咸化湖盆白云岩碳氧同位素特征及古环境意义:以柴西地区始新统下干柴沟组为例

袁剑英, 黄成刚*, 曹正林, 李智勇, 万传治,徐 丽, 潘 星, 吴丽荣

(1. 中国石油勘探开发研究院西北分院 油藏描述重点实验室, 甘肃 兰州 730020; 2. 兰州大学 地质科学与矿产资源学院, 甘肃省西部矿产资源重点实验室, 甘肃 兰州 730001)

0 引 言

碳酸盐岩油气藏通常具有储量规模大、产量高的特点, 如阿拉伯盆地的 North Field白云岩气田可采储量达220.1亿吨油当量[1]。湖相碳酸盐岩在一定地质条件下既是重要的生油岩, 又可成为重要的储集岩, 如非洲的刚果裂谷盆地、南美洲巴西的Campos盆地和北美洲美国犹他盆地湖相碳酸盐岩油气藏[2–5]。中国湖相碳酸盐沉积主要发育在二叠纪、侏罗纪、白垩纪和古近纪[6]。二叠系湖相碳酸盐岩主要分布在准噶尔、三塘湖等盆地, 以咸化湖盆沉积的白云岩及白云石化岩类为主[7]; 侏罗系湖相碳酸盐岩主要分布在四川、鄂尔多斯等盆地, 如川中龙岗地区下侏罗统自流井组大安寨段的介屑灰岩[8]; 白垩系湖相碳酸盐岩主要分布在松辽盆地、酒西盆地等, 如松辽盆地白垩系青山口组-泉头组生物灰岩[9], 酒泉盆地青西凹陷白垩系湖相热水沉积的白云岩[10]。古近纪湖相碳酸盐岩的发育达到全盛时期, 如黄骅坳陷古近系沙河街组三段的碳酸盐岩[11],苏北盆地古近系阜宁组的生物灰岩[12]以及柴达木盆地柴西地区始新统的碳酸盐岩[13]。除前述地区和盆地普遍发育湖相碳酸盐岩外, 南方的衡阳、三水和百色等盆地也都有发现。截至2012年底, 在四川、渤海湾、柴达木等盆地累计探明湖相碳酸盐岩油气田63个, 探明石油地质储量5.97×108t。

湖相碳酸盐沉积主要发育在湖盆浅水地带, 既受陆源碎屑的沉积环境影响, 又与蒸发岩的沉积环境关系密切, 明显受控于古气候、古水动力和古水介质条件的变化, 主要发育有生物灰岩、藻灰岩、泥质灰岩、白云岩及白云石化岩类等岩石类型。从中国湖相碳酸盐岩致密储层岩性来看, 咸化湖泊白云岩及白云石化岩类最为有利, 该类储层与湖相泥页岩共生, 埋深适中, 一般小于 3500 m, 分布广泛,凹陷和斜坡区都有发现[6]。

近年来, 柴西地区相对优质的湖相碳酸盐岩——准同生交代成因的白云岩储层的发现为盆地的致密油勘探开拓了新领域, 学者们在这一领域的研究多集中于通过白云石的电子探针微区元素组分特征来阐述其成因机理[14–15], 而缺乏碳氧同位素方面的地球化学证据, 因此笔者选取跃灰 101井始新统下干柴沟组的湖相白云岩作为研究对象, 试图从碳氧同位素组成特征上开展研究, 旨在为这一相对优质储集岩的形成机制研究提供更为确凿的证据, 并进一步探讨其古环境意义。

1 地质概况

柴西地区位于柴达木盆地西部, 构造分区上属西部坳陷区尕斯库勒断陷亚区, 是盆地内勘探程度最高的地区之一[16]。行政区划上属于青海省海西州茫崖镇, 位于地面海拔3000 m左右, 地貌为平坦的盐碱戈壁滩地, 无植被发育, 气候干燥寒冷[17]。柴西地区在始新世早期湖水面积开始扩大, 半深湖区主要发育在七个泉、狮子沟、扎哈泉一带, 其周边大面积发育辫状三角洲前缘沉积, 始新世晚期继承了早期的沉积体系, 湖水面积进一步扩大, 并且明显东迁[15], 使得全盆地接受大面积沉积, 半深湖区主要分布在七个泉-狮子沟-茫崖一带[18], 本次研究的取样井(跃灰 101井)所在的跃进地区始新统为湖相沉积(图 1), 湖相白云岩为其最主要的储集岩类型,周缘辫状三角洲发育使得岩石中含有较多的碎屑颗粒组分和泥质组分。

