准噶尔盆地乌尔禾地区风城组沉积环境分析

宫博识，文华国，李丛林，王亮，郑荣才，祁利祺

准噶尔盆地乌尔禾地区风城组沉积环境分析

宫博识1，文华国1，李丛林2，王亮2，郑荣才1，祁利祺3

（1.成都理工大学沉积地质研究院，成都610059；2.中国石油玉门油田分公司勘探开发研究院，甘肃酒泉735019；3.中国石油新疆油田分公司实验检测研究院，新疆克拉玛依834000）

风城组为准噶尔盆地乌尔禾地区重要的勘探层系，其沉积环境一直存在争议。通过岩石类型、沉积构造、古生物及地球化学等特征分析，探讨了风城组沉积相标志、类型及特征。研究认为，风城组沉积环境为深水、封闭缺氧和盐度较高的陆缘近海湖，主要发育半深湖—深湖亚相，包括火山灰流、热液脉动性喷流和低密度浊积砂沉积微相；盐类矿物的富集、高盐度值与热液喷流沉积平面分布明显均受控于乌夏地区二叠纪基底断裂，推测断裂为高温及高盐度热卤水喷流活动的通道。研究区风城组陆缘近海湖热液喷流内、外源沉积模式的建立，可为该区的油气勘探提供指导。

陆缘近海湖；热液喷流；沉积环境；风城组；准噶尔盆地

0 引言

准噶尔盆地乌尔禾地区风城组作为重要的生油层和产油层，越来越引起油气勘探工作者的重视。针对风城组沉积环境的认识存在多种观点，早期的研究认为风城组属于海湾—泻湖相和残留海沉积环境［1-2］，孙玉善等［3］认为该区沉积环境是四周与广海隔绝的残留海，冯有良等［4］通过微量元素及C，O同位素分析，认为风城组属于陆缘近海湖，其观点得到了多位学者的支持［5-6］。尽管存在多种观点，但在诸如深水还原环境、盐度高和海相化石等方面均已达成共识。近年来，笔者通过对该区风城组的研究，发现风城组深水相沉积中发育一套夹有凝灰岩的盐岩类火山-沉积组合，有悖于盐湖蒸发成盐作用原理，并首次在风城组中识别出正常沉积岩或凝灰岩中难以解释的同沉积期喷流沉积构造，这无疑为该区风城组沉积环境研究提供了新的证据和素材。笔者通过岩心与薄片观察、地球化学分析等手段，对乌尔禾地区风城组沉积环境进行了精细研究，为其致密油储层成因研究和高效勘探提供了基础地质资料。

图1 乌尔禾地区构造及地理位置图Fig.1 The structure and location of Urho area

图2 FN4井风城组岩心沉积相综合柱状图Fig.2 The profile of sedimenntary facies of Fengcheng Formation in FN4 well

1 区域地质概况

乌尔禾地区位于准噶尔盆地西北缘乌夏断裂带乌尔禾断鼻构造带上（图1），以乌南断裂为界，上盘发育断鼻及断块，下盘为断块及斜坡带。区域构造运动频繁，深层断裂发育，沿主断裂衍生了多个次级断裂，为油气运移和遮挡提供了有利条件［7-8］。该区早—中二叠世为复杂的前陆盆地构造演化阶段［9-10］，存在超壳断裂，火山活动频繁。风城组为乌尔禾地区的主力产层，区域分布很稳定，但具有西厚东薄和南厚北薄的特点。自下而上可划分为3个岩性段（图2）：风一段（P1f1）为灰色薄—中层状云化泥岩、泥质白云岩和凝灰岩互层组合；风二段（P1f2）为深灰—灰黑色泥质白云岩与云化泥岩薄互层组合；风三段（P1f3）为深灰色泥质白云岩与云化泥岩互层组合，向上过渡为深灰色砂质泥岩、泥质粉砂岩和云化粉砂岩互层组合［11-12］。

