热液蚀的不稳定因素对地层火山侧翼的塌陷产生了怎样的影响

| 沧海阅铭

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-＜火山崩塌的危害＞-

灾难性的侧翼塌陷可能发生在任何类型的火山，与其组成、形状、大小或地球动力学背景无关。

重点放在地层火山的灾难性侧翼塌陷的不稳定性上，特别是自1980年圣海伦斯火山爆发以来，侧翼爆炸与入侵造成的侧翼塌陷同时发生。

地层火山的侧翼崩塌是一个高度危险的过程，可能会影响到大片地区、次生灾害，如海啸，并在历史上造成约20,000人死亡。

自公元1500年以来，在地层火山有25次涉及物质体积大于0.1 km3的侧翼塌陷记录，每世纪有4-5次事件。

在25个历史上的大型火山侧面塌陷中，16个与伴随的岩浆活动有关（64%），其中4个与喷气式爆炸有关，而在5个案例中没有发现爆炸成分。

在地质记录中发现了许多例子，其中火山碎屑雪崩沉积物含有幼年岩浆碎屑，或直接覆盖在几乎同时喷发的沉积物上，这证实了岩浆侵入和灾难性侧塌之间存在的联系。

大多数已确认的侧翼崩塌，包括所有具有岩浆成分的案例如1980年的圣海伦斯山；许多案例都与没有岩浆成分或喷发沉积物的碎片雪崩沉积物有关。

堡垒不稳定引发坍塌的主要因素与以下过程有关：（1）堡垒下的断层作用，（2）火山在脆弱的基底层上扩张，（3）堡垒内存在热液改变的岩石体，热液改变作为地层火山不稳定和横向灾难性坍塌的机制发挥着关键作用。

这一点已经被揭示出来，首先，在一些火山碎片雪崩沉积物中存在热液改变的材料其次，热液爆炸与历史上的侧向塌陷实例相关。

例如，公元1888年在Bandai火山（日本），在最后一次事件引发火山北侧的坍塌之前，发生了一系列的喷气式爆炸（每分钟多达20次）。

大量的地层火山有活跃的热液系统的表面证据（例如，存在温泉和/或土壤和烟火气体排放，热液改变区），这使得研究热液改变在引发崩塌相关危害中可能发挥的作用非常重要。

热液蚀变在造成大厦不稳定方面的作用是多方面的，例如，火山岩的改变可以降低其孔隙度和渗透性，可能促进高孔隙流体压力的发展，这有利于断裂和强度的丧失。

热液蚀变的岩石在力学上也比新鲜的、未蚀变的岩石弱，这是因为次生矿物（主要是粘土矿物）的发展，其强度较低，降低了岩体的内聚力和摩擦值。

此外富含粘土的蚀变岩有一种主要通过延展机制变形的倾向，因此，热液蚀变岩体的软弱和延展性的形成有助于促进大厦的逐渐扩散。

蚀变体的延展性行为与低变形率有关，使得它很难检测到大地测量监测技术，例如那些应用于干涉合成孔径雷达（InSAR）或全球定位系统（GNNS）的数据。

迄今为止，对热液改变的岩心形成后的大厦不稳定性的研究是基于实地观察、遥感、岩石力学、数值模拟、数值建模和模拟建模。

之前的模拟建模研究表明，凹凸形侧面的发展可以被认为是弱核大厦逐渐不对称引力变形的诊断特征。

因此，凹凸形地形剖面的存在被认为是侧翼扩张的证据，例如在印度尼西亚的Semeru火山。

然而，模拟模型以及对历史事件的观察，如1959年的Bezymianny（堪察加）和1980年的圣海伦斯（美国），都表明隐窝侵入也可以产生侧翼隆起，形成凹凸形的地形剖面。

这些变形特征可以保留一段时间，甚至在入侵停止后，也可能被误解为主动扩散。

也就是说，老的入侵可能会在很长一段时间内影响火山的形状，其形状非常类似于正在进行主动扩张的大厦的形态。

在此，我们介绍了在弱核心和粘性岩浆侵入（～1×109 Pa-s）的情况下火山变形的模拟模型的结果。

我们的实验研究结果说明了造成侧翼隆起的变形机制，并对热液活动和入侵产生的不稳定性的诊断标准进行了约束，这些标准是基于建筑形态和表面明显的变形结构，这避免了可变形的（沙子）锥体和底层（刚性）表面之间的摩擦（如下图）

