火山岩陆上与水下喷发沉积环境的地球化学判识方法研究*

刘德成 陈亚军 伍宏美马 强 何兴华 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.北京市地质灾害防治研究所 北京 100120；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.中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室 贵阳 550081；7.中国科学院大学 北京 100049；8.华北地质勘查局五一九大队地质环境工程院 河北保定 071051）

火山岩作为一大类非常规油气储层及新的油气勘探领域，近20 年来广受人们的重视，目前已在全球13 个国家（地区）40 多个盆地中发现了大规模的工业油气流（唐华风等，2020）。我国已在松辽盆地北部和南部（吴聿元等，2007；赵泽辉等，2014），内蒙古二连盆地（路占军等，2011）、渤海湾盆地辽河和济阳坳陷（初宝杰等，2004；陈昌，2017）、四川盆地南部和西部（文龙等，2019；何青林等，2020）、准噶尔盆地西北缘和中拐凸起（李军，2008；刘蕾等，2018）、三塘湖盆地马朗凹陷（陈建琪等，2010；李光云等，2010）等发现和开发的与火山岩有关的油气田，均以气孔玄武岩、碎裂玄武岩和安山岩、粗面岩、英安岩、流纹岩、凝灰岩、火山角砾岩（含集块岩）、沉凝灰岩等作为有效的储层。以往这些研究对象多为陆上表生环境堆积或保存的火山岩储层，对水下堆积或保存的火山岩储层研究较少（Robert et al.，2006；王岚等，2010），而对陆上、水下两种不同喷发沉积环境火山岩的判识研究，也主要停留在岩性组合特征、结构与构造特征、矿物蚀变特征、岩相产状、与下伏地层接触关系及储层孔隙与裂缝发育特征等方面（张艳等，2007；朱卡等，2012；单玄龙等，2014）；通过火山岩元素地球化学方法来判识火山喷发沉积古地理环境的研究，则涉及甚少。陆上、水下两种喷发沉积环境由于氧含量的原因（Le Maitre，1976；邱家骧，1985；Dyar et al.，1987；张艳等，2007；朱卡等，2012；单玄龙等，2014；何衍鑫等，2017），火山岩中变价元素铁的氧化物Fe2O3和FeO 的含量不同；陆上火山岩（陆上喷发陆上沉积火山岩和水下喷发陆上沉积火山岩）多表现为Fe2O3＞FeO 的特征，水下火山岩（陆上喷发水下沉积火山岩和水下喷发水下沉积火山岩）多表现为FeO＞Fe2O3的特征。因此，利用火山岩Fe2O3与FeO 质量百分数之比，可以判识火山喷发期的沉积古环境。诚然，火山岩中变价元素铁的氧化物含量（FeO、Fe2O3）不只是受喷发沉积期的地理环境（陆上氧化、水下还原环境）的影响，还受岩浆性质（岩石酸度）（Le Maitre，1976；邱家骧，1991）、构造成因环境（板内和消减带环境）（梁浩等，2009；吴小奇等，2010）、风化淋滤作用（刘俊田，2009；王君等，2010；侯连华等，2011）、流体活动（胡文婷等，2011；杨艳芳，2011；魏翔宇等，2017）、风化作用（邱家骧，1985；梁浩等，2009）等因素影响。因此，运用火山岩氧化系数来判别喷发沉积期的古地理环境时，对这些影响因素进行校正或合理规避，这不仅是火山岩岩石化学研究的热点，更是难点。

据黄剑霞（1987）厦门港湾海洋环境表层沉积物中196 块样品Fe3+/Fe2+值的氧化还原环境分区的报道，将Fe3+/Fe2+＞1.5 划为强氧化环境区，Fe3+/Fe2+＜0.8 划为还原环境区，Fe3+/Fe2+在1.0～1.5、0.8～1.0 之间对应弱氧化环境区和弱还原环境区；单玄龙等（2014）据此划分标准，对松辽盆地徐家围子断陷营城组火山岩氧化比（Fe2O3/FeO）计算分析其值普遍小于0.8，部分样品氧化比低于0.1，推测营城组火山岩在成岩过程受到水下还原环境的影响。显然，该划分标准研究对象是港湾表层沉积物，Fe3+/Fe2+比值会随氧化还原电位（Eh）、酸碱度（pH）和有机质含量的不同而发生变化。因此，直接应用该标准来判识火山岩喷发沉积环境，显然失去了其指示的环境意义。何衍鑫等（2017）在考虑岩石酸度的影响因素下，以Fe2O3/（Fe2O3+FeO）作为火山岩氧化系数，建立了经岩石酸度校正后火山岩喷发环境的判识标准，得出陆上超基性火山岩氧化系数最小值0.35，基性火山岩最小值0.43，中性火山岩最小值0.47，酸性火山岩最小值0.53；水下超基性火山岩氧化系数最大0.43，基性火山岩最大0.47，中性火山岩最大0.53，酸性火山岩最大0.54；但该判识标准建立时，其一没有分析构造成因背景、成岩后表生作用以及流体活动等因素对样品氧化系数的影响，这对判断火山岩的喷发沉积环境的判断带来较大误差；其二是将弱氧化环境归为陆上喷发，弱还原环境归为水下喷发，而弱氧化—弱还原环境可能是频繁水、陆过渡相的一个复杂环境系统。本文以Fe2O3/（Fe2O3+FeO）作为火山岩氧化系数，对前述各影响因素提出了校正或规避思路，建立及改进了基于火山岩氧化系数的喷发沉积环境判识图，形成了新的判别标准。在新疆三塘湖盆地马朗凹陷上石炭统卡拉岗组火山岩喷发沉积环境实际判识应用中表明，新建的判别标准判识的火山岩喷发沉积环境与前人基于该组火山岩共生岩石组合、风化壳、示底构造等典型标志判识的结果相一致。研究为火山岩储层岩石成因环境分析及岩相古地理研究提供了新思路与新方法。

