2.1.1 海岸沉积体系 根据障壁岛的存在与否, 海岸沉积可以划分为无障壁海岸沉积以及障壁海岸沉积2大体系。

无障壁海岸沉积主要发育在鄂尔多斯盆地的中元古界长城系、下寒武统辛集组/苏峪口组、中奥陶统三道坎组(相当于马家沟组下段)以及二叠系太原组等, 其中岩石类型主要以典型的紫红色、灰白色石英砂岩、石英岩以及石英岩状砂岩(图 2-A, 2-B)并夹少量紫红色、灰绿色板岩、粉砂质板岩以及含多层石英细砾岩为主, 岩石颗粒的分选和磨圆度较好, 成分和结构成熟度较高。岩石内部常发育波痕(图 2-C)、羽状层理、槽状交错层理、板状交错层理、冲洗交错层理、平行层理等沉积构造, 尤以大型的冲洗交错层理为其典型标志, 此外, 在长城系的石英砂岩建造的底部, 通常也可见一套数米厚的底砾岩, 其成分也是以石英为主。

图 2

Fig.2

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	图 2 鄂尔多斯盆地海岸沉积体系特征 A— 华亭马峡长城系无障壁海岸沉积的石英砂岩; B— 华亭长城系无障壁海岸沉积的灰白色石英岩状砂岩; C— 环县阴石峡下寒武统辛集组砂岩中的波痕; D— 永济王官峪长城系崔庄组障壁海岸沉积的暗色泥岩; E— 河津西硙口寒武系馒头组中透镜状层理; F-葫芦斯台石炭系羊虎沟组海相的羽状交错层理Fig.2 Characteristics of coastal sedimentary systems in the Ordos Basin

障壁海岸沉积主要发育在鄂尔多斯盆地长城系崔庄组, 中下寒武统朱砂洞组、馒头组以及石炭系本溪组和二叠系太原组等, 其岩石类型主要为泥页岩(图 2-D)、砂岩以及碳酸盐岩或这几类的混合岩等。岩石内常发育压扁、波状和透镜状层理及羽状交错层理(图 2-E, 2-F)等, 具干裂、虫孔、蒸发岩等暴露标志。

2.1.2 碳酸盐岩台地沉积体系 碳酸盐岩台地沉积体系主要广泛分布于鄂尔多斯盆地下古生界, 尤其以寒武系和奥陶系为主。其岩石类型主要为白云岩、石灰岩及部分蒸发岩类。根据古地理位置以及相对水动力条件, 碳酸盐岩台地沉积体系可以划分为蒸发台地、局限台地、开阔海台地以及台地边缘沉积。

蒸发台地通常位于海平面以上低能带, 海水循环差、能量较弱, 由于气候干旱, 水体蒸发量大, 含盐度很高。因此主要发育云坪、含膏云坪以及膏云坪等沉积微环境, 岩石类型主要为层状的石膏和盐岩(图 3-A)、准同生的泥粉晶白云岩、含膏云岩(图 3-B)以及膏盐溶角砾岩等, 沉积构造以浅水暴露标志为主, 常见泥裂、鸟眼、垂直虫孔、膏盐假晶(图 3-C)等, 生物化石稀少。

图 3

Fig.3

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图 3 鄂尔多斯盆地奥陶系碳酸盐岩台地沉积体系特征 A— 硬石膏层, 膏岩与云岩构成的韵律层理, 锦10井, 马家沟组三段, 3247.6 m, 单偏光; B— 泥晶膏云岩, 含板状、短柱状硬石膏, 鄂4井, 马家沟组三段, 3377.0 m, 铸体薄片; C— 泥晶白云岩, 石盐假晶, 建1井, 3053.0 m, 单偏光; D— 含生屑泥晶灰岩, 含砂屑、球粒, 隐藻, 生物碎屑普遍破碎, 发育生物扰动构造, 新富2井, 马家沟组五5亚段, 2990.12 m, 单偏光; E— 含膏盐假晶泥晶灰岩, 含石盐集合体, 鄂9井, 马家沟组五5亚段, 2786.42 m, 单偏光; F— 风暴角砾岩, 颗粒混杂, 见凝灰岩碎屑, 颗粒定向排列, 大32井, 马家沟组五6亚段, 2839.50 m, 单偏光; G— 泥晶灰岩, 含生物碎片, 新富2井, 峰峰组, 2832.5 m, 单偏光; H— 含生物碎屑球粒灰岩, 山西兴县, 马家沟组五段, 单偏光; I— 粉晶生屑云岩, 见瓣鳃类生物碎屑, 鄂4井, 马家沟组三段, 3418.72 m, 单偏光Fig.3 Characteristics of carbonate platform sedimentary system of the Ordovician in Ordos Basin

局限海台地形成于低海平面期潮间带中部至潮下潟湖的浅水区, 沉积微相包括潟湖、浅滩及潮坪。岩石类型主要为泥晶灰岩(图 3-D)、球粒灰岩、含粒泥晶灰岩, 炎热干旱气候条件下形成富含蒸发盐的岩石组合(图 3-E), 温暖湿润气候条件下形成富含藻类的岩石组合。局限海台地处于风暴浪基面之上, 因此风暴岩异常发育(图 3-F)。

开阔海台地海水在鄂尔多斯盆地中无论纵向还是横向都是最为发育。该体系所沉积的岩石类型主要包括泥晶灰岩(图 3-G)及颗粒石灰岩(图 3-H), 并富含生物化石及生物碎屑, 如瓣鳃类(图 3-I)、三叶虫、介形虫类、软体生物、有孔虫类、腕足类、腹足类、棘皮动物碎屑等。

2.1.3 台地边缘沉积体系 台地边缘沉积形成于海退期局限海台地边缘, 位于浪基面以上浅海区(水深小于50 m)。沉积环境为高能动荡的浅水环境。可将沉积微相划分为台地边缘浅滩微相、生物礁微相以及台地前缘斜坡微相。岩石类型主要为颗粒灰岩和礁灰岩, 生物礁类型有岸礁、堡礁、点礁等。

鄂尔多斯盆地内台地边缘浅滩沉积主要发育在寒武系张夏组, 其中以环县阴石峡的鲕粒灰岩(图 4-A)、乌海摩尔沟的页岩夹薄板灰岩(图 4-B)、洛南的泥质条带鲕粒灰岩以及河津西硙口的鲕粒灰岩(图 4-C)最为典型。

图 4

Fig.4

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	图 4 鄂尔多斯盆地台地边缘沉积体系特征 A— 鲕粒灰岩, 环县阴石峡寒武系张夏组; B— 页岩夹薄板灰岩, 乌海摩尔沟寒武系张夏组; C— 鲕粒灰岩, 河津西硙口寒武系张夏组; D— 角砾灰岩, 陇县龙门洞奥陶系背锅山组; E— 生物碎屑灰岩, 彭阳罗洼奥陶系背锅山组; F— 碎屑流灰岩, 岐山曹家沟奥陶系马家沟组Fig.4 Characteristics of the sedimentary system of platform edge in Ordos Basin

鄂尔多斯盆地的台地前缘斜坡沉积比较发育, 主要分布于盆地西缘的中上寒武统、西南缘的中上奥陶统。该沉积体系的岩石类型主要以碳酸盐重力流以及各种原地沉积的深水薄层泥晶灰岩为主, 重力流主要包括碎屑流和浊流。如内蒙乌海桌子山中上寒武统以碳酸盐重力流和薄层泥质条带灰岩沉积为主, 陇县奥陶系背锅山组则以砾屑灰岩为主(图 4-D), 彭阳罗洼背锅山组以生物碎屑灰岩(图 4-E)为主, 富平奥陶系赵老峪组(相当于平凉组和背锅山组)以碳酸盐碎屑流和薄层灰岩为特征, 岐山曹家奥陶系沟马家沟组以碳酸盐碎屑流和浊流为主, 并与薄层灰岩交互成层(图 4-F)。