-＜模拟实验＞-

(A)H型火山通过热液核心扩张，(B)I型隐窝入侵，一个连接着Kinect传感器的三脚架位于离桌子0.75米的高度，由Kinect传感器获得的数据被实时发送到采集器上。

在第一个设置（H型）中，我们用硅（Bluesil GUM FB，PDMS）模拟了火山核心内热液改变的岩石的机械特性（Rincón 2018）。

为了模拟这一点，热液系统被放置在锥体底部的实验12个实验（如下图的实验H1、H3、H4、H6、H7、H9、H10、H12、H13、H15、H16和H18）都是如此。

对于5个中间的实验，硅胶被放置在离锥体底部5.5厘米的造就内（如下图的实验H2、H5、H11、H14和H17）。

由于地层火山内部热液改变体的可能形状、大小和位置的多样性，我们设计了实验设置，以重现具有不同特征的热液核心存在所引起的扩散。

我们考虑了三个不同的变量：（1）核心形状：立方体、棱柱体和圆锥体，（2）核心大小：大（圆锥体体积的10%）和小（5%），以及（3）核心位置：基底中心、中间中心和基底边（如下图）。

这三个变量的组合产生了17种可能的实验设置，再现了H型模型的17种可能情况（如下图），为了验证这些H型实验的可重复性，实验S6被重复了9次。

在锥体形态和变形引起的断层中观察到的变异性是最小的，同样的诊断特征出现在所有9次试验中。

我们进行了一组六个实验，其中唯一的变量是侵入和锥体中心轴之间的距离，这里考虑了距离小于0.5厘米和距离在1.5到3厘米之间的实验，结果先前的实验相似，我们使用Microsoft? Kinect v2传感器来跟踪表面变形，并量化模拟模型地形的变化。

Microsoft? Kinect v2结合了一个光学相机和一个红外测距传感器，已经对该设备的精度进行了量化，为1毫米。

模拟热液系统参数(形状、大小和位置)组合的实验草图

-＜所需材料＞-

为了将模拟模型产生的表面变化和断层模式与自然系统的现场数据进行比较，实验的缩放需要在几何上、动态上和动力学上定义（Hubbert 1937）。

对于这两种情况，长度尺度[L]*为10-4（即自然系统中的10米，模型中的1毫米），锥体高度（hM）为11厘米，因此，考虑1100米高的大厦（hN）。

模型所用材料的内聚力（σM）是通过德国波茨坦地质研究中心（GFZ）-亥姆霍兹中心的HelTec实验室的剪切环试验估算的。

这给出了50-100帕的数值，模拟了内聚力（σN）为9×105-2×106帕（≈1-2兆帕）的新鲜岩石块，为了模拟热液区，我们使用了Rhodorsil GUM FB?硅酮。

因为热液改变的岩石倾向于主要通过蠕变变形，Rhodorsil FB?硅酮的粘度为1×104 Pa-s，而自然系统中热液核心的粘度估计约为1×1018 Pa-s（van Wyk de Vries和Matela，1998年）。

这意味着H型实验的1分钟相当于自然系统的1万年左右，在我们的I型实验中，我们使用Lylle的Golden Syrup TM来模拟粘度约为1×109 Pa-s的岩浆侵入，正如1980年为圣海伦山的隐窝提出的那样（Pinkerton和Stevenson 1992）。

根据比例（表1），我们的模型进入侵入体的通量（Qm）是~2 cm3/s，比例为自然系统的值（Qn）~30 m3/s，这与1980年圣海伦山隐窝侵入体的值相似，即30 m3/s（Moore和Albee 1981）。

-＜数据分析＞-

实验记录使用微软?的Kinect v2传感器获得的可见光和距离图像进行监测，我们用可见光图像来绘制变形结构（断层），用距离图像来量化地形的变化，可见图像的空间分辨率为1920 × 1080像素，距离图像为512 × 420像素。

由于我们从75厘米的高度记录数据，像素大小分别为0.6毫米和1.6毫米，时间分辨率为每秒钟记录1张图像，在H型实验中每10分钟记录一次，在I型实验中每秒钟记录1张图像，直到糖浆到达表面。

