火山活动规律

  地球上哪里有火山？火山为什么会喷发以及如何喷发？为什么它们能够以截然不同的方式喷发？要回答这些问题，必须从数十公里的岩浆源头到地表进行追踪。这一切都始于地壳之下的地幔，地幔的运动是岩浆形成的原因。岩浆比周围的岩石轻，它从源头被挤出并上升到地球表面。岩浆通常积聚在一个储层里，在这里它会冷却、结晶、改变成分和物理特性，以至于增加其挥发性元素的浓度。一个火山储层不稳定，最终会释放出岩浆。当岩浆被推到地表时会释放气体。根据释放的气体量，火山喷发可以以液体流动的形式出现，也可以以气体喷射的形式高速喷出岩浆碎片。火山物理学已经取得了很大进展，但许多不确定因素仍然限制了专家对火山活动的预测。

1. 火山是如何产生的

  火山由岩浆组成[1]，在大多数情况下，岩浆位于地幔[2]深 40 多公里处。岩浆由地幔中的岩石融合而成，然后移动到地表，进而建立了一个巨大的管道系统将其带到火山口（图 1）。

  岩浆上升到地表是因为它比周围的岩石轻。当它遇到密度较小或特别抗变 形的地层时，它会停止运动并在储层中积聚。在储层中，岩浆冷却、部分结晶， 留下矿物和残余岩浆，其成分随结晶过程而变化，这是地球上有多种多样岩浆和喷发机制的原因。储层不稳定并最终断裂，使岩浆上升到地表。正是在这最后一个阶段，火山爆发的状态才得以确立。火山系统的最后一部分是火山本身，它可以上升到几公里的高度，并且可以经历深远的变化。

  火山可以保持数十万年的活跃期，高度可以上升几公里。例如，西西里埃特纳火山的年龄估计为 50 万年。地球上最大的火山是夏威夷岛上的莫纳克亚火山，它活跃了近一百万年，但现在已经成为死火山。它的顶峰可高出海床近十公里。

2. 火山的来源

  在地核之外，地球基本上是固体，仅在少数特定地方产生岩浆。当它冷却时，地幔被大型对流运动[3]以每年几厘米到几十厘米的速度驱动。这些运动有两种不同的形式：一种是与板块运动有关的大单元[4]，板块运动导致海底扩张和大陆漂移;另一种是局部的、近似圆柱形的向上流动，称为羽流或热点[5]。

  地幔岩是矿物的组合，不是单一物质。熔融不会在给定的温度下发生，而是在从标志着液体出现的固相线[6]到看到最后一个固体消失的液相线[7]的温度范围内发生。在地球上，它可以以两种截然不同的方式发生。

2.1 减压熔融

  这是最重要的熔融机制，与常识不符，因为它会随着岩石温度的降低而起作用。地幔固相线温度以 5°C /km 以上的速度随压力升高。在当前地球状态下， 地幔在很深的地方完全是固体，但温度相当高。当岩石上升到地表时，它们的压力会降低，发生膨胀。假设在绝热条件下，压力的功通过其感能的减少来补偿，因此通过它们的温度以 0.5°C /km 的低速率降低的方式来补偿。在上升流中，温度最终达到固相线，从而引发熔融（图 2）。

  这种机制导致了两种类型的火山（图 3）。第一种与对流单元的向上流动有关，这些对流单元通过横穿海底的山脊[8]在地表实现。这些火山鲜为人知， 因为它们位于海面下两公里多的地方，但它们产生了地球上最大数量的熔岩[9]。第二种类型的火山是最大的，例如夏威夷和留尼汪岛的火山，它们是由地幔柱（也称为热点）形成的。

2.2 水合熔融

  即使少量的水也会降低固相线温度。停留在地表的岩石在与水圈接触时已水合。它们被拖入俯冲带的冷下沉气流[10]并在深处脱水。这样释放出来的水穿透周围的地幔并使其融化，就像冬天道路上用来清除冰的盐一样。与此相关的火山非常著名（图 3），如马提尼克岛的佩利火山和日本的富士火山，而且它们形成了岛弧，如日本和西印度群岛。

