Volcanic Rock Assemblage, Stratigraphic Attribution and Geological Significance of Volcanic Reservoir in Kebai Fault-trough in Karamay: Constraints from Well Gu 66
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摘要:
克百断槽始于克拉玛依市北的克北断裂，NE向延伸并被大侏罗沟断裂、盆缘断裂、克-百断裂围限。火山岩储层是该断槽内的主要储层，其层位时代无据、层序不清、归属不明。笔者通过对克百断槽古66井242.14～800.18 m井段详细的岩心编录、测井曲线岩电识别及关键层位火山岩锆石U-Pb年代学研究，结果表明：古66井242.14～800.18 m井段是被两层陆源粗碎屑岩（标志层）分隔的3套火山岩建造，于玄武安山岩中获得（304±3）Ma和（303±2）Ma的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄，其岩石组合、时代、层序、地层厚度均与井北缘哈山一带哈拉阿拉特组建组剖面C2h1～C2h3岩段总体可对比。古66井所处的克百断槽是一个四周被断层围限的相对独立火山岩型储层断槽油气藏，这一油气藏新类型丰富了西准噶尔盆内油气藏类型。同时，该断槽具有向南西延伸的构造条件、储层类型和圈闭样式，因而是后续扩大油气勘探的新靶区。
Abstract:The Kebai fault-trough originates from the Kebei fault at the southwest end and extends northeastward, intersected by the Dazhuluogou fault, which begins in the northern region of Karamay City. It is bounded by the basin-edge fault on its northwest edge and the Kebai fault on its southeast edge. The primary reservoirs within this fault-trough are composed of volcanic rock. However, the stratigraphic allocation, age, and sequence of these volcanic rocks remain uncertain. This study employs a comprehensive approach involving detailed core logging, lithodensity identification using well logging curves, and zircon U-Pb dating of key volcanic rock layers within the interval of 242.14～800.18 m in the well Gu 66, located within the Kebai fault-trough. The results of our investigation reveal the following insights: The interval from 242.14～800.18 m in the well Gu 66 encompasses three distinct sets of volcanic rock formations, interspersed by two layers of terrestrial clastic rocks functioning as marker beds. Through zircon LA-ICP-MS U-Pb dating, we determined ages of 304±3 Ma and 303±2 Ma for the andesite in the well Gu 66. The rock composition, ages, stratigraphy, and thickness of these formations show notable similarity to the C2h1～C2h3 sections of the Hala’alate Formation profile situated in the northern edge of the Hashan region. The Kebai fault-trough, hosting the well Gu 66, represents a distinctive fault-trough characterized by volcanic rock reservoirs, enclosed by surrounding fault structures. This novel type of hydrocarbon reservoir expands the repertoire of oil and gas reservoir types found in the western Junggar. Furthermore, the fault-trough exhibits structural attributes, reservoir characteristics, and trap styles that extend southwestward, rendering it a promising new target area for forthcoming oil and gas exploration.
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大别造山带是中国研究程度较高的高压−超高压变质带之一，也是2个陆−陆碰撞造山后，中生代的岩浆活动之最强烈地区（Ma et al.，1998）。前人的研究表明，大别造山带在早白垩世发生了大规模岩浆活动（120～138 Ma） （李曙光等，1999；Jahn et al.，1999；Xu et al.，2007；穆可斌等，2019；张凯等，2020） , 侵入的岩体主体为中酸性岩，镁铁−超镁铁质岩次之，大量与其年代相近的中酸性、基性脉岩穿切岩体（王世明等，2010）。中基性岩脉的研究对于了解区域的壳幔相互作用及构造环境具有十分重要的意义。
