鄂尔多斯盆地中生代沉积中心分布特征

鄂尔多斯盆地中生代沉积中心分布特征

在盆地分析中，沉积物、沉积物和沉降的概念经常被提及，但对其内涵的理解与名称并不完全一致（刘池洋，19901；何登发等，1996；莫斯韦等人，2000；王成山等，2003；张明安等，2004；刘池洋等，2005年；等）。笔者之一对其的定义和表述是:沉积中心指盆地或坳陷最细沉积物分布区,为中心沉积相发育区;堆积中心指沉积物堆积最厚的地区;沉降中心指沉积过程中下伏岩层顶面在盆地内沉陷最深的地区(刘池洋,19901)。沉积、堆积与沉降中心在成因上密切相关,在位置上互有联系,但其概念、地质意义和主控因素仍有区别,不能简单替代(刘池洋,19901,1990,1997)。沉积、堆积与沉降中心的分布和其变迁,是盆地演化过程中区域动力学背景、盆地构造属性、物源特征、水动力条件等因素的综合反映和具体表现。沉降中心内涵盆地成因和动力学环境的诸多信息。陆相盆地的沉积中心多为生烃凹陷,沉积中心的迁移,常总体控制着油气的成生、运聚和分布。因此,厘定和揭示盆地三个中心的分布位置、演变规律及其相互关系具有重要的盆地动力学和油气地质意义。1盆地沉积中心、堆积中心与沉积中心的关系对鄂尔多斯盆地中生代主要时期沉积、堆积中心的分布和迁移特点,前人已较早关注并作了理想化的图示。大多认为从中晚三叠世、侏罗纪至早白垩世,盆地的堆积中心(也常被视为沉降中心)自西向东迁移,至早白垩世大致迁移到现今天环坳陷一带;沉积中心大体分布在盆地中南部,随时间的发展经历了逆时针方向的变迁(孙肇才,19642;孙肇才等,1980,1990;张金山,1982;孙国凡等,1985;汤锡元等,1992;何自新等,2003)。前人所编图示直观明了,因而多年来广为引用、延续至今,并常被作为表现盆地中生代演化过程的模式性图示之一。在上述论及鄂尔多斯盆地沉积中心、堆积中心或沉降中心的文献中,并未将三者并列一同讨论,且3个术语的含义在不同文献有别,甚至混用;所提及的“沉降中心”,一般为笔者之一上述定义的堆积中心或沉积中心(刘池洋,1997;刘池洋等,2006)。沉降中心虽与另两个中心联系密切,但之间的替代是有条件的。不加论证的简单替代会潜在有诸多问题,因沉降中心常与另两个中心或其一在位置上并不一致。20世纪70年代中期和90年代后期至今,分别随北美西部逆冲推覆构造带内油气田的发现和我国西北地区陆内前陆盆地油气勘探重大突破的影响,鄂尔多斯盆地西缘又分别以“逆冲推覆构造带”(汤锡元等,1992;杨俊杰等,1990;赵重远,1990)和“前陆盆地”(刘少峰等,1996;孙肇才,2002)的“身份”成为关注的焦点和讨论的热点。前人反映盆地堆积中心自西向东迁移的认识和图示,又成为逆冲推覆带发育及其对沉积作用控制和前陆盆地演化及其前渊坳陷迁移的证据。近些年来,对鄂尔多斯盆地(特别是西部)中生代构造属性、盆山关系、后期改造及原盆面貌等关键问题认识逐步深入。前人对堆积或沉降中心认识所依据的地层厚度和岩相等基础资料,随着勘探和研究新资料的增加已有明显改变,甚至以往某些支撑上述认识的关键剖面(如崆峒山、石沟驿)的地层归属和厚度,尚值得进一步商榷甚或受到质疑。