火山碎屑流进入水体后的运动规律——一种用于理解水下沉积过程的宏观实验方法

《Journal of Volcanology and Geothermal Research》：Pyroclastic density currents entering water - A large scale experimental approach to understanding subaqueous sedimentation

　　杰弗里·罗伯特|格特·卢贝|埃尔曼诺·布罗施|安娜·莫比斯|文森特·吉尔|安娜·佩特图|克雷格·米勒
火山风险解决方案公司，梅西大学理学院，新西兰帕尔默斯顿北

**摘要**
火山碎屑密度流（PDCs）介于浓密的火山碎屑流和稀薄的涌浪之间，经常发生在海洋和湖泊附近。历史和地质记录显示，PDCs可以穿越开阔的水体数百米到数十公里，并产生类似海啸的波浪。PDC进入水中的内部过程无法通过直接观察和测量来了解。然而，通过对一些由PDC形成的水下沉积物的分析，我们推断出了PDC与水相互作用的概念模型。为了验证和完善这些模型，需要明确PDC进入水中的过程以及随后的水下沉积物输送和沉积过程。

在这里，我们报告了一系列大规模实验的结果。这些实验中，动态缩放的火山碎屑涌浪（由湍流的稀薄灰雲和底部的沉积物组成）和火山碎屑流（由密集的、由气体支撑的底层流动组成）含有40-500°C的火山碎屑物质和气体，并被引导进入水道。这些实验补充了之前关于密集颗粒崩塌入水的实验，使用了浮石状、密度可变的火山碎屑物质和较缓的渠道坡度，旨在再现典型的硅质海洋岛屿和湖泊附近火山的PDC内部流动和地形条件。通过高速视频的观察，以及对流动进入水中前阶段、悬浮在水面和沉积过程中的测量数据进行分析。研究结果表明，不同浓度和温度的PDC会形成不同的水下沉积物。这些差异受以下因素控制：（1）PDC在水面上移动和输送沉积物的有效性；（2）PDC质量进入水中的三种不同机制；（3）不同浓度和温度的PDC流到达岸边的顺序；（4）浮石状火山碎屑在可变波浪静水压力下的行为，这些因素共同影响水对火山碎屑的渗透作用，从而影响颗粒的浮力和沉积速率。

实验沉积物在沉积物形态、相序结构和下游颗粒大小特征上与自然案例有相似之处，这表明实验观察结果可以用于指导自然水下沉积序列的识别和解释。

**1. 引言**
火山碎屑密度流（PDCs）是一种具有高度破坏性的多相流体，由高温火山颗粒和气体组成，导致了几乎三分之一的火山喷发相关死亡事件（Auker等人，2013年）。许多形成PDC的火山位于海洋或湖泊附近，可能导致PDC与开阔水域相互作用。广泛的历史记录和近期观测表明，PDC可以在水域中传播数百米到数十公里（例如Verbeek, 1885；Lacroix, 1904；Edmonds和Herd, 2005），并在水体受到足够破坏时产生类似海啸的波浪（Legros和Druitt, 2000；Watts和Waythomas, 2003），对沿海和岛屿居民构成重大威胁。

由于PDC的猛烈程度，目前还无法详细观察和直接测量其与水相互作用时的内部过程。然而，通过对这些事件在水下沉积物和陆上及邻近海洋岛屿或陆地上的沉积物记录的研究，研究人员已经发展出了PDC与水相互作用的概念模型（例如Allen和Cas, 2001；Burgisser等人, 2005；Trophimovs等人, 2008；Casalbore等人, 2025）。特别值得研究的水下沉积物实例包括1883年克拉卡托岛火山喷发形成的沉积物（Mandeville等人, 1996），以及2003年苏弗里埃尔山火山块状和灰烬流进入塔河扇区的沉积物（Trophimovs等人, 2006；Trophimovs等人, 2008；Karstens等人, 2013；Jutzeler等人, 2017）。尽管这两次事件在PDC类型、体积（约10立方公里 vs. 小于0.2立方公里）和颗粒密度ρP（约1000千克/立方米 vs. 约2500千克/立方米，即ρPρ水约为1 vs. 2.5）方面存在显著差异，但它们的水下沉积序列仍有一些共同特征。其中包括数米厚的沉积物，通常含有少量细灰，具有类似非粘性水下碎屑流的沉积特征（Trophimovs等人, 2008）。这些末端呈叶片状的碎屑逐渐过渡为层状或层理状的富含灰烬的沉积物，这些沉积物被认为是湍流颗粒载流的结果（Kano, 1990；Mandeville等人, 1996；Trophimovs等人, 2008；Shimizu等人, 2024）。然而，与PDC进入水相关的沉积物的识别及其与其他类型火山碎屑沉积物的区分仍然不明确（Freundt等人, 2023）。这给沿海和火山湖泊地区的灾害规划带来了不确定性，同时也影响了关键水下基础设施破坏风险的评估（Clare等人, 2023）。

一些实验模拟研究了PDC进入水体的过程（Bougouin等人, 2020；Lipiejko等人, 2023）。这些实验通常是将等温的干颗粒和气化颗粒崩塌引导进入充满水的通道。这些实验的重点是探究密集崩塌物落入较稀薄水中时所产生的水波的形成和幅度特征。值得注意的是Freundt（2002）的非等温实验，该实验捕捉到了高达400°C、几厘米厚的多组分浮石-灰烬混合物崩塌进入水道的动态过程。这些实验展示了更复杂的动态现象，在水下实验环境中，包括超密度颗粒载流与向上漂浮的浮石同时存在，以及灰烬-水羽流的沉积。这些羽流由地面上的稀薄灰烬-气体载流携带至水面形成。当热崩塌物进入水中时，灰烬会在高能汽化事件中从颗粒流中分离出来。

以往的等温和非等温实验的一个共同特点是使用了惯性颗粒崩塌，其颗粒流动缩放参数（例如Savage数和Bagnold数）与自然PDC的底层密集颗粒流体流动区域的参数相吻合（例如Roche等人, 2016；Breard等人, 2018；Lube等人, 2019）。然而，PDC在垂直方向上强烈分层，并且在一个流动中表现出多种颗粒-气体传输机制（Lube等人, 2020）。这包括从湍流的稀疏颗粒-气体悬浮（颗粒体积浓度约为θV?10^-3），到介导显著气体-颗粒反馈的中间传输机制（约10^-3?θV?3×10^-1），再到密集的颗粒机制（约θV?3×10^-1），其中流动行为主要由颗粒间应力主导。研究人员传统上将陆上PDC沉积物分为两种类型：以湍流为主的稀疏传输和以气体传输为主的密集传输。对于密集PDC的概念模型（也是火山碎屑流），假设存在一个底部的、受气体孔隙压力影响的颗粒底层流动，其上方是一个稀薄的、湍流的灰雲涌浪区域（Sulpizio等人, 2014；Breard等人, 2018）。对于稀薄PDC（也是火山碎屑涌浪和爆炸）的模型，则设想了一个完全湍流的、密度分层的、颗粒载流的重力流，底部有一个薄的沉积物层（例如Breard等人, 2015）。然而，关于底层沉积物、灰雲涌浪和基于颗粒的底层流动区域与最终形成的水下火山碎屑沉积物之间的相互作用仍不清楚。

本研究旨在弥补对PDC与开阔水域相互作用时水下沉积物输送和沉积过程直接观察的不足。为此，我们报告了一系列大规模实验的结果，这些实验中使用了不同温度、稀薄和密集的火山碎屑流与充满水的通道相互作用。我们使用了自然形成的火山碎屑凝灰岩材料，其颗粒密度范围广泛，与水的密度相比差异较大。此举旨在将先前基于颗粒崩塌与水通道相互作用的实验研究扩展到动态缩放至完全发展的PDC条件。本研究的重点是对水下沉积和沉积过程的研究。

