杨奕曜，柳益群，周鼎武，焦鑫，岳祯奇，乔江华

1.大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 710069 2.山东科技大学地球科学与工程学院，山东青岛 266510

0 引言

随着火山岩油气藏的不断发现和开发，火山岩的成岩作用受到广泛关注并被逐步研究[1-6]。区别于陆源碎屑岩成岩作用体系，火山岩的成岩作用更为复杂，主要表现在火山岩特殊成岩作用(熔结作用、脱玻化作用、碳酸盐交代作用等)的存在[7]。目前对于火山岩成岩作用的研究主要集中于埋藏成岩阶段，但由于埋藏阶段中受压实、溶蚀等作用的影响使火山岩早成岩期冷凝固结—表生蚀变阶段的矿物组合发生改变，受此条件的限制使得目前对于该方面的研究仍十分薄弱。为此本文选择形成时代较新，尚未进入埋藏成岩阶段的Waiotapu地热区内一处于活动间歇期的第四纪小型火山喷口堆积物作为研究对象，对其岩石矿物类型进行描述，并根据特征矿物组合、特殊显微结构、成岩作用及前人实验岩石学结论对堆积物表生蚀变阶段的温压条件、成因模式进行讨论。为地质历史时期的酸性火山岩早成岩期的冷凝固结—表生蚀变阶段的岩矿特征及成岩作用研究提供现代对比实例。

1 研究区地质背景

Taupo火山带位于新西兰北岛中部，是自第三纪以来，太平洋板块与印澳板块东缘俯冲碰撞后形成的Taupo-Hikurangi海沟—安山岩岛弧体系中目前仍处于活动期的火山弧和弧后盆地[8](图1)。火山弧主要发育在Taupo火山带的南部、东部、北部3个区域，其中以南部的Tongariro火山以发育安山岩为主，东部则以发育英安岩为代表，北侧的Bay of Plenty则以安山岩、英安岩二者同时存在为特征。Taupo火山中部则发育伸展性质的弧后盆地，属整体俯冲背景下的局部拉张环境，火山活动呈现出以流纹岩和高铝玄武岩共生的双峰式特征[9-12]。

Waiotapu地热区位于著名的Taupo火山中央地带。是Taupo火山带17个主要地热系统中最大的。其北接Ngapouri正断层，南端已进入Reporoa火山口区域(图1)。地热活跃区占地17 km2，自然热损失量高达550 MW[13-17]。

图1 Taupo火山区及其地热区分布及Waiotapu位置图(修改自文献[10,13-14])Fig.1 Location of the Taupo volcanic zone and Waiotapu geothermal area (modified from references [10, 13-14])

在1956—1959年间，在该区钻探了7口地热勘探井，深度达到450～1 100 m。这些井的岩芯资料为该区的地层岩性特征、水温变化情况等研究提供了大量的信息。在对上述7口井岩芯的观察基础上，前人将研究区的主要岩石类型划分为4类：1)熔结凝灰岩；2)火山角砾岩；3)流纹岩类；4)夹流纹质火山灰的湖相泥砂质松散沉积物[18]。酸性熔岩40Ar/39Ar年龄测定显示，其年龄主要集中于0.71±0.06 Ma，说明研究区酸性熔岩的主要形成时代为更新统中阶[19]。

2 采样处位置及样品基本特征

采样处位于Waiotapu地热区北部，一直径约3 m，处于活动间期的小型火山喷口堆积物集中处，附近火山活动强烈，主要表现为气体(主要为水蒸气和硫化氢)与碎屑物质的断续式喷出。整个区域烟雾弥漫，颇为壮观(图2b)。本此采样沿喷口的中心向边缘依次采集，共采集样品5块(图2a)，其样品基本特征见下表(表1)。

图2 Waiotapu地热区采样处野外及部分手标本照片a.喷口堆积物采样处及样品分布及其相对位置照片；b.采样点附近区域仍处于活动期的蒸汽池Fig.2 Photographs of the sampling point and specimen in the Waiotapu geothermal area

