鄂尔多斯盆地南缘奥陶系顶部碳酸盐岩风化壳特征及其成因机制*

熊加贝 何登发 成 祥 罗瑀峰

1 中国石油天然气股份有限公司浙江油田分公司，浙江杭州 311100

2 中国地质大学 （北京）能源学院，北京 100083

3 中国地质大学 （北京）海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室，北京 100083

近年来，随着对下古生界碳酸盐岩研究的不断深入，鄂尔多斯盆地的中东部地区、靖边西部、杭锦旗地区连续获得了大量的油气资源，表明盆地下古生界具有良好的油气勘探潜力和前景。奥陶纪—中晚石炭世，该地区经历了长达1.1～1.4亿年的沉积间断，发育盆地内规模最大的一期不整合。不整合面担当着 “承上启下”的重要角色，其下发育以靖边气田为例的古岩溶风化壳型储集层，其上广泛发育的石炭系—二叠系含铝岩系不仅是风化壳气藏的区域盖层，而且随着近年来宁古3井的成功勘探，逐渐提出了其可作为有效储集层的地质认识，进一步拓展了含铝岩系的勘探新领域。

发育于不整合面之上的风化壳是解释沉积间断历史的最佳 “讲解员”，原因在于矿物在风化、剥蚀、搬运、沉积等地质过程中会产生淋滤、迁移、富集等现象，形成风化壳层中特殊的地球化学成分变化，成为一个时期古温度、古环境和古气候演变的指示器 （周文娟等，2007；杜远生和余文超，2020）。因此，找寻这些元素的规律性变化及选用适合的地球化学指标，可以对风化壳垂向结构进行精细刻画，分析风化壳形成时期的古环境和古气候，进而讨论风化壳的成因机制。然而，受现代风化作用影响，现存的野外露头风化壳样本的新鲜性、完整性都遭到不同程度的破坏 （金书晨等，2020），可能会影响分析结果的精确性。

针对鄂尔多斯盆地奥陶系顶部风化壳，前人研究分别集中在马家沟组古岩溶风化壳储集层成因及环境和本溪组致密砂岩方面，对于含铝岩系—古岩溶风化壳整体变化研究较少。文中基于鄂尔多斯盆地南缘洛川地区连续钻遇的本溪组含铝岩系—马家沟组风化壳并完整取心的典型井，开展系统采样，结合岩石学、主微量元素和地球化学指标特征，建立风化壳的垂向结构，反演风化壳的形成过程，揭示盆地南缘本溪组含铝岩系与马家沟组风化壳发育时期的古氧化还原环境和古气候特征，并对风化壳的形成过程与保存机制进行探讨，以对鄂尔多斯盆地马家沟组岩溶风化壳型油气藏和本溪组含铝岩系的勘探提供借鉴。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地早古生代经历了多期大的海进、海退旋回，发育一套以碳酸盐岩和膏盐岩为主的沉积。洛川地区位于鄂尔多斯盆地南缘，构造位置上处于伊陕斜坡东南部（图1）。受加里东运动影响，鄂尔多斯盆地南北两侧的兴蒙洋和秦祁洋以及西侧的贺兰坳拉槽相继关闭而转化为陆间造山带，鄂尔多斯盆地整体抬升剥蚀，大范围缺失志留系、泥盆系和下石炭统，形成上、下古生界之间的 “大不整合面”。

图1 鄂尔多斯盆地南缘区域地质简图及洛1井位置Fig.1 Regional geological schematic diagram of southern margin of Ordos Basin and Location ofWell Luo 1

奥陶纪，鄂尔多斯板块与北秦岭板块发生弧陆碰撞，鄂尔多斯盆地南缘由被动陆缘逐步变为活动陆缘，发育沟－弧－盆沉积体系，自下而上可划分为下奥陶统亮甲山组—冶里组、中奥陶统马家沟组及上奥陶统背锅山组和平凉组。早奥陶世，海水自东南方向入侵鄂尔多斯盆地，岩性以白云岩为主。中奥陶世马家沟组沉积早期，海水基本覆盖整个盆地，此时发育广阔的陆表海碳酸盐沉积，岩性以膏盐岩—碳酸盐岩为主 （冯增昭和鲍志东，1999；魏柳斌等，2021）。马家沟组沉积晚期，秦岭洋持续向北俯冲，盆地南缘坡度增大，水体加深，至晚奥陶世，随着华北板块的整体抬升，海水退出鄂尔多斯盆地全区。该时期鄂尔多斯盆地南缘快速沉降，先后发育平凉组和背锅山组，岩性以灰岩和泥灰岩为主，标志着鄂尔多斯盆地早古生代碳酸盐岩台地沉积已接近尾声 （袁路朋等，2014）。

