何衍鑫, 鲜本忠, 牛花朋, 刘建平. (2018)古地理环境对火山喷发样式的影响:以准噶尔盆地玛湖凹陷东部下二叠统风城组为例* [J]. 古地理学报, 20(2): 245-262
He Yan-Xin, Xian Ben-Zhong, Niu Hua-Peng, Liu Jian-Ping. (2018)Effects of palaeogeographic environment on volcano eruption style: Example from the Lower Permian Fengcheng Formation in eastern Mahu sag,Junggar Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 20(2): 245-262.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2018.02.018
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古地理环境对火山喷发样式的影响:以准噶尔盆地玛湖凹陷东部下二叠统风城组为例*
何衍鑫1, 鲜本忠1,2, 牛花朋1,2, 刘建平1
1 中国石油大学(北京)地球科学学院,北京 102249
2 中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室,北京 102249

第一作者简介 何衍鑫,男,1993年生,中国石油大学(北京)硕士研究生,主要从事火山岩储集层研究。E-mail: Heyx1993@126.com。

通讯作者简介 鲜本忠,男,1973年生,博士,副教授,主要从事火山岩储集层和重力流等研究工作。E-mail: xianbzh@163.com。

收稿日期:2017-05-30
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号: 41172104,41372117,41272133)、国家科技重大专项(编号: 2011ZX05009-002,2011ZX05014-001)和中国石油大学(北京)科研基金资助项目(编号: KYJJ2012-01-06)联合资助
摘要

自然界中,火山的喷发样式常因岩浆或周围环境的变化而发生转换。为了探索沉积盆地古地理环境对古代火山喷发样式的可能影响,文中利用地震、钻测井及岩心资料,厘定准噶尔盆地玛湖凹陷东部下二叠统风城组古地理环境及火山岩的分布;利用岩心和薄片观察、扫描电镜、元素地球化学、电子探针等技术,对取心段火山岩岩石类型、岩石组合和地球化学特征开展了研究。结果表明:( 1)取心段火山岩发育 4种岩石类型和 3种岩石组合,射气岩浆喷发和岩浆喷发 2种火山喷发样式类型;( 2)射气岩浆喷发以发育熔积岩,具面包皮结构、熔结结构、熔结珍珠结构的熔结凝灰岩和增生火山砾为特征,而岩浆喷发以胶结增生火山砾而形成含增生火山砾熔岩为特征;( 3)火山口古地理环境的演化控制着火山喷发样式的类型及其转换,进而影响喷发产物的特征:古地理环境为水下环境时,足量的水和上升的高温岩浆相互作用发生射气岩浆喷发;古地理环境变为陆上时,岩浆发生溢流式岩浆喷发。取心段古地理环境变化的主要原因可能是喷发产物在火山口附近的堆积或季节性气候变化引起的湖平面变化;( 4)古地理环境对古代火山喷发的样式类型、喷发过程、喷发产物特征具有重要影响,这可以为盆地中火山岩成因分析和喷发过程重建提供新的视角,为火山岩油气藏的精细勘探开发提供新的思路。

关键词: 喷发样式; 古地理环境; 射气岩浆喷发; 风城组; 玛湖凹陷; 准噶尔盆地
中图分类号:P534.53;P588.14 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2018)02-0245-18
Effects of palaeogeographic environment on volcano eruption style: Example from the Lower Permian Fengcheng Formation in eastern Mahu sag,Junggar Basin
He Yan-Xin1, Xian Ben-Zhong1,2, Niu Hua-Peng1,2, Liu Jian-Ping1
1 College of Geosciences,China University of Petroleum(Beijing),Beijing 102249
2 State Key Laboratory of Petroleum Resource and Prospecting,China University of Petroleum(Beijing),Beijing 102249;

About the first author He Yan-Xin,born in 1993,is a master candidate of China University of Petroleum(Beijing). He is mainly engaged in research on volcanic reservoir. E-mail: Heyx1993@126.com.

About the corresponding author Xian Ben-Zhong,born in 1973,is an associate professor of China University of Petroleum(Beijing). He is mainly engaged in researches on volcanic reservoir and gravity flow. E-mail: xianbzh@cup.edu.cn.

Fund:[Co-funded by the National Natural Science Foundation of China(Nos.41172104,41372117,41272133),the National Science and Technology Major Project(Nos. 2011ZX05009-002,2011ZX05014-001)and the Foundation of China University of Petroleum(Beijing)(No. KYJJ2012-01-06)]
Abstract

The eruption style transition of modern volcanoes often occurred,due to the changes of magma or ambient environment in nature. This paper tries to explore the probable influences of palaeogeographic environment on volcano eruption style in the sedimentary basin. Based on data from seismic,drilling,logging and core,the palaeogeographic environment and distribution of volcanic rocks in the Lower Permian Fengcheng Formation in eastern Mahu sag,Junggar Basin,were analyzed. The petrological and geochemical characteristics of cored volcanic rocks were studied by core observation,thin section observation,SEM(scanning electron microscope),major element analysis and EPMA(electron probe microanalysis). The results showed that:(1)There are mainly four types of volcanic rock and three types of lithological association. Two kinds of eruption style,phreatomagmatic eruption and magmatic eruption,are recognized. (2)In detail,phreatomagmatic eruption is characterized by peperite,accretionary lapilli and welded tuff developed with bread-crusted texture,welded texture and welded perlitic texture. While,magmatic eruption is characterized by accretionary lapilli-bearing lava caused by the cementation of earlier accretionary lapilli. (3)The evolution of palaeogeographic environment near vent controlled the eruption style,which then influenced the characteristics of eruptive products. Phreatomagmatic eruption caused by magma and enough water interaction occurred when palaeogeographic environment was subaqueous. Effusive magmatic eruption happened when palaeogeographic environment was subaerial. The major reason of palaeogeographic environment changes probably were related to the accumulation of eruptive products near vent or lake level changes caused by seasonal weather change in the core intervals. (4)Therefore palaeogeographic environment had significant influences on eruption style,eruptive process and features of eruptive products. That could provide a new viewpoint for genetic analysis of volcanic rocks and eruptive process rebuilding,and also provide a new idea for exploration and development of volcanic petroleum reservoirs.

