石油勘探与开发 >

2024 , Vol. 51 >Issue 6: 1304 - 1316

DOI: https://doi.org/10.11698/PED.20230702

油气勘探

咸化湖盆混积岩岩相类型、沉积旋回及相模式——以柴达木盆地风西地区新近系为例

  • 宋光永 , 1 ,
  • 刘占国 1 ,
  • 王艳清 , 1 ,
  • 龙国徽 2 ,
  • 朱超 1 ,
  • 李森明 1 ,
  • 田明智 1 ,
  • 施奇 2 ,
  • 夏志远 1 ,
  • 宫清顺 1
展开
  • 1 中国石油杭州地质研究院，杭州 310023
  • 2 中国石油青海油田公司，甘肃敦煌 736202
王艳清（1973-），男，吉林长春人，中国石油杭州地质研究院高级工程师，主要从事层序、岩相古地理及储层研究工作。地址：浙江省杭州市西湖区西溪路920号，中国石油杭州地质研究院，邮政编码：310023。E-mail：

宋光永（1985-），男，湖北武穴人，硕士，中国石油杭州地质研究院高级工程师，主要从事油气储层地质学研究。地址：浙江省杭州市西湖区西溪路920号，中国石油杭州地质研究院实验研究所，邮政编码：310023。E-mail：

Copy editor: 衣英杰

收稿日期: 2023-12-19

  修回日期: 2024-11-08

  网络出版日期: 2024-12-10

基金资助

中国石油天然气集团有限公司基础性前瞻性重大科技专项(2023ZZ02)

中国石油科技专项(2021DJ0402)

中国石油科技专项(2021DJ0202)

收起

Lithofacies types, sedimentary cycles, and facies models of saline lacustrine hybrid sedimentary rocks: A case study of Neogene in Fengxi area, Qaidam Basin, NW China

  • SONG Guangyong , 1 ,
  • LIU Zhanguo 1 ,
  • WANG Yanqing , 1 ,
  • LONG Guohui 2 ,
  • ZHU Chao 1 ,
  • LI Senming 1 ,
  • TIAN Mingzhi 1 ,
  • SHI Qi 2 ,
  • XIA Zhiyuan 1 ,
  • GONG Qingshun 1
Expand
  • 1 PetroChina Hangzhou Research Institute of Geology, Hangzhou 310023, China
  • 2 PetroChina Qinghai Oilfield Company, Dunhuang 736202, China

Received date: 2023-12-19

  Revised date: 2024-11-08

  Online published: 2024-12-10

Fold

摘要

针对咸化湖相混积岩岩性复杂、沉积机制不明确等问题，综合岩心、铸体薄片、扫描电镜、X射线衍射、测井、碳氧同位素组成等多种资料，采用岩心与测井、岩石学与地球化学交叉结合研究手段，对柴达木盆地风西地区新近系上干柴沟组至下油砂山组（N1—N21）混积岩进行了综合分析。结果表明，风西地区混积岩包括陆源碎屑岩和湖相碳酸盐岩，沉积于远离物源的浅湖环境，偶尔出现半深湖环境，发育5种典型岩相及6种微相类型。稳定碳氧同位素组成揭示，沉积旋回的形成是受气候驱动的补偿-欠补偿循环机制所控制。提出一种干旱咸化背景下的混积岩沉积旋回模式：补偿期湖平面急剧上升，发育泥坪、砂泥坪、滩等微相，沉积机制以物理沉降为主；欠补偿期湖平面缓慢下降，发育灰泥坪、灰云坪、藻丘/席微相，以化学-生物沉积机制为主导。在咸化湖盆混积体系中，湖相碳酸盐岩主要形成于湖退期；相变并非根据传统认为的可容纳空间来解释，而是受控于气候变化导致的湖水化学性质短期波动。研究结果为咸化湖盆混积岩高分辨率层序模式及成因提供了新解释，对指导咸化湖相非常规油气勘探具有重要意义。

关键词： 柴达木盆地; 风西地区; 混积岩; 岩相; 旋回; 相模式; 咸化湖相

本文引用格式

宋光永 , 刘占国 , 王艳清 , 龙国徽 , 朱超 , 李森明 , 田明智 , 施奇 , 夏志远 , 宫清顺 . 咸化湖盆混积岩岩相类型、沉积旋回及相模式——以柴达木盆地风西地区新近系为例[J]. 石油勘探与开发, 2024 , 51(6) : 1304 -1316 . DOI: 10.11698/PED.20230702

