射汽岩浆喷发是一种特殊的火山喷发方式, 是指岩浆在上升过程中遇到地下水或地表水并发生相互作用, 产生大量水蒸汽导致的爆炸式喷发(Sheridan et al., 1983; Lorenz, 2003; 孙谦等, 2007)。 产生这种火山作用的岩浆多为基性和超基性岩浆, 也有中酸性岩浆和碱性岩浆出现, 但较为少见(Lorenz, 1973, 2003)。 射汽岩浆喷发的主要产物为玛珥式火山(maar)和基浪堆积物(base surge deposits), 前者又称低平火山口, 后者由紧贴地面流动的基浪堆积后形成, 通常具有大型板状交错层理、 波状层理、 水平层理以及增生火山砾等特征性构造和物质。 国际上针对其开展的相关研究较早也较为广泛(Fisher et al., 1969, 1970; Lorenz, 1973, 1986, 2003, 2007; Sheridan et al., 1983; Kokelaar, 1986; Zimanowski et al., 1986, 2015; White et al., 1999, 2011; Wohletz, 2002; Valentine et al., 2015; Lorenz et al., 2016; Yoon et al., 2017; Latutrie et al., 2020), 而在国内得到的关注不多, 因而相关工作的开展相对较晚, 研究也较少(刘祥, 1996; 魏海泉等, 1999; 刘嘉麒等, 2000; 郭正府等, 2002; 孙谦等, 2003, 2005a, b, 2006, 2007; 徐德兵等, 2005; 白志达等, 2006; 樊祺诚等, 2006;王锡娇等, 2015 )。

实际上, 射汽成因的火山是大陆和海岛上较为常见的火山(Lorenz, 2003), 世界各地都发现存在玛珥式火山和基浪堆积物。 中国射汽成因的火山主要位于东北龙岗火山区、 内蒙古阿巴嘎和集宁地区、 雷琼地区以及青藏地区(可可西里和藏北西昆仑区)(刘嘉麒等, 2000), 分布较为广泛。 世界上约有10%的人口居住在与射汽成因火山活动相关的区域内(Baxter et al., 2015), 射汽岩浆喷发作用产生的地震、 基浪、 弹道式喷发形成的火山弹和火山砾、 火山灰等可造成人员伤亡和财产损失, 因此对此类火山的研究和预测显得尤为重要(孙谦等, 2005a, 2007; Lorenz, 2007)。 射汽岩浆喷发在不同的岩石环境中会形成不同的火山机构, 在较为坚硬的岩石环境中通常形成火山角砾岩筒结构, 在较软的岩石环境中则会形成凝灰岩环或凝灰岩锥(Lorenz, 2003), 对其火山机构进行观测与研究有助于探究此类火山活动的喷发过程和形成机制。 另外, 年轻的玛珥式火山有时可在火口处积水成湖, 被称为玛珥湖, 它整体比较封闭, 水文、 沉积系统较为简单, 能够提供较长时间尺度、 具有高分辨率的持续稳定的沉积记录, 有助于对古气候、 古环境变化的研究(刘嘉麒等, 2000; 储国强等, 2018)。 本文在前人研究的基础上总结了射汽成因火山的形成机制、 特征以及基浪堆积物的沉积特征, 详细阐述了不同岩石环境下射汽岩浆喷发形成的火山机构, 介绍了前人在火山地质学、 岩相学、 沉积学等方面的相关研究成果。

