精品：鄂尔多斯盆地沉积及构造 可编辑

精品：鄂尔多斯盆地沉积及构造 可编辑 鄂尔多斯盆地沉积 ——构造演化及油气勘探新领域 2002年9月 目 录 前言 一(地质背景与构造演化 (一)地质背景„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„1 (二)构造演化„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„2 二(鄂尔多斯盆地古生代—中生代沉积演化 (一)奥陶系沉积体系划分及岩相古地理演化„„„„„„„„„„4 (二)石炭—二叠纪沉积体系划分及岩相古地理演化„„„„„„„10 (三)中生界沉积体系划分及岩相古地理演化„„„„„„„„„„18 三(鄂尔多斯盆地下古生界奥陶系生、储、盖特征及天然气富集规律 (三)烃源岩特征„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„25 (四)储集岩特征„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„33 (五)盖层特征„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„44 (六)天然气富集规律„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„ 四(尔多斯盆地上古生界生、储特征及天然气富集规律 (一)烃源岩特征„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„55 (二)储集岩特征„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„56 (三)天然气富集规律„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„69 五(鄂尔多斯盆地中生界生、储特征及石油资源评价 (一)烃源岩特征„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„ (二)储集岩特征„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„ (三)石油成藏规律„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„„ 前 言 本课题以新理论、新思路为指导～以收集、综合分析和 总结 初级经济法重点总结下载党员个人总结TXt高中句型全总结.doc高中句型全总结.doc理论力学知识点总结pdf 已有成果为主～重点野外调查和岩芯观察为辅～深化、综合、总结前人研究成果～研究盆地沉积演化历史～确定生储盖组合、结合研究和总结石油地质规律和油气勘探新领域。 为了完成有关研究内容～课题组成员自 合同 劳动合同范本免费下载装修合同范本免费下载租赁合同免费下载房屋买卖合同下载劳务合同范本下载 鉴定之后进行了大量的资料收集～露头剖面观测～钻井岩芯观察等工作～完成了大量工作量～具体见表1。 表1 完成工作量一览表 序号 项目 单位 数量 序号 项目 单位 数量 1 20 7 500 前人研究报告资料收集 本 蒲片鉴定 片 2 30 8 200 前人学术 论文 政研论文下载论文大学下载论文大学下载关于长拳的论文浙大论文封面下载 篇 粒度分析 片 3 50 9 100 露头剖面收集 条 物性分析 件 4 200 10 钻井岩心剖面收集 条 报告插图 幅 5 30 11 野外观测剖面 条 岩相古地理图 幅 6 200 12 1 钻井岩芯观测 井 研究报告 份 通过一年的工作取得了如下认识 1(确定了奥陶系、石炭—二叠系、中生界三叠—侏罗系沉积体系类型～其中奥陶系主要为碳酸岩沉积～包括4大沉积体系～石炭—二叠系主要为陆源碎屑岩沉积～包括6大沉积体系～中生界侏罗系包括三大沉积体系。 2(详细讨论了各时期岩相古地理特征及演化 3(深入论述了奥陶系、石炭—二叠系及中生界生储留特征～特别是详细讨论了各时代储集岩特征 4(在上述基础上分别讨论了奥陶系、石炭—二叠系及中生界的油气有无勘探目标区～认为今后不同时代油气勘探具有重要的指导意义。 一、地质背景与构造演化 ,一,地质背景 鄂尔多斯盆地位于华北地区的西部，地理位置处于东径106:20,~110:30,，北纬35:~40:30,，横跨陕、甘、宁、蒙、晋五省区，构造位置处于我国东部构造域和西部构造域的过度带。东部以晋西挠褶带与吕梁古陆相接，西部经掩冲构造带与六盘山、银川盆地相邻;南部以渭北隆起带与渭河地堑分隔，北部以乌兰格凸 2起带与河套地堑云带，南、北长700km，东西宽400km，总面积25万km(图1-1)根据盆地的地质演化史及其中生界地质构造特征，将盆地划分为伊盟起区、渭背挠褶区、伊陕斜坡、天环坳陷和缘掩冲带六个构造单元(图1-1)。 图1-1 鄂尔多斯盆地古生界构造区划图 —1— ,二,构造演化 本区的地质发展史按其构造演化可划分为如下几个阶段。 1(盆地在中晚元古代时，正处于坳拉谷发育阶段，由于晋宁运动的影响，贺兰、秦晋坳拉谷充填粒合而关闭，从而奠定了盆地发展演化的基础。古构造反映为东北高，并向西南倾斜，中部相对平缓，发育隆坳相间分布的格架，接受了厚达1000m的裂谷沉积。