鄂爾多斯盆地懷遠運動不整合面與深層天然氣勘探領域

劉化清 李相博 馬玉虎 白云來 黃軍平

中國石油勘探開發研究院西北分院

0 引言

隨著鄂爾多斯盆地油氣勘探和研究工作的深入進行，在該盆地發現奧陶系馬家溝組下伏的賈汪組與三山子組之間存在明顯的不整合。更令人關注的是近年來在盆地中、東部奧陶系鹽下及深層有多口探井獲得工業氣流，在盆地腹部及周邊地區寒武系—奧陶系露頭和探井中見到眾多的瀝青分布或含氣顯示[1]。這些成藏現象，除盆地慶陽古陸范圍之外，其他地區均遠離加里東運動不整合面，且二者之間有馬家溝組多個膏鹽層相隔。因此，其烴類不大可能與加里東運動不整合面相聯系，而可能與深層奧陶系馬家溝組下伏賈汪組底部懷遠運動不整合面有空間上的聯系。但前人研究成果認為，懷遠運動不整合面所造成的沉積間斷較短，與加里東運動所造成的不整合面沉積間隔不可同日而語，能否成藏尚存疑問[1]。另外，也有人認為懷遠運動并不存在，該不整合面只是海水進退造成的，其分布是局部的，屬正常退覆沉積現象[2-3]?？傊?，對該盆地懷遠運動不整合面目前還缺乏系統研究，認識上尚不統一，成藏意義也不明確。

為此，筆者通過野外露頭/巖心觀察、測井資料及前人研究成果綜合分析，結合二維、新三維地震資料解釋成果，研究了鄂爾多斯盆地懷遠運動不整合面時空分布特點、結構面特征及其與成藏的關系，發現懷遠運動廣泛且強烈，幾乎遍及整個鄂爾多斯古陸及華北古陸[2-12]，不整合面附近廣泛發育與成藏相關的白云巖化作用、風化溶蝕作用及大型溝谷地貌體系，懷遠運動不整合面有望成為該盆地內一個新的天然氣勘探新領域。

1 懷遠運動構造背景

1.1 懷遠運動的含義——區域平行不整合面

不整合面成藏是油氣勘探領域里重要理論之一[13-17]。地質研究與勘探實踐表明，不整合構造作用不僅可大大改善儲集體的滲透性而成為油氣成藏的有利空間，而且不整合面還可成為油氣運移的良好通道，其圈閉條件明顯高于其他圈閉類型[14-16]。油氣既可儲藏于不整合面之上，也可儲藏于不整合面之下[14]。世界上著名的委內瑞拉馬拉開波盆地波利瓦爾油田（重油儲量約50×108t）和我國的玉門老君廟油田、塔里木盆地塔河油田、鄂爾多斯盆地靖邊氣田，其成藏機理均與不整合有成因上的聯系[1,3-6,14-16,18-27]。

李四光命名的懷遠運動是華北古陸早古生代一次重要的區域性構造事件[2-3,5,17]，其規模僅次于早古生代末期的加里東運動，主要發生于早、中奧陶世之交，加里東構造運動旋回早期。1939年，李四光教授在安徽懷遠縣的淮北煤礦野外調研時發現：中奧陶統，北方地區（安徽懷遠）含珠角化石，南方地區（湖北宜昌）含直角化石，化石類型明顯不同，表明南方和北方存在地理上的隔絕，而正常沉積作用不能造成此種隔絕，但未找到不整合存在的直接證據。后來有學者在懷遠地區發現北方中奧陶統含珠角化石的石灰巖底礫巖直接覆于中寒武統王村階張夏組之上，從而肯定了懷遠運動的存在[2,5,17]。后經過相關學者的不斷研究，目前認為懷遠運動在區域上主要表現為早奧陶統弗洛階賈汪組不整合覆于寒武紀不同地層之上，在鄂爾多斯盆地，具體表現為穿時地層三山子組與賈汪組之間的平行不整合（圖1～3），賈汪組原為馬家溝組底部，后來被單獨劃出[24]。懷遠運動發生的時間不僅限于早、中奧陶世之間（弗洛期），至少涉及三山子組形成過程及其后的隆起剝蝕作用過程。懷遠運動形成了華北全區早奧陶世不整合面，導致華北古陸南部不斷抬升，中上寒武世發生廣泛的白云巖化作用及剝蝕作用[2-3,5,17]。