基性岩浆能反映地幔源区性质，成因环境和形成演化过程，能为底侵以及壳幔岩浆相互作用提供可靠信息，对大别地区镁铁–超镁铁质岩石为碰撞后侵入岩的认识已逐渐统一（Hacker et al.，1995；Hacker et al.，1998 ；葛宁洁等，1999；赵子福等，2003），但对于大别基性岩岩浆来源存在较大分歧： ①认为地幔和地壳混合形成（戚学祥等，2002）。②由俯冲的扬子岩石圈地幔部分熔融产生（赵子福等，2003； Zhao et al.，2005 ）。上述岩浆来源的地质构造背景，前人将之归纳成3种观点：①观点认为陆−陆碰撞造山后环境形成于三叠纪时期（Chen et al.，2002；Xu et al.，2007）。②认为不是三叠纪时期的陆−陆碰撞，可能与中国东部的岩石圈发生减薄构造事件有关，是由太平洋板块在晚中生代时期西向俯冲导致的（任志等，2014；刘清泉等，2015）。③认为可能与岩石的部分熔融有关，该部分熔融是由地幔柱在早白垩世时期对岩石圈热扰动所引起的 （赵子福等，2004）。针对大别基性岩的岩浆源区性质及大地构造背景的认识还存在的差异，笔者以翔实的野外观察为基础，通过研究大悟地区出露的闪长玢岩脉地球化学特征，结合野外闪长玢岩脉穿切花岗斑岩脉的地质事实，分析闪长玢岩的岩浆源区性质及所处大地构造环境，探讨大别造山带的壳−幔相互作用。
1. 区域地质背景
秦岭–大别造山带是扬子地块在三叠纪时期与华北地块发生俯冲–碰撞，而产生的高压–超高压变质带，东被郯城–庐江断裂所截，北连华北克拉通，南为扬子地块（图1）。在大悟地区早白垩世时期基性脉岩侵位分布广泛，种类较多，包括辉绿（玢）岩、煌斑岩、辉长岩、闪长玢岩等，有的基性脉岩切割或穿插晚中生代时期的中酸性岩体，基性岩脉的走向分布主要为北东东，北西向脉岩占据部分，岩脉倾角均较陡，与其围岩的接触界线清晰（王世明等，2010）。
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图 1 大别山地区构造简图（据索书田等，1993修改）1. 新元古代木兰山−张八岭蓝片岩带；2. 中元古代随县千枚岩带；3. 古元古代—中元古代大悟−宿松−连云港含磷岩带；4. 新太古代桐柏−大别−胶南杂岩带；5. 燕山期花岗岩；6. 断裂Figure 1. Structural sketch of Dabie Mountain area闪长玢岩脉分布规模小，出露宽度为10～25 cm，延伸长度一般为1～3 m，围岩岩性主要为马吼岭群白云钠长石英变粒岩（图2a），个别闪长玢岩脉交截花岗斑岩脉（图2b）。
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图 2 闪长玢岩野外地质和显微特征图a. 闪长玢岩侵入白云钠长石英变粒岩；b. 闪长玢岩脉穿切花岗斑岩脉；c. 闪长玢岩斑状结构 （单偏光）；d. 不规则状斑晶（正交偏光）Figure 2. Field geology and microscopic characteristics of diorite porphyrite2. 岩相学和矿物学特征
闪长玢岩表现为黑色或黑褐色，具斑状结构，呈块状构造。斑晶成份几乎为暗色矿物，少量基性斜长石，斑晶总量约为20%，暗色矿物绝大多数被碳酸盐矿物、绿泥石交代为残余柱状、六边形假象（属角闪石），极少数被绿泥石、白云母交代为残余片状假象（属黑云母）。基性斜长石发生交代作用被碳酸盐矿物所取代，呈现出残余柱状构造的型式。
基质总量约为80%，成分主要由具碳酸盐化、钠黝帘化残余自形小板条状的基性斜长石组成，许多玻璃质充填三角形空隙格架内，无序分布（在单偏光下显浅褐色，外形呈隐晶集合体，在正交偏光下显黑色并具均质性全消光）、暗色矿物及少量的铁质矿物（种类有磁铁矿和钛铁矿）、微量的石英而组成变余间隐间粒结构的特征（图2c）。岩石中还可见一颗外形呈不规则状的杏仁体，沿其内充填着粗大粒状的石英晶体（图2d）。
3. 样品采集及分析测试方法
野外采集新鲜的闪长玢岩样品，在自然资源部武汉矿产资源检测中心完成样品的主量元素、微量元素及稀土元素的测试，利用X射线荧光光谱分析熔铸玻璃片法分析主量元素，分析仪器的型号为XRF-1500，对于分析精度要求精于1%，FinningMAT公司生产的等离子质谱仪（ICP−MS）测定样品中的微量元素、稀土元素，分析精度要求高于5%。
4. 岩石地球化学特征
4.1 主量元素特征
闪长玢岩 （样品D2073/1、D2073/2、D2073/3、D2073/4、D2073/5和D4078/4）的主量元素和微量元素分析结果显示，SiO2含量为49.97%～55.01%，属于基性−中基性成分，样品号为D2073/2、D2073/3的SiO2含量较高，可能与脉岩侵位过程中与花岗斑岩发生交代作用有关。MgO含量为4.63%～5.49%，Al2O3含量为14.01%～14.65%，P2O5 含量为0.52%～0.80%，CaO 含量为 4.70%～6.17%，K2O含量为3.41%～4.39%，Na2O含量为1.82%～3.86%，岩石富碱，K2O/Na2O值为 0.41～1.11（表1）。样品中MgO含量与SiO2 含量相反，随之增高而降低，Al2O3、P2O5含量随SiO2含量增高而升高，表现出岩浆分异演化的一般规律。
表 1 闪长玢岩主量元素、微量元素、稀土元素分析结果表Table 1. Analysis results of major elements, trace elements and rare earth elements of diorite porphyrite样号 D2073/1 D2073/2 D2073/3 D2073/4 D2073/5 D4078/4 BZK21-02 BZK21-03 BZK21-04 岩性 闪长玢岩 Na2O 1.82 3.78 3.86 2.12 3.57 1.92 4.41 4.6 3.21 MgO 5.38 4.81 4.63 5.16 4.78 5.49 2.24 2.7 3.39 Al2O3 14.04 14.47 14.65 14.11 14.52 14.01 15.18 15.23 17.05 SiO2 49.97 54.64 55.01 52.23 52.06 50.04 52.12 53.24 56.12 P2O5 0.52 0.79 0.8 0.58 0.61 0.54 0.35 0.59 0.51 K2O 4.39 3.41 3.69 3.49 3.52 