賈祖冰 夏群科 田真真

JIA ZuBing，XIA QunKe and TIAN ZhenZhen

中國科學院殼幔物質與環(huán)境重點實驗室，中國科技大學地球和空間科學學院，合肥 230026

CAS Key Laboratory of Crust-Mantle Materials and Environments，School of Earth and Space Sciences，University of Science and Technology of China，Hefei 230026，China

2013-12-11 收稿，2014-07-11 改回.

1 引言

大陸火山活動是一種重要的地質災害現象，以具有明顯火山通道的中心式噴發(fā)為主。學者們根據觀察到的不同火山噴發(fā)特征將中心式火山噴發(fā)進一步劃分為普利尼式(Plinian style)、斯通博利式(Strombolian style)、夏威夷式(Hawaiian style)以及烏爾卡諾式(Vulcanian style)等等。噴發(fā)形式的多樣性不僅體現在噴發(fā)猛烈程度的不同，在噴發(fā)產物、產物的分布面積、噴發(fā)持續(xù)時間以及噴發(fā)周期等方面同樣有所體現，而巖漿揮發(fā)分含量、粘度、巖漿通道環(huán)境以及巖漿房壓力等是影響這些方面的主要因素(McBirney，1973;Wilson et al.，1980;Wilson，1980;Woods and Koyaguchi，1994)，同時去氣現象的存在也會影響巖漿的具體噴發(fā)形式(Eichelberger et al.，1986;Jaupart and Allège，1991;Sparks，2003)。

在所有影響因素中揮發(fā)分含量的作用顯得尤為重要。以水為例，水的存在會降低液相線溫度(Hirschmann，2006)和平均熔融程度(Asimow and Langmuir，2003)，從而在一定程度上影響巖漿的成分(Nichols et al.，2002)、改變巖漿的粘度(Dixon et al.，2004)。巖漿內部由揮發(fā)分出溶、膨脹所形成的超壓(overpressure)會侵蝕火山通道，改變火山噴發(fā)的環(huán)境(Wilson et al.，1980;Wilson and Head，1981;Giberti and Wilson，1990)。因此，對巖漿中揮發(fā)分含量的測定是探究不同火山噴發(fā)形式的成因以及相互之間轉變機制的關鍵。

2 火山噴發(fā)形式

圖1 三種不同的火山口半徑條件下噴發(fā)柱高度與噴出速度的關系(據Wilson，1976)圖中從左至右火山口半徑(b0 值)依次為150m、100m 和50m. 每一條實線對應一個給定的n 值，n 代表氣體占噴發(fā)物總體的質量分數. 實線與虛線交匯代表噴發(fā)柱在此條件下會發(fā)生坍塌Fig.1 Eruption column height as a function of eject velocity uo for three vent radii (after Wilson，1976)

不同的火山噴發(fā)形式之間主要以有無持續(xù)性噴發(fā)柱、噴發(fā)產物的分布規(guī)律、巖漿的粘度以及噴發(fā)所形成的構造地形等特征來加以區(qū)分。但這些區(qū)分往往是相對的，不同噴發(fā)形式之間在達到某些特定條件時可以相互轉換。同時，一些火山可能在不同時期、不同演化階段兼具多種噴發(fā)形式的特點。

2.1 普利尼式火山噴發(fā)

普利尼式火山噴發(fā)極為猛烈，一般出現在富硅質巖漿的噴發(fā)中。其巖漿通常具有很高的壓力及揮發(fā)分含量，進而能以極快的速度從火山口中爆炸噴出(Wilson，1976)，噴出的火山灰可以在附近幾百至幾千平方千米的范圍內形成空降堆積(Walker，1980，1981)。公元79 年的維蘇威火山大爆發(fā)即屬于此種噴發(fā)形式，此次噴發(fā)僅一夜之間便將龐貝與赫庫蘭尼姆兩座古城活埋于火山灰下(Lirer et al.，1973;Sigurdsson et al.，1985)。Walker(1973)描述了普利尼式火山噴發(fā)所形成的火山灰的分布特征，同時定義了分布范圍相對較小的“亞普利尼式沉積物”，指出沉積物的破碎程度以及分布范圍可以作為判斷火山噴發(fā)形式的依據。因此在實際研究中可以通過對沉積物的觀察來鑒別普利尼式火山噴發(fā)。

