塔里木盆地是周缘多次遭受褶皱和冲断等构造破坏后残余下来的相对稳定的地区。泥盆纪末, 海西早期运动导致石炭系角度不整合于下伏志留— 泥盆系上。自石炭纪开始盆地进入被动大陆边缘发展时期, 是继奥陶纪后的第2次大的海侵期, 海水自西向东入侵, 沉积了1套碳酸盐岩与碎屑岩混积的地层。至晚石炭世, 受海西期构造运动影响, 盆地强烈挤压和隆升, 导致海水自东而西相继退出, 塔里木台盆的面貌开始发生巨大变革。至早二叠世末, 海水全部退出盆地, 从而结束了碳酸盐岩与碎屑岩混积的局面(丁文龙等, 2008)。

巴楚— 麦盖提地区位于塔里木盆地西部, 是海侵最先影响到的地区。在海平面频繁升降的过程中, 在有陆源碎屑供给的地区沉积了1套碎屑岩和碳酸盐岩互层的沉积层序。该地区石炭系广泛发育硫酸盐韵律层, 体现了古气候变化具有旋回性(肖传桃和潘云唐, 1999)。研究区包含巴楚— 麦盖提地区亚松迪和巴什托2个区域(图 1), 相对其他区块研究程度较高。麦盖提斜坡和巴楚隆起的石炭系地层发育较齐全, 自下而上划分为巴楚组、卡拉沙依组和小海子组(图2), 卡拉沙依组缺失砂泥岩段。碎屑岩由3个泥岩段组成, 下泥岩段的陆源碎屑含量较高, 中泥岩段含较多硫酸盐类和碳酸盐类, 而上泥岩段的灰质含量较高。巴探3井巴楚组下泥岩段取心较完整, 图2以该井为例, 详细描述了石炭系的岩性特征。下泥岩段具有明显的陆源碎屑和碳酸盐的混积现象, 并且石膏/硬石膏含量较高。受古地形影响, 硫酸盐(石膏/硬石膏岩)主要发育在古地势较高的巴什托区块的中泥岩段和下泥岩段, 而位于巴楚隆起的亚松迪区块上硫酸盐较少。

图1

Fig.1

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	图1 塔里木盆地巴楚— 麦盖提地区位置Fig.1 Location of Bachu-Makit area in Tarim Basin

图2

Fig.2

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	图2 塔里木盆地巴楚— 麦盖提地区石炭系地层柱状图(以巴探3井为例)Fig.2 Stratigraphic column of the Carboniferous in Bachu-Makit area in Tarim Basin(Taking Well BT3 as an example)

国内对混合沉积物的定义有狭义和广义之分, 狭义上是指在同一沉积环境背景中陆源碎屑与碳酸盐结构上混合组成的混合沉积物— — 混积岩, 而广义上是指 “ 纯” 的陆源碎屑与碳酸盐沉积物的互层、夹层及横向相变— — 混积层系(张锦泉和叶红专, 1989; 沙庆安, 2001b)。国内一般使用陆源碎屑一词, 而国外常使用硅质碎屑一词, 着重于石英及其他硅质矿物, 这就涉及到陆源碎屑中的泥与碳酸盐的混合是否应当归入混合沉积的范畴。虽然泥与碳酸盐组分上的混合十分常见, 但却体现了物理作用和生物化学作用同时存在。通常认为, 陆源碎屑与碳酸盐的混合沉积实际上就是物理和生物化学共同作用的产物(蔡进功和李从先, 1994)。因此, 泥与碳酸盐组分的混合应当属于混积岩。混积岩与浊积岩、风暴岩的命名方法不同, 浊积岩和风暴岩指一套岩石组合, 能够体现其成因含义, 而混积岩是一类多成因、结构上混杂的岩石(李祥辉, 2008), 无法以单一因素定名。混积岩的研究侧重于岩石类型, 受到物源供给、碳酸盐产率等因素控制, 而混积层系的研究更侧重于岩性组合, 与海平面变化和区域地壳升降有关(郭福生, 2004)。

