一種特殊的火山作用形式
——射汽巖漿噴發(fā)作用

張雯倩 李 霓*

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觀測研究站，北京 100029 2)中國地震局地震與火山災(zāi)害重點實驗室，北京 100029

0 引言

射汽巖漿噴發(fā)是一種特殊的火山噴發(fā)方式，是指巖漿在上升過程中遇到地下水或地表水并發(fā)生相互作用，產(chǎn)生大量水蒸汽導(dǎo)致的爆炸式噴發(fā)(Sheridanetal.，1983；Lorenz，2003；孫謙等，2007)。產(chǎn)生這種火山作用的巖漿多為基性和超基性巖漿，也有中酸性巖漿和堿性巖漿出現(xiàn)，但較為少見(Lorenz，1973，2003)。射汽巖漿噴發(fā)的主要產(chǎn)物為瑪珥式火山(maar)和基浪堆積物(base surge deposits)，前者又稱低平火山口，后者由緊貼地面流動的基浪堆積后形成，通常具有大型板狀交錯層理、波狀層理、水平層理以及增生火山礫等特征性構(gòu)造和物質(zhì)。國際上針對其開展的相關(guān)研究較早也較為廣泛(Fisheretal.，1969，1970；Lorenz，1973，1986，2003，2007；Sheridanetal.，1983；Kokelaar，1986；Zimanowskietal.，1986，2015；Whiteetal.，1999，2011；Wohletz，2002；Valentineetal.，2015；Lorenzetal.，2016；Yoonetal.，2017；Latutrieetal.，2020)，而在國內(nèi)得到的關(guān)注不多，因而相關(guān)工作的開展相對較晚，研究也較少(劉祥，1996；魏海泉等，1999；劉嘉麒等，2000；郭正府等，2002；孫謙等，2003，2005a，b，2006，2007；徐德兵等，2005；白志達等，2006；樊祺誠等，2006；王錫嬌等，2015)。

實際上，射汽成因的火山是大陸和海島上較為常見的火山(Lorenz，2003)，世界各地都發(fā)現(xiàn)存在瑪珥式火山和基浪堆積物。中國射汽成因的火山主要位于東北龍崗火山區(qū)、內(nèi)蒙古阿巴嘎和集寧地區(qū)、雷瓊地區(qū)以及青藏地區(qū)(可可西里和藏北西昆侖區(qū))(劉嘉麒等，2000)，分布較為廣泛。世界上約有10%的人口居住在與射汽成因火山活動相關(guān)的區(qū)域內(nèi)(Baxteretal.，2015)，射汽巖漿噴發(fā)作用產(chǎn)生的地震、基浪、彈道式噴發(fā)形成的火山彈和火山礫、火山灰等可造成人員傷亡和財產(chǎn)損失，因此對此類火山的研究和預(yù)測顯得尤為重要(孫謙等，2005a，2007；Lorenz，2007)。射汽巖漿噴發(fā)在不同的巖石環(huán)境中會形成不同的火山機構(gòu)，在較為堅硬的巖石環(huán)境中通常形成火山角礫巖筒結(jié)構(gòu)，在較軟的巖石環(huán)境中則會形成凝灰?guī)r環(huán)或凝灰?guī)r錐(Lorenz，2003)，對其火山機構(gòu)進行觀測與研究有助于探究此類火山活動的噴發(fā)過程和形成機制。另外，年輕的瑪珥式火山有時可在火口處積水成湖，被稱為瑪珥湖，它整體比較封閉，水文、沉積系統(tǒng)較為簡單，能夠提供較長時間尺度、具有高分辨率的持續(xù)穩(wěn)定的沉積記錄，有助于對古氣候、古環(huán)境變化的研究(劉嘉麒等，2000；儲國強等，2018)。本文在前人研究的基礎(chǔ)上總結(jié)了射汽成因火山的形成機制、特征以及基浪堆積物的沉積特征，詳細闡述了不同巖石環(huán)境下射汽巖漿噴發(fā)形成的火山機構(gòu)，介紹了前人在火山地質(zhì)學、巖相學、沉積學等方面的相關(guān)研究成果。

