火山噴發間歇期沉積巖層古沉積環境的地球化學示蹤與判別

張 桓,陳亞軍,伍宏美,馬 強

1.華北地質勘查局五一九大隊地質環境工程院,河北 保定 071051

2.北京中科聯華石油科學研究院,北京 100101

3.中國石油玉門油田分公司勘探開發研究院,甘肅 酒泉 735019

0 引言

沉積物中微量元素的地球化學特征與沉積時的氧化-還原環境密切相關。利用微量元素含量法、微量元素比值法等微量元素地球化學方法來示蹤沉積物沉積期的氧化-還原環境,以及區分陸相與海相沉積環境的研究已較為成熟[1-4]。V/(V+Ni)、V/Cr、V/Sc、Ni/Co、Sr/Ba、U/Th等微量元素比值在各類沉積巖或細粒沉積物,特別是頁巖、泥巖、致密砂巖等沉積氧化-還原環境的示蹤被證實具較好的應用效果[2,5-6]。火山巖的形成不同于沉積巖,巖漿噴溢作用形成的熔巖和火山碎屑巖在固結成巖作用過程中,很可能發生了流體溶蝕蝕變、交代充填等一系列次生變化[7]。雖然火山巖中所蘊含的地球化學信息記錄著巖漿來源(地殼、地幔)及構造成因環境[8](板內、島弧),但對火山噴發堆積保存期古地理環境介質(陸上、水下)的反映顯然存在很大的不確定性。火山噴發作用一般具有多期次、多旋回性和間歇性的特征,較短的火山噴發間歇期沉積的薄層粉砂巖、砂礫巖、泥巖或凝灰質粉砂巖、凝灰質泥巖等具有沉積巖的特征,且與同一地質時期火山噴發堆積保存期的古地理環境(陸上氧化環境,水下還原環境)相同,這些薄層沉積巖層所蘊含的微量元素地球化學特征對沉積期的古地理環境(氧化-還原環境)具有重要的指示意義,可以示蹤和反映沉積古地理環境。因此,通過火山噴發間歇期沉積的薄層粉砂巖、泥巖、炭質泥巖、凝灰質泥巖等沉積巖中的Mo、U、V、Cr、Ni、Co等氧化-還原敏感性元素(RSE)[9]質量分數,以及V/(V+Ni)、V/Cr、Ni/Co、U/Th、Sr/Ba等微量元素比值來重建沉積古地理環境的氧化-還原條件(狀態)[10-11],可間接獲取火山巖地質環境演化有關的信息。

本次搜集整理了國內外有關主、微量元素比值分析方法研究沉積物沉積氧化-氧化環境的文獻成果,歸納總結了對沉積物沉積期古地理環境具有重要指示意義的主、微量元素地球化學參數,如Fe3+/Fe2+、Cu/Zn、V/Cr、V/(V+Ni)、V/Sc、Ni/Co、U/Th、自生U、B/Ga、Sr/Ba、V/Zr,形成有關細粒沉積物古沉積氧化-還原環境示蹤判別的標準。并以新疆三塘湖盆地馬朗凹陷上石炭統哈爾加烏組火山噴發間歇期泥巖、炭質泥巖和粉砂巖等沉積巖層為實例,通過巖心微量元素測試分析,計算Sr/Ba、V/(V+Ni)、V/Cr、V/Sc、V/Zr、Cu/Zn、B/Ga等比值,采用多比值指標聯合對哈爾加烏組火山噴發間歇期薄層沉積巖層沉積期的古地理環境(氧化-還原環境)進行示蹤,間接獲取哈爾加烏組火山巖噴發堆積保存時的古地理環境(陸上、水下或水陸過渡)信息,以期為火山巖地層巖石成因環境分析及巖相古地理研究提供地球化學依據。

1 常見敏感性微量元素的地球化學性質

沉積環境的氧化-還原狀態對敏感性元素[9]的遷移、共生、沉淀起著重要的控制作用,可改變敏感性元素的遷移狀態,使同一元素的不同價態或共生元素間發生分離[12-14]。