2.3 地球上火山的分布

  其它机制也在地球上发挥作用，例如在加厚的大陆地壳内或在延伸带内， 但它们不是造成全球范围内大量岩浆的原因。无论如何，火山活动的最终原因在于地幔的内部运动，这种运动持续了数千公里（图 3），岩浆在上升和下降时产生。火山是全球活动的标志，在人类尺度上可以被认为是永久性的。

3. 岩浆的产生

  在陆地条件下，岩石熔融不会完成，岩浆最初是固体基质中的填隙液体。岩浆比其基质轻，由阿基米德推力向上推进[11]（图4）。为了从源头提取它， 不能将其分散在相互隔离的小区域中，这只有在岩浆量足够时才能实现。这就是为什么我们在地球表面看不到与极低的部分熔融速率相对应的岩浆。地球上最丰富的岩浆是洋脊玄武岩[12]，其熔融率约为 20-25%。提取本身是通过必须封闭在岩浆后面的固体基质的形变来完成的。这种形变非常缓慢，只有收集大量产生的液体才能获得大量岩浆流。

  靠近地表的地壳岩石不容易变形。此时驱动力仍然是阿基米德力（图 4），但岩浆上升的机制不再相同。岩石有一个给定的机械强度阈值，当岩浆压力超过一定值时，岩石就会破裂。岩浆在一条狭窄的裂缝中传播，地质学上称之为“岩脉” [13]（图5）。这种水力压裂现象伴随着小地震，可以从地表探测到。当岩浆源干涸时，岩浆速度减慢并最终冻结，在裂缝中充满凝固的岩浆（图 5）。

4. 火山储层及其岩浆

  岩浆是由多种氧化物组成的复杂流体，其中以硅 (SiO₂)、铁 (FeO 和 Fe₂O₃) 和铝 (Al₂O₃) 的氧化物最为丰富。岩浆可以通过岩石的部分熔融或更“原始”岩浆的部分结晶产生。它的化学成分决定了它的物理特性，从而决定了它的喷发条件。

4.1 火山储层的形成

  只要“原始”岩浆比它遇到的岩石轻并且能够使它们断裂，它就可以上升。在地表附近（图 4），岩石的密度通常低于岩浆，要么是因为它们是沉积形成的，要么是因为它们是断裂的。当岩浆到达它们时，阿基米德力改变方向并阻止其上升。在其它地方，比岩浆密度大且特别抗变形的岩石可以阻止岩浆通过。在这两种情况下，都会在地表下形成一个储层。

  储层起着基础性的作用。由低流速的深源供给，它充当岩浆蓄积器，并允许非常大的体积快速喷发。此外，它充当一个化学反应器，岩浆在其中发生成分改变。

4.2 “高级”岩浆的制造

  在储层内，岩浆在与周围较冷的岩石接触时会失去热量并凝固。与熔融一样，凝固不会整体发生，而是在一定温度范围内扩散。岩浆逐渐结晶并留下成分不断变化的残余液体。连续的岩浆是所谓的岩浆系列的一部分。图 6  说明了玄武岩结晶时产生的不同液体。火山早期会喷出玄武岩，然后逐渐喷出该系列中的所有其它岩浆，这通常被称为“演化”。岩浆储层能够在封闭系统中喷发出，但也可以由原始岩浆补充。根据再注入和喷发的顺序，它的化学成分可能会发生复杂的变化。残余岩浆可能趋向于演化的成分，然后变成最原始的成分。

4.3 岩浆的粘度

  玄武岩的粘度是食用油的一百倍，而食用油本身的粘度是水的一百倍。 一个值得注意的事实是岩浆粘度的变化巨大，如图 6 所示，对于干燥即没有水的岩浆。在玄武岩和流纹岩之间[14]，粘度增加了十多个数量级！流纹岩等极其粘稠的岩浆流动非常缓慢，其行为与玄武岩完全不同。 因此，当岩浆的成分发生变化时，同一火山会产生非常不同的喷发状态。

