准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组云质岩沉积环境及白云石成因探讨*
张帅1, 柳益群1, 焦鑫1, 周鼎武2, 张旭1, 陆申童1, 周宁超3
1 西北大学大陆动力学国家重点实验室,西北大学地质学系,陕西西安 710069
2 山东科技大学地质科学与地质工程学院,山东青岛 266510
3 中国地质调查局西安地质调查中心,陕西西安 710069
通讯作者简介 柳益群,女,1951年生,教授,博士生导师,主要从事沉积学、含油气盆地地质学、地幔热液喷流沉积的研究工作。E-mail: liu-yiqun@263.com

第一作者简介 张帅,男,1993年生,硕士研究生,主要从事沉积学研究工作。E-mail: geologyzs0409@gmail.com

摘要

准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组发育一套陆内裂谷背景下,由粉砂级—泥级陆源碎屑、凝灰碎屑、碳酸盐及热液矿物组成的湖相细粒云质岩。本研究以云质岩为研究对象,通过岩石学、矿物学及地球化学研究探讨其形成环境和白云石形成机理。云质岩岩矿特征和主、微量元素特征表明,在中二叠世为处于干旱气候的浅水咸化湖盆,区域火山活动强烈,湖盆内幔源热液活动发育。云质岩中的白云石主要呈自形—半自形的微粉晶颗粒,形成细纹层或与其他组分混合,局部可见自形—半自形的细晶白云石,微粉晶白云石为低有序度白云石( 0.46),成分均匀,被纹层包绕,细晶白云石交代残留结构发育,为成岩交代的产物;两类白云石均富锶贫镁,细晶白云石较微粉晶白云石更富铁和锰。微粉晶白云石具有较低的δ18OPDB(平均为 -4.72‰),基于白云石的形成流体由湖水和幔源热液混合的假设,所计算得到的形成温度介于 54.61~186.46 ℃之间;δ13CPDB偏高(平均为 8.79‰),推测其与芦草沟组高的有机质埋藏量及产甲烷古菌的代谢活动有关。微粉晶白云石为同生期—准同生期沉淀或交代的原白云石,其 Mg2+来自于咸化湖水、凝灰碎屑和幔源热液,热液带来的高温和产甲烷古菌的代谢活动打破了白云石形成的动力学屏障。

关键词: 白云石; 成因; 幔源热液; 芦草沟组; 吉木萨尔凹陷; 准噶尔盆地
中图分类号:P512.2;P571 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2018)01-0033-16
Sedimentary environment and formation mechanisim of dolomitic rocks in the Middle Permian Lucaogou Formation,Jimusar Depression, Junggar Basin
Zhang Shuai1, Liu Yi-Qun1, Jiao Xin1, Zhou Ding-Wu2, Zhang Xu1, Lu Shen-Tong1, Zhou Ning-Chao3
1 State Key Laboratory of Continental Dynamics, Department of Geology, Northwest University,Xi'an 710069,Shaanxi;
2 College of Earth Science & Engineering,Shandong University of Science and Technology,Qingdao 266510,Shandong;
3 Xi'an Centre of Geological Survey,China Geological Survey,Xi'an 710069,Shaanxi;
About the corresponding author Liu Yi-Qun,born in 1951,is a professor and supervisor of Ph.D. candidate. Now She is mainly engaged in researches of sedimentology,petroliferous basin geology and exhalative rock sediments. E-mail: liu-yiqun@263.com.

About the first author Zhang Shuai,born in 1993,master degree candidate. He is engaged in sedimentology. E-mail: geologyzs0409@gmail.com.

Abstract

The Middle Permian Lucaogou Formation of Jimusar Depression,Junggar Basin is characterized by lacustrine fine ̄grained dolomitic sediments,which are composed of silt-sized to mud-sized terrigenous clasts,tuff clasts,carbonate and hydrothermal minerals. This paper is aimed to understand the sedimentary environment and formation mechanism of dolomitic rocks by studying their petrological,mineralogical and geochemical features. Petrological-mineralogical and major and trace element characteristics of the dolomitic rocks suggest the study area was a shallow salty lake formed under an arid climate during the Middle Permian,and was characterized by intense regional volcanism and active mantle-derived hydrothermal in the basin. The dolomites in the dolomitic rocks mainly present as euhedral-subhedral micritic crystals,forming fine lamination or mixing with other compositions,while fine-crystalline dolomites can only be found occasionally. The micritic dolomites,with low order degrees(0.46)and homogeneous compositions,are usually surrounded by laminations. The fine-crystalline dolomites are featured by well-developed metasomatic relict texture and thereby should be the product of diagenesis. Both two kinds of dolomites have high strontium and low magnesium contents,while fine-crystalline dolomites have higher contents of iron and manganese than that of micritic dolomites. The micritic dolomites have a lowδ18OPDB(av.-4.72‰). The forming temperature,54.61℃ to 186.46℃,is calculated from theδ18OPDB by assuming that the fluid was the mixture of lake water and mantle-derived hydrothermal fluid. The highδ13CPDB(av. 8.79‰)of micritic dolomites might be resulted from the gigantic buried organic matter of Lucaogou Formation and metabolic activities of methanogens. In conclusion,the micritic dolomites are contemporaneous-penecontemporaneous protodolomite. Magnesium ion was supplied by the salty lake water,tuff materials as well as mantle-dervied hydrothermal fluid. The dynamic barrier of dolomite formation was broken by the high temperature brought from hydrothermal fluid and the metabolic activities of methanogens.

