火山喷发间歇期沉积岩层古沉积环境的地球化学示踪与判别

张 桓,陈亚军,伍宏美,马 强

1.华北地质勘查局五一九大队地质环境工程院,河北 保定 071051

2.北京中科联华石油科学研究院,北京 100101

3.中国石油玉门油田分公司勘探开发研究院,甘肃 酒泉 735019

0 引言

沉积物中微量元素的地球化学特征与沉积时的氧化-还原环境密切相关。利用微量元素含量法、微量元素比值法等微量元素地球化学方法来示踪沉积物沉积期的氧化-还原环境,以及区分陆相与海相沉积环境的研究已较为成熟[1-4]。V/(V+Ni)、V/Cr、V/Sc、Ni/Co、Sr/Ba、U/Th等微量元素比值在各类沉积岩或细粒沉积物,特别是页岩、泥岩、致密砂岩等沉积氧化-还原环境的示踪被证实具较好的应用效果[2,5-6]。火山岩的形成不同于沉积岩,岩浆喷溢作用形成的熔岩和火山碎屑岩在固结成岩作用过程中,很可能发生了流体溶蚀蚀变、交代充填等一系列次生变化[7]。虽然火山岩中所蕴含的地球化学信息记录着岩浆来源(地壳、地幔)及构造成因环境[8](板内、岛弧),但对火山喷发堆积保存期古地理环境介质(陆上、水下)的反映显然存在很大的不确定性。火山喷发作用一般具有多期次、多旋回性和间歇性的特征,较短的火山喷发间歇期沉积的薄层粉砂岩、砂砾岩、泥岩或凝灰质粉砂岩、凝灰质泥岩等具有沉积岩的特征,且与同一地质时期火山喷发堆积保存期的古地理环境(陆上氧化环境,水下还原环境)相同,这些薄层沉积岩层所蕴含的微量元素地球化学特征对沉积期的古地理环境(氧化-还原环境)具有重要的指示意义,可以示踪和反映沉积古地理环境。因此,通过火山喷发间歇期沉积的薄层粉砂岩、泥岩、炭质泥岩、凝灰质泥岩等沉积岩中的Mo、U、V、Cr、Ni、Co等氧化-还原敏感性元素(RSE)[9]质量分数,以及V/(V+Ni)、V/Cr、Ni/Co、U/Th、Sr/Ba等微量元素比值来重建沉积古地理环境的氧化-还原条件(状态)[10-11],可间接获取火山岩地质环境演化有关的信息。

本次搜集整理了国内外有关主、微量元素比值分析方法研究沉积物沉积氧化-氧化环境的文献成果,归纳总结了对沉积物沉积期古地理环境具有重要指示意义的主、微量元素地球化学参数,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,形成有关细粒沉积物古沉积氧化-还原环境示踪判别的标准。并以新疆三塘湖盆地马朗凹陷上石炭统哈尔加乌组火山喷发间歇期泥岩、炭质泥岩和粉砂岩等沉积岩层为实例,通过岩心微量元素测试分析,计算Sr/Ba、V/(V+Ni)、V/Cr、V/Sc、V/Zr、Cu/Zn、B/Ga等比值,采用多比值指标联合对哈尔加乌组火山喷发间歇期薄层沉积岩层沉积期的古地理环境(氧化-还原环境)进行示踪,间接获取哈尔加乌组火山岩喷发堆积保存时的古地理环境(陆上、水下或水陆过渡)信息,以期为火山岩地层岩石成因环境分析及岩相古地理研究提供地球化学依据。

1 常见敏感性微量元素的地球化学性质

沉积环境的氧化-还原状态对敏感性元素[9]的迁移、共生、沉淀起着重要的控制作用,可改变敏感性元素的迁移状态,使同一元素的不同价态或共生元素间发生分离[12-14]。

