唐勇，侯章帅，王霞田，王韬，吴琼，申博恒，王文倩，张华，曹剑，张水昌，张斌，王向东，沈树忠 中国石油新疆油田公司勘探开发研究院，新疆克拉玛依，834000；内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，关键地球物质循环前沿科学中心，南京大学地球科学与工程学院，南京，210023；现代古生物学和地层学国家重点实验室，中国科学院南京地质古生物研究所，南京，210008；中国石油勘探开发研究院，北京，100083

内容提要: 准噶尔盆地的石炭系—二叠系记录了古亚洲洋演化的关键阶段，是重要的烃源岩层位，但其时代划分及地层对比存在极大的不确定性，限制了对地质事件和烃源岩成因及分布规律的认识。笔者等系统总结了目前已经发表的年代地层和生物地层工作，以碎屑锆石年龄和生物地层数据为依据，结合沉积演化特征，厘定并提出了准噶尔盆地石炭系—二叠系划分和对比的新方案。芦草沟组、平地泉组和下乌尔禾组烃源岩均形成于乌拉尔世(Cisuralian，早二叠世)萨克马尔期(Sakmarian)—亚丁斯克期(Artinskian)；风城组时代跨越石炭系—二叠系界线；石人子沟组、塔什库拉组和乌拉泊组下部形成于晚石炭世；盆地内很可能缺失空谷阶(Kungurian)至瓜达鲁普统(Guadalupian)大部分沉积。新的地层对比框架极大地改变了以往对准噶尔盆地石炭纪—二叠纪地层时代归属的认识，为建立统一的全盆地沉积演化模式提供了新的依据和方案。

新疆北部的准噶尔盆地是我国的一个大型含油气盆地，呈东西长、南北窄的三角形展布，面积约1.3×105km2(Bian Weihua et al., 2010；Gao Yuan et al., 2020)。盆地四周由一系列山脉围限，包括西北缘的哈拉阿拉特山和扎伊尔山，东北缘的克拉美丽山、青格里底山和阿尔泰山，南缘的博格达山和依林黑比尔根山(Bian Weihua et al., 2010)(图1)。准噶尔盆地的石炭系以广泛分布的火山岩和海相沉积地层为特征，是研究古亚洲洋西段构造演化和盆地构造转换的一个关键记录(Carroll et al., 1995；Han Baofu et al., 2010；Wali et al., 2018；Liu Yin et al., 2019)。相比而言，二叠系主体发育陆相沉积地层，其中盆地南缘的芦草沟组(Hu Tao et al., 2017；Liu Chang et al., 2019)和西北缘的风城组(Yu Kuanhong et al., 2018；Cao Jian et al., 2020；Wang Tingting et al., 2021a，b)是主力烃源岩层和页岩油产层。因此，明确准噶尔盆地石炭系—二叠系的地层对比格架是开展相关地质事件与油气地质研究的基础。此外，盆地南缘的吉木萨尔大龙口剖面是全球陆相二叠系—三叠系界线研究程度最高的剖面之一，曾被推荐为国际陆相二叠系—三叠系界线层型候选剖面(程政武等，1997；周统顺等，1997；Cao Changqun et al., 2008；Chu Daoliang et al., 2015)。因此，开展地层对比研究具有重要意义。

图1 准噶尔盆地构造特征与二叠系沉积分区概况Fig. 1 Tectonic elements of the Junggar Basin and spatial subdivision of the Permian stratigraphic and depositional units

然而，在陆相地层中建立高精度的年代地层格架目前尚难以实现。例如，由于准噶尔盆地在二叠纪时期发育湖相沉积(张义杰等，2007)，二叠系缺乏标志性海相化石，且分属西北部、东部和南部地层小区(图1)，岩石地层单位名称在地层小区结合部混用现象普遍，这大大阻碍了准噶尔盆地二叠纪地层尤其是二叠纪主力烃源岩的精确时代划分和高精度对比。以往准噶尔盆地二叠纪地层对比主要依据植物化石和孢粉化石组合带，但它们的界线往往与岩石地层单位界线一致(欧阳舒等，2004)，且时间控制和分辨率低，还可能受到区域性沉积环境和气候变化的影响存在穿时性。目前的植物和孢粉化石数据多集中于盆地南缘，盆地西北部二叠纪地层古生物资料贫乏，难以实现盆地内二叠纪地层的精确对比。虽然盆地内二叠系还含有少量介形、双壳、脊椎动物等化石，但这些化石延限较长，生物地层分辨率较低，且缺乏可靠的同位素年龄约束，难以实现二叠纪地层的大范围跨盆地对比。

总之，露头剖面与井下地层的对比、各地层小区之间岩石地层单元名称存在混用问题。盆地内常用的二叠纪地层对比手段，如孢粉化石、四足动物和植物化石带等(彭希龄和吴绍祖，1983；窦亚伟和孙喆华，1984；卢辉楠和罗其鑫，1984；余静贤等，1986；黄本宏和丁秋红，1998；欧阳舒等，2004；庞其清和金小赤，2004；罗正江等，2014，2016；刘俊，2018)，在时间分辨率上较为粗略，不能胜任高精度的地层对比。有意义的是，近年来，随着同位素年代学的发展，火山灰绝对年龄的测定可以很大程度地提高陆相地层对比的可靠性(Yang Wan et al., 2010；刘俊，2018；Wu Qiong et al., 2021)，这为开展准噶尔盆地石炭系—二叠系的地层对比提供了可能。

有鉴于此，为建立可靠的准噶尔盆地石炭系—二叠系对比格架，为相关重大地质事件和烃源岩成因及分布规律研究提供参考依据，笔者等系统总结了准噶尔盆地石炭纪—二叠纪岩石地层、生物地层和年代地层的研究进展，以大量前人已报道的碎屑锆石U-Pb年龄时间约束为基础，对研究区内石炭纪—二叠纪地层对比和时间框架做了厘定和更新。本文旨在给出目前最新的准噶尔盆地石炭系—二叠系对比格架，后续仍需开展大量的高精度火山灰年代学研究以解决该区的石炭纪—二叠纪地层精确对比问题。

1 盆地演化及地层划分沿革

1.1 盆地演化过程

准噶尔盆地是古亚洲洋演化的重要组成部分，其形成具有多阶段的演化历史，大体经历了洋壳俯冲、洋盆关闭、地体拼接和陆内坳陷等阶段(Fang Yanan et al., 2019)。前人开展了大量的地球物理、构造重建、盆地分析和地球动力学研究，提出了多种不同的构造阶段划分方案(赵白，1992；赖世新等，1999；陈新等，2002；吴孔友等，2005)。根据古地磁资料恢复的板块古纬度位置信息(李永安等，1995)以及安加拉植物群的繁盛(黄本宏和丁秋红，1998)，晚石炭世(宾夕法尼亚亚纪)准噶尔板块已与劳亚大陆开始拼接，至风城组沉积期，海水已经大范围退出准噶尔盆地。陆陆碰撞始于盆地西北缘，早石炭世末期形成西北缘界山的初始轮廓；晚石炭世中晚期盆地东北缘开始碰撞，形成东北缘界山雏形；塔什库拉组沉积期，盆地南缘博格达海道最终关闭，至此盆地周缘褶皱山系完全形成，内侧形成多个大型前陆盆地(赖世新等，1999；陈新等，2002)，准噶尔盆地开始进入陆内发展阶段(吴孔友等，2005)。二叠纪以来，盆地整体进入震荡发展阶段，多期次的抬升剥蚀—坳陷沉降过程使得盆地进入平缓的“泛盆地发育阶段”(赵白，1992)。新生代以来，新特提斯构造域对盆地南缘施加了强大的挤压应力，北天山剧烈隆升，该区域挠曲下沉，再次形成前陆盆地(陈新等，2002；吴孔友等，2005)。

