冷科1井位于柴北缘西段冷湖一带, 钻遇下侏罗统湖西山组近2000, m厚的岩层。下部主要为湖底扇外扇, 泥岩中夹悬浮递变重力流沉积砂砾岩, 发育“ AB” 、“ ABAB” 鲍玛沉积序列(图 3-A); 上部为大套的湖相暗色泥岩沉积。

图3

Fig.3

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	图3 柴北缘西段冷科1井和苏探1井侏罗系岩心相标志 A— 泥岩夹悬浮递变细砾岩沉积, 冷科1井, 4321.9, m, 湖西山组; B— 灰色细砾岩, 砾石定向排列, 苏探1井, 2644.47, m, 大煤沟组六段; C— 灰白色细砾岩, 槽状交错层理, 苏探1井, 2582.2, m, 大煤沟组六段Fig.3 Core sedimentary facies marks of the Jurassic in Well Sutan-1 and Well Lengke-1 in western north margin of Qaidam Basin

苏探1井岩心显示, 中侏罗统大煤沟组五段为大套灰黑色泥岩, 构造裂缝发育; 向上大煤沟组六段沉积物粒度较粗, 主要为灰白色砂砾岩夹褐色、红棕色泥岩。苏探1井大煤沟组六段部分取心沉积序列如图4所示, 砾石多期冲刷叠覆, 成分复杂, 分选、磨圆中— 差, 大部分砾石定向排列(图 3-B), 主体为扇三角洲前缘沉积。苏探1井岩心层理发育, 可见槽状交错层理(图 3-C)、楔状交错层理、波状层理和递变层理等, 同时可观察到负载构造等。

图4

Fig.4

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	图4 柴北缘西段苏探1井侏罗系岩心沉积序列 A— 扇三角洲前缘, 苏探1井, 2552.93~2559.62, m, 大煤沟组六段; B— 扇三角洲前缘, 苏探1井, 2691.17~2698.2, m, 大煤沟组六段Fig.4 Sedimentary succession from core of the Jurassic of Well Sutan-1 in western north margin of Qaidam Basin

苏干湖盆地东缘的向阳煤矿地区下侏罗统发育扇三角洲平原— 前缘亚相。本次野外地质调查在向阳煤矿煤层下发现近源厚层砂砾岩, 结合前人研究资料(陈志勇等, 2005), 推测为下侏罗统小煤沟组扇三角洲平原辫状分支河道沉积。颗粒磨圆呈次棱角— 棱角状, 成分和结构成熟度较低, 分选较差, 主要表现为近源快速堆积的特征。

在扇三角洲平原地区, 除发育砾石质的辫状分流河道沉积外, 还发育漫滩沼泽等。漫滩沼泽位于分流河道间或扇体之间的低洼地区, 一般为粉砂和黏土等细粒沉积。由于受洪泛影响, 可见砂岩透镜体(朱筱敏, 2008)。向阳煤矿地区大煤沟组六段及七段均发育扇三角洲平原漫滩沼泽沉积, 见薄煤层。大煤沟组六段主要岩性为灰白色泥岩和泥灰岩, 夹粉砂岩和碳质泥岩; 大煤沟组七段以红褐色泥岩夹黄绿色、灰黑色泥岩为主。

赛什腾山南缘、大煤沟地区中下侏罗统均发育有辫状河三角洲沉积。

大煤沟地区小煤沟组厚度较薄, 沉积物粒度粗, 发育煤层。底部砾岩旋回发育, 杂基含量高, 块状为主; 向上砂砾岩和泥岩呈现间断正旋回(图 5-A), 具有河道“ 二元” 结构, 旋回上部发育灰黑色碳质泥岩和煤层, 为辫状河三角洲平原辫状河道沉积。中侏罗统大煤沟组一段至四段在苏干湖盆地内很少出露, 主要见于大煤沟地区(湖盆扩张, 辫状河三角洲继承性发育)和云雾山北坡(仅发育大煤沟组四段)。大煤沟地区大煤沟组二至四段岩性主要为砂砾岩及砂泥岩韵律组合, 为辫状河三角洲前缘水下分流河道沉积。