V和Cr具多种化学价态,是对氧化-还原环境敏感的元素,高V质量分数通常出现在还原条件下,而Cr一般多见于沉积物碎屑中;因此,V/Cr常用来作为古氧化还原状态示踪判别的指标。在自然界中,V可能以V2+、V3+、V4+和V5+4种价态存在,在贫氧环境中,V5+被还原成V4+,以VO(OH)3-和不溶的VO(OH)2的形式存在[14];在缺氧环境中,V4+还原成V3+,以V2O3、V(OH)3沉淀的形式存在[15-16];在氧化环境中,V3+常被氧化为易溶的钒酸络阴离子(VO43-),以高价态(V5+)的HVO42-和H2VO4-的形式存在[9,17-18]。Cr常见化合价有+2、+3和+6,在氧化环境下,多以六价态(Cr6+)的铬酸根阴离子(CrO42-)形式存在,少部分以三价态(Cr3+)溶解性离子Cr(H2O)4(OH)2+形式存在[14,19]。在缺氧环境中,Cr6+被还原成Cr3+,形成Cr(OH)2+、Cr(OH)3和(Cr、Fe)(OH)3等水合离子,(Cr、Fe)(OH)3水和离子易被腐殖酸形成复杂的化合物,或被吸附到Fe、Mn的氢氧化物而进入沉积物中[20-21]。

Ni在弱氧化环境中,多以Ni2+、NiCl+以及溶解的碳酸镍(NiCO3)形式存在,也可以以Ni2+形式吸附在腐殖酸上[22],常被Mn、Fe氧化物捕获而随Mn、Fe一起富集;在中等还原环境下,由于缺乏Ni2+可以附着的硫化物和Mn的氧化物,络合物中的Ni会被分离而发生迁移流失[2,14,23];在强还原环境下,Ni会以不溶的NiS进入黄铁矿晶格而固定在沉积物中富集[2,24]。彭雪峰等[25]研究总结出Ni元素在淡水中质量分数一般低于30×10-6,在海水中的质量分数一般高于40×10-6。

Sc为非变价元素,它在酸度较强的介质中易形成Sc(OH)3沉淀或吸附于黏土和Fe、Mn氧化物中[18,26],在页岩、黏土岩类以及黏土质沉积物中,Sc质量分数普遍较高,一般为(13～20)×10-6。

在细粒沉积物中,Th是重矿物或黏土的成分,一般受氧化-还原环境变化影响较小,是陆源输入的典型代表元素。在还原环境中,Th是一种相对惰性的元素,多富集在黏土碎屑中;在表生氧化环境下,Th只有+4价一种价态,且不易溶解,会在风化残留物质中富集[5,9,27]。U为变价元素,在强还原条件下,以不溶解于水的低价态(U+4)形式沉淀下来[28-29],导致它在沉积物或火山喷发物中富集。在氧化条件下以易溶的高价态(U+6)存在,双氧铀根与碳酸盐结合形成溶解相UO2(CO3)4-,不被任何颗粒捕获沉淀,造成沉积物或火山喷发物中U的丢失或迁移。故U/Th值可以反映沉积物的氧化-还原条件。

自生U的富集主要发生在沉积物中而不是在水体中,因为U从U6+被还原为U4+,与游离H2S的数量是一个反耦合关系,且这种还原反应不被水体中的Fe、Mn的氧化-还原循环直接影响;因此,自生U含量被视为古沉积物的缺氧环境指标。

B在海相咸水介质和陆相半咸水、淡水介质中的差别明显,海相咸水中B质量分数明显高于陆相半咸水、淡水,在陆相环境中B质量分数一般小于60×10-6[30]。与B元素相比,Ga元素的迁移能力要小得多,Ga元素易在河流相沉积物中富集,而B易在湖相泥岩、粉砂质泥岩等细粒沉积物中富集;因此,B/Ga值与B质量分数经常用来区分海相沉积和陆相沉积。

Sr和Ba在自然界水体中都是以重碳酸盐的形式存在,当沉积介质环境中含盐度增大时,由于Sr和Ba的溶度积不同,Ba优先与SO42-离子结合形成不溶于水的BaSO4沉淀,而此时Sr还是以离子的形式保留在沉积水体中;随着盐度的不断增高,Ba2+逐渐减少,这时Sr开始和水体中的SO42-离子结合形成SrSO4沉淀[31-34]。因此,通过计算Sr/Ba值对海相沉积和陆相沉积加以区别。Sr元素在咸水(海相)中[33]的质量分数一般为8×10-4～10×10-4,在陆相半咸水淡水介质中[33]的质量分数多为1×10-4～3×10-4。

