柴西地区位于柴达木盆地西缘, 面积约为3.0× 10⁴km²(图1), 其新生代主要发育碎屑岩地层, 前期勘探已证明柴西南地区的跃进、砂西、花土沟以及南翼山等多个地区干柴沟组( E32-N₁)的碎屑岩地层中亦广泛发育湖相碳酸盐岩。根据柴西地区层序地层格架的划分和湖相碳酸盐岩在剖面中位置来看(图 1), 碳酸盐岩主要发育在湖侵体系域, 从图2中可以看出, 碳酸盐岩在每个层序的湖侵体系域中出现的频率明显高于在高位域出现的频率。在层序地层格架中, 藻灰岩和鲕粒滩主要出现在坡折带上, 而泥灰岩主要出现在坡折带以下的洼陷部位(郭泽清等, 2008)。

图1

Fig.1

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	图1 柴达木盆地西部位置及构造划分Fig.1 Location and structure division of western Qaidam Basin

在柴西地区层序地层格架的每一个体系域内部, 可以划分出若干准层序, 碳酸盐岩主要发育每个准层序下部的湖泛面附近, 准层序的上部又逐渐出现碎屑岩沉积(图 2, 图3)(吴因业等, 2003)。

在七个泉、跃进和西岔沟等地区, 古地形为斜坡区, 主要发育的准层序类型为鲕粒灰岩— 藻灰岩— 砂岩准层序。该类型准层序下部主要由鲕粒灰岩、藻纹层灰岩、藻叠层灰岩和藻团块灰岩构成, 位于湖泛面附近, 其上部单元主要由砂岩组成。该类型准层序的沉积背景为滨浅湖环境, 主要分布在湖侵体系域。在西岔沟野外剖面中这种类型的准层序出现频率很高, 藻灰岩与砂岩交替出现(图 3-a, 3-b)。当气候湿润、下雨量增加时, 湖平面上升, 物源区植被发育, 碎屑岩供给量减少, 滨浅环境适合藻类的生长发育, 藻丝体吸附水体中的灰质成分, 经过成岩作用后形成藻灰岩; 当湖平面降低, 碎屑岩向湖中心进积, 原来的藻灰岩发育区沉积砂岩, 形成席状砂或者是滩坝。由于湖平面频繁震荡, 导致藻灰岩— 砂岩准层序的叠加(图 4)。

图2

Fig.2

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	图2 柴西跃进地区过尕南1井— 跃西4井— 跃69井— 跃东30井下干柴沟组上段连井沉积微相剖面图Fig.2 Sedimentary microfacies profile of the lower member of Ganchaigou Formation across Wells Ga’ nan 1-Yuexi 4-Yue 69-Yue Dong 30 in Yuejin area of western Qaidam Basin

图3

Fig.3

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	图3 柴达木盆地西岔沟野外剖面 a— 西岔沟剖面藻灰岩— 砂岩准层序; b— 藻灰岩— 砂岩准层序模式Fig.3 Outcrop of Xichagou in Qaidam Basin

图4

Fig.4

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	图4 藻灰岩— 砂岩准层序形成模式图(碎屑岩砂坝之上发育了鲕粒灰岩和藻灰岩)Fig.4 Model of the evolution of algal limestone-sandstone parasequence (oolitic limestones and algal limestones developed on the clastic sand dams)

表1

Table1

表1(Table1)

