三叠纪延长组时期，鄂尔多斯盆地西部受秦祁褶皱带和阿拉善古陆的控制，在西缘不同地区发育不同的构造—沉积环境^[1-8]，因此西缘北、中、南三地沉积相带变化较大。通过对研究区沉积物的分析，不仅能了解当时的环境、气候，而且能为确定盆地沉积背景及反演构造活动提供一定的沉积学依据^[9]。关于盆地西缘北部汝箕沟地区沉积环境具有以下观点：冲积扇演化为湖泊，水体由浅变深^[10]；发育冲积扇、辫状河、辫状河三角洲和湖泊沉积体系^[11]，鉴于前人关于汝箕沟地区的沉积相分析比较笼统，并未对其亚相以及微相进行细致划分。本文在对盆地西缘露头剖面进行了重新测量的基础上，精细解剖汝箕沟剖面沉积相特征，并结合环78、环52、演40井岩芯及测井资料，通过岩性和岩相组合、沉积相分析，将西缘北、中、南三处沉积体系综合分析，进一步探讨鄂尔多斯盆地西缘延长组的沉积相特征及其演化过程。

1 区域地质概况

鄂尔多斯盆地位于中国大陆中部，是我国第二大沉积盆地。在晚三叠世，由于受印支运动的影响，盆地与华北地台解体分离，在广阔的陕、甘、宁、晋广阔地区，形成大型内陆坳陷盆地，盆地长轴为北西—东南方向^[12-13]。

研究区位于鄂尔多斯盆地西缘，区域构造上处于伊盟隆起西部和西缘冲断构造带北部以及南部，天环坳陷西部地区(图 1)。晚三叠世北部汝箕沟地区处于被动拉张背景下的裂谷沉积环境^[14-15]，延长组地层沉积厚度达2 400 m；中部环县地区则为边缘断陷沉降构造环境^[16]，钻井资料显示延长组长10—长6地层，厚度约600 m；南部阎家庄地区早期为走滑拉张断陷沉积，晚期则为走滑挤压坳陷沉积和末期隆升剥蚀^[1]，主要沉积崆峒组紫红色砂砾岩，通过孢粉组合分析结果显示，其与鄂尔多斯盆地长10—长8油层组相当^[17]，厚度约1 200 m。汝箕沟地区延长组自下而上可分为第一段、第二段、第三段、第四段、第五段5个段。

2 岩相划分及组合 2.1 岩相划分

岩相是岩石物理相的简称，代表了沉积水动力条件的变化，又可称为能量单元，是分析沉积作用过程的第一要素和沉积相研究的基础工作，也是划分沉积相的重要理论依据^[18-19]。通过对研究区露头剖面和岩芯的岩性、粒度、沉积构造等沉积特征分析，将鄂尔多斯盆地西缘岩相归纳为12种类型。

(1) 叠瓦状砾岩相(Gi)  主要发育在研究区三角洲平原水上分流河道的底部，砾石层厚度一般约10 cm，砾石圆度为次棱角至次圆状，粒径大小为2~6 cm，砾石类型以泥砾为主，长轴呈叠瓦状定向排列，可见两组倾向相反的砾石排列，反映了水动力较为稳定的牵引流环境^[20](图 2a)。

(2) 槽状交错层理砾砂岩相(S-Gt)  识别标志在于纹层斜交于层系界面，且层系底界为槽形冲刷面，纹层底部可见沿纹层面的砾石，纹层的中上部主要为粗砂，反映了水动力方向变化的冲刷沉积。研究区内主要发育在三角洲平原河道沉积中，一般位于河床砾石滞留沉积的上部(图 2b)。

(3) 槽状交错层理中粗砂岩相(Sct)  研究区内岩性主要为灰绿色中粗砂岩，岩相可见小、中、大型槽状交错层理，纵切面上层系界面成弧状，纹层向下倾方向收敛并与之斜交，为水下沙丘迁移的结果^[21]。其主要发育于三角洲水上或水下分流河道中(图 2c、图 3b)，厚度在30~40 cm左右。

