0 引言
中上三叠统延长组是中生界石油的主要赋存层系。过去由于盆地内钻穿延长组的探井有限，尤其是在中南部地区，打穿延长组的井仅20余口，加之延长组下部地层少见油气显示，没有引起重视，导致底部延长组10段（简称长10段）发育情况、沉积特征等研究薄弱，通常是利用有限的地质露头资料推测盆内地层发育情况。针对延长组沉积期的盆地沉降及充填特点分析主要集中在延长组7段（简称长7段），或将延长组作为一个单元进行分析[5,8⇓ -10]，影响了对内陆盆地演化的整体认识。近年来，盆地南部钻探了大量以古生界为目的层的天然气探井，延长组深部地层资料得以补充。基于这些深井资料，通过不同层段地层厚度、岩性组合、沉积相分布等方面的分析，深入研究中晚三叠世沉降作用及沉降带内的沉积充填特征，进一步揭示秦岭造山带与鄂尔多斯盆地的盆山耦合演化特征与机制，以期全面认识盆地中生界成盆、成烃、成藏及油气资源赋存特点。
鄂尔多斯盆地中三叠统纸坊组厚度一般为260~330 m，沉积相对稳定，厚度横向上变化不大，因此本次中晚三叠世沉降作用论述聚焦在发生于延长组沉积期的两期沉降。
1 地质背景
现今的鄂尔多斯盆地形态相对较规则，周缘被山系包围，南北向近长方形展布。其北部为阴山山系，南部为秦岭造山带，西部为贺兰山、六盘山，东部为吕梁山系，面积37×104 km2。根据地层特征及基底顶面的构造形态，可将鄂尔多斯盆地本部划分为西缘冲断带、天环坳陷、伊陕斜坡、晋西挠褶带、渭北隆起和伊盟隆起等构造单元（见图1a ）。
鄂尔多斯盆地北部阴山褶皱山系的形成与古亚洲洋演化密切相关，古亚洲洋的闭合时代自西向东逐渐变晚[11⇓-13]，西段早石炭世末期完成洋陆转化，东段洋陆转化发生在二叠纪至早三叠世；盆地东缘吕梁山地区发育连片的三叠系，说明当时吕梁山系尚未隆起成山，仍在接受沉积[14-15]，与鄂尔多斯盆地连为一体；位于盆地西部北祁连地区洋盆关闭、碰撞的时间为晚奥陶世—泥盆纪[16⇓⇓-19]；作为现今盆地西北边界的贺兰山地区出露了大量的三叠系[20⇓-22]，其沉积特征和沉积演化与鄂尔多斯盆地相似，属于大鄂尔多斯盆地的一部分，直至侏罗纪末期在北东—南西向挤压作用下才隆起成山[23]。以上资料说明，作为现今的鄂尔多斯盆地北部、西部和东部边界褶皱山系，在中晚三叠世均处于相对稳定的构造环境。
2 延长组沉积地层特征
2.1 延长组发育情况
2.2 延长组沉积特征
中晚三叠世鄂尔多斯盆地为大型内陆湖盆，古地形表现为东北高、西南低，东北部地形宽缓、西南部坡度较陡，坳陷轴或沉积中心呈北西—南东向展布的不对称箕状。延长组记录了一个完整的水进水退旋回，早期和晚期沉积具有浅水的沉积特征，河流、三角洲、滨浅湖发育；中期，具有大面积深水沉积的特征，半深湖—深湖分布范围广，重力流砂体平行于相带界线分布，叠合面积超过3×104 km2，其中长7段沉积期是最大湖泛期，发育半深湖、深湖亚相泥页岩和重力流砂岩岩性组合。
延长组虽然为一套连续的碎屑沉积，但其沉积过程明显受到构造活动的影响，表现在西南地区大幅度沉降、延长组各层系碎屑组分和沉积体系类型上的差异、广泛分布的重力流和凝灰岩事件沉积等[9]。
3 沉降作用及沉积充填特征
中晚三叠世，鄂尔多斯盆地经历了两次重要的沉降作用，分别发生于长10段沉积期（第Ⅰ期）和长7段沉积期（第Ⅱ期）。两期沉降的位置、幅度、充填特点及汇水区位置都存在明显的差异。
