魏海泉，白志达，刘永顺

1)中国地震局地质研究所，吉林长白山火山国家野外科学观测研究站，北京, 100029；2)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京，100083；3)首都师范大学资源环境与旅游学院，北京，100048

内容提要：火山碎屑岩是爆破性火山喷发行为的直接产物，不同的碎屑成分、粒度及结构反映了不同岩相的堆积动力学过程，对火山碎屑岩岩石学和岩相组合的研究发展成了以物理火山学为代表的现代火山学研究体系。作为火山爆发碎屑物质的集合，其中不同成因类型的火山碎屑物往往可以直接对应不同阶段火山作用动力学参数特征。火山碎屑物3个最基本的堆积物成因类型是火山碎屑降落物、火山碎屑流和火山碎屑涌浪。火山喷发时碎屑化过程主要涉及挥发分的出溶和岩浆碎屑化过程以及不同火山流体内部的碎屑化过程。对于岩浆喷发、射汽岩浆喷发以及射汽喷发的直接产物，火山碎屑岩在组成上都包含了岩浆破碎的同源碎屑、火山通道裹进的异源碎屑以及火山流体在地表流动时捕获的表生碎屑。火山碎屑定义为爆破性火山喷发的直接行为产物，而包括坡移、滑坡体、火山泥石流等火山降解过程的表生碎屑与熔岩流在自生、淬碎碎屑化过程产生的碎屑则被定义为火山质碎屑。火山岩岩相的建立，为20世纪80年代后期向火山学研究阶段的转变奠定了基础。在地质研究的基础上探索火山活动过程和控制机制的经验模型、实验模拟和数值模拟研究，其中流体动力学的介入对理解火山喷发的基本过程具有里程碑式的推动意义。由此形成的火山学是研究火山与火山喷发的形成机理、喷发过程和产物特性的科学。

火山碎屑岩是火山喷发时直接喷出的火山碎屑物经搬运、堆积、成岩作用而形成的岩石。无论是对于纯的岩浆喷发，还是射汽岩浆喷发以及射汽喷发，作为喷发的直接产物，火山碎屑岩在组成上都包含了岩浆破碎的原生碎屑、火山通道裹进的异源碎屑以及火山流体在地表流动时捕获的表生(亦称次生、外生)碎屑。火山学是研究火山与火山喷发的形成机理、喷发过程和产物特性的科学。包括火山地质学、火山化学及火山物理学等学科在内的一系列近代火山学进展拓展了火山学的研究领域，使人们在地球、行星乃至生命演化等方面的认识都取得了系统性进展。

火山碎屑岩作为爆破性火山作用的最直接产物，自然构成了火山学研究的最重要的研究对象。但由于具有极其复杂的碎屑成分和岩石结构，其分类命名一直是火山岩乃至岩浆岩研究领域里的一大难题。特别是在能源、矿产、环境等相关领域研究时常常碰到火山碎屑岩问题，如很多煤层的“火山岩打底”和油气层附近的火山碎屑岩的层储问题(王世君，1989；王永平，1990；Sruoga et al.，2007)，非直接爆破成因的火山岩质碎屑岩的存在也给火山区成矿条件的认识带来了不确定性。这些问题实质上都是火山碎屑岩的分类命名问题，也显示了火山碎屑岩研究具有更大的理论和实际意义。随着研究工作的进行，国内外先后提出了很多不同的火山碎屑岩分类方案(李建林等，1981；李兆鼐等，1983；孙善平等，1987，2001；杜杨松，1990；邱家骧等，1996；Schmid，1981；Le Maitre，2014)，其宗旨都是为了在相应的火山碎屑岩研究时能够体现出火山碎屑岩的特性和形成机制，从而在火山学的理解上取得更加准确的认识。目前国内比较广泛使用的是孙善平等(1987，2001)提出的分类方案，该方案以火山碎屑岩碎屑物粒度分布为纲，同时考虑了火山碎屑岩向其他地质作用类型的转变，能够更好地满足我国地质研究工作的需求(参见冯增昭，2013)。

本文在系统回顾火山碎屑岩分类命名与火山学研究成果的基础上，分别讨论火山碎屑物的成因分类的碎屑化机制。依据火山作用的不同，详细考证不同类型火山碎屑的搬运堆积过程，在岩相组合动力学模型与实验模拟成果归纳的基础上，建立起一个现代火山学认识的清晰框架。为了更好地描述火山碎屑岩与火山学研究的密切关系，本文把火山碎屑(pyroclasts)定义为爆破性火山喷发的直接行为产物，而包括坡移、滑坡体、火山泥石流等火山降解表生碎屑与熔岩流在自生、淬碎碎屑化过程产生的碎屑被定义为火山质碎屑(volcaniclastics)。以此强调不同火山作用产物的形成机理差异，文章主旨是根据对火山碎屑的详细讨论来重建火山学研究的进展。

1 现代火山学发展史

人们对火山的认识，是随着时间逐步深化的。在古代，人们把火山喷发看作是神的暴怒，看到了火山喷发的神秘可怕的场面，联想到喷发物到山体的形成，从而产生了火山的概念。具体表现为古希腊神话里对埃特纳火山、维苏威火山的神话传说，而火山的英语词汇volcano即衍生于火神乌干(Vulcan)。小布里尼对维苏威火山公元79年喷发的描述记录，标志火山学研究的开始，但是直至意大利文艺复兴时期，才开始了地质学意义上的探究(Hamilton，1774)。18世纪开展的火山学探索，建立了多种不同的火山结构模型(Bullard，1984)。

随着近几十年来现代火山学研究的进展，火山物理学(Volcanic physics)已经形成了把物理学的基本原理应用到火山学及火山地质学研究当中的一门新兴学科(Fisher et al., 1984；Sparks et al., 1997)。作为火山学研究里最具特色的一部分，火山物理学通过火山喷发产物重点研究岩浆自地下岩浆房上升至地表及空中的搬运堆积作用(Woods，1988；Walker，1989；McLeod et al., 1999)。火山物理学研究时强调岩浆的温度、压力、气态挥发分、黏度、密度、表面张力、屈服强度等物理参数随时间的变化(Bottinga et al., 1972；Shaw，1972；Hess et al., 1996；Navon et al., 1998)。物理火山学(Physical volcanology)与之相近，但研究对象以喷发产物的空间结构为基础，如火山碎屑物的粒度、粒序、分选、堆积结构和构造，也包括熔岩流的几何形状、流动与冷却构造、内部结构等空间变化(Sparks，1976；Carey et al., 1986；Harris et al., 2017)。探讨不同类型的火山喷发和堆积物在成因方面的区别与联系，并对不同喷发物的时空分布进行模拟，这对火山碎屑岩的研究起到了极大的推动作用(Bullard，1984；Allen，1997)。

20世纪70年代，火山学家比较集中地开展了实质性的火山物理学研究工作，从岩石到岩相，再到岩相组合及喷发、搬运和堆积环境，整个喷发过程恢复的系统研究积累了大量实际资料，而抽象出的一些理论模型则构成了火山物理学的主体框架(Sparks，1976；Self et al., 1978)。以Macdonald和Williams为代表的一批火山学家为之付出了艰辛的努力，而以Walker和Fisher为代表的火山学家对于火山喷发产物的形成机理从物理学角度提出了众多合理而令人耳目一新的解释。特别是被称为“火山精灵”的GPL Walker教授以其敏锐的“火山思维”率领众多弟子在大量野外资料调查的基础上提出了众多颇具新意的火山物理模型(Walker，1971，1973，1981，1989)和广为后人采用的研究方法，对火山物理学的形成及发展做出了不可多得的重要贡献。20世纪80年代是火山物理研究取得重大突破并形成系统科学的年代。1984年由Fisher和Schmincke所著《火山碎屑岩》一书对爆破式火山作用有关的各种堆积物作了极为详细的火山物理学阐述。特别是对大规模火山碎屑流搬运及堆积模型的建立，极大地丰富了人们的火山学认识，并且强有力地刺激了人们对爆破式火山作用喷发机理的研究(Fisher et al., 1984)。1980年代中期对布里尼喷发柱中碎屑搬运和堆积作用的动力学模型的建立，从流体力学、能量学、热学等不同角度大大开拓了人们对火山喷发现象认识的视野(Woods，1988；Walker，1989)。1987年由Cas和 Wright 合著的《火山序列》一书的问世，标志着火山物理学作为一门科学的成熟。无论是现代火山，还是古代火山，从岩浆的物理性质到有关火山的喷发模拟实验，该书对地球上各种火山作用产物的火山学研究都作了系统性的总结(Cas et al., 1987)。其中对ignimbrite的研究成果总结，代表了当时人们对爆破性火山作用认识的深化。Ignimbrite字面理解的汉语名称是火雨岩，在古火山岩地层中均已成岩，故前人译名熔结凝灰岩(例如南京大学地质系，1980；徐夕生等，2010)。在现代火山堆积物中，ignimbrite往往并未成岩，更无熔结，粒度也包括了集块、角砾到凝灰的各个粒级，魏海泉等曾音译为伊格尼姆岩，以强调其喷发柱塌陷高速向外泛滥的富浮岩质火山碎屑流成因。《地质论评》编辑部认为音译不符合中国岩石学译名习惯，应当意译，但笔者等目前尚未找到一个更合适的意译名称，在成因类型里与之含义最为相近的是浮岩流。偏重于深部岩浆作用过程的岩浆动力学在20世纪80年代也取得了突破性进展。其中McKenzie提出的部分熔融两相理论，为探讨原始岩浆的生成机理界定了一般性理论框架，而岩浆上升的热柱或底辟(Plume或Diapir)模式、岩墙传导以及岩浆顶蚀作用和带状熔融模型较好地解释了深部岩浆的上升机理(Walker，1989)。对于岩浆房内的物理作用过程，无论是密度机制对岩浆房产出位置的制约，还是开放岩浆房系统中岩浆内压的聚集或释放，亦或是岩浆房内气泡化作用的实现，都取得了一系列重要进展(Fisher et al., 1984；Cas et al., 1987)。岩浆房内质量及热量的传导过程、双扩散对流过程、分异过程和同化过程的深入研究，使得一个多相、多组份的岩浆房系统整体演化模型的出现成为可能。

