巨层序分析

层序有不同的级次（表3-1），与同级别的海平面变化相对应。第一级海平面升降旋回的物质记录是巨层序组和巨层序，它们是由巨大的大陆海侵作用产生的。大陆海侵旋回，是由构造运动－海平面变化引起洋盆容积变化所致，其成因假说很多，但是最重要的因素是海底扩张速率的变化（Rona,1973;Pitman,1978）。快速的海底扩张，引起海水向古大陆进侵及海平面上升；缓慢的海底扩张，导致海平面下降。

表3-1　不同级别层序的时间跨度及与米兰科维奇轨道参数的对比

（据Mitchumh和Vail,1991，略修改）

Vail等（1977）最早的研究和Hoffman（1989）的推测，认为全球有三次大的大陆海泛旋回，第一次由中元古代早期（18亿年前）至新元古代末期，第二次由元古宙末期至早石炭世末期，第三次从晚石炭世至今，其时间跨度分别为60Ma、350Ma和290Ma。Vail原把这种大陆海泛旋回的物质记录称之为巨层序，但是在1988年推出的第二代Haq曲线上，显然已上升到巨层序组（图上未明确表示），而原来Sloss称为“层序”的如上Absaroka（UA）、下Zuni（LZ）、上Zuni（LZ）和Tejas（T）上升为巨层序。Acro公司在1994年建立了古生代海平面变化周期图，图上标注的Sloss原命名的层序，如Sauk、Tippecanoe、Kaskaskia和Absaroka，称为超层序组（超旋回组），与Vail和Haq的中新代层序命名系列相对比，前者可能相当于后者的巨层序。

鄂尔多斯盆地的基底由太古宇和古元古界的结晶岩组成，其沉积盖层有中、新元古界与下古生界的海相碳酸盐岩、上古生界—中生界的滨海相、海陆交互相和陆相碎屑岩。新生界仅在局部地区分布。由中元古界至中新生界共划分出10个巨层序（表2-1）。划分巨层序的原则是识别区域不整合，结合构造运动和盆地演化综合研究来完成。对于巨层序的划分，作者还参考了反射地震资料。各巨层序（Msq）的主要特征如下：

1Msq1（中元古界）

Msq1由中元古界长城系和蓟县系组成。长城系底部的地震反射层为T12—－T16（按原地矿部门系统），在地震剖面上见明显的截切反射结构，反映了T12反射层为巨大的不整合。与这个不整合相对应的是吕梁运动，在鄂尔多斯西缘邻近地区（如六盘山和贺兰山地区）缺失古元古界地层，或者在盆地内部长城系的石英岩状砂岩与下伏更老时代的变质岩呈角度不整合接触关系，并见裂谷式下切其下基底。盆地北部局部地区发育该巨层序，但在隆起部位缺失下部地层。在盆地其它部位（例如西南部）地层广泛发育，并以上超为特征。

该巨层序的陆架边缘体系域（SMST）相当于长城系，海进（TST）和高水位体系域（HST）相当于蓟县系含燧石条带白云岩。

如果按层序的时间跨度细分，鉴于蓟县系底部存在不整合，长城系和蓟县系均可能属于巨层序的范畴。考虑到横向对比和分辨率问题，本文仍将两者作为一个巨层序。

2Msq2（震旦系一下奥陶统）

Msq2由震旦系（新元古界上部）至下奥陶统地层组成。本区震旦系仅见上统罗圈组地层，分布范围局限于西缘和南缘地区，缺失下统及青白口系地层。与之相联系的是晋宁运动，它使盆地隆起，造成上震旦统与下伏蓟县系之间呈假整合接触关系。该不整合与寒武系底界重合的情况下，在地震剖面上显示明显的削切（角度不整合）现象，普遍见上超尖灭现象（T10）。巨层序2相当于Acro公司的Sauk巨层序，其中首次海泛面相当于寒武系底部的含磷页岩或粉砂质泥岩，最大海泛面对应于中寒武统徐庄组或毛庄组的灰绿色页岩。

在东西向方向上，该巨层序向西海槽方向增厚。在南北方向上，地层向北更薄及向石嘴山、东胜一带尖灭。Msq2代表一种碳酸盐岩－陆源碎屑混合台地沉积，随着时间的演化而碳酸盐沉积增加。西缘桌子山及贺兰山一带构造上处于不稳定状态，具有黑色页岩和重力流沉积。整个寒武纪的沉积环境以浅海台地为主，其中发生了多次海进－海退旋回。寒武纪与奥陶纪之间曾发生过一次陆上沉积间断，例如除盆地东南缘外，盆地大部分地区缺失冶里和亮甲山组的一套地层。这个陆上沉积间断成为区域上寒武系与奥陶系的主要分界标志。早奥陶世末，加里东运动使盆地再度隆起，以致中奥陶世沉积仅局限于盆地西缘和南缘。

3Msq3（中、上奥陶统一志留系）和Msq4（泥盆系一下石炭统）

Msq3和Msq4分别相当于Sloss原划分的层序“Tippecanoe”和“Kaskaskia”，但区内缺失Kaskaskia巨层序，列举出Msq4在于与相邻盆地对比。

Msq3实际上只包括中、上奥陶统的一套地层，中奥陶统平凉组主要分布于盆地西部和南部边缘；上奥陶统背锅山组仅见盆地边缘泾阳、陇县、固原及大青山、乌拉特前旗一带。在盆内大部分地区，Msq3缺失，表现为其顶底界重合的现象。其顶部边界即T9反射层，T9反射层之下，具有顶超、侵蚀削截等现象。早奥陶世末的构造抬升与侵蚀不整合（Msq3底界），在全球范围内具有一致性，例如塔里木盆地在中奥统底部也存在一个巨大的不整合。

巨层序3在盆地北部（研究区）西缘仅发现有中奥陶统地层，桌子山一带厚383m，向西、向南方向明显增厚，例如贺兰山胡家台一带厚达2055m以上，层序底界表现为石炭系本溪组直接覆盖在中奥陶统公乌素与蛇山组之上。其沉积背景类似于淹没陆架和末端陡倾的碳酸盐台地。

4Msq5（中、上石炭统一二叠系）

Msq5由中、上石炭系和二叠系地层组成，相当于Arco公司的“Absaroka”巨层序。其底界即T9反射层，形成的不整合与加里东和海西运动有关，在鄂尔多斯地块表现为古浪运动、祁连运动和中宁运动，造成大部分地区缺失上奥陶统至中石炭统下部的地层。露头上西缘（例如桌子山苏必沟剖面）底部见多处蜂窝状赤铁矿和褐铁矿；东缘在东胜－榆林－延安一线以东，底部见黄褐色铁质结核透镜体及灰白色铝土质粘土岩（铁铝岩段），均显示与下伏地层呈不整合接触关系及暴露标志。在地震剖面上，下部边界T9之上见低角度的上超及下超现象。上超以西部边缘多见，地层自西向东超覆。下超以东部多见，地层自东向西推进。最大洪泛面可能为上石炭统的灰黑色泥岩及泥灰岩，它代表了一次规模较大但时间不长的海侵。