此时的盆地实际上是一个被夹持于南北大洋与贺兰裂谷之间的陆块。 2(早古生代，盆地处于浅海台地发展阶段，由于南北受加里东地槽制，东西被残存的坳拉谷夹持，中部则发育一醒目的正向构造单位，即中古隆起。据不同学者研究(赵重远1993，张军1994，张庆龙1997)，该隆起雏形于寒武纪，发育于奥陶纪，分布于盐池、定边、庆边、庆阳、黄陵一带，北端走向近南北，向南变为北西西，南端在宁县一带向东转折至黄陵，平面呈“L”型， 2面积5000km。其形成，普遍认为是由于奥陶纪裂谷扩张引起的均衡作用，导致裂谷肩处发生翘升而形成的一个大型隆起。相应在其东侧因均衡调节而伴生一南北向边侧坳陷，二者相互协调，长期并存，不仅控制了下古生界的沉积，而且对古岩深的发育及非构造气藏的形成也具有重要的影响(图1-2)。 图1-2 裂谷发育过程中裂谷肩的均衡翘升及补偿性边侧盆地形成模式图 (引自张吉森等，1995) —2— 3(晚古生代时，盆地进入滨海平 原发展阶段。其古构造特征，基本继 承了奥陶纪时的面貌，仍为西隆东坳 格局，但构造细节变化较大，不同时 期的隆起形态，规模及分布均有差异 (图1-3)。石炭纪南北隆起较高，而 定边至铁格苏庙之间，由于西侧坳陷的 楔入，相应出现鞍状特征。二叠纪，盆 地转入陆相沉积，南部和北部的沉隆代 替了前期(石炭纪)东部和西部的沉降， 中部古隆起亦趋于消亡。 4(中生代时，盆地处于内陆盆地 图1-3 鄂尔多斯盆地中央古隆起从奥陶纪至发展阶段，古构造特征仍然保持了西 二叠纪剖面几何形态图(引自张吉森等，1995) 隆东坳格局。晚三叠世未，盆地西部 发生了强烈的由西向东逆冲推覆，并在其前渊形成坳陷。相应在盆地东部形成志丹—铜川坳陷，表现出隆、坳形态的位置明显西移。中侏罗世，强烈的燕山运动使盆地西冲东抬，南北隆升，内部则平缓向西倾斜的构造特征一直延续至今，构成了现今区域构造的基本格局。 —3— 三、鄂尔多斯盆地古生代—中生代沉积体系及岩相地理 ,一,奥陶系沉积体系及岩相古地理演化 1(沉积体系类型 依据沉积层序及岩石、古生物标志，结合测井、地震及区域地质特征，将本区奥陶系沉积体系划分为4大类，并可进一步划分为7亚类和40个微相类型(表2-1)。并在此基础上重塑了各期岩相古地理面貌。 表2-1 奥陶系沉积体系类型划分 沉积体系 沉积相 亚 相 微 相 滨 岸 砾质滨岸 白云质砾质滨岸 滨岸体系 潮 坪 砾质潮坪 白云质乐质潮岸 砂屑浅水滩、生屑浅水滩、砂-生屑浅水滩、鲕粒 浅水滩、介壳浅水滩 砂屑较深水滩、生屑较水滩、砂-生屑较深水滩 陆 石膏盐盆地、石盐盐盆地、石膏石盐盐盆地 清水陆棚 盆缘云泥坪、盆缘灰泥坪、盆缘泥质坪、盆缘石棚 膏坪 陆棚 泥质洼地、灰泥洼地、云泥洼地、石膏洼地 体 风暴滩 浅缓坡、深缓坡、生物礁、砂屑滩、生屑滩、砂-系 碳酸盐缓坡 生屑滩、风暴滩 颗粒质浅滩、泥质浅滩、砂质浅滩、云质浅滩、混积陆棚 灰质浅滩 斜坡体系 斜坡 斜坡-海底扇 上部扇、中部扇、下部扇、灰质斜坡 海槽-深盆地体系 海槽-深水盆地 泥质海槽、灰泥质海槽 水盆地 2(岩相古地理演化 1)早奥陶世岩相古地理 (1)早奥陶世岩相古地理 —4— 寒武纪末的兴凯运动，使鄂尔多斯地区抬升为陆，直以早奥陶世冶里期，海水才从东、南、西三个方向入侵，开始了奥陶纪的沉积。但由于海侵范围仅局限在原先裂谷系的基础上，而鄂尔多斯广大地区仍为一个统一的古陆(附图2-13、14)。因此早奥陶世冶里期的沉积，主要分布于鄂尔多斯东、南缘和西部的贺兰山地区。其中东、南缘沉积厚度30~60m，最大120m;西部贺兰山地区厚度110m。沉积物主要以黄灰色，灰色薄层泥晶云岩、粉—细晶云岩为主，间夹砂屑白云岩透镜体。底部起伏不平，代表了海侵初期的沉积特征。可分为三个主要相带，东部为白云岩陆棚环境，南部为向南倾斜的白云岩缓坡环境。西部贺兰山地区则为云灰坪环境，发育叠层石及水平纹层。 (2)早奥陶世亮甲山期 早奥陶世亮甲山期，几乎完全承袭了冶里期的古地理面貌。海侵范围大体相同，但水体深度略有增加，鄂尔多斯古陆依然存在，分布范围与冶里期基本一致(附图2-15、16)。东部沉积厚度50~140m，南部沉积厚度20~160m并且由古陆向海槽方向依次增厚;西部贺兰山地区沉积厚度约150m左右。岩性以含燧石和硅质条块为主要特征，沉积环境与治里期相似，东部为白云岩陆棚，南部为白云岩缓坡，西部贺兰山地区则为云灰坪环境。 2)中奥陶世岩相古地理 (1)中奥陶世马家沟一期 亮甲山组沉积后，由于怀远运动的影响，使亮甲山期的沉积区露出水面而遭受风化剥蚀，至马家沟一期，又开始了奥陶纪的第二次海侵。这次海侵较前期规模增大，其前缘已延伸到鄂尔多期中东部地区的陕参1井，陕15井一带(附图2-17、18)。海侵主要来自东南方向，次为正东向。由于鄂尔多斯东侧补偿盆地的西部和北部均为陆地包绕，南部的宜探1井马一段底部白云岩中夹多层薄层砂岩，东边的柳林三川河剖面夹十多层薄层和透镜状细砂岩，粉砂岩和页岩，砂岩成份除石英和硅质岩屑外，亦含一些再沉积的白云岩砂。向北至榆9井和向西到陕15井，富探1井和陕139井，马一段底只存在泥质白云岩或泥质含灰云岩。由此反映出砂和泥是向北和向西减少的。表明砂和泥的分布，是寒武纪未兴凯运动抬升后，造成的风化残余物。马一期再底海侵，这些残余物被改造、聚集成层或混入白云岩沉积物中的。这一现象也指示了海侵的主要 —5— 方向是来自东南。