岩相类型、序列组合是区别沉积相的直接证据, 本次研究对上乌尔禾组23口井的岩心岩相进行了观察描述。依据能反映沉积成因和环境的沉积构造、砾石砾径、支撑方式、填隙物类型等因素, 将上乌尔禾组岩心划分出3大类、8亚类、23细类岩相类型(表 1, 图 2)。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系上乌尔禾组岩相类型 Table1 Lithofacies types of the Upper Urho Formation of Permian in Mahu sag, Junggar Basin 大类 亚类 细类 厚度百分含量/% JL42井 J206井 泥岩相 H泥岩相 H2 褐色(砂质)泥岩相 / / H1 灰色(粉砂质)泥岩相 0.24 4.34 砂岩相 G砂岩相 G5 块状含(泥)砾砂岩相 / / G4 波纹层理(泥质)粉细砂岩相 / 2.27 G3 斜层理砂岩相 1.49 8.84 G2 斜层理含砾中粗砂岩相 4.61 4.16 G1 粒序层理砂岩相 / 1.52 砾岩相 F斜层理砂质支撑砾岩相 F2 斜层理砂质支撑砾岩相 4.89 6.87 F1 斜层理含泥砂质支撑砾岩相 0.80 / E块状砂质支撑砾岩相 E2 块状砂质支撑砾岩相 4.23 6.85 E1 块状含泥砂质支撑砾岩相 0.74 0.32 D斜层理同级砾石支撑砾岩相 D3 斜层理砂质半填隙同级砾石支撑砾岩相 0.68 1.30 D2 斜层理砂质填隙同级砾石支撑砾岩相 5.85 6.50 D1 斜层理砂泥填隙同级砾石支撑砾岩相 4.33 2.31 C斜层理多级砾石支撑砾岩相 C3 斜层理砂质半填隙多级砾石支撑砾岩相 3.33 5.80 C2 斜层理砂质填隙多级砾石支撑砾岩相 12.32 15.88 C1 斜层理砂泥填隙多级砾石支撑砾岩相 10.11 3.80 B粒序层理多级砾石支撑砾岩相 B3 粒序层理砂质半填隙多级砾石支撑砾岩相 0.38 0.73 B2 粒序层理砂质填隙多级砾石支撑砾岩相 8.52 6.63 B1 粒序层理砂泥填隙多级砾石支撑砾岩相 4.49 1.57 A块状多级砾石支撑砾岩相 A3 块状砂质半填隙多级砾石支撑砾岩相 3.78 4.56 A2 块状砂质填隙多级砾石支撑砾岩相 21.36 13.53 A1 块状砂泥填隙多级砾石支撑砾岩相 7.84 2.23

表 1 准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系上乌尔禾组岩相类型 Table1 Lithofacies types of the Upper Urho Formation of Permian in Mahu sag, Junggar Basin

图 2

Fig.2

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	图 2 准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系上乌尔禾组主要岩相类型及素描图Fig.2 Photographs and sketch of lithofacies of the Upper Urho Formation of Permian in Mahu sag, Junggar Basin

2.1.1 砾岩相

1)A块状多级砾石支撑砾岩相。块状构造, 无明显层理, 多发育在粗、中砾岩中, 具有最粗粒度和最差分选性的特点, 存在粗、中、细多级砾石的支撑结构。依据填隙物特征分为3种细类岩相: A1砂泥填隙、A2砂质填隙、A3砂质半填隙块状多级砾石支撑砾岩相。砂泥填隙岩相中泥质含量高, 为重力流沉积, 常出现在扇三角洲平原亚相内, 少量出现在扇三角洲近前缘内。砂质填隙与半填隙块状多级砾石支撑砾岩相中基本无泥质, 为重力流改造或是牵引流成因。在砂砾岩露头剖面或现代沉积剖面中, 常观察到牵引流沉积成因的河道底部存在层理性不明显的砂质填隙块状砂砾岩相, 有时在大型交错层理砂砾岩段内的下部也能观察到此类岩相。相对于砂质填隙岩相而言, 砂质半填隙岩相沉积的水动力更强, 砾石间砂质易被水流带走或未能沉淀下来, 并在全区广泛分布, 越靠近物源区, 岩相单层厚度越大。

