柴西南红柳泉地区古近系下干柴沟组下段浅水三角洲控砂特征
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作者: 施辉等
摘要：浅水三角洲发育的骨架砂体是岩性油气藏形成的有利储集体。运用古构造恢复技术，对柴达木盆地西南部红柳泉地区古近系下干柴沟组下段（E13）沉积时期内的古地形、古气候及古水体进行了分析，并探讨了砂体分布主控因素。结果表明：红柳泉地区在E13沉积时期具有盆浅湖阔的古构造背景，地形坡度相对较小，古水深一般小于10 m，水体动荡，湖平面变化相当频繁，物源充足，具备形成浅水三角洲的古沉积环境；浅水三角洲的砂体受挠曲坡折带和湖岸线的联合控制；红柳泉断层活动引起的挠曲坡折带形成低幅度的隆起区，控制了古水流的分叉改道；湖岸线是水上和水下环境的分界线，在平面上控制了分流河道和水下分流河道的分布，在纵向上响应于相对湖平面的上升和下降，可形成多个储盖组合，配合湖岸线对砂体物性的影响可形成封堵性能良好的成岩砂岩体圈闭。
关键词：浅水三角洲；坡折带；湖岸线；古构造恢复；下干柴沟组；红柳泉地区；柴达木盆地
中图分类号：P618.13；TE122.2 文献标志码：A
0引言
浅水三角洲是发育于水体较浅和构造相对稳定的台地、陆表海或地形平缓、整体缓慢沉降的坳陷湖盆中的一类三角洲，其整体岩性较细，成熟度中等，以牵引流特征为主，具有丰富的强水动力沉积构造，生物扰动强烈；发育的骨架砂体主要为分流河道，薄而广泛，具有纵横叠置的特点，可以成为岩性油气藏的主力砂体[13]。近年来，对松辽[46]、鄂尔多斯[78]、四川[9]和渤海湾[10]等含油气盆地中浅水三角洲的研究发现，此类三角洲沉积的油气资源量丰富，具有广阔的勘探开发前景。尽管如此，浅水三角洲发育的背景、动力机制和沉积相带组合所受到的控制因素较多，特别是在浅水三角洲形成与盆地构造演化耦合关系、浅水三角洲形成时古水深的界定和河口砂坝发育程度等一些问题上仍然还存在着一些争议[4]。
古构造恢复技术一直以来就广泛用于对沉积盆地的古构造演化及古地貌恢复。常用的恢复方法有宝塔图法、平衡剖面法、厚度图法、地震属性恢复古构造法和同一变形体古构造法等[11]。对局部构造单元进行高精度的古构造恢复不仅能获取沉积古构造背景，而且还能够通过恢复古地貌以及结合沉积物源进行砂体展布的预测，是岩性油气藏勘探研究中重要的研究方法。
柴达木盆地西南部（简称“柴西南”）下干柴沟组下段（E13）主要发育了冲积扇、扇三角洲（近岸水下扇）、辫状河、辫状河三角洲、滨浅湖和半深湖沉积相[12]。其中，红柳泉地区主要发育了远源缓坡型辫状河辫状河三角洲湖泊沉积体系，同时，红柳泉斜坡作为一个长期持久性发育的古斜坡带，紧临红狮生油凹陷，是寻找岩性油气藏十分有利的地区之一。近年来，岩性油藏勘探实践在红柳泉地区得到了充分运用，在老井复查和新井钻探的基础上，获得了阶段性的油气勘探成果。与此同时，张昌民等认为柴达木盆地新近系所发育的辫状河三角洲体系是浅水三角洲，并对尕斯地区新近系沉积进行了精细解剖，发现尕斯上盘发育连片分布砂体，而下盘发育局限分布砂体，分别属于浅水三角洲的连片分流砂坝和枝状分流河道[13]。尽管前人提出柴达木盆地主要含油层段具有浅水三角洲的特征，但是对柴西南特别是红柳泉油田发育浅水三角洲的科学论证还十分缺乏。鉴于此，笔者在前人的研究基础上，结合区域地质、地球物理和化验分析资料，对红柳泉地区下干柴沟组下段沉积期的古地形、古气候及古水深进行综合分析，指出浅水三角洲发育的古环境及砂体分布的主控因素，为研究区岩性油气藏的勘探与开发提供理论依据。
