0 引言
柴达木盆地位于青藏高原的东北缘，是我国内陆一个大型含油气盆地［5］，其形成过程受印度板块俯冲过程的影响，在北缘形成了复杂的逆冲构造体系［6］。前人对柴达木盆地局部地区碳酸盐胶结物的成因及机制已有一定的研究，但是缺乏大范围区域性的针对研究［7-9］。柴达木盆地北缘作为青海油田勘探开发的有利区块，随着勘探程度地不断加深，勘探难度不断加大，勘探目标逐渐指向大于3 000 m的深部储层。深部碎屑岩储层胶结物类型以碳酸盐胶结为主，大于4 000 m的深部储层仍存在大量原生孔隙［10］，具有巨大的油气勘探开发前景。但是深部储层由于勘探难度大、成本高等原因，勘探程度较低，储层分布、控制因素等研究尚不明确。因此，对柴北缘腹部深部储层碳酸盐胶结物特征的研究有利于了解储层的控制因素，同时可以为预测储层分布情况提供理论的依据。
1 地质背景
柴北缘腹部位于柴达木盆地北缘构造带中部，主要包括鄂博梁Ⅱ号、鄂博梁Ⅲ号、伊克雅乌汝、葫芦山、冷湖四号—冷湖七号、北陵丘以及马海—南八仙等地区（图1）。主要研究地层为中生界侏罗系（J）和新生界古近系路乐河组（E1+2）、下干柴沟组（E3），新近系上干柴沟组（N1）和下油砂山组（N2 1）。自中生代侏罗纪至新生代新近纪柴达木盆地经历了早侏罗世断陷湖盆沉积阶段、古近纪路乐河期坳陷湖盆形成初期阶段与古近纪下干柴沟期—新近纪上干柴沟期湖盆发展阶段［11］，在柴北缘腹部地区发育深湖—半深湖、滨浅湖、辫状河和辫状河三角洲沉积环境，并且在侏罗系和新近系下油砂山组形成了2套优质烃源岩和储盖组合。研究区侏罗系（J）主要以灰黑色粉砂岩为主，夹灰白色细砂岩—粗砂岩，底部含有一套深灰色砾岩［图2（a）］。古近系路乐河组（E1+2）以棕褐色砾岩和含砾砂岩为主，偶夹粉砂质泥岩［图2（b）］，下干柴沟组下段（E3 1）以浅红棕色粗砂岩、含粒粗砂岩和中砂岩为主，上段（E3 2）以灰白色含砾粗砂岩、粗砂岩为主，含有部分褐色泥岩［图2（c）—图2（e）］。新近系上干柴沟组（N1）主要为棕褐色砂质泥岩和灰色泥质粉砂岩［图2（f）］。
图1 柴达木盆地北缘腹部构造位置Fig.1 Tectonic location map of the center of northern margin in Qaidam Basin |
图2 柴北缘腹部侏罗系—新近系岩心照片（a）冷科1井，3 517.5 m，J，灰黑色粉砂岩，块状构造；（b）冷95井，3 062.9 m，E1+2，红棕色砾岩，分选差，磨圆为次棱角—次圆状，砾石主要有石英岩、花岗岩、板岩等；（c）北2井，3 535.8 m， ，灰黑色中砂岩，见水平层理和板状交错层理；（d）仙西1井，4 848.5 m， ，褐色含砾粗砂岩和细—粉砂岩互层，粗砂岩具有明显的粒序结构，局部可见泄水构造；（e）仙西1井，4 207.7 m， ，灰白色含砾粗砂岩与细砂岩互层，砾石具有定向排列，最大粒度为2 cm，细砂岩可见斜层理；（f）鄂深1井，3 635.9 m，N1，灰色泥质粉砂岩，块状构造 Fig.2 Jurassic-Neogene core pictures of the center of northern margin in Qaidam Basin |
2 样品与实验
