長白山天池火山千年大噴發(fā)期后火山泥石流沉積特征及其源-匯響應(yīng)關(guān)系*

王璞珺 許偉東 陳海潮 衣鍵 王寒非 唐華風(fēng) 王文華 武成智

1.東北亞生物演化與環(huán)境教育部重點實驗室(吉林大學(xué))，吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，長春 1300612.坎特伯雷大學(xué)地球與環(huán)境學(xué)院，基督城 80533.南京大學(xué)計算機(jī)科學(xué)與技術(shù)系，南京 2100234.長白山天池火山監(jiān)測站，吉林省地震局，安圖 133613

近年在長白山天池及鄰區(qū)鉆探了一系列深淺不一的鉆孔，最深達(dá)4500m。揭示的地層序列自下而上可分為五個構(gòu)造層序：①前新生界基底構(gòu)造層。②更新世造臺-造盾期洪泛玄武巖與湖沼相泥質(zhì)沉積巖互層，側(cè)向和或垂向過渡為穹隆狀、盾狀粗面巖、安山巖和玄武巖組合。③全新世造錐期堿流巖、黑耀巖、熔接凝灰熔巖和紫紅色玄武質(zhì)火山渣錐。④公元946年前后形成的千年大噴發(fā)火山碎屑堆積物。⑤千年大噴發(fā)期后火山碎屑物再搬運和沉積形成的各種火山泥石流堆積物和坡積物及浮巖質(zhì)土壤(王璞珺等,2020(1)王璞珺,衣鍵,秦勝伍,王寒非,武成智,唐華風(fēng),陳海潮,許偉東,孫松,田有,單玄龍,趙容生,趙建華.2020.長白山天池火山地質(zhì)結(jié)構(gòu)演變與外因觸發(fā)次生災(zāi)害風(fēng)險評估.長春:吉林省科學(xué)技術(shù)廳科技報告,1-124)。其中的前新生界基底、更新世和全新世三個構(gòu)造層構(gòu)成了本區(qū)火山地貌基巖的主體，屬于火山地貌的基巖建造期。上部的兩個火山碎屑堆積物層是表層火山地貌建造與改造的產(chǎn)物。欒鵬等(2009)用數(shù)字高程模型地形分析技術(shù)，錢程等(2014)用地形參數(shù)分析方法，分別建立了相關(guān)地貌參數(shù)與地面地質(zhì)條件的耦合關(guān)系。他們的研究結(jié)果顯示，天池地區(qū)的地形地貌受火山噴出物類型、噴發(fā)與堆積方式及其分布特征的控制作用十分明顯。晚更新世冰川作用(張威等,2008)導(dǎo)致了長白山天池及鄰區(qū)火山地貌的強(qiáng)烈改造，并形成了U形谷、冰斗、雪融洼地和冰川槽谷及冰磧壟等典型冰川地貌(裘善文等,1981;裘善文,1990)。新生代以來，本區(qū)火山地貌的建造與改造作用一直都是在持續(xù)進(jìn)行的，因此天池地區(qū)的地貌通?？梢詣澐譃榛鹕降孛?、構(gòu)造地貌和冰川地貌等幾種基本成因類型(呂弼順等,2005)。于公元946年前后長白山天池火山發(fā)生的強(qiáng)烈爆炸型超普林尼式噴發(fā)通常被稱為千年大噴發(fā)，所產(chǎn)生的火山碎屑噴出物體積大約為96±19km3至172km3(Weietal.,2013;Xuetal.,2013;Panetal.,2017)?；鹕侥嗍魇腔鹕剿樾嘉镌谥亓退髯饔孟麓紊徇\和沉積的主要形式。它不僅會導(dǎo)致次生火山災(zāi)害(萬園等,2011)，其堆積體也是火山地貌的重要類型(Cheongetal.,2019)。金伯祿和張希友(1994)指出火山泥石流及倒石堆作為一種火山-沉積相主要發(fā)育于長白山及望天鵝破火山口的陡壁或陡坡上。劉祥和向天元(1997)對源于長白山天池的火山泥石流進(jìn)行了系統(tǒng)研究，繪制出二道白河火山泥石流堆積物沿松花江水系的分布圖，詳細(xì)研究了距天池火山口22～450km主要火山泥石流剖面的成分和沉積學(xué)特征(包括沉積構(gòu)造、粒度分布、分選和磨圓等)。劉祥等(2000)還描述了沉積物分布特征與河成階地等地貌單元的關(guān)系，同時對水田村火山泥石流剖面也進(jìn)行了詳細(xì)刻畫。劉祥等(2000)認(rèn)為距天池火口32～83km的巖屑和浮巖火山泥流是千年大噴發(fā)期一次性搬運和沉積形成的，水體源于冰雪融化并可能與天池水匯合。聶保鋒等(2009)根據(jù)距離火山口遠(yuǎn)近不同堆積物所展現(xiàn)的不同特征，將長白山天池火山泥石流分為碎屑流相、過渡相和超富集流相，認(rèn)為這些熱的火山泥石流是伴隨天池火山千年大噴發(fā)而形成的。Yietal.(2019)注意到本區(qū)火山泥石流序列通常位于千年大噴發(fā)火山碎屑流(pyroclastic flow)沉積層之上，尤其是巖屑和浮巖兩種主要泥石流類型既有側(cè)向相變關(guān)系又有垂向疊置關(guān)系，這些特點難以用千年大噴發(fā)同期一次性洪水事件的成因模式加以解釋，因此提出了火山泥石流形成于千年大噴發(fā)期后由兩期泥石流事件搬運和沉積的成因模式，認(rèn)為浮巖泥石流是千年大噴發(fā)相關(guān)的火山碎屑流與突然釋放的水混合而形成的，而巖塊泥石流可能與歷史時期的天池湖水潰壩有關(guān)。然而，上述兩種成因模式都沒有考慮千年大噴發(fā)時天池是否有水及其積水過程。事實上，楊清福等(2018)根據(jù)精確測定的湖底地形推斷，現(xiàn)今的天池破火山口形成于千年大噴發(fā)時期之后，在天池西側(cè)形成一個噴火口，東側(cè)形成一個熔巖丘，天池湖底存在5個較大的破火山口內(nèi)壁垮塌堆積區(qū)，但在湖底未見熔巖流。Wangetal.(2020)用三維可視化技術(shù)展示出天池湖底地貌的立體影像。這些結(jié)果說明，千年大噴發(fā)期及其之后的火山活動曾經(jīng)使得天池火山地貌發(fā)生了顯著的建造和改造作用。天池湖底是由破火山口壁內(nèi)垮塌堆積物構(gòu)成的，因此天池湖底對水的密封作用應(yīng)該不是以熔巖封堵為主才使之不漏水的。這就意味著，火山泥石流的千年大噴發(fā)同期泄洪成因模式，實際上是假設(shè)在此之前曾經(jīng)存在一個跟現(xiàn)今天池相當(dāng)?shù)姆e水洼地(因為現(xiàn)今天池的集水凹陷是千年大噴發(fā)期及其之后才形成的；而且，即便是漫山遍野的冰雪融化也需要有匯水洼地和圍堰才能夠形成突發(fā)性洪流)。這一隱含的假設(shè)條件迄今還尚無證據(jù)能夠證實。另一方面，Scott (1988)對圣海倫火山泥石流沉積層的研究結(jié)果顯示，同一次洪水事件形成的碎屑沉積物，其粒度和成分會隨著離物源區(qū)距離的增加而呈現(xiàn)某種形式的分異現(xiàn)象。通過重新研究作為火山泥石流經(jīng)典序列的水田村剖面，作者發(fā)現(xiàn)這種分異作用在研究區(qū)也是存在的，但卻是發(fā)生在同一剖面的垂向序列中，指示的是隨時間的分異而非隨距離的分異。本區(qū)火山泥石流沉積存在明顯的物源剝蝕區(qū)與沉積堆積區(qū)的反剖面關(guān)系(物源區(qū)地層自下而上ABC，沉積區(qū)成分呈現(xiàn)CBA反序關(guān)系)。具體表現(xiàn)為，剖面下部的碎屑成分以浮巖為主，向上粗面巖和玄武巖明顯增多(在源區(qū)它們位于浮巖之下)，沉積序列的上部出現(xiàn)在物源區(qū)位于較深層位的巖脈輝綠巖和基底流紋巖。整個序列碎屑成分的沉積分異特征明顯。這些現(xiàn)象用現(xiàn)有模式也是無法理解的。Manvilleetal.(2019)總結(jié)從1980年到2009年三十年間全球典型火山噴發(fā)實例中火山碎屑沉積物的源-匯關(guān)系，指出火山噴發(fā)期后的次生沉積響應(yīng)能夠產(chǎn)生比原生噴發(fā)更劇烈、更廣泛和更長期的地貌和環(huán)境影響。為進(jìn)一步揭示本區(qū)火山泥石流沉積的形成過程，作者重新研究水田村的火山泥石流沉積序列、模擬計算天池積水條件和蓄水過程，研究物源剝蝕與沉積堆積二者的耦合關(guān)系，探索巖屑與浮巖兩種類型泥石流垂向疊置的沉積學(xué)機(jī)制。

