目前，柴达木北缘已发现的具一定规模的油气藏多为侏罗系生、第三系储的次生油气藏。构造因素自然是第三系次生油气藏形成的主控因素，但储层存在与否、储层与中和下侏罗统烃源岩的配置关系、储盖组合特征也是油气藏形成并具一定规模的重要因素。因而以层序地层划分及对比为基础，研究第三系的充填演化特征、储集体分布及生、储、盖的配置，对于寻找第三系次生油气藏十分重要。
一、钻井层序地层划分
根据录井剖面和测井曲线组合系列（自然电位、电阻率、自然伽马）特征可将老第三系划分为7个长期基准面旋回（图 3-4）。其大致相当于第三系传统地质分层上的“组”，但具体分层界线有较大区别。
LSC1（相当于路乐河组E1+2l）：底界面为与下伏中生界不整合面；顶界面为较明显的河道下切冲刷面；底界面之上底砾岩发育，以厚层砂砾岩发育为特征。该层序下部以砂砾岩为主，上部变细，为含砾砂岩与砂质泥岩或砂岩、粉砂岩与泥岩互层。内部沉积作用的旋回性十分清楚，每个旋回均表现为冲积扇的退积作用。总体表现为由于冲积扇辫状河的叠置退积作用形成的明显正旋回，反映由于盆地基底沉降造成基准面的区域抬升。电性总体特征为：下部表现出显著的高阻、低自然伽马特征，向上电阻逐渐降低、自然伽马值增高。可大致分为两段：上段为起伏不大的平直段，是上部泥质岩增多的反映；下段起伏较大，表明粗碎屑岩层增加。至底部100～200 m出现高阻层段，为E1+2底部厚层砂砾岩发育的反映。
图3-4 深86井第三系层序地层划分与生储盖组合分析综合图
LSC2（相当于下干柴沟组下段E3x1）：该界面底部河道下切作用明显，顶界面为较明显的河道冲刷作用产物。底界面之上在北缘地区普遍发育一套砂砾岩（粒度总体向上变细），或砂泥岩薄互层，或以泥岩、砂质泥岩为主夹砂、粉砂岩。颜色以棕红色为特征。盆地边缘地带上部则为砂砾岩与砂质泥岩不等厚互层。该旋回主要形成于辫状河道与辫状河道溢岸相沉积作用。电性特征：底部砂砾岩对应明显的高阻层，向上电阻率值逐渐减小。古生物：E3x1顶部附近出现标准化石光滑南星介。
LSC3（大致相当于下干柴沟组上段 E3 x2）：该旋回底界面在潜西、马海与南八仙地区以明显河道作用为特征，其上发育厚层砂砾岩夹泥岩或与泥岩不等厚互层。在冷湖地区河道作用减弱，有时表现为与下部旋回沉积作用的转换面。该旋回砂岩层较下部旋回相对发育，为较厚层砂砾岩与泥岩不等厚互层或以砂砾岩为主。电性：底部发育中、高阻、低自然伽马段（数十米），向上电阻降低、自然伽马值增高（潜西地区）。冷湖四、五号地区岩性变细，但该界面上部电阻率值也明显高于其下伏地层（如冷科1井、深86井等）。南八仙、马海与北陵丘地区自然电位表现出高渗透层集中发育特征。该旋回常含有干柴沟组常见的轮藻组合：中华梅球轮藻-杨氏厚球轮藻组合及青海扁球轮藻亚组合。如南八仙地区该旋回中青海扁球轮藻、中华梅球轮藻、微小钝头轮藻、红三旱培克轮藻、梨形克氏轮藻、长卵形粒形轮藻集中发育。
LSC4（大致相当于上干柴沟组N1s）：该旋回底界面在潜西地区、南八仙为河道下切作用产物，其上发育厚度不大的砂砾岩与泥岩互层段，向上粒度变细，以基准面上升半旋回为主。电阻值低于下部旋回，呈台阶状降低。在近盆地中心地区由于岩性变细，界面不太清楚。但该旋回多为全井较细粒段，颜色也相对较深，出现滨浅湖相灰或浅灰色泥岩层（如鄂2井、冷科1井、陡2井等）。有时要靠古生物介形类组合（如中星介、隆壳半美星介和轮藻组合）与岩性特征综合确定。如南八仙地区，该旋回常含半美星介，底界面附近开始出现青海扁球轮藻、张巨河东明轮藻。
LSC5（大致相当于下油砂山组N2y1）：底界面之上多为河道作用相对发育段。整体也为各井岩性相对较细层段。近中心的钻井表现为泥岩与粉砂岩、砂岩薄互层，下部颜色较深，出现滨浅湖相灰色泥岩发育段（如鄂2井、葫深1井等）。与下伏旋回不同，该旋回多为对称旋回（即下降半旋回发育），表明盆地坳陷作用开始减弱。
