长白山天池火山千年大喷发火山碎屑流堆积相特征

长白山天池火山位于中朝边界，是我国最大的一座具有潜在喷发危险的活火山(图 1)(刘嘉麒和王松山, 1982; Wei et al., 2013)。约一千年前长白山天池火山发生了一次规模巨大的VEI-7级普林尼式火山喷发，即长白山千年大喷发(Yin et al., 2012; Xu et al., 2013)，这次喷发普遍被认为是全球2000年来最大的喷发事件之一(Horn and Schmincke, 2000)。长白山千年大喷发火山碎屑喷发体积高达100~172km3，形成了围绕长白山天池火山锥体分布，面积达数千平方千米的火山碎屑堆积体(Machida and Arai 1983; Horn and Schmincke 2000; Guo et al. 2002)。根据长白山天池火山喷发的旋回性和周期性规律以及长期的火山地震、温泉和形变监测结果，长白山天池火山未来具有再次发生大规模爆炸式喷发的危险性(Stone, 2010, 2011; Xu et al., 2012; Wei et al., 2013)。如果长白山天池火山未来再次发生类似规模的普林尼式喷发，将会形成巨大的火山灾害(杨清福和薄景山, 2007; Xu et al., 2012)。充分认识灾害发生的地质规律是预防和减轻地质灾害的关键。对长白山千年大喷发火山碎屑堆积特征进行详细研究，深入认识其搬运-堆积过程和机制，对制定火山灾害应急预案，防灾减灾具有重要作用。

目前，对长白山天池火山千年大喷发的研究，主要集中在千年大喷发的喷发时间(尹金辉等, 2005; Yin et al., 2012; Xu et al., 2013; Yang et al., 2014; Zou et al., 2014)、喷发序列(金伯录和张希友, 1994; 刘祥和向天元, 1997; Wei et al., 2013; Sun et al., 2017)、喷发物理参数(Machida and Arai, 1983; Guo et al., 2002)、火山碎屑物岩石学特征、岩浆来源和演化(李霓等, 2004; 隋建立等, 2007; Tang et al., 2014; Liu et al., 2015)和火山气体(Horn and Schmincke, 2000; Guo et al., 2002; 李霓等, 2008; Yu et al., 2013; Sun et al., 2014a)等方面。而对长白山千年大喷发火山碎屑堆积物相模式的研究相对较少。目前已经取得的相关成果主要包括长白山千年大喷发火山碎屑喷发物空降、火山碎屑流和次生火山泥石流三种火山堆积类型划分(刘祥和向天元, 1997)和对这三种类型火山碎屑堆积物粒度、成分和序列特征的描述(刘祥等, 2000; 杨清福等, 2007; 赵波等, 2010)。对长白山千年大喷发火山碎屑堆积物从喷发中心到远火山口的空间相变特征和相应的搬运堆积过程还缺乏深入的认识。

本次研究主要针对长白山千年大喷发普林尼式喷发柱垮塌形成的火山碎屑流堆积物，开展系统性的粒度、成分和堆积序列研究。以此为基础，明确长白山千年大喷发火山碎屑流堆积物的相、亚相构成，建立从近火山口到远火山口的火山碎屑流堆积相变模式。进而根据堆积序列的空间变化，分析火山碎屑流的搬运和堆积过程。

