鄂尔多斯盆地中晚三叠世延长期沉积演化

李文厚，刘 溪，张 倩，郭艳琴，李克永，袁 珍，王 妍，马 瑶，白金莉，杨 博，李兆雨

(1.西北大学 地质学系/大陆动力学国家重点实验室,陕西 西安 710069;2.西安石油大学 地球科学与工程学院/陕西省油气成藏地质学重点实验室,陕西 西安 710065;3.西安科技大学 地质与环境学院/期刊中心,陕西 西安 710054)

鄂尔多斯盆地在早中三叠世时属于大华北陆相沉积盆地的一部分,地形呈北高南低、西陡东缓的总趋势,以河湖相沉积为主。中晚三叠世后逐渐与华北盆地分离,并演化为一大型内陆盆地,是一个稳定沉降、拗陷迁移、扭动明显的多旋回内陆克拉通含油气盆地[1-5]。

鄂尔多斯盆地是中国重要的能源基地,具有油气分布广、含油层位多、油层厚度大、孔隙度低、渗透率低等特点[6-10]。中上三叠统延长组是盆地最重要的含油层系,以发育典型低渗透、特低渗透油藏而闻名于世。该沉积时期,鄂尔多斯盆地为拗陷型内陆碎屑湖盆,具有面积大、水体浅、三角洲延伸远等特点,油藏类型主要属岩性油藏和构造-岩性油藏,具有重要的研究价值和经济价值[3, 11-15]。因此，鄂尔多斯盆地延长组原始沉积范围的研究,对于油气勘探具有重要意义。

由于燕山运动、 喜山运动的改造, 华北板块中晚三叠世地层除在现今鄂尔多斯地区保留了较大面积的完整沉积之外[16-18], 东部地区, 如山西省境内的宁武—静乐盆地(以下简称宁静盆地)[19-20]、沁水盆地[21],河南省境内的济源盆地[22-25]、南部南召盆地[26-29]及卢氏、洛南等地的中晚三叠世残留地层，呈串珠状断续分布。这一现象造成了有关华北地区中晚三叠世原始沉积范围的争议：有学者认为，西部鄂尔多斯地区为一独立的大型沉积盆地,其东部为相互隔绝的小型内陆盆地；也有学者认为，中晚三叠世时期，华北地区为一个统一的大型内陆沉积盆地[30-33](见图1)。本研究基于多年来在鄂尔多斯地区的研究成果,从地层、物源、沉积特征、沉积相等角度,运用野外实测、岩石学分析、地球化学分析、年代学分析等手段,对现今鄂尔多斯盆地及其东—南邻区残留的中上三叠统延长组进行对比分析,为恢复该时期华北原始盆地的沉积面貌提供新的见解和依据。研究认为，中晚三叠世，受印支运动影响，华北盆地解体,逐渐形成鄂尔多斯盆地。其北部可达黄河断裂,东部到太行山以东的华北平原,西部以桌子山—贺兰山—牛首山—罗山—六盘山为界,南部抵秦岭、桐柏山,即所谓的“大鄂尔多斯盆地”。

1 地层特征及对比

现今鄂尔多斯盆地中上三叠统延长组残留地层整体为一套灰绿色、灰色中厚层—块状细砂岩、粉砂岩和深灰色、灰黑色泥岩组成的旋回性沉积,在盆地内部，延长组与其上覆下侏罗统富县组及下伏中三叠统纸坊组为整合或平行不整合接触,盆地边缘为角度不整合接触[34-35]。在区域范围内,以北纬38°为界,延长组呈现南厚北薄、南细北粗的特征,北部厚100～600 m,南部厚700～1 300 m。前人按地层沉积旋回将延长组自下而上划分为5段:T3y1(砂岩段)、T3y2(油页岩段)、T3y3(含油砂页岩段)、T3y4(块状砂岩段)和T3y5(含煤段),分别代表了延长组沉积时盆地发育演化过程的5个阶段(湖盆拗陷初期沉积阶段、湖盆拗陷发展沉积阶段、湖盆深陷扩张期沉积阶段、抬升回返早期沉积阶段和湖盆抬升收缩晚期沉积阶段)。之后为方便生产,长庆油田按油气情况及岩性、电性特征又将延长组进一步分为长10～长1等10个油层组,其中长10油层组对应T3y1,长9～长8油层组对应T3y2,长7～长4+5油层组对应T3y3,长3～长2油层组对应T3y4,长1油层组对应T3y5,被鄂尔多斯盆地研究者们广泛使用[36-42]。

图1 华北地区中晚三叠世地层厚度等值线图(据文献[32]修改)Fig.1 The strata thickness contour map of North China in Middle-Late Triassic