2.1.4 深水斜坡— 海槽沉积体系 该沉积体系位于台前斜坡的外侧, 包括大陆斜坡到深海盆地, 该区海水深度较大, 通常大于200im, 水体循环差, 基本上为静水缺氧环境, 底栖生物稀少, 种类单调, 浮游类相对发育。沉积物主要由比较宁静的远洋或半远洋细粒沉积物和远源搬运的重力流沉积物间互组成。

鄂尔多斯盆地西南缘由大陆斜坡很快进入深水海槽— 盆地, 相带较窄且相互叠置。盆地中该沉积体系主要发育在河西走廊一带的香山群(对应于鄂尔多斯本部的寒武系馒头组、张夏组和三山子组)、米钵山组(对应于鄂尔多斯南缘的平凉组下段)和西南缘上奥陶统平凉组及其相当的地层。不同区域中此体系的岩石类型组合也不同, 如西缘以陆源泥质岩为主夹陆屑和碳酸盐重力流沉积; 富平地区以薄层碳酸盐岩为主夹碳酸盐岩重力流沉积(图 5-A, 5-B)或等深流沉积(图 5-C); 乌海电视塔奥陶系则以具鲍马序列的典型浊积岩为主(图 5-D); 此外, 在平凉太统山庄等地的奥陶系平凉组发现了黑色笔石页岩(图 5-E)以及页岩夹薄层灰岩(图 5-F), 在富平奥陶系赵老峪组的下部发现了放射虫硅质岩和沉凝灰岩, 反映了区内该时期的水体最深部位。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地深水斜坡— 海槽沉积体系特征 A— 深水碳酸盐岩碎屑流, 富平赵老峪奥陶系平凉组; B— 碳酸盐岩颗粒流, 富平赵老峪奥陶系平凉组; C— 等深流沉积, 富平赵老峪奥陶系平凉组; D— 浊积岩鲍马序列, 乌海电视塔奥陶系拉什仲组; E— 笔石页岩, 平凉太统山奥陶系平凉组; F— 页岩夹薄层灰岩, 平凉太统山奥陶系平凉组Fig.5 Characteristics of the sedimentary system of deepwater slope-sea trough in Ordos Basin

2.1.5 陆棚沉积体系 陆棚是指正常浪基面以下至陆棚坡折的广大浅海水域, 鄂尔多斯盆地陆棚沉积体系主要包括泥质陆棚和碳酸盐陆棚。

泥质陆棚主要发育于石炭系本溪组和二叠系太原组, 岩性主要为深灰— 灰黑色泥岩, 并含有少量粉砂或砂质等碎屑颗粒, 岩石内部构造相对较少, 但可见明显的底栖生物扰动。碳酸盐陆棚主要发育于下二叠统太原组中, 厚度一般在10~20 m之间, 横向分布稳定。岩性以生物碎屑灰岩、生物灰岩、泥晶灰岩为主, 发育大量的藻类及海百合、有孔虫、瓣鳃类、幼体海绵和骨针等化石。

2.1.6 碳酸盐潮坪沉积 与陆源碎屑潮坪类似, 碳酸盐潮坪大多位于潟湖、海湾、河口湾、障壁岛和砂坝的四周, 由于碳酸盐潮坪一般受波浪作用影响较小, 而受潮水或特大风暴潮的影响较大, 因此在涨潮与落潮期间, 碳酸盐潮坪往复地被淹没或暴露于大气中, 从而主要形成碳酸盐潮坪的潮间带, 其位置界于平均低潮面与平均高潮面之间。碳酸盐潮坪环境的水位变化频繁、潮汐作用往复, 沉积的代表性岩石类型主要为内碎屑白云岩、鲕粒白云岩、泥晶— 粉晶白云岩、核形石白云岩及叠层石白云岩。在其沉积物中往往保留了典型的潮坪环境的特征, 如干裂、不规则的毫米级至厘米级的纹层、人字形交错层理、流水波痕、浪成波痕、竹叶状白云岩、扁平角砾白云岩、藻纹层及叠层石等(李文厚, 1989)。

鄂尔多斯盆地的碳酸盐潮坪沉积主要发育在蓟县系及寒武系三山子组。野外露头中可观察到明显的碳酸盐潮坪沉积现象, 如青龙山(图 6-A)、乌海摩尔沟(图 6-B)、环县阴石峡(图 6-C)、华亭(图 6-D)、岐山涝川(图 6-E)的蓟县系的叠层石白云岩和乌海摩尔沟(图 6-F)、苏峪口(图 6-G)、青龙山和洛南(图 6-H)等地的硅质条带白云岩, 均反映了碳酸盐潮坪环境的水位交替特征, 山西兴县地区三山子组和洛南蓟县系的竹叶状白云岩(图 6-I)反映了碳酸盐潮坪环境的潮流冲刷作用。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地碳酸盐潮坪沉积体系特征 A— 叠层石白云岩, 青龙山蓟县系; B— 叠层石白云岩, 乌海摩尔沟蓟县系; C— 叠层石白云岩, 环县阴石峡蓟县系; D— 叠层石白云岩, 华亭蓟县系龙家园组; E— 叠层石白云岩, 岐山涝川蓟县系巡检司组; F— 硅质条带白云岩, 乌海摩尔沟蓟县系王全口组; G— 硅质条带白云岩, 苏峪口蓟县系; H— 含燧石条带(团块)白云岩, 洛南蓟县系龙家园组; I— 灰色硅质小型竹叶状白云岩, 洛南蓟县系巡检司组Fig.6 Characteristics of the sedimentary system of carbonate tidal flat in Ordos Basin

2.2.1 扇三角洲沉积体系 主要发育在盆地北部近物源区的石炭系本溪组(陈全红等, 2010), 它是在广阔陆表海浅水背景下发育起来的, 并可能受到波浪及强潮汐作用的影响。依据沉积特征可分为扇三角洲平原、扇三角洲前缘及前扇三角洲。

本溪组的扇三角洲平原岩性主要为混杂砾岩、砂砾岩、中— 细砂岩夹灰黑色、灰色和杂色泥岩及煤层或煤线。扇三角洲前缘岩性主要为灰色、灰白色厚层状含砾砂岩、砾状砂岩和砂砾岩夹灰色、灰黑色泥岩、薄层粉砂岩。此外, 煤层或煤线发育, 加之受潮汐的影响, 可明显见到砂岩中灰黑色泥岩及炭屑呈明显的不规则状或扇三角洲前缘砂体直接发育在潮坪之上。前扇三角洲主要由深灰色、灰黑色泥岩夹薄层状洪泛沉积的粉砂岩及细砂岩组成, 砂泥互层, 水平层理发育, 见波状层理。由于研究区当时海水极浅, 在潮汐的作用下, 与潮坪沉积常不易区别。

2.2.2 辫状河三角洲沉积体系 鄂尔多斯盆地的辫状河三角洲沉积环境主要发育在中二叠统石盒子组以及三叠系延长组, 同样可划分为三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲3个亚环境。一般发育在距物源区相对较近的地方, 其间缺失曲流河等陆上环境, 同时也极少发育河口坝, 剖面上河道砂频繁交替。辫状河三角洲平原部分可发育成非常宽广的席状形体, 而辫状河三角洲前缘主要形成在距高地不远的湖盆边缘, 砂体呈席状, 范围达几十至数百平方千米。其中, 石盒子组辫状河三角洲主要发育辫状河三角洲前缘沉积, 并发育水下分流河道及分流间湾微相, 水下分流河道沉积主要是灰白色、浅灰绿色含砾不等粒砂岩、粗砂岩, 含少量细砂岩薄层。沉积构造较发育, 由下至上依次为冲刷面、大中型槽状交错层理、板状交错层理及平行层理。分流间湾主要发育在盆地西南部, 以沉积深灰、浅灰绿色泥岩、泥质粉砂岩为特征, 主要发育块状层理、小型交错层理及波状层理等沉积构造。