4.26 3.1 2.93 4.73 CaO 5.93 4.7 5.06 4.65 4.91 6.17 3.33 4.72 1.86 TiO2 1.23 1.15 1.14 1.09 1.12 1.22 0.82 0.84 0.87 MnO 0.15 0.1 0.1 0.11 0.13 0.16 0.32 0.38 0.17 Fe2O3 2.28 0.93 0.93 0.91 0.96 2.37 9.31 6.64 7.45 FeO 5.4 0.79 0.79 0.81 0.8 5.25 4.22 3.9 5.24 H2O+ 3.14 0.28 0.16 0.19 0.25 3.28 CO2 5.25 4.28 LOST 7.83 4.68 3.62 4.57 3.91 7.55 8.27 7.56 4.53 Th 6.72 12.1 12.09 12.05 12.11 5.98 21 19.96 25 Nb 13.94 20.73 20.12 20.69 20.41 12.25 14.6 13.63 17.1 Ta 1.07 1.14 1.14 1.12 1.15 0.81 0.92 0.89 1.1 Sr 625.32 1102.02 1112.55 1107.05 1109.42 670.4 213 254.17 363 Zr 218.8 262.66 258.98 259.13 260.32 223.3 241 229.39 280 Hf 5.09 5.96 5.93 5.95 5.91 5.57 6 5.81 7.17 Eu 1.96 2.53 2.52 2.55 2.57 2.15 1.65 1.52 1.83 Yb 1.46 1.32 1.27 1.31 1.29 1.69 2.23 2.12 2.5 La 45.68 81.43 81.61 81.47 81.58 53.09 44.9 27.19 45.4 Ce 91.52 151.97 153.01 152.03 152.86 97.71 90.9 56.98 95.2 Pr 11.72 16.39 16.31 16.47 16.53 13.37 10.5 6.85 11 Nd 45.71 59.27 59.76 59.35 59.61 51.32 39.6 27.05 42.2 Sm 7.57 9.54 9.31 9.42 9.51 8.57 7.2 5.98 7.6 Eu 1.96 2.53 2.52 2.55 2.53 2.15 1.65 1.52 1.83 Gd 5.89 6.6 6.92 6.83 6.97 6.81 5.28 5.03 5.98 Tb 0.82 0.79 0.78 0.79 0.77 0.96 0.76 0.72 0.82 Dy 3.87 3.88 3.87 3.86 3.89 4.4 4.21 3.86 4.69 Ho 0.7 0.65 0.66 0.64 0.66 0.82 0.83 0.73 0.87 Er 1.69 1.71 1.71 1.75 1.73 2.01 2.29 2.13 2.51 Tm 0.24 0.23 0.22 0.25 0.22 0.28 0.34 0.3 0.38 Yb 1.46 1.32 1.27 1.31 1.29 1.69 2.23 2.12 2.5 Lu 0.22 0.19 0.2 0.18 0.21 0.27 0.35 0.32 0.4 Y 17.3 19.48 19.02 19.43 19.29 20.79 24.7 22.45 26.9 总和 236.35 355.98 357.17 356.33 357.65 264.24 235.74 163.23 248.28 LREE/HREE 9.45 13.62 13.97 13.64 13.79 8.75 6.34 4.48 6.06 （La/Yb）N 21.09 21.18 41.59 43.32 41.93 42.64 13.57 8.65 12.24 δEu 0.87 0.84 0.91 0.93 0.92 0.93 0.81 0.87 0.89 注：主量元素含量%，稀土与微量元素含量10−6 。 4.2 稀土元素特征
闪长玢岩稀土总量为219.04×10−6～338.08×10−6。其中，轻重稀土比为13.29～20.74，平均值为17.05。Zr含量为218.8×10−6～262.66×10−6，Y含量为17.3×10−6～20.79×10−6 （表1），Nb异常值0.16～0.25，（La/Yb）N值为21.21～43.34，表明闪长玢岩轻稀土富集，轻、重稀土分异程度较大，整体表现为右倾型，较陡（图3a）。其中，样品的δEu值为0.84～0.93，负异常不明显，说明斜长石结晶分异作用较弱（刘军等，2022）。大悟地区的闪长玢岩样品脉稀土配分模式总体同安徽庐枞地区的闪长玢岩类似，显示为右倾型特征，稀土模式表明LREE富集、HREE亏损，但庐枞盆地的样品稀土配分更平缓。
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图 3 闪长玢岩球粒陨石标准化稀土配分模式（a）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）庐枞盆地样品转引自汪晶等（2014）；球粒陨石和原始地幔标准化值据Mcdonough等（1995）Figure 3. (a) Normalized REE distribution pattern of diorite porphyrite chondrite and(b) primitive mantle normalized trace element spider web4.3 微量元素特征
微量元素蛛网图显示闪长玢岩的微量元素分配型式整体变化趋势相近（图3b），亏损高场强元素Nb、Ta、Hf、Ti，富集元素Gd、Nd、Sr、Th，可能与俯冲板片形成的熔体有关。庐枞盆地闪长玢岩的蛛网图也表现出亏损高场强元素Nb、Ta、Hf、Ti，大离子亲石元素Th等富集，Sr元素不同程度亏损，可能受到了地幔交代作用和斜长石的分离结晶作用的影响（汪晶等，2014）。
5. 讨论
5.1 成岩时代
野外出露特征显示闪长玢岩脉晚期侵入至花岗斑岩体中，因此其形成时代应该略晚于或晚于该花岗斑岩结晶年代。曹正琦（2016）通过锆石U–Pb定年测试获得研究区花岗斑岩的侵位年龄为（130.8±1.8）Ma，本研究中的闪长玢岩岩浆结晶年龄应晚于花岗斑岩侵位年龄。范裕等（2010）在宁芜盆地中利用LA–ICP–MS同位素定年方法获得闪长玢岩中同位素锆石U–Pb年龄为（130.2±2.0）Ma。黄丹峰等（2010）在大别山北缘利用SHRIMP同位素定年方法得到闪长玢岩中同位素锆石U–Pb年龄为（129.1±2.2）Ma。综上所述，西大别大悟地区闪长玢岩的形成很可能约为130 Ma。
