冲积扇相沉积主要出露于河套盆地边界断裂以西狼山东缘的白垩系固阳组和古近系临河组野外露头剖面。在盆内钻井中未见冲积扇相沉积。以厚度大、粒度粗、磨圆度差、颜色红为主要特征, 属于典型的陆相沉积。入湖后过渡为扇三角洲相。

3.1.1 扇根亚相

沿河套盆地边界断裂以西狼山东缘出露的固阳组和临河组均可见扇根亚相沉积, 包括特征泥石流、泥流、河道沉积, 偶见筛积物。泥石流沉积厚度在横向上变化大, 其中含泥量高, 碎屑物质的粒度分布范围大, 分选极差, 砾石或角砾大者可达1 m以上, 多为20~30 cm, 圆度差(图 3-a)。颜色以棕红色为主, 垂向上无明显的粒序变化。泥流沉积以泥质为主, 不均匀地含砂级、砾级碎屑。河道沉积整体呈透镜体状夹于泥石流或泥流之间, 底部具冲刷接触, 以细— 中砾及粗砂级碎屑为主, 圆度差, 分选差(图 3-b)。筛积物以砾石为主, 砾间为砂级碎屑充填, 形成粒度双峰式的分布特征(图 3-c)。砾石成分主体为花岗片麻岩、花岗岩、伟晶岩, 少量黑云母片岩。

图 3

Fig.3

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图 3 河套盆地边界断裂以西狼山东缘白垩系和古近系冲积扇野外露头特征 a— 狼山东缘巴音毛道嘎查村西南, 临河组底部泥石流沉积, 砾石棱角状, 泥砂质基质支撑; b— 狼山东缘巴音毛道嘎查村西南, 临河组下部河道沉积, 夹于泥石流、泥流沉积之间, 正粒序沉积序列, 底部下切冲刷; c— 狼山东缘敖伦布拉格西, 固阳组下部筛积物, 砾石格架状支撑, 其间充填砂质碎屑; d— 狼山东缘东升社硅石厂, 临河组扇中砾质辫状河道沉积, 中砾岩、砂砾岩, 平行层理; e— 狼山东缘呼和温都尔镇进山公路边, 固阳组扇间泛滥平原沉积, 砂质泥岩夹薄层砂岩; f— 狼山东缘呼和温都尔镇进山公路边, 固阳组扇间泛滥平原沉积, 虫孔构造发育。照片中人身高170 cm, 记录本长20 cm, 地质锤长40 cmFig.3 Field outcrops of the Cretaceous to Paleogene alluvial fan sedimentation in eastern margin of Langshan Mountain, west of boundary fault of Hetao Basin

3.1.2 扇中亚相

扇中亚相是狼山东缘固阳组和临河组冲积扇沉积的主要组成部分, 以辫状水道沉积为特征, 因此沉积物主要为砂岩、砂砾岩及砾岩, 结构成熟度较好, 常见平行层理, 局部见槽状交错层理, 岩层底面冲刷构造发育(图 3-d)。有时可见薄层低密度泥石流沉积。由于冲积扇扇中亚相的辫状水道宽而浅, 故单层砂岩、砂砾岩的厚度一般不大, 多在0.5~2 m之间。

3.1.3 扇间泛滥平原亚相

为大型冲积扇之间的泛滥平原沉积, 主要见于狼山东缘呼和温都尔镇进山公路边剖面及东升社硅石厂附近剖面, 地层时代属于下白垩统固阳组。前者厚度约700 m以上, 后者出露厚度约300 m以上。剖面底部见厚层中砾岩, 厚度介于10~30 m之间, 属于小型冲积扇或砾质辫状水道沉积。剖面主体以棕红色砂质泥岩为主, 可含少量砾石, 块状层理, 偶见水平层理, 属于洪水泛滥的快速沉积(图 3-e)。泥岩中夹厚度不等的砂岩层和砂砾岩层, 颜色浅灰, 局部棕红色, 厚度0.2~2.0 m, 发育平行层理, 偶见交错层理。部分砂岩层中发育虫孔构造(图 3-f)。