**2. 方法论**
**2.1. 大规模实验中的PDC与水相互作用综合研究**
所描述的实验是在火山碎屑流大规模实验（PELE）中进行的，该实验设施旨在模拟和研究PDC的输送和沉积机制，其动力学和运动学条件与自然PDC相匹配（Lube等人, 2015；Uhle等人, 2024）。在PELE中，通过控制高温火山碎屑物质和空气的悬浮液从高处漏斗中重力塌落来生成实验PDC。实验装置由五个主要部分组成（图1）：
（i）塔架：一个高13米的结构，配有电梯系统，可将0.7立方米或4立方米的漏斗提升到目标高度。加热过程由热电偶监测，漏斗连接四个负载传感器，用于测量随时间变化的物质排放量；
（ii）罩层：一个高度不超过9米的耐热布料，释放的混合物在此重力作用下下落；
（iii）滑道：一个长12米、宽0.5米、高1.8米、倾斜6度的通道，用于引导流体；
（iv）水道：一个水平铺设的、多仪器安装的、长10米、宽0.5米的防水通道，注满淡水至0.5米深度。用于观察PDC进入水道的过程，其中最初的3.6米部分采用耐热玻璃制成，其余6.4米部分高度为1.2米且不透明。在水道起点处插入一个倾斜5度的假坡，模拟此处研究的典型硅质海洋岛屿和火山附近湖泊的浅水地形（补充图S2）。该坡面向水道内部延伸5.7米至过渡坡。在水道末端安装了一个倾斜38.4度的三角形坡面，用于吸收水波能量并降低反射波的速度。坡面后面是一个高0.6米的木块，用于支撑下方的一些仪器；
（v）出口：一个长5米的平坦无约束的排放区，实验PDC的陆地部分在此流出后会被自然悬崖阻挡。

**2.2. 火山碎屑材料、实验条件和缩放**
实验流体由天然加热的火山碎屑物质和空气组成，使用了600-1100公斤的232 CE Taupō凝灰岩（Wilson和Walker, 1985）第2B层。选择这种材料是因为其颗粒密度范围广泛（300-2600公斤/立方米），类似于Freundt（2002）使用的材料，有利于自然流体-颗粒应力的耦合。颗粒大小和密度分布见补充图S1。这种多模态混合物由高度多孔的、接近圆形的浮石、棱角分明的玻璃碎片、自由晶体和岩石颗粒组成，颗粒大小从2微米到16毫米（9到?4 Ф），中位粒径为422微米（1.2 Ф），分选系数为93微米（3.2 Ф）。混合物中大约26.5%由极细的灰分（颗粒直径<63微米）构成，约27.5%由火山碎屑流颗粒（>2毫米）组成。该混合物的静摩擦系数为0.8，而壁面摩擦系数为0.85（Corna等人，2025年）。在这里描述的三个实验（S600_120、PF1100_500和PF1100_40）中，火山碎屑物质的质量（600–1100千克）、温度（40°–500℃）以及从料斗中的排放速率（35–500千克/秒）各不相同。实验的运行条件汇总在表1中。根据不同的实验起始条件，合成了两种类型的火山碎屑流。实验性火山碎屑涌浪（实验S600_120）由一层约1.6米厚的、垂直分层且稀薄的灰云涌浪区域组成，位于一层厘米厚的底负荷区域之上。实验性火山碎屑流（PF1100_40和PF1100_500）则由一层约2至4米厚的前导灰云涌浪区域和一层十厘米厚的底负荷区域组成。为了确保实验的可重复性，实验S600_120重复进行了多次。火山碎屑流实验在两个不同的温度下进行（PF1100_500在500℃，PF1100_40在40℃），以便区分火山碎屑流与水体相互作用过程中的热力学过程和纯机械过程。选择这两个温度是为了反映Freundt（2002年）在其关于“冷”（55–150℃）和“热”（200–400℃）条件下的火山碎屑流实验中所观察到的不同行为。

尽管这些实验的规模很大，但实验中的流速和流动距离远小于自然界中的火山碎屑流。为了将实验结果与实际火山碎屑流进行对比，表2和表3列出了实验性和自然条件下稀薄火山碎屑流（表2）以及浓缩火山碎屑流（表3）的相关速度、长度、时间和温度参数的无量纲比值。比较显示，实验性火山碎屑流与实际火山碎屑流在缩放参数和动态特性上存在部分重叠。其中，值得注意的参数包括雷诺数（表征湍流强度以及惯性力与粘性力的比率），其值达到10^6；理查森数（评估湍流中的分层稳定性），其值为0.01–19；热理查森数（强制对流与浮力对流的比率），其值为0.02–4.5；斯托克斯数（表征颗粒与湍流的耦合程度），其值为10^-3–100；稳定性数（颗粒沉降速度与流体湍流分量的比率），其值为10^-2–10^-1；以及巴格诺德数（颗粒碰撞应力与粘性流体应力的比率），其值为100–10^2。

实验S600_120的参数如下：
- 总质量（Mbulk）：600千克
- 静止时混合物温度（Tbulk）：120℃
- 料斗排放速率（Drelease）：35千克/秒

实验PF1100_40的参数如下：
- 总质量（Mbulk）：100千克
- 静止时混合物温度（Tbulk）：40℃
- 料斗排放速率（Drelease）：500千克/秒

实验PF1100_500的参数如下：
- 总质量（Mbulk）：100千克
- 静止时混合物温度（Tbulk）：50℃
- 料斗排放速率（Drelease）：500千克/秒

尽管这些实验规模较大，但实验中的流速和流动距离仍远小于自然界的火山碎屑流。为了将实验结果与实际火山碎屑流进行对比，表2和表3列出了实验性和自然条件下稀薄火山碎屑流（表2）以及浓缩火山碎屑流（表3）的相关速度、长度、时间和温度参数的无量纲比值。比较显示，实验性火山碎屑流与实际火山碎屑流在缩放参数和动态特性上存在部分重叠。其中，值得注意的参数包括雷诺数（表征湍流强度以及惯性力与粘性力的比率），其值达到10^6；理查森数（评估湍流中的分层稳定性），其值为0.01–19；热理查森数（强制对流与浮力对流的比率），其值为0.02–4.5；斯托克斯数（表征颗粒与湍流的耦合程度），其值为10^-3–100；稳定性数（颗粒沉降速度与流体湍流分量的比率），其值为10^-2–10^-1；以及巴格诺德数（颗粒碰撞应力与粘性流体应力的比率），其值为100–10^2。

表1. 三个实验的实验条件。
| 实验编号 | 总质量（Mbulk）（千克） | 静止时混合物温度（Tbulk）（°C） | 料斗排放速率（Drelease）（千克/秒） |
| --- | --- | --- | --- |
| S600_120 | 600 | 120 | 35 |
| PF1100_40 | 100 | 40 | 500 |
| PF1100_500 | 100 | 500 | 500 |

表2. 自然稀薄火山碎屑流和实验性稀薄火山碎屑流流动的缩放参数。自然稀薄火山碎屑流的参数基于Burgisser等人（2005年）和Andrews与Manga（2011年）的研究结果。自然稀薄火山碎屑流的弗劳德数（Fr）约为1，这反映了重力与惯性力之间的平衡。当受到强重力作用时，自然稀薄火山碎屑流的弗劳德数可能处于亚临界到超临界范围内。

