准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系风城组碱湖沉积特征与古环境演化
张志杰1, 袁选俊1, 汪梦诗1, 周川闽1, 唐勇2, 陈星渝3, 林敏捷1, 成大伟1
1. 中国石油勘探开发研究院,北京 100083
2. 中国石油新疆油田公司,新疆克拉玛依 834000
3. 北京大学地球与空间科学学院,北京 100871
通讯作者:袁选俊(1963-),男,四川南部人,博士,中国石油勘探开发研究院教授级高级工程师,博士生导师,主要从事湖盆沉积与岩性地层油气藏分布规律研究。地址:北京市海淀区学院路20号,中国石油勘探开发研究院石油地质实验研究中心,邮政编码:100083。E-mail: yxj@petrochina.com.cn

第一作者简介:张志杰(1977-),女,河北保定人,博士,中国石油勘探开发研究院高级工程师,主要从事石油地质学和沉积学研究。地址:北京市海淀区学院路20号,中国石油勘探开发研究院石油地质实验研究中心,邮政编码:100083。E-mail: zhzhijie@petrochina.com.cn

摘要

基于岩心及薄片观察、地球化学及元素分析、测井电性响应特征、岩相类型及展布等研究,揭示准噶尔盆地玛湖凹陷下二叠统风城组的碱湖沉积特征及其演化模式。结果表明,风城组主要发育6种岩相类型,其中含碱性矿物岩相主要发育在风二段,富有机质泥岩岩相广泛分布于风一段上部和风三段下部,常与白云岩及云质岩类岩相呈互层产出。风城组古环境演化主要受火山活动和古气候控制,可以划分为5个阶段。第1阶段(风城组一段沉积前期)火山活动强烈,气候较干旱,火山碎屑岩-沉火山碎屑岩发育;第2阶段(风城组一段沉积后期)火山活动减弱,气候较湿润,富有机质泥岩发育,形成风城组主要烃源岩;第3阶段(风城组二段沉积早期)气候转向干热、湖盆开始萎缩,盐度逐渐升高,白云岩及云质岩类发育;第4阶段(风城组二段沉积后期)气候持续干热、湖平面低、盐度高,天然碱等特殊碱性矿物析出,标志着碱湖的最终形成;第5阶段(风城组三段沉积期)气候再次转为湿润,湖平面升高,湖盆开始淡化,以陆源碎屑岩、云质岩类沉积为主。图10表1参36

关键词: 准噶尔盆地; 二叠系风城组; 沉积特征; 古环境恢复; 碱湖沉积; 岩相; 玛湖凹陷
中图分类号:TE122 文献标志码:A
Alkaline-lacustrine deposition and Paleoenvironmental evolution in Permian Fengcheng Formation at the Mahu Sag, Junggar Basin, NW China
ZHANG Zhijie1, YUAN Xuanjun1, WANG Mengshi1, ZHOU Chuanmin1, TANG Yong2, CHEN Xingyu3, LIN Minjie1, CHENG Dawei1
1. Research Institute of Petroleum Exploration & Development, PetroChina, Beijing 100083, China;
2. Petrochina Xinjiang Oilfield Company, Karamay 834000, China
3. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China
Abstract

Alkaline-lacustrine deposition and its evolution model in Permian Fengcheng Formation at the Mahu Sag, Junggar Basin were investigated through core and thin-section observation, geochemical and elemental analysis, logging response and lithofacies identification. Six lithofacies are developed in the Fengcheng Formation. The Feng 2 Member (P1f2) is dominated by lithofacies with alkaline minerals, while the upper part of the Feng 1 Member (P1f1) and the lower part of the Feng 3 Member (P1f3) are primarily organic-rich mudstones that are interbedded with dolomite and dolomitic rock. Paleoenvironment evolution of Fengcheng Formation can be divided into 5 stages, which was controlled by volcanic activity and paleoclimate. The first stage (the early phase of P1f1) was characterized by intensive volcanic activity and arid climate, developing pyroclastics and sedimentary volcaniclastic rocks. The secondary stage (the later phase of P1f1) had weak volcanic activity and humid climate that contributed to the development of organic-rich mudstone, forming primary source rock in the Fengcheng Formation. The increasing arid climate at the third stage (the early phase of P1f2) resulted in shrinking of lake basin and increasing of salinity, giving rise to dolomite and dolomitic rocks. The continuous aird climate, low lake level and high salinity at the fourth stage (the later phase of P1f2) generated special alkaline minerals, e.g., trona, indicating the formation of alkaline-lacustrine. The humid climate made lake level rise and desalted lake water, therefore, the fifth stage (P1f3) dominated by the deposition of terrigenous clastic rocks and dolomitic rocks.

