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印支运动发现于印支半岛，随后被证实广泛响应于扬子克拉通、中央造山带和华北克拉通（黄汲清，1984；任纪舜等，2019）。印支运动在中国最主要特征为华北、华南板块拼合，形成印支褶皱带（谭永杰等，2014）。秦岭造山带的印支期主造山幕被国内外众多学者认可和接受（任纪舜，1984；张国伟等，2004；任纪舜等，2019；张义平等，2019），然而其北部的华北克拉通印支运动响应不明确，尤其是对沉积不整合面的时、空特征和演化等方面缺乏精细刻画。
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鄂尔多斯盆地位于华北克拉通之上，发育相对完整的三叠系和侏罗系，是研究印支运动在华北克拉通表现形式的最佳场所。研究表明，秦岭造山带的印支期构造演化、岩浆期次与鄂尔多斯内陆湖盆具有密切关联（陈衍景，2010；杨文涛等，2012；邓秀芹等，2013；王建强等，2020；Peng Heng et al.，2023）。前人通过研究构造层序界面、构造事件地层、生长地层对鄂尔多斯盆地印支运动进行期次和时间划分（邓秀芹等，2009，2013，2024；张文等，2017；张义平等，2019）。然而，不同方法得到的印支运动期次不同，研究存在三期印支运动（238~230 Ma、224~210 Ma和~199.5 Ma）和两期印支运动（中三叠世末和晚三叠世末）两种认识（邓秀芹等，2013；张文等，2017）。沉积不整合面是造山幕建立或构造旋回划分的重要依据，代表重要的沉积间断（张义平等，2019）。虽然，国内外学者从不同角度对不整合面类型进行了划分，但是划分依据仍没有统一。除了最常见的平行不整合和角度不整合，考虑地理位置或分布范围可分别划为边缘不整合和盆内不整合，或者区域不整合和局部不整合（陆克政，1996；高长海等，2013；Zhang Shaohua et al.，2019；Minezaki et al.，2019）。印支不整合面属于区域不整合面，在印度支那陆块、羌塘陆块、华南陆块和华北陆块均有分布。前人研究表明，在不同陆块之间，印支运动表现为受板块间俯冲-碰撞和深大断裂控制的强烈构造挤压，伴随丰富的岩浆活动和地壳高温变质作用，形成穿时的复合不整合面，在南北构造带、秦岭造山带等地区均有出露（许艳华等，2023）。陆内不同盆地表现出复杂的响应特征，包括角度不整合面（Khorat高原盆地）、平行不整合面（滇西盆地）等（张翼飞，1985；Minezaki et al.，2019）。针对处于更稳定克拉通之上印支不整合面的研究主要集中在华南板块内部、北缘（张义平等，2019）和华北板块南缘、西南缘（张文等，2017；Sun Tongwen et al.，2024）。但以往研究主要关注局部剖面，缺少区域性不整合面类型和分布的综合分析。
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本文聚焦鄂尔多斯盆地印支期不整合面的类型和时空分布特征，利用鄂尔多斯盆地10条区域地震剖面、105口钻井和28个野外露头点，通过钻井、野外露头和地震剖面识别不整合面，将连井剖面与区域地震剖面的解析结果相结合，分析不整合面的平面展布特征、演化和成因。在此基础上，结合周缘板块构造事件和气候变化特征，获得关于鄂尔多斯盆地的构造旋回、古地貌格局和盆山耦合关系的重要启示。同时，对于鄂尔多斯盆地印支期不整合面的研究是印支运动对克拉通内盆地改造效应的重要实例。
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本文聚焦鄂尔多斯盆地印支期不整合面的类型和时空分布特征，利用鄂尔多斯盆地10条区域地震剖面、105口钻井和28个野外露头点，通过钻井、野外露头和地震剖面识别不整合面，将连井剖面与区域地震剖面的解析结果相结合，分析不整合面的平面展布特征、演化和成因。在此基础上，结合周缘板块构造事件和气候变化特征，获得关于鄂尔多斯盆地的构造旋回、古地貌格局和盆山耦合关系的重要启示。同时，对于鄂尔多斯盆地印支期不整合面的研究是印支运动对克拉通内盆地改造效应的重要实例。
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1 地质背景与地层划分
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华北克拉通是东亚最古老的克拉通之一，夹持于中亚和中央造山带之间。鄂尔多斯盆地自下而上发育的沉积盖层包括：中—古元古界、下古生界、上古生界、中生界（三叠系、侏罗系及白垩系）和新生界发育不全。从元古代至新生代，发育多套区域不整合面，代表了不同构造事件的发生（图1）。其中，上中生代发育的地层连续性较好，区域性不整合面主要位于三叠系顶部—侏罗系底部，受到盆地边缘印支运动的强烈控制。在早中生代华北克拉通经历了重大的构造格局和盆地体系变化，在此期间，古特提斯洋经历了最终的收缩、闭合和碰撞。华北克拉通北缘与蒙古块体碰撞，南缘与华南板块碰撞（Xiao Wenjiao et al.，2003；Zhang Shuanhong et al.，2007；Dong Yunpeng et al.，2016）。其上的盆地从广泛发育的滨浅海环境坳陷盆地转变为陆内坳陷盆地。岩性由浅灰色石英砂岩、岩屑砂岩，灰黑色砂质泥岩夹煤层，杂色砂岩和泥岩转变为灰绿色、紫红色砂岩、灰黑色砂岩夹泥岩和页岩（图1b）。
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图1 鄂尔多斯盆地构造位置（a）与盆地综合柱状图（b）（修改自Xu Yanhua and He Dengfa，2022）
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Fig.1 Tectonic location of the Ordos basin (a) and comprehensive histogram (b) (modified from Xu Yanhua and He Dengfa, 2022)
