大陆溢流玄武岩省不仅喷发大量玄武岩，还经常伴有巨大的长英质火山作用(Cummings et al., 2000; Ewart et al., 1998; Miller and Harris, 2007; Natali et al., 2011; Peate et al., 2005)。这些长英质火山喷发通常具有很高的爆发指数(一般VEI>6)(Schmincke, 2004)，可在极短时间内形成面积巨大且连续分布的火山碎屑岩(Fisher and Schmincke, 1984)。由于爆发时间极短且分布广泛，原生的长英质火山碎屑岩，尤其是空落相长英质火山灰，可作为大火成岩省活动期间的标志性等时面。一些大火成岩省活动期间沉积的长英质火山灰层被广泛应用于国际地层对比和全球性重大生物灭绝时间的研究(Shen et al., 2011; Zhong et al., 2014)。塔里木早二叠世溢流玄武岩的发现虽然已经得到国际认可(Yang et al., 2013; Ernst, 2014; Xu et al., 2014)，但其火山活动期次和喷发时限仍然存在较大争议，一些研究甚至认为塔里木玄武岩喷发的时间跨度超过10Myr，不属于典型大陆溢流玄武岩省。不过，从已有年代学数据(Xu et al., 2014)和野外观察(Li et al., 2011, 2012; Yu et al., 2011; 李洪颜等, 2013; 邵铁全等, 2015; 杨树锋等, 2014)来看，塔里木全盆地早二叠世玄武岩火山活动虽然经历了较长的时间跨度，但存在两个主要喷发期。第一期对应柯坪的库普库兹满组玄武岩；第二期对应柯坪的开派兹雷克组玄武岩。其中，寻找产出连续、适合精确定年的酸性火山岩地层，对于确定两个喷发期次活动时限具有决定性意义。本文报道了新发现的、位于塔里木柯坪地区二叠系库普库兹满组火山岩顶部含增生火山砾的长英质凝灰岩和熔结凝灰岩，并根据增生火山砾的形态和成因研究，确定其对应一次规模巨大的热火山碎屑流爆发。我们对该火山地层中原生岩浆成因锆石进行U-Pb法定年，确定了库普库兹满组火山岩喷发的截止时间，为塔里木溢流玄武岩省大尺度火山地层对比提供了一个标志性等时面。

1 区域地质背景及样品特征

研究区位于塔里木盆地西缘的柯坪地区(图 1)。该区连续出露震旦系至二叠系地层(张师本等, 2003)，其下二叠统剖面拥有塔里木盆地保存最完整，出露最好的陆相溢流玄武岩露头(上官时迈等, 2012; 余星等, 2010; 张师本等, 2003)。从遥感影像上可以清晰识别出两套黑色玄武岩(图 2a)。北侧较老，属库普库兹满组；南侧较新，属开派兹雷克组。两套玄武岩之间夹有陆相碎屑岩及少量泥岩、泥灰岩等(张师本等, 2003)。长英质火山碎屑岩位于库普库兹满组顶部，向上过渡为岩屑杂砂岩。对开派兹雷克组玄武岩的古地磁长期变(PSV)研究(Usui and Tian, 2017)表明，该组玄武岩的总喷发时长不超过1000a。

