咸化湖盆混积岩成因机理研究*

徐伟　陈开远　曹正林　薛建勤　肖鹏　王文涛

1. 中国地质大学能源学院，北京　1000832. 中国石油勘探开发研究院西北分院，兰州　7300203. 中国石油青海油田研究院，敦煌　7362021.

关于海相及淡水湖盆混积岩的研究已相对完善，而针对咸化湖盆混积岩理论的形成及实践应用却鲜有报道，本文旨在系统地阐述咸化湖盆混积岩的成因机理、沉积模式、分布规律，对比其与一般混积岩沉积特征的异同点，并探讨其与油气富集特征的相关性。本文采用矿物学、微观岩石学分析方法进行混积岩矿物组成、沉积特征、储集空间类型研究，采取地质统计分析方法明确混积岩分布规律，并运用物性分析方法对比不同类型混积岩的储集性能。结合柴达木盆地西北区新近系混积岩研究实例，本文创新性地提出了欠补偿咸化湖盆的混积岩成因类型：机械成因的相混合混积岩和生物成因的藻混合混积岩。相混合又可划分为两种亚类：互层型混合、组构型混合；藻混合亦可划分为两种亚类：藻粘结混合、滑塌再混合。建立了咸化湖盆混积岩的沉积模式：混积岩主要发育于三角洲、水下扇、滩坝等碎屑岩沉积体系与湖相碳酸盐岩沉积体系的过渡相带以及藻灰岩发育区。明确了混积岩的分布规律，可归纳为“盆缘互层型、盆内组构型、藻混合局限分布”。混积岩沉积特征对比分析结果表明，任何环境下混积岩形成的先决条件均为碳酸盐岩的生长和聚集，而不同于淡水湖盆及海相混积岩沉积厚度大，生物含量高等特点，咸化湖盆混积岩单层厚度极薄，并发育特殊的藻混积岩类。综合研究认为，藻混合混积岩与油气储层的相关性要大于相混合混积岩。以上成果可为咸化湖盆混积岩，乃至陆相湖泊混合沉积物的成因类型及油气地质意义研究提供借鉴与参考。

混积岩；成因分类；沉积模式；分布特征；油气地质意义；咸化湖盆

1　引言

Mount (1984)提出了混积岩的概念，狭义上的混合沉积是指陆源碎屑与碳酸盐组份的混合(在同一岩层内)，而广义的混合则包括了狭义的和陆源碎屑与碳酸盐层构成交替互层或夹层的混合(Holmes, 1983; Tirsgaard, 1996)。混积岩一般可分为四种成因类型：间断混合、相混合、原地混合、受母源影响混合(Mount, 1984)。混积岩可广泛发育于陆相湖泊、海陆过渡、陆棚和斜坡等环境(Brooksetal., 2003; Garcia-Hidalgoetal., 2007; 张锦泉和叶红专, 1989)。近年来，有关混合沉积、混积岩的研究多集中于滨海相、淡水滨浅湖相、浅海陆棚、陆表海等沉积环境，针对咸化湖盆混积岩的关注较少，而且这些研究多聚焦于混积岩概念、成分比例、岩性命名等基本理论问题的讨论(Mount, 1984; Garcia-Hidalgoetal., 2007; 张锦泉和叶红专, 1989; 杨朝青和沙庆安, 1990; 张雄华, 2000; 沙庆安, 2001)，也有研究将混积岩与层序划分、古气候恢复等结合起来(Campbell, 2005; Lubesederaetal., 2008; Garcia-Garciaetal., 2009; 李祥辉, 2008)。相比而言，关于咸化湖盆混积岩的成因机理、沉积模式等方面的研究仅在极少数文献中可见(冯进来等, 2011a)。此外，尽管只在为数不多的文献中见到过混积岩可以形成油气储层的报道(Poeppelreiter and Aigner, 2003; Palermoetal., 2008; 张宁生等, 2006)，但这些信息可能表明，混积岩是可以形成优质储层的。因此，探讨咸化湖盆环境中混积岩的成因机制及其油气地质意义已成为沉积岩石学和石油地质学领域的重要科学问题。本文拟结合最近在柴达木盆地西北区进行的相关研究工作，提出咸化湖盆混积岩的成因类型、沉积模式，明确其分布规律，对比分析咸化湖盆与淡水湖相及海相混积岩沉积特征的异同点，并初步探讨不同类型混积岩与油气储层的相关性大小。本文研究结果可望为咸化湖盆，乃至陆相湖泊混积岩成因机理以及油气地质意义等研究提供一个新的实例和参考借鉴。