V和Cr具多種化學價態,是對氧化-還原環境敏感的元素,高V質量分數通常出現在還原條件下,而Cr一般多見于沉積物碎屑中;因此,V/Cr常用來作為古氧化還原狀態示蹤判別的指標。在自然界中,V可能以V2+、V3+、V4+和V5+4種價態存在,在貧氧環境中,V5+被還原成V4+,以VO(OH)3-和不溶的VO(OH)2的形式存在[14];在缺氧環境中,V4+還原成V3+,以V2O3、V(OH)3沉淀的形式存在[15-16];在氧化環境中,V3+常被氧化為易溶的釩酸絡陰離子(VO43-),以高價態(V5+)的HVO42-和H2VO4-的形式存在[9,17-18]。Cr常見化合價有+2、+3和+6,在氧化環境下,多以六價態(Cr6+)的鉻酸根陰離子(CrO42-)形式存在,少部分以三價態(Cr3+)溶解性離子Cr(H2O)4(OH)2+形式存在[14,19]。在缺氧環境中,Cr6+被還原成Cr3+,形成Cr(OH)2+、Cr(OH)3和(Cr、Fe)(OH)3等水合離子,(Cr、Fe)(OH)3水和離子易被腐殖酸形成復雜的化合物,或被吸附到Fe、Mn的氫氧化物而進入沉積物中[20-21]。

Ni在弱氧化環境中,多以Ni2+、NiCl+以及溶解的碳酸鎳(NiCO3)形式存在,也可以以Ni2+形式吸附在腐殖酸上[22],常被Mn、Fe氧化物捕獲而隨Mn、Fe一起富集;在中等還原環境下,由于缺乏Ni2+可以附著的硫化物和Mn的氧化物,絡合物中的Ni會被分離而發生遷移流失[2,14,23];在強還原環境下,Ni會以不溶的NiS進入黃鐵礦晶格而固定在沉積物中富集[2,24]。彭雪峰等[25]研究總結出Ni元素在淡水中質量分數一般低于30×10-6,在海水中的質量分數一般高于40×10-6。

Sc為非變價元素,它在酸度較強的介質中易形成Sc(OH)3沉淀或吸附于黏土和Fe、Mn氧化物中[18,26],在頁巖、黏土巖類以及黏土質沉積物中,Sc質量分數普遍較高,一般為(13～20)×10-6。

在細粒沉積物中,Th是重礦物或黏土的成分,一般受氧化-還原環境變化影響較小,是陸源輸入的典型代表元素。在還原環境中,Th是一種相對惰性的元素,多富集在黏土碎屑中;在表生氧化環境下,Th只有+4價一種價態,且不易溶解,會在風化殘留物質中富集[5,9,27]。U為變價元素,在強還原條件下,以不溶解于水的低價態(U+4)形式沉淀下來[28-29],導致它在沉積物或火山噴發物中富集。在氧化條件下以易溶的高價態(U+6)存在,雙氧鈾根與碳酸鹽結合形成溶解相UO2(CO3)4-,不被任何顆粒捕獲沉淀,造成沉積物或火山噴發物中U的丟失或遷移。故U/Th值可以反映沉積物的氧化-還原條件。

自生U的富集主要發生在沉積物中而不是在水體中,因為U從U6+被還原為U4+,與游離H2S的數量是一個反耦合關系,且這種還原反應不被水體中的Fe、Mn的氧化-還原循環直接影響;因此,自生U含量被視為古沉積物的缺氧環境指標。

B在海相咸水介質和陸相半咸水、淡水介質中的差別明顯,海相咸水中B質量分數明顯高于陸相半咸水、淡水,在陸相環境中B質量分數一般小于60×10-6[30]。與B元素相比,Ga元素的遷移能力要小得多,Ga元素易在河流相沉積物中富集,而B易在湖相泥巖、粉砂質泥巖等細粒沉積物中富集;因此,B/Ga值與B質量分數經常用來區分海相沉積和陸相沉積。

Sr和Ba在自然界水體中都是以重碳酸鹽的形式存在,當沉積介質環境中含鹽度增大時,由于Sr和Ba的溶度積不同,Ba優先與SO42-離子結合形成不溶于水的BaSO4沉淀,而此時Sr還是以離子的形式保留在沉積水體中;隨著鹽度的不斷增高,Ba2+逐漸減少,這時Sr開始和水體中的SO42-離子結合形成SrSO4沉淀[31-34]。因此,通過計算Sr/Ba值對海相沉積和陸相沉積加以區別。Sr元素在咸水(海相)中[33]的質量分數一般為8×10-4～10×10-4,在陸相半咸水淡水介質中[33]的質量分數多為1×10-4～3×10-4。

