魏海泉，白志達(dá)，劉永順

1)中國地震局地質(zhì)研究所，吉林長白山火山國家野外科學(xué)觀測研究站，北京, 100029；2)中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京，100083；3)首都師范大學(xué)資源環(huán)境與旅游學(xué)院，北京，100048

內(nèi)容提要：火山碎屑巖是爆破性火山噴發(fā)行為的直接產(chǎn)物，不同的碎屑成分、粒度及結(jié)構(gòu)反映了不同巖相的堆積動力學(xué)過程，對火山碎屑巖巖石學(xué)和巖相組合的研究發(fā)展成了以物理火山學(xué)為代表的現(xiàn)代火山學(xué)研究體系。作為火山爆發(fā)碎屑物質(zhì)的集合，其中不同成因類型的火山碎屑物往往可以直接對應(yīng)不同階段火山作用動力學(xué)參數(shù)特征。火山碎屑物3個最基本的堆積物成因類型是火山碎屑降落物、火山碎屑流和火山碎屑涌浪?；鹕絿姲l(fā)時碎屑化過程主要涉及揮發(fā)分的出溶和巖漿碎屑化過程以及不同火山流體內(nèi)部的碎屑化過程。對于巖漿噴發(fā)、射汽巖漿噴發(fā)以及射汽噴發(fā)的直接產(chǎn)物，火山碎屑巖在組成上都包含了巖漿破碎的同源碎屑、火山通道裹進(jìn)的異源碎屑以及火山流體在地表流動時捕獲的表生碎屑?；鹕剿樾级x為爆破性火山噴發(fā)的直接行為產(chǎn)物，而包括坡移、滑坡體、火山泥石流等火山降解過程的表生碎屑與熔巖流在自生、淬碎碎屑化過程產(chǎn)生的碎屑則被定義為火山質(zhì)碎屑?；鹕綆r巖相的建立，為20世紀(jì)80年代后期向火山學(xué)研究階段的轉(zhuǎn)變奠定了基礎(chǔ)。在地質(zhì)研究的基礎(chǔ)上探索火山活動過程和控制機制的經(jīng)驗?zāi)Ｐ?、實驗?zāi)M和數(shù)值模擬研究，其中流體動力學(xué)的介入對理解火山噴發(fā)的基本過程具有里程碑式的推動意義。由此形成的火山學(xué)是研究火山與火山噴發(fā)的形成機理、噴發(fā)過程和產(chǎn)物特性的科學(xué)。

火山碎屑巖是火山噴發(fā)時直接噴出的火山碎屑物經(jīng)搬運、堆積、成巖作用而形成的巖石。無論是對于純的巖漿噴發(fā)，還是射汽巖漿噴發(fā)以及射汽噴發(fā)，作為噴發(fā)的直接產(chǎn)物，火山碎屑巖在組成上都包含了巖漿破碎的原生碎屑、火山通道裹進(jìn)的異源碎屑以及火山流體在地表流動時捕獲的表生(亦稱次生、外生)碎屑?；鹕綄W(xué)是研究火山與火山噴發(fā)的形成機理、噴發(fā)過程和產(chǎn)物特性的科學(xué)。包括火山地質(zhì)學(xué)、火山化學(xué)及火山物理學(xué)等學(xué)科在內(nèi)的一系列近代火山學(xué)進(jìn)展拓展了火山學(xué)的研究領(lǐng)域，使人們在地球、行星乃至生命演化等方面的認(rèn)識都取得了系統(tǒng)性進(jìn)展。

火山碎屑巖作為爆破性火山作用的最直接產(chǎn)物，自然構(gòu)成了火山學(xué)研究的最重要的研究對象。但由于具有極其復(fù)雜的碎屑成分和巖石結(jié)構(gòu)，其分類命名一直是火山巖乃至巖漿巖研究領(lǐng)域里的一大難題。特別是在能源、礦產(chǎn)、環(huán)境等相關(guān)領(lǐng)域研究時常常碰到火山碎屑巖問題，如很多煤層的“火山巖打底”和油氣層附近的火山碎屑巖的層儲問題(王世君，1989；王永平，1990；Sruoga et al.，2007)，非直接爆破成因的火山巖質(zhì)碎屑巖的存在也給火山區(qū)成礦條件的認(rèn)識帶來了不確定性。這些問題實質(zhì)上都是火山碎屑巖的分類命名問題，也顯示了火山碎屑巖研究具有更大的理論和實際意義。隨著研究工作的進(jìn)行，國內(nèi)外先后提出了很多不同的火山碎屑巖分類方案(李建林等，1981；李兆鼐等，1983；孫善平等，1987，2001；杜楊松，1990；邱家驤等，1996；Schmid，1981；Le Maitre，2014)，其宗旨都是為了在相應(yīng)的火山碎屑巖研究時能夠體現(xiàn)出火山碎屑巖的特性和形成機制，從而在火山學(xué)的理解上取得更加準(zhǔn)確的認(rèn)識。目前國內(nèi)比較廣泛使用的是孫善平等(1987，2001)提出的分類方案，該方案以火山碎屑巖碎屑物粒度分布為綱，同時考慮了火山碎屑巖向其他地質(zhì)作用類型的轉(zhuǎn)變，能夠更好地滿足我國地質(zhì)研究工作的需求(參見馮增昭，2013)。

本文在系統(tǒng)回顧火山碎屑巖分類命名與火山學(xué)研究成果的基礎(chǔ)上，分別討論火山碎屑物的成因分類的碎屑化機制。依據(jù)火山作用的不同，詳細(xì)考證不同類型火山碎屑的搬運堆積過程，在巖相組合動力學(xué)模型與實驗?zāi)M成果歸納的基礎(chǔ)上，建立起一個現(xiàn)代火山學(xué)認(rèn)識的清晰框架。為了更好地描述火山碎屑巖與火山學(xué)研究的密切關(guān)系，本文把火山碎屑(pyroclasts)定義為爆破性火山噴發(fā)的直接行為產(chǎn)物，而包括坡移、滑坡體、火山泥石流等火山降解表生碎屑與熔巖流在自生、淬碎碎屑化過程產(chǎn)生的碎屑被定義為火山質(zhì)碎屑(volcaniclastics)。以此強調(diào)不同火山作用產(chǎn)物的形成機理差異，文章主旨是根據(jù)對火山碎屑的詳細(xì)討論來重建火山學(xué)研究的進(jìn)展。

1 現(xiàn)代火山學(xué)發(fā)展史

人們對火山的認(rèn)識，是隨著時間逐步深化的。在古代，人們把火山噴發(fā)看作是神的暴怒，看到了火山噴發(fā)的神秘可怕的場面，聯(lián)想到噴發(fā)物到山體的形成，從而產(chǎn)生了火山的概念。具體表現(xiàn)為古希臘神話里對埃特納火山、維蘇威火山的神話傳說，而火山的英語詞匯volcano即衍生于火神烏干(Vulcan)。小布里尼對維蘇威火山公元79年噴發(fā)的描述記錄，標(biāo)志火山學(xué)研究的開始，但是直至意大利文藝復(fù)興時期，才開始了地質(zhì)學(xué)意義上的探究(Hamilton，1774)。18世紀(jì)開展的火山學(xué)探索，建立了多種不同的火山結(jié)構(gòu)模型(Bullard，1984)。

隨著近幾十年來現(xiàn)代火山學(xué)研究的進(jìn)展，火山物理學(xué)(Volcanic physics)已經(jīng)形成了把物理學(xué)的基本原理應(yīng)用到火山學(xué)及火山地質(zhì)學(xué)研究當(dāng)中的一門新興學(xué)科(Fisher et al., 1984；Sparks et al., 1997)。作為火山學(xué)研究里最具特色的一部分，火山物理學(xué)通過火山噴發(fā)產(chǎn)物重點研究巖漿自地下巖漿房上升至地表及空中的搬運堆積作用(Woods，1988；Walker，1989；McLeod et al., 1999)。火山物理學(xué)研究時強調(diào)巖漿的溫度、壓力、氣態(tài)揮發(fā)分、黏度、密度、表面張力、屈服強度等物理參數(shù)隨時間的變化(Bottinga et al., 1972；Shaw，1972；Hess et al., 1996；Navon et al., 1998)。物理火山學(xué)(Physical volcanology)與之相近，但研究對象以噴發(fā)產(chǎn)物的空間結(jié)構(gòu)為基礎(chǔ)，如火山碎屑物的粒度、粒序、分選、堆積結(jié)構(gòu)和構(gòu)造，也包括熔巖流的幾何形狀、流動與冷卻構(gòu)造、內(nèi)部結(jié)構(gòu)等空間變化(Sparks，1976；Carey et al., 1986；Harris et al., 2017)。探討不同類型的火山噴發(fā)和堆積物在成因方面的區(qū)別與聯(lián)系，并對不同噴發(fā)物的時空分布進(jìn)行模擬，這對火山碎屑巖的研究起到了極大的推動作用(Bullard，1984；Allen，1997)。

20世紀(jì)70年代，火山學(xué)家比較集中地開展了實質(zhì)性的火山物理學(xué)研究工作，從巖石到巖相，再到巖相組合及噴發(fā)、搬運和堆積環(huán)境，整個噴發(fā)過程恢復(fù)的系統(tǒng)研究積累了大量實際資料，而抽象出的一些理論模型則構(gòu)成了火山物理學(xué)的主體框架(Sparks，1976；Self et al., 1978)。以Macdonald和Williams為代表的一批火山學(xué)家為之付出了艱辛的努力，而以Walker和Fisher為代表的火山學(xué)家對于火山噴發(fā)產(chǎn)物的形成機理從物理學(xué)角度提出了眾多合理而令人耳目一新的解釋。特別是被稱為“火山精靈”的GPL Walker教授以其敏銳的“火山思維”率領(lǐng)眾多弟子在大量野外資料調(diào)查的基礎(chǔ)上提出了眾多頗具新意的火山物理模型(Walker，1971，1973，1981，1989)和廣為后人采用的研究方法，對火山物理學(xué)的形成及發(fā)展做出了不可多得的重要貢獻(xiàn)。20世紀(jì)80年代是火山物理研究取得重大突破并形成系統(tǒng)科學(xué)的年代。1984年由Fisher和Schmincke所著《火山碎屑巖》一書對爆破式火山作用有關(guān)的各種堆積物作了極為詳細(xì)的火山物理學(xué)闡述。特別是對大規(guī)模火山碎屑流搬運及堆積模型的建立，極大地豐富了人們的火山學(xué)認(rèn)識，并且強有力地刺激了人們對爆破式火山作用噴發(fā)機理的研究(Fisher et al., 1984)。1980年代中期對布里尼噴發(fā)柱中碎屑搬運和堆積作用的動力學(xué)模型的建立，從流體力學(xué)、能量學(xué)、熱學(xué)等不同角度大大開拓了人們對火山噴發(fā)現(xiàn)象認(rèn)識的視野(Woods，1988；Walker，1989)。1987年由Cas和 Wright 合著的《火山序列》一書的問世，標(biāo)志著火山物理學(xué)作為一門科學(xué)的成熟。無論是現(xiàn)代火山，還是古代火山，從巖漿的物理性質(zhì)到有關(guān)火山的噴發(fā)模擬實驗，該書對地球上各種火山作用產(chǎn)物的火山學(xué)研究都作了系統(tǒng)性的總結(jié)(Cas et al., 1987)。其中對ignimbrite的研究成果總結(jié)，代表了當(dāng)時人們對爆破性火山作用認(rèn)識的深化。Ignimbrite字面理解的漢語名稱是火雨巖，在古火山巖地層中均已成巖，故前人譯名熔結(jié)凝灰?guī)r(例如南京大學(xué)地質(zhì)系，1980；徐夕生等，2010)。在現(xiàn)代火山堆積物中，ignimbrite往往并未成巖，更無熔結(jié)，粒度也包括了集塊、角礫到凝灰的各個粒級，魏海泉等曾音譯為伊格尼姆巖，以強調(diào)其噴發(fā)柱塌陷高速向外泛濫的富浮巖質(zhì)火山碎屑流成因?！兜刭|(zhì)論評》編輯部認(rèn)為音譯不符合中國巖石學(xué)譯名習(xí)慣，應(yīng)當(dāng)意譯，但筆者等目前尚未找到一個更合適的意譯名稱，在成因類型里與之含義最為相近的是浮巖流。偏重于深部巖漿作用過程的巖漿動力學(xué)在20世紀(jì)80年代也取得了突破性進(jìn)展。其中McKenzie提出的部分熔融兩相理論，為探討原始巖漿的生成機理界定了一般性理論框架，而巖漿上升的熱柱或底辟(Plume或Diapir)模式、巖墻傳導(dǎo)以及巖漿頂蝕作用和帶狀熔融模型較好地解釋了深部巖漿的上升機理(Walker，1989)。對于巖漿房內(nèi)的物理作用過程，無論是密度機制對巖漿房產(chǎn)出位置的制約，還是開放巖漿房系統(tǒng)中巖漿內(nèi)壓的聚集或釋放，亦或是巖漿房內(nèi)氣泡化作用的實現(xiàn)，都取得了一系列重要進(jìn)展(Fisher et al., 1984；Cas et al., 1987)。巖漿房內(nèi)質(zhì)量及熱量的傳導(dǎo)過程、雙擴散對流過程、分異過程和同化過程的深入研究，使得一個多相、多組份的巖漿房系統(tǒng)整體演化模型的出現(xiàn)成為可能。

