陆上和水下喷发成因火山岩特征及元素地球化学判别
——以新疆三塘湖盆地马朗凹陷上石炭统火山岩为例

刘德成， 陈亚军， 伍宏美， 马 强， 张 桓

( 1. 中国地质大学(北京) 工程技术学院，北京 100083； 2. 北京市地质矿产勘查开发集团有限公司，北京 100050； 3. 北京市地质研究所，北京 100011； 4. 北京中科联华石油科学研究院，北京 100101； 5. 中国石油玉门油田分公司 勘探开发研究院，甘肃 酒泉 735019； 6. 华北地质勘查局 五一九大队地质环境工程院，河北 保定 071051 )

0 引言

目前，中国在新疆准噶尔盆地西北缘中拐凸起和陆梁五彩湾地区[1-4]、东北松辽盆地北部和南部深层[4-5]、内蒙古二连盆地[6]，以及渤海湾盆地辽河和济阳坳陷[7-8]、新疆三塘湖盆地马朗凹陷[9-10]等发现的火山岩储层油气田，以基性气孔玄武岩和碎裂(裂缝)玄武岩、中性安山岩、(碱性)粗面岩、酸性流纹岩，以及凝灰岩、火山角砾岩(含集块岩)等作为有效储层。这些火山岩储层岩石成因环境有的为陆上喷发沉积成因，有的为水下喷发沉积成因。陆上、水下两种喷发沉积环境介质(空气、水体)的物化性质不同[11-15]，张艳等[12]、王岚等[13]、王盛鹏等[14]、单玄龙等[15]、张静蕾等[16]研究表明，与陆上空气中喷出或保存的火山岩相比，水下火山岩在水(海水、湖水)中喷出或水下保存时，水的作用(气化—热液作用、淬冷碎屑岩化作用、水化学作用、静水压、密度差等)主要表现在岩石颜色(陆上氧化色、水下还原色)、岩性组合、结构构造、溶蚀蚀变、脱玻化、节理与裂缝发育特征等方面，有关陆上与水下两种喷发沉积模式及火山喷发沉积环境地球化学判别的研究较少。

笔者分析松辽盆地徐家围子断陷营城组深层火山岩[17]及新疆三塘湖盆地石炭系火山岩[18]储层岩石学特征和火山岩油气成藏主控因素，建立陆上与水下两种火山喷发沉积模式，总结陆上沉积火山岩与水下沉积火山岩的区别；采用典型矿物学标志、元素地球化学方法(化学风化指标、微量元素比值)，对新疆三塘湖盆地马朗凹陷上石炭统火山岩成因古环境进行判别。该结果为盆地火山岩地层岩石成因环境分析提供地球化学依据，为火山岩油气储层评价及有利目标优选等提供技术参考。

1 区域地质概况

三塘湖盆地地理位置位于新疆维吾尔自治区巴里坤哈萨克自治县与伊吾县境内，构造上处于西伯利亚板块西南缘，为夹持在莫钦乌拉山与苏海图山之间的山间盆地，属晚泥盆—早石炭世褶皱基底上形成的多旋回复合叠加型残留盆地[19](见图1(a))。马朗凹陷位于三塘湖盆地中部(见图1(b))，牛圈湖—牛东构造带上发育的地层自下至上依次为上石炭统巴塔玛依内山组、哈尔加乌组和卡拉岗组，上二叠统芦草沟组与条湖组，中上三叠统克拉玛依组，下侏罗统八道湾子组与三工河组，中侏罗统西山窑组和头屯河组，上侏罗统齐古组，下白垩统，以及古近系和第四系(见图1(c))。研究区已发现和开发的火山岩油气藏主要分布在上石炭统卡拉岗组和哈尔加乌组火山岩地层中，卡拉岗组火山岩以中基性的气孔—杏仁玄武岩、玄武安山岩、安山岩，以及凝灰岩、火山岩角砾岩(含集块岩)等为主，夹薄层凝灰质泥岩、岩屑砂岩；哈尔加乌组(C2h)火山岩以致密玄武岩、安山岩及火山碎屑岩与火山碎屑沉积岩互层发育，夹薄层炭质泥岩、凝灰质泥岩及泥灰岩(见图1(c))。