1 陆上、水下两种不同喷发沉积成因火山岩的区别

按火山活动时的古地理环境，可将火山岩分为陆上喷发火山岩和水下喷发火山岩（Le Maitre，1976；张艳等，2007；王岚等，2010；王盛鹏等，2012；单玄龙等，2014），进而根据火山喷出物（熔岩流、火山碎屑流）运移、堆积和保存时的介质环境，可将陆上喷发火山岩分为陆上喷发陆上堆积保存火山岩和陆上喷发水下堆积保存火山岩；水下喷发火山岩分为水下喷发水下堆积保存火山岩和水下喷发陆上堆积保存火山岩。陆上与水下两种不同喷发沉积环境熔岩流和火山碎屑流堆积和保存时的环境介质不同（陆上空气、水下水体），是二者所形成的火山岩体存在明显特征差异的最主要原因。

本次将陆上喷发陆上保存与水下喷发陆上保存火山岩归为陆上沉积成因火山岩，陆上喷发水下保存与水下喷发水下保存火山岩归为水下沉积成因火山岩，并归纳总结二者在岩石类型、岩石颜色、岩性组合特征、结构与构造特征、共生岩石及化石组合、蚀变特征、脱玻化、充填及胶结物、储集空间类型、产状以及与下伏地层接触关系等方面的区别（表1）。

表1 陆上、水下喷发沉积火山岩的区别Table 1 The characteristics of terrestrial and underwater sedimentary volcanic rocks are compared

岩石类型上，陆上发育熔结凝灰岩、火山泥流、火山弹等；水下发育礁灰岩、珍珠岩、淬碎玻璃质碎屑岩。岩石颜色上，陆上多见氧化色（肉红色、紫色、棕色、褐色等），熔岩常见“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）；水下多见还原色（灰色、灰黑色、灰绿色、灰黄色等）。岩石结构与构造特征上，陆上熔岩原生气孔较发育，常见气孔—杏仁构造、流纹构造、柱状节理构造，有时可见绳状构造等；水下熔岩原生气孔发育程度低，常具特殊的枕状构造、淬碎炉渣状构造、致密块状构造。共生岩石及化石组合上，陆相火山岩常与陆相沉积岩、陆相动物及淡水植物共生，可见植物叶茎化石或植物碎片、淡水化石、硅化木、炭化木等；海相（水下）火山岩常与海相沉积岩、咸水生物共生，可见海相古生物化石及茎干化石。蚀变特征上，陆上除区域变质、蚀变区外，火山岩同生蚀变弱；水下火山岩多见碳酸盐化、绿泥石化。在脱玻化方面，陆上火山岩火山玻璃含量低，脱玻化球粒多而大；水下火山岩火山玻璃含量高，脱玻化球粒少而小。在充填及胶结物上，陆上火山岩主要为火山灰的次生分解物及水解和水化作用为主的化学风化沉淀物（碳酸盐、粘土等）；水下熔岩少许杏仁体和火山碎屑岩胶结物中绿泥石、沸石、方解石及黄铁矿等多见。储集空间特征上，陆上火山岩主要是原生孔隙、冷凝收缩节理缝、构造裂缝、矿物解理缝，见柱状节理；水下主要为基质微孔、长石斑晶与火山灰溶蚀微孔、淬碎炸裂纹、后期构造缝、构造—溶蚀缝。产状方面，陆上火山岩体常见低角度斜交、平行层状或似层状；水下火山岩体多呈穹隆状、透镜状，凝灰岩见纹层状。与下伏地层接触关系上，陆上喷发火山岩受原始火山斜坡的影响，常与下伏地层呈不整合接触；水下喷发火山岩体受水动力条件的影响，常与下伏地层呈整合、假整合或侵蚀接触。

2 基于火山岩氧化系数的喷发沉积环境判别

2.1 火山岩氧化系数的常见表达式

火山岩氧化系数、氧化度或氧化率常见的表达方式众多，有Fe2O3/FeO、FeO/Fe2O3、Fe2O3/（FeO+Fe2O3）或FeO/（FeO+Fe2O3），常见的代号有W、OX和F等。国外学者Rittmann（1973）将岩石的氧化度用OX= Fe3+/（Fe3++Fe2++Mn）（原子数）来表示，Le Maitre（1976）提议用FeO 和FeO+Fe2O3的百分重量比值作为岩石的氧化率；国内邱家骧（1985）指出Fe2O3与FeO 的百分含量比值Fe2O3/FeO 是判别火山岩喷发氧化—还原环境的传统研究方法；黄剑霞（1987）提出以Fe3+/Fe2+表示氧化系数，氧化比即为Fe2O3/FeO；李明连等（2014）提出岩石的氧化系数（K）有两种计算方式：K= Fe3+/（Fe3++Fe2+）或K= Fe2O3/（Fe2O3+FeO）。