本文报道的含增生火山砾凝灰岩在研究区内连续稳定分布，空间跨度超过50km。为建立火山层序对比关系，选择因干村、开派兹雷克、库普库兹满、磷矿场和木尔等五个代表性剖面(图 2a)进行了系统测量和采样。该套火山碎屑岩层位稳定，均覆盖在库普库兹满组玄武岩顶部(图 2b)，野外多呈浅色三角状暴露在山脊横断面(图 3a)。对图 3a中红色箭头所示的多个露头进行了详细的野外勘测，均发现长英质凝灰岩和增生火山砾。长英质火山岩层序以库普库兹满剖面(图 2b)出露最好、层位最全。该剖面总厚度约8m，从下向上依次为：玄武质凝灰岩(BTu)、长英质凝灰岩或熔结凝灰岩(STu)、三层含增生火山砾凝灰岩(AL1、AL2、AL3)、熔结凝灰岩(SIg)和再沉积长英质火山碎屑岩(图 3b, c)。在露头上，长英质火山碎屑岩层与下伏的玄武质凝灰岩和玄武质熔岩流之间没有明显沉积间断(图 3d)，表明长英质火山活动与玄武岩喷发是准同时的，没有明显时间间隔。在部分剖面的STu单元顶部、靠近AL1层底部的位置可见具交错层理的长英质凝灰岩层(CB-STu)。在五个代表性剖面中均发现形态和结构可对比的长英质增生火山砾层(图 3e-h)。在库普库兹满和开派兹雷克剖面还发现具低角度交错层理的凝灰岩位于火山层序底部(图 3c, g, i)。熔结凝灰岩位于火山层序的顶部并过渡为再沉积火山碎屑岩(图 3b)。在Yu et al. (2011)进行火山地层实测的因干村剖面，库普库兹满组顶部的地表风化和覆盖较严重，仅发现与其它剖面可以对比的一层熔结凝灰岩(图 2b)。利用扫描电镜对增生火山砾形态和矿物组成进行分析，确定增生火山砾主要由玻屑及长石和石英矿物碎屑组成(图 3j)。部分玻屑发生脱玻化，在玻屑边部富集长石微晶(图 3k)。

2 锆石U-Pb年代学

为确定长英质火山碎屑岩的喷发时代，从熔结凝灰岩层中分选出锆石进行了U-Pb年代学测试。锆石的阴极发光(CL)分析在北京大学物理学院电子显微镜实验室完成。样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析在中国地质大学(北京)地学实验中心完成，锆石U-Pb比值及年龄校准用标准锆石91500(Wiedenbeck et al., 1995)。数据处理采用GLITTER4.4软件计算，普通Pb采用Andersen的3D坐标法(Andersen, 2002)进行校正，加权平均年龄、谐和图绘制及数据统计分析用ISOPLOT3.75(Ludwig, 2003)完成。单个数据点误差均为1σ，加权平均值误差为2σ。

样品JB09-09采自热火山碎屑流的主体熔结凝灰岩层。锆石均为无色透明柱状，长宽比约为2:1~3:1，发育岩浆成因的震荡环带，CL图像(图 4a)中未见继承核。为考察其是否来自单次火山喷发，随机选择51颗锆石进行分析(表 1)，以确定其年代数据的正态分布特征及有无继承或捕获锆石。U-Pb同位素测试结果表明：所有数据均落于协和曲线上(图 4a)，²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年龄的加权平均值为290.9±1.3Ma(MSWD=1.12)。在正态分布统计曲线图上全部分析数据构成单峰分布，利用Anderson-Darling Test计算的AD值为0.49，P值为0.2190(图 4c)，表明其符合正态分布，这说明所有锆石均来自同一期岩浆事件，锆石的加权平均年龄代表长英质火山岩的喷发时间。

3 增生火山砾形态与结构特征

对柯坪长英质增生火山砾进行垂直层理的切片，然后在薄片下对增生火山砾的形态和结构进行测量和统计分析。每层选择20~50个增生火山砾进行形态统计，统计结果表明：柯坪露头区增生火山砾的长轴方向均平行于层理，且纵横比(aspect ratio)介于2.0~4.0之间，远高于热火山碎屑流中的增生火山砾(通常＜1.5，Schumacher and Schmincke, 1991)，而落于热火山碎屑流伴生空落相沉积中增生火山砾的纵横比范围(1.0~3.7)。