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三叠系在华北克拉通分布广泛，并在华北西缘和中部大面积出露。在鄂尔多斯盆地，研究地层可分为中三叠统铜川组和上三叠统延长组。延长组进一步可分为下永坪组、上永坪组和瓦窑堡组，分别对应于油田划分方案的油层组长7段—长4+5段、长3段—长2段和长1段。华北西缘地层可分为中三叠统丁家窑组和上三叠统西大沟组和南营儿组。山西和河南的中—上三叠统分为中三叠统油坊庄组和椿树腰组、上三叠统谭庄组（图2）。详细植物群和孢粉组合确定了中—晚三叠世的时代归属（Ji Liming and Meng Fanwei，2006；邓胜徽等，2018；Zheng Daran et al.，2018）。侏罗系在研究区广泛分布，并在鄂尔多斯盆地东缘、西北缘广泛出露。在鄂尔多斯盆地，地层自下至上分为下侏罗统富县组和中侏罗统延安组和直罗组。华北西缘地层可分为下侏罗统芨芨沟组（对应于北祁连地区大山口组）和中侏罗统青土井组（对应于北祁连地区新河组和中间沟组）（图2）。山西和河南的下侏罗统分别为永定庄组和胺腰组，中侏罗统分别为大同组（对应于济源地区杨树庄组和义马地区的义马组）和天池河组（对应于济源和义马地区的马凹组）。北秦岭地区的南召盆地虽然也有晚三叠世地层，却不整合于前寒武系基底之上，上覆地层为上侏罗统南召组，之间形成约47 Ma的时间间隔（图2）。
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总体而言，三叠纪地层连续，但其顶部由于剥蚀事件难以限定地层上界的年龄。鄂尔多斯盆地向盆地西南缘方向剥蚀增强，形成延安组和铜川组不整合接触（图2）。下侏罗统赫塘阶在华北克拉通和北秦岭地区普遍缺失，辛涅缪尔阶—普林斯巴阶在华北中部普遍缺失。依据全区地层对比和国际阶顶底界的地层年龄结果（Zhao Junfeng et al.，2020；黄迪颖等，2021），计算获得华北中部不整合面地层间形成最大约17.2~62.3 Ma的时间间隔。
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图2 鄂尔多斯盆地及周缘三叠系—侏罗系地层对比（修改自Zhao Junfeng et al.，2020；黄迪颖等，2021）
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Fig.2 Stratigraphy correlations between Triassic and Jurassic in the Ordos basin and its periphery (modified from Zhao Junfeng et al., 2020；Huang Yingdi et al., 2021)
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2 不整合面的识别、类型与特征
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2.1 不整合面的识别
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在鄂尔多斯盆地，地震、钻井、野外均可观察与印支运动相关的沉积不整合面。通过盆地最新钻井资料、盆山地震大剖面资料、28条野外剖面和全区地质调查资料，恢复了侏罗系底部、铜川—纸坊组之间不整合面的主要特征。结合前人的古生物学、同位素地质年代学数据和地震反射剖面实现了露头和钻孔的三叠系和侏罗系地层对比（Zhao Junfeng et al.，2020；黄迪颖等，2021）。
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2.1.1 野外露头
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鄂尔多斯盆地西缘和南缘分布大量印支期不整合面：三叠系内部、三叠系和侏罗系之间（图3）。大部分剖面出现侏罗系延安组与下伏三叠系之间的角度不整合，如西缘的汝箕沟、石沟驿、宝积山、丁家窑和老爷山剖面，以及南缘的麟游、济源剖面。济源地区中侏罗统底砾岩与上部粗砂岩不整合覆盖于上三叠统粗粒砂岩之上。有些地区甚至出现了下白垩统或新近系与其下伏三叠系之间的角度不整合面，如平凉石灰沟下白垩统与二叠系、永寿烂泥塘组下白垩统与三叠系、景泰冬青沟新近系与三叠系、平凉白垩系与三叠系、麟游新近系与三叠系、永寿新近系与三叠系（图3）。鄂尔多斯盆地西南缘崆峒山组砾岩以角度不整合沉积于二叠系之上，沉积环境发生剧烈变化。后期奥陶系灰岩逆冲推覆于上三叠统砾岩之上。同时，在野外可见崆峒山砾岩为一套产状连续变化的同沉积生长地层（图4），代表晚三叠世西南缘强烈的构造活动。
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图3 鄂尔多斯盆地周缘不整合面特征
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Fig.3 Characteristics of unconformities on the periphery of Ordos basin
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综上，在鄂尔多斯盆地西缘（宁夏银川、景泰、平凉等地区）、河西走廊（甘肃景泰、白银等地区）、西南缘六盘山和平凉等地区、南缘麟游等地区都可以看到三叠系与下伏地层、上覆地层之间的不整合接触，说明在研究区西缘和南缘广泛发育印支运动。研究区内东部侏罗系和三叠系缺失，并且盆地南缘中段永寿—韩城地区普遍缺失侏罗系，根据追踪的侏罗系剥蚀线可以发现，盆地中东部和南部中段在侏罗纪末期整体抬升并遭受强烈剥作用，因此缺失了相应的地层记录。
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2.1.2 钻井剖面
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依据这些钻/测井资料，结合不整合面上下的岩性变化和测井曲线特征变化进行了钻井剖面的不整合面识别。不整合面之下为延长组和铜川组，顶部遭受了一系列风化剥蚀后，部分井顶部为40~50 m风化黏土层，随后被上覆下侏罗统富县组或中侏罗统沉积覆盖（例如盐522井，段祎乐等，2023）。下部的延长组以灰黑色泥岩、泥质粉砂岩和薄层砂岩互层为特征，例如合45井和莲105井以顶部厚层泥岩为特征，宁183井为灰黑色泥质粉砂岩和粉砂质泥岩互层（图4）。富县组和延安组岩性组成差异明显。富县组底部为厚层中—细砂岩，内含垂向粒度减小的正粒序沉积序列，代表河道充填沉积。而延9段地层在部分井直接与延长组接触。延9段岩性相对较细，底部为灰黑色细砂岩，向上过渡为灰黑色泥岩、粉砂岩和细砂岩互层，并且在延9段顶部和延8段出现煤岩夹层（图4）。
