层序地层学研究的主要内容就是对层序及体系域界面进行精确识别, 追踪和对比, 划分各级层序地层单元, 明确各层序的结构特征, 建立层序地层格架, 故界面的识别为层序地层研究的基础和关键。本次研究中共识别出4种层序界面。

2.1.1 上古生界与下古生界分界面 指奥陶系与石炭系之间的分界面, 为区域性不整合面(图 3-A)。受中奥陶世华北板块区域性抬升作用的影响, 华北区域上缺失上奥陶统、志留系、泥盆系和下石炭统, 其间存在着138, Ma的沉积间断(马永生和田海芹, 2006), 并在不整合面之上发育铁质岩和铝土岩, 故该界面为一良好的层序界面。

图 3

Fig.3

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	图 3 鄂尔多斯盆地保德地区扒楼沟剖面上古生界层序与体系域界面 A— 上古生界与下古生界分界面, 区域性不整合面; B— 北岔沟砂岩底面; C— 晋祠砂岩底面; D— 骆驼脖子砂岩底面; E— K6砂岩底面; F— 晋祠砂岩之上暗色泥岩底面; G— 北岔沟砂岩之上暗色泥岩底面; H— 扒楼沟灰岩底面; I— 厚层退积泛滥平原相与进积河床相之间分界面Fig.3 The Upper Paleozoic sequence and systems tract boundaries of the Palougou section in Baode area, eastern margin of Ordos Basin

2.1.2 下煤组顶面 为太原组太1段和太2段的分界面, 该界面具有多种属性: (1)为一构造体制转换面。下煤组沉积之前, 华北板块盆地格局为“ 南隆北倾” , 其后在中海西期盆缘同生构造作用的控制下, 盆地格局变为“ 北隆南倾” (尚冠雄, 1997), 在盆地边缘的内蒙古中部表现为上石炭统阿木山组与下二叠统哲斯组或三面井组的明显不整合关系, 在北山地区以上石炭统干泉组与下二叠统菊石滩组之间角度不整合为代表(崔盛芹等, 2000)。在盆底格局的转换期, 由于构造体制的变化引起盆地废弃, 导致冲积物供应量减少, 盆地发生了大面积泥炭沼泽化而形成区域上广泛分布的下煤组; (2)海侵方向转换面。下煤组沉积之前, 华北区域海侵方向为北东方向, 之后海侵方向转变为南东方向(陈世悦等, 2000)。(3)古生物组合突变面。界面之下, 扒楼沟灰岩中 类发育Triticites带, 界面之上该带消失, 类生物以Pseudoskwagerina带出现和繁盛为特征(高葆常, 1982)。

2.1.3 北岔沟砂岩底面 为太原组与山西组的分界面(图 3-B), 该界面同样具有多重属性: (1)区域性海退面。界面之下太原组海侵作用达到晚古生代最大规模, 形成了以扒楼沟灰岩和保德灰岩为代表的海相灰岩; 界面之上, 随着早二叠世泛大陆的聚合, 海平面下降, 海水大幅南退(李江海等, 2014), 代表海侵作用的海相灰岩不复存在。(2)沉积体系转换面。界面之下本溪组和太原组发育陆表海背景下的障壁海岸— 碳酸盐岩台地复合沉积体系, 界面之上发育河流沉积体系, 该界面为一沉积体系转换面。(3)下切谷冲刷面。北岔沟砂岩的下切冲刷作用造成太原组顶部部分地层缺失, 如本区太原组顶部的6号煤就发生了减薄和缺失现象。

2.1.4 晋祠砂岩、骆驼脖子砂岩、K6砂岩和K8砂岩底面 分别为太原组、下石盒子组、上石盒子组和石千峰组底面, 为下切谷冲刷面(图 3-C, 3-D, 3-E), 界面之下可见地层被冲刷, 如晋祠砂岩冲刷本溪组顶部煤层造成煤层缺失或减薄, 界面之上发育厚层叠置状砂砾岩体, 为下切谷充填的典型标志(Jiang et al., 2012)。

2.2.1 初始海泛面 理论上初始海泛面为海水首次漫过坡折带或低位下切谷所形成的海泛面, 也是低位体系域与海侵体系域之间的分界面(张巍等, 2010)。本次研究将初始海泛面定为低位厚层砂砾岩体之上覆盖的泥岩、粉砂质泥岩和粉砂岩等较细粒物质的底面(图 3-F, 3-G), 在低位体系域不发育的部位, 初始海泛面与层序界面重合。

