1 概述
华北克拉通是一个古老的板块,具有悠久的历史和复杂的演化过程,其地质记录完整,最古老的部分可以追溯至约38亿年前(Liu
et al.,
1992)。在形成大陆核和大规模大陆地壳生长之后,华北克拉通的西部和东部地块分别在约25亿年前完成了微地块拼合和克拉通化(Kusky
et al.,
2004)。西部地块分为阴山和鄂尔多斯2个部分,被孔慈岩带隔开(Kusky
et al.,
2004);东部地块以位于华北克拉通东部的胶辽吉造山带为界(Zhao
et al.,
2005;Zhao and Zhai,
2013)。根据“吕梁运动”的结束时间,古、中元古代的时间界线被置于18亿年。此后,华北克拉通开始沉积盖层,其中长城系是早期地层记录之一,分别在燕辽地区与鄂尔多斯地区沉积,
其底界年龄大致与吕梁运动的结束时间相吻合,标志着中元古代的开始。在华北克拉通南部汝阳地区发育的熊耳群火山—沉积岩系是最早的盖层沉积,起始形成时间也约为18亿年(乔秀夫和王彦斌,
2014)。翟明国等(
2014)认为华北克拉通在中—新元古代处于伸展状态,并命名为“地球中年调整期”,这个阶段从约1.8 Ga延续到约0.75 Ga,约10亿年以上(翟明国,
2006)。地质表现为多期裂谷发育,并伴随有周期性陆内岩浆活动,反映了地幔与下地壳之间的耦合调整,最终形成了现代岩石圈(Kusky
et al.,
2004)。
基于年代地层学研究,对于汝阳地区熊耳盆地、太行山地区以及燕辽地区长城系的内部对比与演化过程已经有了较为系统的认识。汝阳地区熊耳盆地早期沉积的熊耳群火山—沉积岩地层形成于1800~1750 Ma之间,是已知华北板块裂陷活动最早的地区。熊耳群沉积之后,裂陷作用在汝阳—永济地区开始减弱,太行山地区开始活动,在汝阳—永济地区沉积了汝阳群白草坪组,太行山地区沉积赵家庄组。至1640 Ma左右,燕辽裂谷开始活动,在燕辽地区沉积了常州沟组,在熊耳盆地沉积了北大尖组(Deng
et al.,
2021)。然而,由于裂陷活动在华北板块南缘的复杂性,导致目前对于长城系内部各地层单元在鄂尔多斯地区的分布与演化规律认识不清,进而难以系统阐述华北板块长城系的地层演化过程。
此外,随着油气能源勘探在鄂尔多斯盆地的深入,长城系作为鄂尔多斯盆地油气勘探的重要领域,其存在的地质问题被更加清晰地揭露出来,尤其是关于地层格架与地层演化的问题,一方面对认识华北克拉通中元古界演化过程有重要意义,另一方面也是困扰鄂尔多斯长城系油气勘探的关键因素(井向辉等,
2023;席胜利等,
2023;张威等,
2023)。与燕辽地区长城系不同,鄂尔多斯盆地各地区长城系划分、命名不统一(甘肃省地矿局酒泉地质矿产调查队,
1986;宁夏回族自治区地质矿产局,
1990;李文国,
1996;乔秀夫和王彦斌,
2014;山西省地质调查院,
2019;祝禧艳等,
2019),增加了勘探难度,亟需开展元古界地层研究工作,揭示研究区各地层的岩性特征与岩性序列,建立鄂尔多斯西缘、南缘以及东南缘的地层对比关系。本研究旨在通过测井、录井、年代地层以及地震反射剖面等数据,明确鄂尔多斯地区长城系与熊耳盆地以及燕辽地区的对比关系,刻画长城系内部各地层单元的分布规律与演化过程,并为系统恢复华北板块长城系演化过程提供依据。
2 区域地质概况
鄂尔多斯盆地位于华北克拉通西部,是典型的叠合盆地,可划分为6个一级构造单元。盆地北部与南部分别为伊盟隆起与渭北隆起,西部以西缘逆冲带为界,东部发育晋西挠褶带,腹部地区分为天环向斜与伊陕斜坡(
图1)(何自新等,
2002;赵喆等,
2024)。
中元古代时期,华北板块处于Nuna超大陆的西北缘,而鄂尔多斯地区为向古海洋一侧(Hu
