岩石薄片和X衍射分析表明, 风城组云质岩矿物成分复杂, 主要以隐晶质的石英、斜长石、钾长石和白云石为主(表 1), 对应的平均含量分别为20.2%、17.0%、10.5%和24.0%; 此外个别样品常见的矿物有方解石(平均含量4.4%)、黄铁矿(平均含量4.3%)、硅硼钠石(平均含量11.1%)等。白云石的含量很少超过50%, 且平均含量仅24.0%, 远小于凝灰物质(石英、斜长石、钾长石)的含量(47.7%), 故研究区风城组岩石应该定名为云质凝灰岩, 简称云质岩。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 乌— 夏地区风城组X衍射定量分析云质岩矿物含量 Table1 Analysis of mineral contents in dolomitic rocks by X-ray diffraction in the Fengcheng Formation of Wu-Xia area

表1 乌— 夏地区风城组X衍射定量分析云质岩矿物含量 Table1 Analysis of mineral contents in dolomitic rocks by X-ray diffraction in the Fengcheng Formation of Wu-Xia area

根据云质岩岩心观察与镜下鉴定, 考虑云质岩中白云石的分布特征, 将研究区二叠系风城组云质岩分为4种类型:波纹层状、团块状、丝絮状和星散状云质岩, 其中波纹层状云质岩仅局部发育, 多数被改造; 团块状、丝絮状云质岩临近断裂分布, 星散状云质岩远离断裂分布(图 3, 图4)。

图3

Fig.3

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	图3 乌— 夏地区风城组云质岩分布及其与断裂展布关系Fig.3 Relationship between dolomitic rocks and fault distribution in the Fengcheng Formation of Wu-Xia area

图4

Fig.4

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	图4 乌— 夏地区风城组不同产状白云石岩心和镜下照片Fig.4 Core photos and microphotographs of different occurrence dolostone in the Fengcheng Formation of Wu-Xia area

1)波纹层状云质岩。白云石连续分布成波纹层状、长条状(图 4-a), 仅局部地区发育, 成因与沉积因素有关, 镜下晶粒一般小于0.05 mm, 为泥— 粉晶白云石, 晶形较差, 他形为主(图 4-b), 系典型的准同生白云岩, 经后期成岩改造可形成团块状、丝絮状云质岩(图 4-c)。波纹层状云质岩在远离主断裂的风南1井、风南4井保存较好, 在风7井亦可见。

2)团块状云质岩。团块状云质岩是一种常见的云质岩类型, 在凝灰岩中顺层或顺断裂分布大量白云石透镜体, 大小和分布不均匀, 一般大于5× 10 mm, 表现为团块状、斑点状、脉状或泄水缝充填状(图 4-d)。镜下白云石为细晶, 少见粗晶, 粒径大于0.1 mm, 半自形— 自形(图 4-e), 具雾心亮边、环带交代残余结构(图 4-f), 指示后期成岩交代成因。团块状云质岩主要分布在紧邻主断裂带— 乌尔禾逆断裂带的风5、风6、风7、风503、风城1、风城011、风南5等井中。

3)丝絮状云质岩。丝絮状云质岩是充填在微裂缝中的白云石集合体, 集合体呈丝絮状或长条状, 一般大于0.1× 10 mm(图 4-g, 4-h), 镜下自形, 粉晶, 粒径大小为0.05~0.1 mm, 多有雾心亮边交代残余结构(图 4-i), 是富Mg²⁺流体沿微裂缝富集结晶析出所成。丝絮状云质岩主要发育在风3、风7、风26、风503、风城011、风南1和风南7等井, 靠近主断裂发育, 在远离主断裂的微裂缝发育区亦可见。