表1 Waiotapu地热区第四纪火山喷口沉积物基本特征Table 1 Features of modern volcanic crater sediments from the Waiotapu geothermal area

3 火山喷口堆积物的岩石学、矿物学特征

采样处岩石样品多为灰白色，整体成较疏松块状构造。多含有粒径1～2 mm不等的浅色球状颗粒、暗黑色玻璃质碎屑物质。在岩石表面、不同块体之间的裂隙中发育呈姜黄色—黑褐色的硫磺粉末。借助偏光显微镜、电子探针、扫描电镜、X衍射、激光拉曼综合分析后，根据不同岩石样品的矿物组成、结构构造将样品岩石分为3类：1)球粒流纹岩；2)流纹质晶屑熔结凝灰岩；3)硫磺土。球粒流纹岩中的矿物组合分为3类：1)α方石英-PO鳞石英—正长石；2)奥长石斑晶；3)紫苏辉石—钛磁铁矿(钛铁矿)。流纹质晶屑熔结凝灰岩中的矿物组合为奥长石晶屑和塑性玻屑。硫磺土中的矿物组合为：单质硫和长英质细粒岩屑。

3.1 球粒流纹岩

此类岩石产出于小型火山喷口的中心位置，距喷口边缘1.2 m处，手标本呈灰白色，质地疏松，可观察到直径约1～2 mm的细小球状颗粒分布于其中，偶见暗黑色玻璃质碎屑物质(图3a)。偏光显微镜下球粒结构、斑状结构明显。球粒结构，即遍布视域由显微针状矿物组成的放射状球粒体，单个粒径在1～2 mm之间，多具有2～3层的自生加大环带。常出现多个球粒融合呈哑铃状产出(图3b)。单偏光镜下球粒体无色透明，结晶程度较好的球粒体在正交镜下呈现明显的十字消光现象(图3c)，最高干涉色可达Ⅰ级灰。斑状结构，指球粒流纹岩内部发育的单矿物斑晶，主要有3种：粒径0.5～1.8 mm的新鲜自形酸性斜长石(图3d)、粒径0.2～0.8 mm的自形—半自形的紫苏辉石、粒径0.1～0.3 mm多呈半自形—它形的钛铁矿(图3f)等。这些斑晶常现于球粒体内部，被组成球粒体的显微针状矿物所包绕，少量分布于球粒体之间的基质中。

球粒流纹岩中的矿物组合可分为3类：1)α方石英-PO鳞石英—正长石组合；2)奥长石斑晶；3)紫苏辉石—钛铁矿(钛磁铁矿)。

(1) α方石英-PO鳞石英—正长石

球粒流纹岩的全岩粉晶X衍射结果显示，其矿物组成为：α方石英、PO鳞石英、酸性斜长石和非晶相(图4)。其中2θ=21.9±0.1°，d=4.05±0.01Å；为α方石英的典型特征峰。3组参数(2θ=20.8±0.1°，d=4.28±0.02Å；2θ=23.8±0.1°，d=3.75±0.02Å；2θ=27.6±0.1°，d=3.21±0.02Å)则为PO鳞石英的典型特征峰[20-21]。α方石英单晶属于四方晶系，PO鳞石英单晶则为假斜方晶系[22]，二者均为α石英低温相的同质多相体。再通过对单个球粒体的激光拉曼测试，确定球粒体不仅是由α方石英、PO鳞石英组成，同时还存在正长石(图5b)。背散射图像上，可见球粒体由大量长约10～15 μm呈显微流线状、树枝状的正长石和α方石英、PO鳞石英纤维相互交错构成(其中浅灰色者为正长石、深灰色为α方石英或PO鳞石英)(图6d)。这些正长石纤维和球粒流纹岩中的火山玻璃对应全岩X衍射中的非晶相部分。为了进一步了解球粒体中的单矿物立体形态及产状，借助扫描电镜观察，可见纵切面一维针状，横切面近圆状的α方石英搭建整个球粒体骨架(图3i)，呈假六方片状的PO鳞石英集合体多沿[001]呈连晶状态杂乱堆积产于球粒体的边缘或针状α方石英晶簇的表面(图3j)，而板条状的正长石微晶主要充填于针状α方石英之间(图3k)，三者相互交织，多层叠置，最终构成了球粒流纹岩中的球粒状纤维矿物集合体。