但从整个鄂尔多斯地区的海侵特点来看，马一期仍然承袭了寒武纪以来的西、南、东等三个主体方向，尤以东南部海侵规模较大。 古气候的研究表明，马一期整个华北地台为极度干旱炎热期，海水含盐度高。越向华北地台西部的鄂尔多斯地区，含盐度更趋增高，除白云岩沉积外，由于中央古隆起的阻隔和消能作用，使进入边侧盆地的海水盐度不断浓缩，沉积了大量的硬石膏岩和盐岩。形成了含白云岩的硬石膏岩、盐岩盆地。而在边侧盆地的东侧偷11井、柳林一带，海水含盐度相对较低，发育为盆比硬石膏白云岩坪。环陆的北部和西部，由于海水循环受阻，虽在局部可有来自古陆的少量大气淡水注入，但不足以使海水含盐度有较大的改变，因此发育为盆缘白云岩硬石膏坪。 鄂尔多斯西缘，紧贴古陆边缘，发育白云岩陆棚，其外侧为紧邻贺兰海槽的斜坡带。南部渭北地区仍然继承了缓坡环境。此地干旱炎热的古气候，使该区也形成了含硬石膏的白云岩缓坡。 (2)中奥陶世马家沟二期 在马家沟一期海侵的基础上，马家沟二期海侵更加扩大，鄂尔多斯古陆也相应缩小(附图2-19、20)。海水入侵方向与马一期一致，主要以东南方向为主。沉积中心位于米脂—清涧一带，厚度为100m左右，其余地区则为50~60m。淳探1井区沉积厚度92m，是马二时第二个沉积较厚的区带。 马二时边侧盆地内海水的含盐度远比马一时低，但与华北地台区相比，仍属相对较高的地区。由于此时，来自开阔洋盆的海水因较长距离的运动而被沉积底质消能，使循环对流减弱。与华北地台其它地区相比，本区马二段中白云岩的含量增多，甚至在榆9井区含有硬石膏岩和盐岩。边侧盆地东侧的柳林剖面发育石灰岩及生物(屑)灰岩，夹少量白云岩及云质灰岩，为盆缘含白云岩的石灰岩坪环境。而边侧盆地的南部宜探1井、陕139井一带为盆缘含硬石膏的白云岩—石灰岩坪。边侧盆地西部的陕参1井、陕15井、富探1井一带，白云岩比例增大，并且硬石膏岩夹层增多，表明该区较东部海水含盐度增大，形成盆缘含硬石膏的石灰岩—白云岩坪。榆9井位于(内)陆棚盆地中心位置，水体较深，循环较差，部分时期闭塞，从而发育为含膏、盐石灰岩—白云岩盆地。 —6— 鄂尔多斯西缘地区，三道坎组底部发育薄层砾岩和砂岩、任1井、任3井也在相应层位见到薄层砂岩，表明该区在马二沉积早期存在砂、砾质滨岩环境，尔后演变为混积陆棚和石灰岩陆棚环境、外侧则为石灰岩斜坡及贺兰海槽沉积。 鄂尔多斯南缘即渭北地区，与马一时沉积环境一致，仍为含硬石膏的白云岩缓坡。 (3)中奥陶世马家沟三期 马三时贺兰裂谷扩张作用增强，裂谷脊也随之急据抬升，西翼倾角变陡，中央古隆起带基本定型，边侧盆地下陷成坳陷盆地。中央古隆起的屏障作用，在马三时更为明显，海水主要来自东部、次为西部，古气候干旱炎热，边侧坳陷盆地内海水含盐度增高，特别是东部深坳陷中心更为闭塞。 榆9井位于盆地深坳陷中心，沉积了硬石膏岩、盐岩、夹少量白云岩的蒸发岩类组合，形成了含白云岩的硬石膏岩、盐岩盆地。但在该盆地的南部陕139井中已出现石灰岩薄层，且白云岩增多，表明膏盐盆地边缘含盐度有所降低。环绕硬石膏岩、盐岩盆地的北、东、南部，从召探1井、柳林剖面、宜探1井、富探1井可以看出，由于海水主要来自东方和东南方向，含盐度相对较低，发育为盆缘硬石膏岩、白云岩坪，而边侧盆地的西部海水循环差，成为盆缘白云岩硬石膏岩坪，并且向西扩大到定探1井—鄂6井一带。 中央古隆起带西侧，由于近临贺兰海槽，发育了相带较窄的白云岩陆棚和斜坡环境，而桌子山地区继马二之后处于混积陆棚环境(附图2-21、22)。 鄂尔多斯南缘，仍发育硬石膏岩—白云岩缓坡环境，沉积中心位于淳探1井区。 (4)中奥陶世马家沟四期 马四时，鄂尔多斯盆地在承袭马三时的古地理面貌基础上，海侵规模达到了奥陶纪以来的最大期。该期庆阳古陆被海水淹没，仅北部的伊盟古陆仍出露水面(附图2-23、24)。此时，古气候湿热，全区除庆深2井—陕139井以南为白云岩、含膏白云岩外，普遍为石灰岩沉积。在“L”形古隆起带转折处，即宁探1井区，缺失马四段地层，用未沉积来解释尚欠合理。因为该区处于南北向和东西向裂谷脊交汇处，隆起幅度较大，沉积厚度较薄。马家沟期末的太 —7— 康运动抬升后被剥蚀的结果。马四时，海水除北面伊盟古陆外，由东、南、西三个方向入侵。但对盆地西部而言，海水主要来自东部，其次为西部。在(内)陆棚盆地的坳陷中心，即榆9井、牛1井、榆3井、榆6井一带，由于水体深度大，循环差，含盐度亦相对较高，除石灰岩外，也有相当数量的白云岩沉积，发育了白云岩—石灰岩盆地。在其外缘发育含白云岩的石灰岩坪及盆缘石灰岩坪。中央古隆起北端发育石灰岩滩，而南端庆阳、黄陵一带为含膏的白云岩坪环境。对于滩环境的形成，通常认为容易造成隆起边侧沉积厚度相对增大，形成岩隆(侯方浩1991)。本区马四段地层在定探1井、定探2井、盟6井、城川1井等沉积厚度普遍大于300m，定探1井最厚达到410m。而边侧盆地中心的镇川1井仅183m。这种沉积厚度明显剧增的原因，只能从颗粒沉积与生物建隆作用分析。根据薄片鉴定结果。取芯段颗粒石灰岩约占地层厚度的20~30%，腕足类化石的定探1井保存完整，壳背均朝上，反映出滩相古生态特征。通过该区12条东西向地震剖面解释，均有滩相反射特征，滩体长度一般2~3km不等，由南向北呈 雁行排列(图2-14)。由此可 以认为该区发育白云岩—石 灰岩滩隆带，该带两侧为石 灰岩陆棚和斜坡环境。南部 渭北地区仍然为白云岩缓坡 环境。 (5)中奥陶世马家沟五 期 马五时，鄂尔多斯盆地 仍然继承了马三、马四时的 古地理面貌。