天然气地球科学 >

2020 , Vol. 31 >Issue 6: 786 - 799

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2020.03.003

天然气地质学

柴达木盆地北缘马仙地区路乐河组风成砂岩识别及沉积相模式

  • 殷建国 , 1, 2 ,
  • 郭晖 2 ,
  • 吴志雄 3 ,
  • 史基安 2 ,
  • 琚宜文 1 ,
  • 张明峰 2
展开
  • 1. 中国科学院大学地球与行星科学学院/中国科学院计算地球动力学重点实验室，北京 100049
  • 2. 中国科学院西北生态环境资源研究院/甘肃省油气资源研究重点实验室，甘肃 兰州 730000
  • 3. 中国石油青海油田分公司勘探开发研究院，甘肃 敦煌 736202

殷建国（1987-)，男，四川广安人，助理工程师，博士研究生，主要从事构造地质学和沉积储层研究.E-mail:.

收稿日期: 2019-09-21

  修回日期: 2020-03-08

  网络出版日期: 2020-06-17

基金资助

国家自然科学基金项目(41530315)

国家科技重大专项(2016ZX05066)

甘肃省自然科学基金(17JR5RA293)

收起

Identification of eolian sandstone in the Lulehe Formation of Maxian area, Qaidam Basin, and its sedimentary model

  • Jian-guo YIN , 1, 2 ,
  • Hui GUO 2 ,
  • Zhi-xiong WU 3 ,
  • Ji-an SHI 2 ,
  • Yi-wen JU 1 ,
  • Ming-feng ZHANG 2
Expand
  • 1. Key Laboratory of Computational Geodynamics, College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
  • 2. Key Laboratory of Petroleum Resources, Gansu Province/Northwest Institute of Eco⁃Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China
  • 3. Research Institute of Exploration and Development, PetroChina Qinghai Oilfield Company, Dunhuang 736202, China

Received date: 2019-09-21

  Revised date: 2020-03-08

  Online published: 2020-06-17

Fold

本文亮点

基于岩心、岩石薄片、扫描电镜、粒度、X⁃射线衍射、孔渗和X⁃荧光7类数据，从岩性、沉积结构、矿物组分、主量元素和物性条件5个角度对比分析，证明柴达木盆地北缘马仙地区马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井路乐河组取心属于风成砂岩，首次揭示柴达木盆地路乐河组存在风成砂岩。这些风成砂岩为胶结疏松的棕黄色中细砂岩。与水成沉积相比，风成砂岩具有岩性单一、砂层厚、成分成熟度高、石英颗粒磨圆度好且具有风成砂的表面结构，以及粒度近似现代风成砂等方面的特征。在石英—钾长石—斜长石三元图、A—CN—K三元图、PCA分析和MFW三元图4类图解中，风成砂岩与水成砂岩沉积区别明显。另外，通过沉积和物源分析，认为风成砂岩是冲积扇—冲积平原沉积经由风营力的再次搬运、分选和再沉积过程就地形成，并发育于冲积扇—冲积平原的过渡地带，这一沉积模式在柴北缘地区具有较为广泛的适用性，能更好地应用于油气勘探开发涉及的沉积和储层研究。

本文引用格式

殷建国 , 郭晖 , 吴志雄 , 史基安 , 琚宜文 , 张明峰 . 柴达木盆地北缘马仙地区路乐河组风成砂岩识别及沉积相模式[J]. 天然气地球科学, 2020 , 31(6) : 786 -799 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2020.03.003

Highlights

Based on data from cores, rock slices, scanning electron microscope, granularity, X-ray diffraction, porosity and permeability, and X-ray fluorescence, this paper makes a comparative analysis of lithology, sedimentary textures, mineral composition, major elements and permeability, and then proves that the cores of Lulehe Formation from Wells of Maxi 5, Maxi 6, Xiandong 1 and Xiandong 2 in Maxian area belongs to aeolian sandstones, existence of which is the first time to be revealed in the Lulehe Formation of the Qaidam Basin. These aeolian sandstones are brown yellow medium-fine sandstones with loose cementation. Compared with the water-laid sedimentation, the aeolian sandstones have the characteristics of single lithology, thick sand layer, high compositional maturity, good roundness of quartz particles with surface textures of aeolian sand, and the particle size similar to modern aeolian sand. The aeolian sandstone is obviously distinguished from water-laid sedimentation in Zircon-kK-feldspar-plagioclase, A-CN-K ternary diagram, PCA analysis and MFW ternary diagram. In addition, according to the analysis of sedimentation and provenance, it is considered that aeolian sandstones are deposited in the transitional zone of the alluvial fan and alluvial plain, the sediments of which experience the process of re-transportation, sorting and re-deposition of wind. The sedimentary model can be widely applied to support the sedimentary and reservoir research during the process of petroleum exploration and development in the northern margin of Qaidam Basin.