2 沉积相标志

2.1岩石类型

乌尔禾地区风城组岩石类型复杂多样，包括白云岩、云化泥岩、云化凝灰岩及盐岩等。

2.1.1 白云岩类

白云岩类以泥晶白云岩、粉晶白云岩和粉砂质、泥质及凝灰质白云岩为主，常与云质凝灰岩和云质、粉砂质及凝灰质泥岩互层出现。按白云石的粒度和晶形可将其显微结构划分为泥晶（图版Ⅰ-1）、粉晶（图版Ⅰ-2）、细晶（图版Ⅰ-3）和细—中晶（图版Ⅰ-4）等4类。已有的研究成果［13-14］表明，组成白云岩类的白云石属于湖底热卤水喷流沉积成因的产物。

2.1.2 泥岩类

泥岩类主要包括含云泥岩、蒙脱石泥岩和粉砂质泥岩。含云泥岩常呈铁灰色，岩性致密，云质体积分数通常小于10%，常夹有纹层状硅质、粉砂质或砂质条带，微细水平层理和微裂缝较发育，裂缝大部分被方解石、白云石和硅质充填；蒙脱石泥岩由火山灰斑脱而成，往往含有凝灰质、晶屑和镶嵌于孔隙中的白云石（图版Ⅰ-5）；粉砂质泥岩常具由粉砂构成的水平层理和条带状构造，粉砂质条带中常见水平层理和微正粒序层理，为低密度浊积砂沉积的产物。

2.1.3 凝灰岩类

凝灰岩类多呈薄的夹层分布于含云泥岩中。根据凝灰质组分的形态、相对体积分数可细分为单屑凝灰岩、双屑凝灰岩和多屑凝灰岩3种类型，其中单屑凝灰岩可细分为玻屑、晶屑或岩屑凝灰岩，凝灰质组分不稳定，大部分有不同程度的白云石化现象（图版Ⅰ-6）。凝灰质组分的大量出现证明风城组沉积时受到火山喷发活动的影响强烈。

2.1.4 盐岩

风城组中发育的盐类矿物丰富而独特，常见的盐类矿物有硅硼钠石、碳酸钠钙石、碳酸氢钠石、碳酸钠镁石、氯化镁钠石和石盐等，其中硅硼钠石和碳酸钠钙石在其他地区非常罕见（图版Ⅰ-7、图版Ⅰ-8）。以往研究中上述盐类矿物被认为是蒸发盐类的沉积组合［11］，本次研究发现这些盐类矿物主要赋存于凝灰岩中，并与凝灰物质呈毫米至厘米级相间互层，夹持于大套深湖相沉积的暗色泥页岩中，或在盐类沉积纹层或条带中含有丰富的凝灰物质，表明含盐沉积建造与火山活动的关系密不可分。早期的研究已初步证实该套深湖相含盐火山-沉积建造与同期发生的火山喷发和湖底热液喷流活动有关［12-13］。

2.2沉积构造

风城组沉积构造类型较丰富，包括正常深水环境中常见的水平层理、包卷层理、条带状和揉皱变形构造，小型阶梯状同沉积断裂构造，热水喷流沉积体系的碎屑结构和网脉状构造等。

2.2.1 水平层理和条带状构造

水平层理主要由异常沉积和正常沉积的纹层组成。异常沉积纹层包括硅质、凝灰质、（铁）白云石、碳酸钠钙石和碳酸氢钠石纹层；正常沉积纹层主要为泥质纹层。研究区可见上述各类纹层的二元或三元组合，纹层厚度一般小于1 mm，纹层内的矿物多呈隐—微晶质。条带状构造主要由异常沉积的白云石、盐类矿物和硅质条带相对富集形成，厚度一般为2～10 mm，条带内矿物的结晶度明显高于纹层中的同类矿物（图版Ⅰ-9～Ⅰ-11）。风城组中广泛发育的纹层状和条带状构造主要发育于泥质白云岩和凝灰质白云岩中，白云石多具泥晶结构，经X射线衍射（XRD）分析确定的类型主要为含铁白云石，常与各种盐类矿物，玉髓、石英和黄铁矿等特殊成因矿物，正常沉积的黏土矿物和非正常沉积的凝灰质呈二元或多元纹层交替发育。因此，用准同生白云石化作用难以解释此类纹层状和条带状构造的成因，但与具热液脉动性喷流沉积成因的纹层状泥晶白云岩的岩矿组构特征［15-17］极为相似，不难确定此类含铁泥晶白云石为热液脉动性喷流沉积的产物，其纹层状或条带状构造反映了湖底热卤水的来源、组分、性质和物化条件均具有韵律性变化的过程，也反映了相对安静、低能和有利于发育热液脉动性喷流沉积的深水盆地沉积环境［15-17］。

