鄂爾多斯盆地西緣石溝驛向斜的形成演化與致密砂巖氣成藏模式

何登發(fā)，孫方源，翟詠荷，包洪平，馬靜輝，開百澤

[1.中國地質(zhì)大學(北京) 能源學院，北京 100083； 2.中國石油 長慶油田分公司 勘探開發(fā)研究院，陜西 西安 710018]

向斜是一種基本的褶皺樣式，在造山帶、盆-山過渡帶與盆地內(nèi)部較為常見。向斜可以在擠壓、拉張與走滑等多種構造環(huán)境下形成[1-3]。但相對于背斜而言，對其成因與演化的認識程度較低。在斷層相關褶皺理論中，向斜的軸面與下伏斷層的轉(zhuǎn)折點(fault-bend)或構造楔的楔端點(wedge-tip)相連[1,4]，斷層上盤的運動滑移經(jīng)過此處時被褶皺，因此向斜軸面為活動軸面(active axial surface)，向斜也就成為重要的運動學標志之一。研究向斜的形成機制是解析褶皺帶演化與圈閉發(fā)育的重要窗口之一。

向斜也是油、氣、煤、鹽類、稀土和鈾礦等多種礦產(chǎn)資源賦存的重要場所[5-11]，尤其在煤層氣、致密砂巖氣、頁巖氣以及砂巖型鈾礦的研究中已逐漸成為熱點[7,9,12-13]。剖析其形成的時期、變形機制以及褶皺調(diào)節(jié)斷層、裂縫系統(tǒng)在油氣運移、聚集與保存中的作用具有提高勘探成效的重要意義[14-15]。

鄂爾多斯盆地西緣的石溝驛向斜是主要的煤礦生產(chǎn)基地[16]，在與其毗鄰的劉家莊背斜發(fā)現(xiàn)了鄂爾多斯盆地的首個氣田[17]，在相鄰的勝利井、大水坑和馬家灘等地發(fā)現(xiàn)了一系列與逆沖斷層相關的油(氣)田，表明該區(qū)具有豐富的油氣資源[17-19]。對于石溝驛向斜，因其地表為新生界覆蓋，出露零星，或因早期地震資料品質(zhì)很低，對其地下地質(zhì)結(jié)構難以清晰刻畫[20-21]，關于其成因、演化及構造對油氣、煤、鈾礦等礦產(chǎn)的富集機制的研究程度較低[13,16,22-28]，制約了該區(qū)礦產(chǎn)資源勘探的進一步拓展。

本文利用2018年在該區(qū)采集的高分辨率地震資料以及近年新的鉆探資料，在地震地質(zhì)層位精細標定與追蹤的基礎上，開展系統(tǒng)的構造解釋，利用斷層相關褶皺作用原理與方法開展構造成因分析，從構造形成機制出發(fā)探討天然氣聚集的時、空匹配關系，建立天然氣的成藏模式，可望對該區(qū)的油氣及其他礦產(chǎn)資源的勘探提供參考依據(jù)。

1 地質(zhì)背景

鄂爾多斯盆地西緣處于中國南北構造帶的北段[17,20-21,29-34]，石溝驛向斜處于其中部地區(qū)，NNE-SSW向的桌子山-賀蘭山構造帶的前緣在此與NWW-NNW向的六盤山弧形構造帶的前緣相接與過渡(圖1a)[35-44]。六盤山弧形構造帶由香山、煙筒山-黑鷹彎山、牛首山-羅山等沖斷席構成，新生代期間自SW向NE逆沖推覆，牛首山-羅山-云霧山斷裂帶構成其東側(cè)與鄂爾多斯盆地之間的界線；賀蘭山為燕山期形成的陸內(nèi)擠壓造山帶[33,45-46]，新生代其核部垮塌形成銀川地塹，其東側(cè)沖斷隆起的殘余部分以陶樂-靈武逆沖斷裂與鄂爾多斯盆地相接。

鄂爾多斯盆地西緣中段自西向東依次發(fā)育羅山、韋州、石溝驛、煙墩山、海子井與馬家灘等6個逆沖席[28,47-50]，以惠安堡-沙井子斷裂為界，其東側(cè)的煙墩山、海子井與馬家灘3個逆沖席為以上石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)含煤巖系煤層、泥巖等為滑脫層的淺層滑脫構造變形系統(tǒng)，而其西側(cè)的3個沖斷席則改造了鄂爾多斯地塊西緣古生代的伸展邊緣，具有早期正斷層、后期正反轉(zhuǎn)特征[28]。石溝驛沖斷席呈向斜形態(tài)，夾持于東側(cè)的惠安堡-沙井子斷裂與西側(cè)的青龍山斷裂之間(圖1b)。

石溝驛向斜主體由三疊系與侏羅系組成，向斜西南端有上石炭統(tǒng)、二疊系零星出露。在向斜內(nèi)部的忠1、忠6、發(fā)參1和發(fā)東1等井鉆揭上述地層。向南至青龍山一帶薊縣系、寒武系、下奧陶統(tǒng)自東向西依次出露，構成西傾東沖的推覆體；大、小羅山一帶出露中奧陶統(tǒng)，構成東沖的沖斷推覆體。

石溝驛向斜所在的鄂爾多斯盆地西緣中段地區(qū)經(jīng)歷了4個構造演化旋回：1)中元古代伸展裂陷，形成向盆地內(nèi)部延伸的寧-蒙裂陷帶，新元古代則隆升剝蝕；2)寒武紀—中奧陶世裂陷，形成向西階梯狀下掉的邊緣構造帶，晚奧陶世擠壓反轉(zhuǎn)，志留紀—早石炭世隆升；3)中-晚石炭世再次伸展裂陷，二疊紀—中侏羅世坳陷[51]，期間三疊紀末期有時間長短不一的隆升事件[45]；晚侏羅世擠壓造山[52-54]；4)早白堊世區(qū)域伸展、坳陷，晚白堊世擠壓反轉(zhuǎn)，古-始新世隆升剝蝕；5)漸新世-中新世拗陷，上新世-第四紀隆升剝蝕。在寒武系底界、上石炭統(tǒng)底界、上侏羅統(tǒng)底界、下白堊統(tǒng)底界、漸新統(tǒng)底界、中新統(tǒng)底界、第四系底界發(fā)育7個區(qū)域性不整合面。石溝驛向斜主要形成于早燕山期，并在晚燕山期、喜馬拉雅期遭受了不同程度的改造。NW—NNW向的石溝驛向斜推覆體掩沖于NW向的海子井沖斷席與磁窯堡一帶的NE向的劉家莊、勝利井背斜之上。