而延长组辫状河三角洲主要发育在盆地西部和西南部长10— 长4+5油层组的湖盆坳陷陡坡边界地带。垂向沉积序列主要表现为底部为前三角洲泥质沉积物, 下部为辫状河三角洲前缘的席状粉— 细砂岩, 中部多发育水下分流河道的中、粗砂岩和分流间湾的粉砂质泥岩沉积, 上部则以河道砂坝夹泛滥平原沉积。其中河道沉积的厚层砂岩中常见各种大型的槽状交错层理(图 7-A)及平行层理(图 7-B)。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地三角洲与冲积扇沉积体系特征 A— 辫状河三角洲平原沉积, 砂岩中大型槽状交错层理, 华亭汭水河剖面, 三叠系长6油层组; B— 辫状河三角洲平原沉积, 厚层砂岩中平行层理, 华亭汭水河剖面, 三叠系长8油层组; C— 三角洲平原, 招贤水剖面, 二叠系山西组; D— 三角洲平原煤层沉积, 黑岱沟剖面, 二叠系山西组; E— 三角洲前缘沉积, 柳林成家庄二叠系石盒子组; F— 三角洲前缘沉积, 扒楼沟二叠系石盒子组; G— 三角洲前缘沉积, 延安裴庄侏罗系延安组延8油层组; H— 冲积扇, 千里山二叠系太原组; I— 冲积扇沉积, 千里山二叠系太原组Fig.7 Characteristics of the sedimentary system of delta and alluvial fan in Ordos Basin

2.2.3 曲流河三角洲沉积体系 曲流河三角洲沉积主要发育在盆地二叠系山西组(图7-C, 7-D)、石盒子组中、上部(图 7-E, 7-F)及石千峰组, 三叠系延长组, 侏罗系延安组(图 7-G)。同样主要为曲流河三角洲前缘沉积, 并可进一步细分为水下分流河道、分流间湾以及席状砂沉积。

水下分流河道岩性以岩屑砂岩为主, 岩屑石英砂岩次之。沉积构造主要有底部冲刷面、板状交错层、槽状交错层、平行层理及波状层理等。河道一般都呈上平下凸的透镜体, 平面上呈朵状或鸟足状向湖内伸展, 纵向上是一个向上变细变浅的沉积序列, 反映其随着沉积物的不断於积, 水体将变浅, 水动力条件减弱。

分流间湾岩性主要为一套细粒悬浮成因的泥岩、粉砂质泥岩所组成, 发育水平层理和透镜状层理, 可见浪成波痕。由于水下分流河道的改道和不同期次沉积的叠加, 分流间湾沉积在单井剖面上与水下分流河道密切共生, 反复叠置。

席状砂多为细砂岩组成, 其间为泥岩所隔开, 砂岩发育沙纹层理。

2.3.1 冲积扇沉积体系 冲积扇主要发育在盆地石炭系本溪组、二叠系太原组(图 7-H, 7-I)、石盒子组, 三叠系延长组、侏罗系延安组(苏楠, 2011), 可划分为扇根、扇中和扇端3个亚相。扇根岩石类型主要为砾岩, 发育叠瓦状构造。扇中主要为砂砾岩, 沉积构造类型以叠瓦状构造、大型板状交错层理为主。扇端岩石类型主要为含砾砂岩和砂岩、粉砂岩和粉砂质泥岩以及砂质泥岩, 主要发育平行层理、板状交错层理、水平层理以及块状层理等。

平面上该沉积体系主要分布在西北部的石沟驿, 西部的环20和安深1井区以及平凉一带, 西南部的龙1、龙2和长1井一带以及北部的桌子山东麓及东胜一带等。

2.3.2 河流沉积体系 河流沉积主要发育在盆地北部的二叠系山西组及石盒子组, 三叠系延长组和侏罗系延安组, 是盆地一个重要的沉积类型。按河道型式, 可分为辫状河和曲流河, 但主要发育辫状河, 在地形较平缓的地区常常具有曲流河沉积特征, 或二者之间的过渡类型, 但这主要发育在三叠系延长组。

二叠系石盒子组和三叠系延长组的辫状河河道沉积物粒级较粗, 砂、砾含量较高, 略显正旋回。主要特点为: 发育极不对称的“ 二元结构” , 剖面上河道砂明显多于泛滥平原细粒沉积物, 形成“ 砂包泥” 特点, 平面上呈连片叠置分布, 垂向上砂体由多个沉积正旋回反复叠置而成且依次发育底部滞留沉积、粒序层、槽状或板状交错层理(图 8-A)、平行层理以及一些沙纹交错层理, 成分及结构成熟度低, 水动力条件强。

图 8

Fig.8

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	图 8 鄂尔多斯盆地河流沉积体系特征 A— 辫状河沉积的厚层砂岩, 板状交错层理发育, 二叠系石盒子组盒8段, 山西阳泉沟; B— 曲流河底部冲刷面、泥砾, 三叠系延长组长10段, 延安仕望河; C— 曲流河点砂坝沉积的巨厚砂体、底部冲刷面, 下部河漫滩沉积, 三叠系延长组长3段, 延安延河剖面Fig.8 Characteristics of the sedimentary system of river in Ordos Basin

曲流河主要分布在三叠系延长组, 平面上分布范围较广, 且主要位于辫状河前缘。河道沉积与河漫滩沉积相当, 具明显的正粒序层序及二元结构。下部河道砂坝沉积岩石类型主要为中细粒砂岩, 以发育正粒序层理以及底部的强烈冲刷面为特征(图 8-B, 8-C)。上部河漫滩沉积岩石类型主要包括泥岩、砂质泥岩和泥质粉砂岩, 岩石主要发育水平层理和块状层理。

2.3.3 湖泊沉积体系 湖泊沉积体系主要发育在盆地的三叠系和尚沟组、延长组, 侏罗系延安组及安定组, 主要包括滨湖、浅湖和深湖。

滨湖沉积主要岩性为红色、绿色和灰色粉砂质泥岩和泥质粉砂岩及细砂岩, 有时夹有薄的湖滩砂及粉砂岩透镜体。常具水平纹层(图 9-A)、透镜状层理、韵律层理、泥裂、雨痕、垂直虫孔等沉积构造。其中, 砂质沉积中常见有多种形态的波痕及小型交错层, 泥岩中常见虫孔和较多的植物叶片化石(图 9-B)以及大量鱼骨碎片、腹足类碎片、介形类、轮藻等化石, 细砂岩见沙纹层理(图 9-C)。

图 9

Fig.9

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	图 9 鄂尔多斯盆地湖泊沉积体系特征 A— 水平层理, 西28井, 三叠系延长组长6油层组, 1921.3im; B— 植物碎片化石, 镇30井, 三叠系延长组长6油层组, 2164.5m; C— 沙纹交错层理, 城97井, 三叠系延长组长6油层组, 1736.5m; D— 浅湖沉积, 延安裴庄侏罗系延安组延6; E— 浅湖沉积, 延安王皮湾侏罗系安定组; F— 延9浅湖沉积, 枣园侏罗系延安组; G— 鲍马序列, 子长寺湾, 三叠系延长组长1油层组; H— 槽模, 西33井, 三叠系延长组长7油层组, 1963.5im; I— 包卷层理, 镇28井, 三叠系延长组长6油层组, 2156.5mFig.9 Characteristics of the sedimentary systems of lake in Ordos Basin