为了获得实验期间锥体表面变形的定量值（例如，沉降和/或隆起的程度），我们计算了连续的距离图像和参考图像之间的差异，即在实验开始时获得的第一张图像的时间。

对于H型实验，我们分析了在第一（t1）、第二（t2）和第三（t3）分钟后获得的图像，按照我们的比例，这大约对应于自然系统中的10,000、20,000和30,000年，I型的选定时间为5（t5）、10（t10）和20（t20）分钟，代表自然系统中的6、12、19和25天。

由于热液型弱核造成的扩张变形（H型模型），大多数H型模型在锥体表面显示出明显的变形，包括地形位移和断层（如下图），模拟热液蚀变岩体的弱核越大、越接近表面，表面变形就越大、越强烈（如下图）。

检测到的表面形态的变化主要表现为山顶区域的下沉（最多15毫米），从而在山顶形成一个特有的平坦（即低坡）区域，在几个实验中，这种沉降伴随着周围的小阳性区域，位移量为10毫米～10毫米。

对于软弱体位于锥体内部中心的大多数情况，断层模式是对称的，发展出两条主要的弯曲正断层，与沉降区相界，并向锥体中心倾斜，形成一个山顶地堑（见下图的实验H1、H2、H10、H11、H14和H17）。

然而，平顶区周围的变形有一定程度的不对称性（见下图的实验H1、H2、H10、H11、H14和H17）。

在实验中，如果弱核位于锥体内部偏离中心，断层模式就会发生变化，在这种情况下，位于弱核对面侧面的早期主要弯曲正常断层向锥体内部倾斜发展。

在这个主断层的挂壁上，一个或几个小的对立的正断层发展起来，在高度变形的侧面产生了一个半截结构。

此外，一个突出的地形隆起在断层系统的下坡靠近锥体底部的地方生长，其正位移达25毫米，凸起的发展可能与锥体上一个盲目的、缓缓倾斜的逆向断层的发展有关。

穹顶的隆起直径，即使是狭窄的弱核心（如下图的实验H12），然而，最大沉降的位置，位于山顶区域，虽然延伸到变形侧翼的上部区域（实验H9、H11和H15，见下图）。

变形的侧翼形成了典型的凹凸形状的地形剖面（见下图的实验H3、H6、H9、H12、H15和H18），这一特征已经被认为是侧翼扩张的标志（van Wyk de Vries和Francis 1997；van Wyk de Vries和Matela 1998）。

a-b线表示图4的剖面位置

由于存在热液核心（H型）而产生的扩张结果，在时间t3（实验中3分钟~自然界中3万年），距离图像的变化与陆地上的变形结构有关。

红线：H型实验在时间t3（实验开始3分钟，自然系统约3万年）的地形剖面，与初始剖面（黑线）相比，灰色：实验开始时的弱核几何形状。

总之，偏心H型模型的表面变形具有独特的不对称模式，强烈的断层形成了不对称的半截断层，影响到侧翼的上半部分。

此外，在锥体底部附近出现一个突出的隆起，导致锥体侧面呈凹凸状（见下图的实验H3、H6、H9、H12、H15和H18）。

粘性岩浆体侵入引起的变形（I型模型），在经历粘性岩浆体侵入的圆锥体上检测到的表面变形显示出与H型模型相似的几个特征，包括顶点下沉。

然而，在我们的I型模型中，管状侵入相对于锥顶的中心或偏离中心的情况下，变形是不同的，当侵入直接发生在山顶之下时，断层主要是对称的，有两个主要的向内倾斜的正常断层形成山顶地堑。

在三个案例中，划定地堑的其中一个断层的脚墙区也出现了小的正向位移（即隆起），如实验I33、I35和I41，这种变形模式与实验S1和S2的变形模式相似。

隐窝入侵实验的结果（I型）

从时间t20（实验中的20分钟~自然系统的25天）开始的距离图像的变化，上面有变形结构，a-b线表示如下图的剖面的位置

在入侵者位于侧翼以下的情况下（即偏离中心），变形表现出不同的模式，其特点是早期发展出一个垂直于入侵侧的弯曲的正常断层，并向内倾斜，在山顶产生一个不对称的半截断层，在主断层挂壁处有高达25毫米的沉降。

因此，最大的沉降区不在山顶区，而是略微偏移到侵入点以上的一点（见下图的实验I4、I18和I40），侵入的侧翼出现的地形隆起总是在侧翼的中上部区域（见下图的实验I4的地形图）。