2　样品与实验方法

本次研究所观测的698件岩石样品采自柴西北区11个主要构造的28口重点钻井。岩石全岩矿物含量分析样品447件，岩石常规薄片、铸体薄片观察共1009件，扫描电镜样品分析50件，物性样品分析525件。

为明确混积岩矿物组成特征及岩石中碳酸盐组分来源，进行了X衍射全岩矿物含量分析，实验在中石油青海油田勘探与开发研究院实验中心完成。由此可以得出岩石中碳酸盐组分含量在盆地不同位置间的变化规律，进而推断其来源是以物源剥蚀区为主还是自生为主。

为确定混积岩的岩石学特征，在岩心手标本精细观测的基础上，进行了显微镜下岩石学鉴定，观测在中国地质大学(北京)能源学院地质资源勘查实验室完成，仪器为ZEISS Axio Scope 40，透反射光偏光显微镜，光源100W Hg灯，采用Axiovision Capture显微镜数字照相系统。

为了查明混积岩储集空间特征，除了显微镜下观测外，还进行了扫描电镜观测，实验在中国地质大学(北京)能源学院地质资源勘查实验室完成，仪器型号为TESCAN VEGA2，加速电压0.2～30kV,放大倍数4.5～1000000倍，背散射电子成像分辨率3.5nm，扫描速度20ns/图素～10ms/图素，连续式调整。

为对比不同类型混积岩与油气储层的相关性，进行了岩石物性分析工作，测试实验在中石油青海油田勘探与开发研究院实验中心完成。

图1　柴达木盆地西北区地理位置及主要油气田分布(a)和南翼山地区油藏剖面示意图(b)Fig.1　Sketch map showing main oil/gas fields and the northwestern Qaidam Basin (a), oil/gas pool section (b) of Nanyishan area

3　地质背景

柴达木盆地是青藏高原北部发育的大型山间盆地，盆地西部以阿尔金走滑断裂为界，北部为南祁连山走滑冲断带，南部为东昆仑山走滑冲断带(图1a)。柴达木盆地西北地区含油气系统的烃源岩主要分布在第三系，其沉积地层自下而上划分为路乐河组(E1+2)、下干柴沟组下段(E31)、下干柴沟组上段(E32)、上干柴沟组(N1)、下油砂山组(N21)、上油砂山组(N22)、狮子沟组(N23)。柴达木盆地在第三纪时期是典型的咸化湖盆，气候干旱，长期处于欠补偿状态，沉积物粒度较细，粒径中值主要分布在12～43μm之间，在这种条件下，柴达木盆地西北区新近系盐湖相细粒沉积具有混合沉积的特征，即陆源碎屑与碳酸盐(包括异化颗粒)混合沉积，形成了碳酸盐矿物、泥质矿物和粉砂质碎屑共生的混合沉积岩(沙庆安, 2001)，发育普遍，分布广泛。新近系时期，由于印度板块向欧亚板块持续俯冲，柴西北区处于南北向挤压作用下，形成一系列NWW向构造，盆地内部断裂系统发育(图1b)。已发现的主要油气藏多位于浅层新近系；根据油气生物标志化合物组成、成熟度特征等的分析结果，油气均主要来自更深层(>4300m)、成熟度更高的烃源岩(甘贵元等, 2002)；裂缝发育的碳酸盐、混积岩可以作为油气储层，泥岩和泥质含量较高的灰岩可以作为盖层，整体上，柴西北区具备良好的生储盖组合(张宁生等, 2006)。

4　混积岩成因分类

基于对混积岩矿物学及岩石学特征详细的研究与观察，首次提出了柴西北区咸化湖盆混积岩的成因分类方案，识别出两种混积岩类型：机械成因的相混合混积岩和生物成因的藻混合混积岩。相混合又可分为两种亚类：互层型混合、组构型混合；藻混合亦可分为两种亚类：藻粘结混合、滑塌再混合。