4.4  挥发性物质和火山气体

  了解火山喷发行为所需的最后一个要素是挥发性物质，如水、碳和二氧化 硫。 它们少量存在于地幔岩石中，并在熔融过程中汇集于岩浆中。在深处的高压下，它们可溶于岩浆（图 7）。在岩浆温度和地表温度下，它们处于气态。其中，水是最丰富的，按重量计算，它的浓度通常只有几个百分点。尽管水量很少，但水对火山喷口中岩浆的活动有重大影响，我们将在后面章节介绍。例如，它会影响岩浆的粘度，每添加 1%的水，岩浆粘度就会下降 10 倍。

4.5 储层的断裂

  要发生喷发，储层必须释放其所含岩浆，这可能是由两种现象造成的。第一种是从源头注入岩浆，该岩浆持续活跃。储层膨胀直到层壁不再能承受压力。第二种现象是结晶。原始岩浆中溶解的挥发性元素不能被晶体吸收，只有极少数例外。因此，随着结晶过程的进行，它们在残余液体中富集。当它们的浓度最终达到溶解度阈值时，岩浆饱和并出现气相。从那一刻起，储层包含岩浆和气泡的混合物，其密度远低于原始岩浆的密度。在恒定质量的情况下，密度的降低导致体积增加，从而使储层膨胀。

  在这两种情况下，储层的充气都表明喷发正在形成。这会导致地面上升，其幅度通常为几厘米。使用当今的设备可以轻松测量这种形变

5. 主要喷发机制

5.1 两种主要喷发类型

  根据火山通道出口处岩浆中存在的气体量，可以区分两种主要的喷发类型。当该气体量较低时，气体会分散在岩浆的气泡中。气体和岩浆的混合物表现为流 体，喷发以液体流的形式进行。当气体量高时，岩浆被粉碎，岩浆分散在气体 中。图 8 说明了这种情况下扩口通道中的减压顺序。随着岩浆上升，溶解度随着压力下降而降低（图 7），并且越来越多的挥发性物质聚集在气相中。火山岩浆和气体的混合物首先以气泡的形式悬浮在液体中的形式出现，然后经过一个不稳定的岩浆“起泡”阶段。气泡破裂，形成一股携带岩浆碎片的气体射流。这一机制被称为“爆炸性”。

5.2 两种“爆炸性”机制

  普林尼式(Plinian) 喷发（图 9）是最壮观的。在喷发口的出口处，一股强大的火山气体以 100-300 m/s 之间的速度（这是混合物中的声速）携带熔岩碎片（图 10）喷流而出。喷发柱在大气中可以上升至超过三十公里的高度。当它遇到高层大气中非常稀薄的空气时，火山混合物最终会横向扩散。然后,它被一种实质上的水平运动所激活，让岩浆碎片像雨滴一样落下，覆盖非常大的面积。我们发现大约在公元前 1600 年的爱琴海圣托里尼岛“米诺斯”火山爆发所产生的喷发沉积物面积超过几十万平方公里。普林尼式火山喷发通常会转变为火山碎屑流。如下所述，这是一种更具灾难性的状况，更准确地说这是火山爆发的普林尼式阶段。普林尼式阶段的典型持续时间为几十小时。

  在发生火山碎屑流的情况下 [15]（图9），气体和岩浆的混合物类似于喷发口出口处普林尼式喷发的混合物，但其机制在大气中发生了变化。喷发的岩浆的流 速和数量几乎相同，但喷发柱距地面仅几公里。火山混合物在出口点附近回落， 并被引导成强大的窄流，而不是在高海拔地区大面积分布（图 11），其影响是毁灭性的。火山碎屑流沉积物比其普林尼式同类沉积物厚得多，并且层理复杂，表明其侵位状态混乱而剧烈。

