辽河盆地东部凹陷古近系沙三段粗面岩成因及喷发模式

于小健，黄玉龙，李 军，肖红军，杨光达，冯玉辉

（1.吉林大学地球科学学院，吉林 长春130061；2.辽河油田勘探开发研究院，辽宁 盘锦124010）

辽河盆地是我国较早发现火山岩油气藏并获得大规模油气储量的地区［1］，是具有全球代表性的火山岩盆地［2］。自1996年在东部凹陷中部欧利坨子地区欧26井古近系粗面岩中获高产工业油气流以来，在此后的十余年中陆续提交了数千万吨油气探明储量，其中绝大部分富集在粗面岩之中［3］。油气勘探和地质研究证实粗面岩较本区其他岩性在储集性能、源储配置等方面具备独特的优势，因此成为东部凹陷火山岩油气勘探的主要目标［4－5］。随着近几年东部凹陷火山岩油气勘探陷入瓶颈，寻找出类似的粗面岩岩体及其油气富集区带，不仅是油田勘探工作者的现实目标，同时也是关注这一地区的地质工作者需要面对的关键科学问题。

现有研究表明，东部凹陷粗面岩形成于沙河街组三段时期（始新世中晚期），Ar－Ar年龄介于38Ma～42Ma［6－7］；粗面岩与玄武岩相伴生，主要由玄武质岩浆演化形成［8－10］；粗面岩形成方式早期被解释为顺层侵入的次火山岩成因［8，11］，后来逐渐认识到其主要为陆相水下喷发形成［10］。通过上述研究，对东部凹陷中部粗面岩的地球化学特征认识基本一致，但对粗面岩岩浆的形成到喷发的整个过程没有系统的认识，并且对其喷发方式尚存在分歧。为此，笔者在地层对比、钻井岩芯描述、岩性序列分析及对比的基础上，于东部凹陷系统采集了7件具有代表性的岩石样品，通过岩矿鉴定，主量、微量和稀土元素分析，阐述了东部凹陷古近系沙三段粗面岩的岩石学和地球化学特征，探讨了粗面岩岩浆形成及演化过程，并进一步结合钻井资料和地震剖面解释，分析了粗面岩的喷发方式，建立了粗面岩火山机构内部结构模式。本文研究结果对东部凹陷火山岩油气勘探方向及有效储层分布的再认识具有指导意义。

1 地质背景

辽河盆地是在中、新生代古隆起背景下发育起来的裂谷型含油气盆地，位于郯庐断裂带上，是渤海湾盆地的一部分。新生代以来，火山活动非常频繁。东部凹陷是辽河盆地的一个次级构造单元，整体呈北东向展布（图1a）。凹陷经历了先期伸展构造运动和后期走滑拉分作用，其间伴随着强烈的火山活动，发育大量火山岩（图1b），形成了现今复杂的构造格局［12］。东部凹陷新生界地层自下而上为房身泡组、沙河街组、东营组、馆陶组、明化镇组及上覆第四系地层。新生代火山岩主要分布于房身泡组、沙河街组和东营组［13－14］，火山岩平面分布主要受北东向主干断裂控制，纵向上由老到新具有基性—中性—基性的特征，并呈现由中部向南北两端逐渐迁移的特点［15］。房身泡组时期，构造活动强烈，喷发了大规模的基性岩浆，玄武岩和凝灰岩几乎遍及整个凹陷；沙河街组沙三段时期在凹陷中部地区喷发大规模的粗面岩，同时也喷发了玄武岩和凝灰岩；沙河街组一段至东营期以基性岩浆喷发为主。

图1 东部凹陷中南部沙三中亚段火山岩分布简图

2 分析方法与岩矿特征

2.1 样品采集与实验方法

采样地点位于东部凹陷中部样品来源于钻井岩心，深度2200～3500m，均属于沙河街组三段中亚段（以下简称沙三中段），经过岩矿鉴定，挑选7件具有代表性的粗面岩样品进行主量、微量及稀土元素分析。采样位置，样品编号、样品深度等相关信息列于图1b。