1 研究現(xiàn)狀

針對射汽巖漿噴發(fā)的相關(guān)工作始于1921年對德國西部Eifel地區(qū)低平火山口(maar)開展的研究(Lorenz，1970)，隨后許多國外學者(Moore，1967；Fisheretal.，1969，1970；Walkeretal.，1971；Croweetal.，1973；Walker，1981)對射汽巖漿噴發(fā)產(chǎn)生的基浪及其形成的堆積物進行研究，闡述了基浪形成、搬運和沉積的過程，總結(jié)了基浪堆積物的成分及粒度特征，分析了特征沉積構(gòu)造的成因。Lorenz(1970，1973，1986，2003)建立了射汽巖漿噴發(fā)的水巖模型，探究了不同地質(zhì)環(huán)境下形成的瑪珥-火山角礫巖筒型火山與凝灰?guī)r環(huán)火山之間的關(guān)系；Sheridan等(1983)進行了室內(nèi)模擬水巖反應(yīng)實驗，建立了射汽巖漿噴發(fā)的噴發(fā)模型；Wohletz(1983)通過掃描電鏡分析發(fā)現(xiàn)射汽巖漿噴發(fā)作用產(chǎn)生的5種主要的火山碎屑形態(tài)類型；Zimanowski等(1986，1991，1997)通過實驗?zāi)M了巖漿(熔體)與水的相互作用，并改進了前人的試驗方法，定量探究了物理、化學條件的改變對爆炸的影響，闡述了爆炸過程中的破碎機制；Büttner等(1999)分析發(fā)現(xiàn)火山灰顆粒表面的特征有助于識別巖漿與水的動力聯(lián)系，火山灰顆粒的豐度與巖漿和水的質(zhì)量比有關(guān)；Dellino等(2000)建立了基浪的流體動力學模型，計算了火山碎屑顆粒在沉積前的最大移動距離；Austin-Erickson等(2008)通過實驗和野外觀測研究了流紋質(zhì)巖漿引起的射汽巖漿噴發(fā)作用。近年來，一些國外學者結(jié)合野外觀測與實驗對射汽巖漿噴發(fā)作用的動力學過程進行了定量研究和分析，期望建立更為合理的噴發(fā)模型?；鹕娇诘拇笮∨c爆炸噴發(fā)的能量有關(guān)(Gotoetal.，2001；Taddeuccietal.，2010)。Valentine等(2015)發(fā)現(xiàn)火山口的大小不能有效地反映爆炸的能量，其形態(tài)只能為爆炸能量和爆炸點的遷移提供半定量的信息。Zimanowski等(2015)將實驗產(chǎn)生與自然條件下產(chǎn)生的火山碎屑顆粒進行對比，把碎屑顆粒按形成方式分為3類，探究了射汽巖漿作用的破碎機制。Lorenz等(2016)提出了一個模擬射汽成因火山生長的數(shù)學模型。另外，也有一些學者將射汽巖漿噴發(fā)作用與普通的巖漿噴發(fā)作用進行對比，制定了分類標準以更好地區(qū)分2類火山作用(Whiteetal.，2016；Latutrieetal.，2020)。

中國對射汽巖漿噴發(fā)的研究開始較晚，對基浪堆積物和瑪珥湖相關(guān)的研究相對較多，但對于噴發(fā)過程和噴發(fā)機制相關(guān)的研究報道較少。劉祥等(1997)運用野外測量、掃描電鏡分析等手段對吉林龍崗新生代火山群基浪堆積物的形貌特征和分布范圍進行了詳細的研究；杜楊松(1998)運用地球化學等分析手段對浙江雁蕩山地區(qū)的基浪堆積物進行了研究；孫謙等(2005a，b，2007)運用熱力學知識，采用數(shù)值分析模擬等方法對射汽巖漿噴發(fā)的噴發(fā)機制進行模擬，分析了噴發(fā)的動力學機制；白志達等(2006)通過對火山碎屑物的組成、粒度、形貌特征的分析識別了龍崗火山區(qū)3種不同的爆破式火山作用；于紅梅等(2008)對龍崗南龍灣火山碎屑物質(zhì)進行了粒度和掃描電鏡分析，研究了其碎屑顆粒的形貌特征。趙波等(2008)運用Wohletz等(1989)的SFT分布模式對龍崗地區(qū)龍泉龍灣基浪堆積物進行了粒度分析，探討了碎屑物質(zhì)的搬運模式；張進奎等(2019)劃分了內(nèi)蒙古東部晚第四紀瑪珥式火山的噴發(fā)期次，探究了其形成過程。

