方解石原位U-Pb測年結合磷灰石裂變徑跡方法約束鄂爾多斯盆地西南部構造演化

楊 鵬，任戰利，Jianxin Zhao，Ai Duc Nguyen，Yuexing Feng，祁 凱，王 琨

(1.頁巖油氣富集機理與有效開發國家重點實驗室,北京 102206； 2.中國石化 油氣成藏重點實驗室,江蘇 無錫 214126；3.西北大學 大陸動力學國家重點實驗室,陜西 西安 710069； 4.西北大學 地質學系,陜西 西安 710069； 5.Radiogenic Isotope Facility,School of Earth and Environmental Sciences,The University of Queensland,Brisbane,QLD 4072,Australia)

鄂爾多斯作為大型疊合盆地，富集了油氣、煤以及鈾礦等多種能源礦產資源，是中國海相油氣勘探的重點區域[1-2]。目前,鄂爾多斯盆地是中國油氣產量最大的沉積盆地之一，在保障中國能源安全中發揮了重要作用[1-4]。近年來，隨著海相油氣勘探理論不斷取得新進展，鄂爾多斯盆地下古生界海相碳酸鹽巖油氣遠景日益受到重視，成為了新的勘探熱點及目標[3-7]。鄂爾多斯盆地西南部下古生界海相碳酸鹽巖地層十分發育，其構造演化對油氣成藏、保存及分布等地質條件有重要控制作用[8-11]，研究鄂爾多斯盆地西南部構造演化對區域油氣勘探工作有重要指導意義。

自1991年“八五國家科技攻關計劃”實施以來，鄂爾多斯盆地大規模勘探工作和基礎地質綜合研究表明盆地古生界碳酸鹽巖層系具有良好的油氣遠景[8-10]。鄂爾多斯盆地中部和東、北部地區古生界已探明大量油氣田(圖1)，在下古生界奧陶系馬家溝組發現了世界級整裝大氣田——靖邊大氣田。但是，盆地南部下古生界油氣勘探工作一直未取得新的重大突破[4,8-11]。近年來，中國石油、中國石化和延長石油集團等多家中國石油公司開始將研究區塊從盆地內部向盆緣構造帶轉移，在盆地南部獲得了古生界油氣突破，先后發現了宜川氣田、黃龍氣田和慶城氣田等，說明鄂爾多斯盆地南部同樣具有較好的勘探前景[3-4,10-11]。鄂爾多斯盆地南部古生界海相碳酸鹽巖地層沉積厚度大(超過2 500 m)，有機質豐度較高，沉積相帶好，烴源巖熱演化程度達到過成熟生干氣階段[10-12]。鄂爾多斯盆地受古亞洲洋、特提斯-古太平洋、印度洋-太平洋以及西伯利亞-歐亞板塊等動力體系的綜合控制，古生代以來經歷了多個構造-沉積旋回演化過程[13-18]。然而，構造演化的具體時限尚不清楚，加之古老碳酸鹽巖礦物的年齡難以限定，鄂爾多斯盆地西南部海相碳酸鹽巖地層構造改造事件的厘定是亟待解決的科學難題。

方解石作為碳酸鹽巖層系斷裂作用和熱流體活動過程中廣泛發育且重要的直接產物之一[19-21]，其年代學和地球化學有效記錄了碳酸鹽巖層系構造變形和流體改造的重要信息，可以有效指導海相碳酸鹽巖地層油氣地質條件的評價工作。近年來，碳酸鹽巖原位激光剝蝕U-Pb定年技術得到了雨后春筍般的快速發展[19-22]。目前，碳酸鹽巖原位U-Pb年代學在恢復斷裂活動、盆地構造-熱演化歷史、成巖-孔隙演化歷史、成礦機制及盆地流體等領域已得到了廣泛應用[22-36]。此外，隨著低溫熱年代學的飛速發展，裂變徑跡已經發展成造山帶構造解析、斷裂活動、地形地貌演變及盆地構造-熱演化史研究的重要手段[10-11,18]。本研究首次利用裂變徑跡與方解石原位激光剝蝕U-Pb測年相結合的新思路，結合區域地質背景與沉積-埋藏歷史限定了鄂爾多斯盆地西南部下古生界碳酸鹽巖地層晚奧陶世、晚三疊世、晚侏羅世和早白堊世末期—新生代以來的4期構造事件，為解析復雜疊合盆地盆緣帶構造變形及其改造過程的研究提供了新途徑，為鄂爾多斯盆地西南部古生界海相碳酸鹽巖地層油氣地質條件的綜合評價提供了新依據。