進(jìn)入1990年代以后，系統(tǒng)的火山學(xué)模型的建立(包括經(jīng)驗?zāi)Ｐ?、實驗?zāi)Ｐ?、?shù)值模型等)標(biāo)志著火山學(xué)研究的日臻完善與成熟(Papale et al., 1994；Petford et al., 1994；Woods et al., 1994；Neri et al., 1996；Sparks et al., 1997；Navon et al., 1998；McLeod et al., 1999; Farrell et al., 2018)。國際火山學(xué)和地球內(nèi)部化學(xué)學(xué)會在1989年、1993年、1997年大會期間，由爆破性火山作用分會多次組織了火山物理學(xué)系列講座，從火山物理的概念、特色、主要內(nèi)容、研究方法、最新研究成果以及發(fā)展方向都曾作過系統(tǒng)歸納。作為一本從巖性分類到成因類型解釋研究的工具書，《火山結(jié)構(gòu)》于1993年問世，書中以大量的實例照片介紹了隱藏于野外地質(zhì)現(xiàn)象當(dāng)中的火山物理識別標(biāo)志(McPhie et al., 1993)。伴隨著大量的火山監(jiān)測資料及地球物理探測資料的收集和整理，人們對火山學(xué)的總體認(rèn)識又取得了突飛猛進(jìn)的進(jìn)展。尤其是火山噴發(fā)前后各種地球物理手段(例如火山地震學(xué)、電磁學(xué)、大地測量學(xué)等)獲取的地下巖漿上升及儲集過程的圖像，極大地豐富了人們對火山深部巖漿動力學(xué)過程的認(rèn)識。豐富了火山學(xué)的研究領(lǐng)域，為更好地減輕火山災(zāi)害提供了技術(shù)支撐。

進(jìn)入21世紀(jì)以后，對于爆破性火山作用過程，火山物理學(xué)研究內(nèi)容主要分為以下幾方面的模型完善及實例驗證：火山爆發(fā)初始時的動力學(xué)過程與深部巖漿系統(tǒng)演化的制約(Bain et al.,2019)；布里尼噴發(fā)柱中碎屑物的搬運及堆積的熱力學(xué)過程(Zdanowicz et al., 2018)；噴發(fā)柱塌陷過程、火山碎屑流中碎屑物的搬運及堆積過程(Bursik et al., 2000；Doronzo et al., 2014；Soria-Hoyo et al., 2019)；火山碎屑涌浪中碎屑的搬運及堆積過程(Benjamin et al., 2019)以及綜合的噴發(fā)柱塌陷形成火山碎屑流堆積物的相組合形成過程(Jellinek et al., 2003；Pistolesi et al., 2017；Farrell et al., 2018)。

作為噴發(fā)機理，火山學(xué)的研究內(nèi)容包括了巖漿自地下形成后的上升、儲集及噴發(fā)的全過程?，F(xiàn)代火山學(xué)又拓展到了地球?qū)尤Φ男纬杉吧难莼雀鱾€方面，不同星球火山作用的差異對照，對我們未來認(rèn)識自然界，又將打開一個全新的視野。所以說，火山學(xué)的研究進(jìn)展極大地拓展了地質(zhì)學(xué)的研究范疇。而作為最基本的研究對象，仍然是爆破性火山作用的主要產(chǎn)物——火山碎屑巖。

2 火山碎屑巖研究回顧

圖1火山碎屑巖代表性巖性顯微結(jié)構(gòu)照片

火山碎屑巖(未成巖時稱火山碎屑物)是由火山噴發(fā)直接產(chǎn)生的火山碎屑物質(zhì)堆積定位后經(jīng)成巖作用而成的。火山碎屑物主要來自爆破式火山作用，其中可以含有一定量的正常沉積物及少量火山通道周圍和巖漿源區(qū)的圍巖碎屑。熔巖流流動自碎和淬碎作用也可形成火山巖質(zhì)碎屑物，但其形成機理直接與熔巖后期流動和冷卻作用有關(guān)，不是直接的火山噴發(fā)行為的產(chǎn)物。部分火山碎屑物在其搬運、堆積和成巖過程中受沉積作用和熔巖流流動過程的制約，因此，火山碎屑巖與熔巖和正常沉積巖之間常存在一系列過渡類型(圖1a—f)。如果火山碎屑物含量達(dá)到75%以上，按照火山碎屑巖分類命名；如果火山碎屑物含量在25%～75%之間時，按照火山碎屑沉積巖或碎屑熔巖分類命名(例如凝灰質(zhì)砂巖(圖1d)或角礫熔巖(圖1e)；如果外生碎屑含量75%以上時(即火山碎屑物含量小于25%時)，按照沉積作用碎屑巖分類命名(Schmid，1981；Fisher et al., 1984；Cas et al., 1987；Le Maitre，2014)。國內(nèi)也有學(xué)者把火山碎屑物含量在10%以上的巖石稱為廣義的火山碎屑巖，而狹義的爆破成因火山碎屑巖，其火山碎屑物的含量要大于90%(孫善平等，2001；馮增昭，2013)。火山碎屑巖在我國分布廣泛，時間上從太古宙到近代各個地質(zhì)時期均有發(fā)育。古生代以前的火山碎屑巖絕大多數(shù)已遭受區(qū)域變質(zhì)作用，早前寒武紀(jì)已達(dá)深變質(zhì)程度。中—新元古界火山碎屑巖變質(zhì)程度相對較低，主要分布在秦嶺—祁連—昆侖造山帶、呂梁山—太行山、川西、皖南、鄂西北、黔東、江西武寧和浙江諸暨等地。華北地臺中—新元古界火山碎屑巖基本未變質(zhì)，成分主要為粗面質(zhì)、粗面玄武質(zhì)，局部為流紋質(zhì)火山碎屑巖。古生代火山碎屑巖多已發(fā)生輕度變質(zhì)，成分包括流紋質(zhì)、英安質(zhì)、安山質(zhì)和玄武質(zhì)以及細(xì)碧—角斑質(zhì)，局部出露粗面質(zhì)火山碎屑巖。主要分布在我國西部及北部造山帶和盆地中，即青藏高原、新疆、甘肅、陜西、云南、貴州、四川、內(nèi)蒙古等地。另外，華北地臺石炭系—二疊系中也有少量分布。中生代火山碎屑巖主要分布在中國東部的大興安嶺、松遼盆地、海拉爾盆地、燕遼地區(qū)、華北盆地、長江中下游和浙—閩—贛—粵地區(qū)，構(gòu)成中國東部宏偉的火山巖帶，屬西太平洋火山巖帶的組成部分。巖石成分主要為流紋質(zhì)、英安質(zhì)、粗安質(zhì)和粗面質(zhì)，少量為安山質(zhì)及安山玄武質(zhì)；此外在青藏高原、塔里木盆地、準(zhǔn)噶爾盆地、川西、滇西和秦嶺等地也有分布。新生代火山碎屑巖(物)主要分布在中國東部和青藏高原周邊。中國東部主要包括東北、內(nèi)蒙古東部、晉北、魯東、浙東、閩東南、雷瓊半島、潿洲島、澎湖列島和臺灣等地區(qū)。青藏高原周邊西起西昆侖、可可西里、西秦嶺一直到云南騰沖，在吐魯番、西天山等地也有零星火山碎屑巖分布。成分主要為玄武質(zhì)；長白山天池出露粗面質(zhì)和堿流質(zhì)；西秦嶺禮縣發(fā)育碳酸巖質(zhì)火山碎屑巖。另外，在海相環(huán)境的中新生代盆地中也有火山碎屑巖發(fā)育，如南海、黃海、東海及渤海灣，經(jīng)常鉆探發(fā)現(xiàn)與油儲構(gòu)造相關(guān)的火山碎屑巖層位。

火山碎屑巖的研究歷史較長。國外對火山碎屑巖的描述最早見于夏威夷基拉維厄火山(Dana et al., 1868)；國內(nèi)對火山碎屑巖的闡述最早見于謝家榮的《火山及火山沉積作用在中國幾種礦床中的意義》一文(謝家榮，1956，英語名為Hsieh，1956)。國內(nèi)第一個火山碎屑巖巖性分類表是1959年孫善平和王小明根據(jù)火山碎屑巖的粒度、成巖方式和過渡性特征提出的?。之后，經(jīng)過火山巖區(qū)地質(zhì)工作的實踐，1962年孫善平和王小明在原有基礎(chǔ)上又提出了一個比較成熟的分類方案?，這個方案奠定了我國火山碎屑巖巖相學(xué)分類命名的基礎(chǔ)。

20世紀(jì)70年代以來，火山碎屑巖研究得到了長足的發(fā)展。1980全國第一次火山巖會議上，有30余篇論文摘要涉及火山碎屑巖的研究?，這些成果為后來逐步統(tǒng)一完善全國火山碎屑巖的分類和命名打下了良好的基礎(chǔ)。隨著新技術(shù)、新方法(如掃描電鏡、電子探針等)在火山碎屑巖研究中廣泛的推廣和應(yīng)用，許多學(xué)者(李兆鼐等，1983；李世麟，1985；王世君，1989；王永平，1990；薛耀松等，1996)對火山碎屑巖的組分、結(jié)構(gòu)構(gòu)造、化學(xué)成分、巖石系列及演化趨勢、火山巖相及相模式等進(jìn)行了較系統(tǒng)的研究。李建林等(1981)根據(jù)火山碎屑物的成因、體積百分比和成巖作用方式，將火山碎屑巖劃分為三類(火山碎屑巖、沉積火山碎屑巖、再造火山沉積巖)。李兆鼐等(1983)針對區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查工作中出現(xiàn)的火山巖基礎(chǔ)地質(zhì)問題，較系統(tǒng)地論述了我國火山碎屑巖的碎屑組分、結(jié)構(gòu)構(gòu)造和巖石類型。中國地質(zhì)學(xué)會巖石專業(yè)委員會火山巖分類命名小組(1984)推薦了國內(nèi)火山碎屑巖分類和命名方案。1985年邱家驤在《巖漿巖巖石學(xué)》一書中對火山碎屑巖的巖石類型及特征作了詳細(xì)的描述。1987年孫善平等對國內(nèi)外火山碎屑巖的分類命名歷史及現(xiàn)狀進(jìn)行了回顧。1989國際地質(zhì)科學(xué)聯(lián)合會(IUGS)火成巖分類學(xué)分委會推薦了由Schmid(1981)提出的火山碎屑巖分類方案。這一方案對我國火山碎屑巖統(tǒng)一分類命名有重要意義，促進(jìn)了我國火山碎屑巖的國際交流。該分類術(shù)語立足于碎屑物粒度特征，但也包含了一定的成因信息。對粒度分選差的火山碎屑巖，如果某粒度火山碎屑物的含量為75%以上，即可直接根據(jù)主要粒度區(qū)間命名，如凝灰?guī)r、火山角礫巖等；如果某相鄰粒度碎屑含量在25%～75%之間，則根據(jù)少前多后的原則復(fù)合命名，如角礫凝灰?guī)r或凝灰角礫巖。該分類的不足之處是忽略了火山碎屑巖向熔巖過渡的類型，而且沒有區(qū)分熔結(jié)和非熔結(jié)火山碎屑巖類，有些明顯為外生成因碎屑的巖石類型也列入分類表中。孫善平等又經(jīng)多年火山巖區(qū)地質(zhì)調(diào)查研究成果，并綜合不同學(xué)者的意見(杜楊松，1990；李兆鼐等，1994；邱家驤等，1996)，幾經(jīng)修訂，于2001年又提出了一個相對比較完善的巖性分類表(表1，參見孫善平等，2001)。2013年，白志達(dá)等在綜合研究國內(nèi)外資料的基礎(chǔ)上，又對孫善平等(2001)分類方案進(jìn)行了修訂(參見馮增昭，2013)，增加了泡沫熔巖、淬碎碎屑巖(圖1f)和熔積巖類型。

