高媛, 王国芝, 李娜. (2019)准噶尔盆地西北缘二叠系风城组硅质岩地球化学特征及成因* [J]. 古地理学报, 21(4): 647-660
Gao Yuan, Wang Guo-Zhi, Li Na. (2019)Geochemical features and origin of siliceous rocks of the Permian Fengcheng Formation in the northwestern margin of Junggar Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 21(4): 647-660.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2019.04.043
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准噶尔盆地西北缘二叠系风城组硅质岩地球化学特征及成因*
高媛, 王国芝, 李娜
成都理工大学地球科学学院,四川成都 610059
通讯作者简介 王国芝,男,1964年生,教授,博士生导师,主要研究方向沉积学与石油地质学。E-mail: 87409459@qq.com。

第一作者简介 高媛,女,1980年生,2011年博士毕业于成都理工大学,讲师,主要从事岩石学教学与科研工作。E-mail: yuanyuan400406@126.com。

收稿日期:2018-06-13
基金资助:*国家科技重大专项(编号: 2016ZX05002-002)资助
摘要

准噶尔盆地西北缘二叠系风城组内的云质岩、硅质岩是致密油藏重要的储集岩,目前对云质岩和与之伴生的硅质岩成因存在较大争议。通过岩心观察和对硅质岩的主量、微量、稀土及硅同位素的综合研究,以期揭示硅质岩的成因。研究表明,风城组中的硅质岩 SiO2含量变化范围为 55.15%~85.61%,为不纯的云质硅质岩,其内含有较多热水沉积矿物和碱湖沉积成因的盐类矿物。云质硅质岩主要围绕热液喷口分布,它们常与白云岩呈纹层状、条带状互层。云质硅质岩中硼异常富集,硼含量介于 90× 10- 6~10 000× 10- 6之间,平均 680× 10- 6,与盐类矿物硅硼钠石有关,反映了碱湖沉积成因; Sr/Ba值均大于 1, Th/U值多在 0.62~2.06之间, Sm/Nd值多在 0.20~0.24之间。云质硅质岩的稀土配分显示出 Eu负异常、 Ce负异常或弱正异常及轻稀土相对重稀土富集的特征。δ 30Si值介于 0.39‰~1.88‰之间,其δ 30Si和微量元素特征不反映典型热水成因。云质硅质岩的地质产状和地球化学特征共同表明,风二段和风三段云质硅质岩主要为热水和碱湖的混合沉积成因。硅质岩形成受喷口的位置、热水喷流期和各喷口喷流热水的温度等多方面因素的控制,硅质岩形成时存在多个喷口,在相对封闭的高盐度—碱性还原环境下的热水喷流期,热水与碱湖湖水混合,混合水沉积形成硅质、盐类矿物及白云石,最终形成含盐的云质硅质岩;热水喷流间歇期形成碱湖成因的含盐云质岩。

关键词: 硅质岩; 热水喷流; 碱湖沉积; 二叠系风城组; 准噶尔盆地
中图分类号:P59 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2019)04-0647-14
Geochemical features and origin of siliceous rocks of the Permian Fengcheng Formation in the northwestern margin of Junggar Basin
Gao Yuan, Wang Guo-Zhi, Li Na
College of Earth Sciences of Chengdu University of Technology,Chengdu 610059,China
About the corresponding author Wang Guo-Zhi,born in 1964,is a professor and doctoral supervisor. He is mainly engaged in sedimentology and petroleum geology. E-mail: 87409459@qq.com.

About the first author Gao Yuan,born in 1980,graduated from Chengdu University of Technology in 2011 with her Ph.D. degree. Now,she is a lecturer and is mainly engaged in petrology teaching and research. E-mail: yuanyuan400406@126.com.

Fund:Financially supported by the National Science and Technology Major Project of China(No.2016ZX05002-002)
Abstract

