鄂尔多斯盆地三叠系沉积体系

973项目总结
一、沉积发育史
晚三叠世延长期，由于印支运动的影响使得晚古生代-中三叠世的华北克拉通拗陷盆地逐渐向鄂尔多斯盆地转化。

可以说，印支运动在鄂尔多斯盆地的地史发展中是一次重大变革。

在沉积上实现了由海相、过渡相向陆相的转变，使盆地自晚三叠世以来发育完整和典型的陆相碎屑岩沉积体系。

盆地演化进入了大型内陆差异沉积盆地的形成和发展时期，结束和取代了晚古生代以来克拉通坳陷的发展历史。

上三叠统延长组是在鄂尔多斯盆地坳陷持续发展和稳定沉降过程中堆积的以河流-湖泊相为特征的陆源碎屑岩系，它的发展和演化客观记录了这个大型淡水湖盆从发生、发展到消亡的历史。

湖盆发育到延长组第三段(T3y3)初期达到鼎盛，湖进范围可到达盆地北部横山-乌审旗一线。

之后，随着河流的不断注入充填，湖盆走向萎缩。

晚三叠世是鄂尔多斯盆地油气形成的重要时期，沉积体系发育完整，地层出露良好，是观察、研究陆相沉积的典型地区。

盆地上三叠统延长组主要为一套灰绿色、灰色中厚层-块状细砂岩、粉砂岩和深灰色、灰黑色泥岩组成的旋回性沉积。

下部以河流相中-粗砂岩沉积为主，中部为一套湖泊-三角洲-河流相砂泥岩互层，上部为河流相砂泥岩沉积。

在区域范围上，以北纬38°为界，北粗南细，北部厚100～600m之间，南部厚700～1000m之间。

延长组与其上下相邻地层均为平行不整合接触，反映了它沉积时盆地基底稳定。

上三叠统延长组第一段(T3y1)沉积之后，盆地地形出现明显分异，以志丹-甘泉-宜川沿线为枢纽，南部以明显的斜坡向盆地内部倾没，坡度为0.0012，北自马家滩、定边，南至旬邑、铜川，东起延安、黄陵，西达环县、镇原，面积约4×104km2的范围为深湖盆地区，形成厚度达300～400m的深湖相沉积。

枢纽线以北地区为一地势平坦的台地，地形梯度小于0.0003。

北薄南厚的稳定变化，亦表明沉积速率的近似。

为方便生产，长庆油田按油气情况及岩性、电性特征将延长组自上而下划分为10个油层组.
二、主要的沉积体系
1.冲积扇沉积体系
鄂尔多斯盆地的扇积物主要分布在山前露头剖面的底部。

它们以岩性粗、颜色红、厚度大为其主要沉积特征。

平面上呈扇形，剖面上呈楔状碎屑体。

冲积扇沉积体系主要分布于西北部的石沟驿，西部的环20、杨1和安深1井以及平凉一带，西南部的龙1、龙2和长1井一带，北部的桌子山东麓及东胜一带等（图
1）。

盆地的冲积扇岩性以紫红色、灰黄色、杂
色、灰白色厚层-块状砾岩、砂砾岩、砾状砂岩、
含砾砂岩、砂岩及少量泥质粉砂岩、含砾泥岩
为特征，垂向层序大多表现为间断性的正韵律。

岩石的成分成熟度和结构成熟度中等-较低，砾
石成分随地而异。

从扇根到扇端方向，岩石的
成分成熟度和结构成熟度逐渐有所提高。

冲积
扇沉积一般不含动物化石，偶见零星植物屑。

2.河流沉积体系
河流沉积是鄂尔多斯盆地中生代主要的沉
积类型。

无论是平面上还是垂向上，延长组中
的河流沉积所占的比例是最大的。

延长组河流
沉积广泛发育，按砂体的几何形态，相序特征
和相变关系，主要分为辫状河、曲流河和交织河三种类型。

（1）辫状河沉积体系特征
鄂尔多斯盆地的辫状河主要分布于大理河以北以及西部沿线，最为典型的剖面有窟野河、秃尾河、佳芦河、古窑子及汭水河。

井下西南部和南部主要发育于长10油层组，如长2、长14、剖14、泾1、庆7、花1及马1井等，东部主要发育于长2油层组，如塞5、塞37、泉32、枣深2、永7井等以及清涧河剖面、延河剖面。