2.2.2 最大海泛面 最大海泛面为一个基准面旋回中可容空间增加速率与物源供给速率平衡、水体深度达到最大值时形成的沉积面, 也是海侵体系域与高位体系域之间的分界面。本次研究中, 在障壁海岸— 碳酸盐岩台地沉积背景下, 将一套向上变深的沉积序列中代表水体最深的岩性的底面作为最大海泛面, 如灰岩或潟湖相泥岩的底面(图 3-H); 在河流沉积背景下, 可以根据地层叠置样式的变化来识别最大海泛面, 本次研究中将低位域之上由以退积作用为主的泛滥平原相明显转化为以进积作用为主的河床相的分界面(图3-I)作为最大海泛面。

2.3.1 层序划分方案 通过露头剖面层序与体系域界面的精细研究, 将扒楼沟剖面上古生界划分为7个三级层序, 由下至上依次为SQ1、SQ2、SQ3、SQ4、SQ5、SQ6和SQ7, 分别对应本溪组、太2段、太1段、山西组、下石盒子组、上石盒子组和石千峰组。SQ1、SQ2、SQ4、SQ5、SQ6和SQ7层序结构发育完整, 均由低位体系域、海侵体系域和高位体系域组成; SQ3在相邻的兴县关家崖剖面、保德桥头剖面和大牛地气田大49井中均发育有低位体系域的桥头砂岩, 但是在扒楼沟剖面SQ3中低位体系域不发育, 层序由海侵体系域和高位体系域组成(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 鄂尔多斯盆地东缘保德地区扒楼沟剖面与大牛地气田大49井SQ2-SQ3对比及周缘SQ3低位体系域照片Fig.4 SQ2-SQ3 correlation of the Palougou section in Baode area, eastern margin of Ordos Basin and Well Da-49 in Daniudi Gasfield and photos of lowstand systems tract of peripheral SQ3

2.3.2 层序地层样式 不同层序中发育的层序地层样式不尽相同, 本次研究工作中共识别出TH1、TH2和H等3种层序地层样式。SQ1发育TH1型层序样式, TST与HST厚度大致相当, 且沉积相发育连续, 认为形成于慢速海侵、慢速海退的背景下, 由于海侵速度较慢, 潮坪相发育的厚度较大且泥坪、混合坪和砂坪发育完全, 海退表现为潟湖逐渐淤浅的过程。SQ2发育TH2型层序样式, TST与HST厚度近似相等, TST中沉积相发育连续, 但是在HST中存在跳相的现象, 泥炭坪相直接发育在台地相之上, 之间缺乏过渡的潟湖相, 说明当时的海退速度较快, 认为其发育于慢速海侵、快速海退的背景下。SQ3发育TH1型层序样式, TST与HST厚度大致相当, 且沉积相发育连续, 认为形成于慢速海侵、慢速海退的背景下。SQ4、SQ5、SQ6和SQ7发育H形层序样式。由于SQ4-SQ7均发育于陆相背景下, 物源供给能力强, 可容空间增加速率大于物源供给速率的时间较短, 且TST时沉积速率较小, 故形成HST为优势体系域, 厚度远大于TST的厚度。

扒楼沟剖面上古生界岩石类型丰富, 包括铁质岩、铝土岩、泥岩、粉砂岩、砂岩、砾岩、灰岩和煤。本2段由铁质岩与铝土岩组成, 本1段发育灰色、灰黑色泥岩和灰色砂岩。太2段为砂泥岩互层夹薄煤层, 顶部发育灰岩和煤层; 太1段发育泥岩夹薄煤层和灰岩; 本组中泥岩呈深灰色或灰黑色。山2段发育砂泥岩互层夹煤层, 山1段发育砂泥岩互层, 泥岩呈灰色和灰黑色。下石盒子组岩性为灰色、灰绿色砂岩、粉砂岩和灰绿色、紫红色泥岩。上石盒子组发育灰色、灰绿色、灰黄色砂岩与紫红色泥岩互层。石千峰组发育灰色、灰红色砂岩与紫红色泥岩互层夹紫红色粉砂岩。