对始新统下干柴沟组取芯井段 2900～3300 m的84个样品进行覆压孔渗分析可得, 岩石的平均孔隙度为8.6%, 平均渗透率为0.108 mD。按照中华人民共和国石油天然气行业标准SY/T 6285-2011《油气储层评价方法》[19]中碳酸盐岩储层孔隙度、渗透率类型划分, 其可划归为“低孔-特低渗”级别。其中白云岩的平均孔隙度为12.5%, 平均渗透率为0.194 mD,为“中孔-特低渗”型相对优质的储集岩; 灰岩的平均孔隙度为4.7%, 平均渗透率为0.053 mD; 泥岩和粉砂岩的平均孔隙度为6.9%, 平均渗透率为0.007 mD。可见白云岩的物性明显好于其他岩性, 为研究区最重要的储集岩类型。

2 样品和方法

2.1 仪器与方法

样品被研磨至粒径小于40 μm的粉末, 用于进行X射线衍射全岩矿物含量分析, 称取2 g后采用背压法制作成试片, 然后测定各种矿物选定衍射峰的积分强度, 从而计算出各种矿物的百分含量, 所用的仪器型号为荷兰帕纳科Empyrean锐影, 分析时的工作电压为 40 kV, 工作电流 40 mA, 扫描速度2(°)/min, 采样步宽采用 0.02°(2θ)。用于 X 射线荧光光谱元素分析的样品被研磨成小于 200目的粉末,称取 5 g后采用粉末压片法测定元素组成, 所用的仪器为日本理学公司的 ZSX Prinmus Ⅱ, 分析时的工作电压为60 kV, 电流强度60 mA, 视野光阑30 mm,每个样品检测时间约20 min。上述分析在中国石油天然气集团公司油藏描述重点实验室完成。

图1 研究区沉积相(据曹正林等[16])Fig.1 Map showing distribution of sedimentary facies in the study area (modify on the basis of Cao et al.[16])

碳氧同位素分析时, 先将待测样品与饱和磷酸分别装进样品管和样品管支管, 抽真空后将其混合使之发生反应, 反应温度为72 ℃, 反应时间0.5 h,然后利用液氮冷阱(约–196 ℃)收集二氧化碳气体,纯化后进入德国Finnigan公司的MAT252质谱仪进行分析测试, 利用标样GBW04405进行校正, 单位标准为 VPDB, 本研究基于重复测试所得碳氧稳定同位素值误差≤0.1‰。该分析测试在中国科学院地质与地球物理研究所兰州油气资源研究中心实验室完成。

2.2 样品原始地球化学特征的保存性

在陆相湖泊沉积物中, 原生碳酸盐岩的碳氧同位素是研究古环境和古气候变化的重要指标[20]。已有研究表明, 年代越新、遭受后期改造越弱的岩石,其δ18O和δ13C值与原始沉积时δ18O和δ13C值越接近, 对于中生代以后的样品应用碳酸盐岩δ18O和δ13C 值分析沉积环境较为有效[21–22], 且研究区碳氧同位素相关性较弱, 相关系数仅为 0.29, 因此可以推断其碳氧同位素组分基本能够反映沉积期原始湖水的碳氧同位素信息[21]。

前人在选择高保存程度样品时, 还依靠间接反映成岩破坏程度的 Mn/Sr值[10,23], 研究区湖相白云岩的 Mn/Sr值平均值为 0.6, 均远小于 3, 说明测试样品没有或仅受到极弱成岩作用的影响, 进一步证实了其元素和同位素组成可代表沉积时原始地球化学特征值[24–25]。