区内整体表现 为振荡性海退，海水明显变 浅、中央古隆起又重新露出 水面(张吉森，1987，冯增图2-14 定探1井一带马家沟期晚时 昭1991)。由于华北台地海平浅滩圈闭分布示意图 —8— 面整体降低，沉积底质对海水的消能，使鄂尔多斯盆地主体部位补给的海水相对较少，循环性差，含盐度增高。西部祁连海水，只因古隆起阻隔，向边侧盆地的补给十分有限，南部由于白云岩缓坡的存在，向盆地内补给的海水量亦不大，且含盐度也高。盆地内的蒸发量又大，海水不断浓缩，导致海水含盐度不断升高，造成(内)陆棚盆坳陷中心沉积了硬石膏岩、盐岩及少量白云岩，发育为含白云岩的硬石膏岩盐岩盆地，沉积厚度达到350m以上，成为马五时沉积厚度最大的区带(附图2-25、26)。沿坳陷中心周边环绕膏盐盆地形成盆缘含盐岩的白云岩硬石膏岩坪，其外侧随着海水含盐度的降低，而形成盆缘含石灰岩的硬石膏白云岩坪。该相带的城川1井以西，由于受来自古隆起带的大气降水作用，淡化了海水的含盐度，而使该区在沉积期尚未保留原生石膏，仅见石膏假晶及膏晶溶蚀后被充填的溶斑。 在此较窄的“L”型古隆起带，根据钻井和地震资料都反映出缺失马五段地层。通过剖面对比，马五段地层在古隆起北端的定边一带是应有沉积的。而造成缺失的原因，显然是后期隆起带不均衡抬升而造成风化剥蚀的结果。中央隆起以西发育了石灰岩陆棚和石灰岩斜坡，此时的海槽区在任1井、青龙山一线以西，与马三、马四期基本一致。盆地南部仍然发育硬石膏—白云岩缓坡环境。 (6)中奥陶世马家沟六期(峰峰期) 马六时(峰峰时)，华北地台古气候又转为湿热，并再度出现小规模海侵，盆地广大地区水体明显比马五时加深。从目前残留的地层厚度可以看出，盆地南部地层厚度可达500m以上，西部90~200m，中东部仅在局部残存4~17m深灰色泥—粉晶石灰岩。据此判断，马六时，鄂尔多斯盆地除伊盟古陆和庆阳古陆外，盆地广大地区应均有沉积。其中边侧盆地内为石灰岩陆棚环境。西缘在石灰岩陆棚外侧发育深水斜坡环境，并在桌子山、任3井一带形成钙屑浊流沉积。此时由于贺兰海槽的扩张，盆地西部石灰岩陆棚范围由马四、马五时的任1井、青龙山一线，向东退缩到李华1井一带。南部仍为白云岩—石灰岩缓坡环境(附图2-27、28)。 3)晚奥陶世岩相古地理 (1)晚奥陶世平凉期 —9— 马六沉积后，遍及华北的加里东运动，使鄂尔多斯盆地整体抬升为陆，遭受风化剥蚀。晚奥陶世凉期，鄂尔多斯本部已成为一个统一的古陆，唯在西缘和南缘仍然接受沉积。其中西缘桌子山至环14井一带沉积厚度一般256~700m，贺兰山中段沉积厚度最大可达1000余m。南缘铁瓦殿一带沉积厚度达到800m以上，淳探1井一带为400~500m。根据岩相特征，西缘桌子山至环14井一带，为深水斜坡和海槽环境，发育钙屑重力流和碎屑岩水下扇沉积，并有辉绿岩局部侵入。平凉一带则有碳酸盐岩的等深岩丘发育。南缘为一继续性浅水碳酸盐岩缓坡(附图2-29、30)。早期以泥晶灰岩，颗粒灰岩沉积为主，晚期发育规模不大的生物滩，点礁和补丁礁为特征。造礁生物主要有苔藓虫、层孔虫及珊瑚组成。推测长武和淳探1井一带存在规模不大的珊瑚礁体，对于碳酸盐储集空间的形成具有意义。 (2)晚奥陶世北锅山期 背锅山期是晚奥陶世海退的继续，西缘地区因华北地台的持续抬升而消失。仅在南缘继续接受沉积，目前残留厚度一般40~80m，永参1井为353m，最厚在陇县背锅山地区达到439.49m。沉积环境主要为石灰岩缓坡，铁石殿、干阳以南则为深水斜坡(附图2-31、32)。背锅山期末，海水全部退出鄂尔多斯地区，从而结束了奥陶纪的沉积。长期的风化剥蚀，不仅使奥陶系不同层位与上覆石炭、二叠系假整合接触，而且在奥陶系侵蚀面，塑造了分布广泛的风化壳，从而为古岩深的发育创造了良好的条件。 ,二,石炭—二叠系沉积体系及岩相古地理演化 1(沉积体系类型划分 根据区域沉积格局和沉积作用特点，在众多前人研究成果的基础上，通过对盆地周缘28条野外露头剖面的系统观测及盆内110余口取芯井段的岩芯观察，结合对盆内400多口钻井的测井资料的综合分析，鄂尔多斯盆地石炭—二叠系可识别划分出3个沉积体系组和6个沉积体系(表2-2)。 —10— 表2-2 鄂尔多斯盆地石炭—二叠系沉积体系划分 沉积 沉积 沉积相 亚相 微相 分布地区 分布层位 体系组 体系 冲积扇 扇根、扇中、扇端 盆地古陆边缘 二叠系 河道 河床滞留、心滩、边滩、冲积 辫状河 冲积平原 决口扇，天然堤、沼泽、盆地古陆边缘 二叠系 曲流河 河漫滩 洪泛平原 分流河道、河道间洼地、曲流河三角大三角洲平原 陆沼泽、洪泛湖泊 洲 湖沉泊网状河三角水下分流河道、水下天然积湖盆边缘 二叠系 三体三角洲前缘 堤、河口砂坝、分流间湾、洲 角系远砂坝、席状坝 洲 辫状河三角组 洲 前三角洲 滨 湖 近海湖泊 盆地中南部 湖泊 浅 湖 二叠系 地区 大陆湖泊 深 湖 分流河道、河道间洼地、海陆 三角洲平原 洪泛平原、平原沼泽 太原组 三过渡 三角洲 水下分流河道、河口砂湖盆边缘 本溪组 角三角洲前缘 体系 洲 坝、分流间湾、远砂坝 羊虎沟组 组 前三角洲 潮 坪 潮上、潮间、潮下 泥坪、砂坪、混合坪 太原组 盆地大部地区 本缓组 泻 湖 障壁海海岸 洋太原组 后滨、前滨、近滨、 障壁岛 盆地大部地区 体冲溢扇 本缓组 系组 太原组 内陆棚、中陆棚、微晶灰岩、生屑灰岩、藻陆棚 碳酸盐陆棚 盆地大部地区 外陆棚 灰岩等 本缓组 2(岩相古地理演化 1)晚石炭世本溪期 鄂尔多斯盆地受中央古隆起的控制，分为东西两个海域，中央古隆起沿新召苏木—鄂托克前旗—西峰一线呈南北向展布(附图74)。