长白山天池火山位于欧亚大陆东缘，中朝克拉通板块北部，由太平洋板块向欧亚大陆东缘俯冲形成，是我国最大的层火山(刘嘉麒和王松山, 1982; Dostal et al., 1988; Hetland et al., 2004; Zhao and Liu, 2010; Wei et al., 2013; Kern et al., 2016)。其火山活动始于上新世，并一直持续到二十世纪(刘嘉麒, 1987; 刘若新等, 1992)。长白山天池火山喷发可大体分为三个主要的喷发旋回，包括：玄武岩造盾旋回(5.02~1.05Ma)、粗安岩-粗面岩造锥旋回(1.17~0.05Ma)和粗面-碱流质浮岩破火山口喷发旋回(0.01Ma~946CE)(Zhang et al., 2018)。破火山口阶段后还存在几次小规模火山喷发作用(1903、1702、1668、1403CE)，这几次小规模喷发也被称为后破火山口阶段(Liu et al., 2015; Machida et al., 1990; Sun et al., 2017; Zhang et al., 2018)。根据碳化木的同位素测年结果，长白山千年大喷发发生在946CE左右(Xu et al., 2013)，形成了长白山地区分布最为广泛的火山碎屑堆积物(刘祥和向天元, 1997; 尹金辉等, 2005)。

本次研究对围绕长白山天池火山的53个露头剖面开展了系统性地质测量(图 1)。重点刻画了长白山千年大喷发火山碎屑流堆积物的垂向堆积序列、碎屑物粒度、分选和磨圆等特征。

在详细刻画露头剖面火山碎屑堆积序列的基础上，针对位于序列不同部位的火山碎屑堆积物，开展系统性粒度分析样品采集(每份粒度分析样品包括火山碎屑物3~5kg)。将采集的火山碎屑样品，在实验室进行筛析法粒度分析，包括：(1)利用烘干箱对火山碎屑样品进行烘干；(2)烘干后利用套筛进行筛析法粒度分析，并对筛选后-7~4Ф(0.063~128mm)范围内不同粒级的火山碎屑物进行称重，计算不同粒级区间火山碎屑物的重量百分含量。

在筛析法粒度分析的基础上进行成分分析，包括：(1)针对不同粒级的火山碎屑物，进行岩矿鉴定薄片制作，而后利用偏光显微镜进行各粒级火山碎屑物成分鉴定；(2)根据鉴定结果，对每个粒级火山碎屑物的成分构成进行划分，确定每个粒级不同成分火山碎屑物的体积分数；(3)根据每种不同岩性火山岩的平均密度(排水法密度测量获得)，将每个粒级不同成分火山碎屑物的体积分数换算为质量分数，结合粒度分析结果，确定火山碎屑物的成分构成。

Horn and Schmincke (2000)、Pan et al. (2017)等学者将长白山千年大喷发分为两个相对独立的喷发阶段，即早期喷发阶段(Eruption phase Ⅰ，ME-Ⅰ)和晚期喷发阶段(Eruption phase Ⅱ，ME-Ⅱ)(图 2)。这两个喷发阶段均为普林尼式喷发(Yu et al., 2013)，火山碎屑喷发物均以浮岩为主，并具有相差不大的碳化木同位素年龄(图 2)(Horn and Schmincke, 2000; 尹金辉等, 2005; Yin et al., 2012; Xu et al., 2013)，但是在喷发规模、浮岩和火山灰成分上具有显著差异(Horn and Schmincke, 2000)。ME-Ⅰ喷发规模较大(Horn and Schmincke, 2000)，其火山碎屑成分包括灰白色浮岩(图 3a)，玄武岩、粗安岩、粗面岩、碱流岩岩屑(图 3b)，碱性长石晶屑和灰色玻屑(图 3c)；ME-Ⅱ喷发规模稍小(Horn and Schmincke, 2000)，成分包括黑色浮岩(图 3d)，岩屑(成分与ME-Ⅰ类似，图 3e)，碱性长石晶屑和棕色玻屑(图 3f)。根据化学成分分析，ME-Ⅰ和ME-Ⅱ的原生火山碎屑(浮岩和玻屑)成分具有较大的差异。灰白色浮岩和灰色玻屑均为碱流质，而黑色浮岩和棕色玻屑为粗面质(史兰斌等, 2005; Pan et al., 2017)。尹金辉等(2005)、Yin et al. (2012)、Xu et al. (2013)、Sun et al. (2017)等学者对破火山口阶段围绕长白山天池火山锥体分布的火山碎屑堆积物进行了详细的碳化木测年和火山碎屑堆积物(浮岩和火山灰)成分对比，认为天池锥体周缘平坦熔岩台地上大规模的灰白色碱流质浮岩堆积为ME-Ⅰ喷发形成，而锥体附近火山峡谷中(如鸭绿江大峡谷、锦江大峡谷、浮石林大峡谷、黑石沟沟谷)充填的黑色浮岩为ME-Ⅱ喷发产物。