表3. 自然浓缩火山碎屑流和实验性浓缩火山碎屑流流动的缩放参数。这些参数基于Iverson和Denlinger（2001年）的研究结果。

表4. 火山碎屑流与水相互作用时波浪特性的缩放参数。这些参数用于比较不同条件下的波浪特性。PF1100_500 的特点是具有持续时间更长的（6 秒）下泄流，该下泄流包含两个峰值。具体参数如下：

| 参数 | 值 |
|-----------------|-----------------------------------------|
| RunHUFUUFtUF?tUFNpulsestpulses?θUF??ρUF?Unitsmm?s?1 | … |
| none | … |
| kgm3 | … |
| PF1100_400 | 1.2 |
| 1.13 | 14.63×10?19 |
| 40–960 | … |
| PF1100–500 | 0.1–0.27 |
| 2.4–5.7 | … |
| 6 | 2.52 |
| 3 & 5.13×10?19 | 40–960 |

下泄流的厚度（HUF）；下泄流的速度（UUF）；下泄流通过的时间（tUF）；下泄流到达的时间（?tUF，单位：秒）；下泄流的脉冲次数（Npulses）；这些脉冲到达的时间（tpulses，单位：秒）；下泄流的粒度和深度平均体积浓度（?θUF?）；下泄流的粒度和深度平均密度（?ρUF?）。

图 3 a-c 展示了三种实验性 PDC（火山碎屑流）在水槽末端溢出后的传播过程。此时，火山灰云涌区域的上部开始具有浮力。当这些云团在距离水槽 35 米处被悬崖阻挡后，实验 S600_120 和 PF1100_50 中的火山灰云逐渐上升至约 8 米的高度。在实验 PF1100_50 中，随着热下泄流与水的相互作用，整个火山灰云涌区域变得具有正浮力，并在不到 20 秒内上升至约 35 米的高度。

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图 3. 实验性 PDC 在穿过水槽过程中的特征。展示了实验 S600_120（a）、PF1100_40（b）和 PF1100_50（c）在到达岸边后相似时间点时，火山碎屑流区域在水平面上的情况。图中还展示了三次实验中在陆地岛屿（图 1 中的位置 P5）上形成的沉积物。S600_120（d）和 PF1100_40（e）的岛屿沉积物由毫米级的层状火山灰组成；而 PF1100_50 的沉积物则包含 15–17 毫米厚的分层状下部层和一层较厚的上层（f）。图 (e) 和 (f) 中的沉积物表面部分被淹没岛屿的水波侵蚀了。

3.2. 火山碎屑流（PDC）与水的相互作用过程
3.2.1. PDC 与水相互作用的类型和顺序
PDC 与水相互作用的过程顺序受这些过程的特征时间尺度和不同浓度及高温基底（床荷载和下泄流）PDC 流区域到达岸边的顺序控制（图 4）：
1. 在所有实验中，第一个过程是火山灰云涌区域的前沿在约两秒内穿过长度为 8 米的水槽（图 4 a、b 和 c）。
2. 在水流到达后大约 0.6 秒，沉积物-水层开始从 PDC-水界面处形成并向下生长。在界面处产生的剪切波（图 4 a、b 和 c 中标记为 ‘①’）在该层内部引发了对流运动。
3. 在水流到达后约 2 到 2.8 秒，沉积物-水层底部开始出现不稳定现象，并向下转变为沉降羽流（图 4 a、b 和 c 中标记为 ‘②’）。
4. 在实验 S600_120 中，当水流到达岸边后约 28 秒，羽流底部的颗粒沉降形成了约 0.1 米厚的浑浊流（图 4a 中标记为 ‘③’）。这些浑浊流最初在靠近岸边的较浅水域形成，随后向水槽的水平部分蔓延。
5. 在实验 PF1100_40 和 PF1100_50 中，当密集的下泄流在水流到达后约 4 秒到达岸边时，打断了羽流的沉降过程。下泄流侵入静止的水中，推动了水向海洋方向移动，形成了冲击波（图 4b 和 c 中标记为 ‘④’）。下泄流与水的混合导致水饱和的下泄流物质迅速向下输送（图 4b 和 c 中标记为 ‘⑤’），最终到达水槽底部。这种混合随着推动部分浮力的下泄流与被推动的水波之间的混合界面向外移动，使岸线向海洋方向扩展。
6. 在实验 PF1100_40 中，火山碎屑物质的快速对流“淹没”后，最轻的浮石颗粒迅速浮到水面上，形成了约 1.5–2 厘米厚的浮石筏（图 4b 中标记为 ‘⑥’）。相比之下，在实验 PF1100_50 中，浮石大部分仍埋在水中，没有形成连贯的浮石筏（参见图 4c）。
7. 在实验 PF1100_50 中，PDC 在水槽中的传输过程有所不同。在这里，热下泄流前沿与被推动的水波之间的强烈热相互作用产生了高能量的水蒸气喷射（图 4c 中标记为 ‘⑦’）。这些喷射将 PDC 的底部临时抬高至水面以上至少 0.5 米的高度，然后弹射回水中，再次引发新的水蒸气喷射和 PDC 的抬升。
8. 在实验 PF1100_40 和 PF1100_50 中，水流到达后的最多 75 秒内，由于反射波（图 4b 和 c 中标记为 ‘?’）的向上和向下通道传播，岸线部分被再次侵蚀。

图 4. PDC 与水相互作用的过程和顺序。a-c：实验流 S600_120（a）、PF1100_40（b）和 PF1100_50（c）在距离岸边 2.4 米位置的水面剖面图。图中显示了该位置的整个水柱以及陆地上的实验性 PDC 的下部 0.4 米部分。每个剖面图的上缘勾勒出了PDC火山灰云涌区域的通过时间。静止区域，即水下沉积物、下泄流沉积物以及附着在窗口侧面的火山灰，表现为高度-时间图中的水平线性特征。图中用符号标出了以下特征：① 火山灰云涌区域与水面的界面处的剪切波；② 在PDC-水界面下的沉积物-水混合层内部由于对流不稳定性形成的快速下沉的沉积物-水羽流；③ 向下游移动的浑浊流；④ 在 PF1100_500 和 PF1100_40 中形成的冲击波；⑤ 由浮石火山碎屑与水混合后快速向下输送至水槽底部的过程；⑥ 由浮石颗粒浮回水面形成的浮石筏；⑦ 由于下泄流前沿和冲击波后方界面处快速蒸发而产生的两个高能量喷射；⑧ 下沉到水中的沉积物质（标记为 ‘D’）；⑨ 向上和向下通道传播的反射波的波峰。

3.2.2. 火山灰云涌与水及水下沉积物传输的相互作用
在所有实验中，火山灰云涌区域的前沿都具有明显的鼻状突起和几厘米宽的叶状结构以及裂缝（图 5a）。鼻状突起通过后大约 0.2 秒，粗粒火山灰和细颗粒的条纹状沉积物沉积在裂缝位置的水面上（图 5b）。不到一百毫秒后，水面上形成了间距几厘米的剪切波（图 5c），其振幅增加到约 2–4 厘米。沉积在水面上的颗粒优先被困在剪切波的槽中。这些颗粒与水的剪切诱导对流混合形成了向上生长至约 1.5–3.5 厘米厚的浮力沉积物层（图 5d）。沉积物-水层的时间平均垂直生长速度与火山灰云涌的总体颗粒浓度正相关，分别为实验 S600_120、PF1100_40 和 PF1100_50 的 0.007、0.008 和 0.02 米/秒。

