三塘湖盆地二叠系陆相热水沉积方沸石岩特征及成因分析①

李 红 柳益群 梁 浩 罗权生 李 玮 周小虎 焦 鑫 杨 锐 雷 川 孙 芹

(1.大陆动力学国家重点实验室(西北大学) 西安 710069;2.西北大学地质学系 西安 710069; 3.中国石油吐哈油田公司勘探开发研究院 新疆哈密 839000;4.中国科学院兰州油气资源研究中心 兰州 730000)

三塘湖盆地二叠系陆相热水沉积方沸石岩特征及成因分析①

李 红1,2柳益群1,2梁 浩3罗权生3李 玮1,2周小虎1,2焦 鑫2杨 锐2雷 川4孙 芹2

(1.大陆动力学国家重点实验室(西北大学) 西安 710069;2.西北大学地质学系 西安 710069; 3.中国石油吐哈油田公司勘探开发研究院 新疆哈密 839000;4.中国科学院兰州油气资源研究中心 兰州 730000)

在新疆三塘湖盆地野外露头及钻井中二叠统芦草沟组(P2l)厚层黑色泥岩中发现多层白色纹层状方沸石岩。根据主要造岩矿物特征,将其大致分为两类,第一类为方沸钾长白云岩,主要造岩矿物包括细粒方沸石、泥晶钾长石(透长石、正长石)、泥晶白云石、泥晶铁白云石等,碳酸盐矿物以高的Fe、Mn含量为特征;第二类为方沸硅质岩与硅质方沸石岩,以细粒方沸石及泥晶石英为主,含少量碳酸盐。扫描电镜观察方沸石以自形的四角三八面体少见,多为它形块状或无定形胶体状。样品主量元素以富SiO2、Al2O3、Na2O、贫TiO2为特征,微量元素Th、Nb、Ti强烈亏损,Sr/Nd比值为44.73～831.78,Nb*介于0.02～0.17之间。∑REE总量偏低7.33～20.619μg/g,LREE/HREE为4.77～ 11.20,δEu 0.60～0.99略具负异常,δCe 0.96～1.04,基本无亏损,稀土配分曲线为较平缓的右倾。方沸石岩微量元素、稀土元素配分曲线与研究区早、中二叠世玄武岩、粗面岩及上地壳有较大差异。87Sr/86Sr介于0.705 118～0.706 438之间,低于同时期全球海水及中上二叠统海相碳酸盐的87Sr/86Sr比值,143PNd/144Nd介于0.512 454～0.512 713之间,εNd介于-0.81～3.84之间,表明造岩热液可能含有幔源组分。通过详细的岩石学、地球化学及Sr、Nd同位素研究,认为这是一类与陆相裂谷盆地湖底热泉喷流作用有关的热水沉积岩组合,热液组分除了有壳源物质及大气水等的混入外,可能还有深部物质的参与。

三塘湖盆地 中二叠统 陆内裂谷 方沸石 地球化学 湖底热液 热水沉积岩

不论是现代还是古代,裂谷及大洋中脊等拉张环境中的热水(液)活动都非常活跃,形成丰富多样的热水(液)沉积物,造岩热液的来源也不尽相同[1～17]。据报道,大多数海相及陆相热水沉积岩或沉积物的热液组分可以由大气水、海水、湖水及地下水等组成[10,13],也可以由前者与盆地内部的热卤水相混合[14,17～21],或者由前者与相邻岩体发生水-岩反应后产生的热液流体构成[2～6,12,13,22～27]。能与之发生水-岩反应的岩体既可以包括地壳表层物质、陆源沉积岩或表层沉积物[1,11,28,29],也可以是炽热的岩浆岩体,如花岗岩、辉绿岩、玄武岩[2～6,10,12,13,22～25,27]等。关于地幔来源的热水(液)沉积岩则很少见[16,30]。作者所在的研究团队近年来在三塘湖地区跃进沟剖面及盆地五口钻井中二叠统芦草沟组湖相暗色泥岩中发现了多层纹层状白色岩系,主要造岩矿物为细粒方沸石、泥晶石英、泥晶钾长石、泥晶铁白云石、泥晶白云石和泥晶方解石等,根据全岩粉晶X射线衍射及显微镜下观察将这套岩石组合类型分为方沸钾长白云岩、方沸硅质岩及硅质方沸石岩,简称为方沸石岩。本文以露头剖面及钻井取芯样品为研究对象,通过详细的岩石学、地球化学和同位素研究,认为这可能是一类与陆相裂谷盆地湖底热泉喷流作用有关的热水沉积岩组合,热液除了大气水及壳源组分外,可能主要来自于幔源物质。

