引用本文
张帅, 柳益群, 李红, 焦鑫, 周鼎武. 准噶尔盆地东部中二叠统幔源热液沉积白云岩* [J]. 古地理学报, 2020, 22(1): 111-128.
Zhang Shuai, Liu Yi-Qun, Li Hong, Jiao Xin, Zhou Ding-Wu. Mantle-originated hydrothermal-sedimentary dolostone in the Middle Permian in eastern Junggar Basin,China[J]. Journal Of Palaeogeography, 2020, 22(1): 111-128.  
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准噶尔盆地东部中二叠统幔源热液沉积白云岩*
张帅1,2,3, 柳益群1, 李红1, 焦鑫1, 周鼎武1
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 中国科学院青藏高原研究所,高寒生态与生物多样性重点实验室,北京 100101
3 中国科学院大学,北京 100049
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.net。

第一作者简介 张帅,男,1993年生,博士研究生,主要从事沉积学研究工作。E-mail: zhangs@itpcas.ac.cn。

收稿日期:2019-10-12 网络出版日期:2020-02-01
基金项目:*国家自然科学基金面上项目 (编号: 41572086)、自然科学基金青年基金项目(编号:41802120)和中国博士后基金(编号:2018M633557)联合资助
摘要

准噶尔盆地东部吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组,沉积于陆内裂谷背景下岩浆—热液活动强烈的咸化湖盆中。在芦草沟组中发现一类与湖底热液活动有关的幔源热液沉积白云岩,包括方沸钠长白云岩、硅质白云岩与含水铵长石钠长白云岩。作者对该类白云岩开展微米级尺度的岩相学研究,结合同位素地球化学研究,探讨成矿流体性质与详细成因机理。岩矿特征和同沉积变形构造指示白云岩形成于沉积期。白云石为有序性较差的原白云石,呈微米级球状、葡萄状晶体,与方沸石、水铵长石、钠长石及玉髓等热液矿物彼此镶嵌结晶,高温下发生了白云石对钠长石碎屑的交代作用;白云岩锶同位素(平均为 0.705 687)显示成矿流体中幔源组分较多;白云岩具有重δ13 CPDB (平均为 6.94‰)和轻δ18 OPDB (平均为- 8.12‰)。基于成矿流体由幔源热液与湖水混合的假设,利用δ18 OPDB计算估计,研究区白云岩的形成温度较普通云质岩高 25~50 ℃。研究表明白云石为幔源热液喷出湖底后直接沉淀形成,并提出可能的成因模式。热液沉积白云岩是一种不可或缺的白云岩成因类型,研究成果对促进人们理解白云石的形成规律、推动完善成因岩石学理论具有重要意义。

关键词: 白云岩成因; 幔源热液沉积作用; 二叠系; 芦草沟组; 准噶尔盆地
中图分类号:P618.130.2+1 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2020)01-0111-18
Mantle-originated hydrothermal-sedimentary dolostone in the Middle Permian in eastern Junggar Basin,China
Zhang Shuai1,2,3, Liu Yi-Qun1, Li Hong1, Jiao Xin1, Zhou Ding-Wu1
1 State Key Laboratory of Continental Dynamics,Northwest University,Department of Geology, Northwest University,Xi'an 710069,China
2 Key Laboratory of Alpine Ecology(LAE),Institute of Tibetan Plateau Research,Chinese Academy of Sciences(CAS),Beijing 100101,China
3 University of Chinese Academy of Sciences,Beijing 100049,China
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.net.

About the first author Zhang Shuai,born in 1993,is a Ph.D. degree candidate in Northwest University. He is engaged in sedimentology. E-mail: zhangs@itpcas.ac.cn.

Fund:Co-funded by General Program of the National Natural Science Foundation of China (No. 41572086),the National Science Foundation of China for Young Scientist (No. 41802120) and the China Postdoctoral Science Foundation (No.2018M633557)
Abstract

The Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag,eastern Junggar Basin,China,deposited in a salt-lake within an intracontinental rift basin,in which magmatic-hydrothermal activities were intensive. Mantle-originated hydrothermal-sedimentary dolostone in lake bottom are discovered. Three types of dolostones are found,including analcime-albite dolostone,silicic dolostone and buddingtonite-albite dolostone. The ore-forming fluid characteristics and detailed formation mechanism are discussed based on micrometer-scale petrographical and isotopic geochemical research. Both petrographic feature and syndepositional deformation have indicated these dolostones are formed in a depositional stage. The dolomites are relatively poor-ordered proto-dolomites,with micron-sized spherical or aciniform morphology,and coexist with hydrothermal minerals that include analcime,buddingtonite,albite and chalcedony. Albite clasts were replaced by dolomites under high temperatures. The remarkably low strontium isotopic composition of the dolostones(av. 0.705687)suggests abundant mantle-originated material in the ore-forming fluid. The dolostones have positive δ13 CPDB values(av. 6.94‰)and negative δ18 OPDB (av.-8.12‰). The calculated formation temperature of the dolomites by using δ18 OPDB is about 25-50 ℃ higher than that of the dolomitic rocks in Lucaogou Formation,based on the assumption that the fluid is the mixture of lake water and mantle-originated hydrothermal fluid. We conclude a possible genetic model that the dolomites precipitated directly from the mantle-originated hydrothermal fluid once it erupted to the lake bottom. We argue that the hydrothermal-sedimentary dolomite is an indispensable genetic type and this study is of great significance for both deciphering the formation rules of dolomite and supplementing the theory of petrogenesis.