Abstract

The saline lacustrine hybrid sedimentary rocks are complex in lithology and unknown for their sedimentary mechanisms. The hybrid sedimentary rocks samples from the Neogene upper Ganchaigou Formation to lower Youshashan Formation (N1-N21) in the Fengxi area Qaidam Basin, were investigated through core-log and petrology-geochemistry cross-analysis by using the core, casting thin section, scanning electron microscope, X-ray diffraction, logging, and carbon/oxygen isotopic data. The hybrid sedimentary rocks in the Fengxi area, including terrigenous clastic rock and lacustrine carbonate rock, were deposited in a shallow lake environment far from the source, or occasionally in a semi-deep lake environment, with 5 lithofacies types and 6 microfacies types recognized. Stable carbon and oxygen isotopic compositions reveal that the formation of sedimentary cycles is controlled by a climate-driven compensation-undercompensation cyclic mechanism. A sedimentary cycle model of hybrid sedimentary rocks in an arid and saline setting is proposed. According to this model, in the compensation period, the lake level rises sharply, and microfacies such as mud flat, sand-mud flat and beach are developed, with physical subsidence as the dominant sedimentary mechanism; in the undercompensation period, the lake level falls slowly, and microfacies such as lime-mud flat, lime-dolomite flat and algal mound/mat are developed, with chemical-biological process as the dominant sedimentary mechanism. In the saline lacustrine sedimentary system, lacustrine carbonate rock is mainly formed along with regression, the facies change is not interpreted by the accommodation believed traditionally, but controlled by the temporary fluctuation of lake water chemistry caused by climate change. The research results update the interpreted high-resolution sequence model and genesis of hybrid sedimentary rocks in the saline lacustrine basin and provide a valuable guidance for exploring unconventional hydrocarbons of saline lacustrine facies.

Key words： Qaidam Basin; Fengxi area; hybrid sedimentary rock; lithofacies; cycle; facies model; saline lacustrine

0 引言

碎屑岩-碳酸盐岩混合沉积系统在多个地质历史时期常见[1]。混积岩的沉积特征及成因机制研究不仅是沉积地质学的重点，也是近年来致密油气、页岩油气勘探开发的重要基础[2-3]。沙庆安[4]在2001年将陆源碎屑与碳酸盐（包括异化颗粒）在沉积上的混合定义为混合沉积，有狭义和广义之分，狭义的混合沉积是指同一岩层内的混合，而广义的混合沉积还包括陆源碎屑层与碳酸盐层构成交替互层或夹层。柴达木盆地风西地区中新统上干柴沟组—上新统下油砂山组（N1—N21）是这两种混合沉积的组合，并且还发育微生物岩。2020年以来，针对风西地区的钻探已揭示这套混积岩可以产出规模油气，具有较好勘探前景。
前人的研究主要集中于碳酸盐岩储层和油藏研究[5⇓-7]。目前几乎没有专门针对N1—N21细粒碎屑岩-碳酸盐岩混合沉积系统的地层学、沉积环境和成因研究。张勤学等[5]指出风西地区存在微生物碳酸盐岩储层，包括藻泥晶灰岩、藻叠层灰岩、藻团块灰岩，但是此后再也未见针对该区碳酸盐岩的描述性和解释性研究。
本文针对风西地区N1—N21混积岩岩性复杂、沉积机制及控制因素不明等问题，进行了以下研究：①定义风西地区N1—N21混积岩岩相类型；②分析混积岩宏观特征和微观特征，确定不同尺度下岩相的连续性及控制层内非均质性；③利用岩心、薄片和碳氧同位素数据重建研究区的细粒碎屑岩-碳酸盐岩沉积过程和旋回构成。研究成果将有助于加深对风西地区N1—N21和全球类似细粒碎屑岩-碳酸盐岩混合沉积系统的深入研究。