2 主、微量元素参数指标与沉积环境意义

2.1 主量元素参数指标

2.1.1 变价元素铁(Fe3+、Fe2+)的沉积地球化学相

铁元素在自然界中有两种离子价态(Fe2+、Fe3+),其在沉积物中的价态对氧化-还原状态(条件)较为敏感,在还原环境下多以低价态(Fe2+)保存在沉积物中,在氧化环境下多以高价态(Fe3+)存在[11]。一般认为,Fe3+/Fe2+>1为弱氧化环境[35-36],Fe3+/Fe2+≫1为氧化环境,Fe3+/Fe2+=1为中性环境,Fe3+/Fe2+<1为弱还原环境,Fe3+/Fe2+≪1为还原环境。氧化相代表性铁矿物主要有赤铁矿、褐铁矿(磁铁矿),过渡相代表性铁矿物主要为海绿石、鳞绿泥石(富含铁的鲕绿泥石),弱还原相代表性铁矿物主要是菱铁矿、鲕绿泥石、铁白云石,还原相代表性铁矿物主要是黄铁矿、白铁矿(表1)。对于沉积岩来说,Fe3+/Fe2+值指标会随氧化还原电位(Eh)和酸碱度(pH)的不同而发生变化,如介质的pH升高时,低价态铁(Fe2+)易氧化成高价态铁(Fe3+)。据黄剑霞[36]厦门港湾氧化-还原沉积环境的划分,Eh>200 mV、Fe3+/Fe2+>1.5为强氧化环境区;Eh<0、Fe3+/Fe2+<0.8为还原环境区,Eh在100～200、0～100 mV和Fe3+/Fe2+在1.0～1.5、0.8～1.0分别对应弱氧化环境区和弱还原环境区。值得一提的是,Fe3+/Fe2+值在经受一定地质作用后变化也较大,很难客观反映原始沉积环境的氧化-还原状况。

表1 铁的沉积地球化学相

2.1.2 Cu/Zn值的地球化学相

Cu、Zn系铜族元素会随环境介质氧逸度的降低出现由Cu向Zn过渡的沉积分带,即Cu/Zn值会随沉积介质氧逸度的升降而分带[11,37]。在无大规模或长期火山喷发作用或高级区域变质作用的地质环境中,Cu/Zn值基本稳定,因而具有指相的稳定性。据梅水泉[37]对湖南前震旦系冷家溪群和板溪群329个组合样品的统计,Cu/Zn值<0.21,0.21～0.38,0.38～0.50,0.50～0.63和>0.63时,依次对应还原相、弱还原相、过渡相、弱氧化相和氧化相。在弱还原和还原相带岩石颜色分别为灰绿色及绿色、灰黑色及黑色,黄铁矿普遍发育,见炭屑等有机质;在弱氧化和氧化相区岩石颜色多分别为紫红色、褐黄色,见大量高价铁氧化物,极少或不见黄铁矿与炭屑等有机质。综合评估来看,Cu/Zn值作为沉积相划分的地球化学参数指标是可靠的。