0 引言

储集砂体是油气勘探开发过程中重要的研究对象之一。其中，风成砂岩往往具备良好的物性条件，是油气成藏的有利储层，历来受到国内外石油地质学家们的广泛重视[1,2]。1970年以来，中东、北海和美国怀俄明州等地发现多处以风成砂岩为产油层的油气田，促使了与风成砂岩的判识、形成环境、物性条件、相模式及组构单元等相关的大量研究[3]。除滨岸带之外，风成砂岩主要是炎热或寒冷干旱气候条件下的风成系统产物。发育于青藏高原内部的柴达木盆地在古近纪受亚热带高温控制常处于强烈的干旱气候环境[4,5]，具备风成砂岩形成的气候条件，但迄今为止，尚未在该时代的沉积地层中发现风成砂岩。而在相同干旱气候背景下，地处青藏高原东缘的盐源盆地与青藏高原东北缘的河西盆地，在古近纪地层中都有风成砂岩的形成，且发育于冲积扇沉积和干旱湖泊沉积之间[6,7]。事实上，炎热干旱地区的风成砂岩普遍与冲积扇、间歇性河流和干旱盐湖等沉积环境关系紧密。柴达木盆地北缘（柴北缘）地区路乐河组形成于早始新世，发育了退积型的冲积扇—冲积平原沉积体系，其沉积岩具有强烈氧化色，反映了炎热干旱的气候环境；该沉积体系中沉积的大量红色膏泥岩又可以作为沙漠事件的相关证据[6,8,9]。据此可以推断，柴北缘地区路乐河组具有发育风成砂岩的可能性。
风营力的搬运特征以及牵引和重力驱动的沉积过程使得风成砂岩具有一些典型的沉积结构和层理构造，它们是划分风成系统中沙丘和沙丘间2类基本结构单元的重要依据，同时也是区别于水成沉积的重要证据[9]。沙丘与沙丘间反复交替组成了风成系统的垂向沉积序列。沙丘间因潜水面的高低可划分为干旱型、潮湿型和覆水型沙丘间共3类，其中干旱型沙丘间主要为波状层理砂岩，偶有风成砾石滩和平行层理砂岩发育；潮湿型沙丘间主要发育黏附波纹和少量蒸发盐类；覆水型沙丘间则发育具有水平层理的泥岩、泥裂和蒸发盐类等。沙丘主要保留背风面的沉积，发育有大型高角度交错层理，该层理在近沙脊的上倾方向主要由颗粒滑脱纹层（Grainflow Strata）和颗粒沉降纹层（Grainfall Strata）组成，在近坡脚的下倾方向主要由颗粒滑脱纹层和波状纹层（Ripple Strata）组成，且倾角朝坡脚方向逐渐减小。沙丘的迁移方式、形态以及观察面走向的不同使得交错层理可以呈现槽状、板状和楔状。沉积结构上，风成砂岩又多为中细砂岩且多具有很好的磨圆和分选。尽管如此，风成砂岩在识别上仍然有一定难度，特别是在一维岩心资料的分析过程中。首先，岩心资料在尺度上的局限性使得层理构造不能完整呈现;其次，受区域构造变化和气候波动影响，地质记录中风成沉积与水成沉积往往交互叠置[9]。最终导致风成砂岩易被误判为河流相沉积，这可能是此前柴北缘地区路乐河组中未识别出风成砂岩的原因。
在柴北缘地区，路乐河组不整合于下伏残余的侏罗系湖相烃源岩之上，该地层中具备的储盖组合能与下伏烃源岩形成很好的生储盖匹配关系。国外油气田的勘探开发实践表明，即便风成砂岩储层在产层中占比少，风成砂岩较好的储集性能同样使得其在油气产量上具有较大的贡献率[10]。因此，本文基于已有钻井岩心的详细描述，通过沉积结构、层理构造、矿物成分、储层物性以及地球化学等方面的综合证据证实柴北缘路乐河组发育有风成砂岩，利用井间沉积相对比和碎屑锆石定年手段明确了其发育相带并建立了相应的沉积相模式，这一工作将有助于柴北缘地区油气资源的勘探开发。

1 地质背景

柴达木盆地是发育于青藏高原内部的新生代含油气山间盆地，受西北的阿尔金山、西南的东昆仑山以及东北的祁连山所围限。盆内沉积的新生代地层不整合于侏罗系、白垩系或者基岩之上，共划分为7个地层单元，分别是路乐河组、下干柴沟组、上干柴沟组、下油砂山组、上油砂山组、狮子沟组和七个泉组（图1）。各地层单元之间的年龄界限以古地磁和古生物等方法限定[11,12,13,14,15,16,17,18]，其中路乐河组形成于早始新世（约53.5~43.8 Ma之间）[12,16,18]，是柴达木盆地中最早形成的新生代地层单元。
图1 柴达木盆地区域地质背景（修改自CHENG等[27]）

EBL：鄂博梁剖面;JLS：结绿素剖面;LL：路乐河剖面;DHG：大红沟剖面;J：侏罗系;K：白垩系;E1+2：路乐河组;E3：下干柴沟组;N1：上干柴沟组;N2 1：下油砂山组;N2 2：上油砂山组;N2 3：狮子沟组;Q：七个泉组

Fig.1 Geological background of the Qaidam Basin (modified from CHENG et al. [27])

柴达木盆地及其周边山区在路乐河组沉积时期受印度—欧亚板块初始碰撞的远程效应影响分别发生挠曲沉降和逆冲抬升。虽然柴达木盆地周边山体（主要为祁连山与阿尔金山）在此时继承有新生代之前的已有构造从而极易快速抬升[19,20]，但形成的山体海拔和规模远远低于现今水平[21]。青藏高原的扩展隆升直至中新世才达到足以改变大气环流的规模，促使强烈季风气候的形成[22]。而在此之前，青藏高原总体处在受控于亚热带高压的干旱区，该干旱区大致位于20°~40° N之间且横跨中国东西[22,23]。位于祁连山山前的柴北缘地区（图1），路乐河组响应于早始新世的构造和气候条件发育了具有强烈氧化色的冲积扇—冲积平原沉积[24,25]。在冲积扇中保存了大量分选极差的砖红色杂基支撑的砾岩和泥质含砾砂岩（典型的泥石流沉积产物），说明水系欠发育，进而不能充分改造冲积扇中的重力流沉积，水系也可能不足以完全改造风成沉积。因而，柴北缘地区路乐河组所处的构造气候背景和沉积古地理均满足风成砂岩形成条件[9]。经研究认为，柴北缘马仙地区的路乐河组中发育有风成砂岩。马仙地区紧邻祁连山且位于路乐河剖面和大红沟剖面之间（图1）。

