0 引言
中国拥有众多不同时代的陆相含油气盆地，湖盆汇水阶段往往伴随强烈的火山喷发作用，水下喷发形成的火山沉积建造是这些盆地充填序列中的重要组成部分，如新疆三塘湖盆地马朗凹陷上石炭统水下喷发火山沉积建造[1]，辽河盆地古近系水下喷发火山沉积建造[2]，新疆准噶尔盆地巴塔玛依内山组水下喷发火山沉积建造等[3]。岩浆遇水淬火形成的玻璃质火山碎屑在后期经历脱玻化和流体溶蚀等改造作用后，易于形成良好的油气储集层[4]。2020年中国石油化工集团有限公司（简称中石化）东北油气分公司在松辽盆地长岭断陷查干花次凹钻探C2井，于白垩系火石岭组水下喷发火山碎屑岩中获得日产天然气10.8×104 m3的工业气流，展现出水下喷发火山岩具备一定的油气勘探潜力。该地区后续钻探的4口探井（C3、C301、C2-1、C2-3）天然气产能在（1.3~3.1）×104 m3/d，勘探效果存在较大差异，提示水下喷发火山岩储集层物性、孔隙微观结构和裂缝发育特征等有较强的非均质性，而厘清湖盆水下喷发火山岩相构成并建立相模式是探索水下喷发火山岩有利储集层分布规律的关键。
由于海洋面积广阔，水下火山喷发多发生在海洋中[5-6]，据不完全统计，全球500多座活火山，其中海底火山近70座，约占世界火山总数的八分之一，水下喷发是海域较为常见的火山地质现象[7-8]。国外在开展海域水下火山喷发研究方面有大量成果积累，在20世纪八十、九十年代即开始开展水下火山喷发视频观察、野外剖面及浅钻剖面火山地质测量和实验模拟等相关研究[9⇓⇓-12]，深入探讨了水下喷发水与岩浆的作用过程，并建立了不同水深、不同喷发强度等条件下水下喷发火山碎屑的搬运和沉积模式[13⇓⇓-16]。深水水下喷发以大洋中脊火山喷发为典型代表，由于存在巨大水压，内部挥发份不易出溶，火山以溢流式喷发为主，形成大量枕状玄武岩[17]。浅水环境下水下喷发则主要产生爆炸式喷发作用，即水下爆发相[17]。White[13]、Mueller[14]和Kano[15]在现代水下喷发火山碎屑堆积物的研究中将浅水喷发水下爆发相分为3种亚相，分别为气携水下热碎屑流亚相、水携火山密度流亚相和水下降落亚相。Sohn等[10]在韩国济州岛水成火山碎屑沉积研究中，进一步提出水成火山碎屑岩可分为原生火山碎屑岩相组合和次生火山碎屑岩相组合2个相组：水下爆发相火山碎屑岩由于直接来自于水下火山爆发作用，属于原生水成火山碎屑岩相组合；而水下火山喷发间歇期，火山碎屑物在水体作用下再搬运及陆源火山碎屑物质的输入会形成火山碎屑沉积岩，构成次生火山碎屑岩相组合。
中国沉积盆地以发育湖盆水下喷发为主[18]。湖盆水下喷发形成的火山沉积建造与海域水下喷发既有一定的相似性，也有一定的差异性。相似性主要表现在两者均形成凝灰岩丘火山机构，而差异性主要体现在：①由于陆相湖盆水体深度往往小于海域盆地，火山喷口处承载的水体压力小，水与岩浆混合后形成的蒸汽更易于剧烈膨胀爆炸从而将岩浆炸成更细小的玻屑，因此湖盆水下喷发火山碎屑相对海域水下喷发更细，缺少凝灰级以上颗粒；②陆相湖盆断裂系统更发育，岩浆通道多，形成的单个凝灰岩丘规模较海域盆地小，但数量多，分布面积广；③由于靠近湖岸物源区，陆相湖盆水下喷发火山沉积序列中陆源再搬运火山碎屑夹层多。因此海域水下喷发仅可为陆相湖盆水下喷发岩相划分和相模式建立提供地质模型参考。