利用氣孔大小分布和玻璃地球化學(xué)研究約束墨西哥波波卡特佩特火山脫氣過程

J.K.Cross J.Roberge D.A.Jerram

引言

靠近人口稠密區(qū)的大型活動火山不但是可以監(jiān)測并使用它們目前的噴發(fā)物進(jìn)行研究的主要危害，而且經(jīng)常含有大量潛藏在它們的火山地層中過去噴發(fā)活動的信息。波波卡特佩特火山顯示出穩(wěn)定的脫氣活動，因此也可以提供關(guān)于它目前活動的有價值的數(shù)據(jù)。

波波卡特佩特火山的現(xiàn)代火山錐經(jīng)歷了追溯到大約19ka以前的爆炸式和溢流式活動（Siebe et al，1996，1999；Siebe and Macias，2004；Schaaf et al，2005）。歷史上波波卡特佩特火山每1000～3000年有一個主要的噴發(fā)階段（Siebe et al，1996）。最近，在持續(xù)幾十年的休眠期之后，波波卡特佩特火山開始了一個新的活動期，在1994年末開始發(fā)生爆炸式和溢流式噴發(fā)。在監(jiān)測歷史活動的這段時間，波波卡特佩特火山的噴發(fā)物達(dá)到了墨西哥城和普埃布拉城區(qū)（分別位于火山口西北60km和以東40km處；圖1）。因此，識別噴發(fā)行為的變化對快速評估波波卡特佩特火山災(zāi)害很重要。在這種意義上，當(dāng)與最近或目前波波卡特佩特火山噴發(fā)碎屑相比，在19ka前到現(xiàn)在噴發(fā)的原生碎屑內(nèi)保存的信息也可能含有有價值的信息。

與1994年前的活動特征相比，至今已經(jīng)提出一系列試圖把波波卡特佩特火山最近的脫氣和噴發(fā)行為解釋為開放系統(tǒng)的脫氣的假設(shè)（Burton et al，2007）。就像 Roberge等（2009）討論的，波波卡特佩特火山最近的活動顯示出開放脫氣，導(dǎo)致大量上升的揮發(fā)分從巖漿中脫離，對于該過程已經(jīng)公認(rèn)的方法是需要對流來促進(jìn)淺部通道內(nèi)含氣體巖漿的上升及隨后致密脫氣巖漿的下沉（Kazahayaet al，1994；Stevenson and Blake，1998；Witter et al，2005）。然而最近Roberge等（2009）的研究認(rèn)為，在開放火山之下反而深部脫氣可以解釋觀察到的波波卡特佩特火山的揮發(fā)分和噴發(fā)活動的不穩(wěn)定特征。因此，理解該火山的脫氣過程對理解噴發(fā)災(zāi)害起著決定性的作用。

對火山巖的結(jié)構(gòu)分析可以提供重要的巖石演化和巖漿過程的定量信息（Higgins，2000，2002，2006；Jerram and Higgins，2007）。對巖漿噴發(fā)過程中產(chǎn)生的原生碎屑內(nèi)部結(jié)構(gòu)的理解，是用來聯(lián)系巖漿上升時物理特征變化和噴發(fā)條件的一個方法（Cashman and McConnell，2005）。例如，氣泡化的程度和類型可與噴發(fā)的類型和持續(xù)時間相關(guān)（Cashman and Mangan，1994）。此外，大量的結(jié)晶和脫氣的變化（巖漿中揮發(fā)分比例和體積的變化）引起巖漿黏度的變化，而黏度的變化控制著爆炸式向溢流式噴發(fā)的轉(zhuǎn)變（Woods and Koyaguchi，1994；Scandone et al，2007）。因此，調(diào)查波波卡特佩特火山噴發(fā)行為變化的一個方法就是結(jié)合噴發(fā)原生巖漿（玻璃）和氣孔結(jié)構(gòu)分布，原生巖漿可以提供巖漿源區(qū)黏度和深度的情況（Blundy and Cashman，2001），而氣孔結(jié)構(gòu)含有氣孔成核事件和生長過程的信息。如果噴發(fā)行為的變化可以用這些簡單的元素來約束，那么它們可能會對幫助解釋波波卡特佩特火山噴發(fā)物和應(yīng)用到其他活動火山系統(tǒng)中提供強有力的工具。

圖1 包括波波卡特佩特火山的位置及其周圍人口稠密區(qū)的跨墨西哥火山帶（TMVB）圖

在本次研究中，我們給出波波卡特佩特火山5次普林尼式火山噴發(fā)（大約19～1.2ka）、2001年由于熔巖穹丘坍塌產(chǎn)生的一次小的溢流式噴發(fā)和1997年4次噴發(fā)（5月11日、6月14日、15日和30日）產(chǎn)生的原生碎屑中的氣孔大小分布（VSD）和基質(zhì)玻璃的成分分析結(jié)果。討論的目的是通過在整個地層剖面上采樣，根據(jù)氣孔大小分布結(jié)果和由原生碎屑中玻璃基質(zhì)的化學(xué)成分定義的巖漿不平衡深度的變化反映巖漿上升的變化，從而約束波波卡特佩特火山脫氣過程變化的模型。

1 波波卡特佩特火山地質(zhì)背景和噴發(fā)活動

圖2 理想的波波卡特佩特火山錐自19ka前形成至今的綜合地層剖面（據(jù)Siebe and Macias，2004剖面。原圖為彩色圖——譯注）。沉積物不按比例。圖左側(cè)的箭頭表示本次研究采樣的地層位置。對每種沉積物給出了分析使用的修改的背散射電子（BSE）圖像（比例尺相同）和計算的氣孔大小分布

波波卡特佩特火山位于跨墨西哥火山帶（TMVB）中心部位的火山前緣（圖1）。巖漿在跨墨西哥火山帶之下產(chǎn)生，一般認(rèn)為是與海洋科科斯板塊的復(fù)雜俯沖有關(guān)（Demant，1978）。波波卡特佩特火山的歷史被分為了一系列的造盾錐期和災(zāi)難性的熔巖錐坍塌期。在形成現(xiàn)在熔巖盾之前的最后一次坍塌的時間被Siebe等 （1995a）確定為大約23ka前并進(jìn)行了詳細(xì)描述。該熔巖錐被稱為Ventorillo（Espinasa－Perena and Martin－Del Pozzo，2006），它的坍塌形成了上部Tlayecac崩塌沉積物和Tochimilco浮巖（Schaaf et al，2005稱為白色浮巖）。這些沉積物和它之前形成的物質(zhì)最初由Robin和Boudal（1987，1988）進(jìn)行過描述，最近Espinasa－Perena和 Martin－Del Pozzo（2006）也進(jìn)行了描述。

