鄂爾多斯盆地懷遠運動不整合面特征及油氣勘探意義

李相博，王宏波，黃軍平，張才利，張 艷，王雅婷，張 雷，王 菁，劉化清

[1.中國石油 勘探開發研究院 西北分院，甘肅 蘭州 730020; 2.中國石油 長慶油田分公司，陜西 西安 710018;3.中國石油大學(北京)，北京 102249]

世界上許多大型、特大型油氣田都與不整合面有關。鄂爾多斯盆地在古生代是華北多旋回疊合克拉通盆地的一部分，多旋回構造運動在盆地中形成多期不整合面(圖1)。在以往研究中，前人主要強調了印支與加里東兩期構造運動及相關不整合面對油氣分布的控制作用[1-7]。實際上，包括鄂爾多斯盆地在內的整個華北克拉通地區下古生界還存在另外兩期分別由薊縣運動與懷遠運動形成的不整合面(圖1c)，前者位于寒武系和震旦系之間(/Z)，表現為寒武系在不同地區披覆于不同時代地層之上，形成明顯的區域性角度不整合[8-9]；后者位于寒武系和奧陶系之間(O2m/O1l)，表現為馬家溝組沉積之前的多次頻繁暴露剝蝕、構造顫動形成的底礫巖等[4,10]。長期以來，這兩個不整合面未引起石油勘探部門的足夠重視，尤其是懷遠運動形成的前馬家溝組區域不整合面(下文簡稱前馬家溝組不整合面)，雖然早期有過研究[8]，但后來人們很少關注。

近年來，隨著勘探的深入開展，鄂爾多斯盆地中、東部奧陶系深層及寒武系有多口探井獲得工業氣流，同時在盆地及周邊地區寒武系-奧陶系張夏組-三山子組、冶里組-亮甲山組以及長城系見到眾多古瀝青含氣顯示[11-13]。從層位上看，它們均分布于前馬家溝組不整合面附近的上、下層段，充分說明鄂爾多斯盆地深層的區域不整合面(尤其是懷遠運動形成的不整合面)是值得關注的天然氣勘探新領域。鑒于此，本文首先對懷遠運動研究歷史與現狀及其不整合面特征進行綜述，并重點對鄂爾多斯盆地前馬家溝組不整合面存在的證據及其對儲層與油氣成藏的控制作用進行簡要分析，以期為該盆地未來天然氣勘探后備領域的選擇提供借鑒和參考。

1 懷遠運動表現形式及不整合面特征

1.1 懷遠運動表現形式

懷遠運動最早由李四光(1939)命名，原指發生在華北地臺中、上奧陶統之間的平行不整合現象，后來的研究者認為懷遠運動具多階段“幕式”活動特點，從中寒武世張夏期末一直延續到早奧陶世亮甲山期，經歷了海床抬升、暴露剝蝕、震蕩性沉積等多個階段[14]，其中亮甲山末期與馬家溝期之間的沉積間斷在區域上穩定分布，是該運動形成的主要不整合面，其沉積間斷時限為3～18 Ma[15]。鄂爾多斯盆地周緣露頭及部分鉆井資料中揭示的寒武系與奧陶系之間、馬家溝與亮甲山組之間以及冶里組-亮甲山組內部頻繁出現的暴露剝蝕現象可能就是懷遠運動多階段“幕式”活動的產物。

大量資料表明[8,10,14-17]，懷遠運動是華北地臺上早古生代一次重要的區域性構造運動，區內馬家溝組沉積之前的多次頻繁暴露剝蝕以及張夏組-三山子組廣泛的白云巖化作用等現象均與這次構造運動有關，是同一構造運動在不同階段的產物。

1.2 懷遠運動不整合面主要地質特征

從區域上看，前馬家溝組不整合面上、下層位的巖性、巖相特征差異明顯，易于識別。其中不整合界面之下的亮甲山組頂界為含燧石條帶或結核的中-細晶白云巖，并發育古喀斯特巖溶地貌及不同程度的風化粘土層[7,14]，甚至由于構造抬升剝蝕作用導致冶里組-亮甲山沉積直接缺失[8]。