大量研究和证据表明,在中生代鄂尔多斯盆地发育的主要时期,西部并不具典型前陆盆地的特征,只是在晚侏罗世局部地区始显陆内前陆盆地结构,新生代以来该结构有所发展(刘池洋等,2002,2005,2006;苏春乾等,2004;王锋等,2006;赵文智等,2006;白云来等,2006)。随着研究的深入,对中生代沉积、堆积中心分布及其与沉降中心关系的认识也有较大改变。继续沿用前人理想化图示已难以反映目前对盆地属性的认识和研究进展,同时还可能潜在有误导。故有必要进一步探讨鄂尔多斯盆地沉积和堆积中心的分布、演变及其与沉降中心的关系。2盆地沉积演化集体分析鄂尔多斯盆地的主要发育时期为中晚三叠世延长期—中侏罗世,在中晚三叠世延长期和中侏罗世延安期达到鼎盛,于早白垩世末盆地消亡;晚白垩世以来为盆地的后期改造时期。盆地主体具克拉通内盆地属性和特征(刘池洋等,2006)。本文在系统分析最新勘探和研究资料的基础上,重新编制不同时期沉积相和地层厚度等相关图件,结合笔者及前人对盆地不同阶段的构造属性、原盆面貌、岩性岩相组合和物源特征及后期改造影响等方面的研究,探讨盆地沉积、堆积中心及其关系和演变。有必要指出,在中生代盆地演化各阶段的末期,盆地均有不同程度的抬升、沉积间断甚或剥蚀。对晚三叠世末、延安期末及早白垩世前各期剥蚀量的初步恢复表明(陈瑞银等,2006),这3期剥蚀作用相对较弱;对地层厚度所反映的沉积、古地理分布格局没有明显影响。故本文对早白垩世之前各期地层的分析基于有上覆地层覆盖的各期地层厚度。2.1盆地西缘地缘结构中三叠世晚期,受古太平洋板块俯冲影响,华北克拉通始发生明显的东西分异,出现北北东向展布的大型东隆西坳格局。西部坳陷大范围接受沉积,进入鄂尔多斯盆地鼎盛发育时期(刘池洋,1987;赵重远等,1992;刘池洋等,2006)。在今鄂尔多斯残留盆地东邻的山西宁武—静乐盆地、沁水盆地、永和、大宁等地有中上三叠统零星分布,厚度220～630m。山西铜川组、延长组呈北薄南厚、北粗南细,岩性岩相相对稳定且夹多层凝灰岩层,古流向多指向南、西南,未出现边缘相等特点表明其与鄂尔多斯盆地属同一原始盆地。河南济源、义马一带的中晚三叠世主要为湖相沉积,向南至登封一带出露的中三叠统属明显的边缘相。综合研究认为(刘绍龙,1986;赵重远等,1990,1992;刘池洋等,2006;刘池阳等,20073),延长期原始盆地范围宽阔,南、北沉积边界受中秦岭和阴山所限,东可达冀南、豫西,西跨阿拉善(图2)。在盆地西南隅岐山、麟游等地,在中三叠世纸坊组地层含海相瓣鳃类、腕足类等化石,显示该区可能与海相通;到延长期,仍可能与西秦岭残留海时有连通。地层对比和地震剖面显示,盆地西缘及西邻,同期地层大部遭后期剥蚀改造,局部残留者与盆地本部大同小异,显示二者在沉积上的联系。以大量石油钻井资料为基础的地层和沉积相研究表明,延长期受秦岭造山带强烈碰撞和快速隆升的影响,盆地南部沉降幅度较大,盆地总体呈古地理北高南低、水体北浅南深、沉积北薄(200～800m)南厚(900～1300m)特征(图1a)。以油层组和地层组为单位进行的区域制图(何自新等,2003)揭示,以较深湖相沉积为代表的盆地沉积中心和地层较厚带代表的堆积中心分布基本一致,均位于延安—定边—环县—庆阳连线之内,向南东东可延至郑州以西,大致平行于秦岭造山带展布,现仅残留其西半部(刘池洋等,2006)(图1a、2)。