Sedimentary facies and redox conditions of the Middle Jurassic Buqu Formation in Yisangri section, South Qiangtang Basin
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摘要:
羌塘盆地中侏罗统布曲组为海相碳酸盐岩沉积，可作为良好的储集层，但目前对于布曲组早期的沉积环境以及古海水氧化还原条件还有争议。本文针对南羌塘盆地依桑日剖面布曲组下部地层开展岩相、沉积相以及古水体氧化还原条件分析，研究结果表明：（1）南羌塘盆地毕洛错地区依桑日剖面布曲组下部地层中识别出远端变陡的碳酸盐岩缓坡沉积体系，划分为内缓坡、中缓坡以及外缓坡沉积亚相。（2）划分出5个岩相组合：风暴岩岩相、核形石石灰岩岩相、滑塌透镜体灰岩岩相、瘤状灰岩岩相、钙质泥岩岩相；11种微相类型：钙质泥岩（MF1）、泥晶灰岩（MF2）、似球粒灰泥石灰岩（MF3）、含鲕粒粒泥灰岩（MF4）、粪球粒粒泥灰岩（MF5）、核形石粒泥灰岩（MF6）、含内碎屑、似球粒泥粒石灰岩（MF7）、生物碎屑泥粒灰岩（MF8）、内碎屑颗粒灰岩（MF9）、内碎屑角砾灰岩（MF10）、内碎屑灰砾灰岩（MF11）。（3）依桑日剖面布曲组整体古水体处于贫氧—氧化环境，并且总有机碳（TOC）含量较低，可能跟氧化还原条件有关，但其关键控制因素可能是水体营养以及初级生产力水平。布曲组下部较深水相泥岩TOC值较低说明布曲组晚期沉积的白云岩古油藏的油气来源并不是同时期沉积的深水烃源岩，而可能是更深部古老的烃源岩地层。
Abstract:The Middle Jurassic Buqu Formation in the Qiangtang Basin represents marine carbonate sedimentation and is regarded as a promising reservoir. However, ongoing debates surround its earlier depositional environment and the ancient seawater redox conditions. This study focuses on the lower strata of the Buqu Formation in the Yisangri section of the South Qiangtang Basin, conducting a thorough analysis of lithofacies, sedimentary facies, and ancient water body redox conditions. The results are as follows: (1) In the Yisangri section of the Biluo Co area in the South Qiangtang Basin, the lower strata of the Buqu Formation reveal a distally steepen carbonate ramp deposition system, delineated into inner ramp, mid ramp, and outer ramp sedimentary subfacies. (2) Five lithofacies associations are identified, encompassing tempestite lithofacies, oncolite limestone lithofacies, slumping lens-body limestone lithofacies, nodular limestone lithofacies, and calcareous silt mudstone lithofacies. Additionally, 11 microfacies types are identified, including calcareous mudstone (MF1), mudstone (MF2), pelletoid mudstone (MF3), ooid wackstone (MF4), fecal pellet wackstone (MF5), oncolite wackstone (MF6), intraclast and pelletoid packstone (MF7), bioclastic packstone (MF8), intraclast grainstone (MF9), intraclast calcareous limestone (MF10), and intraclast rudstone (MF11). (3) The overall paleowater conditions in the Yisangri section of the Buqu Formation indicate a dysoxic–oxic environment, accompanied by a relatively low TOC content. The low TOC values may be associated with redox conditions, but they are more likely influenced by water nutrient levels and primary productivity. The TOC values in the lower part of the Buqu Formation suggest that the oil and gas of the dolomite reservoir did not originate from contemporaneous deep-water hydrocarbon source rocks but may have originated from deeper strata.
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Keywords:
- Buqu Formation /
- sedimentary facies /
- carbonate ramp /
- tempestite /
- framboidal pyrite /