4.1　矿物组分特征

X-衍射全岩矿物统计分析结果表明，柴西北新近系N21-N23储层岩石矿物混杂(图2)，既有大量的陆屑石英、长石、粘土矿物，亦有碳酸盐矿物如方解石、白云石、铁白云石、文石、菱铁矿、菱镁矿等，该区统计的碳酸盐矿物总含量平均为29.5%，以南翼山地区最高，达49.1%；此外还有相当数量的指相自生矿物硬石膏、石盐等，说明沉积环境为高盐度的湖泊。

图2　柴西北区新近系岩石全岩矿物含量分析图Fig.2　Content analysis of whole rock and minerals in shallow strata of the northwestern Qaidam Basin

需要指出的是，岩石中碳酸盐矿物有一部分是来自于陆源碎屑中的碳酸盐岩颗粒，也曾有研究认为柴西北区浅层混积岩中碳酸盐岩矿物的主要来源是陆源碎屑。经全岩分析可见(图2)，从靠近盆缘的咸水泉、干柴沟等地区向盆地内部南翼山等地区过渡的一定范围内，碳酸盐矿物含量呈逐渐增加的趋势，这说明碳酸盐矿物是以自生为主的。

4.2　相混合(机械成因)

区别于畅流淡水湖盆中心可发育大型牵引流砂体，柴西北地区为高盐度湖水，与供给水体之间差异较大，造成碎屑岩沉积体系深入到湖区范围有限，因而山前碎屑岩发育相带很窄，盆内碎屑岩较少，碳酸盐岩沉积范围较大(图3)，这就为混积岩的发育提供了广泛的沉积区。

相混合为上述4种普遍分类中的最常见的一种混积类型，是指沉积物沿不同相之间的扩散边界发生侧向迁移而产生的混合。相邻的沉积相在横向和纵向上都有其边界，在边界上它们并非绝然接触(董桂玉等, 2007)，由于沉积物受水流作用发生侧向迁移，必然导致相邻的沉积物在相缘(或相边界)发生混合，形成混积岩。在砂质海滩上，由海浪向岸的推进将广海的碳酸盐颗粒带到海岸，在海滩上形成介屑、鲕粒与砂质的混合物。另外沿岸流、离岸流或回流将海滩石英砂带到陆棚碳酸盐沉积区，造成碳酸盐沉积物中含有石英砂夹层或石英砂分散出现在碳酸盐沉积中(张雄华, 2000)。柴西北区东北物源区的辫状河三角洲以及西北物源区冲积扇前端的扇三角洲将陆源碎屑带到滨浅湖-半深湖碳酸盐岩沉积区内(图3)，形成薄层陆源碎屑条带或者分散的陆屑颗粒存在于碳酸盐岩中，形成混积岩类，由于咸化湖盆欠补偿的沉积背景，碎屑岩层厚度很薄，一般在0.1～5mm之间。此外，湖浪、湖流对碎屑颗粒的再次搬运作用也可以形成混合沉积物，在柴西北区滩坝砂体与滨浅湖相碳酸盐岩沉积接触边缘可发现混合沉积现象。

4.2.1互层型混合

河流的注入、陆源碎屑物的供给会造成混合沉积，这种混合沉积在河口湾、三角洲及扇三洲等沉积环境中常见，出现在相边界附近。这种混积方式的特点是：具有韵律性或旋回性的层序(图4a, b)，不同类型沉积物的层系往往出现于一个固定垂向层序中，这个固定层序受不同类型沉积环境横向分布的控制。柴西北区东北物源区的辫状河三角洲以及西北物源区的扇三角洲的前缘都常见互层型混合，需要指出的是，碎屑岩以夹层的形式出现在碳酸盐岩中也属于这种混合类型，因为这两种混积类型具有相似的成因机理。

图3　柴西北区新近系下油砂山组(N21)沉积特征Fig.3　Facies map showing the sedimentary characteristics of lower Youshashan formation (N21) of Neogene in the northwestern Qaidam Basin

图4　柴西北区相混合混积岩微观沉积特征(a)-薄层粉砂岩与泥晶云岩互层，梁6井，N21，1675.65m，(-)；(b)-薄层粉砂岩与泥晶灰岩互层，碱1井，N21，2628.75m，(-)；(c)-含砂泥晶云岩，尖7井，N21，1960.54m，(+)；(d)-含砂泥晶灰岩，开3井，N22，1423.77m，(-)Fig.4　Microsedimentary features of the facies mixing rock in the northwestern Qaidam Basin(a)-thin interbeds of siltstone and dolomicrite, Well Liang 6, N21, 1675.65m, plane polarized light; (b)-thin interbeds of siltstone and micrite limestone, Well Jian 1, N21, 2628.75m, plane polarized light; (c)-sandy micrite limestone, fine-grained sands and silts occurring in micrite limestone in detrital style, Well Jian 7, N21, 1960.54m, cross polarized light; (d)-sandy micrite limestone, fine-grained sands and silts occurring in micrite limestone in detrital style, Well Kai 3, N22, 1423.77m, plane polarized light