宁静盆地及沁水盆地中上三叠统为铜川组和延长组,下部以紫红色泥岩与肉红色中细粒长石砂岩为主,向上颜色逐渐向灰绿色、灰色变化。顶部存在剥蚀,与上覆中—下侏罗统不整合接触,底部与下伏中三叠统整合接触,地层厚度300～400 m。济源盆地中上三叠统为油椿树腰组和谭庄组,下部岩性以灰黄色细砂岩、粉砂岩和泥岩为主,上部以灰色、灰绿色泥岩夹粉细砂岩为主；其与上覆中侏罗统平行不整合接触,与下伏中三叠统整合接触,地层厚度大于1 200 m。南召盆地中上三叠统为太山庙组和太子山组,由下至上岩性依次为角砾岩、灰黑色泥岩与灰色石英砂岩互层,黑色炭质泥岩夹薄层凝灰岩,深灰色泥岩与灰色细砂岩,灰色、灰褐色厚层—块状石英砂岩夹褐色粉砂岩、灰黑色泥岩；地层上未见顶,底部与下伏元古代绿色云英片岩断层接触,地层厚度1 100 m左右。以上各盆地中上三叠统延长组同期地层的岩性北粗南细,地层厚度北薄南厚,与下伏地层除南召地区外均为整合接触,与上覆地层均为不整合接触,这些特征均与现今鄂尔多斯盆地延长组一致,因此可以推断，这些盆地当时的沉积背景与鄂尔多斯地区具有可比性(见表1)。

2 沉积相类型

通过对野外剖面的观察、实测及钻井岩心的观察,依据岩石类型、沉积结构以及构造、古生物、地球化学等特征可知，研究区中上三叠统沉积相类型比较丰富,包括河流沉积、曲流河三角洲沉积、辫状河三角洲沉积、湖泊沉积以及少量的冲积扇沉积,其可进一步划分出亚相和微相(见表2)。

表1 现今鄂尔多斯盆地及邻区中晚三叠世地层对比表Tab.1 The stratigraphic correlation table of the present Ordos Basin and its adjacent areas in Middle-Late Triassic

表2 现今鄂尔多斯盆地及邻区中上三叠统沉积相类型划分表Tab.2 The sedimentary facies classification table of the present Ordos Basin and its adjacent areas in Middle-Late Triassic

2.1 冲积扇沉积

扇积物常分布在山前露头剖面的底部, 平面上呈扇形, 剖面上呈楔状, 以岩性粗、 颜色红、 厚度大为其主要的沉积特征。 鄂尔多斯盆地延长组冲积扇相主要分布于西北部的石沟驿， 西部的环20，杨1和安深1井以及平凉地区,西南部的龙1，龙2和长1井一带,北部的桌子山东麓、东胜、清水河、朔州一带等。东部邻区仅发育于南召盆地太山庙组底部(见图2)。岩性以紫红色、灰黄色、杂色、灰白色厚层—块状砾岩、砂砾岩、砾状砂岩、含砾砂岩、砂岩及少量泥质粉砂岩、含砾泥岩为特征,垂向层序大多表现为间断性的正韵律。岩石的成分成熟度和结构成熟度中等—较低,砾石成分随地而异。从扇根到扇端方向,岩石的成分成熟度和结构成熟度逐渐提高。冲积扇沉积一般不含动物化石,偶见零星植物屑。

2.2 河流沉积

河流沉积无论是平面上还是垂向上均为鄂尔多斯盆地及其邻区中上三叠统地层最主要的沉积类型。按砂体的几何形态、相序特征和相变关系,主要分为辫状河和曲流河二种类型。

图2 南召盆地太山庙组底部冲积扇相特征Fig.2 The characteristics of alluvial fan facies at the bottom of Taishanmiao Formation in Nanzhao Basin

2.2.1 辫状河沉积 鄂尔多斯盆地延长组的辫状河主要分布于大理河以北以及西部沿线,典型的剖面有窟野河、秃尾河、佳芦河、汝箕沟、古窑子、汭水河、清水河、朔州、阳泉等。井下西南部和南部主要发育于长10油层组,如长2，长14，剖14，泾1，庆7，花1及马1井等,中部主要发育于长2油层组,如塞5，塞37，泉32，枣深2，永7井等。东部邻区主要发育于宁静盆地。

鄂尔多斯盆地东北部神木地区窟野河剖面和宁静盆地宁武剖面的河道砂体主要由中—细砂岩组成,西南部崇信地区汭水河剖面的河道砂体主要以含砾粗砂岩、中砂岩和细砂岩为主,剖面结构向上变细和向上变粗均有,粉砂岩—泥岩等细粒沉积不发育,砂泥体积分数通常大于70%。由于辫状河水动力强,河道多且常侧向迁移,砂体通常呈不完整旋回且彼此叠置,形成巨厚的砂层。汭水河剖面叠置的河道砂体可达百米以上,窟野河剖面叠置砂体最厚达80 m左右,宁武剖面也可达30～40 m。整体来说,河道沉积下部发育大型板状和槽状交错层理，含砾粗砂岩、粗砂岩等,位于河道基底冲刷面之上,常含滞留沉积；上部为有大型板状交错层理和平行层理的河道砂沉积,自下而上显示了由粗变细的正旋回层序,再向上发育小型板状、槽状交错层理细砂岩(见图3)。细粒沉积构成的泛滥平原相一般不发育,仅在河道间沉积了薄层的灰色泥岩、粉砂质泥岩。

宁武,辫状河河道砂坝板状交错层理 窟野河,辫状河河道砂坝槽状交错层理图3 辫状河沉积层理发育特征Fig.3 The sedimentary stratigraphic development characteristics of braided river

