准噶尔盆地腹部下侏罗统三工河组旋回样式及砂体叠置规律*

许淑梅 李 萌 王金铎 任新成 池鑫琪 舒鹏程 王杰清 刘 弦

1中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东青岛 266100 2中国海洋大学海洋地球科学学院，山东青岛 266100 3中石化胜利油田分公司勘探开发研究院，山东东营 257000

1 概述

准噶尔盆地为石炭纪至第四纪发展起来的板内复合叠加盆地(赵文智等，2000；赵淑娟等，2014)。侏罗纪三工河组沉积时期，准噶尔盆地为坡度较缓、水体较浅的半局限湖盆，周缘为由古生代弧盆及裂谷系演化而成的低矮造山带(李忠和彭守涛，2013；徐学义等，2016)(图 1-a)，三工河组粗粒辫状河三角洲沉积几乎淤浅整个湖盆。因研究手段及目的不同，或者因资料分辨率的差异，不同学者对准噶尔盆地下侏罗统三工河组层序的划分结果各异(图 2)，对沉积旋回性的认识也有分歧(鲍志东等，2002；吴金才，2005；康海亮等，2008；朱筱敏等，2008；陈平和陆永潮，2010；崔金栋等，2012；匡立春等，2013)，在沉积旋回驱动机制方面迄今尚无系统的分析，并因此导致对砂体叠置样式和组合规律的认识具在较大争议(吴金才，2005；王居峰等，2005；李双文等，2006；彭勇民等，2008)，这在很大程度上影响到研究区三工河组油气开发的进一步部署。

图 1 准噶尔盆地构造单元划分及研究区位置(a图据徐学义等，2016，有改动)Fig.1 Structural unit division of Junggar Basin and location of study area(Fig. 1-a modified from Xu et al.， 2016)

针对上述问题，利用准噶尔盆地腹部地区钻遇三工河组38口井(图 1-b)的取心、测井及录井资料，基于层序地层学、沉积学及沉积盆地分析等基本原理和方法，详细分析了体系域和准层序组合样式，系统研究了三工河组沉积旋回特点，识别并划分出若干四级沉积旋回(图2)，在旋回性沉积框架内对砂体叠置样式和组合规律进行了详细分析；进而利用盆地周边山系的碎屑锆石U-Pb年龄和磷灰石裂变径迹年龄(郭召杰等，2006；杜治利和王清晨，2007；Yuan，2009；李忠和彭守涛，2013)，分析了三工河组沉积时期盆地性质和盆地基底构造运动特点及抬升期次，明确了湖平面变化规律，探讨了沉积旋回性的驱动机制，以此深化对准噶尔盆地三工河组沉积砂体叠置样式和组合规律的地质认识。

图 2 准噶尔盆地下侏罗统三工河组层序划分的几个代表性观点Fig.2 Representative views for stratigraphic division of the Lower Jurassic Sangonghe Formation in Junggar Basin

2 区域地质概况

准噶尔盆地地处准噶尔地块的核心稳定区，位于西伯利亚板块、哈萨克斯坦板块和塔里木板块交汇处，先后经历了海西、印支、燕山和喜马拉雅等多期构造运动，为一个自石炭纪至第四纪发展起来的板内复合叠加盆地(赵文智等，2000；赵淑娟等，2014)。准噶尔盆地平面上略呈北窄南宽的三角形，东西长近700ikm，南北宽约370ikm，面积超过1.3×105ikm2，地势总体具北高南低的特征(匡立春等，2013)。盆地周缘主要为古生代弧盆及裂谷系： 南部为由震旦—二叠纪弧盆裂谷系组成的北天山；东部为石炭纪红海式裂谷及晚古生代弧盆系组成的克拉美丽山；西北部是扎伊尔山和哈拉阿拉特山，扎伊尔山由泥盆纪洋壳残片和石炭纪板内裂谷系组成，哈拉阿拉特山属于晚古生代岛弧及岩浆弧带(图 1-a)(徐学义等，2016)。研究区处于准噶尔盆地腹部稍偏西位置，面积约8400ikm2，构造上归属于盆地腹部的中央坳陷带，主体部分位于盆1井西凹陷与昌吉凹陷北斜坡，东西两侧为莫索湾水下隆起、中拐水下隆起和达巴松水下隆起(路成，2016)。研究区自北向南依次划分为沙窝地、莫西庄和征沙村3个小区(图 1-b)。

