Volcanic Rock Assemblage, Stratigraphic Attribution and Geological Significance of Volcanic Reservoir in Kebai Fault-trough in Karamay: Constraints from Well Gu 66
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摘要:
克百断槽始于克拉玛依市北的克北断裂，NE向延伸并被大侏罗沟断裂、盆缘断裂、克-百断裂围限。火山岩储层是该断槽内的主要储层，其层位时代无据、层序不清、归属不明。笔者通过对克百断槽古66井242.14～800.18 m井段详细的岩心编录、测井曲线岩电识别及关键层位火山岩锆石U-Pb年代学研究，结果表明：古66井242.14～800.18 m井段是被两层陆源粗碎屑岩（标志层）分隔的3套火山岩建造，于玄武安山岩中获得（304±3）Ma和（303±2）Ma的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄，其岩石组合、时代、层序、地层厚度均与井北缘哈山一带哈拉阿拉特组建组剖面C2h1～C2h3岩段总体可对比。古66井所处的克百断槽是一个四周被断层围限的相对独立火山岩型储层断槽油气藏，这一油气藏新类型丰富了西准噶尔盆内油气藏类型。同时，该断槽具有向南西延伸的构造条件、储层类型和圈闭样式，因而是后续扩大油气勘探的新靶区。
Abstract:The Kebai fault-trough originates from the Kebei fault at the southwest end and extends northeastward, intersected by the Dazhuluogou fault, which begins in the northern region of Karamay City. It is bounded by the basin-edge fault on its northwest edge and the Kebai fault on its southeast edge. The primary reservoirs within this fault-trough are composed of volcanic rock. However, the stratigraphic allocation, age, and sequence of these volcanic rocks remain uncertain. This study employs a comprehensive approach involving detailed core logging, lithodensity identification using well logging curves, and zircon U-Pb dating of key volcanic rock layers within the interval of 242.14～800.18 m in the well Gu 66, located within the Kebai fault-trough. The results of our investigation reveal the following insights: The interval from 242.14～800.18 m in the well Gu 66 encompasses three distinct sets of volcanic rock formations, interspersed by two layers of terrestrial clastic rocks functioning as marker beds. Through zircon LA-ICP-MS U-Pb dating, we determined ages of 304±3 Ma and 303±2 Ma for the andesite in the well Gu 66. The rock composition, ages, stratigraphy, and thickness of these formations show notable similarity to the C2h1～C2h3 sections of the Hala’alate Formation profile situated in the northern edge of the Hashan region. The Kebai fault-trough, hosting the well Gu 66, represents a distinctive fault-trough characterized by volcanic rock reservoirs, enclosed by surrounding fault structures. This novel type of hydrocarbon reservoir expands the repertoire of oil and gas reservoir types found in the western Junggar. Furthermore, the fault-trough exhibits structural attributes, reservoir characteristics, and trap styles that extend southwestward, rendering it a promising new target area for forthcoming oil and gas exploration.
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全吉地块（又称欧龙布鲁克地块）位于青藏高原东北部，尽管其出露规模十分有限，但因其存在变质岩结晶基底德令哈杂岩、达肯大坂岩群以及稳定的前寒武纪沉积盖层全吉群和小高炉群，被视为中国继华北克拉通、华南板块和塔里木板块之外第4个具有克拉通性质的大地构造单元（陆松年等，2002；王超等，2018）。更为重要的是，全吉地块位于中国三大板块重要的构造衔接部位，位置十分特殊。因此，关于全吉地块的构造亲缘性研究，将为探索中国三大构造单元的前寒武纪发展演化史提供重要线索（王勤燕等，2008）。综合基底性质、构造–热事件记录和前寒武纪沉积盖层特征，前人对全吉地块的构造亲缘属性开展了一系列研究工作，其结论却不尽相同，其主要观点包括：亲华南板块（万渝生等，2003）、亲华北克拉通（Sun et al., 2019；Wang et al., 2022）、亲塔里木板块（陆松年等，2002）和相对独立的构造演化史（葛肖虹等，2000）。
前寒武纪沉积盖层全吉群和小高炉群记录了“超大陆循环”“新元古代冰期事件”“大不整合事件”及“寒武纪生命大爆发”等一系列意义重大的地质演化史，同时也为全吉地块的构造亲缘性研究以及古地理重建提供了新的视角（Pang et al., 2021；Wang et al., 2021a）。然而，由于缺乏可靠的生物地层学和精确的锆石年龄数据，关于全吉地块的前寒武纪地层格架尚存在较大争议，制约了上述研究工作的进一步开展（王超等，2018）。近年来，随着研究程度的不断深入和研究方法的不断进步，关于全吉地块的前寒武纪地层学（包括生物地层学、年代地层学和事件地层学）和古生物学研究均取得了一系列重要进展（Shen et al.，2007；王超等，2015；张海军等，2016；Sun et al., 2019；Pang et al., 2021；Wang et al., 2021a，2021b；周传明等，2021；Wang et al., 2022）。笔者基于前人研究工作，对全吉地块的前寒武纪地层学、特别是对“新元古代冰碛岩”形成期以及“大不整合事件”发生尺度等重大科学问题研究所取得的进展进行系统地归纳和总结，进而为探索其前寒武纪构造亲缘关系提供更多的思路和参考。
1. 构造背景及岩石地层单位简介
全吉地块位于青藏高原东北部，东迄鄂拉山，西接阿尔金断裂带，南至柴北缘超高压变质岩带，北邻南祁连构造带（图1）。全吉地块是一个异常古老且相对保存完好的克拉通化构造单元，位于华北克拉通、华南板块和塔里木板块等多个板块和地块的构造衔接部位（图1a），被视为探索原特提斯洋–古特提斯洋时空演化的重要窗口（李猛等，2018；Wang et al., 2022）。全吉群始称“全吉岩系”（表1），是由原地质部青海地质局632大队于1956年创建于青海柴达木盆地北缘的全吉山地区，原始定义为一套未经变质作用的“震旦纪”地层序列（孙崇仁，1997）。朱夏（1957）将“全吉岩系”划分为两部分，下部以碎屑岩为主，上部以碳酸盐岩为主。王云山等（1980）进一步将“全吉群”划分为7个组，自下而上分别为麻黄沟组、枯柏木组、石英梁组、红藻山组、黑土坡组、红铁沟组和皱节山组（表1）。
