河套盆地临河坳陷白垩纪—古近纪沉积环境演化及油气地质意义*

陆 鹿 陈树光 李壮福 秦 勇 屈争辉 沈玉林

1 中国矿业大学煤层气资源与成藏过程教育部重点实验室，江苏徐州221116

2 中国矿业大学资源与地球科学学院，江苏徐州221116

3 中国石油华北油田公司勘探开发研究院，河北任丘062550

河套盆地是发育在华北板块西北缘前寒武纪变质基底之上的中、新生代沉积盆地，是目前华北板块内部新近发现的含油气盆地之一（赵重远等，1984；Darby and Ritts，2002）。该盆地油气勘探始于20世纪70年代末期，但勘探成效并不理想，一直未获得工业性突破。2017年矿权流转后，中国石油华北油田公司在对前期地质认识快速消化和关键地质问题深化研究的基础上，优选临河坳陷南部的吉兰泰构造带和北部巴彦淖尔凹陷的兴隆构造带部署多口钻井，分别于南部吉兰泰构造带的JH2X井和北部兴隆构造带的LH1X井和XH1井获得高产工业油流，实现了临河坳陷油气勘探的重要突破，展示了该区广阔的勘探前景（张以明等，2018；张锐锋等，2020，2021）。

有关河套盆地的地质研究，早期集中于20世纪80年代至90年代初，并且主要围绕盆地构造单元划分和演化、地层发育、古生物和古生态等方面开展（赵重远等，1984；赵孟为，1988；蔡友贤，1988a，1988b；郭忠铭和于忠平，1990；内蒙古自治区地质矿产局，1991）。之后的20年少有研究成果出版。直至2010年以来，特别是近5年该区基础地质调查和油气勘探工作再次得以重视并取得了重要突破，陆续又有新的研究成果被不断报道（Zhang et al.，2014；张昊祉，2015；胡立，2017；付锁堂等，2018；张以明等，2018；王飞等，2019；刘天顺等，2020；赵衡等，2020）。

尽管河套盆地地质研究程度近几年在不断得以深化，但作为沉积盆地基础地质研究的重要层面，同时也是油气勘探和开发的重要前提，河套盆地沉积演化的研究目前仍相对不足，尤其是针对具有重要油气勘探潜力的临河坳陷白垩系和古近系。张昊祉（2015）、胡立（2017）、付锁堂等（2018）曾以河套盆地临河坳陷下白垩统固阳组和古近纪临河组为单元进行沉积相分析。然而，这些研究成果未能在层序或体系域格架内对各单元的沉积相展布和演化规律进行系统约束，不利于查明有利储集层的形成条件，预测砂体展布和有利储集层分布区，限制了该区油气勘探事业的发展。

针对以上问题，通过野外和钻井资料的详细分析，围绕河套盆地临河坳陷白垩系和古近系沉积相特征开展系统研究，约束层序地层格架内的沉积相分布和演化规律。与此同时，探讨沉积相特征对于查明有利储集层的形成条件、预测砂体展布和有利储集层分布区方面具有重要的指导意义。

1 地质概况

河套盆地是一个整体轮廓呈弧形的中、新生代陆相拗陷—断陷叠合型沉积盆地，东西方向长约600 km，南北方向宽30～90 km，整体呈弧形，面积约4.0×104km2，呈北西陡深而南东缓浅的箕状形态（赵重远等，1984；赵孟为，1988；郭忠铭和于忠平，1990；付锁堂等，2018）。在区域构造位置上，该盆地夹持于华北板块、阿拉善板块及中亚造山带之间（Darby and Ritts，2002，2007；Zhang et al.，2014），西以阴山弧形断裂带的西段（巴彦乌拉山断裂、狼山山前断裂）为界与巴彦乌拉山、狼山相接，北以阴山弧形断裂带东段（色尔腾山山前断裂、乌拉山山前断裂、大青山山前断裂）为界与阴山（色尔腾山、乌拉山、大青山）相接，南以黄河隐伏断裂带为界与鄂尔多斯盆地北缘伊盟隆起相接（赵重远等，1984；赵孟为，1988；郭忠铭和于忠平，1990）（图1-a）。盆地始于华北板块由挤压向伸展发展的构造转换期（Zhang，2012）。根据基底隆升幅度、沉积厚度以及主要断裂构造的分布特征，河套盆地自西向东可划分为“三坳两隆”5个一级构造单元，依次是临河坳陷、乌拉山隆起、乌前坳陷、包头隆起、呼和坳陷（张以明等，2018；图1-b）。

