Ocena potencjalnych związków przyczynowo-skutkowych między tempem deglacjacji a erupcji wulkanów łukowych / Chris E. Conway, Leo R. Pure, Osamu Ishizuka

Streszczenie

Jednym z fundamentalnych pytań leżących u podstaw badań nad interakcjami między kriosferą a wulkanizmem jest: czy istnieją związki przyczynowo-skutkowe między objętością lodu na wulkanie a tempem jego erupcji? W szczególności kluczowe jest ustalenie, czy dekompresja systemów magmy skorupy ziemskiej poprzez deglacjację spowodowała wzrost tempa erupcji wzdłuż łuków wulkanicznych na średnich i wysokich szerokościach geograficznych. Dowody na istnienie takiego mechanizmu sprzężenia zwrotnego wskazywałyby, że postępujące cofanie się lodowca może prowadzić do wzrostu aktywności erupcyjnej w przyszłości. W zachowanych produktach erupcji wulkanów plejstoceńsko-holoceńskich znajdują się archiwa częstotliwości, wielkości i stylu erupcji, które można wykorzystać do sprawdzenia, czy na generację magmy i dynamikę erupcji miały wpływ lokalne fluktuacje objętości lodu. W tym artykule przeanalizowaliśmy trendy czas-objętość-skład dla 33 wulkanów i grup wulkanicznych w ustawieniach łuku dotkniętych zlodowaceniem, w oparciu o opublikowane dane radiometryczne i objętości wybuchów i/lub składy produktów tworzących budowle. Spośród 33 badanych systemów wulkanicznych, dla których istnieją dane geochronologiczne i objętościowe o wystarczającej rozdzielczości, aby porównać je ze zmianami klimatycznymi od ~250 tys. lat temu, wzrosty pozornych wskaźników erupcji w okresach polodowcowych zidentyfikowano dla 4, a niejasne trendy zidentyfikowano dla kolejnych 12. Ograniczenia w zestawach danych geochronologicznych i dotyczących objętości erupcji w studiach przypadków utrudniają sprawdzenie, czy pozorne wskaźniki erupcji są skorelowane z pokrywą lodową. Główne zastrzeżenia to: 1) możliwość stronniczego zachowania i odsłonięcia materiałów erupcyjnych w pewnych okresach życia wulkanu; 2) względna niedokładność ograniczeń geochronologicznych dla produktów wulkanicznych w porównaniu z wysokiej rozdzielczości danymi zastępczymi klimatu; 3) poleganie wyłącznie na danych z okresu bezpośrednio poprzedzającego i następującego po ostatnim zlodowaceniu (ok. 18 tys. lat temu), które rzadko są porównywane z trendami w całym plejstocenie w celu sprawdzenia powtarzalności wzorców erupcji; oraz 4) brak uwzględnienia faktu, że tempo erupcji i skład magmy mogą być kształtowane przez procesy płaszcza i skorupy ziemskiej, działające niezależnie od postępu/cofania się lodowca. Uwzględnienie tych ograniczeń doprowadzi do udoskonalenia geochronologii, paleoklimatologii i prognozowania erupcji, co może wnieść cenny wkład w działania mające na celu łagodzenie przyszłych zmian klimatu i zagrożeń wulkanicznych.

Wstęp

Ważnym celem badań w ramach Frontier of Earth science jest zrozumienie powiązań między wulkanicznymi systemami wodociągowymi a wzrostem i spadkiem ciśnienia w skorupie ziemskiej, spowodowanym postępem i cofaniem się lodowców. Realizacja tego celu pozwoli na lepsze zrozumienie procesów sprzężenia zwrotnego wulkaniczno-klimatycznego w skali regionalnej i globalnej, co może przyczynić się do długoterminowego prognozowania i łagodzenia aktywności i zagrożeń wulkanicznych, a także do wykorzystania osadów wulkanicznych jako danych klimatycznych. Teoria, że ​​wzrost aktywności wulkanicznej jest wynikiem deglacjacji, przyciągnęła wiele uwagi w ciągu ostatnich 30 lat (Sigvaldason i wsp., 1992).Maclennan i wsp. (2002)pokazało, że tempo aktywności wulkanicznej na Islandii w okresie wczesnego postglacjału (ok. 12,5–10 tys. lat temu) wzrosło aż 50-krotnie. Na podstawie danych objętościowych i geochronologicznych dotyczących osadów erupcyjnych obserwację tę przypisano większemu stopniowi topnienia płaszcza i ułatwieniu dróg przepływu magmy przez skorupę, ponieważ zmniejszyło się ciśnienie nadkładu wywierane przez lodowce (Jull i McKenzie, 1996; Rysunek 1 ). Wzory częstotliwości erupcji w czwartorzędzie we wschodniej Kalifornii (Jellinek i wsp., 2004) i Europy Zachodniej (Nowell i wsp., 2006) przypisuje się również polodowcowemu obniżeniu ciśnienia skorupy ziemskiej w kontynentalnych środowiskach wewnątrzpłytowych. Badania reakcji wulkanów na cofanie się lodowców w środowiskach łuków kontynentalnych przyniosły zróżnicowane wnioski. Zapisy dystalnej tefry w rdzeniach morskich zapewniają wysoką rozdzielczość czasową, umożliwiającą badanie związku przyczynowo-skutkowego między wulkanizmem a zmianami poziomu morza i/lub objętości lodu w licznych cyklach glacjalnych (np.Schindlbeck i wsp., 2018), wskazują, że po deglacjacji występowały okresy wzmożonego wulkanizmu (Kutterolf i wsp., 2019). Bardziej zbliżone do lądowych i morskich zapisów tephry dostarczyły danych kompozycyjnych i objętościowych do badania reakcji układu magmowego na deglacjację, ale tylko dla okresu od ~20 tys. lat temu (Watt i wsp., 2013;Praetorius i wsp., 2016;Rawson i wsp., 2016). Takie zapisy mogą być utrudnione przez niedoszacowanie liczby stosunkowo niewielkich erupcji (Kiyosugi i wsp., 2015) i słabe zachowanie tefr w okresach lodowcowych (Watt i wsp., 2013).

Ograniczenie objętościowych wskaźników erupcji i trendów ewolucji składu chemicznego magmy dla poszczególnych plejstoceńskich struktur wulkanicznych w kontekście lokalnych historii lodowych może pozwolić na lepsze zrozumienie sprzężeń zwrotnych między dynamiką (de)glacjacji a erupcji. Niektóre badania analizujące zależności między wnioskowanymi wskaźnikami erupcji, składem lawy i pokrywą lodową wskazują na istnienie genetycznego powiązania między cofaniem się lodu a dynamiką erupcji (np.Singer i wsp., 2008; Rysunek 1 ). Inne badania nie wykazały wyraźnych dowodów na to, że deglacjacja powoduje zwiększoną częstotliwość występowania wulkanizmu (np.Schmidt i Grunder, 2009). W celu dogłębnej analizy zapisów tephry (np.Watt i wsp., 2013;Kutterolf i wsp., 2019), aby lepiej zrozumieć ten temat, konieczny jest kompleksowy przegląd badań nad zapisami erupcji w pobliżu zlodowaconych struktur wulkanicznych.

Większość aktywnych wulkanów (czyli tych, które wybuchały w holocenie) wraz z występującymi na Ziemi lodowcami znajduje się w strefach subdukcji (190/245;Edwards i wsp., 2020). Aby zbadać, czy przyszłe zachowanie erupcyjne w tych miejscach może być pod wpływem obecnych trendów ocieplenia klimatu, przeanalizowaliśmy potencjalny wpływ (de)glacjacji na wulkanizm w ciągu ostatnich ∼500 tys. lat. Ocena ta koncentruje się na 33 wulkanach lub grupach wulkanicznych, które występują w okołopacyficznych łukach kontynentalnych i oceanicznych ( Tabela 1 ; Rysunek 2 ). Nasz przegląd ma na celu: (1) ocenę dowodów na związki przyczynowo-skutkowe między zlodowaceniem a wskaźnikami erupcji w wulkanach łukowych w oparciu o obecnie dostępne historie erupcji o wysokiej rozdzielczości; (2) zidentyfikowanie i opisanie ograniczeń, które mogą uniemożliwić dokładną ocenę sprzężeń zwrotnych między zmianami objętości lodu a aktywnością wulkaniczną; oraz (3) nakreślenie przyszłych perspektyw badań nad potencjalnymi sprzężeniami zwrotnymi wulkan-kriosfera i podkreślenie korzyści, które wynikną z dążenia do kompleksowych badań tych zjawisk.

TABELA 1

Badanie hipotezy: Deglacjacja prowadzi do zwiększonej liczby erupcji

Zmiany zachodzące na powierzchni wulkanów mogą mieć wpływ na systemy przepływu magmy na dużych głębokościach.Pinel i Jaupart (2000)Zasugerowano, że budowa budowli stopniowo obciąża skorupę, co oznacza, że ​​wraz ze wzrostem wysokości wulkanu, magmy muszą stawać się bardziej rozwinięte (tj. wyporne), aby mogły wznosić się i wybuchać, pokonując zmieniające się pole naprężeń. I odwrotnie, nagłe usunięcie części budowli podczas zapadnięcia się sektora prowadzi do szybkiego ponownego wybuchu pierwotnych, gęstych magm, gdy obciążenie powierzchniowe zostaje usunięte (Cassidy i wsp., 2015). W podobny sposób długotrwałe obciążenie wulkanu przez przedłużony wzrost lodowców lub pokrywy lodowej i stosunkowo szybkie rozładowanie w miarę topnienia lodu w okresach deglacjacji interpretowano jako mające wpływ na tempo wulkanizmu i skład wytryskującej magmy w regionach zlodowaconych (np.Huybers i Langmuir, 2009; Rysunek 1 ). W przypadku łuków wulkanicznych skorupa zawiera systemy magmy, których procesy magazynowania i wznoszenia się mogą być zakłócane przez zmiany obciążenia powierzchniowego na i wokół budowli wulkanicznej (Watt i wsp., 2013). W związku z tym zaproponowano również związki i sprzężenia zwrotne między zasięgiem lodu, wulkanizmem i magmatyzmem w przypadku ustawień łuku (np.Kutterolf i wsp., 2013).

Wulkany strefy subdukcji, z których wiele ulegało okresowym zlodowaceniom (Edwards i wsp., 2020), odpowiadają za większość całkowitej podpowietrznej produkcji magmy na Ziemi (około 90% erupcji od 1900 r.;Siebert, 2002Z tego powodu wszelkie związki przyczynowo-skutkowe między zasięgiem lodu a wulkanizmem łukowym mogą być fundamentalnie powiązane z ewolucją klimatu Ziemi i potencjalnym zagrożeniem ze strony aktywnych wulkanów. Badania, które wykazały takie powiązanie, sugerują, że systemy magmowe ulegają ciśnieniu w miarę gromadzenia się lodu na budowlach wulkanicznych (lub w niektórych przypadkach na całym kontynencie) podczas postępu lodowca. Związane z tym tłumienie pęcherzyków i sprzyjające formowanie się progów nad wałami lodowymi ograniczają tempo erupcji (Jellinek i wsp., 2004;Mora i Tassara, 2019;Wilson i Russell, 2020; Rysunek 1A ). Podczas cofania się lodowca struktury wulkaniczne ulegają dekompresji, stąd hipoteza przewiduje, że częstotliwość i objętość erupcji wzrosną wraz z zanikaniem mas lodu, ponieważ zwiększa się rozprzestrzenianie się wałów i nasycenie magmą lotną (Bindeman i wsp., 2010;Wilson i Russell, 2020; Rysunek 1B ). Centralne pytanie leżące u podstaw hipotezy brzmi zatem: czy zmiany w obciążeniu lodem wulkanów uwarunkowane klimatycznie są wystarczające, aby wpłynąć na częstotliwość erupcji i/lub skład wytryskującej magmy?

Chociaż przyjęto ogólną hipotezę (tj. deglacjacja prowadzi do zwiększonego tempa erupcji), rzadko podaje się założenia i ograniczenia badań weryfikujących tę hipotezę. Sprawdzenie, czy obciążenie lodem zmniejsza tempo wulkanizmu, oznacza, że ​​w momencie obciążenia lodem hamowany jest wzrost magmy erupcyjnej i/lub jej regeneracja jest uniemożliwiana (np.Praetorius i wsp., 2016;Rawson i wsp., 2016). Taki stan rzeczy oznacza, że ​​w interesujących nas okresach 10–100 tys. lat występuje stały przepływ magmy z płaszcza na powierzchnię przez skorupę ( ryc. 1C ), a odchylenia od regularnych tempa erupcji lub składu można interpretować jako spowodowane procesami zewnętrznymi (tj. obciążeniem lodem). Jednak wulkany w regionach niezlodowaconych również wykazują okresy wzmożonego wzrostu i względnego spoczynku (np.Yamamoto i wsp., 2018). W takich warunkach zmienne trendy składu objętościowo-czasowego można wyjaśnić bez oscylacji obciążenia powierzchniowego, a zatem muszą one wynikać z warunków i procesów skorupy ziemskiej i płaszcza, które kontrolują generowanie, magazynowanie i erupcję magmy, a także z regionalnego pola naprężeń (Mora i Tassara, 2019Co więcej, ani przewidywany stopień zmian w tempie erupcji i składzie magmy, ani przewidywany odstęp czasu między cofaniem się lodu a reakcją wulkaniczną nie są przedstawione w ramach badań mających na celu sprawdzenie tej hipotezy ( rysunek 1C ). W związku z tym testy statystyczne nie są wykorzystywane w taki sposób, jak w przypadku innych badań wulkanologicznych badających związek przyczynowo-skutkowy (np.Cisneros de León i in., 2022), a trendy dotyczące składu objętości i czasu można wyjaśnić za pomocą złożonych, wieloetapowych lub opóźnionych modeli reakcji na erupcję (np.Rawson i wsp., 2016). W związku z tym nie jest jasne, w jakim stopniu skład i objętość wyrzuconej magmy mogą odbiegać od wartości bazowej ze względu na zmiany w obciążeniu skorupy ziemskiej spowodowane postępem i cofaniem się lodowca (Edwards i wsp., 2002).

Wnioski dotyczące wpływu obciążenia lodem na system wulkaniczny i magmowy są również powiązane z szeregiem sprzecznych (choć niewykluczających się wzajemnie) poglądów na temat interpretacji krzywych wzrostu objętości i czasu budowli. W przypadku wielu systemów wulkanicznych prawdopodobne jest, że erozja lodowcowa, błędy w zachowaniu skał i rzeczywiste przerwy erupcyjne wpłynęły na zachowany zapis skalny, ale względny wpływ każdego z tych zjawisk jest przedmiotem dyskusji (np.Pure i wsp., 2020;Mixon i wsp., 2021Próby oceny powiązań między klimatem a wulkanizmem są często drugorzędnymi punktami dyskusji w badaniach, których głównym celem jest zrozumienie historii erupcji i potencjalnego zagrożenia wulkanu (np.Jicha i Singer, 2006;Singer i wsp., 2008;Conway i wsp., 2016;Calvert i wsp., 2018;Pure i wsp., 2020). Wiele luk w naszej wiedzy na temat powiązań między deglacjacją a dynamiką erupcji, które zostały zidentyfikowane przezTuffen (2010)Zatem kwestie te wciąż wymagają omówienia. Należą do nich niepewność co do tego, jak szybko łukowe systemy wulkaniczne mogą reagować na deglacjację oraz czy wulkany strefy subdukcji reagują na niewielkie zmiany grubości lodu. Pomijając na razie te komplikacje, częste erupcje i długi okres istnienia plejstoceńskich wulkanów łukowych dostarczają cennych danych o ewolucji aktywności erupcyjnej i magmowej, które można porównać ze zmianami w regionalnym i globalnym paleośrodowisku. Potencjalny związek przyczynowo-skutkowy między deglacjacją a aktywnością erupcyjną wulkanów łukowych można zatem ocenić, przeprowadzając szeroko zakrojone kampanie terenowe, które tworzą historię erupcji o wysokiej rozdzielczości na podstawie danych radiometrycznych i szczegółowych prac kartograficznych. Podejście, które przyjęliśmy w tym przeglądzie, polega na zebraniu wysokiej jakości danych o proksymalnych erupcjach dla wulkanów łukowych dotkniętych zlodowaceniem i porównaniu ich z danymi globalnymi (δ bentoniczne).¹⁸O) i regionalne (chronologia moren) dane zastępcze dotyczące zasięgu lodu w przeszłości.