1地质概况
柴达木盆地西南部夹持于阿尔金山和昆仑山的夹角处，东北以XI号断裂为界，东抵东柴山，是一个新生代发育的前陆坳陷区，也是盆地的主要产油区[14]。根据柴西南的构造背景及断裂分布特征，可以将其划分为昆北断隆带、尕斯—扎哈泉断褶带、英雄岭滑脱断褶带和中央坳陷区4个二级构造带，红柳泉地区位于柴西南靠近阿尔金山一侧尕斯—扎哈泉断褶带内，整体构造相对简单，北部发育七个泉断裂，走向北西西，倾向北东，南部发育红柳泉断裂，走向北西，倾向北东（图1）。自下而上，红柳泉地区发育了侏罗系，白垩系，古近系路乐河组（E1+2）、下干柴沟组（E13）、下干柴沟组上段（E23），新近系上干柴沟组（N1）、下油砂山组（N12）、上油砂山组（N22）、狮子沟组（N32）和第四系地层。研究区自古新世以来一直受到青藏高原隆升远程效应的影响，在自南向北挤压应力的构造背景下经历了古近纪和新近纪—第四纪共两大构造变形期[1520]，构造演化历史可以分为挠曲坳陷阶段（E1+2—N1）、逆冲阶段（N12）、强烈逆冲阶段（N22—N32）和表层滑脱褶皱阶段（第四系）[21]。
Fig.1Structural Map of Hongliuquan Area
红柳泉地区夹持于阿尔金山和昆仑山之间，沉积物母源来自于阿尔金山西端，通过阿拉尔古水流自西向东流向研究区。红柳泉下干柴沟组下段（E13）从上到下可以划分出Ⅰ～Ⅳ共4个砂层组，Ⅳ砂组底部发育一套研究区广泛发育的辫状河道砂砾岩体，但砂层组主体是辫状河三角洲平原沉积，Ⅱ砂组和Ⅲ砂组以辫状河三角洲前缘及滨浅湖沉积为主，顶部I砂组发育浅湖沉积[22]。下干柴沟组下段（E13）碎屑岩储层具有成分成熟度较低、结构成熟度中等—极低、胶结物含量普遍较高、压实作用中等—强的特点，整体上孔隙度为2%～18%，渗透率为（0.01～150）×10-3 μm2，其中水下分流河道储层物性最好[23]，河口坝和滩坝中等，分支河道次之。红柳泉深层（E13）油藏的油气主要来源于研究区东部红狮生油凹陷E23的烃源岩，属强还原高咸水环境的原油，经断裂和砂岩的复合运移通道在红柳泉断裂上盘的水下分流河道和分支河道砂体内富集。 2层序地层划分
前人曾对红柳泉地区层序地层学进行过大量研究，由于出发点的不同，关于层序地层的划分方案也各有侧重。蒋宏忱等运用Cross的高分辨率层序地层学理论将下干柴沟组下段（E13）划分为2个超层序，4个三级层序[24]；江波等按照经典层序地层学一般原理，将E13划分成1个三级层序，包括以河流相为主体的低位体系域、以湖泊和三角洲为主体的湖进体系域和湖退体系域[25]；杨波等基于构造活动对湖平面的影响，将下干柴沟组划分成1个三级层序，其中E13和E23分别是1个相对湖平面下降和上升的旋回[26]。陈艳鹏等基于地震剖面将E13分为1个三级层序，体系域采用经典的三分法（低位体系域（LST）、湖进体系域（TST）和高位体系域（HST））[27]，但是缺乏初次湖泛面的识别证据。张道伟等采用Vail的层序地层学理论，通过井震结合的方式将E13划分为1个三级层序，并在相应井段上寻找到初次湖泛面存在的证据，划分出了低位体系域[28]。由此可见，对研究区目的层段层序地层格架的划分虽然众说纷纭，但是仍然可以看出问题的焦点主要集中在初次湖泛面的识别之上。笔者针对这个问题，对目的层段的三维地震剖面和相关测井曲线进行综合分析，识别出初次湖泛面和最大湖泛面，并将下干柴沟组下段划分成1个三级层序（图2）。
