系统地对扎伊尔山出露区560块物性标本、 克-百断裂带覆盖区242块钻孔岩心标本进行了磁性和密度测量, 并收集了部分钻孔密度测井资料, 经与实测岩石密度对比校正后加以利用, 最终得到按地层和岩性分别统计的密度、 磁化率结果(表1, 2)。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 不同地层密度、 磁化率统计表 Table1 The statistical table of density and magnetic susceptibility of different strata 地层 密度/kg· m-3 磁化率/SI 扎伊尔山区 克-百断裂带 扎伊尔山区 克-百断裂带 Q 1 800 12× 10-5 N 2 200 58× 10-5 E 2 200 75× 10-5 K 2 200 113× 10-5 J 2 350 128× 10-5 T 2 350 147× 10-5 P 2 490 2 460 172× 10-5 130× 10-5 C 2 540 2 490 217× 10-5 185× 10-5 O 2 690 685× 10-5

表 1 不同地层密度、 磁化率统计表 Table1 The statistical table of density and magnetic susceptibility of different strata

表 2

Table2

表 2(Table2)

表 2 不同岩性密度、 磁化率统计表 Table2 The statistical table of density and magnetic susceptibility of different lithologies 岩石名称 扎伊尔山区 克-百断裂带 密度/kg· m-3 磁化率/SI 密度/kg· m-3 磁化率/SI 时代 砂岩 2 460 144× 10-5 2 300 138× 10-5 K— T 2 530 228× 10-5 P— C 砾岩 2 580 157× 10-5 2 260 120× 10-5 K— T 2 350 218× 10-5 P— C 泥岩 2 520 107× 10-5 P— C 超基性岩 2 870 365× 10-5 玄武岩 2 820 1 137× 10-5 2 740 1 378× 10-5 P 安山岩 2 760 754× 10-5 2 690 987× 10-5 P— C 凝灰岩 2 680 325× 10-5 2 630 630× 10-5 P— C 闪长岩 2 780 868× 10-5 2 780 405× 10-5 花岗岩 2 600 288× 10-5

表 2 不同岩性密度、 磁化率统计表 Table2 The statistical table of density and magnetic susceptibility of different lithologies

表1显示, 扎伊尔山区同类岩石的磁化率和密度比克-百断裂带略高。 在克-百断裂带, 可以划分出3个密度界面, 即第四系与新近系之间、 白垩系与侏罗系之间和三叠系与古生界顶界面之间; 密度差分别为400kg/m³、 150kg/m³、 110kg/m³。磁性方面相对简单, 从第四系到石炭系的正常沉积岩主要有砾岩、 砂岩和泥岩等, 它们磁性微弱, 磁化率均< 200× 10^-5SI, 可以将它们视为无磁性, 对磁力异常不产生影响。奥陶系主要由火成岩和蛇绿混杂岩组成, 它们都具有较强的磁性, 因此地层整体表现为强磁性, 磁化率为685× 10^-5SI。

不同岩性磁性、 密度统计结果显示(表2), 沉积岩磁化率和密度小于火成岩; 火成岩中, 从基性— 中性— 酸性, 岩石磁化率、 密度依次下降。需要指出的是, 在推覆带前缘地段, 由于构造应力集中, 岩石破碎程度高, 火山岩并没有表现出应有的高密度特征, 实测过程中发现这些破碎火山岩的密度只比沉积岩略高甚至相当, 但磁化率却与出露区对应岩性相差无几。

物性统计结果表明, 从石炭系至第四系, 正常沉积岩磁化率差异不大, 可归为1个微弱磁性层; 而密度表现出随埋深增加逐渐增大的变化特征, 之间可划分出3个密度界面。火山岩的磁性和密度明显高于各类沉积岩, 因此在研究区内利用重磁数据圈定火山岩的分布是具有良好的物性前提的。