2.2 微量元素参数指标

V/Cr值。Ernstt[23]在地球化学相分析著作中将V/Cr>2视为还原环境,V/Cr<2被认为更偏向于氧化环境;Jones等[2]通过对西北欧晚侏罗世暗色泥岩V/Cr与DOP值(黄铁矿矿化度)对比分析发现:V/Cr=2时对应DOP=0.42,V/Cr<2时对应DOP<0.42,即V/Cr<2反映氧化环境;V/Cr=4.25对应贫氧向缺氧的过渡位置;以2和4.25为界限值,将V/Cr<2划为富氧环境,2～4.25划为次富氧环境,>4.25划为贫氧或缺氧环境。宋立军等[38]依据这一标准,对鄂尔多斯盆地西南部王全口组沉积岩沉积环境进行判识,样品测试V/Cr值为0～4,<4.25,显示王全口组沉积岩形成于富氧环境或次富氧过渡环境;黄燕[39]依据这一标准,对张家界地区寒武系牛蹄塘组黑色岩系样品测试,V/Cr值为6.38～7.78,>4.25,认为其是还原的沉积环境。然而,韦恒叶[40]依据Jones等[2]的V/Cr与DOP交会图分析发现,V/Cr=4.25为贫氧向缺氧过渡的特征并不明显,V/Cr<4.25的一部分值落在了缺氧环境区域;而V/Cr=2作为区分富氧与次富氧的界限则十分明显。因此,用V/Cr=2作为富氧与次富氧的界限是可靠的,用V/Cr=4.25作为贫氧或缺氧的界限存在一定的不确定性。

V/(V+Ni)值。Lewan等[41-42]认为油气烃源岩中的V/(V+Ni)值主要受氧化-还原条件控制,通常用 V/(V+Ni)值来指示水体氧化-还原强度,其中 V/(V+Ni)>0.46代表缺氧环境,V/(V+Ni) <0.46 为富氧环境;黄燕[39]依据这一标准,对张家界地区寒武系牛蹄塘组黑色岩系样品测试,V/(V+Ni)值多数在0.59～0.98之间,>0.46,指示其为还原的缺氧沉积环境。Hatch等[43]通过对美国堪萨斯地区宾夕法尼亚上统黑色页岩地球化学特征研究认为,V/(V+Ni) ≥0.84时反映静海环境,0.60

V/Sc值。Kimura等[46]在研究伊朗北部生物化石丰富地层的沉积记录时对V/Sc值进行研究,认为缺氧环境下V/Sc值较高,一般高于30,氧化环境下V/Sc值较低,一般低于14;Emerson等[47]相关研究也认为缺氧环境下V/Sc值较高,氧化环境下V/Sc值较低。张国涛等[10]利用这一标准,对贵州独山下二叠统梁山组黑色页岩样品进行测试,V/Sc 值为3.39～16.81,平均值为8.39,表明了梁山组的氧化环境特征。

Ni/Co值。Jones等[2]将Ni/Co值与DOP值对比分析发现:Ni/Co<5.0时,与之对应的DOP均值<0.42,指示氧化环境;Ni/Co>7.0时,与之对应的DOP>0.75,指示缺氧环境;提出Ni/Co<5.0反映氧化环境,5.07.0指示缺氧环境。曾春林等[48]在柴达木盆地相关研究中指出,氧化环境常造成Ni/Co值低,在还原环境中Ni/Co值高;Ni/Co<2.5为氧化环境,在2.5～5.0之间为缺氧环境,Ni/Co>5.0为贫氧环境。宋立军等[38]依据Jones等[2]提出的标准,对鄂尔多斯盆地西南部王全口组沉积岩样品测试,Ni/Co值为0.4～0.6,<7.0,形成于氧化环境或贫氧过渡环境;黄燕[39]依据该标准,对牛蹄塘组黑色岩系样品测试,Ni/Co值为11.59～12.08,>7.0,明显指示缺氧的沉积环境。张国涛等[10]利用这一标准,对贵州独山下二叠统梁山组黑色页岩样品进行测试,Ni/Co值为0.12～0.28,平均值为0.2,<5.0,反映梁山组为氧化环境特征。