5Msq6（中、下三叠统）

巨层序6主要由中、下三叠统地层组成，由地震剖面分析，在深凹地带还可能包括上二叠统石千峰组地层和上三叠统部分地层。底界为T8反射层，在含石千峰组地层的部位，边界位于T8反射层之下。在边界与T8反射层重叠的部位，其上上超反射结构多见。

Msq6顶界与印支运动早幕相联系，在四川盆地该界面位于上三叠统须二段顶界之上。Msq6相当于Exxon公司的上Absaroka A（UAA）超层序组。

6Msq7（上三叠统一下侏罗统）

Msq7底界与Msq6顶界重合，顶界为T4反射层，主要由上三叠统和下侏罗统地层组成。该巨层序代表大型内陆湖盆沉积，是前陆盆地的主要组成部分，也是主要产油层段。该巨层序相当于上Absaroba A（UAB）超层序组。

7Msq8（中、上侏罗统）

Msq8底界即T4反射层，见下切河谷及削截反射结构，其顶界为T3反射层。顶界与燕山运动I幕相联系，在区内及邻区缺失部分上侏罗统及下白垩统地层。该巨层序相当于下Zuni A（LZA）超层序组。

8Msq9（白垩系）

Msq9由白垩系地层组成，底界为高振幅强连续性的T3反射层，其下具有削截反射结构及下切河道。顶界为T2反射层，与燕山运动第Ⅱ幕相联系，以至缺失白垩系上部和第三系下部地层。Msq9与下ZuniB及上ZuniA超层序组相当。

9Msq10（新生界）

未细分，由T2反射层以上的新生界地层组成。该巨层序与喜马拉雅运动相联系，相当于Exxon公司所指的Tejas巨层序。

综上所述，鄂尔多斯盆地由中元古界至新生界共划分出10个巨层序，时间跨度按18亿年计算，每个巨层序的平均周期为18亿年。自上震旦统至新生界共含9个巨层序，按时间跨度7亿年计算，每个巨层序的平均周期为07亿年。这样，每个巨层序相当于Mi-chum（1991）的一级层序（>50Ma）和王鸿祯先生（1996）层序分类中的一级层序（60～120Ma）。

由巨层序分析可以得出两点重要结论：

（1）巨层序的发育与盆地演化和构造运动密切相关。Msq1对应于古大陆裂解作用阶段，Msq2和Msq3对应于克拉通内坳陷与边缘裂陷阶段，Msq3、4、5和6对应于克拉通内坳陷和边缘碰撞阶段，Msq7、8、9和10对应于前陆盆地及盆地消亡阶段。巨层序边界（MSB）与构造运动的对应关系是：MSB1——吕梁运动；MSB2——晋宁和蓟县运动；MSB3——加里东运动；MSB4和5——加里东和海西运动（古浪、祁连、中宁运动）；MSB6—海西运动；MSB7和8——印支运动；MSB9—燕山运动工幕；MSB10—燕山运动Ⅱ幕；MSB11——喜马拉雅运动。

（2）巨层序与控油、控气层段关系密切。主要的控气层段为Msq2、3和5，主要的控油层位是Msq7，次控油层位为Msq6和Msq8。

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该区发育多种构造体系，经研究发育了5 类大型的构造体系，即：纬向构造体系，华夏构造体系，新华夏构造体系，经向构造体系及祁吕贺兰“山”字型构造体系图2-1。在盆地中部发育两组棋盘格式构造，属中小型构造，但具有重要的控油作用。此外，还有小型旋扭构造及弧形断裂存在。

211 纬向构造体系

该体系主要发育在鄂尔多斯盆地北部，中部和南部，北部为阴山纬向构造体系，中部为区域东西构造带，南部为秦岭纬向构造体系。

2111 阴山纬向构造体系

鄂尔多斯盆地北部及北缘地区，发育天山-阴山纬向构造体系的阴山段南部构造成分，构造发展史复杂，历经加里东期、海西期、印支期、燕山期及喜马拉雅期多次构造活动，构造活动控制着广大地带的岩浆活动、动力变质带、沉积相带的展布及其构造演化。盆地内其主体分布于伊盟隆起及隆起南邻地带，黄河断裂带是该盆地与阴山带的分界。该体系总体特点如下：

（1）基底断裂带

基底断裂带自北而南见图2-2。

1）五原北-呼和浩特断裂带：该断裂带是核桃地区与天山-阴山造山带的接触带，形成于元古宙，古生代活动明显，中新生代活动强烈，断裂倾向N，倾角30°～80°，是阴山带南缘一条深大断裂带。

2）临河-托克托断裂带：该断裂带是鄂尔多斯盆地北缘一带状断裂带，在重力和航磁异常图上均有明显反映，是异常区的分界带。

3）杭锦旗南-东胜南断裂：该断裂西起磴口西南，向东经杭锦旗南、东胜南，至大同西南，为一近EW向略向南凸弧形断裂，总体上近EW向展布。该断裂是位于伊盟隆起内部的一条断裂，是控制岩性的断裂之一，断裂以北为中下太古界集宁群，以南为上太古界乌拉山群（汤锡，1993）。

4）正谊关-偏关断裂：该断裂西起内蒙古宗别立，向东经正谊关、鄂托克旗、伊金霍洛旗南，再向NEE向延伸到偏关，总体上近EW向展布，在盆地内呈向南凸出的弧形，在西端（桌子山以西）出露地表，称之正谊关断裂，为断面北倾的压扭性断裂，个别地段表现为右行平移断裂。

（2）基底航磁异常

基底航磁表现为3个EW向正异常带和两个负异常带（图2-3），即：3个正异常带有：呼和浩特、托克托、那托克西-偏关；两个负异常带有：包头和东胜。

（3）基底重力异常

基底重力异常图（图2-4）：正异常带有：呼和浩特及托克托；负异常带有包头和杭锦旗。

图2-1 鄂尔多斯盆地及周缘构造体系特征图

图2-2 鄂尔多斯盆地及周缘基底断裂分布特征

（4）古生代纬向系

古生代纬向系表现为：阴山古陆、杭锦旗隆起及呼和浩特坳陷。纬向系控制寒武-奥陶纪的沉积，使其表现为EW向展布（图2-5）。

（5）晚古生代纬向系

晚古生代纬向系一直对石炭-二叠系起着明显的控制作用。

（6）中新生代活动

中新生代活动较微弱，但新生代由于阴山造山带快速抬升迫使河套下沉，形成断陷控制作用十分明显，发育较厚的新生界地层。

2112 区域EW 向构造带

中宁-离石断裂带：

该断裂带沿北纬38°线EW向展布，张福礼等（1994）称其为定边-吴堡EW向构造带，王双明等（1996）称其为北纬38°EW向构造带，实际上该断裂反映的是一个隐伏的基底断裂带。该断裂带集中展布于北纬37°～38°20′之间，呈EW向延伸，西起中卫以西，经中宁、靖边、绥德，到离石并仍向东延伸，南北宽约100km，在盆内长约300km。