Keyword: Junggar Basin; Permian Fengcheng Formation; depositional characteristics; paleoenvironment reconstruction; alkaline-lacustrine deposition; lithofacies; Mahu Sag
0 引言

碱湖属于高盐度、高矿化度的咸化湖, pH值通常大于9, 有的甚至高达11。与常见的淡水湖、氯化物型盐湖、硫酸盐型盐湖及海水不同, 碱湖水体中, 以钠离子和碳酸根离子(含碳酸氢根)为主[1], 所以又称为苏打湖或碳酸盐型盐湖。著名的现代碱湖包括美国的Mono湖、Walker湖, 中国内蒙高原的察汗绰湖以及肯尼亚的Turkana湖、Magadi湖等[2, 3, 4, 5]。碱湖不但蕴藏了大量含钠碳酸盐岩类矿物(纯碱), 还与优质烃源岩的赋存密切相关, 如美国大绿河盆地的第三系绿河组页岩TOC值高达20%~30%[6], 面积约6.5× 104 km2的湖相绿河组页岩石油地质储量超过2 000× 108 t[7]。中国泌阳凹陷古近系核桃园组为典型的碱湖沉积, 其TOC值(1.4%~1.9%)虽小于绿河组页岩(4%~20%), 但仍是中国具有代表性的“ 小而肥” 的含油气盆地, 在其中已发现多个油田[8]。分析认为, 碱湖因其细菌和古生菌类型多样、生物产率高[2], 可形成优质的烃源岩。1974年, Melack等统计东非大裂谷附近多个碱湖的生物产率发现, 碱湖的生物产率是河流和淡水湖的2.0~12.6倍[3]。此外, 由于碱湖水体常具分层特征, 有利于在湖底形成还原环境, 降低有机质的氧化分解程度, 从而有利于有机质的保存。1990年, Domagalski等对Mono湖、Walker湖及美国大盐湖湖底系统取样分析表明, 与普通盐湖相比, 碱湖TOC值更高, 其中相比于无水体分层或水体分层不明显的碱湖, 有水体分层的碱湖具有更高的TOC[2, 4]

研究表明, 碱湖的形成需要具备特殊的地质条件。首先其形成需要相对封闭的汇水盆地, 蒸发量大, 使得盐类能不断析出; 注入水量充足, 保证湖盆不会过早干涸。这样在Mg2+、Ca2+析出之后, 才有足够的HCO3-、CO32-与Na+结合, 生成钠碳酸盐。具有这种环境的地区通常为气候干旱区[9]。其次, 形成碱湖需要充足的溶质来源, 包括降水、地表径流、地下水, 以及热液等在注入湖盆过程中与土壤、基岩或围岩发生水岩反应带来的溶质。从现代碱湖地理位置分布来看, 碱湖湖盆流域内广泛分布火山岩[10]。一方面超基性和中基性岩浆岩, 尤其是相应喷出岩中的玻璃质, 极易遭受风化并发生水解, 为湖盆提供丰富的Na+, 提高水体的碱度; 另一方面因为热液为湖盆带来丰富的化学物质(包括Na+、HCO3-、CO32-等离子)、火山气体(主要是CO2)和水体补给[11]。在此情况下, 溶质在复杂的化学分异过程中, HCO3-、CO32-、Na+增加, 而Mg2+、Ca2+减少[2], 从而形成碱湖。

准噶尔盆地玛湖凹陷下二叠统风城组湖相富有机质泥岩规模发育, 是近期在斜坡区发现的玛湖大油田的主力供油层段[12]。对于玛湖凹陷风城组的沉积环境, 学术界存在很多争议。1980年以前, 多倾向将其划分为海湾相、残留海相沉积[13]。之后随着钻测井、地震资料的增加, 以及区域构造-沉积演化研究的深入, 对于玛湖凹陷风城组为咸化湖盆沉积的认识已达成共识[14]。2010年以来, 在玛湖凹陷风城组发现多种指示碱性环境及热液作用的矿物, 这一沉积特征与美国绿河组碱湖沉积和现代碱湖沉积特征十分相似, 因此相继有学者提出玛湖凹陷风城组为碱湖沉积的观点[15]。因目前全球发现的同类实例还很少, 所以玛湖凹陷风城组为研究古碱湖沉积提供了一个良好对象, 但就其岩石矿物类型、沉积环境等方面的研究仍处于起步阶段。

为加深对玛湖凹陷风城组碱湖沉积的理解、提升对碱性湖盆的成因认识, 本文基于现有的钻测井和岩心资料, 应用岩石薄片、扫描电子显微镜、常微量元素分析等手段, 开展碱性矿物识别、岩相划分及测井响应特征分析、古环境恢复等研究工作, 探讨玛湖凹陷碱湖沉积演化模式, 以期为其深化勘探提供沉积学依据和基础认识。