在純描述性分類命名的基礎(chǔ)上，許多學(xué)者對火山碎屑物的形貌特征(劉若新等，1998；張秉良等，2005；許建東等，2013)、火山碎屑巖(物)的成因機制、堆積相序、成因相模式、火山類型、火山噴發(fā)過程(Sparks，1976；Fisher et al., 1984；Cas et al., 1987；Lajoie et al., 1992；徐德兵等，2005；白志達(dá)等，2006)以及火山碎屑巖的堆積環(huán)境和火山災(zāi)害等方面開展了研究。尤其是進(jìn)入21世紀(jì)，火山碎屑巖研究涉及領(lǐng)域更廣、更深。如應(yīng)用火山物理學(xué)理論，對降落火山碎屑物運移及堆積過程、火山碎屑流、火山碎屑涌浪、火山泥石流等的形成機制及其不同成因類型火山碎屑物災(zāi)害程度的評估(Sruoga et al., 2007; 魏海泉，2014)；火山灰擴散對航空和全球氣候的影響；噴發(fā)前深部巖漿房狀態(tài)和巖漿碎屑化過程；火山碎屑巖儲層(王金友等，2003；王璞珺等，2003；王鵬等，2008)、火山資源等進(jìn)行了深入研究，取得了一系列重要成果。

火山碎屑巖的研究有著重要的理論和實際意義。近年來日益增多的研究成果表明，火山碎屑巖的研究已涵蓋了整個火山學(xué)、火山地質(zhì)學(xué)和相關(guān)邊緣學(xué)科。主要包括火山巖巖石學(xué)、巖石地球化學(xué)、火山巖相、火山構(gòu)造、火山噴發(fā)序列以及大地構(gòu)造學(xué)、火山沉積學(xué)、火山灰年代學(xué)、火山礦床學(xué)、火山巖儲層地質(zhì)學(xué)、火山環(huán)境與災(zāi)害學(xué)、火山地貌學(xué)、火山旅游資源以及火山農(nóng)業(yè)等多個邊緣學(xué)科?；鹕剿樾紟r的研究代表了爆破性火山作用研究的最直接成果，也是近代火山學(xué)研究取得重大突破的關(guān)鍵點，是一項重要的、具有深遠(yuǎn)影響的綜合性基礎(chǔ)地質(zhì)工作。

3 火山碎屑巖成因類型

本節(jié)根據(jù)火山碎屑物的形成方式，詳細(xì)描述不同成因類型火山碎屑物的成因機理和鑒別特征。

3.1 火山碎屑形成方式——巖漿噴發(fā)、射汽巖漿噴發(fā)、射汽噴發(fā)

除了火山碎屑巖(火山碎屑物)巖性分類以外，還要進(jìn)一步開展成因類型分類工作。與常見火成巖分類的巖石化學(xué)指標(biāo)(鄧晉福等，2015)不同的是：火山碎屑巖的分類更強調(diào)巖石結(jié)構(gòu)反映出的碎屑成因機制。對于火山碎屑巖成因類型的劃分，最重要的依據(jù)是火山碎屑物的形成方式，包括原生(primary)火山作用和次生(secondary)火山作用。前者分為火山噴發(fā)直接行為形成的火山碎屑(pyroclast)和與熔巖流流動過程產(chǎn)生的自生碎屑(autoclast)，后者包括火山地表過程形成的各種外生碎屑。爆破性火山噴發(fā)按照巖漿與(近)地表水含量的比例又分為巖漿噴發(fā)、射汽巖漿噴發(fā)和射汽噴發(fā)3種類型，它們構(gòu)成了爆破性火山噴發(fā)的最基本的碎屑化過程，這也是所有火山碎屑巖研究時最常見的成因分類問題。自生碎屑化作用主要是與熔巖流有關(guān)的碎屑化，它包括了淬火或冷凝(quenching or cooling)引起的碎屑化和流動碎屑化(自生角礫化作用，autobreccia)。次生地表作用(secondary surface process)包括流動碎屑化(flowage autoclast)和外生碎屑化(epiclast)，前者與自生角礫巖形成機理相同，后者則包括了原生火山碎屑和自生碎屑的再造式沉積過程(re-working, 參見Cas et al., 1987)。外生碎屑包括了所有的原有火山巖及其他巖石在地表的次生碎屑化過程，它們與原生碎屑一起構(gòu)成了火山質(zhì)碎屑(volcaniclastics)，如表2所示。

3.2 火山碎屑降落堆積、火山碎屑流、火山碎屑涌浪

火山碎屑物3個最基本的堆積物類型是火山碎屑降落物、火山碎屑流和火山碎屑涌浪(圖2a—d)。火山碎屑降落堆積物最常用的分類采用Walker(1973)的二分法基本分類：第一類是按照分散性和碎屑化程度分為夏威夷式(Hawaiian)、斯通博利式(Strombolian)、次布里尼式(sub-Plinian)、布里尼式(Plinian)和超布里尼式(super-Plinian)，它們都源自開放性火山通道里的爆破性噴發(fā)，由前到后對應(yīng)著分布范圍及碎屑化程度的增加。第二類針對射汽巖漿噴發(fā)物，分為蘇特塞式(Surtseyan)和射汽布里尼式(Phreatoplinian)，這兩者通常都對應(yīng)有更為強烈的碎屑化。碎屑成分上由基性到中酸性巖漿成分的變化，則往往對應(yīng)著分散性和碎屑化程度的增高。

降落堆積物在巖性和成因類型上可以細(xì)分為3種類型：巖渣降落堆積、浮巖降落堆積和火山灰降落堆積。巖渣降落堆積通常由氣孔化的玄武質(zhì)到玄武安山質(zhì)巖漿組成，它們是夏威夷式和斯通博利式爆破活動的特征堆積物。靠近火山口時它們與濺落錐和巖渣錐共生。粒度可以很粗，可含有很大的彈道軌跡的火山彈。浮巖降落堆積大部分由高氣孔化及高黏度巖漿(安山巖到流紋巖，響巖到粗面巖)組成。它們呈廣泛分布的巖席，多屬次布里尼式、布里尼式、超布里尼式降落堆積。一次噴發(fā)的堆積物厚度很少大于10 m，但非?？拷鹕娇跁r可達(dá)25 m厚，在火山口主要碎屑粒度會大于64 mm，堆積物中含有很大的巖屑、浮巖塊及火山彈(Cas et al., 1987)?；鹕交医德涠逊e可由一個完整的火山碎屑化作用系列形成。無論是布里尼噴發(fā)柱(plinian column)還是致密的高速火山碎屑流，都可以產(chǎn)生穩(wěn)定的細(xì)?；鹕交医德涠逊e層。

射汽巖漿噴發(fā)特征上形成分布廣泛的細(xì)粒堆積物，常含有增生火山礫(accretionary lapilli)。但噴發(fā)柱塌陷形成的火山碎屑流向外流動時箕選(sieved sorting)出來的細(xì)?；鹕交医德涠逊e也可以是非常廣泛的，受雨水沖刷作用也可形成增生火山礫。區(qū)分二者的難點需要從詳細(xì)的野外巖相學(xué)標(biāo)志(如成分、厚度、粒度、均一性等)入手，比如射汽巖漿噴發(fā)形成巖屑質(zhì)火山灰降落堆積，在火山口周圍彈道巖塊可以大量出現(xiàn)，而后者通常不具此特征。有的分類里也提到烏爾加諾式(Vulcanian)噴發(fā)，其堆積物典型特征是形成細(xì)?；鹕交医德涠逊e(成分上致密巖屑到巖渣質(zhì)均有)。接近火山口時，堆積物中可含有大量彈道巖塊和火山彈。除了這些以外，浮巖降落堆積和巖渣降落堆積都有火山灰降落堆積作為它們的遠(yuǎn)源相變種，其特征取決于順風(fēng)空氣分選作用。值得注意的是：降落火山灰厚度并不一定是遠(yuǎn)離火山口時減小的，例如浮巖流箕選出來的細(xì)?；鹕交医德涠逊e和射汽布里尼堆積，其厚度可以是自火山口的小于1 mm，在遠(yuǎn)于100 km處卻大于1 m(Cas et al., 1987)。

火山碎屑流，既可以指運動中的火山碎屑流流體，也可以是火山碎屑流在地表留下的堆積物?；鹕剿樾剂髁鲃訒r，為熱的高顆粒富集的氣—固分散相，受重力控制，有時是部分流體化的運動。其堆積物受地形控制，充填在溝谷和沉陷地帶。但是，一些猛烈的浮巖質(zhì)火山碎屑物以極高的速度侵位，可以形成一個殼層狀(topography mantling)火山碎屑流相。這時，在溝谷低洼負(fù)地形內(nèi)堆積物加厚，但在地勢較高處也有一定量的穩(wěn)定層狀堆積物。水下環(huán)境也可見到火山碎屑流，一方面是水下爆破性噴發(fā)后期，由于排開水量的增加而使得可以混入火山碎屑流內(nèi)部的水體質(zhì)量減小，另一方面是陸上火山碎屑流沖入水盆地時其中高密度的火山碎屑流沿著水體底界面繼續(xù)向前流動?；鹕剿樾剂鞫逊e物內(nèi)部通常呈塊狀，分選差(δф≥2)。但有時大碎屑顯示出粒序性，主要的流動機制可能是層流或栓塞流(laminar or plug flow)或兩者均有。一些流動單元的疊置可顯示出內(nèi)部層理(圖2b、c)，但在單獨流動單元中偶爾可見擴散層(diffuse laying)，這是流動時內(nèi)部剪切作用的結(jié)果?；鹕剿樾剂鞫逊e物有時含有垂向逃氣管(gas segregation pipes，圖2b)，這是與火山巖質(zhì)碎屑物表生流動堆積物的重要區(qū)別之一。高溫侵位證據(jù)還包括：碳化木；鐵質(zhì)熱氧化引起的粉紅色化(pink coloration)；磁鐵礦(或其它鐵鎂氧化物礦物)細(xì)粒浸染狀微晶的結(jié)晶作用引起的暗色化作用；熔結(jié)凝灰?guī)r帶；熱剩磁。

現(xiàn)已識別出3種主要的火山碎屑流堆積：塊灰流(block and ash flow)堆積、巖渣流(scoria flow)堆積和浮巖流(pumice flow)堆積。

圖2代表性火山碎屑巖(物)與火山質(zhì)碎屑巖(物)成因類型照片

塊灰流堆積是受地形控制的，無分選的堆積物，以火山灰為基質(zhì)，含有很大的通常未氣孔化的同源巖屑碎塊，巖塊直徑可超出5 m。有些巖塊含有放射狀排列的冷卻節(jié)理，這表明它們是以熱的巖塊侵位的。碎屑多為單一巖性。許多實例中某一流動單元具有反粒序，可含逃氣管，也可含碳化木。表面形貌包括碎屑堤、很陡的流動前鋒和大的表面巖塊，這些都指示流動時具有很高的屈服強度。均一的碎屑成分，熱巖塊和逃氣管是把塊灰流與沉積型碎屑堆積類型(如巖石崩落物和碎屑流)相區(qū)別的野外標(biāo)志。

