鄂爾多斯盆地西緣及鄰區石炭系羊虎溝組砂體成因機制與沉積過程

朱淑玥　劉磊　王峰　侯云東　王志偉　張成弓　付斯一　陳洪德　張靖芪

關鍵詞 巖相組合；成因機制；控制因素；砂體展布；羊虎溝組；鄂爾多斯盆地西緣

第一作者簡介 朱淑玥，女，1997年出生，碩士研究生，地質學，E-mail： zhushuyue0309@163.com

通信作者 劉磊，男，研究員，E-mail： 172058088@qq.com

中圖分類號 P618.13 文獻標志碼 A

0 引言

鄂爾多斯盆地是我國大型含油氣盆地之一，蘊藏豐富的油氣資源。其西緣位于華北陸塊和秦祁昆造山帶兩個性質迥然不同的一級大地構造單元之間近南北向的狹長地帶[1]，是我國北方東西部不同構造單元的連接地區[2?4]。近年來，專家學者開始關注鄂爾多斯盆地西緣及其鄰區的油氣勘探潛力[5?8]，多期次的構造活動直接影響研究區的古地理格局、物源方向、砂體沉積厚度和巖性等[9]，砂體時空展布和成因機制的差異決定了鄂爾多斯盆地西緣羊虎溝組生儲蓋層的有利組合[10]。

鄂爾多斯盆地西緣從晚石炭世早期前黑山組開始接受沉積，晚石炭世末期羊虎溝組大致與華北克拉通的本溪組相當[11?12]。羊虎溝組在盆地西緣分布面積較廣，厚度變化較大，是良好的烴源巖地層[3]。受沉積模式認識差異影響，不同學者對砂體成因持有不同觀點，大部分學者認為鄂爾多斯盆地西緣羊虎溝組時期主要發育潮控三角洲和障壁島海岸沉積體系，有學者認為還發育了淺海陸棚和扇三角洲沉積體系[13?17]。受構造運動影響，該地區沉積環境變化頻繁，砂體沉積類型多樣。目前對羊虎溝組砂體形成和沉積過程的認識較為薄弱，單一的沉積模式無法很好地解釋研究區砂體復雜的成因機制和較強的非均質性。綜上所述，本文基于研究區烏達、呼魯斯太等10余處野外露頭剖面的勘察研究，以及對巴參2井、阿參1井等40余口井位的巖心觀察及鉆井等資料，通過系統研究鄂爾多斯盆地西緣及其鄰區羊虎溝組砂體的沉積特征，闡明其成因機制，揭示其展布規律與沉積過程，并進一步明確其主要控制因素，以豐富鄂爾多斯盆地油氣勘探理論，促進裂陷盆地砂體成因機制和沉積過程的研究。

1 區域地質概況

鄂爾多斯盆地西緣位于華北克拉通西部，地跨陜、甘、寧、蒙，研究區北起內蒙古烏海市，南經寧夏銀川、同心、海原至環縣一帶，東始陜西定邊、內蒙古鄂托克前旗。主體呈南北向展布，在區域大地構造位置上，鄂爾多斯盆地西緣構造帶位于鄂爾多斯地塊、阿拉善地塊和北祁連構造帶三大構造單元交匯地區，是連接中國東西部不同大地構造單元的樞紐地帶（圖1a）[2，8，18]。研究區內見鄂爾多斯盆地六大構造單元中的伊盟隆起、西緣逆沖帶、天環凹陷和伊陜斜坡四個構造單元，以及阿拉善地塊東部的巴彥浩特盆地（圖1b）。這種特殊的構造位置使其在不同地質歷史時期經歷了多期次拉張裂陷、擠壓閉合活動[2?4，7，19]。

石炭紀—二疊紀岡瓦那大陸不斷向北運動，特提斯洋被阻，古亞洲洋封閉，泛大陸逐漸形成[20]。在奧陶紀末期，加里東運動使華北克拉通大面積抬升，造成大面積海退[1，21]。早石炭世，盆地西緣賀蘭坳拉槽發生橫向拉張復活，形成狹窄的裂陷盆地，祁連海沿該裂陷帶侵入盆地[22?24]。晚石炭世，鄂爾多斯地區經過長期剝蝕后，又有海水侵入，緩慢沉降并接受沉積[21，25]，區內海水時進時退，以溫暖濕潤氣候為主，為低能的閉塞海灣或湖沼潮濕環境[14]。晚石炭世盆地中央古隆起橫跨盆地南北，分割祁連海與華北海[1]，位于古隆起西部的祁連—賀蘭海域形成了海陸交互相含煤沉積的羊虎溝組[26?27]，到早二疊世早期古隆起進一步沉降，形成統一陸表海[1]。研究區北部沉積物來源于盆地西北部的阿拉善古陸和東北部的陰山古陸，南部沉積物來源于北祁連和北秦嶺造山帶[4，28?34]。