已有資料[8,16,18-19]表明，在華北地臺中東部地區，位于不整合面之上的馬家溝組一段(馬一段)底部普遍為含陸屑灰巖、泥質灰巖、頁狀泥晶白云巖或者薄層鈣質砂巖、砂礫巖及泥頁巖，成分上明顯區別于馬家溝組中、上部較純凈的白云巖或灰巖。造成這種差異的原因是馬家溝組中、上部沉積形成于清水沉積環境，而底部的馬一段沉積時，受早期懷遠運動不整合面上殘留的陸源碎屑物質影響，水體中泥質含量高，較為渾濁。其具體沉積過程是：在亮甲山末期，懷遠運動的抬升剝蝕作用在近地表形成了大量的陸源碎屑風化殼產物，在馬家溝組沉積期開始(馬一段沉積期)的海水快速侵入時期，這些風化殼產物往往被改造聚集成層或混入碳酸鹽沉積中，形成了富含泥質的沉積物，一般為薄層狀或頁狀泥晶白云巖。在華北地臺東部地區，該套沉積習慣上被稱為賈汪頁巖[8,16]，大致與鄂爾多斯盆地的馬一段相當，其特有的巖性、巖相標志分布穩定，是懷遠運動不整合面主要的識別標志。

圖1 鄂爾多斯盆地構造位置與華北地區古生代不整合面分布Fig.1 The tectonic location of the Ordos Basin and the Paleozoic unconformity distribution in North Chinaa.鄂爾多斯盆地構造單元；b.華北地區晚寒武世—早奧陶世沉積格局(據文獻[6]修改);c.華北地區古生代不整合面分布(據文獻[7]等資料編制)，圖中揭示區內存在3期不整合面,分別是寒武系-震旦系之間(/Z)、寒武系-奧陶系之間(/O2m)及奧陶系頂面(C2/O2m)

需要說明的是，在華北地臺東部，不整合界面之上的馬一段還普遍發育白云質角礫巖和角礫狀灰巖等標志性沉積巖，但目前對其成因尚有爭議，有人認為是由懷遠運動構造抬升與剝蝕作用形成，代表不整合面下部的底礫巖[14]；有人認為屬于膏溶角礫巖，與構造活動無關[8]。

2 前馬家溝組不整合面存在的證據及成因

2.1 周緣露頭證據

對鄂爾多斯盆地周緣地區10多個地質露頭剖面的仔細觀察發現馬家溝組底界在巖性上存在明顯的突變關系，界面之下一般為含燧石條帶或結核的中-細晶白云巖,發育不同程度的風化粘土層及巖溶作用;界面之上為角礫灰巖、含陸屑灰巖或泥質灰巖或鈣質砂巖或泥頁巖段。界面上、下兩套地層大致彼此平行，為侵蝕不整合關系(圖2)，這一點與前人就華北地臺區域上的認識是完全一致的[16]。現將主要露頭剖面特征簡述如下。

1) 盆地西緣青龍山地區可能受懷遠運動影響，缺失亮甲山組沉積，冶里組與馬家溝組(桌子山組)呈平行不整合接觸。在區內蘆草溝剖面上，馬家溝組底部為厚 5～15 cm 的白云質石英砂巖(圖3c，圖4a)。

2) 盆地西南緣隴縣地區缺失下奧陶統冶里組和亮甲山組，馬家溝組底部有厚度近16 m的含陸源碎屑白云巖及厚層砂礫巖，礫石成分為燧石和石英粉砂巖(圖3d)。

3) 盆地西南緣平涼三道溝剖面馬一段為角礫狀含泥含膏白云巖，下伏亮甲山組為灰白色、紫紅色灰巖，指示存在氧化暴露現象，上、下地層呈明顯不整合接觸(圖2c，圖4b)

4) 盆地西南緣岐山—麟游一帶馬家溝組底界普遍發育厚層石英細砂巖、白云質粗砂巖及1～2 m厚的泥礫巖[20]，且底界面(亮甲山組頂)具有明顯侵蝕現象與氧化暴露特征(圖2b，圖3e，圖4c，圖4d)。

