冰岛fagradalsjall火山深部岩浆源的快速移动

洋中脊及其附近转换断层的地质、地球化学和地球物理观测是认识洋壳形成的基础^1，8。一般来说，海洋地壳的形成与MOR沿线活跃的扩张中心有关，在那里，洋中脊玄武岩的喷发是由地壳储层提供的^8，9。然而，更罕见的是，更多的火山喷发可能来自亚莫霍水平(超过7公里)，通常是在缓慢扩张的山脊和转换断层^9，10，11。由于深海环境难以接近，对这类事件的近实时观测和调查是有限的。

尽管冰岛地壳比典型的海洋地壳厚¹， MOR的地面暴露允许对喷发进行连续、实时的采样，从而对岩浆过程和具有代表性的海底喷发的时间尺度有重要的了解。两次冰岛裂谷事件——1975年至1984年的克拉夫拉裂谷¹以及2014-2015年Bárðarbunga^2，3.地球物理监测和同期熔岩取样记录了火山喷发，提供了对岩浆管道系统的近乎实时的了解。两次喷发都揭示了中浅层地壳储存的重要性，即集中的岩浆储层中玄武岩的最上面10公里处，火山喷发前熔体从那里横向输送⁴。然而，这些浅层岩浆作用掩盖了深层相互作用的记录。雷克雅内斯半岛(RP)是一个陆上反张斜裂谷，或所谓的泄漏转换断层(图2)。1)，其特征是每隔大约千年发生一次幕式的裂谷和伴生的火山活动^12，13，14。直到2021年，RP上的最后一次火山喷发发生在大约20年前广告公元700年左右广告1240年，5个RP换乘内传播中心(ITSC)中有4个爆发^12，13，14。最后一次喷发发生在fagradalsjall的第五个itsc上。1)发生在6000多年前英国石油公司¹³。

2021年fagradalsjall火山喷发(图2)1 b)之前是2020年1月的构造动荡，强烈的地震活动和通货膨胀集中在斯瓦岑吉ITSC。2020年期间，地震活动仍然是间歇性的，最近一次动荡周期是由2021年2月24日发生的5.7级地震引发的。经过三周的强烈地震活动后，地表变形表明，在Fagradalsfjall附近，沿正断层有岩脉注入，并伴有裂谷¹⁵。入侵于2021年3月19日到达地表。火山爆发前几周的特点是岩浆涌出率低至中等，为1-8米^3.年代⁻¹来自多个喷口，与飞溅锥和低粘度熔岩流的形成有关。4月27日以后，喷发方式发生变化，喷发速率增加(9 ~ 13 m)^3.年代⁻¹)从一个喷口和高(超过450米)熔岩喷涌而出¹⁶。

在这里，我们将重点放在喷发的初始阶段(2021年3月21日至5月6日)，并将顺序喷发的熔岩和火山样本的地球化学分析与喷口气体排放的测量相结合。测量了全岩和玻璃的主要元素和微量元素含量，以及放射性成因同位素比值，以及矿物相及其熔融包裹体(MIs) (方法）.Fagradalsfjall火山岩为橄榄橄榄拉斑玄武岩，具有岩石学特征(扩展资料图)。1)和主要元素组成类似于历史上喷发的RP熔岩(即自人类定居以来，大约在2000年)广告870)^14，17，18(无花果。2）.全岩MgO和TiO₂含量范围分别为8.8 - 10.0 wt%和0.95 - 1.12 wt%(扩展数据图)。2)，其中高mgo含量表明岩浆在浅岩浆管道系统中加工较少，在这里这些被称为“原始”。由淬火熔岩和火成岩制成的玻璃，其MgO和TiO的含量在6.7 ~ 9.0 wt%之间₂含量在0.83 ~ 1.54 wt%之间(扩展数据图)2)，定义了一个比整个岩石样本更进化(即更原始)和化学变化更大的组，主要反映了管道和熔岩流中的结晶。Fagradalsfjall岩浆的原始结晶物进一步表明其原始特征，是典型的经历了有限低压岩浆演化的岩浆。例如，大晶具有非常原始的核心:富Cr尖晶石，cr#高达50.2,Fo₉₀橄榄石,₉₁斜长石和绿斜辉石，Mg#达88.8,Cr₂O_3.高达1.48 wt%(扩展数据图)3.;补充信息）.