Trendy czasowo-objętościowe dla wulkanów łukowych dotkniętych zlodowaceniem plejstoceńskim

Zidentyfikowaliśmy i przeanalizowaliśmy badania wulkanów łukowych na średnich i wysokich szerokościach geograficznych (oraz w Meksyku i Ekwadorze), które spełniały następujące wymagania: (1) wulkan lub klaster wulkaniczny został zlodowacony co najmniej raz w swoim życiu; (2) badanie przedstawia dane geochronologiczne, czyli stratygrafię erupcyjną ograniczoną przez datowanie radiometryczne; oraz (3) dane stratygraficzne są podawane wraz z sprzężonymi danymi na temat objętości i/lub składu wyrzuconej magmy. Spośród 33 wulkanów i systemów wulkanicznych, które spełniły te kryteria i są brane pod uwagę w tym przeglądzie ( Tabela 1 ; Rysunek 2 ), cztery pochodzą z oceanicznego łuku Aleuckiego, dwa z kontynentalnego łuku Półwyspu Alaskańskiego, osiem z kontynentalnego łuku Gór Kaskadowych w zachodnich Stanach Zjednoczonych, jeden z kontynentalnego łuku Transmeksykańskiego Pasa Wulkanicznego, sześć z Andów Ekwadorskich, dwa z Andów Peruwiańskich, osiem z Andów Chilijskich i dwa ze strefy wulkanicznej Taupō w Nowej Zelandii. W Tabeli 1 ; Rysunek 2 wulkany są klasyfikowane jako te, które zostały dotknięte przez pokrywy lodowe lub czapy lodowe podczas ostatniego maksimum zlodowacenia (LGM), zgodnie z regionalnymi rekonstrukcjami grubości lodu (Davies i wsp., 2020;Palacios i wsp., 2020Niedobór zestawów danych z kontynentalnych Aleutów, Wysp Wrangla, Kaskad Kanadyjskich i południowego Chile spowodował uwzględnienie stosunkowo niewielu (11) wulkanów z obszarów objętych grubą warstwą lodu (>500 m lodu). Większość (22) wulkanów objętych niniejszym przeglądem została dotknięta przez czapy lodowe i lodowce alpejskie (∼200 m lodu). Wulkany z Kamczatki, Wysp Kurylskich, Japonii, Indonezji, Papui-Nowej Gwinei i Filipin nie zostały uwzględnione ze względu na brak szczegółowych danych dotyczących objętości czasowej materiałów budowlanych i/lub niejasności dotyczące zlodowacenia w tych obszarach.

Tabela 2 podsumowuje kluczowe wyniki i interpretacje przedstawione w badaniach tych 33 systemów wulkanicznych, istotne dla niniejszego przeglądu. Zestawienie pozornych wskaźników wzrostu (krzywe zależności czasu od objętości) z 20 z tych wulkanów przedstawiono na rysunku 3 , które pochodzą z zachowanych, uśrednionych lub minimalnych objętości podanych w źródłach danych. Trendy zależności czasu od objętości odnotowane dla wulkanów podsumowano poniżej i rozpatrzono w kontekście zmiennego w czasie pokrycia lodem w powtarzających się cyklach klimatycznych. Dane dotyczące składu czasu omówiono w kolejnej sekcji.

Półwysep Alaskański i Aleuty

Sześć wulkanów (lub skupisk wulkanicznych) rozważanych dla Półwyspu Alaska i łuku Aleuckiego obejmuje skupisko wulkaniczne Tanaga, Seguam, Akutan, Fisher, skupisko wulkaniczne Katmai (w tym Mount Katmai) i pole kopuł Kaguyak ( tabele 1 i 2 ; rysunek 2 ). Zgłoszone wyniki geochronologiczne dla tych systemów datują się od okresu sprzed 2 mln lat do holocenu, ale większość dat radiometrycznych mieści się między 300 a 0 tys. lat temu, dokumentując w ten sposób historię erupcji, która zbiegła się z postępem i cofaniem się lodowca od 8 do 1 stopnia morskiego izotopu (MIS) (patrz odnośniki w tabeli 1 ).Kaufman i wsp. (2011)opisał zakres postępu lodowca w późnym plejstocenie, który pokrył cały łuk wulkaniczny Półwyspu Alaskańskiego i większość (>90%) wschodnich Aleutów (w tym Akutan, Unalaskę i na zachód do wulkanu Vsevidof). Jednak do 18 tys. lat temu tylko obszary na wschód od wulkanu Veniaminof (z wyłączeniem) były nadal pokryte lodem, ponieważ cofała się kontynentalna pokrywa lodowa (Dalton i wsp., 2020). Opublikowane badania pokazują zatem, że Tanaga i Seguam potencjalnie podtrzymywały czapy lodowe jedynie w okresie szczytowych postępów lodowca pod koniec plejstocenu, natomiast kaldera Akutan i Fisher były w tym czasie całkowicie lub częściowo pokryte lądolodem.

Tylko badania kopuł Seguam i Kaguyak dostarczają danych dotyczących objętości i czasu o wystarczającej rozdzielczości, aby można je było porównać ze zmianami klimatycznymi od około 250 tys. lat temu ( ryc. 3 ;Fierstein i Hildreth, 2008;Jicha i Singer, 2006). Podczas MIS 6 i innych nominalnych okresów lodowcowych niektóre wulkany wykazują wyraźne przerwy w erupcjach (Tanaga:Jicha i wsp., 2012; Akutan;Coombs i Jicha, 2020) podczas gdy inne przeszły stały wzrost budowli dzięki nowym erupcjom (gromada Katmai:Hildreth i wsp., 2003a).

W przypadku erupcji kopuł i budowli często widoczne są ślady osadzania się lawy synglacjalnej, w tym poziome połączenia kolumn i nadmierne zagęszczenie przepływów (Jicha i Singer, 2006;Fierstein i Hildreth, 2008;Hildreth i Fierstein, 2012;Coombs i Jicha, 2020). Przypuszcza się, że erozja zmodyfikowała zachowane objętości wyrzuconego materiału. Szacunki objętości wyerodowanej materii nie są podane dla wszystkich sześciu systemów wulkanicznych, ale szacunki sięgają nawet 50% w klastrze Katmai, na podstawie erozji dolinowej pierwotnie stożkowatych budowli (Hildreth i wsp., 2003a). Spośród badań sześciu systemów dwa zaproponowały, że zmienne trendy czasowo-objętościowe odzwierciedlają niepełne zachowanie wyrzuconych materiałów w sytuacjach, gdy lawa jest wyrzucana na lód i „wypłukiwana” z budowli w postaci gruzu (Hildreth i Fierstein, 2012;Coombs i Jicha, 2020Dowody erozji lodowcowej na wulkanach Aleutów ograniczają się na ogół do niewielkich objętości gliny zwałowej na obszarach równin pierścieniowych i wygładzonych górnych powierzchni na strumieniach lawy (Jicha i Singer, 2006;Jicha i wsp., 2012). Wygładzone powierzchnie lawy obserwuje się również na wulkanach Półwyspu Alaskańskiego (np. Katmai), ale objętość gliny zwałowej i moreny jest tam znacznie większa (Hildreth i Fierstein, 2012).

Kaskady

Wulkany czwartorzędowe w Górach Kaskadowych mają morfologię i historię erupcji, które zostały znacząco zmienione przez zlodowacenie. Góry Baker (w tym kaldera Kulshan), Rainier, St. Helens, Adams, Hood, Mazama i Trzy Siostry to złożone struktury wulkaniczne, z których niektóre prawdopodobnie utraciły nawet 70% swojego pierwotnego materiału w wyniku erozji lodowcowej (Hildreth, 2007).

Nie ma dowodów na wzrost tempa erupcji po dużych deglacjacjach dużych i długowiecznych wulkanów Baker, Rainier i Adams. Tekstury i morfologie związane z kontaktem z lodem są odnotowywane w zapisach dotyczących budowli od 500 tys. lat temu zarówno w Baker, jak i Adams (Hildreth i Lanphere, 1994;Hildreth i wsp., 2003b). Nie wykazano korelacji między wnioskowanym zasięgiem lodu a tempem erupcji lub składem magmy w przypadku Rainier, który rozrósł się w okresach lodowcowych, a trendy czasowo-objętościowe wywnioskowano tak, aby odzwierciedlały zmienne reżimy naprężeń tektonicznych w skorupie (Lanphere i Sisson, 2003). Widoczna przerwa erupcyjna od około 250 do 150 tys. lat temu w St. Helens uniemożliwia interpretację sprzężeń zwrotnych wulkanizmu i zlodowacenia w tym okresie (Clynne i wsp., 2008). Jednakże brak znaczących zmian czasowych w chemii lawy i piroklastów od około 300 tys. lat temu sugeruje, że generowanie magmy i dynamika erupcji nie były zależne od obciążenia i rozładowania lodu (Clynne i wsp., 2008).

Szczegółowe historie erupcji i rekonstrukcje objętości wulkanów Three Sisters nie dostarczyły dowodów na wzrost tempa erupcji po okresach ustępowania lodowców. W North Sister,Schmidt i Grunder (2009)Szacuje się, że połowa wyrzuconej objętości została wyżarta przez wulkan. Choć autorzy przyznają, że obliczenia objętości produktów tworzących budowle są obarczone dużym ryzykiem niepewności, nie stwierdzili korelacji między okresami zmniejszonego pokrycia lodem a tempem erupcji w okresie wzrostu od ~400 do 55 tys. lat temu. W Middle Sister (~50–1,5 tys. lat temu) szczytowy epizod erupcji miał miejsce w okresie zwiększonego pokrycia lodem i zakończył się bezpośrednio przed LGM (Calvert i wsp., 2018; Rysunek 3 ). Podobnie 70% wzrostu budowli w South Sister (ok. 50–2 tys. lat temu) miało miejsce w obecności rozległej pokrywy lodowej podczas MIS 3 i 2 (Fiertsein i wsp., 2011). Ewolucja Mazamy uwzględnia możliwe wzrosty tempa erupcji po deglacjacjach po MIS 12, 10, 8, 6, 5.2 i 2. Jednakże okresy zmniejszonej aktywności wulkanicznej w MIS 7 i zwiększonej aktywności wulkanicznej w MIS 6 pokazują, że ten wzorzec nie jest powtarzalny (Bacon i Lanphere, 2006).

Meksyk

Czapy lodowe prawdopodobnie pokryły szczyty Colima, Nevado de Toluca, Pico de Orizaba, Cofre de Perote i Popocatépetl około 20 ka (Capra i wsp., 2013), choć tylko ten ostatni dysponuje historią erupcji o wysokiej rozdzielczości, umożliwiającą badanie interakcji wulkan-lód. Kompleks wulkaniczny Popocatépetl w Transmeksykańskim Pasie Wulkanicznym ma historię erupcji sięgającą około 538 tys. lat temu i jest obecnie jednym z najaktywniejszych wulkanów w Meksyku. Małe lodowce szczytowe szybko się cofały w czasach historycznych (Delgado Granados i wsp., 2007), ale szerokie doliny na niższych zboczach świadczą o bardziej rozległym zlodowaceniu w przeszłości.

Pomimo prawdopodobnego szerokiego występowania produktów glaciwulkanicznych w Popocatépetl, nie zostały one opisane w najnowszym przeglądzie historii erupcji wulkanu, który łączy nowe i istniejące dane (Gisbert i wsp., 2021W niniejszym badaniu nie analizowano objętości i składu wytryskujących magm w kontekście ewolucji czasowej kompleksu i jego pokrywy lodowej. Zauważamy, że kompleks wulkaniczny Popocatépetl obejmuje potoki lawy, które wykazują niemal nieprzerwaną historię wzrostu od około 350 tys. lat temu, co zostało zarejestrowane przez 34 ery radiometryczne, z wyjątkiem wyraźnej przerwy w budowie głównych struktur, która trwała od około 190 do 100 tys. lat temu (około MIS 6). Po zapadnięciu się głównego sektora i erupcji, budowa współczesnego stożka Popocatépetl trwa od około 23 tys. lat temu.

Andy Ekwadorskie

Przeanalizowaliśmy historię erupcji sześciu wulkanów w Andach Ekwadoru, które wykazują ślady późnoplejstoceńskiego postępu lodowcowego: Pichincha, Antisana, Iliniza, Tungurahua i Chimborazo. Zachowane objętości i wieki wulkanów Cushnirumi, Mojanda, Fuya Fuya, Imbabura, Cubilche i Cusín w Andach Ekwadoru zostały również podane przezBablon i wsp. (2020)w badaniu obejmującym wiele wulkanów i są liczone jako jeden system wulkaniczny spośród 33 systemów uwzględnionych w tym przeglądzie. W przypadku Pichincha, Antisana, Iliniza, Tungurahua i Chimborazo dostępne dane dotyczące historii wzrostu budowli wulkanicznych na tych wulkanach są na ogół niewystarczająco precyzyjne, aby wyciągnąć rzetelne wnioski na temat sprzężeń zwrotnych wulkanizm-deglacjacja, a w niektórych przypadkach dane pokazują sprzeczne wzorce tempa wzrostu budowli na zakończeniach MIS 6 i 2 (LGM) ( rysunek 3 ). Erozja jest omówiona ogólnie, ponieważ jest istotna dla oszacowania objętości erupcji, ale budowa budowli synglacjalnych nie jest omawiana szczegółowo w badaniach tych pięciu wulkanów.

Pichincha charakteryzuje się średnią szybkością erupcji wynoszącą 0,82 km³/kyr od ~60 do 22 tys. lat temu (~MIS 4–2), po czym nastąpiła wyraźna przerwa do 11 tys. lat temu, a następnie dalszy wzrost na poziomie 0,25–0,64 km³/kyr dla reszty holocenu ( rys. 3 ;Robin i wsp., 2010). Co godne uwagi, pozorna przerwa występuje po LGM. W Antisanie tylko trzy średnie wskaźniki wzrostu wyznaczone od 250 tys. lat temu nadają się do badania potencjalnych reakcji deglacjacji po LGM ( ryc. 3 ;Hall i wsp., 2017). Zwiększone tempo wzrostu budowli po ~15 tys. lat temu, w porównaniu z pozorną przerwą między 190 ± 23 tys. lat temu a ~15 tys. lat temu, wydaje się wskazywać na zwiększone tempo erupcji po deglacjacji, ale podobnego wzorca nie zaobserwowano po deglacjacji MIS 6 (kończącej się po ~130 tys. lat temu). W Iliniza północna budowla została wzniesiona w tempie 3,5 ± 2,6 km.³/kyr w okresie ∼124–116 tys. lat po zakończeniu zlodowacenia MIS 6 (Santamaría i wsp., 2022). Po pozornej luce o długości ~70 tys. lat podczas MIS 5 i 4, budowa budowli Południowej Ilinizy została wznowiona około 46 tys. lat temu i trwała do około 25 tys. lat temu (MIS 3–2), bez potoków lawy po 25 tys. lat temu. Dane dotyczące objętości czasowej z Ilinizy mają ograniczoną rozdzielczość i obejmują tylko jedno duże wydarzenie deglacjacyjne (po MIS 6). W ciągu około 300 tys. lat historii wzrostu Tungurahua, widoczna luka występowała od około 81 do 29 tys. lat temu (MIS 5,1–3), po czym budowa budowli kontynuowała się na wysokości 1,0–2,3 km.³/kyr od ~29 tys. lat temu, stąd wzrost budowli wydaje się niezależny od zmian w pokrywie lodowej (Bablon i wsp., 2020; Rysunek 3 ). Podstawowa budowla Chimborazo uformowała się w ciągu ~120–60 tys. lat (~MIS 5) w tempie 0,7–1,0 km³/kyr i po którym nastąpiło duże załamanie sektora około 65 tys. lat temu (Samaniego i wsp., 2012). Następnie gmach Pośredni budowano w tempie 0,4–0,7 km³/kyr od ~60–35 tys. lat temu (~MIS 3), który zwolnił do ~0,1 km³/kyr, gdy 95% Młodego Stożka powstało między ~30 a 14 tys. lat temu (MIS 2). Wyniki te wskazują na stopniowy spadek tempa wypływu magmy w historii Chimborazo i brak wymuszenia podwyższonych wskaźników erupcji po deglacjacji po okresie LGM. Ogólnie rzecz biorąc, dane dotyczące wieku są niewystarczająco precyzyjne, aby dokonać miarodajnych porównań między tempem wzrostu budowli a zmianami klimatycznymi od ~250 tys. lat temu w wulkanach Cushnirumi, Mojanda, Fuya Fuya, Imbabura, Cubilche i Cusín. Na przykład, dla Imbabury określono tylko dwa wskaźniki wzrostu w okresach od >47 do ~30 tys. lat temu i od ~35 do 0 tys. lat temu, a dla pozostałych wulkanów odnotowano tylko jeden wskaźnik wzrostu dla całej historii erupcji.

