海底火山作用和火山岩的若干特点

海底火山作用和火山岩的若干特点

刘继顺

(中南工业大学地质系长沙410083)

原载：有色金属矿产与勘查，1995，4（1）：35-37

摘要在500-lO00m 水深之下的海底，火山作用仅表现为非爆发性的裂隙型或火泉型喷发。这种环境中产出的火山碎屑岩，均是淬冷碎屑岩化和自碎角砾岩化形成的。海底熔岩杂岩可穿切到未固结的沉积物中而呈似侵入接触现象。

关键词非爆发性喷发淬冷碎屑岩化自碎角砾岩化海底熔岩杂岩

海相火山岩是块状硫化物矿床和喷流沉积型多金属矿床的重要勘查目标。海底火山作用发生在巨大静水压力的围压环境中，其产物海相火山岩与陆相火山岩比，有许多独特之处：

1 海底火山作用方式

决定火山喷发是爆发性抑或非爆发性的因素，是岩浆的性质(如成分、挥发分含量、粘度和喷发速率)、围压及存在外来水否(海水、湖水和地下水)。

爆发性喷发是由不同成因的挥发分驱动的。挥发分可来自岩浆的出溶(如CO2和水)或外来过热水的气化(如与岩浆接触并气化的海水或地下水)。当周围的海水静水压力足以抑制岩浆气体爆发性膨胀及与岩浆接触处过热海水爆发性膨胀(即岩浆蒸气爆发，Phreatomagmatic explosion)时，则只会发生非爆发性喷发。

实验表明，纯水的临界点为2.16X10的7次方Pa，海水(含3.5%的NaCl)的临界点为3.15X10的7次方Pa，CO2的临界点为7.5×10的6次方Pa,对应的海水深度分别为2160m，3150m 和750m。H2O 和CO2混合物的临界点压力远低于纯水的。在临界点深度之下，纯岩浆水或过热海水都不具有可压缩性。不会排斥围岩而爆发性地膨胀。对800℃以上的岩浆而言，抑制其爆发的最低压力为2X10的7次方Pa(即200Om 深)，甚或1×10的7次方Pa(即1000m 水深)[1]。

McBirney(1963)根据岩浆的化学组成和挥发分含量推测，岩浆爆发性喷发只能发生在浅于500～1OOOm深的海底（图1），与Pecover等(1973)推测的结果(700m水深)相吻合。现代海底爆发性火山喷发都见于较浅的海底，1km 以下的海底尚未发现任何岩浆的爆发性活动[2]。这一事实强有力地支持了上述推论。

非爆发性火山喷发是以裂隙式的火泉(fire fountaining)喷发的，其驱动力不是挥发分压力，而是静岩压力负荷和流体质岩浆的浮力。

值得指出的是：Burnham(1983)等认为长英质岩浆爆发可以发生在3.5--4km的海底，并将黑矿型块状硫化物矿床的形成与火山爆发所造成的破火山口联系起来。事实上，3500--4000m 海底的静水压力大大超过纯水的临界点压力，绝无爆发性喷发的可能。

2 海相火山碎屑岩

深海底非爆发性火泉式喷发往往形成块状熔岩、席状熔岩、铺路熔岩(Paving stone lava)和枕状熔岩。枕状熔岩多为镁铁质的，但亦见长英质的。Sevins和Roach(1979)曾发现澳大利亚威尔士奥陶系中有厚达40m的海相长英质熔岩(SiO2平均为66%)，其枕状体直径为0.5--3m。在深海底火山岩剖面中，除熔岩外，还存在大量火山碎屑岩。这种火山碎屑岩不是火山爆发形成的火成碎屑物(Pyroclastite)，而是淬冷碎屑岩化和自碎角砾岩化形成的。

图1 海相火山作用性质与水深和成分的关系<据Fisher，1984)

A一镁铁质岩浆;B一长英质岩浆;II一爆发性喷发区，可形成岩浆爆发的火山碎屑岩，气化爆发的火山碎屑岩、淬冷玻质碎屑岩和自碎角砾岩；I 非爆发性喷发区，只有淬玲玻质碎屑岩和自碎角砾岩，其含量随水探增加而增加，熔岩与火山碎屑物之比最高可达5：1。

淬冷碎屑岩化(quench fragmentation)是一种由于炽热岩浆与冷水突然接触时冷却收缩产生的热应力使熔岩表层剥离和颗粒化的作用[3]。

其过程是：1)岩浆和水最初接触时在岩浆与水之间产生蒸气膜；

2)蒸气膜膨胀在与水接触的最外部边缘蒸气冷却，蒸气膜就地萎陷，这种膨胀与萎陷多次重复进行，直到与萎陷有关的能量引起岩浆碎裂为止；

3)萎陷的蒸气膜与岩浆混合后增了两者反应的表面积；

4)当水包围了熔体碎屑后加速了热的快速传导；

5)形成新的蒸气膜由于过热作用水迅速地气化并膨胀，又返回第2阶段，开始下一个旋回。

淬冷碎屑岩化的产物被称玻质碎屑岩(hyaloclastite)。其特征是具有多角状外形、尖锐的边缘(即刃状边)角、直线状平面状边和同心环状及放射状的多裂垃的冷却节理。一般无气孔构造，粒径大小悬殊，从岩块到凝灰质碎屑均有。它与具孤面多角形、园滑的凹面和凸面以多气孔的爆发性火成碎屑物截然不同。淬冷玻质碎屑岩在熔岩流进水中、潜水火山爆发或岩浆侵入到饱和水的未固结的沉积物中时都可以形成，因此可以和火成碎屑岩共生。

