。

4.1.2 多期持续沉降区先后叠置

沉降作用是决定盆地发生和持续发展的主因。维系盆地演化的沉降作用，主要受控于地壳-岩石圈的内动力地质作用(刘池洋，2008)。

对鄂尔多斯盆地中生代沉积环境和地层厚度的综合分析对比认为，在该盆地反映湖盆水体相对较深的沉积中心(一般为烃源岩发育区)，受盆地沉降作用的影响明显，可反映或代表沉降中心。与同时代沉积中心分布位置不一的堆积中心(地层较厚区)的形成，主要受水系动力和物源甚丰的控制。

前已述及，延长期盆地的沉积中心位于盆地南部，且与主要堆积中心分布一致。到长1期，沉积中心已向北迁移到延安-安塞-子长-子洲一带。早中侏罗世延安期沉积中心的分布位置大部与长1期沉积中心重叠，并向南有所扩展，主体在吴起之东的延安一带。中侏罗世直罗期沉积中心有所缩小，主体位于延安期沉积中心中南部。中侏罗世安定期沉积中心较延安期向四周有所扩展,但水体较浅(赵俊峰等，2008)。

由上述可见，盆地晚三叠世-早中侏罗世各期沉积中心的展布范围虽有消长变化，但分布位置大体一致, 上下大部重叠。在延长组沉积之后，盆地抬升、沉积间断，全盆地缺失早侏罗世早期地层，盆地南部延长组遭受较强而不均匀的剥蚀改造。早-中侏罗世延安组是在新的构造动力学环境下开始沉积的，但早-中侏罗世各期沉积中心的分布位置却与延长期具有明显的继承性。此沉积中心及近邻，与古-中生代不同层系最高热演化区位置重叠。这说明，在中-晚三叠世延长期到早-中侏罗世，盆地南部的沉积-沉降-热演化甚或改造较强烈变动的分布位置，总体受具继承性、较为活跃的深部内动力地质作用的控制。所不同的是，早-中侏罗世沉积-沉降中心的形成，应是延长期深部物质和热能上拱地区于后期发生热衰减的结果。这与鄂尔多斯盆地于晚侏罗世才发生具划时代意义的沉积-构造-改造重大变革事件(刘池洋等，2006)和秦岭地区以始于160Ma开始强烈花岗质岩浆活动为代表的燕山期新的构造幕发生(王晓霞等，2011；高昕宇和赵太平，2017)在时序上相吻合。

4.2 深部热流体活动

随着调查、勘探和研究的深入与测试技术的进步，在盆地南部富烃坳陷延长组，特别是长7段烃源岩中发现越来越多与深部作用有关的地质效应或活动行迹。其表现形式多样、存在较为普遍，是富烃坳陷形成期深部作用活跃和深部物质参与的直接反映，对优质烃源岩的发育及其形成环境有较明显的影响。

4.2.1 岩石矿物特征

在富烃坳陷西南部长7段底部，发现凝灰岩-烃源岩-铁结核-硅质岩互层。在宁42井，凝灰岩以灰褐色为主，厚度在0.5～10cm之间，局部见凝灰岩与之一起发生揉皱变形(图7a)。烃源岩主体呈灰黑色，测井曲线明显表现为高伽马GR、电阻率RT、声波时差AC，低电位SP、密度DEN特征(图7)。烃源岩中可见大量近立方体富锰矿物，其中Mn所占质量百分比大于65%。硅质岩呈层状分布，仅厚3～5mm。铁结核呈透镜状，中间厚约1.5～2cm，其主量元素Fe2O3T含量高达33.87%，属典型的铁质岩。胡148井烃源岩粘土表面的小团块，能谱分析Ba重量占28.04%；全岩元素地球化学分析Ba含量为2118×10-6，具富Ba特征。正7井烃源岩中整体呈带状分布的白铁矿，主要成分为铁和硫，其中铁占质量百分比的26.33%(Qiuetal., 2015)。富集的Mn、Ba、Fe通常源自深部热液，在湖水环境中深部热液被有机质络合而成，类似于现代洋底热液喷溢附近的有机质对这些元素的络合作用(Sander and Koschinsky, 2011)。