Peruwiańskie Andy

Historie erupcji długowiecznego kompleksu wulkanicznego Ampato-Sabancaya (od ok. 450 tys. lat temu) i współczesnego stożka wulkanicznego El Misti (od ok. 112 tys. lat temu) zawierają ograniczone dowody na procesy sprzężenia zwrotnego wulkanizmu i deglacjacji. Główne okresy wzrostu w Ampato-Sabancaya miały miejsce w ok. 450–400 tys. lat temu, ok. 250–200 tys. lat temu i ok. 80–70 tys. lat temu i wydają się być rozdzielone lukami o długości ≥100 tys. lat temu ( ryc. 3 ;Samaniego i wsp., 2016). Rozdzielczość zapisu po 80 tys. lat jest znacznie wyższa niż w przypadku wcześniejszej historii i wykazuje okresowo wyższe tempo wzrostu po ~80–70 tys. lat (~MIS 5,1), ~40–20 tys. lat (~MIS 4–2) i po 10 tys. lat (MIS 1). Te wahania tempa wzrostu budowli występują zarówno w okresach podwyższonego, jak i obniżonego pokrycia lodem, jak wynika z δ¹⁸O danych proxy klimatycznych.

Budowa obiektów o długości ok. 70–83 km³ Wulkan El Misti (etapy Misti 2, 3 i 4) od około 112 tys. lat temu występował w pięciu głównych okresach zwiększonej częstotliwości erupcji z okresami erozji pomiędzy około 45, około 35, około 28 i około 12 tys. lat temu (Thouret i wsp., 2001). Te okresy wzrostu budowli trwały przez całe stadia glacjalne w stosunkowo szybkim tempie w porównaniu z MIS 5, jednak trendy te były ograniczone jedynie przez pięć bezwzględnych danych o wieku law i szacunki objętości obarczone dużymi niepewnościami analitycznymi. Autorzy zauważyli, że trendy czasowo-objętościowe należy traktować jako wstępne ustalenia. Nie ma silnych trendów, gdy skład wyrzuconej magmy jest kreślony w funkcji wieku dla El Misti (Rivera i wsp., 2017), a mapowanie i badania geochemiczne wskazują, że ładowanie i rozładowywanie lodu nie miało wpływu na tempo i skład wulkanizmu w El Misti.

Chilijskie Andy

Oceniliśmy badania dotyczące ośmiu wulkanów w Andach Chilijskich, rozciągających się na szerokości geograficznej ~18–41°S. Najbardziej wysunięte na południe stożki Tatara-San Pedro, Antuco-Sierra Velluda, Puyehue-Cordón Caulle i Calbuco doświadczyły postępu lądolodu patagońskiego podczas zlodowaceń późnego plejstocenu (Davies i wsp., 2020), podczas gdy bardziej na północ położone Parinacota, Aucanquilcha, Paniri i grupa El Cóndor (w tym Falso Azufre i Incahuasi:Grosse i wsp., 2018) zostały dotknięte przez czapy lodowe i lodowce boczne ( ryc. 2 ).

Po powstaniu około 163 tys. lat temu wzrost wulkanu Parinacota został przerwany przez pozorną przerwę w aktywności erupcyjnej od około 117 do 52 tys. lat temu (około MIS 5–4), po której nastąpiła budowa stożka w całym MIS 3 i 2 (Hora i wsp., 2007; Rysunek 3 ). Budowa długowiecznego wulkanu Paniri od około 1,4 mln lat temu charakteryzowała się najwyższymi wskaźnikami wzrostu podczas ostatniej fazy budowy od około 250 do 100 tys. lat temu (Godoy i wsp., 2018). Stosunkowo skąpe dane radiometryczne dotyczące wieku uniemożliwiają ocenę czasowych zmian w tempie erupcji w krótszych skalach czasowych, a zatem nie ma dowodów na to, że obciążenie i odciążenie budowli przez lodowiec wpłynęło na tempo wulkanizmu. Historia erupcji Aucanquilcha (od ok. 1 mln lat temu) została podzielona na cztery etapy.Klemetti i Grunder (2007)na podstawie jedenastu⁴⁰Ar/³⁹W wiekach Ar większość wzrostu budowli przypisuje się aktywności wylewnej sprzed 800 tys. lat i brak widocznej aktywności od 200 tys. lat. Podobnie jak w przypadku Paniri, tempa wzrostu budowli w Aucanquilcha nie dało się oszacować w odniesieniu do zmian klimatycznych poniżej 100 tys. lat temu ze względu na precyzję danych dotyczących wieku, a brak erupcji w późnym plejstocenie uniemożliwił ocenę tempa wulkanizmu podczas ostatnich zlodowaceń.

Przy wieku początkowym wynoszącym ~930 ka kompleks wulkaniczny Tatara-San Pedro chroni ~55 km³law w obrębie sekwencji o nieregularnym kształcie, których wiek bazowy lawy generalnie wskazuje, że minimalne górne granice lakuny korelują z globalnymi postępami szczytowymi objętości lodu. W związku z tym wnioskuje się, że powtarzające się postępy lodowca zapewniły przerywany zapis wzrostu tej budowli, ze względu na duże epizody erozji, które usunęły do ​​50–95% materiału w okresie od 930 do 200 tys. lat temu (Singer i wsp., 1997). Trendy czasowo-objętościowe dla kompleksu wulkanicznego Tatara-San Pedro od 250 tys. lat temu przedstawiono na rysunku 3 (Singer i wsp., 1997).

Wulkanizm trwa niemal nieprzerwanie od około 100 tys. lat i doprowadził do powstania kompleksu wulkanicznego Antuco-Sierra Velluda ze średnią szybkością wzrostu wynoszącą 0,43 km³/kyr (Martínez i wsp., 2018; Rysunek 3 ). Podzielone na etapy, minimalne szybkości strumienia dla okresów od 150 do 17 tys. lat temu, 17–6,2 tys. lat temu i 6,2 tys. lat temu do chwili obecnej wynosiły 0,28 km³/kyr, 0,27 km³/kyr i 0,65 km³/kyr. Autorzy stwierdzili, że główny wzrost wulkanu nastąpił po znacznym odmrożeniu z MIS 6 i 2, jednak istnieje tylko jedna datowana lawa z wczesnego MIS 5 w porównaniu z dwunastoma, które pokrywają się z MIS 4-2 i wskazują na stały wzrost w trakcie ostatniego zlodowacenia. Autorzy sugerują, że odmrożenie spowodowało spadek naprężenia o ~3–5 MPa, co sprzyjało łatwiejszemu wynurzaniu się magmy bazaltowej, która wybuchła po ~17 tys. lat temu. Chociaż odnotowano znaczny wzrost tempa erupcji po zapadnięciu się sektora około 6,2 tys. lat temu, wpływ tego szybkiego mechanizmu rozładowania gmachu na system magmy nie został omówiony przezMartínez i wsp. (2018).

Rezerwaty kompleksu wulkanicznego Puyehue-Cordón Caulle ∼131 km³law i tefr, które nagromadziły się od 314 tys. lat temu (Singer i wsp., 2008; Rysunek 3 ). Tempa erupcji nie były równomierne w tym okresie, przy czym znaczące epizody wzrostu stożków miały miejsce około 131, 69 i 19 tys. lat temu, co pokrywa się z cofaniem się lodu na końcach MIS 6, 4 i 2.Singer i wsp. (2008)zinterpretowali to jako dowód na to, że rozładowywanie lodu podczas deglacjacji umożliwiało magmie łatwiejsze przemieszczanie się przez skorupę w tych okresach.

Budowa wulkanu Calbuco od 100 tys. lat temu została ostatnio wstrzymana przezMixon i wsp. (2021), który zgłosił tempo wzrostu zabudowy na poziomie 0,43 km³/kyr dla okresu od ∼100 do 55 tys. lat temu, 2,2 km³/kyr w okresie od ~30 do 7 tys. lat temu i 4,8 km³/kyr od 4 tys. lat temu do chwili obecnej ( ryc. 3 ). Autorzy sugerują, że luka między ∼55 a 30 tys. lat temu może reprezentować wzmożoną erozję lodowcową lub zmniejszone dostawy magmy podczas ostatniego zlodowacenia, podczas gdy zwiększone tempo erupcji w holocenie może odzwierciedlać opóźnioną reakcję systemu magmowego na rozładowanie lodu podczas ostatniego zakończenia. Jednakże wkład zdarzeń załamania sektora w ∼18 i ∼9 tys. lat temu do postglacjalnych modyfikacji systemu magmowego skorupy ziemskiej nie został uwzględniony w tym badaniu, a brak wyraźnej zmiany w składzie erupcji w holocenie utrudnia ocenę, czy rozładowanie lodu wpłynęło na magazynowanie magmy i dynamikę erupcji w Calbuco.

Badanie obejmujące wiele wulkanówGrosse i wsp. (2018)przedstawia dane dla wulkanów El Cóndor, Falso Azufre i Incahuasi w południowej strefie wulkanicznej Chile, graniczącej z Argentyną. Wulkany te są w większości starsze niż 250 tys. lat, a rozdzielczość i precyzja danych dotyczących wieku w okresie 250–0 tys. lat jest niska (np. wiek El Cóndor K/Ar wynosi 128 ± 46 tys. lat, 90 ± 30 tys. lat, 36 ± 24 tys. lat i 23 ± 50 tys. lat), co utrudnia porównanie erupcji z deglacjacjami. Z tych powodów dane nie zostały pokazane na rysunku 3.

Nowa Zelandia

Ruapehu i Tongariro to aktywne wulkany andezytowo-dacytowe w strefie wulkanicznej Taupō w Nowej Zelandii, których wiek powstania wynosi odpowiednio około 230 tys. lat i około 350 tys. lat (Leonard i wsp., 2021). Budowle składają się głównie z andezytowych strumieni lawy i brekcji, a także wyraźnie wskazują na późnoplejstoceńską interakcję lawy z lodem i erozję lodowcową, chociaż obecnie na górnych zboczach Ruapehu pozostały jedynie małe lodowce, a na Tongariro nie ma żadnego (Eaves i Brook, 2020). Niedawne połączenie historii erupcji i lodowcowej tych wulkanów doprowadziło do opracowania modeli wzrostu budowli „wzrost budowli w sąsiedztwie lodowców” (Conway i wsp., 2016;Pure i wsp., 2020) odbiegające od wcześniejszych „skoków wzrostu wulkanów rozdzielonych erozją w okresie spoczynku” (Hobden i wsp., 1999;Gamble i wsp., 2003).

Na zlodowacenie budowli Tongariro w okresie MIS 8 i 6 wskazują grzbiety lawy i glina zwałowa na południowym i wschodnim zboczu (Pure i wsp., 2020), podczas gdy dowody na zlodowacenie MIS 6 wczesnej budowli Ruapehu istnieją w postaci brekcji hialoklastytowych (podlodowcowych), które leżą pod lawami liczącymi około 180 tys. lat i lawami liczącymi około 160 tys. lat odpowiednio na północnych i południowych zboczach (Gamble i wsp., 2003;Conway i wsp., 2016;Cole i wsp., 2020). Rozległe gliny zwałowe, doliny w kształcie litery U ograniczone morenami, prążkowane strumienie lawy, podlodowcowe złoża tephry i zalegające w lodzie lawy wskazują, że czapy lodowe szczytowe i lodowce boczne utrzymywały się na obu strukturach lodowych przez cały okres MIS 4–2, ze znaczącym postępem około 60 tys. lat temu i około 20 tys. lat temu ( Rysunek 4 ;Conway i wsp., 2015;Conway i wsp., 2016;Eaves i wsp., 2016;Cole i wsp., 2018;Pure i wsp., 2020).

Oba wulkany wykazują niemal nieprzerwaną historię wzrostu od około 200 tys. lat temu, jednak w Ruapehu nie znaleziono datowanych law w wieku od około 80 do 50 tys. lat temu, co pokrywa się z szczytowym postępem lodowca w Nowej Zelandii (66–61 tys. lat temu).Williams i wsp., 2015). Duże zróżnicowanie kompozycyjne w okresie MIS 3 i stałe tempo wzrostu budowli od 50 tys. lat temu (Conway i wsp., 2016;Conway i wsp., 2018) wskazują, że system magmowy Ruapehu prawdopodobnie nie został dotknięty przez załadowywanie i rozładowywanie lodowca. W Tongariro, znacznie niższe tempo wzrostu struktur w okresach lodowcowych w porównaniu z okresami interglacjalnymi ( rysunek 3 ) i brak odpowiadających temu zmian w składzie chemicznym lawy wskazują, że deglacjacja nie skutkowała impulsami spowolnionego wznoszenia zmagazynowanej magmy (Pure i wsp., 2020). Zmniejszone zachowanie law podczas MIS 6 i 4–2 w Tongariro można częściowo przypisać „wypłukaniu” law na równinę pierścieniową po ich erupcji na lodzie. Ten utracony materiał może znajdować się w rozległych sekwencjach wulkanoklastycznych otaczających gmach. Zachowanie law wyrzuconych podczas MIS 3 i 2 w Ruapehu mogło być spowodowane obecnością grzbietów wynurzających się, gdzie gromadziły się uwięzione w lodzie strumienie lawy (Conway i wsp., 2016). W przypadku Ruapehu zapadnięcie się mogło być wspomagane przez osłabienie stromych, spękanych i zmienionych górnych zboczy podczas okresów cofania się lodu (Tost i Cronin, 2015), w tym zapadnięcie, które doprowadziło do osadzenia na północno-zachodnim zboczu osadów gruzowych formacji Murimotu o datowaniu 10,5 tys. lat temu (Palmer i Neall, 1989).

Długoterminowa ocena trendów objętości i składu czasowego w Tongariro została zinterpretowana tak, aby wykazać, że tempo wznoszenia budowli w okresach lodowcowych stanowiło jedynie około 20% tempa wzrostu w okresach mniejszego pokrycia lodem (Pure i wsp., 2020; Rysunek 3 ). Długość życia Tongariro po 230 tys. lat obejmuje zatem mniej więcej równy czas okresów zmniejszonego i zwiększonego pokrycia lodem, co odpowiada długoterminowemu tempu wzrostu budowli wynoszącemu ~60% tempa wzrostu interglacjału. Z drugiej strony, do ~40% wyrzuconego materiału zostało przetransportowane na równinę pierścieniową poprzez „wypłukanie”. Pod względem objętości, ilość wyrzuconego materiału, który został umieszczony na masach lodu i wypłukany na równinę pierścieniową, wyniosła zatem ~36 km³, w stosunku do ~60 km³całkowita powierzchnia równiny pierścieniowej, ale należy zauważyć, że powierzchnia równiny pierścieniowej zawiera materiały do ​​~1 Ma (Cameron i wsp., 2010). Pozostałe ~24 km³mogą być osadami pochodzenia atmosferycznego i/lub materiałami wulkanoklastycznymi sprzed 230 tys. lat.

Trendy składu czasowego dla wulkanów łukowych dotkniętych zlodowaceniem plejstoceńskim

Aby uzupełnić powyższą ocenę zmiennych tempa wzrostu struktur, krótko analizujemy trendy czasowo-składowe (tam, gdzie dane są dostępne) w kontekście zmian klimatycznych 33 wulkanów w tej sekcji. Wulkany wykazujące podobne wzorce zostały pogrupowane i omówione poniżej. Zawartość SiO2 w całych skałach _dla datowanych produktów wulkanicznych z pięciu reprezentatywnych wulkanów łuku okołopacyficznego przedstawiono na rysunku 5, aby porównać trendy ewolucji składu chemicznego magmy z danymi klimatycznymi.

Zmienne w czasie ciśnienie w systemach magmowych, spowodowane postępem i cofaniem się lodowca, może być powiązane z jednoczesnymi zmianami składu magmy wyrzuconej z erupcji ( rys. 1 ). Hipoteza głosi, że w okresach lodowcowych impedancja w procesie wznoszenia się magmy prowadzi do wydłużonego przebywania w skorupie ziemskiej, co skutkuje frakcjonowaniem i asymilacją kryształów, co zwiększa zawartość SiO2 _w partiach magmy ( rys. 1).Edwards i wsp., 2002;Wilson i Russell, 2020). Z drugiej strony oczekuje się, że wyrzucone magmy będą stosunkowo maficzne po deglacjacji, ponieważ gęstsze magmy mogą łatwiej unosić się w górę po dekompresji skorupy ziemskiej (Pinel i Jaupart, 2000), chociaż istnieją przykłady magm maficznych, które są bardziej wyporne niż współistniejące magmy felsyczne (np.Eichelberger, 1980). Wykazanie związków przyczynowo-skutkowych między obciążeniem lodem a składem wytryskującej magmy wymagałoby silnych (i być może powtarzalnych) korelacji między składem erupcyjnym a zmianami klimatycznymi.