普利尼式火山噴發(fā)的另一主要特征為具有持續(xù)性的噴發(fā)柱。巖漿在通道深處發(fā)生破碎后，其上升速度可以達到甚至超越聲速(Wilson et al.，1980)。噴發(fā)出的氣體及火山碎屑可以與大氣混合形成大規(guī)模的噴發(fā)柱(Wilson，1976)，其高度普遍在30 千米以上并能夠持續(xù)數十個小時(Lirer et al.，1973)。Wilson(1976)提出的噴發(fā)柱模型給出了噴發(fā)柱高度與巖漿噴出速度、揮發(fā)分含量以及火山口半徑之間的關系(圖1)，同時指出隨著噴發(fā)的進行，巖漿房內被提取巖漿的深度越來越大，巖漿中的揮發(fā)分含量隨之減少，最終噴發(fā)柱將坍塌形成熔結凝灰?guī)r。Carey and Sigurdsson(1989)給出了噴發(fā)柱坍塌的兩種不同演化路徑:一種是噴發(fā)柱內承載物質的增多;另一種是噴發(fā)能量的降低(圖2)。該研究認為大規(guī)模的碎屑流及破火山口的形成很可能是噴發(fā)柱沿第一種路徑演化的結果，而小規(guī)模的碎屑流則可能是噴發(fā)柱沿第二種路徑演化所形成，并指出持續(xù)性噴發(fā)柱的高度可以對火山噴發(fā)物的總質量、噴發(fā)規(guī)模乃至噴發(fā)形式起指示作用。噴發(fā)柱的坍塌過程往往伴隨著噴發(fā)強度的變化，噴發(fā)強度不僅可以限定噴發(fā)柱的高度，同時也控制著噴發(fā)相的轉變(空落亞相-基底涌流亞相-火山碎屑流亞相)，而噴發(fā)強度主要由巖漿房到地表的壓力梯度、巖漿粘度、揮發(fā)分含量以及巖漿通道的規(guī)模所決定。

圖2 火山口半徑、巖漿排放速率、出溶的巖漿揮發(fā)分及噴發(fā)速率之間的關系(據Carey and Sigurdsson，1989)噴發(fā)柱從穩(wěn)定對流到最終坍塌的轉變可能沿以下兩種路徑:1)噴發(fā)柱中承載物質的增多，包括火山口半徑及巖漿釋放速率的增大;2)噴發(fā)能量的降低，包括揮發(fā)分含量及巖漿噴發(fā)速率的減小. 普利尼式火山噴發(fā)若形成大規(guī)模碎屑流及破火山口則很可能是沿路徑1 演化的結果，若只形成小規(guī)模的碎屑流則可能是由路徑2 演化而來Fig.2 Relationship between vent radius，magma discharge rate，exsolved magmatic volatiles and exit velocity (after Carey and Sigurdsson，1989)

近年來有些學者發(fā)現了一些具有斯通博利式噴發(fā)特征的火山同樣具有持續(xù)的富含火山灰的噴發(fā)柱(Riedel et al.，2003)，并且能夠產生覆蓋范圍較大的火山碎屑席。此類火山在我國東北地區(qū)也有發(fā)現，一些學者將其歸類為強斯通博利式或亞普利尼式火山噴發(fā)(劉祥和張成梁，1997;白志達等，2005;趙勇偉等，2008;趙勇偉和樊祺誠，2010)。

2.2 斯通博利式火山噴發(fā)

斯通博利式火山噴發(fā)為一種中等猛烈程度的火山噴發(fā)形式，由一系列高頻爆炸相所組成。每次爆炸的發(fā)生很可能是由一個或多個出溶的氣泡上升至地表所致，爆炸的猛烈程度則直接取決于氣泡內的壓力(Blackburn et al.，1976)。爆炸發(fā)生時，熾熱的氣體夾帶著少量熔巖碎片從火山口中近似垂直噴出，并通常伴隨有蒸汽云的形成。與普利尼式火山噴發(fā)不同，典型的斯通博利式火山噴發(fā)不具有持續(xù)性的噴發(fā)柱，由巖漿氣體所帶出的熔巖物質也較少。此種類型的噴發(fā)通常為每小時數次，伴隨有幾十分鐘到幾十天的休整期(Chouet et al.，1974)，并且多發(fā)生在粘度較低的巖漿之中(相對于普利尼式火山噴發(fā))。氣泡出溶后可以與其母體巖漿之間具有較大的相對速度，并在火山口處發(fā)生相分離，氣泡在淺部發(fā)生爆炸形成我們所觀察到的噴發(fā)相，熔體相則從垂直上升平滑地過度為水平熔巖流動(Wilson，1980)。

