三塘湖盆地馬朗凹陷上石炭統沉積巖層地球化學特征及古環境意義

陳亞軍，荊文波，宋小勇，何伯斌，伍宏美，王 睿，解士建，宋凱輝，馬 強

（1.北京中科聯華石油科學研究院，北京 100101；2.中國石油吐哈油田分公司勘探開發研究院，新疆哈密 839009；3.中國石油玉門油田分公司勘探開發研究院，甘肅酒泉 735019）

0 引言

微量元素地球化學特征與沉積物沉積時的古氧化還原條件密切相關，缺氧還原條件與富氧氧化條件的沉積特征具有明顯區別［1］。目前，元素地球化學分析在古氧化還原環境、物源區巖石成分分析、海相地層劃分等方面應用廣泛［2-4］，如利用微量元素含量法、微量元素比值法、硼（B）法等來研究古氧化還原環境已較為成熟［5-6］。火山巖與沉積巖在形成條件、發育環境、分布規律等方面具有很大差異。巖漿作用形成的熔巖和火山碎屑巖在堆積固結成巖過程中，很可能發生后期蝕變，所蘊含的地球化學信息雖然能反映巖漿來源及構造背景，但噴發沉積古地理環境的地球化學信息已不太準確，所以直接利用火山巖元素地球化學信息來反映噴發沉積期的古地理環境特征，顯然存在較大不確定性。微量元素地球化學特征與沉積物沉積時的古氧化還原條件具有密切關系，因此，可利用火山噴發間歇期沉積的薄層沉積巖夾層的地球化學行為來研究沉積巖夾層古沉積環境的氧化還原條件，進而得出火山巖地質環境演化的有關信息。

火山巖儲層的發育受控于多種因素，其中噴發沉積環境是影響儲層質量的關鍵因素之一［7-9］。根據火山噴發物堆積和保存時所處的古地理環境［9-11］，可將火山巖分為陸上沉積火山巖和水下沉積火山巖［11］。陸上火山噴發堆積固結時接觸的介質是空氣，水下火山噴發溢流沉積時接觸的介質是水體（海水或湖水）［11-13］，2 種不同介質環境中U，Ni，V，Cr，Sr 等氧化還原敏感性元素的富集程度不同［14］。因此，可利用火山噴發間歇期正常沉積巖層中氧化還原敏感性微量元素的含量及其相關比值的演化趨勢來重建氧化還原狀態，以進一步探討古沉積環境意義，進而間接得出火山噴發沉積時所處的古地理環境演化信息。對馬朗凹陷牛圈湖—牛東地區上石炭統卡拉崗組和哈爾加烏組的研究主要集中于巖性顏色、巖石結構與粒度、儲集空間類型等方面，大多認為水下噴發沉積或保存時水的作用主要體現在巖性顏色、結構構造、產狀、蝕變、與下伏地層接觸關系、孔隙發育及裂縫特點等方面。梁浩等［15］、林潼等［16］、馬雪等［17］利用巖相、古生物標志、自身礦物分布以及巖石中Fe2O3與FeO 的分布特征等來判定火山巖的沉積古地理環境。目前，尚無學者基于火山噴發間歇期或平靜期沉積的薄層沉積巖層微量元素的地球化學行為及其相關比值，來探討其古沉積環境的意義。

本次研究試圖通過火山噴發間歇期沉積的薄層沉積巖微量元素的含量及其相關比值，研究其古沉積環境，以期更全面、更科學地認識三塘湖盆地石炭系火山巖沉積古地理環境，為該類火山巖油氣勘探提供參考。

1 地質概況

三塘湖盆地位于新疆巴里坤哈薩克自治縣與伊吾縣境內，夾持于莫欽烏拉山與蘇海圖山之間，呈北西—南東向條帶狀分布。經過海西、印支、燕山、喜山等多期構造運動的復合作用［15，18］，呈南北分帶、東西分塊的構造格局。其中馬朗凹陷上石炭統火山巖大面積分布，已發現了牛東油田和牛圈湖含油氣構造，并具有上億噸儲量規模［圖1（a）］，油層主要位于上石炭統卡拉崗組和哈爾加烏組火山巖體中［10］。