1.2 盆地内石炭纪—二叠纪地层研究简史

准噶尔盆地的石炭系—二叠系具有悠久的研究历史，袁复礼于1928年就系统地采集了新疆北部的脊椎动物化石(袁复礼，1956)；1934年，斯行健研究了“芨芨槽系”的植物化石(Sze, 1934)；1980年开始，新疆石油管理局和中国地质科学院地质研究所合作开展了一些孢粉化石的研究(余静贤等，1986)，同时，中国科学院南京地质古生物研究所在吉木萨尔地区开展了二叠—三叠系多门类化石的研究工作(卢辉楠和罗其鑫，1984；余汶和朱祥根，1990；刘陆军和姚兆奇，1996；廖卓庭等，1999)，为准噶尔盆地二叠纪陆相地层对比研究奠定了良好的基础。

20世纪末以来，对吉木萨尔大龙口剖面的二叠—三叠系界线剖面开展了多门类、多学科的综合研究。孢粉(余静贤等，1986；欧阳舒等，2004)、植物(窦亚伟和孙喆华，1984；万明礼，2014)、四足动物(彭希龄和吴绍祖，1983；刘俊，2018)、叶肢介(Liu Shuwen，1994；Kozur，1998)、腹足类(余汶和朱祥根，1990)、介形虫(庞其清和金小赤，2004；Chu Daoliang et al., 2015)和轮藻(卢辉楠和罗其鑫，1984)等生物地层、磁性地层(李永安等，1995，2003)以及化学地层(Cao Changqun et al., 2008；Metcalfe et al., 2009；Cai Yaofeng et al., 2019，2021)等方面的详细工作推动了中国陆相二叠—三叠系界线的研究，同时也为国内外非海相二叠纪地层对比提供了重要参考(Schneider et al., 2020)。

2 岩石地层及沉积特征

准噶尔盆地的石炭系—二叠系是古亚洲洋关闭过程中盆地形成初期的一套沉积盖层，受所处构造运动阶段和沉积环境的影响，不同区域的地层发育特征具有明显的差异。盆地内石炭纪以火山岩和海相沉积物为主，但二叠纪的沉积岩相变化显著，受同期大规模造山作用的影响，使得二叠纪地层格外复杂，造成划分和对比的困难。目前，准噶尔盆地的石炭系—二叠系主要包括南部、西北部和东部3套岩石地层序列，它们之间的岩石地层单元如何对比是一个亟待解决的问题。本文重点论述石炭纪火山岩层之上至二叠纪末地层的沉积特征和年代归属。

2.1 南部

准噶尔盆地南缘的石炭系—二叠系自下而上可分为柳树沟组、祁家沟组、奥尔吐组、石人子沟组、塔什库拉组、乌拉泊组、井井子沟组、芦草沟组、红雁池组、泉子街组、梧桐沟组和锅底坑组(图2)。该地区的石炭系—二叠系在盆地内研究程度相对最高。

柳树沟组岩性主要为绿色安山质火山角砾岩、凝灰岩、层凝灰岩，夹玄武岩、流纹岩、石英角斑岩等，发育双峰式火山岩建造，指示其形成于碰撞后拉张构造环境(Wang Jialin et al., 2020)。结合已报道的柳树沟组火山岩锆石U-Pb年龄(314.9 ± 1.2 Ma)(高景刚等，2014)和海相夹层中的生物化石(Alexeiev et al., 2019)，确定其时代为晚石炭世巴什基尔期(Bashkirian)—莫斯科期(Moscovian)。

祁家沟组与下伏柳树沟组为局部不整合接触，主要由生物灰岩、陆源碎屑岩、火山碎屑岩和凝灰质碎屑岩组成，为浅海相沉积。祁家沟组灰岩中产丰富的腕足、珊瑚、苔藓虫、腹足、海百合等化石，指示其为莫斯科期(Alexeiev et al., 2019；Zhou Xiaohu et al., 2021)。

奥尔吐组与下伏祁家沟组为整合接触，以灰黑—灰绿色粉砂岩、细砂岩为主，夹少量薄层砂质灰岩、透镜状灰岩，该组发育典型的浊流鲍马序列(庞志超等，2020)。粉砂岩层内产有孔虫、腕足和腹足类化石，其中原位保存的腹足和海百合化石指示其形成于相对较浅的水体环境中(Carroll et al., 1995；Alexeiev et al., 2019)，海相化石指示奥尔吐组形成于石炭纪晚期卡西莫夫期(Kasimovian)(Alexeiev et al., 2019)。

石人子沟组与下伏奥尔吐组为整合接触，底部发育厚层凝灰岩和含凝灰质的火山细砾岩，向上过渡为灰黑色粉砂岩、砂岩和角砾岩(火山角砾岩)的韵律层，其灰岩砾石中发现祁家沟组的单体珊瑚和腕足类化石；中、上部为厚层砂岩和中薄层细砂岩、粉砂岩，其中细砂岩层中夹硅质条带(中国科学院南京地质古生物研究所❶)。本组整体为一套滨、浅海相的碎屑沉积(王家林等，2016)，自下而上海水逐渐变深，属于海侵沉积序列产物(程政武等，1997；庞志超等，2020)。

塔什库拉组与下伏石人子沟组为连续沉积，底部为黑色页岩夹硅质岩，可见微层理；下部以粉砂岩、细砂岩和泥岩为主，产丰富的植物和孢粉化石；中部为砂岩、细砂岩夹大量的叠层石灰岩层和鲕状灰岩层；上部以中—粗粒砂岩为主，偶夹砂质灰岩和钙质砂岩，波痕较多。塔什库拉组自下而上海水整体变浅(庞志超等，2020)，中下部为潮坪沉积，而上部可能为三角洲沉积(中国科学院南京地质古生物研究所❶)，标志着该地区海水的最终退去(Carroll et al., 1995)。

乌拉泊组与下伏塔什库拉组为整合接触，下部为绿色、灰色厚层状中粒长石砂岩与中层状泥岩互层，含植物化石茎干；上部为黄绿、灰绿色中薄层状砂岩、粉砂岩和泥岩互层，发育交错层理、波痕和泥裂(中国科学院南京地质古生物研究所❶)，属滨湖三角洲沉积，海平面变化频繁，可划分出13个三级层序(庞志超等，2020)。

井井子沟组与下伏乌拉泊组为连续沉积，中下部为蓝灰、灰绿色凝灰岩、凝灰质砂岩与黄灰、青灰色细砂岩、泥岩不均匀互层，其凝灰岩的发育程度各地不同；上部为深灰色泥岩、粉砂质页岩、粉砂岩和细砂岩(中国科学院南京地质古生物研究所❶)。井井子沟组主要为辫状河、三角洲沉积环境，早期有强烈的火山活动(张弛等，2017)。

