鄂尔多斯盆地怀远运动不整合面特征及油气勘探意义

李相博，王宏波，黄军平，张才利，张 艳，王雅婷，张 雷，王 菁，刘化清

[1.中国石油 勘探开发研究院 西北分院，甘肃 兰州 730020; 2.中国石油 长庆油田分公司，陕西 西安 710018;3.中国石油大学(北京)，北京 102249]

世界上许多大型、特大型油气田都与不整合面有关。鄂尔多斯盆地在古生代是华北多旋回叠合克拉通盆地的一部分，多旋回构造运动在盆地中形成多期不整合面(图1)。在以往研究中，前人主要强调了印支与加里东两期构造运动及相关不整合面对油气分布的控制作用[1-7]。实际上，包括鄂尔多斯盆地在内的整个华北克拉通地区下古生界还存在另外两期分别由蓟县运动与怀远运动形成的不整合面(图1c)，前者位于寒武系和震旦系之间(/Z)，表现为寒武系在不同地区披覆于不同时代地层之上，形成明显的区域性角度不整合[8-9]；后者位于寒武系和奥陶系之间(O2m/O1l)，表现为马家沟组沉积之前的多次频繁暴露剥蚀、构造颤动形成的底砾岩等[4,10]。长期以来，这两个不整合面未引起石油勘探部门的足够重视，尤其是怀远运动形成的前马家沟组区域不整合面(下文简称前马家沟组不整合面)，虽然早期有过研究[8]，但后来人们很少关注。

近年来，随着勘探的深入开展，鄂尔多斯盆地中、东部奥陶系深层及寒武系有多口探井获得工业气流，同时在盆地及周边地区寒武系-奥陶系张夏组-三山子组、冶里组-亮甲山组以及长城系见到众多古沥青含气显示[11-13]。从层位上看，它们均分布于前马家沟组不整合面附近的上、下层段，充分说明鄂尔多斯盆地深层的区域不整合面(尤其是怀远运动形成的不整合面)是值得关注的天然气勘探新领域。鉴于此，本文首先对怀远运动研究历史与现状及其不整合面特征进行综述，并重点对鄂尔多斯盆地前马家沟组不整合面存在的证据及其对储层与油气成藏的控制作用进行简要分析，以期为该盆地未来天然气勘探后备领域的选择提供借鉴和参考。

1 怀远运动表现形式及不整合面特征

1.1 怀远运动表现形式

怀远运动最早由李四光(1939)命名，原指发生在华北地台中、上奥陶统之间的平行不整合现象，后来的研究者认为怀远运动具多阶段“幕式”活动特点，从中寒武世张夏期末一直延续到早奥陶世亮甲山期，经历了海床抬升、暴露剥蚀、震荡性沉积等多个阶段[14]，其中亮甲山末期与马家沟期之间的沉积间断在区域上稳定分布，是该运动形成的主要不整合面，其沉积间断时限为3～18 Ma[15]。鄂尔多斯盆地周缘露头及部分钻井资料中揭示的寒武系与奥陶系之间、马家沟与亮甲山组之间以及冶里组-亮甲山组内部频繁出现的暴露剥蚀现象可能就是怀远运动多阶段“幕式”活动的产物。

大量资料表明[8,10,14-17]，怀远运动是华北地台上早古生代一次重要的区域性构造运动，区内马家沟组沉积之前的多次频繁暴露剥蚀以及张夏组-三山子组广泛的白云岩化作用等现象均与这次构造运动有关，是同一构造运动在不同阶段的产物。

1.2 怀远运动不整合面主要地质特征

从区域上看，前马家沟组不整合面上、下层位的岩性、岩相特征差异明显，易于识别。其中不整合界面之下的亮甲山组顶界为含燧石条带或结核的中-细晶白云岩，并发育古喀斯特岩溶地貌及不同程度的风化粘土层[7,14]，甚至由于构造抬升剥蚀作用导致冶里组-亮甲山沉积直接缺失[8]。