尽管岩石氧化系数计算方式多样，但都与变价元素化学变化或化学反应有关，都遵循化学平衡原理；本次研究采用李明连等（2014）提出的计算表达式，代号沿用Rittmann（1973）提出的OX记法，记作OX= Fe2O3/（Fe2O3+FeO）。

2.2 火山岩氧化系数的影响因素

火山喷发时的古地理环境介质（陆上空气、水下水体）：陆上火山岩即陆上喷发陆上沉积火山岩和水下喷发陆上沉积火山岩，其火山喷发期喷出物堆积或保存时接触介质为陆上地表空气，是强氧化环境，使得低价态+2 铁易被氧化为高价态+3 铁。因此，岩石中铁的氧化物多表现为Fe2O3＞FeO 的特征（Le Maitre，1976；邱家骧，1985；Dyar et al.，1987；张艳等，2007；朱卡等，2012；单玄龙等，2014；何衍鑫等，2017）。水下火山岩即陆上喷发水下沉积火山岩和水下喷发水下沉积火山岩，其火山喷发期喷出物堆积或保存时接触的介质为水体（海水、湖水），为还原环境或滨浅海弱氧化—弱还原复杂环境，使得低价态+2 铁难以被氧化；岩石中铁的氧化物多表现为FeO＞Fe2O3的特征（Le Maitre，1976；邱家骧，1985；Dyar et al.，1987；张艳等，2007；朱卡等，2012；单玄龙等，2014；何衍鑫等，2017）。Dyar et al.（1987）利用淬火方法对美国标准玄武岩BCR-1 的重融喷发实验结果即是证实。

岩浆性质（岩石酸度）：Le Maitre（1976）在对几种常见火山岩地球化学特征差异分析研究中统计表明，岩石中Fe2O3、FeO 的含量及其比值随岩浆酸度与碱度的不同而存在明显差异，岩石酸度愈大，Fe2O3含量越高，氧化度愈高。根据统计，3 504 个玄武岩样品FeO/（FeO+Fe2O3）= 0.65，2 576 个安山岩样品FeO/（FeO+Fe2O3）= 0.55，639 个英安岩样品FeO/（FeO+Fe2O3）= 0.49，664 个流纹岩样品FeO/（FeO+Fe2O3）= 0.41（表2）。

表2 喷出岩与侵入岩氧化度平均值统计结果Table 2 Statistical results of average oxidation degrees of extrusive and intrusive rocks

构造环境：板内环境和岛弧环境形成的火山岩地球化学特征是不同的（Le Maitre，1976；梁浩等，2009；吴小奇等，2010）；一般在相同碱度条件下，岛弧造山带比板块内部Fe2O3含量高，而FeO 含量低；因此，岛弧成因火山岩比板内成因火山岩Fe2O3含量高，氧化系数大。

流体活动：水上喷发，在每次火山喷发晚期或喷发间隙期及之后，火山岩顶面处于风化剥蚀阶段，由于大气降水、地下水、火山（次火山）气液等流体的参与，流体沿原生孔缝或次生孔缝逐渐渗透并发生水解、溶蚀和热液充填等作用，使岩石原有矿物类型、成分及含量发生改变；其本质是因流体活动使原岩发生蚀变作用（成岩类型主要包括溶蚀作用和充填作用），流体溶蚀作用主要体现在斑晶或基质遭受液态流体的水解和溶蚀形成新的矿物新的孔隙或使原有矿物变成无定形；热液充填作用可以对围岩造成烘烤，使岩石化学成分发生变化（魏翔宇等，2017）。与油气相关的火山岩基本都遭受了较深的埋藏，岩石普遍遭受明显的绿泥石化和碳酸盐化等后期蚀变作用，以及遭受干酪根成熟产生的有机脱羧酸水、蒙皂石向伊利石转化形成的酸性水溶蚀和含CO2酸性水的溶蚀作用后，造成Fe3+的富集，Fe3+/Fe2+的比值增大（王璞珺等，2008；何衍鑫等，2017；张玉银，2018）。

水下喷发，灼热的熔岩喷出进入水体温度骤减冷凝使其表面形成玻璃质外壳，阻碍了气水溶液或火山喷发热液或残留岩浆流出岩体，使后期火山岩（或次火山岩）热液只能进入前期已形成的气孔中，冷凝结晶或蚀变成气孔的充填物（魏翔宇等，2017）；同样，岩浆与水最初接触时，在岩浆与周围水体之间产生蒸气膜，火山碎屑流由于受到蒸气膜的保护，可保持长期高温环境（焦鑫等，2017），外在流体很难渗入，使岩石原有矿物类型、成分及含量很少发生改变。