通过对露头的岩性、颜色和沉积构造等特征进行详细的观察, 共识别出16种典型的岩石类型(图 5), 分别为块状层理砾岩(Gm)、槽状交错层理砾岩(Gt)、波状层理砂岩(Sc)、脉状层理砂岩(Sf)、板状交错层理砂岩(Sp)、槽状交错层理砂岩(St)、平行层理砂岩(Sh)、块状层理砂岩(Sm)、水平层理粉砂岩(Fh)、爬升层理粉砂岩(Fc)、灰白色透镜状层理泥岩(Mlo)、暗色水平层理泥岩(Mhg)、杂色块状层理泥岩(Mmr)、紫红色块状层理泥岩(Mma)、煤(CO)和灰岩(LI)。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地保德地区扒楼沟剖面上古生界岩石类型Fig.5 The Upper Paleozoic rock types of the Palougou section in Baode area, eastern margin of Ordos Basin

根据露头岩石类型及垂向组合关系的观察结果, 扒楼沟剖面上古生界主要发育8种岩石组合类型(图 6)。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地保德地区扒楼沟剖面上古生界岩石组合Fig.6 The Upper Paleozoic rock associations of the Palougou section in Baode area, eastern margin of Ordos Basin

1)组合类型1: Mlo-Sc-Sf-Mhg

底部发育灰白色透镜状层理泥岩(Mlo), 形成于泥坪环境, 向上依次发育混合坪环境下波状层理砂岩(Sc)和砂坪环境下脉状层理砂岩(Sf), 顶部发育潟湖环境中的暗色水平层理泥岩(Mhg), 组合具有向上变粗、又变细的结构特点。该类型主要发育于本溪组上部。

2)组合类型2: Gt-St-Sp-Mhg

底部发育槽状交错层理砾岩(Gt), 为潮道底部的滞留沉积, 向上依次发育槽状交错层理砂岩(St)和板状交错层理砂岩(Sp), 为潮道亚相中的主体, 顶部发育潟湖环境中的暗色水平层理泥岩(Mhg), 总体表现为向上变细的结构特点。该类型主要发育于太1段下部。

3)组合类型3: Mhg-LI-CO

底部发育潟湖环境下的暗色水平层理泥岩(Mhg), 向上过渡为碳酸盐岩台地相的灰岩(LI), 顶部发育泥炭坪环境下形成的厚层煤(CO), 反映了海进— 快速海退的过程。该类型主要发育于太2段上部。

4)组合类型4: Mhg-LI-Mhg

总体表现为潟湖环境下的暗色水平层理泥岩(Mhg), 其中夹有碳酸盐岩台地相的灰岩(LI), 表现为海进— 慢速海退的过程。该类型主要发育于太1段。

5)组合类型5: Gm-St-Sp-Sh-Fh-Mhg-CO

底部发育块状层理砾岩(Gm), 为辫状河河床亚相底部滞留沉积, 向上依次发育槽状交错层理砂岩(St)、板状交错层理砂岩(Sp)和平行层理砂岩(Sh), 为辫状河河床亚相的主体, 顶部发育堤岸亚相的水平层理粉砂岩(Fh)、泛滥平原亚相的暗色水平层理泥岩(Mhg)和煤(CO), 总体为一个向上变细的岩石组合。该类型主要发育于山西组底部。

6)组合类型6: Gm-St-Sh-Fc-Mhg/Mmr/Mma

粗碎屑沉积由下至上依次发育曲流河河床亚相底部滞留块状层理砾岩(Gm)、曲流河河床主体的槽状交错层理砂岩(St)和平行层理砂岩(Sh), 顶部发育堤岸亚相的爬升层理粉砂岩(Fc)和泛滥平原亚相的暗色水平层理泥岩(Mhg), 杂色块状层理泥岩(Mmr)或紫红色块状层理泥岩(Mma), 总体表现一个向上变细的沉积序列。该类型主要发育于山西组、下石盒子组、上石盒子组和石千峰组。

7)组合类型7: Gm-Sm-St-Sp-Sh-Mmr/Mma

底部由辫状河河床亚相底部滞留块状层理砾岩(Gm)和辫状河心滩微相中发育的块状层理砂岩(Sm)组成, 向上依次发育辫状河河道微相中发育的槽状交错层理砂岩(St)、板状交错层理砂岩(Sp)和平行层理砂岩(Sh), 顶部发育泛滥平原亚相的杂色块状层理泥岩(Mmr)或紫红色块状层理泥岩(Mma), 为一个向上变细的沉积序列。该类型主要发育于下石盒子组、上石盒子组和石千峰组底部。

