1 引言

元古代全球先后发生了Columbia超大陆裂解与Rodinia超大陆裂解事件(Zhao et al., 2004; Hou et al., 2008a，b; Ernst et al., 2008; Li et al., 2008; Zhao and Cawood， 2012; Teixeira et al., 2013; Roberts，2013)，与之相关的沉积盆地受到学者们的广泛关注(Martins-Neto et al., 2001; Martins-Neto，2009; Wang and Li， 2003; Plink-Björklund et al., 2005; Wang et al., 2014; Frolov et al., 2015)。最近研究人员应用地震、航磁资料研究了上扬子地块内与Rodinia超大陆裂解有关的伸展构造，促进了四川盆地新元古界油气探勘(Gu and Wang， 2014)。本次研究则关注于鄂尔多斯地块内中元古代早期(1.8~1.6Ga)与Columbia超大陆裂解相关的盆地构造格局和沉积地层分布(Zhao et al., 2002; Kusky et al., 2007; Hou et al., 2008a; Lu et al., 2008; Peng et al., 2008; Peng，2010; Cui et al., 2013; 翟明国等，2014)，尽管其他学者对与Columbia超大陆形成与裂解相关的构造在华北板块形成时限还存在不同的认识(Zhao et al., 2003，2004，2009; Yakubchuk，2010; Zhang et al., 2012; Liu et al., 2014; Pisarevsky et al., 2014)。本文依据乔秀夫和王彦斌(2014)对华北板块中元古界年龄的研究，将中元古代长城纪的年龄界定于1.8~1.6Ga。

中元古代早期在全球普遍发育坳拉槽的背景下(Goodwin，1996)，鄂尔多斯地块南缘出现了临县-彬县和熊耳断陷，这些断陷楔入地块内部，控制长城系的分布(孙枢等， 1985，1993; 汤锡元等，1993^①; 陈发景，2004)。但这些断陷的构造性质并不确定，研究人员依据晋豫陕交界处的熊耳群及华北板块内部同期火成岩的地球化学性质，认为地块南缘的构造背景为B型俯冲环境(胡受奚和林潜龙，1988)、安第斯型俯冲环境(贾承造，1988; He et al., 2006，2008，2009，2010a，b; Zhao et al., 2003，2009)、非造山环境(孙枢等，1985; Kusky and Li， 2003; 赵太平等，2007; Hou et al., 2008b; Zhao and Zhou， 2009; Cui et al., 2011)、与Columbia超大陆裂解有关的伸展环境(翟明国和卞爱国，2000; Kusky et al., 2007; Peng et al., 2005，2008; Peng，2010; Cui et al., 2013; 翟明国等，2014)以及活动大陆边缘弧和裂谷并存的环境(陈衍景等，1992)。

区域构造背景的争论以及相同构造背景下构造样式的多样化，致使鄂尔多斯地块内长城纪沉积盆地属性和类型不明确(是边缘裂陷盆地、陆内裂陷盆地，还是克拉通盆地，或者是挠曲相关的盆地)。由于方法手段的限制，很多情况下研究人员通过鄂尔多斯地块周缘长城系露头及地块内少量钻井岩心的构造和沉积特征，并与区域构造背景研究成果结合，以推测鄂尔多斯地块内长城纪构造格局和地层分布(孙枢等，1985; 汤锡元等，1993)。显然，这些研究结论的依据不足，瓶颈在于难以获取鄂尔多斯盆地覆盖区深部的地层分布。本文利用多信息联合反演技术尝试获得盆地中元古界残余地层分布信息，原始资料来源于地块中南部二维深部地震反射、钻井和区域重力资料(图 1)，建立了研究区长城系的地层和断裂格架，发现区内长城系发育与伸展相关的箕状断陷和半地堑，同期形成的断裂体系控制了盆地内部二级构造单元，即凸起和凹陷构造的边界，最终提出鄂尔多斯盆地的属性为陆内裂陷盆地。

图 1

Fig. 1

图 1 鄂尔多斯盆地块中南部地震测线位置图 Fig. 1 Location map of seismic line in southern-central Ordos block