4.2.2组构型混合

当沉积区离物源区较远，河流注入未能到达，物源供给量急剧减少，只有少量的极细粒的、粉砂级别的碎屑颗粒混入碳酸盐沉积物中，而且不足以抑制碳酸盐的生长，便形成颗粒分散型混合，即组构型混合(图4c, d)，代表着相对较弱的水动力条件。当然，如果考虑到湖浪、湖流等作用，可能携带大量陆屑颗粒到这些沉积区，仍然有可能形成互层型混合。

4.3　藻混合(生物成因)

由于盐度等水介质条件可引起生物的勃发(Tayloretal., 2001; Barronetal., 2002; 徐宁等, 2004)，所以由繁盛的藻类植物分泌的粘液可以粘结碎屑颗粒形成相应的混积岩类。

藻混合混积并不属于目前比较普遍的4种混积类型，但藻类的粘结作用可使陆屑与碳酸盐矿物混合在一起，而且这种现象在柴西北区藻灰岩发育区十分普遍，故将藻混合认为是一种新的混合类型。前人对混积岩的认知过程本身也是基于对世界范围内各种实例的研究，所以我们针对柴达木盆地藻灰岩特有的发育特征将藻混合作为一种新的混合类型也是无可厚非并且合理的。

4.3.1藻粘结混合

柴西北区藻灰岩一般形成于浅水环境的隆起之上，受沉积环境稳定性的影响较大，较容易受陆源碎屑的干扰。柴西北区气候干旱，湖内缺乏河流的注入，沉积物以湖流、岸流携带的泥、粉砂为主，在一定程度下，细粒的陆源碎屑不足以抑制藻灰岩的生长。在这种条件下，藻类既能自身分泌钙质或者促使水介质沉淀出钙质并粘结吸附碳酸盐,也能捕获陆源碎屑物质，如粉砂、粘土，从而形成混合沉积(图5a, b)。

图5　柴西北区藻混合混积岩微观沉积特征(a)-藻灰岩，藻粘结结构，5%碎屑，梁101井，N22，1237.33m，(+)；(b)-藻灰岩，藻粘结结构，含粉砂，梁101井，N23，733.64m，(+)；(c)-滑塌藻灰岩，变形层理，南102井，N22，1607.33m，(-)；(d)-滑塌藻灰岩，变形层理，南102井，N22，1586.65m，(-)Fig.5　Microsedimentary features of the algae mixing rock in the northwestern Qaidam Basin(a)-algal limestone with algae bonding structure and silts, Well Liang 101, N22, 1237.33m, cross polarized light; (b)-algal limestone with algae bonding structure and silts, Well Liang 101, N23, 733.64m, cross polarized light; (c)-slumping remixing algal limestone with silts and deformation bedding, Well Nan 102, N22, 1607.33m, plane polarized light; (d)-slumping remixing algal limestone with silts and deformation bedding, Well Kai 3, N22, 1586.65m, plane polarized light

4.3.2滑塌再混合

受沉积环境的影响，藻灰岩中常混有生屑、陆屑颗粒、鲕粒等，由于不同成分的岩石在物理性质、化学性质、力学性质及含水饱和度上的差异，在水底斜坡或已形成的藻滩外缘斜坡上易发生滑动垮塌，同时在成岩作用过程中容易发生差异压实作用，从而形成变形层理混积岩岩层(图5c, d)。因此该岩层主要为生物(主要为藻类)成因的藻灰岩滑塌再混合混积岩。