1 地质背景及采样

三塘湖盆地位于新疆东北部,是北疆一系列中小型陆相含油气叠合盆地之一,北与蒙古共和国邻接,南隔巴里坤盆地与吐哈盆地相望,整体呈北西-南东向狭长带状展布,面积约23 000 km2(图1)。盆地夹持于阿尔泰山与克拉麦里-莫钦乌拉山之间,构造位置处于西伯利亚板块与准噶尔-哈萨克斯坦板块的碰撞接合部位,是一个在前早石炭世褶皱基底之上,以发育晚石炭-中二叠世陆内裂谷盆地、晚二叠世-中新生代拗陷盆地及山间拗陷盆地为特点的小型叠合盆地[30]。

图1 三塘湖盆地区域位置及方沸石岩分布简图Fig.1 Skeletonmap of the location of Santanghu Basin and the distribution of analcitite

三塘湖盆地晚古生代为洋陆转换的重要时期,早石炭世以发育古亚洲洋闭合后的残留海及海陆交互相的陆源碎屑岩沉积为特点。晚石炭世-中二叠世,在造山后期区域伸展断陷背景下,三塘湖地区进入陆内裂谷盆地发育期[31],早二叠世,以发育同一系列沉积正断层组合为主要特征,构成由断垒、断堑等组成的断陷带,发育陆相酸性-基性火山熔岩为主,在火山喷发间歇期沉积了具有近源快速堆积为特点的由粗向细演变的陆相及海陆交互相碎屑岩建造。中二叠世,以发育洪积、冲积扇-河流-湖泊沉积体系及由基性到中性系列的火山岩(玄武岩、安山岩等)为特征。晚二叠世以来,由于经历了多期强烈的挤压兼走滑构造作用的改造,盆地早期的正断层被反转为一系列不同级次、不同方向的冲断及逆冲推覆断裂。

中二叠统自下而上分为乌拉泊组、井井子沟组、芦草沟组和条湖组(相当于乌鲁木齐地区的红雁池组,图2),代表了湖盆初始扩张-鼎盛-逐渐消亡的沉积旋回。根据野外剖面及钻井岩芯观察,中二叠世芦草沟期为湖盆发育鼎盛期,以滨浅湖-半深湖相沉积为特点,发育以厚层黑色、深灰色泥岩、页岩夹薄层泥灰岩、泥云岩、凝灰岩为特征的岩性组合,伴生矿物有黄铁矿、重晶石等。

本次研究选择地表跃进沟剖面芦草沟组样品3件,吐哈油田三塘湖盆地钻井芦草沟组样品5件,合计8件。所有样品均为薄层状,跃进沟剖面样品由老至新编号依次为:YJG-02(玻屑晶屑凝灰岩)、YJG-11(晶屑凝灰岩)、YJG-15(硅质方沸石岩);钻井方沸石岩样品采自B-3钻井,深度1 717～1 722 m之间,取样编号与取样深度依次为:B-3-3(样品编号),1 719.56 m;B-3-2,1 720.11 m;B-3-6,1 720.45 m;B-3-4,1 720.61 m; B-3-1,1 720.96 m。

2 方沸石岩组成及结构特征

2.1 方沸石岩宏观特征

跃进沟剖面芦草沟组方沸石岩主要为厚度2.5 cm左右的灰黄色或黄白色薄层,与灰色泥岩、泥晶灰岩、泥晶白云岩、凝灰岩等互层(图3A、B、C),其中泥岩与方沸石岩的厚度比例约为10︰1～20︰1,在222 m厚度的剖面上方沸石岩发育约9层。在钻井岩芯上方沸石岩为白色薄层,单层厚度约0.5～1.5 cm左右,常与上覆、下伏泥岩、碳酸盐岩产状一致。以取样井B-3井为例,2 m岩芯大致发育约8～12层,该夹层坚硬致密,遇2%稀盐酸不起泡或微泡。未观察到与顶、底的黑色泥岩明显的角度不整合关系(图3D、E),尽管邻井同层位脉体较发育,该井方沸石岩发育层段未观察到有脉体切穿周围地层特征,初步判断与周围暗色泥岩大致同期产出,黑色泥岩内化石稀少,偶见细小的、新疆二叠系广泛分布的芦木化石碎片,邻井相同层位可见鱼鳞化石碎片等,说明当时沉积水体较深,主体为半深湖沉积。