针对射汽岩浆喷发的相关工作始于1921年对德国西部Eifel地区低平火山口(maar)开展的研究(Lorenz, 1970), 随后许多国外学者(Moore, 1967; Fisher et al., 1969, 1970; Walker et al., 1971; Crowe et al., 1973; Walker, 1981)对射汽岩浆喷发产生的基浪及其形成的堆积物进行研究, 阐述了基浪形成、 搬运和沉积的过程, 总结了基浪堆积物的成分及粒度特征, 分析了特征沉积构造的成因。 Lorenz(1970, 1973, 1986, 2003)建立了射汽岩浆喷发的水岩模型, 探究了不同地质环境下形成的玛珥-火山角砾岩筒型火山与凝灰岩环火山之间的关系; Sheridan等(1983)进行了室内模拟水岩反应实验, 建立了射汽岩浆喷发的喷发模型; Wohletz(1983)通过扫描电镜分析发现射汽岩浆喷发作用产生的5种主要的火山碎屑形态类型; Zimanowski等(1986, 1991, 1997)通过实验模拟了岩浆(熔体)与水的相互作用, 并改进了前人的试验方法, 定量探究了物理、 化学条件的改变对爆炸的影响, 阐述了爆炸过程中的破碎机制; Bü ttner等(1999)分析发现火山灰颗粒表面的特征有助于识别岩浆与水的动力联系, 火山灰颗粒的丰度与岩浆和水的质量比有关; Dellino等(2000)建立了基浪的流体动力学模型, 计算了火山碎屑颗粒在沉积前的最大移动距离; Austin-Erickson等(2008)通过实验和野外观测研究了流纹质岩浆引起的射汽岩浆喷发作用。 近年来, 一些国外学者结合野外观测与实验对射汽岩浆喷发作用的动力学过程进行了定量研究和分析, 期望建立更为合理的喷发模型。 火山口的大小与爆炸喷发的能量有关(Goto et al., 2001; Taddeucci et al., 2010)。 Valentine等(2015)发现火山口的大小不能有效地反映爆炸的能量, 其形态只能为爆炸能量和爆炸点的迁移提供半定量的信息。 Zimanowski等(2015)将实验产生与自然条件下产生的火山碎屑颗粒进行对比, 把碎屑颗粒按形成方式分为3类, 探究了射汽岩浆作用的破碎机制。 Lorenz等(2016)提出了一个模拟射汽成因火山生长的数学模型。 另外, 也有一些学者将射汽岩浆喷发作用与普通的岩浆喷发作用进行对比, 制定了分类标准以更好地区分2类火山作用(White et al., 2016; Latutrie et al., 2020)。

中国对射汽岩浆喷发的研究开始较晚, 对基浪堆积物和玛珥湖相关的研究相对较多, 但对于喷发过程和喷发机制相关的研究报道较少。 刘祥等(1997)运用野外测量、 扫描电镜分析等手段对吉林龙岗新生代火山群基浪堆积物的形貌特征和分布范围进行了详细的研究; 杜杨松(1998)运用地球化学等分析手段对浙江雁荡山地区的基浪堆积物进行了研究; 孙谦等(2005a, b, 2007)运用热力学知识, 采用数值分析模拟等方法对射汽岩浆喷发的喷发机制进行模拟, 分析了喷发的动力学机制; 白志达等(2006)通过对火山碎屑物的组成、 粒度、 形貌特征的分析识别了龙岗火山区3种不同的爆破式火山作用; 于红梅等(2008)对龙岗南龙湾火山碎屑物质进行了粒度和扫描电镜分析, 研究了其碎屑颗粒的形貌特征。 赵波等(2008)运用Wohletz等(1989)的SFT分布模式对龙岗地区龙泉龙湾基浪堆积物进行了粒度分析, 探讨了碎屑物质的搬运模式; 张进奎等(2019)划分了内蒙古东部晚第四纪玛珥式火山的喷发期次, 探究了其形成过程。

目前, 对于射汽岩浆喷发过程的认识尚存争议。 一些学者认为射汽岩浆喷发过程与燃料冷却剂相互作用(FCI)过程相似, FCI涉及2种液体的接触, 燃料的温度要高于冷却剂的沸点, 这种相互作用通常会导致冷却剂蒸发和燃料冷却或淬火, 且常伴随着爆炸(Colgate et al., 1973; Board et al., 1974, 1975; Buchanan, 1974; Frö hlich et al., 1976; Drumheller, 1979; Corradini, 1981)。 爆炸时FCI能迅速将热能转化为机械能, 其传热速率远超正常沸腾几个数量级(Witte et al., 1970)。 Sheridan等(1983)、 Zimanowski等(1991)将FCI应用于射汽岩浆喷发作用中, 建立了水-熔体相互作用的模型, 并将此模型分为4个阶段( 图 1): 1)岩浆上升遇到水或含水沉积物, 水与岩浆的接触面形成了一层蒸汽膜。 2)由于地震或蒸汽膜局部过度膨胀导致压力脉冲式变化, 蒸汽膜发生局部坍塌和破碎, 岩浆与水发生直接接触, 并伴随着局部围岩的破碎。 在这个阶段, 蒸发能的主要作用是使熔体碎裂, 这导致水和岩浆接触的表面积增加(Corradini, 1981)。 3)短时间、 大规模的水-熔体相互作用使蒸汽快速膨胀, 熔体、 蒸汽、 围岩充分混合。 此阶段中, 较大的岩浆与水的接触面积反过来又促进水的进一步蒸发, 这种反馈过程迅速增加了系统的总机械能(PAV)。 4)当总蒸发能超过极限时, 系统就会爆炸, 迅速膨胀的蒸汽推动夹带的熔体碎片和围岩碎片, 产生射汽岩浆喷发。 在这个阶段, 蒸发能的主要作用是加速碎屑颗粒, 使其进入周围的低压空间。 如果未混合的岩浆和水在最初的爆炸后仍留在系统中, 那么岩浆和水定期流入混合带则可导致持续爆炸。