Key words: eruption style; palaeogeographic environment; phreatomagmatic eruption; Fengcheng Formation; Mahu sag; Junggar Basin
1 概述

在火山学中, 根据喷发能量的来源, 将喷发样式分为岩浆喷发(magmatic eruption)、射气岩浆喷发(phreatomagmatic eruption)和射气喷发(phreatic eruption)3种类型。岩浆喷发以岩浆中挥发组分的脱溶作用引起的岩浆内部气体膨胀为驱动力, 而射气岩浆喷发和射气喷发以岩浆和地表水或地下水相互作用产生的水蒸气引发的气体膨胀为驱动力, 更具危害性(孙谦和樊祺诚, 2005a, 2005b), 射气喷发因缺乏固态和液态喷发物而难以形成地层记录。射气岩浆喷发是一种特殊类型的火山活动, 区别于通常的溢流式— 爆炸式喷发和裂隙式— 中心式喷发。射气岩浆喷发的产生意味着存在水的广泛参与, 水的来源可以是海水、湖水、地表水, 甚至地下水(Wohletz et al., 2013), 产生与否主要取决于岩浆与水的比率(Lorenz, 1973; Wohletz, 1986)。

自然界的火山产物中常出现岩浆喷发的熔岩流熔岩与射气岩浆喷发的基浪堆积物互层产出的现象(孙谦, 2003; Kereszturi et al., 2014)。在火山活动史中, 火山既可以从射气岩浆喷发转换为岩浆喷发(Tanaka and Hashimoto, 2013; van Straaten and Kopylova, 2013; Brenna and Gee, 2014; Kereszturi et al., 2014; Pensa et al., 2015), 也可以从岩浆喷发转换为射气岩浆喷发(樊祺诚等, 2006; Weinstein, 2007; Alvarado and Schmincke, 2013; Tarff and Day, 2013; Geshi et al., 2016)。

现代火山喷发的观察记录和科学研究发现, 导致火山喷发样式转换的原因有水含量的变化(Brenna and Gee, 2014)、冷凝边的破碎作用(Tarff and Day, 2013)、火山口的侧向断裂(Geshi et al., 2016)、熔岩流流入水体(Weinstein, 2007)以及喷发前岩浆挥发分含量的变化(Owen et al., 2013)。由于深埋于地底的火山机构比暴露地表的火山更难识别, 观察分析技术更复杂且可靠性更低, 取样成本更高且不连续, 导致人们对沉积盆地中广泛发育的大量火山岩的火山喷发样式类型、可能存在的射气岩浆喷发过程、模式、喷发产物特征及其影响因素的认识还十分不足。

文中基于地震、测井和岩心资料的解释成果, 厘定玛湖凹陷东部下二叠统风城组古地理环境和火山岩的分布; 以玛东1井和旗8井10.4, m取心段为例, 通过岩心观察、薄片鉴定、主量元素分析、电子探针分析, 研究取心段火山岩岩石类型、岩石组合及地球化学特征, 识别取心段火山喷发的样式类型, 分析火山喷发样式转换的可能成因, 建立古地理环境控制的喷发样式转换模式, 探讨湖泊环境下古地理环境对古代火山喷发样式类型、喷发过程及喷发产物特征的影响。

2 区域地质背景

玛湖凹陷地处新疆北部, 位于准噶尔盆地西北部, 面积近5000, km2, 构造上位于盆内中央坳陷的西北部(图 1), 东临陆梁隆起, 西接中柺凸起, 处于盆地西北缘克百断裂带、乌夏断裂带下盘。石炭纪至早二叠世, 新疆北部由洋盆向陆内盆地转换, 脱离海洋环境, 进入陆内造山阶段(李建忠等, 2010; 龚一鸣和纵瑞文, 2015)。早二叠世, 西准噶尔残留洋彻底关闭引发的大规模碰撞期后强烈伸展作用, 沿造山带前缘又再次形成短期的陆内裂馅, 伴随着大量火山岩的喷发和侵位(李建忠, 2010)。准噶尔盆地二叠系是下部伸展盆地和上部挤压盆地“ 叠合” 的结果(隋风贵, 2015), 其中风城组沉积时期为伸展断裂盆地(蔡忠贤等, 2000; 孟家峰等, 2009)。

图 1 准噶尔盆地玛湖凹陷东部地区位置(A)和下二叠统风城组岩性特征(B)Fig.1 Location of eastern Mahu sag, Junggar Basin(A)and lithologic characteristics of the Lower Permian Fengcheng Formation(B)

玛湖凹陷二叠系包括佳木河组、风城组、夏子街组、下乌尔禾组和上乌尔禾组, 内部为不整合接触(陈建平和查明, 2002), 风城组是玛湖凹陷主力烃源岩发育层系。在风城组沉积时期, 玛湖凹陷属于闭塞性湖泊(秦志军等, 2016), 随着湖盆扩张, 水体加深, 发育较稳定的湖泊相和扇三角洲沉积, 期间伴随着大量的火山活动(鲜本忠等, 2013), 沉积层序总体呈向上逐渐变细的正旋回沉积(孟家峰等, 2009; 曹剑等, 2015)。

准噶尔盆地晚古生代火山活动具有自水下向水上、深水向浅水、陆缘向陆内转换的喷发环境变化趋势(毛翔等, 2012)。准噶尔盆地二叠系火山岩为碰撞期后板内伸展构造环境(吴晓智等, 2009; 李建忠等, 2010; 高睿等, 2013), 腹部地区火山喷发主要是活动大陆背景下的水上喷发或浅水中喷发(邵雨等, 2012)。准噶尔盆地西北缘风城组沉积时期, 火山喷发作用主要受构造断裂作用和古地理环境的影响。火山岩沿断裂带呈带状分布, 火山口呈面状分布(祝彦贺等, 2008), 远离断裂带, 地层由厚减薄, 火山岩减少而沉积岩增多(鲜本忠等, 2013)。

3 资料与方法

玛湖凹陷东部共2口井钻遇风城组火山岩, 分别是旗8井和玛东1井。旗8井风城组取心段4563.15~4568.05, m, 进尺4.90, m, 心长4.70, m, 收获率95.9%; 玛东1井风城组取心段4264.08~4269.58, m, 进尺5.5, m, 心长4.67, m, 收获率84.9%。采集岩心样品20块, 制成铸体薄片8张。6块样品的显微结构观察通过中国石油大学(北京)能源材料微结构实验室Quanta 200F场发射环境扫描电镜完成。其中2块样品的主量元素分析由中国地质科学院地球物理地球化学勘探研究所完成, 样品的FeO含量由容量分析法测得, SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O3(Total)、CaO、MgO、MnO、K2O、Na2O、P2O5、LOI含量由压片法-X射线荧光光谱(XRF)测得。2块样品的电子探针测试分析由中石油勘探开发研究院油气储集层重点实验室完成, 共计10个样点。

