Natural Gas Geoscience >

2020 , Vol. 31 >Issue 2: 220 - 234

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2019.11.008

Deep-derived clastics with porphyroclastic structure in lacustrine fine-grained sediments： Case study of the Permian Lucaogou Formation in Jimsar Sag, Junggar Basin

  • Zhe-xuan LI , 1 ,
  • Yi-qun LIU , 1 ,
  • Xin JIAO 1 ,
  • Ding-wu ZHOU 2
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  • 1. Department of Geology, Northwest University, Xi'an 710069，China
  • 2. Shandong University of Science and Technology, Qingdao 266510, China

Received date: 2019-08-28

  Revised date: 2019-11-06

  Online published: 2019-12-03

Supported by

the National Natural Science Foundation of China(41802120)

The China Postdoctoral Science Foundation(2018M633557)

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Highlights

During the study of dark fine-grained sedimentary rocks in Permian Lucaogou Formation of Jimsar Sag, Junggar Basin, multiple series of laminar, randomly distributing sedimentary rocks which mainly consist of unstable to sub-stabilized minerals with low grade of texture maturity are observed. Rock-forming minerals appear euhedral and are with partly embayed boundaries. Geochemical results suggest the clastics are of deep-derived (even partly are mantle-derived) origin. This paper thinks target rocks are neither composed of terrigenous clastic sediments nor intraclast and they are different from hydrothermal sedimentary rocks. It is formed by deep derived magmatic-hydrothermal material (and fluid), which usually forms in vapor-liquid-solid, upwelling along the exhalite channels then erupting to the bottom of lake floor, unaffected or slightly affected by hydrodynamics, then deposit finally. This new kind of sedimentary rock enriches the study of sedimentology. Hopefully, further study on it can benefit completing and enriching theories of sedimentation.

Cite this article

Zhe-xuan LI , Yi-qun LIU , Xin JIAO , Ding-wu ZHOU . Deep-derived clastics with porphyroclastic structure in lacustrine fine-grained sediments： Case study of the Permian Lucaogou Formation in Jimsar Sag, Junggar Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2020 , 31(2) : 220 -234 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2019.11.008

0 引言

湖相细粒沉积岩由于粒度极细，研究难度较大。对于其中经常发育的明显的异源物质（碎屑物质夹层），以往仅被简单的认为是陆源碎屑物质经长距离搬运后形成的远端沉积物[1,2,3]。对于其中出现的棱角状颗粒、或矿物混杂堆积等现象，多解释为由事件激发（如地震、火山、风暴作用）造成的水下重力流形成[4,5]。经现代沉积观察及实验室模拟[6,7]，地质学家发现该岩石类型的物质来源，沉积方式及后期成岩作用均十分复杂，并提出混合沉积物的概念[8]。杨朝青等[9]在云南曲靖地区研究中泥盆统曲靖组时，发现陆源碎屑与灰泥和生物碎屑混合沉积现象，从而提出混合沉积岩概念。随后在我国多处湖相细粒沉积岩中均观察到混合沉积现象[10,11,12]。除了明显的陆源碎屑与碳酸盐矿物混合沉积，国内学者在研究陆内裂谷环境下湖相细粒沉积岩时观察到一类结构构造特殊的沉积岩。该类岩石与上覆及下伏岩层整合接触，呈纹层状展布；由于构成岩石的颗粒及基质粒径差异巨大，矿物组成几乎完全不同，使其具有类似火山岩的“斑状”结构。构成“斑晶”的矿物多种多样，例如白云石、方解石、方沸石等，“基质”构成矿物多见泥级长石、石英及白云石等。以上现象多被认为是湖底热液喷流作用的结果，即由地球内部热液喷溢到海底或湖底与正常海水/湖水混合后所产生的沉积/沉淀作用形成[13,14,15,16,17,18]。诚然，在陆内裂谷环境下，湖相沉积岩中出现的上述岩石与热液流体活动具有不可否认的联系。但随着在类似环境中观察到越来越丰富的火山物质、热液成因矿物及传统沉积学理论无法圆满解释其来源的碎屑颗粒，部分学者[19,20,21,22,23,24,25,26,27]对这些碎屑颗粒来源及成因提出了全新观点，认为组成该类岩石的微粒碎屑为深源晶质颗粒，该岩石是由深源岩浆—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。
传统认识中，吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组形成于近海咸化湖盆，岩性以云质岩为主，夹少量细粒碎屑岩[28,29]。近年来，人们注意到该套岩石实际是一套主要由碳酸盐矿物、陆源碎屑、火山碎屑及热液矿物共同构成的暗色湖相细粒沉积岩（混积岩），沉积过程中还伴随间歇火山及热液喷流活动[12,20,23,24,28]。然而，关于研究区二叠系芦草沟组沉积时期物源（尤其是夹杂在细粒沉积岩中的特殊碎屑来源）的研究程度依然相对较低，对物源判断也主要基于研究区岩石矿物组成特征[12,28]。认为芦草沟组具有陆源、盆内及火山三大物源，不同时期优势物源不同。还有个别学者提出研究区出现源自地幔的深源碎屑[20]。截至目前，鲜有学者结合矿物组成、结构构造特征及相应的地球化学特征对研究区芦草沟组沉积时期物源进行探讨。
本文选取吉木萨尔凹陷芦草沟组暗色湖相细粒沉积岩中含大量斑状方解石颗粒的纹层为研究对象，在对其开展精细岩石学、矿物学研究的基础上，分析其微量元素和稀土元素特征，探讨其物源及沉积模式。该研究可进一步丰富裂谷背景下湖相细粒沉积岩物质来源及形成机理相关认识。

1 区域地质背景

准噶尔盆地自晚古生代以来，受到多期构造活动改造，具有较复杂的构造特征及地层关系。晚石炭世—早二叠世，盆地东部进入碰撞后伸展转折期，板内活动强烈，发育一系列受正断层控制的断陷—裂谷盆地[19,30,31]。吉木萨尔凹陷位于准噶尔盆地东部隆起区西南缘，是在中石炭统褶皱基底上发育的西深东浅、西断东超的箕状凹陷[32]。其北、西、南三侧均以断裂为界，北以吉木萨尔断裂为界与沙奇凸起毗邻，西以西地断裂和老庄湾断裂为界与北三台凸起相接，南面为阜康断裂带，向东逐渐过渡为奇台凸起(图1)。
图1 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷位置特征（图修改自文献[32]）