The siliceous and dolomitic rocks of the Permian Fengcheng are the most significant oil source rocks in the Junggar Basin. However,there is a debate on the origin of dolomitic and siliceous rocks. Base on the core observation and geochemical analyses including major elements,trace elements and silica isotopes,a more detailed study was made on the origin of siliceous rock. The results indicate the SiO2 content of siliceous rocks ranges from 55.15% to 85.61%,which indicates the rocks are not purely siliceous and contain a relatively high content of salt minerals formed in an alkaline lake and minerals formed in hydrothermal fluids. The siliceous rock is mainly distributed around the hydrothermal vents and usually interbedded with dolomitic rocks. Boron is enriched in siliceous rock,ranging from 90×10-6 to 10000×10-6 with an average of 680×10-6,which might be related to the searlesite and reflect an alkaline lake depositional environment the Sr/Ba of siliceous is larger than 1,and the Th/U and Sm/Nd values range from 0.62 to 2.06 and 0.20 to 0.24,respectively. REE distribution pattern of siliceous rock shows Eu negative anomaly and Ce negative anomaly or weak positive anomaly and significant enrichment in LREE. The δ30Si values range from 0.39‰ to 1.88‰. Trace elements and δ30Si values are different from typical hydrothermal siliceous origin. Both geological occurrence and geochemical characteristics of siliceous rocks indicate that the siliceous rocks of Members 2 and 3 of Fengcheng Formation are formed in an alkaline lacustrine involves hydrothermal activities. The formation of siliceous rock is controlled by many factors,such as the location of hydrothermal vents,the hydrothermal exhalative period and the temperature of each hydrothermal vents. During the hydrothermal exhalative period,the hydrothermal fluids mix with the alkali lake water to form the siliceous rocks that contain salt and dolomite. The sedimentary environment of siliceous rocks is a relatively closed environment with high salinity and alkaline reduction. During the intermittent stage between hydrothermal exhalative activity,the dolomite rocks containing salt minerals are the major products.

Key words: siliceous rock; hydrothermal exhalative activity; alkaline lacustrine sediment; Permian Fengcheng Formation; Junggar Basin

硅质岩是一类特殊的内生沉积岩, 成岩作用主要为生物或生物化学作用(杨建民和张招崇, 1999; Yao et al., 2002)、火山作用(田云涛等, 2007; 林良彪等, 2010)、交代作用(Kametaka et al., 2005)及热水作用(付伟等, 2004; Qiu and Wang, 2011)。准噶尔盆地西北缘乌夏地区下二叠统风城组二段和三段均发育硅质岩, 该套硅质岩与风城组的白云岩紧密共生, 是准噶尔盆地重要的致密油藏储集岩(蒋宜勤等, 2012; 常海亮等, 2016), 风3、风南5和风城1等井在风城组云质岩储集层中均获高产油流(薛晶晶等, 2012), 因此其成因受到广泛关注。目前关于云质岩和与之伴生的硅质岩的成因存在较大争议, 主要有3种观点: 热水喷流成因(柳益群等, 2011; 蒋宜勤等, 2012; 常海亮等, 2016)、火山交代成因(朱世发等, 2014)和碱(咸)化湖沉积成因(薛晶晶等, 2012; 余宽宏等, 2016)。成因模式的确定对优质储集层的预测至关重要, 因此, 以4口井岩心观察、薄片鉴定、包裹体分析及电子探针分析为基础, 结合区域地质背景, 重点研究硅质岩的主量、微量、稀土及硅同位素等地球化学特征, 揭示硅质岩的物质来源及成因, 以期为该地区致密云质岩储层的研究和开发提供理论依据。

1 地质概况及采样位置

准噶尔盆地二叠系风城组硅质岩, 主要发育于盆地西北缘东北段乌尔禾地区, 北邻哈拉阿拉特山, 西临扎伊尔山(图 1)。构造上位于准噶尔西北缘山前冲断带中北部的乌夏冲断带, 表现为一系列与逆冲断裂带有关的断裂带和断褶带, 断裂带形成于中晚二叠世, 受自石炭纪末期以来的海西运动、印支运动、燕山运动和喜马拉雅运动等多期构造运动叠加影响, 呈北东向、北东东向展布(冯建伟等, 2009; 牛海青等, 2009)。二叠系风城组为早二叠世前陆盆地构造背景上发育的一套湖湘沉积组合(冯有良等, 2011), 是良好的致密油气储集层。风城组自上而下可分为3段, 其中风一段(P1f1)主要为深灰色含云质粉砂岩与含云质泥岩、含盐质泥岩互层; 风二段(P1f2)主要为含盐云质泥岩夹薄层含云质粉砂岩; 风三段(P1f3), 下部岩性为泥质— 粉砂质白云岩, 上部岩性为含云质粉砂岩、砂岩和砂砾岩互层组合, 为向上变粗的进积旋回(蒋宜勤等, 2012)。云质硅质岩储集层段在风二段和风三段均有发育。硅质岩样品采集于准噶尔盆地西北缘哈拉阿拉特山南部乌夏地区的二叠系风城组二段和三段的哈山1井(HS1)、哈深斜1井(HSX1)、哈浅6井(HQ6)和哈浅101井(HQ101)(图 1)。