Keyword: dolostone genesis; mantle-originated hydrothermal sedimentation; Permian; Lucaogou Formation; Junggar Basin

白云石最早在1791年被Dolomieu报道以来, 其如何在常温常压下形成一直困扰着人们(Land, 1998; Arvidson and Mackenzie, 1999), 这就构成了“ 白云石问题” (Machel, 2004)。高温可打破白云石形成的动力学障碍, 有利于白云石形成(Machel, 2004)。实验研究表明, 有序白云石可在高温条件(> 140 ℃)下直接从水溶液中合成(Rodriguez-Blanco et al., 2015)。严格来讲, 只要由温度高于周围环境温度的流体形成的白云石均为热液白云石(Machel and Lonnee, 2002)。自然界中的热液白云石以成岩期热液交代的白云石为主(Boni et al., 2000; Al-Aasm et al., 2002; Al-Aasm, 2003; Luczaj et al., 2006), 热液白云石化模式的研究已较成熟。在拉张构造背景下, 热液也可进入海盆或湖盆形成以硫酸盐、碳酸盐和硅质等为主的白烟囱(如the Lost City, Kelley et al., 2001), 并形成“ 热液沉积白云石” (Ilich, 1974)。尽管热液沉积白云岩不在“ 白云石问题” 直接讨论的问题范围内, 但它一方面是一种不可或缺的白云岩成因类型, 对人们理解白云石的形成规律有启发意义, 另一方面具有重要的矿产(Ilich, 1974)和油气资源价值(郑荣才等, 2003), 对其研究无疑具有重要的理论和应用价值。

可能由于缺乏较好的白云化作用的物质基础或白云石沉淀的条件, 关于现代白烟囱中的白云石少有报道(Shanks Ⅲ , 2001), 且无成因机理研究。而对地质历史时期的热液沉积白云石的研究有一定的基础。Ilich(1974)对南斯拉夫Inner Dinarides地区中新统纹层状白云岩的研究, 表明其为热液进入湖盆后直接沉淀形成, 首次提出“ 热液沉积白云岩” (Hydrothermal-Sedimentary Dolomite), 白云石呈微晶与菱镁矿共生, 湖盆基底为大型橄榄岩— 蛇纹岩体, 为白云石和菱镁矿提供了充足的镁铁离子。该研究是世界首例同沉积环境中形成的热液白云岩, 但一直未受到关注。时隔近30年后, 郑荣才等(2003)研究认为, 中国酒西盆地下白垩统中存在类似成因的热液喷流沉积白云岩, 认为其属于“ 湖相白烟型喷流岩” (郑荣才等, 2006)。自此, 在中国多个沉积盆地中发现了热液沉积成因的白云岩/白云石(戴朝成等, 2008; Zhang et al., 2010; 柳益群等, 2010; Liu et al., 2012; 郭强等, 2012; Wen et al., 2013; 钟大康等, 2015, 2018; 傅饶等, 2015; 常海亮等, 2016; 陶刚等, 2016; 李红等, 2017; 焦鑫等, 2017a; 陈志鹏等, 2018; Jiao et al., 2018)。热液沉积白云岩多由微晶铁白云石组成, 与沸石类、钠长石、重晶石、石英等低温热液矿物以及少量黄铁矿、闪锌矿、方铅矿等共生, 以发育纹层状、网脉状构造、同生变形构造和热水内碎屑结构为特征。

上述研究判别热液沉积白云岩的主要依据为矿物组合、宏观结构构造和地球化学特征。热液沉积白云石多呈微泥晶, 其微观特征及其与共生矿物之间的结构特征应为成因判别的直接证据, 然而已有研究均忽略了这一点。考虑到现代环境中缺乏热液沉积白云岩, 且白云石可形成于沉积成岩的各个阶段, 其成因具有一定的复杂性, 因此很有必要从微观尺度上对热液沉积白云岩进行剖析, 结合地球化学特征, 进一步揭示其形成机制。

本研究在中国准噶尔盆地东部吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组中发现了与幔源流体相关的热液喷流沉积白云岩。对该类新型的白云岩进行微米尺度的岩相学研究, 结合同位素地球化学研究, 并与同层位云质岩进行对比研究, 阐明其微观特征并探讨成矿流体性质与形成机理, 促使这一新型的白云岩成因类型为更多人所认知。

1 研究区概况

准噶尔盆地位于中国新疆维吾尔自治区北部(图 1-a)。盆地周边被山系围限, 基底由石炭系及其以前的微陆块、洋盆及岛弧组成(Bian et al., 2010)。晚石炭世, 准噶尔地块与北部西伯利亚板块和南部塔里木— 中天山板块之间的古洋盆分别闭合(李锦轶等, 1990; Carroll et al., 1995), 受此影响, 早二叠世海水从盆地退出, 仅残存东南部博格达裂谷海水伸入盆地并与外海沟通(Wartes et al., 2002)。包括准噶尔盆地在内的北疆地区进入板内伸展阶段(Zhou et al., 2006; 方世虎等, 2006; 卢苗安, 2007), 准东地区进入裂陷盆地演化阶段(方世虎等, 2006)。中晚二叠世, 准噶尔盆地与吐哈盆地发育单个大型湖泊(Wartes et al., 2002), 沉积了一套近2000 m厚、总有机碳含量超过20%的富有机质细粒湖相沉积岩(Graham et al., 1990; Carroll et al., 1992)。盆地东部的吉木萨尔凹陷(图 1-b)二叠系在此背景下形成, 为一套半深湖— 深湖相纹层状沉积岩。

