巴音戈壁盆地下白垩统热水沉积岩地球化学特征及成因探讨

许亚鑫，戴朝成，刘晓东，卞从胜，刘平辉，吴兴星，鞠鹏

1)东华理工大学地球科学学院，南昌，330013；2)核资源与环境国家重点实验室，东华理工大学，南昌，330013 3)中国石油勘探开发研究院，北京，100083

内容提要: 巴音戈壁盆地因格井坳陷下白垩统巴音戈壁组热水沉积岩具有独特的沉积构造和矿物组成，本文通过岩石学、矿物学和地球化学的综合研究，详细描述巴音戈壁组湖相热水沉积泥岩特征。研究区泥岩可划分为以下5种类型：网脉状泥岩、斑点状泥岩、块状泥岩、纹层状泥岩和同生变形泥岩。矿物成分主要为白云石、铁白云石、方沸石、钠长石、伊利石和石英, 并且在纵向上表现出明显的规律性，随着深度的增加白云石含量逐渐增加，对应的方沸石含量逐渐降低。泥岩中富集Ca、Mg、Mn等元素，具有LREE富集，HREE亏损，Eu负异常(δCe=0.96～1.06)的特征。碳、氧同位素呈现出δ13CV-PDB(2.35‰～5.51‰)偏正，δ18OV-PDB(-1.26‰～-10.16‰)偏负的特点，分析结果表明热水沉积岩形成于封闭的咸水湖泊环境，形成温度为36.23～79.9℃，平均值为51.21℃，属于低温“白烟囱”型热水沉积；硫同位素变化范围较大(-34.98‰～24.93‰)，分析结果表明位于喷口附近的黄铁矿受热液影响较大，δ34S值较高，但随着深度的减小，热液的作用降低，微生物作用加强，δ34S值逐渐减小，呈现出热液与微生物共同影响的特征；锶同位素表明热液流体为壳源与幔源混合流体。

热水沉积岩，也叫喷流岩，它既不是单纯的岩浆热液成因，也不是单一的海水或湖水化学沉积成因，而是地下热水或岩浆热液与海水或湖水混合后发生沉淀所形成的沉积岩(Hekinian, 1982; Edmond and Damm, 1983; 陈先沛等, 1992;李红等, 2013; 郑荣才等, 2003;钟大康等, 2015b)。它既有热液成因的一面，也有冷水化学沉积成因的一面，属于岩浆岩与沉积岩之间的过渡类型(钟大康等, 2015a, 2018；向龙等, 2019a，2019b)。对热水沉积作用的研究已有80余年了，人们按照其形成温度和矿物组合特征将其分为两种类型：“白烟囱”型和“黑烟囱”型。其中“白烟囱”型的形成温度相对较低(32～330℃)，以硅酸盐、铝硅酸盐、碳酸盐岩及硫酸盐矿物为主；而“黑烟囱”的温度较高(>350℃)，以黑色硫化物为主(郑荣才等, 2018)。近年来，关于湖相热水沉积的研究发展迅速，如美国黄石公园(Xu et al., 1998)、东非裂谷湖泊(Barrat et al., 2000)、酒西盆地(郑荣才等, 2003、文华国等, 2010，2014)、三塘湖盆地(柳益群等, 2010)、二连盆地(钟大康等, 2015b)、中国云南腾冲热海(郭清海等, 2017)、和准噶尔盆地(李红等, 2017)、银额盆地哈日凹陷(陈志鹏等，2018)等陆相湖盆中均有热液活动的报道。此外，章雨旭等(2005，2012)认为微晶丘(泥晶丘)是由热水沉积作用所形成，而我国著名的白云鄂博矿床的赋矿白云岩是一个大型微晶丘，也是热水沉积形成。

本文基于岩石学、矿物学、主微量元素、稀土元素以及碳、氧、硫、锶 4 种同位素的分析，探讨巴音戈壁盆地下白垩统巴音戈壁组热水沉积岩的地球化学特征及成因机制，为我国“白烟囱”型热水沉积岩增加新的研究依据和实例。