图1 三塘湖盆地马朗凹陷构造位置及牛圈湖—牛东构造带地层综合柱状图Fig.1 Structural location of Malang Sag in Santanghu Basin and stratigraphic comprehensive histogram of Niuquanhu-Niudong Structural Belt

2 沉积模式

有关火山岩油气储层研究多以陆上喷发沉积的火山岩为主，地球上的火山活动发生在海平面以下[20]，有关水下喷发沉积火山岩的研究较少。

2.1 陆上喷发沉积模式

陆上喷发指火山喷口位于陆上地表，火山口喷出物(石块、晶屑、熔浆团块等)和溢流物(炽热黏稠的熔融物质)经运移、冷凝、熔结、堆积、逸气等作用形成各类火山岩。陆上火山喷发喷出物有两种堆积保存环境，一种是陆上喷发并堆积保存于陆上环境(见图2(a))，另一种是陆上喷发并堆积保存于水下环境(喷溢地表的熔岩流进入附近海水堆积和保存)(见图3(a))。陆上喷发火山碎屑流降落火山碎屑的成因为：爆发形成的喷发柱在上升过程中携带不同粒径和密度的碎屑物，在不同高度和不同阶段塌落、气射物空落、侧向喷发式或熔岩穹隆熔透塌陷的初级过程；喷发物浊流支撑的碎屑、从火山灰云中沸腾的碎屑及底涌碎屑流的搬运堆积过程；风流支撑的极细粒碎屑流或火山尘顺风搬运至距火山口较远的地方飘落沉降堆积(见图2(b))，与地表水接触时可形成火山泥流。

图2 陆上喷发陆上搬运沉积模式Fig.2 A model of terrestrial eruption and transport deposition

图3 水下火山岩形成机制与沉积模式Fig.3 Formation mechanism and sedimentary model of underwater volcanic rocks

2.2 水下喷发沉积模式

水下喷发指火山喷口位于海平面以下或处于海底，其喷发产物最大特征是岩浆从地底下喷出时，直接接触水体介质(见图3(b-c))，熔岩流和碎屑流在高水压、高温差下快速冷却，发生淬冷碎屑岩化(炽热岩浆与冷水突然接触时，冷却收缩产生的热应力使熔岩表层剥离和颗粒化的作用)，形成高玻璃质火山岩[21]。水下沉积火山岩的形成也有2种机制：一是陆上喷发水下沉积保存(见图3(a))；二是水下喷发水下堆积保存(火山喷出物(熔岩流、碎屑、熔浆团块等)未喷出地表而直接在水下沉积，或部分火山碎屑流喷出水面后在古盛行风影响下飘落沉降而进入水中沉积)(见图3(b-c))。

按流体性质的不同，水下喷发沉积物的搬运与沉积方式可分为悬浮和流动两种类型[17]。首先，岩浆与水最初接触时，在岩浆与周围水体之间产生蒸气膜，蒸气膜膨胀，与水体接触的最外部边缘蒸气冷却(见图3(a))并萎缩；这种膨胀与萎缩是反复进行的，直到与萎缩有关的能量引起岩浆碎屑物再次发生碎裂为止；由岩浆碎裂的碎屑物、岩浆挥发分、水蒸气及水形成的混合流体向上浮动，在上浮过程中受水力作用的持续加入影响，使得混合流体的密度逐渐降低；当混合流体的密度与周围水体环境基本一致时，火山碎屑颗粒脱离与混合流体中其他物质的依附或裹挟关系，呈粉尘状悬浮于海水或湖水(见图4(a))。其次，水蒸气膜的膨胀、萎缩除使岩浆产生破碎外，还有一定的保温作用；在火山喷口附近，由岩浆、矿物碎屑、火山气体物质(CO2、H2S等)及少量的水形成高温高密度碎屑流体；流体表层与海水或湖水接触时形成的水蒸气膜对周围水体的进入起到阻隔作用，可使碎屑流在一定时间内保持高温、高密度状态，形成水下重力流或高密度颗粒流。这种重力碎屑流体形成的沉积物具有三大特征：保持一定的岩浆岩结构，磨圆差，缺乏内部沉积结构 (见图4(b))。