2 资料与方法

本文研究资料和方法主要用于风成砂岩的判识以及建立风成砂岩的沉积相模式。

2.1　风成砂岩的判识

风营力的搬运和沉积过程使得风成砂岩中发育一些典型的沉积结构和层理构造，这些特征往往作为判识风成砂岩的重要证据[9,26]。用于揭示这些重要信息的主要资料和研究手段包括岩心描述、薄片分析、粒度数据分析和扫描电镜分析。此外，风成砂岩常具有较好的结构成熟度和成分成熟度，物性特征、矿物成分以及主量元素自然也能用于识别风成砂岩。据此，本文对柴北缘地区多口钻井的路乐河组取心进行了详细的沉积学分析，总结岩石类型及沉积组构特征；制作和搜集了其对应的岩石薄片，用于岩石粒度、骨架颗粒成分、分选和磨圆度等方面的分析；使用扫描电镜分析马西5井的Mx5d-s样品，观察其石英颗粒的表面结构特征；搜集并对比分析马仙地区4口井的粒度资料、X-射线衍射数据和孔渗数据；采集了马仙及其周边地区的9口钻井中14个样品(表1)，将磨制的样品粉末与偏硼酸锂混合物在Pt-Au坩埚中熔融成玻璃熔片后，在河北省廊坊市区域地质调查所完成X-射线荧光光谱仪测试，再利用地球化学图解对比分析样品的主量元素测试结果。
表1 用于锆石定年和主量元素分析的样品信息

Table 1 Information of samples for detrital zircon U-Pb dating and major elements analysis

样号 深度/m 岩性 定年 主量 地层单元 井名
B2u-s 3 275 灰色中砂岩 √ 下干柴沟组 北2井
B2d-s 3 532 褐灰色中粗砂岩 √ 下干柴沟组 北2井
Mx3-s 1 240 棕红色含砾细砂岩 √ 路乐河组 马西3井
Mx4-s 1 317 棕红色含砾粗砂岩 √ 路乐河组 马西4井
Mx5u-s 1 940 灰色含砾粗砂岩 √ 下干柴沟组 马西5井
Mx5m-s 2 287 棕色细砂岩 √ 下干柴沟组 马西5井
Mx5d-s 2 390 棕黄色中砂岩 √ √ 路乐河组 马西5井
X4d-s 1 806 灰色中砂岩 √ 上干柴沟组 仙4井
X4u-s 1 131 灰色细砂岩 √ 下油砂山组 仙4井
X6-s 1 515 灰色粉砂岩 √ 上干柴沟组 仙6井
Mb18-s 1 553 灰色含砾粗砂岩 √ 下干柴沟组 马北18井
Mb13-s 1 450 灰色细砾岩 √ 下干柴沟组 马北13井
Xx1u-s 4 115 灰色中砂岩 √ 下干柴沟组 仙西1井
Xx1d-s 4 852 褐色细砂岩 √ 路乐河组 仙西1井

2.2　沉积模式建立

通过岩心及岩心对应的测井曲线特征，确定沉积相带划分标准，进一步通过钻井间对比分析约束风成砂岩的发育相带。利用风成砂岩的碎屑锆石U—Pb定年方法判断风成砂岩的物质来源，以确定风成砂岩与水成沉积的相互关系。碎屑锆石U—Pb定年样品为Mx5d-s（采集自马西5井的岩心），锆石挑选由河北省廊坊市区域地质调查所完成，锆石制靶、透反射与阴极发光照片在武汉市上谱分析科技有限责任公司完成。碎屑锆石U—Pb定年测试在兰州大学甘肃省西部矿产资源重点实验室完成，使用的仪器为激光联用电感耦合等离子质谱，由PhotonMachines公司生产的Analyte193nm激光剥蚀进样系统和安捷伦公司生产的Agilent7700X电感耦合等离子体质谱仪2部分组成。通过透反射照片避开裂缝与包裹体之后，随机挑选100颗锆石进行测试，束斑直径为30 μm。标准锆石91500作为外标用于同位素比值校正，每隔5个未知样测定一次标样。原始数据经GLITTER 4.0处理得到U—Pb同位素比值和年龄，最终保留谐和度在90%~110%之间的有效年龄数据，误差为1σ。锆石年龄大于1 000 Ma，采用207Pb/206Pb表面年龄，协和度计算方法为100×Age(207Pb/206Pb)/ Age(206Pb/238U)；锆石年龄小于1 000 Ma，采用207Pb/238U表面年龄，协和度计算方法为100×Age(207Pb/235U)/Age(206Pb/238U)。碎屑锆石的U—Pb年龄谐和图和谱图均采用Isoplot软件绘制[28]。

3 岩石学特征

3.1　岩性特征

柴北缘地区路乐河组钻井取心多属于重力流和河流相沉积。重力流沉积以砖红色基质支撑的砾岩和含砾泥质砂岩为主，无分选或分选极差，砾石无叠瓦排列，块状层理，泥质含量高，为典型的黏性泥石流沉积产物[图2(a)—图2(c)][29]。河流相沉积为砂泥互层，单层砂体厚度较薄（一般不超过2 m），具有较强的氧化色，岩性上包括砾岩、砂岩和泥岩且发育大量层理构造，其中砾岩和砂岩的分选好于重力流沉积，且砾石普遍具有正粒序和叠瓦状排列[图2(d)，图2(e)]。
图2 柴北缘地区路乐河组典型岩心照片