U/Th值。Th、U这两种特殊的元素在还原条件(状态)下地球化学性质相似,但在氧化条件(状态)下差别甚大[49],基于其地球化学性质的迥异,细粒沉积物中Th/U值常作为环境的氧化-还原条件(状态)指示[46,50]。Jones等[2]研究指出缺氧环境下U/Th>1.25,贫氧环境中U/Th值介于0.75～1.25之间,氧化环境下U/Th<0.75。黄燕[39]依据该标准,对牛蹄塘组黑色岩系样品测试,U/Th值为12.37～19.96>1.25,反映了还原性的沉积条件。张国涛等[10]依据该标准,对贵州独山下二叠统梁山组黑色泥岩样品测试,U/Th值为0.12～0.29,平均值为0.20,<0.75,表明其形成于氧化沉积环境。范玉梅等[45]对鄂尔多斯盆地西部晚三叠世延长组长7—长9期计算,长7 U/Th值平均为0.57,长8和长9 U/Th值平均为0.29,均小于0.75,指示当时为氧化环境。Lewan[42]在海洋缺氧环境研究中指出Th/U值(即U/Th值的倒数)在缺氧环境下分布在0～2之间,在强氧化环境下可达8左右。值得一提的是,陆源碎屑物质的U/Th值为0.26±0.13[40]。

自生U含量。Wignall等[50-51]在黑色泥岩、页岩微量元素地球化学特征研究中提出,用自生U含量作为沉积序列中氧化-还原环境的指标,认为自生w(U)<5和>12 分别对应氧化环境和缺氧(还原)环境。吴朝东等[52]利用自生铀和铀总量的关系建立了w(U)=2w(U)/[w(U)+w(Th)/3](1),并应用于缺氧环境的识别。张国涛等[10]根据式(1),计算得出贵州独山下二叠统梁山组黑色页岩的w(U)为0.54～0.90,平均值为0.73,表明梁山组沉积于正常海水环境;范玉梅等[45]依据式(1),对鄂尔多斯盆地西部晚三叠世延长组长7—长9期计算得出,长7期w(U)>1,长8—长9期w(U)<1,说明从长7期到长9期由厌氧环境过渡到正常水体环境。

B/Ga值。前人[25,33,53-54]总结发现,一般河流相泥岩与粉砂质泥岩中B/Ga值较低,湖相泥岩与粉砂质泥岩中B/Ga值相对较高;B/Ga值在0.5～1.0之间指示河流—三角洲相,在1.0～1.5之间指示滨浅湖—半深湖相,在1.5～2.5之间指示半深湖—深湖相,在2.5～4.0之间指示远岸开阔深湖相,在4.0～5.5之间指示较封闭湖相,在5.5～7.5之间指示非闭塞咸水湖相沉积。孙立广等[54]在南极阿德雷岛湖泊沉积物沉积环境研究判识中发现,B/Ga值和Sr/Ba值的演化特征相似,B/Ga>3.3通常认为是海相,B/Ga<3.3为陆相,与区域环境背景值密切相关。

Sr/Ba值。据前人[33,55-57]研究发现,泥岩、泥质粉砂岩等细粒沉积物中Sr/Ba≥1时反映海相咸水介质,Sr/Ba<1时指示陆相半咸水、淡水介质,远离湖(海)岸Sr/Ba值逐渐增大。若将Sr/Ba<1再进一步细分,一般认为,0.61,指示其沉积环境为咸水环境。

V/Zr值。从淡水到咸水环境,沉积物中V/Zr值总体上增大,高加索陆相岩石的所有类型V/Zr值为0.12～0.40,海相为0.25～4.00[58-60]。范忠仁[58]计算得出河南焦作、登封等地黏土质岩石V/Zr值均在0.16～1.08之间,相当于淡水相和海相之间。

2.3 地球化学参数指标古沉积环境判识图版形成

基于前述总结归纳的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项细粒沉积物或沉积岩氧化-还原状态(条件)以及陆相与海相沉积区分的地球化学参数指标,形成综合图版(图1)。

图1 沉积物沉积古环境的主、微量元素比值指标示踪判识图版

3 应用实例

目前,对三塘湖盆地马朗凹陷石炭系火山岩喷发沉积期的古地理环境(陆上、水下)研究主要集中在火山岩岩石组合特征、结构构造特征、蚀变特征、风化壳、产状及储集空间特征等方面[61-63],而通过对石炭系火山喷发间歇期薄层沉积岩层或过渡岩层元素地球化学特征来示踪判别沉积古地理环境,间接获取火山岩地质环境演化有关的信息,尚少见报道。本文通过马朗凹陷上石炭统哈尔加乌组火山喷发间歇期粉砂岩、泥岩和炭质泥岩等沉积岩层岩心微量元素测试分析,以总结形成的沉积物古沉积环境示踪判别的微量元素参数指标图版,对哈尔加乌组火山喷发间歇期沉积岩层沉积氧化-还原环境进行示踪判别,从而间接推断出哈尔加乌组火山岩喷发堆积保存期的古地理环境(陆上、水下)。