盆地的辫状河河道砂坝砂岩往往构成巨厚的层系，缺乏河道间细粒夹层。

总体上砂岩/泥岩＞70%，砂岩段的厚度在10～
40m 之间，厚度大者可超过100m ，而泥岩段大都
小于10m 。

砂岩一般由一系列不完整的沉积旋回反
复切割叠置而成，由此造成了剖面上粒序性不明
显。

砂岩以中粗粒和中细粒为主，可见滞留沉积。

从垂向上看，砂体由多个旋回反复叠置而成，每个
旋回都具有由下而上由粗变细的趋势，并依次发育
粒序层理、槽状或板状交错层理、平行层理以及一
些沙纹交错层理。

辫状河泛滥平原一般不发育，仅
在河道间沉积了薄层的灰色泥岩、粉砂质泥岩（图
2）。

（2）曲流河沉积体系特征 图1 鄂尔多斯盆地西南部龙2井
冲积扇沉积序列 图2 龙2井辫状河沉积序列
鄂尔多斯盆地的曲流河分布范围更广，且大部分分布在辫状河的前缘，野外剖面包括清涧河、延河、仕望河、云岩河、
黄陵、铜川、耀县以及薛峰川等地区，井
下剖面出现的频率更多，几乎分布于延长
组各个油层组。

其沉积物往往是河道砂质
沉积与河漫滩细粒沉积之比接近于1，沉
积层序正粒序性明显，具二元结构。

下部
结构为河道砂坝沉积，以侧向加积为主；
上部 结构为河漫滩沉积，以垂向加积为
主。

这些特点，显然是曲流河沉积所特有。

河道砂岩一般为中细粒状，正粒序发育。

根据与邻井的对比，砂体在剖面上呈上平
下凸的透镜体，侧向延伸在数千米以内，
四周均为泥岩所包围。

砂体基底具明显的
冲刷面，冲刷面起伏强烈。

河漫滩沉积主
要为泥岩、砂质泥岩、泥质粉砂岩夹粉砂岩，偶夹薄层细砂岩（图3）。

（3）交织河沉积体系特征 鄂尔多斯盆地的延长组长4+5、长3、长2和长1均有交织河沉积。

河道砂坝为灰色细砂岩或粉砂岩，纵向上常常呈不完整旋回的反复叠置，厚度一般在3m 左右，厚者可达10m 。

在露头区砂体一般呈近于对称的下凸透镜体，横向延伸仅数百米，侧向上往往被河道间细粒沉积物所包围。

3.湖泊沉积体系
鄂尔多斯盆地的湖泊相沉积包括滨湖亚
相、浅湖亚相和深湖亚相。

盆地的浅湖亚相主
要为灰-深灰色泥岩、粉砂质泥岩、砂质泥岩夹
灰绿色薄-中层状粉-细砂岩，浅湖区水底氧气和
氧料充足，故底栖生物发育（图4）。

深湖亚相
位于湖盆中水体最深部位，波浪作用已完全不
能涉及，水体安静，地处乏氧的还原环境，底
栖生物基本不能生存。

盆地的深湖亚相为深灰
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，
岩性横向分布稳定，沉积厚度大，是有利的生油相带。

与此同时，盆地的深湖亚相也发育浊
图3 葫90井长10油层组曲流河 沉积岩电特征图
图4 镇探2井长6油层组浅湖 沉积岩电特征图
流等重力流沉积物。

浅湖亚相发育于延长组各层段，分布范围也较广。

岩层因生物扰动强烈，通常呈块状，风化后呈碎片状。

局部薄层砂岩和泥岩构成透镜-波状复合层较厚的层序，砂岩呈明显的上凸状透镜体，一般厚5～20cm ，最厚可达2m ，横向延伸100m 之内即可明显减薄乃至尖灭。

深湖亚相从长8-长
3均有广泛分布，其中长
7期是分布范围最广的
时期，最大面积可达4×
104km 2。

层理发育，主
要为水平层理和水平纹
层。

浊积岩段在旬邑、铜
川、薛峰川及大理河剖面
以及中南部许多井下剖
面都可见到，通常为薄层
粉细砂岩与泥岩互层，而
旬邑剖面砂岩的岩性较
粗，厚度较大。

特别是大
理河剖面长1油层组中
的浊积岩鲍玛序列十分
发育，粒序层理、平行层
理、沙纹交错层理及水平
层理十分常见，槽模、沟
模、刷模等各种底板印模
比比皆是（图5）。