1 地質背景

鄂爾多斯盆地是一個經歷了多旋回沉積-構造演化過程的大型疊合盆地，已有的構造研究表明鄂爾多斯盆地中晚元古代表現為裂谷盆地演化特征；古生代進入穩定克拉通盆地演化階段，發育了大量海相碳酸鹽巖沉積地層，表現為華北陸緣海-濱淺海盆地特征；中生代早-中期表現為殘延的內克拉通盆地演化特征，沉積了大量碎屑巖沉積地層；晚白堊世以來進入周邊斷陷盆地發育階段，尤其是新生代以來受喜馬拉雅運動的影響，盆地整體進入隆升階段，同時在盆緣外圍發生一系列斷陷，形成了渭河地塹、山西地塹和河套地塹等大量地塹(圖1)[10-11,37-41]。

鄂爾多斯盆地西南部緊鄰青藏高原東北緣，西接六盤山逆沖構造帶，南鄰渭河盆地與秦嶺造山帶相望(圖1)[10-11,15,38]，包括西緣沖斷構造帶、天環坳陷、陜北斜坡、晉西撓褶帶和渭北隆起等多個次級構造單元，發育有元古宇、下古生界(寒武系、奧陶系)、上古生界(上石炭統、二疊系)和中生界(三疊系、侏羅系及下白堊統)，志留系、泥盆系、下石炭統及上白堊統缺失(圖2)[10-11,42]，記錄了多期沉積-構造旋回[43-47]。加里東期，盆地南部隨著隸屬于原特提斯洋的古秦嶺洋的北向俯沖和消亡，發生了一定規模的造山運動，在盆地西南部形成了一系列逆沖推覆構造和褶皺，且變形強度從盆緣構造帶向盆地內部逐漸減弱[43-47]。上古生界和下古生界呈明顯角度不整合接觸[44-45]。海西期-印支期盆地整體以沉降為主，石炭系-中侏羅統沉積記錄較好(圖2)。晚侏羅世，受周緣古特提斯洋的消亡、古太平洋板塊和西伯利亞板塊向歐亞大陸匯聚遠場效應的影響，盆地以擠壓抬升為主[13,46]。進入燕山期，盆地西南部構造變形強烈，由南向北推進，形成了一系列背斜構造和較大規模的南傾北推式逆沖斷層[43-47]。剖面上形成南傾北沖式疊瓦狀斷裂帶，平面上具有南強北弱的特點[10-11]。南部褶皺和斷裂發育，侏羅系以下的沉積地層全部發生褶皺變形，與上白堊統呈明顯的角度不整合[10-11]。喜馬拉雅期以來，鄂爾多斯盆地西南部發生快速隆升，遭受強烈的剝蝕改造[10-11,40-42,47-49]，下古生界寒武系-奧陶系海相碳酸鹽巖地層廣泛出露地表。總體而言，受多個活動地塊的影響，盆地西南部古生代以來經歷了多期沉積-構造旋回，構造演化歷史復雜，具體活動時限研究薄弱，不同階段構造演化的差異性尚不清楚。

