鄂尔多斯盆地西缘马家滩地区构造沉降特征与三叠纪延长期的盆地属性*

开百泽 何登发 周 磊

（1.中国地质大学（北京）能源学院 北京 100083；2.中国石油东方地球物理股份有限公司研究院 河北涿州 072750；3.大庆油田测试服务公司第八大队 黑龙江大庆 163000）

鄂尔多斯盆地位于华北克拉通西缘，盆地本部沉降较为稳定，沉积了巨厚的沉积盖层，而盆地西缘受燕山运动的影响，发育大规模逆冲推覆构造，断裂极其发育。前人对于盆地西缘中-晚三叠世的盆地属性存在争议。刘少峰等（1996）认为盆地西缘晚三叠世整体为前陆环境；杨圣彬等（2006a，2006b）通过对西缘北段石嘴山地区的构造沉降特征研究，认为其晚三叠世处于陆内前陆盆地沉积环境；刘池洋等（2005）与赵红格等（2007）等学者则认为晚三叠世盆地西缘中段与北段不是前陆环境。多期构造相互叠合使得通过野外露头和地震剖面对马家滩地区中-晚三叠世的盆地形成机制以及盆地属性进行分析较为困难，后期改造较为强烈。因此本次研究采用对研究区内稳定沉积区中典型探井的构造沉降特征进行分析，从而对盆地属性进行探讨。

构造沉降曲线特征作为盆地分析的重要组成部分之一，对沉降曲线进行反演分析和正演模拟能够得到盆地在不同时期的沉降特征，从而对盆地成因进行解析（王子煜等，2000；李思田等，2004；陈懋弘等，2006）。前人对于鄂尔多斯盆地的构造沉降研究工作主要集中在伊陕斜坡等稳定沉降区，其中刘新社（2005）、刘建良（2016）、王志维（2009）等人分别对鄂尔多斯盆地上古生界，鄂尔多斯盆地中部山西组与下石盒子组，伊陕斜坡中生代的构造沉降特征进行了研究，对于西缘中段马家滩地区的构造沉降研究较为薄弱。

为了更好地探讨鄂尔多斯盆地西缘晚三叠世的盆地性质，本文以盆地西缘马家滩地区的9 口探井资料为基础，对研究区的构造沉降特征进行分析，划分构造沉降阶段，结合构造沉降正演模拟，对研究区晚三叠世的盆地属性进行探讨。

1 区域地质背景

1.1 区域地质概况

鄂尔多斯盆地位于华北板块西北部，被南部的秦岭造山带、西南部的六盘山、西北部的贺兰山、北部的阴山以及东部的吕梁山所环绕，是典型的多旋回叠合盆地（图1a）。盆地西缘通过基底特征、构造样式及卷入变形地层特征可以划分为南北两段，其中北段主要以薄皮构造为主，南段主要以厚皮构造为主。马家滩地区位于西缘中段，发育大量逆冲与反冲断层，地层发生重叠，具有较好的含油气前景（图1b）。

图1 鄂尔多斯盆地西缘马家滩地区大地构造位置Fig.1 Tectonic location of Majiatan area in the western margin of Ordos Basin

1.2 地层与不整合面发育特征

研究区主要发育有第四系、新近系、古近系、下白垩统、侏罗系、三叠系、二叠系、石炭系、奥陶系与寒武系。奥陶系与寒武系主要为海相沉积，发育碳酸盐岩，为灰岩、白云岩互层夹薄层泥岩。石炭系、二叠系为海陆过渡相沉积，岩性主要为泥岩、炭质泥岩夹细砂岩、中砂岩，发育煤层。三叠系、侏罗系为陆源碎屑岩沉积，岩性为砂泥岩互层夹煤层，其中石沟驿地区发育大套砂砾岩沉积，被认为是磨拉石建造，可能为晚三叠世盆地西缘中段发育的前陆盆地前渊带。下白垩统岩性主要为泥岩与泥质粉砂岩，夹砂砾岩。古近系至第四系岩性主要为黄土、风积细粒砂、粉砂粘质粉砂夹砾石（傅定伍，2015）（图2）。

研究区从三叠系延长组沉积初期至现今，自上而下主要发育有4 个不整合面。第一个不整合面为古近系与下覆下白垩统之间的角度不整合面，第二个不整合面为下白垩统洛河—宜君组与中侏罗统安定组的平行不整合接触，第三个不整合面为中侏罗统直罗组与延安组之间的不整合接触，该期不整合主要是因为延安组1 段至3 段在研究区内遭受到不同程度的剥蚀，最后一期不整合为中侏罗统延安组（富县组）与中-上三叠统延长组之间，接触方式为平行不整合接触（图2）。