5) 盆地東緣河津西磑口剖面亮甲山組頂面見風化殼燧石層，馬一段底部見厚度30 cm的礫巖層(圖3h,圖4e,圖4f)，局部還發育厚度1～3 m的泥頁巖段。

6) 盆地東南緣韓城灰溝馬一段底部見厚1 m的砂礫巖，下伏亮甲山組為淺灰、灰色含燧石團塊中厚層細晶白云巖(圖2a，圖3g)。

圖2 鄂爾多斯盆地馬家溝組底部地層接觸關系(露頭剖面位置見圖1a)Fig.2 Stratigraphic contact relationship at the bottom of Majiagou Formation, Ordos Basin (see Fig.1a for the outcrop location)a.韓城灰溝;b.岐山崛山溝;c.平涼三道溝

圖3 鄂爾多斯盆地周緣地區馬家溝組底部不整合面露頭-鉆井巖性柱狀圖(各露頭剖面位置見圖1a)Fig. 3 Lithological column showing the unconformity at the bottom of Majiagou Formation on outcrops and in wells on the periphery of Ordos Basin (see Fig.1a for the outcrop locations)

圖4 鄂爾多斯盆地周緣地區懷遠運動不整合面露頭與鉆井巖心照片Fig.4 Photos showing the unconformity on outcrops and in cores reflecting the Huaiyuan Movement on the periphery of Ordos Basina.西緣青龍山蘆草溝馬家溝組底部不整合面，冶里組為白云巖，馬家溝組為白云質砂巖；b.西緣平涼三道馬家溝組底部不整合面，馬一段為角礫狀含泥含膏白云巖，亮甲山組為灰白色、紫紅色灰巖，指示存在氧化暴露現象；c,d.南緣岐山剖面馬家溝組底部不整合面，馬一段為角礫灰巖，亮甲山組為硅質條帶白云巖，頂面見薄層黃灰色古土壤層；e,f.東緣河津西磑口馬家溝組底部不整合面，馬一底部見白云質礫巖(厚度30 cm),亮甲山組頂面見風化殼燧石層、古土壤層等；g.南緣平1井馬家溝組底部不整合面,馬一段為灰黃色含膏泥質云巖，底部見角礫巖(2 m)；h.冶里組-亮甲山組為泥質白云巖、硅質白云巖，同時伴有褐鐵礦化，指示為古風化殼產物；i.慶陽古陸南部(西岐公路)寒武系頂面不整合面，三山子組厚層塊狀白云巖中見古溶洞，并充填暗紅色泥云質角礫巖；j.慶陽古陸西側(平涼大臺子)寒武系頂面不整合面，三山子組厚層塊狀白云巖頂面為凹凸不平的溝谷地貌，局部充填泥云質角礫巖，巖石表面有20～30 cm厚的紫紅色鐵質粘土層，指示為古風化殼產物

7) 盆地南緣平1井揭示，馬一段為灰黃色含膏泥質云巖，底部見厚度2 m左右的角礫巖，冶里組-亮甲山組(深度2 452.7～2 620.0 m)為灰黃色泥質白云巖與灰白色硅質白云巖，同時伴有褐鐵礦化，為干旱環境古風化殼產物(圖3f,圖4g，圖4h)。

除上述馬家溝組與亮甲山組之間存在明顯不整合外，在慶陽古隆起附近的三山子組厚層塊狀白云巖中也發現大型喀斯特古溶洞(圖4i)及古風化殼地貌(圖4j)等眾多代表不整合的典型標志。當然，由于這一區域缺失奧陶系沉積，石炭系-二疊系直接覆蓋在寒武系之上，所以，三山子組頂部的不整合也可能受加里東運動與懷遠運動的共同影響。