1 地质背景

风西地区位于柴达木盆地西部坳陷（简称柴西坳陷）大风山构造带的西段（见图1a）。风西构造是大风山构造带上的一个三级构造，为风北断层与风南断层所夹持的断背斜构造，呈两断夹一隆的构造样式[8]，构造长轴近北西—南东向（见图1b）。自上而下共钻遇新生界6套地层：七个泉组（Q1—2）、狮子沟组（N23）、上油砂山组（N22）、下油砂山组（N21）、上干柴沟组（N1）、下干柴沟组上段（E32）（见图1c）。
图1 柴达木盆地风西地区位置（a）、构造分布（b）与地层综合柱状图（c）
新生代以来，风西地区的构造环境长期处于稳定状态[9]。路乐河组为新生代初始沉积，表现为变质岩基底之上的填平补齐过程[10]。随着柴西湖盆沉积中心由西向东、由南向北的迁移，风西地区从E31至N22沉积时期，整体为向上变深的旋回[11-12]。自E31沉积时期开始，该区就一直处于西南倾向的大缓坡背景，其中，E31沉积时期为稳定的辫状河三角洲平原沉积，E32沉积时期，柴达木古湖泊发生了大规模湖侵，牛鼻子梁辫状河三角洲大规模萎缩。在此影响下，E32沉积早期风西地区为辫状河三角洲前缘沉积，到E32沉积晚期，逐渐进入浅湖沉积环境[10,13]。N1—N22沉积时期，风西地区已经远离该三角洲体系，处于稳定滨浅湖—半深湖交互沉积环境（见图2），但总体上水体呈震荡加深的趋势。新生代以来，柴达木盆地气候干冷，湖泊水体咸化[14]，研究区沉积了厚度达3 000 m的细粒碎屑岩-碳酸盐岩混积岩。自N23沉积时期，风西地区大幅度隆起，逐渐结束湖相沉积，至Q1—2沉积时期形成现今构造格局[15]。
图2 柴达木盆地风西地区及周边上干柴沟组沉积相平面分布图

2 混积岩岩相类型及其特征

在上干柴沟组—下油砂山组识别出以下5种典型岩相：微生物岩、泥晶灰云岩、灰质粉砂岩、纹层状灰质泥岩、块状泥岩（见表1）。除了微生物岩能够在岩心上进行有效识别外，其他岩相的鉴别，均需要通过岩心、薄片、X射线衍射全岩矿物测试等手段进行相互验证才能得以确定。
表1 风西地区上干柴沟组至下油砂山组混积岩岩相类型及其岩矿、物性特征
岩相 岩石结构特征 主要岩矿组分/% 孔隙特征 物性（峰值区间）
碳酸盐
含量		 白云石
占比		 蒸发岩
含量		 砂质、
黏土含量		 主要
类型		 孔隙尺度 孔隙度/
%		 渗透率/
10-3 μm2
微生物岩 岩心见叠层、凝块、藻团块结构 52~98/
65		 50~100/
75		 0~22.0/
8		 2.0~48.0/
25.0		 窗格孔、溶孔 微米 4.0~10.0 0.500~50.000
泥晶灰云岩 岩心块状，镜下为混积泥晶结构 35~90/
58		 40~90/
70		 0~15.0/
3.4		 5.0~52.0/
32.0		 晶间孔、微缝 纳米—微米 3.0~7.0 0.001~0.100
灰质粉砂岩 岩心块状，镜下为混积粒状结构 10~40/
20		 0~30/
8		 2.0~10.0/
5.0		 5.0~78.0/
54.5		 晶间孔、粒间孔 纳米—微米 1.0~3.0 0.010~0.050
纹层状
灰质泥岩		 岩心似页理状，镜下为泥质碎屑和纯碳酸盐形成纹层状高频韵律 20~50/
35		 0~30/
15		 0~15.0/
6.7		 50.0~80.0/
62.5		 方解石粒间溶孔、
纹层缝		 纳米—微米 0.5~3.0 0.001~0.100
块状泥岩 岩心块状、弱纹层状，镜下为混积泥质结构 10~45/
30		 0~20/
10		 0~15.0/
6.0		 55.0~85.0/
65.0		 晶间孔 纳米—微米 0.5~3.0 0.010~0.050

注：“/”后为平均值

2.1 微生物岩

微生物碳酸盐岩的识别主要基于其内部组构（指示其可能的成因）和宏观结构（微生物的形态，例如纹层状、凝块状、枝状、隐晶质），它们决定了微生物碳酸盐岩的种类[16-17]。风西地区N1—N21发育3类微生物碳酸盐岩岩相：叠层石、凝块石、粘结岩（见图3）。
图3 风西地区上干柴沟组至下油砂山组微生物岩微观沉积特征

