三塘湖盆地二疊系蘆草溝組噴爆巖巖石學、礦物學特征及相關問題探討

李哲萱，柳益群，周鼎武，焦鑫，南云

1.大陸動力學國家重點實驗室，西北大學地質學系，西安 710069 2.山東科技大學地球科學與工程學院，山東青島 266510

0 引言

細粒沉積巖成為近年來熱門研究內容。細粒沉積巖指粒徑小于62 μm的顆粒含量占50%以上的沉積巖，主要由黏土礦物和粉砂級陸源碎屑顆粒組成，也包含少量盆地自生碳酸鹽、生物硅質、磷酸鹽等顆粒[1]。近年來隨著非常規油氣勘探如火如荼的開展，人們意識到細粒沉積巖除了作為烴源巖外，作為油氣儲層也具有巨大潛力，從而對其開展了相應的巖礦特征、成因機制及孔隙結構等方面的研究。研究過程中發現細粒沉積巖巖石類型豐富，其沉積過程也不再是傳統認識的“在安靜水體中沉積”，濁流、碎屑流、異重流、重力驅動液化泥流均可以搬運沉積細粒物質。細粒物質沉積往往伴有生物、風暴、潮汐和底流沉積等多種地質作用[2-4]。新認識對細粒沉積成因機制研究至關重要，也使傳統認識面臨挑戰。然而由于細粒物質來源豐富、沉積成巖過程十分復雜，同時微觀實驗條件有限，目前對其研究仍有待深入。

熱液噴流沉積巖(exhalite)，簡稱噴流巖，又稱熱水沉積巖，是指由地球內部熱水流體進入海(湖)盆水體，經歷熱水沉積作用形成的巖石[5-10]。按照熱水礦物組合特征劃分為“白煙型”和“黑煙型”。前者礦物組成以碳酸鹽礦物、硅質礦物為主；后者常見黃鐵礦、方鉛礦等金屬硫化物[11-13]。鄭榮才等[14]提出國內首例地質歷史時期湖相白煙型噴流巖后，目前已相繼在準噶爾盆地[15-18]、三塘湖盆地[19-24]、遼東灣盆地[25]、內蒙古二連盆地[26-28]、鄂爾多斯盆地[29-30]發現了同類熱液噴流沉積巖，其普遍發育于陸相湖盆沉積巖中，以夾層形式產出，同時粒度多小于62 μm，屬于細粒沉積巖范疇。

柳益群等[21,31]在新疆三塘湖盆地二疊系蘆草溝組湖相白煙型噴流巖研究過程中，發現了一套以夾層形式發育在薄層—紋層狀暗色細粒巖中，由深源巖漿—熱液物質流體上涌入湖(海)底噴流通道，由噴口噴出后與熱液流體或與湖(海)水混合沉積形成的沉積巖。組成該類巖石的微粒碎屑為深源晶質顆粒，其特殊的礦物組成和結構特征既區別于陸源和內源碎屑沉積巖，又區別于火山碎屑巖及噴流巖，故將其統稱為噴爆巖。本文以噴爆巖為解剖對象，精細研究其巖石學、礦物學及結構構造特征，為豐富細粒沉積巖巖石類型、完善現代沉積學理論提供素材與依據。

1 地質背景

三塘湖盆地位于新疆北東部(圖1)。盆地呈北西西向展布，面積約2.3×104km2，是一個疊置在古生代造山帶褶皺基底之上、由晚石炭世—中新生代陸相沉積組合而成的疊合改造型含油氣盆地。綜合前人研究，三塘湖盆地前晚石炭世基底經歷了與克拉麥里—古洋俯沖消減，洋盆關閉、陸陸碰撞造山的板塊構造作用，晚石炭世后進入造山后拉伸成盆階段[32-33]。三塘湖盆地在晚石炭世—二疊紀期間深大斷裂發育，巖漿活動強烈，火山作用頻繁[34]。中二疊統蘆草溝組夾在下二疊統卡拉崗組和中二疊統條湖組兩套以火山巖為主的火山—沉積地層之間，是一套形成于半深湖—深湖環境下的深灰色—黑色沉積地層，是新疆北部地區重要烴源巖系之一。