根据张雄华(2000)的成分分类方案, 将陆源碎屑含量5%~95%, 碳酸盐含量5%~95%的岩石统统作为混积岩, 范围较大, 以致于大多情况下轻度混积岩都被识别为“ 不纯” 的碎屑岩或碳酸盐岩, 在层序地层和沉积相研究中通常将这些“ 不纯” 的岩类依然作为单一碎屑岩或碳酸盐岩对待。而杨朝青和沙庆安(1990)所划分的范围稍小, 认为混积岩组成中碳酸盐大于25%, 陆源碎屑大于10%。虽然对混积岩的定义更为严格, 但又会导致很多混合沉积现象被忽略, 实际上陆源碎屑— 碳酸盐的低程度混合更加常见。考虑到以上两点, 为使混积岩的概念更有效地被引用, 根据混合沉积作用的强度, 建议按陆源碎屑和碳酸盐的含量百分比将混积岩划分为3类, 将陆源碎屑— 碳酸盐混合程度较高的混积岩称为“ 高度混积岩” , 而将其余部分划入混积型的碎屑岩和碳酸盐岩。

1)混积型碎屑岩。以陆源碎屑为主, 含量75%~95%, 含有5%~25%碳酸盐组分(晚期方解石胶结物除外)。根据岩石各组分含量统计, 研究区石炭系碎屑岩段存在较多这类混积岩, 即张雄华(2000)所定义的含碳酸盐— 陆源碎屑混积岩, 及梁宏斌等(2007)曾采用的以陆源组分为主的混源沉积。此处所指陆源碎屑包括泥质和砂, 研究区混积型泥岩中通常夹有不规则的粉砂条带, 基本为泥、砂与碳酸盐不同程度的混合。

2)混积型碳酸盐岩。以碳酸盐颗粒或灰泥为主, 含量约75%~95%, 含有5%~25%陆源碎屑。研究区石炭系碳酸盐岩段, 如巴楚组生屑灰岩段和小海子组, 存在较多这类混积岩, 可分为两种类型, 一类是含泥灰岩/云岩, 为泥与碳酸盐的混合; 另一类是含砂灰岩/云岩, 为陆源砂与碳酸盐的混合。这类岩石即张雄华(2000)所定义的含陆源碎屑— 碳酸盐混积岩, 及梁宏斌等(2007)等采用的以内源组分为主的混源沉积。

3)高度混积岩。陆源碎屑与碳酸盐较高程度的混合, 指陆源碎屑含量25%~50%, 碳酸盐组分(晚期方解石胶结物除外)含量25%~50%。这类岩石的形成充分体现了碎屑岩和碳酸盐沉积环境的一种交互。张雄华(2000)将这类岩石称为陆源碎屑/碳酸盐(质)— 碳酸盐/陆源碎屑岩。研究区石炭系3个泥岩段可见这类混积岩, 如砂质灰岩/云岩、灰质砂岩和泥质灰岩/云岩等。

以上分类可大致了解陆源碎屑与碳酸盐混合的程度、沉积环境的宏观和微观变化情况。混积型碎屑岩和混积型碳酸盐岩的混合作用较弱, 沉积环境处于渐变过程, 仅有物源、水动力条件等因素的区域性变化; 而高度混积岩是在高强度混积作用下产生的, 它的稳定出现代表沉积环境发生了突变, 伴随着多种地质因素的共同作用。需要强调的是, 在碳酸盐沉积背景下, 泥与碳酸盐的混积不同于砂灰质混积。前者较常见, 一般为相缘混合, 属于正常沉积过程, 在陆表海沉积体系下通常代表了较高海平面且欠补偿的沉积记录; 而后者通常与间断混合有关, 出现在海平面较低的时期。

据董桂玉等(2007b), 混积层系可分为陆源碎屑岩— 混积岩层系、碳酸盐岩— 混积岩层系、陆源碎屑岩— 碳酸盐岩层系和混积岩层系, 其中陆源碎屑岩— 碳酸盐岩层系多数情况下表示沉积环境突变, 而其他3类层系代表沉积环境发生渐变。作者拟采用陆源碎屑岩、混积型碎屑岩、混积型碳酸盐岩、碳酸盐岩和高度混积岩5个组分来定义混积层系, 并且在层序地层格架内讨论混积层系的类型和特征。根据Vail的经典层序地层学, 研究区石炭系可识别出4个三级层序, 各体系域几乎都发育混积层系(图4)。随海平面升降, 进积形成碎屑岩, 退积形成碳酸盐岩。海平面上升初期和下降晚期是混合沉积作用最容易发生的时期, 受到事件作用、物源等因素的控制。总体而言, 研究区低位体系域不发育, 混积层系主要发育在海侵体系域早期和高位体系域晚期, 以间断混合和相混合为主。各岩性段沉积时期沉积环境的改变以渐变为主, 仅中泥岩段存在突变。

