鄂爾多斯盆地南緣上奧陶統平涼組淺鉆中古巖溶洞穴的發現及其意義

金曉輝，張軍濤，孫冬勝，丁 茜，楊佳奇

[1.中國石化 石油勘探開發研究院 構造與沉積儲層實驗室， 北京100083；2. 中國地質大學(北京) 能源學院，北京 100083]

巖溶型儲層是碳酸鹽巖儲層最重要的類型之一[1]。塔河油田是中國最大、最重要的古巖溶型油田，其最主要的儲集空間是巖溶縫洞[2]。近年來發現的順北油田和安岳氣田也與巖溶有著千絲萬縷的聯系[3]。

鄂爾多斯盆地靖邊氣田奧陶系也以巖溶型儲層為主[4]。奧陶系經歷了長達1.3億年的巖溶持續時間，形成了獨特易溶的含膏層系，強烈的巖溶改造表現為廣泛發育的角礫巖，但難以見到巖溶洞穴[5-8]。儲集空間多為含膏云巖段的膏溶鑄模孔和白云巖段的晶間(溶)孔[9-10]，僅在西緣地區克里摩里組(馬家溝組六段)和北緣的馬家溝組四段灰巖中發現仍殘存巖溶縫洞[11]。

鄂爾多斯盆地南緣(鄂南)的巖溶環境與盆地中東部有明顯的差異，中東部前石炭紀出露馬家溝組含膏層系、地勢低洼起伏較小[12]；而鄂南前石炭紀出露地層以中-上奧陶統為主，巖性多為純凈的灰巖和白云巖，古地貌處于巖溶高地，地勢較高，起伏較大[13]。因此，在鄂南奧陶系巖溶表現特征如何，是否存在經典的巖溶裂縫-溶洞，目前區域內鉆井較少，野外剖面改造復雜，這些問題仍難以完全解決。

為了分析鄂南奧陶系巖溶特征，在銅川市印臺區陳爐鎮上店村設計了一口淺鉆井——銅鉆1井(圖1)，設計進尺為200 m，但在鉆井過程中發生嚴重井漏，故完鉆深度為159 m，全井段取心，鉆遇地層為本溪組和平涼組(圖2)。本文試圖通過該井巖心的巖石學和地球化學分析，來探尋鄂南地區巖溶模式，進而能夠為鄂南下古生界勘探提供一些幫助。

1 地質背景

鄂爾多斯盆地南緣奧陶系以碳酸鹽巖發育為特征，地層自下而上劃分為下奧陶統冶里組和亮甲山組，中奧陶統馬家溝組，以及上奧陶統平涼組和背鍋山組。

早奧陶世冶里組-亮甲山組沉積期，海水開始由東南侵入鄂爾多斯盆地，巖性以白云巖為主。到中奧陶世馬家溝組沉積期，海水基本遍布整個鄂爾多斯盆地，形成了廣闊的淺水陸表海碳酸鹽巖沉積，發育有一套膏鹽巖-碳酸鹽巖沉積層系[14-15]。馬家溝組沉積晚期，秦嶺海槽向北持續俯沖，南緣坡度明顯增大，水體加深，開始向活動大陸邊緣轉化[16-17]。晚奧陶世受加里東運動的影響，鄂爾多斯盆地除西南緣有平涼組和背鍋山組沉積外，其他區域整體抬升為陸地。平涼組沉積期和背鍋山組沉積期，在南緣主要發育有生物丘(礁)相和灘相灰巖沉積(圖1)，在較深水區則以泥灰巖沉積為主[18]。

圖1 鄂爾多斯盆地南緣平涼組沉積時期沉積相展布Fig.1 Sedimentary facies distribution of the Pingliang Formation in the southern margin of the Ordos Basin

奧陶紀末—石炭紀，隨著秦嶺的持續俯沖，鄂爾多斯南緣不斷隆升，致使奧陶系部分被剝蝕。直至本溪組沉積時，南緣又開始接受碎屑巖沉積[12]。

淺鉆井位置處于盆地南緣，有上奧陶統平涼組灰巖沉積，后期被剝蝕，之上被本溪組鋁土礦沉積覆蓋(圖1)。本次研究在系統的巖心觀察基礎上，選取合適的樣品，進行了顯微薄片觀察、礦物組成X衍射分析、主量和微量以及稀土元素的分析。

2 實驗結果

2.1 巖石學特征

鉆遇的奧陶系平涼組巖石類型為多套垂向疊置的丘-灘體，根據巖性可細分為95個小層，整體表現為礫屑灰巖、砂屑灰巖、生屑灰巖和藻灰巖互層(圖2，圖3)。

圖2 鄂爾多斯盆地南緣銅鉆1井綜合柱狀圖Fig.2 Stratigraphic column from the Well Tongzuan 1 in the southern margin of the Ordos Basin