4 火山岩特征
4.1 岩石类型及特征

基于旗8井和玛东1井的取心情况, 分析岩心段中发育的岩石类型及其特征。旗8井风城组岩心段共4.9, m(图 2-A), 可分为上下2段。上段为含增生火山砾熔岩, 厚2.3, m, 增生火山砾含量和粒度均逐渐减小; 下段为2套隐爆角砾熔岩和3套熔结凝灰岩互层产出, 厚2.4, m, 熔结凝灰岩属于爆发相热碎屑流亚相, 隐爆角砾熔岩属于火山通道相隐爆角砾熔岩亚相。玛东1井风城组岩心段共5.5, m(图 2-B), 也可分为上下2段。上段为含增生火山砾熔岩, 厚2.5, m, 增生火山砾含量和粒度均逐渐减小, 从下到上孔隙度逐渐增大, 由4%增大到18%, 渗透率约为20× 10-3 μ m2。下段为熔结凝灰岩上覆于熔积岩之上, 分别厚1.0, m和1.3, m, 熔结凝灰岩属于爆发相热碎屑流亚相。

图 2 准噶尔盆地玛湖凹陷东部旗8井(A)和玛东1井(B)下二叠统风城组取心段综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of core intervals of the Lower Permian Fengcheng Formation in Well Qi-8 (A) and Well Madong-1 (B) in eastern Mahu sag, Junggar Basin

对研究区旗8井和玛东1井钻遇风城组的10.4, m岩心进行观察和薄片分析, 结果表明取心段的岩石类型有含增生火山砾熔岩、隐爆角砾熔岩、熔结凝灰岩和熔积岩4种。通过岩心和薄片观察、扫描电镜和电子探针分析等技术手段, 对上述4种岩石的岩石学特征进行描述。

4.1.1 含增生火山砾熔岩 含增生火山砾熔岩均发育在旗8井和玛东1井取心段的上半段(图 2), 下伏熔结凝灰岩。含增生火山砾熔岩由增生火山砾和熔浆胶结物2部分组成。增生火山砾(accretionary lapilli)多呈紫红色或浅红色, 颜色至下而上逐渐变浅, 形状为椭球状— 球状, 边缘较光滑, 含量30%~90%。增生火山砾由下至上粒径逐渐减小, 表现为正粒序, 上部平均粒径0.8, cm, 最大粒径1, cm, 以不接触或点接触为主, 含量30%~50%(图 3-B); 下部平均粒径1.2, cm, 最大粒径1.8, cm, 以点— 线接触为主, 含量50%~90%(图 3-C)。胶结熔浆呈灰色或灰白色, 颜色较增生火山砾浅。增生火山砾与胶结熔浆之间的界面清晰, 部分增生火山砾可从中分离脱落。玛东1井增生火山砾中发育丰富的气孔(图 4-B), 孔隙度在10%~20%之间, 为有利的火山岩储集层。气孔被自生石英部分或完全充填, 由外往内, 石英颗粒粒径越来越大, 结晶程度越来越高, 晶形越来越好。

图 3 准噶尔盆地玛湖凹陷东部旗8井下二叠统风城组岩心及显微照片
A— 旗8井岩心段照片, 4563.15~4568.05, m; B— 浅灰色含增生火山砾熔岩, 最大粒径1, cm, 气孔不发育, 4563.85~4563.97, m; C、D— 紫红色含增生火山砾熔岩, 平均粒径1.2, cm, 最大粒径1.8, cm, 气孔不发育, 4565.35, m; E— 照片C、D的镜下特征, 球体为增生火山砾(AcL), 球体边缘不均匀发育放射状铁质氧化壳(Ic), 球间为酸性熔浆胶结物(MC), 表现为2层结构: 外部具硅质壳, 内部为玻璃质, 单偏光; F— 照片C、D的镜下特征, 椭球状增生火山砾(AcL)由多个球状增生火山砾联结组成, 边缘明显, 单偏光; G— 照片C、D的镜下特征, 单个球状增生火山砾(AcL), 边缘不明显, 被具珍珠结构的熔浆(MC)胶结, 单偏光; H— 含增生火山砾熔岩的背散射图像, 碎屑为增生火山砾, 碎屑边缘明显的圈层结构, 图中的标记点(Q1、Q2、Q3、Q4)为电子探针分析测试所在点, 4565.15, m; Ⅰ — 含增生火山砾熔岩的背散射图像, 两端碎屑为增生火山砾, 图中的标记点(Q5、Q6、Q7)为电子探针分析测试所在点, 4565.15, m; J— 灰紫色隐爆角砾熔岩, 早期熔结凝灰岩隐爆分裂后被熔浆灌入, 4567.05, m; K— 照片J的镜下特征, 颗粒为熔结凝灰岩角砾, 粒间为后期熔浆胶结, 图中的标记点(Q9、Q10、Q11)为电子探针分析测试所在点, 4567.05, m; L— 灰绿色熔结凝灰岩, 见定向状的长条形塑性岩屑, 4567.7, m; M— 弱熔结凝灰岩, 裂缝充填, 少见斑晶, 4559, m, 单偏光; N— 照片L的镜下特征, 熔结珍珠结构, 沿同心状裂隙绿泥石化严重, 单偏光Fig.3 Core photos and micrographs of the Lower Permian Fengcheng Formation of Well Qi-8 in eastern Mahu sag, Junggar Basin

图 4 准噶尔盆地玛湖凹陷东部玛东1井下二叠统风城组岩心及显微照片
A— 玛东1井岩心段照片, 4264.08~4269.58, m; B— 黑色含增生火山砾熔岩, 增生火山砾内发育月牙状孔隙, 饱含油, 4264.40, m; C、D— 深灰色含增生火山砾熔岩, 平均粒径1, cm, 最大粒径2, cm, 气孔不发育, 4266.20, m; E— 照片C、D的薄片, 增生火山砾(白色虚线区域), 粒径约1.5, cm, 核部被后生石英充填, 边缘为多重多韵律边, 4266.20, m; F— 照片E局部的镜下特征, 增生火山砾的边缘, 呈韵律性, 由多重圈层组成, 单偏光; G— 照片E局部的镜下特征, 珍珠结构的熔浆胶结物, 与增生火山砾直接接触, 边缘发育烘烤边, 单偏光; H— 浅灰色熔结凝灰岩, 4268.20, m; I— 照片H的镜下特征, 塑性玻屑、塑性晶屑和塑性岩屑定向排列, 正交偏光; J— 照片H的表面结构特征, 面包皮结构, 扫描电镜二次电子图像(SE); K— 灰白色熔积岩, 见泥岩碎屑, 4269.20, m; L— 照片K的薄片, 见绿色泥岩碎屑(黄色虚线区域); M— 照片K局部的镜下特征, 中间为深绿色泥岩碎屑, 边缘为烘烤边, 四周为塑性岩屑、塑性晶屑定向排列的弱熔结结构的火山碎屑物Fig.4 Core photos and micrographs of Well Madong-1 of the Lower Permian Fangchang Formation in eastern Mahu sag, Junggar Basin