LSC6（大致相当于上油砂山组N2y2）：底界面多位于电阻较明显的抬升处。在边缘或物源供给充分区，该界面有时表现为岩性、电性特征反映出的地层叠加样式的转换（如昆1井、陡2井等）。近中心部位岩性较细，电阻率稍低于下伏旋回。
LSC7（相当于狮子沟组N2s3）：北缘地区钻遇该旋回的井较少。钻遇井电性特征也不太明显，主要根据地震、岩性等资料综合确定。边缘部位底界面表现出明显的不整合特征，界面之上厚层砾岩发育（如昆1井）。近盆地中心部位岩性细，底界面多位于电阻较明显的抬升处（如北1井）。
二、地震层序地层划分
盆地北缘第三系内部各组地层在北缘主体部位多为整合或假整合接触关系，仅在边缘地区才能确定界面之间的接触关系。第三系主要发育的地震反射界面有以下几个：
TR：为第三系底界面，特征清楚（前已述及）。
T5：为路乐河组（E1+2l）与下干柴沟组下段（E3x1）之间的界面，能量强，连续性好。全区稳定，易于识别、追踪，是E3x1底部的砂砾岩与下伏砂泥岩间的反射，为区域的平行不整合界面。
T4：为下干柴沟组上、下段（E3x2和E3x1）之间的界面，该界面特征不太清楚。主要根据钻井剖面上的界面标定，为一规模较大的进积和退积作用的转换面。
T3：为下干柴沟组上段（E3x2）和上干柴沟组（N1s）之间的界面，能量中等。连续性较好，与上、下地层平行，为一整合界面。
T2：为上干柴沟组（N1s）和下油砂山组（N2y1）之间的界面，能量不强。连续性中等，与上、下地层平行，为整合界面。
T′2：为下油砂山组（N2y1）和上油砂山组（N2y2）之间的界面，能量中等。连续性较好，为与上、下地层平行的整合界面。
T1：为上油砂山组（N2y2）和狮子沟组（N2s3）之间的界面，由2～3个连续的强相位组成。全区稳定，易于识别追踪。界面上、下见有上超和削截现象，为局部的不整合面。
T0：为狮子沟组（N2s）和第四系（Q）之间的界面，有一组连续的强反射。全区稳定，易于识别追踪，可见界面下的削截和界面上的上超现象，为一区域的不整合面。
根据上述8个界面，可将第三系划分为7 个地震层序。根据井-震对比，分别对应钻井 LSC1、LSC2、LSC3、LSC4、LSC5、LSC6、LSC7旋回。
上新世末期的晚期喜马拉雅构造运动幕使柴达木盆地结束了坳陷发展阶段，盆地褶皱上升，第三系遭受不同程度剥蚀，因此盆地北缘第三系保存程度区域差异性十分明显。如冷湖构造带，地层保存程度明显不一：第三系自西北向东南层位逐渐变新，保存程度变好；南八仙地区中新统N2y2以下地层均得到保存；红山断陷E3以上地层多被剥蚀；马海构造上升盘仅保存部分N1及以下地层。鉴于上述，地层对比多选择在地层保存程度相近的二级构造单元内。至于较高分辨率层序地层对比，由于受钻井分布的不均匀性（区域钻井稀少）、地震资料品质差、高分辨率地震资料缺乏等条件的限制，仅在二级构造单元内或相邻构造单元之间进行。
以钻井、测井、地震资料为基础，通过层序界面的识别并与临近构造单元的钻井反复对比，提供了北缘地区主要钻井分层数据表。
三、第三系地层层序的建立
根据钻井层序地层与地震地层划分结果，将北缘地区新生界划分为两个构造基准面旋回。构造基准面旋回的形成与发育与盆地构造-沉积演化阶段相对应，一般以区域分布的不整合为界。其内部又可进一步划分为7个长期基准面旋回。长期基准面旋回的形成与地区性或局部构造运动有关，或以局部不整合为界或表现为较明显的沉积作用转换面。其内部又可以划分出更次一级的基准面旋回，这里称其为“中期基准面旋回”。中期旋回的形成与发育除与局部构造运动或断裂活动有关外，还受沉积物补给量变化的制约，因而常表现为沉积体的进积或退积作用。旋回特征在构造单元的边缘地区尤为明显。上述多级次基准面旋回运动，导致与其相对应的多级次沉积旋回的形成（表3-2）。