自碎角砾岩化(Autobrecciation)系指邻近岩浆流动产生的剪应力或拉张应力作用下正在固结的岩浆发生破裂的作用；当粘滞的凝结的熔岩继续流动或冷凝的粘滞的熔岩壳，由于熔岩内部继续流动而运动时，冷凝的熔岩发生应变而变形，会裂成碎片或碎块，也可能以脆性形式产生裂隙。如果粘度和应变速率足够大，就会形成平滑表面的岩块和块状熔岩。它们可以自由翻滚，或相互熔结在一起．或被非碎裂化的熔岩包围。

自碎角砾岩化的产物常被称为枕状角砾岩(pillow breccia)，常见于熔岩流的边缘和熔岩流之间。

自碎角砾岩化和淬冷碎屑岩化常可同时发生，形成较厚的火山碎屑岩层序。海相火山岩剖面一般自下而上为：块状熔岩一枕状熔岩一岛状枕状熔岩一枕状角砾岩一淬冷玻质碎屑岩。

侧面上近喷口区为块状熔岩，岩流前锋为枕状熔岩，远火口区为枕状角砾岩和淬冷玻质碎屑岩。

淬冷玻质碎屑物可充填在枕体之问。这种水平方向上和垂直方面上变化趋势的产生是由于岩流的前锋和顶部与水直接接触，比内部更易遭受广泛的原地淬冷碎屑岩化和自碎角砾岩化。

此外，海相火山岩剖面中常见到再造的或再沉积的火山碎屑岩。重力流或浊流可将先成火山碎屑物甚至远处浅水火山爆发物搬运到深海处，从而形成再造火山碎屑岩。这种岩石往往含有洋底软泥或陆源碎屑沉积物，不难与原地火山碎屑岩区别开来。

3 海底熔岩杂岩

一般的海相火山岩已有大量文献论及，人们均有较透彻的理解。然而对深海底长英质火山喷发形成的特殊火山岩形式——海底熔岩杂岩(submarine lava complex)却知之甚少。海底熔岩杂岩最初由Pichler识别出来，Yamagishi(1985,1987)、Allen(1988)和Cas(1990)等都进行了不少的研究[4，5]。

一般来讲，海底熔岩杂岩由相关的熔岩流、馈浆岩脉、玻质碎屑岩和自碎角砾岩组成(图2)。由于深海底长英质火山喷发为非爆发性的，熔岩只能通过馈浆岩昧溢出，形成熔岩丘。同时由于淬冷碎屑岩化和自碎角砾岩化形成火山碎屑岩，它们与浊流或重力流搬运来的远火山物质或陆源碎屑物一起沉淀下来，形成沉积柱。后续岩浆继续沿馈浆岩脉源源不断地溢出，使熔岩丘增高增大。另一方面熔浆沿早先喷发熔岩冷却收缩产生的裂隙贯入形成交错的岩脉分枝，也可侵位到未固结的正在沉积增厚的沉积柱中而未穿透沉积物的顶面，构成潜火山丘。海底熔岩杂岩中心通常为晶质的，而边缘则为具珍珠状裂隙的玻璃质的，顶部和侧翼部位具侵入接触特征。

图2 海底熔岩杂岩理想示意图

(据Cas，1992)

1一熔岩丘；2一玻质碎屑岩及沉积物；3块状硫化物矿床；4一周围沉积物

这种海底熔岩杂岩见于日本中新世绿色凝灰岩带(为黑矿型矿床的容矿主岩)、加拿大太古代阿比提比绿岩带和澳大利亚东南部泥盆纪Bunga地层(含有wilga块状硫化物矿床)等地层内，是块状硫化物矿床的最佳容矿主岩。

4 结论

1)海相火山喷发的形式受控于喷发的海底环境，在500～1000m水深以上的海底才会发生爆发性喷发，因此考察古海相火山作用时，要注意海盆地的深度。

2)火山碎屑岩的形成方式是多种多样的，非爆发性的滓冷碎屑岩化和自碎角砾岩化均可形成大量的火山碎屑岩。切忌将一切火山碎屑岩都当作火山爆发的产物，同时要注意区分再造的或再沉积的远源火山碎屑岩。

3)海底熔岩杂岩是块状硫化物矿床良好的容矿岩石，应大力加强研究。海底熔岩杂岩可侵位到未固结的沉积物中而不穿透沉积物顶面。切忌将一切具侵入特征的火成岩作为侵入岩看待，云南东川铜矿区过去视为侵入岩的部分中基性火成岩，就属于典型的海底熔岩杂岩。