纹层是细粒沉积物在湖水分层条件下缓慢沉积的表现^[1⁃4]。分层的水体最有利于纹层的形成^[1,4⁃6]，湖水分层可以造成底部水体严重缺氧，使得底栖动物难以生存，避免了生物扰动破坏纹理^[2]，从而形成与沉积环境变化有关的沉积纹层^[1,6]。纹层的形成过程与水平面变化有关，而湖泊的水位变化和沉积过程又对气候变化（蒸发、降水和河流流入量）极为敏感，因此，可从纹层的矿物成分和厚度中可提取古气候、古环境重要信息。如纹层可用于研究季节到年度尺标的气候变化^[1,7]，进而为古气候周期、地质事件重现、古湖泊物理、古湖水化学及古生产力的演化研究提供绝佳材料^[5]。近十年来，随着我国页岩油气的勘探开发，纹层对页岩有机质富集、储集性能的影响逐渐被学者关注并重视^[8⁃11]。

单个纹层常见矿物成分包括：来自流域的外来碎屑物质、沉淀的碳酸盐矿物、蒸发岩矿物、富铁富锰的絮凝体、内源的有机碎屑以及从底部重悬的内源和外源碎屑矿物^[5]。在湖水分层的条件下，各种藻类、碳酸盐矿物、有机质、黏土矿物等可以在不同的季节形成不同类型的纹层。其中碳酸盐纹层是咸化湖盆沉积中的一种重要纹层类型，包括文石纹层、方解石纹层和白云石纹层，广泛发育于我国渤海湾盆地^[2,12⁃13]、柴达木盆地^[14⁃15]，及土耳其Van湖^[16]、美国Briger湖^[17]和阿尔卑斯Piànico古湖^[7]等国外湖泊。碳酸盐矿物是湖盆古气候变化良好记录的载体^[18]，自生碳酸盐矿物的类型和碳氧同位素组成通常被用作重要的古气候指标^[19⁃21]。因此，研究碳酸盐纹层可以更好地恢复湖盆古气候变化。

柴达木盆地是青藏高原北部最大的沉积盆地，自始新世以来盆地内长期发育内流型湖泊，沉积了一套厚达8 000 m以上的河湖相沉积。长期以来，前人研究更多地聚焦于盆地内湖相碳酸盐岩（主要是微生物岩和颗粒灰岩）的古气候、古环境和油气储层^[22⁃25]以及始新统下干柴沟组混积岩生烃潜力和页岩储层的研究^[26]，对渐新统上干柴沟组碳酸盐岩成因及其古气候的研究相对缺乏。渐新世时期全球气候从始新世的“温室”气候快速转变为“冰室”气候，气候变得异常寒冷^[27]。前人认为渐新世气候在逐步变冷且气候持续干旱^[17]，然而大多数学者对于青藏高原西北缘的柴达木盆地渐新世（20.0~35.5 Ma）气候的演化过程未能进行细致说明。柴达木盆地西南缘西岔沟（或称花土沟）野外剖面的上干柴沟组出露完整，保存良好，是该剖面沉积最细粒层段，且纹层较为发育^[28]。本文以西岔沟剖面上干柴沟组为研究对象，通过常规薄片、荧光薄片和扫描电镜的观察以及X射线粉晶衍射和碳氧同位素分析测试，对其中的碳酸盐岩矿物发育程度、矿物学特征和碳氧同位素特征进行研究，探讨碳酸盐岩矿物尤其是文石、白云石的成因以及碳酸盐纹层的形成机制，由此揭示青藏高原北部渐新世气候—环境变化。