图2 研究区地层柱状图Fig.2 Stratigraphic column graphs of the study area

通过东西向、南北向连井剖面（图3，图4），可以清晰地看出研究区内地层的展布特征。在东西向上，研究区内延长组长10 段—长8 段具有东西两侧厚，中间薄的特征，而长7 段—长1 段厚度较为稳定，变化较小。上覆侏罗系安定组与直罗组厚度较为一致，而下白垩统具有向东加厚的趋势，该趋势受控于受到剥蚀作用的大小，下侏罗统富县组残存于研究区西部，整个工区缺失上侏罗统和上白垩统。而南北向与东西向相比地层厚度变化较小，三叠系与侏罗系沉积厚度分布较为均匀，仅在局部地区有减薄的现象，残存的下白垩统有北厚南薄的特点。

2 主要方法与参数选取

2.1 回剥法恢复地层埋藏史

在物质沉积过程中，随着沉积物埋深的逐渐增加，地层的孔隙度会不断变小。孔隙度减少的原因是多种多样的，既包括物理作用，也包括化学作用，其中油气水的排出被认为是孔隙度变小的主要原因。在孔隙度减小的过程中，孔隙度φ随深度变化关系采用以下公式：

公式中z为埋深，单位为km；φ0为地表初始孔隙度，单位为%；C为压实系数。

由于研究区面积较小，通过对区域内9 口探井的孔隙度—深度关系曲线进行拟合，分别制作了砂岩与泥岩的孔隙度随深度变化关系曲线，求取出砂岩与泥岩的初始φ0与压实系数C（图5）（表1）。

表1 马家滩地区构造沉降正反演模拟主要参数表Table 1 Main parameters of forward and reverse simulation of tectonic subsidence in Majiatan area

图5 孔隙度—深度关系拟合曲线Fig.5 The fitting curve of porosity-depth relationship

回剥法计算地层埋藏史主要算法如下：

设某套底层顶深为z1，底深为z2，φ0为该套地层的地表初始孔隙度，C为该岩性的压实系数。则该地层的岩石骨架颗粒厚度可表示：

将公式（1）带入公式（2）中，并进行积分可以得出：

逐层回剥后，该套地层顶深为z1'，顶深为z2'，则根据岩石骨架颗粒厚度不变模型，得：

整理得：

其中z1、z2、z1'、φ0、C均为已知数。由于上式左右两端均含有未知数z2'，在不考虑算法的时间复杂度的前提下，可采用反复迭代的方法求解公式。

通过迭代法计算出求解出某套底层回剥后的底深后，该深度可作为下一套地层的顶深。如此不断回剥，可计算出单井地层的埋藏史。

本次研究主要以三叠系延长组及其上覆地层为研究目标，岩性主要以砂岩与泥岩为主。前人研究中主要通过对各套地层的砂泥岩比例进行统计，计算出各地层单独的初始孔隙度与压实系数，从而完成去压实矫正，最终确定砂岩的初始孔隙度为60.267，压实系数C为0.793，而泥岩的初始孔隙度为56.751，压实系数C为0.744。本次研究采用针对各套地层的不同的岩性段，分别采用砂岩与泥岩的去压实矫正公式进行处理。

2.2 剥蚀厚度的恢复

剥蚀厚度的恢复一直是地质研究中，特别是盆地埋藏史研究中的重要一环，也是难点之一。剥蚀厚度的恢复有多种方法，如趋势面法、地层对比法、泥岩声波时差外延法、镜质体反射率法和地质综合分析法，每种方法各有优缺点。鄂尔多斯盆地中生代以来主要受到4 期隆升剥蚀作用。陈瑞银等通过地层对比法以及泥岩声波时差外推法，对鄂尔多斯盆地中生代以来的4 期隆升剥蚀量进行了恢复，结果可靠（陈瑞银等，2006）。针对剥蚀量的研究结果，笔者本次采用陈瑞银的研究成果。

2.3 古水深矫正

古水深研究作为盆地沉积学研究的重要组成部分之一，对其进行恢复能够更好地反映盆地初始沉积时的古地貌，而针对构造沉降研究，定量的恢复各时期的盆地古水深也是精确计算构造沉降量的先决条件之一。本次研究以田刚的研究结果为基础，认为研究区内延长组沉积至今的沉积相主要以内陆湖泊相为主，古水体深度为0～25 m，作为计算构造沉降的基础数据（田刚等，2017）。