2.2.2 曲流河沉积 相对于辫状河沉积的局限性,曲流河沉积在鄂尔多斯盆地及其邻区分布范围更广,且大部分分布在辫状河的前缘,如鄂尔多斯盆地周缘的清涧河、延河、仕望河、云岩河、黄陵、铜川、薛峰川等剖面及东邻沁水盆地的榆社地区等,时间剖面上出现的频率更高,分布范围广泛。

鄂尔多斯盆地曲流河河道砂质沉积与河漫滩细粒沉积之比接近于1,沉积层序正粒序性明显,具二元结构。下部结构为河道砂坝沉积,以侧向加积为主;上部结构为河漫滩沉积,以垂向加积为主,均是典型的曲流河沉积特征。河道砂体主要由中细粒砂岩、粉砂岩组成,一般为正粒序,发育大型板状、槽状交错层理及平行层理,且砂体底部具明显的冲刷面,起伏强烈,可见滞留沉积。砂体在剖面上呈上平下凸的透镜体,侧向延伸在数千米以内,四周均为泥岩所包围。河漫滩沉积主要为泥岩、砂质泥岩、泥质粉砂岩夹粉砂岩,偶夹薄层细砂岩。粉砂岩具丰富的沙纹交错层,泥质岩富含粉砂质纹层或植物根迹,二者常组成透镜状—波状复合层理呈频繁互层产出,水平层理发育(见图4)。

滞留沉积 河道砂坝 河漫滩图4 延河剖面曲流河沉积特征Fig.4 The sedimentary characteristics of meandering river in Yanhe section

2.3 三角洲沉积

2.3.1 辫状河三角洲沉积 完整的辫状河三角洲沉积可分为辫状河三角洲平原、辫状河三角洲前缘和前辫状河三角洲3个亚沉积环境。鄂尔多斯盆地中上三叠统延长组辫状河三角洲沉积可见于西缘及东北部,主要位于盆地西南部,北至石沟驿,南至汭水河一线。典型剖面为汭水河剖面长9～长1段。东邻主要发育于沁水盆地榆社地区中三叠统铜川组底部。

辫状河三角洲平原为三角洲的水上部分,以分流河道和泛滥平原的砂、泥岩互层及泥炭沼泽沉积为特征,可发育成非常宽广的席状形体,但在鄂尔多斯盆地延长组并不发育。辫状河三角洲前缘是三角洲中砂层集中的发育带,是三角洲最主要的骨架部分。整体上看，辫状河三角洲前缘具有与辫状河类似的沉积序列,即由互相叠置形成的厚层水下分流河道砂体与薄层的分流间湾细粒沉积旋回构成,分流间湾不发育,二元结构不明显,水下分流河道砂体底部可见冲刷面。汭水河剖面水下分流河道沉积物岩性以中—细砂为主,泥质极少,砂岩分选较好,磨圆较差,以次棱角状为主(见图5a)。在纵向上，砂体剖面具有下粗上细的正旋回特点。砂体纵向叠置,多发育板状、槽状交错层理及平行层理(见图5b),底部具冲刷面,偶尔可见滞留沉积(见图5c)。整体上讲，砂体向上粒度变细,层厚变薄,具有和辫状河河道砂坝类似的沉积特征,是辫状河三角洲沉积的主体。分流间湾的岩性主要为暗色泥岩、粉砂质泥岩或泥质粉砂岩等细粒物质,发育水平层理及小型沙纹交错层理,常为黏土夹层或呈薄透镜状(见图5d)。

2.3.2 曲流河三角洲沉积 完整的曲流河三角洲沉积也可分为三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲亚沉积环境。曲流河三角洲是鄂尔多斯盆地中上三叠统延长组的主要三角洲类型,在构造条件稳定的北部和东部,由于延长组长6期湖盆开始发生水退,砂体进积产生大量三角洲,如安塞三角洲、延安三角洲、富县三角洲、黄陵三角洲、蒲县三角洲、韩城三角洲、焦作三角洲和平顶山三角洲等。平面上,这些三角洲的轴长都在100 km以上,轴宽15～30 km,个别可达40 km以上,面积为千余至数千平方千米,均呈向湖盆方向强烈推进的朵状或鸟足状。朵体间被相对狭窄的湖湾分离,构成相间分布的半环状三角洲裙带。鄂尔多斯盆地东邻地区，主要在沁水盆地和济源盆地大量发育该沉积。