利用显微照片对增生火山砾的碎屑形态和尺寸进行分析，确定了柯坪地区长英质增生火山砾存在无明显粒度变化的团块(Type Ⅰ)、粒度由中心向边部单调变化的球体(Type Ⅱ)以及粒度由中心向边部呈韵律变化的增生型火山砾(Type Ⅲ)三种类型。代表性形态列于图 5。从上述三个类型中选择代表性火山砾，利用扫描电镜对其进行火山灰最大粒径、增生火山砾形态的测量。由于玻屑在扫描电镜下形态最清晰，且其粒径明显大于其它类型的碎屑(例如图 3j中高亮度的晶屑)，因此采用扫描电镜下玻屑截面的最大长度来代表增生火山砾的火山灰最大粒径；长宽比在反光镜下对薄片直接测量；进行核边结构判别时，将第一个玻屑粒度由粗变细的边界确定为核与边的边界，核边比为两部分的长轴长度之比。扫描电镜图像分析结果显示：Type Ⅰ中玻屑粒径较小，最大值为150μm；而Type Ⅱ和Type Ⅲ玻屑最大粒径在250μm左右。该粒径范围落于热火山碎屑流伴生空落相沉积(co-ignimbrite ash fall)的范围(增生火山灰最大粒径小于250~300μm)，而比火山激浪相沉积的火山灰最大粒径(可达500μm, 据Schumacher and Schmincke, 1991)明显偏低。

结构简单的火山灰球(ash aggregate)被认为与远端(distal)空落相火山灰物质遇到水或冰发生反应有关(Rose and Durant, 2011)，但在该反应中难以形成尺寸较大且同心环结构发育的增生火山砾(Brown et al., 2010; Van and Wilson, 2013)。近来的实验研究(Telling et al., 2013)和野外观察(Brown et al., 2010; Van and Wilson, 2013)表明：热火山碎屑流的热流支撑和物质供给为增生火山砾的形成提供了最合适的环境。其主要控制机理如下：(1)具有多层同心环结构增生火山砾的形成与热火山碎屑流伴生的上升喷发柱(co-ignimbrite ash plume)有直接关系(Brown et al., 2010)；(2)增生火山砾边部的细粒-极细粒火山灰也来自热火山碎屑流伴生的上升喷发柱(Brown et al., 2010; Van and Wilson, 2013)；(3)热火山碎屑流在地表流动时的淘洗过程(elutriation)和颗粒间的碰撞导致细粒火山灰的富集(Van and Wilson, 2013)；(4)热火山碎屑流的减弱导致碰撞动能(Collision Kinetic Energy, CKE)的减弱是形成增生火山砾细粒边部的关键因素(Telling et al., 2013)。

基于上述理论，可以利用增生火山砾的形态和结构演化来反演热火山碎屑流的活动过程。Brown et al. (2010)基于热火山碎屑流支撑机制，将增生火山砾分为五类：Accretionary lapillus、Coated ash pellet、Ash pellet、Cored accretionary lapillus和Cored pellet。其中，前三类分别对应热火山碎屑流不同的活动阶段，这使我们可以利用增生火山砾的形态和结构特征来重建区域热火山碎屑流的活动过程。我们将柯坪地区长英质增生火山砾的形态与Brown的成因机制分类(Brown et al., 2010)进行对比，发现两者存在很好的对应关系(图 5)。

在图 5将柯坪地区增生火山砾分为三类，分述如下：

Type Ⅰ增生火山砾与Brown et al. (2010)分类中的accretionary lapillus相对应，并与Schumacher and Schmincke (1991)分类中的multiple rim-type和Reimer (1983)的Type B相当。其颗粒较大，长轴为5~30mm。颗粒成分几乎全为玻屑，最大粒径~250μm，与Schumacher and Schmincke (1991)分类中“同熔结凝灰岩火山灰空落相(co-ignimbrite ash fall)”的最大粒径(250~350μm)相当。火山砾的核和边过渡截然，边部具明显多层结构，且粒度具有粗细变化的韵律，核边比在0.6(短轴方向)~0.8(长轴方向)之间。

Type Ⅱ相当于Brown et al. (2010)分类中的coated ash pellet类型，或者Schumacher and Schmincke (1991)分类中的graded rim-type。其特征为：颗粒长轴在3~6mm之间，相对Type Ⅰ玻屑粒度偏小，核边之间为渐变关系。该类型结构简单，与火山碎屑流提供的支撑较弱有关(Brown et al., 2010)。