礫屑灰巖中，礫屑多為圓形或橢圓形，原始成分主要是藻灰巖，多呈水平狀分布；砂屑灰巖中，砂屑的形狀不規則，成分主要為球粒(圖3a)；藻灰巖中，藻類呈粘結狀不規則，藻類間多為亮晶膠結(圖3b)；生屑灰巖中，生屑主要為海綿碎屑，生物碎屑之間多為亮晶膠結(圖3c)。

圖3 鄂爾多斯盆地南緣銅鉆1井平涼組巖石學特征Fig.3 Petrology characteristics of the Pingliang Formation in Well Tongzuan 1 in the southern margin of the Ordos Basina.礫屑灰巖，角礫成分不均一，形狀不規則，第24回次第5塊，埋深43 m；b.角礫狀灰巖，粒間有泥質充填，第61回次第15，16塊，埋深158 m；c.球粒灰巖，粒間亮晶膠結，埋深85 m，單偏光；d. 藻粘結灰巖，埋深102 m，單偏光；e.海綿灰巖，生物體腔孔內有方解石充填，示頂底結構，埋 深56 m，單偏光

平涼組主要儲集空間為溶孔和裂縫。溶孔多為裂縫、粒間孔和生物體腔孔的溶蝕擴大形成，多為方解石充填，部分溶孔之中可見有等軸纖維狀方解石，其后則為粒狀粗晶方解石，充填物中也有少量的白云石和瀝青。裂縫有水平縫和高角度裂縫，水平裂縫一般都比較細，由方解石充填；而垂直裂縫則相對較寬，多為方解石充填，但尤其在有黃色砂泥巖夾層附近，垂直和高角度裂縫多發育，且見有黃色泥質和方解石充填。

在整個井段可見有5段黃色砂泥巖層(圖2)。第一段為第61回次底部，可見黃灰色泥巖呈楔狀分布在紋層狀泥灰巖之中，厚度約為10 cm，其上下高角度裂縫發育，裂縫向上逐漸變少(圖3b)。第二段發育在第53回次，為黃色泥巖夾層，厚度約為56 cm，其中還能見到灰巖角礫，其上、下均為生屑灰巖，且裂縫、溶孔都較為發育，多被乳白色方解石充填，高角度裂縫中還可見泥質充填。第三段泥巖段最厚，厚度可達1.83 m，發育在第51回次，其上、下分別為生屑灰巖和藻灰巖，裂縫發育，垂直裂縫先有黃鐵礦，后又有黃色泥質和方解石充填，最寬的裂縫可達2 cm。第四段發育在第43回次，為黃色泥巖，上、下巖層為紋層狀藻灰巖和礫屑灰巖，溶孔和裂縫多被方解石和瀝青充填，也見有黃色泥質充填。第五段發育在第39回次，分為兩段，下段為灰綠色泥巖，厚度為14 cm，上段分為黃色含礫砂巖，厚度為71 cm，中間夾有厚度為36 cm的含生屑灰巖，裂縫發育有黃色泥質充填。而上、下地層為礫屑和生屑灰巖，巖石裂縫發育，破碎嚴重，有方解石和瀝青充填。

上覆的本溪組為雜色的鋁土質泥巖，對應取心第1—11回次，顏色有紅色、灰色和褐紅色等，夾有灰巖角礫和褐鐵礦。

2.2 礦物成分

為了分析平涼組和本溪組泥巖的差異性，利用X衍射分析泥巖的礦物組成和元素組成。

本溪組泥巖樣品TZ1-1—TZ1-9以及TZ1-12的主要礦物組成包括硬水鋁石、粘土礦物、銳鈦礦、石英和方解石，部分樣品含有針鐵礦和赤鐵礦，而TZ1-10樣品以粘土礦物和赤鐵礦為主，TZ1-11最靠近奧陶系，顯示具有較高的方解石含量。

平涼組泥巖的礦物組成與本溪組有較大差異，TZ1-14，TZ1-15，TZ1-17，TZ1-19以及TZ1-20主要礦物成分有粘土礦物、方解石和石英，可能含有少量的銳鈦礦。

