0 引言
克拉通盆地发现的规模油气富集区多与古隆起相关，如塔里木盆地的塔中与塔北油气富集区、准噶尔盆地的陆梁隆起油气富集区、四川盆地的威远—安岳大型天然气聚集区均发育在古隆起区及其边缘[1⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓-14]。鄂尔多斯盆地早古生代发育庆阳古隆起、中央古隆起、乌审旗古隆起、伊盟古隆起，这些古隆起的发现及其相关地质认识，为鄂尔多斯盆地形成演化研究提供了重要依据，围绕这些古隆起，勘探也取得了诸多发现[15⇓⇓⇓-19]。其中怀远运动期形成的乌审旗古隆起是在2020年左右被发现的，大致位于乌审旗—靖边一线，它与庆阳古隆起早期形成特征相似，后期演化存在差异[19]，目前对乌审旗古隆起的空间分布与演化还未形成一致认识。如魏柳斌等[18]、张春林等[19]刻画的该古隆起平面分布明显不一致；包洪平等[17]推测该古隆起在新元古代形成，而魏柳斌等[18]认为其发育时间在早古生代，这些学者主要基于钻井、露头资料从沉积学角度论证古隆起的分布与演化，缺乏构造上的详细论证。本文充分利用最新的二、三维地震数据和钻井资料，从构造角度出发，精细刻画古隆起被剥蚀的范围，厘定古隆起的空间分布，并运用Bischke曲线与平衡剖面恢复方法，分析其演化过程，结合区域背景，讨论其构造属性。
1 地质背景
研究区位于盆地的伊陕斜坡，北邻伊盟隆起，南望渭北隆起，西邻天环坳陷，东接晋西挠褶带（见图1a ）。研究区地层发育不全（见图1b ），缺失新元古界、志留系、泥盆系、新生界，局部缺失寒武系，沉积厚度约4 500 m。盆地基底为太古宇变质岩，中元古界长城系为陆相沉积，与上覆寒武系或奥陶系呈不整合接触；寒武系—奥陶系为海相沉积，岩性以碳酸盐岩为主，中寒武统下部发育碎屑岩，奥陶系马家沟组夹少量盐岩、石膏，寒武系与奥陶系马家沟组呈不整合接触；石炭系为海陆过渡相沉积，早期以煤层、砂岩与泥岩沉积为主，中晚石炭世为陆表海的碳酸盐岩沉积，其底部与奥陶系呈不整合接触；二叠系—白垩系为陆相的砂岩、泥岩沉积。
2 乌审旗古隆起的识别
乌审旗古隆起分布于乌审旗、靖边、横山、榆林一带（见图1 ）。由于前期钻穿寒武系井的数量有限、分布不均一，且中—下寒武统与长城系的砂岩较难区分，导致利用钻井对其时空分布的认识存在较大分歧。本文基于最新处理的二、三维地震数据，通过波组终止消失、地震同相轴的振幅与频率突变现象，识别地层的削截点、超覆点，从而厘定该古隆起的展布，并利用年代地层格架剖面分析其主体发育时间。
2.1 钻井约束识别的古隆起
从东西向连井剖面来看（见图2a ），寒武系厚度自西向东从TS1井向CC1井逐渐减薄，在靖边JT1井区尖灭，自东向西从Y9井向LT1井亦逐渐减薄，古隆起西翼较东翼总体厚约160 m。古隆起核部奥陶系马家沟组的碳酸盐岩直接与下伏中元古界长城系变质石英砂岩接触，声波时差、自然伽马测井值存在明显突变；两翼表现为马家沟组与下伏寒武系呈不整合接触，缺失奥陶系冶里组与亮甲山组。不整合面上覆马家沟组马一段—马三段、马五段厚度向西逐渐减薄，马四段厚度向东减薄，马六段分布于东翼Y9井区，上奥陶统分布于西翼TS1井区，该剖面石炭系发育。奥陶系的厚度变化反映了古隆起后期可能发生调整改造，向西迁移。