波波卡特佩特火山目前的熔巖穹丘最初由熔巖組成，成分為安山質(zhì)英安巖（Robin，1984）。后來至少發(fā)生了7次普林尼式噴發(fā)，在這些普林尼式噴發(fā)之間為比較溫和的烏爾卡諾式噴發(fā)（Siebe et al，1996，1999；Panfil et al，1999）。在其他人的研究中，確定了多達(dá)12次普林尼式噴發(fā)（Espinasa－Perena and Martin－Del Pozzo，2006及其內(nèi)的參考文獻(xiàn)），但在本次研究中我們的工作是基于Schaaf等（2005；圖2）確定的地層和命名。

該火山在經(jīng)過近70年的休眠期后于1994年12月21日蘇醒。第一噴發(fā)階段（1994年12月～1996年3月）為烏爾卡諾式噴發(fā)，清理了火山通道系統(tǒng)。在1994年12月和1995年1月期間爆炸式噴發(fā)頻繁，在此噴發(fā)后，頻率降低，并于1995年8月停止（De la Cruz－Reyna et al，1995）。在1996年3月噴發(fā)再次產(chǎn)生，溢流式（造穹丘）和爆炸式噴發(fā)交替出現(xiàn)，于1997年1月在火山口形成一個新的熔巖穹丘。這個穹丘被1997年5月11日的噴發(fā)部分破壞（Delgado－Granados et al，2008）。在5月和6月活動繼續(xù)增強，到1997年6月30日產(chǎn)生了一個8km高的噴發(fā)灰云，產(chǎn)生的火山灰擴(kuò)散到了在波波卡特佩特火山西北67km遠(yuǎn)的墨西哥城。此次噴發(fā)之后形成了一個新的熔巖穹丘，而且此后噴發(fā)活動保持相同的類型，只是爆炸強度、溢出率和熔巖穹丘體積有變化。

2 樣品描述和分析方法

在野外每個露頭的降落層里采集了波波卡特佩特火山錐體最老的普林尼式噴發(fā)、灰色浮巖（大約19ka）、乳白色浮巖（19～14ka）和百果色浮巖噴發(fā)（14ka）、及最新期（Siebe and Macias，2004）的赭色浮巖（4965 a；Arana－Salinas et al，2010）和粉紅色浮巖（1.2ka；Siebe et al，1996；Siebe and Macias，2004）噴發(fā)產(chǎn)生的原生浮巖碎屑。每個樣品碎屑有200～500個。除了赭色浮巖應(yīng)用同樣的采樣方法外，其他該時間框架內(nèi)的樣品采集方法按照Schaaf等（2005）的研究和描述的方法。還從1997年4次最高強度噴發(fā)（5月11日、6月14日、6月15日和6月30日）產(chǎn)生的主要降落沉積物中采集了破碎物質(zhì)中的原生碎屑。這些樣品代表每次噴發(fā)初始的降落相，與Roberge等（2009）描述的一致。Linares López（2001）對這些沉積物進(jìn)行了粒度分析和眾數(shù)分析。還在2001年穹丘坍塌（Schaaf et al，2005）產(chǎn)生的噴發(fā)中采集了浮巖碎屑。把所有采集的樣品進(jìn)行水洗并烘干以去除外來的蝕變，然后分析手中現(xiàn)有樣品中結(jié)構(gòu)的任何明顯變化。在每個樣品中選擇10個碎屑壓成碎片，在顯微鏡下觀察晶體相比例的變化。根據(jù)結(jié)構(gòu)和結(jié)晶度的變化選擇代表性的碎屑用來進(jìn)行化學(xué)成分分析（拋光的薄片）。在所有的單元采集和磨制的碎屑薄片中總共對31個樣品進(jìn)行了地球化學(xué)的分析，其中選擇13個進(jìn)行了結(jié)構(gòu)分析（氣孔大小分布），分析要涵蓋可觀察到的所有結(jié)構(gòu)的變化。

2.1 巖相學(xué)

圖3 表1和表2中介紹的所有樣品的特征結(jié)構(gòu)的光學(xué)顯微照片。（a）2001年浮巖，（b）粉紅色浮巖，（c）赭色浮巖，（d）百果色浮巖，（e）乳白色浮巖，（f）灰色浮巖

早期的工作重點探討了噴發(fā)物的不均一性，包括存在的與其他結(jié)構(gòu)和成分不同的原始橄欖石，提供了鐵鎂質(zhì)巖漿向更為演化的安山質(zhì)和英安質(zhì)端元補充的證據(jù)，定義了系統(tǒng)內(nèi)巖漿混合的重要性（Cantagrel et al，1984；Boudal and Robin，1988；Kolisnik，1990；Schaaf et al，2005）。最近的研究發(fā)現(xiàn)，這種鐵鎂質(zhì)端元證實為玄武質(zhì)到玄武質(zhì)安山巖，是一種比安山巖演化弱的成分，而不是像早期認(rèn)為的是一種單獨的成分（Schaaf et al，2005；Witter et al，2005；Atlas et al，2006；Roberge et al，2009）。利用樣品中氣孔的形態(tài)和礦物學(xué)可以確定某些特征（表1），這些特征可提供巖漿混合和脫氣過程的證據(jù)。這些變化在光學(xué)顯微圖像（圖3）和背散射電子（BSE，掃描電鏡下的背散射模式）圖像（圖4）中都可觀察到。