1 地质背景

巴音戈壁盆地位于中蒙两国的边境处，内蒙古高原巴丹吉林沙漠的东北部。属于塔里木板块、哈萨克斯坦板块、西伯利亚板块和华北四大板块构造陆—陆碰撞的结合部位，横跨4个性质不同的大地构造单元(吴仁贵等, 2008)，盆地整体近东西向。因格井坳陷位于巴音戈壁盆地南端，大致呈NE向展布，占地面积约9000 km2(图1)。其北缘与宗乃山—沙拉扎山隆起相接，南缘与巴彦诺尔公隆起相邻，东部呈齿状插入银根坳陷之中(向龙等，2019a, 2019b)。盆地整体受阿尔金断裂控制，盆地内断裂构造复杂，主要发育以北东向为主的8条断裂。

图1 巴音戈壁盆地因格井坳陷地质略图及采样钻孔分布图(据核工业二〇八队资料修改)Fig. 1 Regional geology map and sampling boreholes of the Yingejing Depression, Bayingebi Basin (Based on the data of the No.208 nuclear industry team)Q—第四系；K2w—上白垩统乌兰苏海组； K1b2 —下白垩统巴音戈壁组上段；K1b1—下白垩统巴音戈壁组下段；J1-2—中—下侏罗统；P2—上二叠统；P1—下二叠统；C3—上石炭统；Pt1—古元古界；γ51印支期花岗岩；γ43—华力西晚期花岗岩；γδ43—华力西晚期花岗闪长岩；γ42—华力西中期辉长岩；γ33—加里东晚期花岗岩Q —Quaternary; K2w—Ulansuhai Formation of Upper Cretaceous; K1b2—Upper segment of Bayingebi Formation in Lower Cretaceous; K1b1— Lower segment of Bayingebi Formation in Lower Cretaceous; J1-2—Middle—Lower Jurassic; P2—Upper Permian series; P1—Lower Permian series; C3—Carboniferous System; Pt1—Archean; γ51— Indosinian granite; γ43—Late Variscan granite; γδ43—Late Variscan diorite; γ42—Middle Variscan gabbro; γ33—Late Caledonian granite

盆地基底为太古宙、元古宙时期形成，主要为变质岩。盖层由中生代后沉积所形成，发育有侏罗系、白垩系和第四系地层，其中侏罗系沉积地层主要为含煤粗碎屑岩，岩性以杂色砾岩、砂岩为主，底部发育有细砂岩，偶夹砾岩及泥页岩；顶部为深灰色及黑色凝灰岩夹火山角砾岩。白垩系地层是盖层的沉积主体，沉积厚度超过2200m。下白垩统发育巴音戈壁组下段和上段，巴音戈壁组下段的岩性主要为紫红色砾岩、砂岩，偶夹粉砂岩或泥岩；巴音戈壁组上段岩性以灰白色、灰绿色、深灰色泥岩为主。

通过野外露头、钻井岩性、测井曲线及地震资料等方法，对研究区巴音戈壁组沉积相进行了分析，研究表明研究区沉积相类型为辫状河三角洲和湖泊相(图2)，在靠近山前和蚀区沉积相类型主要为辫状河三角洲平原亚相，三角洲平原呈面状沿山前分布，物源来自北面宗乃山岩浆岩和南面石炭系变质岩，K1b2-3和K1b2-2沉积相图总体趋势一致，显示出盆地沉积的继承性特征，但湖盆中心由K1b2-3段到K1b2-2段具有向南西向迁移的特点，这一现象表明湖盆在沉积过程中逐渐缩小。

图2 巴音戈壁盆地因格井坳陷白垩系巴音戈壁组上段(K1b2)沉积相图Fig. 2 Sedimentary facies diagram of the Upper Member of Cretaceous Bayingebi Formation(K1b2) in the Yingejing Depression, Bayingebi Basin

2 样品及测试方法

研究样品采自巴音戈壁盆地塔木素地区全孔取芯的TZK-1井和TZK-2井，主要研究对象为TZK-2井样品。岩石的主微量元素及稀土元素含量分析测试在澳实分析检测(广州)有限公司完成，实验仪器均产自美国，分别为电感耦合等离子体发射光谱(ICP-AES)，型号:Aglilent；电感耦合等离子体发射质谱仪(ICP-MS)，型号:Perkin Elmer Elan 9000，测试数据的相对偏差和相对误差均控制在<10(±5)%。全岩X衍射分析和碳、氧、硫同位素的测试均在“东华理工大学核资源与环境国家重点实验室”完成。全岩X衍射分析用于定量判断泥岩的主要矿物种属和成分，仪器为德国布鲁尔D8 ADVANCE多晶X射线衍射仪。碳氧同位素的实验仪器为MAT-253气体同位素比值质谱仪，绝对误差：δ13C≤0.2‰，δ18O≤0.2‰。 硫同位素则是由Flash-EA与MAT-253质谱仪联机测试所得，绝对误差：δS≤0.2‰。锶同位素测试在武汉中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，实验仪器为热电离同位素质谱仪，型号：Triton Ti。