研究区临河坳陷位于河套盆地西南部，总体呈NE向展布，北东向长约320 km，北西向宽约70 km，面积约2.43×104km2（付锁堂等，2018；张以明等，2018）。以吉北隆起为界，可分为南部的吉兰泰凹陷和北部的巴彦淖尔凹陷，整体具有东西分带、南北分区的结构特征（图1-c）。其中，巴彦淖尔凹陷东西方向可划分为淖西洼槽、中央断垒带和黄河洼槽；吉兰泰凹陷东西方向划分为吉西洼槽和吉东斜坡（图1-c）。坳陷基底为太古宇—古元古界变质岩系，局部发育侏罗系。沉积盖层自下而上主要发育下白垩统李三沟组和固阳组、上白垩统毕克齐组、始新统乌拉特组、渐新统临河组、中新统五原组、上新统乌兰图克组以及第四系河套群，总厚3000～8000m，最厚可达14 000m（内蒙古自治区地质矿产局，1991；张昊址，2015；王飞等，2019）。其中共识别追踪出5个不整合界面，分别为基底（即白垩系底）界面、固阳组底界面、古近系底界面、新近系底界面、第四系底界面（赵重远等，1984；刘天顺等，2019；张锐锋等，2020）。

图1 河套盆地和临河坳陷构造位置及单元划分图（据张锐锋等，2020；有修改）Fig.1 Structural location and unit division of the Hetao Basin and Linhe depression（modified from Zhang et al.，2020）

白垩系和古近系是河套盆地临河坳陷内部主要烃源岩和储集层所在层系。其中，下白垩统固阳组和渐新统临河组发育湖相暗色泥岩，构成主要生烃层系（张以明等，2018）。按照层序划分标准，整个白垩系和古近系可划分出9个层序，除固一段对应2个层序外，其余各段均对应单独的1个层序（图2；中国石油华北油田公司内部研究报告①。每个层序整体表现为一个大的湖平面上升（湖侵体系域）及碎屑物质充填（高位体系域）的过程。受弱拗陷与弱断陷盆地性质的限制，临河坳陷固阳组与临河组沉积时期，坡折不发育，故无低位体系域。另外，除了李三沟组、毕克齐组、乌拉特组对应的3个层序局部发育外，其他层序则分布于整个坳陷（中国石油华北油田公司内部研究报告①中国石油华北油田公司.2021.巴彦河套盆地白垩系—古近系沉积层序与储集层演化研究（内部报告）.）。

图2 河套盆地临河坳陷白垩系和古近系综合地层柱状图（古生物资料据中国石油华北油田公司未出版研究报告）Fig.2 Comprehensive stratigraphic histogram of the Cretaceous to Paleogene in Linhe depression，Hetao Basin（paleontological data from unpublished research report of Petro China Huabei Oilfield Company）

2 古气候和古水文特征

作为影响沉积环境特征的主要因素，古气候及古水文环境是进行沉积相分析的基础。就区域整体气候背景而言，中国北方大部分地区白垩纪至古近纪属于干旱—半干旱气候类型（Boucot et al.，2009；何登发等，2009；旷红伟等，2013；刘成林等，2013；许欢和刘永清，2017；柳永清等，2018；吴兆剑等，2020）。譬如，早白垩世，河套盆地周围的准噶尔盆地吐谷鲁群、鄂尔多斯盆地洛河组发育黄褐色砾岩、砂泥岩沉积（吴兆剑等，2020），同时可见大量风成沙发育（旷红伟等，2013；许欢和刘永清，2017；柳永清等，2018）。晚白垩世，河套盆地周边的准噶尔盆地、鄂尔多斯盆地、二连盆地等均普遍发育红层。古近纪，新疆乌恰、库车等地区发育始新世石膏，在吐鲁番和托克逊发育渐新世—中新世盐岩（何登发等，2009；刘成林等，2013）。