3 结果和讨论

3.1 岩石学和矿物学特征

柴西地区始新统湖相白云岩绝大多数为泥晶白云岩, 且多数含泥、灰质或粉砂, 为混积成因类型。经密集取样的岩性统计发现, 白云岩累计厚度约占地层的36%, 单层厚度较薄, 与泥灰岩、泥岩和泥质粉砂岩呈互层状分布。偏光显微镜下白云石颗粒难以辨别, 铸体薄片显示其微孔隙发育, 蓝色铸体(代表微孔隙)呈弥散状分布, 在场发射扫描电镜下白云石晶间孔清晰可见, 其孔径多小于1 μm (图2)。

X射线衍射分析结果显示, 柴西地区始新统相对优质的湖相碳酸盐岩储层中白云石的含量分布在19.5%～68.7%之间, 其它矿物含量分别为: 方解石(5.4%～31.9%)、泥质(3.5%～29.1%)、石英(2.8%～21.2%)、菱铁矿(0%～13.5%)、斜长石(1.1%～12.6%)、黄铁矿(0%～6.5%)、赤铁矿(0.5%～5.5%)、石膏(0.5%～5.1%)、方沸石(0%～4.5%)、钾长石(0.2%～2.2%)、石盐(0%～0.7%), 个别样品还含有少量菱镁矿、钙芒硝和天青石等。

3.2 泥晶白云岩碳氧同位素组成及控制因素分析

湖相碳酸盐沉积物中碳同位素比值的变化受湖水中溶解无机碳同位素组成以及溶解无机碳(TDIC)与碳酸盐沉淀矿物之间分馏效应的控制[25–26]。湖水中溶解无机碳的δ13C值变化范围与碳的来源有关,而大气CO2与溶解碳之间的分馏效应则是温度的函数。据前人研究[27–29], 碳同位素组成受温度变化影响较小, 温度每上升1 ℃, 仅增加0.035‰。在停滞的水体中, 当大气 CO2与湖水中溶解碳之间的交换作用达到平衡时, 三者的碳同位素组成分别为：大气 CO2约为–7‰～–8‰, 湖水中的溶解碳约为 2‰,沉淀的碳酸盐矿物约为4‰～5‰。如果湖水中的溶解碳主要来源于有机质氧化解体产生的碳, 那么水体中的溶解碳会大大降低(极限值可达–25‰), 从而会造成沉积的碳酸盐矿物的碳同位素组成偏轻。如果湖泊周缘有河流淡水或地下水注入, 也可造成水体中溶解碳的碳同位素组成偏轻(约–10‰), 从而影响沉积的碳酸盐矿物的碳同位素组成。除此之外,咸化环境会造成碳酸盐沉积物的碳同位素组成偏重,可高达13‰。氧同位素的变化在湖相沉积体系中反映了湖泊的水文平衡状态, 即蒸发量与注入量的变化, 一般蒸发作用使湖水δ18O值增加, 这是因为较轻的氧同位素分子优先从湖水表面逸出造成湖水中沉淀的碳酸盐岩氧同位素变重; 湖泊周缘三角洲或河流带来的河水、地表水或地下水中均富含轻氧,会造成其氧同位素组成变轻。因此, 在封闭的咸化湖中, 降雨量小于蒸发量会造成其氧同位素组成偏重, 而在潮湿气候条件下的开放湖泊环境中, 降雨量远大于蒸发量, 湖水的δ18O就接近大气降水的同位素组成。同时, 温度也是影响湖相碳酸盐岩氧同位素组成的重要因素, 据平衡方程计算, 温度每升高 1 ℃, 其δ18O 值降低 0.24‰[30–32]。

图2 柴西地区始新统白云岩显微照片Fig.2 Micrographs showing structures of Eocene dolomite in Western Qaidam Basin

柴西地区始新统湖相白云岩的碳同位素δ13CPDB值变化范围为−4.5‰～0.2‰, 平均值为−2.4‰, 氧同位素δ18OPDB值变化范围为−6.1‰～0.4‰, 平均值为−2.6‰(表 1)。前人研究表明, 典型湖相碳酸盐岩的δ13CPDB值为−2‰～6‰[33–34],δ18OPDB的变化范围为−4‰～−8‰[35], 由此可见研究区碳同位素组成大多数呈负偏移, 氧同位素组成大多数呈正偏移, 具有如下特点。