Fig.1 Geological outline of Jimusar Sag, Junggar Basin (modified from Ref.[32])

研究区芦草沟组厚度大、分布广，整体为欠补偿湖盆条件下陆源碎屑岩、碳酸盐岩及火山碎屑岩共同构成的细粒混积岩。据钻井录井资料，研究区最老地层为石炭系巴塔玛依内山组，岩性主要为炭质泥岩、火山碎屑岩及灰色玄武岩，是一套形成于裂谷背景下的火山—沉积地层，与上覆二叠系呈角度不整合接触。二叠系自下而上依次发育芨芨槽子群组、将军庙组、芦草沟组和梧桐沟组。芦草沟组岩性以云质岩为主，夹凝灰质云岩、沉凝灰岩及凝灰岩，与下伏地层整合接触，与上覆梧桐沟组不整合接触[33]。近年来有学者认为除了正常湖相沉积外，研究区芦草沟组还发育和火山作用、热液喷流作用相关的岩石组合，如喷流岩、碳酸质喷爆岩等[20,21,34]。

2 样品采集及测试方法

研究样品均来自准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组钻井岩心。选取重点井5口，分别为J32井、J34井、J174井、J176井及J251井。采样后首先磨制普通岩石薄片，观察其结构与矿物组分特征。随后选择产状更优（即含碎斑状颗粒纹层与含团块状颗粒纹层较厚、颗粒粒度较大）的样品制成电子探针薄片对其进行微观矿物相互接触关系等更细微的观察，并测定矿物成分。其次，在上述井芦草沟组岩心中，选取碎屑产状最优层段共挑选15块沉积岩岩石样品进行X-衍射、全岩微量元素测量。由于本次研究样品多为纹层状—薄层状，为获得精准信息，特使用微钻头取样，其单层厚度最小可控制在２mm，所有样品碎至200目。电子探针、X-射线衍射全岩分析在中国地质调查局西安地质调査中心的实验测试中心完成，仪器型号分别为：JXA-8100电子探针仪（15 kV，束流1×5 108 A，束斑5~10 μm）及D/max-2500（40 kV，200 Ma，扫描步长0.02°，速度10°/min，范围5°~56°，DS=DD=1°，RS=0.15 mm）。全岩微量元素含量检测在武汉上谱分析科技有限责任公司分析测试中心利用使用电感耦合等离子体质谱Agilent 7700e ICP-MS分析完成，分析精度优于 10%。
为了进一步探究构成岩石的碎屑颗粒来源，在原电子探针薄片中挑选出碎屑颗粒粒径较大、碎屑—基质结构更明显的薄片进行单矿物原位微区微量元素及Sr同位素分析。单矿物原位微区稀土元素及微量元素测试在中国地质调查局西安地质调査中心的实验测试中心，用激光剥蚀法完成。激光剥蚀系统为GeoLas Pro，ICP-MS为Agilent 7700x，束斑44 μm。对分析数据的离线处理（包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量计算）采用软件Glitter4.4.4完成。单矿物原位微区Sr同位素实验在西北大学大陆动力学国家重点实验室，用飞秒激光剥蚀（fsLA）—多接收等离子体质谱（MC-ICP-MS）完成。其中飞秒激光剥蚀系统为266 nm NWR UP Femto （ESI, USA），多接收等离子体质谱为Nu Instruments公司的Nu Plasma II型MC-ICP-MS（Nu Ins, UK）。测试过程中选择标样 LXH（87Sr/86Sr 的参考值为0.709 210），激光束斑为20~53 μm。

3 岩石及矿物学特征

研究团队在吉木萨尔凹陷芦草沟组暗色细粒沉积岩中观察到由白色斑状方解石颗粒及灰色—深灰色基质构成的纹层状岩石。手标本上该岩石单层厚度介于1~20 mm之间并具有典型碎屑岩结构[图2(a)，图3(a)，图3(b)]。构成岩石的方解石颗粒呈2种不同形态：一种为白色、棱角—次棱角状碎斑状；另一种为方解石团块。
图2 碎斑状颗粒岩样岩石学、矿物学特征

(a)J32井，3 733.2 m，岩心手标本照片，红色箭头指示碎斑状颗粒数量逐渐减少至消失；(b)对应岩心手标本岩石薄片照片；（c）单偏光镜下照片，对应图(b)中C框位置，红色箭头指示晶内裂隙；(d)电子探针背散射照片，箭头a指示港湾状边缘，箭头b指示平滑边缘；(e)对应图(d)中 E框位置，基质电子探针背散射照片，黄色箭头指示鸡骨状碎屑颗粒，红色箭头指示钠长石具港湾状边缘；(f)—(g)对应图(e)的EDS元素面扫描图片（ab：钠长石;dol：白云石;kfs：钾长石）

Fig.2 Mineralogical features of porphyroclastic calcitic clastic rocks

图3 团块状颗粒岩样岩石学、矿物学特征

(a)J251井，3 787.11 m,团块状颗粒岩样岩心手标本照片；(b)J251井，3 770 m，含团块状颗粒岩层与下伏正常湖相沉积接触面，红色箭头指示侵蚀冲刷面；(c)图(a)对应岩石薄片照片，红色箭头指示纺锤体状团块，黄色箭头指示撕裂状团块；(d)正交镜下照片，对应图(c)中D框部分；(e)电子探针背散射照片；(f)对应图(e)中F框位置，显示团块中基质矿物特征，红色箭头指示颗粒港湾状边缘；(g)对应图(e)中G框位置，显示岩石样品基质矿物特征，红色箭头指示棱角状矿物，黄色箭头指示港湾状边缘（ab：钠长石;dol：白云石;kfs：钾长石;qtz:石英）