样品分离工作在吉林大学地球科学学院薄片制备室完成，分离过程为：①用碎样机进行粗碎，用实体镜挑选致密无充填物的岩石碎块，将挑选出来的岩石碎块再进一步细碎，进一步剔除孔隙充填物。重复以上步骤，直至所选岩石碎块没有充填物；②10%稀盐酸浸泡样品30min，除去其表面可能残存的方解石；③将处理好的样品用去离子水洗净、低温烘干后粉碎至200目。样品测试在吉林大学测试科学实验中心完成。主量元素采用原子吸收光谱仪（EP－700）测定，微量元素和稀土元素分析采用美国安捷伦科技有限公司Agilent 7500A型耦合等离子体质谱仪（ICP－MS）完成。对国际标准参考物质BHVO－2、BCR－2和国家标准参考物质 GBW07103、GBW07104的分析结果表明，微量元素和稀土元素的分析精度为：元素含量大于10×10－6的误差小于5%，小于10×10－6的误差小于10%。本次测试结果列于表1，其他数据引自前人测试结果，未在表中列出。

2.2 岩石学特征

辽河盆地东部凹陷沙三段发育的火山岩主要包括玄武岩、安山岩、粗安岩、粗面岩等，其中以粗面岩和玄武岩为主。粗面岩多呈浅灰色、灰色、浅灰绿色，具有斑状结构、聚斑结构（图2F），块状构造。斑晶含量5%～20%，少量斑晶含量可达30%斑晶以钾长石为主，偶尔可见少量斜长石、黑云母、角闪石、霓辉石等矿物斑晶，含量很少，副矿物见少量钛铁氧化物。基质以典型的粗面结构（图2E、F）和霏细结构为主（图2D），也见玻璃质结构（图2C）。部分粗面岩有蚀变，钾长石斑晶多发生高岭土化、绢云母化，斑晶溶蚀现象常见（图2D），辉石、角闪石多发生绿泥石化，见方沸石、方解石交代现象。部分粗面岩具有角砾化结构（图2B），以发育淬火缝和自碎缝等碎裂缝为特征，前者是熔浆水下喷发遇水炸裂形成，后者为粗面岩熔浆固结之前，后于自身流动拉张形成。此外，本区还发育少量粗面斑岩，聚斑结构发育，基质为显微晶质结构（图2F）。

图2 沙三段粗面岩、粗面斑岩岩石学特征

3 地球化学特征

3.1 主量元素特征

全岩硅碱分类命名图解显示，东部凹陷碱性岩石样品大部分落入粗面岩区域，少数样品落到粗面岩与粗安岩的边界上，一个样品落入粗安岩区域。样品投点比较集中，构成了本文所指的广义的粗面岩类（图3a）。粗面岩SiO2含量变化范围为57.34%～62.48%，全碱（K2O＋Na2O）含量较高、介于9.78%～13.04%。并且整体都具有较高的K2O／Na2O比值（0.81～2.31），此外粗面岩总体具有富铝、低钛的特征，Al2O3含量为16.79%～19.44%，TiO2含量为0.19%～0.67%，MgO 含量0.49%～2.20%。里特曼指数为5.36～9.12，均为碱性系列。

3.2 微量、稀土元素特征

微量元素分配曲线中（图4a），粗面岩均呈强不相容元素富集型，具有大离子亲石元素（如U、Th、Rb、Pb等）和高场强元素富集的特征，除X40－2798.32显示Ba的正异常外，其他粗面岩样品具有Ba的负异常和Pb的正异常，Rb是钾长石和黑云母的相容元素，Sr是斜长石的相容元素，也易置换钾长石中的钾进入它的晶格中，同时随着SiO2的增加，Sr含量降低、而Rb含量增高。本区粗面岩Rb含量49.84×10－6～96.87×10－6，平均含量79.99×10－6，Sr含量81.2×10－6～207.7×10－6，平均含量154.1×10－6，具有明显的Rb高、Sr低的特点。