图 5. 火山灰云涌区域与水的相互作用过程（实验 S600_120）。
(a)：穿过水面的密度电流前沿区域的正面视图，注意其鼻状突起和叶状结构；
(b)：0.8 秒时的水下视图，展示从 PDC 前沿区域的叶状结构边缘沉积到水面的粗粒火山灰颗粒；
(c)：3.9 秒时的水下视图，显示剪切波的形成；
(d)：4.0 秒时的侧视图，显示在 PDC-水界面下方形成的约 3 厘米厚的对流不稳定层；
(e)：5.2 秒时的水下视图，显示对流区域底部形成的指状不稳定结构；
(f)：7.0 秒时的侧视图，显示从指状不稳定结构向水池底部快速沉降的羽流。

在大约 1.8–2.8 秒时，沉积物-水层底部开始出现规则间隔的指状不稳定结构（图 5e），这些结构逐渐转变为沉积物-水羽流（图 5f）。平均羽流沉降速度分别为实验 S600_120、PF1100_40 和 PF1100_50 的 0.04、0.025 和 0.06 米/秒。这些速度大约是悬浮在羽流中的颗粒中位直径（63 微米）终端下落速度的 7 到 18 倍（假设火山灰云涌没有加热水），或者是在沉积物-水层水温升高 50°C 的情况下的约 10 倍。火山灰云涌引起的水下沉积过程序列在补充视频 1 中展示。

3.2.3. PDC 下泄流区域进入水中的过程（40°C 实验案例）
下泄流到达岸边时，集中基底流区域的质量通量 θM 突然增加了三个数量级（约 100 毫秒内）。在床荷载区域，时间平均质量通量约为 θM～8×10?2千克/秒。相比之下，下泄流在约 100 毫秒后，质量通量约为 θM～5×101千克/秒，而在最活跃的部分（厚度约为 0.1 米的下泄流通过时，质量通量达到峰值 θM～1.1×102千克/秒（见补充图 S3）。
实验性 PDC 向水传递的动量突然增加导致水和泥土的喷射，并形成约 0.15 米高的冲击波（图 6b）。这一过程类似于密集颗粒雪崩进入水渠时的初始喷射（参见 Freundt, 2002; Bougouin et al., 2020; Lipiejko et al., 2023）。

由于下泄流在接下来的约 0.5 秒内深度和速度迅速增加，随之产生的冲击波立即将水向外推动。这形成了一个约 0.15 米高的冲击波，从距初始岸边约 2 米的距离开始在水槽中自由传播（图 6c）。在下泄流前沿到达后约 1.1 秒时，下泄流停止了运动。此时，下泄流向海洋方向的传播使岸线向外扩展了约 1.2 米。靠近原始岸线的地方，下泄流沉积物（密度约为 960 千克/米3）部分浮在一层几厘米厚的未被冲走的水面上（图 6c）。冲击波的反射及其随后再次到达扩展的岸线逐渐侵蚀了“下泄流-岸线”边界约 0.5 米（图 6d 和 e）。与 PF1100_40 下泄流进入水中的过程序列在补充视频 2 中展示。

3.2.4. 火山碎屑颗粒的水下释放和重新悬浮
在实验 PF1100_40 中，水下沉积物的传输受到局部变化的水静压的影响，因为冲击波向外传播并随后由于波浪反射而在水槽中来回晃动。下泄流的快速侵入导致火山碎屑在整个水柱中扩散（图 7a 中的虚线矩形）。随后，粗颗粒火山碎屑分离成两部分。一些浮石颗粒重新浮回水面，形成了浮石筏（图 7b 中的圆圈内标注）。石块沉降到河道底部并沉积下来，而最初一起沉积的一些浮石颗粒被抬升了几厘米后又沉回了底部。这种抬升现象与下沉的浮石释放气体同时发生，形成了由气泡、水和灰分组成的浮力羽流（见图7b中的圈出部分）。随着冲击波向外传播，颗粒被带到越来越深的水域中，这种“初始”的气体释放事件也随时间向外扩展。这一过程持续了大约5.05至7.6秒，其间颗粒的上昇速度达到了每秒0.15米，使它们重新悬浮在水柱的下三分之二区域内。随着时间的推移，上升气流的速度减弱，颗粒再次开始向下沉降。这些悬浮的、以灰分为主的火山碎屑导致浊流的形成，并沿河道向下移动（见图7c）。

图7. 水下沉积过程。(a) 下流与周围水的相互作用引发了湍流混合（区域A），并形成了富含空气的、含有颗粒的羽流（区域B）。这些羽流的引力崩塌导致了沉积物的沉积。(b) 沉积物通过气体释放事件释放出被困的空气，冲刷出细小颗粒，在水面附近形成了一层富含细粒物的临时层。（c) 由于反射波的影响以及水位上升，气体释放停止，富含细粒物的层随之崩塌，形成了一个富含细粒物的重力流，沉积了一层分层的沉积物。

3.2.5. 火山碎屑气体释放与重新悬浮事件的周期性
图8a展示了PF1100_40实验中水下过程的特写，通过高度-时间曲线图显示了最初的火山碎屑气体释放事件发生在大约5.05至7.6秒之间，随后在大约10至12秒和17至19秒时又发生了两次气体释放事件。

图8. 水下火山碎屑气体释放、重新悬浮与沉积事件之间的关系。(a) 距原始海岸线3.0米处的高度-时间曲线图。符号“O”表示气体释放事件的发生；符号“T”表示随后发生的浊流和颗粒重新沉降现象。(b) 距原始海岸线1.6米、1.9米、2.3米和2.85米处的水位时间序列图。火山碎屑气体释放事件的发生位置用灰色框标出。(c) 距原始海岸线1.6米、1.9米、2.3米和2.85米处的沉积速率时间序列图。火山碎屑气体释放事件同样用灰色矩形标出。不同沉积序列的垂直颜色编码框表示了分层沉积物的形成时间，这些沉积物是在排水后分别采样的。

图8b显示了距离原始海岸线不同位置（1.6米、1.9米、2.3米和2.85米）的水位时间序列，这些位置对应不同的初始水深（分别为0.086米、0.114米、0.165米和0.212米），以及重复气体释放事件的发生和停止时间。在浅水区（1.6米处），每100秒发生的气体释放事件数量从六个减少到最深处的三个。可追踪的气体释放事件通常从较深水域开始，然后向上游较浅水域迁移。此外，火山碎屑气体释放的开始与反射波传播过程中水深的增加同时发生。

图8c展示了距离原始海岸线1.6米、1.9米、2.3米和2.85米处的沉积速率时间序列，以及气体释放事件的发生时间。连续的、可追溯的沉积过程也显示出来。沉积速率的特点是正（沉积）事件和负（侵蚀）事件的周期性交替。侵蚀事件与人气释放事件紧密相关，在此期间最初沉积的浮石颗粒被抬升，随后在羽流强度减弱时再次沉降。火山碎屑的反复抬升和沉降现象，伴随着高达每秒0.05至0.15米的气体-水-火山碎屑羽流的垂直速度，以及浮石碎屑的气体逐渐释放（并用水替代孔隙空间），使得混合物分离成下部缺乏细粒物的部分，最终形成了分层的底部沉积层，以及上部富含细粒物的层。

3.2.6. PDC下流区域侵入水中的过程——500°C实验的案例
在PF1100_500实验中，下流到达海岸线时产生的水扰动比PF1100_40实验时要强烈得多。伴随着大约θM约为4.8×10^2千克/秒的质量通量峰值，以及在流体到达海岸线后大约3.0秒和5.1秒时的两次下流脉冲，下流产生了两个冲击波（见图9b和c）。每次下流脉冲都将水向外推挤，使得海岸线向外扩展了约4米（见图9b-d）。在两次下流脉冲到达期间，约450°C的锋面区域与后方水的热相互作用导致两次强烈的汽化现象。图9b和c展示了由此产生的两个蒸汽喷射，它们将PDC暂时向上抬升（图9b和c中的“J”标记了喷射位置）。与PF1100_500下流侵入水中的相关水下沉积过程详见补充视频3。