RP上原始岩浆取样并不少见，历史火山岩中有MgO含量在8wt %以上的岩浆和原始结晶物。与RP熔岩相比，Fagradalsfjall熔岩在不相容微量元素K的比值上表现出异常广泛的变化₂O和TiO₂(0.124 - -0.263;无花果。2）.K₂O / TiO₂和其他不相容的微量元素比(iter)对模态晶体比例的变化不敏感，因此对分数结晶不敏感。虽然岩浆与某些岩浆相(例如钛磁铁矿和角闪洞)之间的相互作用可以分馏出钾₂O / TiO₂在美国，这种相不太可能在岩浆储存区大量存在。此外，与冰岛裂谷系统不同部分的单次喷发玄武岩单元(MgO b> 6.5 wt%)相比，Fagradalsfjall熔岩在K₂O / TiO₂值(无花果。2 b）.值得注意的是，有人认为高mgo单元最好地保存了与冰岛地幔相关的特征(例如，冰岛北部的Borgarhraun)。¹⁹。

K的大范围₂O / TiO₂随着火山喷发的进行，整个岩石和玻璃样本都表现得很明显。在火山爆发的前三周，fagradalsjall熔岩在K₂O / TiO₂La/ yb是地球化学指标，表示不同的地幔成分和/或熔融条件，两者都增加了约2倍(图2)。3.）.Fagradalsfjall熔岩也同时记录了放射性同位素比例向Sr和Pb含量更高、Nd含量更低的转变，证实了喷发后期样品中深度衍生、程度较低的熔体具有较高比例的富集地幔源和较高的不相容微量元素浓度，并且放射性成因同位素特征表明长期不相容微量元素富集(扩展数据图)。4）.清晰的相关性(R²> 0.97)之间₂O / TiO₂La/Yb和Pb同位素证实了Fagradalsfjall K的大范围₂O / TiO₂反映地幔衍生的变异性。引人注目的是，在最初的三周内，Fagradalsfjall熔岩组成包含并超过了地幔源指标的整个光谱(例如，热同位素和放射性同位素)，这些熔岩是在过去大约540年(大约40年)里从RP上活跃的大约20个火山裂缝中喷发出来的广告700 ~ 1240年)裂谷期(扩展数据图)。4）^14，17，18。

原始MI成分进一步反映了Fagradalsfjall火山喷发的显著成分多样性。值得注意的是，具有高mgo含量(超过10 wt%，经捕获后过程(pep)校正)的MIs;方法)在K中也显示了广泛的范围₂O / TiO₂和La/Yb，证实在岩浆储层中，在宿主矿物结晶过程中存在多种地幔熔体^7，20.(扩展数据图2 c, d）.两个K₂O / TiO₂和La/Yb对PEP校正不敏感，因此，即使在单晶中也存在很大的变化(扩展数据图。2 b)——必须反映岩浆储层的主要变化，这些岩浆储层为喷发提供了补给(包括完整的晶体浆糊层)⁷）.大多数MIs在地球化学上是枯竭的，延伸到被认为代表RP的枯竭母熔融端成员的成分²¹。然而，在早期相对枯竭的载体熔体和整个岩石中取样的一小部分富含橄榄石的MIs中，K值升高₂O / TiO₂高达0.39。高K的诱捕₂O / TiO₂熔体表明，随着火山喷发的进行，富集的地幔熔体已经存在于岩浆系统中，但可能在火山喷发开始之前就与枯竭的熔体部分均匀化了。尽管广泛的成分多样性是与全球玄武岩喷发相关的原始MIs的典型特征⁸， Fagradalsfjall火山喷发是一次玄武岩喷发，在整个岩石和玻璃成分中，除了它的MIs，几乎实时地观察到这种极端的地幔衍生成分多样性。