Trendy czasowo-składowe na rysunku 5 pokazują pewne wzorce, które zbiegły się ze zmianami klimatycznymi. Wydaje się jednak, że zakres zróżnicowania składu, a nie przesunięcia w kierunku składów bardziej krzemionkowych (lub odwrotnie ), są silniej skorelowane ze zmianami klimatycznymi. Co więcej, chociaż wulkany na rysunku 5 generalnie wykazują największe zróżnicowanie składu w MIS 4–2 (np. Ruapehu), podobne zróżnicowanie występuje również w MIS 6 (North Sister, Middle Sister i South Sister) oraz MIS 5 (Akutan i Calbuco). Określenie, dlaczego stopień zróżnicowania składu niektórych wulkanów łukowych jest skorelowany ze zmianami klimatycznymi, wykracza poza zakres niniejszego badania.

Ogólnie rzecz biorąc, nie odnotowano żadnego ani widocznego związku między obciążeniem lodowcowym a składem wyrzuconej magmy w przypadku następujących wulkanów: Mazama, Middle Sister, South Sister, Mount Adams, Mount Baker i Black Buttes, Akutan, gromady Tanaga, Ruapehu, Tongariro, Paniri, Calbuco lub Puyehue-Cordón Caulle (odniesienia w kolejności wymienionych wulkanów:Bacon i Lanphere, 2006;Calvert i wsp., 2018;Fiertsein i wsp., 2011;Hildreth i Lanphere, 1994;Hildreth i wsp., 2003b;Coombs i Jicha, 2020;Jicha i wsp., 2012;Conway i wsp., 2016;Conway i wsp., 2018;Pure i wsp., 2020;Godoy i wsp., 2018;Mixon i wsp., 2021;Singer i wsp., 2008Wiek tych systemów wulkanicznych waha się od >500 tys. lat do holocenu, a większość z nich obejmuje wiele cykli glacjalnych i interglacjalnych ( tabela 1 ). Co więcej, nie zaobserwowano korelacji między tempem erupcji a składem na wulkanach Mount Baker i Black Buttes, Mount Rainier ani Tongariro (Hildreth i wsp., 2003b;Lanphere i Sisson, 2003;Pure i wsp., 2020).

W innych miejscach brak korelacji między składem erupcyjnym a wiekiem uniemożliwia powiązanie między składem erupcyjnym a obciążeniem lodem, np. w Tatara-San Pedro, Mount St. Helens, Seguam, kopułach Kaguyak i Antuco-Sierra Velluda (Dungan i wsp., 2001;Jicha i Singer, 2006;Clynne i wsp., 2008;Fierstein i Hildreth, 2008;Martínez i wsp., 2018). W Seguam stężenia SiO2 _w lawach i materiałach piroklastycznych nie korelują również z wnioskowaną ilością lodu pokrywającego budowlę na przestrzeni czasu (Jicha i Singer, 2006).

W przypadku niektórych wulkanów uwzględnionych w niniejszym przeglądzie nie omawia się ani objętości wybuchów, ani składu wybuchów w kontekście obciążenia lodem lub zmian klimatycznych w czasie, nawet jeśli istnieją odpowiednie dane, jak w przypadku Aucanquilcha (Klemetti i Grunder, 2007), Katmai (Hildreth i Fierstein, 2012), trzy chilijsko-argentyńskie wulkany (Grosse i wsp., 2018) i sześć wulkanów w Andach Ekwadoru (Bablon i wsp., 2020). W przypadku niektórych wulkanów, takich jak Tungurahua, Antisana i kompleks Pichincha, magma z czasem stała się bardziej krzemionkowa, ale nie można jednoznacznie powiązać tych zmian z cyklami lodowcowymi (Robin i wsp., 2010;Hall i wsp., 2017;Bablon i wsp., 2020). W Iliniza obserwuje się odwrotną tendencję, gdzie z czasem magmy stają się mniej krzemionkowe, a bardziej magnezowe, ale nie omawia się również zmian w odniesieniu do zmieniającej się pokrywy lodowej (Santamaría i wsp., 2022W innych przypadkach występują korelacje między tempem erupcji a składem lodu, ale nie są one przyczynowo powiązane ze zmienną w czasie pokrywą lodową. Przykładem jest North Sister, gdzie pozorne tempo erupcji spada o ~30% między ~300 a ~100 tys. lat, co zbiega się ze spadkiem stężeń Ni i MgO w erupcjach i zostało zinterpretowane jako wskazujące na frakcjonowanie zdominowane przez oliwin w miarę zanikania systemu magmowego (Schmidt i Grunder, 2009).

W przypadku niektórych systemów dane dotyczące składu czasowego nie są raportowane ani omawiane. Dotyczy to El Misti, klastra Katmai, Chimborazo, Ampato-Sabancaya i Popocatépetl (Thouret i wsp., 2001;Hildreth i wsp., 2003a;Samaniego i wsp., 2012;Samaniego i wsp., 2016;Gisbert i wsp., 2021). W przypadku innych wulkanów, dla których dostępne są dane dotyczące czasu, objętości i składu, rozdzielczość wieku geochronologicznego jest zbyt niska, aby zbadać sprzężenia zwrotne między składem magmy a deglacjacją, jak na przykład w przypadku wulkanu Fisher na Aleutach (Stelling i wsp., 2005).

W przypadku niektórych wulkanów stwierdzono korelację między zapadnięciem się sektorów a zmianami składu wyrzuconej magmy (np. Parinacota:Hora i wsp., 2007), które reprezentują podobną, ale szybszą zmianę obciążenia litostatycznego systemu magmowego niż typowo zachodząca w wyniku cofania się lodowców. Mimo to żaden z 33 wulkanów i systemów wulkanicznych (oraz dwóch badań obejmujących wiele wulkanów):Grosse i wsp., 2018;Bablon i wsp., 2020) zbadane powyżej nie wykazują żadnych powtarzalnych korelacji między składem materiałów powstałych w wyniku erupcji a pokrywą lodową.

Dyskusja

W tej sekcji przedstawiamy i wyjaśniamy cztery główne zastrzeżenia zidentyfikowane w przeglądzie. Dyskusja ta ma na celu ułatwienie interpretacji opublikowanych wyników oraz ukierunkowanie przyszłych badań nad związkami przyczynowo-skutkowymi między deglacjacją a wulkanizmem. Rezultaty i korzyści wynikające z uwzględnienia tych ograniczeń, które obecnie utrudniają rekonstrukcję złożonej historii wulkanów, zostały podsumowane na końcu sekcji poświęconej dyskusji.

Nieobiektywne zachowanie i ekspozycja produktów erupcji

Istotną kwestią przy interpretacji danych czasowo-objętościowych (np. Rysunek 3 ) jest: czy mniejsze objętości zachowanych erupcji w okresach lodowcowych wskazują na zmniejszone tempo erupcji (tj. dowód braku), czy też odzwierciedlają erozję i/lub brak zachowania erupcji synglacjalnych (tj. brak dowodów)? Stopień, w jakim zapisy erupcji danego wulkanu są modyfikowane i wpływają na erozję, niepełne zachowanie i dekompresję systemu magmowego, zależy od konkretnych kontekstów lokalnych i regionalnych. Z tego powodu, podczas interpretacji danych czasowo-objętościowych, kluczowe jest określenie, co faktycznie reprezentują szacowane objętości zachowanego materiału w danym wulkanie. W wielu przypadkach erozja i brak zachowania mogą prowadzić do mylących i niedokładnych obrazów tempa wzrostu budowli, ponieważ szacowane objętości mogą różnić się od pierwotnych objętości erupcji (Singer i wsp., 1997;Edwards i wsp., 2015).

Rysunek 6 przedstawia trzy scenariusze pokrywy lodowej wulkanu i związane z nimi style wzrostu budowli. W tych przykładach przetrwanie struktury budowli ostatecznie zależy od wzajemnego oddziaływania wzrostu budowli, erozji i supraglacjalnego umiejscowienia erupcji. Erupcje podlodowcowe ( rysunek 6A ) mogą wytwarzać tufy lapilli, hialoklastyty i lawy poduszkowe, które tworzą tuje i asymetryczne formy terenu, które mogą być związane z wylewami z jezior podlodowcowych, znanych jako „jökulhlaups” (np.Lachowycz i wsp., 2015;Cole i wsp., 2018;Russell i wsp., 2021To, czy takie materiały zostaną zachowane, zależy od tego, czy erupcje były wybuchowe czy wylewne, czy erupcje odprowadzały wodę do zbiorników wodnych podlodowcowych, geometrii i form terenu po erupcji, późniejszego działania erozji oraz tego, czy zjawiska jokulsarlonowe przetransportowały materiał synerupcyjny poza budowlę (Smellie, 2021). Alternatywnie, gdy wulkany podtrzymują czapy lodowe i lodowce boczne ( rysunek 6B ), erupcje mogą tworzyć grzbiety wzdłuż boków lodowców, jak wskazują na to cechy interakcji lawy z lodem (patrz ciemnopomarańczowe i zielone jednostki na rysunku 6B ), a wyrzucone materiały mogą być umieszczane na lodowcach, a następnie wypłukiwane z budowli jako gruz, gdy lodowce się topią (np.Lescinsky i Sisson, 1998). Jednocześnie lodowce mogą erodować materiał dna doliny w miejscach, gdzie siła ścierna jest największa (patrz zielone jednostki na rysunku 6C ), a także usuwać mniejsze lub mniejsze objętości materiału ściany doliny (np.Singer i wsp., 1997;Pure i wsp., 2020). Późniejszy wzrost budowli w środowisku wolnym od lodu ( rysunek 6C ) jest powszechnie kojarzony z młodymi lawami wpływającymi do wolnych od lodu dna dolin i z budową „idealnych” otworów stożkowych ( rysunki 4B , E, 6C ; patrz takżeHobden i wsp., 1999).

Ponadto kontrastujące metody szacowania objętości mogą utrudniać porównywanie zbiorów danych czasowo-objętościowych z różnych badań. W przypadku istnienia zbiorów danych czasowo-objętościowych o wysokiej rozdzielczości, suma szacowanych objętości przepływów lawy (oparta na obserwowanych rozkładach powierzchniowych i grubościach) może być znacznie mniejsza niż całkowita objętość między powierzchnią wulkanu a jego danymi sprzed wybuchu wulkanu, ponieważ znaczne ilości zakopanego materiału mogą mieć słabo określone dane dotyczące wieku i pochodzenia (np.Godoy i wsp., 2018;Pure i wsp., 2020). Takie przeszkody są w różny sposób uwzględniane w badaniach uwzględnionych w tej ocenie, a poniżej rozwijamy te koncepcje.

Metody szacowania objętości

Do oszacowania objętości wulkanów i poszczególnych jednostek erupcyjnych zastosowano szereg metod. W przypadku całych struktur metody te obejmują wyznaczenie obszaru między punktem odniesienia przedwulkanicznym a cyfrowym modelem wysokościowym powierzchni wulkanu (często z wykorzystaniem programu GIS, np.Samaniego i wsp., 2016) i wykorzystując kształt trójwymiarowy do przybliżenia geometrii budowli (np.Godoy i wsp., 2018). W przypadku poszczególnych jednostek erupcyjnych metody szacowania objętości obejmują pobieranie grubości pól i mnożenie ich przez rozkład powierzchniowy strumieni lawy, które są obserwowalne lub zakopane i można je wywnioskować (np. Mazama, Kaskady:Bacon i Lanphere, 2006; Trzy siostry, Kaskady;Fiertsein i wsp., 2011;Calvert i wsp., 2018; Tongariro, Nowa Zelandia;Pure i wsp., 2020). Metody dotyczące poszczególnych jednostek erupcyjnych obejmują również podział sektorów wulkanu przy użyciu przybliżeń kształtu trójwymiarowego w celu oszacowania objętości, w oparciu o miejsce występowania każdej głównej sekwencji erupcyjnej (np. Parinacota, Chile:Hora i wsp., 2007; Ruapehu, Nowa Zelandia;Conway i wsp., 2016).

Zrekonstruowane objętości materiału erodowanego

Aby dokładnie zrekonstruować długoterminowe zmiany tempa erupcji wulkanu z plejstocenu, konieczne jest oszacowanie objętości utraconego materiału. Podczas przeprowadzania tego ćwiczenia najczęściej stosuje się podejście (1) zakładające, że każdy otwór erupcyjny miał idealną geometrię stożka (Thouret i wsp., 2001) i/lub (2) założyć, że doliny były wcześniej wypełnione osadami wyrwanymi w wyniku erupcji, a następnie uległy erozji (Singer i wsp., 1997). Czasami jednak przyjmuje się po prostu, że zachowana objętość budowli reprezentuje całkowitą ilość wyrzuconego materiału, nawet w przypadku, gdy zgłaszane są nieprawidłowości związane z polodowcowym charakterem (np.Samaniego i wsp., 2012;Samaniego i wsp., 2016), co może być niedokładne w przypadku wulkanów, w których wystąpił postęp lodowca i zapadnięcie się sektorów.

Podejścia (1) i (2) wskazane powyżej są uzasadnione w przypadku otworów i zboczy, które powstały w środowiskach wolnych od lodu (np. Rysunek 6C ). W takich przypadkach istnienie bocznie wykopanych sekwencji płaskich przepływów lawy (np. Rysunek 4A ; zielone jednostki na Rysunku 6C ) i moren ograniczających doliny (np. patrz „m” na Rysunkach 4A, C, D, F ) może być wykorzystane do wnioskowania o odrębnych okresach wzrostu i erozji budowli. W zastosowaniu modelu wzrostu wolnego od lodu, niektóre badania oszacowały ilość denudacji przez lodowce w dolinach, aby wywnioskować objętości erozji (np.Mixon i wsp., 2021). Na podstawie tych danych szacuje się, że objętość materiału erodowanego w Paniri (Chile) wynosi 4,4 km³, w stosunku do 79,9 km³zachowanych materiałów budowlanych (Godoy i wsp., 2018). W innych miejscach szacunki tempa schodzenia w dół w wyniku erozji lodowcowej oszacowano, zakładając, że grzbiety lawowe wznoszące się nad lodowcami są pozostałościami, które przetrwały po erozji lodowcowej na otaczającej je wcześniej istniejącej lawie. Stosując to podejście,Hildreth i wsp. (2003b)wnioskowane tempo schodzenia w dół na poziomie 0,4–1,75 m/tys. w Mount Baker. Jednakże grzbiety lawowe mogą być również pierwotnymi (konstrukcyjnymi) formami terenu, a nie wtórnymi (erozyjnymi) formami terenu, ponieważ wiele zlodowaconych wulkanów ewidentnie powstawało w obecności lodu (np.Conway i wsp., 2016). Co więcej, chociaż doliny w większości wulkanów były zajęte przez lodowce, w wielu przypadkach trudno jest odróżnić, czy takie doliny powstały wokół lodu, czy zostały wyrzeźbione przez lód, czy też jedno i drugie (np.Singer i wsp., 1997;Singer i wsp., 2008).

Produkty erupcyjne o wysokim potencjale konserwacyjnym

Szacowane objętości holoceńskich strumieni lawy i skonsolidowanych osadów piroklastycznych prawdopodobnie odzwierciedlają rzeczywistą ilość wyrzuconej magmy, ponieważ w większości przypadków prawdopodobieństwo wystąpienia erozji w wyniku zlodowacenia lub zapadnięcia się sektorów było minimalne. Dowodem na to są lawy i osady piroklastyczne z nienaruszonymi pancerzami i bez prążków lodowcowych, które można w pełni powiązać z ich otworami źródłowymi, co ilustrują ciemnoczerwone jednostki na rysunku 6C (np. stożek Ngāuruhoe w Tongariro w Nowej Zelandii):Hobden i wsp., 1999). W przykładzie pokazanym na rysunku 6 wulkan mógł mieć stałą częstotliwość erupcji przez ponad 200 tys. lat, ale objętość produktów erupcji synglacjalnych może być niedoreprezentowana w porównaniu z produktami postglacjalnymi, ze względu na pełniejsze zachowanie tych drugich.