(1) 导致泥晶白云岩碳同位素发生负偏移的原因主要包括: ①沉积相研究成果显示, 研究区周缘辫状三角洲较为发育, 河水供给充分。前人研究显示, 现代湖泊水体的δ13C值范围与注入其中的河水和地下水相似, 其δ13C值一般在-10‰左右[36–37], 这些辫状三角洲供给的富集轻碳的地表水在沉积时一定程度上改变了白云岩的碳同位素组成。②湖水中溶解碳部分来源于其自生自储的有机质氧化解体产生的 CO2, 经测试, 研究区湖相白云岩中有机碳含量的平均值为 0.64%, 最大可达 1.98%, 有学者认为“海源陆生”的沟鞭藻为研究区有机质的主要贡献者[38],也有学者通过检出的特征性生物标志化合物——含25个碳原子的高支链类异戊二烯烃(C25HBI)从而确认了研究区发育硅藻[39], 硅藻主要利用无机碳酸盐碳才能维持其快速繁殖, 死亡后极易分解, 富含轻碳的有机质造成了湖水中溶解碳的碳同位素组成变轻, 从而间接影响了湖相白云岩的碳同位素组成,然而, 在这一影响过程中, 湖水中溶解碳与碳酸盐矿物之间的分馏效应也具有重要控制作用。③前人研究[22]认为咸水湖碳酸盐沉积物的δ13C值在湖水与大气 CO2达到平衡时最大可达 5‰, 超盐水湖中沉淀的方解石和文石甚至可达 13‰, 但对于研究区的湖相白云岩来说, 咸化环境对δ13C的这一“正偏影响”显然小于富含轻碳的淡水和有机质对其造成的“负偏影响”。

(2) 造成其氧同位素发生正偏移的原因主要包括: ①大量研究显示, 柴西地区始新统为咸化湖盆沉积[40–42], 一般蒸发作用使湖水δ18O增加, 较轻的氧同位素分子逸出造成湖水中沉淀的碳酸盐岩氧同位素变重。②虽然其周缘河流水系发达, 物源供给充分, 河流带来的地表水对白云岩的氧同位素会造成一定的“负偏影响”, 但研究区多数样品的氧同位素组成仍然明显偏正揭示了在氧同位素的影响权重上, 咸化环境的影响大于地表水的影响。

(3) 酒泉盆地青西凹陷下沟组湖相纹层状泥晶含铁白云岩的碳同位素δ13CPDB值和氧同位素δ18OPDB值变化范围分别为 1.79‰～5.82‰(平均3.86‰)和–14.15‰～–5.89‰(平均–9.69‰)[10], 相对于柴西地区始新统湖相白云岩的碳氧同位素组成明显具有“碳偏正、氧偏负”的特征。来自深部的富含13C的热卤水影响以及沉积时湖盆处于相对封闭且咸化的环境使得青西凹陷湖相白云岩的碳同位素组成偏正, 深部热液作用使得其氧同位素组成偏负。

(4) 塔北地区下奥陶统形成于水/沉积物界面附近的海相粉-细晶白云岩的碳同位素δ13CPDB值变化范围为−2.70‰～−1.01‰, 氧同位素δ18OPDB值变化范围为−7.10‰～−4.10‰[43], 碳氧同位素组成与未变化的奥陶系碳酸盐岩碳氧同位素组成相一致。但海相中-粗晶白云岩的碳同位素δ13CPDB值变化范围为−2.60‰～−1.14‰, 氧同位素δ18OPDB值变化范围为−10.35‰～−7.31‰, 碳同位素组成和正常碳酸盐岩相比没有太大的变化, 而氧同位素明显受热液影响而偏负, 相对于柴西地区始新统湖相泥晶白云岩的氧同位素组成亦明显具有 “氧偏负”的特征, 揭示了柴西地区这类泥晶白云岩在氧同位素组成上与氧同位素显著偏负[10,43–44]的热液白云岩是截然相反的。

表1 湖相白云岩全岩样品微量元素及碳氧同位素分析测试结果Table 1 Bulk rock analysis data of trace elements and carbon and oxygen isotopic values of lacustrine dolomite rock samples