另外，在陆相盆地火山岩相研究方面，过去由于未充分认识到水与岩浆直接作用形成的水下喷发的特殊性，往往将湖盆水下喷发与王璞珺等[19⇓-21]建立的5种相15种亚相盆地火山岩相分类方案中的火山沉积相相混淆，殊不知该火山岩相分类方案和相模式是以松辽盆地东南隆起区白垩系营城组陆上喷发火山岩为原型建立，并未包含水下喷发，陆上喷发火山碎屑进入水体形成的火山沉积相并不适用于湖盆水下喷发火山岩相的描述和刻画。因此，由于缺少针对湖盆水下喷发的详细研究，导致湖盆水下喷发火山岩相划分和相模式的建立缺乏依据，无法有效指导水下喷发火山岩油气藏勘探工作。
本次研究以松辽盆地长岭断陷查干花地区5口钻遇火石岭组水下喷发火山碎屑岩的钻井为基础，综合应用岩心（18筒次共140.1 m）、薄片、地球化学、全岩黏土矿物X射线衍射（XRD）和地震等资料，并与国外海域浅水水下喷发经典模式进行类比，建立松辽盆地水下喷发火山岩相分类方案和相模式。
1 地质背景
松辽盆地是中国东北最大的中生代陆相含油气盆地[22-23]，深部断陷层形成于早白垩世中晚期，以发育多个彼此独立的断陷盆地和大套火山沉积充填为特点[22]。长岭断陷是松辽盆地南部最大的断陷盆地，分为中部凹陷带、西部陡坡带和东部缓坡带3个二级构造单元和达尔罕断凸带、查干花次洼等多个三级构造单元（见图1a ）[24]。研究区查干花次洼位于达尔罕断凸带东部达尔罕断裂上盘（见图1b ），该区断陷层火山岩包括火石岭组（距今120~130 Ma）和营城组（距今100~110 Ma）两个组（见图1c 、图1d ）[22]。其中火石岭组火山岩形成于松辽盆地断陷初始阶段，该阶段以长岭断陷、徐家围子断陷为代表的众多断陷湖盆开始形成，部分断陷湖盆沉积火石岭组一段以滨浅湖和扇三角洲相砂、泥岩为主的沉积地层；火石岭组二段沉积时期断陷湖盆内和盆缘发生大范围火山作用，首先形成中基性熔岩和火山碎屑岩岩性组合，湖盆内水下喷发和盆缘火山碎屑再搬运入水形成的火山碎屑岩、沉火山碎屑岩和火山碎屑沉积岩较为发育[25]（见图1d ）。营城组沉积时期是松辽盆地火山作用最强烈的时期，此时断陷湖盆萎缩，巨厚的火山岩完全充填湖盆，火山岩以陆上喷发的玄武岩、流纹岩和火山碎屑岩为主（见图1c ）[22]。火石岭组和营城组之间夹有沙河子组沉积地层，是断陷层主要的烃源岩发育部位（见图1c 、图1d ）[26]。研究区目前共钻有7口井（C1、C3、C301、C2、C2-1、C2-3、YS7）揭示火石岭组火山地层钻井（见图1b ），其中C1和YS7位于相对凸起部位，以陆上喷发为主；C3、C301、C2、C2-1、C2-3位于洼陷中，以水下喷发为主（见图1b ）。
2 查干花地区水下喷发的判别依据
通过对长白山、五大连池、阿尔山火山等中国东北陆上喷发火山及韩国济州岛城山日出峰等水下喷发火山进行大量的野外地质考察，结合相关文献资料，对水下喷发火山与陆上喷发火山的识别标志进行了对比分析。对比分析表明，水下火山与陆上火山在火山岩石类型、火山机构类型、喷发物空间分布、风化改造程度和氧化还原地球化学指标等方面，均具有较为明显的差异性（见表1 ）。
表1 水下喷发火山岩的识别标志 |