3.1 第Ⅰ期沉降与沉积充填
3.1.1 沉降中心特征
长10段与上覆的长9段、下伏的纸坊组存在明显差异。长10段主要为温暖潮湿环境下的暗色沉积，明显区别于形成于干燥炎热气候的纸坊组红层；长10段发育连续厚层砂岩，而纸坊组上部主要为砂泥岩互层，二者之间为冲刷接触关系，该界面区域分布稳定。长10段与长9段差异表现在长10段发育冲积平原环境下形成的厚层砂体，长9段沉积期主要为湖泊环境下的砂岩、泥岩互层，因此长10段自然伽马和自然电位测井曲线偏负幅度大；因地层水矿化度低，其电阻率测井值明显偏高。
过去根据有限的钻井和野外剖面分析，普遍认为盆地中南部长10段比北部厚，南部厚300~400 m。本次通过500余口深井地层对比发现盆地西南沉积了巨厚的长10段，存在一个沉降带，该沉降带不对称性显著（见图4 ）。在鄂托克前旗—子洲以北地区，地层厚度一般小于200 m，环县—华池以南地层厚度急剧增大，一般大于500 m，其中环县—镇原—庆阳—正宁一带为沉降中心，地层厚度一般800~1 300 m，以叠置的厚层砂岩为主，连井剖面（见图2 ）和地震剖面（见图5 ）展示了长10段自北东向南西方向楔形增厚的特征。
3.1.2 沉积充填特征
与延长组其他层段相比，长10段碎屑粒度较粗，主要为中粗砂岩、中细砂岩，在靠近物源地区部分层段含砾石，发育大型板状交错层理、槽状交错层理、平行层理等（见图6 ）。
西南部环县—镇原地区砂地比值异常高，主要区间为70%~95%，且地层厚度大，一般为800~1 300 m；子长—横山—鄂托克前旗之东北方向也具有高砂地比值的特征，一般为60%~75%，但地层厚度较小，主要为50~200 m（见图3 、图4 ）。
在定边—华池—合水和安塞—靖边—鄂托克前旗两条线夹持的地区砂地比值较低，多小于50%。其中，在庆阳—黄陵、志丹、吴起等地区砂地比值多小于40%（见图3 ），泥岩相对较发育，部分地区在泥岩层面见介形虫等湖生生物化石和垂直虫孔，发育变形层理，基本不含高等植物化石（见图7 ），具有水下沉积的特征。
3.1.3 湖盆发育特征
长10段沉积期，盆地快速沉降，尤其是西南地区沉降幅度显著，在沉降中心充填了巨厚的粗碎屑岩，中粗砂岩厚度超过1 000 m，主要为冲积平原反复冲刷叠置的河道砂体，在沉积体系的前端局部发育三角洲前缘和浅湖，此时统一的大湖尚未形成，盆内发育多个分隔的小型汇水区。长10段泥岩饱和烃Pr/Ph值较大，一般为1.1~2.9，V/Cr值和V/(V+Ni)值分布区间分别是1.0~1.9，0.6~0.7，指示形成于贫氧—富氧的氧化环境。泥岩中含较丰富的有机质，有机碳含量一般为0.5%~1.0%；有机质成熟度适中，Ro值一般为0.8%~1.2%。
总体上长10段—长8段沉积期为盆地发展阶段，湖盆范围不断扩大。虽然长10段沉积期，受构造运动控制盆地经历了快速、巨幅的沉降，但在沉降中心和沉积中心均未见到深水沉积，说明碎屑供给充足，快速沉降产生的可容纳空间很快被碎屑充填，具有边沉降边沉积特点。长10段沉积期为气候由炎热干燥向温暖湿润演化的转折期，部分地区长10段下部可见少量的棕红色、紫红色薄层泥岩、粉砂质泥岩。