在地壳应力机制驱动下，气候怎样变化会导致火山喷发羽流上升？
文：小张
编辑：小张
火山爆发对气候的影响越来越为人所知，但气候变化如何影响火山系统和过程的镜像问题，我们称之为“气候-火山影响”，对此知之甚少。
在过去的20年里，我们加深了对地球表面质量分布的理解，特别是与冰川周期有关的冰和水分布的变化如何影响地幔熔化、地壳岩浆过程和喷发率。
此外，还出现了关于气候变化对喷发过程影响的新假设，包括喷发方式和火山羽流上升，如何受到不断变化的地表和大气条件的影响，以及火山硫酸盐气溶胶生命周期、辐射作用力和气候，如何受到背景气候条件调节的影响。
过去气候重建和当前气候观测的未来改进、火山爆发记录和火山监测，都有助于增进我们对气候-火山影响的理解，重要的机制仍有待探索。
今天小张就给大家讲一下，在地壳应力机制的驱动下，气候如何变化会导致火山喷发羽流上升。
火山-气候火山爆发塑造了地球的景观，形成了地球的大气层，是环境和气候变化的强大驱动力。人们早就知道大型火山爆发会影响气候，我们称之为“火山-气候影响”。
镜像问题，即气候变化如何影响火山过程，我们称之为“气候-火山影响”，也不是新问题，几十年前假设火山活动可能是由冰川消退引起的。
然而，气候变化可能影响火山过程的各种机制在很大程度上仍未得到探索，尽管面对人类活动驱动的气候系统的快速变化，这一主题变得越来越重要。
提高我们对这些复杂的相互关系的理解，将反过来改善对未来火山危机的准备，并使我们能够量化气候-火山反馈，如何可能放大或抑制人为气候变化。
这也是理解火山过程如何受到过去气候变化影响的关键，反过来也是提高我们对地球历史理解的关键。在物质通过喷口喷发之前发生的喷发前过程，通常与从火山机构到区域范围的空间尺度相关。
喷发开始后发生的同喷发过程，其时间尺度短于或等于喷发物质注入环境(大气、海洋或冰)的时间尺度，通常与火山机构的空间尺度相对应。
喷发后过程发生在喷发开始后，时间尺度长于喷发物质注入环境的时间尺度，空间尺度大于建筑物尺度直至全球尺度。
气候影响爆发前过程的火山冲击，由于冰盖融化、沉积物沉积和侵蚀、降水强度变化、地表水储存和/或海平面变化，地球表面的负荷分布可能会发生变化。
这种变化改变了下地壳的应力状态，并可能进入上地幔，包括压力、偏应力和应力方向，从而可能影响岩浆的产生、运输和喷发。
冰卸载的影响受冰的空间范围和厚度、冰损失量和岩石圈厚度的控制，并受地壳和地幔流变学的调节。
在冰岛，冰川消退后的火山喷发率估计比现在增加了30-50倍，归因于冰卸载驱动的暂时增强的地幔减压融化。而这已经通过热机械建模得到了证明，在区域和全球喷发记录中已经确定了上次冰川最大值之后类似的冰川消退驱动趋势。
冰川均衡调整的预测减压率可作为融化区深度的函数进行估算，从而估算冰消作用导致的熔体生产率，目前预计该生产率与冰岛的构造熔体生产率处于同一数量级。
这种现象对于较厚的岩石圈和弧系统的熔剂熔融状态可能不太明显，但有证据表明，弧火山显示出冰川后喷发速率的暂时增加和更演化的岩浆的喷发。
这可能是由地壳应力机制驱动的，该机制促进了冰川作用期间的岩浆储存，并随后促进了冰退缩后的上升。
气候-火山冲击的影响与冰退缩相对应的是海平面上升，而这也可能降低冰川时间尺度海洋中脊的地幔熔化率和碳释气。一般来说，喷发记录显示了与轨道尺度气候周期一致的周期性，支持水圈质量分布和岩浆作用之间的关系。
在单个建筑物的规模上，冰退缩和海平面变化可能会影响侧面稳定性，岩浆迁移以及通过改变海底压力，和地壳应力条件的岩浆喷发能力。
更一般地说，表面载荷分布影响地壳岩浆储存和上升之间的平衡，但这些变化的方向高度依赖于储存区的大小、深度和形状，以及岩浆的可压缩性和岩石圈的流变性。
我们预计持续的全球变暖，还将导致下个世纪区域和全球极端降雨量的增加，而极端降雨与诱发的火山活动有关。
理论化机制的运行时间从几分钟到几千年不等，包括浅层过程与挥发物的体积膨胀和蒸汽驱动的爆炸有关，通过热收缩促进增压和弱化。