进入1990年代以后，系统的火山学模型的建立(包括经验模型、实验模型、数值模型等)标志着火山学研究的日臻完善与成熟(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)。国际火山学和地球内部化学学会在1989年、1993年、1997年大会期间，由爆破性火山作用分会多次组织了火山物理学系列讲座，从火山物理的概念、特色、主要内容、研究方法、最新研究成果以及发展方向都曾作过系统归纳。作为一本从岩性分类到成因类型解释研究的工具书，《火山结构》于1993年问世，书中以大量的实例照片介绍了隐藏于野外地质现象当中的火山物理识别标志(McPhie et al., 1993)。伴随着大量的火山监测资料及地球物理探测资料的收集和整理，人们对火山学的总体认识又取得了突飞猛进的进展。尤其是火山喷发前后各种地球物理手段(例如火山地震学、电磁学、大地测量学等)获取的地下岩浆上升及储集过程的图像，极大地丰富了人们对火山深部岩浆动力学过程的认识。丰富了火山学的研究领域，为更好地减轻火山灾害提供了技术支撑。

进入21世纪以后，对于爆破性火山作用过程，火山物理学研究内容主要分为以下几方面的模型完善及实例验证：火山爆发初始时的动力学过程与深部岩浆系统演化的制约(Bain et al.,2019)；布里尼喷发柱中碎屑物的搬运及堆积的热力学过程(Zdanowicz et al., 2018)；喷发柱塌陷过程、火山碎屑流中碎屑物的搬运及堆积过程(Bursik et al., 2000；Doronzo et al., 2014；Soria-Hoyo et al., 2019)；火山碎屑涌浪中碎屑的搬运及堆积过程(Benjamin et al., 2019)以及综合的喷发柱塌陷形成火山碎屑流堆积物的相组合形成过程(Jellinek et al., 2003；Pistolesi et al., 2017；Farrell et al., 2018)。

作为喷发机理，火山学的研究内容包括了岩浆自地下形成后的上升、储集及喷发的全过程。现代火山学又拓展到了地球层圈的形成及生命的演化等各个方面，不同星球火山作用的差异对照，对我们未来认识自然界，又将打开一个全新的视野。所以说，火山学的研究进展极大地拓展了地质学的研究范畴。而作为最基本的研究对象，仍然是爆破性火山作用的主要产物——火山碎屑岩。

2 火山碎屑岩研究回顾

图1火山碎屑岩代表性岩性显微结构照片

火山碎屑岩(未成岩时称火山碎屑物)是由火山喷发直接产生的火山碎屑物质堆积定位后经成岩作用而成的。火山碎屑物主要来自爆破式火山作用，其中可以含有一定量的正常沉积物及少量火山通道周围和岩浆源区的围岩碎屑。熔岩流流动自碎和淬碎作用也可形成火山岩质碎屑物，但其形成机理直接与熔岩后期流动和冷却作用有关，不是直接的火山喷发行为的产物。部分火山碎屑物在其搬运、堆积和成岩过程中受沉积作用和熔岩流流动过程的制约，因此，火山碎屑岩与熔岩和正常沉积岩之间常存在一系列过渡类型(图1a—f)。如果火山碎屑物含量达到75%以上，按照火山碎屑岩分类命名；如果火山碎屑物含量在25%～75%之间时，按照火山碎屑沉积岩或碎屑熔岩分类命名(例如凝灰质砂岩(图1d)或角砾熔岩(图1e)；如果外生碎屑含量75%以上时(即火山碎屑物含量小于25%时)，按照沉积作用碎屑岩分类命名(Schmid，1981；Fisher et al., 1984；Cas et al., 1987；Le Maitre，2014)。国内也有学者把火山碎屑物含量在10%以上的岩石称为广义的火山碎屑岩，而狭义的爆破成因火山碎屑岩，其火山碎屑物的含量要大于90%(孙善平等，2001；冯增昭，2013)。火山碎屑岩在我国分布广泛，时间上从太古宙到近代各个地质时期均有发育。古生代以前的火山碎屑岩绝大多数已遭受区域变质作用，早前寒武纪已达深变质程度。中—新元古界火山碎屑岩变质程度相对较低，主要分布在秦岭—祁连—昆仑造山带、吕梁山—太行山、川西、皖南、鄂西北、黔东、江西武宁和浙江诸暨等地。华北地台中—新元古界火山碎屑岩基本未变质，成分主要为粗面质、粗面玄武质，局部为流纹质火山碎屑岩。古生代火山碎屑岩多已发生轻度变质，成分包括流纹质、英安质、安山质和玄武质以及细碧—角斑质，局部出露粗面质火山碎屑岩。主要分布在我国西部及北部造山带和盆地中，即青藏高原、新疆、甘肃、陕西、云南、贵州、四川、内蒙古等地。另外，华北地台石炭系—二叠系中也有少量分布。中生代火山碎屑岩主要分布在中国东部的大兴安岭、松辽盆地、海拉尔盆地、燕辽地区、华北盆地、长江中下游和浙—闽—赣—粤地区，构成中国东部宏伟的火山岩带，属西太平洋火山岩带的组成部分。岩石成分主要为流纹质、英安质、粗安质和粗面质，少量为安山质及安山玄武质；此外在青藏高原、塔里木盆地、准噶尔盆地、川西、滇西和秦岭等地也有分布。新生代火山碎屑岩(物)主要分布在中国东部和青藏高原周边。中国东部主要包括东北、内蒙古东部、晋北、鲁东、浙东、闽东南、雷琼半岛、涠洲岛、澎湖列岛和台湾等地区。青藏高原周边西起西昆仑、可可西里、西秦岭一直到云南腾冲，在吐鲁番、西天山等地也有零星火山碎屑岩分布。成分主要为玄武质；长白山天池出露粗面质和碱流质；西秦岭礼县发育碳酸岩质火山碎屑岩。另外，在海相环境的中新生代盆地中也有火山碎屑岩发育，如南海、黄海、东海及渤海湾，经常钻探发现与油储构造相关的火山碎屑岩层位。

火山碎屑岩的研究历史较长。国外对火山碎屑岩的描述最早见于夏威夷基拉维厄火山(Dana et al., 1868)；国内对火山碎屑岩的阐述最早见于谢家荣的《火山及火山沉积作用在中国几种矿床中的意义》一文(谢家荣，1956，英语名为Hsieh，1956)。国内第一个火山碎屑岩岩性分类表是1959年孙善平和王小明根据火山碎屑岩的粒度、成岩方式和过渡性特征提出的❶。之后，经过火山岩区地质工作的实践，1962年孙善平和王小明在原有基础上又提出了一个比较成熟的分类方案❷，这个方案奠定了我国火山碎屑岩岩相学分类命名的基础。

20世纪70年代以来，火山碎屑岩研究得到了长足的发展。1980全国第一次火山岩会议上，有30余篇论文摘要涉及火山碎屑岩的研究❸，这些成果为后来逐步统一完善全国火山碎屑岩的分类和命名打下了良好的基础。随着新技术、新方法(如扫描电镜、电子探针等)在火山碎屑岩研究中广泛的推广和应用，许多学者(李兆鼐等，1983；李世麟，1985；王世君，1989；王永平，1990；薛耀松等，1996)对火山碎屑岩的组分、结构构造、化学成分、岩石系列及演化趋势、火山岩相及相模式等进行了较系统的研究。李建林等(1981)根据火山碎屑物的成因、体积百分比和成岩作用方式，将火山碎屑岩划分为三类(火山碎屑岩、沉积火山碎屑岩、再造火山沉积岩)。李兆鼐等(1983)针对区域地质矿产调查工作中出现的火山岩基础地质问题，较系统地论述了我国火山碎屑岩的碎屑组分、结构构造和岩石类型。中国地质学会岩石专业委员会火山岩分类命名小组(1984)推荐了国内火山碎屑岩分类和命名方案。1985年邱家骧在《岩浆岩岩石学》一书中对火山碎屑岩的岩石类型及特征作了详细的描述。1987年孙善平等对国内外火山碎屑岩的分类命名历史及现状进行了回顾。1989国际地质科学联合会(IUGS)火成岩分类学分委会推荐了由Schmid(1981)提出的火山碎屑岩分类方案。这一方案对我国火山碎屑岩统一分类命名有重要意义，促进了我国火山碎屑岩的国际交流。该分类术语立足于碎屑物粒度特征，但也包含了一定的成因信息。对粒度分选差的火山碎屑岩，如果某粒度火山碎屑物的含量为75%以上，即可直接根据主要粒度区间命名，如凝灰岩、火山角砾岩等；如果某相邻粒度碎屑含量在25%～75%之间，则根据少前多后的原则复合命名，如角砾凝灰岩或凝灰角砾岩。该分类的不足之处是忽略了火山碎屑岩向熔岩过渡的类型，而且没有区分熔结和非熔结火山碎屑岩类，有些明显为外生成因碎屑的岩石类型也列入分类表中。孙善平等又经多年火山岩区地质调查研究成果，并综合不同学者的意见(杜杨松，1990；李兆鼐等，1994；邱家骧等，1996)，几经修订，于2001年又提出了一个相对比较完善的岩性分类表(表1，参见孙善平等，2001)。2013年，白志达等在综合研究国内外资料的基础上，又对孙善平等(2001)分类方案进行了修订(参见冯增昭，2013)，增加了泡沫熔岩、淬碎碎屑岩(图1f)和熔积岩类型。

