侏罗系层序地层划分与横向对比

层序地层划分与对比~

据昌都地区不同构造单元的层序地层分析，可以进行全区三叠纪层序，尤其是晚三叠世层序的划分与对比（表5.1、图5.9～图5.11）。
本区下、中三叠统完整的实测剖面较少，层序划分与对比较为困难；正如表5.1所示的那样，岛弧地层发育最佳，充足的火山 沉积物补给使得层序的划分与三分结构很清晰。以中三叠统巨厚浊积岩沉积为例，在划分浊积岩层序时，往往把硅质层、火山源与内源低密度浊积岩确定为最大海平面的标志沉积，而与陆源和内源浊积岩相区分；此外，显然不易分开的高水位体系域与海进体系域将它们合并在一起。不过，在弧后区、克拉通区的中、下三叠统因种种原因不好划分。但是，上三叠统层序结构较易确定，沉积相组合特征比较明显，而且全区范围内可以较好地进行对比。例如以区内最大规模海侵沉积的波里拉组碳酸盐岩作为层序对比标志层，可以展开像岛弧区（图5.11）、弧后区（表5.1）与克拉通区（图5.9）那样的比较。弧后区的 SQ1分别对比着岛弧区、克拉通区的 SQ7与SQ1；层序类型一致、结构特征一样，只是体系域沉积特征有差别。同样弧后区的SQ2完全可以同弧区SQ8与克拉通区SQ2对比，层序类型一致，但特征与层序结构不同，其深层次原因将在后面论述。弧后区的SQ3分别对应着弧区的SQ9与SQ10和克拉通区的SQ3与SQ4，层序数量、结构与类型均不同，但上三叠统的层序在弧区与克拉通区存在着相似性（图5.10与图5.11）。

图5.9 昌都地区北部上三叠统层序地层柱状对比

根据上述分析，将岛弧与弧后区层序地层特点归纳如下：
（1）可以运用Vail（1977）提出的层序地层学理论，在露头剖面上识别出Ⅰ类以及Ⅱ类层序界面与体系域空间配置关系。
（2）复杂构造、火山地形的岛弧系统（如呈岛海格局的江达岛弧区内）由于丰富的火山-沉积物补给，可划分出多个层序，层序结构的三分性多半完整（图5.11），例如SQ5与SQ6。
（3）活动区的岛弧与弧后区，构造与沉积物的补给作用控制很明显（表5.1），从而造成了层序数量、结构与类型上的差别。例如上三叠统的层序数量在弧后区为3个，岛弧区与克拉通区均为4个；弧后区SQ3为Ⅰ类层序，而在岛弧区与克拉通区均为Ⅱ类层序。

图5.10 昌都地区南部上三叠统层序地层柱状对比图

（4）多数层序中往往伴有不同性质、不同类型的火山岩，这些火山岩与层序有着密切的联系（图5.12）。例如岛弧区的挤压性钙碱性系列火山岩与弧后区拉张碱性系列的火山岩分别对应于不同类型的层序与体系域；并且各体系域中火山岩性质与所占的厚度比也是不同的。以江达岛弧层序为例，低水位体系域中多半出现钙碱性系列火山岩组合，所占厚度比值中等。海侵体系域既见拉斑玄武岩系列，又见钙碱性系列，以及碱性系列（例如生达弧后区），火山岩含量最少。高水位体系域几乎均出现钙碱性系列，所占比例最大。
（5）弧区的浊积岩体系尤其发育，多物源（陆源、内源与火山源）浊积扇沉积在层序划分中起到了关键作用。一般地陆源高密度浊流往往与相对海平面下降相联系，内源浊积岩代表海平面处于高位时期；基性火山源浊积岩反映海平面逐渐上升，中酸性火山源反映海平面下降，混合源浊积岩反映邻区出现造山带，总体海平面逐渐下降。笔者就是运用上述原则与区域资料分析来划分低、高密度流浊积层序的，尤其是中三叠统瓦拉寺组上千米厚的海底扇至斜坡相沉积层序。瓦拉寺组的生物地层分辨率较差，难于很好地根据全球海平面变化来解释这些浊积巨层序。但是，占优势层段的砂质沉积或由砾岩与砂岩构成的砾质泥流与碎屑流的活动水道相沉积，通过明显的海平面下降可较好地进行解释（Kolla等，1988；Einsele，1992，1993；荒户等，1994）；同样地，半远洋钙质泥岩和黑色板岩、硅质岩的产状反映出水道较长期不活动特征，陆源沉积物的补给有限，这可能与上升的海平面和早期高水位条件有关（Loutit等，1988；Seyfride等；Robertson等，1991）。