柴达木盆地是青藏高原北部最大的新生代沉积盆地，面积为12.1×10⁴ km²，平均海拔约3 km，地处青藏高原东北部的核心部位，主体位于青海省西北部，介于35°00′~39°20′ N，90°16′~99°20′ E，是一个典型的山间盆地。柴达木盆地北西侧毗邻阿尔金断裂，东北侧和南侧边界分别与祁连山和东昆仑山相接。受青藏高原阶段性隆升和周缘山体不同步挤压的影响，柴达木盆地的沉积中心在新生代不断发生迁移，古近纪期间主湖泊沿着阿尔金断裂不断向东北方向迁移，新近纪期间受阿尔金山隆升的影响主湖泊向东南方向快速迁移^[29]。柴达木盆地古近—新近纪湖盆整体以半咸水—咸水沉积环境为主，湖水矿化度较高。由于喜马拉雅山脉自渐新世以来一直隆升^[4]，阻止了水汽的运移，盆地环境变得持续干旱^[6]，且在渐新世早期，发育咸化湖泊—盐湖沉积，渐新世中、晚期发育半咸水湖泊与扇三角洲沉积^[23]（图1a）。

图  1  研究区位置及岩性地层柱状图

Figure 1.  Location of the study areaand lithological column

西岔沟剖面位于盆地西北端阿尔金山和昆仑山两大山系的交汇部位，阿尔金山南麓，著名的干柴沟断鼻构造西南翼（图1a，b），是柴达木盆地新生代岩石地层单元组剖面所在地，新生代地层厚度为4 500 m。实测西岔沟剖面起点坐标38°26′15.0″ N，90°52′20.5″ E，终点坐标38°22′49.4″ N，90°53′01.0″ E^[28]。柴达木盆地西部西岔沟剖面沉积地层由始新统下干柴沟组至中新统上油砂山组组成，岩性以泥灰岩、灰质泥岩、粉砂岩和粗砂岩为主（图1c、图2），偶见含砾砂岩或泥质砂岩，常见泥灰岩与粗砂岩互层。西岔沟剖面记录了一个完整的湖进至湖退的沉积旋回^[28]，其中上干柴沟组沉积时期为该剖面最大湖侵期^[15]，此次采样以西岔沟剖面上干柴沟组碳酸盐岩为主，由底至顶共计40块样品。

图  2  西岔沟剖面上干柴沟组典型湖相纹层发育照片

Figure 2.  Typical laminae pictures of the Shangganchaigou Formation from the Xichagou section

研究过程中，首先通过普通薄片鉴定，对西岔沟渐新统上干柴沟组岩石进行矿物成分鉴定和成岩作用分析。本次共磨制40个常规薄片样品，薄片三分之一部分进行了茜素红染色，用以区分白云石和方解石。在薄片观察的基础上，挑选16块样品进行X射线粉晶衍射分析，判断各类碳酸盐矿物的含量及关系。通过高精度场发射扫描电镜，对白云石、方解石和文石等矿物形态进行了系统观察，同时结合荧光显微镜对含纹层样品进行有机质观察，以此判断有机质与碳酸盐矿物赋存的关系。最后，对挑选出的16块样品进行碳氧同位素检测，以此通过碳氧同位素及其与碳酸盐岩矿物的关系分析古环境及其古气候。

薄片鉴定、扫描电镜观察、荧光分析和X射线粉晶衍射(XRD)分析主要在成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室进行。稳定同位素在中科院地质与地球物理研究所稳定同位素地球化学实验室测试。使用质谱型号为MAT253，所测数据均为相对国际标准VPDB之值，内部标准监测显示δ¹³C和δ¹⁸O的标准偏差分别优于0.15‰和0.20‰。

西岔沟剖面新生代地层的纹层主要发育于上干柴沟组的中上部。纹层状岩石以浅黄色、浅绿色为主，是剖面长期风化后的结果（图2）。上干柴沟组常见纹层主要为三类，即粉砂（长英质矿物）纹层、碳酸盐纹层和黏土纹层（图3），大多数纹层以这三端元矿物混积组成，如粉砂纹层中长石和石英碎屑常被方解石或者白云石胶结，白云石纹层中混积有大量长英质颗粒。其中碳酸盐纹层分为方解石纹层（图3b，c）、文石纹层（图3d，j）和白云石纹层（图3e~i），三类纹层均与长英质纹层互层，表现出鲜明的周期性。上干柴沟组纹层通常以平直状或波状产出，厚度变化不均，从50 μm到2 000 μm不等。