图4 水下火山喷发及其沉积模式Fig.4 Underwater volcanic eruption and its deposition pattern

3 火山岩特征

由陆上、水下喷发沉积模式可知，陆上沉积火山岩有两种喷发成因机制，即陆上喷发陆上沉积和水下喷发陆上沉积；水下沉积火山岩有两种喷发成因机制，即水下喷发水下沉积和陆上喷发水下沉积。陆上沉积火山岩与水下沉积火山岩的特征差异：

(1)分布范围及其岩性组合。陆上喷发熔岩流为自然运移状态，不受水动力条件的影响，多呈面状小范围集中堆积于火山口附近，火山碎屑岩占比大，发育火山泥流、熔结凝灰岩和火山弹等。水下喷发熔岩流受水动力条件影响大，多呈带状离散分布，火山碎屑岩占比小，发育礁灰岩、珍珠岩、淬碎玻璃质碎屑岩。

(2)岩石颜色。陆上沉积熔岩流触介质为空气，为强氧化环境，岩石多见肉红色、紫色、棕色、褐色等氧化色，熔岩冷却单元顶底分带明显，常见“红顶绿底”特征(一次喷发间歇期经常存在“红顶”沉积及风化壳)。水下沉积熔岩流接触介质为水体，为还原或强还原环境，岩石多见灰色、灰黑色、灰绿色、灰黄色等还原色，熔岩冷却单元无顶底分带现象，风化壳不发育。

(3)岩石结构构造。陆上沉积火山碎屑物在水平方向上粒度变化明显、分选差、相变大、不等粒；熔岩气孔—杏仁较发育，常见气孔—杏仁构造、流纹构造、柱状节理构造、块状构造，有时可见绳状构造等。水下沉积火山碎屑物在垂直方向上变化明显，粒度较细、分选好、相变小、多为等粒，多见斑状结构、玻璃质结构；熔岩气孔发育程度低，且气孔多被方解石、浊沸石、绿泥石、黄铁矿等充填，常具有特殊的枕状构造、淬碎炉渣状构造、致密块状构造。

(4)共生岩石及化石组合。陆上沉积常与陆相沉积岩、陆相动物及淡水植物共生，共生的沉积岩粒度具有由细变粗的反旋回韵律，显示水退环境，可见植物叶茎化石或植物碎片、淡水化石、硅化木、炭化木等。水下沉积(海水)常与海相沉积岩、咸水生物共生，共生海相沉积岩一般无水进与水退的规律显示，可见海相古生物化石及茎干化石。

(5)蚀变。除区域变质、蚀变外，陆上沉积火山岩同生蚀变弱，钠长石化少见，可见橄榄石氧化环境下的伊丁石化蚀变。水下沉积火山岩蚀变普遍较强，多见钠长石化、绿泥石化等，野外可见海相特征的细碧岩—石英角斑岩等。

(6)脱玻化。脱玻化作用是指在适当的温压和挥发分的作用下，火山玻璃不稳定并逐渐转化为结晶物质。陆上沉积火山岩火山玻璃含量低，脱玻化球粒多而大；水下沉积火山岩火山玻璃含量高，脱玻化球粒少而小。

(7)充填及胶结物。陆上沉积火山岩主要为火山灰的次生分解物及以水解和水化作用为主的化学风化沉淀物(碳酸盐、黏土等)，充填或胶结物可见橄榄石斑晶伊丁石、绿鳞石，沸石和黄铁矿等通常较少。水下沉积火山熔岩杏仁体和火山碎屑岩胶结物中绿泥石、沸石、方解石及黄铁矿等相对发育，凝灰质砂砾岩中多见钙质胶结物。

(8)孔隙、节理和裂缝。陆上沉积火山岩储集空间类型主要是原生气孔、次生淋滤溶蚀孔、冷凝收缩节理缝、构造裂缝、矿物解理缝，见柱状、板状节理。水下沉积火山岩储集空间类型主要为少许原生气孔(残余孔)、淬碎炸裂缝、基质微孔和长石斑晶、晶屑、火山灰溶蚀微孔、后期构造缝、构造—溶蚀缝，柱状节理不发育或节理不规则。

(9)产状。陆上沉积熔岩多呈大面积熔岩流、熔岩被或盾形火山锥，常见低角度斜交、平行层状或似层状层理。水下沉积熔岩多呈透镜状、穹隆状或浑圆状，凝灰岩见纹层状层理。见膨润土层、伊利石岩、蒙脱石岩、沸石岩呈松散团窝状并夹有火山弹。

