柴达木盆地鄂博梁地区古近系沉积物源方向分析

李俊武 代廷勇 李凤杰 杨承锦 杨豫川

(成都理工大学沉积地质研究院 成都 610059)

鄂博梁构造带位于柴达木盆地中北部，包括Ⅰ号、Ⅱ号、Ⅲ号3个构造带(图1)。该区远离物源区，其西北部、北部和东北均被老山环绕，沉积物源复杂，而沉积相和砂体的展布方向与沉积物源关系极为紧密，因此认清沉积区物源方向就极为重要。该区的研究成果虽然较多，但多以沉积相、储层特征研究为主［1-5］，单纯在该区开展物源区研究成果很少。

图1 柴达木盆地北缘构造带分布及研究位置图Fig.1 Tectonic units in the north margin of Qaidam Basin and location of the study area

目前对于鄂博梁地区物源方向认识存在以下几点:①普遍的观点认为鄂博梁Ⅰ号构造带物源来自其西北部的阿尔金山并向南东方向延伸;②鄂博梁Ⅱ号构造带的物源来自鄂博梁Ⅰ号构造带，还是接受其东北部冷湖三、四、五号构造带方向的物源，二者存在分歧;③鄂博梁Ⅲ号构造带的物源方向分歧最大，主要表现在物源来自东北部冷湖六号和冷湖七号构造带方向，还是受到东部南八仙方向的“古鱼卡大型古河流三角洲”的物源的控制［2］。近年来，随着该区油气勘探的不断深入，钻井取芯和地震剖面的逐渐增多，为分析该区的物源方向提供了有利的基础资料。物源分析的方法很多，本文主要通过轻、重矿物组合特征、阴极发光、稀土元素配分模式和地震资料等多方面综合分析，对鄂博梁古近系的物源方向进行分析和探讨，达到更准确的认识该区的物源方向，从而为理清该区沉积相特征和储层特征提供帮助。

1 区域地质概况

鄂博梁构造带位于柴达木盆地中北部，构造上属于柴北缘走滑冲断系内部的次级走滑构造［6］，鄂博梁走滑构造带，呈北西—南东向展布，南部与一里坪坳陷相邻，北部与昆特依凹陷和伊北凹陷为界带(图1)，地质条件十分复杂，在地质历史中沉积中心不断变迁，构造运动改造作用强烈，断裂极为发育［7］。白垩世末期至始新世末期发生的晚燕山运动和早喜山运动，即欧亚板块与向北俯冲的印度板块相撞，形成了柴达木盆地北缘一系列断层，使柴达木盆地北缘在侏罗系形成的正断层演变为逆断层［8］，柴达木盆地受燕山运动影响西部逐渐抬升，使柴北缘沉积中心逐渐由西南向东北迁移［9-10］。

柴北缘地层自下而上依次为路乐河组(E1+2)、下干柴沟组(E3)、上干柴沟组(N1)、下油砂山组(N12)、上油砂山组(N22)和狮子沟组(N32)。本文主要研究古近系的路乐河组(E1+2)、下干柴沟组(E3)，其岩性为棕红色、紫红色砾岩、砾状砂岩、含砾砂岩、细砂岩夹棕色砂质泥岩、泥质粉砂岩组成。主要沉积相特征为冲积扇—扇三角洲—湖泊沉积体系［11］。

2 物源分析

2.1 碎屑组分和岩屑类型特征

2.1.1 碎屑组分平面变化规律

以研究区岩石薄片鉴定资料为基础，通过分析碎屑组分石英、长石和岩屑的组成特征，可以将鄂博梁地区的碎屑组分组合分为6个区块(图2)。东坪构造带以长石、石英组合为主，其中石英、长石平均含量分别为32%和51%，二者总计为83%;鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带石英、长石和岩屑平均含量分别为57%、15%和28%，为高石英、岩屑的组合，从碎屑组分含量上表明东坪构造带与鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带存在不同的物源区;潜山地区的石英含量较低，仅为21%，岩屑和长石含量较高，分别达38%和41%;冷湖三号、四号和五号构造带石英含量较高，长石和岩屑的含量接近，三者平均含量分别为40%、27%和33%。冷湖三号、四号和五号构造带与潜山地区比较，石英含量增加，岩屑、长石含量减少，成分成熟度增加，由此说明冷湖三号、四号和五号构造带与潜山地区物源具有一定的相关性;冷湖六号构造带为高石英和高长石分布区，石英和长石的平均含量分别为42%和41%，岩屑含量仅为17%;冷湖七号构造带则为高石英和高岩屑区，平均含量分别为40%和44%，长石平均含量仅为16%;南八仙地区位于研究区的东部，该区为石英、长石和岩屑近似相等的地区。