巖渣流是受地形控制的無分選的堆積物，具有不同數(shù)量的玄武質(zhì)到安山質(zhì)火山灰、氣孔化角礫和直徑可達(dá)1 m的巖渣質(zhì)繩狀表面的碎屑。有些情況下含有很大的未氣孔化的同源巖屑。大碎屑在流動單元內(nèi)常呈反粒序，在流動單元底部有時可見細(xì)粒底層。逃氣管和碳化木有時也能見到。碎屑堤、流動渠道和陡流動前鋒的存在指示出流動時很高的屈服強度。

浮巖流(ignimbrite，伊格尼姆巖)是典型的分選差的塊狀堆積物。含有不等量的火山灰、圓化浮巖角礫和巖塊，巖塊直徑偶見1m大者。在流動單元內(nèi)，大的浮巖碎屑可為反粒序，而大的巖屑可顯正粒序，但也常見到不顯粒序的流動單元。流動單元底部通常可見到細(xì)粒底層。粗粒、小體積堆積物通常形成溝谷充填物，而大體積堆積物則除了很高的地形外，都被浮巖流掩蓋。有時可顯一個或多個熔結(jié)帶。常見到的橙紅色外表、碳化木的存在、逃氣管、熱剩磁等都可區(qū)分開浮巖質(zhì)泥流。

火山碎屑涌浪堆積是以膨脹、湍流、低顆粒富集的氣—固分散相沿地表搬運火山碎屑物。堆積物中常富集致密巖屑和晶屑，覆蓋于不同地形之上，也受到地形控制，在地表沉陷部位趨于最厚。通常顯示出單一方向性沉積層型，如低角度交錯層、丘狀構(gòu)造、爬丘構(gòu)造、串珠狀構(gòu)造、槽泊狀構(gòu)造等。單獨紋層分選常較好，但包括幾個紋層的穿孔取樣樣品分選可以很差?？珊〉奶託夤埽怯苫鹕剿樾剂髦髁黧w堆積物和碳化木形成的。

火山碎屑涌浪根據(jù)形成方式主要分3類型：底浪(base surge)、地浪(ground surge)、灰云浪(ash cloud surge)。

底浪主要和射汽巖漿噴發(fā)活動有關(guān)，由于常見水體對火山碎屑的淬火和搬運行跡，可稱濕涌浪。地浪和灰云浪則都是與高溫高速運動的火山碎屑流主體伴生的，水不再以液態(tài)形式存在，而以高溫蒸汽的形式存在，所成堆積物亦稱干涌浪。底浪形成層狀、紋層狀、有時塊狀的堆積物(圖2d)，根據(jù)所成堆積物幾何形狀分為低平火山口、凝灰?guī)r錐、凝灰?guī)r環(huán)3種水爆火山(Hydrovolcano)類型。所含原生碎屑物自氣孔化到非氣孔化的同源巖屑、火山灰和晶屑。偶爾也含有異源(accessory)巖屑，再加少量的外生巖屑。原生碎屑直徑通常小于10 cm，這是水—巖漿反應(yīng)的高度碎屑化所致。在一些射汽巖漿火山口周圍底浪可聚集成很厚的堆積物(>100 m)，但遠(yuǎn)離火山口時迅速變薄(魏海泉等，1999a)。在層火山系列中底浪常較薄(<5 cm～<5 m)。內(nèi)部結(jié)構(gòu)上，堆積物顯示單向?qū)有?，爬丘?gòu)造很常見?？拷鹕娇跁r，有時難以區(qū)分開片狀層涌浪堆積與平的層狀降落堆積，鑒別的關(guān)鍵特征是涌浪堆積可以顯示出低角度切割(low-angle truncation)和U型剝蝕槽。底浪堆積常顯示出堆積時呈濕和黏性的證據(jù)，常見增生火山礫，堆積物可以粘塑性粘結(jié)于垂直到近垂直的表面上，層理也常塑性變形?？梢姶蟮幕鹕綇棝_撞構(gòu)造，也可有準(zhǔn)同生陷落作用標(biāo)志，還可見到具掩埋的氣體孔洞的氣孔化凝灰?guī)r。此時表明堆積時火山灰是近于飽和水的條件，所捕獲的空氣或蒸汽不能跑掉。成分為玄武質(zhì)時，原生物通常都有一定程度的向橙玄玻璃的水解和蝕變。

地浪是高速流動的火山碎屑流流體前鋒裹入冷空氣受熱膨脹而向流體前面拋射出去的低密度火山碎屑涌浪，地浪形成的層狀堆積常小于1m厚，以火山碎屑流流動單元底部為特征。堆積物由不同比例火山灰、原生氣孔化碎屑、晶屑和巖屑組成，典型特征是富集較致密部分。相比于伴生的火山碎屑流堆積，顯示單一方向?qū)有?，可見碳化木和小的逃氣管?/p>

灰云浪是高速運動的火山碎屑流向上箕選出的細(xì)?；鹕交以诨鹕剿樾剂髦黧w堆積之后向下沉降堆積的，產(chǎn)物是層狀堆積，通常小于1m厚，見于火山碎屑流流動單元的頂部及兩側(cè)。顯示出單向?qū)有秃涂s脹構(gòu)造，并可以分離出單獨透鏡體產(chǎn)出。組分粒度和比例取決于火山碎屑流的類型，堆積物中也可含小的逃氣管。如果說堆積物中富集玻屑或晶屑，則可以肯定灰云中發(fā)生了進(jìn)一步的重力分選作用。

關(guān)于增生火山礫，它是角礫級火山灰彈丸(lapilli-sized pellets of ash)，是一個細(xì)?；鹕交壹隙傻拇罅６然鹕剿樾?圖2e)，常顯示出一個聚集性內(nèi)部構(gòu)造。在火山碎屑降落、涌浪和流體中均見到了增生火山礫。據(jù)認(rèn)為，它們形成于圍繞著某個核的細(xì)?；鹕交业脑錾饔?，這個核可以是水滴，也可是固體顆粒。這種作用可以發(fā)生于雨水泛濫條件時，但更常見的是在射汽巖漿或射汽噴發(fā)時富蒸汽噴發(fā)柱中形成(Cas et al., 1987)。這些增生火山礫再被降落、涌浪、流動等作用搬運并沉積。玄武質(zhì)底浪堆積常含有帶核或帶殼的增生火山礫(cored or armoured lapilli)，它們具有可識別的巖屑核和無構(gòu)造火山灰厚殼(有時可達(dá)1～2cm厚)。這可能是由于一個固態(tài)碎屑撿起那些濕的黏性火山灰外殼而自底浪云外涌而形成的。增生火山礫也可由氣體通過火山碎屑流向上流動而形成，這時它們見于逃氣管中。有些增生火山礫在再造和再沉積中也可有一定的保存，因此可見于外生火山質(zhì)沉積物中。另外，在一些火山碎屑流和有關(guān)火山灰之中，離火山口很遠(yuǎn)的地方都可形成增生火山礫，更有甚者，當(dāng)火山碎屑流流進(jìn)地表水時形成次生噴發(fā)柱(secondary column)，這時也可形成增生火山礫。由此看來，增生火山礫并不能指示近火山口的堆積相。

3.3 同源、異源、表生火山碎屑物

火山碎屑堆積(pyroclastic deposit)由火山碎屑物組成，適用于火山爆炸或噴發(fā)時釋放出的任一種碎屑?；鹕剿樾嘉锟捎泻軐挼牧６确秶豢紤]它們的成因。還有一個術(shù)語，火(山)碎(屑)(tephra)，也是對所有火山碎屑堆積的集合名稱，包括火山碎屑流堆積、涌浪堆積和降落堆積。火山碎屑堆積物3種主要組分為原生碎屑(juvenile fragment)、晶屑(crystal)和巖屑(lithic fragment)，相當(dāng)于常用火山碎屑巖分類里面的玻屑(漿屑)、晶屑和巖屑。同源碎屑(cognate fragment)包括了噴出的巖漿碎屑和巖漿房周邊的圍巖碎屑，異源碎屑(accessory fragment)指巖漿上升期間自火山通道及周邊裹攜上來的碎屑，表生(外生)碎屑(accidental fragment)指火山碎屑流或熔巖流在地表流動過程中裹攜起的地表碎屑。

原生碎屑代表了噴出巖漿的樣品，是最主要的同源碎屑?？刹糠纸Y(jié)晶，也可無結(jié)晶，這取決于巖漿噴發(fā)前的歷史。由于不同成分的巖漿具有不同的密度、黏度和流動性，使得不同巖漿碎屑會具有不同的形貌特征。其它控制碎屑形貌的因素包括巖漿氣孔化程度、碎屑化的形式(巖漿的還是射汽巖漿的)和搬運方式等。

玄武質(zhì)火山碎屑物形貌變化相當(dāng)大，因為玄武巖漿流動性質(zhì)通常很大。在火口周圍，內(nèi)聚性(cohesive)巖漿團塊因為很熱、流動性很大而再次融合成熔巖，它可流入火口或自火口流走。另一些團塊可保持一定強度，聚積成濺落碎屑物(spatter fragments)的集合體，稱為黏結(jié)(焊接)集塊巖(agglutinates)。大的玄武質(zhì)火山碎屑物在飛行時也可獲得充分冷卻而保持下飛行時的形狀——火山彈，包括不同的紡錘狀、鰭狀、絲帶狀等。有時在噴發(fā)后還會發(fā)生氣泡化，形成的火山彈具裂紋狀或面包殼狀冷卻玻璃邊緣和膨脹的、氣泡化的內(nèi)核。

由巖漿破碎的原生碎屑都通過一個高氣泡含量反映出它們的爆破式噴發(fā)成因。玄武質(zhì)、玄武安山質(zhì)巖漿爆破式噴發(fā)主要由角礫級氣泡化碎屑組成，稱為巖渣(scoria或cinder)。巖渣可顯示出很寬的氣泡化范圍和密度范圍。較大的碎屑常有繩狀或纖維狀(stringy)表面結(jié)構(gòu)，角礫和火山灰級碎屑的形貌變化可相當(dāng)大。流動性很大的玄武質(zhì)噴發(fā)時形成很大比例的熔巖濺散物(lava spray)，其中常見光滑的玻璃表面，這由表面張力所致。這些碎屑通常是由火山淚和火山發(fā)組成的熔巖角礫(achneliths)。黏性較大的噴發(fā)形成的碎屑具更破碎的形狀，射汽巖漿噴發(fā)形成的碎屑常常更偏向塊狀和弱氣孔化，通常情況下都比巖漿噴發(fā)的火山碎屑的尖棱狀更差一些。射汽巖漿玄武質(zhì)火山碎屑常以淺黃褐色到褐色的玻璃噴出，稱為橙玄玻璃(sideromelane)，水解和氧化作用很容易使這些黃褐色橙玄玻璃變?yōu)榧t褐色橙玄玻璃(palagonite)。

浮巖是爆破性巖漿噴發(fā)的常見產(chǎn)物，成分由黏稠的酸性到中性巖漿(包括響巖和安粗巖)，通常都呈淺色，高氣孔化。由含斑晶的巖漿形成時會含有晶體。通常都把浮巖用于較大粒度，條件可能的話，應(yīng)分出浮巖塊或浮巖彈(pumice block or bomb)、浮巖角礫(pumice lapilli)和浮巖灰(ash)。浮巖密度常小于1.0g/cm3或其左右，因此常可浮在水面上。稍重些的原生碎屑可用半氣孔化(semi-vesicular)碎屑來描述。浮巖質(zhì)火山碎屑堆積物常顯示一個密度區(qū)間，這由兩個因素控制：第一，碎屑?xì)饪谆潭扔胁顒e；第二，密度與浮巖粒度有關(guān)(粒度越小，密度越大)，浮巖成分不一定要求均一?；旌系母r可由條紋構(gòu)成，常見到流紋質(zhì)和較基性的流動紋理混合(圖2c，深色漿屑)。浮巖圓化可以是火山口內(nèi)、噴發(fā)柱中或火山碎屑流中磨蝕作用的結(jié)果。

人們常用碎片(shard)，玻屑(glass shard)和灰屑(ash shard)來描述棱角狀火山灰大小的玻璃顆粒，這些顆粒由浮巖氣泡壁在巖漿爆破式碎屑化時形成。在形貌上，玻屑具有各式各樣的形狀，常描述為雞骨狀、尖角狀、月牙狀等，這些都是爆破性酸性巖漿噴發(fā)的特征。如果在足夠熱狀態(tài)下堆積，上覆負(fù)荷壓力又很大，碎片可塑性變形并熔結(jié)。