三塘湖盆地褶皺基底之上依次發育(表1)：上石炭統哈爾加烏組，厚1 000～6 000 m，主要由基性及少量酸性火山巖構成，夾少量泥巖；下二疊統卡拉崗組，厚2 500～4 000 m，主要巖性為中酸性火山巖；中二疊統蘆草溝組，厚0～600 m，主要為湖相細粒沉積巖；上覆條湖組巖性為厚度達2 000 m的玄武巖，其中夾有安山巖、凝灰巖及凝灰質泥巖，局部可見苦橄質玄武巖[32]；盆地整體缺失上二疊統，局部殘存三疊系。

蘆草溝組主要由泥巖、沉凝灰巖、白云巖、泥晶灰巖構成，夾少量凝灰巖。盆地邊緣偶見砂巖和礫巖。長期以來，蘆草溝組被視為水體介質偏咸的深—半深湖相正常沉積地層，物源輸入以陸相為主，也被認為是三塘湖盆地馬朗凹陷、條湖凹陷的主力烴源巖及儲油層[35-36]。近年來的研究發現，蘆草溝組主體為一套深色、含有機質，由泥巖、凝灰巖、沉凝灰巖與碳酸鹽巖組成的細粒沉積巖，同時含有大量巖漿—熱液活動形成的熱液噴流巖及深源碎屑物質[20-25,32]。

2 實驗方法

文中噴爆巖巖石樣品取自三塘湖盆地馬朗凹陷蘆草溝組鉆井巖芯，樣品均呈薄層—紋層狀。取樣深度分別為：S1井：2 244.87～ 2 299.06 m；S2井：3 458～3 670 m；S3井：2 452.5～2 581.73 m；S4井：2 908～2 942.25 m。

首先對選取樣品進行手標本觀察，觀察宏觀沉積特征、初步確定巖石類型后，選擇具有代表性的樣品磨制成厚0.03 mm的巖石薄片在偏光顯微鏡下觀察鑒定以及分類。隨后將粒度極小、偏光顯微鏡下無法詳細觀察晶體光性特點的樣品制成電子探針薄片，利用電子探針對其礦物組合及微觀結構構造特征進行觀測。電子探針實驗在西安地質研究所實驗測試中心完成，儀器型號如下：JXA-8100電子探針儀(15 kV，束流1×10-8A，束斑1～5 μm)。

圖1 三塘湖構造單元劃分(據吐哈油田分公司勘探開發研究院，2004)Fig.1 Simplified tectonic map of the Santanghu area and the location of the studied well

表1 三塘湖盆地地層發育簡表(據焦鑫等[23])
Table 1 Stratigraphic chart for the Santanghu area

3 噴爆巖巖石學及礦物學特征

噴爆巖指氣、液、固三相共存的深源巖漿—熱液物質上涌進入湖(海)底噴流通道，在湖底(海)噴流口噴出時，由于溫、壓條件驟變導致巖漿—熱液物質流體爆發性噴出，流體中的先成巖漿礦物爆裂、破碎，形成微粒晶質礦物碎屑，與熱液流體或與湖(海)水混合沉積形成的薄層—紋層狀巖石[21]。

研究區不同類型噴爆巖均以沉積夾層形式出現在灰色—深灰色泥/頁巖中，層厚度介于5～50 mm。手標本上噴爆巖由白色、淡黃色碎屑顆粒或團塊及深灰色基質構成。噴爆巖碎屑顆粒即可以是單礦物晶體，也可以是礦物集合體團塊。集合體團塊既可以由單一礦物組成，也可由多種礦物共同構成。依據碎屑顆粒不同的礦物組成，將噴爆巖分為方解石噴爆巖、白云石噴爆巖、透輝石噴爆巖及長英質噴爆巖四類。