在区域磁场中，沿断裂带表现为EW向展布的磁异常带。根据磁异常特征及引起磁异常的主要因素——基底岩性分析，该构造带由一系列规模较大的基底断裂引起，可能形成于太古宙（王双明等，1996）。但在盆地内部的地震剖面中，并无明显的断裂显示，表明其后期没有强烈的活动。根据其对南北两侧沉积盖层的明显控制作用，推测其形成时代可追溯到古生代，并反映了古生代以来有特定方式的活动性。

图2-3 鄂尔多斯盆地航磁异常图

（据长庆油田，1983）

2113 秦岭纬向构造体系

正如李四光教授指出的，秦岭纬向构造体系是一个经历长期反复多次构造运动形成的极其强烈复杂的挤压性构造带。无论地层走向、变质带、岩浆岩体的展布，还是断裂带、挤压带和山间小盆地等的走向，都异常明显地表现为EW向。

秦岭纬向构造带的范围在秦岭地区，一般记述的北界止于34°30′N左右，即华山山前一线。但笔者发现在这一线以北的一些构造形迹应与纬向构造体系有关。在渭北嵯峨山、老龙山、崛山一带，发育一些EW向的逆冲断层，形成于晚古生代以前，也就是在祁吕弧形成之前就已经存在了。在长武地区附近，大体已进入“山”字型构造的盾地范围，亦有一些EW向的褶皱和断裂散漫分布。据邻省资料，三门峡附近发育一些近EW向的压性断裂。在山西晋城和阳城以南（北纬35°35′以南）地区，存在一系列EW向的冲断层，局部还见有与之平行的褶皱，认为属于秦岭纬向构造带的北支。往东进入河南境内仍可见其踪迹，往西被新华夏系和祁吕“山”字型所截，只在局部地区，如垣曲、平陆和中条山区内有零星出现。同时，侯马、河津一带的磁场强度平面剖面图显示有EW向的异常带。吕梁山南段太古界内，发育有EW向的挤压带。韩城西部也有EW向的构造形迹存在，和西部嵯峨山、长武一带EW向构造遥相呼应，在同一纬度区内成带出现，说明了之间的必然联系。只是纬向构造带越往北变得越微弱，并被后期形成的构造体系所掩盖、干扰和改造，使之不甚清晰。但这些构造形迹作为秦岭纬向构造带的成分存在是确实无疑的，且贯穿汾渭盆地，成为控制盆地的基础构造体系。在盆地南部，早古生代为EW向展布。

图2-4 鄂尔多斯盆地布格重力异常图

（据长庆油田，1983）

秦岭纬向构造体系在基底断裂、航磁、重力异常方面和沉积特征上都有清楚显现。

（1）基底断裂带

基底断裂带自北而南为：庆阳-富县断裂、陇县-潼关断裂和宝鸡-洛南断裂，这些断裂在重磁图上均有反映，断裂形成于古生代，中生代活动强烈，为南倾的逆断裂，新生代反转为正断层。

宝鸡-潼关断裂沿渭河地堑北缘展布，地表多次出露，倾向ES，沿断裂具明显的重力线密集带（图2-4），但上延30 km后消失。地貌、卫星照片及磁力等也都有显示，沿断裂有温泉分布。该断裂可能形成于古生代，对其北侧的古生代可能有一定的控制。中生代时活动强烈，形成了向ES倾的逆断层，到新生代才反转为东北部兼右旋、西南部兼左旋的正断层。另外，还有宝鸡北-潼关断裂和宝鸡-洛南等断裂。

图2-5 鄂尔多斯盆地地区及早古生代构造略图

（据郭忠铭等，1994修改）

（2）基底航磁异常

基底航磁异常带有西南-潼关正异常带。

（3）重力异常

重力异常带有潼关正异常带和彬县负异常带。

（4）早古生代

早古生代的寒武-奥陶系为EW向的沉降带充填了较厚的沉积。

（5）晚古生代

晚古生代由于纬向构造体系的控制，显示为EW向沉降区，发育较厚的石炭-二叠系沉积。

（6）新生代

新生代由于秦岭造山带快速隆升，造就了山前断陷形成（渭河断陷），沉积了较厚的新生代地层。

212 华夏构造体系

华夏构造体系为中国东部“多”字型构造体系，主要成生发展于古生代至三叠纪中期。对古生代（特别是晚古生代）沉积建造和岩相带分布有着重要的控制作用。

华夏构造体系在该区的基底太古界内表现明显，为一套NE向展布的断裂和隆起与坳陷，该坳陷一直发育到二叠纪。

2121 基底断裂带

基底断裂带自北而南见图2-2。

1）定边-榆林断裂和吴旗-大同断裂带。

2）庆阳-朔县断裂带：该断裂带呈NE向延伸，与富县-离石断裂平行，分别是古元古界和新太古界内部的断裂。反射地震资料在沉积盖层中未发现有断裂存在，从而推断该断裂带可能主要活动于新太古代—古元古代。

3）富县-离石断裂：该断裂亦呈NE向延伸，北起山西祁县，向南经离石、富县到永寿。该断裂在航磁图上反映明显，是正负磁场分界线，重力异常图上也有反映（图2-3，图2-4）。

据推断该断裂南北两侧的基底分别为新太古界和古元古界，因而也是控制基底岩性的断裂之一，属超壳断裂。断裂形成于古元古代，元古宙后活动微弱。可能是元古宙晋陕坳拉槽的南部边界。

2122 基底航磁异常

基底航磁异常带为两个正异常带：陇县-延安和韩城，两个负异常带：吴旗-榆林和黄陵-离石（图2-3）。

2123 基底重力异常

基底重力异常带为华池-兴县、黄陵-离石和韩城-临汾，两个正异常带夹一个负异常带（图2-4）。

2124 中新元古代

中新元古代构造图显示NE向隆坳特点，预示了古NE向构造萌生。

2125 早古生代

早古生代显示华夏构造体系有吕梁隆起和延安坳陷、庆阳隆起，另外，在寒武纪，出现NE向绥德-宜川坳陷带、乌审旗-华池断隆带。这一体系在晚古生代仍有活动，对沉积有一定的控制作用（图2-5，图2-6）。