延长期湖区展布范围和水深居盆地中生代演化各期之首。最大湖侵期长7时期,湖岸线向西北可达宁夏平罗一带(图1a)。在优质烃源岩发育的沉积、堆积中心之北和东北为缓坡区,发育大型曲流河三角洲;在其之西、南为断裂控制的陡坡区,发育近源扇三角洲和辫状河三角洲,使延长组成为盆地最重要的烃源岩和石油勘探目的层。在被上覆富县—延安组地层覆盖的今盆地主体地区,延长组厚度一般小于1300m。与此不同,在贺兰山西部和平凉崆峒山近物源区,分别孤零地堆积有厚达1987m和2240m的砾岩及砂砾岩。前人将此2处与中部石沟驿三点连线,认为代表中晚三叠世的坳陷中心(张金山,1982)或沉降中心、沉降轴(孙肇才等,1980,1990;孙国凡等,1983),从而作为西缘前陆巨厚沉积响应的证据。钻井和露头剖面资料表明,石沟驿及邻区延长组厚度一般小于1000m,整套地层中未见砾石层和粒径较大的砾石,仅见薄层含砾砂岩,无论厚度还是岩性,均不具有前陆沉积特征。崆峒山砾岩直接被下白垩统所覆,对其时代尚有不同认识(刘池洋等,2005b)。地球化学分析表明,贺兰山汝箕沟延长组(上田组)顶部覆盖的厚逾10m的块状玄武岩为板内拉斑玄武岩,属大陆裂谷伸展环境。结合该区延安组煤层热演化程度高,镜质体反射率一般高达2%～4%;发育较广的石英脉体侵入的最高层位为安定组(张慧等,2006)以及地球物理资料等认为,该地区在中生代似有多期岩浆活动,主体为伸展裂陷环境。在贺兰山地区,中三叠世纸坊组至中侏罗世安定组现今地层出露齐全,可与鄂尔多斯盆地对比,总体特征显示与中生代鄂尔多斯盆地内的沉积联系密切。综合分析认为,贺兰山西部和平凉崆峒山(若地层时代确与延长组同期)地处盆地西缘,沉积物源充足,因而同期沉积地层巨厚,可视为局部堆积中心,而非鄂尔多斯盆地的沉降中心(图2);在延长期,在盆地西部不存在一个南北向展布的地层较厚带或沉降带。2.2岩相古地理的控制三叠纪末盆地整体不均匀抬升,延长组顶部遭受不均匀剥蚀。早侏罗世晚期,在西南高、中北低的前期侵蚀地貌上,填平补齐式地充填了以冲积扇—辫状河相为主,分布局限的富县组及同时代地层。由地层厚度、岩相组合、古流向和古构造分析表明,在今盆地范围内富县组主要为古河道及河道间沉积,包括甘陕、庆西等5大河道,地层厚度一般小于140m,古水流向南东方向汇聚,沉积中心推测可能在晋南、豫西一带。延安期盆地沉积范围和湖区迅速扩张,鄂尔多斯盆地进入了又一个鼎盛发育期。在山西大同、宁武—静乐和河南义马等含煤盆地残存的同时代地层,古水流方向多指向延安及其以东地区。周邻同时期地层沉积相、含煤性及沉积前古地质格局均与今鄂尔多斯盆地具有较好的可对比性,显示其沉积古地理具统一性。原始盆地恢复研究表明(程守田等,1997;刘池阳等,20073),延安期沉积范围东部较晚三叠世有所收缩,东北则扩展到晋北大同一带。以煤田、石油钻井资料和露头为主要依据的沉积相研究(王双明,1996;何自新等,2003)表明,延安组沉积早期以河流相为主;中期河湖三角洲沉积发育;晚期主要为网状河—残余湖相,各期泥炭沼泽广布,煤层发育,是盆地最主要的含煤岩系之一。