2 噴發(fā)過程

目前，對于射汽巖漿噴發(fā)過程的認識尚存爭議。一些學者認為射汽巖漿噴發(fā)過程與燃料冷卻劑相互作用(FCI)過程相似，F(xiàn)CI涉及2種液體的接觸，燃料的溫度要高于冷卻劑的沸點，這種相互作用通常會導(dǎo)致冷卻劑蒸發(fā)和燃料冷卻或淬火，且常伴隨著爆炸(Colgateetal.，1973；Boardetal.，1974，1975；Buchanan，1974；Fr?hlichetal.，1976；Drumheller，1979；Corradini，1981)。爆炸時FCI能迅速將熱能轉(zhuǎn)化為機械能，其傳熱速率遠超正常沸騰幾個數(shù)量級(Witteetal.，1970)。Sheriden等(1983)、Zimanowski等(1991)將FCI應(yīng)用于射汽巖漿噴發(fā)作用中，建立了水-熔體相互作用的模型，并將此模型分為4個階段(圖1)：1)巖漿上升遇到水或含水沉積物，水與巖漿的接觸面形成了一層蒸汽膜。2)由于地震或蒸汽膜局部過度膨脹導(dǎo)致壓力脈沖式變化，蒸汽膜發(fā)生局部坍塌和破碎，巖漿與水發(fā)生直接接觸，并伴隨著局部圍巖的破碎。在這個階段，蒸發(fā)能的主要作用是使熔體碎裂，這導(dǎo)致水和巖漿接觸的表面積增加(Corradini，1981)。3)短時間、大規(guī)模的水-熔體相互作用使蒸汽快速膨脹，熔體、蒸汽、圍巖充分混合。此階段中，較大的巖漿與水的接觸面積反過來又促進水的進一步蒸發(fā)，這種反饋過程迅速增加了系統(tǒng)的總機械能(PAV)。4)當總蒸發(fā)能超過極限時，系統(tǒng)就會爆炸，迅速膨脹的蒸汽推動夾帶的熔體碎片和圍巖碎片，產(chǎn)生射汽巖漿噴發(fā)。在這個階段，蒸發(fā)能的主要作用是加速碎屑顆粒，使其進入周圍的低壓空間。如果未混合的巖漿和水在最初的爆炸后仍留在系統(tǒng)中，那么巖漿和水定期流入混合帶則可導(dǎo)致持續(xù)爆炸。

圖1 水-熔體混合階段示意圖(Sheriden et al.，1983)Fig.1 Schematic diagram showing the stages of water/melt mixing within a multi-layered medium(Sheriden et al.，1983).a 熔體與水飽和沉積物侵位，沿接觸面形成一層薄薄的氣膜；b 含水層內(nèi)高壓蒸汽體積脈沖式增加，在這一階段，圍巖可能發(fā)生局部角礫巖化；c 大規(guī)模水-熔體相互作用，混合圍巖、蒸汽和熔體；d 封閉的巖漿房爆炸破裂

也有許多學者支持巖漿模型，認為此模型可以解釋金伯利巖和碳酸質(zhì)巖漿形成的瑪珥式火山的噴發(fā)過程。他們認為此類巖漿上升速度較快、密度較低且富含揮發(fā)分，巖漿上升到近地表的過程中揮發(fā)分出溶并聚積到巖漿的頭部，這些揮發(fā)分有助于巖漿侵入到圍巖的裂隙中，當巖漿上升遇到屏障時會發(fā)生短暫的停留，產(chǎn)生氣帽(gas cap)并形成一個封閉的系統(tǒng)；出溶氣體的增加和聚積導(dǎo)致圍巖發(fā)生角礫巖化，由于出溶氣體體積的增大和系統(tǒng)限制壓力的降低，越靠近地表受到影響的圍巖區(qū)域越大；當揮發(fā)分的壓力超過系統(tǒng)的限制壓力時則會發(fā)生爆炸，隨后二氧化碳等揮發(fā)分的快速出溶導(dǎo)致巖漿發(fā)生快速流體化并向上流動，圍巖發(fā)生侵蝕、破碎，最終形成火山角礫巖筒(Clement，1982；Clementetal.，1989；Kirkleyetal.，1998；Fieldetal.，1999；Webbetal.，2004)。

綜上所述，2個模型差異很大，但任何模型都必須符合物理定律，并應(yīng)得到相應(yīng)實驗的支持。實驗表明，在水-熔體模型中，金伯利巖或碳酸鹽熔體可以與水發(fā)生爆炸性相互作用(Kurszlaukisetal.，1998；Lorenzetal.，1999)，但支持巖漿模型的實驗尚未進行。因此，水-熔體模型可能更符合實際情況。巖漿從地下上升到近地表的過程中與地下水或含水沉積物相遇，發(fā)生爆炸性相互作用時，無論巖漿的化學性質(zhì)如何，都會形成瑪珥式火山。水-熔體的相互作用使巖漿發(fā)生碎片化，隨后水熱爆炸產(chǎn)生的沖擊波使圍巖破碎，水蒸汽、巖漿碎屑、圍巖碎屑充分混合并向上噴射，上升到地表發(fā)生減壓和冷凝使火山碎屑物質(zhì)發(fā)生沉積，一部分碎屑物質(zhì)可能直接沉降到火山口底部，另一部分可能沿火山口向外以基浪、彈道式噴發(fā)或空降的形式形成火山碎屑環(huán)。