2126 晚古生代

晚古生代沉积相也呈现NE向隆坳分布特点。

213 新华夏构造体系

新华夏构造体系北起狼山以北，南经天水、岷山，切过龙门山西段，经雾中山，斜贯川滇经向构造带，达冕宁西侧锦屏山一带，呈NNE向地貌、卫星照片影像及构造形迹都比较清楚地显示了这一构造带的存在。该构造带以断裂为主，褶皱为次，伴有一些小型断陷盆地和构造动力变质带。从区域资料上看，该构造带北起俄罗斯奥列尼克隆起带，经外贝加尔褶皱带和蒙古的温都尔汗地区，延入我国与贺兰山隆起相循，向南经过锦屏山后，可能断续延至盐源—丽江一带，被青藏反“S”形构造所阻截，形迹不显。尽管现有资料显示其规模较小、延续性差，但确是新华夏系西部最重要的边界，也是中国东、西部构造形变分析的重要界线，深部表现为一个地壳厚度突变带。

根据地质矿产部物探研究所1979年编制的全国布格重力异常图，我国以内蒙古磴口—贺兰山—六盘山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山一带为界，可划分为两个特征明显不同的重力场（区）。这个重力梯度带总体呈NNE向，宽约50～100 km。这个巨大的重力梯度带与贺兰山-雾中山-锦屏山构造基本吻合，它既是分隔中国东、西两个重力场区的分界带，又是中国陆壳晚古生代以来东、西两侧构造域的分界带，地貌、地质和物探异常基本一致，但地表构造则反映出不同区域内早期构造形迹、形体对这一构造带的干扰和影响。该构造带在中国境内自北而南可分为贺兰山-武都断隆带和雾中山-锦屏山断隆带。

图2-6 鄂尔多斯盆地寒武纪古构造图

（据赵重远，1996修改）

1）贺兰山-武都断隆带：该断裂带北起内蒙古自治区乌拉特后旗中蒙边境，过吉兰泰、贺兰山，经会宁、武山、天水、礼县而达舟曲、武都一带，北与温都尔汗带相循，南与雾中山段相应，总体为NE25°左右，由一些次级隆起、断陷组成“多”字型斜列带，伴有规模不等的NNE向和NE向压扭性断裂和小褶皱。乌拉特后旗-狼山断隆带发育于阴山纬向带中，由燕山晚期花岗岩体及其中的两条NNE向压扭性断裂带组成，该断裂带切过纬向带和阿拉善弧形东翼构造带。向南为NE30°的贺兰山断隆带，贺兰山东、西两侧为山前隐伏断裂，斜接复合于贺兰山经向构造带上。物探资料反映两侧隐伏断裂为电性标志层的急倾斜面或重力密度梯度带，断距500～3000m，断面陡，使贺兰山成为NE向地垒似隆起，由古生界和中生界组成NE20°～30°次级褶皱并有小冲断层群，且具逆向扭动。贺兰山两侧分别为吉兰泰断陷盆地和银川断陷盆地，盆地缺失中生代沉积，而新生代沉积达3000 m左右，断陷盆地属前古近纪产物，现今仍具有强烈活动性。沿该带地震活动强烈，称银川-吴忠地震活动带。狼山断裂带形成于早白垩世—古近纪，切割燕山晚期岩体。断裂带东侧巴音杭盖戈壁到海流图一带出露有NNE向古近纪玄武岩及NNE向排列的火山口等，应是该构造带定型时期活动的表现。

贺兰山-武都断隆带向南延入甘肃天水、武都地区，形成一组NE20°～25°的断隆、断陷带，自西向东为通渭-舟曲断隆带、隆德-天水-礼县断陷带、清水-成县隆起带。这些隆坳带间均有NNE向断裂带相分隔，其内低级序NE向和NNE向断裂发育，表明其为压扭性逆时针扭动（图2-7）。

图2-7 甘肃东部新华夏系断裂带分布图

（据甘肃省地质矿产局，1989）

1—断裂；2—隐伏断裂；3—褶皱

2）鄂尔多斯盆地内新华夏构造体系十分明显，自晚三叠世开始该区受控于新华夏构造体系控制，延长组沉积体为NNE向，地层缺失线亦为NNE向展布。

侏罗纪地层展布仍为NNE向，充分表明新华夏构造体系的控制作用。如中侏罗统直罗组和安定组残留厚度分布方向均为NNE向，两个组的缺失线亦为NNE向展布（图2-8，图2-9）。

白垩纪新华夏构造体系仍然控制其沉积。早白垩世由于吕梁造山带的抬升和贺兰山造山带的前缘沉降，造就了下白垩统东薄西厚的不对称格局，但展布方向仍为NNE向。从晚白垩世的剥蚀厚度进一步说明盆地东部抬升强烈，西部抬升远不如东部。东部最大剥蚀厚度为1600m，至盆地中部变为1000m，到西部地区剥蚀厚度为200～300m，而且，剥蚀厚度走向均为NNE向展布（图2-10，图2-11）。

图2-8 鄂尔多斯盆地中生代各期沉积等厚图（单位：m）

（据谭忠富，1989）

图2-9 鄂尔多斯盆地中侏罗统安定组残留厚度等值线图

图2-10 鄂尔多斯盆地下白垩统残留地层等厚图（单位：m）

（据谭忠富，1989）

214 经向构造体系

2141 盆地西缘经向断裂

盆地西缘经向断裂分为南、中、北3段（图2-2）。

1）南段：青铜峡-固原断裂：该断裂呈反“S”形展布于盆地西南缘，自青铜峡向南经罗山东路、炭山、固原、华亭马峡口、陇县固关到宝鸡，总体呈NNW向延伸，长约480 km。此断裂自青铜峡向北西方向延伸至盆地外围。在重力异常图上沿断裂呈现高重力梯度带（图2-4），在磁异常图上亦有清晰的显示（图2-3），少数穿过该断裂的地震沿线也证实其存在。断裂所在位置也是中国地壳厚度陡变带，其东侧属中国中部大陆壳的中等厚壳区，西侧属中国西部厚壳区，且这一断裂于新生代作为中国东部区域拉张应力场与中国西部挤压应力场的分界线（孙国凡等，1983）。属岩石圈断裂或基底深断裂，是华北克拉通与秦祁褶皱带的分界断裂。开始发育于古元古代，在中元古代—早古生代活动强烈，直到中新生代仍在活动（汤锡元等，1993）。晚古生代中期（晚石炭世）以前是华北地台与秦岭海槽的分界，断裂两侧地层发育状况及各时代地层的岩性、厚度、分布、名称及其接触关系等都有较大差异。晚石炭世及之后，断裂活动趋于平静，差异已不明显。