3.3 白云岩成因及其古环境分析

3.3.1 白云岩成因

在陆相湖泊环境中, 气候变化和构造运动是控制区域环境变化的主要因素。碳酸盐岩沉积一般是通过湖水化学或生物化学沉淀产生的, 因此湖相沉积碳氧同位素信号是气候体系变化和极端气候事件的指标[22]。一般来说, 未受成岩蚀变严重影响的湖水中的碳氧同位素具有各自独立的演化历程, 它们之间没有明显的相关性。从岩石中白云石含量与碳氧同位素相关关系(图3)可以得出, 随着白云石含量的增加,18O具有相对富集的趋势, 说明方解石和白云石沉淀发生在同一水体中[31], 白云石在咸化环境中由方解石交代而成, 形成于湖泊演化晚期至成岩早期的准同生阶段。根据图 3中回归曲线方程计算,当样品中白云石含量为 0‰时,δ18O 的理论值为–5.9‰, 当样品中白云石含量为100%时,δ18O的理论值为3.1‰。δ13C值大小随着白云石含量变化不明显。

学者们对柴西地区泥晶白云岩中的白云石所做的电子探针成分组成分析结果显示[14–15], 泥晶白云石中CaO的平均含量为26.728%, MgO的平均含量为13.837%, SiO2的平均含量为4.493%, Al2O3的平均含量为2.071%, FeO的平均含量为0.942%, MnO的平均含量为 0.052%, 这种“高铝硅低铁锰”的微量元素地球化学特征为准同生交代成因白云岩典型特征, 明显低于热液成因的白云岩中的 FeO的平均含量1.917%和MnO的平均含量0.323[43], 也低于酒泉盆地青西凹陷受热液影响的湖相泥晶白云岩中的铁锰含量(FeO的平均含量 10.18%, MnO的平均含量0.36)[10]。这类“富钙低镁”的含量特征表明泥晶白云岩不是在成分组成上处于理想状态的白云岩, 形成于成核结晶速度较快的相对不太稳定的准同生成岩环境[45], 在该成岩体系中, 流体中 Mg2+置换 Ca2+的速度较快, 在离子表面上来不及进行有规律的排列,从而成为有序度较低的白云岩[46]。

Mg2+和 Ca2+的离子半径分别为 0.078 nm 和0.106 nm[47], 当两个 CaCO3分子中的 1个 Ca2+被Mg2+取代后, 由于 Mg2+离子半径小于 Ca2+, 因此会造成体积缩小从而形成收缩晶间孔。通过理论计算可知, 1 mol方解石的体积约为36.8 cm3, 1 mol白云石的体积约为64.5 cm3, 白云石化过程中, 2 mol方解石转化为1 mol白云石(其中1 mol Ca2+被1 mol Mg2+取代)体积会缩小 9.1 cm3, 其化学反应机理方程式为: 2CaCO3+ Mg2+→ CaMg(CO3)2+ Ca2+。

综上所述, 柴西地区始新统湖相泥晶白云岩是在准同生阶段咸化环境下由方解石交代而成, 具有相对于典型湖相碳酸盐岩“碳偏负、氧偏正”的同位素地球化学特征, 结合其“晶间孔孔径小而数量多、孔隙度大而渗透率小”的储集特征与白云石的“高铝硅低铁锰”的微区元素地球化学特征, 综合推断研究区的这一湖相泥晶白云岩为准同生交代成因白云岩。3.3.2 古环境分析

图3 柴西地区始新统碳氧同位素组成与白云岩含量相关关系Fig.3 Diagrams showing relations between carbon and oxygen isotope composition and dolomite content in Eocene rocks in Western Qaidam Basin