2 羊虎溝組地層特征

鄂爾多斯盆地西緣祁連海域石炭紀—二疊紀沉積地層自下而上劃分為石炭系前黑山組、臭牛溝組、靖遠組、羊虎溝組，其上為二疊系太原組、山西組、石盒子組和石千峰組。石炭系前黑山組、臭牛溝組地層以粗碎屑巖及大套厚層生物灰巖為特征，靖遠組以黑色泥頁巖廣泛發育為特征。太原組主要為灰白色細砂巖、灰—灰黑色泥巖、碳質泥巖、煤層。下二疊統太原組、山西組發育海陸交互相碎屑巖沉積，上二疊統石盒子組、石千峰組發育河流相碎屑巖沉（圖2a）[4，35]。

鄂爾多斯盆地西緣羊虎溝組為上古生界石炭系地層，可劃分為羊三段、羊二段和羊一段。羊虎溝組巖性主要為灰白色（含礫）石英砂巖，與灰黑色粉砂巖和黑色泥巖呈韻律性互層，夾少量灰巖和薄煤層[8，11，18]。羊三段以中細砂巖為主，夾薄層煤、灰黑色泥巖和灰色泥質粉砂巖，地層厚度為300～450 m；羊二段為灰黑色泥巖與灰色細—粗砂巖呈不等厚互層，夾薄層煤、灰色泥質粉砂巖和深灰色粉砂質泥巖，見植物化石，地層厚度為400～500 m；羊一段以灰黑色泥巖為主，與灰色中—細砂巖、灰色泥質粉砂巖和深灰色粉砂質泥巖組成韻律層，夾薄層煤，見植物和介殼化石，地層厚度為100～150 m。羊虎溝組與上覆太原組和下伏靖遠組均呈整合接觸，與奧陶系或更老地層呈不整合接觸（圖2b）[3，8，26，36]。

羊虎溝組分布于甘肅靖遠、景泰、武威一帶，是加里東運動后石炭紀祁連海逐漸向東推進到鄂爾多斯盆地西緣的沉積產物[8]，在祁連海域海侵時范圍擴大到最大，并越過中央古隆起與華北海域連通。研究區東部鄂托克旗—定邊一帶因發育在中央古隆起之上，因此沉積厚度較薄，環縣以西越過中央古隆起，沉積厚度迅速加大，總體呈西厚東薄的特征[1，4，8]。

3 巖相組合及砂體成因機制

3.1 巖相組合特征

巖相是一定沉積環境中形成的巖石或巖石組合，不同巖相類型組合反映不同微相的沉積過程[37?38]，是劃分沉積微相、識別砂體成因的重要依據[39]。鄂爾多斯盆地西緣羊虎溝組中共識別出6種巖相組合。

3.1.1 巖相組合A（Gt-Sp-Sw-Sh）

A1（Gt-Sp-Sh）：大型槽狀、板狀交錯層理和平行層理灰白色含礫砂巖—砂巖—粉砂巖。礫石粒徑2～5 mm，分選中等，磨圓度次圓—圓狀，具向上變細的正粒序特征，粒度分布概率曲線以“滾動、跳躍加懸浮”的三段式為主。砂體呈透鏡狀，側向遷移疊置，長3～8 m，厚0.2～1 m。見底沖刷，對下伏地層侵蝕強烈，最大侵蝕深度約30 cm，規模較大，長7～8 m。沖刷面之上砂體底部可見次圓—圓狀礫石，分選中等—差，粒徑5～20 mm，具定向性，沖刷面之下見碳質泥巖及煤層，煤層平均厚度20 cm，層面平直，連續性好，夾于粉砂質、碳質泥巖之間延伸5～6 m。

A2（Sw-Sh）：楔狀交錯層理和水平層理淺灰色中細砂巖—粉砂巖。結構及成分成熟度較高，為向上變粗的逆粒序特征，粒度分布概率曲線以“一跳一懸加過渡”的三段式為主。