图  3  西岔沟剖面上干柴沟组纹层矿物组成特征

Figure 3.  Mineral composition of rock laminae in the Shangganchaigou Formation of the Xichagou section

长英质纹层（图3a~i）在单偏光镜下呈浅色，纹层厚度介于100~2 000 μm，可见大量黏土矿物、石英、长石及少量有机质、白云石、方解石矿物。根据XRD分析结果（表1），石英+长石含量介于22.6%~57.8%，平均为36.1%；黏土矿物含量介于14.4%~37.5%，平均为23.5%。方解石纹层（图3b，c）单层厚度介于50~200 μm，厚度变化较大，大多以薄层状产出，该类纹层可含少量白云石矿物和其他碎屑矿物，以及少量有机质和黏土矿物。文石纹层（图3d，f）厚度介于100~500 μm，该类纹层呈周期性相对较厚层状出现，文石纹层矿物发育单一，陆源碎屑颗粒较少。白云石纹层（图3e，g~i）厚度介于300~1 000 μm，该类碳酸盐纹层含大量有机质、黏土矿物和少量方解石。根据XRD分析结果（表1），文石含量介于3.1%~44%，平均为9.0%，方解石含量介于10.1%~41.3%，平均为18.6%，白云石含量介于0~41%，平均为12.3%。整体而言，方解石含量最高，长英质纹层中仍可见方解石矿物（图3b，i）。

高精度扫描电镜观察显示，上干柴沟组较纯的碳酸盐纹层（图4a）以文石组成为主，矿物主要呈长柱状，存在破碎晶体，晶体平均长约3 μm，长宽比约为5∶1，晶体表面存在大量似有机质颗粒（图4a，b）。白云石纹层中白云石晶体普遍小于5 μm（图4c~f），部分小于1 μm。在显微镜下白云石常常发育于藻团块富集的部位（图3g~i），在高精度扫描电镜下白云石晶体主要分散于黏土矿物基质中（图4d），存在自形白云石晶体被黏土矿物搭桥，白云石晶体的生长挤压薄片状黏土现象（图4e），甚至于白云石晶体内镶嵌黏土矿物（图4f）。在不纯的文石纹层中，长柱状文石晶体被黏土矿物包围（图4g，h），且存在文石与石盐晶体共存现象（图4i）。

图  4  不同碳酸盐矿物的微观显微特征

Figure 4.  Scanning electron microscope (SEM) images showing different carbonate mineral phases

西岔沟剖面上干柴沟组有机质较为丰富，类型以菌藻类生物为主，常与碳酸盐矿物共生（图5）。根据有机质赋存类型划分^[31]，分别有絮团型（图5a~d），植物碎屑型（图5e）和基质型（图5f）。其中条纹型，絮团型和基质型均属于无定形类，植物碎屑型则属于碎屑类^[31]。在方解石纹层与文石纹层中，有机质赋存类型为无定形类，而白云石纹层中有机质赋存类型为碎屑类。有机质内部和边缘常有泥晶方解石（图5d），白云石矿物发育于有机质周围（图5e），文石矿物在有机质中发育（图5f）。