鉆井揭示，牛圈湖—牛東構造帶上發育的地層自下而上依次為上石炭統巴塔瑪依內山組（C2b）、哈爾加烏組（C2h）、卡拉崗組（C2k）、上二疊統蘆草溝組（P2l）和條湖組（P2t）、中上三疊統克拉瑪依組（T2k2）、下侏羅統八道灣子組（J1b）和三工河組（J1s）、中侏羅統西山窯組（J2x）和頭屯河組（J2t）、上侏羅統齊古組（J3q）、下白堊統（K1）等，各層組間大都為不整合接觸［圖1（b）］。井下揭露上石炭統C2k 和C2h 以熔巖為主，占地層總厚度的70%，火山碎屑巖次之，約占地層總厚度的27%，在各噴發間歇期沉積有薄層沉積巖，約占地層總厚度的3%。司學強等［19］、羅權生等［20］采用旋回—亞旋回—期次—韻律—層5級地層劃分方案，將C2h 劃分為2 個亞旋回（C2h1，C2h2）、4 個噴發期次（C2h11，C2h12，C2h21，C2h22）；將C2k 劃分為4 個亞旋回、8 個噴發期次，自上而下對應8 個油層組（K1—K8）。借鑒文獻［18-20］的研究成果，在三塘湖牛東地區，石炭系滾動目標優選研究中認識到，馬中—牛東—馬33 井區上石炭統C2h22，C2h12頂部有火山洼地或湖泊發育，以湖相暗色泥巖夾炭質泥巖、凝灰質砂巖、粉砂巖、砂礫巖沉積為特征；C2k 中下部火山噴發間歇期有少量沉積巖層存在，厚度較薄，而頂部的K1組底部為一較短期風化面，風化面之下分布有穩定的沉積巖。

圖1 三塘湖盆地馬朗凹陷構造位置（a）及地層綜合柱狀圖（b）Fig.1 Structural location（a）and stratigraphic column（b）of Malang Sag in Santanghu Basin

2 樣品采集及分析測試方法

選取C2k 和C2h 火山噴發間歇期正常沉積巖層地球化學樣品共20 件，其采樣位置、深度、層位、巖性等信息見圖2。測試采用Finnigan Element Ⅱ型等離子質譜儀（ICP-MS）完成，相對標準偏差優于5%。測定前須做樣品處理：首先準確稱取50 mg 巖石標樣，放于聚四氟乙烯塑料坩鍋中，依次加入1 mL HClO4，3 mL HF，2 mL HNO3，置于電熱板上加熱并觀察坩鍋中HClO4白煙冒盡時，取下冷卻；然后加入1 mL（1+1）HCl 和8 mL H2O，置于電熱板上微熱至鹽類完全溶解后定容10 mL，最后分取1 mL至10 mL至比色管中，并補加0.2 mL HNO3，標準定容至10 mL，待測。

圖2 馬朗凹陷牛圈湖—牛東構造帶C2k 沉積相展布（a）及采樣井位和采樣點示意圖（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）

調研國內外文獻資料，綜合建立了DOP（黃鐵礦礦化度）、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 種微量元素含量的地球化學指標判識圖版，以此示蹤20 件地球化學樣品的古沉積環境的氧化還原狀態。

3 測試結果分析

3.1 沉積巖層巖石類型及其特征

在梁浩等［15］對三塘湖盆地馬朗凹陷火山巖分類的基礎上，通過對研究區C2k 典型取心井的巖心觀察和薄片鑒定，確定該層系發育的熔巖主要為氣孔玄武巖、致密塊狀玄武巖、杏仁狀玄武巖［圖3（a）］，火山碎屑巖主要為巖屑、玻屑、晶屑凝灰巖和火山角礫巖［圖3（b）—（c）］。在不同噴發間歇期即噴發間斷面上，沉積有薄層沉積巖，巖性主要有灰褐色粗中粒巖屑砂巖、棕色細砂巖、灰黑色凝灰質泥巖、泥巖和黑色炭質泥巖［圖3（d）—（h）］，其中砂巖、細砂巖成分以石英、長石為主，巖屑次之，微含暗色礦物，分選性中等，呈次圓狀，泥質膠結［圖3（d）—（e）］；灰色泥巖、黑色炭質泥巖含少許碎屑成分，局部裂縫被方解石充填或半充填［圖3（f）—（h）］。