沉淀诱发的侵蚀、破坏面弱化和热液蚀变可促进侧翼坍塌。我们注意到侧面不稳定性，可以被看作是爆发前、爆发时或爆发后的过程。
大气降水的地下渗透可能会通过覆盖层应力的变化、岩浆库壁的机械破坏，以及孔隙压力驱动的整个建筑内岩浆通道的生成，促进深层的原生火山活动。
火山柱将火山灰和气体注入大气的高度，决定了火山灰相关的危害。对于热带喷发，预计对流层层结和对流层顶高度的增加。可能会降低对流层火山羽流和火山平流层喷射的高度。
但减少平流层层结可能会增加平流层火山羽流的高度。相对于热带地区，风速的变化将对温带火山羽流产生更大的影响。
水和冰表面分布的变化也可能通过直接的岩浆-水相互作用(即水火山作用)改变火山柱和云中的同喷发过程和二氧化硫生命周期。
来自上覆水和冰的静水压力可以抑制爆炸行为，并推动向喷发转变。水进入喷发柱会改变羽流高度导致柱坍塌，并增加细灰和水与二氧化硫一起注入大气的数量。反过来，增加细灰和水的含量会促进通过灰洗涤二氧化硫的条件。
由于目前人为对流层气溶胶丰富，对流层火山气溶胶对辐射作用力的影响比工业化前气候减少了一半。这突出了大气气溶胶污染，而不是气候变化，调节火山过程的机制。
持续的气候变化，可能会导致大规模热带喷发产生的平流层硫酸盐气溶胶的辐射作用力放大，这是由于烟羽高度增加(见同发过程一节)和布鲁尔-多布森环流加速造成的。
而布鲁尔-多布森环流加速，减少了气溶胶在热带水库中的停留时间，导致凝聚减少，气溶胶颗粒变小，从而更有效地反向散射太阳光。
在更温暖的气候下，由于海洋层结更强，的渗透减少，地表对热带喷发的冷却反应增强，这反过来增强了地表大气的冷却。增加的人为污染导致对流层反照率增加，平流层火山硫酸盐气溶胶的有效辐射作用力减少。
最后，通过平流层气溶胶注入进行太阳辐射管理，可能会导致火山气溶胶直接凝结到预先存在的地球工程颗粒上，从而产生更大的气溶胶颗粒，进而导致辐射作用力下降和衰减更快。
火山地区冰川均衡调整在接下来的十年里，气候和火山观测以及过去记录的不断改进，将会加深我们对气候影响火山系统的过程，以及气候-火山影响在过去是如何发生的了解。
降水和冰量的空间观测的更好的时空覆盖，和分辨率将允许向全面的数据的转变，降雨模式、冰川损耗和冰盖融化，以及海平面变化对火山系统的影响，从局部到全球范围。
这些信息可能会导致火山地区冰川均衡调整和熔体生产率模型的更新，收集火山和气候信息的数据库也正在开发中，这将促进我们对气象条件如何影响羽流上升的理解。
提高这些记录的时间分辨率，可能有助于澄清与冰载荷或海平面变化，对岩浆过程的影响相关的机制和时滞，这反过来将促进对这些机制应对气候变化的理解，以及这些应对行动的时间范围。
大型爆炸性喷发的低复发率也意味着在观测期间只发生了少数大型喷发，这使得用观测证据支持模型得出的气候-火山影响假说变得更具挑战性。
可以探索气候科学中用于极端事件归因的方法，以测试气候变化对未来火山爆发，是否有可察觉的影响。
最后，一些潜在但关键的气候-火山影响仍未得到探索，如气候变化对熔岩流、非硫气体(如卤素)或火山灰相关过程的影响。
问题尤其受到危害管理的影响，以及当前大气环流模式无法解释上新世和更新世冰川时期火山灰沉积的空间分布这一事实的推动。
火山灰云的主要迁移模式及其在大气中的停留时间，可能会因未来大气环流和降水的变化而改变，气候引起的羽流高度变化和粒度分布变化，也会影响扩散模式。火山泥流和火山沉积物的空中再活动，也取决于极端和季节性降雨，并可能受到气候变化的影响。
结论随着的每一次加剧，直接影响火山活动的气候因素的变化也越来越大。这包括冰盖融化、海平面上升、布鲁尔-多布森环流加速，或者更频繁、更剧烈的极端降水事件。
这种预测强调了加快对气候-火山影响了解的紧迫性，然而到目前为止，这仍然是一个相对较小的主题。在这之中，至关重要的是量化岩浆和火山过程受气候变化影响的程度，以及这些影响的空间和时间范围。
而这反过来将有助于更好地应对气候-火山影响的潜在后果，包括加剧的火山灾害、社会影响和经济影响，以及气候-火山反馈循环，这可能会放大或抑制由人类活动引起的气候变化。