- Qiangtang Basin
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0. 引言
羌塘盆地位于特提斯构造域，是我国陆上新区面积最大的海相盆地，目前认为羌塘盆地是我国最有希望取得油气突破的勘探区。随着对羌塘盆地油气勘探程度的加深（王剑等，2022；赵政璋等，2002；陈明等，2010；陈明等，2020），精细的沉积相研究也随之显得愈发重要。烃源岩作为油气成藏的基础，是对任何一个含油气盆地而言都至关重要的组成部分。羌塘盆地发育多套烃源岩（伊海生和夏国清，2022；付修根等，2023）， 但目前主力烃源岩的分布规模仍不明晰。布曲组作为羌塘盆地侏罗系两套重要的碳酸盐岩层系之一，是经历早侏罗世陆棚相黑色页岩烃源岩沉积之后出现的第一套浅水陆棚碳酸盐岩沉积，标志着南、北羌塘坳陷开始具有统一的盆地充填序列，成藏组合上具有下生上储的关系（王剑等，2022）。有学者认为布曲组既是储集层也是烃源岩层，布曲组上部的白云岩是良好的储集层（万友利等，2017；夏国清等，2017，2016），下部的深灰色钙质泥岩夹层可能是一个潜在烃源岩（伊海生和夏国清，2022）。目前针对布曲组的研究多数集中在上部的白云岩层段，其下部富含泥质的层段研究较少，导致布曲组沉积演化过程的研究不完整，沉积相与油气成藏关系不明确。为此，本次研究选择南羌塘坳陷毕洛错湖附近的依桑日剖面布曲组下部地层作为研究对象，开展沉积相以及古水体氧化还原条件分析，建立布曲组沉积早期的沉积模式，从古水体角度评价其作为烃源岩的可靠性，并为后期油气勘探提供一定的依据。
1. 地质背景
羌塘盆地是我国最大的中生代海相盆地，其地处青藏高原，位于特提斯构造域。盆地北界为可可西里–金沙江断裂构造带，该带西起可可西里，经雪环湖、乌兰乌拉湖、雁石坪向东朝金沙江延伸，东西长达千余公里；盆地南界为班公湖–怒江断裂构造带，该带西起班公湖，经改则、尼玛、色哇、安多，向东朝怒江延伸（图1）。中央隆起带将羌塘盆地分为北羌塘坳陷和南羌塘坳陷。羌塘盆地中生界沉积基底由古特提斯洋闭合形成的晚二叠世造山带组成，其下的结晶基底与泛非造山带片麻岩有关（Dong et al.，2011）。盆地的沉积演化过程分为两个阶段：三叠纪—早白垩世初期海相沉积期与白垩纪至新生代的陆相沉积期（刘池洋等，2016），其中布曲组沉积时期是盆地侏罗纪演化的鼎盛期。从盆地构造属性上讲，三叠纪时期，羌塘盆地是一个受可可西里–金沙江洋关闭后造山带控制的前陆盆地（王成善等，2001），侏罗纪时期则是一个受班公湖–怒江洋盆扩张控制的被动陆缘裂谷盆地（王剑，2009）。
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Figure 1. Tectonic map and stratigraphy of the Qiangtang Basin羌塘盆地主要出露三叠系、侏罗系以及白垩系地层。北羌塘坳陷三叠系地层由下至上分别为康鲁组、康南组、肖茶卡组以及那底岗日组，而南羌塘盆地三叠系地层只保留上三叠统日干配错组。南、北羌塘坳陷拥有不同的下侏罗统至中侏罗统下部地层，北羌塘沉积雀莫错组碎屑岩而南羌塘沉积曲色组、色洼组和莎巧木组，至中侏罗世，南、北羌塘盆地具有统一的曲色组地层（表1；张劲松，2018；沈安江等，2023；王亚曦等，2021）。从中侏罗世布曲组碳酸盐岩沉积开始，羌塘盆地的地层沉积序列逐渐变得稳定，向上分别为夏里组碎屑岩以及索瓦组碳酸盐岩，总体上，侏罗系沉积序列展现出两期由碎屑岩向碳酸盐岩变化的旋回特征，即“三砂夹两灰”的特征。
表 1 南羌塘依桑日剖面布曲组岩相组合Table 1. Facies association of the Buqu Formation in the Yisangri section岩相组合 微相类型 沉积构造以及特征 颗粒类型以及丰度 水动力条件 FA1：风暴岩岩相 MF8：生物碎屑泥粒灰岩
MF9：内碎屑颗粒灰岩
MF10：内碎屑角砾灰岩
MF11：内碎屑灰砾灰岩薄层到中层状，小型交
错层理、风暴丘状交错层理，多期向上变细的正粒序层理，发育生物扰动构造、风暴侵蚀面。含有丰富的生物碎屑颗
粒，以双壳、腹足和腕足为主。鲕粒、内碎屑以及似球粒也大量出现，鲕粒的数量相对较多。中—强 FA2：核形石石灰
岩岩相MF7：含内碎屑、似球粒 泥粒石灰岩
MF6：核形石泥粒灰岩薄层状产出，局部出现泥晶化，部分生物碎屑内部被微生物改造。 颗粒以核形石为主，包
括单一核形石和复合核形石，但后者相对少见，核心以生物碎屑为主。内碎屑、似球粒也较为发育；生物碎屑以双壳为主。中 FA3：滑塌透镜体
灰岩岩相MF4：含鲕粒粒泥灰岩
MF5：粪球粒粒泥灰岩
MF10：内碎屑角砾灰岩
MF11：内碎屑灰砾灰岩中到厚层状，发育滑塌透镜体、异重流沉积。 含有一定数量的似球粒和粪球粒颗粒，两者为主要颗粒，同时含有少量的鲕粒和内碎屑；含有少量的生物碎屑，以双壳和有孔虫为主。 弱 FA4：薄层瘤状灰
岩岩相MF2：泥晶灰岩
MF3：似球粒灰泥石灰岩薄层状，局部可见蓝绿藻微生物、生物钻孔。 颗粒以生物碎屑以及似球粒为主；生物碎屑包括双壳和有孔虫。 弱 FA5：块状钙质泥
岩岩相MF1：弱定向性钙质泥岩
MF2：泥晶灰岩中到厚层状，具有一定的定向性，钙质泥岩中镜下可见弱水平层理。 颗粒主要为粉砂级别的
石英，含有少量不透明矿物，以及少量有孔虫。弱 2. 研究材料与实验方法
依桑日研究剖面位于南羌塘盆地昂达尔错幅毕洛错湖南部约18公里处邻近依桑日的公路边，坐标为88°55′2.37″E，32°44′47.34″N。该剖面位于向斜的南翼，从下至上出露中侏罗统莎巧木组、布曲组以及夏里组。其中布曲组出露于一个新开采的采石场，岩石新鲜，现象丰富，是开展沉积相和地球化学分析的良好剖面。共选取23个新鲜岩石样品，样品间隔约为0.5～1 m。黄铁矿形貌观察与测量采用激光诱导击穿光谱仪（LIBS，型号：Leica DM6 M），在放大两千倍的显微镜下观察形貌并以能谱测定黄铁矿，测量草莓状黄铁矿粒径大小。样品需要制作成探针片，每个样品测量100个以上的草莓状黄铁矿，将其粒径进行统计分析。TOC含量测定过程中，首先将样品进行清洗并烘干，研磨至200目。称取100 mg样品置入透水坩埚，浸泡于稀盐酸溶液中，反应12小时，待完全消解无机碳之后用高纯水淋滤清洗至中性并在60℃烘箱中烘干5个小时。通过高频红外碳硫分析仪（仪器型号为TL851-6K）对样品进行测定，标准样品的相对标准偏差小于2%。
3. 依桑日剖面地层特征
