准噶尔和吐哈盆地层序地层格架

沉积有机相在陆相层序地层格架中的分布特征~

——以吐哈盆地台北凹陷及准噶尔盆地南缘中侏罗世煤系为例
摘要综合应用有机岩石学、地球化学及孢粉学的研究方法，对吐哈盆地台北凹陷及准噶尔盆地南缘J2x煤系的沉积有机相在陆相层序的格架中的分布特征进行了探讨。研究表明，一般情况下，各类沉积有机相在层序地层格架纵向上以湖侵体系域为中心对称分布，生烃能力最强的烃源岩出自湖湾—半深湖有机相，其位置一般出现在湖侵体系域中部，向上向下，烃源岩生烃能力依次变差。

任德贻煤岩学和煤地球化学论文选辑

一、引言
层序地层学是沉积学发展史中出现的一门新学科。它强调某一类大型水体(海、内陆大湖)表面变动所产生的全球或大区域同时性沉积有等时面的意义。层序地层学最初是从研究北美被动大陆边缘盆地海相沉积过程中建立起来的一种沉积学模式。近年来，许多学者［1～4］又试图将其分析原理及方法引入陆相盆地研究。吐哈盆地和准噶尔盆地是我国中生代大型陆相坳陷盆地，有关本区的层序地层学和烃源岩研究的文章很多。纪友亮认为，构造和气候是影响陆相层序地层形成的主控因素［2］。代世峰等运用TOF－SIMS研究了该区不同沉积相中显微组分的生烃潜力［5］。吐哈盆地与准噶尔盆地在J2x以前，有着较为相近的大地构造及古气候环境条件，故二者至少在早中侏罗世J2x期以前，有着较好的可比性。本次研究以油气赋存条件较好的吐哈盆地台北凹陷和准噶尔盆地南缘的J2x煤层为例，来探讨本区的层序地层学与沉积有机相间的关系。
二、本区层序地层格架
吐哈盆地台北凹陷层序地层格架见表1。杨瑞财［4］根据台北坳陷侏罗系存在的四个不整合面，划分出3个层序，10个体系域，现采用杨瑞财的划分方案，简述如下:
层序I:底界为三叠系与早侏罗世八道湾组(J1b)之间的印支运动形成的不整合面，顶界为西山窑组(J2x)与三间房组(J2s)间燕山运动I幕形成的不整合面。第I层序形成于温暖潮湿气候条件，树蕨、银杏、松柏、木贼、苏铁类植物十分发育。J1b时，为低位期的河流、三角洲及湖泊沼泽沉积，形成水进期巨厚煤层。J1s时，为第I层序的湖侵时期，沉积了一套灰绿色泥岩、页岩、粉砂岩的浅湖相沉积。J2x前期，是J1s湖侵体系背景下发展起来的湖泊沉积和三角洲沉积，并发育煤层;J2x后期，气候已经明显有转往半干热的亚热带气候的迹象。燕山运动I幕后，第I构造层序也随之结束。
层序II:为整个J2s组段，下部以J2x与J2s之间的燕山运动I幕不整合面为界，上部则为J2s与J2q间的不整合面所限。这期间，喜干热的Classopollis分子含量增加，而湿热的分子，如三角孢，桫椤孢等减少，已经渐渐转变为半干热的亚热带气候，沉积物总体上为一套紫色、褐色、灰绿、紫红色的泥岩与浅灰、灰白、灰紫色砂岩粉砂岩沉积，反映了相对干旱的浅水的环境。
层序III:吐哈盆地从七克台期已经进入第III构造层序，直至侏罗纪结束后发生的燕山运动II幕所形成的不整合面作为此层序顶界并将之与白垩纪地层隔开。J2q初期，气候又一度短暂转为暖湿，在其低位及湖侵期出现泥炭及煤线沉积。台参2井处在J2q湖侵时形成半深湖相泥岩和少量油页岩，但至J2q中期后，气候又开始向炎热、干燥转变，至侏罗纪末期，湖泊在本区已经全部消亡，取而代之的是长期河流环境，以齐古组、喀拉扎组的红色砂质泥岩为主体。
表 1 吐哈盆地台北凹陷侏罗系层序划分表


注:据杨瑞财(1997)，新疆石油管理局。SB1－SB4:不整合面;Tk:侏罗系与白垩系界面的地震响应;TJ2q:七克台组下部砂泥岩夹煤层与七克台组中、上部暗色泥岩段界面响应;TJ2x:西山窑组二段煤层集中段与上、下围岩界面响应;TJ1b:八道湾组顶部煤层与上下围岩界面响应;HST:高位体系域;LHST:晚期高位体系域;EHST:早期高位体系域;TST:湖侵体系域;LST:低位体系域。
三、层序变化与沉积有机相旋回
从层序地层学的角度考察沉积有机相在陆相盆地上的纵向充填序列及变化规律，在国内外研究中实例不多。本次研究中，将吐哈盆地陵深1井早侏罗世J1b和J1s地层和台参2井的中晚侏罗世地层接成一个示意性的综合剖面，以期根据整个剖面上泥岩有机质类型、丰度变化、有机地化和无机地化参数的变化，找出体系域与沉积有机相间的对应关系。就泥岩而言，荧光有机组分指数TOC、S1+S2代表有机质丰度与生烃潜能;SiO2+Al2O3含量可表示沉积区距物源区的距离;Ca/Mg表示沉积介质深度变化;Sr/Ba表示介质的盐度和还原程度;P、Sr/Cu反映气候变化。它们在纵剖面上的变化，既能反映不同沉积体系域的变化，也能反映不同类型的沉积有机相旋回。
图1是综合剖面上的各种有机岩石学、有机地化、无机地化参数变化图。有机质丰度高，类型好、生烃潜能高的泥岩大体上分布在湖侵体系域内，或早期高位体系域内及晚期低位体系域内，这可能是在这个阶段中，往往覆水加深、介质还原型较强，且比较稳定，故可形成与保存有机质类型较好、丰度较高的泥岩。另外，从Al2O3+SiO2变化上看，除了个别点外，总的看来湖侵体系域的Al2O3+SiO2要低于其他体系域，暗示着沉积区距物源区较远;Ca/Mg高值一般也多出现在湖侵体系域内，只是其他体系域内的煤线或炭质泥岩，如果有后期碳酸盐脉出现，也会影响Ca/Mg的变化;Sr/Ba比值广泛应用于海陆交互相地层的沉积环境分析，因为Ba属于难迁移的元素，离岸越远，Ba含量越低;Sr的情形正与Ba相反，它的迁移能力要远远大于Ba，离岸越远，盐度越高，Sr含量越高。本次研究试图将其应用于内陆盆地分析。从综合剖面上Sr、Ba变化趋势也正好相反。J1b低位体系域中，Ba最高，Sr最低，而在J2q湖侵体系域内，Sr最高，Ba最低，从Sr、Ba变化还可间接推出陵深1井的J1s期湖侵及台参2井J2s期湖侵可能要较之台参2井J2q期湖侵要小得多。当然，仅仅Sr、Ba判断并不完全可靠，众所周知，在Ca含量较高时，Sr含量也会异常高，故还须综合其他地质证据作出判断。
P与Sr/Cu都是对古气候变化反应较为灵敏的元素和元素对。沉积岩中P元素富集与生物有关。若炎热气候下水体蒸发引起盐度急剧增高，某些低等生物因此不适应这种高盐度而死亡并参与成岩，从而使其层位的P元素相对富集，显然，P元素含量相对高的层段表示干旱炎热条件下的高盐度环境。泥岩中Sr/Cu介于1.3～5.0时指示的是温湿气候环境，而大于5.0时指示的是干热气候［6］。从P与Sr/Cu的变化趋势看，J2q在湖侵期间，气候就已经开始向炎热、干旱的方向转换，这与前人的分析基本一致。三间房期整个处于较干热的气候条件下(P有反映，Sr/Cu不明显)，这与前人的分析结论也基本一致。
煤层中Sr与Ba的分离不明显，故它们与P、Sr/Cu响应极好，共同反映了泥炭沼泽发育过程中的古气候演变。图2是准噶尔盆地南缘J2x中上部煤层与下部煤层中Sr、Ba、P、Sr/Cu的变化。由图可见J2x下部煤层中Sr、Ba、P、Sr/Cu相对于中上部煤层要高出很多，说明J2x早期的泥炭沼泽古气候要相对干燥一些，孢粉分析也表明，下部煤层裸子植物花粉占优势，而上部煤层则以蕨类孢子占优势，这与煤相学分析也是一致的。

