第一章地质背景
　　第一节构造及演化
　　准噶尔盆地是中国新疆北部的一个大型陆内含油气盆地，位于阿尔泰山及北天山之间，总面积约为13万km2［图1-1（a）］。在大地构造位置上，盆地位于准噶尔地块核心稳定区，隶属于哈萨克斯坦板块，北以额尔齐斯—斋桑古生代深断裂及缝合带为界与西伯利亚板块相隔，南以天山褶皱造山带与塔里木板块分界（陈发景等，2005）。
　　准噶尔盆地形成于中晚石炭世末至早二叠世初，具有双重基底结构，下基底为前寒武纪古老结晶基底，上基底为晚古生代变质岩褶皱基底（韩宝福等，1999;李锦轶等，2006）。形成至今，盆地先后受到了海西、印支、燕山及喜马拉雅四期构造运动的影响和改造，具有多期不同性质的盆地原型，造就了其复杂的构造沉积特征（Feng et al.，1989；蔡忠贤等，2000）。对于现今准噶尔盆地的构造格局，晚海西期构造运动对其的形成起到了至关重要的作用，因此以晚海西期盆地拗—隆构造格架为基础，兼顾印支、燕山及喜马拉雅运动的构造改造作用，可将盆地分为6个一级构造单元，由北至南分别包括乌伦古拗陷、陆梁隆起、西部隆起、中央拗陷、东部隆起及北天山山前冲断带（图1-1），进一步还可以细分出44个二级构造单元（杨海波等，2004）。
　　本书研究区位于准噶尔盆地西北缘，毗邻扎伊尔山、哈拉阿拉特山，主要涵盖西部隆起的北部地区以及中央拗陷的西北地区，区内所发育二级构造单元主要包括乌夏断裂带、克百断裂带、玛湖凹陷、中拐凸起、达巴松凸起及夏盐凸起（图1-2）。其中，研究区西部断裂带地区（乌夏断裂带和克百断裂带）构造格局复杂，其山前部位由一系列古生界逆冲叠片构成，由于长期构造抬升其石炭系基底部分暴露于地表；断裂带逆冲构造前缘为应力释放区，大量断裂结构发育，其中大部分为高陡逆断层，兼有少量走滑断层和正断层［图1-1（b）］。相比而言，断裂带东侧凹陷区（玛湖凹陷）构造相对简单，其下部古生界（上石炭统和二叠系）由于海西期强烈的构造改造而褶皱变形，发育背斜、断距较小的走滑断层以及鼻状构造；其上部中生界逐层超覆于古生界之上，受构造影响较弱，总体呈宽缓的由山向盆的单斜分布［图1-1（b）］。研究区紧邻玛湖凹陷东侧及西南侧还发育三个凸起带（中拐凸起、达巴松凸起及夏盐凸起），为晚古生代继承性古隆起，两侧由断裂控制，凸起带中部分二叠系缺失或遭受强烈剥蚀造成二叠系地层急剧减薄，中生界受影响程度则较弱［图1-1（b）］。
　　图1-1准噶尔盆地地理位置及构造单元分布图（a）及沉积地层剖面图（b）
　　图1-2准噶尔盆地西北缘构造单元划分及油气藏分布
　　准噶尔盆地西北缘的构造演化根本上控制了其沉积地层以及含油气系统的整体特征，其构造演化大致可分为以下三个阶段。
　　1）古生代盆地形成及洋陆转换阶段
　　准噶尔盆地是以准噶尔地体为基础所发展演化而形成的复合叠加盆地，准噶尔地体作为古亚洲板块的一部分，早在太古代末期就通过陆核增生的方式形成了具有结晶基地的原始古陆核，至元古代该原始古陆核经大陆拼贴碰撞逐渐演化为具有稳定结构的准噶尔地体。新元古代，古亚洲大陆裂解，准噶尔地体成为散布在裂解大陆边缘的微陆块之一，其周缘为多期小洋盆包围，每期小洋盆演化基本遵循威尔逊旋回模式（陈新等，2002）。
　　古生代时期，准噶尔地体周缘小洋盆经历了四期洋壳消亡事件，至泥盆纪末到早石炭世末，准噶尔地体分别与西伯利亚板块、塔里木板块拼贴在一起，此时该区已初步形成接近现今盆地范围的地块（Feng et al.，1989；陈发景等，2005）。中晚石炭世，准噶尔周缘洋盆封闭褶皱之后在块体内部再次发生引张作用，在研究区形成了西准噶尔裂陷槽，并进一步演化为一个大型凹陷——玛湖凹陷（Carroll et al.，1990）。准噶尔地体周缘洋盆闭合之后，在西准噶尔地区尚存在一个残留海相盆地，研究区此时位于滨海沿岸位置，接受一套海相—陆相过渡沉积（张义杰等，2007；靳军等，2009；Han and Zhao，2018）。中石炭世晚期至晚石炭世，海盆由北西向南东方向逐渐萎缩，至石炭纪末海盆闭合，自此准噶尔盆地进入陆内盆地演化阶段。