| 喷发环境 | 火山岩类型 | 岩石颜色和结构、构造 | 火山机构 | 喷发物 空间分布 | 风化改造 | 氧化还原指标 |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 陆上喷发 | 发育各种类型熔岩、火山集块角砾岩和含角砾凝灰岩，少量凝灰岩和沉凝灰岩 | 火山岩颜色通常较浅，以灰白色、浅灰色、紫红色为主，以块状构造为主，在基浪中发育层理 | 火山渣锥、盾状火山、复合层火山、破火山口 | 火山口-近源：厚层熔岩、火山集块角砾岩、角砾凝灰岩组合 远源：中到薄层凝灰岩和沉凝灰岩 | 风化改造等作用较强 | 中—高氧化系数，指示强 氧化环境 |
| 水下喷发 | 以凝灰岩、沉凝灰岩为主，夹有火山碎屑沉积岩或正常沉积岩 | 火山岩颜色大部分较深，以灰黑色为主，少量为灰色，常含有黄铁矿，脉状层理、波状层理和水平层理发育 | 凝灰岩丘 | 火山口-近源：厚层细粒凝灰岩和沉凝灰岩堆积，厚度达上百米 远源：沉凝灰岩和凝灰质砂岩组合 | 风化改造作用较弱 | 低氧化系数， 指示强还原 环境 |
2.1 岩性构成
由于水下火山喷发的岩浆在火山通道中接触大量富含地下水的沉积物，岩浆与地下水充分混合，分散在岩浆中的水迅速气化，叠加岩浆本身挥发分出溶，导致岩浆内部压力迅速增加发生剧烈爆炸，岩浆和火山通道中的沉积物均被炸碎形成细粒火山碎屑物喷入水中[9⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓-17]。因此，水下喷发火山岩常以大套粒度较细的凝灰岩和沉凝灰岩为主，缺失熔岩和粒度较粗的火山集块、角砾岩[10]。由于有水体的搬运和沉积作用，沉凝灰岩通常发育沉积层理[10-11]。在火山喷发间歇期，火山碎屑的再搬运常形成火山碎屑沉积岩夹层[15-16]。通过对松辽盆地查干花地区火石岭组火山岩岩心的观察发现，查干花次凹C2、C2-1、C2-3、C3和C301井（见图1d ）火山岩熔岩含量极少，仅有6%的玄武岩，其余94%的火山岩均为粒度较细（通常在2 mm以下）的正常火山碎屑岩（37%）、沉火山碎屑岩（45%）和火山碎屑沉积岩（12%），所有取心段均缺乏火山角砾岩和火山集块岩（见图2a ）。在此基础上，综合利用岩心、岩屑和测井资料进行全井段岩性划分（见图2b ）。岩心和全井段岩性划分结果均表明，查干花地区火石岭组水下喷发火山岩以凝灰岩和沉凝灰岩为主，具有水下喷发火山岩的典型岩性组合特征。
2.1.1 正常火山碎屑岩
正常火山碎屑岩指火山碎屑含量大于90%的火山碎屑岩[27]。水下火山喷发过程中，岩浆中的挥发分和掺入岩浆中的地下水沸腾产生的水蒸汽随火山碎屑一起喷出地表进入水体，最开始会向四周排开水体，并在火山碎屑与水体之间形成气体包膜，从而使火山碎屑不直接接触水体，延缓了火山碎屑与水的混合过程[13-14]。由于有气体包膜保护，火山碎屑保持炙热状态，形成与陆上火山喷发类似的正常火山碎屑岩[15]。查干花地区共发育含角砾晶屑玻屑凝灰岩（见图3a 、图3b ）、晶屑玻屑凝灰岩（见图3c —图3e ）和晶屑浆屑熔结凝灰岩（见图3f ）3种正常火山碎屑岩（见图2 ）。在含角砾晶屑玻屑凝灰岩中可见岩浆遇水淬火形成的淬碎角砾（见图3a 、图3b ）[14]，淬碎角砾的出现说明岩浆与水作用强烈[11]；另一种玻屑类似鸡骨状（见图3b ），为岩浆在火山通道中气泡化后爆炸形成[28]。另外，这两种岩性中常见大量增生火山砾（即火山灰球）（见图3d 、图3e ）。