我们选取南北向和东西向能反映深部信息，且具有较好分辨率与信噪比的二维地震剖面，并结合钻井数据来揭示中元古界典型构造和厚度分布特征，控制研究区整体的构造格架。由于能反映深部信息的区域性的二维地震测线稀少，信息仅揭示了剖面线附近中元古界的构造与地层信息，无法获得平面上分布。因此在地震剖面构造框架约束下，我们利用区域重力资料反演平面上中元古界构造的展布。

鄂尔多斯地块南缘野外露头观察发现，长城系内发育三角洲相砂、泥岩，滨、浅海相白云岩、砂岩、泥质岩，在地震剖面上可形成较好的反射界面。同时，将断陷的底面作为长城系的底界。而蓟县系主要为大套的白云岩地层，内部岩层波阻抗差异小，层面反射系数小，地震反射较弱(图 2)。地块内部相比起南缘，普遍缺失寒武系下统灰岩、砂岩，寒武系中统页岩与下伏中元古界蓟县系白云岩或长城系顶部砂岩之间的地质界面能很好的对应地震反射界面。

图 2

Fig. 2

图 2 鄂尔多斯盆地南缘中元古界与古生界寒武系地层柱状图 Fig. 2 Stratigraphic column of Mesoproterozoic Erathem and Palaeozoic Cambrian System in the southern margin of Ordos Basin

从盆地地层厚度变化和起伏情况来看，盆地内部古生界及其上覆地层呈西厚东薄的宽缓斜坡，常引起区域上宽缓的重力异常，而裂陷期长城系凹陷内与凸起上厚度相差大，常引起局部重力异常，因此能够运用重力资料研究平面上中元古界构造格局。

本次研究以鄂尔多斯地块1：20万重力资料为主，结合地震和钻井所反映的地层厚度和平面分布，逐层剥离寒武系底之上的各密度层的重力异常(表 1)，此时剩余重力异常为中元古界与古元古界-太古界基底重力效应的叠加。将向上延拓30km所代表的变质结晶基底重力异常从上述剩余重力异常中剥离，即获得中元古界重力异常。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 鄂尔多斯盆地地层密度 Table 1 Formations density in Ordos Basin 地层代号 密度(g/cm3) 平均密度(g/cm3) Q 1.53~1.66 1.58 E 2.20~2.57 2.40 K 2.35~2.44 2.39 J 2.40~2.65 2.48 T-C 2.45~2.55 2.48 O-∈ 2.65~2.70 2.70 Pt2 2.54~2.75 2.66 Pt1-Ar 2.70~2.76 2.75

表 1 鄂尔多斯盆地地层密度 Table 1 Formations density in Ordos Basin

深大断裂在布格重力异常图上一般表现为沿某一方向延伸的重力梯级带，因此我们对中元古界重力异常先进行小子域滤波处理，然后计算重力异常水平总梯度极值来识别研究区长城系主要断裂。

我们选取鄂尔多斯地块内南北向A-A’、B-B’与东西向C-C’二维地震剖面(图 1)，来诠释中元古界构造特征。由于后期构造抬升，研究区北部C-C’地震剖面2.1~2.2s之下为中元古界，而南部A-A’与B-B’地层则埋藏较深，2.4~2.8s之下才为中元古界。

A-A’南北向剖面底部发育长城系箕状断陷，南北宽约43km，主控断裂南倾，倾角上陡下缓，呈铲式(图 3)。长城纪早期(Ptch¹)，断层活动强烈，上盘地层发生强烈旋转掀斜，沉积地层呈楔状。半地堑内地层的地震反射结构类似于扇三角洲体系，剖面南部“1”区域表现为扇三角洲平原杂乱反射，成层性差，可能反映砾岩沉积；向北过渡到“2”区域扇三角洲前缘，地层连续性较好，中到强振幅、中等至连续反射，呈发散反射结构，可能反映砂泥岩互层；剖面中北部“3”区域前扇三角洲，中等振幅连续平行反射，顶部无反射或反射较弱，可能代表大套的泥岩沉积。长城纪晚期(Ptch²)，断层活动减弱，地层产状平缓，厚度变化小(图 3)。长城系地震波双程旅行时约0.5~2.5s，估算地层垂向厚度1000~8000m。

图 3

Fig. 3

图 3 A-A’测线地震解释剖面图 1-扇三角洲平原；2-扇三角洲前缘；3-前扇三角洲 Fig. 3 Interpreted seismic section across A-A’ line 1-f and elta plain; 2-f and elta front; 3-pro-f and elta