蔡友贤（1990）统计了河套盆地白垩系不同岩石地层单元的典型古生物化石和岩性组合，认为整个白垩纪河套盆地处于亚热带干旱—半干旱的气候条件。根据野外考察结果，盆地西缘及狼山地区广泛发育白垩系—古近系冲积扇相红层，缺少反映还原环境的灰色—暗色沉积，表明临河坳陷白垩纪和古近纪干旱与半干旱气候的特点。另外，作者选取临河坳陷内部4件泥岩样品进行全岩微量元素地球化学分析（分析工作在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成，相对误差小于10%，具体测试流程见高剑峰等（2003）），其结果也支持以上认识（表1）。Sr／Cu值可作为指示古气候变化的指标，介于1.3～5之间指示温湿气候，而大于5指示干热气候（邓宏文和钱凯，1993；Jones and Manning，1994）。来自临河坳陷白垩系和古近系的泥岩Sr／Cu值处于7.07～17.5之间，表明以干热气候为主。样品Rb／Sr值介于0.24～0.71之间，均值 0.52，与地壳 黏土岩的Rb／Sr值（0.44）相当，说明风化淋滤较弱，Rb、Sr之间未发生明显分异，与干热气候相吻合（曾艳等，2011）。样品中的Sr元素含量为188～437μg／g（均值279μg／g），与一般陆相碎屑岩沉积相比显著偏高，同样指示干旱炎热气候条件下的湖水浓缩沉积（曾艳等，2011）。

泥岩中的微量元素也可以反映古水体盐度及氧化还原性等水文特征。一般来说，淡水沉积物中Sr／Ba值小于1.0（1.0～0.6为半咸水相，小于0.6为微咸水相），而盐湖（海相）沉积物中Sr／Ba值大于1（王爱华，1996；田景春等，2006；范玉海等，2012）。临河坳陷白垩系和古近系泥岩样品Sr／Ba值变化范围大，介于0.41～0.99之间，指示沉积阶段淡水和半咸水环境交替出现（表1）。V／C值、Ni／Co值、U／Th值是用于沉积环境判别的可靠指标（Jones and Manning，1994；Zhang，2004）。在缺氧（还原）环境下三者分别大于4.25、7和1.25，在氧化环境下三者分别小于2、5和0.75，在贫氧环境下三者分别介于上述数值之间（Jones and Manning，1994；Zhang，2004）。临河坳陷白垩系和古近系泥岩中的V／Cr值、Ni／Co值、U／Th值分别为0.84～1.23、2.90～3.25、0.20～0.67，共同指示了沉积期水体呈氧化环境（表1）。另外，利用泥岩中的铀元素含量同样可以判断沉积环境的氧化还原状态。＆U＞1［＆U=U／（0.5×（Th／3+U））］指示缺氧水体环境，＆U＜1指示正常的氧化水体环境（腾格尔等，2004；杨兴莲等，2007）。临河坳陷白垩系和古近系泥岩＆U＜1，进一步指示沉积期水体呈氧化环境（表1）。

表1 河套盆地临河坳陷白垩系和古近系泥岩全岩微量元素组成Table 1 Whole rock trace element compositions of the Cretaceous to Paleogene mudstones in Linhe depression，Hetao Basin

值得说明的是，作者分析的泥岩样品为褐红色、灰褐色泥岩，个别为暗灰色泥岩，代表了河套盆地临河坳陷白垩系和古近系泥岩的整体特征。然而，在临河坳陷白垩系和古近系局部层段，尤其是北部巴彦淖尔凹陷固二段、固一段、临河组，存在灰黑色、黑色泥岩，构成盆地重要烃源岩。理论上，这些烃源岩的形成需要深度较大或相对局限且贫氧—厌氧的水体环境。因此，综合上述特征，临河坳陷白垩系和古近系形成于整体富氧但局部贫氧—厌氧的水体环境。

3 沉积相类型及特征

在临河坳陷构造演化阶段、古气候、古水文等沉积背景分析的基础上，以录井、岩心和薄片反映出的岩性、成分、颜色、结构、构造等直观的沉积相标志作为判断依据，以测井曲线显示的垂向序列与岩性组合作为重要依据，结合过井地震剖面的地震相特征（砂体结构和形态），开展沉积相分析，确定白垩系和古近系沉积相类型。