刘祥和向天元(1997)根据喷发物的搬运和堆积方式，将长白山千年大喷发火山碎屑堆积物分为空降火山碎屑、火山碎屑流和火山泥石流三种类型。其中空降火山碎屑和火山碎屑流为原生火山碎屑堆积，火山泥石流为次生火山碎屑堆积。本次研究重点关注长白山千年大喷发原生火山碎屑流堆积的相和亚相构成。

火山碎屑喷发物的空间分布主要受喷发作用、喷发物搬运-堆积动力学过程和火山地形等因素综合控制，从近火山口到远火山口，火山碎屑堆积物类型和特征一般发生规律性变化(Manville et al., 2009; Wang and Chen, 2015)。对于长白山天池火山，根据对其北、西、南坡露头剖面系统性地质考察结果，从近火山口到远火山口，随着火山地形发生急剧变化，千年大喷发火山碎屑流的搬运和堆积作用也发生了较大的变化：在距离火山喷发中心0~8km左右范围内，由于坡度极为陡峭(坡度多大于60°，图 1)，火山碎屑流无法大规模堆积，仅存在少量火山碎屑流堆积物，以空降浮岩堆积为主(图 4、图 5)；在距离喷发中心8~23km左右范围内(坡度在15°~60°之间，图 1)，分布有多条下切U型火山峡谷(吕弼顺等, 2005; 魏海泉等, 2005; 栾鹏等, 2009)，火山碎屑流易受地形限制在峡谷中搬运和堆积(刘祥和向天元, 1997)。根据野外火山地质考察的结果，千年大喷发火山碎屑流在该区主要充填在这些围绕火山锥体分布的火山峡谷中，如鸭绿江大峡谷、锦江大峡谷、浮石林大峡谷、黑石沟等(图 4、图 5)(峡谷外的火山碎屑流堆积物则较少，可能由于堆积厚度较薄，被风化土壤层掩盖)；在距离喷发中心23~45km左右范围内，地形相对平缓(坡度在5°~15°之间，图 1)，火山碎屑流的搬运不受地形限制，一般形成较大纵横比扇状堆积(Vazquez and Ort, 2006)(图 4、图 5)。距喷发中心大于45km左右(坡度 < 5°，图 1)，未见火山碎屑流露头剖面，主要为次生火山泥石流堆积区(Yi et al., 2019)(图 4、图 5)。

由于火山碎屑流在火山峡谷和峡谷外平坦熔岩台地发生了较大的搬运和堆积作用变化，因此火山碎屑流堆积可划分为两种不同的火山碎屑堆积相，即峡谷充填火山碎屑流相(表 1、图 6、图 7)和火山碎屑流冲积扇相(表 1、图 8、图 9)。在峡谷充填火山碎屑流和火山碎屑流冲积扇这两种火山碎屑堆积相中，火山碎屑堆积特征在火山碎屑流堆积体不同部位也具有一定的变化：如峡谷充填火山碎屑流相在峡谷上段多为块状构造，无层理(图 6a、图 7a)，而在峡谷下段多发育厚层平行层理(图 6c、图 7b)；浮岩冲击扇相从扇体到扇头火山碎屑粒度增大，由单一单元(图 8f、图 9b)变为多单元叠置(图 8a、图 9a)。因此，可以根据火山碎屑堆积物在堆积体中所处的不同位置和具有的不同堆积特征进一步划分火山碎屑堆积亚相：(1)根据具有不同特征的火山碎屑流堆积物在扇状堆积体中所处的位置，将火山碎屑流冲积扇相划分为扇头和扇体2个亚相(表 1)。(2)对于峡谷充填火山碎屑流相，是否发育平行层理，除了取决于其在峡谷中所处的位置(如峡谷上段还是峡谷下段)，还受火山碎屑流规模的影响(后文讨论)。随着火山碎屑流规模的增大，火山碎屑流单元发生分离增生作用形成平行层理的位置逐渐向峡谷下段迁移(Vazquez and Ort, 2006)。如果火山碎屑流规模足够大(如ME-Ⅰ阶段火山碎屑流)，则在峡谷中可能不发育平行层理(图 6e、图 7c)。因此，类比火山碎屑流冲击扇相，按火山碎屑流堆积在峡谷中所处的位置(如峡谷上段和峡谷下段)进行亚相划分可能不具有普适性。因此，本次研究根据关键堆积特征的差异，即是否具有平行层理进行峡谷充填火山碎屑流相的亚相划分，即将峡谷充填火山碎屑流相划分为块状峡谷充填亚相和层状峡谷充填亚相等2个亚相(表 1)。