已有资料[8,16,18-19]表明，在华北地台中东部地区，位于不整合面之上的马家沟组一段(马一段)底部普遍为含陆屑灰岩、泥质灰岩、页状泥晶白云岩或者薄层钙质砂岩、砂砾岩及泥页岩，成分上明显区别于马家沟组中、上部较纯净的白云岩或灰岩。造成这种差异的原因是马家沟组中、上部沉积形成于清水沉积环境，而底部的马一段沉积时，受早期怀远运动不整合面上残留的陆源碎屑物质影响，水体中泥质含量高，较为浑浊。其具体沉积过程是：在亮甲山末期，怀远运动的抬升剥蚀作用在近地表形成了大量的陆源碎屑风化壳产物，在马家沟组沉积期开始(马一段沉积期)的海水快速侵入时期，这些风化壳产物往往被改造聚集成层或混入碳酸盐沉积中，形成了富含泥质的沉积物，一般为薄层状或页状泥晶白云岩。在华北地台东部地区，该套沉积习惯上被称为贾汪页岩[8,16]，大致与鄂尔多斯盆地的马一段相当，其特有的岩性、岩相标志分布稳定，是怀远运动不整合面主要的识别标志。

图1 鄂尔多斯盆地构造位置与华北地区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.鄂尔多斯盆地构造单元；b.华北地区晚寒武世—早奥陶世沉积格局(据文献[6]修改);c.华北地区古生代不整合面分布(据文献[7]等资料编制)，图中揭示区内存在3期不整合面,分别是寒武系-震旦系之间(/Z)、寒武系-奥陶系之间(/O2m)及奥陶系顶面(C2/O2m)

需要说明的是，在华北地台东部，不整合界面之上的马一段还普遍发育白云质角砾岩和角砾状灰岩等标志性沉积岩，但目前对其成因尚有争议，有人认为是由怀远运动构造抬升与剥蚀作用形成，代表不整合面下部的底砾岩[14]；有人认为属于膏溶角砾岩，与构造活动无关[8]。

2 前马家沟组不整合面存在的证据及成因

2.1 周缘露头证据

对鄂尔多斯盆地周缘地区10多个地质露头剖面的仔细观察发现马家沟组底界在岩性上存在明显的突变关系，界面之下一般为含燧石条带或结核的中-细晶白云岩,发育不同程度的风化粘土层及岩溶作用;界面之上为角砾灰岩、含陆屑灰岩或泥质灰岩或钙质砂岩或泥页岩段。界面上、下两套地层大致彼此平行，为侵蚀不整合关系(图2)，这一点与前人就华北地台区域上的认识是完全一致的[16]。现将主要露头剖面特征简述如下。

1) 盆地西缘青龙山地区可能受怀远运动影响，缺失亮甲山组沉积，冶里组与马家沟组(桌子山组)呈平行不整合接触。在区内芦草沟剖面上，马家沟组底部为厚 5～15 cm 的白云质石英砂岩(图3c，图4a)。

2) 盆地西南缘陇县地区缺失下奥陶统冶里组和亮甲山组，马家沟组底部有厚度近16 m的含陆源碎屑白云岩及厚层砂砾岩，砾石成分为燧石和石英粉砂岩(图3d)。

3) 盆地西南缘平凉三道沟剖面马一段为角砾状含泥含膏白云岩，下伏亮甲山组为灰白色、紫红色灰岩，指示存在氧化暴露现象，上、下地层呈明显不整合接触(图2c，图4b)

4) 盆地西南缘岐山—麟游一带马家沟组底界普遍发育厚层石英细砂岩、白云质粗砂岩及1～2 m厚的泥砾岩[20]，且底界面(亮甲山组顶)具有明显侵蚀现象与氧化暴露特征(图2b，图3e，图4c，图4d)。

5) 盆地东缘河津西磑口剖面亮甲山组顶面见风化壳燧石层，马一段底部见厚度30 cm的砾岩层(图3h,图4e,图4f)，局部还发育厚度1～3 m的泥页岩段。

6) 盆地东南缘韩城灰沟马一段底部见厚1 m的砂砾岩，下伏亮甲山组为浅灰、灰色含燧石团块中厚层细晶白云岩(图2a，图3g)。

图2 鄂尔多斯盆地马家沟组底部地层接触关系(露头剖面位置见图1a)Fig.2 Stratigraphic contact relationship at the bottom of Majiagou Formation, Ordos Basin (see Fig.1a for the outcrop location)a.韩城灰沟;b.岐山崛山沟;c.平凉三道沟

图3 鄂尔多斯盆地周缘地区马家沟组底部不整合面露头-钻井岩性柱状图(各露头剖面位置见图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)

