三塘湖盆地二叠系芦草沟组喷爆岩岩石学、矿物学特征及相关问题探讨

李哲萱，柳益群，周鼎武，焦鑫，南云

1.大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 710069 2.山东科技大学地球科学与工程学院，山东青岛 266510

0 引言

细粒沉积岩成为近年来热门研究内容。细粒沉积岩指粒径小于62 μm的颗粒含量占50%以上的沉积岩，主要由黏土矿物和粉砂级陆源碎屑颗粒组成，也包含少量盆地自生碳酸盐、生物硅质、磷酸盐等颗粒[1]。近年来随着非常规油气勘探如火如荼的开展，人们意识到细粒沉积岩除了作为烃源岩外，作为油气储层也具有巨大潜力，从而对其开展了相应的岩矿特征、成因机制及孔隙结构等方面的研究。研究过程中发现细粒沉积岩岩石类型丰富，其沉积过程也不再是传统认识的“在安静水体中沉积”，浊流、碎屑流、异重流、重力驱动液化泥流均可以搬运沉积细粒物质。细粒物质沉积往往伴有生物、风暴、潮汐和底流沉积等多种地质作用[2-4]。新认识对细粒沉积成因机制研究至关重要，也使传统认识面临挑战。然而由于细粒物质来源丰富、沉积成岩过程十分复杂，同时微观实验条件有限，目前对其研究仍有待深入。

热液喷流沉积岩(exhalite)，简称喷流岩，又称热水沉积岩，是指由地球内部热水流体进入海(湖)盆水体，经历热水沉积作用形成的岩石[5-10]。按照热水矿物组合特征划分为“白烟型”和“黑烟型”。前者矿物组成以碳酸盐矿物、硅质矿物为主；后者常见黄铁矿、方铅矿等金属硫化物[11-13]。郑荣才等[14]提出国内首例地质历史时期湖相白烟型喷流岩后，目前已相继在准噶尔盆地[15-18]、三塘湖盆地[19-24]、辽东湾盆地[25]、内蒙古二连盆地[26-28]、鄂尔多斯盆地[29-30]发现了同类热液喷流沉积岩，其普遍发育于陆相湖盆沉积岩中，以夹层形式产出，同时粒度多小于62 μm，属于细粒沉积岩范畴。

柳益群等[21,31]在新疆三塘湖盆地二叠系芦草沟组湖相白烟型喷流岩研究过程中，发现了一套以夹层形式发育在薄层—纹层状暗色细粒岩中，由深源岩浆—热液物质流体上涌入湖(海)底喷流通道，由喷口喷出后与热液流体或与湖(海)水混合沉积形成的沉积岩。组成该类岩石的微粒碎屑为深源晶质颗粒，其特殊的矿物组成和结构特征既区别于陆源和內源碎屑沉积岩，又区别于火山碎屑岩及喷流岩，故将其统称为喷爆岩。本文以喷爆岩为解剖对象，精细研究其岩石学、矿物学及结构构造特征，为丰富细粒沉积岩岩石类型、完善现代沉积学理论提供素材与依据。

1 地质背景

三塘湖盆地位于新疆北东部(图1)。盆地呈北西西向展布，面积约2.3×104km2，是一个叠置在古生代造山带褶皱基底之上、由晚石炭世—中新生代陆相沉积组合而成的叠合改造型含油气盆地。综合前人研究，三塘湖盆地前晚石炭世基底经历了与克拉麦里—古洋俯冲消减，洋盆关闭、陆陆碰撞造山的板块构造作用，晚石炭世后进入造山后拉伸成盆阶段[32-33]。三塘湖盆地在晚石炭世—二叠纪期间深大断裂发育，岩浆活动强烈，火山作用频繁[34]。中二叠统芦草沟组夹在下二叠统卡拉岗组和中二叠统条湖组两套以火山岩为主的火山—沉积地层之间，是一套形成于半深湖—深湖环境下的深灰色—黑色沉积地层，是新疆北部地区重要烃源岩系之一。

三塘湖盆地褶皱基底之上依次发育(表1)：上石炭统哈尔加乌组，厚1 000～6 000 m，主要由基性及少量酸性火山岩构成，夹少量泥岩；下二叠统卡拉岗组，厚2 500～4 000 m，主要岩性为中酸性火山岩；中二叠统芦草沟组，厚0～600 m，主要为湖相细粒沉积岩；上覆条湖组岩性为厚度达2 000 m的玄武岩，其中夹有安山岩、凝灰岩及凝灰质泥岩，局部可见苦橄质玄武岩[32]；盆地整体缺失上二叠统，局部残存三叠系。

