0 引言
1 地质概况
准噶尔盆地是一个大型的含油气叠合盆地，经历了海西、印支、燕山、喜马拉雅等多期构造旋回［17］。玛湖凹陷位于盆地西北部，西接乌夏—克百断裂带和中拐凸起，东邻陆梁隆起带（包括滴南凸起、石西凸起、三南凹陷、夏盐凸起、三个泉凸起等次级构造单元），南接达巴松凸起和盆 1井西凹陷，面积约为6 000 km2［图1（a）］。玛湖凹陷是在前石炭纪基底上形成的一个内陆凹陷，堆积了数千米厚、以陆源碎屑为主的二叠系—三叠系，由老到新依次为二叠系佳木河组（P1 j）、风城组（P1 f）、夏子街组（P2 x）、下乌尔禾组（P2 w）、上乌尔禾组（P3 w）及三叠系百口泉组（T1 b）、克拉玛依组（T2 k）和白碱滩组（T3 b）［3］。玛湖凹陷P—T 转换期发育上二叠统上乌尔禾组（P3 w）和下三叠统百口泉组（T1 b）2套地层，以及P3 w/P2 w和T1 b/P 2个大型不整合面。此外，二叠系—三叠系还发育二叠系底部、中二叠统底部、三叠系顶部（侏罗系底部）等3个大型不整合面，以及内部层组之间的次级不整合面［图1（b）］。
百口泉组和上乌尔禾组总体上都表现为下粗上细的沉积序列：下部均以扇三角洲砂砾岩沉积为主，构成2套大面积分布的砂砾岩储集体；上部则以湖相泥岩沉积为主，形成了2套重要的局部盖层［4，12，18］。三叠系白碱滩组广泛发育近百米厚的暗色湖相泥岩，为这2套砂砾岩储集体提供了良好的区域盖层；二叠系风城组碱湖沉积则为其提供了优质高效烃源岩，整体上构成了玛湖凹陷的中成藏组合［6，12，19］。自2010年以来，准噶尔盆地西北缘油气勘探按照“跳出断裂带、走向斜坡区”的思路，在玛湖地区T1 b/P和P3 w/P2 w不整合面之上的百口泉组、上乌尔禾组中相继发现了大型岩性地层油气藏，形成了以百口泉组为主的北部大油区和以上乌尔禾组为主的南部大油区［5］，呈现出“南北割据”的分布格局。
2 P—T转换期层序结构特征与地层发育模式
2.1 二叠系—三叠系宏观层序结构特征
玛湖凹陷综合地层及区域地震层序剖面分析表明，P1 j/C、P2 x/P1 f和J1 b/T3 b 3个界面上下地层在广大斜坡区或盆内隆起区表现为角度不整合接触，代表了3次主要构造运动所形成的区域不整合面［图1（b），图2］ ；此外，P3 w/P2 w与T1 b/P2 w—P1 j上下地层也广泛存在角度不整合接触关系，它们在空间上对接形成了一个区域性的复合不整合面［20-21］（composite unconformity）［图2（c）］。中晚二叠世之交（P3 w/P2 w）和晚二叠世—早三叠世之交（T1 b/P3 w）的构造活动对这个复合界面的形成可能都有贡献，但以前者为主，主要表现在3个方面：①无论是在研究区还是盆内其他区域，T1 b与P3 w之间均以整合或微角度不整合接触为主（图2，图3）；②T1 b与P3 w未受后期剥蚀影响的地层超覆区，具有相似的平面展布形态［3］；③T1 b和P3 w的垂向沉积序列极其相似，而与P3 w之前的沉积差异较大（图1）。这些特征表明，P3 w/P2 w期构造活动奠定了整体的构造古地理格局，P3 w与T1 b应属于同一构造旋回早期沉积产物［22］，因此二者在地层展布形态和垂向沉积序列方面具有明显相似性。综上所述，以P1 j/C、P2 x/P1 f、P3 w/P2 w+T1 b/P2 w—P1 j和J1 b/T3 b 4个区域不整合面为界，可将二叠系—三叠系划分为3个二级层序（构造层序）［图1（b），图2］，即下二叠统二级层序（SSQ1）、中二叠统二级层序（SSQ2）和上二叠统—三叠系二级层序（SSQ3）。