Type Ⅲ相当于Brown et al. (2010)分类中的ash pellet。其特征为：没有明显核边结构，由粒度变化不大的火山灰颗粒聚集而形成火山灰团块。颗粒长轴在2~4mm之间。其结构特征说明火山灰最初在水汽和静电引力作用下聚集，但没有长期稳定的热火山碎屑流给予向上的热流支撑以保证火山灰团块在火山灰云中增生出同心层状的边部，因此形成这样的火山灰团块。

4 含增生火山砾地层特征

在四个含增生火山砾的剖面中，库普库兹满剖面的层序最为完整，其它三个出露略差，但均可与库普库兹满剖面对比。下面对库普库兹满剖面的三个增生火山砾层(图 6)及相邻层位进行系统描述，并表示在火山地层柱状图上(图 7)。

长英质火山碎屑岩剖面以下为一套玄武质凝灰岩，向上过渡为一层不含增生火山砾的长英质凝灰岩。该层长英质凝灰岩发育低角度交错层理，解释为热火山碎屑流分异出来的火山灰云(ash cloud)底部沉积，类似火山激浪堆积。该层代表热火山碎屑流发育的初始阶段，还未出现增生火山砾。

第一层含增生火山砾凝灰岩称为AL1(图 6)，以增生火山砾首次出现为标志。该层为基底支撑，增生火山砾或火山砾的碎片在某些层位富集。在薄片中可见该层与底部具交错层理长英质凝灰岩(图 3i下部)呈渐变过渡，但低角度微交错层理不再发育(图 3i上部)。该层增生火山砾属Type Ⅱ型，粒度为5~7mm，形状较为完整，可见逐渐过渡的边部结构，部分增生火山砾具偏心特征(图 3i)。该层中玻屑占30%~50%，粒度小于100μm。

第二层含增生火山砾凝灰岩称为AL2，增生火山砾均为典型的Type Ⅰ型(图 6)，且含量明显增加，属基底-颗粒支撑。增生火山砾碎片较多，有明显压实迹象。图 6中所示的AL2增生火山砾粒度在8~10mm之间，具有多层边(multi-rim)结构，粒度具韵律变化。该层火山砾富集玻屑，占50%~80%，玻屑粒度250~350μm之间，多呈破裂气泡壁形态。在实测剖面的AL2层中，还可见大量粒径>10mm的Type Ⅰ型增生火山砾(图 3e, f, h)。

第三层含增生火山砾凝灰岩层称为AL3。其出现大量Type Ⅲ和Type Ⅰ火山砾，基质含量很少，呈颗粒支撑结构(图 6)，很多火山砾碎片压实在一起。增生火山砾的软变形常见，可能与高含水量有关。AL3中出现的Type Ⅰ火山砾也具有明显的多层边结构(图 3j)，其玻屑粒度在200μm以下。

AL3之上为不含增生火山砾凝灰岩层，向上过渡为长英质熔结凝灰岩以及再沉积火山碎屑岩(上官时迈等, 2012)。

磷矿厂、开派兹雷克和木尔剖面发现的增生火山砾均为Type Ⅰ型，粒径可达15~30mm(图 3e)，核边比和长宽比相对KP剖面AL2层Type Ⅰ火山砾略小。结构上为基底支撑，可与库普库兹满剖面的AL2层相对比。

5 火山作用过程

柯坪含增生火山砾长英质凝灰岩应属同熔结凝灰岩火山灰空落相(co-ignimbrite ash fall)。首先，该凝灰岩层具有空落相特征，具体包括：平行层理发育，厚度均匀，未见大型交错层理，横向分布广泛且稳定，玻屑占非常高比例(30%~80%)且形态保存完好，缺乏陆源碎屑等；其次，多项证据支持该凝灰岩层与热火山碎屑流有密切关系，包括：玻屑粒度、增生火山砾长宽比等均符合co-ignimbrite ash fall的特征(Schumacher and Schmincke, 1991)；再者，增生火山砾从Type Ⅱ-Type Ⅰ-Type Ⅲ的结构演化规律与Brown提出的热火山碎屑流成因机制(Brown et al., 2010)吻合，反映了提供热源支撑的热火山碎屑流从初始阶段，到极盛阶段，再到逐渐减弱的过程；另外，凝灰岩层的沉积结构也具有从基底支撑到颗粒支撑，碎屑物质从多到少的演化规律，也与热火山碎屑流发育过程相符。