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在不整合面附近测井曲线表现为自然伽马（GR）和声波时差（AC）曲线的突变特征。AC值在延长组具有小幅度齿状特征，随后在延9段，AC值迅速增加呈现大幅度齿状，代表了煤岩泥岩层互层的测井值特征（图4）。莲105井表现出较低的AC值，与富县组厚层砂岩相对应。泥岩和砂岩的测井曲线值（GR和AC值）分别为双高值和双低值特征，但由于煤层的特殊测井表现（高AC值、低GR值），具有“两端尖锐”的几何形态，因此富县组与延长组GR和AC曲线特征具有明显差异（图4）。
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图4 鄂尔多斯盆地野外露头与钻井显示的印支运动不整合面特征（位置见图1）
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Fig.4 Unconformity characteristics of Indo-China movement shown by outcrops and drillings in the Ordos basin (location shown in Fig.1)
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2.1.3 地震响应特征
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不同类型的不整合面可以反映构造运动的类型、演化、强度、持续时间等诸多信息（高长海等，2013；何登发，2018）。依据不整合面上下地层分布的几何关系，可分为平行不整合面和角度不整合面。参考何碧竹等（2013）分类方案，可进一步划分为高角度不整合面（Ⅲ）、低角度不整合面（Ⅱ）和平行不整合面（Ⅰ）。低角度不整合面以5°~15°地层交角为特征，以此区分其他两种类型。同时平行不整合面可以进一步划分为平行不整合面（Ⅰ2）与平行侵蚀不整合面（Ⅰ1）（图4）。
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基于盆地内最新钻、测井资料进行井震标定和层位划分，标定依据参考何登发等（2024）。通过波组消失、地震同相轴终止识别地层削截点和超覆点。在地震剖面上不整合面呈强相位反射，其上下地层反射有差异，同时部分剖面可见削截点。在盆地的北缘与南缘，例如南北向G2202-02地震剖面显示鄂尔多斯盆地北缘在延安组沉积前，受到盆地北缘强烈的构造活动影响，石千峰组至三叠系延长组产生强烈褶皱变形和剥蚀，因此形成高角度的穿时性不整合接触，削截点清晰可见（图5f）。不整合面之上的侏罗系呈现强振幅、中—高频、连续性强的反射，不整合面之下的三叠系呈现中—低振幅、中—低频、边缘地层连续性较差的特征（图5）。图5e显示延长组和延安组之间的低角度不整合面，说明由鄂托克旗向西方向的印支运动强度逐渐减弱。铜川组和纸坊组之间的不整合主要为低角度不整合，形成“下削上超”的结构特征（图5d）。不整合面主要分布在盆地中部和北部，由南部的整合接触向北变为低角度不整合面接触。盆地中部城川地区显示近平行不整合面向北经鄂托克旗至巴彦淖尔，不整合面由平行侵蚀不整合面逐渐过渡为低角度不整合面和高角度不整合面（图5b、c、f），清晰地显示了盆地中部向北部构造作用增强。
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盆地南缘形成明显的印支期不整合面，图5e显示与盆地北缘类似的特征。在延安组沉积前，由于盆地南缘强烈的构造活动影响，产生掀斜，地壳在单斜倾向方向缩短，造成西南部延长组长1—长7段强烈的剥蚀，形成风化壳。越向盆地边缘，这种剥蚀程度越高（图5e）。延安组的分布可通过延安组向南逐渐尖灭而确定，形成延长组与上部延安组和直罗组之间穿时性的低角度不整合接触（图5e）。因此，在盆地周缘最新的地震资料说明在侏罗纪沉积之前的南北缘挤压隆升过程。
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综上所述，盆地野外露头、钻井资料和地震剖面中均可以识别出印支期不整合面。在钻井和野外露头主要表现为高角度不整合接触关系、岩性突变、底砾岩出现、同构造生长地层等。同时测井曲线的AC值和GR值大小、类型均不同，并且中侏罗统煤层具有“两端尖锐”的测井曲线特征。地震剖面中不整合面的强相位反射特征和明显削截点也是不整合面识别的有力证据。
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2.2 不整合面特征
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2.2.1 不整合面类型展布
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盆地野外露头、钻井与地震资料显示盆地内广泛发育印支期不整合面。野外露头显示了不整合面分布范围远超现今残余的鄂尔多斯盆地范围，盆地向西延伸至景泰东部—济源。参考何碧竹等（2013）分类方案，可将平行不整合面进一步划分为平行不整合面（Ⅰ2）与平行侵蚀不整合面（Ⅰ1）（图4）。
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平行不整合面在地壳整体抬升、沉积过程形成的不整合面，当差异风化剥蚀作用，形成了凹凸的接触面，一般由于侵蚀作用产生，因此也称为平行侵蚀不整合面（图5b）。平行不整合面通常出现在鄂尔多斯盆地中心部位，代表较稳定环境中形成的一种不整合面。侏罗系底部古地形恢复了盆地存在的几个主要古河道（蒙陕古河、宁陕古河、甘陕古河和庆西古河），侵蚀作用普遍存在盆地中部，形成了平行侵蚀不整合面（图5）（郭正权等，2008；李昌昊等，2022；段祎乐等，2023）。
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低角度不整合面主要出现在盆地中部、南部和西部。沉积地层在鄂尔多斯盆地发生轻微构造活动，导致地层倾斜，随后被剥蚀，侏罗系地层覆盖或上超在不整合面之上，形成低角度不整合面。侏罗系近平行覆盖于不整合面之上表明地层强烈剥蚀后，恢复了相对稳定的构造环境。若侏罗系上超于不整合面之上，形成“下削上超”结构，表明该地区发生持续隆升（何登发，2018）。低角度不整合面主要发育于靠近盆地边缘的低幅度、宽阔的斜坡区域。
