陸上和水下噴發成因火山巖特征及元素地球化學判別
——以新疆三塘湖盆地馬朗凹陷上石炭統火山巖為例

劉德成， 陳亞軍， 伍宏美， 馬 強， 張 桓

( 1. 中國地質大學(北京) 工程技術學院，北京 100083； 2. 北京市地質礦產勘查開發集團有限公司，北京 100050； 3. 北京市地質研究所，北京 100011； 4. 北京中科聯華石油科學研究院，北京 100101； 5. 中國石油玉門油田分公司 勘探開發研究院，甘肅 酒泉 735019； 6. 華北地質勘查局 五一九大隊地質環境工程院，河北 保定 071051 )

0 引言

目前，中國在新疆準噶爾盆地西北緣中拐凸起和陸梁五彩灣地區[1-4]、東北松遼盆地北部和南部深層[4-5]、內蒙古二連盆地[6]，以及渤海灣盆地遼河和濟陽坳陷[7-8]、新疆三塘湖盆地馬朗凹陷[9-10]等發現的火山巖儲層油氣田，以基性氣孔玄武巖和碎裂(裂縫)玄武巖、中性安山巖、(堿性)粗面巖、酸性流紋巖，以及凝灰巖、火山角礫巖(含集塊巖)等作為有效儲層。這些火山巖儲層巖石成因環境有的為陸上噴發沉積成因，有的為水下噴發沉積成因。陸上、水下兩種噴發沉積環境介質(空氣、水體)的物化性質不同[11-15]，張艷等[12]、王嵐等[13]、王盛鵬等[14]、單玄龍等[15]、張靜蕾等[16]研究表明，與陸上空氣中噴出或保存的火山巖相比，水下火山巖在水(海水、湖水)中噴出或水下保存時，水的作用(氣化—熱液作用、淬冷碎屑巖化作用、水化學作用、靜水壓、密度差等)主要表現在巖石顏色(陸上氧化色、水下還原色)、巖性組合、結構構造、溶蝕蝕變、脫?；⒐澙砼c裂縫發育特征等方面，有關陸上與水下兩種噴發沉積模式及火山噴發沉積環境地球化學判別的研究較少。

筆者分析松遼盆地徐家圍子斷陷營城組深層火山巖[17]及新疆三塘湖盆地石炭系火山巖[18]儲層巖石學特征和火山巖油氣成藏主控因素，建立陸上與水下兩種火山噴發沉積模式，總結陸上沉積火山巖與水下沉積火山巖的區別；采用典型礦物學標志、元素地球化學方法(化學風化指標、微量元素比值)，對新疆三塘湖盆地馬朗凹陷上石炭統火山巖成因古環境進行判別。該結果為盆地火山巖地層巖石成因環境分析提供地球化學依據，為火山巖油氣儲層評價及有利目標優選等提供技術參考。

1 區域地質概況

三塘湖盆地地理位置位于新疆維吾爾自治區巴里坤哈薩克自治縣與伊吾縣境內，構造上處于西伯利亞板塊西南緣，為夾持在莫欽烏拉山與蘇海圖山之間的山間盆地，屬晚泥盆—早石炭世褶皺基底上形成的多旋回復合疊加型殘留盆地[19](見圖1(a))。馬朗凹陷位于三塘湖盆地中部(見圖1(b))，牛圈湖—牛東構造帶上發育的地層自下至上依次為上石炭統巴塔瑪依內山組、哈爾加烏組和卡拉崗組，上二疊統蘆草溝組與條湖組，中上三疊統克拉瑪依組，下侏羅統八道灣子組與三工河組，中侏羅統西山窯組和頭屯河組，上侏羅統齊古組，下白堊統，以及古近系和第四系(見圖1(c))。研究區已發現和開發的火山巖油氣藏主要分布在上石炭統卡拉崗組和哈爾加烏組火山巖地層中，卡拉崗組火山巖以中基性的氣孔—杏仁玄武巖、玄武安山巖、安山巖，以及凝灰巖、火山巖角礫巖(含集塊巖)等為主，夾薄層凝灰質泥巖、巖屑砂巖；哈爾加烏組(C2h)火山巖以致密玄武巖、安山巖及火山碎屑巖與火山碎屑沉積巖互層發育，夾薄層炭質泥巖、凝灰質泥巖及泥灰巖(見圖1(c))。