芦草沟组主要由泥岩、沉凝灰岩、白云岩、泥晶灰岩构成，夹少量凝灰岩。盆地边缘偶见砂岩和砾岩。长期以来，芦草沟组被视为水体介质偏咸的深—半深湖相正常沉积地层，物源输入以陆相为主，也被认为是三塘湖盆地马朗凹陷、条湖凹陷的主力烃源岩及储油层[35-36]。近年来的研究发现，芦草沟组主体为一套深色、含有机质，由泥岩、凝灰岩、沉凝灰岩与碳酸盐岩组成的细粒沉积岩，同时含有大量岩浆—热液活动形成的热液喷流岩及深源碎屑物质[20-25,32]。

2 实验方法

文中喷爆岩岩石样品取自三塘湖盆地马朗凹陷芦草沟组钻井岩芯，样品均呈薄层—纹层状。取样深度分别为：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。

首先对选取样品进行手标本观察，观察宏观沉积特征、初步确定岩石类型后，选择具有代表性的样品磨制成厚0.03 mm的岩石薄片在偏光显微镜下观察鉴定以及分类。随后将粒度极小、偏光显微镜下无法详细观察晶体光性特点的样品制成电子探针薄片，利用电子探针对其矿物组合及微观结构构造特征进行观测。电子探针实验在西安地质研究所实验测试中心完成，仪器型号如下：JXA-8100电子探针仪(15 kV，束流1×10-8A，束斑1～5 μm)。

图1 三塘湖构造单元划分(据吐哈油田分公司勘探开发研究院，2004)Fig.1 Simplified tectonic map of the Santanghu area and the location of the studied well

表1 三塘湖盆地地层发育简表(据焦鑫等[23])
Table 1 Stratigraphic chart for the Santanghu area

3 喷爆岩岩石学及矿物学特征

喷爆岩指气、液、固三相共存的深源岩浆—热液物质上涌进入湖(海)底喷流通道，在湖底(海)喷流口喷出时，由于温、压条件骤变导致岩浆—热液物质流体爆发性喷出，流体中的先成岩浆矿物爆裂、破碎，形成微粒晶质矿物碎屑，与热液流体或与湖(海)水混合沉积形成的薄层—纹层状岩石[21]。

研究区不同类型喷爆岩均以沉积夹层形式出现在灰色—深灰色泥/页岩中，层厚度介于5～50 mm。手标本上喷爆岩由白色、淡黄色碎屑颗粒或团块及深灰色基质构成。喷爆岩碎屑颗粒即可以是单矿物晶体，也可以是矿物集合体团块。集合体团块既可以由单一矿物组成，也可由多种矿物共同构成。依据碎屑颗粒不同的矿物组成，将喷爆岩分为方解石喷爆岩、白云石喷爆岩、透辉石喷爆岩及长英质喷爆岩四类。

3.1 方解石喷爆岩

方解石喷爆岩集中出现在研究区S1、S2井中，具薄层状及纹层状两种产状，二者均由矿物组成为方解石的灰白色碎屑颗粒及主要矿物为碱性长石的深灰—黑色基质组成。

薄层状方解石喷爆岩层厚最大可达5 cm，肉眼可见碎屑颗粒分选差、磨圆度低，呈星散状均匀分布，具轻微定向(图2A)。单偏光及电子探针下观察，碎屑颗粒为方解石单晶(表2)，晶体粒径最小80 μm，最大可达500 μm，形态各异、边缘呈不规则棱角状(图2B，C)，显示未经长距离机械搬运的近源堆积特征。同时可见晶体内部发育大量不规则裂隙，表明晶体曾受到外力而导致其破裂(图2D)。

薄层状方解石喷爆岩基质单偏光下完全不透光，无法观察矿物组成和结构构造特征。电子探针显示基质是由更小的碎屑颗粒及基质构成(图2E，F)。组成矿物以钠长石(约占80%)为主，次为石英(约15%)，含少量白云石与自生黄铁矿(图2F)。构成基质的矿物形态多不规则，粒径差异大，最大可达50 μm，最小不足1 μm。在靠近方解石边缘处，观察到基质碎屑沿方解石单晶边缘形态沉积，显示二者为同时或准同生时期沉积(图2E)。