图 1 准噶尔盆地西北缘构造位置(据孙玉善, 1994; 余宽宏等, 2016; 综合编绘)Fig.1 Regional tectonic map of the northwestern margin of Junggar Basin(modified after Sun, 1994; Yu et al., 2016)

2 硅质岩地质特征
2.1 产状

风城组硅质岩与云质岩呈纹层状互层产出(图 2-a, 2-c), 反映了硅质岩与白云岩交互沉积。采样井的位置多位于断裂带附近, 即硅质岩的分布受断裂带控制。在研究区采集的硅质岩经碳氧同位素计算, 古湖水温度和包裹体温度均较高, 多在40° ~120° 范围内, 说明硅质岩的形成温度较高, 揭示硅质岩多分布在受断裂带控制的热液喷口附近, 热液喷口的具体位置还在做进一步研究。

图 2 准噶尔盆地西北缘风城组硅质岩岩心和镜下照片
a— 风城组硅质岩与白云岩呈互层层状, 哈山1井, 2156.6im, 岩心; b— 风城组斑块状硅质岩, 斑块由盐类矿物组成, 哈浅6井, 2703.5im, 岩心; c— 硅质岩与白云岩互层纹层状, 哈深斜1井, 样号HSX1-1, 正交偏光; d— 风城组硅质岩中的硅硼钠石和钠长石, 哈深斜1井, 样号HSX1-7, 正交偏光; e— 风城组硅质岩中的磷钠镁石, 哈浅6井, 样号HQ6-30-5, 正交偏光Fig.2 Core photos and microphotographs of siliceous rocks from the Fengcheng Formation in northwestern margin of Junggar Basin

2.2 矿物组成

与典型硅质岩相比, 研究区的硅质岩为不纯的硅质岩, 其主要矿物为隐晶石英, 同时含有不等量的白云石和盐类矿物(图 2-a, 2-b, 2-c)。白云石多呈自形晶粒状, 具雾心亮边结构, 含量受白云岩层影响, 在硅质岩层与白云岩层间接触界线清楚的部位, 靠近白云岩层处白云石含量增多, 远离白云岩层处白云石含量减少(图 2-c); 而在硅质岩层与白云岩层间接触渐变过渡部位, 岩性由云质硅质岩→ 硅质白云岩逐渐变化, 白云石含量逐渐增多。

硅质岩中的盐类矿物含量在5%左右, 自形程度好, 多呈斑块状(图 2-b)和雪花状分布在硅质岩中; 镜下观察结合电子探针测试结果显示, 所研究的4口井中风城组云质硅质岩含有的盐类矿物种类繁多, 主要有硅硼钠石(图 2-d)、磷钠镁石(图 2-e)、碳磷钠铁矿、碳酸钠钙石、天然碱、水硅钠石和镁菱铁矿等。盐类矿物镜下主要特征如下: 硅硼钠石, 无色, 正低突起, 具一级黄干涉色(图 2-d); 磷钠镁石, 无色, 正低— 正中突起, 具二级鲜艳干涉色(图 2-e); 碳酸钠钙石, 无色, 正低突起, 可被茜素红染成红色, 干涉色二级红; 碳磷钠铁矿, 无色, 正低— 正中突起, 干涉色二级红; 天然碱, 又名碳酸钠石, 无色, 负低突起, 高级白干涉色。硅质岩中除上述矿物外还可见少量钠长石(图 2-d)、萤石和菱锶矿等热水成因矿物。

3 硅质岩地球化学特征

对所有用于地球化学分析的代表性样品先进行偏光显微镜下薄片鉴定, 选择裂隙不发育、缺少石英脉充填的样品, 粉碎成细粒后进一步人工分选, 分选出来的样品送实验室分析测试。选取了13块风城组硅质岩分别进行常量、微量和稀土元素分析, 化学前处理及测试在澳实分析检测(广州)有限公司完成。所有样品的主量元素采用压片法X射线荧光光谱(XRF)分析测定, 先将样品在100i℃烘干1~2ih, 然后准确称取0.6ig粉末样品, 作烧失量后在高温炉内将样品和Li2B4O7按照1︰10的比例融化成玻璃片, 然后用X射线荧光光谱定量测试, 分析误差小于2%。微量元素和稀土元素含量采取电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)测试, ICP-MS测试溶液的制备采用酸溶法, 准确称取100img粉末样品, 在105i℃下将样品烘烤1~2ih, 冷却至室温, 然后在密闭的熔样器中加入0.5imL HNO3、2.5imL HF和0.5imL HClO4, 将样品熔融, 静置一周后烘干。烘干的样品再用1imL HNO3和3imL H2O溶解成清澈的液体。将溶液用超纯水稀释成1︰1000的液体, 再用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)对稀土元素进行测试, 分析精度为1%。选取11个硅质岩样品进行硅同位素分析, 同位素用离子探针质谱法测试, 测定前要先进行化学处理, 除去硫、碳等杂质, 提纯氧化硅, 再将氧化硅用纯的BrF5氟化, 转化成SiF4, 在MAT-251EM型质谱计上完成, 分析结果按NBS-28标准相对标定, 分析精度± 0.1‰ 。