3 瑪珥式火山

前已述及，瑪珥式火山多因基性或超基性巖漿與地下水相互作用后產(chǎn)生爆炸式噴發(fā)作用而形成，地下水存在的2種不同環(huán)境可能對火山的爆炸式噴發(fā)產(chǎn)生不同影響(Lorenz，2003)。由于堅硬巖石中存在節(jié)理和斷裂，地下水可以儲存在其中形成聯(lián)合含水層(joint aquifers)，這些位置的水力活動比較活躍(Lorenz，1973；Lorenzetal.，1980；Büchel，1993)。在這種環(huán)境下形成的瑪珥式火山稱為瑪珥-火山角礫巖筒型火山(Maar-diatreme volcanoes)，其沉積物中含有來自根部帶的堅硬圍巖碎屑和火山角礫巖筒、火山口的巖石碎屑。在較軟的巖石環(huán)境中，近地表處存在水飽和的未固結(jié)的沉積物，因其具有較高的滲透率形成孔隙含水層(pore aquifers)，此環(huán)境下常形成凝灰?guī)r環(huán)(tuff-ring)或凝灰?guī)r錐(tuff-cone)火山，沉積物中含有大量礦物和砂礫，但幾乎沒有包含堅硬沉積物的巖石碎屑。另外，上述2種環(huán)境也可同時存在，如在較硬的沉積物或結(jié)晶基底巖石上覆蓋著未固結(jié)的水飽和沉積物的地區(qū)(Smithetal.，1989)，或在未固結(jié)沉積物中夾有已經(jīng)固化的基巖和熔巖流的地區(qū)(Lorenz，2003)。

瑪珥-火山角礫巖筒型火山(Maar-diatreme volcanoes)模型主要由噴發(fā)環(huán)、火山口、火山角礫巖筒、根部帶和補給巖墻組成(圖2)。爆炸發(fā)生的位置為根部帶，根部帶向下延伸為其自身的補給巖墻(feeder dyke)。由于根部地區(qū)反復(fù)發(fā)生質(zhì)量損失，上覆的圍巖和錐形火山角礫巖筒失穩(wěn)塌陷以補充根部帶的質(zhì)量損失，根部帶長時間的向下推移導(dǎo)致錐形火山角礫巖筒和瑪珥式火山口反復(fù)崩塌(圖3)，因此瑪珥式火山活動時間越長，錐形火山角礫巖筒和瑪珥式火山口的體積就越大(Lorenz，1973，1975，2003；Whiteetal.，2011)。

圖2 瑪珥-火山角礫巖筒型火山結(jié)構(gòu)示意圖(Lorenz，2003)Fig.2 Schematic diagram of a maar-diatreme volcano showing its feeder dyke，root zone，overlying cone-shaped diatreme(Lorenz，2003).

圖3 瑪珥-火山角礫巖筒型火山的形成過程(Lorenz，1986)Fig.3 Schematic drawings showing the evolution of a maar-diatreme volcano(Lorenz，1986).X指假定的水蒸汽爆炸點地下水柱的最大深度

瑪珥式火山口周圍常環(huán)繞一個火山碎屑環(huán)(tephra ring)，該火山碎屑環(huán)有可能在后期被侵蝕掉。火山碎屑環(huán)中常形成具有明顯沙丘狀層理的基浪堆積物(Fisheretal.，1970；Watersetal.，1971；Croweetal.，1973；Selfetal.，1980)，也存在彈道式噴發(fā)形成的碎屑物質(zhì)和空降物，其中基浪堆積物占主體，且與彈道式噴發(fā)物多為近源相沉積(Lorenz，2003；Lorenzetal.，2016；Valentineetal.，2017)。火山碎屑環(huán)中存在炸碎的圍巖碎屑，最上層的圍巖碎片多位于噴發(fā)環(huán)的底部，而深部地層物質(zhì)噴出形成的碎屑則堆積于噴發(fā)環(huán)的頂部(Kienleetal.，1980；White，1991)?；鹕浇堑[巖筒的向下掘進(噴發(fā))和火山口的形成與控制噴發(fā)沉積物幾何形態(tài)的沉積過程沒有直接聯(lián)系，如果瑪珥式火山的后期噴發(fā)主要是發(fā)生在不斷加深的火山口內(nèi)或在火山角礫巖筒內(nèi)部，則將圍繞火口形成較小的火山碎屑環(huán)；相反，如果巖漿供應(yīng)充足，則會形成一個較寬的噴發(fā)環(huán)。鎂鐵質(zhì)火山碎屑在后期會發(fā)生蝕變，形成橙玄玻璃，是大多數(shù)較老的鎂鐵質(zhì)瑪珥噴發(fā)環(huán)和火山角礫巖筒的典型特征(Whiteetal.，2011)?；鹕剿樾辑h(huán)層理較為發(fā)育，可能有幾十層到數(shù)百層，大多數(shù)火山碎屑層很薄，代表了近端的火山碎屑沉積，指示了瑪珥式火山噴發(fā)的次數(shù)，從火山碎屑環(huán)的底部開始向外延伸數(shù)百km的火山灰代表了遠端的火山碎屑沉積(Lorenz，2003；2007)。