岩石遭受以水解作用和氧化作用为主的化学风化作用后，Fe2+水解成Fe（OH）2，接着被氧化为Fe（OH）3，Fe（OH）3脱水后形成Fe2O3，并因其化学惰性残留下来（梁浩等，2009）。

如铁橄榄石水解产生Fe2+：

Fe2+与水发生水解：

对于陆上氧化环境，Fe（OH）2进一步氧化为Fe（OH）3：

Fe（OH）3发生部分脱水后形成Fe2O3：

水下喷发海水或湖水的直接参与，其性质显著不同于陆地水（大气降水和地下水），海水中一般含有大量的碱金属离子，水解呈碱性，但岩浆脱气产生CO2、H2S 等气体与海水接触时被溶解吸收而偏弱酸性，与大气淡水水体主要因为溶有CO2气体而呈弱酸性相似，均含有HCO3-阴离子。

类似的反应方程式不逐一做冗述。

由上述可知，水解作用和氧化作用为主的化学风化作用结果必然造成岩石中Fe3+的富集，而Fe2+减少，岩石氧化系数增大。

风化淋滤作用：对于陆相地面火山喷发沉积来说，在喷发间歇期或之后，火山岩暴露于表生环境，受到大气、淡水及火山喷发间歇期饱和CO2气雨水的的风化淋滤作用影响，火山岩中易迁移元素和可迁移元素都会被淋失，只有惰性元素（如Fe、Al 等元素）与不迁移元素表现出累积的现象（Honnorez，1981；Hekinian，1982；陈福等，1987；Janney and Castillo，1996，1997；郭靖，2012；马云涛等，2015；鄢全树等，2017；陈启南，2020）。因此，风化淋滤作用必然造成火山岩中惰性Fe3+离子的富集，Fe3+/Fe2+的比值增大。Matthewst（1971）利用Fe2O3/（FeO+Fe2O3）比值投点表明，玄武岩Fe2O3/（FeO+Fe2O3）比值大于0.55 就不能被视为新鲜的岩石，而遭受风化的玄武岩常表现出CaO 和MgO 的丢失伴随着K2O、H2O 含量和Fe2O3/（FeO+Fe2O3）比值增大。

岩相产状：据Le Maiter（1976）统计表明，喷出相与侵入相氧化系数（OX）不同，12 961 个喷出岩氧化系数平均为0.56，9 604 个侵入岩氧化系数为0.59（表2）。据邱家骧（1985），不同火山岩相氧化度（W）不同，一般爆发相最高，尤以熔结凝灰岩为甚，溢流相（喷溢相）次之，次火山岩相最低；如熔结凝灰岩氧化度W= 0.73，凝灰岩氧化度W= 0.69，熔岩氧化度W= 0.60，次火山岩氧化度W= 0.40（表3）。

表3 不同火山岩相氧化度平均值统计结果Table 3 Statistical results of average oxidation degrees of different volcanic facies

成岩后表生作用：主要体现在表生作用条件下的风化作用（化学风化作用和生物风化作用）。风化作用实质是一个脱硅富铝铁的过程，脱硅越多即SiO2减少的越多，Fe2O3和Al2O3就越富集（梁浩等，2009）；因此，风化作用对火山岩氧化系数和酸度都会造成显著的影响，风化时间越长者氧化程度越高，如邱家骧（1985）发现黑龙江省科洛的白榴玄武岩第三纪Fe2O3/FeO 平均1.33，第四纪Fe2O3/FeO 平均0.85，较第三纪低；表生蚀变愈强者氧化程度越高，如邱家骧（1985）发现宁芜中生代相同成分安山岩，高岭土化及硅化岩石Fe2O3含量8.82%～10.85%，新鲜岩石Fe2O3含量4.45%～4.99%，明显低于遭受风化作用的安山岩。

化学风化作用主要有氧化、水解、水化、碳酸化和硫酸化等作用，其中氧化作用最具特色，对含铁基性矿物和硫化物及碳酸矿物来说：

铁橄榄石水解和氧化形成表生条件下稳定的三价态铁氧化物（Fe2O3），其化学反应式为：

黄铁矿水解和氧化形成Fe（OH）3胶体：

菱铁矿水解和氧化形成表生条件下稳定的三价态铁氧化物（Fe2O3），其化学反应式为：

生物新陈代谢产生有机质，如释放大量有机酸及CO2，加强孔缝水的溶解能力。因此，成岩后表生作用的结果会造成岩石中Fe3+的富集，岩石氧化系数增大。

2.3 火山岩氧化系数影响因素的校正或规避思路

火山喷发沉积时的地理环境：本文研究的核心所在，基于多因素分析法，调研筛选样品数据，建立基于火山岩氧化系数分布特征的火山喷发沉积环境判识图。

岩浆性质（岩石酸度）：岩石酸度表现在岩石地球化学特征上，即为酸度（SiO2重量）的连续变化；建立图时将横坐标定义为岩石酸度，纵坐标定义为氧化系数，校正岩石酸度对氧化系数的影响。