辫状河沉积见于盆地中— 东部结晶基底之上的固阳组底部及白垩系与古近系之间不整合面之上。在盆地内部开始接受沉积时, 河流逐渐注入, 使得盆地内湖泊水体面积逐渐扩大, 水体深度增加, 随后辫状河逐渐向辫状河三角洲演化, 其特征为: (1)沉积在基底或不整合面之上; (2)粒度较粗的巨厚层砂砾岩为主, 厚度薄者十余米, 厚者数十米; (3)测井曲线表现为箱状, 反映了粒度无明显的粒序性变化; 箱状测井曲线的边缘呈齿状, 表明是由多个具正粒序的砂层反复叠置而成(图 4-a)。因无相应的取心井段, 无法直接观察其沉积特征及镜下特征。

图 4

Fig.4

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	图 4 河套盆地临河坳陷白垩系和古近系主要沉积相的岩性组合及测井特征 a— LS3井固二段辫状河沉积; b— LS3井临二段辫状河三角洲前缘近岸端沉积; c— Song5井临一段辫状河三角洲前缘近岸端沉积; d— DT1X井临二段辫状河三角洲前缘远岸端沉积; e— JHZK9井固一段辫状河三角洲前缘远岸端沉积; f— JH6井临二段扇三角洲前缘近岸端沉积; g— JH26井临二段扇三角洲前缘远岸端沉积; h— Long1井临二段滨— 浅湖沉积; i— LS3井固一段半深湖沉积Fig.4 Lithology assemblage and logging characteristics of main sedimentary facies of the Cretaceous to Paleogene in Linhe depression, Hetao Basin

构成盆地中— 东部白垩系和古近系的沉积主体, 包括辫状河三角洲平原、辫状河三角洲前缘及前辫状河三角洲3个亚相。由于缺乏靠近东部物源区的钻井, 因此辫状河三角洲平原亚相很少被揭示, 常见的是辫状河三角洲前缘亚相, 包括水下分流河道、分流间湾, 其次为河口坝和席状砂。

根据对录井岩性资料、测井曲线等的分析, 研究区辫状河三角洲前缘亚相的沉积组合大致可分为3种类型: (1)棕红色砂岩夹泥岩或砂岩和泥岩互层(图 4-b, 4-c)。砂岩相对厚度较大, 测井曲线反映其为粒序不明显或具正粒序。这种组合为相对近岸的组合, 洪水期带来的沉积物快速沉积, 湖水的改造作用非常弱。砂岩中泥质杂基含量高, 故呈棕红色。(2)灰色砂岩与棕红色泥岩互层(图 4-d)。砂岩层测井曲线反映其均具有明显的正粒序, 属于前缘亚相相对远岸的组合。随着河道向前延伸, 泥质悬浮于湖水中, 砂质沉积物中红色的泥质含量低, 可含泥晶方解石胶结物, 故呈灰色或浅灰色。(3)灰色砂岩与灰色泥岩互层(图 4-e)。该沉积组合为前缘亚相的远端, 受湖水作用的改造较强, 砂岩具正粒序, 常为泥晶方解石及泥质混合胶结, 部分为自生黏土矿物胶结。

水下分流河道沉积主要为中— 细粒长石石英砂岩, 自然伽马及自然电位在砂岩段为中、高幅值, 且显示了砂岩的正粒序特征(图 4-b, 4-c, 4-d, 4-e)。结构成熟度总体较低, 泥质杂基含量较高(图 5-a), 其次为泥晶方解石胶结或泥质和泥晶方解石混合胶结(图 5-b)。部分分选磨圆较好, 钙质胶结(图 5-c), 反映了碎屑物质经有一定的搬运距离。分流间湾沉积主要为棕红色、浅灰色、灰绿色泥岩、粉砂质泥岩及泥质粉砂岩。在靠陆一侧常见红色调为主的沉积, 靠湖一侧可见还原色。自然伽马曲线表现为高基值、低幅值、微齿状(图 4-c, 4-d, 4-e)。沉积构造见波状层理和水平层理等。河口沙坝沉积测井及录井常显示逆粒序特征, 顶部与分流间湾泥岩明显接触, 或与具正粒序的水下分流河道连续过渡。岩性从下到上为粉砂岩、细砂岩。席状砂沉积呈夹于泥岩的粉— 细砂岩薄层, 测井曲线显示尖锐齿状, 内部一般无粒序, 与上下的泥岩明显接触。

