2021, Vol. 33
2. 中国石油吐哈油田分公司 勘探开发研究院, 新疆 哈密 839009;
3. 中国石油玉门油田分公司 勘探开发研究院, 甘肃 酒泉 735019
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JING Wenbo2,
SONG Xiaoyong1,
HE Bobin2,
WU Hongmei1,
WANG Rui2,
XIE Shijian2,
SONG Kaihui2,
MA Qiang3
2. Research Institute of Exploration and Development, PetroChina Tuha Oilfield Company, Hami 839009, Xinjiang, China;
3. Research Institute of Exploration and Development, PetroChina Yumen Oilfield Company, Jiuquan 735019, Gansu, China
微量元素地球化学特征与沉积物沉积时的古氧化还原条件密切相关，缺氧还原条件与富氧氧化条件的沉积特征具有明显区别[1]。目前，元素地球化学分析在古氧化还原环境、物源区岩石成分分析、海相地层划分等方面应用广泛[2-4]，如利用微量元素含量法、微量元素比值法、硼（B）法等来研究古氧化还原环境已较为成熟[5-6]。火山岩与沉积岩在形成条件、发育环境、分布规律等方面具有很大差异。岩浆作用形成的熔岩和火山碎屑岩在堆积固结成岩过程中，很可能发生后期蚀变，所蕴含的地球化学信息虽然能反映岩浆来源及构造背景，但喷发沉积古地理环境的地球化学信息已不太准确，所以直接利用火山岩元素地球化学信息来反映喷发沉积期的古地理环境特征，显然存在较大不确定性。微量元素地球化学特征与沉积物沉积时的古氧化还原条件具有密切关系，因此，可利用火山喷发间歇期沉积的薄层沉积岩夹层的地球化学行为来研究沉积岩夹层古沉积环境的氧化还原条件，进而得出火山岩地质环境演化的有关信息。
火山岩储层的发育受控于多种因素，其中喷发沉积环境是影响储层质量的关键因素之一[7-9]。根据火山喷发物堆积和保存时所处的古地理环境[9-11]，可将火山岩分为陆上沉积火山岩和水下沉积火山岩[11]。陆上火山喷发堆积固结时接触的介质是空气，水下火山喷发溢流沉积时接触的介质是水体（海水或湖水）[11-13]，2种不同介质环境中U，Ni，V，Cr，Sr等氧化还原敏感性元素的富集程度不同[14]。因此，可利用火山喷发间歇期正常沉积岩层中氧化还原敏感性微量元素的含量及其相关比值的演化趋势来重建氧化还原状态，以进一步探讨古沉积环境意义，进而间接得出火山喷发沉积时所处的古地理环境演化信息。对马朗凹陷牛圈湖—牛东地区上石炭统卡拉岗组和哈尔加乌组的研究主要集中于岩性颜色、岩石结构与粒度、储集空间类型等方面，大多认为水下喷发沉积或保存时水的作用主要体现在岩性颜色、结构构造、产状、蚀变、与下伏地层接触关系、孔隙发育及裂缝特点等方面。梁浩等[15]、林潼等[16]、马雪等[17]利用岩相、古生物标志、自身矿物分布以及岩石中Fe2O3与FeO的分布特征等来判定火山岩的沉积古地理环境。目前，尚无学者基于火山喷发间歇期或平静期沉积的薄层沉积岩层微量元素的地球化学行为及其相关比值，来探讨其古沉积环境的意义。
本次研究试图通过火山喷发间歇期沉积的薄层沉积岩微量元素的含量及其相关比值，研究其古沉积环境，以期更全面、更科学地认识三塘湖盆地石炭系火山岩沉积古地理环境，为该类火山岩油气勘探提供参考。
1 地质概况三塘湖盆地位于新疆巴里坤哈萨克自治县与伊吾县境内，夹持于莫钦乌拉山与苏海图山之间，呈北西—南东向条带状分布。经过海西、印支、燕山、喜山等多期构造运动的复合作用[15, 18]，呈南北分带、东西分块的构造格局。其中马朗凹陷上石炭统火山岩大面积分布，已发现了牛东油田和牛圈湖含油气构造，并具有上亿吨储量规模[图 1（a）]，油层主要位于上石炭统卡拉岗组和哈尔加乌组火山岩体中[10]。