圖1 三塘湖盆地馬朗凹陷構造位置及牛圈湖—牛東構造帶地層綜合柱狀圖Fig.1 Structural location of Malang Sag in Santanghu Basin and stratigraphic comprehensive histogram of Niuquanhu-Niudong Structural Belt

2 沉積模式

有關火山巖油氣儲層研究多以陸上噴發沉積的火山巖為主，地球上的火山活動發生在海平面以下[20]，有關水下噴發沉積火山巖的研究較少。

2.1 陸上噴發沉積模式

陸上噴發指火山噴口位于陸上地表，火山口噴出物(石塊、晶屑、熔漿團塊等)和溢流物(熾熱黏稠的熔融物質)經運移、冷凝、熔結、堆積、逸氣等作用形成各類火山巖。陸上火山噴發噴出物有兩種堆積保存環境，一種是陸上噴發并堆積保存于陸上環境(見圖2(a))，另一種是陸上噴發并堆積保存于水下環境(噴溢地表的熔巖流進入附近海水堆積和保存)(見圖3(a))。陸上噴發火山碎屑流降落火山碎屑的成因為：爆發形成的噴發柱在上升過程中攜帶不同粒徑和密度的碎屑物，在不同高度和不同階段塌落、氣射物空落、側向噴發式或熔巖穹隆熔透塌陷的初級過程；噴發物濁流支撐的碎屑、從火山灰云中沸騰的碎屑及底涌碎屑流的搬運堆積過程；風流支撐的極細粒碎屑流或火山塵順風搬運至距火山口較遠的地方飄落沉降堆積(見圖2(b))，與地表水接觸時可形成火山泥流。

圖2 陸上噴發陸上搬運沉積模式Fig.2 A model of terrestrial eruption and transport deposition

圖3 水下火山巖形成機制與沉積模式Fig.3 Formation mechanism and sedimentary model of underwater volcanic rocks

2.2 水下噴發沉積模式

水下噴發指火山噴口位于海平面以下或處于海底，其噴發產物最大特征是巖漿從地底下噴出時，直接接觸水體介質(見圖3(b-c))，熔巖流和碎屑流在高水壓、高溫差下快速冷卻，發生淬冷碎屑巖化(熾熱巖漿與冷水突然接觸時，冷卻收縮產生的熱應力使熔巖表層剝離和顆?；淖饔?，形成高玻璃質火山巖[21]。水下沉積火山巖的形成也有2種機制：一是陸上噴發水下沉積保存(見圖3(a))；二是水下噴發水下堆積保存(火山噴出物(熔巖流、碎屑、熔漿團塊等)未噴出地表而直接在水下沉積，或部分火山碎屑流噴出水面后在古盛行風影響下飄落沉降而進入水中沉積)(見圖3(b-c))。

按流體性質的不同，水下噴發沉積物的搬運與沉積方式可分為懸浮和流動兩種類型[17]。首先，巖漿與水最初接觸時，在巖漿與周圍水體之間產生蒸氣膜，蒸氣膜膨脹，與水體接觸的最外部邊緣蒸氣冷卻(見圖3(a))并萎縮；這種膨脹與萎縮是反復進行的，直到與萎縮有關的能量引起巖漿碎屑物再次發生碎裂為止；由巖漿碎裂的碎屑物、巖漿揮發分、水蒸氣及水形成的混合流體向上浮動，在上浮過程中受水力作用的持續加入影響，使得混合流體的密度逐漸降低；當混合流體的密度與周圍水體環境基本一致時，火山碎屑顆粒脫離與混合流體中其他物質的依附或裹挾關系，呈粉塵狀懸浮于海水或湖水(見圖4(a))。其次，水蒸氣膜的膨脹、萎縮除使巖漿產生破碎外，還有一定的保溫作用；在火山噴口附近，由巖漿、礦物碎屑、火山氣體物質(CO2、H2S等)及少量的水形成高溫高密度碎屑流體；流體表層與海水或湖水接觸時形成的水蒸氣膜對周圍水體的進入起到阻隔作用，可使碎屑流在一定時間內保持高溫、高密度狀態，形成水下重力流或高密度顆粒流。這種重力碎屑流體形成的沉積物具有三大特征：保持一定的巖漿巖結構，磨圓差，缺乏內部沉積結構 (見圖4(b))。

圖4 水下火山噴發及其沉積模式Fig.4 Underwater volcanic eruption and its deposition pattern

3 火山巖特征

由陸上、水下噴發沉積模式可知，陸上沉積火山巖有兩種噴發成因機制，即陸上噴發陸上沉積和水下噴發陸上沉積；水下沉積火山巖有兩種噴發成因機制，即水下噴發水下沉積和陸上噴發水下沉積。陸上沉積火山巖與水下沉積火山巖的特征差異：