5　混积岩沉积模式及分布特征

5.1　混积岩沉积模式

随着混积岩、混合沉积研究的不断深入，人们相继提出了各种混合沉积相模式。但目前提出的相模式主要集中在各种海相沉积环境，较少发现陆相湖盆混合沉积模式的报道。目前报道的海相混合沉积模式的特点为(Davies, 1989; Daviesetal., 2003; 王国忠, 2001; 董桂玉等, 2009)：沉积环境大多处于海陆过渡地带，多为滨岸和浅海陆棚环境，一般能够接受陆源碎屑物质的供给时多发育混合沉积。结合柴西北区南翼山地区中深层湖相混积岩沉积模式特点(冯进来等, 2011b)：滨浅湖相、滨岸相一般是有利于混积岩发育的低能浅水或较深水环境，再根据对上述混积岩微观沉积特征及其沉积环境的分析，初步明确了柴西北区新近系混积岩发育的主要相带：三角洲与滨浅湖的相边界接触带、近岸水下扇与半深湖的相边界接触带、滨浅湖滩坝与灰坪相边界接触带、藻滩及藻滩外缘(图6)。其中，前三类属于发育于碎屑岩相与碳酸盐岩相边界接触带的相混合沉积，后两类属于生物成因的藻混合沉积。

图6　柴西北区新近系湖相混积岩沉积模式图Fig.6　Sedimentary model of lacustrine mixed deposition in the northwestern Qaidam Basin

柴西北区三角洲(包括辫状河三角洲与扇三角洲)、近岸水下扇与湖相碳酸盐沉积的相边界接触带主要发育相混合混积岩，靠近三角洲、水下扇前端主要发生互层型混合，受水动力条件变化的控制，组构型混合主要发生在互层型混合的前端(图6)；由于柴西北区地层具有细粒、薄层、垂向变化快的沉积特点，故在滩坝主体可存在薄层坝砂与灰坪相泥晶灰岩互层沉积的现象，在一定程度上也属于广义上的混合沉积，此外，在滩坝砂体的外缘，与湖相灰坪相边界接触带，可发生组构型的混合沉积(图6)；藻混合沉积则主要发育于藻滩及藻滩外缘，由藻类的粘结作用捕获碎屑以及经历滑塌作用后再混合而形成(图6)，主要由藻类本身性质以及岩石沉积后作用而控制。

5.2　混积岩分布特征

在微观薄片镜下观察中，互层型混积岩体现为薄层的碎屑岩与碳酸盐岩互层，组构型混积岩则体现为陆屑颗粒分散于碳酸盐矿物中。为了确定不同类型混积岩的分布特征，本次研究对柴西北区新近系重点井不同类型混积岩薄片的数量和所占比例进行了统计分析(表1)，结果表明(图7)：靠近盆缘的红沟子、咸水泉、干柴沟等地区以发育互层型混积为主；而到盆地内部小梁山、南翼山、碱山、大风山等地区，组构型混积所占比例更大，而且一般发育于互层型混合沉积的前端，这与盆地水动能强弱的变化是一致的；当然，当物源更加缺乏，湖水较安静时，盆缘地区也可以发生组构型混合沉积，同样的，受波浪携带等作用的影响，盆地内部亦可以发生互层型混合沉积，如大风山、油泉子等地区的滩坝发育区，可出现薄层滩坝砂与灰坪相泥晶灰岩互层的沉积层序；藻混合沉积主要发育于水下建隆之上，局部分布于尖顶山、南翼山、大风山、咸水泉等地区，沉积范围相对较小。

表1柴西北区新近系混积岩类型微观薄片数量统计

Table 1Quantity statistics of rock thin sections of different mixed rock types in shallow strata

构造互层型(件)组构型(件)藻混合(件)干柴沟109—红沟子83——咸水泉1131南翼山244630小梁山205041大风山19754尖顶山—941茫崖485—

由以上分析，本次研究认为柴西北区新近系混积岩分布特征可归纳为：盆缘互层型、盆内组构型、藻混合局限分布。

6　混合沉积特征对比

混合沉积与混积岩可形成于多种沉积环境中，包括海陆过渡带或海岸带、陆相湖泊、斜坡-盆地等环境。笔者选取国内外较典型混积岩沉积实例，进行了对比性统计分析(表2)，旨在探究咸化湖盆混积岩与淡水湖盆、海相混积岩沉积特征的异同点。