下侏罗统三工河组与下伏下侏罗统八道湾组及上覆中侏罗统西山窑组间均为整合接触。盆地腹部三工河组发育完整，沉积厚度较大(130～560im)；受喜马拉雅构造运动期天山北缘向北逆冲的影响(赵文智等，2000)，三工河组在南北向上呈现出极大的埋深差异(3100～5200im)。依据三工河组的岩性组合，将其自下而上分为3段：三工河组一段以灰色、深灰色泥岩、粉砂质泥岩与细砂岩互层沉积为主，总体具有“泥包砂”的特征，自下而上“砂泥比”降低。三工河组二段为侏罗系辫状河三角洲砂体的主要发育层位，可细分为2个亚段： 下亚段总体以砂砾岩为主，自下而上主要由灰白色砾岩、含砾砂岩、粗—中砂岩、细砂岩及顶部的薄层砂质泥岩组成；上亚段单砂体厚度和砂岩的粒度普遍小于下亚段，总体具有“砂包泥”特征，自下而上主要由灰色细砾岩、含砾砂岩、粗—中砂岩和细砂岩、薄层粉砂岩及泥岩组成。三工河组三段为一套湖相深灰色泥岩，夹零星的薄层粉砂岩和细砂岩层，自下而上砂泥比降低。前述三工河组4个(亚)段分别对应于4套正旋回沉积(图 3)。

3 沉积旋回特征

通过对三工河组若干连续取心井岩心观察和测井曲线系统对比分析，发现研究区三工河组辫状河三角洲不同期次砂层间形成规律明显的退积式叠加，所有可见的取心中均不见砂体的进积式叠加样式。如 图 4 庄5井岩心所示，a，b和c分别为由3套连续沉积的辫状河三角洲前缘水下分流河道滞留沉积—水下分流河道沙坝、心滩—天然堤和(或)河口坝组成的连续沉积的次级正旋回，岩心深度分别为4296.45im、4292.30im和4286.60im，每套次级正旋回厚度4～6im。a、b和c这3个次级沉积正旋回属于第二旋回中第二砂组的主要构成部分(4个旋回和7个砂组将在下文详述)。次级正旋回a的砂砾岩和含砾砂岩的厚度最大，砾石的砾径最大，砂岩为具板状层理的粗砂岩；次级正旋回c的砂砾岩和含砾砂岩的岩层厚度最小，砾石的砾径最小，砂岩为具平行层理和沙纹层理的中、细砂岩；次级正旋回b砂砾岩和含砾砂岩的厚度和粒径介于上述两者之间，砂岩主要为具有平行层理的中砂岩。上述特征表明，由次级正旋回a到c，其沉积砂砾岩层具有粒度逐渐变细、沉积水动力条件减弱、水体逐渐加深等特点，在垂向上形成典型的退积式叠加样式(图 4-a，4-b，4-c)。相似的辫状河三角洲前缘砂砾岩层的退积式叠加样式在研究区其他井位(如 沙12井、沙1井、庄3井、庄104井、庄103井、征1井、征3井、永1井、征6井)的三工河组二段内也普遍发育，而进积式准层序组在研究区所有取心井中均未见到(图 5)。

图 3 准噶尔盆地腹部庄106井下侏罗统三工河组综合柱状图Fig.3 Comprehensive strata column of the Lower Jurassic Sangonghe Formation from Well Zhuang 106 in the belly of Junggar Basin

a—庄5井，4296.45im，辫状河三角洲水下分流河道中细砾岩与河道沙坝、心滩粗砂岩显示的正粒序沉积；b—庄5井，4295.30im，辫状河三角洲水下分流河道细砾岩与水下分流河道中砂岩显示的正粒序沉积；c—庄5井，4286.60im，辫状河三角洲水下分流河道含砾粗砂岩与天然堤和河口坝细砂岩现实的正粒序沉积；d—沙1井，4286.60im，辫状河三角洲水下分流河道对下伏地层的冲刷形成的冲刷面；e—庄105井，4383.55im，辫状河三角洲水下分流河道对下伏地层的冲刷形成的冲刷面图 4 准噶尔盆地腹部下侏罗统三工河组二段下亚段3个连续次级沉积正旋回构成的退积式叠加特征(井位见图 1-b)Fig.4 Regressive superposition characteristics of three continuous secondary sedimentary cycles from the lower submember of Second Member of Lower Jurassic Sangonghe Formation in the belly of Junggar Basin(wells location seen Fig.1-b)