上述碎屑组分组合分区表明鄂博梁地区古近系存在多个方向的物源(图2):①东坪构造带物源来自于阿尔金山中部;②鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带物源来自于阿尔金山东部，③冷湖三、四和五号构造带，物源来自于小赛什腾山方向，并且在潜参1井和潜参2井一带的潜山地区存在次级物源，该方向物源可到达鄂博梁Ⅱ号构造带;④来自赛什腾山西部和东部的物源分别横穿过在冷湖六号和七号构造带，最终到达鄂博梁Ⅲ号构造带;⑤南八仙地区存在独立的物源。

2.1.2 岩屑类型特征

碎屑岩中岩屑是母岩岩石的碎块，是保持母岩结构的矿物集合体，岩屑特征能够直接反应沉积物源的母岩性质。因此，通过对盆地不同地区岩石轻矿物组分中岩屑类型及各自含量的分析，可以对物源分析提供准确的资料。

研究区不同构造区带上岩屑的组合类型存在明显差异，由于整个研究区内变质岩岩屑含量都很高，因此在实际研究过程中变质岩岩屑不作为分区的依据，而主要依据沉积岩岩屑和岩浆岩岩屑，由于碳酸盐岩岩屑的含量变化明显，能直观反映物源，因此在岩屑鉴定中将其从沉积岩岩屑中单独识别。根据鄂博梁地区岩屑类型及其含量的变化，可以划分为七个不同区域(图3):东坪构造带岩屑类型主要为变质岩岩屑、碳酸盐岩岩屑，岩浆岩岩屑少量到极少，缺少其他沉积岩岩屑，该特征明显区别于邻区鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带。鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带岩屑类型主要以变质岩岩屑、碳酸盐岩岩屑和沉积岩岩屑，该区沉积岩岩屑发育，而其西侧的东坪构造带不发育沉积岩岩屑，因此二者存在差异。鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带不发育岩浆岩岩屑，在其东侧的昆特伊和冷湖三、四和五号构造带却发育岩浆岩岩屑、而缺乏碳酸盐岩岩屑，表明二者的物源存在明显差异。冷湖六号构造带岩屑类型以变质岩岩屑、碳酸盐岩岩屑为主，极少量的沉积岩岩屑和岩浆岩岩屑与鄂博梁Ⅲ号构造带的鄂7井和鄂深2井的岩屑组分相似，而区别于冷湖五号构造带。冷湖七号构造带岩屑类型以高岩浆岩岩屑、低变质岩岩屑和沉积岩岩屑，缺乏碳酸盐岩岩屑为特征与鄂博梁Ⅲ号构造带的鄂深1井岩屑组分相似，区别于两侧的冷湖六号构造带和南八仙地区，由此说明冷湖六号和冷湖七号物源相对独立，分别是来自赛什腾山西部和东部，但共同影响鄂博梁Ⅲ号构造带。南八仙地区岩屑类型为高变质岩岩屑、低碳酸盐岩岩屑和岩浆岩岩屑，少量沉积岩岩屑与冷湖七号构造带差别较大，表明二者物源不同。

图2 鄂博梁地区古近系碎屑组分平面变化规律及物源方向图Fig.2 The clastic variation and provenance direction of the Paleogene in Eboliang area

图3 鄂博梁地区古近系岩屑组合特征及物源方向图Fig.3 The lithic assemblages and provenance direction of the Paleogene in Eboliang area

通过岩屑组合特征可以看出鄂博梁地区古近系存在以下物源方向(图3):①东坪构造带物源来自于阿尔金山中部;②鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带，物源来自于阿尔金山东部;③冷湖四、五号构造带，物源来自于小赛什腾山，存在潜山次级物源，并且可以到达鄂博梁Ⅱ号构造带;④来自赛什腾山方向西部和东部的物源分别横穿过在冷湖六号和七号构造带到达鄂博梁Ⅲ号构造带;⑤南八仙地区存在独立的物源。