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下载原图 图 1 三塘湖盆地马朗凹陷构造位置（a）及地层综合柱状图（b） Fig. 1 Structural location (a) and stratigraphic column (b) of Malang Sag in Santanghu Basin |
钻井揭示，牛圈湖—牛东构造带上发育的地层自下而上依次为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（T2k2）、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）等，各层组间大都为不整合接触[图 1（b）]。井下揭露上石炭统C2k和C2h以熔岩为主，占地层总厚度的70%，火山碎屑岩次之，约占地层总厚度的27%，在各喷发间歇期沉积有薄层沉积岩，约占地层总厚度的3%。司学强等[19]、罗权生等[20]采用旋回—亚旋回—期次—韵律—层5级地层划分方案，将C2h划分为2个亚旋回（C2h1，C 2h2）、4个喷发期次（C2h11，C2h12，C2h21，C2h22）；将C2k划分为4个亚旋回、8个喷发期次，自上而下对应8个油层组（K1—K8）。借鉴文献[18-20]的研究成果，在三塘湖牛东地区，石炭系滚动目标优选研究中认识到，马中—牛东—马33井区上石炭统C 2h22，C2h12顶部有火山洼地或湖泊发育，以湖相暗色泥岩夹炭质泥岩、凝灰质砂岩、粉砂岩、砂砾岩沉积为特征；C2k中下部火山喷发间歇期有少量沉积岩层存在，厚度较薄，而顶部的K1组底部为一较短期风化面，风化面之下分布有稳定的沉积岩。
2 样品采集及分析测试方法选取C2k和C2h火山喷发间歇期正常沉积岩层地球化学样品共20件，其采样位置、深度、层位、岩性等信息见图 2。测试采用Finnigan Element Ⅱ型等离子质谱仪（ICP-MS）完成，相对标准偏差优于5%。测定前须做样品处理：首先准确称取50 mg岩石标样，放于聚四氟乙烯塑料坩锅中，依次加入1 mL HClO4，3 mL HF，2 mL HNO3，置于电热板上加热并观察坩锅中HClO4白烟冒尽时，取下冷却；然后加入1 mL（1 + 1）HCl和8 mL H2O，置于电热板上微热至盐类完全溶解后定容10 mL，最后分取1 mL至10 mL至比色管中，并补加0.2 mL HNO3，标准定容至10 mL，待测。
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下载原图 图 2 马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带C2k沉积相展布（a）及采样井位和采样点示意图（b） Fig. 2 Distribution of sedimentary facies of Kalagang Formation in Niuquanhu-Niudong structural belt of Malang Sag (a) and schematic diagram of sampling wells and sampling points (b) |
调研国内外文献资料，综合建立了DOP（黄铁矿矿化度）、w（U），w（U）/w（Th），w（V）/w（Cr），w（Ni）/ w（Co），w（V）/w（V + Ni），w（V）/w（Sc），w（Sr）/w（Ba），w（Cu）/w（Zn），w（V）/w（Zr），w（B）/w（Ga）等11种微量元素含量的地球化学指标判识图版，以此示踪20件地球化学样品的古沉积环境的氧化还原状态。
3 测试结果分析 3.1 沉积岩层岩石类型及其特征在梁浩等[15]对三塘湖盆地马朗凹陷火山岩分类的基础上，通过对研究区C2k典型取心井的岩心观察和薄片鉴定，确定该层系发育的熔岩主要为气孔玄武岩、致密块状玄武岩、杏仁状玄武岩[图 3（a）]，火山碎屑岩主要为岩屑、玻屑、晶屑凝灰岩和火山角砾岩[图 3（b）—（c）]。在不同喷发间歇期即喷发间断面上，沉积有薄层沉积岩，岩性主要有灰褐色粗中粒岩屑砂岩、棕色细砂岩、灰黑色凝灰质泥岩、泥岩和黑色炭质泥岩[图 3（d）—（h）]，其中砂岩、细砂岩成分以石英、长石为主，岩屑次之，微含暗色矿物，分选性中等，呈次圆状，泥质胶结[图 3（d）—（e）]；灰色泥岩、黑色炭质泥岩含少许碎屑成分，局部裂缝被方解石充填或半充填[图 3（f）—（h）]。