从近南北向连井剖面来看（见图2b ），中—上寒武统厚度自南向北从S15井向JT1井、S476井逐渐减薄并尖灭，自北向南从S158井向T89井亦逐渐减薄，古隆起北翼较南翼总体厚约70 m。古隆起核部地层及其接触关系与图2a 一致。不整合面上覆奥陶系马家沟组马一段—马三段、马五段厚度在古隆起核部S476井附近较薄，两翼相对较厚，反映了古隆起在马家沟组沉积期发生继承性活动。
2.2 高精度地震剖面识别的古隆起
过井地震剖面（见图3 、图4 ）上，可见中—上寒武统厚度在古隆起东西两翼较大，向核部逐渐剥蚀殆尽。古隆起南部西翼地震剖面中—上寒武统在削截点处表现为地震同相轴频率变低、振幅减弱（见图3b ）；东翼地震剖面中—上寒武统在削截点处表现为强反射突然减弱并逐渐消失（见图3c ）。古隆起北部西翼地震剖面中—上寒武统顶部低频、弱振幅反射向东逐渐消失，变成中频反射，似削截特征，且其向东变化振幅明显增强（见图4 ），推测中—上寒武统碳酸盐岩被剥蚀，残留的砂、泥岩与马三段的碳酸盐岩形成较强的地震反射。
古隆起核部围斜区多条地震剖面也揭示了中—上寒武统被奥陶系马家沟组削截的现象（见图5 ）。古隆起西翼CC°剖面中—上寒武统厚度由西向东减薄并在T108井以东被削截殆尽，削截点处表现为多相位合并，强波峰反射（黑色同相轴）逐渐消失；北翼DD°剖面中—上寒武统厚度自北向南减薄，削截点处表现为低频反射逐渐消失；东北翼EE°剖面中—上寒武统厚度自东向西明显减薄，且在D122井附近中—上寒武统的强波谷反射（红色同相轴）突然消失，削截特征明显；东南翼FF°剖面中—上寒武统顶部削截点更明显，且其距离较近，说明古隆起东翼在该剖面附近较陡。此外，除本文展示的地震剖面外，前期学者对古隆起西南翼中—上寒武统典型削截特征也有论述[19,25]，此处不再赘叙。
另外在古隆起附近的中—上寒武统下伏地层中发育多个削截不整合：太古宇—古元古界与长城系、长城系与中—上寒武统之间的不整合，其地震同相轴突然终止的削截特征明显（见图3b 、图3c 、图4b ），反映该区在前寒武纪遭受多次剥蚀；在古隆起附近的奥陶系马家沟组内马三段超覆于马一段—马二段之上（见图3b 、图4b ），说明马三段沉积期乌审旗古隆起在发育。
综上所述，乌审旗古隆起被剥蚀的西边界分布于CC1井、T59井、T83井一带，东边界位于榆林、横山一带，被剥蚀的三山子组、张夏组、徐庄组、毛庄组面积依次约为23 548，17 794，14 172和11 298 km2，残余地层的分布与中—上寒武统厚度分布趋势一致，表明刻画的古隆起空间分布可靠性较高。古隆起沿南北向展布（见图6 ），呈不规则的椭圆状，长轴约194 km，短轴为55~94 km，短轴最小处位于横山附近，最大处位于乌审旗附近，翼部具有东陡西缓特征。
3 乌审旗古隆起的形成演化及主要时期分布范围
3.1 不整合面的时限
早期宋奠南[26]通过对鲁西的区域调研资料与华北区域的地层研究，认为怀远运动发生在中寒武世张夏组沉积末期—早奥陶世亮甲山组沉积期，因受南北向挤压，华北大部分地区经历海床抬升、暴露剥蚀、震荡性沉积等“幕式”活动。
乌审旗古隆起的年代地层格架剖面揭示前寒武系先后经历吕梁运动、渣尔泰运动、燕辽运动，使中—上寒武统与前寒武系出现因剥蚀作用形成的483~1991 Ma不等的时间间隔，且自西向东该间隔逐渐增加（见图7 ）。寒武纪末经历怀远运动，因剥蚀作用使该区自西向东沉积间断不等（见图7 ），且该时期相对海平面下降：在TS1井、Y9井附近沉积间断为7.7 Ma；在JT1井周缘沉积间断为31.3 Ma，且此处叠加了前寒武纪剥蚀形成的沉积间断1 091 Ma，东西两侧向JT1井变化时沉积间断逐渐增加。中奥陶世末—晚石炭世该区因剥蚀[24]形成沉积间断147~156 Ma（见图7 ）：马家沟组沉积末期有0~4.6 Ma沉积间断，且西侧与中部沉积间断大；上奥陶统—石炭系本溪组沉积期的间断为147.0~151.4 Ma，此时中部与东侧沉积间断较西侧长约4.4 Ma；奥陶系顶部的沉积间断特征说明乌审旗区先后发生“跷跷板式”差异性抬升并被剥蚀，中部沉积间断大于东西两侧。