表1 柴达木盆地西部地区古近系— 新近系碳氧同位素组成特征 Table1 Carbon and oxygen isotopic composition charactristics of the Paleogene-Neogene in western Qaidam Basin 样品号 层位 岩性特征 δ13CPDB/‰ δ18OPDB/‰ Z值 温度/℃ 水介质 七心1井-1 下干柴沟组E3 灰质岩屑细砂岩 2.80 -9.48 128.30 67.41 微咸水 七心1井-2 下干柴沟组E3 灰质岩屑粉砂岩 4.43 -10.7 131.03 75.28 半咸水 七心1井-3 下干柴沟组E3 泥质粉砂岩 -1.41 -9.56 119.64 67.90 微咸水 七心1井-4 下干柴沟组E3 钙质粉砂岩 -0.15 -8.05 123.26 58.66 微咸水 西岔沟-1 下干柴沟组E3 泥晶介壳灰岩 -2.55 -2.80 121.03 26.81 微咸水 西岔沟-2 下干柴沟组E3 岩屑细砂岩 3.48 -6.38 131.24 48.90 半咸水 柴北沟-1 下干柴沟组E3 含灰岩屑粉砂岩 3.35 -9.99 129.19 70.60 微咸水 咸7井-1 下干柴沟组E3 介壳灰岩 -1.89 -3.22 121.81 32.15 微咸水 咸7井-2 下干柴沟组E3 灰质岩屑中砂岩 -1.04 -4.08 123.14 36.41 微咸水 西岔沟-3 上干柴沟组N1 含钙粉砂质泥岩 -2.73 -6.63 118.40 50.34 微咸水 西岔沟-4 上干柴沟组N1 含灰岩屑细砂岩 -8.36 -6.27 122.46 48.30 微咸水 柴北沟-3 上干柴沟组N1 岩屑粉砂岩 -1.04 -6.99 121.69 52.38 微咸水 柴北沟-4 下油砂山组 N21 灰质岩屑粉砂岩 0.99 -6.42 126.14 49.15 微咸水 月1井-1 下油砂山组 N21 钙质粉砂岩 -9.16 -1.21 107.93 22.33 淡水 月1井-2 下油砂山组 N21 泥晶云岩 -9.39 -5.72 105.35 45.22 淡水 月1井-3 下油砂山组 N21 灰质细砾岩 -4.81 -8.36 113.28 60.53 淡水 西岔沟-5 上油砂山组 N22 亮晶介壳灰岩 -3.76 -7.25 115.99 53.90 淡水 柴北沟-5 上油砂山组 N22 内碎屑云岩 1.29 -3.98 127.96 35.90 微咸水 咸水泉-1 上油砂山组 N22 灰质岩屑中砂岩 -2.00 -5.48 120.47 43.91 微咸水

表1 柴达木盆地西部地区古近系— 新近系碳氧同位素组成特征 Table1 Carbon and oxygen isotopic composition charactristics of the Paleogene-Neogene in western Qaidam Basin

图5

Fig.5

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	图5 柴西地区古近系— 新近系古盐度分析柱状图①Fig.5 Palaeosalinity analysis diagram of the Paleogene-Neogene in western Qaidam Basin

湖水的水介质对于是否发育碳酸盐岩有重要的影响。Keith与Weber(1964)对侏罗纪以来的299个样品碳氧同位素分析, 提出“ Z” 值计算公式: Z=2.048$\delta$¹³C_PDB+50)⁺0.498($\delta$¹⁸O_PDB+50), 并且认为“ Z” 值大于120为海相咸水环境, “ Z” 值小于120为陆相淡水环境。目前国内外认为: 海相碳酸盐$\delta$¹³C_PDB为-5‰ ~5‰ , 陆相碳酸盐$\delta$¹³C_PDB为-15‰ ~5‰ ; 蒸发岩中$\delta$¹³C_PDB为-2‰ ~5‰ (Water, 1964; 王英华等, 1993; Degens, 1996)。 表1列出了柴西地区岩石样品的碳酸盐中碳同位素的组成特征。统计分析表明:$\delta$¹⁸O_PDB分布在-12‰ ~0之间, 主要集中于-10‰ ~-2‰ ; $\delta$¹³C_PDB分布在-10‰ ~6‰ 之间, 主要集中于-2‰ ~2‰ ; “ Z” 值分布于105~140之间, 主要集中于120~130, 这与典型的陆相碳酸盐同位素组成有很大的差别。根据B法进行的古盐度计算(图 5), 柴西地区古近系湖水整体表现为微咸水— 半咸水环境, 其为碳酸盐岩的沉积提供了物质保障。在淡水到半咸水湖盆中, 湖相碳酸盐岩的发育与生物活动密切相关, 在水体清浅、能量较高、阳光充足且营养丰富, 适合大量生物生长的环境, 藻灰岩或生物灰岩发育。

通过岩心观察、测井曲线的分析以及结合对水动力的的认识, 确定出柴西南地区碳酸盐岩主要发育5种沉积微相: 灰泥坪、鲕粒滩、藻礁、浅湖湾、(半)深湖湖泥灰岩相。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 柴西地区新生界湖相碳酸盐岩沉积微相划分及其特征 Table2 Classification and characteristic of lacustrine carbonate rock sedimentary microfacies of the Cenozoic in western Qaidam Basin

表2 柴西地区新生界湖相碳酸盐岩沉积微相划分及其特征 Table2 Classification and characteristic of lacustrine carbonate rock sedimentary microfacies of the Cenozoic in western Qaidam Basin