2.4 沉积物质载荷的计算

盆地的基底沉降主要由构造沉降和沉积物质载荷两部分组成，其中沉积物质载荷的计算采用局部均衡代偿模型。下列公式为该模型在盆地为地层水充填情况下的表达式，其中Ys为沉积物质载荷，S为盆地基底沉降量，为地层平均密度，ρw为地层水密度，ρma为地幔密度。

笔者分别对研究区内9 口盐字号探井按照分层特征对其密度曲线沿深度进行积分，将研究区内晚三叠延长组至现今的地层划分为8 段，分别调研了各段地层顶底界面的年龄，同时求取了各段地层的平均密度（表1）（各地层年龄资料据何自新，2003；邓胜徽等，2018）。地层水密度取1.0 g/cm3，地幔密度取3.3 g/cm3。

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2.5 构造沉降量的计算

将基底沉降量中去除沉积物质载荷所引起的沉降量，在加上古水深的深度，即计算出研究区内不同地层在不同时间的构造沉降量。

2.6 正演模拟的参数的选取

本次正演模拟主要采用Mckenzie 提出的热坳陷模型（Mckenzie，1978；廖杰等，2009）的简化模型进行模拟。在模拟过程中，主要参数如表1 所示，其中盆地热岩石圈厚度以及地壳厚度取值采用夏冰（2017）的研究成果，分别取值为140 km 和48 km（图6，图 7）。

图6 鄂尔多斯盆地热岩石圈厚度图Fig.6 Thermal lithosphere thickness map of Ordos Basin

图7 鄂尔多斯盆地地壳厚度图Fig.7 Crustal thickness map of Ordos Basin

3 结果与讨论

3.1 单井构造沉降量

笔者以孔隙度随深度变化模型为基础，通过运用去压实校正模型，同时剔除沉积物质载荷以及剥蚀厚度对构造沉降造成的影响，对马家滩地区的主要探井进行了构造沉降量的计算。研究区东部为稳定沉降区，整体沉降趋势较为一致，现以盐128 井为例，对研究区单点构造沉降特征进行分析（图8）。

图8 盐128 井沉降特征曲线Fig.8 Subsidence characteristic curves of well Yan 128

盐128井延长组第8段—第10段沉积期为加速沉降期，沉降速率极快，达53 m/Ma。之后长7 段—长4+5+6 段为缓慢沉降期，沉降速率较为稳定，为7 m/Ma～14 m/Ma。晚三叠世晚期受印支运动的影响，盆地西缘发生隆升使得延长组顶部地层部分遭受剥蚀，形成了侏罗系与三叠系之间的不整合接触。早侏罗世富县期盆地西缘在晚三叠剥蚀后的古地貌基础上进行填平补齐，盐128 地区缺失该套地层。延安组沉积末期，盆地受到燕山运动Ⅰ幕的影响，延安组顶部地层遭受剥蚀，盐128 井剥蚀量为116 m，形成了延安组与上覆直罗组之间的平行不整合接触。侏罗纪安定期与直罗期盆地西缘中段开始进入前陆盆地沉积环境，自西向东开始发育逆冲推覆构造，构造沉降速率高达50 m/Ma。上侏罗统芬芳河组沉积时期，盆地遭受隆升剥蚀，缺失沉积，早白垩世构造沉降较为稳定，速率为12 m/Ma，之后晚白垩世全盆隆升，盆地地层遭受不同程度的剥蚀，盐128井缺失上白垩统。

3.2 构造沉降阶段的划分

笔者对研究区内9 口典型探井沉降特征进行对比（图9），结合区域不整合面的发育特征，将研究区构造沉降划分为9 个阶段。

图9 研究区构造沉降阶段划分Fig.9 Stage division of tectonic subsidence in study area

第一阶段：中-晚三叠世延长期为鄂尔多斯盆地中生代湖盆发育最为鼎盛的时期，其中延长组长7 段—长10 段属于中三叠统，长6 段—长1 段属于上三叠统（何自新等，2003）。根据前人年代学的研究成果，同时结合研究区内地层实际发育情况，将长10—长8 段沉积时期划分为第一期第一阶段，该阶段盆地西缘开始发生快速沉降，平均构造沉降速率为45 m/Ma，之后长7 段—长1 段沉积时期为缓慢沉降期。