本次研究利用了覆盖区范围1:2.5 万重力数据、 比研究范围略大的1982年完成的1:20 万航磁数据和贯穿盆地边缘及山区的大地电磁测深剖面。为准确地利用航磁测量成果, 消除数据中可能存在的定位系统误差, 对研究区内主要的航磁异常以剖面磁力测量的方式进行检查校正。

对实测重力数据进行高度改正, 纬度改正, 中间层改正和近、 中、 远区地形改正后, 获得布格重力异常(图2a), 对航磁数据进行化极处理得到化极后磁异常(图3a), 在布格重力异常和化极后磁异常的基础上, 根据需要进行相应的位场转换处理。

图 2

Fig. 2

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	图 2 重力异常图 a 布格重力异常; b 剩余重力异常; c 垂向一阶导数异常; d 水平总梯度异常Fig. 2 The map of gravitational anomalies.

图 3

Fig. 3

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	图 3 航磁异常图 a 化极后航磁异常及地面检查剖面; b 剩余磁力异常与断裂构造叠合Fig. 3 The map of aeromagnetic anomalies.

根据研究区的地质背景和岩石物性特征, 可将实测重磁异常分解为3个层次, 即由第四系— 三叠系、 石炭系顶部火山岩和石炭系火山岩以下地层引起的重磁异常。经位场分离后得到的由石炭系顶部火山岩引起的剩余重磁异常是研究石炭系火山岩分布的主要依据。目前重磁异常分离有许多方法, 如向上延拓、 带通滤波、 高斯滤波和小波分析等(Sun et al., 2012; Guo et al., 2013; 宋小超等, 2013; de Castro et al., 2014)。以钻孔揭示的火山岩体的空间参数和实测的火山岩密度、 磁性参数为依据, 经正演拟合和对比分析, 选择带通滤波进行重磁异常分离, 带通滤波的截止波长分别设定为2km和16km, 通过异常分离得到的剩余重磁异常见图2b, 3b。

断裂构造控制火山岩分布、 提供油气运移通道和优化储层性能, 因此利用重磁数据对研究区的断裂构造进行划分是本次研究的一项重要内容。一般地, 断裂在重磁异常图上表现为沿一定方向延伸的梯级带、 等值线的扭曲、 错移和突变等, 而重磁场的导数则对线性构造信息有显著的增强作用, 导数异常的极大或极小值连线、 零值线等可作为断裂的划分依据。 本文利用布格重力异常及其水平总梯度、 一阶垂向导数(Bhattacharyya, 1965; 孙晖等, 2012; 尚鲁宁等, 2016), 结合以往地震勘探成果及航磁异常, 在研究区内划分出大小断裂15条(图2c, d)。其中F₁、 F₂、 F₃、 F₅断裂依据水平总梯度极大值连线确定, F₄、 F₇以串珠状分布的局部磁力异常为依据; 而在F₆断裂两侧, NE走向的重力异常不连续, 且异常形态差异明显, 是断裂划分依据; 其他小规模断裂划分利用了以往地震测深结果。

为更进一步了解研究区的大地构造背景, 查明断裂构造的性质、 特征以及与火山活动的关系, 勾绘垂向地质结构模型, 对贯穿盆地边缘和扎伊尔山区的大地电磁测深(MT)剖面A— A'进行了二维连续介质反演(图4), 并在反演断面上依据线性低阻异常带、 两侧电阻率异常存在明显差异以及同一异常带内异常错断和不连续等标志了解断裂的垂向延伸情况。

图 4

Fig. 4

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	图 4 A— A′大地电磁测深二维反演断面图Fig. 4 The inversed section map of magnetotelluric sounding of profile A— A'.