Produkty erupcyjne o niskim potencjale konserwacyjnym

Tefry i nieskonsolidowane osady piroklastyczne mają znacznie mniejsze szanse na zachowanie się na strukturze wulkanu w ciągu jego długoterminowego zapisu niż lawy i niektóre osady piroklastyczne. Badanie kompletności zapisu tefry w regionach wolnych od lodu sugeruje, że <1% produktów erupcji o indeksie eksplozywności wulkanicznej ≥2 zostało zachowanych w zapisach stratygraficznych po LGM, chociaż całkowita objętość zachowanego materiału wybuchowego może wynosić >1% (Watt i wsp., 2013). Nieskonsolidowane złoża piroklastyczne, które nie są przykryte lawą, są rzadkością w zapisach konstrukcyjnych większości wulkanów zlodowaconych (np.Hackett i Houghton, 1989). Zazwyczaj osady powstałe w wyniku erupcji wulkanicznych stanowią mniejszość zachowanego materiału budowli (np. s. 732Hildreth i wsp., 2003b; str. 364 zFierstein i Hildreth, 2008; str. 405 zMartínez i wsp., 2018). Łącznie, obserwacje te pokazują, że zapisy budowli wulkanicznych są bardziej stronnicze w stosunku do zachowanych law i osadów piroklastycznych przykrytych lawą, a nie tefr i odkrytych osadów piroklastycznych.

Chociaż wybuchy wulkaniczne mogą stanowić znaczną część erupcji danego wulkanu, dane sprzed LGM są zwykle ubogie i zawierają jedynie wydarzenia o największej objętości (Kiyosugi i wsp., 2015). W regionach dotkniętych zlodowaceniem kontynentalnym zapis tephry na równinie pierścieniowej jest często niszczony przez erozję lodowcową (np.Hildreth, 1996Dokładne rekonstrukcje dawnych wskaźników erupcji wulkanów zlodowaconych mogą być możliwe jedynie wtedy, gdy zapisy z równiny pierścieniowej, które obejmują lawy i gruz piroklastyczny (zerodowany przez działanie rzeki lub lodowca), tefry i osady powstałe w wyniku zapadnięcia się sektorów, można skorelować z konkretnymi wulkanami źródłowymi na podstawie datowania radiometrycznego, powinowactwa kompozycyjnego, wzorców drenażu i szczegółowego mapowania stratygraficznego (np.Tost i Cronin, 2015). Takie ćwiczenia są niezwykle pracochłonne i czasochłonne, a dodatkowo utrudniają je długie wygasanie niektórych spływów gruzowych powstałych w wyniku zapadnięcia się niektórych sektorów, które mogą przemieszczać się na odległość setek kilometrów od wulkanu źródłowego (Vallance i Scott, 1997;Waythomas i Wallace, 2002;Tost i Cronin, 2015).

Istnieją również inne błędy, które zdają się wpływać na zachowanie materiałów erupcyjnych w zapisie budowli. Najbardziej zauważalny jest przypadek, gdy materiały erupcyjne są umieszczane na masach lodowych, ale nigdy nie stykają się z podłożem skalnym, co uniemożliwia ich zachowanie, ponieważ są wypłukiwane jako gruz podczas deglacjacji. Wywnioskowano to z zapisów erupcyjnych (np.Jicha i Singer, 2006;Conway i wsp., 2016;Pure i wsp., 2020) i obserwowano je w przypadku współczesnych erupcji (np.Edwards i wsp., 2015;Loewen i wsp., 2021).

Podsumowanie w Tabeli 2 pokazuje, że z 33 badań, 20 rozważało interakcję lawy z lodem, a 10 z tych badań rozważało lub zgłaszało dowody na supraglacjalne umiejscowienie materiałów wybuchowych. Co godne uwagi, jedyne badania, które rozważały supraglacjalne umiejscowienie, to te, które zgłaszały również dowody lub prawdopodobieństwo interakcji lawy z lodem ( Tabela 2 : wulkany Akutan, Katmai, Middle Sister, Baker, Rainier, St. Helens, Ruapehu i Tongariro). Żadne badania wulkanów andyjskich z Ekwadoru, Peru, Argentyny lub Chile nie uwzględniały supraglacjalnego umiejscowienia materiałów wybuchowych, mimo że wiek tych wulkanów i zasięg pokrywy lodowej mogłyby uczynić supraglacjalne umiejscowienie materiałów wybuchowych wysoce prawdopodobnym ( Tabela 2 ). Strumienie lawy, które gromadziły się w dolinach wolnych od lodu w poprzednich okresach międzylodowcowych, mogą również mieć niski potencjał zachowania i/lub odsłonięcia, ponieważ mogą ulec erozji podczas kolejnych postępów lodowca i zostać pogrzebane przez młodsze gliny zwałowe i osady wulkaniczne (np.Conway i wsp., 2016; Rysunek 4C ).

Zapadanie się asymetrycznych form terenu, które powstały w obecności lodu, po ustąpieniu lodowca było szeroko odnotowywane zarówno na półkuli północnej, jak i południowej.Capra (2006)zidentyfikowano ponad 20 wydarzeń, które miały miejsce po załamaniu się sektora LGM w Argentynie, Boliwii, Chile, Ekwadorze, Meksyku, Nowej Zelandii i Stanach Zjednoczonych, co nie jest pełną listą ( por. Osceola Mudflow w Rainier, Cascades:Vallance i Scott, 1997; Formacja Murimotu w Ruapehu w Nowej Zelandii;Palmer i Neall, 1989). Takie zapadnięcia sektorów usuwają materiał budowli o różnym wieku, w zależności od tego, który materiał był częścią zapadniętej formy terenu. Obecność materiału hydrotermalnie zmienionego w osadach powstałych w wyniku zapadnięcia sektorów, które mogą powstawać w środowiskach podlodowcowych poprzez interakcje z wodą roztopową, wskazuje, że materiały podlodowcowe są często usuwane z budowli podczas zapadnięć (np.Vallance i Scott, 1997;Waythomas i Wallace, 2002Erupcje podlodowcowe i synglacjalne prawdopodobnie mają zatem niski potencjał konserwacyjny ze względu na ich skłonność do fragmentacji, przekształcania, zakopywania, zapadania się i erozji. Możliwość dokładnej rekonstrukcji tempa erupcji w materiałach sprzed zapadnięcia się sektora może być utrudniona przez masowe wymywanie, które usuwa znaczne ilości starszego materiału z budowli, co może prowadzić do niedoszacowania tempa erupcji sprzed zapadnięcia się (tj. synglacjalnych).

Streszczenie

Szacunki objętości erupcji stanowią główne źródło niepewności w badaniach, które starają się odpowiedzieć na pytanie: czy deglacjacja powoduje wzrost tempa erupcji? Istnieje zatem wyraźny kontrast między badaniami interpretującymi zmiany w trendach czasowo-objętościowych jako wynikające z erozji i uśpienia erupcyjnego (np.Singer i wsp., 1997;Singer i wsp., 2008) i inne badania, które wskazują na błąd w zachowaniu, w wyniku którego materiały wyrzucone w wyniku erupcji zostały wypłukane z budowli na równinę pierścieniową (np.Pure i wsp., 2020). W wielu przypadkach zapisy terenowe dostarczają mocnych dowodów na to, że 1) występuje erozja lodowcowa i rzeczna, 2) większe objętości materiału wybuchowego są zachowywane w okresach zmniejszonego pokrycia lodowego z powodu błędu zachowania, 3) wulkany wybuchają zarówno wybuchowo, jak i wylewnie, i 4) wulkany z ery plejstocenu zawierają znaczne objętości nieobserwowalnego materiału pogrzebanego. Z drugiej strony, zapisy terenowe mają trudności z dokładnym wykazaniem 1) jak duża była erozja, ponieważ nie można zweryfikować założeń dotyczących geometrii sprzed erozji, 2) jaka objętość materiału, który został wyrzucony synglacjalnie, została wypłukana na równinę pierścieniową, ponieważ pochodzenie klastów może być trudne do ustalenia, a zlodowacenie kontynentalne może zatrzeć zapisy równiny pierścieniowej, 3) jaka objętość została wyrzucona wylewnie w porównaniu z wybuchem, ponieważ różne litologie mają różne prawdopodobieństwo zachowania, oraz 4) wiek i pochodzenie całkowicie pogrzebanych materiałów budowli.

Ograniczenia precyzji geochronologicznej

Sprawdzenie, czy istnieją związki przyczynowo-skutkowe między deglacjacją a tempem erupcji, wymaga danych chronologicznych, które wyraźnie rozróżniają przyczynę od skutku. W przypadku wulkanów łukowych zapisy erupcji muszą zatem charakteryzować się wystarczającą precyzją i dokładnością, aby umożliwić porównanie czasu erupcji z wahaniami zasięgu lodu. Dane geochronologiczne, które ograniczają wahania pokrywy lodowej i tempa erupcji, powinny być w idealnym przypadku niezależne, dokładne i precyzyjne. Dokładność i precyzja takich danych geochronologicznych jest niezbędna do ustalenia, czy dekompresja łukowych systemów magmowych poprzez cofanie się lodu doprowadziła do natychmiastowego wzrostu tempa erupcji, czy też do opóźnionych mechanizmów. W niniejszym artykule przeanalizowano metody określania czasu cofania się lodu i zdarzeń wulkanicznych, aby ocenić siłę dowodów, które mogą lub nie potwierdzać związku przyczynowo-skutkowego między deglacjacją a wzrostem tempa erupcji.

Czas deglacjacji

Na rysunku 3 porównano historię wzrostu wulkanów z ułożonym w stos δ bentonicznym¹⁸Krzywa O zLisiecki i Raymo (2005), która w dużej mierze odzwierciedla globalną objętość lodu, aby ocenić, czy tempo erupcji wulkanów łukowych było zależne od zmian klimatu. W recenzowanych artykułach rozróżnienia między zredukowaną a zaawansowaną pokrywą lodową na lądzie były generalnie uznawane za te, które definiują każdy morski etap izotopowy (MIS). Czasami są one integrowane z regionalnymi informacjami paleoklimatycznymi w celu potwierdzenia czasu postępu i cofania się lodowców, jednak istnieje niewiele szczegółowych rekonstrukcji lodowców dla wulkanów łukowych ( por.Eaves i wsp., 2016;Eaves i wsp., 2019). Podczas sprawdzania, czy zmiany poziomu morza wpłynęły na wulkanizm (np.Wallmann i wsp., 1988), można założyć, że tempo (od)ciążania litostatycznego jest stałe w skali pojedynczego wulkanu lub regionu. Z drugiej strony, postęp lub cofanie się lodu może następować w różnym tempie w różnych dolinach tego samego wulkanu ze względu na lokalne efekty morfologiczne i klimatyczne (Eaves i wsp., 2019). Poniższa dyskusja skupia się na ogólnym czasie cofania się lodu podczas Ostatecznego Zakończenia w celu porównania tego okresu z dokładnością pomiarów wieku erupcji dla przepływów lawy, ponieważ powiązania między długoterminowymi wskaźnikami erupcji a małymi fluktuacjami masy lodowca nie są dobrze zbadane.

Szybki wzrost poziomu morza z 18 do 11,7 tys. lat temu odzwierciedla masowe topnienie pokrywy lodowej i lodowców podczas ostatniego zlodowacenia (Denton i wsp., 2010), co potwierdza zapis piętrowy otwornic bentonicznych δ¹⁸O kompozycjach (Lisiecki i Raymo, 2005). W przypadku danych dotyczących poziomu morza średni błąd 2σ w skorygowanym wieku koralowców, obliczony na podstawie opublikowanych danych dotyczących stosunku izotopów U i Th w tym okresie, wynosi ±0,7 tys. lat (Thompson i Goldstein, 2006). Na lądzie zapisy morenowe na wulkanach lub w ich pobliżu, ocenione w niniejszym przeglądzie, wskazują na okres około 10 tys. lat, w którym lodowce cofały się z LGM do rozmiarów bliskich historycznym.Davies i wsp. (2020)Podsumowano, że pokrywa lodowa Patagonii w Ameryce Południowej zaczęła się cofać z największego zasięgu około 28 tys. lat temu, a następnie ustabilizowała się w okresie 21–18 tys. lat temu. Następnie pokrywa lodowa uległa gwałtownej deglacjacji i rozdzieliła się na odłączone masy lodowe w ciągu 15 tys. lat temu, po czym nastąpiły ponowne przesunięcia lub stabilizacje lodowców w okresie 14–13 tys. lat temu i 11 tys. lat temu. Wnioski te są poparte¹⁰Wiek odsłonięć moren w pobliżu jeziora Palena na granicy Chile i Argentyny (43,9° S; 71,5° W), które mają błędy 2σ w średnim wieku moren wynoszącym 0,8–1,4 tys. lat (Sotores i wsp., 2022). Ten poziom precyzji jest podobny do tego (wartości 2σ 0,4–1,8 ka) podawanego dla³Datowanie odsłonięć LGM i moren późnoglacjalnych na wulkanach Tongariro i Ruapehu w Nowej Zelandii, o którym donosiEaves i wsp. (2016),Eaves i wsp. (2019).

Czas trwania wulkanizmu

Ten⁴⁰Ar/³⁹Geochronometry Ar i K-Ar były szeroko stosowane do określania historii erupcji wulkanów czwartorzędowych na całym świecie i stanowią kluczowe narzędzia do określania wieku skał wulkanicznych z łuku późnoplejstoceńskiego. W każdym z badań omówionych w niniejszym przeglądzie zastosowano jedną lub obie metody datowania. Najlepiej nadają się one do datowania mikrokrystalicznego (nieszklistego) materiału gruntowego potoków lawowych (Gamble i wsp., 2003;Fleck i wsp., 2014;Calvert i wsp., 2018;Sisson i wsp., 2019). W szczególności lawy, które zostały umieszczone pod powierzchnią ziemi obok lodowców, dostarczają idealnych materiałów do datowania, ponieważ tworzą one grube strumienie z powoli chłodzonymi wnętrzami, które wytwarzają grubokrystaliczne tekstury masy gruntowej (mikrolity masy gruntowej >20 μm;Conway i wsp., 2016). W przeciwieństwie do tego wulkanizm podlodowcowy może wytwarzać szkliste (i zmienione hydrotermalnie) produkty wulkaniczne, których datowanie za pomocą tych metod jest trudne (Flude i wsp., 2010;Guillou i wsp., 2010Aktywność erupcyjna wulkanów w okresach interglacjalnych może powodować powstawanie gruzowych, blokowych lub cienkich strumieni lawy na stromych zboczach lub w dolinach wolnych od lodu, które charakteryzują się również szklistą teksturą masywu gruntowego (Pure i wsp., 2020). Niska radiogeniczność⁴⁰Wydajność Ar i wysokie ciśnienie atmosferyczne⁴⁰Obecność Ar w lawach o niskim współczynniku K i/lub młodych (<20 tys. lat) stanowi również duże wyzwanie dla określenia historii niedawnych erupcji wulkanów łukowych (Jicha, 2009).

Dokładność danych geochronologicznych w badaniach ocenianych w tym przeglądzie jest porównywana z czasem trwania Ostatniego Zakończenia na Rysunku 7. Spośród 44 wieków pomiędzy 30 a 10 ka, pięć ma wartości 2σ na poziomie 6%–9% w stosunku do wieku (tj. wartości 2σ 1,1–2,2 ka). Kolejnych dziesięć pomiarów wieku ma wartości 2σ >9–20% w stosunku do preferowanego wieku. Szesnaście law ma wartości 2σ pomiędzy 21% a 42% w stosunku do preferowanego wieku, a pozostałe trzynaście ma wartości 2σ na poziomie 52%–93%. Wiek 17,8 ± 2,2 ka zgłoszony przezConway i wsp. (2016)wskazuje z 95% pewnością, że erupcja lawy nastąpiła między 20,0 a 15,6 tys. lat temu. Pomimo stosunkowo precyzyjnego określenia wieku, zakres ± 2σ obejmuje okres od pełnego zlodowacenia do znacznego cofnięcia się lodu na wulkanie Ruapehu. Wiek 17,8 ± 2,2 tys. lat temu różni się jednak od ponownego natarcia w okresie ~14–11 tys. lat temu, odpowiadającym Antarktycznemu Zimnemu Odwróceniu (Eaves i wsp., 2019). W Calbuco wiek 11,5 ± 8,0 ka zgłoszony przezMixon i wsp. (2021)obejmuje okres od zasięgu LGM lądolodu patagońskiego na poziomie 19,5 tys. lat temu, poprzez szybkie cofanie się na poziomie 17 tys. lat temu, aż do ponownego przesuwania się lodowców na poziomie 14–13 tys. lat temu, 11 tys. lat temu i 6–5 tys. lat temu (Moreno i wsp., 2015). W połączeniu z obserwacjami terenowymi, te ograniczenia wiekowe nadają się do szerokiej identyfikacji syn- i postglacjalnych stadiów erupcyjnych, ale nie mogą być bezpośrednio porównywane ze zdarzeniami klimatycznymi w skalach sub-kyr ( Rysunek 7 ). W związku z tym, przy obecnie dostępnej precyzji analitycznej, trudno jest przetestować wrażliwość reakcji wulkanicznej na deglacjację. Na przykład, warto byłoby wiedzieć, czy erupcje są inicjowane podczas cofania się lodowca na dużą skalę, gdy utracono próg 70% lodu, czy 3 kyr po osiągnięciu prawie współczesnych zasięgów lodowca. Podobnie, dokładniejsze dane wiekowe mogą pozwolić na sprawdzenie, czy niewielkie stabilizacje lub ponowne przesuwanie się lodowców zatrzymały lub spowolniły jakiekolwiek potencjalne wzrosty tempa erupcji po LGM. Ma to istotne implikacje dla zrozumienia, czy przyszłe cofanie się lodowca przy obecnym ociepleniu doprowadzi do zwiększonego tempa wulkanizmu, a także dla naszej zdolności do dostarczania wiarygodnych prognoz dla takiej aktywności wulkanicznej.