做梦梦到火山爆发
昨天做梦梦到日本的火山爆发了，场景十分壮观，整个日本都被火山灰笼罩了，感觉就是日本的末日似的。
在日本阿苏火山喷发的不同阶段，火山气体的成分发生了哪些变化？
文：小张
编辑：小张
阿苏火山中岳火山口喷发以及喷发前的安静时期，对火山气体成分测量，发现火山喷发活动的特点是连续的灰烬排放，间歇性Strombolian活动和时间停顿。
我们在喷发期间测得的火山气体成分，变化迅速且较大，在火山灰喷发期间，二氧化硫比率在很大范围内变化，具有明显的负相关。
因为组合物的较大变化，因此将明显的负相关归因于脱气压力的两个数量级差异，例如火山灰中含有大量一氧化碳的气体，所以二氧化硫和硫化氢都来自高压。
今天小张就给大家讲一下，在日本阿苏火山喷发的不同阶段，火山气体的成分发生了哪些变化。
岩浆中气泡的膨胀岩浆中气泡的膨胀是爆发性喷发的主要驱动力，岩浆中气泡的行为，控制着喷发方式的变化，火山气体组成限制了气泡形成和气泡与岩浆分离的条件。
然而由于难以从喷发喷口取样，过去对喷发期间排放的气体成分知之甚少。气体监测技术的最新发展使得能够测量喷发期间排出的火山气体的成分，并揭示了喷发期间气泡在岩浆中的作用。
一氧化碳增加，所以在斯特龙博利火山和比利亚里卡火山发生阵发性爆炸之前，通过多气体测量观察到火山气体的比例，归因于一氧化碳的供应，在高压下形成的富含气泡。
中岳火山是一座持续脱气的火山，岩浆喷发频繁其特点是连续的火山灰间歇性地喷发，最近的喷发活动中，气体测量是在不同强度的火山灰喷发期间，和喷发的时间暂停期间进行的。
根据喷发活动的变化，来评估引起观察到的气体成分变化的条件，除此之外，我们还测量了喷发前静默期的气体成分变化，以及静默期和喷发期供气过程的变化。
在最后一次中岳火山口形成喷发后，在火山口中心附近形成了几个火山口后锥体，其成分从玄武岩到流纹岩不等。
中岳锥是阿苏火山目前活跃的，是玄武岩至玄武岩-安山岩层状岩，在过去几千年中，中岳锥体的主要喷发产物是带有一些痕迹的黑灰，表明最重要的喷发方式是连续的灰烬喷发。
而在火山的安静阶段，中岳锥的山顶火山口充满了一个热酸性火山口湖，水温范围为40-80°C，酸度水平为pH = -1至+ 1。
中岳陨石坑重复了如下循环活动：当湖水水位变低时，会发生潜水喷发。湖水完全干涸后，底部出现高温气体喷口，带有白炽灯然后开始散发火山灰。
随着喷口的扩大，火山灰喷发变得连续而强烈，并与间歇性Strombolian爆炸有关，火山口湖水随着岩浆喷发活动的减弱而恢复。
最近的岩浆喷开始后，持续不断的火山灰喷发和间歇性Strombolian爆炸，一直持续火山灰排放暂时停止。
随着陨石坑底部的喷气孔温度升高，即使在白天也观察到白炽灯，喷口扩大变得密集，喷发方式则是间歇性的喷发，类似于过去的喷发。因为火山口底部在喷发期间是干燥的，根据对火山灰喷发期间盐沉降物的观测，建议将热液系统位于喷发喷口周围的浅层深度。
气体排放发生在中岳陨石坑的两个位置：陨石坑南壁的喷气孔和陨石坑的中心区域。在安静阶段火山口充满了热和酸性湖水，湖水干涸后喷气孔出现在火山口底部的中心。
喷发始于其中一个强烈的喷气孔，该喷气孔成为火山口底部喷发和脱气的单一位置。主喷口不仅在火山灰喷发期间排放火山气体，而且在喷发的时间暂停期间排放火山气体。所以说无论从安静期到喷发期的变化如何，南部喷气孔的脱气都是连续的。
富马洛尔气体具有典型的岩浆气体成分，具有高二氧化硫和氢气含量，根据同位素组成估计的高平衡温度，最高可达900°C，表明富马洛尔气体直接来自岩浆脱气，湖中盐酸和氢含量低，由于在湖水中发生反应，但二氧化硫含量高，表明岩浆气体也供应到湖气。
方法从南部喷气孔、火山口湖面或主喷口排放的火山气体的成分，是通过使用Multi-GAS和碱滤包技术测量羽流来估计的。
洗涤器的容量为1500 ppm min，可去除二氧化硫150 ppm 持续 10 分钟，洗涤器暴露在高二氧化硫羽流中后需要更换浓度。