依桑日剖面布曲组总体为一套石灰岩、泥质灰岩以及钙质泥岩，根据其岩性特征将研究剖面自下而上分为三段：一段、二段和三段（图2，图3）。第一段为砾屑灰岩夹泥质灰岩段，野外可见丰富的沉积构造，主要为丘状风暴交错层理、风暴冲刷面和正粒序，砾石成分主要为石灰岩，粒径约2～5 cm，局部发育滑塌透镜体。砾屑灰岩见棱角状内碎屑以及石灰岩结核，基质为钙质泥岩，宏体生物化石主要为双壳和海百合茎。第二段为灰绿色含石英粉屑钙质泥岩段，新鲜岩石整体呈现块状，野外风化为颗粒状，局部夹薄板状泥质灰岩。第三段为灰色巨厚层至块状石灰岩夹中薄层泥质灰岩或泥灰岩段。巨厚层至块状石灰岩主要为核形石石灰岩，核形石可见单体核形石和复合核形石，粒径约为0.3～2 cm，普遍发育单体珊瑚和晶洞；中薄层泥质灰岩为深灰色，夹薄板状泥岩，该段的下部为深灰色块状的泥灰岩。
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图 2 南羌塘盆地依桑日剖面布曲组地层段划分Figure 2. Member subdivision of the Buqu Formation, South Qiangtang Basin![]()
图 3 南羌塘盆地依桑日剖面布曲组综合柱状图Figure 3. Comprehensive histogram of the Buqu Formation, South Qiangtang Basin4. 沉积相特征
4.1 沉积微相特征
根据依桑日剖面布曲组的显微沉积特征，按照岩石由细至粗的顺序，即泥岩、泥灰岩、颗粒质灰泥灰岩（粒泥灰岩）、灰泥质颗粒石灰岩（泥粒灰岩）、颗粒石灰岩以及砾岩进行划分，总共划分出11种微相类型。
钙质泥岩（MF1）：岩石组分主要为灰泥、黏土矿物、石英粉屑、植物碎屑以及有机质，偶见有孔虫。其中，灰泥占28%，石英粉屑占4%～10%，黏土矿物约占60%，其他约占2%。镜下可见微弱的水平层理（图4a-b），局部石英粉屑排列形成纹层状，亮白色纹层条带为石英，暗颜色条带富含陆源黏土以及部分有机质。
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图 4 MF1—MF6微相图版a. 弱定向性钙质泥岩（MF1），样品Ys06，发育微层理；b. 钙质泥岩（MF1），样品Ys15，石英粉屑；c. 泥晶灰岩（MF2），样品Ys10，藻类微生物； d. 泥晶灰岩（MF2），样品Ys10，疑似生物钻孔；e. 似球粒灰泥石灰岩（MF3），Ys20；f. 含鲕粒粒泥灰岩（MF4），Ys01；g. 含鲕粒粒泥灰岩（MF4），Ys02，含有大量似球粒； h. 含鲕粒粒泥灰岩（MF4），Ys04，鲕粒和石英碎屑； i. 粪球粒粒泥灰岩（MF5）Ys04；j. 粪球粒粒泥灰岩（MF5），Ys05；k. 核形石粒泥灰岩（MF6），部分生物碎屑内部被微生物改造，Ys22；l. 核形石粒泥灰岩（MF6），绵层状核形石，Ys22Figure 4. Microfacies of MF1 to MF6泥晶灰岩（MF2）：岩石组分主要为泥晶方解石、黏土矿物、有机质以及少量微生物，生物碎屑很少或没有。其中泥晶方解石基质含量约为95%，有机质及其他物质约为5%。镜下可见少量微生物藻类，见弱或不明显的层理，出现生物扰动，局部有疑似生物钻孔（图4c-d）。
似球粒灰泥石灰岩（MF3）：岩石主要成分为泥晶方解石，颗粒类型为似球粒和少量生物碎屑，局部区域黏土矿物增多。其中泥晶方解石基质含量为70%～80%，钙质粉屑颗粒约为5%～8%，总体呈现基质支撑（图4e）。颗粒主要为粉砂级别的似球粒，含生物碎屑，见双壳、有孔虫和棘皮，双壳内部被微生物改造。有较强的新生变形作用，部分似球粒颗粒边缘发生微弱的重结晶改造。
含鲕粒粒泥灰岩（MF4）：岩石组分主要为泥晶方解石基质，颗粒组分主要为似球粒、鲕粒、内碎屑以及少量生物碎屑，后者主要为腹足和腕足类（图4f-h）。泥晶方解石基质的含量在60%～70%，基质支撑，似球粒约占12%～14%，鲕粒约占8%～10%，内碎屑约占5%～7%，其中颗粒多为椭球状，圆度较高，但分选极差。部分球粒颗粒颜色较深，可能是粪球粒。
粪球粒粒泥灰岩（MF5）：岩石组分主要为泥晶方解石基质，颗粒组分主要有粪球粒、内碎屑和生物碎屑。相比MF4，该微相生物碎屑含量增加，主要为双壳和棘皮类。泥晶方解石基质的含量在60%～70%之间，颗粒含量增加，粪球粒含量约为20%～30%，内碎屑约为5%至7%，有机质含量小于1%。局部出现颗粒堆积，颗粒之间呈点接触的现象，颗粒分选较差，磨圆好，主要为粪球粒、内碎屑以及少量的鲕粒（图4i-j）。粪球粒主要为favreina，特征性的内部管状结构平行于球粒的长轴是识别该颗粒的关键，管柱结构由生物消化管内长形瓣所形成（Flügel et al.，2010; Scholle and Dana，2003）。
核形石粒泥灰岩（MF6）：岩石组分主要为泥晶方解石基质，颗粒主要为核形石和少量的内碎屑、鲕粒和生物碎屑，后者主要为双壳和腹足，且生物碎片内部被微生物所改造（图4k）。泥晶方解石基质含量约为54%～65%，核形石含量约为26%～32%，内碎屑含量约为4%～6%，颗粒分选差，但圆度较高。大多数核形石的粒径在1 cm～2 cm之间，个别大颗粒核形石为绵层状核形石（图4l），可见葛万藻的菌丝（图5a），粘结微生物藻类组分主要是生长在核心的边缘，整体呈现不规则团块状或脑纹状。
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图 5 微相图版MF6至MF11a. 核形石粒泥灰岩（MF6），葛万藻作为核形石的外围，样品Ys17；b. 含内碎屑、似球粒泥粒石灰岩（MF7），样品Ys18；c. 含内碎屑、似球粒泥粒石灰岩（MF7），颗粒主要为内碎屑，样品Ys20；d. 生物碎屑泥粒灰岩（MF8），含大量生物碎屑，位于风暴侵蚀面之上，样品Ys11；e. 生物碎屑泥粒灰岩（MF8），可见珊瑚和长条状海百合，发育风暴侵蚀面，Ys11；f. 生物碎屑泥粒灰岩（MF8），大量的似球粒，亮晶胶结，风暴成因，Ys11；g. 内碎屑颗粒灰岩（MF9），发育正粒序，为近源风暴高能堆积的产物，可能受到后期油气充填，Ys07；h. 内碎屑角砾灰岩（MF10），风暴形成的正粒序，由底到顶依次为砾屑灰岩、颗粒灰岩和泥晶灰岩，样品Ys08；i. 内碎屑角砾灰岩（MF10），样品Ys08；j. 含砾生屑颗粒灰岩（MF10）中部，亮晶胶结似球粒颗粒灰岩，样品Ys08；k. 内碎屑角砾灰岩（MF10）顶部，灰泥石灰岩，样品Ys08；l. 内碎屑灰砾灰岩（MF11），风暴形成的次磨圆砾石Figure 5. Microfacies of MF6 to MF11含内碎屑、似球粒泥粒石灰岩（MF7）：岩石组分主要为泥晶方解石基质，颗粒主要为似球粒、内碎屑和少量鲕粒与生物碎屑，后者主要为双壳和棘皮，其中海胆类的棘皮占多数（图5b-c）。双壳内部结构被微生物侵蚀形成泥晶套。泥晶方解石基质含量约为30%～45%，似球粒含量约为28%～36%，内碎屑含量约为10%～14%，生物骨架颗粒约为5%～8%，颗粒之间大部分为点接触，颗粒分选差至中等，磨圆较好。