3 分析结果

3.1 岩石学特征

根据岩芯观察，巴音戈壁组沉积岩整体以深灰色、灰色和灰白色的泥岩为主，常见有网脉状、斑点状、块状、纹层状和同生变形构造等典型的热水沉积构造(郑荣才等, 2006;钟大康等, 2018)，并在纵向上呈现出明显的规律(图3)。下部以网脉状为主，中—下部为斑点状，中部为块状，中—上部为纹层状，上部发育大量石膏层，石膏层单层层厚大多在5～10cm(图4)。

图3 巴音戈壁盆地下白垩统巴音戈壁组热水沉积岩构造特征: (a) 网脉状构造，TZK-2井，653 m；(b)脉状构造，TZK-2井，787 m；(c)斑点状构造，TZK-2井，523 m；(d)块状构造，TZK-2井，628 m；(e)纹层状构造，TZK-1井，677 m；(f)软沉积变形，TZK-1井，516 m；(g)同生变形构造，TZK-1井，516 m；(h)石膏夹层，TZK-2井，144 mFig. 3 Structural characteristics of hydrothermal sedimentary rock of the Lower Cretaceous Bayingebi Formation in Bayingebi Basin:(a) network vein structure, the Well TZK-2, 653 m; (b) vein structure, the Well TZK-2, 787 m; (c) spotted structure, the Well TZK-2, 523 m; (d) massive structure, the Well TZK-2, 628 m; (e) laminar structure, the Well TZK-1, 677 m; (f) soft sediment deformation, the Well TZK-1, 516 m; (g) syngenetic deformation structure, the Well TZK-1, 516 m; (h) gypsum interlayer, the Well TZK-2, 144 m

图4 巴音戈壁盆地TZK-2井岩芯柱状图Fig. 4 Core histogram of the Well TZK-2 in Bayingebi Basin

3.2 矿物学特征

根据全岩X衍射分析(表1)，巴音戈壁组热水沉积岩的矿物组合以碳酸盐矿物(以白云石和铁白云石为主)、铝硅酸盐矿物(以方沸石和钠长石为主)以及黏土矿物(伊利石为主)为主，另含少量的石英、方解石、黄铁矿和石膏。其中，主要矿物组分为白云石(含量1.9%～52.7%，平均26.16%)和方沸石(含量2%～45.3%，平均25.57%)，此外还有少量石英、方解石、金属矿物(黄铁矿)、高岭石、蒙脱石、石膏和绿泥石。矿物含量在纵向上表现出明显的规律性，与泥岩构造之间存在着较强的相关性，从表1中可以看出底部泥岩中方沸石含量较低，而白云石含量较高，向上方沸石含量逐渐增加，对应的白云石含量逐渐降低 。

表1 巴音戈壁盆地下白垩统热水沉积岩全岩X衍射分析数据(%)Table 1 X-ray diffraction analysis data of Lower Cretaceous hydrothermal sedimentary rocks in Bayingebi Basin (%)