（a）f5井，3 031.60 m，N21，微柱状叠层石，柱状凸起为微生物趋光性生长形成，指示地层顶，铸体薄片，正交偏光；（b）fx2-3井，3 407.41 m，N1，微柱状叠层石，后期被似球粒层及含粉砂泥晶灰岩层覆盖，铸体薄片，单偏光；（c）fx4-3井，2 994.73 m，N21，不规则叠层石，纹层呈不规则状分布，铸体薄片，单偏光；（d）fx2-3井，3 395.14 m，N21，叠层石纹层间发育扁长的窗格孔，被硬石膏胶结充填，圆形硬石膏充填区最初可能是由Chlorellopsis藻群落形成的球形孔，铸体薄片，单偏光；（e）图（d）同一视域的正交偏光照片；（f）fx2-3井，3 796.47 m，N1，凝块石，微生物凝块之间发育障积沉积物，为粉砂、灰泥富集区，孔隙主要分布于微生物凝块内，铸体薄片，单偏光；（g）fx2-3井，3 775.84 m，N1，微生物凝块内部发育窗格孔，大部分被硬石膏胶结充填，凝块顶部发育微生物叠层，铸体薄片，单偏光；（h）fx2-3井，3 886.92 m，N1，凝块石，局部发育微生物叠层，铸体薄片，单偏光；（i）fx2-3井，3 776.05 m，N1，微生物凝块与微柱状叠层共存，硬石膏充填窗格孔，铸体薄片，正交偏光；（j）fx102井，3 867.87 m，N1，粘结岩，由微生物捕获和粘结碎屑粉砂、似球粒、藻屑等形成，铸体薄片，单偏光；（k）fx2-3井，3 904.41 m，N1，粘结岩，藻屑颗粒之间的微生物粘结区孔隙发育，部分被硬石膏充填（白色），铸体薄片，单偏光；（l）fx103井，3 309.50 m，N21，粘结岩，与颗粒灰岩相似，但颗粒之间以及颗粒边缘可以见到微生物结壳，铸体薄片，单偏光

2.1.1 叠层石

叠层石由原地底栖生物（蓝细菌和藻类）的生物化学钙化作用形成，以生物膜、捕集颗粒、早期胶结物、骨架核形石及微体化石的存在为特征[16,18]。薄片上观察，叠层石由毫米级向上凸起的协同纹层组成（见图3a、图3b），并具有可识别边界的原地复杂构造[19]。纹层是由于周期性的沉积作用和细粒沉积物的捕集形成的[20]。具不规则纹层的叠层石可能为不规则和不一致的生长造成的[16]（见图3c）。在有些地方，这类叠层石横向上逐渐过渡为泥晶灰云岩、灰岩岩相（见图3a、图3b）。有时岩心上能观察到诸如斑驳色的成岩特征，是硬石膏充填窗格孔的结果（见图3d、图3e）。孔隙类型以窗格孔和溶孔为主（见图3a、图3c、图3d）。
薄片观察发现，两类微组构形成该类岩相中的纹层：①纹层状微组构以厚度不一的微层为特征，由至少两种在结构和成分上不同的纹层间互分布组成（见图3a）；②纹层状窗格孔的多次发育（见图3d）。叠层石的纹层状特征指示了沉积物供给与微生物生长两者之间的平衡[20]。纹层构造是由丝状微生物群落为主的微生物钙化作用形成的，指示微生物生长的周期性差异、生长模式的频繁变换、周期性的沉积物输入、周期性的无机胶结作用或者周期性的微生物钙化作用程度[21]。这类微生物群落在湖泊的透光层无处不在[22]。在滨湖带高能水动力环境中，叠层石通常与内碎屑砾岩或鲕粒泥粒灰岩-颗粒灰岩共生[18,20]。而与之不同的是，研究区叠层石与泥岩、粉砂岩、泥晶灰云岩等细粒岩呈互层分布，因此沉积环境可能位于较深的浅湖环境甚至深湖带上部[16]。一般认为，在较深水环境下，随着光照强度减弱和水流速度变缓，微生物发生侧向生长以获得最大的表面积来进行有效的光合作用[22]。在这样的条件下，横向生长速率大于垂向生长速率，从而形成侧向相连的微柱状纹层叠层石（见图3a）。

2.1.2 凝块石

凝块石以不具纹层的斑驳状中型构造为特征[17,23]。薄片显示，凝块石中含有微生物凝块及障积沉积物（见图3f），可见丝状微组构、明暗相间的纹层状微组构、不规则状窗格组构（见图3g、图3h）。在障积沉积物中，主要是黏土、粉砂及碳酸盐灰泥，表明形成于低能环境。孔隙类型以窗格孔、晶间孔和裂缝为主，然而多数孔隙都被块状嵌晶硬石膏胶结物充填（见图3g、图3i），面孔率为2%~10%。
凝块组构被认为是以球状菌为主的微生物群落钙化的产物[18,24]。研究区的凝块石与纹层状叠层石相伴生，还有些被微柱状叠层石覆盖（见图3i）。上述关系表明，凝块石的形成环境与叠层石类似，两者之间可能存在竞争生长的关系[25]。