图  5  碳酸盐矿物与有机质的赋存关系

Figure 5.  Relationship between carbonate minerals and organic matter

西岔沟地区上干柴沟组碳氧同位素总体偏负（表1），全岩δ¹³C值介于-4.07‰~2.89‰，平均值为-1.29‰，全岩δ¹⁸O值均偏负，介于-7.69‰~-2.59‰，均值为-4.88‰，δ¹⁸O值和δ¹³C值相关性较弱。值得注意的是，δ¹³C值偏正的样品均为富文石样品，如样品XCG054、XCG063、XCG068、XCG078（图6）。相较而言，富白云石的样品δ¹⁸O值负偏程度较其他样品小。由图6可知，西岔沟地区渐新统上干柴沟组湖相碳酸盐岩碳氧同位素投点落在开放性湖泊和封闭性湖泊之间。相较于前人研究，本次研究上干柴沟组碳酸盐岩氧同位素明显偏正，碳同位素无明显变化，说明此次研究所用样品可信，其氧同位素偏正是因为此次采样位置靠近沉积中心。

图  6  柴达木盆地西岔沟剖面上干柴沟组湖相碳酸盐岩碳氧同位素组成与沉积环境分析（据文献[32⁃33]修改，其他碳酸盐样品数据来源于文献[34⁃39]）

Figure 6.  Carbon and oxygen isotopes and depositional environments for the Shangganchaigou Formation of the Xichagou section in the Qaidam Basin (modified from references [32⁃33], other carbonate sample data from references [34⁃39])

湖泊沉积纹层中各类碳酸盐矿物成因解释多样，因湖而异^{[2⁃3,7,12⁃14,16⁃17,21,40⁃45]}（表2），古水文、古气候、古生物意义尚不明确。对国内外各大湖盆调研发现，湖相纹层主要发育于古近纪与第四纪中，澳大利亚McArthur盆地中元古代地层发现了最早的白云石纹层^[44]。古近纪发育纹层湖盆分别为中国渤海湾盆地^[2,12⁃13]，中国柴达木盆地^[14,40]，中国伦坡拉盆地^[42]，美国Sentinel Butte湖^[43]和美国Briger盆地^[17]。除中国渤海湾盆地和柴达木盆地外，其他湖泊性质均为盐湖，以白云石纹层最为发育，而在古近纪咸水湖中，主要以方解石纹层为主，可见文石纹层，白云石纹层几乎不发育，可见白云石纹层的出现与湖泊高盐度有关。第四纪发育纹层的湖盆主要为中国苏干湖^[41]，土耳其Van湖^[16]，土耳其Iznik湖^[21]，埃塞俄比亚火山口湖^[3]。阿尔卑斯山脉Piànico古湖^[7]和死海Lisan湖^[45]，文石纹层主要发育于第四纪湖盆中，这可能与其不稳定性质有关，其中第四纪碱湖以方解石纹层最为发育，且均为碳酸盐沉淀白化事件产生；第四纪盐湖主要为死海Lisan湖^[45]，以文石纹层发育为主，表明文石的形成也需要极高的盐度；咸水湖主要有中国苏干湖^[41]与埃塞俄比亚火山口湖^[3]，此两类湖盆中均发育与生物有关的无机成因文石矿物。总之，各类纹层中碳酸盐矿物的成因均与水体强烈蒸发有关^{[2⁃3,7,12⁃14,16⁃17,21,40⁃45]}，且部分湖泊中文石的发育与生物有关^[3,14,41]。

柴达木盆地上干柴沟组纹层中碳酸盐矿物主要为方解石、白云石和文石。湖泊产生碳酸盐沉淀的必要条件是水体中碳酸盐含量达到饱和至过饱和^[46]，且不受动力学因素的抑制。湖泊沉积物中碳酸盐矿物的含量受CaCO₃含量的季节性变化、湖水盐度及Mg/Ca比值的变化控制^[47]，随着水中Mg含量的增加，方解石、高Mg方解石和文石依次析出^[48]。当湖水中Mg浓度变高时，更趋向于形成文石矿物，文石沉淀速率增加^[47⁃48]。湖泊环境下，高Mg/Ca比主要由蒸发过程中的高盐度引起^[14]。前人研究表明，柴达木盆地从路乐河组沉积时期到狮子沟组沉积时期一直处于盐碱化状态，Mg/Ca比值极高^[49⁃50]，石盐与文石共存现象（图4i）也说明了文石沉积时处于高盐湖水环境。