宏观上，无论混合沉积的控制因素如何复杂，混积岩的形成都必须具备陆源碎屑与碳酸盐共同输入(存在)或交替输入(存在)的物质条件。其中，碳酸盐岩的生成和聚集可能是混积岩(层系)发育的优先控制因素，典型的陆相碎屑岩生成环境(如河流相)几乎不发育混积岩。海相混积岩形成的条件包括潮汐作用、相对比较强的水动力条件以及有利于低等生物发育的浅海环境(冯进来等, 2011a)，而咸化湖盆混积岩发育的控制因素是频繁的湖平面和气候的变化等。

畅流淡水湖盆水系发育，沉积物供应充足，碎屑沉积相带较宽，在有限的较深水的混积岩沉积区内多形成中厚层状的混积岩，并常见于浊流沉积体系内的混合沉积；滨海环境中碳酸盐台地及生物礁滩的发育，使得在此环境中形成的混积岩具有厚度大、生物碎屑含量高的特点(表2)。而以上这些特征都是咸化湖盆混积岩所不具备的，与之相比，咸化湖盆水体闭塞，长期处于欠补偿状态，碎屑岩沉积体系向湖盆内延伸有限，湖相碳酸盐岩沉积范围较大，这为混积岩的形成提供了广阔的沉积场所。由于物源缺乏、沉积物粒度整体较细，所以形成的混积岩互层层系中碎屑岩层厚度极薄，同时受湖流、湖水动荡作用影响，零散的碎屑颗粒被携带至并分散沉积于碳酸盐岩中形成组构型混积岩，且发育范围较大(图7)。此外，由于盐度等水介质条件引起的藻类等生物的勃发，藻类分泌粘液可粘结碎屑颗粒形成特殊的藻混积岩类。

7　混积岩油气地质意义

岩石学特征研究表明，柴西北区新近系混积岩分布广泛，岩石类型多样(图4、图5、图7)，主要岩性有：含粉砂泥晶灰岩、砂质灰岩、灰质泥岩、含泥灰岩、粉砂岩与泥晶灰岩互层、含砂屑藻泥晶灰岩等。沉积环境分析表明，柴西北区新近系层混积岩以滨浅湖沉积为主。

图7　柴西北区N21-N22混积岩分布图Fig.7　Distribution map of mixed rock during N21 to N22 period in the northwestern Qaidam Basin

图8　柴西北区新近系混积岩储集空间典型显微照片(a)-薄层粉砂岩与泥晶云岩互层，粉砂岩层中粒间溶蚀孔隙，南102井，N22，1585.35m，(-)；(b)-含砂泥质泥晶云岩，铸模溶孔，尖7井，N21，1960.34m，(-)；(c)-含砂泥质泥晶灰岩，未充填裂缝，梁101井，N23，508.73m，(-)；(d) 含粉砂泥晶灰岩，层间缝，南浅5-5井，N22，1278.37m，(-)；(e)-含粉砂藻泥晶灰岩，灰质组分被溶蚀，梁101井，N22，1237.33m，(-)(f)-方解石晶体晶间微孔，风8井，N22，857.25m，扫描电镜Fig.8　Microphotographs showing reservoir space of mixed rocks in shallow strata of the northwestern Qaidam Basin(a)-thin interbeds of siltstone and micrite limestone, intergranular dissolution pores, Well Nan102, N22, 1585.35m, plane polarized light; (b)-moldic pores in muddy dolomicrite with sand grains, Well Jian 7, N21, 1960.34m, plane polarized light; (c)-fracture in sandy micrite limestone, Well Liang 101, N23, 508.73m, plane polarized light; (d)-diagenetic fracture in sandy micrite limestone, Well Nanqian 5-5, N22, 1278.37m, plane polarized light; (e)-silty algal limestone, dissolution pores in carbonate material, Well Liang 101, N22, 1237.33m, plane polarized light; (f)-intercrystal micropores in calcite, Well Feng 8, N22, 875.25m, scanning electronic microscope image

通过对微观薄片的镜下观测，可见混积岩储集空间类型多样，具有一定的发育程度(图8)。主要包括以下5种：碎屑层中粒间溶蚀孔隙(图8a)，陆屑颗粒间碳酸盐胶结物以及碎屑颗粒边缘被酸性流体溶解而形成；铸模溶蚀孔隙(图8b)，碳酸盐岩中易溶的碎屑颗粒经选择性溶解后形成的储集空间；裂缝(图8c，d)，柴西北区主要发育构造裂缝与成岩裂缝，在后期过程中若不发生胶结充填作用而得以保存下来的话，对改善储层物性可以起到至关重要的作用；碳酸盐组分中溶蚀孔隙(图8e)，主要是混积岩中的碳酸盐组分被溶蚀而成；微孔隙(图8f)，由于柴西北区沉积物整体粒度较细，所以岩石中普遍存在大量的微孔隙，针对柴西北区整体上低-特低孔、特低渗的储层特征，以及日益深入的致密油藏研究，我们认为这类孔隙是可以为储层的储集性能做出贡献。