图4 鄂尔多斯盆地周缘地区怀远运动不整合面露头与钻井岩心照片Fig.4 Photos showing the unconformity on outcrops and in cores reflecting the Huaiyuan Movement on the periphery of Ordos Basina.西缘青龙山芦草沟马家沟组底部不整合面，冶里组为白云岩，马家沟组为白云质砂岩；b.西缘平凉三道马家沟组底部不整合面，马一段为角砾状含泥含膏白云岩，亮甲山组为灰白色、紫红色灰岩，指示存在氧化暴露现象；c,d.南缘岐山剖面马家沟组底部不整合面，马一段为角砾灰岩，亮甲山组为硅质条带白云岩，顶面见薄层黄灰色古土壤层；e,f.东缘河津西磑口马家沟组底部不整合面，马一底部见白云质砾岩(厚度30 cm),亮甲山组顶面见风化壳燧石层、古土壤层等；g.南缘平1井马家沟组底部不整合面,马一段为灰黄色含膏泥质云岩，底部见角砾岩(2 m)；h.冶里组-亮甲山组为泥质白云岩、硅质白云岩，同时伴有褐铁矿化，指示为古风化壳产物；i.庆阳古陆南部(西岐公路)寒武系顶面不整合面，三山子组厚层块状白云岩中见古溶洞，并充填暗红色泥云质角砾岩；j.庆阳古陆西侧(平凉大台子)寒武系顶面不整合面，三山子组厚层块状白云岩顶面为凹凸不平的沟谷地貌，局部充填泥云质角砾岩，岩石表面有20～30 cm厚的紫红色铁质粘土层，指示为古风化壳产物

7) 盆地南缘平1井揭示，马一段为灰黄色含膏泥质云岩，底部见厚度2 m左右的角砾岩，冶里组-亮甲山组(深度2 452.7～2 620.0 m)为灰黄色泥质白云岩与灰白色硅质白云岩，同时伴有褐铁矿化，为干旱环境古风化壳产物(图3f,图4g，图4h)。

除上述马家沟组与亮甲山组之间存在明显不整合外，在庆阳古隆起附近的三山子组厚层块状白云岩中也发现大型喀斯特古溶洞(图4i)及古风化壳地貌(图4j)等众多代表不整合的典型标志。当然，由于这一区域缺失奥陶系沉积，石炭系-二叠系直接覆盖在寒武系之上，所以，三山子组顶部的不整合也可能受加里东运动与怀远运动的共同影响。

实际上，前人在鄂尔多斯盆地周缘的奥陶系冶里组-亮甲山组之间及寒武系三山子组顶部发现了大量反映与怀远运动有关的不整合标志。例如，在盆地西缘青龙山鸽堂沟剖面麻川组(与盆地东缘冶里组-亮甲山组相当)底部见厚约1.2 m的粉红色泥质粉砂岩，覆盖在寒武系三山子组之上[4]；同时，该区三山子组顶部发育一套厚1.0～1.5 m 的破碎状紫红色泥质白云岩，白云岩内发育溶缝且多被泥质充填，被认为是寒武系沉积之后地层抬升遭受剥蚀淋滤而形成的风化壳沉积[21]。在盆地西南缘岐山曹家沟剖面，寒武系三山子组与奥陶系亮甲山组含硅质条带白云岩之间也呈平行不整合接触，两者接触面上残存厚度为 8～10 cm的风化壳粘土，其下为厚 20～30 cm 的紫红色白云岩，再往下部为含溶孔的粉-细晶白云岩[21]。同时，前人在盆地南缘淳化县铁瓦殿山北坡、陇县白家滩剖面及山西河津剖面的亮甲山组与冶里组均发现存在代表不整合的古风化壳现象[4,22]。

上述岩性、岩相特征及其发育层位与前人在华北地台其他地区的发现完全是一致的[14]，揭示出中国华北地区在寒武系沉积结束之后，开始受怀远运动“幕式”作用影响，频繁遭受风化剥蚀，又频繁接受沉积，在包括鄂尔多斯盆地在内的华北大部分地区前马家沟组形成多期不整合面，也造成马家沟组在不同地区超覆于不同时代地层之上[10]。

2.2 钻井资料证据

位于盆地中南部地区的宜探1、富探1及黄深1等井钻探证实，马一段与下伏下奥陶统亮甲山组或寒武系呈角度不整合接触[22]。同时，宜探1井马一段底部白云岩中夹多层薄层砂岩，榆9、陕15、富探1及陕139等井，马一段底发育泥质白云岩或泥质含灰云岩[19]，显然它们是一套富含陆源碎屑的沉积物,可能与区域构造抬升运动后的海平面上升有关，为不整合面之上的水进沉积体系。