浅湖亚相在二叠系山西组、石盒子组和石千峰组, 三叠系刘家沟组、和尚沟组、纸坊组和延长组, 侏罗系延安组(图 9-D, 9-F)、直罗组和安定组(图 9-E)以及白垩系均有分布。浅湖沉积物主要是灰黑色、灰绿色粉砂质泥岩夹薄的粉砂岩与细砂岩。泥岩见水平层理或块状层理, 生物扰动构造发育, 动物化石丰富, 如介形类、鱼类、螺类等, 局部见完整鱼化石。粉砂岩主要发育沙纹交错层理, 细砂岩主要发育小型浪成沙纹交错层。

深湖亚相从延长组长7— 长4+5均有广泛分布, 其中长7期是分布范围最广的时期(郭艳琴等, 2018), 岩石类型主要为深灰色、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, 层理发育, 主要为水平层理和水平纹层。此外, 在盆地的旬邑、铜川、薛峰川及大理河剖面以及中南部许多钻井剖面中, 深湖亚相中发育浊流等重力流沉积, 且以大理河剖面的浊积岩最为典型。其中在长1油层组甚至可以见到相对完整的鲍马序列(图 9-G), 但除鲍马序列所具有的特定层理类型外, 还发育大量的槽模、沟模和各种底板印模等(图 9-H)。此外, 在深湖亚相沉积的赋存于泥岩中的粉砂岩还发育由于滑塌及液化作用形成的丰富的包卷层理(图 9-I)。

2.3.4 沙漠沉积 沙漠沉积是鄂尔多斯盆地白垩系的一类重要的沉积体系类型(程守田和刘星, 1999; 李孝泽等, 1999; 刘星等, 2000)。主要是在降雨量极少或者蒸发量远远超过降雨量的沙漠环境中, 以风为主要搬运和沉积介质所形成的一个特殊沉积体系, 根据其沉积性质及沉积环境, 可将其细分为砾漠、沙丘、丘间、旱谷以及沙漠湖等沉积亚相, 而最主要的是沙丘亚相。

盆地内沙丘亚相主要发育在白垩系洛河组(图 10-A, 10-B, 10-C)和罗汉洞组(图 10-D), 沙丘内部一般未见残留的古土壤, 表明了古沙丘较强的流动性以及受古植被的影响较弱(庞军刚等, 2011)。岩石类型主要为沙丘岩, 其成分以细砂为主、砂粒磨圆度相对较高, 此外还发育大量的风成撞击坑以及荒漠漆。野外剖面上可见沙丘岩具大型板状交错层理和槽状交错层理(图 10-C)、大型楔状交错层理(图 10-B, 10-D), 龟裂泥片透镜体以及界面构造等。李孝泽等(1999)研究表明, 推测沙丘岩沉积范围很广, 北至河套平原以南, 南至渭河谷地以北, 西到黄河宁夏段, 东至东胜— 榆林— 延安一线以西。

图 10

Fig.10

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	图 10 鄂尔多斯盆地白垩系沙漠沉积体系特征 A— 洛河组沙漠沉积, 安塞砖窑湾; B— 洛河组砂岩中的大型槽状交错层理, 靖边; C— 洛河组砂岩, 发育槽状交错层理, 铜川焦坪; D— 罗汉洞组红色砂岩中的槽状交错层理, 环县西川乡西Fig.10 Characteristics of the Cretaceous sedimentary system of desert in Ordos Basin

3.1.1 长城期 长城期, 盆地内发育滨浅海沉积、海陆过渡相砂泥岩沉积、台槽过渡沉积以及局限潮坪沉积。其中以滨浅海沉积为主, 主要沉积一套陆相— 滨海相石英砂岩建造, 广泛分布在盆地北部临河— 包头— 呼和浩特一带地区以及盆地中部大部分地区, 北起乌达— 鄂托克旗— 神木一带, 南至千阳— 彬县— 泾阳— 永济一带, 西起巴彦浩特— 鄂托克前旗— 盐池— 彭阳一带, 东至佳县— 宜川— 合阳一带等地区。海陆过渡相砂泥岩沉积主要分布于乌海— 杭锦旗— 神木一带地区。台槽过渡相沉积分布于盆地中西部银川— 石沟驿— 同心— 海原— 固原等地区以及盆地南部千阳— 永寿— 蓝田— 洛南— 三门峡— 洛宁一带。该期盆地西南缘以及南缘为秦祁海槽分布带, 盆地西北部锡林浩特— 古兰泰— 临河一带、北部临河— 东胜— 偏关地区以及东部和林格尔— 岚县— 吴堡— 灵石— 临汾— 河津— 侯马一带地区主要为古陆的分布区(图 11-A)。局限潮坪沉积范围较小, 分布在巴彦浩特东南至银川西北等地区。

图 11

Fig.11

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	图 11 鄂尔多斯盆地中— 新元古代古地理演化 A— 长城期; B— 蓟县期Fig.11 Palaeogeography evolution of the Mesoproterozoic-Neoproterozoic in Ordos Basin

3.1.2 蓟县期 蓟县期, 海侵范围进一步扩大, 盆地主要以潮坪沉积为主, 且分布面积相对较大, 主要呈一开口向东的“ C” 字型分布, 其中北部至临河— 包头一带广大地区, 西部至古兰泰— 巴彦浩特— 镇罗堡— 海原— 固原— 泾源— 千阳一线, 东部至磴口— 乌海— 盐池— 吴起— 宜君一线, 南部至宝鸡— 户县— 洛南— 卢氏县一线, 南部一带的北部界线至宜君— 澄城— 运城一带地区。

该期盆地内古陆的面积进一步向西、向南部扩大, 向西延伸至磴口— 鄂托克前旗— 志丹— 黄陵一带地区, 南部延伸至合阳— 运城以北地区, 此外盆地西北部古陆在磴口— 古兰泰— 乌海— 锡林浩特等地区被海水淹没发生分隔。盆地西南缘以及南缘仍为秦祁海槽的分布带, 且分布面积与长城期相比变化不大(图 11-B)。

3.2.1 辛集期 辛集期盆地古地理环境整体表现为古陆广泛分布, 古陆西南部外围为环陆砂坪(砂坪内局部地区有泥坪出现)沉积, 砂坪西部为开阔海台地沉积, 西南缘及南缘仍为秦祁海槽的分布区域的特征。具体表现为古陆面积进一步向西南扩展, 其中西北部磴口— 乌海— 乌达— 石咀山一带海水减退, 古陆重新出现, 古陆的西部边界已延伸至盐池— 彭阳— 平凉— 崇信以西一线, 西南部延伸至凤翔地区, 东南部稍微退缩至宜君— 合阳以北地区。环陆砂坪沉积区域大致呈一准“ L” 型, 北起锡林浩特— 巴彦浩特地区, 经银川— 石沟驿— 固原一线地区, 至西南部的千阳— 宝鸡等地, 南部砂坪与之连为一体, 东至洛宁, 北部边界为永寿— 宜君— 合阳一线, 南部至周至— 户县— 洛南— 卢氏县一带, 其中泥坪沉积分布在富平南— 蓝田北部等小范围地区。开阔海台地沉积主要分布于盆地西部的镇罗堡— 同心— 海原— 固原一带区域。西南缘— 南缘秦祁海槽的分布基本未变(图 12-A)。

图 12

Fig.12

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	图 12 鄂尔多斯盆地早古生代古地理演化(一) A— 辛集期; B— 朱砂洞期; C— 馒头期; D— 张夏期; E— 三山子期; F— 冶里期; G— 亮甲山期; H— 马家沟期; I— 峰峰期Fig.12 Palaeogeography evolution of the Early Paleozoic in Ordos Basin(Ⅰ )