图5.11 江达岛弧区三叠系层序地层对比

表5.1 昌都地区层序地层划分与对比



图5.12 江达岛弧盆地层序地层中的火山岩特征

通过各地区标准剖面的层序地层分析，在此基础上，在不同地区挑选出几口比较典型的井，主要作了东西向的层序地层剖面横向对比分析工作。
一、肖6—肖9—唐1—唐6—临18—盘47井剖面对比分析
该剖面（图4-6）在地理位置上位于湖盆西缘，从对比剖面上也可看出从肖6井到唐6井在沉积特征上基本相似。说明这些井在湖盆中基本属于同一相带，只有临18井和盘47井水体深度可能相对较大。该剖面主要反映了层序Ⅱ的上部和层序Ⅲ的下部在西侧靠近湖盆边缘相带的沉积特征，从剖面上可以看出：
（1）层序Ⅱ的低水位体系域沉积以灰色粉砂岩夹紫红色泥岩为主，其顶界以红色地层基本消失为特征，电性曲线表现为自然电位曲线呈尖指状，电阻率较低，曲线呈齿状。
（2）层序Ⅱ的湖侵体系域在这些井上表现为沉积厚度薄，约20～30m，只是在盘47井厚度才略有增加。沉积特征以灰色粉细砂岩夹泥岩为特征，电性特征同下伏低水位体系域相似。
（3）层序Ⅱ的高水位体系域和下降体系域在此对比剖面上沉积厚度较大，且由肖6井（厚度53m）向盘47井（厚度232m）变厚，沉积以灰色粉砂岩、泥岩互层为特征，在肖6井、盘47井见有大量炭质泥岩，该体系域顶部在唐6井、盘47井出现紫红色泥岩，同时唐1井可能存在侵蚀现象，同上覆地层呈不整合接触。
（4）层序Ⅲ的低水位体系域，厚度一般为40～60m，盘47井厚达70m以上，沉积上表现为大套粉砂岩夹薄层泥岩，自然电位曲线呈箱状，幅度差可达100mV以上。电阻率曲线低平，偶有尖齿，其值一般较小为2～4Ω·m。
（5）层序Ⅲ的湖侵体系域在此对比剖面上以细粒泥岩沉积为特征，偶夹薄层粉砂岩或油页岩，电性上也同下伏地层有明显差别，自然电位曲线靠近泥岩基线，电阻率曲线低平。
从整体上看，这一对比剖面主要反映出湖盆边缘的沉积特征和层序演化特征。层序Ⅱ湖侵体系域时期，湖盆内水体有限，大量陆源碎屑以冲积扇—网状河的形式进入湖盆，在大范围内形成了一套灰色砂泥混杂沉积。高水位体系域和下降体系域时，湖盆中水体相对较深，粗粒沉积物主要沉积在岸线附近。主要物源位置可能有大型三角洲向湖盆推进，此时在此对比剖面上沉积仍以较粗粒的砂岩与泥岩不等厚互层为特征，夹有大量反映近岸沉积的炭质泥岩、炭质页岩。进入层序Ⅲ低水位体系域时，由于水位的下降，岸线向湖盆退缩，导致在原沉积物表面形成大量冲刷河道，形成一套河道充填沉积。当再一次湖水快速增加时，进入湖侵体系域时期，在河道充填沉积之上，形成了滨浅湖—半深湖的泥岩、页岩夹少量粉砂岩的沉积地层。
二、临72—临101—临20—商6—商20—商95井剖面对比分析
该剖面（图4-7）也位于中央隆起带上，由西向东主要反映的是层序Ⅲ/Ⅳ界面附近地层的沉积特征，包括层序Ⅲ的高水位体系域的顶部和下降体系域、层序Ⅳ的低水位体系域和湖侵体系域的下部。由剖面可得出：

图4-6　肖6—肖9—唐1—唐6—临18—盘47井剖面对比图


图4-7　临72—临101—临20—商6—商95井剖面对比图

（1）层序Ⅲ的高水位体系域沉积以细粒泥岩、油页岩为主，沉积厚度大。在该体系域的顶部有少量砂岩沉积。在此对比剖面上，临72井和临101井都表现为泥岩、油页岩沉积，临20井和商6井下部的砂岩应属于基山浊积砂体的一部分，到东部商20井和商95井则夹有大套玄武岩地层。
（2）层序Ⅲ的下降体系域在地层特征上表现为由西向东沉积物粒度变细，由临72井、临101井的粉砂岩夹泥岩沉积相变为临20井、商6井的泥岩夹砂岩再到商20井和商95井的泥岩、油页岩，其沉积厚度较薄且有由西向东变薄的趋势，临72井厚65m→临101井厚41m→临20井厚37m→商6井厚24m→商20井厚18m→商95井厚16m，反映了主要物源方向由湖盆边缘向湖盆中央地层减薄的沉积特征。
（3）层序Ⅳ的低水位体系域沉积以砂岩发育为特征，由西向东都有砂岩层段。地层厚度也有由西向东变薄的趋势，其中临101井最厚120m，而西侧临72井相对较薄，厚72m，向东最薄处仅50m，而且砂岩分为上下两套。
（4）层序Ⅳ的湖侵体系域下部发育一套砂岩，厚度一般为10～20m，向上变为泥岩、油页岩沉积。
总体上看来，此剖面在沉积和构造演化继承了前一剖面的特征：地层由西向东沉积厚度变小，沉积粒度变细，沉降中心在临101、临20和商6井一带，沉积中心在商20井一带，层序Ⅲ/Ⅳ界面也由临72井1665m降低到临20井的2341m又抬升到商95井的2097m，同层序Ⅱ/Ⅲ界面变化相似。
通过对以上两个对比剖面的分析，可以看出，惠民凹陷在中央隆起带上，由层序Ⅱ到层序Ⅳ，其总体沉积格局没有改变。物源主要来自两侧，沉降中心位于临101井、临20井、商6井和盘7井一带，沉积中心则在商河构造的商20井、商21井和商深1井附近，沉积厚度由西向东呈由薄变厚再变薄的分布特征，沉积粒度则有由西向东总体变细的趋势。同时由目前井深和沉积特征上也可看出中央隆起带在构造演化上也存在不均一性，活动强度具有分区性，西部盘1井、临72井抬升幅度较大，东部商20井、商21井、商深1井和商95井抬升幅度也比较大，而中部临20井、商6井一带构造活动相对较稳定，属于稳定沉降区。