Jaupart and Vergniolle(1988)設計實驗模擬了玄武質巖漿在不同條件下所表現出的噴發(fā)形式的不同。該研究指出夏威夷式火山噴發(fā)中的熔巖噴泉以及斯通博利式火山噴發(fā)中的爆炸相均是由巖漿出溶所形成的氣泡收縮合并產生的，不同之處在于斯通博利式火山噴發(fā)中的巖漿粘度較大，氣泡合并程度較低，因而產生了一系列頻率較高、體積相對較小的“氣孔”并上升至火山口表面發(fā)生爆炸;而當巖漿粘度較小，氣泡合并程度較高時，形成的“氣孔”很大進而上升至地表形成了夏威夷式的熔巖噴泉，同時巖漿房中的氣泡需要一個較長時間的休整期，因而熔巖噴泉發(fā)生的頻率相對較小。

斯通博利式火山噴發(fā)的另一顯著特征為其獨特的火山錐建造過程。在McGetchin et al. (1974)建立的斯通博利式噴發(fā)成因的火山錐建造模型(圖3)中，火山錐的生長過程主要分為以下幾個階段:1)在地?；咨闲纬森h(huán)形碎屑邊緣;2)火山錐外部斜面開始生長;3)最初的環(huán)形碎屑邊緣被向內遷移的外部斜面所破壞;4)斜面突破彈道限制向外生長。該模型指出斯通博利式火山噴發(fā)火山錐的堆積物主要由火山彈及大顆粒火山礫組成，細顆?；鹕剿樾驾^少，這進一步說明了斯通博利式火山噴發(fā)缺少持續(xù)性噴發(fā)柱的特點。

圖3 斯通博利式火山噴發(fā)渣錐演化的主要階段(據McGetchin et al.，1974)(a)-建立在地?；字系沫h(huán)形碎屑邊緣;(b)-外部斜面開始生長;(c)-外部斜面逐漸擴張;(d)-向內生長的外部斜面破壞了最初的環(huán)形碎屑邊緣;(e)-火山錐進一步生長，錐體外部超出了噴發(fā)物彈道限制的最大距離Fig.3 Four major stages of the development of cinder cone(after McGetchin et al.，1974)

2.3 夏威夷式火山噴發(fā)

夏威夷式火山噴發(fā)是以美國夏威夷島為代表的一種威力較小、噴發(fā)猛烈程度很低的火山噴發(fā)形式，噴發(fā)產物主要為玄武質熔巖流。若巖漿中揮發(fā)分含量較多，則熔巖會具有較大的噴出壓力，并會隨著出溶氣泡的膨脹而形成熔巖噴泉。其噴發(fā)持續(xù)時間(幾小時)與噴發(fā)周期(幾周)相對于斯通博利式火山噴發(fā)(幾秒、幾十分鐘)而言較長(Jaupart and Vergniolle，1988)。

夏威夷式火山噴發(fā)形成的熔巖噴泉高度通常在300m 以上。Wilson et al.(1995)認為早期噴發(fā)形成的熱的火山碎屑會進入火山口上部或者周圍的熔巖池中，進而被隨后的噴發(fā)夾帶噴出成為二次噴發(fā)物質，而這種夾帶過程會減小巖漿噴發(fā)速度以及熔巖噴泉的高度，因此單純根據熔巖噴泉的高度所計算出的巖漿揮發(fā)分含量要比實際值偏小，更為精確的計算需要對熔巖池的深度或者回流進入熔巖池中的火山碎屑的質量通量做出估算。

Parfitt and Wilson(1995)指出斯通博利式噴發(fā)活動及夏威夷式熔巖噴泉是玄武質火山活動的兩種主要表現形式，并且?guī)r漿在深部(大量氣體出溶前)的上升速度是兩種噴發(fā)形式之間轉換的決定因素，相對而言巖漿粘度及揮發(fā)分含量僅為次要因素。巖漿在深部的上升速度較低則出溶的氣泡與其母體巖漿之間具有較高的相對速度，氣泡迅速發(fā)生合并進而浮出火山口表面發(fā)生爆炸;相反，巖漿在深部的上升速度較高則巖漿與氣泡間不具有明顯的相對速度，其混合物會在近地表時發(fā)生破碎形成熔巖噴泉。Wilson et al.(1995)認為斯通博利式火山噴發(fā)可以視為熔巖噴泉的高度以及巖漿上升速度降低到一定程度的極端情況。與此相對的是，Jaupart and Vergniolle(1988)設計的實驗更傾向于將產生兩種不同噴發(fā)形式的主要原因歸結為巖漿粘度的不同。

2.4 烏爾卡諾式火山噴發(fā)