大部分含文石样品碳同位素比值显示明显正漂移（图6），且样品中文石含量与δ¹³C值相关系数R值达0.835，指示良好的正相关性（图7）。在相同的水化学条件下，文石一般比同时期形成的低镁方解石和高镁方解石的碳同位素高1‰~2‰^[51]。上干柴沟组富集文石样品的δ¹³C值较其他非富集文石样品碳同位素值高4‰~7‰，说明富文石样品的高δ¹³C值与文石沉淀造成的碳同位素分馏关系较小，可能与季节性藻类勃发有关。由于浮游藻类勃发会吸收水体中大量的¹²C，造成湖水暂时性富集¹³C。文石层在荧光显微镜下发强烈的荧光（图5a~c），在高精度显微镜下可见大量有机质（图4b），鉴于文石矿物含量与碳同位素良好的相关性（7a），认为文石的沉淀与富有生物勃发有关。文石与方解石呈柱状（图4a，b），表明Mg离子含量高^[52]。藻类植物的光合作用可诱导方解石和文石的沉淀^[46]。在温暖年份，湖水热力分层出现较早且持续时间较长，光合作用细胞对无机碳的吸收会导致周围环境中CO₂和CO32-的浓度梯度较强。细胞周围的微环境也有较高的pH值，这种微环境促进了文石或方解石的沉淀^[46]，同时还可作为文石或方解石沉淀的结晶核促使碳酸钙快速沉淀^[16,46,53]。样品XCG059、XCG079和XCG081的碳同位素值均偏负。其中，样品XCG059和XCG081的文石含量均低于5%，对全岩碳同位素影响较小，故其偏负；而样品XCG079白云石含量最高（26.0%），因白云石对碳同位素组成影响显著，其碳同位素值也偏负。

图  7  文石含量与碳同位素关系

Figure 7.  Relationship between aragonite content and carbon isotopes

文石在常温常压条件下处于亚稳态，很容易通过新生变形作用或溶解作用转变为方解石^[21,54]，因此在第四纪以前的地层中很少出现，但在我国柴达木盆地和美国绿河盆地始新统中均有保存^[14,17]，主要为湖泊原始沉降产物。文石在较老地层中的溶解、保存和富集受多种因素的影响，如孔隙水酸碱度变化、有机质微生物降解、沉积速率、岩性以及地温梯度等^[55⁃58]。一般认为，还原环境、有机质的存在或者孔隙水中较高的Mg/Ca比值均有利于文石的保存^[7,14,45]。通过扫描电镜观察到文石矿物与石盐类矿物共生（图4i），推测文石周围孔隙水的盐度较高，且通过常规薄片观察，原文石纹层的上下纹层均为含大量黏土矿物的长英质纹层（图3d，f），扫描电镜下黏土矿物呈片状（图4g，h），片状黏土矿物组成致密层，可以有效阻止文石周围的孔隙水物质交换，这些均有利于文石的保存^[59]。同时，文石保存的纹层或局部区域有机质异常丰富（图5a~c)，有机的微生物降解迅速消耗氧气，形成缺氧环境，同样有利于文石的保存。