侏罗系层序地层划分与对比是一个难度极大的课题。其主要原因是：①侏罗系原始沉积受以北北东向为主的断裂、断陷和古地貌控制，平面上的不同构造单元沉积厚度变化大、层位变化大、沉积相变化明显。侏罗系沉积后又经历了多期构造运动的改造，特别是燕山期、喜马拉雅期两次较大的构造抬升和褶皱运动，使地层遭受严重剥蚀、变形，同时由于受古地形特征的控制，不同地区地层的剥蚀厚度又有明显差异，原型盆地恢复难度大，给地层对比带来很大困难；②北缘侏罗系残留地层的时代确定存在困难，区域地层年代划分与对比历年来已有几次变动，中生界内部尚存在哑地层（如白垩系）；③钻井多集中在构造带上，而区域范围内钻遇侏罗系的井屈指可数，有些构造单元无井控制，全区钻穿侏罗系的井几乎没有，且由于可供地震层位标定的井少，层序地层的划分、解释、追踪很困难；④地震资料品质差，反射波形干扰因素多，特别是构造带上中生界在很多地区无清晰反射。

鉴于上述原因，中生代地层层序划分与时代的确定必须以露头层序地层、钻井层序地层与地震层序地层划分为基础，运用生物地层研究成果搞清地面露头与井下地层时代的对比关系、不同地区或不同构造单元之间侏罗纪地层的年代对比关系，然后利用连井剖面经过井-震对比标定骨干测线地震层序的界面与时代，进行全区追踪闭合。进行平面追踪时，分析重点要放在各构造单元结合部位，搞清侏罗系内部界面的级次与性质、相邻地层的接触关系，分析其所代表的地层时代。

一、露头剖面层序地层划分

大煤沟剖面为柴北缘侏罗系出露最全、保存最好的标准露头剖面，中生界厚度逾1100 m，自下而上发育下侏罗统小煤沟组、中侏罗统大煤沟组和上侏罗统采石岭组。在控制侏罗系沉积的区域基准面旋回变化中，基准面上升至最大可容纳空间的沉积发生在中侏罗统晚期，具体为传统地质分层的J₂d⁷沉积时期。这是一套厚层深灰色页岩与泥岩互层夹菱铁矿层沉积。泥岩中微细水平层理发育，含丰富鱼类、介形类、双壳类化石，应为较大泛滥盆地或湖相沉积，是尕南断陷及盆地西北缘东部侏罗系沉积中心所在。

大煤沟剖面保存的侏罗系沉积旋回性十分明显。运用层序地层分析方法，可以将其进一步划分出8个由次级基准面变化控制的旋回（图2-1）。

S11：相当于采石岭组。该旋回底界面在西部采石岭地区与下伏大煤沟组为不整合接触。北缘地区在绿草山东为局部不整合，其余地区为假整合接触。顶界面为与红水沟组接触的河道冲刷接触面。该旋回为一套红色陆源碎屑沉积，与下伏大煤沟组暗色沉积形成明显对照。在西部采石岭地区由灰绿色或灰黄色砂岩、砾状砂岩和棕红色泥岩、砂质泥岩组成。

S10：大致相当于红水沟组。该旋回顶界面为与第三系不整合接触面。岩性较细，以冲积平原相棕褐色泥岩为主夹薄层砂岩、粉砂岩沉积。

S9：大煤沟组J₂d⁶中上部至J₂d⁷旋回。旋回底界面为沉积作用转换面，顶界面为与上覆采石岭组侵蚀不整合接触。该旋回为不对称旋回，以基准面上升半旋回沉积为主。上升半旋回底部为辫状河道砂砾岩、冲积平原相灰黄色粉砂质泥岩夹含砾砂岩，向上出现沼泽相煤层。该旋回最大湖泛位置沉积了湖相深灰色厚层页岩夹菱铁矿层。下降半旋回沉积厚度薄，为泥灰岩与灰绿色泥岩互层沉积。

S8：大煤沟组J₂d⁴—J₂d⁶底部旋回：为大煤沟剖面中、下侏罗统相对粗粒发育段。旋回底界面为河道作用冲刷面，顶界面为地层叠加样式转换面。基准面上升半旋回较发育，沉积物以辫状河道砂砾岩为主，自下而上地层叠加样式由加积变为退积。基准面上升到最大位置，为以沼泽化平原炭质页岩为主夹薄层粉砂岩、泥质粉砂岩沉积。基准面下降早期厚层煤相发育，向上煤层减少、砂岩增多，逐渐变为河道相含砾砂岩夹河间炭质泥岩沉积。