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下载原图 图 3 马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带上石炭统C2k和C2h典型火山岩、沉积夹层岩心及铸体薄片 （a）玄武岩，C2k，牛东109井，2 098.63~2 098.86 m；（b）含白云石玻屑沉凝灰岩，C2k，马73井，2 043.96~2 044.18 m；（c）含油玄武质火山角砾岩，C2k，马40井，1 795.90~1 796.03 m；（d）灰褐色粗中粒岩屑砂岩，C2k，马24井，1 483.28~1 483.42 m；（e）棕色细砂岩，C2k，马24井，1533.00~1 533.20 m；（f）灰色泥岩，C2k，马29井，2182.60~2 182.76 m；（g）灰色泥岩，C2k，马29井，2183.95~2184.05 m；（h）炭质泥岩，C2k，马29井，2184.68~2 184.76 m；（i）杏仁状玄武岩，C2h，马40井，2 736.23~2 736.34 m；（j）玄武质岩屑凝灰岩，C2h，马361井，3 162.01~3 162.21 m；（k）中性细火山角砾岩，C2h，马67 H井，3 083.63~3 083.73 m；（l）灰色泥岩，C2h，马38井，3040.05~3 040.15 m；（m）泥岩，C2h，马38井，3042.10~3042.22 m；（n）泥岩，C2h，马40井，2 732.75~2 732.87 m；（o）炭质泥岩，C2h，马40井，2 732.50~2 732.75 m；（p）凝灰质粉砂岩，C2h，马40井，2 668.10~2 668.18 m Fig. 3 Core photos and cast thin sections of typical volcanic rocks and sedimentary interbeds of Upper Carboniferous Kalagang Formation and Haerjiawu Formation in Niuquanhu-Niudong structural belt of Malang Sag |
C2h主要发育致密块状、淬碎炉渣状、玻璃质含量高的玄武岩[图 3（i）]，气孔杏仁状玄武岩发育程度低，且充填程度高，其次为玻屑、晶屑凝灰岩和玄武质火山角砾岩[图 3（j）—（k）]，玻屑凝灰岩和晶屑玻屑凝灰岩均含有生物碎屑、炭屑及少量泥质条带。C2h22，C2h12火山活动间歇期，以暗色泥岩夹炭质泥岩或粉砂、砂砾岩沉积为特征[19, 21]；泥岩与炭质泥岩含有凝灰质成分，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 3（l）—（o）]；凝灰质粉砂岩[图 3（p）]较为致密，多为细砂，成分以石英为主，长石次之，分选性中等，呈次圆状。
3.2 沉积岩层岩石元素分布的影响因素以马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带火山喷发间歇期或平静期沉积的薄层沉积岩层（砂岩、泥岩、炭质泥岩等）为研究对象，在分析其元素地球化学行为与环境意义时，须考虑火山活动、沉积环境介质（空气、水体）、风化作用、埋藏作用等因素的影响。
（1）沉积环境。考虑到不同介质物化条件的差异，一些对沉积环境较为敏感的元素在岩石中的分布规律和富集程度不尽相同；有些微量元素水下（还原条件）富集，有的则陆上（氧化条件）富集。一般认为Th和Sc受氧化还原环境变化影响较小，而Ni和Co易在还原条件下富集，V易在氧化环境富集；而海洋（湖水）高盐度沉积物中B和Sr含量高，淡水沉积物中Ga和Ba比较富集。