1 地质概况

玛湖凹陷位于准噶尔盆地西北部(见图1a), 是中央坳陷的次一级负向构造单元, 面积约5 000 km2

2017年, 在玛湖凹陷三叠系百口泉组发现三级石油地质储量达10× 108 t级规模。

风城组位于下二叠统, 下伏佳木河组, 上覆夏子街组。自下而上划分为风一段(P1f1)、风二段(P1f2)和风三段(P1f3), 各层段岩相分布差异较大(见图1b)。风一段沉积早期, 火山活动频繁, 玛湖凹陷东北部以火山碎屑岩-沉火山碎屑岩沉积为主, 此后依次发育富有机质泥岩、白云岩及云质岩类; 随着湖盆水体盐度不断升高, 风二段沉积时期凹陷中部发育大量的天然碱、碳氢钠石、碳酸钠钙石等碱性矿物; 风三段沉积时期, 湖盆盐度降低, 凹陷内以云质岩类沉积为主, 风三段顶部发育陆源碎屑岩, 越靠近扎伊尔山山麓, 碎屑岩含量越高、粒度越大。凹陷内深大断裂附近纵向上发育富硅硼钠石岩类[16]

图1 准噶尔盆地玛湖凹陷构造位置

2 岩相类型与展布特征
2.1 岩矿特征

风城组矿物组成以石英、长石、方解石、白云石为主, 可见硅硼钠石、碳钠镁石等不常见矿物。黏土含量很少, 黏土矿物以蒙脱石为主。

石英含量为3%~45%, 平均值为27%。长石以斜长石为主, 斜长石含量为3%~27%, 平均值为14%, 钾长石含量为3%~19%, 平均值为6%。少量分布的钾长石反映了风城组为富钠贫钾环境, 这是因为酸性条件下, 高岭石相对较稳定, 但随着pH值逐渐增大, 在富钾的环境中, 高岭石则可以转化成伊利石, 而在富钠、钙、镁的环境中, 则会转化为蒙脱石或绿泥石[17]。方解石含量为2%~48%, 平均值为15%, 在富含碱性矿物的岩石中几乎未见方解石。白云石含量差异大, 为4%~80%, 平均值为30%。此外还存在指示热液作用的硅硼钠石、代表碱性环境碳钠镁石等。其黏土含量小于10%, 高长英质、低黏土含量说明风城组风化作用以物理风化为主, 化学风化作用不明显。黄铁矿含量为2%~10%, 平均值为5%, 主要分布在风二段, 指示还原环境。

以FN1井为例, 风一段以火山岩、凝灰质碎屑岩为主, 长石矿物占主导(见图2); 风二段主要是云质岩类、泥质岩, 白云石、方解石矿物占比高; 风三段分布砂砾岩、粉砂岩, 以长英质矿物为主。整体上风城组表现为富长英质、贫黏土矿物、火山碎屑含量丰富的特征。

图2 准噶尔盆地玛湖凹陷风城组沉积综合柱状图(以FN1井为例)

2.2 岩相类型

玛湖凹陷风城组为典型的细粒沉积, 夹少量粗粒碎屑物质, 可见碳酸盐岩、碎屑岩及与火山作用相关的熔岩和火山碎屑岩等。在前人研究的基础之上, 本文通过岩心观察、显微镜下鉴定, 将风城组岩相划分为6种主要类型, 分别为火山碎屑岩-沉火山碎屑岩、富有机质泥岩、白云岩及云质岩类、含碱性矿物岩、富硅硼钠石岩类[16]及陆源碎屑岩岩相(见图3)。其中, 火山碎屑岩-沉火山碎屑岩相是指火山碎屑含量大于25%, 物源来自火山岩, 原地或近距离搬运; 而陆源碎屑岩岩相的火山碎屑含量则小于25%, 通常有一定的搬运距离。

图3 准噶尔盆地玛湖凹陷风城组主要岩相类型及沉积特征综合分析图

火山碎屑岩-沉火山碎屑岩岩相主要岩性为玄武质岩、凝灰岩及向沉积岩过渡的凝灰质粉砂岩、凝灰质砂砾岩, 垂向上主要分布在风一段底部, 但在玛湖凹陷东北部风城组几乎整体发育该岩相, 岩心上可见火山碎屑杂乱分布, 或见于泥岩夹层中。风城组火山岩偏碱性, 镜下可见大量蚀变残余的钾长石、钠长石, 推测是碱性火山岩发生水解溶蚀作用, 为水体提供Na+[1, 2]

富有机质泥岩岩相广泛分布于凹陷, 岩心可见白色条带发育, 根据其成分划分为富有机质云质泥岩(条带为白云石)和富有机质灰质泥岩(条带为方解石)。富有机质灰质泥岩颜色明显暗于富有机质云质泥岩, 经测定, 前者TOC值平均为1.6%, 后者为1.0%[16]