鉴于研究区三工河组辫状河三角洲前缘砂砾岩层典型的退积式叠加特征不适合机械地用陆相盆地常见的“三分”或“二分”体系域的层序样式进行解析，所以笔者用“旋回性沉积”来解释研究区地层叠置的特殊样式。这种做法与“T-R层序模式”(Zecchin，2007)和“沉积体系域的特殊类型”(吴因业等，2010)等论文中所倡导的“对地层叠加样式具体问题具体分析”的思想不谋而合，尽管笔者既没有用“T-R模式”，也没有使用“体系域”概念来解释研究区三工河组独特的地层叠加样式。研究区三工河组属于T层序样式，或者属于退积式的地层叠加，与美国马里兰州中新统Calvert Cliffs沉积序列、厄瓜多尔卡诺亚盆地更新统Tablazo组沉积层序和意大利南部克罗托内盆地上新统Belvedere组沉积序列构成的准层序叠加样式相似，全部由退积式或T层序构成；对于处于相对正常沉降和间歇性快速抬升的拉张性质盆地来说，T层序为其常见的地层结构样式(Zecchin，2007)。与之相反，美国西部白垩系前陆盆地星点组和鹰山组地层则全部由进积式地层或R层序组成；对于处于相对正常抬升和间歇性快速沉降的压性盆地来说，R层序为其常见的地层叠置样式(Bhattacharya，1993；Pattison，1995；Zecchin and Catuneanu，2013)。需要指出的是，庄5井三工河组二段的取心率并不能达到100%，这就导致次级正旋回a和b之间、b和c之间的冲刷界面(上覆水下分流河道含砾砂岩或砂砾岩与下伏分流间湾泥岩之间的接触界面)保存不完整。为了充分显示水下分流河道对下伏地层的冲刷作用，笔者选取沙1井和庄105井三工河组二段取心所示的冲刷界面(图 4-d，4-e)来辅助说明庄5井三工河组二段a、b、c共3个次级沉积正旋回接触处冲刷界面的特征样式。

图 5 准噶尔盆地腹部下侏罗统三工河组沉积旋回性连井对比(剖面位置见图 1-b)Fig.5 Sedimentary cycles comparison of connected wells of the Lower Jurassic Sangonghe Formation in the belly of Junggar Basin(wells location seen Fig.1-b)

基于各井沉积旋回的基本特征，笔者建立了全区连井沉积旋回性对比格架(图 5)。研究区侏罗系三工河组自下而上可划分为4个四级正旋回(体系域级旋回，System tract order，第一至第四旋回)(Pengetal.， 2018)，分别对应三工河组的4个(亚)段(J1s1-J1s3)。它们分别于盆地的4个湖进期形成，因盆地基底的快速抬升所以不存在湖退期沉积，造成各旋回之间的界面均为冲刷界面。其中，第二和第三旋回(分别对应于三工河组下亚段和上亚段)为三工河组辫状河三角洲砂体主要发育期，依据其在全区稳定分布的砂体旋回性特征，进一步将其划分为7个五级正旋回(准层序级正旋回，Parasequence-order)，对应于7个砂组。在车莫古隆起，即征1井区(图 2，图 5)，仅发育6个五级正旋回，对应于6个砂组，这是因为第7个五级正旋回发育期，因车莫同沉积古隆起的发育导致局部区域未接受沉积(何登发等，2008;纪友亮等，2010)。4个四级正旋回和7个五级正旋回在研究区具有显著的区域可对比性(图 5)。

第一旋回(J1s1)： 发育大套半深湖相泥岩，具“泥包砂”的特点，砂泥比较低。砂体多为薄层细砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩，沉积物粒度细。砂体分布范围较局限，主要集中在盆地腹部莫西庄，沙窝地及征沙村地区个别井可见。单砂体厚度一般小于4im，多为2im左右。第一旋回顶部半深湖相泥岩与上覆第二旋回底部水下分流河道砂砾岩之间呈强冲刷接触，自然伽马值也由接近泥岩基线的最高值突变至最低值(图 5)。