增生火山砾由火山灰粘结形成，核心粗，外圈细（见图3e ）。其成因有两种，一种是陆上喷发形成的增生火山砾，由雨水滴落在火山灰层上形成，通常分布在火山凝灰岩层面上，互相堆叠层状分布[17]；另一种为典型的水下喷发成因，由于在气体包膜中的火山灰相对较为潮湿，在喷发和搬运过程中，火山灰在气流作用下互相碰撞粘结，形成大大小小的增生火山砾，这种成因的增生火山砾通常分布在凝灰岩内部，整段发育，多数增生火山砾互相之间无接触[14,29]。查干花地区火石岭组凝灰岩中，增生火山砾常在整个取心回次中连续发育，发育厚度大（见图3d ），具备水下喷发增生火山砾的典型特征。
图3 查干花地区火石岭组水下喷发典型岩性特征（a）C3井，4 629.3~4 629.5 m，含角砾晶屑玻屑凝灰岩，岩心照片；（b）C3井，4 629.4 m，含角砾晶屑玻屑凝灰岩，薄片照片；（c）C2井，4 418.4 m，晶屑玻屑凝灰岩，薄片照片；（d）C3井，4 627.8~4 627.9 m，晶屑玻屑凝灰岩，含有火山灰球，岩心照片；（e）C3井，4 627.9 m，晶屑凝灰岩中火山灰球，薄片照片；（f）C2井，4 416.9 m，晶屑浆屑熔结凝灰岩，薄片照片；（g）C3井，4 634.3~4 634.4 m，细砂质沉凝灰岩，岩心照片；（h）C3井，4 634.3 m，细砂质沉凝灰岩，薄片照片；（i）C3井，4 914.5~4 914.7 m，粉砂质沉凝灰岩，岩心照片；（j）C3井，4 914.6 m，粉砂质沉凝灰岩，薄片照片；（k）C2-1井，4 608.4~4 608.6 m，泥质沉凝灰岩，岩心照片；（l）C2-1井，4 608.4 m，泥质沉凝灰岩，薄片照片；（m）C3井，4 527.0~4 527.2 m，凝灰质细砾岩，岩心照片；（n）C3井，4 527.1 m，凝灰质细砾岩，薄片照片；（o）C3井，4 916.1~4 916.3 m，凝灰质粗砂岩，岩心照片；（p）C3井，4 916.2 m，凝灰质粗砂岩，薄片照片 |
2.1.2 沉火山碎屑岩
沉火山碎屑岩指火山碎屑含量大于50%，但小于90%的过渡类型火山碎屑岩[27]。水下火山喷发过程中，火山碎屑逐渐与水混合，水体剧烈震荡搅动湖底陆源碎屑沉积层带来的大量长石、石英等陆源碎屑颗粒及泥质也掺入其中，形成沉火山碎屑岩[14-15]。查干花地区水下喷发形成的沉火山碎屑岩主要以粒度较细的沉凝灰岩为主。由于掺杂了大量陆源碎屑，可参照陆源碎屑岩粒度分级方案对沉凝灰岩粒度进行进一步细化[30]，将沉凝灰岩进一步分为细砂质沉凝灰岩（粒径为0.05~0.25 mm）、粉砂质沉凝灰岩（粒径为0.005~0.050 mm）和泥质沉凝灰岩（粒径小于0.005 mm）。其中细砂质沉凝灰岩深灰色，岩心可见脉状层理（见图3g ），薄片中可见岩石由粒径0.05~0.25 mm细砂质碎屑颗粒构成，颗粒包括晶屑，少量塑性玻屑和具有一定磨圆的石英、长石等陆源碎屑，基质由正交偏光下光性暗淡的火山尘和一定量的黏土矿物构成，基质中存在少量有机质条带（见图3h ）。粉砂质沉凝灰岩通常为灰黑色，发育波状层理（见图3i ），薄片中岩石由大量粒径0.005~0.050 mm粉砂质碎屑颗粒构成，包括晶屑和具有一定磨圆的长石、石英等陆源碎屑颗粒，含有大量泥质条带，正交偏光下基质光性暗淡，火山尘含量高（见图3j ）。泥质沉凝灰岩岩心接近黑色，发育水平层理（见图3k ），由大量粒径小于0.005 mm的泥质颗粒构成，镜下仅可见少量粉砂质晶屑，泥质条带极为发育，基质由火山尘和大量黏土矿物构成（见图3l ）。
