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2.活火山喷发指数
3.MASH 和MSAE 过程

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       一天，火山火山淘淘在《火山》一课的喷发喷文字介绍中，看到这样一段话：火山喷发时，公式公式岩浆能冲上米的源码源码高空。但淘淘拿着直尺量了量书上的下载下载火山喷发图，只有2厘米。安装溯源码没有编号

       “也就是火山火山说，这幅火山喷发图的喷发喷比例尺是2：=1：。”淘淘自言自语道。公式公式

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       ★思考分析

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活火山喷发指数

       衡量火山喷发危险性的重要指标是爆炸式喷发的威力，通常通过火山喷发物总质量与喷发柱高度的gitlab发布源码包组合，即火山爆发指数VEI（Volcanic Explosivity Index）来评估。VEI的计算与火山喷发能量E（以erg为单位）之间有关系，公式为lg E = 0. MVEI + .，其中MVEI代表喷发指数的对数。

       历史上，VEI达到7级的喷发极为罕见，上一次发生于年的星球重启投掷源码Tambora，这样的大喷发大约每千年发生一次。例如，长白山年的喷发，虽然火山灰厚度只有2-5厘米，但估计喷发体积达到km³，VEI为7，相当于约9.8级地震的红色筹码指标源码威力。

       VEI=6的喷发更为频繁，如年皮纳图搏火山的DVI火山尘幕指数达到，而年Krakatoa的VEI=6喷发则约为每百年一次。VEI=5的喷发，如公元年维苏威火山，平均每十到三十年发生一次，VEI=4的喷发如年云仙岳，大约每3-5年一次。

       VEI=3的喷发频率更高，如年Ruiz和黑龙江老黑山的喷发，VEI分别为4和3，能量相当于7级地震。VEI=2的喷发如年的云仙岳，VEI=1的喷发则以年Stromboli为例。

       VEI的分类详细描述了喷发的规模、高度和能量，以千米为单位的喷发体积、千米为单位的喷发柱高度以及与地震震级的对比。从微喷发（VEI=1）到特大喷发（VEI=8），反映了火山活动从轻微到灾难性的不同等级。

扩展资料

       活火山（active volcano）：正在喷发和预期可能再次喷发的火山。那些休眠火山，即使是活的但不是现在就要喷发，而在将来可能再次喷发的火山也可称为活火山。那些其最后一次喷发距今已很久远，并被证明在可预见的将来不会发生喷发的火山，称为熄灭的火山或死火山。一般来说，只有活火山才会发生喷发。

MASH 和MSAE 过程

       è¿„今为止，绝大多数学者仍习惯于仅从化学过程的角度来考虑火成岩成分的演变，特别是在同位素地球化学和痕量元素地球化学领域。如前所述，一些作者没有认识到Eu异常的多解性，只要火成岩出现Eu异常就归咎为斜长石的分离结晶作用。从岩石学的角度来说，分离结晶作用的前提是被分离矿物为近液相线矿物及其与残余熔浆的密度差足够大，前者涉及岩浆的黏度问题，后者与晶体的浮力和分离速率有关。可见，物理过程对化学过程的限定是重要的。

       ç‰©ç†è¿‡ç¨‹çš„重要性可以这样来理解。例如，一个花岗质岩浆处于角闪石或斜长石首晶区，即其液相线矿物为角闪石或斜长石，它们在岩浆固结过程中最有可能发生分离结晶作用。设熔浆的黏度η=poise，密度ρl=2.3g/cm3;角闪石晶体密度ρs=3.2g/cm3，半径r=0.1cm;斜长石晶体密度ρl=2.7g/cm3，半径r=0.1cm。根据Stoke定律V=2gr2(ρs-ρl)/9η，则它们在熔浆中的沉降速度V分别为6cm/a和2cm/a。如果板状岩浆体的厚度为5km，这两种矿物沉淀到岩浆房底部所需的时间分别为.年和年。假定岩浆体的直径为2km，根据Candela()给出的公式x=0.t1/2(其中:x为冷却前锋到岩体边缘的距离，单位为厘米; t 为冷却到 x 处所需要的时间，单位为秒) ，岩浆体固结的时间需要 . 年。对比岩浆固结的时间和晶体下沉的时间可知，这两种矿物的分离结晶作用是困难的。加之岩浆固结过程中其黏度急剧增加，一般情况下花岗质岩浆不应当会发生分离结晶作用过程，除非有其他因素的介入，如构造压滤作用或挥发分的大量注入。