图 1

Fig. 1

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	图 1 水-熔体混合阶段示意图(Sheriden et al., 1983) a 熔体与水饱和沉积物侵位, 沿接触面形成一层薄薄的气膜; b 含水层内高压蒸汽体积脉冲式增加, 在这一阶段, 围岩可能发生局部角砾岩化; c 大规模水-熔体相互作用, 混合围岩、 蒸汽和熔体; d 封闭的岩浆房爆炸破裂Fig. 1 Schematic diagram showing the stages of water/melt mixing within a multi-layered medium (Sheriden et al., 1983).

也有许多学者支持岩浆模型, 认为此模型可以解释金伯利岩和碳酸质岩浆形成的玛珥式火山的喷发过程。 他们认为此类岩浆上升速度较快、 密度较低且富含挥发分, 岩浆上升到近地表的过程中挥发分出溶并聚积到岩浆的头部, 这些挥发分有助于岩浆侵入到围岩的裂隙中, 当岩浆上升遇到屏障时会发生短暂的停留, 产生气帽(gas cap)并形成一个封闭的系统; 出溶气体的增加和聚积导致围岩发生角砾岩化, 由于出溶气体体积的增大和系统限制压力的降低, 越靠近地表受到影响的围岩区域越大; 当挥发分的压力超过系统的限制压力时则会发生爆炸, 随后二氧化碳等挥发分的快速出溶导致岩浆发生快速流体化并向上流动, 围岩发生侵蚀、 破碎, 最终形成火山角砾岩筒(Clement, 1982; Clement et al., 1989; Kirkley et al., 1998; Field et al., 1999; Webb et al., 2004)。

综上所述, 2个模型差异很大, 但任何模型都必须符合物理定律, 并应得到相应实验的支持。 实验表明, 在水-熔体模型中, 金伯利岩或碳酸盐熔体可以与水发生爆炸性相互作用(Kurszlaukis et al., 1998; Lorenz et al., 1999), 但支持岩浆模型的实验尚未进行。 因此, 水-熔体模型可能更符合实际情况。 岩浆从地下上升到近地表的过程中与地下水或含水沉积物相遇, 发生爆炸性相互作用时, 无论岩浆的化学性质如何, 都会形成玛珥式火山。 水-熔体的相互作用使岩浆发生碎片化, 随后水热爆炸产生的冲击波使围岩破碎, 水蒸汽、 岩浆碎屑、 围岩碎屑充分混合并向上喷射, 上升到地表发生减压和冷凝使火山碎屑物质发生沉积, 一部分碎屑物质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、 弹道式喷发或空降的形式形成火山碎屑环。

前已述及, 玛珥式火山多因基性或超基性岩浆与地下水相互作用后产生爆炸式喷发作用而形成, 地下水存在的2种不同环境可能对火山的爆炸式喷发产生不同影响(Lorenz, 2003)。 由于坚硬岩石中存在节理和断裂, 地下水可以储存在其中形成联合含水层(joint aquifers), 这些位置的水力活动比较活跃(Lorenz, 1973; Lorenz et al., 1980; Bü chel, 1993)。 在这种环境下形成的玛珥式火山称为玛珥-火山角砾岩筒型火山(Maar-diatreme volcanoes), 其沉积物中含有来自根部带的坚硬围岩碎屑和火山角砾岩筒、 火山口的岩石碎屑。 在较软的岩石环境中, 近地表处存在水饱和的未固结的沉积物, 因其具有较高的渗透率形成孔隙含水层(pore aquifers), 此环境下常形成凝灰岩环(tuff-ring)或凝灰岩锥(tuff-cone)火山, 沉积物中含有大量矿物和砂砾, 但几乎没有包含坚硬沉积物的岩石碎屑。 另外, 上述2种环境也可同时存在, 如在较硬的沉积物或结晶基底岩石上覆盖着未固结的水饱和沉积物的地区(Smith et al., 1989), 或在未固结沉积物中夹有已经固化的基岩和熔岩流的地区(Lorenz, 2003)。