3.1.2 巖相組合B（Gm?St?Sf?Sp?Fc?Sw?M）

B1（Gm-St-Sf-M）：小型槽狀、羽狀交錯層理灰白色含礫中粗砂巖—細砂巖。礫石粒徑2～5 mm，整體粒度較粗，顆粒支撐，發育與A1類似的粒序及粒度特征，粒度分布概率曲線以跳躍搬運為主。砂體頂平底凹，發育小規模底沖刷，沖刷面底部可見次棱角狀礫石，分選差，粒徑2～50 mm，砂巖內見介殼化石。沖刷面之下碳質泥巖內夾煤線，層面呈波狀，連續性差。

B2（Sf-Sp-Fc）：羽狀、板狀交錯層理和脈狀層理淺灰色粉—細砂巖，夾灰黑色泥質條帶。整體砂質含量高，具向上變細的正粒序特征，泥巖中見蟲孔。

B3（Sf-Sp-Sw）：羽狀、楔狀和板狀交錯層理淺灰色中粗砂巖。結構及成分成熟度高，具向上變細的正粒序特征，粒度分布概率曲線以滾動搬運為主。見前積層理，沿水平方向層厚較穩定，單層系厚度20～30 cm，層系向前推覆疊置，相鄰層系砂體間發育泥質披蓋層。

3.1.3 巖相組合C（Gt-Sp-Sh?M）

C1（Gt-Sp-Sh）：中、小型槽狀、板狀交錯層理和平行層理淺灰色含礫粗砂巖。礫石以石英為主并具有定向性，礫石粒徑2～10 mm，顆粒支撐，基質含量小于15%，結構及成分成熟度較低，具向上變粗的逆粒序特征，粒度分布概率曲線以滾動搬運和跳躍搬運為主。

C2（Sh-M）：平行層理灰黑色細砂巖—泥質粉砂巖—泥巖。淺灰色粉砂巖中見撕裂狀泥礫，形狀不規則，見植物碎片。

3.1.4 巖相組合D（Fr?Sh?Sf?Sp?Fc?M?Lm?C）

D1（Fr-Sh）：灰白色中粗石英砂巖—中細砂巖，水平層理和小型砂紋交錯層理灰白色粉砂巖。結構及成分成熟度較高，具向上變粗的逆粒序特征，粒度概率曲線以跳躍搬運為主。砂體底平頂凸，砂巖層面見波痕。

D2（Sf-Sp-Fc-Fr）：大—中型羽狀、板狀交錯層理及脈狀層理灰黑色中細砂巖—粉砂巖，灰黑色薄層泥與粉砂巖互層。砂泥接觸面彎曲呈波狀，具向上變細的正粒序特征，粒度概率曲線以跳躍總體和懸移總體為主。見灰白色前積砂質層夾灰黑色黏土質泥層的雙黏土層，見植物碎片。

D3（M-Lm-C）：水平層理黑—灰黑色泥巖，夾薄層粉砂巖。泥巖中見黃鐵礦，植物葉片化石保存較為完整，泥巖和粉砂巖中見大量煤層，部分煤層厚度可達1 m。

3.1.5 巖相組合E（Gt?Gp?Sp?Sl）

沖洗交錯層理和低角度交錯層理礫巖—含礫砂巖—粉砂巖。礫石主要為石英，礫石粒徑2～3 mm，顆粒分選好，磨圓度次圓—圓狀，具有極高的成分和結構成熟度。單層厚度大，為2～4 m，具向上變粗的逆粒序特征。

3.1.6 巖相組合F（Gm?Fc?M）

以含泥礫淺灰色粉細砂巖—黑色泥巖為主。整體具向上變細的正粒序特征。砂礫巖內夾泥質撕裂屑及泥礫，具定向性，礫石磨圓度較中等—好，但分選差（5～20 mm）。砂體滑塌卷入泥巖中，橫向規模超過3 m，發育同沉積小斷層及大量變形構造，揉皺變形沉積構造的軸向方向大體一致。