东部海域，华北海由东由西、向北入侵，沉积作用向西向北超覆，形成总体上东厚西薄的楔状体。海域分布范围限于哈2井—伊深1井—鄂2井—定探1井—黄陵—洛河以东地区，整个沉积面貌以潮坪—泻湖—障壁—浅水陆棚环境为特征。东胜—城川1井—黄龙一带为潮上—潮间带沉积，沿盟8井—靖边—安塞一线则发育潮下砂 —11— 坪，榆林—延安一带为泻湖沉积，向东沿神3米一米脂—清涧—蒲县发育障壁岛，东部兴县、汾西地区发育浅水陆棚沉积，另在北部杭锦旗地区有一小型三角洲发育。在沉积区内，沉积相带近南北向展布，邻近中央古隆起及其东侧边缘，发育潮坪(潮上—潮间)、泥炭坪沉积，在中东部地区，随着海侵扩大，形成与华北海沟通、循环良好的泻湖和障壁岛和浅水陆棚沉积。泻湖相主要是一套灰黑色铁铝上质泥岩、铝土岩，含凝灰质。障壁岛为中细—中粗粒的砂岩。随着本溪早期的充填沉积，沟谷纵横的奥陶系风化侵蚀基底基本上被填平补齐，到本溪晚期，区域海平面下降，潮坪相向东迁移，局部地区沼泽化，沉积一套砂质泥质，并发育根土岩和泥炭层。此外，砂泥质中含铁质结核和碳质团块。 该期经历了泻湖—障壁—潮坪的海井海退演化过程。由于海侵规模小，环境局限，砂体规模小，厚度薄，分布范围小，而且规律性较差。并且由于潮汐作用弱，砂体中泥质含量高，储集条件差。 西部海域限于布拉格苏木—大水坑以东地区，总体面貌与东部有较大差异，以裂陷海湾沉积为特征，发育近南北向延伸的潮坪—泻湖沉积，但在北部乌达和中部吴忠地区发育三角洲沉积，地层厚度与砂体厚度都较大，表现出快速堆积特点。 2)早二叠世太原期 继晚石炭世沉积之后，随着盆地沉降，海水自东西两侧分别向中央古隆起和向北扩大，潮坪、泻湖和滨岸沉积逐渐超覆于中央古隆起的奥陶系古侵蚀面之上，使中央古隆起沦于水下，东西两侧形成一个统一的海域(附图75)。但古隆起地形仍对沉积有一定程度的控制，东部地区以陆表海沉积为主，西缘地区转化为裂后坳陷，成为相对陆表海沉积中的坳陷带。该期古地理格局总体表现为冲积扇、三角洲、潮坪—浅水陆棚碳酸盐岩、障壁岛等沉积体系共存，并形成陆源碎屑与碳酸盐岩的混合沉积。北部杭锦旗—东胜一带发育总和扇和冲积平原沉积，乌达地区以三角洲沉积为主，沉积厚度达300多米。中北部、中部和南部地区主要发育潮坪，其中伊金霍洛旗—保德地区为三角洲沉积。中东部地区(临县—安塞—吉县地区)为滨岸和浅水陆棚环境的微晶灰岩、生物屑灰岩和煤层沉积，夹厚度不大的三角洲砂体。西缘坳陷区为海湾泻湖沉积，有 —12— 障壁岛发育。 在盆地中部勘探区，太二时期主要为潮坪沉积环境，它占据了原中央隆起所在的广大地区，且以泥炭坪—混合坪为主体，其中在靖边、米脂和安塞为三处具有一定规模的砂坝。北部地区为三角洲和冲积平原环境，在三角洲平原和前缘上，沿伊6井—乌审旗和伊金霍洛—榆林向南延伸形成两个各自独立充填的(水下)分流河道砂体。该区西侧和东南侧分别为泻湖和浅海陆棚相(附图84)。太一期与太二期沉积相特征基本相似，但三角洲体系中两条(分流)河道的侧向迁移与汇合更加明显(附图85)。 3)早二叠世山西期 太原期沉积后，区域构造环境和沉积格局发生了显著变化。因华北地台整体抬升，海水从鄂尔多斯盆地东西侧迅速退出，盆地性质由陆表海盆演变为近海湖盆，沉积环境由海相转变为陆相，东西差异基本消失，而南北差异沉降和相带分异增强，总体沉积面貌为以吴旗、富县、宜川、延长地区为盆地沉降中心，发育浅湖沉积，周缘滨湖区则以三角洲沉积为特征(附图76~78)，可分为盆地北部、西北部、西部—西南部和东南部五个三角洲沉积体系，砂体具向湖盆强烈进积的层序结构。盆地北部乌达—东胜一带为冲积扇和冲积平原分布区，冲积平原内主要为河道和河漫滩沉积，向南到呼鲁斯台—鄂托克旗—伊金霍洛旗发育呈东西向展布且分布宽广的三角洲平原，银川—靖边—米脂地区则发育三角洲前缘沉积。盆地西南部固原—平凉地区为三角洲平原发育区，环县—西峰一带为三角洲前缘沉积。盆地东南区蒲城—澄城区发育三角洲平原，向北到旬探1井—黄龙—韩城区则以三角洲前缘沉积为特征。该期总体上可划分出五个三角洲体系，分别为保德—米脂三角洲、乌审旗、靖边三角洲、石嘴山—银川—布拉格苏木三角洲、固原—平凉三角洲和铜川—韩城三角洲。 山西期沉积特征主要表现为:?三角洲相取代潮坪—浅水陆棚相;?沉积相带呈南北相带分异，由北向南，由冲积平原、三角洲平原、三角洲前缘过渡到浅湖沉积;?海相碳酸盐建造演变为陆源碎屑含煤建造。三角洲平原规模大，分布范围广。 岩相古地貌特征，以分流河道和洪泛平原或平原沼泽(河间洼地)两个古地理景观最为突出。分流河道侵蚀、冲刷，并不整合于太原组的海相地层上。 —13— 山二早期，由于其北部物源区的不断抬升，侵蚀速度加快，河流作用不断向南推进，分流河道砂体发生强烈的进积作用，形成多个正粒序，构成总体上向上变粗的进积砂体。此外由于网状水系或分流河道常常发生快速、频繁的废弃与复活，因而砂体间的冲刷、切割和垂向叠置加积现象十分普遍，从而导致砂体规模大，单个砂层可厚达十几米。到山地中后期，北部物源区抬升相对减弱，河流进积作用也相应减弱，普遍发生分流河道砂体的加积—退积，即河流朔源堆积。砂体规模小，泥质含量增加。随着河流作用的逐渐减弱，研究区中南部网状水系大部被废弃而沼泽化。 