镜下观察发现, 增生火山砾可以由多个增生火山砾通过聚合作用联结组成(图 3-F), 边缘由多层圈层组成(> 10层)(图 4-F), 均表明其在形成过程中经历了多期的增生作用(Eaton and Wilson, 2013)。增生火山砾表面发育着明显的铁质氧化壳(图 3-E), 呈放射状, 表明增生火山砾在形成之后可能遭受一段时期的暴露风化作用。熔浆胶结物表现为2层结构: 外部具硅质壳, 内部为玻璃质(图 3-E); 发育明显的珍珠结构(图 3-G, 图 4-G), 是酸性岩浆遇水急剧冷却的结果。

电子探针分析测试结果(表 1)表明, 增生火山砾(Q1和Q2)SiO2在80%~90%之间, Na2O+K2O在5%~7%之间; 增生火山砾边缘的氧化壳(Q5和Q7)SiO2在55%~72%之间, Al2O3在15%~19%之间, FeO在1%~7%, 相对硅质壳表现为富铝铁少硅。熔浆胶结物(Q4)SiO2在65%~73%之间, Na2O+K2O在8%~13%之间, Al2O3在15%~20%之间, 相对增生火山砾富钾铝少硅; 熔浆胶结物硅质壳(Q3)SiO2含量为100%, 为纯的硅质玻璃。

表 1 准噶尔盆地玛湖凹陷东部火山岩下二叠统风城组电子探针测试结果(%)及解释 Table1 Interpretation of the EPMA results(%) of volcanic rocks of the Lower Permian Fengcheng Formation in eastern Mahu sag, Junggar Basin

4.1.2 熔结凝灰岩 熔结凝灰岩均发育在玛东1井和旗8井取心段的下半段, 旗8井熔结凝灰岩中发育有隐爆角砾熔岩(图 2)。熔结凝灰岩呈灰白色, 熔结强度从下往上逐渐增高, 下部为弱熔结凝灰结构, 上部为强熔结凝灰结构(图 3-L, 图 4-H)。塑性岩屑多定向排列, 被拉长且棱角较圆滑, 呈蝌蚪状。

镜下观察发现, 熔结凝灰岩由大量塑性岩屑、晶屑及少量塑性岩屑组成。下部弱熔结凝灰岩中, 可见熔结结构(图 3-M)和熔结珍珠结构(图 3-N), 熔结珍珠结构是塑性碎屑骤冷收缩而成的同心状裂隙结构, 沿同心状裂隙绿泥石化严重, 假流动构造不发育。上部强熔结凝灰岩塑性玻屑、塑性晶屑和塑性岩屑定向排列明显(图 4-I), 是熔结、压结的特点, 表现为火山碎屑流的特征。塑性岩屑内普遍缺乏气孔, 表明岩浆中挥发组分含量较少。绿泥石多形成于水下还原性环境。扫描电镜观察发现, 熔结凝灰岩碎屑中发育面包皮结构(图 4-J), 球状, 磨圆度较好, 边缘较光滑。

4.1.3 隐爆角砾熔岩 隐爆角砾熔岩仅出现在旗8井取心段, 发育有2期, 单层厚约20~40, cm, 均夹于熔结凝灰岩之间(图 2), 典型特征是隐爆角砾结构。隐爆角砾熔岩由隐爆角砾和熔浆胶结物2部分组成。角砾多呈灰色或灰白色, 粒径1~3, cm, 不规则, 棱角分明, 具可拼合的特点, 角砾间被后期岩浆浇注充填(图 3-J)。其原岩为熔结凝灰岩, 与隐爆角砾熔岩上覆和下伏的熔结凝灰岩特征一致。熔浆胶结物呈脉状充填于隐爆角砾之间, 由下而上呈树枝状, 上部脉多而细、多分叉, 下部脉少而宽、分叉少。

电子探针分析测试结果(图 3-K, 表 1)表明, 隐爆角砾(Q11)SiO2含量为83.74%, 呈酸性, Na2O+K2O含量为6.32%, Al2O3为9.46%, 里特曼指数为0.98, 呈钙碱性; 熔浆胶结物(Q9)SiO2含量为65.18%, 呈酸性, Na2O+K2O含量为14.53%, Al2O3为19.28%, 里特曼指数为9.5, 呈过碱性。

4.1.4 熔积岩 熔积岩仅出现在玛东1井取心段下部(图 2), 厚约1.6, m。熔积岩呈灰白色(图 4-K), 块状, 由浆源碎屑和宿主沉积物二元组分构成。块状熔积岩发育包裹结构, 即岩浆内部发育沉积物的包裹体, 形似于杏仁构造, 包裹体内部为深灰色泥岩碎屑。浆源碎屑为块状, 含量约95%, 具弱熔结结构特征, 塑性岩屑定向排列且被拉长, 普遍缺乏气孔, 为火山碎屑流成因。宿主沉积物表现为泥岩撕裂屑(图 4-L, 4-M), 被块状浆源碎屑包裹, 含量约5%, 呈扁平椭球状, 彼此定向平行排列, 具拖曳的特征, 表现为碎屑流沉积的特征。

4.2 岩石组合

对研究区风城组火山岩的垂向序列进行识别, 可划分出3类常见的岩石组合, 分别是: 熔积岩-熔结凝灰岩组合、熔结凝灰岩-隐爆角砾熔岩组合、熔结凝灰岩-含增生火山砾熔岩组合, 分别是3种不同类型的火山活动的地质记录。

4.2.1 熔积岩-熔结凝灰岩组合 熔积岩是熔浆进入潮湿环境, 与未固结的沉积物混合而成(Hooten and Ort, 2002; Skilling et al., 2002; Chen et al., 2016), 宿主沉积物具指示堆积环境的地质意义。发育包裹结构的块状熔积岩是岩浆的流动和沉积物的流动, 使两者发生对流和相互包卷, 由岩浆完全裹入沉积物之后凝固而形成的(郭召杰等, 2015)。

熔积岩-熔结凝灰岩组合以玛东1井岩心段下段为例(图 5)。取心段熔积岩中宿主沉积物为深灰色泥岩, 未见砂砾岩或化学岩碎片, 推断熔积岩的堆积环境为水下环境。熔结凝灰岩发育典型的熔结结构, 熔结强度低, 结合下伏熔积岩的成因和下部熔结凝灰岩发育的面包皮结构、熔结珍珠结构, 推断为水下火山碎屑流成因。水下火山碎屑流的流动与水底未固结的泥质沉积物发生对流和包卷, 泥质沉积物裹入火山碎屑流后凝固堆积成熔积岩; 随后火山碎屑流在前期形成的熔积岩上流动冷却凝固形成熔结凝灰岩。