5.2 脉岩成因
闪长玢岩的岩石地球化学烧失量为3.62%～7.83%，表明样品遭受一定程度蚀变。Nb、Ti、Zr等不相容元素具有活动性小，对岩石风化、交代和蚀变等作用过程反应不灵敏，利用与其他元素的图解，讨论相关元素的活动特点（Gibson et al.，1982），可以为岩石源区地幔性质和成分提供信息。
脉岩是母岩浆的代表，能有效反映源区物质组成（Westerman et al.，2003），闪长玢岩脉具有较低SiO2含量（49.97%～55.01%）、MgO含量（4.63%～5.49%），较高Al2O3含量（14.01%～14.65%）、 FeO*含量（1.63%～7.45%），壳源混染会使岩浆中SiO2含量明显增高、降低MgO值，但脉岩的SiO2−MgO不相关，说明壳源混染对脉岩影响不大。其次脉岩中微量元素、稀土元素含量变化不大，表明脉岩的岩浆在上升时没有受到壳源混染作用的干扰。轻稀土富集，轻、重稀土分异的程度较大，整体表现为较陡右倾型，（La/Yb）N值为21.21～43.34，δEu值为0.84～0.93，负异常不明显，表明在岩浆源区没有残留斜长石，而存在石榴子石和金红石残留，说明脉岩的岩浆来自深度较大（俞胜等，2022）。 Mg#值为60.17～90.19，大于下地壳的熔融产物Mg#值＜40（Rapp et al.，1995）； Nb/Ta值为13.06～18.47，大于地壳平均值（11.4）（Rudnik et al.，2003），接近于地幔值(17. 5±2) （Hofmann，1988；Green，1995）；Zr/Hf值为40.09～44.05，接近于地幔值（36.7），样品投点均接近于Zr–Y图解的富集地幔区域（图4），表明脉岩的岩浆源区可能来自于富集地幔，与安徽庐枞盆地闪长玢岩的Sr–Nd–Pb同位素特征反映富集地幔岩浆源区的认识较为一致（汪晶等，2014）。
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图 4 闪长玢岩Zr−Y判别图解（据Maitre et al.，1989）Figure 4. Zr−Y discrimination diagram of diorite porphyrite从三叠纪开始，扬子板块俯冲碰撞华北板块后，区域岩石圈地幔成分变化较大，早白垩世时期，中国东部岩石圈拉张构造事件对大别造山带产生影响，大量镁铁–超镁铁质岩体侵位至西大别地区，其同位素显示出富集特征（εNd（t）＜−12），Zr−Y判别图解显示闪长玢岩样品均靠近富集地幔(图4)。以上特征表明区域岩浆源区为富集地幔（王世明等，2010）。
微量元素蛛网图分配型式的变化趋势表现为整体相近，亏损不相容元素Nb、Ta、Hf、Ti；富集亲石元素Sr，其中不相容元素Nb、Ta的亏损是由板块俯冲时岩浆喷发造成（Gill，1981），脉岩Nb异常值范围0.16～0.25，Nb的负异常特征通常被认为是俯冲带上火山岩或者陆壳岩石的明显特征（Jahn et al.，1999），微量元素特征可能是与俯冲板片作用相关的岩石圈地幔部分熔融有关（Pearce et al.，1995；彭松柏等，2016），与庐枞盆地中受古板块俯冲交代作用影响而形成的火山岩类似（袁峰等，2008），岩石中Sr含量为625.32×10−6～1112.55×10−6，明显高于地幔值（17.8×10−6）（Taylor et al.，1985），暗示脉岩的岩浆源区受到了俯冲板片流体交代作用的影响，使Sr含量增高（McCulloch et al.，1991），深俯冲大陆岩石圈可能在上地幔顶部滞留几十甚至上百个百万年之后，才形成熔融岩浆（赵子福等，2004）。从闪长玢岩的野外空间分布形态（图2a、图2b），间接反映了地区断裂构造结构面力学性质和断裂结构特征，大致可以辨别该脉岩充填的裂隙具剪张性，符合镁铁质岩浆贯入长英质岩浆结晶度及流变学特征的4个阶段混合模式，第一阶段为长英质岩浆结晶；第二阶段为花岗质岩浆近处于固态，在应力作用下产生岩石裂隙；第三阶段为具流变特征的基性岩浆注入到已经形成的花岗岩石裂隙，并在局部与其发生化学反应，形成具两者特性的复合岩墙，闪长玢岩呈角砾或锯齿状斑块产出；第四阶段为花岗质岩石已经固结，同时较为连续的基性岩墙（Fernandez et al.，1991）。区域深部的岩浆源区可能存在镁铁质和花岗质2种类型岩浆，前者可能稍晚侵位至后者，两者进一步进行混合作用。
综上所述，闪长玢岩脉的地球化学特征综合显示其岩浆来源于富集地幔，但俯冲而来的板片流体与其发生交代作用，使基性脉岩兼具俯冲作用的地球化学特征，该脉岩的岩浆源区可能受到了富集地幔与俯冲板片流体交代作用的影响，花岗斑岩、闪长玢岩为造山后伸展−拉张环境下形成的脉岩组合 。
5.3 构造环境
脉岩是研究深部岩石圈动力演化过程的重要“探针”（Poland et al.，2004），脉岩一般认为是岩浆在区域性地壳在拉张作用下而形成，对研究区域构造演化具有十分重要的意义（Halls，1982），闪长玢岩脉岩地球化学特征为中基性岩，TiO2–K2O–P2O5判别图解显示样品均落于大陆玄武岩区（图5a），TiO2–Zr（P2O5×10000）图解显示脉岩样品属于拉斑玄武岩系列（图5b），与庐枞盆地的样品均为板内玄武岩（图5c），Th/Nb值为0.48～0.60，Nb/Zr值为0.05～0.08，符合大陆拉张带玄武岩特征（0.27＜Th/Nb＜0.67，Nb/Zr＞0.04）（孙书勤等，2003）；且脉岩样品均落于Th/Hf−Ta/Hf图解的大陆拉张带玄武岩区（图5d）。