2.1.3 粘结岩

微生物岩的建造除了在微生物直接诱发或影响下钙化形成格架岩（如上述叠层石、凝块石）之外，也可以由微生物捕获沉积物，在其表面结壳并粘结形成粘结岩[16]。它们的区别在于沉积物加积过程中微生物群落所扮演的角色。薄片显示粘结岩与Dunham碳酸盐岩分类中的颗粒灰岩或泥粒灰岩类似[26]，不同之处在于，颗粒灰岩的颗粒之间为无机/非生物成因的亮晶胶结或同沉积灰泥，而粘结岩的颗粒之间为微生物体矿化形成的微晶碳酸盐，富含孔隙并可见微生物有机体的残留物（见图3j—图3l）。粘结岩内的颗粒很多都是早期形成的藻屑，颗粒边缘具有明显的微生物结壳（见图3l）。

2.1.4 微生物岩建造序列

通过岩心及成像测井分析，上述3种微生物岩的共生序列如图4所示：①下部发育的是丘状凝块石，成像图上可见孤立丘状构造（暗色）、丘间充填灰泥（亮黄色）（见图4a-①）；岩心也可见呈浅灰色的小型隆起构造，碳酸盐含量较高，两侧被深灰色灰泥质披覆（见图4b-①），反映了凝块石在横向上的不连续性分布。②凝块石之上则是叠层石，静态成像图上表现为暗色层状特征，动态成像图上叠层连续处层状边界清晰，断续处边界模糊、不规则，垂向上相互不连通（见图4a-②）；岩心由于纹层结构面断开而呈薄板状（见图4b-②）。③顶部发育粘结岩，成像图上表现为斑状特征，暗色块与亮色块不规则状混杂分布（见图4a-③）；岩心呈块状，内部表现为不规则斑状（见图4b-③）。一个完整的微生物岩建造序列体现了微生物群落萌发—勃发—消亡的演化过程（见图4c）。微生物岩层段与围岩相比，成像图偏暗色，与其孔隙发育相关。
图4 风西地区fx2-3井下干柴沟组微生物岩成像测井（a）、岩心特征（b）及建造序列模式图（c）
fx2-3井N1—N21的390.5 m岩心中，微生物岩层共141层，厚度为43.6 m（见图5）。单层厚度0.01~1.77 m，平均单层厚度为0.31 m。单层厚度小于0.4 m的微生物岩层占77.3%，共109层。单层厚度大于1 m的占4.9%，共7层。沉积环境高频变化或者沉积水深较大均可能致使绝大多数微生物岩单层厚度较薄[19]。
图5 风西地区fx2-3井取心段微生物岩单层厚度直方图

2.2 泥晶灰云岩

典型泥晶灰云岩岩心呈薄层结构，颜色比周围富泥质岩心更浅，呈棕灰色（见图6a）。全岩X射线衍射分析揭示，其主要由白云石、方解石组成，相对含量35%~90%，同时含不同比例的黏土矿物、石英及长石等（见图6d、图7a）。石英及长石则以粉砂碎屑形式分散于泥晶之中或聚集成纹层，基本无可见孔（见图6b），但在放大倍数更高的扫描电镜中，可见发育良好的半自形—自形白云石菱面体，晶体大小为1~3 μm；晶体之间发育大量晶间孔，孔隙直径大多在1 μm左右（见图6c）。经氦气法孔渗测试，此类岩相孔隙度可超10%以上（见图7b），渗透率却通常低于0.01×10-3 μm2（发育裂缝的样品除外），表现出极为典型的“高孔特低渗”特征，与其内部发育大量纳米—微米级晶间孔是相符的。
图6 风西地区上干柴沟组至下油砂山组混积岩岩心、微观特征及矿物组成图版