(1)分布范圍及其巖性組合。陸上噴發熔巖流為自然運移狀態，不受水動力條件的影響，多呈面狀小范圍集中堆積于火山口附近，火山碎屑巖占比大，發育火山泥流、熔結凝灰巖和火山彈等。水下噴發熔巖流受水動力條件影響大，多呈帶狀離散分布，火山碎屑巖占比小，發育礁灰巖、珍珠巖、淬碎玻璃質碎屑巖。

(2)巖石顏色。陸上沉積熔巖流觸介質為空氣，為強氧化環境，巖石多見肉紅色、紫色、棕色、褐色等氧化色，熔巖冷卻單元頂底分帶明顯，常見“紅頂綠底”特征(一次噴發間歇期經常存在“紅頂”沉積及風化殼)。水下沉積熔巖流接觸介質為水體，為還原或強還原環境，巖石多見灰色、灰黑色、灰綠色、灰黃色等還原色，熔巖冷卻單元無頂底分帶現象，風化殼不發育。

(3)巖石結構構造。陸上沉積火山碎屑物在水平方向上粒度變化明顯、分選差、相變大、不等粒；熔巖氣孔—杏仁較發育，常見氣孔—杏仁構造、流紋構造、柱狀節理構造、塊狀構造，有時可見繩狀構造等。水下沉積火山碎屑物在垂直方向上變化明顯，粒度較細、分選好、相變小、多為等粒，多見斑狀結構、玻璃質結構；熔巖氣孔發育程度低，且氣孔多被方解石、濁沸石、綠泥石、黃鐵礦等充填，常具有特殊的枕狀構造、淬碎爐渣狀構造、致密塊狀構造。

(4)共生巖石及化石組合。陸上沉積常與陸相沉積巖、陸相動物及淡水植物共生，共生的沉積巖粒度具有由細變粗的反旋回韻律，顯示水退環境，可見植物葉莖化石或植物碎片、淡水化石、硅化木、炭化木等。水下沉積(海水)常與海相沉積巖、咸水生物共生，共生海相沉積巖一般無水進與水退的規律顯示，可見海相古生物化石及莖干化石。

(5)蝕變。除區域變質、蝕變外，陸上沉積火山巖同生蝕變弱，鈉長石化少見，可見橄欖石氧化環境下的伊丁石化蝕變。水下沉積火山巖蝕變普遍較強，多見鈉長石化、綠泥石化等，野外可見海相特征的細碧巖—石英角斑巖等。

(6)脫玻化。脫?；饔檬侵冈谶m當的溫壓和揮發分的作用下，火山玻璃不穩定并逐漸轉化為結晶物質。陸上沉積火山巖火山玻璃含量低，脫?；蛄６喽?；水下沉積火山巖火山玻璃含量高，脫?；蛄Ｉ俣?。

(7)充填及膠結物。陸上沉積火山巖主要為火山灰的次生分解物及以水解和水化作用為主的化學風化沉淀物(碳酸鹽、黏土等)，充填或膠結物可見橄欖石斑晶伊丁石、綠鱗石，沸石和黃鐵礦等通常較少。水下沉積火山熔巖杏仁體和火山碎屑巖膠結物中綠泥石、沸石、方解石及黃鐵礦等相對發育，凝灰質砂礫巖中多見鈣質膠結物。

(8)孔隙、節理和裂縫。陸上沉積火山巖儲集空間類型主要是原生氣孔、次生淋濾溶蝕孔、冷凝收縮節理縫、構造裂縫、礦物解理縫，見柱狀、板狀節理。水下沉積火山巖儲集空間類型主要為少許原生氣孔(殘余孔)、淬碎炸裂縫、基質微孔和長石斑晶、晶屑、火山灰溶蝕微孔、后期構造縫、構造—溶蝕縫，柱狀節理不發育或節理不規則。

(9)產狀。陸上沉積熔巖多呈大面積熔巖流、熔巖被或盾形火山錐，常見低角度斜交、平行層狀或似層狀層理。水下沉積熔巖多呈透鏡狀、穹隆狀或渾圓狀，凝灰巖見紋層狀層理。見膨潤土層、伊利石巖、蒙脫石巖、沸石巖呈松散團窩狀并夾有火山彈。