Fig.3 Mineralogical features of clumpy calcitic clastic rocks

3.1　含碎斑状方解石岩层

碎斑状岩石的碎屑颗粒由方解石构成（表1）。基质由白云石、石英、钠长石、方解石、钾长石、少量蒙脱石及极少量伊利石（或不含伊利石）组成（表2）。方解石碎斑整体分选差、磨圆度低。大多数颗粒彼此分立，互不接触，顺层展布[图2(a)]，显示出轻微定向性。其在每层底部最为密集，向上逐渐稀疏且颗粒形态变小，具正粒序特征[图2(b)]。显微镜镜下鉴定及电子探针观察结果显示，构成碎斑的方解石多呈半自形—他形粒状，粒径差异较大，介于0.02~1 mm之间。方解石内可见晶内不规则裂隙，表明晶体曾受到外力作用而致使其破裂[图2(c)]。大部分方解石晶体边缘呈棱角状，部分晶体边缘可见一侧呈凹凸状、港湾状、锯齿状，另一侧则具有相对平滑的边缘[图2(d)]。考虑到同一颗粒在搬运过程中应会均匀受力，不应出现单边边缘锯齿状形态，推测方解石晶体边缘为溶蚀/熔蚀作用结果，而非由机械搬运所致。在靠近方解石边缘处，观察到基质中的碎屑颗粒沿方解石单晶边缘，顺其形态包绕着方解石沉积[图2(d)]，显示二者为同时或准同生时期沉积，而非成岩作用形成。
表1 碎斑状颗粒电子探针成分分析结果 %

Table 1 Electron microprobe data of chemical composition (%) of porphyroclastic clastics %

井名 深度/m CO2 Na2O MgO FeO MnO BaO CaO Total
J32 3 733.1 47.09 0.43 0.00 0.02 0.02 0.00 52.64 100.22
J32 3 733.15 51.09 0.01 0.45 0.17 0.03 0.37 53.76 105.86
J32 3 733.2 45.15 0.00 0.26 0.07 0.04 0.00 55.55 101.07
表2 研究区岩石样品矿物组成X⁃衍射结果 %

Table 2 X diffraction data (%) of study rock samples %

井名 深度/m 取样位置 石英 钠长石 钾长石 方解石 白云石 蒙脱石 黄铁矿 伊利石
J32 3 733.1 碎斑状岩石基质 33.9 14.1 5.8 5.9 36.8 3.5 0.0 0.0
J174 3 239.8 碎斑状岩石基质 26.9 25.2 5.4 9.4 19.6 10.0 0.0 3.5
J251 3 785.9 团块状岩石颗粒 10.2 2.5 0.7 81.4 5.2 0.0 0.0 0.0
J251 3 785.9 团块状岩石颗粒 6.8 0.7 0.0 92.5 0.0 0.0 0.0 0.0
J174 3 295.5 团块状岩石颗粒 16.3 7.1 3.1 60.7 2.0 8.0 2.8 0.0
J174 3 240.95 团块状岩石颗粒 17.7 12.9 1.7 27.3 26.4 14.0 0.0 0.0
J251 3 785.9 团块状岩石基质 17.8 4.1 0.9 9.6 67.6 0.0 0.0 0.0
J251 3 785.9 团块状岩石基质 7.0 2.6 0.7 9.0 80.7 0.0 0.0 0.0
J174 3 295.5 团块状岩石基质 37.6 25.1 6.7 6.1 3.5 16.0 0.0 5.0
J174 3 240.95 团块状岩石基质 18.6 17.9 8.1 1.2 47.7 6.5 0.0 0.0
该类型岩石基质在手标本上呈深灰色[图2(a)]，单偏光及正交光下均不透光，无法观察矿物组成和结构构造特征[图2(b)，图2(c)]。电子探针下观察显示基质依然具有碎屑结构——即由更小的碎屑颗粒及基质构成[图2(d)，图2(e)]。构成基质的矿物形态多不规则，部分呈鸡骨状，且颗粒边缘呈棱角状、溶蚀/溶蚀港湾状[图2(e)]，磨圆度差。粒径介于1~30 μm之间，分选差，多数颗粒彼此分立。
此外，在同一视域内观察到不同层位基质矿物粒径大小及成分差异明显。粒径差异较大层位的基质以钠长石、钾长石为主， Ca元素和Mg元素含量极低；而粒度相对均一的层位，基质以白云石为主要组成矿物。可能说明不同时期物源供给的差异性[图2(e)，图2(f)，图2(g)]。

3.2　含方解石团块岩层

团块由多个方解石单晶镶嵌而成，方解石团块之间的填隙物由石英、白云石、钠长石、极少量钾长石及蒙脱石（或不含蒙脱石）构成（表2）。团块状岩石基质主要由白云石、石英、钠长石、方解石、钾长石及少量蒙脱石组成，偶见伊利石（表2）。手标本观察结果显示，团块近于顺层排列，形态变化较多，呈近纺锤状、断续条带状等不规则形态散布于深灰色基质之中，大小不一。垂向上无明显粒序[图3(a),图3(b)]。此外，在目标岩层与其下伏湖相细粒沉积岩交界面，观察到凹凸不平的侵蚀冲刷面[图3(b)]。半深湖—深湖沉积环境中，冲刷面的出现可能指示了沉积时存在重力流机制。
岩石薄片观察结果进一步显示，白色团块呈纺锤状、甚至撕裂状分布于深褐色基质中[图3(c)]。偏光显微镜及电子探针观察结果显示，团块实则由粒径更小的白色、棱角—次棱角状方解石彼此镶嵌，构成骨架颗粒，颗粒间的微缝由石英、白云石、钠长石及少量蒙脱石（或不含蒙脱石）填充[图3(e)，图3(f)]。构成团块的方解石晶形极不规则，晶内裂隙不明显。同时边缘多呈锯齿状、棱角状或港湾状[图3(d)，图3(e)]。根据产状推断絮状团块可能是在温度较高的高密度流体作用下快速混杂堆积形成。
该类型岩层的基质仍具有碎屑结构。由电子探针背散射图片可知，组成基质的矿物分选度及磨圆度较低。颗粒形态多样且不规则，多为棱角状—次圆状。偶见棱角状、鸡骨状凝灰质矿物。矿物边缘往往不平直，呈锯齿状、港湾状等形态。颗粒粒径差异较大，最大可达30 μm，最小不足2 μm [图3(g)]。
综上所述，吉木萨尔凹陷芦草沟组含碎斑状及团块状方解石颗粒岩石呈纹层—薄层状，与正常湖相沉积呈互层产出，具有碎屑岩的特征沉积结构构造，表明其属于沉积岩并有别于化学沉淀成因的热水沉积岩。此外，其碎屑颗粒往往呈大小混杂、形态各异的棱角状，星散分布在厘米—毫米级薄纹层中，表明未经长距离搬运。但构成基质的颗粒粒度普遍介于泥级—粉砂级，多呈棱角状—次圆状。基质中的颗粒粒径表明理应经历过长距离搬运，但这与颗粒较低的结构成熟度相矛盾。且碎屑颗粒矿物组成简单，一般不超过3种矿物，同时多为不稳定矿物（方解石、白云石）或次稳定矿物（钾长石）。然而其碎屑和基质矿物组成及结构构造特征又显著区别于正常陆源碎屑沉积岩，该岩石的物源和成因机制有待进一步探讨。