柴达木盆地新生代不同地层均含有一定量的白云石，其中下干柴沟组的白云石研究程度最高，普遍被认为是准同生期交代成因^[22,32]或生物诱导原生成因^[22]，主要为半开放—半封闭的咸化环境下于水/沉积物界面附近由方解石交代而成的低温白云石。西岔沟剖面上干柴沟组白云石晶体以自形为主，大小约3 μm，与方解石密切共生，上述矿物学特征与柴达木盆地下干柴沟组的白云石较为相似，指示二者成因可能相同。在西岔沟剖面，上干柴沟组富白云石样品δ¹⁸O值的偏负程度较贫白云石样品的样品δ¹⁸O值小（表1、图6），δ¹³C值较贫白云石样品偏负。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，湖泊外来补水会造成其氧同位素组成变轻^[32,60]。上干柴沟组富白云石与富¹⁸O的机制相同，说明白云石的形成与蒸发作用有关。前人研究表明湖相碳酸盐岩白云化流体主要有4类，即原始湖泊流体、外来淡水、热水热液和海源流体^[61]。柴达木盆地渐新世流体应为原始湖泊流体或外来淡水两类，柴达木盆地古近系沉积环境为湖相沉积，且未见有关火山活动报导，故排除热水热液和海源流体。原始湖泊流体是指原始存在的淡水湖泊经过不断蒸发浓缩，进而咸化形成的白云石化流体；外来淡水即来源于湖泊之外的未被咸化的水体^[61]。柴达木盆地夏季受外流水体补给而变为半封闭性湖泊，夏季蒸发作用使得表层水体盐度上升形成重盐水，CaCO₃达到饱和，随着方解石的不断沉淀消耗大量Ca²⁺，Mg/Ca比上升，Mg²⁺析出，促进CaCO₃被交代^[61⁃62]。本研究中富白云石样品碳同位素偏负、氧同位素偏正，也表明此类白云石为准同生交代成因。因此，研究区白云石主要为原始湖泊或周期性外来淡水带来镁离子使得湖泊内形成富镁流体交代方解石形成。

古近纪期间柴达木盆地内的主湖泊在东昆仑山向北挤压和阿尔金山断裂韧性左行走滑的共同作用下向西北方向迁移，至上干柴沟组沉积时期已到达西岔沟剖面所在的地区^[29]。该时期的湖泊为一个碎屑物质供应充足的咸化湖泊，一方面受阿尔金山东西向山体隆升的影响，不断接受碎屑物质的供应，另一方面湖水盐度已达到碳酸盐矿物饱和浓度，可形成大量自生碳酸盐矿物，因此上干柴沟组的纹层以混积为主。上干柴沟组长英质矿物和黏土矿物含量协同变化，表明其均为季节性径流携带碎屑物质进入湖泊分层水体时形成。较粗的颗粒（沙砾、粗粉砂）在河口附近沉积，形成三角洲沉积体，而细粉砂和黏土矿物则可保持较长时间的悬浮，分布在整个湖泊。

由上述讨论可知，方解石矿物形成时期的水体盐度相对较淡，可能是由于淡水河流流入，覆盖在密度较大的咸水湖水体上，流入水体携带碎屑矿物并提供溶解的Ca²⁺离子，随后导致碳酸盐沉淀^[16]。春夏季节伴随着硅藻繁盛和强烈蒸发作用引起碳酸盐过饱和度增加导致方解石或文石在水体表层大量沉淀。在特别干旱年份，强烈的蒸发作用使得表层水体盐度上升形成重盐水并交代早先形成的方解石或文石，最终形成白云石矿物。随后在秋冬季节因冰面冻结，湖水出现盐度分层，水体几乎处于静态；同时，冬季外流水体的减少和水体的去营养化使得水体密度降低，从而碳酸盐矿物开始随着有机质碎屑等缓慢沉降，形成碳酸盐矿物与黏土矿物等组成的碳酸盐纹层。

碳酸盐纹层到长英质纹层的逐渐转变可能表明，在外来补给水体增加条件下，有更多的碎屑被带入湖中；同时，不同纹层中的不同矿物成分（表1）和稳定同位素漂移（图6）记录了湖泊水体中可能的季节性环境变化。碳酸盐纹层（图3a~i）中碳酸盐矿物、黏土矿物及有机质代表了寒冷季节较少外来水体补给状态。长英质纹层（图3a~i)中保存的长英质矿物、黏土矿物和零星的有机质表明温暖季节较多外来水体补给状态。