S7：大煤沟组J₂d³旋回：该旋回为干旱炎热气候条件下形成的一套冲积平原相灰绿色、棕红色含砂泥岩、砂质泥岩互层夹薄层砂砾岩沉积。底界面为一较厚层砂砾岩。随着基准面上升，沉积地层以灰绿色与棕红色泥岩互层为主。之后，由于可容纳空间逐渐变小棕红色泥岩和砾岩向上增多、厚度变大，进积特征明显。

S6：大煤沟组J₁d²旋回：该旋回为明显的不对称旋回，基准面上升半旋回占绝对优势。最大洪泛面位于旋回近顶部位置。旋回底部较粗，为褐黄色含砾砂岩、砾岩夹黑灰色炭质页岩、泥岩，地层叠加样式由加积到退积。向上逐渐变细，以黑色页岩为主夹褐黄色、黄灰色砂岩、粉砂岩、黑灰色砂质泥岩，偶见菱铁矿薄层。顶界面为厚层河道砂岩形成的下切冲刷面。

图2-1 大煤沟剖面侏罗系层序划分与沉积相分析

S5：大煤沟组J₁d¹旋回：底界面为洪泛面，顶界面为河道冲刷侵蚀面。旋回的不对称性十分明显。基准面下降半旋回沉积明显厚于上升半旋回沉积。基准面上升、可容纳空间增大时，沉积以炭质页岩为主，煤层发育并夹粉砂岩及菱铁矿薄层；基准面下降时，为炭质页岩、泥岩与灰黄色砂岩、砾状砂岩层沉积，向上砂岩逐渐增多。最大洪泛沉积接近旋回下部，由炭质页岩夹菱铁矿层组成。

S4：小煤沟组J₁ x 旋回：底界面为与下伏基岩接触的区域不整合面。顶界面在大煤沟剖面与上覆层整合接触。该旋回基准面上升时期沉积了冲积扇辫状河道砾岩、含砾砂岩、细砂岩夹河道间沼泽相炭质页岩。由于基准面上升，可容纳空间增大，沉积物总体呈加积-退积叠加样式。向上炭质页岩增多、单层厚度增大，粗碎屑岩粒度逐渐变细。基准面上升到最大可容纳空间位置时，发育了沼泽相炭质页岩、煤层与灰黑色泥岩、粉砂质泥岩互层沉积。基准面下降期扇三角洲的进积作用明显。沉积物粒度向上变粗，含砾砂岩、砾岩增加，呈进积叠加样式。

二、钻井剖面层序地层划分与对比

1.冷湖三号地区

（1）深75井（1844～2768.5 m）：侏罗系以砾岩、砾状砂岩、含砾砂岩为主，与黑灰色、灰色砂质泥岩呈不等厚互层，偶见煤线。古生物鉴定含孢粉组合2，应属下侏罗统湖西山组地层。又可进一步划分为三个次级旋回：上部旋回（1844～2017 m），旋回底界面为沉积作用的转换面，顶界面为与上覆第三系的不整合接触面，该旋回基准面上升半旋回发育，为砂砾岩与灰色、黑灰色、灰绿色砂质泥岩薄互层沉积，向上砂质泥岩厚度增大、颜色变深，反映冲积扇的退积作用；中部旋回（2017～2307 m），特征与下伏旋回类似，也以基准面下降期沉积为主，形成于冲积扇的进积作用，但岩性稍细，砂质泥岩夹层增多、单层变厚，特别是旋回下部更明显，与下部旋回相比，该冲积扇表现为向物源方向的退积；下部旋回（2307～2768.5 m），该旋回基准面上升部分钻井未能揭示，据分析为一明显的不对称旋回，基准面下降半旋回十分发育，主要形成于冲积扇的进积作用，顶部由一次较明显的洪泛作用将其与上部旋回分开，界面之下为以砾岩为主的与黑灰色、黑色砂质泥岩不等厚互层沉积，向下逐渐变为砾岩与砂质泥岩薄互层，砂质泥岩厚度增大，直至出现煤线或薄层煤，地层自下而上呈明显的进积到加积叠加样式。

（2）石地22井（351～1200 m）：侏罗系以砾状砂岩、含砾砂岩、砂岩和砂质泥岩为主，夹炭质泥岩、深灰色泥岩、泥质粉砂岩，以及少量砾岩、灰岩和薄煤层。经孢粉分析，该段具有小煤沟组含油段下部组合特征（孢粉组合4）。可识别出两个次级旋回（均为对称旋回）：上部旋回（351～745 m）由砾岩、含砾砂岩、砂岩与灰黑色、灰色砂质泥岩不等厚互层组成，井深490 m左右，断层重复地层120 m，该旋回下部为冲积扇的退积作用产物，之后又发生进积作用，构成一个对称旋回；下部旋回（745～1098 m）较上部旋回粒度略变细，为砂岩、含砾砂岩与灰黑色砂质泥岩互层沉积，局部夹炭质泥岩，砂砾岩主要为细砾岩，常含较大的炭化植物茎，局部略显交错层，波状层理、变形层理发育。