基于详细的野外露头剖面火山地质测量和实验室粒度、成分分析结果，本次研究对长白山千年大喷发两个喷发阶段不同相和亚相的火山碎屑流堆积特征进行了详细刻画(表 2)。

长白山千年大喷发第二阶段(ME-Ⅱ)峡谷充填火山碎屑流相较为发育，广泛分布在长白山火山锥体周缘的火山峡谷中(图 4)。在峡谷上段多发育块状峡谷充填亚相；峡谷下段则主要发育层状峡谷充填亚相(图 5)。这两种亚相厚度均较大，厚度多在30~50m左右，横向分布范围受火山峡谷地形控制(图 6a, c)。构成这两种亚相的浮岩堆积物具有一些共同特征，如两者均以浮岩集块、浮岩砾、围岩角砾和火山灰混杂堆积为主，浮岩集块和浮岩砾具有一定磨圆(图 6b)，围岩岩屑和火山灰比例均较高，火山碎屑分选差，各粒级颗粒分布较为平均(图 7a, b)。另外，这两种亚相火山碎屑的熔结程度均较高，局部发育柱状节理(图 6a)。两种亚相的主要差别在于块状峡谷充填亚相为块状构造，不发育层理(图 6a、图 7a)，而层状峡谷充填亚相发育厚层平行层理(图 6c, d、图 7b)。平行层理由多个层状堆积单元纵向叠置构成，单元内部火山碎屑具有逆粒序特征，堆积单元顶部通常包含大量浮岩集块(图 6d、图 7b)。千年大喷发第一阶段(ME-Ⅰ)峡谷充填火山碎屑流相发育相对较差，仅在南坡大峡谷尾段鸭绿江沿岸有零星块状峡谷充填亚相露头保存(图 6e)。与ME-Ⅱ峡谷充填火山碎屑流相比，其堆积特征的不同点在于所含岩屑含量相对较少，火山灰含量更高(图 7c)，熔结程度较低，并含有大量碳化木(图 6f)。

ME-Ⅱ由于喷发规模较小，其火山碎屑流堆积仅发育更靠近喷发中心的峡谷充填火山碎屑流相(Horn and Schmincke, 2000; Sun et al., 2017)。而ME-Ⅰ虽然峡谷充填不发育，却在远喷发中心(距喷发中心23~45km左右范围内)较为平坦的熔岩流台地上形成了大规模的扇状火山碎屑流冲积扇相堆积(刘祥, 2006)。其中位于扇体末端的扇头亚相一般由多个粗碎屑堆积单元垂向叠置构成(图 8a、图 9a)，粗碎屑堆积单元以浮岩集块、浮岩砾和火山灰混杂堆积为主要特征，无粒序(图 8a, b)，浮岩具有一定磨圆，为次圆状(图 8b)，分选中等-差，火山灰含量高(图 9a)，含有大量碳化木(图 8a)；在粗碎屑堆积单元间常发育薄层透镜状火山灰夹层(图 8a, c、图 9a)，火山灰层中部分布有棱角状细粒浮岩角砾(图 8c)；另外，扇头亚相最顶部通常发育一层席状火山灰层，厚度在30~40cm左右(图 8d、图 9a)。该席状火山灰层中波状或丘状交错层理极为发育(图 8e)。位于扇体中部和尾部的扇体亚相多由单一堆积单元构成(图 8f、图 9b)。浮岩集块含量相对减少，火山灰含量较扇头亚相增多(图 9b)；另外该亚相中常见火山集块和火山砾在细碎屑基质中聚集成多个具有拖尾结构的透镜体(图 8f)。