延安组沉积中心在米脂—靖边—吴旗—宜君一线包络范围和其东,向东北邻近宁(武)静(乐)盆地、东南可至沁水盆地南部。沉积中心较延长期在东西向有所收缩,但向北明显扩张;延9为最大湖侵期,湖域可达吴旗一带(图1b)。在有上覆地层直罗组覆盖的地区,延安组厚度大部地区在200～300m之间,在鄂托克旗北—盐池南西为一厚度大于300m的近南北向反“S”型的堆积中心,定边—安塞连线地区为另一厚度大于350m的北西—南东向堆积中心(图1b、2)。与延长期不同的是,盆地主要堆积中心与沉积中心位置不一。2.3盆地范围分析通过对同时期本部与周邻地层岩性、厚度、沉积相及其演化规律、古流向、沉积地化物源分析、古地质图分析等较系统的原始盆地恢复研究认为,在今盆地西北缘贺兰山汝箕沟、科学山,之东济源、义马、宁武—静乐和大同等地,直罗—安定组同期地层与今盆地本部一样,均显示出良好的沉积渐变关系和整体性,表明该时期沉积范围仍较为广阔(刘池阳等,20073;赵俊峰,20074)。根据沁水盆地云冈组、天池河组为近物源的河流相沉积且夹凝灰质砂岩、火山岩屑砂岩等特点,以及太行山构造岩浆活动高峰期介于124～153Ma之间等(罗照华,1999)认为,该时期鄂尔多斯盆地的沉积东界已西迁至太行山以西一带。2.3.1直罗组沉积体系通过盆地东部10余处露头剖面和盆内210口石油钻井的岩性、岩相解释和综合制图(赵俊峰等,2006,2007),表明直罗组岩性比较单调,砂岩发育,早期以辫状河沉积为主,中晚期以曲流河和交织河沉积为主,河漫湖广布。直罗期沉积中心分布在西杏子河—吴旗—华池—宜君西包络范围及其以东,向东越过黄河(图1c,图2),较延安期缩小,并向西南迁移。据330口钻井和部分露头数据编绘的等厚图(赵俊峰等,2006)显示,直罗组厚度一般在150～400m之间,地层西厚东薄,东西分异更加显著。西部有盐池—平凉、乌海—鄂托克前旗两个厚度可达400～500m的堆积中心,后者的位置较延安期堆积中心明显向西北迁移。直罗期的堆积中心与沉积中心完全分离(图2)。2.3.2湖相初步分区基于10余处露头剖面和盆内300余口石油钻井资料编制的地层厚度和沉积相分析(赵俊峰等,2006,2007)表明,安定期湖区范围较直罗组明显扩大,湖相沉积早期以页岩、油页岩、砂泥岩为主;中期可达较深湖相;晚期浅湖区广泛发育碳酸盐岩,沉积中心位于靖边—环县—庆阳—宜君西一线以东广大地区。安定组厚度一般在100～150m之间,虽仍呈西厚东薄,但东西厚度差明显减小。厚度200～250m的较厚带,分别位于盐池—环县西—平凉东和乌海—鄂托克旗南、北两个地区(图1d,图2),与直罗组堆积中心分布略有变化。2.4世芬河组砾岩局限晚侏罗世,在华北克拉通东隆西降的区域大背景下,盆地中东部隆起遭受剥蚀;受特提斯构造域诸地块及西伯利亚板块南北挤压的影响,阿拉善地块向东运动挤压,盆地西缘发生逆冲变形和抬升剥蚀。晚侏罗世芬芳河组砾岩局限堆积在盆地西部逆冲带前缘,厚度变化极大。在陇县、千阳厚达1046～1174m,在北部平罗厚971m,在中部环县西北甜水堡和马坊沟仅厚121m、125m。自西向东厚度骤然减薄,由冲积相快速变为河流及湖相。但此期沉积分布极为局限,大体沿盐池—甜水堡—千阳一线呈南北向断续展布。晚侏罗世芬芳河组是在较强烈构造变动背景下总体受构造作用控制的局部堆积。