在纯描述性分类命名的基础上，许多学者对火山碎屑物的形貌特征(刘若新等，1998；张秉良等，2005；许建东等，2013)、火山碎屑岩(物)的成因机制、堆积相序、成因相模式、火山类型、火山喷发过程(Sparks，1976；Fisher et al., 1984；Cas et al., 1987；Lajoie et al., 1992；徐德兵等，2005；白志达等，2006)以及火山碎屑岩的堆积环境和火山灾害等方面开展了研究。尤其是进入21世纪，火山碎屑岩研究涉及领域更广、更深。如应用火山物理学理论，对降落火山碎屑物运移及堆积过程、火山碎屑流、火山碎屑涌浪、火山泥石流等的形成机制及其不同成因类型火山碎屑物灾害程度的评估(Sruoga et al., 2007; 魏海泉，2014)；火山灰扩散对航空和全球气候的影响；喷发前深部岩浆房状态和岩浆碎屑化过程；火山碎屑岩储层(王金友等，2003；王璞珺等，2003；王鹏等，2008)、火山资源等进行了深入研究，取得了一系列重要成果。

火山碎屑岩的研究有着重要的理论和实际意义。近年来日益增多的研究成果表明，火山碎屑岩的研究已涵盖了整个火山学、火山地质学和相关边缘学科。主要包括火山岩岩石学、岩石地球化学、火山岩相、火山构造、火山喷发序列以及大地构造学、火山沉积学、火山灰年代学、火山矿床学、火山岩储层地质学、火山环境与灾害学、火山地貌学、火山旅游资源以及火山农业等多个边缘学科。火山碎屑岩的研究代表了爆破性火山作用研究的最直接成果，也是近代火山学研究取得重大突破的关键点，是一项重要的、具有深远影响的综合性基础地质工作。

3 火山碎屑岩成因类型

本节根据火山碎屑物的形成方式，详细描述不同成因类型火山碎屑物的成因机理和鉴别特征。

3.1 火山碎屑形成方式——岩浆喷发、射汽岩浆喷发、射汽喷发

除了火山碎屑岩(火山碎屑物)岩性分类以外，还要进一步开展成因类型分类工作。与常见火成岩分类的岩石化学指标(邓晋福等，2015)不同的是：火山碎屑岩的分类更强调岩石结构反映出的碎屑成因机制。对于火山碎屑岩成因类型的划分，最重要的依据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。前者分为火山喷发直接行为形成的火山碎屑(pyroclast)和与熔岩流流动过程产生的自生碎屑(autoclast)，后者包括火山地表过程形成的各种外生碎屑。爆破性火山喷发按照岩浆与(近)地表水含量的比例又分为岩浆喷发、射汽岩浆喷发和射汽喷发3种类型，它们构成了爆破性火山喷发的最基本的碎屑化过程，这也是所有火山碎屑岩研究时最常见的成因分类问题。自生碎屑化作用主要是与熔岩流有关的碎屑化，它包括了淬火或冷凝(quenching or cooling)引起的碎屑化和流动碎屑化(自生角砾化作用，autobreccia)。次生地表作用(secondary surface process)包括流动碎屑化(flowage autoclast)和外生碎屑化(epiclast)，前者与自生角砾岩形成机理相同，后者则包括了原生火山碎屑和自生碎屑的再造式沉积过程(re-working, 参见Cas et al., 1987)。外生碎屑包括了所有的原有火山岩及其他岩石在地表的次生碎屑化过程，它们与原生碎屑一起构成了火山质碎屑(volcaniclastics)，如表2所示。

3.2 火山碎屑降落堆积、火山碎屑流、火山碎屑涌浪

火山碎屑物3个最基本的堆积物类型是火山碎屑降落物、火山碎屑流和火山碎屑涌浪(图2a—d)。火山碎屑降落堆积物最常用的分类采用Walker(1973)的二分法基本分类：第一类是按照分散性和碎屑化程度分为夏威夷式(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)，它们都源自开放性火山通道里的爆破性喷发，由前到后对应着分布范围及碎屑化程度的增加。第二类针对射汽岩浆喷发物，分为苏特塞式(Surtseyan)和射汽布里尼式(Phreatoplinian)，这两者通常都对应有更为强烈的碎屑化。碎屑成分上由基性到中酸性岩浆成分的变化，则往往对应着分散性和碎屑化程度的增高。

降落堆积物在岩性和成因类型上可以细分为3种类型：岩渣降落堆积、浮岩降落堆积和火山灰降落堆积。岩渣降落堆积通常由气孔化的玄武质到玄武安山质岩浆组成，它们是夏威夷式和斯通博利式爆破活动的特征堆积物。靠近火山口时它们与溅落锥和岩渣锥共生。粒度可以很粗，可含有很大的弹道轨迹的火山弹。浮岩降落堆积大部分由高气孔化及高黏度岩浆(安山岩到流纹岩，响岩到粗面岩)组成。它们呈广泛分布的岩席，多属次布里尼式、布里尼式、超布里尼式降落堆积。一次喷发的堆积物厚度很少大于10 m，但非常靠近火山口时可达25 m厚，在火山口主要碎屑粒度会大于64 mm，堆积物中含有很大的岩屑、浮岩块及火山弹(Cas et al., 1987)。火山灰降落堆积可由一个完整的火山碎屑化作用系列形成。无论是布里尼喷发柱(plinian column)还是致密的高速火山碎屑流，都可以产生稳定的细粒火山灰降落堆积层。

射汽岩浆喷发特征上形成分布广泛的细粒堆积物，常含有增生火山砾(accretionary lapilli)。但喷发柱塌陷形成的火山碎屑流向外流动时箕选(sieved sorting)出来的细粒火山灰降落堆积也可以是非常广泛的，受雨水冲刷作用也可形成增生火山砾。区分二者的难点需要从详细的野外岩相学标志(如成分、厚度、粒度、均一性等)入手，比如射汽岩浆喷发形成岩屑质火山灰降落堆积，在火山口周围弹道岩块可以大量出现，而后者通常不具此特征。有的分类里也提到乌尔加诺式(Vulcanian)喷发，其堆积物典型特征是形成细粒火山灰降落堆积(成分上致密岩屑到岩渣质均有)。接近火山口时，堆积物中可含有大量弹道岩块和火山弹。除了这些以外，浮岩降落堆积和岩渣降落堆积都有火山灰降落堆积作为它们的远源相变种，其特征取决于顺风空气分选作用。值得注意的是：降落火山灰厚度并不一定是远离火山口时减小的，例如浮岩流箕选出来的细粒火山灰降落堆积和射汽布里尼堆积，其厚度可以是自火山口的小于1 mm，在远于100 km处却大于1 m(Cas et al., 1987)。

火山碎屑流，既可以指运动中的火山碎屑流流体，也可以是火山碎屑流在地表留下的堆积物。火山碎屑流流动时，为热的高颗粒富集的气—固分散相，受重力控制，有时是部分流体化的运动。其堆积物受地形控制，充填在沟谷和沉陷地带。但是，一些猛烈的浮岩质火山碎屑物以极高的速度侵位，可以形成一个壳层状(topography mantling)火山碎屑流相。这时，在沟谷低洼负地形内堆积物加厚，但在地势较高处也有一定量的稳定层状堆积物。水下环境也可见到火山碎屑流，一方面是水下爆破性喷发后期，由于排开水量的增加而使得可以混入火山碎屑流内部的水体质量减小，另一方面是陆上火山碎屑流冲入水盆地时其中高密度的火山碎屑流沿着水体底界面继续向前流动。火山碎屑流堆积物内部通常呈块状，分选差(δф≥2)。但有时大碎屑显示出粒序性，主要的流动机制可能是层流或栓塞流(laminar or plug flow)或两者均有。一些流动单元的叠置可显示出内部层理(图2b、c)，但在单独流动单元中偶尔可见扩散层(diffuse laying)，这是流动时内部剪切作用的结果。火山碎屑流堆积物有时含有垂向逃气管(gas segregation pipes，图2b)，这是与火山岩质碎屑物表生流动堆积物的重要区别之一。高温侵位证据还包括：碳化木；铁质热氧化引起的粉红色化(pink coloration)；磁铁矿(或其它铁镁氧化物矿物)细粒浸染状微晶的结晶作用引起的暗色化作用；熔结凝灰岩带；热剩磁。

现已识别出3种主要的火山碎屑流堆积：块灰流(block and ash flow)堆积、岩渣流(scoria flow)堆积和浮岩流(pumice flow)堆积。

图2代表性火山碎屑岩(物)与火山质碎屑岩(物)成因类型照片

块灰流堆积是受地形控制的，无分选的堆积物，以火山灰为基质，含有很大的通常未气孔化的同源岩屑碎块，岩块直径可超出5 m。有些岩块含有放射状排列的冷却节理，这表明它们是以热的岩块侵位的。碎屑多为单一岩性。许多实例中某一流动单元具有反粒序，可含逃气管，也可含碳化木。表面形貌包括碎屑堤、很陡的流动前锋和大的表面岩块，这些都指示流动时具有很高的屈服强度。均一的碎屑成分，热岩块和逃气管是把块灰流与沉积型碎屑堆积类型(如岩石崩落物和碎屑流)相区别的野外标志。

岩渣流是受地形控制的无分选的堆积物，具有不同数量的玄武质到安山质火山灰、气孔化角砾和直径可达1 m的岩渣质绳状表面的碎屑。有些情况下含有很大的未气孔化的同源岩屑。大碎屑在流动单元内常呈反粒序，在流动单元底部有时可见细粒底层。逃气管和碳化木有时也能见到。碎屑堤、流动渠道和陡流动前锋的存在指示出流动时很高的屈服强度。