火山碎屑流冲积扇相与峡谷充填火山碎屑流相相比，堆积特征具有一些显著差异：在堆积厚度上，火山碎屑流冲积扇相无论是扇头还是扇体亚相厚度均较薄，多数在2~8m以内，厚度远远小于峡谷充填火山碎屑流相；在粒度特征上，火山碎屑流冲积扇相除了火山灰夹层外，扇头和扇体亚相粗碎屑堆积单元粒度为明显的双峰式，集块和粗角砾与火山灰同时发育，中间粒级碎屑则相对较少(图 9)，而峡谷充填火山碎屑流从集块到火山灰各粒级碎屑分布较为均匀(图 7)；在碎屑物成分上，火山碎屑流冲积扇相岩屑含量明显较峡谷充填火山碎屑流相少(图 7、图 9)。

参考Sulpizio et al. (2014)等学者进行的火山碎屑搬运堆积过程模拟实验和世界典型火山的火山碎屑堆积模型(Cas and Wright, 1987; Fierstein and Hildreth, 1992; Branney and Kokelaar, 2002; Fierstein and Wilson, 2005; Vazquez and Ort, 2006; Castruccio et al., 2010)，对长白山千年大喷发不同亚相火山碎屑流的搬运和堆积过程进行了分析，初步探讨了长白山千年大喷发火山碎屑流不同亚相堆积特征变化原因。

火山碎屑流(Pyroclastic density currents-PDCs)由普林尼式火山喷发柱垮塌产生，属于重力流的一种(White and Houghton, 2006; Arce et al., 2003; Houghton et al., 2004; Sulpizio et al., 2010)。集块、角砾等粗碎屑和火山灰共同搬运并堆积是其一般特征(Branney and Kokelaar, 2002)。Sulpizio et al. (2014)进行了一系列实验来模拟火山碎屑流的搬运和堆积过程。通过建立无地形限制和有地形限制两种实验模型，Sulpizio et al. (2014)分别模拟了火山碎屑流在平坦地形和峡谷地形中的搬运和堆积过程，并结合与现代火山堆积现象的对比(Sulpizio et al., 2010)，对这两种堆积环境中典型堆积现象的成因机制进行了火山堆积动力学解释。本文参照该实验结果，对长白山千年大喷发火山碎屑流不同亚相堆积特征变化所反映的搬运和堆积过程进行了分析。在无地形限制堆积模型中，火山碎屑流在平坦地形表现为大纵横比扇状堆积Sulpizio et al. (2014)：扇头位置颗粒最粗，反映了火山碎屑流头部具有最强的搬运能量；质量相对较小的小颗粒碎屑物动能也相对较小，因此向扇体方向细碎屑比例逐渐增多。长白山千年大喷发ME-Ⅰ火山碎屑流冲击扇相从扇头到扇体粒度也有逐渐变细的趋势(图 10a)，与该实验结果具有较为良好的吻合性，因此不同粒级颗粒在搬运过程中动能的差异可能是这种粒度变化产生的主要原因之一(当然还需要进一步的研究进行论证)。在地形限制模型中，火山碎屑流也表现为一个粗碎屑含量极高的头部，向尾部粒度有一定程度减小，但受地形限制，整体动能均较强，粒度分异作用没有平坦地形强烈(Sulpizio et al., 2010)，实验结果也可以较好的解释ME-Ⅱ峡谷充填火山碎屑流粒度分异较差的特点(图 10b)。