藻混积岩是藻类捕获陆屑颗粒而形成的，所以其本质就是藻灰岩混有有限量的碎屑颗粒，岩石成分仍是以碳酸盐为主，组成相对单一，藻类本身有机物含量较高，在后期演化过程中易形成酸性流体(郭春清等, 2003)，再加之生烃期排放的有机酸，使得溶蚀作用容易发生，而且集中在灰质组分中(图8e)；柴西北区藻灰岩发育于浅水水下建隆或者台地之上(赵贤正等, 2004)，受季节、湖面变化影响，经常性出露水面，受到大气淡水淋滤作用及风浪的冲击破碎，促使储集空间的形成，且渗透性相对较好，平均可达7×10-3μm2以上(图9)。相对而言，相混合混积岩沉积物粒度较细，成分相对复杂，包含砂、泥、灰，而且经常受咸化湖盆胶结物的影响，其储层物性较差；虽然成分的复杂性为溶蚀作用提供了基础，但是从目前观察到的现象来看，溶蚀孔隙尽管存在，连通性却较差，平均渗透率小于2×10-3μm2(图9)；此外，相混积岩发育于浅湖浪基面以下，形成时期位于水下，基本没有出露水面造成风化淋滤的过程，亦缺乏有机酸溶蚀通道；当然在成岩过程中，如果有合适的外界条件，相混积岩是极有可能成为较优质储层的。

图9　柴西北区新近系藻混积岩与相混积岩渗透性对比分析图Fig.9　Comparison chart of permeability between algae mixing and facies mixing rocks in the shallow strata of northwestern Qaidam Basin

对于混积岩储层的形成机制还需要更加细致、系统的研究，但就目前初步分析来看，在同等条件下，柴西北区新近系层藻混积岩与油气储层的相关性要大于相混积岩。

8　讨论

本研究基于大量的微观沉积特征观察，首次将柴西北区咸化湖盆混积岩分为机械成因的相混合混积岩和生物成因的藻混合混积岩，并进一步划分为四个亚类：互层型混合、组构型混合、藻粘结混合、滑塌再混合。在沉积特征研究的基础上，提出了咸化湖盆混积岩的沉积模式：主要发育于三角洲、水下扇、滩坝等碎屑岩沉积体系与湖相碳酸盐岩沉积的过渡地带及藻灰岩发育区。对不同类型混积岩微观薄片数量进行了大量的统计分析，结合湖盆水动力条件变化规律，得出了混积岩的分布特征：盆缘互层型、盆内组构型、藻混合局限分布。通过对世界各地不同沉积环境下形成的混积岩实例的对比分析，认为任何环境下混积岩形成的先决条件均为碳酸盐岩的生长和聚集，而不同于淡水湖盆及海相混积岩沉积厚度大，生物含量高等特点，咸化湖盆混积岩单层厚度极薄，并发育特殊的藻混积岩类。基于大量的微观薄片及物性资料，进行了储集空间类型以及储集性能对比分析，认为藻混合混积岩与油气储层的相关性要大于相混合混积岩。

近年来，有关混合沉积、混积岩的研究多集中于滨海相、淡水滨浅湖相海等沉积环境，针对咸化湖盆的混积岩关注较少，而且这些研究多聚焦于混积岩概念、成分比例、岩性命名等基本理论问题(Mount, 1984; Garcia-Hidalgoetal., 2007; 张锦泉和叶红专, 1989; 杨朝青和沙庆安, 1990; 张雄华, 2000; 沙庆安, 2001)。相比而言，关于混积岩的成因机理、沉积模式等方面的研究仅在极少数文献中可见(冯进来等, 2011b)，而且未曾聚焦于咸化湖盆环境下的混积岩。因此，明确咸化湖盆环境中混积岩的成因机制，形成完善的混积岩理论已成为沉积岩石学领域的重要科学问题。本次研究运用大量微观资料，从成因上对咸化湖盆混积岩进行了客观、可靠的分类，通过微观沉积特征分析提出了混积岩沉积模式，并基于地质统计分析明确了混积岩的分布规律，形成了相对完善的咸化湖盆混积岩理论。