2.3 主量和微量元素組成

不同層位泥巖層的元素分析也能顯示這些巖層的差異。

本溪組泥巖中，Al2O3含量除了TZ1-10為18.71%外，其余樣品都較高，均在31.45%之上，最高可達49.61%；SiO2含量在13.26%～40.94%，含量低于20%的樣品(TZ1-1和TZ1-9)對應較高的Fe2O3和Al2O3含量，對應礦物組成上，赤鐵礦和三水鋁石含量較高。CaO的含量在0.21%～3.72%，除了(TZ1-4和TZ1-5)外，FeO/Fe2O3的比值都較低，為0.010～0.007。本溪組具有較高的Th/U值，在3.86～10.40；V/Ni值也較高，為1.65～8.36；Sr/Ba值在0.32～5.36；V/Sc值較低，為3.92～7.57(圖4)。

而奧陶系平涼組的泥巖與上覆本溪組泥巖在礦物成分上有較大的差異，呈現出兩種類型。第一種類型以TZ1-14和TZ1-17為代表，有較高的CaO含量(分別為15.82%和25.97%)，而Fe2O3和Al2O3含量相對較低(分別為1.10%，1.09%和16.44%，22.12%)。但FeO/Fe2O3的比值較其他類型的泥巖高，分別為0.46，0.17。第二種類型SiO2含量較高，在46.67%～50.39%，CaO含量較低，僅為0.64%～0.71%，以TZ1-18，TZ1-19和TZ1-20為代表。Fe2O3和Al2O3含量要明顯高于上一種類型。總體上，平涼組泥巖Th/U值、V/Ni值和Sr/Ba值略低于本溪組泥巖，其中Th/U值在1.76～4.85，V/Ni值在1.48～3.34，Sr/Ba值在0.95～1.86。V/Sc值則高于本溪組泥巖，為7.52～20.45(圖4)。

奧陶系灰巖與泥巖層系相比，除CaO外，其他元素含量都非常低。Th/U，V/Ni，Sr/Ba和Th/U值與泥巖差別較大。Th/U值在0.16～0.18，V/Ni值在0.43～0.46，Sr/Ba值在48.41～60.53，V/Sc在2.6～10.64(圖4)。

圖4 鄂爾多斯盆地南緣銅鉆1井平涼組與本溪組微量元素含量Fig.4 Trace element content of the Pingliang and Benxi Formations in Well Tongzuan 1 in the southern margin of the Ordos Basina. U和Th含量交會圖；b. Ni和V含量交會圖；c. Ba和Sr含量交會圖

2.4 稀土元素組成

不同層位的稀土元素也存在差異。本溪組泥巖具有較高的稀土元素含量，其中TZ1-10具有最高的∑REE，LREE和HREE值(分別為1 063.36 μg/g，782.65 μg/g，280.71 μg/g)外，∑REE值整體在260.63～472.77 μg/g，LREE值在238.74～428.95 μg/g，HREE在21.62～44.33 μg/g(圖5)。

平涼組泥巖略低于本溪組泥巖稀土元素含量，∑REE值在193.09～290.03 μg/g，LREE值在171.21～259.50 μg/g，HREE在21.88～43.69 μg/g(圖5)。灰巖的稀土含量相對較低，∑REE在8.60～41.48 μg/g，LREE含量在7.02～28.00 μg/g，HREE在1.58～13.48 μg/g。

3 討論

3.1 鋁土質泥巖成因

淺鉆鉆遇的上部鋁土礦物層在鄂南地區廣泛分布，西起銅川市黃堡鎮，東至韓城市龍灣村，東西長約200 km，南北寬3～10 km[19]。淺鉆所在的上店村，就出露有厚層的鋁土礦層，層厚可達20余米，雜色，具有明顯的分層性。稍遠處的銅川陳爐剖面能見到鋁土礦層與平涼組的接觸關系，風化殼面參差不齊，有一較大的凹坑，坑深約10 m，寬約5 m，其中有黃色鋁土礦充填，其附近裂縫及溶孔都非常發育。

鋁土礦層在縱向上可分為3段：下段以鐵質粘土巖為主，中段以鋁質粘土巖、鋁土礦和粘土巖為主，上段巖性主要為含炭泥質粉砂巖夾煤線。鉆井鉆遇的鋁土質泥巖層處于礦層的中下段，礦物組分常見硬水鋁石，也能見到大量的赤鐵礦層。

圖5 鄂爾多斯盆地南緣銅鉆1井不同層系泥巖輕稀土和重稀土值Fig.5 The values of light rare earth elements (LREEs) and heavy rare earth elements (HREEs) in mudstones of different sequences in Well Tongzuan 1 in the southern margin of the Ordos Basin