在铜川何家坊剖面的长7烃源岩中发现有透镜状白云岩夹层，X射线衍射分析表明该样品以白云石为主，占76%，其次为伊蒙混层，占18%(图8上)。在铜川淌泥河露头剖面，对长7段页状烃源岩中砂岩墙进行X射线衍射分析，发现有铁白云石化现象，其中铁白云石占9% (图8下)。全岩元素地球化学分析表明，其Cu、Zn含量较高，分别为201×10-6和378×10-6。白云岩及铁白云石化的成因之一被认为与深部热液活动关系密切(Sibleyetal., 1994)。这为上述砂岩墙的成因提供了矿物学方面的支持证据。

4.2.2 微量元素及同位素特征

对富烃坳陷延长组长7段烃源岩铂族元素分析表明，∑PGE=0.6626×10-9～5.7382×10-9，平均2.7051×10-9；各元素含量平均值富集排序为：Pd>Pt>Os>Rh>Ru>Ir。其中Rh含量0.01×10-9～0.224×10-9(平均0.083×10-9)、Pd含量0.24×10-9～2.482×10-9(平均1.189×10-9)；Pt含量0.184×10-9～2.596×10-9(平均1.159×10-9)、Os含量0.0609×10-9～0.2922×10-9(平均0.1661×10-9)、Ru含量0.02×10-9～0.14×10-9(平均0.073×10-9)、Ir含量0.008×10-9～1.104×10-9(平均0.0353×10-9)(Qiuetal., 2015)。所有这些PGE元素的含量都高于或明显高于中国东部泥质岩、火山碎屑岩的平均值(迟清华和鄢明才，2006)，暗示长7段烃源岩中相对富集的铂族元素可能有深部热液的贡献。其中，Pt-Pd元素含量接近、变化趋势一致、相关性较好；其它元素间相关性不明显。这类似于湘西受深部热液影响的黑色岩系中铂族元素间的相关性(吴朝东等，2001)。

长7段烃源岩中Ir/Pt、Ru/Ir、Pd/Ir、Pd/Ru、Ir/Cr、Ni/Pt、Co/Ir比值，接近于华南寒武系底部受海底深部热液喷溢影响的黑色页岩中的相关比值(毛景文等，2001；张光弟等，2002)，说明长7烃源岩中可能含有来自深部热液带来的物质。

图8 铜川地区长7段烃源岩中的白云岩及铁白云石Fig.8 Dolomite and iron dolomitization in the source rocks of Chang 7 Member in Tongchuan area

图9 延长组长7段烃源岩U/Th关系图(底图据Bostrom, 1983)Ⅰ-正常远洋; Ⅱ-太平洋隆起沉积物; Ⅲ-古热水喷溢沉积Fig.9 Relationship of U and Th element in source rock of Chang 7 Member (base map after Bostrom,1983)Ⅰ-normal oceanic sediment；Ⅱ-Pacific uplift sediment；Ⅲ-hydrothermal fluid sediment

图10 延长组长7段页状烃源岩中椭球状钙质结核铜川霸王庄,结核长轴直径约70cm，短轴直径约40cmFig.10 Ellipsoidal calcareous concretion in the source rock of Chang 7 Member, Yanchang FormationThe concretion outcrop at Bawangzhuang, Tongchuan area, with 70cm diameter at long axis and 40cm at short axis

长7段烃源岩的U/Th数据点均位于U/Th=1～100区域内(图9)，与同沉积火山灰和海底喷流复合作用引起煤中微量元素和矿物富集的情况相似(代世峰等，2008)。长7段烃源岩Zn-Ni-Co数据点，主要分布在热水沉积区附近，显示热液活动及其影响的存在。综合烃源岩中铂族元素和微量元素分析，均表明长7烃源岩形成期曾受深部热液活动的影响和物质参与(Qiuetal., 2015)。

长7段烃源岩内部黄色薄夹层(Rock01)的全岩δ18OV-SMOW值仅为5.3‰，具有典型的地幔成因特征，暗示了有更深部物质的参与。

长7段火山灰沉积物、烃源岩中的黄铁矿硫同位素基本一致，δ34S值大部分在6‰～10‰之间，长7段烃源岩中莓状黄铁矿硫同位素在2.37‰～5.90‰之间(张文正等，2010)。其值均高于细菌还原的硫化物等正常沉积岩中的硫同位素值(Rollinson,1993；郑永飞和陈江峰，2000)。这说明长7段中硫的来源不仅与火山灰沉积物有关，深部热液亦可能为硫的重要来源之一。在姬塬地区罗36井富含莓状黄铁矿的长7优质烃源岩样品中检测到了沉积成因的重晶石，进一步证明了热液活动的发生和提供硫酸根离子的可能(张文正等，2010)。