4 地球化学特征

4.1　REE配分模式

相较于其他元素，稀土元素具有稳定的地球化学性质。其自身携带的物源区源岩信息较少受到风化、搬运、沉积及成岩等地质过程影响。因此稀土元素总含量、内部分馏特征、特殊元素异常指数常被作为物源、构造背景、沉积环境等研究的重要指标[35,36,37]。
研究区碎斑状和团块状岩石样品具Eu负异常特征。除此外，其稀土元素配分模式与中国南秦岭造山带侵入型碳酸岩的总体形态较为相似。与西藏沱沱河热液碳酸盐岩相比，样品具明显Eu负异常和较陡的LREE段曲线形态。2类岩石样品相较而言，碎斑状岩石稀土元素总量较平均，彼此差异不大。颗粒呈团块状的岩石样品彼此稀土元素总量相差较大。此外，碎斑状颗粒的岩石稀土元素分馏程度较强且更富集轻稀土元素，而团块状颗粒岩石稀土元素分馏程度较低。2种样品间δEu及δCe差异不明显。
碎斑状颗粒全岩稀土元素总量为111.6~145.2 μg/g，平均值为126.9 μg/g。∑LREE/∑HREE值介于5.3~14.9之间，平均值为8.4（表3）。球粒陨石标准化曲线呈右倾状，重稀土元素曲线部分较平坦，表明轻稀土元素富集[图4(a)]。具强烈Eu负异常及微弱Ce正异常。δEu=0.55~0.61，平均值为0.57；δCe=1.5~1.94，平均值为1.67。
表3 研究区样品全岩稀土元素含量及特征参数

Table 3 Rare earth element contents in study samples and associated geochemical parameters

碎斑状颗粒/（μg/g） 团块状颗粒/（μg/g）
样品编号 J174-1 J32-1 J174-2 J174-3 J174-4 J174-5 J176-1 J251-2 J34-1 J251-1 J251-3 J251-4 J251-5 J34-2 J251-6
深度/m 3 295.5 3 733.2 3 239.8 3 240.0 3 240.8 3 240.9 3 199.3 3 790.4 3 645.2 3 785.9 3 765.2 3 763.04 3 770.0 3 650.7 3 772.1
La 17.84 18.75 28.90 28.98 18.20 25.04 19.89 25.85 18.76 15.72 29.51 8.93 17.33 20.00 17.53
Ce 44.90 51.69 61.88 63.01 43.12 56.49 46.96 53.70 39.05 41.08 93.04 22.93 44.65 40.80 44.86
Pr 5.45 6.49 7.20 6.63 5.40 7.19 5.85 6.54 5.06 4.35 15.48 3.02 5.85 5.16 5.92
Nd 23.03 25.50 25.89 19.89 22.30 29.66 23.26 25.58 21.18 18.15 76.56 13.17 25.06 21.25 25.70
Sm 4.91 4.47 4.29 2.87 5.13 6.52 4.71 5.64 5.00 4.19 16.66 3.19 4.84 5.26 4.96
Eu 0.91 0.78 0.73 0.55 0.93 1.14 0.88 1.01 1.03 0.84 2.65 0.58 0.82 1.00 0.89
Gd 4.27 3.87 3.46 2.64 4.88 5.89 3.98 5.21 5.20 4.19 14.34 3.12 5.02 5.30 4.97
Tb 0.62 0.60 0.44 0.36 0.75 0.90 0.54 0.89 0.80 0.64 2.33 0.51 0.87 0.82 0.86
Dy 3.73 3.57 2.46 2.12 4.68 5.36 3.14 5.77 4.96 4.23 15.72 3.05 5.38 4.92 5.66
Ho 0.74 0.70 0.46 0.42 0.90 1.01 0.60 1.23 0.96 0.90 3.31 0.63 1.21 1.00 1.15
Er 2.14 2.09 1.33 1.20 2.58 2.75 1.74 3.69 2.61 2.74 9.96 2.08 3.31 2.75 3.27
Tm 0.36 0.36 0.22 0.17 0.44 0.42 0.28 0.59 0.40 0.50 1.69 0.42 0.55 0.41 0.51
Yb 2.40 2.68 1.68 1.10 3.13 2.51 1.88 3.91 2.66 3.40 10.78 3.69 3.33 2.61 3.18
Lu 0.35 0.44 0.26 0.16 0.46 0.35 0.28 0.58 0.38 0.53 1.42 0.66 0.47 0.40 0.46
Th 8.22 8.54 7.73 4.06 4.01 6.13 10.31 10.71 9.80 7.68 26.31 3.06 12.46 10.14 12.80
U 4.79 5.67 1.41 1.09 1.81 2.86 2.67 4.84 3.71 7.95 4.38 1.45 3.45 3.92 3.56
Y 22.54 23.41 14.97 14.90 29.91 30.35 20.13 34.90 28.09 27.99 108.04 22.90 29.36 28.69 29.55
Sr 1 029.14 1 400.67 559.80 484.98 949.65 480.59 228.57 351.96 381.40 1 877.43 1 037.72 847.40 638.88 396.88 643.87
Nb 5.10 3.49 7.59 6.92 3.63 6.22 8.93 8.96 7.52 3.11 3.76 1.75 3.19 7.69 3.20
δEu 0.59 0.56 0.56 0.61 0.56 0.55 0.61 0.56 0.61 0.61 0.51 0.56 0.50 0.58 0.54
δCe 1.79 1.94 1.54 1.58 1.69 1.61 1.68 1.50 1.49 1.87 2.13 1.81 1.82 1.47 1.81
∑LREE 97.04 107.69 128.90 121.94 95.09 126.05 101.56 118.32 90.09 84.33 233.90 51.83 98.55 93.48 99.85
∑HREE 14.61 14.32 10.32 8.17 17.82 19.19 12.43 21.86 17.99 17.13 59.56 14.17 20.14 18.20 20.07
∑REE 111.65 122.01 139.22 130.12 112.91 145.23 113.99 140.18 108.07 101.45 293.46 66.00 118.69 111.68 119.91
∑LREE/∑HREE 6.64 7.52 12.49 14.92 5.34 6.57 8.17 5.41 5.01 4.92 3.93 3.66 4.89 5.14 4.98
(La/Yb)n 3.34 3.15 7.73 11.81 2.62 4.48 4.76 2.98 3.17 2.08 1.23 1.09 2.34 3.45 2.48
Y/Ho 30.60 33.26 32.71 35.26 33.20 30.00 33.49 28.40 29.16 30.97 32.59 36.09 24.27 28.81 25.64
Th/U 1.72 1.50 5.47 3.72 2.21 2.14 3.86 2.21 2.64 0.97 6.00 2.10 3.61 2.59 3.60
图4 岩石样品全岩稀土元素配分模式

