Osservazione in situ del vetro

Comunicazioni Terra e Ambiente volume 4, numero articolo: 155 (2023) Citare questo articolo

691 accessi

2 Altmetrico

Dettagli sulle metriche

La cenere vulcanica originata dalla frammentazione del magma danneggia le infrastrutture e l'ambiente. L’espansione delle bolle è cruciale nella frammentazione del magma, ma le eruzioni a bassa intensità spesso emettono ceneri con meno bolle. Qui abbiamo condotto esperimenti di tensione sul silicato fuso ad alta temperatura, alla quale il fuso si allunga o si frattura a seconda della velocità di deformazione. Una frattura si verifica con la comparsa di una fessura sull'asta di silicato fuso, seguita da una generazione di piccoli frammenti. La superficie di frattura mostra una dicotomia tra regioni lisce e ruvide, simili a quelle osservate sulle superfici di frattura del vetro a temperatura ambiente. La regione della superficie ruvida genera piccoli frammenti. È interessante notare che le curve sforzo-deformazione misurate indicano che la frammentazione avviene in caso di deformazione viscosa. Questi risultati suggeriscono che il silicato fonde sotto frammento di deformazione viscosa, come fa il vetro a temperatura ambiente. La duttilità attorno all'apice della fessura favorisce la nucleazione e la coalescenza dei vuoti, facendo sì che la fessura si ramifica per generare ceneri vulcaniche dense e fini.

La frammentazione del magma è il meccanismo chiave che determina se le eruzioni sono esplosive1,2. Le eruzioni esplosive producono ceneri vulcaniche, che influiscono sull'ambiente e sulla società umana3,4. La dimensione, la distribuzione e la forma delle ceneri ne alterano la dispersione e il tempo di permanenza nell'atmosfera. I magmi frammentati hanno dimensioni e morfologie diverse a seconda della loro composizione e dello stile di eruzione5,6,7,8,9,10,11,12. L'analisi delle ceneri vulcaniche rivela varie forme; alcune ceneri conservano le bolle presenti prima della frammentazione, mentre altre sono prive di bolle5,6,8. Le ceneri generate dalle esplosioni di cenere dopo le eruzioni stromboliane e dalle eruzioni vulcaniane sono relativamente dense e contengono poche bolle13,14,15,16,17. Le eruzioni vulcaniane generano ceneri relativamente più fini rispetto ad altre eruzioni esplosive con aree di dispersione simili18,19.

Il magma è un fluido viscoso ma può frammentarsi in modo fragile quando la deformazione è rapida rispetto alla scala dei tempi di rilassamento20,21,22. Il numero di Deborah, De \(={\tau }_{{{{{{{\rm{c}}}}}}}}}\cdot \dot{\gamma }\), caratterizza la scala temporale di deformazione relativa al tempo di rilassamento, dove \(\dot{\gamma }\) è la velocità di deformazione e τc = η0/G∞ è il tempo di rilassamento. Qui, η0 è la viscosità di taglio a una velocità di deformazione pari a zero e G∞ è il modulo di taglio a una velocità di deformazione infinitamente alta. Un esperimento di allungamento della fusione mostra che De > 0,01 è una soglia per la frammentazione fragile23. Questa soglia è applicabile anche al magma portante cristalli24. La compilazione successiva suggerisce che 0,01 < De < 0,04 è transitorio e De > 0,04 causa rotture fragili22. È interessante notare che De = 0,01 si trova nel regime in cui la velocità di deformazione è sufficientemente lenta \(\dot{\gamma } \, < \, 1/{\tau }_{{{{{{{{\rm{c}} }}}}}}}\) per provocare una deformazione viscosa, ma si osserva una frammentazione simile a quella di un solido. Questa soglia è ampiamente utilizzata per modellare la frammentazione del magma in un condotto25,26,27. La frattura fragile aumenta la porosità e la permeabilità, influenzando lo stile dell'eruzione28. La reologia del magma dipende dalla velocità di deformazione23,29. Tuttavia, la reologia al momento della frammentazione non è stata ancora misurata direttamente. La rapida deformazione consente lo sviluppo di stress nella massa fusa che circonda le bolle nel magma30. Esperimenti di decompressione rapida del tipo a tubo d'urto mostrano che il magma con bolle subisce una frammentazione fragile quando il prodotto della sovrapressione e della frazione volumetrica delle bolle supera un valore critico, ΔPϕ > σ031. I frammenti più piccoli si formano a ΔPϕ32,33 maggiori. Secondo questo ridimensionamento, la frammentazione è causata dalla fase gassosa pressurizzata in bolle preesistenti. Non è chiaro se le ceneri vulcaniche dense generate da eruzioni stromboliane e vulcaniane, con poche bolle e non accompagnate da pomici/scorie, possano essere prodotte da questo meccanismo.