参照前文所述沉积环境分析方法，本次研究在河套盆地临河坳陷白垩系和古近系共识别出5类沉积相、12类沉积亚相及22类沉积微相（表2）。

表2 河套盆地临河坳陷白垩系和古近系沉积相类型Table 2 Sedimentary facies types of the Cretaceous to paleogene in Linhe depression，Hetao Basin

3.1 冲积扇相

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1m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 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Fig.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0.5～2m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700m 以上，后者出露厚度约300m 以上。剖面底部见厚层中砾岩，厚度介于10～30m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0.2～2.0m，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）。

3.2 辫状河相

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 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Fig.4 Lithology assemblage and logging characteristics of main sedimentary facies of the Cretaceous to Paleogene in Linhe depression，Hetao Basin

3.3 辫状河三角洲相

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。

3.4 扇三角洲相

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Fig.5 M icroscopic petrographic characteristics of the main sedimentary facies of the Cretaceous to Paleogene in Linhe depression，Hetao Bain

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Fig.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。

3.5 湖泊相

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1980～2025m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。

4 沉积相平面展布与演化

在单井沉积相分析的基础上，通过井震对比分析不同沉积相单元的地震反射特征，建立一系列沉积断面图。与此同时，定量统计地层厚度、砂体厚度、砂地比，绘制相应的等值线图，以此约束不同相单元的平面分布特征。例如，结合典型断陷沉积盆地的相模式，盆地两侧厚层砂体属于扇三角洲或辫状河三角洲相沉积产物，因此可有效约束二者分布范围。结合以上成果，以层序地层为基本单元，综合约束不同单元内部沉积相的平面展布格局。

4.1 下白垩统李三沟组

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1350m，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。

4.2 下白垩统固二段

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JH 10X井附近地层厚度最大，超过350m。巴彦淖尔凹陷以LS3井附近地层厚度最大，超过250m。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 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0～376m，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）。

4.3 下白垩统固一段下部

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JH 18X井附近的地层厚度最大，小于250m；巴彦淖尔凹陷以LH1X井附近的地层厚度最大，超过300m。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。

4.4 下白垩统固一段上部

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JH 6井附近的地层厚度最大，超过400m；巴彦淖尔凹陷以LH1X井附近的地层厚度最大，小于200m。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。

4.5 上白垩统毕克齐组

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212m。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。

4.6 始新统乌拉特组

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350m，其次是LH1X井附近，超过200m。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）。

4.7 渐新统临三段

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250m。巴彦淖尔凹陷以Long1井附近地层厚度最大，大于600m。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）。

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 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）

4.8 渐新统临二段

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JH 6井附近地层厚度最大，大于400m；巴彦淖尔凹陷以Long1井附近地层厚度最大，大于500m。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JH 7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。

4.9 渐新统临一段

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JH 6井附近的地层厚度最大，大于300m；巴彦淖尔凹陷以Long1井附近的地层厚度最大，大于400m。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。

4.10 沉积演化特征

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。

5 沉积、断裂双因素控制下的有效储集层分布

白垩系和古近系是河套盆地临河坳陷内部主要烃源岩，同时也是储集层所在层系（张以明等，2018）。根据临河坳陷不同构造带内的储集层物性特征，临河坳陷白垩系和古近系储集层大致可划分为5种类型，包括Ⅰ类（孔隙度大于20%，渗透率大于200×10-3μm2）、Ⅱ类（孔隙度14%～20%，渗透率（40～200）×10-3μm2）、Ⅲ类（孔隙度11%～14%，渗透 率（4～40）×10-3μm2）、Ⅳ类（孔隙度8%～11%，渗透率（0.3～4）×10-3μm2）、Ⅴ类（孔隙度小于8%，渗透率小于0.3×10-3μm2）。不同的储集层类型往往分布于特定的岩性组合：

1）灰色砂岩夹暗色泥岩或二者互层。常见Ⅰ类储集层、Ⅱ类储集层。沉积于滨—浅湖环境。灰色砂岩分选较好，磨圆度高，普遍为钙质胶结，保留有一定原生孔隙。暗色泥岩中富含的有机质在演化过程中会提供大量有机酸，从而形成酸性水介质，促进砂岩层中易溶胶结物和长石的溶解，增大有效孔隙度。

