Ōkataina 火山中心（Nairn 2002）是一个破火山口复合体，位于新西兰以流纹岩为主的中部 Taupō 火山带的北端。据推测，该地区的岩浆活动开始于公元 100 年。0.75 Ma，基于来自深层碎片的锆石晶体的锆石 U-Pb 年龄，而喷发记录开始于 c. 0.63 Ma。火山口形成的喷发发生在c。0.56 Ma、0.32 Ma 和 53 ka，以及许多火山口内事件，33 ka 时现有火山口结构的一部分可能进一步倒塌。

对熔体包裹体和火山灰中挥发性浓度（H 2 O、CO 2 、Cl、F和S）的研究提供了有关岩浆系统许多方面的有用信息。这些信息包括对岩浆储存深度和岩浆上升模式的限制和过去喷发之前和期间的挥发性排放。岩浆挥发物含量的测定还可以深入了解与火山活动相关的可能危害，因为挥发物是喷发类型和爆炸性的关键控制因素之一。

将岩浆挥发物丰度与喷发方式联系起来的一个关键组成部分在于利用不平衡特征来测量上地壳岩浆储存深度和地表之间不同阶段的岩浆减压和上升速率。大多数用于评估岩浆减压速率的方法只能记录缓慢的减压条件，例如不平衡结构，例如矿物颗粒中的破裂边缘或熔体中微晶石的生长 ，或岩浆上升的非常快速的、立即预破碎的部分，例如喷发的火山碎屑纹理或气泡数密度实验。这些方法无法捕获在岩浆经历破碎的较浅区域之前通过管道的岩浆上升旅程的主要部分期间发生的更中间的岩浆上升速率。这导致利用熔体填充的开放式熔体包裹体（通常称为熔体海湾或凹口）中保存的挥发性浓度梯度作为地球速度计，它可以记录岩浆在最终上升到地表期间的减压率。

喷发沉积物晶体货物中的玻璃状熔体海湾中保存的挥发性梯度反映了海湾熔体内挥发物的扩散损失，因为它努力实现并保持与周围熔体相的平衡，而周围熔体相由于上升过程中的减压而脱气。正是这种不平衡使得梯度可以用作中上部管道中岩浆平均减压速率的地球速度计，然后可以将其与岩浆上升速率联系起来。从密封熔体包裹体的挥发物含量中获取有关岩浆储存条件的信息（可以用作这些减压模型中的起始条件，通过再现在熔体海湾中测量的挥发性浓度梯度剖面可以提供岩浆上升的时间尺度。总之，这些参数是用于估计火山在给定爆炸性喷发之前可能发出的警报时间的有用参数，其中时间反映了当火山行为可能发生突然变化时例如地震活动增加，岩浆开始向地表运动、 火山震颤、地面变形、气体通量增加、热变化。

到目前为止，使用这种方法对岩浆上升的研究很大程度上局限于爆炸性镁铁质喷发。较大的流纹岩喷发（包括达到超级喷发规模，即 >450 km 3 DRE）已被证明具有相似的岩浆上升速率，无论岩浆动荡的初始模式如何。尽管较小的爆炸性流纹岩事件（即 <20 km 3 DRE）在地质记录中更为常见，尽管它们对于未来的火山监测举措至关重要，但迄今为止在岩浆上升动力学研究中一直被忽视。

该物质是从罗托鲁瓦亚群九次喷发事件中的八次的首次喷发爆炸产物中取样的，其中 25.2 ka Te Rere 事件被省略，因为该事件的基底沉积物不含石英。将较大的浮石碎片轻轻压碎以释放晶体货物，对材料进行筛分，并从 500-1000 μm 的部分中挑选出石英晶体。然后将这些晶体浸入异丙醇中，从而形成合适的熔体包裹体和熔体凹坑可以被识别和挑选。