陆相湖盆层序地层模式中，划分低水位体系域是根据特定盆地的坡折带来进行的，或者将原来规模较小、水深不同、形态各异、相对分隔的水体连成一片的湖泛面称为初次湖泛面。事实上，红柳泉地区下干柴沟组下段沉积期内存在挠曲坡折带。挠曲坡折带是由于同期深部断裂活动使浅部地层发生挠曲变形而产生的，或是由于同沉积褶皱活动形成的背斜或鼻状构造的两翼挠曲而产生的，通常发育在构造的枢纽部位[2931]。为了消除后期构造活动的影响，对地震剖面进行层拉平处理，结果发现红18井西北方向E13的底部具有明显的地形坡度突变，突变点（三角符号）以下具有上超反射终止现象，与此同时E23的底部也发现了该类型坡折。经研究发现，这种类型坡折带是由于红柳泉断层的影响，在断层上盘产生了局部挠曲变形，从而形成了E13和E23沉积时期的挠曲坡折带。坡折带控制了低位体系域的发育，坡折带以上分布了辫状河三角洲平原相，而坡折带以下则是三角洲前缘沉积（图3）。
3浅水环境分析
红柳泉地区下干柴沟组下段（E13）沉积时期构造相对平缓，导致盆浅湖阔的古构造背景，干旱炎热的古气候为该区提供了充足的陆源碎屑，古阿拉尔河分成南北两支古水系分别进入相对较浅的古水体，从而形成了研究区内的浅水三角洲沉积。
3.1古构造
柴西南自新生代以来一直处在印欧板块碰撞所引起的青藏高原阶段性隆升的挤压构造背景之下，整体上主要经历了古近纪和新近纪—第四纪两大构造变形期[32]，垂向上演化历史可以分成挠曲坳陷（E1+2早期—N1晚期）、逆冲（N12）、强烈逆冲（N22早期—N32晚期）和表层滑脱褶皱（第四系）4个主要构造演化阶段。挠曲坳陷阶段的沉积环境比较稳定，沉积范围广阔，可能一直越过现今的阿尔金山，仅在局部发育一些低幅度隆起[33]。
从大量的构造平衡剖面及古构造资料分析，红柳泉断层自路乐河组（E1+2）沉积时期就作为基底断裂开始活化，红柳泉构造在下干柴沟组下段（E13）沉积期时古地形相对平坦，红柳泉断层上盘红35井以西地形坡度约为02°，以东开始进入湖盆区，坡度变陡至06°左右，在红30井以东逐渐进入湖盆，坡度又开始变缓，约在01°（图3）。由此可见，红柳泉构造在E13沉积期内具有整体沉降的古构造背景，古地形坡度相对较小，为浅水三角洲发育提供了较为稳定的构造基础。
3.2古气候与古水深
通过大量微古生物化石的分析[34]，柴达木盆地古新世—始新世期间孢粉植物群以被子植物为主，含大量楝粉属Meliaceoidites、栎粉属Qoercoidites、拟白刺粉属Nitrariadites等，裸子植物以麻黄粉属Epheddripites数量最多，代表暖热半干旱的气候环境，海拔环境约500 m。
在湖盆中，风力直接作用在湖泊水面形成较强的波浪，所引起的水体波动振幅达到湖浪1/2波长的水深时，水体质点运动几乎等于0，此深度的水深界面就是通常所说的浪基面。浪基面以下湖水基本不受湖浪的干扰，成为静水环境。根据对现代湖泊浪基面的研究，浪基面深度常常小于20 m，因此邹才能等将浪基面以上的滨浅湖区定为浅水区[1]。