3.2.2 朱砂洞期 与辛集期相比, 朱砂洞期盆地的古地理环境整体格局基本稳定。其中古陆的分布、开阔海台地沉积范围以及秦祁海槽的分布区域均未变化。而区别在于辛集期的环陆砂坪沉积区域到该期时由于陆源沉积供给的减少、海水逐渐变清澈, 环陆砂坪完全演变为环陆云坪沉积, 但其分布范围与环陆砂坪的沉积范围基本一致(图 12-B)。

3.2.3 馒头期 馒头期盆地内海侵范围明显扩大。该期除了出现西北部阿拉善古陆、西南部平凉— 崇信一带古陆、北部伊盟古陆以及东部吕梁古陆外, 其余主要为环陆分布的混合坪沉积、环陆泥云坪沉积、分布于混合坪与云坪之间的开阔海台地沉积以及位于开阔海台地前部的台地前缘斜坡沉积。其中, 开阔海台地沉积范围明显比朱砂洞沉积期扩大, 具体表现为自盆地西北部磴口以南— 乌达一带开始, 向南经过石咀山— 鄂托克前旗— 盐池地区, 到达西南古陆周围环县— 庆阳— 彬县— 凤翔— 千阳— 平凉— 彭阳一带, 然后向东部延伸, 延伸范围北至华池— 甘泉— 延长— 灵石一线, 南抵宝鸡— 周至— 户县— 洛南— 卢氏县一带。混合坪沉积主要分布于盆地内中部及东北部等广大地区, 表现为环伊盟古陆与吕梁古陆分布, 分范围北至古兰泰— 临河— 包头— 呼和浩特一带, 南至华池— 延安— 延长一线, 西起鄂托克前旗, 东至和林格尔— 岚县。环陆泥云坪沉积主要发育在西南古陆周围环县— 庆阳— 彬县— 千阳以北— 平凉地区。台地前缘斜坡沉积主要分布在阿拉善古陆东侧乌海— 乌达— 锡林浩特— 巴彦浩特地区以及朱砂洞期开阔海台地所分布的地区(古陆南侧镇罗堡— 同心— 海原— 固原一带), 秦祁海槽依然稳定分布(图 12-C)。

3.2.4 张夏期 与馒头期古地理环境相比, 张夏期开阔海台地范围有所增大, 具体表现在盆地西北部古兰泰— 磴口一带贯通并向西北方向延伸以及西南部环古陆分布的泥云坪沉积消失并演变为开阔海台地沉积。该期盆地中部及东北部已由馒头期的混合坪沉积演变为局限海台地沉积, 但沉积范围在西北部退缩至临河地区, 台地前缘斜坡沉积以及秦祁海槽的范围则与馒头期相同。不同的是, 该期阿拉善古陆分布范围变化不大, 但伊盟古陆分布范围略有缩小, 吕梁古陆的分布范围明显减小, 而西南古陆分布范围则进一步扩大, 且环西南古陆的泥云坪沉积消失(图 12-D)。

3.2.5 三山子期 三山子期盆地内发生大面积海退, 阿拉善古陆面积向东北方向略有增加, 伊盟古陆与西南古陆的分布面积迅速增加, 但吕梁古陆已完全消失。除此之外, 盆地中部及东部广大地区已演变为局限泥云坪沉积, 其沉积范围北至盆地北缘, 南至千阳— 永寿— 泾阳— 富平— 大荔— 运城一线, 西至磴口— 石沟驿— 彭阳— 平凉一线, 东至盆地东缘。该期台地前缘斜坡沉积范围基本未变, 仅在乌海— 乌达地区出现了小范围的生物礁沉积。开阔海台地沉积范围在盆地西部、尤其在南部发生大面积缩减, 其中西部退至石沟驿— 彭阳以西地区, 南部退至千阳— 永寿— 大荔— 运城以南地区。秦祁海槽分布范围与馒头期相同(图 12-E)。

3.2.6 冶里期 冶里期, 盆地内发生大面积海退, 在盆地的中西部已经形成了一个比较完整的古陆(鄂尔多斯古陆), 古陆分布范围西至盆地西缘, 东至神木— 佳县— 延长— 宜川一线, 北至临河— 包头一线, 南至崇信— 正宁— 黄陵— 宜川以北一线。环鄂尔多斯古陆的北部、东部及南部主要发育环陆泥云坪沉积, 岩性以泥质白云岩为主, 其中泥云坪沉积北至盆地北缘, 东至盆地东缘, 南抵千阳— 永寿— 泾阳— 富平— 大荔以北一线。该期秦祁海槽分布范围仍未变化, 秦祁海槽北部和泥云坪沉积南部所限的地区主要为云灰坪沉积(图 12-F)。

3.2.7 亮甲山期 亮甲山期古地理环境基本继承了冶里期的特征, 但古陆分布范围在南部正宁一带、西南部平凉— 彭阳一带往北退缩以及在神木地区略往西退缩。相反, 环陆云坪的沉积范围在这些地区相比冶里期扩大。而云灰坪沉积范围在该期略向北扩张, 北部可到达至富平— 运城一带(图 12-G)。

3.2.8 马家沟期 马家沟期发生了大规模海侵, 鄂尔多斯古陆大部分地区已经被海水淹没, 盆地仅残余西北部阿拉善古陆、北部伊盟古陆以及西南部古隆起。该期主要为开阔海台地沉积、局限开阔台地沉积、含膏云坪沉积、膏盐湖沉积以及台地前缘斜坡沉积。其中局限开阔台地沉积分布范围相对较广, 西部边界到达临河— 磴口— 乌海— 盐池— 彭阳— 平凉一线, 北至盆地北缘, 东至盆地东缘, 南至凤翔— 永寿— 泾阳— 大荔— 运城以北一线。在局限开阔海台地沉积范围内, 除了北部的古陆以及西南部的古隆起, 在其中部地区分布含膏云坪沉积, 西至吴起, 东至吴堡, 北至乌审旗— 神木以北, 南至甘泉— 宜川南部。在佳县— 榆林一带发育膏盐湖沉积。该期开阔海台地基本呈一准“ L” 型分布于盆地西部及南部, 且在西部延伸至镇罗堡以西地区。台地前缘斜坡沉积分布于盆地西南角宝鸡— 永寿— 户县— 周至一带(图 12-H)。

3.2.9 峰峰期 峰峰期再度出现大规模海侵, 水体深度相对马家沟期明显增大, 盆地西缘部分已由马家沟期的开阔海台地沉积演变为台地前缘斜坡以及大陆斜坡海槽沉积, 其中大陆斜坡海槽沉积主要分布于乌达— 石咀山— 镇罗堡— 海原一带, 台地前缘斜坡呈狭长的带状展布于乌海— 石沟驿— 固原一带。由于后期的构造运动抬升作用, 导致盆地内中部大部分地区的地层被剥蚀殆尽, 呈现一个相对整一的鄂尔多斯剥蚀古陆, 形态为北部宽、南部窄, 其范围北至临河— 包头— 和林格尔一带, 西至临河— 磴口— 鄂托克旗以西— 盐池— 环县以西— 平凉一带, 南部边界位于崇信— 凤翔— 正宁— 宜君— 黄陵一带, 东部至甘泉— 延长— 佳县— 岚县以北一线地区。该期开阔海台地的分布范围明显较马家沟期扩张, 沉积岩性以深灰色、灰色泥晶灰岩、泥质灰岩为主, 整体表现为北部、西部、南部以及东南部环鄂尔多斯剥蚀古陆分布, 其南部边界以及西南部台地前缘斜坡沉积和秦祁海槽的分布范围均继承了马家沟期的特征(图 12-I)。