在波波卡特佩特火山目前的活動之前，根據(jù)不同的礦物組合它的噴發(fā)歷史可以分為兩個階段，每個階段的百分含量的估計值根據(jù)在光學(xué)顯微鏡下用肉眼對壓碎樣品進(jìn)行詳細(xì)分析獲得（表1）。較早期（大約19～14ka前：灰色、乳白色和百果色浮巖）噴發(fā)的浮巖內(nèi)的礦物包括角閃石、輝石及不等量的斜長石。這些單元樣品中的橄欖石顆粒是在過去的研究工作識別出的，并被認(rèn)為是與巖漿混合有關(guān)的捕虜晶（Kolisnik，1990；Schaaf et al，2005）。在這些樣品中角閃石是自形的，少量與輝石形成集合體（～5%），斜方輝石和單斜輝石集合體常見（～10%）。在所有的樣品中斜長石斑晶均嚴(yán)重蝕變?yōu)楹Y狀結(jié)構(gòu)或港灣狀（圖3d～f和圖4d～f），在乳白色浮巖中的一些輝石斑晶中也見到過這樣的結(jié)構(gòu)。

較年輕噴發(fā)相（距今4965a的赭色浮巖和距今1.2ka的粉紅色浮巖）的浮巖礦物由斜長石、斜方輝石和單斜輝石組成。在這些樣品中可見橄欖石，但是一般都很小并且發(fā)生了蝕變（＜2%）。嚴(yán)重蝕變的斜長石也普遍存在，呈篩狀或港灣狀，并且在粉紅色浮巖中波狀消光也很普遍（應(yīng)變結(jié)構(gòu)，圖3b和圖4b）。在這些沉積物中輝石的成分屢變環(huán)帶和港灣狀結(jié)構(gòu)要比早期沉積物中更普遍（圖4c）。最近噴發(fā)（1994年至今）的產(chǎn)物中橄欖石、單斜輝石、斜方輝石、斜長石和角閃石斑晶以及微斑晶也有變化（Schaaf et al，2005；witter et al，2005；Atlas et al，2006；Roberge et al，2009）。這些樣品中斑晶到微晶的比例也有所變化，一些單斜輝石和斜長石內(nèi)顯示出環(huán)帶和港灣狀結(jié)構(gòu)。

對分析的這些樣品的全部描述性信息在表1和表2中列出，也可參考圖3和圖4。

2.2 方法1—地球化學(xué)分析

在墨西哥國立自治大學(xué)巖石學(xué)實驗室應(yīng)用JEOL JXA－8900R電子探針對原生碎屑中玻璃基質(zhì)進(jìn)行了主元素分析。分析應(yīng)用的電子束直徑為5μm，加速電壓15kV，射束電流10nA。應(yīng)用了玻璃和礦物兩種標(biāo)準(zhǔn)，每個樣品分析3～25個點，在本次分析應(yīng)用平均值（表3）。根據(jù)計數(shù)統(tǒng)計，對于主量元素2σ的誤差＜5%（相對），對于微量元素小于35%（Mn，Mg，Ti，P）。

2.3 方法2—氣孔結(jié)構(gòu)分析

巖漿產(chǎn)物的研究中越來越普遍的結(jié)構(gòu)參數(shù)是固體巖石中的氣孔大小分布，它是在液態(tài)巖漿氣泡化過程中形成的（Toramaru，1989；Blower et al，2003；Cashman，2004）。氣孔大小分布一般統(tǒng)計的是在二維切片中的氣孔群體，然后再利用立體測量學(xué)矯正過程轉(zhuǎn)化為三維。在本次研究中，從二維圖像中獲取氣孔大小分布，應(yīng)用的程序可以從二維切片中獲取三維的形態(tài)參數(shù)（Morgan and Jerram，2006），并可以對這些對象進(jìn)行立體測量學(xué)切割效應(yīng)的矯正（Higgins，2000，2002）。這些程序已經(jīng)成功應(yīng)用于晶體大小分布的研究中（Mock and Jerram，2005；Jerramet al，2009及其內(nèi)的參考文獻(xiàn)）。氣孔大小分布的結(jié)果有助于理解研究的原生浮巖碎屑的成核、生長過程和破碎作用，例如波波卡特佩特火山爆炸事件產(chǎn)生的浮巖碎屑。形態(tài)變化也可以幫助理解氣孔群體的演化或變形及在三維環(huán)境中氣孔相對于另一個氣孔的行為特征。最近應(yīng)用微觀形貌（μCT）來研究三維的氣孔結(jié)構(gòu) （Polacci et al，2006，2009）及三維晶體群體（Jerramet al，2009）由于較高的空間分辨率也被學(xué)者接受，并且顯示與立體測量學(xué)方法得到的結(jié)果相近（Jerram et al，2009；Giachetti et al，2011）。

表2 原生浮巖碎屑在光學(xué)顯微鏡和掃描電鏡下的氣孔形態(tài)研究

首先在一定的放大倍數(shù)下拍攝所有原生浮巖碎屑的背散射圖像（連接在JEOL JXA－8900R掃描電鏡上的背散射模式），放大倍數(shù)要選擇可以涵蓋所有氣孔大小的變化，這取決于最小氣孔的大小（避免粗粒間最小氣孔的丟失，Shea et al，2010）。然后人工數(shù)字化和編輯這些圖像，使所有范圍內(nèi)氣孔的尺寸和形態(tài)都能顯示出來。處理時要連接破壞的氣孔壁，這些氣孔壁可能是在噴發(fā)前破碎或在制作薄片時破壞的（圖5）。應(yīng)用圖像分析軟件（UTHSCA圖像工具，本文應(yīng)用的是3.0版本），測量二維氣孔截面的x值和y值（長和寬）。圖像軟件獲得的結(jié)果導(dǎo)入到 Morgan和Jerram（2006）編寫的稱為“CSDslice”的電子表程序中來獲得氣孔適當(dāng)?shù)娜S形態(tài)。CSDsclice可用于估計非薄層樣品的三維形態(tài)，是通過對已知軸比的橢圓的已知截面進(jìn)行最小二乘法擬合獲得的。然后通過對輸入數(shù)據(jù)與已知樣品參數(shù)的對比產(chǎn)生較準(zhǔn)確的對象圓度和軸比的估計值，并給出對象三維形態(tài)5個最佳擬合例子及其R2值，一般在0～1之間。然后氣孔群體的長軸、三維軸比和圓度導(dǎo)入到CSDcorrections軟件（CSDcorrections 1.38版本；Higgins，2000，2002），經(jīng)過立體測量學(xué)轉(zhuǎn)換后產(chǎn)生一個體積群體密度的三維數(shù)據(jù)集。CSDcorrections軟件可用于橢圓到圓及晶體形態(tài)的切面，因此提供了從二維氣孔數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)換為三維氣孔大小分布的很好的方法。CSDcorrections軟件產(chǎn)生的最終數(shù)據(jù)可用一系列的方法來表示，最常用的是在對數(shù)正態(tài)分布圖中氣孔大小和群體密度之間的對數(shù)線性關(guān)系或者簡單的體積分?jǐn)?shù)柱狀圖（Marsh，1988；Gaonac'h et al，1996；Higgins，2000；Blower et al，2003）。