晶屑和巖屑也是原生火山碎屑的重要組成部分，形狀完整的晶體(cryst)或破碎棱角狀晶屑是含斑晶巖漿和原生碎屑爆破性噴發(fā)時破碎釋放出來的，它們在火山碎屑堆積中構(gòu)成了獨特的原生組分，非原生晶體則稱為捕虜晶(xenocryst)。巖屑(lithics)常用來描述火山碎屑堆積中致密組分，可被分為非氣泡化原生巖漿碎屑(同源巖屑)、爆破式噴發(fā)時被拋出的圍巖(異源巖屑)和火山碎屑流及涌浪在地表流動時局部撿起的碎屑(外源或外生巖屑)。因此，“同源”指碎屑物主要是從噴出的巖漿碎屑冷卻固結(jié)而成的，異源和外源巖屑也可稱為捕虜體(xenoliths)。

水下淬火或冷凝破碎碎屑化(quench-or chill shatter)發(fā)生于熱的內(nèi)聚性巖漿體和冷水或飽和水沉積物的突然接觸，這使得接觸帶內(nèi)巖漿產(chǎn)生迅速熱損失。由此形成一個熱應(yīng)力，結(jié)果就是使巖漿發(fā)生淬火(quenching)和冷凝(chilling)、冷卻(cooling)及收縮(contraction)。淬火破碎的碎屑集合體稱為玻質(zhì)碎屑巖(hyaloclastite)，也有人稱為碎玻熔巖。淬火或冷凝剝碎產(chǎn)物是不同粒度的粒狀玻璃質(zhì)碎屑，形狀上常多呈圓片狀到塊狀，常具尖棱角狀及板狀邊緣。鏡下由棱角狀玻璃質(zhì)碎屑組成，常具珍珠裂紋。玄武質(zhì)玻質(zhì)碎屑巖可根據(jù)形態(tài)參數(shù)與射汽巖漿噴發(fā)的碎屑區(qū)別開。如果周邊多于20%是板狀者，而不是凸出或凹進(jìn)的碎屑，則更像是淬火成因。對于黏度大的酸性巖漿，淬火破碎作用與自生角礫化作用可以緊密聯(lián)系并同時發(fā)生。淬火作用引起侵入體或熔巖流與濕的未固結(jié)沉積物作用時，淬火的碎屑和濕沉積物可以動態(tài)混合，因為孔隙水受到過熱、沸騰、流體化而發(fā)生湍流式混合。這些巖石稱為熔積巖(peperite，曾譯名混積巖，呈多斑塊狀(spotty)、椒鹽狀(pepper and salt-like)結(jié)構(gòu)。熔積巖的形成也可包括射汽和射汽巖漿爆破活動，即使是局部射汽爆發(fā)的火山碎屑物被拋入空中再落進(jìn)未固結(jié)的飽和水沉積物中時也可形成熔積結(jié)構(gòu)。

流動碎屑化(自生角礫化)及產(chǎn)物(flow fragmentation, autobrecciation)的形成過程是：如果一個黏性變稠的熔巖繼續(xù)流動，或者熔巖的凝結(jié)黏性殼受內(nèi)部熔巖繼續(xù)流動而運動，這個變稠的熔巖由于受到應(yīng)力就會變形、塑性拉張和破裂成板狀(如渣狀熔巖)。如果黏度和應(yīng)變率足夠高，還可以發(fā)生剛性破裂，從而形成光滑表面的巖塊和塊狀熔巖(blocky lavas)。巖塊可呈懸浮狀到翻滾狀，也可相互焊結(jié)在一起，還可被未碎屑化的巖漿包裹。值得指出的是，通常并不認(rèn)為這種流動碎屑化(自生角礫化)屬于火山碎屑巖，而是歸結(jié)到熔巖流的構(gòu)造分類里面。類似的，中生代中酸性火山巖區(qū)見到大量的侵出相、通道相及巖墻內(nèi)部都含有碎屑結(jié)構(gòu)，因其膠結(jié)物主要還是巖漿，所以仍稱其為碎屑熔巖。

外生碎屑化在多數(shù)火山巖區(qū)也是常見的，很大體積的火山碎屑質(zhì)碎屑物的形成及搬運作用都不是原生火山成因，這種作用統(tǒng)稱為外生碎屑化作用，包括重力垮塌(或坡移mass wastage)、滑坡、泥石流、化學(xué)及物理風(fēng)化和風(fēng)力、水力搬運作用等(Allen, 1997)。外生碎屑化有能力形成各種粒度的碎屑，也有能力搬運到遠(yuǎn)離火山口的地方。

火山碎屑巖只包括爆破性火山噴發(fā)時直接源自噴火口的碎屑產(chǎn)物，如表2上半部分所示。自生碎屑化都是伴隨著熔巖流流動降溫過程發(fā)生的，作為熔巖流剖面巖相的一部分，自生碎屑通常都位于致密熔巖流之上。自生碎屑也屬于原生碎屑，但其碎屑化機制，無論是空氣冷卻作用，還是水的淬火作用(圖2f)，又可以包括在外生碎屑化過程中。本文強調(diào)自生碎屑的高溫熔巖流冷卻機制(圖2g)，故在分類表中放在了原生碎屑部分(表2中下部)。外生碎屑化中的外生(次生)碎屑包括了各種火山表面作用(surfacial processes)形成的碎屑物(表2下部所見)，其中的火山泥石流與通常泥石流不同(主要是活性更大)，雖然歸入次生再造式堆積物類型，但其成因與火山噴發(fā)密切相關(guān)，是緊隨火山噴發(fā)之后發(fā)生的(圖2h)。

4 火山碎屑的碎屑化和搬運堆積過程

火山噴發(fā)時碎屑化過程主要涉及揮發(fā)分的出溶和巖漿碎屑化過程以及不同火山流體內(nèi)部的碎屑化過程。

4.1 氣泡出溶和碎屑化

溶解的巖漿揮發(fā)分不僅影響巖漿黏度、冷卻及熔融溫度、也影響火山噴發(fā)的爆發(fā)性。與火山爆發(fā)有關(guān)的揮發(fā)分主要是水，在玄武質(zhì)火山噴發(fā)早期CO2往往也很重要。揮發(fā)分溶解度受控于圍壓，隨著巖漿上升至較淺部位時溶解度降低。在某一深度上溶解度會降低到揮發(fā)分開始出溶的臨界狀態(tài)而分離出流體相。這一出溶深度稱為出溶面，它取決于巖漿類型、實際揮發(fā)分含量和相對于圍壓的揮發(fā)分蒸汽壓。當(dāng)蒸汽壓等于圍壓時就發(fā)生氣泡的出溶。揮發(fā)分含量越大，得到的蒸汽壓就越大，開始出溶的深度也就越大。在出溶面上，巖漿中水的溶解度恰好等于巖漿中的質(zhì)量分?jǐn)?shù)，對流紋質(zhì)巖漿，水的出溶深度可由下式確定：

式中ρcr是地殼巖石密度(kg/m3)，g是重力加速度，he是出溶深度(km)，ω是出溶水總質(zhì)量分?jǐn)?shù)，P′s是地表壓力(1 bar，1bar=0.1 MPa)，s是常數(shù)0.0013，由水溶解度關(guān)系wd=sP得到，其中wd是壓力P時流紋質(zhì)巖漿中溶解水的質(zhì)量分?jǐn)?shù)。

當(dāng)巖漿中氣泡體積達(dá)到巖漿總體積的77%±時，巖漿就破碎，與此對應(yīng)的深度稱為碎屑化面。在碎屑化面上，壓力與揮發(fā)分含量的關(guān)系為：

其中ω′：揮發(fā)分質(zhì)量分?jǐn)?shù)，B：揮發(fā)分溶解度系數(shù)，PF：碎屑化面上的壓力，x: 巖漿中揮發(fā)分的體積分?jǐn)?shù)，R：氣體常數(shù)，T：巖漿溫度，ρcr：地殼巖石密度。氣泡化和破碎化巖漿上升通過通道時速度加速到亞聲速或超聲速，高速時產(chǎn)生的剪切應(yīng)力足以克服氣泡壁上巖漿的抗拉強度，導(dǎo)致了氣泡的爆炸，碎屑化面會向下移。對于水下火山口，還需考慮另兩個因素：其一為強迫性爆破式膨脹時靜水壓力效應(yīng)，其二為熱巖漿和冷水之間的物理反應(yīng)。

4.2 布里尼噴發(fā)柱中碎屑物的搬運和沉降過程

自火山通道噴出的氣、液、固混合相離開火山口進(jìn)入噴發(fā)柱，部分大粒度巖塊受重力作用回降至碎屑化面上經(jīng)歷進(jìn)一步破碎作用直至進(jìn)入噴發(fā)柱。在噴發(fā)柱的下部，上升的動力是氣體上沖力，高溫的氣體裹攜著大量的液態(tài)巖漿和巖屑、晶體等固相在噴發(fā)柱中高速上升。盡管噴發(fā)物離開火山口時具有極大的上沖速度，但上沖時反向加速度也很大，使得噴發(fā)物氣體上沖速度迅速降低至零。這時上沖的高度達(dá)到HM(動量高度，即火山碎屑噴泉高度)。HM以下的噴發(fā)柱區(qū)間稱為氣沖區(qū)。在氣沖區(qū)內(nèi)大粒度巖屑運動軌跡受初始噴發(fā)速度和拋射角度的控制。部分大拋射角度的巖屑離開噴發(fā)柱，遵循彈道運動軌跡降落到地表。粒度大的巖屑降落在離火山口較近的距離，而粒度小的巖屑則降落在離火山口較遠(yuǎn)的位置。因此，巖屑粒度的平面分布是初始噴發(fā)速度的函數(shù)，也就是噴發(fā)柱氣沖區(qū)高度的函數(shù)。而氣沖區(qū)高度又決定著整個噴發(fā)柱的高度，所以巖屑粒度的平面分布也就是整個噴發(fā)柱高度的函數(shù)。運用動量守恒原理來恢復(fù)噴發(fā)柱高度的基本原理即在于此。

對于巖漿中揮發(fā)分含量較高的情況，碎屑化程度會很高，初始噴發(fā)速度也很大，在噴發(fā)柱周圍卷入的冷空氣數(shù)量也就很大。由于冷空氣被驟然加熱而體積劇烈膨脹，會使得噴發(fā)柱中混合相的總密度低于周圍大氣的密度。這時噴發(fā)物混合相就會以浮力形式繼續(xù)上升。雖然上升速度低于氣沖區(qū)內(nèi)上升速度，但上升速度的降低率也小得多。因此在浮力作用驅(qū)動下噴發(fā)柱上升的高度常常占據(jù)噴發(fā)柱總高度的主體部分。在浮力驅(qū)動下上升的最大高度稱為浮力高度(HB)，浮力作用上升區(qū)間稱為對流區(qū)，因為在此區(qū)間內(nèi)噴發(fā)物主要是以對流形式上升的。如果噴發(fā)柱周圍卷入的冷空氣數(shù)量較少(噴發(fā)速度較低時的情況)，混合相總密度不能小于周圍大氣密度，則在動量高度之上不能形成對流區(qū)，而只形成氣沖區(qū)部分。這時一般都不稱為噴發(fā)柱，而稱為火山碎屑噴泉(pyroclastic fountain)。碎屑物在對流區(qū)內(nèi)主要呈對流式上升，在噴發(fā)柱邊部由于冷空氣的加入而產(chǎn)生湍流。部分離開噴發(fā)柱的碎屑(巖屑或浮巖)則垂直降落至地表。降落碎屑的粒度仍隨著遠(yuǎn)離火山口而遞減。在對流區(qū)最大高度HB，噴發(fā)柱混合相密度等于周圍大氣密度，HB高度之上混合相密度又大于周圍大氣密度，反向浮力效應(yīng)趨于使碎屑物下降。但在HB高度保留的上升慣性趨于使碎屑物繼續(xù)上升。在這兩種動力的聯(lián)合作用下，噴發(fā)物發(fā)生水平向擴展，并上升至最終高度HT。HB高度之上的水平擴散區(qū)域稱為擴散區(qū)，俗稱傘狀云。對于大規(guī)模爆破式噴發(fā)，絕大多數(shù)碎屑(包括約5 cm粒度的巖屑)都可能進(jìn)入擴散區(qū)。在擴散區(qū)內(nèi)碎屑物向外運移的速度按高斯函數(shù)遞減。自傘狀云擴散區(qū)降落的火山碎屑物在地表形成面積廣布的空降火山灰層，給定粒度的碎屑物的平面分布距離受到噴發(fā)柱高度和風(fēng)力影響的控制，就如天池火山研究成果所示(魏海泉等，1999b)。對于持續(xù)性布里尼噴發(fā)柱，浮力柱高度HB常占噴發(fā)柱總高度HT的70%左右。隨著噴發(fā)條件的改變，噴發(fā)柱會發(fā)生塌陷作用。自噴發(fā)柱塌陷回落的混合相自火山口向四周高速泛濫，火山碎屑流應(yīng)運而生。由此而形成的富浮巖質(zhì)、偏酸性火山碎屑流堆積物(ignimbrite，浮巖流，有時對應(yīng)于熔結(jié)凝灰?guī)r)。在火山口周圍廣大范圍內(nèi)，浮巖流(ignimbrite)覆蓋在早期降落的空降堆積物之上，從而形成造浮巖流/熔結(jié)火山碎屑巖噴發(fā)(ignimbrite-forming eruption)典型的堆積序列(參見圖3)。