图6

Fig.6

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	图6 柴西新生界碳酸盐岩不同沉积微相的沉积序列模式Fig.6 Sedimentary sequence model of different microfacies of carbonate rock in the Cenozoic in western Qaidam Basin

1)灰泥坪微相。主要岩性为泥岩、粉砂岩、泥晶灰岩和陆缘碎屑泥灰岩。由于靠近陆相, 所以沉积物中的陆源碎屑含量比较高。沉积区处于陆相和湖相的过渡段, 所以混积岩比较发育。碎屑岩主要是泥和粉砂, 它们呈薄层状分布于碳酸盐岩中。沉积构造主要有波状层理、水平层理、交错层理(表 2)(宋华颖等, 2010)。从沉积序列上来看, 其下为陆源碎屑滩坝沉积, 其上为陆源碎屑河口坝沉积(图 6-a)或颗粒滩微相(图 6-b)。自然电位SP曲线于基线附近摆动, 含泥质较多的区域SP曲线靠近基线, 自然伽马值处于90~180之间(表 2)。

2)颗粒滩微相。主要岩性为灰色亮晶、浅灰色亮晶或微亮晶生物碎屑灰岩、微亮晶鲕粒灰岩、含陆屑鲕粒灰岩以及亮晶或微亮晶内碎屑灰岩、含陆屑生物碎屑灰岩、细砂岩、粉砂岩。陆屑成分主要是粉砂。沉积构造多见水平层理、块状层理、沙纹交错层理(表 2)。从沉积序列上来看, 其下为陆源碎屑滩坝沉积(图 6-d)、灰泥坪微相(图 6-b)或浅湖湖湾微相(图 6-c), 其上为陆源碎屑河口坝沉积(图 6-b, 6-c)、或藻礁微相(图 6-d)。自然电位值变化不大, 大约在40; 自然伽马高值且稳定, 在100左右; 密度中低值, 电阻率低值, 两者变化不大。

3)藻礁微相。藻坪的主要岩性为灰色、浅灰色藻团块灰岩、藻叠层灰岩、含陆屑泥晶灰岩以及含陆屑藻灰岩。发育藻叠层构造外, 块状层理也较发育, 其他层理构造比较少见(温志峰等, 2004)。陆屑成分主要以泥为主, 含少量粉砂(表 2)。从沉积序列上来看, 其下为6颗粒滩微相图6-d)或陆源碎屑滩坝微相(图 6-e), 其上为陆源碎屑河口坝沉积(图 6-d, 6-e)。自然电位高负异常, 自然伽马低值, 中子中— 高值, 声波时差中— 低值, 密度中— 高值, 电阻率高值— 极高值, 深浅侧向电阻率有幅度差, 测井曲线的形态为箱型(表 2)。另外, 通过对地层微电阻率的扫描成像, 而获得的成像测井能够非常好地对碳酸盐岩进行识别(图7), 为跃灰101井成像测井对藻叠层灰岩、藻纹层灰岩以及藻团块灰岩的识别(温志峰等, 2005)。

图7

Fig.7

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	图7 跃灰101井藻灰岩成像测井识别Fig.7 Logging identification of algal-limestone in FMI of Well Yh 101

4)浅湖湾微相。发育的碳酸盐岩以灰色页状灰质泥岩、钙质粉砂岩为主, 或与泥岩、粉砂岩薄互层出现(表 2)。从沉积序列上来看, 其下为陆源碎屑滩坝沉积(图 6-c), 其上为颗粒滩微相(图 6-c)。其电测曲线以平直状为特征, 在灰岩段, 自然电位曲线表现为低幅负异常。泥岩自然电位曲线接近基线, 以高自然伽马和低电阻率为特征(表 2)。

5)半深湖泥灰岩相微相。沉积的碳酸盐岩主要为深灰色的泥晶灰岩与泥灰岩。从地理位置上, 更靠近湖盆中心位置, 常处于坡折带以下。碳酸盐岩重力流沉积常发育于坡折带以下, 为鲕粒与灰泥的混合沉积, 可见到鲍马序列。沉积物粒色暗, 有机质含量比较高, 主要岩性为页岩、泥岩、泥灰岩和泥晶灰岩。发育有水平纹层, 细水平纹层, 还可见生物遗迹。见浊积岩。