       è¿™ä¸ªå®žä¾‹è¡¨æ˜Žï¼Œå²©æµ†çš„物理过程制约了某些众所周知的过程，有可能使这些过程不能顺利进行。诚然，从元素关系来说有可能暗示了分离结晶作用的可能性，但这可能只是一种假象，就像 Eu 异常一样，其解释不是唯一的。因此，物理过程的重要性应当再次得到强调，这也是本节的目的。

       1. MASH 过程

       å—安第斯火山带 ( SVZ) 火山前锋最北端 座层火山 ( 图 5 -2) 的化学和同位素研究揭示，该地区所有火山的岩石化学都显示火山岩的形成有地壳的重要贡献。沿着火山弧向北，岩石化学显示了一个强烈的向北变异趋势: 对火山岩作出贡献的地壳越来越多、越来越深、越来越老，这被认为是与上覆板块地质学的区域梯度和双倍地壳厚度有关。这些证据导致 Hildreth ( ) 和 Hildreth et al. ( ，) 提出了熔融-同化-贮存-均一化( MASH) 模型。根据这个模型，每一个大型弧火山的基线地球化学信号 ( baseline geo-chemical signature) 都可以不断被重置，重置过程发生在深部地壳发生重熔和岩浆混合的区域内，因为该区域内存在长时间的幔源岩浆诱捕、贮存和改造过程。该模型得到了广泛的引用，但某些读者将该模型看做是比下地壳同化作用更小的过程，因而 Hildreth ( )对 MASH 过程重新作了阐述。

       æ ¹æ® Hildreth ( ) 的表述以及其他一些作者 ( Richards，) 的理解，MASH 过程可以表述为幔源岩浆导致地壳部分熔融 ( melting) ，两种熔浆的相互混染 ( assimila-tion) ，然后其混合物被装载 ( storage) 到某一空间因混合作用和化学扩散而均一化 ( ho-mogenisation) ，这可以看做是一个基本 MASH 过程。一方面，一个基本 MASH 过程进行中可能有新的物质与能量注入，将导致新的非均一化或混染，体系要重新启动装载和均一化过程; 另一方面，底侵基性岩浆因混染地壳而丧失热量和固结，在新的能量注入时将重新熔化，使均一化的岩浆加入了新生陆壳的组分。这样，尽管 MASH 过程的总趋势是形成一种均一的壳-幔源混合岩浆，这一过程往往不能进行彻底。因此，MASH 过程实际上是一个动力学过程，具有如下突出之处:

       ( 1) 除了较老地壳原岩的部分熔融之外，MASH 过程必须有深地壳镁铁质侵入体的广泛部分重熔和分异作用，这是玄武质侵入体重新脉动式注入和结晶作用诱导的热效应。

       ( 2) MASH 带不是一个岩浆房，而是一丛板状、粥状分异侵入体，塑性变形促进了熔浆的萃取、汇聚和混合。

       ( 3) MASH 带的盈亏响应于玄武质岩浆的注入量和汇聚混合物的上升。

       ( 4) 每一个大型岩浆活动中心具有其自己的 MASH 带中心，通常是原生玄武质岩浆难以穿透的。然而，在该中心的外围，较原始的 ( 未被截取和混杂的) 岩浆可以上升，形成单成因火山。

       ( 5) 地壳的厚度可能是重要的，可以将残留石榴子石或角闪石的地球化学信息赋予岩浆，并增加岩浆上升的壳内路径的长度。但是，不均一地壳岩石的年龄和成分也比较重要，可以重置火成岩的地球化学特征。

       å›¾ 5 -2 第四纪 Cascades 火山弧( 据 Hildreth，)

       ( 6) MASH 带间歇性地向上地壳储库供给混合岩浆，某些底辟式活动使晶粥和熔浆分离，产生分异的中地壳深成岩。岩墙中或随后的中上地壳储库中的同化作用可以使岩浆富集，超出 MASH 的基线范围，增强岩浆的多样性。