此外，尽管只在为数不多的文献中见到过混积岩可以形成油气储层的报道，但这些信息可能表明，混积岩是可以形成优质储层的。前人在柴达木盆地做过类似的研究工作。张宁生等(2006)等按照岩石层理的构造产状将柴西北区南翼山地区古近系混积岩划分为变形层理混积岩、水平层理混积岩和块状层理混积岩3种类型，并分别形成于滨浅湖、浅湖和较深湖3种沉积环境，指出变形层理混积岩储层物性相对较好。罗芳等(2009)将南翼山地区新近系油砂山组混合沉积划分为浅湖和半深湖相，并认为浅湖相中发育的颗粒滩微相具有较好的物性及含油性。由此说明，在一定条件下，咸化湖盆混积岩是有可能形成储层甚至是优质储层的。本次研究基于大量的微观资料和物性资料分析，对咸化湖盆混积岩的储集空间类型及特征进行了识别，认为其类型多样，且具有一定的发育程度，并结合孔渗分析结果与柴西北区目前已广泛存在的藻灰岩油藏实例，对比认为藻混积岩与油气的相关性要大于相混积岩。由此对混积岩的油气地质意义进行了探讨，为以后的储层研究工作提供基础与实例借鉴。

结合本次研究，认为咸化湖盆混积岩研究仍需深化完善：

(1)目前关于混积岩成因分类以及沉积模式的研究结果存在明显的差异，其原因可能主要受到混合沉积环境多样性的影响。因此，进一步深入研究混积岩沉积特征及其沉积环境主控因素，有利于完善混积岩的沉积成因理论。

(2)结合以往世界范围内，尤其是柴达木盆地的混积岩储层研究，我们可以认为，咸化湖盆混积岩是有潜力作为油气储层的，但对于混积岩油气藏的确定还需要进一步对储层形成机制、生储盖配置关系等方面进行大量细致的系统性研究工作。

9　结论

以柴达木盆地西北区新近系为研究实例，针对咸化湖盆混积岩得出了以下认识：

(1)创新性地识别出了咸化湖盆的混积岩成因类型：相混合(机械成因)、藻混合(生物成因)。相混合分为可两种亚类：互层型混合、组构型混合；藻混合亦可分为两种亚类：藻粘结混合、滑塌再混合。

(2)咸化湖盆混积岩发育的主要相带包括：三角洲与滨浅湖的相边界接触带、近岸水下扇与半深湖的相边界接触带、滨浅湖滩坝与灰坪相边界接触带、藻滩及藻滩外缘。

(3)咸化湖盆混积岩分布特征受水动力条件变化控制，盆缘以互层型混积为主，盆地内部以组构型混积为主，藻混合沉积主要发育于水下建隆之上，分布范围较局限。

(4)咸化湖盆混积岩与淡水湖盆及滨海相混积岩沉积特征的相同点在于：均以碳酸盐岩的生长和聚集为优先条件，且具备陆源碎屑与碳酸盐共同输入或交替输入的物质条件。不同点在于：咸化湖盆混积岩发育的控制因素是频繁变化的湖平面和气候，混积岩沉积场所广阔，单层沉积厚度极薄，藻混合沉积物较发育；而淡水湖盆混积岩沉积范围较小，以中厚层沉积为主，且常见浊流体系内混合沉积，海相混积岩形成的条件包括潮汐作用、相对比较强的水动力条件以及有利于低等生物发育的浅海环境，混积岩沉积厚度大，生物碎屑含量高。

(5)混积岩储集空间类型多样，相对比较发育，适宜作为储层。其中藻混积岩岩石组分以碳酸盐为主，属于浅水环境沉积物，经常暴露出水面，受溶蚀作用较强，储集性能较优；相混合混积岩成分复杂，沉积物粒度细，胶结强烈，储层性能相对较差；故初步认为，在同等条件下，藻混合混积岩与油气储层的相关性要大于相混合混积岩。

致谢感谢中国地质大学(北京)能源学院伍大茂老师在薄片鉴定过程中给予的帮助;感谢中国石油青海油田公司在样品采集分析和资料收集过程中给予的大力协助。

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