下二叠统二级层序（SSQ1），包括下二叠统佳木禾组（P1 j）和风城组（P1 f），剖面上以楔形充填为主，反映前陆盆地早期沉积序列；中二叠统二级层序（SSQ2），包括中二叠统夏子街组（P2 x）和下乌尔禾组（P2 w），剖面上以楔形—透镜型（碟型）充填为主，相当于海西晚期地层，反映前陆盆地鼎盛期—萎缩期沉积序列；上二叠统—三叠系二级层序（SSQ3），包括上二叠统上乌尔禾组（P3 w）和三叠系百口泉组（T1 b）、克拉玛依组（T2 k）和白碱滩组（T3 b），剖面上以透镜型—席状充填为主，相当于印支早期地层，反映盆地转换后的大型坳陷期沉积序列［图2（a），图2（b）］。二叠纪末—三叠纪初的转换期发育P3 w和T1 b 2套地层，构成了SSQ3二级层序底部的低位域沉积［图2（c）］。
图2 准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系—三叠系二级层序（SSQ1-3）结构特征（剖面位置见图1）Fig.2 Architecture of the Permian-Triassic second-order sequences of the Mahu Sag，Junggar Basin （see location for Fig.1） |
2.2 转换期不整合面及地层分布特征
根据地震层序边界与内部地层的形态特征，前人将地层界面划分为“整一”和“不整一”2种基本类型［23］；在参考地震地层学术语的基础上，本文根据界面上、下相邻地层与界面之间的几何关系（如上超、削截），将“不整一型”进一步划分为超覆型、削截型和超覆/削截型（兼有界面之上的超覆和界面之下的削蚀）3种类型［23-26］。相对于上述3种从地震剖面上可以确切识别的不整合接触关系而言，“整一型”由于地震分辨率或钻井数据的限制而具有一定不确定性，代表的可能是平行/微角度不整合（斜坡区）或整合接触（凹陷区）。研究区北部上乌尔禾组（P3 w）缺失，三叠系百口泉组（T1 b）直接与中下二叠统接触（图3）。斜坡高部位如玛北斜坡、西北缘断阶带和玛东—陆西地区百口泉组（T1 b）与下乌尔禾组（P2 w）及其以下地层呈超覆/削蚀不整合接触，斜坡低部位如玛中平台—夏盐—达巴松地区，百口泉组（T1 b）与下乌尔禾组（P2 w）地层呈整一接触。玛湖凹陷上乌尔禾组地层尖灭线以南地区，发育上乌尔禾组（P3 w）地层，三叠系百口泉组（T1 b）与上二叠统上乌尔禾组（P3 w）直接接触，两者主要表现为整一接触，局部地区（如中拐凸起高部位）表现为超覆不整合接触（图3）。上乌尔禾组（P3 w）局限分布于研究区南部，在斜坡高部位（如中拐凸起）与下乌尔禾组（P2 w）及其以下地层呈削蚀或超覆/削蚀不整合接触，在斜坡低部位或深凹区（如玛湖凹陷南部、盆1井西—莫西地区），上乌尔禾组（P3 w）与下乌尔禾组（P2 w）地层呈整一接触（图3）。根据上乌尔禾组地层向北超覆的趋势和顶部不整合面形态特征及发育位置可判断，研究区北部上乌尔禾组地层缺失的原因既有原始未沉积的因素，也有后期剥蚀（上乌尔禾组三段）的影响。
2.3 转换期层序构成与地层发育模式