碳氧同位素的相关性反映了封闭水体长停留时间对同位素演化的影响^[63]，故可以根据湖相碳酸盐岩的碳氧同位素研究湖泊水文开放与封闭和大气降水/蒸发比（P/E）^[20]。由图6可知，西岔沟地区渐新统上干柴沟组湖相碳酸盐岩碳氧同位素投点落在开放性湖泊和封闭性湖泊之间，其相关性差，表明西岔沟地区渐新世沉积时期湖盆水体为半封闭性半开放环境，根据纹层判断湖泊水体开放性具有季节性变化。

湖相碳酸盐岩的碳氧同位素已成为研究古沉积环境变化的重要指标，广泛应用于古湖泊的温度、盐度和气候的恢复^[64]。Keith et al.^[60]提出利用碳酸盐岩的δ¹⁸O和δ¹³C区分咸水碳酸盐岩和淡水碳酸盐岩的公式Z=2.048×（δ¹³C+50）+0.498×（δ¹⁸O+50）。Z值大于120时，为咸水碳酸盐岩；Z值小于120时，为淡水碳酸盐岩。据前人研究数据^{[6,18,32,34⁃39]}和本研究所用数据计算出研究区下干柴沟组Z值均值为118.622^{[6,18,32,37⁃39]}，上干柴沟组Z值均值为117.547^{[6,18,37⁃39]}，下油砂山组Z值均值为119.105^[6,37⁃39]，上油砂山组Z值均值为122.681^[6,36⁃39]，狮子沟组Z值均值为126.132^[34⁃36]。利用盐度公式S=δ¹⁸O_PDB+21.2/0.61^[62]可以计算出研究区下干柴沟组平均盐度为28.64%^{[6,18,32,37⁃39]}，上干柴沟组平均盐度为26.99%^{[6,18,37⁃39]}，下油砂山组平均盐度为27.82%^[6,37⁃39]，上油砂山组平均盐度为29.47%^[6,36⁃39]，狮子沟组平均盐度为32.19%^[34⁃36]。由此判断上干柴沟组整体处于微咸水环境，在之后的沉积中，盐度不断升高，到狮子沟组沉积时盐度高达32.19%。值得注意的是，本研究所得Z值整体较前人大，上干柴沟组Z值为122.389，而纪有亮等^[38]分析西岔沟剖面Z值为120.850，赵加凡等^[37]分析西岔沟剖面Z值均值为126.142，Risesr et al.^[6]分析红三旱剖面和干柴沟剖面Z值均值为118.142，毛玲玲等^[18]分析大红沟剖面Z值为114.860，肖路安^[39]分析红沟剖面Z值均值为115.467。此次所采集样品更加靠近原始湖泊中心^[50]，氧同位素偏正，因此本研究所得Z值较前人计算Z值大。如表1所示，根据石英和长石碎屑矿物和文石、方解石和白云石含量以及全岩碳氧同位素比值的纵向变化，可将柴达木盆地西岔沟剖面上干柴沟组的沉积演化分为四个阶段，每个阶段对应不同的水体盐度，第一阶段平均盐度约为28.5%，第二阶段约为30.4%，第三阶段约为30.2%，第四阶段约为31.2%，即渐新统水体盐度总体也处于上升阶段。

受水体蒸发和生物勃发的影响，文石的形成和保存包含了大量的古气候和古环境信息^[17,65]，Zhou et al.^[41]通过对柴达木盆地苏干湖碳酸盐纹层的研究认为，文石纹层主要发育于湖水高盐度阶段，且气候为炎热的夏季；而方解石纹层主要发育于淡水环境，发育于春夏初秋季节。Murphy et al.^[17]通过对美国怀俄明州Briger盆地始新世绿河组Wilkins Peak段向Laney段过渡岩层中碳酸盐纹层类型研究发现，方解石主要沉积于湖水蒸发早期，随着Mg/Ca比值的增加，文石和白云石开始形成，说明碳酸盐矿物的转变与气候的变化密切相关。