3.3 地球化学特征

3.3.1主量及微量元素

巴音戈壁组热水沉积岩的主量元素氧化物含量和微量元素含量见表2，氧化物主要为SiO2(17.38%～44.63%)，Al2O3(4.87%～13.34%)和CaO(5.13%～23.5%)，TFe2O3(2.24%～8.08%)，MgO(3.98%～14.35%)，平均值分别为29.52%、9.42%、4.39%、14.44%和8.98%。与平均大陆上地壳(UGG)的主量元素含量(Taylor and Mclennan，1985)相比，研究区热水沉积岩具有Ca、Mg、Mn富集，Al、K、Si元素相对亏损的特征。通过平均上地壳标准化元素蛛网图(图5)可以发现，热水沉积岩的微量元素具有相容元素Ni、V、Cr亏损；高场强元素Zr、Hf、Nb、Ta相对亏损，U含量富集明显；大离子亲石元素Cs、Sr、Li富集，Ba相对亏损；钨钼组元素Mo、W富集。Li、Sr、Cs、U等不相容元素的平均值分别为上地壳平均值的5.43、3.29、12.67倍，受离子半径、电荷和化合键所限，这些元素难以进入到造岩矿物的晶体结构中，在残余岩浆或热液中相对富集(陈志鹏等, 2018)。Karakaya 等 (2012) 认为来自深源的 Sb、Mo 和 Bi 等元素富集，可能是热液流体中有深源物质加入所造成的。

3.3.2稀土元素

研究区泥岩稀土元素变化范围大(表2)，总量为55.28×10-6～191.52×10-6，平均值为111.88×10-6，远低于平均上地壳ΣREE值146.37(Taylor and Mclennan，1985)；中等强度的Eu负异常(δEu=0.55～0.73)和极弱的Ce负异常(δCe=0.96～1.06，平均值为1.01)的特征。稀土元素配分模式呈明显的右倾型(图6)，轻稀土明显富集，重稀土相对亏损。样品的ΣLREE/ΣHREE分布在5.35～14.18，同样也反映出LREE富集，HREE亏损，LREE分馏程度比HREE高的特征。

3.3.3碳、氧同位素

研究区样品实验测试的碳、氧同位素结果如下表3所示，δ13CV-PDB介于2.35‰～5.51‰之间(均值3.66‰)；δ18OV-PDB分布范围介于-1.26‰～-10.16‰(均值-4.59‰)，研究区样品整体呈现呈δ13CV-PDB偏正，δ18OV-PDB偏负的特点，与正常湖盆碳酸盐碳、氧同位素分布特征基本一致。当 δ18O小于-10‰时，说明岩石已经受到了较为强烈的蚀变作用的影响，其碳同位素数据不能反映沉积时的原始组成(Kaufman and Knoll，1995)，因此本文将δ18OV-PDB<-10‰的1个样品剔除。其余14件样品δ18O大于-10‰，且Mn/Sr值分布于0.23～1.26之间，其值小于2，表明其很少受到或未受到蚀变作用的影响，其碳、氧同位素组成代表了沉积时期原始湖水的碳氧同位素组成特征，能够用来反映原始的沉积环境信息。此外，氧同位素随着深度的增加，逐渐减小，表明下部碳酸盐岩可能受到热液影响，发生蚀变。

3.3.4硫、锶同位素

研究区13件黄铁矿原位硫同位素δ34SCDT值介于-34.98‰～24.93‰之间(表4)，均值-6.48‰，极差为59.91‰，大于10‰，变化范围较大，指示为相对封闭的沉积环境并且硫同位素来源并不单一(于玉帅等, 2018)。且Sr同位素值表现出随着深度的增加逐渐增大的特征。研究区9件样品的87Sr/86Sr值范围在0.709398～0.710959之间，平均值0.710314，有逐渐减小的趋势。

4 讨论

4.1 热水沉积岩成因分析

4.1.1沉积物特征判别

图5巴音戈壁盆地下白垩统热水沉积岩平均上地壳标准化元素蛛网图Fig. 5 Normalized element cobweb map of average upper crust of Lower Cretaceous hydrothermal sedimentary rocks in Bayingebi Basin

图6 巴音戈壁盆地下白垩统热水沉积岩稀土元素配分图Fig. 6 REE distribution of Lower Cretaceous hydrothermal sedimentary rocks in Bayingebi Basin

图7 Ni—Co—Zn(a)和Fe—Mn—(Cu+Co+Ni)×10(b)热水沉积三角图解Fig. 7 Ni vs Co vs Zn ternary diagram (a) and Fe vs Mn vs (Cu+Co+Ni)×10 ternary diagram(b) of hydrothermal sedimentsHD—热水沉积物，HN—水成沉积物，RH—红海热水沉积，ED—东太平洋热水沉积金属矿物，FHC—Franciscan热水沉积硅质岩HD— hot water deposits, HN— water deposits, RH— red sea hydrothermal deposits, ED— eastern Pacific hydrothermal deposits of metallic minerals, FHC—Franciscan hot water deposited siliceous rocks