烏爾卡諾式火山噴發(fā)是由一系列發(fā)生在火山近地表位置的離散爆炸相組成，其時間間隔大約為幾十分鐘到幾小時(Wilson，1980)，噴發(fā)出的巖漿多為安山巖或玄武質安山巖。若部分早期形成的巖漿未噴發(fā)出地表則會在火山口上部形成較厚的固結外殼，氣體在固結外殼下聚集使得熔體中的揮發(fā)分含量趨于飽和，壓力升高并最終導致爆炸，爆炸發(fā)生時通常伴隨著富含火山灰的菜花狀噴發(fā)云。其中壓力升高的原因可能為巖漿內部氣體的出溶，同樣也可能是由于巖漿接觸了淺部地下水(McBirney，1973;Nairn and Self，1978)。

烏爾卡諾式火山噴發(fā)一般出現在粘度較大的巖漿中，但與普利尼式火山噴發(fā)在噴發(fā)的動力學機制上有著本質的不同。McBirney(1973)描述了兩種不同的爆炸性噴發(fā)模型:普利尼式火山噴發(fā)為消防水管模型，火山碎屑隨著低壓、高速的氣流從火山口中噴出，噴出速度取決于氣流速度及碎屑的沉降速度，這種模型下小的碎屑將比大的碎屑噴發(fā)地更遠;烏爾卡諾式火山噴發(fā)為炮筒模型，碎屑在火山通道中受到高壓氣體的突然加速爆炸噴出，此時大的碎屑反而會被拋射地更遠，其中的高壓氣體很可能來源于大氣。這兩種爆炸性噴發(fā)的模型很好地闡述了普利尼式火山噴發(fā)與烏爾卡諾式火山噴發(fā)動力學機制上的不同:普利尼式火山噴發(fā)氣體膨脹、能量釋放的過程是持續(xù)、穩(wěn)定的，而烏爾卡諾式火山噴發(fā)則存在一個氣體超壓積累到瞬間釋放的過程。

2.5 小結

火山噴發(fā)具有多種多樣的噴發(fā)形式，噴發(fā)形式不同則其噴發(fā)產物的特征也有著明顯的不同。若出溶的揮發(fā)分與母體巖漿之間具有較大的相對速度(巖漿在揮發(fā)分出溶前的上升速度較低且?guī)r漿粘度較小)，則出溶的揮發(fā)分很可能會與熔體相發(fā)生分離，最終形成斯通博利式火山噴發(fā);若出溶的揮發(fā)分與母體巖漿之間的相對速度很小，則巖漿會與其中的揮發(fā)分一同噴發(fā)出地表，當巖漿粘度較小時，氣泡膨脹所受粘滯阻力較小因而其內部的壓力較低，最終可能形成熔巖噴泉(夏威夷式火山噴發(fā));而當巖漿粘度較大時，氣泡的膨脹受到限制，內部可以保存較高的超壓，此時火山碎屑與巖漿氣體可以以極高的速度爆炸噴出形成十分壯觀的噴發(fā)柱或噴發(fā)云(普利尼式火山噴發(fā)或烏爾卡諾式火山噴發(fā))(圖4)。因此我們可以根據巖漿氣體是否與母體巖漿相伴噴出以及噴出巖漿的粘度大小等來對火山噴發(fā)形式進行大致的區(qū)分，更為準確的區(qū)分則需要對噴發(fā)產物以及火山形貌的特征進行進一步的觀察。

圖4 不同火山噴發(fā)形式之間的主要特征“斯”代表斯通博利式火山噴發(fā)，“夏”代表夏威夷式火山噴發(fā)，“普”代表普利尼式火山噴發(fā)，“烏”代表烏爾卡諾式火山噴發(fā).“分離”代表火山噴發(fā)時出溶的氣體相與母體巖漿發(fā)生了明顯分離，氣體相先于巖漿噴出，“不分離”則代表兩者一同噴出. “熔巖”代表巖漿粘度較小，主要以熔巖形式噴發(fā)，“火山碎屑”則代表噴出的巖漿粘度較大，主要以火山碎屑的形式噴發(fā)Fig.4 The primary characteristics of different eruption styles

3 揮發(fā)分含量對火山噴發(fā)形式的影響

揮發(fā)分含量直接影響著巖漿從形成到上涌再到沖破地表噴發(fā)等一系列過程，因此它對火山噴發(fā)形式的影響不言而喻。地球上的火山噴發(fā)所產生的揮發(fā)分以水為主，水可以降低液相線的溫度，進而加大地球內部開始發(fā)生部分熔融時的深度(Hirschmann，2006)，同時水的存在擴大了熔融發(fā)生的區(qū)域，使得產生巖漿的總量些許增加并降低了平均熔融程度，隨之帶來巖漿成分的改變(Asimow and Langmuir，2003)。因此，水可以通過改變巖漿性質來間接地影響噴發(fā)形式。