测温仪显示这次喷发来自近莫霍火山²²深度超过15 km(超过0.4 GPa)的岩浆储层(图2)。4和扩展数据图。5和6;方法）.火山喷发形成阶段的Tephra(2021年4月28日及以后的样品)，以及原始(MgO bbb9 wt%) MIs和原始(Cr₂O_3.在整个喷发研究期间，斜辉石大晶体(补充资料)产生的压力估计为0.36至0.80 GPa，最可能的压力范围为0.55至0.65 GPa(相当于深度约20 km)。通过对MIs中挥发物和地表喷口气体排放物的综合分析，表明了类似的深部岩浆来源，这表明岩浆从19±4公里的深度上升(图2)。4和扩展数据图。7- - - - - -10;方法）.相比之下，较早喷发的火成岩和底质玻璃，并演化出斜辉石大晶体边缘和核，在较浅的地壳深度(0.05 ~ 0.25 GPa;深度小于8公里)(扩展资料图5和6）.因此，尽管在减压、混合和冷却的运输过程中，运载液体的成分发生了轻微的变化，晶体边缘也发生了生长，但喷发产物的高压相关系被保留下来，表明岩浆储存在深部，接近莫霍岩浆。

因此，Fagradalsfjall熔岩的成分多样性与位于地幔内或靠近壳幔边界的熔体(即岩浆储层)聚集的衍生是一致的，这些熔体逐渐从更深的深度获得(图2)。4）.一些大晶体的存在过于原始，不可能直接从法格拉达尔液体中结晶出来，这与熔体透镜边缘的黏液中积累的同源晶体负载是一致的。冰岛地下熔体的地球化学多样性被认为是由岩性不均匀的地幔的渐进多压性近分数熔融产生的^7，14，18。此外，供给地壳底部的地幔熔体的平均组成由于地幔减压率的时空波动和通过通道(如珊瑚礁)的多孔流动供给的熔体而变化。^7，18）.在Fagradalsfjall，早期喷发的物质的组成偏向于熔化区浅层部分产生的熔体(扩展数据图)。11）.冰岛不同MI套件的平均组成已被证明可以追踪供给地壳底部的地幔熔体的长期平均组成^7，20.。fagradalsjall MIs记录的平均成分比火山喷发开始时所见的更为枯竭(图2)。3 a, b)，表明富集端元的加入和混合在喷发开始前就已经开始了。因此，这种混合事件可能引发岩浆上升到较浅的地壳并最终喷发。

随着Fagradalsfjall火山喷发的进行，熔体变得越来越丰富，并演化出更高的La/Yb比值，与深部生成的地幔熔体逐渐合并相一致¹⁸(扩展数据图)。11）.这导致K的逐渐增加₂O / TiO₂， La/Yb和²⁰⁶Pb /²⁰⁴Pb(无花果。3.和4 b）.这些即将到来的、深度形成的、富集的熔体将在喷发后期(4月中旬至5月初)占主导地位。它们可能直接来自地幔熔体供应通道的高通量中心，向深部熔体倾斜²³，或通过在第一次开采的耗尽透镜附近排出含有地球化学富集液体的第二熔融透镜。近端富集岩浆体的排水将与火山喷发初期收集到的tephra高压估计相一致(0.6 GPa;约22公里;无花果。4及扩展数据图6）.

在一些岩石学特征良好的单次喷发海洋玄武岩单元中，也观察到类似的地幔衍生变异性，并对其进行了绘制和采样，以进行流内变化，与喷发前的不完全混合和可变分异相一致⁸。然而，fagradalsjall K的比较₂O / TiO₂变率——这是全球地球化学富集的有力代表²⁴-其中几个单位也突出了Fagradalsfjall熔岩的独特情况(扩展数据图)。12）.例如，沿Galápagos扩展中心的(1)羽流影响的脊的单个more玄武岩喷发²⁵(2)东太平洋隆起(EPR) 17.5°S附近²⁶(3)新形成的EPR喷发(2005-2006)²⁷(4)轴向海山的近期喷发²⁸都具有几乎一致的K₂O / TiO₂。即使是单一熔岩流的地点(例如，EPR上17.5°S的N1单元)也显示出相当大的放射性成因同位素和不相容的微量元素非均质性²⁶显示有限K₂O / TiO₂与Fagradalsfjall(扩展数据图)比较的变异性。13）.这一点值得注意，因为Fagradalsfjall火山的喷发主要来自单一的喷口，而EPR火山的喷发则可能来自绵延数公里的多个分段熔融透镜，导致岩浆成分的变化过程^9，26。