芦草沟组与下伏井井子沟组为整合接触，下部为灰黑、黑褐色中细粒砂岩、砂质页岩与油页岩互层，夹白云质灰岩和白云岩；上部为灰黑、黑色油页岩与页岩互层，夹灰黑色薄层沥青质页岩、白云质灰岩(中国科学院南京地质古生物研究所❶)。程政武等(1997)认为芦草沟组沉积物粒度较细，油页岩发育，属深湖相沉积环境；而邱振等(2017)认为其中泥页岩段对应深水湖盆期，而砂岩储层段对应于水位较低的浅湖相，整个芦草沟组沉积期发生了多次湖平面变化，控制了烃源岩的发育阶段(Zhang Mingming et al., 2014；Li Yuanji et al., 2019)。

红雁池组与下伏芦草沟组为整合接触，主要为灰绿色细砂岩、粉砂岩、页岩，夹灰黑色薄层泥页岩、泥灰岩及灰岩(中国科学院南京地质古生物研究所❶；Yang Wan et al., 2010)。红雁池组与芦草沟组具有相似的湖相沉积特征(程政武等，1997)。在吐哈盆地，与本组相当地层的顶部火山灰锆石U-Pb年龄为281.42 Ma，指示其沉积时代为乌拉尔世亚丁斯克期(Yang Wan et al., 2010)。

泉子街组与红雁池组为不整合接触，可能存在一个较长的沉积间断(赵喜进，1980；Yang Wan et al., 2010；Shen Shuzhong et al., 2019)，主要为暗红色砾岩与灰绿色、红棕色泥岩、细砂岩不规则互层，夹有钙质团块、劣质煤团块(中国科学院南京地质古生物研究所❶)。该组底部以一套灰绿色底砾岩与红雁池组区分，向上变为红色砾岩与紫红色泥岩互层，上部为灰色细砂岩夹薄层灰黑色泥岩。泉子街组中下部属于山前洪流堆积物，上部粒度变细，包括了河床、河漫滩及岸后沼泽的沉积(程政武等，1997)。

梧桐沟组与下伏泉子街组整合接触，其用法在盆地的不同地区也不一致，有研究将泉子街组与三叠系下部的韭菜园组之间的一套地层统称为梧桐沟组，由下而上为灰绿色厚层块状砾岩，棕红、灰绿色中厚层状细砂岩、泥岩夹黑色炭质泥岩、团块状泥灰岩，在顶部出现红色细砂岩、泥岩夹层(中国科学院南京地质古生物研究所❶)。该组在乌鲁木齐附近粒度较粗，以砾岩为主；而在吉木萨尔大龙口地区粒度较细，以砂岩为主，砾岩含量降低(王新桐，2017)。程政武等(1997)认为梧桐沟组为典型的河流相沉积，其中可识别出完整的河流沉积序列。

也有研究将广义的梧桐沟组上部红绿相间的一套地层进一步分为下部狭义的梧桐沟组和上部的锅底坑组，两者为整合接触(Metcalfe et al., 2009)，下部为黄绿、灰褐、灰黑色粉砂岩、粉砂质泥岩、灰褐色泥质粉砂岩、钙质泥岩及紫色条带粉砂岩、岩屑砂岩，其砂岩和粉砂岩中常见姜状结核；上部为紫红色粉砂质泥岩。锅底坑组中泥岩、粉砂岩含量高，常见微细水平层理，表现出淡水湖泊沉积的特点(程政武等，1997)。相对于下伏地层，锅底坑组中基本未发现粗粒碎屑岩沉积。

2.2 西北部

准噶尔盆地西北缘的石炭纪—二叠纪地层序列由钻井获得的岩芯及野外露头共同建立，自下而上分为佳木河组、风城组、夏子街组、下乌尔禾组和上乌尔禾组(路玉，2018)(图3)。

图3 准噶尔盆地西北缘石炭纪—二叠纪岩石地层框架(图例同图2)Fig. 3 Carboniferous—Permian lithostratigraphic framework in the northwestern margin of the Junggar Basin(the legend is the same as Fig. 2)

佳木河组整体以火山岩为主，大致可分为3段，下部为中基性火山岩与灰绿色凝灰岩、凝灰质砂岩和泥岩；中部为杂色凝灰质砾岩、砂岩和泥岩互层；上部为流纹岩、安山岩夹凝灰质细砾岩、砂岩和泥岩(中国科学院南京地质古生物研究所❶)。该组底部的火山灰层锆石U-Pb年龄为316.3 ± 2.2 Ma，指示底部火山岩形成于巴什基尔期(Shi Tianming et al., 2021)。

风城组与下伏佳木河组假整合接触，为一套灰黑色、灰绿色泥质、凝灰质白云岩、白云质泥灰岩夹砂岩、粉砂岩和灰岩薄层(中国科学院南京地质古生物研究所❶)，是玛湖凹陷最重要的烃源岩层位。曹剑等(2015)将风城组划为3段，下部主要为云质粉砂岩、白云质页岩，部分地区发育火山碎屑岩；中部主要为白云质页岩和云质泥岩，夹云质粉砂岩，层状含碱矿物层与暗色凝灰质碎屑岩互层；上部主要为白云质页岩、粉砂岩为主，夹白云质泥岩，该段底部为含砂砾岩。风城组中报道的锆石U-Pb年龄指示其形成于305～295 Ma，时代跨越石炭系—二叠系界线(Wang Tingting et al., 2021a)。大量研究表明，风城组优质烃源岩形成于碱化湖盆环境中(Cao Jian et al., 2020)，与海水具有一定的沟通性(张义杰等，2007)。

夏子街组与下伏风城组为假整合接触，为一套巨厚的砂砾岩夹泥岩沉积，其下部为棕褐色泥岩夹灰色砂岩、含细砾砂岩，上部为灰褐色细砾岩夹褐灰色粉砂岩。砾石成分主要为凝灰岩、安山岩、硅质岩和硅质泥岩，分选差，胶结疏松(中国科学院南京地质古生物研究所❶)。路玉(2018)总结了不同区域该组的沉积特征，认为夏子街组属于扇三角洲或三角洲前缘沉积体系。

下乌尔禾组与下伏夏子街组假整合接触，主要为灰、灰绿色砾岩与黑色泥岩互层，夹灰、褐灰色砂质泥岩及暗灰色不等粒砂岩。其中下部为泥质粉砂岩与砂砾岩及含砾砂岩互层，中上部为灰绿色、褐色砂砾岩，顶部为厚层褐色泥岩。砾石成分以硅质泥岩、泥岩和粉砂岩为主，圆度较好，泥质胶结(中国科学院南京地质古生物研究所，1985)。

上乌尔禾组与下伏下乌尔禾组假整合接触，底部为灰、棕褐、灰褐色砂砾岩夹灰色泥岩，上部为红褐色、褐色泥岩、砂质泥岩(中国科学院南京地质古生物研究所，1985)。该组与上覆下三叠统百口泉组为不整合接触。

2.3 东部

准噶尔盆地东部的石炭系—二叠系自下而上可划分为巴塔玛依内山组、石钱滩组、金沟组、将军庙组、平地泉组和梧桐沟组(广义)(冯陶然，2017)(图4)。

巴塔玛依内山组主要由上、下两套火山岩中间夹一套碎屑岩组成。下部以中酸性火山熔岩、凝灰质火山碎屑岩为主；中部碎屑岩段为火山活动间歇期沉积，局部地区夹煤层或煤线，含丰富的植物和孢粉化石，植物为典型的安加拉植物群；上部以中基性火山熔岩夹凝灰质火山碎屑岩为主(吕焕通等，2013)。该组顶、底层位的火山岩年龄分别为318.7 ± 4.2 Ma和348.7 ± 2.9 Ma(杨凯凯等，2018)，指示喷发时限较长，大致结束于巴什基尔期—莫斯科期。