2 石溝驛向斜的形成與演化

2.1 石溝驛向斜的地層特征

該地區(qū)地表出露三疊系、侏羅系與白堊系，區(qū)內(nèi)及鄰區(qū)的忠1、忠探1、發(fā)參1、發(fā)東1、驛探1、惠探1、苦深1、古探1、梁探1、天深1以及蘆參1等井鉆遇長城系、薊縣系、寒武—奧陶系、石炭—二疊系及中生界。根據(jù)鉆井巖性、生物地層及地震地質(zhì)層位的精細標定建立了該區(qū)的地層系統(tǒng)。

2.1.1 地震地質(zhì)層位標定

依據(jù)區(qū)域內(nèi)及相鄰的單井地震合成記錄標定地震地質(zhì)層位，再在區(qū)域內(nèi)進行地震層位追蹤與解釋。其中，侏羅系的次級地震層序依據(jù)延133、延163井的地震標定成果；三疊系及其以下(T、P、C、O、、Jx、Ch)的地震次級層序依據(jù)忠1、忠探1、天深1、古探1、惠探1及蘆參1等井的地震層位標定成果并據(jù)區(qū)域連井追蹤對比延入研究區(qū)。

2.1.2 地層系統(tǒng)

石溝驛地區(qū)內(nèi)自下而上可劃分為基底巖系、長城-薊縣系、寒武-奧陶系、石炭-二疊系、三疊系-白堊系、新生界等6個構造-地層層序(圖2)。

1) 基底巖系

對應一套雜亂的地震反射波組，鄂爾多斯盆地包括泛華北古陸的結(jié)晶基底是由多個地體拼貼、固結(jié)而成，其固結(jié)時期在古元古代末的呂梁—中條運動時期。

2) 中元古界

長城系對應一套中弱振幅斷續(xù)、局部雜亂反射；與上覆薊縣系呈低角度不整合，與下伏古元古界或太古界之間接觸關系不太清晰，在賀蘭山一帶長城系與下伏太古界多呈角度不整合，推測區(qū)內(nèi)二者呈低角度不整合。古深1井、天深1井等揭示長城系為濱岸-濱海潮上帶的石英砂巖，局部夾薄層泥巖、泥質(zhì)、云質(zhì)、灰質(zhì)的云、灰?guī)r；向西，泥、灰質(zhì)增多、增厚。在長城系沉積時，該區(qū)處于甘陜—寧蒙裂陷帶之間的過渡區(qū)。

薊縣系為一套弱連續(xù)、斷續(xù)、局部雜亂的反射波組，向東減薄，與上覆寒武系呈平行不整合，與下伏長城系呈低角度不整合。巖性、巖相與青龍山一帶的露頭類似，為濱海潮上帶云坪、灰云坪環(huán)境下的灰、灰白色薄-中厚層狀含硅質(zhì)條帶、燧石條帶白云巖、結(jié)晶白云巖，底部可能發(fā)育有濱岸相石英砂巖、角礫巖等(圖2)。

3) 下古生界寒武系和奧陶系

寒武系在地震剖面上具有低頻、強振幅、連續(xù)斷續(xù)、局部雜亂反射特征。為碳酸鹽巖臺地與臺緣帶的沉積，下統(tǒng)以砂巖為主；中統(tǒng)向上為薄-中厚層狀灰?guī)r，見多層鮞?；?guī)r，以張夏組最為發(fā)育，具有臺緣高能環(huán)境下粒屑灘的沉積特征；上統(tǒng)三山子組以白云巖為主。

奧陶系在地震剖面上對應一套中低頻、中弱振幅、弱連續(xù)、斷續(xù)反射波組，局部雜亂或丘狀反射。下統(tǒng)的中下部為深灰色、灰黑色、灰色、褐灰色結(jié)晶(巖化)白云巖，頂部為深灰色、灰黑色泥晶灰?guī)r，局部存在粒屑、生屑灘沉積。中統(tǒng)下部為深灰色、灰黑色鈣質(zhì)泥巖、泥巖、泥灰?guī)r、砂粒屑灰?guī)r；上部為深水陸棚相灰色、淺灰色灰質(zhì)砂巖、粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖與泥、頁巖、砂質(zhì)泥巖不等厚互層；奧陶系整體呈碳酸鹽巖臺地-淺海斜坡碎屑巖的沉積演化特征，各組間均呈整合接觸。

4) 上古生界石炭系和二疊系

上石炭統(tǒng)本溪組(C2bx)或羊虎溝組(C2y)：石炭系對應一套中低頻、中振幅、弱連續(xù)、斷續(xù)反射，向東連續(xù)性變差，與下伏奧陶系在剖面的中西段呈角度不整合，向東呈低角度或假整合接觸。石炭系羊虎溝組(C2y)在石溝驛向斜內(nèi)自東向西增厚，灰黑色泥巖為主，與深灰色細-粉砂巖構成不等厚互層沉積，上部見多層煤巖；向東減薄[稱本溪組(C2bx)]，厚度僅幾十～十幾米[55]。

二疊系自下而上可劃分為下統(tǒng)太原組(P1ty)、山西組(P1s)、中統(tǒng)石盒子組(P2sh)和上統(tǒng)石千峰組(P3s)，對應一套中弱振幅、斷續(xù)反射波組，底部為一套中強振幅、連續(xù)反射。

下二疊統(tǒng)太原組(P1ty)、山西組(P1s)為海陸交互相的碎屑巖含煤建造。太原組(P1ty)巖性為灰黑色、深灰色泥巖夾灰色細砂巖、砂質(zhì)泥巖；下部為灰、深灰色中砂巖，粉、細砂巖夾灰黑色炭質(zhì)泥巖薄層及煤層；山西組(P1s)巖性為深灰色、灰色泥巖、砂質(zhì)泥巖與中砂巖、細砂巖不等厚互層，下部夾煤層。

中二疊統(tǒng)石盒子組(P2sh)下部為灰色-深灰色中細砂巖與深灰色泥巖、砂質(zhì)泥巖；中上部為雜色砂質(zhì)泥巖、細砂巖構成不等厚互層，為濱湖沼澤相-河流相沉積。