瑪珥式火山口是在火山噴發(fā)時形成的，且火山口下切到原始噴發(fā)面之下，并可能在噴發(fā)后作為一種景觀特征持續(xù)存在；也有一些火山口在噴發(fā)時形成，但隨后在噴發(fā)中被填滿或掩埋?；鹕娇诘闹睆綇牟蛔?00m到2i000m不等(從火山碎屑環(huán)的頂部測量)，深約幾十m到300m(Lorenz，2003)。

瑪珥式火山口中心可形成瑪珥湖。值得注意的是，瑪珥湖通常不是一次火山噴發(fā)所形成的，而是經(jīng)歷了幾十次乃至數(shù)百次火山射汽噴發(fā)才得以形成，噴發(fā)中心有時也會遷移(儲國強等，2018)。例如，美國阿拉斯加的Ukinrek瑪珥湖是在10d內(nèi)經(jīng)歷多次火山射汽巖漿噴發(fā)形成的(Kienleetal.，1980)?，旂砗c其他成因的火山口湖存在一定差異：1)成因機制不同?，旂砗巧淦麕r漿噴發(fā)形成的火山口湖，其底界面低于原始噴發(fā)面，不同于溢流式和爆破式噴發(fā)。2)火山碎屑的沉積構(gòu)造不同。射汽成因的火山碎屑常形成基浪堆積物，具有板狀交錯層理、波狀層理、沙丘層理、逆沙丘層理、爬升層理等特殊的沉積構(gòu)造，常規(guī)火山沉積的火山碎屑通常不具有這些存在指示意義的沉積構(gòu)造。3)沉積環(huán)境不同。瑪珥湖的形成機制較為特殊，且為封閉湖泊，沒有河流進出，形成了深水、厭氧的環(huán)境，很少受底棲動物擾動的影響，水文、沉積環(huán)境比較簡單，利于形成具有高分辨率記錄的年紋層，為研究古環(huán)境、古氣候提供了便利。

火山角礫巖筒是瑪珥式火山口下的深部構(gòu)造，在一些較為年輕的瑪珥式火山中，由于尚未受到侵蝕或侵蝕程度有限，在瑪珥式火山的火口及其邊緣可見火山碎屑沉積物；而在許多古近-新近紀和前古近紀火山區(qū)內(nèi)，火山角礫巖筒往往直接暴露于地表，其上方的火口及火山碎屑沉積物則因侵蝕作用較強而消失(Lorenz，1986)?；鹕浇堑[巖筒包括上部的層狀沉積層和下部的非層狀沉積層(Lorenz，1973，1975，2003)，前者形成于與大氣接觸的環(huán)境中，后者則形成于地下環(huán)境中(Whiteetal.，2011)。

在火山角礫巖筒下方，噴發(fā)通道隨著深度的增加逐漸變窄，最終在引發(fā)噴發(fā)的巖墻處終止，從火山角礫巖筒到補給巖墻的過渡發(fā)生在根部帶中(Clement，1982；Mitchell，1986；Lorenzetal.，1997，2007)。根部帶的主要識別特征為破碎的圍巖角礫、圍巖碎屑與侵入的火成巖的混合物(Clement，1982；Clementetal.，1989；White，1991)，混合物中還包含了上覆火山角礫巖筒的成分。

凝灰?guī)r環(huán)火山(tuff-ring volcanoes)(圖4)的形成過程與瑪珥式火山角礫巖筒火山(maar-diatreme volcanoes)類似，但其形成環(huán)境不同。凝灰?guī)r環(huán)火山的火口通常較寬且未下切到圍巖中，主要形成于較淺的環(huán)境中，圍巖遭受的碎裂作用較小，因此只有少量的圍巖碎屑(1%～5%)參與噴發(fā)，在其下方?jīng)]有深層的火山角礫巖筒。缺少氣孔的巖漿碎屑、增生火山礫以及具有氣孔的凝灰?guī)r的出現(xiàn)表明有大量外部水參與了巖漿噴發(fā)(Lorenz，1974)。凝灰?guī)r環(huán)多形成于具有高滲透率且富水的環(huán)境中，如淺海和湖泊(Camusetal.，1981)或沿海礁石、沖積平原和河流礫石層中(Lorenz，1986)。在該類型火山的噴發(fā)過程中，大量水用于補充爆炸部位，這阻止了根部帶向下滲透，最終形成了凝灰?guī)r環(huán)火山。Wohletz等(1984)采用改變?nèi)垠w與水比例的方法研究了水與熔體的相互作用，發(fā)現(xiàn)熔體與水之比為3︰1時易于產(chǎn)生瑪珥式火山角礫巖筒，比例為1︰1時易于產(chǎn)生凝灰?guī)r環(huán)。