生物碎屑泥粒灰岩（MF8）：岩石组分主要为生物碎屑、似球粒以及泥晶方解石基质，生物碎屑含量约为38%～43%，似球粒含量约为22%～25%，泥晶方解石基质含量约为20%～26%（图5d-f）。局部见风暴沉积，其围岩为含生物碎屑（主要为双壳、棘皮）、内碎屑颗粒质灰泥石灰岩，风暴沉积底部有明显的冲刷面（图5d-e），界面之上堆积大量的生物碎屑，主要为大型双壳和腹足，同时见部分海百合、有孔虫、珊瑚，生屑颗粒之间为灰泥基质充填。冲刷面之上局部堆积大量的次圆状内碎屑似球粒颗粒，颗粒之间为亮晶胶结物（图5f），为近源风暴高能堆积的产物。
内碎屑颗粒灰岩（MF9）：岩石组分主要为鲕粒、似球粒岩屑和生物碎屑，后者主要为双壳、腹足和腕足碎片（图5g）。颗粒组分主要为球状石灰岩岩屑，岩屑内部可分辨出母岩的内碎屑颗粒，可能为半固结至固结的岩石重新搬运沉积的结果。球状岩屑颗粒大小为中砂级，分选与磨圆度都非常高，部分颗粒为鲕粒以及粪球粒。整体上该颗粒石灰岩的厚度约为2.4～3 cm，底部为砾屑灰岩，向上则变为泥晶灰岩，构成正粒序层理（图5h）。颗粒之间为亮晶胶结物以及富有机质灰泥充填，胶结物有两期，第一期分布在颗粒边缘，为纤维状等厚环边结构，指示早成岩胶结特征，第二期分布在颗粒之间，为晶粒结构，指示早成岩晚期胶结特征。富有机质灰泥为暗褐色，局部可分辨出细管状蓝藻细菌的特征。
内碎屑角砾灰岩（MF10）：发育于风暴成因正粒序沉积序列的底部（图5h）。角砾屑成分为暗色泥晶内碎屑，角砾内部常见生物扰动的潜穴，角砾之间为细晶晶粒结构胶结物以及暗褐色沥青质充填（图5i），沥青质多沿裂缝以及层面分布，疑是油气运移的痕迹。该角砾灰岩与上部的内碎屑亮晶砂屑灰岩为突变接触，可见有孔虫和海绿石（图5j），再向上则渐变为粉屑质灰泥石灰岩，生物碎屑较少（图5k），构成一个风暴沉积的序列。
内碎屑灰砾灰岩（MF11）：岩石组分主要为次磨圆的砾石以及砂屑至灰泥基质，砾的含量约为50%～60%，填隙物含量约为30%～40%，为颗粒支撑结构，填隙物中的砂屑至粉屑颗粒含有少量呈直立的双壳生物碎屑。砾石多数为球状或椭球状，少数为杆状，粒径分布在0.5～5 cm之间，平均为2.5 cm，砾石成分为内碎屑，次圆至圆状，分选中等（图5l）。
4.2 岩相组合特征
依据沉积微相和沉积构造特征，将布曲组岩石划分为5个岩相组合FA1至FA5（表1）。FA1岩相组合为风暴岩岩相，主要为薄层、中层以及块状内碎屑石灰岩以及砾屑灰岩，显微镜下微相包括生物碎屑泥粒灰岩（MF8）、内碎屑颗粒灰岩（MF9）、内碎屑角砾灰岩（MF10）以及内碎屑灰砾灰岩（MF11）。该岩相沉积构造丰富，发育丘状风暴交错层理（图6a-c），底部见明显的风暴侵蚀面（图6d-e），侵蚀面之上通常发育砾屑灰岩或介壳层，向上依次发育颗粒石灰岩和泥晶灰岩，多期向上变细的正粒序层理。介壳层中含有丰富的生物碎屑颗粒，例如双壳、腹足和腕足，以及鲕粒、内碎屑和似球粒。丘状层理高为2～50 cm，侧向延伸长为3～100 cm，说明海洋风暴强度大、频率高，整体表现出一种较强的水动力条件，可能指示中缓坡环境中的风暴沉积特点。
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图 6 岩相组合特征a. 丘状风暴交错层理；b. 丘状风暴交错层理，底部为砾屑灰岩；c. 风暴岩，底部为砾屑灰岩，中部为丘状交错层理，顶部为正常深水沉积的泥晶灰岩；d. 风暴侵蚀面，侵蚀面上发育砾岩；e. 介壳层侵蚀面，侵蚀面上部发育介壳层；f. 核形石；g. 以生物碎屑为核心的核形石；h. 滑塌透镜体；i. 次棱角状灰岩砾石；j. 风暴或滑塌形成的副砾岩；k. 正砾岩透镜体和副砾岩；l. 瘤状灰岩；m. 钙质泥岩；n. 钙质泥岩中石英粉砂条带和泥质条带互层；o. 钙质泥岩中可见石英、黄铁矿Figure 6. Lithofacies association characteristicsFA2岩相组合为核形石石灰岩岩相，为厚层至巨厚层状灰色核形石石灰岩，显微镜下微相包括核形石泥粒灰岩（MF6）和含内碎屑、似球粒泥粒石灰岩（MF7）。该岩相见大量核形石，粒径2～5 cm，以似球形为主，通常以双壳生物碎屑为核心，蓝藻席粘结钙质颗粒形成波纹状同心层，核形石整体呈紧密堆积颗粒支撑结构（图6f-g）。镜下局部出现泥晶化，部分生物碎屑内部被微生物改造，局部发育葛万藻或含内碎屑、似球粒等其他颗粒。生物碎屑以双壳为主，微生物以蓝藻细菌为主。该岩相整体反映浅水中等动荡水动力条件，可能沉积于内缓坡环境。
FA3岩相组合为滑塌透镜体灰岩岩相，为中至厚层状以及块状灰岩，显微镜下微相包括含鲕粒粒泥灰岩（MF4）、粪球粒粒泥灰岩（MF5）、内碎屑角砾灰岩（MF10）以及内碎屑灰砾灰岩（MF11）（图6h-k）。野外表现为深灰色块状灰泥基质支撑的副砾岩结构的砾屑灰岩，其上覆盖透镜状灰白色颗粒支撑的正砾岩（图6k），在块状副砾岩与透镜状正砾岩接触面发育5个软变形沉积形成的滑塌透镜体（图6h），其成因与砂球、砂枕构造类似，是由于下伏软泥沉积发生液化，导致上覆半固结较粗沉积物分裂并沉没进入下伏细粒沉积物副砾岩中。大型正砾岩透镜体长达20 m，向南东方向尖灭，指示北西方向的物源。在显微镜下该套正砾岩含大量磨圆好的砾石，可能是长距离搬运和风浪多次改造的结果。同时正砾岩中镜下可见大量来自潟湖的粪球粒以及少数鲕粒，可能是风暴作用将内缓坡的沉积物搬运至外缓坡沉积的结果。块状副砾岩砾石呈角砾状，砾石粒径约2～20 cm，基质为泥晶灰岩以及部分钙质粉屑或砂屑，这可能是风暴将深水环境中半固结的沉积物卷起在原地缓斜坡环境的重力作用下重新沉积的结果。综上所述，该套岩性的形成可能是由风暴作用将内缓坡的沉积物搬运到此处沉积，并在沉积物弱固结时，发生滑塌作用，从而并没有保留下来直接受到风暴作用改造的特征，但该岩相整体反映一种较深水安静的水动力条件，可能与中缓坡—外缓坡过渡带沉积环境有关。