前人研究发现铝硅酸盐类(如钠长石，沸石类，电气石)、碳酸盐类(如白云石、铁白云石、菱铁矿)以及硫酸盐矿物(如重晶石，天青石，石膏)是低温“白烟囱”型热水沉积岩的主要矿物类型(钟大康等, 2015a; 郑荣才等, 2018)。巴音戈壁盆地岩样的矿物组合与低温“白烟囱”型热水沉积岩矿物组合特征高度相似。以上证据表明，塔木素地区早白垩世发育的岩石为热水沉积岩。

4.1.2地球化学特征判别

前人研究认为铁锰氧化物是热水沉积作用的重要产物(Stoffers and Botz，1994)，而“高锰铁”的白云岩则被认为是热液成因白云岩的典型特征(韦龙明等, 2004；朱东亚等，2010)。研究区泥岩样品的TFe2O3的平均含量为4.39%，低于上地壳平均值4.93%，部分高于地壳平均值；MnO的平均含量为0.09%，高于上地壳平均值0.07%(Taylor and Mclennan, 1985)。研究区Sr、Mo、Th、U等热水沉积标识元素富集(郭宇等，2018)。前人研究热水沉积岩的主微量元素特征，总结出可使用Ni—Co—Zn三角图解(Choi and Hariya, 1992)和Fe—Mn—(Cu+Co+Ni)×10三角图解(Crerar et al., 1982)来判别热水沉积物。通过主微量数据投点发现，研究区样品绝大部分均位于热水沉积区(图7)。

表3 巴音戈壁盆地下白垩统热水沉积岩碳氧同位素特征Table 3 Carbon and oxygen isotopic characteristics of Lower Cretaceous hydrothermal sedimentary rocks in Bayingebi Basin

此外，研究区样品稀土元素中LREE富集，HREE亏损，且LREE/HREE>1，同时δEu呈明显的负异常，与国内外发现的的湖相热水沉积岩，如国外东非裂谷湖相热液(Barrat et al., 2000)、国内酒泉盆地青西坳陷湖相喷流岩(文华国等，2014)和银额盆地哈日坳陷湖相热水沉积岩(陈志鹏等，2018)特征一致，表明研究区的沉积物具有与湖相热水沉积岩相似的稀土元素特征。

4.2 沉积环境

元素地球化学目前已被广泛应用于研究沉积岩的古环境特征 (Zhang Kun et al., 2020)。本文将利用碳氧同位素的特征来研究分析巴音戈壁盆地下白垩统热水沉积岩的沉积环境。

4.2.1开放程度

湖相原生碳酸盐矿物中碳、氧同位素的变化规律受到湖泊水体开放程度的影响(曲长胜等, 2017)，因此常用碳氧同位素来探讨湖泊的封闭性和开放性。通常认为在开放性淡水湖泊中，湖水流动性强，停留时间短，其碳氧同位素值均为负值，且无显著相关性；而在封闭性的咸水湖环境中，湖水流动性差，水体性质稳定，碳氧同位素值之间具有明显的同步相关性，且封闭性越强，相关系数越大，一般封闭性湖泊的相关系数大于0.70(Talbot, 1990; 王春连等, 2013；陈志鹏等, 2018)。

在δ13C和δ18O坐标系中(图8)，研究区碳氧同位素大多数位于第二象限的Great Salt Lake内，表明研究区在早白垩世时期湖盆水体具有一定的封闭性。但碳、氧同位素的相关系数较低，碳、氧同位素的变化不是单一因素影响的结果。

图8 巴音戈壁盆地碳酸盐碳、氧同位素与湖泊水体开放程度分析Fig. 8 Carbon and oxygen isotopes of carbonate and openness of lake water in Bayingebi Basin

4.2.2 古盐度

Keith 和 Weber(1964)研究表明可以利用碳、氧同位素数据通过以下公式(1)来判别水体的盐度：

Z=2.048(δ13CV-PDB/‰+50)0.498(δ18OV-PDB/‰+50)

(1)

当Z值小于120，指示形成环境为淡水沉积环境，当Z值大于120，指示形成环境为海相沉积环境或陆相咸化湖泊(彭立才和孙镇城, 1996)，如青海湖。研究区的Z值介于129.44～137.96，平均132.51(表3)，参照区域认知，巴音戈壁盆地塔木素地区在早白垩世发育陆相湖盆沉积。