圖4 表1和表2中介紹的所有樣品單位結(jié)構(gòu)特征的背散射電子圖像。（a）2001年浮巖，（b）粉紅色浮巖，（c）赭色浮巖，（d）百果色浮巖，（e）乳白色浮巖，（f）灰色浮巖

在產(chǎn)生氣孔大小分布的方法中可能產(chǎn)生誤差有兩個主要原因。第一個是樣品的大小是否足夠大以正確代表噴發(fā)物。研究顯示，在二維切片中樣品數(shù)量＞250～300個（在此為氣孔數(shù)），就可以產(chǎn)生粒度大小分布和形態(tài)特征，因此可代表整個樣品群體（Mock and Jerram，2005；Morgan and Jerram，2006；Jerramet al，2009）。本次研究的所有樣品都超過了此標(biāo)準(zhǔn)。另一個可能誤差是用戶定義的誤差（Shea et al，2010；Grove and Jerram，2011），不同的用戶在定義破壞氣孔的真實邊界時會產(chǎn)生潛在誤差。圖6為一個用來檢驗由編輯數(shù)字化圖像計算氣孔大小分布時產(chǎn)生的用戶誤差的例子，在允許樣品產(chǎn)生同樣的結(jié)果下曲線的斜率、形態(tài)和截距均進(jìn)行了重新制作。

2.3.1 由氣孔大小分布獲得的定量信息

圖5 利用Corel PHOTO－PAINT X3對 M48－5＿4－pom 樣品（1997年6月30日）進(jìn)行圖像編輯的方法。（a）原始背散射電子圖像，（b）原始圖像改變成黑白兩色使氣孔結(jié)構(gòu)更清晰，（c）在進(jìn)行圖像分析前最終編輯的圖像（圖形工具：UTHSCA圖形工具3.0版本），（d）突出顯示如何根據(jù)原始圖像殘留的氣孔壁來編輯處理氣孔

氣孔的成核和生長速率可以由氣孔大小分布圖的斜率定性地表達(dá)，其關(guān)系為氣孔大小分布斜率＝Gτ（－1），其中G 代表生長速率，τ為氣孔生長需要的停留時間（圖7）。根據(jù)此關(guān)系，生長速率的變化可定義為氣孔大小分布圖長度的變化，因此反映氣孔大小的變化。停留時間的變化也可以假設(shè)為氣孔大小分布圖角度的變化。從氣孔大小分布圖中可獲取的其他參數(shù)包括：（a）由氣孔大小分布圖與y軸的截距獲得的成核密度（n°）；（b）根據(jù)氣孔大小分布圖形狀獲得氣孔生長的方式，例如合并（生長連結(jié)）或奧斯特瓦爾德成熟（圖7）。所有這些關(guān)鍵觀測值都是脫氣過程很好的指標(biāo)。

應(yīng)用Blower等 （2003；圖7）提出的理論，也可能更好地定義和對比樣品間氣孔成核事件的大概次數(shù)。這可以根據(jù)得到的對數(shù)正態(tài)圖的定性評估和氣孔大小與數(shù)量密度之間的關(guān)系來確定。例如Blower等（2003）提出，冪函數(shù)關(guān)系根據(jù)它的角度可說明多次成核事件（3～5或5～8次），更指數(shù)的關(guān)系代表＜3次成核事件（圖7）。這也意味著這兩種關(guān)系還代表了不平衡脫氣，產(chǎn)生更具爆炸式的噴發(fā)。然而更偏溢流式噴發(fā)將在接近平衡時脫氣，處于穩(wěn)定狀態(tài)，具有一次氣孔群體的成核并在更穩(wěn)定的環(huán)境下生長。這些觀測可有助于更好地理解形成每個研究樣品的噴發(fā)特點。

根據(jù)以上討論的信息，可確定出關(guān)于所分析每個樣品經(jīng)歷的脫氣過程和噴發(fā)機制的關(guān)鍵觀測情況。

3 浮巖玻璃地球化學(xué)

我們分析了每個單元原生浮巖碎屑中的玻璃基質(zhì)。如果可能，則分析10個碎屑來確定一個單元內(nèi)的可能化學(xué)成分。玻璃基質(zhì)中硅含量變化范圍為62～81wt.%（表3）。除了6月30日噴發(fā)的一些玄武質(zhì)安山巖外，根據(jù)SiO2含量，其他浮巖碎屑的基質(zhì)成分為英安質(zhì)到流紋質(zhì)，證明波波卡特佩特火山在噴發(fā)時殘留的巖漿已經(jīng)高度演化。在哈克圖（圖8a）中顯示出所有分析的樣品成分具有連續(xù)性和線性趨勢。為了說明火山玻璃成分的變化與噴發(fā)前巖漿系統(tǒng)內(nèi)壓力和溫度條件變化之間的關(guān)系，Blundy和Cashman（2001）介紹了一個新的方法，把天然硅玻璃投射到Qz－Ab－Or－H2O模型系統(tǒng)中。據(jù)此，可以估計巖漿噴發(fā)前晶體與熔體之間最后平衡時的壓力（P）。這可以用來區(qū)分解壓驅(qū)動還是冷卻驅(qū)動的結(jié)晶作用（Blundy and Cashman，2001）。為 了 使 用 Blundy 和Cashman（2001）的技術(shù)獲得投射參數(shù)，我們使用了歸一化為100%無水的主量元素含量。然后用Normcalc程序（J.Lowenstern，未發(fā)表的程序）計算每個元素的歸一化礦物。然后 將 規(guī) 范 化 的 Qz－Ab－Or再歸一 化 為100%，給出Qzn，Abn和Orn。應(yīng)用這些值及原始?xì)w一化的An來獲得Qz′，Ab′和Or′（見Blundy and Cashman，2001中的方程1，2和3）。該投射方法適用于水飽和的熔體，熔體中Ptotal＝PH2O，這很類似于研究的樣品。波波卡特佩特火山的玻璃基質(zhì)投射值在圖8b中給出。相對于其他樣品，6月30日的樣品投點顯示稍向Or′方向偏，歸因于分析玻璃中鉀含量增多，鈉含量降低。粉紅色樣品和6月30日噴發(fā)樣品比其他的樣品具有更高的平衡壓力。粉紅色浮巖和6月30日噴發(fā)的樣品 M48－5＿2B－pom 和 M48－5＿4－pom 分 別 在200MPa、100MPa到300MPa達(dá)到了熔體與晶體的最后平衡，定義的深度約為4～11km（圖8，用平均大陸地殼密度2.7g／cm3計算的深度）。2001年和1997年6月14和15日噴發(fā)的浮巖具有太多計算的剛玉，因此不能投到 Qz－Ab－Or－H2O 三 元 系 中 （Blundy and Cashman，2001）。