3.1 主量元素

主量元素分析结果(表 1)显示, 准噶尔盆地西北缘硅质岩样品中SiO2含量变化范围为55.15%~85.61%, 平均值72.10%, 本地区样品SiO2含量低于纯硅质岩(91%~99.8%)(Murray et al., 1992), 不属于纯硅质岩。硅质岩SiO2含量随烧失量增加而减少, 与硅质岩含较多碳酸盐矿物和盐类矿物有关。CaO含量在0.31%~11%之间, MgO在1.6%~6.67%之间, 与硅质岩中含白云石有关; Na2O在0.63%~10.55%之间, K2O在0.36%~2.91%之间, 全铁含量在1.58%~4.53%之间, 上述常量元素的富集, 与硅质岩内含较多热液矿物钠长石和磷钠镁石、碳磷钠铁矿、硅镁石、钛硅钠石、菱镁矿、菱锶矿、菱铁矿、碳酸钠石、碳钠钙石和硅硼钠石等盐类矿物有关。Al2O3含量除哈浅101井的1个样品为9.19%外, 其他样品多在1.62%~4.02%之间; TiO2含量在0.06%~0.5%之间; MnO在0.03%~0.14%之间。

表 1 准噶尔盆地西北缘风城组硅质岩主量元素含量(w%) Table1 Major elements content(× 10-6)of siliceous rocks from the Fengcheng Formation in northwestern margin of Junggar Basin
3.2 稀土元素

相同物质来源的岩石或矿物往往表现出相似的稀土元素地球化学特征, 因此, 稀土元素常作为地球化学示踪剂, 指示流体来源及沉积环境。硅质岩的REE主要来源于2个途径: (1)吸收沉积水体本身的REE。(2)继承碎屑岩热液的REE。一般认为: 与热液有关的硅质岩$\sum$REE总体上偏低(周永章, 1990; 周永章等, 2004), LREE富集的特征(GdN/YbN值平均为2.57, LaN/YbN值平均为2.4)受到陆源碎屑物质影响的硅质岩具有相对较高的稀土总量(Masao and Masamichi, 2005)。

研究区硅质岩稀土元素分析结果列于表 2, 经球粒陨石值标准化后(Taylor and Mclennan, 1985), 稀土总量($\sum$REE)变化较大(4.16× 10-6~652.62× 10-6), 平均值248.3× 10-6, 远高于下陆壳平均值(66.98× 10-6)和上陆壳平均值(146.37× 10-6)。LREE/HREE值介于3.66~32.62之间, 平均值为12.78; LaN/YbN值介于2.05~33.24之间, 平均值为12.71, 轻重稀土整体分异较弱到中等; LaN/SmN值介于1.5~4.33之间, 平均值为3, 轻稀土分异较弱; GdN/YbN值介于0.58~5.19之间, 平均值为1.88, 重稀土分馏不明显。稀土分布曲线存在右倾型、平坦型和“ V” 字型3种配分模式(图 3-a, 3-b), 右倾型显示轻、重稀土间有中等强度的分馏特征, 重稀土光滑平缓; 平坦型显示轻、重稀土分馏较弱的特征; 右倾型、平坦型与同层位大部分的白云岩和盐岩稀土曲线模式相似(图 3-c, 3-d)(常海亮等, 2016), 显示三者流体的同源性; 本次分析仅有1个样品为轻稀土右倾而重稀土左倾的“ V” 字型, 具有轻、重稀土及重稀土内部分馏中等强度的特点。

表 2 准噶尔盆地西北缘风城组硅质岩稀土元素含量(× 10-6) Table2 Rare earth elements content(× 10-6)of siliceous rocks from the Fengcheng Formation in northwestern margin of Junggar Basin

图 3 准噶尔西北缘风城组岩石球陨石标准化稀土元素配分曲线(c、d的数据引自常海亮等, 2016)Fig.3 Chondrite-normalized REE patterns of siliceous rocks from the Fengcheng Formation in northwestern margin of Junggar Basin(REE data in Fig.c and Fig.d after Chang et al., 2016)