与PF1100_40实验相比，浮石碎屑的强烈气体释放发生在下流侵入水中，并且强度和速度都更大。没有观察到额外的气体释放事件，混合的火山碎屑-水混合物形成了一个贴近水面的颗粒流体，并在大约9秒内向外移动并沉积。反射波的传播导致先前沉积的厚层沉积物上部约三分之一的区域被侵蚀和重新沉积。随后，悬浮的富含灰分的物质沉淀下来，形成了由亚垂直羽流和浊流组成的沉积层，这些过程在实验PDC越过海岸线后40秒内持续进行。

3.3. 沉积特征
3.3.1. 沉积相
三个实验中的PDC的陆上沉积物在相、厚度以及它们从原始海岸线延伸的距离上有所不同。对于S600_120实验中的火山碎屑流，沉积物由5毫米厚的细至粗灰层组成，延伸了约3厘米超出海岸线。对于PF1100_40和PF1100_500实验中的火山碎屑流，陆上沉积物分别为约7厘米厚（PF1100_40）和约12厘米厚（PF1100_500）的厚层沉积物，由非常细的灰粒到浮石颗粒组成，分别使海岸线向外扩展了约0.7米和1.5米。沉积后，近岸下流的轻微浮力沉积物被下方未被推出的水渗透。在PF1100_500实验中，这与沉积物热灰质基质的强烈气泡化以及少量近岸蒸汽爆炸有关。

岛屿沉积物
在“岛屿”上，三个实验都留下了明显的陆上沉积物。S600_120和PF1100_40实验都形成了毫米级的细至粗灰层沉积物（见图3d和e）。PF1100_500实验中的“岛屿”沉积物由15-17毫米厚的分层细至粗灰层组成，上层是分选较差的细灰到中等粒度的浮石颗粒层（见图3f）。在岛屿上采集的最大浮石颗粒的长轴直径可达6厘米。在陆上流中，如此大的颗粒仅在下流中运输，而在共存的PDC灰云中则不存在。这表明，起源于下流-水界面的蒸汽喷射不仅抬升了热流底部，还将热下流的部分碎片化并向上悬浮到穿越水流的部分。

水下相
三个实验形成了不同的水下沉积相序列。这些相在距离原始海岸线约2.3米的位置进行了描述，此处沉积序列完整且沉积速率已测量。
S600_120实验的沉积物由约1-2毫米厚的亚毫米至毫米级细灰层组成（见图10a和d）。下部层对应于海岸线穿越后约4.5至15秒内由亚垂直沉积物-水羽流沉积的颗粒。中间的毫米级正常级配层对应于约15-50秒内由浊流沉积的颗粒。最上部是一层0.5-300秒内沉积的非常细灰的泥层。

图10. 实验S600_120、PF1100_40和PF1100_500在距离原始海岸线2.4米处的水下垂直沉积序列及时间变量的沉积累积情况。(a) S600_120实验中1-2毫米厚的沉积物，由亚毫米至毫米级的细灰层组成。沉积物表面的浮石颗粒是实验过程中颗粒通过水柱沉淀以及实验后排水时浮石沉降的结果。沉积物表面的侵蚀是由实验后的排水造成的。(b) PF1100_40实验沉积物的垂直剖面图。虚线标出了富含岩石碎屑的角砾岩相、贫灰的常规级配浮石角砾岩相、富灰的、分层较明显的相，以及上层非常细至细灰的泥层之间的边界。(c) PF1100_500实验沉积物的垂直剖面图。虚线标出了富含贫灰的浮石角砾岩相与被波浪改造并向上重新沉积的下层浮石角砾岩相之间的边界，以及正常级配的分层相和上层非常细至粗灰的泥层之间的边界。(d-f) 三个实验在a-c位置处的沉积累积高度-时间图。不同的沉积相由不同的纹理和颜色表示。相之间的连续和不连续边界分别由水平虚线和实线标出。

PF1100_40实验的沉积物序列由约45-50毫米厚的分层厚层组成，包括一个下部的分级厚层、一个中层（因此呈叶状的）分层层，以及一个上层的层状泥层（见图10b和e）。约20-25毫米厚的分级厚层由中等分选的小浮石到粗灰层组成，其灰分含量向上逐渐增加。它在海岸线穿越后约4.5至40秒内通过贴近水面的颗粒流体传播沉积，没有内部不连续性的视觉证据。然而，通过时间推移对分级厚层沉积表面的测绘显示，其垂直序列包含了四个沉积间断期。这些间断期与流体到达后约5秒、10秒、17秒和28秒时的火山碎屑气体释放事件相关，这些事件使先前沉积的颗粒部分被抬升后再沉降。

在侵蚀性不连续面上方，约7-8毫米厚的叶状分层层由非常细灰到浮石颗粒组成。这种分选良好的沉积物由最多四个反分级层组成，每一层粒度逐渐减小。这些分层层是在海岸线穿越后约50-75秒内由一系列浊流事件沉积的。该序列覆盖着一层约2毫米厚的非常细至细灰的层状泥层。这一层排列得非常整齐、具有正常粒级的沉积物，是由悬浮的非常细小的火山灰颗粒在浊流减弱期间缓慢沉降形成的，直到实验结束后大约1小时清澈的水被排干。PF1100–500。这层大约170–175毫米厚的沉积物由下部的无级厚层、中部的非叶片状分层层（因此没有叶片结构）以及上部的层状淤泥组成（见图10c和f）。大约115–130毫米厚的无级厚层由细到中等大小的浮石碎屑和岩石碎屑构成，其中火山灰含量显著较低。这层中等分选的沉积物形成于颗粒水流越过岸线后约7.5–8秒时，并沿着河道向下流动。在反射波到达斜坡时（约13–14秒），这层无级厚层的上部约35–45毫米的部分被侵蚀并向上游移动。非叶片状分层层与无级厚层呈整合接触。这层大约25–35毫米厚的、由细火山灰和小浮石碎屑组成的分层层具有明显的正常分选特征，形成于颗粒水流越过岸线后约15–20秒时。最上部约5–15毫米厚的层状淤泥层由粗火山灰到非常细小的火山灰组成，也具有正常分选特征，并与非叶片状分层层呈整合接触（见图10c）。图10d–f展示了三次实验中沉积物厚度随时间变化的图表，这些图表显示了不同沉积机制导致的沉积速率的显著差异。PF1100_500实验中，在颗粒水流沉积无级厚层时沉积速率最高，约为45毫米每秒；其次是PF1100_500实验中浊流沉积非叶片状分层层时，沉积速率约为7毫米每秒；PF1100_40实验中，由能量较低的颗粒水流沉积的分级厚层时沉积速率约为5毫米每秒。随后形成的叶片状分层层的沉积速率约为3–6毫米每秒。S600_120实验中，通过沉积物-水体羽流和浊流的共同作用，层状淤泥的平均沉积速率仅为约3×10^-2毫米每秒。