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高角度不整合面一般存在于靠近活动造山带前缘，在鄂尔多斯盆地存在于北缘和南缘。地层沉积之后，发生了明显的挤压褶皱变形，进而在盆地南缘和北缘形成高角度不整合面（图5f）。
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通过盆地最新的10条区域地震测线，划分出不同不整合面在鄂尔多斯盆地的分布范围（图6），并借助南北向盆地区域地震剖面G2202-04为例进行说明（图7、8）。纸坊组和延长组在盆地内广泛分布，在盆地南缘出露的地层均表现为近平行接触，被认为是整合接触。而三叠系—侏罗系地层的分布在盆地内显示出很大区别。岩石学和沉积学研究表明，现今盆地范围内的延长组以细粒沉积为主，除东北缘和西南缘外，均缺少边缘相沉积（Xu Yanhua et al.，2024）。因此，推断当时的盆地边界远超现今范围，缺失的长1段—长7段，更可能是被剥蚀而非无沉积。依据盆地内钻井和地震资料可以看出（图6），长1段一般保存在前侏罗系盆地的中部和东北部，而长2段—长4+5段地层在西部和北部有较窄范围的出露，表明盆地边缘比中心受到更强烈的剥蚀（图6）。长3段—长6段，甚至长7段地层直接出露于盆地西南部的大部分地区，如吴起和陇县。侏罗系富县组和延安组是中—上三叠统的盖层。下侏罗统富县组在盆地中部的定边—吴起—庆阳一带是连续的（图6）。盆地中部大范围分布富县组，而盆地南部富县组的带状分布区与多条古河道的分布范围一致，表明古河道对早侏罗世地层具有控制作用，以河谷充填沉积为特征。盆地北缘、西缘和南缘不整合面之上为延10段、延9段和延8段，局部甚至出现了直罗组。根据中—上三叠统与侏罗系之间的不整合面的顶面和底面的地质图，地层间隙的持续时间从鄂尔多斯盆地的中部向西南和北部增加。
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图5 鄂尔多斯盆内地震剖面印支期不整合特征（位置见图1）
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Fig.5 Features of the Indosinian unconformity in seismic sections of the Ordos basin (location shown in Fig.1)
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利用宁183、陇19、陇31、庆深1、合探2、城川1、察1井的测井数据对南北向G2202-04剖面进行层位标定。依据最新的地震剖面确定了印支期不整合面展布特征（图7、8）。从渭北隆起—伊陕斜坡，根据前文所述的不整合面地震响应特征和不整合面类型划分原则，在延长组顶、底界面均识别出两期主要的不整合面（图7）。
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第一期不整合面为铜川—纸坊组之间的不整合面，以低角度不整合面（Ⅱ）为特征，纸坊组顶部出现大面积削截现象，导致了鄂尔多斯盆地北部纸坊组减薄，不整合面范围向南至庆阳—韩城，随后逐渐过渡为整合接触（图7）。
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第二期不整合面为延长组顶部不整合面，不整合面类型组成更复杂（图7）。在渭北隆起区受到多期华北南缘的时间隆升影响，挤压构造活动使得三叠系褶皱变形，产生北倾的高角度晚三叠世地层与第四纪地层接触的高角度不整合面（Ⅲ）。鄂尔多斯盆地内，在伊陕斜坡由南端的低角度不整合面向北部平行不整合面（Ⅰ1和Ⅰ2）逐渐过渡（图7）。侏罗系河道侵蚀严重，改造了盆地南部三叠系顶部，形成平行侵蚀不整合面（Ⅰ1）。值得注意的是，在鄂尔多斯盆地南部侏罗系一般近平行覆盖于不整合面之上，表明盆地南缘在晚三叠世末的抬升剥蚀后，到了侏罗纪处于相对稳定的沉积期。
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图6 鄂尔多斯前侏罗系与三叠系顶部地层叠加图（a）和鄂尔多斯印支期不整合面类型平面分区（b）
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Fig.6 Stratigraphic overlay of Pre-Jurassic and top Triassic strata in the Ordos basin (a) and Indosinian unconformities types and distribution in the Ordos basin (b)
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图7 G2202-04地震剖面南段不整合面及地震相特征（不同的颜色代表不同的不整合面类型）
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Fig.7 Features of the unconformities and seismic facies on the southern part of G2202-04 seismic section (different colors represent different unconformity types)
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根据前文所述的不整合面地震响应特征和不整合面类型划分原则，从伊陕斜坡—伊盟隆起，在延长组顶底界面均识别出两期主要的不整合面（图8）。铜川组—纸坊组之间的不整合面还是以低角度不整合面（Ⅱ）为主，纸坊组顶部同样出现大面积削截现象，导致纸坊组的厚度明显减薄。延长组顶部不整合面展现了更加复杂的特征（图8）。鄂尔多斯盆地北部不整合面由平行侵蚀不整合面（Ⅰ1）转变为低角度不整合面（Ⅱ）。在大范围的低角度不整合面（Ⅱ）之中，可以看到局部出现平行侵蚀不整合面（Ⅰ1）。同时在伊陕斜坡的北部，侏罗系一般呈现向北的上超现象，表明盆地北缘在晚三叠世末的抬升剥蚀后，到了侏罗纪仍隆升，因此北部处于差异隆升阶段。
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从平面看，鄂尔多斯盆地中心以平行不整合面为主，在古河流体系范围形成Ⅰ1型不整合面，主要为下侏罗统富县组与长2段之间形成的不整合接触（图6）。在河道体系周围形成Ⅰ2型不整合面，主要为下侏罗统富县组、中侏罗统延9段或延8段与长1段或长2段之间形成的不整合接触。向两侧逐渐过渡为Ⅱ型不整合面，上覆侏罗系产状南北侧不同（图6）。在西缘冲断带不整合面类型由北向南逐渐过渡，由高角度不整合面向低角度不整合面和平行不整合面过渡。盆地最南、北、西北缘分别出现高角度不整合面。代表了这些地方的强烈构造活动。