2.2.2 揉皱变形构造和包卷层理

风城组发育非常丰富的塑性揉皱变形构造。垂向上，非褶皱层中的褶皱层以夹层形式存在，显示其具有同沉积变形特征；横向上，褶皱层与非褶皱层呈过渡关系，显示其为准同生变形作用的产物（图版Ⅰ-12）。

2.2.3 小型阶梯状同沉积断裂构造

小型阶梯状同沉积断裂构造主要发育于厚层云化泥岩所夹的薄纹层中，表现为纹层破裂形成的阶梯状正断层，是典型的微型伸展断裂，断裂面不规则，排列无序，不切层且不具共轭性，被认为是热液喷爆过程中形成的震积断裂（图版Ⅰ-13）。

2.2.4 热液碎屑结构

碎屑是由于热液喷流休眠期的持续增温和增压作用，使喷流口内超温超压的热液沸腾爆炸而将喷流口内、外先期的沉积物震碎所形成［14］。大多数被湍急爆炸喷流携带的较细砂屑在喷流口外侧的热水沉积区沉积，形成纹层状热水沉积岩中的“飘浮”状砂屑（图版Ⅰ-14、图版Ⅰ-15），因此，热液内碎屑结构的出现也是风城组沉积期发育热液脉动性喷流沉积岩的重要证据之一。

2.2.5 脉状和网脉状构造

脉状和网脉状构造是识别热液流体运移通道和喷流口位置的重要标志之一［18-22］，常呈脉状和网脉状出现，以碳酸钠钙石和碳酸氢钠石等盐类矿物以及石英充填基质岩中的裂缝为典型特征（图版Ⅰ-16）。

综上所述，研究区风城组岩石中常见的各种沉积构造和岩石结构，总体反映了其为一套深水湖盆相的宁静、低能、具备间歇性热液脉动性喷流和低密度浊积砂沉积的典型特征15，22］。

2.3古生物标志

乌尔禾地区风城组下部含有少量有孔虫、棘皮和藻类等海相生物化石［2］，反映研究区风城组沉积早期曾有海水侵入［3，23］。岩石样品干酪根显微组分分析结果显示其主要为无定型干酪根和孢粉体，结构镜质体和无结构镜质体较少，因此推测风城组沉积环境主体为湖泊。湖泊水体较深且平静，氧气在湖水表层充足，适合藻类生存，大量藻类死亡后在缺氧还原环境的深湖底部沉积，逐渐降解形成无定型体，而孢粉体较难降解，其外壁结构遭到不同程度破坏，部分变成无定型体。另外，风城组中发现大量具肋双气囊花粉（核肋纹花粉），因其适宜在较干旱与炎热环境下生存①詹家祯.准噶尔盆地西北缘乌—夏地区风城组孢粉组合及孢粉相研究.中国石油新疆油田分公司，2010.，故可反映风城组沉积期的气候较干旱与炎热。

2.4地球化学标志

2.4.1 样品与实验方法

本次研究的微量元素样品采自风城组钻井岩心，用微钻取样和镜下薄片检测及去杂质、去有机质处理，以保证样品的纯度及代表性。微量元素分析在中国科学院海洋地质研究所分析测试中心完成，仪器型号为Perkin-Elmer Scienx Elan 6000型电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS），分析精度为1%～3%。

2.4.2 古盐度分析

（1）Sr/Ba值

研究区风城组的Sr/Ba值为0.70～21.27，平均为4.38（表1），在海相（Sr/Ba＞1）和陆相（Sr/Ba＜1）沉积岩中均有分布，反映了风城组沉积期水体间歇为淡水和间歇为盐度异常高的海水，这与风城组中的各种盐类矿物多呈纹层状与正常湖相沉积相间发育的产状吻合。