图2-11 鄂尔多斯盆地前晚白垩世以来地层总剥蚀厚度等值线图

2）中段：银川地堑东界断裂，基底断裂。北起石嘴山，南至青铜峡东南，为断面西倾的正断层，断距南大北小，南部断距为670～2000m，北部断距为300～800m。

3）北段：磴口-石嘴山断裂，基底断裂，北起磴口南，向南经千里山及桌子山东麓至铁克苏庙地区，被千里山断裂和正谊关断裂右行错成3段。

2142 盆地东缘断裂

离石断裂属地壳断裂，北起托克托东，经偏关、离石，向南延伸交于汾渭地堑北界断裂，长约500 km。该断裂带在偏关以南磁异常特征可辨，表现最清楚的是兴宁—临县以南地段。该断裂在兴县以南断续出露，在离石以北表现为一系列雁行排列的逆冲断层，断面西倾（山西省地质矿产局，1989）。该断裂是鄂尔多斯盆地与山西地块的分界线。不仅规模大，而且活动时间长，最晚至滹沱纪（吕梁期）以来一直都在活动，断裂两侧有超基性—碱性的多期岩浆岩侵入。

215 祁吕贺兰“山”字型构造体系

祁吕贺兰“山”字型构造体系位于我国中北部，跨越新疆、青海、甘肃、宁夏、陕西、山西、河北及北京等省、市（自治区），夹持于天山-阴山纬向构造体系和昆仑-秦岭纬向构造体系之间。其地理位置在东经92°00′～120°00′，北纬34°00′～41°00′之间，东西长达2000km，南北宽达900km，属巨型“山”字型构造体系（图2-12a、b）。其弧顶在天水—宝鸡一带与秦岭构造带重接复合，前弧西翼主体展布于祁连山，前弧东翼穿越山西隆褶带，与NE向和NNE向构造交接复合，脊柱与经向构造体系贺兰山南北带重接复合，东西两侧为伊陕盾地和阿宁盾地。

图2-12 祁吕贺兰“山”字型构造带及关系图

（据周济元，1989修改）

a—祁吕贺兰“山”字型构造与地震震中分布关系图；

b—几次八级以上大地震等烈度线与祁吕贺兰“山”字型构造带关系图

2151 展布范围和组成成分

该“山”字型前弧展布于祁连山、龙首山、疏勒南山、拉脊山、吕梁山、五台山及恒山等地，为一横亘东西，向南凸出的弧形构造带，简称祁吕弧。前弧弧顶位于宝鸡附近。宝鸡以西，构造线由EW向逐渐转变为NW向，最显著的构造形迹有华家岭-宝鸡大背斜，天水-武山断裂带及礼县-同仁断裂带。宝鸡以东，构造线由EW向逐渐转变为NE向，最瞩目的构造是汾渭地堑，其次是铜川复背斜和中条山复背斜。弧顶与昆仑-秦岭纬向构造体系重接。

前弧西翼伸展于酒泉、民乐、兰州至定西一带，大致相当于合离山、龙首山、玛雅雪山、哈拉古山、拉脊山及祁连山的范围。由NW向的褶皱带、断裂带和夹于其中的槽地呈反“多”字型排列的型式显现出来。兰州以东，主要由前弧弧顶延入的华家岭-宝鸡大背斜、天水-武山断裂带和礼县-同仁断裂带的西段构成。兰州—临泽之间，以背斜和槽地平行相间排列为特征，并有同向冲断层伴生，自北而南依次为合黎山-龙首山褶皱带、张掖-民乐槽地、玛雅雪山大背斜、门源槽地、大通山-青石岭大背斜、西宁-民和槽地、日月山-拉脊山大背斜及循化槽地。临泽—酒泉之间，主要由重接在较老的西域系的构造带之上的大背斜和断裂带构成，自北而南依次有：祁连山主峰-走廊南山复背斜、黑河上游槽地、托来牧场槽地、托来山复背斜、大通河上游槽地、疏勒河上游槽地和疏勒南山复背斜。

前弧东翼伸展于韩城、离石、宁武至大同一带，大致相当于吕梁山、五台山及恒山的范围。由NE向的呈“多”字型排列的大背斜（或陆梁）和大向斜（或槽地）显现出来，并有同向冲断层伴生。自北向南依次为：阳原背斜、阳原南山断层、桑干河槽地、桑干河南-南口大背斜、浑源槽地、广灵-蔚县断层、恒山大背斜、百花山向斜、繁峙槽地、五台山-吕梁山大背斜及太原槽地。

祁吕贺兰“山”字型的脊柱展布于前弧北侧的磴口、银川、中宁至平凉一带，为一SN向的中部略向西凸出的狭长构造带，统称贺兰山褶皱带，重接于贺兰山经向构造体系之上，向北可能伸至天山-阴山纬向构造体系的南侧。该脊柱由SN向的褶皱和冲断层构成，自西向东依次为：得来记-青龙山-平凉大背斜及其东侧大断裂和盐池-环县大向斜。

其盾地分隔于脊柱的东西两侧。西侧为阿宁（阿拉善—会宁）盾地，中生代为一个少许抬升的盾地，仅局部地区沉积了中生界，直至新生代才是一个具有较大幅度的相对下降区；东侧为著名的伊陕盾地，是一个自三叠纪或侏罗纪开始直到古近纪—新近纪长期相对下降的盆地。其内岩层产状平缓，仅于边缘带出现宽缓的褶皱或穹窿。

祁吕贺兰“山”字型的反射弧，其西翼反射弧展布于酒泉、玉门、肃北至安南坝等地，为一向北凸出的弧形构造带，弧顶在桥湾之北，系由NEE—NWW向成弧形延伸的褶皱和冲断层构成。自北而南依次为：柳园断裂带及玉峰山-柳园-后红泉大向斜、桥湾-敦煌断裂带及安西-敦煌隆起带、玉门镇-嘉峪关北槽地、肃北-嘉峪关断裂带、昌马-玉门槽地。该反射弧北部伸入天山-阴山纬向构造带，向南其东、西两翼与该纬向构造体系斜接，中部与天山-阴山纬向构造体系重接。西翼反射弧脊柱展布于盐池湾、月牙湖及其以南的部分地区，主要由近SN向的冲断层和褶皱构成，向北在疏勒南山断裂带以南消失目前尚不十分清楚，可能于乌兰达坂山以北还有其踪迹。