石钱滩组与下伏巴塔玛依内山组一般认为是局部不整合接触，主要为浅海相碳酸盐岩、碎屑岩及凝灰质碎屑岩，自下而上可划分为弧形梁碎屑岩段、双井子灰岩段、平梁绿色泥岩段和杂色凝灰碎屑岩段(赵治信等，1986；吕焕通等，2013)。该组产四射珊瑚及腕足类等海相化石，其中腕足类、牙形类、类和菊石类化石综合指示其时代为莫斯科期(王成文和杨式溥，1998)。

金沟组与下伏石钱滩组为整合接触，主要是一套杂色细碎屑岩沉积，其下部为灰色、褐色泥岩、含砾粉砂岩与细砂岩不等厚互层，中部主要为白云质泥岩夹薄层灰质粉砂岩，上部以灰色泥岩为主，夹薄层灰色灰质粉砂岩和白云质泥岩(罗正江等，2014；冯陶然，2017)，下部含大量腕足类、海相双壳类和单体珊瑚化石。其中金沟组底部的灰岩夹层中发现了牙形类化石Swadelinaconcinna，指示其底部仍属于莫斯科期。金沟组报道的孢粉组合与南缘塔什库拉组上部相似，也是经历了一个从海相到陆相的沉积过程，两者大致可进行对比(罗正江等，2014)。

将军庙组与下伏金沟组平行不整合接触(冯陶然，2017)，岩性变粗，主要为紫红、褐红色砾岩、砂砾岩、砂质泥岩夹灰绿色砂砾岩条带。横向岩性变化大，帐篷沟地区老山沟一带岩性较粗，以砂砾岩为主；石钱滩背斜北翼岩性较细，泥岩发育，还见数层鲕粒灰岩和泥灰岩。邓云山等(1996)认为该组代表了干旱炎热气候条件下的山间盆地沉积，而刘男卿等(2016)认为将军庙组下段具有明显的河流二元结构，以河流相沉积为主，上段则是三角洲或滨浅湖沉积。将军庙组气候干旱化的过程可能在整个古亚洲洋西段都同时有反映。

平地泉组与下伏将军庙组有人认为为低角度不整合接触(邓云山等，1996；冯陶然，2017)，但古亚洲洋关闭过程中由于板块碰撞造成地形差异明显，发育了大量大型冲刷界面，与低角度不整合相类似。该组以湖相沉积为主，岩性较细，主要为灰、灰绿色砂岩、细粉砂岩、深灰、灰绿色泥岩、粉砂质泥岩夹灰黑色油页岩、薄—中厚层状泥灰岩及少量白云岩，顶部砂岩增多并出现炭质泥岩和煤线。平地泉组产植物、双壳类、叶肢介、介形类、轮藻和孢粉等化石。

梧桐沟组(广义)或者泉子街组与下伏平地泉组为平行不整合接触(邓云山等，1996；冯陶然，2017)，在克拉美丽山前零星出露。主要为一套灰绿、黄绿、暗红色砂砾岩夹砂质泥岩及少量炭质泥岩，含植物化石。

3 同位素地质年代学

3.1 石炭纪火山岩年代学

准噶尔盆地石炭纪处于洋—陆构造转换的关键阶段，古亚洲洋西缘闭合发育大规模的碰撞后伸展环境下的火山活动，以双峰式火山岩建造为特征(Chen Xijie et al., 2011；Yin Jiyuan et al., 2013；Zhang Yuanyuan et al., 2013；Luo Ting et al., 2017；Zhang Yunying et al., 2017；Han Sijie et al., 2019；Wang Jialin et al., 2020)。碰撞后双峰式火山岩的形成时代对于理解古亚洲洋西缘的闭合过程和准噶尔盆地的构造—沉积演化具有重要意义。近年来，大量的火山岩年龄的测定结果(表1)指示了这套各区域发育的火山岩系大致形成于宾夕法尼亚亚纪早期(晚石炭世早期)。

在盆地东南缘，碰撞后火山岩主要发现于柳树沟组，发育大量的双峰式火山岩建造(Wang Jialin et al., 2020)。柳树沟组中流纹岩和安山岩的U-Pb年代学结果指示其大致形成于322～308 Ma(巴什基尔期—莫斯科期)(表1)，而其内的辉绿岩侵入体的年代为308 ± 6 Ma(Memtimin et al., 2020)，指示柳树沟组火山岩喷发不晚于莫斯科期。柳树沟组上覆地层祁家沟组内的海相生物化石指示莫斯科期(王成文和杨式溥，1998；Alexeiev et al., 2019；Zhou Xiaohu et al., 2021)。因此，可以认为柳树沟组双峰式火山岩的喷发时代限于宾夕法尼亚亚纪巴什基尔期—莫斯科期。

在盆地西北缘，碰撞后火山岩主要出现在佳木河组(Tang Wenbin et al., 2021)，其安山岩和玄武岩U-Pb定年结果大致为310～306 Ma，而火山灰的定年结果大致为316～312 Ma(表1)。过去曾长期认为佳木河组形成于乌拉尔世，但最近的一些高精度定年结果(Liu Yin et al., 2019；Shi Tianming et al., 2021)均指示其喷发于晚石炭世。特别是Shi Tianming等(2021)对Ke85井佳木河组火山岩顶、底的火山灰层的定年结果分别是316.3 ± 2.2 Ma和316.5 ± 2.8 Ma，结合孢粉组合特征，认为佳木河组形成于晚石炭世巴什基尔期。

表1 准噶尔盆地石炭纪双峰式火山岩建造同位素年龄Table 1 Isotopic ages of the Carboniferous bimodal volcanic rocks in the Junggar Basin

在盆地东北缘，碰撞后火山岩主要出现在巴塔玛依内山组(Du Qingxiang et al., 2018)，其火山岩的U-Pb定年结果差异很大，从348 Ma到276 Ma(表1)，这可能与岩石类型、测年方法、样品层位等有关。杨凯凯等(2018)报道了巴塔玛依内山组顶部玄武岩的年龄为318.7 ± 4.2 Ma，而Han Sijie等(2019)则报道了一个更年轻的火山灰年龄为305.5 ± 4.4 Ma。上覆地层石钱滩组内的海相生物化石指示莫斯科期(赵治信等，1986；王成文和杨式溥，1998)。因此，可以认为巴塔玛依内山组内火山岩的喷发时代应不晚于晚石炭世莫斯科期。

综上所述，准噶尔盆地3个区域的双峰式火山岩建造(柳树沟组、佳木河组和巴塔玛依内山组)具有相似的年代归属，大致都喷发于巴什基尔期—莫斯科期，这可能反映了准噶尔盆地的洋—陆构造转换过程具有同步性，指示古亚洲洋西段的闭合时间早于巴什基尔期。