Skalibrowany¹⁴Wiek C materiału organicznego leżącego pod, nad lub w warstwach materiału wulkanicznego może zapewnić precyzyjne ograniczenia geochronologiczne. Regularnie zgłaszane są niepewności analityczne rzędu ±100 lat (2σ) (np.Bromley i wsp., 2019), które są znacznie mniejsze niż niepewności typowe⁴⁰Ar/³⁹Oznaczenia wieku Ar i K-Ar, jak podsumowano powyżej. Datowanie radiowęglowe zostało z powodzeniem wykorzystane do uzyskania wysokiej rozdzielczości zapisów erupcji z tefran polodowcowych w badaniach analizujących potencjalny związek przyczynowo-skutkowy między deglacjacją a pozornym tempem erupcji (Watt i wsp., 2013;Rawson i wsp., 2016). Datowanie radiowęglowe nie zawsze jest możliwe, szczególnie w przypadku erupcji o wieku >50 tys. lat i na górnych zboczach wulkanów na średnich i wysokich szerokościach geograficznych, gdzie występuje niewiele materiału organicznego przewarstwionego lub pokrytego lawą i jednostkami piroklastycznymi.

Streszczenie

Ani epizody erupcyjne, ani deglacjacje nie są zdarzeniami natychmiastowymi, a ustalenie związku przyczynowo-skutkowego między nimi było i nadal będzie trudnym zadaniem. Granice precyzji analitycznej metody K-Ar i⁴⁰Ar/³⁹Geochronometry Ar pozwalają oszacować wiek w zakresie 1–2 tys. lat dla law andezytowych o średniej i wysokiej zawartości K z późnego glacjału, ale często 10 tys. lat lub więcej dla law o niskiej zawartości K. Takie niepewności utrudniają rzetelną ocenę, czy wahania tempa erupcji były spowodowane deglacjacją, i uniemożliwiają identyfikację i pomiar luk czasowych (tj. „czasów opóźnienia”; ryc. 1C ), które mogą występować między deglacjacją a epizodami wzmożonej aktywności erupcyjnej.

Powtarzalność trendów w wielu cyklach klimatycznych

Wzrost tempa wzrostu budowli w wulkanach łukowych po okresie LGM jest często zgłaszaną cechą, którą w niektórych przypadkach interpretowano jako dowód na to, że deglacjacja powoduje wzrost tempa erupcji (np.Singer i wsp., 2008; patrz także Parinacota i Antuco-Sierra Velluda na rysunku 3 ). Takie odkrycie może wskazywać, że systemy magmowe w wielu wulkanach były przygotowane do reakcji na rozładowanie podczas ostatniego etapu erupcji i dlatego mogły przejść podobną ewolucję podczas wcześniejszych przejść z zimnego do ciepłego etapu klimatycznego. Alternatywnie, odkrycie może wskazywać, że błędy w zapisach erupcji wpłynęły w podobny sposób na wiele wulkanów. Podczas gdy niektóre zapisy tephry pozwalają jedynie na badanie aktywności wulkanicznej po okresie ostatniego etapu erupcji (np.Praetorius i wsp., 2016Pobieranie próbek plejstoceńskich struktur wulkanicznych pozwala na konstruowanie dłuższych zapisów erupcji, które mogą umożliwić badanie zmian tempa erupcji podczas starszych przejść lodowcowych/interglacjalnych. Obserwacja zwiększonego tempa erupcji po deglacjacji w ciągu wielu cykli lodowcowo-interglacjalnych na dowolnym wulkanie wzmocniłaby argumenty za związkiem przyczynowo-skutkowym między rozładowywaniem lodu a tempem erupcji. Pomimo wyzwań związanych z niekompletnością zapisu wulkanicznego i niepewnością co do tego, czy tempo wzrostu struktur wulkanicznych dokładnie odzwierciedla tempo erupcji, poniższa dyskusja rozważa, czy polodowcowy wzrost pozornego tempa erupcji w wulkanach łukowych zlodowaconych jest powtarzalny.

Powtarzalność reakcji wzrostu budowli na deglacjację

Spośród 20 wulkanów pokazanych na rysunku 3 , 12 wykazuje wzrost tempa wzrostu budowli po LGM (ok. 20 tys. lat temu) ( tabele 2 , 3 ). Jednak tylko 7 z tych 12 wulkanów wykazuje zwiększony wzrost tempa wzrostu budowli po deglacjacji MIS 6 (ok. 130 tys. lat temu), która była najistotniejszym wydarzeniem deglacjacji w okresie ok. 150 tys. lat temu poprzedzającym LGM (ok. 150 tys. lat temu).Singer i wsp., 2000;Kaplan i wsp., 2004). Ponadto, spośród 7 wulkanów, które wykazują postglacjalne wzrosty tempa wzrostu budowli po MIS 6 i LGM, 3 wulkany wykazują względne wzrosty tempa wzrostu budowli również w okresie MIS 4–2, czyli w okresie, gdy pokrywa lodowa generalnie wzrastała do zlodowacenia MIS 2. Zatem tylko 4 z 20 badanych wulkanów (Mazama, Puyehue-Cordón Caulle, Antuco-Sierra Velluda i Tongariro) wykazują powtarzające się wzrosty pozornych tempa erupcji po zlodowaceniu MIS 6 i LGM bez sprzecznych zwiększonych tempa wzrostu w okresie MIS 4–2 (Bacon i Lanphere, 2006;Singer i wsp., 2008;Martínez i wsp., 2018;Pure i wsp., 2020).

W badaniu Puyehue-Cordón Caulle autorzy zinterpretowali wzrost tempa wzrostu budowli po lodowcu jako konsekwencję odciążenia skorupy lodowej, co spowodowało większy wzrost topnienia z głębokiej skorupy niż w okresach przedlodowcowych i lodowcowych (Singer i wsp., 2008). Jednakże dane dotyczące czasu i składu pochodzące z wytryskujących law nie dostarczają przekonującego wsparcia dla tego wniosku, ponieważ ani tempo wzrostu budowli, ani δ¹⁸Dane klimatyczne O są skorelowane ze zmianami składu wytryskującej lawy. Autorzy dostrzegają również wpływ zapadnięć sektorów i erozji lodowcowej na modyfikację ilości zachowanego materiału skalnego w Puyehue-Cordón Caulle, co poddaje w wątpliwość, czy zapisy wulkaniczne są wystarczająco reprezentatywne dla tempa erupcji plejstocenu i holocenu.

Zapisy erupcji z Antuco-Sierra Velluda interpretowano jako wskazujące na potencjalne wzrosty tempa erupcji od ok. 150 tys. lat temu lub po zlodowaceniu MIS 6, przy niewielkim spadku tempa wzrostu budowli w okresie 60–17 tys. lat temu (ok. MIS 3–2), co zdaniem autorów może być spowodowane mniej dotkliwym zlodowaceniem podczas MIS 4 niż w MIS 6 (Martínez i wsp., 2018; Rysunek 3 ). Tempa wzrostu od ~150 tys. lat temu są jednak stosunkowo jednolite, a wahania w tempie wzrostu budowli od ~150 tys. lat temu mogą być spowodowane ponadlodowcowym umiejscowieniem skał wybuchowych w MIS 4–2.

W przypadku Tongariro wzorce czasowo-objętościowe interpretowano jako wynikające z błędu zachowania, zgodnie z którym lawy i osady piroklastyczne były częściej umieszczane na lodzie w okresach lodowcowych, a następnie transportowane na równinę pierścieniową jako gruz podczas odlodowienia (Pure i wsp., 2020Systematyczne wahania stężeń MgO w czasie nie są jednak skorelowane z cyklami klimatycznymi. Zatem korelacje między pokrywą lodową a tempem wzrostu struktur w Tongariro prawdopodobnie nie odzwierciedlają dokładnie zmiennych wskaźników erupcji, które były modulowane przez obciążenie i odciążenie skorupy lodowej. Podsumowując, dane dotyczące czasu, objętości i składu z Mazama, Puyehue-Cordón Caulle, Antuco-Sierra Velluda i Tongariro dostarczają ograniczonego wsparcia dla tezy, że deglacjacja powoduje wzrost wskaźników erupcji w wulkanach łukowych.

W wielu badaniach analizowano potencjalne reakcje wulkanów na deglacjację w ciągu wielu cykli glacjalnych i interglacjalnych (np.Singer i wsp., 1997;Edwards i wsp., 2002;Hildreth i wsp., 2003b;Lanphere i Sisson, 2003;Bacon i Lanphere, 2006;Jicha i Singer, 2006;Singer i wsp., 2008;Schmidt i Grunder, 2009;Jicha i wsp., 2012;Calvert i wsp., 2014;Conway i wsp., 2016;Calvert, 2019;Coombs i Jicha, 2020;Pure i wsp., 2020;Santamaría i wsp., 2022) podczas gdy inne badania uwzględniały lub posiadały dane dotyczące tempa wzrostu budowli jedynie w trakcie i po ostatnim okresie lodowcowym (np.Fiertsein i wsp., 2011;Calvert i wsp., 2018). Niektóre z badań, które uwzględniają wyłącznie przedział MIS 3–1, wykazują maksymalne tempo wzrostu budowli w okresie lodowcowym, gdy pokrywa lodowa była największa (np. Middle Sister:Calvert i wsp., 2018) podczas gdy inne wykazują maksymalne widoczne wskaźniki erupcji po LGM (np. Calbuco, Chile:Mixon i wsp., 2021), jak na rysunku 3. W przypadku wcześniejszych przykładów ze stosunkowo wysokim tempem erupcji podczas MIS 3–2, wiek i rozkład produktów wulkanicznych dotkniętych lodem mogą dostarczyć cennych informacji o dawnych zasięgach lodowców na ich budowlach. Chociaż moreny rejestrują zewnętrzne granice lodu podczas postępów, uwięzione w lodzie lawy, które wybuchały niezależnie od dynamiki lodu, mogą stanowić unikalne ograniczenia dotyczące obecności i grubości lodowców na wszystkich etapach wcześniejszego postępu i cofania się lodowca (np.Lescinsky i Fink, 2000;Edwards i wsp., 2002;Conway i wsp., 2015Dane z osadów glaciwulkanicznych mogą być wykorzystane do ograniczenia modeli paleoklimatycznych.

Kilka badań, w których analizowano wiele cykli lodowcowo-interglacjalnych, wykazało, że grupowanie się epok radiometrycznych w okresach interglacjalnych nie jest równoznaczne ze wzrostem tempa erupcji, ponieważ trendy czasowo-objętościowe nie wykazują wzrostu tempa wzrostu budowli po okresie lodowcowym (np.Hildreth i wsp., 2003b). Takie obserwacje stoją w sprzeczności z podejściami stosowanymi gdzie indziej, wykorzystującymi rozkład statystyczny wieku radiometrycznego jako przybliżoną miarę tempa wzrostu budowli w przypadku braku szczegółowych danych dotyczących czasu i objętości (Calvert i wsp., 2014;Calvert, 2019). W tych przypadkach, chociaż liczba oznaczeń wieku w okresach międzylodowcowych jest często wyższa niż w okresach lodowcowych, jak w przypadku Mount Rainier, korelacja ta nie jest poparta zapisami objętości i czasu z law tworzących budowle oraz osadów piroklastycznych, ponieważ pozorna korelacja jest artefaktem braku osadzania i braku zachowania w okresach obfitego pokrycia lodem (Calvert i wsp., 2014;Sisson i Calvert, 2023).

Stopniowo rosnące wskaźniki wzrostu budynków

Konserwacja i erozja zmniejszają objętość starszego materiału budowlanego w porównaniu z młodszym materiałem budowlanym. Potencjalną konsekwencją tego jest to, że zrekonstruowane dane dotyczące objętości czasowej mogą wskazywać na stale rosnące tempo wzrostu budynków w czasie. Przykładami takiego wzorca są Baker, Adams i Parinacota ( rysunek 3 ), których krzywe są skierowane w górę, z szeroko rosnącym km.³/kyr rates w czasie (Hildreth i Lanphere, 1994;Hildreth i wsp., 2003b;Hora i wsp., 2007). Jeśli argumenty wskazują na wzrost tempa erupcji po okresie glacjalnym (LGM) z powodu deglacjacji i dekompresji systemu magmowego, to ten sam test należy zastosować do wcześniejszych okresów historii wulkanu. W przypadku Bakera, Adamsa i Parinacoty, tempo erupcji rośnie w trakcie ostatniego zlodowacenia (tj. około 4–2 MIS) w porównaniu z MIS 5, co przeczy wnioskowi, że deglacjacja jest przyczyną wzrostu tempa erupcji.

Interpretacje z globalnych baz danych tephra

Wykorzystując hybrydowy zbiór danych obejmujący zapisy dotyczące tefry od 40 tys. lat do chwili obecnej,Huybers i Langmuir (2009)donieśli, że wulkanizm subaeralny wzrósł od 2 do 6 razy w porównaniu z poziomami tła po deglacjacji po okresie LGM. Autorzy zinterpretowali tę cechę jako wynik dekompresji płaszcza po deglacjacji, a następnie przewidzieli, że wzrost poziomu morza ograniczy tempo erupcji na grzbietach śródoceanicznych. Zauważamy jednak, że zbiór danych dotyczących tefryBryson i wsp. (2006), który został wykorzystany do analizyHuybers i Langmuir (2009), przyznaje, że ziemskie zapisy dotyczące tephry mogą być niekompletne ze względu na nieregularne przechowywanie.

Porównywalny, ale bardziej ostrożny wynik zgłoszono w oddzielnej ocenie zapisów tephry z południowej strefy wulkanicznej Andów, Gór Kaskadowych i Kamczatki przezWatt i wsp. (2013)W badaniu tym zauważono, że wywnioskowane wskaźniki erupcji od LGM do późnego holocenu nie różniły się więcej niż o czynnik dwa, a zmiany w czasie i objętości nie były statystycznie istotne.Watt i wsp. (2013)doniesiono również, że stopień niekompletności zapisów dotyczących pirofosforanu potasu w zapisach po LGM jest znaczny i może wynosić zaledwie 0,005% (1 na 20 000 zachowanych zdarzeń) oraz że niedostateczne próbkowanie małych (<0,1 km³) erupcje uniemożliwiają miarodajną kwantyfikację wskaźników erupcji LGM w porównaniu z erupcjami po LGM. Z tych powodów, a także z powodów opisanych powyżej w sekcji „Typowe zachowanie i ekspozycja produktów erupcji”, nie jest jasne, czy zapisy tephry w holocenie są wystarczająco kompletne lub wolne od błędów zachowania, aby można było interpretować, czy globalny poziom aktywności wulkanicznej wzrósł po LGM.