图1 吐哈盆地台北凹陷早中侏罗世示意性剖面泥岩中荧光有机组分指数、SiO2+Al2O3、Ca/Mg、Sr/Cu、Sr/Ba、Ba和P变化图

由于每一个沉积有机相也会有一定的有机岩石学及有机地化和无机地化指标相对应，因此，从上面综合剖面图上各种参数在不同体系域中变化表明，无论是从古气候，还是从古地理环境的角度分析，层序地层学中每个体系域，都能与某几个沉积有机相较好的呼应。在层序地层学的大格架下，这些沉积有机相在纵向上有规律的重复出现，体现出良好的镜象式对称的旋回性。表2是一个本区层序格架与沉积有机相对应关系的理想模式，简要说明如下:
吐哈盆地台北凹陷J1b的低水位体系域发育早期，虽气候温湿，雨量充沛，植物繁茂，但早期一些低隆起仍在被夷平的过程中，故沉积区距物源区较近，这期间形成的泥岩多为SiO2+Al2O3含量相对较高的贫荧光有机组分沉积有机相，煤则是发育在辫状河及辫状河三角洲上的高位沼泽相煤，煤中惰质组分含量较高。J1b中晚期，地势更为平坦，地下潜水面渐渐升高，介质还原性增强，在平面上，向低凹湖水汇集处，并且在纵向上，由下至上，依次会出现干燥森林泥炭沼泽相，周期性干燥森林泥炭沼泽相，覆水森林泥炭沼泽相。煤是V/I越来越高，且以均质镜质体和结构镜质体越来越占主导，含量甚至可达百分之九十以上，并在局部低凹处可发育富荧光有机组分的半深湖-湖湾泥岩相，但后者主要发育在J1s全面湖侵时期，当然，湖侵是个逐渐发生、增强的过程，也可以出现其他有机相，如贫荧光、中等荧光含量泥岩有机相。湖侵体系域发育至晚期，沉积物可容空间增至最大后，开始缓慢减小进入高位体系域发育期。上述的各种泥岩和煤的有机相，又会以低水位时有机相的相反顺序依次出现，即强覆水森林泥炭沼泽相，覆水森林泥炭沼泽相……。可见吐哈盆地台北坳陷每个构造运动旋回可容空间总趋势是由小→大→小的过程。这个过程不仅构成了层序地层的低水位体系域，湖侵体系域，高水位体系域发育的旋回性。同样也构成了荧光有机组分由小→大→小，煤的V/I由小→大→小的过程，并进而构成了沉积有机相在横向上和纵向上以湖侵体系中的富荧光泥岩有机相为中心，向两边、上下呈镜象对称依次展布的旋回系列，代世峰在研究鄂尔多斯西部乌达矿区煤的有机相时，亦发现了相同的变化规律［7，8］。按照这个理想的模式，本区有机质丰度较高，有机质类型较好，荧光有机组分指数较高，生气能力较强的各类烃源岩在纵向上，均应出现在以湖侵体系域为中心的上下层段内，偏离这个中心越远的EHST层段，其有机质类型、丰度、生气能力也会依次变差。煤作为一种有机质高度富集的特殊的有机相，其主煤层往往出现在LST与TST，TST与HST转折处，及LLST-ETST，和EHST层段内。

图2 准噶尔盆地南缘J2x组各示意性煤层剖面煤中P、Sr、Ba和Sr/Cu变化图

植物化石组合上也有相似的变化规律，如准噶尔盆地J1b组上部，即低水位体系晚期(LLST)真蕨类植物增多，约为全部植物种属的40.8%，银杏占18.4%，松柏类占18.4%，苏铁类植物则少见;至三工河组为湖侵体系域，真蕨种属种类达到最高，约为42.2%，银杏，松柏类也相应增加，各为20%，苏铁类植物种属此时最少，仅为9.0%。J2x下部反映了早期高水位体系域的生态环境(EHST)，真蕨类数量减少，仅为34%，银杏和苏铁类则分别增加到23.7%，17.5%。J2x上部则又反映了晚期高水位-早期低水位体系域的环境，真蕨类植物又有增加的趋势，达38.2%，银杏为24.5%，苏铁类则下降为14.7%，松柏类占10.8%。由此可见，真蕨类植物种属在地层的纵向充填序列上的变化旋回性十分明显。水进期，真蕨类植物趋于增多，至全面湖侵时，真蕨类种属种类达到顶峰，但到水退期，则又开始减少。当然，这种周期性变化绝不会简单的重复。总的看来，吐哈盆地和准噶尔盆地在侏罗纪时具有的气候从温湿走向干旱，苏铁类植物从J1b-J2t有不断增加的趋势，而真蕨植物则有减少的趋势。
表 2 沉积有机相及生气性能与层序地层关系