2)B粒序层理多级砾石支撑砾岩相。粒序层理在粗、中、细砾岩中均可见, 分选差。与A类岩相相比, 除具有粒序层理外, 其他沉积特征基本相似。也可依据填隙类型分为3种岩相细类, 其中砂泥填隙为重力流后期沉积产物, 砂质填隙与半填隙是河道牵引流水动力逐渐变弱的沉积产物。此类岩相一般出现于A类岩相之上。

3)C斜层理多级砾石支撑砾岩相。此处的斜层理是槽状、板状、楔状等各种交错层理以及平行层理在岩心尺度上呈现的层理形式, 为牵引流成因层理。该类岩相以斜层理为主要特征, 多出现于中砾岩、细砾岩之中, 分选较差— 中等, 砾石支撑结构。可进一步细分为砂泥填隙、砂质填隙、砂质半填隙3种细类岩相, 均为牵引流成因, 是水动力不断变化的沉积产物, 其中砂泥填隙岩相是洪水中后期沉积产物, 可分布于河道内, 也可分布于扇三角洲平原中上部的片流带内, 而砂质填隙与半填隙岩相是常态水流下的沉积产物, 形成于河道单期旋回的中期。

4)D斜层理同级砾石支撑砾岩相。此类岩相具有斜层理和同级砾石支撑的特点, 一般出现于小粒级中砾岩及细砾岩中, 具有砾岩相中最好的分选性。依据填隙物类型分为砂泥填隙、砂质填隙、砂质半填隙3种细类岩相, 均为水动力相对稳定的沉积产物。

5)E块状砂质支撑砾岩相。以砂质支撑为主, 砾石漂浮于砂岩之内, 砾石与砾石少有接触, 在粗、中、细砾岩中均有发育, 可进一步分为砂质支撑与含泥砂质支撑2种细类。该类岩相有2种成因: 一是由水下高砂质含量堆积物滑塌形成, 泥质含量较高, 常出现于水下碎屑流中; 二是含丰富砂质的牵引流水体对先沉积的砾石冲刷, 使砾石翻滚再沉积于砂岩之中, 沉积过程类似于河道中冲刷搅混的泥砾沉积, 可出现于各类砾石相之上, 在现代沉积中常见, 但厚度一般不超过20 cm。

6)F斜层理砂质支撑砾岩相。该岩相特征是砂质含量较多, 且具有斜层理。具体可分为2种细类: F1含泥砂质支撑砾岩相, 含中高泥质, 多出现于暴洪期宽缓扇面上的片流带内或是洪水末期的河道内; F2砂质支撑砾岩相, 形成于单期河道旋回沉积末期, 水体搬运能力减弱, 沉积物砾石含量减少, 砂质含量增加。这类岩相是砾岩相与含砾砂岩相的过渡类型, 多为小粒级中砾岩、细砾岩, 一般出现在细粒的E、D类岩相之上。

2.1.2 砂岩相

G砂岩相可分为牵引流成因和重力流成因2种岩相, 前者主要发育粒序、斜层理、波纹层理等, 可细分为粒序层理砂岩相、斜层理含砾砂岩相、斜层理砂岩相和波纹层理(泥质)粉细砂岩相4种, 后者主要为块状含(泥)砾砂岩相, 夹少量滑塌时搅混的泥砾或砾。砂岩相在扇三角洲近物源端比例小, 厚度薄, 常遭受后期冲刷而不被保存; 而在远离物源的扇三角洲前缘相中比例大, 单层厚度大。正粒序层理砂岩相与斜层理(含砾)砂岩相主要出现于扇三角洲前缘水下分流河道中, 少量出现于扇三角洲平原辫状河道中, 是单期河道晚期沉积产物; 反粒序层理砂岩相与波纹层理(泥质)粉细砂岩相常出现于扇三角洲前缘远端的河口坝与远砂坝中。

2.1.3 泥岩相

H泥岩相有2种细类, 分别是褐色(砂质)泥岩相和灰色(粉砂质)泥岩相。前者主要是水上氧化环境下形成的, 夹有不等量砂质, 是洪水在扇三角洲河道间或扇间等低洼区的沉积产物(漫流成因); 后者沉积于水下还原环境, 主要分布于凹陷斜坡区及扇三角洲的分流间湾和湖相区, 发育块状或者水平层理等沉积构造, 有时含有少量粉砂质。