图5

Fig.5

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	图5 柴北缘西段侏罗系野外露头相标志 A— 多期旋回砂砾岩, 大煤沟地区, 小煤沟组; B— 碳质泥岩(下部), 大煤沟地区, 大煤沟组一段; C— 碳质泥岩夹砂岩透镜体, 云雾山北坡, 大煤沟组五段; D— 粉细砂岩冲刷底部泥岩, 结绿素地区, 湖西山组; E— 粉砂岩(左侧)和碳质泥岩(右侧), 结绿素地区, 大煤沟组五段顶界; F— 碳质泥岩与油页岩, 大煤沟地区, 大煤沟组七段Fig.5 Outcrop sedimentary facies marks of the Jurassic in western north margin of Qaidam Basin

而大煤沟组六段沉积时期由于物源供给强烈, 河流— 三角洲砂砾岩发育, 因此在大煤沟、结绿素、云雾山北坡、羊肠子沟等地均见有辫状河三角洲平原辫状河道沉积。

辫状河三角洲平原可形成沼泽环境, 沉积碳质泥岩或页岩, 并可形成具有一定开采价值的煤层, 局部沼泽含小型水道砂岩透镜体(朱筱敏, 2008)。大煤沟地区大煤沟组一段及云雾山北坡大煤沟组五段均发育辫状河三角洲平原沼泽沉积, 岩性主要为碳质泥岩等细粒沉积物, 见煤层与水道砂砾岩伴生(图 5-B, 5-C)。

上侏罗统辫状河沉积主要见于大煤沟、结绿素以及苏干湖盆地西部凹陷等地区, 岩性以红褐色的含砾砂岩、砂岩、粉砂岩为主。辫状河分为河床和泛滥平原亚相。其中, 在苏干湖盆地西部凹陷及大煤沟地区2种亚相均有发育。

河床亚相又包含河床滞留沉积和心滩微相, 在大煤沟地区上侏罗统采石岭组均有出露。河床滞留沉积以土黄色泥质砂砾岩为主, 砾石最大粒径达10, cm; 河床滞留沉积之上发育心滩, 粒度变化范围大, 成分和结构成熟度低, 细粒沉积中见砂岩透镜体。

大煤沟地区和结绿素地区上侏罗统红水沟组可见泛滥平原沉积, 沉积物粒度较细。大煤沟地区红水沟组以大套红色泥质粉砂和泥岩为主, 夹灰白色砂岩层, 单层砂岩厚度2~3, m; 结绿素地区红水沟组主要发育红褐色粉细砂岩, 中下部见灰白色泥岩(图 5-D)。

苏干湖盆地及周缘侏罗系湖泊相较为发育, 分布范围广, 水体相对较深, 包括滨浅湖亚相、半深— 深湖亚相。其中, 滨浅湖亚相滨湖沼泽微相在研究区广泛出露, 以暗色泥岩和粉砂岩为主, 发育泥炭沉积, 形成煤层。

中侏罗统大煤沟组五段沉积环境主要为滨湖沼泽, 发育该区主力煤层, 见于向阳煤矿、大煤沟地区、结绿素地区和羊肠子沟等地; 中侏罗统大煤沟组七段以湖泛的碳质泥岩/油页岩为主, 亦为滨湖沼泽沉积。