a—庄104井，im，细砾岩，粒序层理明显，岩屑成分包括灰岩、花岗岩、白云岩等，属水下分流河道滞留沉积；b—征1-1井，im，细砾岩，岩屑成分为灰岩、白云岩等，发育粒序层理，为水下分流河道滞留沉积；c—庄106井，im，油斑粗粒岩屑砂岩，板状层理发育，钙质胶结显著，水下分流河道沙坝、心滩或边滩沉积；d—征1井，im，中粗粒岩屑砂岩，板状层理发育，常沿层理面劈分为薄板状，钙质胶结，见油斑，水下分流河道心滩或边滩沉积；e—庄106井，im，灰色细粒岩屑长石砂岩，斜层理发育，河口坝微相；f—庄110井，im，灰白色中砂岩，小型斜层理发育，河口坝微相；g，h—庄104井，im(g)，4315.95im(h)，细砂岩—粉砂岩，小型斜层理、沙波及沙纹层理和水平层理发育，夹有极薄层泥质细条纹，河口坝远端或远砂坝微相；i—庄4井，im，泥质粉砂岩，常见粉砂质和泥质互层，水平层理发育，前缘席状砂微相；j—沙1井，im，泥质粉砂岩，水平层理发育，前缘席状砂微相；k—庄1井，im，泥岩，块状构造，前三角洲泥；l—沙1井，im，泥岩，块状构造，前三角洲泥图 6 准噶尔盆地腹部下侏罗统三工河组辫状河三角洲前缘沉积微相岩心特征Fig.6 Core characteristics of sedimentary microfacies in braided river delta front of the Lower Jurassic Sangonghe Formation in the belly of Junggar Basin

第二旋回(J1s21)： 由具清晰“二元结构”的水下分流河道砂体组成，可划分出4个五级正旋回，对应于4个砂组。岩性总体以砾岩和含砾砂岩为主，主要由浅灰色、灰色厚层细砾岩、砂砾岩、粗—中砂岩及细砂岩组成，粒度粗，砂泥比高，测井曲线呈箱形、钟形。每一期河道砂体开始发育时，均对下伏地层冲刷形成明显的冲刷面。4个五级正旋回中，最下部的准层序水下分流河道砾岩的砾径最大，向上粒径逐渐减小，总体形成自下而上粒度逐渐变细、水体加深、水动力条件减弱的退积式准层序组。单砂体厚度最大，约在几米至十几米，总砂组厚50～100im，各井区砂体厚度变化不大。第二旋回底部水下分流河道砂砾岩对第一旋回顶部半深湖相泥岩的冲刷作用显著，二者之间呈强冲刷接触；自然伽马值自下而上也由接近泥岩基线的最高值突变至最低值(图 5)。

第三旋回(J1s22)： 由具清晰“二元结构”的水下分流河道砂体组成，可划分出3个五级正旋回，对应于3砂组。在车莫古隆起井区(形成于J1s2沉积期)仅发育2个五级正旋回，对应于2个砂组。第三旋回岩性总体上以“砂泥互层”为特色，主要由灰色含砾砂岩、粗—中砂岩和细砂岩组成，粒度较粗，砂泥比较高。最下部河道砂体开始发育时有明显的冲刷作用，形成第二旋回顶部的冲刷面。测井曲线多呈钟形及接近基线的低幅锯齿形。3个五级正旋回中，以最下部的准层序水下分流河道含砾砂岩的砾径最大，向上粒径减小幅度加快，总体上亦形成自下而上粒度变细、水体快速加深、水动力条件快速减弱的退积式准层序组(图 4)。单砂层厚度一般小于3～8im，砂组厚度为15～45im。第三旋回底部水下分流河道砂砾岩对第二旋回顶部分流间湾泥质粉砂岩的冲刷作用较为显著，二者之间呈强冲刷接触，自然伽马值自下而上也由接近泥岩基线的最高值突变至含砾砂岩的低值(图 5)。

第四旋回(J1s3)：以灰色厚层深湖相泥岩为主，偶夹薄层粉砂岩、泥质粉砂岩，沉积物粒度细，砂泥比在4个沉积旋回中为最小。砂体分布不连续，单砂体厚度大多在1～3.5im之间(图5)。

4 砂体类型及其组合特征和叠置规律

准噶尔盆地腹部三工河组二段为辫状河三角洲前缘沉积区，可识别出4类不同沉积砂体： 水下分流河道砂体、河口坝砂体、远砂坝—席状砂和滩坝砂体，并具有多种组合样式和叠置规律。