2.1.3 火山碎屑沉积岩
2.1.4 枕状玄武岩
2.2 火山机构与喷发物空间分布
水下喷发剧烈爆炸产生的以火山灰为主的火山碎屑喷发物受到四周水体巨大的压力作用，其散逸范围受到限制，无法像陆上喷发一样飘散较大范围形成薄层火山碎屑岩层，而是聚集在火山口周围，形成堆积厚度和纵横比均较大的火山凝灰岩丘[17,31]。其与陆上喷发形成的火山丘最大的区别是火山喷发中心缺乏熔岩和火山集块角砾岩[13⇓-15]。根据三维地震资料，查干花地区火石岭组火山岩丘状反射下部可识别出多个火山通道（见图1b ），在地震剖面上呈倒锥状杂乱弱反射，被两侧成层性稍好的地层夹于中间，且两者高角度交切（见图5 ），火山机构形态为高纵横比丘状（例如图5 中C3井区过C3井剖面可识别出6个火山丘），钻井揭示这些火山丘即使在火山口附近，岩性也以大套凝灰岩、不同粒度的沉凝灰岩夹凝灰质砂砾岩为主（见图6 ），符合水下喷发凝灰岩丘的典型特征。
2.3 地球化学指标
OX为火山岩氧化系数（Fe2O3含量与（Fe2O3+FeO）含量的比值），是指示火山喷发环境的关键地球化学指标。强氧化（即高OX值）代表陆上环境喷发、陆上堆积；强还原（即低OX值）代表水下环境喷发、水下堆积；弱氧化和弱还原环境代表陆上喷发、水下沉积[18]。刘德成等[1]为了减小从基性到酸性不同化学成分火山岩Fe含量本身具有的差异性对氧化系数的影响，加入SiO2含量作为参数，改进了火山岩氧化系数判别图版，取得了更为准确的判别效果。通过该图解对查干花地区火石岭组火山岩喷发环境进行判别（见图7 ），研究表明查干花地区火石岭组凝灰岩、沉凝灰岩氧化系数基本都落入强还原环境范围内，为水下喷发形成。另外，水下喷发火山岩由于喷发后较少暴露地表，其所受的风化作用一般较弱[18]。化学风化指数（CIA）是反映火山岩风化程度的有效指标，CIA越高，代表火山岩中易迁移组分带出越多，火山岩受风化改造程度越强。一般受风化改造强烈的火山岩CIA值大于50，并且从火山岩顶界面向下，CIA值有逐渐减小的趋势，CIA曲线形态呈漏斗形[32]，例如松辽盆地梨树地区受风化改造强烈的火山岩，其CIA指数普遍大于60，从顶面向下具有典型漏斗状形态（见图8a ）。针对查干花地区凝灰岩和沉凝灰岩计算CIA指数，结果表明凝灰岩和沉凝灰岩CIA指数均小于60，并且从火山岩顶界面向下，CIA指数变化不大（见图8b ），说明查干花地区火山岩基本未受风化影响，符合水下喷发环境的特点。
3 陆相湖盆水下喷发火山岩相及相模式
根据火山碎屑岩的成因（即火山碎屑岩是直接源自水下爆发作用还是源自喷发间歇期火山碎屑的再搬运沉积作用），将松辽盆地水下喷发火山岩相分为水下爆发相和火山沉积相2种火山岩相。水下爆发相进一步分为气携水下热碎屑流亚相，水携火山密度流亚相和水下降落亚相3种亚相；火山沉积相则主要由含外碎屑火山碎屑沉积岩1种亚相构成（见表2 ）。
表2 陆相湖盆水下喷发火山岩相类型及特征 |
| 相 | 亚相 | 形成机制 | 特征岩性 | 特征结构构造 | 相序 |