3.2.10 平凉期 平凉期盆地内鄂尔多斯剥蚀古陆的范围迅速向东南部扩大, 仅在盆地北部、西缘以及南缘发育开阔海台地沉积、台地前缘斜坡沉积、大陆斜坡、海槽沉积。其中开阔海台地主要呈环剥蚀古陆的条带状分布, 岩性主要为一套灰色中厚层的灰岩、云质灰岩、泥灰岩的组合。其外围为台地前缘斜坡沉积, 发育薄层灰岩和碎屑流沉积。台地前缘斜坡沉积的外围发育大陆斜坡沉积, 但该期大陆斜坡沉积范围与马家沟期相比明显扩张, 从北部的乌海— 乌达— 锡林浩特— 银川, 到西部的镇罗堡— 同心地区, 并贯穿固原— 千阳— 宝鸡等地区一直延伸至永寿— 户县— 洛南一带(图 13-A)。

图 13

Fig.13

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	图 13 鄂尔多斯盆地早古生代古地理演化(二) A— 平凉期; B— 背锅山期Fig.13 Palaeogeography evolution of the Early Paleozoic in Ordos Basin(Ⅱ )

3.2.11 背锅山期 背锅山期, 盆地进一步发生海退, 盆地内中、东部广大地区、盆地北缘、盆地西缘以及盆地南缘已全部演变为剥蚀古陆, 由于构造抬升运动, 盆地南缘的秦祁海槽消失, 整个盆地内沉积物仅分布在西南部以及南部小范围区域, 主要包括开阔海台地沉积和台地前缘斜坡沉积。其中, 开阔海台地沉积范围主要沿同心东部— 彭阳— 平凉— 千阳北部— 彬县— 泾阳— 富平— 卢氏县一带呈一狭窄的弯曲条带状分布。台地前缘斜坡沉积位于开阔海台地的西部及南部外围, 分布范围相对较广, 北接开阔海台地沉积的南部边界, 南至原秦祁海槽位置的北部边界, 包括固原以东— 千阳— 宝鸡— 周至— 户县— 蓝田— 洛南等在内的区域(图 13-B)。

3.3.1 本溪期 本溪期盆地重新接受沉积, 沉积体系类型多样, 盆地中南部为中央隆起, 缺失沉积。在西缘叫羊虎沟组, 地层厚度大, 地层发育全。主要发育扇三角洲沉积、潟湖沉积、潮坪沉积、浅海陆棚沉积、障壁岛沉积以及砂坪沉积。其中扇三角洲沉积主要分布在盆地北部乌海、鄂托克旗— 东胜以及准格尔旗— 河曲— 府谷等地区, 自北向南依次发育扇三角洲平原、扇三角洲前缘沉积。潟湖沉积分布于盆地东、西部两侧, 其中西部分布面积相对较大, 北至乌达、西至锡林浩特— 镇罗堡— 海原以西一线地区, 南至彭阳以北地区, 东至鄂托克旗西部— 鄂托克前旗西部— 盐池一线; 东部的潟湖沉积呈条带状展布于榆林— 延安以南等地区。浅海陆棚沉积主要分布于盆地东部及东南部, 北起岚县以北地区, 南抵洛宁西北地区, 西至宜川— 延长, 东至岚县— 灵石— 临汾— 洛宁一线以西地区。潮坪沉积主要分布于盆地中部、东北部以及东南缘地区, 整体被北部的扇三角洲前缘、西部的潟湖、东部的浅海陆棚和潟湖沉积范围所限。该期障壁岛沉积分布范围较广, 多呈孤立状遍布于潟湖以及浅海陆棚沉积内部, 均为局部小范围呈南北向条带分布。砂坪沉积常分布于潮坪沉积内部, 主要分布在乌审旗、靖边及延安等地区(图 14-A)。

图 14

Fig.14

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	图 14 鄂尔多斯盆地晚古生代— 中三叠世古地理演化 A— 本溪期; B— 太原期; C— 山西期; D— 下石盒子期; E— 上石盒子期; F— 石千峰期; G— 刘家沟期; H— 和尚沟期; I— 纸坊期Fig.14 Palaeogeography evolution of the Late Paleozoic-Middle Triassic in Ordos Basin

3.3.2 太原期 太原期盆地东部和西部的海侵范围向中部不断扩大, 整个盆地形成了统一的滨浅海沉积。该期盆地内潟湖沉积、潮坪沉积以及浅海陆棚沉积仍发育, 潟湖及浅海陆棚沉积内多发育障壁岛沉积, 潮坪沉积环境内部可见沙坪沉积分布。与本溪期不同的是, 盆地北部由扇三角洲沉积演变为曲流河三角洲沉积, 同样自北向南依次发育三角洲平原和三角洲前缘沉积, 且三角洲前缘基本延伸到银川、鄂托克前旗、乌审旗、榆林、佳县以北等地区。该期盆地西部的潟湖沉积范围有所减小, 北部边界退缩至银川— 盐池一线, 南部则抵达庆阳— 平凉— 固原地区, 东部边界为盐池— 华池一线, 西部到盆地西缘。东部的潟湖沉积范围有所增加, 西部边界到志丹— 甘泉— 黄陵一带, 东部边界至佳县— 延长— 宜川一线, 北至榆林以南, 南至合阳以北地区。浅海陆棚沉积则分布于东部潟湖沉积东边, 其北部和南部沉积边界分别退缩至佳县— 岚县一带以及河津以南地区。三角洲前缘、潟湖、浅海陆棚以及剥蚀区边界所限的广大地区为潮坪沉积的分布范围, 主要位于盆地中部、北部以及东南部地区。障壁岛沉积同样主要位于潟湖及浅海陆棚沉积范围内, 多呈孤立状分布于中宁、马家滩、环县、西峰、子洲、临县、柳林、延川、延安以西、乡宁以西、侯马市西北以及韩城以北等地区。砂坪沉积也呈孤立状分布于潮坪沉积范围内的靖边、吴起、华池等地区(图 14-B)。

3.3.3 山西期 山西期盆地北部隆起显著, 物源充分, 北部的三角洲沉积规模迅速往南部扩大, 延伸较远, 自北向南仍依次发育河流沉积、三角洲平原和三角洲前缘沉积, 整体共有6条主砂带往南延伸, 且三角洲前缘沉积范围向南最远可延伸至黄陵— 宜君地区, 盆地西南部和南部三角洲发育规模较小, 仅分别分布在彭阳— 平凉一带以及泾阳— 富平以北地区。盆地东南角为潟湖沉积, 其西北部边界至河津— 合阳— 澄城一线。潟湖沉积范围内有3个障壁岛砂坝沉积的区域, 盆地内其余地区均为浅湖沉积, 其中西部浅湖沉积范围相对较广且连通性好, 东部地区的浅湖沉积总面积相对较小且分割性较强(图 14-C)。

3.3.4 下石盒子期 下石盒子期, 盆地北部继续隆升, 导致盆地内南北沉积差异显著。其中, 北部地区自北向南依次发育河流沉积、三角洲平原以及三角洲前缘沉积, 三角洲前缘几条主砂带位置到达吴起、延安以及延长等地区, 岩性主要为巨厚、粗粒的碎屑岩。盆地南部以浅湖沉积为主并发育三角洲前缘沉积为特征, 其中西南部三角洲前缘主要分布于海原— 环县和彭阳— 平凉一带, 南部三角洲前缘主要分布在泾阳— 宜君— 澄城一带, 其余地区则为浅湖沉积发育区, 北部边界到达盐池— 吴起— 靖边— 延安— 延长— 吴堡一线, 此外, 在西北部银川地区也发育小范围的浅湖沉积(图 14-D)。