洛1井位于鄂尔多斯盆地南缘东段的洛川以北。在该钻井剖面中，马家沟组发育含泥白云岩，之上被本溪组铝土质泥岩覆盖（图2）。研究层段共取心3次，取心进尺24.75m，自上而下为本溪组二段—马小层 （8.9m）、马—马小层（8m）和马小层 （7.85m）。在系统的岩心观察基础上，本次研究选取适量样品进行显微薄片观察、X－衍射全岩分析及主微量元素和稀土元素测试。

图2 鄂尔多斯盆地南缘洛1井岩心风化壳岩性柱状图及采样层位Fig.2 Core lithological histogram and sampling site of weathering crust from Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

2 碳酸盐岩风化壳特征

2.1 岩石学特征

洛1井风化壳原始岩性为马家沟组含泥白云岩、白云岩和灰质白云岩，风化壳段的岩性主要为泥岩、铝土质泥岩和黏土岩。钻遇的石炭系本溪组为障壁海岸潟湖沉积，奥陶系马家沟组马五段为多套垂向叠置的灰质云坪、云坪和泥云坪沉积 （侯中帅等，2018）。

马家沟组含泥白云岩中白云石含量75%～80%，方解石含量5%～10%，泥质含量10%～15%，见少量角砾，最大10mm×5mm，最小2mm×4mm，形状多为长条状和椭圆状（图3－a），分布不均匀，瓷状断口，泥晶结构。灰质白云岩中白云石含量60%～65%，方解石含量25%～30%，泥质含量5%～10%，瓷状断口，泥晶结构，岩心截面见1条长15 cm、宽1mm的垂直裂缝，被泥质与方解石半充填（图3－b）。

图3 鄂尔多斯盆地南缘洛1井本溪组—马家沟组岩心照片Fig.3 Core photos of the Benxi－Majiagou Formations in Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

本溪组自上而下分为4个岩性段：（1）黑色碳质泥岩段 （样品号：L1－4），碳化程度较低，不染手，可塑性差，吸水性差，性硬且脆，见30mm×10mm黄铁矿斑块（图3－c），与下伏岩层呈渐变接触。（2）煤层段 （样品号：L1－5），碳化程度高，质较轻，具玻璃光泽，节理发育，性硬且脆，不易污手，可见黄铁矿斑块（图3－d），与上、下岩层呈渐变接触。（3）铝土质泥岩段 （样品号：L1－10、L1－11），见大量碳化植物化石，保存较为完整（图3－e），且由上至下化石逐渐增多，亦可见大量黄铁矿斑块，与下伏岩层呈渐变接触。（4）泥岩段 （样品号：L1－14、L1－15），质纯，可塑性差，吸水性差，性硬，局部见碳化植物叶片（芦木类），保存完整（图3－f），可见5mm×10mm～10mm×30mm黄铁矿斑块，与下伏岩层呈渐变接触。

2.2 矿物成分特征

本溪组泥岩样品L1－12～L1－18可以细分为黄铁矿化粉砂质泥岩 （样品号：L1－12～L1－15）和变黄铁矿化粉砂质泥岩 （样品号：L1－16～L1－18）2类。（1）黄铁矿化粉砂质泥岩：呈粉砂泥质状结构，具褶皱、包卷层状构造，显微镜下观察到大量的泥质物 （Mud），主要成分为伊利石等黏土矿物，含量55%，正交偏光下可见具棱角状—次棱角状石英 （Qtz），粒径为 0.005～0.050mm，含量25%。其中，L1－12样品镜下可观察到自形、粒状、不透明的黄铁矿 （Py），粒径0.1～2.0mm，含量20%（图4－a）；L1－13样品镜下观察到富砂质聚集层 （Sand）与富泥质聚集层 （Mud）相间分布呈层状构造（图4－b），表明在成岩过程中原岩沿层理弯曲变形呈褶皱状，由于粒间滑移、结晶分异等使黄铁矿聚集呈层状；L1－14、L1－15样品黄铁矿含量较上覆地层低，但在镜下可清晰观察到含铁质深色聚集层 （A）与富泥质聚集层 （B）相间分布呈层状构造（图4－c，4－d）。（2）变黄铁矿化粉砂质泥岩：较上覆地层颜色更纯，碳化程度降低，镜下见变余泥质结构、变余纹层状构造以及高岭土等黏土矿物及其变质产物绢云母定向排列所形成的板状构造，黄铁矿含量较上覆地层低，含铁质深色聚集层 （A）与富泥质聚集层 （B）相间分布呈层状构造（图4－e）。如L1－18样品，正交偏光下观察到富砂质聚集层 （Sand）与富泥质聚集层（B）呈层状相间分布（图4－f）。