Vazquez and Ort (2006)通过对美国Hopi Buttes火山碎屑流堆积横向相变特征进行研究，提出火山碎屑流搬运过程中，随着与喷发中心距离的增加，火山碎屑流的单元构成也会发生规律性变化：近喷发中心表现为混杂的单一单元火山碎屑流堆积；远喷发中心受地形坡折、搬运能量脉动式变化等因素的影响，火山碎屑流最下部的火山碎屑先开始发生堆积作用并停止搬运，但其上的火山碎屑仍有较大搬运能量，并超越已经发生堆积的下部火山碎屑层形成新的火山碎屑流单元。这样从下到上，由近及远逐次发生的堆积-搬运超覆作用，使近喷发中心原本单一的火山碎屑流单元发生分离增生作用，生成多个火山碎屑流单元，最终形成垂向叠置的多单元粗火山碎屑堆积层；漂浮在火山碎屑流上方的低密度灰云浪不断被卷入向前搬运和堆积的粗碎屑流单元之间，形成粗碎屑层之间的透镜状火山灰夹层；另外灰云浪中背向搬运方向的湍流形成了火山碎屑流堆积体最顶部具有波状和丘状交错层理的火山灰层。值得注意的是，这种火山碎屑流单元横向相变发生部位与距发中心的距离并不固定，并随着火山碎屑流规模的增大向远喷发中心移动，即规模大的火山碎屑流其开始发生单元分离增生作用的部位要比小规模火山碎屑流距喷发中心远的多。参照这种火山碎屑流横向相变机制，可尝试对长白山千年大喷发火山碎屑流不同亚相主要堆积特征的差异进行解释：对于ME-Ⅰ火山碎屑流冲击扇，由于火山碎屑流规模巨大，火山碎屑流单元增生分离点距离喷发中心较远(大体位于扇状堆积体中到末端附近)。火山碎屑流搬运到该部位后堆积单元发生分离增生作用(图 10a)，形成多个浮岩集块/浮岩砾堆积单元和透镜状火山灰夹层叠置的扇头亚相垂向堆积序列(图 8a、图 9a、图 10a)；在图 8d, e中，扇头亚相顶部具有波状和丘状交错层理的席状火山灰层，按照Vazquez and Ort (2006)的火山碎屑流相模式，可能是灰云浪中背向搬运方向的湍流形成。当然，其细粒度，丘状和波状交错层理的特征也符合气水喷发形成的底浪堆积特征，也有可能为千年大喷发后期一次底浪喷发形成，还需要进一步的工作进行讨论。火山碎屑流冲积扇相扇体亚相由于距喷发中心相对较近，火山碎屑流未到达发生分离增生作用的起始位置(图 10a)，因此仅发育单一火山碎屑流单元(图 8f、图 9b)。对于ME-Ⅱ峡谷充填火山碎屑流，由于喷发规模较小，火山碎屑流单元分离增生发生在距离喷发中心较近的火山峡谷中部(图 10b)。因此，峡谷上段火山碎屑流因未发生火山碎屑流单元分离增生作用，主要为单一单元混杂堆积，块状构造，无粒序(图 6a、图 7a、图 10b)，形成了块状峡谷充填亚相；而发生了火山碎屑流单元分离增生作用的峡谷下段充填的火山碎屑流则发育多个厚层单元叠加形成的平行层理(图 6c、图 7b、图 10b)，即层状峡谷充填亚相。对于ME-Ⅰ峡谷充填火山碎屑流，由于火山碎屑流规模大，火山碎屑流单元发生分离增生的部位可能不在峡谷内(大体位于扇状堆积体中到末端附近)，即使在峡谷下段也不发生火山碎屑流单元分离增生，因此为单一单元堆积(图 6e、图 7c)。