圖1 長白山天池及鄰區(qū)水系分布和主要剖面位置(a)研究區(qū)主要水系和火山泥石流剖面分布(底圖據(jù)Yi et al.,2019)；(b)水田村火山泥石流剖面位置和水系流向；(c)二道白河源頭從天池出水口至長白瀑布落水口1800m乘槎河流域.圖(a)中藍(lán)點1～10為研究區(qū)主要泥石流剖面位置：1-黃松蒲林場火山泥石流剖面(42°14′25.70″N、128°10′21.11″E)；2-二道白河北西1.9km火山泥石流剖面(42°28′12.87″N、128°07′40.77″E)；3-水田村火山泥石流剖面(42°30′46.43″N、128°9′4.25″E)；4-兩江地區(qū)(LJ2)火山泥石流剖面(42°33′56.10″N、128°5′13.00″E)；5-兩江地區(qū)(LJ1)火山泥石流剖面(42°35′05.43″N、128°04′02.69″E)；6-大興川村北東4.2km火山泥石流剖面(42°42′18″N、128°00′15″E)；7-二道白河沿江鄉(xiāng)火山泥石流剖面(42°46′6.08″N、127°49′21.46″E)；8-廢棄礦地河道旁火山泥石流剖面(42°12′08.71″N、128°21′14,58″E)；9-小沙河觀景臺火山泥石流剖面(42°5′30.36″N、127°42′39.05″E)；10-浮石林火山碎屑流剖面(42°8′5.72″N、128°11′55.92″E).圖(a)中黃點1～15表示河流：1-頭道白河；2-二道白河；3-三道白河；4-四道白河；5-二道江；6-馬鹿溝河；7-圖們江；8-鴨綠江；9-五道溝河；10-三道溝河；11-漫江；12-松江河；13-頭道松花江；14-槽子河；15-三道松江河.圖(c)中紅點1～4表示河道變窄處Fig.1 River systems and related sections near the Changbaishan Tianchi(a) river system and volcanic lahar outcrop (modified after Yi et al.,2019);(b) location of Shuitian Village and water flow directions;(c) Chengcha River of 1800m from the outlet of Tianchi lake to Changbai Waterfall in the upstream of Erdaobaihe River

1 研究區(qū)概況

長白山天池及鄰區(qū)地處中國吉林省東南部和朝鮮兩江道北部地區(qū)，位于中緯度溫帶季風(fēng)氣候區(qū)，在我國境內(nèi)主要包括安圖、撫松、靖宇、長白與和龍等縣市。區(qū)內(nèi)自然資源豐富，火山地質(zhì)景觀奇特壯美，其中以長白山天池火山最為著名(金伯祿和張希友,1994)。作為東北地區(qū)規(guī)模最大和海拔最高的火山，長白山天池火山不僅是松花江、鴨綠江和圖們江的發(fā)源地(劉嘉麒,1999)，還是具有潛在噴發(fā)危險的活火山(劉若新和李霓,2000;Ramosetal.,2016)。研究區(qū)位置如圖1所示，位于吉林省安圖縣二道白河鎮(zhèn)水田村。作者通過查閱史料和實地走訪了解到，水田村常駐農(nóng)耕居民是于20世紀(jì)60年代早期開始的。由此推測，水田村火山泥石流剖面直至20世紀(jì)60年代初期都是未受到人為干擾的純自然剖面。

2 術(shù)語和方法

本文重點研究長白山天池火山千年大噴發(fā)以來火山碎屑物的再搬運和沉積特征及其與水系和地貌的關(guān)系。情況與圣海倫火山1980年噴發(fā)后火山碎屑搬運和沉積類型可比性較強(qiáng)，因此本文所用術(shù)語主要參考圣海倫火山研究成果和相關(guān)文獻(xiàn)(Lipman and Mullineaux,1981;Major,2004;Major and Mark,2006;Collins and Dunne,2019)。火山泥石流(lahars)是指組構(gòu)變化范圍很大的火山泥流(mud flow)和碎屑流(debris flow)，可形成于火山噴發(fā)同時或者噴發(fā)期后。火山泥石流源自于被水飽和的火山碎屑沉積物在天然圍堰塊狀順流垮塌時所導(dǎo)致的崩塌和洪泛作用。它會造成廣泛的河道充填、洪水泛濫和路橋損毀。泥流指沉積物中泥組分(泥加粉砂)含量足以給沉積物提供粘滯性基質(zhì)和泥質(zhì)外貌，然而泥質(zhì)總量在這種分選很差的沉積物中僅僅是次要組分。相比之下，碎屑流粘性更低，更呈現(xiàn)顆粒狀?；鹕侥嗍鞒煞謥碓粗辽儆腥N：①早期噴發(fā)已經(jīng)就位于地表的火山巖或下伏古老基底巖石的巖塊(粒徑可達(dá)40～60cm，多見于底部，通常屬于滯留沉積)；②同噴發(fā)期形成的火山碎屑物；③裹挾進(jìn)來的土壤和植被。噴發(fā)期后泥石流常見向上能量變?nèi)跗骄阶兗?xì)的垂向沉積序列：底部有時可見下切谷，下部為基質(zhì)粘滯性的、內(nèi)部結(jié)構(gòu)不均一或粒度向上變細(xì)呈現(xiàn)粗糙正粒序的泥流沉積；向上過渡為分選較好、粘滯性弱的顆粒狀碎屑流沉積；上部為分選性和成層性更好的細(xì)粒沉積物；泥石流沉積序列中局部可見正常地面徑流(stream flow形成的牽引流沉積夾層)。不同觸發(fā)機(jī)制的泥石流沿順坡水流搬運過程中的變化特征區(qū)別很大。災(zāi)變性事件引發(fā)的泥石流順流搬運過程中變化顯著，因混有大量空氣而活躍易流動的(Air-mobilized)巖塊崩塌流和巖屑流從分水嶺向下搬運到山谷處就轉(zhuǎn)變?yōu)槟嗔?；繼續(xù)順流搬運，這類泥流變?yōu)樗樾剂骱驼５乇韽搅?。相比之下，塊狀碎屑流的峰值沉積從源頭到主河流的搬運過程中都非常相似，但在沿地面徑流繼續(xù)搬運過程中確實會發(fā)生變化，主要表現(xiàn)在碎屑流與正常地面徑流的量比關(guān)系變化。圣海倫火山噴發(fā)期后泥石流搬運和沉積過程中常見泥流、碎屑流、高沉積載荷地面徑流(heavily sediment-laden stream flow,也叫超濃縮流hyperconcentrated flow)三種流體之間的快速轉(zhuǎn)換，這種流體性狀的快速轉(zhuǎn)變反映在沉積記錄上，表現(xiàn)為三種沉積類型在垂向序列中的頻繁互層(Lipman and Mullineaux,1981,p460～478)。超濃縮流是由重力驅(qū)動的，為碎屑與水的不均勻混合體，其中水的含量高于碎屑流(debris flow)、但低于泥質(zhì)徑流(muddy stream flow)；固體組分含量隨水深變化(從水面向河床底部逐漸增加)是超濃縮流的基本屬性，也是它區(qū)別于碎屑流的主要標(biāo)志。在流動層的下部固體物體積占超濃縮流總體積的20%至50%～60%(Sigurdssonetal.,2000)。超濃縮流沉積特征介于碎屑流與沖積扇型沉積之間，表現(xiàn)為中等分選性和中等粒徑；它可能是塊狀，但通常呈現(xiàn)弱的成層性，其層理特征表現(xiàn)為薄的水平狀層理或平行層理和很低角度的交錯層系或?qū)酉到M，其成層性由較薄的細(xì)粒層與較厚的粗粒層間互構(gòu)成。超濃縮流沉積是古流分析的重要地質(zhì)檔案。

本文粒度劃分如下：粒徑大于2mm為礫石，小于2mm為火山灰。礫石進(jìn)一步分為細(xì)粒礫石(簡稱細(xì)礫)2～16mm；中粒礫石(簡稱中礫)16～64mm；粗粒礫石(簡稱粗礫)64～256mm；巨粒礫石(簡稱巨礫)大于256mm?；鹕交疫M(jìn)一步分為火山灰(2～0.0625mm或1/16mm)和火山塵(小于0.0625mm或1/16mm)。其中小于16mm的碎屑顆粒用篩析法進(jìn)行粒度分析，大于16mm顆粒用肉眼觀察和手工測量。古水流分析用沉積序列中層理產(chǎn)狀、礫石最大偏平面產(chǎn)狀和礫石長軸走向等古流定向參數(shù)，方法參考Einsele (2000)和Manvilleetal.(2009)。

3 水田村火山泥石流序列沉積特征

水田村沉積剖面位于長白山天池西北方向57.73km的水田村，記錄了長白山天池火山千年大噴發(fā)以來的火山碎屑泥石流沉積(lahar deposits)和正常河流沉積序列的較為完整的地質(zhì)檔案。剖面累計厚度12m，其沉積序列特征如圖2所示，沉積物成分、粒度和磨圓特征如圖3所示。

圖2的火山泥石流沉積序列主要表現(xiàn)為下、中、上三段式，上下兩段為眾數(shù)粒徑小于64mm的中、細(xì)粒礫石和粗砂構(gòu)成的浮巖泥石流沉積層序，水平狀層理發(fā)育，成層性好，薄層狀；中段為眾數(shù)粒徑大于64mm的粗、巨粒礫石構(gòu)成的巖塊或巖屑泥石流沉積層序，塊狀，成層性差，不規(guī)則厚層狀。分層描述如下。