本文研究共采集柴北缘腹部10 口探井各类岩心样品150 余件，分别对其进行观察描述、薄片鉴定、测录井数据分析以及碳氧同位素测定等。所有分析测试工作均在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进行。在进行碳氧同位素测定前先对样品进行稀盐酸滴定，其中大部分样品剧烈冒泡，显示碳酸盐胶结物主要为方解石，然后利用偏光显微镜观察碳酸盐胶结物的形态和特征，选取单一碳酸盐胶结物的样品进行碳氧同位素测定。将样品粉碎至100目，利用美国Thermo Fisher 公司的Delta V-GasBench Ⅱ 同位素质谱计进行测试，测试结果用国际标准物质NBS-18（δ13CVPDB：-5.014‰、δ18OVPDB：-23.2‰）［12-15］和国家标准物质GBW04405（δ13CVPDB：0.57‰、δ18OVPDB：-8.49‰）、GBW04406（δ13CVPDB：-10.85‰、δ18OVPDB：-12.4‰）校正后以VPDB标准给出（全文均采用此标准），分析精度小于0.1‰。
3 岩石类型及组分特征
通过对100多个显微薄片和铸体薄片的镜下观察和鉴定，结果显示柴北缘腹部深部侏罗系、古近系路乐河组、下干柴沟组和新近系上干柴沟组、下油砂山组砂岩岩性差别不大，主要为长石岩屑砂岩和岩屑长石砂岩（图3），颗粒间以点接触和线接触为主，超过4 000 m，凹凸接触发育，但也存在超过5 000 m，部分地区仍以点接触和线接触为主，颗粒分选中等，磨圆中等，为次棱角—次圆状，结构成熟度和成分成熟度整体较高。
其中侏罗系主要以泥岩、泥质粉砂岩、粉砂岩为主，细砂岩、砾岩含量较少。砂岩岩性主要为岩屑砂岩和长石岩屑砂岩，少量岩屑长石砂岩和长石砂岩（图3），方解石胶结和泥质胶结，深度普遍大于3 000 m，但仍然存在大量原生粒间孔隙［图4（a）—图4（e）］。路乐河组砂岩主要为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩，颗粒分选磨圆好，方解石胶结为主，原生粒间孔为主，次生溶蚀孔也较发育［图4（f），图4（g）］。下干柴沟组下段（E3 1）岩性以岩屑长石砂岩为主，其次为长石砂岩，颗粒间点接触或悬浮于基质中，分选磨圆差—中等，方解石胶结，部分含泥质胶结［图4（h），图4（i）］。下干柴沟组上段（E3 2）岩性以长石岩屑砂岩和岩屑长石砂岩为主，方解石胶结，孔隙不发育［图4（j），图4（k）］。上干柴沟组以岩屑长石砂岩为主，其次为长石砂岩，分选磨圆差，方解石胶结，原生孔隙发育，次生孔隙不发育［图4（l）］。
图4 柴北缘腹部砂岩镜下岩石学特征（a）冷95井，J，3 357.89 m，岩屑长石砂岩，（-），×100，石英含量高，以单晶石英为主，岩屑有石英岩等，含大量云母碎片，定向排列，少量灰质内碎屑，形状不规则，方解石胶结，孔隙不发育，以次生孔隙为主，连通性差；（b）冷95井，J，3 357.89 m，岩屑长石砂岩，（-），×200，含铁白云石和铁方解石；（c）冷95井，J，3 358.89 m，岩屑砂岩，（+），×100，以凝灰岩岩屑为主，少量石英、长石颗粒，填隙物为泥质，少量方解石，孔隙不发育，以粒内次生孔隙为主，连通性差；（d）深81井，J，3 204 m，含泥长石岩屑砂岩，（+），×100； （e）仙西1井，J，5 423 m，含灰细中粒长石岩屑砂岩，（+），×100；（f）仙西1井，E1+2， 5 178 m，岩屑长石砂岩，（-），×100；（g）仙东1井，E1+2，3 084.44 