|---|---|---|---|---|---|
| 水下爆发相 | 水下降落 亚相 | 水下火山喷发柱上部与水混合后，极细粒的火山尘和被火山喷发搅动的泥质沉积物悬浮在水中，喷发间歇期缓慢沉降 | 泥质沉凝灰岩 | 水平层理 | 水下喷发堆积单元的最上部 |
| 水携火山密度 流亚相 | 气携火山碎屑流在搬运过程中，水体逐渐与火山碎屑混合，并掺入陆源碎屑，形成沿湖底搬运的具有较高颗粒密度的高密度流 | 细砂质沉凝灰岩和 粉砂质沉凝灰岩 | 脉状层理、 包卷层理、 波状层理 | 水下喷发堆积单元的中部，通常具有正粒序，也可由细砂质沉凝灰岩和粉砂质沉凝灰岩互层构成 | |
| 气携水下热 碎屑流亚相 | 岩浆在火山通道中遇水淬火爆炸产生凝灰质火山碎屑，与蒸汽混合喷出地表进入水体形成喷发柱，在气膜包裹下，喷发柱与水体隔绝保持高温状态，喷发柱垮塌沿湖底流动，形成与陆上火山喷发类似的，由气体搬运的火山碎屑流 | 晶屑玻屑凝灰岩、 含角砾晶屑玻屑凝灰 岩和晶屑浆屑熔结凝 灰岩 | 基本无层 理，块状 构造 | 水下喷发堆积单元的下部 | |
| 火山沉积相 | 含外碎屑火山碎屑沉积岩亚相 | 火山喷发间歇期陆源火山碎屑入湖， 并混入湖盆正常沉积物形成 | 凝灰质粗砂岩及 凝灰质细砾岩 | 块状构造或 不明显的平 行层理 | 构成水下喷发堆积单元底座 |
3.1 水下爆发相
松辽盆地陆相湖盆属于浅水环境[22]，水下火山喷发以爆炸式喷发作用为主，形成水下爆发相（见表2 ）。
3.1.1 气携水下热碎屑流亚相
气携水下热碎屑流亚相形成于水下火山喷发的初始阶段，由气体支撑的水下喷发柱垮塌形成的水下火山碎屑流在自身重力作用下沿地表流动沉积形成[13⇓-15]（见图9a ）。气携水下热碎屑流主要由火山碎屑和水蒸汽构成，由于有水蒸汽膜包裹，基本与水隔绝，保持了炙热的状态，与陆上火山喷发火山碎屑流在搬运和沉积作用过程上具有一定的相似性[13⇓-15]。气携水下热碎屑流亚相典型鉴别特征包括：①岩性以凝灰质正常火山碎屑岩为主，如查干花地区气携水下热碎屑流亚相由含角砾晶屑玻屑凝灰岩（见图3a ）、晶屑玻屑凝灰岩（见图3c 、图3d ）和晶屑浆屑熔结凝灰岩（见图3f ）等正常火山碎屑岩构成（见图2 ）。②由于其流体性质接近重力流，因此层理不发育，主要为块状构造，如C3井4 629.3~4 629.5 m和4 627.8~4 627.9 m气携水下热碎屑流亚相均不发育层理构造（见图3a 、图3d ）。③存在厚层增生火山砾发育段，如C3井4 627.8~4 627.9 m增生火山砾发育段（见图3d 、图3e ）。该亚相与陆上喷发形成的火山碎屑流的主要区别在于火山碎屑岩的粒度，陆上喷发火山碎屑流由火山集块/角砾岩或含集块/角砾的火山凝灰岩构成，而气携水下热碎屑流基本由凝灰岩构成，粗碎屑含量较少。
3.1.2 水携火山密度流亚相
水携火山密度流亚相形成于水下喷发中期，气携水下热碎屑流随着搬运距离的增加，水体逐渐突破水蒸汽包膜进入火山碎屑流中，与火山碎屑进行混合，在气携水下热碎屑流的前部和周缘逐渐形成由水体搬运且具有较高颗粒密度的高密度浊流，在沉积压实作用下形成水携火山密度流亚相火山碎屑岩（见图9a ）[13⇓-15]。其典型鉴别特征包括：①岩性由细砂质和粉砂质沉凝灰岩构成，如C3井4 634.3 m细砂质沉凝灰岩（见图3h ）和4 914.5 m粉砂质沉凝灰岩（见图3j ）。②水携火山高密度流属于浊流，水动力条件多变，脉状层理、波状层理等沉积构造发育，如图3g 细砂质沉凝灰岩中发育由粒度更细的粉砂质和泥质沉凝灰岩构成的透镜状、纹层状脉状层理，图3i 粉砂质沉凝灰岩中发育波状层理。