8)组合类型8: Gm-St-Sp-Sh-Fc-Mmr/Mma

下部组合的粗碎屑沉积由下至上依次为辫状河河床亚相底部滞留块状层理砾岩(Gm)、辫状河河道微相中发育的槽状交错层理砂岩(St)、板状交错层理砂岩(Sp)和平行层理砂岩(Sh), 顶部发育堤岸亚相爬升层理粉砂岩(Fc)和泛滥平原亚相杂色块状层理泥岩(Mmr)或紫红色块状层理泥岩(Mma)。该类型主要发育于下石盒子组、上石盒子组和石千峰组底部。

扒楼沟及周缘剖面上古生界发育的沉积相类型有障壁海岸相、碳酸盐岩台地相和河流相。

3.2.1 障壁海岸相 障壁海岸相主要发育潮坪、潟湖、潮道和障壁岛, 其中潮坪相可以细分为泥坪、混合坪、砂坪和泥炭坪。

1)潮坪亚相

泥坪形成于平均高潮线以上, 发育灰白色透镜状层理泥岩, 局部可见生物扰动、生物钻孔和泥裂(图 7-A), 整体发育透镜状层理, 泥岩中发育水平层理, 透镜体岩性以粉砂岩为主, 厚度在0.5~2, cm之间, 横向延伸距离一般不超过2, m(图 5-K)。

图 7

Fig.7

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图 7 鄂尔多斯盆地保德地区扒楼沟及周缘剖面上古生界障壁海岸相、碳酸盐岩台地相和辫状河相沉积特征 A— 泥坪中生物钻孔, 本1段; B— 潮坪泥炭坪, 本1段; C— 台地泥炭坪, 太2段; D— 潟湖相泥岩中发育钙质结核, 太1段; E— 潮道相砂体底部的石英细砾岩, 太2段; F— 障壁岛砂体粒度向上变粗又变细, 太2段, 府谷县城; G— 保德灰岩中的腕足动物化石, 太1段; H— 北岔沟砂岩冲刷太原组顶部煤层, 山2段; I— 心滩砂体中发育落淤层, 山2段; J— 心滩滩后流影区发育滩后泥岩与砂岩指状互层, 盒4段Fig.7 The Upper Paleozoic sedimentary characteristics of barrier coast facies、carbonate platform facies and braided river facies of the Palougou and peripheral sections in Baode area, eastern margin of Ordos Basin

混合坪形成于平均高潮线与平均低潮线之间, 发育波状层理砂岩, 其中泥岩单层厚度一般在2, cm左右, 砂岩单层厚度在6, cm左右(图 5-C)。

砂坪发育在平均低潮线以下受潮汐作用控制的高能环境中, 岩性主要为石英细砂岩, 成分成熟度和结构成熟度均较高, 岩石类型为脉状层理砂岩, 其中泥质条带的厚度一般在2, cm左右(图 5-D)。

由泥坪向混合坪和砂坪的逐渐过渡构成了岩石组合类型1的主体, 表明沉积时水体逐渐变深, 反映了一次慢速海进的过程。

泥炭坪指在贫陆源碎屑输入的背景下, 在潮坪之上形成的泥炭堆积环境, 根据泥炭发育的底质的沉积环境, 可将本区内的泥炭坪分为潮坪泥炭坪、潟湖泥炭坪和台地泥炭坪。潮坪泥炭坪的成煤序列以泥坪相开始, 向上过渡为泥炭坪, 煤层顶板仍为泥坪相(图 7-B); 潟湖泥炭坪成煤序列以潟湖相开始, 由于潟湖的淤浅作用, 水体逐渐变浅, 逐渐过渡为泥炭坪相, 煤层顶板类型多样, 可以为潮道相砂岩, 也可以为潟湖相泥岩; 台地泥炭坪成煤序列以台地相灰岩开始, 伴随着海退作用, 向上过渡为泥炭坪相(图 7-C), 煤层顶板一般为潟湖相泥岩。台地相灰岩和泥炭坪相煤层组合即为岩石组合类型3的主体部分。

2)潟湖亚相

潟湖指受古地形或障壁岛遮蔽作用而与广海隔绝开的局限海域, 岩性以深灰色、灰黑色泥岩或碳质泥岩为主, 岩石类型为暗色水平层理泥岩(图 5-L)。受潟湖底部缺氧环境的影响, 其中可发育有黄铁矿结核, 风化后析出单质硫。潟湖中生物死亡后有机质厌氧分解可以释放出铵离子, 为生物残体周围营造出一个碱性微环境, 从而促进了水体中碳酸盐的沉淀进而形成碳酸盐结核(Berner, 1968)(图 7-d), 其中常含有生物化石。