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图 5 TiO2−K2O−P2O5判别图解（a）（Pearce，1975）； TiO2−Zr（P2O5×10000）判别图解（b）（Winchester et al.，1976）；Ti−Zr判别图解（c）（Pearce et al.，1973）；Th/Hf−Ta/Hf判别图解（d）（据汪云亮等，2001）Ⅰ.板块发散边缘区（N−MORB）；Ⅱ1.大洋岛弧玄武岩；Ⅱ2.陆缘岛弧及陆缘火山弧玄武岩；Ⅲ.大洋板内洋岛、海山玄武岩区及T−MORB、E−MORB区；Ⅳ1.陆内裂谷及陆缘裂谷拉斑玄武岩区；Ⅳ2.陆内裂谷碱性玄武岩区；Ⅳ3.大陆拉张带（或初始裂谷）玄武岩区；Ⅴ.地幔热柱玄武岩区Figure 5. (a) Discriminant diagram of TiO2−K2O−P2O5, (b) Discriminant diagram of TiO2−Zr (P2O5×10000),(c) Ti−Zr discriminant diagram, and (d) Th/ Hf−Ta/Hf discrimination diagram大别地区位于华北板块与扬子板块之间，是苏鲁−大别超高压变质带的重要组成部分，经历了洋−陆碰撞、陆−陆碰撞等构造演化过程。前人研究显示，大别地区的高压与超高压榴辉岩相反映了扬子地块陆壳向北俯冲至华北陆块之下， 240～220 Ma是其变质作用发生的重要时期，即大别造山带形成时间 （Li et al. ，1993； Hacker et al.，1998 ；李曙光等，2005；刘福来等，2006）；碰撞造山导致地壳增厚（Leech et al. ，2001），随后出现应力松弛，区域应力状态从挤压转换到伸展，由伸展作用所引起的花岗岩侵位，通常会稍晚于区域地壳部分熔融，所以加厚地壳部分熔融作用发生时间通常被当作区域构造体制开始转换时间的最低值（David et al.，2001 ；Whitney et al.，2003）。马昌前等（2003）通过研究大别地区镁铁质岩石侵位年代学和花岗岩侵位年代学以及分别分析其岩石地化综合特征，认为135 Ma是区域地壳构造体制的转换时间。吴元保等（2001）以北大别地区岩石发生混合岩化时的年代学证据为依据，分析认为（137±4）Ma是大别地区从挤压向伸展发生转换的时间；并提出早白垩世大别造山带发生伸展垮塌，发生大量中酸性花岗岩侵位。吴开彬等（2013）通过对比西大别石鼓尖岩体、天堂寨岩体、薄刀峰岩体的Sr同位素比值及结晶年龄，将其分为三期，第一期石鼓尖岩体具同构造侵位变形特征，反映了挤压环境；第二期天堂寨岩体，变形发育在接触带和剪切带内，暗示着大别造山带的伸展垮塌；第三期薄刀尖岩体无变质变形，被认为是形成于大别造山带垮塌之后，反映了伸展环境。根据笔者对岩石地球化学特征研究及野外地质特征，认为大悟地区闪长玢岩为板内拉斑玄武岩系列，反映了大陆拉张构造环境，结合闪长玢岩脉侵位时代为早白垩世。因此，大悟地区早白垩世闪长玢岩形成于造山后大陆拉张环境，与前人认为大别造山带伸展时期较为一致（吴开彬等，2013）。
6. 结论
（1）岩石地球化学特征显示，闪长玢岩属于中基性岩，为大陆拉斑玄武岩系列；稀土元素有较高的总量，稀土配分模式显示强烈富集轻稀土的右倾型，亏损不相容元素Nb、Ta、Hf、Ti；大离子亲石元素Sr富集。
（2）研究区闪长玢岩脉的岩浆源区可能受到了俯冲板片流体交代作用的影响，地球化学特征综合显示其可能来源于富集地幔；
（3）脉岩野外地质特征及前人研究资料表明，闪长玢岩侵位于早白垩世，为大别造山后伸展−拉张环境下形成的脉岩。
致谢：衷心感谢中国地质调查局西安地质调查中心陈隽璐正高级工程师对论文写作的指导！
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图 1 研究区构造位置图（a）（据王韬等，2022修）、克拉玛依–乌尔禾地区地质简图（b）、克百断槽过古66-金3-金龙3井和过古34-555井地震剖面（c）及克百断槽和推测储油断槽示意图（d）
Figure 1. (a) Structural location map of the study area, (b) geological map of the Karamay-Urho area, (c) seismic cross-sections of well Gu 66-Jin 3-Jinlong 3 and well Gu 34-555 in Kebai fault trough and (d) schematic diagram of Kebai fault trough and presumed oil storage fault trough
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图 2 古66井代表性火山岩手标本及镜下特征
a. 737.57～738.91 m井段灰黑色含集块安山质火山角砾岩；b. 436.35～437.05 m井段灰黑色含集块火山角砾岩；c. 397.20～398.00 m井段灰绿色含集块岩屑晶屑角砾凝灰岩；d. 737.57～738.91 m井段灰黑色含集块安山质火山角砾岩（正交偏光）；e. 276.22～278.20 m井段深灰色安山质角砾岩；f. 635.00～635.33 m井段安山质火山角砾岩（正交偏光）；g. 351.27～351.60 m井段灰黑色玄武质角砾岩；h. 672.40～673.83 m井段杂色安山质火山凝灰岩；i. 672.40～673.83 m井段杂色安山质火山凝灰岩（正交偏光）；j. 713.00～713.63 m井段杂色角砾凝灰岩；k～m. 玄武安山岩（G66-4-2TW）手标本及镜下照片；n～p. 玄武安山岩（G66-10-6TW）手标本及镜下照片
Figure 2. Hand specimen and microscope photos of representative volcanic rocks in well Gu 66
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图 3 古66井242.14～800.18 m井段岩心综合地层柱状图
Figure 3. Comprehensive stratigraphic histogram of 242.14～800.18 m in well Gu 66
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图 4 古66井玄武安山岩代表性锆石CL图像、U-Pb年龄图及Th-U图
Figure 4. Representative zircon CL images, U-Pb age diagrams and Th-U diagrams of basaltic andesite in well Gu 66
a～c. 样品G66-4-2TW；d～f. 样品G66-10-6TW
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图 5 古66井与哈拉阿拉特山建组剖面哈拉阿拉特组柱状对比图（据佟丽莉，2023修）