圖2 水田村剖面火山泥石流沉積序列和對應(yīng)的剖面照片F(xiàn)ig.2 Lahar sequence and photos of the outcrops in Shuitian Village 57.73km northwest from the Tianchi crater

0～2m：灰色眾數(shù)粒徑小于10mm的細(xì)碎屑沉積，中間夾有直徑5～7cm圓狀礫石，層系界面常見圓狀-次圓狀粒徑 5～20cm的浮巖飄礫。整體呈水平層狀，成層性好，水平狀層理發(fā)育，見沖刷-充填構(gòu)造和不清晰槽狀交錯層理，單層厚1～5cm；礫石顆粒具有很好的定向性。

2～3m：灰色眾數(shù)粒徑50～100mm的粗碎屑沉積，頂2m和底3m處都發(fā)育有沖刷面，且頂部沖刷面較大；整體呈板狀，頂和底靠近沖刷面(SS)處的礫石略有成層性；礫石長軸定向性較差，整體上與層面平行；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出逐漸變粗的變化韻律。

3～3.6m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑50～190mm的粗碎屑沉積；整體呈塊狀，無層理；礫石長軸有略微定向性；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出逐漸變細(xì)的變化韻律。

3.6～3.8m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑50～80mm的粗碎屑沉積；3.8m處發(fā)育有沖刷面；整體呈層狀，成層性好，水平狀層理發(fā)育，單層厚約8cm；礫石顆粒具有一定的定向性。

3.8～4.1m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑100～200mm的粗碎屑沉積；整體呈塊狀，無層理；礫石長軸定向性差。

4.1～4.4m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑10～11mm的細(xì)碎屑沉積；4.4m處發(fā)育有沖刷面；整體呈層狀，成層性好，水平狀層理發(fā)育，單層厚約1cm；礫石長軸定向性較好。

4.4～4.6m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑50～210mm的粗碎屑沉積；整體呈層狀，不清晰的水平狀層理發(fā)育，成層性較差，單層厚約10cm；礫石長軸定向性較好；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出逐漸變細(xì)的變化韻律。

4.6～4.7m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑100～130mm的粗碎屑沉積；整體呈層狀，層面近水平展布，成層性一般，單層厚約5cm；礫石長軸定向性較好；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出逐漸變粗的變化韻律。

4.7～5m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑100～190mm的粗碎屑沉積；5m處發(fā)育有沖刷面；整體呈層狀，成層性較好，水平狀層理發(fā)育，單層厚約10cm；礫石長軸具有較好的定向性。

5～6m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑280～430mm的粗碎屑沉積；整體呈塊狀；礫石長軸有略微的定向性；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出由粗變細(xì)再變粗的全律韻變化特征。

6～6.5m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑180～310mm的粗碎屑沉積；于6.1m、6.2m和6.5m處發(fā)育有規(guī)模逐漸變大的三個沖刷面；整體呈塊狀；礫石長軸有略微的定向性；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出由細(xì)變粗的變化韻律。

6.5～7m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑400～450mm的粗碎屑沉積；整體呈塊狀；礫石長軸定向性較差；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出由粗變細(xì)的變化韻律。

7～7.3m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑90～140mm的粗碎屑沉積；7.3m處發(fā)育有沖刷面；7～7.2m為平板狀，7.2～7.3m為楔狀；礫石定向性較差；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出由細(xì)變粗的變化韻律。

7.3～7.5m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑70～100mm的粗碎屑沉積；整體呈板狀；礫石長軸定向性一般；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出由粗變細(xì)的變化韻律。

7.5～7.7m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑90～180mm的粗碎屑沉積；7.7m處發(fā)育有沖刷面；7.5～7.6m為楔狀，7.6～7.7m為平板狀；礫石定向性較差；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出由細(xì)變粗的變化韻律。

7.7～8.05m：灰色，土黃色眾數(shù)粒徑10～200mm的粗碎屑沉積；7.85m處發(fā)育有沖刷面；整體呈層狀，7.7～7.85m成層性較差，7.85～8.05m成層性較好；礫石定向性一般；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出由粗變細(xì)再變粗的全韻律變化；8m處發(fā)育披蓋式丘狀層理。

8.05～8.2m：灰色眾數(shù)粒徑10～40mm的中細(xì)粒礫石質(zhì)碎屑沉積；8.2m處有沖刷面；整體呈層狀，成層性好，水平狀層理發(fā)育，單層厚約1～2cm；顆粒具有較好的定向性。

8.2～8.8m：灰色眾數(shù)粒徑9～100mm的礫質(zhì)碎屑沉積；8.8m處有沖刷面，且比8.2m處的沖刷面小；8.2～8.5m為楔狀，8.5～8.8m為似層狀，成層性一般；礫石定向性較好；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出由粗變細(xì)再變粗的全韻律變化。

8.8～9.4m：灰色眾數(shù)粒徑8～10mm的細(xì)碎屑沉積；整體呈似層狀，成層性一般；礫石長軸定向性較好；礫石粒徑自下而上呈現(xiàn)出由粗變細(xì)的正韻律變化。

9.4～9.6m：灰色眾數(shù)粒徑9～10mm的細(xì)碎屑沉積；整體呈楔狀；礫石定向性一般。

9.6～10.45m：灰色眾數(shù)粒徑7～15mm的細(xì)碎屑沉積；整體呈層狀，成層性較好，9.7～9.8m成層性一般，水平狀層理發(fā)育，單層厚約1～2cm；顆粒的定向性較好。

10.45～10.55m：灰色眾數(shù)粒徑約8mm的細(xì)碎屑沉積；整體呈似層狀，成層性一般，單層厚約10cm；顆粒排列較亂，定向性一般。

10.55～10.95m：灰色眾數(shù)粒徑7～15mm的細(xì)碎屑沉積；整體呈層狀，成層性好，水平狀層理發(fā)育，單層厚約1cm；顆粒具有較好的定向性。

10.95～11.05m：灰色眾數(shù)粒徑8mm的細(xì)碎屑沉積；整體呈似層狀，成層性較好，單層厚約10cm；礫石長軸定向性較好。

11.05～11.5m：灰色眾數(shù)粒徑7～15mm的細(xì)碎屑沉積；整體呈層狀，成層性好，水平狀層理發(fā)育，單層厚約1～2cm；顆粒具有較好的定向性。

11.5～12m：半米厚的土壤層。

(1)水田村剖面粗碎屑成分、粒度和磨圓的垂向變化如圖3a所示，可見其主要特征如下。

圖3 水田村剖面火山泥石流沉積序列(a)粗碎屑成分、粒度和磨圓性的垂向變化；(b)細(xì)碎屑成分和粒度的垂向變化Fig.3 Stratigraphic sequence and Vertical changes of the lahar deposits in composition,particle size and roundness of the fragments(a) coarse component;(b) fine component

剖面粗碎屑的成分復(fù)雜，有千年大噴發(fā)的浮巖，更多的是千年大噴發(fā)之前形成的新生代玄武巖、氣孔玄武巖和粗面巖，還有少量的前新生代基底巖石(流紋巖)和時代不確定的巖脈(輝綠巖)等。下部0～2m的粗碎屑成分以浮巖為主，向上粗面巖和玄武巖明顯增多，其中：0～2m粗碎屑的成分以浮巖為主，夾雜少量的氣孔玄武巖；2～3m以浮巖為主，夾雜少量的氣孔玄武巖和粗面巖；4～5m依然以浮巖為主，但含量較下部有所減少，氣孔玄武巖和粗面巖含量增多；5～6m以氣孔玄武巖為主，其次為含量相近的新生代玄武巖和粗面巖；6～7m以氣孔玄武巖為主，其次為含量相近的新生代玄武巖和粗面巖，較下部多出現(xiàn)了少量的輝綠巖；7～12m整體以氣孔玄武巖為主，新生代玄武巖和粗面巖次之，夾有少量的輝綠巖及流紋巖。

整個剖面粗碎屑粒徑的變化自下而上總體為從細(xì)變粗再變細(xì)的過程，下部0～2m粒度較細(xì)，顆粒粒徑最大為 32 mm，中部2～8m粒度較粗，顆粒粒徑最大可達(dá)1024mm，上部8～12m粒度再變細(xì)，顆粒粒徑最大可達(dá)730mm。粗碎屑粒度變化范圍在0～2m為5.7～32mm，2～3m為32～181mm，4～5m為32～256mm，5～6m為91～1024mm，6～7m為64～512mm，7～8m為91～1024mm，8～9m為64～730mm，9～10m為91～724mm，11～12m為91～512mm。粗碎屑眾數(shù)粒徑變化范圍在0～2m為5.7～8mm，2～3m為32～45mm，4～5m為45～64mm，5～6m為91～128mm，6～7m為128～181mm，7～8m為128～181mm，8～9m為91～128mm，9～10m為128～181mm，11～12m為91～128mm。