4.2.3 热液成因的碳酸盐岩结核

在今富烃坳陷东南缘铜川地区长7段深湖相张家滩页岩露头剖面中，多处可见大小和形态不一的钙质结核。此结核主要呈深灰色、褐色、褐黄色；质地坚硬，用力锤敲不易破裂；大多呈透镜状、椭球形、碟状，较小者顺层分布居多；所见结核长轴直径2～95cm不等，直径数十厘米较大者亦较常见。在大型结核周围，页状烃源岩的连续性遭到破坏，其上覆地层发生明显弯曲(图10)，显示这类结核是在页岩沉积之后挤入形成。在宜君套滩、瑶曲聂家河等剖面，大型椭球状结核体内可见黑色干沥青脉。

较大型结核内部具环带分层结构，镜下球粒状结构部分的主要成分为CaO，含有少量的MgO、SrO、ZnO；微量元素分析Eu正异常显著，与Ba含量呈正相关性。这与已发现海/湖底热喷流流体或热液成因碳酸盐岩特征(Mills and Elderfield, 1995; Hannigan and Sholkovitz, 2001; 伊海生等, 2001)一致；氧同位素的负异常同样显示其形成与深部热液作用有关。

初步认为富烃坳陷长7段烃源岩中的碳酸盐岩结核属深部热液成因：在深部热液流体沿构造薄弱带向上运移过程中，将途经的下古生界碳酸盐岩溶融并带到浅表层长7段地层之中或湖底，因温压降低热液中碳酸盐类物质沉淀晶出，形成大小不等的碳酸盐岩结核。深部热液的较高温度，并促使周围烃源岩成熟生烃。大型结核内部的干沥青脉，应是钙质结核形成时温度较高、周围烃源岩已生烃的结果和明证。因大型钙质结核极为致密，成岩之后液态烃不易进入其中；即是后期偶有沿裂隙进入的液态烃，一般也不具转化为干沥青的条件。尚需指出，一些小型钙质结核、或在湖底形成被长7段沉积物埋藏的大小不等的碳酸盐岩结核，其与烃源岩生烃过程的时序关系可能与此不尽相同，类型更为复杂多样。

4.3 盆地南部深部结构——400km以上各界面上拱

王良书等(2016)对鄂尔多斯盆地南部利用宽频数字流动地震台站所接收的函数共转换点(CCP)叠加计算，获得了近东西向100km以上深度和800km深度的偏移叠加深度剖面。该剖面从鄂尔多斯盆地南部富烃坳陷内镇原、宁县、洛川通过。剖面显示，富烃坳陷下方Moho面连续性较好、无明显的低速层，在410km和660km处有较清晰的震相分布。其中410km界面略有向上隆升显示，且与其上的Moho面略上隆同步；而660km界面较平缓，没有大的起伏。这表明，在鄂尔多斯盆地南部富烃坳陷下方，现今深部结构仍表现为局部地幔上隆的特征。

根据地震激发出的剪切波(S)分裂特征所求得的上地幔各向异性分析结果，在鄂尔多斯盆地南部，各向异性特征表现出一致稳定的北西西-南东方向，与周邻六盘山、渭河断陷盆地的各向异性特征明显不同。这说明，鄂尔多斯盆地南部富烃坳陷下方的深部应力和物质变形状态，未受到中生代晚期以来周边动力系统的影响，现今该区Moho面和410km界面显示向上隆升的特征，主要形成于早中生代。这应是延长期深部物质上拱，导致表浅层伸展沉降，形成富烃坳陷的深部作用表现和历史记录留存。

5 富烃坳陷形成的区域动力学环境与构造属性

鄂尔多斯盆地(地块)在构造活动性方面，素以稳定著称，被认为是中国最稳定的地块。在盆地中南部延长期富烃坳陷形成和其中优质烃源岩发育过程中, 上述同期发生的各类构造变形、事件沉积和深部热作用效应等揭示，延长期富烃坳陷是在活动的构造环境和活跃的深部动力作用背景中形成演化的。