上二疊統(tǒng)石千峰組(P3s)上部為棕紅、褐棕色砂質(zhì)泥巖、泥巖夾粉砂巖；中下部為褐棕色、淺棕色細、粉砂巖與褐色、褐棕色砂質(zhì)泥巖不等厚互層，為河流相河道、河漫灘亞相沉積(圖2)。

圖2 石溝驛-惠安堡地區(qū)地層綜合柱狀圖Fig.2 Stratigraphic column of the Shigouyi-Hui’anpu areas

5) 中生界

在地震剖面上，三疊系下部為斷續(xù)或雜亂反射，中上部對應一套中弱振幅、連續(xù)-弱連續(xù)的相位大致平行的反射波組。其中，延長組(T3yc)長7段的深湖相深灰色、灰黑色、黑色的泥巖、泥頁巖、炭質(zhì)泥頁巖、油頁巖呈中強振幅連續(xù)反射，局部存在由東向西的似上超的雜亂反射。三疊系為一套湖進—水退沉積。由下至上，劉家溝組(T1l)為厚層狀褐色、深灰色細砂巖夾薄層狀深灰色、棕紅色砂質(zhì)泥巖；和尚溝組(T1h)下部為雜色泥質(zhì)砂巖，中部為棕紅色泥巖，上部為灰色細砂巖；紙坊組(T2z)為灰色細砂巖與砂質(zhì)泥巖、泥巖不等厚互層；延長組(T3yc)為灰黑色、深灰色泥巖、頁巖、砂質(zhì)泥巖、泥質(zhì)砂巖、細砂巖不等厚互層，頂部砂質(zhì)增多增厚(圖2)。

侏羅系缺失下統(tǒng)，中統(tǒng)發(fā)育，上統(tǒng)零星分布。地震剖面上，延安組(J2y)對應一套連續(xù)、弱連續(xù)的相位大致平行的反射波組，直羅組(J2z)對應一套斷續(xù)或雜亂反射。延安組(J2y)以深灰色泥巖為主，與細砂巖構成不等厚互層，含多層煤；直羅組(J2z)下部頂?shù)诪楹[粗砂巖，中部為厚18 m的灰黑色泥巖，向上灰色泥巖與細砂巖構成不等厚互層；安定組(J2a)中下部為棕紅色泥巖、局部夾細砂巖，上部為棕紅色泥巖、砂巖不等厚互層(圖2)。

白堊系保存有下統(tǒng)，統(tǒng)稱為志丹群，地震剖面上層序底部見下超反射，逐漸過渡為進積型的上超反射；頂部存在具有生長地層特征的低角度的上超反射。為棕紅色細砂巖夾泥巖，向上泥巖增厚。

6) 新生界總體較薄。在惠安堡-海子井一帶發(fā)育清水營組(E3q)，為粉細砂巖夾泥巖，區(qū)域性不整合于下伏地層之上；其上為新近系棕紅色砂巖夾泥巖，分布于石溝驛向斜西側(cè)；第四系為黃色亞粘土夾黃褐色、淺棕色砂質(zhì)粘土及砂礫石層，分布于向斜內(nèi)低洼地帶。

2.2 石溝驛向斜的構造特征

2.2.1 地面地質(zhì)特征

石溝驛向斜呈NW—NNW走向，長約52 km，寬約26 km，長寬比為2 ∶1。其西北端為陶樂-靈武斷層所截，隱伏于第四系之下；東南端在發(fā)東1井一帶上翹(圖1b)，為漸新統(tǒng)與第四系不整合覆蓋，向南與青龍山?jīng)_斷席斜接；西接牛首山、大、小羅山?jīng)_斷席，為中新統(tǒng)所不整合；東側(cè)南段掩沖于海子井、煙墩山?jīng)_斷席之上，北段則掩沖在由劉家莊背斜(劉慶1、2井鉆遇)、磁窯堡背斜(鴛探1井、鴛參1井鉆遇)等NNE向的背斜、向斜構成的褶皺系之上。石溝驛向斜與劉家莊背斜呈近垂直相交。

石溝驛向斜為一個大型寬緩向斜，軸面傾向北東，西南翼較陡，傾角介于45°～60°，北東翼較緩，傾角在25°左右，核部出露侏羅系，兩翼主要出露三疊系(圖1c)；剖面AB西南段在三疊系內(nèi)發(fā)育5排逆斷層，長3～6 km，逆斷層傾向北東，運動指向北西，傾角在45°～60°，這些逆斷層向下滑脫終止于二疊系底部，表現(xiàn)為向斜外沖斷層(out-of syncline fault)特征，即在向斜形成過程中調(diào)節(jié)位移而形成的褶皺調(diào)節(jié)斷層，指示向斜形成時有自東向西擠壓的相對位移。

2.2.2 地震構造解釋與變形樣式

通過對區(qū)域內(nèi)2018年采集的高精度地震剖面進行綜合解釋，對石溝驛向斜的構造形態(tài)有了整體的認識。下面選擇東西向的H186503+03251剖面(CD剖面)(圖3)進行解析。

1) 以惠安堡(F2)斷裂為界，剖面分為東、西兩段。西段由青龍山?jīng)_斷席(F1)、石溝驛向斜沖斷席構成；東段由煙墩山、海子井、馬家灘3個沖斷席及天環(huán)向斜組成。

2) 東段以本溪組、山西組含煤巖系為界，分為上、下兩套構造變形系統(tǒng)。本溪組(對應西段的羊虎溝組)在東段厚度減薄，起滑脫層作用的主要是山西組(P1s)煤層。煙墩山斷裂(F3)、海子井斷裂(F4)與馬家灘斷裂(F5)在山西組發(fā)生滑脫；前兩者自西向東逆沖，而后者則自東向西沖斷，海子井斷裂(F4)與馬家灘斷裂(F5)之間構成Ⅰ型三角帶。煙墩山?jīng)_斷席為背斜前翼發(fā)生突破的斷層傳播褶皺，斷層端點向上突破至地表，在背斜后翼向斜部位也發(fā)育一反沖斷層，與主斷層一起形成沖起(pop-up)(或稱為突發(fā))構造，石油上俗稱背沖斷塊。海子井沖斷席也為斷層傳播褶皺背斜，但在西翼發(fā)育2條逆沖斷層，使其復雜化，同樣形成了沖起構造。這2個沖斷席實際上也具有前端背斜、后端向斜的構造形態(tài)。馬家灘反沖席前翼窄、后翼寬，后翼地層傾角較馬家灘斷層的傾角緩得多，從構造形態(tài)上指示其為一剪切斷層轉(zhuǎn)折褶皺背斜(shear fault-bend fold)，發(fā)生剪切滑脫的層在山西組—下石盒子組，馬家灘斷層在后期沿背斜前翼發(fā)生突破，但從圖3來看，突破位移量很小。