粗碎屑的成分類型分布與粒度范圍有一定關(guān)系。浮巖一般粒徑較小,主要分布在5.7～181mm的粒度區(qū)間內(nèi)；氣孔玄武巖分布廣泛，大、小粒徑都可見；新生代玄武巖在64～362mm粒度區(qū)間內(nèi)可見；粗面巖多分布在64～362mm的粒度區(qū)間內(nèi)；輝綠巖和流紋巖多分布在91～256mm的粒度區(qū)間內(nèi)。

(2)水田村剖面細(xì)碎屑成分、粒度垂向變化如圖3b所示，可見其主要特征如下。

水田村剖面細(xì)碎屑成分單一，幾乎均為千年大噴發(fā)的火山碎屑噴出物，整體上下部以浮巖為主，向上粗面巖和玄武巖明顯增多，其中：0～2m的細(xì)碎屑成分主要以浮巖為主，夾雜少量的氣孔玄武巖及基巖碎屑；5～6m仍然以浮巖為主，夾雜少量的氣孔玄武巖及基巖碎屑，氣孔玄武巖含量明顯增多；6～7m細(xì)碎屑成分主要以氣孔玄武巖為主，新生代玄武巖和粗面巖次之，浮巖較少，還夾有少量的輝綠巖、基巖巖屑及透明質(zhì)巖屑；7～8m細(xì)碎屑成分主要以氣孔玄武巖為主，其次為含量相近的新生代玄武巖和粗面巖，還夾有少量的輝綠巖和基巖巖屑；8～9m細(xì)碎屑成分主要以氣孔玄武巖為主，新生代玄武巖和粗面巖次之，且含量相近，輝綠巖和基巖巖屑含量較少；9～10m同樣以氣孔玄武巖為主，新生代玄武巖和粗面巖次之，輝綠巖和基巖巖屑含量最少；10～11m細(xì)碎屑成分主要以氣孔玄武巖為主，新生代玄武巖和粗面巖次之，夾有少量的輝綠巖、基巖巖屑及透明質(zhì)巖屑。

細(xì)碎屑眾數(shù)粒徑變化范圍在0～2m為0.5～4mm，5～10m為2～4mm，10～11m為0.5～4mm。

細(xì)碎屑的成分類型分布與粒度范圍關(guān)系不明顯。浮巖、氣孔玄武巖、粗面巖和新生代玄武巖分布廣泛，大、小粒徑都可見；輝綠巖、基巖巖屑和透明質(zhì)巖屑多分布在小于2mm的粒度區(qū)間內(nèi)。

值得注意的是整個剖面自下而上礫石的磨圓度比較好，以次圓狀為主，其次為次棱角狀，圓狀較少，棱角狀礫石很少見(圖3)。下部0～2m處礫石主要為次棱角狀；中部2～8m以次棱角狀和次圓狀為主，局部可見磨圓度極好的圓狀礫石，棱角狀礫石較少見；上部8～12m主要以次圓狀和次棱角狀為主。由此推測此處沉積的礫石以再旋回礫石為主，即，早期剝蝕搬運的河谷堆積礫石在突發(fā)性洪流或者強(qiáng)弱周期性變化的穩(wěn)定地面徑流的搬運和裹挾下，成為火山噴發(fā)期后泥石流沉積的重要組成部分。參考圣海倫火山期后泥石流搬運和沉積特征(Lipman and Mullineaux,1981)結(jié)合剖面出露區(qū)的現(xiàn)今地貌特點(圖1)，作者將該12m沉積序列解釋為從山間溝谷充填沉積(0～8m)到山間小型沖積平原沉積(8.5～12m)的完整沉積層序。下部0～3m和上部10～12m均為河流相為主的背景沉積，中部主要發(fā)育陣發(fā)性災(zāi)變性洪水搬運的粗碎屑泥石流沉積，表現(xiàn)為顆粒粗、分選差、沖刷-充填沉積類型常見。中上部(7.1～9.1m)粗粒和巨粒礫石變少，表現(xiàn)為粒度變細(xì)、成層性變好，正常流水層理頻繁出現(xiàn)。特別值得注意的是于8～9m處層理和礫石定向性出現(xiàn)變穩(wěn)定的趨勢，粒度變小，單層厚度變薄，成層性變好。礫石和層理所反映的古流測量結(jié)果已經(jīng)與現(xiàn)今水流的方向趨于一致(見后文)。8.5m之上的沉積記錄顯示碎屑分選性和成層性一步變好，向上成層性持續(xù)變好，指示的是沉積環(huán)境較為穩(wěn)定的地面徑流沉積層序。

Sunetal.(2017)基于火山碎屑地層對比，認(rèn)為浮石林火山碎屑堆積物為ME火山碎屑流沉積。作者野外調(diào)查時基于沉積面貌也認(rèn)為那是火山碎屑流堆積物，并采集了浮巖和火山灰樣品進(jìn)行了地化分析。Panetal.(2017)將千年大噴發(fā)期主要噴出物的元素地球化學(xué)特征進(jìn)行了整理歸納。作者將其投在圖4a陰影區(qū)用作參比。由圖4a可見，同為ME產(chǎn)物，主量元素有較大變化范圍，從粗面質(zhì)到流紋質(zhì)都有。浮石林浮巖和火山灰都是粗面質(zhì)的。水田村浮巖是流紋質(zhì)的，與Panetal.(2017)陰影區(qū)重疊。水田村火山灰化學(xué)成分變化范圍大，從粗面質(zhì)到流紋質(zhì)；其中粗面質(zhì)的與浮石林的成分接近，而流紋質(zhì)的落入ME陰影區(qū)。由此可見，水田村浮巖和火山灰與ME噴出物主量元素特征相似程度很高，據(jù)此可以認(rèn)為它們是ME產(chǎn)物。

4 千年大噴發(fā)以來長白山天池積水條件和蓄水時間數(shù)值計算

4.1 數(shù)學(xué)模型

我們的數(shù)學(xué)模型基于達(dá)西定律和質(zhì)量守恒原理。達(dá)西定律描述流體在壓力差作用下流體的自由流動。我們在數(shù)學(xué)模型中假定流體流動的壓力差來源于重力，即，在重力的作用下流體在火山物質(zhì)中的自由流動。這里涉及到的主要參數(shù)包括匯水面積和模擬基準(zhǔn)面，降水量減蒸發(fā)量取值范圍，火山物質(zhì)滲透率取值范圍，天池蓄水量和徑流量。

4.1.1 匯水面積和模擬基準(zhǔn)面

在綜合前人有關(guān)長白山天池火山地質(zhì)和水文地質(zhì)成果基礎(chǔ)上，林琳和王屹林(2019)根據(jù)天池水文地質(zhì)調(diào)查和水化學(xué)資料，指出天池水的補(bǔ)給來源主要是大氣降水(雨水和雪水)、坡面潛流和地下水(溫泉水、裂隙水)。而湖水的排泄方式主要是闥門流瀉和地下裂隙滲出。天池水面以上地下水最大可能集水面積為50.57km2，天池水大約有70.44%的地下水補(bǔ)給。由于溫泉主要受放射狀斷裂系統(tǒng)控制，因此歸屬于地下水系統(tǒng)。楊清福等(2018)與北朝鮮合作用多波束測深探測技術(shù)填制了迄今最精準(zhǔn)的“天池水深等深線和湖底三維地形圖”，并指出天池周邊分布4個溫泉，溫度為7～47℃，主要分布在水深50～100m，溫泉可能與環(huán)火口的環(huán)狀斷裂系統(tǒng)有關(guān)。該圖中有兩點值得注意，一是溫泉的水溫不是很高(天池北東側(cè)1號溫泉7℃，2號溫泉33℃，天池南西側(cè)3號溫泉41℃，天池南東側(cè)4號溫泉47℃)；二是溫泉發(fā)育位置受沉積相帶控制明顯，表現(xiàn)為主要發(fā)育在濱淺湖區(qū)，而斜坡帶和深湖區(qū)未發(fā)現(xiàn)溫泉。本文作者由此推測，除了裂隙外，火山物質(zhì)的滲透率也控制了溫泉發(fā)育，即，深湖區(qū)富含細(xì)粒泥質(zhì)沉積物，泥質(zhì)對縫隙的封堵作用使得滲透率降低是深湖區(qū)溫泉不發(fā)育的可能原因。

考慮到目前發(fā)現(xiàn)的溫泉主要位于淺水層位，而且與巖石裂隙相關(guān)的滲流系統(tǒng)有關(guān)，尤其是從天池湖平面往下溫泉呈明顯減少趨勢。為簡化計算同時又能使計算模型盡量趨于合理，需要保持各個變量的獨立性和變量之間關(guān)系的明確性，為此我們在天池湖底最低點切一平面，該假設(shè)面的范圍包含整個天池水域范圍，取面積為50.57km2區(qū)域作為天池最大匯水區(qū)域。如圖5所示，我們考慮該截面以上的火山機(jī)構(gòu)作為一個整體，數(shù)值計算模型中，我們考慮其平均滲透率和流經(jīng)該巖體的孔隙水的滲流流量(Qrv×Sa)的關(guān)系。我們認(rèn)為流入巖體的水量來自降水，然而降雨量中蒸發(fā)量，天池積水增量(νa)，流出天池的地表徑流量(νf)，并未滲入火山體成為孔隙水。因此，我們認(rèn)為降雨量扣除蒸發(fā)量(Qrv×Sa)，扣除天池積水增加量(νa)，以及流出天池的地表徑流量(νf)，即為，流過火山體的孔隙水滲流量(Qa×Sa)。對于流出天池的地表徑流量(νf)一項，我們用天池瀑布年流出水量近似代替。這樣的簡化計算模型無疑會產(chǎn)生誤差，我們采取擴(kuò)大賦值域范圍的辦法，使得計算結(jié)果盡量能夠涵蓋實際過程中可能出現(xiàn)的主要情況，以使我們的模型計算結(jié)果既有數(shù)值結(jié)果的確定性又有定性到半定量的指示意義。