2.潜西地区

该区钻遇侏罗系的有潜参1井、潜参2井、潜深4井、潜深6井、潜深10和潜深11井。

（1）潜参1井（2198～2402.09 m）：侏罗系为一套红色地层，为紫灰色、褐灰色、砖红色泥岩与砂砾岩互层沉积。含孢粉组合 4，即囊松柏类-拟苏铁粉属-拟紫萁孢属组合，属小煤沟组。又可进一步划分为两个旋回：上部旋回（2198.0～2264.5 m），仅保留了基准面上升半旋回，顶部为削截不整合，基准面下降半旋回遭到剥蚀，该旋回上部为紫灰色、杂色泥岩，部分褐色泥岩，夹少量浅灰色、浅绿灰色粉砂岩，中、下部为砾岩和砾状砂岩互层，夹少量浅灰色含砾砂岩和砖红色砂质泥岩；下部旋回（2264.5～2402.09 m），为一套以砾岩、砾状砂岩为主，夹薄层泥岩和薄层煤的地层，旋回下部和上部较粗，中间以紫色泥岩为主夹煤线。

（2）潜参2井（2535～2882.52 m）：侏罗系为一套以灰色、黑灰色、浅灰色砂质泥岩和泥岩为主，夹砂岩、砾状砂岩及少量砾岩、炭质泥岩和煤层的沉积。含孢粉组合5～7组合，应属大煤沟组。又可进一步划分出两个次级旋回：上部旋回（2535～2636 m），为一套含煤地层，岩性较下部旋回明显变细，下部为砂岩、砂质泥岩互层夹砾状砂岩、煤层和炭质泥岩，向上炭质泥岩明显增多并含煤层，反映水体向上变深的过程，含孢粉组合6、组合7，即光面三缝孢类-合囊蕨孢属组合与光面三缝孢类组合；下部旋回（2636～2858 m），为一套轻变质地层，该旋回底部直接与基岩接触，基准面下降半旋回发育，以深灰或绿灰砂质泥岩、砾状砂岩、砂岩互层为特征，岩性向上逐渐变粗，地层进积作用明显，含孢粉组合5，即光面三缝孢类-具囊松柏类-拟苏铁粉属组合。

3.冷湖四号地区

该区钻遇侏罗系的井有深17井、深85井、深86井、深81井。

深85井（3130～4002 m）：侏罗系为一套以砾岩、砂砾岩为主夹灰色、深灰色泥岩、砂质泥岩沉积。从钻井与测井分析，该井侏罗系可进一步划分出三个旋回：下部两个旋回中的孢粉组合与冷湖三号孢粉组合1和组合2相似，因而应属下侏罗统湖西山组上部含炭段；上部旋回灰色泥岩中含与冷湖三号小煤沟组J₁x³孢粉组合4相似的组合，因而认为其属于下侏罗统小煤沟组地层。上部旋回（2963～3130 m）由于断层作用，旋回特征不清楚，该段为深灰色泥岩与棕红色泥岩互层沉积，据少量取心观察，深灰色泥岩所夹砂岩粒度较细，具浊积岩沉积特征。中部旋回（3130～3414 m），为砾岩、砾状砂岩与深灰色、灰色泥岩、砂质泥岩不等厚互层，形成于扇的加积、退积沉积作用。下部旋回（3414～4002 m），由砾岩夹深灰色泥岩、砂质泥岩组成，呈明显的向上变浅、变粗旋回，形成于水下扇的进积作用。