风城组广泛发育白云岩及云质岩类岩相, 多与泥质岩互层, 录井显示可见大套纯净的白云岩, 如F7井的风一段至风二段。

含碱性矿物岩相是碱湖最具特征的岩相, 通过FN5、F26及FN7等取心井分析, 发现风城组中富含碱类矿物, 包括天然碱(Na2CO3· NaHCO3)、碳氢钠石(Na5H3(CO34)、碳酸钠钙石(Ca2Na2(CO33)、氯碳钠镁石(Na3Mg(CO32Cl)、丝硅镁石(Na4Mg6(H2O)4(Si6O152(OH)4· 8H2O)等, 主要分布于风二段。现有钻井显示, 越靠近玛湖凹陷中央, 碱性矿物越发育, 推测凹陷中央为碱性矿物最为发育区。大量碱性矿物的发现证实风城组为碱湖沉积。

分析距乌夏断裂带较近的FN5、FN7、F26等取心井, 富硅硼钠石岩类岩相多见于断裂附近, 常与碱性矿物共生, 或呈条带状夹于云质岩类及泥质岩中, 其发育与火山喷发和热液活动密切相关[18]

风三段沉积后期陆源碎屑供给充足, 多分布于扎伊尔山山前, 岩性为细粒的粉砂岩-细砂岩、粗粒的含砾粗砂岩-砾岩。

2.3 岩相电性特征

玛湖凹陷钻穿风城组的井较少, 且大多数井取心不连续, 仅依靠岩心观察难以判定岩性横向和纵向分布。因此, 本文在岩心识别的基础上, 根据不同岩性测井特征制作相对应的测井响应图版, 利用测井资料预测风城组各岩相展布情况。

2.3.1 火山碎屑岩-沉火山碎屑岩岩相

以MH5井为例, 分析20 m厚的玄武质岩岩心测井响应, 其特征表现为:深侧向电阻率(Rlld)、浅侧向电阻率(Rlls)为箱状高值, 明显高于上下正常碎屑岩及凝灰质碎屑岩测井值, 冲洗带电阻率(RXO)与RlldRlls分离。自然伽马曲线(GR)为箱状低值, 自然电位(SP)负偏移(见图4a)。钻井资料显示, 多口取心井底部可见凝灰岩, 厚度不一。其中FN14井可见约20 m厚连续的凝灰岩, 其RlldRllsRXO为箱状高值, GR表现为中— 高值(见图4b)。由于火山岩沉积区多靠近哈拉阿拉特山山前, 常混入陆源碎屑, 多见凝灰质粉砂岩、凝灰质含砾砂岩。这些凝灰质碎屑岩的RlldRlls表现为齿状中— 低值, 明显低于玄武质岩(见图4a)、凝灰岩(见图4b), 且其GR值较凝灰岩明显降低(见图4b)。这是由于从基性岩到酸性岩, 金属元素含量减少, 二氧化硅含量增加, 自然放射性强度逐渐增强, 且由于密度减小, 致密程度降低, 电阻率相应也降低[19]

图4 准噶尔盆地玛湖凹陷风城组岩相电性特征模板

2.3.2 富有机质泥岩岩相

风城组富有机质泥岩常与含碱性矿物岩相(见图4c)伴生或与泥质白云岩(见图4d)互层。从测井曲线上看, 玛湖凹陷风城组泥质岩类、云质岩类与其他地区表现特征基本相同。富有机质泥岩RXO较含碱性矿物岩相为块状高值(见图4c); RlldRllsRXO低于泥质白云岩, GR值无明显规律, SP值基本处于基线附近(见图4d)。

2.3.3 白云岩及云质岩类岩相

录井资料显示, F7井风城组底部约有近60 m厚的纯净白云岩, 但无取心资料证实。泥质白云岩常与含碱性矿物岩相或富有机质泥岩互层, 以FN7、FN14井为例, FN7井RXO表现为尖峰状高值, GR值相对碱岩表现为块状中值, 井径无扩径现象(见图4c); FN14井的RlldRllsRXO值较白云质泥岩高(见图4d)。

2.3.4 含碱性矿物岩相

从FN7井取心看, 含碱性矿物岩石与泥质白云岩互层, 长约8 m。由于该类岩相常易发生溶蚀, 故测井响应显示:RlldRlls曲线表现为尖峰状高值, RXO值急剧下降, GR呈漏斗状低值特征, 井径扩大现象明显, 含泥质较多的区域SP曲线靠近基线(见图4c)。

2.3.5 陆源碎屑岩岩相

相对于火山碎屑岩-沉火山碎屑岩相(见图4a), 该类岩相密度减小, RlldRllsRXO明显降低, 粒度越粗, 电阻率值相对较高, 其他测井曲线无明显特征。

2.3.6 富硅硼钠石岩类岩相

富硅硼钠石岩类常与碱性矿物共生, 或呈条带状夹于云质岩类及泥质岩中, 故测井特征表现不一。从现有取心井岩心资料可知, 富硅硼钠石岩类广泛发育于断裂带附近, 如在距断裂带较近的F26、FN5、FN7等取心井可见该岩类, 而距断裂带较远的FN4井等取心则未发育该类岩石。但因水流搬运, 在距离断裂带较远的FN1井也可见经过搬运再沉积的该类岩石[16]