（a）fx101井，3 830.49~3 830.77 m，N1，泥晶灰云岩，岩心呈棕灰色，薄层状，岩心照片；（b）fx101井，3 830.56 m，N1，岩石基质为泥晶灰云岩，粉砂级石英、长石碎屑分散于其间，见微裂缝（蓝色铸体），铸体薄片，单偏光；（c）fx101井，3 830.56 m，N1，白云石晶体呈半自形—自形，发育晶间孔（图中圆圈内），氩离子抛光扫描电镜；（d）fx101井，3 830.56 m，N1，X衍射全岩矿物以白云石为主；（e）fx2-3井，3 934.33~3 934.57 m，N1，灰质粉砂岩，岩心呈浅灰色，块状，岩心照片；（f）fx2-3井，3 934.50 m，N1，粉砂级石英、长石碎屑及灰泥混积，铸体薄片，单偏光；（g）fx2-3井，3 934.50 m，N1，见黄铁矿集合体，孔隙不发育，仅见少量黏土矿物晶间微孔（图中圆圈内），氩离子抛光扫描电镜；（h）fx2-3井，3 934.50 m，N1，X衍射全岩矿物以石英、长石为主，次为碳酸盐矿物；（i）fx2-3井，3 292.20~3 292.30 m，N21，灰色纹层状灰质泥岩，岩心照片；（j）fx2-3井，3 292.23 m，N21，富灰云质纹层、富长英质纹层、富泥质纹层叠置发育，铸体薄片，单偏光；（k）fx2-3井，3 292.23 m，N21，富泥质纹层可见条带状有机质，氩离子抛光扫描电镜；（l）fx2-3井，3 292.23 m，N21，X衍射全岩矿物以泥质、灰云质为主，次为长英质；（m）fx2-3井，3 386.89~3 387.07 m，N21，深灰色块状泥岩，岩心照片；（n）fx2-3井，3 386.92 m，N21，泥质主要为伊利石，与长英质、灰云质混积，局部长英质呈条带状分布，可见云母片顺层分布，偶见有机质，背反射扫描电镜；（o）与图n同视域，矿物扫描电镜

图7 风西地区混积岩岩矿组成（a）及物性分布（b）图

2.3 灰质粉砂岩

研究区碎屑岩主要是粉砂岩，单层厚度0.1~1.2 m，平均0.3 m。岩心呈浅灰色，块状结构（见图6e）。粉砂碎屑成分主要为石英，次为钠长石，少量碳酸盐岩屑及云母片。泥质含量较高，一般大于10%（见图6f—图6h），是相对静水条件下的悬浮沉积所形成。一方面说明研究区距离物源较远，并没有受到来自牛鼻子梁物源辫状河三角洲牵引流的影响；另一方面说明，研究区波浪能量弱，可能处于浪基面之下，导致以细粒岩沉积为主，且泥质杂基含量高。该岩相胶结程度强，主要为灰质胶结，致使残余粒间孔较少，大部分粉砂岩孔隙度小于3%。

2.4 纹层状灰质泥岩

纹层状灰质泥岩具有不同的纹层状结构（见图6i），其成分有所差异导致颜色略有不同。根据成分可以分为3类纹层（见图6j），富黏土质纹层颜色偏深灰色，富长英质纹层颜色偏浅灰色，而富灰云质纹层颜色偏棕灰色。富黏土质纹层常见条带状有机质（见图6k）。由于3类纹层混积，全岩X射线衍射结果表现出黏土质、长英质、灰云质组分大致相当（见图6l）。

2.5 块状泥岩

块状泥岩与其他岩相相比颜色更深，多呈深灰色（见图6m），主要由黏土矿物、灰泥、泥级—粉砂级碎屑石英及长石混积而成（见图6n、图6o），形成层理不清的块状泥质结构或弱纹层状结构。在三端元成分图（见图7a）中，黏土质、灰云质、长英质三者含量相当，黏土质含量稍多，但大部分相对含量为30%~50%。根据岩石中灰云质或长英质含量的变化，可以进一步识别出灰质泥岩或粉砂质泥岩。矿物定量扫描结果显示，黏土矿物成分主要为伊利石，反映快速剥蚀堆积或富钾咸水沉积环境[25]。
值得注意的是，以上列举的为研究区几类典型的岩相，由于黏土质、灰云质、长英质含量之间的变化，实际的岩相更为复杂，通常是这些岩相的过渡，如泥质灰云岩、砂质灰云岩、泥质粉砂岩等，这可以从三端元成分图中散点连续性分布得到验证（见图7a）。