實際上，前人在鄂爾多斯盆地周緣的奧陶系冶里組-亮甲山組之間及寒武系三山子組頂部發現了大量反映與懷遠運動有關的不整合標志。例如，在盆地西緣青龍山鴿堂溝剖面麻川組(與盆地東緣冶里組-亮甲山組相當)底部見厚約1.2 m的粉紅色泥質粉砂巖，覆蓋在寒武系三山子組之上[4]；同時，該區三山子組頂部發育一套厚1.0～1.5 m 的破碎狀紫紅色泥質白云巖，白云巖內發育溶縫且多被泥質充填，被認為是寒武系沉積之后地層抬升遭受剝蝕淋濾而形成的風化殼沉積[21]。在盆地西南緣岐山曹家溝剖面，寒武系三山子組與奧陶系亮甲山組含硅質條帶白云巖之間也呈平行不整合接觸，兩者接觸面上殘存厚度為 8～10 cm的風化殼粘土，其下為厚 20～30 cm 的紫紅色白云巖，再往下部為含溶孔的粉-細晶白云巖[21]。同時，前人在盆地南緣淳化縣鐵瓦殿山北坡、隴縣白家灘剖面及山西河津剖面的亮甲山組與冶里組均發現存在代表不整合的古風化殼現象[4,22]。

上述巖性、巖相特征及其發育層位與前人在華北地臺其他地區的發現完全是一致的[14]，揭示出中國華北地區在寒武系沉積結束之后，開始受懷遠運動“幕式”作用影響，頻繁遭受風化剝蝕，又頻繁接受沉積，在包括鄂爾多斯盆地在內的華北大部分地區前馬家溝組形成多期不整合面，也造成馬家溝組在不同地區超覆于不同時代地層之上[10]。

2.2 鉆井資料證據

位于盆地中南部地區的宜探1、富探1及黃深1等井鉆探證實，馬一段與下伏下奧陶統亮甲山組或寒武系呈角度不整合接觸[22]。同時，宜探1井馬一段底部白云巖中夾多層薄層砂巖，榆9、陜15、富探1及陜139等井，馬一段底發育泥質白云巖或泥質含灰云巖[19]，顯然它們是一套富含陸源碎屑的沉積物,可能與區域構造抬升運動后的海平面上升有關，為不整合面之上的水進沉積體系。

此外，盆地南部旬探 1 井寒武系頂部發育的紫紅色泥巖及泥云巖，為暴露、氧化、剝蝕后的殘余沉積；淳探 1井冶里組表現為高伽馬、高電位的泥質沉積，覆蓋在鳳山組低伽馬、低電位的鮞粒灰巖之上；永參 1 井亮甲山組直接覆蓋在寒武系三山子組，冶里組沉積缺失[22]。

所有以上資料，均揭示了盆地內部懷遠運動不整合面的存在。

2.3 地震響應特征

在鄂爾多斯盆地東西向地震剖面上，位于奧陶系深層的懷遠運動不整合面與奧陶系頂部加里東運動不整合面反射特征相似，均表現為較強振幅、中等連續的反射特征，而且界面上、下有明顯的削截和超覆，易于追蹤和識別，現以固原—宜川地震剖面為例進行說明(圖5)。

井-震標定與解釋表明，大致以慶陽古隆起(鎮探1井)為界，下古生界沉積向東、西兩側迅速增厚。在古隆起以東地區，寒武系與下奧陶統冶里組-亮甲山組自東向西呈楔形，向慶陽古隆起方向逐步減薄尖滅，其上被中奧陶統馬家溝組削截超覆，其中冶里組-亮甲山組僅在富探1井—宜探1井一帶有殘留分布，向西(古隆起方向)迅速減薄尖滅，其削截特征十分明顯。在古隆起以西地區，寒武系與奧陶系之間同樣表現為削截超覆關系，地層由西向東向慶陽古隆起方向呈楔形減薄尖滅等，與古隆起東部完全相似(圖5)。

此外，馬家溝組底部不整合面在三維地震資料上也有清晰顯示。在盆地北部烏審旗一帶，馬家溝組底部發育一系列大型喀斯特巖溶溝谷地貌體系，切穿了冶里組-亮甲山組—寒武系，深度可達300 m(圖6)，指示該不整合面存在強烈的巖溶與侵蝕下切作用。