Key words: dolomite; origin; mantle-derived hydrothermal fluid; Lucaogou Formation; Jimusar Depression; Junggar Basin

二叠纪是准噶尔盆地由海相环境向陆相环境转变的关键时期, 在此阶段沉积的地层可能为全球最厚的烃源岩(Lawrence 1990; Carroll et al., 1992), 其中, 中二叠统芦草沟组以发育细粒云质岩为特征, 是中国最典型的湖相云质岩(贾承造等, 2012)。目前对于该套云质岩成因的研究主要集中于盆地西北缘(冯有良等, 2011; 王俊怀等, 2014; 朱世发等, 2014), 匡立春等(2012)对整个盆地云质岩形成条件作了简要分析, 认为白云石形成于残留海封闭后的咸化湖盆环境, 其成因类型主要为同生、准同生期交代形成的泥晶白云石。而对于盆地东南缘的吉木萨尔凹陷云质岩的成因研究较少。近年来, 作者在北疆地区的三塘湖盆地和准噶尔盆地中二叠统中发现了大量热液喷流作用的岩矿记录, 方解石、白云石、方沸石、黄铁矿和硅钡钛石等热液矿物以不同的共生组合存在于正常湖相沉积物中(Liu et al., 2012; 柳益群等, 2013; 李红等, 2017)。笔者拟以准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组云质岩为研究对象, 进行岩石学、矿物学及地球化学特征研究, 探讨热液活动与咸化水体混合作用下云质岩的形成环境和白云石的形成条件及成因, 为湖相白云石的成因研究提供实例。

1 地质背景

吉木萨尔凹陷位于准噶尔盆地东部, 其北、西、南三侧分别以吉木萨尔断裂、西地断裂和三台断裂、后堡子断裂为界, 东部逐渐过渡为相邻的古西凸起(图 1-a)。

图 1 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷地质概况图(据匡立春等, 2013; 蒋宜勤等, 2015; 有修改)
a— 吉木萨尔凹陷地质简图; b— 石炭纪— 三叠纪地层简表; c— 综合柱状图
Fig.1 Geological outline of Jimusar Depression, Junggar Basin(modified from Kuang et al., 2013; Jiang et al., 2015)

准噶尔盆地及其邻区经历了前晚石炭世的板块构造阶段, 于晚石炭世完成洋盆闭合(李锦轶, 1995), 于早— 中二叠世进入板内伸展阶段(周鼎武等, 2006; 李玮等, 2012), 准噶尔盆地进入断陷— 裂谷盆地演化阶段, 并形成分割性断裂控制下的隆坳相间格局(方世虎等, 2006)。

吉木萨尔凹陷内缺失上石炭统, 自下而上发育下石炭统巴塔玛依内山组、中二叠统将军庙组、中二叠统芦草沟组和上二叠统梧桐沟组。巴塔玛依内山组发育灰色凝灰质砂砾岩、黑色泥岩、火山碎屑岩及玄武岩, 为一套火山— 沉积地层系统。中二叠统将军庙组为一套厚度巨大的棕褐色、褐灰色泥岩、砂质砾岩夹浅灰色中细砂岩。中二叠统芦草沟组整体呈现南西厚、北东薄的特征, 为一套浅湖— 深湖相沉积(彭雪峰等, 2011; 王成云等, 2014)。由下至上分为芦草沟组一段和二段, 一段和二段又可各自分为2个层组。其中, 一段2层组(P2 l12)上部和二段2层组(P2 l22)上部为主要的致密油层, 分别形成下“ 甜点” 和上“ 甜点” (图 1-c)(匡立春等, 2012, 2013)。芦草沟组是一套受机械沉积作用、化学沉积作用、火山作用(邵雨等, 2015; 葸克来等, 2015; 宋永等, 2017)及热液沉积作用(柳益群等, 2013; 蒋宜勤等, 2015; 李红等, 2017)综合影响下的细粒沉积岩系。组成芦草沟组沉积岩的组分主要包括陆源碎屑岩类(以粉砂岩与泥岩为主)、碳酸盐岩类(以白云岩类为主)、火山碎屑岩类(以沉凝灰岩为主)及热液沉积岩类4个端元组分, 上“ 甜点” 段白云石含量高, 以云质岩为主; 下“ 甜点” 段长英质矿物含量高, 以沉凝灰岩为主(图 1-c)。云质岩纵向上集中分布于“ 甜点” 段, 横向上具有中部厚, 边缘薄的特点。