C2h 主要發育致密塊狀、淬碎爐渣狀、玻璃質含量高的玄武巖［圖3（i）］，氣孔杏仁狀玄武巖發育程度低，且充填程度高，其次為玻屑、晶屑凝灰巖和玄武質火山角礫巖［圖3（j）—（k）］，玻屑凝灰巖和晶屑玻屑凝灰巖均含有生物碎屑、炭屑及少量泥質條帶。C2h22，C2h12火山活動間歇期，以暗色泥巖夾炭質泥巖或粉砂、砂礫巖沉積為特征［19，21］；泥巖與炭質泥巖含有凝灰質成分，巖心見水平層理發育，紋層厚度為1～4 cm，具有一定的沉積特征［圖3（l）—（o）］；凝灰質粉砂巖［圖3（p）］較為致密，多為細砂，成分以石英為主，長石次之，分選性中等，呈次圓狀。

圖3 馬朗凹陷牛圈湖—牛東構造帶上石炭統C2k 和C2h 典型火山巖、沉積夾層巖心及鑄體薄片（a）玄武巖，C2k，牛東109 井，2 098.63～2 098.86 m；（b）含白云石玻屑沉凝灰巖，C2k，馬73 井，2 043.96～2 044.18 m；（c）含油玄武質火山角礫巖，C2k，馬40 井，1 795.90～1 796.03 m；（d）灰褐色粗中粒巖屑砂巖，C2k，馬24 井，1 483.28～1 483.42 m；（e）棕色細砂巖，C2k，馬24 井，1533.00～1 533.20 m；（f）灰色泥巖，C2k，馬29 井，2182.60～2 182.76 m；（g）灰色泥巖，C2k，馬29 井，2183.95～2184.05 m；（h）炭質泥巖，C2k，馬29 井，2184.68～2 184.76 m；（i）杏仁狀玄武巖，C2h，馬40 井，2 736.23～2 736.34 m；（j）玄武質巖屑凝灰巖，C2h，馬361 井，3 162.01～3 162.21 m；（k）中性細火山角礫巖，C2h，馬67 H 井，3 083.63～3 083.73 m；（l）灰色泥巖，C2h，馬38 井，3040.05～3 040.15 m；（m）泥巖，C2h，馬38 井，3042.10～3042.22 m；（n）泥巖，C2h，馬40 井，2 732.75～2 732.87 m；（o）炭質泥巖，C2h，馬40 井，2 732.50～2 732.75 m；（p）凝灰質粉砂巖，C2h，馬40 井，2 668.10～2 668.18 mFig.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

3.2 沉積巖層巖石元素分布的影響因素

以馬朗凹陷牛圈湖—牛東構造帶火山噴發間歇期或平靜期沉積的薄層沉積巖層（砂巖、泥巖、炭質泥巖等）為研究對象，在分析其元素地球化學行為與環境意義時，須考慮火山活動、沉積環境介質（空氣、水體）、風化作用、埋藏作用等因素的影響。

（1）沉積環境。考慮到不同介質物化條件的差異，一些對沉積環境較為敏感的元素在巖石中的分布規律和富集程度不盡相同；有些微量元素水下（還原條件）富集，有的則陸上（氧化條件）富集。一般認為Th 和Sc 受氧化還原環境變化影響較小，而Ni 和Co 易在還原條件下富集，V 易在氧化環境富集；而海洋（湖水）高鹽度沉積物中B 和Sr 含量高，淡水沉積物中Ga 和Ba 比較富集。

（2）風化作用。風化作用的影響僅局限于陸上噴發間歇期或平靜期沉積的沉積物或沉積巖，而對水下噴發間歇期沉積的沉積物或沉積巖幾乎無影響。高強度、長時間的風化作用對出露地表的沉積巖層主微量元素的分布和分配具有一定影響，其地球化學信息不再具有反映和記錄原始沉積古環境的意義。為合理規避這一干擾因素，采樣時選擇較為新鮮的樣品，同時去掉表層風化物質，剔除蝕變、礦化較強及風化破碎的樣品。

（3）埋藏作用。在火山巖的埋藏成巖階段，地層流體的滲入與帶出會導致原有礦物發生蝕變或溶蝕，同時有新礦物或次生礦物形成，產生次生膠結和充填作用，成巖礦物會發生變化，進而引起火山噴發間歇期薄層沉積巖中微量元素（含稀土元素）的含量發生改變，因此，在采樣分析時對埋藏成巖作用影響較深的樣品需謹慎對待。而燒失量（LOI 值）過高的樣品可能遭受了嚴重的埋藏成巖作用，其指示的沉積古環境意義較小，在數據充分的情況下，可根據燒失量（LOI）合理剔除埋藏成巖蝕變較強的樣品。