柴达木盆地红柳泉地区红参2井下干柴沟组下段的生物地层为南星介梅球轮藻组合带，南星介（Austrocypris）产出于棕红色泥岩、暗色泥质岩和灰黄色浅水泥灰岩等多种岩性，具有浅水生物特征，反映古气候干燥以及一定咸化程度的古水体环境[3536]。苏新等采用微体古生物对东营凹陷沙四上亚段沉积早期湖泊古水深进行定量分析，认为南星介可能反映的最大古水深为4～10 m，轮藻为0～5 m[37]。
武向峰曾对柴达木盆地西南部磁化率数据进行了分析[38]，发现上、下干柴沟组（E13—N1）地层从老至新共发育161个不同厚度的沉积旋回，旋回厚度为23～231 m，而通过自然伽马数据进行旋回分析，共计算出454个沉积旋回，旋回厚度为25～200 m。综合对比频谱分析，显示上、下干柴沟组相对湖平面变化主要旋回周期厚度为2～4 m和5～10 m，说明柴西南在E13相对湖平面变化相当频繁，水体动荡，充分反映了浅水沉积环境的特点。
综上所述，不论是从定性的古水深判断还是定量的古水深分析，柴西南红柳泉地区在E13沉积期内三角洲沉积的古水深维持在10 m左右，水体动荡，湖平面变化相当频繁，处于典型的浅水沉积环境。同时，干旱或半干旱的气候环境造成了母源区强烈的物理风化作用，古阿拉尔河分成南、北两支古水系分别进入相对较浅的古水体，从而形成了研究区内的浅水三角洲沉积。 4砂体分布主控因素
柴西南红柳泉地区E13沉积时期的陆源碎屑物质主要来自于阿拉尔物源，重矿物组合为绿帘石磁铁矿石榴石白钛矿角闪石，主要属变质岩系母岩，其次为火山岩。该物源为中等距离较稳定的物源，经古辫状河向研究区供给沉积物，输入的碎屑物质较充足，形成广阔的浅水辫状河三角洲沉积[3940]。该沉积相可分为三角洲平原、三角洲前缘亚相，前三角洲亚相由于受到湖盆规模的影响而不发育。同时，长缓的古斜坡造成河流的进积作用强烈，三角洲平原亚相以分流河道微相为骨架砂体，前缘亚相的相带是水上平原分流河道入湖后的延伸，又可以细分为内前缘和外前缘2部分。平面上，浅水三角洲平原与宽泛的三角洲前缘平缓过渡，缺乏大型前积层。
4.1挠曲坡折带控砂
研究区三角洲平原亚相主要分布在红柳泉地区西北部，主要岩性为厚层状砾岩、含砾砂岩、中粗粒砂岩，夹分流河道间的浅色泥岩。前缘亚相的内前缘部分是指平均高水位与平均低水位之间的沉积相区，外前缘是指位于平均低水位线以下的前缘前端部分。前者发育水下分流河道、河口坝和水下分流河道等微相，而后者受湖浪作用改造强烈，砂体席状化程度较高，主要发育席状砂沉积微相。
水下分流河道以含砾砂岩、中粗粒砂岩、细砂岩为主，其厚度相对于分流河道变薄变细，横向摆动频繁，主要分布在红地107井区和红参2井区周围；河口坝微相在平面上分布在红17井和红21井附近，以浅灰色和浅绿灰色含砾细砂岩、粉砂岩和细砂岩为主，砂岩分选较好，泥质含量也较低；水下分流河道间微相常以薄层细粒砂岩和泥岩互层的岩性组合出现，通常位于古地形相对高的地区（红8井区），是水下分流河道之间相对较弱水动力的沉积区域。外前缘席状砂是水下分流河道远端和河口坝经湖浪强烈改造席状化以后的沉积物，一般以纯净的粉砂岩和细粉砂岩为主，厚度小于2 m，呈席状稳定分布于红深6井、红19井、红30井以东等大部分地区（图4）。