2.4 岩相展布特征

选取了玛湖凹陷陡坡带的扎伊尔山前(MH7井、B22井、BQ1井)、凹陷洼陷(FN7井、AK1井)及哈拉阿拉特山前(FN4井、X202井)的钻井绘制了平行于湖盆长轴方向的连井剖面(见图5)。从连井剖面看, 风城组沉积最大厚度位于扎伊尔山山前BQ1井附近, 与通常沉积最大厚度位于湖盆中心不一致。

图5 准噶尔盆地玛湖凹陷风城组连井剖面岩性图(剖面位置见图1, d— 井径, cm)

MH7井、B22井位于凹陷西部, 其中, MH7井未钻穿风城组。MH7井风一段电阻率为中低值, 表现为陆源碎屑岩沉积。与风一段电阻率曲线相比, 风二段底部电阻率曲线变化不大, 为第2期的陆源碎屑岩沉积; 向上, 电阻率明显增大, RXO曲线与RtRI曲线分离, SP负偏移, 表现为玄武质岩特征。风三段底部电阻率明显降低, 且越往上电阻率越低, 推测为凝灰质碎屑岩过渡为陆源碎屑岩沉积。西侧的B22井, 风一段电阻率较MH7井风一段电阻率值高, RXO曲线与RtRI曲线分离, GR为箱状低值, 为玄武质岩沉积的典型特征。风二段测井表现与MH7井相似, 为陆源碎屑沉积过渡为玄武质岩沉积。向上, 电阻率降低, 与MH7井风三段顶部测井表现相似, 发育陆源碎屑岩。

BQ1井位于凹陷西部斜坡带上, 毗邻扎伊尔山。风一段— 风二段测井曲线差异不大, GR呈现微齿状, 幅度变化不明显, 推测为湖相泥质岩类、云质岩类沉积。偶见部分层段电阻率明显降低, 可能是因陆源碎屑的供给。风三段电阻率有逐渐增大的趋势, 为细粒碎屑向粗粒碎屑过渡的特征。

FN7井、AK1井位于凹陷处, 均钻遇佳木河组, 该地层电阻率为箱状高值, GR为中高值, 为典型的凝灰岩特征。FN7井风一段底部电阻率降低; 向上, RXO表现为尖峰状高值, 推测早期为泥质岩类沉积, 后期为云质岩类沉积。风二段井径扩大明显, RXO急剧下降, GR为漏斗状低值, 说明该时期沉积了碱性矿物。风三段, 电阻率急剧下降, 中— 低值反复震荡, 井径正常, 表现为云质岩类与泥质岩类互层的特征。AK1井与FN7井测井响应表现不同, AK1井自风一段沉积后期开始就一直表现为含碱性矿物岩相沉积的测井特征, 直到风二段沉积末期结束。AK1井相对于FN7井更靠近湖盆中央, 这说明在风一段沉积时期, 湖盆中心的盐度、碱性离子浓度等就足以满足碱性矿物的沉积。

FN4井位于凹陷东北部斜坡带上, 钻遇佳木河组。佳木河组与风一段电性差异表现为:佳木河组GR为低值, 电阻率为齿状中低值; 风一段底部GR值、电阻率都明显增大。表明佳木河组为凝灰质碎屑岩沉积, 风一段底部为凝灰岩沉积。风一段顶部电阻率降低, SP值基本处于基线附近, 为典型的泥质岩类沉积。风二段电阻率较风一段顶部有所抬升, SP值在基线附近来回摆动, 表现为泥质岩类与云质岩类互层式发育。向上, 电阻率、GR值都略微降低, 但各曲线在风三段幅度变化不明显, 推测为稳定的泥质岩类沉积。

X202井位于凹陷东北的夏子街地区, 整体上, 各测井曲线变化幅度不大。风一段与风二段电阻率差异不明显, 但界限处有明显的槽状低值, 推测为两期的凝灰岩沉积。向上, 电阻率降低, 结合夏子街地区火山活动较活跃这一大的地质背景, 风三段应发育凝灰质碎屑岩。

利用上述将测井响应与岩性相对应的方法, 通过6条剖面的建立, 初步明确了玛湖凹陷风城组3个段岩性展布规律。风一段凹陷中央发育富有机质泥岩, 向外发育白云岩及云质岩类, 凝灰岩和凝灰质碎屑岩发育于凹陷东北部, 玄武质岩发育于凹陷西部, 扎伊尔山山前主要沉积陆源碎屑岩类(见图6a)。风二段凹陷中央发育含碱性矿物岩相, 向外过渡为白云岩及云质岩类, 越往中部泥质含量越高。凹陷东北部以凝灰岩、凝灰质碎屑岩为主, 但规模较风一段明显减小。断裂带附近可见富硅硼钠石岩类分布(见图6b)。风三段陆源碎屑岩规模增大, 尤其是扎伊尔山山前。东北部火山碎屑岩-沉火山碎屑岩分布范围继续缩小, 以凝灰质碎屑岩为主。含碱性矿物岩相沉积范围减小至消失, 凹陷内富有机质泥岩、白云岩及云质岩类互层(见图6c)。