图4 鄂尔多斯盆地南缘洛1井本溪组含铝岩系岩心显微照片Fig.4 M icroscopic photos of core samp ling for aluminum bearing rock series in the Benxi Formation of Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

马家沟组白云岩样品可以细分为白云岩 （样品号：L1－19）、泥—微晶白云岩 （样品号：L－2和L－1）和含泥白云岩 （样品号：TY－4～TY－1）3类。（1）白云岩：主要矿物为白云石，含少量方解石。样品L1－19位于洛1井的岩性转换面，岩石由内碎屑 （30%）、砂级碎屑 （3%）和微晶白云石 （60%）、微晶方解石 （5%）、金属矿物 （1%）等组成：内碎屑 （Intr）成分为白云岩，次圆状—次棱角状，粒径0.1～10mm；石英碎屑 （Qtz）为陆源碎屑物，棱角状—次棱角状，粒径 0.05～0.1mm；微晶白云石粒径0.004～0.04mm，微晶方解石粒径0.004～0.04mm（图5－a）。（2）泥—微晶白云岩：由白云石 （90%）、黏土矿物 （5%）、石英 （3%）、金属矿物 （2%）等组成，可见微晶白云岩层 （B）与泥晶白云岩层 （A）相间分布呈层状（图5－b，5－c）。（3）含泥白云岩：由内碎屑（30%）、砂级碎屑 （6%）和微晶白云石 （50%）、微晶方解石 （1%）、金属矿物 （3%）等组成。样品TY－2岩心断面可见大量岩溶角砾，镜下观察为内碎屑角砾 （Intr），成分为白云岩，呈次圆状—次棱角状，粒径0.1～10mm；陆源石英 （Qtz）碎屑物呈棱角状—次棱角状，粒径0.05～0.1mm（图5－d）。

图5 鄂尔多斯盆地南缘洛1井马家沟组白云岩系岩心显微照片Fig.5 Microscopic photos of core sampling of the Majiagou Formation dolostone series in Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

从洛1井全岩样品X射线衍射定量分析结果来看，黄铁矿含量较高，较少或基本不含菱铁矿（表1）。能谱分析表明，风化壳上部的含铝岩系具有明显的伊利石特征峰，锐钛矿的特征峰也较为明显（图6）。综合上述分析结果，认为洛1井并不是以铝土质泥岩为主的含铝岩系，而是以黄铁矿以及伊利石为主的豆鲕状 （碎屑状）铝土矿。

表1 鄂尔多斯盆地南缘洛1井风化壳和基岩的X射线衍射全岩定量分析Table 1 Quantitative analysis of weathering crust and bedrock of Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin by X-ray diffraction whole rock method

图6 鄂尔多斯盆地南缘洛1井本溪组样品伊利石能谱图Fig.6 Energy spectrum of illite from the Benxi Formation samp le of Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

2.3 地球化学特征

主量元素含量测试在武汉上谱分析科技有限责任公司完成，测试仪器为日本理学公司ZSX PrimusⅡ型X射线荧光光谱仪，测试方法为X射线荧光光谱法 （XRD），依据标准GB／T14506.28－2010《硅酸盐岩石化学分析方法》，分析误差小于5%。微量元素含量也在武汉上谱分析科技有限责任公司测试完成，测试仪器为电感耦合等离子体质谱仪 （Aglient 7700e），依据标准为GB／T14506.30－2010《硅酸盐岩石化学分析方法》，分析误差小于10%。

表2为元素氧化物含量在洛1井剖面中的分布，具有以下特征：（1）SiO2、A l2O3和Fe2O3是风化壳的主要组成成分，含量分别为7.29%～65.26%、1.315%～32.290%和0.92%～13.31%；（2）CaO、MgO、Na2O和K2O含量低；（3）SiO2、Al2O3和TiO2曲线形态变化一致，Na2O曲线形态与Fe2O3相反，CaO曲线形态与MgO一致。

表2 鄂尔多斯盆地南缘洛1井风化壳常量元素含量Table 2 Major element content of weathering crust in Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