因此，这种变形模式可能类似于观察到的一些偏心H型模型，但隆起的位置是不同的，I型案例是在侧翼的中上部，而H型模型是在锥体底部）（参见下图的实验）。

I型实验的两个代表性例子红线：（实验中的20分钟~自然系统的25天）的地形剖面与初始剖面（黑线）的比较。

在偏心I型模型中观察到的另一个特征性变形模式是相对于第一个主断层而言趋势为≈30°的正常断层的发展（见下图5的实验I4和I18）。

这种断层模式在实验中发展较晚，因此是一种晚期特征，偶尔也会出现一个 "坍塌状 "结构，作为晚期结构，由一个U形正断层和一个隆起界定，该隆起相对于最初的主断层形成一个高度倾斜的角度（见图5的实验I4和I40）。

我们的H型实验模拟了地层火山的重力变形，其核心是热液改变的岩石，表明位于中心和偏离中心的热液改变区都可以导致不对称的扩张。

然而，只有在弱核偏离中心的模型中才能观察到导致侧翼扩张的不对称变形，特征性的断层模式包括法向主断层（f1）的发展，当与包括强烈变形的侧翼（如下图c）耦合时，会损害稳定性。

（a）热液核心为中心时的展布实验，(b)管状侵入为中心时的隐窝侵入变形，(c)热液核心偏离中心时的展布实验，以及(d)管状侵入偏离中心时的隐窝侵入，所揭示的特征断层模式和地形变化简图。

我们的模型显示，即使弱热液改变的核心部分只占火山口体积的5%，也会发生变形，表明即使相对于火山口总体积相当小的热液系统也可能在地层火山中产生不稳定性。

因此，在界定火山大厦内可能存在的薄弱区域时，必须限制大厦内热液系统的大小、粘度和位置。

在我们的锥体扩张模型中观察到的最有特点的地形特征之一是由于大厦下沉而形成的平坦（低坡）的山顶区域。

-＜应用环境＞-

侧面隆起，在变形的侧面上发展出特征性的凹-凸-凹的轮廓，以前曾被提议作为一种形态学标准，用于识别几座火山的侧面扩张的发展。

其中几个火山（包括Casita、Teide、Damavand）出现了热液改变的岩石，这有力地支持了侧翼扩张可能是由大厦内部存在的脆弱岩石核心产生的。

在将我们的形态学标准应用于这些拟议的侧翼扩张的例子中，出现了一些值得注意的特征；在某些情况下，为关于侧翼扩张作用的现有争议提供了新的视角。

卡西塔（尼加拉瓜；海拔1405米）是一座≈1000米高的休眠地层火山，它是包括圣克里斯托瓦尔火山和拉佩罗纳火山口在内的一个拉长的山丘的一部分。

卡西塔不是一个单独的锥体，而是一个≈7×5公里的东经-西经方向的火山口山脊，由一系列的锥体形成，被次径向的正常断层切割。

卡西塔热液活动的证据包括活跃的烟囱场，这种广泛的热液活动可能在大厦中形成了一个弱核心，提出，在Casita的东侧正在发生扩张。

穿过这个变形的东侧翼的地形剖面图（如下图d）显示出与我们的一些案例有很大的相似之处，即扩张是由于位于锥体中央的弱核心，因为凸起部分位于中侧翼（参照图4的实验H14），而不是在其底部。

卡西塔的不对称侧翼扩张（优先向东）可能与圣克里斯托瓦尔火山在其西侧的支撑作用有关，根据我们的结果，不稳定的东侧翼可能比弱核位于中心以外的地方更不容易发生大规模和深层次的塌陷。

相反，翼缘陡峭和头痕断层产生了小的滑坡，这些滑坡可以转化为小型但流动性强的碎片雪崩或喇嘛，正如1998年发生在东南侧翼的那样（Kerle & van Wyk de Vries 2001）。