m，岩屑长石砂岩，（+），×100，石英表面干净，部分具波状消光；长石高岭土化、绢云母化，岩屑有石英岩等，偶见方解石填隙物，孔隙发育，以粒间孔为主，个别粒内溶孔，连通性好；（h）仙东1井， ，3 001.24 m，含灰不等粒长石砂岩，（+），×100，以粉砂、极细砂居多，石英表面干净，部分具波状消光，长石高岭土化、绢云母化，见少量石英岩、板岩岩屑，填隙物以方解石为主，局部为泥质，无可见孔；（i）冷七2井， ，5 276 m，岩屑长石砂岩，（+），×100；（j）赛深3井， ，3 877.18 m，不等粒长石砂岩，（+），×100，石英表面干净，部分具波状消光；长石高岭土化、绢云母化，岩屑有石英岩、板岩等，填隙物有方解石、硬石膏，无可见孔；（k）冷七2井， ，4 406 m，岩屑长石砂岩，（+），×100；（l）冷92井，N1，2 733.72 m，岩屑长石砂岩，（-），×100 Fig.4 Microscopical petrological characteristics of sandstone in the center of north margin of Qaidam Basin |
4 碳酸盐胶结物类型及特征
柴达木盆地北缘腹部地区砂岩主要以碳酸盐胶结为主，偶见泥质胶结，颗粒之间以点接触为主，其次为线接触，深部储层大多超过3 000 m，但仍保留有较高的原生孔隙。通过对研究区主要井位150 余件岩心样品铸体薄片和普通薄片的显微镜下观察，并结合全岩X-射线衍射数据得出，研究区常见的碳酸盐胶结物主要包括方解石、白云石和含铁方解石，部分样品含有含铁白云石和菱铁矿。通过对铸体薄片进行铁氰化钾和茜素红染色，来区分不同的碳酸盐胶结物的类型。染色后不同的碳酸盐矿物会呈现不同的颜色，通常较纯的方解石呈桔红色，含铁方解石呈紫红色或深红色，铁白云石呈蓝色或蓝紫色，白云石则不染色［16］。
（2）白云石：次生白云石，不染色，呈泥晶状充填于颗粒孔隙，部分交代方解石和铁方解石，以孔隙衬里的形式展布［图4（g）］。
（4）含铁白云石：主要存在于侏罗系，埋深大部分大于4 000 m，染色后呈蓝紫色，呈细晶或粉晶充填于颗粒之间，或者交代白云石［图4（b）］。通常含铁白云石形成于成岩作用的中晚期。
（5）菱铁矿：矿物全岩X-射线衍射数据显示，部分样品中含有菱铁矿。常呈团块状充填于颗粒原生孔隙中，以泥晶—粉晶为主，主要发育在早成岩阶段［1］。
按照碳酸盐胶结物形成的世代又可以将其分为早、中、晚3期，早期主要为方解石、白云石和菱铁矿胶结，中期为方解石和含铁方解石，晚期主要是含铁白云石胶结。早期方解石和白云石胶结可以看到明显的马牙状方解石围绕颗粒边界生长，晶形完整，颗粒边界明显，充填于原生粒间孔，对颗粒起到支撑作用，同时充填孔隙，降低孔隙度，破坏储层的物性。中期发生含铁方解石交代作用，部分出现溶蚀现象，晚期含铁白云石呈粒状充填在孔隙之间，边界不规则。
5 碳、氧同位素组成