(4) 平行层理砂岩相(Sh)  岩性主要为黄绿色、紫红色中—细砂岩，纹层厚度约1 cm，沿纹层面剥开可见剥离线理构造。平行层理一般出现在急流及高能量环境中，是强水动力以及平整的河床底床形态作用下的产物。研究区内常发育于辫状河道以及水下分流河道等相带上部(图 2d、图 3a)，一般与其他砂岩相共生。

(5) 板状交错层理砂岩相(Sp)  识别标志为纹层斜交于层系面，层系之间的界面是平面且彼此平行。研究区内岩性主要为灰绿色中—粗砂岩，层系厚度较大，厚度在1~2 m之间，靠近层系面底部沉积物粒度变粗，多由砂波迁移形成^[22]。研究区主要发育在河道沉积岩相组合的中部位置(图 2e)。

(6) 块状构造砂岩相(Sm)  岩性主要为灰绿色中—细砂岩，呈现大致均质外貌，不具任何纹层构造的层理，是沉积过程中沉积物来不及分异，快速堆积而成。研究区内发育于河道砂坝、水下分支河道及河口坝等沉积环境中(图 2f)，厚度可达30 cm~2 m左右。

(7) 砂纹层理粉砂岩相(Fr)  岩性以浅黄色粉砂岩为主，位于波状层理粉砂岩之上或同位层，具有浪成波纹交错层理特征，内部为倾向相反的前积纹层组成的人字形构造，纹层的起伏高度约1~3 cm，主要由浪成砂波迁移而形成的。研究区内则发育在河口坝、席状砂等沉积相带中(图 2g、图 3e)。

(8) 波状层理粉砂岩相(Fw)  由暗色泥岩和灰绿色粉砂岩间互，呈不对称的波纹，是单向水流的前进运动造成，厚度约30~40 cm，主要发育于研究区三角洲前缘的水下分流河道间和河口坝等相带中(图 2h、图 3f)。

(9) 泥岩相(M)  以深色泥岩和粉砂质泥岩为主，具块状层理或水平层理，是水体较深时，细粒沉积物在低能静水环境下沉积形成的。主要发育于滨、浅湖等相带(图 2i)，研究区内主要发育在长7、长4+5、以及汝箕沟地区的长1段。

(10) 砂质支撑砾岩相(Gms)  砾石成分复杂，有沉积岩砾石、岩浆岩砾石、变质岩砾石，分选磨圆较差，砾径以3~9 cm为主，砾石间的空隙被粗砂岩充填(图 2j)，砾石则悬浮于砂质颗粒中，位于冲积扇的扇根，研究区内主要发育在阎家庄剖面中延长组第一段以及第二段的中下部位。

(11) 楔状交错层理砂岩相(Sw)  岩性以分选、磨圆较好的黄绿色中、细砂岩为主，识别标志在于层系之间的界面为平面但彼此不平行，层系厚度变化明显呈斜形的交错层理(图 2k)。在三角洲平原分流河道以及三角洲前缘的河口坝、水下分流河道等相带中均有发育。

(12) 块状层理粉砂岩相(Fm)  以分选、磨圆较好的暗灰色细—粉砂岩为主，层内物质均匀，组分和结构上无差异(图 2l)，不发层理结构，是在比较安静环境中的沉积产物，代表了一种连续均匀稳定的沉积过程。研究区内主要发育在河道间及分支间湾等相带中。

2.2 岩相组合

岩相类型反映了单一沉积作用或沉积过程，相同的岩相类型可有多种沉积解释，相同的微相背景也可以形成多种岩相类型。因此，通常以不同的岩相组合关系来反映不同微相的沉积过程。每种岩相组合类型或沉积序列通常是一次沉积事件或一定环境连续演变的产物^[18]。利用岩相组合特征也可以准确指示垂向沉积序列并判别沉积环境^[23-26]。研究区内共发现7类常见岩相组合(图 4)。