FA4岩相组合为瘤状灰岩岩相，为薄层状瘤状灰岩，含泥质夹层，显微镜下微相包括泥晶灰岩（MF2），似球粒灰泥石灰岩（MF3）。野外表现为该岩相和FA2岩相互层（图6l），即多层薄层瘤状灰岩与厚层或巨厚层状核形石石灰岩互层产出，其内部沉积构造较为缺乏。镜下可见生物扰动，局部可见蓝绿藻微生物，颗粒以生物碎屑以及似球粒为主，生物碎屑主要为双壳和有孔虫。该岩相整体反映较深水局限静水动力条件，可能指示中缓坡沉积环境特征。
FA5岩相组合为块状钙质泥岩岩相，野外为块状弱水平层理的钙质泥岩，偶夹泥质灰岩或小型球状钙质结核，显微镜下微相包括弱定向钙质泥岩（MF1）和泥晶灰岩（MF2）。同时，镜下可见弱定向性、泥质与条带状粉屑平行分布的微水平层理或泥质条带，含较多不透明矿物黄铁矿（图6m-n）。颗粒主要为粉砂级别的石英（图6o），含有部分褐色有机质球粒，可能是絮状有机质沉积的结果，沉积物不含生物骨骼，可能与水体较为还原有关。该岩相整体反映以悬浮沉积为主，指示深水弱水动力条件的沉积环境，可能为外缓坡沉积相。
4.3 沉积相解释
南羌塘盆地中侏罗统布曲组下伏地层为中下侏罗统莎巧木组和曲色组陆棚相至混积陆棚相页岩（张劲松，2018；沈安江等，2023），总体是一个坡度平缓的较深水的陆架浅海环境。至布曲组沉积时期，页岩陆棚环境变为碳酸盐岩沉积为主的浅海陆棚，地形总体继承了早期的缓坡形态，因而南羌塘盆地布曲组碳酸盐岩沉积可能是一个碳酸盐岩缓坡的沉积体系（Burchette and Wright，1992；Read，1982，1985）。关于碳酸盐岩缓坡沉积模式，本文采用Burchette和Wright（1992）提出的三分模式，也即从近端至远端划分为内缓坡、中缓坡和外缓坡。内缓坡位于正常浪基面之上，受到波浪和潮汐作用的控制，以高能浅滩、微生物障积、潟湖以及潮坪沉积为特色；中缓坡位于正常浪基面到风暴浪基面之间，海底频繁受到风暴的改造，以粒序层理、风暴丘状交错层理为特色，在远端变陡与外缓坡过渡带存在重新沉积的重力流砾屑灰岩沉积；外缓坡位于风暴浪基面之下，水体环境安静，缺乏风暴沉积，以细粒的纹层状或生物扰动泥岩或泥灰岩沉积为特征，可含少量粉屑陆源物质，局限水体形成贫氧还原环境。
依桑日剖面布曲组的沉积相划分为内缓坡、中缓坡和外缓坡（图7）。布曲组第一段整体为中缓坡沉积，底部为远端变陡外缓坡沉积，向上逐渐变为中缓坡沉积，第二段为外缓坡沉积，第三段又逐渐变为中缓坡至内缓坡沉积。在布曲组一段中发现了滑塌构造等沉积变形构造以及风暴形成的浊流沉积砾岩，说明布曲组沉积时期为远端变陡碳酸盐岩缓坡体系（Read，1982，1985）。
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图 7 南羌塘盆地依桑日剖面布曲组沉积模式Figure 7. Depositional model of the Buqu Formation at Yisangri section，South Qiangtang Basin布曲组第一段的岩相主要为滑塌透镜体灰岩相、钙质泥岩相以及风暴岩岩相，颗粒主要为似球粒、粪球粒、鲕粒以及砾屑颗粒。该段下部发育滑塌透镜体为石灰岩砂球和砂枕软变形沉积构造，其围岩为副砾岩结构的砾屑灰岩，砾石的分选和磨圆很差，代表其为搬运距离较短的重力流沉积，而砂砾泥的混杂堆积以及角砾结构表明搬运方式为悬浮搬运，可能为风暴产生的高密度流体。布曲组第一段中上部发育明显的丘状交错层理，范围大小不一，并且发育风暴侵蚀面，可见由风暴涡流形成的口袋状构造；镜下可见内碎屑，内碎屑中含有早先形成的鲕粒，代表着风暴的再作用。鲕粒可能来自浅水鲕粒滩沉积环境。此外，风暴岩结构明显，底部为砾屑灰岩，中部发育丘状交错层理，岩性为颗粒石灰岩，顶部发育正常沉积的泥晶灰岩，整体呈现为向上变细的正粒序。此类正粒序的风暴岩沉积构造多次出现在布曲组第一段，反映频繁的风暴活动。这些沉积特征是碳酸盐岩中缓坡沉积环境特点，砾岩的出现表明其沉积地点可能是中缓坡远端的波折带。
布曲组第二段主要发育深水块状钙质泥岩岩相，含有石英粉屑，生物碎屑无或少见，发育大量黄铁矿，缺少风暴沉积，镜下见到弱定向排列和弱水平层理、条带，整体反映深水陆棚相静水环境的外缓坡沉积特征。
布曲组第三段主要为灰色厚层—巨厚层核形石石灰岩岩相和灰色薄层瘤状灰岩岩相互层，颗粒主要为核形石、似球粒、鲕粒以及内碎屑。镜下可见粘结团块，可能为棉层状核形石，偶见葛万藻作为核形石外层出现。含有生物碎屑，主要为双壳和珊瑚，双壳碎片的内部受到微生物改造形成泥晶套。厚层至巨厚层核形石往往出现在较动荡的浅水环境中，可能出现在内缓坡的远端沉积环境。薄层瘤状灰岩含一定陆源泥的细粒灰泥沉积，指示较深水、邻近物源的沉积环境，可能沉积于中缓坡近端环境。核形石石灰岩与瘤状灰岩互层出现可能代表海平面频繁变化，其沉积环境在中缓坡近端与内缓坡环境之间变化，当海平面下降时，形成核形石石灰岩岩相；当海平面上升时形成瘤状灰岩岩相。
5. 古水体氧化还原环境
利用沉积岩/沉积物中草莓状黄铁矿粒径来分析古水体氧化还原条件是20世纪90年代发展起来的一个完善的理论（Wilkin et al.，1996，1997; Wilkin and Barnes，1996，1997; Wignall and Newton，1998）。在实验室合成（Sawlowicz et al.，2005; Ofuji & Richard，2005）和显生宙的沉积岩中（Wilkin and Arthur，2001; Bond & Wignall，2010）均证实了其理论以及作为氧化还原条件指标的可靠性，继而得到了广泛的应用（Gong et al.，2008; Algeo et al.，2011; Lash et al.，2015; Huang et al.，2017; Wei et al.，2016，2019，2020）。具体原理为：在缺氧硫化的水体环境中，草莓状黄铁矿形成于氧化还原界面附近（位于水体之中），达到一定重量之后在重力的作用下沉淀至水底并随沉积物埋藏下来。由于草莓状黄铁矿在水体中形成的时间较短（数天至数月），且形成之后黄铁矿粒径停止生长，因而埋藏下来的草莓状黄铁矿粒径很小（5.0±1.7 μm）且均一。而在非硫化（氧化、贫氧）水体环境中，氧化还原界面出现在水底沉积物—水界面之下，草莓状黄铁矿形成于氧化还原界面附近，也即沉积物之中。在沉降作用下，草莓状黄铁矿经过长时间生长之后逐渐脱离氧化还原界面，停止生长并埋藏保存下来。由于生长时间较长，氧化—贫氧环境下形成的草莓状黄铁矿粒径较大（7.7±4.1 μm）且分散（Wilkin et al.，1996，1997; Wignall and Newton，1998）。因此，沉积水体为缺氧硫化环境与氧化—贫氧环境下形成的草莓状黄铁矿粒径截然不同。反过来，可以根据草莓状黄铁矿粒径来重构古沉积水体的氧化还原条件。