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图 1 全吉地块及周缘地质简图及剖面位置a. 全吉地块及周缘地质简图（据Chen et al., 2009修改）；b、c. 全吉山地区遥感图及地质简图（剖面位置）Figure 1. Geological map showing the location of studied section表 1 全吉群–小高炉群命名沿革Table 1. Naming evolution of the Quanji and Xiaogaolu Group地层单元 青海石油普查大队① 王云山等（1980） 王树洗等（1982） 王云山等（1983） 孙崇仁等（1997） 中国地层表② 张海军等（2016） 王超等（2018） 本文 磷块岩 欧龙布鲁克系 寒武系 小高炉群 寒武系 含磷层 寒武系 欧龙布鲁克群 寒武系 欧龙布鲁克群 寒武系 欧龙布鲁克群 寒武系 欧龙布鲁克群 寒武系第二统 皱节山组 全
吉
群全
吉
群震旦系 小高炉群 下寒武统 全吉群 全吉群 震旦系 震旦系 小高炉群 震旦系 小高
炉群埃迪卡拉系 红铁沟组 黑土坡组 青白口系 ？ ？ 红藻山组 全吉系 震旦系 震旦系 蓟县系 全吉群 震旦系 震旦系 南华系 全吉群 长城系 全吉群 全吉群 固结系 石英梁组 ？ 枯柏木组 麻黄沟组 古元古代结晶基底 注：①. 资料来源于原地质部青海地质局632大队（1956）；②. 资料来源于全国地层委员会《中国地层表》编委会（2014）和全国地层委员会（2018）。 王云山等（1983）又将“全吉群”上部的黑土坡组、红铁沟组和皱节山组划归为“小高炉群”，时代归为寒武纪；下部的4个组仍沿用全吉群，时代归为“震旦纪”（表1）。然而，前人关于“全吉群”的研究多采用王云山等（1980）的划分方案，即“全吉群”定义为角度不整合于达肯达板岩群变质岩群之上，平行不整合于寒武纪—奥陶纪欧龙布鲁克群之下的一套地层，自下而上共分为7个组（孙崇仁，1997）。根据红藻山组中获得的两层凝灰岩年龄数据1.62～1.75 Ga（张海军等，2016；Wang et al., 2022），同时综合红藻山组和上覆地层黑土坡组之间的铁质风化壳所指示的不整合界面（王超等，2015），王超等（2018）建议原全吉群“解体”，即采用王云山等（1983）的划分方案，而原“全吉群”上部的黑土坡组、红铁沟组和皱节山组重新划归为“小高炉群”。此次研究中将继续沿用王超等（2018）划分建议（表1）。全吉群–小高炉群出露范围极为有限，其中以全吉山地区发育最为完整（图1b、图1c）；在欧龙布鲁克山地区缺失黑土坡组、红铁沟组和皱节山组，即欧龙布鲁克群平行不整合于红藻山组之上（孙崇仁，1997）。
2. 小高炉群的时代上限
皱节山组位于小高炉群顶部，现定义为整合于红铁沟组冰碛岩之上，平行不整合于寒武纪—奥陶纪欧龙布鲁克群之下的一套地层（孙崇仁，1997）。该组下部岩性为灰白色厚层含砾白云岩、含砂屑白云岩，向上逐渐过渡为紫红色薄层钙质砂岩、粉砂岩，顶部为浅灰绿色薄层钙质粉砂岩（图2）。关于皱节山组的形成时代长期以来存在不同认识，主要观点包括埃迪卡拉纪（Shen et al.，2007）和寒武纪（王云山等，1980；孙崇仁，1997；Wang et al.，2015）。关于皱节山组的生物地层学研究工作开展较早，王云山等（1980）报道了该组中的皱节虫状（Sabellidites-like）遗迹化石，并将组形成时代限定为寒武纪早期，这一观点也成为主流观点并为《青海省岩石地层单位》所采纳（孙崇仁，1997）。Wang等（2015）描述了产自皱节山组中的遗迹化石Treptichnus pedum，并据此将该组时代限定为寒武纪早期。众所周知，T. pedum是划分确定寒武纪底界层型剖面的“明星化石”（Brasier et al.，1994；Buatois，2017），其首现位置（FAD）可视为显生宙的“开始”，意义十分重大。然而，关于T. pedum的地层沿限却存在诸多质疑，甚至在确定寒武纪底界的“金钉子”剖面，该化石的首现位置也低于寒武系的底界（Gehling et al.，2001；Babcock et al.，2014；Zhu et al.，2019）。Shen等（2007）描述了产自皱节山组中的条带状疑难化石三属四种（Helanoichnus helanensis Yang，1985；Palaeopascichnus meniscatus Shen et al.，2007；P. minimus Shen et al.，2007；Shaanxilithes cf. ningqiangensis Xing et al.，1984），并倾向于将该组时代限定在埃迪卡拉纪晚期。近年来的一系列研究成果均倾向于将王云山等（1980）报道的皱节虫状（Sabellidites-like）遗迹化石以及Shen等（2007）描述的一系列条带状疑难化石归并为Shaanxilithes ningqiangensis的同物异名，而上述条带状化石间的形态差别也被认为的埋藏差异的结果（Meyer et al.，2012；Wang et al., 2021b）。
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图 2 全吉地块和华北克拉通西缘–南缘前寒武纪—寒武纪过渡时期综合柱状图Figure 2. Integrative stratigraphic columns of the boundary of Precambrian and Cambrian sequences along the Quanji Massif and the western-southern margins of NCCShaanxilithes（陕西迹）是埃迪卡拉纪潜力标准化石，通常呈条带状压扁保存于碎屑岩中，化石边缘整齐、宽度相对稳定，表面具有一系列紧密排列的横纹（图3a、图3c、图3e）。Shaanxilithes最初解释为须腕动物皱节虫类cf. Sabellidites，被认为是中国首次在前寒武纪地层中发现的后生动物实体化石（陈孟莪等，1975）。邢裕盛等（1984）将采自同一剖面的化石材料进行再研究，将其重新解释为遗迹化石，定名为Shaanxilithes ningqiangensis Xing，Yue et Zhang，1984，并沿用至今。然而，关于该化石的分类位置之争并未就此停止，其主要观点包括：须腕动物皱节虫类（陈孟莪等，1975），沉积构造（罗惠麟，1982），遗迹化石（邢裕盛等，1984；林世敏等，1986；张录易，1986；丁莲芳等，1992；赵银胜，1995；李日辉等，1997；Weber et al.，2007；Zhuravlev et al.，2009；Rogov et al.，2012），钙化的藻类碎片（华洪等，2004）及分类位置不明的后生动物实体化石（Bengtson et al.，1992；Shen et al.，2007；Grazhdankin et al.，2008；Meyer et al.，2012；Tarhan et al.，2014；张志亮等，2015；Darroch et al.，2016）。Tarhan等（2014）在产自印度地区的Shaanxilithes化石中检测出成熟的干酪根，证实该化石是一类具有机质壁的实体化石。自此，关于该化石的“遗迹”和“实体”之争似乎也告一段落（表2）。根据产自全吉地块和华北克拉通的化石标本特征， Shaanxilithes的原始三维形态被认为是由具褶皱的薄膜状外管和套杯结构形成的内管共同构成，即Cloudina-like的非矿化管状动物，为探索矿化骨骼的起源过程提供了重要线索（Wang et al.，2021b）。