Streszczenie

Spośród 20 zbiorów danych objętości czasowej z wulkanów łukowych dotkniętych zlodowaceniem ( Rysunek 3 ), 4 wykazują powtarzalne wzrosty tempa wzrostu budowli po zdarzeniach deglacjacji, a 12 dostarcza niejasnych dowodów na wzmożoną aktywność wulkaniczną po lodowcu. Interpretacje powodów, dla których tempo wzrostu budowli wzrasta po zdarzeniach deglacjacji, są bardzo zróżnicowane i nie zawsze uwzględniają zerodowane lub niezachowane materiały. Z tych powodów okresy wzmożonej erozji lub zmniejszonego zachowania mogą być błędnie interpretowane jako przerwy erupcyjne. Niektóre zapisy budowli wykazują stopniowy wzrost tempa wzrostu w czasie (np. Baker, Adams i Parinacota na Rysunku 3 ), ale trudno jest określić, czy takie trendy są rzeczywiste, czy też są artefaktami erozji, zdarzeń masowego niszczenia i pogrzebania; każde z tych zjawisk może nieproporcjonalnie zmniejszać odsłonięte objętości starszych materiałów budowli w stosunku do młodszych materiałów. Zapisy tephry z lądu prawdopodobnie będą mniej przydatne do testowania powtarzalności potencjalnych sprzężeń zwrotnych wulkanizmu i deglacjacji niż zapisy law, ponieważ zapisy tephry sprzed holocenu są bardzo niekompletne (Watt i wsp., 2013Nawet w odniesieniu do samego ostatniego cyklu lodowcowego, kwestionuje się, czy zapisy tephry stanowią wiarygodny dowód na wzrost tempa erupcji polodowcowych, ponieważ zapisy wulkaniczne są niekompletne, a wahania w czasie i objętości są statystycznie nieistotne (np.Huybers i Langmuir, 2009;Watt i wsp., 2013;Rawson i wsp., 2016). Nie oczekuje się, że reakcja wulkanów na deglacjację będzie równomierna w czasie i przestrzeni, biorąc pod uwagę różnice w objętości lodu dla każdego etapu glacjalnego i każdego łuku lodowcowego. Reakcja prawdopodobnie będzie się również różnić w zależności od tego, na którym etapie historii produkcji magmy wulkanu przebiega dane zdarzenie deglacjacji. Dlatego też, chociaż powtarzalne korelacje między zwiększoną objętością lodu a zmniejszonym tempem erupcji w wielu cyklach glacjalno-interglacjalnych wspierałyby związek przyczynowo-skutkowy, twierdzenie odwrotne jest nieprawdziwe. Oznacza to, że wzrosty objętości lodu, które nie są skorelowane ze zmianami tempa erupcji, nie wspierałyby związku przyczynowo-skutkowego. Co więcej, jeśli zwiększone tempo wzrostu budowli w holocenie jest cytowane jako dowód na to, że deglacjacja powoduje zwiększone tempo erupcji, to ten sam standard dowodowy powinien mieć zastosowanie do poprzednich cykli glacjalno-interglacjalnych. Uwagi te mogą okazać się przydatne przy ponownym rozważeniu, czy mechanizmy sprzężenia zwrotnego między klimatem a wulkanizmem często czy rzadko wpływały na częstotliwość erupcji w przeszłości oraz czy wiele czy niewiele wulkanów będzie „przygotowanych” do reagowania na przyszłe topnienie lodu.

Alternatywne wyjaśnienia tempa erupcji i trendów ewolucji magmy

Jak wspomniano powyżej, badanie związku między deglacjacją a wulkanizmem było utrudnione przez niekompletność zapisu geologicznego (zachowanie) oraz naszą zdolność do jego szczegółowego odczytu (precyzja) w różnych skalach czasowych i przestrzennych (powtarzalność). Oprócz tych wyzwań, należy również wziąć pod uwagę, że trendy w długoterminowych wskaźnikach erupcji i składzie magmy mogą być kontrolowane przez czynniki niezwiązane ze zmianami obciążenia powierzchniowego lodem w wulkanach łukowych. W rzeczywistości tradycyjny paradygmat dla wulkanów łukowych zakłada, że ​​ich cykle życiowe są definiowane przez epizodyczny wzrost i destrukcję, a skład erupcji może zmieniać się niesystematycznie w czasie (np.Hobden i wsp., 1996;Davidson i de Silva, 2000;Eichelberger i wsp., 2006;Yamamoto i wsp., 2018). W związku z tym hipotezy różniące się od przedstawionej na Rysunku 1 powinny być również brane pod uwagę w badaniach mających na celu sprawdzenie związku przyczynowo-skutkowego między deglacjacją a wulkanizmem. W tej sekcji krótko podsumowano procesy zachodzące od powierzchni do płyty, które kontrolują generowanie i erupcję magmy w wulkanach łukowych ( Rysunek 8 ), aby zbadać, jak potencjalny wpływ pokrywy lodowej ma się do niezależnych procesów petrogenetycznych w płaszczu i skorupie w kontekście napędzania trendów czasowo-objętościowo-składowych. Najpierw jednak podajemy pewien kontekst dotyczący obciążeń glacjostatycznych jako odniesienia dla zmian ciśnienia, które mogą być związane z deglacjacją w typowych wulkanach łukowych, oraz potencjalne konsekwencje dla zmienionych wskaźników erupcji.

Wywieranie ciśnienia na układ magmowy przez powierzchniowe masy lodu

W kilku badaniach modelowano reakcje skorupy ziemskiej na stres związany z deglacjacją.Jellinek i wsp. (2004)oszacowano, że spadek ciśnienia ładowania o ~1–3 MPa podczas deglacjacji wschodniej Kalifornii mógł spowodować wznoszenie się zatrzymanej magmy, a wcześniejsze szacunki dla magm krzemionkowych były wyższe (spadek o ~10–30 MPa wymagany do wznoszenia się magmy:Jellinek i DePaolo, 2003). W południowych Andach chilijskich w Mocho-Choshuenco,Rawson i wsp. (2016)oszacowano, że ciśnienie obciążające magmy skorupy ziemskiej na głębokości ~16 km zmniejszyło się o ~6 MPa, gdy lodowce kontynentalne stopniały w wyniku LGM.Martínez i wsp. (2018)Wywnioskowano również, że spadek naprężenia o ~3–5 MPa po deglacjacji doprowadził do erupcji bazaltowej 17 tys. lat po zlodowaceniu Antuco-Sierra Velluda. Łącznie te szacunki wskazują, że zmiany ciśnienia o około 10 MPa są powiązane z widocznymi zmianami tempa erupcji w systemach łukowych.

Szacunki obciążeń glacjostatycznych na układ magmowy reprezentatywnego, zlodowaciałego wulkanu łukowego podano w tabeli 4 , w oparciu o warunki panujące na wulkanie Tongariro podczas MIS 4 (Eaves i wsp., 2016;Cole i wsp., 2018). Przez 70 km³wulkan, który w 20% pokryty jest lodowcami (o grubości 200 m w dolinach) i w 10% pokryty jest czapą lodową na szczycie (o grubości 200 m, np.Smellie i Skilling, 1994;Magnússon i wsp., 2012;Cole i wsp., 2018), lód stanowi 7% obciążenia masowego na podłożu przedwulkanicznym, a pozostała część pochodzi z samego wulkanu. Obciążenie litostatyczne systemu magmowego, które obejmuje masę wulkanu o wysokości 2000 m, wzrasta wraz z głębokością w skorupie: 151 MPa na głębokości 5 km, 259 MPa na głębokości 10 km i 475 MPa na głębokości 20 km. Gdy czapa lodowa i lodowce o jednolitej grubości pokrywają wulkan, lód dodaje kolejne 1,0–9,8 MPa ciśnienia na system magmowy dla grubości lodu odpowiednio 100–1000 m. W przypadku systemów magmowych na głębokości 5–20 km lód ten przyczynia się do 0,2%–5,7% całkowitego ciśnienia na system magmowy. Reakcje wulkaniczne przewidziane przezJellinek i wsp. (2004)IRawson i wsp. (2016)Powyższe dane odpowiadają spadkom ciśnienia, które mogłyby powstać w wyniku usunięcia ok. 100–600 m lodu z wulkanu zlodowaciałego. Procentowo te zmiany obciążenia glacjostatycznego stanowią <3% całkowitego ciśnienia w typowym systemie magmowym łuku kontynentalnego ( tabela 4 ).

Obciążenia litostatyczne i zapadnięcia sektorów

Hipoteza przedstawiona na rysunku 1 głosi, że deglacjacja prowadzi do wzrostu tempa erupcji, a zlodowacenie hamuje tempo erupcji. Jednak sprawdzenie związku przyczynowo-skutkowego między deglacjacją a wzrostem tempa erupcji jest trudne, ponieważ zapadnięcia się głównych sektorów lodowca mogą nastąpić w trakcie lub krótko po ustąpieniu lodowca (Capra, 2006). Dlatego też, interpretując dane czasowo-objętościowe dotyczące wulkanów, kluczowe jest określenie względnego wpływu cofania się lodowca w porównaniu z zapadnięciem się sektora na systemy magmowe, ponieważ oba te zjawiska powodują dekompresję systemu magmowego. Sytuację odwrotną, w której masa skalna jest dodawana do wulkanu przez cały okres jego życia, należy również uwzględnić, obok ablacji lodowcowej, podczas interpretacji zmian w pozornym tempie erupcji, ponieważ procesy te mogą mieć znoszący wpływ na ciśnienie systemu magmowego, zwłaszcza w przypadku szybkiego wzrostu gmachów (np.Pinel i Jaupart, 2000).

Jak zauważono wcześniej (patrz sekcja „Nieobiektywne zachowanie i ekspozycja produktów erupcji”),Capra (2006)Przypuszcza się, że liczne zapadnięcia sektorowe wulkanów pokrytych czapą lodową były spowodowane cofaniem się lodu, w wyniku odmrażania się lodowca, rozładowania ładunku i cyrkulacji płynów w miarę cofania się lodu. Prawdopodobnie istnieje o wiele więcej zapadnięć sektorowych związanych z deglacjacją niż 23 przykłady przytoczone w tym przeglądzie, w tym wczesno- i środkowoholoceńskie zapadnięcia wulkanu Ruapehu (Palmer i Neall, 1989;Donoghue i Neall, 2001) i zapadnięcie się lawiny błotnej Osceola na górze Rainier (Vallance i Scott, 1997). Takie zapadnięcia sektorów usuwały masy skalne (i resztki lodu) ze szczytów i zboczy wielu wulkanów podczas katastrof. Zapadnięcia sektorów są zatem istotne dla interpretacji trendów czasowo-objętościowo-składowych, ponieważ zapadnięcia usuwają in situ fragmenty zapisu erupcyjnego (omówionego powyżej w sekcji „Nieobiektywne zachowanie i ekspozycja produktów erupcji”), a także ponieważ zapadnięcia natychmiast obniżają ciśnienie w systemach magmy, jednocześnie ze stopniową dekompresją spowodowaną deglacjacją.

Reakcja systemów magmowych na zdarzenia zapadania się sektorów była tematem licznych badań, a dostępność zestawów danych o wysokiej rozdzielczości dla przykładów historycznych i prehistorycznych zainspirowała kilka szczegółowych przeglądów (np.Watt, 2019;Romero i wsp., 2021).Watt (2019)Zauważono, że rozległe erupcje wylewne magmy o anomalnym składzie często występowały po zapadnięciu się dużych sektorów wulkanów łukowych. Krótkotrwałe epizody częstszych erupcji maficznych potwierdzają tezę, że rozładowanie gmachu ułatwia wznoszenie się gęstych magm maficznych. Stanowi to wyzwanie dla interpretacji trendów czas-skład-objętość w zdeglacjalizowanych wulkanach łukowych: zdarzenia zapadnięcia się sektora i deglacjacja mogą występować w tym samym okresie kilku tysiącleci, ale oba zjawiska prowadzą do dekompresji systemu magmowego. Jeśli zmiany w trendach czas-skład-objętość są związane z dekompresją magmy, to może być niejasne, czy trendy te były spowodowane zapadnięciem się sektora (w ciągu minut), czy deglacjacją (w ciągu tysiącleci). To, czy wzrost ciśnienia w systemie magmowym i związane z nim zmiany trendów czas-skład-objętość były spowodowane deglacjacją, czy zapadnięciem się sektora, będzie wymagało wysokorozdzielczych ograniczeń geochronologicznych popartych dowodami terenowymi. Ostatecznie jednak, jeśli systemy magmowe reagują na zapadanie się sektorów, które zostało wywołane cofaniem się lodu, wówczas zlodowacenie nadaje fundamentalną kontrolę nad ewolucją aktywności erupcyjnej takich wulkanów. Jest to istotne dla rozważenia przyszłych zagrożeń dla zlodowaconych struktur, które w przyszłości doświadczą cofania się lodu. Chociaż systemy magmowe mogą nie reagować bezpośrednio na cofanie się lodu związane ze zmianami klimatu, zapadanie się sektorów i związana z tym aktywność erupcyjna będą stanowić poważne zagrożenie w przyszłości.

Kontrola skorupy ziemskiej nad objętością i składem wyrzuconej magmy

Interpretując trendy czasowo-objętościowo-składowe w wulkanach łukowych zlodowaceń ( ryc. 3 ), należy zauważyć, że regiony wulkaniczne, na które zlodowacenie nie miało wpływu (lub miało go niewiele), również wykazują zmienność tempa wulkanizmu i geochemii wytryskującej magmy w skalach czasowych od 1 do 100 tys. lat. Na przykład, cienkie lodowce mogły występować tylko na kilku wulkanach o wysokościach szczytów powyżej 2000 m n.p.m. podczas MIS 2 w Japonii (Sawagaki i wsp., 2004), a zatem uważa się, że deglacjacja nie wpłynęła na tempo ich erupcji. W przeglądzie ewolucji objętościowej i geochemicznej 29 wulkanów łukowych w Japonii,Yamamoto i wsp. (2018)Wykazano, że ponowny napływ magmy maficznej i przypadki topnienia skorupy ziemskiej doprowadziły do ​​wzrostu tempa erupcji kilku wulkanów. Natomiast wulkany, które wykazywały niewielką zmienność składu wyrzuconej magmy, charakteryzowały się generalnie malejącym tempem erupcji.

Żaden z 33 wulkanów i systemów wulkanicznych objętych naszym przeglądem nie wykazał powtarzalnych korelacji między składem wyrzuconej magmy a pokrywą lodową. W związku z tym, kilka badań, oprócz tych wymienionych w tabeli 1, dodatkowo wyjaśniło niesystematyczne trendy w sekwencjonowanym w czasie składzie wyrzuconego materiału z tych wulkanów, jako wynik złożonych procesów systemu otwartego, zachodzących w regionach magazynowania magmy w skorupie ziemskiej (TDungan i wsp., 2001;Gamble i wsp., 2003;Mangler i wsp., 2021). Istnieje wiele badań, które przypisują zmiany w składzie produktów erupcji polodowcowych dekompresji spowodowanej cofaniem się lodu. Najczęściej cytowanym z nich jest studium przypadkuRawson i wsp. (2016), który zidentyfikował postglacjalne etapy ewakuacji (erupcja andezytu do magmy ryolitowej), relaksacji (andezyt bazaltowy do andezytu) i regeneracji (andezyt bazaltowy do dacytu) w okresie od 12 tys. lat temu na wulkanie Mocho-Choshuenco w Chile. NatomiastMangler i wsp. (2022)wykazano, że rozmiary, style i skład erupcji wulkanu Popocatépetl od 14 tys. lat temu można wyjaśnić procesami uzupełniania i mieszania magmy.Conway i wsp. (2018)Wykazano, że wyraźna tendencja do erupcji bardziej maficznych law w Ruapehu rozpoczęła się około 26 tys. lat temu, przed deglacjacją, a zatem nie była spowodowana rozładowaniem systemu magmowego przez lód. Przypuszczano, że tendencja ta odzwierciedla zmiany w składzie zasymilowanych stopów skorupy ziemskiej w systemie wodociągowym. Erupcja andezytów bazaltowych o wysokiej zawartości magnezu około 45–40 tys. lat temu w Ruapehu również przeczy teorii tłumienia gęstszych magm w fazach glacjalnych (Conway i wsp., 2020).

Długotrwały przepływ magmy z płaszcza na powierzchnię wpływa na ewolucję termiczną i chemiczną skorupy ziemskiej, w której znajdują się systemy magmowe pod wulkanami zarówno w łukach niezlodowaconych, jak i zlodowaconych (Sisson i wsp., 2013). Dobrze udokumentowano, że ta wewnętrzna ewolucja (w przeciwieństwie do zewnętrznej, powierzchniowej ewolucji zróżnicowanego obciążenia lodem/budowlą w czasie) wpływa na skalę czasową przebywania magmy, objętości zbiorników magmy, zakres frakcjonowania kryształów i skład asymilantów skorupy ziemskiej (np.Bacon i Lanphere, 2006). W związku z tym zasadne jest testowanie hipotez alternatywnych do tej przedstawionej na rysunku 1 , takich jak te, które wyjaśniają ewolucję systemów magmy skorupy ziemskiej w regionach niezlodowaconych, podczas interpretacji trendów czas-objętość i czas-skład w wulkanach zlodowaconych.

Sygnały z płyty i płaszcza

Od 50 mln lat obserwuje się wzmożoną produkcję magmy na łukach okołopacyficznych w okresach trwających od 5 do 10 mln lat, co wiąże się z poważnymi reorganizacjami płyt tektonicznych (Jicha i wsp., 2009). Oprócz zmian w tempie, składzie, temperaturze i kącie subdukowania płyt (np.Gill, 1981), procesy płaszcza mogą również wpływać na produktywność systemów magmowych łuku, nawet w okresach trwających miesiące lub lata (np.Ruprecht i Plank, 2013). Poniżej przedstawiono dalsze przykłady wpływu płaszcza i płyt na aktywność erupcyjną i tempo produkcji magmy.