3.3.2. 整体沉积几何形态
图11比较了三次实验中水下沉积物沿河道方向的厚度变化情况。

3.3.3. 水下沉积物的粒径特征
估算颗粒流（PDCs）携带的水中物质的质量与进入水中并最终沉积在水中的物质的质量之间的相对比例是有意义的。这些比例通过以下关系计算得出：
(5)mWater = w × ∫(shoreline, channel end) MAdx
(6)mAerial = mPDC ? mWater
其中，channel end和shoreline表示沿河道的平行距离x，w表示河道宽度，M表示单位面积A内的水下沉积物质量，mPDC表示经过岸线的、经过高度和时间积分的PDC流质量。
三次实验中，mAerial与mWater的相对比例存在显著差异（见图13a–c）。在火山碎屑涌浪实验中，约95%的PDC质量沉积在水中；在PF1100_40实验中，几乎所有PDC质量（约99.5%）都沉积在水中；而在热火山碎屑流实验PF1100_500中，只有约65%的PDC质量沉积在水中，大约三分之一的PDC流经过了开阔的水道。
- S600_120实验中，沉积物从河流开始到结束的厚度变化较大（见图11a）。这种变薄模式与由于水深较浅导致近端和远端斜坡上的羽流沉积作用使得浊流早期形成有关。
- PF1100_40实验中，沉积物从约100毫米处开始沿河道逐渐变薄（见图11b）。其特征是近端有三个明显的沉积叶片，分别位于1.8米、3米和4米处，而在坡度变化处之后沉积物呈指数级变薄。
- PF1100_500实验中的水下沉积物最厚处厚度在60毫米到170毫米之间（见图11c）。值得注意的是，沉积物没有明显的沿河道变薄趋势。相反，沉积物可以分为三个独立叶片：近端的叶片延伸至河道约2.2米处，第二个对称叶片从2.2米延伸至坡度变化处（6米），第三个朝向上游的叶片从坡度变化处延伸至河道末端。
图12展示了三次水下沉积物内部结构的缩放和高倍显示的横截面图，以及它们的粒径分布。
- S600_120实验（a）、PF1100_40实验（b）和PF1100_500实验（c）的沉积物相的缩放横截面图，以及主要沉积相的代表性直方图。坡度变化处（从5°倾斜的坡道进入水平河道部分的位置由一条垂直虚线标示。沉积相结构的详细描述见正文。
- S600_120实验中，从下部的层状火山灰（羽流沉积）、中部的层状火山灰（浊流沉积）到上部的层状火山灰（细颗粒沉降）的三部分序列在整个河道中都能观察到。层状火山灰的厚度大致恒定，而分层浊积层的厚度向坡度变化处逐渐减小且颗粒变得更细。
- PF1100_40实验中，沉积物向外明显变薄，其特征是沿河道的垂直结构逐渐变化。分级厚层从约3厘米处开始沿河道逐渐变薄，延伸至河道末端，并且在下游系统性地分选更好，其中非常细小的火山灰含量减少。我们区分出了四层分级厚层，这些层之间由于火山碎屑排气事件而形成沉积间断。最底层的分级厚层延伸至河道末端。上层三层形成明显的终止叶片，分别位于1.8米、3米和4米处。上层三层分级厚层显示出明显的向上重叠的沉积特征，这是由于在浅水区排气事件持续时间较长，而在更深的水域这些事件逐渐停止。向上和向下看，每一层分级厚层都过渡到由浊流沉积的叶片状分层层。
- PF1100_500实验中，由贴地水流沉积的无级厚层在整个河道中可以追踪到，其分选系数和粒径中值呈现出明显的沿河道变化。垂直水下采样器和河道底部样本的质量与面积比在河道中间约6米处从约20–40%增加到30%，然后在8米处略微减少至12%。这表明颗粒水流的供给是由（i）下层水流与岸边水体的混合以及（ii）PDC在水中传播和颗粒垂直沉降到前进的贴地水流中共同产生的。此外，位于河道末端的“STC”采样器收集到的沉积物质量（约40%）与下游采样器收集到的质量相似。这表明有额外的沉积物从陆上的PDC通过倾斜坡道进入河道，形成了向上游流动的颗粒水流。在无级厚层中，无法识别出这些三种沉积源之间的结构边界，这表明颗粒水流通过这三种不同的沉积源同时快速供给。
- 无级厚层之上的是由浊流沉积的非叶片状分层层，其特征是厚度在三个上述叶片之间的沟槽处逐渐增加，在叶片顶部逐渐变薄。上部的毫米级淤泥没有明显的纵向增厚或变薄趋势。

为了分析实验中PDCs携带的水下沉积物的粒径分布，我们将它们与陆上沉积物的粒径分布、在水流中经过的PDC部分的样品的粒径分布以及波浪表面下方的垂直水下采样器的整体粒径分布进行了对比（见图13）。
- 在F63对Md的图表中（见图13d），水下层状淤泥样本与陆上火山灰云涌浪样本呈现线性趋势，随着粒径中值的增加，细颗粒含量减少。这种趋势解释了PDC样本作为水下沉积物-水体羽流和浊积层沉积物的来源。
- 在F63对Md的图表中（见图13e），粒度较粗且火山灰含量较低的分级厚层样本与粒度较细且火山灰含量较高的叶片状分层层样本分开。母体下层样本位于颗粒水流样本和浊流样本之间，呈现出随着粒径中值增加而细颗粒含量减少的趋势。这一模式与2003年苏弗里耶尔山喷发的PDCs相关的海底沉积相相似（Trofimovs等人，2008年）。在σ对Md的图表中（见图13h），水下沉积物样本显示出从陆上下层流到分级厚层和叶片状分层层的强烈分离趋势。颗粒水流沉积物随着距离的增加而分选更好、火山灰含量更低、更加单峰且偏度更小，而浊积层则随着距离的增加而分选更好、粒度更细、更加单峰且偏度更小。下层流进入细颗粒和粗颗粒水下沉积物的分离趋势可以用波浪生成过程中火山碎屑下层流物质向水中平流的过程、颗粒水流携带的粗粒度厚层早期限制沉积以及后续浊流沉积的细颗粒物质解释。
- PF1100_500实验中，由贴地水流沉积的无级厚层在整个河道中可以追踪到，其分选系数和粒径中值呈现出明显的沿河道变化。河道中间约6米处，垂直水下采样器和河道底部样本的质量与面积比从约20–40%增加到30%，然后在8米处略微减少至12%。这表明颗粒水流的供给是由（i）下层水流与岸边水体的混合以及（ii）PDC在水中的传播和颗粒垂直沉降到前进的贴地水流中共同产生的。此外，位于河道末端的“STC”采样器收集到的沉积物质量（约40%）与下游采样器的质量相似，这表明还有额外的沉积物从陆上的PDC通过倾斜坡道进入河道，形成了向上游流动的颗粒水流。在无级厚层中，无法识别出这三个沉积源之间的结构边界，这表明颗粒水流通过这三个不同的沉积源同时快速供给。

在无级厚层之上，由浊流沉积的非叶片状分层层的厚度变化较为平缓，在上述三个叶片之间的两个凹槽处变厚，在叶片顶部逐渐变薄。上部的毫米级淤泥没有明显的纵向增厚或变薄趋势。例如，自然PDC在陆地和海洋上的无约束扩散与受通道限制的实验PDC形成了对比。径向扩散会降低流速、流高和质量通量。由于自然PDC和实验PDC在尺度上的相似性，尽管绝对尺度存在差异，因此PDC与水之间的相互作用在能量、时间和长度尺度上将是定量的，但在性质上不会有所不同。当PDC进入湖泊或狭窄的海洋海湾时可能会发生波浪反射，但进入开阔水域时则不会。PDC产生的海啸波会引起水深的强烈振荡，这可能与PF1100_40中观察到的效果类似。在PF1100_500中，PDC与水的相互作用导致了更快的波浪反射。

实验S600_40和PF1100_500的设计旨在模拟硅质海洋岛屿和湖泊附近火山爆发时高能量条件下PDC的形成过程。对于与陡峭海洋岛屿条件以及由致密且不浮力的火山碎屑组成的更基性的PDC相关的过程，读者可以参考Fritz等人（2004年）、Heller和Hager（2011年）、Bullard等人（2019年）、Bougouin等人（2020年、2021年）以及Lipiejko等人（2023年）的颗粒雪崩实验。