但其局限分布在盆地西部和西厚东薄的特征,代表了今盆地范围西低东高结构的开始显现;后期东隆西坳、剥蚀东强西弱的演化—改造过程,进一步加强了今盆地东高西低、地层东薄西厚、基底东浅西深总格局的形成。2.5晚三叠世盆地沉积体系早白垩世为盆地发育的最后阶段,下白垩统志丹群后期剥蚀强烈。原始盆地面貌恢复表明,早白垩世盆地沉积边界总体较中侏罗世明显缩小:但其东界仍远在今黄河之东;西部超覆在遭受强烈剥蚀、几近夷平的西缘逆冲构造带之上,并向西延展;南达秦岭北麓;北界较中侏罗世有明显扩展(刘池洋等,2006;刘池阳等,20073)。下白垩统志丹群由两大沉积旋回构成。第1个旋回从宜君组洪积相砾岩到洛河组沙漠相厚层块状砂岩,再到华池—环河组河湖相粉砂岩和泥岩。其沉积环境和古地理特征表现为:地貌高差减小,沉积范围扩大,岩性变细,厚度增加(依次为40～60m,100～300m,300～600m),湖区面积扩展,出现半深湖相沉积。第2个不完整的旋回从罗汉洞组到泾川组,自下而上总体岩性变细、泥质增多。早期以各种河流—河湖—沙漠相中粗砂岩为主;晚期气候再转湿润,湖区面积有所扩大,以河流—湖相砂泥岩夹含砾粗砂岩居多。一般厚度早期在100～200m左右,晚期厚142～446m。华池—环河期和泾川期以湖相沉积为代表的沉积中心,均在天环坳陷中南部天池—环县—平凉—海原范围内(图3a,b),与六盘山盆地相通。基于220口钻井和测井资料,采用声波时差、热演化和地层对比等方法,对晚白垩世以来地层的剥蚀厚度进行的恢复(翁望飞,20055;刘池阳等,20066)表明,下白垩统在东部临近黄河原始厚度约700～800m,距盆地沉积东界尚远;向西厚度渐增,在鄂托克旗西—杭锦旗西、定边—平凉一线有两个厚度较大的堆积中心,最厚分别达1400m和1800m(图3b)。南部堆积中心规模较大,与沉积中心分布位置一致。综上可知,延长期盆地主体表现为南北分异,地层南厚北薄,沉积中心与主要堆积中心分布一致,位于盆地南部。中晚三叠世在盆地西部不存在统一的较厚地层分布带,贺兰山西部和平凉崆峒山孤零分布的巨厚粗碎屑建造可视为局部堆积中心。延安期沉积中心较延长期在东西向有所收缩,但向北明显扩张;堆积中心向北东迁移,沉积和堆积中心分布位置不一。直罗期沉积中心较延安期缩小,并向西南迁移,堆积中心较延安期明显向西迁移,盆地初显东西分异特征,沉积、堆积中心互不一致。安定期沉积中心有所扩张,堆积中心仍在西部但厚度差减小。经过晚侏罗世构造变形和改造,到早白垩世,沉积中心迁移至天环坳陷西南部,与该期主要堆积中心在位置上基本一致(图4)。盆地中生代各期沉积中心发生由东南向北、再向西南的逆时针迁移,盆地范围和沉积中心逐渐缩小。在盆地西部,早白垩世沉积前没有统一或规模较大的堆积中心,仅存在孤零分布或彼此分隔、规模不大的局部堆积中心;中侏罗世直罗—安定期西部沉积始有增厚。三叠—侏罗纪各期的沉积和堆积中心在位置上东西分野;早白垩世方趋于一致。值得注意的是,大致以北纬38°附近为界,中生代各期的堆积中心大都呈南、北相对独立发展的态势。3盆地沉降中心对有一定勘探及研究程度的盆地,其沉积和堆积中心较易确定;但沉降中心的确定难度颇大,因其受控因素较多,表现形式不直接、不惟一。