1998年的滑坡在东南侧靠近变形区的地方留下了一个小的（≈1500米宽）马蹄形斜坡。

红线标志着每个案例中提议的侧翼隆起的位置，达马万德火山（伊朗；海拔5670米）是一座大型（400平方公里）地层火山。

它是一个超过2000米高的休眠复合锥体，山顶附近有火山活动，侧面有温泉，位于德黑兰以北约50公里的阿尔伯兹山脉中部。

尽管在规模上有很大差异，但Damavand有一些与Casita相似的形态特征，有一个典型的凹-凸-凹形的东南侧翼（如上图a），北部有一个浅的马蹄形陡坡为界。

E-SE侧翼也在以每年几毫米的速度积极变形，这种变形在上凹面是向东和向下的，在凸面区是向东的。

这种变形模式就像我们的模型中发生的那样，有一个中心薄弱的核心，凸起区位于侧翼的中间。

在Damavand的西侧和东侧，存在着地形上的不对称（如上图a），这种不对称性可能是不对称的向东扩张的结果。

这构成了严重的危险和高风险，因为可能的碎片雪崩会影响到Ask村和火山东南麓Haraz河谷的其他地方。

即火山侧面的浅马蹄形结构可以由侧面扩张产生，以便成为大厦变形和不稳定的诊断特征。

塞梅鲁火山（印度尼西亚；海拔3676米）是一座活的地层火山，面积≈60平方公里，高度≈2000米，位于爪哇岛塞梅鲁-腾格里火山群的南端。

科研人员提出，东南翼底部存在的地形隆起是由弱核火山的不对称侧翼扩张产生的推力断层产生的（如上图c）。

根据我们的模型，Semeru的稳定性可能会受到严重影响，因为靠近建筑物底部的隆起的位置表明在一个偏离中心的弱核上发生了变形。

这种情况下，断层系统的几何形状容易产生大型深层塌陷，然而对火山坡度图的检查使人们对大厦底部与变形有关的隆起的存在产生怀疑，因为定义所谓的南部隆起的坡度变化相当小，不连续，而且是裂片状的，并没有延伸到大厦底部的很大一部分。

这个案例强调了分析地形剖面以及形态和结构表面特征的地图分布和范围的必要性，以便适当地约束、检查和确认扩张的存在，我们还对涉及世界各地地层火山的形态、断层模式和热液系统的几何形状的论文进行了初步书目调查。

我们的目标是确定其他可能的未被引用的地层火山的例子，显示出可能表明侧翼扩张的形态特征（即凹凸凹的侧翼，可能与浅的马蹄形结构有关）。

发现的最明显的例子是位于安第斯山脉西科迪勒拉的乌比纳斯火山（厄瓜多尔；海拔5672米）。

Ubinas是一座大型（≈56 km3）活火山，位于高原边缘，高出周围地区1400米，火山顶上的火山口有火山活动和热液变化。

地形分析显示，在东南侧有一个凹凸形的侧翼（面积约为2×1公里），并以马蹄形山脊为界（如上图b）。

马蹄形山脊被认为是发生在公元前3670年左右的火山大崩塌，并涉及热液改变的块体，地球物理数据显示，Ubinas有一个发达的热液系统，呈东南趋势，分布不对称。

事实上，Ubinas被认为是一个高度不稳定的大厦，在用于该地危险评估的可能的喷发方案中，尚未考虑热液改变区（位于先前的坍塌区域）的侧翼崩溃的可能性。

东北侧的形态和结构与我们的模型相吻合，即中心薄弱的核心位于火山大厦的中央，因为斜坡剖面的凸起部分位于中侧，而不是在其底部。

这表明，火山大厦稳定性受到影响的区域考虑的要大，因为它不限于马蹄形坡面，而是包括整个变形的东南翼。

科研人员认为该区域是高危区的一部分，位于Ubinas镇上坡的这一不稳定区域的潜在侧向塌陷构成了必须考虑的危险。

以前用InSAR监测Ubinas的侧向变形，没有显示任何信号，然而，我们建议，由于与侧向塌陷有关的高风险，监测东南侧翼潜在的缓慢但长期的重力变形是必要的。

我们的实验表明，热液改变的弱核的存在或粘性岩浆体的侵入都可以在地层火山产生两种不同的变形模式，即对称和不对称。

不对称的变形模式可以引起变形侧翼的不稳定，产生潜在的诱发结构，并可能成为灾难性崩塌的前奏。

我们确定了三个形态结构标准，可以区分由扩张引起的不对称建筑变形，扩张可以由弱热液核心的产生或由粘性岩浆体的侵入引发。

虽然沉降和隆起区域之间的急剧过渡是典型的与侵入有关的变形，但只有在侵入实验中才会出现变形侧面上部的斜向断层的发展，而靠近锥体底部的隆起的发展只发生在不对称的扩张过程。

这些标准在自然情况下的诊断应用受到了阻碍，因为在被偏离中心的粘性侵入物变形的火山中出现了塌陷的趋势，这抹去了我们实验中观察到的后期断层的特征。