浮岩流(ignimbrite，伊格尼姆岩)是典型的分选差的块状堆积物。含有不等量的火山灰、圆化浮岩角砾和岩块，岩块直径偶见1m大者。在流动单元内，大的浮岩碎屑可为反粒序，而大的岩屑可显正粒序，但也常见到不显粒序的流动单元。流动单元底部通常可见到细粒底层。粗粒、小体积堆积物通常形成沟谷充填物，而大体积堆积物则除了很高的地形外，都被浮岩流掩盖。有时可显一个或多个熔结带。常见到的橙红色外表、碳化木的存在、逃气管、热剩磁等都可区分开浮岩质泥流。

火山碎屑涌浪堆积是以膨胀、湍流、低颗粒富集的气—固分散相沿地表搬运火山碎屑物。堆积物中常富集致密岩屑和晶屑，覆盖于不同地形之上，也受到地形控制，在地表沉陷部位趋于最厚。通常显示出单一方向性沉积层型，如低角度交错层、丘状构造、爬丘构造、串珠状构造、槽泊状构造等。单独纹层分选常较好，但包括几个纹层的穿孔取样样品分选可以很差。可含小的逃气管，是由火山碎屑流主流体堆积物和碳化木形成的。

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

底浪主要和射汽岩浆喷发活动有关，由于常见水体对火山碎屑的淬火和搬运行迹，可称湿涌浪。地浪和灰云浪则都是与高温高速运动的火山碎屑流主体伴生的，水不再以液态形式存在，而以高温蒸汽的形式存在，所成堆积物亦称干涌浪。底浪形成层状、纹层状、有时块状的堆积物(图2d)，根据所成堆积物几何形状分为低平火山口、凝灰岩锥、凝灰岩环3种水爆火山(Hydrovolcano)类型。所含原生碎屑物自气孔化到非气孔化的同源岩屑、火山灰和晶屑。偶尔也含有异源(accessory)岩屑，再加少量的外生岩屑。原生碎屑直径通常小于10 cm，这是水—岩浆反应的高度碎屑化所致。在一些射汽岩浆火山口周围底浪可聚集成很厚的堆积物(>100 m)，但远离火山口时迅速变薄(魏海泉等，1999a)。在层火山系列中底浪常较薄(<5 cm～<5 m)。内部结构上，堆积物显示单向层型，爬丘构造很常见。靠近火山口时，有时难以区分开片状层涌浪堆积与平的层状降落堆积，鉴别的关键特征是涌浪堆积可以显示出低角度切割(low-angle truncation)和U型剥蚀槽。底浪堆积常显示出堆积时呈湿和黏性的证据，常见增生火山砾，堆积物可以粘塑性粘结于垂直到近垂直的表面上，层理也常塑性变形。可见大的火山弹冲撞构造，也可有准同生陷落作用标志，还可见到具掩埋的气体孔洞的气孔化凝灰岩。此时表明堆积时火山灰是近于饱和水的条件，所捕获的空气或蒸汽不能跑掉。成分为玄武质时，原生物通常都有一定程度的向橙玄玻璃的水解和蚀变。

地浪是高速流动的火山碎屑流流体前锋裹入冷空气受热膨胀而向流体前面抛射出去的低密度火山碎屑涌浪，地浪形成的层状堆积常小于1m厚，以火山碎屑流流动单元底部为特征。堆积物由不同比例火山灰、原生气孔化碎屑、晶屑和岩屑组成，典型特征是富集较致密部分。相比于伴生的火山碎屑流堆积，显示单一方向层型，可见碳化木和小的逃气管。

灰云浪是高速运动的火山碎屑流向上箕选出的细粒火山灰在火山碎屑流主体堆积之后向下沉降堆积的，产物是层状堆积，通常小于1m厚，见于火山碎屑流流动单元的顶部及两侧。显示出单向层型和缩胀构造，并可以分离出单独透镜体产出。组分粒度和比例取决于火山碎屑流的类型，堆积物中也可含小的逃气管。如果说堆积物中富集玻屑或晶屑，则可以肯定灰云中发生了进一步的重力分选作用。

关于增生火山砾，它是角砾级火山灰弹丸(lapilli-sized pellets of ash)，是一个细粒火山灰集合而成的大粒度火山碎屑(图2e)，常显示出一个聚集性内部构造。在火山碎屑降落、涌浪和流体中均见到了增生火山砾。据认为，它们形成于围绕着某个核的细粒火山灰的增生作用，这个核可以是水滴，也可是固体颗粒。这种作用可以发生于雨水泛滥条件时，但更常见的是在射汽岩浆或射汽喷发时富蒸汽喷发柱中形成(Cas et al., 1987)。这些增生火山砾再被降落、涌浪、流动等作用搬运并沉积。玄武质底浪堆积常含有带核或带壳的增生火山砾(cored or armoured lapilli)，它们具有可识别的岩屑核和无构造火山灰厚壳(有时可达1～2cm厚)。这可能是由于一个固态碎屑捡起那些湿的黏性火山灰外壳而自底浪云外涌而形成的。增生火山砾也可由气体通过火山碎屑流向上流动而形成，这时它们见于逃气管中。有些增生火山砾在再造和再沉积中也可有一定的保存，因此可见于外生火山质沉积物中。另外，在一些火山碎屑流和有关火山灰之中，离火山口很远的地方都可形成增生火山砾，更有甚者，当火山碎屑流流进地表水时形成次生喷发柱(secondary column)，这时也可形成增生火山砾。由此看来，增生火山砾并不能指示近火山口的堆积相。

3.3 同源、异源、表生火山碎屑物

火山碎屑堆积(pyroclastic deposit)由火山碎屑物组成，适用于火山爆炸或喷发时释放出的任一种碎屑。火山碎屑物可有很宽的粒度范围，而不考虑它们的成因。还有一个术语，火(山)碎(屑)(tephra)，也是对所有火山碎屑堆积的集合名称，包括火山碎屑流堆积、涌浪堆积和降落堆积。火山碎屑堆积物3种主要组分为原生碎屑(juvenile fragment)、晶屑(crystal)和岩屑(lithic fragment)，相当于常用火山碎屑岩分类里面的玻屑(浆屑)、晶屑和岩屑。同源碎屑(cognate fragment)包括了喷出的岩浆碎屑和岩浆房周边的围岩碎屑，异源碎屑(accessory fragment)指岩浆上升期间自火山通道及周边裹携上来的碎屑，表生(外生)碎屑(accidental fragment)指火山碎屑流或熔岩流在地表流动过程中裹携起的地表碎屑。

原生碎屑代表了喷出岩浆的样品，是最主要的同源碎屑。可部分结晶，也可无结晶，这取决于岩浆喷发前的历史。由于不同成分的岩浆具有不同的密度、黏度和流动性，使得不同岩浆碎屑会具有不同的形貌特征。其它控制碎屑形貌的因素包括岩浆气孔化程度、碎屑化的形式(岩浆的还是射汽岩浆的)和搬运方式等。

玄武质火山碎屑物形貌变化相当大，因为玄武岩浆流动性质通常很大。在火口周围，内聚性(cohesive)岩浆团块因为很热、流动性很大而再次融合成熔岩，它可流入火口或自火口流走。另一些团块可保持一定强度，聚积成溅落碎屑物(spatter fragments)的集合体，称为黏结(焊接)集块岩(agglutinates)。大的玄武质火山碎屑物在飞行时也可获得充分冷却而保持下飞行时的形状——火山弹，包括不同的纺锤状、鳍状、丝带状等。有时在喷发后还会发生气泡化，形成的火山弹具裂纹状或面包壳状冷却玻璃边缘和膨胀的、气泡化的内核。

由岩浆破碎的原生碎屑都通过一个高气泡含量反映出它们的爆破式喷发成因。玄武质、玄武安山质岩浆爆破式喷发主要由角砾级气泡化碎屑组成，称为岩渣(scoria或cinder)。岩渣可显示出很宽的气泡化范围和密度范围。较大的碎屑常有绳状或纤维状(stringy)表面结构，角砾和火山灰级碎屑的形貌变化可相当大。流动性很大的玄武质喷发时形成很大比例的熔岩溅散物(lava spray)，其中常见光滑的玻璃表面，这由表面张力所致。这些碎屑通常是由火山泪和火山发组成的熔岩角砾(achneliths)。黏性较大的喷发形成的碎屑具更破碎的形状，射汽岩浆喷发形成的碎屑常常更偏向块状和弱气孔化，通常情况下都比岩浆喷发的火山碎屑的尖棱状更差一些。射汽岩浆玄武质火山碎屑常以浅黄褐色到褐色的玻璃喷出，称为橙玄玻璃(sideromelane)，水解和氧化作用很容易使这些黄褐色橙玄玻璃变为红褐色橙玄玻璃(palagonite)。

浮岩是爆破性岩浆喷发的常见产物，成分由黏稠的酸性到中性岩浆(包括响岩和安粗岩)，通常都呈浅色，高气孔化。由含斑晶的岩浆形成时会含有晶体。通常都把浮岩用于较大粒度，条件可能的话，应分出浮岩块或浮岩弹(pumice block or bomb)、浮岩角砾(pumice lapilli)和浮岩灰(ash)。浮岩密度常小于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气孔化(semi-vesicular)碎屑来描述。浮岩质火山碎屑堆积物常显示一个密度区间，这由两个因素控制：第一，碎屑气孔化程度有差别；第二，密度与浮岩粒度有关(粒度越小，密度越大)，浮岩成分不一定要求均一。混合的浮岩可由条纹构成，常见到流纹质和较基性的流动纹理混合(图2c，深色浆屑)。浮岩圆化可以是火山口内、喷发柱中或火山碎屑流中磨蚀作用的结果。