2.1.4 岩相特征

本次研究中统计了多口钻井岩心的岩相类型及厚度比例, 并以取心最长的JL42井(厚103 m连续岩心)、J206井(总厚56 m, 连续岩心厚33 m)为例对岩相特征进行分析(表 1)。研究区上乌尔禾组河控型扇三角洲岩相有2个显著特点: 一是牵引流成因岩相比例高, 重力流成因岩相比例低(离物源较近的JL42井重力流成因岩相比例为12.33%, 至凹陷内部的J206井比例降为3.8%, 另一物源体系的平原相内MH15井重力流岩相比例也仅约为15%); 二是砂砾岩岩相中泥质含量总体低, 砾石间常为砂质充填或是半充填(图 3; 表 1), 可能是长期河水对沉积物的冲刷淘洗所致。邹志文等(2015)对百口泉组的沉积相带做过相关研究, 认为其扇三角洲为干旱环境下形成的, 岩相特征有别于文中上乌尔禾组的河控型扇三角洲; 于兴河等(2014)详细研究了玛湖凹陷百口泉组岩相序列、特征及成因, 但未提及存在半充填特征的砂砾岩相, 说明此类岩相在河控型扇三角洲中比在其他类型扇三角洲中更为常见。河控型扇三角洲发育的砂质充填、半充填砂砾岩储集层具有良好的渗透性, 玛湖凹陷内上乌尔禾组砂砾岩储层单井产液量一般在20 m³以上, 最高产液量可达200 m³, 而上覆百口泉组以及下伏夏子街、下乌尔禾组等层位的砂砾岩单井产液量一般只有几至十几立方米, 充分说明河控型扇三角洲具有良好的储集层物性。

图 3

Fig.3

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	图 3 准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系上乌尔禾组河控型扇三角洲砂质半充填岩相典型照片(JL42井)(右图为左图素描)Fig.3 Typical photos showing half-filling lithofacies in river dominated fan delta of the Upper Urho Formationof Permian in Mahu sag, Junggar Basin(Well JL42)

河控型扇三角洲除岩相类型、特征及厚度比例与其他类型扇三角洲不同外, 微相类型也稍有不同。玛湖凹陷上乌尔禾组扇三角洲主要发育扇三角洲平原、扇三角洲前缘、前扇三角洲3种亚相, 并可进一步细分为辫状河道、碎屑流带、水下分流河道、河口坝等10种微相(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系上乌尔禾组河控型扇三角洲沉积相类型及岩相序列对比(细类划分见表1)Fig.4 Types of sedimentary microfacies and lithofacies sequence model of riverdominated fan deltaof the Upper Urho Formation of Permian in Mahu sag, Junggar Basin

2.2.1 扇三角洲平原亚相

主要分布在玛湖凹陷边缘区域, 是粗碎屑经山口搬运至盆地边缘在水上环境中沉积形成的。沉积物以氧化色为主, 岩性粒度粗(以中、粗砾岩为主), 分选差, 泥质含量高, 砾石多为次圆状— 次棱角状, 常见块状、粒序、交错层理等沉积构造。砂体结构以厚层状为主, 砂地比一般介于50%~100%之间。该亚相可进一步划分为辫状河道、碎屑流带、片流带、河道间、扇间带5种微相。

1)辫状河道。是河控型扇三角洲平原亚相中最发育的微相, 形成于洪水中后期或河水常流期。表现为大量粗粒碎屑物以牵引流的形式搬运, 并沉积于辫状河道内。岩性以砾岩为主, 偶夹少量砂岩, 砾岩分选中— 差, 泥质含量较低; 常见粒序层理、各类交错层理、平行层理等牵引流沉积构造。该微相内可出现A2、B2、C1、C2、D1、D2、E2、F1、F2、G1、G2、H2等类型岩相, 研究区辫状河道常可见岩相序列组合(由下而上, 下同)有: A2-B2-C2-D2-E2, A2-C2-D2-F2-G1, C2-E2-G2-H2等多种类型。自然电位、电阻率测井曲线形态呈低幅齿状箱形。

