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《柴达木盆地新生代咸化湖盆沉积环境演变》以“湖盆咸化对烃源岩发育的影响”这一科学问题为导向，在广泛调研陆相湖盆咸化机理及咸水烃源岩形成机制研究现状的基础上，以柴达木盆地新生代咸化湖盆为例，*次提出利用氯盐和碳酸盐含量协同恢复咸化湖泊古盐度和古环境的方法，并利用该方法恢复柴达木盆地新生代八个时期湖泊古盐度演化历史和湖盆迁移规律；结合蒸发岩和碳酸盐岩地球化学数据探究新生代气候演化和区域构造在柴达木咸化湖盆演化中的控制作用；在此基础上综合对比不同咸化环境烃源岩质量的差异，提出微咸水湖泊为*有利于烃源岩发育的湖泊环境，并总结咸化湖泊优质烃源岩的矿物识别特征和分布规律。
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目录第1章 咸化湖盆沉积及烃源岩相关研究进展 11.1 科学问题的提出 11.2 陆相膏盐岩成因研究现状 31.2.1 厚层石盐沉积模式 31.2.2 盐类矿物形成一定是由蒸发作用造成的吗？ 51.2.3 易溶盐类矿物的中心聚焦效应 61.2.4 其他因素对盐类矿物结晶的影响 71.3 咸化湖盆烃源岩成因研究现状 81.3.1 湖盆咸化对生烃母质的影响 81.3.2 湖泊咸化对初始生产率的影响 81.3.3 湖盆咸化对有机质聚集及保存的影响 101.4 柴达木盆地始新世盐湖成因研究现状 111.5 古盐度恢复方法研究现状 121.6 存在的主要问题 13第2章 区域地质背景 152.1 区域大地构造位置 152.1.1 东昆仑山脉 162.1.2 阿尔金山脉 162.1.3 南祁连山脉 172.2 青藏高原东北缘新生代气候演化特征 172.2.1 古近纪气候演化特征 172.2.2 新近纪气候演化特征 192.3 柴达木盆地地层发育特征 192.3.1 前新生代沉积地层及基底岩性 192.3.2 新生代地层 212.4 柴达木盆地新生代烃源岩发育特征 24第3章 柴达木新生代咸化湖泊环境恢复指标 263.1 碳酸盐岩 263.1.1 岩石矿物特征 263.1.2 形成盐度 283.2 湖相蒸发岩 303.2.1 硫酸盐矿物 303.2.2 氯化物矿物 323.3 古盐度恢复指标 343.4 氯盐及碳酸盐含量指示古咸化环境 383.5 咸化环境空间组合特征 43第4章 柴达木新生代湖盆水体盐度和沉积环境演化特征 454.1 古近纪湖盆水体盐度演化特征 454.1.1 地球化学剖面对比 454.1.2 路乐河组 474.1.3 下干柴沟组下段 504.1.4 下干柴沟组上段 534.1.5 上干柴沟组 554.2 古近纪咸化湖泊沉积环境演化特征 574.2.1 路乐河组 574.2.2 下干柴沟组下段 584.2.3 下干柴沟组上段 594.2.4 上干柴沟组 594.2.5 古近纪湖泊迁移特征 604.3 新近纪—第四纪湖盆水体盐度演化特征 614.3.1 地球化学剖面对比 614.3.2 下油砂山组 644.3.3 上油砂山组 674.3.4 狮子沟组 704.3.5 七个泉组 714.4 新近纪—第四纪湖泊沉积环境演化特征 744.4.1 下油砂山组 744.4.2 上油砂山组 754.4.3 狮子沟组 754.4.4 七个泉组 764.4.5 新近纪—第四纪湖泊迁移特征 76第5章 柴达木新生代咸化湖泊沉积主控因素 785.1 早-中始新世硬石膏成因 785.2 晚始新世狮子沟石盐成因 825.2.1 古气候-构造背景 825.2.2 石盐层空间展布特征 855.2.3 区域地层对比 945.2.4 矿物学特征 975.2.5 石盐氯同位素 1025.2.6 断陷湖盆石盐的形成模式 1035.3 中-晚中新世大沙坪石盐成因 1055.4 上新世小梁山石盐成因 1075.5 湖相碳酸盐岩差异演化的控制因素 1095.5.1 西岔沟剖面的沉积序列 1095.5.2 取样与实验方法 1125.5.3 碳酸盐岩岩相与环境解释 1135.5.4 碳酸盐岩沉积中的气候控制因素与构造控制因素 1245.5.5 对青藏高原隆升过程的启示 1285.6 柴达木新生代咸化湖盆演化的控制因素 1295.6.1 古近纪湖盆演化的控制因素 1295.6.2 