2 主、微量元素參數指標與沉積環境意義

2.1 主量元素參數指標

2.1.1 變價元素鐵(Fe3+、Fe2+)的沉積地球化學相

鐵元素在自然界中有兩種離子價態(Fe2+、Fe3+),其在沉積物中的價態對氧化-還原狀態(條件)較為敏感,在還原環境下多以低價態(Fe2+)保存在沉積物中,在氧化環境下多以高價態(Fe3+)存在[11]。一般認為,Fe3+/Fe2+>1為弱氧化環境[35-36],Fe3+/Fe2+?1為氧化環境,Fe3+/Fe2+=1為中性環境,Fe3+/Fe2+<1為弱還原環境,Fe3+/Fe2+?1為還原環境。氧化相代表性鐵礦物主要有赤鐵礦、褐鐵礦(磁鐵礦),過渡相代表性鐵礦物主要為海綠石、鱗綠泥石(富含鐵的鮞綠泥石),弱還原相代表性鐵礦物主要是菱鐵礦、鮞綠泥石、鐵白云石,還原相代表性鐵礦物主要是黃鐵礦、白鐵礦(表1)。對于沉積巖來說,Fe3+/Fe2+值指標會隨氧化還原電位(Eh)和酸堿度(pH)的不同而發生變化,如介質的pH升高時,低價態鐵(Fe2+)易氧化成高價態鐵(Fe3+)。據黃劍霞[36]廈門港灣氧化-還原沉積環境的劃分,Eh>200 mV、Fe3+/Fe2+>1.5為強氧化環境區;Eh<0、Fe3+/Fe2+<0.8為還原環境區,Eh在100～200、0～100 mV和Fe3+/Fe2+在1.0～1.5、0.8～1.0分別對應弱氧化環境區和弱還原環境區。值得一提的是,Fe3+/Fe2+值在經受一定地質作用后變化也較大,很難客觀反映原始沉積環境的氧化-還原狀況。

表1 鐵的沉積地球化學相

2.1.2 Cu/Zn值的地球化學相

Cu、Zn系銅族元素會隨環境介質氧逸度的降低出現由Cu向Zn過渡的沉積分帶,即Cu/Zn值會隨沉積介質氧逸度的升降而分帶[11,37]。在無大規模或長期火山噴發作用或高級區域變質作用的地質環境中,Cu/Zn值基本穩定,因而具有指相的穩定性。據梅水泉[37]對湖南前震旦系冷家溪群和板溪群329個組合樣品的統計,Cu/Zn值<0.21,0.21～0.38,0.38～0.50,0.50～0.63和>0.63時,依次對應還原相、弱還原相、過渡相、弱氧化相和氧化相。在弱還原和還原相帶巖石顏色分別為灰綠色及綠色、灰黑色及黑色,黃鐵礦普遍發育,見炭屑等有機質;在弱氧化和氧化相區巖石顏色多分別為紫紅色、褐黃色,見大量高價鐵氧化物,極少或不見黃鐵礦與炭屑等有機質。綜合評估來看,Cu/Zn值作為沉積相劃分的地球化學參數指標是可靠的。

2.2 微量元素參數指標

V/Cr值。Ernstt[23]在地球化學相分析著作中將V/Cr>2視為還原環境,V/Cr<2被認為更偏向于氧化環境;Jones等[2]通過對西北歐晚侏羅世暗色泥巖V/Cr與DOP值(黃鐵礦礦化度)對比分析發現:V/Cr=2時對應DOP=0.42,V/Cr<2時對應DOP<0.42,即V/Cr<2反映氧化環境;V/Cr=4.25對應貧氧向缺氧的過渡位置;以2和4.25為界限值,將V/Cr<2劃為富氧環境,2～4.25劃為次富氧環境,>4.25劃為貧氧或缺氧環境。宋立軍等[38]依據這一標準,對鄂爾多斯盆地西南部王全口組沉積巖沉積環境進行判識,樣品測試V/Cr值為0～4,<4.25,顯示王全口組沉積巖形成于富氧環境或次富氧過渡環境;黃燕[39]依據這一標準,對張家界地區寒武系牛蹄塘組黑色巖系樣品測試,V/Cr值為6.38～7.78,>4.25,認為其是還原的沉積環境。然而,韋恒葉[40]依據Jones等[2]的V/Cr與DOP交會圖分析發現,V/Cr=4.25為貧氧向缺氧過渡的特征并不明顯,V/Cr<4.25的一部分值落在了缺氧環境區域;而V/Cr=2作為區分富氧與次富氧的界限則十分明顯。因此,用V/Cr=2作為富氧與次富氧的界限是可靠的,用V/Cr=4.25作為貧氧或缺氧的界限存在一定的不確定性。