圖3 火山碎屑流堆積單元典型剖面

4.3 火山碎屑流——內(nèi)部流體化

作為一個高密度的活性流體，火山碎屑流中碎屑物的垂向粒度分選在不同的單元之間是不同的，除去沉積物的細(xì)粒底部層，大碎屑的垂向粒度分選很常見。例如浮巖碎屑，通常都呈逆粒序(Kuno，1941；Self，1971；Sparks，1976)，但是也可呈正粒序(Smith，1960；Fisher，1966)；巖屑趨向于正粒序(Sparks et al., 1973)，但也可呈逆粒序(Sparks，1976)。在某些情況下，浮巖碎屑可極度富集于一個流動單元的頂部，但也可在靠近底部位置見到。在近地表沉積物中巖屑和浮巖碎屑的最大粒度也隨著與火山口距離的增大而減小。

4.3.1流動單元和冷卻單元

在一個火山噴發(fā)單元里可以形成若干個火山碎屑流，一個流動單元代表一次單一的火山碎屑流沉積巖舌的沉積單位，不同流動單元邊界的標(biāo)志是粒度組成和組構(gòu)的變化、浮巖角礫的集中或巖塊聚集、交錯層等。典型的流動單元剖面(Sparks，1976)通常由一個細(xì)粒層(2a)和靠下部的巖屑富集層(2bl)及靠上部的浮巖富集層(2bp)組成的流動單元主體(層2，見圖3)。其頂部有細(xì)粒富集的火山灰薄層(2c和層3)，而底部則可見到斜層理發(fā)育的細(xì)粒虧損的角礫堆積層(gs，層1)。當(dāng)幾個非常熱的流動單元迅速相繼堆積時，它們可以冷卻為同一個冷卻單元；當(dāng)有溫度間隔并干擾了相繼而來熱的連續(xù)冷卻單元時，就形成了復(fù)合冷卻單元。從侵位溫度降到與環(huán)境溫度相等可用幾十年時間，這取決于沉積厚度和侵位溫度。一個冷卻單元的標(biāo)志由熔結(jié)程度不同的分帶巖石系統(tǒng)形成，熔結(jié)程度的不同又引起不同冷卻狀態(tài)下的巖石密度不同。在那些未經(jīng)成巖作用、壓實作用和變質(zhì)作用引起的石化作用的年輕沉積物中，冷卻單元的頂部和底部通常都由未經(jīng)熔結(jié)的剛性火山碎屑物質(zhì)組成。底部層未熔結(jié)是由于靠著冷的巖石基底，頂部層未熔結(jié)則由于向大氣圈中相對較快的熱對流和熱幅射。在一個冷卻單元的靠下半部位是熔結(jié)程度最強的部位，也是侵位最高溫度保持時間最長的部位。在高的侵位溫度和緩慢的降溫速率的條件下，較厚的冷卻單元之內(nèi)也會發(fā)生熾熱的致密玻璃質(zhì)火山碎屑物的部分或徹底的結(jié)晶作用(原始脫?；?。

4.3.2成因、搬運和活性

火山碎屑流可以形成于不同的方式：① 由已在上升的火山栓或巖穹的底部傾斜爆破形成；② 由生長巖穹的崩落形成；③ 由高氣體負(fù)荷的巖漿在開放的火山口“煮沸”形成；④ 由超負(fù)荷垂向噴發(fā)柱的重力塌陷形成；⑤ 由熔巖流前緣的爆破性瓦解形成。垂向噴發(fā)柱塌陷是火山碎屑流演化的主要過程，因為常常見到火山碎屑流與垂直噴發(fā)柱降落堆積物共生，它們的形成是在噴發(fā)柱塌陷之后的。噴發(fā)柱的塌陷應(yīng)該發(fā)生于像氣體壓力降低或火山口加寬這樣的條件下，絕大多數(shù)(假如不是全部的話)火山碎屑流最初都是噴發(fā)柱塌陷形成的。然而，也有實例表明火山碎屑流可以是“沒有噴發(fā)柱，而只是以大體積快速流出、煮沸狀、發(fā)光熔巖狀”等形式形成的(Fisher，1979)。

火山碎屑流搬運和沉積的方式主要是從沉積物的沉積學(xué)和地層學(xué)研究而推測的，但直接觀察更有助于我們對侵位過程的了解。人們發(fā)現(xiàn)火山碎屑流內(nèi)部是高度流體化的，是極具活性的。例如，除了觀察到的速度從14 km/h到230 km/h外，火山碎屑流已按重力單獨分成含有大多數(shù)固體巖塊的下部分和由流動引起的細(xì)粒物質(zhì)上部分疊置而成的膨脹灰云(Anderson et al., 1903)。如培雷山1902年噴發(fā)，那里的主要流體下部分局限于布蘭基河，而上部形成的灰云(“熾熱灰云”)翻滾著沿著培雷山的低部海岸區(qū)向南、北兩個方向涌出。在南部區(qū)，膨脹的灰云埋沒了圣培雷城?；以评^續(xù)翻轉(zhuǎn)著穿過水體，滲入或燒毀了港口的船只。

人們最初認(rèn)識到火山碎屑流的極大活性是追蹤到極長的低坡度熔結(jié)凝灰?guī)r席沉積的距離(大于100 km)以及它們可以越過的障礙物的高度(大于600 m)?；钚源蟮脑蚴牵孩?原始顆粒上浮，之間產(chǎn)生摩擦，有氣體自其中出溶(Fenner，1923；Sparks，1979)；② 熾熱的漿屑(巖屑)熔結(jié)破碎引起內(nèi)含受熱氣體的釋放(Fisher et al., 1982)；③ 在火山灰流前緣吞沒的氣體的加熱和膨脹(Wilson et al., 1982)。氣體的吞沒作用、加熱作用和膨脹作用都有助于火山灰流湍流部分的活性(Wilson, 1980)。圣海倫斯噴發(fā)資料強烈表明火山碎屑流中的氣體主要攝取于源區(qū)噴發(fā)柱內(nèi)(Banks et al., 1981)。巖漿氣體自液體顆粒間出溶，顆粒破碎時氣體的釋放和膨脹在某種程度上可能都有助于流動。Sparks等(1978)認(rèn)為流動速度達(dá)100 m/s時，本身動量就可沖過幾百米高的障礙物。按Sheridan(1979)的觀點，“能量線”的坡度從噴發(fā)柱氣沖區(qū)的頂端沿搬運路線追索到巖流的遠(yuǎn)部巖舌；火山碎屑流可以翻越不超過能量線的所有障礙物。

4.4 火山碎屑涌浪——低顆粒密度流的稀釋機制

火山碎屑流沉積，常常是很少分選，呈塊狀。而作為低濃度顆粒密度流的火山碎屑涌浪沉積，較火山碎屑流沉積物有更好的分選、更細(xì)的粒度和薄的更好的層理。這兩種沉積類型可單獨產(chǎn)生，也可密切相關(guān)?；鹕剿樾加坷顺练e物是任一類型涌浪沉積的通稱，按成因或巖系中位置命名。它們包括；① 地浪堆積物，下伏于很小到中等體積的火山碎屑流沉積物之下；② 灰云堆積物，上覆和超覆于火山碎屑流沉積物邊緣之上；③ 底浪堆積物，形成于水爆火山碎屑噴發(fā)。地浪沉積物可能大部分形成于火山碎屑流前緣卷吸進(jìn)來氣體的受熱膨脹。灰云浪沉積物明顯成因于流動著的火山碎屑流頂部的水析作用(水力分選)或流動時細(xì)粒物質(zhì)的箕選分異作用，它們都是與火山碎屑流主體流動伴生的。

火山碎屑涌浪堆積物是薄到厚層的層流狀沉積，許多情況下都有平直的層理構(gòu)造，有時也有波狀交錯層理構(gòu)造。最典型特征是波狀、透鏡狀或低角度交錯層。涌浪堆積可以是互層狀的，也可以是粒度向上覆的堆積單元過渡，這表明它們與火山碎屑流的密切關(guān)系。但在很多情況下，在涌浪堆積的背景之上都有一個突變，近似于火山灰颶風(fēng)。涌浪堆積可由噴發(fā)柱邊部塌陷形成，涌浪堆積的繼續(xù)就是火山灰流(細(xì)?；鹕剿樾剂?堆積，而火山灰流堆積來自于噴發(fā)柱中央主體部分的塌陷。Wilson(1980)認(rèn)為涌浪堆積形成于流體底部強烈的濁流運動?；鹕剿樾加坷硕逊e比有關(guān)的火山碎屑流堆積分選要好，但碎屑直徑中值則可大可小。涌浪堆積物與相關(guān)的火山碎屑流堆積物相比通常都富集晶體和巖屑(Walker，1971)。

關(guān)于流動和侵位機制，它取決于顆粒的濃集作用，一般可分為：① 火山碎屑流，定義為高度濃集的半流體化碎屑流，它基本屬于層流運動；② 火山碎屑涌浪，屬于低濃集的紊流狀流體(Sparks et al., 1973；Fisher，1979)，常形成典型的具有沉積構(gòu)造的堆積。在很多情況下，火山碎屑涌浪和相對應(yīng)的火山碎屑流來自于同一原始物質(zhì)流，在不同的重力分異過程中(一系列流體化的氣體流通過運動著的流體時具有不同的速度)而分離出來的。

5 火山巖相的建立和噴發(fā)動力學(xué)恢復(fù)

火山巖相是指火山作用產(chǎn)物在空間上分布的位置、成巖環(huán)境、產(chǎn)出和形成方式以及它們呈現(xiàn)的外貌和特征。從火山學(xué)研究的發(fā)展歷史來看，可以劃分出3個具有里程碑意義的階段，即火山巖石學(xué)、火山巖相模型和火山學(xué)研究3個階段。正是因為有了詳盡深入的巖石學(xué)研究，以及合理的相模型建，關(guān)于火山的研究才上升到了火山學(xué)階段。在火山巖相模型建立方面，首開先河的是蘇聯(lián)學(xué)者(Усов，1935；Кузнецов，1953)。Малеев(1963，1980)提出并完善了一個比較完整的火山碎屑巖相的分類。在蘇聯(lián)學(xué)者研究的影響下，中國學(xué)者也開始了火山巖相學(xué)研究。1962年，孫善平等?按距離火山口距離將火山巖相分為火山口相、近火山口相和遠(yuǎn)火山口相，每個相進(jìn)一步分為陸成亞相和水成亞相。1970～1980年代，隨著火山巖區(qū)地質(zhì)與找礦實踐、研究的積累，許多生產(chǎn)部門、科研單位和高校學(xué)者陸續(xù)提出了不同程度的火山巖相劃分方案(劉寶珺，1980；李兆鼐等，1983；孫善平等，1987，2001；陶奎元，1994)。西方和日本在火山巖相研究方面起步略晚，直到20世紀(jì)60年代，研究主要集中于火山巖的地球化學(xué)、礦物學(xué)和巖石成因方面(Cas et al., 1987)。Lajoie(1979)應(yīng)用相和相模式思想對火山碎屑巖進(jìn)行了火山碎屑巖相的研究，F(xiàn)isher等(1984)在《火山碎屑巖》一書中詳細(xì)地總結(jié)了西方學(xué)者在火山巖相研究方面的工作，為建立完整的火山巖相模式提供了重要資料，但關(guān)于火山巖相的劃分并不系統(tǒng)。隨著相分析方法在西方廣泛的開展和積累，Cas等(1987)結(jié)合沉積學(xué)方法系統(tǒng)地總結(jié)了現(xiàn)代和古老火山巖巖相類型、相模式及其形成過程和沉積環(huán)境。之后，McPhie等(1993)從火山碎屑堆積物的成因類型及火山巖巖相角度對火山巖結(jié)構(gòu)及其形成過程和成因給予了深入詮釋。