3.1 三塘湖盆地马朗凹陷地质概况

研究区马朗凹陷位于三塘湖盆地中部(图2a),是一个向北东隆升的前陆凹陷,上石炭统火山岩分布广泛,已发现的牛东油田和牛圈湖含油气构造具上亿吨储量规模。前人结合区域内的地质记录、地层岩性组合以及火山岩岩石学、年代学和地球化学研究[64-66],认为三塘湖盆地晚石炭世火山岩总体形成于大陆边缘构造环境,其哈尔加乌组火山岩以板内环境为主。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(T2-3k),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,各层组间少部分不整合接触(图2b)。上石炭统哈尔加乌组发育了一套海相、海陆交互相的熔岩及火山碎屑岩与沉火山碎屑岩沉积,在火山喷发间歇期沉积有薄层泥岩、炭质泥岩、凝灰质粉砂岩等沉积岩层或过渡岩层。

3.2 哈尔加乌组火山喷发特征及岩性组合特征

从井震解释剖面上不难看出,哈尔加乌组火山喷发具有明显多期次、多旋回性(图3),可划分为2个喷发亚旋回(C2h1、C2h2)4个喷发期次(C2h11、C2h12、C2h21、C2h22),每个火山喷发亚旋回均由下部火山岩段、上部湖泊沼泽过渡岩类-沉积岩类夹火山岩类构成,表征火山由强连续喷溢至弱断续喷溢的过程。下部亚旋回(C2h1)地层中大面积发育以火山喷发间歇期凝灰质泥岩、砂质泥岩、凝灰岩和熔岩间互沉积的地质体为主;上部亚旋回(C2h2)地层为火山碎屑岩和熔岩互层产出的火山作用早期、后期爆发相的火山碎屑岩(角砾岩、集块岩、凝灰岩)和火山作用中期溢流相的熔岩(玄武岩、玄武安山岩、安山岩)间互沉积的地质体;在上部亚旋回C2h22期次岩性以火山碎屑沉积岩、炭质泥岩、凝灰质泥岩发育为特征,夹火山熔岩,该期烃源岩较发育,暗色泥岩厚度一般在25～150 m之间,分布相对稳定,是划分上石炭统卡拉岗组和哈尔加乌组两套火山岩层系的标志层。

总体来看,哈尔加乌组火山喷发间歇期短,喷发间断面上沉积的薄层沉积岩层或过渡岩层具有与火山喷发期熔岩和火山碎屑岩同样的沉积地理环境(陆上或水下沉积环境介质);因此,可通过示踪火山岩夹持的这些薄层沉积岩层古沉积环境来间接得出火山岩喷发沉积环境。

3.3 哈尔加乌组火山喷发间歇期薄层沉积岩层岩石学特征

哈尔加乌组火山喷发间歇期,间断面上沉积的薄层沉积岩层或过渡岩层主要为泥岩夹炭质泥岩、凝灰质泥岩、凝灰质粉砂岩、凝灰质细砂岩等,泥岩与炭质泥岩不纯,含有火山碎屑(凝灰质)成分,岩心见水平层理发育,纹层厚度为1～4 cm,具有一定的沉积特征(图4a--e);粉砂岩(图4f)、细砂岩较致密,成分以石英为主,长石次之,含少许凝灰质成分,分选中等,次圆状。

a. 灰色泥岩,3 040.05～3 040.15 m,M38井;b. 黑色泥岩,3 158.29～3 158.47 m,M361井;c. 灰黑色泥岩, 3 042.10～3 042.22 m,M38井;d. 灰黑色泥岩,2 732.75～2 732.87 m,M40井;e. 黑色炭质泥岩,2 732.50～2 732.75 m,M40井;f. 凝灰质粉砂岩,2 668.10～ 2 668.18 m,M40井。