盆地的沉降是盆地形成演化的主因,受地壳或岩石圈深部动力学过程的控制。沉降中心为盆地沉降幅度较大地区的代表,其形成和演变,总体制约着沉积或堆积中心的分布和迁移。这三个中心的空间分布位置及其关系,因盆地类型及边界条件的不同而异。一般大型克拉通盆地,沉降中心常与沉积、堆积中心或其一的分布位置联系密切(MorrisW等,2000),故可通过对后二者的形成和特征的分析,综合研究盆地较大沉降幅度的分布区,结合区域深部背景,追溯沉降中心的位置。3.1制约沉积岩证据尽管盆地沉降及其类型可通过对盆地可容空间变化的一级控制,在宏观上决定沉积物(岩)的总体特征,但沉积物(岩)的厚度、沉积体系和相带展布等,还要受水动力(水系、海或湖平面变化等)、物源(距物源区远近、物源充足程度等)和古地貌等因素不同程度的制约。因此,要通过沉积物(岩)所提供的各种信息来探讨盆地的沉降幅度及其作用特征,首先要剔去非沉降作用所产生的沉积、堆积效应。3.1.1盆地西部—堆积厚度与沉降幅度以往将鄂尔多斯盆地西部中生代各时期的地层较厚带或孤零分布的厚度高值区视为沉降中心,首先应根据新的勘探和研究成果,重新审视和修正以往认识所依据的基础资料。目前新的资料和研究所揭示的盆地西部中生代各期地层的厚度及展布格局,较以前已有较大改变。如在盆地西部①不存在纵贯南北、规模巨大的较厚地层分布带;②各期较厚地层分布带没有显示出随时代变新自西向东迁移的特点(图4)等。其次,这种用堆积中心简单地替代沉降中心的做法并不适合于鄂尔多斯盆地。因盆地西部邻近剥蚀区,物源较充足;该地带地形起伏较大,重力和水动力作用双重搬运盛行,在进入盆地坡降变化较大的区带会有大量被搬运的沉积物卸载堆积,因而堆积厚度较大。盆地西部中生代各期沉积以冲积相和三角洲平原相为主可为其佐证。所以,盆地西部各时期地层相对较厚带的出现,并非该区沉降幅度较大所致,而是邻近物源区物源充足的结果,不能代表盆地的沉降中心。3.1.2盆地沉积层顶面的平面形态在编制沉积—构造演化剖面时,常用的方法是地层厚度法。该方法将不同时期沉积的地层顶面理想地视为水平面,将地层的厚、薄与该地层底面沉降的深、浅相对应,进行古构造演化编图和分析。事实上,沉积层顶面并非一个理想水平面。其产状、形态和海拔位置常随盆地类型、沉积环境和所处盆地位置的不同而变,通常为一边部高、盆内低、有明显起伏变化的斜面。在沉积物充填过程中,盆地沉积层顶面呈平面形态的情况在时间和空间上均是十分有限的。即使理想化的基准面,也是一个动态平衡面,既不相当于沉积层顶面,也不等同于湖(或海)平面。一般在盆地边部和盆内较深水区,基准面与湖(海)平面和实际沉积面的关系正好相反。在盆地边部,沉积物充足,过补偿沉积,基准面低于实际沉积面,但高于湖(海)平面,且常常受递降水流剖面和地形的影响而呈向盆地倾斜的斜面(Cross等,1998;郑荣才等,2000)(图5)。在盆内较深水区,距物源区较远,沉积物供给一般不甚充足,多为欠补偿沉积环境,基准面高于实际沉积面,但低于湖(海)平面;与盆内地形起伏较小相对应,该面的起伏和倾斜幅度一般也较平缓。鄂尔多斯盆地的沉积环境研究已揭示,中晚三叠世—中侏罗世盆地西部的沉积体系和水流方向均由西北、西和西南部流向今盆地东南部延安—富县一带的湖区,表明各期沉积的古地貌是西高东低,盆底沉降幅度较大的地区在盆内较深水区,即各期沉积中心的分布位置。