1)SQ1由巴楚组下泥岩段构成, 底界面为Ⅰ 型层序界面, 对应于 T57反射层。低位体系域由巴楚组底部含砾岩段构成, 分布在盆地东部, 发育河流、河口湾和冲积扇, 研究区不发育此体系域。海侵体系域由巴楚组下泥岩段构成, 在研究区西部巴什托地区为局限台地相, 沉积灰质云岩; 在研究区东北部的亚松迪地区沉积浅海陆棚相的高伽马、低电阻的泥岩。高位体系域由亚松迪地区巴楚组下泥岩段上部组成, 混积潮坪相发育陆源碎屑岩— 混积型碎屑岩— 高度混积岩层系, 存在着过渡性沉积环境。该混积层系的陆源碎屑岩以泥岩、泥质粉砂岩为主, 混积型碎屑岩以含灰泥岩、含云泥岩、含灰粉砂岩等为主, 夹薄层高度混积岩, 如灰质细砂岩、砂质微晶白云岩。其中混积型碎屑岩是正常潮上— 潮间坪沉积, 为原地混合, 而薄层高度混积岩代表了陆源碎屑— 碳酸盐强烈混合的过渡性沉积, 灰质细砂岩是在陆源碎屑沉积为主要环境中的风暴沉积物, 而砂质微晶白云岩是海平面短期上升时陆源碎屑输入减少产生的间断混合, 分布在高位体系域底部。少数钻井的下泥岩段顶部碳酸盐含量明显增加, 混合沉积作用加强, 为相缘混合。

2)SQ2由巴楚组生屑灰岩段和中泥岩段构成, 底界面为Ⅱ 型层序界面。海侵体系域由生屑灰岩段构成, 研究区西部主要为局限台地相, 东部以开阔台地相为主, 可见粒屑滩, 发育碳酸盐岩— 混积型碳酸盐岩层系。碳酸盐岩以粉晶白云岩和亮晶生屑灰岩为主, 白云岩中夹石膏团块, 而混积型碳酸盐岩以含砂微晶白云岩、含砂生屑灰岩为主, 分布在生屑灰岩段底部。这类混积型碳酸盐岩是风暴等事件作用将障壁砂坝的陆源石英带入台地区而形成, 整段沉积环境未发生明显变化, 为间断混合。高位体系域由亚松迪地区中泥岩段构成, 混积局限— 蒸发台地相, 潮坪— 蒸发潟湖亚相, 岩性以泥岩、灰质泥岩、白云岩和膏岩为主。该段主要发育陆源碎屑岩— 混积型碎屑岩— 混积型碳酸盐岩— 碳酸盐岩层系, 沉积环境的变化较频繁, 属于相缘混合, 从底部蒸发潮坪/潮坪沉积向上过渡为蒸发潟湖/灰质潟湖。巴什托局部地区, 如巴开2井和麦6井区, 中泥岩段分布有薄层高度混积岩, 如砂质白云岩/灰岩, 也具有间断混合的特征。

3)SQ3由巴楚组标准灰岩段和卡拉沙依组上泥岩段构成, 底部为Ⅱ 型层序界面。海侵体系域由标准灰岩段构成, 为开阔台地的滩间海沉积, 以微晶灰岩为主, 浅滩不太发育。高位体系域由上泥岩段构成, 混积潮坪亚相, 泥质含量较高, 混积层系主要为陆源碎屑岩— 混积型碳酸盐岩层系, 由海平面变化造成相带的迁移而形成的相缘混合。