圖4 凝灰?guī)r環(huán)火山示意圖(Lorenz，1986)Fig.4 Schematic diagram of a tuff ring and its supposed shallow diatreme(Lorenz，1986).

4 基浪堆積物

巖漿上升過程中遇到地下水發(fā)生爆炸，在蒸汽的作用下巖漿與圍巖發(fā)生碎片化作用，形成基浪?；?base surge)一詞最早出現(xiàn)在1947年南太平洋比基尼石環(huán)礁(Bikini)的水下熱核爆炸實驗中，最先用于描述1965年菲律賓塔爾(Taal)湖底的火山噴發(fā)(劉祥，1996)。此后，在日本、歐洲、美國、新西蘭、韓國等地也陸續(xù)發(fā)現(xiàn)有基浪堆積物。20世紀90年代以來，中國也逐漸開展對基浪堆積物的研究。

4.1 特征

基浪是一種來自射汽巖漿噴發(fā)柱基部的以湍流形式前進的流體，它緊貼地面呈放射狀向火山口外側(cè)擴散，隨后發(fā)生沉積形成基浪堆積物?；肆鞯某跏妓俣瘸?50m/s，搬運能力強于彈道噴發(fā)，在人工爆炸實驗中，它搬運碎屑的距離約為彈道式噴發(fā)的2倍(Moore，1967)?；硕逊e物的粒度相對彈道噴出物更細，但比垂直噴發(fā)柱產(chǎn)生的空降火山灰的顆粒粗(Fisheretal.，1970)?；肆鞯某跏紕幽軄碜杂诨鹕奖ㄊ絿姲l(fā)，受剪切力和黏滯力影響，其能量在向外擴散的過程中隨著移動距離的增加快速降低，當遇到上坡時尤為明顯；當基浪流遇到下坡時，由于重力的牽引，能量相對增加。

基浪流的黏度、密度和速度是影響其沉積的重要因素。基浪流的流速很快，水體較為動蕩，因此基浪流與下部地面可產(chǎn)生剪切力，以剪切力為0的面為界可將基浪流分為上、下2部分，下部流體密度較大，顆粒相對較粗，上部碎屑顆粒較細，一般隨著基浪流能量的衰減沉積下來(孫謙等，2005b)。

4.2 成分

基浪堆積物主要由基性、超基性巖漿在上升過程中遇水爆炸形成，但在燕山期中生代中酸性火山噴發(fā)盆地中也可見基浪堆積物(劉祥等，1997)。因此，基浪堆積物主要由各類巖漿的碎屑物質(zhì)(如鐵鎂質(zhì)碎屑、玄武質(zhì)的砂、礫)、破碎的圍巖碎屑和礫石以及爆炸形成的火山灰層組成，此處的火山灰層是在基浪通過或能量衰減后由懸浮的火山灰沉積而成(Walker，1984)。分析基浪堆積物中礦物顆粒的形狀、接觸關(guān)系和碎裂程度有助于判斷礦物形成的相對時間(Croweetal.，1973)。

4.3 沉積構(gòu)造

基浪從火山口內(nèi)側(cè)向外側(cè)擴散時，隨地勢的起伏攀爬到達某個高度后，由于能量的損失，速度逐漸下降并發(fā)生沉積，基浪堆積物的產(chǎn)狀由陡變緩，形成了爬升層理(圖5a)。在野外考察時識別爬升層理有助于判斷火口位置(孫謙等，2005b)。

圖5 沉積構(gòu)造Fig.5 Sedimentary structures.a 爬升層理；b 似沙丘構(gòu)造(Yoon et al.，2017)；c 交錯層理(Yoon et al.，2017)；d “V”形坑；e 面狀平行層理；f 增生火山礫