2 野外調查及樣品顯微特征

對鄂爾多斯盆地西南部進行了詳細野外地質調查，發現寶雞岐山曹家溝地區下古生界已被抬升出露至地表，奧陶系和寒武系海相碳酸鹽巖地層十分發育(圖3a)。碳酸鹽巖層系內部斷層發育，斷層面附近地層破碎明顯，層系內部充填一系列次生粗晶方解石脈，脈體寬度超過1 cm，其走向與斷層運動方向斜交，明顯受控于斷層活動的剪切分量(圖3a)。碳酸鹽巖圍巖中裂縫十分發育，多數裂縫被方解石膠結物充填，圍巖微裂縫中的方解石膠結物多被次生的粗晶方解石脈切割，表明圍巖中方解石膠結物形成時間早，次生的粗晶方解石脈形成時間晚(圖3b)。部分次生方解石脈與地層走向垂直，貫穿下古生界(圖3a)。本次研究樣品采自于下古生界寒武系碳酸鹽巖層系內的斷裂破碎帶，次生方解石脈與碳酸鹽巖圍巖之間具有明顯界線，前者整體呈白色，解理十分發育(圖3c)。

實驗分析結果表明，鄂爾多斯盆地古生界海相碳酸鹽巖地層斷裂破碎帶內次生方解石脈以無色透明為主，碳酸鹽巖圍巖中則發育大量白色方解石膠結物(圖4a)。圍巖中方解石膠結物在顯微鏡下以微晶為主，次生方解石脈則以巨晶為主，兩者之間界線明顯(圖4b)。同時，在次生方解石脈中觀察到顯著的雙晶結構，兩者之間光性特征差異性顯著(圖4c)。在西北大學大陸動力學國家重點實驗室用FEI Quanta 450FEG環境掃描電子顯微鏡對圍巖和方解石脈的顯微結構做了進一步分析。背散射和掃描電鏡二次電子成像具體結果見圖(4d—i)。在背散射圖中圍巖表現為深灰色，次生方解石脈與圍巖明顯不同，呈現灰白色。在掃描電鏡二次電子成像中，方解石脈呈現為灰色，而碳酸鹽巖圍巖則表現為灰黑色(圖4d—g)。在高精度的背散射和掃描電鏡二次電子成像圖中，我們觀察到次生方解石脈與碳酸鹽巖圍巖之間存在手標本和顯微鏡下無法區分的礦物破碎證據(圖4d，e)及裂縫(圖4f，g)。在更高精度的高倍(>2 000倍)成像圖中，次生方解石脈和顯微鏡下一樣，晶體完整，無破碎和改造痕跡(圖4h)，碳酸鹽巖圍巖晶體則破碎明顯，具有顯著流體改造的痕跡(圖4i)。

圖3 鄂爾多斯盆地西南部下古生界碳酸鹽巖樣品野外照片Fig.3 Images showing the Lower Paleozoic carbonate outcrops,southwestern Ordos Basina.斷裂破碎帶發育大量次生方解石；b.裂縫中充填的方解石脈與方解石膠結物切割關系；c.圍巖與次生方解石脈

圖4 鄂爾多斯盆地西南部寒武系碳酸鹽巖和次生方解石脈的顯微特征及激光剝蝕記錄Fig.4 Laser ablation records and microscopic characteristics of the Cambrian carbonate rocks and secondary calcite veins in the southwestern Ordos Basina.方解石脈體激光剝蝕點位，普通薄片；b.次生巨晶方解石與圍巖微晶方解石膠結物差異顯著，普通薄片；c.方解石雙晶，普通薄片；d.背散射下次生粗晶方解石與圍巖差異；e.掃描電鏡下圍巖與次生粗晶方解石差異；f.背散射顯示圍巖與次生方解石之間微裂縫；g掃描電鏡下圍巖與次生方解 石之間微裂縫；h.背散射顯示次生巨晶方解石無改造痕跡；i.掃描電鏡觀察到圍巖被流體改造的顯著特征(掃描電鏡與背散射實驗具體參數為：真空度Lower IGP<5×10-4 Pa，Upper IGP<5×10-7 Pa，加速電壓設置為30-500 kV，像散≤50 μm，放大倍數在7～100 000 0倍，圖像分辨率≤3.5 nm。)