（2）风化作用。风化作用的影响仅局限于陆上喷发间歇期或平静期沉积的沉积物或沉积岩，而对水下喷发间歇期沉积的沉积物或沉积岩几乎无影响。高强度、长时间的风化作用对出露地表的沉积岩层主微量元素的分布和分配具有一定影响，其地球化学信息不再具有反映和记录原始沉积古环境的意义。为合理规避这一干扰因素，采样时选择较为新鲜的样品，同时去掉表层风化物质，剔除蚀变、矿化较强及风化破碎的样品。
（3）埋藏作用。在火山岩的埋藏成岩阶段，地层流体的渗入与带出会导致原有矿物发生蚀变或溶蚀，同时有新矿物或次生矿物形成，产生次生胶结和充填作用，成岩矿物会发生变化，进而引起火山喷发间歇期薄层沉积岩中微量元素（含稀土元素）的含量发生改变，因此，在采样分析时对埋藏成岩作用影响较深的样品需谨慎对待。而烧失量（LOI值）过高的样品可能遭受了严重的埋藏成岩作用，其指示的沉积古环境意义较小，在数据充分的情况下，可根据烧失量（LOI）合理剔除埋藏成岩蚀变较强的样品。
3.3 沉积岩层岩石微量元素测试结果选取研究区C2k和C2h火山喷发间歇期20件沉积岩层样品的微量元素含量及其相关比值见表 1，本次主要分析了Sr，Ba，Ni，V，Cr，Sc，Zr，B，Ga等微量元素。
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下载CSV 表 1 马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带上石炭统卡拉岗组（C2k）和哈尔加乌组（C2h）样品微量元素测试结果及其相关比值计算结果 Table 1 Trace element test results of Upper Carboniferous Kalagang Formation (C2k) and Haerjiawu Formation (C2h) calculation results of their relative ratios in Niuquanhu-Niudong structural belt of Malang Sag |
C2k和C2h这2个层组火山喷发间歇期，沉积岩层氧化还原敏感微量元素富集程度相似。C2k中B含量除马24井灰色粗中粒岩屑砂岩和棕色细砂岩2个高值之外，其余8件样品的质量分数为（2.41~ 14.00）×10-6，平均为5.38×10-6，相对上地壳平均质量分数[22]亏损，指示当时可能为陆相淡水或微咸水沉积环境；Ni质量分数除灰色粗中粒岩屑砂岩1个高值之外，其余9件样品质量分数为（20.85~ 56.34）×10-6，平均为33.52×10-6，较上地壳平均质量分数低；V质量分数为（84.00~550.00）×10-6，平均为271.10×10-6，相对上地壳平均质量分数重度富集；Cr质量分数为（47.88~433.00）× 10-6，平均为107.43×10-6，与上地壳平均质量分数接近；Sr质量分数为（107.00~906.00）× 10-6，平均为559.00× 10-6，高于上地壳平均质量分数；Ba质量分数为（289.00~715.00）×10-6，平均为405.00×10-6，略高于上地壳平均质量分数。C2h中B质量分数为（0~ 91.70）×10-6，平均为25.87×10-6，相对上地壳平均质量分数富集，说明当时可能沉积于海（湖）相半咸水环境；Ni质量分数为（22.50~35.22）× 10-6，平均为30.58×10-6，较上地壳平均质量分数低；V质量分数为（131.00~340.00）×10-6，平均为206.30×10-6，相对上地壳平均质量分数富集；Cr质量分数为（14.15~ 126.00）×10-6，平均为59.60×10-6，低于上地壳平均质量分数；S质量分数为（97.36~1 353.00）×10-6，平均为435.74×10-6，较上地壳平均质量分数低；Ba质量分数为（79.27~1 196.00）×10-6，平均为359.93× 10-6，低于上地壳平均质量分数。