盆地南部富烃坳陷南与秦岭造山带相邻，中国南北两大陆的汇聚碰撞与其间秦岭造山带的形成主要发生在中晚三叠世。在此期间，相邻盆山形成演化的动力环境应有着密切的关联和耦合响应关系。

5.1 盆山时空响应与动力学环境演变

相邻盆山演化过程的建造和改造及其重要事件的时空响应对比，是探讨盆山相互作用及其形成动力环境关联的重要组成部分。尽管对秦岭造山带构造演化阶段和岩浆作用时段构造属性的认识不尽相同(张成立等,2008；王晓霞等,2015)，但随着各类测年技术的进步和精度的提高，通过对日益增多测年数据的统计和分析，可总体上宏观构建盆山主要演化阶段和重要构造事件的时空响应关系及时序，进而探讨其耦合和成因联系。

根据古生物化石组合面貌和地层对比，认为“延长组时代应为中三叠世晚期-晚三叠世”(陕西省地质矿产局，1998)。对各段地质时代的厘定，一般将长10-长8段划归中三叠世晚期，长7-长1段确定为晚三叠世。对富烃坳陷内长7段烃源岩沉凝灰岩夹层中锆石已进行了多种方法的年代学分析和研究。LA-ICP-MS U-Pb法测试所获得的年龄大致可分为3组：221±2.0Ma(邓秀芹等，2013)、226.5±1.6Ma～229.7±2.2Ma(3个年龄：王建强等，2017；邓秀芹等，2013)和234.3±2.8Ma～236.1±2.7Ma(3个年龄：张辉等，2014)。另有2个长7段底部的SHRIMP U-Pb年龄，分别为241.3±2.4Ma和239.7±1.7Ma(王多云等，2014)。延长组的火山灰来源有空中降落和流水搬运两种(邱欣卫等，2011)，后者的形成时间应早于其沉积时间。若凝灰岩样品采样和测试无误，上述年龄应等于或老于所寄地层年龄。为了进一步约束和精确厘定长7段的沉积年龄，对长7段下部砂岩夹层中碎屑锆石进行LA-ICP-MS U-Pb法测年，其中最年轻组分为235～243Ma(n=7)，加权年龄为239.3Ma(王建强等，2017)。砂岩碎屑锆石来自沉积物源区，其年龄应老于所寄地层年龄。综上所述，将长7段时限初步确定为237Ma～223±2Ma，属晚三叠世早期。

图11 秦岭造山带早中生代花岗质岩浆活动时序阶段图Fig.11 Time and stage sequence of Early Mesozoic granitoid magmatism in Qinling Orogenic Belt

图12 印支期秦岭碰撞造山演化与前陆/后陆盆地发育示意图Fig.12 Schematic diagram of Qinling Orogeny in Indosinian and the development pattern of foreland and backland basin distribution

秦岭造山带在早中生代的岩浆活动缺乏火山活动的记录，但在广阔范围存在的大规模花岗岩浆侵入，记录了秦岭造山带的形成演化和深部过程演变(张国伟等，2001；张成立等，2005，2008；秦江锋，2010)。这一时期的花岗质岩浆活动主要发生在256～185Ma期间(图11)，集中出露于110°E商州以西的东秦岭西部和西秦岭地区，在商丹带的南北两侧广泛发育，限于略阳-宁陕断裂以北。所有岩体呈无变形近等轴状、浑圆状或略有拉长形状。大致以235Ma为界，可将秦岭早中生代花岗质岩浆活动划分为两个阶段。早期以石英闪长岩、花岗闪长岩等I型为特点, 可能形成于勉略洋(中特提斯洋)俯冲闭合同碰撞环境。晚期以花岗闪长岩、二长花岗岩为主, 显示I型、I-A型和 A 型特点,一些花岗质岩石具有埃达克质(235～215Ma)和环斑结构花岗岩(210～217Ma)的特征, 形成于同碰撞晚期或后碰撞环境(张成立等, 2008；王晓霞等，2015)。此形成环境和演变趋势，总体受控于华北-扬子两大陆汇聚、碰撞、拼合动力背景及其演化(张国伟等，2001)。

值得注意的是，秦岭早中生代花岗岩分布与今鄂尔多斯残留盆地的东界，均在110°E附近。故此南北相邻盆山同时期演化的动力学环境，可对比性强，暗示二者应有着深刻的内在联系。