火山噴發(fā)過程本質上是巖漿釋放能量的過程。Wilson(1980)以伯努利方程為基礎，考慮到巖漿上升過程中整體密度會隨著氣泡的膨脹而減小，將火山噴發(fā)過程中巖漿壓力、揮發(fā)分含量與巖漿噴發(fā)速度三者之間的關系表述如下:

其中g 為重力加速度，ρ 為巖漿整體密度，是一個取決于揮發(fā)分含量與巖漿溫壓條件的函數。該方程表示巖漿從壓力Pi、速度Ui上升h 高度到壓力Pf、速度Uf時巖漿壓力勢能轉化為動能、重力勢能以及摩擦損耗。盡管該模型的成立仍需立足于一些基本假定比如巖漿各相之間速度和溫度是均一的，氣體視為理想氣體以及不考慮去氣的存在等等，但該模型仍直觀地說明了揮發(fā)分含量確實直接影響著巖漿的噴發(fā)速度，因此從理論上講揮發(fā)分含量的多少對火山的噴發(fā)形式有著直接的影響。

圖5 壓力和初始水含量相同而粘度不同(A 的粘度較小)的兩種巖漿上升過程中氣泡內壓力的變化(據Mcbirney，1973)在巖漿上升越過飽和線時A、B 兩種巖漿同時發(fā)生氣泡的出溶，A 中的氣泡可以自由地膨脹因而壓力下降的很快，相反B 中的氣泡由于高粘度巖漿的阻礙作用壓力降低的很慢. 最終噴出地表時A 為相對多孔的巖漿溢流而B 為相對更猛烈的爆炸性噴發(fā)Fig.5 Change of the pressure in bubbles of two kinds of magma different in viscosity (after Mcbirney，1973)

Sapper(1927)搜集了發(fā)生在1500 ～1914 年間全球熔巖及碎屑巖噴發(fā)的數據之后發(fā)現，發(fā)育在島弧、大陸邊緣等地區(qū)的安山質火山噴發(fā)的主要產物為爆炸所噴出的火山碎屑(超過95%)，而發(fā)育在洋島的玄武質火山噴發(fā)的主要產物為溢流的熔巖。McBirney(1973)將上述兩種噴發(fā)產物不同的主要原因歸結為巖漿粘度的不同，而并非揮發(fā)分含量的差別，該研究指出高粘度的巖漿可以有效地抑制氣泡的擴張，進而直接決定著氣泡噴出地表時的壓力(圖5)以及巖漿-氣體混合物在火山口的噴發(fā)速度。本質上而言，在不考慮去氣等因素的情況下，揮發(fā)分含量及初始壓力相同的巖漿其釋放的總能量是相同的，粘度的不同僅僅決定著這一釋放能量的過程是長期而穩(wěn)定的(多孔巖漿溢流)還是短暫而急促的(爆炸性噴發(fā))。然而正如McBirney(1973)文中所提到的那樣，我們缺乏足夠的證據來證明安山質巖漿中的揮發(fā)分含量比玄武質巖漿高，因此該研究傾向于用我們所已知的巖漿粘度的不同來解釋噴發(fā)產物的不同。但不可否認的是，巖漿中的揮發(fā)分含量仍是影響火山噴發(fā)形式的主要因素之一。富硅質巖漿噴發(fā)的一個基本特征為“早期噴發(fā)較為猛烈，晚期大量去氣的熔巖從火山口中溢出形成圓頂(dome)”(Jaupart and Allègre，1991)。不管這一特征的原因是巖漿房不同深度下揮發(fā)分含量的不同還是去氣的影響，至少它說明了在粘度未發(fā)生大的改變的情況下揮發(fā)分含量的改變可以獨立地影響噴發(fā)形式。即使粘度很小的玄武質巖漿，同樣可以出現劇烈的普利尼式火山噴發(fā)，如意大利的Etna 火山、尼加拉瓜的Fontana 火山以及新西蘭的Tarawera 火山(Coltelli et al.，1998;Wehrmann et al.，2006;Sable et al.，2006)。Sides et al.(2014)通過對Kilauea 火山600 年來的25 次火山噴發(fā)的熔體包裹體研究之后發(fā)現富集揮發(fā)分的巖漿整體上噴發(fā)更為猛烈，并將其解釋為富集揮發(fā)分的巖漿所受到的浮力較大因而上升速度更快，使得更多的揮發(fā)分能夠保留至巖漿噴發(fā)前。因此在實際的火山噴發(fā)過程中揮發(fā)分含量對火山噴發(fā)形式確實有著顯著的影響。