3.1.3 水下降落亚相
水下降落亚相形成于水下火山喷发后期，水下火山喷发柱上升过程中，上部逐渐与水混合，极细粒的火山尘和被火山喷发搅动的泥质沉积物悬浮在水中，在水下火山喷发能量减弱和喷发停止后缓慢沉降沉积形成（见图9a ）。当喷发能量较强时，火山碎屑喷发物也会冲出水面，但由于喷出水面的火山碎屑在空气中的沉降速度远大于水中悬浮火山碎屑的沉降速度，因此这些喷出水面的火山碎屑物会很快落回水中后，并与悬浮在水中的火山碎屑物发生混合并共同沉积。该亚相的典型鉴别特征包括：①岩性由厚层泥质沉凝灰岩构成，如C2-1井4 608.4~4 608.6 m段泥质沉凝灰岩（见图3k 、图3l ）。②发育水平层理，其纹层由粒度稍粗的粉砂质沉凝灰岩纹层构成（见图3k 、图3l ）。
3.2 火山沉积相
在水下火山喷发间歇期，火山碎屑物的再搬运逐渐起主导作用，陆上喷发的火山岩风化剥蚀入水，形成火山沉积相（见表2 ）。查干花地区水下喷发间歇期发育的火山沉积相岩性以火山碎屑沉积岩为主，外碎屑含量超过50%，符合含外碎屑火山碎屑沉积岩亚相的特点[19]（见图9a ）。其典型岩性为凝灰质粗砂岩和凝灰质细砾岩（见图3m —图3p ），具有块状层理（见图3m ）或不明显的平行层理（见图3o ）。该区再搬运火山碎屑的主要来源为查干花次凹洼陷带东部和南部的凸起区及西部达尔罕断凸带同期形成的陆上喷发火山岩，C1、YS7、SongS1井钻遇的火石岭组均为陆上喷发安山岩、角砾岩和角砾凝灰岩（见图1b ）。
3.3 陆相湖盆水下喷发相模式
根据水下喷发火山岩相的地质特征，对查干花地区5口钻井的火山岩相进行了划分（见图6 ）。C3、C2、C2-1、C2-3井均位于距离火山口1 km范围内（见图1b ），其水下喷发纵向岩相序列较为相似，均由多个水下火山喷发堆积单元构成（见图6 ）。可将这些水下火山喷发堆积单元大体分为两类，一是纵向序列较为完整的水下火山喷发堆积单元，二是纵向序列不完整的水下喷发单元。纵向序列较为完整的水下火山喷发堆积单元如C3井单元①、②、③、④、⑦，C2井单元②、⑥、⑦、⑧、⑨，C2-1井单元①、②、③、④，C2-3井单元①、③、④、⑤等堆积单元（见图6 ）。这些堆积单元部分以水下喷发间歇期含外碎屑火山碎屑沉积岩亚相为底座，向上发育气携水下热碎屑流亚相，并逐渐过渡为水携火山密度流亚相，最上部为水下降落亚相，岩性由下到上总体上由凝灰质粗砂岩或凝灰质细砾岩-细砂质沉凝灰岩-粉砂质沉凝灰岩-泥质沉凝灰岩构成，表现为一个完整的正粒序（见图6 ）；部分堆积单元最下部不发育喷发间歇期火山沉积相底座（见图6 ），说明上下两个水下喷发堆积单元的形成间歇期极短。纵向序列不完整的水下喷发单元，如C3井单元④、⑤、⑥，C2井单元③、④、⑤，C2-3井单元②（见图6 ），通常不发育下部的气携水下碎屑流亚相，仅发育水携火山碎屑流亚相和水下降落亚相，成因可能是喷发规模小，气携水下热碎屑流亚相不发育[13]。C301井距离火山口1.2 km（见图1b ），其沉积序列与以上4口井有较大不同，基本不发育完整的水下喷发序列，而以水下降落亚相夹多层水携火山密度流亚相为主（见图6 ）。