典型剖面为结绿素剖面和大煤沟剖面(图 5-E, 5-F)。

元素铁和锰在沉积过程中分异现象明显, 在海洋环境中随离岸距离的增加铁含量逐渐减少, 锰含量逐渐增加, 在大型湖泊中亦如此(李敏和颉永平, 2010)。由分析表1中锰和铁元素的数据可看出, 柴北缘西段侏罗系MnO/Fe₂O₃-T平均值为0.02, 而冷科1井及苏参1井附近(西北方向)水体较深(MnO/Fe₂O₃-T值均在0.026以上), 大煤沟、羊肠子沟地区及云雾山北坡水体最浅(MnO/Fe₂O₃-T值均在0.01以下)。从层段上看, 湖西山组沉积时期水体最深, 在冷湖地区为半深湖— 深湖沉积。以上分析与岩石学特征相吻合。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 柴北缘西段侏罗系主量元素Al2O3/SiO2与MnO/Fe2O3-T分析 Table1 Analysis of major elements Al2O3/SiO2 and MnO/Fe2O3-T of the Jurassic in western north margin of Qaidam Basin 地区 主量元素 MnO/% Fe2O3-T/% MnO/Fe2O3-T 地区 主量元素 MnO/% Fe2O3-T/% MnO/Fe2O3-T 大煤沟剖面 最小值 0.01 1.63 0.0076 云雾山剖面 最小值 0.00 0.36 0.0016 最大值 0.01 1.94 0.0076 最大值 0.01 4.78 0.0110 平均值 0.01 1.79 0.0076 平均值 0.01 1.32 0.0062 羊肠子沟剖面 最小值 0.01 3.10 0.0018 苏探1井 最小值 0.07 6.23 0.0110 最大值 0.07 4.20 0.0170 最大值 0.08 6.77 0.0110 平均值 0.04 3.65 0.0094 平均值 0.075 6.50 0.0110 结绿素剖面 最小值 0.02 0.54 0.0095 冷科1井 最小值 0.05 4.12 0.0110 最大值 0.08 5.01 0.1100 最大值 0.56 13.98 0.0400 平均值 0.18 3.00 0.0240 平均值 0.23 7.49 0.0270 向阳煤矿剖面 最小值 0.01 1.28 0.0059 苏参1井 最小值 0.22 7.82 0.0280 最大值 0.48 26.40 0.0570 最大值 0.30 10.13 0.0300 平均值 0.17 7.61 0.0230 平均值 0.26 8.97 0.0290

表1 柴北缘西段侏罗系主量元素Al2O3/SiO2与MnO/Fe2O3-T分析 Table1 Analysis of major elements Al2O3/SiO2 and MnO/Fe2O3-T of the Jurassic in western north margin of Qaidam Basin

稀土元素主要存在于碎屑矿物或悬浮物中, 并随其在水中停留, 停留时间长短造成稀土元素的分异(Aharon, 2005)。当悬浮物在水中停留时间短并快速沉积时, 分异较弱, 沉积物北美页岩标准化的REE配分模式平缓, Ce为正常型或弱负异常; 当悬浮物在水中停留时间长而缓慢沉积时, 稀土元素易分解并易被黏土吸附, 与有机质络合。此时稀土元素分异强烈, REE配分模式明显变化, 表现为轻、重稀土元素元素亏损或富集, 同时Ce发生选择性分异, 氧化环境中Ce显著负异常, 而缺氧条件下负异常消失, 甚至出现正异常。因此, 可将稀土元素的分异程度作为一种表征沉积物沉积速率的指示剂(王国茹等, 2010)。图6显示了研究区不同剖面泥岩样品稀土元素标准化模式图的变化趋势, 可见轻、重稀土发生分异, 轻稀土(La-Eu)异常富集, 重稀土元素(Gd-Lu)相对亏损, REE总量超出标准值; Ce无明显负异常, 说明沉积物缓慢沉积且沉积环境为缺氧环境。研究区各剖面样品的稀土元素配分模式具有相似性。

图6

Fig.6

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	图6 柴北缘西段侏罗系不同剖面样品稀土元素标准化模式Fig.6 Standardized mode of samples from different profiles of the Jurassic in western north margin of Qaidam Basin

稀土元素中元素Ce和Eu具有变价性, 在不同的沉积环境下常可造成正或负异常, 因此可将δ Ce和δ Eu异常作为沉积环境氧化— 还原状态的指标。判断公式为δ Ce=Ce_N/(La_N× Pr_N )1/2和δ Eu=Eu_N/(Sm_N× Gd_N )1/2, δ Ce或δ Eu< 1表示亏损, 指示氧化环境; δ Ce或δ Eu> 1表示正常或过剩, 指示还原环境(熊国庆等, 2008)。研究表明V等微量元素在强吸附能力的岩石及还原环境中易富集, V/(V+Ni)值不仅能反映沉积物的沉积环境, 还能反映古湖泊(古海洋)水体的分层性(Rimmer et al., 2004)。微量元素随剖面垂向上变化趋势见图7, 反映出本区属于贫氧— 还原环境, 且湖西山组样品的还原性最强, 向上有减弱趋势。图中V/(V+Ni)值随剖面有减小的趋势, 表明沉积古水体从下至上大致表现为由强分层静水相还原环境向中等分层贫氧环境过渡, 说明从冷湖构造带早侏罗世到苏干湖盆地内中侏罗世, 沉积水体逐渐变浅(但沉积范围变大, 由早期初始裂陷转变为后期的坳陷)。这些数据的分析结果与岩性组合、沉积背景相吻合。