注:A:贫荧光组分泥岩沉积有机相1;B:贫荧光组分泥岩沉积有机相2;C:中等荧光组分泥岩沉积有机相3;D:富荧光组分湖湾－半深湖泥岩有机相;A'*:高位沼泽煤有机亚相，大致相当于干燥森林泥炭沼泽相;B':干燥森林泥炭沼泽相;B″:周期性干燥森林泥炭沼泽相;C':覆水森林泥炭沼泽相;C″:强覆水森林泥炭沼泽相;D'**:半深湖—深湖有机相，本次工作中未采到此类样品。
有必要再一次强调指出，表2仅仅是我们提出的沉积有机相赋存在层序地层中一个“理想模式”。所谓理想模式，是指古构造、古气候、物源供应、包括生物先质的提供，以及古地形地貌环境合理的配置，才可能完整出现这种模式，否则不可能出现。例如本区三间房期，尽管LST、TST、HST三种体系域齐全，但并不出现各类相和富荧光泥岩有机相，主要因为古气候此时已经转干热，不利于有机质的充足供应。本次研究所提出的理想模式，仅是初步的探索，对盆地的构造运动、陆源区及其变化等诸多因素考虑甚少，均有待于深化。
致谢:本文得到中国矿业大学北京校区张鹏飞教授的指导，孙俊民博士、代世峰博士给以具体建议，赵峰华博士、许德伟硕士参加了部分研究工作在此一并致以衷心感谢!
参 考 文 献
［1］ 李思田 . 鄂尔多斯盆地东北部层序地层学及沉积体系分析 . 北京: 地质出版社，1992
［2］ 纪友良，张世奇 . 陆相断陷湖盆层序地层学 . 北京: 石油工业出版社，1996
［3］ 吴因业 . 新疆侏罗系盆地层序地层学与储层特征 . 国际 30 届地质大会中国博士后文集 . 北京: 石油工业出版社，1996
［4］ 杨瑞财，吴元燕，赵志刚 . 吐哈盆地台北凹陷陆相侏罗系层序形成主控因素探讨 . 见: 顾家裕，邓宏文，朱筱敏主编. 层序地层学及其在油气勘探开发中的应用 . 北京: 石油工业出版社，1997: 46 ～51
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［6］ A. 莱尔曼主编，王苏民等译 . 湖泊的化学地质学和物理学 . 北京: 地质出版社，1989
［7］ 代世峰，任德贻，唐跃刚等 . 乌达矿区主采煤层泥炭沼的演化及其特征 . 煤炭学报，1998，23( 1) 7 ～ 11
［8］ 代世峰，艾天杰，焦方立等 . 内蒙古乌达矿区煤中硫的同位素组成及演化特征 . 岩石学报，2000，16( 2) : 269 ～ 274
The distribution of sedimentary organic facies in the continental facies sequence stratigraphic framework
Framework: an example from Middle Jurassic coal-bearing series in the Taibei sag of the Turpan-Hami basin and Southern Junggar basin
YANG Jian-ye1REN De-yi2SHAO Long-yi2
( 1. Xi’an Institute of Mining and Technology，Xi’an 710054;
2. China University of Mining and Technology，Beijing 100083)
Abstract: The generation and development of sedimentary organic facies are controlled by many factors，such as palaeoclimate，palaeostructure and palaeogeography etc. It is know n that these factors have changed periodically in the geological history，and this change must have led to periodical changes of sedimentary organic facies. This can be indicated by distribution of the sedimentary organic facies in the time-stratigraphic framew ork or sequence stratigraphic frame- w ork. Due to the lateral variation in the palaeoenviroments，many types of sedimentary organic facies can develop all over the basin during a single period. The lateral zonation of organic facies can be reflected in their vertical superimposition，w hich to some extend follow s the Walther’s law. The sedimentary systems tracts in the sequence stratigraphic framew ork have been proved to be effective methods to analyze regularities and to predict nature of the organic petrology， organic geochemistry and non-organic geochemistry of the potential source rocks.
Based on the above know ledge，the organic petrological，geochemical and palynological methods have been used to analyze the distribution of the sedimentary organic facies in the con- tinental facies stratigraphic framew ork of the middle Jurassic coal-bearing series in Taibei sag of the Turpan-Hami basin and the southern Junggar basin edge. Turpan-Hami and Junggar basins are typical basins of w hich hydrocarbon generated from coal measure in China and the continen- tal facies sequence stratigraphic framew ork in this area have been studied by many scholars and experts. In the muddestone，the organic quantity and potential hydrocarbon-generating ability are indicated by fluorescent organic constituent index，TOC，S1+ S2. The distance from provenance is revealed by SiO2+ AI2O3content. The deep change of sedimentary media is indicated by Ca / Mg. The salinity and reducibility of media is reflected by Sr / Ba. Climate change is indicated by P，Sr / Cu，and the both change of the different sedimentary system tract and cycling of the dif- ferent types sedimentary organic facies can be reflected by all of these change in vertical pro- file. The results show that，in general，all types of organic sedmentary facies show vertically symmetrical distribution centered at the transgresssives systems trace( TST) . The best hydrocar- bon source rocks are preserved in the middle part of the TST，and the potential for hydrocarbon generation becomes poor upw ards and dow nw ards from this position .
Key words: continental facies sequence stratigraphy sedimentary organic facies Jurassic Turpan-Hami basin Junggar basin
( 本文由杨建业、任德贻、邵龙义合著，原载《沉积学报》，2000 年 18 卷 4 期)