4.1 砂体类型

1)水下分流河道砂体。主要发育在第二沉积旋回，在三工河组二段下亚段中常见，且在各井区相对均匀稳定分布。总体上，二元结构清晰，正粒序层理、槽状交错层理、板状层理和较大型斜层理发育。下部以细砾岩和含砾粗砂岩为主，为分流河道滞留沉积(图6-a，6-b)；向上逐渐变为粗砂岩、中砂岩及少量细砂岩和粉砂岩，主要为水下分流河道沙坝、心滩和天然堤沉积(图6-c)。砾石成分复杂，包括花岗岩、白云岩、灰岩、硅质岩、凝灰岩、砂岩、泥岩、千枚岩岩屑等，整体呈现出自底向顶粒度逐渐变小、单砂体厚度逐渐变小等特征(图 7)。

2)河口坝砂体。分布于三工河组二段下亚段上部，在研究区大部分井中可见(图 2)。岩性主要为细砂岩和粉砂岩，具有典型的反粒序层理，另外也常见小型斜层理、沙纹状和沙波状层理(图6-e，6-f)。与水下分流河道砂体单层厚度相比，河口坝砂体单层厚度大幅减小，一般为2～4im，这种情况也与辫状河三角洲河口坝微相不太发育有关(于兴河等，1995；谢俊等，2015)。

3)远砂坝—席状砂砂体。远砂坝和席状砂砂体见于三工河组二段上亚段，通常夹于三角洲前缘泥中，沉积物粒度小。岩性主要为细砂岩、粉砂岩及泥质粉砂岩，水平层理发育，单层砂体较薄，厚度多为1～3im(图 6-i,6-j)。

4)滩坝砂体。滩坝砂可见于三工河组一段和三段，在各井中零星分布。通常夹于大套湖泊相泥岩中，或者与泥岩互层。岩性以薄层细砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩为主(图6-k，6-l)，单层厚度在各类砂体中最小，一般为1～2.5im。

4.2 砂体组合特征与叠置规律

从 图 5 可以看出，三工河组的4个四级旋回均在湖侵过程中形成，随着相对湖平面逐渐升高，砂体呈现多期退积的沉积序列。每一个沉积旋回结束，都出现湖平面的快速降低，而在湖平面快速降低过程中难以形成进积式的准层序叠加，因此研究区钻井岩心中观察不到进积或加积式砂体组合样式。

研究区侏罗系第二旋回和第三旋回为砂体的主要发育层段，通过对三工河组二段砂体进行连井剖面对比(图 7)，发现上述5类砂体叠置样式在研究区具良好的一致性和极强的可对比性。三工河组二段下亚段可划分为4个砂组，上亚段划分为3个砂组(征1、征1-1、征1-2井三工河组二段上亚段可划分出2个砂组，与车莫水下古隆起有关)，砂体组合的划分与五级层序一致。研究区侏罗系三工河组形成5种砂体组合样式，分别是河道强冲刷叠置砂体、河道弱冲刷叠置砂体、河上坝组合砂体、远砂坝—席状砂组合砂体与滩坝砂组合砂体(图 7)。

a—河道强冲刷叠置砂体组合；b—河道弱冲刷叠置砂体组合；c—河上坝砂体组合；d—远砂坝—席状砂组合；e—滩坝砂体组合图 8 准噶尔盆地腹部下侏罗统三工河组砂体叠置样式Fig.8 Stacked patterns of sand-body from the Lower Jurassic Sangonghe Formation in the belly of Junggar Basin

1)河道强冲刷叠置砂体组合。为早期水下分流河道砂体顶部受后期侵蚀、冲刷，导致前期形成的水下分流河道砂体被削截而后叠加新一期河道砂体而形成，是辫状河三角洲先期水下分流河道沉积被连贯性强且水动力也强的后期水下分流河道冲刷剥蚀的产物。总体上，荷载大、水量大、水动力强、分流河道改道迅速的辫状河三角洲容易出现水下分流河道砂体的强冲刷叠置现象。河道强冲刷叠置砂体组合在研究区分布范围广、厚度大，底部通常发育冲刷充填构造，砂组测井曲线整体为箱形或弱齿状箱形(图 4-d，4-e)。平面上，粗粒砂砾岩体连片分布；垂向上，早期形成的砂体顶部因冲刷缺失粉砂质和泥质等天然堤和分流间湾细粒沉积，后期水下分流河道粗粒砂砾岩直接覆盖在先期水下分流河道的粗粒沉积之上(图7；图 8-a)。第二旋回下部1砂组和2砂组为典型的河道强冲刷叠置砂体组合。第二旋回伊始，相对湖平面迅速下降至最低，在短暂而快速的湖平面强烈下降期，主要表现为分支河道水流的强冲刷作用，而沉积作用不发育。随后相对湖平面有一个长期缓慢的上升过程，盆地可容纳空间随之逐渐增大，沉积物源供给碎屑物质能力强，形成辫状河三角洲的退积式叠置，使得水下分流河道砂体即使在位于盆地腹部的研究区也连片发育(图 7)。