在 21.9 ka Ōkareka 喷发样本中，玄武岩与最初的流纹岩同时喷发，要注意避免任何视觉上似乎受到玄武岩影响的内含物或凹坑。选择用于分析的合适包裹体和海湾是玻璃状的，并且不含气泡和矿物包裹体，占样本中总包裹体的 75-90%（取决于喷发事件）和 90% 以上的海湾总数。一些包裹体中存在气泡，并且缺乏矿物基质破裂的证据，表明年轻的 Ōkataina 岩浆在石英结晶和熔融包裹体截留时挥发性饱和。这表明，如果几乎没有或没有发生捕获后H 2 O 改变，则从挥发性饱和压力得出的深度估计是可靠的。熔体槽的选择是基于尽可能直和圆柱形，理想情况下在口处有蒸汽泡，或者，如果不存在这样的气泡，熔体槽和镶边玻璃之间的连续性。

将熔融夹杂物（每次喷发 6-14 个）制备为双面抛光晶片，并通过透射傅里叶变换红外 (FTIR) 光谱分析 H 2 O 和 CO 2。还分析了喷发的七个晶片上的玻璃边缘（代表石英晶体周围的主体熔体或基质），以评估该点熔体的残余挥发物含量淬火。测量是在与新西兰坎特伯雷大学的 Bruker Vertex 70 光谱仪工作台相连的红外显微镜上进行的，使用 Globar 源、KBr 分束器和液氮冷却碲化镉汞检测器。

为了最大限度地减少大气中H 2 O和CO 2的污染，将装置和封装在套筒中的样品置于N 2气体吹扫下。将样品放置在无H 2 O的红外不可见BaF 2窗口上并使用30×30μm方形光束进行分析。背景测量是通过窗口进行的，光束路径中没有样品。背景和样品测量由光谱分辨率为4 cm -1的128次扫描组成。使用数字千分尺测量晶圆厚度，并使用反射干涉条纹进行检查。透射 FTIR 光谱峰的转换转化为挥发性浓度的方法如下。CO 2浓度使用 Beer-Lambert 定律计算：

在该方程中，c i是相关挥发性物质的浓度，M i是物质的质量，单位为g.mol -1，A是吸光度（2350 cm -1分子CO 2峰的高度），ρ是玻璃密度，单位为 g/L（使用基于 H 2 O 含量的迭代方法计算：补充表1），d为晶圆厚度，单位为 cm，ɛ为摩尔吸收系数 (L/mol.cm) 。使用1214 L/mol.cm -1的 ɛ值计算总 CO 22350 cm -1峰的含量（Behrens et al. 2004）。来自背景的CO 2峰的检测线被确定为c。10 ppm。由于~3570 cm -1处的中红外总H 2 O峰过饱和，通过结合近红外5230 cm -1分子H 2 O和4520 cm -1 OH -峰计算总H 2 O含量，、比尔-朗伯定律的原理仍然适用于该方法。

通过与使用 Hervig 等人的替代校准获得的浓度进行比较，验证了使用此方法获得的浓度。它将总H 2 O含量与归一化为4000 cm -1处光谱反射率值的波谷深度相关。两种替代校准产生的总 H 2 O 浓度与使用 Yasuda ( 2014 ) 校准产生的总 H 2 O 浓度非常一致，表明仪器对该校准缺乏依赖性。

因此，校准在本研究中使用，因为它是三种校准中最新且最简单的。每次喷发时沿着 2-4 个熔体海湾测量横断面以获得总 H 2 O 梯度。然后将这些数据与熔体夹杂物挥发性数据和先前确定的铁钛氧化物衍生温度估计值 731–762 °C 以及罗托鲁瓦喷发温度 871 °C 相结合，以创建输入在所研究的不同喷发中获得减压速率以及岩浆上升的相关速率和时间尺度所需的参数。减压建模是按照 MATLAB 脚本进行的，模型dP/dt（减压率）步长为0.0001。