V/(V+Ni)值。Lewan等[41-42]認為油氣烴源巖中的V/(V+Ni)值主要受氧化-還原條件控制,通常用 V/(V+Ni)值來指示水體氧化-還原強度,其中 V/(V+Ni)>0.46代表缺氧環境,V/(V+Ni) <0.46 為富氧環境;黃燕[39]依據這一標準,對張家界地區寒武系牛蹄塘組黑色巖系樣品測試,V/(V+Ni)值多數在0.59～0.98之間,>0.46,指示其為還原的缺氧沉積環境。Hatch等[43]通過對美國堪薩斯地區賓夕法尼亞上統黑色頁巖地球化學特征研究認為,V/(V+Ni) ≥0.84時反映靜海環境,0.60

V/Sc值。Kimura等[46]在研究伊朗北部生物化石豐富地層的沉積記錄時對V/Sc值進行研究,認為缺氧環境下V/Sc值較高,一般高于30,氧化環境下V/Sc值較低,一般低于14;Emerson等[47]相關研究也認為缺氧環境下V/Sc值較高,氧化環境下V/Sc值較低。張國濤等[10]利用這一標準,對貴州獨山下二疊統梁山組黑色頁巖樣品進行測試,V/Sc 值為3.39～16.81,平均值為8.39,表明了梁山組的氧化環境特征。

Ni/Co值。Jones等[2]將Ni/Co值與DOP值對比分析發現:Ni/Co<5.0時,與之對應的DOP均值<0.42,指示氧化環境;Ni/Co>7.0時,與之對應的DOP>0.75,指示缺氧環境;提出Ni/Co<5.0反映氧化環境,5.07.0指示缺氧環境。曾春林等[48]在柴達木盆地相關研究中指出,氧化環境常造成Ni/Co值低,在還原環境中Ni/Co值高;Ni/Co<2.5為氧化環境,在2.5～5.0之間為缺氧環境,Ni/Co>5.0為貧氧環境。宋立軍等[38]依據Jones等[2]提出的標準,對鄂爾多斯盆地西南部王全口組沉積巖樣品測試,Ni/Co值為0.4～0.6,<7.0,形成于氧化環境或貧氧過渡環境;黃燕[39]依據該標準,對牛蹄塘組黑色巖系樣品測試,Ni/Co值為11.59～12.08,>7.0,明顯指示缺氧的沉積環境。張國濤等[10]利用這一標準,對貴州獨山下二疊統梁山組黑色頁巖樣品進行測試,Ni/Co值為0.12～0.28,平均值為0.2,<5.0,反映梁山組為氧化環境特征。

U/Th值。Th、U這兩種特殊的元素在還原條件(狀態)下地球化學性質相似,但在氧化條件(狀態)下差別甚大[49],基于其地球化學性質的迥異,細粒沉積物中Th/U值常作為環境的氧化-還原條件(狀態)指示[46,50]。Jones等[2]研究指出缺氧環境下U/Th>1.25,貧氧環境中U/Th值介于0.75～1.25之間,氧化環境下U/Th<0.75。黃燕[39]依據該標準,對牛蹄塘組黑色巖系樣品測試,U/Th值為12.37～19.96>1.25,反映了還原性的沉積條件。張國濤等[10]依據該標準,對貴州獨山下二疊統梁山組黑色泥巖樣品測試,U/Th值為0.12～0.29,平均值為0.20,<0.75,表明其形成于氧化沉積環境。范玉梅等[45]對鄂爾多斯盆地西部晚三疊世延長組長7—長9期計算,長7 U/Th值平均為0.57,長8和長9 U/Th值平均為0.29,均小于0.75,指示當時為氧化環境。Lewan[42]在海洋缺氧環境研究中指出Th/U值(即U/Th值的倒數)在缺氧環境下分布在0～2之間,在強氧化環境下可達8左右。值得一提的是,陸源碎屑物質的U/Th值為0.26±0.13[40]。