此外，据前人研究所得，正常的湖盆碳酸盐岩的δ13CV-PDB、δ18OV-PDB值分布范围为分别为 -2‰～6‰、-4‰～-8‰(潘立银等, 2009)，研究区样品整体呈δ13CV-PDB偏正，δ18OV-PDB偏负的特点，与正常湖盆碳酸盐碳、氧同位素分布特征基本一致。

根据碳、氧同位素散点图(图9)发现研究区热水沉积岩与加拿大西部沉积盆地泥盆统地层中发育的马鞍状白云岩(热水沉积白云岩)相似(Al-Aasm et al., 2002)，同时部分处于海相沉积区，表明研究区热水沉积岩中白云石形成于盐度较高的湖相沉积环境，同时受热液影响。因此，综上所述，塔木素地区为陆相咸化湖泊沉积，在早白垩为半咸水—咸水环境。

表4 巴音戈壁盆地下白垩统热水沉积岩硫同位素特征Table 4 Sulfur isotopic characteristics of Lower Cretaceous hydrothermal sedimentary rocks in Bayingebi Basin

4.2.3古温度

湖相碳酸盐岩中的氧同位素常被用于测量沉积环境的温度。前人对于不同沉积环境和不同的样品，提出了不同的古温度的测算模型。根据研究区热水沉积岩的特征，考虑到热液对于湖水的影响，本文采用O’Neil 等 (1969)提出的适用于0～500℃无机成因碳酸盐—水之间的氧同位素温度分馏方程：

t/℃=16.9-

式中， δ18OV-PDB,C为样品的δ18O值； δ18OV-PDB,P为古水体的δ18O值。由于直接获取沉积期同时期湖水的δ18O值的难度较大，常采用借鉴或类比的方法。青海湖的盐度为16‰，为封闭的碱性咸水湖，且青藏高原也具有地热背景。经对比研究，青海湖地区在早白垩世与研究区具有类似的湖盆环境(任战利, 2000；曾方明, 2016)。因此，本次计算公式中沉积同期湖水的氧同位素含量将借鉴青海湖实测δ18OV-PDB：3.078‰(卢凤艳和安芷生, 2010)。计算结果表明巴音戈壁盆地早白垩世热水沉积岩形成温度为36.23～79.90℃(平均值51.21℃)(表3)，表现出随着深度增加温度逐渐升高的特征。同时，使用同样的公式和参数计算其它地区早白垩世时期的热水沉积岩，结果显示，三塘湖盆地温度为51.03～173.33℃，平均为104.45℃(李红等, 2012)；酒泉盆地温度为57.00～104.64℃，平均为78.79℃(文华国等, 2014)；哈日凹陷湖水温度为43.94～86.08℃，平均为61.97℃(陈志鹏等, 2018)。经对比，发现研究区温度明显低于酒泉盆地和三塘湖盆地，与哈日凹陷温度相似。因此，塔木素地区热水沉积岩属于低温 “白烟囱”型热水沉积岩。

4.3 热液的来源

随着研究的不断深入以及分析测试技术的不断提高，碳酸盐岩锶同位素被广泛应用于成岩流体性质及来源分析(McArthur et al.,1994; 黄思静等, 2006；沈树忠等, 2010；王小敏等, 2018)。

图9 巴音戈壁盆地下白垩统热水沉积岩碳、氧同位素散点图Fig. 9 Scatter diagram of carbon and oxygen isotopes of Lower Cretaceous hydrothermal sedimentary rocks in Bayingebi Basin

代表着成岩流体来源的碳酸盐矿物的锶有三种来源：壳源锶、幔源锶和近同期来自海水的海源锶(冯轲等, 2018)。由于在地壳演化过程中，壳源物质富含Rb，87Rb会发生衰变生成87Sr，因此壳源锶87Sr含量较高，n(87Sr)/n(86Sr)值也较高，全球平均值为0.7119(Palmer and Edmond,1989)；由于大洋中脊热液系统提供的幔源物质Rb含量较低，因此全球幔源锶的n(87Sr)/n(86Sr) 值较低，平均值为0.7035(Palmer and Elderfield, 1985)；海源锶与近同期海水和海相沉积物相似，早白垩世海水锶同位素n(87Sr)/n(86Sr)的平均值为0.707401(Veizer et al.,1999)。