图2 三塘湖盆地二叠系地层简表(钻井资料据吐哈油田,2003)Fig.2 Draft stratigraphic column of Permian in Santanghu Basin (the wells data was according to Turpan-Hami Oil Company,2003)

图3 三塘湖盆地芦草沟组及方沸石岩特征A、跃进沟剖面芦草沟组(P2 l),为陆源沉积岩、碳酸盐岩、凝灰岩及热水沉积方沸石岩互层,剖面风化严重;B、跃进沟剖面,热水沉积方沸石岩为黄白色薄层,样品YJG-15取样点,地质锤长度约28 cm;C、跃进沟剖面芦草沟组晶屑凝灰岩,样品YJG-11取样点;D、E、黑色泥岩中的白色薄层为方沸石岩,B-3井,图E中OLYMPUS镜头盖直径58 mm;F、白色薄层为方沸石岩,发育变形层理,B-4井;G、水平纹层,图下方不透明矿物层为黄铁矿层,单偏光X10,B-3井;H、芦草沟组方沸石岩、泥晶灰岩与深灰色泥岩构成变形层理,B-2井;I、泥灰岩质同沉积角砾岩,网状碳酸盐脉发育,B-6井.Fig.3 The features of Lucaogou Formation(P2 l)and analcitite,Middle Permian,Santanghu Basin

2.2 芦草沟组特征

钻井芦草沟组由黑色厚层泥岩、深灰色至浅灰色泥晶白云岩、白云质泥岩、泥晶灰岩等构成。取样井芦草沟组主要发育水平层理(图3D、E、G),局部可见同沉积变形层理。部分邻井芦草沟组则可见大量顺层、切层的网状碳酸盐脉,同沉积变形、滑塌等沉积构造(图3F、H、I)。滑塌层理发育段岩性多已角砾化,角砾之间网状碳酸盐脉及暗色纹层(可能为有机质纹层或藻类)也很发育(图3F、H),形成较复杂的沉积构造,指示了盆地同沉积期热流上涌等活动比较频繁。这些网状脉体,从纵向上看,除了在芦草沟组比较发育外,其下伏地层中也可见到类似构造。露头和钻井发现的方沸石岩主要在盆地中央坳陷南部,沿着西南缘逆冲推覆带展布(图1)。

2.3 方沸石岩矿物成分

显微镜、电子探针(表1)、全岩粉晶X衍射及能谱分析(图4)表明,方沸石岩矿物种类丰富,主要矿物有方沸石(含量13.9%～62.2%)、石英(含量37.8%～68.7%)、白云石(含量39%～51.6%)、透长石及正长石(含量21.7%～24.3%)(表1、图4),次要矿物包方解石、钠长石、钡长石、黄铁矿、重晶石、菱铁矿、钛铁矿、磷灰石等。根据矿物成分特点将样品分为两类,第一类包括B-3-2、B-3-3两件样品,主要造岩矿物为白云石、铁白云石、透长石和方沸石,定名为方沸钾长白云岩;第二类包括B-3-1、B-3-4、B-3-6等三件样品,主要造岩矿物为方沸石、石英,及少量碳酸盐(含铁白云石及方解石),定名为方沸硅质岩和硅质方沸石岩。

图4 方沸石岩全岩粉晶X衍射特征谱图注:由西北大学化学与材料科学学院分析测试研究中心余向阳测试,仪器型号D/MAX-3C型Fig.4 The all rock X-ray powder diffraction(XRD)patterns of analcitite samples

表1 钻井方沸石岩电子探针成分分析(%)a)Table1 Electron probe analysis of analcitite rocks of wells(%)a)