构造环境：在未测试微量元素、稀土元素时，可采用主量元素测试中的Ti、P、Mn、Al 等惰性组分对火山岩构造成因环境进行判别。中基性火山岩，可采用在TiO2-MnO-P2O5图解、MgO-Al2O3图解以及里特曼—戈蒂里指数图解来判断构造环境（梁浩等，2009；吴小奇等，2010）；闭合边缘的火山岩常见的是活动陆缘与岛弧火山岩，活动陆缘和火山岛弧火山岩在化学成分上的区别（梁浩等，2009）是在岛弧陆缘SiO2=56%～75%，FeO/MgO＞2，K2O）/Na2O＞0.6；在岛弧SiO2= 50%～66%，FeO/ MgO＜2，K2O/Na2O＜0.6。低钾火山岩（K2O 质量分数平均1.60%）是岛弧火山岩明显的特征，活动陆缘以高钾（K2O 质量分数平均3.25%）火山岩为特征。酸性流纹岩与花岗岩的成分相当，英安岩与花岗闪长岩相当，可采用花岗岩R1-R2因子判别图解来判断（Batchelor and Bowden，1985）；其中，R1、R2因子分别为：R1= [4Si-11（Na+K）-2（Fe+Ti）]，R2= Al+2Mg+6Ca。

流体活动：基于前述分析，流体活动主要对陆上喷发沉积火山岩的氧化系数影响显著。体现在火山岩喷发间隙或之后，火山岩暴露于地表，受大气降水、地表水、地下水和火山（次火山）热液等流体活动的影响，流体沿岩石原生孔缝或次生孔缝渗透发生水解、溶蚀等作用，一些矿物水解后进一步氧化，引起Fe3+的富集，而Fe2+减少。其本质是因流体活动使原岩发生蚀变（成岩类型主要包括溶蚀作用和充填作用）（魏翔宇等，2017），因此规避这一因素，主要通过手标本及镜下鉴定区分样品蚀变程度；其次，烧失量（LOI 值）具有岩石学意义，一般认为高烧失量（LOI）是由于熔岩受到强烈的蚀变交代作用所导致（Gurenko et al.，2006），烧失量（LOI 值）过高的样品对喷发环境的指示意义不大，在数据资料充分时应剔除。另外，可基于火山岩全岩CIA 指数（化学蚀变指数）（魏翔宇等，2017）来间接判定，CIA = [Al2O3/ Al2O3+K2O+CaO+Na2O]×100，CIA＜50（弱蚀变），50＜CIA＜60（中等蚀变），CIA＞60（强蚀变）。

风化淋滤作用：该因素对火山岩氧化系数的影响主要体现在陆上火山岩，对水下火山岩基本无影响。暴露于地表的火山岩，遭受长时间、高强度风化淋滤作用后，其氧化系数不再是反映古环境演化的良好信息载体。这一影响因素可通过地球化学参数分析法来间接判断，Irfan（1996，1999）研究表明LOI（烧失量）、PI、WPI、SA 这些地化参数能较好反映火山岩和花岗岩风化淋溶程度变化的参数，如硅铝系数（SA = SiO2/Al2O3），其值越小，反映风化淋溶程度越强。

岩相产状：本次分析时该影响因素未作考虑。

成岩后表生作用：主要是风化作用对岩石氧化系数的影响，长时间、高强度的表生作用条件下的风化作用对火山岩氧化系数影响明显（邱家骧，1985；梁浩等，2009；何衍鑫等，2017），其氧化系数不再具有指示喷发沉积期的地理环境意义；而表生条件下的风化作用是一系列如水解、溶解、水合、氧化及碳酸化等化学作用和生物风化等综合作用的结果，因此，这一因素目前尚无有效方法进行科学可靠的校正或规避，只能通过手标本和镜下鉴定，将遭受严重风化的样品剔除；分析化验选取的岩石样品要新鲜，同时去掉表层风化物质，新鲜岩石的岩石化学标准是H2O＜2%，CO2＜0.5%（梁浩等，2009）。

3 基于火山岩氧化系数的喷发环境判别

3.1 数据资料的获取

样品资料获取时应遵循以下5 项基本原则：1）目的性，根据研究的目的，从不同区域不同盆地中获取数据资料；2）代表性，获取的样品数据应能代表或涵盖超基性到酸性的火山岩岩石类型；3）真实性，获取的数据资料要能代表岩石的真正成分，即测试分析的样品基本新鲜，未遭受强烈风化破碎或者强烈蚀变；4）数据规范性，地球化学成分测试结果，至少包括SiO2、Al2O3、TiO2、Fe2O3、FeO、Na2O、K2O、CaO、MnO、MgO、P2O5等11 项常量元素以及LOI（烧失量）等数据；5）确定性，获取的火山岩样品必须有如淬碎构造、枕状构造、“红顶绿底”示底现象、风化壳、生物化石、冰川火山等有效判别标志，能明确证实是陆上还是水下喷发沉积环境。