3.3 沉積巖層巖石微量元素測試結果

選取研究區C2k 和C2h 火山噴發間歇期20 件沉積巖層樣品的微量元素含量及其相關比值見表1，本次主要分析了Sr，Ba，Ni，V，Cr，Sc，Zr，B，Ga 等微量元素。

C2k 和C2h 這2 個層組火山噴發間歇期，沉積巖層氧化還原敏感微量元素富集程度相似。C2k 中B含量除馬24 井灰色粗中粒巖屑砂巖和棕色細砂巖2 個高值之外，其余8 件樣品的質量分數為（2.41～14.00）×10-6，平均為5.38×10-6，相對上地殼平均質量分數［22］虧損，指示當時可能為陸相淡水或微咸水沉積環境；Ni 質量分數除灰色粗中粒巖屑砂巖1 個高值之外，其余9 件樣品質量分數為（20.85～56.34）×10-6，平均為33.52×10-6，較上地殼平均質量分數低；V 質量分數為（84.00～550.00）×10-6，平均為271.10×10-6，相對上地殼平均質量分數重度富集；Cr 質量分數為（47.88～433.00）×10-6，平均為107.43×10-6，與上地殼平均質量分數接近；Sr 質量分數為（107.00～906.00）×10-6，平均為559.00×10-6，高于上地殼平均質量分數；Ba 質量分數為（289.00～715.00）×10-6，平均為405.00×10-6，略高于上地殼平均質量分數。C2h 中B 質量分數為（0～91.70）×10-6，平均為25.87×10-6，相對上地殼平均質量分數富集，說明當時可能沉積于海（湖）相半咸水環境；Ni 質量分數為（22.50～35.22）×10-6，平均為30.58×10-6，較上地殼平均質量分數低；V 質量分數為（131.00～340.00）×10-6，平均為206.30×10-6，相對上地殼平均質量分數富集；Cr 質量分數為（14.15～126.00）×10-6，平均為59.60×10-6，低于上地殼平均質量分數；S 質量分數為（97.36～1 353.00）×10-6，平均為435.74×10-6，較上地殼平均質量分數低；Ba 質量分數為（79.27～1 196.00）×10-6，平均為359.93×10-6，低于上地殼平均質量分數。

由圖4 可看出，在C2k 淺層Sr，V，Cr 含量明顯減少，Ba 與Ni 含量明顯增多；而C2h 這些敏感元素的含量分布相對穩定，受埋深變化影響小。2 個層組火山噴發間歇期沉積巖層中Cr 與V，Sc 與V，Zr與V，B 與Ga 存在負相關性，Cu 與Zn 相關性不明顯，而Ba 與Sr 在演化趨勢上具有不太明顯的負相關性，所不同的是，C2k 中Ni 和V 的含量分布隨埋深的變化很不穩定，存在負相關性。

圖4 馬朗凹陷牛圈湖—牛東構造帶上石炭統火山巖中沉積巖夾層微量元素含量的縱向演化特征Fig.4 Vertical evolution of trace element content in sedimentary interbeds of Upper Carboniferous volcanic rocks in Niuquanhu-Niudong structural belt of Malang Sag

4 古環境討論

4.1 沉積環境氧化還原狀態的地球化學示蹤

海水（湖水）和陸上空氣的氧化還原條件雖然控制著沉積物或沉積巖中V，Ni，Cr，Co 等氧化還原敏感微量元素以及Sr，Ba，Mn，Cu 等古氣候濕度敏感元素的富集，但單一的微量元素數據或者其比值有時并未能很好地反映其古沉積環境，而利用多組比值組合指標或者二者的關聯性可以達到更好的分析效果。

國內外學者［2，23-27］利用微量元素地球化學指標來示蹤古沉積環境，并綜合建立了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 種地球化學指標綜合判識圖版（圖5）。