表5 巴音戈壁盆地下白垩统热水沉积岩锶同位素特征Table 5 Strontium isotopic characteristics of Lower Cretaceous hydrothermal sedimentary rocks in Bayingebi Basin

研究区锶同位素n(87Sr)/n(86Sr)值远远高于全球幔源锶同位素平均值0.7035，均高于早白垩世海水锶同位素平均值0.707401，略低于全球壳源锶同位素0.7119的平均值。在对比相关文献中发现齐家务地区旺35井沙三段中白云岩Sr同位素n(87Sr)/n(86Sr)值在0.7102～0.7106之间，平均值为0.7105(杨扬, 2014)；滇西兰坪—思茅盆地白云岩n(87Sr)/n(86Sr)值在0.7078～0.71232之间，平均值为0.71202(肖荣阁等, 1993)；塔木素地区锶同位素比值与之相似，说明研究区物质来源与上述地区有一定的相似性，热水沉积岩中的锶主要来源于基底沉积的壳源硅铝质岩，少量来自岩浆喷发活动混入的幔源锶，Mo元素富集也能证明这一特征，显示出混合热流体来源性质。

4.4 黄铁矿的成因

硫的来源主要有4种: ① 地幔硫，也称岩浆硫，δ34S值接近0，变化范围在0±0.3‰内；② 海水硫,通常以大正值为特征；③ 沉积硫，δ34S的变化范围为-40‰ ～50‰；④ 混合硫，涉及两种或多种不同来源硫的混合，因此硫同位素的水平通常由混合物中末端成员的δ34S值和比例决定(Ohmoto and Rye, 1979)。

研究表明，在半封闭的湖泊环境中，热液喷发会产生大量的H2S，造成喷口附近的H2S浓度升高，饱和度高，易于结晶形成黄铁矿，黄铁矿也将继承喷口热液中δ34S较高的特性；但随着深度的减小，距离喷口越远，受热液的影响越小，温度逐渐降低，微生物的作用加强。在<50℃的条件下，细菌将硫酸盐(SO42-)摄入体内，经过一系列复杂的有机化学作用过程，将还原生成的硫化氢(H2S)排出体外,并与铁离子结合形成黄铁矿，δ34S会表现出更低的特性。研究区深度在703.69～790.77m时，黄铁矿的硫同位素值呈现出明显的正偏，且深度越深，其值越大，这表示随着深度的增加受热液作用影响越大。微生物的硫同位素范围是-36‰～6‰(Canfield，2001; Canfield et al., 2004)，研究区深度为403.1～624.77m时δ34S值正好符合这一范围，显示出生物成因的特征。因此，硫的形成与微生物作用及热液作用密切相关。

5 结论

(1)巴音戈壁盆地下白垩统泥岩富含白云石、方沸石、黄铁矿等热液矿物，发育有网脉状、斑点状、纹层状和同生变形构造等典型的热水沉积构造，同时泥岩中富集Ca、Mg、Mn等元素，具有LREE富集，HREE亏损，Eu负异常的特征；结合Ni—Co—Zn三角图和Fe—Mn—(Cu+Co+Ni)×10元素地球化学判别图分析，证实其为热水成因沉积岩。

(2)碳、氧同位素研究结果表明巴音戈壁盆地塔木素地区下白垩统热水沉积岩形成于封闭的咸水湖泊环境，形成温度为36.23～79.9℃，平均为51.21℃，属于低温“白烟囱”型热水沉积。

(3)位于喷口附近的黄铁矿受热液的影响，δ34S值较高，随着深度的减小，距离喷口越远，受热液的影响越小，温度逐渐降低，微生物的作用加强，δ34S值逐渐减小，呈现出热液与微生物共同影响的特征。

(4)热水沉积岩中的锶主要来源于基底沉积的壳源硅铝质岩，少量来自岩浆喷发活动混入幔源锶，显示出混合热流体来源性质。

致谢：感谢成都理工大学的李松倬博士给予的帮助与指导，感谢项目组人员及相关实验测试人员给予的帮助，在此表示衷心的感谢。