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图 3 埃迪卡拉纪潜力标准化石Shaanxilithes与如影随形的新元古代冰碛岩a、c、e. 埃迪卡拉纪潜力标志化石Shaanxilithes，分别产自全吉地块的皱节山组以及华北克拉通的东坡组和兔儿坑组（引自Wang et al.，2021a，2021b）；b、d、f. 冰碛岩中经典的冰坠石沉积构造，分别产自全吉地块的红铁沟组以及华北克拉通的罗圈组和正目观组（引自Wang et al.，2021a，2021b），箭头指示参照物Figure 3. The potential Ediacaran index fossi Shaanxilithes and closely associated Neoproterozoic glacial deposits表 2 埃迪卡拉纪潜力标准化石Shaanxilithes研究简史Table 2. The research history of Ediacaran potential index fossil Shaanxilithes定名 解释 产地 时代 岩石地层单位 参考文献 cf. sabellidites 须腕动物 陕西宁强 震旦纪 灯影组高家山段 陈孟莪等，1975 — 似皱节虫遗迹 青海柴北缘 震旦纪 皱节山组 王云山等，1980 — 泥皮构造 云南渔户村 震旦纪 渔户村组 罗惠麟等，1982 Shaanxilithes ningqiangensis 遗迹化石 陕西宁强 震旦纪 灯影组高家山段 邢裕盛等，1984 Helanoichnus helanensis 遗迹化石 宁夏贺兰山 震旦纪 兔儿坑组 杨式傅等，1985 Ningxiachnus suyukouensis 遗迹化石 宁夏贺兰山 震旦纪 兔儿坑组 杨式傅等，1985 Taenioichnus zhengmuguanensis 遗迹化石 宁夏贺兰山 震旦纪 兔儿坑组 杨式傅等，1985 Neonerites nuiserialis 遗迹化石 宁夏贺兰山 震旦纪 兔儿坑组 杨式傅等，1985 Pracalarituba ningxiaensis 遗迹化石 宁夏贺兰山 震旦纪 兔儿坑组 杨式傅等，1985 Shaanxilithes ningqiangensis 遗迹化石 陕西宁强 震旦纪 灯影组高家山段 林世敏等，1986 Shaanxilithes ningqiangensis 遗迹化石 陕西宁强 震旦纪 灯影组高家山段 张录易，1986 Shaanxilithes erodus 遗迹化石 陕西宁强 震旦纪 灯影组高家山段 张录易，1986 Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 陕西宁强 震旦纪 灯影组高家山段 Bengtson et al.，1992 Shaanxilithes ningqiangensis 遗迹化石 鄂东南 震旦纪 老堡组 赵银胜，1995 Shaanxilithes ningqiangensis 遗迹化石 陕西宁强 震旦纪 灯影组高家山段 李日辉等，1997 Shaanxilithes ningqiangensis 钙化藻类 贵州清镇 震旦纪 桃子冲组 华洪等，2004 Helanoichnus helanensis 实体化石 宁夏贺兰山 埃迪卡拉纪 兔儿坑组 Shen et al., 2007 Helanoichnus helanensis 实体化石 青海柴北缘 埃迪卡拉纪 皱节山组 Shen et al., 2007 Palaeopascichnus meniscatus 实体化石 宁夏贺兰山 埃迪卡拉纪 兔儿坑组 Shen et al., 2007 Palaeopascichnus meniscatus 实体化石 青海柴北缘 埃迪卡拉纪 皱节山组 Shen et al., 2007 Palaeopascichnus minimus 实体化石 宁夏贺兰山 埃迪卡拉纪 兔儿坑组 Shen et al., 2007 Palaeopascichnus minimus 实体化石 青海柴北缘 埃迪卡拉纪 皱节山组 Shen et al., 2007 cf. Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 宁夏贺兰山 埃迪卡拉纪 兔儿坑组 Shen et al., 2007 cf. Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 青海柴北缘 埃迪卡拉纪 皱节山组 Shen et al., 2007 Shaanxilithes ningqiangensis 遗迹化石 陕西宁强 埃迪卡拉纪 灯影组高家山段 Weber et al., 2007 实体化石 西伯利亚 埃迪卡拉纪 Khatyspyt组 Grazhdankin et al., 2008 Gaojiashania 遗迹化石 西伯利亚 埃迪卡拉纪 Yudoma组 Zhuravlev et al., 2009 Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 陕西宁强 埃迪卡拉纪 灯影组高家山段 Meyer et al., 2012 Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 印度 埃迪卡拉纪 Krol， Tal 群 Tarhan et al., 2014 Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 云南晋宁 埃迪卡拉纪 渔户村组旧城段 张志亮等，2015 Shaanxilithes 实体化石 纳米比亚 埃迪卡拉纪 Nama群 Darroch et al., 2016 Shaanxilithes 遗迹化石 西伯利亚 埃迪卡拉纪 Yudoma组 Wood et al., 2017 Shaanxilithes 实体化石 西伯利亚 埃迪卡拉纪 Yudoma组 Zhu et al., 2017 Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 云南晋宁 埃迪卡拉纪 渔户村组旧城段 房瑞森等，2021 Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 宁夏贺兰山 埃迪卡拉纪 兔儿坑组 Wang et al., 2021a Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 青海柴北缘 埃迪卡拉纪 皱节山组 Wang et al., 2021a Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 河南西部 埃迪卡拉纪 东坡组 Wang et al., 2021b Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 青海柴北缘 埃迪卡拉纪 皱节山组 Pang et al., 2021 Shaanxilithes ningqiangensis 实体化石 陕西商洛、宝鸡 埃迪卡拉纪 东坡组 王欣等，2023 Shaanxilithes最早报道于华南板块北缘陕南宁强地区晚埃迪卡拉世灯影组高家山段（陈孟莪等，1975）。自此，该化石在中国不同大地构造单元相继被发现和报道（表2），其中华南板块产地包括：云南东部渔户村组旧城段、贵州清镇桃子冲组、陕西南部–四川北部灯影组高家山段、湖北东南部老堡组（罗惠麟等，1982；邢裕盛等，1984；林世敏等，1986；张录易，1986；丁莲芳等，1992；Bengtson et al.，1992；赵银胜，1995；华洪等，2004；Weber et al.，2007；Meyer et al.，2012；张志亮等，2015）。
此外，该化石在中国的产地还包括全吉地块青海柴达木盆地北缘皱节山组（王云山等，1980；Shen et al.，2007）、华北克拉通西缘宁夏–内蒙古贺兰山地区兔儿坑组（杨式傅等，1985；李日辉等，1997；Shen et al.，2007；Yang et al.，2013；Wang et al., 2021b）和西南缘东坡组（王欣，2019；Pang et al., 2021；Wang et al., 2021a；王欣等，2023）。近年来，Shaanxilithes在西伯利亚板块的Khatyspyt组和Yudoma组、印度克拉通的Krol和Tal群及卡拉哈利克拉通的Nama群中进一步被研究和报道（图4，表2），进一步扩大了该化石的分布范围，提升了其在全球尺度上的地层对比意义（Zhuravlev et al.，2009；Rogov et al.，2012；Tarhan et al.，2014；Darroch et al.，2016；Wood et al.，2017；Zhu et al.，2017）。
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图 4 埃迪卡拉纪潜力标准化石陕西迹在全球范围内的古地理分布及其地层延限a. 红色标注板块为Shaanxilithes的古地理分布范围（据Zhao et al.，2018； Pang et al.，2021；Wang et al.，2021a修改）；b. 埃迪卡拉纪末期管状化石类群的地层延限（据Yang et al.，2020；Wang et al.，2021b修改）Figure 4. Paleogeographic distribution and stratigraphic range of the late Ediacaran potential index fossil Shaanxilithes in global scale在世界范围，Shaanxilithes的地层产出时代均为晚埃迪卡拉世（图4，表2）。其中，在西伯利亚板块的地层延限大致为（553±23）Ma（Zhuravlev et al.，2009），在华南板块的地层延限大致为551～539 Ma（Zhou et al.，2019），在卡拉哈里克拉通的地层延限大致为548.8～539 Ma（Darroch et al.，2016）。关于Shaanxilithes的形态学复原和亲缘关系研究尚存在不同认识，但该化石在全球范围内广泛分布，同时具有相对较短的地层延限，这些特征都使其成为国际上埃迪卡拉系进一步划分和对比的潜力标准化石（Zhu et al.，2017；Zhou et al.，2019；Pang et al., 2021；Wang et al., 2021a）。文中所关注的重点化石产自皱节山组上部，位于皱节山组（小高炉群）与欧龙布鲁克群界线之下大约7 m的位置（图2、图3a），据此可以将小高炉群的时代上限（即皱节山组形成时代）大致限定为埃迪卡拉纪晚期，大致为551～539 Ma（图4）。