图6 准噶尔盆地玛湖凹陷风城组岩相分布图

从目前钻井取心来看, 钻遇含碱性矿物岩相的井多偏向于凹陷中心的西部。测井曲线亦显示, 凹陷中心的西部含碱性矿物岩相发育面积大。这可能也与不同性质的火山岩分布有关, 东北部主要是凝灰质岩(以长英质为主, 偏酸性), 西部以玄武质岩(安山质岩)为主, 此类岩石水解或为湖盆提供了Na+、Ca2+碱性离子, Ca2+先于Na+沉淀为白云石, 随着气候偏干, 淡水注入减少, 湖盆逐渐碱化。

3 风城组古环境演化
3.1 测试样品与方法

已有研究表明风城组沉积时期湖盆总体上为闭塞环境, 气候以干旱为主, 水体浅, 盐度高[20, 21, 22], 与吉木萨尔芦草沟组烃源岩形成环境有相似之处[23]。但尚未明确风城组沉积时古环境变化过程。考虑到当湖盆面积较小时, 古环境对其影响能反映在元素变化上, 弥补古生物化石有时难以准确鉴定的难题[24], 本文通过元素地球化学特征综合分析, 研究风城组沉积期的气候、盐度、水深等的细微变化。

本文以玛湖凹陷取心较长较连续的FN1井风城组为研究对象, 岩心长度63 m, 共选取81个样品点。取样标准为岩性变化较大井段密集取样, 岩性均一处适当加大取样间隔。随后利用便携式X射线荧光光谱分析(XRF)仪器系统测试了其元素丰度, 该仪器可以测量Ba、Sb、Sn、Zr、Rb、Fe、Mg、Ca、Sr、Al、Si、V等40多种常、微量元素, 测试时使用模式以矿石模式和土壤模式为主。矿石模式主要是测量含量高于1%的主量元素, 一般以%为单位; 土壤模式则主要是针对含量低于1%的微量元素, 一般以10-6为单位。测量过程中, 为保证测试结果的准确性, 每个测试点每个模式下均测量3次, 然后取其平均值作为测试结果。测试之前进行岩心的擦拭, 去掉浮在表面的灰尘, 保证结果的准确性。本次测试共获得81组测试数据, 每组包括Mg、Al、Si等常量元素, Zr、V、Cr等微量元素。本文仅选用误差小于10%的元素进行分析, 包括Ba、Sb、Sn、Zr、Sr、Rb、As、Zn、Ni、Fe、Mn、Ca、K、Al、Si、Cl、S、Mg共计18种元素。

为验证该仪器测试结果的准确性, 在测试点处选取了35块样品, 进行了元素分析, 测试仪器为等离子体质谱仪(ELEMENT XR)。将测试结果与XRF测试结果进行对比, 虽然绝对值上存在一定差异, 但是整体趋势一致, 故可用于进行古环境分析。

3.2 测试结果分析

根据元素丰度及其比值分析, 古气候与古水深对应关系较好(见图7)。一般而言, Mg/Ca与Mg/Sr值越大反映气候越干热, 含碱层段Mg/Ca会出现低值甚至是极低值[25]。玛湖凹陷风城组沉积早期开始, Mg/Ca与Mg/Sr值表现为较低值→ 低值→ 较高值→ 持续低值。结合岩性变化, 在风二段沉积后期沉积了较薄层的碱层, 可能在即使干旱环境下也会出现Mg/Ca、Mg/Sr比值为低值的异常现象。因此, 对应着古气候为半干旱→ 较潮湿→ 半干旱→ 干旱→ 半干旱。Mn/Fe、Rb/K值越高表明水体越浅[26]。Mn/Fe与Rb/K的比值随深度变化的表现特征一致, 经历较高值→ 高值→ 中低值→ 低值→ 较高值, 相对应的古水深由较深→ 深→ 较浅→ 浅→ 较深。古水深的变化几乎和古气候的变化完全吻合。