表3 原生浮巖碎屑玻璃基質(zhì)歸一化為100%無水時的主元素含量

圖6 為測試編輯方法的可重復(fù)性應(yīng)用2001年浮巖樣品進(jìn)行重復(fù)制作氣孔大小分布的例子。左邊的圖像為原始的氣孔大小分布（VSD），右邊的圖像為應(yīng)用相同的原始背散射電子圖像進(jìn)行第二次處理得到的。兩張圖比例尺相同，紅色線（原圖為彩色圖——譯注）顯示雖然圖不是很精確，但是它們很相近，第二次制作的比第一次的結(jié)果更光滑，但是結(jié)論是一樣的

4 定量結(jié)構(gòu)分析—氣孔大小分布

4.1 灰色、乳白色和百果色浮巖（大約19～14ka）

圖7 （a）了解破碎前和破碎時噴發(fā)機制的氣孔大小分布（VSD）對氣孔成核和生長的影響示意圖（Marsh，1988）。（b）對比本次研究中分析的兩個浮巖碎屑的氣孔大小分布圖。（c和d）突出在氣孔大小分布圖中關(guān)于氣泡化過程的兩個主要定性觀測現(xiàn)象（Higgins，2002）

雖然每個噴發(fā)單元跟年輕的單元相比只有輕微的變化（圖2和10），但是這些噴發(fā)單元具有更小的氣孔和陡的氣孔大小分布圖。并且在對數(shù)正態(tài)圖（圖11）中，這些單元的平均數(shù)據(jù)與年輕單元相比更接近冪律圖形狀。根據(jù)Blower等 （2003）的結(jié)果，這說明存在3～5次的成核事件才能形成現(xiàn)在的結(jié)構(gòu)特征，它是所研究的噴發(fā)物中成核次數(shù)最多的。

圖8 （a）所有玻璃基質(zhì)分析的哈克圖解。星號為熔體包裹體的平均成分，被認(rèn)為是波波卡特佩特火山玄武質(zhì)端元的巖漿成分（Roberge et al，2009）。為了對比，陰影區(qū)域為據(jù)Schaaf等（2005）和 Witter等 （2005）的波波卡特佩特火山全巖和熔體包裹體成分。除了MgO具有35% 的2σ誤差之外，每個元素2σ的誤差被符號覆蓋。（b）波波卡特佩特火山玻璃基質(zhì)在Qz－Ab－Qr三元系中的投影。同時給出了Qz－Ab－Or單一花崗巖熔體中的共結(jié)線和飽和水時的最小成分及低共熔體成分，這些均為壓力的函數(shù)（據(jù)Blundy and Cashman，2001修改）

區(qū)分灰色（大約19ka）、乳白色（19～14ka）和百果色浮巖（14ka）的主要方法是氣孔尺寸的增加，從灰色浮巖（～700μm）增加到百果色浮巖（1 000μm），和不同尺寸的氣孔群體的數(shù)量的降低，對此在圖9的柱狀圖中可以看出。這在它們的氣孔大小分布圖與處理的背散射圖中也可以看出（圖2），特別是成核密度的降低（表2）。

4.2 赭色（4965a）和粉紅色（1.2ka）浮巖

圖9 本次研究分析的每個浮巖碎屑中不同氣孔大小比例的柱狀圖（氣孔大小范圍的間隔值在圖例中給出）。兩個樣品在區(qū)間0～50μm內(nèi)的氣孔數(shù)超過了1 000個，分別為灰色浮巖（1 451個氣孔）和乳白色浮巖（2 810個氣孔）

圖10 早期（19～14ka）噴發(fā)平均氣孔大小分布圖、赭色浮巖（4965a）和粉紅色浮巖（1.2ka）氣孔大小分布圖、1997年每次噴發(fā)的平均氣孔大小分布圖和2001年噴發(fā)的氣孔大小分布圖。在旁邊還給出了研究中應(yīng)用的修正后的背散射電子圖像的例子。在早期噴發(fā)的平均氣孔大小分布圖旁邊為百果色浮巖，平均1997年噴發(fā)中（a）為 M44－7＿3（6月14～15日）玻璃碎屑，（b）浮巖 M48－5＿4pom（6月30日）

赭色（4965a）浮巖為一段很長時間休眠后的第一個噴發(fā)單元。與研究的較早噴發(fā)單元（灰色、乳白色和百果色浮巖，圖2和10）相比，由于樣品具有較大和更圓的氣孔，它的背散射圖像和氣孔大小分布得到的結(jié)構(gòu)完全不同。柱狀圖（圖9）顯示較小的氣孔（＜50μm）明顯少，取而代之的是逐漸偏向較大的氣孔（達(dá)600μm）。

氣孔大小分布圖（圖10）定義了比在所研究的樣品中某些最大氣孔（1 000μm）小的成核密度和小氣孔的生長。圖11的對數(shù)正態(tài)圖也顯示指數(shù)圖形狀，說明成核事件較少。

圖10的氣孔大小分布顯示，與赭色浮巖相比，粉紅色浮巖具有較高的成核密度（n°），氣孔尺寸整體偏?。ㄗ畲蟮?00～600μm），但是更多的氣孔群體跨越較廣的粒度范圍（表2和圖9）。它在對數(shù)正態(tài)圖中也具有近似冪函數(shù)圖形，說明比赭色浮巖經(jīng)歷了更多次數(shù)的成核事件。