(a)碎斑状颗粒全岩稀土元素配分模式；(b)团块状颗粒全岩稀土元素配分模式（中国南秦岭造山带侵入型碳酸岩数据引自文献[38]；西藏沱沱河热液碳酸盐岩数据引自文献[39]）

Fig.4 Rare earth elements diagrams for Study rock samples (whole rock)

团块状颗粒全岩稀土元素总量为66~295.3μg/g，平均值为131.3 μg/g。∑LREE/∑HREE值介于3.7~5.1之间，平均值为4.6。球粒陨石标准化曲线也呈右倾状且重稀土元素曲线部分较平坦，富集轻稀土元素[图4（b）]。δEu=0.50~0.61，平均值为0.56；δCe=1.47~2.13，平均值为1.77。

4.2　Th/U值

由于U在沉积过程中会被氧化成可溶的U6+而流失，因此Th/U值常被用来反映沉积再旋回历史[40]。研究区碎斑状颗粒全岩Th/U值为1.5~5.5，平均值为2.9；团块状碎屑颗粒岩石全岩Th/U值为1~6，平均值为3.1。二者Th/U值均低于上地壳平均值3.8[40]，且碎斑状颗粒岩石的Th/U值较团块状颗粒岩石更低。

4.3　Sr含量及87Sr/86Sr值

Sr含量、Sr同位素组成在地球各圈层的分馏具有良好的地球化学指示意义，已成为地球科学各个领域的重要指标之一[41]。碎斑状颗粒岩石全岩Sr含量介于228.57~1 400.67 μg/g，平均值为685.67 μg/g。团块状颗粒岩石全岩Sr含量介于381.4~1 877.43 μg/g之间，平均值为831.94 μg/g（表3）。
为了更精准地探索碎屑颗粒来源，对构成碎屑颗粒方解石进行单矿物原位微区Sr同位素测量。原位 87Sr/86Sr数据结果显示（表4），碎斑状方解石单晶 87Sr/86Sr=0.705 378~0.706 106，平均值为0.705 837，团块状方解石单晶87Sr/86Sr=0.705 680~0.706 729，平均值为0.706 227，略高于碎斑状颗粒。
表4 方解石原位Sr同位素组成

Table 4 Sr isotope composition in situ of calcite

样号 碎斑状方解石单晶 团块状方解石单晶
J174-1 J32-1 J251-1
深度/m 3 295.5 3733.2 3785.9
87Sr/86Sr 0.705 989 0.705 838 0.705 680
0.705 603 0.705 964 0.706 729
0.705 807 0.706 045 0.706 340
0.705 378 0.706 106 0.706 103
0.705 703 0.705 936 0.706 286

4.4　La/Yb—Y/Ho相关性

CHAKHMOURADIAN等[42]对侵入碳酸岩杂岩体中方解石和白云石的微量元素变化做了系统研究，旨在探究岩浆及岩浆期后各种作用对热液及岩浆方解石、岩浆白云石中稀土元素及其他微量元素含量的影响。他测试并统计加拿大Aley杂岩体中的热液方解石、岩浆方解石和岩浆白云石的原位稀土元素含量，发现La/Yb值及Y/Ho值的相关性存在于一定范围。
相应的，对具碎斑状颗粒的J32-1、J174-1样品和具团块状颗粒的J251-1、J34-1样品中的方解石进行单矿物原位微量元素测量，所得数据如表5、表6所示。再将相应数值分别进行投图。发现碎斑状颗粒岩石原位方解石的数据大部分落入岩浆方解石范围，少量落入岩浆期后热液改造成因范围。团块状颗粒岩石的原位方数据全部落入岩浆期后热液改造区（图5）。
表5 碎斑状单晶方解石微量元素含量及特征参数 μg/g

Table 5 Rare earth element contents in porphyroclastic calcite and associated geochemical parameters μg/g