此外，盆地南部旬探 1 井寒武系顶部发育的紫红色泥岩及泥云岩，为暴露、氧化、剥蚀后的残余沉积；淳探 1井冶里组表现为高伽马、高电位的泥质沉积，覆盖在凤山组低伽马、低电位的鲕粒灰岩之上；永参 1 井亮甲山组直接覆盖在寒武系三山子组，冶里组沉积缺失[22]。

所有以上资料，均揭示了盆地内部怀远运动不整合面的存在。

2.3 地震响应特征

在鄂尔多斯盆地东西向地震剖面上，位于奥陶系深层的怀远运动不整合面与奥陶系顶部加里东运动不整合面反射特征相似，均表现为较强振幅、中等连续的反射特征，而且界面上、下有明显的削截和超覆，易于追踪和识别，现以固原—宜川地震剖面为例进行说明(图5)。

井-震标定与解释表明，大致以庆阳古隆起(镇探1井)为界，下古生界沉积向东、西两侧迅速增厚。在古隆起以东地区，寒武系与下奥陶统冶里组-亮甲山组自东向西呈楔形，向庆阳古隆起方向逐步减薄尖灭，其上被中奥陶统马家沟组削截超覆，其中冶里组-亮甲山组仅在富探1井—宜探1井一带有残留分布，向西(古隆起方向)迅速减薄尖灭，其削截特征十分明显。在古隆起以西地区，寒武系与奥陶系之间同样表现为削截超覆关系，地层由西向东向庆阳古隆起方向呈楔形减薄尖灭等，与古隆起东部完全相似(图5)。

此外，马家沟组底部不整合面在三维地震资料上也有清晰显示。在盆地北部乌审旗一带，马家沟组底部发育一系列大型喀斯特岩溶沟谷地貌体系，切穿了冶里组-亮甲山组—寒武系，深度可达300 m(图6)，指示该不整合面存在强烈的岩溶与侵蚀下切作用。

需要说明的是，在庆阳古隆起区，马家沟组底部、奥陶系顶部及寒武系底部3个区域不整合面相互重合(图5，镇探1井附近)，震旦系与二叠系呈角度不整合接触，其间缺失奥陶系、寒武系，甚至可能缺失部分元古宇。这揭示庆阳古隆起为继承性长期古隆起，可能经历了多次沉积与剥蚀。虽然人们习惯上认为该古隆起区的不整合面为加里东运动形成，但实际上可能是多次构造运动叠加形成的不整合面。

2.4 古地质图揭示前马家沟组不整合面分布广泛

本文在前人研究成果基础上，结合地质露头及最新钻井与地震资料，编制了鄂尔多斯地区前马家沟期古地质图(图7)，图中揭示马家沟组底界分别与下伏的中寒武统、上寒武统、下奥陶统冶里组、亮甲山组呈穿时的界面接触，不同地区下伏地层不同。除“庆阳古陆”隆起带附近可能由于暴露缺失冶里组-亮甲山组沉积外[23]，盆地其余部分的冶里组-亮甲山组沉积几乎全部被剥蚀殆尽(仅在盆地南缘、东缘及西缘局部地方有残留)，甚至上寒武统三山子组也被剥蚀，由此可见，怀远运动在鄂尔多斯盆地内部的抬升作用是十分强烈的，这与前人早期根据有限资料得到的认识基本是一致的[8,24]。

图6 乌审旗地区马家沟组底部沟谷地貌三维显示(a)与时间切片(b)(位置见图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)(图中深蓝色代表古地貌位置相对较低，浅蓝色-黄色指示古地貌位置逐渐变高。)

图7 鄂尔多斯盆地前马家沟组古地质图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

为了确定前马家沟组不整合面成因，前人系统测试了鄂尔多斯盆地奥陶系碳、氧同位素特征[4]，并与国际标准奥陶系剖面进行了对比研究。结果显示，马家沟组底部碳、氧同位素(尤其碳同位素)曲线均表现为明显的负异常，与全球奥陶系碳、氧同位素曲线有较好对比性 (图8)，指示马家沟组底部不整合面的形成与全球海平面下降有关。