表1 辽河盆地东部凹陷沙三段主量元素（wt%）和微量元素（×10－6）分析结果

图3 东部凹陷粗面岩主量元素地球化学特征

图4 东部凹陷微量元素蛛网图和球粒陨石标准化REE模式图

本区粗面岩总体∑REE较高（182.9×10－6～277.5×10－6），轻重稀土分异明显（∑LREE／∑HREE＝7.98～9.65）。稀土元素配分模式均为右倾的轻稀土富集型曲线（图4b）。显示明显的Eu负异常，δEu＝0.26～1，稀土元素配分曲线中，表现为中稀土含量相对较低，分馏明显。

4 讨论

4.1 岩石蚀变程度

本区粗面岩手标本和薄片中可见沸石化、绿泥石化和钠长石化等蚀变类型。通常火山岩蚀变会因元素的活动性不同影响其相对丰度［19］，由此影响到岩石成因图解的判别结果。当岩石强烈蚀变时会导致原本平衡共生的元素失去丰度的相关性。Nb、La与Zr、Th以及La和Sm显示出相关性，说明本区粗面岩稀土元素及Nb等高场强元素未受到蚀变的明 显 影 响。Sielbeletal.，（1997）用 A／CNK（Al2O3／（CaO＋Na2O＋K2O）摩尔比）指标，分析火成岩类主量元素蚀变迁移程度，指出A／CNK≥1.4时代表岩石发生显著蚀变［20］。Shand's图解显示，本文火山岩样品A／CNK指标均小于1.4（图3b），因此笔者认为本区粗面岩未经历强烈蚀变，能够反映岩石的原始成因信息。

4.2 岩浆演化

岩浆在侵入地壳过程中会受到不同程度的地壳混染。Th和Nb活动性较差［21］，为高度不相容元素，其丰度不受部分熔融和岩浆分异作用影响，它们之间的正相关性，可以证实地壳混染作用的存在。东部凹陷中部粗面岩具有较低的La／Nb值（0.55～0.73），明显低于中国东部大陆地壳大于1.7的La／Nb值［22］，而对地壳混染敏感的锶同位素87Sr／86Sr比值（0.7046～0.7049）也没有明显的升高［9］，说明东部凹陷粗面质岩石具有较轻微的地壳混染。

本区粗面岩具有较低的 MgO含量（0.49%～2.20%）和较低的 Mg＃（16～49），同时相容元素Cr、Co、Ni含量较低，表明粗面质岩浆是原始岩浆经过一定程度分异作用的产物。MgO和CaO与SiO2呈明显的负相关（图5a、b），暗示存在橄榄石、辉石的分离结晶作用；由CaO／Al2O3－CaO图解显示以单斜辉石为主要晶出物（图5c）。TiO2与SiO2呈现弱的负相关（图5d），说明含Ti矿物（如金红石、钛铁矿、榍石）的结晶分异作用不强烈。考虑到粗面岩本区TiO2含量偏低，在偏光显微镜下可以见到不透明的钛铁氧化物，由此认为存在钛铁矿和榍石的结晶分异。粗面岩样品显示了明显的Eu元素的负异常，表明其岩浆可能经历过一定程度的斜长石分异结晶或部分熔融过程中斜长石残留较多。