图 5

Fig.5

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图 5 河套盆地临河坳陷白垩系和古近系主要沉积相的显微岩相学特征 a— 辫状河三角洲水下分流河道沉积, 细粒杂砂岩, 分选差, 圆度中等, 泥质过渡式胶结, LS3井, 临二段, 4457.90 m; b— 辫状河三角洲水下分流河道沉积, 细粒钙质长石石英砂岩, 分选较好, 圆度中等, 泥晶方解石胶结, DT1X井, 临二段, 4965.33 m; c— 辫状河三角洲水下分流河道沉积, 细粒钙质长石石英砂岩, 分选好, 圆度差, 方解石胶结, DT1X井, 临二段, 4968.43 m; d— 扇三角洲相水下分流河道沉积, 含砾砂岩, 分选差, 泥质杂基含量高, JH4X井, 固一段, 2519.50 m; e— 扇三角洲相水下分流河道沉积, 不等粒砂岩, 分选差, 泥晶方解石胶结, JH4X井, 固一段, 2519.50 m; f— 扇三角洲相水下分流河道沉积砂岩, 分选及磨圆度较好, 方解石胶结, JH4X, 固一段, 2520.50 m; g— 浅湖相沉积, 细粒长石石英砂岩, 粒度双峰式分布, 较大碎屑圆度好, 少量粒间溶孔, LH1X井, 临二段, 3363.55 m; h— 浅湖相沉积, 细粒长石石英砂岩, 圆度好, 分选好, 硬石膏胶结, 粒间溶孔, LH1X井, 临二段, 3366.78 m; i— 浅湖相沉积, 粉砂岩, 分选好, 圆度差, 泥晶白云石胶结, LH1X井, 临二段, 3367.18 m; j— 滩坝相沉积, 细粒长石石英砂岩, 分选好, 圆度好, 粒间溶孔发育, JHZK9井, 1959.87 m; k— 滩坝相沉积, 细— 中粒长石石英砂岩, 粒度双峰式, 中粒砂圆度好, 粒间溶孔, JHZK9井, 1962.02 m; l— 滩坝相沉积, 中粒长石石英砂岩, 分选好, 圆度好, 方解石胶结, JHZK9井, 1983.69 mFig.5 Microscopic petrographic characteristics of the main sedimentary facies of the Cretaceous to Paleogene in Linhe depression, Hetao Bain

发育于盆地西侧白垩系和古近系中, 与狼山山体距离较短, 临近物源区。按照其沉积特征的不同, 可划分为扇三角洲平原、扇三角洲前缘和前扇三角洲3种基本单元。扇三角洲平原亚相与前文冲积扇相沉积特征相同, 而前缘亚相则构成扇三角洲的主体, 包括水下分流河道、分流间湾, 其次为河口坝。