表3-2 第三系地层层序划分
（1）下部构造旋回：形成于早期喜马拉雅运动构造幕。旋回底界面为晚期燕山运动形成的第三系与中生界之间广泛发育的削截不整合。顶界面为早期喜马拉雅运动形成的渐新统（E3）与古始新统（E1+2）之间的不整合，在北缘地区多表现为假整合。该构造旋回发育于柴达木盆地中、新生界盆地性质的转换期，由长期基准面旋回LSC1（路乐河组E1+2l）构成。总体分布特征，表现为对中生代末期构造运动造成的古地形的填平补齐作用。内部又可以识别出4个中期基准面旋回，中期旋回在同一构造单元或相邻构造单元同一沉积体系中可以对比。
（2）上部构造旋回：形成于喜马拉雅运动中期。底界面为与下伏旋回之间的假整合界面，顶界面为晚期喜马拉雅运动形成的第四系（Q1+2）与上新统（N2s）之间的削截不整合。该旋回形成于盆地整体坳陷作用期，表现为一个大规模的对称旋回。由长期基准面旋回LSC2（下干柴沟组下段E3x1，其内部又可以进一步划分出两个中期基准面旋回）、LSC3（下干柴沟组上段E3x2）、LSC4（上干柴沟组N1s）、LSC5（下油砂山组N2y1）、LSC6（上油砂山组N2y2）和LSC7（狮子沟组N2s）组成。基准面上升期由下干柴沟组上段E3x2与上干柴沟组N1s组成；基准面下降期由下油砂山组N2y1、上油砂山组N2y2与狮子沟组N2s组成。基准面上升与下降的转换位置约发育在N1s上部～N2y1下部。
四、沉积体系与储层分布
自古始新世以来，印度板块与亚洲板块接触、碰撞所形成的喜马拉雅运动及其构造幕（喜马拉雅运动早、中、晚期）使柴达木盆地第三纪湖盆的沉积演化经历了发生、发展、消亡三大阶段。老第三纪古、始新世—渐新世沉积早期：印度板块开始向欧亚板块俯冲，昆仑山与阿尔金山强烈抬升，盆地基底沉降。在早侏罗世断陷盆地填平补齐后，沉积范围扩大，老第三纪湖盆开始发育。古新世—始新世早期，由于气候干旱，盆地北缘和西部地区均沉积了一套以红色粗碎屑岩为主的沉积建造。始新世中晚期—渐新世、中新世沉积时期：气候略变潮湿，盆地坳陷作用增强，湖盆水域范围明显扩大，在昆仑山与阿尔金山的夹持地带形成了盆地的沉降中心与沉积中心，盆地西部的茫崖坳陷发育了以厚层灰色泥岩、钙质泥岩、泥灰岩为主的较深水湖相沉积。与此同时，盆地北缘边缘地区老第三纪沉积了一套以洪积-冲积边缘相为主的地层，以红色为主，岩性相对较粗。进入中新世后，盆地沉积中心才向东、向北迁移。因而，北缘地区中新统明显变细，以河流冲积平原相为主，近盆地中心位置则发育滨浅湖相。中新世晚期—上新世沉积时期：湖盆开始收缩，盆地西部和北缘地区沉积中心明显向东迁移。西部沉积了一套含膏盐类的湖相蒸发盐建造，北缘则形成逐渐向上变粗、冲积相为主的沉积序列。至第四纪沉积时期，盆地沉积中心已转移到东部三湖坳陷区。
北缘第三纪沉积时气候较为干旱，沉积古地形总体表现为向南倾的缓坡，因而广泛发育以河流-洪泛平原红色碎屑岩为主的沉积，局部出现滨浅湖相。根据地质、测井、地震资料为基础的沉积相综合分析，在北缘识别出受北部山系补给控制的五大物源体系，分别是来自西北方向经昆1井的冲积扇体系（该物源体系影响范围较局限）；以小赛什腾山为物源的冲积扇-辨状河沉积体系（主要发育并影响潜西、冷湖三、四、五号地区）；以赛什腾山为物源的冲积扇-辫状河沉积体系（其前缘部位可达冷湖五、六、七号及以南地区）；发育在赛什腾山东侧、经尕西地区进入盆地的河流-冲积平原-三角洲沉积体系；可能以绿梁山为物源区、经尕丘南及至马海地区的河流-冲积平原-三角洲体系（在第三纪早期为冲积扇体系，构成马海、南八仙、北陵丘地区的物源补给）。上述几大物源体系在第三纪中早期多继承性发育，由此控制着北缘中西部地区不同时期储集体的时空展布。