圖5 氧化還原條件及沉積環境介質微量元素含量比值指標判識圖版［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與（Cu+Mo）/Zn 這8 種地球化學指標，對挪威北海及英國海岸的上侏羅統灰色泥巖地層進行取樣并計算，然后通過因素分析法來驗證，發現V/Cr，DOP，U/Th，自生U，Ni/Co 這5 種地球化學指標特性一致，具較強的內在統一性，是作為氧化還原條件判斷的較佳組合指標，并提出V/Cr 可很好地反映沉積環境氧化還原條件，w（V）/w（Cr）＜2 為氧化環境，2.00～4.25 為貧氧環境，＞4.25 為次氧至缺氧環境。Ernst［24］在地球化學分析研究中，將w（V）/w（Cr）＞2視為還原環境，＜2 更偏向于氧化環境。Ni 和Co 這2 種敏感元素都會在還原環境的沉積物中富集，卻又因各自地球化學行為的差異性而呈現出一定的含量相關關系［23］；富氧氧化環境下w（Ni）/w（Co）＜5.0，亞氧化—弱還原環境下5.0 ＜w（Ni）/w（Co）＜7.0，貧氧或缺氧（還原）環境下w（Ni）/w（Co）＞7.0。曾春林等［25］在柴達木盆地北緣微量元素含量及油氣地質意義研究中認為，氧化環境常導致w（Ni）/w（Co）值較低，而還原環境使w（Ni）/w（Co）值較高，并提出w（Ni）/w（Co）＜2.5 為強氧化環境，2.5 ＜w（Ni）/w（Co）＜5.0 為氧化還原過渡環境，w（Ni）/w（Co）＞5.0 為缺氧（還原）環境。Kimura 等［26］利用w（V）/w（Sc）值研究了伊朗北部前寒武紀—寒武紀海洋缺氧邊界，指出V 和Sc都為不可溶元素，在缺氧環境下w（V）/w（Sc）值較高，而在氧化環境下w（V）/w（Sc）值較低；一般認為w（V）/w（Sc）＜14 為富氧氧化環境，w（V）/w（Sc）＞30 為缺氧還原環境。V 在氧化環境下容易與沉積物結合發生沉淀，而Ni 在還原條件下易被吸附而發生沉淀，在沉積巖中w（V）/w（V+Ni）＞0.70 指示缺氧沉積環境；當w（V）/w（V+Ni）＞0.84 時，反映還原環境；當0.60 ＜w（V）/w（V+Ni）＜0.84 時，反映貧氧環境；當0.46 ＜w（V）/w（V+Ni）＜0.60 時，反映弱富氧環境［5，23，27］。

沉積物或沉積巖中w（U）/w（Th）值可作為環境的氧化還原狀態指示。Jones 等［23］指出w（U）/w（Th）＞4.25 和＜0.75 分別對應缺氧（還原）環境和氧化環境，貧氧環境介于二者之間。Wignall 等［26］指出w（Th）/w（U）值在缺氧環境下分布在0～2，在強氧化環境下可達8 左右。Wignall 等［28-29］、張國濤等［30］提出用自生U 來作為沉積序列中氧化還原環境的指標，δ（自生U）＜5 和＞12 對應氧化環境和缺氧（還原）環境。

沉積物中w（Sr）/w（Ba）值與古鹽度呈顯著的正相關關系，一般認為淡水沉積物中0.6 ＜w（Sr）/w（Ba）＜1.0 為半咸水相，w（Sr）/w（Ba）＜0.6 為微咸水、淡水相，而海/湖相沉積物中w（Sr）/w（Ba）＞1［31-33］。熊小輝等［2］認為銅族元素（Cu，Zn）在沉積作用過程中可因沉積介質氧逸度的不同而產生分離，w（Cu）/w（Zn）值隨沉積介質氧逸度的升降而變化。因此，可用來判斷巖石沉積時的氧化還原環境。梅水泉［34］將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，依次劃為還原、弱還原、還原—氧化過渡、弱氧化、氧化等“相”；在統計處理時等于界限值時歸前“相”，高于界限值時歸后“相”。胡見義等［35］、陳代演等［36］指出陸相巖石所有類型w（V）/w（Zr）為0.12～0.40，海（湖）相巖石所有類型w（V）/w（Zr）為0.25～4.0。熊輝小等［2］、陳代演等［36］、Chen 等［37］指出微量元素Sr，Ga，V，B 含量及其比值可指示淺海和陸相沉積，并將w（B）/w（Ga）＞4.2，3.3 ＜w（B）/w（Ga）＜4.2，w（B）/w（Ga）＜3.3 對應為淺海沉積、海陸過渡沉積和陸相沉積。