B-B’南北向剖面底部发育长城系半地堑，南北宽约30km，主控断裂北倾，倾角上陡下缓，呈铲式，主控断层生长使得上盘形成滚动背斜(图 4)。长城纪早期(Ptch¹)，主控断层活动强，上盘地层掀斜抬升，剖面北部地势相对较高，可能为物源区，半地堑内地层的地震反射结构类似于上述扇三角洲体系。长城纪晚期(Ptch²)，主控断层活动减弱，地层逐渐超覆。长城系内地震波双程旅行时为0.8~1.5s，地层垂向厚度约1800~3000m(图 4)。

图 4

Fig. 4

图 4 B-B’测线地震解释剖面图 Fig. 4 Interpreted seismic section across B-B’ line

C-C’东西向剖面底部发育长城系半地堑，东西宽度约20km，主控断裂东倾，视倾角约60°(图 5)。由于该地震剖面附近钻井显示蓟县系缺失或较薄(图 1)，因此我们将该套地层定为中元古界长城系。长城纪早期(Ptch¹)，裂陷伸展强度大，上盘发育次级地堑、半地堑，主控断层附近，上盘底部地层地震剖面上呈杂乱反射，同相轴连续性差，可能代表水下扇沉积，而半地堑东部缓坡带地层的地震反射连续性较好，中至强振幅，地层上超。长城纪晚期(Ptch²)，伸展强度减小，断层活动减弱，地层超覆在早期楔形地层之上。长城系内地震波双程旅行时达0.4~0.9s，地层垂向厚度约1000~2000m(图 5)。

图 5

Fig. 5

图 5 C-C’测线地震解释剖面图 Fig. 5 Interpreted seismic section across C-C’ line

地块内的凹陷和凸起分别对应于剩余重力异常图中的负异常和正异常区。重力资料反演发现，地块西部环县北-定边凹陷，中元古界剩余布格重力异常为南北向负异常，异常值最小可达-10mgal，向北转变为两个小型凹陷，异常值最小可达-6mgal，总面积约12000km²。地块南部旬邑-黄陵凹陷，存在主体为北东东向的负异常，异常值最小可达-11mgal，向南西过渡为北西向和北东向两个小型凹陷，异常值最小可达-6mgal，总面积约17000km²。地块南部合阳南凹陷以及地块东部绥德东凹陷地区重力负异常最小可达到-10mgal(图 6)。

图 6

Fig. 6

图 6 校正后的中元古界剩余重力异常图 Fig. 6 Corrected Mesoproterozoic residual gravity anomaly map

地块内部榆林-靖边-吴旗凸起呈“S”形，整体走向北东，剩余重力异常值多介于0~8mgal；庆阳-延安-延川凸起呈弧形，走向由北东东向转变为北东向，剩余重力异常值介于2~12mgal；铜川-合阳凸起整体走向北东，剩余重力异常最大值为14mgal。盆地西缘凸起整体南北走向，其形成可能与裂谷肩的均衡翘升有关，剩余重力正异常最高值大于15mgal(图 6)。

由于长城系为华北板块基底之上的第一套沉积盖层，因此地块内长城系地堑、半地堑构造会反映在基底构造上。本次研究中重力与地震资料反演出的凹陷和凸起分布，与近期研究人员应用航磁数据揭示的鄂尔多斯结晶基底的分布特征相似(Wang et al., 2015)。

我们通过计算重力异常水平总梯度极大值发现长城系区域性大断裂共10条，除F7、F9南北走向外，其它为北东走向(图 7)。其中F3、F5断裂分别为庆阳-延安-延川凸起、榆林-靖边-吴旗凸起的边界，两侧凹陷与凸起的重力异常差值可达17~23mgal，断层延伸长度300~400km(图 6、图 7)。究其原因，可能长城系裂陷受到基底结构和构造的影响。F3、F5断裂所夹持的区域存在太古代末的绿岩带(Zhai and Santosh， 2011)，早元古代的内硅铝地壳裂谷带(汤锡元等，1993)，在此构造薄弱带边界发育长城纪主要的控凹断裂。

图 7

Fig. 7

图 7 鄂尔多斯盆地中南部断裂分布图 Fig. 7 Faults distribution map of the southern-central Ordos Basin