5.1 巖相學(xué)研究指標(biāo)和模型

對于溢流相，主要的研究指標(biāo)有：① 熔巖流的規(guī)模(長度、寬度、厚度)、流動的方式(是限定性的熔巖渠道流動，還是非限定性的面狀發(fā)散流動)、整體形態(tài)、表面形態(tài)和破碎狀況、內(nèi)部巖相和氣孔分帶特征、枕狀熔巖發(fā)育情況和特征、熔巖隧道形態(tài)和發(fā)育程度、中酸性熔巖形態(tài)(巖脊、穹丘、熔巖塔、熔巖塞)；② 環(huán)境因素(陸地、水下、冰下、高山、平原、沼澤等)、地形約束；③ 巖漿的成分、揮發(fā)分含量、晶體含量和分布、火山玻璃含量、氣泡形態(tài)和含量、氣泡充填和杏仁體情況、熔巖的結(jié)構(gòu)和構(gòu)造；④ 包體大小、類型和含量；⑤ 熔漿物理性質(zhì)(溫度、壓力、黏度、屈服強度)、溢出速率和溢出量；熔漿溢出部位、溢出方式；⑥ 塑性流動特征、張裂和脹裂特征、柱狀節(jié)理發(fā)育情況、剪切破裂情況；⑦ 脫?；潭?、熱液蝕變改造程度等。

對于陸上和水下火山碎屑巖相，主要的研究指標(biāo)有：① 火山噴發(fā)的方式、噴發(fā)類型、噴發(fā)環(huán)境；② 火山噴發(fā)物離火山口的距離、運動特征；③ 火山碎屑堆積體的整體幾何(長度、寬度、厚度、體積)、平面和垂直分布；④ 碎屑物的顏色、粒度、形態(tài)和形貌、變形情況(塑性與剛性)、分選性和磨圓度、空間分布和堆積厚度、膠結(jié)及熔結(jié)程度、烘烤程度、淬碎情況、膠結(jié)物類型和方式；⑤ 巖性(巖漿的成分、晶體含量和分布、火山玻屑含量、氣泡形態(tài)和含量)、巖石結(jié)構(gòu)；⑥ 原生構(gòu)造(層理、韻律情況、層面構(gòu)造、噴發(fā)物在時間和空間上的交替次序)、次生構(gòu)造(如褶皺、斷裂)及其特征；⑦ 地形、古水流或沉積物運動型式、外源沉積物運移方式；⑧ 化石/外來物體(樹模、挾帶情況和挾帶物質(zhì)類型)；⑨ 脫?；潭取嵋何g變改造程度。根據(jù)Fisher等(1984)對火山噴發(fā)過程形成的火山碎屑物原生堆積構(gòu)造特征分析，綜合厘定：① 空降火山碎屑堆積體的幾何形態(tài)是扇形或舌狀形態(tài)，垂直斷面是楔狀、透鏡狀和山谷剖面形態(tài)，頂部與底部層理相互平行，堆積物覆蓋在障礙物上，發(fā)育粒序?qū)?；?火山碎屑流堆積體的幾何形態(tài)是扇形、舌狀和山谷充填形態(tài)，垂直斷面是楔狀、透鏡狀和山谷剖面形態(tài)，上下層面的關(guān)系是平頂、底部與原始地面一致，具背風(fēng)構(gòu)造，內(nèi)部結(jié)構(gòu)是粒序?qū)永?、塊狀層理和定向?qū)永?；?火山碎屑涌浪堆積體發(fā)育交錯層理、水平層理、逆行沙丘、U形槽型—坑狀床型，發(fā)育層理下陷、包卷層理、負(fù)荷構(gòu)造、泥裂和細(xì)溝等沉積后構(gòu)造。

對于隱爆火山巖相，主要的研究指標(biāo)有：① 隱爆火山巖體的產(chǎn)狀、平面和剖面形態(tài)(巖墻、巖株、巖筒、巖管還是復(fù)雜的巖體)和規(guī)模、分支復(fù)合情況、埋藏深度；② 隱爆火山巖相的類型(淺成相、火山通道相、火山口相)、隱爆火山巖的巖石成分、類型、組合、分布、分帶和伴生關(guān)系、巖石的結(jié)構(gòu)(粗晶結(jié)構(gòu)、圓斑結(jié)構(gòu)、分凝結(jié)構(gòu)、均勻結(jié)構(gòu)、碎屑結(jié)構(gòu))、巖石構(gòu)造(巖球構(gòu)造、流動構(gòu)造、層狀構(gòu)造)、含揮發(fā)分情況；③ 隱爆碎屑巖的碎屑顆粒的形態(tài)、大小、分布和含量、同源巖屑及深源捕虜體、捕虜晶、巨晶的類型、大小、形態(tài)、數(shù)量和分布；④ 火山口的形態(tài)、大小和高度、火山口相的巖石類型；⑤ 圍巖的類型、產(chǎn)狀、破碎和變形程度、坍塌情況、交代程度；⑥ 隱爆火山碎屑巖的孔隙度、碎屑的膠結(jié)物類型和方式、交代蝕變程度和風(fēng)化程度；⑦ 含礦品種、成礦類型、礦化方式、賦存部位；⑧ 斷裂控制、破裂方式。

截至目前，陸上基性熔巖流結(jié)構(gòu)模型、中酸性熔巖流結(jié)構(gòu)模型、科馬提巖熔巖結(jié)構(gòu)模型、柱狀節(jié)理剖面模型、水下酸性熔巖侵入模型、水下枕狀熔巖形成模型等均已建立(Cas et al., 1987；McPhie et al., 1993；Sigurdsson，2015)；金伯利巖隱爆角礫巖巖筒模型、火山噴發(fā)通道模型、火山噴發(fā)柱模型、火山碎屑物空落擴散模型、火山碎屑流形成機制模型、陸上和水下火山碎屑流堆積模型、巖漿蒸汽爆炸模型、海底火山爆炸模型、火山碎屑密度流模型、火山碎屑濁流堆積模型、火山泥石流模型、冰下火山噴發(fā)模型、淬碎火山碎屑堆積模型等均得到了系統(tǒng)的完善(Fisher et al., 1984；Cas et al., 1987；McPhie et al., 1993；Sparks et al., 1997；Sigurdsson et al., 2015)。

5.2 動力學(xué)參數(shù)的限定和實驗?zāi)M

火山巖巖相的建立，為20世紀(jì)80年代后期開始發(fā)展起來的物理火山學(xué)，以及火山巖巖相研究向火山學(xué)研究階段的轉(zhuǎn)變奠定了基礎(chǔ)。20世紀(jì)80年代物理火山學(xué)開始興起，在地質(zhì)研究的基礎(chǔ)上開始探索火山活動過程和控制機制的理論模型、實驗?zāi)M和數(shù)值模擬研究，促進(jìn)了火山學(xué)的發(fā)展。流體動力學(xué)的介入對理解火山噴發(fā)的基本過程具有里程碑式的推動意義(Huppert，1986)。

5.2.1火山噴發(fā)動力學(xué)參數(shù)的限定

陸地上的巖漿爆炸式噴發(fā)、巖漿與水體作用的爆炸式噴發(fā)、水下(冰下)火山噴發(fā)等是主要的火山活動類型，而巖漿內(nèi)的氣體擴張所導(dǎo)致的巖漿爆炸式噴發(fā)是陸地上火山噴發(fā)的主要形式。巖漿噴發(fā)的氣體夾雜著火山碎屑物的兩種最重要運動方式是火山噴發(fā)柱和火山碎屑流。從動力學(xué)角度來看，火山碎屑噴泉總體屬于一種射流；火山碎屑流總體屬于一種熱密度流。表3給出了火山噴發(fā)柱和火山碎屑流狀態(tài)的常用物理參數(shù)和無量綱數(shù)及其范圍。雖然火山噴發(fā)的強度和氣體—顆粒分散系的溢出速率不同，但火山噴發(fā)柱和火山碎屑流絕大多數(shù)情況下屬于湍流動力狀態(tài)，其雷諾數(shù)會超過數(shù)千，甚至達(dá)到108～109。

表3 火山噴發(fā)柱和火山碎屑流的常用物理參數(shù)和無量綱數(shù)范圍

巖漿與水體的相互作用導(dǎo)致火山爆炸有多種方式，如巖漿噴發(fā)到淺?；蚝?、上升的巖漿與地下水體相遇、巖漿在冰川下方噴發(fā)等。巖漿遇水體的爆炸式噴發(fā)從動力學(xué)角度來說屬于低濃度的密度流。水下火山噴發(fā)常見于洋中脊、洋底海山、洋島、俯沖帶上方和弧后盆地。水深300m以下由于水壓較大，巖漿中的揮發(fā)分一般不能大量出溶，因此不像陸地上一樣的爆炸式噴發(fā)。深海溢出的熾熱巖漿遇到冷的海水會導(dǎo)致巖漿發(fā)生淬碎現(xiàn)象。當(dāng)火山生長到離海平面幾百米以內(nèi)時，才可能形成水下爆炸式噴發(fā)。水下爆炸式噴發(fā)也可以產(chǎn)生水下噴發(fā)柱和水下火山碎屑流，以蘇特塞式噴發(fā)為代表。水下快速堆積的火山碎屑物還會形成濁流或密度流的次生堆積。

5.2.2流體動力學(xué)實驗?zāi)M

近幾十年來，火山學(xué)家應(yīng)用模擬實驗方法來研究火山噴發(fā)物理過程的工作取得了許多進(jìn)展。Roche等(2019)全面地總結(jié)了火山噴發(fā)過程的實驗物理火山學(xué)的結(jié)果，涵蓋了火山通道過程、火山射流和噴發(fā)柱、火山碎屑密度流過程、熔巖流和熔巖穹形成過程、巖漿射汽噴發(fā)和射汽噴發(fā)以及巖屑崩塌過程。模擬實驗主要是利用天然或模擬材料在約化尺度下來模擬火山噴發(fā)過程和火山現(xiàn)象。為了保證模擬結(jié)果與實際火山噴發(fā)現(xiàn)象之間匹配性和可靠性，所有實驗必須符合標(biāo)度律，并且用無量綱數(shù)來描繪物理動態(tài)并確定標(biāo)度律，從而使實驗結(jié)果拓展到自然尺度。