3.2 石炭纪—二叠纪沉积岩年代学

高精度的同位素年龄成为解决陆相地层精确时代划分和对比的关键(Yang Wan et al., 2010；刘俊等，2018；Wu Qiong et al., 2021)。近年来随着锆石U-Pb同位素测年技术的不断发展，锆石U-Pb年代学方法已经成为限定沉积地层时代应用最广泛的方法，包括微区原位方法和同位素稀释热电离质谱法(ID-TIMS)两大类，前者又包括激光剥蚀电感耦合等离子体质谱法(LA-ICPMS)和二次离子质谱法(SIMS/SHRIMP)两种方法。微区原位测试方法可能受取样量较小、元素质量分馏和标样校正等因素的影响，测试误差较大。SIMS或SHRIMP方法的单颗粒锆石(单测试点)内部分析误差约为1% ～ 2%(2σ)，而LA-ICPMS方法的单测试点内部分析误差约为3% ～ 5%(2σ)。当测试点较多时，这两种方法所获得的样品年龄加权平均内部误差均可达到约1%。其中LA-ICPMS分析方法的准确度较低，外部误差可达约4%(Li Xianhua et al., 2015)，SIMS或SHRIMP分析方法的外部误差约0.5% ～ 1.5%(杨亚楠等，2014)。CA-ID-TIMS锆石U-Pb定年方法是目前精确度和准确度最高的定年方法，其单颗粒锆石年龄分析内部误差约为0.1%(2σ)，加权平均年龄内部误差约为0.03%，外部误差也约为0.03%(Bowring et al., 2006；Schmitz and Kuiper，2013)。锆石中的放射性U和Th等元素会对锆石晶格产生放射性损伤，使锆石发生蜕晶化而丢失部分放射性成因铅，导致测试年龄偏年轻(Crowley et al., 2014；Watts et al., 2016；Wu Qiong et al., 2017)。ID-TIMS锆石U-Pb定年方法对锆石进行化学剥蚀前处理，去除晶格损伤部分，大大降低了由于锆石铅丢失而导致年龄偏年轻的可能(Mattinson，2005)。上述U-Pb定年方法中，微区原位定年方法由于实验室建设成熟、样品前处理步骤简单、分析速度快、便于对数据量要求较大的碎屑锆石进行定年等原因，成为目前应用最普遍的U-Pb定年方法。

在石炭纪—二叠纪之交，准噶尔盆地及其周边地区由于活跃的构造运动，火山活动频繁，地层中保存了大量的火山物质沉积和岩浆岩体等(晏文博等，2015)，为利用锆石U-Pb同位素年龄限定该时期地层沉积时代提供了重要研究材料。前人对准噶尔盆地东南缘以及博格达山两侧石炭纪末期至二叠纪地层进行了大量的火山灰锆石U-Pb年代学工作。近年来随着在准噶尔盆地西部风城组取得页岩油重要勘探进展，关于准噶尔盆地西部石炭纪末期至二叠纪地层的锆石U-Pb年龄，尤其是碎屑锆石年代学的报道也显著增多。然而，由于目前已报到的年龄以微区原位锆石U-Pb测试方法为主，该方法缺乏锆石的化学剥蚀前处理步骤，所以通常会导致测得的年龄偏年轻。尤其在碎屑锆石U-Pb年代学的研究中，由于碎屑锆石经历了风化搬运等复杂的地质过程，因风化和蜕晶化而产生铅丢失导致年龄偏年轻的可能性大大增加，样品中单颗粒甚至多颗粒最年轻的碎屑锆石年龄甚至比实际沉积年龄更年轻(Coutts et al., 2019)，这也为地层最大沉积年龄的解释带来了争议。因此在实际解释中，一定要结合地质背景作细致的，留有余地的谨慎分析。

在吐哈盆地西缘，Yang Wan等(2010)利用CA-ID-TIMS和SHRIMP锆石U-Pb定年方法，以及40Ar/39Ar定年方法报道了较系统的二叠纪高精度的年龄，改变了以往对博格达山地区二叠纪地层的时代划分和对比的认识。该研究在大河沿组下段报道的年龄将其划分至宾夕法尼亚亚系最顶部至乌拉尔统阿瑟尔阶(Asselian)中下部；在红雁池组靠近顶界层位的火山灰CA-ID-TIMS锆石U-Pb年龄为281.39 ± 0.10 Ma，将红雁池组和芦草沟组划归到乌拉尔统，大大早于前人认为的瓜德鲁普统(中二叠统)，并揭示在红雁池组和泉子街组之间存在从约280 Ma至265 Ma的显著的地层缺失；在梧桐沟组中部报道的CA-ID-TIMS锆石U-Pb年龄将该组沉积时间限定至乐平世吴家坪期至长兴期早期。

在准噶尔盆地东南缘，前人利用LA-ICPMS锆石U-Pb定年方法进行了大量的火山岩锆石和沉积地层的碎屑锆石年代学研究。来自柳树沟组流纹岩和石英角斑岩的锆石U-Pb年龄为314.0 ± 1.1 Ma和314.9 ± 1.2 Ma，表明柳树沟组属于宾夕法尼亚亚系莫斯科阶(高景刚等，2013，2014)，这也与柳树沟组中的侵入岩年龄298.4 ± 0.76 Ma吻合(顾连兴等，2000)。本文广泛统计了前人在准噶尔盆地东南缘已发表的锆石U-Pb年龄，为了尽可能降低锆石铅丢失而导致的年龄偏年轻，剔除了上述数据中离群的最年轻单颗粒碎屑锆石年龄，并且不采用最年轻的单颗粒或多颗粒锆石加权平均年龄，而以更为保守的数据计算方法——碎屑锆石的最年轻峰值年龄来约束盆地东南缘二叠纪地层的最大沉积时代(图5)。结果表明，祁家沟组、石人沟组、塔什库拉组、乌拉泊组、井井子沟组、芦草沟组、红雁池组、泉子街组、梧桐沟组的碎屑锆石最年轻峰值年龄分别约为308 Ma、306 Ma、305 Ma、306 Ma、298 Ma、290 Ma、285 Ma、306 Ma、274 ± 13 Ma。上述数据表明祁家沟组至乌拉泊组的沉积时间不早于宾夕法尼亚亚纪莫斯科期至卡西莫夫期，井井子沟组的沉积时间不早于乌拉尔世阿瑟尔期，芦草沟组不早于萨克马尔期至亚丁斯克期，红雁池组不早于亚丁斯克期至空谷期。这一地层沉积时代划分结果与Yang Wan等(2010)在吐哈盆地西缘报道的方案基本可以对比。需要注意的是，泉子街组(306 Ma)和梧桐沟组(274 ± 13 Ma)的碎屑锆石最年轻峰值年龄显著老于其下伏地层，可能是由于该时期火山活动不活跃，没有大量锆石结晶，在锆石U-Pb年龄测试中没有获得较年轻的锆石年龄等。

图5 准噶尔盆地东南缘石炭系—二叠系LA-ICPMS碎屑锆石U-Pb年龄统计图(数据来自Yang Wei et al., 2013；Tang Wenhao et al., 2014；Liu Dongdong et al., 2017, 2018；Wang Jialin et al., 2018, 2019；Zhao Rui et al., 2020)Fig. 5 Statistic U-Pb ages of detrital zircons from the Carboniferous—Permian in the southeastern margin of Junggar Basin (Data from Yang Wei et al., 2013；Tang Wenhao et al., 2014；Liu Dongdong et al., 2017, 2018；Wang Jialin et al., 2018, 2019；Zhao Rui et al., 2020)

准噶尔盆地西部风城组上段报道了两个碎屑锆石样品的最年轻峰值年龄，约为278 Ma(路玉，2018)。而Wang Tingting等(2021a)在风城组凝灰岩和凝灰质砂岩中报道的LA-ICPMS方法测得的最年轻锆石U-Pb年龄约305 Ma至296 Ma，较前者报道的年龄老了约20 Ma，反映了风城组巨厚的沉积导致其较长的沉积时间跨度，也可能由于LA-ICPMS的分析误差较大且存在锆石普通铅丢失而导致前者年龄偏年轻，还可能是由于准噶尔盆地西部二叠纪地层存在显著穿时，上述假设还有待进一步研究(图6)。