玛湖凹陷P—T转换期晚海西—早印支期构造运动造就了P3 w/P2 w和T1 b/P 2套不整合，早期P3 w/P2 w不整合控制了上乌尔禾组（P3 w）低位沉积，主要发育在凹陷南部地区，主要由3期水进退积形成的正旋回组成。晚期T1 b/P3 w不整合构造运动对前期上乌尔禾组（P3 w）进行局部剥蚀，控制百口泉组（T1 b）在北部地区形成低位充填沉积，也由3期水进退积形成的正旋回构成。上乌尔禾组（P3 w）和百口泉组（T1 b）均为多期叠置的向上变细正旋回沉积，旋回顶部形成区域性的湖泛泥岩，可作为盖层与低位期扇三角洲砂砾岩配置形成岩性地层圈闭。玛湖凹陷P—T转换期周缘老山持续隆升和稳定的水系为玛湖凹陷提供了充足的物源［4］，大型坳陷湖盆浅水、缓坡背景为低位砂砾岩扇体的连片分布提供了必要基础，这些与转换期不整合面、多期水进泥岩沉积相配置，特别有利于形成大型岩性地层圈闭群。目前已发现的玛湖10亿吨大型岩性地层油藏群就发育于北部的百口泉组和南部的上乌尔禾组低位扇三角洲沉积中。
3 转换期2类坡折识别与地层沉积控制模式
3.1 坡折带概念
坡折带（slope-break zone）是一个地貌学术语，特指地形坡度发生突变的地带。最初主要应用于经典层序地层学中，用于表征被动大陆边缘的陆架坡折［27-29］。近年来，坡折带概念在陆相湖盆中得以广泛应用，按照成因机制可划分为构造坡折带、沉积坡折带和侵蚀坡折带等3类［30-32］。构造坡折带是指受同沉积构造变形而形成的地形坡度明显变化带，可划分为2种类型：受同沉积断裂控制的断裂坡折带和受褶皱作用形成的挠曲坡折带。沉积坡折带是指因不同地区沉积速率差异而造成的地形坡度突变地带，三角洲平原与前缘结合部位一般可形成沉积坡折带。侵蚀坡折带是指风化侵蚀等外动力地质作用造成的地形坡度突变带，在持续时间较长但侵蚀还没有达到准平原化的不整合面下发育。
3.2 2类坡折带的特征及分布
通过层拉平技术恢复古地貌，明确了在玛湖凹陷T1 b和P3w不整合面上识别出侵蚀坡折和构造挠曲坡折2类坡折。如前所述，二叠纪海西运动具有多幕性特点，形成多个不整合，而晚三叠世印支运动期为稳定沉积阶段。因此，选择以T3 b底界洪泛泥岩段拉平，利用T3 b界面至T1 b界面之间双程旅行时间T0图的变化来识别研究区的坡折带。在层拉平后地震剖面上，玛湖北斜坡区T1 b界面下显示明显的削截现象，其上为上超现象。反映了百口泉组沉积前发生了区域暴露侵蚀，从而形成残丘和下切沟谷之间的地形差异，沉积充填自坡折带下部向上不断超覆。这种类型的坡折带形成的主控因素为侵蚀地貌，即为侵蚀坡折带（图6）。而在中拐斜坡构造带，地震剖面同相轴特征揭示T1 b界面下地层受隆升作用控制挠曲倾斜，形成挠曲坡折带，坡折带下部沉积较早，并向坡折带上部超覆（图7）。2种坡折带最大的区别在于构造挠曲坡折受控于持续性古隆起，控制层序界面之上地层向斜坡高部位逐层“单向超覆”，侵蚀坡折受控于古残丘，控制层序界面之上地层向古残丘“双向超覆”或沿下切沟谷低位充填。
基于不整合面之上的百口泉组和上乌尔禾组残余厚度图和层拉平地震剖面上反映的地层接触关系综合分析，明确了2种类型坡折带的分布范围及其对沉积中心的控制作用（图8）。坡折带之上地层沉积厚度普遍较薄，坡折带之下沉积厚度显著增大。其中，侵蚀坡折带主要受古残丘控制，发育在早期剥蚀后残留古地貌高地周缘，侵蚀坡折主要分布在玛北—玛南斜坡区。挠曲坡折带主要受继承性古凸起控制，发育在古凸起周缘，挠曲坡折主要分布在中拐古凸起、夏盐—达巴松古凸起和莫索湾古隆起周缘。
3.3 坡折带对地层沉积控制作用
坡折带的存在造成地形坡度发生突变，进而控制沉积可容纳空间的快速变化。因此，坡折带是控制沉积相带变迁，沉积岩性变化的重要分界。不同类型的坡折带对沉积控制作用不同。侵蚀型坡折带形成于沉积之前，古残丘为坡折带上部，控制地层向古残丘“双向”超覆。若侵蚀古地貌上发育侵蚀沟谷（下切谷），则在层序界面之上形成低位沟道型充填沉积。因此，侵蚀坡折带可形成地层超剥带或沟谷充填沉积，其上有利于超覆型、沟道充填型岩性地层圈闭发育，其下有利于削蚀型地层圈闭发育。挠曲型坡折带层序界面之上地层向古凸起“单向”超覆，发育大型地层超覆带，其上有利于超覆型岩性地层圈闭发育（图9）。