热火山碎屑流是在爆发式火山活动过程中形成，由热的气体和未分选的碎屑物质(包括岩浆碎块、晶体、岩屑、火山灰、浮岩和玻璃碎片等)混合而成的近水平方向运移的重力流(Branney and Kokelaar, 2002)；其气体温度最高可达1000℃，运移速度可达700km/h(Bryant, 1991)。根据热火山碎屑流成因机制，可对柯坪地区含增生火山砾长英质火山碎屑岩的火山岩相做出解释(图 7)。相应的火山作用过程描述如下：在290Ma左右，紧随库普库兹满组玄武岩喷发的结束，柯坪地区附近发生了一次长英质火山爆发，形成规模巨大的热火山碎屑流。热火山碎屑流在地表移动时与地表水或本身携带的水蒸气相互作用，形成富集细粒火山灰和水汽的混合物。这些混合物在水平方向上的运移形成类似激浪堆积的具微交错层理的凝灰岩(CB-STu)。混合物在火山灰云中受热凝聚形成火山灰团块(ash pellet)，构成增生火山砾核部。地表热火山碎屑流在于地表水相互作用后，经历淘洗作用，形成富集细粒火山灰的火山灰云柱，并加热上部空气形成上升气流。火山灰团块在上升气流中停留，增生出由细粒火山灰构成的边部，此即AL1的Type Ⅱ增生火山砾。当热火山碎屑流达到极盛时，上升气流非常稳定，使火山灰团块可反复上下，其间细粒火山灰反复增生，形成含多层边的Type Ⅱ增生火山砾，对应于AL2层。随着火山喷发强度减弱，火山碎屑流物质补给减少，并且热量补给不足、蒸汽饱和度增加，导致大量火山灰团块无法增生而直接降落并沉积下来，形成颗粒支撑的Type Ⅲ火山砾沉积，此即AL3层。

6 讨论 6.1 增生火山砾高纵横比的成因

柯坪增生火山砾的纵横比为2.0~4.0，与Schumacher and Schmincke对Laacher See同熔结凝灰岩火山灰空落相增生火山砾统计的纵横比相似，但是后者的纵横比介于1.0~3.7之间，而且有相当部分介于1.0~2.0之间。同时，Schumacher and Schmincke认为1.0~3.7的增生火山砾纵横比是其原始形态特征，部分增生火山砾较高的纵横比与压实变形无关。我们认为，柯坪增生火山砾与Laacher See在纵横比上的差异应该源于压实作用的影响。首先，柯坪增生火山砾缺乏纵横比在1.0~2.0之间的样品，这种近圆形样品的缺失显然无法用火山灰聚集作用本身的机制来解释。其次，柯坪增生火山砾的长轴均与层理平行，强烈暗示垂向压实作用与其高纵横比的关系。另外，柯坪增生火山砾中未见明显的脆性裂隙，表明其变形过程发生在塑性阶段。因此，我们认为柯坪增生火山砾过高的纵横比反映了增生火山砾仍处在塑性阶段时上覆载荷的压实作用。根据邓云山等(2010)对库车盆地沉积岩的研究，压实作用可导致平均7°、最高14°的磁倾角减小，换算成对纵横比的影响约为12%~25%左右，因此其压实前的原始纵横比可能在1.5~3.0之间，与Laacher See同熔结凝灰岩火山灰空落相增生火山砾基本一致。