基于上述原则，研究调研从21 篇文献（梁洪天，1992；Gasparon et al.，1993；夏国礼，1993；崔学军等，1999；丁天府等，1999；莫江平，1999；Trua et al.，1999；刘红涛，2001；Peccerillo et al.，2003；马雪等，2005；吴明仁等，2006；Peccerillo et al.，2007；梁浩等，2009；赵军等，2013；张渝金等，2016；何衍鑫等，2017；庞仁俊，2017；贺亲志等，2018；刘建清等，2020）中获取了世界范围不同盆地202 件火山岩样品地球化学数据（表4）；岩性包含玄武岩、安山岩、玄武安山岩、安山玄武岩、英安岩、流纹岩、霏细岩、珍珠岩、细碧岩、火山角砾岩、熔结凝灰岩、凝灰岩和沉凝灰岩等（表4，图1）；已知水下火山岩样品74 件，陆上火山岩样品128 件（表4）。基性火山岩SiO2含量介于45.01%～51.84%，中性火山岩SiO2含量介于52.03%～63.00%，酸性火山岩SiO2含量介于63.58%～80.32%（图1），从基性到中酸性岩石样品数据丰富，具有广泛研究意义。

表4 研究调研不同地区202 件火山岩样品数据资料Table 4 Investigating information origins from 202 different volcanic sample datas

图1 调研获取的202 件火山岩样品TAS 分类图解Fig.1 The TAS classification diagram of obtained 202 pieces of volcanic samples

3.2 喷发环境判别图的建立

基于获取的202 件样品数据，充分考虑岩浆性质（岩石酸度）、流体活动（蚀变和充填作用）、构造成因环境、风化淋滤作用、成岩后表生作用等对氧化系数的影响，建立及改进判识图与判识标准，具体步骤如下：

（1）风化淋溶程度定量分析。风化淋滤作用对陆上火山岩氧化系数有着明显的影响，建立判别图时，对128 件陆上火山岩样品风化淋溶程度需进行定量分析。研究应用Irfan（1996，1999）提出的能很好反映火山岩风化淋溶程度变化元素淋溶聚集参数硅铝系数SA = SiO2/Al2O3来定量分析128 件陆上样品风化淋溶强度的大小；投点表明，SA 值大都在3 以上（图2），表示岩石样品新鲜或微风化淋溶，具有喷发环境指示意义。

图2 128 件陆上火山岩样品硅铝系数SA 值分布特征Fig.2 Distribution characteristics of SA value of silicon aluminum coefficient of 128 volcanic rocks on land

（2）流体活动（蚀变和充填作用）的影响程度分析。全岩分析烧失量（LOI）高的样品一般认为是由于熔岩受到强烈的蚀变交代作用所导致（Gurenko et al.，2006），通常来说烧失量（LOI）＞6.0%就算比较高了。对选取的陆上和水下202 件火山岩样品烧失量进行分本，投点表明，LOI 值最大5.94，未超过6（图3），表示岩石样品未遭受强烈的蚀变交代作用，能客观反映火山喷发沉积环境。

图3 202 件火山岩样品烧失量LOI 值分布特征Fig.3 LOI distribution characteristics of 202 volcanic samples

（3）成岩后表生作用的影响。成岩后表生作用主要是风化作用对岩石氧化系数的影响，而表生条件下的风化作用是一系列如水解、溶解、酸化等共同作用的结果，样品选取时依据新鲜岩石的岩石化学标准H2O＜2%，CO2＜0.5%（梁浩等，2009），将遭受严重风化的样品剔除。

（4）构造成因环境区分。调研获取的202 件火山岩样品中基性火山岩122 件，酸性火山岩80 件。受资料的限制，未收集到微量元素和稀土元素分析测试数据，仅获取了主量元素测试数据；因此，122 件中基性火山岩构造环境采用里特曼—戈蒂里指数（logσ-logτ）图解，σ值为里特曼的组合指数，σ=（K2O+Na2O）2/（SiO2-43）；τ为戈蒂里指数，τ=（Al2O3-Na2O）/TiO2）。投点结果表明，27 件落在了A 区，为非构造带成因环境火山岩（板块内部稳定构造区）；71 件落在了B 区，为造山带成因环境火山岩（岛弧及活动大陆边缘区）；24 件落在了C 区（图4），为A、B 区火山岩演化派生的碱性岩。80 件酸性火山岩采用R1、R2（阳离子数，R1= [4Si-11（Na+K）-2（Fe+Ti）]，R2= Al+2Mg+6Ca）在R1-R2图解上投点，主要落在地幔分异花岗岩区（图5），指示为地幔分异的产物。完成构造成因环境的区分与识别。

图5 80 件酸性火山岩样品R1-R2图解Fig.5 R1-R2 diagram of 80 acidic volcanic rock samples

（5）岩浆性质（岩石酸度）的校正。由图4 可知，由于落在A、C 区数据点太少，不具有广泛研究意义；因此，仅对数据较丰富B 区71 件中基性火山岩样品和80 件酸性火山岩样品酸度进行校正，建立喷发沉积环境判识图。以1989 年国际地科联（IUGS）火成岩分类学分委会推荐的火成岩分类方案SiO2含量＜45%、45%～52%、52%～63%、＞63%为阈值，表征出基性岩到酸性岩，如图6a 横坐标岩石酸度即SiO2含量介于44.54%～62.81%，表征基性、中性2 类岩浆性质的火山岩，图6b 横坐标岩石酸度介于63%～80.32%，表征酸性岩浆性质的火山岩，完成酸度的校正。