水下分流河道微相为扇三角洲平原辫状河道的水下延伸部分, 构成扇三角洲前缘亚相的骨架砂体。受研究区沉积时的干旱气候背景的影响, 冲积扇、扇三角洲沉积主体主要为洪水沉积。洪水期流水速度大, 携带的碎屑物质多且粒度不等, 入湖后在近岸地带以快速沉积为特征, 造成碎屑颗粒分选差、磨圆度低、杂基含量较高, 常含大小不等的砾石或角砾(图 6-a, 6-b; 图 5-d)。沉积构造主要为块状层理、平行层理、粒序层理(图 6-a, 6-b), 底部具冲刷面, 代表快速沉积及水流能量高的沉积条件。在洪水期末, 水流速度快速减小且变得较为稳定, 因此在分选差的砂砾岩之上常叠加粒度细、分选好的中— 细砂岩, 整体上构成正粒序, 自然伽马及自然电位曲线的幅值向上逐渐降低, 呈钟型、箱型或微齿状箱型(图 4-f)。随着水下分流河道继续向盆地内部推进, 扇三角洲前缘水下分流河道沉积物厚度逐渐减薄, 粒度变细, 由巨厚层的砂砾岩变为砂泥互层, 自然伽马及自然电位曲线呈微锯齿状, 整体为正粒序, 基值偏高(图 4-g)。由于受湖水顶托影响的加强, 流速降低, 泥质大量悬浮于水中, 砂岩中的泥质含量因此减少, 砂岩的颜色转为灰色, 胶结物除少量泥质外, 多为泥晶方解石胶结(图 5-e, 5-f)。

图 6

Fig.6

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图 6 河套盆地临河坳陷白垩系和古近系主要沉积相宏观岩相学特征 a— 扇三角洲前缘亚相水下分流河道微相, 棱角状砾石, 分选差, JH4X井, 固一段, 2602.95 m; b— 扇三角洲前缘亚相水下分流河道微相, 棱角状砾石, 正粒序, JH4X井, 固一段, 2610.07 m; c— 滨-浅湖亚相, 浅灰色砂岩, 平行层理, LH1X井, 临二段, 3364.12 m; d— 滨-浅湖亚相, 暗灰色泥岩, 含板状硬石膏, Long1井, 临二段, 3509.30 m; e— 滨-浅湖亚相, 暗灰色泥岩、粉砂岩, 波状层理, Long 1井, 临二段, 3615.30 m; f— 滨-浅湖亚相, 灰褐色砂岩, 冲洗交错层理, Long 1井, 临二段, 3634.50 m; g— 滩坝亚相, 浅灰色砂岩, 平行层理, JHZK9井, 固一段, 1957.82 m; h— 滩坝间沉积, 纹层状暗色泥岩与泥晶白云岩, 水平层理, JHZK9井, 固一段, 1966.17 mFig.6 Macro-petrographic characteristics of main sedimentary facies of the Cretaceous to Paleogene in Linhe depression, Hetao Basin

与冲积扇扇中辫状河道沉积相比, 扇三角洲前缘水下分流河道沉积表现出以下4个方面的不同: (1)具较明显的正粒序, 从砂砾岩快速变化为细砂岩, 反映了进入水中流速快速降低的特征; (2)与狼山东缘所见的扇中辫状河道沉积相比, 砂砾岩的分选性更差, 粒度曲线表现为悬浮组分含量高; (3)除部分为褐红色的泥质胶结外, 常见分布不均匀的泥晶方解石胶结, 是由于受较高盐度的孔隙水影响在早期成岩作用快速结晶而成; (4)垂向上和泥岩构成二元结构的沉积组合。

水下分流间湾微相主要为一套细粒悬浮成因的含砂泥岩、粉砂质泥岩所组成, 发育水平层理和透镜状层理。其自然伽马及自然电位曲线总的表现为高基值、低幅值, 呈锯齿状或小的尖峰状(图 4-g)。河口坝微相在垂向上与前扇三角洲泥岩构成连续的沉积序列, 一般为泥岩、粉砂岩的互层逐渐变为细砂岩, 测井曲线反映其具明显的逆粒序。

湖泊相带的划分主要基于湖水深度及沉积物在湖泊内的位置, 分为滨湖、浅湖、半深湖、深湖。因研究区白垩纪和古近纪湖泊水体较浅, 受干旱炎热的气候背景的影响较大, 导致湖水平面升降频繁, 因此滨湖及浅湖相常连续沉积, 不易严格区分, 真正的滨湖相分布相对较少, 故在文中滨湖相和浅湖相合并, 以滨-浅湖亚相叙之。