3 方沸石岩显微特征

镜下观察方沸石多呈细粒状自形晶或无定形胶质体状,粒径一般为0.08～0.35 mm,正交镜下全消光(图5A、B、C、D、E)。方沸钾长白云岩(B-3-2、B-3-3)薄层中间部位的方沸石多为无定形的胶质体与泥晶铁白云石、白云石共生(图5B、G),而岩层顶、底与黑色泥岩接触处的部位则多为自形较好细粒方沸石,并可见铁白云石交代细粒方沸石现象(图5A),推测岩层边部的细粒方沸石和铁白云石均发生了重结晶作用。硅质方沸石岩中方沸石多为细粒的自形-半自行晶体,背散射显微镜下可见部分方沸石颗粒边缘不甚平整,似有溶蚀痕迹(图5F)。扫描电镜观察方沸石等轴粒状晶形者少见,多为晶形不甚完整的块状或无定形胶质体状(图5G、H)。对方沸石颗粒进行拉曼探针结构分析发现,结构特征峰不甚明显,与方沸石的典型谱图差异较大(未附图)。此外,部分细粒方沸石和泥晶白云石表面布满规则分布微细孔洞(图5F),推测可能是嗜热生物钻孔所致。

B-3-2、B-3-3两件样品除方沸石外,主要矿物还有碳酸盐和钾长石(图5A、B、I、J)。钾长石的X衍射结构谱图显示为透长石,在薄片中呈细纹层状,颗粒为微小的泥晶,扫描电镜下为自形的板柱状晶体(图5I、J),往往与白云石、铁白云石和方解石等碳酸盐矿物共生。碳酸盐矿物多为泥晶或粉晶颗粒,表面常布满丘状小球(图5I、J),晶形不如透长石好,它形或半自形菱形为主,显微镜下碳酸盐矿物集合体多呈粒状、云雾状或枝蔓状,电子探针分析表明主要为白云石及铁白云石,并且以高的Fe、Mn含量为特征(表1)。薄片染色(茜素红-S与铁氰化钾配比溶液)白云石多染为绿蓝色。另有少量方解石以充填溶洞或微裂隙形式出现,形成时间应为最晚(图5F)。

图5 方沸石岩显微组构及主要造岩矿物镜下特征A、样品编号B-3-3,主要矿物有方沸石、铁白云石、黄铁矿等,方沸石(Ana)等轴粒状为主,铁白云石(Ank)染色绿蓝色,左上角可见铁白云石交代细粒方沸石,不透明矿物为黄铁矿(Pyr),该视域为方沸钾长白云岩边缘靠近黑色泥岩处,方沸石已发生重结晶并呈纹层状,单偏光X5;B、编号B-3-3,方沸石(Ana)为浅黄色胶质体,铁白云石(Ank,染色绿蓝色)为泥晶,二者似为共生关系,该视域为方沸钾长白云岩的中间部位.单偏光X10;C、编号B-3-6,主要矿物有方沸石和石英,方沸石以等轴粒状为主,石英(Q)主要为隐晶质集合体,黄铁矿多呈浸染状;D、与C同视域,正交偏光,方沸石全消光,石英I级灰白干涉色,为隐晶质集合体;E、跃进沟剖面,样品编号YJG-15,粒状方沸石,粒间充填泥晶石英,单偏光;F、编号B-3-6,背散射图像,方沸石(Ana)为深灰色,表面布满细小孔洞,部分颗粒边缘似有熔蚀痕迹,石英(Q,浅灰色)和白云石(Dol,灰白色)均为泥晶充填于粒状方沸石之间.G、跃进沟剖面,编号YJG-15,方沸石为无定形胶质体,扫描电镜;H、编号B-3-1,方沸石(Ana)晶形多为粗大块体,内部发育裂纹,扫描电镜;I、编号B-3-2,透长石(San)为细小的板柱状自形晶,白云石(Dol)为半自形,表面布满丘状突起,扫描电镜;J、编号B-3-3,方解石(Cal)为半自形菱形,表面布满丘状突起,与透长石(San)似为共生关系,扫描电镜; K、编号B-3-6,背散射图像,最明亮者为黄铁矿(Pyr),主要为粉末状和莓球状集合体分布;L、编号B-3-2,莓球状黄铁矿集合体,左下角小图为局部放大,球状黄铁矿由许多更小的黄铁矿微粒集合而成,微粒放大后表面可见丘状突起,扫描电镜.注:扫描电镜图像由西北大学大陆动力学国家重点实验室刘永强测试,仪器型号FEIQuanta 400 FEG型环境扫描电子显微镜系统.Fig.5 Microstructures of themain minerals of the analcitite