需要說明的是，在慶陽古隆起區，馬家溝組底部、奧陶系頂部及寒武系底部3個區域不整合面相互重合(圖5，鎮探1井附近)，震旦系與二疊系呈角度不整合接觸，其間缺失奧陶系、寒武系，甚至可能缺失部分元古宇。這揭示慶陽古隆起為繼承性長期古隆起，可能經歷了多次沉積與剝蝕。雖然人們習慣上認為該古隆起區的不整合面為加里東運動形成，但實際上可能是多次構造運動疊加形成的不整合面。

2.4 古地質圖揭示前馬家溝組不整合面分布廣泛

本文在前人研究成果基礎上，結合地質露頭及最新鉆井與地震資料，編制了鄂爾多斯地區前馬家溝期古地質圖(圖7)，圖中揭示馬家溝組底界分別與下伏的中寒武統、上寒武統、下奧陶統冶里組、亮甲山組呈穿時的界面接觸，不同地區下伏地層不同。除“慶陽古陸”隆起帶附近可能由于暴露缺失冶里組-亮甲山組沉積外[23]，盆地其余部分的冶里組-亮甲山組沉積幾乎全部被剝蝕殆盡(僅在盆地南緣、東緣及西緣局部地方有殘留)，甚至上寒武統三山子組也被剝蝕，由此可見，懷遠運動在鄂爾多斯盆地內部的抬升作用是十分強烈的，這與前人早期根據有限資料得到的認識基本是一致的[8,24]。

圖6 烏審旗地區馬家溝組底部溝谷地貌三維顯示(a)與時間切片(b)(位置見圖1a)Fig.6 Three-dimensional display (a) and time slice (b) of the ravine geomorphology at the bottom of Majiagou Formation in Wushenqi area (see Fig.1a for the location)(圖中深藍色代表古地貌位置相對較低，淺藍色-黃色指示古地貌位置逐漸變高。)

圖7 鄂爾多斯盆地前馬家溝組古地質圖Fig.7 The paleogeological map showing the formations previous to the Majiagou Formation in the Ordos Basin

2.5 不整合面成因：全球性海退事件

為了確定前馬家溝組不整合面成因，前人系統測試了鄂爾多斯盆地奧陶系碳、氧同位素特征[4]，并與國際標準奧陶系剖面進行了對比研究。結果顯示，馬家溝組底部碳、氧同位素(尤其碳同位素)曲線均表現為明顯的負異常，與全球奧陶系碳、氧同位素曲線有較好對比性 (圖8)，指示馬家溝組底部不整合面的形成與全球海平面下降有關。

3 前馬家溝組不整合面對沉積與儲層的控制作用

3.1 為上覆地層沉積提供古地貌背景，控制高能相帶分布

眾所周知，鄂爾多斯盆地在寒武紀—早-中奧陶世是大華北盆地的一部分(圖1b)，盆地主體是一個被西緣賀蘭拗拉槽和南緣秦嶺海槽半圍限的穩定臺地，處于華北克拉通盆地陸表海環境[6]。但它不是一個簡單的陸表海環境，臺地內部存在明顯構造分異，沿盆地中央的鎮原—定邊—鄂托克旗一線發育了南北向繼承性古隆起，在東側的烏審旗、靖邊、米脂等地區發育次隆、次洼等[25]，因此，可以說在寒武紀—早奧陶世，鄂爾多斯盆地為“隆-坳相間”的古地貌格局。從前面的地震剖面解釋可以看出，在經歷了懷遠運動后，由于巖溶及侵蝕下切作用，盆地內又發育了一系列溝谷地貌體系(喀斯特地貌)，由此看來，中奧陶統馬家溝組就是在這樣一個“隆-坳相間”、“溝-谷縱橫”的古地貌背景下沉積形成的。

現有資料表明[6,25-26]，馬一期是懷遠運動后大規模海侵期的開始，于馬四期達到極盛期，海域擴大到包括南北向古隆起在內的整個鄂爾多斯地區，沉積了一套以海相碳酸鹽為主的沉積建造。本次研究證明，上述隆-坳構造格局控制了區內馬一段—馬四段沉積相帶的展布，其中在南北向古隆起區、次隆起及古凹槽肩部的構造高部位，為高能相帶展布區，發育厚度較大的灘相白云巖體，是好的儲集體；在洼陷中央或古凹槽低部位，發育厚度較大的云質泥巖，具有較好的生烴潛力，對自生自儲型氣藏的形成有貢獻。