圖5 基于質(zhì)量守恒關(guān)系的天池水供給-儲蓄-泄漏模型示意圖Fig.5 Schematic diagram of Tianchi lake water supply-savings-leakage model based on the conservation of mass

4.1.2 降水量減蒸發(fā)量的取值范圍

李楠等(2018)報導(dǎo)的觀測資料顯示，長白山池北區(qū)1965～2014年全年總降水量變化快，波動劇烈，這五十年間每年平均降水量為673.4mm，全年總降水量在1994年達(dá)到最大值920.6mm，1975年的年降水量最少為459.2mm。年降水量沒有呈現(xiàn)出明顯的變化趨勢，總體上比較穩(wěn)定，降水較多年與降水較少年交互出現(xiàn)。林琳和王屹林(2019)報導(dǎo)長白山天池多年平均水面蒸發(fā)量450mm，多年平均降水量1376.4mm，歷年最大降水量1809.1mm，歷年最小降水量881.8mm，是吉林省氣溫最低，水面蒸發(fā)量最小，降水量最大的地方。6～9月降水量約占年降水量的80.5%。降水量的年際變化不大，最小與最大降水量的比值為0.49。吉林省氣象研究所高樅亭研究員于2020年5月15日提供給本文作者的未發(fā)表的天池氣象站人工觀測數(shù)據(jù)如下：1959年到1988年間：年平均降水量1378.3mm，最多年為1895.4mm(1986年)，最少年為999.7mm(1980年)。1958年10月-12月的月平均蒸發(fā)量16.2mm，1959年1月-7月的月平均蒸發(fā)量56.7mm。因為期間缺少1959年8月和9月這2個月的蒸發(fā)量數(shù)據(jù)，若8-9月的月蒸發(fā)量近似等于1-7月份的月平均蒸發(fā)量，則1958年10月至1959年9月的年度蒸發(fā)量為16.2×3+56.7×9=558.9mm/y。另外高樅亭認(rèn)為，蒸發(fā)量與氣溫、氣壓和風(fēng)三個因素有關(guān)，該蒸發(fā)量數(shù)據(jù)大致能夠代表天池周圍山峰地帶裸露區(qū)的年蒸發(fā)量，由于山峰比天池湖面海拔高約500m，除氣溫和氣壓不同外，最大差別是風(fēng)大；據(jù)此估計天池湖面的年蒸發(fā)量大致為氣象站觀測數(shù)據(jù)的60%～80%即，335.34～447.12mm/y。另外天池附近除山峰巖土裸露區(qū)外，主要是植被稀少以高海拔高山流礫灘草類和高山苔原區(qū)。這兩類植被是長白山地區(qū)所有植被中年蒸騰量最低的，大約為67mm/y至358mm/y(張娜等,2001)。

上述觀測資料和相關(guān)文獻(xiàn)(Gaoetal.,2014;徐士琦等,2018)都顯示，盡管降水量和蒸發(fā)量都有較大波動,但隨著觀測周期的加長(天、月、年、十年)這種波動呈現(xiàn)明顯減小的趨勢。作者曾參與長白山八道溝硅藻土火山沉積序列研究(中德合作項目)，湖相地質(zhì)記錄的古生態(tài)與古氣候研究結(jié)果顯示，更新世時期(大約2.5Ma)長白山地區(qū)平均年降水量843～1577mm，月極限降水量109～220mm(最濕期)，17～41mm(最干期)和73～175mm(最熱期)(詳見Kernetal.,2016)。將古氣候結(jié)果與上述觀測結(jié)果對比，在更長的時間尺度上(百萬年)長白山地區(qū)的年均降水量變化不是很大?？紤]到降水量和蒸發(fā)量都有波動，我們的模型中選擇降水量與蒸發(fā)量差值，且賦值范圍是400mm/y至2000mm/y，以使其包含各種可能的實際情況。

4.1.3 火山物質(zhì)滲透率取值范圍

作者曾對長白山到松遼盆地的露頭剖面和埋藏火山機(jī)構(gòu)的火山巖和火山沉積巖進(jìn)行滲透率測試，得到的滲透率范圍是2999.4～0.002mD，變化范圍為7個數(shù)量級(Wangetal.,2015;王璞珺等,2018)。另外，Heapetal.(2017)對新西蘭Taupo火山的火山噴出物及其地表結(jié)殼形成的各種集合體進(jìn)行滲透率測量，得到的結(jié)果是0.001mD到104mD，變化范圍也是7個數(shù)量級?？紤]到天池積水過程中火山堆積物所經(jīng)歷的滲透率變化過程可能要比上述兩個能夠取樣測試的具體實例的情況要復(fù)雜，因此我們在模擬計算中火山體的平均滲透率賦值范圍是10-4mD到105mD，9個數(shù)量級。

4.1.4 天池蓄水量和徑流量

楊清福等(2018)報導(dǎo)天池最大水深值為373.2m，天池水域邊界實測周長為13.44km，天池湖水面面積9.4km2，天池總蓄水量約為19.88×108m3。林琳和王屹林(2019)報導(dǎo)天池湖面海拔2189.1m，略呈橢圓形，南北長4850m，東西寬3350m；水面面積9.82km2；水面積周長13110m；地面集水面積為21.4km2；湖水最深達(dá)373m，平均水深204m；總蓄水量20.04×108m3。天池水水量穩(wěn)定、水溫較低，1976～1988年白頭山口站實測最大年徑流量0.654×108m3，實測最小年徑流量0.419×108m3，最小與最大徑流量的比值為0.64，年徑流量變差系數(shù)Cv值為0.11，河流動態(tài)屬于穩(wěn)定型。我們的計算模型中取天池蓄水量19.88×108m3，徑流量取值范圍0.2×108～1.2×108m3/y。

天池的積水、蓄水、滲流與徑流的關(guān)系是一個復(fù)雜系統(tǒng)，并且在所研究的時空尺度內(nèi)可能是不斷變化的(Gaoetal.,2014)。為了簡化這一復(fù)雜過程，在我們的模型中只考慮天池底部同一海拔高度(海拔1985.1m)的截面，其對應(yīng)面積為天池的最大集水面積(Sa=50.57km2)(通常集水面積定義為分水嶺包圍的面積，即天池頂峰連線圍限的面積(21.4km2)?？紤]到流入天池有大量的地下滲流。因此本文的最大集水面積定義為可能滲流或者徑流進(jìn)入天池的集水面積，如圖5所示。在通常集水面積的基礎(chǔ)上，延伸包括天池外沿高于湖底面的山體。因為流體的橫向流動和降水亦可能通過這部分山體，斜向下通過湖底，滲流進(jìn)入天池。因此最大集水面積取湖心區(qū)高于天池底部的山體與湖面的總面積。模擬中我們用天池底部平均水深對應(yīng)的海拔高度(海拔1985.1m)的假想截面表示，截面的面積Sa=50.57km2)。則通過這一截面流出天池的地表徑流(νf)，降水量減蒸發(fā)量(Qrv)，火山體滲流量(Qs)，以及天池積水速度(νa)，可以用公式(1)表示：

νa=(Qrv-Qs)×Sa-vf

(1)

根據(jù)達(dá)西定律，火山體滲流可以用公式(2)表示：

(2)

其中，k為火山體滲透率，μ和ρ分別為水的粘性和密度。因此天池集滿水所需要時間(t)為：

(3)

如果考慮天池集滿水之前，天池瀑布沒能夠形成因此從瀑布流出的天池火山地表徑流遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于天池積水增加量，即為最大匯水面積以上的地表徑流在天池集滿水前主要流入天池，則有：

(4)

4.2 計算結(jié)果

根據(jù)天池水的體積(V)為19.88×108m3，則根據(jù)公式(4)，可以得出天池積水時間(t)，火山體滲透率(k)和降雨量減蒸發(fā)量(Qrv)三者之間的關(guān)系(圖6)。

圖6 天池積滿水所需要時間Fig.6 Time required for the Tianchi to fill up with water

如圖所示，滲透率高于6mD時，天池地區(qū)降水量減蒸發(fā)量即使高達(dá)2000mm，亦會全部滲流而出，因此天池不存在積水環(huán)境。當(dāng)天池降水量減蒸發(fā)量小于1000mm時，火山體滲透率需要小于2.5mD，天池才可能在200年之內(nèi)集滿現(xiàn)今的水量；若降水量減蒸發(fā)量小于1500mm時，則滲透率需要小于4mD，天池才可能在200年之內(nèi)集滿現(xiàn)今的水量。當(dāng)天池集滿水后，則天池積水增加速度為0，因此根據(jù)公式(1)，有：

(Qrv-Qs)×Sa-νf=0

(5)