2)碎屑流带。是由洪水初期携带大量混杂碎屑物的碎屑流体或水体沿着峡谷进入扇体中上部的沟槽或扇面之上堆积形成。洪水规模影响碎屑流带的形态及分布, 洪水规模小时碎屑流带主要分布于沟槽内, 呈带状分布; 规模大时碎屑流带越过沟槽进入两侧扇面沉积, 呈面状分布, 与冲积扇漫流沉积成因相似。沟槽内的碎屑流带常被后期辫状河道水流所改造, 因而分布极不稳定。碎屑流带岩性粒度粗、分选差、泥质含量高, 常见块状层理或洪积层理; 岩相序列组合主要为A1-B1, 储集性能差, 是砂砾岩储集层内的隔夹层。测井以中高自然伽马、中高电阻率及较低声波时差为特征, 曲线总体呈现平直形, 表明碎屑流带砂体无分选性及混杂性。

3)片流带。洪流高峰时洪水携带碎屑物越过辫状河道进入河道阶地或扇面开阔地带沉积形成。洪水早中期靠近扇根部位的片流带存在少量重力流沉积, 洪水中晚期或扇中的片流带以牵引流沉积为主, 总体上片流带表现为牵引流特征。岩性以中、细砾岩为主, 常见块状层理、似平行层理、槽状交错层理等。该微相内主要有A1、C1、C2、D1、D2、E2、F1、F2、G2、H2等岩相类型, 常见C1-D1-E1-F1, C2-D2-E2-G2-H2, D1-F1-G2等岩相序列组合。片流带在河控型扇三角洲中的比例较低, 易被辫状河道冲刷改造, 纵向上常与辫状河道组成中厚层砂体, 易与辫状河道砂体混淆, 但片流带的岩性粒度稍细, 且砾石岩相内存在泥质条带, 自然电位、电阻率测井曲线形态常呈锯齿状箱形。

4)河道间。分布于辫状河道之间未能沉积砂体的地带, 主要发育褐色泥岩、粉砂质泥岩、粉砂岩。该微相内主要有H2岩相, 单层泥岩厚度较小, 为扇体砂砾岩储集层的隔夹层。自然电位、电阻率测井曲线形态呈低幅平直形。

5)扇间带。分布于扇三角洲平原亚相内扇体之间的地带, 主要位于扇体侧翼, 由扇面水流(洪漫流或扇面雨水)或是风吹携带的细粒碎屑物沉积形成。扇间带岩性以灰绿色、褐色泥岩为主, 夹少量粉砂岩, 偶见植物根系; 岩相类型以H2为主。纵向上常为厚层泥岩, 以此与河道间相区别。

2.2.2 扇三角洲前缘亚相

是碎屑物经扇三角洲平原辫状河道搬运进入湖盆后在水下环境沉积形成的, 砂地比一般大于30%。岩性粒度比扇三角洲平原亚相稍细, 以灰色砾岩、砂砾岩、砂岩、泥岩为主, 常见块状、粒序、交错层理, 分选较差— 中等, 砂体泥质含量低(经薄片鉴定平均小于3%)。发育水下碎屑流带、水下分流河道、分流间湾、河口坝、远砂坝5种沉积微相。

1)水下碎屑流带。系扇三角洲前缘砂体在陡坡带处滑塌形成。岩性特征与平原碎屑流带类似, 但颜色偏灰、泥质含量稍低、粒度稍细、磨圆稍好, 以块状、粒序层理为主。主要有A1、B1、E1等类型岩相, 常见A1-B1、A1-B1-E1等岩相序列组合。自然伽马、电阻率测井曲线形态呈中高幅平直箱形。