圖8 鄂爾多斯盆地東南部奧陶系碳、氧同位素特征與標準奧陶系碳同位素特征對比(據文獻[4]，有修改)Fig. 8 Comparison of the carbon and oxygen isotopic curves of the Ordovician in the southeastern Ordos Basin with the standard carbon isotope curve of the Ordovician (modified from reference[4])

3.2 控制下伏白云巖化及風化殼儲層發育

前人研究證實，在整個華北地區馬家溝組底部不整合面以下的下奧陶統亮甲山組、冶里組及上寒武統三山子組和張夏組中，普遍分布著一套砂糖狀白云巖，厚度從幾十米到幾百米不等[8]。其上以馬一段底部的不整合面為界，其下邊界則差別甚大，在華北地區北部一般位于亮甲山組下部或冶里組上部，在華北地區南部常位于冶里組下部或上寒武統鳳山組中，而在華北地區西部的鄂爾多斯盆地古隆起周緣，筆者研究發現寒武系張夏組、三山子組普遍白云巖化[13]。目前認為這套白云巖體形成于準同生后階段，是好的儲集體[8]。除此之外，上述地層中還廣泛發育風化殼儲層，儲集空間主要為大氣淡水溶蝕作用形成的次生溶蝕孔、洞及縫，儲集性好[27]。

上述白云巖化與風化殼儲層的形成主要與多期次懷遠運動造成的海床抬升、海水退卻及環流不暢的咸化潟湖環境有關[8,14]，其具體形成過程可能是:隨著全球性海面下降(一般與構造抬升或冰期有關)，先期碳酸鹽沉積物首先經歷混合帶白云石化形成白云巖，而后受淡水影響在白云巖或灰巖上發生風化淋濾作用，從而形成古風化殼溶蝕孔洞及裂縫儲層[16]。

值得一提的是，雖然由懷遠運動形成的風化殼儲層主要發育于冶里組-亮甲山組頂部，但在盆地南部的慶陽古隆起附近，由于多期不整合面(除馬家溝組底部不整合面外，還有奧陶系頂面與寒武系底部兩個不整合面)相互重合、疊加，缺失冶里組-亮甲山組沉積，所以，其主要發育于寒武系上部或者長城系砂巖頂部，尤其在寒武系張夏組-三山子組白云巖內形成溶蝕孔、洞及縫，加上白云巖內的晶間孔、晶間溶孔，構成了寒武系重要的儲集層段。

4 前馬家溝組不整合面對天然氣運移與成藏的控制作用

不整合面在其形成過程中，除了對下伏地層儲集性能有改善作用外，伴隨的構造活動也可形成許多構造裂隙，提高孔隙間的連通性與滲透性[19, 28-29]。因此，不整合面往往是油氣運移的良好通道。

從鄂爾多斯盆地看，馬家溝組底部區域不整合面上、下層位存在4套烴源巖層系[30-35]，分別是上古生界石炭系-二疊系海陸交互相煤系、奧陶系海相泥灰巖(云質泥巖)、寒武系底部及中-新元古界的泥(灰)質烴源巖系，其中石炭系-二疊系烴源巖在慶陽古隆起附近直接覆蓋在不整合面之上(供烴窗口出露地層：自西向東有長城系砂巖、張夏組-三山子組白云巖)，由于其具有廣覆式生烴特點，氣源充足[32]，可以從供烴窗口沿不整合面向東長距離運移聚集成藏；奧陶系烴源巖主要分布在鹽下的古地貌洼陷或溝槽內，具“三明治”式源-儲結構[13]，圍繞不整合面附近的儲集體容易就近成藏；至于盆地深層裂陷槽內的元古宇與寒武系烴源巖生成的油氣，可以通過盆地基底斷裂與盆地內部大量分布的垂直裂縫(小斷裂)運移至不整合面附近的儲集體而成藏(圖9)。由此看來，馬家溝組底部的區域不整合面為各種不同來源天然氣的區域性橫向運移提供了有利通道，是油氣運移的“高速公路”，其上、下層位有利于天然氣大面積聚集與成藏，可能是繼奧陶系頂面風化殼領域后又一勘探新領域，也是實現“靖邊之下找靖邊”的最理想接替層系。