3.3 微量元素

微量元素测试结果见表 3, 原始地幔标准化蛛网图见图 4, 主要有2种微量元素分布模式, 可能指示流体来源的多源性。测试结果显示, 硅质岩多富U、Sr、Hf和Zr, 部分哈深斜1井和哈浅6井样品微量元素富U。风城组硅质岩的Sr含量为116~540μ g/g, 远低于海相沉积范围(1000~1200 μ g/g), 硼含量为90× 10-6~10i000× 10-6, 平均680× 10-6。

表 3 准噶尔西北缘风城组硅质岩微量元素含量（× 10-6）及比值 Table 3 Trace elements content（× 10-6）and ratios of siliceous rocks from Fengcheng Formation in northwestenrn margin of Junggar Basin

图 4 准噶尔西北缘风城组硅质岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化数据据Sun et al., 1989)Fig.4 Primitive mantle-normalized spider diagrams for trace elements of siliceous rocks from the Fengcheng Formation in northwestern margin of Junggar Basin(normalization data after Sun et al., 1989)

准噶尔西北缘13个硅质岩样品的Sr/Ba值在1.33~14.63之间, 均值为3.93; Th/U值在0.62~7.32之间, 大多小于2; 未检测到Ni和Co。

3.4 Si同位素

硅同位素组成发生变化的原因主要由溶液中SiO2沉淀过程的硅同位素动力学分馏所引起, SiO2沉淀速度越慢, 其动力分馏越大, δ 30Si值越高; 同时, 环境温度越高, SiO2结晶缓慢, 其同位素动力分馏较大, 多次溶解— 沉淀也可加速同位素分馏(邓碧平等, 2014), 因此δ 30Si是判断硅质岩成因及硅质来源的重要指标。风城组硅质岩硅同位素测试结果列于表 4。表 4显示硅质岩的δ 30Si值在0.39‰ ~1.88‰ 之间, 平均值1.36‰ , 经历了十分强烈的硅同位素动力分馏。

表4 准噶尔盆地西北缘风城组硅质岩Si同位素数据 Table 4 Si isotope data of siliceous rocks from the Femhcheng Formation in northwestern margin of Junggar Basin
4 讨论
4.1 硅质岩成因

准噶尔西北缘在风城组云质硅质岩沉积期断裂带发育, 热液顺断裂带喷流, 形成多个热液喷口, 云质硅质岩发育在热液喷口附近, 同时在云质硅质岩中可见热水矿物, 均指示其形成时具有频繁的湖底热液活动。而碱性盐类矿物的普遍存在, 表明风城组云质硅质岩形成于碱湖沉积环境, 碱湖为富含C O32-的pH值超过9的高碱性、高盐度湖盆(Duarte et al., 2008), 云质硅质岩中盐类矿物和热水矿物的共生, 反映了云质硅质岩形成于碱湖和喷流热水的混合水沉积环境。碱湖内热液喷口附近, 在热液喷流期热液与碱性盐湖水混合沉积形成含盐云质硅质岩, 在热液喷流间歇期形成含盐云质岩, 造成硅质岩与白云岩呈纹层状互层。

Al、Ti和Fe等元素在硅质岩成岩过程中较为稳定(Murray, 1994), 可以用来判断硅质岩的成因类型, 不同成因硅质岩在成岩物质来源及成岩物理化学条件上存在差异。研究证明, 硅质岩的形成有多种成因, 可以产出于多种环境(杨建民和张招崇, 1999)。热水沉积硅质岩具有较高的TFe2O3值, 最高值可达6.68%, 热水能提供大量的SiO2、MnO和Fe2O3(Herzig et al., 1988; Zhou et al., 1994), 但Al2O3、TiO2、K2O、Na2O和MgO含量低(Rona et al., 1987)。生物成因的硅质岩高SiO2、P2O5、Fe2O3而低Al2O3、TiO2、FeO、MgO及碱(Hesse, 1989)。火山喷发成因的硅质岩, 其氧化物特征上表现为高TiO2、FeO、MgO, SiO2/Al2O3、SiO2/(K2O+Na2O)和SiO2/MgO等值均显著低于生物成因硅质岩。因此, 硅质岩中Al、Ti、Fe和Mn等元素的含量对于判断硅质来源有重要意义。准噶尔西北缘硅质岩富集FeO、MgO、Al2O3, CaO和Na2O含量也相对较高, 而P2O5、MnO和TiO2含量较低; 较以上不同成因硅质岩的氧化物特征均有所不同, 与硅质岩中含有较多的盐类矿物、白云石及热液矿物有关。