整体上讲，曲流河三角洲平原沉积与曲流河沉积类似,由于河道迁移慢,冲刷弱,在垂向序列上具有明显的二元结构的特点,边滩发育。分流河道经反复叠加可形成巨厚砂体,基底具冲刷面,内部具向上变细的沉积序列,底部砂岩含有零星分布的泥砾,向上为中—细砂岩,发育槽状交错层理、平行层理和前积型交错层理。顶部为灰黑色泥岩、碳质泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩组成的河漫滩沉积,因为经常处于半水淹的状态,沼泽发育(鄂尔多斯盆地延长组长1段多可见煤层)。三角洲前缘沉积在研究区最为广泛,沉积物由水下分流河道砂体与水下分流间湾细粒沉积构成。水下分流河道从岩性特征上看主要为细砂岩、细—粉砂岩,夹少量粉砂岩、泥质粉砂岩和粉砂质泥岩。砂岩中发育平行层理、板状交错层理、槽状交错层理及变形层理,底部具冲刷面,冲刷面附近含大量泥砾。粉砂岩中发育水平层理、透镜状层理、沙纹层理。单层砂体一般不厚,但可叠加形成10～40 m的中厚层砂体。砂体在纵向剖面具有下粗上细的正旋回特点。水下分流间湾是位于水下分流河道之间的浅湖区,岩性以泥岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩等细粒沉积及与之互层的薄层细砂岩为主(见图6)。粉砂质泥岩、泥岩中发育植物叶片化石。砂岩及粉砂岩中发育水平层理、沙纹层理及变形层理,具碳屑,垂直虫孔发育。由于水下分流河道的改道和不同期次沉积的叠加,纵向上较厚的水下分流河道砂体与分流间湾细粒沉积物密切共生,反复叠加,经常见到二者形成1∶1的二元结构。

a 河道砂体铸体薄片照片，单偏，×40;b 辫状河三角洲前缘水下分流河道;c 滞留沉积;d 辫状河三角洲前缘分流间湾图5 汭水河剖面辫状河三角洲Fig.5 The sedimentary characteristics of braided river in Ruishuihe section

从沉积相类型的角度分析,鄂尔多斯盆地东邻宁静盆地中上三叠统以辫状河沉积为主,与鄂尔多斯盆地北缘以曲流河和辫状河沉积为主的神木地区形成沉积相过渡演化；沁水盆地以三角洲平原沉积为主,与鄂尔多斯盆地东缘延长地区三角洲平原和三角洲前缘为主的沉积也形成过渡关系；济源盆地与鄂尔多斯盆地东南缘的韩城地区整体上均以三角洲前缘和湖相沉积为主,沉积环境基本一致。南召盆地整个中上三叠统基本为深湖沉积，亦与鄂尔多斯盆地形成过渡；从平面上看,沉积相变化未发生间断,其变化复合瓦尔特相律,因此有理由推断，该时期鄂尔多斯盆地与其东邻地区应属于同一沉积盆地。

2.3.3 关于河口坝问题的讨论 湖泊由于缺乏潮汐作用,波浪作用也较弱,所以许多人将古代的湖泊三角洲解释为密西西比式的河控三角洲。因此,人们在研究中往往强调向上变粗的完整进积序列,把河口坝作为三角洲沉积的一种必备的成因相,认为它们是砂质沉积物聚集的主要场所和最有利的储集相带。这种看法有许多是根据电测资料解释的,通常缺乏露头及完整岩心资料的检验,所以与实际情况往往有悖,其成因解释也是值得商榷的。鄂尔多斯盆地中上三叠统延长组发育有两种地层样式不同的湖泊三角洲沉积,一种是进积序列较完整的巨厚的深水盆地型三角洲,另一种是缺乏完整进积序列的薄的浅水台地型三角洲。其中，深水型三角洲是在有巨厚深水泥岩及低密度浊积岩的深盆地背景上发育起来的,水下沉积厚度较大,进积相的序列保存较好,可以保存有河口坝沉积,但河口坝并不发育。这类三角洲主要分布在志丹—甘泉沿线以南的深湖地区。而浅水型三角洲主要分布在志丹—甘泉基底枢纽线以北的浅水台地区。这种三角洲水下沉积薄,且常为后继的河流强烈冲刷,进积序列常常不完整,往往缺乏河口坝沉积。

济源剖面水下分流河道 薛峰川剖面水下分流间湾图6 曲流河三角洲前缘相特征Fig.6 The characteristics of meandering river delta front facies

深水盆地型三角洲是在河流推进到堆积有巨厚的深湖泥岩的深盆地背景上发育起来的,其突出特征是具有厚而完整的进积序列。三角洲在形成发育过程中,不断从陆地向湖盆方向推进,结果形成一特征的垂向沉积层序。一般来说,其底部为前三角洲泥,向上依次出现三角洲前缘粉砂和砂,最上面覆盖着三角洲平原分流河道砂质沉积和河漫滩砂质泥岩及泥炭沼泽沉积。从前三角洲泥质沉积到三角洲前缘砂质沉积,大体上为一下细上粗的反旋回沉积序列,即所谓进积型沉积序列(见图7)。其沉积构造序列由下而上为水平层理、压扁层理、透镜状层理、小型交错层理、板状和槽状交错层理、冲刷面构造、平行层理、波状交错层理、沙纹交错层理、水平层理及植物根,它们反映了不同亚环境的水动力条件的规律性变化。三角洲砂体平面上呈朵状,剖面上呈底平顶凸的透镜体。