et al.,
2016)。鄂尔多斯盆地及其周边地区长城系内部的地层单元在不同地区的命名上有所差异。在运城地区,划分为熊耳群与汝阳群,汝阳群包括云梦山组、白草坪组、北大尖组、崔庄组、洛峪口组(潘星,
2021)。其中,云梦山组岩性主要为中粗粒石英砂岩、薄层紫红色砂质页岩、泥岩及白色石英岩状砂岩夹石英砂岩; 白草坪组以红色泥岩、粉砂岩、页岩为主,夹少量石英砂岩、石英岩状薄层砂岩; 北大尖组是以白色石英岩状砂岩为主的沉积组合; 崔庄组是以灰绿色、黑色页岩、砂质页岩为主的沉积组合; 洛峪口组是由红色白云岩、含叠层石红色白云岩组成的沉积组合(
图2)。向西至洛南地区,其长城系高山河群与汝阳群相对应,下部鳖盖子组为石英砂岩夹页岩沉积,向上二道河组为砂岩与白云岩沉积组合,顶部为陈家涧组页岩沉积(
图2)。在西北缘长城系仅发育与汝阳群对应的黄旗口群,上部岩性主要为白云岩,下部为石英砂岩与页岩互层(宁夏回族自治区地质矿产局,
1990)。
3 研究方法
通过鄂尔多斯地区钻井取心对长城系岩性特征进行了系统描述。样品主要来自于蟠探1井,该井取心长度大,且钻进至熊耳群,涉及地层齐全。其次,部分样品来自于盆地北部钻井,如靖探2井等。相对蟠探1井而言,北部地区钻井未钻遇熊耳群,但揭示了长城系顶部。通过制作普通薄片与岩心观察,鉴定了鄂尔多斯地区长城系岩性类型。
基于年代地层学数据、测井数据以及区域二维地震反射剖面,结合已发表的露头岩性序列以及地层划分方案,对鄂尔多斯地区长城系进行系统划分,并在已发表的年代地层数据的约束下(
图2),与熊耳盆地、太行山地区、燕辽地区长城系进行对比,最终揭示了长城系在鄂尔多斯地区乃至华北板块范围内的地层演化规律。本研究中,在自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室,通过电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)测试,对蟠探1井熊耳群玄武岩进行了锆石U-Pb(铀—铅)测年,并将Pb/U值在直角坐标系中投点,通过图解可以得出随着年龄而变化的曲线(谐和曲线),进而确定和谐年龄,提供了鄂尔多斯地区熊耳群的年龄约束。最终,在区域二维地震反射剖面与连井地层格架的约束下,结合前人研究结果,系统刻画了长城系内部地层在华北板块尺度下的分布规律,讨论了长城系的演化过程。
4 长城系岩性特征与地层划分
鄂尔多斯盆地南部庆阳周边探井揭示地层较全,以蟠探1井为代表,钻穿了长城系,揭示了太古界。蟠探1井长城系底部为厚约300 m的火山岩与碎屑沉积组合,岩性为棕红色、绿灰色泥岩、浅棕色泥质砂岩、棕红色灰质砂岩夹辉绿岩侵入体、玄武岩、安山岩(
图3)。上覆地层整体上自下而上可划分为浅棕色细砂岩、浅棕色泥质砂岩、杂色泥质砂岩段(厚度约400 m)(
图4-a,
4-b,
4-c),浅红色、灰白色砂岩、灰色泥质砂岩夹棕红色砂质泥岩、棕红色泥岩段(厚约260 m),暗色泥岩、杂色泥岩夹薄层灰色泥质云岩、砂岩段(厚约120 m)(
图4-g,
4-h),浅红色泥质云岩、白云岩段(厚约130 m)(
图4-i)。鄂尔多斯北部地区长城系汝阳群厚度薄,多数油气探井分布在靖边与定边以北地区,仅揭示长城系顶部。岩性上以浅红色、灰白色砂岩、灰色泥质砂岩为主(
图4-d,
4-e,
4-f)。
在鄂尔多斯盆地西北部,长城系主要分布于贺兰山地区,为黄旗口群。该群主要为一套未变质或轻微变质的滨海—浅海相碎屑岩组合(庞岚尹等,
2019),由下部的石英岩、石英砂岩夹粉砂质板岩逐渐过渡到上部的硅质白云岩,顶部出现碎屑岩,构成一个完整的沉积旋回,厚度为56~423 m。