将沉积地层划分为层序、准层序和体系域，提供了分析沉积地层内时间和岩石关系的有效技术方法。层序和层序边界将沉积岩层划分为具有年代地层学意义的地层和界面，形成在成因上有联系的年代地层单位。其中以具有年代地层学意义的层序界面为等时对比标志和年代地层框架，提供了一个可供地层等时对比和作图的层序地层格架，而体系域的解释为预测层序地层格架内的岩相关系提供了依据。准层序组、准层序和它们的界面识别，进一步将层序和它的构成单位划分为更小的等时地层单位，可供详细作图、对比和解释沉积环境用。在建立层序地层格架时，利用测井、岩心和三维地震资料，在层序地层格架中可对砂体进行等时追踪对比，进而确定沉积亚相、微相及砂体的形态和展布，在油气田勘探开发过程中是层序地层学的核心研究内容。
利用层序和准层序组对比通常可获得与用传统的岩性地层学对比方法大为不同的结果。传统的岩性地层对比是根据层、砂岩或泥岩层的“顶”为标志进行的。为了用图示说明这两种对比方法的某些差别，用图7－6示意进积式准层序组和一个退积式准层序组的层序地层格架横剖面与典型的岩性地层对比剖面的对比。
图7－16a为进积式准层序组横剖面，是以准层序组边界为标志建立的层序地层格架。该图示意每个较新准层序的浅海和滨岸平原岩层均向上和向盆地方向逐次发育，海滩砂岩是有利的储集岩。由于许多海滩沙体在泥岩中的分布是孤立的，因而形成了沙体在垂向上的较差连通性，并有可能隔开油－水界面。然而由于滨岸砂岩的合并，在海滩砂岩向上倾方向尖灭而相变为滨岸平原砂岩的尖灭区附近，有些储集岩有可能具有较好的垂向连通性。

图7－16 层序地层格架与地层等时对比

图7－16b中的岩性地层剖面是以浅海砂岩的顶(面)作为标志层而建立起来的，这种边界在地层对比中有如下几个重要的标志:
■通常是煤沉积的场所，从而提供了一个良好的测井曲线标志;
■在自然电位和伽马测井曲线上具明显的界线;
■在各种测井曲线中，如沉积相测井、孔隙度测井曲线中均有类似的电阻率影响，
因而各种块状浅海砂岩中的流体也是类似的。
按常规做法，如果这种基准面一旦选定，并且通过连接砂岩顶进行岩相对比，那么储层的连通性就会被大大地夸大，不同成因的砂岩也就被混同起来，其结果是可能的浅海砂岩储层就会被解释成向上倾方向相变为海相页岩和泥岩。
图7－17a为退积式准层序组横剖面，也是以准层序组边界为标志层而建立的层序地层格架。这种边界向盆地追索进入具有特征电阻率测井标志层的页岩中，示意每个较新的准层序虽然是进积的，但每套浅海砂岩向上倾方向都相变为后退的滨海平原沉积。因此，浅海砂岩储层孤立于海相泥岩中，垂向不连通，往往具有独立的油－水界面。

图7－17 层序地层格架与地层等时对比

图7－17b中的岩性地层横剖面是以每口井中最新的主要浅海砂岩顶作为对比标志层而建立起来的，这种分界是明显的岩性连续。由于其通常以电阻率突变为标志，因而在所有的井中此界面的测井曲线形态相似且易于识别而进行对比。应用这种界面进行测井曲线对比，可能会解释出一套连续分布、厚度较薄的浅海相砂岩。这样，储层的横向连通性被夸大了，而且可能的储集砂岩被错误地连成了具有统一油－水界面的同一砂体。开发资料表明，在这种储层中至少有两个油－水界面时，地质学家经常加开一条断层，以解释开发资料和地层解释之间的矛盾。通常在浅海砂岩之上的页岩中保存有底栖动物化石，由于这些动物的发育主要受沉积相控制，在一定的时间范围内具有相似的属、种组合特征，因此，运用砂岩顶出现的底栖动物群或有孔虫化石作为对比依据，所获得的结果与应用砂岩测井曲线形态作为对比依据的结果相一致，这是层序地层对比法与岩石地层或生物地层对比法差异性的极好例子。

1.3.1准噶尔盆地层序地层格架

1.3.1.1准噶尔盆地沉积充填层序

准噶尔盆地自晚古生代至第四纪经历了海西、印支、燕山和喜马拉雅构造旋回而形成的具有复杂构造演化特征的冲断挤压型叠合盆地，其中晚二叠世为单侧南侧逆冲盆地，造山带一侧为低角度逆冲断层，两盘重叠区宽，向上的拉伸应力难以有效抵消强大的构造负载，盆地内变形主要受控于构造负载导致的岩石圈挠曲变形，在造山带一侧形成前缘，克拉通一侧有前隆和隆后盆地;三叠—侏罗纪为多侧陡冲的压扭坳陷盆地，盆地南缘、西北缘和东北缘均为陡倾逆冲断层，由于每边的陡倾断裂的两盘重叠区窄小，水平挤压应力有效抵消了构造负载，盆地内变形主要受控于挤压或压扭应力，在造山带—侧形成压陷盆地，盆地内部可发育鸡鸭背斜，从而形成中央隆起边缘凹陷的压扭坳陷盆地;至白垩系—第四纪为陆内多侧逆冲的前陆盆地，其中盆地逆冲带位于南缘，西北缘和东北缘为前缘或隆后斜坡带。由于上述特定的构造作用和成盆背景，导致了准噶尔盆地特有的复合压性盆地的沉积充填和层序格架特征。

依据地震剖面(图1.25、图1.26)显示的区域性构造旋回的不整合面的分布及其所反映的盆地构造特征，可以将盆地的盖层岩系划分为四个构造层，自下而上分别为:二叠系构造层、三叠系构造层、侏罗系构造层、白垩系—第四系构造层，在这些构造层内，进一步根据各个构造旋回内的构造运动幕可以划分出盆地的亚构造层。分隔这些构造层或亚构造层的区域性不整合界面是盆地盖层岩系演化过程中造山运动的具体表现。而在各幕造山运动之间则是重要的成盆作用阶段。在不同的成盆作用阶段，由于构造作用的背景、方式和作用应力场特征的不同，导致了不同类型和性质的盆地发育。

盆地三叠系以上沉积厚度大，最厚达3000m以上，包括三叠系、侏罗系(八道湾组、三工河组、西山窑组、头屯河组、齐古组、喀拉扎组)、白垩系吐谷鲁群、古近系和新近系等地层单元。据主要成盆充填演化可划分为如下3个阶段(图1.27):①准噶尔盆地的初期(印支期)填平补齐及扩大阶段的充填。②侏罗系中央隆起边缘沉降的多层陡冲的压扭坳陷盆地充填阶段，包括2幕———以八道湾组、三工河组、西山窑组为充填一幕，以灰色深灰色泥岩、砂质泥岩、粉砂岩、砂岩、含砾砂岩和砾岩为代表，其中八道湾和西山窑组中发育若干稳定的煤层;头屯河组、齐古组、喀拉扎组为充填二幕，为紫红色—杂色泥岩、砂质泥岩夹粉砂岩或砂岩沉积。③下白垩统—新近系为南侧逆冲的陆内前陆盆地充填阶段，自白垩系至新近系南缘逆冲逐渐加强。总之，盆地总体上经历了三叠纪早期干旱河湖盆到中晚期半潮湿湖盆期，侏罗系的潮湿湖盆到半潮湿—半干旱湖盆至下白垩—新近系的干旱湖盆，并经历多期的从滨浅湖盆、浅湖—半深湖盆，到浅湖盆，最后为滨浅湖、冲积盆地的充填演化过程。