根据野外露头、单井沉积相分析的结果及碳酸盐岩厚度分布图, 编制了 E32和 N₁期碳酸盐岩沉积微相分布图。不同沉积微相的碳酸盐岩分布特征如下:

1)以藻叠层、藻纹层灰岩和藻团块灰岩等藻灰岩类为主要岩性的藻丘(礁)沉积微相在跃进、花土沟、砂西地区具有水下古隆起的地貌单元处广泛发育(图 8, 图9, 图10);

2)以鲕粒灰岩、介屑灰岩为主的颗粒灰岩颗粒滩沉积微相在藻丘(礁) 沉积微相向陆一侧的滨浅湖地区发育; 以砂屑灰岩为主的颗粒滩、以泥灰岩和泥晶灰岩为主的灰泥坪沉积微相于红柳泉、乌南及扎西地区发育(图 8, 图9, 图10);

3)狮子沟地区、跃进斜坡和乌南地区之间较深区域为湖湾和(半)深湖泥灰岩相, 其中狮子沟地区同时发育大量膏盐岩沉积(图 8, 图9)。

整体来看, 柴西湖盆下干柴沟组上段沉积时期, 跃进、花土沟砂西地区发育藻丘(礁)沉积微相; 同时在其向陆一侧的广大滨浅湖区以及乌南地区发育碳酸盐岩颗粒滩; 在红柳泉、扎西地区发育碳酸盐岩灰泥坪微相; 跃进斜坡和乌南地区之间水体较深区域以及狮子沟地区分别发育湖湾和(半)深湖泥灰岩相(图 8, 图9)(任晓娟等, 2012)。

图8

Fig.8

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	图8 柴西地区下干柴沟组上段( E32)碳酸盐岩沉积相Fig.8 Carbonate rock sedimentary facies of the upper part of Xiaganchaigou Formation ( E32) in western Qaidam Basin

图9

Fig.9

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	图9 柴西地区上干柴沟组(N1)碳酸盐岩沉积相图Fig.9 Carbonate rock sedimentary facies of the Shangganchaigou Formation (N1) in western Qaidam Basin

图10

Fig.10

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	图10 高位期垂直湖岸方向碳酸盐岩沉积微相相对位置Fig.10 Relative position perpendicular to shoreline of carbonate rock microfacies in high-stand stage

柴西地区古近系古地貌与古水深控制着不同种类碳酸盐岩的发育。

3.1.1 台地区水下隆起及碎屑砂坝之上发育颗粒灰岩和藻灰岩

根据柴西南古地貌恢复图和沉积微相图的对比发现, 柴西南跃进台地、尕斯以及红柳泉南部等水下隆起区, 处于坡折带(李明杰等, 2005), 物源供给不足, 水体深度相对较浅, 在当时气候条件下, 颗粒灰岩与藻灰岩类发育, 其与柴西南平面沉积相上碳酸盐岩的分布范围相当吻合(图11)。

低位时期, 由于物源进一步向盆地进积, 在这个坡折带位置沉积的碎屑砂坝为一个相对平坦的平台, 再一次湖侵的过程中, 为碳酸盐岩沉积提供了一个开阔的浅水环境, 柴西南地区颗粒灰岩与藻灰岩大量发育于这种环境之下。以柴西南西岔沟地区露头剖面为例, 发育多个碎屑砂坝与碳酸盐岩的准层序旋回, 具体表现为每一次湖侵, 都在碎屑砂坝之上发育了一套浅湖相藻礁灰岩, 藻礁灰岩向上逐渐变厚, 岸滩砂岩厚度减薄, 整体上表现为湖侵体系域的特征(图 3, 图4)。

碎屑砂坝之上发育碳酸盐岩的特征, 在多口井的测井曲线上也有相同的响应(图12), 以扎深1井3470~3480, m井段为例, 其特征表现为在某段长石颗粒含量较高的碎屑砂岩之上, 往往发育一段碳酸盐岩含量较高的地层。

图11

Fig.11

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	图11 柴西地区上干柴沟组(N1)古地貌恢复图与藻灰岩分布图Fig.11 Comparison of recovered palaeotopography and algal limestone distribution of the Shangganchaigou Formation (N1) in western Qaidam Basin

图12

Fig.12

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	图12 扎深1井碎屑砂坝之上碳酸盐岩发育在测井曲线上的响应及镜下特征Fig.12 Microphoto characteristics and logging response of carbonate rocks developed on clastic sand bar in Well Zhashen 1