4)星散状云质岩。星散状云质岩在研究区断裂欠发育区较常见, 岩心观察致密凝灰岩上均匀分布着白色星散状白云石集合体。白云石集合体直径一般小于1 mm, 大小基本一致, 在全井段岩心上可见密集、均匀分布(图 4-j)。镜下晶体呈半自形— 自形, 一般大于0.05 mm, 粉晶, 分布均匀(图 4-k), 具雾心亮边交代残余结构(图 4-l)。星散状白云石主要分布在风15、风南1、风南2和风南4等井, 在远离主断裂的裂缝欠发育区富集。

云质岩样品中白云石碳氧同位素的数值集中分布在A区(高氧高碳)、B区(低碳低氧)2个数值区(图 5)。 δ13CPDB值全部介于-2‰ ~5‰ 的蒸发碳酸盐岩范围(Schopf, 1980), 部分与海相碳酸盐岩范围(0± 2.5‰ )重叠(Hoffs, 1997), 表明白云岩化流体为高盐度咸水。B区 δ18OPDB偏低, 很可能受大气降水影响(李红等, 2012)。风7井的2个样品发现未白云岩化的方解石, 是火山物质中的斜长石蚀变产物, 未被Mg²⁺交代, 碳氧同位素具有低碳高氧的特征, 分布在C区。

图5

Fig.5

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	图5 乌— 夏地区风城组云质岩δ 13C和 δ 18O 交汇图Fig.5 Relationship of carbon and oxygen isotopes of dolomitic tuff in the Fengcheng Formation of Wu-Xia area

55块样品微量元素测试结果显示, 二叠系风城组云质岩的Sr含量通常为200~800μ g/g, 未达到海相沉积范围(1000~1200μ g/g)。另外, 其 V/Ni 值主要分布在2.1~4.2, 为典型的湖相沉积。综上, 风城组为咸化湖泊沉积。

将测试数据与准噶尔盆地克百地区佳木河组的凝灰岩以及玛东地区的非蚀变凝灰岩作对比(表 2), 发现研究区风城组云质岩与非蚀变凝灰岩以及邻区凝灰岩的Mn、V、Ni含量相当, Ba和Ti含量相当, Sr含量明显较高, 说明成岩流体可能有下伏海相地层水侵入。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 准噶尔盆地乌— 夏地区与邻区风城组微量元素对比 Table2 Comparison of microelements in the Fengcheng Formation between Wu-Xia area and adjacent area 微量元素 样品数 Mn/μ g· g-1 V/μ g· g-1 Ni/μ g· g-1 Sr/μ g· g-1 Ba/μ g· g-1 Ti/μ g· g-1 邻区凝灰岩 16 554 212 48 152 642 1821 非蚀变凝灰岩 4 450 154 49 109 195 1545 云质凝灰岩 15 564 126 47 437 268 2178 注:(1)微量元素分析由核工业北京地质研究所完成, 仪器型号: ELEMENT等离子体质谱分析仪, 依据方法:《硅酸盐岩石化学分析方法》, GB/T14506.30-2010; (2)邻区凝灰岩及非蚀变凝灰岩数据来自新疆油田勘探开发研究院。

表2 准噶尔盆地乌— 夏地区与邻区风城组微量元素对比 Table2 Comparison of microelements in the Fengcheng Formation between Wu-Xia area and adjacent area

7个风城组样品中54个包裹体温度和盐度测试数据结果显示:碳酸盐矿物的形成温度较高(表 3), 非沉积成因, 而是后期埋藏成岩环境下形成。

表3

Table3

表3(Table3)

表3 乌— 夏地区风城组碳酸盐岩中包裹体均一温度及盐度 Table3 Homogenization temperatures and palaeosalinity of carbonate rocks in the Fengcheng Formation of Wu-Xia area 井号 井深/m 层位 主矿物 均一温度/℃ 盐度均值 /wt% 统计的 包裹体个数 最大值 最小值 平均值 风7井 3156.85 风三段 方解石 68.0 60.0 65.3 17.7 12 风5井 3248.90 风二段 白云石 91.0 82.0 86.3 11.3 3 风5井 3370.00 风二段 白云石 104.0 76.0 85.4 4.3 7 风城011 3861.00 风一段 白云石 113.0 97.0 102.5 13.9 6 风城011 3163.85 风三段 白云石 90.0 75.0 83.2 11.5 12 风城011 3863.85 风一段 白云石 103.0 94.0 95.4 15.3 12 风南1井 4183.50 风二段 白云石 98.0 89.0 93.5 / 2