4.3 1997年浮巖碎屑

修改的背散射電子圖像顯示，每個噴發(fā)單元浮巖碎屑內(nèi)氣孔形態(tài)和熔液氣泡的百分含量變化較大（表2）。但是在它們的氣孔大小分布圖中定義的過程相近，因為它們具有相近的成核密度、圖像形態(tài)和圖形角度（圖2和圖12）。圖9中的柱狀圖顯示這些樣品中的氣孔（＜30～40μm）比早期單元小。氣孔大小分布圖還顯示與早期單元比具有高的與生長相關(guān)的成核密度（n°）。這在對數(shù)正態(tài)分布圖中（圖11）特別清晰，1997年數(shù)據(jù)平均值是研究的所有樣品中成核次數(shù)最高的。

4.4 2001年浮巖

圖11 圖10中所述相同浮巖碎屑的對數(shù)正態(tài)關(guān)系

圖12 1997年噴發(fā)相的氣孔大小分布圖及各自修改后的背散射電子圖像。（上）1997年5月11日，（中）1997年6月14－15日，（下）6月30日

2 001年浮巖具有最小的氣孔百分含量（表2），含有一到兩個氣孔群體，并且大小相近（圖2、圖9和圖10）。氣孔大小分布圖也顯示，在研究的所有噴發(fā)單元中它具有最低的成核密度和最長的停留時間。在對數(shù)正態(tài)分布圖中（圖11），2001年樣品最接近指數(shù)分布，說明有3次或更少的成核事件。

5 討論

本次研究的目的是證明原生浮巖碎屑內(nèi)氣孔結(jié)構(gòu)的變化可以反映噴發(fā)過程隨時間的變化。與基質(zhì)玻璃成分和計算的平衡壓力對比說明，氣孔度的變化反映了噴發(fā)強度的波動（從爆炸式到溢流式），這利用波波卡特佩特火山噴發(fā)的地層得到了驗證。

5.1 早期噴發(fā)序列（大約19～14ka）

產(chǎn)生灰色、乳白色和百果色浮巖噴發(fā)的上升巖漿具有較多的小氣孔和較高的氣孔成核速率及最多次數(shù)的成核事件。這預(yù)示著在脫氣過程中揮發(fā)分有重復(fù)的過飽和，導(dǎo)致噴發(fā)前多個氣孔群體的形成，而不是單次氣孔群體連續(xù)地穩(wěn)態(tài)生長。這必然是在更高壓、更深部的封閉系統(tǒng)內(nèi)產(chǎn)生，因為這樣的系統(tǒng)允許快速和連續(xù)的揮發(fā)分過飽和，或者受到含有新?lián)]發(fā)分巖漿的連續(xù)補給。

與圖7a中的圖解相比，在灰色和乳白色浮巖的氣孔大小分布圖中的扭折（圖2中箭頭所指位置）突出說明，開始時氣孔生長是穩(wěn)定的，然后小氣孔的生長并連結(jié)成為大氣孔變得很重要。但是，在百果色樣品中，雖然與乳白色浮巖具有相近的成核密度（n°），但具有更多的較大氣孔（表2）。百果色浮巖的氣孔大小分布圖（圖2）不具有扭折，說明隨著時間小氣孔穩(wěn)定的生長（奧斯特瓦爾德成熟）變得越來越重要，而不是合并作用。這在圖9中也可以明顯看出，它從不同氣孔群體的數(shù)量變化定義了噴發(fā)機制的變化。百果色浮巖還具有顯著的鐵鎂質(zhì)端元和長英質(zhì)單元混合的結(jié)構(gòu)（圖3d），說明巖漿在噴發(fā)前有機會在地殼中發(fā)生演化。與灰色和乳白色浮巖中相比，該樣品中結(jié)晶度百分含量的增加（斑晶生長）也證明了此情況（表1）。但是在這些樣品中還不能證明結(jié)晶度的增加會對氣孔生長和成核產(chǎn)生影響。這些浮巖是唯一含有角閃石的樣品，這好像再次證明了深部脫氣，因為在這種條件下，巖漿才會達(dá)到合適的壓力和溫度條件并且具有足夠的溶解H2O來結(jié)晶角閃石。這在噴發(fā)歷史的后期是不可能的。我們承認(rèn)這是一個重要的特征，但還需要進(jìn)一步的研究。

這些浮巖碎屑結(jié)構(gòu)主要的差異說明了早期波波卡特佩特火山通道系統(tǒng)隨著時間的演化，導(dǎo)致了系統(tǒng)封閉程度的不同（閉合—開放系統(tǒng)脫氣）。該演化還會促使巖漿在淺部（大約1～5km）淤積，導(dǎo)致脫氣和結(jié)晶過程發(fā)生變化。這會影響巖漿最終的黏度，因此還會影響爆炸程度。

5.2 中期噴發(fā)浮巖（4965a到1.2ka）

赭色浮巖和粉紅色浮巖之間氣孔結(jié)構(gòu)（成核密度、生長和成核事件的次數(shù)，在4.2節(jié)介紹）的不同，正如早期地層單元（大約19～14ka）但以不同的順序，顯示了一種變化，即從赭色浮巖樣品中奧斯特瓦爾德成熟作為主要的氣孔生長過程轉(zhuǎn)變?yōu)榉奂t色浮巖樣品中增加的成核速率和小氣孔群體的生長連結(jié)（合并）作為主要過程。這與Arana－Salinas等（2010）對赭色浮巖進(jìn)行的詳細(xì)研究結(jié)果一致，即增加巖漿脫氣可產(chǎn)生氣孔奧斯特瓦爾德成熟，擴(kuò)大它們在噴發(fā)前和噴發(fā)時的尺寸。該過程也可以在淺部環(huán)境中發(fā)生，因為巖漿壓力的迅速降低會產(chǎn)生穩(wěn)態(tài)的脫氣，因此這也說明赭色浮巖是在淺部環(huán)境下形成而粉紅色浮巖在深部環(huán)境下形成。生長過程的這些不同也表明噴發(fā)前巖漿停留時間的不同，例如，粉紅色浮巖具有很短的時間來促使巖漿中的氣孔松弛及減小表面能，這是為什么小氣孔的生長連結(jié)發(fā)生的原因（Klug et al，2002；Shea et al，2010）。這在 Qz－Ab－Or－H2O三元系（圖8）中可以定量的定義，赭色浮巖平衡壓力接近0.1MPa，粉紅色浮巖的平衡壓力為200MPa。這些不同限定了約7km的地殼深度范圍（圖13）。