鄂尔多斯地区白草坪组砂岩沉积与熊耳盆地有所差异,其岩性主要为岩屑质石英砂岩(
图4-a,
4-b),岩屑以燧石与脉石英为主。在定边、靖边等北部地区为分选磨圆较差的岩屑质石英砂岩或石英砂岩,可见少量长石(
图4-d,
4-e)。熊耳盆地永济中条山剖面中,汝阳群砂岩类型为石英砂岩,分选磨圆好(潘星,
2021)。页岩沉积与白云岩沉积在岩性上与熊耳盆地基本一致。
鄂尔多斯盆地南部地区火山岩与碎屑岩组合应为裂陷活动期地层记录,属于鄂尔多斯盆地地区熊耳群沉积。蟠探1井熊耳群底部玄武岩锆石铀铅测年结果显示,蟠探1井熊耳群开始于1756—1731 Ma(
图3-g至
3-j)。华亭地区汝阳群上覆高山河群底部凝灰岩锆石年龄为1759 Ma(
图2)(谭聪等,
2019),由此可以判断华亭地区熊耳群结束时间应早于1759 Ma,结合熊耳盆地熊耳群形成时间(1800~1750 Ma),可以推测鄂尔多斯盆地地区裂陷活动起始于华亭地区,时间上基本与熊耳盆地相当。
熊耳群上覆长城系可归为汝阳群。以暗色页岩沉积层段为标志层,鄂尔多斯地区长城系暗色泥岩段与熊耳盆地崔庄组对应,其上的云岩沉积段归属于洛峪口组,而下部浅红色、灰白色砂岩段则为北大尖组沉积,底部棕色、浅棕色石英砂岩段属于白草坪组。因此,可将北部长城系汝阳群归为北大尖组。黄旗口群以平行不整合关系伏于蓟县系王全口组(同位素年龄为1289 Ma)之下(李明涛等,
2014)。因此,黄旗口群应属长城系。黄旗口群产出的叠层石
Conophyton见于华北地区长城系常州沟组至团山子组(宁夏回族自治区地质矿产局,
1990);其次,已发表的地层年代结果显示银川拜寺口剖面黄旗口群深灰色含海绿石石英细砂岩中,最小碎屑锆石年龄为1680±40 Ma,表明黄旗口群为长城系晚期沉积(李琳静等,
2022),又鉴于黄旗口群下部紫红色石英砂岩与中条山地区北大尖组类似,本研究认为贺兰山地区黄旗口群下部与中条山地区北大尖组相对应(
图2)。向上,贺兰山地区缺少崔庄组的页岩沉积,而其上部的白云岩沉积与中条山地区洛峪口组相对应(
图2)。
5 长城系分布特征
综合鄂尔多斯盆地地区露头、钻井以及二维格架地震反射剖面,其长城系平面分布特征与主要沉积界面可以被清晰揭示。垂向上汝阳群北大尖组沉积后期存在明显的不整合界面,表明北大尖组之后存在沉积间断; 平面上长城系在鄂尔多斯盆地地区呈现“南厚北薄—西厚东薄”的分布趋势。
由于鄂尔多斯地区尚无探井钻穿熊耳群,因此熊耳群的分布特征主要依据区域二维地震反射剖面获得。受北倾同沉积断层控制,过华亭东侧南北向二维格架剖面南段中,熊耳群呈南厚北薄的特征,地层上超终止于环县附近(
图5)。该剖面中,熊耳群存在3个半地堑,在熊耳群下部各断层分别控制独立的沉积中心,且沉积中心位于断层一侧(
图5-b)。华亭地区西侧,过蟠探1井的南北向剖面中,在蟠探1井地区熊耳群裂陷规模较华亭地区小,熊耳群同样呈南厚北薄的箕状特征(
图6)。东西向剖面以01测线与03测线为代表。01剖面与03剖面中,熊耳群厚度具有“西厚东薄”的特征,熊耳群地层分别终止于正宁以及环县以东地区(
图7;
图8)。01剖面西部在韩城以西可见熊耳群,而在03剖面中熊耳群在西部范围内不发育(
图7;
图8)。根据10条鄂尔多斯盆地地区二维格架地震剖面,结合已发表的熊耳盆地熊耳群地层厚度数据,可以明确熊耳群平面分布特征。华北板块早期裂陷活动主要集中在板块南缘,受北东向断层的控制,在鄂尔多斯盆地西缘与山西永济—运城地区存在2个规模较大的沉积中心,沉积厚度最大处超过5000 m,2个沉积中心之间发育一系列小型沉积中心(
图9)。