(10)与下伏地层接触关系。受原始火山斜坡的影响，陆上沉积火山岩一般原始倾角大，常与下伏地层呈不整合接触，常见古风化壳及冲涮洼坑。受水动力条件的影响，水下沉积火山岩原始倾角较小，常与下伏地层呈整合、假整合或侵蚀接触，风化壳不发育。

4 元素地球化学判别

4.1 典型矿物学标志

硫化物是水下还原(缺氧)沉积环境的主要矿物标志，如黄铁矿(FeS2)的发育指示强还原环境，莓球状黄铁矿是在沉积早期成岩阶段还原条件下形成的。同样，变价元素铁的化合价态随氧化—还原环境的不同而发生变化，形成不同价态的铁矿物，反映环境的地球化学条件[22]。氧化相代表性铁矿物主要为赤铁矿、褐铁矿(磁铁矿)，过渡相代表性矿物为海绿石、鳞绿泥石(含铁的鲕绿泥石)，弱还原相代表性铁矿物主要为菱铁矿、鲕绿泥石、铁白云石，强还原相代表性矿物为黄铁矿、白铁矿(见表1)。

表1 铁的沉积地球化学相(据文献[22]修改)

4.2 元素地球化学指标

4.2.1 主量元素

火山作用一般具有爆发—喷溢交替的多期次、间歇性喷发的特征，同一地层或多组地层纵向上发育多套火山喷发旋回，沉积间断发育[23-24]。在喷发间歇期或之后，陆上喷发沉积熔岩流和碎屑物暴露于表生环境，受风化淋滤作用影响明显(风化淋滤作用面发育)；若火山喷发间歇期很长，则在火山间歇期末期可能出现更接近于现代空气雨水的风化淋滤条件(雨水的pH较高、氧化作用较强)，风化淋滤作用过程致使火山岩岩石矿物发生元素(或物质)的带出减少，如岩石中Fe、Al、Mn、Th、Co、Ni、Cu等元素带出，在风化壳中残积和形成风化壳型矿床[25]。火山岩风化程度的强弱可通过地球化学参数定量判断，常用的有风化势能指数、化学风化指数和淋溶系数等[26-29]。化学风化指数是对岩石风化程度进行定量评价的基础，可反映岩石风化程度的变化，不同指标计算表达式及界限值见文献[30-34]。

4.2.2 微量元素

火山岩与沉积岩不同，由岩浆喷溢作用形成的火山岩蕴含的地球化学信息虽然记录岩浆来源、形成构造背景等信息，但对喷发沉积古环境的记录存在不确定性；火山喷发间歇期沉积夹层(凝灰质粉砂岩、凝灰质泥岩、泥岩、炭质泥岩层等)具有一定的沉积特征，其微量元素地球化学信息反映古沉积环境。

w(V)/w(V+Ni)、w(V)/w(Cr)、w(Sr)/w(Ba)对识别沉积物的沉积环境具有指示意义[21,35-38]。在还原环境下,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，多数为海相沉积特征；在氧化环境下，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，为陆相沉积特征。

5 马朗凹陷上石炭统火山岩沉积环境判别

新疆三塘湖盆地马朗凹陷上石炭统火山岩大面积发育，火山岩沉积成因环境复杂，以往火山岩喷发沉积环境方面的研究，多停留在岩石颜色(氧化与还原色)、岩性组合与结构构造、溶蚀蚀变、节理与裂缝发育特征等方面[13-14,22,39-40]，基于岩石典型矿物标志及元素地球化学指标判断喷发古环境的研究较少。

5.1 典型矿物学标志

扫描电镜下，可见哈尔加乌组(C2h)火山岩及火山喷发间歇期凝灰质泥岩中黄铁矿聚合体呈立方体块状、单晶八面体和草莓球状或绒球状(见图5(a-c))，是在沉积早期成岩阶段强还原条件下形成的，指示哈尔加乌组火山岩喷发沉积成因于水下环境。

图5 三塘湖盆地上石炭统哈尔加乌组火山岩及凝灰质泥岩中黄铁矿发育特征Fig.5 Development characteristics of pyrite in volcanic rocks and tuffaceous mudstones of Upper Carboniferous Haerjiawu Formation in Santanghu Basin