（a）黑1井，1 461.15 m，棕红色基质支撑的砾岩，长轴砾石不具有叠瓦状定向排列，基质为砂和泥混合体;（b）黑1井，1 458.55 m，棕红色含砾泥质砂岩，分选极差，含有粒级为小砾和中砾的砾石;（c）马西3井，1 242.2 m，棕红色含砾泥质砂岩，分选差，砾石粒级为小砾;（d）马西4井，1 321.0 m，正粒序砾岩和槽状层理粗砂岩，砾石具有正粒序，长轴砾石叠瓦状排列;（e）冷东平1井，1 511.1 m，平行层理中砂岩;（f）马西5井，E1+2，2 396.9 m，棕黄色中砂岩；（g）仙东1井，E1+2，3 083.85 m，棕黄色中砂岩；（h）马西6井，E1+2，2 363.3 m，棕黄色中砂岩；（i）仙东2井，E1+2，3 323.73 m，棕黄色中砂岩

Fig.2 Typical cores graphs of the Lulehe Formation in the northern Qaidam Basin

在马仙地区，马西4井和马西3井的路乐河组取心同样属于重力流和河流沉积[图2(c)，图2(d)]。但马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井的取心则明显不同[图2(f)—图2(i)]。马西5井取心井段为2 389.80~2 398.22 m，岩心总长为8.42 m，包括中砂岩5.82 m、细砂岩2.3 m和粗砂岩0.3 m；马西6井取心井段为2 354.90~2 363.38 m，岩心总长为8.48 m且全为中砂岩；仙东1井取心井段为3 083.55~3 092.45 m，岩心总长为8.9 m，包括细砂岩1.82 m和中砂岩7.08 m；仙东2井取心井段为3 083.55~3 092.4 m，岩心总长为4.75 m，包括细砂岩0.40 m和中砂岩4.35 m。它们与柴北缘地区常见的重力流和河流相沉积的差异主要体现在2处：首先，这些取心主要由连续沉积的棕黄色中细砂岩构成，厚度远大于单层河道砂体厚度，岩性单一，内部无砾岩和泥岩发育；然后这些中细砂岩胶结疏松且无明显的层理构造。由此可以推测，马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井的岩心应形成于不同的沉积机制，搬运介质能量相对较弱但持续稳定。另外，层理不明显，因而无法通过沉积构造确定这些岩心的成因机制。

3.2　沉积结构特征

3.2.1　形貌特征

风力搬运过程中，颗粒之间频繁的碰撞磨损使得颗粒的磨圆度增加，并在颗粒表面留下许多微观结构（如低起伏和各种撞击坑等）[9] ，这些形貌上的特征经常用于判识风成砂岩。风成砂岩较之河流成因的砂岩往往具有更好的磨圆度，这是因为风力搬运使得颗粒之间的磨损速率远快于河流搬运。马西3井和马西4井中重力流和河流相沉积砂岩的颗粒为棱角—次棱角状，磨圆度极差[图3(a)，图3(b)]。而马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井的岩石薄片中可以看到大量圆状的石英颗粒，并且岩心也因为较好的磨圆度而呈现出与之对应的“粟粒结构（Millet Seed）”[图2(f)—图2(i)，图3(c)—图3(f)]。它们的石英颗粒外围包裹着一层含氧化铁的黏土薄膜[图3(c)—图3(f)]，这使得岩心具有明显的“沙漠漆”特征[图2(f)]。在扫描电镜下，可以观察到样品Mx5d-s的石英颗粒表面起伏低并且发育有碟状坑[图3(g)—图3(i)]。此外，冲积扇或冲积平原的搬运距离近，不应形成磨圆度如此好的石英颗粒。总之，这些形貌上的证据表明了马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井的岩心为风成成因。
图3 马仙地区路乐河组取心典型镜下特征

（a）马西3井，1 241.34 m，含砾泥质砂岩，泥质杂基含量高，颗粒磨圆差，蓝色铸体薄片，（-）×100；（b）马西4井，1 319.87 m，中砂岩，颗粒磨圆差，蓝色铸体薄片，（-）×50；（c）马西5井， 2 394.77 m，棕黄色中砂岩，颗粒磨圆度好，颗粒外包一层黏土薄膜，蓝色铸体薄片，（-）×25；（d）仙东1井，3 089.75 m，棕黄色中砂岩，颗粒磨圆好，方解石胶结，蓝色铸体薄片，（-）×25；（e）马西6井，2 360.88 m，棕黄色中砂岩，颗粒磨圆度好，颗粒外包一层黏土薄膜，含有大量方解石胶结物，蓝色铸体薄片，（-）×100；（f）仙东2井，3 320.93 m，棕黄色中砂岩，部分颗粒磨圆度好，少量方解石胶结，岩屑溶蚀，蓝色铸体薄片，（-）×100；（g）—（i）马西5井，2 390.0 m，样品Mx5d-s的石英颗粒表面特征

Fig.3 Typical microscopic features of cores of the Lulehe Formation in Maxian area