3.1 方解石噴爆巖

方解石噴爆巖集中出現在研究區S1、S2井中，具薄層狀及紋層狀兩種產狀，二者均由礦物組成為方解石的灰白色碎屑顆粒及主要礦物為堿性長石的深灰—黑色基質組成。

薄層狀方解石噴爆巖層厚最大可達5 cm，肉眼可見碎屑顆粒分選差、磨圓度低，呈星散狀均勻分布，具輕微定向(圖2A)。單偏光及電子探針下觀察，碎屑顆粒為方解石單晶(表2)，晶體粒徑最小80 μm，最大可達500 μm，形態各異、邊緣呈不規則棱角狀(圖2B，C)，顯示未經長距離機械搬運的近源堆積特征。同時可見晶體內部發育大量不規則裂隙，表明晶體曾受到外力而導致其破裂(圖2D)。

薄層狀方解石噴爆巖基質單偏光下完全不透光，無法觀察礦物組成和結構構造特征。電子探針顯示基質是由更小的碎屑顆粒及基質構成(圖2E，F)。組成礦物以鈉長石(約占80%)為主，次為石英(約15%)，含少量白云石與自生黃鐵礦(圖2F)。構成基質的礦物形態多不規則，粒徑差異大，最大可達50 μm，最小不足1 μm。在靠近方解石邊緣處，觀察到基質碎屑沿方解石單晶邊緣形態沉積，顯示二者為同時或準同生時期沉積(圖2E)。

紋層狀方解石噴爆巖層厚多小于1 cm，與薄層狀方解石不同，其碎屑顆粒呈灰白色團塊，部分位置團塊密集堆積，呈白色條帶順層展布(圖2G)。偏光顯微鏡下觀察團塊形態極不規則。分析認為團塊應是在熱液噴流活動頻繁的背景下，噴流通道內早期結晶的晶體由噴口噴出后，在高密度流體作用下快速混雜堆積形成，是近噴口產物。即形成碎屑團塊的流體密度高于形成碎屑單晶的流體密度。偏光顯微鏡下可見大部分團塊為方解石構成的集合體(圖2H)，僅有少量團塊為方解石單晶。在方解石單晶晶體邊緣觀察到具有流體溶蝕或高溫熔蝕特征的港灣狀形態(圖2I，J)。

紋層狀方解石噴爆巖基質在單偏光下仍完全不透光(圖2H)，電子探針顯示基質同樣由更小的碎屑顆粒及基質構成(圖2I，K)。組成礦物以鉀長石(約80%)、鈉長石(約15%)為主，含極少量黃鐵礦。礦物形態各異，粒徑普遍小于10 μm。值得注意的是，在紋層狀方解石噴爆巖樣品中，基質中的顯微紋層明顯包繞著碎屑顆粒，隨著碎屑顆粒形態發生彎曲變形，證明了二者為同時期或準同生時期沉積(圖2I，J)。由于基質組成礦物粒度極細，無法逐一用電子探針打點確認礦物，遂采用EDS元素面掃描方法對選定視域進行分析。結果顯示，碎屑顆粒極度富集Ca元素而圍繞它的基質中基本不含Ca元素(圖2K)，證明碎屑顆粒與基質組成礦物完全不同，這與之前觀察結果相符。

3.2 白云石噴爆巖

白云石噴爆巖目前在研究區僅集中出現在S2井蘆草溝組上半段約30 m的巖芯中，共有15層，由形狀極不規則的黃褐色碎屑顆粒團塊及灰—深灰色基質共同組成。碎屑顆粒團塊不是單一礦物，而是以白云石為主要礦物(表2)，由菱鍶礦、黃鐵礦及蒙脫石共同構成的集合體，認為團塊成因與紋層狀方解石噴爆巖團塊成因一致，均由高密度流體近噴口快速堆積形成。白云石噴爆巖集合體團塊主要包括兩類礦物組合：白云石+菱鍶礦；白云石+蒙脫石+黃鐵礦。