图 1 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷地质概况图(据匡立春等, 2013; 有修改)
a— 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷地质简图; b— 石炭系— 三叠系地层简表Fig.1 Geological outline of Jimusar sag, Junggar Basin(modified from Kuang et al., 2013)

吉木萨尔凹陷自下而上发育下石炭统巴塔玛依内山组、中二叠统将军庙组和芦草沟组及上二叠统梧桐沟组(图 1-c)。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)及岩浆— 热液喷流沉积作用(Jiang et al., 2015; 李红等, 2017; 柳益群等, 2018)综合影响的细粒湖相沉积岩系。岩性以云质岩类和沉凝灰岩类为主。云质岩中的白云石为准同生白云石, 主要呈微晶与凝灰碎屑或陆源碎屑混合, 同位素地球化学特征显示其可能受到幔源热液活动影响(张帅等, 2018)。除正常沉积成因的物质组分外, 芦草沟组中还发育有大量岩浆— 热液沉积岩, 表现为粗粒棱角状的方解石矿物或集合体呈“ 斑状” 产出于细粒的基质中, 方解石的流体包裹体均一温度高达400 ℃(李红等, 2017; 柳益群等, 2018)。

2 样品与实验方法

本研究通过手标本观察和薄片镜下鉴定, 在吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组J37井岩心中发现一处特征区别于云质岩的方沸钠长白云岩(深度2849.3 m)以及一处硅质白云岩(深度2863.6 m)。另外, 在J174井深处发现一处含水铵长石钠长白云岩(深度3126.5 m)。选择方沸钠长白云岩、硅质白云岩与含水铵长石钠长白云岩各一套样品进行全岩X衍射分析、电子探针分析、电子探针背散射图像与扫描电镜二次离子图像观察、白云石有序度分析、碳、氧同位素分析及锶同位素分析。为了对比研究, 结合薄片镜下鉴定, 在J174井选取准同生成因(张帅等, 2018)的自形— 半自形微晶白云岩共3个样品进行锶同位素和碳氧同位素分析。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, 用于锶同位素测试的样品白云石含量大于90%、且不含其他碳酸盐矿物。由于本研究发现的上述各类白云岩矿物组成较复杂, 全岩样品中的白云石含量通常难以达到实验要求, 因此结合偏光显微镜与背散射图像研究, 使用微钻钻取白云石富集的部位, 用于各项测试。

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, 实验电子束加速电压为15 kV, 电流为10nA, 电子束斑直径为2~5 μ m。扫描电镜分析和锶同位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, 电镜像散小于等于50 μ m, 放大倍数7~1000000倍, 图像分辨率小于等于3.5 nm; 锶同位素分析的仪器为英国Nu Instrument公司生产的多离子等离子体质谱仪Nu Plasma。碳、氧同位素分析在中国科学院地球环境研究所完成, 仪器型号为MAT252气体稳定同位素质谱仪, 国家标准TTB1(GBW04405)样品的分析精度, 碳同位素优于± 0.06‰ , 氧同位素优于± 0.08‰ 。

3 实验结果
3.1 岩石学与矿物学特征

方沸钠长白云岩、硅质白云岩和含水铵长石钠长白云岩的矿物组成及含量见表 1。其中方沸钠长白云岩含水铵长石钠长白云岩随深度增加白云石含量逐渐减少, 过渡为云质钠长水铵长石岩, 本研究重点关注上部的含水铵长石钠长白云岩。

表 1 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组白云岩X衍射分析结果 Table1 XRD analysis results of dolostones in the Middle-Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

方沸钠长白云岩由下部方沸石— 长石— 白云石透镜体和上部白云石层组成(图 2-e), 二者间以一薄层灰黑色含凝灰质白云岩(图 2-a)为界; 底部与凝灰质白云岩(图 2-h)接触, 界线不规则(图 2-g), 边界附近的凝灰质白云岩纹层围绕边界变形(图 2-e), 表明方沸钠长白云岩于沉积期形成。

图 2 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组方沸钠长白云岩特征Fig.2 Characteristics of analcime-albite dolostone in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin
图2说明:
a— 方沸钠长白云岩中间薄层暗色粉砂质白云岩, 正交光, J37井, 2849.3 m; b— 方沸钠长白云岩上部, 正交光, J37井, 2849.3 m; c— 方沸钠长白云岩, 白云石与方沸石、钠长石等矿物镶嵌结晶, 或呈层状或团簇状集合体产出, 正交光, J37井, 2849.3 m; d— 方沸钠长白云岩, 白云石集合体包绕方沸石和钠长石, 正交光, J37井, 2849.3 m; e— 方沸钠长白云岩及其下部的凝灰质白云岩(下部灰黑色岩层), J37井, 2849.3 m; f— 图d的f区域, 方沸钠长白云岩, 白云石呈球状、葡萄状产出, 与方沸石、钠长石、钾长石及水铵长石共生, 背散射图像, J37井, 2849.3 m; g— 方沸钠长白云岩与下部凝灰质白云岩的界线, 正交光, J37井, 2849.3 m; h— 图e中的h区域, 方沸钠长白云岩下部的含凝灰质白云岩, 正交光, J37井, 2849.3 m; i— 图d中的i区域, 方沸钠长白云岩, 方沸石内部和粒间存在钾长石与水铵长石的交生体, 背散射图像, J37井, 2849.3 m; j— 图b中的j区域, 方沸钠长白云岩上部, 背散射图像, J37井, 2848.8 m; k— 方沸钠长白云岩上部的白云岩, 白云石胶结钾长石, 钾长石边缘形成水铵长石, 背散射图像, J37井, 2848.8 m; l— 方沸钠长白云岩上部的白云岩, 白云石胶结并交代钠长石晶屑, 背散射图像, J37井, 2848.5 m; m— 同l, 白云石交代钠长石, 背散射图像, J37井, 2848.5 m; n— 他形微粉晶白云石, 扫描电镜二次离子图像2848.5 m; o— 同层位正常沉积岩中的自形白云石, 扫描电镜二次离子图像, J37井, 2783.5 m。 (红点为电子探针分析点; Dol: 白云石; Ab: 钠长石; Kf: 钾长石; Bdt: 水铵长石; Q: 石英; Ana: 方沸石)