根据石英和长石碎屑矿物，文石、方解石和白云石含量以及全岩碳氧同位素比值的纵向变化，可将柴达木盆地西岔沟剖面上干柴沟组的沉积演化分为四个阶段（图8）：第一阶段（样品XCG044~XCG061），以长英质矿物含量超过40%和全岩氧同位素较低为特征，说明此阶段碎屑矿物输入量较高，水体盐度较低（表1），推断该时期以相对湿润气候为主。第二阶段（样品XCG062~XCG070），以低碎屑矿物、低白云石、高文石和高碳同位素为特征，文石含量的变化受控于气候的变化^[67]，前文（4.1.1节）已论及纹层中文石矿物在黏土矿物与有机质的影响下得以保存下来，因此文石含量变高，暗示了一个温暖湿润、湖泊水位较高的水文气候环境^[63]，推断该时期对应最高的湖泊水位且仍以相对湿润气候为主。第三阶段（样品XCG071~XCG079），以低长英质矿物、高白云石含量和高氧同位素比值为特征，对应湖泊低水位和相对高盐度时期，推断该时期以相对干旱气候为主。第四阶段（样品XCG080~XCG083），与第一阶段相似，以长英质矿物含量超过40%为特征，说明陆源碎屑含量输入再次增加。由于西岔沟剖面下油砂山组以浅水碳酸盐岩和三角洲砂岩为主，表明其在上干柴沟组末期发生湖退现象，第四阶段陆源碎屑的增加指示气候不再潮湿。

图  8  西岔沟剖面上干柴沟组湖泊演变（据文献[66]修改）和气候变化

Figure 8.  Lake evolution (modifies from reference [66]) and climate changes of the Shanghanchaigou Formation in the Xichagou section

宋华颖等^[28]研究表明，湖水面自下干柴沟组沉积期开始上升，至上干柴沟组早中期上升到最高点，之后相对湖水面逐渐下降，湖水面的变化说明柴达木盆地在渐新统上干柴沟组早期气候湿润，中期开始干旱。这与Song et al.^[54]对柴达木盆地渐新世早期气候湿润的研究结果相吻合，Wu et al.^[68]根据δ²H的研究也证实渐新世气候整体变化为湿润到干旱再到湿润。据前人研究数据^{[6,18,37⁃39]}和本研究所用数据计算Z值和S值也可说明上干柴沟组沉积早期气候较为湿润，中后期气候变得持续干旱。西岔沟剖面上干柴沟组记录了柴达木盆地在渐新世期间气候由早期湿润转变为半干旱，与全球渐新世气候变化相吻合，说明渐新世期间青藏高原北缘并未隆升至现今高度。

（1） 柴达木盆地上干柴沟组发育多种类型的湖相纹层，以碳酸盐纹层和长英质纹层互层为主，大部分纹层矿物成分不纯，以陆源碎屑和自生碳酸盐矿物混积为主。

（2） 上干柴沟组纹层中文石、方解石和白云石，其形成和保存与水体化学组成（如Mg/Ca比值）和藻类生物活动有关。在整体咸水环境下，当外界补给水量多于蒸发量时，水体Mg/Ca降低，盐度下降，营养输入增加，方解石和文石矿物开始沉淀并发生转化，其中文石矿物在渐新世地层中得以保存主要与藻类勃发和大量有机质存在有关。当蒸发量大于补给量时，水体中Mg/Ca比值升高，盐度上升，白云石通过交代方解石、文石或自生而形成。

（3） 渐新世期间，柴达木盆地气候与全球气候变化一致，早期以湿润气候为主，晚期以半干旱气候为主。西岔沟地区湖泊经历了由低水位至高水位再至低水位的演化过程，早期低水位阶段代表陆源输入较多的浅湖微咸水沉积，中期高水位阶段代表方解石和文石较发育的微咸水沉积，晚期低水位阶段代表陆源输入较少的浅湖咸水沉积。