测试点编号 SC1 SC2 SC3 SC4 SC5 SC6 SC7 SC8 SC9 SC10 SC11 SC12 SC13 SC14 SC15 SC16 SC17 SC18 SC19 SC20
Y 13.89 15.03 47.79 11.07 14.06 14.31 7.25 16.61 23.79 33.71 11.59 9.48 11.94 16.51 28.04 10.41 19.50 19.44 10.44 9.48
La 9.95 7.34 14.60 8.75 6.80 6.91 3.41 11.34 6.37 6.01 6.75 5.53 6.03 3.91 11.67 6.49 20.53 6.55 6.02 6.17
Ce 24.50 20.49 32.77 23.92 21.48 22.17 10.46 14.90 15.52 17.04 21.64 17.96 20.14 13.79 20.05 20.64 23.45 20.18 19.62 19.94
Pr 3.10 2.86 4.38 3.26 3.08 3.09 1.46 1.46 1.93 2.31 3.13 2.64 3.11 2.03 2.36 2.83 1.93 2.80 2.82 2.76
Nd 15.04 14.43 22.11 15.94 15.78 15.95 7.42 6.17 9.59 11.68 17.38 14.29 16.87 11.34 11.41 14.45 6.52 14.79 14.05 14.27
Sm 3.51 3.81 6.61 3.70 3.90 4.12 1.90 1.39 2.73 3.47 4.54 3.58 4.52 3.37 3.30 3.46 0.98 3.92 3.59 3.44
Eu 0.63 0.66 1.34 0.66 0.71 0.76 0.39 0.31 0.54 0.74 0.80 0.60 0.79 0.67 0.69 0.61 0.16 0.75 0.62 0.60
Gd 3.16 3.61 7.99 3.24 3.67 3.90 2.04 1.65 3.08 4.17 3.78 3.26 3.81 3.48 3.82 3.05 1.13 4.33 3.18 3.10
Tb 0.44 0.51 1.29 0.44 0.50 0.55 0.27 0.30 0.53 0.74 0.51 0.43 0.52 0.55 0.69 0.41 0.25 0.60 0.43 0.42
Dy 2.72 2.95 8.04 2.28 2.73 2.93 1.47 2.23 3.61 4.92 2.68 2.20 2.82 3.33 4.63 2.23 2.20 3.58 2.22 2.09
Ho 0.48 0.54 1.53 0.39 0.51 0.48 0.25 0.52 0.73 1.00 0.41 0.33 0.43 0.56 0.90 0.36 0.58 0.64 0.36 0.34
Er 1.34 1.43 4.40 1.00 1.25 1.26 0.62 1.92 2.35 3.26 0.95 0.80 1.02 1.45 2.76 0.91 2.45 1.71 0.87 0.79
Tm 0.20 0.21 0.71 0.13 0.19 0.17 0.08 0.45 0.42 0.57 0.13 0.10 0.12 0.22 0.50 0.13 0.62 0.26 0.12 0.10
Yb 1.74 1.93 6.28 1.17 1.74 1.29 0.64 6.02 4.11 5.53 0.90 0.80 0.90 1.70 5.40 0.88 8.99 2.19 0.90 0.78
Lu 0.30 0.31 1.01 0.17 0.25 0.19 0.09 1.31 0.68 0.89 0.13 0.11 0.12 0.25 0.98 0.11 1.86 0.35 0.13 0.10
（La/Yb）cn 3.85 2.57 1.57 5.07 2.64 3.61 3.59 1.27 1.05 0.73 5.07 4.67 4.50 1.56 1.46 5.00 1.54 2.02 4.52 5.37
Y/Ho 28.82 27.88 31.32 28.53 27.68 29.57 28.77 31.76 32.46 33.71 28.48 28.55 27.58 29.27 31.26 28.84 33.68 30.61 29.24 27.56
表6 团块状单晶方解石微量元素含量及特征参数 μg/g

Table 6 Rare earth element contents in clumsy calcite and associated geochemical parameters μg/g

测试点编号 SC1 SC2 SC3 SC4 SC5 SC6 SC7 SC8 SC9 SC10 SC11 SC12 SC13 SC14 SC15 SC16 SC17 SC18 SC19 SC20
Y 6.49 6.37 27.14 27.69 14.65 18.66 21.74 10.56 17.22 22.41 57.11 23.23 16.04 22.86 4.29 22.27 13.49 18.67 14.87 15.52
La 6.70 2.74 13.37 13.05 11.77 6.39 3.95 5.16 2.80 2.18 12.06 5.95 6.83 4.93 1.99 1.69 8.47 10.24 8.59 9.18
Ce 10.77 7.76 23.81 33.82 21.79 13.48 8.94 9.94 6.00 6.22 41.99 12.93 13.92 11.86 6.32 6.16 14.99 22.40 16.09 18.03
Pr 0.96 0.82 2.23 4.05 2.17 1.39 1.02 0.98 0.75 0.85 6.04 1.37 1.40 1.27 0.69 0.93 1.30 2.24 1.61 1.68
Nd 4.09 3.86 10.05 20.63 10.46 6.67 5.04 4.35 4.27 4.99 34.70 6.73 6.60 6.00 3.13 5.81 6.13 10.88 8.14 7.78
Sm 0.95 0.89 2.85 5.35 2.55 1.87 1.70 1.06 1.43 1.83 9.81 1.98 1.78 1.81 0.67 2.11 1.68 2.94 2.03 2.03
Eu 0.18 0.17 0.54 1.05 0.49 0.34 0.36 0.21 0.32 0.37 1.96 0.41 0.37 0.37 0.12 0.41 0.30 0.50 0.38 0.40
Gd 0.88 0.88 3.08 5.22 2.56 1.87 1.83 1.06 1.73 2.16 10.09 2.36 1.92 2.03 0.68 2.28 1.68 2.73 2.13 2.01
Tb 0.14 0.14 0.53 0.78 0.39 0.33 0.35 0.20 0.33 0.39 1.53 0.40 0.32 0.37 0.10 0.39 0.28 0.45 0.34 0.32
Dy 0.87 0.87 3.38 4.77 2.33 2.34 2.56 1.35 2.25 2.75 9.30 2.82 2.03 2.70 0.61 2.73 1.74 2.68 2.04 1.96
Ho 0.18 0.18 0.67 0.91 0.41 0.50 0.57 0.27 0.46 0.64 1.77 0.61 0.41 0.59 0.12 0.60 0.37 0.53 0.41 0.40
Er 0.58 0.58 2.38 2.66 1.36 1.74 2.04 0.95 1.63 2.17 5.31 2.20 1.42 2.18 0.39 2.14 1.27 1.56 1.32 1.33
Tm 0.12 0.12 0.54 0.42 0.25 0.38 0.46 0.21 0.36 0.48 0.90 0.48 0.32 0.45 0.08 0.48 0.26 0.32 0.27 0.31
Yb 1.56 1.32 6.40 3.76 2.68 4.15 5.40 2.41 4.02 5.58 8.65 5.98 3.94 5.59 0.79 5.39 2.89 3.54 3.14 3.65
Lu 0.31 0.24 1.15 0.60 0.47 0.73 0.93 0.41 0.72 0.99 1.42 1.03 0.70 1.00 0.13 0.96 0.52 0.56 0.55 0.63
（La/Yb）cn 2.90 1.40 1.41 2.34 2.96 1.04 0.49 1.45 0.47 0.26 0.94 0.67 1.17 0.60 1.70 0.21 1.98 1.95 1.85 1.70
Y/Ho 35.31 35.95 40.45 30.36 35.64 37.17 38.01 38.54 37.43 35.07 32.30 38.27 38.74 39.08 34.99 37.18 36.36 35.43 36.00 38.42
图5 方解石单矿物原位La/Yb—Y/Ho值相关性（图修改自文献[42]）

Fig.5 The extent La/Yb-Y/Ho value in porphyroclastic calcite and clumsy calcite（modified from Ref.[42]）