此外，鄂爾多斯盆地西南部上古生界碎屑巖地層與下古生界碳酸鹽巖地層呈明顯角度不整合接觸關系，為區域構造演化研究提供了良好的證據。本研究用于時間-溫度曲線模擬的磷灰石裂變徑跡樣品采自岐山曹家溝地區上古生界二疊系砂巖地層，可以用于分析研究區中生代以來的構造演化過程。

3 實驗原理及分析方法

3.1 方解石原位激光剝蝕微量元素及U-Pb測年

方解石U-Pb測年法分為同位素稀釋法和原位激光剝蝕法兩種，其中同位素稀釋法因對樣品和實驗室本底要求極高而受到限制，激光剝蝕法因其簡單高效的優勢而得到了廣泛應用[22,30,36]。本次研究采用原位激光剝蝕法對方解石樣品進行微量元素及U-Pb測年分析，分析測試工作主要在澳大利昆士蘭大學放射性同位素實驗室完成。我們將樣品切割后制成直徑為2.5 cm的靶，并將靶樣放入Laurin Technic樣品池中，然后將ASI RESOlution SE激光剝蝕系統與Thermo iCap-RQ四級桿ICP-MS聯用，用于206Pb,207Pb,208Pb,238U和232Th離子掃描和原位微量元素分析。激光剝蝕頻率和密度分別設置為10 Hz和3 J/cm2，束斑直徑為 100 μm。NIST-612標準玻璃用于微量元素的計算，具體濃度數據用軟件Iolite v3.64處理獲得[50]。

由于方解石本身為低鈾礦物，需要根據預掃描結果結合微觀結構分析，選出高U/Pb比的區域重新布置點位進行U-Pb測年以增加測試成功率。每個點分析包括20 s空白背景采集信號、30 s樣品剝蝕信號和7 s清洗信號。樣品后期離線處理時用國際標樣NIST-614進行同位素分餾和儀器靈敏度的偏移校正，然后運用方解石標樣AHX-1A(209.8 Ma±1.3 Ma)[30]進行U-Pb年齡校正，最后使用Excel中加載項Isoplot[51]的Tera-Wassenburg計算下交點年齡，即可獲得方解石的U-Pb年齡。完整的分析過程見參考文獻[30]。

3.2 裂變徑跡分析原理及方法

裂變徑跡分析法的原理是磷灰石和鋯石中所含的238U裂變時產生的碎片會在磷灰石與鋯石中形成徑跡，當溫度超過裂變徑跡的封閉溫度時，樣品會發生退火，裂變徑跡會隨著溫度的升高，長度縮短，密度變小。不同礦物因為成份和蝕刻特征不一樣而具有不同的封閉溫度，如鋯石裂變徑跡的封閉溫度在200～300 ℃[52-53]，磷灰石裂變徑跡封閉溫度在110～130 ℃[54-55]。當溫度高于退火溫度上限時，隨著溫度的增加，徑跡的長度和密度會進一步減小直至完全消失。對于沉積盆地而言，當地層樣品經歷的最高古地溫大于完全退火溫度時，礦物中裂變徑跡消失，不再保存，年齡為零。當地層后期發生抬升冷卻時，溫度降低，小于退火溫度時，裂變徑跡時鐘重啟。沉積盆地中曾經歷過完全退火的樣品，其裂變徑跡記錄的年齡小于地層沉積年齡。樣品經歷退火帶溫度范圍的速率和時間不同，其徑跡長度和密度的分布特征也不相同。因此，結合裂變徑跡長度和年齡可以分析盆地抬升冷卻事件發生的時間、溫度及過程[48,56-59]。