人们常用碎片(shard)，玻屑(glass shard)和灰屑(ash shard)来描述棱角状火山灰大小的玻璃颗粒，这些颗粒由浮岩气泡壁在岩浆爆破式碎屑化时形成。在形貌上，玻屑具有各式各样的形状，常描述为鸡骨状、尖角状、月牙状等，这些都是爆破性酸性岩浆喷发的特征。如果在足够热状态下堆积，上覆负荷压力又很大，碎片可塑性变形并熔结。

晶屑和岩屑也是原生火山碎屑的重要组成部分，形状完整的晶体(cryst)或破碎棱角状晶屑是含斑晶岩浆和原生碎屑爆破性喷发时破碎释放出来的，它们在火山碎屑堆积中构成了独特的原生组分，非原生晶体则称为捕虏晶(xenocryst)。岩屑(lithics)常用来描述火山碎屑堆积中致密组分，可被分为非气泡化原生岩浆碎屑(同源岩屑)、爆破式喷发时被抛出的围岩(异源岩屑)和火山碎屑流及涌浪在地表流动时局部捡起的碎屑(外源或外生岩屑)。因此，“同源”指碎屑物主要是从喷出的岩浆碎屑冷却固结而成的，异源和外源岩屑也可称为捕虏体(xenoliths)。

水下淬火或冷凝破碎碎屑化(quench-or chill shatter)发生于热的内聚性岩浆体和冷水或饱和水沉积物的突然接触，这使得接触带内岩浆产生迅速热损失。由此形成一个热应力，结果就是使岩浆发生淬火(quenching)和冷凝(chilling)、冷却(cooling)及收缩(contraction)。淬火破碎的碎屑集合体称为玻质碎屑岩(hyaloclastite)，也有人称为碎玻熔岩。淬火或冷凝剥碎产物是不同粒度的粒状玻璃质碎屑，形状上常多呈圆片状到块状，常具尖棱角状及板状边缘。镜下由棱角状玻璃质碎屑组成，常具珍珠裂纹。玄武质玻质碎屑岩可根据形态参数与射汽岩浆喷发的碎屑区别开。如果周边多于20%是板状者，而不是凸出或凹进的碎屑，则更像是淬火成因。对于黏度大的酸性岩浆，淬火破碎作用与自生角砾化作用可以紧密联系并同时发生。淬火作用引起侵入体或熔岩流与湿的未固结沉积物作用时，淬火的碎屑和湿沉积物可以动态混合，因为孔隙水受到过热、沸腾、流体化而发生湍流式混合。这些岩石称为熔积岩(peperite，曾译名混积岩，呈多斑块状(spotty)、椒盐状(pepper and salt-like)结构。熔积岩的形成也可包括射汽和射汽岩浆爆破活动，即使是局部射汽爆发的火山碎屑物被抛入空中再落进未固结的饱和水沉积物中时也可形成熔积结构。

流动碎屑化(自生角砾化)及产物(flow fragmentation, autobrecciation)的形成过程是：如果一个黏性变稠的熔岩继续流动，或者熔岩的凝结黏性壳受内部熔岩继续流动而运动，这个变稠的熔岩由于受到应力就会变形、塑性拉张和破裂成板状(如渣状熔岩)。如果黏度和应变率足够高，还可以发生刚性破裂，从而形成光滑表面的岩块和块状熔岩(blocky lavas)。岩块可呈悬浮状到翻滚状，也可相互焊结在一起，还可被未碎屑化的岩浆包裹。值得指出的是，通常并不认为这种流动碎屑化(自生角砾化)属于火山碎屑岩，而是归结到熔岩流的构造分类里面。类似的，中生代中酸性火山岩区见到大量的侵出相、通道相及岩墙内部都含有碎屑结构，因其胶结物主要还是岩浆，所以仍称其为碎屑熔岩。

外生碎屑化在多数火山岩区也是常见的，很大体积的火山碎屑质碎屑物的形成及搬运作用都不是原生火山成因，这种作用统称为外生碎屑化作用，包括重力垮塌(或坡移mass wastage)、滑坡、泥石流、化学及物理风化和风力、水力搬运作用等(Allen, 1997)。外生碎屑化有能力形成各种粒度的碎屑，也有能力搬运到远离火山口的地方。

火山碎屑岩只包括爆破性火山喷发时直接源自喷火口的碎屑产物，如表2上半部分所示。自生碎屑化都是伴随着熔岩流流动降温过程发生的，作为熔岩流剖面岩相的一部分，自生碎屑通常都位于致密熔岩流之上。自生碎屑也属于原生碎屑，但其碎屑化机制，无论是空气冷却作用，还是水的淬火作用(图2f)，又可以包括在外生碎屑化过程中。本文强调自生碎屑的高温熔岩流冷却机制(图2g)，故在分类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)碎屑包括了各种火山表面作用(surfacial processes)形成的碎屑物(表2下部所见)，其中的火山泥石流与通常泥石流不同(主要是活性更大)，虽然归入次生再造式堆积物类型，但其成因与火山喷发密切相关，是紧随火山喷发之后发生的(图2h)。

4 火山碎屑的碎屑化和搬运堆积过程

火山喷发时碎屑化过程主要涉及挥发分的出溶和岩浆碎屑化过程以及不同火山流体内部的碎屑化过程。

4.1 气泡出溶和碎屑化

溶解的岩浆挥发分不仅影响岩浆黏度、冷却及熔融温度、也影响火山喷发的爆发性。与火山爆发有关的挥发分主要是水，在玄武质火山喷发早期CO2往往也很重要。挥发分溶解度受控于围压，随着岩浆上升至较浅部位时溶解度降低。在某一深度上溶解度会降低到挥发分开始出溶的临界状态而分离出流体相。这一出溶深度称为出溶面，它取决于岩浆类型、实际挥发分含量和相对于围压的挥发分蒸汽压。当蒸汽压等于围压时就发生气泡的出溶。挥发分含量越大，得到的蒸汽压就越大，开始出溶的深度也就越大。在出溶面上，岩浆中水的溶解度恰好等于岩浆中的质量分数，对流纹质岩浆，水的出溶深度可由下式确定：

式中ρcr是地壳岩石密度(kg/m3)，g是重力加速度，he是出溶深度(km)，ω是出溶水总质量分数，P′s是地表压力(1 bar，1bar=0.1 MPa)，s是常数0.0013，由水溶解度关系wd=sP得到，其中wd是压力P时流纹质岩浆中溶解水的质量分数。

当岩浆中气泡体积达到岩浆总体积的77%±时，岩浆就破碎，与此对应的深度称为碎屑化面。在碎屑化面上，压力与挥发分含量的关系为：

其中ω′：挥发分质量分数，B：挥发分溶解度系数，PF：碎屑化面上的压力，x: 岩浆中挥发分的体积分数，R：气体常数，T：岩浆温度，ρcr：地壳岩石密度。气泡化和破碎化岩浆上升通过通道时速度加速到亚声速或超声速，高速时产生的剪切应力足以克服气泡壁上岩浆的抗拉强度，导致了气泡的爆炸，碎屑化面会向下移。对于水下火山口，还需考虑另两个因素：其一为强迫性爆破式膨胀时静水压力效应，其二为热岩浆和冷水之间的物理反应。

4.2 布里尼喷发柱中碎屑物的搬运和沉降过程

自火山通道喷出的气、液、固混合相离开火山口进入喷发柱，部分大粒度岩块受重力作用回降至碎屑化面上经历进一步破碎作用直至进入喷发柱。在喷发柱的下部，上升的动力是气体上冲力，高温的气体裹携着大量的液态岩浆和岩屑、晶体等固相在喷发柱中高速上升。尽管喷发物离开火山口时具有极大的上冲速度，但上冲时反向加速度也很大，使得喷发物气体上冲速度迅速降低至零。这时上冲的高度达到HM(动量高度，即火山碎屑喷泉高度)。HM以下的喷发柱区间称为气冲区。在气冲区内大粒度岩屑运动轨迹受初始喷发速度和抛射角度的控制。部分大抛射角度的岩屑离开喷发柱，遵循弹道运动轨迹降落到地表。粒度大的岩屑降落在离火山口较近的距离，而粒度小的岩屑则降落在离火山口较远的位置。因此，岩屑粒度的平面分布是初始喷发速度的函数，也就是喷发柱气冲区高度的函数。而气冲区高度又决定着整个喷发柱的高度，所以岩屑粒度的平面分布也就是整个喷发柱高度的函数。运用动量守恒原理来恢复喷发柱高度的基本原理即在于此。