B-3-1、B-3-4、B-3-6等三块样品除方沸石外,主要矿物为泥晶石英和少量碳酸盐矿物(富含铁、锰的白云石和方解石,表1)。显微镜下观察石英和碳酸盐矿物均由粒度小于0.005 mm的它形晶构成,呈胶结物形式赋存于方沸石颗粒之间,说明泥晶石英和碳酸盐的形成晚于方沸石(图5C、D、F)。

所有样品内均可见黄铁矿,为球状微粒、草莓状集合体(图5K、L)及浸染状分布(图5A、C),球状黄铁矿放大后可看到是由更多的微粒状黄铁矿聚合而成,每个黄铁矿微粒表面布满细小的丘状突起微粒(图5L),可能与古细菌和热液嗜热微生物的活动关系密切,属于生物成因[32,33],说明热液流体喷涌出时周围湖水环境为较强的还原环境。浸染状黄铁矿则可能是从喷流热液中直接沉淀下来的。

4 化学成分及地球化学特征

4.1 岩石化学成分

方沸石岩主量元素总体特征为富SiO2、Al2O3, Na2O,Fe2O3,贫TiO2(表2),与文献报道的陆相盆地喷流岩有相似之处[34～36]。将全部样品的主量元素数据与研究区早、中二叠世玄武岩[31]、粗面岩[37]进行对比(表2),发现存在一定差异,主要表现为TiO2、Al2O3、Fe2O3、MgO(B-3-3除外)、K2O(B-3-3样品除外)明显低于区域火山岩,而Na2O(B-3-3样品除外)明显高于区域火山岩,样品烧矢量也普遍高于火山岩,说明挥发分(可能主要是H2O和CO2)含量较高。方沸石岩样品之间也存在一定差异,方沸钾长白云岩与硅质方沸石岩相比,SiO2、Fe2O3、Na2O明显偏低,而K2O、MnO、MgO、Ca2O则明显偏高。以SiO2为横坐标做Harker图解(图6),可以看出两类样品主量元素构成明显不同。方沸钾长白云岩MnO、MgO、CaO含量相对较高,表明在早期的透长石、正长石和方沸石形成后,晚期热液组分沿裂谷盆地深大断裂喷涌出来,遇湖水骤冷主要形成富含铁、锰的碳酸盐矿物。方沸硅质岩和硅质方沸石岩以SiO2、Na2O含量相对较高为特点,当热液方沸石形成后,晚期硅质热液遇湖水后主要形成的是泥晶石英。

4.2 微量元素特征

将方沸石岩微量元素配分曲线与区域玄武岩、粗面岩、原始地幔[38]及上地壳[39]的微量元素配分曲线进行对比(图7,所有样品均已球粒陨石标准化)。方沸石岩总体呈现Ba、Rb、K、Ta、Sr、Zr、Hf等中等至强不相容元素富集,而Th、Nb、Ti亏损的特征。图7中方沸石岩微量元素丰度普遍低于上地壳和区域火山岩,B-3-3样品微量元素丰度最低(表3)。方沸石岩RbN/YbN比值介于4.42～33.51,高于区域火山岩0.47～2.95(表3),B-3-6的RbN/YbN比值为33.51, Ba/La值为308.76,为强不相容元素强烈富集型。同源演化的岩石具有相对固定的Th/U[40],样品Th/U值介于0.17～2.21,低于区域火山岩的Th/U值2.32 ～3.43,此外,样品Rb/Sr比值、Sm/Rb比值也与区域火山岩及上地壳有显著差别(表3)。

Nb*值采用公式2NbN/(KN+LaN)[40]计算得来,各元素进行原始地幔标准化[38],大陆壳物质和花岗质岩石具有Nb*负异常的特征,四件样品Nb*均小于1,介于0.02～0.17之间,强烈亏损Nb,表明造岩热液上升时可能混染了少量陆壳物质.r是活动性元素易溶于含水流体且易被流体携带运移,方沸石岩Sr/Nd比值介于44.73～831.78,异常高的Sr/Nd值表明形成岩石的热液流体除了来自于深部的热液外,可能还有壳源物质的混入。