值得注意的是，夹于深湖亚相泥岩中的粉砂岩常因滑塌及液化作用发生而具有丰富的包卷层理等变形层理。

4.扇三角洲沉积体系
鄂尔多斯盆地的扇三角洲都有三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲这样的三层结构。

前扇三角洲位于扇三角洲的最前端，在这一相带河流作用和波浪作用均较弱，悬浮沉积物发生大量沉淀。

扇三角洲前缘相带处于浅湖区，又很快过渡为深湖区，层理构造表现为牵引流作用。

多数扇三角洲的层序呈反旋回，表现为扇体不断向水推进，垂向上呈向上变粗的层序。

但每一个小的砂层均是由粗变细的正韵律，因为每一个砂层是一次水流作用造成的，每次水流作用都是从强到弱的变化。

与曲流河三角洲所不同的是，盆地西部石沟驿、平凉一带的扇三角洲平 图5 鄂尔多斯盆地庙湾地区长7-长4+5油层组 沉积相及浊流沉积序列
原相带为冲积扇沉积的特点，沉积物粒度较粗，砂砾含量高，从山麓到岸线坡窄且陡。

纵剖面上呈楔状体，背后靠老山或断层处厚度很大，但向前尖灭快，岩性粗，变化也快，反映了近物源和陡坡度的特点。

5.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可划分为辫状河三角洲平原、辫状河三角洲前缘和前辫状河三角洲三个亚环境。

鄂尔多斯盆地辫状河三角洲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，是一个相带发育不完整的沉积体系。

由于水下分流河道不固定，常常侵蚀下伏沉积物，所以极少发育河口坝，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。

鄂尔多斯盆地西缘一线，从长8-长4+5均有辫状河三角洲的发育（图6）。

6.曲流河三角洲沉积体系
鄂尔多斯盆地延长组的三角洲主要为曲流河三角洲，特别是在构造条件稳定的北部和东部主物源一侧长6期及其以后的湖盆水退期广为发育，如安塞三角洲、延安三角洲、富县三角洲、黄陵三角洲等。

平面上，这些三角洲的轴长都在100km以上，轴宽15～30km，个别可达40km以上，面积为千余至数千平方千米，均呈向湖盆方向强烈推进的朵状或鸟足状。

朵体间被相对狭窄的湖湾分离，构成相间分布的半环状三角洲裙带。

鄂尔多斯盆地的三角洲沉积通常分为前三角洲、三角洲前缘和三角洲平原三个相带，其中骨架相是水下分流河道砂质沉积（图6）。

湖泊由于缺乏潮汐作用，波浪作用也较弱，所以许多人将古代的湖泊三角洲解释为密西西比式的河控三角洲。

因此，人们在研究中往往强调向上变粗的完整进积序列，把河口坝作为一种必备的成因相，认为它们是砂质沉积物聚集的主要场所和最有利的储集相带。

这种看法有许多是根据电测资料解释的，通常缺乏露头及完整岩心资料的检验，所以与实际情况往往有悖，其成因解释也是值得商榷的。

鄂尔多斯盆地上三叠统延长组发育有两种地层样式不同的湖泊三角洲沉积，一种是进积序列较完整的巨厚的深水盆地型三角洲，另一种缺乏完整进积序列的薄的浅水台地型三角洲。

其中深水型三角洲是在有巨厚深水泥岩及低密度浊积岩的深盆地背景上发育起来的，水下沉积厚度较大，进积相的序列保存较好。

这类三角洲主要分布在志丹-甘泉沿线以南的深湖地区。

而浅水型三角洲主要分布在志丹-甘泉基底枢纽线以北的浅水台地区。

这种三角洲水下沉积薄，且常为后继的河流强烈冲刷，进积序列常常不完整。

图6 鄂尔多斯盆地西南部延长组辫状河三角洲及曲流河三角洲沉积模式
7. 深水盆地型三角洲与浅水台地型三角洲
深水盆地型三角洲是在河流推进到堆积有巨厚的深湖或半深湖泥岩的深盆地背景上发育起来的，其突出特征是具有厚而完整的进积序列。