由于成岩作用的影响，草莓状黄铁矿在脱离古氧化还原界面之后会进一步发生次生黄铁矿化和破坏（Sawlowicz，1993; Wei et al.，2016），近年来草莓状黄铁矿粒径作为氧化还原条件指标受到了质疑（Roychoudhury et al.，2003; Richard，2019）。质疑者认为古代样品统计硫化环境下的粒径普遍比现代样品偏大10%（Richard，2019）；现代贫氧环境下过快的沉积速率形成的粒径较小的草莓状黄铁矿可能会被误解释为硫化环境（Roychoudhury et al.，2003）。结合黄铁矿形态，谨慎利用草莓状黄铁矿粒径来解释氧化还原条件可以避免以上两个问题。亦即草莓状黄铁矿形成之后在后期的成岩作用过程中产生过大生长、充填等二次黄铁矿化作用，这些后期次生的黄铁矿与原生草莓状黄铁矿存在较为明显的边界，在统计时只能统计原生草莓状黄铁矿，避免统计数值偏大。由于该理论是从沉积速率较慢的海洋环境中建立起来的，过高的沉积速率（如湖泊相）会形成粒径较小的草莓状黄铁矿。此时需要结合黄铁矿形态和草莓状黄铁矿丰度来区分同生草莓状黄铁矿（硫化环境下）与成岩草莓状黄铁矿（氧化—贫氧环境下）（Raiswell & Berner，1985; Muramoto et al.，1991）：氧化—贫氧水体环境下沉积物中形成的草莓状黄铁矿丰度较低，可呈串珠状、堆积状以及复合草莓状黄铁矿（见Wei et al.，2015，2016），草莓状黄铁矿二次矿化程度高（20%）、含较多的自形黄铁矿；而硫化缺氧环境下形成的草莓状黄铁矿＞95%（Wilkin et al.，1996）。仅从粒径来判断容易产生错误的解释。此外，硫化环境下形成的同生草莓状黄铁矿微晶在不同黄铁矿草莓之间几乎无差别，而非硫化环境下形成的成岩草莓状黄铁矿微晶粒径则存在差别（韦雪梅与韦恒叶等，2017）。因此，草莓状黄铁矿粒径可以反映古水体氧化还原条件，但由于部分草莓状黄铁矿存在二次成岩作用，在应用时需要结合黄铁矿形态分析，并谨慎解释（Wacey et al.，2015）。
本次研究的布曲组中黄铁矿形态多样，主要为正常草莓状黄铁矿、充填草莓状黄铁矿，以及自形晶与他形晶黄铁矿（图8）。正常草莓状黄铁矿内部微晶之间还保留原始的空隙，而充填草莓状黄铁矿的内部微晶颗粒之间充填了次生的黄铁矿，但总体球状大小几乎未发生改变，还保留原始的草莓状黄铁矿大小，因此本次统计的黄铁矿主要包括正常和充填草莓状黄铁矿（图8）。研究剖面目的层草莓状黄铁矿粒径最小值为3 μm，最大值为62 μm，平均值约为7～8 μm（表2）。总体上大型草莓状黄铁矿（粒径大于10 μm）较多，小型草莓状黄铁矿（粒径小于6 μm）较少。草莓状黄铁矿粒径统计的直方图、频率累积曲线图（图9）表明大多数样品草莓状黄铁矿粒径分布范围较宽，总体呈正态分布，主要分布在5～11 μm之间，分别对应统计样品数量的20%与90%，占统计样品的70%，巨大型草莓状黄铁矿（粒径大于15 μm）约占统计样品的5%，这些特征表明草莓状黄铁矿为早成岩成因，其沉积环境可能为贫氧至氧化环境。个别样品草莓状黄铁矿粒径较小，平均粒径小于6.5 μm，粒径分布范围较窄，主要分布在3～6 μm之间，分别对应统计样品值的20%和85%，占统计样品的65%，这些特征表明草莓状黄铁矿为同生成因，其沉积水体为硫化环境。同时，根据另外一种统计方法，草莓状黄铁矿的粒径平均值以及相对标准偏差能指示黄铁矿粒径的分布特征，平均值越小、相对标准偏差越小，则反映草莓状黄铁矿粒径小且分布集中，指示硫化环境，反之则指示贫氧至氧化环境（Wilkin et al.，1996）。研究剖面的草莓状黄铁矿粒径相对标准偏差与平均值的交会图（图10，图11）表明除了个别样品为硫化环境以外，其余全部为贫氧至氧化环境。
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图 8 依桑日剖面布曲组黄铁矿形态a. 正常草莓状黄铁矿和充填草莓状黄铁矿；b-d. 充填草莓状黄铁矿Figure 8. Pyrite morphologies in the Buqu Formation at Yisangri section，South Qiangtang Basin![]()
图 9 依桑日剖面草莓状黄铁矿粒径分布频率直方图Figure 9. Frequency histogram of pyrite framboid size distribution in Yisangri section![]()
图 10 依桑日剖面草莓状黄铁矿粒径标准偏差与平均值交会图Figure 10. Cross-plot of standard deviation and mean framboid size in Yisangri section![]()
图 11 依桑日剖面布曲组草莓状黄铁矿粒径分布盒须图Figure 11. Framboid size data from the Buqu Formations at Yisangri section, South Qiangtang Basin表 2 南羌塘盆地依桑日剖面布曲组草莓状黄铁矿粒径统计表Table 2. Framboid size data from the Buqu Formation at Yisangri section, South Qiangtang Basin地层 样品号 均值/μm 标准偏差/μm 偏度 最大值/μm 数量/个 水体环境 布曲组 Ys02 7.32 2.84 1.64 20.09 89 贫氧—氧化 布曲组 Ys03 8.06 2.99 1.33 21.38 93 贫氧—氧化 布曲组 Ys04 6.12 2.87 1.98 19.66 93 贫氧—氧化 布曲组 Ys05 8.17 3.45 1.12 18.46 181 贫氧—氧化 布曲组 Ys06 11.88 5.34 0.77 26.07 55 贫氧—氧化 布曲组 Ys08 9.45 3.53 1.15 23.38 97 贫氧—氧化 布曲组 Ys09 3.39 1.42 2.33 11.08 198 硫化 布曲组 Ys10 8.7 3.60 1.38 23.34 116 贫氧—氧化 布曲组 Ys11 7.93 5.69 5.80 62.39 213 贫氧—氧化 布曲组 Ys12 11.89 6.30 0.89 30.05 69 贫氧—氧化 布曲组 Ys14 8.51 2.62 0.79 17.28 196 贫氧—氧化 布曲组 Ys15 6.74 3.23 2.76 28.21 155 贫氧—氧化 布曲组 Ys18 6.89 3.17 1.39 16.39 105 贫氧—氧化 布曲组 Ys19 5.11 1.84 3.05 13.36 60 贫氧—氧化 布曲组 Ys21 6.08 2.65 1.81 15.96 55 贫氧—氧化 布曲组 Ys22 6.24 1.86 1.19 15.38 147 硫化 整体而言，中侏罗统巴通阶布曲组沉积期古水体为贫氧至氧化环境，外缓坡远端以及内缓坡沉积水体较为还原，而中缓坡以及外缓坡近端沉积水体较为氧化，这可能与频繁的风暴影响中缓坡以及外缓坡近端有关，风暴浪能为底部水体持续供应氧气，导致水体总体偏氧化和贫氧。