5.2 化学风化指标

应用风化指数CIA[13,20](CIA=(w(Al2O3)/w(Al2O3+Na2O+K2O+CaO))×100%)简要判断火山岩风化强度。牛圈湖—牛东构造带M19井卡拉岗组玄武岩和安山岩风化指数CIA分布在55%～60%之间[24](见表2)，参照文献[30-34]界限值标准，卡拉岗组火山岩遭受明显的风化淋滤作用，纵向上风化指数(CIA)具有韵律变化特征(见图6)，到浅部明显增大，表明越向浅部风化强度越大。综合反映卡拉岗组火山岩主要喷发沉积成因于陆上表生环境。

图6 三塘湖盆地M19井连续取心段风化指数纵向分布特征Fig.6 The longitudinal distribution of in the continuous core section of well M19 in Santanghu Basin

表2 三塘湖盆地马朗凹陷M19井卡拉岗组全岩主要成分化学分析结果(据文献[18]统计计算)

5.3 火山岩夹持的泥岩微量元素比值

根据马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带上石炭统火山岩夹持的部分泥岩,以及火山平静期沉积的砂岩微量元素比值分析(见表3)，M24井砂砾岩与细砂岩w(Sr)/w(Ba)分别为0.15和0.20，反映陆相氧化环境特征；M38、M40井部分炭质泥岩与凝灰质泥岩w(Sr)/w(Ba)大于1.00，指示海相(水下)还原环境特征。

表3 三塘湖盆地马朗凹陷上石炭统火山岩部分泥岩微量元素分析结果

M24井砂砾岩与细砂岩及M38、M40井炭质泥岩与凝灰质泥岩w(V)/w(V+Ni)最小为0.08，小于氧化环境界限值0.54，最大为0.90，大于还原环境界限值0.60；w(V)/w(Cr)最小为1.90，小于氧化环境界限值2.00，最大为12.72，大于还原环境界限值4.25。微量元素比值综合反映石炭系火山岩喷发沉积环境复杂，存在水下、陆上及频繁水、陆交替的过渡相环境。

5.4 结果验证

马雪等[40]分析三塘湖北卡拉岗组火山岩岩石化学成分特征，岩石中Fe2O3含量>FeO含量，显示陆上火山岩特征。梁浩等[24]分析卡拉岗组火山岩化学成分特征，岩石中Fe2O3较为富集，而FeO含量较低。综合该区大地构造背景、区域构造演化史、火山岩颜色等分析，卡拉岗组火山岩Fe2O3和FeO分布特征主要是岩石普遍遭受以水解和水化作用为主的化学风化作用，使得低价态铁(Fe2+)被氧化为高价态(Fe3+)，高价态铁(Fe3+)很快水解氧化成氢氧化物[Fe(OH)3]，脱水后形成Fe2O3，并因化学惰性残留下来。这种变化关系与该区岩心常见沿裂缝或岩石颗粒周围红色的氧化边、薄片常见蚀变橄榄石、蚀变辉石等现象一致。

基于火山岩化学风化指数及火山岩夹持的泥岩微量元素比值，分析判别卡拉岗组火山喷发沉积环境结果，与文献[24,40]基于火山岩岩石Fe2O3与FeO分布特征判别的结果一致。

6 结论

(1)新疆三塘湖盆地马朗凹陷上石炭统火山岩存在陆上喷发沉积和水下喷发沉积两种成因环境，陆上沉积和水下沉积火山岩在岩体分布范围及岩性组合、岩石颜色、结构构造、共生岩石及化石组合、溶蚀蚀变、脱玻化、节理与裂缝发育特征、产状及与下伏地层接触关系等方面存在明显差异。

(2)新疆三塘湖盆地马朗凹陷上石炭统火山岩喷发沉积古地理环境复杂，既有陆上喷发沉积成因，又有水下喷发沉积成因和水、陆交替的过渡相沉积成因环境。

(3)基于化学风化指数及火山岩夹持的泥岩微量元素比值分析的研究区卡拉岗组火山岩喷发沉积环境，与基于该组火山岩Fe2O3与FeO分布特征分析的喷发沉积环境符合，为石炭系火山岩地层岩石成因环境及岩相古地理分析提供依据。