Fe、A l属于不活泼元素，呈稳定性富集，而Ti在剖面上变化并不明显，属于较为稳定的惰性元素，它们通常可作为判断风化淋滤作用强弱的参照元素（图7）（Sheldon and Tabor，2009）。Ca、Mg和Na属易迁移的碱土金属和碱金属元素，在洛1井中Ca、Mg在风化作用的初期并没有表现出明显的富集，其含量略低于基岩，发生了元素的淋失；而Na、K较为活泼，演化初期发生富集，但在演化高级阶段被淋失殆尽（图8）。

图7 鄂尔多斯盆地南缘洛1井风化壳主量元素变化Fig.7 Variation ofmajor elements in weathering crust of Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

图8 难溶元素在鄂尔多斯盆地南缘洛1井风化剖面中的地球化学特征Fig.8 Geochemical characteristics of refractory elements in weathering profile of Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

2.4 地球物理特征

鄂尔多斯盆地奥陶系顶部碳酸盐岩风化壳的典型岩性特征为风化壳上部的本溪组发育一套铝土质泥岩、杂色膏质、铁质渣状层，其是由奥陶系碳酸盐岩在遭受风化、剥蚀、冲刷后，经上覆石炭系的沉积压实、固结而成的 （冉樱，2011）。风化壳层段的测井曲线特征：高自然伽马值，与上、下地层差异较大，整体呈高峰状突起；风化壳底部密度曲线表现为高值段，井径曲线基本规则；声波时差呈现高锯齿状；电阻率较低。洛1井本溪组的铝土质泥岩 （2766～2769.5m）岩性较为致密，在钻井过程中不容易发生崩塌，所以其井径曲线具有一定的规律性。由图9可知，本溪组的铝土质泥岩层的自然伽马值异常高，一般为200 API。自然伽马值的大小可以反映铝土质的含量，根据该值可将洛1井铝土质泥岩层分成2段，其中下部的自然伽马平均值比上部高很多，反映下部铝土质的含量高于上部。铝土质相对较脆，易于产生微裂缝和孔隙，并且该地层是直接覆盖于奥陶系的风化壳体上，风化淋滤作用较强烈，加之铝土岩中的副矿物较多，因此，下部电阻率低于上部，密度高于上部，铝土质含量高于上部。

图9 鄂尔多斯盆地南缘洛1井风化壳地球物理特征及垂向分层Fig.9 Geophysical characteristics and vertical stratification of weathering crust in Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

测井曲线上，马家沟组白云岩段表现为自然伽马、自然电位和声波时差低、电阻率较低，含泥岩段自然伽马、自然电位和声波时差较高而电阻率较低，灰岩段电阻率较高。受加里东构造运动的影响，马六段和马五段上部小层已被剥蚀，剩余的马五段为区域性的产气层 （韩敏强，2010）。洛1井马五段以深灰色、灰褐色白云岩、泥质白云岩和灰质白云岩为主，测井曲线上总体呈“中、高伽马，高电阻，低声波时差”的特点（图9）。马五33小层厚4.2m，主要岩性为含泥白云岩，自然伽马曲线为低幅指状—箱状，声波时差曲线在底部呈现高值锯齿状，深、浅测向为中高值段，电阻率呈上高下低特点。马五4亚段是马五段中沉积最厚的亚段，约17m，岩性主要是灰质白云岩、泥质白云岩和白云岩，可划分为3个小层：马小层上部为灰褐色灰质白云岩，中下部为泥质白云岩和白云岩，厚8.4m，分布较为稳定，自然伽马值上高下低，中部有峰型隆起，自然电位呈低幅平坦状；马小层岩性以灰褐色白云岩为主，厚5.0m，自然伽马曲线呈锯齿状起伏，电阻率也呈现锯齿状高阻；马小层上部为白云岩，下部为深灰色的泥质白云岩，厚3.6m，自然伽马值呈上低下高的锯齿状。马五5亚段厚8m，主要以深灰色泥质白云岩为主，自然伽马值下高上低，声波时差低速平稳，电阻率值较高。

3 讨论

3.1 风化壳垂向结构

许多学者通过对风化壳的岩心和铸体薄片的观察，并与常规测井方法相结合，将其划分为不同的结构带，主要包括土壤层、垂直渗流带、水平潜流带和母岩带，或风化残积层、破碎带、渗流带、潜流带 （任美锷等，1983；李汉瑜和张锦泉，1991）。文中将鄂尔多斯盆地南缘洛川地区奥陶系顶部风化壳垂向划分为风化残积层、强风化带、弱风化带和基岩带（图9）。考虑到风化壳顶部是由铝土质泥岩及黄绿色黏土和铁质物质组成，故将其划分为风化残积层，测井曲线上具有高自然伽马、低电阻率、井径偏大、声波时差高的显著特征。在强风化带，存在着大量的风化裂缝，具有溶孔和溶洞，其井径会急剧增大，自然伽马值略低，而当洞穴中充满了泥质物质时，自然伽马值略有增高，自然电位及视电阻率则较低。由强风化带过渡到弱风化带时，裂缝不发育，测井曲线整体齿化严重，自然伽马值增高，电阻率较高。基岩带多以马五5 亚段为主，岩性主要为灰色云质灰岩或白云岩。