為了提高運用磷灰石裂變徑跡分析構造-熱歷史的定量化程度，本次研究在Laslett的Durango磷灰石等溫退火實驗數據擬合建立的磷灰石裂變徑跡退火扇形模型的基礎上，根據獲得的磷灰石裂變徑跡年齡和長度分布參數，運用AFTSolve軟件進行時間-溫度反演，模擬了鄂爾多斯盆地西南部構造-熱演化歷史。模擬時設定的初始溫度為地表溫度，初始時間為樣品所在的地層年齡，曲線擬合采用Monte Carlo算法，擬合曲線次數選取超過10 000條，徑跡初始長度定為16.3 μm，與結晶C軸平行的裂變徑跡蝕刻的最大直徑(Dpar)為1.5 μm。在綜合分析實測裂變徑跡長度分布特征、裂變徑跡年齡的基礎上，結合樣品具體的地質構造背景，確定熱史模擬過程中關鍵地質事件的溫度和時間。通過對反演模擬結果與實測徑跡長度特征、年齡值的對比分析，將結果分為可接受和良好兩種情形，同時找出最佳時間-溫度曲線，挖掘詳細、可靠的構造-熱演化史。聯合應用長度擬合度(K-S Test)和年齡擬合度(Age GOF)兩項參數對擬合結果可信度進行檢驗，若K-S Test>5%且Age GOF>5%，認為擬合結果較為可信，若K-S Test>50%且Age GOF>50%，認為擬合結果可信[60]。

4 實驗結果

4.1 方解石原位微量元素與U-Pb年齡

次生方解石脈26個點原位ICP-MS激光剝蝕稀土元素和釔元素總量∑REE+Y介于15.2×10-6～31.5×10-6，平均值為24.5×10-6，其中輕稀土元素含量∑LREE =12.3×10-6～27.6×10-6，平均值為20.8×10-6，重稀土元素含量∑HREE=3.0×10-6～4.3×10-6，平均值為3.8 ×10-6(圖5)。元素Ce的含量介于5.9×10-6～13.5 ×10-6，平均值為10.1 ×10-6，元素Y的含量介于2.0×10-6～2.7 ×10-6，平均值為2.4 ×10-6。元素Y/Ho比值介于34～38，平均值為36。碳酸鹽巖圍巖28個點原位ICP-MS激光剝蝕稀土元素和釔元素總量∑REE+Y介于8.8×10-6～21.9 ×10-6，平均值為12.4 ×10-6，其中輕稀土元素含量∑LREE =6.6×10-6～18.0 ×10-6，平均值為9.8 ×10-6，重稀土元素含量∑HREE=1.8×10-6～3.9 ×10-6，平均值為2.7 ×10-6。元素Ce的含量介于3.0×10-6～8.4 ×10-6，平均值為4.6×10-6，元素Y的含量介于1.1×10-6～2.3×10-6，平均值為1.6 ×10-6。元素Y/Ho比值介于27～31，平均值為28(圖5)。

在澳大利亞后太古宇頁巖(PAAS)[61]標準化的稀土元素和釔元素(∑REE+Y)蛛網圖中，次生方解石脈表現為輕稀土相對富集的右傾配分模式，與碳酸鹽巖圍巖中方解石膠結物平坦配分模式明顯不同(圖6)。此外，次生方解石脈具有明顯Y和Eu的正異常，無Ce異常；碳酸鹽巖圍巖中方解石膠結物具有弱的Ce負異常， La和Gd正異常，無Y和Eu正異常(圖6)。

圖5 鄂爾多斯盆地西南部碳酸鹽巖與方解石脈稀土元素特征Fig.5 Characters of REE of the host carbonate rocks and calcite veins in the southwestern Ordos Basina.圍巖微晶方解石膠結物與次生粗晶方解石脈輕稀土元素和Y/Ho比值差異；b.圍巖微晶方解石膠結物與次生粗晶方解石脈輕稀土元素和重稀土元素差異

圖6 澳大利亞后太古宇頁巖(PAAS)標準化稀土元素和釔元素(REE+Y)配分模式(PAAS值見文獻[61])Fig.6 Post-Archaean Australian Shale (PAAS)-normalized REE+Y pattern of the Cambrian host carbonate rocks and veins (values of PAAS from reference[61])