火山喷发期间频繁的熔岩采样可以评估地球化学变化的速度。与其他有高分辨率时间数据的火山爆发相比^{29，30.，31}在地幔源指标方面，fagradalsjall火山喷发的变化率要大得多。例如，与k lauea的Pu ' u ' Ō ' ' 1983-2018年喷发(扩展数据图。12个一个)， fagradalsjall火山喷发在较短的时间内显示出较大的地球化学来源变化。为了证明这一点，我们将Pu ' u ' Ō ' '喷发的成分转移率量化为dR/ dt,在那里R表示两个不相容元素或同位素的比值t是时间。用最高和最低的K₂O / TiO₂值(1983年1月为0.19,2015年1月为0.17)为例^29，31我们计算a dR/ dt(0.02/32年)为6.3 × 10⁻⁴年⁻¹。相比之下，在Fagradalsfjall (dR/ dt= 0.1/0.12 yr)要快4个数量级，即0.81 yr⁻¹。至于铅同位素(²⁰⁶Pb /²⁰⁴Pb)，比较相似:6.3 × 10⁻⁴年⁻¹为Pu ' u ' Ō ' ' '和1岁⁻¹Fagradalsfjall。

观察到，Fagradalsfjall熔岩组成的变化是渐进的，样品在大约5天的时间尺度上的变化是有限的(图2)。3.)表明熔体在输送到表面之前进行了有效的均匀化。冰岛下地壳玄武岩断层的简单流体动力学模型表明，被动示踪剂(例如ITER和Pb同位素)的均匀化发生在几个小时内⁷表明在fagradalsjall观测到的大约20天的逐渐成分转变(图2)。3.)并不能反映出储层中最初存在的异质性的内部重排。在喷发期间，从第二个离散的岩台或从地幔熔体供应通道逐渐增加的富集熔体供应可以解释这些观测结果。在这种情况下，将熔体供给量与观测到的熔岩涌出率等同起来，用储层体积与涌出率之比给出了熔岩地球化学演化的时间标度。以后者为10米^3.年代⁻¹(ref。¹⁶)，在20天的时间尺度下，初始熔融透镜体积约为2 × 10⁷米^3.。这相当于一个大约6米厚、半径1公里的圆盘，这与考虑到喷发期间渗出率变化的估计是一致的¹⁶以及冰岛下地壳中岩状熔体储存的概念模型⁷。这个简单的模型捕捉到了熔体成分的快速变化，并预测地球化学上耗尽的末端熔体(出现在喷发开始时)大部分从熔体透镜中排出，在20天内被富集的熔体补充(图2)。4摄氏度）.

fagradalsjall火山喷发的原始熔岩为研究岩浆系统的深层根源提供了一扇窗口，而在此之前，近实时的研究是无法实现的。这次喷发直接来自于莫霍附近的一个水库，在地壳的浅层没有长期的失速和平衡，这与推断出的其他史前冰岛原始火山喷发的情况一致^7，19，32。这次喷发揭示了极端的地幔源成分不均匀性，最初流出的岩浆仅在几周内就被更深的岩浆所取代。虽然通过MIs和晶体化学研究已经推断出地壳深处和上地幔的岩浆混合作用^{3.，7，8，20.}这是对地幔内岩浆混合的直接观察。至关重要的是，通过矿物及其MIs研究地幔岩浆混合只能提供间接的和依赖于模型的时间尺度和体积信息。fagradalsjall火山喷发表明，可喷发的玄武岩岩浆每隔几周在地壳-地幔边界混合一次。

fagradalsjall火山喷发清楚地表明，深部岩浆管道系统可以多么迅速地重新配置其喷发产出。因此，它提供了检验跨地壳岩浆作用模型的关键观测，包括熔体供应系统重新配置的时间尺度^6，7以及岩浆系统的物理模型。例如，由低孔隙度岩石主导的模型如何解释fagradalsjall火山喷发成分的快速转变?³³我们的观察提供了一个罕见的动态熔体提取、混合和聚集过程的“快照”，这些过程发生在壳幔边界附近或以下。这种深层岩浆管道系统的重新配置在MOR和其他地壳较薄的海洋岛屿上有多普遍，还有待探索。