图7 准噶尔盆地玛湖凹陷风城组古环境演化

K/Na和Sr值越大反映水体盐度越高[27], 风二段— 风三段早期古盐度元素比值偏高, 表现为高盐度的环境。Sr大致表现为中低值→ 低值→ 中高值→ 高值→ 中低值, 盐度由偏淡→ 淡→ 偏咸→ 咸→ 偏淡。包裹体冰点温度测定[16]及硼(B)、黏土含量定量计算[28]数据表明, 风城组整体上为高盐度的咸化湖沉积。风城组钒(V)、镍(Ni)含量较低, 便携式XRF仪器未检测出二者含量, V、Ni含量是通过全岩分析获得, 样本点间隔较大, 测定结果显示V/(V+Ni)值大致经历减小→ 增大→ 减小的过程, 反映古氧化还原过程为氧化→ 还原→ 氧化[29]。另外已测定的27个V/(V+Ni)数据中, 仅有3个数值小于0.6(见图7), 说明风城组整体以静水还原环境为主。

对风城组稀土元素进行稀土元素球粒陨石标准化(测得样品的稀土元素含量除以标准球粒陨石的稀土元素含量), 结果显示, 轻稀土元素(LREE)含量高于重稀土元素(HREE)含量, 铈(Ce)正异常、铕(Eu)负异常(见图8), 表明风城组整体上以正常水体沉积为主[30]。断裂附近样品分析显示, LREE明显低于HREE(见表1), 结合包裹体分析, 均一温度最大可达154 ℃, 说明在断裂附近经历热液作用, 同时也证实硅硼钠石的形成确实与热液作用密切相关。在热液沉积区Fe、Mn含量相当高, 且二者紧密伴生, 而正常沉积岩中, Fe、Mn非伴生出现[31]。Al、Ti的相对集中则多与陆源物质介入有关, 其含量与细陆源物质的含量正相关, 因此常用Al/(Al+Fe+Mn)值来判断是否为热液沉积, 比值异常小, 表明为热液沉积[32]。风城组Al/(Al+Fe+Mn)值出现了两次异常小, 表明经历两期热液作用(见图7)。第1期(H1)热液活动发生于风二段沉积早期, 第2期(H2)热液活动发生在风二段沉积中后期。通常热液作用能促进碱性矿物的沉积, 根据碱性矿物发育时间分析:第1期热液活动之后并未促进该岩类发育, 可能是当时气候与第2期热液活动期间气候相比较湿冷、水体较深、盐度较低; 随着气候变干热, 水体变浅, 盐度更高, 第2期热液活动以后, 沉积含碱性矿物岩相。

图8 准噶尔盆地玛湖凹陷风城组稀土元素含量分析

表1 准噶尔盆地玛湖凹陷风城组断裂附近稀土元素含量分析

对玛湖凹陷风城组35个样品K2O/Rb值进行分析, 发现所有的K2O/Rb值均比较高, 落在了富火山碎屑沉积源区(见图9)。同时, 岩相研究表明风一段沉积早期以火山碎屑岩-沉火山碎屑岩为主, 黄铁矿较富集, 长石含量高、黏土矿物含量低, 表明风城组为火山活动背景下的厌氧沉积环境[33]

图9 准噶尔盆地玛湖凹陷风城组古物源分析[34]
(PAAS指澳大利亚后太古界页岩平均值)

4 沉积演化模式

古环境恢复研究表明, 玛湖凹陷风城期总体为高盐还原环境, 古气候为半干旱→ 较潮湿→ 半干旱→ 干旱→ 半干旱, 古水深和古盐度发生相应变化, 并受至少两期热液影响(见图7)。结合风城组岩相垂向组合与平面展布分析, 建立了玛湖凹陷风城组沉积演化模式。风城组沉积演化分为5个阶段(见图10), 受火山活动、古气候影响大, 湖平面波动频繁, 含碱性矿物岩相、富硅硼钠石岩类沉积范围局限, 富有机质泥岩沉积厚度相对较小、纯度低, 常与云质岩类互层, 在垂向上可见一定的沉积序列, 因火山活动影响, 火山碎屑岩-沉火山碎屑岩与陆源碎屑岩呈现相互消长的关系。

图10 准噶尔盆地玛湖凹陷风城组沉积演化示意图(图中断层仅示意性表示断层发育位置)

第1阶段对应于风一段沉积早期(见图10a), 湖平面较高, 气候半干旱, 陆源碎屑物供给较少, 火山碎屑岩-沉火山碎屑岩岩相发育, 以碱性-亚碱性火山岩为主, 靠近哈拉阿拉特山山麓, 沉火山碎屑岩含量增高, 远离物源区可见火山灰夹层。凹陷西部以玄武质岩为主, 东北部主要是火山岩、凝灰质碎屑岩。水体为静水环境, 凹陷中央沉积较薄较局限的富有机质泥岩。

第2阶段对应于风一段沉积晚期(见图10b), 湖平面升高, 气候较湿润, 火山活动减弱, 但此时缓坡带仍有火山物质供给, 火山碎屑岩-沉火山碎屑岩岩相沉积厚度增大, 丰富的火山物质为水生生物提供养料, 有机质丰度高, 水体为还原环境, 此阶段有利于湖盆中央富有机质泥岩的堆积与保存。