玛珥-火山角砾岩筒型火山(Maar-diatreme volcanoes)模型主要由喷发环、 火山口、 火山角砾岩筒、 根部带和补给岩墙组成( 图 2)。 爆炸发生的位置为根部带, 根部带向下延伸为其自身的补给岩墙(feeder dyke)。 由于根部地区反复发生质量损失, 上覆的围岩和锥形火山角砾岩筒失稳塌陷以补充根部带的质量损失, 根部带长时间的向下推移导致锥形火山角砾岩筒和玛珥式火山口反复崩塌( 图 3), 因此玛珥式火山活动时间越长, 锥形火山角砾岩筒和玛珥式火山口的体积就越大(Lorenz, 1973, 1975, 2003; White et al., 2011)。

图 2

Fig. 2

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	图 2 玛珥-火山角砾岩筒型火山结构示意图(Lorenz, 2003)Fig. 2 Schematic diagram of a maar-diatreme volcano showing its feeder dyke, root zone, overlying cone-shaped diatreme(Lorenz, 2003).

图 3

Fig. 3

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	图 3 玛珥-火山角砾岩筒型火山的形成过程(Lorenz, 1986) X指假定的水蒸汽爆炸点地下水柱的最大深度Fig. 3 Schematic drawings showing the evolution of a maar-diatreme volcano(Lorenz, 1986).

玛珥式火山口周围常环绕一个火山碎屑环(tephra ring), 该火山碎屑环有可能在后期被侵蚀掉。 火山碎屑环中常形成具有明显沙丘状层理的基浪堆积物(Fisher et al., 1970; Waters et al., 1971; Crowe et al., 1973; Self et al., 1980), 也存在弹道式喷发形成的碎屑物质和空降物, 其中基浪堆积物占主体, 且与弹道式喷发物多为近源相沉积(Lorenz, 2003; Lorenz et al., 2016; Valentine et al., 2017)。 火山碎屑环中存在炸碎的围岩碎屑, 最上层的围岩碎片多位于喷发环的底部, 而深部地层物质喷出形成的碎屑则堆积于喷发环的顶部(Kienle et al., 1980; White, 1991)。 火山角砾岩筒的向下掘进(喷发)和火山口的形成与控制喷发沉积物几何形态的沉积过程没有直接联系, 如果玛珥式火山的后期喷发主要是发生在不断加深的火山口内或在火山角砾岩筒内部, 则将围绕火口形成较小的火山碎屑环; 相反, 如果岩浆供应充足, 则会形成一个较宽的喷发环。 镁铁质火山碎屑在后期会发生蚀变, 形成橙玄玻璃, 是大多数较老的镁铁质玛珥喷发环和火山角砾岩筒的典型特征(White et al., 2011)。 火山碎屑环层理较为发育, 可能有几十层到数百层, 大多数火山碎屑层很薄, 代表了近端的火山碎屑沉积, 指示了玛珥式火山喷发的次数, 从火山碎屑环的底部开始向外延伸数百km的火山灰代表了远端的火山碎屑沉积(Lorenz, 2003; 2007)。

玛珥式火山口是在火山喷发时形成的, 且火山口下切到原始喷发面之下, 并可能在喷发后作为一种景观特征持续存在; 也有一些火山口在喷发时形成, 但随后在喷发中被填满或掩埋。 火山口的直径从不足100m到2 000m不等(从火山碎屑环的顶部测量), 深约几十m到300m(Lorenz, 2003)。