2)水下分流河道。系扇三角洲平原辫状河道在水下延伸形成, 也是扇三角洲前缘亚相的主要沉积微相, 发育厚度不等的砂体。岩性以灰色砂砾岩、砂岩为主, 分选中等— 较差, 泥质含量低; 常见槽状、板状等各种交错层理和平行层理。微相内常出现A2、A3、B2、B3、C1、C2、C3、D1、D2、E2、F1、F2、G1、G2、G3、H1等类型岩相。不同部位的水下分流河道沉积特征存在一定差别, 处于近端的内前缘水下分流河道单层砂体厚度大, 岩性粗, 多出现A-F岩相类型及组合。例如处于扇体中上部的JL42井(图 5)发育近端前缘水下分流河道, 砂体厚度达116 m, 岩性以砾岩为主(砾岩占93.7%, 最大砾径超过12 cm, 砂岩占6.1%, 泥岩占0.2%), 单期河道砂体具正韵律结构并多以A-F岩相序列组合为主, 如A2-B2-C2-D2、A2-C2-D2-F2、A2-B2-E2、C2-D2等(图 5)。处于中远端的外前缘水下分流河道单层砂体厚度小, 岩性变细, 多出现C-H岩相类型及组合, 例如处于前缘中部的J206井上乌尔禾组二、三段发育中远端水下分流河道, 单层砂体厚5~22 m, 岩性粒度变细(砾岩占69.2%, 且以中、细砾岩为主, 砂岩占21.5%, 泥岩占9.3%), 常见岩相系列组合以C-H为主, 如C2-D2-F3、C2-G3-H1、C2-D2-F2-H1等。测井曲线多为钟形或箱形, 反映河道砂体正韵律特征, 在FMI测井上能明显看出正旋回特点(图 5)以及牵引流层理。

图 5

Fig.5

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	图 5 准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系上乌尔禾组JL42井河控型扇三角洲前缘亚相与水下分流河道岩相序列组合(细类划分见表1)Fig.5 Frontal subfacies and underwater channel lithofacies sequence of river dominated fan deltaof the Upper Urho Formation of Permian from Well JL42 in Mahu sag, Jungaar Basin

3)河口坝。发育于水下分流河道前端河口位置, 是砂体冲出河道后堆积而成。岩性以灰色细砾岩、砂岩为主, 分选较好, 常发育交错层理和波状层理、反粒序层理。主要有D2、F2、G1、G2、G3、G4、H1等岩相类型, 河口坝砂体为反韵律, 岩相组合多为H1-G4-G1-F2, G4-G1-G3-F2-D2。河口坝上部常出现水下分流河道砂体, 构成典型的反旋回三角洲前缘砂体组合。自然伽马、电阻率等测井曲线形态多呈中等或中高幅度的漏斗形或漏斗形— 箱形。

4)远砂坝。是水下分流河道及河口坝砂体受湖水改造、冲洗、迁移后在前缘远端处形成的砂体, 分选较好, 粒度较细, 常发育交错层理、波状层理和反粒序层理。常见F2、G1、G2、G3、G4、H1等岩相类型。自然电位、电阻率等测井曲线形态多漏斗形或指尖形。

5)分流间湾。是水下分流河道之间以及扇、朵体之间的沉积微相。主要岩性为灰绿色、灰色泥岩和粉砂岩, 发育G4、H1类型岩相。自然电位与电阻率测井曲线多为低幅平直形。分流间湾微相是前缘砂体的主要油气封隔层。

2.2.3 前扇三角洲亚相

是扇三角洲前缘与滨浅湖交叉地带的沉积, 砂地比一般小于10%。岩性以灰色泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩为主, 偶有粉细砂岩, 常见块状层理、透镜状层理、水平层理, 总体以细粒沉积为主。

纵向上, 上乌尔禾组砂体厚度具有下厚上薄的特征, 推测其是湖侵背景下形成的退积型扇三角洲沉积。利用玛湖凹陷钻井资料, 归纳了湖侵河控型扇三角洲的纵向相带分布模式(图 6), 发现最底部为少量进积相带序列(厚度比例小于10%), 中上部为大部分退积相带序列。进积序列为地层初始沉积时在凹陷下斜坡形成的, 纵向上为分流间湾— 远砂坝— 河口坝— 远端水下分流河道沉积微相。退积系列是沉积主体, 自下向上可进一步分为4段: 下段主要为平原亚相辫状河道夹少量碎屑流带和片流带, 岩性主要为厚层褐色砂砾岩; 中段为前缘水下分流河道夹河口坝、分流间湾以及少量水下碎屑流带, 岩性为厚层灰色砂砾岩夹薄层状泥岩(将此类沉积特点的前缘相带称为内前缘); 上段为前缘河口坝、水下分流河道、远砂坝与分流间湾沉积互层, 且分流间湾沉积占主体, 岩性为中厚层灰色泥岩夹薄层状灰色砂砾岩、砂岩(将此类沉积特点的前缘相带称为外前缘); 顶部常出现湖泊相沉积。总体而言, 河控型扇三角洲的主要微相是辫状河道与水下分流河道, 且牵引流岩相比例高。