以Avalon生物群（570～560 Ma）、White Sea生物群（558～550 Ma）和Nama生物群（551～538.8 Ma）为代表的埃迪卡拉型化石库，见证了以宏体生物为主导的现代型海洋生态系统的起源过程，同时也作为埃迪卡拉系划分和对比重要的标志（Narbonne，2005；Darroch et al.，2023）。中国的埃迪卡拉型化石研究总体上相对薄弱，长久以来的相关研究工作仅见于华南的石板滩生物群（Chen et al.，2014），而其他的前寒武纪构造单元尚缺乏此类研究报道。特别需要指出的是，近来研究报道产自全吉地块皱节山组中的“叶状体”化石Charnia，进一步扩大了埃迪卡拉型化石在全球尺度上的古地理分布范围（Pang et al., 2021；Wang et al., 2022），同时也打开了中国西北地区前寒武纪研究的新局面，意义十分重大。毫无疑问，“叶状体”化石Charnia是埃迪卡拉型生物群中的“杰出代表”，具体表现为地层延限长（Avalon生物群–Nama生物群）、在全球范围内广泛分布以及和生境较广等特点（Pang et al., 2021），特别是成功地渡过了发生于White Sea-Nama过渡时期（～550 Ma）的地球历史上首次生物大绝灭事件（Darroch et al.，2023）。总体而言，“全吉山生物群”与华南的石板滩生物群时代大体相当，其生态系统的主体面貌均为固着底栖的非矿化“管状动物”所主导（如陕西迹和雾河管），同时共生于埃迪卡拉型“叶状体”化石类群。综合石板滩生物最新的年龄数据（Yang et al.，2021），可以进一步推测小高炉群的时代上限为551～543 Ma。
3. 全吉地块的大不整合事件尺度
晚前寒武纪—寒武纪过渡时期是地球演化重要的历史转折期，期间包括“超大陆的聚合和裂解事件”“雪球地球事件”“埃迪卡拉纪大冰期事件”“大不整合事件”“新元古代大氧化事件”及“海水成分变化”等一系列重大的地球环境变化因素（Hoffman et al.，1998；Brennan et al.，2004；Eyles et al.，2004；Canfield et al.，2007；Keller et al.，2019；Wang et al., 2023），同时伴随着“寒武纪大爆发”这一革命性的生物演化事件（Zhang et al.，2014）。在世界范围内，寒武纪界限附近通常存在着不同尺度的沉积间断，具体表现为显生宙沉积盖层不整合于不同时代的前寒武纪岩石之上，即 “大不整合事件”（Peters et al.，2012）。关于“大不整合事件”的科学内涵尚存在不同的理解和认识，并导致其触发机制和发生限时长久以来存在较大的争议，其可能的成因解释包括：中元古代—新元古代之交的“罗迪尼亚超大陆聚合和裂解事件”，以“雪球地球事件”为主导的新元古代冰川剥蚀作用，埃迪卡拉纪—寒武纪之交的劳亚古陆“陆缘裂谷活动”和“泛非造山运动”（Squire et al.，2006；Maruyama et al.，2007；Zhang et al.，2012；Cox et al.，2016；Karlstrom et al.，2018；Flowers et al.，2020）。同时，“大不整合事件”所导致强烈的风化和剥蚀作用也给地球环境带来极为深远的影响，包括引起大气成分和海水成分发生剧烈的变化，并可能最终成为诱发“寒武纪生命大爆发”重要的环境因素（Peters et al.，2012）。此次研究关于“大不整合事件”的科学内涵被限定为：发生于埃迪卡拉纪—寒武纪之交的、可能对地球环境和生命起源演化产生深远影响的（如“寒武纪生命大爆发”），同时对于全球构造格局重建（如“泛非造山运动”）和构造亲缘关系讨论具有重要参考价值的地质演化事件（Squire et al.，2006；Peters et al.，2012；Cox et al.，2016；Wan et al., 2019），即对相对狭义的“大不整合事件”开展研究讨论。
欧龙布鲁克群平行不整合于小高炉群皱节山组之上，其主要分布于全吉山、欧龙布鲁克山以及石灰沟地区。在全吉山地区，欧龙布鲁克群仅存在底部，厚度约为1.5 m，岩性为灰白色厚层含磷砾石英砂岩；在欧龙布鲁克山地区，欧龙布鲁克群沉积厚度近千米，时代为寒武纪—奥陶纪，底部同样为一套含磷岩系。新元古代末期—寒武纪早期是全球范围广泛的成磷期，因此磷块岩也成为这一时期地层划分对比的重要标志之一（Wang et al.，2021a）。部分学者认为，欧龙布鲁克群底部的磷块岩形成时代可与华南地区广泛分布的梅树村期磷块岩（寒武纪纽芬兰统）进行对比，进而提出全吉地块寒武纪的底界应早于520 Ma（马帅等，2018）。然而，生物地层学资料显示，在欧龙布鲁克山地区南坡欧龙布鲁克群底部磷块岩中产腕足动物Kutorgina Billings 1861，并被视为全吉地块早古生代的最低层位（孙崇仁，1997）。腕足动物Kutorgina在全球范围内广泛分布，其产地包括中国、美国、加拿大、哈萨克斯坦、格陵兰、俄罗斯等多个国家和地区，化石延限仅限于寒武纪第二统至第三统（520～497 Ma），具有重要的生物地层学意义（Malakhovskaya，2013；刘玉娟等，2015）。因此，全吉地块缺失寒武纪纽芬兰统，欧龙布鲁克群底部的磷块岩不能等同于华南地区的梅树村期成磷期（图5）。同时，综合小高炉群顶界时限（551～543 Ma），其大不整合事件发生时限造成的沉积间断大致为25～50 Ma。华北克拉通西缘–西南缘同样沉积了一套寒武纪含磷岩系（图5），即苏峪口组和辛集组，分别平行不整合于埃迪卡拉纪产Shaanxilithes化石的海相碎屑岩兔儿坑组和东坡组之上（图2、图5）。根据三叶虫和小壳化石资料（周志强等，1976；张文堂等，1979；Li et al.，2014，2016；潘兵，2019），苏峪口组和辛集组底界大致为寒武纪第二统第三阶—第四阶（520～509 Ma），即华北克拉通西缘–西南缘同样缺失寒武纪纽芬兰统，其大不整合尺度大致为25～40 Ma（图5）。相信随着生物地层学研究的深入，欧龙布鲁克群底界（520～497 Ma）将会被进一步限定。此次研究中暂将其与华北克拉通的苏峪口组和辛集组进行对比（图5）。近年来，研究显示欧龙布鲁克群下部寒武纪地层的碎屑锆石年龄组成与下伏的前寒武纪沉积盖层存在明显不同，预示着全吉地块在前寒武纪—寒武纪转换时期发生过区域性的大不整合事件（Wang et al., 2022），同时也揭示出全吉地块与华北克拉通南缘在这一时期具有相似的沉积–构造演化史（Wang et al., 2021a，2022）。
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图 5 华南板块、华北克拉通和全吉地块埃迪卡拉纪—寒武纪界线附近岩石地层单位时空对比（据Zhou et al., 2019；Zhu et al., 2019；Wang et al., 2021a修改）Figure 5. Integrative stratigraphic correlation of the Ediacaran-Cambrian successions from the North China Craton, South China Block and Quanji massif4. 全吉地块的新元古代冰期记录
4.1 全吉地块的新元古代冰川形成期次
在新元古代末期，地球曾经历了数次的极寒事件，而强烈的冰川活动也在全世界范围内留下了大量的冰碛物沉积记录（赵彦彦等，2011；Yang et al.，2013），特别是极端气候环境“雪球地球事件”（Snowball Earth）模式的提出（Hoffman et al.，1998），其“等时性”特征使其成为新元古代地层划分对比的重要标志。目前，国际上将新元古代冰期事件主体分为拉伸纪Kaigas冰期（757～741 Ma）、成冰纪Sturtian冰期（717～660 Ma）和Marinoan冰期（651～635 Ma）、埃迪卡拉纪Gaskiers冰期（～582 Ma）4期（Yang et al.，2013；Wang et al., 2023）。其中，Sturtian冰期和Marinoan冰期具有全球性分布特征，而Kaigas冰期和Gaskiers冰期的发生范围则相对局限（Yang et al.，2013）。此外，近年来也有一系列关于埃迪卡拉纪post-Gaskiers冰期的相关研究报道，其形成时限在从极地到赤道不同纬度的构造单元间具有明显的不等时性（580～560 Ma），但对于早期生命演化意义重大（Wang et al., 2023）。此外，新元古代冰川事件也被认为与Rodinia超大陆裂解过程具有相关性（Eyles et al.，2004），而冰川的形成期次也为不同前寒武纪板块间的构造亲缘讨论提供重要依据（Young，1995）。