2)河道弱冲刷叠置砂体组合。是由先期水下分流河道粗粒砂体和分流河道间湾较细粒沉积与后期河道粗粒砂体和分流河道间湾较细粒沉积叠置而形成，表现为多期水下分流河道粗砂岩—天然堤细砂岩和粉砂岩—分流河道间湾泥岩和粉砂岩沉积的垂向叠加。与河道强冲刷叠置砂体相比，河道弱冲刷叠置砂体总体上由荷载相对较低、水流量相对减小、水动力较强、分流河道改道速度相对变缓、分流河道—天然堤—分流间湾沉积均可得以保存的辫状河三角洲沉积而成。研究区河道弱冲刷叠置砂体组合也表现出显著的退积特征，冲刷面之上沉积砂层的粒度相对于冲刷面之下砂层粒度变细，顶部多为分流河道间湾粉砂质泥岩或泥岩(图8-b)，测井曲线形态多呈钟形。三工河组二段下亚段第二旋回上部3砂组和二段上亚段第三旋回下部的5砂组为河道弱冲刷叠置砂体组合(图 7)。

3)河上坝砂体组合。该组合在垂向上表现为下部为粒度较粗的水下分流河道正粒序砂体，上部则发育粒度较细的反粒序河口坝砂体(图8-c)。水下分流河道与河口坝微相呈渐变接触，形成退覆沉积。河上坝砂体组合是在湖平面上升、三角洲退积过程中形成的典型的退积三角洲砂体叠置类型。研究区三工河组第二旋回顶部4砂组为河上坝砂体组合(图 7)。

4)远砂坝—席状砂组合。在研究区较为常见，主要分布于辫状河三角洲前缘末端及前三角洲区域，为湖进期退积沉积。砂体在垂向上表现为多期次的叠加，单层厚度小；测井曲线表现为指形或微齿形。第三旋回上部的6砂组和7砂组为远砂坝—席状砂组合(图7；图 8-d)。

5)滩坝砂体组合。由不同期次滩坝砂体在垂向上叠置形成，一般形成于高湖平面期，沉积物多来自受波浪改造的前三角洲地区。滩坝砂体呈薄夹层出现，砂体之间以厚层泥岩相隔。第一旋回沉积期为相对高湖平面期，可容纳空间相对较大，位于盆地腹部的研究区沉积物供给不足，导致滩坝砂体在横向和纵向上均呈不连续分布，平面上表现为滩坝砂体在浅湖—半深湖区的断续分布，纵向上表现为薄层细粒砂体呈夹层分布于厚层湖相泥岩中(图 8-e)。

5 沉积旋回性驱动机制初探

经历三叠纪长期挤压作用之后，从侏罗纪开始，准噶尔盆地处于应力松弛伸展状态并缓慢沉降；早—中侏罗世，天山造山带呈低山构造地貌，地势相对平缓，具准平原化特征，对其南北环境的地理分隔作用不显著，准噶尔盆地南部可能与塔里木盆地连通，表现为半局限敞流湖盆特征；晚侏罗世至早白垩世，拉萨地块向北碰撞拼合，盆地南缘构造活动加剧，天山明显隆升导致盆山格局发生显著变化(赵文智等，2000；方世虎等，2005)。准噶尔盆地南缘碎屑锆石U-Pb年龄分布也表现出早—中侏罗世盆地与周边造山带古地貌相对平缓、晚侏罗世之后盆—山分异加剧及早白垩世之后盆山格局凸显这一演化规律(李忠等，2012)。