玛珥式火山口中心可形成玛珥湖。 值得注意的是, 玛珥湖通常不是一次火山喷发所形成的, 而是经历了几十次乃至数百次火山射汽喷发才得以形成, 喷发中心有时也会迁移(储国强等, 2018)。 例如, 美国阿拉斯加的Ukinrek玛珥湖是在10d内经历多次火山射汽岩浆喷发形成的(Kienle et al., 1980)。 玛珥湖与其他成因的火山口湖存在一定差异: 1)成因机制不同。 玛珥湖是射汽岩浆喷发形成的火山口湖, 其底界面低于原始喷发面, 不同于溢流式和爆破式喷发。 2)火山碎屑的沉积构造不同。 射汽成因的火山碎屑常形成基浪堆积物, 具有板状交错层理、 波状层理、 沙丘层理、 逆沙丘层理、 爬升层理等特殊的沉积构造, 常规火山沉积的火山碎屑通常不具有这些存在指示意义的沉积构造。 3)沉积环境不同。 玛珥湖的形成机制较为特殊, 且为封闭湖泊, 没有河流进出, 形成了深水、 厌氧的环境, 很少受底栖动物扰动的影响, 水文、 沉积环境比较简单, 利于形成具有高分辨率记录的年纹层, 为研究古环境、 古气候提供了便利。

火山角砾岩筒是玛珥式火山口下的深部构造, 在一些较为年轻的玛珥式火山中, 由于尚未受到侵蚀或侵蚀程度有限, 在玛珥式火山的火口及其边缘可见火山碎屑沉积物; 而在许多古近-新近纪和前古近纪火山区内, 火山角砾岩筒往往直接暴露于地表, 其上方的火口及火山碎屑沉积物则因侵蚀作用较强而消失(Lorenz, 1986)。 火山角砾岩筒包括上部的层状沉积层和下部的非层状沉积层(Lorenz, 1973, 1975, 2003), 前者形成于与大气接触的环境中, 后者则形成于地下环境中(White et al., 2011)。

在火山角砾岩筒下方, 喷发通道随着深度的增加逐渐变窄, 最终在引发喷发的岩墙处终止, 从火山角砾岩筒到补给岩墙的过渡发生在根部带中(Clement, 1982; Mitchell, 1986; Lorenz et al., 1997, 2007)。 根部带的主要识别特征为破碎的围岩角砾、 围岩碎屑与侵入的火成岩的混合物(Clement, 1982; Clement et al., 1989; White, 1991), 混合物中还包含了上覆火山角砾岩筒的成分。

凝灰岩环火山(tuff-ring volcanoes)( 图 4)的形成过程与玛珥式火山角砾岩筒火山(maar-diatreme volcanoes)类似, 但其形成环境不同。 凝灰岩环火山的火口通常较宽且未下切到围岩中, 主要形成于较浅的环境中, 围岩遭受的碎裂作用较小, 因此只有少量的围岩碎屑(1%~5%)参与喷发, 在其下方没有深层的火山角砾岩筒。 缺少气孔的岩浆碎屑、 增生火山砾以及具有气孔的凝灰岩的出现表明有大量外部水参与了岩浆喷发(Lorenz, 1974)。 凝灰岩环多形成于具有高渗透率且富水的环境中, 如浅海和湖泊(Camus et al., 1981)或沿海礁石、 冲积平原和河流砾石层中(Lorenz, 1986)。 在该类型火山的喷发过程中, 大量水用于补充爆炸部位, 这阻止了根部带向下渗透, 最终形成了凝灰岩环火山。 Wohletz等(1984)采用改变熔体与水比例的方法研究了水与熔体的相互作用, 发现熔体与水之比为3︰1时易于产生玛珥式火山角砾岩筒, 比例为1︰1时易于产生凝灰岩环。

图 4

Fig. 4

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	图 4 凝灰岩环火山示意图(Lorenz, 1986)Fig. 4 Schematic diagram of a tuff ring and its supposed shallow diatreme(Lorenz, 1986).

岩浆上升过程中遇到地下水发生爆炸, 在蒸汽的作用下岩浆与围岩发生碎片化作用, 形成基浪。 基浪(base surge)一词最早出现在1947年南太平洋比基尼石环礁(Bikini)的水下热核爆炸实验中, 最先用于描述1965年菲律宾塔尔(Taal)湖底的火山喷发(刘祥, 1996)。 此后, 在日本、 欧洲、 美国、 新西兰、 韩国等地也陆续发现有基浪堆积物。 20世纪90年代以来, 中国也逐渐开展对基浪堆积物的研究。

4.3 沉积构造

基浪从火山口内侧向外侧扩散时, 随地势的起伏攀爬到达某个高度后, 由于能量的损失, 速度逐渐下降并发生沉积, 基浪堆积物的产状由陡变缓, 形成了爬升层理( 图5a)。 在野外考察时识别爬升层理有助于判断火口位置(孙谦等, 2005b)。

图 5

Fig. 5

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	图 5 沉积构造 a 爬升层理; b 似沙丘构造(Yoon et al., 2017); c 交错层理(Yoon et al., 2017); d “ V” 形坑; e 面状平行层理; f 增生火山砾Fig. 5 Sedimentary structures.