4.3 稀土元素特征

表2 方沸石岩全岩主量元素化学成分(%)a)Table2 All rock main elements analysis of analcitite(%)a)

研究区方沸石岩的稀土总量偏低,∑REE在7.33～20.619μg/g之间,远低于区域粗面岩和玄武岩稀土总量(表3),也远低于北美页岩及上地壳平均值[39],样品LaN/YbN介于2.50～16.00,4个样品

LREE/HREE为4.77～11.20,均显示LREE富集(相对于HREE),HREE亏损的特征,稀土配分曲线为较平缓的右倾(图8),δEu为0.60～0.99,呈现弱负异常,与典型的热水沉积岩稀土分配模式有相似性[41～44]。δCe为0.96～1.04,基本无亏损,与文献报道的海相热液沉积物具有负δCe异常不太一致,这可能是受热液沉积物发育在陆相环境所致,原始热液流体受湖水而非海水的混染(海水具有明显的δCe负异常,陆相河水及沉积物δCe常为小的负异常或正异常[39,40],使样品δCe表现出基本无亏损的特征,同时也反映了样品在表生条件下发生的分异很小,并且受陆源物质输入的影响较小。

表3 方沸石岩全岩微量元素与稀土元素分析结果(μg/g)a)Table3 The all rock trace elements and REE analysis of analcitite(μg/g)a)

图6 方沸石岩各主量元素与SiO2变化的Hanker图解Fig.6 The Hanker digrams for the relationships between SiO2 and othermain elements of the analcitite

表4 钻井岩芯样品Sr、Nd同位素构成a)Table4 Sr-Nd isotope data for the analcititea)

图7 方沸石岩微量元素比值蛛网图Fig.7 Trace elements spidergram for analcitite

5 Sr、Nd同位素证据

全岩样品87Sr/86Sr、143Nd/144Nd比值、计算得到的初始值及εSr、εNd见表4。87Sr/86Sr比值介于0.705 118±0.000 012～0.706 438±0.000 010,低于同时期全球海水87Sr/86Sr比值(约为0.706 854～0.707 355,时代260.5～272.5 Ma[45])及中上二叠统海相碳酸盐的最低值(约为0.706 914±0.000 012,时代265.8～260.4 Ma[46]),初始锶值ISr偏低,反映了可能有深源锶.r同位素能够灵敏地反映岩石的混染程度,样品偏高的εSr值(介于10～20),显示出与标准样的偏差程度较大,表明也有壳源锶的存在。样品143Nd/144Nd为0.512 496～0.512 713之间,两个样品εNd值>0,分别为3.84和0.38,说明造岩物质很可能主要来自于深部源区或有深源物质的明显参与[39,40],另两个样品εNd小于并接近0(地幔值),分别为-0.81和-0.83,表明热液组分很可能属于不同深度物质的混合来源。

图8 方沸石岩稀土元素配分模式图Fig.8 REE distribution pattern for analcitite

6 热水沉积方沸石岩成因探讨

方沸石一般被看做是一种高温沸石,可做为晚期形成的原生矿物产出于中性的过碱性火山岩中[47～49],或在岩浆期后热液中与其它沸石共生晶出[48,50],更多人认为是火山凝灰物质经成岩作用转变而来[47,51];与沉积岩共生的原生方沸石岩很少见到,尤其是与热液沉积作用有关[22]的鲜有报道。然而,通过研究区方沸石岩的岩石学、地球化学及同位素特征综合分析,认为本文的方沸石、透长石、正长石、白云石及石英等矿物均属裂谷盆地湖底热液喷流沉积作用形成。