Yamamoto(1987)指出Al/(Al+Fe+Mn)值为0.01时为纯热液成因, 纯生物成因的Al/(Al+Fe+Mn)值为0.6, 并提出了已被广泛应用的Al— Fe— Mn 三角成因判别图解(图 5)。准噶尔西北缘硅质岩有3个样品的Al/(Al+Fe+Mn)值在0.6左右, 落在三角图解中正常成因区, 其他样品均小于0.6, 属热水成因。在常量元素w(Fe2O3)/w(FeO)-w(SiO2)/w(Al2O3)和w(SiO2)/w(K2O+Na2O)-w(MnO)/w(TiO2)判别图解中(图 6), 研究区内样品多落在热水成因区。显示该地区硅质岩形成时受热水影响, 硅质岩中钠长石和萤石等热液矿物的出现也进一步印证了这一观点。

图 5 硅质岩Al-Fe-Mn三角图(底图据黄华等, 2013)Fig.5 Al-Fe-Mn diagram of siliceous rocks (base map after Huang et al., 2013)

图 6 硅质岩判别图解(底图据周杰和胡凯, 2008)Fig.6 Discriminate diagrams of siliceous rocks (base map after Zhou and Hu, 2008)

沉积岩中微量元素可用来指示流体来源, 彭军等(2000)研究认为Ba、As、U、Sb和Ag等的高度富集与深部热水活动有关; Maxchiy等(1982)研究现代大洋热水沉积物的微量元素特征时, 认为Sb和As的富集是热水沉积物区别于正常沉积物的重要标志。周永章(1990)研究认为As、Sb、Au、Ag含量高为广西丹池盆地热水成因硅质岩重要标志。强烈富集V、Co、Ni、Cu、Sr、U和Mo等元素与偏碱性、超基性岩浆的喷气热液密切有关(杨瑞东等, 2006); Nb、Th、Hf、Zr和Ti等高场强元素亏损, 指示与底部基岩有关的热水沉积有关(周洁和胡凯, 2008)。典型热水硅质岩中, Ag、Ba、Sr、Sb和U大量富集, 而Cr、Ni、Co和Zr则严重亏损。研究区大部分硅质岩的微量元素富集U、Sr、Hf和Zr, 亏损Cr、Ni、Co、Nb和Ba, 与典型的热水成因硅质岩有差异, 这种差异性与陆源输入Hf、Zr有关, 是由热水与湖水的混合导致的。4口井不同深度样品的Sm/Nd值和Th/U值变化趋势相似(图 7), Sm/Nd值分布在0.14~0.24之间, 平均值0.20, 介于原始地幔值(0.33)和地壳值(0.18)之间, HQ6井有3个样品(编号HQ6-30-20、HQ6-30-21和HQ6-30-17)均接近地壳值, 其他样品的Sm/Nd值接近原始地幔值(0.20); Th/U值多分布在0.62~7.32之间, 平均值2.33, 小于原始地幔值(4.00)和地壳值(4.20), HQ6井3个样品(编号HQ6-30-20、HQ6-30-21和HQ6-30-17)Th/U值高于地壳值。上述微量元素的比值均可反映原始地幔和上地壳混染的特征, 而HQ6井这3个样品的微量元素比值反映其更接近地壳值, 其蛛网图及稀土元素配分曲线相似, 且不同于其他井及层位样品的分布趋势, 综合上述特征推测HQ6井距离喷口较远, 硅质岩形成时热水与湖水混合程度较低。

图 7 准噶尔盆地西北缘风城组硅质岩Th/U值、Sm/Nd值以及SiO2和δ 30Si含量Fig.7 Th/U, Sm/Nd and content of SiO2 and δ 30Si of siliceous rocks from the Fengcheng Formation in northwestern margin of Junggar Basin

Si同位素数据显示样品的Si同位素值整体较高, 主要是由于硅质岩形成于喷口附近, 高温喷流环境促进了同位素的动力分馏。硅同位素分布示意图(图 8)显示δ 30Si值与热水成因、生物成因和低温自生沉积成因均有重合部分, 但风城组硅质岩中生物较少见, 且综合常量及微量元素的分析结果均不是生物成因, 因此可排除生物成因, 同时δ 30Si值在湖泊水范围内, 综合分析风城组硅质岩与湖泊水范围相似, 部分与热水成因重复, 说明风城组硅质岩不是典型的热水成因, 而是由湖水与热水混合沉积形成。