由图 4可看出，在C2k浅层Sr，V，Cr含量明显减少，Ba与Ni含量明显增多；而C2h这些敏感元素的含量分布相对稳定，受埋深变化影响小。2个层组火山喷发间歇期沉积岩层中Cr与V，Sc与V，Zr与V，B与Ga存在负相关性，Cu与Zn相关性不明显，而Ba与Sr在演化趋势上具有不太明显的负相关性，所不同的是，C2k中Ni和V的含量分布随埋深的变化很不稳定，存在负相关性。
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下载原图 图 4 马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带上石炭统火山岩中沉积岩夹层微量元素含量的纵向演化特征 Fig. 4 Vertical evolution of trace element content in sedimentary interbeds of Upper Carboniferous volcanic rocks in Niuquanhu-Niudong structural belt of Malang Sag |
海水（湖水）和陆上空气的氧化还原条件虽然控制着沉积物或沉积岩中V，Ni，Cr，Co等氧化还原敏感微量元素以及Sr，Ba，Mn，Cu等古气候湿度敏感元素的富集，但单一的微量元素数据或者其比值有时并未能很好地反映其古沉积环境，而利用多组比值组合指标或者二者的关联性可以达到更好的分析效果。
国内外学者[2, 23-27]利用微量元素地球化学指标来示踪古沉积环境，并综合建立了DOP、自生U，U/Th，V/Cr，Ni/Co，V/Sc，V（/V +Ni），Cu/Zn，Sr/Ba，V/Zr，B/Ga等11种地球化学指标综合判识图版（图 5）。
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下载原图 图 5 氧化还原条件及沉积环境介质微量元素含量比值指标判识图版[2, 23, 27] Fig. 5 Oxidation-reduction conditions and determination chart of microelement ratio index in sedimentary environment medium in Niuquanhu-Niudong structural belt of Malang Sag |
Jones等[23]利用DOP，V/Cr，U/Th，自生U，C/S，Ni/Co，Ni/V与（Cu + Mo）/Zn这8种地球化学指标，对挪威北海及英国海岸的上侏罗统灰色泥岩地层进行取样并计算，然后通过因素分析法来验证，发现V/Cr，DOP，U/Th，自生U，Ni/Co这5种地球化学指标特性一致，具较强的内在统一性，是作为氧化还原条件判断的较佳组合指标，并提出V/Cr可很好地反映沉积环境氧化还原条件，w（V）/w（Cr） < 2为氧化环境，2.00~4.25为贫氧环境，> 4.25为次氧至缺氧环境。Ernst[24]在地球化学分析研究中，将w（V）/w（Cr） > 2视为还原环境，< 2更偏向于氧化环境。Ni和Co这2种敏感元素都会在还原环境的沉积物中富集，却又因各自地球化学行为的差异性而呈现出一定的含量相关关系[23]；富氧氧化环境下w（Ni）/w（Co） < 5.0，亚氧化—弱还原环境下5.0 < w（Ni）/w（Co） < 7.0，贫氧或缺氧（还原）环境下w（Ni）/ w（Co） > 7.0。曾春林等[25]在柴达木盆地北缘微量元素含量及油气地质意义研究中认为，氧化环境常导致w（Ni）/w（Co）值较低，而还原环境使w（Ni）/w（Co）值较高，并提出w（Ni）/w（Co） < 2.5为强氧化环境，2.5 < w（Ni）/w（Co） < 5.0为氧化还原过渡环境，w（Ni）/ w（Co） > 5.0为缺氧（还原）环境。Kimura等[26]利用w（V）/w（Sc）值研究了伊朗北部前寒武纪—寒武纪海洋缺氧边界，指出V和Sc都为不可溶元素，在缺氧环境下w（V）/w（Sc）值较高，而在氧化环境下w（V）/ w（Sc）值较低；一般认为w（V）/w（Sc） < 14为富氧氧化环境，w（V）/w（Sc） > 30为缺氧还原环境。V在氧化环境下容易与沉积物结合发生沉淀，而Ni在还原条件下易被吸附而发生沉淀，在沉积岩中w（V）/ w（V +Ni） > 0.70指示缺氧沉积环境；当w（V）/w（V + Ni） > 0.84时，反映还原环境；当0.60 < w（V）/w（V + Ni） < 0.84时，反映贫氧环境；当0.46 < w（V）/w（V + Ni） < 0.60时，反映弱富氧环境[5, 23, 27]。