W młodych lawach z łuku alaskańsko-aleuckiego,George i wsp. (2003)odnotowano dodatnie korelacje między tempem konwergencji, objętością wulkanu i²³⁸Nadwyżki U, które zinterpretowano jako dowód na to, że objętość wytworzonej magmy zależy od wielkości strumienia płynu dostarczonego do klina <10 tys. lat przed erupcją. Dowody przedstawione przezTaniuchi i wsp. (2020)dodatkowo potwierdza ten wniosek, wykazując, że około 7 tys. lat temu stosunkowo wysoka aktywność erupcyjna wulkanu Rishiri (północno-zachodnia Japonia) była spowodowana produkcją uwodnionych magm pierwotnych poprzez topienie perydotytu płaszcza w strumieniu płynu wodnego. Dane geospeedometryczne dostarczyły również dowodów na szybką migrację magm pochodzących z płaszcza na powierzchnię.Ruprecht i Plank (2013)Zgłoszono skale czasowe dyfuzji niklu dla oliwinu, wynoszące od tygodni do miesięcy, co wskazuje na tempo wznoszenia się magmy na poziomie 55–80 m dziennie przez skorupę o grubości ok. 35 km pod wulkanem Irazú w Kostaryce. Skale czasowe interdyfuzji Fe-Mg dla fenokryształów ortopiroksenów w lawach andezytowych i dacytowych o wysokiej zawartości magnezu z wulkanu Ruapehu wskazują na hybrydyzację magm pochodzących z płaszcza z magmami felsowymi ze środkowej skorupy ziemskiej na mniej niż 10 dni przed rozległymi erupcjami lawy podczas MIS 3 (Conway i wsp., 2020).

Wybuch andezytu bogatego w magnez w wulkanach północnego łuku kaskadowego wskazuje również, że procesy płytowe i płaszczowe mają fundamentalną kontrolę nad krótkotrwałymi epizodami wulkanizmu maficznego i nie mają wyraźnego związku z deglacjacją (Sas i wsp., 2017).Wall i wsp. (2018)Zauważono, że wzrost i spadek aktywności erupcyjnej wulkanów andezytowych w Górach Kaskadowych w plejstocenie odzwierciedla zmienność energii cieplnej dostarczanej z płaszcza w strefach subdukcji, a nie cykliczne obciążenie i rozładowanie powierzchniowe narzucane przez zmienność klimatu. Zmienność składu magmy i tempa erupcji wzdłuż łuku wulkanicznego Gór Kaskadowych została również wykazana przezTill i wsp. (2019)być przede wszystkim związane ze zmianami w przepływie bazaltu do skorupy ziemskiej.

Te przykłady z wulkanów łukowych wskazują, że procesy płytowe i płaszczowe wpływają na tempo erupcji i skład wyrzuconej materii, a także, że procesy te mogą powodować zmienność w skalach czasowych porównywalnych z globalnymi cyklami klimatycznymi. Takie alternatywne zjawiska należy uwzględnić przy ocenie, czy deglacjacja spowodowała wzrost tempa erupcji lub zmiany w składzie wyrzuconej magmy, czy też trendy te były zasadniczo kontrolowane przez procesy skorupy ziemskiej i/lub płaszcza oraz płytowe, na które nie miały wpływu zmiany obciążenia litostatycznego lub glacjostatycznego.

Streszczenie

Należy rozważyć i przetestować szereg alternatywnych wyjaśnień, wykraczających poza hipotezę deglacjacji przedstawioną na rysunku 1 , zanim trendy w ewolucji czasu, objętości i składu wulkanu łukowego zostaną zinterpretowane jako wynik ładowania i rozładowywania lodu. Skale czasowe produkcji i transferu magmy przez skorupę wahają się od kilku tysiącleci do kilku dni, co pokazuje, że procesy inne niż zlodowacenie i deglacjacja mogą zmieniać tempo erupcji i skład magmy w całym cyklu życia wulkanów łukowych.

Perspektywy na przyszłość

Niniejsza dyskusja nakreśliła problemy, które dotychczas utrudniały kompleksowe testowanie hipotezy przedstawionej na rysunku 1. Nowe badania będą dysponować dodatkowymi narzędziami, które pomogą przezwyciężyć niektóre z tych wyzwań, ale mogą pojawić się również nowe. Poniżej przedstawiamy niektóre z nich.

Duże błędy w szacunkach objętości erupcji pozostaną istotnym ograniczeniem w badaniu historii wzrostu wulkanów i procesów generowania magmy w kontekście zlodowacenia, jednak niektóre bieżące postępy technologiczne mogą okazać się pomocne. Zastosowanie technologii LiDAR i fotogrametrii wspomaganej dronami na obszarach porośniętych roślinnością i oddalonych poprawi wyznaczanie jednostek mapowych i obliczanie dokładniejszych danych o objętości, a także integrację danych dotyczących wzrostu i zapadania się wulkanów z warstw skalnych i równin pierścieniowych. Mimo to, wiek i pochodzenie starszego materiału wulkanicznego, całkowicie pogrzebanego pod młodszymi erupcjami, będzie nadal trudne do ustalenia w przyszłych projektach kartograficznych.

Poprawa precyzji K-Ar i⁴⁰Ar^/39Spektrometria masowa Ar znacznie ułatwi badania potencjalnego związku przyczynowo-skutkowego między deglacjacją a zwiększoną liczbą erupcji, a także stworzy nowe możliwości datowania skał wulkanicznych z późnego plejstocenu i holocenu o stosunkowo niskiej zawartości K2O _. Szczególnie obiecujące są zwiększona czułość i szerszy zakres dynamiki we wzmacniaczach detektorów z kubkami Faradaya, takich jak detektor typu Isotopx ATONA (Cox i wsp., 2020;Mixon i wsp., 2022). Te osiągnięcia, które poprawiają naszą zdolność do pomiaru dużych próbek skał o niskiej zawartości radiogenów⁴⁰Ar wniesie znaczący wkład do zbiorów danych geochronologicznych, szczególnie w przypadku law o niskiej zawartości K2O _i holoceńskich. Co więcej, takie postępy przyniosą korzyści pokrewnym dziedzinom geologii, zapewniając precyzyjne ograniczenia wieku skał wulkanicznych, które mogą być wykorzystane do rekonstrukcji zasięgu lodowców i charakterystyki pola geomagnetycznego w przeszłości (Ingham i wsp., 2017;Channell i wsp., 2020).

Badania nad powtarzalnością trendów erupcji w wielu cyklach glacjalnych oraz wrażliwością systemów wulkanicznych na różne scenariusze rozładowania przyspieszą prace nad długoterminowym prognozowaniem aktywności wulkanicznej. Określenie długoterminowych wzorców zachowań erupcyjnych (niezależnie od tego, czy są one uwarunkowane klimatem, czy innymi czynnikami) powinno być przydatne do zrozumienia i ograniczenia ryzyka przyszłych erupcji. Interpretacje trendów czasowo-objętościowo-składowych w wulkanach łukowych będą dokładniejsze, jeśli procesy petrogenetyczne płaszcza i skorupy ziemskiej zostaną uwzględnione wraz ze zmianami obciążenia litostatycznego i/lub glacjostatycznego. Integracja danych z modelami doprowadzi również do lepszego zrozumienia genezy, magazynowania, wznoszenia i erupcji magmy w wulkanach łukowych. Takie szczegółowe, multidyscyplinarne studia przypadków wulkanów docelowych są w toku i wniosą znaczący wkład w nasze zrozumienie łukowych systemów wulkanicznych (Singer i wsp., 2021).

Nowe spojrzenie na wpływ zmian klimatu na aktywne wulkany może nadać pilniejszy wymiar zrozumieniu przyszłego ocieplenia i łagodzeniu zagrożeń wulkanicznych. Erupcje wulkanów i załamania sektorów mają natychmiastowe i niszczycielskie konsekwencje lokalne i regionalne w porównaniu z innymi globalnymi zjawiskami związanymi ze zmianami klimatu (np. podnoszeniem się poziomu morza). Przyszła aktywność wulkaniczna i osuwiska mogą być coraz częściej postrzegane przez pryzmat współczesnych zmian klimatu. Aby pozytywnie wpłynąć na reakcje opinii publicznej i mediów na te potencjalne zagrożenia, należy skupić się na kompleksowym zrozumieniu powiązań między wulkanizmem a kriosferą (Edwards i wsp., 2022).

Wniosek

Dekompresja typowego łukowego systemu magmowego, związana z deglacjacją, wynosi około 3%, ale może sięgać nawet ~10%, w zależności od głębokości systemu magmowego i grubości pokrywy lodowej. Należy zauważyć, że spośród 33 wulkanów łukowych i systemów wulkanicznych przeanalizowanych w niniejszym przeglądzie, tylko 4 wykazują zwiększone tempo wzrostu budowli po zlodowaceniu MIS 6 i LGM, a są to: Mount Mazama, Puyehue-Cordón Caulle, Antuco-Sierra Velluda i Tongariro (Bacon i Lanphere, 2006;Singer i wsp., 2008;Martínez i wsp., 2018;Pure i wsp., 2020). W tych czterech badaniach nie ma pełnej zgodności co do przyczyn korelacji wahań tempa wzrostu budowli i pokrywy lodowej. Zjawiska, które zaproponowano jako wyjaśnienie korelacji tempa wzrostu budowli i pokrywy lodowej w tych czterech badaniach, to: okres postglacjalny, ok. 50 km³erupcja tworząca kalderę (Mazama); erozja i zapadnięcia sektorów, które doprowadziły do ​​niekompletności zapisu wulkanicznego (Puyehue-Cordón Caulle); zmniejszone zachowanie w okresach zwiększonego zlodzenia, gdy erupcje były umieszczane ponadlodowcowo na lodzie, a następnie „wypłukiwane” na równinę pierścieniową (Tongariro); oraz dekompresja skorupy ziemskiej spowodowana deglacjacją, aczkolwiek bez korelacji między składem erupcji a cyklami klimatycznymi (Puyehue-Cordón Caulle, Mazama i Antuco-Sierra Velluda). Co godne uwagi, żaden z 33 wulkanów ani systemów nie wykazuje powtarzalnych korelacji między składem erupcji a cyklami klimatycznymi (ani z pozorną częstością erupcji).

Chociaż porównano tu i w 33 badaniach tempo wzrostu budowli, skład erupcyjny i cykle klimatyczne,

Tabela 1, istnieje wątpliwość, czy tempo wzrostu budowli dokładnie odzwierciedla rzeczywiste tempo erupcji z następujących powodów.

• (1) Całkowita objętość materiału wybuchowego w wulkanie łukowym może być trudna do oszacowania ze względu na znaczną niekompletność zapisu wulkanicznego. Lawy mają znacznie większe szanse na zachowanie się na strukturze, ponieważ są mniej podatne na erozję (Hildreth i wsp., 2003b;Fierstein i Hildreth, 2008;Martínez i wsp., 2018), a osady piroklastyczne zazwyczaj zachowują się na budowli tylko wtedy, gdy tworzą duże objętości (np.Bacon i Lanphere, 2006), są polodowcowe (np. stożek Ngāuruhoe w Tongariro:Hobden i wsp., 1999;Pure i wsp., 2020), lub są pokryte lawą (Hackett i Houghton, 1989). Na równinie pierścieniowej złoża tefry mogą być słabo zachowane (Watt i wsp., 2013) lub zniszczone przez zlodowacenie kontynentalne (Hildreth, 1996).
• (2) Znaczna część budowli wulkanicznej jest przykryta warstwą geologiczną powierzchni, a przykryta część może stanowić nawet ~80% całkowitej objętości budowli (np. Tongariro, Nowa Zelandia:Pure i wsp., 2020Nieznany wiek, stratygrafia i pochodzenie zakopanego materiału ograniczają możliwość interpretacji trendów czasowo-objętościowych w przypadku wulkanów łukowych, niezależnie od tego, czy znajdują się one w obszarach zlodowaconych, czy nie.
• (3) Objętość materiałów, które zostały zerodowane z wulkanów z epoki plejstocenu i holocenu w wyniku zapadnięć sektorowych, działalności rzecznej i zlodowacenia, jest trudna do dokładnego oszacowania. Szacunki różnią się znacznie (5–50%):Hildreth i wsp., 2003b;Godoy i wsp., 2018) i rzadko są ograniczone szacunkami objętości w systemach odwadniających (np.Pure i wsp., 2020).
• (4) Do załamania się sektorów częściej dochodzi po deglacjacji, potencjalnie dlatego, że niestabilne formy terenu pochodzenia lodowcowego mogą się zapadać, gdy nie są już podtrzymywane przez masy lodu (Vallance i Scott, 1997;Capra, 2006;Conway i wsp., 2016Późniejszy rozrost budowli powoduje zatem, że zachowane zapisy wykazują większą objętość erupcji polodowcowych w porównaniu do mniejszej ilości starych materiałów z epoki lodowcowej, które są usuwane z budowli podczas zawalenia.
• (5) Materiały wyrzucane w okresach dużego zlodowacenia, które są umieszczane na masach lodu ponadlodowcowego, zostaną „wypłukane” na równinę pierścieniową jako gruz podczas deglacjacji (Hildreth i Fierstein, 2012;Coombs i Jicha, 2020;Pure i wsp., 2020). Powoduje to odchylenie danych dotyczących budowli i pokazuje niższe tempo wzrostu budowli w okresach lodowcowych, nawet jeśli nie następuje spadek faktycznego tempa erupcji.

Badania, które nie są w stanie uwzględnić pięciu powyższych kwestii, aby wykazać, że tempo wzrostu budowli jest reprezentatywne dla rzeczywistego tempa erupcji, mogą nie zawierać dowodów niezbędnych do sformułowania rzetelnych interpretacji dotyczących deglacjacji, która powoduje wzrost tempa erupcji lub wpływa na inne procesy magmowe. W związku z tym badania mające na celu sprawdzenie, czy deglacjacja powoduje wzrost tempa erupcji (lub czy deglacjacja kontroluje skład erupcji polodowcowych) powinny spełniać dwa inne wymagania, jak poniżej.

• (1) Dane dotyczące wieku radiometrycznego, które określają czas erupcji w odniesieniu do zmian klimatycznych, muszą być wystarczająco precyzyjne, aby wykazać sekwencjonowanie poza niepewnością analityczną. W przypadku law wybuchających w ostatnim cyklu glacjalnym niepewności K-Ar i⁴⁰Ar/³⁹Określenia wieku lodu ( ryc. 7 ) są często o ok. 1–10 tys. lat większe niż niepewności wieku 2σ w zapisach zasięgu lodu i poziomu morza, które są ograniczone¹⁴Wiek C (2σ, typowo ±100 lat):Bromley i wsp., 2019) i wieku koralowców w stanie nierównowagi U-Th (2σ, typowo ±0,7 tys. lat:Thompson i Goldstein, 2006). Co ciekawe,³On i inne kosmogeniczne układy nuklidów stosowane do głazów w morenach plejstoceńsko-holoceńskich często mają podobne niepewności analityczne jak⁴⁰Ar/³⁹Oznaczenia wieku law o podobnym wieku ( por. ,Eaves i wsp., 2016;Pure i wsp., 2020).
• (2) Należy rozważyć alternatywne procesy, które mogą kontrolować tempo erupcji, gdy dochodzi się do wniosku, że wzrost tempa erupcji jest (wyłącznie) spowodowany deglacjacją i towarzyszącą jej dekompresją skorupy ziemskiej. Wahania w trendach czasowo-objętościowych w przypadku wulkanów łukowych niezlodowaconych (np.Yamamoto i wsp., 2018) pokazują, że tempo erupcji można kontrolować za pomocą procesów innych niż dekompresja skorupy ziemskiej. Takie procesy, w tym tektonicznie kontrolowane zmiany stanów naprężenia skorupy ziemskiej, mogą wpływać na tempo erupcji w wulkanach łukowych, zarówno w obszarach zlodowaconych, jak i niezlodowaconych (np.Lanphere i Sisson, 2003;Allan i wsp., 2012).

W kontekście obecnych antropogenicznych zmian klimatu, zainteresowanie reakcją wulkanów na deglacjację będzie nadal rosło. Wykorzystanie nowych narzędzi kartograficznych i geochronologicznych, integracja danych i modeli geologicznych, kompleksowe testowanie wielu hipotez oraz jasna komunikacja wyników, ograniczeń i interpretacji będą głównymi celami przyszłych badań w tej dziedzinie.