然而，兩個噴發(fā)單元原生碎屑的氣孔大小分布圖（圖2和10）沒有顯示停留時間的較大差異（據(jù)氣孔大小分布圖的角度獲得，圖7d），并且倆個單元的玻璃基質(zhì)的成分很相近，赭色浮巖SiO2含量為67.88wt.%，Al2O3含量為14.45wt.%，粉紅色浮巖SiO2含量為66wt.%，Al2O3含量為15.52wt.%（圖8和表3）。因此，所有討論的證據(jù)及礦物結(jié)構(gòu)的變化（在粉紅色浮巖中主要為張力結(jié)構(gòu)，圖3和表1）表明，平衡深度和上升速度比巖漿的成分更能影響脫氣過程和噴發(fā)的性質(zhì)。在此情況下，粉紅色浮巖上升速度比赭色浮巖快很多，因為粉紅色浮巖來自更深部，這也解釋了粉紅色浮巖中礦物內(nèi)的張力結(jié)構(gòu)。這些發(fā)現(xiàn)也可以用來對比早期噴發(fā)的原生碎屑樣品中觀察到的結(jié)構(gòu)特征，與百果色浮巖相比，灰色和乳白色浮巖來自更深的部位，上升速度較快。

5.3 最近噴發(fā)：1997年和2001年浮巖

在前一節(jié)已經(jīng)介紹，正如早期單元那樣，在這些單元原生碎屑圖像上明顯的氣孔結(jié)構(gòu)變化在它們的氣孔大小分布圖中沒有反映出。這很可能與噴發(fā)間的時間間隔大大縮短有關(guān)，不像早期噴發(fā)的時間間隔那么長。然而，盡管在氣孔尺寸柱狀圖（圖9）中差別不是很明顯，樣品也小很多，但是計算的平衡壓力卻存在重要的差異（圖8）。在本期噴發(fā)強度較高的是5月11日噴發(fā)，7月30日和7月14日噴發(fā)強度較低。聯(lián)系早期噴發(fā)可以發(fā)現(xiàn)，這些爆炸性的差異可以在氣孔結(jié)構(gòu)上看出，前提是所有分析的碎屑要代表原生巖漿。雖然5月11日和6月30日玻璃基質(zhì)成分變化范圍較窄，SiO2為5wt.%，Al2O3為2wt.%，然而在Qz－Ab－Or－H2O平衡壓力三元系中顯示它們來自地殼不同的深度（圖8）。5月11日樣品類似于赭色浮巖（4965a），接近于0.1MPa的深度，而6月30日的樣品在300到0.1MPa巨大的范圍內(nèi)。這代表11km深度范圍。當(dāng)與5月11日和早期地層單元相比，該變化在6月30日樣品不同的結(jié)構(gòu)上可以反映出來（圖13）。6月14日和15日的噴發(fā)更可能為熔巖盾形成階段，較淺，與高的 SiO2（71.58～81.32wt.%）含量一致（表2）。6月14日的噴發(fā)為奧斯特瓦爾德成熟過程，說明伴隨烏爾卡諾式噴發(fā)時的低壓環(huán)境和高滲透率，而6月15日為通道或熔巖盾內(nèi)晶體富集過程，并在噴發(fā)時被炸出。

6月30日噴發(fā)是波波卡特佩特火山晚期噴發(fā)中規(guī)模最大的噴發(fā)，以另一種方式顯示出較深的噴發(fā)源區(qū)和巖漿經(jīng)歷了較遠(yuǎn)和較快的傳播才到達(dá)地表，形成了更具爆炸性的噴發(fā)。因此，灰色浮巖（大約19ka）應(yīng)為早期噴發(fā)中最具爆炸性的噴發(fā)，而粉紅色浮巖（1.2ka）是近期最具有爆炸性的噴發(fā)。但是與早期單元相比，近期噴發(fā)產(chǎn)物的體積和浮巖碎屑的粒度顯示，這些噴發(fā)均為較小的噴發(fā)，巖漿補給率較低。這也與礦物相的百分含量相一致，1997年噴發(fā)比早期普林尼式噴發(fā)含有較多的橄欖石。因此我們提出，1997年的巖漿經(jīng)歷了很短的停留時間（就像氣孔大小分布圖中所示；圖2，10和12），降低了巖漿存儲或揮發(fā)分過飽和，限制了大體積物質(zhì)的噴發(fā)和大普林尼式噴發(fā)的補給（就像早期沉積物一樣）。

2001年浮巖反映了很不同的噴發(fā)過程。不像前面討論的所有單元那樣具有較多次數(shù)的成核事件（3～5），顯示不平衡脫氣，2001年浮巖具有少于3次的成核次數(shù)。這預(yù)示著在噴發(fā)前接近了平衡，使得該次噴發(fā)是所研究的噴發(fā)中最偏向溢流式的噴發(fā)。這與浮巖碎屑來自熔巖盾坍塌產(chǎn)生的小噴發(fā)的事實是一致的。進(jìn)行結(jié)構(gòu)分析的原生碎屑開始是解壓脫氣，然后是在噴發(fā)前接近熔巖盾時發(fā)生開放式的平衡脫氣（Mangan and Sisson，2000；Adams et al，2006）。這也解釋了氣孔的輕微定向剪切（圖10）。