3.3.5 上石盒子期 上石盒子期, 盆地内南北地形差异逐渐减小, 北部三角洲发育规模较下石盒子期减弱, 浅湖沉积整体向盆地北部推进。该期北部河流沉积被发育的三角洲平原从中部一分为二, 分布在盆地西北角以及东北角。往南依次为三角洲平原及三角洲前缘, 发育4条三角洲前缘主砂带, 其中东部的主砂带向南最远延伸至延长地区, 中部2条分别延伸至盐池、靖边地区, 西部的一条主砂带向南延伸经过石沟驿, 并贯通盆地西南角华池— 环县— 固原— 平凉一带发育的三角洲前缘沉积砂体, 盆地南部的三角洲前缘沉积相对下石盒子期规模变化不大, 但在其西部凤翔地区发育了砂坝沉积。此外, 盆地内其余区域均为浅湖沉积, 但该期浅湖沉积范围的北部边界分别到达石咀山南部、鄂托克旗北部、杭锦旗南部以及神木以北等地区(图 14-E)。

3.3.6 石千峰期 石千峰期与上石盒子期的整体沉积格局相似。不同的是该期盆地东北部河流沉积的分布面积向南扩大至偏关一带, 东部三角洲前缘主砂带继续向南扩至临汾西北一带地区, 中部2条主砂带在靖边地区合并, 盆地西部的一条主砂带与盆地西南角的三角洲前缘沉积砂体断开, 南部的三角洲前缘沉积范围进一步向东北扩至合阳、宜川等地, 盆地中西部浅湖沉积整体贯通, 呈连片分布(图 14-F)。局部受海侵影响, 在韩城薛峰川剖面可见明显的海侵沉积层。

3.3.7 刘家沟期、和尚沟期、纸坊期 刘家沟期, 盆地内沉积格局整体表现为浅湖沉积为主, 盆地周缘发育三角洲沉积。其中, 该期盆地北部三角洲沉积规模大大减小, 主要为三角洲前缘沉积, 5条主砂带前端均退缩至乌达— 鄂托克旗— 神木一线以北, 仅东部的一条砂带前端位于靖边地区。不同的是, 相比石千峰期, 该期西部三角洲沉积发育规模相对较大, 且以三角洲前缘沉积为主, 其前端已向东延伸至石咀山— 庆阳以西一线地区。盆地南部正宁— 彬县— 凤翔— 永寿地区以及盆地东缘吴堡— 合阳— 河津北部一带地区也发育三角洲前缘沉积。除此之外, 盆地其余区域均为浅湖沉积的分布区, 整体为一连通的大型内陆湖盆(图 14-G)。

与刘家沟期相比, 和尚沟期盆地内沉积格局基本稳定。其中, 浅湖沉积的整体范围变化不大, 但盆地西部的三角洲前缘沉积规模相对变小, 其北部边界向南退缩至银川— 石沟驿一线, 盆地南部的三角洲前缘沉积的东部边界东移至黄陵— 宜君— 泾阳一带, 盆地东部吴堡一带的三角洲前缘沉积北移至佳县一带地区, 盆地北部三角洲前缘砂带整体变宽, 其中刘家沟期分布于靖边地区的砂体在该期已经向北退缩至榆林南部地区(图 14-H)。

纸坊期, 盆地整体的沉积体系类型仍以浅湖沉积和三角洲沉积为主。但该期盆地北部的三角洲沉积规模明显增大, 自北向南依次为三角洲平原和三角洲前缘沉积, 其中三角洲平原沉积的南部边界位于鄂托克旗北部— 东胜北部一线, 三角洲前缘沉积的南部边界位于吴起— 靖边— 志丹东部— 延安一线。西南部三角洲前缘沉积范围略向南移且向东延伸至华池地区, 盆地南部发育两支三角洲前缘砂体, 分别分布于彬县— 凤翔一带以及泾阳— 宜君一带。东南部的三角洲前缘砂体规模变大, 向北延伸至吴堡以南地区。东北部的一支砂体规模减小, 展布范围退缩至神木以东地区。此外, 盆地内其余地区以浅湖沉积为主, 其分布面积相对和尚沟期有所减小, 沉积范围的北部边界整体向南部发生了退缩(图 14-I)。刘家沟组、和尚沟组和纸坊组地层也受明显的海侵影响, 砂岩中可见羽状交错层理, 泥岩中可见腕足类等海相化石。

3.4.1 延长期 长10期盆地整体的沉积格局为西部、北部及东部为河流沉积, 中部为三角洲沉积与湖泊沉积。其中, 曲流河沉积主要分布于盆地北部和东部, 其在盆地内部的沉积边界到达盐池— 横山— 绥德— 延安以东— 黄陵以东一线。辫状河沉积主要分布于盆地西部及西南部, 其在盆地内部的沉积边界为环县以东— 华池以西— 庆阳— 合水— 淳化一线。三角洲平原沉积范围包括定边、靖边、子长、志丹、正宁、黄陵、甘泉、延安以及安塞等地在内的广大区域, 而湖泊沉积范围相对较小, 主要呈孤立状分布于定边东北、吴起、延安西部、合水东北以及宜君等地区(图 15-A)。

图 15

Fig.15

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	图 15 鄂尔多斯盆地三叠纪延长期古地理演化 A— 长10期; B— 长9期; C— 长8期; D— 长7期; E— 长6期; F— 长4+5期; G— 长3期; H— 长2期; I— 长1期Fig.15 Palaeogeography evolution of the Triassic Yanchang Period in Ordos Basin

长9期发生湖侵, 浅湖沉积范围向外扩张至灵台— 镇原— 盐池— 靖边— 子长— 安塞— 延安— 黄陵一线等地, 主要发育泥质类岩石并出现油页岩沉积, 该期三角洲沉积十分发育, 围绕湖盆主要为砂体, 长10期盆地北部及东部的曲流河沉积在该期已经完全演变为曲流河三角洲平原沉积, 而辫状河三角洲平原沉积范围相比长10期辫状河沉积范围有所向西退缩, 其东部边界至环县以东— 镇原— 灵台一线。曲流河三角洲前缘沉积主要分布于吴起、志丹、安塞、延安、黄陵等地区。辫状河三角洲前缘主要分布于华池、庆阳、西峰、泾川等地区(图 15-B)。

长8期盆地北部三角洲平原沉积范围变化不大, 东南缘则向东收缩至宜川以南地区。盆地辫状河三角洲平原沉积仅分布在盆地西南缘镇原西南— 千阳以北地区。该期盆地辫状河三角洲前缘沉积范围有所增大, 而曲流河三角洲沉积规模变化不大, 但浅湖沉积范围延伸至盆地西部同心以东以及东南部合阳一带(图 15-C)。

长7期湖侵规模达到最大, 出现了深湖沉积, 以发育典型的张家滩页岩为特征。深湖沉积外部边界分布于定边— 吴起以西— 志丹— 甘泉— 黄陵以西— 宜君— 淳化— 彬县以东— 灵台以北— 镇原以西— 环县一线。浅湖沉积的北部及东部边界分别扩大至吴忠— 布拉格— 乌审旗一线以及横山以东— 子长— 宜川以东一线。该期辫状河三角洲平原沉积消失, 盆地西南部主要为辫状河三角洲前缘沉积, 而曲流河三角洲平原及前缘沉积继承了长8期的特征。此外, 在深湖沉积范围内也发育呈孤立状分布的浊积扇沉积, 且庆阳— 西峰— 合水— 正宁地区的规模达到最大(图 15-D)。