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2.2.2 不整合面岩性展布特征
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延9段沉积期属于河流填平补齐后的沼泽发育过程，因此分布广泛（邓秀芹等，2020）。综合盆地内钻、测井资料，运用地层拉平技术将岩性柱沿延9段底界面移至同一水平面，并绘制了多条地层对比剖面（图9，图10），进一步刻画不整合面上下地层分布、厚度与岩性变化。通过鄂尔多斯盆地南西—北东向连井剖面，识别到区域分布的纸坊组顶部不整合面和三叠系—侏罗系之间的不整合面，揭示了盆地西南缘强烈构造抬升导致的剥蚀型不整合过程（图9）。纸坊组顶部地层以砂岩为主，根据地震剖面上的“下削上超”低角度不整合特征和钻井岩性在不整合面附近的突变（纸坊组顶部的泥岩和上部铜川组的砂岩），同时纸坊组厚度在陇46井—悦84井发生了明显减薄，推断区内存在不整合面接触。在陇46井以南，纸坊组厚度较大，沉积特征稳定，并在野外表现为整合在铜川组之下的特征（Xu Yanhua and He Dengfa，2022）。同时在宁183井—宁36井和丹81井—镰35井—青22井区间识别出“古河道”。虽然之前的研究称为“古河道”，但依据前人恢复的古地貌，古河宽度可达10~50 km，更适宜称为接受超长期侵蚀形成的“宽谷”。宽谷充填发生于地貌低部位，充填地层为富县组或富县组—延10段。富县组厚度为80~120 m，以粗砂岩的河谷充填为主，有些底部的杂色泥砾可能为下切河谷边缘充填（李昌昊等，2022）。延10段厚度较薄，约40 m。延10段显示了含砾砂岩沉积的特征。随后区域覆盖延9段沉积地层，底部为煤层向上过渡为泥岩和粉砂质泥岩。
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图8 G2202-04地震剖面北段不整合面及地震相特征（不同的颜色代表不同的不整合面类型）
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Fig.8 Features of the unconformities and seismic facies on the northern part of G2202-04 seismic section. (different colors represent different unconformity types)
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图9 长21井—青22井南西向连井地层对比剖面（位置见图1）
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Fig.9 SW-striking well-tie section of C21-Q22 (location shown in Fig.1)
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图10 罗79井—贺2井南东向连井地层对比剖面（位置见图1）
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Fig.10 SE-striking well-tie section of L79-H2 (location shown in Fig.1)
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西北—东南向连井剖面图（图10）揭示了盆地东南缘强烈构造抬升导致的剥蚀型不整合面。纸坊组显示出明显的厚度变化，与上部延长组底界岩性存在突变，例如庆深2井处的纸坊组顶部泥岩与延长组含砾砂岩接触。测井曲线的GR值也显示在不整合面附近的突变特征（图10）。同时在罗79井—庆深2井—木14井—陇21井和宁36井—正107井区间识别出宽谷。宽谷充填地层也是富县组或富县组—延10段。富县组以粗砂岩的宽谷充填为主。不同宽谷沉积的富县组厚度变化很大。延10段在罗79井—庆深2井—木14井—陇21井区间厚度较大，约160 m。延10段显示了含砾砂岩沉积的特征。随后区域覆盖延9段沉积，底部为煤层向上过渡为泥岩和粉砂质泥岩。
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从平面看，盆地中心以平行不整合面为主，在古河流体系范围形成Ⅰ1型不整合面，主要为下侏罗统富县组与长2段之间形成的不整合接触（图6）。在河道体系周围形成Ⅰ2型不整合面，主要为下侏罗统富县组、中侏罗统延9段或延8段与长1段或长2段之间形成的不整合面接触。向两侧逐渐过渡为Ⅱ型不整合面，上覆侏罗系产状南北侧不同（图6）。西缘冲断带由北向南的不整合面类型逐渐过渡，由高角度不整合面向低角度不整合面和平行不整合面过渡。盆地的南、北、西北缘分别出现高角度不整合面，代表了这些地方发生过强烈的构造活动。
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2.3 不整合面的时间属性
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不整合面代表的地层缺失时间可以用来推测相关构造起始时间的下限和终止时间的上限。第一期不整合面的地层缺失时间很难确定，因为纸坊组和延长组底界缺少定年结果和古生物年龄，这里主要关注第二期不整合面缺失的地层时间。不整合面的地层缺失时间确定存在两方面难点。首先，印支运动在鄂尔多斯盆地内部和边缘形成不整合面，在不同位置造成三叠系地层剥蚀。但其缺失时间不一样，整体上盆地周缘（西缘、西南缘、南缘）的地层剥蚀较严重，由于这些地区受到燕山运动的影响，因此侏罗系底部不整合面的时间间隔限定难以识别，并且难以去除燕山运动的影响。例如在南召地区，上三叠统太子山组和晚侏罗世南召组接触（图2），可能受到秦岭造山带印支、燕山期隆升的叠加效应（任纪舜等，2019）。其次，延长组（华北西缘的南营儿组）顶界的发育时间限定不清，前人研究以瑞替阶顶界年龄（201.4 Ma）为指代，但缺乏更精细的古生物和年代学测试分析（黄迪颖等，2021）。现今鄂尔多斯盆地内的延长组地层年龄具有较好限定，同时构造相对稳定，地层保存情况较好，是开展不整合面时间属性研究的良好场所。通过大量古生物学、同位素地质年代学数据以及前人对盆地内延长组（长10~长1段）与国际年代地层（阶）对比结果，综合得到了鄂尔多斯盆地及周缘三叠系—侏罗系地层顶底界面年龄，如图2所示（Zhao Junfeng et al.，2020；黄迪颖等，2021；古生物和年代学数据来自于Li Changhao et al.，2022；Lu Gang et al.，2022; Sun Tongwen et al.，2024）。基于这些顶底界年龄结果和盆地内105口钻井分层数据，结合鄂尔多斯前侏罗系与三叠系顶部地层叠加图（图6a），可以作为盆地内空白和稀疏控制点位区域的限定依据，最终获得了鄂尔多斯盆内印支运动不整合面上下地层缺失的时间间隔平面图（图11）。