懷遠運動所涉及巖石地層主要為奧陶系的馬家溝組、賈汪組以及穿時寒武系—奧陶系的三山子組，局部涉及寒武系張夏組（圖2），在盆地西南緣及南緣還涉及奧陶系的冶里組及亮甲山組，其空間配置及分布特征如圖2所示。張夏組以發育鮞?；規r為特征，三山子組以發育白云巖為特征；冶里組以發育薄層竹葉狀灰巖夾砂質泥巖為特征，亮甲山組以發育厚層石灰巖夾含燧石條帶灰巖為特征，在盆地南部銅川一帶多已白云化，該地層在甘肅和陜西兩省劃歸為三山子組上部層位[11-12,28-33,36-42]；賈汪組以發育碎屑巖（底礫巖、砂巖）及泥質云（灰）巖為特征，先后由何自新[24]及陜西省地質工作者[29]正式引入對鄂爾多斯盆地的相關研究中。目前中國石油長慶油田公司的研究人員尚未普遍使用賈汪組，而將其劃歸馬家溝組底部，相當于馬家溝組一段下部。馬家溝組在鄂爾多斯盆地廣泛分布，以發育巨厚層—厚層石灰巖夾白云巖、角礫云巖及厚層膏鹽巖為特征，為盆地天然氣主要產層之一。賈汪組與馬家溝組無論是沉積環境還是巖石組合均明顯不同，將其從馬家溝組底部劃分出來是完全正確的[29]；從沉積旋回來看，這樣歸并也有其合理性，它代表了另一個構造—沉積旋回的開始。因此，筆者也采用了該地層的劃分方案。

1.2 懷遠運動發生的構造背景

華北古陸早古生代主要受南北兩側古亞洲洋、古秦嶺洋—古祁連洋的構造控制[1,6-12,29-35]。區域上不僅整個華北古陸寒武紀中晚期存在廣泛的構造抬升（南部抬升的幅度更大）[2]，而且華北古陸西南祁連地區寒武紀末期也發生古浪運動，南部秦嶺地區發生晚寒武世—奧陶紀火山作用，揚子板塊南部和東南發生郁南運動，康滇古陸發生云貴上升，表明寒武紀末期—早奧陶世構造運動的普遍性[6-12,29]，均屬于加里東運動早期的構造活動。

鄂爾多斯古陸屬華北古陸的一部分，早古生代主要受北側古亞洲洋及西南部古祁連洋的俯沖作用控制，而南側古秦嶺洋在寒武紀主要表現為海底擴張，末期開始由被動陸緣轉化為活動大陸邊緣[9-12]。寒武紀古亞洲洋的俯沖作用導致盆地北部大陸邊緣抬升形成伊盟隆起（也稱伊盟古陸），類似于安第斯大陸邊緣；西南部受古祁連洋向東北的俯沖，導致盆地西南隆起形成慶陽隆起（又稱慶陽古陸或鎮原古陸），伊盟古陸與慶陽古陸之間的隆起稱為中央古陸（圖1），并在盆地西南側廣泛形成大陸斜坡復理石及火山巖（香山群），結合祁連造山帶存在白銀島弧，表明盆地西南側存在溝弧盆體系[11]。寒武紀晚期古祁連洋、古亞洲洋俯沖作用加劇，同時古秦嶺洋也發生俯沖，導致盆地抬升，廣泛海退（下奧陶統冶里組僅分布于盆地邊部，如圖1所示冶里組剝蝕界限[32]），包括鄂爾多斯古陸在內的華北古陸隆升，遭受大面積剝蝕，形成廣泛存在的懷遠運動不整合面[2-3]。