根据岩浆活动强度(年龄统计)和构造背景，本文将秦岭早中生代花岗质岩浆活动和对应的延长期富烃凹陷沉积构造环境演变大致分为以下四个阶段(图11)。

5.1.1 强烈碰撞期——规模湖盆演化 (256～237Ma，二叠纪晚期-中三叠世≈长10-长8期)

此阶段花岗岩体以略具定向构造的I型花岗岩为主，规模有限，岩石类型主要为石英闪长岩和花岗闪长岩，部分显示埃达克质花岗岩，代表陆壳碰撞增厚发生部分熔融的产物，是晚二叠世末华北克拉通与扬子克拉通碰撞、陆壳汇聚增厚的岩浆事件记录(张成立等，2008；王晓霞等，2015)。

在约242Ma，即中三叠世晚期之初岩浆活动强烈(图11)，多具地壳增厚背景下形成的埃达克质花岗岩特征，代表中国南、北两大陆块汇聚碰撞增强导致陆壳增厚。鄂尔多斯盆地南部遂在来自秦岭造山带一侧的增强挤压作用下挠曲沉降幅度迅速增大，发生第一次湖侵，出现较为统一的长9期较大型湖区(图6)，形成“李家畔”页岩，延长期富烃坳陷开始发育。

到该阶段晚期，秦岭西部地区花岗质岩浆活动减弱，长8期湖区范围缩小，沉积中心始向南偏移(图6)。

本阶段在盆地南部富烃坳陷的沉积地层中，砂岩墙(脉)类上拱挤入构造、震积岩等事件沉积和凝灰岩夹层，从长10到长8段由无到有、规模和频率渐增，表明盆地南部富烃坳陷构造活动和深部作用增强。

5.1.2 碰撞转换期——湖盆鼎盛期-沉积中心向南迁移(237～225Ma，晚三叠世早期≈长7期)

此阶段处于前后两期强烈花岗质岩浆活动峰值区之间的相对低值区(图11)，为南北大陆块体强烈碰撞向同碰撞晚期-后碰撞阶段的转换期。对盆山演化而言，此阶段地质构造意义均十分重要。

在此阶段，大量俯冲汇聚到秦岭地区和仰冲华北克拉通南缘(即后陆地带)深部的物质发生规模熔融，深部地幔可能伴随造山带垮塌上涌、陆壳伸展，导致积聚的巨量物质及其转化的热能在深部超饱和与异常高增压的状况下，向地壳浅部运移和释放。值得注意的是，此深部物质向上运移和热能释放是在华北克拉通南部和秦岭地区同时进行，致使此阶段区域构造活动较强、深部作用活跃。由于二者的地壳-岩石圈性质和结构不同，深部能量和物质向上运动的方式与产生的结果明显不同(图12)。

秦岭地区基底时代相对较新、地壳-岩石圈的完整性及刚性较弱，主要通过较大规模的花岗岩浆向上侵入而使深部物质迁移和热能传输。

华北仰冲板块结晶基底时代古老，地壳-岩石圈的完整性和刚性较强，在其南缘，即今鄂尔多斯盆地南部发生区域热拱张沉降，地温场增高；形成延长期最大湖泛面，深水-较深水湖区面积广，发育“张家滩”页状优质烃源岩，沉积中心向西南秦岭方向迁移达120km。与此同时，深部热流体沿断裂等构造薄弱带向浅表层运迁喷溢，形成了延长组内分布最多或唯一发育的砂岩墙(脉)、泥岩脊和碳酸盐岩结核等深部热液成因的上拱挤入构造(图3、图10)，并为湖水和沉积物带来了深部物质(图8)；受较强构造活动的诱发，震积岩、浊积岩等各类事件沉积多发(图4)，火山灰沉积在延长期频率最高。深部物质和火山灰的加入，又促使了生物勃发和富铀优质烃源岩的形成。