6.2 凝灰岩与熔结凝灰岩的层位关系

在4个含增生火山砾的剖面上，增生火山砾层下部均未见厚层长英质熔结凝灰岩发育，这与Brown模型(Brown et al., 2010)中增生火山砾均位于熔结凝灰岩层顶部有明显不同。但是，在增生火山砾层上部却发现了熔结凝灰岩。我们对该现象提出解释如下：(1)柯坪增生火山砾剖面可能均位于火山喷发近端(proximal)向远端(distal)过渡的位置。由于粒度大的增生火山砾沉降较快，它们先于热火山碎屑流沉积在地表并被熔结凝灰岩所覆盖。部分增生火山砾也可能在沉积时落于热火山碎屑流的岸侧(bankside)。(2)增生火山砾远超过1的纵横比也支持热火山碎屑流后期覆盖的可能。根据火山灰流中浮岩表观扁平化率(F_A)的研究(Peterson, 1979)，F_A的大小受上覆载荷的控制，Peterson的测量统计表明：浮岩的F_A在火山灰流顶部接近1.0，随着向下深度的增加，上覆载荷和温度亦相应增加，在100m深度的浮岩扁平化率F_A将达到~2.0。如果认为柯坪增生火山砾的扁平化机制与该机制相似，则可以推测紧随增生火山砾的沉积有厚约100m的热火山碎屑流物质覆盖在增生火山砾层之上导致增生火山砾发生塑性形变，这与野外观察到的层位关系相符。

6.3 锆石U-Pb年龄的地质意义

本文利用熔结凝灰岩中的锆石，测得290.9±1.3Ma的U-Pb年龄，确定了该期长英质火山喷发的精确时限。根据长英质火山岩与下覆玄武岩的层位关系，还可以确定该年龄限定了库普库兹满组玄武岩喷发结束的时间。该区报道了一些玄武岩中锆石的U-Pb年龄，但是玄武岩锆饱和实验研究(Dickinson and Hess, 1982)表明：在800℃玄武岩质岩浆中结晶出锆石所需的Zr浓度为(4000±1000)×10^-6，远远超过塔里木溢流玄武岩的Zr浓度(<<1000×10^-6)。因此这些玄武岩中锆石的成因和年代学意义均存在疑问。一个可能的解释是：溢流玄武岩在火山通道或者地表流动时，曾经与早先喷发的酸性火山物质发生过相互作用从而捕获了锆石。

另外，该期长英质火山喷发的体积可能非常巨大。我们实际测量的四个剖面空间距离超过50km，而且从遥感影像上看，该层可在整个柯坪二叠系露头区追索。如果假定50km的露头长度大致代表火山灰云的直径，100m厚度代表该期热火山碎屑流的平均厚度，则该次喷发的岩浆体积将达到近200km³。如此大规模的火山喷发很可能在全盆地形成广泛分布的火山沉积层。因此，该长英质火山碎屑岩层很可能成为全盆地火山地层对比的标志层。事实上与该年龄相同的酸性火山岩年龄在盆地内部已有报道，例如塔北英买力井区巨厚玄武岩夹层酸性火山岩的年龄为约291~287Ma，应该与库普库兹满组同期。

7 结论

本文通过对塔里木柯坪地区的含增生火山砾凝灰岩的火山地层学，岩相学，增生火山砾形态结构及锆石年代学分析，得到以下结论：

(1) 含增生火山砾凝灰岩、熔结凝灰岩产出于柯坪地区二叠系火山地层，属于库普库兹满组顶部的长英质火山碎屑岩旋回；

(2) 柯坪地区增生火山砾形成于同熔结凝灰岩空落相沉积(co-ignimbrite ash fall)。不同层位增生火山砾的结构特征反映热火山碎屑流从初始阶段，到极盛阶段，再逐渐减弱的演化过程；

(3) 熔结凝灰岩锆石U-Pb年龄为290.9±1.3Ma(MSWD=1.12)，限定了塔里木溢流玄武岩第一期喷发的结束时间。

致谢 中国地质大学(北京)苏犁教授对锆石测年和数据处理工作提供了帮助；徐义刚研究员、上官时迈和Ingrid Peate教授参与了部分野外工作；王誉桦参与了火山喷发模式的讨论。