长9段、长8段沉积期，构造环境相对稳定，沉积作用主要受控于气候环境，在局部气候环境影响下，各个沉积体系发育程度、沉积组合、湖盆的范围与水体深浅等可能存在差异，但是表现为盆地整体变化，所以长8段—长9段厚度在全盆地范围内变化不大，富含植物化石，与长10段沉积期相比湖盆水体范围明显增大，地形平缓，主要发育滨浅湖和三角洲沉积，局部沼泽化，可见炭质泥岩和劣质煤线[35]，志丹—宜川一带长9段局部发育富有机质泥页岩[36]，气候比长10段沉积期更湿润。因此长10段是构造控制的大幅度沉降成盆与充填作用的结果，碎屑较粗；长8段、长9段是构造平稳阶段气候控制为主的稳定沉积，沉积物粒度相对较细。长10段—长8段构成了延长组第Ⅰ期沉降-充填旋回，该旋回在沉降中心厚1 000~1 550 m，沉积物具有向上变细的特点。
3.2 第Ⅱ期沉降与沉积充填
3.2.1 沉降中心特征
第2次沉降作用发生在长7段沉积初期，是在早期盆地发育基础上，受秦岭造山作用影响下的再一次沉降，形成了深水坳陷，深水区富有机质泥页岩发育，呈黑色、灰黑色，页理发育或呈块状，一般厚20~60 m，局部可达100 m以上。该套沉积的测井曲线具有高电阻率、高自然伽马、高声波时差、低密度等特征，其底部为稳定发育的凝灰岩薄层，具有低电阻、低密度、高自然伽马、高声波时差等特征，薄层状、纹层状产出，单层厚0.1~10.0 cm，局部可达1 m左右，其厚度由西南向东北逐渐减小至消失，说明同期的火山喷发主要发生在盆地西南缘和南缘[9-10,37]，具有等时沉积特征。长7段中下部黑色泥页岩与杂色凝灰岩组合，明显区别于下伏的长8段的三角洲和浅湖沉积[10,35]，纵向上长7段与长8段之间的分界面为沉积相突变面，事件层上下发育两种截然不同的沉积面貌。
长7段沉积初期深水坳陷湖盆面积超过10×104 km2，半深湖—深湖覆盖面积可达6.5×104 km2（见图3 ）。深水坳陷内充填了泥页岩和重力流砂岩，从长7段沉积期一直可以持续到长4+5段沉积期，长7段沉积初期为最大湖泛期，水体最深。前人研究认为在该盆地反映湖盆水体相对较深的沉积中心，受盆地沉降作用的影响明显，可反映或代表沉降中心[4]。本文用深水沉积的厚度（长7段—长4+5段半深湖—深湖泥页岩及其所夹的重力流砂岩的累计厚度），来反映第2次沉降作用下可容纳空间增大幅度。
通过2 300余口钻井资料，结合沉积相分析表明，深水沉积厚度最大的区域位于麻黄山—华池—黄陵一带，一般为120~320 m，深水坳陷湖盆具有西陡东缓的特征，在坳陷带中发育多个次级深凹带，如麻黄山—庆阳、华池—黄陵、吴起—富县等，次级深凹内深水沉积厚度一般大于160 m（见图8 ）。
3.2.2 沉积充填特征
沉降初期沉积了一套富有机质页岩夹几十甚至百余层的薄层或纹层凝灰岩。随着陆源碎屑物质供给增强，长7段沉积中晚期在频发的构造事件诱发下，半深湖—深湖区重力流事件逐渐变得频繁且广泛发育，沉降中心大面积发育重力流砂体。滑塌岩、砂质碎屑岩、浊积岩等重力流砂岩很容易沿着富水光滑的泥质斜坡表面整体搬运，在坡脚堆积，并形成不断向沉积中心方向推进的沉积坡折带，也因此形成不断向沉积中心推进的、平行于相边界展布的重力流厚砂带。深水沉积物充填作用由长7段沉积期一直持续到长4+5段沉积期。重力流砂岩在长7段沉积中晚期最发育，随着湖盆萎缩，重力流分布范围和规模都逐渐减小（见图3 ）。
3.2.3 湖盆发育特征