\, 0.01\). Here, the low-temperature experiments were not conducted in a wide range of strain rates, and the relaxation time was estimated from the measured viscosity for each experiment. The viscosity at zero strain rate can be larger, which can also increase τc, as indicated by arrows (Fig. 8c)./p> \, 0.01/{\tau }_{{{{{{{{\rm{c}}}}}}}}}\) is in the elastic deformation regime, different from previous models based on the Maxwell model and rheology measurements at small strain amplitudes (Supplementary Fig. 3a, b). We thus consider the prefactor of 0.01 used for the fragmentation threshold can vary with the strain, strain rate, and geometry of deformation (for details, see the “Methods” section). In the previous experiments, fragmentation is not reported in the regime of \(\dot{\gamma } \, < \, 0.01/{\tau }_{{{{{{{{\rm{c}}}}}}}}}\), but it occurs in our experiments (Fig. 8c). This discrepancy may arise because previous experiments in the viscous regime have been conducted under compression/shear deformation22,24 while we elongated the rod samples. The tensional deformation efficiently makes voids to be nucleation sites of cracks, causing fragmentation of viscously deforming melt./p> 1, a Maxwell fluid is liquid-like and solid-like, respectively, and viscoelastic characteristics are observed around ωτc ~ 1. Using Eq. (3), we can calculate the complex modulus \(| {E}^{* }| ={({E}^{{\prime} 2}+{E}^{{\prime\prime} 2})}^{1/2}\) and complex viscosity ∣η*∣ = ∣E*∣/(3ω), which depend on ω as shown in Supplementary Fig. 2b. For ωτc < 1, the complex Young’s modulus increases with increasing ω, whereas, for ωτc > 1, the complex shear viscosity decreases. As a result, the ratio 3∣η*∣/∣E*∣, which is similar to the time scale of τ ~ 3η/E, also depends on ω as 3∣η*∣/∣E*∣ ∝ ω−1. Polymer melts and solutions often exhibit similar dependence on the strain rate and angular frequency, which is known as the “Cox–Merz ruls.” That is, the complex viscosity as a function of frequency is almost identical to the shear viscosity as a function of strain rate: \(| {\eta }^{* }| (\omega ) \sim \eta (\dot{\gamma })\). According to this analogy, \(| {E}^{* }| (\omega ) \sim E(\dot{\gamma })\)./p> \, 0.01/{\tau }_{{{{{{{{\rm{c}}}}}}}}}\)20. We here discuss using 0.01 for simplicity, although the prefactor may have a range from 0.01 to 0.0422. We estimate τc from Supplementary Fig. 3a, b and summarize the results in Table 1. We assume that the measured maximum values for each material are the same as the infinite values. For most of the soda glasses, η0 ~ 1.1 × 1010 Pa s and E∞ ~ 24 GPa; for the haploandesite, η0 ~ 2.4 × 109 Pa s and E∞ ~ 23 GPa. Consequently, τc ~ 1.3 s and τc ~ 0.31 s, respectively. For the cold glass and glass with preheating at 820 °C, we do not have data showing the strain rate dependence; therefore, we used τ ~ τc./p> \, 0.01/{\tau }_{{{{{{{{\rm{c}}}}}}}}}\). Note that the τc2 obtained by small amplitude oscillatory measurements is consistent with the ordinary relaxation time, τc2 = τc (Cox-Merz rule). At the small amplitude rheology measurements, the non-Newtonian behaviour becomes apparent at a time scale of 100τc, which has been interpreted as the origin of the prefactor 0.0120,22. However, glass rheology depends on deformation amplitude and strain rate62. The deformation geometry also can affect the rheology of a complex fluid. We thus infer that the “Cox-Merz rule” breaks with large strain at a high strain rate under the extensional geometry. The prefactor of 0.01 can depend on the strain, strain rate, and deformation geometry./p>

Blog