　　2）二叠纪构造强烈改造阶段
　　早二叠世时期，准噶尔盆地整体处于拉张应力环境，研究区玛湖凹陷为其中一伸展断陷（大陆内裂谷），该期俯冲板片的拆沉作用造成区域岩石圈拉张减薄从而诱发了大量岩浆活动，导致了火山岩的普遍发育以及较高的大地热流值和古地温值（邱楠生等，2002；隋风贵，2015）。这一时期研究区由正断层控制的地堑和半地堑构成，沉积速率较高，下部断陷强烈期沉积了较厚的佳木河组火山岩以及较为粗粒的碎屑岩，其上风城组沉积期断距减弱，以细粒沉积为主，局部发育火山岩。
　　早二叠世末，应力场发生反转，盆地遭受抬升剥蚀，研究区形成中二叠统与下二叠统不整合面，风城组顶部风化壳发育（蔡忠贤等，2000）。中二叠世盆地边缘挤压应力逐渐增强，在研究区盆山过渡区开始形成一系列逆冲断裂带。这一阶段向盆地内部方向的凹陷区性质为裂谷后期弱伸展拗陷，火山活动逐渐减弱，湖盆范围逐渐扩大，其下部夏子街组至上部下乌尔禾组具有下粗上细的正旋回沉积特征（方世虎等，2006）。晚二叠世至二叠纪末，受海西运动主幕影响，盆地边缘挤压应力达到顶峰，强烈的逆冲活动导致乌夏断裂带、克百断裂带及红车断裂带等一系列重要的高角度逆冲断裂带形成，其边缘二叠系隆起上翘并被严重剥蚀，与上覆三叠系呈明显角度不整合接触（孟家峰等，2009；隋风贵，2015）。这一时期研究区发育由河流、扇三角洲相粗粒碎屑岩组成的上乌尔禾组水退层序。
　　3）三叠纪—白垩纪稳定克拉通内盆地演化阶段
　　三叠纪—白垩纪，准噶尔盆地逐渐演化为稳定克拉通内拗陷，其西北缘构造活动强度也逐渐减弱，这一时期盆地以古地温和大地热流值低、沉积广泛超覆为特征（邱楠生等，2002）。研究区整个三叠系为一正旋回沉积序列，超覆于二叠系因逆冲和抬升形成的边缘隆起之上（陈发景等，2005）。下三叠统（百口泉组）主要由河流和扇三角洲体系构成，中三叠统（克拉玛依组）主要为滨浅湖相组成的湖泊体系，晚三叠世中期湖侵达到高峰，上三叠统（白碱滩组）为一套主要由细粒沉积构成的湖相沉积。研究区三叠纪沉降特征整体较为稳定，但在盆山过渡区仍存在挤压活动，三叠系在同沉积挤压作用下形成了突变式楔形收敛的递进不整合（蔡忠贤等，2000）。三叠纪末，印支运动导致盆地整体抬升，研究区主体区域形成了广泛的三叠系与侏罗系平行不整合，而在盆山过渡区则表现为角度不整合。
　　侏罗纪—白垩纪，准噶尔盆地西北缘构造活动进一步减弱，山前逆冲挤压活动基本终止，地层稳定分布，断裂、褶皱很少发育。研究区下侏罗统（八道湾组和三工河组）为一正旋回沉积体系，超覆于三叠系与侏罗系不整合面之上，至中侏罗统（西山窑组和头屯河组）表现为反旋回特征，逐层退覆遭受递进式削截（陈发景等，2005）。中侏罗世晚期燕山运动强烈的挤压作用使盆地整体抬升，随后的剥蚀准平原化作用导致研究区上侏罗统缺失。白垩系在准平原化后形成的侏罗系与白垩系平行不整合面基础上沉积，其分布范围在研究区相对*广，下部地层为一正旋回序列，上部地层为一反旋回序列。
　　新生代时期，北天山在喜马拉雅I幕构造运动的影响下强烈隆升，由山向盆的冲断负荷使盆地基底南倾挠曲下沉，发展为以南缘为前缘的陆内前陆盆地。准噶尔盆地新生界由南向北呈楔形迅速减薄，至研究区新生界缺失。
　　第二节地层
　　中晚石炭世，准噶尔盆地西北缘以玛湖凹陷为中心开始接受稳定沉积，主要发育石炭系—下白垩统，除石炭系及下二叠统火山岩较为发育外，其上地层基本由沉积岩构成，沉积地层厚度*大约达8000m［图1-1（b）、图1-3］。各地层形成环境及岩性组成简要介绍如下。