图 5 准噶尔盆地玛湖凹陷东部下二叠统风城组火山岩岩石组合特征及成因解释Fig.5 Characteristics of rock associations and their genetic interpretation of volcanic rocks of the Lower Permian Fengcheng Formation in eastern Mahu sag, Junggar Basin

4.2.2 熔结凝灰岩-隐爆角砾熔岩组合 隐爆角砾结构是原岩被高温、高压富挥发组分的流体释放压力炸裂而成的原地堆积棱角状角砾, 被岩浆充填、胶结而形成的特殊结构(王璞珺等, 2016)。隐爆角砾熔岩本质上属于火山碎屑熔岩, 代表了火山通道相的一种特殊亚相— — 隐爆角砾岩亚相, 具特殊的地质意义, 指示火山口的发育位置或位于火山口附近的位置。

熔结凝灰岩-隐爆角砾熔岩组合以旗8井岩心段下段为例(图 5)。取心段中, 隐爆角砾熔岩发育2期, 发育2套熔结凝灰岩-隐爆角砾熔岩组合。隐爆角砾熔岩的原岩是熔结凝灰岩。隐爆角砾熔岩中角砾粒径较粗, 破碎程度弱— 中等, 推测距离火山口仍有一定距离, 处于隐爆角砾熔岩亚相中部。早期火山碎屑流形成了下伏熔结凝灰岩; 因临近火山口, 熔结凝灰岩受岩浆隐蔽爆破作用而炸裂成火山角砾, 角砾间裂缝被后期岩浆注入、充填和胶结形成隐爆角砾熔岩。

4.2.3 熔结凝灰岩-含增生火山砾熔岩组合 球状或椭球状火山碎屑称为增生火山砾, 是射气岩浆喷发的指相物质(刘招君等, 2008), 形成于射气岩浆喷发中。火山碎屑在火山密度流的推动下远离火山口运动, 并在滚动过程中不断粘结细小火山灰或尘土等, 形成以火山碎屑为核的圈层构造(孙谦和樊祺诚, 2005a; 刘招君等, 2008)。

熔结凝灰岩-含增生火山砾熔岩组合以玛东1井和旗8井取心段的上半段为例(图 5)。熔结凝灰岩和含增生火山砾熔岩两者的主量元素组成基本一致, 推测两者是源于同一时期的同一个岩浆房中。早期射气岩浆喷发的火山密度流形成了下伏熔结凝灰岩和松散堆积的球状增生火山砾; 后期岩浆喷发的酸性熔岩流将松散的增生火山砾胶结在一起, 形成了硬化固结的含增生火山砾熔岩。

4.3 岩石地球化学特征

由研究区火山岩主量元素分析结果(表 2)可知, 旗8井含增生火山砾熔岩和玛东1井熔结凝灰岩SiO2含量为71.30%~71.51%, 呈酸性; 全碱含量(Na2O+K2O)为1.6%~3.84%; 里特曼指数为0.06~0.13, 表现为钙碱性; 氧化系数均小于0.5, 指示这2类岩石堆积固结于还原环境中。含增生火山砾熔岩和熔结凝灰岩的SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O3(Total)、CaO、MgO、MnO、P2O5含量相近, 有的近乎相等, NaO2和K2O含量差别较小, 分别相差1.41%和0.83%, 岩浆组成基本一致, 说明两者可能来源于同一时期的同一岩浆房中。

表 2 准噶尔盆地玛湖凹陷东部下二叠统风城组火山岩主量元素组成(wt.%) Table2 Major element composition(wt.%)of volcanic rocks of the Lower Permian Fengcheng Formation in eastern Mahu sag, Junggar Basin
5 古地理环境及火山岩分布

基于玛湖凹陷东部地区风城组沉积背景及岩心、测井和地震资料综合分析, 认为研究区为扇三角洲— 湖泊沉积体系, 并存在大量火山岩分布, 主要发育扇三角洲相、湖泊相和火山岩相3大类(图 6)。平面上具有明显的分带性, 由湖盆边缘向盆内依次为扇三角洲平原、扇三角洲前缘、近火山口相、远火山口相、滨浅湖亚相、半深湖— 深湖亚相(何衍鑫等, 2017)。

图 6 准噶尔盆地玛湖凹陷东部下二叠统风城组古地理环境和火山岩分布Fig.6 Distribution of volcanic rocks and palaeogeographic environment of the Lower Permian Fengcheng Formation in eastern Mahu sag, Junggar Basin

扇三角洲相主要发育扇三角洲平原亚相和扇三角洲前缘亚相, 沿断层边界和超覆边界分布, 物源主要来自于西北缘老山和东部陆梁隆起(邹志文等, 2015)。扇三角洲平原亚相是扇三角洲的陆上部分, 处于山口到平均湖平面之间(彭飚等, 2017), 为氧化沉积环境, 以发育紫红色泥岩、泥质细粒岩和砂砾岩为特征; 扇三角洲前缘亚相是扇三角洲入湖后的沉积, 位于平均湖平面与平均浪基面之间, 为水下还原沉积环境(彭飚等, 2017), 以发育灰绿色泥岩、泥质细砂岩和砂质泥岩为特征。湖泊相主要发育滨浅湖亚相和深湖— 半深湖亚相, 是研究区重要的水下还原沉积区。其中深湖— 半深湖亚相主要分布于研究区东北部和西南部, 以发育黑色泥岩和泥质细砂岩为特征; 而滨浅湖亚相广泛分布于研究区, 以发育灰色泥岩、砂质泥岩和泥质细砂岩为特征。火山岩相主要发育近火山口相和远火山口相, 沿断裂带呈带状分布。研究区近火山口相主要发育在旗8井、夏87井和夏72井3个井区, 呈面状分布, 以发育隐爆角砾熔岩、凝灰质火山角砾岩等粗粒火山碎屑岩为特征。远火山口相则以近火山口相为中心呈面状分布, 以发育凝灰岩等细粒火山碎屑岩为特征。根据古地理环境和火山岩的平面分布, 可以推测夏201井区火山岩堆积于滨浅湖和扇三角洲前缘环境, 夏87井区火山岩都堆积于滨浅湖环境, 旗8井区(含玛东1井)火山岩较为复杂, 可堆积于滨浅湖、扇三角洲前缘和扇三角洲平原环境。