雖然關于本溪組鋁土質泥巖的成因目前還存在爭議，但多數觀點認為主要形成于碳酸鹽巖地層的風化和殘積[20]。代表了濕熱環境中高風化產物，成礦過程是一個易溶物質帶出、難溶組分硅鋁質殘留下來形成鋁土礦的成礦系統，該系統最為重要的作用是濕熱氣候下水對地表物質的持續長期淋濾、帶走其他物質的過程[20]。在鋁土質泥巖中仍能見到方解石殘余，具有一定量的CaO。

3.2 泥巖變異與蝕變程度

平涼組的泥巖樣品中TZ1-18，TZ1-19和TZ1-20等樣品的物相分析顯示含有石英，具有較高的SiO2含量，說明其陸源碎屑物質含量較高。而與本溪組泥巖的差異性，可能與泥巖形成時間、環境的差異有關。礦物分析顯示這些泥巖層不含硬水鋁石，方解石含量較高，TZ1-14和TZ1-17的CaO含量較高，其風化程度相對本溪組泥巖較低。

成分變異指數(ICV)可以用來判斷物源區物質是否經歷再循環沉積[21]，其計算方程為

ICV=(Fe2O3+K2O+Na2O+CaO+

MgO+MnO2+TiO2)/ Al2O3

(1)

當ICV>1時，表明其含粘土礦物較少，屬構造活動時期的初始沉積；當ICV<1時，表明其含較多粘土礦物，可能經歷了再沉積作用或是強烈風化條件下的初始沉積。平涼組和本溪組的鋁土質泥巖ICV值均遠小于1，說明這兩組的泥巖都經歷了強烈的風化巖溶作用改造。

化學蝕變指數(CIA)[22-23]可用來評價其化學蝕變程度的強弱，其計算方程為

CIA=Al2O3/( Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)

(2)

式中：成分含量為摩爾分數，其中CaO僅為硅酸鹽中CaO，即全巖中的CaO減去碳酸鹽礦物中的CaO的摩爾分數。對于CaO*的計算和校正，Mclenanetal(1993)提出：如果CaO含量小于Na2O含量，則采用CaO*摩爾分數；反之，則采用Na2O作為CaO摩爾分數。本溪組泥巖CIA值略有變化，除TZ-10和TZ1-11略低外(0.80和0.81)，其他泥巖值位于0.90～0.99，顯示其強烈的化學風化程度，與研究區在泥盆紀—石炭紀的氣候相吻合。平涼組泥巖CIA值多在0.86～0.90，總體上略低于本溪組泥巖值，也顯示其強烈的化學風化程度[22]。兩者都形成于炎熱潮濕的環境，風化程度較高，鋁土質泥巖風化程度更高。

本溪組相較平涼組泥巖具有更高的輕稀土和重稀土值(圖5)，也說明而本溪組泥巖風化程度更高[21]。

總之，本溪組泥巖具有更高的風化程度，說明其經歷了更長時間的風化作用改造，而平涼組泥巖雖然也經歷了強烈的風化作用改造，但時間可能短于本溪組。

3.3 氧化還原條件

Th/U值常被用來作氧化-還原條件的判別指標，在缺氧環境中為0～2，氧化環境中可以達到8[24]。本溪組鋁土質泥巖明顯具有較高的Th/U值，范圍在3.86～10.40(圖6)，說明其形成于氧化環境，而奧陶系內部的泥巖Th/U值較本溪組略低，在1.76～4.85(圖6)，說明其形成于相對缺氧或還原環境中；V優先富集在沉積物中[25-26]，其富集程度也常被用來反映水體的氧化還原環境。V/Sc，V/Ni和V/(V+Ni)值常被用來反映V的富集程度。平涼組的泥巖明顯比本溪組鋁土質泥巖V/Sc值高(圖6)，反映其形成于更缺氧的環境。本溪組泥巖的V/(V+Ni)值，除兩個樣品為0.62和0.77，其他樣品均高于0.82，而平涼組泥巖的值略低，主要分布在0.60～0.77，也說明奧陶系泥巖形成于更加缺氧的環境。

圖6 鄂爾多斯盆地南緣銅鉆1井兩組不同層系泥巖的Th/U與V/Ni交會圖Fig.6 The intersection of Th/U and V/Ni of mudstones of different strata in Well Tongzuan 1 in the southern margin of the Ordos Basin

綜合對比兩組泥巖可以發現，平涼組泥巖的形成環境要比本溪組泥巖還原性更強。結合發育的位置，平涼組泥巖可能形成于相對封閉的暗河環境之中，而本溪組泥巖則形成于相對開放的地表徑流殘積環境中。