根据前人对怀远运动性质的研究，推测鄂尔多斯盆地乌审旗区在怀远运动期间的三山子组沉积末期受挤压影响明显，古隆起显著发育，随后遭受剥蚀开始衰亡，其持续时间最长约7.7 Ma，而并非整个怀远运动时期，古隆起持续性显著发育。此外相对海平面的下降加剧了它的衰亡，石炭纪前它可能再次活动。
3.2 Bischke曲线与古隆起发育阶段
3.3 古隆起的形成与演化
乌审旗古隆起位于克拉通盆地内，地层横向稳定且断层尺度小，可优选井震标定吻合较好的CC1井时深关系将AA’剖面的地震层位转换成地质层位，再根据趋势法恢复剥蚀的地层并计算其厚度。图8 Ⅱ显示怀远运动期间该剖面古隆起核部附近中—上寒武统剥蚀量为170~196 m，该时期的最大剥蚀量位于JT1井附近，约270 m（含长城系剥蚀量），翼部剥蚀量为0~60 m。
利用平衡剖面恢复前石炭系变形与位移特征（见图8 Ⅱ）。中—上寒武统沉积末期相对其未沉积前的构造缩短量为4.1 km，缩短率为1.8%（见图8a —图8b ）；恢复AA°中—上寒武统沉积末期的平衡剖面未见隆起形态，说明中—上寒武统同沉积期乌审旗古隆起在该测线位置未显著发育，这与Bischke曲线分析认为中—晚寒武世为古隆起雏形期符合。另外因钻井的垂向分辨率高于地震，JT1、Q44井上中寒武统徐庄组、毛庄组厚度差较小（约15 m），在其附近的地震剖面上响应不明显（见图8b ），但地震具有横向连续性优势。因此，利用井的Bischke曲线与地震资料恢复的平衡剖面共同分析古隆起的演化，能更好地体现其演化过程，并提高分析结果的可靠性。
利用Bischke曲线与平衡剖面相结合分析前石炭纪乌审旗区地层变形特征，分析结果一致性较好，且强变形期对应较明显的缩短量。平衡剖面恢复结果明确了鄂尔多斯盆地中部在晚寒武世末—早奥陶世马家沟组沉积前（怀远运动时期）受到构造挤压，并发育了乌审旗古隆起。另外在构造挤压期乌审旗古隆起区及周缘可能发育断裂或裂缝，随后在其风化剥蚀期，沿着早期的断裂或裂缝在地表附近形成良好的岩溶储集层，前人在盆地南部、东部中—上寒武统露头剖面中也发现了这类储集层[34]。
3.4 不同时期古隆起的分布
通过对古隆起附近的削截点、超覆点的识别，刻画出古隆起不同时期的平面分布范围（见图9 ）。早寒武世末盆地主体为剥蚀古陆，晚寒武世末古隆起范围远小于该古陆，说明乌审旗古隆起并非在早寒武世形成的；早奥陶世马家沟组三段沉积期的古隆起范围由晚寒武世末的2.4×104 km2缩小至9 260 km2，且该时期椭圆状隆起的长轴呈北东—南西向展布。怀远运动期间发育的乌审旗古隆起现今主要沿南—北向（北偏东约5°）展布，呈不规则的椭圆状，长轴约194 km，短轴为55~94 km，短轴最小处位于横山附近，最大处位于乌审旗附近，翼部具有东陡西缓特征（见图6 ）。
4 乌审旗古隆起形成的动力学机制
乌审旗区是基底和构造的薄弱带，在怀远运动期间来自盆地北部、南部的非共轴挤压，以及盆地隆凹传递的应力，使该区发育了形态不规则的挤压型古隆起。