3 前马家沟组不整合面对沉积与储层的控制作用

3.1 为上覆地层沉积提供古地貌背景，控制高能相带分布

众所周知，鄂尔多斯盆地在寒武纪—早-中奥陶世是大华北盆地的一部分(图1b)，盆地主体是一个被西缘贺兰拗拉槽和南缘秦岭海槽半围限的稳定台地，处于华北克拉通盆地陆表海环境[6]。但它不是一个简单的陆表海环境，台地内部存在明显构造分异，沿盆地中央的镇原—定边—鄂托克旗一线发育了南北向继承性古隆起，在东侧的乌审旗、靖边、米脂等地区发育次隆、次洼等[25]，因此，可以说在寒武纪—早奥陶世，鄂尔多斯盆地为“隆-坳相间”的古地貌格局。从前面的地震剖面解释可以看出，在经历了怀远运动后，由于岩溶及侵蚀下切作用，盆地内又发育了一系列沟谷地貌体系(喀斯特地貌)，由此看来，中奥陶统马家沟组就是在这样一个“隆-坳相间”、“沟-谷纵横”的古地貌背景下沉积形成的。

现有资料表明[6,25-26]，马一期是怀远运动后大规模海侵期的开始，于马四期达到极盛期，海域扩大到包括南北向古隆起在内的整个鄂尔多斯地区，沉积了一套以海相碳酸盐为主的沉积建造。本次研究证明，上述隆-坳构造格局控制了区内马一段—马四段沉积相带的展布，其中在南北向古隆起区、次隆起及古凹槽肩部的构造高部位，为高能相带展布区，发育厚度较大的滩相白云岩体，是好的储集体；在洼陷中央或古凹槽低部位，发育厚度较大的云质泥岩，具有较好的生烃潜力，对自生自储型气藏的形成有贡献。

图8 鄂尔多斯盆地东南部奥陶系碳、氧同位素特征与标准奥陶系碳同位素特征对比(据文献[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 控制下伏白云岩化及风化壳储层发育

前人研究证实，在整个华北地区马家沟组底部不整合面以下的下奥陶统亮甲山组、冶里组及上寒武统三山子组和张夏组中，普遍分布着一套砂糖状白云岩，厚度从几十米到几百米不等[8]。其上以马一段底部的不整合面为界，其下边界则差别甚大，在华北地区北部一般位于亮甲山组下部或冶里组上部，在华北地区南部常位于冶里组下部或上寒武统凤山组中，而在华北地区西部的鄂尔多斯盆地古隆起周缘，笔者研究发现寒武系张夏组、三山子组普遍白云岩化[13]。目前认为这套白云岩体形成于准同生后阶段，是好的储集体[8]。除此之外，上述地层中还广泛发育风化壳储层，储集空间主要为大气淡水溶蚀作用形成的次生溶蚀孔、洞及缝，储集性好[27]。

上述白云岩化与风化壳储层的形成主要与多期次怀远运动造成的海床抬升、海水退却及环流不畅的咸化潟湖环境有关[8,14]，其具体形成过程可能是:随着全球性海面下降(一般与构造抬升或冰期有关)，先期碳酸盐沉积物首先经历混合带白云石化形成白云岩，而后受淡水影响在白云岩或灰岩上发生风化淋滤作用，从而形成古风化壳溶蚀孔洞及裂缝储层[16]。

值得一提的是，虽然由怀远运动形成的风化壳储层主要发育于冶里组-亮甲山组顶部，但在盆地南部的庆阳古隆起附近，由于多期不整合面(除马家沟组底部不整合面外，还有奥陶系顶面与寒武系底部两个不整合面)相互重合、叠加，缺失冶里组-亮甲山组沉积，所以，其主要发育于寒武系上部或者长城系砂岩顶部，尤其在寒武系张夏组-三山子组白云岩内形成溶蚀孔、洞及缝，加上白云岩内的晶间孔、晶间溶孔，构成了寒武系重要的储集层段。

4 前马家沟组不整合面对天然气运移与成藏的控制作用

不整合面在其形成过程中，除了对下伏地层储集性能有改善作用外，伴随的构造活动也可形成许多构造裂隙，提高孔隙间的连通性与渗透性[19, 28-29]。因此，不整合面往往是油气运移的良好通道。