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鄂尔多斯盆地由中心向四周，不整合面代表的缺失地层时间间隔越长。盆地中心形成20~25 Ma的地层缺失间隔，其中吴起至延安一带形成相对较长时间间隔，对应于甘陕古河发育部位，代表侵蚀作用产生的效应。图11延安地区南北两侧深蓝色的区域，表明较小的地层的缺失间隔（约小于20 Ma）与古河道两侧位置一致。盆地北缘和西缘不整合面代表的时间间隔变大，表明了盆地周缘的构造作用强烈，但影响的范围相对局限。盆地西南缘庆阳至陇县一带形成了强烈区域剥蚀，长6段—长8段依次出露，代表该区域强烈构造作用，形成了40~65 Ma地层的缺失间隔（图11）。
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3 讨论
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3.1 不整合面成因分析
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针对全球不整合面的成因研究，前人总结出构造、气候和冰川侵蚀作用的三种主要成因机制（Keller et al.，2019；McDannell et al.，2024），例如显生宙底界的大不整合面（great unconformity）被认为是构造和冰盖侵蚀协同作用的结果（Keller et al.，2019；McDannell et al.，2022）。中—晚三叠世全球处于相对较高的大气 水平，全球平均温度较高，基本排除了冰川侵蚀的可能。因此，推测构造活动和古气候可能是影响陆相盆地发育和不整合面形成的两个潜在因素。气候是控制风化强度的重要因素。构造作用通过改变古地形高度、坡度和起伏对不整合面具有重要影响（赵乐强等，2009）
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第一期不整合面（延长组底部）上、下沉积面貌差异较大，其中纸坊组以紫红色、灰绿色碎屑岩沉积为主，代表一套半干旱半湿润气候条件下的河湖相沉积，延长组为灰绿色砂岩和灰黑色泥岩为主的河流、三角洲和湖泊沉积，指示偏潮湿的气候环境（Xu Yanhua and He Dengfa，2022; Xu Yanhua et al.，2024）。纸坊组沉积末期气候仍处于半干旱半湿润环境（Tu Chenyi et al.，2016；Ji Kaixuan et al.，2022），有利于区域性风化作用和侵蚀作用。该时期区域构造活动是影响古地貌和盆地形态的重要因素，盆地表现为北缘区域抬升过程，中—晚二叠世至中三叠世标志着古亚洲洋的最终闭合，也是华北克拉通与蒙古弧块体碰撞组合的重要阶段，在此期间岩浆热液活动在华北克拉通北缘广泛分布（内蒙古隆起）（Xiao Wenjiao et al.，2003）。受岩浆活动导致北部整体抬升幅度更高，形成更大程度剥蚀。在地震剖面上可以观察到地层向北减薄和“下削-上超（向北方向）”的特殊不整合面结构，这些都指示了北缘的构造隆升（图8）。因此，第一期不整合面形成受控于古亚洲洋闭合和半湿润半干旱的气候因素。
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图11 鄂尔多斯盆内第二期印支不整合面地层缺失时间间隔
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Fig.11 Time interval between the upper and lower strata of Indo-China movement unconformity in the Ordos basin
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由于构造活动产生的主要剥蚀区一般局限于构造活动最活跃的大陆边缘，而稳定的大陆内部影响很少。当构造运动足够强烈，影响除了造山带和板块边缘外，盆地内也可能发生大规模剥蚀（McDannell et al.，2022）。第二期不整合面很好地证明了这一现象。对于鄂尔多斯盆地，印支运动最主要的表现是上三叠统与侏罗系（早侏罗世赫特唐阶—托阿尔阶）之间的不整合（约201.3~174.7 Ma），如图2所示。三叠系和侏罗系之间的不整合面形成了广泛区域，遍布整个华北克拉通西缘。由于延长组产出三叠系主要烃源岩，该不整合面长期以来一直受到关注（Peng Heng et al.，2023）。前人针对定边地区的侏罗纪底界的不整合面成因，总结了三种与古地貌相关的成因模式（下切河谷模式、缓坡模式和洼地模式）（丁晓琪和张哨楠，2010）。构造作用通过改变古地形高度、坡度和起伏控制了不整合面形成，因此根本成因是构造作用。该时期的古地形变化受控于此时强烈的板块活动。随着晚三叠世软流圈上涌导致大量花岗岩浆侵入，进而导致秦岭造山带垂直隆升（Wang Xiaoxia et al.，2013）。构造热年代学方法显示，盆地南部、西南部在三叠纪末—早侏罗世发生强烈的抬升剥蚀是对秦岭造山过程的响应（王建强等，2020）。抬升剥蚀从早侏罗世—晚侏罗世发生，形成持续隆升过程，促使盆地南缘形成了区域高角度—低角度不整合面，同时造成了三叠系顶面与侏罗系—白垩系—第四系接触的穿时不整合接触（图12b），形成持续隆升叠加的不整合面类型（何登发，2018）。盆地北部处于区域挤压期，这可能与蒙古-鄂霍茨克洋向南俯冲有关（Wang Zengzhe et al.，2015）。也有观点认为，俯冲的古亚洲大洋板块导致岩石圈下沉的牵引力可能引起变形的地幔岩石圈接合处上方的地壳收缩变形（Huang Yingzhu et al.，2022）。总之，北部的隆升得到了广泛认可。南北部共同作用的构造活动，强烈改造了盆地腹部，“下削上超”现象非常发育（图12a1），但由于南北部活动强度和持续时间的差异，形成了不同的类型的不整合面（图12）。南缘更靠近造山带，同时构造活动时间更长。