对于岩浆中挥发分含量较高的情况，碎屑化程度会很高，初始喷发速度也很大，在喷发柱周围卷入的冷空气数量也就很大。由于冷空气被骤然加热而体积剧烈膨胀，会使得喷发柱中混合相的总密度低于周围大气的密度。这时喷发物混合相就会以浮力形式继续上升。虽然上升速度低于气冲区内上升速度，但上升速度的降低率也小得多。因此在浮力作用驱动下喷发柱上升的高度常常占据喷发柱总高度的主体部分。在浮力驱动下上升的最大高度称为浮力高度(HB)，浮力作用上升区间称为对流区，因为在此区间内喷发物主要是以对流形式上升的。如果喷发柱周围卷入的冷空气数量较少(喷发速度较低时的情况)，混合相总密度不能小于周围大气密度，则在动量高度之上不能形成对流区，而只形成气冲区部分。这时一般都不称为喷发柱，而称为火山碎屑喷泉(pyroclastic fountain)。碎屑物在对流区内主要呈对流式上升，在喷发柱边部由于冷空气的加入而产生湍流。部分离开喷发柱的碎屑(岩屑或浮岩)则垂直降落至地表。降落碎屑的粒度仍随着远离火山口而递减。在对流区最大高度HB，喷发柱混合相密度等于周围大气密度，HB高度之上混合相密度又大于周围大气密度，反向浮力效应趋于使碎屑物下降。但在HB高度保留的上升惯性趋于使碎屑物继续上升。在这两种动力的联合作用下，喷发物发生水平向扩展，并上升至最终高度HT。HB高度之上的水平扩散区域称为扩散区，俗称伞状云。对于大规模爆破式喷发，绝大多数碎屑(包括约5 cm粒度的岩屑)都可能进入扩散区。在扩散区内碎屑物向外运移的速度按高斯函数递减。自伞状云扩散区降落的火山碎屑物在地表形成面积广布的空降火山灰层，给定粒度的碎屑物的平面分布距离受到喷发柱高度和风力影响的控制，就如天池火山研究成果所示(魏海泉等，1999b)。对于持续性布里尼喷发柱，浮力柱高度HB常占喷发柱总高度HT的70%左右。随着喷发条件的改变，喷发柱会发生塌陷作用。自喷发柱塌陷回落的混合相自火山口向四周高速泛滥，火山碎屑流应运而生。由此而形成的富浮岩质、偏酸性火山碎屑流堆积物(ignimbrite，浮岩流，有时对应于熔结凝灰岩)。在火山口周围广大范围内，浮岩流(ignimbrite)覆盖在早期降落的空降堆积物之上，从而形成造浮岩流/熔结火山碎屑岩喷发(ignimbrite-forming eruption)典型的堆积序列(参见图3)。

图3 火山碎屑流堆积单元典型剖面

4.3 火山碎屑流——内部流体化

作为一个高密度的活性流体，火山碎屑流中碎屑物的垂向粒度分选在不同的单元之间是不同的，除去沉积物的细粒底部层，大碎屑的垂向粒度分选很常见。例如浮岩碎屑，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)；岩屑趋向于正粒序(Sparks et al., 1973)，但也可呈逆粒序(Sparks，1976)。在某些情况下，浮岩碎屑可极度富集于一个流动单元的顶部，但也可在靠近底部位置见到。在近地表沉积物中岩屑和浮岩碎屑的最大粒度也随着与火山口距离的增大而减小。

4.3.1流动单元和冷却单元

在一个火山喷发单元里可以形成若干个火山碎屑流，一个流动单元代表一次单一的火山碎屑流沉积岩舌的沉积单位，不同流动单元边界的标志是粒度组成和组构的变化、浮岩角砾的集中或岩块聚集、交错层等。典型的流动单元剖面(Sparks，1976)通常由一个细粒层(2a)和靠下部的岩屑富集层(2bl)及靠上部的浮岩富集层(2bp)组成的流动单元主体(层2，见图3)。其顶部有细粒富集的火山灰薄层(2c和层3)，而底部则可见到斜层理发育的细粒亏损的角砾堆积层(gs，层1)。当几个非常热的流动单元迅速相继堆积时，它们可以冷却为同一个冷却单元；当有温度间隔并干扰了相继而来热的连续冷却单元时，就形成了复合冷却单元。从侵位温度降到与环境温度相等可用几十年时间，这取决于沉积厚度和侵位温度。一个冷却单元的标志由熔结程度不同的分带岩石系统形成，熔结程度的不同又引起不同冷却状态下的岩石密度不同。在那些未经成岩作用、压实作用和变质作用引起的石化作用的年轻沉积物中，冷却单元的顶部和底部通常都由未经熔结的刚性火山碎屑物质组成。底部层未熔结是由于靠着冷的岩石基底，顶部层未熔结则由于向大气圈中相对较快的热对流和热幅射。在一个冷却单元的靠下半部位是熔结程度最强的部位，也是侵位最高温度保持时间最长的部位。在高的侵位温度和缓慢的降温速率的条件下，较厚的冷却单元之内也会发生炽热的致密玻璃质火山碎屑物的部分或彻底的结晶作用(原始脱玻化)。

4.3.2成因、搬运和活性

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岩穹的底部倾斜爆破形成；② 由生长岩穹的崩落形成；③ 由高气体负荷的岩浆在开放的火山口“煮沸”形成；④ 由超负荷垂向喷发柱的重力塌陷形成；⑤ 由熔岩流前缘的爆破性瓦解形成。垂向喷发柱塌陷是火山碎屑流演化的主要过程，因为常常见到火山碎屑流与垂直喷发柱降落堆积物共生，它们的形成是在喷发柱塌陷之后的。喷发柱的塌陷应该发生于像气体压力降低或火山口加宽这样的条件下，绝大多数(假如不是全部的话)火山碎屑流最初都是喷发柱塌陷形成的。然而，也有实例表明火山碎屑流可以是“没有喷发柱，而只是以大体积快速流出、煮沸状、发光熔岩状”等形式形成的(Fisher，1979)。

火山碎屑流搬运和沉积的方式主要是从沉积物的沉积学和地层学研究而推测的，但直接观察更有助于我们对侵位过程的了解。人们发现火山碎屑流内部是高度流体化的，是极具活性的。例如，除了观察到的速度从14 km/h到230 km/h外，火山碎屑流已按重力单独分成含有大多数固体岩块的下部分和由流动引起的细粒物质上部分叠置而成的膨胀灰云(Anderson et al., 1903)。如培雷山1902年喷发，那里的主要流体下部分局限于布兰基河，而上部形成的灰云(“炽热灰云”)翻滚着沿着培雷山的低部海岸区向南、北两个方向涌出。在南部区，膨胀的灰云埋没了圣培雷城。灰云继续翻转着穿过水体，渗入或烧毁了港口的船只。

人们最初认识到火山碎屑流的极大活性是追踪到极长的低坡度熔结凝灰岩席沉积的距离(大于100 km)以及它们可以越过的障碍物的高度(大于600 m)。活性大的原因是：① 原始颗粒上浮，之间产生摩擦，有气体自其中出溶(Fenner，1923；Sparks，1979)；② 炽热的浆屑(岩屑)熔结破碎引起内含受热气体的释放(Fisher et al., 1982)；③ 在火山灰流前缘吞没的气体的加热和膨胀(Wilson et al., 1982)。气体的吞没作用、加热作用和膨胀作用都有助于火山灰流湍流部分的活性(Wilson, 1980)。圣海伦斯喷发资料强烈表明火山碎屑流中的气体主要摄取于源区喷发柱内(Banks et al., 1981)。岩浆气体自液体颗粒间出溶，颗粒破碎时气体的释放和膨胀在某种程度上可能都有助于流动。Sparks等(1978)认为流动速度达100 m/s时，本身动量就可冲过几百米高的障碍物。按Sheridan(1979)的观点，“能量线”的坡度从喷发柱气冲区的顶端沿搬运路线追索到岩流的远部岩舌；火山碎屑流可以翻越不超过能量线的所有障碍物。

4.4 火山碎屑涌浪——低颗粒密度流的稀释机制

火山碎屑流沉积，常常是很少分选，呈块状。而作为低浓度颗粒密度流的火山碎屑涌浪沉积，较火山碎屑流沉积物有更好的分选、更细的粒度和薄的更好的层理。这两种沉积类型可单独产生，也可密切相关。火山碎屑涌浪沉积物是任一类型涌浪沉积的通称，按成因或岩系中位置命名。它们包括；① 地浪堆积物，下伏于很小到中等体积的火山碎屑流沉积物之下；② 灰云堆积物，上覆和超覆于火山碎屑流沉积物边缘之上；③ 底浪堆积物，形成于水爆火山碎屑喷发。地浪沉积物可能大部分形成于火山碎屑流前缘卷吸进来气体的受热膨胀。灰云浪沉积物明显成因于流动着的火山碎屑流顶部的水析作用(水力分选)或流动时细粒物质的箕选分异作用，它们都是与火山碎屑流主体流动伴生的。

火山碎屑涌浪堆积物是薄到厚层的层流状沉积，许多情况下都有平直的层理构造，有时也有波状交错层理构造。最典型特征是波状、透镜状或低角度交错层。涌浪堆积可以是互层状的，也可以是粒度向上覆的堆积单元过渡，这表明它们与火山碎屑流的密切关系。但在很多情况下，在涌浪堆积的背景之上都有一个突变，近似于火山灰飓风。涌浪堆积可由喷发柱边部塌陷形成，涌浪堆积的继续就是火山灰流(细粒火山碎屑流)堆积，而火山灰流堆积来自于喷发柱中央主体部分的塌陷。Wilson(1980)认为涌浪堆积形成于流体底部强烈的浊流运动。火山碎屑涌浪堆积比有关的火山碎屑流堆积分选要好，但碎屑直径中值则可大可小。涌浪堆积物与相关的火山碎屑流堆积物相比通常都富集晶体和岩屑(Walker，1971)。

关于流动和侵位机制，它取决于颗粒的浓集作用，一般可分为：① 火山碎屑流，定义为高度浓集的半流体化碎屑流，它基本属于层流运动；② 火山碎屑涌浪，属于低浓集的紊流状流体(Sparks et al., 1973；Fisher，1979)，常形成典型的具有沉积构造的堆积。在很多情况下，火山碎屑涌浪和相对应的火山碎屑流来自于同一原始物质流，在不同的重力分异过程中(一系列流体化的气体流通过运动着的流体时具有不同的速度)而分离出来的。