3.4 样品采集及分析测试方法

火山喷发间隙或一期火山活动结束后,若喷发间歇期时间较长,喷发间断面通常沉积有薄层或具有一定厚度的沉积岩层。在沉积初期伴随火山灰(或火山碎屑物质)的沉降沉积,沉积岩中含有一定的火山灰物质(凝灰质):首先,火山物质中富含Ca2+、Mg2+等金属离子直接或间接对沉积岩层的矿物成分产生影响,在岩石特征上火山物质能够与泥岩、粉砂质泥岩、砂岩等同时沉积,影响岩石类型[67-68];其次,火山活动及火山物质等影响的生物群落演化对沉积岩层的沉积环境和沉积物的成分、结构与构造以及成岩序列等特征产生影响[69-71];此外,下一期的火山活动伴随着湖底(海底)热液流动,局部温度增加,水体的携载能力增强,加速了沉积岩中元素迁移和重新分配[72];最后,火山(次火山)热液充填作用不仅可以对前一期喷发间歇期沉积的沉积岩层烘烤,使岩石化学成分发生变化,还可表现为火山(次火山)气液、地下水等流体充填沉积岩中的孔、缝,使岩石原有矿物类型、成分及含量发生改变[73]。

考虑到火山喷发间歇期凝灰质体积分数较高的沉积岩样品所蕴含的元素地球化学信息已掺杂了火山活动的信息,对沉积古环境的响应已不太准确,因此在取样分析时对凝灰质成分较高以及充填蚀变较强的样品必须进行筛选剔除。主要通过手标本、岩矿薄片分析、正交偏光显微镜下鉴定以及交会图法统计凝灰质泥岩、凝灰质砂岩以及凝灰质体积分数[74-75],剔除凝灰质体积分数较高的沉积岩层岩石样品;而烧失量(LOI值)具有岩石学意义,一般认为高烧失量是由于岩石受到强烈的蚀变充填交代作用所导致[76],因此烧失量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。新鲜岩石的岩石化学标准是w(H2O)<2%,w(CO2)<0.5%[77],因此,应先通过手标本和镜下鉴定,将遭受严重风化的样品剔除,同时去掉表层风化物质,以确保选取的分析化验岩石样品新鲜。综合筛选M40井和M38井(井位位置见图2a)10块沉积岩夹层样品进行测试分析,其采样深度、岩性及样品编号等见图5。微量元素测试采用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定完成,选取GB/T 14506.3—2010[78]作为外部标准,样品的Sr、Ba、Ni、V、Cr、Sc、Zr、B、Ga等12种微量元素质量分数(表2)相对标准偏差优于±5%,即分析精度都优于±5%。本次未测定Th、U等微量元素。Sr/Ba、V/(V+Ni)、V/Cr、V/Sc、V/Zr、Cu/Zn、B/Ga值计算结果见表2。

图5 马朗凹陷上石炭统哈尔加乌组火山岩夹持的薄层沉积岩层样品采集纵向分布图

3.5 哈尔加乌组沉积岩层主、微量元素地球化学特征及反映的古沉积环境

从图6a可看出,哈尔加乌组火山喷发间歇期粉砂岩、泥岩和炭质泥岩等沉积岩层主、微量元素纵向上分布相对稳定,受埋深影响较小。粉砂岩、泥岩和炭质泥岩等沉积岩层中V与Cr、B与Ga存在不太明显的负相关性,V与Sc、V与Zr存在明显的负相关性,Cu与Zn相关性不明显,Ba与Sr的演化趋势相似(图6a)。从图6b中可看出,V/(V+Ni)、V/Sc值在纵向上较为稳定,Sr/Ba、V/Cr、V/Zr、Cu/Zn和B/Ga等5类比值演化趋势相似。V/(V+Ni)值分布在0.79～0.92之间,V/Sc值主要分布在11.02～56.71之间,Sr/Ba值分布在0.52～2.08之间,V/Cr值主要分布在1.94～4.10之间,V/Zr值分布在0.13～0.91之间,Cu/Zn值主要分布在0.52～1.76之间,B/Ga值主要分布在2.23～8.07之间,依据图1标准可判定粉砂岩、泥岩和炭质泥岩等沉积岩层沉积于还原环境和弱还原—弱氧化复杂环境;从而推断哈尔加乌组火山岩主要堆积保存于水下环境(可能是水下喷发水下沉积,也可能是陆上喷发水下沉积)和滨浅湖频繁水陆交替环境。