作为该期另一大古地理景观的洪泛平原或平原沼泽，实为网状水系或分流河道间的洼地，在潮湿气候下普遍沼泽化，主要是一套纯泥质沉积或泥质与砂质互层沉积。其间的次级水系(分流河道)，在洪泛期常决口，在洪泛平原或平原沼泽中形成透镜状的决口河道或决口扇，但规模较小，垂向上表现为一种泥包砂的特征，其分布在研究区北部以洪泛平原为主，而研究区南部则平原沼泽相对发育。 由于这两大古地理景观的存在以及自身的特点(附图)，导致该区砂体分布的集中性较强，即发育砂体的地方，砂体规模大，单砂层厚度大。而在泥质出现地方，砂体不发育，规模小，单层厚度较薄，在自然伽玛曲线有时很难反映出来。因此，该区砂体两极分化的特征比较显着，这对储集砂体的发育极为有利。 山二期，鄂尔多斯盆地处于海盆向湖盆转化和区域活动的重新分化与组合的过渡时期，区域构造活动较为强烈。与太原期相比，伴随着盆地性质的转化，沉积盆地中心向南有较大迁移，由海相逐渐转变为陆相沉积环境，除在盆地北部形成具进积特征的保德—米脂三角洲体系、乌审旗—靖边三角洲体系和石嘴山—银川—布拉格苏木三角洲沉积体系外，在盆地西南部、南部—东南部地区也分别形成了固原—平凉三角洲和铜川—韩城三角洲体系。在三角洲体系中，三角洲平原和前缘与分界特征明显，表现在沉积构造特征和碎屑颗粒大小的分布变化上;三角洲之间尤其是盆地北部乌审旗—靖边三角洲与石嘴山—银川—布拉格苏木三角洲体系分流河道与水下分流河道侧向分枝与复合作用加强。西南部三角洲与南部—东南部三角洲之间以滨浅湖沉积分隔，湖泊沉积分布于石 —14— 楼—富县—泾川一线，呈北东—南西向展布。 山—期冲积平原、三角洲体系和湖泊的分布，继承了山二期的特征，在盆地沉积中心以北，砂体分布较厚的地区仍然位于三角洲平原与三角洲前缘过渡地区，但是随着区域构造活动的日趋稳定，物源供给减小，盆地进入相对稳定沉降阶段，发生了较大规模的湖侵。在盆地北部地区，伴随着湖侵作用的不断扩大，三角洲体系向北收缩，沉积相带相应北移，尤以三角洲平原与前缘的分界线北移表现明显，三角洲平原相区缩小，三角洲前缘相区扩大。在研究区南部，由于区域构造抬升和物源供给充足，三角洲体系向盆地略有推进，三角洲前缘相区扩大至泾川-西峰一带。 4)中二叠世下石盒子期 进入中二叠世，气候由温暖潮湿变为干旱炎热，植被大量减少，从而沉积一套灰白—黄绿色的纯的陆源碎屑建造。初期，北部古陆进一步抬升，物源丰富，季节性水系异常活跃，沉积物供给充分，相对湖平面下降，河流—三角洲体系向南推进，三角洲沉积异常发育。随后，伴随着北部物源区抬升的再次减弱，沉积物补给通量减小，湖平原上升，河流作用减弱，湖泊作用增强。 该期岩相古地理格局与山西期有一定的继承性，但亦发生了较大变化(附图79)。伴随区域构造活动继续加强，北部物源区继续抬升，丰富的陆源碎屑导致相对湖平面的迅速下降，三角洲体系快速向湖中推进，致使三角洲平原相带向南迁移，平原相区缩小，前缘相区增大。 北部鄂2井和吴探1井区发育两个规模较大的冲积扇，石嘴山—杭锦旗—准格尔旗一带为冲积平原发育区，在冲积平原区主要有4条主水系河道分布，向南逐渐演变为三角洲平原的分流河道。中北部银川—乌审旗—神木地区为三角洲平原，中东部分流河道复合明显，该相带与山西期相比明显变窄，而三角洲前缘则相对发育，分布于鄂托克前期—榆林以南地区，最南端可延伸至甘泉一带。中部吴旗—富县—粉西地区为浅湖沉沉积区，西南部和东南部有两个三角洲体系分布。与山西期基本相同的是在盆地周缘同样发育北部、西北部、西南部、东南部五个主要的三角洲体系。 盒九期(附图80)，北部的三个三角洲体系中，分流河道则向分叉、迁移汇合较为明显，砂体在横向上具有较好的连同性。石嘴山—银川—布拉格苏木 —15— 三角洲沉积体系在石炭井—鄂7井一带，以分流河道、水下分流河道砂体为主，河道被洼地或分流间湾隔开。其中东支与杭锦旗—乌审旗—靖边三角洲的西支在苏里格庙-布拉格苏木一带交汇，并向南延伸达安边、靖边一线，形成盆地西北部地区砂体集中分布的地区，砂岩粒度粗，砂体厚度大，发育比较理想的储层。杭锦旗-乌审旗-靖边三角洲体系的主体向南延伸，三角洲前缘可达到延长和甘泉一带，其东支与神木-米脂三角洲体在盟8井、盟5井处汇合，也反映了三角洲砂体侧向迁移的特征。盆地南部的三角洲体系中，铜川-韩城三角洲体系也向盆地延伸，表现为罗强烈的进积作用。 盒八期(附图81)在盒九期基础上连续沉积，岩相古地理格局与盒九期相似，但受盆地北侧区域性构造抬升的影响，发生较强的进积作用，且盆地西北部冲积平原和三角洲平原区河道位置有所变化。北部石嘴山—银川—布拉格苏木三角洲体系中，来自冲积平原的水道流入三角洲平原后，分流河道的分支更加明显，形成了三个小的分支砂体。该三角洲体系在侧向上继承了盒九期的特征，向东与杭锦旗—乌审旗—靖边三角洲体系的分流河道交汇，在苏18井、苏7井处砂体分布宽、厚度大。杭锦旗—乌审旗—靖边三角洲体系自杭锦旗往南开始分叉，分流河道及水下分流河道在三角洲内部向南既有分支又有侧向连通，最远延伸至志丹和安塞。这一时期神木—米脂区为独立的三角洲体系，其前缘砂体分支明显，并延伸至清涧和石楼。西南部和南部的固原—平凉三角洲和铜川—韩城三角洲体系受物源供给减少影响，三角洲平原向南迁移，三角洲前缘分布范围略微扩大。 在盆地中部重点地区，盒七期(附图86)由北向南发育冲积平原、三角洲平原、三角洲前缘和湖泊四个相带。在东部，三角洲平原区河曲—神木分流河道向南(西)进入三角洲前缘后，分别向米脂—绥德和成家庄方向分叉。