长7段沉积初期深水坳陷湖盆的形成是构造事件、暴雨气候事件双重作用的结果。长7段底部凝灰岩测年约束下可知，深水坳陷的形成时间为距今228.2~239.7 Ma[9,37⇓ -39]，在时间上恰与全球延绵的卡尼期暴雨事件吻合，因此构造作用提供了超大可容纳空间，暴雨事件成就了统一而广阔的深水坳陷湖盆。沉积中心与沉降中心位置基本一致，这是本次沉降区别于第Ⅰ期沉降的主要特点之一。泥页岩Pr/Ph值较低，一般为0.5~0.9，V/Cr值和V/(V+Ni)值分布区间分别为1.7~8.8，0.7~0.9，指示形成于贫氧—缺氧闭塞环境，且有机质异常丰富，有机碳含量一般为1.3%~32.6%，平均高达13.8%；有机质成熟度适中，Ro值一般为0.7%~1.0%。
深水坳陷湖盆形成早期，盆地处于欠补偿状态，以泥质沉积为主。随着碎屑物质不断向深湖区、沉积中心输入，盆地经历了欠补偿—补偿的过程，湖盆范围与水体深度逐渐减小。长3段沉积期及之后，半深湖、深湖基本被填平补齐，地形平缓，发育浅湖与三角洲沉积（见图3h ），尤其长1段沉积期，盆地沼泽化，在陕北地区发育煤系。因此，长7段—长1段构成了延长组第Ⅱ期沉降-充填旋回，旋回厚度为500~700 m，总体表现为湖退背景下的进积序列，沉积物具有向上变粗的特点。
4 两期沉降、充填作用对比及形成机制探讨
从沉降带的形态、沉降中心与沉积中心的位置关系等方面综合分析中晚三叠世鄂尔多斯盆地的两期沉降之相似点与差异性（见表1 、图9 ）。
表1 鄂尔多斯盆地中晚三叠世两期沉降作用特征对比 |
| 期次 | 构造环境 | 沉降带形态 | 沉降速率 | 湖盆补偿状态 | 充填特征 | 沉降与沉积中心关系 | 沉积类型 | 汇水区特征 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 第Ⅰ期 | 挤压 | 强烈不对称 | 快速沉降 | 补偿， 边沉降边沉积 | 粗碎屑快充填， 含砾中粗砂、中细砂与泥岩 | 明显分离 | 冲积平原、三角洲、 局部滨浅湖 | 分隔的小型湖盆、 水浅、 贫氧—富氧环境 |
| 第Ⅱ期 | 弱伸展 | 不对称 | 稳定沉降 | 欠补偿到补偿， 长7段沉积初期 沉降为主 | 细粒物质缓慢充填， 泥页岩、粉细砂岩 | 基本一致 | 半深湖—深湖、重力流与凝灰岩事件沉积 | 统一大湖、 盆深水广、 贫氧—缺氧环境 |
4.1 沉降与充填对比
两期沉降存在明显的差异性。长10段沉积期沉降具有快速沉降的特点，且边沉降边沉积。在环县—镇原—正宁沉降中心，第Ⅰ期沉降-充填旋回地层厚度一般为1 000~1 550 m，时代与拉丁阶基本相当，估算沉降至填平补齐历时3~14 Ma（旋回底部地质年龄取值拉丁阶底部年龄242 Ma（据国际年代地层年表（2023））[40]，顶部年龄取值长7段底部凝灰岩锆石测年年龄228.2~239.7 Ma），而且长9段、长8段粒度较细，沉积速率较慢，长10段主要为粗碎屑快速沉积，由此可知长10段沉积期沉降历时短、补给快。早期沉降幅度大，强烈不对称，沉积中心与沉降中心明显偏离。在沉降中心一侧，坡度较陡，快速沉降伴随粗碎屑快速补偿充填。在沉降中心的前端，坡度变缓，水体携砂能力减弱，沉积物颗粒变细，泥质含量增多，形成多个小型汇水区，水体较浅。