3.5.1 滨-浅湖亚相

滨-浅湖亚相主要位于盆地中部, 沉积组合由浅及深包括砂夹泥、砂泥互层及泥夹砂, 其中砂岩多为浅灰、灰色。砂岩与泥岩之间明显接触, 底面平整。由于波浪作用较强, 砂岩多具平行层理、冲洗交错层理、小型浪成沙纹层理、透镜状— 波状— 脉状层理等, 内部粒序不明显或具弱逆粒序(图 6-c, 6-e, 6-f)。测井曲线表现为箱型、指状、齿状(图 4-h)。地震剖面上为平行连续强反射特征。

砂岩结构成熟度中等— 较高, 分选中— 好, 杂基含量低。粒度细者多以次棱角状为主, 近于中粒者则圆度好, 反映了受湖浪反复搬运作用的影响(图 5-g, 5-h, 5-i)。部分砂岩样品具粒度分布双峰性(图 5-g), 属于波浪作用导致的结构退变现象, 即较大的湖浪将滨湖地带的粒度较大、圆度好的碎屑带至水深较大的浅湖地带与粒度较小的碎屑及泥质等混合。岩石的填隙物主要为泥晶方解石/白云石及少量硬石膏(图 5-g, 5-h, 5-i)。砂岩之间的泥岩以灰色、暗灰色为主, 具水平层理, 局部含硬石膏(图 6-d)。

3.5.2 半深湖亚相

半深湖亚相主要分布在靠近盆地中心的位置。从岩心录井及测井来看, 以浅灰色、灰色、暗灰色、褐灰色泥岩为主, 夹薄层灰色、灰绿色粉砂岩、白云岩或灰岩。水平层理, 有时见水平波状层理。自然伽马曲线基值较高(图 4-i)。地震剖面以弱振幅弱连续平行相、空白相为主。半深湖亚相代表了连续稳定还原环境的沉积。

3.5.3 滩坝亚相

滩坝亚相属于浅湖亚相的特殊类型, 在靠近盆地中心的ST2井、JHZK9井可见揭示, 具体可分为混积岩型和砂岩型2类。ST2井固一段取心段属于典型的混积岩型滩坝亚相, 颗粒常见表鲕、灰质砂屑、同心鲕及凝块石, 亮晶方解石胶结。JHZK9井1980~2025 m为砂岩型滩坝, 以灰色、浅灰色的方解石胶结的中— 细长石石英砂岩为主, 具平行层理(图 6-g)、块状层理及脉状层理。岩石的结构成熟度总体较高, 表现为分选好, 圆度次圆状— 圆状, 反映了稳定的水动力条件下的反复搬运和簸选(图 5-j, 5-k, 5-l)。填隙物有泥晶方解石、粉晶方解石、泥晶和亮晶方解石混合、亮晶方解石、硬石膏胶结多种类型, 在垂向上几种填隙方式交替出现, 反映了水动力条件的反复变化。

因受湖水波浪的改造, 滩坝沉积整体上多呈逆粒序, 自然伽马及自然电位曲线呈漏斗或反向齿型。上部碎屑粒度整体较粗, 而下部则主要为细砂岩, 夹有暗色泥岩及纹层状泥晶云岩(图 6-h)。暗色泥岩及纹层状泥晶云岩为滩间局限浅湖相沉积, 而非半深湖相。暗灰色所反映的还原环境不是由于水深大于浪基面所致, 而是由于多列滩坝之间的浅湖水体受到局限而形成, 这是由砂体厚度较小、与暗色泥岩过渡迅速且明显接触推测的。

李三沟组厚度分布不连续, 仅在吉兰泰凹陷南端JC1、JH7、JH10X、ST2井一带钻遇。JC1井附近厚度最大, 达1350 m, 向周围快速变薄或尖灭。整体呈楔状或透镜状, 与下伏和上覆地层呈角度不整合接触。为一套滨-浅湖相泥岩夹粉砂岩、细砂岩沉积, 顶底部见扇三角洲相砂砾岩沉积。属盆地早期弱沉降构造背景下的填平补齐式沉积。