不同沉积位置存在不同的纵向相带序列(图 6)。盆地边缘主要发育平原亚相(辫状河道— 碎屑流带— 片流带— 河道间)— — 内前缘亚相(水下分流河道— 水下碎屑流带— 分流间湾), 凹陷上斜坡主要发育前缘亚相的水下分流河道— 水下碎屑流带— 河口坝— 远砂坝— 分流间湾沉积, 凹陷下斜坡主要发育前缘亚相分流间湾— 远砂坝— 河口坝— 水下分流河道— 远砂坝— 分流间湾沉积, 凹陷中心主要发育分流间湾— 远砂坝— 分流间湾— 滨浅湖沉积。从凹陷边缘至中心的顺物源方向, 河控型扇三角洲横向相带分布规律总体呈现平原亚相— 内前缘— 外前缘变化特征。

图 6

Fig.6

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	图 6 准噶尔盆地玛湖凹陷河控型扇三角洲相带序列模式Fig.6 Facies sequence of river dominated fan delta of the Upper Urho Formation of Permian in Mahu sag, Junggar Basin

钻井及地震相资料显示玛湖凹陷上乌尔禾组扇三角洲平原亚相主要分布于靠近凹陷边缘附近, 范围较小, 而前缘亚相主要分布于凹陷内部的广大地区以及中拐凸起东部。重矿物、砂地比图(图 7)等资料表明, 玛湖凹陷内自西向东依次发育中拐、克拉玛依、白碱滩、达巴松4个大型扇三角洲扇群(图 8), 其中前3个扇群为西部物源, 达巴松扇为东部物源。中拐扇体规模最大, 西靠中拐凸起, 东接克拉玛依扇, 其主物源来自北部扎伊尔山, 也有西部凸起的零星小物源加入。中拐扇体呈北西— 南东向长条状分布, 长度超过75 km, 中下部被J201井区古低凸分隔成东、西2个分支扇体。扇三角洲平原亚相发育于JL42井以北区域, 主要发育辫状河道微相, 夹少量碎屑流带、片流带微相。前缘亚相分布广泛, 从JL42一直延伸至盆1井西凹陷, 内前缘主要发育前缘水下分流河道微相夹少量的河口坝、分流间湾微相, 砂砾岩厚度达到190 m, 砂地比值可达95%以上; 外前缘主要为水下分流河道、河口坝、远砂坝、分流间湾等几个微相间互沉积, 砂地比一般为20%~40%, 主要发育带位于东南方向的盆1井西凹陷内。白碱滩扇、克拉玛依扇是玛湖凹陷西部的其他2个扇体, 规模相对较小, 但扇体延伸长度达到25~45 km, 沉积相带分布特征与中拐扇体相似, 即北部为平原亚相, 南部为前缘亚相, 且主要微相为辫状河道与水下分流河道。玛湖凹陷东部达巴松扇规模最小, 扇体长度为20 km左右, 平原亚相主要位于扇体东北部, 前缘亚相位于西南部的凹陷内; 受低物源供给量影响, 扇体内砂体厚度偏薄, 砂地比为20%~50%。以上4个扇体均呈长轴形态, 且延伸距离较长, 广泛分布辫状河道与水下分流河道微相, 表明河控型扇三角洲内河道明显控制了沉积作用。

图 7

Fig.7

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	图 7 准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系上乌尔禾组砂地比等值线图Fig.7 Contour map of sand ratio of the Upper Urho Formation of Permian in Mahu sag, Junggar Basin

图 8

Fig.8

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	图 8 准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系上乌尔禾组沉积相Fig.8 Sedimentary facies of the Upper Urho Formation of Permian in Mahu sag, Junggar Basin