       ( 7) 在成熟岩浆弧，许多弧地球化学信息的获得不仅仅来自最近的板片的贡献，而且也来自长期堆晶体、深地壳、“弧侵入岩仓库” ( 其质量贡献比岩浆产量大得多) 的反复同化吸收。

       Hildreth et al. ( ) 特别指出了深地壳 MASH 过程之后额外地壳贡献对上升岩浆的重要性 ( 图 5 -3) 。根据这种表述，每一个 MASH 域持久的聚焦过程控制了玄武岩获得下地壳塑性流动和熔融程度增加、浮力障维持之间的热反馈和力学反馈。这种长时间的聚焦在大型弧火山之下特别强烈，也出现在大型陆内火山中心之下和溢流玄武岩 ( 许多这种玄武岩在扩展的充分混合储库中进化，导致成分完全超出正常玄武岩范围之外) 的深地壳分段运输储库中。因此，地壳对弧岩浆的贡献很难量化，部分原因是板片/地幔贡献的比例变化很大，部分是因为年轻镁铁质下地壳进化增生提供的同位素和化学杠杆很少。幔源岩浆和深弧地壳之间的 Nd - Sr - Pb - O 同位素反差实际上随时间减小，因为下地壳的平均年龄越来越年轻，被弧玄武岩本身的底侵作用淡化了。因此，要求沿着火山弧有一个很大的年龄变化或基底成分变化，才能得到一个模糊不清的证据以表明被改造下地壳有很大的贡献 ( 图 5 -3) 。

       å›¾5-3 南纬°～°之间火山前锋中心的Sr-Sr/Sr图解(据Hildrethetal.，)

       å¦‚æžœMASH带是离散域而不是连续的深地壳底侵体，就很容易理解为什么在大型Cas-cade层火山罕见玄武岩，而在其周围和层火山之间却比比皆是。但是，由于小而多样的镁铁质火山如此密布于Cascade弧一带，真正需要澄清的过程是主火山中心之下MASH带的聚焦机制。 多个镁铁质火山表明，玄武岩几乎处处都撞击 Cascade 弧下面的地壳底部，但是足以触发地壳岩石大规模部分熔融的强度仅限于 个离散火山焦点中的几个。Guffanti et al. ( ) 对相邻、且真实可比的 Lassen 和 Caribou 火山中心的差异热平衡和质量平衡要求进行了模拟。根据他们的计算，Lassen 火山中心 ( 广泛地壳熔融对富硅岩浆作用和混合岩浆作用具有重要贡献) 之下注入并在下地壳发生结晶的原始玄武岩通量至少比持续是镁铁质的 Caribou 火山区 ( 较有限的地壳熔融只能够使平均火山输出达到玄武安山岩的成分范围) 大 5 倍。

       å› è€Œé¦–要问题是，这种局部强烈聚焦到底是反映了下伏板块过程、地幔楔中对流形式和岩浆聚集，还是下地壳岩浆圈闭的拓扑学? 弧岩浆动力学可能涉及一系列批式过程。尽管板片俯冲和地幔楔角流 ( wedge corner convection) 可能实际上是连续的，流体或熔浆似乎是从界面区域批式上升到地幔楔的热核。即使孔隙岩浆渗透作用广泛发生在地幔楔的部分熔融柱体中，大体积熔浆汇聚、上升和到达地壳底部可能最终还是一个批式过程，不管是通过部分底辟还是通道流。地壳中岩浆的迁移也肯定是一种批式过程，喷发现象的零星性质和长命弧火山的不规则成分波动 ( compositional fluctuation) 都说明了这一点。事实上，层火山喷发旋回的典型时间尺度 ( ～ å¹´) 和记录到的这种主要固定中心的寿命( ～ å¹´) 之间的不匹配，表明 MASH 域聚焦的可能性不太可能完全受地壳的性质或习性控制，它可能是比系统存活时间快得多的岩浆产生过程。这样的寿命同样也很难服从来自俯冲界面物质的批式释放，后者应当更加频繁，空间分布也应当比零散分布的层火山更为广泛。因此，Heldrith ( ) 认为 MASH 带从根本上说是受地幔楔中特殊域内过剩岩浆产量的控制，特别是地幔上涌或其他对流应变形式可以增强渗透率和熔浆汇聚的地方。这种解释与我们的认识具有某种相似之处，但作者更强调岩石圈性质对幕式岩浆活动和成矿作用的控制。