图5 东部凹陷粗面岩SiO2、MgO、CaO、CaO／Al2O3、TiO2 的变异图解

4.3 成因背景分析

本区粗面岩经历过明显的单斜辉石与斜长石的分离结晶作用，具有明显的Eu的负异常。粗面岩与其伴生的玄武岩稀土配分曲线非常相似［13］，粗面岩稀土元素特征表明，它可由伴生的玄武岩岩浆经过斜长石的分离结晶作用产生［24］。并且粗面岩微量元素不具备地壳岩石圈的显著特征，在本区也未发现与下地壳部分熔融有关的花岗质岩石。以上特征均可表明，本区粗面质岩浆是上地幔部分熔融产生的碱性玄武岩岩浆在低压环境下，经过后期的分离结晶作用形成的产物［25］，这也与中国东部古近纪总体拉张的构造背景相一致。

晚中生代受太平洋板块俯冲及地幔热点的影响，包括辽河盆地在内的中国东部岩石圈发生大规模的地壳隆起减薄与伸展作用［26－27］。古新世－早始新世时期（房身泡组－沙河街组四段）是辽河盆地演化初期，喷发大规模的玄武岩，中始新世至渐新世晚期（沙河街组三段－东营组），太平洋板块转变为向北西西向移动，加上印度板块与欧亚板块的碰撞作用，使区内主干断裂发生大规模的右旋走滑作用［28］，由于地壳岩石圈发育逆冲－推覆或走滑变形时，岩浆活动趋于减弱［29］，岩浆上涌速度减慢，使得岩浆在岩浆房中有充足的时间分异，构成粗面质岩浆形成的外部条件。此外在沙三中期，东部凹陷经历了大规模的玄武岩喷发之后，能量耗损较大，岩浆滞留在火山通道或岩浆房中内，经历更长时间的结晶分异，构成了粗面岩形成的内在诱因。

从构造判别图解 Nb－Zr－Y图解和 Hf－Th－Ta图解中可以看出，东部凹陷的粗面岩样品均落入板内碱性玄武岩区域（图6），显示了岩石形成于板内环境，而本区粗面岩均为碱性系列，具富碱富铝、富集大离子亲石元素和高场强元素、轻重稀土强烈分离，这些特点都与板内拉张环境中的大陆裂谷环境相符［30］。

图6 东部凹陷粗面岩构造判别图解

综合以上特征，认为本区粗面岩均为碱性玄武岩演化的产物，形成于板内环境。高知云等（1993）对辽河盆地古近纪火山岩及构造环境进行分析，也认为本区火山岩不属于钾玄岩系列，而是大陆裂谷环境的产物［33］。

4.4 粗面岩的相模式

辽河盆地东部凹陷古近纪岩浆作用形成玄武岩→粗面岩→玄武岩的岩石序列（图7），岩石厚度及平面分布规模的差异，显示了火山喷发由强到弱再到强的过程。一般来说，爆发／溢流—侵出—侵入构成一个完整的火山活动阶段［34］，而不同时期的火山作用方式随构造运动和喷发／堆积环境改变而发生变化。本区房身泡和沙三早期喷发了大规模玄武岩，多以溢流方式呈层状产出，侧向延伸距离较远。沙三中期喷发的粗面岩在地震剖面上多呈岩穹状、透镜状堆积于火山通道之上（图7），钻井岩心观察和岩矿鉴定显示其内部岩石基质结晶程度具分带性，表现为外部玻璃质结构（图2C）、多具有角砾结构（图2B），过渡带霏细质结构（图2D），内部显微粒状结构（图2E）。上述特征均表现为与典型侵出相岩穹的内部结构和矿物学特征具有一致性［34－36］。因此，笔者认为本区粗面质岩石主要为沙三中段火山喷发晚期，岩浆以“挤牙膏”式推出地表形成的侵出相岩穹，并且因结晶程度和流动性的差异性而具有三层结构模式（图8）。其形成过程为：沙三早期玄武质岩浆大量喷出后，已无力喷溢或爆发，后续高黏度粗面质岩浆在开放减压的条件下沿原火山通道或邻近断裂涌出，以火山通道为中心，向四周漫流，同时后续岩浆不断涌出，向上隆起，直至冷却定位。此外，在火山喷发期后阶段，未及时喷出地表的岩浆滞留在火山通道之中或沿早期岩层之间的薄弱面侵入，形成粗面斑岩。其典型特征表现为斑晶含量较高，聚斑结构发育，基质为全晶质结构，且碱性长石定向排列（图2F）。