(10)與下伏地層接觸關系。受原始火山斜坡的影響，陸上沉積火山巖一般原始傾角大，常與下伏地層呈不整合接觸，常見古風化殼及沖涮洼坑。受水動力條件的影響，水下沉積火山巖原始傾角較小，常與下伏地層呈整合、假整合或侵蝕接觸，風化殼不發育。

4 元素地球化學判別

4.1 典型礦物學標志

硫化物是水下還原(缺氧)沉積環境的主要礦物標志，如黃鐵礦(FeS2)的發育指示強還原環境，莓球狀黃鐵礦是在沉積早期成巖階段還原條件下形成的。同樣，變價元素鐵的化合價態隨氧化—還原環境的不同而發生變化，形成不同價態的鐵礦物，反映環境的地球化學條件[22]。氧化相代表性鐵礦物主要為赤鐵礦、褐鐵礦(磁鐵礦)，過渡相代表性礦物為海綠石、鱗綠泥石(含鐵的鮞綠泥石)，弱還原相代表性鐵礦物主要為菱鐵礦、鮞綠泥石、鐵白云石，強還原相代表性礦物為黃鐵礦、白鐵礦(見表1)。

表1 鐵的沉積地球化學相(據文獻[22]修改)

4.2 元素地球化學指標

4.2.1 主量元素

火山作用一般具有爆發—噴溢交替的多期次、間歇性噴發的特征，同一地層或多組地層縱向上發育多套火山噴發旋回，沉積間斷發育[23-24]。在噴發間歇期或之后，陸上噴發沉積熔巖流和碎屑物暴露于表生環境，受風化淋濾作用影響明顯(風化淋濾作用面發育)；若火山噴發間歇期很長，則在火山間歇期末期可能出現更接近于現代空氣雨水的風化淋濾條件(雨水的pH較高、氧化作用較強)，風化淋濾作用過程致使火山巖巖石礦物發生元素(或物質)的帶出減少，如巖石中Fe、Al、Mn、Th、Co、Ni、Cu等元素帶出，在風化殼中殘積和形成風化殼型礦床[25]?；鹕綆r風化程度的強弱可通過地球化學參數定量判斷，常用的有風化勢能指數、化學風化指數和淋溶系數等[26-29]。化學風化指數是對巖石風化程度進行定量評價的基礎，可反映巖石風化程度的變化，不同指標計算表達式及界限值見文獻[30-34]。

4.2.2 微量元素

火山巖與沉積巖不同，由巖漿噴溢作用形成的火山巖蘊含的地球化學信息雖然記錄巖漿來源、形成構造背景等信息，但對噴發沉積古環境的記錄存在不確定性；火山噴發間歇期沉積夾層(凝灰質粉砂巖、凝灰質泥巖、泥巖、炭質泥巖層等)具有一定的沉積特征，其微量元素地球化學信息反映古沉積環境。

w(V)/w(V+Ni)、w(V)/w(Cr)、w(Sr)/w(Ba)對識別沉積物的沉積環境具有指示意義[21,35-38]。在還原環境下,w(V)/w(V+Ni)一般高于0.60，w(V)/w(Cr)多在4.25以上，w(Sr)/w(Ba)大于1.00，多數為海相沉積特征；在氧化環境下，w(V)/w(V+Ni)一般低于0.54，w(V)/w(Cr)低于2.00，w(Sr)/w(Ba)小于0.60，為陸相沉積特征。

5 馬朗凹陷上石炭統火山巖沉積環境判別

新疆三塘湖盆地馬朗凹陷上石炭統火山巖大面積發育，火山巖沉積成因環境復雜，以往火山巖噴發沉積環境方面的研究，多停留在巖石顏色(氧化與還原色)、巖性組合與結構構造、溶蝕蝕變、節理與裂縫發育特征等方面[13-14,22,39-40]，基于巖石典型礦物標志及元素地球化學指標判斷噴發古環境的研究較少。

5.1 典型礦物學標志

掃描電鏡下，可見哈爾加烏組(C2h)火山巖及火山噴發間歇期凝灰質泥巖中黃鐵礦聚合體呈立方體塊狀、單晶八面體和草莓球狀或絨球狀(見圖5(a-c))，是在沉積早期成巖階段強還原條件下形成的，指示哈爾加烏組火山巖噴發沉積成因于水下環境。

圖5 三塘湖盆地上石炭統哈爾加烏組火山巖及凝灰質泥巖中黃鐵礦發育特征Fig.5 Development characteristics of pyrite in volcanic rocks and tuffaceous mudstones of Upper Carboniferous Haerjiawu Formation in Santanghu Basin