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“宽谷侵蚀”形成了一种特殊的平行不整合类型。该过程表明持续的差异隆升和沉积物侵蚀作用。前人研究表明托阿尔期早期发生的大洋缺氧事件（T-OAE，~183.8 Ma），代表一次全球性的气候事件，陆地表现为温度升高，大陆风化作用加剧。因此，有利于形成以下切河谷充填为特征的侵蚀沉积（李昌昊等，2022），响应了T-OAE时间的内陆气候变化。（图12a2）。天文轨道旋回地层学研究也表明，长偏心率最大值期间为常年干旱气候，伴随短时期的密集降雨的强季节性气候，植被少，风化强度高，导致大量碎屑物质侵蚀搬运（Zhang Zhihui et al.，2020）。在强降雨作用影响之下形成“宽谷侵蚀”现象。同时，由于该时期盆地北缘隆升，因此在构造运动和气候的控制下，形成了角度不整合面的“下削上超”与侵蚀不整合面共存的特征，最终造就了北部复合成因不整合面（图12a3）。
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3.2 不整合面形成演化
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在盆地内部，依据10条最新的格架测线结果，厘定出两期印支期不整合面：纸坊组—铜川组之间的不整合面和三叠系—侏罗系之间的不整合面（包含延9段底界局部不整合面）。沿延9段底面拉平后，综合不整合面分布和岩性特征，印支期不整合面经历了2期演化过程：
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（1）在纸坊组沉积后，由于气候相对干旱，形成了较低水位，在半干旱半湿润的气候之下，形成了区域的暴露面（图13a）。此时，鄂尔多斯盆地北部由于较强烈的构造活动形成中-北部的构造隆升，古地形差异盆地顶部的剥蚀，纸坊组厚度向北减薄。在短暂沉积间断后，长10段沉积不断超覆于纸坊组之上，形成了“上削下截”的纸坊组—铜川组之间的不整合面（图13b）。
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（2）延长组沉积后，盆地发生差异性隆升剥蚀，在某些部位由于较强的侵蚀作用形成典型下切谷。与此同时，盆地南缘和北缘受到强烈构造活动影响，长1—3段发生了强烈剥蚀，因此形成了永坪组顶部高角度不整合面。在富县组沉积期，受到风化作用加剧影响，盆地全面抬升，因此在富县组沉积期形成了逐渐被侵蚀、拓宽的“侏罗纪早期宽谷侵蚀体系”，将盆地改造为一幅北部丘陵起伏、阶地层叠，南部水系交叉、沟谷纵横的古地貌景观。在盆地内可以看到由于宽谷侵蚀形成的削截型不整合面，也可以看到低角度不整合面和平行不整合面（图5、7、8）。这些宽谷内不断充填了富县组粗砂岩（图13c）。在宽谷边缘和盆地南北缘，地层处于剥蚀状态而缺少沉积，第二期不整合面广泛发育；到了延10段沉积期，岩性变粗，形成了代表冲积扇和近源堆积特征，这些宽谷当中一部分完成了填平补齐的过程并转变为剥蚀状态，由于缺失延10段沉积而形成了局部延9段底部的平行不整合（图13d左侧）。最终，随着气候湿润，植被覆盖，构造活动减弱，以煤系地层为主的延9段沉积层地层区域性覆盖于不整合面之上，印支期不整合面发育结束（图13e）。
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图12 鄂尔多斯盆地不整合面构造和气候复合成因模式图
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Fig.12 Tectonic and climatic compound genetic models of Indosinian unconformities in the Ordos basin
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图13 鄂尔多斯盆地两期印支期不整合面演化模式图
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Fig.13 Schematic reconstruction of the two periods of Indosinian unconformity in Ordos basin
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4 结论
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（1）鄂尔多斯盆地印支期不整合面附近可见砂砾岩、古暴露面、岩性突变面。同时测井曲线的AC值和GR值向上突变并减小。地震剖面中不整合面显示了强相位和明显削截特征。
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（2）华北克拉通西部广泛分布两期印支不整合面。第一期为纸坊组—铜川组间低角度不整合面，分布于盆地中-北部，向南过渡为整合接触；第二期为延长组—侏罗系复合不整合面，主要指侏罗系底界不整合面和局部出现的延9段底界平行不整合面。前者在盆地腹部为平行侵蚀不整合面（Ⅰ1），向边缘过度为低角度不整合面（Ⅱ）、高角度不整合面（Ⅲ）。
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（3）印支期不整合面经历了2期演化过程：第一期为纸坊组沉积期末，在盆地中-北部伴随着古地形隆升，剥蚀形成了“上削下截”的纸坊组和铜川组之间的不整合面；第二期持续时间较长，由延长组沉积后持续到富县组—延10段沉积期，由于盆地南缘、北缘强烈隆升剥蚀，盆地内差异隆升形成下切宽谷，复合型不整合面形成，随后在延10段沉积期末，由于气候逐渐干旱，在局部形成了延9段底部的小型不整合面。
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（4）周缘构造活动和古气候是控制印支不整合面的主控因素。随着南北缘双向挤压构造环境和干旱气候伴随季节性降雨（大洋缺氧事件或天文轨道旋回控制）共同决定了印支不整合面的形成，并且由盆内中北部（第一期）转变为全盆地分布（第二期），表现出印支运动逐渐增强并对克拉通内盆地形成全面改造的过程。