碳、氧稳定同位素成分彼此相互作用，可以反映沉淀流体的同位素和温度，因此常被用来作为成岩环境的指示剂［17］。通过对柴北缘腹部不同层位砂岩进行碳氧同位素测定，得出不同层位碳氧同位素含量变化较大，碳同位素和氧同位素变化趋势具有一致性，其中侏罗系地层碳氧同位素变化幅度最大，δ13CPDB值为-16.77‰~8.01‰，平均值为-4.41‰，δ18OPDB值为-18.52‰~-8.34‰，平均值为-13.34‰。根据KEITH等［18］总结的古盐度值（Z）计算公式：Z=2.048×（δ13C+50）+0.498×（δ18O+50），计算出侏罗系古盐度值变化范围为86.50~133.72，平均值为111.5。当Z>120时，指示海相；当Z<120时，指示淡水相。说明侏罗系经历过由咸水向淡水转变的一个过程，侏罗纪，柴北缘处于海陆交互相，经历了由半深湖—滨浅湖—河流的转变过程。路乐河组碳氧同位素变化不大，δ13CPDB值为-7.8‰~-2.4‰，平均为-4.41‰，δ18OPDB值为-13.4‰~-10.7‰，平均为-12.56‰。古盐度值变化范围为104.9~116.16，平均值为108.22，指示淡水环境。根据SHACKLETON等［19］总结的古温度（T）计算经验公式：T＝16.9－4.38（δc－δw）＋0.1（δc－δw）2，其中δc为测得样品δ18O值（PDB标准，‰）；δw为当时的海水δ18O 值（SMOW标准，‰），本文取0，计算得到路乐河组古温度为75.22~93.55 ℃，平均古温度为87.78 ℃。由于地质历史时期海水的同位素组成因为各种因素会发生某些微小变化，另一方面，碳酸钙沉淀时并不总是和海水处于同位素平衡状态，因此这种计算古温度的方法只适用于古近纪以来的地层，之前的地层并不适用［17］，因此，我们计算侏罗系古温度时对δw进行修正，即侏罗纪海水为+1.2%［9］。修正之后计算得出的侏罗系古温度为67.81~142.19 ℃，平均值为104.48 ℃。侏罗纪成岩温度变化范围较大，最高古温度达到142 ℃，砂岩中可见含铁碳酸盐类胶结物，尤其是铁白云石［图4（b）］，因此成岩阶段为早成岩阶段B期—中成岩阶段B期。
下干柴沟组下段和下干柴沟组上段碳氧同位素值变化不大（图5），δ13CPDB值分别为-8.01‰~-5.70‰和-8.71‰~-3.78‰，平均值分别为-6.4‰和-5.24‰，δ18OPDB值分别为-15.35‰~-11.16‰和-16.62‰~-8.77‰，平均值分别为-13.19‰和-13.30‰。古盐度值分别为104.24~110.05和102.85~113.08，平均古盐度值分别为107.62和109.95。古温度值分别为78.23~107.72 ℃和63.03~117.28 ℃，平均值分别为92.22 ℃和93.21 ℃。成岩环境为淡水，成岩阶段均为早成岩阶段B期—中成岩阶段A期。上干柴沟组碳同位素值变化范围为-6.81‰~-3.80‰，平均值为-5.34‰，氧同位素值为-12.73‰~-6.98‰，平均值为-9.94‰。古盐度值为107.65~114.89，平均值为111.42，古温度值为25.54~88.93 ℃，平均古温度为70.70 ℃。下油砂山组碳氧同位素值变化范围与上干柴沟组相差不大，碳同位素值为-6.81‰~-4.23‰，平均值为-5.12‰，氧同位素值变化范围为-10.57‰~-6.13‰，平均值为-8.39‰。古盐度值为108.34~114.68，平均值为112.63，古温度值为43.36~71.89 ℃，平均古温度为60.84 ℃。上干柴沟组和下油砂山组成岩环境均为淡水环境，成岩阶段为早成岩阶段A期—早成岩阶段B期。
