鄂尔多斯盆地沉积及构造.docx
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鄂尔多斯盆地沉积及构造
鄂尔多斯盆地沉积
——构造演化及油气勘探新领域
2002年9月
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
前人研究报告资料收集
本
20
7
蒲片鉴定
片
500
2
前人学术论文
篇
30
8
粒度分析
片
200
3
露头剖面收集
条
50
9
物性分析
件
100
4
钻井岩心剖面收集
条
200
10
报告插图
幅
5
野外观测剖面
条
30
11
岩相古地理图
幅
6
钻井岩芯观测
井
200
12
研究报告
份
1
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，北部以乌兰格凸起带与河套地堑云带，南、北长700km，东西宽400km，总面积25万km2（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
（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，面积5000km2。
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）
图1-3鄂尔多斯盆地中央古隆起从奥陶纪至二叠纪剖面几何形态图（引自张吉森等，1995）
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，盆地处于内陆盆地发展阶段，古构造特征仍然保持了西隆东坳格局。
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。
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
滨岸体系
滨岸
砾质滨岸
白云质砾质滨岸
潮坪
砾质潮坪
白云质乐质潮岸
陆
棚
体
系
陆棚
清水陆棚
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
石膏盐盆地、石盐盐盆地、石膏石盐盐盆地
盆缘云泥坪、盆缘灰泥坪、盆缘泥质坪、盆缘石膏坪
泥质洼地、灰泥洼地、云泥洼地、石膏洼地
风暴滩
碳酸盐缓坡
浅缓坡、深缓坡、生物礁、砂屑滩、生屑滩、砂-生屑滩、风暴滩
混积陆棚
颗粒质浅滩、泥质浅滩、砂质浅滩、云质浅滩、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
盆地体系
海槽-深水盆地
海槽-深水盆地
泥质海槽、灰泥质海槽
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
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。
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
图2-14定探1井一带马家沟期晚时
浅滩圈闭分布示意图
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，冯增昭1991）。
由于华北台地海平面整体降低，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
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）。
表2-2鄂尔多斯盆地石炭—二叠系沉积体系划分
沉积
体系组
沉积
体系
沉积相
亚相
微相
分布地区
分布层位
大陆沉积体系组
冲积
冲积扇
扇根、扇中、扇端
盆地古陆边缘
二叠系
冲积平原
辫状河
曲流河
河道
河床滞留、心滩、边滩、决口扇，天然堤、沼泽、洪泛平原
盆地古陆边缘
二叠系
河漫滩
湖泊三角洲
曲流河三角洲
网状河三角洲
辫状河三角洲
三角洲平原
分流河道、河道间洼地、沼泽、洪泛湖泊
湖盆边缘
二叠系
三角洲前缘
水下分流河道、水下天然堤、河口砂坝、分流间湾、远砂坝、席状坝
前三角洲
湖泊
近海湖泊
大陆湖泊
滨湖
浅湖
深湖
盆地中南部地区
二叠系
海陆
过渡
体系
组
三角洲
三角洲
三角洲平原
分流河道、河道间洼地、洪泛平原、平原沼泽
湖盆边缘
太原组
本溪组
羊虎沟组
三角洲前缘
水下分流河道、河口砂坝、分流间湾、远砂坝
前三角洲
海洋体系组
障壁海岸
潮坪
潮上、潮间、潮下
泥坪、砂坪、混合坪
盆地大部地区
太原组
本缓组
泻湖
障壁岛
后滨、前滨、近滨、冲溢扇
盆地大部地区
太原组
本缓组
陆棚
碳酸盐陆棚
内陆棚、中陆棚、外陆棚
微晶灰岩、生屑灰岩、藻灰岩等
盆地大部地区
太原组
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
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