三角洲在形成发育过程中，不断从陆地向湖盆方向推进，其结果形成一特征的垂向沉积层序。

一般来说，底部为前三角洲泥，向上依次出现三角洲前缘粉砂和砂，最上面覆盖着三角洲平原分流河道砂质沉积和河漫滩砂质泥岩及泥炭沼泽沉积。

从前三角洲泥质沉积到三角洲前缘砂质沉积，大体上为一下细上粗的反旋回沉积序列，即所谓进积型沉积序列（图7）。

其沉积构造序列由下而上为水平层理、压扁层理、透镜状层理、小型交错层理、板状和槽状交错层理、冲刷面构造、平行层理、波状
图7 研究区浅水台地型和深水盆地型三角洲沉积模式
交错层理、沙纹交错层理、水平层理及植物根，它们反映了不同亚环境的水动力条件的规律性变化。

三角洲砂体平面上呈朵状，剖面上呈底平顶凸的透镜体。

浅水台地型三角洲的突出特征是分流河道砂体为骨架，河口坝不发育。

多数情况下，分流河道砂体直接与湖相泥岩呈冲刷接触，垂向相序往往不完整。

在河道砂岩基底上常含灰黑色棱角状湖相泥砾，由下而上，砂岩粒度逐渐变细。

盆地的水下分流河道有时被后继的陆上分流河道承袭，其沉积体很难截然分开，除了侧向相变不同外，内部沉积特征无本质区别。

浅水台地型三角洲前缘河口坝之所以少见，是因为河流进入平坦安静的浅水环境，所携带的沉积物快速推进，不能形成较厚的河口坝沉积，即使形成也通常为水下分流河道冲刷贻尽（图7）。

所以经常见到水下分流河道砂体与湖相泥岩直接呈冲刷接触，而缺乏河口坝沉积作为过渡。

偶尔在冲刷不太强烈的情况下留有薄的残余。

延河剖面张家滩黑页岩之上见有3m厚的保存较好的河口坝沉积，未受明显的波浪改造，以废弃相保存下来，基本上反映了河口坝的原始特征。

岩性以粉砂质泥岩及粉砂岩与下伏湖相页岩呈渐变，底部粉砂质泥岩及粉砂岩中具沙纹层理及包卷层理，向上粉细砂岩具水平波状纹层，至顶部可见中-小型槽状交错层理，构成反旋回。

三、沉积格局与沉积环境演变
鄂尔多斯盆地从长10期开始发育，围绕湖盆中心，形成一系列环带状三角洲裙体（图8），进入长9期快速下沉，将长10期的三角洲体系全部淹没水下。

到长8期，湖盆规模、水深均已加大。

长7期湖盆发展到全盛期，盆地广大范围被湖水淹没，深湖区的面积也急剧扩大。

进入长6期，湖盆下降速度放缓，沉积
图8 鄂尔多斯盆地晚三叠世中期原型盆地
作用大大加强，经过长4+5、长3到长2期，湖盆逐渐消亡。

沉积总体显示为西厚东薄、南厚北薄的态势。

长9—长8期湖盆呈现为西岸稍陡，东岸平缓，因而浅湖沉积在西岸狭窄，东部则十分宽阔。

沉积体的突出特点是西部以各种近源快速堆积的粗粒二角洲和浊积岩为特征(田景春，2001)，东部则发育一连串三角洲。

西岸以镇北辫状河三角洲规模最大，是这一时期的突出特征之一。

北岸则以发育有巨大的盐池—定边三角洲为代表，东北部榆林—横山主要是三角洲平原，东部主要发育长条形三角洲，呈东西向分布，这时的子长—吴旗三角洲较为发育，安塞三角洲尚未出现前缘沉积，延安—甘泉：角洲前缘分为两支，东南缘的黄陵三角洲已现雏形（图9）。