关于全吉地块的新元古代冰川期次长久以来存在不同认识，主要观点包括一期（王树洗，1982；赵祥生，1992；孙崇仁，1997；Shen et al.，2007；张海军等，2016）、二期（金玉声等，1983；陈世悦等，2015）和三期（孙娇鹏等，2014，2016）。麻黄沟组岩性主要是一套砾岩、砂岩及含砾砂岩，砾石成分受下伏地层所控制；麻黄沟组与下伏达肯达板变质岩群呈角度不整合接触，与其上的枯柏木组呈平行不整合接触（孙崇仁，1997）。金玉声等（1983）首次提出麻黄沟组属于冰川成因，兼具重力流改造特征，并将其与华南地区广泛分布的南沱组冰碛岩（Marinoan冰期）进行对比。陈世悦等（2015）认为，尽管麻黄沟组中缺少“冰坠石”等经典的冰水沉积构造，但根据该组中砾石的冰川擦痕、镜面和混杂堆积等冰川作用痕迹仍可确定该组的冰川成因。此外，李怀坤等（2003）报道枯柏木组中的玄武安山岩锆石年龄为（738±28）Ma，陈世悦等（2015）根据该锆石年龄进而提出下伏地层麻黄沟 “冰碛岩”形成时代对应国际上的Kaigas冰期。也有不同观点认为，麻黄沟组底部含砾粗砂岩具有扇砾岩的特征，而该组上部发育的斜层理和交错层理则属于典型的河床沉积（李怀坤等，2003）。同时，前人在研究中曾指出，枯柏木组中的玄武安山岩锆石类型十分复杂，所测得的年龄数据较为混乱，数据可靠性尚需进一步评估（张海军等，2016）。
枯柏木组下部为砾岩和含砾砂岩，向上逐渐过渡为中细粒石英砂岩，发育斜层理及平行层理，该组与下伏地层麻黄沟组呈平行不整合接触，与上覆石英梁组同样为平行不整合接触。根据沉积学特征及化学蚀变指数CIA，孙娇鹏等（2016）首次提出枯柏木组中的杂砾岩属于冰川成因，同时根据该组中伴生的BIF型铁建造，将枯柏木组冰碛岩的形成时代对应新元古代全球性冰川事件Sturtian冰期（相当于华南的长安冰期）。然而，也有不同观点认为，枯柏木组中发育不对称波痕及斜层理，砾石总体上磨圆度较好，垂向上碎屑粒度分异明显，属于典型的滨海相沉积（李怀坤等，2003）。此外，年代地层学证据显示，麻黄沟组和枯柏木组中的最小锆石年龄数据分别为
1780 Ma和（1781 ±28）Ma（Sun et al., 2019；旷红伟等，2023）。张海军等（2016）在全吉群顶部红藻山组中获得两层凝灰岩的岩浆锆石U-Pb同位素年龄分别为（1640 ±15）Ma和（1646 ±20）Ma，为全吉地块前寒武纪地层格架的确立提供了重要依据（图2），并据此可以完全排除麻黄沟组和枯柏木组属于新元古代冰川沉积的可能性，更多的年代学数据见Wang等（2022）。关于小高炉群红铁沟组的冰川成因不存在争议（王树洗，1982；王云山等，1983；赵祥生，1992；孙崇仁，1997；李怀坤等，2003；Shen et al.，2007；王超等，2015；张海军等，2016；Pang et al., 2021；Wang et al., 2021a），该组中冰坠石、冰川擦痕等典型冰川沉积现象十分发育（图3b）。综上所述，全吉地块中仅存在一期新元古代冰碛岩，即红铁沟组冰碛岩。4.2 红铁沟组冰碛岩的时空对比及其构造-古地理意义
中国的主要大地构造单元（包括华南板块、华北克拉通、全吉地块和塔里木板块）均存在新元古代冰碛岩记录。关于构建不同前寒武纪构造单元间新元古代冰碛岩的时空对比关系，也将为板块间的构造亲缘关系研究提供重要依据。在华南地区的新元古代冰期事件沉积记录主要包括长安冰期和南沱冰期，并分别对应国际上的Sturtian冰期和Marinoan冰期（Zhou et al.，2004）。在塔里木板块东缘的库鲁克塔格地区可能存在着4期新元古代冰碛岩，自下而上分别为贝义西组、阿勒通沟组和特瑞爱肯组以及汉格尔乔克组，并可能分别对应国际上的4期新元古代冰期事件（Xiao et al.，2004；Xu et al.，2009；2013；高林志等，2013）。中国北方的诸多大地构造单元，包括华北克拉通、全吉地块、北祁连地块和阿拉善地块，仅存在一期新元古代冰期事件，但时代归属大都长久存在较大争议（王欣，2019；柳永清等，2023）。
全吉地块仅存在一期新元古代冰碛岩，即红铁沟组冰碛岩。然而，由于缺乏精确的锆石年龄数据以及稳定同位素数据，关于红铁沟组的形成时代尚存在较大争议，主要观点包括成冰纪（王树洗，1982；Lu et al.，1985；赵祥生，1992）、埃迪卡拉纪（Shen et al.，2007；张海军等，2016）和寒武纪（王云山等，1983；孙崇仁，1997）。王云山等（1980）认为，红藻山组白云岩可与华南地区广泛分布埃迪卡拉纪末期的灯影组白云岩进行对比，据此推测红铁沟组的形成时代为早寒武世，这一观点也得到后续研究者的广泛认同并被《青海省岩石地层单位》所采纳（孙崇仁，1997）。也有不同观点认为，红藻山组白云岩中的叠层石化石与华北地区蓟县纪叠层石组合基本一致，同时根据皱节山组中所产出的皱节虫类化石认为组形成时代为晚前寒武纪，据此推测组红铁沟组的形成时代应为成冰纪，与华南地区广泛分布的南沱组冰碛岩层位相当（王树洗，1982；赵祥生，1992）。此外，还有部分学者倾向于将红铁沟组与华北克拉通西缘–西南缘发育的正目关组、罗圈组冰碛岩以及塔里木板块发育的汉格尔乔克组冰碛岩进行对比，并将其时代归为埃迪卡拉纪（Shen et al.，2007；张海军等，2016；Yang et al.，2013）。
受风化作用影响，红铁沟组与下伏地层黑土坡的界限通常不甚清晰。因此，关于红铁沟组与黑土坡组的接触关系始终存在较大争议。根据《青海省岩石地层》，红铁沟组现定义为整合（或不整合）于黑土坡组黄绿色泥质粉砂岩之上，整合于皱节山组含砾白云岩之下的一套冰碛砾岩（孙崇仁，1997）。王云山等（1983）认为红铁沟组与黑土坡组呈整合或平行不整合接触，而赵祥生（1992）则认为二者呈断层式接触。Shen等（2010）认为红铁沟组与黑土坡组呈整合接触。王超等（2015）报道了红铁沟组与黑土坡组之间存在风化壳，并提出二者间存在一个较大的不整合，指示了一次大规模的构造运动。关于黑土坡组的生物地层学研究开展较早，王云山等（1983）首次报道了黑土坡组中的虫牙化石，并将该组时代归为寒武纪早期。Shen等（2010）认为王云山等（1983）报道的黑土坡中虫牙化石可能是Redkinia的化石碎片，并将该组时代划归为埃迪卡拉纪晚期。在世界范围内，目前Redkinia仅见报道于东欧地台（～555 Ma），分布范围相对局限，加之地层沿限尚不确定。因此，该化石的生物地层学意义有待进一步的评估（Vorob'Eva et al.，2009）。此外，前人曾在黑土坡组碳质页岩中获得Rb-Sr等值线年龄为（590±26）Ma（王云山等，1980），但限于测试方法具有历史局限性，其数据的可靠性同样值得商榷。综上所述，鉴于目前黑土坡组中尚缺乏可靠的生物地层学资料和锆石年龄数据，笔者认为难以通过黑土坡组对红铁沟组冰碛岩形成时代的下限进行精确限定（图2）。前人研究中对于红铁钩组与皱节山组之间的整合关系几乎不存在争议（孙崇仁，1997；Shen et al.，2007；张海军等，2016），这无疑为红铁钩组的形成时代提供重要依据。综合皱节山组中报道的埃迪卡拉纪潜力标准化石Shaanxilithes的化石沿限（551～539 Ma），笔者认为红铁沟组冰碛岩的形成时代应为埃迪卡拉纪（Pang et al., 2021；Wang et al., 2021a），可能对应国际上的post-Gaskiers冰期（580～560 Ma）（Pang et al., 2021；Wang et al., 2023），而不能等同于华南广泛分布的成冰纪南沱组冰碛岩（图2）。
华北克拉通仅发育一期新元古代冰碛岩，即“罗圈期”冰碛岩，整合其上为一套富含有机质的海相细粒碎屑岩，主要分布于克拉通的西缘–西南缘–南缘（王鸿祯，1985）；在华北克拉通西缘，二者分别命名为正目关组（冰碛岩）和兔儿坑组（碎屑岩段）；在克拉通西南缘二者分别命名为罗圈组（冰碛岩）和东坡组（碎屑岩段）。华北克拉通分布的“罗圈期”冰碛岩通常具有如下特征：①总体可分为下部的冰川沉积和上部的冰水沉积，其中冰川沉积多为块状结构，层理不显，砾石含量较高，砾径较大；冰水沉积的特征为层理逐渐明显，砾石含量逐渐减少，可见冰坠石经典沉积构造，并逐渐过渡为上部的海相细粒碎屑岩段。②砾石成分多受下伏岩体控制，地层沉积厚度横向上变化较大，属于与构造活动（裂谷环境）相关的山岳冰川沉积（吴瑞棠等，1988；张抗，1991；王宗起，1992；顾其昌，1996；席文祥等，1997）。与之相似的，全吉地块分布的红铁沟冰碛岩同样可分为上下两部分，即下部以块状泥砾岩为主的冰川沉积和上部层理逐渐清晰、含冰坠石构造的冰水沉积（图4 ）（孙崇仁，1997；马帅等，2019），其形成于弧后扩张伸展环境（马帅等，2019），其砾石成分受下伏岩体控制，地层沉积厚度在横向上变化较大（孙崇仁，1997）。