前人研究成果显示, 在开放性淡水湖泊中, 湖水停留时间短, 碳酸盐岩的δ13C和δ18O值均为负值,且无明显的相关性; 而在封闭性的咸水湖环境中,湖盆水体性质稳定, 碳酸盐岩的δ13C和δ18O值之间呈明显的同步相关性, 且封闭性越强, 相关系数越大[30,32], 一般封闭性湖泊的相关系数大于 0.70[48]。现代湖泊中碳酸盐岩碳氧同位素研究结果显示, 在以δ18O为横坐标、δ13C为纵坐标、0为原点的坐标系中, 开放型淡水湖泊的碳氧同位素投点多落在第Ⅲ象限, 如瑞士Greifensee湖、美国Henderson湖和以色列 Huleh湖; 封闭性湖泊的碳氧同位素投点多落在第Ⅰ、Ⅱ象限,δ13C基本为正值,δ18O正负值均有, 如北美 Great大盐湖、非洲 Turkana湖和Natron-Magadi湖。研究区的湖相白云岩碳氧同位素投点落在开放性湖泊和封闭性湖泊之间(图4), 其相关系数为 0.29, 表明两者相关性较弱, 柴西地区始新世沉积时期湖盆水体具有一定的半封闭性, 为咸化沉积环境, 但周缘辫状三角洲物源供给充分, 其带来的河水对碳酸盐岩碳氧同位素组成具有一定影响, 沉积时湖盆水体又具有一定的半开放性。

碳酸盐岩的碳氧同位素值在一定程度上也反映了湖水的盐度特征, 盐度越高,δ值越大[49]。Keithet al.利用碳氧同位素值换算出Z值来划分海陆相环境[50–51]：当Z值大于120时为海相,Z值小于120时为陆相。Z值计算公式为:Z=2.048(δ13CPDB+50)+0.498(δ18OPDB+50)。计算结果显示研究区的Z值平均值为 121, 多数值分布在数字界限“120”附近, 因此可以推断, “Z值”这一参数被用来区分海相与咸水湖[16,17,41]沉积的碳酸盐岩不太敏感。利用盐度公式[46]S=δ18OPDB+21.2/0.61计算得出, 研究区的平均盐度为 32.1‰, 且元素分析结果显示其 Sr/Ba值均大于1(平均值为4.4), 为咸水湖沉积环境。

图4 柴西地区湖相白云岩碳氧同位素组成与沉积环境分析(据Talbot et al.[30–31]和刘传联等[48])Fig.4 Diagram showing carbon and oxygen isotope compositions of lacustrine dolomite and analytical results of sedimentary environment in Western Qaidam Basin (modify on the basis of Talbot et al.[30–31] and Liu et al.[48])

3.3.3 氧同位素温度计

众所周知, 氧同位素具有温度计效应[52]。Ureyet al.[53]最早提出可以利用碳酸盐岩的氧同位素值来计算其形成时的温度, 并首先应用到英格兰、丹麦和美国东南部晚白垩世古海洋温度的估算。氧同位素温度计可分为外部计温法、内部计温法和单矿物计温法三种[54]。氧同位素外部计温法是目前较为常用的氧同位素温度计[55–58], 主要根据矿物-水之间氧同位素平衡交换反应原理, 利用前人已经通过大量实验测定和理论计算获得的分馏方程式及其相应的标定曲线来计算矿物的形成温度[56–57]。前人提出的白云石-水之间的氧同位素温度分馏方程较多, 除了 Northropet al.[59]、Matthewset al.[60]建立的高温成因的分馏方程外, 还主要包括: (1)Keithet al.利用碳氧同位素值计算白云岩的形成环境温度[50]根据的公式为:T=13.85–4.54δ18OPDB+0.04(δ18OPDB)2, 其中T为开尔文温度。(2)Allanet al.通过大量统计研究得出了最直观的判断结论[61], 即划分高温白云岩和低温白云岩, 认为δ18OPDB比–6.5‰偏负则为高温成因,比–2.5‰偏正则为低温成因, 介于–6.5‰和–2.5‰之间则可能会是两者之一; (3)Vasconceloset al.[62]提出了第一个以低温条件下(25～45 ℃)微生物培养实验为基础的氧同位素温度分馏方程：1000 lnα白云石-水=2.73×106T–2+0.26, 其中α白云石-水为白云石-水之间的氧同位素分馏系数, 其计算方法为α白云石-水= (δ白云石/1000+1)/(δ水/1000+1); 其中δ白云石为白云石氧同位素比值,δ水为成岩流体氧同位素比值,T为开尔文温度。