纹层状方解石喷爆岩层厚多小于1 cm，与薄层状方解石不同，其碎屑颗粒呈灰白色团块，部分位置团块密集堆积，呈白色条带顺层展布(图2G)。偏光显微镜下观察团块形态极不规则。分析认为团块应是在热液喷流活动频繁的背景下，喷流通道内早期结晶的晶体由喷口喷出后，在高密度流体作用下快速混杂堆积形成，是近喷口产物。即形成碎屑团块的流体密度高于形成碎屑单晶的流体密度。偏光显微镜下可见大部分团块为方解石构成的集合体(图2H)，仅有少量团块为方解石单晶。在方解石单晶晶体边缘观察到具有流体溶蚀或高温熔蚀特征的港湾状形态(图2I，J)。

纹层状方解石喷爆岩基质在单偏光下仍完全不透光(图2H)，电子探针显示基质同样由更小的碎屑颗粒及基质构成(图2I，K)。组成矿物以钾长石(约80%)、钠长石(约15%)为主，含极少量黄铁矿。矿物形态各异，粒径普遍小于10 μm。值得注意的是，在纹层状方解石喷爆岩样品中，基质中的显微纹层明显包绕着碎屑颗粒，随着碎屑颗粒形态发生弯曲变形，证明了二者为同时期或准同生时期沉积(图2I，J)。由于基质组成矿物粒度极细，无法逐一用电子探针打点确认矿物，遂采用EDS元素面扫描方法对选定视域进行分析。结果显示，碎屑颗粒极度富集Ca元素而围绕它的基质中基本不含Ca元素(图2K)，证明碎屑颗粒与基质组成矿物完全不同，这与之前观察结果相符。

3.2 白云石喷爆岩

白云石喷爆岩目前在研究区仅集中出现在S2井芦草沟组上半段约30 m的岩芯中，共有15层，由形状极不规则的黄褐色碎屑颗粒团块及灰—深灰色基质共同组成。碎屑颗粒团块不是单一矿物，而是以白云石为主要矿物(表2)，由菱锶矿、黄铁矿及蒙脱石共同构成的集合体，认为团块成因与纹层状方解石喷爆岩团块成因一致，均由高密度流体近喷口快速堆积形成。白云石喷爆岩集合体团块主要包括两类矿物组合：白云石+菱锶矿；白云石+蒙脱石+黄铁矿。

A.薄层状方解石喷爆岩手标本；灰白色碎屑颗粒无规则分布在深灰—黑色基质中；B，C，D.方解石晶体边缘呈尖棱状、不规则棱角状，图B为方解石喷爆岩单偏光(25倍)；图C方解石碎屑颗粒单偏光(100倍)，图D为方解石喷爆岩电子探针背散射图像(40倍)，浅色颗粒为方解石；E.方解石喷爆岩电子探针背散射图像，黄色标记指示组成基质的细小颗粒沿着方解石晶体边缘形态沉积，证明二者为同时沉积；F.对应E中框选部分的电子探针背散射图像，a钠长石，b石英，c黄铁矿，d白云石，e黄铁矿(白色)自边缘向内部交代钠长石(灰色)； G.纹层状方解石喷爆岩手标本；H.对应G红色框选部分单偏光照片，基质完全不透光；I.纹层状方解石喷爆岩电子探针背散射图像，浅色颗粒为方解石单晶，可见基质显微纹层随着方解石晶体形态发生弯曲变形，以及组成基质的细小颗粒沿着方解石晶体边缘形态沉积；J.黄色标记指示方解石晶体港湾状边缘；K.对应I框选部分基质电子探针背散射图像，深色为钠长石(a)，浅色为钾长石(b)； L.与图J同视域的EDS元素面扫描图像，显示碎屑颗粒与基质富含元素完全不同

Fig.2 Mineralogical features of calcitic explosion rocks

表2 方解石、白云石喷爆岩碎屑主要矿物电子探针成分分析结果(%)Table 2 Electron microprobe data for the chemical compositions (%) of major minerals in calcite and dolomite explosion rocks