硅质白云岩(图 3)与含水铵长石钠长白云岩(图 4)岩石宏观特征与普通沉积岩无显著差异, X衍射分析与微米尺度的岩相学特征表明其具有特殊的矿物组成(表1)与结构构造, 表明具有不同于正常湖相沉积物的成因。

图 3 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组硅质白云岩特征
a— 硅质白云岩手标本, J37井, 2863.6 m; b— 硅质白云岩, 白云石呈暗褐色球粒, 球粒间为玉髓, 正交光, J37井, 2863.6 m; c— 同b, 正交光; d— 硅质白云岩, 背散射图像, J37井, 2863.6 m; e— 同d, 背散射图像; f— 硅质白云岩, 白云石呈球粒状, 球粒自内向外由于含铁量不同而呈环带, 背散射图像, J37井, 2863.6 m。红点为电子探针分析点; Dol: 白云石; Q: 石英Fig.3 Characteristics of silicic dolostone in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

图 4 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组含水铵长石钠长白云岩特征
a— 含水铵长石钠长白云岩手标本, J174井, 3126.5 m; b— 顶部含水铵长石钠长白云岩, 主要由微晶白云石和钠长石组成, 局部有自生板条状钠长石, 正交光, J174井, 3126.5 m; c— 云质钠长水铵长石岩, 黑色球粒之间为白云石和钠长石, 正交光, J174井, 3126.5 m; d— 云质钠长水铵长石岩, 向下黑色球粒粒径增大, 正交光, J174井, 3126.5 m; e— 含水铵长石钠长白云岩中的白云石球粒被钠长石胶结, 背散射图像, J174井, 3126.5 m; f— 云质钠长水铵长石岩中的黑色球粒, 由水铵长石和空洞组成, 球粒间为白云石和钠长石, 背散射图像, J174井, 3126.5 m; g— 自生钠长石, 背散射图像, J174井, 3126.5 m; h— 自生钠长石, 扫描电镜二次离子图像, J174井, 3126.5 m。红点为电子探针分析点; Dol: 白云石; Ab: 钠长石; Bdt: 水铵长石Fig.4 Characteristics of buddingtonite-albite dolostone in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

3.1.1 方沸钠长白云岩

方沸钠长白云岩中, 方沸石呈自形— 半自形晶体, 正交镜下方沸石部分消光(图 2-a, 2-c, 2-d); 电子探针分析表明部分消光是由于方沸石被钾长石和水铵长石部分交代(图 2-i); 方沸石被钾长石、水铵长石和自形板状钠长石胶结(图 2-a, 2-c, 2-d, 2-f, 2-i)。白云石主要呈团块状集合体, 包绕方沸石— 长石集合体(图 2-c, 2-d)。单个白云石呈球状或葡萄状微粉晶颗粒, 粒度为5~15 μ m(图 2-f)。扫描电镜下的球状白云石(图 2-n)明显区别于同层位正常沉积岩中自形菱面体的白云石(图 2-o)。

方沸钠长白云岩向上矿物组合明显单一化, 以白云石为主(图 2-b, 2-j), 石英和长石陆源碎屑(图 2-k)或晶屑(图 2-l, 2-m)散布于基质的白云石中。有2个特殊现象应该被关注, 其一, 被白云石胶结的钾长石碎屑边缘为“ 浸染状” 水铵长石环带(图 2-k); 其二, 被白云石胶结的钠长石晶屑被白云石交代, 残留下不规则的钠长石, 背散射图像下晶屑原有边缘仍清晰可见(图 2-m, 红色虚线), 部分颗粒完全被白云石交代(图 2-l, 2-m)。

3.1.2 硅质白云岩

硅质白云岩仅由白云石和玉髓组成(表 1)。单偏光下, 白云石呈灰黑色球粒, 粒径10~50 μ m, 边界不规则(图 3-d, 3-e, 3-f)。球粒从外向内FeO含量先降低后增加, 在背散射图像下显示环带结构(图 3-f)。球粒组成团簇状集合体, 集合体之间充填有玉髓(图 3-b, 3-c)。

3.1.3 含水铵长石钠长白云岩

含水铵长石钠长白云岩随深度增加白云石含量减少, 水铵长石含量增加, 逐渐过渡为云质钠长水铵长石岩。含水铵长石钠长白云岩中(图 4-b), 白云石呈小于10 μ m的球粒或不规则他形颗粒, 被钠长石所胶结, 背散射图像显示晶体核部FeO含量较边缘低(图 4-e); 局部可见自生板条状钠长石(图 4-g, 4-h)。