长7期湖盆沉积格局与长8期基本相似，尤其是西岸仍以粗粒三角洲和浊积岩为主，规模也基本与长8期相当。

北部及东部湖水进一步加深，湖岸线大面积向外推进，这时的盐池-定边三角洲面积较长8期有了很大的减小，榆林-横山三角洲前缘亚相较长8期有了明显的扩大，长8期的志丹-吴旗三角洲随着水进已退缩至靖边以东一带，安塞地区主要是浅湖亚相；黄陵三角洲规模虽然与长8
相似，但大部分则成为深湖浊积扇（图10）。

长6期湖盆西岸依然发育有石沟驿扇三角洲、环县扇三角洲、镇北辫状河三角洲及泾川辫状河三角洲，与长8、长7期大体相似，除北部的石沟驿扇三角洲规模有明显的扩大外，其余都有所减弱，尤其是马岭-庆阳地区在长8、长7期发
育的大规模浊积扇体已大大减小，主要为三角洲前缘相所替代。

该时期突出的特征是东北、东部的物源大大加强，榆林-横山地区随着沉积作用的加强已由长7期的三角洲前缘变成平原河流相，安塞三角洲进入发育的鼎盛时期，东北部三角洲前缘已与盐池—定边三角在吴旗北交汇形成一支庞大的三角洲前缘，同时经过吴旗向南直到华池-悦乐地区。

另一个特征是富县三角洲的沉积作用明显加强，向西穿过葫芦河和太白地区直达固城川，是合水-固城川浊积扇的主要物源。

长6期的深湖区也大大收缩，由长7期的盐池北向南推至姬塬地区，东部也显著向西南推进，长7期深湖区东部可达大路沟-志丹-西河口-富县地区，这时已推进到旦八镇、永宁、葫芦河以西地区（图11）。

长4+5期沉积格局与长6期无多大差别，只是深湖区进一步从各个方向向湖中心收缩，湖岸线与长6范围相近，但沉积作用与长6相比有显著的减弱，西缘的石沟驿扇三角洲继续存在，环县在长6及其以前的扇三角洲这时已完全成了陆上冲积扇，马岭-庆阳地区已无浊积岩发育，随着湖水的变浅，该区已变成马岭三角洲和镇原三角洲的前缘亚相，北部盐池-定边三角洲与长6相似，东北部及东部三角洲以及长6期发育的三角洲，尤其安塞三角洲已全面平原化，主要以分流河道沉积为主，富县三角洲与黄陵三角洲连为一体向葫芦河-太白以西延伸，可直到固城川地区的深湖区，成为该区的主要物质来源（图12）。

图9 鄂尔多斯盆地延长组长8油层组沉积相图 图10 鄂尔多斯盆地延长组长7油层组沉积相图
图11 鄂尔多斯盆地延长组长6油层组沉积相图图12 鄂尔多斯盆地延长组长4+5油层组沉积相图图13 鄂尔多斯盆地延长组长3油层组沉积相图图14 鄂尔多斯盆地延长组长2油层组沉积相图
长3期由于盐池西缘及西南缘开始抬升，深湖亚相收缩到直罗-合水以南的小范围内。

长3期沉积作用再次加剧，该期发育的盐池定边三角洲这时与石沟驿地区连为一体，全面平原沼泽化，近南北向的分流河道也十分发育，可穿过姬塬向南伸入浅湖区。

另一个特征是东北物源再次强化，一直可穿过吴旗向南达到华池地区，形成吴旗—华池三角洲，志丹、安塞、永宁、甘泉一线以东、以北地区全面平原沼泽、河流化。

长3时期只有延安、富县、黄陵、铜川三角洲继续有前缘亚相的存在，尤其是延安三角洲的前缘一直可穿过永宁向南延伸到太白-固城川地区（图13）。

长2期由于强烈的后期抬升剥蚀作用，仅在湖盆内及南部部分地区有所保留，西南部剥蚀殆尽。

该期由于湖盆的持续收缩，合水、直罗以南长3期仅有的小范围深湖区已不复存在，浅湖区也较长3大小收缩，仅在华池、延安、富县、黄陵几个三角洲尚有前缘存在，其它地区的沉积与长3相似，只是进一步平原、沼泽化，河流亚相或平原分流河道发育是这一时期的重要特征（图14）。