自生U含量。Wignall等[50-51]在黑色泥巖、頁巖微量元素地球化學特征研究中提出,用自生U含量作為沉積序列中氧化-還原環境的指標,認為自生w(U)<5和>12 分別對應氧化環境和缺氧(還原)環境。吳朝東等[52]利用自生鈾和鈾總量的關系建立了w(U)=2w(U)/[w(U)+w(Th)/3](1),并應用于缺氧環境的識別。張國濤等[10]根據式(1),計算得出貴州獨山下二疊統梁山組黑色頁巖的w(U)為0.54～0.90,平均值為0.73,表明梁山組沉積于正常海水環境;范玉梅等[45]依據式(1),對鄂爾多斯盆地西部晚三疊世延長組長7—長9期計算得出,長7期w(U)>1,長8—長9期w(U)<1,說明從長7期到長9期由厭氧環境過渡到正常水體環境。

B/Ga值。前人[25,33,53-54]總結發現,一般河流相泥巖與粉砂質泥巖中B/Ga值較低,湖相泥巖與粉砂質泥巖中B/Ga值相對較高;B/Ga值在0.5～1.0之間指示河流—三角洲相,在1.0～1.5之間指示濱淺湖—半深湖相,在1.5～2.5之間指示半深湖—深湖相,在2.5～4.0之間指示遠岸開闊深湖相,在4.0～5.5之間指示較封閉湖相,在5.5～7.5之間指示非閉塞咸水湖相沉積。孫立廣等[54]在南極阿德雷島湖泊沉積物沉積環境研究判識中發現,B/Ga值和Sr/Ba值的演化特征相似,B/Ga>3.3通常認為是海相,B/Ga<3.3為陸相,與區域環境背景值密切相關。

Sr/Ba值。據前人[33,55-57]研究發現,泥巖、泥質粉砂巖等細粒沉積物中Sr/Ba≥1時反映海相咸水介質,Sr/Ba<1時指示陸相半咸水、淡水介質,遠離湖(海)岸Sr/Ba值逐漸增大。若將Sr/Ba<1再進一步細分,一般認為,0.61,指示其沉積環境為咸水環境。

V/Zr值。從淡水到咸水環境,沉積物中V/Zr值總體上增大,高加索陸相巖石的所有類型V/Zr值為0.12～0.40,海相為0.25～4.00[58-60]。范忠仁[58]計算得出河南焦作、登封等地黏土質巖石V/Zr值均在0.16～1.08之間,相當于淡水相和海相之間。

2.3 地球化學參數指標古沉積環境判識圖版形成

基于前述總結歸納的Fe3+/Fe2+、Cu/Zn、V/Cr、V/(V+Ni)、V/Sc、Ni/Co、U/Th、自生U、B/Ga、Sr/Ba、V/Zr等11項細粒沉積物或沉積巖氧化-還原狀態(條件)以及陸相與海相沉積區分的地球化學參數指標,形成綜合圖版(圖1)。

圖1 沉積物沉積古環境的主、微量元素比值指標示蹤判識圖版

3 應用實例

目前,對三塘湖盆地馬朗凹陷石炭系火山巖噴發沉積期的古地理環境(陸上、水下)研究主要集中在火山巖巖石組合特征、結構構造特征、蝕變特征、風化殼、產狀及儲集空間特征等方面[61-63],而通過對石炭系火山噴發間歇期薄層沉積巖層或過渡巖層元素地球化學特征來示蹤判別沉積古地理環境,間接獲取火山巖地質環境演化有關的信息,尚少見報道。本文通過馬朗凹陷上石炭統哈爾加烏組火山噴發間歇期粉砂巖、泥巖和炭質泥巖等沉積巖層巖心微量元素測試分析,以總結形成的沉積物古沉積環境示蹤判別的微量元素參數指標圖版,對哈爾加烏組火山噴發間歇期沉積巖層沉積氧化-還原環境進行示蹤判別,從而間接推斷出哈爾加烏組火山巖噴發堆積保存期的古地理環境(陸上、水下)。