1.3.1.2准噶尔压性盆地的层序地层界面

准噶尔盆地准中及腹部地区的侏罗系充填沉积中的主要等时界面有:①一级层序—超层序界面2个:八道湾三段底界(SBJ₁b³)、白垩系吐谷鲁群底界面(SBK₁Tg)，主要为盆地级区域性古构造运动面即区域性不整合面;②二级层序—层序组界面1个:头屯河组底界(SBJ₂t)，为凹陷级准区域不整合面或古构造运动面;③二级层序—层序组界面10个:八道湾二段底界面(SBJ₁b²)、八道湾一段底界(SBJ₁b¹)、三工河三段底界(SBJ₁s³)、三工河二段底界(SBJ₁s²)、三工河一段底界(SBJ₁s¹)、西山窑二段底界(SBJ₂x²)、西山窑一段底界(SBJ₂x¹)、头屯河二段底界(SBJ₂t²)、头屯河一段底界(SBJ₂t¹)、齐古组底界(SBJ₂q)，为局部构造运动面或转换面或区域气候转换面。而在西缘的车排子地区可识别出5个主要等时界面:其中，①一级层序界面或构造层序界面3个:下白垩统吐谷鲁群底界面［SBK₁Tg(TK₁Tg)］，古近系安集海河组底界［SBEa(TEa)］和独山子底界面［SBN₂d(TN₂d］;②二级层序界面1个:新近系沙湾组底界［SBN₁s(TN₁s)］;③三级层序界面1个:新近系塔西河组底界［SBN₁t(TN₁t)］。

图1.25 准噶尔盆地东西向(EW8线，EW7线)大剖面构造解释图

图1.26 准噶尔盆地南北向大剖面(AD5线， SN4线)构造解释图

图1.27 盆地的格架和沉积充填特征图

1.3.1.3准噶尔盆地的区域不整合界面的多样性

从准中腹部和西缘车排子地区中新生界充填沉积中的一、二级区域等时界面的接触关系可以看出，不整合界面类型多样但归结之主要有四种类型(图1.28)。

图1.28 准噶尔复合压性盆地区域不整合面的多样性

(1)上超/削蚀型

早期形成的地层因构造运动褶皱、隆起、削蚀，后续地层对着该凸起超覆，而形成的不整合。在地震剖面上以下伏层顶界削蚀和上覆地层底界上超为识别标志。这种类型不整合其下伏地层构造形态可以是单斜，也可以是褶皱与挠曲。

(2)整一/削蚀型

早期形成的地层因构造运动褶皱、隆起、削蚀，但由于长期的侵蚀，使地形变得十分平缓，后续地层呈近水平状覆盖在下伏层之上而形成此类不整合。在地震剖面上，以上覆层底界整一和下伏层顶界削蚀为识别标志。

(3)上超/整一型

下伏地层因构造运动而发生倾斜，但剥蚀量很小，上覆地层则对着该斜面层层超覆。这种现象主要见于因构造倾斜的斜坡的底部，向上过渡为上超/削蚀型，向下过渡为整一/整一型不整合。在地震剖面上主要以上覆层的上超和下伏层的整一反射终端为识别标志。

(4)整一/整一型

这种类型不整合主要存在于构造相对稳定的地区，一般位于坳陷区。构造运动主要以升降为主，地壳整体抬升地层遭受大面积剥蚀，之后，地壳又整体沉降，接受沉积，从而形成这种类型不整合。后期的构造运动可能使其发生变形，但不整合两侧地层仍保持平行关系，年代地震剖面上很难直接识别，可通过横向上由不整一追踪到整一处加以确定，也可以根据不同的反射面貌加以识别，因为不整合面的存在意味着沉积环境发生了变化，因而在地震剖面上不整合面两侧地层具有不同的反射特征。或根据钻井测井资料加以对比识别。

通常不整合界面在纵向上具有三层结构:①界面之上覆岩层主要包括砂砾岩(底砾岩、砂岩)。②界面之下的风化粘土层对应于水解带位于风化壳最上部，是在物理风化的基础上，经生物化学风化作用改造而形成的细粒残积物，它是识别不整合的重要标志，由于上覆沉积物的压实作用，使粘土层变得较致密，从而成为良好的封盖层，偶尔由于风化剥蚀作用，该层缺失。③界面之下的半风化岩石(或风化淋滤—渗流带)，是不整合结构中的重要组成部分，岩石类型主要有砂质岩类、砂砾岩、泥质岩类、火山岩类。

1.3.1.4准噶尔压性盆地重要区块中新生界层序划分

据主要等时界面的识别，结合准噶尔压性盆地主要勘探目的层的特点，以准中腹部地区为例建立了层序的划分方案。

准中腹部地区侏罗系压扭坳陷盆地充填沉积的层序划分方案(图1.29):①一级层序(或构造层序)2个:下白垩统构造层序(MK构造层序)、侏罗系构造层序(MJ构造层序)。②其中侏罗系充填沉积可识别二级层序(或层序组)2个:早中侏罗层序组(SJ₁－J₂层序组):包括八道湾组、三工河组、西山窑组充填沉积;中晚侏罗层序组(SJ₂－J₃层序组):包括头屯河组、齐古组、喀拉扎组充填沉积。③侏罗系可划分出11个三级层序(层序)，自下而上依次为下、中侏罗统层序组(SJ₁－J₂层序组)中8个:八道湾组划分出3个:J₁b₃层序、J₁b₂层序、J₁b₁层序，三工河组3个:J₁s₃层序、J₁s₂层序、J₁s₁层序，西山窑2个:J₂x₂层序、J₂x₁层序;中、上侏罗统层序组(SJ₂－J₃层序组)3个:头屯河组2个:J₂t₂层序、J₂t₁层序;齐古组1个:J₃q层序。各层序及其充填特征如下。

(1)下中侏罗统层序组(SJ₁—J₂层序组)