图6 准噶尔盆地石炭系—二叠系年代地层对比Fig. 6 Chronostratigraphic correlation of the Carboniferous and Permian systems in the Junggar Basin

4 讨论

4.1 准噶尔盆地石炭纪—二叠纪生物地层对比框架

如前所述，准噶尔盆地石炭纪—二叠纪生物地层难以实现高精度的跨区域地层对比。石炭系主要以海相碎屑岩、灰岩以及过渡相碎屑岩为主，二叠系则以陆地湖泊、河流或三角洲相的碎屑岩为主。

盆地南缘的祁家沟组和东缘的石钱滩组发育较完整的海相沉积，产腕足类、牙形类、腹足类、四射珊瑚、苔藓虫、有孔虫、海百合等海相化石。祁家沟组和石钱滩组的腕足类属于Muirwoodiaquadrata组合带，并可进一步划分为Tangshanellakaipingensis—Praehorridoniaqitaiensis下亚带和Rhipidomellamichelinilonga上亚带，属于莫斯科期(王成文和杨式溥，1998)。石钱滩组内的有孔虫化石有两个组合：Monotaxinoides—Plectogyra组合和Tetrataxia—Plectogyra组合(朱荣，1986)。祁家沟组的四射珊瑚为Amplexusqijiagouensis—Cystilophophyllumminor组合(王增吉和俞学光，1989)。

陆相二叠系的研究传统上采用孢粉、脊椎动物、植物、叶肢介、轮藻和介形虫等化石门类进行生物地层对比。准噶尔盆地二叠纪生物地层的系统性研究主要集中在盆地南缘，该区域建立了较为完善的孢粉化石组合带；而脊椎动物化石的发现则主要在乐平统内部；植物化石的保存受岩性和沉积环境的制约，在少数层位比较丰富；轮藻仅在锅底坑组中报道了一个生物群。笔者等根据前文基于已发表碎屑锆石U-Pb同位素年龄的重新评估，并结合传统的生物地层划分重新厘定并更新了研究区二叠系的划分和对比框架。

4.1.1孢粉

孢粉化石是陆相地层划分和对比的常用工具，根据地层中孢粉组合类型的变化，也可以反映当时植被的构成情况。自20世纪80年代以来，准噶尔盆地二叠系的孢粉化石已经开展了大量工作(余静贤等，1986；周统顺等，1997；刘兆生，2000；张璐瑾，2003；侯静鹏，2004；欧阳舒等，2004；Metcalfe et al., 2009；罗正江等，2014，2016；牛晓燕和张奎华，2014)。欧阳舒等(2004)系统总结了该地区二叠系孢粉化石组合带，从老到新划分了9个孢粉组合带。

Striatoabieitesrugosus—Hamiapollenitestractiferinus(SM)组合，主要产自石人子沟组，欧阳舒等(2004)将其归为乌拉尔世早期(阿瑟尔期—萨克马尔期)。结合石人子沟组碎屑锆石最年轻峰值年龄约为306 Ma，笔者等认为SM孢粉组合带可能对应的是石炭纪晚期(莫斯科期—卡西莫夫期)。

Calamosporaliquida—Striatoabieitesrugosus(LR)组合，产于塔什库拉组中、下部，盆地西北缘的佳木河组中的孢粉化石与本组合具有一定的相似性(冯陶然，2017；路玉，2018)。欧阳舒等(2004)认为其时代可能跨乌拉尔世萨克马尔—亚丁斯克期，但根据塔什库拉组下部碎屑锆石最年轻峰值年龄(305 ± 2 Ma)，笔者等认为该组合带时代可能仍属于宾夕法尼亚亚纪(卡西莫夫期—格舍尔期)。

Crustaesporitesspeciosus—Hamiapollenitesopimus(SO)组合，产于塔什库拉组上部至乌拉泊组。罗正江等(2014)在东北缘的金沟组中也报道了相似的孢粉组合，盆地西北缘风城组中产出类似的孢粉化石(周春梅等，2009；路玉，2018)，这3个组的沉积时间可能差异不大。欧阳舒等(2004)认为该组合时代为乌拉尔世空谷早期(Kungurian)，结合上、下地层的年代归属，笔者等认为该组合带可能对应于石炭纪最晚期(Gzhelian，格舍尔期)。

Cordaitinauralensis—Hamiapollenitesparviextensisaccus(UP)组合，产于井井子沟组。欧阳舒等(2004)认为其时代为乌拉尔世空谷期，而井井子沟组碎屑锆石最年轻峰值年龄约为298 Ma，指示其可能对应于石炭系—二叠系界线附近。

Cordaitinauralensis—Hamiapollenitesmutabilis(LM)组合，产于芦草沟组，夏子街组中产出类似的孢粉化石(路玉，2018)。欧阳舒等(2004)认为该组合时代为瓜德鲁普世(中二叠世)早期(Ufimian，在俄罗斯乌拉尔地区相当于空谷期晚期)，而根据芦草沟组碎屑锆石最年轻峰值年龄(约290 Ma)和上覆红雁池组顶部的高精度火山灰年龄(281.39 ± 0.10 Ma)(Yang Wan et al., 2010)，笔者等认为该组合带可能对应于乌拉尔世萨克马尔期。

Acanthotriletesacinaeciformis—Cordaitinaangustelimbata—Urmitesincrassatus(AAI)组合，产于红雁池组。欧阳舒等(2004)认为该组合的时代为瓜德鲁普世中期(Kazanian，相当于Roadian晚期和Wordian早期)。红雁池组顶部的火山灰中测得了高精度的CA-ID-TIMS锆石U-Pb年龄(281.39 ± 0.10 Ma)(Yang Wan et al., 2010)，笔者等认为该组合可能对应于乌拉尔世萨克马尔—亚丁斯克期。

Cordaitinauralensis—Striatoabieitesminor(UM)组合，产于泉子街组，西北缘下乌尔禾组中产出类似的孢粉(路玉，2018)。欧阳舒等(2004)认为该组合时代为瓜德鲁普世末期，而根据Yang Wan等(2010)的分析，泉子街组的时代大致相当于卡匹敦期(Capitanian)，甚至更晚，该组合带可能对应于瓜德鲁普世最晚期或吴家坪期。

Kraeuselisporitesspinulosus—Potonieisporitesturpanensis(ST)组合，产于梧桐沟组，盆地西北缘的上乌尔禾组中产出类似的孢粉(路玉，2018)。梧桐沟组中部报道的CA-ID-TIMS锆石U-Pb年龄(Yang Wan et al., 2010)指示该组沉积时间约为吴家坪期至长兴期早期。

Lueckisporitesvirkkiae—Klausipollenitesschaubergeri(VS)组合，产于锅底坑组中下部(刘兆生，2000；侯静鹏，2004)。锅底坑组时代争议较少，普遍认为该组合带大致对应于乐平世长兴期晚期。

4.1.2脊椎动物

脊椎动物的研究工作集中在准噶尔盆地南缘大龙口剖面以及吐哈盆地北缘，总体包括两个大的类群：鱼类大化石组合和四足动物化石组合。古鳕鱼类化石广泛分布于芦草沟组及相关的富有机质湖相沉积物中，四足动物中水龙兽的首现被视为陆相三叠纪的开始。