鄂尔多斯盆地地区汝阳群白草坪组厚度分布与展布范围继承了熊耳群裂陷活动的基本格局,地震剖面中仍然表现为西南厚、东北薄的特征,下部白草坪组分布范围小,上部北大尖组至洛峪口组分布范围大(
图5;
图6;
图7;
图8)。在02剖面与04剖面中,整体上汝阳群不具备熊耳群的箕状地层发育特征,在02剖面中白草坪组发育范围较广,而在04剖面中,白草坪组地层终止于蟠探1井以北地区(
图5;
图6)。同样,01剖面中,白草坪组分布范围广,而在03剖面中白草坪组终止于庆深1井以西(
图7;
图8)。此外,01与03剖面还显示,北大尖组—洛峪口组超覆于白草坪组之上(
图7;
图8),且北大尖组存在削截现象(
图7),表明白草坪组与北大尖组之间存在沉积间断。
在过熊耳盆地、鄂尔多斯盆地南缘与贺兰山地区的露头—钻井剖面中,汝阳群内部地层的分布特征得到更好地展示。白草坪组在熊耳盆地与鄂尔多斯盆地西南缘华亭地区存在2个明显的沉积中心,而熊耳盆地的沉积中心在平面上随着同沉积断裂向东北向生长,同时向东北向迁移,贺兰山地区黄旗口群下部则缺少了白草坪组沉积(
图10)。鄂尔多斯盆地内部南北向连井剖面中,可见白草坪组仅在南部地区发育,在蟠探1井附近厚度最大(
图11)。整体上,白草坪组继承了熊耳群的分布规律(
图12)。
北大尖组是汝阳群在鄂尔多斯地区沉积范围最广的地层,二维地震剖面与大量钻井均有揭示。盆地西北缘地区北大尖组钻遇厚度最大,可达1000 m左右; 沉积厚度分布上,二维格架剖面与钻井剖面均表明北大尖组具有南厚北薄的特征,由蟠探1井向靖探2井方向厚度逐渐减薄(
图11;
图13)。该时期,燕辽裂陷开始活动,在燕辽地区沉积了常州沟组,最大沉积厚度超过500 m(
图13)。
崔庄组与洛峪口组在鄂尔多斯地区的分布范围大幅缩小,是主要的海退时期,地层仅在鄂尔多斯盆地南部发育(
图11),沉积厚度仍然表现为南厚北薄的特征,终止于合探2井与马基1井一线,2个时期在沉积范围基本一致(
图14;
图15)。在熊耳盆地地区南部2套地层仍有发育,在运城—永济东北方向的露头中缺少2个沉积单元的地层记录,表明由于海退的作用永济—运城东北侧已经处于暴露环境,未能接受崔庄组与洛峪口组的沉积(
图10)。该时期石家庄地区的沉积中心消失,仅有燕辽地区接受了串岭沟组至大红峪组的沉积(
图14;
图15)。
6 讨论
在古元古代早期华北板块发生弧—陆碰撞后(2.5 Ga),华北板块形成,之后又分别经历了前陆盆地阶段、裂谷盆地阶段、挤压阶段,至1.85 Ga结束; 中元古代,华北板块开始了新一期裂陷活动(Kusky and Li,
2003;Zhai,
2016)。
尽管一些学者认为该期裂谷活动与华北板块形成裂陷盆地是相互联系的,但这些裂陷盆地形成的起始时间并不详尽(Zhai,
2016)。作者在刻画鄂尔多斯地区长城系内部各地层单元分布范围的基础上,综合已发表的熊耳盆地与燕辽地区长城系研究结果,讨论了华北板块除北缘以外的长城系演化过程。华北板块长城系可划分为3个演化阶段: 第1阶段为熊耳裂陷阶段,包含熊耳群与汝阳群白草坪组沉积时期; 第2阶段为裂陷作用北迁阶段,燕辽裂陷开始形成,为汝阳群北大尖组沉积时期,对应燕辽地区长城系常州沟组沉积时期; 第3阶段为燕辽裂陷阶段,包含汝阳群崔庄组与洛峪口组沉积时期。
长城纪早期,裂陷作用主要集中在鄂尔多斯地区与熊耳地区,两者开始活动时间基本相当。鄂尔多斯地区长城纪早期裂陷作用集中在华亭至庆阳地区,向北可以延伸至定边。根据蟠探1井熊耳群锆石测年结果推测,鄂尔多斯地区熊耳群在1756 Ma之后停止活动,地层的箕状特征消失(
图5;