从盆地重磁研究成果[35]可知乌审旗古隆起区基底特征，该区基底的重磁异常整体呈中等值，但非均质性较强，表现为西南—北东向展布相对高值区与低值区的频繁转换，且古隆起周缘的北部、南部为重力异常高值区，可见乌审旗古隆起发育的基底背景是重磁薄弱区。地震剖面揭示乌审旗区太古宇—奥陶系马家沟组发育多个削截，反映马家沟组沉积前该区多次出露并遭受剥蚀，构造活动频繁；马家沟组的超覆不整合反映了古隆起在该时期的再次活动。平衡剖面分析结果显示乌审旗古隆起主要是在加里东早期（怀远运动时期）受构造挤压而形成的。从盆地周缘的演化角度分析，寒武纪—中石炭世北缘古亚洲洋与西南缘商丹洋形成过程中分别发生向南、向北俯冲，该俯冲在盆地中部可能形成非共轴挤压；盆地西部贺兰裂陷与华北东部坳陷在该时期持续发育，乌审旗古隆起东部的吕梁隆起在此期间也有明显活动。可见盆地周缘的挤压、以及盆地的隆凹演化是乌审旗古隆起形成的应力来源。
地震识别的长城系与中—上寒武统的剥蚀区存在明显差异，前者广泛分布于盆内，后者仅局限于乌审旗区（见图9 ），表明乌审旗古隆起是在前寒武纪广泛剥蚀的古陆之上形成，并非完全继承性发育而来，该认识与前人运用沉积学研究结果较一致[19]。另外根据寒武系厚度趋势以及盆地边缘地震剖面超覆点识别，推测下寒武统在盆地边缘超覆在下伏地层之上（见图10a ）。结合前述分析，乌审旗古隆起与周缘裂陷、坳陷等演化过程如下（见图10 ）。
中—晚寒武世雏形期（见图10b —图10e ）：中寒武世海水从盆地西南方向侵入[17]，淹没了盆内该剥蚀区，形成水下低隆；东西部的坳陷、裂陷持续沉降，盆地东部的神木凹陷、吕梁隆起形成，隆凹格局的持续发育使水下低隆变形且萎缩，乌审旗区的该低隆在张夏组沉积期基本消失，晚寒武世沉积了三山子组。
晚寒武世末—奥陶系马家沟组马三段沉积期的发育期（见图10f ）：乌审旗古隆起东部的吕梁隆起在加里东早期（怀远运动时期）再次强烈活动，是乌审旗古隆起东部主要应力来源，从而使乌审旗古隆起东西向构造缩短明显，发育隆起；在奥陶纪马家沟沉积前该隆起被剥蚀，随后被淹没于水下；马家沟组三段沉积期，古隆起也再次活动，但范围缩小，且延伸方向发生变化，沿北东—南西向展布，马家沟一段—三段的古地貌高部位整体向西迁移，地层厚度表现为向西逐渐减薄，在古隆起西部发育颗粒滩、微生物丘为白云岩储集层。
石炭纪及后期为稳定期：该时期乌审旗古隆起区并未发生活动，而是随周缘发生整体的东抬、西沉活动，乌审旗古隆起被深埋保存，处于较稳定状态。
5 结论
加里东早期（怀远运动时期）形成的乌审旗古隆起，平面上呈南北向展布的不规则椭圆状，与长城系裂谷展布方向呈一定夹角，而非其它学者认为二者沿同一方向展布，该时期隆起面积约达2.4×104 km2；它主要因构造挤压形成，古隆起形成后持续最长时间可达7.7 Ma，而后被剥蚀；在奥陶系马家沟组马三段沉积期，古隆起发生继承性活动，沿北西—南东向展布，面积缩小至9 260 km2。古隆起的发育受基底重磁强非均质性与前古生代该区的频繁抬升、剥蚀影响；演化可分为中—晚寒武纪雏形期、晚寒武世末—奥陶系马家沟组马三段沉积期的发育期、奥陶纪马家沟组马四段沉积期—石炭系沉积前的改造期、石炭纪及后期的稳定期4个阶段。乌审旗古隆起主体形成时间内为挤压型古隆起，表现为纵弯褶皱，构造缩短率达3.6%，在该时期经历风化剥蚀，古隆起及其附近的断裂或裂缝可形成岩溶储集层，为后期的油气运移提供通道或保存场所，另外古隆起的西翼在发育与改造期对奥陶纪马家沟组礁滩储集层仍有控制作用。