A.薄層狀方解石噴爆巖手標本；灰白色碎屑顆粒無規則分布在深灰—黑色基質中；B，C，D.方解石晶體邊緣呈尖棱狀、不規則棱角狀，圖B為方解石噴爆巖單偏光(25倍)；圖C方解石碎屑顆粒單偏光(100倍)，圖D為方解石噴爆巖電子探針背散射圖像(40倍)，淺色顆粒為方解石；E.方解石噴爆巖電子探針背散射圖像，黃色標記指示組成基質的細小顆粒沿著方解石晶體邊緣形態沉積，證明二者為同時沉積；F.對應E中框選部分的電子探針背散射圖像，a鈉長石，b石英，c黃鐵礦，d白云石，e黃鐵礦(白色)自邊緣向內部交代鈉長石(灰色)； G.紋層狀方解石噴爆巖手標本；H.對應G紅色框選部分單偏光照片，基質完全不透光；I.紋層狀方解石噴爆巖電子探針背散射圖像，淺色顆粒為方解石單晶，可見基質顯微紋層隨著方解石晶體形態發生彎曲變形，以及組成基質的細小顆粒沿著方解石晶體邊緣形態沉積；J.黃色標記指示方解石晶體港灣狀邊緣；K.對應I框選部分基質電子探針背散射圖像，深色為鈉長石(a)，淺色為鉀長石(b)； L.與圖J同視域的EDS元素面掃描圖像，顯示碎屑顆粒與基質富含元素完全不同

Fig.2 Mineralogical features of calcitic explosion rocks

表2 方解石、白云石噴爆巖碎屑主要礦物電子探針成分分析結果(%)Table 2 Electron microprobe data for the chemical compositions (%) of major minerals in calcite and dolomite explosion rocks

(1) 白云石+菱鍶礦

手標本上，碎屑顆粒呈黃白色團塊，分布在深灰色基質中(圖3A)，碎屑顆粒形態極不規則，邊緣呈棱角狀、鋸齒狀(圖3B)。偏光顯微鏡及電子探針下觀察，碎屑顆粒集合體團塊主要由大量的白云石(約95%)、極少量菱鍶礦及透輝石(約5%)組成。白云石晶體多呈表面干凈的菱面體，少數呈半自形晶形，晶體粒徑20～80 μm不等(圖3C)。菱面體白云石邊緣平直，棱角清晰。電子探針背散射顯示白云石晶體彼此鑲嵌，內部結構均一，未見發育環帶。部分集合體內見到菱鍶礦、透輝石等高溫礦物由白云石晶體邊緣生長并沿邊緣向內交代白云石(圖3D，E、表3)，說明白云石被噴離噴口后，后期經歷了溫度更高的熱液環境。

碎屑顆粒團塊之間的基質在單偏光下呈褐色并包繞碎屑顆粒團塊，隨著團塊邊緣形態發生彎曲變形(圖3C)。對基質礦物進行電子探針分析，顯示主要成分為鉀長石(～85%)、鈉長石(～5%)、石英及黃鐵礦(圖3F)。鉀長石及鈉長石相互交生，微量黃鐵礦零星分布在基質中。

圖3 白云石噴爆巖—白云石+菱鍶礦A，B.白云石噴爆巖手標本碎屑團塊形態不規則，邊緣呈棱角狀、鋸齒狀(黃色標記)；C .單偏光下白云石噴爆巖(25倍)，見基質包繞集合體并隨集合體形態發生彎曲變形；D，E.背散射照片，顯示碎屑團塊內部微觀特征：團塊為白云石集合體，白云石邊部可見菱鍶礦(St)、透輝石(Di)；F.圖D中F框對應背散射圖片，顯示基質微觀特征：主要由鈉長石(Ab)、鉀長石(Kfs)及少量石英(Qut)構成Fig.3 Mineralogical features of dolomitic explosion rocks (Dol+Str)

表3 白云石噴爆巖菱鍶礦電子探針成分分析結果(%)Table 3 Electron microprobe data for the chemical compositions (%) of major minerals in strontianite from the carbonate explosion rocks