长6期湖泊面积整体有所收缩, 三角洲沉积规模进一步扩大。其中, 浅湖沉积北部、东部边界收缩至盐池— 延安— 甘泉以东一线, 深湖沉积范围在北部、东部以及西南部均有回缩。而盆地西部及西南部辫状河三角洲前缘沉积范围扩大, 呈连片分布。东北部曲流河三角洲平原沉积往南部推进, 三角洲前缘沉积范围变小, 主要分布于定边、吴起、志丹、甘泉以及黄陵等地(图 15-E)。

长4+5期又发生了短暂的湖侵, 浅湖沉积范围向西南部有所扩张, 而深湖沉积范围收缩至环县— 华池— 黄陵— 宜君— 正宁— 庆阳以西一线区域内, 西南部辫状河三角洲沉积及东北部的曲流河三角洲沉积均发生了大规模的平原化(图 15-F), 且发育了大面积的漫滩沼泽相泥岩。

长3期, 深湖沉积已经消失, 浅湖沉积范围在北部明显收缩至定边— 志丹— 延安以南一带, 北部曲流河三角洲沉积作用加快, 三角洲平原化进一步往南部推进, 而西南部辫状河三角洲平原及前缘沉积规模均减小(图 15-G)。

长2期, 盆地北部沉积范围大面积缩减, 盆地内浅湖沉积范围向南进一步缩小至吴起— 志丹以南一线。北部曲流河三角洲基本平原化, 曲流河三角洲前缘沉积仅分布在华池等地区。西南部辫状河三角洲平原沉积消失, 其前缘沉积分布于正宁、合水及庆阳以西地区(图 15-H)。

长1期盆地内地层进一步遭受剥蚀, 沉积面积明显减小。该期辫状河三角洲沉积消失, 仅剩曲流河三角洲沉积。其中, 曲流河三角洲平原沉积分布于北部布拉格、乌审旗、神木以西、榆林以及靖边等地区内和东南部延安、甘泉等地区。浅湖沉积已被瓦解为西部定边地区、东部子长— 安塞地区以及西南部华池、正宁地区等几部分小范围分布的湖泊, 其中在子长地区浅湖沉积范围内有小范围的深湖沉积, 其内部发育浊积扇沉积(图 15-I)。

3.4.2 富县期和延安期 富县期盆地处于充填补齐过程, 盆地主要以河流沉积为主, 河道内沉积物主要为砂质和砾砂质, 主要分布于盆地中南部地区。其中北部3支主河道北部边界分别到达布拉格以东、乌审旗以北以及神木以南地区。西南部河流沉积主要分布在环县— 西峰— 正宁以西— 合水— 华池以南地区。中东部河流沉积东部边界为绥德— 吴堡以西— 宜川一线, 南部边界最远到黄陵地区, 包含吴起— 志丹— 安塞— 延安— 甘泉等地区在内的广大区域(图 16)。

图 16

Fig.16

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	图 16 鄂尔多斯盆地侏罗纪富县期古地理Fig.16 Palaeogeography of the Jurassic Fuxian Period in Ordos Basin

延10期古地理环境一定程度上继承了富县期的特征, 仍然以填平补齐为主。主要发育河流沉积, 包括盆地西北部及东北部的蒙陕古河、西部的宁陕古河、东部的晋陕古河、西南部的庆西古河以及南部的甘陕古河(图 17-A)。

图 17

Fig.17

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	图 17 鄂尔多斯盆地侏罗纪延安期古地理演化 A— 延10期; B— 延9期; C— 延8期; D— 延7期; E— 延6期; F— 延4+5期Fig.17 Palaeogeography evolution of the Jurassic Yan'an Period in Ordos Basin

至延9期, 出现了湖侵, 沉积体系包括曲流河沉积、三角洲沉积以及浅湖沉积。其中曲流河沉积主要分布于盆地北部包括杭锦旗、伊金霍洛旗、鄂托克旗、布拉格、马家滩、乌审旗等地在内的广大区域, 南部边界到达盐池— 横山一线以北。曲流河三角洲平原沉积呈“ 半环形” 分布于盆地南部, 其内线到达安塞— 吴起— 华池— 正宁一线地区。“ 半环形” 内部地区以浅湖沉积为主, 其东南部边界延伸至延安— 甘泉以东— 宜君以西一线地区。浅湖沉积范围内吴起地区、志丹— 延安地区以及华池东南部地区发育三角洲前缘沉积(图 17-B)。

延8期, 盆地北部曲流河沉积的南部边界往南延伸至定边— 横山一线以南地区, 曲流河沉积逐渐往东南部浅湖沉积区推进, 三角洲平原沉积范围向东南部延伸到安塞以南— 吴起以北— 华池— 合水— 正宁以东地区, 浅湖沉积北部边界略向南移至吴起地区, 该期三角洲前缘沉积面积变化不大(图 17-C)。

延7期, 曲流河沉积范围变化不大, 浅湖沉积面积有所减小, 其西部边界退缩至华池以东— 正宁一线, 同样三角洲平原沉积范围在东南部也发生东迁(图 17-D)。

延6期曲流河沉积在西南部的边界略向北退缩, 浅湖沉积的北部边界略向北扩张至吴起— 子长以西一线, 相应三角洲平原沉积范围在这两处也发生同步变化, 三角洲前缘沉积范围在志丹地区略有增大(图 17-E)。

延4+5期, 曲流河沉积范围变化不大, 但三角洲平原沉积面积相对减小, 三角洲平原沉积向西、向北退缩至华池以西以及吴起以北地区。三角洲前缘沉积在华池地区继续往东推进, 并与由南部正宁以东地区发育的三角洲前缘砂体相贯通, 从而将浅湖沉积分割为以志丹地区为代表的浅湖沉积和以合水地区为代表的浅湖沉积两部分(图 17-F)。

至延3、延2及延1期, 构造抬升导致河流回春, 形成残余湖泊沉积, 盆地发育整体进入萎缩阶段。

3.4.3 侏罗纪直罗期与安定期 直罗期盆地主要发育三角洲沉积以及浅湖沉积。其中, 浅湖沉积主要分布于盆地中南部, 曲流河沉积主要分布于盆地北部、西部以及南部周缘, 往盆地内部逐渐过渡为三角洲平原沉积和三角洲前缘沉积(图 18-A)。

图 18

Fig.18

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	图 18 鄂尔多斯盆地侏罗纪直罗期和安定期古地理 A— 直罗期; B— 安定期Fig.18 Palaeogeography evolution of the Jurassic Zhiluo and Anding Periods in Ordos Basin

安定期三角洲沉积基本继承了直罗期的特征, 而该期浅湖沉积面积进一步扩大, 岩石类型主要为砂质页岩。且浅湖沉积范围内部发育半深湖沉积, 岩石类型以泥灰岩为主, 发育水平及波状层理(图 18-B)。

3.4.4 侏罗纪芬芳河期 芬芳河期沉积类型主要以阵发性流入的冲积扇复合体或山麓堆积为主, 主要发育厚度不同的红色砾岩, 冲积扇整体呈发散状分布。沉积范围相对较小, 呈南北长条状仅分布于贺兰山东麓— 盐池— 环县— 千阳一带等地区。

3.4.5 白垩纪 盆地主要为沙漠沉积和浅湖沉积。沙漠沉积主要分布于乌海— 巴彦浩特— 固原— 千阳— 宜君— 子长— 神木— 伊金霍洛旗一带, 面积较大, 岩性主要为砂砾岩及砂岩。浅湖沉积范围相对较小, 主要位于北部呼和浩特— 包头、吉兰泰— 临河一带以及盆地西南部静宁— 海原和泾川— 西峰— 庆阳— 环县— 定边— 盐池一带, 岩石类型主要为粉砂岩以及泥岩(图 19)。

图 19

Fig.19

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	图 19 鄂尔多斯盆地白垩纪古地理Fig.19 Palaeogeography of the Cretaceous in Ordos Basin