3.1 三塘湖盆地馬朗凹陷地質概況

研究區馬朗凹陷位于三塘湖盆地中部(圖2a),是一個向北東隆升的前陸凹陷,上石炭統火山巖分布廣泛,已發現的牛東油田和牛圈湖含油氣構造具上億噸儲量規模。前人結合區域內的地質記錄、地層巖性組合以及火山巖巖石學、年代學和地球化學研究[64-66],認為三塘湖盆地晚石炭世火山巖總體形成于大陸邊緣構造環境,其哈爾加烏組火山巖以板內環境為主。馬朗凹陷地區由老至新依次出露上石炭統巴塔瑪依內山組(C2b)、哈爾加烏組(C2h)、卡拉崗組(C2k),上二疊統蘆草溝組(P2l)和條湖組(P2t),中—上三疊統克拉瑪依組(T2-3k),下侏羅統八道灣子組(J1b)和三工河組(J1s),中侏羅統西山窯組(J2x)和頭屯河組(J2t),上侏羅統齊古組(J3q),下白堊統(K1)和第三系(N)等,各層組間少部分不整合接觸(圖2b)。上石炭統哈爾加烏組發育了一套海相、海陸交互相的熔巖及火山碎屑巖與沉火山碎屑巖沉積,在火山噴發間歇期沉積有薄層泥巖、炭質泥巖、凝灰質粉砂巖等沉積巖層或過渡巖層。

3.2 哈爾加烏組火山噴發特征及巖性組合特征

從井震解釋剖面上不難看出,哈爾加烏組火山噴發具有明顯多期次、多旋回性(圖3),可劃分為2個噴發亞旋回(C2h1、C2h2)4個噴發期次(C2h11、C2h12、C2h21、C2h22),每個火山噴發亞旋回均由下部火山巖段、上部湖泊沼澤過渡巖類-沉積巖類夾火山巖類構成,表征火山由強連續噴溢至弱斷續噴溢的過程。下部亞旋回(C2h1)地層中大面積發育以火山噴發間歇期凝灰質泥巖、砂質泥巖、凝灰巖和熔巖間互沉積的地質體為主;上部亞旋回(C2h2)地層為火山碎屑巖和熔巖互層產出的火山作用早期、后期爆發相的火山碎屑巖(角礫巖、集塊巖、凝灰巖)和火山作用中期溢流相的熔巖(玄武巖、玄武安山巖、安山巖)間互沉積的地質體;在上部亞旋回C2h22期次巖性以火山碎屑沉積巖、炭質泥巖、凝灰質泥巖發育為特征,夾火山熔巖,該期烴源巖較發育,暗色泥巖厚度一般在25～150 m之間,分布相對穩定,是劃分上石炭統卡拉崗組和哈爾加烏組兩套火山巖層系的標志層。

總體來看,哈爾加烏組火山噴發間歇期短,噴發間斷面上沉積的薄層沉積巖層或過渡巖層具有與火山噴發期熔巖和火山碎屑巖同樣的沉積地理環境(陸上或水下沉積環境介質);因此,可通過示蹤火山巖夾持的這些薄層沉積巖層古沉積環境來間接得出火山巖噴發沉積環境。

3.3 哈爾加烏組火山噴發間歇期薄層沉積巖層巖石學特征

哈爾加烏組火山噴發間歇期,間斷面上沉積的薄層沉積巖層或過渡巖層主要為泥巖夾炭質泥巖、凝灰質泥巖、凝灰質粉砂巖、凝灰質細砂巖等,泥巖與炭質泥巖不純,含有火山碎屑(凝灰質)成分,巖心見水平層理發育,紋層厚度為1～4 cm,具有一定的沉積特征(圖4a--e);粉砂巖(圖4f)、細砂巖較致密,成分以石英為主,長石次之,含少許凝灰質成分,分選中等,次圓狀。

a. 灰色泥巖,3 040.05～3 040.15 m,M38井;b. 黑色泥巖,3 158.29～3 158.47 m,M361井;c. 灰黑色泥巖, 3 042.10～3 042.22 m,M38井;d. 灰黑色泥巖,2 732.75～2 732.87 m,M40井;e. 黑色炭質泥巖,2 732.50～2 732.75 m,M40井;f. 凝灰質粉砂巖,2 668.10～ 2 668.18 m,M40井。