6.1 方沸石岩与凝灰岩的关系

研究区露头的凝灰岩普遍为薄层状(图3C),与本文方沸石岩在微观特征上有明显差异,主要表现为四点:第一,研究区凝灰岩主要发育晶屑岩屑凝灰岩和晶屑玻屑凝灰岩,其中晶屑、岩屑或玻屑含量较高,一般在10%～30%左右,尤其是玻屑凝灰岩中常见清晰的鸡骨状、树枝状、碟状等刚性玻屑(图9A),而方沸石岩中普遍未见玻屑,晶屑和岩屑含量也较低,通常不足5%;第二,钻井岩芯的方沸石岩与黑色泥岩整合接触,方沸石岩与黑色泥岩均富含大量胶状、球状、莓球状黄铁矿集合体,缺乏诸如次生淋滤或赤铁矿化等暴露地表的标志,说明地层始终处于埋藏状态,基本排除了钻井方沸石岩为凝灰岩后期地表蚀变作用产生的因素;第三,在地质历史时期,随着碳酸盐矿物的重结晶、溶解-再沉淀等作用Sr易溶于流体被带走,因此,古老碳酸盐矿物中Sr丰度通常很低,而研究区方沸钾长白云岩却显示出Sr异常富集的特征(表3)。尽管其它样品碳酸盐矿物含量很少,但Sr/Ca(介于106.42～188.02)却很接近,表明样品在埋藏成岩期体系相对封闭,没有经历明显的后期蚀变改造,基本排除了凝灰岩经受水热蚀变改造形成方沸石岩的可能。第四,跃进沟剖面部分凝灰岩也发生了方沸石化(图9B),但是此类方沸石在扫描电镜下常为自形的粒状四角三八面体(图9C、D),而热水成因方沸石形态极不规则,多为块状或无定形胶体状(图5H、I、J),可能是钠质硅酸盐胶体热液喷出地表或在近地表处遇湖水后迅速冷凝所致。因此,本文的方沸石岩很难用凝灰岩经水热蚀变或地表蚀变来解释。

6.2 热水沉积方沸石岩成因探讨

现代海(湖)底的探测及成矿作用研究表明,热水沉积遍布大陆、大洋的许多地方,张性的构造环境和异常的高热流值是热水活动发育的基本条件。此外,产于沉积岩中的热水沉积岩往往与腐泥型高碳质页岩、纹层状硅岩、重晶石岩、电气石岩、钠长石岩等密切共生,呈透镜体或纹层状展布,并与围岩地层整合或近于整合[7,8]。

三塘湖盆地二叠纪处于晚古生代陆内裂谷演化时期,芦草沟组正是在早二叠世卡拉岗期和中二叠世条湖期两次大规模火山活动之间间歇沉积的一套湖相地层,凝灰岩在该组有广泛分布,说明中二叠世芦草沟期三塘湖地区尽管表面为相对宁静的湖泊沉积环境,但内部存在高地热状态,具备形成热水沉积岩的地质条件。此外,通过微观岩相学的分析,认为细粒和无定形的方沸石、泥晶钾长石、泥晶白云石及微晶石英等主要造岩矿物首先是共生关系,其后才是交代关系,推测方沸石应属于钠质硅酸盐胶体热液沿裂谷盆地深大断裂上升至地表喷出与较冷湖水混合快速冷凝形成,后被交替喷涌的碳酸质或硅质热液破碎、搬运和胶结。方沸钾长白云岩、方沸石硅质岩及硅质方沸石岩均为薄纹层状赋存于黑色泥岩之间,说明距喷口有一定距离。

图9 三塘湖盆地跃进沟剖面凝灰岩显微特征A、样品编号YJG-02,玻屑晶屑凝灰岩,玻屑表面和基质均发生方解石化,单偏光;B、样品编号YJG-11,晶屑凝灰岩,单偏光;C、D、样品编号YJG-11,晶屑凝灰岩,基质发生方沸石化,粒状矿物均为方沸石.Fig.9 Microfeatures of the tuffaceous rocks in Lucaogou Formation(P2 l),Yuejingou outcrop,Santanghu Basin

7 结论

方沸石岩Ti强烈亏损,稀土总量低,大部分样品的HREE甚至低于球粒陨石和原始地幔,碳酸盐矿物富铁、锰等,均显示出热水沉积岩的特征。样品具有低于同时期全球海水和海相碳酸盐的87Sr/86Sr比值,初始锶ISr也较低,说明可能存在深源锶。εNd介于-0.81～0.38,接近于地幔值εNd=0,也显示出幔源组分的特征,然而,偏高的εSr表明热液组分有壳源物质的混染。样品微量元素和稀土配分曲线协调一致(图7、图8),显示出密切的亲源关系,说明这套热水沉积岩应属同一源区。但是各样品间Rb、Sr、K等活动性元素的丰度、RbN/YbN比值、Sr/Nd比值、Th/U比值及ΣREE总量等还存在一定的差异,这种差异性很可能是热液上升期不同深度物质混染程度的不同所致。综上所述,研究区方沸钾长白云岩、方沸硅质岩及硅质方沸石岩是一类与陆相裂谷盆地湖底热泉喷流作用有关的热水沉积岩组合,热液组分除了有壳源物质及大气水等的混入外,可能还有深部物质的参与。