综上所述，红柳泉地区E13沉积时期内，由于红柳泉断裂的早期活动导致断层上盘红4井、红35井和红8井等附近区域产生局部挠曲，形成低幅度的挠曲坡折带，造成一定的湖底地形特征。同时，浅水缓坡区域会因为极小的地形起伏而引起坡折带上、下可容空间的迅速变化，往往使沉积相带和沉积厚度均有不同程度的改变。挠曲坡折区形成的低幅度隆起区使得古阿拉尔河分叉改道成红深2井区的北分支河道和阿2井区的南分支河道，两支古河道在红柳泉古斜坡的低部位又重新交汇，在湖浪改造下形成叠合连片的席状化砂体（图3）。
4.2湖岸线控砂
李元昊等在研究鄂尔多斯盆地西北部长8段砂体分布特征时发现，发育的砂体顺河道方向局部厚层砂体呈坨状分布，垂直河道方向坨状砂体围绕湖盆呈环带状展布，由此提出浅水三角洲“湖岸线控砂”的规律[7]。红柳泉地区浅水三角洲的砂体分布即具有明显的“湖岸线控砂”的特点，湖岸线以上主要发育三角洲平原亚相沉积，砂体类型为分流河道砂体；湖岸线以下发育三角洲内前缘亚相沉积，砂体类型为水下分流河道、河口坝砂体。
古湖岸线控制了浅水三角洲水上和水下的沉积环境，两者沉积物的组分、结构都有一定的变化，对储集层物性也有明显的影响[41]。勘探实践表明，红深2井和红深4井以西长期处于湖岸线以上，受控于沉积期内干燥的气候条件，三角洲平原砂体的硬石膏含量（质量分数，下同）多在10%以上，孔隙度普遍小于12%，渗透率为（1～10）×10-3 μm2；而水下分流河道及河口坝长期处于水下，泥质填隙物含量相对较低，以硬石膏和碳酸盐胶结物为主，胶结物储量小于10%，孔隙度普遍大于12%，是研究区最优质的油气储层；外前缘席状砂虽然砂岩成分纯净，分选较好，但是沉积时的水动力条件较弱，碳酸盐和石膏类矿物的胶结作用非常发育，同时处于构造低部位，具有中等—强的压实作用，因此其孔隙度通常小于8%，渗透率不足1×10-3 μm2。不过，溶蚀作用和构造作用会对此类砂体的物性进行改善，前者主要扩大了储集砂体的孔隙度，后者则使砂体的裂缝发育，从而增强其渗透条件[42]，因此外前缘席状砂体也应该具有一定的储集“甜点”区，能够成为优质的储集砂体。
浅水三角洲频繁的湖平面相对升降变化引起湖岸线进退迁移的旋回性变化，在纵向上组成了频繁的砂泥岩互层，可形成多套储盖组合。湖进体系域发育的大段暗色湖相泥岩直接覆盖在低位进积复合砂体上，可以形成良好的储盖组合，配合湖岸线对砂体储集性能的影响，还能形成封堵性能良好的成岩砂体圈闭，如红柳泉地区红地107井区的成岩砂体岩性圈闭。
5结语
（1）柴达木盆地西南部红柳泉地区下干柴沟组下段（E13）沉积时期构造相对平缓，导致盆浅湖阔的古构造背景，地形坡度相对较小，古水深一般小于10 m，水体动荡，湖平面变化相当频繁，干旱或半干旱的气候环境为研究区提供了充足的陆源碎屑，具备形成浅水三角洲的古沉积环境。
（2）E13沉积时期，研究区浅水三角洲砂体的分布明显受挠曲坡折带和湖岸线的控制。红柳泉断层早期活动引起的局部低幅度的挠曲构造，使得古阿拉尔河道分叉改道，在挠曲坡折带以下的低部位重新交汇，在湖浪作用的改造下形成叠合连片的席状化砂体；同时，研究区湖岸线以上主要发育高石膏含量的分流河道砂体，而湖岸线以下则发育物性较好的水下分流河道及河口坝砂体，滨岸线的频繁迁移可形成多套储盖组合，配合滨岸线对砂体物性的影响，能形成封堵性能良好的成岩砂体圈闭。
参考文献：
[1]邹才能，赵文智，张兴阳，等.大型敞流坳陷湖盆浅水三角洲与湖盆中心砂体的形成与分布[J].地质学报，2008，82（6）：813825.