3.6 火山喷发沉积判识结果比对检验

基于火山喷发沉积岩层微量元素地球化学特征示踪的古沉积环境,间接得出的火山喷发沉积环境结果是否准确可信,需要与其他直接有效的判别指标以及以往研究成果进行对比检验。陆上沉积环境与水下沉积环境由于含氧量的不同,火山岩与沉积岩层中Fe元素的氧化物(Fe2O3、FeO)质量分数及其比值存在差异,陆上地表氧化环境提供的条件使得Fe元素从低价态(Fe2+)易氧化为高价态(Fe3+),且岩石具有Fe2O3质量分数较高的特征;水下还原环境提供的条件使得Fe元素于低价态(Fe2+)时难以被氧化,岩石具有FeO较富集的特征。因此,可以通过岩石中Fe2O3/FeO或Fe2O3/(Fe2O3+FeO)值来判识喷发沉积环境。

从M361井(井位位置见图2a)哈尔加乌组凝灰岩及炭质泥岩中变价元素Fe的氧化物分布特征来看,表现为w(FeO)>w(Fe2O3)的特征,氧化系数Fe2O3/FeO值分布在0.26～0.41之间,Fe2O3/(Fe2O3+FeO)值分布在0.21～0.29之间(图7),低于前人陆上与水下0.5[79-82]的判别标准,是典型水下喷发沉积火山岩的特征。王岚等[63]在三塘湖盆地石炭系陆上、水下喷发成因火山岩储层发育特征和成藏控制因素研究中指出,水下沉积和保存的火山岩具有玻璃质体积分数高的特征,而研究区哈尔加乌组岩层中发育大量的凝灰岩,其成分通过镜下观察主要表现为含晶屑、玻屑凝灰岩,玻屑的体积分较高,且层理构造发育。

对比检验表明,本次基于火山喷发间歇期沉积岩层古沉积环境示踪结果,间接得出火山喷发沉积环境与本区火山岩氧化系数分布特征以及火山岩岩性发育特征等直接有效的判别依据得出的结果是相符合的。

4 结论

1)总结形成了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项细粒沉积物或沉积岩沉积期氧化-还原环境示踪判别的主、微量元素地球化学参数图版标准。

2)基于纵向上演化特征类似的V/(V+Ni)、V/Sc、Sr/Ba、V/Cr、V/Zr、Cu/Zn和B/Ga等7类微量元素参数指标,对三塘湖盆地马朗凹陷上石炭统哈尔加乌组火山喷发间歇期粉砂岩、泥岩和炭质泥岩等沉积岩层沉积期氧化-还原环境进行示踪,得出其主要沉积环境为水下还原环境,也存在水陆过渡的弱还原-弱氧化复杂环境,间接得出哈尔加乌组火山岩主要堆积保存于水下环境(可能是水下喷发水下沉积,也可能是陆上喷发水下沉积),以及频繁水陆过渡相环境。

3)基于火山喷发间歇期薄层沉积岩层微量元素地球化学指标示踪判别的古沉积氧化-还原环境信息,间接推断哈尔加乌组火山岩堆积保存期的古地理环境信息,与三塘湖盆地马朗凹陷上石炭统火山岩氧化系数(Fe2O3/FeO)判别的结果相符合。

该地球化学方法具普适性,可应用于不同盆地、不同地质年代火山岩喷发堆积保存期古地理环境的间接判别研究中。