图4 球粒流纹岩全岩X射线衍射图谱测试单位为中国地质调查局西安地质调查中心，检测仪器为X射线衍射仪(D/max-2500)Fig.4 X-ray powder diffraction analysis results for Spherulitic rhyolite

图5 球粒流纹岩激光拉曼显微照片及光谱测试单位为中国地质调查局西安地质调查中心，检测仪器为激光拉曼光谱仪(inVia) Ar+激光器波长514.5 nm；激光频率20 mV；扫描速度10 s/3t叠加；光谱仪狭缝20 μmFig.5 Microphotographs and Raman spectroscopy of Spherulitic rhyolite

(2) 酸性斜长石(主要为奥长石)

酸性斜长石主要以自形—半自形斑晶的形式被包裹于球粒体内部或产出于球粒体间的基质中，颗粒粗大，粒径范围在0.2～2 mm之间。发育典型的钠长双晶、卡钠复合双晶。经激光拉曼测定此类酸性斜长石斑晶主要为奥长石(图5c)，为中酸性岩浆早期冷却结晶的产物。

(3) 紫苏辉石—钛磁铁矿(钛铁矿)

紫苏辉石常呈半自形—它形与粒状钛磁铁矿(钛铁矿)成共边结构，密切共生。多产出于球粒体内部，二者颗粒粒径范围均在0.2～0.8 mm之间，整体含量很少，约占球粒流纹岩整体矿物含量的1%。单偏光镜下紫苏辉石成淡绿色，正高突起，正交镜下可见最高Ⅰ级褐黄干涉色(图3g)。电子探针测试结果显示其主要化学成分为MgO、FeO、SiO2，且 FeO的含量明显高于MgO的含量(表2)。在显微镜下还可见到球粒体中针状长英质矿物包绕紫苏辉石—钛磁铁矿生长的现象(图3f)，据此可判断紫苏辉石—钛磁铁矿(钛铁矿)这种矿物组合为早期岩浆结晶矿物，且其结晶时间早于球粒体的形成时间。

3.2 流纹质晶屑熔结凝灰岩

此类岩石产出于喷口的边缘位置，手标本呈灰白色均一块状(图7a)。全岩粉晶X衍射结果显示，其矿物组成为酸性斜长石、非晶相。在偏光显微镜下可看到典型的熔结凝灰结构、假流动构造，是高温炽热的玻屑在塑性流动的过程中彼此压扁叠置，相互粘连熔结而形成的，是高温形变的典型结构特征[23-25]。波浪状、条纹状、蚯蚓状的塑形玻屑约占岩石整体矿物含量的90%，这些塑形玻屑在单偏光镜下无色透明，正交镜下全消光。其中的酸性斜长石粒径0.2～1 mm之间，多呈它形，破碎、部分溶蚀现象明显。在塑形玻屑与酸性斜长石晶屑接触边界可观察到塑性玻屑发生强烈变形，塑性玻屑的弧面逐渐转化为平滑线状，包绕整个晶屑(图7c)。扫描电镜下可见塑形玻屑内微孔隙十分发育，常见直径0.01～0.05 mm的近圆形、呈蚯蚓状拉长微型气孔(图7b)。

图6 球粒流纹岩背散射图片a.共边结构的紫苏辉石与钛磁铁矿 (放大倍数250x)；b.同a；c.球粒流纹岩中的单个球粒体(放大倍数70x)；d.图c红色虚框d区域对应放大图，单个球粒体内部呈放射状交织生长的长英质纤维(放大倍数180x)Fig.6 Back scattered-electron image of Spherulitic rhyolite