3.2.2　粒度特征

空气的黏度与密度远低于水，使得风的最大搬运粒径和最大悬浮粒径都要远小于水流，进而表现出不同粒度分布特征，使得粒度分析也就成为了一种区分沉积机制的重要手段[25,30]。杨飞等[25]详细研究了马仙地区水成沉积的粒度概率曲线，从中可总结出水成沉积的粒度概率曲线的典型特征，包括：可以同时存在滚动、跳跃和悬移3种组分；跳跃组分与悬移组分截点小于3.5 Φ；悬移组分介于20%~60%之间。通过分析发现，本文中的粒度概率曲线缺失滚动组分，跳跃组分与悬移组分的截点位于3.5 Φ之上，跳跃组分占比大、介于70%~90%之间，悬移组分占比小、介于10%~30%之间（图4）。由此可知，本文样品与水成沉积的概率粒度曲线具有较为明显的差别。
图4 粒度概率累积曲线与频率曲线

Fig.4 The probability cumulative curve and frequency curve of grain sizes

前人研究表明，风成砂粒度较为集中，多介于极细砂和中砂之间，平均粒径为2.5 Φ，偏度大部分小于1，样品间变化小等特征[9,30]。陈冬梅等[31]对发育于不同沉积环境的细粒沉积物的粒度特征及差异进行了系统研究，提出了区别风成沉积与水成沉积的粒度参数（表2）。根据马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井共53个样品的粒度数据统计，样品粒度平均值（Mz）介于1.82~4.00 Φ之间，平均值为2.67 Φ，以细砂为主；标准偏差（δ）介于1.01~2.70之间，平均值为1.6，说明样品分选偏差；用于判别粒度分布对称性的偏度（Sk）介于0.17 ~ 0.62之间，平均值为0.34，说明样品为正偏；峰态（Kg）介于1.07~2.08之间，平均值为1.43，说明样品均为窄峰态，粒度分布较为集中（表2）。经过比较，样品的平均粒径在数值上与风成砂岩吻合，标准偏差和偏度位于河流相砂岩和风成砂岩之间，峰态大于河流相砂岩和风成砂岩。虽然标准偏差体现出的分选偏差，但从薄片中可以看到其极低的泥质含量且明显少于水成沉积（图2），说明泥质是能很好地从砂质中分选出去。因此，从粒度分析上可以推断马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井的路乐河组取心应该属于风成砂岩，可能与河流相砂岩受风营力再搬运和再沉积有关。
表2 不同沉积环境的沉积物粒度参数（引自陈冬梅等[31] ，有修改）

Table 2 Textural parameters of sediments from different depositional environments (modified from CHEN et al. [31])

粒度参数 湖泊 河流 风成砂岩 本文粒度
Mz/Φ 3.91 ~ 7.8 6.75 0.45 ~ 7.58 4.19 2.15 ~ 4.65 2.78 1.82 ~ 4.00 2.67
δ 1.29 ~ 3.21 1.93 1.67 ~ 2.84 2.2 0.52 ~ 1.33 0.77 1.01 ~ 2.70 1.56
Sk - 0.32 ~ 0.47 0.07 0.19 ~ 0.62 0.34 0.00 ~ 0.26 0.11 - 0.17 ~ 0.62 0.34
Kg 0.85 ~ 1.99 1.1 0.62 ~ 1.75 1.04 0.95 ~ 1.32 1.05 1.07 ~ 2.08 1.43

注： 3.91 ~ 7.8 6.75= 最 小 值 — 最 大 值 平 均 值

4 矿物和主量元素特征

沉积物成分成熟度的增加是流体搬运过程中机械和化学风化作用下的变化趋势。但是风成砂岩的成分成熟度增加的速率更为明显，这是因为风营力作用下更加频繁的颗粒间碰撞[32]和风成砂丘迁移性造成的风成砂岩反复搬运[9]。在这一过程中，弱抵抗力的云母和岩屑等破碎成较细沙尘被风搬离他处，风成砂岩中石英和长石类矿物逐渐富集。而长石具有的双晶和解理特征使得其抗物理和化学风化能力弱于石英[30,33]，进而造成风成砂岩中长石含量远低于石英含量。同时钾长石在风成环境中的稳定性远高于斜长石[34]，又使得斜长石含量进一步降低。因此，矿物组分及相应主量元素含量的差异可以用于区分风成成因与水成成因。

4.1　矿物特征

岩心样品及岩石薄片观察表明，马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井的路乐河组取心中含有大量的石英，长石含量少且以钾长石为主。为进一步对比分析，本文搜集了54块岩心样品的X⁃射线衍射数据，用于制作石英—钾长石—斜长石三角图（图5）。其中8块来自马西5井和仙东1井的路乐河组取心，石英含量介于65.23%~94.70%之间、平均值为84.94%，钾长石含量介于4.31%~32.46%之间、平均值为14.14%，斜长石含量介于0.00%~2.30%之间、平均值为0.92%，在图5中的投点位置为区域Ⅰ。另外46块样品来自马西3井，马西4井，仙4井，仙6井和仙西1井的样品，属于冲积扇—河流相沉积[35]，石英含量介于19.90%~84.38%之间、平均值为68.85%，钾长石含量介于1.82%~24.09%之间、平均值为7.71%，斜长石含量介于8.20%~41.74%之间、平均值为19.49%，在图5中的投点位置为区域Ⅱ。通过对比发现，马西5井和仙东1井的样品含有更多的石英和更少的长石，长石又以钾长石为主，斜长石含量极少，与水成沉积样品区别明显（图5）。据此可以推断，马西5井和仙东1井路乐河组取心应属于风成成因。
图5 石英—钾长石—斜长石三元图