  79 年著名的维苏威火山喷发摧毁了罗马城市庞贝和赫库兰尼姆，这表明火山喷发机制可能会发生不合时宜的变化。这座火山一开始处于普林尼式喷发状态。从长远来看，这是令人不快且具有破坏性的，但对人并不致命。它突然改变了状态，开始释放出猛烈而致命的火山碎屑流。

Video 1: 爆炸性火山喷发期间形成的气体和灰烬大气柱的示例。[来源：Ashraf Bouiafri]

5.3  湍流的作用

  以上所述的毁灭性喷发不需要太多气体。事实上，这完全取决于如何测量气体的量。如果按重量计算，陆生岩浆很少含有超过 5%的挥发性物质。但是， 由于气相密度很低，按体积测量时，它在混合物中占主导地位。例如，对于 1% 的总重量的水蒸气，已占体积的 95%左右。岩浆中挥发物含量低的一个重要影响是从火山中逸出的混合物在任何状态下都比大气密度高。如果不增加气体量，这种混合物就无法上升到高空。在这些条件下，普林尼式火山如何喷发呢？

Video2：印度尼西亚西纳邦火山的火山碎屑流的例子[来源：Marc -Volcano – Szeglat]

  从喷发柱在大气中上升时的行为中可以找到这两种爆炸状态的起源（图10）。气流流动速度快且处于湍流状态，因此漩涡将空气并入柱中（图 12）。混合物逐渐变轻。只要它比空气重，它就会在重量的作用下减速。如果它的上升速度降到零，它就会回落到出口附近的地面上。这是火山碎屑流的状态（图9）。如果火山柱吸入的空气量很大，火山混合物最终会变得比空气轻。在这种情况下，它由阿基米德推力向上推进。这就是普林尼式机制（图 9）。产生火山碎屑流的喷发柱高度很少超过几公里，而普林尼式的喷发柱高度则可能超过 20 公里。

5.4 熔岩流喷发

  熔岩流有几种类型，这取决于熔岩的粘度和火山的坡度。玄武岩喷发可以在极远距离甚至在水平地面上形成巨大的熔岩场。北美西部哥伦比亚高原上的熔岩流已经流动了几百公里。更粘稠的熔岩，如英安岩和流纹岩（图 6）， 不会扩散太多，并在喷发通道上形成厚流。这些厚流被称为“熔岩穹顶”。1980 年， 美国华盛顿州圣海伦斯山的熔岩穹顶厚度达到 300 米。

Video3：俄罗斯奇维卢奇火山熔岩流喷发和熔岩穹顶生长的例子。[来源：Newsfalre]

5.5 其他方案

  玄武岩火山有两种强度较低的特殊爆炸性喷发方式。在熔岩喷泉中，通道 中的流动采用中央气体喷射的形式，将边缘的液体薄膜拉起。在出口处，形成了壮观的熔岩墙，可以上升数百米。熔岩喷泉在西西里岛的埃特纳火山和夏威夷的基拉韦厄火山很常见。斯特朗博利型火山爆发是熔岩流非常低的极端情况。这些主要是气态喷发，由大量火山气体爆炸引起。喷发通道充满了熔岩，可以保持数年畅通。顾名思义，这些火山喷发在那不勒斯海岸附近的斯特朗博利岛上很常见。因 1902 年培雷火山的灾难性喷发而闻名的“火云”是火山碎屑流（图11）。它们是由熔岩穹顶的爆炸形成的，其特征是由穹顶凝固壳的碎片和穹顶核心的液态岩浆碎片混合而成。它们比大气柱坍塌造成的熔岩流更短，体积更小。正是这种类型的水流在1902年培雷火山爆发期间摧毁了圣皮埃尔·德·马提尼克市。

  与之前的喷发不同，蒸汽喷发不会喷出岩浆，而只会喷出火山机构及其基岩的碎片。岩浆通过加热和蒸发周围岩石中的水，在这些喷发中起到间接作用。这些喷发可能会抛出巨石，并且通常在岩浆喷发之前发生。