4.2 沉積巖層古沉積環境的示蹤

（1）w（V）/w（Sc）-w（V）/w（Cr）值。在C2k 和C2h火山噴發間歇期沉積的薄層沉積巖中，V 和Cr 這2種變價元素具有一定的富集，所不同的是Sc 在C2k明顯較C2h 富集程度低（參見圖5）。在利用w（V）/w（Sc）與w（V）/w（Cr）分析本區沉積巖層沉積古氧化還原狀態時，發現2 個比值之間存在相關關系（圖6）；于炳松等［38］在對部分已知沉積物的Sc，V和Cr 含量進行統計分析表明，w（V）/w（Sc）和w（V）/w（Cr）也存在與本次研究相似的分布特征。

在火山噴發伴隨高溫作用影響下，湖盆水體應傾向于還原環境，因此分析樣品與高w（V)/w（Sc)值代表的還原環境及與低w（V）/w（Cr）值代表的氧化環境相符合。根據圖6 將氧化還原環境界線劃分為3 類：①w（V）/w（Cr）＜2.00，同時w（V）/w（Sc）＜14.00 時，沉積巖層沉積于陸上氧化環境；②2.00 ＜w（V）/w（Cr）＜4.25，同時14.00 ＜w（V）/w（Sc）＜30.00 時，沉積巖層沉積于水陸過渡環境（弱氧化—弱還原）；③w（V）/w（Cr）＞4.25，同時w（V）/w（Sc）＞30.00 時，沉積巖層沉積于水下缺氧（弱還原）環境。

圖6 馬朗凹陷牛圈湖—牛東構造帶上石炭統火山巖沉積巖夾層樣品w（V）/w（Sc）-w（V）/w（Cr）交匯及氧化還原環境指示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

由表1 可知，C2k 沉積巖層中，w（V）/w（Sc）為11.31～396.40，跨度較大，數值＞30.00 的樣品占50%；w（V）/w（Cr）為1.27～8.48，數值＞4.25 的樣品為50%。由圖7 可看出：w（V）/w（Sc）與w（V）/w（Cr）的值整體演化趨勢相似，到淺部減小，反映當時沉積環境復雜多變，多為頻繁的水、陸過渡動蕩沉積環境；C2h 沉積巖層中，w（V）/w（Sc）為11.02～232.88，跨度亦很大，數值＜30.00 樣品占60%；w（V）/w（Cr）為1.94～17.75，大部分數值＞2.00；w（V）/w（Sc）的值相對穩定，而w（V）/w（Cr）的值不穩定，整體演化趨勢與C2k 相似，但略高于C2k。反映當時的沉積環境存在一定還原性，局部具有一定水體深度，同時水、陸過渡沉積環境也存在。

（2）w（V）/w（Ni+V）值。由表1、圖7 可看出，C2k 沉積巖層中，w（V）/w（Ni+V）為0.08～0.96，跨度較大，但大部分數值＞0.60，其值在淺層明顯減小，反映由還原環境逐漸向氧化環境過渡。C2h 沉積巖層中，w（V）/w（Ni+V）為0.79～0.92，數值跨度小且分布集中，大部分數值＞0.84，其值分布比較穩定，表明受水動力條件影響小，多為相對穩定的水體還原環境。

圖7 馬朗凹陷牛圈湖—牛東構造帶沉積巖夾層微量元素比值縱向演化曲線Fig.7 Vertical indicator evolution curve of trace element ratio of sedimentary interbeds in Niuquanhu-Niudong structural belt of Malang Sag

（3）w（Cu）/w（Zn）值。C2k 沉積巖層中，w（Cu）/w（Zn）為0.67～1.37，數值均＞0.63，其值增減不穩定，根據前述指標可判斷為陸上氧化環境。C2h 沉積巖層中，w（Cu）/w（Zn）為0.52～3.71，大部分數值＞0.63，其值向淺層具有增大趨勢，且較C2k 要高，可判斷為以氧化環境為主。

（4）w（Sr）/w（Ba）值。C2k 沉積巖層中，w（Sr）/w（Ba）為0.15～2.48，數值＞1.00 樣品的占70%，其值到淺層明顯減小，可判斷為頻繁水、陸過渡沉積環境或淡水微咸水介質。C2h 沉積巖層中w（Sr）/w（Ba）為0.52～2.08，數值＞1.00 樣品的占50%，其值受深度影響較小，可以判斷為海（湖）相半咸水介質或水、陸過渡沉積環境。