2 样品与实验方法

本次研究的样品均采自研究区中二叠统芦草沟组钻井岩心, 在手标本结构构造观察基础上, 选择58件样品磨制成0.03, mm厚度的普通薄片并送X衍射分析, 在偏光显微镜下观察, 结合X衍射分析结果, 挑选8件电子探针分析样品、2件扫描电镜分析样品、2件白云石有序度分析样品、5件主微量元素分析样品和7件碳、氧同位素分析样品。为了保证样品纯度和数据可靠性, 所有样品均取新鲜部分, 用于白云石有序度分析的样品白云石含量大于40%、且不含黏土矿物, 用于碳、氧同位素测试的样品白云石含量大于35%、且不含其他碳酸盐矿物。

为了排除成岩作用对样品地球化学特征的影响, 选用Mn/Sr值作为评估样品受成岩蚀变程度的指标。碳酸盐矿物遭受成岩蚀变的过程中, 逐渐丢失Sr, 获得Mn(黄思静, 2010)。Kaufman 等(1992)以Mn/Sr值小于2~3为标准评价新元古代碳酸盐岩对海水信息的保存; Korte 等(2005)以Mn/Sr值小于0.63为标准评估了二叠纪— 三叠纪海相碳酸盐岩的成岩蚀变性。虽然前人多将 Mn/Sr 值作为海相碳酸盐岩的成岩蚀变性指标, 但成岩作用对湖相碳酸盐矿物中的Mn、Sr值的改变具有同样的规律。同时, 研究区在中二叠世为受海水影响强烈的咸化湖盆(Shao et al., 1999; 朱如凯等, 2007), 沉积期形成的湖相碳酸盐与海相碳酸盐类似, 同样具有富Sr贫Mn的特征(表 1)。因此Mn/Sr 值也可用于评估研究区湖相碳酸盐的成岩蚀变性。由于河水和湖水相对海水富Mn贫Sr(黄思静, 2010), 湖相碳酸盐岩相对海相碳酸盐岩具有更高的原始Mn/Sr值, 用于评估湖相碳酸盐岩的成岩蚀变性的标准值也应更高, 同时考虑到二叠系样品较年轻, 本研究选取Mn/Sr值小于2的样品作为高保存度样品。

表 1 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组碳酸盐矿物电子探针成分(mass%) Table1 Electron microprobe analysis of carbonate minerals(mass%) in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar Depression, Junggar Basin

X衍射分析、电子探针分析和白云石有序度分析在西安地质研究所实验测试中心完成, X衍射分析和白云石有序度分析的仪器型号为D/max-2500 X射线衍射仪; 电子探针分析仪器型号为JXA-8100电子探针仪。扫描电镜分析和主微量元素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成, 扫描电子显微镜型号为FEI Quanta 400 FEG; 全岩主量元素分析仪器型号为RIX-2100型X荧光光谱仪; 全岩微量元素分析仪器型号为820-MS等离子体质谱仪。碳、氧同位素分析在中国科学院地球环境研究所完成, 仪器为型号MAT252的气体稳定同位素质谱仪。

3 岩石学和矿物学特征

据新疆油田公司资料和本研究的共159块样品的全岩X衍射分析结果, 组成岩石的矿物成分复杂, 其中, 主要组成矿物有石英(平均含量21.7%)、斜长石(平均含量22.4%)、白云石和铁白云石(平均含量21.7%)、蒙脱石(平均含量14%)、方解石(平均含量13.3%)、钾长石(平均含量8.4%)。白云石包括正常白云石和铁白云石两类, 二者含量之和主要分布于10%~50%之间(图 2), 作者将白云石和铁白云石含量之和在该范围的岩石统称为云质岩。

图 2 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟岩石中白云石与铁白云石含量频率分布Fig.2 Frequency map of dolomite and ankerite content of rocks of the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar Depression, Junggar Basin

3.1 岩石学特征

研究区云质岩以成分复杂、粒度细、细纹层发育、黏土矿物含量低为特征, 主要由凝灰碎屑、粉砂级— 泥级陆源碎屑、碳酸盐及热液矿物组成。不同组分互为纹层状产出或混合堆积。纹层形态变化大, 兼具水平纹层和变形纹层, 表明在总体安静的水体中存在局部扰动(图 3-A, 3-B)。岩石中含有大量以方解石为主的热液矿物(李红等, 2017)。含有热液方解石的岩石一般发育同沉积变形构造(图 3-C, 3-D), 方解石单颗粒和集合体均被纹层包绕, 表明其形成于沉积期, 纹层的变形可能为方解石颗粒沉积时的重力作用导致, 也可能是方解石颗粒与纹层一同经历压实作用而成。