由交叉灵敏度传感器检测到，硫的含量约为0.1%，洗涤器可以量化二氧化硫和硫化氢的比，可达1000。硫、氟的相对浓度，则是使用碱滤包技术获得的。而火山气体中气体种类的浓度，比是根据两种气体浓度饿的线性相关斜率估计的。
自然羽流测量的实际误差，取决于火山气体种类的浓度、浓度变化的速度和大气中的背景波动。氢气上的典型误差在稳定的大气条件下，比值±10%，但水与二氧化硫的比值，随着大气的波动而变大。
在静默期间，我们考虑风向和实际羽流运动，通过选择测量位置，分别估计了富马洛尔气体和湖气的成分。火山口湖和喷气孔，由于山顶火山口的陡峭壁而无法进入，羽流测量在火山口边缘进行。
在此阶段，我们可以安全地进入各个位置，包括喷气孔附近的陨石坑南缘，这使得富马洛尔气体与湖气的单独测量成为可能。然而由于这些气体的位置相邻，这些气体的交叉污染可能偶尔发生于当地风向的变化。
在大多数情况下，我们可以通过忽略成分与目标气体成分明显不同的次要峰，来估计每种目标气体的代表性成分，根据这些不同成分的峰，发现可能有来自非目标气体的污染。
然而，这些污染对碱性过滤器数据的影响无法消除，这是因为过滤器内对羽流进行了采样，其结果是采样期间的平均成分。
在喷发期间由于避免危险的通道有限，无法对来自不同来源的气体进行单独测量，所以每次观测时，测量的羽流成分变化很大，因为相当大的散射，我们无法估计代表性的浓度比。
这些大散射可能是由于源气体成分的时间变化，或不同来源导致的。为了量化时间地变化，我们通过比较主要二氧化硫中，每种物质的峰值浓度，来获得气体浓度比。
高SO2峰浓度比的典型误差峰值被认为与基于散点图线性相关性获得的峰值相似。较大的误差可能与SO2较低的峰有关浓度。
除了气体测量之外，我们还在陨石坑边缘的一个站点观察到了次声波。在传播时不应考虑地形障碍的影响。
结果我们分别估计了富马洛尔气体和湖气的成分，但在某些气体中可以识别交叉污染的影响，在这些情况下，我们只能估计两个末端成员比率。
因为成分的变化，可能是由于富马洛尔气体和湖气的交叉污染，所以在高水位期间，湖气的二氧化碳含量较小。如果将富马醇气体与湖气混合会产生更大的二氧化碳，湖气中组合物很可能是受富马醇气体的影响。
而大量的二氧化硫在这两种情况下，可能是污染较少的湖气，第二天测得的较小比率是由富马醇气体污染引起的，因为混合富含盐酸的富马醇气体会有效地降低二氧化硫厘比。
湖气组合物的变化略大于典型误差，最多是误差的两倍。大于典型误差的变化可能意味着实际条件下的实际误差，或者是富马醇气体成分的时间或空间变化。许多喷气孔沿着陨石坑的南壁分布，并可能导致空间变化。
湖泊气体和富马洛尔气体成分的长期变化，与勘测期间观察到的特征相似的特征，在喷发开始前14天，火山爆发前的气体成分也没有显示出明显的变化。
所以湖气的比例范围为0.34至2.6，富马洛尔气体的比例范围为1.7至10。这些气体具有相似的一氧化碳，所以当比率接近3时，湖泊气体比率从中心值到率的偏差较大，而富马洛尔气体比率与较小比率的偏差较大。
富马洛尔气体的比率没有显示出明显的时间变化，通过排除相关因子的劣质数据，发现湖泊气体的比率，具有相似的平均值，这是高温火山气体的常见范围。湖气富马洛尔气体没有二氧化硫多，但低水位时期的低值除外，这是由于反应消耗在湖水的硫中形成。
富马醇气体比率没有显示出明显的时间变化，平均值为 10 ± 4。湖气中的硫比通常大于富马醇气体，但低水位期间的低值除外。
结论在测量了火山气体成分的变化后，发现喷发期火山气体成分的特点是变化迅速且变化大，这些对比鲜明的组合物，可能是由高压气体-岩浆平衡压力的巨大变化引起的，与喷发岩浆的脱气一致，低富马醇气体是归因于快速上升引起的气泡绝热膨胀的冷却。
根据火山气体成分数据，在火山喷发期气体脱气条件下，来自不同深度的气泡频繁上升，导致气体成分变化迅速而大，不同深度的气泡继续上升，但高压产生的气泡随时间而减少。
在喷发期结束时，脱气条件变得稳定，没有来自不同深度的气泡，从而产生稳定的火山气体成分。