3)潮道亚相

潮道砂体具有顶平底凸的外部几何形态, 单层厚度在3~4, m, 发育有槽状交错层理和板状交错层理(图 5-B), 与下伏地层呈冲刷接触。岩石成分成熟度较高, 颗粒以石英为主(图 7-E), 可见冲刷下伏地层后所夹的煤屑。砂体底部发育石英细砾岩或含砾石英粗砂岩, 砾石粒径在3, mm左右(图 7-E), 向上粒度逐渐变细, 为石英中砂岩。多期潮道相砂体在垂向上叠置发育, 砂体之间夹有潮道沉积作用间歇期形成的微异地煤。潮道相中发育的槽状交错层理砾岩、槽状交错层理砂岩和板状交错层理砂岩组成了岩石组合类型2的主体。

4)障壁岛亚相

障壁岛砂体常夹持在潟湖相泥岩之间, 由下至上具有粒度逐渐变粗、又变细的特征(图 7-F)。底部发育薄层的砂岩夹泥质条带, 砂岩厚度在15, cm左右, 泥质条带厚度在5, cm左右; 向上单层厚度逐渐增大, 且不含泥质条带, 可见低角度的楔状交错层理; 顶部发育薄层砂岩夹泥质条带并向上过渡为潟湖相泥岩。砂岩成分成熟度和结构成熟度均较高, 颗粒以石英为主, 反映其受波浪作用簸选改造的特征。

3.2.2 碳酸盐岩台地相 本区碳酸盐岩台地相中主要发育局限台地相, 岩性以泥质灰岩、含生物碎屑灰岩为主, 其中发育有腕足、双壳、有孔虫和棘皮类生物化石和生物遗迹化石(图 7-G)。台地相灰岩常与潟湖相泥岩组合出现, 组成岩石组合类型4。

3.2.3 河流相 1)辫状河相

辫状河相的主体为河床亚相, 泛滥平原亚相相对不发育, 河床亚相可以细分为河道和心滩。

河道相砂体具有顶平底凸的外部几何形态, 底部发育冲刷面(图 7-H), 冲刷面之上发育有滞留砾岩, 厚度一般小于0.5, m, 横向延伸不稳定, 呈透镜状(图 5-A), 砾石一般呈次圆状, 粒径一般3, cm左右, 最大可达6, cm, 成分以石英岩和燧石为主, 向上变为中粗砂岩, 可见冲刷下伏地层所卷携的泥砾和煤屑, 其与堤岸亚相和泛滥平原亚相组合, 在山西组中发育岩石组合类型5, 在下石盒子组、上石盒子组和石千峰组中发育岩石组合类型8。

心滩相砂体具有顶凸底平的外部几何形态, 底部发育有滞留砾石层, 砾石粒径2, cm左右, 最大可达4, cm, 其上发育厚层块状粗砂岩(图 5-H), 其中夹有低水位期泥质沉积物垂向加积作用形成的落淤层(图 7-I), 受心滩出露水上面积以及后期冲刷作用的影响, 落淤层的横向连续性较差, 只能形成局部夹层, 心滩砂体向上渐变为中砂岩, 其中发育有低角度下截型板状交错层理。心滩高度一般在水面之上或与水面持平, 在心滩后方会形成流影区, 水动力条件较弱, 沉积细粒悬浮物质, 形成滩后泥岩。随着心滩砂体不断向前推进, 在滩后泥岩之上沉积薄层砂岩, 剖面可见心滩砂岩与滩后泥岩周期性发育形成指状互层(图 7-J)。心滩相砂体与堤岸亚相和泛滥平原亚相组合在下石盒子组、上石盒子组和石千峰组中发育岩石组合类型7。

2)曲流河相

曲流河主要发育河道亚相、堤岸亚相和泛滥平原亚相, 河道亚相、堤岸亚相和泛滥平原亚相组合在山西组、下石盒子组、上石盒子组和石千峰组中发育岩石组合类型6。垂向上正粒序特征明显(图 8-A)。

图 8

Fig.8

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	图 8 鄂尔多斯盆地保德地区扒楼沟剖面上古生界曲流河沉积特征 A— 曲流河二元结构发育, 山1段; B— 河道砂岩冲刷下伏泥岩, 盒6段; C— 植物茎干化石, 山1段; D— 凹岸砂体单层厚度小, 泥质夹层较多, 盒6段; E— 天然堤与决口扇, 山1段; F— 深灰色泥岩含炭屑, 山2段Fig.8 The Upper Paleozoic sedimentary characteristics of meandering river of the Palougou section in Baode area, eastern margin of Ordos Basin