Fig.5 Ternary plots of zircon-K-feldspar-plagioclase

4.2　主量元素特征

地球化学元素含量的变化能用于揭示沉积岩中矿物组分的差异，例如样品中石英的富集使得SiO2含量增高，钾长石和斜长石占比的不同又可以造成Na2O、CaO和K2O含量不同。沉积物在风和水流作用下经历的不同物化过程使得地球化学元素含量分析可以作为区分其风成成因和水成成因的重要手段，因此本文采集了9口钻井的14个岩心样品用于X-荧光分析（表1），并选取A—CN—K三元图[36,37]、PCA分析[38]和MFW三元图[38]3类地球化学图解予以解释（图6）。这3类地球化学图解常用于判别沉积岩所经历的化学风化强度，图解中涉及的主量元素含量均换算成氧化物的摩尔比例。其中CaO*仅表示硅酸盐中的含量，因而本文采用MCLENNAN[36]提出的方法来去除碳酸盐、石膏和磷灰石的干扰，即：当CaO的测试值超过Na2O时，将Na2O的测试值用于计算CaO*摩尔比例。
图6 A—CNK—FM 三元图[36,37]、PCA分析[38]和MFW三元图[38]

Fig.6 Plots of A–CNK–FM[36,37], PCA analysis[38] and MFW[38]

在A—CN—K三元图中，化学风化指数CIA的计算方程为：CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)]×100，Al2O3、CaO*+Na2O和K2O含量分别代表图中的A、CN和K 3个单元。从图6(a)中可以看出，水成样品的投点均沿着风化趋势线且风化程度不高，该风化趋势线与斜长石—钾长石连线的交点临近大陆上地壳和花岗闪长岩的投点，说明水成样品物源具有一定的相似性。从薄片、扫描电镜和X-射线衍射分析结果可知，Mx5d-s中斜长石含量极低且黏土矿物全为高岭石，说明样品Mx5d-s偏向K端元和偏离该风化趋势线不是由钾蚀变造成[37,39]。进而推断，样品Mx5d-s与水成样品具有不同的物源特征或者不同的搬运风化过程。
与A—CN—K三元图不同，PCA和MFW三元图这2类地球化学图解将SiO2含量考虑在内，因而更适用于分析富集石英的沉积岩类的风化特征和母岩性质。PCA分析涉及的PC1和PC2计算公式，以及MFW三元图中3个端元的计算公式分别为[38]：
P C 1 = 0.334 c l r S i O 2 - c l r S i O 2 ¯ + 0.319 c l r T i O 2 - c l r T i O 2 ¯ + 0.448 c l r A l 2 O 3 - c l r A l 2 O 3 ¯ + 0.349 c l r F e 2 O 3 - c l r F e 2 O 3 ¯ + 0.082 c l r M g O - c l r M g O ¯ - 0.463 c l r C a O * - c l r C a O * ¯ + 0.484 c l r N a 2 O - c l r N a 2 O ¯ + 0.095 [ c l r K 2 O - c l r K 2 O ¯ ]
P C 2 = 0.445 c l r S i O 2 - c l r S i O 2 ¯ + 0.395 c l r T i O 2 - c l r T i O 2 ¯ + 0.268 c l r A l 2 O 3 - c l r A l 2 O 3 ¯ - 0.348 c l r F e 2 O 3 - c l r F e 2 O 3 ¯ + 0.315 c l r M g O - c l r M g O ¯ -
0.174 c l r C a O * - c l r C a O * ¯ +
0.256 c l r N a 2 O - c l r N a 2 O ¯ +
0.508 [ c l r K 2 O - c l r K 2 O ¯ ]
c l r x =
L n   ( x [ S i O 2 · T i O 2 · A l 2 O 3 · F e 2 O 3 · M g O · C a O * · N a 2 O · K 2 O ] 1 / 8 )
M = - 0.395 × L n ( S i O 2 ) + 0.206 × L n ( T i O 2 ) - 0.316 × L n ( A l 2 O 3 ) + 0.160 × L n ( F e 2 O 3 ) + 0.246 × L n ( M g O ) + 0.368 × L n ( C a O * ) + 0.073 × L n ( N a 2 O ) - 0.342 × L n ( K 2 O ) + 2.266
F = 0.191 × L n ( S i O 2 ) - 0.397 × L n ( T i O 2 ) + 0.020 × L n ( A l 2 O 3 ) - 0.375 × L n ( F e 2 O 3 ) - 0.243 × L n ( M g O ) + 0.079 × L n ( C a O * ) + 0.392 × L n ( N a 2 O ) + 0.333 × L n ( K 2 O ) - 0.892
W = 0.203 × L n ( S i O 2 ) + 0.191 × L n ( T i O 2 ) + 0.296 × L n ( A l 2 O 3 ) + 0.215 × L n ( F e 2 O 3 ) - 0.002 × L n ( M g O ) - 0.448 × L n ( C a O * ) - 0.464 × L n ( N a 2 O ) + 0.008 × L n ( K 2 O ) - 1.374
从PCA分析可以看出，样品Mx5d-s的风化趋势不断富集K2O和SiO2，与石英—钾长石—斜长石三元图中体现出的风成砂岩富集石英和钾长石的特征吻合[图6(b)]。MFW三元图表明所有样品的母源岩性多为中酸性岩浆岩类[图6(c)]，与A—CN—K三元图获知的母源岩性基本相似，这也说明样品Mx5d-s偏离图5中的风化趋势线是由于其不同于水成样品的搬运风化过程造成。另外，在MFW三元图中样品Mx5d-s和石英矿物的投点临近，且靠近花岗岩的风化趋势线，也表明了样品Mx5d-s区别于其余样品的风化特征[图6(c)]。
在A—CN—K三元图，PCA分析和MFW三元图这3类地球化学图解中，样品Mx5d-s与水成样品区别明显，说明样品Mx5d-s的主量元素含量也指示其为风成成因。