6. 火山机构

  有些火山喷发可以达到十公里的高度，例如夏威夷的火山，那里陆地面积 仅占总面积的一小部分。在大洋边缘的大陆或岛弧中，这些火山机构较为适中， 但仍可升至数公里的高度。

  如此重要的火山机构改变了喷发条件。首先，岩浆必须移动一段额外的距离才能到达出口点。岩浆的密度再次发挥了至关重要的作用。海拔越高，越难登顶。在某些情况下，岩浆登顶是不可能的，所以喷发发生在火山的两侧。第二个效应是该机构在火山基底的表层部分产生压应力场。这些应力可能变得足够强大，使岩脉转向，从而阻止其垂直推进并向侧面注入。在离火山机构一定距离之外，岩浆返回到未受干扰的环境，并继续上升，形成火山锥。

  火山机构是脆弱的。在岩浆渗透的变形作用下，它可能会失稳并崩塌。其中的岩浆突然减压膨胀，形成破坏性的涌流。这就是 1980 年美国华盛顿州圣海伦斯火山喷发初期发生的情况。

7. 火山知识和不确定性评估

  在过去的四十年里，火山物理学有了长足的发展。所涉及的主要机制可以认为已被确定和理解，但我们的知识仍然存在重大差距。喷发造成的破坏主要取决于喷发的总体积和持续时间，而这些仍然是只能在喷发后测量的变量。无论是岩浆储层的尺寸还是它们所含岩浆的成分都不清楚。喷发经常发生机制变化，例如在普林尼式和火山碎屑流之间交替，并以熔岩流的排放结束。单独来看，这些机制是可以理解的，但完整的喷发序列却不是。目前，这些问题看来似乎都遥不可及，可能只能通过开发精细的成像方法跟踪岩浆储层内部和外部喷发源的喷发过程来回答。

8. 需要记住的要点

• 岩浆在地球上不断产生，不会在深处停留很长时间。
• 火山位于一些特定的地方，与地球的内部活动有关。
• 在阿基米德的推力作用下，岩浆自行上升到地表。
• 组成和物理性质不同的岩浆是由储层中的部分结晶产生的。
• 喷发的方式取决于岩浆的物理特性及其含水量。
• 在高气体浓度下，喷发以带有粉状岩浆的湍流大气柱的形式出现。

 

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说明和参考文献

封面图片：2006年 1 月阿拉斯加奥古斯丁火山喷发 [来源：美国地质调查局，公共领域 http://www.avo.alaska.edu/image_full.php?id=5927].

[1] 岩浆是由岩石熔融产生的液体。

[2] 地幔是地球上体积最大的一层，位于地壳底部和地核之间，深度接近 2900 公里。

[3] 对流现象描述了当流体密度在空间上变化时（例如，当流体从上方冷却时），流体中自发发生的运动。

[4] 板块是在地球表面移动的大型刚性表面单元。

[5] 羽流或热点是由小源产生的近似圆形截面的局部上升气流。

[6] 固相线是固体开始熔融的温度。

[7] 液相线是固体完全熔融的温度。

[8] 洋脊是海洋中部的水下山脉。它们是地幔对流环上升部分的标志。

[9] 熔岩是从火山中逸出的液体。它是由含有不同数量气泡和晶体的岩浆构成的。

[10] 俯冲带是板块沉入地球内部的地方。它们标志着地幔对流环的下沉气流。

[11] 阿基米德推力是施加在比周围流体轻的体积上的力。

[12] 玄武岩是指地幔岩石部分熔融形成的岩浆，熔融率不超过 30%。

[13] 岩脉是由加压岩浆形成的裂缝。

[14] 流纹岩是玄武岩结晶序列结束时形成的岩浆。

[15] 形容词 pyroclastic 指的是“火成碎屑”，是岩浆的碎片（该词来源于“pyro”，意为着火，“碎屑”，意为岩石碎片）。