由于该组分布局限, 因此未对其沉积相平面展布格局进行详细分析。

固二段地层由盆地边缘向盆地中心增厚, 整体南部吉兰泰凹陷地层厚度大于北部巴彦淖尔凹陷地层厚度(图 7-a)。其中吉兰泰凹陷以JH7及JH10X井附近地层厚度最大, 超过350 m。巴彦淖尔凹陷以LS3井附近地层厚度最大, 超过250 m。砂地比及砂岩厚度等值线图显示盆地东南侧砂体厚度较大, 向盆地中心推进距离较长, 西北侧砂体厚度小, 推进距离短(图 7-h, 7-o)。

图 7

Fig.7

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	图 7 河套盆地临河坳陷白垩系和古近系沉积背景分析Fig.7 Sedimentary background analysis of the Cretaceous to Paleogene in Linhe depression, Hetao Basin

固二段沉积是在李三沟组沉积时期填平补齐、地形渐趋于平缓之后开始进行的。这一阶段湖盆面积扩大, 整体以稳定的浅水沉积为主, 沉积厚度在0~376 m, 除磴口构造带附近区域有所缺失, 整体厚度均一。西北侧由狼山提供物源, 并由狼山各山口向盆地内部推进发育冲积扇、扇三角洲、湖泊沉积体系(图 8-a, 图 9)。扇群南至JH井区, 北至乌根高勒地区, 以吉华井区为主扇体, 扇三角洲向前推进至JH30井附近。另在南部JC1井附近也出现扇三角洲沉积。东南侧主体为辫状河三角洲沉积体系, 范围较大, 从北至南其物源依次为伊盟隆起、桌子山、贺兰山(图 8-a, 图 9)。半深湖相范围较小, 仅在Long1井周围揭露, 并向北东方向展布(图 8-a, 图 9)。

图 8

Fig.8

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	图 8 河套盆地临河坳陷白垩系和古近系沉积相平面分布特征Fig.8 Temporal-spatial distribution of sedimentary facies of the Cretaceous to Paleogene in Linhe depression, Hetao Basin

图 9

Fig.9

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	图 9 河套盆地临河坳陷白垩系和古近系代表性沉积断面图(断面位置见图1)Fig.9 Representative sedimentary sections of the Cretaceous to Paleogene in Linhe depression, Hetao Basin (section location in Fig.1)

固一段下部地层厚度由盆地边缘向盆地中心增厚, 北部巴彦淖尔凹陷的厚度整体大于南部吉兰泰凹陷(图 7-b)。其中, 吉兰泰凹陷以JH18X井附近的地层厚度最大, 小于250 m; 巴彦淖尔凹陷以LH1X井附近的地层厚度最大, 超过300 m。砂地比及砂岩厚度等值线图显示, 盆地东南侧的砂体厚度较大, 向ST1井方向推进距离较长, 向LS3方向推进的砂体厚度及规模相对固二段时期减弱(图 7-i, 7-p)。西北侧砂体厚度及推进距离则相对固二段时期有所增加(图 7-i, 7-p)。

固一段下部沉积时期碎屑物质的供应更加充足, 两侧扇体更为发育, 湖泊面积相对减小, 但整体沉积格局未发生变化(图 8-b, 图 9)。盆内扇体以吉华及乌根高勒地区为主, 扇三角洲向前推进至ST1井附近。东南侧由伊盟隆起、桌子山及贺兰山提供物源, 发育有4个辫状河三角洲, 其中由伊盟隆起向Long1井方向延伸的辫状河三角洲缩短, 半深湖相范围增加。ST1井至ST2井一带发育有滩坝相。

固一段上部地层厚度由盆地边缘向盆地中心增厚, 南部吉兰泰凹陷的厚度整体大于北部巴彦淖尔凹陷(图 7-c)。其中, 吉兰泰凹陷以JH6井附近的地层厚度最大, 超过400 m; 巴彦淖尔凹陷以LH1X井附近的地层厚度最大, 小于200 m。砂地比及砂岩厚度等值线图显示, 盆地东南侧砂体厚度较大, 其中向LS3方向推进的砂体厚度及规模相对增强, 西北侧砂体厚度及推进距离也有所增加(图 7-j, 7-q)。