含水铵长石钠长白云岩样品下部出现黑色球粒, 且粒径随深度逐渐增加, 由50 μ m增加到下部的200 μ m(图 4-c, 4-d); 球粒的正粒序结构表明其在形成后曾经历过一定的沉积作用。电子探针分析表明黑色球粒内含有水铵长石集合体, 其余部分不含物质而呈黑色孔洞, 球粒间仍为白云石和钠长石, 且白云石被钠长石胶结(图 4-f)。

3.1.4 白云石矿物元素特征与有序度

白云石的电子探针分析结果见表 2。白云石中普遍存在Fe和Mn对Mg的替代, Sr对Ca的替代。与理想白云石(CaO含量为30.41%, MgO含量为21.86%)相比, 方沸钠长白云岩中的白云石具有较低的(CaO+SrO)含量(平均为28.946%)和较高的(MgO+TFeO+MnO)含量(平均为22.577%); 硅质白云岩中的白云石则相反, 具有较高的(CaO+SrO)含量(平均为31.034%)和较低的(MgO+TFeO+MnO)含量(平均为20.752%); 含水铵长石钠长白云岩中的白云石中的(CaO+SrO)含量和(MgO+TFeO+MnO)含量均接近于理想白云石。3种白云石均具有一定的有序度, 其中含水铵长石钠长白云岩中白云石的有序度最低(表 3)。虽然3种白云石的化学计量偏离理想白云石, 但表现出的有序度表明其为严格意义上的白云石(Gregg et al., 2015), 属于原白云石(Gaines, 1977)。

表 2 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组白云石电子探针成分(mass%) Table2 Electron microprobe analysis of dolomites(mass%)in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin
表 3 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组白云岩的白云石有序度 Table3 Degree of order of the dolomites in dolostones in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

3类白云石均显著富集Fe, 其中方沸钠长白云岩和含水铵长石钠长白云岩中的白云石以含铁白云石为主(TFeO含量大于1.55%)(Tucker and Wright, 1990)。

3.2 地球化学特征

3.2.1 锶同位素

本研究获取了方沸钠长白云岩、硅质白云岩、含水铵长石钠长白云岩和微晶白云岩的锶同位素组成, 结果见表 4和图 5。

表 4 准噶尔盆地吉木萨尔中二叠统芦草沟组白云岩锶同位素87Sr/86Sr值 Table4 87Sr/86Sr of strontium isotopes of dolostone in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

图 5 准噶尔盆地吉木萨尔中二叠统芦草沟组白云岩锶同位素特征Fig.5 Characteristics of strontium isotopes of dolostone in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

4类白云岩的锶同位素组成均较轻, 介于壳源硅铝质岩石锶同位素值0.720± 0.005(Faure, 1986)与幔源锶同位素值0.70350(Palmer and Elderfield, 1985)之间, 相比于现代河流锶同位素值0.712± 0.001(Goldstein and Jacobsen, 1987)和二叠纪海水锶同位素值0.70685~0.70800(Korte et al., 2006), 更接近于三塘湖盆地二叠系地幔热液喷流沉积白云岩的锶同位素平均值0.705 005(Liu et al., 2012)。

3.2.2 碳、氧同位素

碳、氧同位素分析结果见表 5和图 6。本研究的白云岩具有较重的δ 13CPDB和较轻的δ 18OPDB, 与中国典型的2例热液沉积白云岩, 即酒泉盆地热水沉积原生白云岩(Wen et al., 2013)和三塘湖盆地热水沉积原生白云岩(焦鑫, 2017)类似。氧同位素值与酒泉盆地热水沉积白云岩、意大利Sardinia地区热液白云岩(Boni et al., 2000)和加拿大西部盆地热液白云岩(Al-Aasm, 2003)的δ 18OPDB落在相同的范围内。本研究的白云岩和研究区的云质岩、三塘湖盆地热水沉积白云岩的δ 13CPDB相似, 属于区域特征。

表 5 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组白云岩与云质岩碳、氧同位素值 Table5 Data of carbon and oxygen isotopes of dolostones and dolomitic rocks in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

图 6 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组白云岩与云质岩碳、氧同位素特征Fig.6 Characteristics of carbon and oxygen isotopes of dolostones and dolomitic rocks in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

4 讨论

本研究的3类白云岩具有以下特征: (1)白云石与方沸石、钠长石、水铵长石及玉髓共生, 区别于普通化学沉积岩; (2)白云石多为微米级球粒, 与实验室高温条件下直接从溶液中沉淀的白云石具有类似的形态(Rodriguez-Blanco et al., 2015), 弯曲的晶面也可能反映出其具有比平直晶面的自形白云石更高的成矿温度(Sibley and Gregg, 1987); (3)在方沸钠长白云岩上部, 发生了白云石对钠长石的交代作用(图 2-m), 指示异常高温(如400 ℃, Nishiyama, 1990)。根据这些事实首先可推测3类白云岩为热液成因。基于此, 就白云岩的形成阶段、白云石共生矿物的成因、白云岩地球化学特征与成矿流体性质、成因机理进行讨论。

4.1 白云岩形成阶段

如前所述, 方沸钠长白云岩下部沉积岩的同沉积变形构造的发育指示其形成于沉积期。硅质白云岩和含水铵长石钠长白云岩虽然产状不明, 但不难推测二者也形成于沉积期, 原因如下: (1)白云石均呈微米级球粒, 区别于成岩期交代成因的粒度较大的自形白云石, 也区别于热液交代的鞍状白云石(Luczaj et al., 2006);