(1) 白云石+菱锶矿

手标本上，碎屑颗粒呈黄白色团块，分布在深灰色基质中(图3A)，碎屑颗粒形态极不规则，边缘呈棱角状、锯齿状(图3B)。偏光显微镜及电子探针下观察，碎屑颗粒集合体团块主要由大量的白云石(约95%)、极少量菱锶矿及透辉石(约5%)组成。白云石晶体多呈表面干净的菱面体，少数呈半自形晶形，晶体粒径20～80 μm不等(图3C)。菱面体白云石边缘平直，棱角清晰。电子探针背散射显示白云石晶体彼此镶嵌，内部结构均一，未见发育环带。部分集合体内见到菱锶矿、透辉石等高温矿物由白云石晶体边缘生长并沿边缘向内交代白云石(图3D，E、表3)，说明白云石被喷离喷口后，后期经历了温度更高的热液环境。

碎屑颗粒团块之间的基质在单偏光下呈褐色并包绕碎屑颗粒团块，随着团块边缘形态发生弯曲变形(图3C)。对基质矿物进行电子探针分析，显示主要成分为钾长石(～85%)、钠长石(～5%)、石英及黄铁矿(图3F)。钾长石及钠长石相互交生，微量黄铁矿零星分布在基质中。

图3 白云石喷爆岩—白云石+菱锶矿A，B.白云石喷爆岩手标本碎屑团块形态不规则，边缘呈棱角状、锯齿状(黄色标记)；C .单偏光下白云石喷爆岩(25倍)，见基质包绕集合体并随集合体形态发生弯曲变形；D，E.背散射照片，显示碎屑团块内部微观特征：团块为白云石集合体，白云石边部可见菱锶矿(St)、透辉石(Di)；F.图D中F框对应背散射图片，显示基质微观特征：主要由钠长石(Ab)、钾长石(Kfs)及少量石英(Qut)构成Fig.3 Mineralogical features of dolomitic explosion rocks (Dol+Str)

表3 白云石喷爆岩菱锶矿电子探针成分分析结果(%)Table 3 Electron microprobe data for the chemical compositions (%) of major minerals in strontianite from the carbonate explosion rocks

(2) 白云石+蒙脱石+黄铁矿

该类喷爆岩碎屑颗粒在手标本上呈黄色圆形斑点，粒度相对均一，无规律分布在灰色基质中，也可见由碎屑颗粒密集堆积形成的碎屑条带，条带具有类似泄水构造的软沉积变形构造(图4A，B)。该构造应该形成于振动作用下，松散的沉积物内孔隙水泄出，使原始沉积物的颗粒支撑关系改变，从而颗粒发生位移并重新排列，形成变形构造，显示了喷爆岩形成时快速堆积的沉积环境。此类喷爆岩碎屑颗粒为白云石(约70%)，蒙脱石(约23%)，碱性长石(约6%)以及少量黄铁矿组成的集合体[24]。

单偏光下观察，碎屑颗粒为白云石，多呈半自形—他形，为次棱角状—次圆状(图4C)。电子探针显示碎屑颗粒并非单一白云石晶体，而是白云石、少量碱性长石构成骨架颗粒，蒙脱石作为基质填充形成的矿物集合体，黄铁矿零星分布于骨架颗粒之间。大部分白云石具有平直边界，少数具有类似港湾状的光滑的凹凸边缘，应指示熔结/溶蚀作用，非机械磨圆作用所致(图4D)。

基质结构与碎屑结构相同，主要由粒度远小于碎屑中颗粒的白云石(约85%)及钠长石(约10%)构成(图4E)，蒙脱石作为基质填充其中。白云石晶形较差，多为他形，少量黄铁矿零星分布在基质中。

在该类型喷爆岩中还发现白云石蛇纹石化现象。构成碎屑颗粒的白云石边部及白云石相互接处部位均可见蛇纹石化(图4 F，G，H)，这些蛇纹石化白云石内部偶见呈正方体的黄铁矿，黄铁矿粒度介于50～90 μm(图4 F，G)。由于自形立方体黄铁矿一般指示90 ℃～280 ℃的热液作用[37]，因此认为白云石团块后期经历了温度更高的热液改造。