图4 122 件中基性火山岩样品里特曼—戈蒂里图解Fig.4 Rittman-Gotiri diagram of 122 volcanic samples

图6 基于氧化系数的B 区俯冲带火山岩喷发环境判别图a.基于中基性火山岩氧化系数的喷发沉积环境判识；b.基于酸性火山岩氧化系数的喷发沉积环境判识Fig.6 Discrimination map of volcanic eruption environment in subduction zone of block B based on oxidation coefficient

（6） 图坐标系统的建立。以岩石酸度即SiO2重量为横坐标，以氧化系数Fe2O3/（Fe2O3+FeO）值为纵坐标，建立经岩浆酸度及构造成因环境校正的氧化系数分布特征的火山喷发环境判别图。

（7）图氧化—还原环境区划分。依据B 区71 件火山岩样品数据，已知水下火山岩样品40 件，已知陆上火山岩样品31 件。在酸度—氧化系数坐标系统中投点，可看出纵坐标氧化系数均介于0～1，以已知40 件水下火山岩样品氧化系数值的最大值和已知31 件陆上火山岩样品氧化系数的最小值为控制点，界定出中基性陆上强氧化环境区与水下强还原环境区界线，两界线形态之间为弱还原—弱氧化复杂环境系统（可能是频繁水、陆交替环境），取其中间值界定出弱还原和弱氧化环境区，完成纵向上氧化—还原环境的分区（图6a）；同理，完成80 件酸性火山岩的喷发环境判识图的氧化—还原环境分区（图6b）。

（8）图喷发环境判别标准。陆上喷发陆上沉积以及水下喷发陆上沉积环境多表现为强氧化特征，水下喷发水下沉积及陆上喷发水下沉积环境多表现为强还原特征，弱氧化—弱还原环境为频繁水、陆交替区（图6a、图6b）。本次形成的活动陆缘与岛弧环境中基性火山岩与地幔分异酸性火山岩喷发环境判识的氧化系数最值见表5。

表5 消减带中基性岩火山岩与地幔分异酸性火山岩氧化系数最值Table 5 The maximum oxidation coefficient of basic volcanic rocks and mantle differentiated acidic volcanic rocks in subduction zone

4 应用实例

三塘湖盆地中部马朗凹陷石炭系火山大面积分布，火山岩喷发成因环境复杂，既有陆上喷发成因，又有水下喷发成因和频繁水、陆过渡复杂成因。目前对其研究主要集中在岩石共生矿物特征、结构构造特征、蚀变特征、风化壳、示底构造及储层孔隙与裂缝发育特征等方面（刘俊田，2009；梁浩等，2009，2011；王盛鹏等，2012；朱卡等，2012；陈薇等，2013），而利用元素地球化学方法来判识喷发沉积环境的研究，尚未有报道。本文运用建立及改进的基于氧化系数分布特征的火山喷发环境判别图标准，对上石炭统卡拉岗组（C2k）火山岩喷发沉积环境进行判别，并与前人基于该区火山岩其他有效判别标志得到的结果对比检验。

4.1 三塘湖盆地马朗凹陷地质概况

三塘湖盆地中部的马朗凹陷（图7a）是一个向北东隆升的前陆凹陷，晚石炭世为多火山活动的滨浅海环境。目前，已发现和探明的油气藏主要位于上石炭统卡拉岗组和哈尔加乌组火山岩体中。以往基于火山岩岩石学、年代学和地球化学研究，结合区域内的地质记录及地层岩性组合（梁浩等，2009；王岚等，2010；邹才能等，2011；侯连华等，2012；李玮等，2012），认为三塘湖盆地石炭系火山岩总体形成于大陆边缘构造环境，其卡拉岗组（C2k）火山岩形成于火山岛弧建造环境。

马朗凹陷地区由老至新依次出露上石炭统巴塔玛依内山组（C2b）、哈尔加乌组（C2h）、卡拉岗组（C2k），上二叠统芦草沟组（P2l）和条湖组（P2t），中-上三叠统克拉玛依组（T2k），下侏罗统八道湾子组（J1b）和三工河组（J1s）、中侏罗统西山窑组（J2x）和头屯河组（J2t）、上侏罗统齐古组（J3q），下白垩统（K1）和第三系（N）等，各层组间大都以不整合接触（图7b）。上石炭统哈尔加乌组（C2h）至卡拉岗组（C2k）发育了一套海相、陆相以及海陆交互相的熔岩、火山碎屑岩与沉火山碎屑岩沉积，岩性组合复杂多变（图7b）。

4.2 样品采集与测试

研究共采集三塘湖盆地马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带钻遇上石炭统卡拉岗组（C2k）M19、M23、M24（井位位置见图7）共39 件火山岩样品；采用压片法—X 射线荧光光谱法（XRF）测定了SiO2、Al2O3、Fe2O3、CaO、Na2O、K2O、MgO、MnO、P2O5、TiO2等11 项氧化物及烧失量（LOI），采用重铬酸钾容量法测定了FeO，测定分析结果见表6；相对标准样品的偏差，高含量氧化物低于2%，低含量氧化物低于10%。

表6 卡拉岗组39 件火山岩样品主量元素/%测试结果及氧化系数（OX）统计Table 6 Statistics of test results and oxidation coefficient of major elements /% in 39 volcanic samples in Kalagang Formation