浅水台地型三角洲的突出特征是以分流河道砂体为骨架,河口坝不发育。多数情况下,分流河道砂体直接与湖相泥岩呈冲刷接触,垂向相序往往不完整。在河道砂岩基底上常含灰黑色棱角状湖相泥砾,由下而上,砂岩粒度逐渐变细。盆地的水下分流河道有时被后继的陆上分流河道承袭,其沉积体很难截然分开,除了侧向相变不同外,内部沉积特征无本质区别。浅水台地型三角洲前缘河口坝之所以少见,是因为河流进入平坦安静的浅水环境后,所携带的沉积物快速推进,不能形成较厚的河口坝沉积,即使形成也通常为水下分流河道冲刷贻尽。所以经常见到水下分流河道砂体与湖相泥岩直接呈冲刷接触,而缺乏河口坝沉积作为过渡(见图7)(偶尔在冲刷不太强烈的情况下留有薄的残余)。延河剖面张家滩黑页岩之上见有3 m厚的保存较好的河口坝沉积,未受明显的波浪改造,以废弃相保存下来,基本上反映了河口坝的原始特征。其岩性以粉砂质泥岩及粉砂岩与下伏湖相页岩呈渐变,底部粉砂质泥岩及粉砂岩中具沙纹层理及包卷层理,向上粉细砂岩具水平波状纹层,至顶部可见中小型槽状交错层理,构成反旋回。

2.4 湖泊沉积

湖泊沉积在鄂尔多斯盆地及东邻济源盆地、南召盆地中晚三叠世地层中广泛发育,主要分为浅湖沉积和深湖沉积。浅湖沉积在时间和空间尺度上发育更广泛,沉积物主要为灰—深灰色泥岩、粉砂质泥岩、砂质泥岩夹灰绿色薄—中层状粉—细砂岩,底栖生物发育,常见介形虫、瓣腮类、叶肢介、鱼类化石及垂直虫孔等。因生物扰动强烈,岩层通常呈块状,风化后呈碎片状。局部薄层砂岩和泥岩构成透镜—波状复合层较厚的层序,砂岩呈明显的上凸状透镜体,一般厚5～20 cm,最厚可达2 m,横向延伸100 m之内即可明显减薄乃至尖灭。

图7 鄂尔多斯盆地中晚三叠世三角洲沉积模式图Fig.7 The delta deposition model graph of Ordos Basin in Middle-Late Triassic

研究区深湖沉积分布也较为广泛, 北自鄂尔多斯盆地定边、 庆阳地区, 中至铜川地区, 东南至卢氏地区及南召盆地均有发育, 主要发育于中晚三叠世中期, 面积可达8×104km2以上。 岩性主要为深灰色、 灰黑色泥页岩、 油页岩夹少量灰色中—厚层状粉砂岩、 细砂岩, 常见黄铁矿等自生矿物, 横向分布稳定, 整体沉积厚度可达300～400 m。

深湖环境以发育重力流沉积为特征,浊积岩是其代表性岩体,也是鄂尔多斯盆地延长组非常重要的储层。浊积岩段在鄂尔多斯盆地旬邑、铜川、薛峰川、大理河地区,东—南邻的济源盆地、南召盆地、洛南、卢氏地区以及许多井下剖面中均可见到,通常为薄层粉细砂岩与泥岩互层,其中，旬邑地区砂岩的岩性较粗,厚度较大。南召盆地整个中上三叠统均为深湖沉积环境,可见大量发育的浊积岩(见图8)。鄂尔多斯盆地汝箕沟、大理河、秀延河地区及济源盆地浊积岩主要发育在中上三叠统顶部,鲍玛序列中的粒序层理、平行层理、沙纹交错层理及水平层理十分常见,槽模、沟模、刷模等各种底模构造亦非常发育。值得注意的是,夹于深湖亚相泥岩中的粉砂岩常因滑塌及液化作用发生而形成包卷层理等变形层理[43-44]。

平面上，三角洲前缘砂体在地震、风暴等外力的作用下,沿湖盆斜坡滑塌滚落,形成重力流,最终沉积于深湖的凹陷区域。重力流沉积物通常从坡底向外堆积成锥状或丘状,平面上呈扇形,因此称为湖底扇。根据鄂尔多斯盆地延长组的整体地貌特征以及盆地内多口井的研究资料，结合浊积岩的形成机制及原因,把研究区湖底扇划分为有补给水道的浊积扇(坡移浊积扇)和无补给水道的浊积扇(滑塌浊积扇)(见表3)。

坡移浊积扇为拗陷型湖盆相对稳定的沉降阶段，由来源于三角洲前缘的碎屑流、滑塌岩、浊流等重力流携带的大量碎屑物质,在深湖陡岸斜坡区的快速搬运过程中转化为浊流,在缓坡和湖盆低洼处形成浊积扇,分布范围广,是研究区的主要浊积扇类型；其进一步可划分为上扇、中扇和外扇3种亚相,其中以中扇和外扇沉积比较常见(见图9)。