5 火山岩相的建立和喷发动力学恢复

火山岩相是指火山作用产物在空间上分布的位置、成岩环境、产出和形成方式以及它们呈现的外貌和特征。从火山学研究的发展历史来看，可以划分出3个具有里程碑意义的阶段，即火山岩石学、火山岩相模型和火山学研究3个阶段。正是因为有了详尽深入的岩石学研究，以及合理的相模型建，关于火山的研究才上升到了火山学阶段。在火山岩相模型建立方面，首开先河的是苏联学者(Усов，1935；Кузнецов，1953)。Малеев(1963，1980)提出并完善了一个比较完整的火山碎屑岩相的分类。在苏联学者研究的影响下，中国学者也开始了火山岩相学研究。1962年，孙善平等❷按距离火山口距离将火山岩相分为火山口相、近火山口相和远火山口相，每个相进一步分为陆成亚相和水成亚相。1970～1980年代，随着火山岩区地质与找矿实践、研究的积累，许多生产部门、科研单位和高校学者陆续提出了不同程度的火山岩相划分方案(刘宝珺，1980；李兆鼐等，1983；孙善平等，1987，2001；陶奎元，1994)。西方和日本在火山岩相研究方面起步略晚，直到20世纪60年代，研究主要集中于火山岩的地球化学、矿物学和岩石成因方面(Cas et al., 1987)。Lajoie(1979)应用相和相模式思想对火山碎屑岩进行了火山碎屑岩相的研究，Fisher等(1984)在《火山碎屑岩》一书中详细地总结了西方学者在火山岩相研究方面的工作，为建立完整的火山岩相模式提供了重要资料，但关于火山岩相的划分并不系统。随着相分析方法在西方广泛的开展和积累，Cas等(1987)结合沉积学方法系统地总结了现代和古老火山岩岩相类型、相模式及其形成过程和沉积环境。之后，McPhie等(1993)从火山碎屑堆积物的成因类型及火山岩岩相角度对火山岩结构及其形成过程和成因给予了深入诠释。

5.1 岩相学研究指标和模型

对于溢流相，主要的研究指标有：① 熔岩流的规模(长度、宽度、厚度)、流动的方式(是限定性的熔岩渠道流动，还是非限定性的面状发散流动)、整体形态、表面形态和破碎状况、内部岩相和气孔分带特征、枕状熔岩发育情况和特征、熔岩隧道形态和发育程度、中酸性熔岩形态(岩脊、穹丘、熔岩塔、熔岩塞)；② 环境因素(陆地、水下、冰下、高山、平原、沼泽等)、地形约束；③ 岩浆的成分、挥发分含量、晶体含量和分布、火山玻璃含量、气泡形态和含量、气泡充填和杏仁体情况、熔岩的结构和构造；④ 包体大小、类型和含量；⑤ 熔浆物理性质(温度、压力、黏度、屈服强度)、溢出速率和溢出量；熔浆溢出部位、溢出方式；⑥ 塑性流动特征、张裂和胀裂特征、柱状节理发育情况、剪切破裂情况；⑦ 脱玻化程度、热液蚀变改造程度等。

对于陆上和水下火山碎屑岩相，主要的研究指标有：① 火山喷发的方式、喷发类型、喷发环境；② 火山喷发物离火山口的距离、运动特征；③ 火山碎屑堆积体的整体几何(长度、宽度、厚度、体积)、平面和垂直分布；④ 碎屑物的颜色、粒度、形态和形貌、变形情况(塑性与刚性)、分选性和磨圆度、空间分布和堆积厚度、胶结及熔结程度、烘烤程度、淬碎情况、胶结物类型和方式；⑤ 岩性(岩浆的成分、晶体含量和分布、火山玻屑含量、气泡形态和含量)、岩石结构；⑥ 原生构造(层理、韵律情况、层面构造、喷发物在时间和空间上的交替次序)、次生构造(如褶皱、断裂)及其特征；⑦ 地形、古水流或沉积物运动型式、外源沉积物运移方式；⑧ 化石/外来物体(树模、挟带情况和挟带物质类型)；⑨ 脱玻化程度、热液蚀变改造程度。根据Fisher等(1984)对火山喷发过程形成的火山碎屑物原生堆积构造特征分析，综合厘定：① 空降火山碎屑堆积体的几何形态是扇形或舌状形态，垂直断面是楔状、透镜状和山谷剖面形态，顶部与底部层理相互平行，堆积物覆盖在障碍物上，发育粒序层；② 火山碎屑流堆积体的几何形态是扇形、舌状和山谷充填形态，垂直断面是楔状、透镜状和山谷剖面形态，上下层面的关系是平顶、底部与原始地面一致，具背风构造，内部结构是粒序层理、块状层理和定向层理；③ 火山碎屑涌浪堆积体发育交错层理、水平层理、逆行沙丘、U形槽型—坑状床型，发育层理下陷、包卷层理、负荷构造、泥裂和细沟等沉积后构造。

对于隐爆火山岩相，主要的研究指标有：① 隐爆火山岩体的产状、平面和剖面形态(岩墙、岩株、岩筒、岩管还是复杂的岩体)和规模、分支复合情况、埋藏深度；② 隐爆火山岩相的类型(浅成相、火山通道相、火山口相)、隐爆火山岩的岩石成分、类型、组合、分布、分带和伴生关系、岩石的结构(粗晶结构、圆斑结构、分凝结构、均匀结构、碎屑结构)、岩石构造(岩球构造、流动构造、层状构造)、含挥发分情况；③ 隐爆碎屑岩的碎屑颗粒的形态、大小、分布和含量、同源岩屑及深源捕虏体、捕虏晶、巨晶的类型、大小、形态、数量和分布；④ 火山口的形态、大小和高度、火山口相的岩石类型；⑤ 围岩的类型、产状、破碎和变形程度、坍塌情况、交代程度；⑥ 隐爆火山碎屑岩的孔隙度、碎屑的胶结物类型和方式、交代蚀变程度和风化程度；⑦ 含矿品种、成矿类型、矿化方式、赋存部位；⑧ 断裂控制、破裂方式。

截至目前，陆上基性熔岩流结构模型、中酸性熔岩流结构模型、科马提岩熔岩结构模型、柱状节理剖面模型、水下酸性熔岩侵入模型、水下枕状熔岩形成模型等均已建立(Cas et al., 1987；McPhie et al., 1993；Sigurdsson，2015)；金伯利岩隐爆角砾岩岩筒模型、火山喷发通道模型、火山喷发柱模型、火山碎屑物空落扩散模型、火山碎屑流形成机制模型、陆上和水下火山碎屑流堆积模型、岩浆蒸汽爆炸模型、海底火山爆炸模型、火山碎屑密度流模型、火山碎屑浊流堆积模型、火山泥石流模型、冰下火山喷发模型、淬碎火山碎屑堆积模型等均得到了系统的完善(Fisher et al., 1984；Cas et al., 1987；McPhie et al., 1993；Sparks et al., 1997；Sigurdsson et al., 2015)。

5.2 动力学参数的限定和实验模拟

火山岩岩相的建立，为20世纪80年代后期开始发展起来的物理火山学，以及火山岩岩相研究向火山学研究阶段的转变奠定了基础。20世纪80年代物理火山学开始兴起，在地质研究的基础上开始探索火山活动过程和控制机制的理论模型、实验模拟和数值模拟研究，促进了火山学的发展。流体动力学的介入对理解火山喷发的基本过程具有里程碑式的推动意义(Huppert，1986)。

5.2.1火山喷发动力学参数的限定

陆地上的岩浆爆炸式喷发、岩浆与水体作用的爆炸式喷发、水下(冰下)火山喷发等是主要的火山活动类型，而岩浆内的气体扩张所导致的岩浆爆炸式喷发是陆地上火山喷发的主要形式。岩浆喷发的气体夹杂着火山碎屑物的两种最重要运动方式是火山喷发柱和火山碎屑流。从动力学角度来看，火山碎屑喷泉总体属于一种射流；火山碎屑流总体属于一种热密度流。表3给出了火山喷发柱和火山碎屑流状态的常用物理参数和无量纲数及其范围。虽然火山喷发的强度和气体—颗粒分散系的溢出速率不同，但火山喷发柱和火山碎屑流绝大多数情况下属于湍流动力状态，其雷诺数会超过数千，甚至达到108～109。

表3 火山喷发柱和火山碎屑流的常用物理参数和无量纲数范围

岩浆与水体的相互作用导致火山爆炸有多种方式，如岩浆喷发到浅海或湖水中、上升的岩浆与地下水体相遇、岩浆在冰川下方喷发等。岩浆遇水体的爆炸式喷发从动力学角度来说属于低浓度的密度流。水下火山喷发常见于洋中脊、洋底海山、洋岛、俯冲带上方和弧后盆地。水深300m以下由于水压较大，岩浆中的挥发分一般不能大量出溶，因此不像陆地上一样的爆炸式喷发。深海溢出的炽热岩浆遇到冷的海水会导致岩浆发生淬碎现象。当火山生长到离海平面几百米以内时，才可能形成水下爆炸式喷发。水下爆炸式喷发也可以产生水下喷发柱和水下火山碎屑流，以苏特塞式喷发为代表。水下快速堆积的火山碎屑物还会形成浊流或密度流的次生堆积。

5.2.2流体动力学实验模拟

近几十年来，火山学家应用模拟实验方法来研究火山喷发物理过程的工作取得了许多进展。Roche等(2019)全面地总结了火山喷发过程的实验物理火山学的结果，涵盖了火山通道过程、火山射流和喷发柱、火山碎屑密度流过程、熔岩流和熔岩穹形成过程、岩浆射汽喷发和射汽喷发以及岩屑崩塌过程。模拟实验主要是利用天然或模拟材料在约化尺度下来模拟火山喷发过程和火山现象。为了保证模拟结果与实际火山喷发现象之间匹配性和可靠性，所有实验必须符合标度律，并且用无量纲数来描绘物理动态并确定标度律，从而使实验结果拓展到自然尺度。