3.2 砂體成因機制分析

鄂爾多斯盆地西緣羊虎溝組相帶發育復雜，根據不同類型的巖相組合、沉積構造及粒度分析等特征，認為6種巖相組合對應以下6類成因機制。

3.2.1 河控三角洲成因砂體

河控三角洲沉積特征主要表現為河道牽引流成因的單向層理特征[15]，主要對應于巖相組合A。砂體粒度較粗且為正粒序，砂礫巖底部見大規模底沖刷（圖3d），反映強烈的侵蝕—充填過程，底部礫石分選磨圓較好，疊瓦狀排列具定向性，指示單向水流方向。透鏡狀砂體側向遷移疊置（圖3b），見槽狀、板狀交錯層理及平行層理等單向水流構造（圖3a，c），對應河控三角洲水下分流河道側向擺動沉積砂體特征。砂質較純且為逆粒序，蘇峪口粒度概率曲線表現為三段式（圖3f），主要反映中等強度震蕩水流沉積環境；可見楔狀交錯層理，對應河控三角洲遠砂壩—河口壩砂體特征。

3.2.2 潮控三角洲成因砂體

由于受潮汐作用強烈影響，潮控三角洲砂體總體呈現出受韻律性雙向水流影響的沉積構造，主要對應于巖相組合B。垂向層序下部主要為具有雙向交錯層理和生物碎屑的潮汐砂脊沉積，向上變為粒度較細的潮坪沉積，夾有交錯層理的潮道砂體沉積[40]。頂平底凹狀砂體夾于砂泥互層的潮汐層理中（圖4f）[41]，發育典型的羽狀、小型槽狀交錯層理（圖4c，d）。小型沖刷面凹凸不平，礫石分選磨圓中等，表明較強烈沖刷作用，反映潮汐作用環境，對應潮道砂體沉積特征[15]。砂質含量高，夾少量泥巖層，發育的脈狀層理反映供砂充分且水動力較弱的潮汐環境（圖4g），對應砂坪沉積特征。不連續的透鏡狀砂體延伸較長且為前積狀，具正粒序結構，層間夾泥質披蓋層（圖4b），反映砂質供給充足且水動力較強的潮汐作用環境，對應潮控三角洲前方遠端潮汐砂脊特征。

3.2.3 扇三角洲成因砂體

扇三角洲是由沖積扇作為物源，在活動的扇體與穩定水體交界地帶沉積的沿岸近源扇狀沉積體系[42]，主要對應于巖相組合C。阿參1井下部粗碎屑沉積段為顆粒支撐，礫巖和含礫粗砂巖成分及結構成熟度低（圖5a），沉積物以滾動、跳躍方式搬運[43]，說明扇體緊鄰物源區，為短距離搬運快速沉積的近源沉積體系，對應扇三角洲前緣近端疊置的主河道砂體沉積特征[44]。中部過渡到粉砂質砂體，粒度明顯變細，對應扇三角洲前緣遠端水下分流河道砂體，水動力逐漸減弱。泥巖中見形狀不規則的粗粒砂體，砂巖中也可見垮塌泥礫（圖5b～d），為深水陡坡沉積環境下砂體滑塌入海，推測為扇三角洲水下局部重力流沉積，對應前扇三角洲沉積特征。

3.2.4 障壁島海岸成因砂體

障壁島海岸沉積體系為海陸過渡相，由于障壁島隔開沿岸海域與外圍廣海，廣海一側發育開闊陸表海，向岸一側受潮汐作用發育潮坪—潟湖沉積體系[45]，主要對應于巖相組合D。砂體粒度較細且為逆粒序，底平頂凸狀砂體可見波痕（圖6e），反映水動力較強的潮汐和波浪聯合作用環境，對應障壁島砂體沉積特征。砂泥互層形成的波狀層理、脈狀層理（圖6a，g）和小型羽狀交錯層理（圖6f），反映韻律性潮汐作用。砂體粒度向上從中細砂巖到粉砂巖逐漸變細，反映潮下帶至潮間帶水動力逐漸減弱。雙黏土層（圖6b）是在潮汐作用下形成的一種標志性沉積構造，前積砂質層和黏土質泥層厚度不均，表明漲潮退潮能量不均[46]，對應潮坪沉積特征。含碳泥巖層面見黃鐵礦及完整的植物葉片（圖6c，d），反映還原閉塞的靜水沉積環境，對應潟湖沉積特征。

3.2.5 無障壁海岸砂體

無障壁海岸位于與大洋連通性好的海岸地帶，與廣海陸棚之間沒有被障壁島、灘，或生物礁隔開，海岸受較明顯的波浪及沿岸流的作用，海水可以充分流通和循環[47]，主要對應于巖相組合E。砂體粒度粗，礫巖、砂礫巖與含礫粗砂巖中石英含量極高（圖7a，b），發育低角度及沖洗交錯層理（圖7c），反映水動力較強的海浪沖刷及波浪淘洗沉積環境，對應濱岸砂體沉積特征[48]。泥質含量增高，說明受波浪作用影響小，對應淺水—半深水陸棚沉積特征[49]。