4.2. PDC流动特性与水下沉积物运输和沉积之间的关系
实验PDC与开放水域之间的相互作用过程受到到达海岸线的不同时间顺序的控制，这些PDC流动区域 Concentrated 和 hot，包括基底（床沙和底流）。

4.2.1. 灰云激增区与水的相互作用
所有实验的共同点是密度分层、稀薄且完全湍流的灰云激增区最初与水发生相互作用。床沙沉积在PDC与水的界面处，形成了一个垂直扩展的对流层，由火山碎屑和水组成。在对流层底部形成的指状不稳定性产生了快速沉降的沉积物水柱，这是沉积物向通道底部运输的主要过程。剪切诱导的对流沉积层垂直增长的速度（约1×10^-3 m/s）和沉积物水柱的沉降速度（约1×10^-2 m/s）比灰云激增区在水面上方的移动特征速度低两到三个数量级。这导致了整个水道中几乎均匀且同步的水下颗粒沉积。尽管沉积后形成了轻微的浑浊流，但最终形成的层状沉积物在整个PDC影响范围内表现出均匀性。

沉积物水柱的沉降速度大约是火山碎屑材料特征直径末端落速的一个数量级。我们实验中的颗粒大小和密度分布与自然稀薄PDC相当，表明液体和固体相之间存在类似的应力耦合。自然PDC灰云激增区的流动速度大约是实验PDC的1个数量级（例如，Brosch和Lube（2020年）研究中2019年Whakaari火山爆发产生的激增流速约为10 m/s，而1980年Mount Saint Helens火山朝向Spirit Lake的有方向性爆发流速约为100 m/s，Moore和Rice（1984年））。综合这些信息，可以推测自然事件中与PDC灰云激增流相关的水下沉积过程也将：
(i) 主要由不稳定性驱动的沉积物水柱沉降主导；
(ii) 形成与灰云激增区范围相当的层状沉积物；
(iii) 形成厚度均匀且沉积相变化较小的水下沉积层。

4.2.2. PDC底流区与水的相互作用
在集中的PDC中，颗粒流体底流区通常滞后于PDC灰云（Thouret等人，2010年；Breard等人，2016年；Breard等人，2018年）。在实验性火山碎屑流中，PDC底流区的到达与火山碎屑进入水道的两种常见过程有关。首先，尽管实验底流的密度略低于水（Δρ约40至60 kg/m3），但其较大的动量导致近岸区域的静止水被向外推开，从而扩展了原有的海岸线。其次，底流从水下进入水中的过程主要通过底流前沿与被推开的水的湍流混合实现（图7a和9c）。这种混合使得浮石和灰烬混合物在整个水深范围内快速（<300 ms at c. 0.3 m/s；图8a和c）悬浮。这两种火山碎屑进入水中的机制共同作用，形成了到达水道尽头的覆盖面积较大的水下沉积层。在热火山碎屑流实验PF1100_500中，还出现了第三种机制，即实验PDC中越过水面的部分火山碎屑通过垂直沉降发挥作用。通过比较上游开放式“STC”采样器中沉积的质量与向上开放式垂直水下采样器中沉积的质量，可以估计这种机制的质量贡献。结果显示，在水中沉积的PDC质量的大约三分之二来自水面上移动的实验PDC（图13c）。这表明，自然事件中与PDC灰云激增流相关的水下沉积过程也将：

(i) 以不稳定性驱动的沉积物水柱沉降为主；
(ii) 形成与灰云激增区范围相当的层状沉积物；
(iii) 形成厚度均匀且沉积相变化较小的水下沉积层。

4.3. 浮石火山碎屑的水下沉积时间和过程
与Freundt（2002年）的开创性火山碎屑雪崩实验类似，我们的实验使用了天然的浮石材料。浮石的密度呈单峰分布，介于约230–1200 kg/m3之间，峰值约为600 kg/m3。总孔隙率约为70–82%，连通孔隙率约为55–75%。这表明大部分粗粒到火山碎屑颗粒在水中具有正浮力。这与实验PF1100_40中约99%的PDC流动质量以及PF1100_500中约65%的PDC质量沉积在通道底部的情况形成对比（图13）。实际上，PF1100_40和PF1100_500在浮石筏的形成方面存在显著差异。在PF1100_40中，形成了约2–3厘米厚的连续浮石筏（图4b），这是由于最初浸没的浮石颗粒向上漂浮的结果。而在PF1100_500中，漂浮的浮石很少，未形成连续的浮石筏。浮石的沉积表明其密度通过吸收水而增加。实验中，水渗透到浮石中的过程伴随着强烈的排气事件。浮石火山碎屑的排气停止、下沉和沉积表明，它们最初充满空气的连通孔隙部分被水填充，从而增加了其密度。最初的火山碎屑排气事件发生在推动物底流前沿与被推开的水之间的湍流混合过程中。这种火山碎屑进入水中的两种机制都产生了紧贴地面的颗粒水流，这些水流一直延伸到水道末端，并形成了体积最大的水下沉积层。在热火山碎屑流实验PF1100_500中，还出现了第三种机制，即通过实验PDC中越过水面的部分火山碎屑的垂直沉降。通过比较上游开放式“STC”采样器和向上开放式垂直水下采样器中沉积的质量，可以估计这种机制的质量贡献。结果表明，在水中沉积的PDC质量中，约有三分之二来自水面上移动的实验PDC（图13c）。这与水上PDC供应的材料与垂直水下未分级厚层沉积物之间的颗粒大小特性重叠相符（图13f和g）。

4.3. 浮石火山碎屑的水下沉积时间和过程
与Freundt（2002年）的开创性火山碎屑雪崩实验类似，我们的实验也使用了天然的浮石材料。浮石的密度呈单峰分布，介于约230–1200 kg/m3之间，峰值约为600 kg/m3。总孔隙率约为70–82%，连通孔隙率约为55–75%。这表明大部分粗粒到火山碎屑颗粒在水中具有正浮力。这与实验PF1100_40中约99%的PDC流动质量以及PF1100_500中约65%的PDC质量沉积在通道底部的情况形成对比（图13）。实际上，PF1100_40和PF1100_500在浮石筏的形成方面存在显著差异。在PF1100_40中，形成了约2–3厘米厚的连续浮石筏，这是由于最初浸没的浮石颗粒向上漂浮的结果。而在PF1100_500中，漂浮的浮石很少，没有形成连续的浮石筏。

浮石的沉积表明其密度通过吸收水分而增加。实验中，水渗透到浮石中的过程伴随着强烈的排气事件。浮石火山碎屑的排气停止、下沉和沉积表明，它们之间最初充满空气的孔隙部分被水部分填充，从而增加了其密度。最初的火山碎屑排气事件发生在推动物底流前沿与被推开的水波后部之间的湍流混合过程中。在这个过程中，浮石分离成仍然完全浮动的浮石和部分充满水的快速下沉浮石。在冷和高达400°C的热火山碎屑流实验中，排气持续时间存在显著差异。在实验PF1100_500中，初次排气非常强烈且几乎是瞬时的。而在实验PF1100_40中，水渗透表现为一系列排气事件，并持续至少75秒。火山碎屑的排气事件与水位波动引起的静水压变化时间密切相关。排气事件在水位急剧上升时开始，在水位下降时停止（图8）。我们解释这种关系为：静水压的增加提供了力量，使得先前渗透到浮石孔隙中的水进一步迁移，取代了更多的空气。