Figure 5. Columnar correlation diagram of Hala’alate Formation in well Gu 66 and building Formation section in Hala'alate Mountain area
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图 7 克-百油田区泥盆系—石炭系不同层位试油气统计图
a. D-C层位试油气结果；b. D-C含油层位比例；c. 不同岩类含油层位比例； d. C2h各岩性段试油结果；e. 火山岩类不同岩性含油层位比例；f. C2h上、下部含油层位比例
Figure 7. Statistical chart of oil and gas testing in different layers of Devonian-Carboniferous in the Kebai oilfield area
表 1 准噶尔盆地西北缘石炭纪地层格架表
Table 1 Carboniferous stratigraphic framework of the northwestern margin of the Junggar basin
组 岩石组合 时代依据 阿腊德依克赛组C2al “下碎屑岩上火山岩”层序（下段以正常沉积岩为主，上段以火山岩为主）。上段火山岩中熔岩总体多于火山碎屑岩 Athyriscircularis，Roemeriporellajunggarensis，Linoproductuscora，Neospiriferfasciger；
（303.8±2.4） Ma（向坤鹏等，2015a）哈拉阿拉特组C2h 下部以气孔状玄武岩为主，向上见安山岩，上部以玄武质角砾岩、集块岩为主。以深灰色、灰绿色区别于红色调的成吉思汗山组。本组与包古图组、希贝库拉斯组的区别是层序上总休下熔岩上火山碎屑岩；火山喷发旋回极为发育与有别于成吉思汗山组火山岩 Balakhoniasilimica sp.，Kotorginella tentoria，Stenoscismamazhalaica，Rhomobopora sp.
Declinognathoduscf. noduliferous；
（306.9±5.5 ）Ma和（304.5±3.1）Ma（李甘雨等，2015）成吉思汗山组C2c 宏观露头以“暗红色、紫褐色”色调最为特色，正常沉积的细、粗碎屑岩均有发现。本组有别于包古图组、希贝库拉斯组的一个重要特征是灰岩层相对较厚，产出较为稳定，且多有生物化石，火山岩相对较发育，岩性以玄武岩为主 Choristites sp.，Pseudotimania sp.；LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄319～310 Ma（向坤鹏等，2013；Zhi et al., 2020） 希贝库拉斯组C1x 以粗碎屑类为主，主要岩石组合为岩屑粗砂岩、含砾粗岩、含砾凝灰质砂岩，局地见细砾岩，偶见砾岩夹层或砾岩透镜体，本组区别于包古图组的主要标志是“粗”并且“三无”（无火山熔岩、无灰岩、无硅质岩） 碎屑锆石年龄最年轻值322 Ma（孙羽等，2014） 包古图组
C1b以细碎屑岩为主，这是有别于区内其他各组重要标志，主要岩石组合为粉砂岩、细砂岩、凝灰岩，基本层序多为厘米级小层序，火山熔岩（以（玄武）安山岩为主，局地有玄武岩，硅质岩、灰岩均呈夹层状产于包古图组内 Gigantoproductuscf. edelburgensis，Linoproductuspraelongatus，Asterpylorus sp.，Rotiphyllumsokolovi
LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄347～328 Ma（安芳等，2009；佟丽莉等，2009；郭丽爽等，2010；Zhi et al., 2021b）
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表 2 古66井玄武安山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果统计表
Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb analysis results of basaltic andesite in well Gu 66
样号 同位素比值 同位素年龄 232Th
（10−6）238U
（10−6）Th/U 207Pb/206Pb 207Pb/235U 206Pb/238U 207Pb/206Pb 207Pb/235U 206Pb/238U 比值 σ 比值 σ 比值 σ 年龄 σ 年龄 σ 年龄 σ G66-4-2TW 4-2TW-1 0.0533 0.0012 0.3550 0.0066 0.0483 0.0008 342 19 308 5 304 5 307 535 0.57 4-2TW-2 0.0536 0.0012 0.3581 0.0071 0.0485 0.0008 353 20 311 5 305 5 327 427 0.77 4-2TW-3 0.0539 0.0012 0.3516 0.0067 0.0474 0.0008 366 19 306 5 298 5 513 508 1.01 4-2TW-4 0.0517 0.0013 0.3430 0.0073 0.0482 0.0008 270 22 299 6 303 5 129 222 0.58 4-2TW-5 0.0524 0.0014 0.3526 0.0083 0.0488 0.0009 304 25 307 6 307 5 69.5 143 0.48 4-2TW-6 0.0529 0.0012 0.3557 0.0071 0.0488 0.0008 326 20 309 5 307 5 112 276 0.41 4-2TW-7 0.0537 0.0012 0.3567 0.0066 0.0482 0.0008 360 19 310 5 303 5 359 589 0.61 4-2TW-8 0.0534 0.0011 0.3568 0.0065 0.0485 0.0008 347 18 310 5 305 5 353 565 0.63 4-2TW-9 0.0521 0.0012 0.3521 0.0067 0.0490 0.0008 292 19 306 5 308 5 446 465 0.96 4-2TW-10 