第二阶段：早侏罗世，在延长期沉积古地貌的基础上，整个鄂尔多斯盆地进入构造调整期，全盆地隆升剥蚀。盆地内延长组长1 段—长3 段均遭受不同程度剥蚀，下侏罗统富县组仅在西缘部分地区接受沉积。

第三阶段：中侏罗世延安期沉积时期，研究区处于稳定沉降期，沉降较为缓慢。

第五阶段：中侏罗世直罗期—安定期沉积时期，盆地北部鄂霍茨克洋向南发生俯冲，盆地南部华南板块与华北板块发生碰撞，秦祁褶皱带开始全面碰撞造山，使得盆地受到南北向的强烈挤压，同时，盆地西南部的拉萨地体也向北增生。从构造沉降特征上来看，中侏罗世末期安定组与直罗组均为加速沉降，平均构造沉降速率为60 m/Ma。

第六阶段：晚侏罗世，受到燕山运动第二幕的影响，盆地整体隆升剥蚀，仅在盆地周缘沉积部分芬芳河组。此时马家滩地区开始发生逆冲推覆，延长组、延安组、直罗组与安定组地层均卷入变形，断层沿着上古生界内的煤层发生滑脱。

第七阶段：早白垩世，盆地西缘继承了中侏罗世以来的应力分布特征，但逆冲作用开始减弱，在盆地西缘逐渐形成了形成陆内前陆盆地的冲断带（西缘冲断带）、前渊带（天环凹陷）以及前隆带（伊陕斜坡）。构造沉降为缓慢沉降期，平均构造沉降速率为10 m/Ma。

第八阶段：晚白垩世，受到燕山运动三幕的影响，盆地整体隆升，再次遭受剥蚀，研究区内剥蚀量具有自东南向西北方向逐渐增加的特征，该期剥蚀事件为晚三叠世以来鄂尔多斯盆地最强烈的一期剥蚀事件。

第九阶段：新生代至现今，新生代鄂尔多斯盆地内部构造运动较为薄弱，以后期改造及盆地周缘断陷为主，研究区内构造沉降为缓慢沉降期。

3.3 研究区延长期盆地属性的讨论

从本次研究的阶段划分结果来看，盆地西缘马家滩段稳定沉降区内延长组长10 段—长8 段为快速沉降期，该段沉降速率平均为50 m/Ma，之后的长7 段—长1 段沉积时期为缓慢沉降期。对此种先快后慢的下凹型的沉降曲线，主要有从本次研究的阶段划分结果来看，延长组长10 段—长8 段为快速沉降期，该段沉降速率平均为45 m/Ma，之后的长7 段—长1 段沉积时期为缓慢沉降期。对此种下凹型的沉降曲线，有3 种解释。其一可以认为加速阶段为前陆盆地冲断阶段，缓慢阶段为冲断作用停止阶段；其二可以认为加速阶段为裂陷阶段，缓慢阶段为裂后热冷却坳陷沉降；第三种是认为加速阶段为热冷却作用的早期效应，缓慢阶段为热冷却作用的中后期效应。

（1）西缘马家滩段中-晚三叠世属于前陆盆地沉积环境的可能性

从大地构造背景上来看，晚三叠世由于古特提斯洋关闭，扬子板块向华北板块发生碰撞，盆地西南缘开始碰撞造山，西南缘与南缘为挤压环境。同时，鄂尔多斯地块整体发生逆时针旋转，此时盆地西缘中段与北段应处于弱伸展环境（马醒华等，1993）。冯胜斌等（2009）认为晚三叠世由于秦岭造山运动的影响，盆地西缘整体受到北东向挤压应力，从而在西缘形成了前陆盆地沉积环境。同时盆地西缘石沟驿地区发育巨厚的砾石堆积，杨圣彬等（2006a，2006b）认为是冲断活动的响应。但是该认识存在一个问题，即盆地西缘在晚三叠世不存在一个统一的南北向前陆坳陷，从地层残余厚度图上来看，晚三叠世延长组主要发育崆峒山、汝其沟与石沟驿3 个沉降中心，沉降中心南北向不连续，同时西缘不存在与前陆盆地形成相关的造山事件，因此延长期沉积环境应该不是前陆盆地环境（傅定伍，2015）。

前人认为西缘中段前陆盆地成因为南部秦岭造山带的活动的影响，而245～241 Ma短时间的前陆冲断活动与南北两侧造山运动的活动时间不符，因此西缘中段中-晚三叠世盆地性质为前陆盆地的说法不成立。