表1 乌尔禾地区风城组微量元素含量比值Table 1 Range and average of trace elements of Fengcheng Formation in Urho area

（2）硼元素含量

研究区风城组云质岩的硼元素质量分数为（67～4 212）×10-6，平均为891×10-6，其质量分数在陆相（＜75×10-6）和海相（＞100×10-6）沉积岩中均有分布，反映了风城组沉积期湖泊水体的间歇性、频繁性变化和波动。

（3）古盐度计算

黏土矿物可从溶液中吸附硼，且吸附硼的数量与溶液中硼的浓度有关，自然界水体中硼的浓度是盐度的线性函数，因而黏土矿物从水体中吸附硼的数量与水体盐度呈双对数关系，常用的古盐度计算公式为Couch（科奇）公式［24］，即

式中：Sp为古盐度，‰；B*为“校正硼”质量分数，B*= w（B）/（4xi+2xm+xk），其中xi，xm和xk分别为样品中实测伊利石、蒙脱石和高岭石的质量分数，系数代表各类黏土矿物对硼的吸收强度，系数越大，吸收越强，%。

研究区泥岩样品中含伊利石、蒙脱石和高岭石等黏土矿物，成分较复杂，故选择Couch校正公式计算B*更为恰当，并以此计算古盐度。计算结果表明，研究区各样品B*为0.99%～13.75%，平均为5.51%，古盐度为8.1‰～63.6‰，平均为30.1‰。将风城组不同样品古盐度平均值绘制成等值线图（图3），其结果显示断裂对古盐度高值区分布具有直接的控制作用。另外结合硼含量和Sr/Ba值，认为风城组沉积期水体盐度很高且波动变化范围很大。

图3 乌尔禾地区风城组古盐度等值线图Fig.3 Contour map of paleosalinity of Fengcheng Formation in Urho Area

2.4.3 还原性分析

V/Sc值在缺氧环境中高，在氧化环境中低；V/Cr值在缺氧和富氧环境下分别大于4.25和小于2.00；V/（V+Ni）值在缺氧和富氧环境下分别大于0.60和小于0.45;V/Cr及V/（V+Ni）值在贫氧环境下分别为2.00～4.25和0.45～0.60。因此，这几类元素含量比值被广泛用作判别沉积环境氧化-还原条件的指标。风城组各类湖相暗色云质岩上述几类元素的比值变化范围和平均值（参见表1）均一致反映了风城组为封闭缺氧的还原环境。

3 沉积相特征

3.1沉积相类型及特征

根据上述沉积相标志综合分析，确定乌尔禾地区风城组主要发育陆缘近海湖沉积体系，可划分出滨浅湖和半深湖—深湖亚相以及众多的微相类型（表2）。

表2 乌尔禾地区风城组主要沉积相类型划分简表Table 2 The types of sedimentary facies of Fengcheng Formation in Urho area

3.1.1 滨浅湖亚相及微相特征

研究区滨浅湖亚相主要发育于风一段，在河流入湖的扇三角洲两侧受河流和湖岸流的作用，以广泛发育滨湖泥坪和浅湖泥微相的灰绿色、浅灰色泥岩和粉砂质泥岩为主，泥岩中常具黑、白相间的季节性纹层。在此基础上，往往叠加发育有垂向上与滨浅湖泥岩交替，平面上与岸线走向平行或斜交的滩坝砂体微相。砂体中常见浪成沙纹层理、滑塌变形构造和下细上粗的反粒序旋回，自然电位曲线表现为在低幅微齿形背景下叠加发育中—高幅指形、漏斗形和钟形组合的测井响应特征。

3.1.2 半深湖—深湖亚相及微相特征

研究区半深湖—深湖亚相位于水体较深的氧化-还原界面之下。由于缺氧，沉积环境具有很强的还原性，以沉积云质泥岩、泥云岩和凝灰岩为主，富含有机质，颜色为暗色和深灰色，普遍发育水平层理，富含纹层状和条带状分布的各种盐类矿物及自生菱铁矿和黄铁矿结核，底栖生物不发育，自然电位曲线呈低幅平直状。此外，云质泥岩中频繁地夹有薄层状云泥质粉砂岩或粉砂岩透镜体，粉砂岩中常具有微波状层理和沙纹层理，显示粉砂岩为深湖底流沉积作用的产物，粉砂岩夹层的自然电位曲线表现为在低幅平直状背景下的中—低幅齿形或指形。在单一的半深湖—深湖环境条件下，按成因类型，可划分为由火山灰流沉积、热液脉动性喷流沉积和低密度浊积砂等3种沉积微相类型。