致谢 感谢西北大学地质学系周鼎武、刘洪福、石崇培、董云鹏及陕西省地调院李海平等教授的热情指导与有益讨论。感谢大陆动力学国家重点实验室刘晔、王建琪、弓虎军、第五春荣、宗春蕾、戴梦宁、刘永强等老师的帮助。部分测试工作有研究生付迪、本科生程俊的参与,在此谨致谢忱。

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Lithology and Origin Analysis of Sublacustrine Hydrothermal Deposits Characterized by Analcime,Sanidine,Dolom ite,Quartz,etc.in Lucaogou Formation,M iddle Perm ian,Santanghu Basin,Northeast Xinjiang,China

LIHong1,2LIU Yi-qun1,2LIANG Hao3LUO Quan-sheng3LIWei1,2ZHOU Xiao-hu1,2JIAO Xin2YANG Rui2LEIChuan4SUN Qin2
(1.State Key Laboratory of Continental Dynam ics(Northwest University),Xi'an 710069; 2.Geology Department of Northwest University,Xi'an 710069; 3.Research Institute of Exp loration and Development,Tupan-Ham i Oilfield Company,CNPC,Ham i,Xinjiang,839000; 4.Institute of Geology and Geophysics,Chinese Academy of Sciences,Lanzhou 730000)

Santanhu Basin,located in northeast of Xinjiang,China,was developed a contenental rift basin from Late Carboniferous to Middle Permian.On the outcrop and the drilling cores of the basin,layers of sublacustrine hydrothermal deposits from which six of them were sampled,were found in the thick mudstones in Lucaogou Formation(P2l), Middle Permian.The hydrothermal samples can be divided into two types:the first type is formed of analcime,sanidine,orthoclase,dolomite and ankerite.The carbonateswere detected of concentrating iron and manganese.The second type is formed of analcime,quartz,and carbonates.Most analcime was observed to be xenomorphic block or amorphous gelatinoid otherwise from automorphic tetragonaltrisoctahedron under the SEM.Major elements of all sampleswere characterized as being rich in SiO2,Al2O3,Na2O,and poor in TiO2.race element of the samples show enrichemnt of highly incompatibility elements,such as Ba,Rb,K,Ta,Sr,Zr and Hf,and are lack of Th,Nb,and Ti relatively.The ratios of Sr/Nd=44.73～831.78,Nb*=0.02～0.17。ΣREE=7.33～20.619μg/g,LaN/YbN=2.50～16.00,LREE/HREE=4.77～11.20。δEu varies from0.6 to 0.99 which shows negative anomalism to primitivemantle,however,δCe value which varies from 0.96 to 1.04 shows the similarity to primitivemantle.The major and trace elements(includes REE)reveal the distinct differenceswith the basalts and trachytoids of Permian in the same basin,and also disagree with the average value of Upper Crust。87Sr/86Sr=0.705 118～0.706 438,143Nd/144Nd=0.512454～0.512713,εNd=-0.81～3.84.sotope composition indicates thatmantle materialsmay participate in the hydrothermal fluid with which the hydrothermalminerals were deposited.By the analysis of the lithology,geochemistry,and Sr,Nd isotope,the characteristics of the samples suggest that they are an assemblage of hydrothermal rockswhich are related to the hot springs exhalation at the lake bottom in Santanghu continental rift basin.Besides the Crust and meteoric components,the hydrothermal fluid of the rocks was probabely composed of the substance sourced from deep earth.

Santanghu Basin;Middle Permian;continental rift basin;analcime,geochemistry;sublacustrine hydrothermal fluid;hydrothermal sedimentary rocks

李 红 女 1975年出生 讲师 博士 沉积地质学 E-mail:lihong2008@nwu.edu.cn

P578.974

A

1000-0550(2012)02-0205-14

①国家自然科学青年基金项目(批准号:40802024),大陆动力学国家重点实验室自主研究课题(批准号:BJ11054)资助。

2011-01-20;收修改稿日期:2011-04-21