表3 乌— 夏地区风城组碳酸盐岩中包裹体均一温度及盐度 Table3 Homogenization temperatures and palaeosalinity of carbonate rocks in the Fengcheng Formation of Wu-Xia area

1)蚀变方解石形成温度相对较低(60~70 ℃)。蚀变方解石为风7等井后期未被白云岩化流体交代的斜长石蚀变产物, 包裹体测温显示, 矿物集中形成于60~70 ℃, 表明火山物质的蚀变、特别是方解石化过程出现在埋藏温度60~70 ℃。包裹体盐度较高, 分布在(11~23)wt%之间, 显示早期火山物质蚀变时, 火山玻璃之中大量金属离子溶于咸化的沉积成因地层水中, 地层水盐度较高。

2)白云石形成温度相对较高。白云石形成温度范围较大, 为80~105 ℃, 均一温度明显高于蚀变方解石, 表明成岩白云石形成于蚀变方解石之后。后期富Mg²⁺卤水渗滤交代蚀变火山物质中的方解石矿物, 形成大量的埋藏白云石。白云石形成时成岩流体的盐度一般为(10~17)wt%, 略低于蚀变方解石, 是因为此时低盐度的地层水侵入或者大气淡水沿断层的下渗。

二叠系风城组沉积时期, 构造活动强烈, 研究区北部以来自哈山的扇三角洲沉积为主, 火山活动频繁, 可见大面积分布的火山岩(凝灰岩)(毛翔等, 2012)(图 6)。同时, 该区串珠状火山堆与百口泉北部扇三角洲造成乌— 夏地区呈半封闭湖湾(图 5, 表2), 气候炎热, 蒸发作用较强, 该区物源补给相对匮乏, 使研究区湖水盐度偏高, 形成咸化的半封闭湖湾, 为后期的白云岩化作用提供了大量的Ca²⁺、Mg²⁺(图 7-A)。

图6

Fig.6

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	图6 乌— 夏地区风城组沉积相及云质岩发育范围Fig.6 Sedimentary facies and dolomitic tuff distribution in the Fengcheng Formation of Wu-Xia area

图7

Fig.7

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	图7 乌— 夏地区风城组白云岩化形成机制模式Fig.7 Simplified model for dolomitisation in the Fengcheng Formation of Wu-Xia area

波纹层状云质岩的成因可解释为在安静、低能、温暖的咸化湖泊中, 顺沉积层化学沉积的部分泥晶方解石, 准同生期在高Mg²⁺粒间盐水的不断接触下, 经白云岩化作用而成(图 7)。准同生期, 气候炎热、蒸发作用较强, 咸化湖湾沉积物中含有充足的C O32-、Ca²⁺、Mg²⁺, Mg²⁺来源充足, 此时沉积物比较疏松, 富镁孔隙水流通性较好, 利于准同生白云岩化作用的发生。该成因的白云石以颗粒细小、泥晶— 粉晶、晶体不透明及晶形差为特点。但是由于研究区后期强烈的成岩交代白云岩化作用, 破坏了波纹层状云质岩的原有形态, 波纹层状云质岩被改造成团块状、丝絮状云质岩(图 4-l)。

在研究区二叠系风城组中, 火山凝灰物质大面积分布, 其中长石和火山玻璃物质蚀变现象十分常见(图 8-a, 8-b, 8-c), 对于和研究区强烈白云岩化之间的关系, 前人未做研究。笔者通过仔细观察镜下的火山凝灰物质特征及分布, 得出以下几点认识:

图8

Fig.8

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	图8 乌— 夏地区风城组镜下的成岩交代现象Fig.8 Microphotographs of diagenetic replacement phenomenon in the Fengcheng Formation of Wu-Xia area