根據(jù)公式(2)和(5)，可以得到流出天池的地表徑流與火山體滲透率的關(guān)系：

(6)

如圖7所示，根據(jù)上述討論，模擬計算中現(xiàn)今的降水量減蒸發(fā)量(Qrv)取值在500mm到2000m之間，天池泄水量為0～1.2×108m3/y，根據(jù)公式(6)求得，現(xiàn)今天池火山體整體滲透率為0.1～1.6mD。簡言之，天池滲漏速度與流出天池的地表徑流在一定降水量和蒸發(fā)量以及天池蓄水量穩(wěn)定的條件下是競爭關(guān)系，因此，天池周圍巖體滲透率越低，天池周圍滲流越低，流出天池的徑流越大。

圖7 天池集滿水后地表徑流與滲透率關(guān)系Fig.7 Relationship between surface runoff and permeability after Tianchi is filled with water

4.3 誤差分析

(1)我們的數(shù)學(xué)模型是以達(dá)西定律和質(zhì)量守恒為基礎(chǔ)的，因此重力驅(qū)動下水的流動都符合該模型基本原理，但上升熱泉引起的對流會引起計算誤差。因為缺乏天池詳細(xì)的三維地質(zhì)刻畫，以及與其嚴(yán)格對應(yīng)的天池周圍巖體物性足夠量的實際測量數(shù)據(jù)，我們在這里通過估計天池周圍巖體的平均滲透率建立模型，因此，忽略了天池周圍巖體的異質(zhì)性。我們克服這兩類誤差的主要辦法是擴(kuò)大模擬參數(shù)的取值范圍以使之盡可能的涵蓋各種可能出現(xiàn)的實際情況。

(2)對于天池初次集滿水時間，因為對于在天池積水過程中流出長白山天池的地表徑流量未知，并在計算中存在低估的可能。因此天池的集滿水的過程可能比模型估算的時間要長。

(3)該數(shù)學(xué)模型計算的結(jié)果能夠提供的天池源區(qū)水匯聚條件相關(guān)信息，對下游沉積記錄的成因分析有幫助。作為模型改進(jìn)方向，我們認(rèn)為，更準(zhǔn)確的定量的描述長白山天池水系統(tǒng)在中長期尺度的匯聚過程，需要在此基礎(chǔ)上進(jìn)一步完善定性分析，并需要建立在更準(zhǔn)確的三維地質(zhì)模型和對天池周圍巖石物性的大量測量數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上。這需要大量的火山地質(zhì)、水文地質(zhì)和巖石物理資料。在目前上述資料有待完備的情況下，本文模型屬于原理清晰和方法簡單的合理趨近。

5 討論

5.1 水田村火山泥石流沉積序列的形成時間和沉積方式

關(guān)于火山泥石流形成時間的認(rèn)識有形成于千年大噴發(fā)同期和千年大噴發(fā)之后兩種。劉祥等(2000)認(rèn)為距天池火口32～83km的巖屑和浮巖火山泥流都是千年大噴發(fā)期一次性搬運和沉積形成的，水體源于冰雪融化并可能與天池水匯合。聶保鋒等(2009)根據(jù)距離火山口遠(yuǎn)近不同堆積物所展現(xiàn)的不同特征,將長白山天池火山泥石流分為碎屑流相、過渡相和超富集流相，認(rèn)為這些熱的火山泥石流是伴隨天池火山千年大噴發(fā)而形成的。Yietal.(2019)注意到本區(qū)火山泥石流序列通常位于千年大噴發(fā)火山碎屑流(pyroclastic flow)和空落(fallout)沉積層之上，尤其是巖屑和浮巖兩種主要類型的泥石流既有側(cè)向相變關(guān)系又有垂向疊置關(guān)系。這些特點難以用千年大噴發(fā)同期一次性洪水事件的成因模式加以解釋，因此提出了火山泥石流形成于千年大噴發(fā)期后由兩期泥石流事件搬運和沉積的成因模式。認(rèn)為浮巖泥石流是千年大噴發(fā)相關(guān)的火山碎屑流與突然釋放的水混合而形成的，而巖塊泥石流可能與歷史時期的天池湖水潰壩有關(guān)。但Yietal.(2019)沒有論述天池潰壩發(fā)生的可能時間和方式。本文依據(jù)泥石流沉積序列側(cè)向地層對比關(guān)系(圖8；Yietal.,2019之圖3和圖12)，尤其是發(fā)現(xiàn)水田村火山泥石流沉積序列下部出現(xiàn)大量千年大噴發(fā)浮巖碎屑，而且它們多為圓狀和次圓狀，這說明浮巖碎屑是千年大噴發(fā)期后經(jīng)過水流搬運形成的。因此我們將水田村火山泥石流沉積序列底部開始沉積的時間定為千年大噴發(fā)期之后。千年大噴發(fā)時間取公元946±3(Xuetal.,2013;Ramosetal.,2016)的下限年齡AD949?？紤]到千年大噴發(fā)可能發(fā)生在冬季(Weietal.,2013)因此火山碎屑再搬運可能發(fā)生在次年夏季，即，AD950。因為水田村出現(xiàn)永久農(nóng)耕居民的時間是20世紀(jì)60年代早期，因此把該剖面的頂部土壤層定為火山泥石流沉積序列建造結(jié)束時間，即20世紀(jì)60年代初。在火山泥石流沉積序列形成方式上，研究者普遍都認(rèn)同粗碎屑巖塊泥石流源于突發(fā)性洪水事件的成因觀點。有關(guān)細(xì)碎屑浮巖泥石流的搬運與沉積方式尚有不同解釋，劉祥和向天元(1997)、劉祥等(2000)認(rèn)為浮巖質(zhì)碎屑物密度低、易于長距離搬運，因此多出現(xiàn)在遠(yuǎn)源沉積區(qū)。而Yietal.(2019)認(rèn)為浮巖與巖屑兩種泥石流不是同期形成的，浮巖泥石流的碎屑成分主要來自千年大噴發(fā)的浮巖，而作為搬運介質(zhì)的水體可能與天池泄洪有關(guān)，而且強(qiáng)調(diào)了千年大噴發(fā)不同階段(ME-Ⅰ和ME-Ⅱ)對火山泥石流形成的意義。本文作者接受粗碎屑巖塊泥石流洪水事件成因的觀點，但對浮巖質(zhì)泥石流的上述兩種成因解釋都有質(zhì)疑。因為水田村火山泥石流沉積序列是由上下兩套細(xì)碎屑浮巖質(zhì)泥石流沉積層，中間夾一套粗碎屑巖塊泥石流沉積層構(gòu)成的(圖2)。而且這個沉積序列的成分和粒度、磨圓等特征主要表現(xiàn)為自下而上的垂向分異，即沉積物堆積就位由早到晚隨著形成時間而分異(圖3)。這種特征通常說明物源剝蝕區(qū)和沉積堆積區(qū)都需要一定的時間和通過某種形式的調(diào)整作用才能夠達(dá)到這樣的耦合關(guān)系。上述一蹴而就的一次性快速沉積的成因模式不能很好解釋這種碎屑成分的垂向分異特征。因此本文提出水田村火山泥石流沉積序列是由較為緩慢的背景沉積與快速突變性事件沉積間互構(gòu)成的一套沉積序列。事實上，圣海倫火山1980年噴發(fā)后形成的火山泥石流沉積也屬于突發(fā)性的快速事件沉積與較為緩慢的背景沉積間互進(jìn)行而構(gòu)成的互層沉積序列。Major (2004)基于圣海倫火山1980年噴發(fā)后至2003年的觀測資料研究火山地貌改造與水系流量在十年和年度尺度的相互關(guān)系。結(jié)果顯示以火山碎屑堆積物為主的火山地貌，其改造過程主要受水系影響。沉積物再分布的規(guī)模和時限主要隨擾動方式變化。噴發(fā)后的懸浮組分搬運來自于河道擾動帶的更多和更持續(xù)，相比之下，來自于山坡擾動帶是次要的，盡管噴發(fā)會引起地貌強(qiáng)烈擾動，水流量及其發(fā)生頻度與懸浮沉積載荷之間的關(guān)系，還是相當(dāng)穩(wěn)定的。小于年平均流量的水流對懸浮沉積物搬運的貢獻(xiàn)通常小于5%。而大的洪水一天時間就可能搬運懸浮沉積物年度總搬運量的50%。然而中等規(guī)模的流量(小于兩年一遇洪水)搬運了河道和山坡的最大量的沉積物(大致是懸浮載荷年搬運量的60%～95%)，其累計搬運時間通常是每年1～3周。雖然小流量和大流量都能局部陣發(fā)性的搬運大量的懸浮組分，但20年總體看，中等流量水系還是在懸浮物質(zhì)搬運中起主要作用。