4)SQ4由卡拉沙依组含灰岩段和小海子组构成, 底部为Ⅰ 型层序界面, 对应于 T55反射层, 是海西中期运动造成的不整合面。研究区仅可见海侵体系域, 高位体系域的沉积记录未被保留下来, 低位体系域主要由研究区以东卡拉沙依组砂泥岩段构成, 发育沼泽化潟湖。海侵体系域由卡拉沙依组含灰岩段和小海子组构成, 含灰岩段发育范围较小, 仅在巴开1井附近可见, 沉积于海平面上升初期。小海子组沉积环境为开阔台地, 发育滩间海及粒屑滩, 具有混积特征, 发育碳酸盐岩— 混积型碳酸盐岩层系, 以间断混合为主, 沉积环境无明显改变。巴开1井区附近可见陆源碎屑岩— 碳酸盐岩层系, 为相缘混合。当海平面上升, 潟湖泥可越过障壁岛沉积在碳酸盐岩台地上, 导致白云岩或灰岩中出现泥岩夹层。

通过对研究区混积层系的研究, 高位体系域混合沉积普遍较发育, 以陆源碎屑岩— 混积型碎屑岩— 高度混积岩层系为主, 反映沉积过程不稳定, 容易受到物源、水动力条件及生物量等因素的影响。海侵体系域混积现象较少, 发育碳酸盐岩— 混积型碳酸盐岩层系, 以间断混合为主, 沉积环境无较大变化。作者认为混积岩形成于短暂的“ 浑水” 环境, 可以是风暴流造成, 也可以是沿岸流或波浪的造成。混积型碎屑岩和混积型碳酸盐岩仍然是在碎屑岩/碳酸盐岩的沉积背景下形成, 而高度混积岩沉积在一种过渡性环境, 存在物源供给和先期沉淀的碳酸盐灰泥/颗粒。由此可见, 混积强度是一个关键参数, 能够评价混合沉积环境的性质。李祥辉(2008)在讨论层序地层中的混合沉积作用时也多次采用混合作用强度这一说法。混积强度是指同一沉积环境中陆源碎屑与碳酸盐组分混合的程度, 作者建议将其分为4级(表 1)。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 塔里木盆地巴楚— 麦盖提地区石炭系混积强度划分 Table1 Division of intensity of mixed sedimentation of the Carboniferous in Bachu-Makit area in Tarim Basin 混积 强度 混积岩 混积层系 类型 组分构成 1级 混积型碎屑岩、 混积型碳酸盐岩 陆源碎屑5%~10%, 或碳酸盐颗粒/灰泥5%~10% 陆源碎屑岩— 混积型碎屑岩层系、碳酸盐岩— 混积型碳酸盐岩层系 2级 混积型碎屑岩、 混积型碳酸盐岩 陆源碎屑10%~25%, 或碳酸盐颗粒/灰泥10%~25% 陆源碎屑岩— 混积型碎屑岩— 高度混积岩层系、陆源碎屑岩— 碳酸盐岩— 混积型碳酸盐岩层系 3级 高度混积岩 陆源碎屑25%~40%, 或碳酸盐颗粒/灰泥25%~40% 陆源碎屑岩— 高度混积岩层系、高度混积岩层系 4级 高度混积岩 陆源碎屑40%~50%, 或碳酸盐颗粒/灰泥40%~50% 陆源碎屑岩— 碳酸盐岩层系

表1 塔里木盆地巴楚— 麦盖提地区石炭系混积强度划分 Table1 Division of intensity of mixed sedimentation of the Carboniferous in Bachu-Makit area in Tarim Basin

从研究区石炭系混合沉积发育情况来看, 以1、2级的混合沉积为主, 最高可达3级, 而二叠系库普库兹曼组可见4级混积。

在碎屑沉积背景下, 当混积强度达到3级以上并且在区域内稳定分布时, 可认为存在着明显的过渡性环境, 这时会产生对应的岩性界面, 与不稳定和无规律分布的高度混积岩相区别。石炭系某些段岩性中存在这样的界面, 称为混积界面。与层序界面类似的是, 混积界面也是等时面, 形成于体系域内。结合岩心和测井资料, 亚松迪地区巴楚组下泥岩段中上部稳定存在着砂质微晶白云岩夹层(图 4), 可进行全区对比。下泥岩段上部为SQ1高位体系域, 沉积环境为碎屑潮上— 潮间带, 从这套高度混积岩夹层的出现, 沉积环境突变为混积云坪; 这套夹层的厚度均在4, m左右, 在碳酸盐产率相同的情况下, 说明沉积时间接近, 该沉积事件影响范围较大, 可作为等时界面进行地层对比。