6 波波卡特佩特火山脫氣過程模型

波波卡特佩特火山原生浮巖玻璃基質(zhì)中的高硅只能是由低壓下大量結(jié)晶作用引起。因此，高硅樣品需要在解壓結(jié)晶時形成（Blundy and Cashman，2001），就像Roberge等（2009）對熔體包裹體的研究結(jié)果。由于研究的樣品來自不同的噴發(fā)期次，具有不同的氣孔結(jié)構(gòu)和氣孔大小分布（圖2，10和12），我們可以說它們在上升時經(jīng)歷了不同的脫氣過程。Qz－Ab－Or－H2O三元系的結(jié)果也支持該結(jié)論（圖8）。本次研究說明，脫氣的深度控制脫氣和氣孔成核的變化，而氣孔的成核受控于揮發(fā)分超壓。揮發(fā)分超壓受上升速度、揮發(fā)分體積和系統(tǒng)的滲透率控制，而不是巖漿的成分和晶體的百分含量。后者在實驗研究和其他火山中心中被認(rèn)為是很重要的因素（Cluzet et al，2008），但是在本次研究中我們沒看到可以證明的證據(jù)，需要在將來的工作中進(jìn)行近一步調(diào)查。

圖13 波波卡特佩特火山結(jié)構(gòu)示意圖，給出了代表性P－T共結(jié)線（Blundy and Cashman，2001）和系統(tǒng)內(nèi)不同類型氣泡化和脫氣過程的樣品圖像的例子

我們可能不能說一個樣品顯示的過程就是噴發(fā)所經(jīng)歷的唯一過程，就像1997年噴發(fā)，不同脫氣過程的時間間隔較短。不過我們相信給出的過程是主要的過程，也有證據(jù)表明存在大范圍的脫氣過程，并且這種大范圍的脫氣過程用一個大的淺部巖漿存儲庫不能解釋。因此，我們同意Atlas等 （2006）和Roberge等（2009）的意見，認(rèn)為波波卡特佩特火山在淺部巖石層的巖漿演化是在通道或指狀巖脈內(nèi)發(fā)生的，而不是在大的分層的巖漿庫內(nèi)。我們的數(shù)據(jù)證實了該過程，這些火山結(jié)構(gòu)自現(xiàn)代熔巖錐形成（19ka至今）開始在類型上就類似。我們的數(shù)據(jù)還顯示，該過程是在多階段發(fā)生的，就像早期Schaaf等（2005）提出的那樣，在淺部和深部過程之間每次噴發(fā)相都經(jīng)歷了演化，尤其是在1997年6月30噴發(fā)的樣品中更為明顯（圖12）。

對大的普林尼式噴發(fā)相與1997年噴發(fā)期之間脫氣特征的對比說明，最近的時期是爆炸性較弱的時期，而且就像Roberge等（2009）提出的在本質(zhì)上是正在侵入的事件。較大的噴發(fā)（例如1997年6月30日）受到巖漿的補給，這種巖漿在深部脫氣且上升足夠快以至于能產(chǎn)生爆破式噴發(fā)，并且補給了大量揮發(fā)分。

因此，這些噴發(fā)相隨著時間的差別在本質(zhì)上代表爆炸式和溢流式活動的變化，這種變化是由脫氣的深度和脫氣的過程的變化引起的，與是開放式還是閉合式脫氣有關(guān)，這受控于在淺部巖石層內(nèi)通道的形狀和它的滲透率。該理解支持Roberge等 （2009）對揮發(fā)分的研究結(jié)果，他定義在1994～1997年噴發(fā)中發(fā)現(xiàn)的揮發(fā)分的種類和體積可以用脫氣的深度來解釋。隨后巖漿上升速度的不同能引起不同噴發(fā)強度，在現(xiàn)代熔巖錐（大約19ka至今）的地層上可以反映出來。

7 結(jié)論

由于不斷的變化和演化，波波卡特佩特火山動力學(xué)系統(tǒng)的脫氣歷史是很復(fù)雜的。但是還是可以看到隨著時間的變化，反映在原生碎屑的結(jié)構(gòu)不同（圖2）和噴發(fā)前巖漿進(jìn)入不平衡（晶體和熔體之間）的深度。主要證據(jù)有：

成核密度和成核事件次數(shù)（氣孔群體的數(shù)量）之間的不同，幫助定義不平衡或平衡脫氣。例如，灰色浮巖（大約19ka）的成核密度（n°）是1.2×10－4，2001年浮巖的成核密度是6.74×10－7，灰色浮巖代表不平衡脫氣而2001年浮巖接近平衡脫氣。

生長連結(jié)（合并）和奧斯特瓦爾德成熟的差別，定義脫氣的次數(shù)及巖漿開始脫氣的壓力條件（指在揮發(fā)分相上的超壓）。這可以通過粉紅色浮巖和赭色浮巖的對比看出，粉紅色浮巖氣孔成核密度n°為3.24×10－6，最大氣孔大小600μm，赭色浮巖氣孔成核密度n°為2.48×10－7，最大氣孔為1 000μm（表2）。

巖漿所經(jīng)歷的停留時間和深度，根據(jù)氣孔大小分布圖的角度（參考圖8b）幫助定義上升的途徑和噴發(fā)前上升的相對速度。相同樣品的玻璃基質(zhì)的化學(xué)成分投點到Qz－Ab－Or三元系中幫助我們定量地確定巖漿噴發(fā)前最后平衡的深度。這些數(shù)據(jù)與對1997～1994年噴發(fā)物中熔體包裹體內(nèi)揮發(fā)分的研究中獲得的脫氣深度結(jié)果一致，因為在兩個研究中用的是相同的樣品（Roberge et al，2009）。

因此，脫氣開始的深度和淺部通道的滲透性和結(jié)構(gòu)影響了波波卡特佩特火山的脫氣過程，因此影響了爆炸式和溢流式火山作用的變化。根據(jù)Roberge等（2009）的結(jié)果，脫氣深度的變化是在噴出的揮發(fā)分的體積和種類上記錄的，是可以檢測得到的。

所有這些研究匯總起來為波波卡特佩特火山脫氣過程的深度描述創(chuàng)造了條件 ，并且確定出不只是玻璃基質(zhì)的成分可影響火山噴發(fā)的類型。來自不同脫氣歷史的不同噴發(fā)的幾個浮巖碎屑具有非常相近的玻璃基質(zhì)成分（圖8）。這說明像揮發(fā)分的歷史和火山的結(jié)構(gòu)，因而還有脫氣的類型，也是很重要的。這與不同數(shù)量的減壓結(jié)晶一道將通過積極反饋最終影響巖漿的黏度，因此也會影響噴發(fā)的類型，這由本研究采取的綜合方法說明了。