新近纪湖盆演化的控制因素 132第6章 湖盆咸化程度与烃源岩质量的耦合关系 1356.1 单井咸化环境与有机质丰度指标对比 1356.1.1 受淡水输入影响的环境 1356.1.2 微咸水湖泊 1386.1.3 咸水湖泊 1396.1.4 盐湖 1436.1.5 不同沉积环境对比 1446.2 咸化中心与生烃凹陷的耦合关系 1456.3 富碳酸盐区与生烃凹陷的耦合关系 1486.4 咸化沉积环境与有机质丰度的关系 152第7章 不同咸化程度湖盆烃源岩特征对比 1557.1 微咸水烃源岩 1557.1.1 狮子沟地区 1557.1.2 尕斯地区 1587.2 咸水烃源岩 1617.2.1 柴西咸水深湖 1617.2.2 一里坪地区咸水浅湖 1637.2.3 三湖地区咸水浅湖 1647.3 两类烃源岩特征对比 167第8章 咸化湖盆优质烃源岩分布规律 1698.1 优质烃源岩矿物识别标志 1698.2 优质烃源岩中碳酸盐矿物成因 1728.3 微咸水湖泊有机质富集的控制因素 1848.3.1 湖盆性质 1858.3.2 陆缘碎屑输入 1868.3.3 微生物降解作用 1898.4 优质烃源岩展布规律 191参考文献 194
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第1章 咸化湖盆沉积及烃源岩相关研究进展 1.1 科学问题的提出 含盐盆地与含油气盆地分布联系紧密（马新华等，2000），世界上58%的油气田与盐系地层有关，70%的大型碳酸盐岩油田与膏盐层分布有关（Zhang，1981），含盐盆地大多数是含油气盆地。膏盐层除了是良好的隔层、盖层和可形成盐丘构造外，与油气生成亦具较大联系（Sloss，1953；Dembicki et al.，1976；Oehler et al.，1979；Eugster，1985；Sonnenfeld，1985；Warren，1986，2006，2011，2016；李任伟，1993；孙镇城等，1997；王典敷和汪仕忠，1998；Schreiber et al.，2001；江继刚等，2004；Schnyder et al.，2009）。早在20世纪中叶，Weeks（1958，1961）就强调，咸化环境（国外文献称为蒸发环境，evaporitic settings）作为有机质聚集的重要场所，其重要性与作为盖层的重要性相当。湖盆咸化是研究陆相富烃凹陷形成的重要内容之一（刘池洋等，2014）。我国陆相盆地发育较多咸化烃源岩，如准噶尔盆地二叠系风城组（曹剑等，2015）、六盘山盆地下白垩统（刘运黎和汤玉平，2007）、新生界主要含油气地层等（李任伟，1993；孙镇城等，1997；江继刚等，2004）。 传统观点认为盐湖环境是“蒸发浅水氧化”成因，烃源岩一般形成于“深水还原环境”，两者的共存形成了地质上的矛盾统一体，引起了地质学家们的极大兴趣。关于我国这类含盐油气盆地中膏盐层的成因，目前尚无定论。20世纪90年代以深水成因为主（袁见齐等，1983；金强和黄醒汉，1985；顾家裕，1986；齐兴宇等，1992；陈发亮等，2000，2003；袁静和赵澄林，2000；胥菊珍等，2003），近二十年来浅水成因的支持者日益增多（王秀林等，2002；纪友亮等，2003，2005；纪友亮和冯建辉，2003；屈红军等，2003；胡光明等，2006；冯阵东等，2014；彭君等，2016）；还有学者持折中观点，认为深水成因和浅水成因的盐岩分别发育于湖盆的不同部位（江汉油田石油地质志编写组，1991；方志雄，2006；徐磊等，2008），或湖平面频繁波动，膏盐层形成于浅水阶段，烃源岩形成于深水阶段（纪友亮等，2003，2005）。上述三种模式的重要分歧在于盐类物质来源及烃源岩的保存深度。 以往研究往往关注于膏盐岩与烃源岩宏观的共生性，而忽视其差异性。事实上，并非所有的含盐盆地均发育有优质烃源岩。古近纪期间中国大陆广泛发育咸化湖盆（江继刚等，2004），然而仅少数盆地演化成为含油气盆地，在沙四段沉积期，渤海湾盆地内各凹陷的咸化程度明显不同（孙镇城等，1997），但沙四段在济阳、黄骅和辽河等地区均发育有优质的烃源岩，说明膏盐层与烃源岩层在平面上并不完全对应。