类型1(Gi→S-Gt、Sct→Sh)在露头剖面上，沉积物以砾岩、含砾砂岩、中—粗砂岩为主，具有下粗上细的粒度正韵律，底部具冲刷面和滞留砾石沉积，砾石呈叠瓦状排列(图 4a)，上部则过渡为交错层理砂岩，反映水动力较为稳定的牵引流环境。此种类型在汝箕沟剖面延长组相序中占主要地位，厚度较大。

类型2(S←→Gt→Sp→Sh→Sm→M)沉积物底部以顺层分布的扁平状泥砾为主。向上沉积物的粒度逐渐变细，发育板状交错层、平行层理等沉积构造。整体为正粒序，顶部偶见泥岩(图 4b)。板状交错层理、平行层理砂岩相在整个相序中占比较大，此类型主要发育在辫状河三角洲平原的河道。

类型3(M←→Fw→Fr、Sh)主要由泥岩、粉砂质泥岩夹粉—细砂岩、粉砂岩组成，发育波状层理、水平层理以及平行层理(图 4c)。这种类型岩相形成主要是因为湖水的波浪作用频繁进退造成的，一般发育在分流间湾相带中。

类型4(M→Fw→Sh→Sm)沉积物由暗色粉砂岩和细砂岩组成，整体上显示反韵律沉积序列，表现为泥砂互层，发育波状交错层理、小型交错层理等(图 4d)，为静水与流水相互交互下的产物。主要沉积在三角洲前缘最前端的相带，往前则向前三角洲过渡。

类型5(M←→Fw、Fr→Sh)由多个薄层泥岩—泥质粉砂岩组成的短期反旋回组成，泥岩比例稍高。泥岩为灰黑色，粉—细砂岩发育块状层理，砂岩与底部泥岩突变接触(图 4e)。发育在三角洲前缘与湖泊的过渡带，为前积作用的产物。

类型6(M←→Fw)主要为灰黑色泥岩和块状粉—细砂岩互层，砂岩块状，少见层理构造，向上泥岩逐渐增加(图 4f)。反映了沉积环境的水深在不断增加，发育在深湖或半深湖等沉积环境中。

类型7(Gms←→Gi→Sw→M)底部为大段砂质支撑砾岩，砾岩成分复杂，分选、磨圆较差，中间夹有叠瓦状砾石沉积。整段向上粒度变细，上部发育有灰绿色交错层理砂岩，顶部则为薄层紫红色泥岩(图 4g)，主要发育在冲积扇沉积区。

3 沉积相类型及特征

鄂尔多斯盆地西缘延长组相带发育复杂^[27-32]，北段汝箕沟地区为扇三角洲—湖泊相，在中段演40、环78地区为辫状河三角洲—湖泊相，在南端阎家庄地区则为冲积扇相。

3.1 扇三角洲平原亚相

扇三角洲是进入稳定水体的冲积扇，一般呈向盆地方向的扇形^[33-41]，扇三角洲平原为扇三角洲的水上部分，因而扇三角洲平原亚相与冲积扇沉积特征类似，可以划分为辫状分流河道沉积、漫滩沼泽和筛状沉积。研究区内汝箕沟剖面扇三角洲的水上部分在整个三叠系剖面占有较大的比例，岩相组合则以类型1(图 4a)为主。

(1) 筛状沉积。汝箕沟剖面筛状沉积中砾石的大小约3~5 cm，磨圆、分选较好，且相互接触支撑，砾石岩性以石英岩为主，砾石间的孔隙被中—粗砂岩充填(图 5a)。冲积扇中沉积物粒度较粗时，砾石以颗粒支撑的方式堆积成层，其渗透性极好，洪水经过时，会直接渗过砾石层进入扇体中去，因此在砾石间充填粒度较细的砂级碎屑。

(2) 辫状河道沉积。沉积于扇三角洲平原的上部，具有一般辫状河流的沉积特征。在汝箕沟地区延长组第一、二段中下部该相最为发育(图 6)，岩性以砂砾岩和粗砂岩主，底部具冲刷面和滞留砾石、泥砾沉积。从垂向上看，砂体由多个正旋回叠置而成，依次发育粒序层理、槽状或楔状交错层理、平行层理(图 7a)，其沉积岩相组合对应于类型1(图 4a)。