东翼反射弧展布于大同、宣化、承德至秦皇岛等地，为一向北凸出的弧形构造带，弧顶在承德附近，系由NEE向—NWW向弧形延伸的褶皱、槽地和冲断层构成。外弧有涿鹿-怀来槽地、狼山-旧县断裂与大古城-永宁断裂、延庆槽地、滦平背斜与雾迷山断裂带、隆化背斜和承德向斜、青龙-秦皇岛背斜、迁安-昌黎背斜。内弧有滦县褶皱带、小汤山-下苍山褶皱带、北京西山褶皱带。该反射弧北部伸入天山-阴山纬向构造体系的南侧，其东、西两翼与该纬向构造体系斜接，中部与该纬向构造体系重接，另据物探资料揭示，该反射弧的成分在渤海、旅（顺）大（连）仍有踪迹可寻。

2152 成生时代

现有资料表明，祁吕贺兰“山”字型弧形构造带在石炭纪开始萌生，晚三叠世时，脊柱开始显示。晚三叠世末的印支运动，该“山”字型的基本轮廓大体形成，前弧和脊柱继续隆起，伊陕盾地继续沉降，阿宁盾地少许抬升，前弧西翼出现了一系列反“多”字型槽地，为侏罗纪沉积提供了场所。晚侏罗世末至早白垩世末的早中期燕山运动，弧形构造带与脊柱先后成熟，整个祁吕贺兰“山”字型构造体系最后定型。晚白垩世时，该“山”字形构造体系整体隆起。古近纪—新近纪时，前弧西翼诸槽地和阿宁盾地、伊陕盾地又接受沉积。 近期，该“山”字型构造体系仍有强烈活动，为我国中北部最主要的活动性构造体系之一。

祁吕贺兰“山”字型与其他构造体系的复合部位往往是沉积矿产和内生金属矿产的富集地带。贺兰脊柱前身为古生代沉降区，利于生油，后期为挤压褶皱带利于聚油。东侧盾地——鄂尔多斯盆地中、南部构造环境稳定，即利于生油气，地层平缓，两组扭裂隙发育，也利于油气运聚，更利于油气保存。祁吕贺兰“山”字型还是我国中北部重要的发震构造之一，天然地震相当频繁而强烈，7～8级地震沿前弧和反射弧成带分布，是一个强震活动带（图2-12a，b）。

除上述五大类构造体系外，在盆地中部（相当北纬38°带）广泛发育两组棋盘格式断裂：一组由EW向与SN向断裂近直交构成，另一组为NW向与NE向断裂组成网格，其性质从断裂笔直分析，似为扭性，其控油气作用令人关注。此外，前弧与盾地之间的盆地西南部可能有旋扭构造存在。

经野外研究认为，鄂尔多斯盆地内变形较弱，边缘地区构造变形强烈。盆地内主要以宽缓褶皱为主，并伴生有断层，盆缘地区由于构造体系强烈作用，变形复杂。

鄂尔多斯盆地南北夹持于秦岭、阴山纬向构造体系之中，北侧为白云鄂博中元古代裂陷槽，南侧为秦岭纬向构造带，其对早古生代鄂尔多斯盆地的影响较大。该区由中元古代晚期闭合以后一直处于较稳定的状态，以古陆的形式存在。鄂尔多斯盆地在加里东运动后，秦岭纬向构造带的开合中心向南迁移，对鄂尔多斯盆地的直接影响变弱，到新生代后期才在渭河盆地的形成过程中隆升起来（邓乃恭等，1996）。鄂尔多斯盆地东侧为吕梁隆起南北向构造带，该构造带是影响鄂尔多斯盆地东侧被动抬升的直接诱因（樊太亮等，1998），西侧为六盘山、贺兰山南北向构造带，构造变形明显强于东部。

鄂尔多斯盆地位于祁吕贺兰“山”字型前弧内侧，为脊柱和东侧盾地构造部位，同时又与华夏系的一个拗褶型盆地重叠，再被新华夏系席卷，新华夏系分布于盆地西缘，以NNE向断裂为主，并控制银川断陷发育，它是一种上叠构造。新华夏系在盆内呈稳定的NNE向构造地块分布，发育着两组棋盘格式断裂。鄂尔多斯盆地是一个多体系联合控制的复合型盆地。

2011年野外地质构造变形调查路线为7 条（图2-13），即：①白云鄂博—包头—鄂尔多斯；②四子王旗—呼和浩特—山阴；③介休—离石—绥德—榆林；④城固—佛坪—周至；⑤天水—清水—安口；⑥西吉—固原；⑦石炭井—石嘴山—陶乐路线。构造变形观测点70个，野外收集了观测剖面上的褶皱变形样式、断层擦痕滑移矢量、脉体交切关系和共轭节理等构造要素，通过野外实际测量和室内初步数据处理和构造应力场反演，结合区域构造演化，得到如下认识：

1）鄂尔多斯盆地西北缘石炭井—石嘴山—陶乐路线上，出露晚古生代及中生代地层（图2-13），露头揭示存在纬向构造带与NE向华夏系构造带的联合复合叠加，早期形成近EW向的系列褶皱（图2-14）被晚期NE向褶皱叠加（图2-15），构造应力场表现为近SN向挤压构造应力场和NW—SE向挤压构造应力场；NW—SE向挤压之后还可识别出NE—SW向挤压的构造应力场。

图2-14a为EP001观测点，坐标位置：N39°05′26″，E106°25′28″，出露中石炭统靖远组石英砂岩夹灰黑色页岩夹紫红色泥岩，由于岩性能干性差异，页岩及泥岩构成构造滑脱层，石英砂岩与泥页岩之间形成系列不协调褶皱，褶皱枢纽走向近EW，图2-14a为断层擦痕滑移矢量反演得到的构造应力场状态，3个应力轴为：σ118°/40°，σ2274°/16°，σ3167°/45°，指示近SN向挤压。图2-14b为EP007观测点，坐标位置：N39°16′14″，E106°18′59″，出露中石炭统靖远组厚层石英砂岩夹黑色炭质页岩及煤层，发育系列枢纽走向近EW的褶皱，指示近SN向挤压。

观测点 EP002、EP004、EP008、EP010、EP011 露头上的共轭节理反演该期古构造应力场为NW—SE（或NWW—SSE）向挤压（图2-16），卷入该期褶皱变形的最新地层为中侏罗统砂岩，该期构造应力场应为中侏罗世之后。

观测点EP010，坐标位置：N39°03′14″，E106°05′21″，出露下侏罗统砂岩，位于汝箕沟煤矿区中侏罗统向斜的南东翼，断层擦痕滑移矢量反演3个应力轴为：σ1206°/8°，σ215°/81°，σ3115°/1°，指示古构造应力场为 NE—SW 向挤压（图2-17），其晚于 NW—SE 向挤压构造应力场。观测点EP001、EP004、EP008和EP010露头上该期应力场构造响应明显（图2-16）。