3.2.6 重力流砂體

滑塌重力流沉積具有砂泥變形構造，同沉積微斷層，泥質撕裂屑、不規則接觸面等典型的塑性變形構造[50?52]，主要對應于巖相組合F。砂巖與泥巖呈突變接觸，接觸面不規則，可見大量層間揉皺變形（圖8a），階梯狀小斷層錯斷內部弱固結的砂泥紋層（圖8b），反映其處于快速沉積的半固結狀態。磨圓較好的砂礫、泥礫（圖8c）和棱角尖銳呈撕裂狀的泥質撕裂屑（圖8d）分散在粉砂巖中，具定向性，推測為沉積物重力失穩后發生快速滑塌，砂礫表面圓滑，在滑塌后可能發生了流動搬運[53]。砂體整體呈塊狀發生滑動滑塌進入泥巖中（圖8e），反映穩定深水且沉積坡度較大的沉積環境，對應滑塌重力流沉積特征[54]。

4 沉積砂體時空展布

4.1 沉積相演化

根據對研究區野外露頭剖面、巖心觀察和鉆井資料分析，選取平面上分布均勻、層位較全的巴參2井、蘇峪口、呼魯斯太等11處鉆井及剖面（連井平面位置見圖1b），進行綜合地層劃分對比。

由北側東西向沉積相對比剖面圖（圖9）可以看出，羊虎溝期地層厚度有明顯差異，整體呈“東厚西薄”的特點，在呼魯斯太處達到最深，厚約700 m，鄂16井沉積厚度較薄，不足40 m，東部砂體發育程度優于西部砂體。羊三段至羊二段砂體橫向上連續性差，但砂體沉積厚度較大，發育潮控三角洲沉積體系的潮汐砂脊砂體。羊一段地層厚度及砂體厚度較小，在東西向上連通性較好，沉積環境與物源供給較穩定，具有填平補齊特征，發育河控三角洲沉積砂體。該剖面表明羊虎溝組整體在縱向上具有水體由深變淺的特征。

南側東西向沉積相對比剖面圖（圖10）表明羊虎溝組受中央古隆起影響，仍呈“東厚西薄”的特點，地層厚度較北部有所增加，在韋參1井處達到最深，厚約650 m，李64井處沉積厚度較薄，厚約30 m。該對比剖面揭示砂體橫向上連續性差，韋參1井處羊二段單個砂體沉積厚度較大。羊三段至羊二段東側發育障壁砂壩和少量重力流砂體，西側地勢較陡，發育大量重力流成因砂體。羊一段東側發育河控三角洲沉積砂體，西側發育障壁海岸沉積體系中的障壁島砂體。該剖面在縱向上仍具有水體由深變淺的特征。

4.2 沉積砂體展布

4.2.1 羊三段沉積期

羊三段沉積時期，整體地層沉積特征呈由北向南的“喇叭口”形，研究區主要發育南北兩個沉降中心，北部位于呼魯斯太—烏達一帶，為一個狹窄的沉積區，最大厚度約為200 m，砂體集中分布于此。南部沉降中心位于大石頭井溝—中衛地區，最大厚度約為400 m，砂體主要位于該沉降中心南側高部位。

研究區東北部發育潮控三角洲沉降體系，受潮汐作用影響，砂體主要為潮道、潮坪和潮汐砂脊，最大砂厚約90 m。垂向上潮坪砂質含量高，夾于潮道間，平面上潮汐沙脊砂體形態為典型裂指狀，從河口處向海洋方向放射狀分布，中部地區零星可見平行中央古隆起的潮汐砂脊砂體，呈北東—南西向展布。西北部阿參1井地區發育扇三角洲，整體粒度較粗，河流作用為主使其平面形態呈扇形，砂厚約60 m，垂向上具向上粒度變粗的逆粒序結構特征。南部砂體整體表現為無障壁海岸沉積，展布方向與海岸線大致平行，下河沿地區局部可見重力流沉積砂體（圖11）。

4.2.2 羊二段沉積期

羊二段沉積時期，地層沉積范圍擴大，北部沉降中心向南遷移至石嘴山東部，最大厚度約為300 m；南部沉降中心依然位于大石頭井溝—中衛地區，厚度增加到500 m。相對于羊三段沉積期，該時期地層厚度增加，沉降面積擴大，南北砂體展布面積增大，并逐漸向東超覆。