从坡折发育演化特征分析看，挠曲坡折带从百口泉组到克拉玛依组沉积期继承性发育，侵蚀坡折带因百口泉组的填平补齐，在克拉玛依组沉积期逐渐消亡。玛北—玛南斜坡区克拉玛依沉积期，NE—SW向的古残丘逐渐消失，侵蚀坡折也随之消失，顺斜坡方向近SN向的沟谷出现，地层沉积由侵蚀坡折控制过渡为斜坡背景下的沟谷控制（图8）。
由于百口泉组是初始沉积期地层，无论是侵蚀坡折，或是挠曲坡折，对百口泉组的控制作用均十分明显。该区域百口泉组主体为扇三角洲沉积，受坡折控制，坡折上下百口泉组地层厚度发生明显变化，坡折带之下地层厚度急剧增大。如中拐斜坡区，坡折带之上的克82井区百口泉组扇三角洲河道砂砾岩厚度为20~30 m，而坡折带之下的金探1井区百口泉组砂砾岩厚度迅速增加到130~150 m。说明坡折之下可容空间明显增大，导致堆积巨厚的扇三角洲砂砾岩体（图10），可能为岩性地层的勘探重要目标。
4 P—T转换期2类坡折油气地质意义
玛湖凹陷转换期发育的2类坡折带，对地层沉积均有重要的控制作用，坡折带上下岩性岩相带的突变，有利于岩性地层圈闭的发育。
构造挠曲坡折主要控制地层向古隆起、古斜坡逐层“单向超覆”尖灭，斜坡低部位易形成低位期厚层砂砾岩体，斜坡高部位易形成高位期泥岩沉积，因此挠曲坡折带古凸起、古斜坡低部位是上倾尖灭型岩性地层圈闭发育的有利部位。侵蚀坡折主要受古残丘或侵蚀地貌控制，地层向古残丘“双向超覆”尖灭，或者充填侵蚀沟谷，因此侵蚀坡折带古残丘两侧或侵蚀沟谷岩性地层型圈闭发育有利场所。如玛北斜坡区发育侵蚀坡折，古残丘对百口泉组—克下段具有明显控制作用，百口泉组—克下段向古残丘高部位超覆尖灭，有利于在古残丘两侧形成上倾尖灭型岩性地层圈闭（图11）。同时，侵蚀坡折控制了古残丘两侧的玛154井和玛7井百口泉组—克下段砂体发育，并向古残丘高部位尖灭减薄，形成了玛154井和玛7井岩性圈闭，进而形成了玛7井和玛154井岩性地层油藏，已被勘探所证实（图12）。因此，玛湖凹陷转换期形成P3 w/P2 w和T1 b/P3 w 2期不整合面，其上发育了构造挠曲和侵蚀2类坡折，对地层沉积具有重要控制作用，进而控制不整合面上、下岩性地层圈闭群及岩性地层油气藏的分布。
图11 玛北斜坡区侵蚀坡折对百口泉组—克下段地层控制作用Fig. 11 Control of Mabei erosion slope break on Baikouquan-lower Karamay formations |
5 结论与认识
（1）准噶尔盆地玛湖凹陷P—T转换期是前陆盆地向大型坳陷湖盆的转变时期，晚海西和早印支构造运动造就了上二叠统底部和三叠系底部2套区域性不整合，之上形成了上乌尔禾组（P3 w）和百口泉组（T1 b）2套大面积分布的退覆型扇三角洲沉积。它们同属于上二叠统—三叠系构造层序的早期低位沉积，因此在沉积序列和层序结构等方面具有一定的相似性和类比性。
（2）综合层序地层学分析表明，2套区域性不整合面之上发育了构造挠曲和侵蚀2类坡折，对地层沉积均具有重要控制作用。挠曲坡折控制地层向古凸起或斜坡高部位“单向超覆”尖灭，侵蚀坡折带控制地层向古残丘“双向超覆”尖灭或沟谷充填。
（3）转换期构造挠曲和侵蚀坡折控制上乌尔禾组和百口泉组沉积变化，进而控制岩性地层圈闭发育，最终控制了转换期岩性地层油气藏分布。
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