5 讨论

5.1　数据结果分析

5.1.1　REE配分特征

有学者指出，用REE来示踪沉积物物源时，REE配分模式要比其绝对丰度更具指示意义，能够作为盆地物源区性质的可靠指标[37]。轻重稀土元素含量比值在一定程度上反映分析样品的轻重稀土元素的分异程度，陆源物质搬运过程中，轻稀土元素容易被细粒沉积物吸附，从而越靠近物源区轻稀土元素越相对富集[43]。
研究区碎斑状方解石及团块状方解石全岩稀土元素配分模式均表现为富LREE的右倾型，表明距离物源区较近。2种类型岩石样品ω（ΣREE）均值分别为126.9 μg/g及131.3 μg/g。该值低于常被用来代表上地壳稀土元素特征的北美页岩（NASC）和澳大利亚后太古宙页岩（PAAS）的稀土总量平均值：173.21×10-6[44]和184.77×10-6[35]。球粒陨石标准化后，研究区目标岩性稀土配分曲线形态与中国南秦岭侵入型碳酸岩曲线形态整体较为相似，但具一定的Eu负异常。推测为岩浆—热液物质沿深大断裂或喷流通道上涌时，受壳源成分混染，亦或沉积后受到湖盆中正常陆源来源Eu的叠加影响所致。目标岩性具有与西藏沱沱河热液成因碳酸盐岩完全相反的Eu异常，同时曲线形态截然不同。上述结果在一定程度上反映了研究样品源区和碳酸岩的相似性，而非热液沉淀成因。
然而碎斑状颗粒岩石及团块状颗粒岩石REE配分形态也具有一定差异。球粒陨石标准化后，前者曲线较为集中，HREE曲线段平坦；后者曲线较为分散，表明彼此之间REE含量相对差别较大，HREE曲线段形态更起伏。据此，2种产状的岩石样品矿物组成具有一定差异性，其碎屑颗粒有可能来自不同源区，或同源但沉积过程略有不同。

5.1.2　Th/U值

前文已述，研究区碎斑状颗粒岩石及团块状颗粒岩石全岩Th/U值均远低于上地壳平均值3.8，且后者较前者更低。低Th/U值在海洋岛弧和海洋玄武岩中十分常见，有学者认为反映了地幔中大离子亲石元素的亏损，因此明显偏低的 Th/U 值可能反映了沉积时的高度还原环境以及深源物质的加入[40,45]。当盆地发育处于拉张裂陷时期，盆地基底不稳定，常有来自地球深部的幔源物质进入沉积盆地，从而导致盆地沉积物中元素地球化学体系的异常[45]。研究区在二叠纪处于陆内裂谷发育期，整体处于拉张环境下，深大断裂较为发育。该环境为研究区具有特殊物源提供了极大可能性。盆地中深源物质直接进入湖盆并参与沉积，而非经过长距离搬运并遭受风化和分选，可能是造成沉积物具有低成分成熟度及结构成熟度的主要原因之一。

5.1.3　Sr含量及87Sr/86Sr值

沉积成因的碳酸盐岩通常具有很低的Sr含量，一般情况下低于84.56 μg/g[46]。研究区碎斑状方解石全岩Sr平均含量为685.67 μg/g 及团块状方解石全岩Sr平均含量为831.94 μg/g，均远大于沉积成因碳酸盐岩Sr含量。于炳松等[47]在研究新疆塔里木盆地下寒武统底部黑色页岩时提出，泥质岩中高度富集的Sr元素与深部物源密切相关。因此，研究区极高的Sr含量可能与深部物源的存在有关。
碎斑状方解石单晶87Sr/86Sr值介于0.705 378~0.706 106之间，平均值为0.705 837，团块状方解石单晶87Sr/86Sr值介于0.705 680~0.706 729之间，平均值为0.706 227。该数值不但低于二叠纪全球碳酸盐岩87Sr/86Sr值0.706 7~0.708 5[48]，也远低于壳源硅铝质岩87Sr/86Sr均值 0.720±0.005[49]，却与全球幔源87Sr/86Sr平均值 0.703 50[50]十分接近。Sr同位素组成特征说明深部物质甚至幔源流体极有可能参与了研究区芦草沟时期的沉积。与此同时，碎斑状颗粒岩石87Sr/86Sr值略低于团块状颗粒岩石，与上述幔源87Sr/86Sr值更为接近，可能代表了两者颗粒的不同来源或成因。

5.1.4　La/Yb—Y/Ho相关性

碎斑状方解石单晶的La/Yb—Y/Ho值相关性数据大部分落入岩浆成因方解石范围，少量落入岩浆期后热液改造成因区域。团块状方解石单晶数据几乎全部落入岩浆期后热液改造成因范围。以上信息表明碎斑状方解石与岩浆成因方解石关系更为密切，与团块状方解石也许具有不同源区，或同源区但成因机制有别。

5.2　物源讨论

根据成岩矿物组合及微观特征，结合地球化学数据结果，笔者认为构成这套岩石的矿物颗粒并非来自远端陆源碎屑，而是来自地球内部不同深度、不同性质的高密度岩浆—热液物质碎屑流体，夹杂少量远端火山喷发形成的凝灰物质。前人研究表明，研究区在芦草沟组沉积时期为一个高盐度欠补偿型深水湖盆[24,51]，该沉积环境不具备含大量陆源碎屑的条件。其次，几乎所有造岩矿物均表现出未经历过长距离搬运的近源沉积特征。构成岩石的碎屑颗粒均呈大小混杂、形态各异的棱角状。此外，同一矿物往往一边具平滑边缘，另一边发育锯齿状、港湾状边缘。锯齿状、港湾状边缘往往由溶蚀/熔蚀作用所致，但若为前者，颗粒理应均匀被改造；后者多见于火山喷发成因矿物，即矿物喷出过程中由于局部高温形成凹凸不平的边缘，因此本文推断颗粒边缘形态由高温熔蚀作用造成。再次，蒙脱石成因通常为基性火成岩在碱性环境下风化或海底火山灰分解[52]。研究区蒙脱石以填隙物形式存在于团块状方解石中，应由火山灰分解形成。另外，基质矿物也具低成熟度并多见高温熔蚀成因的港湾状边缘，但整体与颗粒矿物组成、粒径差别较大，推断与碎屑颗粒并非来自同一物源。考虑到准噶尔盆地东部晚石炭世—早二叠世伴有强烈火山活动，且下二叠统具普遍发育的火山岩沉积[32]，推测基质中棱角状、鸡骨状长英质矿物为远端火山喷发成因的凝灰物质。
地球化学数据结果显示出强烈的深源信息。研究区样品LREE富集，表明距离物源较近。球粒陨石标准化后稀土元素曲线分布形态与中国南秦岭碳酸盐岩的较为相似。明显偏低的Th/U值、远高于沉积碳酸盐岩的Sr含量、接近全球幔源87Sr/86Sr平均值的Sr同位素组成及碎屑单颗粒的La/Yb—Y/Ho相关性均表现出深部物质来源特征，甚至可能有幔源物质加入。前文已述，碎斑状岩石和团块状岩石在稀土元素配分形式、Sr含量、Sr同位素组成特征及La/Yb—Y/Ho相关性上略有差异，可能指示二者源区或成因的不同。考虑到二者均显示强烈深部物源信息，且地球化学数据差异很小，本文认为2种岩石物质来源相同，均为地球内部不同深度、不同性质的高密度岩浆—热液物质碎屑流体，造成地球化学差异的主要原因是沉积过程及方式有别。