(3) 漫滩沼泽。其发育于陆上辫状河道间的低洼地，为洪水时期漫越河道所形成于两侧的细粒物质，剖面纵向上来看一般夹在两期河道沉积砂体之间，与下部砂岩呈渐变接触，与上部砂砾岩则呈突变接触，并可见冲刷面。岩相组合以类型4为主，发育厚层块状、平行层理砂岩。洪水影响时，可见夹较粗的砂岩透镜体(图 5b)。

3.2 扇三角洲前缘亚相

扇三角洲前缘位于岸线至正常浪基面的较浅水区域，该亚相主要发育在湖面水下部分，沉积含砾的、交错层理发育的砂岩、粉砂岩。汝箕沟地区由于晚三叠时期地势坡度较大，河道的水流速度较强，并且物源丰富，因此入湖后水下的各种微相也较为发育，岩相组合可见类型2、类型3以及类型4(图 4b，c，d)。

(1) 水下分流河道。水下分流河道是陆上河道的水下延伸部分，其垂向层序结构特征与陆上分流河道相似，但砂岩的颜色较暗。露头剖面上可见灰绿色砂岩发育中、小型交错层理，在顶部偶尔出现脉状层理及波状层理，砂体呈透镜状，在底部可见冲刷面(图 8a)，岩相组合以类型2(图 4b)为主。

(2) 水下分流河道间。水下分流河道间位于水下分流河道的两侧，其局部与浅湖相通，沉积作用以悬浮沉积为主。露头上为互层的浅灰色细砂、粉砂及暗色泥岩组成(图 5c)，细、粉砂岩发育波状层理以及包卷层理(图 5d)，暗色泥岩主要发育水平层理，岩相组合以类型3(图 4c)为主。

(3) 河口坝。扇三角洲河口坝位于水下分流河道前方，向盆地中央发展。岩性为灰色中砂岩、细砂岩、粉砂岩夹薄层灰黑色泥质粉砂岩，纵向上呈反韵律结构(图 8b)。沉积构造可见波状交错层理、透镜状层理，岩相组合以类型5(图 4e)为主。

3.3 前扇三角洲亚相

研究区前扇三角洲不太发育。

3.4 辫状河三角洲平原亚相

根据研究资料表明，西缘中部环县—演武地区以辫状河三角洲—湖泊沉积体系为主体，该区块位于天环凹陷带，晚三叠纪时主要受西南物源控制。测井资料显示沉积厚度约600 m，对应长10—长6地层，长6以上地层被剥蚀殆尽。

辫状河三角洲平原主要由众多的辫状河道和泥炭沼泽组成，其沉积物特征为高度河道化的河流体系^[35]，并发育牵引流沉积构造，分流河道为其亚相中最为典型的沉积类型。河道砂体岩性较粗，以灰绿色中粗砂岩为主，成分和结构成熟度较低，粗砂岩中含有大量顺层分布的泥砾，发育楔状交错层理、波状、槽状交错层理，常见岩相组合以类型1(图 4a)为主。自然伽马曲线为锯齿状箱形或钟形(图 9)，钟形反映了岩性向上逐渐变细，而箱形则反映了多期沉积河道砂体的叠置。

3.5 辫状河三角洲前缘亚相

(1) 水下分流河道。水下分流河道是辫状河三角洲前缘沉积的主要部分，为陆上的辫状河道入湖后在水下的延伸。一般来说，由于辫状河三角洲河流作用强，因此河道砂体较为发育。水下分流河道沉积特征与陆上辫状河道相似，底部见冲刷面，常发育含泥砾砂岩，向上为中厚层的细砂岩，发育平行层理、块状层理和大、中型交错层理，常见岩组合以类型2(图 4b)为主，自然电位曲线常呈钟形和箱形(图 10)。

(2) 分流间湾。主要为分流河道间低洼地带沉积的较细粒沉积物，对应的水动力较弱，以悬浮沉积为主，钻井资料显示岩性为粉砂质泥岩、泥质粉沙岩和泥岩。泥岩发育水平层理，粉沙岩发育砂纹层理，具碳屑，且垂直虫孔发育，岩相组合以类型3(图 4c)为主。自然电位曲线相对低平，自然伽马曲线中高值(图 10)，电阻率曲线则呈中低幅齿状。