2.2 重矿物分布特征

重矿物的定义为碎屑岩中相对密度大于2.86 g/cm3的陆源碎屑矿物，岩石中的重矿物普遍含量很少，大多数不超过1%［12-13］。重矿物是物源变化极为敏感的指示剂［13-14］，重矿物随着沉积物离开物源区的距离增加，其中不稳定重矿物相对含量会逐渐减少，而稳定矿物相对含量会逐渐增加，稳定重矿物和不稳定重矿物的组合类型就随之发生变化，可以利用重矿物这种变化特征来指示沉积物源方向［15］。重矿物根据其稳定性可以从超稳定—极不稳定划分为5个等级［16］。抗风化能力强的稳定重矿物，在区域上分布范围较为广泛，随着搬运距离的增加，其含量逐渐增加，而抵抗风化的能力弱的不稳定重矿物，在区域上分布范围较为局限，随着与物源区的距离增加其含量相对减小，以至逐渐消失［15-16］。

经过对鄂博梁地区钻井样本鉴定统计结果表明，重矿物组合在平面上有一定的分布规律，在不同地区各类型重矿物含量差别较大，据此可以分为以下几个区域(图4):①东坪构造带:重矿物组合为磁铁矿+石榴石+锆石，三者的总含量占84%;②鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带:重矿物组合为石榴子石+磁铁矿+锆石+白钛矿，占重矿物含量的89%;③冷湖三、四、五号构造带:重矿物矿物组合为石榴石+磁铁矿，二者总计含量占80%;④潜山地区:重矿物矿物组合为绿帘石+角闪石，含量占70%;⑤冷湖六号构造带:重矿物组合为磁铁矿+锆石，二者含量占74%;⑥冷湖七号构造带:重矿物为磁铁矿+锆石+白钛矿，含量占72%;⑦南八仙地区:重矿物组合为石榴石+锆石+白钛矿，含量占63%。

根据上述重矿物的分区特征，反应鄂博梁地区古近系存在以下物源方向:①阿尔金山物源区:该区包括东坪构造带、鄂博梁I、Ⅱ号构造带。相应的钻井是东坪1井、东坪3井、牛参1井、鄂3井、鄂I2井和昆1井等，重矿物组合主要为磁铁矿、石榴石和锆石稳定矿物。据此认为该区沉积物是经长距离搬运而来，距离物源区较远，主要来自阿尔金山方向，利用重矿物组合特征推测其母岩性质，认为其母岩类型为基性火山岩、变质岩和酸性岩浆岩。②小赛什腾山与赛什腾山物源区:该区包括冷湖的三—七号构造带和潜山地区。相对应的钻井是冷六1井、冷七1井、冷七2井、冷七3井、冷四1井、潜参1井、潜参2井、深86井、深88井等。冷湖三—五号构造带的重矿物组合主要为石榴石和磁铁矿稳定矿物，根据其稳定矿物含量较高，沉积物被经过长距离搬运，说明离沉积物源区较远。而潜山地区重矿物组合以绿帘石和角闪石为主，重矿物组合以不稳定矿物为主，说明沉积物未经过长距离搬运，沉积区距离物源区较近，由此认为物源主要来自距该区较近的小赛什腾山物源区;冷湖六构造带重矿物组合是磁铁矿和锆石，稳定矿物含量高，说明搬运距长，远离物源区，物源主要来自赛什腾山西部物源区，冷湖七号构造带的重矿物组合是磁铁矿、锆石和白钛矿，稳定矿物含量高，说明沉积物搬运距离长，沉积区距离物源区远，可以认为该区物源主要来自赛什腾山东部物源区，利用重矿物组合特征推测母岩性质，认为其母岩为基性火山岩和酸性岩浆岩，与赛什腾山东部地区老山基岩岩性符合。③祁连山—绿梁山物源区:该区主要是南八仙地区，相对应的钻井是仙6井、仙7井、仙8井和仙9井，重矿物组合是石榴石、锆石和白钛矿，稳定矿物含量高，说明搬运距长，远离物源区。根据重矿物组合特征推测母岩为变质岩、酸性岩浆岩和基性火山岩。