Woods and Koyaguchi(1994)研究了巖漿房壓力對富硅質巖漿噴發(fā)形式的影響，指出當有深源巖漿持續(xù)供給巖漿房時，巖漿房內壓力的周期性改變會使巖漿噴發(fā)出現溢流式-爆炸式的循環(huán)，其中去氣所引起的揮發(fā)分含量的改變對這一循環(huán)起著極為重要的作用。Wilson(1980)指出爆炸性噴發(fā)的起始階段巖漿的噴出壓力要大于大氣壓，并因此持續(xù)性地侵蝕火山通道上部使之成為喇叭形火山口，此時巖漿才得以在通道末端急速膨脹，噴發(fā)速度可超越聲速而噴出壓力將降至接近大氣壓，因此通道形狀的改變同樣可以影響火山的噴發(fā)形式，而這一侵蝕過程發(fā)生的程度以及速率則在很大程度上取決于巖漿中的揮發(fā)分含量。Jaupart and Vergniolle(1988)所提出的實驗室模型雖然著重強調了粘度對于噴發(fā)形式的影響，然而該研究也指出在氣泡通量較小時，泡沫層將無法達到發(fā)生坍塌收縮的臨界厚度，此時無論巖漿的粘度如何改變，巖漿將只可能出現緩慢的溢流。

綜上所述，揮發(fā)分含量對火山噴發(fā)形式具有決定性影響，揮發(fā)分不僅可以獨立地影響噴發(fā)形式，還可以通過對其它影響因素的制約來限定噴發(fā)形式的轉變。

4 去氣機制

盡管Woods and Koyaguchi(1994)對于巖漿房壓力、巖漿噴出壓力與巖漿噴出速率之間關系的計算有著嚴格的數學推導過程，這一理論的成立仍需要一個重要前提:巖漿中的揮發(fā)分是通過通道壁擴散進入外界的(Jaupart and Allège，1991)。去氣可以強烈地影響火山噴發(fā)形式，然而關于揮發(fā)分的去氣究竟以何種方式進行這一問題仍然存在很多的爭論。Eichelberger et al.(1986)認為富硅質巖漿上升至近地表時會轉變成一種滲透性的泡沫結構，揮發(fā)分可以在這種結構中聚集并逃逸。有些研究則認為氣體可以通過滲透性的通道壁擴散進入外界(Jaupart and Allègre，1991;Stasiuk et al.，1996;Jaupart，1998)。最近的一些研究則認為氣體可以通過巖漿在低壓條件下受剪切變形所形成的破裂帶逸散進入外界(Gonnermann and Manga，2003;Edmonds and Herd，2007;Cabrera et al.，2011;Castro et al.，2012;Plail et al.，2014)。

根據Jaupart and Allège(1991)所提出的理論，Woods and Koyaguchi(1994)假定巖漿中的揮發(fā)分(以水為例)從巖漿到可滲透性的通道壁的丟失速率Qw滿足方程:

其中r 為通道半徑，K 為滲透率，p 為巖漿壓力，ph為遠場壓力(此處假定其為靜巖壓力)，μw和ρw分別為水的粘度及密度，L 為流體在滲透性巖石中的滲透尺度。此方程直觀地說明了揮發(fā)分的丟失速率和巖石的滲透率、巖漿與靜巖之間的壓力差以及通道半徑成正比，而和揮發(fā)分的粘度以及擴散尺度成反比，暗示去氣發(fā)生的程度是巖漿通道外形、熔體及其內部揮發(fā)分性質以及通道形狀等多種因素共同作用的結果，并隨著深度的增加呈指數衰減。

在非爆炸式火山噴發(fā)中，通道壁周圍的破碎帶可以形成不連續(xù)的網狀結構來作為揮發(fā)分去氣的路徑(Polacci et al.，2001;Tuffen et al.，2003;Stasiuk et al.，1996)。Gonnermann and Manga(2003)指出這種通過粘性剪應變產生的破碎在爆炸式以及溢流式火山噴發(fā)中都能夠出現，并且在破碎形成后巖漿便轉變成了有效的開放體系。Cabrera et al.(2011)在黑曜巖火山彈中復原后的微斷層周圍發(fā)現了水含量的負異常，并以此作為證據來證明富硅質巖漿中的揮發(fā)分可以通過破碎帶去氣，進而實現爆破式噴發(fā)向溢流式噴發(fā)的轉變。Castro et al.(2012)則通過侵入細?；鹕剿樾紟r紋理附近及黑曜巖破碎邊緣水含量的測定指出富硅質巖漿中的剪切破碎帶并不能作為一種巖漿發(fā)生有效去氣的機制，它的主要作用僅僅是為可滲透性的泡沫狀巖漿提供一個氣體逃逸的通道來提高去氣效率。