图 8 准噶尔盆地西北缘凤城组硅同位素分布示意图(据刘英俊等, 1984; 秦志军等, 2016)Fig.8 Distribution of Si isotope from the Fengcheng Formation in northwestern margin of Junggar Basin(after Liu et al., 1984; Qin et al., 2016)

研究区样品的主量元素、稀土元素、微量元素及硅同位素数据表明, 4口井的硅质岩均形成在喷口附近, 受热液影响显著, HQ6井样品的Th/U值和Sm/Nd值均显示湖水和热水混合程度低, 稀土元素特征与其他井的样品有差异, 可能是距离喷口略远所致。在靠近喷口处的哈深1、哈深斜1和哈浅101井样品的Th/U值和Sm/Nd值显示, 其形成时热水和湖水混合程度较高, δ 30Si值与Sm/Nd值变化趋势相似(图 7), 但数字变化比较大, 说明δ 30Si值除了受湖水混合程度的影响外, 还受其他因素的影响。SiO2含量随深度的降低呈增加趋势, HQ6井的SiO2含量相对其他井并没有明显降低, 指示喷流热水在不同时期的温度不同, 即便是离喷口较近的井位, 如果热水温度低也会导致硅质含量的降低。

地球化学数据的非典型性热水特征, 进一步揭示了硅质岩形成于热水和湖水混合的环境中, 只是由于距离喷口的距离不同而导致其混合程度不同。从4口井的分布位置(图 1)来看, 离喷口较远的哈浅6井位于4口井的中部, 推测存在多个喷口, 各个喷口在不同时期喷流的热水温度不同, 导致即便是在喷口附近如果热水温度较低其硅质含量仍然不高, 更多的证据还在研究中。

4.2 硅质岩沉积环境

4.2.1 稀土元素对沉积环境的响应

Ce和Eu是对环境变化反映非常灵敏的变价稀土元素, 常被用以解译硅质岩的沉积环境信息。Ce异常(Ce/Ce* )和Eu异常(Eu/Eu* )分别通过公式Ce/Ce* =CeN/(LaN+PrN)1/2和Eu/Eu* =EuN/(SmN× GdN)1/2计算, N代表球粒陨石标准化(Taylor and Mclennan, 1985)。准噶尔西北缘的硅质岩Eu/Eu* 在0.56~0.99之间, 平均值为0.76; Ce/Ce* 值变化于0.96~1.04之间, 平均值为1.08。

Ce异常可以有效地判断古沉积环境的氧化还原条件(姚通等, 2014), 氧化条件下Ce3+容易被氧化为相对溶度积较小的Ce4+, 导致沉积物中Ce3+亏损, 在REE配分曲线中呈现明显的Ce负异常, 而还原条件下则以Ce3+形式存在, Ce主要表现为弱异常甚至正异常。由于Ce异常受La丰度变化的干扰, Morad和Felitsyn(2001)指出当La/Sm> 0.35、且与Ce/Ce* 无相关性时, 用Ce异常判断沉积环境是有效的。研究区准噶尔盆地西北缘风城组样品La/Sm分布于3.5~10.3, 远高于0.35, 与Ce/Ce* 的决定系数为0.0005(图 9), 可用于判断沉积环境。

图 9 准噶尔盆地西北缘凤城组硅质岩La/Sm与Ce/Ce* 相关图Fig.9 La/Sm-Ce/Ce* correlogram of siliceous rocks from the Fengcheng Formation in northwestern margin of Junggar Basin

Bau 和Dulski(1996)提出使用Ce/Ce* -Pr/Pr* 图解来判断真正的Ce异常。此判别图解(图 10)中, 风城组硅质岩样品均落在无异常区域, 指示该地区硅质岩沉积时湖水处于还原环境。

图 10 准噶尔盆地西北缘风城组硅质岩Ce异常判别图解(底图据Bau 和 Dulski, 1996)Fig.10 Ce/Ce* -Pr/Pr* discrimination diagram of siliceous rocks from the Fengcheng Formation in northwestern margin of Junggar Basin(base map after Bau and Dulski, 1996)