東段的下部構造變形系統(tǒng)為太古界—奧陶系，自西向東發(fā)育5條正斷層，左側(cè)3條構成西傾階梯狀正斷層，右側(cè)2條正斷層構成地塹形態(tài)。這些正斷層主要截切中元古界長城系與薊縣系，指示中元古代它們(及其西段的惠安堡等斷層)的伸展活動。元古界地層厚度在斷層下降盤增厚。

東段的另一個重要特點是以馬家灘為界，以東地層水平，以西基底—三疊系向西傾斜，清楚地顯示出受西側(cè)早期拉張下掉、后期擠壓撓曲作用的影響。馬家灘地區(qū)所處部位表現(xiàn)為樞紐轉(zhuǎn)折帶。

3) 西段以羊虎溝組為界，也具有上、下分層構造變形特征。上層變形系統(tǒng)包括青龍山、石溝驛2個沖斷席。青龍山?jīng)_斷層在青龍山一帶沿薊縣系底部滑脫，沖斷至地表，薊縣系、寒武系、下奧陶統(tǒng)為沖斷系統(tǒng)，但在石溝驛一帶，滑脫層則在羊虎溝組，明顯變淺。石溝驛沖斷席的地層組成為上石炭統(tǒng)羊虎溝組—侏羅系，中侏羅統(tǒng)直羅組(J2z)構成向斜核部；向斜核部西翼發(fā)育2條西沖逆斷層，斷層上陡下緩，在延長組內(nèi)部或底部滑脫，為向斜形成時的調(diào)節(jié)斷層。羊虎溝組向西厚度增大，向東至惠安堡斷層上盤減薄尖滅，即惠安堡斷層上段的上盤為羊虎溝組—侏羅系。西段的下部變形系統(tǒng)為由長城系—奧陶系組成的4個沖斷席，長城系、薊縣系、寒武系和奧陶系都具有向西厚度增大的趨勢，這些沖斷席以羊虎溝組底部泥巖為頂板、以基底內(nèi)部韌性剪切層為底板構成雙重構造，沖斷席由東向西逐步抬高，也將石溝驛向斜區(qū)西翼逐步抬高。

由上所述，石溝驛向斜及鄰區(qū)具有分層構造變形特點。從圖3可見，惠安堡斷層下段截切太古界—奧陶系，斷距較?。坏隙螖嗑嗝黠@增大。形成這種現(xiàn)象的原因?qū)⒃谙挛挠枰杂懻摗臉嬙鞓邮缴蟻砜?，石溝驛向斜之下發(fā)育雙重構造，它們共同組成了構造楔變形系統(tǒng)。

2.3 石溝驛向斜的形成時間

區(qū)域性地層不整合面揭示了該區(qū)所經(jīng)歷的主要構造變形期次：1)上石炭統(tǒng)與其下地層的不整合面，如在發(fā)參1井的西南側(cè)可見二者的平行不整合接觸，指示加里東期構造運動在該區(qū)的存在；2)上侏羅統(tǒng)芬芳河組礫巖與其下地層之間的低角度不整合，在石溝驛煤礦沿G211公路，芬芳河組礫巖近于水平，與下伏延安組、直羅組之間的交角為10°～20°(圖4a)，芬芳河組礫巖在劉家莊背斜、磁窯堡背斜(勝利井氣田所在)構成的褶皺帶中處于向斜核部，呈NE走向(圖1b)；這一不整合面指示了燕山早期運動；3)劉家莊背斜、磁窯堡背斜為三疊系、侏羅系組成的背斜，在其西翼、北端、東南翼均為下白堊統(tǒng)砂礫巖不整合覆蓋(圖1b)，指示了燕山中期運動；4)漸新統(tǒng)與下伏白堊系之間也為區(qū)域性低角度不整合接觸，沿S307公路橋附近，漸新統(tǒng)礫石層與下伏下白堊統(tǒng)之間的角度差為7°～10°，指示了燕山晚期運動；對這一期性質(zhì)還有待于進一步研究，晚白堊世晚期或末期有隆升剝蝕歷史，晚白堊世早期應有相當厚度的沉積，這從下白堊統(tǒng)的成巖程度可以推測出來；5)中新統(tǒng)(N1h)、第四系不整合于下伏不同時代地層之上(圖1b)，在石溝驛向斜西翼可見到這些不整合的分布(圖1b)，但角度較緩，表明該區(qū)在喜馬拉雅期處于隆升、剝蝕狀態(tài)。

圖4 石溝驛向斜及鄰區(qū)地層角度不整合接觸關系Fig.4 Angular unconformity contacts between sequences in the Shigouyi syncline and adjacent areasa.石溝驛煤礦，G211公路邊上侏羅統(tǒng)芬芳河組礫巖角度不整合于中侏羅系直羅組之上，說明該地區(qū)褶皺變形時期為中侏羅世晚期；b.沿S307公路橋附近(N38°74′05.785″、E106°31′55.105″，漸新統(tǒng)礫石層與下白堊統(tǒng)之間低角度不整合接觸，地層產(chǎn)狀，E3：256°∠3°；K1:239°∠10°

從石溝驛地區(qū)砂巖低溫熱年代學分析結(jié)果來看[45-46,56-57]，石溝驛地區(qū)在侏羅—白堊紀經(jīng)歷了4期隆升事件：第一期發(fā)生在165～141 Ma±，峰值年齡為150 Ma；第二期發(fā)生在115～113 Ma±，峰值年齡為114 Ma；第三期發(fā)生在100～81 Ma±，峰值年齡為90 Ma；第四期發(fā)生在66～59 Ma±, 峰值年齡接近63 Ma。分別與上、中侏羅統(tǒng)之間的不整合面、早白堊世晚期隆升、晚白堊世晚期隆升與漸新統(tǒng)(或西緣南段始新統(tǒng))底界不整合面相對應。地質(zhì)學與低溫熱年代學證據(jù)較為吻合，清楚地指示了晚侏羅世—早白堊世是該區(qū)強烈擠壓構造活動時期，發(fā)生了強烈的陸內(nèi)構造變形。石溝驛向斜形成于這一時期。