通过分析建立了陆相湖盆水下喷发相模式（见图9 ）：水下火山喷发形成的凝灰岩丘通常由多个堆积单元叠和构成，可分为近源和远源两个相组。距离火山口1 km以内为凝灰岩丘的近源相组，水下喷发堆积单元多数较为完整。单个堆积单元完整的纵向序列由下到上依次包括含外碎屑火山碎屑沉积岩亚相-气携水下热碎屑流亚相-水携火山密度流亚相和水下降落亚相（见图9b ）。距火山口1 km以外为凝灰岩丘的远源相组，横向上气携水下热碎屑流随着搬运距离的增加，逐渐向水携火山密度流亚相过渡，导致凝灰岩丘远源相组基本不发育气携水下热碎屑流亚相（见图9a ），堆积单元纵向序列以含外碎屑火山碎屑沉积岩亚相开始，向上以水下降落亚相为主，夹有多个薄层水携高密度流亚相沉积（见图9c ）。
4 湖盆水下火山碎屑岩的储集层意义
针对查干花地区水下喷发不同亚相的火山碎屑岩，进行了孔隙度和渗透率统计分析（见图10 ）。分析结果表明，水下喷发火山碎屑岩渗透率通常小于1×10-3 μm2，属于低渗透性致密储集层。进一步按孔隙度可分为中孔-低渗型储集层（孔隙度大于5%，渗透率小于1×10-3 μm2）、低孔-低渗型储集层（孔隙度范围为2%~5%，渗透率小于1×10-3 μm2）和非储集层（孔隙度小于2%，渗透率小于1×10-3 μm2）（见图10 ）。中孔-低渗型储集层是该地区水下喷发火山碎屑岩最有利的储集层，主要由气携水下热碎屑流亚相含角砾晶屑玻屑凝灰岩和晶屑玻屑凝灰岩构成，储集空间为基质溶蚀孔、脱玻化孔、黏土矿物晶间孔和少量裂缝（见图11a —图11c ）；低孔-低渗型储集层除了气携水下热碎屑流亚相外，还发育火山沉积相含外碎屑火山碎屑沉积岩亚相的凝灰质粗砂岩和凝灰质细砂岩2种岩性，储集空间主要为粒间溶蚀孔（见图11d ）。水携火山密度流亚相和水下降落亚相，储集空间不发育，储集层物性最差，为非储集层（见图10 ）。
5 结论
松辽盆地水下喷发火山岩可分为水下爆发相和火山沉积相2种火山岩相。水下爆发相可进一步分为气携水下热碎屑流亚相、水携火山密度流亚相和水下降落亚相3种亚相；火山沉积相由含外碎屑火山碎屑沉积岩1种亚相构成。气携水下热碎屑流亚相岩性以凝灰质正常火山碎屑岩为主，块状构造，层理不发育，存在厚层增生火山砾发育段；水携火山密度流亚相岩性由细砂质和粉砂质沉凝灰岩构成，脉状层理、包卷层理和波状层理等沉积构造发育；水下降落亚相由厚层泥质沉凝灰岩构成，发育水平层理。火山沉积相含外碎屑火山碎屑沉积岩亚相以发育凝灰质粗砂岩和凝灰质细砾岩等火山碎屑沉积岩为主，发育块状层理或不明显的平行层理。
水下火山喷发形成的凝灰岩丘通常由多个堆积单元叠和构成，可分为近源和远源两个相组。近源相组完整的堆积单元纵向序列由下到上依次由含外碎屑火山碎屑沉积岩亚相-气携水下热碎屑流亚相-水携火山密度流亚相和水下降落亚相构成；远源相组的堆积单元以水下降落亚相为主，夹有多个薄层水携密度流亚相沉积。
水下喷发形成的火山碎屑岩多发育低渗透致密储集层，有利储集层主要发育在气携水下热碎屑流亚相和含外碎屑火山碎屑沉积岩亚相中，储集空间以脱玻化孔、黏土矿物晶间微孔和溶蚀孔为主；水携火山密度流亚相和水下降落亚相，储集空间不发育，不能形成有效储集层。