5.2 化學風化指標

應用風化指數CIA[13,20](CIA=(w(Al2O3)/w(Al2O3+Na2O+K2O+CaO))×100%)簡要判斷火山巖風化強度。牛圈湖—牛東構造帶M19井卡拉崗組玄武巖和安山巖風化指數CIA分布在55%～60%之間[24](見表2)，參照文獻[30-34]界限值標準，卡拉崗組火山巖遭受明顯的風化淋濾作用，縱向上風化指數(CIA)具有韻律變化特征(見圖6)，到淺部明顯增大，表明越向淺部風化強度越大。綜合反映卡拉崗組火山巖主要噴發沉積成因于陸上表生環境。

圖6 三塘湖盆地M19井連續取心段風化指數縱向分布特征Fig.6 The longitudinal distribution of in the continuous core section of well M19 in Santanghu Basin

表2 三塘湖盆地馬朗凹陷M19井卡拉崗組全巖主要成分化學分析結果(據文獻[18]統計計算)

5.3 火山巖夾持的泥巖微量元素比值

根據馬朗凹陷牛圈湖—牛東構造帶上石炭統火山巖夾持的部分泥巖,以及火山平靜期沉積的砂巖微量元素比值分析(見表3)，M24井砂礫巖與細砂巖w(Sr)/w(Ba)分別為0.15和0.20，反映陸相氧化環境特征；M38、M40井部分炭質泥巖與凝灰質泥巖w(Sr)/w(Ba)大于1.00，指示海相(水下)還原環境特征。

表3 三塘湖盆地馬朗凹陷上石炭統火山巖部分泥巖微量元素分析結果

M24井砂礫巖與細砂巖及M38、M40井炭質泥巖與凝灰質泥巖w(V)/w(V+Ni)最小為0.08，小于氧化環境界限值0.54，最大為0.90，大于還原環境界限值0.60；w(V)/w(Cr)最小為1.90，小于氧化環境界限值2.00，最大為12.72，大于還原環境界限值4.25。微量元素比值綜合反映石炭系火山巖噴發沉積環境復雜，存在水下、陸上及頻繁水、陸交替的過渡相環境。

5.4 結果驗證

馬雪等[40]分析三塘湖北卡拉崗組火山巖巖石化學成分特征，巖石中Fe2O3含量>FeO含量，顯示陸上火山巖特征。梁浩等[24]分析卡拉崗組火山巖化學成分特征，巖石中Fe2O3較為富集，而FeO含量較低。綜合該區大地構造背景、區域構造演化史、火山巖顏色等分析，卡拉崗組火山巖Fe2O3和FeO分布特征主要是巖石普遍遭受以水解和水化作用為主的化學風化作用，使得低價態鐵(Fe2+)被氧化為高價態(Fe3+)，高價態鐵(Fe3+)很快水解氧化成氫氧化物[Fe(OH)3]，脫水后形成Fe2O3，并因化學惰性殘留下來。這種變化關系與該區巖心常見沿裂縫或巖石顆粒周圍紅色的氧化邊、薄片常見蝕變橄欖石、蝕變輝石等現象一致。

基于火山巖化學風化指數及火山巖夾持的泥巖微量元素比值，分析判別卡拉崗組火山噴發沉積環境結果，與文獻[24,40]基于火山巖巖石Fe2O3與FeO分布特征判別的結果一致。

6 結論

(1)新疆三塘湖盆地馬朗凹陷上石炭統火山巖存在陸上噴發沉積和水下噴發沉積兩種成因環境，陸上沉積和水下沉積火山巖在巖體分布范圍及巖性組合、巖石顏色、結構構造、共生巖石及化石組合、溶蝕蝕變、脫?；⒐澙砼c裂縫發育特征、產狀及與下伏地層接觸關系等方面存在明顯差異。

(2)新疆三塘湖盆地馬朗凹陷上石炭統火山巖噴發沉積古地理環境復雜，既有陸上噴發沉積成因，又有水下噴發沉積成因和水、陸交替的過渡相沉積成因環境。

(3)基于化學風化指數及火山巖夾持的泥巖微量元素比值分析的研究區卡拉崗組火山巖噴發沉積環境，與基于該組火山巖Fe2O3與FeO分布特征分析的噴發沉積環境符合，為石炭系火山巖地層巖石成因環境及巖相古地理分析提供依據。