2.4 石溝驛向斜的構造演化與成因機制

2.4.1 構造演化

石溝驛地區(qū)的構造演化可劃分為結(jié)晶基底形成期(呂梁構造旋回)、裂谷發(fā)育期(中元古代)、臺緣斜坡-臺地發(fā)育期(加里東構造旋回)、海-陸轉(zhuǎn)換期(晚海西構造旋回)、沖斷期(印支-燕山構造旋回)、調(diào)整期(喜馬拉雅旋回)等6個演化階段(圖5)。

圖5 石溝驛向斜東西向構造演化剖面Fig.5 EW-trending sections showing the tectonic evolution of the Shigouyi synclinea.裂谷期；b.裂谷末期；c.被動陸緣期；d.回返期；e.海陸轉(zhuǎn)換期；f.初始沖斷期；g.沖斷活躍期；h.調(diào)整期

1) 基底形成演化階段

呂梁(或中條)運動(2 100～1850 Ma)，規(guī)模大小不等的古陸塊或微陸塊拼貼、增生、固結(jié)，形成泛華北(克拉通)古陸。該區(qū)地處鄂爾多斯地塊北部，基巖主要由太古宇賀蘭山巖群、烏拉山巖群及古元古界的趙池溝巖群構成。

2) 裂谷發(fā)育期

中元古代(1 850～1 600 Ma)，泛華北古陸裂解[58]，在鄂爾多斯盆地自北而南形成寧蒙、甘陜、秦晉3個呈NE走向的裂谷系。石溝驛地區(qū)介于寧蒙、甘陜裂谷系的過渡部位，同時也處于華北古陸與秦祁海的陸緣過渡帶，區(qū)內(nèi)東、西部之間斷裂的產(chǎn)狀、樣式存在差異。在西段為斷階狀，可見4～5條西傾的正斷層，反映陸緣伸展正斷裂的組合特征；東段則多呈塹、壘式斷裂組合，顯示陸內(nèi)裂陷的特性(圖3)，自東向西沉積了厚度差異較大的長城系濱岸-濱海相碎屑巖夾薄層泥巖、云巖、灰?guī)r沉積(圖5a)。中元古代薊縣期伸展活動減弱，盆地具有拗陷性質(zhì)，形成淺海相泥巖、云巖、灰?guī)r、硅質(zhì)巖沉積建造。新元古代，盆地周緣洋盆與裂谷相繼關閉，鄂爾多斯地塊及鄰區(qū)處于擠壓環(huán)境，致使長城系、薊縣系遭受剝蝕(圖5b)；石溝驛地區(qū)缺失新元古界。

3) 陸棚斜坡-臺地邊緣演化時期

元古代末期(約550 Ma)，盆地南、西緣秦祁海發(fā)育，鄂爾多斯地塊再次處于拉伸背景，發(fā)育形成了賀蘭裂陷槽，該區(qū)處于裂陷槽東部斷階帶邊緣，受正斷層活動強度的控制，這一邊緣結(jié)構相對復雜。在此背景下發(fā)育了寒武-奧陶系的陸棚斜坡-臺緣-臺地相碳酸鹽巖沉積建造，西側(cè)含泥質(zhì)成分相對高些；奧陶紀中晚期(克里摩里組、烏拉力克組、拉什仲組、公烏素組)，區(qū)內(nèi)接受較深水的泥巖、泥灰?guī)r及泥質(zhì)或碎屑、生屑灰?guī)r沉積，是下古生界烴源巖較發(fā)育時期(圖5c)。受正斷層活動影響，斷層下降盤發(fā)育深水沉積，上升盤在其肩部發(fā)生旋轉(zhuǎn)，有高能灘相沉積(梁探1井鉆遇)，其東側(cè)可有潟湖相沉積，再向東過渡為臺地沉積。

在圖5中，薊縣系沉積前剖面長96.450 km，至奧陶紀末剖面長97.0 km，伸展量約0.550 km，在該剖面范圍內(nèi)伸展率約0.57%。

石炭-二疊系沉積前剖面長96.250 km，與奧陶紀末相比，加里東晚期的構造縮短量為0.750 km，縮短率約0.77%。

4) 海陸轉(zhuǎn)換期

大致從中奧陶世晚期開始，華北古板塊周緣洋盆向華北克拉通地塊之下俯沖，鄂爾多斯盆地及鄰區(qū)整體抬升遭受剝蝕，缺失上奧陶統(tǒng)—下石炭統(tǒng)，其間經(jīng)歷約1.5億年的沉積間斷(圖5d)。晚石炭世，賀蘭裂陷槽再次發(fā)育，接受上石炭統(tǒng)羊虎溝組灰黑色泥巖、細粉砂巖沉積，東部接受本溪組泥巖、砂巖沉積，其中上部普遍含煤(圖6)。忠1井以西發(fā)育海灣相；以東存在潟湖及潮坪沉積(圖6a)。二疊紀早期延續(xù)石炭紀晚期沉積模式，但海水逐漸退出，逐漸向廣覆型的沖積平原及河湖相沉積轉(zhuǎn)化，發(fā)育三角洲沉積體系，本區(qū)以三角洲平原及前緣相為主(圖6b)。海西晚期構造活動在盆地的表現(xiàn)較弱(圖5e)，物源來自北側(cè)、西北側(cè)，表明北部山系的發(fā)育。

5) 沖斷期

初始沖斷期。晚三疊世，處于相對穩(wěn)定湖侵環(huán)境，發(fā)育上三疊統(tǒng)暗色泥巖或油頁巖沉積；三疊紀晚期，古特提斯洋趨于關閉。鄂爾多斯地塊區(qū)域抬升，阿拉善與鄂爾多斯地塊之間可能存在相對位移[36]，所產(chǎn)生的擠壓作用導致鄂爾多斯西緣逆沖帶初始發(fā)育，在西緣有4.50 km的構造縮短量，致使三疊系被剝蝕及下侏羅統(tǒng)的缺失，但在盆地區(qū)影響較小(圖5f)，石溝驛地區(qū)出現(xiàn)侏羅系與三疊系之間的平行不整合。