3.3 透辉石喷爆岩

透辉石喷爆岩集中发现在S3井，与上下岩层接触面较平直(图5A)，碎屑颗粒呈灰白色圆斑沿层密集分布在灰色基质中。手标本上碎屑颗粒形态相对规则、偏圆，粒度较均一。单偏镜下观察，颗粒为透辉石及硅灰石构成的集合体团块，粒径50～200 μm，无色透明，中等突起，边缘呈幅度较大的锯齿状、凹凸状(图5B)。正交镜下显示集合体干涉色不鲜艳，最高可达二级蓝(图5C)。电子探针显示集合体主要由透辉石(60%)及硅灰石(40%)组成(表4)，透辉石粒径2～10 μm，他形居多，内部可见熔蚀溶蚀造成的不规则孔洞。透辉石颗粒基本彼此分立，互不接触。集合体中硅灰石以胶结物的形式存在，硅灰石呈连晶状将彼此分立的透辉石颗粒焊接在一起(图5D，E)，属于基底式胶结。该支撑机制说明，硅灰石只能与透辉石同时生成或早于透辉石生成，然而由于溶蚀/溶蚀孔仅在透辉石中出现，表明硅灰石形成时间晚于透辉石，应为透辉石由喷口喷出后，在高温热液环境中被硅灰石胶结。

图4 白云质喷爆岩—白云石+蒙脱石+黄铁矿A.白云石喷爆岩手标本，黄色标记指示类似泄水构造的软沉积物变形构造；B.白云石喷爆岩手标本局部放大；C.单偏光下白云质喷爆岩(25倍)；D.对应图C中D框，显示构成碎屑颗粒的集合体内部特征：白云石构成骨架颗粒，蒙脱石填充在孔隙中，见到黄铁矿(白色)零散分布。白云多具有港湾状边缘(黄色标识)，显示部分熔融特征，少量白云石呈自形程度良好的菱形(红色标识)； E.图C中E框，显示基质微观特征：由粒度更细的白云石(深灰色)及少量钠长石(浅灰色)构成骨架颗粒，蒙脱石作为填隙物填充其中，也可见少量零星分布的黄铁矿(白色)； F.发生蛇纹石化的碎屑颗粒，单偏光(100X)，红色标识指示黄铁矿；G.背散射照片，a、b均为蛇纹石，白色正方形为黄铁矿； H.单偏光下白云质喷爆岩中蛇纹石化碎屑颗粒(200倍)，红色标识指示被蛇纹石化的白云石边缘；图F，G，H 修改自焦鑫等[23]Fig.4 Mineralogical features of dolomitic explosion rocks (Dol+Mnt+Py)

图5 透辉石喷爆岩A.透辉石喷爆岩手标本；B.偏光显微镜下透辉石喷爆岩，单偏光，100倍；C.对应B正交偏光；D，E.背散射图像，显示碎屑颗粒内部显微结构，硅灰石(深色)胶结透辉石(浅色)；F.背散射图像，显示基质内部显微结构特征，基质由透辉石(浅色)、碱性长石(深色)组成Fig.5 Mineralogical features of diopside explosion rocks (Dol+Mnt+Py)

表4 辉石喷爆岩硅灰石电子探针成分分析结果(%)Table 4 Electron microprobe data for the chemical composi-tions(%) of major minerals in wollastonite explosion rocks

基质由透辉石(35%)及碱性长石(65%)组成，不见硅灰石。透辉石较自形，内部偶见溶蚀/溶蚀孔，应与集合体团块中透辉石为相同来源。碱性长石多呈他形，与透辉石紧密接触(图5F)。

3.4 长英质喷爆岩

该类型喷爆岩见于S4井，发育范围十分有限。组成长英质喷爆岩颗粒的矿物以石英(约65%)、长石(约25%)为主，碎屑颗粒夹于泥晶白云岩(图6A)。偏光显微镜下可见石英、长石矿物分选、磨圆极差，同时观察到镰刀状、鸡骨状结构(图6B)，显示未经历长距离搬运与磨圆，分析认为该类喷爆岩形成位置距离喷口较远、由高密度碎屑流体被水流稀释后沉积形成。

长英质喷爆岩并非均匀、广泛发育于马朗凹陷。该类喷爆岩与湖相泥晶碳酸盐岩往往呈纹层状接触，见剥蚀面(图6 A，C)，层内矿物以长轴方向水平于层理方向的方式略微定向，指示侧向牵引流体搬运特征[23-24]。岩石纹层较薄，单层厚度大部分小于0.5 mm，在个别厚度略大的层段可见正粒序结构(图6D)。

3.5 喷爆岩特征小结

综上所述，喷爆岩呈薄层—纹层状，与正常湖相沉积互层产出，具有典型碎屑岩沉积结构构造，属于沉积岩。然而，其碎屑和基质矿物组成及结构构造特征既显著区别于陆源碎屑沉积岩，又不同于沉凝灰岩和热水沉积的喷流岩，具有如下共同特征：