层位上，优质烃源岩仅发育于咸化盆地演化的某一阶段，且淡水期亦可发育优质烃源岩（图1.1），如江汉盆地从晚白垩世至中新世期间，湖水普遍咸化，发育两个沉积旋回，而优质烃源岩仅发育于潜江组（江汉油田石油地质志编写组，1991）（图1.1）；柴达木盆地整个新生代均处于咸化期，上始新统是盆地的主力烃源岩层系，膏盐层主要发育于该组中上部分，而优质烃源岩则主要发育于下部分；东营凹陷于沙四段咸化期和沙三段微咸水期均沉积了好的烃源岩（图1.1）。 图1.1 我国古近纪主要含盐油气盆地的含盐层系（发育石盐）、微咸化层系（发育碳酸盐）与烃源岩层系的层位对比关系 膏盐层与烃源岩无论是在时间上还是空间上的分布都存在一定联系和差异，之间的关系并不能用“促进”或“抑制”简单概括。陆相湖盆咸化的主要机理是什么？同一盆地内不同凹陷或同一凹陷不同部位咸化的差异性受哪些因素控制？这些因素怎样影响咸化湖盆优质烃源岩的形成及富烃凹陷的分布？不同咸化程度的烃源岩生烃潜力如何？ 柴达木盆地是被东昆仑山、阿尔金山和南祁连山所围的大型内陆湖盆，是我国重要的含油气盆地之一。柴达木盆地新生代大型咸化湖盆油气地质条件*具特色，国内外少见，主要表现为古气候干燥、偏冷，古地形相对高差很大，古湖水盐度大，古水深变化频繁，构造活动方式多样，构造样式复杂（石亚军等，2011）。自新生代以来湖盆水体持续咸化。柴达木盆地油气勘探始于20世纪50年代，以往所测烃源岩大多以“低有机质丰度”为特征（翟光明等，1996；金强，2001；周凤英等，2002），总有机碳（total organic carbon，TOC）含量一般在0.2%～0.6%，平均小于0.5%（张斌等，2017）。因此，在烃源岩的评价系统中，将咸化湖相单*列出来，认为TOC含量＞0.2%即达到烃源岩下限，TOC含量＞0.4%即为较好烃源岩，TOC含量＞0.6%即为好烃源岩，该标准低于正常湖相烃源岩（TOC含量 = 1.0%）（陈建平等，1997；石油天然气行业标准SY/T 5735—2019）。前人在研究柴达木盆地烃源岩时，也往往将TOC含量0.6%～0.8%作为较好烃源岩（彭德华，2004）。 然而，随着勘探和研究的深入，青海油田研究者认为柴达木咸化湖盆烃源岩尽管有机质丰度低，但烃转化率高-很高，亦为有效甚至是优质烃源岩。张斌等（2017）在研究柴达木盆地尕斯库勒油区发现有一定规模高有机质丰度的烃源岩（平均TOC含量＞1.0%），认为柴达木盆地与淡水湖盆相似，油气仍来源于这些高有机质丰度的优质烃源岩。张永东等（2011）在柴达木盆地西部（柴西）下干柴沟组上段沉积有机质中检测到硅藻的特征性生物标志化合物，认为是该区发育优质烃源岩的标志之一。因此，如何认识柴达木盆地咸化机理及对烃源岩发育的影响，如何合理评价柴达木新生代咸化湖盆烃源岩，成为该区油气资源量预测和进一步勘探的重要基础地质问题。 1.2 陆相膏盐岩成因研究现状 1.2.1 厚层石盐沉积模式 1.浅水蒸发成因 现代和古代咸化湖盆只分布在干旱-半干旱地区（孙镇城等，1997；Warren，2016）。在持续干旱气候条件下，湖泊水体的蒸发速率远大于降雨速率，导致湖泊大面积萎缩，水体浓缩，湖平面下降，湖盆咸化，盐岩沉积。因此，受现代盐湖分布的影响，传统认为，干旱气候-蒸发作用是湖盆咸化*合理的解释，沉积岩中硫酸盐及氯盐等亦被广泛称为蒸发岩。 多数咸化湖盆及盐岩被普遍认为是浅水蒸发成因（Warren，2016），只有与油页岩、暗色泥岩频繁互层的盐岩，或巨厚盐岩，才存在广泛争议。如地中海之下中新统巨厚盐岩（约1000m），Hsü等（1973）认为这是地中海在约600万年前干涸（desiccation）导致的结果；美国皮申思克里克（Piceance Creek）盆地的绿河组，沉积有丰富的苏打石（Na2CO3）并发育油页岩，Lundell和Surdam（1975）通过泥裂等沉积证据认为这是浅水湖泊频繁干涸的结果。上述蒸发观点发表较早，代表早期对盐岩的普遍认识。近20年来，越来越多的学者持相反观点。 2.深水热液成因 该模式认为，盐岩主要形成于深水湖泊中，盐岩的盐源主要为通过深大断裂运输的深部热液。海底热液活动的发现被誉为20世纪海洋科学研究中的重大事件之一（Spiess et al.，1980），裂谷湖泊底部亦发育丰富的热液喷口（Crane et al.，1991；Shanks and Callender，1992）。