图 3 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组云质岩岩石学特征
A— 纹层状云质岩, 主要发育水平层理和波状层理, 局部发育块状构造, 岩心盒长度为1, m, J174井, 3142.5~3146.5, m; B— 云质泥岩, 白色颗粒为斑状方解石, 方解石呈层状集中分布, J32井, 3733.3, m; C— 云质泥岩, 发育水平层理, 方解石脉侵入纹层中, 侵入时纹层未固结成岩, 受到向上的应力而向上拱起, 同时可见顺层稳定展布的方解石层, J35井, 4081.9, m; D— 图B方框部分放大, 方解石呈半 自形— 他形颗粒, 纹层包绕方解石变形, 形成同沉积变形构造, 表明方解石沉积时纹层未固结, 单偏光
Fig.3 Petrological characteristics of dolomitic rocks of the Middle Permiar Lucaogou Formation in Jimusar Depression, Junggar Basin

3.2 矿物学特征

3.2.1 微粉晶白云石

该类白云石是研究区芦草沟组中最常见的白云石。在显微镜下无法观察到晶形, 背散射图像和扫描电镜下可观察到白云石具平直晶面, 呈自形— 半自形, 粒度为5~30, μ m(图 4)。白云石除了集中分布形成白云石纹层(图 4-B, 4-C), 也大量分布于凝灰质纹层、粉砂岩和泥岩纹层中, 与凝灰碎屑、粉砂级— 泥级陆源碎屑混合堆积(图 4-D)。白云石被纹层包绕(图 4-F), 表明白云石形成于沉积物未固结的同生期— 准同生期, 早期形成的白云石与沉积物纹层共同经历压实作用而造成纹层包绕白云石。微粉晶白云石的有序度为0.46, 为低有序度白云石, 表明该类白云石结晶迅速。

图 4 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组微粉晶白云石矿物学特征
A— 灰色云质沉凝灰岩, B层遇酸起泡较强, D部分遇酸起泡较弱, J35井, 4033.1, m; B— 图A中的白云岩层, 白云石呈自形— 半自形微晶, 显微镜下无法观察到晶形, 单偏光; C— 云质沉凝灰岩, 亮色的凝灰质层与暗色的白云岩层互层分布, J35井, 4040.3, m; D— 图A中的方框部分, 白云石与凝灰碎屑混合, 单偏光; E— 图B方框的部分, 白云石呈自形— 半自形颗粒紧密堆积, 白云石粒间为蒙脱石, 背散射图像; F— 云质泥岩, 白云石与泥级石英、长石颗粒混合, 纹层包绕白云石微晶, 表明白云石形成于早期, 与纹层共同经历了压实作用, 背散射图像, J35井, 4086.2, m; G— 图D的方框部分, 凝灰碎屑主要由石英、钠长石及钾长石组成, 基质部分主要为蒙脱石, 背散射图像; H— 局部可见少量泥晶级白云石, 呈自形— 半自形, 背散射图像, J174井, 3200, m; I, J— 白云石微晶核部与边部含铁量不同, 由内向外含铁量增加, 背散射图像, J174井, 3200, m; K, L— 微粉晶白云石的扫描电镜图像, J174井, 3200, m。红点和数字为电子探针分析点; Dol: 白云石; Ab: 钠长石; Q: 石英; Dbs: 岩屑)
Fig.4 Mineralogical characteristics of micritic dolomites of the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar Depression, Junggar Basin

该类白云石晶体细小, 表面干净均匀, 未见交代残留结构。推测其可能在同生— 准同生期快速结晶形成。

3.2.2 细晶白云石

细晶白云石分布极其局限。白云石具平直晶面, 呈自形— 半自形, 粒度为50~200, μ m, 以单颗粒或团块产出(图 5)。白云石自形晶边部可见不规则的生长边(图 5-C), 白云石集合体中白云石之间以生长边连接(图 5-D), 为重结晶的产物; 白云石核部可见方解石(图 5-E)和菱锶矿(图 5-D, 5-F), 为典型的交代残余结构。推测该类白云石可能通过成岩期交代方解石和菱锶矿形成。

图 5 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组细晶白云石矿物学特征
A— 云质沉凝灰岩, 局部发育细晶白云石, 呈自形晶, 边部为重结晶的生长边, 单偏光, J35井, 4087.2, m; B— 富有机质云质泥岩, 局部发育细晶白云石, 基质部分为泥级石英、钠长石、钾长石和少量蒙脱石, 单偏光, J174井, 3260, m; C— 图A的方框部分, 由于铁离子分布不均匀而呈现环带结构, 从内向外铁离子含量降低, 背散射图像; D— 细晶白云石集合体, 白云石之间以重结晶的生长边彼此连接, 局部发育菱锶矿, 背散射图像, J35井, 4087.2, m; E— 图B的方框部分, 核部为方解石, 呈现典型的交代残留结构, 白云石环带结构发育, 由内向外含铁量降低, 背散射图像; F— 细晶白云石, 核部为菱锶矿, 背散射图像, J174井, 3260, m。红点和数字为电子探针分析点; Dol: 白云石; Cal: 方解石; Str: 菱锶矿
Fig.5 Mineralogical characteristics of fine-crystalline dolomites of the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar Depression, Junggar Basin