圖8 火山泥石流沉積柱狀圖，示巖相序列、古水流、天池蓄水和水系與地貌響應(yīng)左下角小圖為火山泥石流序列側(cè)向地層對比，可見巖屑和浮巖泥石流沉積均位于千年大噴發(fā)火山碎屑流之上(引自Yi et al.,2019圖3b).巖相說明：Gms-塊狀基質(zhì)(砂和泥)支撐的礫石沉積；流體屬性為碎屑流，表現(xiàn)為水飽和的碎屑與水的混合體，其中含大量沉積物(體積含量50%～60%)，它們在重力作用下順坡向下搬運；與固液兩相有關(guān)的各種力共同驅(qū)動流體并決定其破壞性；垂向剖面中組構(gòu)均一或混雜，侵蝕強(qiáng)、搬運快且改造強(qiáng).Gm-塊狀或粗略成層的礫石沉積，沉積就位類型表現(xiàn)為縱向沙壩，其中包含滯留沉積和篩余沉積；流體屬性為超濃縮流，重力驅(qū)動，是碎屑與水的非均質(zhì)混合體，其中水的含量高于碎屑流、但低于泥質(zhì)溪流；固體物含量隨水深增加，向下累積可達(dá)20%乃至50%～60%的高沉積載荷.侵蝕強(qiáng)、搬運快且改造較強(qiáng)；Gt-槽狀交錯層理，丘狀交錯層理礫石沉積，顆粒支撐細(xì)粒礫石沉積，沉積就位類型為小型河道充填和/或縱向(平行流動方向)鯨魚背狀沙壩；Gp-平板狀交錯層理礫石沉積和/或基質(zhì)支撐礫石沉積，沉積就位類型表現(xiàn)為舌狀沙壩和/或小型沖積扇前緣生長帶；Gt和Gp的流體屬性均為與泥石流相關(guān)的河流或溪流(lahar-related stream flow)，其搬運沉積物的機(jī)制本質(zhì)上與河流一樣，即細(xì)粒呈懸浮搬運，粗粒為底載荷移動，侵蝕強(qiáng)，搬運快，改造較強(qiáng)；Gh-水平層狀細(xì)礫層或含礫粗砂層，流態(tài)為上部流動體制，沉積就位類型表現(xiàn)為側(cè)向越岸沉積，碎屑流末端鋪路式或噴濺式散開沉積(Lahar-runout facies)；Sh-平行層理砂質(zhì)沉積，上部流動體制;St-槽狀交錯層理砂質(zhì)沉積，下部流動體制；Sp-板狀交錯層理砂質(zhì)沉積，橫向沙壩.沉積解釋和流體屬性以及地貌改造參考Einsele (2000,p31),Sigurdsson et al.(2000,p601～611),Scott (1988).古水流方向的判斷是依據(jù)沉積物在層內(nèi)形成的成層構(gòu)造以及礫石的產(chǎn)出特點，即：板狀斜層理和交錯層理的前積細(xì)層面的傾向可代表古水流方向；槽狀斜層理中槽狀前積層的長軸所在面匯聚的方向代表古水流方向；定向排列的長條狀或扁平狀礫石在本研究實例的河流和地面徑流等沉積環(huán)境中，礫石的長軸方向平行于古水流的方向。所測得的礫石最大扁平面產(chǎn)狀，其傾向指示古水流上游方向Fig.8 Stratigraphic column of lahar deposits,showing lithofacies,paleocurrent,water and landform responseThe lower left figure is stratigraphic correlation of lahar sequences overlying the ME pyroclastic flow deposits (cited from Yi et al.,2019,Fig.3b)

5.2 源-匯對比探討水田村火山泥石流沉積序列的形成過程

這里的源是指天池火山物源剝蝕區(qū)，匯是指水田村沉積堆積區(qū)。搬運路徑我們認(rèn)同劉祥等(2000)觀點，即，主要沿著二道白河水系搬運?？紤]到千年大噴發(fā)可能發(fā)生在冬季(Weietal.,2013)，而本區(qū)降水主要集中在夏季，其中6～9月降水量約占全年降水量的80.5%(林琳和王屹林,2019)。另外，據(jù)Collins and Dunne (2019)對圣海倫火山1980年噴發(fā)后30年的觀測結(jié)果，火山噴發(fā)后的頭三年剝蝕作用最強(qiáng)。據(jù)此推測千年大噴發(fā)之后的3～5年內(nèi)應(yīng)該是火山碎屑物質(zhì)再搬運和沉積最活躍的時期。一種典型雨水引發(fā)的火山期后泥石流(rain-induced lahars)在緊接著原生火山噴發(fā)后的數(shù)月或數(shù)年內(nèi)是增加的，之后在水系網(wǎng)絡(luò)系統(tǒng)和植被自我恢復(fù)與重建的緩慢過程中，會逐漸減少；而且這種突發(fā)性宣泄水流引發(fā)的泥石流由于富泥沉積物本身就少，加上泥質(zhì)不易被剝蝕，因此它們通常是少泥的(泥加粉砂含量小于5%)(Sigurdssonetal.,2000,p602)。水田村剖面下部發(fā)育大于2m厚的少泥火山碎屑沉積層，水平狀沖洗層理和鋪路狀噴濺層理發(fā)育，成層性好、粒度以細(xì)粒礫石和粗砂為，粉砂和泥級顆粒小于5%；成分以浮巖為主。我們將其解釋成千年大噴發(fā)之后出現(xiàn)的雨水引發(fā)的火山期后泥石流沉積(圖8)?；谠磪R對比關(guān)系，這個過程可能對應(yīng)于天池的積水過程，時限可能不少于200年。在此過程中主要是以河流或地表徑流為主的背景沉積，此時的天池水對該區(qū)似乎沒有明顯影響。該剖面自下而上在2～5m處可見一系列沖刷面，而且規(guī)模逐漸變大，表示水流強(qiáng)度呈現(xiàn)出持續(xù)增加的趨勢，于3m處出現(xiàn)粗碎屑巖塊泥石流沉積層，再向上于3～5m處浮巖與巖塊兩種類型泥石流沉積層互層，巖塊泥石流單層厚度和在總體積中所占比例向上增加。對比天池積水過程模擬結(jié)果，我們將這個層段解釋為天池積滿水后的地面徑流沉積層序，其中的沖刷面和粗碎屑巖塊泥石流應(yīng)該是小型洪水事件沉積作用的地質(zhì)記錄。洪水可能來自天池積滿水后的泄洪作用(作者認(rèn)為這應(yīng)該是主要的)，也可能是從天池火口到水田村沿二道白河57.73km搬運路徑中于某處形成的臨時性圍堰垮塌而引發(fā)了這些洪流(事實上，從天池泄水口到天池瀑布落水口沿二道白河源頭1800m長的乘槎河有幾處通道變窄之處(見圖1c中4個紅點位置)，都可能形成臨時圍堰；但這已超出本文研究范圍，因此不進(jìn)一步討論)。規(guī)模逐漸加大的沖刷面和厚度持續(xù)增加的粗碎屑巖塊泥石流沉積層，均指示這類洪流作用的規(guī)模和強(qiáng)度呈現(xiàn)不斷增加趨勢。于5m出現(xiàn)最大規(guī)模沖刷面，之上為單層厚度最大的粒徑大于50cm的巨礫巖塊泥石流沉積層，5～8.5m為粗-巨礫厚層狀巖塊泥石流沉積與中-細(xì)礫層理發(fā)育的中厚層狀泥石流沉積層構(gòu)成的互層序列，下粗上細(xì)，正粒序。圖3中于該層段所展示的沖刷面SS包括了層內(nèi)粗細(xì)韻律界面。這是一套典型的洪流沉積序列。與圣海倫火山泥石流研究結(jié)果比較，這其中的粗碎屑相當(dāng)于泥流沉積(mudflow deposits)而較細(xì)的夾層和層理發(fā)育的沉積層相當(dāng)于超濃縮流沉積(hyperconcentrated flow deposits)(Lipman and Mullineaux,1981)。兩種沉積類型火山泥石流沉積層的疊置機(jī)理和界面成因，作者引用Yietal.(2019之圖13) 的成因解釋方案，即，一次性洪水事件所搬運的高密度水-巖混雜的塊狀洪流體，頭部最粗、體部粒度中等，尾部粒度最細(xì)。在其搬運和沉積就位過程中，頭、體、尾三部分可能因運動速率不同而脫節(jié)或斷裂、乃至相互疊置并出現(xiàn)層內(nèi)沉積界面。與天池積水模擬結(jié)果對比，我們將這一段洪流沉積層序解釋為天池積滿水后發(fā)生了大規(guī)模潰壩引發(fā)的洪流沉積，其發(fā)生時間是在千年大噴發(fā)之后至少200年以上。向上于9～12m，構(gòu)成一個完整的向上變細(xì)的正粒序旋回，該段成層性好，水平狀層理發(fā)育，層理和巖相類型主要表現(xiàn)為河流相和河流末端扇沉積。古流分析結(jié)果顯示向上古流向變化減緩，總體逐漸接近現(xiàn)今河流的流向，我們將其解釋成地貌和水系接近于現(xiàn)今條件的地表徑流沉積層序。

5.3 水系、地貌和植被協(xié)同演化

植物垂直分帶性是長白山天池火山地區(qū)植被發(fā)育的顯著特點，本區(qū)主要有5個植物區(qū)系垂直分布帶：闊葉混交林帶(500～800m)，針葉、落葉和闊葉混交林帶(800～1100m)，寒溫針葉林帶(1100～1800m)，矮曲林帶(1800～2000m)，山地苔原帶(2000～2700m)。這里尤其需要指出的是在長白山區(qū)域植物區(qū)系垂直分布格局中，每個植物組合帶的基本條件要素包括海拔高度、土壤類型、氣候參數(shù)、地貌陡峭程度和成壤地質(zhì)條件(基巖巖性和/或火山碎屑物組成、成分和堆積方式等)(邰志娟等,2019)。