长1期，除局部地区发育浅湖乃至在横山―甘泉、吴旗―清涧之间形成长1期的内陆深湖沉积外，整个鄂尔多斯盆地全面平原、沼泽化，广泛发育薄的煤层或煤线。

从此结束了陕甘宁盆地延长组的沉积历史。

长1油层组在子长的大理河和清涧河一带出露最全，保存完整。

总厚度378米。

按垂向的旋回特征可以分为五段。

第一段为砂泥岩互层夹薄煤层，煤线，富含植物化石，厚117米，属沼泽相沉积。

第二加三段为细砂岩和深灰色的粉沙质泥岩互层，夹泥灰岩，含瓣鳃类，介形虫，鱼鳞等化石，厚98米，属浅湖及半深湖沉积。

第四段为块状砂岩和粉砂质泥岩，泥质粉砂岩互层，夹可采煤层，泥岩中见黄铁矿结核，厚82米，属三角洲平原沼泽和三角
洲前缘分流河湾沉积。

第五段自下而上为薄层砂泥岩互层，油页岩及厚层的块状砂岩，块状砂岩中夹薄层灰黑色泥岩，富含炭屑，厚约80米，为深湖相浊流沉积，发育完整的鲍玛序列。

印支运动使盆地抬升露出水面，因风化侵蚀及季节性洪水的冲刷，延长组顶部受到强烈侵蚀切割，形成了沟谷纵横的丘陵地貌。

早侏罗世早期，沿沟谷发育了古甘陕水系，沉积了厚20～260m呈树枝状展布的近3×104km2的河道砂体，此时气候一度干旱，出现了红层。

四、层序地层学
1.三叠系延长组层序对比标志选择
如表1。

表1鄂尔多斯盆地上三叠统延长组岩性对比标志层
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2.三叠系延长组层序界面的识别
（1）构造运动升降面
这种界面与构造演化有关，是构造旋回划分的标志，主要表现为盆地基底的抬升导致湖平面的下降，地层遭受剥蚀和下切，沉积响应为不整合或不协调，剖面上显示为地层顶部的削蚀或地层的缺失，为区域性沉积间断面。

该类界面主要是延长组顶部区域抬升剥蚀形成的构造不整合面和延长组底部以平行不整合与下伏中三叠统的接触面。

由此可识别出整个延长组为一完整的构造型三级层序，它以两个古构造运动面为界。

（2）区域性特征界面（最大湖泛面）
在盆地内主要为区域性基准面抬升所造成水进界面以及由于水进所造成的区域性河道或三角洲废弃所形成的大面积沼泽沉积界面。

前者是大面积发育的开阔湖相沉积，如张家滩泥岩标志层（K1）、李家畔泥岩标志层（K0）；后者是大面积沼泽化形成的碳质泥岩或煤层，如K9及K5标志层。

（3）相旋回特征和相的突变界面
一类是基准面上升到高水位期形成的最大的水进湖泛面，如K2；另一类是基准面下降形成的进积型三角洲顶积层面和曲流河沉积间歇期形成的大面积平原沼泽化界面。

如长8底界面及K3、K4、K6、K7、K8标志层，可识别出三个三级层序界面SB2、SB3、SB4。

3. 延长组准层序的识别
（1）河流平原区由河道－河道间沉积形成的一个或多个进积砂体和加积成因的泥沼相组成的下粗上细二元结构，为向上变细准层序；
（2）滨浅湖区由浅湖相－滩砂（或远砂坝）或者向三角洲前缘过渡相下由前三角洲泥－席状砂－河口坝－水下分流河道组成的仅有进积体系域的向上变粗准层序；
（3）三角洲前缘相带由浅湖泥－远砂坝－席状砂－河口坝－水下分流河道－分流间湾泥组成的简单的下部进积和上部退积相结合的向上变粗复变细的准层序。

4.准层序演化与对比模式图
自源区向沉积区，沉积
物的构成方式在纵、横向
上遵循Walter相律，形成
准层序的类型从向上变细
准层序→复合型准层序→
向上变粗准层序演化基
准面下降半旋回的沉积记
录由无到有、厚度由薄→
厚→薄、在准层序中的比
图15 准层序演化与对比模式图
例逐渐增大；而基准面上
升半旋回的沉积记录由有到无、厚度由厚到薄、在准层序中的比例逐渐减小（图15）。

5.延长组的准层序组有如下特点：
（1）加积准层序组主要发育在研究区河流平原、深湖相沉积中。