3.2 元素变迁及其指示意义

3.2.1 风化壳剖面元素的迁移和富集

依据质量平衡计算质量迁移系数的分析方法，笔者计算了风化壳中某种元素相对于不活泼的参比元素的迁移系数，从而分析其富集、淋失程度。质量迁移系数可以评估样品中任意一种元素j相对于基岩的迁移和富集程度。计算方程 （Nesbitt，1979； Brimhall and Dietrich， 1987； Chadwicketal.，1990）如下：

τ（j，w）＝（C（j，w）／C（i，w））／（C（j，p）／C（i，p））－1其中，C（j，w）为样品中某种元素j在风化残积层中的浓度，C（j，p）为样品中某种元素j在基岩中的浓度；C（i，w）和C（i，p）分别为参比元素i（多为不活泼元素Zr、Ti）在风化残积层、基岩中的浓度。

τ（j，w）＞0……样品中元素j相对于基岩和参比元素i产生了富集 （可能为该元素的加入）；

τ（j，w）＝0……样品中元素j和参比元素i一样既没有发生淋失也没有产生富集；

τ（j，w）＜0……样品中元素j相对于基岩遭受了淋失；

τ（j，w）＝－1……样品中该元素j已经被全部迁移殆尽。

由于元素Ti在风化过程中溶解度低，并且在弱酸性、中性、碱性等多种环境中保持稳定 （顾尚义等，2002；高杰，2016），因此文中将Ti作为参比元素进行古风化壳元素迁移因子的计算。从图10中可以得出洛1井的迁移系数大小，表现为CaO＜MgO＜MnO＜P2O5＜Na2O＜K2O。MgO、CaO的τ（j，w）约为－1，Mg、Ca元素在剖面上几乎完全迁移，表现出强烈亏损，这是由于CaCO3和MgCO3在早期风化过程 （温度适宜且水分充足，气候温暖湿润，能够保证Ca与Mg元素的迅速溶解与淋滤）中可与H2O和CO2发生碳酸溶解，表明此时处于风化成土的初期 （王世杰等，1999；孙承兴等，2002；Drieseetal.，2003），碳酸盐岩可溶性成分大量淋失以及酸不溶物质积累。Na2O和K2O为原生矿物中的长石成分 （钾长石、钠长石等、伊利石等）逐渐被分解而成。同时，还存在A l、Fe、Si等稳定元素的富集。氧化还原条件对FeO影响较大，风化壳层段黄铁矿逐步演化为针铁矿，整体显示亏损的特点，但FeO在风化壳上部亏损量较小。

图10 鄂尔多斯盆地南缘洛1井风化剖面主量元素以Ti为参比的质量迁移系数Fig.10 Mass transfer coefficient ofmajor elements with Ti as a reference in weathering profile ofWell Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

3.2.2 风化壳剖面元素相关性分析

Al-Si、Ti-Si图解等（图11）可显示良好的风化趋势相关关系，指示Al、Ti元素在风化剖面呈现出富集过程，而Ca、Mg与Si呈负相关关系，表明阳离子的淋失对应Si的富集。Ti／Zr与Ti的相关性可以指示从基岩层至风化层的变化程度 （Dickson and Scott，1998；Ashley and Driese，2000），从图12－a可看出，风化层与基岩层的分布区域较远，说明其发生了强烈的变化，而纵坐标Ti的含量并未发生明显的变化，说明Ti与Zr具有同源性。同样可以通过对Zr／H f、Nb／Ta、Sm／Nd等稳定元素和协变元素对的分析，进一步判断风化壳层段与下伏基岩的相关性（Schwarz，1997；Rye and Holland，1998）。如果两者存在很强的线性相关性，则表明这些特征与基岩元素之间存在着同源性。从结果图（图12－b，12－c，12－d）可知，风化层与下伏母岩具有相近的比值，说明剖面中元素与母岩元素具有同源性，判断其为基岩风化的产物。

图11 鄂尔多斯盆地南缘洛1井风化剖面不同元素的质量含量散点图及风化趋势Fig.11 Scatterplot of content and weathering trend of different elements in weathering profile of Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