次生方解石脈的46個分析點位計算獲得的原位ICP-MS激光剝蝕U-Pb年齡為(214±22) Ma[加權平均方差(MSWD)=1.3]；而圍巖下古生界寒武系碳酸鹽巖方解石膠結物65個原位分析點位計算獲得的ICP-MS激光剝蝕U-Pb年齡為(452±13) Ma(MSWD=6.4)(圖7)。

4.2 磷灰石裂變徑跡模擬結果

圖7 方解石原位激光剝蝕U-Pb年齡Fig.7 In-situ laser ablation U-Pb ages of calcitea. QSC-11a，斷裂帶次生巨晶方解石脈年齡；b. QSC-11a，斷裂帶圍巖中被流體改造的微晶方解石膠結物年齡

圖8 鄂爾多斯盆地西南部磷灰石裂變徑跡模擬的抬升冷卻史Fig.8 Uplifting-cooling history modeling results of AFT in the southwestern Ordos Basina.時間-溫度曲線反應的熱歷史，綠線范圍代表可接受的時間-溫度擬合路徑，紅線范圍代表良好的時間-溫度擬合路徑，藍色線代表最佳時間-溫度擬合路徑；b.磷灰石裂變徑跡長度分布[模擬檢驗參數擬合徑跡長度=(12.7±1.7) μm，實測徑跡長度=(12.7±1.6) μm，擬合平均年齡=152.3 Ma，實測平均年齡=154 Ma，最老徑跡年齡=186 Ma，年齡擬合度(Age GOF)=89%，長度擬合度(K-S Test)=50%，Dpar=1.5 μm，Easy Ro>0.63。]

5 討論

此外，方解石膠結物中Y和Ho兩種元素為熱流體改造提供了更多的信息。元素Y和Ho在大多數巖漿作用和沉積環境形成的方解石中多表現為共生元素，兩者地球化學特征基本一致[30,73-74]。但是，Y和Ho在熱液改造過程中則具有不同的地球化學性質，Y元素常常從Ho元素中分餾，導致熱液方解石的Y/Ho>27[30,73-74]。然而，寒武系碳酸鹽巖方解石膠結物中Y/Ho比值介于27～31，平均值為28(圖5)，說明加里東期晚奧陶世(約452 Ma)的熱流體活動對鄂爾多斯盆地西南部寒武系改造作用并不強烈，形成方解石膠結物的流體主要與寒武系海相碳酸鹽巖在局部水巖反應中的溶解有關，且形成過程受到了弱的熱液改造作用。這與盆地西南部淳2井和旬探1井沉積-埋藏史模擬結果相符(圖9)，該次構造熱流體活動在時間上與原特提斯洋的俯沖閉合和秦嶺-祁連海槽的關閉一致[62]。

磷灰石裂變徑跡模擬結果表明寶雞岐山地區在約215 Ma存在一期構造-熱事件，盆地達到最大古地溫，之后開始降溫(圖8a)。從區域地質背景和地層展布特征來看，鄂爾多斯盆地西南部古生界普遍發育，三疊系分布廣泛，中-下侏羅統保存完好，上侏羅統缺失，下白堊統廣泛發育(圖2)。在盆地西南緣三疊系與侏羅系為角度及平行不整合，侏羅系與下白堊統為區域角度不整合，表明鄂爾多斯盆地西南部抬升事件發生在晚三疊世末和晚侏羅世末，而晚三疊世末及晚侏羅世末盆地西南部發生擠壓抬升，晚侏羅世末抬升剝蝕大于晚三疊世末的抬升剝蝕。巖相古地理研究表明盆地西南部早-中侏羅世煤層較為發育，以湖泊相和沼澤相沉積為主，說明晚三疊世末和晚侏羅世末兩次地層抬升剝蝕規模有限。這與鄂爾多斯盆地西南部淳2井和旬探1井沉積-埋藏史模擬結果一致，即印支期存在小規模抬升剝蝕事件(圖9)，侏羅系與三疊系鏡質體反射率隨深度連續變化也表明晚三疊世構造-熱事件不強[10,11]。