第3阶段为风二段沉积早期(见图10c), 湖盆萎缩, 气候变干旱, 陆源碎屑物供给依旧很少, 钙镁离子过饱和, 方解石、白云石等先析出, 盐度升高, 水体开始分层。第二阶段形成的有机质得到很好地保存。同时藻类大量堆积腐烂形成的疏松构造, 使得碳酸盐矿物得以在此大面积发育。此时在风城组可见白云岩及云质岩类岩相与富有机质泥岩岩相交替出现, 或见白云岩及云质岩类岩相上覆于富有机质泥岩岩相。同时由于热液作用, 在断裂附近沉积了富硅硼钠石岩类岩相。

第4阶段为风二段沉积中后期(见图10d), 第3阶段钙镁碳酸盐沉积之后, 水体Ca2+、Mg2+消耗殆尽, pH达到风城组演化阶段最高值, 由于早期水体分层, 生物呼吸作用和有机质分解作用产生的CO2, 增大了湖水CO2分压。同时, 由于此时湖盆进一步萎缩, 气候十分干热, 盐度高, 热液作用明显, 在该阶段沉积含碱性矿物岩相, 断裂附近可见富硅硼钠石岩类沉积。原油地球化学特征研究表明, 此阶段伽马蜡烷值高, 水体盐度更高, 分层更明显, 更有利于有机质的保存[35, 36]

第5阶段为风三段沉积时期(见图10e), 风三段早期湖平面再次升高, 气候变湿冷, 盐度逐渐降低, 再次沉积泥质岩、云质岩类。随着湖平面继续降低, 气候继续变湿冷, 陆源碎屑物输入增多, 有机质丰度降低, 在风三段沉积后期以陆源碎屑物质为主。

风城组沉积演化模式的前4个阶段为湖盆咸化、碱化过程, 即使在第2阶段存在异常波动, 整体上仍呈现为湖平面下降、气候变干热、盐度升高的变化趋势, 此过程以沉积含碱性矿物岩相为碱化完成的标志。随后第5阶段经历湖进, 湖盆向淡化过程发展, 此阶段以重新沉积钙镁碳酸盐岩、陆源碎屑物质沉积增多为特征。

研究发现, 风城组沉积主要受频繁变化的古气候、火山活动控制。古气候决定湖平面波动, 湖平面波动控制含碱性矿物岩相、富有机质泥岩、白云岩及云质岩类、陆源碎屑岩沉积, 干旱气候促进湖盆咸化, 最终形成碱湖; 火山活动影响火山碎屑岩-沉火山碎屑岩展布, 与陆源碎屑岩呈现相互消长关系; 与火山活动伴生的热液作用则控制着富硅硼钠石岩类的沉积时间与沉积范围。

5 结论

准噶尔盆地玛湖凹陷下二叠统风城组分布6种岩相类型, 分别为火山碎屑岩-沉火山碎屑岩、富有机质泥岩、白云岩及云质岩类、含碱性矿物岩、陆源碎屑岩及富硅硼钠石岩类岩相。

风一段沉积早期发育火山碎屑岩-沉火山碎屑岩岩相, 主要分布在凹陷东北部; 风一段末期— 风二段早期广泛分布富有机质泥岩岩相, 常与白云岩及云质岩类岩相互层; 风二段沉积后期发育含碱性矿物岩相, 分布于凹陷中心区; 风三段以陆源碎屑岩岩相为主; 富硅硼钠石岩类岩相主要发育于深大断裂附近。

风城组古环境具阶段性演化, 气候干旱— 半干旱、盐度整体偏高、热液作用明显、物源区为富碱性— 亚碱性火山碎屑沉积, 具备碱湖形成的地质条件。古气候为半干旱→ 较潮湿→ 半干旱→ 干旱→ 半干旱, 古水深为较深→ 深→ 较浅→ 浅→ 较深, 古氧化还原过程为氧化→ 还原→ 氧化, 古盐度整体偏高, 尤以风二段后期最高, 水体分层明显。沉积期间先后受两期热液活动影响, 其中第2期热液活动后沉积了含碱性矿物岩相。

风城组沉积演化主要受古气候、火山活动两大因素控制, 可分为5个阶段。前4个阶段湖盆逐渐咸化、碱化, 第4阶段碱性最强; 第5阶段开始淡化。古气候控制湖平面变化, 干旱气候促进淡水咸化; 早期碱性-亚碱性火山碎屑岩风化水解为水体提供Na+, 使湖盆朝着Na+-CO32--Cl-水体发展, 最终形成碱湖。

对玛湖凹陷风城组沉积模式的研究有助于深化对碱湖沉积的地质认识, 但关于风城组碱湖发育与优质烃源岩的赋存关系则需进一步研究。

致谢:本文在研究与编写过程中得到了中国石油勘探开发研究院邹才能院士、朱如凯教授等的指导与帮助, 在此表示衷心感谢!

The authors have declared that no competing interests exist.

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