其西侧，沿分流河道自伊金霍洛向南延伸形成独立的砂体，砂体侧向迁移特征不明显，且延伸不远。来自冲积平原自伊13井向南经乌审旗延伸的水道，由于分流河道的迁移，砂体在乌审旗以南与来自北西部鄂托克旗的砂体汇合，砂体厚度增加，砂体向前缘推进的同时侧向形成指状小分支。 中部重点区内，盒六期相带特征与盒七期相似，但受北部物源供给增加和构造活动的影响，冲积平原向南略有推进，形成伊9井—苏5井分流河道，其 —16— 砂体与北西向来源的伊13井—乌审旗水道砂体交汇后，向南延伸在靖边一带再与苏1井—城川1井水下分流河道砂体复合，进而向南延伸，形成复杂多变的砂体展布(附图87)。盒五期，主要发育三角洲平原、三角洲前缘和浅湖三个相带，三角洲体系向北迁移，反映退积作用的特征。分流河道和水下分流河道分叉与复合，导致了这一时期三角洲体系中，砂体复合与分支复杂多变，除东部三角洲砂体仍孤立分布外，来源于北部和(北)西部砂体在三角洲平原与三角洲前缘过渡区形成了三个向南延伸的砂体分支。其中西侧两砂体带向南延伸复合后，又与来源于西部(陕56—城川1井)的水下分流河道砂体汇合，并向南延伸直达南部浅湖区(附图88)。 5)中二叠世上石盒子期 该期北部构造抬升作用减弱，冲积体系萎缩，湖泊沉积体系向北扩展，气候变得较为干燥，植被减少，从而形成以紫红色、黄绿色为主的沉积，岩相古地理格局为三角洲与湖泊沉积体系共存(附图82)。盆地北部冲积扇不发育，古嘴山—伊金霍洛旗以北为冲积平原和三角洲平原分布区，发育4条主河道，向南中部两条河道逐渐合为一体。三角洲前缘沉积分布于银川—马家滩、乌审旗—柳林地区，分布范围宽，浅湖沉积在中部扩展到鄂托克前旗，东部扩展到龙王沟地区。但南部地区构造抬升作用增强，三角洲沉积向北略有推进。西南部三角洲前缘向北扩展到庆深1井、宁县和黄深1井地区。南部麟游—淳化发育一个独立的三角洲，东南部三角洲前缘向北延伸至吉县一带。总体上，该时期盆地边缘可识别划分出六个三角洲体系。 6)晚二叠世石千峰期 海西旋回末期，秦岭海槽再度发生向北的俯冲消减，北缘兴蒙海槽因西伯利亚板块与华北板块对接而消亡，华北地台整体抬升，海水自此撤出华北大盆地，研究区由前期的近海湖盆演变为内陆湖盆，沉积环境完全转化为大陆体制，以发育河流、三角洲和湖泊沉积体系为特征。该期气候变得更为干燥，从而沉积了一套紫红色碎屑岩建造。 岩相古地理格局总体特征为(附图83):北部古嘴山—杭锦旗—准格尔旗—带为冲积平原发育区，吴忠—鄂托克旗—兴县地区为三角洲平原沉积，马家滩—靖边—米脂一带发育三角洲前缘。西南部和东南部地区较前期沉积有一定 —17— 变化，主体发育两个三角洲体系，分别为歧山—麟游三角洲和韩城—黄龙三角洲。由于南部构造抬升加剧，三角洲沉积体系向北推进，平凉—宝鸡—咸阳—渭南一带为三角洲平原发育区，向北到庆阳—麟游—铜川—韩城地区则以三角洲前缘沉积为特征。中部吴旗—延安—蒲城一带发育滨浅湖沉积，但总体湖水变浅，湖泊逐渐萎缩。 ,三,中生界沉积体系划分及岩相古地理演化 1(三叠系沉积体系类型划分 通过对各层砂体的平面几何形态的分析，再结合单井沉积相分析、取心井段岩心观察描述、岩矿分析、粒度资料分析、剖面沉积结构分析、自然电位曲 32线形态分析及化石类型和煤线等标志，最终划分出研究区内长3、长2、长12沉积相类型主要有两种相、三种亚相、六种微相。 平原分流河道微相 天然堤微相 三角洲平原亚相 分流间洼地微相 决口扇微相 三角洲相 水下分流河道微相 相 三角洲前缘亚相 分流间洼地微相 湖泊相?浅湖亚 相 3212(延长组长3、长2、长2期沉积相平面分布特征 3(1)长3期沉积相平面分布特征 据区域研究成果，全盆地在长4+5的短暂湖进之后，长3期有一定的湖退，相应供屑较为充分，因而形成较大范围的三角洲平原和前缘亚相沉积，不发育前三角洲亚相。依据岭156、剖20、岭190、镇22、镇14等井夹有煤线及岭159含大量介形虫等资料，确定了湖盆南岸的湖岸线大致在演12—剖18—岭148—岭158—西5井一线，近北西—南东向。湖盆北岸的湖岸线依据前人研究成果(郭正权，1998;杨友运，1999)及区内实际资料，在大22—姬17—盐35—庆45—庆24井一线附近，也是北西—南东向(附图6)。 ? 位于浅湖区南岸的平原分流河道和前缘水下分流河道均呈南西—北东向展布，共发育五条分支河道，其间分别发育分流间洼地和分流间湾微相。五 —18— 条分流河道由西向东依次是: A(演2—演16井分支河道 该河道砂体单层厚度较薄，约为5~10m，累计厚度为5~15m，宽约5km，在研究区内延伸较短，约为24km，而且主体部分为平原分流河道，入湖后很快便消失，说明该条分流供屑不充分，水动力较弱。 B(演10—剖18—木2井分支河道 该河道砂层单厚度为5~10m，累计厚度为5~25m，最厚可达27m，宽约15km，长约65km，砂地比约45%以上，该支砂体在剖18井附近入湖，入湖后延伸较远，可达木钵一带。尽管砂体单层厚度小，但延伸远表明水动力条件较强，砂岩分选好，因而砂岩储集性能较好，其相间分布的泥岩则又提供了很好的遮挡条件，表明该分流河道为油气储集的有利相带。 C(庆20—镇23—岭试5—里4井分支河道 该河道砂体较其它几条分流河道规模大，砂层厚度5~15m，累计厚度5~25m，最大厚度28.5m(镇23)，宽约13~21km，长约80km，砂地比大于50%。