图6),进入拗陷期,形成了白草坪组砂岩沉积。然而,在汝阳群白草坪组沉积时期,熊耳盆地边界断裂西南段停止活动,东北段持续作用,并导致沉积中心向东北迁移(
图9;
图12)(山西省地质调查院,
2019)。已有年代学研究结果显示,白草坪组形成于1720—1711 Ma之间,说明熊耳盆地的裂陷活动至1711 Ma开始停止。而燕辽地区长城系最早沉积地层常州沟组,形成时期约为1685 Ma(侵入岩年龄)—1638 Ma,说明该时期燕辽地区并未出现裂谷活动。熊耳盆地白草坪组研究表明,熊耳盆地永济—运城段在北大尖组沉积时期表现为凹陷特征,同沉积断层不活动,而沉积中心向石家庄方向迁移,并沉积了大河组与赵家庄组(Deng,
2021)。
裂陷作用北迁阶段,燕辽裂陷形成(Deng,
2021),于1641—1638 Ma在燕辽地区与太行山地区形成了常州沟组石英砂岩沉积,与鄂尔多斯地区北大尖组相当(
图2)。伴随着大规模海侵,该时期长城系沉积范围达到最大(
图13),地层沉积范围在鄂尔多斯地区向北继续扩大,在白草坪组顶部沉积间断后,北大尖组超覆在白草坪之上(
图5;
图6;
图11),在鄂尔多斯盆地北部贺兰山地区沉积了黄旗口群底部砂岩地层(
图2)。随着燕辽裂陷的形成,燕辽地区成为主要的沉积中心,熊耳盆地的边界断层已停止活动(山西省地质调查院,
2019)。但在石家庄以南地区存在区域性沉积中心(Deng,
2021)。
燕辽裂陷阶段在鄂尔多斯地区发生了大规模海退,导致在崔庄组沉积时期(1648—1611 Ma)沉积范围缩小至庆阳—环县以南地区,贺兰山地区则缺少了与崔庄组相对应的页岩沉积; 熊耳地区,崔庄组页岩仅在永济—运城以南地区沉积(
图10)。此时,燕辽地区沉积了常州沟组(
图2),成为华北板块长城系沉积最厚的区域。洛峪口组沉积时期(1611—1594 Ma),鄂尔多斯与熊耳盆地地区地层范围略有扩大,主要体现在贺兰山地区沉积了黄旗口群顶部的白云岩,燕辽地区则发育团山子组(
图2;
图15)。
7 结论
1)鄂尔多斯盆地南缘与熊耳盆地长城系内部地层单元基本可比,应采用熊耳盆地中条山剖面的地层划分方案,将鄂尔多斯盆地南部长城系自下而上划分为云梦山组、白草坪组、北大尖组、崔庄组与洛峪口组。西北缘贺兰山地区黄旗口群下部紫红色石英砂岩对应中条山地区的北大尖组,而上部的白云岩沉积对应洛峪口组。
2)裂陷活动最早在熊耳盆地与鄂尔多斯盆地南缘开始活动,并在熊耳群形成了多个裂陷作用控制的沉积中心。汝阳群沉积时期,裂陷活动在鄂尔多斯地区停止,进入拗陷期。白草坪组沉积范围基本继承了熊耳群的特征,至北大尖组沉积时期为范围达到最大,同时燕辽裂谷形成,在燕辽地区沉积了常州沟组。崔庄组沉积时期开始至洛峪口组沉积时期,出现大规模海退,沉积范围大规模缩小,沉积中心集中在燕辽地区,对应于团山子组与大红峪组。
3)华北板块长城系演化可划分为3个演化阶段: 第1阶段为熊耳裂陷阶段(1800—1711 Ma),包含熊耳群与汝阳群白草坪组沉积时期; 第2阶段为裂陷作用北迁阶段,燕辽裂陷开始形成,为汝阳群北大尖组沉积时期,对应燕辽地区长城系常州沟组沉积时期; 第3阶段为燕辽裂陷阶段,包含汝阳群崔庄组与洛峪口组沉积时期,对应燕辽地区长城系串岭沟组至大红峪组沉积时期。整体上裂陷起源于华北板块南缘,存在多个裂陷盆地,之后裂谷活动东移至熊耳盆地,并继续向东北方向延伸,最终形成燕辽裂谷的巨厚沉积地层。
*中国石油大学(北京)科研基金(2462023BJR011)
中石油科技创新基金(2021D002-0102)
中国石油长庆油田分公司科研项目(2023DJ0104)
中国石油长庆油田分公司科研项目(2023YQX10105)
京公网安备11010202008535号