[2]尹艳树，王进，文志刚，等.浅水三角洲分流河道三维储层建模方法比较[J].西南石油大学学报：自然科学版，2013，35（3）：4751. [3]孙作兴，张义娜，刘长利，等.浅水三角洲的沉积特征及油气勘探意义[J].石油天然气学报，2012，34（9）：161165.
[4]朱筱敏，刘媛，方庆，等.大型坳陷湖盆浅水三角洲形成条件和沉积模式：以松辽盆地三肇凹陷扶余油层为例[J].地学前缘，2012，19（1）：8999.
[5]王立武.坳陷湖盆浅水三角洲的沉积特征——以松辽盆地南部姚一段为例[J].沉积学报，2012，30（6）：10531060.
[6]王家豪，陈红汉，江涛，等.松辽盆地新立地区浅水三角洲水下分流河道砂体结构解剖[J].地球科学，2012，37（3）：556564.
[7]李元昊，刘池洋，独育国，等.鄂尔多斯盆地西北部上三叠统延长组长8油层组浅水三角洲沉积特征及湖岸线控砂[J].古地理学报，2009，11（3）：265274.
[8]王成玉，淡卫东，方艳兵，等.鄂尔多斯盆地长8油层组浅水三角洲沉积特征及其地质意义[J].石油天然气学报，2013，35（3）：1215.
[9]刘柳红，朱如凯，罗平，等.川中地区须五段—须六段浅水三角洲沉积特征与模式[J].现代地质，2009，23（4）：667675.
[10]朱伟林，李建平，周心怀，等.渤海新近系浅水三角洲沉积体系与大型油气田勘探[J].沉积学报，2008，26（4）：575582.
[11]久凯，丁文龙，李春燕，等.含油气盆地古构造恢复方法研究及进展[J].岩性油气藏，2012，24（1）：1319.
[12]王波，薛建勤，崔晓松，等.柴西南跃进斜坡区下干柴沟组层序地层研究[J].石油实验地质，2012，34（4）：383387.
[13]张昌民，尹太举，朱永进，等.浅水三角洲沉积模式[J].沉积学报，2010，28（5）：933944.
[14]尹成明，任收麦，田丽艳.阿尔金断裂对柴达木盆地西南地区的影响——来自构造节理分析的证据[J].吉林大学学报：地球科学版，2011，41（3）：724734.
[15]王亚东，张涛，迟云平，等.柴达木盆地西部地区新生代演化特征与青藏高原隆升[J].地学前缘，2011，18（3）：141150.
[16]李仕远，王亚东，张跃中，等.柴达木西部地区新生代主控断裂演化过程及其意义[J].地质科学，2010，45（3）：666680.
[17]李兰斌，孙家振，夏晓燕，等.柴达木盆地西南地区褶皱构造样式[J].石油实验地质，2012，34（1）：3035.
[18]杨超，陈清华，任来义，等.柴达木盆地构造单元划分[J].西南石油大学学报：自然科学版，2012，34（1）：2533.
[19]付锁堂，关平，张道伟.柴达木盆地近期勘探工作思考[J].天然气地球科学，2012，23（5）：813819.