大型似沙丘构造( 图5b)是基浪堆积的典型标志, 可在平面上发育, 开始有少量碎屑物质堆积, 背流面坡度较小, 其内侧峰顶向远离火口的方向迁移, 且坡度随着沉积作用逐渐变陡, 说明在迎流面发生侵蚀作用, 因此粗粒碎屑不容易沉积下来, 而黏结力较强的细粒物质则可以沉积下来, 粗碎屑颗粒通常在背流面沉积, 形成似沙丘状构造(Crowe et al., 1973; 刘招君等, 2008)。 交错层理( 图5c)的形态与似沙丘构造相似, 迁移模式类似于爬升层理(Crowe et al., 1973)。

“ V” 形坑( 图5d)是基浪流动过程中或呈未固结、 半固结状态时, 岩浆爆炸喷射到空气中的岩浆碎屑(火山砾、 火山弹)坠落到基浪流上, 由于重力撞击作用形成的凹坑。 也有人认为“ V” 形坑在同一层面上连续分布, 这是射汽喷发与普通的岩浆喷发作用交替进行的结果(刘招君等, 2008), 同时指示该处为近火口相。

面状平行层理( 图5e)往往在基浪流上部发生沉积时形成, 且上、 下接触面通常为面状, 也可在逆沙丘构造的上方形成(Crowe et al., 1973)。 火山灰层和细火山砾层互层, 延伸较远, 但在内部也可观察到不连续的纹层和大小不一的透镜体(刘招君等, 2008)。

火山基浪侵蚀形成的“ U” 形沟槽常出现在某些凝灰岩锥陡峭的外坡上, 而很少出现在凝灰岩环平缓的外坡上, 这说明“ U” 形沟槽的形成与基浪的速度有关(Fisher, 1977)。 “ U” 型沟槽代表基浪流的冲刷和侵蚀作用。 “ U” 形沟槽想要保存下来, “ U” 形的冲刷通道必须被同期的沉积物所掩埋, 填充层的曲率由下到上逐渐变小直至与槽外的沉积层平行, 且填充层中心厚, 向两侧逐渐减薄(刘招君等, 2008)。

在基浪从火口向外运动的过程中, 碎屑物质有时呈悬浮状态在基浪中运动, 表面黏结了细粒的火山灰等细小的沉积物, 在基浪的作用下向外滚动, 形成了增生火山砾( 图5f)。 典型的增生火山砾常常具有圈层构造, 且距离火口越远, 形成的圈层越多, 因此其可指示远源相(孙谦等, 2005b)。

岩浆在上升过程中遇到地下水或地表水发生相互作用产生爆炸式喷发, 整个喷发过程较为复杂, 存在较多影响因素, 如岩浆性质、 爆炸发生的位置和地势、 基岩岩性、 参与爆炸的水量多少等。

岩浆的性质可能影响射汽岩浆喷发作用, 流纹质岩浆形成的玛珥式火山较镁铁质岩浆具有更宽的岩浆上升通道(Ross et al., 2017)。 岩浆-水相互作用的强度反映了岩浆-水接触界面的传热效率, 进而反映了岩浆的破碎程度(Wohletz et al., 2013)。 射汽岩浆喷发产生的碎屑颗粒的粒度和形貌特征与岩浆的破碎机制有关, 将沉积物的层理结构与其粒度和形貌特征相结合可以计算水与岩浆的混合比(Wohletz, 1983; Bü ttner et al., 1999)。

实验发现含水沉积物与岩浆的质量比(Rs)是影响射汽岩浆喷发作用的重要因素, 它通过对热平衡温度的影响控制岩浆与水接触界面的动力学特征。 接触面存在从被动淬火到爆炸破碎的大范围的热传递。 当岩浆与含水沉积物接触时, 在界面处形成了一层蒸汽膜, 它既是一种绝缘屏障, 可以使岩浆发生淬火, 又是一种能量储存库, 可使岩浆发生破碎。 如果Rs> 1, 说明沉积物中有足够的水通过对流冷却作用使岩浆发生淬火, 但如果低于该值, 则蒸汽膜有可能不稳定, 对流冷却速度远低于岩浆热传导的速度, 这时蒸汽薄膜的体积和压力都非常大, 以至于冲破含水沉积物发生水热爆炸。 当Rs< 0.1时, 意味着没有足够的水来产生爆炸所需要的的蒸汽膨胀(Wohletz, 2002)。