图12 鄂尔多斯盆地南缘洛1井风化剖面Ti／Zr与Ti的百分含量散点图及H f-Zr、Nb-Ta及Sm-Nd变化图Fig.12 Scatter plot of Ti／Zr and Ti content in weathering crust in Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin，as well as H f-Zr，Nb-Ta，and Sm-Nd variation diagrams

3.2.3 化学风化指数

风化壳在形成过程中各种常量元素受到化学风化作用强度的影响，体现出不同的地球化学行为，故通过常量元素的分析可以反映风化程度的变化。前人多采用元素氧化物的分子比值来反映风化壳形成过程中经历的不同程度化学风化作用 （熊平生，2015）。

代表性的风化指标有CIW、CIA、WI、WPI、V、WPI和 PI、K 等。本次研究选用 S／A（SiO2／Al2O3）、S／R（SiO2／（Al2O3+Fe2O3））、A／NK（Al2O3／（Na2O+K2O））、A／CNK（Al2O3／（Na2O+K2O+CaO））、CIA、CIW 这6种风化系数来判断风化壳剖面的风化强度特征，其中CIA为 ［Al2O3／（Na2O+K2O+CaO*+Al2O3）］×100，CIW 指 ［Al2O3／（Na2O+CaO*+Al2O3）］×100。硅铝系数 （S／A）、硅铝铁系数（S／R）主要指示硅的淋失及铁铝富集的程度，其值与化学风化强度成反比；铝饱和度（A／NK）可以表征古风化壳的淋溶程度，其值与化学风化强度呈正比。

洛1井风化壳层段S／A的变化范围为2.01～38.14，平均值为5.81；S／R的变化范围为1.65～8.73，平均值为3.95；CIA的变化范围为67.19～97.70，平均值为85.98（表3）。这说明该井所在地区于马家沟组—本溪组沉积期处于炎热、潮湿的环境下，风化作用较强，脱Si、富Fe和Al的程度较高，碱金属与碱土金属淋失程度较高。

表3 鄂尔多斯盆地南缘洛1井风化壳化学风化指数Table 3 Chemical weathering index of weathering crust in Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

风化壳的 “双面理论”表明，顶部暴露在大气下的冲刷面和底部的 “风化前锋”，以风化前锋为起点向下推进，风化程度从上到下都不是恒定的（Büdel，1958）。大部分的剖面和井点都表明，从上到下，风化程度都是先减弱后增强的。研究区系列地球化学参数与深度的关系显示出一定的规律，说明它们都是以母岩为基底的原位风化残余物（熊志方和龚一鸣，2006；冯志刚等，2013；马晓晨等，2018）。

3.3 风化壳形成的影响因素

3.3.1 古纬度

因为风化壳层段中载磁矿物的复杂性及后期重磁化作用，使得大部分采自风化壳层段的样品测试数据不理想，而为了得到较为精确的古纬度变化，相关专家学者对风化壳上覆、下伏紧邻地层的已知古地磁数据进行了重新整理及换算（表4）。表4中数据是以阳泉为参考点进行古纬度的换算（113.6°E，37.7°N），结果表明早古生代早期 （寒武纪—奥陶纪）华北板块位于南半球中低纬度 （杨振宇等，1997），之后华北陆块向北漂移，泥盆纪可能处于赤道附近，其中赤道附近为该地区风化壳形成的最佳古地理环境，柳林兰家山完整剖面中保留有2°N的古纬度记录（陈平和柴东浩，1997）。中石炭纪时，陕西韩城地区纬度为9.6°N，太原西山纬度为9.8°N，至晚石炭世及二叠纪时华北板块已漂移到北纬中低纬度，如太原西山相关采样点的古纬度晚石炭世为16.2°N，二叠纪为24.9°N（林万智等，1984）。进一步研究发现，位于中奥陶统碳酸盐岩古侵蚀面之上与石炭纪—二叠纪含煤岩系之下的铝土质泥岩，其遭受风化作用变成 “G层铝土矿”，正是发生在“陆块”的漂移变化过程中，且最可能是在北纬10°附近，也就是石炭纪—二叠纪相对滞留的古纬度（杨振宇等，1997）。因此，华北板块漂移变化时所处的古纬度是该地区风化壳形成的重要因素。

表4 华北板块奥陶纪—二叠纪古纬度数据统计Table 4 Statistics on paleolatitude data of North China Plate during the Ordovician-Permian