已有研究表明，准噶尔盆地中生代总体为湖侵过程，盆地的应力松弛伸展及盆地基底缓慢沉降是导致湖平面缓慢上升的根本原因(Pengetal.， 2018)。笔者进一步研究发现，三工河组沉积时期，准噶尔盆地基底除了长期缓慢沉降及相应的湖侵之外，在缓慢湖进期之间，还有盆地基底的快速隆升。盆地基底的快速隆升使得湖平面快速下降，并导致(四级)沉积旋回间的冲刷特征和冲刷界面的形成。准噶尔盆地周缘造山带磷灰石裂变径迹年龄(表1)提供了盆地基底快速隆升的佐证。表 1中的样品分布于准噶尔盆地周缘东北部克拉美丽山、西北部扎伊尔山、哈拉阿拉特山及南部北天山地区，以花岗岩和砂岩为主，7个样品中有多次出现的174iMa、176iMa、178iMa、184iMa和187iMa等磷灰石裂变径迹年龄，表明三工河组沉积期可能出现多次盆地隆升事件。尽管由于三工河组沉积过程处于裂变径迹年龄误差范围内，不能因此确切厘定盆地基底的具体隆升时间和期次，但这依旧可以作为充足的理由推断三工河组沉积时期，准噶尔盆地基底在总体缓慢沉降的大背景下，发生过多次不等规模的快速抬升，这也正是三工河组形成4个(四级)退积式沉积旋回，且在4个(四级)退积式沉积旋回之间发生快速湖退并形成(强)冲刷界面的根本原因(图 9)。

表 1 准噶尔盆地周缘造山带磷灰石裂变径迹年龄分布Table1 Apatite fission trace ages in peripheral orogen of Junggar Basin

第一旋回形成期盆地基底逐渐沉降，相对湖平面缓慢上升，湖岸线向盆地边缘迁移，可容纳空间增大，研究区为半深湖环境。第二旋回伊始盆地基底出现第1次迅速抬升，导致相对湖平面快速降低至最低处，湖岸线向盆地中心方向移动，河流回春形成强冲刷准层序界面，可容纳空间骤减至最小。随后盆地基底缓慢沉降，相对湖平面缓慢升高，岸线向陆退缩，可容纳空间逐渐增大，该旋回内形成4个退积式砂组。第三旋回伊始盆地基底再次快速隆升，相对湖平面再次急剧下降，湖岸线向盆地中心迁移，河流稍有回春形成冲刷准层序界面，但降低幅度和河道规模弱于第二旋回；之后基底缓慢沉降，相对湖平面逐渐上升，可容纳空间扩大。该旋回内一般形成3个退积式砂组，古隆起处则为2个退积式砂组。第四旋回盆地基底继续沉降，相对湖平面逐渐上升至最高位置，可容纳空间达到最大。盆地基底快速幕式抬升—总体缓慢沉降的构造活动导致层序正旋回的形成，反映了构造活动对盆地沉积充填演化的控制作用(图 9)。

图 9 准噶尔盆地腹部下侏罗统三工河组湖平面变化规律及地层旋回性特征Fig.9 History of lacustrine level change and characteristics of stratigraphic cycles of the Lower Jurassic Sangonghe Formation in the belly of Junggar Basin

6 结论

1)准噶尔盆地腹部侏罗系三工河组划分为4个(四级)沉积正旋回，不发育反旋回沉积，反映缓慢湖侵快速湖退的湖面变化规律。第一旋回形成期湖平面较高，沉积物以半深湖细粒沉积为主。第二旋回最初相对湖平面降至最低，随后缓慢湖进，由4个五级正旋回构成，缺少反旋回。第三旋回形成初期相对湖平面下降，之后逐渐升高，由2～3个五级正旋回构成，缺失反旋回。第四旋回相对湖平面快速上升到最高处，主要为深湖细粒沉积。

2)三工河组发育5种砂体叠置组合样式： 河道强冲刷叠置砂体组合、河道弱冲刷叠置砂体组合、河上坝砂体组合、远砂坝—席状砂砂体组合和滩坝砂体组合。第一旋回为断续分布的滩坝组合砂体；第二旋回为河道强冲刷叠置砂体、河道弱冲刷叠置砂体和河上坝组合砂体的连片沉积；第三旋回为河道弱冲刷叠置砂体和远砂坝—席状砂组合砂体的较连片分布；第四旋回为零星分布的远砂坝—席状砂组合砂体。

3)三工河组沉积时期，准噶尔盆地基底除了长期的沉降及相应的湖侵变化规律之外，在缓慢湖进期之间，还有盆地基底的快速隆升，表现为准层序组间的强冲刷特征。正是准噶尔基底幕式快速抬升—总体缓慢沉降的构造变化规律及低可容纳空间特征，形成了三工河组4个四级正旋回以及各个正旋回之间的(强)冲刷型旋回界面。