(2) 白云石+蒙脫石+黃鐵礦

該類噴爆巖碎屑顆粒在手標本上呈黃色圓形斑點，粒度相對均一，無規律分布在灰色基質中，也可見由碎屑顆粒密集堆積形成的碎屑條帶，條帶具有類似泄水構造的軟沉積變形構造(圖4A，B)。該構造應該形成于振動作用下，松散的沉積物內孔隙水泄出，使原始沉積物的顆粒支撐關系改變，從而顆粒發生位移并重新排列，形成變形構造，顯示了噴爆巖形成時快速堆積的沉積環境。此類噴爆巖碎屑顆粒為白云石(約70%)，蒙脫石(約23%)，堿性長石(約6%)以及少量黃鐵礦組成的集合體[24]。

單偏光下觀察，碎屑顆粒為白云石，多呈半自形—他形，為次棱角狀—次圓狀(圖4C)。電子探針顯示碎屑顆粒并非單一白云石晶體，而是白云石、少量堿性長石構成骨架顆粒，蒙脫石作為基質填充形成的礦物集合體，黃鐵礦零星分布于骨架顆粒之間。大部分白云石具有平直邊界，少數具有類似港灣狀的光滑的凹凸邊緣，應指示熔結/溶蝕作用，非機械磨圓作用所致(圖4D)。

基質結構與碎屑結構相同，主要由粒度遠小于碎屑中顆粒的白云石(約85%)及鈉長石(約10%)構成(圖4E)，蒙脫石作為基質填充其中。白云石晶形較差，多為他形，少量黃鐵礦零星分布在基質中。

在該類型噴爆巖中還發現白云石蛇紋石化現象。構成碎屑顆粒的白云石邊部及白云石相互接處部位均可見蛇紋石化(圖4 F，G，H)，這些蛇紋石化白云石內部偶見呈正方體的黃鐵礦，黃鐵礦粒度介于50～90 μm(圖4 F，G)。由于自形立方體黃鐵礦一般指示90 ℃～280 ℃的熱液作用[37]，因此認為白云石團塊后期經歷了溫度更高的熱液改造。

3.3 透輝石噴爆巖

透輝石噴爆巖集中發現在S3井，與上下巖層接觸面較平直(圖5A)，碎屑顆粒呈灰白色圓斑沿層密集分布在灰色基質中。手標本上碎屑顆粒形態相對規則、偏圓，粒度較均一。單偏鏡下觀察，顆粒為透輝石及硅灰石構成的集合體團塊，粒徑50～200 μm，無色透明，中等突起，邊緣呈幅度較大的鋸齒狀、凹凸狀(圖5B)。正交鏡下顯示集合體干涉色不鮮艷，最高可達二級藍(圖5C)。電子探針顯示集合體主要由透輝石(60%)及硅灰石(40%)組成(表4)，透輝石粒徑2～10 μm，他形居多，內部可見熔蝕溶蝕造成的不規則孔洞。透輝石顆粒基本彼此分立，互不接觸。集合體中硅灰石以膠結物的形式存在，硅灰石呈連晶狀將彼此分立的透輝石顆粒焊接在一起(圖5D，E)，屬于基底式膠結。該支撐機制說明，硅灰石只能與透輝石同時生成或早于透輝石生成，然而由于溶蝕/溶蝕孔僅在透輝石中出現，表明硅灰石形成時間晚于透輝石，應為透輝石由噴口噴出后，在高溫熱液環境中被硅灰石膠結。