　　图1-3准噶尔盆地玛湖地区地层与油气藏分布示意图
　　一、石炭系
　　石炭系（C）岩性主要由火山岩、火山碎屑岩以及与火山碎屑岩互层的碎屑岩组成。火山岩构造类型以块状熔岩为主，属亚碱性拉斑玄武岩族，岩石类型主要包括玄武岩和安山岩（李军等，2008）。火山碎屑岩主要包括凝灰岩和火山角砾岩。以火山碎屑物为母岩的沉积岩含有岩石类型包括沉凝灰岩、泥岩、砂岩、砾岩以及其过渡岩石类型。研究区石炭系沉积岩主要形成于滨海—浅海环境，不仅发现了大量海相生物化石，也见陆源高等植物相关组分（王绪龙等，2013）。
　　二、二叠系
　　二叠系由老至新包括下统佳木河组（P1j）和风城组（P1f），中统夏子街组（P2x）和下乌尔禾组（P2w），以及上统上乌尔禾组（P3w）。
　　佳木河组（P1j）岩性构成与石炭系类似，发育火山岩、火山碎屑岩及碎屑岩，但剖面上自下而上火山岩组分含量减少而碎屑岩含量增多，变化特征呈交互渐变性。佳木河组火山岩主要沿研究区盆缘断裂带分布，在下亚组分布面积*广，岩性主要包括安山岩、流纹岩及玄武岩，多具块状及气孔构造；火山碎屑岩为火山角砾岩及凝灰岩（匡立春等，2008）。佳木河组碎屑岩主要包括砾岩、砂岩及粉砂质泥岩，与火山碎屑岩互层分布，在乌夏断裂带有厚层黑色泥岩发育。佳木河组沉积时期研究区为残留海或潟湖环境，随着河流注入沉积范围逐渐扩大，广泛接受一套扇三角洲相—滨浅湖相沉积（张义杰等，2007）。
　　风城组（P1f）岩性构成以碎屑岩及化学岩为主，包括粉砂岩、白云质粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩、白云质泥岩、白云岩、泥质白云岩，以及蒸发岩矿物如碳氢钠石、天然碱、苏打石等，此外局域发育热液成因的硅质岩和扇三角洲相砂砾岩。风城组云质岩中白云石主要来源于同生、准同生白云石化作用，白云石晶型细小，为泥晶—粉晶白云石，多呈纹理状与细粒碎屑岩互层。除与沉积作用相关的白云石外，埋藏成岩阶段形成的白云石及热液后生白云石也部分可见，其中成岩白云石主要呈自形、半自形粉—细晶散布于岩石中；而热液后生白云石多呈半自形、他形细—中晶沿裂缝及泄水通道分布，这类白云石常与硅硼纳石、碳酸钠钙石、重晶石等矿物伴生（匡立春等，2012）。整体而言，风城组形成于一种较为少见的盐湖（碱湖）沉积环境，沉积过程受物源、机械沉积、化学沉积等作用综合控制，伴随局域发生的热液和火山活动，造就了其极为复杂的岩相组合（曹剑等，2015；Yu et al.，2018）。
　　风城组与其下部地层相比火山岩发育程度明显降低，其火山岩主要分布于乌夏断裂带和玛南斜坡局部地区，其中乌夏断裂带火山岩发育于风城组下亚组（风一段），底部为分布非常局限的安山岩，其上凝灰岩和火山角砾岩分布相对广泛；相比而言，玛南斜坡火山岩发育于风城组上亚组（风三段），主要由玄武岩组成。
　　夏子街组（P2x）岩性构成以较粗粒碎屑岩为主，主要包括砂砾岩、含砾砂岩、砂岩及少量粉砂质泥岩。砂层发育洪积层理、斜层理等，具冲蚀结构，属于河流及扇三角洲平原相沉积。
　　下乌尔禾组（P2w）岩性构成以细粒碎屑岩为主，主要发育粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩及砂砾岩等。组内砂泥岩呈薄层互层状分布，发育薄煤层，常可见植物碎屑、炭屑及孢粉等高等植物相关组分。剖面上沉积粒度由下而上先变细后逐渐变粗，构造类型常见冲刷面、交错层理及牵引流构造，属于沼泽、水下扇和浅—半深湖相沉积。
　　上乌尔禾组（P3w）碎屑岩粒度较粗，主要发育砾岩、含砾砂岩，夹少量砂岩。该组砂砾岩由多期扇体叠置而成，具有近源、快速堆积的特征，岩石结构成熟度和成分成熟度均较低，非均质性极强，属于冲积扇—浅湖相沉积。