而外缓坡远端环境中缺少风暴浪的影响，内缓坡则风暴浪影响较小，导致水体较为安静，因而更为还原。从TOC含量变化与古水体氧化还原条件来看，有机碳含量总体偏低，这可能与古水体总体偏贫氧与氧化环境有关，但个别硫化环境中，并没有出现有机碳的大量堆积特征，说明有机质的堆积与埋藏和氧化还原条件有关，但氧化还原条件并不是有机质富集的关键因素。从古生物化石分布来看，研究层段的生物化石，特别是藻类化石很少，说明其生态系统食物链中，位于底层的初级消费者以及初级生产者较少，水体营养水平较低，难以为高级捕食生物带来足够的食物。所以，布曲组较深水相有机质富集的主控因素为营养水平以及初级生产力的高低。这意味着该时期构造较为稳定，形成的碳酸盐岩缓坡沉积体系中较深水的有机质较为贫瘠，难以形成有效的烃源岩，布曲组沉积晚期的白云岩古油藏烃类的来源不是侧向上同时期的深水泥质烃源岩，而更可能是下部更古老的富有机质烃源岩例如晚三叠世的巴贡组或早侏罗世的曲色组。
6. 结论
根据碳酸盐岩微相、岩相组合，在南羌塘盆地毕洛错地区依桑日剖面布曲组下部地层中识别出远端变陡的碳酸盐岩缓坡沉积体系，划分为内缓坡、中缓坡以及外缓坡沉积亚相。内缓坡发育厚层至巨厚层核形石石灰岩，中缓坡发育正粒序层理和丘状层理的风暴沉积砾岩和泥质灰岩，外缓坡发育暗色块状显弱水平纹层的钙质泥岩。布曲组早期远端变陡的碳酸盐岩缓坡沉积体系可能会最终演化为布曲组晚期的碳酸盐岩台地沉积体系，为晚期的白云岩储层形成提供了理想的沉积条件。依桑日剖面布曲组古水体整体处于贫氧—氧化环境，并且TOC含量较低，这可能与古水体总体偏氧化和贫氧有关，但该时期有机质堆积与埋藏的关键主控因素很可能是营养水平以及初级生产力的高低。布曲组较深水的外缓坡环境与较低的有机质含量说明布曲组沉积时期不存在深水相的烃源岩，布曲组古油藏的油气来源可能与下伏古老烃源岩有关。
致谢 感谢编辑对本文指导以及提出的宝贵意见。
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图 1 羌塘盆地构造纲要图与地层表（据Fu et al.，2010；陈文西等，2009修改）
Figure 1. Tectonic map and stratigraphy of the Qiangtang Basin
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图 2 南羌塘盆地依桑日剖面布曲组地层段划分
Figure 2. Member subdivision of the Buqu Formation, South Qiangtang Basin
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图 3 南羌塘盆地依桑日剖面布曲组综合柱状图
Figure 3. Comprehensive histogram of the Buqu Formation, South Qiangtang Basin
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图 4 MF1—MF6微相图版
a. 弱定向性钙质泥岩（MF1），样品Ys06，发育微层理；b. 钙质泥岩（MF1），样品Ys15，石英粉屑；c. 泥晶灰岩（MF2），样品Ys10，藻类微生物； d. 泥晶灰岩（MF2），样品Ys10，疑似生物钻孔；e. 似球粒灰泥石灰岩（MF3），Ys20；f. 含鲕粒粒泥灰岩（MF4），Ys01；g. 含鲕粒粒泥灰岩（MF4），Ys02，含有大量似球粒； h. 含鲕粒粒泥灰岩（MF4），Ys04，鲕粒和石英碎屑； i. 粪球粒粒泥灰岩（MF5）Ys04；j. 粪球粒粒泥灰岩（MF5），Ys05；k. 核形石粒泥灰岩（MF6），部分生物碎屑内部被微生物改造，Ys22；l. 核形石粒泥灰岩（MF6），绵层状核形石，Ys22
Figure 4. Microfacies of MF1 to MF6
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图 5 微相图版MF6至MF11
a. 核形石粒泥灰岩（MF6），葛万藻作为核形石的外围，样品Ys17；b. 含内碎屑、似球粒泥粒石灰岩（MF7），样品Ys18；c. 含内碎屑、似球粒泥粒石灰岩（MF7），颗粒主要为内碎屑，样品Ys20；d. 生物碎屑泥粒灰岩（MF8），含大量生物碎屑，位于风暴侵蚀面之上，样品Ys11；e. 生物碎屑泥粒灰岩（MF8），可见珊瑚和长条状海百合，发育风暴侵蚀面，Ys11；f. 生物碎屑泥粒灰岩（MF8），大量的似球粒，亮晶胶结，风暴成因，Ys11；g. 内碎屑颗粒灰岩（MF9），发育正粒序，为近源风暴高能堆积的产物，可能受到后期油气充填，Ys07；h. 内碎屑角砾灰岩（MF10），风暴形成的正粒序，由底到顶依次为砾屑灰岩、颗粒灰岩和泥晶灰岩，样品Ys08；i. 内碎屑角砾灰岩（MF10），样品Ys08；j. 含砾生屑颗粒灰岩（MF10）中部，亮晶胶结似球粒颗粒灰岩，样品Ys08；k. 内碎屑角砾灰岩（MF10）顶部，灰泥石灰岩，样品Ys08；l. 内碎屑灰砾灰岩（MF11），风暴形成的次磨圆砾石
Figure 5. Microfacies of MF6 to MF11
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图 6 岩相组合特征