2 懷遠運動不整合面特征

2.1 懷遠運動不整合面時空展布

2.1.1 不整合發生的時間

根據鄂爾多斯古陸寒武系中上統和下奧陶統缺失及白云巖化情況，對比分析華北古陸其他地區資料，確定懷遠運動主要發生在弗洛期晚期（距今約471 Ma），即賈汪組沉積期，可追溯到寒武紀芙蓉世甚至寒武紀第三世古丈期（距今501 Ma），在鄂爾多斯盆地北部察1井地區，最早甚至可追溯到寒武紀第三世王村期。

根據Zhen等[43]在盆地西南部研究結果，中、下奧陶統牙形石帶自下而上為J.gananda，T.tangshanensis；前者相當于弗洛期晚期，后者相當于達瑞威爾期早期，中間缺失Auri.leptosomatus，Loxodus.dissectus牙形石帶（圖2），相當于3.7 Myr的時間間隔。據陳晉鑣和武鐵山[31]的研究成果，盆地中南部大量分布的三山子組白云巖中普遍缺少化石，缺失Westergaardodina tricuspidata到T.tangshanensis之間的牙形石帶（圖2），前者相當于王村期晚期，后者也相當相當于達瑞威爾期早期[31]。利用牙形石與沉積地層分別所確定的時間間隔并不完全等同，但可以大致對比。

綜上所述，該區懷遠運動最早大致發生在距今501 Ma，可持續到距今471 Ma，持續時間約30 Myr，表明該區隆起剝蝕及白云巖化經歷了一個相對較長的時間，這與塔里木盆地輪南塔河油田下奧陶統與中上奧陶統之間的不整合（持續時間為20 Myr[23]）大致相當。

2.1.2 不整合空間分布

無論是盆地邊部還是腹地，不整合標志均較明顯。不整合遍布全區，且有不同的表現形式。盆地邊部賈汪組多為底礫巖、砂巖及泥巖，局部有薄的古土壤層（圖4）；盆地內部懷遠運動不整合面主要特征是其上下巖性巖相發生突變，賈汪組多為礫巖、泥質云（灰）巖等；盆地中西部和北部部分井中缺少早古生代沉積，反映隆起特征。在盆地中西部連井剖面（圖5），懷遠運動不整合面主要特征表現為巖性巖相突變、部分地層缺失，賈汪組穿時等。盆地北部察1井張夏組云質灰巖與賈汪組泥巖相接，缺失三山子組—馬三段；向南到天深1井三山子組白云巖與賈汪組頁巖相接，缺失馬一段—馬三段，賈汪組頁巖向上相變為馬四段白云巖；鎮探1井缺失整個早古生代沉積；寧探1井張夏組鮞粒灰巖直接被太原組泥巖所覆，表明張夏組沉積期（王村期）之后，一直到石炭紀，此處均為隆起剝蝕區；在盆地南部二郎溝一帶，三山子組角礫云巖上覆為賈汪組粗砂巖、砂屑云巖夾頁巖。天深1井及二郎溝地區位于古陸斜坡盆地區，沉積發育，而察1井、鎮探1、寧探1井位于隆起區，缺少沉積，其他位于盆地斜坡與古隆起的過渡區，沉積發育程度位于二者之間，總的反映從盆地古隆起到海盆，地形降低，沉積厚度不斷變化的特點。

在盆地南部連井剖面（圖6），牛心山剖面三山子組為白云巖、泥質云巖及竹葉狀云巖，賈汪組主要為底礫巖、角礫云巖、含礫粉砂質泥巖及白云巖，巖性巖相發生突變；龍2井整個早古生代全部缺失，反映該處早古生代為隆起特征；寧探1井的特征前已述及；黃深1、富探1井及宜探1井三山子組之上均為賈汪組泥質云巖，但富探1井賈汪組泥質云巖之上的馬家溝組出現薄層膏鹽層，宜探1井馬家溝組出現巨厚石膏層；到盆地東南部邊緣西硙口剖面，三山子組白云巖之上為賈汪組底礫巖、砂巖，且見數厘米厚的古土壤層。需要特別指出，西硙口剖面三山子組溶蝕構造及裂縫特別發育。

需要特別指出，上述盆地井中不論巖性巖相如何變化，但不整合面上下GR、AC、SP、RLLD及RLLS曲線均發生突變（圖5、6），GR、AC、RLLD及RLLS變化明顯，均可作為識別不整合面的重要標志。