大型似沙丘構(gòu)造(圖5b)是基浪堆積的典型標志，可在平面上發(fā)育，開始有少量碎屑物質(zhì)堆積，背流面坡度較小，其內(nèi)側(cè)峰頂向遠離火口的方向遷移，且坡度隨著沉積作用逐漸變陡，說明在迎流面發(fā)生侵蝕作用，因此粗粒碎屑不容易沉積下來，而黏結(jié)力較強的細粒物質(zhì)則可以沉積下來，粗碎屑顆粒通常在背流面沉積，形成似沙丘狀構(gòu)造(Croweetal.，1973；劉招君等，2008)。交錯層理(圖5c)的形態(tài)與似沙丘構(gòu)造相似，遷移模式類似于爬升層理(Croweetal.，1973)。

“V”形坑(圖5d)是基浪流動過程中或呈未固結(jié)、半固結(jié)狀態(tài)時，巖漿爆炸噴射到空氣中的巖漿碎屑(火山礫、火山彈)墜落到基浪流上，由于重力撞擊作用形成的凹坑。也有人認為“V”形坑在同一層面上連續(xù)分布，這是射汽噴發(fā)與普通的巖漿噴發(fā)作用交替進行的結(jié)果(劉招君等，2008)，同時指示該處為近火口相。

面狀平行層理(圖5e)往往在基浪流上部發(fā)生沉積時形成，且上、下接觸面通常為面狀，也可在逆沙丘構(gòu)造的上方形成(Croweetal.，1973)?；鹕交覍雍图毣鹕降[層互層，延伸較遠，但在內(nèi)部也可觀察到不連續(xù)的紋層和大小不一的透鏡體(劉招君等，2008)。

火山基浪侵蝕形成的“U”形溝槽常出現(xiàn)在某些凝灰?guī)r錐陡峭的外坡上，而很少出現(xiàn)在凝灰?guī)r環(huán)平緩的外坡上，這說明“U”形溝槽的形成與基浪的速度有關(guān)(Fisher，1977)?！癠”型溝槽代表基浪流的沖刷和侵蝕作用?！癠”形溝槽想要保存下來，“U”形的沖刷通道必須被同期的沉積物所掩埋，填充層的曲率由下到上逐漸變小直至與槽外的沉積層平行，且填充層中心厚，向兩側(cè)逐漸減薄(劉招君等，2008)。

在基浪從火口向外運動的過程中，碎屑物質(zhì)有時呈懸浮狀態(tài)在基浪中運動，表面黏結(jié)了細粒的火山灰等細小的沉積物，在基浪的作用下向外滾動，形成了增生火山礫(圖5f)。典型的增生火山礫常常具有圈層構(gòu)造，且距離火口越遠，形成的圈層越多，因此其可指示遠源相(孫謙等，2005b)。

5 射汽巖漿噴發(fā)過程的影響因素

巖漿在上升過程中遇到地下水或地表水發(fā)生相互作用產(chǎn)生爆炸式噴發(fā)，整個噴發(fā)過程較為復(fù)雜，存在較多影響因素，如巖漿性質(zhì)、爆炸發(fā)生的位置和地勢、基巖巖性、參與爆炸的水量多少等。

巖漿的性質(zhì)可能影響射汽巖漿噴發(fā)作用，流紋質(zhì)巖漿形成的瑪珥式火山較鎂鐵質(zhì)巖漿具有更寬的巖漿上升通道(Rossetal.，2017)。巖漿-水相互作用的強度反映了巖漿-水接觸界面的傳熱效率，進而反映了巖漿的破碎程度(Wohletzetal.，2013)。射汽巖漿噴發(fā)產(chǎn)生的碎屑顆粒的粒度和形貌特征與巖漿的破碎機制有關(guān)，將沉積物的層理結(jié)構(gòu)與其粒度和形貌特征相結(jié)合可以計算水與巖漿的混合比(Wohletz，1983；Büttneretal.，1999)。

實驗發(fā)現(xiàn)含水沉積物與巖漿的質(zhì)量比(Rs)是影響射汽巖漿噴發(fā)作用的重要因素，它通過對熱平衡溫度的影響控制巖漿與水接觸界面的動力學特征。接觸面存在從被動淬火到爆炸破碎的大范圍的熱傳遞。當巖漿與含水沉積物接觸時，在界面處形成了一層蒸汽膜，它既是一種絕緣屏障，可以使巖漿發(fā)生淬火，又是一種能量儲存庫，可使巖漿發(fā)生破碎。如果Rs>1，說明沉積物中有足夠的水通過對流冷卻作用使巖漿發(fā)生淬火，但如果低于該值，則蒸汽膜有可能不穩(wěn)定，對流冷卻速度遠低于巖漿熱傳導(dǎo)的速度，這時蒸汽薄膜的體積和壓力都非常大，以至于沖破含水沉積物發(fā)生水熱爆炸。當Rs<0.1時，意味著沒有足夠的水來產(chǎn)生爆炸所需要的的蒸汽膨脹(Wohletz，2002)。