需說明的是，由于盆地不同位置不整合面形成演化歷史與上下巖性有所差異，成藏組合與油氣藏類型也不完全相同。在古隆起以東地區的不整合面之下，馬一段的泥質碳酸鹽巖(相當于前文的賈汪頁巖)可作為區域性蓋層，與下伏風化殼與白云巖化儲層構成了良好的儲-蓋組合，有利于形成巖溶古地貌油氣藏；而在不整合面之上，由于位于盆地中東部奧陶系“鹽凹”之下，馬五6、馬五8、馬五10亞段及更深層的馬三段普遍含有膏鹽層，可以作為鹽下氣藏的直接蓋層，形成巖性或構造-巖性油氣藏[13]。在慶陽古隆起區，奧陶系頂面(C2/O2m)、奧陶系馬家溝組底部(O2m/O1l)及寒武系底部(/Z)3 個不整合面相互重合，造成慶陽古隆起及周邊地區下古生界沉積遭受了長期的風化剝蝕，奧陶系馬家溝組、寒武系三山子組-張夏組的風化殼溶蝕縫洞或灘相白云巖儲集體與上覆石炭系-二疊系煤系烴源巖相配置，可以形成巖性、構造-巖性及巖溶古地貌等多種類型的油氣藏。同時，上古生界氣源沿風化殼供烴窗口和馬家溝組底部不整合面向東側上傾方向運移，受古地貌及巖性致密帶遮擋，可以形成地層-巖性圈閉油氣藏(圖9)。在古隆起以西地區，由于臨近“L”型海槽，其成藏組合與模式已有專門討論[13]，不再贅述。

圖9 馬家溝組底部不整合面上、下層位成藏模式(根據圖5b編制，剖面位置見圖1a)Fig.9 Hydrocarbon accumulation patterns of the upper and lower layers near the unconformity at the bottom of Majiagou Formation (compiled after Fig. 5b;see Fig.1a for the section location)

綜上，圍繞馬家溝組不整合面主要存在兩個領域：①不整合面之上主要發育巖性或構造-巖性復合油氣藏，有利勘探區主要分布在盆地中東部鹽下及深層，主要目的層系為馬一段—馬四段。②不整合面之下主要發育巖溶古地貌、巖性或構造-巖性等多種類型的油氣藏，有利勘探區主要分布在慶陽古隆起及周緣地區，主要目的層系有寒武系三山子組-張夏組，局部地方為奧陶系冶里組-亮甲山組。

5 結論與建議

1) 在對華北地臺懷遠運動表現形式與主要地質特征調研分析的基礎上，通過露頭、巖心觀察及地震資料解釋，提出鄂爾多斯盆地奧陶系深層發育由懷遠運動形成的區域不整合面，并發育大型喀斯特巖溶溝谷地貌體系。

2) 該區域不整合面及相關溝谷地貌體系為上覆馬家溝組中下組合(馬四段—馬一段)沉積提供了古地貌背景，并控制了其沉積格局與有利儲集相帶展布，同時也控制了下伏下奧陶統-寒武系—長城系白云巖化與風化殼儲層的發育。

3) 該區域不整合面為不同來源天然氣的區域性橫向運移提供了有利通道，是油氣運移的“高速公路”，同時也為油氣聚集提供了有利場所，不整合面上、下層位有利于天然氣大面積聚集與成藏，可能是繼奧陶系頂面風化殼領域后又一勘探新領域，對于支撐長慶油田實現6 300×104t年產量的奮斗目標的實現有現實意義，值得重視。

4) 目前，對奧陶系深層馬家溝組底部區域不整合面的認識還比較薄弱，建議針對重點地區加強三維地震勘探部署，為深層溝谷地貌刻畫與儲集層預測提供可靠資料。大面積三維地震資料將推動鄂爾多斯盆地的地質認識創新和勘探新發現。