Plail et al.(2014)在Soufrière Hills 火山的安山巖熔巖樣品中發(fā)現了一處剪切紋理(含深淺兩色條帶)，認為這種紋理即為蒸汽相的運輸通道，并通過巖相學的觀察給出了富含金屬相的蒸汽在剪切破碎帶中運移的地球化學證據。該研究指出巖漿在淺部粘滯度變大易發(fā)生剪切破碎，富含金屬相的氣體以及其中夾雜的微?？梢栽诩羟袔У拇嘈云屏阎邪l(fā)生運移，剪切帶由于摩擦生熱發(fā)生部分熔融，熔體吸收剪切帶內的揮發(fā)分，隨后重結晶生成正常流紋質玻璃中不可能出現的變質礦物堇青石，同時結晶出含金屬相的硫化物和氧化物，深色條帶中篩狀結構的斜長石同樣說明剪切破碎帶經歷了高溫的不平衡過程。

由于近些年不斷地有學者發(fā)現了揮發(fā)分通過火山碎屑及熔巖中的紋理或微斷層等結構發(fā)生運移的證據，這種去氣模型已經被越來越多的人所接受。然而正如Castro et al.(2012)所指出的那樣，巖漿的去氣是一個復雜的過程，而揮發(fā)分通過破碎帶運移可能只是其中的一部分。無論巖漿去氣是以何種方式進行的，可以肯定的是這一過程的發(fā)生需要一定的時間，如果巖漿的上升速度非?？靹t去氣作用的影響通?？梢孕〉胶雎圆挥?Wilson et al.，1980)，只有當巖漿房中的壓力減小，巖漿上升速度下降時，去氣作用的影響才會體現得更加明顯(Jaupart and Allège，1991)。

需注意的是，以上所提及的去氣模型僅為巖漿從進入巖漿通道到噴發(fā)出地表前的情況。而如果巖漿在進入巖漿通道開始上涌前其中的揮發(fā)分就已經達到飽和而出溶，那么長時間在巖漿儲庫中儲存必然會導致這些出溶揮發(fā)分的緩慢丟失，如Cervantes and Wallace(2003)指出當巖漿上升速率很小時，巖漿中出溶的氣泡可以輕快地上浮并最終從火山口中逃逸。這種去氣的程度是近乎完全的，然而它與前文去氣模型中所指的去氣有著本質的不同，一些對熔體包裹體的研究中所提到的去氣通常指的是巖漿進入巖漿通道前的行為，在這里我們應當加以區(qū)分。

5 揮發(fā)分含量的測量方法

揮發(fā)分含量顯著影響著火山的噴發(fā)形式，因此對巖漿中揮發(fā)分含量的測定在實際研究火山噴發(fā)的過程中至關重要。Wilson(1980)通過研究給出了不同噴發(fā)形式下巖漿壓力、揮發(fā)分含量以及噴發(fā)速率之間的關系，這意味著我們可以通過巖漿的噴發(fā)速率來嘗試估算噴發(fā)前巖漿中的揮發(fā)分含量。一些研究指出可以通過熔巖噴泉的高度來反推巖漿中的揮發(fā)分含量(Head and Wilson，1987;Wilson et al.，1995)。理論上講，我們同樣可以通過噴發(fā)柱的高度、火山碎屑的分布范圍等因素來制約揮發(fā)分含量，但是通過這些理論模型計算所得到的揮發(fā)分含量勢必會產生很大的誤差，因此這種方法缺乏實際的可行性。更多情況下我們需要對巖漿中的揮發(fā)分含量進行直接測定。然而火山噴發(fā)所形成的巖漿只有在深海海底受較高水壓影響時才可以保存其中大部分揮發(fā)分，而發(fā)生在大陸的火山噴發(fā)所產生的火山碎屑及熔巖往往都經歷過大規(guī)模的去氣，因此測定的全巖的揮發(fā)分含量要遠低于噴發(fā)前的實際值。

Lowenstern(1995)指出高壓下形成的熔體包裹體存在于相對不可壓縮的寄主礦物中，因此其內部的熔體可以保持較高的揮發(fā)分濃度。隨著近些年來原位分析方法的進步，尤其是離子探針和紅外光譜等儀器的普及，對封閉在礦物斑晶中的微小包裹體進行研究的技術已日漸成熟，因此熔體包裹體常被用來研究噴發(fā)前的巖漿揮發(fā)分含量(Wallace，2005)，它相對于噴發(fā)出的火山碎屑及熔巖而言更能保存原始巖漿的信息。然而一些對天然玻璃(Watson，1976;Newman et al.，2000)和實驗方法重新加熱的熔體包裹體(Sobolev et al.，1983)的研究發(fā)現，熔體包裹體并不總是一個封閉的體系，當寄主礦物外部的熔體物理化學條件發(fā)生改變時，熔體包裹體內的組分很可能會通過寄主礦物的擴散(Watson，1976)或者晶體內部的裂隙(Anderson et al.，1989)發(fā)生改變，即熔體包裹體受后期改造的可能性很大，這在一定程度上限值了這種方法的廣泛應用。