多数学者认同氧化还原条件与温度是控制Eu正异常的主因(Klinkhammer et al., 1994; 郑荣才等, 2018), 还原条件下形成的沉积岩多具有Eu负异常, 但随温度升高, 如高达几百度时, 即便是在中等还原条件下, 流体中的Eu也主要以Eu2+的状态存在而形成流体的Eu正异常, 即沉积岩中Eu正异常指示沉积水介质有高温富集Eu2+流体的参与(陈宝赟等, 2014)或酸性的热液流体(Eu/Eu* 平均为15.6)的影响, 热液流体的Eu正异常是热液交代岩浆或围岩中的斜长石的结果, 但热液容易受到湖水的稀释作用, 明显的Eu/Eu* 异常仅在海底火山(热液)活动中心周围数十千米以内出现(Chen and Qing, 2006)。风城组硅质岩具明显的Eu负异常, 完全不同于海相喷流岩所具有的Eu正异常, 类似的情况在滇西临沧县沧锗矿的陆相热水沉积硅质岩及甘肃酒西盆地下沟组湖相喷流岩中可见(郑荣才等, 2018)。综合分析认为, 形成风城组硅质岩的热水沉积作用发生在深水、高碱性的还原环境中, 此特征与风城组硅质岩中含有较多钠长石和碱盐类矿物相吻合。

稀土元素Y和Ho具有相似的离子半径和电负性, 二者在地质环境中通常具有相似的地球化学行为(张亚冠等, 2015), Y与Ho的比值可以有效判断沉积物的沉积环境, 并且不受环境的氧化— 还原条件控制, 当体系受到外来热液混入时, Y/Ho值表现出较大的变化范围(王津津等, 2011)。准噶尔西北缘风城组硅质岩除1件样品的Y/Ho值为70以外, 其余样品的Y/Ho值介于26.7~32.2之间, 与球粒陨石Y/Ho值(28左右)及上地壳Y/Ho值(27.5)有部分差异, 可明确地显示有外来热液流体的混入。

4.2.2 微量元素对沉积环境的响应

沉积物中的某些微量元素含量及比值可以指示沉积水体的盐度和氧化还原条件, Sr/Ba> 1, Th/U< 2通常可指示咸水和还原环境, 风城组硅质岩Sr/Ba值均大于1, Th/U值多小于2, 说明当时沉积环境为咸水还原环境。

硼元素含量可以指示硅质岩形成时水介质的古水体盐度及沉积环境(秦志军等, 2016)。有研究指出, 盐湖矿床中的硼来源于热泉水和矿化水。准噶尔西北缘风城组硅质岩中的硼含量为90× 10-6~10i000× 10-6, 平均680× 10-6, 远大于一般海相岩石的硼含量100× 10-6(刘英俊等, 1984), 指示高盐度水介质特征, 由于硼元素容易被溶解, 不易保存, 所以风城组沉积时的古水体盐度比目前硼含量所反映的盐度还要高。此外风城组中常见自生矿物硅硼钠石, 硅硼钠石是碱性蒸发岩中常见的富硼元素矿物, 此矿物的出现与硅质岩富集硼元素有密切的关系, 反映该地区硅质岩沉积时为相对封闭的碱性还原湖相环境, 流体来源于热泉水或矿化水。

5 结论

1)准噶尔盆地西北缘风城组云质硅质岩与硅质白云岩呈纹层状或条带状互层产出, 硅质岩多分布在热液喷口附近, 硅质岩中含有白云石, 且白云石分布不均匀, 反映了硅质岩与硅质白云岩交互沉积的特征。硅质岩中钠长石等热水成因矿物和较多盐类矿物的共生指示风城组硅质岩形成于热水和碱湖水混合沉积环境。

2)风城组硅质岩纯度较低, 富集FeO、MgO、Al2O3、CaO和Na2O等常量元素, 与硅质岩中含有较多白云石、热水矿物及盐类矿物有关。常量元素特征指示风城组硅质岩形成时与热水密切相关。稀土元素特征显示硅质岩与同层位大部分的白云岩和盐岩流体来源相似, 与典型热水成因不同, 其热水性质为偏碱性还原热液流体。硅质岩的Si同位素特征显示风城组硅质岩同位素值为喷流热水和湖水混合成因。硅质岩的微量元素不反映典型热水沉积特征, Th/U值和Sm/Nd值的特征进一步揭示了硅质岩形成时存在多个喷口且各喷口在不同时期温度不同, 硅质岩是由喷流热水和湖水混合后形成, 喷流热水温度低会导致硅质含量的降低。同时大部分样品的Sr/Ba> 1、Th/U< 2和硼异常富集则表明水介质盐度高, 硅质岩沉积时为相对封闭的高盐度— 碱性还原湖相环境。

3)岩石产状和地球化学特征综合显示硅质岩主要为喷流热水与碱湖水形成的混合水沉积成因。硅质岩形成受喷口的位置、热水喷流期和各喷口喷流热水的温度等多方面因素的控制。在热水喷流期, 热液与碱湖湖水混合形成含盐的云质硅质岩, 热水间歇期、离喷口较远及喷口热水温度低均会导致硅质含量的下降。

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