2.2 懷遠運動不整合是平行不整合

在盆地南部岐山北剖面上可見礫巖（底礫巖）及云質砂巖覆于三山子組白云巖之上（圖4-a、b），向上變為厚層石英細砂巖、中薄層狀含泥質微—粉晶云巖夾頁巖，厚度為26.4 m，二者產狀基本一致，為平行不整合接觸關系。不整合面之下見薄層黃灰色古土壤層，該層之下的三山子組白云巖中發育帳篷構造，可見溶蝕構造等[11]。

在盆地東南部，韓城禹口剖面賈汪組為泥灰巖夾薄層石灰巖[29-30]；西硙口剖面可見到賈汪組礫巖層，不整合面上見土黃色古土壤層，上下層位產狀一致（圖4-c），不整合面之下的白云巖溶蝕孔洞十分發育[11,33]；平1井中賈汪組為砂礫巖（圖4-d）。在盆地西南部隴縣牛心山剖面，賈汪組為礫巖、角礫云巖、含礫粉砂質泥巖及白云巖，底礫巖厚度為16 m（圖6）；在盆地西部同心青龍山剖面賈汪組為云質砂巖，平行覆于三山子組白云巖之上，二者產狀一致（圖4-e）；在西北部桌子山剖面，賈汪組為砂巖夾白云巖，見薄層風化殼，風化面之下為粉紅色藻丘灰巖及蟲跡灰巖[28]；在盆地南部平1井中可見到三山子組上部紅色風化—半風化層（圖4-f）。上述表明懷遠運動不整合屬于平行不整合。

2.3 不整合面地震響應特征

2.3.1 地震反射軸的整一與削蝕

在盆地中央古陸以外大部分地區，寒武系與奧陶系地震反射軸基本平行協調，表明二者是平行不整合關系，表現為“整一”，但在盆地中央古陸范圍，例如過鎮探1井附近的地震剖面，寒武系出現削蝕現象（圖7）。

2.3.2 奧陶系底部存在溶蝕溝谷

盆地北部烏審旗地區馬家溝組底部三維地震資料顯示，該地區發育一系列大型溝谷地貌，切穿了下奧陶統—寒武系，深度可達300 m（圖8），這種地震地貌特征與靖邊氣田深部馬家溝組頂部面貌非常相似，溝槽內往往就是油氣富集部位（即“甜點”）[44]。

2.4 不整合面的三層結構及類型

前述研究結果表明，環繞鄂爾多斯古陸東、南、西邊部賈汪組主要為底礫巖、砂巖及白云巖，不整合面偶見古土壤層，其下三山子組白云巖普遍發生溶蝕作用，孔洞構造發育，尤以盆地東南部最為明顯。盆地內部賈汪組主要為泥巖、泥質云巖，不整合面之下的碳酸鹽巖風化溶蝕作用不明顯，基本未見古土壤層。綜上所述，鄂爾多斯盆地懷遠運動不整合面具有較為典型的3層結構特征，自上而下為底礫巖（包括含礫砂巖、砂巖、泥巖、泥質云巖）層、古土壤層、碳酸鹽巖風化及半風化層（圖9）。

2.4.1 底礫巖層特征

盆地邊部不整合面之上斷續分布的礫巖（底礫巖）厚度一般小于1 m，底礫巖向上漸變為砂礫巖、砂巖及泥巖。盆地內部不整合面之上的巖石與邊部明顯不同，由于長期隆起，有的地方甚至缺少奧陶系沉積，懷遠運動不整合面直接與加里東運動不整合面直接合二為一，隆起斜坡區則表現為一個穿時的巖石地層單元，馬家溝組及賈汪組超覆于不整合面之上，主要巖石為泥巖或泥質云（灰）巖，向上為泥質碳酸鹽巖和膏鹽層，缺少底礫巖層。盆地內部不整合面上下測井曲線明顯發生變化，自然伽馬變化最為明顯（圖5、6），表明不整合面的存在。