3.3.2 古气候

风化壳层段中微量元素的变化，是古气候演变的灵敏指示剂 （蓝先洪，1990；赵运发和柴东浩，2002；陈涛等，2003；孙庆峰等，2011；牛东风等，2015）。温度和湿度是衡量区域气候的2个重要标志，也是影响岩石风化的重要因素，但考虑到奥陶系顶部风化壳距今时代久远，很难将平均降雨量作为湿度的衡量标志，故文中考虑利用地球化学指标反映湿度。

微量元素Rb、Ni、Ba、V、Cu、Sr、Th、Cr等对环境变化灵敏，其含量比值可用来指示其形成的古环境特征，因此可用Sr／Ba、Sr／Cu、Rb／Sr值指示沉积地层形成时的古环境和古气候 （陈松等，2012）。微量元素Rb通常存在于硅酸盐组分中，性质较稳定，而Sr则主要存在于碳酸盐组分中，性质比较活泼，在潮湿环境下Sr的淋滤程度比较大，而干旱环境下Sr的淋滤程度比较小，赋存Sr含量高，因此潮湿环境下Rb／Sr值高，干旱环境下Rb／Sr值低。Sr／Ba值也可以反映古气候特征，它与Rb／Sr值所反映的现象相反，即潮湿环境下Sr／Ba值低，干旱环境下Sr／Ba值高 （郭熙年等，1991；程保洲，1992；汪曾荫等，1996）。除上述比值外，也可用Sr／Cu值对古气候进行划分，其中1.3＜（Sr／Cu）＜5为温暖潮湿气候，Sr／Cu＞5为干旱炎热气候。干旱气候条件下，水分大量蒸发致使Mg、Ca、Mn等元素大量析出富集，温度越高，Mg相对Ca更利于沉积，所以可用Mg／Ca值反映气候条件，该比值高指示干旱气候，比值低指示湿润气候。FeO／MnO值也可用来判别古气候条件，高值对应温湿气候，低值代表干热气候。沉积岩中SiO2／Al2O3值也可以反映沉积时的气候特点，当SiO2／Al2O3＞4时，指示气候干燥，反之，在潮湿气候下化学风化较为强烈，SiO2遭受搬运迁移，而Al2O3大量富集，相应的SiO2／Al2O3值就会变小，一般认为小于4时指示潮湿气候（表5）。

表5 古气候指标Table 5 Paleoclimatic indicators

笔者选取Sr／Ba、Sr／Cu值等指标应用于本次研究。从图13可看出，洛1井的Sr／Ba值一直在1左右波动，可能说明该井当时处于海陆交互的沉积环境；而Sr／Cu值变化显示其气候频繁在潮湿和干旱之间变化。总体上，这些指标反映鄂尔多斯盆地石炭纪为海陆过渡沉积环境，气候出现干旱—潮湿频繁转换。

图13 鄂尔多斯盆地南缘洛1井Sr／Ba与Sr／Cu交会图Fig.13 Intersection diagram of Sr／Ba and Sr／Cu in Well Luo 1 in southern margin of Ordos Basin

由于受风化作用形成的硬水铝石的氧同位素组成不受形成后各种介质的影响，只受控于形成初期的淋溶水，故古温度的测量也可以通过对铝土矿主要物质组分——硬水铝石和高岭石的氢氧同位素测试来实现 （赵运发和柴东浩，2002）。由表6可知，硬水铝石所反映的最高年平均气温为35.1℃，最低为29.5℃，而高岭石所反映的最高年平均气温为36℃，最低为12℃，综合推测研究区风化壳形成时的年平均气温为28.15℃。

表6 铝土矿中硬水铝石、高岭石的形成温度Table 6 Formation temperature of diaspore and kaolinite in bauxite

3.4 风化壳的演化与保存

3.4.1 演化过程

理想的碳酸盐岩风化壳纵向上可划分为风化残积层、强风化带、弱风化带和基岩4个带，但是大多数情况下受古环境变化、地下喀斯特发育程度及是否会发生喀斯特垮塌等因素影响，碳酸盐岩风化壳不可能被完整地保存下来。