圖4 白云質噴爆巖—白云石+蒙脫石+黃鐵礦A.白云石噴爆巖手標本，黃色標記指示類似泄水構造的軟沉積物變形構造；B.白云石噴爆巖手標本局部放大；C.單偏光下白云質噴爆巖(25倍)；D.對應圖C中D框，顯示構成碎屑顆粒的集合體內部特征：白云石構成骨架顆粒，蒙脫石填充在孔隙中，見到黃鐵礦(白色)零散分布。白云多具有港灣狀邊緣(黃色標識)，顯示部分熔融特征，少量白云石呈自形程度良好的菱形(紅色標識)； E.圖C中E框，顯示基質微觀特征：由粒度更細的白云石(深灰色)及少量鈉長石(淺灰色)構成骨架顆粒，蒙脫石作為填隙物填充其中，也可見少量零星分布的黃鐵礦(白色)； F.發生蛇紋石化的碎屑顆粒，單偏光(100X)，紅色標識指示黃鐵礦；G.背散射照片，a、b均為蛇紋石，白色正方形為黃鐵礦； H.單偏光下白云質噴爆巖中蛇紋石化碎屑顆粒(200倍)，紅色標識指示被蛇紋石化的白云石邊緣；圖F，G，H 修改自焦鑫等[23]Fig.4 Mineralogical features of dolomitic explosion rocks (Dol+Mnt+Py)

圖5 透輝石噴爆巖A.透輝石噴爆巖手標本；B.偏光顯微鏡下透輝石噴爆巖，單偏光，100倍；C.對應B正交偏光；D，E.背散射圖像，顯示碎屑顆粒內部顯微結構，硅灰石(深色)膠結透輝石(淺色)；F.背散射圖像，顯示基質內部顯微結構特征，基質由透輝石(淺色)、堿性長石(深色)組成Fig.5 Mineralogical features of diopside explosion rocks (Dol+Mnt+Py)

表4 輝石噴爆巖硅灰石電子探針成分分析結果(%)Table 4 Electron microprobe data for the chemical composi-tions(%) of major minerals in wollastonite explosion rocks

基質由透輝石(35%)及堿性長石(65%)組成，不見硅灰石。透輝石較自形，內部偶見溶蝕/溶蝕孔，應與集合體團塊中透輝石為相同來源。堿性長石多呈他形，與透輝石緊密接觸(圖5F)。

3.4 長英質噴爆巖

該類型噴爆巖見于S4井，發育范圍十分有限。組成長英質噴爆巖顆粒的礦物以石英(約65%)、長石(約25%)為主，碎屑顆粒夾于泥晶白云巖(圖6A)。偏光顯微鏡下可見石英、長石礦物分選、磨圓極差，同時觀察到鐮刀狀、雞骨狀結構(圖6B)，顯示未經歷長距離搬運與磨圓，分析認為該類噴爆巖形成位置距離噴口較遠、由高密度碎屑流體被水流稀釋后沉積形成。

長英質噴爆巖并非均勻、廣泛發育于馬朗凹陷。該類噴爆巖與湖相泥晶碳酸鹽巖往往呈紋層狀接觸，見剝蝕面(圖6 A，C)，層內礦物以長軸方向水平于層理方向的方式略微定向，指示側向牽引流體搬運特征[23-24]。巖石紋層較薄，單層厚度大部分小于0.5 mm，在個別厚度略大的層段可見正粒序結構(圖6D)。

3.5 噴爆巖特征小結

綜上所述，噴爆巖呈薄層—紋層狀，與正常湖相沉積互層產出，具有典型碎屑巖沉積結構構造，屬于沉積巖。然而，其碎屑和基質礦物組成及結構構造特征既顯著區別于陸源碎屑沉積巖，又不同于沉凝灰巖和熱水沉積的噴流巖，具有如下共同特征：

(1) 噴爆巖的碎屑顆粒主要組成礦物特殊，且大多為一種或兩種，不超過三種。多為半自形單晶礦物、單礦物集合體或多種礦物集合體團塊。同時組成碎屑顆粒的礦物含有大量以白云石、方解石、透輝石為代表的不穩定礦物以及以鉀長石為代表的次穩定礦物。除此外，還觀察到蛇紋石化現象，透輝石、呈立方體的黃鐵礦這類代表高溫熱液環境的特殊礦物。