2.4.2 古土壤層特征

不整合面上一般斷續分布有古風化土壤層（風化黏土層），主要分布在盆地南部及東南部，該土壤層很薄，一般不超過30 cm，主要為黃褐色碳酸質成分（圖4-a、c）。

2.4.3 碳酸鹽巖風化及半風化層特征

盆地東部和南部，不整合面之下的巖石主要為白云巖，普遍發生溶蝕、風化淋濾和崩解，孔隙、裂縫或溶洞系統發育。該段溶蝕作用目前還缺乏系統和細致的研究，但宏觀上可見溶蝕孔洞及裂縫十分發育，在北部地震解釋成果上顯示出明顯的溝谷地貌特征（圖8），這種地形地貌特征是碳酸鹽巖風化崩解的結果。結合露頭、巖心和地震資料，碳酸鹽巖風化及半風化層又可大致劃出垂直滲流層、水平潛流層和深部緩流層3個裂縫溶蝕孔洞體系（圖9）。

全區碳酸鹽巖風化及半風化層厚度不一，介于5～100 m，南厚北薄。順便指出的是，塔里木盆地塔河油田奧陶系頂部的巖溶系統厚度介于200～300 m，是油氣富集高產部位[18-19]。

2.4.4 不整合面的結構類型

根據何登發[16]的研究成果，結合前文所述，鄂爾多斯盆地懷遠運動不整合面接近于“不發育風化黏土層的不整合面結構類型”，進而根據不整合面之上出現砂礫巖（盆地邊部）及泥質碳酸鹽巖（盆地腹部）、不整合面之下均為碳酸鹽巖以及地層之間的接觸關系（平行接觸），可將該區不整合面劃歸為2種類型：①砂—灰剝蝕、超覆型（輸導體系），不整合面之上為砂礫巖層，之下為白云巖層，存在剝蝕面，砂礫巖超覆于白云巖之上，為平行不整合關系，一般位于盆地隆起斜坡，如西硙口、二郎溝、平1井等地區，不整合面可作為之上砂巖及之下溶蝕白云巖的良好油氣通道；②泥（膏鹽）—灰削蝕、整一型（削截圈閉體系），不整合面之上為泥巖、泥灰巖及膏鹽層，之下為溶蝕白云巖層，如盆地隆起頂部鎮探1井區及盆地東部寧探1井區，泥巖平行披覆于白云巖或老地層之上，起封堵作用，后二者常被削蝕，形成剝蝕面，可形成儲層或烴類運移通道。

盆地內不整合面類型也可能有其他類型，但限于目前的工作程度，初步定為上述2大類。另外考慮到該區邊部砂巖之上往往覆蓋一層較為穩定的賈汪組泥巖、泥質云巖等，也可把前一類劃歸為輸導—圈閉體系。這種碳酸鹽巖不整合面的3層結構特點對本區油氣運移儲藏有著十分重要的意義。

2.5 兩套不整合面在古陸區合二而一，利于烴類運移

從前述不難看出，鄂爾多斯盆地賈汪組底部懷遠運動不整合面與馬家溝組頂部加里東運動不整合面在慶陽古陸范圍合二而一（圖1、10），另外寒武系底部的晉寧運動不整合面也在古陸部分地區分布。這種多期不整合面重合的現象，有利于盆地石炭紀—二疊紀煤地層烴源巖和中晚奧陶世平涼組頁巖烴源巖所生的烴類沿這3個不整合面向盆地東、東南、東北高部位運移成藏（圖10）。

需要說明的是，包括慶陽古陸在內的中央古陸，是一個曾在早古生代鄂爾多斯盆地中西部長期隆起的古陸，晚古生代以來才演變為盆地的低凹部位，在這個部位出現了加里東運動不整合面與懷遠運動不整合面重合現象，這對盆地成藏有重要的意義，盆地中東部的油氣成藏可能與之相關[1,20,25]。