图7 马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带构造位置与地层综合柱状图Fig.7 Structural position of Niuquanhu-Niudong structural belt in Malang Sag and comprehensive stratigraphic histogram

4.3 火山岩构造成因环境与喷发沉积环境判别

采集的39 件火山岩样品岩性为中基性的玄武岩和安山岩，在里特曼—戈蒂里指数图解上（图8），39 件火山岩分析样品点基本都落入B 区，即消减带区，这与前人对三塘湖盆地形成的构造背景分析结果是一致的（梁浩等，2009；王岚等，2010；邹才能等，2011；侯连华等，2012；李玮等，2012）。从测试数据来看，SiO2含量为50.84%～59.24%，FeO/MgO = 0.31～0.95＜2.0，K2O/Na2O = 0.15～0.69（绝大部分＜0.6），K2O 质量分数主要在0.57%～3.01%间，平均为1.46%，属于低钾火山岩，而低钾（K2O 质量分数平均为1.60%）为岛弧火山岩的的典型特征。

图8 马朗凹陷卡拉岗组39 件火山岩样品里特曼—戈蒂里图解Fig.8 Ritman-Gotiri diagram of 39 volcanic rock samples from Kalagang Formation in Malang sag

续表6

统计计算表明，39 件火山岩样品氧化系数OX= Fe2O3/（Fe2O3+FeO）= 0.52～0.81＞0.5（表6）；在经构造成因环境及酸度校正的氧化系数判别图解上，55.26%的样品落在了强弱氧化—弱氧化复杂环境区，44.74%的样品落在了强氧化环境区（图9），揭示该组火山岩以陆上喷发陆上沉积和频繁水、陆过渡复杂环境沉积成因为主。

图9 马朗凹陷卡拉岗组火山岩氧化系数分布特征及喷发环境判识Fig.9 Distribution characteristics of oxidation coefficient and identification of eruption environment of volcanic rocks in Kalagang Formation of Malang sag

4.4 火山岩喷发沉积环境判识结果的检验

基于火山岩氧化系数判识的卡拉岗组火山喷发沉积环境结果是否准确可信，需要与其他有效地质判别依据得出的结果对比检验。朱卡等（2012）相关研究指出，反映卡拉岗组（C2k）喷发环境的典型标志有共生岩石（化石）、不整合及风化壳、柱状节理，如马19 井（井位位置见图7）在卡拉岗组（C2k）揭露风化壳，安山岩见示底构造（图10）；此外，M19 井周边井揭露的沉凝灰岩中就见到了植物叶茎化石，柱状解理的发育均为陆上喷发堆积火山岩的典型标志。

图10 反映卡拉岗组喷发环境的典型标志（据朱卡，2012）a.安山质火山角砾岩，非熔结结构，发育自碎缝，M19 井，1 566.3～1 566.4 m；b.风化壳，风化裂缝发育，M19 井，1 546.94～1 547.13 m；c.示底构造，安山岩，位于风化壳之上，M19 井，1 548.77 mFig.10 Typical symbols of eruption environment of Kalagang Formation（after Zhu，2012）

对比结果表明，本次运用建立及改进的基于氧化系数分布特征的判别图判识的卡拉岗组火山岩喷发沉积环境，与朱卡等（2012）基于其他有效判别依据得出的喷发环境结果相符合。该地球化学方法具有普适性，不受地质时代及区域地质条件的限制，可应用于不同盆地不同地质时代火山岩的喷发环境的判别研究中。

5 结 论

（1）陆上沉积火山岩（包括陆上喷发陆上沉积和水下喷发陆上沉积）和水下沉积火山岩（陆上喷发水下沉积和水下喷发水下沉积）在岩石类型、岩石颜色、岩性组合特征、结构与构造特征、共生岩石及化石组合、蚀变特征、脱玻化、充填及胶结物、储集空间类型、产状以及与下伏地层接触关系等方面有着显著区别。

（2）研究采用变价元素铁的氧化物质量分数之比，即Fe2O3/（Fe2O3+FeO）作为火山岩氧化系数，并充分考虑岩浆性质（岩石酸度）、构造成因环境、风化淋滤作用、流体活动（蚀变和充填作用）、成岩后表生作用等影响因素，提出了各因素合理校正或规避思路，建立及改进了传统意义上基于氧化系数分布特征的火山喷发沉积环境判别图。

（3）运用改进的判别图版标准，对新疆三塘湖盆地马朗凹陷地区上石炭统卡拉岗组火山岩喷发环境进行判别，结果表明卡拉岗组火山岩以陆上喷发陆上沉积和频繁水、陆过渡相复杂环境沉积成因为主。

（4）基于改进的火山岩氧化系数分布特征的喷发沉积环境判识标准，识别的马朗凹陷地区上石炭统卡拉岗组火山岩喷发环境，与前人基于卡拉岗组火山岩中共生岩石组合及化石、不整合及风化壳、柱状节理、示底构造等有效判别标志得出的结果相符合。该地球化学方法具有普适性，可应用于不同盆地不同地质时代火山岩的喷发环境判识研究中。