(2)二者宏观构造均匀, 未见交代结构; (3)含水铵长石钠长白云岩中的粒序层所指示的沉积作用难以在成岩环境中进行。另外, 研究区西南部的乌鲁木齐地区二叠系湖相白云石随深度增加, 有序度没有增加, 基本未受成岩作用改造(Li et al., 2017), 表明研究区普遍缺乏成岩交代成因的白云石。

4.2 共生矿物

在本研究白云石的共生矿物中, 方沸石(郑荣才等, 2003; 柳益群等, 2010; Liu et al., 2012; Wen et al., 2013)、钠长石(郑荣才等, 2003; 柳益群等, 2010; Zhang et al., 2010)和玉髓(陶刚等, 2016)在热水沉积岩中均有报道。由于方沸石有较多成因类型, 水铵长石报道较少, 因此对白云岩中的方沸石和水铵长石做进一步分析。

Coombs和Whetten(1967)通过总结前人研究、模拟实验以及理论计算, 将沉积岩中的方沸石分为3类(图 7),

图 7 方沸石成因类型判别图(修改自Coombs and Whetten, 1967)Fig.7 Discrimination diagram of genetic types of analcime (modified from Coombs and Whetten, 1967)

碱性流体与火山玻璃反应形成的富硅方沸石(Na13Al13Si35O96· nH2O-Na14Al14Si34O96· nH2O)、埋藏交代成因的中硅方沸石(接近于Na14Al14Si34O96 · nH2O)、高碱度流体直接沉淀形成的、且与化学沉淀白云石共生的低硅方沸石(Na15Al15Si33O96 · nH2O-Na16Al16Si32O96 · nH2O)。方沸石的Si/Al值介于2.153~2.494之间(表 6), 主体落在低硅方沸石的范围(图 7), 与白云石共生, 也与低硅方沸石的特征一致; 同时, 方沸钠长白云岩中的方沸石均为自形— 半自形晶体(图 2), 与中硅方沸石的胶结物产状不同; 方沸钠长白云岩中未见与富硅方沸石伴生的石英或其他含硅矿物, 而与白云石共生。因此方沸钠长白云岩中的方沸石属于低硅方沸石, 由高碱度流体直接沉淀形成。

表 6 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组方沸石电子探针成分(mass%) Table6 Electron microprobe analysis of analcimes(mass%)in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

水铵长石(理想分子式为(NH4)[AlSi3O8])是由于 NH4+替代钾长石中的K+形成, 主要存在于热泉中(Barker, 1964; Erd et al., 1964; Krohn, 1987; Krohn et al., 1993), 被公认为热液活动的指示矿物(Pampeyan, 2010)。少数情况下, 水铵长石也见于成岩环境中, 呈长石的自生加大边产出或充填于微裂缝中(Ramseyer et al., 1993; Hori et al., 1986)。研究区芦草沟组中的水铵长石特征多与钾长石相似, 未见自生加大边的产状; 另外, 水铵长石分布有限且极不均匀, 集中出现时含量达40%, 而经成岩作用形成的水铵长石应达到一定规模, 难以用成岩作用解释水铵长石的成因。本研究中的水铵长石(表 7)应为热液活动的产物, 热液经过下伏沉积岩过程中, 使有机质发生热解, 释放铵根离子并随流体迁移。热液喷出湖盆遇到钾长石时, 由于钾离子与铵根离子的半径相近, 发生离子替代, 形成水铵长石(Hallam and Eugster, 1976)。另外, 在方沸钠长白云岩上部, 被白云石胶结的钾长石碎屑中, 其边部的水铵长石内边缘极不规整, 呈“ 侵染” 状(图 2-k), 与成岩期长石的水铵长石自生加大边明显不同。对此更合理的解释为热液中的铵根离子向已存在的钾长石颗粒内部渗透交代钾离子形成。

表 7 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组水铵长石电子探针成分(mass%) Table7 Electron microprobe analysis of buddingtonites(mass%)in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin
4.3 同位素地球化学特征与成矿流体性质

白云岩锶同位素组成可用于示踪成矿流体来源。对于热液成因的白云岩来说, 尽管热液在向上运移过程中会与围岩发生物质交换, 但锶同位素交换发生非常缓慢, 该过程不会影响锶同位素的示踪作用(Stettle, 1977; Stettle and Allè gre, 1978; Norman and Landis, 1983)。此次研究的白云岩的锶同位素值接近于幔源锶同位素值, 与三塘湖盆地地幔热液喷流沉积白云岩锶同位素组成相近(图 5), 表明成矿流体有大量幔源物质的参与。

研究区的白云岩和云质岩的碳氧同位素值无明显相关关系(图 6), 表明其基本未受成岩作用影响(Qing and Mountjoy, 1994; Veizer et al., 1999)。同时, 研究区西南部的中二叠统白云岩也普遍未受成岩作用显著影响(Li et al., 2017), 表明这一现象可能具有区域性。

白云岩较轻的δ 18OPDB往往与高温有关(Allan and Wiggins, 1993), 此次研究的白云岩δ 18OPDB显著较轻, 与酒泉盆地热液沉积白云岩、意大利和加拿大典型热液白云岩的δ 18O落在了同样的范围, 低于芦草沟组云质岩和同期海相碳酸盐岩(图 6), 暗示了该白云岩同样具有较高的形成温度。