1)交代原岩为火山凝灰物质。本次研究认为, 白云石晶体赋存在火山凝灰物质中, 交代原岩为火山凝灰物质, 证据有:(1)X衍射显示黏土矿物含量很低(平均7.6%)(表 1), 非传统泥岩; (2)阴极发光显示白云石、方解石斑晶均赋存在火山凝灰物质中, 并见白云石交代斜长石残余结构, 交代原始矿物为凝灰物质中的斜长石, 其中白云石发红色光, 斜长石发蓝色光(图 8-c); (3)扫描电镜中, 白云石多发育雾心亮边交代残余(图 4-i), 常见白云石斑晶与玻屑、火山玻璃脱玻化成因的隐晶质石英共生(图 8-d, 8-f), 很少见黏土矿物, 这与X衍射的数据分析结果相符。

2)火山凝灰物质蚀变白云岩化。火山凝灰物质中的火山玻璃极易水解, 在碱性地层水条件下, 析出的产物是蒙脱石、斜长石和石英(Moncure et al., 1981)。研究区黏土矿物类型以蒙脱石和伊利石为主, 蒙脱石向伊利石转化过程中可释放出大量Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺等离子, 释放出的Ca²⁺有利于方解石的形成(Broxton et al., 1987)(图 8-b); 斜长石也容易发生溶蚀(图 8-a, 8-c), 溶蚀析出的Ca²⁺结合地层水中的C O32-、CO₂可形成方解石。后期富Mg²⁺卤水沿断裂、层间缝、微裂缝渗滤早期形成的方解石, 成岩交代形成团块状、丝絮状、星散状等不同产出特征的白云岩。主要证据有:(1)阴极发光照片显示, 发蓝色光的斜长石碳酸盐化后发红光(图 8-c); (2)火山玻璃蚀变产物石英作为石英斑晶或石英条带产出(图 8-d, 8-e, 8-f), 硅质条带成因与火山凝灰物质蚀变密切相关; (3)包裹体测温表明, 蚀变方解石的形成温度为60~70 ℃, 白云石的形成温度为85~105 ℃, 白云石形成时间晚于蚀变方解石。

3)Mg²⁺来源及运移通道分析。研究表明, 火山物质蚀变成因中的Mg²⁺来源主要有以下3个方面:(1)咸化半封闭湖湾沉积的地层水中丰富的Mg²⁺; (2)通过断裂上升至风城组的下伏二叠系佳木河组、石炭系海相卤水中丰富的Mg²⁺; (3)火山凝灰物质脱玻化, 黏土矿物转化过程中释放出的大量Mg²⁺(董林森等, 2011; 朱世发, 2011; Zhu, 2012)。

断裂和层间缝是富Mg²⁺流体在地层中运移的优质通道(乔占峰等, 2012)(图 7), 驱动力主要是构造挤压, 同期剧烈的火山活动产生的高温热对流也促进富Mg²⁺流体的运移(田白, 1991)。

4)团块状、丝絮状、星散状云质岩形成机理。团块状、丝絮状、星散状云质岩形成机理及富集的构造部位不同(图 7): (1)团块状云质岩多富集在断裂发育区, 乌— 夏同生逆冲断层不仅为流体运移提供强大动力, 同时也是良好的运移通道。富Mg²⁺流体在裂缝、泄水通道、层间缝附近流动时, 交代火山凝灰物质形成团块状云质岩。(2)丝絮状云质岩发育在微裂缝富集区, 微裂缝在全区均有分布, 但靠近主断裂的位置较发育。丝絮状云质岩是富Mg²⁺流体在微裂缝形成的孔隙内成岩交代析出形成的。(3)星散状云质岩发育在远离主断裂的致密凝灰岩中, 富Mg²⁺流体均匀赋存于岩层间隙, 与火山物质作用、交代方解石, 形成均匀分布的星散状白云石集合体(图 7)。