4 地球化学特征
4.1 矿物元素特征

电子探针分析结果见表 1。结果显示, 研究区微粉晶白云石和细晶白云石均具有富Ca、Sr、Fe、Mn, 贫Mg、Al、Si、Na的特征。

与理想白云石(CaO含量为30.41%, MgO含量为21.86%)相比, 研究区两类白云石MgO含量均较低(微粉晶白云石和细晶白云石的MgO含量分别为19.152%和16.599%)。微粉晶白云石的CaO含量(30.569%)稍高, 而细晶白云石的CaO(29.247%)偏低, 这是由于含量较高的Fe和Mn替代了白云石晶体中的Ca, 两类白云石中的(CaO+FeO+MnO)含量均显著高于理想白云石的CaO含量, 因此研究区两类白云石均显示“ 高钙低镁” 的特征。但二者显示该特征的原因不同, 由于细晶白云石多见交代残余结构, 其“ 高钙低镁” 的特征可能由于交代不彻底造成; 而微粉晶白云石成分均匀, 推测其可能通过快速成核结晶形成, Mg2+和Ca2+没有充足的时间组建理想的白云石晶体结构(王兵杰等, 2014)。

细晶白云石的FeO和MnO含量显著高于微粉晶白云石, 这可能是成岩蚀变的结果; 另外, 成岩期交代形成的白云石处于还原环境, 往往富集Fe2+(黄思静, 2010)。两类白云石均富Sr, 表明其形成于富锶的流体的作用下。

4.2 主微量元素特征

湖泊沉积物的地球化学组成可用于恢复沉积环境(Tribovillard et al., 2006)。本研究选取5个样品进行主微量元素分析, 同时以Mn/Sr值小于2为标准, 从前期获取的主微量数据中筛选出18个样品的主微量元素数据并引用, 以分析沉积期湖泊的古环境(表 2)。本研究的5个样品的Mn/Sr值均小于2, 表明其保留了沉积期原始的主微量元素特征。

表 2 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组沉积岩主微量元素特征 Table2 Characteristics of major-trace element of sedimentary rocks in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar Depression, Junggar Basin

古气候控制着物理和化学风化作用的强度, 进而控制细粒沉积物的成熟度, Suttner和 Dutta(1986)利用SiO2含量与(K2O+Na2O+Al2O3)含量的交汇图衡量陆源碎屑沉积物的成熟度, 并定性判断古气候。研究区广泛分布有凝灰物质, 而凝灰物质的主量元素特征难以反映风化作用强度, 因此仅利用8个泥岩的主量数据投图(图6)。从图 6可以看出, 所有样品均落入“ 干旱” 区, 指示芦草沟沉积期湖盆处于干旱环境, 化学风化较弱。

图 6 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组泥岩SiO2-(K2O+Na2O+Al2O3)交汇图Fig.6 Relationship between SiO2 and(K2O+Na2O+Al2O3)of mud rocks in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar Depression, Junggar Basin

Fe与O的结合力比Mn与O的结合力更强, 在水体迁移过程中Fe先于Mn沉淀下来, 从湖岸向湖盆中心, 随着水深加大, Mn含量增加而Fe含量减少, 因此Fe/Mn值可用于判断水体深度(谭红兵和于升松, 1999)。18个样品的Fe/Mn值均远大于1, 平均为67.13, 表明沉积时水体较浅。

在盐度低、硫酸根离子含量低的淡水环境中, Sr和Ba离子均以重碳酸盐的形式存在, 当水体盐度和硫酸根含量增加时, Ba率先以硫酸钡的形式沉淀, 而Sr仍然以离子形式在水体中迁移, 并运移到湖盆中央或远洋通过生物作用沉淀下来(彭立才等, 1999)。因此可以用Sr/Ba值定性判断沉积水体的古盐度, Sr/Ba值大于1指示咸水环境, Sr/Ba小于1指示淡水环境。研究区18个样品的Sr/Ba值平均值为1.78, 指示整体为咸水环境, 其中6个样品的Sr/Ba值小于1。图 7显示Sr/Ba值与样品的碳酸盐矿物含量(以白云石和铁白云石为主)具正相关关系, 6个样品的碳酸盐矿物含量均小于15%。Sr主要赋存于碳酸盐矿物中, 因此用Sr/Ba值评价古盐度时同时需要考虑碳酸盐矿物分布的不均匀性。

图 7 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组沉积岩碳酸盐矿物含量与Sr/Ba值关系Fig.7 Relationship between carbonate content and Sr/Ba of rocks in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar Depression, Junggar Basin

V/(V+Ni)值对沉积水体的氧化还原程度敏感, 在氧化环境中, V较富集, 在还原环境中, Ni更富集; V/(V+Ni)值大于0.84时, 表明水体为分层较强且出现H2S的厌氧环境, V/(V+Ni)值介于0.60~0.84之间时, 水体为分层不强的厌氧环境, V/(V+Ni)值介于0.46~0.60之间时, 水体为分层弱的贫氧环境(Hatch and Leventhal, 1992)。18个样品的V/(V+Ni)值介于0.60~0.84之间, 平均值为0.75, 表明沉积期湖水为分层不强的厌氧环境。