3.4 氣候環境

Sr/Ba比值反映古鹽度的變化[24]，一般來說，Sr/Ba比值大于1為海相沉積，而小于1則為陸相沉積，本溪組和平涼組泥巖值都在1左右波動(圖7)，可能說明兩者都屬于海陸交互的沉積環境。

Sr/Cu值介于1.3～5.0指示潮濕氣候，而大于5.0則指示干旱氣候[24]。兩套泥巖中，本溪組泥巖值在1.60～19.9，說明氣候頻繁在潮濕和干旱之間變化；而平涼組泥巖值在3.28～6.53(圖7)，說明處于相對濕潤的環境。

圖7 鄂爾多斯盆地南緣銅鉆1井兩組不同層系泥巖Sr/Ba與Sr/Cu交會圖Fig.7 The intersection of Sr/Ba and Sr/Cu of mudstones in the two sets in Well Tongzuan 1 in the southern margin of the Ordos Basin

總體上，兩套泥巖的沉積環境非常相似，對應了鄂南地區晚古生代海陸過渡的沉積環境，平涼組泥巖沉積時的氣候可能比本溪組泥巖沉積時更為濕潤，既是巖溶發育的高峰期，也是巖溶洞穴的主要形成期。

3.5 構造背景

利用La-Th-Sc和Th-Sc-Zr/10圖解可以用來判別泥巖的構造背景[24]。本溪組和平涼組泥巖的La-Th-Sc和Th-Sc-Zr/10顯示出構造沉積背景非常相似(圖8)，說明兩組泥巖均來源于活動大陸邊緣-大陸島弧，結合前石炭紀構造沉積環境，鄂南地區正當時處于秦嶺板塊向下俯沖至華北板塊的活動大陸邊緣-大陸島弧環境。

圖8 鄂爾多斯盆地南緣銅鉆1井兩組泥巖的 La-Th-Sc和Th-Sc-Zr/10圖解Fig.8 La-Th-Sc and Th-Sc-Zr/10 diagrams of mudstones in the two sets in Well Tongzuan 1 in the southern margin of the Ordos Basina. La-Th-Sc圖解；b. Th-Sc-Zr/10圖解A.大洋島弧；B.大陸島弧；C.活動大陸邊緣；D.被動大陸邊緣

3.6 演化過程

通過對本溪組和平涼組泥巖的分析，可以推斷鄂南奧陶系加里東期巖溶至少存在兩個重要的過程。巖溶中期，形成了大量洞穴，地下暗河系統發育，并伴有陸源碎屑泥巖沉積；隨著巖溶的推進，泥巖逐漸增多，部分暗河系統被碎屑物質完全充填，形成了銅鉆1井揭示的平涼組泥巖夾層(圖9a)，但仍可能存在殘余的洞穴空間和孔、洞、縫系統。巖溶后期，地貌已經基本被夷平，主要表現為奧陶系上覆本溪組鋁土質泥巖殘積(圖9b)。

圖9 鄂爾多斯盆地南緣平涼組頂部巖溶演化模式Fig.9 Karst evolution pattern of the Pingliang Formation in the southern margin of the Ordos Basin

4 結論

1) 鄂南地區淺鉆鉆遇本溪組和平涼組兩套地層，本溪組巖性為鋁土質泥巖，平涼組為顆粒灰巖和藻灰巖，夾雜多套泥巖層。

2) 兩套泥巖都具有較高的風化蝕變程度，本溪組泥巖代表了更高的風化程度，而平涼組泥巖經歷風化改造的時間短于本溪組，形成時間要早于本溪組泥巖；平涼組泥巖形成于還原性更強、且相對封閉的地下環境，而本溪組泥巖的形成環境則是相對開放的地表。

3) 兩套泥巖的沉積環境為晚古生代海陸過渡環境，氣候變化頻繁。平涼組泥巖沉積時期的氣候可能要比本溪組泥巖沉積時更為濕潤，是巖溶發育的高峰期，也是巖溶洞穴的主要形成期。同時，兩套泥巖具有相似的構造背景，都處于晚古生代的活動大陸邊緣-大陸島弧環境。

4) 平涼組泥巖形成于地下較還原環境、濕潤巖溶發育期、鄂南隆升階段，成分為經歷了風化蝕變的陸源碎屑，可能代表了前石炭紀巖溶期洞穴和暗河堆積。結合泥巖段上下裂縫普遍發育的情況，說明鄂南地區曾經存在過巖溶裂縫-洞穴系統，雖然淺鉆鉆遇了代表坍塌破壞的洞穴，但可以推測在合適的古地貌位置，鄂南地區可能存在殘余的裂縫洞穴，應該是鄂南地區值得期待的勘探領域(圖9c)。