文中所关注的埃迪卡拉纪标准化石Shaanxilithes在华北西缘–西南缘分布的新元古代末期海相碎屑岩兔儿坑组和东坡组中具有广泛的分布和稳定的层位产出（Shen et al.，2007；Yang et al.，2013；Wang et al., 2021a；王欣等，2023），同时也为整合其下的“罗圈期”冰碛岩提供了可靠的时代依据（图2、图3、图5）。此外，根据罗圈组和正目观组中碳氧稳定同位素变化特征，同样指示“罗圈期”冰碛岩的形成时代为埃迪卡拉纪（高林志等，2010；Yang et al.，2013）。综合岩性组合特征和地层学研究进展（Pang et al., 2021； Wang et al., 2021a），全吉地块红铁沟组冰碛岩的形成时代可与华北西缘–西南缘分布的正目观组和罗圈组进行对比（图5）。
在缺乏有效的古地磁数据和构造-热事件记录情况下，地层学（包括生物地层学、年代地层学和事件地层学）和生物古地理研究对于前寒武纪的构造亲缘性解释就更显得格外重要。古地磁证据显示，成冰纪时期（720～635 Ma）的冰川作用范围可以达到赤道附近，即全球冰封的“雪球地球模式”（Hoffman et al.，1998）；相比之下，显生宙的冰川沉积记录则多发生于中–高纬度地区（Cocks et al.，2020；Pang et al., 2021）。研究显示，埃迪卡拉纪的post-Gaskiers冰期事件（580～560 Ma）受板块纬度变化因素控制因而具有一定的不等时性（Wang et al., 2023），并可能对早期生命的辐射演化以及地球历史中的首次生命大灭绝事件产生了一系列深刻地影响。更为重要的是，post-Gaskiers冰期记录多发生于冈瓦纳大陆周缘的中高纬度地区，并因此具有重要的构造–古地理重建意义（Pang et al., 2021）。综上所述，关于全吉地块新元古代冰碛岩形成期次的研究进展，为中国西北地区的前寒武纪构造–古地理重建研究工作开创了一个新局面，即在埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期，全吉地块与华北板块同处于中高纬度，而不是之前的低纬度地区（图4）（Pang et al., 2021）。
5. 结论
（1）综合生物地层学研究进展，皱节山组的时代为埃迪卡拉纪末期（551～543 Ma），与华北克拉通西缘–西南缘分布的兔儿坑组和东坡组时代相当。
（2）全吉地块缺失寒武系纽芬兰统，其寒武纪底界的最低层位为第二统或第三统含磷岩系，其“大不整合事件”造成的地层缺失为25～50 Ma，同样接近华北克拉通西缘–西南缘。全吉地块仅存在一期新元古代冰碛岩，即埃迪卡拉纪红铁沟组冰碛岩，其与华北克拉通西缘–西南缘分布的罗圈组和正目观组冰碛岩时代大致相当。
（3）全吉地块红藻山组白云岩的形成时代为古元古代末期，可能与华北克拉通西缘–西南缘分布的王全口组和冯家湾组白云岩时代接近，而不能等同于华南地区广泛分布的埃迪卡拉纪灯影组白云岩。
（4）综合地层组合特征、新元古代冰期形成期次和大不整合事件尺度等研究进展认为，全吉地块在埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期与华北克拉通具有较近的构造亲缘关系，二者在这一时期同处于中高纬度，而不是之前认为的低纬度地区。
致谢：感谢审稿专家提出的诸多宝贵意见和建议。感谢西北大学王超研究员在本文撰写过程中给予的诸多指导和帮助。
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图 1 研究区构造位置图（a）（据王韬等，2022修）、克拉玛依–乌尔禾地区地质简图（b）、克百断槽过古66-金3-金龙3井和过古34-555井地震剖面（c）及克百断槽和推测储油断槽示意图（d）
Figure 1. (a) Structural location map of the study area, (b) geological map of the Karamay-Urho area, (c) seismic cross-sections of well Gu 66-Jin 3-Jinlong 3 and well Gu 34-555 in Kebai fault trough and (d) schematic diagram of Kebai fault trough and presumed oil storage fault trough
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图 2 古66井代表性火山岩手标本及镜下特征
a. 737.57～738.91 m井段灰黑色含集块安山质火山角砾岩；b. 436.35～437.05 m井段灰黑色含集块火山角砾岩；c. 397.20～398.00 m井段灰绿色含集块岩屑晶屑角砾凝灰岩；d. 737.57～738.91 m井段灰黑色含集块安山质火山角砾岩（正交偏光）；e. 276.22～278.20 m井段深灰色安山质角砾岩；f. 635.00～635.33 m井段安山质火山角砾岩（正交偏光）；g. 351.27～351.60 m井段灰黑色玄武质角砾岩；h. 672.40～673.83 m井段杂色安山质火山凝灰岩；i. 672.40～673.83 m井段杂色安山质火山凝灰岩（正交偏光）；j. 713.00～713.63 m井段杂色角砾凝灰岩；k～m. 玄武安山岩（G66-4-2TW）手标本及镜下照片；n～p. 玄武安山岩（G66-10-6TW）手标本及镜下照片
Figure 2. Hand specimen and microscope photos of representative volcanic rocks in well Gu 66
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图 3 古66井242.14～800.18 m井段岩心综合地层柱状图
Figure 3. Comprehensive stratigraphic histogram of 242.14～800.18 m in well Gu 66
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图 4 古66井玄武安山岩代表性锆石CL图像、U-Pb年龄图及Th-U图
Figure 4. Representative zircon CL images, U-Pb age diagrams and Th-U diagrams of basaltic andesite in well Gu 66
a～c. 样品G66-4-2TW；d～f. 样品G66-10-6TW
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图 5 古66井与哈拉阿拉特山建组剖面哈拉阿拉特组柱状对比图（据佟丽莉，2023修）
Figure 5. Columnar correlation diagram of Hala’alate Formation in well Gu 66 and building Formation section in Hala'alate Mountain area
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图 7 克-百油田区泥盆系—石炭系不同层位试油气统计图
a. D-C层位试油气结果；b. D-C含油层位比例；c. 不同岩类含油层位比例； d. C2h各岩性段试油结果；e. 火山岩类不同岩性含油层位比例；f. C2h上、下部含油层位比例
Figure 7. Statistical chart of oil and gas testing in different layers of Devonian-Carboniferous in the Kebai oilfield area
表 1 准噶尔盆地西北缘石炭纪地层格架表
Table 1 Carboniferous stratigraphic framework of the northwestern margin of the Junggar basin
组 岩石组合 时代依据 阿腊德依克赛组C2al “下碎屑岩上火山岩”层序（下段以正常沉积岩为主，上段以火山岩为主）。上段火山岩中熔岩总体多于火山碎屑岩 Athyriscircularis，Roemeriporellajunggarensis，Linoproductuscora，Neospiriferfasciger；
（303.8±2.4） Ma（向坤鹏等，2015a）哈拉阿拉特组C2h 下部以气孔状玄武岩为主，向上见安山岩，上部以玄武质角砾岩、集块岩为主。以深灰色、灰绿色区别于红色调的成吉思汗山组。本组与包古图组、希贝库拉斯组的区别是层序上总休下熔岩上火山碎屑岩；火山喷发旋回极为发育与有别于成吉思汗山组火山岩 Balakhoniasilimica sp.，Kotorginella tentoria，Stenoscismamazhalaica，Rhomobopora sp.