2.3 阴极发光特征

矿物的阴极发光是其成分、结构、构造等特点的直观反映［17］。研究表明不同长石其发光颜色不同，一般情况下，碱性长石以亮蓝色发光为主，斜长石多以暗蓝色为主;长石中正长石多为红色发光，钠长石为粉红色发光，更长石则发黄绿色光;低温变质岩常常使长石的发光颜色受到影响，发褐色光或近于不发光;长石的蚀变作用、黏土化作用的深浅不同也会对它的发光产生猝灭效应［18］。因此，根据长石的发光颜色可为物源的分析提供支持。对研究区周围老山基岩进行采样，分析基岩中长石的阴极发光特点，根据不同基岩中长石的发光性不同，可以将老山基岩分为4种类型(图5):①来自阿尔金山东部Ⅰ011采样点的花岗片麻岩中的长石发暗蓝色光;②来自赛什腾山鄂Ⅰ012采样点的黑云斜长片麻岩中的长石发暗绿色光;③来自赛什腾山鄂Ⅰ013采样点的黑云斜长片麻岩中的长石发亮绿色光;④来自赛什腾山鄂Ⅰ014采样点的钾长花岗岩中的长石发暗绿—暗蓝色光。

通过对鄂博梁地区长石阴极发光组合特征分析，可划分出5个区带(图6):Ⅰ区:东坪构造带长石不发光，推测母岩为阿尔金山中部的低温变质岩［12］;Ⅱ区:鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带，长石发暗蓝色的光，与来自阿尔金山东部花岗片麻岩中长石发光相同;Ⅲ区:冷湖二号、冷湖三号、冷湖四号构造带，长石发暗蓝—暗绿—亮绿色光，分别与来自赛什腾山的粗粒黑云斜长片麻岩、细粒黑云母斜长片麻岩及钾长花岗岩中长石阴极发光特征相似;Ⅳ区:冷湖五号、潜山地区，长石发浅蓝色光;Ⅴ区:南八仙地区长石发暗蓝色的光。

2.4 稀土元素特征

图4 鄂博梁地区古近系重矿物组合特征及物源方向图Fig.4 The heavy mineral assemblages and provenance direction of the Paleogene in Eboliang area

图5 鄂博梁地区物源区老山基岩阴极发光特征Fig.5 Cathodoluminescence features of bedrock from source area in Eboliang area

稀土元素(REE)包括镧(La)、铈(Ce)、镨(Pr)、钕(Nd)、钷(Pm)、钐(Sm)、铕(Eu)、钆(Gd)、铽(Tb)、镝(Dy)、钬(Ho)、铒(Er)、铥(Tm)、镱(Yb)、镥(Lu)，钪(Sc)和钇(Y)17种元素，其在沉积岩中的特征为难溶、化学性质稳定，因此在沉积物从物源区被搬运到沉积区过程中，发生的物理和化学反应对其影响极小，所以沉积岩中的稀土元素含量特征与其母岩的特征极为相似，稀土元素特征能够准确反应其母岩性质［19-20］，据此，可利用沉积岩中的稀土元素特征分析沉积物源，并且可以与其他追踪物源的研究方法互相参考［20-25］。

对鄂博梁地区古近系钻井样品的稀土元素测试，发现东坪构造带稀土元素配分模式为Gd表现轻微负异常，鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带的稀土元素配分模式为Eu表现轻微负异常，对比北阿尔金山地区前寒武纪片麻岩稀土元素的配分模式［23］(图7a)与鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带稀土元素的配分模式(图8)，可以看出鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带与阿尔金山东部的片麻岩区存在着良好的一致性，由此可以得出阿尔金山东部地区前寒武纪片麻岩是鄂博梁Ⅰ、Ⅱ号构造带的主要物源。冷湖三、四号构造带的Gd表现轻微负异常，冷湖五号、潜山地区的Eu表现明显负异常(图8)，说明二者沉积物源来自不同的方向，冷湖三、四号构造带稀土元素配分模式(图8)与来自小赛什腾山北部采样点的稀土元素配分模式相似(图7b)，冷湖五号、潜山地区物源则来自小赛什腾山方向;根据南八仙地区稀土元素的地球化学特征部分样品LREE富集、HREE亏损、Eu表现出严重亏损，稀土元素配分模式为LREE富集，配分模式图中曲线特征为较大斜率的“右倾”型，而HREE曲线特征表现为出平坦的“右倾”型(图8)，这种特征与柴达木盆地北缘鱼卡、绿梁山地区早古生代片麻岩稀土元素特征(图7c)极为相似［24］，说明南八仙地区物源来自于柴北缘鱼卡、绿梁山早古生代片麻岩区，对比南八仙地区与锡铁山早古生代花岗岩的稀土元素配分模式，南八仙地区的样品中Eu表现出严重亏损，而锡铁山地区早古生代花岗岩样品中Eu表现出不亏损或微亏损的特征(图7d)，两者存在明显的差异［24］。