[20]姜营海，任世霞，王鹏，等.柴达木盆地西南区第三纪地层对比与划分[J].地层学杂志，2013，37（1）：5861.
[21]李兰斌，孙丽娜，孙家振，等.柴西南地区断裂特征分析[J].石油地球物理勘探，2010，45（3）：443446.
[22]董文举，史基安，吕宗伦，等.小层对比在柴达木盆地红柳泉地区的应用[J].天然气地球科学，2007，18（4）：540544.
[23]张满成，陈宏民，唐艳.柴达木盆地红柳泉油田E13储层评价[J].青海石油，2010，28（1）：8591.
[24]蒋宏忱，于炳松，王黎栋，等.柴达木盆地西部红狮凹陷第三系下干柴沟组层序地层格架[J].现代地质，2002，16（4）：382388.
[25]江波，司丹，王兰生，等.柴西南地区油气成藏特征及有利储层预测[J].天然气工业，2004，24（9）：810.
[26]杨波，陈海清，王光华.柴达木盆地柴西南区岩性圈闭形成及有利勘探区带划分[J].石油地球物理勘探，2006，41（增）：4246.
[27]陈艳鹏，刘震，李鹤永，等.柴西南区古近系层序地层特征及岩性圈闭发育模式[J].西安石油大学学报：自然科学版，2007，22（4）：1721.
[28]张道伟，史基安，李传浩，等.柴西南地区古近系—新近系井震统一层序地层格架的建立[J].沉积学报，2008，26（3）：392398.
[29]王英民，刘豪，李立诚，等.准噶尔大型坳陷湖盆坡折带的类型和分布特征[J].地球科学，2002，27（6）：683688.
[30]施辉，刘震，丁旭光，等.柴达木盆地西南地区古近纪—新近纪断裂坡折带与沉积相分布[J].古地理学报，2013，15（3）：317326.
[31]肖传桃，帅松青，吴光大.柴达木盆地西南区古近—新近纪坡折带及其对岩性圈闭的控制作用[J].特种油气藏，2013，20（1）：2730.
[32]王亚东，方小敏，高军平，等.柴达木盆地西部地区断裂类型及油气勘探意义[J].地质科学，2009，44（3）：957965.
[33]吴磊.阿尔金断裂中段新生代活动过程及盆地响应[D].杭州：浙江大学，2011.
[34]曹国强.柴达木盆地西部地区第三系沉积相研究[D].广州：中国科学院广州地球化学研究所，2005.
[35]杨平.柴达木盆地西部七个泉—红柳泉地区第三系层序生物地层学研究[D].北京：中国地质大学，2007.
[36]杨平，邓奎，刘学会，等.层序生物地层学在柴达木盆地中的应用及展望[J].石油与天然气地质，2010，31（5）：561566.
[37]苏新，丁旋，姜在兴，等.用微体古生物定量水深法对东营凹陷沙四上亚段沉积早期湖泊水深再造[J].地学前缘，2012，19（1）：188199.
[38]武向峰.柴达木盆地西部上、下干柴沟组湖平面变化程式及控制因素[D].成都：成都理工大学，2010.
[39]孙秀建，刘应如，乐幸福，等.柴达木盆地红柳泉地区岩性油藏主控因素分析[J].天然气地球科学，2010，21（5）：801808.
[40]姜义权，胡天跃，黄振连，等.柴西地区红柳泉构造岩性油藏储层预测研究[J].天然气地球科学，2012，23（5）：923929.
[41]姜在兴，刘晖.古湖岸线的识别及其对砂体和油气的控制[J].古地理学报，2010，12（5）：589598.
[42]张道伟，张顺存，史基安.红柳泉—跃进地区下干柴沟组下段（E13）Ⅰ和Ⅱ砂层组的储层特征及其影响因素浅析[J].天然气地球科学，2010，21（1）：2632.
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