如果巖漿中的斑晶形成于巖漿發(fā)生大規(guī)模去氣之前，并且在后期沒有受到擴散的擾動，那么這些斑晶便間接記錄了巖漿早期的揮發(fā)分含量。以玄武質巖漿中的水為例，玄武質巖漿早期結晶的礦物相均為名義上的無水礦物，H 以晶格缺陷的形式存在于這些礦物中(Bell and Rossman，1992)，通過對這些早期結晶的礦物相(如橄欖石、長石、白榴石等)中的水進行測定便可以對原始巖漿的水含量進行估算(Jamtveit et al.，2001;Ventura et al.，2008;Hamada et al.，2011)。然而對于橄欖石、長石及白榴石而言，由于缺乏對水的分配系數的準確限定，通過這些礦物斑晶反演出的巖漿水含量存在較大的誤差。相比之下，單斜輝石與不同組分熔體間水的分配系數已經得到了很好的實驗制約(O’Leary et al.，2010)，所以使用Mg 值最高的單斜輝石斑晶可以較為準確地反演原始巖漿的水含量(Wade et al.，2008;O’Leary et al.，2010;Xia et al.，2013)。

由于紅外光譜法對H 的檢測靈敏度很高，不僅可以用于測量水含量，還能夠確定H 在礦物中的賦存形式，因此實際研究中常使用該方法來測量單斜輝石斑晶中的水含量。該方法所使用的Beer-Lambert 公式為A=ε·c·t，其中A 為紅外吸收峰面積，ε 為摩爾吸收系數，c 為水濃度，t 為樣片厚度。計算水含量的關鍵在于確定斑晶總的吸收面積A。

由于單斜輝石為非均質體礦物，實際樣品中的單斜輝石斑晶往往較小，無法制作定向切片使用偏振光進行準確測定，并且在玄武巖中無法簡單地假定多個斑晶水含量相同來求平均值，因此只能將單個顆粒非偏振光吸收的三倍近似視為其總的吸收面積。由于單斜輝石的弱吸收及弱各向異性，該方法在實際應用于測量大多數普通輝石質斑晶水含量時所產生的誤差小于20%(Xia et al.，2013)。

Wade et al.(2008)和O’Leary et al.(2010)經過對比之后發(fā)現使用單斜輝石斑晶反演的方法所計算出的島弧巖漿噴發(fā)前的水含量與使用橄欖石中熔體包裹體的方法所得到的水含量接近或略有偏高。Xia et al. (2013)使用單斜輝石斑晶反演的方法得到山東費縣高鎂玄武巖的原始巖漿水含量為3.4 ±0.7%，落在島弧巖漿水含量的范圍內2.0% ～8.0% (Dobson et al.，1995;Sisson and Layne，1993;Wallace，2005)，與樣品所表現出的島弧型地球化學特征是相符的。因此使用單斜輝石斑晶來反演大陸玄武巖中原始巖漿的水含量是切實可行的。由于火山巖中單斜輝石斑晶的廣泛存在，可以預計，使用單斜輝石斑晶來反演母巖漿水含量的新方法將會成為今后研究火山揮發(fā)分的主要手段之一。

6 結論

火山噴發(fā)受巖漿揮發(fā)分含量、粘度、巖漿通道形狀、巖漿房壓力等多種因素的共同影響，其中揮發(fā)分含量的影響尤其重要。巖漿中的揮發(fā)分發(fā)生去氣可能是剪切破碎帶與巖漿的多孔結構等因素共同作用的結果，并非一個簡單、獨立的過程。由于巖漿在淺部往往會發(fā)生明顯的去氣，對原始巖漿揮發(fā)分含量的測定，尤其是水含量的測定需要依賴熔體包裹體或巖漿早期形成的斑晶。熔體包裹體受后期改造的可能性較大，并且不適用于大陸玄武巖，相比之下使用單斜輝石斑晶來反演原始巖漿中的水含量則顯得更為可靠，預計將會在大陸玄武巖的研究中得到普及。

致謝 感謝郭正府研究員和樊祺誠研究員的幫助;感謝李霓研究員和另一位匿名審稿人的細致評閱。

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