本次根据重磁数据划分出的15条断裂构造中, 以NE向的逆冲断层为主; 其中F₁、 F₂、 F₃、 F₄是研究区内的主干逆冲断裂, 分别对应西白碱滩断裂、 中白百断裂、 白碱滩断裂和南白碱滩断裂(图2c, d)。为更好地理解这些断裂的性质和作用, 利用大地电磁测深(MT)二维反演结果(图4)分别对它们进行分析。MT测深剖面跨越了达拉布特深大断裂以西、 扎伊尔山、 克-百断裂带、 玛湖斜坡区等构造单元, 测深结果总体上表现出横向分段、 纵向分层的特点, 不同构造单元之间电性差异明显。反演断面上明显反映出2个不同层次的断裂系统, 即深达地幔的深大断裂系统和切穿古生界褶皱基底顶部的浅层断裂系统。

深大断裂系统包括了3条深达莫霍面的基底深大断裂, 即达拉布特、 扎伊尔山和玛湖西深大断裂。其中达拉布特和玛湖西深大断裂位置、 产状均与2000年中国地震局地球物理勘探中心在准噶尔盆地开展的奇台— 克拉玛依— 额敏人工地震剖面所划分的达拉布特和大拐西深大断裂一致, 都为近直立产状(何登发等, 2012)。而位于扎伊尔山东部边缘的隐伏深大断裂, 上述地震剖面没有分辨出来, 为本次研究首次发现, 暂称之为扎伊尔山深大断裂。

3条深大断裂中, 达拉布特深断裂已为诸多研究证实为板块缝合带(冯鸿儒等, 1990; 刘希军等, 2009; 陈石等, 2010)。位于玛湖斜坡带的玛湖西深大断裂, 是玛湖斜坡带火山活动的深部岩浆通道, 由于MT测深剖面向盆地中心延伸不够, 致使影响了对玛湖西深大断裂全貌特征及作用的了解。扎伊尔山深大断裂从5km深度延深至50km以下, 且向西斜交于达拉布特深大断裂上。断裂上部5~20km深度向W陡倾, 20km以下倾角略缓。断裂两侧均为高阻特性, 但电阻率有较大差异, 断裂下盘电阻率明显高于断裂上盘, 并且奇台— 克拉玛依— 额敏人工地震剖面显示, 上、 下盘高阻异常体存在明显的速度差异, 波速分别为6.3km/s和6.7km/s(何登发等, 2012), 因此断裂上、 下盘分别表现出低速高阻和高速高阻的异常特征。在2006年国家“ 305” 项目完成的巴音布鲁克— 克拉玛依— 乌尔禾— 布尔津大地电磁测深反演剖面上, 博罗霍洛与塔尔巴哈台早古生代岛弧带, 电阻率异常表现为近直立的高阻异常带, 电阻率值分别为2i000Ω · m和4i000Ω · m^①(① 汪一鹏等, 国家科技攻关项目：96– 915– 07– 03, 天山（沙雅）— 哈纳斯地学断面地质– 地球物理综合探测和研究。)。其中博罗霍洛岛弧带的电阻率异常特征与A— A'剖面扎伊尔山段高阻异常形态、 规模和强度基本相当; 对比分析认为, 达拉布特深大断裂以东的高阻异常体具岛弧属性。基于达拉布特深大断裂为俯冲带的构造属性以及与扎伊尔山深大断裂的位置关系, 扎伊尔山深大断裂可以解释为岛弧带上部断裂, 是与俯冲带深部相连的岩浆通道, 推测断裂上盘的低速高阻体为中酸性岩浆体, 下盘的高速高阻体为基性岩浆体。

浅层断裂系统以NE向的逆冲断层为主, 以西白碱滩断裂、 中白百断裂、 白碱滩断裂和南白碱滩断裂(F₁、 F₂、 F₃、 F₄)为骨干的断裂系统, 控制了克-百断裂带白碱滩— 百口泉段的构造格局和晚古生界的火山活动。其中中白百断裂(F₂)和白碱滩断裂(F₃)为叠瓦式逆冲带中的一般性逆冲断层, 影响着逆冲带中断片的分布, 南白碱滩断裂(F₄)和西白碱滩断裂(F₁)则为逆冲带的前、 后缘断裂, 规模较大, 控制了逆冲带内的火山活动与沉积作用。