此阶段是早中生代花岗质岩浆活动最为强烈的时期，岩石具I型、I-A过渡型向A型演化的特征。岩石类型主要为石英二长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩, 同时伴随有煌斑岩脉的侵入, 显示了双峰式岩浆组合特点。许多大花岗岩基中发育的暗色闪长质包体具壳幔混合特征，具有后碰撞花岗岩成因特征(张成立等，2005, 2008；王晓霞等，2015)。早中生代最强烈、规模最大的花岗质岩浆活动发生在222～210Ma期间(图11)，反映在后碰撞阶段增厚的岩石圈开始减薄、伸展，深部作用活跃、壳幔相互作用增强，发生强烈的幔源和壳源岩浆活动，热能和异常压力骤增，大规模壳幔混合的花岗岩浆大面积上涌侵入。在西秦岭天水伯阳，小范围残留有该时期的火山岩(流纹岩，214.6±3.8Ma；邱欣卫，2011)。

与今鄂尔多斯盆地分布位置南北大致对应的秦岭造山带西部，此阶段的地貌是隆升，还是塌陷，以往专门讨论甚少，尚无定论。笔者认为，在此阶段缺乏热能规模释放的火山活动或其他构造变动，巨量花岗岩体侵入和热能上拱涌进，必然会导致该区浅表层发生隆升。此阶段鄂尔多斯盆地南部湖区范围不断缩小，沉积中心向北迁移，也显示其南邻秦岭地区在隆升。在东秦岭西部和西秦岭地区，早中侏罗世地层直接覆盖在前上三叠统之上，总体缺失晚三叠世沉积，亦为该区在此阶段主体隆升提供了佐证。

由于本期深部巨量物质和热能主要耗散在秦岭地区，鄂尔多斯盆地南部深部作用虽仍较活跃，但强度较长7期有所减弱。在长6期湖区面积虽大为缩小，但砂岩墙(脉)等上拱挤入构造和事件沉积仍较发育，显示为长7期深浅部构造环境的延续。长6期之后，构造活动和深部作用减弱，湖区范围逐渐萎缩，水体变浅，到长2+3期湖区面积约为长7期的1/3；砂岩墙(脉)类上拱挤入构造鲜见、事件沉积明显减少。

在206～201Ma期间(图11)，秦岭地区的花岗质岩浆活动大为减弱，隆升范围向外扩大。受其影响，鄂尔多斯盆地南部长1期沉积中心位置较长7期向北迁移了约180km(图6)，水体大部较浅。长1期湖区范围和位置不稳定，水体深浅多变，晚期出现较大范围沼泽环境；发育油页岩和延长期唯一的煤系。

5.1.4 后碰撞末期-板内构造环境——盆地沉积间断-遭受剥蚀(201～191～185Ma，早侏罗世早期)

此阶段，秦岭花岗质岩浆活动已经明显减弱，渐趋停止(图11)，但有少量高分异富钾花岗岩和环斑结构花岗岩/或A型花岗岩类的形成，证明进入了碰撞造山后期，陆壳相对稳定、深部作用不活跃，始向板内构造环境转换(张成立等，2008)。

大致在本阶段初或始于上阶段末，盆地南部遭受以较强抬升-剥蚀为主的改造，鄂尔多斯盆地整体隆升，全区沉积间断，缺失早侏罗世早期沉积。其中盆地西南部抬升较高，剥蚀甚烈，前期沉积的延长组长3段之上大部剥蚀殆尽，局部地区剥蚀到长4+5段(王建强等，2020)。

秦岭后碰撞阶段的结束和花岗质岩浆活动停止，与相邻鄂尔多斯盆地鼎盛阶段延长期沉积作用结束和盆地整体抬升、沉积间断，在时间上几乎同时，这不可能是偶然的巧合，应有着更为广阔、关联密切、相对统一的地球动力学环境和深刻的内在成因联系。对其形成动力机理探讨和揭示，具有重要的区域大地构造环境演变和大陆动力学意义。这可能是中国南北大陆汇聚、碰撞、拼接在一起后，两大陆块和其间的造山带统一向板内构造环境转换、“强烈”变动的深部动力能量释放调整后的暂时“平静”表现。

表1 后陆盆地与前陆盆地主要特征和形成环境异同对比表

5.2 富烃坳陷的构造属性——后陆盆地

综上所述可知，延长期富烃坳陷与印支期秦岭造山带及其岩浆活动，在空间上相邻、发育时限相当、演化阶段响应、活动兴衰同步。故认为延长期富烃坳陷的形成演化及其与秦岭造山带的时空耦合响应，是在华北-扬子两大陆块汇聚、碰撞、拼接，进而向板内构造环境转换的统一动力环境中产生和完成的。