介于SBJ₁b₃、SBJ₂t区域不整合界面间。由于前侏罗系构造层序为一构造整体沉降的产物，因此SBJ₁b₃界面是事实上的侏罗系充填的盆地基底界面，厚度最大达4000m。现划分出8个层序，其中八道湾组划分出3个:J₁b₃层序、J₁b₂层序、J₁b₁层序，三工河组3个:J₁s₃层序、J₁s₂₂层序、J₁s₂₁－J₁s₁层序，西山窑2个:J₂x₂层序、J₂x₁层序。其特征为:①层序单元具明显的不对称性，通常在盆地冲断边缘前的深凹沉积区(即玛湖、昌吉、乌伦古洼陷中)的沉积厚度大，向中央的陆梁和车莫隆起区和山前带上超减薄。②各层序的顶底界面在盆缘和盆内的古隆起上均表现为明显的上超不整合，尤其在西山窑末期，陆梁和车莫古隆起上削截和地层的上超缺失更为明显，指示中央古隆起(车莫和陆梁古隆起)对层序构成的控制和影响，而在凹陷(即玛湖、昌吉、乌伦古凹陷)中，大部为整合接触，或在层序底界面上表现为底超特征。③每个层序在有低位发育的地区其岩性一般均具二分性，下段为低位期相对粗的碎屑岩沉积，一般为含砾砂岩、中粗粒砂岩或含内源砾屑的中细粒砂岩，其上被稳定的相对细或砂泥互层的细碎屑岩沉积所超覆，具明显的“二元”体系域构成特征:如八道湾三段层序、三工河二段下亚段层序、三工河二段上亚段—三工河一段层序、西山窑一段和二段层序等均具有此特征。

图1.29 准中腹部地区侏罗系充填序列图(年代地层、层序地层划分及构造演化)

注:1.年代资料引自石油大学(2004)的数据;2.三级层序的划分参考了西部分院(2004)最新成果;3.地层划分与对比引用联合会战(2004)的最新方案;4.SQJ₁b₃代表早侏罗纪的第1个三级层序(sequence);SBK₁代表白垩系第1个三级层序界面。

上述层序组中的8个层序在中一区块均有不同程度的发育，其中三工河二段层序为该区的主要勘探目的层系。

(2)中上侏罗统层序组(SJ₂－J₃层序组)

介于SBJ₂t、SBK₁Tg界面间，包括头屯河组、齐古组、喀扎拉组充填沉积。厚约600～1200m。其顶底界面SBJ₂t与SBK₁Tg为区域不整合面。头屯河层序为一套杂色的下粗中细上粗的河湖相砂砾岩、细—粉砂岩、泥岩交互沉积，在南缘发育较全，在中央隆起区大部被剥蚀。齐古组层序与头屯河层序类似，为一套山前冲积平原的红色碎屑岩夹少量凝灰岩、凝灰质砂岩沉积。喀扎拉组层序为山麓河流相的灰褐色砾岩夹褐色泥岩及砾状砂岩沉积。由于晚侏罗世燕山运动三幕的强烈隆升，中上侏罗统层序组(SJ₂－J₃层序组)在盆地中央古隆起上大部被剥蚀，仅在玛湖、昌吉、乌伦古洼陷中和南缘和东缘冲断带前有保存。在中部一区块该层序组全部被剥蚀，每个层序的体系域也具明显的“二元”构成特征。

1.3.1.5准噶尔压性盆地的层序地层格架及“二元”体系域构成

通过横跨盆地东西、南北的区域联井剖面，结合侏罗纪盆地的古构造地理单元划分，准噶尔盆地侏罗系充填沉积为中央隆起边缘沉降的陡冲压扭坳陷盆地，其容纳空间的变化和层序发育主要受控于南缘、西北缘及东北缘陡冲断逆冲带的水平挤压和走滑，从而形成准噶尔盆地特有的边缘深凹中央隆起的压扭坳陷型的层序地层格架(图1.30)，而下白垩—新近系则为南缘逆冲，西北缘和东北缘挠曲变形的陆内前陆盆地型的层序地层格架，从而形成复合的压性盆地层序地层格架。其内部层序构成特征如下。

图1.30 准噶尔盆地叠合压性盆地侏罗系层序地层格架剖面图

1)各层序具大型冲断压性盆地的“二元”体系域的构成特征，每个层序基本仅可划分出低位粗粒碎屑体系、湖扩+高位细碎屑两个体系域，地震剖面上和连井剖面具明显的二元结构，地震剖面中主要层序界面和层序单元的反射特征表现为强同相轴反射分隔弱反射或空白反射和强反射区成耦交替出现，低位和湖扩间的初始湖泛面表现为强弱交替同相轴，沿该初始湖泛面上超现象明显。

2)低位体系域在盆地边缘前隆—隆后斜坡带(准西车排子地区)发育陡深的下切谷充填(下白垩统吐谷鲁群层序中)和有强物源供给的前积和扩散型扇三角洲平原和前缘亚相(沙湾组、古近系两个层序中)沉积为特征，湖扩体系域，低位粗碎屑体系消亡，为滨浅湖向西、向北的上超，与逆冲应力趋势面一致。而在腹部中央隆起(陆梁和车莫)区主要为辫状河三角洲或扇三角洲的大型朵叶体的前缘和边缘亚相沉积。

图1.31 准噶尔盆地压性盆地层序“二元”体系域形成机制

3)湖扩期+高位期，初始湖泛面迅速越过中央陆梁和车莫隆起梁上，形成三大低位湖区相连的宽广湖盆，且隆起梁上为滨浅湖沉积，三大凹陷区(昌吉、玛湖和乌伦古凹陷)为浅湖或较深水沉积区，其中最大的凹陷———昌吉凹陷可能有深湖、半深湖沉积，为侏罗系的有利烃源岩分布区。

4)其容纳空间的变化和层序发育主要受控于压性盆地的冲断作用，从侏罗系的压扭坳陷盆地和下白垩统—新近系的陆内前陆盆地的各层序的“二元”体系域构成可以看出:多幕逆冲挤压和松弛后稳定沉降成耦合的作用过程是构成体系域成“二元”的主要机制(图1.31)。尤其是中国石油化工股份有限公司的登记区块位于陡冲压扭坳陷中央隆起的斜坡带或前陆盆地的边缘—隆后斜坡带部位，其层序形成和体系域变化受幕式冲断和松弛作用的响应更敏感。通常，逆冲断层挤压期———应力缓慢集中，容纳空间收缩，导致湖平面上升，滨岸退积上超，当应力集中到最大时，突然释放进入到松弛期———湖平面或基准面快速下降，低位粗碎屑体系如下切谷和扇三角洲体系复活。从而形成具二元体系域(下部低位域、上部湖扩+高位体系域)结构的压性盆地的层序地层格架。