圖6 長英質噴爆巖A.紋層狀長英質噴爆巖(白色)與泥晶白云巖(褐色)互層；B.對應A中B框放大，長英質顆粒(白色)呈棱角狀，個別具雞骨狀結構；C.對應A中C框放大，長英質噴爆巖(上部)與白云巖(下部)呈剝蝕面接觸(黃色標識指示)；D.對應A中D框放大，噴爆巖具有正粒序結構，黃色標識指示與下伏白云巖接觸剝蝕面；圖A、D修改自焦鑫等[22]Fig.6 Mineralogical features of felsic explosion rocks

(2) 噴爆巖碎屑晶質顆粒或團塊均呈大小混雜、形態各異的棱角狀，星散分布在厘米—毫米級紋層中。其分選差，不具磨圓度，顯示碎屑未經長距離搬運，具有近源快速堆積特征。碎屑顆粒內部微破裂發育，表明其遭受過外力強烈破壞。

(3) 噴爆巖基質中，少見甚至不見黏土礦物，基質物質組成或為與碎屑相同的單礦物，也可以是與碎屑完全不同的復成分顆粒，而且上述不同微顆粒均具大小混雜、形態復雜的棱角狀特征。

(4) 噴爆巖碎屑顆粒粒度普遍介于泥級—粉砂級，此粒徑理應經歷過長距離搬運，但顆粒又往往呈大小混雜、形態各異的棱角狀，星散分布在厘米—毫米級薄紋層中，這與經歷過長距離搬運特征不符。碎屑顆粒礦物組成雖然簡單，一般不超過三種礦物，但多為不穩定礦物或次穩定礦物。若物源來自周緣造山帶母巖，長距離搬運后不應有如此多不穩定礦物保留。因此傳統認識中的碎屑來自周緣母巖無法解釋該現象。無論是礦物組成還是結構構造特征，噴爆巖均顯示近源快速沉積特征。推測構成噴爆巖的碎屑顆粒應源自地球內部不同深度、不同性質的高密度巖漿—熱物質碎屑高密度流體。即這些熱物質流體沿噴流通道涌入湖底噴流口，在溫度、壓力驟變的環境下爆裂式噴發，造成氣、液、固三相共存的巖漿—熱物質流體中的先成固態礦物爆炸、破裂、碎粒化，然后匯入水體，未受水動力改造或受弱水動力改造后快速沉積，形成形態各異的棱角狀碎屑。

4 討論

噴爆巖以發育深源碎屑沉積為特征。本文涉及不同類型的噴爆巖，為認知該巖類，并與其他相關巖類對比、識別研究提供了難得的標樣，特就此涉及的以下相關內容作以討論。

4.1 噴爆巖與正常沉積碎屑巖

噴爆巖與沉積碎屑巖均為碎屑沉積巖，但二者的碎屑來源、沉積方式及其碎屑組成和結構構造特征均存在顯著區別。

前文已述，噴爆巖碎屑應源自地球內部不同深度、不同性質的巖漿—熱物質流體。它沿噴流通道涌入湖底噴流口，在溫度、壓力驟變的環境下爆裂式噴發，造成氣、液、固三相共存的巖漿—熱物質流體中的先成固態礦物爆炸、破裂、碎粒化，然后匯入水體，未受水動力改造或受弱水動力改造后快速沉積，形成形態各異的棱角狀晶質碎屑。正常沉積碎屑巖顆粒則是來自母巖裸露區經歷風化剝蝕、搬運的陸源碎屑或沉積盆地的內碎屑，并且經受不同程度的磨圓。噴爆巖和沉積碎屑巖差別顯著，極易區別。

4.2 噴爆巖與沉積火山碎屑巖

火山噴發和巖漿—熱液噴流是現今地球表面常見的兩類地質現象。它們客觀記錄著在地球表面不同環境(陸上、海洋、湖泊)發生的地球深部物質外泄并沉積的地質作用。涉及對現代和地質歷史時期的火山噴發及相關沉積作用和巖石組合研究資料相對豐富，研究也比較成熟。但有關熱液噴流(噴流巖)、巖漿—熱液物質流體噴流(噴積巖)方面的研究顯著薄弱。原因在于現代湖底、洋底直觀可見的噴流沉積(如洋底黑、白煙囪)難于獲取巖石樣品，地質歷史時期的研究鮮見，缺乏對比樣本。