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摘要
印支期(中三叠世—早侏罗世)代表了中国关键的变形期和岩浆发育期，该时期华北克拉通构造-沉积格局发生重大转变。大量的地层记录被保存在相对稳定的鄂尔多斯盆地，为探讨印支运动对克拉通内盆地的改造提供了可能。本文通过研究区内10条地震剖面、105口钻井和28个野外露头，从井、震、野外剖面三方面精细刻画了印支期不整合面的类型、分布、演化和成因。研究表明：① 印支期不整合面存在岩性突变、底砾岩发育、测井值(AC与GR)突变、地震强振幅反射等特征，据此划分出4种不整合面类型，即高角度不整合面(Ⅲ)、低角度不整合面(Ⅱ)、平行侵蚀不整合面(Ⅰ1)和平行不整合面(Ⅰ2)；盆地中心以平行不整合面为主，向南、北缘过渡为低角度、高角度不整合面；② 不整合面广泛分布于华北克拉通西缘和中部，并经历2期演化阶段，形成了纸坊组—铜川组之间的低角度不整合面和延长组—侏罗系复合不整合面；③ 华北克拉通南北缘双向挤压构造环境和干旱气候伴随季节性降雨促使形成了“下削上超”的角度不整合面与平行侵蚀不整合面共存的特征；构造-气候因素导致了鄂尔多斯盆地南部角度不整合面与北部复合成因不整合面的形成。本研究厘定了印支运动形成的两期区域不整合面，确定了印支期不整合面的构造-气候复合成因。
Abstract
The Indosinian period in China is characterized by significant tectonic deformation and magmatic activity, leading to major changes in the tectonic pattern of the North China Craton. The Ordos basin, known for its stable geological conditions, has preserved extensive stratigraphic records, providing critical insights into the basin's evolution during the Indo-China movement. This study integrates data from 10 regional seismic profiles, 105 wells, and 28 outcrops to provide a detailed description of the types, distribution, evolution, and genesis of the Indosinian unconformities. This multi-faceted analysis incorporates well logs, seismic data, and outcrop observations. Our findings reveal the following: ① Indosinian unconformities are characterized by distinct lithological changes, basal conglomerate deposition, alterations in log values (AC and GR), and strong amplitude reflections on seismic data. Four distinct types of unconformities were identified: High-angle (Ⅲ), low-angle (Ⅱ), parallel (Ⅰ2), and parallel erosion (Ⅰ1). Parallel unconformities dominate the central basin, transitioning to low-angle unconformities in the south and high-angle unconformities in the north. ② The unconformity is extensively present in the western and central regions of the North China Craton and has experienced four stages of evolution. This resulted in the development of a low-angle unconformity between the Zhifang and Tongchuan Formations, as well as between the Yanchang Formation and Jurassic polygenetic unconformity. ③ A compressional tectonic setting along the northern and southern margins of the North China Craton, coupled with a dry, seasonally rainy climate, facilitated the development of truncation, onlap, and erosion unconformities. These processes ultimately resulted in the formation of angular unconformities in the south and polygenetic unconformities in the north. This analysis supports the hypothesis that the Indo-China movement triggered two distinct phases of regional unconformities. Polygenetic unconformities resulted from the synergistic effects of intense extrusion, regional uplift, and a subsequent shift to warm, humid climate.
Keywords
Ordos basin ； Indosinian ； unconformity ； palaeogeomorphology ； Qinling orogenic belt