图2-13 鄂尔多斯盆地野外地质路线及观测点位图

2）鄂尔多斯盆地北侧白云鄂博—包头—鄂尔多斯和四子王旗—呼和浩特—山阴路线上，主要为阴山纬向构造带与盆地北缘构造变形。其中北部毗邻造山带内以前震旦系、寒武系—下志留统、侏罗系地层及海西期侵入岩为主，向南靠近包头及呼和浩特发育燕山期侵入岩。盆地北缘出露侏罗系、白垩系地层（图2-13）。观测路线上总体特征为早期北部以强烈的NE—SW向韧性剪切变形为主（图2-18），片理及片麻理倾向NW，倾角50°～80°。进入盆地内部褶皱变形不强烈。观测点EP015点出露古元古代渣尔泰群片岩，地层发生强烈的剪切变形，长英质脉体被强烈剪切拉伸，形成枢纽走向NE—SW的揉皱，片理面上发育向 NW 倾的黑云母拉伸线理，侧伏向南西，侧伏角10°左右，与EP012，坐标位置：N41°46′24″，E109°58′57″，白云鄂博矿区黑云母片麻岩中的黑云母拉伸线理产状一致。

图2-14 陶乐-石嘴山-石炭井路线上纬向构造形成近EW向褶皱

图2-15 陶乐-石嘴山-石炭井路线上NNE 向褶皱变形

路线上由擦痕反演可识别出4期构造应力场（图2-19）。观测点EP023出露上侏罗统大青山组砂岩及泥岩，坐标位置：N41°11′39″，E111°42′44″，发育两期叠加擦痕，早期为NNE—SSW向挤压，晚期为NW—SE向伸展，反映晚侏罗世之后的挤压及后期的伸展作用；观测点EP018，坐标位置：N40°52′22″，E110°05′10″，出露太古代地层，擦痕反演构造应力场为早期NEE—SWW向挤压，晚期为NE—SW向伸展；观测点EP031，坐标位置：N39°37′59″，E112°38′18″，位于鄂尔多斯盆地北东侧，出露上石炭统灰岩，构造应力场表现为NW—SE向挤压；3点上的构造应力场差异为周缘不同地区对盆地构造作用的结果，是纬向构造带、南北向构造带及华夏系构造复合叠加的结果。

此路线鄂尔多斯盆地内EP021，坐标位置：N39°47′01″，E110°10′37″，中侏罗统直罗组顶部地层中发育典型的烧变岩，白垩系泥质粉砂岩平行不整合于侏罗系地层之上。其中侏罗系的粉砂岩风化呈白色，层间发育煤线，在走向SN的冲沟中出露侏罗系的古油藏（图2-20），砂岩层间产大量的黑色沥青，沥青在层间沿裂隙发生运移，沿一组共轭节理控制的断裂系统向上运移，共轭节理产状：174°/54°、10°/78°，计算得到点上构造应力场为SEE—NWW向伸展（图2-20中EP021-1点应力场）。而上覆白垩系砂泥岩共轭节理产状：180°/88°、98°/82°，计算得到构造应力场为近SN向挤压（图2-20中EP021-2点应力场）。由此说明，该古油藏经历了由近SN向挤压构造应力场的驱动向下，油气在东西方向上发生运移，并由通道向上挥发逃逸的过程。

鄂尔多斯盆地构造体系控油作用研究

图2-17 中侏罗统砂岩中NE—SW向挤压应力场

3）鄂尔多斯盆地东部褶皱构造变形较北部减弱，以近EW向挤压形成的SN向构造带为主，多以宽缓褶皱为特征，包括：①南部背斜带，即大宁-吉县背斜带和石楼-大宁背斜带，褶皱轴向NE10°～40°，卷入地层为三叠系砂岩；②北部单斜构造，以保德—海则庙一带最为发育，构造走向为NE5°～30°，卷入三叠纪地层以几度至十几度的倾角向西或北西方向延伸倾斜。盆地东缘从南向北褶皱变形强度逐渐减弱，规模也随之变小，但构造形迹的保持走向NE10°～30°（王锡勇等，2010）。

图2-18 鄂尔多斯盆地北部渣尔泰群片麻岩中的剪切褶皱

图2-19 鄂尔多斯盆地北缘及北东缘部分擦痕反演构造应力场数据

充填黑色箭头表示挤压应力；无充填箭头表示伸展应力

4）盆地东缘主断裂为离石断裂带，该带位于鄂尔多斯盆地与山西隆起之间，走向近SN 向和NNE向，分段特征明显，由北向南依次发育：雁行排列断裂段（Ⅰ）；追踪断裂段（Ⅱ）；隐伏断裂带（Ⅲ）；密集逆冲断裂段（Ⅳ）；挤压破碎断裂段（Ⅴ）。其中北段活动始于晚太古代末，具有硅镁层断裂特征，南段活动始于中三叠世，为硅铝层断裂，晚三叠世南、北连成一体，此一断裂并非岩石圈断裂，应属壳断裂性质（白玉宝等，1996；图2-21）。

图2-20 中上侏罗统直罗组砂岩中的烧变岩、古油藏及油气运移

图2-21 离石断裂分布简图

（据白玉宝等，1996）

在介休—离石—榆林路线 EP047 点上，坐标位置：N37°26′40″，E110°43′09″，下三叠统刘家沟组砂岩与页岩互层中发育EW向挤压的宽缓褶皱，指示近EW向挤压应力场，但共轭节理反演构造应力场为 NE—SW 向挤压（图2-22）；EP044 点，坐标位置：N37°14′59″，E111°12′12″，中寒武统张夏组薄层灰岩及页岩互层中发育系列膝折构造及“B”型褶皱，是由SE—NW向逆冲形成的，而晚期发生了伸展滑塌。EP033-EP042观测点处于盆地外围东缘吕梁山古生代—中生代的地层，共轭节理及断层擦痕反演该路线上主要发育近EW向挤压构造应力场，而晚期发育近EW向伸展作用（图2-23），可能为中生代末期的构造伸展的产物。

王锡勇等（2010）提出盆地东缘印支运动对东缘构造影响相对微弱，受扬子板块和华北板块碰撞的影响，区内形成近NS向挤压应力应力场；受古太平洋板块与亚洲大陆俯冲产生的远程构造效应的影响，燕山期构造应力场以NW—SE或近EW（廖昌珍等，2007）向挤压为特征。喜马拉雅运动期间，盆地东缘的挤压方向转变为NE—SW向，其动力主要来自印度板块向欧亚板块的碰撞及碰撞期后陆内俯冲所产生的远程效应，廖昌珍等（2007）得到了NW—SE向伸展的构造应力场。