沖斷活躍期。燕山構造運動在盆地表現(xiàn)為兩個沉降-隆升旋回，中侏羅世延安期沉積一套河流-湖泊相砂泥巖含煤沉積，是盆地的重要成煤期[16]；直羅組、安定組沉積時，西緣的構造活動并不強烈，末期，受相鄰地體活動的影響，擠壓作用沿奧陶系頂面、局部沿二疊系頂面向盆地區(qū)推滑，西緣的沖斷與褶皺活動趨于強烈，既造成侏羅系與白堊系之間的角度不整合接觸，還導致西緣約15.50 km的構造縮短，石溝驛向斜基本形成，西緣逆沖帶已達一定的規(guī)模(圖5g)。從上侏羅統(tǒng)芬芳河組產(chǎn)狀較平來看，石溝驛向斜主要形成于中侏羅世末期。

侏羅系沉積前剖面長91.5 km，三疊系沉積前剖面長95.750 km，印支末期、燕山早期的構造縮短量分別為4.250,15.50 km，縮短率分別為4.44%,16.94%。

在經(jīng)歷侏羅紀末燕山中期強擠壓活動后，白堊紀早期處于擠壓后的松弛期，沉積了一套粗粒序的河湖相沉積，并伴隨強烈的巖漿活動，在六盤山盆地、隴縣、伊盟隆起等區(qū)的白堊系可見較大范圍巖漿侵入與噴發(fā)；早白堊世晚期，西緣逆沖帶一度活躍，但強度明顯較燕山早期弱，僅造成下白堊統(tǒng)與第三系之間的低角度不整合(圖4b)，其構造縮短量僅2.25 km(圖5h)。

6) 調(diào)整改造期

受新特提斯構造體系和太平洋構造體系聯(lián)合作用的影響[59-60]，盆地本部相對隆升，周邊相對下降，周緣形成一系列斷陷盆地，包括河套盆地、巴彥浩特盆地、銀川盆地、渭河盆地、山西地塹等。這一時期，盆地本部以差異升降為主；相對于西緣逆沖帶，石溝驛地區(qū)處于弱擠壓和走滑環(huán)境。2 Ma以來，受青藏高原東北緣擴展的影響，六盤山弧形體系形成，其前鋒擴展至該區(qū)。以惠安堡斷層為界，NNW向的石溝驛沖斷席斜沖于劉家莊、磁窯堡等NNE向的褶皺系之上(圖1b)，反映出喜馬拉雅期的調(diào)整改造。

圖5所約束的現(xiàn)今剖面長73.750 km，白堊系沉積前剖面長76.0 km，燕山晚期—喜馬拉雅期的構造縮短量為2.250 km，構造縮短率約3.0%。

自石炭-二疊紀至今，石溝驛地區(qū)整體構造縮短量為23.250 km，構造縮短率24.0%，這一位移促使石溝驛向斜形成。

2.4.2 石溝驛向斜的形成機制

在前述剖面反演及地質(zhì)證據(jù)的約束下，可以建立圖6所示的正演構造模型。在剖面的深部，長城系-薊縣系、寒武-奧陶系層序內(nèi)以正斷層發(fā)育為主，剖面西段多呈斷階狀組合(圖6a)，對地層的分布有重要影響。海西末期擠壓作用，部分正斷層亦隨之發(fā)生反轉(zhuǎn)，但構造活動強度相對較弱(圖6b)。印支末期，西緣逆沖帶開始活動，形成斷層轉(zhuǎn)折褶皺，其中，斷層上段沿奧陶系與石炭系間的風化殼擠壓滑移，遠端沿二疊系與深斷陷間的不整合面滑動并向上傳播，形成高角度沖斷層、以及斷層轉(zhuǎn)折褶皺與斷層傳播褶皺，導致部分三疊系上部地層被剝蝕(圖5c，d)。燕山期沖斷活動呈階段性逆沖作用，致使深部逆沖楔相互疊置與疊覆，形成堆垛式組合，并導致上覆層序被動上隆褶皺，前鋒部位仍以沖斷為主，整體東沖西傾的西緣逆沖體系基本形成(圖5e)。

由上所述，石溝驛向斜的形成主要有3種機制，第一種是西緣逆沖帶在燕山期的強烈擠壓，使沖斷系統(tǒng)沿上石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)底部的煤系形成滑脫沖斷系統(tǒng)，其前鋒到了馬家灘一帶。由于局部擠壓應力的變化，西緣北段以NNW-SSE向擠壓為主，在其前鋒形成劉家莊、磁窯堡等NNE向褶皺體系；西緣中段以EW、NEE向擠壓為主，形成青龍山、石溝驛、煙墩山、海子井與馬家灘等SN向或NNW向沖斷系統(tǒng)(圖1)；二者之間的過渡關系有待進一步分析。第二種是在前一沖斷體系基礎上，惠安堡及其西側(cè)的多條正斷層反轉(zhuǎn)，如惠安堡斷層在中元古代、寒武紀—奧陶紀為正斷層，控制了臺地邊緣與臺緣斜坡相的發(fā)育；在侏羅紀晚期正反轉(zhuǎn)，正斷層的上端點平行斷層面向上突破，形成典型的構造楔結(jié)構[61](圖7)，從下伏的雙重構造由4個沖斷席組成來看(圖3)，下部階狀正斷層反轉(zhuǎn)形成的沖斷結(jié)構也是自西向東發(fā)生的，而它們的位移沿著被動頂板向東傳遞，至惠安堡斷層與羊虎溝組煤層滑脫層相交的楔端點處，位移向上傳播，這一深層沖斷系統(tǒng)的活動導致上覆石炭系—侏羅系被動褶皺，形成向斜；且這一向斜是自東向西相對運動形成的，如西翼的延伸較短的逆斷層帶的活動所示；向斜西翼的長度代表了下伏雙重構造系統(tǒng)的擠壓位移量?；莅脖鄬拥奈灰葡滦∩洗螅B系底界的位移在12km以上，也清楚地指示了它的正反轉(zhuǎn)活動特點[28]。第三種是喜馬拉雅期的斜沖作用，使其改造定型。

圖7 楔端點沿斷層向上傳播形成上盤向斜的構造模式[61]Fig.7 Structural model for the hanging-wall syncline due to the wedge-tip propagation upward along the fault surface[61](傾斜斷坡、反沖頂板斷層組成構造楔，變形過程中構造楔端點沿傾斜斷坡向上前方突破滑移。)