玛湖凹陷风城组一段沉积时期, 火山活动较频繁, 分布面积较广; 风城组二段沉积时期, 火山活动减弱; 风城组三段沉积时期, 火山岩逐渐减少至零星状分布(朱世发等, 2012)。火山岩厚度约几米至几十米, 分布不稳定, 多夹于湖相泥岩中(鲜本忠等, 2013)。测录井和取心资料表明, 玛湖凹陷东部风一段沉积时期可划分为3大期和5小期(图 7)。Ⅰ 期沉积时期, 玛东1井主要发育紫红色泥岩和泥质细砂岩, 旗8井主要发育灰色泥岩和泥质细砂岩, 夏76井区发育灰绿色泥质细砂岩, 夏72井区发育灰黑色泥岩和泥质细砂岩, 推测古地理环境分别为扇三角洲平原、扇三角洲前缘、滨浅湖和深湖— 半深湖。Ⅱ 期主要为火山爆发相和溢流相沉积, 根据岩性和喷发样式又可分为Ⅱ 1期和Ⅱ 2期2个小期。Ⅱ 1期, 旗8井区和夏72井区发育熔积岩、熔结凝灰岩、隐爆角砾熔岩和含增生火山砾熔岩, 夏76井区主要发育隐爆角砾熔岩和含增生火山砾熔岩, 均为火山爆发相。Ⅱ 2期, 旗8井区、夏72井区和夏76井区均主要发育溢流相流纹岩。Ⅲ 期主要为火山碎屑沉积, 其中Ⅲ 1期火山碎屑粒径较大, 主要发育凝灰质火山角砾岩, 夏72井缺失; Ⅲ 1期火山碎屑粒径较小, 主要发育凝灰岩, 旗8井缺失。风二段下部, 旗8井和玛东1井发育紫红色泥岩和泥质细砂岩, 夏76井和夏72井发育灰黑色泥岩和泥质细砂岩, 推测古地理环境分别是扇三角洲平原和滨浅湖环境。旗8井和玛东1井的取心段是风一段Ⅱ 1期火山活动时期的产物。

图 7 准噶尔盆地玛湖凹陷东部下二叠统风城组风一段沉积期次(剖面位置见图1和图6)Fig.7 Depositional phases of the 1st Member of Lower Permian Fengcheng Formation in eastern Mahu sag, Junggar Basin(profile location in Fig.1 and Fig.6)

根据玛湖凹陷东部风城组沉积时期的平面上古地理环境恢复和垂向上连井剖面分析结果(图6, 图7), 认为研究区火山岩主要堆积于湖泊和扇三角洲环境中。火山岩下伏地层沉积环境可以为识别火山喷发环境提供间接证据, 即在风城组一段沉积时期, Ⅰ 期的古地理环境很可能是Ⅱ 期火山岩的喷发环境。结合平面相研究结果, 推测风一段沉积早期, 玛东1井火山岩堆积于扇三角洲平原环境, 含水但相对贫水; 旗8井火山岩堆积于扇三角洲前缘环境, 含水且相对富水; 夏76井火山岩堆积于滨浅湖环境, 含水且饱含水; 夏72井火山岩堆积于深湖— 半深湖环境, 含水且水充足。玛东1井岩心段下端发育块状熔积岩(图 4-K), 宿主沉积物为灰色泥岩, 进一步推测玛东1井取心段火山岩堆积于扇三角洲平原的河流环境中。

需要进一步说明的是, 玛东1井Ⅱ 1期火山活动时期的产物并非来源于玛东1井的地理位置附近的火山喷发, 而是来源于旗8井附近火山口的火山喷发。旗8井和玛东1井岩心的地球化学特征基本类似, 表明两者来源于同一时期的同一岩浆房中, 属于同源产物。旗8井取心段见隐爆角砾熔岩, 指示该井地理位置临近火山口。据此可认为旗8井和玛东1井岩心应来源于同一火山口的火山喷发, 均为旗8井附近火山口喷发所产生的火山堆积物。因此, 玛东1井Ⅱ 1期火山岩喷发环境应与旗8井一致, 为扇三角洲前缘环境, 但堆积环境与旗8井有所不同, 为扇三角洲平原河流环境。

在扇三角洲— 湖泊的古地理环境中, 虽然含水量不尽相同, 但普遍具有水的存在。在地表水或地下水较丰富的环境中, 如果还存在着火山机构或岩浆通道, 上升或者喷发而出的岩浆极可能遇水, 随即与水发生相互作用而形成不同于岩浆喷发的射气岩浆喷发或射气喷发。

6 讨论

前人研究火山喷发样式的对象多为现代活火山或地表古代火山机构, 可直接观察, 取样连续、方便、成本低; 研究内容多集中于喷发过程、喷发机制及其危害, 对喷发产物的成岩演化、孔隙发育程度研究较少。作者针对深埋于地底的玛湖凹陷东部古火山机构, 根据地震、测井资料识别其火山岩分布和喷发期次, 识别较困难且准确度相对更低。取样岩心有限, 难以对火山机构进行全面详细的讨论, 文中主要基于2口井、2个取心段的研究成果来讨论喷发样式的类型及其主控因素, 对未取心的火山岩不做相关讨论。

6.1 喷发样式类型

根据喷发能量的来源, 火山喷发样式分为岩浆喷发, 射气岩浆喷发和射气喷发。其中岩浆喷发依据喷发能量的强弱又可细分为夏威夷式、斯通勃列式、伏尔坎宁式、培雷式和普林尼式火山喷发; 射气岩浆喷发根据喷发环境也可细分为苏特西式喷发(Surtseyan eruption)、海底喷发(submarine eruption)和冰川喷发(subglacial eruption)(Heiken and Wohletz, 1985)。在湖泊环境下, 射气岩浆喷发多发生于浅水地区, 更多地发育苏特西式喷发。根据火山喷发的能量强弱可分为爆炸式和溢流式喷发。火山喷发类型也可分为溶透式喷发、裂隙式喷发和中心式喷发。文中所讨论的“ 喷发样式” 强调喷发能量的来源以及火山喷发中与水的密切关系, 包括岩浆喷发、射气岩浆喷发和射气喷发3种喷发样式类型。

风城组沉积时期, 玛湖凹陷东部处于湖泊— 扇三角洲沉积环境中(图 6), 地表水及地下水丰富, 岩浆上升过程中与水相互接触的可能性很大, 为射气岩浆喷发的发生提供了必要条件。从测录井解释结果和岩心观察结果综合分析, 旗8井和玛东1井岩心段是风一段Ⅱ 1期的同源的火山喷发产物, 火山口古地理环境为扇三角洲前缘, 富含地表水或地下水, 极易发生射气岩浆喷发。熔积岩作为一类特殊的火山岩, 是岩浆与沉积物相互混合的标志性产物(Skilling et al., 2002), 同时也是射气岩浆喷发早期活动的标志性地质记录(Hooten and Ort, 2002)。