5）鄂尔多斯盆地中部新生代构造变形，由靖边—定边路线EP058点上，下白垩统环河组-华池组砂泥岩中发育EW向的褶皱（图2-24），下部的膏岩层构成了砂泥岩褶皱的滑脱层，褶皱枢纽走向95°，侧伏向 E，侧伏角小于10°。其与观测点 EP049、EP050、EP052、EP054、EP056和EP059共轭节理指示近SN向挤压（图2-25），为盆地内北纬38°纬向构造带喜马拉雅期的构造复活变形的产物。

图2-22 鄂尔多斯东部宽缓褶皱变形及膝折构造

图2-23 介休—离石—榆林部分构造应力场数据

6）西吉—固原剖面上，鄂尔多斯盆地西缘下白垩统砂岩与古近系泥岩呈角度不整合接触（图2-26），古近系—下白垩统地层主要发育两期构造应力场，早期为NW—SE 向挤压，晚期为NE—SW向挤压（图2-27），卷入该期最新地层为古近系砂岩。说明西缘喜马拉雅期以来构造活动强烈明显，挤压活动持续到古近纪之后，是六盘山-贺兰山SN向构造带与NE—NNE向新华夏系构造变形的产物，总体以大规模西倾东冲逆断层发育为特点，构造成排成带展布（图2-28；李振宏，2006）。

图2-24 下白垩统砂泥岩中EW向褶皱图解

鄂尔多斯盆地构造体系控油作用研究

7）鄂尔多斯盆地南缘构造变形为祁吕贺兰“山”字型构造与秦岭纬向构造带复合控制的，靠近盆地一侧出露下古生界牛头河群片麻岩逆冲剪切断裂发育，片理、片麻理及压剪切褶皱的枢纽走向为NW（W）—SE（E）（图2-29）；观测点EP067，坐标位置：N34°41′06″，E105°58′36″，出露震旦系千枚岩及片岩，沿片理面方向发育“B”型褶皱、右旋剪切形成的长英质布丁构造及拉伸线理，拉伸线理走向100°～120°；后期发生构造反转，剖面上发育轴面NEE倾，枢纽走向135°～150°的系列膝折，即为区域伸展构造的产物。

8）西缘褶皱冲断带北起内蒙古磴口，经桌子山、贺兰山北-中段、银川平原、横山堡-马家滩地区、青龙山、平凉，南达陕西千阳一带，西以贺兰山西麓断裂和青铜峡-固原断裂为界，东以桌子山东麓断裂及马家滩-柳条井、惠安堡-沙井子、青龙山-平凉等3条断裂的南侧终点连线为界。南北长约640km，东西宽约50～120km。跨越内蒙古、宁夏、甘肃和陕西4省（区）。著名的乌海煤田、贺兰山煤田、汝箕沟煤田、横城煤田、灵盐煤田、韦州煤田和炭山、王洼两个煤产地及陇东煤田和黄陇煤田各一部分，均位于此构造带之中。

图2-26 鄂尔多斯固原-西吉路线古近系-下白垩统地层构造变形

鄂尔多斯盆地构造体系控油作用研究

图2-28 鄂尔多斯盆地西缘构造横剖面

（据李振宏，2006）

①—巴音敖包断裂；②—五虎山断裂；③—岗德尔山东麓断裂；④—桌子山东麓断裂

图2-29 鄂尔多斯盆地南缘早古生代构造变形特征

该带结晶基底与华北地台基本一致，为太古宙和早元古代中深变质岩系。中元古代以后长期处于坳陷状态，其地层序列与鄂尔多斯盆地本部大体雷同，但沉积建造类型和沉降幅度却有一定差异。构造活动和构造变形十分强烈，多处见有岩浆侵入活动。堪称中国北方东西部地层、构造和地貌的分界，也是地球物理场和地壳厚度的突变带。构造运动多期，形变样式复杂多样，燕山运动塑造了该区以挤压和压扭为特征的基本构造型式；喜马拉雅运动时受银川断陷和六盘山弧形构造带的强烈改造并叠加其上，使该区构造形象更加复杂。

该带由10余条近SN向延伸的西倾南冲大型逆冲断裂，数条同向大型正断层及一些近EW走向的大型平移断层组成构造骨架（图2-30）。其中局部构造亦相当发育，主要为背斜、向斜、挠曲、断块和各类断层等。

该带所在的位置、展布范围与总体方向主要受控于贺兰山坳拉槽和被动大陆边缘。其主体基本上位于早古生代向W倾斜的陡坡区域或坳拉槽的东翼。构造带形成的总力源来自印度板块向NE方向的推挤，但具体施加于该带的力南北不相同。青铜峡以北地区是在总力源的作用下，由于祁连褶皱与内蒙古-兴安褶皱的对压，使楔形的阿拉善地块产生东移，从而对该带进行推挤而发生形变；青铜峡以南地区则是在总力源的作用下，由祁连山褶皱带直接作用于该带。该带不同部位的形变程度及特征，除了取决于作用力的大小和作用方式以外，还与产生应变地层的多样性、复合性及其展布范围的大小有较大关系。

图2-30 西缘逆冲推覆构造带模式图

（据郭忠铭等，1990）

该带主干逆冲断裂虽然数量不少，但无一条纵贯全区的断裂。它们主要三五成束，相互平行，大致以等距离出现在同一地段。各段之间常被走向EW的大型平移断层所隔，这些断层一般均具有向S逆冲和右行滑动性质，致使各段东移速度的差异得到调整。据地表勘查和地震勘探资料，主干断裂的断面往往上陡下缓，地下多沿石炭-二叠纪煤系地层作长距离水平滑动，滑移距离一般为2～5km，最大可达15 km 左右。据此，近年来许多研究者（郭忠铭等，1986；杨俊杰等，1987；陈发景等，1987；汤锡元等，1988）将其确定为逆冲推覆构造或冲断构造等。其构造模式如图2-30，图2-31，图2-32。根据其展布范围之广和推覆体之多，可以认为它不仅是一个逆冲推覆带或褶皱冲断带，而且也是一个巨型带。该带的出现，使鄂尔多斯盆地西缘广大地区石炭-二叠纪和侏罗纪两套煤系遭受强烈改造的程度，在全盆地绝无仅有。首先，它破坏了含煤岩系的整体性，使广大范围内煤系地层风化剥蚀殆尽，把完好的含煤盆地支解成许多互不连续的孤立体；其次它改变了含煤岩系及煤层原始赋存状态，使其产状和埋藏深度发生了显著变化；其三，因为该区断裂异常发育，将煤层切割成许多大小不等，形状各异的块体，不利于煤层开采。虽然由于褶皱和断裂的抬升，使得局部煤层由单边出露变成了多边出露以致埋藏变浅，增加了开发利用范围，但与其给煤田造成的破坏相比，是微不足道的。根据构造发育特征及其对煤田的影响，该构造带可分成5段。

图2-31 巴音敖包-桌子山构造横剖面图

（据汤锡元等，1992）