彭希龄和吴绍祖(1983)识别出了鱼类大化石Turfania—Tienshaniscus组合。该组合分布于新疆准噶尔和吐哈盆地的芦草沟组、红雁池组、平地泉组和塔尔郎组的油页岩、泥岩中，延限较长。这一组合的化石丰富，但全为古鳕鱼类化石。

准噶尔盆地二叠纪四足动物化石主要发现于芦草沟组、泉子街组、梧桐沟组和锅底坑组。乐平世到早三叠世，四足动物从二齿兽类吉木萨尔兽(Jimusaria)组合演变为水龙兽(Lystrosaurus)组合，其中水龙兽的首现曾长期被视作陆相三叠系的开始(刘俊，2018)，但这一动物群在许多地区的二叠系顶部都已经出现(Botha and Smith, 2020; Gastaldo et al., 2020)。芦草沟组中发现的Urumqialiudaowanensis(六道湾乌鲁木齐鲵)是该区域最古老的二叠纪四足动物化石(刘俊，2018；Liu Jun et al., 2020)。在泉子街组上部—锅底坑组上部发育吉木萨尔动物群(Jimusaria组合)(彭希龄和吴绍祖，1983)，该组合主要包括丰度较大的Jimusaria和少量的Turfanodon(Lucas，2005，2018；Metcalfe et al., 2009；Kammerer et al., 2011)，其中泉子街组中发现二齿兽化石Kunpaniascopulusa(陡壁弓板兽)，但是其系统分类位置仍存在较大争议，难以用于地层对比(刘俊，2018)。锅底坑组上部和韭菜园组中产水龙兽动物群(Lystrosaurus—Chasmatosaurus组合)，锅底坑组中仅发现Lystrosaurus，韭菜园组中两者均有出现。在锅底坑组上部，二齿兽类吉木萨尔兽动物群和水龙兽动物群混生，构成“二叠—三叠纪生物与沉积过渡层”(程政武等，1997)，因此，通常把二叠—三叠系界线置于这一化石带内，也就是锅底坑组上部或者顶部。

4.1.3植物大化石

准噶尔盆地二叠纪植物化石在多个层位中都有发现，自老到新可划分为4个组合，但由于植物化石的延限较长，且长期缺失同位素绝对年龄的约束，每个组合带的具体沉积时代尚难以确定。

Crassinervia—Neuropsis—Zamiopteris组合主要见于下芨芨槽群。该组合开始出现瓦契杉Walchia，鳞杉Ullmannia等松柏纲植物分子，还包括匙叶Noeggerathiopsis和拟肾叶Nephropsis(窦亚伟和孙喆华，1985；黄本宏和丁秋红，1998)。

Callipteris—Supaia—Viatschelvia组合主要见于上芨芨槽群。该组合以真蕨和种子蕨类美羊齿Callipteris，异脉羊齿Comia，Viatcheslavia，Xinganphyllum，鳞片叶Lepeophyllum，科姆斯羊齿Comsopteris，Supaia，鳞叶Lepidophyllum，楔羊齿Sphenopteris等为主，蕨类植物繁盛，科达目的匙叶Noeggerathiopsis虽然还存在，但不如前期丰富。该组合不同程度地出现了一些华夏型的分子，如带羊齿Taeniopteris，蕉羽叶Nilssonia，Pterophyllum等(黄本宏和丁秋红，1998)。该组合中安加拉植物群与华夏植物群开始混生，其中安加拉植物类型有23属43种，华夏植物类型有5属15种(刘陆军等，2019)。

Callipteris—Comia—Inopteris组合与前期的Callipteris—Supain—Viatschelvia组合是渐变过渡的，比较难以明确区分。不过，该组合中真蕨和种子蕨类美羊齿Callipteris和异脉羊齿Comia比前期组合更加丰富多彩，种的分异度非常高，有的层位可以出现成层的叶(黄本宏和丁秋红，1998)。另外，在该组合里可见蕉羽叶Nilssonia，Schizomeura等中生代类型植物。

4.1.4其他门类

除上述孢粉、脊椎动物和植物三大门类外，准噶尔陆相二叠纪生物地层研究工作还包括叶肢介(Liu Shuwen，1994)、轮藻(卢辉楠和罗其鑫，1984)、腹足类(余汶和朱祥根，1990)和介形虫(庞其清和金小赤，2004)等，这些门类的研究目前仅限于盆地南缘的乐平世地层中，因此，在此节一并讨论。

梧桐沟组(狭义)和锅底坑组中发育丰富的叶肢介化石，特别是锅底坑组下部可见明显的“芝麻饼层”(程政武等，1997)，含大量叶肢介化石。Liu Shuwen(1994)在大龙口剖面晚二叠—早三叠地层中识别出了三个叶肢介化石组合：Polygrapta组合(梧桐沟组上部)、Falsisca—Cornia—Cyclotunguzites组合(锅底坑组中部)和Falsisca—Cyclotunguzites组合(韭菜园组下部)。Liu Shuwen(1994)曾将二叠—三叠系界线置于第二个组合带底部，即锅底坑组下部；而后Kozur(1998)认为其第二组合带中的Cornia属其实是典型的二叠纪属种Megasitum和Bipemphigus。此外，Kozur(1998)在同一个层位还报道了另一个二叠纪属Tripemphigus，因此，他认为二叠—三叠系界线仍应该放在水龙兽首现的层位。然而，根据南非Karoo盆地的精细研究，水龙兽首现的层位实际上低于二叠—三叠系界线(Gastaldo et al., 2020)。

轮藻化石仅在大龙口沟小龙口组(相当于梧桐沟组上部)中有一个报道(卢辉楠和罗其鑫，1984)。该轮藻化石群产自该组的泥灰岩薄层中，仅由一个孔轮藻属Paracuneatochara组成，是我国乐平世轮藻化石的重要类群之一。主要分子包括Paracuneatocharabellatula，P.bellatulalonga，P.jimsarensis，P.elliptica，P.xinjiangensis，P.sp.等。

腹足类化石与上述轮藻化石产自同一层位，余汶和朱祥根(1990)报道了共2属、3种非海相腹足类化石，包括Xinjiangospirarotundata，X.cf.gondwanica和Bernicia?jimsarensis。该腹足类化石组合可与南非卡鲁盆地Madumabisa Shale层进行对比，时代为乐平世。

介形类化石可分为四个组合：Darwinuloidespuris—Tomiellaincondita组合分布在上芨芨槽群，包括乌拉泊组、井井子沟组、芦草沟组和红雁池组等地层中；Panxianiareticulata—Darwinulataoshuyuanensis组合发育于梧桐沟组和泉子街组等层位(蒋显庭等，1995)；Panxianiareticulata—Darwinuloidescirculata—Darwinulaparallela组合分布在锅底坑组中下部；Darwinularotundata—D.gloria—D.pseudooblonga组合分布在锅底坑组上部的紫红色泥岩和粉砂质泥岩中(庞其清和金小赤，2004)。