4.冷湖5号地区

冷科1井（3473～5200 m）：侏罗系为一套以深灰色、灰色泥质岩为主夹粉砂岩、泥质粉砂岩沉积，局部层段砾状砂岩、煤层或炭质泥岩发育。根据钻井、测井分析，冷科1井中的侏罗系可进一步划分出三个次级旋回。上部两个旋回含具囊松柏类-拟云杉粉属-刺粒面包类组合，即冷湖三号孢粉组合3；下部旋回发育原始松柏类-宽肋粉属组合，即具孢粉组合1特征。上部旋回（3473～3670 m）底界面为 MSC2 的顶界，顶界面为第三系与侏罗系之间区域分布的不整合面。基准面上升和下降的转换位置在 3580 m左右，为厚层灰色、黑灰色泥岩发育段。上升半旋回从底界面开始，向上粉砂岩层数逐渐减少、厚度变薄，而泥岩单层厚度逐渐增大、纯度增加。下降半旋回由于后期的剥蚀作用残留不全。残存地层虽然以灰色泥岩为主，但顶部已开始出现含砾粉砂岩、粉砂岩和炭质泥岩互层，可以推断其形成时区域基准面已开始下降，湖水变浅。中部旋回（3670～4305 m），底界面为MSC1的顶界，顶界面为一粉砂岩集中发育段的中部，井深约为3715 m。基准面上升与下降的转换位置约3900 m，其附近GR曲线呈最高值，厚层、块状泥岩发育，是该旋回湖水最深的层段。该旋回粒度较下部旋回明显变细。上升半旋回下部深灰色泥岩、炭质泥岩和煤层发育，夹薄层粉砂岩、泥质粉砂岩，为本区的重要成煤期。GR曲线表明，该层段由多个以下降半旋回为主、但呈退积叠加样式的较短期的地层旋回组成，显示出三角洲的退积作用。向上深灰色泥岩、粉砂质泥岩逐渐增多、厚度增大。下降半旋回沉积表现出粉砂岩向上逐渐增多，单层厚度变大。下部旋回（4305～5200 m，未见底），该旋回底界钻井未能揭示。顶界面为进积的辫状三角洲砂岩，井深为4305 m左右。该界面为一地层叠加样式的转换面，界面之下较短期旋回为以进积为主的叠加样式，界面之上经一次明显的湖泛作用后变为以退积为主的叠加样式。在GR曲线上表现为低值到高值的突变。该地层旋回基准面上升与下降的转换位置约在 4855 m，发育一套厚层暗色泥岩，为该旋回的最大湖泛处。上升半旋回地层以细粒沉积为主，为灰色、深灰色泥岩、粉砂质泥岩互层沉积，局部夹炭质泥岩。下降半旋回下部为灰色或深灰色泥岩、炭质泥岩互层，上部以砂质细砾岩、砂岩等粗碎屑为主夹薄层泥岩、炭质泥岩和煤层，为三角洲多期进积作用叠置而成的短期旋回厚度向上逐渐变大、粒度逐渐变粗、水体逐渐变浅的反旋回沉积。

5.鱼卡地区

（1）鱼33井（1325～1850 m）：该井由中、上侏罗统组成。中侏罗统为一套煤系地层；上侏罗统以棕红色厚层砂质泥岩为主，局部夹含砾砂岩段，整体向上变粗。中侏罗统又可进一步划分为两个旋回：上部旋回（1325～1700 m）为一对称旋回，上升半旋回以炭质泥岩为主，夹含砾砂岩，下降半旋回为砂质泥岩夹砂岩、含砾砂岩，向上变粗，从岩性组合和旋回特征分析大致相当于大煤沟剖面J₂d⁶～J₂d⁷；下部旋回（1700～1850 m）以厚层煤层为主，夹炭质泥岩、少量砂岩，从岩性组合和旋回特征分析大致相当于大煤沟组J₂d⁴—J₂d⁶。上侏罗统也可进一步划分为两个旋回：上部旋回只保存基准面上升半旋回，为冲积平原相沉积，岩性向上逐渐变细；下部旋回为冲积平原厚层砂质泥岩沉积，下部为厚层辫状河道相含砾砂岩，上部为棕红色砂质泥岩与泥岩交互层。

（2）尕中20井（285～855 m）：该井中生界由中、上侏罗统组成。上侏罗统为一套棕红色砂质泥岩夹灰黄色砂岩、含砾砂岩。中侏罗统为灰色泥岩、灰黑色炭质泥岩为主，夹砂岩、粉砂岩、含砾砂岩，局部为与砂岩不等厚互层沉积。大致相当于大煤沟剖面J₂d⁴—J₂d⁷。又可进一步划分为两个旋回：上部旋回（419～670 m），底部可见一次较明显的河道冲刷作用，其上发育厚层河道砂岩，基准面上升半旋回发育，以砂岩、含砾砂岩为主夹灰色泥岩、黑灰色炭质泥岩，有少许煤层，向上炭质泥岩逐渐增多，最大可容纳空间位置出现泥灰岩沉积，基准面下降期沉积地层较薄；下部旋回（670～855 m），底界与基底不整合接触，基准面上升期为以砂岩、含砾砂岩为主夹灰色泥岩、黑灰色炭质泥岩，向上泥岩、炭质泥岩逐渐增多，基准面下降期以炭质泥岩为主，向上砂岩、粉砂岩夹层增多。

6.南八仙地区

仅在仙3井钻遇侏罗系103 m（井深3535～3638 m）。为一套炭质泥岩、泥岩与灰白色细砾岩、含砾细砂岩、细砂岩不等厚互层沉积，顶部出现两层紫褐色泥岩。顶、底分别与第三系和基底不整合接触。由于厚度较薄，旋回性不清楚。此段含原始松柏类-宽肋粉组合，即具有冷湖地区孢粉组合1的特征。

7.马海地区

仅马参1井钻遇上侏罗统（4502～5140 m）。为一套以棕红色、棕灰色含砾砂岩为主的沉积，局部为含砾砂岩与砂质泥岩、泥质粉砂岩不等厚互层。顶、底分别与上覆及下伏地层不整合接触。自下而上可划分两个旋回：上部旋回，岩性明显较下部旋回变细，为一对称旋回，表现了冲积扇辫状河的退积作用与进积作用的交替，中部为冲积扇扇端粉砂、泥质粉砂岩与砂质泥岩互层沉积；下部旋回，厚层含砾砂岩发育，以上升半旋回为主，形成于冲积扇扇中辫状河道的退积作用。