3.4 樣品采集及分析測試方法

火山噴發間隙或一期火山活動結束后,若噴發間歇期時間較長,噴發間斷面通常沉積有薄層或具有一定厚度的沉積巖層。在沉積初期伴隨火山灰(或火山碎屑物質)的沉降沉積,沉積巖中含有一定的火山灰物質(凝灰質):首先,火山物質中富含Ca2+、Mg2+等金屬離子直接或間接對沉積巖層的礦物成分產生影響,在巖石特征上火山物質能夠與泥巖、粉砂質泥巖、砂巖等同時沉積,影響巖石類型[67-68];其次,火山活動及火山物質等影響的生物群落演化對沉積巖層的沉積環境和沉積物的成分、結構與構造以及成巖序列等特征產生影響[69-71];此外,下一期的火山活動伴隨著湖底(海底)熱液流動,局部溫度增加,水體的攜載能力增強,加速了沉積巖中元素遷移和重新分配[72];最后,火山(次火山)熱液充填作用不僅可以對前一期噴發間歇期沉積的沉積巖層烘烤,使巖石化學成分發生變化,還可表現為火山(次火山)氣液、地下水等流體充填沉積巖中的孔、縫,使巖石原有礦物類型、成分及含量發生改變[73]。

考慮到火山噴發間歇期凝灰質體積分數較高的沉積巖樣品所蘊含的元素地球化學信息已摻雜了火山活動的信息,對沉積古環境的響應已不太準確,因此在取樣分析時對凝灰質成分較高以及充填蝕變較強的樣品必須進行篩選剔除。主要通過手標本、巖礦薄片分析、正交偏光顯微鏡下鑒定以及交會圖法統計凝灰質泥巖、凝灰質砂巖以及凝灰質體積分數[74-75],剔除凝灰質體積分數較高的沉積巖層巖石樣品;而燒失量(LOI值)具有巖石學意義,一般認為高燒失量是由于巖石受到強烈的蝕變充填交代作用所導致[76],因此燒失量過高的樣品對噴發環境的指示意義不大,在數據資料充分時應剔除。新鮮巖石的巖石化學標準是w(H2O)<2%,w(CO2)<0.5%[77],因此,應先通過手標本和鏡下鑒定,將遭受嚴重風化的樣品剔除,同時去掉表層風化物質,以確保選取的分析化驗巖石樣品新鮮。綜合篩選M40井和M38井(井位位置見圖2a)10塊沉積巖夾層樣品進行測試分析,其采樣深度、巖性及樣品編號等見圖5。微量元素測試采用電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS)測定完成,選取GB/T 14506.3—2010[78]作為外部標準,樣品的Sr、Ba、Ni、V、Cr、Sc、Zr、B、Ga等12種微量元素質量分數(表2)相對標準偏差優于±5%,即分析精度都優于±5%。本次未測定Th、U等微量元素。Sr/Ba、V/(V+Ni)、V/Cr、V/Sc、V/Zr、Cu/Zn、B/Ga值計算結果見表2。

圖5 馬朗凹陷上石炭統哈爾加烏組火山巖夾持的薄層沉積巖層樣品采集縱向分布圖

3.5 哈爾加烏組沉積巖層主、微量元素地球化學特征及反映的古沉積環境

從圖6a可看出,哈爾加烏組火山噴發間歇期粉砂巖、泥巖和炭質泥巖等沉積巖層主、微量元素縱向上分布相對穩定,受埋深影響較小。粉砂巖、泥巖和炭質泥巖等沉積巖層中V與Cr、B與Ga存在不太明顯的負相關性,V與Sc、V與Zr存在明顯的負相關性,Cu與Zn相關性不明顯,Ba與Sr的演化趨勢相似(圖6a)。從圖6b中可看出,V/(V+Ni)、V/Sc值在縱向上較為穩定,Sr/Ba、V/Cr、V/Zr、Cu/Zn和B/Ga等5類比值演化趨勢相似。V/(V+Ni)值分布在0.79～0.92之間,V/Sc值主要分布在11.02～56.71之間,Sr/Ba值分布在0.52～2.08之間,V/Cr值主要分布在1.94～4.10之間,V/Zr值分布在0.13～0.91之間,Cu/Zn值主要分布在0.52～1.76之間,B/Ga值主要分布在2.23～8.07之間,依據圖1標準可判定粉砂巖、泥巖和炭質泥巖等沉積巖層沉積于還原環境和弱還原—弱氧化復雜環境;從而推斷哈爾加烏組火山巖主要堆積保存于水下環境(可能是水下噴發水下沉積,也可能是陸上噴發水下沉積)和濱淺湖頻繁水陸交替環境。