图4

Fig.4

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	图4 巴楚— 麦盖提地区麦6井— 巴参1井石炭系联井剖面图Fig.4 Profile of the Carboniferous across Wells M6 to BC1 in Bachu-Makit area

混合沉积是多种因素共同作用的结果, 如海平面变化、构造运动、物源、事件作用和气候条件等(江茂生等, 1996; 蔡进功和李从先, 1994)。构造运动和海平面变化主要控制层序组一级的混积, 物源、气候和事件作用主要控制准体系域级的混积(李祥辉等, 1997)。塔里木盆地石炭系普遍发育混合沉积, 反映了陆表海沉积体系下区域地壳的不均衡抬升, 主要是海西造陆运动和海平面变化的结果。

巴楚隆起是一个继承性活动型古隆起, 石炭纪处于海西期构造旋回阶段(D₃-P), 继承了志留— 泥盆纪末的构造格局, 隆起幅度加大(丁文龙等, 2008)。石炭纪是继奥陶纪之后第2次大的海侵, 巴楚地区稳定沉降, 形成了陆源碎屑— 碳酸盐混合沉积。海西晚期, 海水全部退出盆地, 结束了混积的局面, 盆地进入陆相沉积时期。构造活动的强烈程度直接影响陆源碎屑输入量, 地壳抬升时期源区剥蚀加剧, 能够使陆源碎屑输入增多。塔里木盆地石炭纪西低东高, 物源区在盆地东部。根据研究区石炭系各个混积层段碎屑岩厚度/地层厚度比值(表 2), 发现物源输入情况不一致。通过比较发现, 亚松迪地区的碎屑输入量明显多于巴什托地区。由于海水自西向东侵入, 靠近西部的巴什托地区以碳酸盐沉积为主, 陆源碎屑— 碳酸盐的混合沉积较少, 即混合沉积主要发育在巴楚隆起地区。然而, 卡拉沙依组较特殊, 仍然普遍存在泥或粉砂与碳酸盐的混积。卡拉沙依组上泥岩段与上下岩性段的自然伽马曲线特征区别明显, 泥质含量较高。在多口钻井中卡拉沙依组的碎屑岩厚度/地层厚度比值几乎相同(表 2, 图4), 这一时期的混积明显受到物源控制。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 塔里木盆地巴楚— 麦盖提地区石炭系碎屑岩厚度/地层厚度比值 Table2 Ratio of clastic thickness/strata thickness of the Carboniferous in Bachu-Makit area in Tarim Basin 井号 巴参1井 巴探4 巴探3 巴开1 麦4 麦6 组/段 下泥 岩段 中泥 岩段 卡拉沙 依组 小海 子组 下泥 岩段 中泥 岩段 卡拉沙 依组 下泥 岩段 卡拉沙 依组 下泥 岩段 卡拉沙 依组 卡拉沙 依组 卡拉沙 依组 碎屑岩层厚/m 117.15 72.5 4 7 123.5 170.55 20.05 98.5 5.5 134 10 12.50 9.50 碳酸盐岩层厚/m 20.85 241.5 8 91 4 91.4 38.95 28 15 5 20 22.00 22.00 厚度比(碎屑岩/碳酸盐岩) 5.62 0.30 0.50 0.08 30.88 1.87 0.51 3.52 0.37 26.80 0.50 0.57 0.43 碎屑岩厚度/地层厚度 0.85 0.23 0.33 0.07 0.97 0.58 0.34 0.78 0.27 0.96 0.33 0.36 0.30

表2 塔里木盆地巴楚— 麦盖提地区石炭系碎屑岩厚度/地层厚度比值 Table2 Ratio of clastic thickness/strata thickness of the Carboniferous in Bachu-Makit area in Tarim Basin