3.1.3盆地深部—沉降幅度与盆地沉降中心由盆地某期沉积层顶(底)面的相对高低所确定的较大沉降幅度,通常具地貌学意义,是否具与盆地沉降作用有关的动力学内涵,尚需进一步研究和综合论证。由前述可知,鄂尔多斯盆地中晚三叠世—中侏罗世各期的沉积中心虽有变迁,但总体均位于以延安为中心的今盆地东南部及其以东,且与盆地沉降幅度较大地区相吻合。从中晚三叠世至中侏罗世安定期沉积末约80Ma的漫长时期,鄂尔多斯盆地经历了抬升—沉积间断和沉降—充填沉积多期大的演变,盆地所在的华北克拉通遭受了破坏前强烈的构造—岩浆活动和改造,但盆地各期以沉积中心为代表的较大幅度沉降区的位置却大体吻合、上下叠置。显然,这不是表层地貌特征所致,也不会是各期地貌的简单巧合现象;应有着重要的深部背景,即受控于盆地的沉降作用。只有与盆地形成演化有成因联系的深部沉降作用,才可能控制盆地不同演化阶段的较大幅度沉降区,即盆地的沉降中心。将盆地较大幅度沉降区确定为与深部沉降作用有关的盆地沉降中心,还有来自与盆地深部作用直接有关的热演化证据。鄂尔多斯盆地现今大部地区东高西低单斜式结构,始于晚侏罗世,主要形成于白垩纪和新生代。然反映盆地古生界和中生界不同组段现今热演化程度的Ro等值线,不受盆地此单斜式结构的控制,与其东高西低等深线呈正交或斜交关系(任战利等,2006)。显然,盆地经受的最高热演化发生在此单斜式结构主要形成期之前。在上述盆地较大幅度沉降区(即沉积中心)及近邻,古生代和中生代地层的热演化程度明显高于包括堆积中心在内的盆地其它地区(图6)。如奥陶系马家沟组最高热演化区分布在旬邑—延安—宜川一带,Ro达3.0%以上,并以此为中心呈环带状向周围逐渐降低。石炭系烃源岩Ro值在庆阳—延安—宜川一带最高,达2.8%以上。中生界延长和延安组的最高热演化区位于清涧—延安—庆阳—吴旗包络范围,分别达1.0%和0.8%以上(何自新等,2003;任战利等,2006)。鄂尔多斯盆地内部结构简单、分化不明显,缺乏较大断裂,但其热演化却有明显的分区性;在较高热演化区,从地表到各时代盖层及基底,也没有特别的结构、构造。所以,鄂尔多斯盆地较高热演化区的形成,只可能与该区活跃的深部作用有关。这为盆地较大幅度沉降区(即沉积中心)具有明显的深部背景,即为盆地的沉降中心提供了佐证。中生代鄂尔多斯盆地原始沉积范围广阔(刘池洋等,2006)(图2),今盆地残存的沉降(沉积)中心仅为原盆地的西半部,其东半部已被剥蚀殆尽。中生代各期的沉降(沉积)中心,实际上位于原始盆地的中南部(图2)。现今盆地范围内晚侏罗世前长期西高东低的古地貌,即为原盆地西半部特征的表现。鄂尔多斯盆地主要发育时期各期沉降(沉积)中心位置大体一致,前后重叠,正是大型克拉通内坳陷型盆地基本特征的反映。3.2晚-晚侏罗世盆地沉积期岩相古地理背景鄂尔多斯盆地的发生始于我国和全球构造动力学环境发生重大变革的印支期,盆地的发生、演化及消亡,经历和记录了华北克拉通破坏的全过程。该盆地的演化和沉降(沉积)及堆积中心的分布与迁移,记录了华北克拉通由南北差异向东西分异的转变和周邻构造域随时间发展的消长变化及其相互作