對于布里尼噴發(fā)柱，在4.2節(jié)總結(jié)的噴發(fā)柱內(nèi)結(jié)構(gòu)分區(qū)及分區(qū)高度的制約因素、噴發(fā)柱內(nèi)碎屑物上升與沉降動力學(xué)過程等研究成果的基礎(chǔ)上，重點開展了噴口的參數(shù)和環(huán)境條件對噴發(fā)柱的湍流動力學(xué)的影響。通過激波管、水槽實驗，對噴口處非穩(wěn)定條件對噴發(fā)流體動力學(xué)的影響、穩(wěn)定持續(xù)的布里尼柱動力學(xué)(包括風(fēng)對噴發(fā)柱的效應(yīng)、卷吸作用)以及控制火山灰云顆粒沉降的機制問題都得到了很好的認(rèn)識(Kieffer et al., 1984；Carey et al., 1988；Sparks et al., 1991；Woods et al., 1992；Ernst et al., 1994；Carazzo et al., 2013；Dellino et al., 2014；Chojnicki et al., 2015；Jessop et al., 2016)。Sparks等(1991)對湍流柱(turbulent plume)產(chǎn)生的稀懸浮體中顆粒沉降提出了理論模型并進(jìn)行了實驗驗證，結(jié)果顯示模型與實驗結(jié)果吻合得很好。通過出口處施以不同的動量和質(zhì)量通量，Woods等(1992)確定了4種不同的噴發(fā)柱行為：① 穩(wěn)定的浮羽流；② 周期性釋放熱量的坍塌噴泉；③ 浮力物質(zhì)涌出的重力流補給的坍塌噴泉；④ 低的坍塌噴泉。Carazzo等(2013)的實驗證實，顆粒沉降驅(qū)動的大規(guī)模不穩(wěn)定性以及細(xì)顆粒的差異擴散會導(dǎo)致混合物發(fā)生內(nèi)部分層，這種現(xiàn)象可能會在自然界火山噴發(fā)云中出現(xiàn)。Dellino等(2014)在一個30～60cm的大型圓柱形導(dǎo)管底部釋放高壓氣體，導(dǎo)管內(nèi)填充天然火山碎屑樣品，然后高速推進(jìn)產(chǎn)生強烈湍動的混合物，研究發(fā)現(xiàn)系統(tǒng)的比機械能(specificmechanicalenergy)決定系統(tǒng)最終是產(chǎn)生攜帶碎屑物顆粒的浮力柱流，還是具有重力流特點的高濃度坍塌噴泉。陳正全等(2018)實驗?zāi)M了側(cè)向遮擋對低密度火山碎屑流的影響，實驗表明部分遮擋能夠提高低密度火山碎屑流通過之后的流速，并可以增加通過遮擋的顆粒堆積總量。

相比噴發(fā)柱，實驗?zāi)M火山碎屑流的研究開展得較晚，但進(jìn)展卻比較快(Freundtetal., 1998；Sulpizioetal., 2014；Dufek，2016)。目前，實驗研究主要涉及重力流中固體顆粒的兩種運輸機制，即由湍流流體相攜帶顆粒的稀混合物以及通過顆粒相互作用和/或固體—流體相互作用傳遞動量的稠密顆粒流?？紤]到標(biāo)度以及技術(shù)要求或限制，實驗一般采用液體或氣體(通常為水或空氣)作為模擬液相(Rocheetal., 2019)。對于稀的湍流流動狀態(tài)，Dade等(1995)和Stix(2001)的實驗揭示顆粒沉降會導(dǎo)致固體濃度隨時間呈指數(shù)下降，從而導(dǎo)致流體密度、速度和雷諾數(shù)逐漸下降。Choux等(2002，2004)以致密顆粒和輕顆粒模擬巖屑和浮巖進(jìn)行了火山碎屑密度流實驗?zāi)M，實驗中采用了對數(shù)正態(tài)分布的顆粒分布，結(jié)果顯示：在初始顆粒濃度為0.6%～23%(按體積計)時，致密顆粒分凝受勞斯數(shù)(Rousenumber，勞斯數(shù)是流體力學(xué)中的一個無量綱數(shù)，它決定了碎屑物在流體中運移的特性)控制，輕顆粒僅在濃度低于百分之幾時保持與單相水動力學(xué)運動一樣的方式，而在較高濃度時它們會發(fā)生有效分離。由于延遲沉降，沉積物中輕的大顆粒在垂直和縱向上會發(fā)生逆序分級。對于沿坡向下流動混合流體，實驗表明由沿流動軸的環(huán)境流體卷吸引起的浮力柱所導(dǎo)致的暫時約束減弱了混合作用，并促發(fā)了未混合流體的脈沖(Huppertetal., 1986)。Freundt(1998)進(jìn)行了形成強熔結(jié)凝灰?guī)r的高溫火山碎屑密度流的就位實驗，實驗表明由密度流導(dǎo)致的強熔結(jié)凝灰?guī)r的就位是不可能的。對于高密度的稠密流動狀態(tài)，顆粒相互作用控制著能量耗散，導(dǎo)致顆粒分凝和大量火山灰的產(chǎn)生，因此顆粒碰撞、摩擦和分凝一直是此方面研究的重點(Cagnolietal., 2004；Muelleretal., 2015)。此外，流體化作用對稠密顆粒流的動力學(xué)效應(yīng)(Wilson，1984；Lubeetal., 2019)、火山碎屑密度流與地形之間的相互作用機制也取得了一些進(jìn)展(Bursiketal., 2000)。

射汽巖漿噴發(fā)的小規(guī)模模擬工作始于Wohletz(1983)熔融的燃料-冷卻劑(moltenfuelcoolant)相互作用的模擬實驗，該實驗產(chǎn)生棱角狀至次圓狀細(xì)顆粒(典型大小為20～200μm)且碎屑粒度隨著爆炸性的增加而減小。Sonder等(2018)研究揭示巖漿—水相互作用的強度可能取決于長度尺度。為探索低平火山口—巖管形態(tài)形成和成坑過程，火山學(xué)家們進(jìn)行了一些地下爆炸模擬實驗。Valentine等(2012)實驗研究顯示，多次爆炸(典型的射汽巖漿噴發(fā))形成的火山口的大小與能量相似的單次噴發(fā)差不多，但火山口更窄、更深。Ross等(2008)通過將壓縮空氣或空氣—顆?；旌衔飶狞c源注入顆粒材料中來模擬爆炸過程，注入過程顯示非黏性的主介質(zhì)中注入物質(zhì)呈現(xiàn)向上膨脹的氣泡形狀，而且產(chǎn)生了一個外表面為穹頂?shù)目涨?，凹陷中的堆積物呈圓錐狀并向上張開。而黏性材料的實驗表明基質(zhì)的強度控制著成坑過程和結(jié)構(gòu)(Gallandetal., 2014)。近年來，通過激波管實驗對導(dǎo)致飽和水巖石碎屑化的射汽噴發(fā)也進(jìn)行了研究，結(jié)果表明突然產(chǎn)生的蒸汽所釋放的能量比氣體膨脹釋放的能量高一個數(shù)量級，可以導(dǎo)致天然巖石樣品產(chǎn)生更快的碎屑化、更細(xì)的粒度和更高的噴射速度(Mayeretal., 2015；Montanaroetal., 2016)。

火山泥石流嚴(yán)格意義上是一種火山碎屑與水不同比例混合的外動力過程，它們的力學(xué)行為可以通過考慮兩相成分如何影響動量傳遞和能量耗散來模擬(Iverson，1997)。在涵蓋許多顆粒和相鄰流體的連續(xù)介質(zhì)尺度上，局部潤滑力的效應(yīng)由可能導(dǎo)致液化作用的孔隙流體壓力來表現(xiàn)。隨著火山灰運動的減緩和停止，液化作用減弱，火山灰沉積物最終脫水并固結(jié)，直至達(dá)到近乎堅硬的狀態(tài)(Vallanceetal., 2015)。Thouret等(2020)總結(jié)并評述了火山泥石流和碎屑流的模擬實驗研究，早期主要是小尺度的模擬實驗，近些年開始中至大尺度的模擬實驗(模擬實驗利用天然材料在室外幾十米長的水槽中進(jìn)行)。大量的受控實驗初步量化了火山泥石流或碎屑流的重要物理參數(shù)和流變參數(shù)，深化了人們對它們的認(rèn)識。Iverson等(2001)所做的從0.3m寬、坡度為18°的矩形水槽頂部向下通過3m橫截面的泥石流流動實驗表明，水流深度和垂直速度剖面呈現(xiàn)出明顯的變化，這種變化反映了表觀流變學(xué)的變化。Iverson等(2015)指出，在對比實驗流動和自然流動時，必須考慮黏性剪切阻力和黏聚力、孔隙流體壓力、特征宏觀速度和時間尺度的巨大影響。Cui等(2015)通過黏性泥石流沖擊壓力和流態(tài)的實驗分析將碎屑流體的沖擊過程分為三個階段，即頭部的突然強烈沖擊、軀干的持續(xù)動態(tài)壓力以及尾部的輕微靜態(tài)壓力。

總之，火山噴發(fā)動力學(xué)模擬實驗已經(jīng)在不同的火山作用過程方面廣泛地開展起來。正是基于實際火山噴發(fā)過程的觀測以及對噴發(fā)產(chǎn)物建立的經(jīng)驗?zāi)Ｐ停ㄟ^針對性的噴發(fā)過程的模擬實驗，獲取有關(guān)活動過程及其物理參數(shù)，進(jìn)而建立和完善不同物理變量之間的函數(shù)關(guān)系，即進(jìn)入了火山物理學(xué)研究層面。將模擬結(jié)果推廣至火山噴發(fā)的實際場景，就可為預(yù)測未來火山的噴發(fā)行為提供具體的理論支撐，從而完成火山學(xué)研究面向?qū)嶋H的直接應(yīng)用。

6 結(jié)論

(1)火山碎屑巖是爆破性火山噴發(fā)直接行為的產(chǎn)物；火山質(zhì)碎屑巖則包括了原生的火山碎屑巖以及熔巖流流動時產(chǎn)生的自生碎屑和火山地表次生碎屑組成的巖石；火山學(xué)是一門研究火山和火山噴發(fā)行為的機理、過程及其噴發(fā)產(chǎn)物特性的科學(xué)。

(2)火山碎屑巖作為火山爆發(fā)碎屑物質(zhì)的集合，以其特有的碎屑物組成、結(jié)構(gòu)和相組合記錄了火山噴發(fā)的物理過程。近百年來對于火山碎屑巖的研究歷史反映了人們對火山認(rèn)識的深化，其中對火山碎屑物成因分類的認(rèn)識深化起到了至關(guān)重要的推動作用。

(3)火山碎屑物不同的粒度及熱狀態(tài)反映了所在堆積相的空間結(jié)構(gòu)，巖相組合則記錄了火山噴發(fā)物的搬運、定位和成巖的物理過程。據(jù)此可以開展噴發(fā)動力學(xué)相關(guān)的模擬實驗、參數(shù)限定、災(zāi)害防治等火山學(xué)研究工作。

致謝:2022年是中國地質(zhì)學(xué)會成立一百周年，火山碎屑巖的研究也經(jīng)歷了由認(rèn)識、修正、深化到完善的歷經(jīng)百年的研究進(jìn)展。2022年也恰逢孫善平教授九十華誕，作為國內(nèi)最具代表性的火山碎屑巖研究專家，孫善平教授和李家振教授憑借他們詳實的野外調(diào)查和巖相學(xué)觀察資料，系統(tǒng)總結(jié)了國內(nèi)火山碎屑巖分類命名工作中遇到的實際問題及解決方案，在參照國內(nèi)外相關(guān)研究成果和認(rèn)識的基礎(chǔ)上，逐步完善了我國火山碎屑巖分類命名體系。作為導(dǎo)師，他們悉心指導(dǎo)我們了解火山碎屑巖研究的前沿課題，特別是爆破性火山作用對火山碎屑物形成的物理機制，帶領(lǐng)我們步入了一個嶄新的物理火山學(xué)研究領(lǐng)域。值此中國地質(zhì)學(xué)會百年慶典之際，我們系統(tǒng)地總結(jié)了火山碎屑巖及火山碎屑物百年研究進(jìn)展，以此作為向恩師九十華誕慶典的專業(yè)匯報，也希望能對國內(nèi)火山碎屑巖和火山學(xué)的深入研究起到借鑒促進(jìn)作用。成稿過程中，朱勤文教授和羅照華教授對論文初稿提供了十分有益的建議，章雨旭研究員的細(xì)致修改極大地提高了本論文的可讀性。

注釋/Notes

? 孫善平. 王小明. 1959. 火成碎屑巖. 見：池際尚主編.巖漿巖巖石學(xué). 北京：北京地質(zhì)學(xué)院出版: 1～297.

? 孫善平. 王小明. 1962. 關(guān)于火山碎屑巖成因特征及分類命名問題. 見: 慶祝校慶十周年第八屆科學(xué)研究報告討論會論文摘要. 北京: 北京地質(zhì)學(xué)院: 22～27.

? 中國地質(zhì)學(xué)會巖石專業(yè)委員會. 1980. 第一屆全國火山巖會議論文摘要匯編: 93～147.