从鄂尔多斯盆地看，马家沟组底部区域不整合面上、下层位存在4套烃源岩层系[30-35]，分别是上古生界石炭系-二叠系海陆交互相煤系、奥陶系海相泥灰岩(云质泥岩)、寒武系底部及中-新元古界的泥(灰)质烃源岩系，其中石炭系-二叠系烃源岩在庆阳古隆起附近直接覆盖在不整合面之上(供烃窗口出露地层：自西向东有长城系砂岩、张夏组-三山子组白云岩)，由于其具有广覆式生烃特点，气源充足[32]，可以从供烃窗口沿不整合面向东长距离运移聚集成藏；奥陶系烃源岩主要分布在盐下的古地貌洼陷或沟槽内，具“三明治”式源-储结构[13]，围绕不整合面附近的储集体容易就近成藏；至于盆地深层裂陷槽内的元古宇与寒武系烃源岩生成的油气，可以通过盆地基底断裂与盆地内部大量分布的垂直裂缝(小断裂)运移至不整合面附近的储集体而成藏(图9)。由此看来，马家沟组底部的区域不整合面为各种不同来源天然气的区域性横向运移提供了有利通道，是油气运移的“高速公路”，其上、下层位有利于天然气大面积聚集与成藏，可能是继奥陶系顶面风化壳领域后又一勘探新领域，也是实现“靖边之下找靖边”的最理想接替层系。

需说明的是，由于盆地不同位置不整合面形成演化历史与上下岩性有所差异，成藏组合与油气藏类型也不完全相同。在古隆起以东地区的不整合面之下，马一段的泥质碳酸盐岩(相当于前文的贾汪页岩)可作为区域性盖层，与下伏风化壳与白云岩化储层构成了良好的储-盖组合，有利于形成岩溶古地貌油气藏；而在不整合面之上，由于位于盆地中东部奥陶系“盐凹”之下，马五6、马五8、马五10亚段及更深层的马三段普遍含有膏盐层，可以作为盐下气藏的直接盖层，形成岩性或构造-岩性油气藏[13]。在庆阳古隆起区，奥陶系顶面(C2/O2m)、奥陶系马家沟组底部(O2m/O1l)及寒武系底部(/Z)3 个不整合面相互重合，造成庆阳古隆起及周边地区下古生界沉积遭受了长期的风化剥蚀，奥陶系马家沟组、寒武系三山子组-张夏组的风化壳溶蚀缝洞或滩相白云岩储集体与上覆石炭系-二叠系煤系烃源岩相配置，可以形成岩性、构造-岩性及岩溶古地貌等多种类型的油气藏。同时，上古生界气源沿风化壳供烃窗口和马家沟组底部不整合面向东侧上倾方向运移，受古地貌及岩性致密带遮挡，可以形成地层-岩性圈闭油气藏(图9)。在古隆起以西地区，由于临近“L”型海槽，其成藏组合与模式已有专门讨论[13]，不再赘述。

图9 马家沟组底部不整合面上、下层位成藏模式(根据图5b编制，剖面位置见图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)

综上，围绕马家沟组不整合面主要存在两个领域：①不整合面之上主要发育岩性或构造-岩性复合油气藏，有利勘探区主要分布在盆地中东部盐下及深层，主要目的层系为马一段—马四段。②不整合面之下主要发育岩溶古地貌、岩性或构造-岩性等多种类型的油气藏，有利勘探区主要分布在庆阳古隆起及周缘地区，主要目的层系有寒武系三山子组-张夏组，局部地方为奥陶系冶里组-亮甲山组。

5 结论与建议

1) 在对华北地台怀远运动表现形式与主要地质特征调研分析的基础上，通过露头、岩心观察及地震资料解释，提出鄂尔多斯盆地奥陶系深层发育由怀远运动形成的区域不整合面，并发育大型喀斯特岩溶沟谷地貌体系。

2) 该区域不整合面及相关沟谷地貌体系为上覆马家沟组中下组合(马四段—马一段)沉积提供了古地貌背景，并控制了其沉积格局与有利储集相带展布，同时也控制了下伏下奥陶统-寒武系—长城系白云岩化与风化壳储层的发育。

3) 该区域不整合面为不同来源天然气的区域性横向运移提供了有利通道，是油气运移的“高速公路”，同时也为油气聚集提供了有利场所，不整合面上、下层位有利于天然气大面积聚集与成藏，可能是继奥陶系顶面风化壳领域后又一勘探新领域，对于支撑长庆油田实现6 300×104t年产量的奋斗目标的实现有现实意义，值得重视。

4) 目前，对奥陶系深层马家沟组底部区域不整合面的认识还比较薄弱，建议针对重点地区加强三维地震勘探部署，为深层沟谷地貌刻画与储集层预测提供可靠资料。大面积三维地震资料将推动鄂尔多斯盆地的地质认识创新和勘探新发现。