這種受海拔高度控制的植物分帶性實質(zhì)上是火山地貌建造類型在地表的植物響應(yīng)。因為長白山天池火山自下而上由5個構(gòu)造層疊置而成，其中下部的3個硬巖構(gòu)造層屬于基巖地貌建造，上部的2個火山碎屑堆積層為表層地貌建造；前者決定山頂具體某個地表區(qū)域的海拔高度，后者會影響到土壤的形成條件。若考慮到火山碎屑物搬運和沉積對地表的改造作用是受水系控制的，則這種下伏火山建造類型、上覆地貌特征和地表植被分布，三者之間的耦合關(guān)系，在一定意義上，反映的是水系、地貌和植被的互依共存關(guān)系。代力民等(2002)通過長白山北坡椴樹闊葉紅松林群落主要樹種的年齡結(jié)構(gòu)研究，指出椴樹闊葉紅松林與地貌和水系關(guān)系密切，具體的表現(xiàn)是，作為闊葉紅松林的一個主要類型，椴樹闊葉紅松林廣泛分布于長白山區(qū)海拔500～110m的山地之間，立地類型多為平緩的坡地，排水良好。魏晶等(2005)在研究長白山高山凍原生態(tài)系統(tǒng)時，也強(qiáng)調(diào)了基巖和地貌與植被的密切關(guān)系，將植被群落劃分為石質(zhì)高山凍原植被和沼澤高山凍原植被等幾種基本類型。

圣海倫火山1980年噴發(fā)后至2003年觀測資料顯示，以火山碎屑堆積物為主的火山地貌，其改造過程主要受水系影響(Major and Mark,2006)。基于模型預(yù)測與觀測結(jié)果對比，Collins and Dunne (2019)報道了圣海倫火山1980年噴發(fā)后30多年來地貌、植被、片泛流(sheetwash)與剝蝕之間的協(xié)同演化關(guān)系，指出以往認(rèn)為被擾動地貌的物理調(diào)節(jié)通過抵御片流剝蝕會使地表變穩(wěn)定，并導(dǎo)致剝蝕速率降低和溪流變平緩。然而觀測結(jié)果說明這樣一種地貌趨于穩(wěn)定的變化趨勢會因為降水量的變化而打破原有平衡關(guān)系。因為降水量增加會引起溪流網(wǎng)路系統(tǒng)和剝蝕趨勢的變化；由此可見，水流量是沉積物搬運和地貌改造的主導(dǎo)因素。而且木本植物和草本植物對高程和地貌坡度及溫度梯度的敏感性存在顯著性差別，木本植物對環(huán)境參數(shù)更敏感。目前長白山地區(qū)氣候、降水與林草生態(tài)系統(tǒng)的協(xié)同關(guān)系是溫濕氣候帶的典型代表(Zhuetal.,2014)。在南美洲阿根廷、智利、玻利維亞等安第斯山脈干旱地區(qū)，火山碎屑堆積物與地形和生態(tài)之間也存在明顯的協(xié)同依存關(guān)系(Costelloetal.,2009)。長白山天池火山千年大噴發(fā)規(guī)模巨大(Panetal.,2017)原生噴發(fā)火山碎屑流(pyroclastic flow)搬運和就位受噴發(fā)前地形影響(Zhaoetal.,2013)。本區(qū)火山泥石流搬運沉積特征最新研究結(jié)果顯示，火山泥石流沉積不僅受古地貌圍限，同時會改造地貌(Yietal.,2019)?，F(xiàn)今的長白山天池地區(qū)是保存完好的環(huán)境生態(tài)系統(tǒng)，其地貌與植被具有密切的互依共存關(guān)系(Kimetal.,2019)。根據(jù)本區(qū)兩類地貌建造的特征和地質(zhì)歷史(金伯祿和張希友,1994;王璞珺等,2020)，我們有理由推測，長白山天池及鄰區(qū)的火山碎屑堆積物、水系、地貌和植被長期以來應(yīng)該一直存在協(xié)同演化關(guān)系。這一推測也有本區(qū)古生物和古環(huán)境研究結(jié)果的支持(Kovar-Eder and Sun,2009;Kernetal.,2016)。本文在天池集水過程數(shù)值計算的基礎(chǔ)上，用再搬運火山碎屑堆積物的粒度、成分和結(jié)構(gòu)構(gòu)造特征，研究搬運和沉積這些碎屑物的流體性質(zhì)及其與天池湖水匯聚和宣泄的關(guān)系，進(jìn)而根據(jù)不同類型沉積物垂向序列所反映的流體屬性的變化特征，推測地貌改造速率。用層理和礫石產(chǎn)狀進(jìn)行古流分析。用古流分析結(jié)果與現(xiàn)今水系的接近程度表征古地貌趨于穩(wěn)定的程度(圖8)。長白山北坡和西坡古老樹木年輪指示的生長年代是公元1700年至今，這說明至少自公元1700年開始長白山海拔1573～1320m區(qū)域適合松柏類高大植物生長，因此推測地貌和水系應(yīng)該是穩(wěn)定的(圖9)。

圖9 長白山天池古老樹木年輪照片(a)沙松冷杉(生長年代公元1749～2011)位于長白山天池北坡地下森林景區(qū)，42°5′58.99″N、128°4′51.79″E，海拔1573m，天池北偏東10.78°方向，距天池10.49km；(b)沙松冷杉(生長年代公元1768～2011)位于長白山天池西坡錦江大峽谷，41°54′33.33″N、127°55′31.45″E，海拔1320m，天池西南225.1°方向，距天池15.44kmFig.9 Photos of ancient tree rings in Changbaishan Tianchi(a) Ao.Les lolophylla maxim (living in CE1749～2011) located at the Underground Forest scenic spot on the north slope of The Tianchi volcano,42°5′58.99″N,128°4′51.79″E and 10.49km north to the Tianchi crater lake;(b) Ao.Les lolophylla maxim (living in CE1768～2011) located at the Jinjiang Grand Canyon scenic spot on the west slope of the Tianchi volcano,41°54′33.33″N,127°55′31.45″E and 15.44 southwest to the crater lake

6 結(jié)論

(1)千年大噴發(fā)以來，源于長白山天池地區(qū)的火山火泥石流沉積物主要有粗碎屑巖塊泥石流和細(xì)碎屑浮巖泥石流兩種類型。水田村剖面記錄了兩種泥石流沉積的互層序列；該剖面的上部和下部均為浮巖泥石流，中部為巖塊泥石流沉積。

(2)本區(qū)火山泥石流沉積序列存在明顯的物源剝蝕區(qū)與沉積堆積區(qū)的反剖面關(guān)系。即，碎屑成分自下而上(或沉積早期到晚期)呈現(xiàn)規(guī)律性變化：剖面下部的碎屑成分以浮巖為主，向上粗面巖和玄武巖增多(在源區(qū)它們位于浮巖之下)，上部出現(xiàn)輝綠巖和基底流紋巖，該沉積序列中成分的上下關(guān)系與源區(qū)對應(yīng)成分的上下疊置關(guān)系正好相反。

(3)天池積水條件和積水速率數(shù)值模擬計算結(jié)果顯示，當(dāng)天池火山機(jī)構(gòu)平均滲透率高于6mD(毫達(dá)西)時，天池不存在積水環(huán)境，此時即便降水量減蒸發(fā)量高達(dá)2000mm/y，水也會全部滲漏。當(dāng)降水量減蒸發(fā)量小于1500mm/y時，則天池火山體平均滲透率需要小于4mD，天池才可能在200年之內(nèi)集滿現(xiàn)今的水量。當(dāng)天池降水量減蒸發(fā)量小于1000mm時，天池火山體平均滲透率需要小于2.5mD，天池才可能在200年之內(nèi)集滿現(xiàn)今的水量。

(4)基于源-匯對比我們提出本區(qū)火山泥石流沉積序列的另一種成因解釋。這是形成于千年大噴發(fā)之后的以地面徑流或河流為主的背景沉積與洪水導(dǎo)致的突發(fā)性事件沉積互層的序列。上部和下部的細(xì)碎屑層主要表現(xiàn)為背景沉積。中部的粗碎屑巖塊泥石流主要表現(xiàn)為洪流沉積，這可能與天池積滿水之后的潰壩有關(guān)。下部的背景沉積可能對應(yīng)于天池千年大噴發(fā)之后的持續(xù)積水過程，時間可能不少于200年；而上部的背景沉積則對應(yīng)于本區(qū)的水系和地貌逐漸穩(wěn)定并接近于現(xiàn)今條件的穩(wěn)定型河流沉積。

(5)千年大噴發(fā)以來天池地區(qū)可能經(jīng)歷了水系、沉積物、地貌、生物的協(xié)同演化過程。將沉積特征和古流分析結(jié)果與天池北坡和西坡古老樹木年輪指示的沙松冷杉生長年代(公元1749～1768)對比分析，推測上部沉積環(huán)境趨于穩(wěn)定的時間應(yīng)該不晚于公元十八世紀(jì)初。

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