(1) 喷爆岩的碎屑颗粒主要组成矿物特殊，且大多为一种或两种，不超过三种。多为半自形单晶矿物、单矿物集合体或多种矿物集合体团块。同时组成碎屑颗粒的矿物含有大量以白云石、方解石、透辉石为代表的不稳定矿物以及以钾长石为代表的次稳定矿物。除此外，还观察到蛇纹石化现象，透辉石、呈立方体的黄铁矿这类代表高温热液环境的特殊矿物。

图6 长英质喷爆岩A.纹层状长英质喷爆岩(白色)与泥晶白云岩(褐色)互层；B.对应A中B框放大，长英质颗粒(白色)呈棱角状，个别具鸡骨状结构；C.对应A中C框放大，长英质喷爆岩(上部)与白云岩(下部)呈剥蚀面接触(黄色标识指示)；D.对应A中D框放大，喷爆岩具有正粒序结构，黄色标识指示与下伏白云岩接触剥蚀面；图A、D修改自焦鑫等[22]Fig.6 Mineralogical features of felsic explosion rocks

(2) 喷爆岩碎屑晶质颗粒或团块均呈大小混杂、形态各异的棱角状，星散分布在厘米—毫米级纹层中。其分选差，不具磨圆度，显示碎屑未经长距离搬运，具有近源快速堆积特征。碎屑颗粒内部微破裂发育，表明其遭受过外力强烈破坏。

(3) 喷爆岩基质中，少见甚至不见黏土矿物，基质物质组成或为与碎屑相同的单矿物，也可以是与碎屑完全不同的复成分颗粒，而且上述不同微颗粒均具大小混杂、形态复杂的棱角状特征。

(4) 喷爆岩碎屑颗粒粒度普遍介于泥级—粉砂级，此粒径理应经历过长距离搬运，但颗粒又往往呈大小混杂、形态各异的棱角状，星散分布在厘米—毫米级薄纹层中，这与经历过长距离搬运特征不符。碎屑颗粒矿物组成虽然简单，一般不超过三种矿物，但多为不稳定矿物或次稳定矿物。若物源来自周缘造山带母岩，长距离搬运后不应有如此多不稳定矿物保留。因此传统认识中的碎屑来自周缘母岩无法解释该现象。无论是矿物组成还是结构构造特征，喷爆岩均显示近源快速沉积特征。推测构成喷爆岩的碎屑颗粒应源自地球内部不同深度、不同性质的高密度岩浆—热物质碎屑高密度流体。即这些热物质流体沿喷流通道涌入湖底喷流口，在温度、压力骤变的环境下爆裂式喷发，造成气、液、固三相共存的岩浆—热物质流体中的先成固态矿物爆炸、破裂、碎粒化，然后汇入水体，未受水动力改造或受弱水动力改造后快速沉积，形成形态各异的棱角状碎屑。

4 讨论

喷爆岩以发育深源碎屑沉积为特征。本文涉及不同类型的喷爆岩，为认知该岩类，并与其他相关岩类对比、识别研究提供了难得的标样，特就此涉及的以下相关内容作以讨论。

4.1 喷爆岩与正常沉积碎屑岩

喷爆岩与沉积碎屑岩均为碎屑沉积岩，但二者的碎屑来源、沉积方式及其碎屑组成和结构构造特征均存在显著区别。

前文已述，喷爆岩碎屑应源自地球内部不同深度、不同性质的岩浆—热物质流体。它沿喷流通道涌入湖底喷流口，在温度、压力骤变的环境下爆裂式喷发，造成气、液、固三相共存的岩浆—热物质流体中的先成固态矿物爆炸、破裂、碎粒化，然后汇入水体，未受水动力改造或受弱水动力改造后快速沉积，形成形态各异的棱角状晶质碎屑。正常沉积碎屑岩颗粒则是来自母岩裸露区经历风化剥蚀、搬运的陆源碎屑或沉积盆地的内碎屑，并且经受不同程度的磨圆。喷爆岩和沉积碎屑岩差别显著，极易区别。