南白碱滩断裂(F₄)位于克-百断裂带的最前缘, 总体走向NE向, 白碱滩至百口泉镇之间呈向SE凸出的弧形。该断裂在 1:20万航磁异常上存在明显的梯度带特征, 沿断裂线性分布M1、 M2、 M3、 M4、 M6、 M7与M8磁力高。白碱滩附近克92井霏细岩、 克96井安山岩和古65井玄武岩等不同岩性的9个全岩样品Rb-Sr等时线年龄为(288± 4.5)Ma。古96井安山岩全岩⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄测定结果为288.6Ma, 表明南白碱滩断裂是形成于早二叠纪之前的区域性岩浆上侵通道, 沿该断裂发生了强烈的火山活动。从MT反演断面上推断它在8i000m深度向W交会在扎伊尔山深大断裂上, 早二叠纪佳木河期的火山活动深部通道应为扎伊尔山深大断裂。

西白碱滩断裂(F₁)紧邻扎伊尔山前, 本次1:2.5 万重力测区及以往地震资料均未完全控制该断裂的展布特征。MT反演视电阻率拟断面图上, 该断裂向下以近45° 角进入至深12km, 厚1~2km的相对低阻层, 向W与达拉布特深大断裂相连。断裂以西为2i000~7i000Ω · m 的高阻层, 以东12km深度以上则有晚古生界沉积盆地的低阻电性特征, 表明该断裂为晚古生界盆山边界断裂, 也是深部主推覆体的滑动断裂和深部岩浆上升的通道。

晚石炭世— 早二叠世, 准噶尔地区处于后碰撞的伸展环境, 大规模的幔源岩浆底侵上涌(韩宝福等, 1999, 2006; 王方正等, 2002), 壳幔物质交换十分剧烈, 在相对稳定的地块, 如准噶尔中央地块下面可能主要采取底垫方式, 而在构造薄弱地带或稳定地块边缘, 如西准噶尔地区, 地幔上侵, 初期造成深部重熔和富碱花岗岩侵入, 后期为裂谷火山活动。在西北缘克-百断裂带, 火山活动沿晚石炭世— 早二叠世裂谷边部断裂形成一系列NE向排列的火山活动带, 在NE向断裂与NW向断裂交会部位形成强火山活动区, 并沿NW向断裂形成侧向火山活动带。

经重磁场分离获得的剩余重磁异常, 是火山岩在地面的重磁场响应, 异常的走向规律和强度差异反映了火山岩的分布及其岩性的差别。基于物性测量过程中, 发现在推覆带前缘由于强烈的构造挤压, 火山岩密度大幅下降而磁化率基本不变, 造成在这些火山岩地段有磁力高反映, 而没有重力高出现, 因此火山活动带的划分主要以剩余磁力异常为依据, 认为磁力高圈闭或同时具有重力高与磁力高的组合异常, 都反映了火山岩的存在。再结合重磁异常与断裂构造的关联性, 在研究区内划分出了2条NE向火山活动带, 1条NW向火山活动带(图5)。

图5

Fig. 5

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	图5 研究区火山活动带分布图Fig. 5 The distribution map of volcanic activity zones in the study area.

南白碱滩断裂(F₄)火山活动带: 该带航磁异常明显, 沿断裂带断续分布M1、 M2、 M3、 M4、 M6、 M7与M8磁力高, 钻孔资料证明M7、 M8磁力高中心存在火山口, 表明南白碱滩断裂(F₄)为岩浆上侵通道, 沿该断裂普遍发生了裂隙式和中心式火山活动。该火山活动带与NW向断裂F₇交会部位发生了较强火山活动, 并向NW向延伸形成了沿F₇断裂分布的火山活动带。

F₁断裂火山活动带: 该带火山岩在白碱滩西有较好出露, 沿F₁断裂分布着侵入岩引起的M9、 M10、 M11磁力高, 表明该断裂具有岩浆上侵通道的性质, 可划分为1条火山活动带。