       å½“考量地质过程的能量支撑体系时，特别是考虑到挥发性组分的丢失，可以推测这种能量与物质的耗损必须有一个较长时间的补给过程。前面已经谈到，由于岩石圈-软流圈系统上下的物理性质差异，其物质通量和能量通量不可能是一致的。与深部流体储库的形成与耗竭一样，不管时间长短，都必须有一个积累过程。因此，岩浆活动和成矿作用一样都是幕式 ( 批式) 的。

       2. MSAE 过程

       MASH 过程实际上也提出了岩浆过程时间尺度和速率的问题，因而探讨岩浆活动的物理过程是必须的。从这个角度来说，火成岩的产生可以划分为 4 个阶段 ( MSAE) : 源区岩石的部分熔融 ( melting) 、熔浆分凝 ( segregation) 、岩浆上升 ( ascent) 和侵位 ( emplace-ment) ( Petford et al.，) 。这 4 个阶段是相关联的，但各有特色。

       å¦‚前所述，熔融是受源区物质成分、温度、压力、挥发分 4 种基本因素控制的。但是，给定源区岩石是否发生熔融不仅取决于温度、压力、挥发分条件，而且取决于这些物理因素变化的幅度和速率。以减压熔融为例 ( 图 5 -4) ，如果对流地幔不能以较快的速率穿越原岩的固相线 ( 图 5 -4，a) ，上升的地幔块体将因热量的散失而不能发生部分熔融( 图 5 - 4，b) ，洋底产出有地幔橄榄岩可以充分说明这一点。传统岩石成因研究不太重视熔融条件的变化，导致了许多地质现象不能得到合理解释。图 5 -4 中，a 表达了源区绝热隆升的情况，其斜率为 0. 3 ～ 0. 5°C/km。在绝热梯度条件下，压力减小的幅度应当达到Δp 体系才能发生部分熔融。此外，熔浆产生的过程是一个吸热过程，体系必须继续得到能量补充才能保证持续的熔浆产生过程。

       ç†”浆的分凝受熔浆的数量和瞬时应力场的控制 ( Vigneresse，) ，涉及熔浆-残余固相流变学问题。当部分熔融程度很低时，体系的孔隙连通性很差，熔浆很难与基体实现分离。随着熔融程度的增加，体系的孔隙连通性越来越好，熔浆越来越容易从基体中分离出来。但是，应力场可以改善孔隙的连通性。如果存在瞬时应力场，即使熔融程度很低也可能实现熔浆与基体的分离。因此，源区岩石部分熔融到底达到什么程度才能实现分离也是应力场的函数。

       å›¾ 5 -4 岩浆起源的基本控制因素( 据罗照华等，b)

       ç†”浆上升也往往需要应力作用。岩浆上升的基本解是浮力，亦即岩浆比其周围的岩石具有更大的正浮力。但是，产生正浮力的因素包括岩浆的密度、挥发分含量和应力。学者们常常以密度差说明岩浆的上升机制，很少提及挥发分和应力的作用。实际上，挥发分的作用是独特的，不仅使岩浆的平均密度降低从而获得更大的正浮力，而且减小岩浆的黏滞力从而改善岩浆的流变学，使其更容易上升。差异应力将放大岩浆的浮力效应，可以实现岩浆的快速上升。因此，不管是在伸展还是挤压构造环境中，岩浆的上升都可以得到应力场的支持 ( 图 5 - 5) 。正因为如此，变压熔融 ( multibaric melting) 和熔融柱( melting column) 的概念 ( Langmure，) 是很重要的。

       å›¾ 5 -5 花岗岩形成过程的概念演变:从 MASH 到 MSAE 和 m ( M - SAE)( 据 Vigneresse，)