对于布里尼喷发柱，在4.2节总结的喷发柱内结构分区及分区高度的制约因素、喷发柱内碎屑物上升与沉降动力学过程等研究成果的基础上，重点开展了喷口的参数和环境条件对喷发柱的湍流动力学的影响。通过激波管、水槽实验，对喷口处非稳定条件对喷发流体动力学的影响、稳定持续的布里尼柱动力学(包括风对喷发柱的效应、卷吸作用)以及控制火山灰云颗粒沉降的机制问题都得到了很好的认识(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)对湍流柱(turbulent plume)产生的稀悬浮体中颗粒沉降提出了理论模型并进行了实验验证，结果显示模型与实验结果吻合得很好。通过出口处施以不同的动量和质量通量，Woods等(1992)确定了4种不同的喷发柱行为：① 稳定的浮羽流；② 周期性释放热量的坍塌喷泉；③ 浮力物质涌出的重力流补给的坍塌喷泉；④ 低的坍塌喷泉。Carazzo等(2013)的实验证实，颗粒沉降驱动的大规模不稳定性以及细颗粒的差异扩散会导致混合物发生内部分层，这种现象可能会在自然界火山喷发云中出现。Dellino等(2014)在一个30～60cm的大型圆柱形导管底部释放高压气体，导管内填充天然火山碎屑样品，然后高速推进产生强烈湍动的混合物，研究发现系统的比机械能(specificmechanicalenergy)决定系统最终是产生携带碎屑物颗粒的浮力柱流，还是具有重力流特点的高浓度坍塌喷泉。陈正全等(2018)实验模拟了侧向遮挡对低密度火山碎屑流的影响，实验表明部分遮挡能够提高低密度火山碎屑流通过之后的流速，并可以增加通过遮挡的颗粒堆积总量。

相比喷发柱，实验模拟火山碎屑流的研究开展得较晚，但进展却比较快(Freundtetal., 1998；Sulpizioetal., 2014；Dufek，2016)。目前，实验研究主要涉及重力流中固体颗粒的两种运输机制，即由湍流流体相携带颗粒的稀混合物以及通过颗粒相互作用和/或固体—流体相互作用传递动量的稠密颗粒流。考虑到标度以及技术要求或限制，实验一般采用液体或气体(通常为水或空气)作为模拟液相(Rocheetal., 2019)。对于稀的湍流流动状态，Dade等(1995)和Stix(2001)的实验揭示颗粒沉降会导致固体浓度随时间呈指数下降，从而导致流体密度、速度和雷诺数逐渐下降。Choux等(2002，2004)以致密颗粒和轻颗粒模拟岩屑和浮岩进行了火山碎屑密度流实验模拟，实验中采用了对数正态分布的颗粒分布，结果显示：在初始颗粒浓度为0.6%～23%(按体积计)时，致密颗粒分凝受劳斯数(Rousenumber，劳斯数是流体力学中的一个无量纲数，它决定了碎屑物在流体中运移的特性)控制，轻颗粒仅在浓度低于百分之几时保持与单相水动力学运动一样的方式，而在较高浓度时它们会发生有效分离。由于延迟沉降，沉积物中轻的大颗粒在垂直和纵向上会发生逆序分级。对于沿坡向下流动混合流体，实验表明由沿流动轴的环境流体卷吸引起的浮力柱所导致的暂时约束减弱了混合作用，并促发了未混合流体的脉冲(Huppertetal., 1986)。Freundt(1998)进行了形成强熔结凝灰岩的高温火山碎屑密度流的就位实验，实验表明由密度流导致的强熔结凝灰岩的就位是不可能的。对于高密度的稠密流动状态，颗粒相互作用控制着能量耗散，导致颗粒分凝和大量火山灰的产生，因此颗粒碰撞、摩擦和分凝一直是此方面研究的重点(Cagnolietal., 2004；Muelleretal., 2015)。此外，流体化作用对稠密颗粒流的动力学效应(Wilson，1984；Lubeetal., 2019)、火山碎屑密度流与地形之间的相互作用机制也取得了一些进展(Bursiketal., 2000)。

射汽岩浆喷发的小规模模拟工作始于Wohletz(1983)熔融的燃料-冷却剂(moltenfuelcoolant)相互作用的模拟实验，该实验产生棱角状至次圆状细颗粒(典型大小为20～200μm)且碎屑粒度随着爆炸性的增加而减小。Sonder等(2018)研究揭示岩浆—水相互作用的强度可能取决于长度尺度。为探索低平火山口—岩管形态形成和成坑过程，火山学家们进行了一些地下爆炸模拟实验。Valentine等(2012)实验研究显示，多次爆炸(典型的射汽岩浆喷发)形成的火山口的大小与能量相似的单次喷发差不多，但火山口更窄、更深。Ross等(2008)通过将压缩空气或空气—颗粒混合物从点源注入颗粒材料中来模拟爆炸过程，注入过程显示非黏性的主介质中注入物质呈现向上膨胀的气泡形状，而且产生了一个外表面为穹顶的空腔，凹陷中的堆积物呈圆锥状并向上张开。而黏性材料的实验表明基质的强度控制着成坑过程和结构(Gallandetal., 2014)。近年来，通过激波管实验对导致饱和水岩石碎屑化的射汽喷发也进行了研究，结果表明突然产生的蒸汽所释放的能量比气体膨胀释放的能量高一个数量级，可以导致天然岩石样品产生更快的碎屑化、更细的粒度和更高的喷射速度(Mayeretal., 2015；Montanaroetal., 2016)。

火山泥石流严格意义上是一种火山碎屑与水不同比例混合的外动力过程，它们的力学行为可以通过考虑两相成分如何影响动量传递和能量耗散来模拟(Iverson，1997)。在涵盖许多颗粒和相邻流体的连续介质尺度上，局部润滑力的效应由可能导致液化作用的孔隙流体压力来表现。随着火山灰运动的减缓和停止，液化作用减弱，火山灰沉积物最终脱水并固结，直至达到近乎坚硬的状态(Vallanceetal., 2015)。Thouret等(2020)总结并评述了火山泥石流和碎屑流的模拟实验研究，早期主要是小尺度的模拟实验，近些年开始中至大尺度的模拟实验(模拟实验利用天然材料在室外几十米长的水槽中进行)。大量的受控实验初步量化了火山泥石流或碎屑流的重要物理参数和流变参数，深化了人们对它们的认识。Iverson等(2001)所做的从0.3m宽、坡度为18°的矩形水槽顶部向下通过3m横截面的泥石流流动实验表明，水流深度和垂直速度剖面呈现出明显的变化，这种变化反映了表观流变学的变化。Iverson等(2015)指出，在对比实验流动和自然流动时，必须考虑黏性剪切阻力和黏聚力、孔隙流体压力、特征宏观速度和时间尺度的巨大影响。Cui等(2015)通过黏性泥石流冲击压力和流态的实验分析将碎屑流体的冲击过程分为三个阶段，即头部的突然强烈冲击、躯干的持续动态压力以及尾部的轻微静态压力。

总之，火山喷发动力学模拟实验已经在不同的火山作用过程方面广泛地开展起来。正是基于实际火山喷发过程的观测以及对喷发产物建立的经验模型，通过针对性的喷发过程的模拟实验，获取有关活动过程及其物理参数，进而建立和完善不同物理变量之间的函数关系，即进入了火山物理学研究层面。将模拟结果推广至火山喷发的实际场景，就可为预测未来火山的喷发行为提供具体的理论支撑，从而完成火山学研究面向实际的直接应用。

6 结论

(1)火山碎屑岩是爆破性火山喷发直接行为的产物；火山质碎屑岩则包括了原生的火山碎屑岩以及熔岩流流动时产生的自生碎屑和火山地表次生碎屑组成的岩石；火山学是一门研究火山和火山喷发行为的机理、过程及其喷发产物特性的科学。

(2)火山碎屑岩作为火山爆发碎屑物质的集合，以其特有的碎屑物组成、结构和相组合记录了火山喷发的物理过程。近百年来对于火山碎屑岩的研究历史反映了人们对火山认识的深化，其中对火山碎屑物成因分类的认识深化起到了至关重要的推动作用。

(3)火山碎屑物不同的粒度及热状态反映了所在堆积相的空间结构，岩相组合则记录了火山喷发物的搬运、定位和成岩的物理过程。据此可以开展喷发动力学相关的模拟实验、参数限定、灾害防治等火山学研究工作。

致谢:2022年是中国地质学会成立一百周年，火山碎屑岩的研究也经历了由认识、修正、深化到完善的历经百年的研究进展。2022年也恰逢孙善平教授九十华诞，作为国内最具代表性的火山碎屑岩研究专家，孙善平教授和李家振教授凭借他们详实的野外调查和岩相学观察资料，系统总结了国内火山碎屑岩分类命名工作中遇到的实际问题及解决方案，在参照国内外相关研究成果和认识的基础上，逐步完善了我国火山碎屑岩分类命名体系。作为导师，他们悉心指导我们了解火山碎屑岩研究的前沿课题，特别是爆破性火山作用对火山碎屑物形成的物理机制，带领我们步入了一个崭新的物理火山学研究领域。值此中国地质学会百年庆典之际，我们系统地总结了火山碎屑岩及火山碎屑物百年研究进展，以此作为向恩师九十华诞庆典的专业汇报，也希望能对国内火山碎屑岩和火山学的深入研究起到借鉴促进作用。成稿过程中，朱勤文教授和罗照华教授对论文初稿提供了十分有益的建议，章雨旭研究员的细致修改极大地提高了本论文的可读性。

注释/Notes

❶ 孙善平. 王小明. 1959. 火成碎屑岩. 见：池际尚主编.岩浆岩岩石学. 北京：北京地质学院出版: 1～297.

❷ 孙善平. 王小明. 1962. 关于火山碎屑岩成因特征及分类命名问题. 见: 庆祝校庆十周年第八届科学研究报告讨论会论文摘要. 北京: 北京地质学院: 22～27.

❸ 中国地质学会岩石专业委员会. 1980. 第一届全国火山岩会议论文摘要汇编: 93～147.