(3) 河口砂坝。其位于水下分流河道的末端或侧缘，是分流河道进入湖泊后，由于流速降低，粗粒物质在河口处沉积下形成的。岩芯资料显示岩性以深灰色粉—细砂岩为主，垂向剖面上表现为下细上粗的反韵律，砂体中发育平行层理及中型交错层理，岩相组合以类型4(图 4d)为主，自然电位及伽马曲线通常呈漏斗形(图 11)。

(4) 远砂坝。为辫状河三角洲前缘边部的末端沉积，与湖泊泥共生，钻井资料显示其岩性主要由暗色粉砂岩和细砂岩、泥质粉砂岩组成，纵向上沉积层较薄，内部发育小型砂纹层理，岩相组合主要以类型5(图 4e)为主。测井曲线呈低—中幅漏斗形(图 11)，具有相对较高的自然伽马值和低电阻率值，表明泥质含量高，砂质含量低的特点。

3.6 湖泊相

主要发育在汝箕沟剖面的延长组第三、五段(图 6)和盆地西缘中段环县—演武地区长7油层组中，有浅湖泥、滩砂、深湖泥等微相。岩相组合以类型5和类型6为主(图 4e、图 4f)，发育波状层理，顶部大段黑色泥页岩夹块状的砂岩(图 5f)，是在水体较深的环境中形成。

3.7 冲积扇

冲积扇在空间上是一个沿山口向外伸展的巨大锥形沉积体，其沉积主要受汇水盆地大小、气候和地形等多种因素的控制。研究区内冲积扇发育在盆地西北缘汝箕沟延长组的底部和阎家庄西侧崆峒组下部。阎家庄西侧崆峒组下部发育的是灰绿色砂砾岩夹紫红色泥岩，砾石成分复杂，可见多期冲积扇叠置沉积(图 7b)，所测剖面厚度约1 200 m，对应于延长组第一、二段(长10、长9、长8)，岩相组合类型以类型7为主(图 4g)。

3.8 浊积岩

浊积岩发育在研究区北缘汝箕沟延长组第五段中，岩性以灰色中层状细砂岩、黑色泥岩为主，可见鲍马序列^[10-11]。参照Walker对浊积岩相的划分方案，认为区内延长组浊积岩主要为近源浊积岩，主要为AE层序(图 5e)，其中砂岩厚度约12 cm，泥岩厚度约为3 cm。三叠纪末期汝箕沟地区为大陆裂谷环境，沉积了一套巨厚的延长组地层，其中延长组第五段为深湖沉积环境，加上该区延长组末期存在岩浆岩活动^[14-15]，这也为浊积岩的形成提供了一定的触发条件。

4 沉积演化

通过对研究区野外剖面和井资料以及前人研究的资料进行综合分析，绘制了鄂尔多斯盆地西缘延长组沉积时期的地层对比(图 12)及沉积模式图(图 13)。研究发现盆地西缘北部汝箕沟地区、南部阎家庄地区发育扇三角洲，中部地区则发育辫状河三角洲，前三角洲普遍不发育。

鄂尔多斯盆地延长组经历了一个完整沉积演化期，即一个湖泊沉积发生、发展到消亡的过程^{[16, 31, 41-43]}，但研究区内汝箕沟地区沉积总体上则表现为一个水体逐渐加深的沉积过程，这可能与延长组时期贺兰山中段汝箕沟地区处于被动拉张环境下的大陆裂谷的中心部位有关。

延长组第一段(长10)沉积时期，湖盆初步形成，水体较浅，1)在盆地西缘北部汝箕沟地区发育扇三角洲平原亚相，岩性以含砾粗砂岩、粗砂岩为主，局部可见筛状沉形成的厚层砾石段；2)中部环县—演武地区则发育辫状河三角洲平原相，以河道砂坝发育的砂岩为主，夹有泛滥平原沉积的泥岩、泥质粉砂岩，整体粒度较细；3)南部阎家庄地区则发育冲积扇，沉积物以混杂堆积形成的厚层砾岩为主；其中汝箕沟、阎家庄地区沉积厚度较大。