全岩主量元素、微量元素及同位素分析

电感耦合等离子体发射光谱学

一组9个全岩(玻璃，白蜡)样品(每个样品制备三份)进行了主要(SiO)分析₂,艾尔。₂O_3.， FeO, MnO, MgO, CaO, Na₂O K₂O, TiO₂和P₂O₅使用冰岛大学地球科学研究所的电感耦合等离子体光学发射光谱(ICP-OES)仪器(ThermoFisher iCAP 7400 Duo)来分析元素。分析细节已在其他地方报道^3.除了一些小的例外。在喷发地点收集的部分新鲜熔岩在高温下被碳化钨圆盘磨成粉末。校准基于内部参考样品(A-THO, B-THO和B-ALK)，通过重复分析美国地质调查局(USGS)参考物质(BHVO-1, BIR-1, W-2和BCR-1)进行校准。在对标准物质重复测量的基础上，相对于主要氧化物(P除外)，主要元素和次要元素的精密度(%范围)小于±0.5%₂O₅)(补充表2）.由于没有进行挥发性和氧化还原滴定分析，化学成分在干燥的基础上报告，并重新计算为100%，将总铁表示为FeO。

电感耦合等离子体质谱法

看到补充信息获取完整的方法描述。手工挑选的大块玻璃，或玛瑙磨碎的整块岩石，在HF-HNO中消化_3.在冰岛大学地球科学研究所的地球化学清洁实验室里，在100级层流罩里的Savillex特氟龙烧杯里的混合物。每个消化样品的等分物转移到酸浸的10ml小瓶中，加入In-Re内标，并用2% HNO稀释_3.稀释系数约为5000。对溶液进行微量元素分析(见补充表)3.冰岛大学地球科学研究所的ThermoFisher iCap RQ四极电感耦合等离子体质谱仪(用于分析元素)。数据使用USGS标准BIR-1、BHVO-2、BCR-2和AGV-2进行校准，并使用GeoRem数据库(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de）.通过将W-2标准作为一个未知数来测试准确性，该标准在GeoRem值的3.6%范围内再现了所有元素。通过测量W-2作为未知物的单独重复消化以及样品分析(n= 7);W-2重复的相对标准偏差均小于5% (2)σ)， Cu、V、U分别为5.9%、6.9%、5.7%(补充表)3.）.由于天然火山地面玻璃样品具有更大的非均质性，因此采摘的地面玻璃复现精度略低于W-2(10%)。

多收集器电感耦合等离子体质谱法

看到补充信息获取完整的方法描述。冰岛大学地球科学研究所使用Nu等离子体多收集器电感耦合等离子体质谱仪对铅同位素进行了分析(程序与参考文献中类似)。^3.）.玻璃和整个岩石样品在6N HCl中超声浸出60分钟，然后以与微量元素分析相同的方式溶解。离子色谱法分离铅是基于参考文献的建议。³⁴。仪器质量分馏用Tl尖峰校正。在每次运行过程中，SRM-981作为包套标准运行，所有铅同位素比率归一化为参考文献中的SRM-981值。³⁵。AGV-2、BCR-2和JB-3作为二级标准进行分析，结果与已公布的值一致，在报告的成分不确定度范围内(补充表)4）.

热电离质谱法

Sr和Nd同位素在Clermont Auvergne大学的Laboratoire Magmas et Volcans使用Triton (ThermoScientific)热电离质谱仪进行分析。熔岩和熔岩样品在颚式破碎机中粉碎，并在玛瑙碗中使用行星磨粉。约200mg粉末溶解在浓HF和HNO中_3.酸(比例3:1)。在6N HCl和14N HNO中反复溶解和蒸发，还原了氟化物残留_3.。Sr和Nd的分离遵循参考文献的规程。³⁶，用热电离质谱法测定了它们的同位素组成。锶同位素比值归一化为⁸⁶Sr /⁸⁸Sr = 0.1194，并达到NIST 987标准的推荐值(⁸⁷Sr /⁸⁶Sr = 0.710245)。USGS AGV-1参考材料作为次级标准测量了五次，得出了平均值⁸⁷Sr /⁸⁶Sr = 0.703980±5σ)，这与ref.的文献价值一致。³⁷0.703989±17 (2σ）.的¹⁴³Nd /¹⁴⁴Nd和¹⁴⁵Nd /¹⁴⁴通过归一化对随时间变化的质量分馏的Nd比进行了校正¹⁴⁶Nd /¹⁴⁴Nd = 0.7219, to¹⁴³Nd /¹⁴⁴Nd-1标准Nd = 0.512100(补充表)4）.对美国地质调查局AGV-1参考材料的四次分析得出了一个平均值¹⁴³Nd /¹⁴⁴Nd = 0.512772±10 (2σ)，在文献价值的不确定性范围内。³⁷0.512791±13 (2)σ）.