3.6 火山噴發沉積判識結果比對檢驗

基于火山噴發沉積巖層微量元素地球化學特征示蹤的古沉積環境,間接得出的火山噴發沉積環境結果是否準確可信,需要與其他直接有效的判別指標以及以往研究成果進行對比檢驗。陸上沉積環境與水下沉積環境由于含氧量的不同,火山巖與沉積巖層中Fe元素的氧化物(Fe2O3、FeO)質量分數及其比值存在差異,陸上地表氧化環境提供的條件使得Fe元素從低價態(Fe2+)易氧化為高價態(Fe3+),且巖石具有Fe2O3質量分數較高的特征;水下還原環境提供的條件使得Fe元素于低價態(Fe2+)時難以被氧化,巖石具有FeO較富集的特征。因此,可以通過巖石中Fe2O3/FeO或Fe2O3/(Fe2O3+FeO)值來判識噴發沉積環境。

從M361井(井位位置見圖2a)哈爾加烏組凝灰巖及炭質泥巖中變價元素Fe的氧化物分布特征來看,表現為w(FeO)>w(Fe2O3)的特征,氧化系數Fe2O3/FeO值分布在0.26～0.41之間,Fe2O3/(Fe2O3+FeO)值分布在0.21～0.29之間(圖7),低于前人陸上與水下0.5[79-82]的判別標準,是典型水下噴發沉積火山巖的特征。王嵐等[63]在三塘湖盆地石炭系陸上、水下噴發成因火山巖儲層發育特征和成藏控制因素研究中指出,水下沉積和保存的火山巖具有玻璃質體積分數高的特征,而研究區哈爾加烏組巖層中發育大量的凝灰巖,其成分通過鏡下觀察主要表現為含晶屑、玻屑凝灰巖,玻屑的體積分較高,且層理構造發育。

對比檢驗表明,本次基于火山噴發間歇期沉積巖層古沉積環境示蹤結果,間接得出火山噴發沉積環境與本區火山巖氧化系數分布特征以及火山巖巖性發育特征等直接有效的判別依據得出的結果是相符合的。

4 結論

1)總結形成了U/Th、自生U、V/Cr、Ni/Co、V/Sc、V/(V+Ni)、Cu/Zn、Fe3+/Fe2+、Sr/Ba、V/Zr、B/Ga等11項細粒沉積物或沉積巖沉積期氧化-還原環境示蹤判別的主、微量元素地球化學參數圖版標準。

2)基于縱向上演化特征類似的V/(V+Ni)、V/Sc、Sr/Ba、V/Cr、V/Zr、Cu/Zn和B/Ga等7類微量元素參數指標,對三塘湖盆地馬朗凹陷上石炭統哈爾加烏組火山噴發間歇期粉砂巖、泥巖和炭質泥巖等沉積巖層沉積期氧化-還原環境進行示蹤,得出其主要沉積環境為水下還原環境,也存在水陸過渡的弱還原-弱氧化復雜環境,間接得出哈爾加烏組火山巖主要堆積保存于水下環境(可能是水下噴發水下沉積,也可能是陸上噴發水下沉積),以及頻繁水陸過渡相環境。

3)基于火山噴發間歇期薄層沉積巖層微量元素地球化學指標示蹤判別的古沉積氧化-還原環境信息,間接推斷哈爾加烏組火山巖堆積保存期的古地理環境信息,與三塘湖盆地馬朗凹陷上石炭統火山巖氧化系數(Fe2O3/FeO)判別的結果相符合。

該地球化學方法具普適性,可應用于不同盆地、不同地質年代火山巖噴發堆積保存期古地理環境的間接判別研究中。