图13

Fig.13

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	图13 柴西地区下干柴沟组上段( E32)古地貌恢复图与泥晶灰岩分布图Fig.13 Comparison of recovered palaeotopography and cryptite micrite distribution of the upper part of Xiaganchaigou Formation ( E32) in western Qaidam Basin

3.1.2 洼陷区斜坡及半深湖发育泥灰岩和泥晶灰岩

乌南— 扎哈泉地区处于跃进台地东南, 祁漫塔格沉积体系以北的洼陷地区, 其水体较跃进地区有所加深, 并逐渐在绿草滩地区过渡为半深湖, 主要发育的碳酸盐岩类型为泥晶灰岩和以泥灰岩、钙质粉砂岩为主的混积碳酸盐岩(图13)。

3.1.3 深洼区发育低位期蒸发膏盐岩

湖盆水体在干旱条件下, 受到强烈蒸发影响, 湖平面降低, 湖水浓缩, 其盐分逐渐浓缩以致发生沉淀, 往往在盆地中心部位形成蒸发膏盐岩沉积。柴西地区膏盐岩主要发育于狮子沟地区, 狮子沟地区为当时盆地的深洼区, 在干旱的气候条件下湖泊收缩, 水中盐的浓度加大, 在狮子沟地区膏岩、盐岩依次析出发生沉积(图14)。从恢复的古地形来看, 狮子沟深洼区的平面位置与该时期膏盐岩平面沉积的分布位置基本吻合(图15)。

图14

Fig.14

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	图14 柴达木盆地西部狮子沟地区下干柴沟组上段( E32)膏岩和盐岩沉积序列图Fig.14 Gypsum-salt rock sequence of the upper part of Xiaganchaigou Formation ( E32) in Shizigou area of western Qaidam Basin

图15

Fig.15

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	图15 柴达木盆地西部狮子沟地区下干柴沟组上段( E32)古地貌恢复图与膏盐岩分布图Fig.15 Comparison of recovered palaeotopography and gypsum-salt rock distribution of the upper part of Xiaganchaigou Formation ( E32) in Shizigou area in western Qaidam Basin

在对柴西地区不同沉积微相碳酸盐岩分布特征研究的基础上, 综合考虑沉积微相发育控制因素, 建立了柴西湖相碳酸盐岩沉积模式(图16)。该模式的主要观点是, 该区受到陆源碎屑和气候的严重影响, 湖平面震荡频繁, 湖相碳酸盐岩沉积厚度小, 纯度差, 在垂向上有明显的周期性, 在平面分布上有一定的地域性, 受古地貌控制, 并与碎屑岩的物源有消长关系(纪友亮等, 2005)。

伴随着湖盆周期性的湖侵与湖退变化, 在垂相上发育了高位枯水、低位枯水、低位湖侵、高位湖侵和重力流滑塌5个不同阶段湖相碳酸盐岩沉积类型, 其分布特征及动态演化如图13所示。当湖盆处于高位枯水期(图16-A), 台地区如跃进地区陆源供给充足, 仅在洼陷区及深洼区发育泥灰岩与灰质泥岩; 低位枯水期(图16-B), 湖盆进一步收缩, 台地区接受剥蚀, 洼陷区如扎哈泉地区发育低位三角洲砂坝, 深洼区如狮子沟地区因湖水盐度增大而沉积盐岩(图16-B)。这2个时期, 碳酸盐岩相对不发育。之后湖平面开始逐渐上升, 低位湖侵期(图16-C), 波浪搅动原洼陷区低位三角洲砂坝, 在其顶上开阔地区, 形成介屑灰岩及鲕心为陆屑的鲕粒灰岩, 而在深洼区发育泥晶灰岩; 高位湖侵期(图16-D), 湖平面进一步上升, 台地区水体浅而清澈, 藻灰岩发育, 洼陷区和深洼区分别发育泥晶灰岩和泥灰岩; 高位重力流滑塌期(图16-E), 台地区碳酸盐岩因事件性扰动, 向洼陷区滑塌, 形成碳酸盐岩滑塌相。

图16

Fig.16

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	图16 柴达木盆地西部新生界湖相碳酸盐岩垂相沉积模式 A— 高位枯水期; B— 低位枯水期; C— 低位湖侵期; D— 高位湖侵期; E— 重力流滑塌期Fig.16 Vertical depositional model of lacustrine carbonate in the Cenozoic in western Qaidam Basin