与固一段下部相比, 固一段上部沉积时期整体沉积格局未发生变化(图 8-c, 图 9)。西北侧的扇群南至JH28井, 北至乌根高勒, 以吉华及乌根高勒地区为主, 可见在吉华井区的扇三角洲已向前推进至ST1井附近。东南侧由伊盟隆起、桌子山及贺兰山提供物源, 发育有4个辫状河三角洲。与固一段下部相比, ST1井附近滩坝相及LS3井附近半深湖相消失, 仅杭锦后旗附近发育有一定范围的半深湖相。

毕克齐组地层分布局限, 且厚度不大, 仅出现于北部巴彦淖尔凹陷兴隆构造带, 在LH1X和Long1井附近厚度最大, 达212 m。整体岩性表现为底部含砾粗砂岩及砂砾岩, 中部砂岩夹薄层泥岩, 上部泥质。为水下分流河道环境的粗碎屑沉积, 并逐渐转为湖泊相沉积。

毕克齐组沉积时期, 对应于研究区弱拗陷晚期, 构造活动较弱, 致使坳陷覆水面积向北部萎缩, 岩性组合表现为明显的下粗上细特点。

由于该组分布局限, 较少钻井揭示, 因此未对其相平面展布格局进行详细分析。

乌拉特组在盆地内部见于北部巴彦淖尔凹陷, 在盆地之外的狼山南端也有大面积发育。盆地内部地层厚度由盆地边缘向盆地中心增厚(图 7-d)。其中Song5井附近的地层厚度最大, 超过350 m, 其次是LH1X井附近, 超过200 m。砂地比及砂岩厚度等值线图显示, 相对于固阳组, 盆地东南侧和西北侧砂体厚度明显减小, 分布范围也明显缩小(图 7-k, 7-r)。

乌拉特组沉积之前, 研究区经历了晚白垩世至始新世初较长时间的沉积间断, 充填期的构造环境也发生了由弱拗陷转变为弱断陷重大改变, 但因初期断陷活动弱, 且具北强南弱特征, 使得坳陷整体古地形起伏不大, 碎屑物质供应不足。南部吉兰泰凹陷相对抬升, 不接受沉积, 北部则以滨浅湖相为主, 两侧的扇体规模整体较小(图 8-d, 图 9)。

临三段地层厚度由盆地边缘向盆地中心增厚, 北部巴彦淖尔凹陷厚度整体大于南部吉兰泰凹陷(图 7-e)。吉兰泰凹陷以JC1井附近的地层厚度最大, 小于250 m。巴彦淖尔凹陷以Long1井附近地层厚度最大, 大于600 m。砂地比及砂岩厚度等值线图显示, 盆地两侧砂体向湖盆中心推进距离均有增强, 且南部厚度及推进距离较长, 湖盆中心呈现交汇趋势(图 7-l, 7-s)。

临三段沉积时期, 盆地进入整体断陷阶段。与固阳组和乌拉特组相比, 临三段碎屑物质的供应更为充足, 两侧的扇体也整体更为发育, 推进距离及规模进一步加大, 部分推进至盆地中心并发生交汇。湖泊面积达到最小, 未见半深湖相(图 8-e, 图 9)。

临二段地层厚度由盆地边缘向盆地中心增厚, 北部巴彦淖尔凹陷厚度整体大于南部吉兰泰凹陷(图 7-f)。其中, 吉兰泰凹陷以JH6井附近地层厚度最大, 大于400 m; 巴彦淖尔凹陷以Long1井附近地层厚度最大, 大于500 m。砂地比及砂岩厚度等值线图显示, 盆地砂体分布格局整体未发生明显变化, 东南侧及西北侧砂体厚度相对减小, 除向LS3方向推进的砂体的厚度及规模略有增强外, 其余均有一定程度减弱(图 7-m, 7-t)。