晚期沉降形成了深大湖盆，长7段下部厚的深湖页岩与长8段上部浅湖沉积仅仅隔了几厘米厚的凝灰岩，且沉降带内频繁夹有凝灰岩纹层、薄层，这些现象指示深水坳陷是在活跃的构造活动背景下稳定沉降。与早期沉降相比，晚期沉降幅度、沉降带的不对称性均较小，沉降中心与沉积中心位置基本统一，湖盆具有西陡东缓的底形特征。沉积物充填特点表明，晚期沉降具有稳定沉降、细粒物质缓慢充填的特点，盆地由早期的欠补偿到后期补偿沉积。
4.2 沉降机制探讨
与秦岭造山带印支构造运动期次对比，长10段沉积期沉降与勉略洋向北俯冲的挤压动力环境有关。在挤压构造应力下，盆地强烈拗陷，在西南部环县—镇原—正宁一带形成了沉降带，沉降中心总沉降量超过千米，不对称显著。本次沉降使得晚古生代以来盆地北高南低的地形特征进一步强化，自北向南长10段厚度呈楔形快速增大。
晚期沉降为弱伸展动力环境的产物。秦岭年龄为185~235 Ma的岩浆形成于伸展动力环境。在盆内长7段发现了硅质岩、铁白云石纹层沉积、白铁矿-黄铁矿-硬石膏共生体系等，推测可能与湖底热水活动有关的现象[4,45]，说明该阶段盆地处于伸展构造环境。在该动力背景下，盆地稳定沉陷，加之气候因素，形成了以“张家滩页岩”为代表的最大湖泛面，麻黄山—华池—黄陵一带既是坳陷的沉积中心，也是沉降中心。沉降中心发育多个深水沉积厚度高值区（次级深凹），由于内陆湖盆沉积影响因素复杂，构造活动、物源供屑能力、水系搬运能力、降雨大小等对局部沉积都可以产生影响，因此局部发育的深水沉积厚带，其形成可以是不均衡沉降，也可能为局部气候影响结果。
5 结论
鄂尔多斯盆地经历了长10段沉积期（第Ⅰ期）和长7段沉积期（第Ⅱ期）两期显著的沉降过程。根据沉降发生的时间和沉降带内物质充填结构，可将延长组从下往上划分长10段—长8段（第Ⅰ期）、长7段—长1段（第Ⅱ期）两个沉降-充填旋回，其中第Ⅰ期旋回沉积物向上变细，在沉降带厚度一般为1 000~1 550 m，第Ⅱ期旋回碎屑颗粒向上逐渐变粗，厚度为500~700 m。
盆内长10段自北向南呈楔形增厚，长10段沉积期沉降中心位于环县—镇原—庆阳—正宁一带，地层厚度一般为800~1 300 m，沉降中心具有快速沉降和粗碎屑快速充填、边沉降边沉积的特点，冲刷叠置的河道形成厚层中粗砂岩，此时尚未形成统一的大湖，在盆内发育多个小型汇水区。
长7段沉积期，在秦岭造山构造活动影响下的沉降与卡尼期暴雨事件共同作用下，形成广覆水的鄂尔多斯盆地。本期沉降具有稳定沉降、缓慢充填的特点，沉降中心与沉积中心基本重合，位于麻黄山—华池—黄陵一带，沉降带内深水沉积物厚度为120~320 m，以细粒沉积为主，长7段沉积期后随着深坳陷的充填，水体逐渐变浅，深水区萎缩，重力流规模逐渐减小。
两期沉降均是秦岭印支构造运动的响应。早期沉降受控于早中三叠世勉略洋俯冲及板块碰撞，晚期沉降为后碰撞弱伸展动力环境下的产物。二者在沉降带形态、沉降中心与沉积中心分布、沉积充填结构等表现样式方面明显不同。
两期沉降对鄂尔多斯盆地丰富的中生界石油资源形成意义重大。在两期沉降共同作用下，形成了超大湖盆，半深湖—深湖区分布范围广，发育长7段优质烃源岩和长9段烃源岩，烃源岩厚度大，有机质类型好、丰度高、热演化程度适中，长10段沉积期汇水区发育潜在的烃源岩。长7段—长1段沉降-充填旋回的重力流砂体与三角洲砂体、长10段—长8段沉降-充填旋回的三角洲砂体与浅湖滩坝砂体构成延长组低渗透-非常规含油系统的规模储层。