排气事件大大促进了粗粒厚层形成过程与细粒浊积层形成过程及沉积相的分离。Freundt（2002年）还报告了冷实验和高达400°C热实验中浮石筏形成的差异。Whitham和Sparks（1986年的实验）解释了初次排气事件的原因。他们认为，当浮石温度超过200°C时，吸附的水分蒸发将空气从孔隙中排出，随后在冷却过程中水分凝结，并迅速被吸入浮石中。在自然事件中，火山碎屑的排气情况及其时间尺度不仅取决于火山碎屑的温度和静水压的变化，还取决于浮石的密度、连通孔隙的比例以及孔隙的特征长度与表面张力和毛细力的关系。未来可以通过在小规模实验室实验中使用特征明确的浮石颗粒，在不断变化的浮石温度和静水压条件下系统地研究这些关系。

4.4. 实验与自然沉积物的比较
目前关于PDC进入开放水域的详细绘制和采样的水下沉积物数据较少（例如Mandeville等人，1996年；Allen和Cas，2001年；Trophimovs等人，2006年；Maeno和Taniguchi，2007年；Trophimovs等人，2008年；Fujihara和Suzuki-Kamata，2013年；Shimizu等人，2024年）。2003年7月（Trophimovs等人，2008年）和2006年5月（Trophimovs等人，2012年）Sofriere Hills火山爆发形成的块状和流状沉积物是较为完整的记录，可以对大部分沉积范围进行系统的采样和分析。对于2003年7月的沉积物，作者注意到沉积物向下游逐渐变薄并出现明显的分层，将其分为三种主要沉积相：近岸区数十米厚的、分选较差的富含火山碎屑的砾岩（他们的相1），从陆地延伸约5公里到浅层大陆架；随后过渡到约1米厚的、相对缺乏火山灰的砂质至砾质砾岩（他们的相2），延伸约5–8公里；再进一步下游和部分向上，缺乏火山灰的砾岩沉积物过渡为数十厘米至几厘米厚的、富含火山灰的层状沉积物（他们的相3），延伸约21公里。实验PF1100_40的沉积物形态、结构和相（图12b）以及颗粒大小特征（图13）与2003年7月Tar River Fan的沉积物相似。他们的相1对应于实验中的底流部分。Tar River Fan沉积物中的缺乏火山灰的相2对应于实验中的缺乏火山灰的分级厚层沉积物。层状且富含火山灰的浊积相3具有类似的层理和变薄特征。

1883年Krakatau火山爆发的水下沉积物通过潜水回收的岩芯延伸至距Anak Krakatau海岸线约15公里处（Mandeville等人，1996年）。这些沉积物由底部富含火山灰的浮石砾岩组成，在颗粒大小和成分特征上与陆地上的凝灰岩流单元非常相似。这些砾岩上方覆盖着富含火山灰的层状沉积物。富含火山灰的砾岩具有均匀的厚度，被认为直接由气候性PDC进入Sunda海峡时形成。热实验PF1100_500的近岸底流沉积物可能与Krakatau的近岸沉积物相对应。Mandeville等人（1996年）将水下浮石砾岩的均匀厚度及其颗粒大小和成分特征的相似性解释为至少部分PDC在水面上运输的结果。这种解释与我们的实验观察结果一致。此外，虽然Krakatau的样本位于较近的位置，但距离岸边约15公里的浮石砾岩岩芯显示了与PF1100_500中非分级厚层沉积物相似的缺乏火山灰和厚层结构。Carey等人（1996年）描述了Sebesi、Sebuku和Lagoendi岛上的厚层和层状PDC沉积物，表明火山碎屑流和激增流在水面上进行运输。我们对实验岛上分布不均、体积庞大且呈层状的沉积物的观察进一步证实了这一解释。最近，Shimizu等人（2024年）报告了与7.3千年前Kikai-Akahoya火山爆发相关的PDC单元S-1的水下沉积物的详细厚度分布。这些沉积物具有多瓣结构，在约8000平方公里的淹没区域内厚度相对均匀。形成破火山口的PDC事件的沉积形态与实验PF1100_500的结果相似。值得注意的是，PF1100_500实验中的“岛屿”沉积物是厘米级的大型、富含灰分的沉积物。因此，它们可以被视为7.3千年前著名“Koya”火山喷发形成的大型火山碎屑流的实验对应物，那次喷发将大量火山碎屑物质沉积在距离海岸约60公里的外陆地区（Ui, 1973；Walker, 1984；Maeno和Taniguchi, 2007）。

5. 总结与结论
本研究通过大规模实验探讨了火山碎屑流（PDCs）与开放水域相互作用的过程，重点关注水下的沉积物输送和沉积过程。对火山碎屑物质和气体的缩放实验产生了温度不同且浓度各异的PDCs。通过高速视频记录以及对内部速度、密度和温度结构的直接测量，我们了解了这些气体的流动特性。通过分析水下流动的速度结构、沉积速率以及沉积物的粒度和相特征，研究了这些水下沉积物与原始PDCs之间的关系。本研究的主要结果可以总结如下：

- 实验中的火山碎屑流形成了独特的水下沉积物，涉及多种类型的沉积物-水输送过程，包括快速沉淀的沉积物-水柱、浊流以及能量不同的颗粒-水流。
- 在火山碎屑流和冷火山碎屑流中，几乎所有PDC物质都沉积在了水中。而在热火山碎屑流实验中，只有约65%的物质沉积在水箱内，大约三分之一的PDC物质流经了开放水域，并在实验岛上形成了体积庞大且分布不均的沉积物。这种差异源于不同温度和浓度的PDCs在与水体相互作用时产生水蒸气的能力不同，这种能力增强了物质在水面上的输送能力。
- 火山碎屑流通过热对流不稳定性引发了整个PDC-水界面的快速沉积过程，从而在整个水道中形成了均匀分布的细灰沉积物。
- 火山碎屑流实验显示，水下沉积物呈现出明显的向外渐变相序：最初是含有较多水的沉积物，随后转变为颗粒-水流形成的富含细颗粒的沉积层，最终被浊积岩覆盖。
- 在冷火山碎屑流中，火山碎屑物质通过两种方式进入水中：一方面是水下流动的巨大动量将水向外推，扩展了海岸线；另一方面是通过湍流混合作用，火山碎屑物质从水下流入水中。在热火山碎屑流中，还有一种额外的进入机制，即火山碎屑物质从流经水面的部分垂直沉降。
- 在冷火山碎屑流实验中，垂直和下游的沉积相结构受到多次浮石状火山碎屑气体释放事件的影响。这些事件会产生气体、水和富含灰分沉积物的垂直柱，重新悬浮早期沉积的物质并导致沉积间断。气体释放过程使得浮石颗粒逐渐被水充满，这一过程受到水面波动引起的静水压力变化的控制。
- 温度较低（<100°C）和较高（>400°C）的火山碎屑流形成了明显不同的特征：前者形成了连贯的浮石筏，而后者则没有。
- 实验沉积物与天然海洋和湖泊沉积物有相似之处，这表明实验中对水下沉积物输送和沉积过程的观察可以为自然海洋和湖泊沉积序列的识别和解释提供有益信息。

**作者贡献声明**
- Geoffrey Robert：撰写 – 审稿与编辑、原始草稿撰写、可视化处理、方法论设计、数据分析、概念构建。
- Gert Lube：撰写 – 审稿与编辑、项目监督、资源协调、项目管理、方法论制定、资金申请、数据分析、概念构建。
- Ermanno Brosch：撰写 – 审稿与编辑、项目监督、资源管理。
- Anja Moebis：撰写 – 审稿与编辑、资源协调、数据分析。
- Vincent Gil：数据分析。
- Anna Perttu：撰写 – 审稿与编辑、数据收集。
- Craig Miller：撰写 – 审稿与编辑、资金申请。

**未引用参考文献**
- Calleja等人，2025年
- Cas和Wright，1991年
- Lube等人，2021年