a. 丘状风暴交错层理；b. 丘状风暴交错层理，底部为砾屑灰岩；c. 风暴岩，底部为砾屑灰岩，中部为丘状交错层理，顶部为正常深水沉积的泥晶灰岩；d. 风暴侵蚀面，侵蚀面上发育砾岩；e. 介壳层侵蚀面，侵蚀面上部发育介壳层；f. 核形石；g. 以生物碎屑为核心的核形石；h. 滑塌透镜体；i. 次棱角状灰岩砾石；j. 风暴或滑塌形成的副砾岩；k. 正砾岩透镜体和副砾岩；l. 瘤状灰岩；m. 钙质泥岩；n. 钙质泥岩中石英粉砂条带和泥质条带互层；o. 钙质泥岩中可见石英、黄铁矿
Figure 6. Lithofacies association characteristics
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图 7 南羌塘盆地依桑日剖面布曲组沉积模式
Figure 7. Depositional model of the Buqu Formation at Yisangri section，South Qiangtang Basin
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图 8 依桑日剖面布曲组黄铁矿形态
a. 正常草莓状黄铁矿和充填草莓状黄铁矿；b-d. 充填草莓状黄铁矿
Figure 8. Pyrite morphologies in the Buqu Formation at Yisangri section，South Qiangtang Basin
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图 9 依桑日剖面草莓状黄铁矿粒径分布频率直方图
Figure 9. Frequency histogram of pyrite framboid size distribution in Yisangri section
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图 10 依桑日剖面草莓状黄铁矿粒径标准偏差与平均值交会图
Figure 10. Cross-plot of standard deviation and mean framboid size in Yisangri section
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图 11 依桑日剖面布曲组草莓状黄铁矿粒径分布盒须图
Figure 11. Framboid size data from the Buqu Formations at Yisangri section, South Qiangtang Basin
表 1 南羌塘依桑日剖面布曲组岩相组合
Table 1 Facies association of the Buqu Formation in the Yisangri section
岩相组合 微相类型 沉积构造以及特征 颗粒类型以及丰度 水动力条件 FA1：风暴岩岩相 MF8：生物碎屑泥粒灰岩
MF9：内碎屑颗粒灰岩
MF10：内碎屑角砾灰岩
MF11：内碎屑灰砾灰岩薄层到中层状，小型交
错层理、风暴丘状交错层理，多期向上变细的正粒序层理，发育生物扰动构造、风暴侵蚀面。含有丰富的生物碎屑颗
粒，以双壳、腹足和腕足为主。鲕粒、内碎屑以及似球粒也大量出现，鲕粒的数量相对较多。中—强 FA2：核形石石灰
岩岩相MF7：含内碎屑、似球粒 泥粒石灰岩
MF6：核形石泥粒灰岩薄层状产出，局部出现泥晶化，部分生物碎屑内部被微生物改造。 颗粒以核形石为主，包
括单一核形石和复合核形石，但后者相对少见，核心以生物碎屑为主。内碎屑、似球粒也较为发育；生物碎屑以双壳为主。中 FA3：滑塌透镜体
灰岩岩相MF4：含鲕粒粒泥灰岩
MF5：粪球粒粒泥灰岩
MF10：内碎屑角砾灰岩
MF11：内碎屑灰砾灰岩中到厚层状，发育滑塌透镜体、异重流沉积。 含有一定数量的似球粒和粪球粒颗粒，两者为主要颗粒，同时含有少量的鲕粒和内碎屑；含有少量的生物碎屑，以双壳和有孔虫为主。 弱 FA4：薄层瘤状灰
岩岩相MF2：泥晶灰岩
MF3：似球粒灰泥石灰岩薄层状，局部可见蓝绿藻微生物、生物钻孔。 颗粒以生物碎屑以及似球粒为主；生物碎屑包括双壳和有孔虫。 弱 FA5：块状钙质泥
岩岩相MF1：弱定向性钙质泥岩
MF2：泥晶灰岩中到厚层状，具有一定的定向性，钙质泥岩中镜下可见弱水平层理。 颗粒主要为粉砂级别的
石英，含有少量不透明矿物，以及少量有孔虫。弱 
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表 2 南羌塘盆地依桑日剖面布曲组草莓状黄铁矿粒径统计表
Table 2 Framboid size data from the Buqu Formation at Yisangri section, South Qiangtang Basin
地层 样品号 均值/μm 标准偏差/μm 偏度 最大值/μm 数量/个 水体环境 布曲组 Ys02 7.32 2.84 1.64 20.09 89 贫氧—氧化 布曲组 Ys03 8.06 2.99 1.33 21.38 93 贫氧—氧化 布曲组 Ys04 6.12 2.87 1.98 19.66 93 贫氧—氧化 布曲组 Ys05 8.17 3.45 1.12 18.46 181 贫氧—氧化 布曲组 Ys06 11.88 5.34 0.77 26.07 55 贫氧—氧化 布曲组 Ys08 9.45 3.53 1.15 23.38 97 贫氧—氧化 布曲组 Ys09 3.39 1.42 2.33 11.08 198 硫化 布曲组 Ys10 8.7 3.60 1.38 23.34 116 贫氧—氧化 布曲组 Ys11 7.93 5.69 5.80 62.39 213 贫氧—氧化 布曲组 Ys12 11.89 6.30 0.89 30.05 69 贫氧—氧化 布曲组 Ys14 8.51 2.62 0.79 17.28 196 贫氧—氧化 布曲组 Ys15 6.74 3.23 2.76 28.21 155 贫氧—氧化 布曲组 Ys18 6.89 3.17 1.39 16.39 105 贫氧—氧化 布曲组 Ys19 5.11 1.84 3.05 13.36 60 贫氧—氧化 布曲组 Ys21 6.08 2.65 1.81 15.96 55 贫氧—氧化 布曲组 Ys22 6.24 1.86 1.19 15.38 147 硫化
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