我们将断裂与校正后的重力异常叠合发现，相邻断层倾向相同，则控制凹陷，如F2与F3、F7与F9分别为旬邑-黄陵凹陷、环县北-定边凹陷。相邻断层倾向相背，则控制凸起，如F1与F2、F3与F4分别控制铜川-合阳凸起、庆阳-延安-延川凸起(图 6)。

研究者认为鄂尔多斯地块新元古界仅沿着边缘分布(邸领军，2003)，地块内钻井也显示普遍缺失新元古界。因此本次研究所识别的凹陷和凸起，时限为中元古代。而蓟县系地层遭受剥蚀(乔秀夫，1976)，仅在西缘、南缘有分布(图 1)，因此地块内中元古代凹陷和凸起的分布主要反映长城纪的构造格架。

由地震资料揭示的长城纪早期的半地堑结构可知，主控边界断层伸展强度大，断层上升盘地层厚度小，而下降盘发生旋转掀斜，局部出现箕状断陷、半地堑，同时发育扇三角洲、水下扇沉积，楔状体沉积厚度大，表现为裂陷期构造与沉积充填特征。长城纪晚期断层活动减弱，水体范围扩大，地层超覆在早期楔状地层之上，表现为裂后期的特征。重力资料反演的长城纪凹陷与凸起格局、区域性大断裂分布表明鄂尔多斯地块内长城系广泛分布，大断裂可能与半地堑主控断层性质相似为生长断裂，其演化控制着凹陷和凸起的形成与消亡。

鄂尔多斯盆地边缘晋豫陕交汇处发育中元古界长城系高山河群、汝阳群。高山河群从下自上分为三个亚群，下亚群石英砂岩夹板岩，中亚群砂岩和白云岩，上亚群石英砂岩和板岩。沉积相由河流、三角洲相逐渐过渡到滨、浅海相。如图 2，鄂尔多斯盆地南缘洛南县长城系下亚群“1”处为三角洲相薄层粉砂岩、泥岩；中亚群“2”处发育浅海相豆粒白云岩；上亚群“3”处发育滨岸相砂岩(变质为石英岩)。长城系沉积中心位于洛南县黄龙铺，地层厚度3000多米，向西至蓝田、陇县迅速减少至200~400m，向东至陈耳-卢氏一带100~600m左右(陕西省地质矿产局，1989)。汝阳群自下而上发育云梦山组砂岩，白草坪组泥岩和页岩，北大尖组页岩和石英岩状砂岩，崔庄组页岩，洛峪口组泥晶白云岩。沉积相从三角洲相过渡到滨、浅海相。长城系沉积中心永济市地层厚度为1262m，向西至济源市河口仅数十米，大体上地层向东超覆(山西省地质矿产局，1989)。长城系的地层展布受断陷作用的限制(李仲钦等，1985)，向东或西厚度减薄。断陷期早期以陆相三角洲沉积为主，晚期相对海平面上升，以滨、浅海相沉积为特征。地块周缘长城系地层展布特征与地块内部相似。

地块内部长城系充填结构和周缘长城系露头沉积构造特征表明，长城系厚度和沉积相分布受裂陷作用的影响，裂陷期伸展强度大，生长断层活动强，地层掀斜，发育陆相沉积；裂后期伸展强度小，水体范围扩大，地层超覆，发育滨、浅海相沉积。因此我们认为中元古代长城纪鄂尔多斯地块处于伸展环境，盆地性质为陆内裂陷盆地。至于构造环境是与造山后伸展相关(Zhao and Zhou， 2009)，还是受地幔柱热点的影响(Peng et al., 2008; Peng，2010; 翟明国等，2014)，从构造形态上难以区分。

本文结合地震、重力、钻井资料，研究了鄂尔多斯地块中南部中元古代长城纪构造和地层分布特征，得出如下结论：①鄂尔多斯地块长城纪盆地性质为陆内裂陷盆地，支持华北板块伸展构造背景的论断；②地震剖面显示长城纪裂陷期断层活动强烈，发育半地堑，沉积水体局限，充填扇三角洲、水下扇等陆相沉积，裂后期断层活动减弱，水体范围扩大，地层厚度变化小，长城系最大厚度可达8000m；③重力资料反演揭示地块内存在多个长城纪凹陷与凸起，它们的分布受大型边界断裂控制。