图8 南召盆地深湖相浊流沉积Fig.8 Deep lacustrine turbidity deposits in Nanzhao Basin

相亚相微相单层砂岩厚度/cm重力流类型浊积岩类型发育位置湖底扇坡移浊积扇上扇主沟道>100碎屑流颗粒流浊流 泥质砾岩、中砂岩、细砂岩,粉细砂岩,具“AB、AB”序列和“A、A、A、A”序列溢岸沉积<1颗粒流浊流 细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和粉砂质泥岩组成“BCDE”序列和“CDE”序列典型浊积岩 深湖线附近,湖底扇刚进入深湖的区域 中扇辫状沟道>30颗粒流液化沉积物流浊流 泥质细砂岩、细砂岩,粉细砂岩,粒序层理、冲刷构造和液体逃逸构造发育,具“AB、AB”序列和“A、A、A、A”序列 沟间<1浊流 细砂岩、粉—细砂岩,粉砂岩,泥质粉砂岩,平行层理、粒序层理、沙纹层理、波状层理,具“BCDE”序列和“CDE”序列典型浊积岩中心席10～30浊流 细—粉砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩和泥岩不等厚互层,具“ABCDE”序列、“BCDE”序列和“CDE”序列典型浊积岩 湖底扇向深湖的推进过程中,上扇与深湖平原的过渡区 外扇未梢席1～10浊流 粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩和暗色泥岩不等厚互层,具“CDE”序列和“DE”序列的层状典型浊积岩 湖底扇最外缘的湖底平原滑塌浊积扇中心扇边缘扇厚度变化较大浊流浊流 以细砂岩、粉细砂岩及粉砂岩为主,夹于暗色泥岩中,可见鲍马序列的各种组合,但组合类型在横向上变化较大,剖面上常呈透镜状 靠近湖盆中心靠近深湖线

滑塌浊积扇多数是由三角洲前缘松散的沉积物在快速沉积不稳定状态下或由某种机制(火山、地震、洪水、风暴等)的引发,沿斜坡发生整体滑塌而形成的。它无固定补给水道,常随三角洲的推进而推进,呈分散状分布,分布面积一般较小。根据发育位置的不同,其主要可划分为中心席和边缘席两个亚相。中心席发育位置靠近深湖中心,而边缘席则靠近深湖线。

湖底扇形成的基本条件包括触发机制(波浪、火山、地震、洪水、风暴等)、地形坡度和滞水环境,其中不同的触发机制是形成不同浊积砂体的基础。滑塌浊积岩主要由阵发性的偶然因素(如火山、地震、风暴、重力滑塌等)诱发而成,而坡移浊积扇则与地形坡度的有利配置以及和较稳定的物源(河流迅速入湖),尤其是洪水期河流密切相关[45-46]。

a内扇 b 中扇 c 外扇图9 鄂尔多斯盆地中上三叠统延长组湖底扇沉积Fig.9 Sublacustrine fan deposition of Middle-Late Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin

从空间上来看,鄂尔多斯盆地延长组湖盆的地形控制着湖底扇体的发育和分布范围。受构造抬升及三角洲发育多期性的影响,其分布位置、形态、大小都不同,形成规模不等的湖底扇或浊积岩体,其主要分布在坡折区一线。盆地北缓南陡的特征构成了盆地晚三叠世的北部与东北部发育大型曲流河三角洲沉积、西南部发育辫状河三角洲沉积的沉积格局。相比而言,坡度较陡的西南部，辫状河三角洲前端的湖底扇更为发育。

从时间上看,鄂尔多斯盆地浊流沉积集中发生在长7，长6和长4+5期,即湖盆鼎盛向萎缩转换的时期。长7期，湖盆的强烈沉降及沿拗陷轴向物源的注入,使浊流沉积发育。长6和长4+5期，湖盆沉降趋于稳定,物源供应充足,多水系、多物源的三角洲发育使浊流沉积发育普遍,随后逐渐减弱。

3 沉积格局与沉积环境演变

依据上述地层及沉积相的分析结果,在原有鄂尔多斯盆地中上三叠统延长组沉积相展布图的基础上,将其沉积范围向东扩展至山西省宁静地区、沁水地区及河南省济源地区,向南扩展至南召—卢氏—洛南一线,并绘制了新的沉积相展布图。研究认为，中上三叠统延长组是在鄂尔多斯盆地拗陷持续发展和稳定沉降过程中堆积的，以河流—湖泊相为特征的陆源碎屑岩系,它的发展和演化客观记录了这个大型淡水湖盆从发生、发展到消亡的历史。本研究将地层统一按延长组各段划分命名,其沉积演化分述如下。

3.1 长10期

鄂尔多斯盆地延长期从长10期开始发育,河流和三角洲平原广布,围绕湖盆中心,形成一系列环带状三角洲裙体,湖盆分布范围狭小,主要在河南西南部卢氏—南召一带,陕西铜川地区分布次之,定边、吴旗、合水一带零星分布,但大体上已呈现出西北—东南轴向的趋势。围绕湖盆中心,形成一系列环带状三角洲裙体,基本为三角洲平原沉积,少见砂体进入浅湖区形成三角洲前缘沉积。三角洲外围为大范围的河流沉积,其中曲流河沉积主要位于盆地北部和东部,神木和宁武地区以及西南部、西部发育辫状河沉积(见图10)。