在水下火山喷发中, 静水压力会抑制气体的膨胀作用, 因此随着水深的增加, 岩浆的脱溶作用以及岩浆与水相互作用引起的水蒸汽化减弱, 导致熔结程度逐渐降低(Simpson and McPhie, 2001; Ghose et al., 2016)。区内广泛分布的熔结凝灰岩(图 3-L, 3-M), 自下而上熔结程度逐渐增高, 其原因可能是来自水的静压力逐渐较小, 水深正逐渐变小。火山颗粒表面发育的面包皮结构, 为炽热的火山碎屑遇水发生淬火作用形成(于红梅等, 2008; 于红梅, 2012)。碎屑骤冷形成的珍珠熔结结构表明岩石可能堆积保存于富含水的环境。绿泥石的形成过程是一个由反应动力学控制的水— 岩反应过程, 主要形成于中低温的还原环境中(张展适等, 2007; 邓林燕, 2012), 熔结凝灰岩后期严重的绿泥石化表明岩石保存堆积于还原环境中。从岩石地球化学特征上看, 氧化系数Fe2O3/(Fe2O3+FeO)为0.46, 表明岩石堆积固结于还原性环境(何衍鑫等, 2017)。综合以上熔结凝灰岩的特征, 推断其形成于水下射气岩浆喷发。

研究区发育的富含增生火山砾熔岩, 其中增生火山砾是射气岩浆喷发的典型标志(Fisher et al., 1983; 刘招君等, 2008)。在近代新西兰北岛的Taupo火山和冰岛Surtsey火山, 在岩浆和水相互作用下导致的爆炸式射气岩浆喷发的火山碎屑沉积中出露了大量的增生火山砾(Lorenz, 1974; Self and Sparks, 1978)。岩浆和水或高温碎屑与低温水相互作用的物理模拟实验表明, 增生火山砾是射气岩浆喷发的特征产物, 在碎屑表面水膜形成的流体桥的毛细管力和碎屑之间的静电引力的作用下, 大小不等的碎屑物质相互聚合(aggegrate), 形成一个保留有原始水滴形态的球状或椭球状火山砾(Gilbert and Lane, 1994; Schumacher and Schmincke, 1995; Mueller et al., 2016)。岩心薄片观察和电子探针测试分析发现增生火山砾表面普遍发育富铁铝的氧化壳, 其成因可能是增生火山砾形成之后, 经历了一段长时间的暴露, 此时火山可能处于喷发的间歇期。

富含增生火山砾熔岩中胶结熔浆普遍发育熔岩珍珠结构, 形成于溢流的岩浆遇水后的快速冷却, 此时火山为溢流式岩浆喷发。射气岩浆喷发的能量来源于岩浆与地下水或地表水相互作用产生的水蒸气膨胀(孙谦和樊祺诚, 2005a)。当环境中水含量较低时, 岩浆— 水相互作用不足以产生足够的能量使岩浆发生射气岩浆喷发, 岩浆则以溢流式熔岩流的形式喷出地表, 喷发的能量主要来源于岩浆自身的脱溶作用产生的气体膨胀。在熔岩流的流动过程中, 其悬浮作用导致增生火山砾的接触关系发生了变化, 由点— 线接触变为漂浮状(不接触)或点接触, 并以熔浆胶结的方式使增生火山砾固结成岩。另一方面, 熔岩流与水接触而快速冷却形成珍珠结构, 水可能来源于扇三角洲的不稳定水流。因此, 在旗8井和玛东1井各约5im的取心段火山岩中, 火山喷发样式类型发生了变化, 由射气岩浆喷发喷发转换成为了溢流式岩浆喷发。

综上所述, 研究区取心段中发育射气岩浆喷发和岩浆喷发2种火山喷发样式类型。射气岩浆喷发以熔积岩, 具面包皮结构、熔结结构、熔结珍珠结构的熔结凝灰岩和增生火山砾发育为特征。岩浆喷发以熔浆胶结前期增生火山砾而形成含增生火山砾熔岩为特征。射气岩浆喷发在富水环境下形成了熔积岩和熔结凝灰岩, 在贫水环境下形成了大量松散的增生火山砾, 经过长时间的暴露在增生火山砾表面形成了明显的氧化壳, 最后溢流式岩浆喷发的熔岩流胶结增生火山砾而形成含增生火山砾熔岩(图 8)。

图 8 古地理环境控制的火山喷发样式转换模式Fig.8 Transition model of volcanic eruption styles controlled by palaeogeographic environment

6.2 古地理环境对火山喷发样式的影响

现代火山喷发的观察记录及相关研究发现, 火山喷发样式常常在射气岩浆喷发与岩浆喷发之间相互转换。冰岛南部Dalakví sl流纹质冰川火山喷发样式的类型主要取决于喷发前岩浆中挥发组分的含量(Owen et al., 2013)。澳大利亚西部Hiller Bay火山研究表明, 岩浆流动环境中水含量的减少导致火山喷发样式由射气岩浆喷发转换为爆炸式或溢流式的岩浆喷发(Brenna and Gee, 2014)。Cape Verde群岛Cova de Paul火山早期为斯通勃列式岩浆喷发(Stromblian eruption), 后因冷凝边的破碎作用(chilled margin fragmentation)导致地下水大量流入了火山通道, 喷发样式转换成了爆炸式的射气岩浆喷发(Tarff and Day, 2013)。日本三宅岛Suoana火山口侧向裂隙式喷发的演化控制着喷发样式从岩浆喷发向射气岩浆喷发的转换(Geshi et al., 2016)。戈兰高地上新世— 更新世火山群的喷发历史为:(1)早期玄武质熔岩流, (2)斯通勃列式火山喷发, (3)第2期玄武质熔岩流, (4)最后转换为射气岩浆喷发, 其转换的原因是附近地形低部位(Quneitra峡谷)的湖水渗透进岩浆系统之中(Weinstein, 2007)。在罗马尼亚东南— 东欧Sirinia盆地的流纹质火山(Seghedi, 2011)、意大利ColliAlbani火山(De Rita et al., 2002)和Pahvant Butte火山(White and Riggs, 2001)研究中, 讨论了湖泊环境中的火山活动可快速改变喷发的古地理环境, 实现早期水下(一般几米至几十米, 有时上百米)喷发向晚期陆上喷发的转变, 从而导致喷发方式从射汽岩浆喷发向岩浆喷发转化。

控制火山喷发样式的因素主要包括岩浆自身特征及其与环境的相互作用, 岩浆特征主要体现在岩浆的组成和挥发分含量, 与环境的相互作用则体现在古地理环境上(Zimanowski et al., 1997)。研究区火山岩的地球化学分析结果(表 2)表明, 熔结凝灰岩和含增生火山砾熔岩的化学组成近乎一致, 推测其岩浆组成基本一致, 在风城组沉积时期变化较小, 对喷发样式的影响不大。在火山喷发中, 岩浆中挥发组分的脱溶作用形成的气孔数量控制着火山碎屑中气孔的含量。从岩心观察和薄片分析结果看, 取心段熔结凝灰岩中火山碎屑内部普遍缺乏气孔, 表明岩浆脱溶作用弱, 挥发组分含量低, 推测引发火山爆炸式喷发的能量主要来源于高温岩浆与低温水体接触产生大量水蒸气的膨胀作用, 少部分来源于岩浆本身的脱溶作用。因此在研究区内, 火山喷发样式的主要控制因素是岩浆与古环境的相互作用, 即古地理环境的演化控制着火山喷发样式的类型及其转换。