图7 东部凹陷过X40井地震剖面图（剖面位置见图1）

5 结论

图8 粗面岩岩穹三层结构模式图

1）辽河盆地东部凹陷粗面岩，属于钾质碱性系列岩石，总体呈强不相容元素富集型，富集大离子亲石元素和高场强元素。岩浆演化过程中有地壳物质参与，但影响不大。稀土元素配分曲线呈右倾的轻稀土富集型，具有明显的Eu负异常，岩浆演化过程中发生斜长石、辉石的结晶分异作用。粗面岩浆是上地幔部分熔融产生的碱性玄武岩岩浆，经过后期的分异作用产生。在上升过程中，受到轻微的地壳混染。

2）沙三中期盆地处于走滑变形活跃期，构造应力在水平方向上释放，岩浆活动减弱，同时经历大规模的玄武岩喷发后，岩浆房能量耗损较大，滞留在岩浆房中的玄武质岩浆具备充分的时间结晶分异，从而促使辽河盆地东部凹陷大规模粗面岩的形成。

3）东部凹陷沙三期粗面质岩浆活动具有侵出式和浅层侵入两种方式，前者呈岩穹状产出，内部具有“外带－中带－内带”三层结构，后者以次火山岩形式产出，形成粗面斑岩。粗面岩岩穹和粗面斑岩次火山岩体共同组成了东部凹陷粗面岩地层，前者占主体，并构成了东部凹陷古近系火山岩油藏的主力储层。

［1］谢文彦.辽河探区油气勘探新进展与下步勘探方向［J］.中国石油勘探，2005，10（4）：19－33.

［2］Chen Z，Yan H，Li J，et al.Relationship between Tertiary volcanic rocks and hydrocarbons in the Liaohe Basin，People's Republic of China［J］.AAPG Bulletin，1999，83（6）：1004－1014.

［3］方炳钟，杨光达.辽河油田东部凹陷火成岩分布及油气成藏组合［J］.石油天然气学报，2010，32（5）：69－73.

［4］郭克园，蔡国钢，罗海炳，等.辽河盆地欧利坨子地区火山岩储层特征及成藏条件［J］.天然气地球科学，2002，13（3－4）：60－66.

［5］蔡国钢.辽河裂谷东部凹陷粗面岩成因机理探讨［J］.地球学报，2010，31（2）：245－250.

［6］张建龙，蒋少涌，白玉英，等.辽河盆地欧利坨子富钾质火山岩特征与成因探讨［J］.高校地质学报，2006，12（2）：271－80.

［7］杨默函，侯贵廷，史謌.辽河盆地东部凹陷新生代火山岩K—Ar地质年代学及其地质意义［J］.北京大学学报：自然科学版，2006，42（2）：184－191.

［8］吴昌志，顾连兴，任作伟，等.辽河盆地粗面斑岩成因及其构造环境［J］.南京大学学报：自然科学版，2004，40（3）：267－278.

［9］张连昌，陈志广，周新华，等.辽河盆地东部凹陷早第三纪火山岩地球化学及形成环境［J］.地球科学与环境学报，2009，31（4）：368－376.

［10］蔡国钢.辽河裂谷东部凹陷粗面岩成因机理探讨［J］.地球学报，2010，31（2）：245－250.

［11］顾连兴，任作伟，吴昌志，等.辽河盆地欧利坨子斑岩型油气藏的确定及其意义［J］.高校地质学报，2001，7（1）：118－120.

［12］漆家福，杨桥，陈发景，等.辽东湾－下辽河盆地新生代构造的运动学特征及其演化过程［J］.现代地质，1994，8（1）：34－42.