1.路乐河组（LSC1）沉积体系与储层分布
该组地层厚度自赛什腾山前地带向西南方向北缘主体部位逐渐加厚。冷湖构造带以北最大厚度为500～1400 m左右，在昆特依凹陷以南的鄂博梁-葫芦山一带厚度可达2000 m。
该时期为第三纪坳陷作用早期，气候干旱，沉积体系以冲积扇、辫状河-洪泛平原为主。近山前地带主要为冲积扇体系，如潜西地区。扇前方辫状河-洪泛平原体系发育，如冷湖四和五号地区、南八仙、马海地区。鄂博梁二、三号地区岩性较细，主要为洪泛平原相沉积。该组地层纵向上表现为大套棕褐色或棕红色砂质泥岩、泥岩与棕红色砂砾岩不等厚互层沉积。整体表现为粒度下粗上细，但内部具显著的旋回性特征。由于盆地整体处于沉降早期，冲积扇的退积叠加特征明显，特别是在盆地近边缘部位。从潜西地区与冷湖构造四号对比剖面中（潜深11井-潜参2井-赛深1井-深86井-深17 井）可以清楚地看出该时期沉积特征。
该组地震反射特征表现为：下部为一套连续、强振幅地震相，根据井-震标定结果应代表一套砂砾岩为主的辫状河沉积；上部为一套较连续、弱反射地震相，反映为一套泥质为主的洪泛平原沉积。盆地边部发育有冲积扇体，在地震剖面上表现为前积反射特征（230测线）。
上述沉积特征决定路乐河组沉积时期除北缘中心部位岩性较细外，大部分地区岩性较粗。储层主要成因类型为冲积扇碎屑岩、辫状河道和扇缘席状砂等。冲积扇砂砾岩体主要分布在潜西地区、赛什腾山前缘地带；冲积扇辫状河砂砾岩体分布在冷湖三、四、五号地区；辫状河道与溢岸砂砾岩体主要分布在南八仙-马海地区。储层物性也差，如潜深11井孔隙度一般为8.2%～12.2%；渗透率最小3.8×10-3μm2，最大162.7×10-3μm2，一般为11.9×10-3μm2～34.6×10-3μm2。为低孔低渗储层。
2.下干柴沟组（LSC2+LSC3）沉积体系与储层分布
与下伏路乐河组相比，下干柴沟组地层最大厚度分布区向北迁移。总体在向南缓倾的斜坡背景下厚度由北向南加厚。冷湖构造带以北斜坡地形十分平缓，地层厚度1000～1600 m。最大厚度分布在昆特依凹陷和冷湖六、七号以南及鸭湖以北的地区，达2000～3000 m。
（1）下干柴沟组下段（LSC2）沉积体系与储层分布。基准面上升时期表现为冲积扇体系的退积作用，粒度粗，但相带较窄。基准面下降期冲积扇的进积作用较强，对盆地粗粒陆源碎屑供应显著增强。由于气候较干旱，研究区除边缘地带冲积扇发育外，大范围内仍为辫状河-洪泛平原沉积，基本不发育湖区。由于较大水系不发育，河流溢岸频繁，洪泛平原沉积作用明显，为大套红色泥质岩夹砂岩、粉砂岩沉积。该时期发育的冲积扇体系主要分布在昆特依凹陷石深 15-昆 1 井井区、小赛什腾山前缘潜西-冷湖四号地区（172 测线），以及赛什腾山东段山前（230测线上前积反射）和马海地区东侧（85320 测线上见前积反射）。其余大部地区为辫状河流-洪泛平原沉积（鄂 3 井 3071 m洪泛平原；潜参 1 井1333 m洪积扇；北1井3673 m辫状河道）。沉积体系特征决定该组沉积物较下伏地层粒度细。储层仍以辫状河道砂岩为主，但主要分布在该区。