（1）火山灰流沉积微相

岩性主要为深灰色云质凝灰岩夹灰白色碳酸钠钙石和纹层状泥微晶白云岩，水平层理发育，孔隙不发育。凝灰岩的出现和广泛发育显示乌尔禾地区早二叠世具有剧烈的基底断裂构造活动，不仅为火山喷发活动提供了通道，而且为热卤水脉动性喷流沉积活动创造了有利条件。

（2）热液脉动性喷流沉积微相

岩性主要为被统称为“云质岩”的白云质泥岩、白云质粉砂岩、凝灰质白云岩和泥质白云岩，夹灰白色纹层状、条带状和不规则团块状分布的碳酸钠钙石、碳酸氢钠石及透镜状硅硼钠石等盐类矿物和凝灰质组分，发育水平层理，局部见阶梯状同生小断层和顺层面密集分布的水爆碎裂化角砾、溶孔和低角度裂缝，部分裂缝被炭化沥青充填。云质岩的分布与平面上高盐度区域一致，明显受乌夏地区基底断裂控制，证明其成因与沿基底断裂发育的火山喷发活动和高盐度热卤水脉动性喷流沉积有关，因此，可将热液脉动性喷流沉积微相与火山灰流沉积微相视为同期地球内动力作用形成的衍生物，在岩性上表现为非正常的热水沉积、火山灰流沉积与正常沉积的泥、粉砂构成二元或多元纹层结构。

（3）低密度浊积砂沉积微相

岩性主要为云泥质粉砂岩和粉砂质泥岩，常夹有灰白色雪花状碳酸钠钙石透镜体和撕裂状云硅质泥砾。研究区北部扇三角洲前缘水下分流河道或河口坝微相的砂体在重力作用下，沿斜坡在水体底部被高速紊流状态的混浊流体搬运至研究区南部的深水凹陷区并沉积下来，形成粒度较细的薄层状砂泥互层。

3.2沉积模式

综上所述，乌尔禾地区风城组湖相沉积并非为单纯的热流体喷流沉积成因，而是伴随有“内源”物质和“外源”物质的混入，其中“外源”物质主要为陆源碎屑和泥，陆源碎屑主要为粉砂，其成因为在风暴、洪水、地震和火山活动等地质事件作用下，处于滨浅湖区的扇三角洲前缘砂体中的粉砂失稳而形成浊流带入半深湖—深湖区沉积。“外源”物质的粉砂和泥与盆内准同生期热液沉淀的含铁白云石混合或与已固结的先期含云和云质岩形成互层，再或与热液喷流沉积形成的含铁白云石、各种盐类矿物、有机质和火山喷发带入的凝灰质等“内源”物质共同构成具有典型“间断-交叉”形式的二元或多元混合沉积岩。在此基础上，建立了研究区风城组陆缘近海湖湖底热液喷流内、外源混合沉积模式（图4）。

图4 乌尔禾地区风城组陆缘近海湖热液喷流内、外源混合沉积模式Fig.4 The deposition model of lake hydrothermal jets-internal and external sources of Fengcheng Formation in Urho area

3.3沉积相展布特征

乌尔禾地区风城组主体发育半深湖—深湖亚相，其次为滨浅湖亚相，扇三角洲相仅发育于盆地边缘的北部。研究区各岩性段的滨浅湖和半深湖—深湖相带的展布（图5）具有很强的继承性。

3.3.1 风一段沉积相展布特征

风一段沉积期研究区东部和东北部发育间歇性活动的火山岩相，以喷发灰绿色安山岩和流纹岩为主；在北部山前主要发育陆缘近海湖滨浅湖和半深湖—深湖亚相沉积。滨浅湖沉积水体相对较浅，与北部的扇三角洲和东部的火山岩相毗邻发育，西南部主要发育不规则扇形展布的半深湖—深湖亚相［图5（a）］，以沉积各类云化岩为主。