Declinognathoduscf. noduliferous；
（306.9±5.5 ）Ma和（304.5±3.1）Ma（李甘雨等，2015）成吉思汗山组C2c 宏观露头以“暗红色、紫褐色”色调最为特色，正常沉积的细、粗碎屑岩均有发现。本组有别于包古图组、希贝库拉斯组的一个重要特征是灰岩层相对较厚，产出较为稳定，且多有生物化石，火山岩相对较发育，岩性以玄武岩为主 Choristites sp.，Pseudotimania sp.；LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄319～310 Ma（向坤鹏等，2013；Zhi et al., 2020） 希贝库拉斯组C1x 以粗碎屑类为主，主要岩石组合为岩屑粗砂岩、含砾粗岩、含砾凝灰质砂岩，局地见细砾岩，偶见砾岩夹层或砾岩透镜体，本组区别于包古图组的主要标志是“粗”并且“三无”（无火山熔岩、无灰岩、无硅质岩） 碎屑锆石年龄最年轻值322 Ma（孙羽等，2014） 包古图组
C1b以细碎屑岩为主，这是有别于区内其他各组重要标志，主要岩石组合为粉砂岩、细砂岩、凝灰岩，基本层序多为厘米级小层序，火山熔岩（以（玄武）安山岩为主，局地有玄武岩，硅质岩、灰岩均呈夹层状产于包古图组内 Gigantoproductuscf. edelburgensis，Linoproductuspraelongatus，Asterpylorus sp.，Rotiphyllumsokolovi
LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄347～328 Ma（安芳等，2009；佟丽莉等，2009；郭丽爽等，2010；Zhi et al., 2021b）
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表 2 古66井玄武安山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果统计表
Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb analysis results of basaltic andesite in well Gu 66
样号 同位素比值 同位素年龄 232Th
（10−6）238U
（10−6）Th/U 207Pb/206Pb 207Pb/235U 206Pb/238U 207Pb/206Pb 207Pb/235U 206Pb/238U 比值 σ 比值 σ 比值 σ 年龄 σ 年龄 σ 年龄 σ G66-4-2TW 4-2TW-1 0.0533 0.0012 0.3550 0.0066 0.0483 0.0008 342 19 308 5 304 5 307 535 0.57 4-2TW-2 0.0536 0.0012 0.3581 0.0071 0.0485 0.0008 353 20 311 5 305 5 327 427 0.77 4-2TW-3 0.0539 0.0012 0.3516 0.0067 0.0474 0.0008 366 19 306 5 298 5 513 508 1.01 4-2TW-4 0.0517 0.0013 0.3430 0.0073 0.0482 0.0008 270 22 299 6 303 5 129 222 0.58 4-2TW-5 0.0524 0.0014 0.3526 0.0083 0.0488 0.0009 304 25 307 6 307 5 69.5 143 0.48 4-2TW-6 0.0529 0.0012 0.3557 0.0071 0.0488 0.0008 326 20 309 5 307 5 112 276 0.41 4-2TW-7 0.0537 0.0012 0.3567 0.0066 0.0482 0.0008 360 19 310 5 303 5 359 589 0.61 4-2TW-8 0.0534 0.0011 0.3568 0.0065 0.0485 0.0008 347 18 310 5 305 5 353 565 0.63 4-2TW-9 0.0521 0.0012 0.3521 0.0067 0.0490 0.0008 292 19 306 5 308 5 446 465 0.96 4-2TW-10 0.0520 0.0012 0.3413 0.0066 0.0477 0.0008 284 20 298 5 300 5 288 324 0.89 4-2TW-11 0.0533 0.0011 0.3554 0.0065 0.0484 0.0008 341 18 309 5 305 5 324 567 0.57 4-2TW-12 0.0523 0.0011 0.3439 0.0064 0.0478 0.0008 297 19 300 5 301 5 350 475 0.74 4-2TW-13 0.0535 0.0013 0.3577 0.0073 0.0485 0.0008 350 21 310 5 305 5 162 341 0.48 4-2TW-14 0.0537 0.0013 0.3533 0.0076 0.0477 0.0008 360 22 307 6 300 5 133 214 0.62 4-2TW-15 0.0530 0.0012 0.3520 0.0070 0.0482 0.0008 330 20 306 5 303 5 261 267 0.98 4-2TW-16 0.0530 0.0014 0.3551 0.0082 0.0486 0.0009 329 24 309 6 306 5 102 133 0.77 4-2TW-17 0.0530 0.0011 0.3503 0.0064 0.0479 0.0008 330 19 305 5 302 5 281 467 0.60 4-2TW-18 0.0515 0.0017 0.3373 0.0099 0.0475 0.0009 265 36 295 8 299 5 54.5 78.9 0.69 4-2TW-19 0.0514 0.0012 0.3405 0.0072 0.0481 0.0008 257 22 298 5 303 5 132 193 0.69 4-2TW-20 0.0522 0.0012 0.3518 0.0071 0.0489 0.0008 294 21 306 5 308 5 159 277 0.57 4-2TW-21 0.0541 0.0014 0.3543 0.0080 0.0475 0.0008 376 24 308 6 299 5 127 209 0.61 4-2TW-22 0.0537 0.0016 0.3506 0.0092 0.0474 0.0009 358 29 305 7 298 5 101 124 0.82 4-2TW-23 0.0531 0.0011 0.3554 0.0063 0.0486 0.0008 333 18 309 5 306 5 412 622 0.66 4-2TW-24 0.0528 0.0011 0.3491 0.0064 0.0480 0.0008 320 19 304 5 302 5 341 430 0.79 4-2TW-25 0.0521 0.0011 0.3424 0.0061 0.0477 0.0008 289 18 299 5 300 5 445 616 0.72 G66-10-6TW 10-6TW-1 0.0521 0.0015 0.3475 0.0087 0.0484 0.0008 290 29 303 7 305 5 118 138 0.85 10-6TW-2 0.0516 0.0019 0.3435 0.0116 0.0483 0.0009 268 46 300 9 304 5 74.9 92.9 0.81 10-6TW-3 0.0524 0.0015 0.3490 0.0083 0.0484 0.0008 301 27 304 6 304 5 163 172 0.95 10-6TW-4 0.0532 0.0014 0.3513 0.0073 0.0479 0.0007 337 22 306 6 302 5 139 197 0.70 10-6TW-5 0.0514 0.0013 0.3454 0.0071 0.0488 0.0008 258 22 301 5 307 5 221 285 0.78 10-6TW-6 0.0532 0.0019 0.3551 0.0111 0.0484 0.0008 338 40 309 8 305 5 60.9 82.9 0.73 10-6TW-7 0.0519 0.0015 0.3461 0.0084 0.0484 0.0008 279 28 302 6 305 5 144 147 0.98 10-6TW-8 0.0496 0.0013 0.3357 0.0074 0.0491 0.0008 174 25 294 6 309 5 120 212 0.57 10-6TW-9 0.0527 0.0012 0.3520 0.0066 0.0485 0.0007 315 19 306 5 305 5 374 353 1.06 10-6TW-10 0.0522 0.0015 0.3450 0.0081 0.0480 0.0008 294 27 301 6 302 5 130 134. 