研究区碳同位素值早侏罗世沉积期相对较高，晚侏罗世逐渐降低，路乐河期和下干柴沟期碳同位素值降至最低，下干柴沟组上段沉积期有明显升高，之后一直到下油砂山组都保持相对稳定，变化不大（图6）。氧同位素值与碳同位素值基本呈现出相同的变化趋势，但是仍存在个别点呈现相反的趋势。研究表明，利用碳氧同位素判断湖泊的封闭性具有较高的可靠性，碳氧同位素在封闭湖泊中的组成主要取决于蒸发作用的强弱，两者往往成明显的线性关系，封闭性越高线性关系越明显［20-21］。开放型湖泊中，碳氧同位素组成往往表示注入水的同位素特征［22］。由图6（b）中可以看出，侏罗纪柴北缘腹部地区经历了由封闭咸湖向开放型湖泊的转变过程，同时受降雨的影响，开放型湖盆碳氧同位素组成变化幅度较大。路乐河组至下油砂山组柴北缘腹部地区一直处于开放型水体环境，部分地区为辫状河或辫状河三角洲沉积相，降水和蒸发共同控制着碳氧同位素的组成。
6 物质来源及成因机制
研究区侏罗系成岩阶段晚，碳酸盐胶结物主要以含铁胶结物为主，包括含铁方解石和含铁白云石，成岩流体偏碱性。其碳同位素值偏高为-16.77‰~5.43‰，氧同位素变化较大为-18.52‰~-8.58‰，与海相碳酸盐和碳酸盐胶结物的含量较吻合，说明成岩流体中存在大量的无机碳，有机碳的含量较少。同时，侏罗纪地层含有大量生物碎屑，碳、氧同位素成因图中也显示侏罗系碳酸盐胶结物成因主要为与生物气有关的碳酸盐。同时，成岩过程中的溶蚀作用以及有机质脱羧基作用形成大量的铁离子和CO2，加之埋藏较深，高温高压的还原环境，也容易形成含铁白云石。
柴北缘腹部地区古近系（E1+2、E3 1、E3 2）和新近系上干柴沟组（N1）碳、氧同位素值分别为δ13C：-8.71‰~-2.40‰，δ18O：-16.62‰~-8.77‰。主要的碳酸盐胶结物为含铁方解石，成因主要是和有机质脱羧作用有关的碳酸盐（图8），碳同位素主要来自有机碳源。随着埋藏的不断加深，温度和压力升高，烃源岩中的有机质会发生热解脱去羧基，产生CO2，CO2溶于水中，形成酸性成岩环境，酸性的流体会对沉积岩中的长石和岩屑产生溶蚀作用，形成次生溶蚀孔隙。随着成岩作用的不断进行，烃类大量注入使成岩环境由酸性转变为碱性，碱性环境下，孔隙水中的高价铁被还原成二价铁，并易与CO2和钙离子形成铁方解石［16］。
7 结论
（1）柴北缘腹部地区砂岩胶结物类型为碳酸盐胶结，根据成岩阶段划分为3期，早期碳酸盐胶结物主要为方解石、白云石和菱铁矿，中期为方解石、含铁方解石，晚期为方解石、含铁方解石和含铁白云石。其成因既有有机成因也有无机成因，早期碳酸盐胶结物主要是在辫状河三角洲环境下，受大气淡水淋滤作用的影响，中期碳酸盐胶结物主要是与有机质热解脱羧形成CO2有关，晚期胶结物主要是无机生物成因，也有少量有机碳源的加入。
（2）侏罗纪柴北缘腹部地区经历了由封闭咸湖向开放型湖泊的转变过程，碳酸盐胶结物碳氧同位素值变化范围较大，变化趋势具有一致性，同时受降水的影响，开放型湖盆碳氧同位素变化幅度较大。路乐河组至下油砂山组柴北缘腹部地区一直处于开放型水体环境，碳氧同位素值变化不大，碳氧同位素变化也具有一致性，部分地区为辫状河或辫状河三角洲沉积相，降水和蒸发共同控制着碳氧同位素的组成。
（3）侏罗系成岩环境经历了由咸水向淡水的转变，成岩阶段为早成岩阶段B期—中成岩阶段B期。路乐河组至下油砂山组成岩环境为淡水，路乐河组、下干柴沟组和上干柴沟组成岩阶段均为早成岩阶段B期—中成岩阶段A期，下油砂山组成岩阶段为早成岩阶段A期—早成岩阶段B期。
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