3.2 长9期

盆地进入长9期后快速下沉,将长10期的三角洲体系全部淹没水下。湖侵规模加大,浅湖北部可达靖边,东部抵郑州,西部沿宁夏彭阳—石沟驿一带分布,南部到商丹断裂以北。湖盆呈现为西岸稍陡、东岸平缓的特征,浅湖沉积在西岸狭窄,东部则十分宽阔。围绕湖盆中心,河流和三角洲平原广布,形成一系列环带状三角洲裙体,北部由西向东分别发育石嘴山、乌海、鄂托克、鄂尔多斯、榆林、吕梁、长治和焦作三角洲,西部由北而南分别发育石沟驿、环县、平凉、庆阳、旬邑和铜川三角洲,在洛南、卢氏、栾川和南召一带的深湖区则发育大量浊积岩沉积(见图11)。长9末期,以志丹为中心,西北自吴旗起,东南至甘泉一带,发育一狭长的水体较深的浅湖沉积,构成有效的烃源岩,该段又称李家畔页岩。

图10 鄂尔多斯盆地中晚三叠世延长期长10期沉积相平面展布图Fig.10 The sedimentary facies plane distribution map of Ch 10 period in Middle-Late Triassic Yanchang Formation of Ordos Basin

图11 鄂尔多斯盆地中晚三叠世延长期长9期沉积相平面展布图Fig.11 The sedimentary facies plane distribution map of Ch 9 period in Middle-Late Triassic Yanchang Formation of Ordos Basin

3.3 长8期

长8期湖盆基本继承了长9期的特征,沉积体的突出特点是西部以各种近源快速堆积的粗粒三角洲为特征,东部则发育一连串三角洲,东南部发育深湖相沉积,浊积岩发育。北部由西而东分别发育银川、乌审旗、榆林、佳县、蒲县、长治和开封三角洲,西部由北而南分别发育固原、平凉、麟游和咸阳三角洲。西岸以庆阳辫状河三角洲规模最大,是这一时期的突出特征之一。北岸则以发育有巨大的盐池、吴旗、靖边三角洲为代表,东北部榆林、吕梁、延长主要是三角洲平原,东部主要发育长条形三角洲,呈近东西向分布,这时的吴旗、安塞延长三角洲较为发育,而长治三角洲和开封三角洲已深入深湖形成浊积岩(见图12)。

图12 鄂尔多斯盆地中晚三叠世延长期长8期沉积相平面展布图Fig.12 The sedimentary facies plane distribution map of Ch8 period in Middle-Late Triassic Yanchang Formation of Ordos Basin

3.4 长7期

长7期，湖盆发展到全盛期,盆地大范围被湖水淹没,深湖区的面积也急剧扩大,由定边、庆阳延伸至铜川、洛南、卢氏、栾川、南召。定边—铜川一带的深湖区，单层暗色页岩最厚可达30 m,而南召附近深湖区，单层暗色页岩最厚可达80 m,成为鄂尔多斯盆地的主力烃源岩。深湖区浊积岩十分发育,并成为良好的致密储集层。长7期湖盆沉积格局与长8期基本相似,尤其是西岸，以粗粒三角洲为主,向盆地方向出现浊积岩。北部及东部湖水进一步加深,湖岸线大面积向外推进,由西北向东南,顺时针发育石嘴山、盐池、鄂托克、靖边、子长、延川、宜川、临汾、运城、焦作、开封和驻马店三角洲,其中运城、焦作、开封和驻马店三角洲已深入到深湖中。由北而南逆时针发育石沟驿、同心、固原、庆阳、麟游和富平三角洲,深湖区浊积岩发育(见图13)。

图13 鄂尔多斯盆地中晚三叠世延长期长7期沉积相平面展布图Fig.13 The sedimentary facies plane distribution map of Ch7 period in Middle-Late Triassic Yanchang Formation of Ordos Basin

3.5 长6期

进入长6期,湖盆下降速度放缓,沉积作用大大加强,盆地四周的三角洲全面向湖盆进积,湖盆进入萎缩状态。湖盆西岸依然发育有石沟驿辫状河三角洲、环县辫状河三角洲、固原辫状河三角洲和镇原辫状河三角洲,与长8，长7期大体相似,除固原和镇原辫状河三角洲规模有明显的扩大外,其余都有所减弱。该时期突出的特征是，东北、东部的物源大大加强, 鄂托克前旗、 靖边、 子长、 延长地区随着沉积作用的加强已由长7期的三角洲前缘变成平原河流相, 吴旗、 安塞和富县三角洲进入发育的鼎盛时期, 东北部三角洲前缘已与盐池—吴旗三角洲在志丹、 延安、 富县交汇形成一支庞大的三角洲前缘, 同时向深湖区延伸。 该时期的另一个特征是， 富县三角洲的沉积作用明显加强, 向西穿过葫芦河和太白地区直达固城川, 是合水—固城川浊积扇的主要物源。 东南部则发育韩城三角洲、 济源三角洲及平顶山三角洲。 长6期的深湖区也有所收缩,由长7期的定边向南推至姬塬地区,东部也显著向西南推进(见图14)。

图14 鄂尔多斯盆地中晚三叠世延长期长6期沉积相平面展布图Fig.14 The sedimentary facies plane distribution map of Ch6 period in Middle-Late Triassic Yanchang Formation of Ordos Basin