5 物性特征

储层物性的控制因素较多，沉积和成岩过程对其都有较大影响。沉积作用主要通过影响沉积岩结构和成分成熟度进而控制其物性条件。而成岩作用主要是在原生孔隙保存效果、次生孔隙形成的多少和成岩矿物种类等方面影响储层物性。而风营力的搬运沉积过程会显著提高风成砂岩的结构成熟度和成分成熟度，使得其分选变好和泥质杂基减少以及石英含量增高和塑性岩屑含量减少，即便经历成岩作用也能保留大量的原生孔隙并具有很好的孔隙连通性。因此，储层物性上的差别也可以用于区分风成成因和水成成因砂岩[10]。
本文搜集了柴北缘地区大量孔渗数据，并将马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井的物性与水成沉积的物性进行对比。其中，储层岩性的水成成因划分参考邹妞妞等[35]研究结果。压实作用随埋深的增加而增强，如图7(a)、图7(b)中浅层路乐河组的储层物性总体好于深层，因此相似埋深下表现出的储层物性差异更具有代表性。从孔隙度和渗透率随深度变化图上可以看出，马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井共4口井的孔隙度和渗透率都优于临近深度的水成沉积样品[图7(a)，图7(b)]。其中仙东1井和仙东2井的样品更是远远大于水成沉积样品的物性。马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井的孔隙度和渗透率具有很好的线性关系，表明孔隙多由原生孔隙组成且连通性好[图7(c)]。另外，岩石薄片观察发现这4口井的骨架颗粒以点接触—点线接触为主，孔隙以原生孔隙为主，仅含少量的溶蚀孔[图3(c)—图3(f)]。因此，利用储层物性也能将马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井路乐河组与水成沉积区分开来。
图7 孔隙度、渗透率随深度变化特征和风成砂岩

Fig.7 The variation feature of porosity and permeability with increased depth, and the relationship between porosity and permeability of eolian sandstones

6 风成砂岩沉积相模式

本文结合岩性、沉积结构、矿物组分、主量元素以及物性特征等多方面，证实了马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井的路乐河组取心属于风成砂岩。而通过分析该风成砂岩与水成沉积的物质和相带关系才能建立其沉积相模式。

6.1　风成砂岩发育相带

前人研究证实研究区所处沉积背景属于冲积扇—冲积平原沉积体系[24,25,35]，它们对应的沉积记录在岩心上极易识别（图1）。其中，研究区发育冲积扇属于干旱型冲积扇，其最为典型的特征是保存了大量棕红色泥石流沉积，从扇根向扇缘方向泥石流沉积由富碎屑向贫碎屑转换，岩性上表现为厚层杂基支撑砾岩为主逐渐转变为薄层且分选差的含砾泥质砂岩为主。泥石流属于事件性沉积且在山洪初期沉积物相对充足时形成。而在山洪晚期以及非洪水期冲积扇上会发育辫状水道，改造泥石流沉积且形成河道沉积，岩性上以含砾砂岩和砾岩为主，其规模在扇中亚相最大并向扇缘亚相减小。扇缘是冲积扇与冲积平原的过渡区域，沉积上可以发育贫碎屑的含砾泥质砂岩、以砂岩和砾岩组成的薄层河道砂体及河漫滩细粒沉积。在冲积平原上发育的河流可以是单个冲积扇上水系的延伸或多个冲积扇发育水系的汇集，河道砂体普遍较薄且主要由砂岩组成。扇根和扇中亚相GR曲线多以厚层的低值低幅的齿化箱型为主，扇缘亚相则以高幅指型和低值低幅齿化曲线，冲积平原相多为高值低幅齿化曲线（图8）。而风成砂岩以厚层中细砂岩为主，GR曲线表现为低值低起伏（图8）。选取研究区内露头剖面和重点探井，综合测井、录井和岩心资料建立了研究区内典型的连井剖面，发现风成砂岩发育于扇缘以及临近扇缘的冲积平原之上（图8）。冲积扇—冲积平原展布方向和冲积扇近物源特性说明研究区路乐河组沉积物源来自临近的祁连山山区。ZHUANG等[40]依据路乐河剖面中路乐河组的115处叠瓦砾石排列方向指出路乐河组古水流方向为西南向。与研究区临近的结绿素剖面和大红沟剖面的叠瓦状砾石排列方向也同样表明路乐河组具有恒定的西南向古水流方向[40,41]。另外，JIAN等[42]借助重矿物分析手段证明研究区内的第三纪沉积均来自于祁连山。研究区内冲积扇—冲积平原沉积物源源自祁连山山区已无异议。但风成砂岩存在“就地起沙”和“外地来沙”的情况[43]，因而尚需确定风成砂岩的物源，以期证明风成砂岩是否形成于风营力对研究区内冲积扇或冲积平原沉积的再次搬运和沉积。
图8 马仙地区沉积相剖面图（剖面位置如图1所示）

Fig. 8 The profile of sedimentary facies in Maxian area (the location is showed in Fig.1)