2）灰色／灰黄色细砂岩与红色泥岩组合。常见Ⅱ类储集层、Ⅲ类储集层、Ⅳ类储集层。又分以下2种情况：（1）灰色／灰黄色细砂岩夹薄层红色泥岩或二者互层。以Ⅱ类储集层、Ⅲ类储集层为主，少见Ⅰ类储集层。沉积于水下分流河道前端，碎屑颗粒经长距离搬运后具有较高的结构成熟度，并保存有少量原生孔隙。灰色砂岩中钙质胶结物一方面因孔隙充填而减少孔隙空间，但另一方面在成岩阶段可发生溶蚀作用，从而扩大储集层孔隙度和渗透率。（2）红色泥岩夹薄层灰黄色细砂岩或二者互层。以Ⅳ类储集层为主，少见Ⅴ类储集层。主要沉积于水下分流河道间湾，砂岩被泥质及泥晶碳酸盐胶结而呈致密，砂体厚度较薄，横向连续性差，也不利于酸性水流动，后期难以形成次生孔隙。

3）红色砂砾岩、砂岩夹红色泥岩。常见Ⅳ、Ⅴ类储集层。多属于扇三角洲前缘水下分流河道沉积。杂基含量高，压实作用强，因湖水咸化程度高，有一定量的同生成岩期方解石胶结物，致使原生孔隙度极低。在断裂带附近，由于断裂破碎和伴生高压水射流冲蚀，存在分布不均的孔隙。譬如在吉华井块，因受狼山分支断裂影响，可形成较好的油气储集层。

不同的沉积环境本质上控制着上述不同的岩性组合，进而控制有效储集层的空间分布特征。通过对比盆地内部各层位的孔隙度等值线图、沉积相分布图及胶结物类型分布图发现，孔隙度条件较好的储集层往往与滨湖相或三角洲前缘亚相钙质胶结砂岩的分布相一致（图10，图11）。在滨—浅湖相或三角洲前缘亚相的沉积组合中，砂岩与有机质富集的暗色泥岩在垂向上距离较近或直接相邻，而砂岩分选较好，磨圆度高，填隙物多为碳酸盐矿物，为后期的溶蚀作用提供了物质条件。当地层埋深达到有机质成熟阶段时，暗色泥岩中的有机质演化和分解过程中产生的有机酸和CO2溶于地下水后会形成酸性流体，致使临近砂岩中的方解石、长石溶蚀而形成大量次生孔隙。另外，位于中央构造带的各钻井均有多条断层穿过，断层及伴生的节理裂隙为孔隙水的流通提供了通道及溶蚀空间，断层活动的应力作用可造成孔隙水在一定空间内的多方向运动（图12-a）。

图10 河套盆地临河坳陷白垩系固阳组和古近系临河组孔隙度分布特征（孔隙度资料据中国石油华北油田公司未出版研究资料）Fig.10 Porosity distribution of the Cretaceous Guyang Formation and Paleogene Linhe Formation in Linhe depression，Hetao Basin（porosity data from unpublished research data of PetroChina Oilfield Company）

值得注意的是，位于吉兰泰构造带的吉华井区固阳组、临河组以扇三角洲相砂砾岩、砂岩沉积为主，结构成熟度低，泥质胶结为主，容易因压实作用而致密无孔，且地层中暗色泥岩较少或不发育，从地质条件上很难形成上述储集空间。然而，从孔隙分布图来看，该区固阳组和临河组事实上却具有较高的孔隙度，并且JH 2X井的扇三角洲相砂砾岩、砂岩储集层自2017年起获高产工业油流。经前期系统研究（沈华等，2021），发现这些井位均沿狼山分支断裂分布，断裂带的破碎及构造地震导致的高压水射流的冲蚀作用形成了孔隙裂隙复合型储集空间，断裂沟通了盆地内部的烃源岩，因此也形成了有利储集层（图12-b）。

图12 河套盆地临河坳陷白垩系和古近系碎屑岩孔隙形成模式Fig.12 Pore formation model of the Cretaceous to Paleogene clastic rocks in Linhe depression，Hetao Basin