4.3 碳、氧同位素特征

由于研究区细晶白云石分布很局限, 且显微特征表明其已受成岩蚀变影响, 因此碳、氧同位素分析只针对微粉晶白云石进行。

碳、氧同位素分析结果见表 3。7个样品的 Mn/Sr 值均小于2, 表明其未受成岩蚀变的影响。沉积碳酸盐岩的 δ 18O 对成岩蚀变作用敏感。一般情况下, 未受成岩蚀变的碳酸盐岩的 δ 18O 大于-11‰ (Kaufman et al., 1993), 研究区白云石的 δ 18O 均大于-11‰ (表 3), 也表明其保留了原始δ 13C和 δ 18O。研究区样品 δ13CPDB值介于7.38‰ ~9.68‰ 之间, 平均值为8.79‰ ; δ18OPDB介于-7.55‰ ~-3.16‰ 之间, 平均值为-4.72‰ 。

表 3 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组白云石的碳、氧同位素 Table3 Characteristics of carbon and oxygen isotopes of dolomites in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar Depression, Junggar Basin

碳酸盐矿物从流体中沉淀出来时, 会与流体发生氧同位素交换, 在该交换反应中, 矿物的氧同位素组成同时是温度和流体氧同位素组成的函数(Land, 1983; 黄思静, 2010)。Land(1983)建立了白云石的氧同位素组成与流体同位素组成和温度的函数关系:

1000lnα=3.14×106T-2-2.0

其中 α=(1+δ18O白云石/1000)(1+δ18O流体/1000)(T为热力学温度)

通过上述的函数关系, 可以得到白云石沉淀温度的求取公式:

T=3.14×1061000lnα+2.0

在该式中, 流体的氧同位素值和温度为未知变量。前述研究表明, 研究区的微粉晶白云石具有同生期— 准同生期形成的特点, 因此形成白云石的流体为湖水。前人研究表明, 研究区在早二叠世逐渐退出海洋环境, 到中二叠世芦草沟组沉积时期, 为以残留海水为主的咸化湖泊环境, 且受海水影响明显(朱如凯等, 2007; Bian et al., 2010; 匡立春等, 2012)。因此此处以同期海水氧同位素值作为湖水氧同位素值的近似值。前人通过模型研究表明, 历史时期的海水具有自我缓冲的机制, 调节水体 δ 18OSMOW 维持在0左右(Muehlenbachs and Clayton, 1976; Gregory, 1991; Muehlenbachs, 1998)。同时, 由于湖盆热液活动剧烈, 热液的输入可能会改造沉积水体的氧同位素组成。蒋宜勤等(2015)测得研究区芦草沟组白云岩的 87Sr/86Sr 平均值为0.705455, 表明白云石可能形成于幔源热液与湖水的混合流体中。地幔流体的 δ18OSMOW为6.0‰ ~10.0‰ (Valley et al., 1986), 因此地幔流体与湖水的混合流体的 δ18OSMOW介于0‰ ~10.0‰ 之间。分别将0、6.0‰ 和10.0‰ 作为 δ18O流体代入公式。同时, 利用公式: δ 18OSMOW=1.03086δ 18OPDB+30.86(黄思静, 2010), 将样品的δ 18OPDB换算为δ 18OSMOW, 代入上式中, 求取温度(表 3)。研究区样品的白云石形成温度介于54.61~186.46, ℃之间, 且幔源组分参与越多, 白云石形成温度越高。

自然界的碳主要赋存于无机碳库(以海相碳酸盐为主, δ13CPDB约为0)和有机碳库( δ13CPDB介于-6‰ ~-34‰ 之间)中, 无机碳库和有机碳库之间以大气CO2( δ13CPDB介于-5‰ ~-10‰ 之间)为媒介, 形成碳循环(黄思静, 2010)。碳酸盐岩 δ13CPDB的变化趋势和有机碳的埋藏与氧化有关, 生物繁盛期有机碳埋藏量增加, 更多的12C赋存于地层中, 造成同期碳酸盐岩中富集了13C, δ13CPDB增加; 生物灭绝期时则反之(黄思静, 2010)。准噶尔盆地二叠系被认为可能是全球最厚的富有机质泥岩(Lawrence 1990; Carroll et al., 1992), 研究区芦草沟组沉积期埋藏了大量的有机碳, 造成同期湖水缺乏12C, 使得以湖水为沉淀流体的微粉晶白云石具有较高的 δ13CPDB

研究区白云石的 δ18OPDBδ13CPDB具有一定的正相关性, 推测其与热液的参与程度有关。热液参与越多时, 白云石形成温度越高, 造成白云石越低的 δ18OPDB; 同时深源热液具有低 δ13CPDB(Zheng and Hoefs, 1993), 越多的热液也会导致白云石具有越低的 δ13CPDB