图6 鄂博梁地区古近系阴极发光平面分布特征及物源方向指示图Fig.6 The CL distribution and provenance direction of the Paleogene in Eboliang area

2.5 地震资料分析

地震相分析中前积反射特征能够揭示古水流方向，前积的上倾方向一般指向物源［26］，本文通过对研究区内古近系地震资料的详细解释，在研究区内见到大量的前积地震反射特征，为判断研究区物源方向提供又一证据，根据冷湖地区L822230与L85172两条测线上发育的冲积扇体的前积方向分析(图9a，b)，冷湖地区至少在E1+2和E13物源来自小赛什腾山北西方向，沉积物流向为近北西—南东方向。从鄂博梁Ⅲ号构造带的L00_99hy182地震测线上发现前积反射特征(图9c)，该剖面呈近北东—南西向展布，而前积呈南西向前积，表明该区的物源自于冷湖六号构造带，证明鄂博梁Ⅲ号构造带物源来自北东方向的赛什腾山。鄂博梁Ⅰ号构造带的E1998.5测线上可见北西—南东方向前积(图9d)，由此表明在鄂博梁Ⅰ号构造带物源是来自于北西方向的阿尔金山物源区。

图7 鄂博梁地区稀土元素分布模式图Fig.7 The REE distribution pattern in Eboliang area

图8 鄂博梁地区古近系稀土元素平面分布特征及物源方向指示图Fig.8 The REE distribution and provenance direction of the Paleogene in Eboliang area

3 鄂博梁地区古近系沉积物源方向

图9 柴达木盆地鄂博梁地区地震剖面上前积反射特征Fig.9 Characteristics of progradation reflection in the seismic of Eboliang area，Qaidam Basin

表1 鄂博梁地区及周边地区古近系物源分析表Table 1 The provenance analysis of the Paleogene in Eboliang and surrounding areas

图10 鄂博梁地区古近物源方向分布图Fig.10 The provenance direction of the Paleogene in Eboliang area

上文分别通过碎屑组合特征、岩屑组合特征、重矿物组合特征、稀土元素配分模式、长石阴极发光特征和地震剖面的研究对鄂博梁地区及周边沉积物来源进行了分析讨论。在此将通过概括对比，对研究区及周边的物质来源进行整体分析(表1、图10)，可将研究区及周边地区划分为六个区带:东坪构造带物源来自于阿尔金山中部;鄂博梁Ⅰ号构造带物源来自在自阿尔金山东部，鄂博梁Ⅱ号构造带属混源区，同时是受到两个方向物源影响，分别是北部的阿尔金山方向，即来自于鄂博梁Ⅰ号构造带，是主要的物源区，其次是来自冷湖三、四、五号构造带方向的物源;冷湖三、四、五号构造带，物源来自小赛什腾山，并在潜参1井和2井一带的潜山地区存在次级物源;冷湖六号和七号构造带物源来自赛什腾山方向，是鄂博梁Ⅲ号构造带的物源方向;南八仙地区存在来自东部鱼卡地区的独立物源，并且这一物源无法到达鄂博梁Ⅲ号构造带。

4 结论

柴达木盆地鄂博梁地区古近系沉积物源比较复杂，存在多个物源供给区，通过对研究区碎屑组分特征、岩屑类型、重矿物组合、阴极发光、稀土元素及地震资料等研究，可知鄂博梁地区同时受到来自北西、北部和东北三大物源供给的影响和控制，因此最终可得出以下结论:

(1)东坪构造带物源主要是来自阿尔金山中部地区，属于北西物源区。

(2)鄂博梁Ⅰ号构造带物源主要来自阿尔金山东部;鄂博梁Ⅱ号构造带受到两个方向的物源，主要受到北部经过鄂博梁Ⅰ号构造带的阿尔金山方向物源影响，其次还受到经过冷湖三、四、五号构造带的小赛什腾山方向的物源影响。

(3)来自赛什腾山方向西部和东部的物源分别横穿冷湖六号和七号构造带到达鄂博梁Ⅲ号构造带，南八仙地区的物源不能影响鄂博梁Ⅲ号构造带。

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