參與爆炸的水量對射汽巖漿噴發(fā)作用存在一定影響，在堅硬的巖石環(huán)境中，巖漿上升與節(jié)理和斷裂(構(gòu)造薄弱帶)中賦存的地下水相遇時發(fā)生爆炸性噴發(fā)。當水供應(yīng)充足時，則形成瑪珥式火山；當巖漿增多，地下水被消耗干凈時，火山噴發(fā)方式會向普通的巖漿噴發(fā)方式轉(zhuǎn)變。在較軟的巖石環(huán)境中，巖層滲透率較高，因此參與爆炸的水量相對較大，導(dǎo)致形成凝灰?guī)r環(huán)(Lorenz，1986，2003)。

孫謙等(2005a)研究了瓊北地區(qū)射汽巖漿噴發(fā)成因的低平火山口，運用彈性力學基本原理建立了簡單的噴發(fā)模型，發(fā)現(xiàn)當?shù)貙雍穸扰c接觸面積一定時，爆破沖擊力與上覆地層的厚度成正比；當火口半徑和接觸面半徑一定時，上覆地層厚度越大，需要的爆破沖擊力越大；在爆破沖擊力和低平火口半徑確定的情況下，爆炸點的深度(上覆地層的厚度)隨接觸面半徑的增加而減小。當然，此模型也存在一定缺點。首先，噴發(fā)模型較為簡單，巖漿的性質(zhì)、地勢的高低、圍巖的性質(zhì)以及含水量的多少都會影響噴發(fā)。另外，噴發(fā)模型假設(shè)當r0≤r≤a時上覆地層不受爆破沖擊力的作用，實際情況中不僅將發(fā)生地層彎曲，上覆地層的性質(zhì)也會影響噴發(fā)。

6 結(jié)論

(1)射汽巖漿噴發(fā)是由巖漿和水的相互作用引起的一種特殊的火山噴發(fā)，它不同于常規(guī)的巖漿噴發(fā)。射汽噴發(fā)形成過程較為獨特，巖漿上升遇到地下水時發(fā)生水-巖相互作用產(chǎn)生蒸汽并形成氣膜，隨著蒸汽的脈沖式增加，當壓力值超過氣膜的極限時，就會發(fā)生爆炸，產(chǎn)生射汽巖漿噴發(fā)。

(2)射汽巖漿噴發(fā)的產(chǎn)物為低平火山口和基浪堆積物。低平火山口的火口底界要低于原始噴發(fā)面，通常由火山口、火山角礫巖筒、火山碎屑環(huán)和補給巖墻等組成，在火口處也常常形成火山口湖?；硕逊e物由巖漿碎屑、火山灰、圍巖碎屑、水蒸汽等形成的基浪流隨能量衰減經(jīng)搬運和沉積形成，由于其特殊的成因機制形成了大型交錯層理、平行層理、爬升層理、似沙丘層理等特殊的沉積構(gòu)造和增生火山礫等特殊指相物質(zhì)。

(3)基浪以湍流形式運動，搬運能力要強于普通的彈道式噴發(fā)，且基浪堆積物中細粒物質(zhì)含量更高，說明射汽巖漿噴發(fā)作用釋放的能量更大，造成的火山災(zāi)害可能更具破壞力?；肆鞯某练e受到其黏度、密度和速度的影響，黏度、密度較大的碎屑顆粒聚積在基浪流的下部，基浪流的速度越大搬運能力越強。

(4)影響射汽巖漿噴發(fā)的因素較多，如巖漿的性質(zhì)、含水沉積物與巖漿的比例(Rs)、圍巖的種類和厚度、爆炸點的位置等，其中Rs是最重要的影響因素，當Rs過高或過低時，巖漿都不能發(fā)生爆炸式噴發(fā)，只有當0.1

(5)射汽巖漿噴發(fā)作用的動力學過程較為復(fù)雜，巖漿與水的相互作用是其爆炸的動力來源，近年來國外一直在進行相關(guān)模擬實驗，并結(jié)合野外地質(zhì)對其動力學過程(巖漿與水的熱交換、巖漿的破碎機制、火山碎屑的搬運、沉積過程等)進行定量研究；國內(nèi)則主要集中于對基浪堆積物結(jié)構(gòu)、粒度、成分和形貌特征的研究，對其動力學過程研究還很不成熟，定量研究則更為稀少。對射汽巖漿噴發(fā)作用的各個過程開展定量探究仍然是未來研究的重點，有助于未來建立更符合實際的噴發(fā)模型。

致謝審稿人對本文提出了建設(shè)性修改意見，在此表示衷心感謝!