新疆三塘湖地區的噴積巖[21]提供了地質歷史時期巖漿—熱液物質流體噴爆、噴流沉積難得的樣本。噴爆巖是噴積巖中的一類最具典型特征和代表性的巖石，但它與火山碎屑巖較難區別，與正常沉積地層中所夾的火山碎屑、沉凝灰巖因具有相似的結構構造特征而難于區別。

本研究認為，噴爆巖和沉積火山碎屑均屬于碎屑源自地球深部(被我們稱為“深源碎屑”)的特殊類型沉積巖，在形成方式上沒有本質區別。二者均為深源物質沿火山噴發通道或熱液噴流通道以強烈噴發方式外泄入湖(海)沉積，形成組成相對簡單、結構構造特征類似的深源碎屑沉積巖。其結構構造均呈現為晶質礦物爆裂、碎裂的不規則棱角狀，這也是二者容易混淆的主要原因。但二者物質組成、形成規模又有差異，表現為沉積火山碎屑巖沉積厚度大，因火山噴發規模大，物質組成較為復雜。噴爆巖則因不同規模斷裂誘導的深源熱物質流體深度、物源的差異，其噴爆、噴流規模較小，沉積厚度小，為薄層—紋層狀，且物質組成更為單一。這一點是該類巖石區別于沉積火山碎屑巖的突出特征。顯然，以火山噴發作用分異出薄—紋層狀單礦物(如方解石、透輝石等)等火山碎屑是難以合理解釋噴爆巖成因的。除沉積厚度的顯著差異外，噴爆巖和沉積火山碎屑巖在沉積組合、噴發頻率上也呈現出宏觀的差異，如噴爆巖與正常沉積或不同噴爆巖均呈間互的薄—紋層，垂向上巖性組合差異大，橫向分布范圍有限。然而，火山噴發作用不可能呈現如此頻繁的異質巖漿噴發和間互沉積。

4.3 噴爆巖與噴流巖區別

現代噴流沉積既見于不同大洋，如洋底黑、白煙囪[7]，也見于大陸環境，如東非裂谷[38]、我國云南騰沖熱泉區[39]。地質歷史時期噴流巖多在湖相沉積中發現，據已發表的較系統的關于陸相白煙型噴流巖的文章，按照發育位置、產狀可將噴流巖分為兩大類：在混合熱液背景下結晶沉淀的層狀噴流巖、近噴流口堆積的水爆型內碎屑噴流巖。

噴爆巖與層狀噴流巖區別十分明顯，前者是碎屑沉積巖，而后者為熱水環境下礦物結晶沉淀形成，屬于熱液化學沉淀成因。與水爆型內碎屑噴流巖相比，組成噴爆巖碎屑顆粒的礦物來自地球內部不同深度的深源熱液物質，顯示出原生、受巖漿—熱液爆破影響的特征；而內源碎屑噴流巖則為噴口周圍已固結的巖石受到水爆作用而碎裂后形成，二者碎屑來源完全不同。其次，雖然兩種巖類均顯示受到水爆作用影響，但對于噴爆巖而言，其對噴爆巖碎屑的影響在碎屑沿噴流通道噴出前就已經形成(或噴出同時)，而非作用于噴口周圍已固結巖石，因此噴爆巖與噴流巖具有本質上的不同。

5 結論

噴爆巖呈薄層—紋層狀展布，礦物組成類型單一，且多以不穩定、次穩定礦物為主。碎屑顆粒既可以是單晶礦物，也可以是由單礦物或復礦物形成的集合體團塊。碎屑顆粒分選差，多呈不規則棱角狀，內部微破裂發育，分布無規律，顯示受爆裂作用影響及快速沉積特征。噴爆巖既不同于沉積火山碎屑巖，更區別于陸源、內源碎屑沉積巖。噴爆巖的客觀存在，不僅提供了深源碎屑沉積的新類型，也豐富了沉積學研究，其深層次的地質意義有待進一步探索。