3 咸化湖盆混合沉积微相及沉积模式

3.1 咸化湖盆混合沉积微相类型及特征

上述一种或几种岩相在纵向或横向上的成因组合构成了沉积微相（见表2）。研究区微相类型包括藻丘/席、灰云坪、滩、灰泥坪、砂泥坪、泥坪6种，其中前5种为浅湖沉积，泥坪微相为半深湖沉积，形成于还原环境，可从钍铀比小于2与其他微相区分（见图8）。根据岩心、X射线衍射全岩矿物含量、各项测井数据集（特别是岩性扫描测井、电成像测井、自然伽马、钍铀比等）之间的相互验证，可以实现取心井微相特征提取，从而约束无取心井的微相识别以及井间微相对比。从单井相、连井相分析来看（见图8、图9），藻丘/席与灰云坪通常交叉叠置，说明两者在成因上具有相关性。由于这两种微相对应的微生物岩及泥晶灰云岩孔隙度明显高于其他3类岩相，是该混积体系中主要的储集体（见图7b），两者交叉叠置有利于增加储集单元的厚度。咸化湖相混积岩沉积微相分布具有两种基本格局。一种以碎屑岩占主导，浅湖区微相类型为滩、砂泥坪（见图10a）；另一种以碳酸盐岩占主导，浅湖区微相类型以藻丘/席、灰云坪、灰泥坪为主（见图10b）。
表2 风西地区上干柴沟组—下油砂山组混积岩微相类型及识别标志
相 亚相 微相 岩相/岩性 结构/构造 测井特征 测井相
自然伽马/API 密度/(g·cm-3) 电阻率/(Ω·m) 中子孔隙度/%
湖
相		 浅
湖		 藻丘/席 微生物岩 叠层、凝块、藻团块结构 47~85 2.63~2.73 5~19 5~15 白云石含量高，低伽马，成像为丘状、弱层状、斑状，可见完整微生物建造特征
灰云坪 泥晶灰云岩、泥质灰云岩 块状、
薄层状		 58~94 2.61~2.72 5~25 13~20 白云石含量高，中低伽马，成像为块状，局部见粉砂质纹层或条带而呈现为弱层状
滩 灰质粉砂岩、
泥质粉砂岩		 块状 67~108 2.62~2.72 36~186 5~11 石英与长石含量高，中伽马，成像为弱层状
灰泥坪 块状灰质泥岩、泥质灰岩 块状、
纹层状		 99~128 2.62~2.71 4~8 14~19 泥质及灰质含量高，高伽马，成像为块状或高亮密集层状，钍铀比大于2
砂泥坪 粉砂质泥岩 块状、
透镜状		 104~132 2.59~2.68 8~65 12~21 泥质及长英质含量高，高伽马，成像为块状或高亮密集层状，钍铀比大于2
半深湖 泥坪 泥岩、纹层状灰质泥岩 块状、
纹层状		 105~126 2.62~2.66 4~10 12~18 泥质含量高，高伽马，成像为块状或弱层状高亮密集层状，钍铀比小于2
图8 风西地区fx2-3井上干柴沟组单井沉积微相图
图9 风西地区上干柴沟组沉积微相连井剖面（剖面位置见图1；GR—自然伽马；Rt—电阻率）
图10 风西地区上干柴沟组V-4-20小层（a）、V-4-19小层（b）沉积微相平面分布图（作图范围见图1b）