（2）西缘马家滩段中-晚三叠世属于裂陷盆地与裂后热坳陷盆地沉积环境的可能性

从研究区内北东东—南西西向演化剖面能够看出，研究区内石炭纪—三叠纪末期沉积沉降较为稳定，中-晚三叠世不发育能够控制马家滩地区整体沉降的大型区域性断裂，而中侏罗世开始，大规模逆冲断裂与反冲断裂才开始发育，其中晚白垩世冲断活动达到巅峰，剖面缩短量为19.75 m。这可以印证了对于沉降曲线的第一种与第二种解释是不合理的（图10）（朱昊，2015）。

图10 研究区内北西西—南东东向构造演化剖面（据朱昊，2015 修改）（剖面位置见图1）Fig.10 NWW-SE tectonic evolution section in the study area（modified from Zhu，2015）（see Fig.1）

（3）西缘马家滩段中-晚三叠世属于热体制突变后形成的热坳陷盆地沉积环境的可能性

通过对盆地区域背景的调研发现，鄂尔多斯盆地及周缘地区在二叠纪和三叠纪火山作用频发，延长组第7 段内存在大量凝灰岩，因此延长组长10 段—长8 段的加速沉降应该是早期热冷却沉降所引起的，该时期盆地基底迅速下沉，产生大量可容纳空间，之后的缓慢沉降为中后期热冷却沉降，这种解释则赋予了盆地西缘延长期的盆地属性可能为克拉通内坳陷盆地。

通过应用Mckenzie 的热冷却模型进行模拟发现，岩石圈地幔伸展因子为1.053 72 的时候，正演曲线与回剥法求取的构造沉降曲线在中三叠世—晚三叠世能很好的吻合在一起（图11），由此确定盆地沉降机制为热冷却作用引起的坳陷盆地，盆地属性为克拉通内坳陷盆地。

图11 盐128 井构造沉降曲线与理论沉降曲线对比图Fig.11 Comparison between structural subsidence curve and theoretical subsidence curve of well Yan 128

同时，一些学者分别从石沟驿向斜的成因、盆地与山脉的耦合关系、沉积响应、原型盆地面貌等方面阐述晚三叠盆地构造属性应为残余克拉通盆地（李斌，2006；王峰等，2007；赵红格等，2007），与本文的结果一致。

通过对3 种构造沉降解释的可能性进行讨论，最终确定研究区内中-晚三叠世盆地属性为克拉通内坳陷盆地，主要演化过程为受控于鄂尔多斯盆地及周缘地区在二叠纪和三叠纪火山作用，研究区基底热体制发生突变，发生第一期阶段的快速沉降与缓慢沉降，其中快速沉降与热冷却沉降早期特征相吻合，缓慢沉降与热冷却沉降中期特征相吻合。延安组末期隆升剥蚀后，直罗组—安定组沉积时期的快速沉降是由于受逆冲推覆作用的影响而产生的挠曲沉降与热冷却沉降的共同作用，而早白垩世研究区沉降受控于是由于在白垩纪受到伊佐奈岐板块俯冲的远程效应的影响，华北克拉通东部的岩石圈遭受破坏，而研究区内的岩石圈发生了区域性的减薄，地幔物质上涌导致地壳内热平衡遭受破坏，地温梯度迅速增加从而使得盆地的沉降相对加快（任战利等，2017）。

至于石沟驿向斜的巨厚磨拉石建造则应该受控于惠安堡—沙井子断裂先正后逆的构造属性，延长期该断层仍处于正断层活动时期，石沟驿向斜地区正好处于断裂的上盘，因此地层与盆地本部相比较厚。

4 结 论

（1）鄂尔多斯盆地西缘马家滩地区构造沉降过程中可以划分为9 个沉降阶段，其中长10—长8 段沉积时期、侏罗纪安定期—直罗期为加速沉降阶段，其余为缓慢沉降阶段与隆升剥蚀阶段。4 个区域性不整合剖面限定了盆地整体的隆升过程，5 次区域性沉降沉积了盆地西缘的所有地层。隆升与沉降旋回交替出现，最终形成了鄂尔多斯盆地延长组沉积时期至今的多旋回克拉通盆地。

（2）以大地构造背景为基础，结合前人研究成果，通过对研究区内中晚三叠世构造沉降特征进行分析，认为研究区中-晚三叠世延长组沉积时期盆地属性应为克拉通内坳陷盆地，主要沉降机制为岩石圈热冷却作用引起的坳陷沉积。