在南北两大陆汇聚碰撞过程中，水平方向缩短与俯冲板块消减的巨量物质和能量，主要汇聚在秦岭地区和仰冲华北克拉通南部所在的后陆地带深部，于地壳-岩石圈内发生物质相互作用和能量转换。在造山带区域，以垂向隆升增厚的形式，吸收和消化了大量表浅层物质的横向缩短；大致同时或略滞后，发生的大规模熔融岩浆侵入到表浅层而耗散部分深部物质和能量。而在俯冲物质持续运移和集中聚集的后陆地带，发生物质熔融和热量转换，致使该区深部物质过饱和积聚、热能及压力超常骤增，形成较小尺度地幔对流，促使物质与热能上拱涌溢扩散，引发地壳表浅层拱张破裂和侧向扩展，于是发生沉降、湖水汇聚和沉积充填，形成延长期具热-张性特性的富烃坳陷，称其为后陆盆地(图12)(刘池洋等，2015)。在两大陆汇聚、俯冲碰撞造山过程及其活动所及构造域，只有在造山带和后陆地区均发生上述深浅部物质交换和能量转化，才有可能使俯冲到深部的巨量物质和能量汇聚的环境达到相对平衡。对此认识支持的另一重要证据是，与典型的碰撞造山带相比，至今在秦岭地区没有发现印支期较大规模的火山活动。这暗示，在该构造域，深部巨量的物质向上侵入和热能释放在秦岭造山带并不充分，需有在俯冲物质聚集的后陆地区，通过不同的方式使深部物质和热能向表浅层运移耗散。于是，延长期富烃坳陷适时地利而生。后陆盆地发育在仰冲板块华北克拉通之上，所处的动力环境和形成机制与弧后扩张和弧后盆地的形成相似(刘池洋，1993)。由于碰撞造山俯冲汇聚到仰冲板块后陆地区深部的物质，与大洋板块俯冲下去的物质在规模上远不可比，故后陆地区伸展裂陷和岩浆活动远没有弧后扩张强烈，在后陆地区主要表现为弱伸展和深部热流体活动；在早期或表浅部，在沉降坳陷临山一侧边部甚或还有挤压构造产生。

后陆盆地与前陆盆地分别位于碰撞造山带两侧仰冲和俯冲板块临山一侧，具有若干近于相同或相似的特征，但其质的不同是根本的(刘池洋等，2015)，在油气赋存和成藏特征也差别较大。将二者的异同简要总结归纳于表1。

6 结论

(1)鄂尔多斯盆地丰富的石油资源来自盆地南部中晚三叠世延长期富烃坳陷，其中贡献最大的长7段页状优质烃源岩以富铀、夹多层凝灰岩为特征。

(2)延长期富烃坳陷具南深北浅的坳陷型结构。在其中，优质烃源岩、烃源岩中较高铀含量(测井高伽马异常)区和凝灰岩夹层较厚区，在分布位置上三位一体、彼此交互叠置；盆地多层系(Pz2-J1-2)高热演化区上下同位，多期(T2-3y-J1-2)持续沉降区先后叠置，说明该富烃坳陷的形成和分布具有重要的深部背景。

(3)在延长期，特别是长7段沉积期间，各类深部物质上拱挤入构造、同沉积(软地层)变形构造和事件沉积发育，主要分布在富烃坳陷深湖-较深湖区。在烃源岩等地层中，检测出多种指示深部热流体活动的岩石矿物和地球化学异常。在富烃坳陷深部400km以上的壳幔各界面，呈上拱的结构特征。这表明该富烃坳陷和其中优质烃源岩是在构造活动明显、深部作用活跃的地球动力环境中形成演化的。

(4)延长期富烃坳陷与印支期秦岭造山带的形成演化及其岩浆活动，在空间上相邻、发育时限相当、演化阶段响应、活动兴衰同步，是在华北-扬子两大陆块汇聚碰撞，进而向板内构造环境转换的动力环境中进行的。

(5)在仰冲华北板块后陆地带积聚的巨量俯冲物质发生熔融和热量转换，导致该区深部物质过饱和聚集、热能及压力超常骤增，促使熔融物质与热能上拱，引发地壳表浅层拱张沉降，形成延长期具热-张性特性的富烃坳陷，称其为后陆盆地。

致谢感谢张成立教授和二位审稿人提出了有益的修改意见！