4.2 准噶尔盆地石炭纪—二叠纪地层对比新格架

综上所述，在绝对年龄约束下对准噶尔盆地石炭纪—二叠纪地层对比框架重新厘定，在修正的地层时间综合框架下可识别一致的全盆地沉积演化模式(图6)。宾夕法尼亚亚纪巴什基尔期—莫斯科期，盆地三大地层分区均发育一套碰撞后伸展环境下的双峰式火山岩建造(柳树沟组、佳木河组和巴塔玛依内山组)；莫斯科期—格舍尔期早期则均表现为海相沉积特征，产较为丰富的海相生物化石(祁家沟组、奥尔吐组、石钱滩组、金沟组)，盆地西北缘则可能缺失这一阶段的沉积物；格舍尔期—阿瑟尔期，盆地南缘由海相碎屑岩(石人子沟组和塔什库拉组)过渡为陆相碎屑岩(乌拉泊组和井井子沟组)，东北缘则表现为金沟组到将军庙组的过渡，西北缘风城组形成于受海水影响的碱湖环境中，但并没有典型的海相腕足类、珊瑚类、双壳类等化石，与石人子沟组、金沟组下部等含海相层位有明显区别，因此时代可能稍晚；萨克马尔期—亚丁斯克期是盆地内最主要的烃源岩发育期，三大地层分区内的暗色富有机质泥页岩(芦草沟组、红雁池组、平地泉组和下乌尔禾组)均形成于这一阶段；空谷期—卡匹敦期，盆地各区域均有长时间的沉积缺失；吴家坪期—长兴期，盆地三大地层区均发育陆相粗碎屑岩沉积(泉子街组、梧桐沟组、上乌尔禾组)，有机质含量降低；二叠纪最晚期，盆地南缘发育湖泊相细碎屑岩沉积(锅底坑组)，东北缘的梧桐沟组(广义)顶部可能与其相当，而西北缘则可能缺失该阶段沉积。

需要说明的是，精确的地层界线尚难以确定。宾夕法尼亚亚纪的双峰式火山岩建造大多形成于巴什基尔期—莫斯科期，结合上覆地层的海相化石的时代约束，笔者等暂将巴什基尔阶—莫斯科阶界线置于柳树沟组、佳木河组和巴塔玛依内山组顶部。石炭系—二叠系界线大致位于风城组、乌拉泊组和金沟组之内，具体层位还需要进一步的工作。由于盆地内缺失空谷阶—卡匹敦阶，三大地层分区均出现可对比的沉积不整合面(分别位于红雁池组—泉子街组、平地泉组—梧桐沟组和下乌尔禾组—上乌尔禾组之间)。瓜德鲁普统—乐平统界线大致位于泉子街组下部和上、下乌尔禾组之间。二叠系—三叠系界线则位于南缘的锅底坑组下部和东北缘的梧桐沟组(广义)顶部(图6)。

准噶尔盆地与邻区的石炭纪—二叠纪地层也可进行大致的对比。吐哈盆地北部的博格达山南缘地层区与准噶尔盆地南缘基本可以对比，在本文研究时间段，博格达山尚未隆起，吐鲁番盆地与准噶尔盆地为连通的沉积区(Carroll et al., 1995；Yang Wan et al., 2010；Wang Jialin et al., 2018)。中哈边境的吉木乃—斋桑盆地也可与准噶尔盆地西北缘地层序列进行大致对比。吉木乃地区的哈尔加乌组发育典型的双峰式火山岩建造，与柳树沟组、佳木河组和巴塔玛依内山组相似；卡拉岗组发育浅湖相暗色泥岩，从时间上考虑可能与风城组时代相近，但卡拉岗组形成于淡水湖泊环境，微缺氧(冯杨伟等，2021)，与风城组环境背景不同，需要开展后续工作。斋桑盆地发育两套烃源岩，分别是阿钦赛组暗色泥岩和麦恰特组黑色油页岩，但是这两套烃源岩的年代归属缺乏直接有效的证据(朱祥峰等，2017；冯杨伟等，2021)。值得注意的是，斋桑盆地的麦恰特组和阿考尔康组之上也发育一个大不整合面，这很可能与准噶尔盆地红雁池组、平地泉组和下乌尔禾组之上的不整合面进行对比。从区域地质演化和沉积环境变迁的角度可以将麦恰特组和阿考尔康组大致与平地泉组、芦草沟组和红雁池组、下乌尔禾组进行对比，而阿钦赛组则很可能是与风城组同时期形成的烃源岩(图6)。

5 总结、存在问题和展望

准噶尔盆地的石炭纪—二叠纪是古亚洲洋西缘演化的关键阶段，记录了盆地海—陆转换的完整过程。二叠系是重要的烃源岩和储集层，各区域的湖相沉积层位中都获得了油气勘探突破，其中南缘吉木萨尔凹陷和西北缘玛湖—沙湾凹陷已经成为新疆油田的主力产油区。然而不同区域的地层对比一直是油田勘探开发面临的一大难题，特别是西北缘的风城组和南缘的芦草沟组烃源岩的对比关系始终悬而未决。

本文以锆石U-Pb年龄为约束，结合生物地层划分，重新厘定并更新了准噶尔盆地石炭纪—二叠纪地层框架及其对比关系。盆地内三大地层分区均发育一套碰撞后拉张背景下的双峰式火山岩建造，时代为宾夕法尼亚亚纪巴什基尔期—莫斯科期。盆地西北缘的风城组可能跨石炭系—二叠系界线，上、下乌尔禾组之间存在较大的沉积间断，其中下乌尔禾组属于乌拉尔统，而上乌尔禾组则为乐平统。需要注意的是，西北缘的风城组是盆地内该时期唯一的一套烃源岩层系，其他区域均未发育相似的沉积物，这可能指示风城组形成于局限的湖盆环境，也可能是地层对比中存在问题，需要着重开展后续工作来解决这一问题。东北缘的金沟组可能跨石炭系—二叠系界线，将军庙组、平地泉组为乌拉尔世沉积，泉子街组很可能是乐平世早期沉积，梧桐沟组属于乐平统。盆地南缘的石人子沟组、塔什库拉组、乌拉泊组下部可能都属于宾夕法尼亚亚系顶部沉积，红雁池组和芦草沟组属于乌拉尔统，红雁池组与泉子街组之间有大约15 Ma的沉积间断有待于及进一步验证，梧桐沟组沉积时代为乐平世吴家坪期—长兴期，锅底坑组跨二叠—三叠系界线或者全部属于二叠系。

陆相地层的年代地层对比存在诸多限制，常用的生物地层划分，如孢粉、脊椎动物和植物化石等门类延限较长。此外，化石保存条件的限制和不同区域、不同门类研究工作的深入程度都为建立可靠的地层对比框架构成障碍。锆石U-Pb年代学可以限制地层沉积物的绝对年龄，但不同的分析方法、不同的样品会产生程度各异的误差。沉积物中成层的火山灰是最优的定年材料，碎屑锆石则往往会经历复杂的地质过程，由于铅丢失产生虚假的偏年轻的年龄。LA-ICPMS分析方法可能会产生高达5%(内部加权平均误差为1%，外部误差可达4%)的误差；SIMS/SHRIMP方法则可具有1.5%～3.5%的误差；ID-TIMS是目前最为精确的定年方法，其定年误差可限制在0.06 ‰。

准噶尔盆地的二叠纪地层，特别是风城组、芦草沟组和平地泉组烃源岩中发育大量的凝灰质沉积和火山灰薄层，这些沉积物有希望通过CA-ID-TIMS分析获得高精度的同位素年龄，为正确理解准噶尔盆地二叠纪烃源岩形成、演化和分布规律提供支撑，并建立更为可靠的准噶尔盆地石炭纪—二叠纪地层划分和时间对比框架，加深对古亚洲洋海—陆转换地质事件及油气地质意义的理解。

致谢：感谢两位审稿专家和刘志强编辑提出的宝贵意见。

注 释/Note

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(The literature whose publishing year followed by a “&” is in Chinese with English abstract; The literature whose publishing year followed by a “#” is in Chinese without English abstract)

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