根据长白山千年大喷发火山碎屑流不同相和亚相的堆积特征和搬运-堆积过程分析，总结了千年大喷发火山碎屑流相模式。千年大喷发第一阶段(ME-Ⅰ)形成了该区分布最为广泛的火山碎屑流堆积。其超过25km高的巨型喷发柱将火山碎屑喷入高空(Yu et al., 2013)，随着喷发能量的减弱，ME-Ⅰ巨大的火山喷发柱发生垮塌形成沿地表搬运的火山碎屑流；巨大的动能将大部分ME-Ⅰ火山碎屑流堆积物搬运至远离火山口和火山锥体，地形平缓的熔岩台地处堆积(最远40~45km)，形成远火山口平坦熔岩台地广泛分布的火山碎屑流冲积扇相堆积。在搬运过程中，原本单一的火山碎屑流单元(扇体亚相)在扇体中-远端发生火山碎屑流单元分离增生作用，生成多个次级火山碎屑流单元，最终形成扇头亚相垂向叠置的多单元粗火山碎屑堆积层和粗碎屑单元之间的火山灰夹层(图 10a)。随后开始的千年大喷发第二阶段(ME-Ⅱ)，由于规模相对ME-Ⅰ较小，较弱的搬运能量不足以将该阶段火山碎屑大量搬运出火山峡谷，因此形成了长白山周缘峡谷地貌中充填的主要火山碎屑堆积物。该阶段火山碎屑流在搬运至峡谷下段后，混杂单一的火山碎屑流单元发生分离增生作用，形成多单元纵向叠置的厚层平行层理，由峡谷充填火山碎屑流相的块状峡谷充填亚相过渡为层状峡谷充填亚相(图 10b)。

在野外地质考察中发现，ME-Ⅰ火山碎屑流中普遍发育碳化木，ME-Ⅱ火山碎屑流中局部发育柱状节理，这些现象是这两期火山碎屑流搬运和堆积时具有高温特征的反映。而高温会造成火山碎屑流发生一定程度的熔结作用(Cas and Wright, 1987; Quane and Russell, 2005)。虽然都具有高温的特征，但是ME-Ⅰ和ME-Ⅱ火山碎屑流熔结程度却具有一定的差异，即ME-Ⅱ火山碎屑流的熔结程度要强于ME-Ⅰ火山碎屑流。目前，熔结程度差异的原因还不是十分清楚。相关研究表明，火山碎屑流堆积的厚度可能对熔结程度的变化起到了较为关键的作用。厚层火山碎屑流热量散失较慢，一般熔结程度相对较高(Quane and Russell, 2005)。ME-Ⅱ火山碎屑流主要为峡谷充填，平均厚度30m左右，而ME-Ⅰ火山碎屑流主要为火山碎屑流冲积扇堆积，其厚度较薄。因此，厚度造成的热量散失速率快慢可能是造成二者熔结程度不同的关键因素之一。另外，火山碎屑流的成分差异和搬运距离也可能是造成两者熔结程度差异的另外两种关键因素。ME-Ⅰ灰白色浮岩成分为碱流质，ME-Ⅱ黑色浮岩成分为粗面质，根据地质温度计的计算结果，ME-Ⅱ中的粗面质浮岩具有较ME-Ⅰ碱流质浮岩更高的岩浆温度(Pan et al., 2017)，这种更高的岩浆初始温度也可能促使ME-Ⅱ熔结程度更高。ME-Ⅰ搬运的距离最远达45km，长距离搬运造成的热量散失也可能造成ME-Ⅰ熔结程度弱于ME-Ⅱ。该问题还需要进一步的详细研究加以论证。