鄂爾多斯盆地西南部寒武系斷裂破碎帶晚三疊世(約214 Ma)形成的次生方解石脈，其地球化學特征與圍巖海相碳酸鹽巖奧陶紀方解石膠結物明顯不同(圖5，圖6)。其輕稀土含量較圍巖明顯偏高(圖5，圖6)，元素Y/Ho比值介于34～38，平均值為36，與斷裂帶熱液方解石特征一致[30,73-74]。巖相學觀察表明次生方解石脈晶體以巨晶為主，無流體改造痕跡，但是發育雙晶(圖4)，說明次生巨晶方解石脈是斷裂活動過程的新生產物，且形成過程遭受了地質應力作用。裂變徑跡模擬的時間-溫度曲線表明盆地西南緣晚三疊世約215 Ma達到最大古地溫(圖8)，與區域地質背景及古地溫溫標變化規律矛盾。盆地西南部有印支期侵入巖，在侵入巖發育區存在印支期構造熱事件，但從區域地質背景來看，并未發現該時期存在大規模構造熱事件的證據[10-11]，該期熱事件可能與區域斷裂活動有關。鄂爾多斯盆地西南部印支期約214 Ma受構造-熱事件改造的強度不大，規模有限。因此，裂變徑跡與方解石U-Pb年代學手段相結合，多種方法進行綜合研究，可以更好的揭示構造演化歷史。

晚侏羅世盆地開始抬升，上侏羅統缺失，侏羅系變形強烈，并與白堊系呈角度不整合接觸，與該時期秦嶺造山帶陸內造山對華北板塊的擠壓有關[43]。進入晚白堊世，受燕山運動和喜馬拉雅運動的影響，盆地大規模抬升，尤其是喜馬拉雅期40 Ma以來，受秦嶺造山帶隆升、渭河地塹斷塊翹傾作用以及青藏高原東北緣擴展遠場效應的綜合影響，鄂爾多斯盆地西南部發生快速隆升、剝蝕強烈[10-11,42]。盆地西南部南緣古生界出露地表，盆地內部則廣泛出露中生界，以下白堊統為主(圖2)，表明盆緣剝蝕厚度較盆地內部明顯更大，盆地西南部后期改造強烈且平面上存在不均一性，區域油氣保存條件復雜，盆緣與盆內差異顯著。

綜上所述，鄂爾多斯盆地西南部經歷了晚奧陶世、晚三疊世、晚侏羅世和早白堊世末期—新生代以來的4期構造改造事件，受斷裂及熱流體活動改造頻繁，隆升強烈、剝蝕厚度大，特別是燕山期以來改造強烈，嚴重破壞了區域油氣保存條件，對在鄂爾多斯盆地西南部尋找古生界天然氣藏不利。

6 結論

方解石原位U-Pb測年和磷灰石裂變徑跡模擬結果與沉積-埋藏演化歷史揭示了鄂爾多斯盆地西南部晚奧陶世、晚三疊世、晚侏羅世和早白堊世末期—新生代以來的4期構造事件。加里東期晚奧陶世(452±13) Ma存在一期熱液改造事件，可能與原特提斯洋俯沖閉合密切相關；印支期(214±22) Ma發生一期區域斷裂活動是引起研究區構造-熱事件的重要原因，構造改造事件規模有限。燕山期和喜馬拉雅期兩期構造活動強烈，該時期鄂爾多斯盆地西南部大幅度隆升并遭受強烈剝蝕。盆地西南部多階段構造演化導致油氣保存條件被嚴重破壞，對尋找古生界天然氣藏不利，應重視盆地西南部天然氣保存條件的研究。

圖9 鄂爾多斯盆地西南部典型井埋藏史記錄4期構造事件Fig.9 Four tectonic events recorded by burial history of typical wells in the southwestern Ordos Basina.兩期方解石年齡與淳2井埋藏史結果一致；b.兩期方解石年齡與旬探1井埋藏史結果一致