4.2 喷爆岩与沉积火山碎屑岩

火山喷发和岩浆—热液喷流是现今地球表面常见的两类地质现象。它们客观记录着在地球表面不同环境(陆上、海洋、湖泊)发生的地球深部物质外泄并沉积的地质作用。涉及对现代和地质历史时期的火山喷发及相关沉积作用和岩石组合研究资料相对丰富，研究也比较成熟。但有关热液喷流(喷流岩)、岩浆—热液物质流体喷流(喷积岩)方面的研究显著薄弱。原因在于现代湖底、洋底直观可见的喷流沉积(如洋底黑、白烟囱)难于获取岩石样品，地质历史时期的研究鲜见，缺乏对比样本。

新疆三塘湖地区的喷积岩[21]提供了地质历史时期岩浆—热液物质流体喷爆、喷流沉积难得的样本。喷爆岩是喷积岩中的一类最具典型特征和代表性的岩石，但它与火山碎屑岩较难区别，与正常沉积地层中所夹的火山碎屑、沉凝灰岩因具有相似的结构构造特征而难于区别。

本研究认为，喷爆岩和沉积火山碎屑均属于碎屑源自地球深部(被我们称为“深源碎屑”)的特殊类型沉积岩，在形成方式上没有本质区别。二者均为深源物质沿火山喷发通道或热液喷流通道以强烈喷发方式外泄入湖(海)沉积，形成组成相对简单、结构构造特征类似的深源碎屑沉积岩。其结构构造均呈现为晶质矿物爆裂、碎裂的不规则棱角状，这也是二者容易混淆的主要原因。但二者物质组成、形成规模又有差异，表现为沉积火山碎屑岩沉积厚度大，因火山喷发规模大，物质组成较为复杂。喷爆岩则因不同规模断裂诱导的深源热物质流体深度、物源的差异，其喷爆、喷流规模较小，沉积厚度小，为薄层—纹层状，且物质组成更为单一。这一点是该类岩石区别于沉积火山碎屑岩的突出特征。显然，以火山喷发作用分异出薄—纹层状单矿物(如方解石、透辉石等)等火山碎屑是难以合理解释喷爆岩成因的。除沉积厚度的显著差异外，喷爆岩和沉积火山碎屑岩在沉积组合、喷发频率上也呈现出宏观的差异，如喷爆岩与正常沉积或不同喷爆岩均呈间互的薄—纹层，垂向上岩性组合差异大，横向分布范围有限。然而，火山喷发作用不可能呈现如此频繁的异质岩浆喷发和间互沉积。

4.3 喷爆岩与喷流岩区别

现代喷流沉积既见于不同大洋，如洋底黑、白烟囱[7]，也见于大陆环境，如东非裂谷[38]、我国云南腾冲热泉区[39]。地质历史时期喷流岩多在湖相沉积中发现，据已发表的较系统的关于陆相白烟型喷流岩的文章，按照发育位置、产状可将喷流岩分为两大类：在混合热液背景下结晶沉淀的层状喷流岩、近喷流口堆积的水爆型内碎屑喷流岩。

喷爆岩与层状喷流岩区别十分明显，前者是碎屑沉积岩，而后者为热水环境下矿物结晶沉淀形成，属于热液化学沉淀成因。与水爆型内碎屑喷流岩相比，组成喷爆岩碎屑颗粒的矿物来自地球内部不同深度的深源热液物质，显示出原生、受岩浆—热液爆破影响的特征；而内源碎屑喷流岩则为喷口周围已固结的岩石受到水爆作用而碎裂后形成，二者碎屑来源完全不同。其次，虽然两种岩类均显示受到水爆作用影响，但对于喷爆岩而言，其对喷爆岩碎屑的影响在碎屑沿喷流通道喷出前就已经形成(或喷出同时)，而非作用于喷口周围已固结岩石，因此喷爆岩与喷流岩具有本质上的不同。

5 结论

喷爆岩呈薄层—纹层状展布，矿物组成类型单一，且多以不稳定、次稳定矿物为主。碎屑颗粒既可以是单晶矿物，也可以是由单矿物或复矿物形成的集合体团块。碎屑颗粒分选差，多呈不规则棱角状，内部微破裂发育，分布无规律，显示受爆裂作用影响及快速沉积特征。喷爆岩既不同于沉积火山碎屑岩，更区别于陆源、内源碎屑沉积岩。喷爆岩的客观存在，不仅提供了深源碎屑沉积的新类型，也丰富了沉积学研究，其深层次的地质意义有待进一步探索。