鄂尔多斯盆地奥陶系顶部碳酸盐岩风化壳的形成过程如图14所示。受到构造应力作用，在碳酸盐岩新鲜基岩表面形成了不均一分布的裂缝、节理，裂缝周围高部位的物质经过搬运、沉积成岩作用后聚集在裂缝中（图14－a，14－b）。此时进入岩溶发育期，形成大量洞穴，地下暗河系统沿着裂缝等构造脆弱部位发生优先溶蚀（图14－c），伴有陆源碎屑泥岩沉积，部分暗河系统被碎屑物质充填，形成了洛1井马家沟顶部的泥岩—含泥白云岩的夹层（图14－d），部分地区存在残余的孔、洞、缝系统。在岩溶后期发生夷平、压实作用，地貌已基本成型，主要表现为在奥陶系顶部的本溪组铝土质泥岩残积。本溪组底部铝土质泥岩下部及马家沟组顶部还有1层薄层状风化土层，其是在长期的氧化条件及水化作用下形成的，残积物多呈褐红色和土黄色，井下一般见黄铁矿，个别地貌高部位为褐铁矿。伴随着重力及水流作用，在地势较高部位的风化残积物会部分向地势低的溶沟搬运堆积，又因地势低的部位为岩溶水的汇集区，低部位的风化前锋不断向下拓展（图14－e），因此笔者认为该套铝土质泥岩主要形成于下伏碳酸盐岩地层的风化和残积，是湿热环境下的高风化产物。

图14 鄂尔多斯盆地南缘奥陶系顶部风化壳形成过程示意图Fig.14 Schematic diagram of formation process of weathered crust on the top of Ordovician in southern margin of Ordos Basin

3.4.2 保存机制

风化壳的形成其实就是原岩遭受破坏和改造的过程，所以风化壳形成的同时也在接受改造。由于其发育时所处的位置不同，故遭受破坏、保存的程度也会有所差异。碳酸盐岩风化壳埋藏和保存时间的先后，会造成风化壳具有不同的结构。

前期已对风化壳发育时期的古地貌进行了恢复，并对盆地多口井进行了风化壳垂向结构的分层，发现在不同井位，风化壳各结构层的厚度存在较大差异，总体上表现出高部位风化壳的结构层厚度整体较小，中—低部位的结构层发育完善且厚度相对较大 （熊加贝，2022）。研究表明，构造高部位区往往遭受强烈的构造运动，形成大量的裂缝、节理等构造，由于与大气接触面积增加，受到风化淋滤作用的影响更强，因此埋藏和保存作用相较于构造缓坡区要差一些，风化壳结构层难以保存。依据上述研究，明确了碳酸盐岩风化壳的埋藏和保存机制，认为风化壳在遭受破坏后，地势平缓地区的风化壳结构层保存机率会更大（图14－e）。

4 结论

1）受加里东期运动的影响，鄂尔多斯盆地南缘奥陶系顶部风化壳广泛分布，但因后期构造作用及气候的影响，风化壳结构不易被保存下来。结合录井资料，将奥陶系风化壳分为4个部分：顶部为以铝土质泥岩、黏土岩为主的风化残积层，自然伽马值特高；孔渗性较好且微裂缝发育的强风化带，测井曲线多呈近箱型，自然伽马值较低；孔渗性较差、裂缝不发育的弱风化带，测井曲线呈锯齿状，自然伽马值略高于强风化带；马五5亚段及其下伏地层，主要为云质灰岩或灰岩为主的基岩层。

2）从地球化学角度分析，该套风化壳具有如下特征：不活泼元素Fe、A l稳定性富集，活泼元素Na、K在演化初期发生富集而在演化高级阶段被淋失殆尽，较为稳定的惰性元素Ti在剖面上变化不明显，Ca、Mg在风化作用的初期并没有表现出明显的富集，其含量略低于基岩，发生元素的淋失。随着风化作用的进行，风化残积层脱Si、富Fe和Al的程度会逐渐加深。Ti／Zr值与Ti的相关性说明 Ti与 Zr具有同源性。通过对 Zr／H f、Nb／Ta、Sm／Nd等稳定元素和协变元素对进一步分析，推测风化壳层段与下伏基岩存在很强的线性相关性，说明剖面元素与母岩元素具有同源性，其为基岩风化的产物。

3）气候是控制风化壳发育的一个重要因素，会受到诸如纬度、地势等因素的影响。根据已有的华北地台古地磁数据研究结果，以阳泉为参考点进行古纬度的换算，推测奥陶系顶部风化壳形成时所处的古纬度应在赤道与北纬10°之间。依据地球化学指标（Sr／Ba、Sr／Cu）认为鄂尔多斯盆地石炭纪总体上处于海陆过渡的沉积环境，依据铝土矿主要物质组分——硬水铝石和高岭石的氢氧同位素推测风化壳形成时的年平均气温为28.15℃，处于潮湿—半干旱的环境，属热带—亚热带气候。

4）明确了碳酸盐岩风化壳的埋藏和保存机制，认为风化壳在地势高陡地区容易遭受破坏，而在地势平缓的地区，风化壳结构层的保存机率会更大，厚度也相对较大。