5.3　沉积过程及方式

根据岩石结构构造特征及地球化学特征，认为研究样品是地球深部物质在岩浆—热液喷流作用下形成的。其中含团块状方解石岩石为地球不同深度高密度岩浆—热液物质碎屑自喷口喷出后，在重力流作用下沉积而成，为近喷口产物。含碎斑状方解石岩石则由先期爆裂的晶质矿物与动能、密度及温度逐渐降低的岩浆—热物质流体在牵引流作用下沉积形成，对比团块状岩石，为远喷口产物。
以上讨论内容，基于①2种类型岩石样品组成矿物种类相对单一，且多为不稳定—次稳定矿物，均呈大小混杂、形态各异的棱角状，成分及结构成熟度低，具有近源快速堆积特征。②含团块状方解石岩层与其下伏湖相细粒沉积岩交界面处发育明显侵蚀冲刷面，团块呈撕裂状、断续条带状，显示出重力流作用机制。构成团块的方解石少见晶内裂隙，具高温熔蚀边缘，形态不规则，认为是由于碎屑流密度较大，含水量少且内部依然能保持较高温度，局部高温不均匀熔蚀改造方解石边缘。③碎斑状方解石颗粒具轻微定向性及正粒序特征，显示出牵引流作用机制。方解石形态不规则且边缘多见棱角状，表现出未经长距离搬运。同时，碎斑状方解石内部微破裂发育，推测由于热物质流体喷出与湖水接触后，最外层的岩浆—热液物质由于骤降的温度压力发生爆炸、破裂、碎粒化，破碎的晶质碎屑在水动力作用下向远处搬运沉积。与此同时，随着湖水混入，碎屑流动能、密度和温度降低，碎屑流逐渐过渡为牵引流，碎屑颗粒沉积。由于热物质流体喷发规模及动力较弱，影响范围有限，因此碎屑颗粒搬运不远，通常近距离沉积。④研究样品均呈薄层—纹层状，与芦草沟组深湖—半深湖相正常沉积岩呈互层产出，具有沉积岩典型的“颗粒—基质”结构。全岩稀土元素配分模式与热液成因碳酸盐岩完全不同。因此是典型的碎屑岩，而非化学沉淀作用形成。⑤准噶尔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过程。研究区在晚石炭世—二叠纪处于拉张构造背景下，极有可能发育深大裂谷等有利于沟通连接深源物质的通道，从而使地球深部物质进入盆地并参与沉积。⑥利用镜质体反射率、流体包裹体测温求取的新疆东部地区石炭纪—二叠纪裂谷发育时期的地温梯度平均为4.4 ℃/100 m，证明研究区在芦草沟时期并非一直均处于正常湖相沉积环境下，而是处于高热流背景下[53]。⑦火山喷发及岩浆—热液喷流是地球深部物质外泄并沉积的两种地质作用。研究区样品分布规模较小，呈点状分布，与火山喷发具有的大规模特征不符，因此排除地表火山喷发成因。
结合以上特征、区域地质背景与近年来关于喷爆岩的探讨[19,20,21,22,23,24,25,26,27]，本文认为构成这套岩石的碎屑颗粒主要源自伴随地球内部不同深度、不同性质的高密度岩浆—热液物质碎屑流体。这些物质在温压作用下沿喷流通道上涌。到达喷流口后，由于温度、压力骤变，从而爆裂式喷发。近喷口处由于碎屑流体密度大、含水量少且内部依然能保持较高温度，碎屑发生局部高温熔蚀，随后以重力流机制沉积。热液喷流作用不但提供了深源碎屑，同时也为碎屑的搬运提供了动力条件。距离喷口稍远处，则由先期爆裂的气、液、固三相共存物质，经搬运后在牵引流作用下与湖相沉积物混合沉积（图6）。
图6 深源碎屑沉积模式示意

Fig.6 Schematic diagram of deep-derived clastics deposition

6 结论

通过详细的岩石学、矿物学精细描述，结合岩石地球化学数据，认为：
--引用第三方内容--

（1）准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组深湖—半深湖相沉积中发育一类特殊的深源碎屑沉积岩。该岩石组成矿物具有低成分成熟度及结构成熟度，显示出近源、快速堆积过程。传统认识中远端陆源碎屑搬运沉积或由热液流体沉淀结晶形成无法全面解释其成因机制。

（2）稀土元素配分模式、Th/U值、Sr元素特征及碎屑单颗粒的La/Yb—Y/Ho相关性表明，构成岩石的矿物颗粒为深部来源，甚至可能有幔源物质加入。

（3）构成这套岩石的矿物颗粒并非来自远端陆源碎屑，而是来自地球内部不同深度、不同性质的高密度岩浆—热液物质碎屑流体。

（4）研究区这套由深源物质构成的碎屑岩具有与传统沉积岩完全不同的成因机制，是一套既不同于沉积火山碎屑岩，更区别于陆源、内源碎屑沉积岩的全新沉积岩类。虽然该类岩石依然存在许多未解决的问题，但该岩石的客观存在提供了沉积岩的新类型，也丰富了沉积学研究，其深层次的地质意义值得进一步研究探索。

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