沉积物或沉积岩中w（U）/w（Th）值可作为环境的氧化还原状态指示。Jones等[23]指出w（U）/w（Th） > 4.25和 < 0.75分别对应缺氧（还原）环境和氧化环境，贫氧环境介于二者之间。Wignall等[26]指出w（Th）/ w（U）值在缺氧环境下分布在0~2，在强氧化环境下可达8左右。Wignall等[28-29]、张国涛等[30]提出用自生U来作为沉积序列中氧化还原环境的指标，δ（自生U） < 5和 > 12对应氧化环境和缺氧（还原）环境。
沉积物中w（Sr）/w（Ba）值与古盐度呈显著的正相关关系，一般认为淡水沉积物中0.6 < w（Sr）/ w（Ba） < 1.0为半咸水相，w（Sr）/w（Ba） < 0.6为微咸水、淡水相，而海/湖相沉积物中w（Sr）/w（Ba） > 1[31-33]。熊小辉等[2]认为铜族元素（Cu，Zn）在沉积作用过程中可因沉积介质氧逸度的不同而产生分离，w（Cu）/w（Zn）值随沉积介质氧逸度的升降而变化。因此，可用来判断岩石沉积时的氧化还原环境。梅水泉[34]将w（Cu）/w（Zn） < 0.21，0.21 < w（Cu）/w（Zn） < 0.35，0.38 < w（Cu）/w（Zn） < 0.50，0.50 < w（Cu）/w（Zn） < 0.63，w（Cu）/w（Zn） > 0.63，依次划为还原、弱还原、还原—氧化过渡、弱氧化、氧化等“相”；在统计处理时等于界限值时归前“相”，高于界限值时归后“相”。胡见义等[35]、陈代演等[36]指出陆相岩石所有类型w（V）/w（Zr）为0.12~0.40，海（湖）相岩石所有类型w（V）/w（Zr）为0.25~4.0。熊辉小等[2]、陈代演等[36]、Chen等[37]指出微量元素Sr，Ga，V，B含量及其比值可指示浅海和陆相沉积，并将w（B）/w（Ga） > 4.2，3.3 < w（B）/w（Ga） < 4.2，w（B）/w（Ga） < 3.3对应为浅海沉积、海陆过渡沉积和陆相沉积。
4.2 沉积岩层古沉积环境的示踪（1）w（V）/w（Sc）-w（V）/w（Cr）值。在C2k和C2h火山喷发间歇期沉积的薄层沉积岩中，V和Cr这2种变价元素具有一定的富集，所不同的是Sc在C2k明显较C2h富集程度低（参见图 5）。在利用w（V）/ w（Sc）与w（V）/w（Cr）分析本区沉积岩层沉积古氧化还原状态时，发现2个比值之间存在相关关系（图 6）；于炳松等[38]在对部分已知沉积物的Sc，V和Cr含量进行统计分析表明，w（V）/w（Sc）和w（V）/ w（Cr）也存在与本次研究相似的分布特征。
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下载原图 图 6 马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带上石炭统火山岩沉积岩夹层样品w（V）/w（Sc）-w（V）/w（Cr）交汇及氧化还原环境指示 Fig. 6 w(V)/w(Sc)-w(V)/w(Cr)intersection and redox environment indicator of sedimentary interbed samples in UpperCarboniferous volcanic rocks in Niuquanhu-Niudong structural belt of Malang Sag |