分析的密封熔体包裹体均无气泡，呈圆形或轻微刻面，范围从c到c。直径55至270微米。来自所有喷发的密封熔体包裹体（每个包裹体的不确定性为 2 sd）具有2.92–5.82 ± 0.12–0.40 wt% 的中等到高总 H 2 O 含量和 13 的低 CO 2含量。 –126 ± 1–8 ppm。Mamaku 和Waioau 样品具有最均匀的H 2 O 含量，而Rotomā 和Rotorua 熔体包裹体则显示出双峰H 2 O 含量。罗托鲁瓦和马马库熔体包裹体具有最均匀的 CO 2值，而变化最大的是 Whakatāne、Rotomā、Rerewhakaaitu 和 Ōkareka。火山喷发有轻微趋势，挥发物含量较低；然而，两个例外是怀奥豪（H 2 O相对较低）和罗托鲁瓦（CO 2相对较低）事件。玻璃布边含有 1.04–1.89 ± 0.11–0.21 wt% H 2 O，七个布边中的五个保持 CO 2含量为 10–16 ± 1–6 ppm，两个返回的 CO 2含量低于检测值（< 10 ppm）。

使用这些挥发性数据和 Smith 等人的温度数据计算出所有测量的密封熔体包裹体的 VolatileCalc 蒸气饱和压力，范围为58-192 MPa，产生的模型岩浆表观储存深度为2.2-7.4 km。结合在测量的挥发性含量中观察到的趋势，在较年轻的事件中存在计算的储存深度减少的一般模式，但Waiohau除外。Rotomā 和 Rotorua 熔体包裹体返回双峰压力/深度估计值，反映了在测量的 H 2 O中观察到的模式。

由于密封熔体包裹体中保存的 H 2 O 浓度分散，个别喷发事件具有明显的恢复压力范围，从 44 MPa（Waiohau：73–117 MPa）到 114 MPa（Ōkareka：76–190 MPa），与个别事件的视岩浆储存深度范围为 1.7–4.4 公里。每个密封包裹体的单个深度估计的总不确定性从 5% 到 34% 不等。对于玻璃镶边，计算压力范围为 8 至 25 MPa，建议最终淬火深度为 0.3-1.0 km。这些玻璃镶边深度估计与 c 的不确定性相关。13-41%，由于挥发性测量的相对不确定性较大。

火山口内事件的模拟减压速率（0.0032–0.044 MPa.s -1 ）得出计算的上升速率为0.10–1.67 ms -1，对应于20分钟到3.9小时的上升时间尺度。单次喷发的上升时间和速率总体上是一致的（即在彼此的误差范围内）；然而，Ōkareka 事件的两次上升时间彼此显着不同，可能反映了各自熔体海湾中保存的不同 H 2 O 含量。来自 Ōkareka Structural Embayment 地区的罗托鲁瓦事件产生了看似更快的上升速率，为 1.59–4.44 毫秒-1（源自0.043–0.117 MPa.s -1的减压速率），岩浆在22–34分钟内上升。上升速率和上升时间的不确定性是根据 dP/dt（以 MPa.s -1为单位的减压速率）值的范围来估计的，这些值产生的剖面与所测量的梯度具有可接受的拟合（即 χ 2 <1），并且精确到范围内系数约为 1.65。

使用每次喷发的温度估计的上限和下限再次对每个最佳拟合模型剖面进行建模，以估计每个事件中代表的岩浆上升速率和时间尺度的总体可能范围。这种方法产生的岩浆减压速率（0.003–0.05 MPa.s −1）、上升速率（0.08–1.9 ms −1 ）的总体范围稍宽（约1.14–1.25倍）。和主要破火山口内区域喷发的上升时间（18 分钟至 4.7 小时）。

同样，在估计温度不确定性的影响时，大卡雷卡结构海湾的罗托鲁瓦喷发也返回了稍宽范围的值（约 1.17-1.33 倍），岩浆减压率为 0.04-0.13 MPa.s -1，上升速率为 1.5–4.8 ms -1，上升时间为 20–36 分钟。虽然罗托鲁瓦事件中涉及的岩浆似乎减压和上升速度更快，但三分之二的罗托鲁瓦减压和上升速率与火山口内喷发获得的数据重叠。因此，奥卡雷卡构造海湾地区的岩浆减压和上升是否真的比破火山口内部更快是模棱两可的。