通过白云石形成时白云石— 流体系统氧同位素分馏系数与温度的函数关系1000× lnα =3.14× 106× T-2-2(Land, 1983), 可推算白云石沉淀温度的计算公式: T=[3.14× 106/(1000× lnα +2)]1/2, 其中α =(1+ δ18O白云石/1000)/(1+ δ18O流体/1000)(α 为分馏系数, T为热力学温度)。由该式可知, 白云石的氧同位素组成同时是温度和成矿流体氧同位素组成的函数。由于本研究中的白云石多为微晶, 缺乏流体包裹体, 温度和流体氧同位素均未知, 但可对成矿流体氧同位素组成进行假设, 以对成矿温度进行估计。由白云岩锶同位素特征可知, 成矿流体为幔源热液流体或湖水与幔源热液的混合流体。选取与研究区湖盆古环境(张帅等, 2018)相似的塔里木盆地察尔汗盐湖湖底淤泥水的 δ18OSMOW, 0.82‰ (肖云, 1995)作为研究区湖盆古湖水氧同位素假设值, 而幔源热液的 δ18OSMOW为6.0‰ ~10.0‰ (Valley et al., 1986)。利用0.82‰ 和10.0‰ 计算成矿流体分别为湖水和幔源热液时白云石的形成温度, 作为温度的最小和最大值(表 8)。

表 8 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组白云石形成温度估算 Table8 Calculation of formation temperature of dolomites in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

结果表明, 当成矿流体氧同位素值相同且在假设值范围内, 此次研究的白云岩成矿温度较芦草沟组云质岩中白云石的成矿流体温度高25~50 ℃。值得注意的是, 由于湖水氧同位素值随季节、入湖径流和降水的源地的变化而变化多端(Cohen, 2003), 该结果仅用于定量评估成矿温度差异, 不能代表白云石的真实成矿温度。

吉木萨尔凹陷云质岩具有较重的δ 13CPDB, 这是由于地层中的高有机质埋藏量所反映的较高的生物生产量造成同期湖水贫12C(张晓宝等, 2000; 张帅等, 2018)。本研究的白云岩同样具有较重的δ 13CPDB, 可能由于湖水也参与进入成矿流体。相比之下2类热液白云岩均具有较轻的δ 13CPDB, 这与原岩碳同位素组成(Boni et al., 2000)和成岩期碳同位素偏负的流体(Al-Aasm, 2003)有关。

4.4 成因机理

综合上述讨论, 结合研究区湖盆在中二叠统湖底岩浆— 热液活动强烈(李红等, 2017; 柳益群等, 2018)的事实, 推测方沸钠长白云岩、硅质白云岩和云质钠长水铵长石岩为一类形成于沉积期的湖相幔源热液沉积白云岩。锶同位素特征显示成矿流体中幔源物质参与较多; 氧同位素特征表明其形成温度显著高于研究区云质岩中的自形— 半自形微粉晶白云石。热液带来的高温打破了白云石形成的动力学障碍; 沉积期湖盆为干旱气候下的咸水湖(Carroll et al., 2010; Bian et al., 2010; Jiang et al., 2015; 张帅等, 2018), 湖水较高的C O32-/Ca2+与热液带来的Mg2+、Fe2+满足了白云石形成的溶液化学条件要求(Machel, 2004), 促进了白云石的形成。据此, 提出方沸钠长白云岩、硅质白云岩和含水铵长石钠长白云岩可能的成因模式。

在热液喷出湖底之前, 在湖盆底部沉积物粒间微生物的调节作用下形成高镁方解石微粒, 在此基础上交代形成准同生白云石(张帅等, 2018)(图 8-a)。高温的幔源热液喷出后, 骤降的温度和压力使得流体的物理化学性质发生急剧变化, 并在热液与湖水界面处形成一层水蒸气膜, 对热液的温度具有保持作用(Kokelaar, 1982; White, 2000; 焦鑫等, 2017b), 在此条件下, 自形— 半自形方沸石颗粒率先结晶沉淀, 随着温度的下降, 在方沸石粒间沉淀形成钠长石和钾长石, 胶结了方沸石颗粒, 后续热液中的铵根离子进入部分钾长石晶格替代钾离子, 形成水铵长石。同时, 流体可能进一步交代方沸石颗粒, 在其边部形成钾长石和水铵长石(图 2-c, 2-d, 2-i)。后期热液流体继续喷出湖底, 湖底沉积物中的大量高镁方解石晶体微粒被卷入流体中, 当流体碱度足够高时, 可能首先发生对高镁方解石微粒的白云石化, 随后在微粒表面形成先驱贫镁钙碳酸盐纳米颗粒, 纳米颗粒发生溶解, 开始通过生长阵面成核机制(Grá ná sy et al., 2005)以球状生长的方式形成原白云石(Rodriguez-Blanco et al., 2015)(图 8-b), 并围绕方沸石— 长石集合体结晶形成集合体(图 2-d, 2-f, 2-i)。因此方沸钠长白云岩的矿物结晶序列为: 方沸石→ 钠长石+钾长石→ 水铵长石→ 白云石。由于受到水压的影响, 水下热液喷发多呈脉动式的多期次喷发(Fisher and Schmincke, 1984), 在间歇期时, 方沸钠长白云岩顶部沉积了薄层的暗色碎屑层(图 2-a; 图8-c), 之后相对低温的白云石的结晶又占优势, 在方沸钠长白云岩层上形成白云岩(图 2-b; 图8-d)。当钾长石碎屑被卷入热液时, 被白云石胶结(图 2-b), 并在其边缘形成水铵长石, 呈“ 浸染” 状产出(图 2-k); 当热液裹挟了钠长石时, 在高温作用下发生了白云石对钠长石的交代作用(图 2-l, 2-m)。