玻璃，MIs和矿物的主要和次要元素分析

电子探针显微分析

冰岛大学地球科学研究所的电子探针微型分析仪对12个圆形1英寸环氧树脂底座中的矿物和玻璃进行了分析。JEOL JXA-8230 SuperProbe电子探针微分析仪配备了一个热离子电子发射器和五个波长色散光谱仪。在15kev的加速电压下对所有相进行分析。每个元素的浓度是由x射线光谱中每个元素的峰值特征处的x射线计数和峰两侧的背景计算得出的。对于玻璃分析，每次分析前在法拉第杯上测量的探针电流为10 nA，对于地面质量玻璃，光束直径为10 μ m，对于MIs，光束直径为10 μ m或5 μ m，具体取决于它们的尺寸。斜长石的探针电流为10 nA，辉石、橄榄石和尖晶石的探针电流为20 nA，光束聚焦或直径为5µm。所使用的标准、来源以及每种元素的峰值和背景计数次数列在补充表中5- - - - - -10。在所有情况下，数据还原都是用CITZAF校正程序进行的，除了氧化物分析的情况下，使用了ZAF校正(详见参考文献)。^3.）.

MIs中主要挥发物及微量元素分析

二次离子质谱法

详细描述了次级离子质谱仪(SIMS)痕量元素H₂O和CO₂方法中可以找到补充信息;这里给出了一个简短的版本。在斯德哥尔摩瑞典自然历史博物馆的NordSIM设施，使用CAMECA IMS1280 SIMS仪器，按照参考文献中描述的程序测量橄榄石和斜长石中的微量元素。³⁸。利用Hyperion H201射频等离子体源产生了6 nA的O初级离子束⁻₂离子，光栅超过10 × 10 μm²分析时的面积。总体微量元素的不确定度由测量的M的运行不确定度估算⁺/²⁸如果¹⁶O⁺₂比率和从可重复性的标准测量。不确定度随浓度的变化而变化:微量元素浓度大于5µg⁻¹通常不确定度小于10% (1)σ)，浓度大于1µg g的元素⁻¹通常不确定性小于20% (1σ)和浓度在1至0.17 μ g之间的元素⁻¹一般不确定度小于30% (1σ）.二级标准GOR128-G和GOR132-G产生的平均浓度在接受值的20%以内，除了Nb，它受到等压干扰⁴⁰Ca⁵³铬的检测限约为0.1µg g⁻¹(Nb数据已报道，但本研究未考虑)。H的含量₂O和CO₂在MIs和基质玻璃中使用与测定微量元素相同的SIMS仪器进行测定。A 2na O⁻₂采用主梁，光栅尺寸与微量元素相同。¹H⁺，¹²C⁺和²⁸如果^{2 +}采用跳峰法测量物种。转换¹H⁺/²⁸如果^{2 +}和¹²C⁺/²⁸如果^{2 +}H比₂O和CO₂是用一套挥发性掺杂玄武岩玻璃实现的³⁹(M5, M15, M43, M60和N72)。不确定度由样品分析的信号变异性、沿校准曲线的散射和校准标准物组成的不确定度计算。总体分析不确定度₂O小于4%，CO小于8%₂，基于校准参考物质的可重复性。玄武岩玻璃A35作为二级标准测量，平均H₂O和CO₂浓度在接受值的3%以内(补充表)11）.

火山气体测量

气体排放的组成(扩展数据图)。9)，由开路傅里叶变换红外光谱仪和多组分气体分析系统(Multi-GAS)测量得到。我们使用了MIDAC傅里叶变换红外光谱仪，液氮冷却的汞镉碲化探测器和一个3英寸的牛顿望远镜，视野10米。在0.5 cm处采集干涉图和单光束光谱⁻¹分辨率大约每2秒。气体对测量光谱的贡献是用正演模型确定的^40，41，模拟在特定光谱范围内的目标火山和大气气体分子的吸收，使用从HITRAN数据库(hitran.com)。根据傅里叶变换红外测量，火山气体组成为80.4±0.8 mol% H₂O, 16.1±0.5 mol% CO₂， 3.37±0.3 mol% SO₂, 0.020±0.005 mol %有限公司0.05摩尔%盐酸和0.03±0.005 mol %高频。此外测量⁴²分别在接地烟羽和升腾烟羽的源头处进行。地面Multi-GAS使用气体专用传感器(来自City Technology的Gascard II、T3ST/FTD2G-1A和T3H-TC4E-1A以及KVM3/5 Galltec-Mela传感器)实时测量主要火山气体的浓度(0.5 Hz)。⁴³。无人空中系统(型号为DJI matrix 600pro)使用了Multi-GAS的轻型紧凑型版本⁴⁴具有实时测量(1hz)和可比较的气体特定传感器(与地面系统和Microsensorik Smartgas module Premium2和Bluedot BME280传感器相同的电化学传感器)。根据Multi-GAS测量，初始火山气体成分为53±10 H₂0, 37±9 co₂11±2.5 SO₂(补充表12）.