0.0520 0.0012 0.3413 0.0066 0.0477 0.0008 284 20 298 5 300 5 288 324 0.89 4-2TW-11 0.0533 0.0011 0.3554 0.0065 0.0484 0.0008 341 18 309 5 305 5 324 567 0.57 4-2TW-12 0.0523 0.0011 0.3439 0.0064 0.0478 0.0008 297 19 300 5 301 5 350 475 0.74 4-2TW-13 0.0535 0.0013 0.3577 0.0073 0.0485 0.0008 350 21 310 5 305 5 162 341 0.48 4-2TW-14 0.0537 0.0013 0.3533 0.0076 0.0477 0.0008 360 22 307 6 300 5 133 214 0.62 4-2TW-15 0.0530 0.0012 0.3520 0.0070 0.0482 0.0008 330 20 306 5 303 5 261 267 0.98 4-2TW-16 0.0530 0.0014 0.3551 0.0082 0.0486 0.0009 329 24 309 6 306 5 102 133 0.77 4-2TW-17 0.0530 0.0011 0.3503 0.0064 0.0479 0.0008 330 19 305 5 302 5 281 467 0.60 4-2TW-18 0.0515 0.0017 0.3373 0.0099 0.0475 0.0009 265 36 295 8 299 5 54.5 78.9 0.69 4-2TW-19 0.0514 0.0012 0.3405 0.0072 0.0481 0.0008 257 22 298 5 303 5 132 193 0.69 4-2TW-20 0.0522 0.0012 0.3518 0.0071 0.0489 0.0008 294 21 306 5 308 5 159 277 0.57 4-2TW-21 0.0541 0.0014 0.3543 0.0080 0.0475 0.0008 376 24 308 6 299 5 127 209 0.61 4-2TW-22 0.0537 0.0016 0.3506 0.0092 0.0474 0.0009 358 29 305 7 298 5 101 124 0.82 4-2TW-23 0.0531 0.0011 0.3554 0.0063 0.0486 0.0008 333 18 309 5 306 5 412 622 0.66 4-2TW-24 0.0528 0.0011 0.3491 0.0064 0.0480 0.0008 320 19 304 5 302 5 341 430 0.79 4-2TW-25 0.0521 0.0011 0.3424 0.0061 0.0477 0.0008 289 18 299 5 300 5 445 616 0.72 G66-10-6TW 10-6TW-1 0.0521 0.0015 0.3475 0.0087 0.0484 0.0008 290 29 303 7 305 5 118 138 0.85 10-6TW-2 0.0516 0.0019 0.3435 0.0116 0.0483 0.0009 268 46 300 9 304 5 74.9 92.9 0.81 10-6TW-3 0.0524 0.0015 0.3490 0.0083 0.0484 0.0008 301 27 304 6 304 5 163 172 0.95 10-6TW-4 0.0532 0.0014 0.3513 0.0073 0.0479 0.0007 337 22 306 6 302 5 139 197 0.70 10-6TW-5 0.0514 0.0013 0.3454 0.0071 0.0488 0.0008 258 22 301 5 307 5 221 285 0.78 10-6TW-6 0.0532 0.0019 0.3551 0.0111 0.0484 0.0008 338 40 309 8 305 5 60.9 82.9 0.73 10-6TW-7 0.0519 0.0015 0.3461 0.0084 0.0484 0.0008 279 28 302 6 305 5 144 147 0.98 10-6TW-8 0.0496 0.0013 0.3357 0.0074 0.0491 0.0008 174 25 294 6 309 5 120 212 0.57 10-6TW-9 0.0527 0.0012 0.3520 0.0066 0.0485 0.0007 315 19 306 5 305 5 374 353 1.06 10-6TW-10 0.0522 0.0015 0.3450 0.0081 0.0480 0.0008 294 27 301 6 302 5 130 134. 0.97 10-6TW-11 0.0532 0.0020 0.3526 0.0120 0.0481 0.0009 336 46 307 9 303 5 44.3 54.6 0.81 10-6TW-12 0.0522 0.0016 0.3505 0.0089 0.0487 0.0008 295 30 305 7 306 5 247 227 1.09 10-6TW-13 0.0522 0.0012 0.3484 0.0066 0.0484 0.0007 293 20 303 5 305 5 299 384 0.78 10-6TW-14 0.0531 0.0019 0.3480 0.0113 0.0475 0.0008 334 43 303 9 299 5 75.3 99.1 0.76 10-6TW-15 0.0518 0.0013 0.3446 0.0067 0.0483 0.0007 276 21 301 5 304 5 400 360 1.11 10-6TW-16 0.0523 0.0016 0.3475 0.0090 0.0482 0.0008 298 31 303 7 304 5 65.7 114 0.58
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表 3 准噶尔盆地西北缘哈山一带哈拉阿拉特组岩石组合特征统计表（据李甘雨等，2016）