3.2 咸化湖相混积岩沉积旋回及沉积模式

在湖盆沉积体系中，沉积相的变化可能与物理条件（如陆源输入、波浪能量）、生物发育条件（如光区深度）、水体化学性质（如蒸发浓度）及水深相关[27]。

3.2.1 咸化湖相混积岩沉积旋回

与很多湖相沉积岩相似，风西地区混积岩碳氧同位素组成具有正相关性，碳酸盐岩岩相具有相对高的δ13C、δ18O值（见图11），代表典型的封闭沉积环境[28]。蒸发作用引起的盐度升高和同位素分馏可使δ18O值正偏移[29]。另一方面，研究区δ18O值与黏土矿物含量、陆源碎屑含量（即石英+长石含量）呈负相关（见图12a、图12b），与白云石含量呈正相关（见图12c），证明了混积岩中黏土、碎屑两种主要组分与淡水注入相关。淡水注入增加时，黏土、石英、长石等含量会随之增加，δ18O值负偏移。白云石组分主要与水体咸化有关。
图11 风西地区混积岩稳定碳氧同位素分布特征
图12 风西地区上干柴沟组混积岩δ18O值与岩矿组分关系图
根据岩相组合分布、碳氧同位素组成、湖泊封闭程度、盐度以及硅质碎屑/碳酸盐含量变化，将风西地区细粒硅质碎屑岩-碳酸盐岩-微生物岩混积岩沉积解释为气候驱动的补偿—欠补偿循环沉积机制（见图13）。
图13 风西地区上干柴沟组至下油砂山组混积岩沉积旋回模式图
在补偿期，气候相对潮湿，降水量高于蒸发量，随着河流碎屑输入增加，湖平面将上升，沿湖盆边缘发育侧向连续的进积—加积三角洲沉积单元，而在三角洲影响范围之外的浅湖高能区域发育加积滩砂体沉积单元，低能区域主要为砂质泥岩；半深湖区则发育富有机质纹层状灰质泥岩（见图10a、图14a）。在欠补偿期，气候则表现出干旱少雨的特点，降水量远低于蒸发量，随着河流碎屑输入骤降，湖平面将下降，湖盆边缘三角洲萎缩，以细粒砂质泥岩为主；在浅湖区域，由于强烈的蒸发，湖水进入碳酸盐饱和状态，pH值升高，碳酸盐岩开始沉积。同时，温暖、清澈、较高盐度水体促进了光氧微生物的繁殖，在浅湖的透光区，宽缓低能的斜坡利于浅水区大面积发育微生物岩建隆，呈条带状近平行于湖岸线分布，可连续延伸几百米至几千米；厚度为几厘米至几米，形态表现为穹隆状、丘状。类比现代湖缘微生物建隆，预测它们分布于零至几十米深的水体中；半深湖区仍然表现为富有机质纹层状灰质泥岩，但灰云质纹层比例增多（见图10b、图14b）。
图14 风西地区咸化湖相缓坡混积岩沉积模式图
内陆湖泊水位可以受季节性降水-蒸发影响产生频繁且高强度的波动[30]。风西地区巨厚的混积岩层系正是由无数个补偿—欠补偿交互沉积机制形成的米级旋回高频叠加形成的。根据取心井中各类岩相的厚度，可以看出米级旋回中补偿期的沉积厚度小于欠补偿期（见图8），也就是说，研究区总体处于干旱气候条件下的欠补偿期。这与多数学者关于该时期柴达木盆地古气候的研究结论是一致的[12,14]。

3.2.2 咸化湖相混积岩沉积模式

咸化湖相碎屑岩-碳酸盐混积岩的沉积模式与海相具有显著不同。通常而言，当海相大陆边缘处于碳酸盐高产区时，碳酸盐岩相在海侵体系域期间占主导地位，而在随后的下降期体系域期间，大陆碎屑岩相占主导地位[31]。但风西地区的实例揭示了与之完全相反的相变规律，即湖相碳酸盐岩在湖退期间占主导地位（见图13、图14）。对这种现象的一种合理解释是，在碎屑岩-碳酸盐岩混合咸化湖相环境中，碎屑岩沉积物供应和碳酸盐生物化学沉淀的相互作用是控制相发育的关键因素，而这些因素又主要受气候所控制[32]。在每个气候驱动循环的湖退阶段，沉积物输入被限制在湖边，湖水澄净，从而允许在碎屑输入范围之外的浅水中广泛发育微生物岩。在湖侵阶段，陆源碎屑系统的前移最终扼杀了微生物岩。湖相碎屑岩-碳酸盐混积物中组分丰度的变化主要受湖盆水体化学性质随时间的变化影响，而与水深变化无关。在这种情况下，相变并非由传统的容纳空间的增加和减少导致。

4 结论

咸化湖相混积岩主要形成于浅湖—半深湖沉积环境，典型的岩相类型包括微生物岩、块状泥晶灰云岩、纹层状灰质泥岩、灰质粉砂岩、块状泥岩。典型的微相类型包括藻丘/席、灰云坪、滩、灰泥坪、砂泥坪、泥坪6种。
咸化湖相混积岩中微生物岩主要有凝块石、叠层石、粘结岩3个亚类，发育独特的具有指相意义的微组构，纵向上形成凝块石—叠层石—粘结岩建造序列，是同时期不同微生物种属及沉积环境的产物。碳酸盐岩岩相，特别是微生物岩，形成于相对封闭、干冷、咸化的沉积背景。
咸化湖相混积岩可以划分为两个沉积体系（阶段），泥质-砂质体系代表陆源补给补偿期；碳酸盐岩体系代表欠补偿期。两个沉积体系在时间-空间上均具有“此消彼长”的关系。两者之间的转换受气候驱动的补偿-欠补偿循环控制。在这种高频循环主导下，风西地区N1—N21混积岩呈现出米级高频旋回，微生物岩厚度薄。该认识是在咸化湖相沉积中准确应用高分辨率层序地层学的理论基础。

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