1.3.2吐哈盆地层序地层格架

1.3.2.1吐哈盆地沉积充填层序

根据多年的油气勘探资料，特别是区域大剖面的综合研究将吐哈盆地自上而下(二叠系地震反射资料不足未参与划分)划分为八大地层层序(表1.7)。

表1.7 吐哈盆地地震地层层序与岩性地层关系表

(1)第Ⅰ地震层序(T_E以上)

是盆地位于剖面最上部一套地震层序，包括整个新生界。古近－新近系底界由1～3个强振幅、低频、中—高连续的同相轴组成，是全区稳定的反射层之一，可以大面积区域追踪，与下伏地层多呈明显的削蚀接触关系。该套层序地震外部反射形态以席状体为主，其地震内部反射特征表现为一套平行—亚平行、中—强振幅、中—高频率，高连续的密集波组。

(2)第Ⅱ地震层序(T_E—T_K)

本套地震层序包括整个白垩系，分布范围较小，台北凹陷较为完整，在托克逊地区，哈密坳陷剥蚀残留。其顶界多为弱振幅、低频反射，盆地边缘、构造带上可见顶削现象。其底界面反射层一般具有2～3个强振幅同相轴，在凹陷周边和构造高部位与下伏地层呈上超接触关系，凹陷内部为整一接触。地震外部反射形态以模状体为主，层序内部反射表现为一套中—低频率、中—低振幅、连续—不连续的弱—空白反射，波组亚平行。

(3)第Ⅲ地震层序(T_K—T_J³)

本套地震层序包括中侏罗统七克台组及上侏罗统，本套层序主要分布于台北凹陷。其顶界由于所处的构造部位不同，所保存的层序差异、地震反射特征也各不相同。地震反射底界面表现为高频率、强振幅、高连续的“双轨”强反射波组(相当于七克台组上段泥岩与下段煤层或砂岩的反射)，该波组一般与下伏地层呈整一接触，在吐鲁番以西、鲁克沁以南、十三间房以东被上覆地层削截。该波组是吐哈盆地第一个可大区域追踪解释的可靠标志层;该层序地震外部反射形态也多为模状体，层序内部上部表现为中频、中振幅、低连续、亚平行反射(对应于齐古组上段和喀拉扎组);中部表现为高—低频、高振幅、中连续、平行或亚平行反射(对应于齐古组中下段泥岩);下部为空白反射(对应于七克台组上段泥岩)。

(4)第N地震层序(T_J³—T_J⁵)

本套地震层序包括中侏罗统三间房组和西山窑组二—四段，本套层序在盆地主体均有分布。T₂x底地震反射界面多以2～3个强振幅、中—低频、高连续的同相轴出现(相当于西山窑组下部煤层反射)，是全盆地可追踪对比的第二个可靠标志反射层。该反射层过火焰山断裂带向托克逊凹陷变为中等振幅的、断续的亚平行反射(由西山窑组下部煤层相变为砂岩所致)，与下伏层序呈整一接触。该套地震层序按内部反射结构可细分为A、B两个亚层序。

A亚层序:包括中侏罗统三间房组和西山窑组四段。该亚层序顶界一般为弱—空白反射，在凹陷南部斜坡区可见顶超现象。其底界反射面为一高频、变振幅的连续反射同相轴，与下伏层序呈整一接触关系。该亚层序相外形在南北向上多为模状，东西剖面上多为席状或席状披盖。

B亚层序:包括中侏罗统西山窑组二、三段。该亚层序底界反射面即为第N地震层序底界面。其地震内部反射特征为中—弱振幅、低连续、亚平行至波状的反射波组或弱—空白反射波组，外部形态多为席状或席状披盖。

(5)第Ⅴ地震层序(T_J⁵—T_J⁶)

本套地震层序包括中侏罗统西山窑组一段和下侏罗统三工河组，其地震反射波组夹持于西山窑组和两个“双轨”强反射层中间，内部结构一般为中—低频弱反射或空白反射。与上、下地层呈整一接触。

(6)第Ⅵ地震层序(T_J⁶—T_J⁷)

本套地震层序只包括下侏罗统八道湾组，其底界反射常以两个高连续或连续的强振幅同相轴出现，局部可见“空白”反射，是全盆地第三个最可靠的反射层对比标志层(对应于八道湾组中下部煤层集中段或底砾岩)。在托克逊、三堡凹陷该套层序为由北向南超覆减薄的模型，底部以上超下削的关系和下伏地层不整合接触，在台北凹陷其底界反射不清。其内部为中—强振幅、中连续、平行—亚平行反射。

(7)第Ⅶ地震层序(T_J⁷—T_T¹)

本套地震层序为克拉玛依组上部及上三叠统，在台北凹陷由于受上部多套煤层的强烈屏蔽作用，反射品质很差，但在托克逊和三堡凹陷反射品质较好。在托克逊地区，该套地层地震反射杂乱，与下伏地层(上二叠统)呈角度不整合接触;在三堡凹陷，地震反射为一套平行的弱振幅反射，底界为两个平行的强振幅同相反射轴，与下伏地层呈整一接触。钻井揭示，该地震同相反射波组既不是三叠系上统底界，也不是中统底界，而是克拉玛依组内部的一个物性和岩性(砾岩和砂泥岩)分界面。

(8)第四地震层序(T_T¹—T_T³)

本套地震层序包括克拉玛依组下部及下三叠统，仅在三堡凹陷可见有效反射，地震反射特征为亚平行的弱振幅反射，底部为一组较强振幅基本连续的反射同相轴，追踪对比比较困难。

1.3.2.2吐哈盆地侏罗系野外露头剖面基准面旋回划分

通过对盆地北部桃树园、煤窑沟、连木沁沟、七克台露头剖面的基准面旋回分析，在侏罗系中共识别出7个基准面旋回(对应SQ₁～SQ₇)、8个层序边界(SB₁～SB₈)、5个最大湖泛面(mfs₁～mfs₅)以及2个最大洪泛面(mfs₆～mfs₇)(图1.32)。