研究區北部受潮汐作用影響的范圍增大，潮汐沙脊沉積砂體最遠可延伸至銀川以南地區。潮汐砂脊平面上為北東—南西方向展布，單個砂體平行于中央古隆起邊界，厚度變化大，整體厚度10～90 m不等。土坡—大石頭井溝一帶發育重力流沉積，校育川地區也局部可見，發育豐富的同沉積構造變形沉積特征。南部開始發育河控三角洲，中衛、小洪溝局部地區可見透鏡狀障壁沙壩。中央古隆起西側潮汐砂脊被逐漸改造為小型障壁島，東部高部位逐漸開始發育潮坪—潟湖沉積砂體（圖12）。

4.2.3 羊一段沉積期

羊一段沉積時期，地層沉積范圍進一步擴大，北部沉降中心逐漸填平補齊，南部沉降中心繼續向北遷移至吳忠地區，最大厚度約為200 m。相較羊三、羊二段沉積期，地層沉積厚度減小，但沉積范圍大面積擴大，研究區沉積砂體逐漸東西連片。

研究區北部三角洲轉變為河控三角洲沉積體系，砂體形態為向海突出的朵體，砂厚小于50 m，推進至銀川附近。南部河控三角洲砂體向北推進至下河沿地區。研究區中央古隆起西側的潮汐砂脊被逐漸改造為障壁島砂體，砂厚10～30 m。被改造形成的障壁島砂體平面上呈北東—南西方向展布，障壁島以東則整體為潮坪—潟湖沉積。中央古隆起此時變為水下低凸起，對砂體的阻隔作用變弱致使西緣沉積體系與東部相連（圖13）。

5 控制因素

鄂爾多斯盆地西緣地區為克拉通邊緣裂陷盆地，該類盆地的砂體沉積通常受控于構造、古地貌、物源及海平面等因素[55]。西緣及鄰區為裂陷海灣背景，具有弱物源、強構造的特征，構造活動控制著研究區物源供給差異與沉積充填演化過程[56?57]。鄂爾多斯盆地西緣及鄰區在漫長的構造演化過程中形成中央古隆起與裂陷等構造單元[20?21]，決定了研究區古地貌格局，而構造運動影響下的古地貌往往控制著物源通道的分布和砂體的匯聚方向[58]。不同物源區的構造背景差異決定了其供源能力的強弱，從而制約著盆內的砂體展布與源—匯系統分異特征[59]。此外，構造演化驅動下的海平面升降影響可容納空間的改變，控制了不同時期砂體的發育特征[57]。

5.1 構造—古地貌

研究區羊虎溝組時期，沉積盆地整體呈“喇叭口”形，受裂陷海灣水進水退影響和東部中央古隆起的障蔽作用，沉積相帶大致呈北東—南西方向展布。北部緊鄰阿拉善—陰山古陸，由于構造活動強烈，地勢較陡；南部與秦嶺—祁連造山帶相連，構造相對較弱，地勢低緩。

研究區內羊三段沉積時期為裂陷初期，盆地整體狹窄。東北部水下低凸起兩側低地貌成為砂體運移的通道，控制砂體沉積過程，中央古隆起分割祁連海和華北海，阻擋了砂體向東的運移。由于北部構造活動強烈，且臨近物源區，河流攜帶粗粒沉積物在陡坡部位快速堆積形成扇三角洲。南部構造活動較弱，無明顯輸砂體系，則表現為無障壁海岸沉積。

羊二段沉積時期為裂陷高潮期，海侵范圍擴大，潮汐作用增強，潮控三角洲沉積砂體受潮汐作用改造強烈。構造活動導致盆內地勢高差大[60]，土坡—大石頭井溝區域深水斜坡環境下發育滑塌重力流沉積。鄂托克旗—定邊地區砂體發育在中央古隆起之上相對高部位，可容納空間較小，發育潮坪沉積砂體。

羊一段沉積時期，構造活動減弱，沉積環境穩定且水體變淺，河流搬運占主導作用。羊三、羊二沉積期形成的潮控三角洲逐漸轉變為大面積連片發育的河控三角洲沉積。三角洲前緣水下分流河道和河口壩成因砂體，由于地貌減緩、可容納空間的降低，向前進積至盆地沉積中心附近。中央古隆起主體位于水下，對砂體的控制作用逐漸減弱，發育東西連片的障壁島和潮坪—潟湖沉積。