3 懷遠運動不整合面的油氣成藏意義

懷遠運動不整合在鄂爾多斯盆地分布廣泛，其不整合持續的時間各地不一。雖然與該盆地馬家溝組頂部加里東運動不整合面無論在規模上還是在強度上均不能相比，但其對油氣成藏的意義同樣不能小覷。因為該不整合構造作用同樣形成了砂礫巖層，廣泛發育巖溶作用，這是該區寒武系頂部、奧陶系底部成藏的關鍵因素之一。塔里木盆地奧陶系不整合與之相似，不整合持續時間最長不超過20 Myr[16]。塔河油田已成為我國目前最大的整裝開發的油田，奧陶系底部不整合是成藏的關鍵因素之一[19]。因此，鄂爾多斯盆地賈汪組底部或寒武系頂部的懷遠運動作用范圍也可能是一個重要的勘探領域。

3.1 懷遠運動不整合作用可形成優質儲集層

懷遠運動使得研究區隆起，三山子組碳酸鹽巖大部分暴露于大氣地表環境，經受了長期的風化淋濾作用，在地表水和地下水的共同作用下，形成的巖溶儲集體，如溶蝕縫、溶孔、溶洞及風化裂縫、溶洞垮塌等，可能成為氣田重要的產層。

3.2 懷遠運動不整合面可成為油氣運移的有利通道

鄂爾多斯盆地三山子組，甚至張夏組上部，廣泛發生白云巖化作用、風化溶蝕作用，使得巖石裂縫溶蝕構造發育，有可能成為油氣運移的有利通道與儲集空間（圖10），利于烴類遠距離運移[45-46]。另外懷遠運動不整合面與加里東運動不整合面在盆地古陸范圍合二而一（圖1、10），盆地石炭系—二疊系煤系地層烴源巖和中、下奧陶統平涼組頁巖所生成的烴類或者早期聚集在古陸部位的烴類，在晚期成藏階段（早白堊世晚期，古地形東高西低），再次沿不整合面向高部位運移，在奧陶系頂部、甚至奧陶系底部及寒武系上部成藏。

盆地西部和南部的平涼組頁巖是優質烴源巖[25,47]。由于盆地腹部區奧陶系本身有機質豐度不高，有學者認為靖邊氣田馬家溝組氣藏的氣源可能來自盆地西部和南部的平涼組[25]，加里東運動不整合可能是二者連接的通道。因此，懷遠運動不整合也可能將平涼組氣源與盆地中東部馬家溝組底部、三山子組上部的儲集層連接起來，起到連接源區—儲集層的橋梁作用。我國玉門老君廟油田和阿爾及利亞哈西薩烏德寒武系砂巖油田均是這方面的實例[14]。

3.3 懷遠運動不整合面可形成有利圈閉

盆地邊部不整合面之上的砂礫巖層可作為儲集層，頁巖、泥巖、泥質云（灰）巖及馬一段膏鹽層可作為有利蓋層（圖5、6）；不整合面之下三山子組縫洞構造發育，可作為有利儲層；盆地腹部不整合面之上的賈汪組多為泥巖及云質泥巖，可起到蓋層作用，形成有利圈閉。平涼組烴源巖形成的天然氣沿不整合面向高部位運移可形成氣藏。

4 結論

1）鄂爾多斯盆地懷遠運動不整合面主要形成于早奧陶世弗洛期，廣泛存在于馬家溝組下伏的賈汪組底部、三山子組頂部；相關構造作用持續時間約30 Myr。

2）不整合面具有3層結構特征，自上而下為底礫巖層、古土壤層、碳酸鹽巖風化及半風化層。

3）不整合構造作用使得三山子組發育溶蝕縫洞，形成巖溶儲集體；賈汪組砂巖本身也可成為有利儲層；不整合面可成為烴類運移的有利通道。

總之，該不整合面廣布于整個鄂爾多斯盆地，不整合構造作用不僅可形成有利儲層，同時也溝通烴源巖與儲集巖。該不整合面有可能成為盆地西、南邊部平涼組所產烴類與盆地內部儲層聯系的通道而形成油氣藏。因此，盆地深層三山子組具有廣闊的天然氣勘探前景，值得重視。

致謝：研究過程中得到了中國石油長慶油田公司相關專家的幫助，特表謝忱！特別感謝兩位匿名審稿人和編輯老師，他們提出了許多十分寶貴的修改意見。