根据上述侏罗系层序地层划分与地层时代标定，初步建立了马海-鱼卡-大煤沟-潜西-冷湖三号-冷湖四号-冷湖五号地区侏罗系地层对比关系（图2-2）。由对比剖面可以看出，在冷湖三号、四号、五号地区及南八仙地区侏罗纪地层最老，且以下侏罗统湖西山组地层为主，局部残留小煤沟组地层。向北至潜西地区，沉积由以下侏罗统小煤沟组为主逐渐变为以中侏罗统大煤沟组地层为主。向东至马海、向北至鱼卡地区，仅发育中侏罗统大煤沟组或上侏罗统。

图2-2 柴北缘西段各区侏罗系层序地层划分与对比示意图

三、地震层序地层划分与对比

1.地震层序地层划分

地震反射界面的识别是地震层序分析的基础。本区中生界及其内部地层可识别出以下的主要地震反射界面：

（1）T₆界面：为基岩的顶面。从研究区来看，反射波能量时强时弱，连续性时好时坏，局部地区较明显，界面上可见上超，界面下可见削截反射特征。由于盆地基底性质比较复杂，绕射等异常波发育，某些地区该界面并不清晰，因此全区对比追踪较为困难。

（2）T_R界面：为中生界的顶界面。该界面反射波能量强，波形稳定，连续性好，波组特征明显，易于全区追踪对比。该界面为一区域的不整合面，界面上下的削截、上超等反射特征普遍发育。

（3）T_J界面：为中、下侏罗统之间的界面。该界面主要发育于冷湖构造带以东与潜西构造交界位置，为一能量较强的反射界面，界面之上上超现象发育。

（4）T_J界面：为中、上侏罗统之间的界面。主要发育于冷湖六、七号和南八仙以东、以北地区。该界面在大部分地区为整合面，界面上下表现为地震相的差异，在边部表现为上超面。

（5）T_K界面：为白垩系的底界面。反射波能量较强，连续性好，为上部强反射与下部弱反射的分界面。该界面为一不整合面，见对下伏地层的削截现象。

根据上述5个界面，可将中生界划分为4个地震层序Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ，分别相当于下、中、上侏罗统和白垩系：

（1）层序Ⅰ：相当于下侏罗统，底界面为T₆，顶界面为T_J（缺失中、上侏罗统时为T_R）。该套地层总体以较连续、弱反射地震相为特征，部分为中强振幅、较连续反射、局部见前积反射特征。反映该套地层总体以湖泊沉积为主，部分为湖沼相，局部为水下扇、辫状三角洲沉积。

（2）层序Ⅱ：相当于中侏罗统，底界面为 T_J2 （缺失下侏罗统时为 T₆ ），顶界面为 T_J3（缺失上部中生界时为 T_R ）。该套地层以中—强振幅、较连续反射为特征，反映该套地层为静水条件下湖沼相-湖泊沉积的特点。

（3）层序Ⅲ：相当于上侏罗统，底界面为T_J（缺失中、下侏罗统时为T₆），顶界面为T_K（缺失白垩系的为T_R）。该套地层主体以弱振幅、较连续反射为特征，反映冲积河流泛滥平原相为主的沉积特征。

（4）层序Ⅳ：相当于白垩系，底界面为 T_K，顶界面为 T_R。该套地层以强振幅、较连续反射为特征，据马参1井揭示的情况看，应代表洪积-冲积相砂、砾岩互层沉积。

2.骨干剖面层序地层特征

（1）K1182—821179—821199—851199剖面。该剖面为一条横贯研究区的东西向大剖面，横跨昆特依凹陷主体、赛什腾凹陷中东部、马海和南八仙构造带北侧、尕秀南断陷等二级构造单元。中生界发育齐全，各“统”之间接触关系较清楚。由此可了解沿盆地主构造线方向上地层发育与分布特征。西侧 K1182 测线穿越昆特依凹陷。中生界发育下侏罗统，凹陷西侧地层厚度减薄直至尖灭。由于西侧剖面反射质量差，地层减薄原因是由于沉积还是剥蚀尚不清楚，推测是由于沉积减薄尖灭所致。向东至凹陷主体部位地层厚度增加，之后以大体相当的厚度一直延伸到冷湖五号构造西侧。地震相总体以较连续、弱反射为主，部分为中强反射，由此推测昆特依凹陷下侏罗统主要为一套湖相-湖沼相沉积。向东至穿越赛什腾凹陷中部的1179 测线，可以看到：由于冷湖五号东侧 42 号断层的影响，侏罗系厚度突然增大，但仍为下侏罗统（有冷科1 井标定）。在冷湖五号东侧见到一较大规模的上超面及下部地层的尖灭，推测：中侏罗统以上超形式出现，而下侏罗统剥蚀尖灭，180～193桩号（驼南凸起西侧）间发育中侏罗统。再向东至驼南凸起南缘，中侏罗统减薄并很快尖灭。虽然在凸起西侧存在断层，但该断层为后期断层，地层的减薄尖灭应主要是由于驼南古凸起的存在所致，凸起上缺失中生界沉积。202 桩号以东（驼南凸起东侧），中侏罗统自东向西超覆。再向东至跨越赛什腾凹陷东部的1199测线，中侏罗统自西向东逐渐加厚。232（北11断层）桩号附近过一断层，开始出现上侏罗统并逐渐加厚，中侏罗统有减薄的趋势。至246桩号（玛瑙构造）附近，中、上侏罗统两套地层大致以等厚度向东延伸，中侏罗统以中强反射为主，而上侏罗统主要为弱反射。至马海、南八仙构造带北侧280桩号附近，在上侏罗统弱反射之上出现了一套强振幅、连续反射的白垩纪地层。三套地层（中、上侏罗统、白垩系）向东延伸，直至301桩号附近的大断层（马仙断裂北侧）。过断层后马海凸起上的地震反射特征不清，推测应该没有中生界沉积。过凸起向东至316桩号附近，开始出现中生界沉积，向东至尕秀南断陷发育中、上侏罗统和白垩系，地震剖面上表现为强—弱—强的反射特征。