根部与前一支砂体连为一体，在镇23井以北一带入湖，入湖后延伸远，在里4—里2井一带与浅湖区北侧的砂体相汇合。表明这条分流河道水动力强，而且供屑较为充分，分选好，亦为油气储集的有利相带。 D(庆30—镇21—西6—岭184井分支河道 该支河道砂体规模小，砂层单层厚度小于5m，累计厚度5~15m，宽约4~6km，长约54km，在岭177井一带与庆20—镇23井砂体的分支相连通，在西6井一带入湖，入湖后延伸约20km。 E(剖11—剖10—庆17井分支河道 该支河道砂体单层厚度约为5m左右，累计厚度10~20m，砂地比小于50%，在西5井一带湖后延伸约12km，说明该条分流河道供屑不充分，水动力较弱，为多期小规模分流河道叠加而成，储集性较差。 ? 位于浅湖区北岸的水下分流河道和平原分流河道均呈北北东向展布，共发育四条指状分流河道砂体，由西向东依次为: A(环6—环35井分支河道 该河道砂层单层厚约5~10m，累计厚度5~15m，宽约10km，在环7井以北10km处入湖，入湖后延伸约40km。从单 —19— 3井剖面结构分析，该条分流河道主要发育于长3早期，而后期不发育，以泥质沉积为主。 B(姬17—庆75井分支河道 该河道单层砂层厚约5m，砂层累计厚度约为5~10m，宽约8km，在姬17井附近入湖，入湖后延伸约30km。 由于资料较少，以上两条分流河道向上游的发育情况不明。 C(元47—张崾岘—环30井分支河道 该河道单砂层厚约5~10m，累计厚度5~15m，宽度约6km，在盐35井以北3km处入湖，入湖后延伸约32km。 3从环30井剖结构分析，长3早期该条分流河道较为发育，而晚期不发育，以泥质沉积为主。 D(吴168—元49—华27—庆24井分支河道 为一条规模较大的分支河道，在元49井以北较宽，可达26km，单层砂岩厚度5~10m，累计厚度5~15m，在元8井附近入湖，之后继续向南延伸，在里1、里4井附近与南侧的分流河道汇合，在元49井以北向西发育一条分支。 总之，浅湖区北岸这四支分流河道在入湖后延伸距离长，距物湖较远，沉积物较细，但分选较好;而南岸四支分流河道入湖后延伸较短，但规模较大，砂体较发育，单层厚度较大。二者均是油气储集的有利相带，而与其相间发育的分流间洼地和分流间湾泥质岩沉积为区域西倾单斜背景上发育的北北东向分流河道中油气的聚集提供了良好的封盖条件，所以这八支分流河道是油气勘探的有利相带。 2(2)长2期沉积相平面分布特征 由于研究区南部合道川—马岭—镇北地区长2地层遭受剥蚀，仅局部残留，无法恢复其原来的沉积环境，所以重点分析北部姬塬地区的沉积相。 继长3期湖盆进一步退缩，长2期区内演变为平原环境，部分地区可见煤线，可进一步划分出平原分流河道微相和分流间洼地微相。 分流河道微相在区内发育两支(附图7)，均呈北东—南西向展布，规模较大，以中砂岩、细砂岩沉积为主。其中:元46—姬15—姬17—环6井分流河道，单砂层厚10m，最厚可达20m，砂层累计厚度15~30m，最厚可达37m，砂地比50%左右，宽度30km;吴168—元49—吴42—庆86分流河道，单砂层厚5~10m，最厚可达20m，累计厚度15~30m，最厚37m，砂地比50%左右， —20— 宽度40km，该支分流河道在元27井附近也分为更小的两支，靠西侧一支可延伸到桥川一带，而靠东侧一支延伸较远，结合轻重矿物资料分析认为，该分支可延伸到上里塬一带。 1(3)长2期沉积相平面分布特征 21与长2相比，长2期平原分流河道微相更为发育，研究区内展布有四条分流河道砂体，均呈北东—南西向。而分流间洼地微相范围明显缩小，与分流河道微相相间分布，亦呈北东—南西向(附图8) 分流河道由西向东依次为:元22—元46—姬15—环31井分流河道，该河道规模大，单层砂岩厚度10~15m，最厚可达20m，砂层累计厚度10~30m，最厚可达52m(姬18井)，横向宽达32km。在该条分流河道中夹有宽约2km，长约36km的分流间洼地微相;吴168—元11—桥川分流河道，单层砂岩厚10~15m，累计砂厚10~30m，最厚36m，宽10km，呈长条状;元49—元23—元51井分流河道，单层砂岩厚10~15m，累计砂岩厚10~40m，最厚45m，宽约10km，总体呈长条状，在呈42井附近宽度略有增大;沿剖16井—剖5井可能发育一条，在区内只有一小段，其形态和规模不清楚。 31(4)延长世长3—长2期沉积相演化 延长组是在湖盆形成时发育起来的内陆淡水湖泊沉积，经过长10—长4+5湖盆形成及发展阶段之后，长3期开始萎缩，直至消失。这一湖盆发育演化史 31决定了姬塬—合道川地区长3—长2的沉积演化。 3经历长4+5一定程度的湖进之后，长3期逐渐演化成湖退砂进的三角洲建设时期，砂体不断从东北、西南向湖心推移，湖盆萎缩，深湖相消失，仅在环14井—环41—庆8—庆47—桥川—带和悦1—岭78井以东一带发育浅湖亚相泥质沉积，前三角洲亚相不发育，而以浅湖区为近对称分布的三角洲前缘和 3132三角洲平原亚相古据大部分地区。长3—长3—长2进一步湖退，一长2和 1长2期，研究区内已平原化，发育来自东北物源的三角洲平原分流河道微相和分流间洼地微相，而在分流河道和分流间洼地之间可能发育长条形的天然堤 12微相。从附图7和附图8相比较可明显看出，长2较长2呈明显的砂进趋势，分流河道规模扩大，砂体厚度增大，而分流间洼地范围则有一定程度的缩小，为湖盆消失的主要时期。 —21—