5.2 物源

物源方向決定了盆地內部三角洲相砂體的發育位置與推進方向[57]，對整個盆地的沉積作用和構造演化等方面意義重大[5]。研究區北部砂體主要來自北部的陰山古陸、西北緣的阿拉善古陸，南部砂體則主要來自秦嶺—祁連造山帶[27]，其中北部物源是控制區內羊虎溝組砂體沉積的最主要物源[61]。

羊虎溝組沉積時期，鄂爾多斯盆地西緣整體為北東—南西方向供源，北部物源供給相對較強[29]。晚古生代早—中期，華北板塊大面積隆升，古陰山褶皺造山帶形成，產生物源供給區[28，61]。早石炭世，阿拉善地塊開始遭受海侵，阿拉善古陸隆升后物源供給比較穩定[62]，與陰山古陸物源在呼魯斯太地區匯合并共同向南繼續推進。羊虎溝組沉積時期北秦嶺構造帶與華北板塊南緣發生碰撞，是南部物源體系的重要組成部分[29]，研究區西南部開始發育小型河控三角洲砂體。隨著物源供給進一步增強，研究區北部和南部河控三角洲砂體大面積發育。

5.3 氣候與海平面

研究區在羊虎溝組沉積期總體氣候溫暖潮濕[14]，一年四季降雨充沛，為海陸交互相沉積建造[17]，水系分布廣泛，形成大量中—小型三角洲沉積體系和障壁海岸沉積體系。研究區羊虎溝組沉積期的海平面變化為一套完整的海進海退旋回，羊一段沉積時期為大面積的海退期[63]。羊三段沉積時期海平面總體上升，可容納空間較高[64]，較低的輸砂速率，致使盆地三角洲朵體較小，且容易受到潮汐作用的改造。至羊二段沉積時期，海平面達到最高，可容空間快速增大，物源供給雖然增強，但總體仍表現為欠補償背景下的邊緣沉積。潮控三角洲砂體大部分位于潮間—潮下帶，該時期潮汐砂脊最為發育。到羊一段沉積時期，海平面快速下降，可容空間迅速減小，砂體不斷向盆內沉積中心推進[64]。多期次三角洲前緣河道側向遷移分布使三角洲面積逐漸擴大。

6 結論

（1） 鄂爾多斯盆地西緣及鄰區羊虎溝組中可識別出6種巖相組合，對應河控三角洲、潮控三角洲、扇三角洲、障壁島海岸、無障壁海岸和滑塌重力流6類成因機制。

（2） 羊三段沉積時期，北部發育潮控三角洲和扇三角洲砂體，潮汐砂脊從入海口向廣海呈放射狀分布，中部少量潮汐砂脊平行于中央古隆起，南部砂體表現為無障壁海岸沉積；羊二段沉積時期，北部潮控三角洲砂體被強烈改造，盆地中央斜坡部位發育重力流沉積，中央古隆起西側潮汐砂脊被逐漸改造為小型障壁島，其高部位逐漸發育潮坪—潟湖沉積，南部開始發育河控三角洲砂體；羊一段沉積時期，河流搬運占主導，研究區北部和南部潮控三角洲完全演變為河控三角洲。中央古隆起演化為水下低凸起，障壁島有效隔絕廣海與中央古隆起東側水體，古隆起之上潮坪—潟湖沉積大面積發育且連片分布。

（3） 羊三段沉積時期為裂陷早期，狹窄的裂陷盆地制約砂體發育，該時期砂體展布主要受構造活動和潮汐作用控制；羊二段沉積時期為裂陷高潮期，海侵范圍擴大，構造活動和海平面變化控制該時期的砂體沉積過程；羊一段沉積時期，構造活動減弱，中央古隆起主體位于水下，砂體東西連通。鄂爾多斯盆地西緣及鄰區羊虎溝組砂體沉積過程受構造運動、古地貌演化、物源供給、古氣候、海平面等多因素共同影響，但主要受控于構造活動與古地理演化。

致謝 感謝成都理工大學沉積地質研究院劉磊老師的指導，感謝成都理工大學沉積地質研究院王志偉博士和韓勇博士對本文提出的建議和幫助。各位評審專家及編輯部老師對本文提出了寶貴的修改意見，在此表示衷心的感謝！