6.2　风成砂岩物源

表生循环中稳定的锆石具有封闭的U—Pb同位素体系，使得碎屑锆石U—Pb定年成为当前定量厘定沉积物源的重要技术手段。本文从马西5井的路乐河组取心采集样品Mx5d-s，将该样品的碎屑锆石U—Pb定年数据和前人已发表的年龄谱信息（包括潜在物源区年龄信息和地层的碎屑锆石U—Pb定年数据）比较，用于揭示风成砂岩的物源信息。样品Mx5d-s的97个有效锆石年龄均位于或临近协和线，表明锆石未发生明显Pb丢失[图9(a)]。该样品的锆石年龄位于2 536~230 Ma之间，可以划分为晚古生代—早古生代、早中古生代和前寒武纪3大类。晚古生代—早古生代锆石年龄介于304~230 Ma之间，共计16颗，峰值年龄为270 Ma；早中古生代锆石年龄介于484~357 Ma之间，共计52颗，峰值年龄为442 Ma；前寒武纪锆石年龄介于2 536~637 Ma之间，共计29颗，仅中新元古代的14颗锆石年龄具有明显的低峰高，峰值年龄为792 Ma[图9(b)]。
图9 样品Mx5d-s碎屑锆石207Pb/235U—206Pb/238U协和图与年龄谱图

Fig.9 The 207Pb/235U–206Pb/238U concordance diagrams and detrital zircon U-Pb age spectra of sample Mx5d-s

东昆仑山、阿尔金山及祁连山是柴达木盆地新生代地层的3个潜在物源区，根据它们出露基岩的年龄总结，前者含有大量晚古生代—早中生代锆石（300~200 Ma）和极少量前寒武纪锆石，从而与后两者相区别[图10(a)—图10(c)][27,44]。而Mx5d-s的年龄谱图以早中古生代锆石为主且与东昆仑山差别明显。在阿尔金山中段位置出露多处晚古生代—早中生代的花岗岩类岩体，与其临近的鄂博梁剖面中的所有新生代地层样品都具有等高的晚古生代—早中生代锆石和早中古生代锆石年龄峰[27][图1，图10(d)]。并且，经多种技术手段证实鄂博梁剖面的沉积物源来自阿尔金山[19,27]。据此推断，样品Mx5d-s的物源应该主要来自于祁连山。此外，祁连山中出露大量二叠系和三叠系，它们的年龄谱图中具有晚古生代—早中生代主峰和古元古代—中元古代的2个次峰[图10(e)][45,46]。
图10 野外露头新生代地层和物源区锆石年龄谱图[27,44,45,46]

Fig.10 The zircon U-Pb age spectra of the potential provenances and the Cenozoic strata in outcrops[27,44,45,46]

当这些二叠系和三叠系与祁连山基岩共同作为物源时，柴北缘新生代地层样品的年龄谱图则会呈现出晚古生代—早中生代主峰、晚古生代主峰和新元古代3个次峰[图10(f)]。因此，可以进一步确认样品Mx5d-s的物源主要来自于祁连山中出露基岩，而非二叠系和三叠系。再结合柴达木盆地区域地质图（图1），可以推测与马仙地区临近的大面积早古生代—中古生代花岗闪长岩类应该是其主要物源，这与冲积扇所反映的临近物源吻合，表明风成砂岩是形成于风营力对研究区内冲积扇和冲积平原沉积的再次搬运和沉积。

6.3　风成砂岩沉积相模式

碎屑锆石U—Pb定年证实马仙地区风成砂岩的物源和冲积扇—冲积平原沉积一样，来自于临近的祁连山。风成砂岩是冲积扇—冲积平原沉积经由风营力的再次搬运、分选和再沉积过程就地形成，并发育于冲积扇—冲积平原的过渡地带。研究区内风成砂岩具有沉积连续、砂层厚度大和泥质含量低等特征，表明风成砂岩属于风成沙丘沉积[9,30]。据此建立了风成砂岩的沉积相模式图（图11）。由于柴北缘地区路乐河组广泛发育冲积扇—冲积平原体系[24,25,39,40]，因此该风成砂岩的沉积相模式可能在该地区具有较为广泛的适用性。柴达木盆地内部在路乐河组沉积时期仍存在一些山体并作为其沉积物源[20]，因而也不排除风成砂岩在盆地内部形成的可能性。另外，本文尚属首次揭示柴达木盆地路乐河组存在风成砂岩，它与下伏残余的侏罗系湖相烃源岩组成很好的生储关系，可以作为柴达木盆地岩性油气藏勘探的新对象。
图11 风成砂岩沉积相模式

Fig.11 The sedimentary facies model of aeolian sandstone

7 结论

（1）本文证实马仙地区马西5井、马西6井、仙东1井和仙东2井的路乐河组取心属于风成砂岩，证据包括：连续沉积的厚层棕黄色中细砂岩，胶结疏松，层理不明显，无砾岩和泥岩存在，岩性单一；颗粒磨圆度高，泥质杂基含量低，石英颗粒表面具有低起伏、高磨圆度以及碟状坑等风成砂岩特征，粒度与研究区内水成沉积差别明显，与现代风成砂岩近似；石英富集和长石较少，长石又以钾长石为主，斜长石含量极少，在石英—钾长石—斜长石三元图、A—CN—K三元图、PCA分析和MFW三元图与水成沉积区别明显；储层以原生孔隙为主，物性条件远好于同埋深下的水成沉积的储层。本次研究首次揭示了柴达木盆地路乐河组存在风成砂岩。
（2）经沉积和物源分析，认为风成砂岩是冲积扇—冲积平原沉积经由风营力的再次搬运、分选和再沉积过程就地形成，并发育于冲积扇—冲积平原的过渡地带。据此建立的风成砂岩沉积相模式在柴北缘地区具有较为广泛的适用性，可以为研究区内沉积相划分和储层预测提供支撑，为岩性油气藏提供新的勘探方向。

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