在火山喷发伴随高温作用影响下，湖盆水体应倾向于还原环境，因此分析样品与高w（V)/w（Sc)值代表的还原环境及与低w（V）/w（Cr）值代表的氧化环境相符合。根据图 6将氧化还原环境界线划分为3类：① w（V）/w（Cr） < 2.00，同时w（V）/w（Sc） < 14.00时，沉积岩层沉积于陆上氧化环境；② 2.00 < w（V）/w（Cr） < 4.25，同时14.00 < w（V）/w（Sc） < 30.00时，沉积岩层沉积于水陆过渡环境（弱氧化—弱还原）；③ w（V）/ w（Cr） > 4.25，同时w（V）/w（Sc） > 30.00时，沉积岩层沉积于水下缺氧（弱还原）环境。
由表 1可知，C2k沉积岩层中，w（V）/w（Sc）为11.31~396.40，跨度较大，数值> 30.00的样品占50%；w（V）/w（Cr）为1.27~8.48，数值> 4.25的样品为50%。由图 7可看出：w（V）/w（Sc）与w（V）/w（Cr）的值整体演化趋势相似，到浅部减小，反映当时沉积环境复杂多变，多为频繁的水、陆过渡动荡沉积环境；C2h沉积岩层中，w（V）/w（Sc）为11.02~232.88，跨度亦很大，数值< 30.00样品占60%；w（V）/w（Cr）为1.94~17.75，大部分数值> 2.00；w（V）/w（Sc）的值相对稳定，而w（V）/w（Cr）的值不稳定，整体演化趋势与C2k相似，但略高于C2k。反映当时的沉积环境存在一定还原性，局部具有一定水体深度，同时水、陆过渡沉积环境也存在。
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下载原图 图 7 马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带沉积岩夹层微量元素比值纵向演化曲线 Fig. 7 Vertical indicator evolution curve of trace element ratio of sedimentary interbeds in Niuquanhu-Niudong structural belt of Malang Sag |
（2）w（V）/w（Ni +V）值。由表 1、图 7可看出，C2k沉积岩层中，w（V）/w（Ni +V）为0.08~0.96，跨度较大，但大部分数值> 0.60，其值在浅层明显减小，反映由还原环境逐渐向氧化环境过渡。C2h沉积岩层中，w（V）/w（Ni +V）为0.79~0.92，数值跨度小且分布集中，大部分数值> 0.84，其值分布比较稳定，表明受水动力条件影响小，多为相对稳定的水体还原环境。
（3）w（Cu）/w（Zn）值。C2k沉积岩层中，w（Cu）/ w（Zn）为0.67~1.37，数值均 > 0.63，其值增减不稳定，根据前述指标可判断为陆上氧化环境。C2h沉积岩层中，w（Cu）/w（Zn）为0.52~3.71，大部分数值> 0.63，其值向浅层具有增大趋势，且较C2k要高，可判断为以氧化环境为主。
（4）w（Sr）/w（Ba）值。C2k沉积岩层中，w（Sr）/ w（Ba）为0.15~2.48，数值> 1.00样品的占70%，其值到浅层明显减小，可判断为频繁水、陆过渡沉积环境或淡水微咸水介质。C2h沉积岩层中w（Sr）/w（Ba）为0.52~2.08，数值> 1.00样品的占50%，其值受深度影响较小，可以判断为海（湖）相半咸水介质或水、陆过渡沉积环境。
（5）w（V）/w（Zr）值。C2k沉积岩层中w（V）/ w（Zr）为1.07~5.05，数值均 > 0.40，其值有向浅层减小的趋势，可判断为海相沉积环境或高盐度咸水介质。C2h沉积岩层中数值> 0.4的占50%，w（V）/w（Zr）为0.2~0.4的占40%，其值呈一定韵律性变化，可判断为海相咸水介质和海陆过渡相半咸水介质。
（6）w（B）/w（Ga）值。C2k沉积岩层中w（B）/ w（Ga）为0.41~5.32，多数值< 3.30，其值受埋深影响明显，向浅层显著增大，反映以陆相沉积环境为主，海（湖）、陆过渡沉积环境也存在。C2h沉积岩层中，w（B）/w（Ga）为0.20~24.72，多数值> 4.20，可判断为以海（湖）相沉积为主，海（湖）、陆过渡相沉积次之。