完美的圆柱形熔体海湾在年轻的 Ōkataina 石英晶体中很少见，因此，这里研究的大多数海湾（21 个中的 17 个）都表现出一定程度的朝向海湾口逐渐变窄的趋势。然而，四个熔体海湾具有更明显的颈缩几何形状，颈宽/内部宽度比<0.35。

除了整个数据集中较年轻的事件中挥发性浓度较低和存储深度较浅的普遍趋势之外，单个事件中还发现了显著的分散性。对于H 2O，这种分散可以解释为由两个脱气相关过程的可变组合引起的。首先，密封熔体包裹体中不同的挥发物含量可能代表在岩浆储存、补给、结晶和缓慢初始上升过程中脱气过程中不同时间的截留，或者在挥发物含量不同的系统的不同区域内的截留。

第二个是通过基质晶体的包埋后扩散氢损失来改变挥发物含量，其中夹杂物和周围脱气熔体之间的 H 2 O部分重新平衡是由减压驱动的。后一个过程在典型的流纹岩浆温度下以数天到数周的时间尺度发生，并导致误导性的低H 2 O测量和随后的深度估计，产生大量的散射。这种过程的组合可以解释挥发性和导出压力数据中缺乏任何明确趋势（例如仅指示等压脱气的趋势）的原因。因此，在最终岩浆储存深度估计不同的情况下，较大的压力估计可能会提供真实岩浆起始储存深度的最准确指示。

本研究中熔体包裹体中测得的挥发物浓度范围2.92–5.82 wt% H 2 O 和 13–126 ppm CO 2与之前对 Ōkataina 挥发物的研究非常一致和TVZ其他中心的中心具有中等到高的H 2 O和非常低的CO 2。

其中 Rerewhakaaitu 和 Ōkareka 喷发中的熔体包裹体被发现分别含有高达 1859 ppm 和 3359 ppm CO 2。这些差异可能是由于 Shane 等人造成的。通过二次离子质谱(SIMS)测量了样品中H 2 O和CO 2的含量，而上述研究均使用FTIR。如果 Shane 等人测量的样品。安装在环氧树脂中，再 SIMS 分析过程中，环氧树脂会在真空下脱气，这可能导致人为地提高 CO 2结果 。

爆炸性流纹岩事件的规模范围很广，其初始行为模式差异很大，例如初始爆炸的偶发性程度，以及它们是否在缓慢的初始上升和最终上升到表面之间停滞。然而，这里研究的最年轻的大片名喷发与喷发量差异很大的其他事件的数据之间的比较表明，喷发的岩浆量以及岩浆上升的总体模式实际上对岩浆上升的速率或时间没有影响在破碎之前穿过导管的中上部。尽管不同事件之间初始、较慢的上升阶段的速率和时间尺度可能存在巨大差异，并且总体喷发风格也存在差异，但仍可以看到这些相似之处。

同样，镁铁质岩浆触发因素的存在或不存在似乎对流纹岩上升速率没有显著影响，这一点通过 Ōkareka 和其他 Tarawera 喷发事件与来自 Haroharo 的喷发事件的比较证明了这一点，但没有直接证据表明对于玄武岩输入，或在 Ōruanui 喷发与 Bishop Tuff 之间。从同一地层单元获得的减压率变化超过一个数量级也是很常见的。

这些观察结果总体表明，熔体海湾所记录的挥发性梯度中记录的岩浆上升速率是由岩浆体积或超压以外的因素控制的。这些因素可能包括可变的导管条件和宿主晶体上升的导管区域，或当岩浆上升时，每个晶体周围或海湾口附近的外部熔体具体遵循平衡脱气路径的程度。较热、低结晶度的罗托鲁瓦岩浆与较冷、通常较高结晶度的破火山口内喷发物之间的上升速率差异也表明岩浆粘度可能在上升速率中发挥作用。然而，许多喷发（例如这里引用的大型事件）记录了单一成分和地层单元内较大的岩浆上升范围，这表明管道动力学和外部控制可能在一定程度上超越岩浆的物理性质。