对于我国古代咸化湖盆，虽然“深部卤水成因”的支持者并未提供足够的证据（袁静和赵澄林，2000；吴富强和鲜学福，2004；史忠生等，2005；方志雄，2006；Meng et al.，2014；高红灿等，2015），热液成因存在广泛争议（文华国等，2014；李乐和姚光庆，2016），但是断陷湖泊底部及其周缘可广泛发育热液活动毋庸置疑（Shanks and Callender，1992；张彭熹，1992）。 热液可以为陆相盆地输送盐类物质和营养元素。柴达木盆地内现今发育33个湖泊，盐湖25个，湖中锂、硼、镁、钾品位高，其中锂、硼元素被认为主要来源于北部祁连山南深大断裂的温泉；一里坪与东台吉乃尔湖区中的锂可能来自散布于深部断裂的地下水（Liu et al.，1997；黄麒和韩凤清，2007）。火山热水是察尔汗盐湖钾盐的重要来源之一（郑绵平等，2016）。西藏盐湖中亦含有30多种微量元素（离子），其中B3+、Li+、Cs+的含量比海水高数百倍到数千倍，这些丰富的微量元素主要由地下水提供，地下水与湖泊盆地周围的温泉连通（刘喜方等，2007）。东非裂谷系中的基伍湖（Lake Kivu）是世界上已被证实的热液成因碱性湖泊，湖泊的热液及盐类物质主要来自底部热泉和火山活动（Degens et al.，1973；Newman，1976；Ross et al.，2014）。基伍湖在20世纪60年代发生了一次突然的硅藻爆发及碳酸盐岩沉淀事件，是因为湖底热液活动加强，输送了大量的盐类物质及营养元素（Pasche et al.，2010）。因此断陷湖盆优质烃源岩的发育与热液活动具有重要联系。我国新生代的渤海湾盆地，在古近纪期间发育多个断陷咸化湖盆（张守鹏等，2016），并广泛发育岩浆岩（金春爽等，2012），且二者在平面上具有很好的共存关系；东濮凹陷南部发育的岩浆岩夹层与凹陷北部膏盐层的赋存层位相对应（高渐珍等，2012），说明断陷湖盆咸化与岩浆岩及热液关系紧密。 目前，世界上“热液成盐”（hydrothermal salt）的实例是红海（Hovland et al.，2015）。在现今红海的中心裂谷槽和两侧发现了大量盐岩（氯盐岩和硫酸盐岩），很多现象难以用传统的“浅水蒸发成盐模式”解释，包括：①红海两侧均含有上千米的盐岩；②在中间地堑中发现有约3km的盐岩；③在中间地堑中发现密度大的热卤水；④在红海海底北部发现约40km的盐墙和盐脊；⑤在其中一个深渊中有大量盐岩在流动；⑥这些巨厚盐岩的沉积发生在较短时间内。对此，Hovland等（2006a，2006b，2014，2015）多次提出海水的“临界条件”成盐模式，该模式认为在海底某些超临界条件下（温度高于407℃，压强大于298bar，1bar = 105Pa），流经该临界区域的海水可以析出盐岩。在该临界条件下，海水的物理化学性质发生强烈变化，形成超临界水蒸气，对溶解其中的盐类物质溶解度减小，盐岩自然沉淀下来。这种超临界区域可发育于俯冲区（Hovland et al.，2015），也可发育在橄榄石向蛇纹石转化的过程中（Manuella et al.，2016）。海洋中“临界盐岩”的形成需要极高温高压条件，陆相湖泊一般无法达到上述条件。 3.湖平面频繁波动 深部热液可为陆相盆地输送营养物质，但目前并未发现直接热液证据。近年来，由于泥岩与盐岩的频繁互层，越来越多的人提出了湖平面波动模式（纪友亮等，2003，2005；纪友亮和冯建辉，2003；屈红军等，2003；胡光明等，2006；冯阵东等，2014；彭君等，2016）。虽然干旱条件有利于盐岩的形成，但持续的干旱气候会使盐湖逐渐浓缩，面积日渐缩小，甚至消失，形成不了规模烃源岩。若在整体干燥气候下，间歇性地出现温暖潮湿气候，河流径流量增大，大量淡水注入盐湖中，盐湖面积增大（图1.2），表面水体淡化，生物会出现短时间的大爆发（图1.2）（Warren，2011，2016），生产大量有机质；随后气候转为干旱，强烈的蒸发使湖水面积减小，浓度增高（图1.2），卤水层上部的条件变得不适应生物生存，大量生物将死亡，先是耐盐性生物，接着是适盐性生物，*后是嗜盐性生物。这种生物的短暂大爆发及随后的快速死亡将在较短时间内产生大量的有机质，抵消了湖底分解者所带来的有机质损失，可使有机质较完整地到达湖底沉积物中，从而得以保存。 图1.2 咸水
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