MI PEP校正

我们确定了总共200个斜长石、橄榄石和斜辉石为主的MI的主要元素组成，以及在火山喷发两天后(2021年3月21日)收集的样品中32个包裹体和11个地质体玻璃的微量元素和主要挥发性含量。在每个MI旁边分析橄榄石、斜长石和斜辉石宿主晶体的组成。根据参考文献中描述的程序，对MI中的主要元素进行了捕获后处理(pep)的校正。⁴⁵。对于微量元素校正，利用补充表中列出的分配系数，从MI成分中计算平衡斜长石和橄榄石成分11。将计算出的矿物质微量元素组成按PEP(补充表)要求的量加回MI组成中10和11）.大多数测量的(底质玻璃和整个岩石)和重新计算的(MIs)熔体成分遵循RP富集和耗尽端元熔体的液体下降线(LLD)所包围的趋势⁴⁶。例外的是一些更进化的橄榄石宿主细胞群。这些包裹体中FeO含量过高，CaO和Al含量较低₂O_3.与其他熔体成分预测的LLD进行比较。一些斜辉石质的MIs也显示出与预测LLD相同的偏差(参见补充信息，第S4节)。

获取温度和压力的方法概述

火山喷发的温度

喷发温度根据参考文献(15)式计算。⁴⁷(补充表9）.为了估算喷发温度，压力设置为0.001 GPa，氧逸度为FMQ-0.3。氧逸度是根据平衡(以下参考文献中的建议)计算的。⁴⁸)橄榄石尖晶石对使用参考校准。⁴⁹。地表喷发时的温度为1200±20°C(见参考文献)。⁵⁰对于与计算相关的不确定性的讨论)，并且在喷发的前六周内保持不变，而不管岩浆成分的变化。

融化气压测定法

利用橄榄石-斜长石-奥辉石熔体(OPAM)计算了喷发前岩浆及其结晶货物的最后平衡压力。^20.(参考文献)和斜辉石熔体⁵¹地球气压计(补充表5，9和10）.中提供了一个Jupyter Notebook补充信息使用用于执行计算的脚本。扩展数据图6给出了计算压力与温度之间的关系;在此图中，OPAM气压计的结果来自补充表9和10只有当四相共晶的熔体成分的概率拟合时才绘制^20.大于0.8。所应用的两个地球气压计的校准不确定度为±1.3-1.4 kbar。MI温度由参考文献(15)式计算。⁵⁰，输入压力由OPAM气压计获得。在Fo含量高达89的橄榄石中发现了最原始的MI，其温度超过1300°C。

斜辉石气压测定法

为此，我们使用了两种不同的方法。第一种方法是ref的“统计方法”。⁵¹。对131粒玉米进行了354个斜辉点分析。用假定的平衡液体成分进行了拟合，并用平衡标准进行了测试。我们通过将每个斜硝石组成与平衡液体组成(n= 283)，由底质玻璃、pep校正的MIs和全岩成分组成。平衡判据如下:(1)斜辉石与熔体之间Fe-Mg的分配;\ ({Kd} _ {{\ rm{菲}}- {\ rm {Mg}}} ^ {{\ rm {cpx}} - {\ rm{融化}}}\)= 0.27±0.03(参考文献)⁴⁷）;(2) Ti划分(D_{“透明国际”})，利用参考文献的点阵应变模型分析了斜辉石与熔体之间的关系。⁵²，并选择在预测Ti平衡的40%以内的斜辉石-熔体对;(3)斜辉石-熔体对与预测和观测的DiHd、EnFs和CaTs斜辉石组分⁵³分别低于±0.06、0.05和0.03⁵⁴。总共有202个斜辉石组成与假定的平衡液体组成成功匹配(补充表)5）.第二种方法是在可能的情况下，基于斜漂石岩- mi对计算压力。在这里，我们使用pep校正的MI组成，并计算了包裹体与宿主辉石的压力。熔体-斜辉二烯对仍然必须满足与统计方法相同的平衡标准。补充表5显示了两种方法都适用的颗粒结果的比较。压力和温度(根据参考文献(33))。⁵⁰)在校准的不确定度范围内显示两种方法之间的极好拟合。