临二段沉积时期, 扇三角洲、辫状河三角洲两大沉积体系均发育, 但规模整体变小, 其向盆地内部推进距离有所减少, 湖泊面积有所扩张(图 8-f, 图 9)。乌根高勒和敖伦布拉格附近的扇体规模减小明显, 后退幅度较大, 砂体推进至湖盆中心但未能与来源于东侧的砂体汇聚, 其间被浅湖隔开。由桌子山及贺兰山向盆内延伸的辫状河三角洲规模明显减小, 仅推进至JH7及JHZK9井附近, 而北部由伊盟隆起推进的辫状河三角洲少量扩张。兴隆区块整体依旧以浅湖相为主, 其中LH1X及LS3井附近可见滩坝相。

临一段地层厚度由盆地边缘向盆地中心增厚, 北部巴彦淖尔凹陷厚度与南部吉兰泰凹陷整体接近(图 7-g)。其中, 吉兰泰凹陷以JH6井附近的地层厚度最大, 大于300 m; 巴彦淖尔凹陷以Long1井附近的地层厚度最大, 大于400 m。砂地比及砂岩厚度等值线图显示, 盆地砂体分布格局整体未发生明显变化, 可见北部两侧砂体厚度及规模略有减小(图 7-n, 7-u)。

临一段沉积时期, 全区湖泊相较为发育, 未见半深湖相(图 8-g, 图 9)。盆地西北侧扇三角洲扇群南至JC1井, 北至乌根高勒, 但以吉华井区为主, 整体向前推进较短。盆地东南侧辫状河三角洲范围与临二段接近。

综合河套盆地临河坳陷白垩纪和古近纪沉积环境演化过程可知, 河套盆地临河坳陷白垩纪和古近纪沉积期主体表现为“ 弱幕式构造主控下的干旱浅水双物源沉积” 特征。

前人研究表明(张锐锋等, 2020, 2021), 河套盆地临河坳陷白垩纪和古近纪时期表现为拗断叠合型沉积盆地, 并经历多期次幕式构造演化: (1)晚侏罗世以贺兰山— 桌子山为主体的强烈挤压隆升; (2)早白垩世李三沟组沉积期的拗陷型盆地沉降; (3)李三沟组沉积后的强烈挤压隆升, 造成盆地内部李三沟组强烈褶皱, 并与上覆固阳组之间呈角度不整合接触; (4)早白垩世固阳组沉积期的弱拗陷型盆地沉降; (5)早白垩世固阳组沉积后的构造挤压, 造成固阳组的弱的褶曲变形(Darby and Ritts, 2007; Zhang et al., 2014); (6)古近纪乌拉特组— 临河组沉积期, 由弱拗陷向弱断陷转变, 形成断陷型构造沉降; (7)临河组沉积之后, 经历了新近纪强烈伸展断陷和第四纪的走滑拉扭断陷改造(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组, 1988)。

临河坳陷白垩纪和古近纪的沉积作用便是在上述幕式构造背景的控制下发生, 表现在沉积模式上具有明显的由早到晚的演化过程。在盆地发育的初期, 构造活动较强, 但盆地规模较小且水体较浅, 两侧碎屑物质快速向盆内推进, 并在盆地中心汇合, 可形成“ 满盆砂” 的沉积格局。西北侧断控构造活动较强, 地形高差较大, 发育冲积扇、扇三角洲、湖泊沉积体系。陆源碎屑搬运距离短, 堆积快, 粒度粗, 分选差。东南侧构造活动弱, 地形较缓, 发育辫状河、辫状河三角洲、湖泊沉积体系。陆源碎屑搬运距离长, 相对西北侧堆积要慢, 粒度要细, 分选要好。随着构造活动减弱和湖水快速上升, 物源碎屑供应不足, 湖泊的沉积和改造作用开始占据主导, 从而形成以湖泊相和滩坝相占优势的沉积格局。