3.6 长4+5期

长4+5期沉积格局与长6期无多大差别,只是深湖区进一步从各个方向向湖中心收缩,面积进一步缩小，仅在盆地西北部盐池—定边一带出现小范围的湖侵。湖岸线与长6范围相近,但沉积作用与长6相比有显著的减弱,西缘的石沟驿辫状河三角洲继续存在,彭阳在长6及其以前的辫状河三角洲此时已完全成了陆上平原,庆阳已无浊积岩发育。北部盐池三角洲与长6相似,东北部及东部三角洲以及长6期发育的三角洲,尤其是安塞三角洲已全面平原化,主要以分流河道沉积为主。富县三角洲与甘泉三角洲连为一体，向葫芦河—太白以西延伸,可直到固城川地区的深湖区,成为该区的主要物质来源。此时,宜川三角洲依然存在,向东连续发育韩城、运城、济源、开封和方城三角洲,规模也有所缩小(见图15)。

图15 鄂尔多斯盆地中晚三叠世延长期长4+5期沉积相平面展布图Fig.15 The sedimentary facies plane distribution map of Ch4+5period in Middle-Late Triassic Yanchang Formation of Ordos Basin

3.7 长3期

长3期由于盐池西缘及西南缘开始抬升,深湖仅发育于河南西南部的卢氏、栾川和南召一带。沉积作用再次加剧,三角洲向盆地进积,该期发育的盐池、定边三角洲此时与石沟驿地区连为一体,全面平原沼泽化；近南北向的分流河道也十分发育,可穿过姬塬向南伸入浅湖区。宜川三角洲规模有所扩大,洛阳三角洲和许昌三角洲变化不大。该期的另一个特征是，东北物源再次强化,一直可穿过吴旗向南达到华池地区,形成吴旗—华池三角洲；志丹、安塞、永宁、延安一线以东、以北地区全面平原沼泽、河流化。长3时期，盐池、定边、吴旗、安塞、宜川、洛阳、许昌三角洲继续有前缘亚相的存在,尤其是安塞三角洲的前缘一直可穿过永宁向南延伸到太白—固城川地区。西部由北而南分别发育环县、镇原、长武和铜川三角洲(见图16)。

图16 鄂尔多斯盆地中晚三叠世延长期长3期沉积相平面展布图Fig.16 The sedimentary facies plane distribution map of Ch3 period in Middle-Late Triassic Yanchang Formation of Ordos Basin

3.8 长2期

长2期由于湖盆的持续收缩,北部三角洲连成一片,南部镇原和泾川三角洲相对比较发育。唯有河南西南部卢氏—南召一带还保留有深湖区,浅湖区也较长3大大收缩,仅在环县、华池、黄陵、韩城、洛阳和平顶山几个三角洲尚有前缘存在；其他地区的沉积与长3相似,只是进一步平原、沼泽化,河流亚相或平原分流河道发育是这一时期的重要特征(见图17)。

3.9 长1期

长1期由于秦岭的抬升,浅湖区支离破碎,在河南西南部卢氏—南召一带、横山—子长之间形成长1期的深湖沉积,其中运城三角洲和焦作三角洲仍然可以从浅湖到深湖,并发育浊积岩(见图18)。这一时期，整个鄂尔多斯盆地全面平原、沼泽化,广泛发育薄的煤层或煤线,自此结束了盆地延长组的沉积历史。

图17 鄂尔多斯盆地中晚三叠世延长期长2期沉积相平面展布图Fig.17 The sedimentary facies plane distribution map of Ch2 period in Middle-Late Triassic Yanchang Formation of Ordos Basin

图18 鄂尔多斯盆地中晚三叠世延长期长1期沉积相平面展布图Fig.18 The sedimentary facies plane distribution map of Ch1 period in Middle-Late Triassic Yanchang Formation of Ordos Basin

4 结 论

1)通过对现今鄂尔多斯盆地及东、南邻区宁静盆地、沁水盆地、济源盆地、南召盆地中晚三叠世野外剖面实测,对鄂尔多斯盆地内延长组及邻区同期地层的岩性特征及地层厚度进行对比,认为无论是岩性粒度变化、地层厚度还是地层上下接触关系均说明，这些盆地与鄂尔多斯盆地的沉积背景具有一致性,符合中晚三叠世华北板块构造演化背景。

2)通过沉积学研究可知，鄂尔多斯盆地中晚三叠世以河流、三角洲、辫状河三角洲和湖相沉积为主。邻区宁静盆地主要发育辫状河沉积,沁水盆地发育辫状河三角洲、三角洲和浅湖沉积,济源盆地发育三角洲和湖相沉积,南召盆地、卢氏、洛南地区以发育深湖沉积为特征,南召盆地还有短暂的冲积扇沉积。将剖面进行地层和沉积相对比发现，无论是时间尺度上还是空间尺度上,从邻区向鄂尔多斯盆地内部沉积相的过渡变化均符合瓦尔特相律。

3)综合分析认为,中晚三叠世延长期鄂尔多斯盆地与其东南邻区各盆地应属于同一盆地,并未分隔。