（2）下干柴沟组上段（LSC3）沉积体系与储层分布。盆地气候略转潮湿，盆地基底持续沉降，在阿尔金山和昆仑山山前强烈沉降的西部地区湖区范围扩大，并出现水体较深的微咸水湖区。盆地北缘南部也见湖区，但水体较浅，以滨浅湖为主。如鄂博梁地区沉积了一套以紫灰色或灰色泥岩和砂质泥岩、灰色或棕色粉砂岩和泥质粉砂岩为主，夹少量灰色泥灰岩、灰质砂岩及砂质灰岩沉积，偶见炭质泥岩、泥质白云岩。盆地边缘地带（如昆1井井区、小赛什腾山前缘的潜西地区、赛什腾山东段山前地带）继承性发育冲积扇。扇体之间及扇体与湖相沉积之间为辫状河-洪泛平原发育区，局部低洼处出现泛滥盆地（如鹊参1井井区）。盆地东侧则出现来自东北方向的大型河流-冲积平原体系，并在南八仙地区入湖形成三角洲（仙3井2900～2910 m）。地震相与钻井相分析表明，河流分别从东北和偏东两个方向进入湖区。河流具曲流河-低弯度河特征（1001 测线）（马参 1-仙 3 井对比图）。北陵丘地区由于湖水对入湖砂体的改造作用而形成滨浅湖-沙滩（北1井）。
图3-5 柴北缘西段下干柴沟组下段（E3x1）沉积相分布示意图
图3-6 柴北缘西段下干柴沟组上段（E3x1）沉积相分布示意图
图3-7 柴北缘西段上干柴沟组上段（N1s）沉积相分布示意图
3.上干柴沟组（LSC4）沉积体系与储层分布
北缘该组沉积厚度一般为1000～1800 m。冷湖构造带上地层厚度较薄为800～1000 m，向南北两侧增厚，最大厚度区仍为昆特依凹陷和冷湖六、七号以南地区。
该组沉积物粒度较下伏地层明显变细。湖盆范围进一步扩大，为柴北缘第三纪的最大湖泛时期。滨浅湖湖区主体部位与下干柴沟组沉积时期大致吻合，但进一步向北、东扩展，主要发育在昆特依凹陷中东部、巴龙马海湖及南八仙、马海地区。东部大型河流三角洲体系继承性发育，南八仙的河流三角洲沉积也进一步向北东方向退缩至马海凸起西南部。南八仙地区出现三角洲与滨浅湖交替沉积（仙3 井1920 m，仙9 井1710 m）（951183测线N1 具三角洲前积反射特征、961177测线上272～276桩号之间具典型的水下网状河道地震反射特征）。三角洲的分布范围广，且水上三角洲部分发育（1183 河流冲积平原与水上三角洲具不同的地震反射特征）。北陵丘-南八仙附近仍发育有滨湖滩砂沉积。中北部的西段北侧边缘部位发育的冲积扇体进一步向后退缩，扇体之间及扇体与湖相沉积之间仍为辫状河-洪泛平原发育区，局部为泛滥盆地。研究区北东部仍为大面积的河流-冲积平原发育区，地震剖面上见曲流河沉积的透镜状、叠瓦状、S 形斜列的反射特征（811001 测线288～300桩号之间为曲流河反射）。
4.下油砂山组（LSC5）沉积体系与储层分布
该组地层分布总体特点是西薄东厚，中部构造带部位薄，南北两侧厚。冷湖三、四号构造和五号构造西端下油砂山组被剥蚀，冷湖六、七号至南八仙构造沉积也较薄，约600～1000 m。较大厚度区分布在冷湖七号-南八仙构造南北两侧，北侧厚度1000～1400 m，南侧1000～2000 m。
下油砂山组沉积早期北缘仍有湖区发育，分布范围仍在冷湖构造带和南八仙以南地区，但湖区面积略有缩小，湖盆范围向南迁移。湖区主体大致分布在鄂博梁、葫芦山、鸭湖和南八仙地区及以南地带。南八仙地区自渐新世以来长期发育的河流-三角洲作用减弱，逐渐被洪泛滨浅湖相及至近岸冲积平原相所代替。该组沉积晚期湖盆充填作用明显，盆地边缘相向中心推进，如冷湖六号地区冲积扇-辫状河的进积作用十分明显。
中新世中期以后，在青藏高原的持续隆升中盆地西部基底上升幅度相对较大。在总体由西北向东南缓倾的古地形背景上，上油砂山组地层厚度向东南方向加厚，一般厚度600～1500 m。在赛什腾凹陷东部和冷湖六号、七号以南有两个大厚度分布区，地层厚可达2000 m。
至狮子沟组沉积时期，地层厚度仍呈西北薄东南厚的特点。一般厚度 400～1000 m。最大厚度1600～1800 m。由于北缘西北端的进一步抬高，最大厚度分布区向东南方向迁移，分布在赛什腾凹陷东部和冷湖七号-南八仙一线以南地区，可达1800 m厚。冷湖构造带上该组地层全部剥蚀。
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