图 8 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组方沸钠长白云岩成因模式
a— 湖底准同生云质岩; b— 热液流体喷涌至湖底, 白云石及其共生矿物结晶; c— 热液沉积白云岩结晶成岩, 热液活动间歇期; d— 热液活动再次活跃Fig.8 Genetic model of analcime-albite dolostone in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

当热液富硅质时, 随着降温, 流体从液体状态逐渐变为胶体。温度继续降低, 白云石先沉淀结晶, 形成球粒状集合体, 而后玉髓在球粒之间结晶, 形成硅质白云岩(图 3)。硅质白云岩的矿物结晶序列为: 白云石→ 玉髓。

当热液携带大量来自于下部沉积层有机质的N H4+时, 被热液卷入的钾长石晶屑或陆源碎屑转变为水铵长石(图 9-a), 形成由水铵长石集合体组成的球粒(图 4-c, 4-d, 4-f; 图9-b)(具体机制还需进一步研究)。水铵长石球粒在溶液环境中发生了沉降分选作用, 形成正粒序结构(图 4-c, 4-d; 图9-c)。同时溶液中发生着白云石的结晶, 在高镁方解石微粒表面形成白云石微球粒, 随后钠长石结晶, 胶结水铵长石球粒和白云石微球粒(图 4-e; 图9-b, 9-c)。由于流体成分的不均匀性, 局部结晶较大的自生钠长石(图 4-g, 4-h)。含水铵长石钠长白云岩的矿物结晶序列为: 水铵长石→ 白云石→ 钠长石。

图 9 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组含水铵长石钠长白云岩成因模式
a— 热液流体中卷入长石碎屑, 发生水铵长石化作用; b— 水铵长石球粒形成并发生沉降分选, 白云石沉淀; c— 钠长石沉淀, 含水铵长石钠长白云岩形成Fig.9 Genetic model of buddingtonite-albite dolostone in the Middle Permian Lucaogou Formation in Jimusar sag, Junggar Basin

4.5 地质意义

由于封闭盐湖湖水的高碱度和微生物的诱导作用, 湖水环境往往较海相环境更有利于形成接近于原生成因的白云石(Last, 1990), 是研究“ 白云石问题” 的天然实验室, 对于这类型的白云石已有较多报道(如Del Cura et al., 2001)。另一方面, 当来自于盆地深部的富Mg2+热液流体遇到厚层灰岩时, 由于具有极佳的白云石化的物质基础, 热液白云石也应运而生(如Boni et al., 2000)。但当富Mg2+热液流体喷涌至盐湖湖底时会发生什么?热液沉积白云岩将这个环节连接了起来。因此, 热液沉积白云岩应当是自然界白云石的一种不可或缺的成因类型。针对其成因机理的研究, 对促进人们认识该类岩石、理解白云石的形成规律以及推动完善成因岩石学理论均具有重要意义。

同时, 湖底热液活动能够促进湖水循环, 将底层营养物质带至湖盆上部, 促进生物繁盛; 热液本身携带的P、N等营养元素为湖盆内的生物提供了很好的营养源, 从而显著地增加了沉积层中的有机碳埋藏量, 为高品质的烃源岩提供物质基础(Zhang et al., 2010; You et al., 2019)。准噶尔盆地芦草沟组是全球最佳的烃源岩之一(Graham et al., 1990; Carroll et al., 1992), 高有机碳含量所反映的湖盆生物繁盛很可能与同期热液活动有关。

目前已报道的热液沉积白云岩多以特殊的矿物组合和宏观的热液沉积构造为特征。相比之下, 准噶尔盆地东部中二叠世湖盆中的幔源热液沉积白云岩的热液沉积特征多表现在微观尺度下, 这暗示了在具有相似构造背景和沉积环境的湖盆中, 热液沉积成因的白云岩或许比已报道的更多。

5 结论

准噶尔盆地吉木萨尔凹陷中二叠统芦草沟组中的方沸钠长白云岩、硅质白云岩和含水铵长石钠长白云岩为一类形成于沉积期的幔源热液沉积白云岩。白云石为有序度较低的原白云石, 多呈微米级球状或葡萄状, 与实验室高温合成白云石形态相似, 与方沸石、水铵长石、钠长石及玉髓等热液矿物镶嵌结晶, 局部可见白云石交代钠长石碎屑, 反映热液温度较高。白云岩的87Sr/86Sr(平均0.705 687)表明热液流体中幔源组分显著; δ13CPDB较重(平均为6.94‰ ), δ18OPDB较轻(平均为-8.12‰ ), 基于成矿流体由幔源热液与湖水混合的假设, 利用 δ18OPDB计算估计, 白云岩的形成温度较研究区普通云质岩高25~5 0℃。白云石形成于近热液喷口的高温区, 幔源热液与湖水混合后直接沉淀结晶形成白云石及其共生矿物, 高温热液打破了白云石形成的动力学障碍。热液沉积白云岩应当是自然界白云石的一种不可或缺的成因类型。针对其成因机理的研究对促进人们理解白云石的形成规律和推动完善成因岩石学理论均具有重要意义。

致谢 西安地质研究所实验测试中心的周宁超工程师在实验过程中给予了充分的指导和协助, 审稿专家对文章提出了建设性意见, 在此一并表示衷心感谢!

(责任编辑 郑秀娟; 英文审校 徐 杰)

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