根据火山口的地理位置, 可将古地理环境分为水下和陆上。古地理环境为水下还原性环境时, 环境中存足量的水和上升的高温岩浆接触并相互作用, 两者之间的热传递使热能转换为岩浆破碎并爆炸式喷发的机械能, 发生射气岩浆喷发。随后因为火山口古地理环境变为陆上, 缺乏足量的水与高温岩浆作用, 产生的能量难以使岩浆爆炸性喷出, 岩浆则以更温和的方式从火山口溢流式喷出, 发生溢流式岩浆喷发。火山口附近的古地理环境可能频繁发生周期性变化, 引起喷发样式也发生周期性的转换, 导致喷发产物在垂向上呈韵律性产出。

古地理环境中直接影响喷发样式变化的因素是水体深度(古环境中的含水量)。水体深度主要受控于构造活动、湖平面变化和火山喷发产物的堆积。构造抬升作用可能造成火山口出露水面, 盆地下沉作用则可能造成火山口淹没于水面, 构造的断裂作用可能为湖泊水体进入岩浆系统开放了流动通道(Tarff and Day, 2013), 其结果都可能造成喷发样式发生不同类型的转换。气候周期性变化、构造活动、沉积物供给等引起的湖平面变化会直接影响火山口附近的古地理环境, 湖平面上升淹没火山口, 或湖平面下降使火山口暴露地表, 火山口的古地理环境在陆上和水下之间相互变化, 火山喷发样式也随之发生转换, 其产物特征和地质记录也各不相同。火山喷发产物在火山口附近的不断堆积使火山口的地理位置逐渐增高, 改变着火山口周围小范围的古地貌和古地理环境, 足量喷发产物的堆积可能使处于水面之下的火山口升高至水面之上, 火山口的古地理环境由水下变为陆上, 火山喷发样式也可能由射气岩浆喷发变为岩浆喷发。Sirinia盆地射气岩浆喷发形成低平火山口, 其部分产物在火山活动时期内堆积于火山口附近, 最终使火山口露出水面, 火山喷发样式转换成溢流式岩浆喷发, 形成火山穹丘(Seghedi, 2011)。

二叠纪, 玛湖凹陷同期构造变形很弱, 断裂活动不明显(蔡忠贤, 2000), 推测构造断裂引发湖水进入岩浆系统的可能性较小。准噶尔盆地西北缘在二叠纪总沉降厚度约1500im, 沉降速率约43im/Ma, 其中构造沉降厚度约500im, 构造沉降速率约15im/Ma(孟家峰, 2009), 且风城组沉积层序总体呈向上逐渐变细的正旋回沉积(孟家峰等, 2009; 曹剑等, 2015), 表明玛湖凹陷在风城组时期总体上处于盆地下沉、湖平面上升、湖盆扩张、水体加深的过程。因此, 构造活动和整体的湖平面变化对风城组沉积时期古地理环境的改变是水体深度不断增大。玛湖凹陷风城组可以分为炎热干旱气候— 温暖湿润气候2个大的气候段, 每个气候段有可划分干旱— 潮湿的次一级气候波动旋回(秦志军等, 2016; 余宽宏等, 2016), 可见风城组沉积时期玛湖凹陷气候变化频繁, 易引起季节性湖平面变化。火山喷发属于事件性沉积, 沉积速度快、沉积时间短。玛东1井和旗8井的岩心显示, 火山喷发样式在5im左右的取心段内完成了由射气岩浆喷发向岩浆喷发的转换, 推测火山口的古地理环境在较短的时间内由水下转换为陆上。在如此短时间、小范围内的古地理环境改变, 原因更可能是喷发产物的堆积或季节性湖平面变化。射气岩浆喷发产物在火山口附近的堆积和湖泊由丰水期向枯水期的季节性变化都可能改变火山口的古地貌和古地理环境, 导致火山喷发样式发生转换。

7 结论

玛湖凹陷东部风城组取心段主要发育4种岩石类型, 分别是含增生火山砾熔岩、隐爆角砾熔岩、熔结凝灰岩和熔积岩, 形成了3种岩石组合, 分别是熔积岩-熔结凝灰岩组合、熔结凝灰岩-隐爆角砾熔岩组合以及熔结凝灰岩-含增生火山砾熔岩组合。研究区内发育射气岩浆喷发和岩浆喷发2种喷发样式。射气岩浆喷发以发育熔积岩, 具面包皮结构、熔结结构、熔结珍珠结构的熔结凝灰岩和增生火山砾为特征; 溢流式岩浆喷发以胶结增生火山砾而形成含增生火山砾熔岩为特征。

射气岩浆喷发在富水环境和贫水环境下分别形成了熔积岩、熔结凝灰岩和大量松散的增生火山砾, 增生火山砾因长时间的的暴露在表面形成了明显的氧化壳, 随后的溢流式岩浆喷发的熔岩流胶结增生火山砾而形成含增生火山砾熔岩。火山口古地理环境的演化控制着火山喷发样式的类型及其转换。古地理环境为水下环境时, 环境中存在足量的水和上升的高温岩浆接触并相互作用发生射气岩浆喷发。随后因为火山口古地理环境变为陆上, 缺乏足量的水与高温岩浆相互作用, 岩浆则以更温和的方式从火山口溢流式喷出, 发生溢流式岩浆喷发。取心段古地理环境的变化的主要原因可能是喷发产物在火山口附近的堆积或季节性气候变化引起的湖平面变化。

对沉积盆地中广泛存在的火山岩的识别和成因分析, 有助于深化理解射气岩浆喷发和岩浆喷发的喷发机制、喷发过程及其喷发产物特征, 建立地理环境和喷发样式、喷发产物之间的相互关系, 重建地质历史时期中火山喷发的详细动态过程, 为盆地中火山岩油气藏的精细勘探开发提供新思路。

致谢 本研究在多次交流讨论中得到了中国地质大学(北京)白志达教授, 中国地震局地质研究所许建东、魏海泉、于红梅、赵波等研究员, 吉林大学王璞珺、刘招君教授及杨凯凯博士和《古地理学报》编辑部各位老师的热情帮助和指导, 在此一并表示真诚感谢!

(责任编辑 李新坡; 英文审校 徐 杰)

作者声明没有竞争性利益冲突.

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