（5）w（V）/w（Zr）值。C2k 沉積巖層中w（V）/w（Zr）為1.07～5.05，數值均＞0.40，其值有向淺層減小的趨勢，可判斷為海相沉積環境或高鹽度咸水介質。C2h 沉積巖層中w（V）/w（Zr）為0.13～0.91，數值＞0.4 的占50%，w（V）/w（Zr）為0.2～0.4 的占40%，其值呈一定韻律性變化，可判斷為海相咸水介質和海陸過渡相半咸水介質。

（6）w（B）/w（Ga）值。C2k 沉積巖層中w（B）/w（Ga）為0.41～5.32，多數值＜3.30，其值受埋深影響明顯，向淺層顯著增大，反映以陸相沉積環境為主，海（湖）、陸過渡沉積環境也存在。C2h 沉積巖層中，w（B）/w（Ga）為0.20～24.72，多數值＞4.20，可判斷為以海（湖）相沉積為主，海（湖）、陸過渡相沉積次之。

通過上述綜合因素分析法驗證篩選，發現w（V）/w（Cr），w（V）/w（Sc），w（V）/w（V+Ni），w（Sr）/w（Ba）和w（B）/w（Ga）這5 類比值數據演化趨勢較為一致，且結論較為可信，是沉積巖層古氧化還原環境或古沉積環境介質示蹤判別的較佳組合指標；而w（Cu）/w（Zn）和w（V）/w（Zr）這2 類數據與其他比值的演化趨勢有差異，這2 類比值的地球化學特征及沉積環境意義有待商榷，不適合作為古氧化還原條件或古沉積環境介質的判別依據（表2）。

表2 氧化還原環境微量元素判別指標及馬朗凹陷牛圈湖—牛東構造帶上石炭統沉積巖層測試樣品數據分布統計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）這5 類比值指標的一致性表明，C2k 沉積巖層的古沉積環境極為復雜，為頻繁水、陸過渡相及陸上沉積特征，水、陸過渡時期湖盆水體可能處于不斷波動的過程，該組火山巖沉積保存于水、陸交替和陸上古地理環境。C2h 沉積巖層的古沉積環境相對單一，以水下沉積環境為主（局部水體具有一定深度或具有一定鹽度），水、陸過渡相也發育，該組火山巖主要沉積保存于水下古地理環境，水、陸過渡古地理環境也存在。這與王盛鵬等［11］和朱卡等［19］的研究結果較為吻合。由此，經綜合因素分析法驗證篩選得出的w（V）/w（C），w（V）/w（Sc），w（V）/w（V+Ni），w（Sr）/w（Ba）和w（B）/w（Ga）這5 類比值組合指標，對本區上石炭統古沉積環境的示蹤判別結果是科學可信的，且該地球化學方法不受地質時代及區域地質條件的限制，具有普遍適用性。

5 結論

（1）馬朗凹陷牛圈湖—牛東構造帶上石炭統火山噴發間歇期正常沉積巖夾層的巖性主要有灰色粗中粒巖屑砂巖、棕色細砂巖、灰色泥巖和灰黑色炭質泥巖，其灰色粗中粒巖屑砂巖、棕色細砂巖成分以巖屑為主，石英、長石次之，微含暗色礦物，泥質膠結次致密；而灰色泥巖、灰黑色炭質泥巖不純，在C2h 巖心中見水平層理發育，紋層的厚度為1～4 cm，具有一定的沉積特征。

（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 種地球化學指標判識圖版可以判別馬朗凹陷牛圈湖—牛東構造帶火山熔巖與火山碎屑巖中沉積巖夾層的古沉積環境。

（3）w（V）/w（Cr），w（V）/w（Sc），w（V）/w（V+Ni），w（Sr）/w（Ba）和w（B）/w（Ga）這5 類比值演化趨勢較為一致，可作為較佳的沉積巖層古氧化還原環境判別組合指標；5 類組合指標綜合判別上石炭統C2k 沉積巖層沉積介質環境極為復雜，存在頻繁水、陸過渡相及陸相沉積特征；上石炭統C2h 沉積巖層沉積介質環境相對單一，以海（湖）水下還原環境為主，海（湖）、陸過渡復雜環境介質也存在。

（4）基于火山噴發間歇期正常沉積巖夾層微量元素地球化學特征指示的古沉積環境意義，間接得出的火山巖地質環境演化結果具有普適性，可應用于不同地質時代、不同區域地質條件下火山巖噴發間歇期沉積巖夾層古沉積介質環境的判別中。