［13］陈文寄，李大明，李齐，等.下辽河裂谷盆地玄武岩的年代学与地球化学［M］∥刘若新.中国新生代火山岩年代学与地球化学.北京：地震出版社，1992.

［14］梁鸿德，申绍文，刘香婷，等.辽河坳陷火山岩地质年龄及地层时代［J］.石油学报，1992，13（2）：35－41.

［15］陈全茂，李忠飞.辽河盆地东部凹陷构造及其含油气性分析［M］.北京：地质出版社，1998.

［16］Le Maitre R W，Bateman P，Dudek A，et al.A classification of igneous rock and glossary of terms［M］.London：Blackwell，1989：28.

［17］Maniar P D，piccolo P M.Tectonic discrimination of granitoids［J］.GSA Bulletin，1989，101：635－643.

［18］Sun S S，McDonough W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：implications for mantle composition and process［M］.In：Saunders A D，Norry M J，eds.Magmatism in the ocean basin：Geological Society Special Publication，1989，42：313－354.

［19］Staudigel H，Hart S R.Alteration of basaltic glass：Mechanism and significance for the oceanic crust seawater budget［J］.Geochim Gosmochim Acta，1983，47：337－350.

［20］Siebel W，Raschka H，Irber W，et al.Early Plaeozoic acid magmatism in the Saxothuringian belt：new insights from a geochemical and isotopic study of orthogneisses and metavolcanic rocks from the Fichtelgebirge，SE Germany［J］.Journal of Petrology，1997，38：202－230.

［21］Plank T.The brine of the earth［J］.Nature，1996，386：202－203.

［22］Gao S，Luo D C，Zhang B R，et al.Chemical composition of the continental crust as revcaled studies in East China［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，1998，62（11）：1959－1975.

［23］刘丛强，解广轰，增田彭正.中国东部新生代玄武岩的地球化学—Ⅰ.主元素和微量元素组成：岩石成因及源区特征［J］.地球化学，1995，24（1）：1－18.

［24］Gill J B，Orogenic andesites and plate tectonics［M］.New York：Springer Verlag，1981.

［25］Eric，A K M.Magmas and magmatic rocks［M］.Longman：London and New York，1985.

［26］汪集旸，汪缉安.辽河裂谷盆地地幔热流［J］.地球物理学报，1986，29（5）：450－459.

［27］邓晋福，赵海岭，莫宣学，等.中国大陆根－柱构造－大陆动力学的钥匙［M］.北京：地质出版社，1996.

［28］万天丰.郯庐断裂带的演化与古应力场［J］.地球科学－中国地质大学学报，1995，20（5）：526－534.

［29］钟大赉，丁林，季建清，等.中国西部新生代岩石圈汇聚和东部岩石圈离散的耦合关系与古环境格局演变的探讨［J］.第四纪研究，2001，21（4）：303－312.

［30］钱青.双峰式火山岩套形成的地球动力学环境［J］.地学前缘，1998，5（3）：104.

［31］Meschede M A.Method of discriminating between different types of mid－ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb－Zr－Y diagram［J］.Chemical Geology，1986，56：207－218.

［32］Wood D A.The application of a Th－Hf－Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination basaltic lavas of British Tertiary volcanic province［J］.Earth and Planetary Science Letters，1988，50（1）：11－30.

［33］高知云，章濂澄.辽河盆地老第三纪火山岩及其构造环境分析［J］.西北大学学报，1993，23（4）：365－377.

［34］谢家莹，陶奎元，谢芳贵，等.碎斑熔岩相特征与相模式［J］.火山地质与矿产，1993，40（3）：1－6.

［35］邱家骧.火山岩相及其主要特征［J］.地质科技情报，1984（2）：45－52.

［36］陶奎元，黄光昭，王美星.中国东南部碎斑熔岩基本特征及成因机理探讨［J］.中国地质科学院南京地质矿产研究所所刊，1985，6（1）：1－21.