对于规模巨大的千年大喷发ME-Ⅰ火山碎屑流为何在更靠近喷发中心火山峡谷中充填反而较少的原因，目前还没有具有可靠证据的研究成果发表。从千年大喷发的喷发过程和火山碎屑流搬运过程上，有如下两种可能解释：(1)是千年大喷发ME-Ⅰ喷发结束后，地下继续蓄积的粗面质岩浆形成了ME-Ⅱ喷发。ME-Ⅱ阶段喷发存在脉冲性持续喷发特点，温度高，其形成的火山碎屑流压盖破坏了沟谷中ME-Ⅰ火山碎屑流堆积物，在沟谷内形成了规模巨大的ME-Ⅱ火山碎屑流堆积，且使ME-Ⅰ仅在沟谷外裙装分布；(2)可能由于ME-Ⅰ火山碎屑流规模过于巨大，搬运能量过高，大部分火山碎屑流被搬运出峡谷，造成靠近喷发中心的峡谷充填反而较少。当然，对于真正原因，目前由于缺少针对性、系统性研究工作，还无法取得可靠结论，需要进一步开展野外地质和实验室模拟等研究工作。

根据长白山天池火山演化的旋回性规律和破火山口阶段的喷发序列，长白山未来具有再次形成大规模火山碎屑喷发的危险性(Stone, 2010, 2011; Xu et al., 2012; Wei et al., 2013)。该研究可以帮助我们进一步认识长白山爆炸式喷发产生的火山碎屑流堆积物的空间分布特征和分布规律。根据千年大喷发火山碎屑流的最大分布范围和厚度，本次研究认为，类似长白山千年大喷发级别的火山碎屑流可以到达距长白山天池火山口至少45km处，并且为影响范围较大的扇状分布，扇头厚度可达3~5m，掩埋高度在一至二层楼高左右，在这个范围内具有巨大的火山火山碎屑流灾害风险。

(1) 根据火山碎屑流堆积特征，将长白山千年大喷发火山碎屑流分为峡谷充填火山碎屑流相(包括块状峡谷充填亚相和层状峡谷充填亚相)和火山碎屑流冲击扇相(扇头亚相和扇体亚相)等两相四亚相。峡谷充填火山碎屑流相主要发育在天池火山锥体周缘距离喷发中心8~23km左右范围内(坡度在15°~60°之间)的火山U型谷中，横向分布受峡谷限制，峡谷两侧的火山碎屑流堆积物较少；火山碎屑流冲积扇相主要发育在距离喷发中心23~45km左右，地形相对平缓的熔岩台地处(坡度在5°~15°之间)。由于地势平缓，火山碎屑流的搬运不受地形限制，一般形成较大纵横比扇状堆积。

(2) 粗碎屑和较高含量的火山灰共存是峡谷充填火山碎屑流相和火山碎屑流冲积扇相的共同特征。不同点在于峡谷充填火山碎屑流相碎屑颗粒分选较火山碎屑流冲积扇相差，各粒级颗粒分布较为平均，岩屑含量高；而火山碎屑流冲积扇相具有粗碎屑和细碎屑双峰式粒度分布特征，缺少中间粒级颗粒，岩屑含量少。

(3) 火山碎屑流在搬运过程中，受地形坡折变化和搬运能量脉动式变化的影响，会发生火山碎屑流单元分离增生作用，在堆积体末端形成多个火山碎屑流单元叠合的现象。火山碎屑流单元分离增生起始点距喷发中心的远近受火山碎屑流规模的影响。对于ME-Ⅰ大规模火山碎屑流，该起始点位于火山碎屑流冲积扇中到末端，造成火山碎屑流冲积扇扇头亚相发育多个粗碎屑堆积单元夹火山灰夹层堆积，而扇体亚相仅发育单个堆积单元。ME-Ⅱ火山碎屑流规模较小，该起始点位于火山峡谷中部左右，是火山峡谷下段发育层状峡谷充填亚相的关键因素。

(4) 如果再次发生与长白山千年大喷发类似规模的普林尼式喷发，至少距长白山天池火山喷发中心45km范围内具有巨大的火山碎屑流灾害风险。