5 讨论
5.1 沉积环境

研究区样品Sr/Ba平均值(1.78)大于1, Fe/Mn平均值(67.13)远大于1, 显示芦草沟期研究区为浅水咸湖。二叠纪是研究区由海相沉积转为陆相沉积的重要过渡时期(Carroll et al., 1990, 1995; Bian et al., 2010)。海水于早二叠世晚期从准噶尔盆地退出, 仅在盆地东南部局部残留海水环境(Shao et al., 1999)。Bian 等(2010)结合前人研究和露头观察, 恢复了中— 晚二叠世准噶尔盆地岩相分布, 表明中二叠世研究区为浅水盐湖; 朱如凯等(2007)认为准噶尔盆地东部在中二叠世受海水影响强烈, 为近海湖泊。

研究区泥岩主量元素特征表明化学风化作用较弱, 湖盆处于干旱气候。中— 晚二叠世时塔里木板块南缘位处古北纬30° (图 8), 存在干冷空气的沉降, 阻隔了南部古特提斯洋向北的水汽运移, 同时, 盆地南部的天山和西部的西准噶尔山分别在盆地的北部和东部形成雨影, 从而造成研究区较为干旱的气候(Carroll et al., 2010)。

图 8 中— 晚二叠世准噶尔盆地古地理复原图(据Carroll 等, 2010; 有修改)Fig.8 Palinspastically restored position of Junggar Basin during Middle-Late Permian(modified from Carroll et al., 2010)

研究区在芦草沟期时湖盆中热液活动剧烈(蒋宜勤等, 2015; 李红等, 2017)。研究区于早— 中二叠世进入造山期后陆内伸展阶段(陈发景等, 2005; 周鼎武等, 2006; 李玮等, 2012), 构造环境动荡, 断裂发育(周路等, 2009), 为热液活动提供了良好的通道。

综合上述特征, 推测研究区在芦草沟沉积期为干旱气候的浅水盐湖, 具有多元的沉积物源供给: 周边河流输送陆源碎屑; 湖盆周边火山作用强烈, 给湖盆中带来大量凝灰碎屑; 湖底幔源热液作用频发, 为湖盆带来深源热液物质, 并使湖盆具有较高的热流背景值。

5.2 白云石形成条件及成因探讨

云质岩中的微粉晶白云石的特征表明, 其为同生期— 准同生期的产物, 理由如下: (1)白云石粒度细小, 背散射图像显示其化学成分均匀, 而成岩期交代成因白云石往往晶体粒度较大, 并常见交代残留结构; (2)白云石被纹层包绕, 表明其形成于压实作用发生之前; (3)白云石有序度低, 反映其快速结晶的特点, 而成岩期形成的白云石一般有充足的结晶时间, 可以形成有序度较高的晶体。

白云石的形成需要苛刻的物理化学条件, 包括高盐度、高温、高C O32-/Ca2+和高Mg2+/Ca2+(Machel, 2004)。

5.2.1 盐度和温度

研究区芦草沟期干旱气候下的咸化湖水为白云石的形成提供了有利条件。李红等(2017)研究表明, 吉木萨尔凹陷芦草沟组“ 斑状” 方解石的36组流体包裹体均一温度介于134.7~400, ℃之间, 平均为180.68, ℃, 表明芦草沟期湖底强烈的热液活动使湖盆具有高热流背景值。通过研究区白云岩样品氧同位素值计算得到的白云石形成温度介于54.61~186.46, ℃之间, 显著高于湖底正常温度。表明热液活动带来的高温很可能是白云石形成的关键因素, 高温打破了动力学屏障。

5.2.2 C O32-来源

研究区样品的 δ13CPDB最小值为7.38‰ , 高于二叠纪海相碳酸盐岩 δ13CPDB的峰值6‰ (Korte et al., 2005), 笔者认为有机碳埋藏量的增加可能并非研究区白云石高 δ13CPDB的唯一原因。近30年来, 学者们在实验条件和自然条件下证实微生物(硫酸盐还原菌、产甲烷古菌和中度嗜盐有氧细菌)可以通过代谢活动升高流体pH值和碳酸根离子浓度, 降低硫酸根离子浓度, 在常温下促进白云石沉淀(Slaughter and Hill, 1991; Vasconelos and Mckenzie, 1997; Wright, 1997; Warthmann et al., 2000; Kenward et al., 2009)。在各种菌种中, 目前发现只有产甲烷古菌可造成白云石偏高的 δ13CPDB(Mazzullo, 2000; Kenward et al., 2009)。产甲烷古菌通过以下反应还原CO2形成CH4:CO2+4H2→ CH4+2H2O(Thauer, 1998)。