河道亚相砂体具有明显的顶平底凸的外部几何形态, 常侵蚀下伏地层, 冲刷面呈起伏状(图 8-B), 其上发育有透镜状的滞留砾石层。在曲流河凸岸一侧, 砂体岩性为中粗砂岩, 有时在底部可见砾石, 表明沉积时水流阵发性强, 发育槽状交错层理和平行层理, 可见植物茎干化石(图 8-C)。在曲流河凹岸一侧, 砂体岩性为中砂岩, 单层厚度减小, 砂岩中泥质夹层增多(图 8-D)。

堤岸亚相主要发育有天然堤和决口扇, 天然堤主要由砂泥岩薄互层组成, 砂岩的单层厚度不超过0.2, m, 决口扇表现为夹在泥岩中的砂岩透镜体, 底部具有明显的冲刷现象(图 8-E)。

泛滥平原亚相主要发育泥岩, 夹有薄层的粉细砂岩, 在潮湿气候环境下, 泥岩呈灰黑色、深灰色, 可见植物炭屑(图 8-F), 植物发育的区域可以形成煤层; 在干旱气候条件下, 岩石呈灰绿色、紫红色、砖红色和杂色, 有时可见爬升层理。

通过露头剖面的精细研究, 将扒楼沟剖面上古生界划分为7个三级层序。

SQ1-SQ3主要发育障壁海岸相和碳酸盐岩台地相(图 9), 其中SQ1为本区上古生界的底部层序, 低位体系域发育风化壳的铁质岩与铝土岩, 海侵体系域由下至上依次发育泥坪、混合坪和砂坪, 为一个典型的水进沉积序列。高位体系域主要发育潟湖相泥岩, 顶部可见潟湖淤浅后植物繁茂形成的薄煤层。SQ2中低位域发育多期叠置的厚层潮道相砂体, 具有典型的下切谷沉积特征。海侵体系域主要由潟湖相泥岩组成, 其中夹有海平面波动上升过程中形成的薄煤层。高位体系域主要发育局限台地相和泥炭坪相的厚煤层。SQ3低位体系域在扒楼沟剖面不发育, 在保德桥头、兴县关家崖和大牛地气田大49井可见呈厚层叠置发育的潮道相砂体, 海侵体系域主要发育潟湖相, 其中夹有海平面波动上升过程中形成的薄煤层, 高位体系域主要发育局限台地相岩和潟湖相, 顶部见潟湖淤浅后形成的薄煤层。SQ4-SQ7中低位体系域发育辫状河相, 海侵体系域主要发育曲流河泛滥平原夹薄层的河道亚相砂体, 高位体系域发育多期曲流河的二元结构。

图 9

Fig.9

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	图 9 障壁海岸相— 碳酸盐岩台地相沉积模式Fig.9 Sedimentary model of barrier coast facies-carbonate platform facies

物源供给能力控制着沉积相类型的发育, 本溪组和太原组沉积期, 物源供给能力较弱, 本溪组中仅发育1层薄层细砂岩, 太原组仅在底部发育1层厚层砂岩, 造成本溪组和太原组沉积期的陆表海背景得以持续存在。山西组沉积期, 受北部西伯利亚板块向南俯冲推挤作用的影响, 物源区持续隆升, 物源供给能力开始增强, 山西组中发育多层厚层砂岩, 碎屑物质的进积作用造成本区的陆表海背景不复存在, 之后区内主要发育陆相沉积。陆表海背景下的海平面变化也影响着沉积相类型的发育, 在本溪组中可见随着海平面的缓慢上升, 沉积相类型由底部的泥坪向上逐渐过渡为混合坪和砂坪, 最终发育顶部的潟湖; 在太原组底部可见海平面处于低位期时发育的潮道相砂岩, 随着海平面的上升, 沉积相类型由潮道相过渡为潟湖相和碳酸盐岩台地相。根据前人研究(程保洲, 1992), 构造运动也控制着沉积相类型的发育, 晚石炭世, 华北盆地格局表现为“ 南隆北倾” , 海水由盆地东北方向向盆内侵漫, 早二叠世, 华北盆地格局表现为“ 北隆南倾” , 在盆地格局的转换期, 盆内地势低平, 碎屑物质向盆内进积作用被极大削弱, 盆地沉积体系大面积废弃, 泥炭沼泽形成并大面积扩展, 形成了下煤组的厚煤层(程保洲, 1992)。