CO饱和压力₂和H₂MIs中的O

pep更正的MIs记录H₂O含量0.18-0.27 wt%， S含量530 - 1026 ppm (ppmw)，或1059 - 2053 ppmw SO₂)及一氧化碳₂浓度范围从87 ppmw到2136 ppmw₂(扩展数据图7）.当CO₂- h₂使用MagmaSat计算每个MI(包括原始和pep校正的主要元素和挥发性元素浓度)的流体饱和度⁵⁵, Iacono-Marziano⁵⁶和Shishkina⁵⁷模型，使用VESIcal软件的v1.0.1⁵⁶。的铁^{3 +}/铁_T假设所有包裹体的比值为0.15，温度为1200℃，但模型对这些参数的敏感性不大。中提供了用于执行计算的Jupyter Notebook补充信息。饱和压力计算最多的CO₂-富包裹体在0.3 ~ 0.4 GPa之间;然而，它们很可能在上升过程中受到宿主老化的影响^58，59，因此只能提供岩浆储存压力的最小界限(扩展数据图1)。8）.

在一氧化碳中传播分析不确定度₂浓度与饱和压力之比是1σ除最低饱和压力外，误差均小于7%。这种不确定度明显小于模型校准中的不确定度⁶⁰，如参考文献中使用模型计算的饱和压力之间的差异所示。^55，56，57(扩展数据图8）.作为这种不确定性的保守表示，我们使用用Shishkina模型计算的最高饱和压力⁵⁷作为包体夹带压力的最小界限。

地表气体排放

的有限公司₂包裹体中保存的质量比(0.2 ~ 2.6)明显低于地表排气排放物中的质量比(5.2±1.3);扩展数据图7和9）.这表明母岩浆和包裹体本身已经失去了相当大比例的CO₂在储存和上升过程中变成气相，这在其他火山系统中随处可见⁵⁹。开路傅里叶变换红外光谱仪/Multi-GAS数据集(补充表)12)限制了“平均”火山气体CO₂/S(质量)比为5.2±1.3。该比值结合微量元素全岩组成(补充表)3.)，将Fagradalsfjall放置在全局组合数组中⁶¹羽流相关(MOR和板内)和大陆裂谷火山作用(扩展数据图)。10）.不相容/非挥发性微量元素比值(如Sr/Sm和Sr/Nd比值)不受岩浆上升和减压脱气的影响⁶¹作为火山气体CO的证据₂/S比值受源幔特征控制，例如脱气驱动的分馏作用对气相特征的控制作用较小。这只能在封闭系统脱气行为一直持续到浅岩浆水平的情况下才能得到，这是在基性火山中通常遇到的条件⁶²。由此推论，fagradalsjall火山气体为CO₂/S比值可以结合MIs与G20210428喷泉火山的S含量差异(1490±350 ppmw)来推断喷发前的溶解CO₂浓度3880±1030 ppmw。假设岩浆在上升过程中产生气相:CO，这个浓度为岩浆储存的压力设定了一个最小界限₂蒸汽饱和压力。如上所述，饱和压力(及其不确定性)是使用Shishkina模型计算的⁵⁷使用VESIcal软件⁶³0.49±0.11 GPa(18±4 km);的MagmaSat⁵⁵和Iacono-Marziano⁵⁶模型的饱和压力更高(分别为0.67±0.15 GPa和0.59±0.10 GPa)。在每次计算中，体成分设置为喷泉tephra G20210428和Fe的平均玻璃成分^{3 +}/铁^T值设为0.15，温度为1200°C。这个计算得到了CO₂饱和压力为0.51±0.15 GPa。中提供了一个Jupyter Notebook补充信息使用用于执行计算的脚本。