以剩余重力异常为基础, 进行视密度反演, 对断裂带上盘覆盖区古生界顶部进行密度分区, 厘定出Ⅰ 区、 Ⅱ 区和Ⅲ 区3个密度分区, 各分区中又可细分为若干个小区(图6a)。对比密度分区界线与地层界线(图5), 二者具有较好的一致性, 表明这3个密度分区分别反映了中奥陶统科克萨依组(O₂k)、 下石炭统太勒古拉组(C₁t)和下二叠统佳木河组(P₁j)地层岩性及其变化。以密度分区结果为基础, 结合石炭系— 二叠系中各类岩性的密度参数统计结果、 钻孔岩性、 剩余磁力异常和出露区地层的走向延伸情况, 对各小区的岩性进行分析推断:

图6

Fig. 6

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	图6 覆盖区古生界顶面反演密度异常(a)及断裂带上盘岩性分布图(b)Fig. 6 The inversed density anomalies map of the top of Paleozoic in the covered areas (a) and the distribution map of the lithologies in the hanging wall of the fault zone (b).

(1)Ⅰ ₁、 Ⅰ ₂小区反演密度值在2i650~2i900kg/m³之间, 属高密度异常, 区内无钻至古生界的钻孔, 在其西南侧有NE走向的奥陶系出露; Ⅰ ₄小区密度异常为2i600~2i700kg/m³, 与奥陶系平均密度基本相当, 且在其范围内的钻孔古31、 六浅6、 601和古22中钻见了蛇纹岩、 碎裂辉长岩、 角闪辉石岩和玄武岩等蛇绿岩组份, 因此推断它们的岩性为奥陶系蛇绿混杂岩。Ⅰ ₃小区为2i550~2i650kg/m³的低密度异常区, 其西南部出露二叠系佳木河组, 推断该小区是佳木河组地层向NE的延伸部分, 钻孔中所见岩性主要为火山灰凝灰岩、 砂岩和砂砾岩。

(2)Ⅱ 区内钻至古生界的钻孔较多, 岩性主要为太勒古拉组(C₁t)中深海相的细碎屑岩(主要是粉砂岩、 泥质岩及细— 极细砂岩)和细火山碎屑岩(火山灰凝灰岩、 沉凝灰岩、 凝灰岩等), 夹少量中粗砂岩或砂砾岩, 以及玄武岩等, 从东北到西南, 火山碎屑比重呈逐渐增多的趋势。Ⅱ ₁、 Ⅱ ₃和Ⅱ ₄小区均没有明显磁异常显示, 反演密度值分别为2i450~2i550kg/m³、 2i500~2i550kg/m³和2i550~2i650kg/m³, 呈逐渐增大的趋势, 这与钻孔岩心所反映的从东北至西南, 凝灰岩比重增加、 泥砂岩比重减少的特征是一致的。Ⅱ ₂小区划归二叠系, 为2i550~2i700kg/m³高密度异常, 区内有M5-G6重磁同高异常和M6高磁力异常沿F₇断裂分布, 在古55井中钻见厚度约490m以玄武岩为主的火山岩, 因此推测该小区是以玄武岩为主的火山岩沉积区。

(3)Ⅲ 区包括白碱滩-百口泉断裂与南白碱滩断裂之间的1个狭长条带, 以下二叠统佳木河组(P₁j)为主。该岩性区总体可以分为火山岩+砂砾岩+砂岩岩性组合(火山活动区)和砂砾岩+泥砂岩组合2大类岩性区; 二者相间分布, 可细分为5个岩性小区。综合钻孔资料、 剩余磁力异常及反演密度异常, 分析推测Ⅲ ₁、 Ⅲ ₃、 Ⅲ ₅小区为火山岩活动区, Ⅲ ₂和Ⅲ ₄为正常的砂岩、 砂砾岩沉积区。

通过上述对各岩性分区的岩性分析, 厘清了断裂带上盘覆盖区古生界顶部岩性分布情况, 在与扎伊尔山区地层岩性进行对比、 对接的基础上, 统一编制出断裂带上盘古生界岩性分布图(图6b)。