0.97 10-6TW-11 0.0532 0.0020 0.3526 0.0120 0.0481 0.0009 336 46 307 9 303 5 44.3 54.6 0.81 10-6TW-12 0.0522 0.0016 0.3505 0.0089 0.0487 0.0008 295 30 305 7 306 5 247 227 1.09 10-6TW-13 0.0522 0.0012 0.3484 0.0066 0.0484 0.0007 293 20 303 5 305 5 299 384 0.78 10-6TW-14 0.0531 0.0019 0.3480 0.0113 0.0475 0.0008 334 43 303 9 299 5 75.3 99.1 0.76 10-6TW-15 0.0518 0.0013 0.3446 0.0067 0.0483 0.0007 276 21 301 5 304 5 400 360 1.11 10-6TW-16 0.0523 0.0016 0.3475 0.0090 0.0482 0.0008 298 31 303 7 304 5 65.7 114 0.58
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表 3 准噶尔盆地西北缘哈山一带哈拉阿拉特组岩石组合特征统计表（据李甘雨等，2016）
Table 3 Rock assemblage characteristics of Hala’alate Formation in Hala'alate Mountain area of northwestern Junggar Basin
组 岩性段 岩性标志 锆石U-Pb年龄 哈拉阿拉
特组（C2h）C2h7 以灰色杏仁状玄武安山质角砾岩、含角砾岩屑凝灰岩为主，顶部见沉凝灰岩夹层 （304±3.5） Ma C2h6 灰绿色安山质-英安质岩屑凝灰岩为主，玄武岩、安山岩多呈夹层状出露 （304±4.3） Ma C2h5 灰绿色安山质-英安质岩屑凝灰岩为主，玄武岩、安山岩多呈夹层状出露 C2h4 灰褐色火山角砾岩、角砾凝灰岩为主，少量岩屑晶屑凝灰岩、玄武岩和安山岩，灰岩透镜体 C2h3 深灰色火山角砾岩为主，少量角砾凝灰岩、岩屑晶屑凝灰岩、火山集块岩，见少量流纹岩 C2h2 灰黑色玄武岩为主，少量细砂岩和细砾岩、玄武安山岩 （305.9±2.0） Ma C2h1 深灰色安山岩为主，夹火山角砾岩、凝灰岩及杂色砾岩，可见少量流纹岩 （306.0±2.0） Ma
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表 4 克-百油田区泥盆系—石炭系不同层位试油气结果统计表
Table 4 Oil and gas testing results in different layers of the Devonian-Carboniferous in the Kebai oilfield area
井号 井深（m） 试油 岩性 层位 井号 井深（m） 试油 岩性 层位 古66 662～686 干层 安山岩 C2h2 433 2122 ～2144 油层 火山角砾岩 C2al 518～538 干层 火山角砾岩 C2h2 2047 ～2059 油层 泥岩 C2al 472～496 干层 含砾砂岩 C2h3 1976 ～1992 间喷油层 火山角砾岩 C2al 326～348 油层 砾岩 C2h3 1765 ～1831 间喷油层 砂岩 C2al 古131 1654 ～1670 干层 角砾熔岩 C2h3 古99 884.4～904.4 油层 凝灰岩 C1b 1600 ～1616 干层 角砾熔岩 C2h3 795.4～835.4 油层 气孔杏仁玄武岩 C1b 1546 ～1560 干层 角砾熔岩 C2h3 767.4～779.4 干层 砂岩 C1b 古81 1180 ～1206 油层 凝灰岩 C2h1 731～746 干层 砂岩 C1b 1135 ～1163 油层 凝灰岩 C2h1 古96 1212 ～1218 油层 砂岩 C2al 1098 ～1108 油层 玄武岩 C2h1 1235 ～1244 干层 砂岩 C2al 1078 ～1086 油层 火山集块岩 C1b 1330 ～1350 干层 砂岩 C2al 1060 ～1086 油层 凝灰岩 C1b 1408 ～1423 油层 砾岩 C2al 古31 470～480 干层 砂岩 C1b 1533 ～1554 干层 砂岩 C2al 430～480 干层 砂岩 C1b 1565 ～1589 水层 砂岩 C2al 258～280 水层 砂岩 C1b 438 2566 ～2588 干层 火山角砾岩 C2h2 白17 1694 ～1724 油层 气孔杏仁玄武岩 C2h3 2420 ～2438 干层 角砾凝灰岩 C2h2 1814 ～1834 油层 含角砾玄武岩 C2h3 1742 ～1778 水层 玄武岩 C2h3 九浅9 482～508 水层 凝灰岩 D3h 1975 ～1987 干层 凝灰岩 C2h3 256～270 水层 砂岩 D3h 1469 ～1487 油水同层 玄武岩 C2h3 白29 1911 ～2149 油层 火山集块岩 C2h4 1385 ～1410 油层 玄武岩 C2h3 980～ 1200 油层 火山角砾岩 C2h6 白29 1911 ～2149 油层 火山集块岩 C2h4 克95 831～851 干层 砂岩 C2h5 980～ 1200 油层 气孔杏仁玄武岩 C2h6 893～904 水层 砂岩 C2h5 克95 831～851 干层 砂岩 C2h5 白杨1 4592 ～4620 水层 玄武安山岩 C2h1 893～904 水层 粉砂岩 C2h5 4290 ～4325 油层 凝灰岩 C2h3 金龙3 2925 ～2935 稠油层 火山角砾岩 C2h1 3246 ～3258 水层 凝灰岩 C2h6+7 581 3257 ～3277 干层 火山角砾岩 C2h7 2726 ～2828 水层 砂岩 C2al 2342 ～2361 气层 凝灰岩 C2al 古50 1637 ～1652 干层 火山角砾岩 D3h 3025 ～3044 干层 砂泥岩 C2al 1535 ～1550 干层 火山角砾岩 D3h 2278 ～2294 气层 砂岩 C2al 1370 ～1402 干层 砂岩 C1b 2241 ～2257 气层 砂岩 C2al 1031 ～1050 干层 砂岩 C1b 2342 ～2360 气层 砂岩 C2al 830～870 干层 砂岩 C1b 2415 ～2434 干层 角砾凝灰岩 C2al 白919 575～597 油层 角砾凝灰岩 C1b 2341 ～2360 气层 砂岩 C2al 古15 1114 ～1125 干层 砂岩 C1b 4208 ～4212 干层 玄武岩 C2al 1046 ～1065 干层 砂岩 C1b 3442 ～3488 油水同层 玄武岩 C2al 1880 ～1910 水层 砂泥岩 C1b 3281 ～3286 油水同层 火山角砾岩 C2al 1670 ～1730 干层 砂岩 C1b 1544 ～1571 干层 玄武岩 C1b
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期刊类型引用(1)
1. 王欣，张兴亮，刘伟. 埃迪卡拉纪晚期特有化石Shaanxilithes的埋藏学研究：来自华北克拉通和柴达木板块的化石材料. 岩石学报. 2024(11): 3685-3698 . 
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