由于分馏作用, 流体中的12C优先通过该反应生成CH4, 造成流体中剩余的CO2富集13C。实验条件下, 与产甲烷古菌相关的白云石的 δ13CPDB最高可达9.11‰ (Kenward et al., 2009)。产甲烷古菌是一种严格厌氧的古细菌, 广泛存在于盐湖底、海底中(朱晨光等, 2009)。研究区在芦草沟组沉积时期为厌氧的盐湖, 可为产甲烷古菌提供理想的生存环境。笔者认为研究区白云石的高 δ13CPDB可能也与产甲烷古菌的代谢活动有关。芦草沟期湖底表层沉积物中广泛分布的产甲烷古菌, 通过代谢活动调节环境促进白云石的沉淀, 同时使沉积物粒间水中的12C以CH4的形式释放, 使C O32-和HC O3-中富集13C, 更多的13C进入白云石晶格中, 造成白云石的 δ13CPDB明显正偏, 最高可达9.68‰ (表 3)。

5.2.3 Mg2+来源

研究区芦草沟期的咸化湖水可为白云石的形成提供大量的C O32-、Ca2+、Mg2+、Fe2+。同时, 凝灰岩和沉凝灰岩构成了芦草沟组的主体岩类。这与研究区在二叠纪动荡的构造环境有关, 火山活动频发, 凝灰碎屑为湖盆带来了大量Ca2+、Mg2+、Fe2+, 为白云石的形成提供了物质来源。除了咸化水体和凝灰碎屑的贡献, 笔者认为湖底同期的热液喷流活动也可提供大量的Mg2+、Fe2+。Ilich(1974)研究表明, 热液中的HC O3-具有很强的活性, 在热液通过岩石过程中, 可萃取岩石中的阳离子并带入湖盆。研究区上石炭统巴塔玛依内山组主体发育玄武岩、安山岩及流纹岩等中基性火山岩(谭佳奕等, 2009), 热液在流经下伏岩石过程中可从火山岩中萃取大量的Mg2+和Fe2+, 喷出湖底后为微粉晶白云石的形成提供离子。

5.2.4 成因探讨

综合上述讨论, 笔者认为研究区芦草沟组中的微粉晶白云石为同生期— 准同生期形成的原白云石。芦草沟期研究区湖盆的凝灰物质、咸化湖水及同期热液为白云石的形成提供了足量的Mg2+, 热液活动带来的高温和产甲烷古菌的代谢活动可能为打破白云石沉淀的动力学屏障起到关键作用。在近热液喷口的高温区, 温度对白云石的形成具有主导作用, 白云石可能直接沉淀形成; 在低温区, 湖底沉积物中广布的产甲烷古菌通过代谢活动调节粒间水的化学条件, 促进白云石交代文石或高镁方解石质点, 为白云石的结晶提供晶核基础。细晶白云石分布局限, 为成岩期交代作用的产物, Mg2+可能主要来自于凝灰物质和黏土矿物的蚀变。

6 结论

1)准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组云质岩成分复杂, 主要由粉砂级— 泥级陆源碎屑、凝灰碎屑、碳酸盐及热液矿物组成。云质岩中的白云石主要呈自形— 半自形的微粉晶, 集中形成白云石纹层或与其他组分混合堆积, 局部可见自形— 半自形的细晶白云石。白云石矿物学特征及矿物地球化学特征表明微粉晶白云石为同生期— 准同生期快速结晶形成的原白云石, 细晶白云石为成岩交代的产物。

2)微粉晶白云石具有高 δ13CPDB(平均为8.79‰ )和低 δ18OPDB(平均为-4.72‰ )。白云岩Sr同位素特征表明白云石可能形成于幔源热液与湖水的混合流体中, 基于该假设, 利用 δ18OPDB所计算得到白云石形成温度介于54.61~186.46, ℃之间; 高 δ13CPDB主要由芦草沟组高有机质埋藏量和产甲烷古菌的代谢活动造成。

3)吉木萨尔凹陷芦草沟组沉积岩岩矿特征及主、微量元素特征表明, 吉木萨尔凹陷在中二叠世为处于干旱气候的浅水咸化湖盆, 水体为分层较弱的厌氧环境, 湖盆周边火山活动强烈, 湖底发育幔源热液活动, 使得湖盆具有较高的热流背景值。

4)凝灰碎屑和热液与咸化湖水的混合作用使得湖盆水体富集Mg2+、Fe2+, 为微粉晶白云石的形成提供物质基础; 热液活动带来的高温打破了白云石结晶的动力学障碍; 产甲烷古菌的代谢活动是低温区促成白云石形成的主导因素。细晶白云石为成岩期埋藏成因, Mg2+可能主要来自于凝灰物质和黏土矿物的蚀变。

致谢 衷心感谢审稿专家对文章的精心审阅与提出的宝贵意见和建议;感谢中国科学院地球环境研究所的曹蕴宁工程师和何亚怀工程师,西北大学大陆动力学国家重点实验室的庞云龙工程师在样品测试过程中提供的帮助;感谢岳祯奇师妹和杨奕曜师弟在论文修改过程中及时的协助!

作者声明没有竞争性利益冲突.

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