3.3.2 风二段沉积相展布特征

风二段沉积期研究区北部依然分布有扇三角洲相，但因受湖侵扩大和湖平面上升的影响，扇三角洲相向盆地北侧边缘迁移，滨浅湖亚相沉积与扇三角洲前缘毗邻发育，而研究区主体加深为半深湖—深湖亚相，各类云化岩在半深湖—深湖亚相广泛分布，仅在近扇三角洲相处由于水动力条件较强、外源碎屑物质输入充分和碎屑岩含量较高，云化岩发育受到强烈抑制［图5（b）］。

3.3.3 风三段沉积相展布特征

风三段沉积期研究区北部的扇三角洲相有向南迁移的趋势，而南部和东部仍为广泛发育的半深湖—深湖环境［图5（c）］，以沉积各类云化岩为主，东北部发育小面积的滨浅湖亚相沉积。

总体上，风城组岩性自下而上呈现出粗—细—粗的变化规律，总体上反映风城组次级构造演化为抬升—沉降—抬升的过程，导致水体出现下降—上升—下降的湖平面变化，形成垂向上退积—进积的沉积充填序列。

图5 乌尔禾地区风城组沉积相平面展布图Fig.5 The sedimentary facies distribution of Fengcheng Formation in Urho area

4 结论

（1）乌尔禾地区风城组沉积环境属深水、封闭缺氧和盐度较高的陆缘近海湖，主要发育半深湖—深湖亚相，包括火山灰流、热液脉动性喷流和低密度浊积砂微相沉积。

（2）高盐度值和热液喷流沉积分布明显受乌夏地区二叠纪基底断裂控制，推测断裂是深部高盐度热卤水喷流活动的通道，并由此建立了陆缘近海湖热液喷流内、外源混合沉积模式。

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图版Ⅰ

（本文编辑：李在光）

Sedimentary environment of Fengcheng Formation in Urho area,Junggar Basin

GONG Boshi1，WEN Huaguo1，LI Conglin2，WANG Liang2，ZHENG Rongcai1，QI Liqi3
（1.Institute of sedimentary geology，Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China；2.Research Institute of Exploration and Development，PetroChina Yumen Oilfield Company，Jiuquan 735019，Gansu，China；3.Research Institute of Experiment and Detection，PetroChina Xinjiang Oilfield Company，Karamay 834000，Xinjiang，China）

Fengcheng Formation in Urho area of Junggar Basin is an important exploration horizon,and there have been some controversy to its sedimentary environment.This paper explored sedimentary facies mark,facies types and characteristics of Fengcheng Formation by studying rock and mineral sedimentary structures,paleontological and geochemical characteristics.We discovered that the sedimentary environment of Fengcheng Formation is epicontinental offshore lake in deep-water,with blocked anoxic and high salinity.This formation mainly developed the deposition of semi-deep lake facies which can be divided into three sub-facies:hydrothermal pulsatile jet deposition,low-density turbidite sand and ash flow micro-facies.Mineral salts enrichment,high salinity and the horizontal distribution of hydrothermal exhalative sedimentation are obviously controlled by the Permian basement fractures in Wuxia area,and this fractures were presumed as channel for high temperature and high salinity brines hot jet activity.Based on all these studies,we established a hydrothermal exhalative model of the epicontinental offshore lake,mixed with internal and external sedimentary sources of FengchengFormation,whichcouldfurther guidetheoil andgasexplorationinthisarea.

epicontinental offshore lake；hydrothermal exhalative；sedimentaryenvironment；FengchengFormation；Junggar Basin

TE121.3

A

1673-8926（2014）02-0059-08

2013-12-21；

2014-01-16

中国石油新疆油田分公司项目“准噶尔盆地重点地区致密云质储层形成机理研究”（编号：DX-2011-396）资助

宫博识（1988-），男，成都理工大学在读硕士研究生，研究方向为沉积学。地址：（610059）四川省成都市成华区二仙桥东三路1号成都理工大学沉积地质研究院。E-mail：304956972@qq.com。