因此，石溝驛向斜的形成可以總結(jié)為“西緣大型沖斷體系形成整體背景下，早期臺緣階狀正斷層反轉(zhuǎn)形成深層雙重構造，上部滑脫系統(tǒng)反向滑動形成向斜構造，二者構成構造楔；喜馬拉雅期調(diào)整并最終定型”，即為“大型沖斷推覆體系形成、構造楔疊加改造”成因。

3 石溝驛向斜石炭—二疊系油氣成藏模式

3.1 烴源巖發(fā)育特征

石溝驛地區(qū)在晚石炭世—早二疊世處于秦祁海與華北海過渡區(qū)[62]，發(fā)育海灣-潟湖相沉積(圖8，圖9)。盆地西部惠-沙斷裂以西祁連海域范圍內(nèi)石炭系沉積早于盆地本部，主要發(fā)育濱岸沼澤(潟湖)-濱淺海沉積環(huán)境。石炭系羊虎溝組(本溪組)厚度向西逐漸增大(圖8a)，惠安堡-沙井子斷層以西達600～1 500 m(圖8a，圖9b)。下二疊統(tǒng)太原組厚300～400 m(圖8，圖9b)。

圖9 石溝驛地區(qū)太原組(a)和羊虎溝組(b)沉積相Fig.9 Sedimentary facies of the Lower Permian Taiyuan Formation (a) and the Upper Carboniferous Yanghugou Formation (b) in Shigouyi area

石溝驛地區(qū)上古生界發(fā)育優(yōu)質(zhì)煤系烴源巖。石炭系羊虎溝組和二疊系太原組、山西組發(fā)育暗色泥巖、碳質(zhì)泥巖、泥質(zhì)灰?guī)r和煤巖等多種烴源巖，暗色泥巖厚度一般為60～300 m；煤層厚度一般為15～30 m，羊虎溝組煤層主要發(fā)育在上段，分布連續(xù)，規(guī)模較大。山西組、太原組和羊虎溝組暗色泥巖烴源巖有機碳含量依次升高，各類烴源巖平均有機碳含量達5.11%，有機質(zhì)干酪根類型主要為Ⅲ型，次為Ⅱ2型，Ro值為1.98%～2.14%，達高成熟干氣生成階段，有利于天然氣的生成。

鉆探揭示，羊虎溝組煤系烴源巖的煤巖TOC平均值73.1%，暗色泥巖TOC介于0.30%～31.81%，平均值4.67%，Ro值為1.81～2.36%，煤系烴源巖生烴潛力較大。以向斜核部忠1井為例(圖8)，該井二疊系山西組-石炭系羊虎溝組發(fā)育巨厚煤系烴源巖，其中暗色泥巖累計厚675 m，煤巖厚29 m，泥質(zhì)灰?guī)r厚10 m；烴源巖占地層厚度66%。山西組厚166.8 m，泥巖累計厚72.4 m，TOC值為1.32%～10.69%，Ro為1.96%。太原組厚323 m，其中煤層10層，累計21 m；泥灰?guī)r4層共12 m，泥巖累計厚193 m，TOC值為1.40%～4.94%，孢粉顏色呈棕、暗褐色，Ro為1.98%～2.1%。鉆入羊虎溝組578 m，其中暗色泥巖424 m，TOC值為6.14%～20.45%，孢粉顏色為褐色-棕色，Ro為1.81%～2.36%；煤巖3層，累計厚8.2 m；泥灰?guī)r2層，累計厚2 m，TOC值為1.40%～4.94%；TOC值為2.23%～3.46%；均進入成熟-過成熟演化階段。

3.2 儲集體發(fā)育特征

含煤巖系烴源層內(nèi)發(fā)育羊虎溝組—盒八段致密砂巖儲層(圖8)，砂巖厚達100 m以上。

石溝驛地區(qū)羊虎溝期主要發(fā)育潟湖、海灣相沉積(圖9b)?？煞譃閮纱髤^(qū)域性海進、海退旋回，下部海進旋回以海灣-潮坪沉積為主；上部海退旋回以三角洲沉積為主。羊虎溝期在縱向上以海灣-瀉湖-障壁島-沼澤相的海進-海退旋回變化為特征。其中潟湖相沉積環(huán)境中局部發(fā)育障壁島砂體，呈小范圍分布。忠1井區(qū)，羊虎溝組的砂地比8.2%，砂巖厚47.6 m，砂厚范圍2～5 m，層數(shù)17層。砂巖主要為巖屑砂巖和巖屑質(zhì)石英砂巖，石英含量為30%～80%，長石含量小于5%，巖屑含量為15%～65%；多為次棱角狀或棱角狀，分選較好，以孔隙式膠結(jié)為主。

太原組砂地比為8.4%，砂巖厚為27.1 m，砂厚范圍3～9 m，層數(shù)6層。砂巖主要為巖屑砂巖和巖屑質(zhì)石英砂巖。石英含量為30%～75%，平均含量為63%；長石含量小于5%，平均含量為2%；巖屑含量為24%～69%，平均含量為35%。巖屑主要為變質(zhì)巖和巖漿巖巖屑，變質(zhì)巖巖屑主要為千枚巖，含少量變質(zhì)砂巖和板巖；巖漿巖巖屑主要為隱晶巖。填隙物含量為25%～48%，平均含量為39%；主要為鐵白云石、水云母、菱鐵礦以及少量綠泥石膜。粒度較細，以孔隙式膠結(jié)為主，分選較好，多為次棱角狀或棱角狀?？紫抖葹?.3%～2.6%，平均為2.1%；滲透率為(0.004～0.177)×10-3μm2，平均為0.018×10-3μm2，儲層物性相對較差。

山西組2段砂巖發(fā)育，砂地比21.2%；砂巖厚17.9 m，砂厚范圍6～7 m，層數(shù)4層。砂巖主要為巖屑砂巖和巖屑質(zhì)石英砂巖，石英含量為18%～81%，平均為56%；長石含量小于3%，平均1%；巖屑含量為19%～82%，平均含量為43%。填隙物含量為8%～40%，平均含量為23%；主要為水云母、鐵白云石、菱鐵礦以及高嶺石。多為次棱角狀或棱角狀，粒度不等，碎屑分選差—中等；孔隙式和基底—孔隙式膠結(jié)?？紫抖仍?.8%～8.4%，平均達6.21%，滲透率為(0.035～1.21)×10-3μm2，儲層的最大孔喉半徑為0.65 μm；中值半徑為0.07 μm，孔喉主體以細孔喉分布為主，排驅(qū)壓力1.1 MPa，儲層物性相對較差。