图1.32 吐哈盆地侏罗系野外露头对比剖面图

中下侏罗统在桃树园剖面上基准面旋回清晰，层序地层界面易于识别。第一个层序SQ₁的底部边界SB₁为侏罗系与三叠系的分界面。在该界面附近三叠系顶部发育滨岸平原相灰绿色中砂岩、浅灰、紫红色泥岩薄层，反映上三叠统沉积旋回的结束;八道湾组底部为一套辫状河道充填的块状砾状砂岩沉积，向上为冲积扇与河沼沉积。八道湾组底部的冲刷不整合面代表了三叠纪末期的印支运动构造面。层序SQ₁沉积基准面上升半旋回由八道湾组的河沼沉积向上过渡为三工河组的三角洲沉积至滨浅湖沉积，滨浅湖相泥岩段代表了第一个最大湖泛面mfs₁，越过该面过渡为三工河组三角洲与滨岸平原沉积，其中，三角洲沉积为一套灰绿、暗绿色泥岩、泥质粉砂岩，含鱼鳞化石和大量植物碎片，顶部灰绿、暗绿色滨岸平原相泥岩中见豆状菱铁矿结核，指示着层序SQ₁基准面下降半旋回的结束，层序SQ₁顶部边界为SB₂。

中侏罗统西山窑组以发育可开采的厚煤层为特征，底部发育大型冲刷面，冲刷面之上为以灰白色石英含砾粗砂岩为主的冲积扇泥石流、水道充填沉积，是层序SQ₁基准面下降半旋回结束后河流回春能力增强的反映。向上沉积物普遍较细，以中细砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩为主，地层呈退积式叠加，由扇三角洲过渡为滨湖、湖沼及浅水湖泊相，代表了侏罗系第二个层序SQ₂基准面上升半旋回，第二个层序SQ₂的最大湖泛面mfs₂位于西山窑组厚煤层上部的滨浅湖相暗色泥岩段附近;向上过渡为湖沼相沉积，水体变浅，顶部灰、灰绿色泥岩与西山窑组四段底界呈冲刷不整合接触，该冲刷面为侏罗系第二个层序SQ₂的顶界面SB₃。

在煤窑沟、七克台等露头剖面中，中侏罗统西山窑组四段和三间房组可识别出上、下两个基准面旋回，对应层序SQ₃和SQ₄。其中，SQ₃底界应位于西山窑组四段的底部，西四段与三间房组一段构成了下部的基准面旋回，该旋回底界SB₃之上发育下切河谷。与西山窑组沉积晚期的早燕山I幕构造运动有关，由于气候潮湿，该幕隆升运动并未造成大面积暴露氧化，但却增强了河流的回春作用，使三段顶部下切河道十分发育，并于基准面上升期间得以充填，形成水道充填沉积，下切河谷充填是层序边界的重要标志。上部为滨浅湖—浅湖相，以退积为主的灰绿、深灰色泥岩与浅灰色细砂岩，代表了层序SQ₃基准面上升半旋回沉积，最大湖泛面mfs₃位于湖相泥岩段附近，越过该面，为一套灰绿、紫红色泥岩、粉砂质泥岩组成的滨浅湖—滨岸平原沉积，代表了层序SQ₃基准面下降半旋回的结束，层序SQ₃的顶界面SB₄位于红层顶部下切河谷底部。三间房组二、三段构成了上部的基准面旋回，SQ₄底界面SB₄之上以下切河谷充填开始，至顶部滨岸平原相红层沉积结束，顶界面为SB₅，最大湖泛面mfs₄位于滨浅湖相浅灰、灰绿色泥岩附近。

七克台组岩性较细，以稳定的湖相泥岩为主，仅在底部零星地见到小型水下分流河道砂体，向上过渡为河口坝、湖滩及湖相泥岩沉积，代表了层序SQ₅基准面上升半旋回;最大湖泛面mfs₅位于富含介形类、双壳类及叶肢介化石的灰黑色浅湖相泥岩段附近;越过最大湖泛面过渡为灰绿色滨湖相泥岩，顶部为紫红色滨岸平原相泥岩，砂岩少见，代表了层序SQ₅基准面下降半旋回，顶界面SB₆位于红层顶部。上侏罗统齐古组岩性较细，纵向上岩性变化不大，但仍可识别出基准面上升半旋回和下降半旋回。上升半旋回与下降半旋回极不对称，前者厚度明显小于后者，表明基准面经历了较长时期的下降，上升期相对很短。基准面上升半旋回局部地区仍有浅水湖相灰绿、褐色泥岩，产叶肢介、达尔文介等介形类化石，代表最大洪泛面mfs₆;基准面下降半旋回冲积平原相棕红色泥岩广泛发育，顶部见粉细砂岩零星发育，与上覆地层喀拉扎组为不整合接触，顶界面为SB₇。

喀拉扎组与下白垩统为不整合接触，二者分界面为SB₈，喀拉扎组上部和下部均为紫红色中粗砂岩，中部发育的薄层暗棕红色泥岩、砂质泥岩可作为最大洪泛面mfs₇，其下为基准面上升半旋回，其上为基准面下降半旋回。

1.3.2.3吐哈盆地台北凹陷高分辨率层序地层格架的建立

吐哈盆地台北凹陷是该盆地中最大的凹陷，由于该区地层层序受古构造背景及沉积物补给控制，所以采用了单井层序划分、连井层序对比和井—震层序联合与对比的方法进行层序对比，以提高储层预测的准确性及勘探的成功率。

针对台北凹陷的实际情况，以测井、钻井和地震反射资料为基础，结合高分辨率地层学的理论及对比方法，将侏罗系共划分为1个超长期旋回、7个长期旋回，建立了台北凹陷层序地层的等时地层格架(图1.33)。

图1.33 台北凹陷侏罗系层序地层划分图

在单井层序划分的基础上，进行了连井层序的对比，连井层序对比的作用在于分析各旋回的堆积样式、厚度、对称性以及旋回超覆、尖灭和断缺在剖面上的变化，从而建立盆地的等时地层格架。

在此地层格架下，各旋回内沉积物的体积分配、旋回对称性变化和相分异特征十分明显。

在侏罗系沉积早期，可容空间较小，主要保存的是基准面上升时期的沉积物，而基准面下降期的沉积物被侵蚀，如LS₁(J₁b)、LS₂(J₂x);在LS₄(J₂s)、LS₅(J₂q)沉积时可容纳空间变大，在盆地中上升和下降时期形成的沉积物均在不同程度上得以保存，因而旋回以对称性为主，在盆地边缘只保留了上升时期的沉积物，基准面下降期的沉积物被侵蚀;LS₆(J₃q)沉积时基准面上升到最高，可容纳空间最大，在凹陷腹部上升时期沉积物补给减少，出现了沉积欠补偿作用(饥饿性沉积)，使LS₆在盆地中为上升旋回短而下降旋回长的不对称旋回，斜坡部位基准面上升和下降均保存下来的对称旋回，物源区为基准面上升的非对称旋回。

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