第一种方法中根据Keithet al.的公式计算可得研究区白云岩平均成岩温度为26.2 ℃, 多数分布在15～35 ℃之间, 明显为低温白云岩。第二种方法中根据 Allanet al.的统计学划分理论, 可见研究区无高温成因白云石, 所有氧同位素值均大于高于高温成因的极限值-6.5‰。第三种方法中根据Vasconceloset al.的方法试图求取公式中的白云岩成岩温度T存在一定难度, 因公式中存在两个变量, 如果无法获知成岩流体的氧同位素比值, 就无法精确计算出白云石化的温度[61], 前人在研究过程中也遇到同样的难题, 往往需要选取一个相对合理的流体氧同位素组成假定值[63], 胡作维在计算川东北三叠系飞仙关组白云岩成岩温度时[64]由于无法获得白云化流体的氧同位素组成, 只能合理推测后给定其古海水的δ18O海水值(‰, SMOW)为2, 从而推导出其成岩温度。综上所述, 研究区的这套泥晶白云岩形成于水/沉积物界面附近[65], 为低温白云岩, 与白云石的人工合成实验结果和大量近代白云石沉积物的形成条件一致[66], 明显低于塔北地区下奥陶统的中-粗晶热液白云岩的成岩温度(120～200 ℃)[43]。

4 结 论

首次据碳氧同位素组成特征研究了柴西地区始新统致密碳酸盐岩中相对优质的储集岩湖相泥晶白云岩的形成机制, 并探讨了其古环境意义。

(1) 柴西地区始新统湖相泥晶白云岩的碳(δ13CPDB)氧(δ18OPDB)同位素变化范围分别为−4.5‰～0.2‰(平均−2.4‰)和−6.1‰～0.4‰(平均−2.6‰), 相对于典型湖相碳酸盐岩具有“碳偏负、氧偏正”的特征。研究区周缘辫状三角洲供给的富集轻碳的地表水和极易分解的有机质通过改变湖水中的溶解碳的碳同位素组成均使得泥晶白云岩的碳同位素组成偏负; 蒸发作用使较轻的氧同位素分子逸出致使湖水18O增加, 造成咸化沉积环境中形成的泥晶白云岩氧同位素偏正。

(2) 湖相泥晶白云岩的18O具有随着白云石含量增加而更富集的趋势, 方解石和白云石沉淀发生在同一水体中且白云石是在咸化环境中由方解石交代而成, 形成于湖泊演化晚期至成岩早期的准同生阶段, 其“晶间孔孔径小而数量多、孔隙度大而渗透率小”的储集特征、碳氧同位素地球化学特征和“高铝硅低铁锰”的微区元素地球化学特征均表明研究区的这一湖相泥晶白云岩为准同生交代成因白云岩。

(3) 微量元素分析结果显示湖相泥晶白云岩的Sr/Ba值均大于 1(平均为 4.4), 为咸化湖沉积环境,且根据Keithet al.的氧同位素盐度计算公式可得研究区的平均盐度为 32.1‰, 结合研究区碳氧同位素相关关系投点落于“开放”与“封闭”之间区域的结论可以综合判断, 柴西地区始新世为半开放-半封闭的咸化湖沉积环境。根据氧同位素温度计效应可计算出研究区的这些泥晶白云岩形成于水/沉积物界面附近, 为低温白云岩, 与白云石的人工合成实验结果和大量近代白云石沉积物的形成条件一致, 明显低于其他热液白云岩的成岩温度。

(4) 准同生交代成因模式决定了柴西地区始新统湖相泥晶白云岩在平面上的展布范围较广, 结合全区钻井资料初步估算约1400 km2。其晶间孔孔径多小于1 μm, 这类在场发射扫描电镜下才能清晰识别的微孔隙不同于碎屑岩中颗粒与颗粒之间堆积形成的粒间孔, 前者抗压实能力远大于后者, 这突破了通常学者们认为的勘探死亡线深度。因此, 这类在特殊的沉积环境下形成的白云岩及其特殊的储集空间类型的发现无论是平面展布上还是纵向深度上均开拓了柴达木盆地致密油气勘探的新领域。青海油田公司付锁堂教授和马达德教授在研究中提供了大量指导和帮助; 中国石油天然气集团公司油藏描述重点实验室的广大研究人员参与了研究工作; 审稿专家提供了建设性意见, 在此一并表示感谢。

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