图7

Fig.7

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	图7 柴北缘西段侏罗系样品微量元素随剖垂向上变化趋势图Fig.7 Vertical tendency of trace elements of samples of the Jurassic in western north margin of Qaidam Basin

早侏罗世处于印支运动结束后的调整期, 柴北缘地区在近南北向松弛伸展构造应力场作用下发生断块活动, 形成一些小规模沉积中心, 如苏干湖盆地。在苏干湖盆地内部沉积的下侏罗统主要分布于向阳煤矿一带, 南祁连山提供物源, 沉积物主要为厚层砂砾岩, 通过山区河流— 扇三角洲搬运进入湖盆。由于后期受白垩纪末期燕山运动影响, 向阳煤矿下侏罗统遭受抬升剥蚀, 现今厚度最大达200, m。

中侏罗世, 柴达木盆地发生较强烈的近南北向伸展。区域构造作用的转化使得沉积中心向东迁移, 沉积范围扩大, 甚至可越过赛什腾凹陷(杨浩, 2007; 郭帅, 2012)。中侏罗世早期在柴北缘西段如赛什腾凹陷结绿素、云雾山地区普遍发育辫状河三角洲含煤沉积, 晚期发生区域性湖侵, 湖泊发育达到顶盛时期, 形成了广泛发育的湖泊相沉积。在苏干湖盆地内, 目前证实3个中侏罗统沉积区域: 西部凹陷、中部凹陷和东部的向阳煤矿, 发育扇三角洲— 滨浅湖沉积, 物源主要来自祁连山和阿尔金山交界处。中侏罗统大煤沟组五至七段湖沼相煤系泥岩为研究区主要烃源岩。

晚侏罗世— 白垩纪, 柴达木盆地北缘西段沉积受控于阿尔金山和南祁连山。古气候环境变得干热, 沉积范围萎缩, 沉积中心进一步东移, 柴北缘地区沉积主要分布在赛什腾凹陷东部和大煤沟地区, 主体发育氧化、咸化宽浅型滨浅湖及大面积的辫状河沉积相, 沉积紫红色砂岩、砾岩和泥岩。在此构造背景下, 苏干湖盆地内沉积主要位于西部凹陷和中部凹陷, 中部凹陷主要发育辫状河沉积的褐色、棕红色泥岩、砂岩和砾岩; 西部凹陷尚未有钻井。

到晚白垩世末期, 印度板块与欧亚板块间的碰撞作用(即晚燕山期运动)使柴达木盆地盆地整体抬升, 盆内侏罗系— 白垩系遭受挤压剥蚀, 造成了古近系与下伏地层的区域性不整合接触, 形成现今盆地的沉积格局(李明杰等, 2005)。赛什腾山在中生代末期开始的隆升把苏干湖盆地与现今的柴达木盆地分割开来(郭帅, 2012)。

经过晚白垩世构造运动改造后, 柴北缘进入了新的构造演化时期。在柴北缘地区, 古近系广泛分布, 范围远大于现今柴达木盆地和苏干湖盆地的边界。新近纪, 印度板块与亚洲板块发生陆— 陆碰撞, 青藏高原逐渐隆升, 阿尔金断裂受到这种斜向挤压应力的作用, 发生左行走滑并兼具挤压作用, 与此同时, 祁连山也向南逆冲推覆, 在阿尔金断裂带和南祁连山强烈的造山运动作用下, 赛什腾山和绿梁山被推覆成山。残留的原柴达木盆地边缘形成现今的2个山间盆地, 即苏干湖盆地和库木库里盆地, 独自发育和演化。柴北缘整体上处于沉积拗陷阶段。上新世末期的晚期喜山构造运动幕使柴达木盆地结束了拗陷发展阶段, 盆地褶皱上升, 古近系和新近系地层遭受不同程度剥蚀。第四纪开始, 盆地全面沉降, 沉积范围扩大, 厚度变化平缓, 构造活动明显减弱。赛什腾凹陷、冷湖凹陷和伊北凹陷广泛沉积第四系(肖安成等, 2005)。