Table 3 Rock assemblage characteristics of Hala’alate Formation in Hala'alate Mountain area of northwestern Junggar Basin
组 岩性段 岩性标志 锆石U-Pb年龄 哈拉阿拉
特组（C2h）C2h7 以灰色杏仁状玄武安山质角砾岩、含角砾岩屑凝灰岩为主，顶部见沉凝灰岩夹层 （304±3.5） Ma C2h6 灰绿色安山质-英安质岩屑凝灰岩为主，玄武岩、安山岩多呈夹层状出露 （304±4.3） Ma C2h5 灰绿色安山质-英安质岩屑凝灰岩为主，玄武岩、安山岩多呈夹层状出露 C2h4 灰褐色火山角砾岩、角砾凝灰岩为主，少量岩屑晶屑凝灰岩、玄武岩和安山岩，灰岩透镜体 C2h3 深灰色火山角砾岩为主，少量角砾凝灰岩、岩屑晶屑凝灰岩、火山集块岩，见少量流纹岩 C2h2 灰黑色玄武岩为主，少量细砂岩和细砾岩、玄武安山岩 （305.9±2.0） Ma C2h1 深灰色安山岩为主，夹火山角砾岩、凝灰岩及杂色砾岩，可见少量流纹岩 （306.0±2.0） Ma
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表 4 克-百油田区泥盆系—石炭系不同层位试油气结果统计表
Table 4 Oil and gas testing results in different layers of the Devonian-Carboniferous in the Kebai oilfield area
井号 井深（m） 试油 岩性 层位 井号 井深（m） 试油 岩性 层位 古66 662～686 干层 安山岩 C2h2 433 2122 ～2144 油层 火山角砾岩 C2al 518～538 干层 火山角砾岩 C2h2 2047 ～2059 油层 泥岩 C2al 472～496 干层 含砾砂岩 C2h3 1976 ～1992 间喷油层 火山角砾岩 C2al 326～348 油层 砾岩 C2h3 1765 ～1831 间喷油层 砂岩 C2al 古131 1654 ～1670 干层 角砾熔岩 C2h3 古99 884.4～904.4 油层 凝灰岩 C1b 1600 ～1616 干层 角砾熔岩 C2h3 795.4～835.4 油层 气孔杏仁玄武岩 C1b 1546 ～1560 干层 角砾熔岩 C2h3 767.4～779.4 干层 砂岩 C1b 古81 1180 ～1206 油层 凝灰岩 C2h1 731～746 干层 砂岩 C1b 1135 ～1163 油层 凝灰岩 C2h1 古96 1212 ～1218 油层 砂岩 C2al 1098 ～1108 油层 玄武岩 C2h1 1235 ～1244 干层 砂岩 C2al 1078 ～1086 油层 火山集块岩 C1b 1330 ～1350 干层 砂岩 C2al 1060 ～1086 油层 凝灰岩 C1b 1408 ～1423 油层 砾岩 C2al 古31 470～480 干层 砂岩 C1b 1533 ～1554 干层 砂岩 C2al 430～480 干层 砂岩 C1b 1565 ～1589 水层 砂岩 C2al 258～280 水层 砂岩 C1b 438 2566 ～2588 干层 火山角砾岩 C2h2 白17 1694 ～1724 油层 气孔杏仁玄武岩 C2h3 2420 ～2438 干层 角砾凝灰岩 C2h2 1814 ～1834 油层 含角砾玄武岩 C2h3 1742 ～1778 水层 玄武岩 C2h3 九浅9 482～508 水层 凝灰岩 D3h 1975 ～1987 干层 凝灰岩 C2h3 256～270 水层 砂岩 D3h 1469 ～1487 油水同层 玄武岩 C2h3 白29 1911 ～2149 油层 火山集块岩 C2h4 1385 ～1410 油层 玄武岩 C2h3 980～ 1200 油层 火山角砾岩 C2h6 白29 1911 ～2149 油层 火山集块岩 C2h4 克95 831～851 干层 砂岩 C2h5 980～ 1200 油层 气孔杏仁玄武岩 C2h6 893～904 水层 砂岩 C2h5 克95 831～851 干层 砂岩 C2h5 白杨1 4592 ～4620 水层 玄武安山岩 C2h1 893～904 水层 粉砂岩 C2h5 4290 ～4325 油层 凝灰岩 C2h3 金龙3 2925 ～2935 稠油层 火山角砾岩 C2h1 3246 ～3258 水层 凝灰岩 C2h6+7 581 3257 ～3277 干层 火山角砾岩 C2h7 2726 ～2828 水层 砂岩 C2al 2342 ～2361 气层 凝灰岩 C2al 古50 1637 ～1652 干层 火山角砾岩 D3h 3025 ～3044 干层 砂泥岩 C2al 1535 ～1550 干层 火山角砾岩 D3h 2278 ～2294 气层 砂岩 C2al 1370 ～1402 干层 砂岩 C1b 2241 ～2257 气层 砂岩 C2al 1031 ～1050 干层 砂岩 C1b 2342 ～2360 气层 砂岩 C2al 830～870 干层 砂岩 C1b 2415 ～2434 干层 角砾凝灰岩 C2al 白919 575～597 油层 角砾凝灰岩 C1b 2341 ～2360 气层 砂岩 C2al 古15 1114 ～1125 干层 砂岩 C1b 4208 ～4212 干层 玄武岩 C2al 1046 ～1065 干层 砂岩 C1b 3442 ～3488 油水同层 玄武岩 C2al 1880 ～1910 水层 砂泥岩 C1b 3281 ～3286 油水同层 火山角砾岩 C2al 1670 ～1730 干层 砂岩 C1b 1544 ～1571 干层 玄武岩 C1b
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1. 陈雪，汪小祥，景山，张杰，张响荣. 宁镇矿集区岩石风化成土过程中重金属迁移富集特征. 西北地质. 2025(01): 231-244 . 
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2. 于婉婷，王卓，布多，崔小梅. 西藏纳木错近岸带水体中重金属赋存特征、风险评价及来源探究. 环境生态学. 2025(01): 21-26 . 百度学术
3. 黄加忠，张龙，叶雷，李金旺，杨明龙. 模糊综合评价法在南华土壤肥力评价中的应用. 环境生态学. 2024(10): 25-32 . 百度学术
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