多幕次海西运动的结果造成石炭纪塔里木盆地不均衡抬升, 巴楚隆起地区水较浅、地势又相对平坦, 出现区域性海平面频繁升降, 源区剥蚀量不稳定, 导致陆源碎屑和碳酸盐交互沉积。早石炭世早期, 盆地稳定沉降, 形成陆源碎屑岩— 混积型碎屑岩混积层系, 以原地混合为主。由于此时发育混积强度3级以内高度混积岩构成的混积界面, 表明稳定沉降过程中实际存在短暂的不稳定阶段。伴随海平面变化, 进积形成碎屑岩夹混积型碎屑岩, 退积形成碳酸盐岩夹混积型碳酸盐岩。至早石炭世晚期, 海西中期运动导致卡拉沙依组砂泥岩段底部形成区域不整合面, 盆地构造活动性增强, 物源供给增多, 导致卡拉沙依组出现大范围混积, 甚至包含麦盖提斜坡地区, 形成陆源碎屑岩— 碳酸盐岩混积层系, 以相缘混合为主。

中国石炭系普遍发育着混合沉积, 如华南大部分地区(张雄华, 2003)、扬子地台(郭福生, 2004), 华北地台(蔡进功和李从先, 1994)、塔里木盆地(肖传桃和潘云唐, 1999; 张同钢等, 2003)。石炭纪多次海平面升降可能是广泛发育混合沉积的主要原因之一。石炭纪— 早二叠世早期的海平面变化受到冈瓦纳大陆成冰事件的影响(Veevers and Powell, 1987; Crowley and Baum, 1991; 覃建雄等, 1996), 导致4次全球性海退。大陆冰川的波动, 也会导致同位素和海平面变化, 以及沉积输入和生物的变化。研究区石炭系可识别出4个三级层序, 由于受到区域地壳沉降影响, 与全球性海退不完全对应。不同级次海平面变化及相互叠加会造成类型多样的混合沉积(江茂生等, 1996)。除海退序列中可见混积岩外, 海平面上升过程也能将陆源砂带入碳酸盐沉积区, 造成混积(沙庆安, 2001a)。本次研究发现, 混积强度3级以上的高度混积岩均出现在海退期沉积的碎屑岩段, 而海侵期沉积的生屑灰岩段和小海子组仅发育混积强度1、2级的混积型碳酸盐岩, 如含砂灰质白云岩, 说明在海退过程中混合沉积作用强度更大, 发生几率较高。研究区典型的海退序列是高位体系域的潮坪相, 海水由最大深度开始缓慢下降期间加积形成, 此时陆源碎屑输入量大、剧烈的生物矿化及高能水体产生非生物和生物成因的碳酸盐沉淀, 为物理作用和生物化学作用的广泛交互创造了条件。

另外, 体系域级混合沉积的影响因素还包括古气候和事件作用等。枯水期和降雨期、温暖期和寒冷期的交替变化, 可以直接导致陆源碎屑和碳酸盐的交替沉积。而周期性极强事件的频发, 诸如风暴流、沿岸流和潮汐流等, 也是形成陆源碎屑和碳酸盐混合沉积的重要原因。

1)塔里木盆地巴楚— 麦盖提地区石炭系混积岩主要分布在碎屑岩段的潮坪环境, 可见混积型碎屑岩和薄层高度混积岩, 以原地混合、间断混合和相缘混合为主。碳酸盐岩段以发育混积型碳酸盐岩为特征, 以相缘混合和间断混合为主。

2)混积层系主要发育在海侵体系域早期和高位体系域晚期, 以相缘混合和间断混合为主。海退序列中混合沉积最为发育, 混积强度最大。

3)小海子组孔隙度较高的含砂灰质白云岩中较多碎屑石英存在次生加大现象, 这是混积型碳酸盐岩特殊的成岩作用类型。

4)亚松迪地区巴楚组下泥岩段中上部可识别出典型的混积界面, 为一套砂质微晶白云岩夹层, 区域内分布稳定, 可用于地层对比。该夹层是混积强度3级以上的岩性界面, 是区域构造沉降引起海平面上升、陆源碎屑输入下降的结果。

5)塔里木盆地巴楚— 麦盖提地区石炭系普遍发育混合沉积主要是海西造陆运动和海平面变化的结果。海西运动导致陆表海沉积体系下区域地壳不均衡抬升, 与石炭纪多次海平面升降相配合, 造成相对海平面变化频繁, 从而形成以相缘混合为主的大量混积岩和混积层系。