通过上述综合因素分析法验证筛选，发现w（V）/ w（Cr），w（V）/w（Sc），w（V）/w（V +Ni），w（Sr）/w（Ba）和w（B）/w（Ga）这5类比值数据演化趋势较为一致，且结论较为可信，是沉积岩层古氧化还原环境或古沉积环境介质示踪判别的较佳组合指标；而w（Cu）/ w（Zn）和w（V）/w（Zr）这2类数据与其他比值的演w（V）/w（Zr）为0.13~0.91，化趋势有差异，这2类比值的地球化学特征及沉积环境意义有待商榷，不适合作为古氧化还原条件或古沉积环境介质的判别依据（表 2）。
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下载CSV 表 2 氧化还原环境微量元素判别指标及马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带上石炭统沉积岩层测试样品数据分布统计 Table 2 Statistics of trace element discrimination index and Upper Carboniferous test sample data in redox environment in Niuquanhu-Niudong structural belt of Malang Sag |
w（V）/w（Cr），w（V）/w（Sc），w（V）/w（V +Ni），w（Sr）/w（Ba）和w（B）/w（Ga）这5类比值指标的一致性表明，C2k沉积岩层的古沉积环境极为复杂，为频繁水、陆过渡相及陆上沉积特征，水、陆过渡时期湖盆水体可能处于不断波动的过程，该组火山岩沉积保存于水、陆交替和陆上古地理环境。C2h沉积岩层的古沉积环境相对单一，以水下沉积环境为主（局部水体具有一定深度或具有一定盐度），水、陆过渡相也发育，该组火山岩主要沉积保存于水下古地理环境，水、陆过渡古地理环境也存在。这与王盛鹏等[11]和朱卡等[19]的研究结果较为吻合。由此，经综合因素分析法验证筛选得出的w（V）/w（C），w（V）/w（Sc），w（V）/w（V + Ni），w（Sr）/w（Ba）和w（B）/ w（Ga）这5类比值组合指标，对本区上石炭统古沉积环境的示踪判别结果是科学可信的，且该地球化学方法不受地质时代及区域地质条件的限制，具有普遍适用性。
5 结论（1）马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带上石炭统火山喷发间歇期正常沉积岩夹层的岩性主要有灰色粗中粒岩屑砂岩、棕色细砂岩、灰色泥岩和灰黑色炭质泥岩，其灰色粗中粒岩屑砂岩、棕色细砂岩成分以岩屑为主，石英、长石次之，微含暗色矿物，泥质胶结次致密；而灰色泥岩、灰黑色炭质泥岩不纯，在C2h岩心中见水平层理发育，纹层的厚度为1~ 4 cm，具有一定的沉积特征。
（2）基于DOP、自生U，U/Th，V/Cr，Ni/Co，V/（V + Ni），V/Sc，V/Zr，Sr/Ba，Cu/Zn，B/Ga等11种地球化学指标判识图版可以判别马朗凹陷牛圈湖—牛东构造带火山熔岩与火山碎屑岩中沉积岩夹层的古沉积环境。
（3）w（V）/w（Cr），w（V）/w（Sc），w（V）/w（V + Ni），w（Sr）/w（Ba）和w（B）/w（Ga）这5类比值演化趋势较为一致，可作为较佳的沉积岩层古氧化还原环境判别组合指标；5类组合指标综合判别上石炭统C2k沉积岩层沉积介质环境极为复杂，存在频繁水、陆过渡相及陆相沉积特征；上石炭统C2h沉积岩层沉积介质环境相对单一，以海（湖）水下还原环境为主，海（湖）、陆过渡复杂环境介质也存在。
（4）基于火山喷发间歇期正常沉积岩夹层微量元素地球化学特征指示的古沉积环境意义，间接得出的火山岩地质环境演化结果具有普适性，可应用于不同地质时代、不同区域地质条件下火山岩喷发间歇期沉积岩夹层古沉积介质环境的判别中。
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