       ä¼ ç»Ÿä¸Šï¼ŒæºåŒºå²©çŸ³çš„部分熔融过程被看做是静态的，因而估算岩浆起源深度常常是岩石学家追求的目标之一。但是，源区发生部分熔融之后将比其周边岩石具有更大的浮力，必定趋向于上升。反过来，减压作用又会促进熔融过程的加速，因而部分熔融过程实际上是在一个压力变化的柱形熔融区内连续发生，直到岩浆与难熔残余物分离 ( Langmuir et al.，) 。根据这种概念，岩浆的均一性将取决于在不同压力下产生的熔浆的混合过程，因而也取决于岩浆分凝的速率和上升的速率。在极端条件下，可以形成成分十分均一的原生岩浆，后者与熔融柱顶部的源区岩石保持热力学平衡; 或者形成成分复杂的岩浆系列，其组成单元分别与熔融柱不同深度水平上的源区岩石保持热力学平衡 ( 梁涛等，) 。这种情况以前不被理解，因而常常感到困惑: 为什么形成于尖晶石相橄榄岩区的玄武质岩浆具有石榴子石相橄榄岩区熔浆的痕量元素地球化学特征。在新的岩石成因理论指导下，这个问题就很好理解了。以稀土元素为例，假定形成玄武质熔浆的熔融柱始于石榴子石二辉橄榄岩区而终于尖晶石二辉橄榄岩区，根据已发表的矿物/熔浆分配系数可知，熔浆中重稀土元素的亏损主要与石榴子石有关。因此，虽然主元素体系与尖晶石二辉橄榄岩平衡，稀土元素体系却携带有石榴子石二辉橄榄岩的印记 ( 杨宗锋等，，) 。这就是重新强调岩石成因基本含义的原因，因为痕量元素与同位素地球化学经常给出于主元素化学不一致的信息。如果岩浆上升速度较快，就有可能获得来自熔融柱不同层位的熔浆。可见，火成岩研究必须考虑岩浆上升的速率和时间尺度。

       å²©æµ†çš„侵位也受控于浮力，或者说岩浆的性质与构造驱动力。岩浆侵位的位置常常用中浮面来表达，指岩浆与围岩之间不存在密度差和应力差的位置。典型情况是岩浆侵位以后发生冷却、结晶、固结，大多数岩石学研究主要集中于岩浆侵位以后的过程，包括分异、混合和同化混染。结合前面讨论的 MASH 过程可以看出，岩浆过程实际上是一种十分复杂的过程。如果岩浆侵位以后获得新的、不同性质的岩浆注入，有可能获得新的正浮力，因而混合岩浆体系将继续上升，并在更高的水平层位上侵位。如此反复，在一个地区的岩石圈-软流圈系统中将有可能形成多级岩浆房和十分复杂的岩石系列。

       Vigneresse ( ) 认为从 MASH 过程到 MSAE 是一个概念演化的过程: Hildreth et al. ( ) 提出了 MASH 模型，强调熔融、混染、装载和均一化; Petford et al. ( )用 MSAE 模型取代了它，强调熔融、分凝、上升和侵位; 而 Vigneresse ( ) 又在这个基础上增加了地幔组分的贡献，且将熔融与后面 3 个阶段分割开来，称为 m ( M - SAE)过程 ( 图 5 -5) ，强调了地幔物质和能量的贡献。总体说来，Hildreth et al. ( ) 更强调化学变化的实质，而 Petford et al. ( ) 和 Vigneresse ( ) 则更强调物理过程。但是，他们的共同点是都强调了物理过程的重要性。由这些过程的描述可以看到: ① 幔源岩浆的注入是重要的，是壳源岩浆发生的触发器 ( 罗照华等，) ; ② 地质过程速率是值得注意的，它决定了最终产物是单一的还是多种多样的; ③ 由于能量供给的差距，地质体系实际上是远离平衡的体系。在极端不平衡的条件下，可以出现各种各样的端元岩浆，如造山后脉岩组合 ( 罗照华等，c) 。由此，可以设想 MASH 过程的两种极端情况: 平衡态和非平衡态。在平衡态的情况下，可以形成成分均一的岩浆，所有均一化之前的岩浆过程记录都会改变或消除; 在非平衡态的情况下，可以清晰展现岩浆活动的历史。绝大多数情况下，地质体系应当是介于平衡态与非平衡态之间，而成矿作用可能是比较靠近非平衡态位置的。

       å› æ­¤ï¼Œå°½ç®¡ç ”究过程中习惯于将复杂的自然过程简化为简单的热力学过程和运动学过程，研究者应当十分清楚自然过程的复杂性。由于物理过程对化学过程的限定，有些被认为可能的过程也许是不可能的，而另一些被认为不可能的过程则是可能的。可见，发现不同过程的记录是地球科学研究的重要任务。