盒8段砂地比23.8%，砂巖厚16.2 m，砂厚范圍3～10 m，層數(shù)2層，為低滲透儲層。分析表明，石溝驛向斜羊虎溝組—山西組致密砂巖多為長石砂巖、巖屑砂巖，石英砂巖少見；成分成熟度和結(jié)構成熟度低，長石和巖屑含量普遍較高。顆粒大小混雜，分選和磨圓較差，泥質(zhì)含量高；為孔隙式和基底-孔隙式膠結(jié)。

孔隙類型以次生孔隙為主，同時有部分原生孔隙。次生孔隙包括溶蝕粒間孔隙、溶蝕粒內(nèi)孔隙、晶間微孔和溶蝕填隙物內(nèi)孔隙。原生孔隙包括粒間孔隙和殘余粒間孔隙。孔隙度不大，滲透率變化范圍較大。裂縫(隙)，裂縫(隙)的存在能改善儲層的滲流通道，可增加孔隙的連通性。

羊虎溝組中下部，砂層發(fā)育較為集中，含氣顯示也較普遍，忠1井羊虎溝組氣測峰值為16.7159%，基值1.3109%。測井解釋含氣層3.4 m(4 915～4 918 m井段)。局部層段儲集性較好、可作為規(guī)模改造中的“甜點”。

3.3 致密砂巖天然氣成藏模式

石溝驛向斜鄰區(qū)的劉家莊氣藏是鄂爾多斯盆地的第一個氣田，具有該盆地天然氣勘探劃時代的意義[17]。劉家莊氣田為一半背斜圈閉，長為8.5 km，寬為2 km，圈閉面積為17 km2,閉合幅度為300m。在山西組、下石盒子組發(fā)現(xiàn)了3個氣層(圖10a)，探明天然氣1.9×108m3。劉家莊氣田任13井山2段產(chǎn)凝析油0.72 m3/d，任6井盒7段產(chǎn)輕質(zhì)油2.736 m3/d。天然氣聚集在構造高點(劉慶1井)，構造低部位產(chǎn)水，為典型的邊水(驅(qū)動)氣藏。勝利井氣田為一斷背斜圈閉，長11 km，寬2.2 km，圈閉面積19.1 km2，閉合幅度280～330 m。在山西組、下石盒子組發(fā)現(xiàn)了3個氣層，盒8段產(chǎn)凝析油1.6 m3。探明天然氣18.25×108m3，斷層具有封閉性質(zhì)。

劉家莊氣田與勝利井氣田為上石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)自生自儲形成的成藏組合，首次證實了鄂爾多斯盆地這一區(qū)域性天然氣成藏組合的現(xiàn)實性，后來的蘇里格特大型氣田充分證明了這一點[63]。劉家莊背斜形成于侏羅紀末期，其上為下白堊統(tǒng)不整合覆蓋，正是由于較厚的下白堊統(tǒng)覆蓋，上石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)煤系烴源巖生烴并在源內(nèi)短距離運移成藏，油氣成藏于早白堊世末期[64]。雖在晚白堊世—新生代隆升，氣藏有所調(diào)整[65]，但由于煤系泥巖的封蓋及后期斷層的封閉，氣藏得以保存。

上述氣田距離石溝驛向斜很近，石溝驛向斜形成于同一時期或略早一點，上石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)煤系烴源巖更厚一些，具有相同的生烴與運聚時期。由于下白堊統(tǒng)較厚地層的覆蓋，上石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)煤系砂巖趨于致密化(這一過程仍需深入研究)，從而具有自生、自儲、自封閉保存的特點。

向斜式天然氣聚集的保存條件較好，這在于羊虎溝組、太原組、山西組與下石盒子組泥巖、煤層與砂巖之間的互層式結(jié)構，結(jié)構非均質(zhì)性是天然氣保存的必要條件。這類似于川東、鄂西地區(qū)向斜中的常壓頁巖氣聚集機制。在此可能表現(xiàn)為向斜兩翼及核部的規(guī)模性天然氣聚集(圖11)，在上石炭統(tǒng)羊虎溝組、下二疊統(tǒng)太原組、山西組與下石盒子組多層系聚集成藏。推測該向斜之下的寒武-奧陶系雙重構造也可成藏，形成多個背斜氣藏；而在惠安堡斷層的下盤，上石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)同樣也可以形成致密砂巖氣藏。

2020年，忠6井在羊虎溝組試氣獲2 052 m3/d，突破出氣關，指示了其較好的勘探前景。

4 結(jié)論

1) 石溝驛向斜地處鄂爾多斯盆地西緣北段與中段沖斷系統(tǒng)的前鋒帶過渡部位，NNE向褶皺帶與NNW向褶皺帶在此發(fā)生復合。

2) 石溝驛向斜形成于中侏羅世末期—晚侏羅世，在晚白堊世—始新世發(fā)生隆升剝蝕，在喜馬拉雅期發(fā)生調(diào)整并定型。

3) 石溝驛向斜是在中侏羅世末期—晚侏羅世，鄂爾多斯地塊西緣以羊虎溝組—山西組含煤巖系為滑脫層形成的大型疊瓦沖斷系統(tǒng)的基礎上，下伏的早期階狀正斷層組合反轉(zhuǎn)形成雙重構造，其上地層被動褶皺而形成向斜，雙重構造與向斜構成大型構造楔；向斜西翼的長度代表了下伏斷層的擠壓位移量。

4) 惠安堡斷層的斷距下段小、上段大，為早期正斷層反轉(zhuǎn)成因；它控制了早期的臺地邊緣及晚期的構造變形分帶，在鄂爾多斯盆地西緣具有明顯的構造-沉積分劃性意義。

5) 石溝驛向斜及鄰區(qū)油、氣、煤、鈾等礦產(chǎn)資源豐富。上石炭統(tǒng)—二疊系的致密砂巖氣具有自生、自儲、自蓋成因，主要為早白堊世末期成藏，在后期調(diào)整、改造程度較弱，勘探前景廣闊。

致謝:在野外工作過程中，得到歐陽征建、郝松立高級工程師的幫助。在與劉池洋、郭彥如、陳剛、趙紅格、張才利等教授的交流中，受益匪淺。在此謹致謝忱。