延长组第二段(长9，长8)沉积时期为湖盆的扩张的早期阶段，水体逐渐变深，1)盆地西缘北部汝箕沟地区为三角洲平原亚相，岩性主以辫状河道形成的厚层含砾粗砂岩为主，交错层理发育，纵向剖面上砂岩粒度逐渐变细；2)中部环县—演武地区则过渡为辫状河三角洲前缘亚相，主要发育粉细砂岩与粉砂质泥岩、泥质粉砂岩互层，并与下部泥岩呈突变接触，交错层理发育，纵向上整体为反粒序韵律；3)南部阎家庄地区则过渡到扇中、扇缘，厚层砾石上部发育具交错层理的粗砂岩，顶部还可见薄层紫红色泥岩。

延长组第三段(长7，长6，长4+5)沉积早期，湖平面达到最高，随后湖盆开始收缩。1)盆地西缘北部汝箕沟地区首先发育湖泊相(图 5f)的厚层黑色泥岩、粉砂质泥岩，随后演化为扇三角洲前缘亚相，岩性以水下分流河道成因的灰绿色中—粗砂岩为主；2)中部环县—演武地区初期也发育黑色湖相泥岩，随后逐渐过渡为辫状河三角洲前缘亚相，发育灰绿色细—中砂岩，偶见薄层暗色泥岩；3)南部阎家庄地区地层由于抬升开始接受剥蚀作用。

延长组第四段(长3、长2)为湖盆消亡时期，水体变浅，沉积体系向湖盆进积，1)西缘北部汝箕沟地区则发育扇三角洲前缘亚相，岩性以灰绿色细砂岩和暗色泥质粉砂岩、粉砂质泥岩为主，交错层理发育；2)西缘地区中部及南部由于盆地发烈抬升，地层开始接受剥蚀。

延长组第五段(长1)沉积时期，盆地进一步抬升，中部和南部地区地层基本被剥蚀殆尽。在延长组第五段时期，西缘汝箕沟地区发生强烈坳陷，发育深湖相，其纵向上泥质逐渐增加，可见块状粉砂岩、黑色泥岩，少见层理构造，并发育浊积岩。

5 结论

(1) 在野外露头以及岩芯中识别出12种岩相类型，发育叠瓦状砾岩相(Gi)、槽状交错层理砾砂岩相(S-Gt)、槽状交错层理中粗砂岩相(Sct)、平行层理砂岩相(Sh)、板状交错层理砂岩相(Sp)、块状砂岩相(Sm)、砂纹层理粉砂岩相(Fr)、波状交错层理粉砂岩相(Fw)、泥岩相(M)、砂质支撑砾岩相(Gms)；楔状交错层理砂岩相(Sw)；块状层理粉砂岩相(Fm)以及7种常见的岩相组合类型。

(2) 鄂尔多斯盆地西缘，在延长组时期由北向南依次发育扇三角洲、辫状河三角洲以及冲积扇等相带，其差异发育的原因与晚三叠纪构造运动引起湖盆开口方向有关，汝箕沟地区位于湖盆短轴方向近物缘的陡坡带，近距离、高陡坡的地形差使得冲积扇直接进入湖水形成扇三角洲；中部环县—演武地区则位于湖盆短轴方向较远的缓坡带，沉积物则以辫状河的形态入湖，形成辫状河三角洲；南部阎家庄靠近秦祁褶皱带，距离湖盆较远，沉积物被暂时性水流或山区河流带出山口，直接在山前形成扇状的堆积体。

(3) 鄂尔多斯盆地西缘延长组识别出2次湖泛期，长7时期湖侵形成的湖泛泥岩主要分布在盆地西缘中北部。长1时期湖泊相仅发育在研究区北缘汝箕沟地区，可见厚层暗色泥岩、砂岩，并发育浊积岩。