参与爆炸的水量对射汽岩浆喷发作用存在一定影响, 在坚硬的岩石环境中, 岩浆上升与节理和断裂(构造薄弱带)中赋存的地下水相遇时发生爆炸性喷发。 当水供应充足时, 则形成玛珥式火山; 当岩浆增多, 地下水被消耗干净时, 火山喷发方式会向普通的岩浆喷发方式转变。 在较软的岩石环境中, 岩层渗透率较高, 因此参与爆炸的水量相对较大, 导致形成凝灰岩环(Lorenz, 1986, 2003)。

孙谦等(2005a)研究了琼北地区射汽岩浆喷发成因的低平火山口, 运用弹性力学基本原理建立了简单的喷发模型, 发现当地层厚度与接触面积一定时, 爆破冲击力与上覆地层的厚度成正比; 当火口半径和接触面半径一定时, 上覆地层厚度越大, 需要的爆破冲击力越大; 在爆破冲击力和低平火口半径确定的情况下, 爆炸点的深度(上覆地层的厚度)随接触面半径的增加而减小。 当然, 此模型也存在一定缺点。 首先, 喷发模型较为简单, 岩浆的性质、 地势的高低、 围岩的性质以及含水量的多少都会影响喷发。 另外, 喷发模型假设当r₀≤ r≤ a时上覆地层不受爆破冲击力的作用, 实际情况中不仅将发生地层弯曲, 上覆地层的性质也会影响喷发。

(1)射汽岩浆喷发是由岩浆和水的相互作用引起的一种特殊的火山喷发, 它不同于常规的岩浆喷发。 射汽喷发形成过程较为独特, 岩浆上升遇到地下水时发生水-岩相互作用产生蒸汽并形成气膜, 随着蒸汽的脉冲式增加, 当压力值超过气膜的极限时, 就会发生爆炸, 产生射汽岩浆喷发。

(2)射汽岩浆喷发的产物为低平火山口和基浪堆积物。 低平火山口的火口底界要低于原始喷发面, 通常由火山口、 火山角砾岩筒、 火山碎屑环和补给岩墙等组成, 在火口处也常常形成火山口湖。 基浪堆积物由岩浆碎屑、 火山灰、 围岩碎屑、 水蒸汽等形成的基浪流随能量衰减经搬运和沉积形成, 由于其特殊的成因机制形成了大型交错层理、 平行层理、 爬升层理、 似沙丘层理等特殊的沉积构造和增生火山砾等特殊指相物质。

(3)基浪以湍流形式运动, 搬运能力要强于普通的弹道式喷发, 且基浪堆积物中细粒物质含量更高, 说明射汽岩浆喷发作用释放的能量更大, 造成的火山灾害可能更具破坏力。 基浪流的沉积受到其黏度、 密度和速度的影响, 黏度、 密度较大的碎屑颗粒聚积在基浪流的下部, 基浪流的速度越大搬运能力越强。

(4)影响射汽岩浆喷发的因素较多, 如岩浆的性质、 含水沉积物与岩浆的比例(Rs)、 围岩的种类和厚度、 爆炸点的位置等, 其中Rs是最重要的影响因素, 当Rs过高或过低时, 岩浆都不能发生爆炸式喷发, 只有当0.1< Rs< 1.0时, 才可能出现射汽岩浆喷发。

(5)射汽岩浆喷发作用的动力学过程较为复杂, 岩浆与水的相互作用是其爆炸的动力来源, 近年来国外一直在进行相关模拟实验, 并结合野外地质对其动力学过程(岩浆与水的热交换、 岩浆的破碎机制、 火山碎屑的搬运、 沉积过程等)进行定量研究; 国内则主要集中于对基浪堆积物结构、 粒度、 成分和形貌特征的研究, 对其动力学过程研究还很不成熟, 定量研究则更为稀少。 对射汽岩浆喷发作用的各个过程开展定量探究仍然是未来研究的重点, 有助于未来建立更符合实际的喷发模型。

致谢 审稿人对本文提出了建设性修改意见, 在此表示衷心感谢!