（2）82-97144测线。该测线为过昆特依凹陷主体部位的一条近南北向主测线，由该测线可了解昆特依凹陷—葫芦山—鄂博梁Ⅱ号的中生界发育分布情况。该测线的中生界为下侏罗统。测线北端过冷湖三号的西侧，以中振幅较连续反射为特征，地层厚度相对较小。向南地层厚度逐渐增加，地震相也变为弱振幅、较连续为主。177～153桩号之间地震反射质量较差，但通过与联络线的闭合仍可确定其顶底界限。179～163桩号间（凹陷主体）为地层厚度较大区。过163桩号葫芦山北侧断层后，地层厚度明显减小，并以大体相当的厚度延至鄂博梁Ⅱ号北侧，总体以弱反射、较连续地震相为特征。据地震反射特征推测，鄂博梁Ⅱ号北侧断层可能对中生界有控制作用，致使构造以南缺失侏罗系。

（3）82-97176测线。该测线为过潜西地区—冷湖五号南端—葫芦山—鄂博梁Ⅲ号的一条近南北向主测线，由该测线可了解潜西与冷湖五号的接触关系，以及潜西、冷湖五号、葫芦山—鄂博梁Ⅲ等各构造单元中生界的发育状况及厚度变化趋势。测线北侧整个潜西地区中生界主要为中侏罗统，地层厚度不大，表现为T_R与 T₆ 强反射之间的一套地层。至冷湖五号构造北侧，中生界厚度增大，在中侏罗统下部出现下侏罗统，且见中侏罗统向南的剥蚀尖灭。测线南部整个为下侏罗统。冷湖五号构造见有下侏罗统突然增厚的现象，推测为受两侧断层影响所致。冷湖五号向南，下侏罗统明显减薄，且以大致相似的厚度过葫芦山，一直延伸到鄂博梁Ⅲ号北侧。推测，鄂博梁Ⅲ号上缺失中生界。

（4）82-95294测线。该测线为研究区赛什腾凹陷东端—马海凸起—北陵丘的一条主测线。由该测线可了解赛什腾凹陷东端、马海凸起及北陵丘的中生界的发育情况，进而了解研究区东部中生界的面貌。测线北侧为赛什腾凹陷东端，中生界厚度较大，发育有中、上侏罗统和白垩系三套地层，表现为强—弱—强的地震反射特征。中侏罗统自北而南厚度减薄并超覆尖灭。向南经马仙断层至马海凸起上中生界缺失，第三系沉积直接覆盖于基底之上。由凸起向南，见中生界向凸起上的超覆，该套中生界推测为下侏罗统，厚度不大，一直延伸至北陵丘。再向南由于地震剖面质量较差，难以确定。

四、中生界地层层序的建立

以露头、钻井、测井、地震层序地层划分为基础，建立了中生界的地层层序（表2-4）。

表2-4 柴北缘中生界层序地层综合划分

柴达木盆地在经历了印支运动后盆地大面积抬升，三叠纪时基本为剥蚀区。侏罗纪时期盆地基底开始沉降，形成盆地沉积盖层与前中生界基底间的不整合（即地震T₆反射层），界面之上侏罗系超覆现象十分明显。中生界沉积之后，受晚期燕山运动影响，盆地基底又一次抬升，中生界在不同地区遭受不同程度的剥蚀，并形成中生界与第三系之间广泛发育的不整合T_R。由此，柴北缘中生代沉积整体经历了一个构造基准面上升与下降的过程。基准面上升阶段的沉积主要由下侏罗统或中侏罗统组成，基准面下降阶段沉积以上侏罗统和白垩系为代表。

地震层序分析表明，中生界沉积时，燕山运动的不同构造幕导致中生界内部局部不整合的形成（即T_J、T_J、T_K），由此将侏罗系划分为三个长期基准面旋回。每个长期基准面旋回内部又可进一步识别出更次一级的旋回（共计11个）。次级旋回的界面常表现为沉积作用的转换面，如冲积扇进积作用向退积作用的转换；辫状三角洲的进积与退积转换面等。长期基准面旋回可大面积追踪，成为北缘地区平面作图的基本单元。更次级的旋回仅可在同一构造单元内追踪对比。

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