尽管断裂构造在这一储集层类型的形成过程中起到主导作用，但来自沉积作用及岩性组合差异的控制同样得以体现。（1）取心段在纵向上破碎段和完整段相间分布。由于分选差、杂基含量高、硬度较低，断裂优先造成砂砾岩强烈破碎。相比而言，作为夹层的钙质胶结砂岩分选较好、杂基含量低、硬度较高，在断裂切割的时候不易破碎，从而保存相对完整。（2）岩心完整段为分选相对较好的泥质填隙的砂砾岩、含砾砂岩，以及浅灰色分选良好的钙质胶结砂岩。前者可见明显的颗粒碎裂且局部粒间孔发育，而后者为方解石胶结，岩性致密无孔。泥质填隙的砂砾岩颗粒破碎程度高于钙质胶结的砂砾岩，这与岩石的强度有关，而本质上则由沉积环境控制。

综上所述，沉积相带控制砂体的宏观发育规模、叠置关系和垂向演变，进一步控制有效储集层的空间分布特征。位于盆地中央构造的白垩系和古近系以钙质胶结的滨—浅湖和三角洲前缘沉积为主，构成有利储集层发育的先决条件或重要物质基础。中央断垒带和狼山分支断裂带形成的密集断层网络则成为沉积物埋藏后期发生水岩化学作用的主要疏导通道。在沉积相带和断裂作用的双重主控因素下，河套盆地临河坳陷白垩系和古近系有利储集层多分布于以滨—浅湖和三角洲前缘沉积为主并且断层发育的中央断垒造带。

6 存在问题与下步研究方向

1）基于河套盆地临河坳陷白垩系和古近系各地层单元沉积相、孔隙度及胶结物类型之间的耦合关系，作者揭示出沉积相带对于储集层分布具有明显的控制作用，其中有效储集层主要分布于以钙质胶结为主的滨浅湖和三角洲前缘沉积相带之中。这一认识对于河套盆地临河坳陷油气勘探有利区带的优选具有一定的实际指导意义。然而，由于前期研究资料精度不够的原因，目前尚未对不同沉积微相砂体的孔隙度和渗透率特征加以约束，不利于根据沉积古地理分布特征预测不同类型砂体储集层的分布。因此，在详细的沉积相分析的基础上，针对不同沉积微相砂体的孔渗特征开展系统研究，分析沉积微相对于有利储集层发育的控制机制是日后需要深入开展的工作。

2）提出河套盆地临河坳陷白垩系和古近系碎屑岩中存在一种特殊的孔隙形成模型，即断裂带破碎及伴生地震高压水射流冲蚀作用。该孔隙的形成既是断裂构造活动的结果，同时也体现了沉积作用及岩性组合在孔隙形成方面的控制作用。然而，该模型的提出主要基于详细的取心段岩心和铸体薄片观察。尽管不同层位碎屑岩的孔隙度差异可通过铸体薄片得到较好约束，但系统开展物性分析可为孔隙形成模式提供更加坚实的定量依据。因此，基于定量物性数据建立更加系统和健全的碎屑岩孔隙形成模式，也是日后需要深入开展的工作。

7 结论

1）河套盆地临河坳陷白垩系和古近系沉积时期整体处于亚热带干旱—半干旱气候条件，沉积水体整体富氧但局部贫氧—厌氧，并且淡水和半咸水环境交替出现。

2）河套盆地临河坳陷白垩系和古近系共发育5类沉积相，包括冲积扇、辫状河、辫状河三角洲、扇三角洲及湖泊相，又进一步划分为12类沉积亚相及22类沉积微相。坳陷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。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。各期沉积格局整体相似，仅表现在盆缘扇体和盆内湖沉相积的此消彼长。

3）临河坳陷白垩系和古近系的沉积作用表现为“弱幕式构造主控下的干旱浅水双物源沉积”特征。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，形成“满盆砂”的沉积格局。随着构造活动减弱和水平面快速上升，碎屑物质供应不足，湖泊的沉积和改造作用占据主导，从而形成以湖泊相占优势的沉积格局。

4）坳陷内沉积相带控制砂体的宏观发育规模、叠置关系和垂向演变，进一步决定了有效储集层的空间分布特征。在沉积相带和断裂作用的双重主控因素下，河套盆地临河坳陷白垩系和古近系有利储集层多分布于以滨—浅湖和三角洲湖前缘沉积为主并且断层发育的中央断垒带。