表2 主要矿物元素电子探针分析(%)(点位与图6对应)Table 2 Electron microprobe data of chemical compositions (%) of the major minerals

注：测试单位为中国地质调查局西安地质调查中心，检测仪器为电子探针仪(JXA-8230)电压15Kv，束流1×10-8A，束斑1 μm。

图7 流纹质晶屑熔结凝灰岩岩石矿物学特征a.流纹质晶屑熔结凝灰岩样品野外照片，样品呈均一块状，受水汽影响表面呈浅灰色；b.扫描电镜下流纹质熔结凝灰岩中发育的成波浪、蚯蚓状的拉长微气孔(放大倍数120x)；c.单偏光镜下塑性玻屑及破碎的酸性斜长石晶屑；d.图c正交偏光照片(Pl.斜长石)Fig.7 Mineralogical features of microphotographs for Rhyolitic ignimbrite

3.3 硫磺土

此类样品产出于喷口的边缘向中心15 cm处灰白色块状岩石间的裂隙中。样品呈棕褐色土状，比重很轻，其中夹杂呈星散状分布的浅色矿物碎屑(图8a)。经全岩衍粉晶X衍射测得，其矿物组成为单质硫、非晶相。单偏光镜下可见大量棕黑色粉末状硫磺，正交镜下全消光(图8b)。火山玻璃、长英质微晶岩屑作为碎屑颗粒，呈直径0.3～0.8 mm小团块状杂乱分布于粉尘状硫磺基质中。

4 火山喷口堆积物相关问题讨论

4.1 球粒流纹岩中球粒体形成机理探讨

球粒流纹岩具有明显的两期结晶特点：1)自形程度较好的酸性斜长石斑晶，半自形共边结构的紫苏辉石—钛磁铁矿(钛铁矿)所代表的早期原始岩浆结晶产物；2)纤维针状α方石英、PO鳞石英、正长石矿物组成的球粒体，代表着岩浆期后表生蚀变的产物。扫描电镜下可见火山玻璃质碎屑向纤维球粒体转化的过渡现象，即玻璃质碎屑在仍保持其原有外形的状态下，内部开始析出纤维针状α方石英、PO鳞石英、正长石矿物(图9)。据此推断球粒体为岩浆期后火山玻璃脱玻化的产物。

图8 硫磺土矿物学特征a.硫磺土样品照片；b.硫磺土显微全貌图；c.单偏镜下棕黑色硫磺粉末及亮白色岩屑；d.图c正交偏光照片(Sul.硫磺；debris.岩屑)Fig.8 Mineralogical features of sulfur

图9 球粒体脱玻化形貌图a.b均为尚未完全脱玻化的球粒体，其中均保存残余火山玻璃碎片，这种现象的出现代表其脱玻化已经演化至局部脱玻化阶段Fig.9 Morphological features of spherulite devitrification

根据球粒体显微结构形态的不同，将球粒体的脱玻化现象抽象为4个阶段：1)火山玻璃阶段，即为流纹质岩浆初始结晶阶段，表现为火山玻璃尚未开始脱玻化，其与酸性斜长石斑晶，紫苏辉石、钛磁铁矿(钛铁矿)等岩浆副矿物密切共生(图10a、图10-1)。2)局部脱玻化阶段，火山玻璃开始沿着微裂缝发育带形成球粒雏形，雏形内部的火山玻璃开始出现正长石、α方石英的分异结晶，但仍保留部分呈它形的火山玻璃残片(图10b、图10-2)。3)单球粒体阶段，火山玻璃脱玻化分异结晶基本完成，形成以纤维状α方石英、PO鳞石英、正长石单矿物交织共生为特点的完整单个球粒体(图10c、图10-3)。4)叠加增生阶段，主要表现在单球粒体出现多层叠加现象或多个单球粒体出现融合均一化，形成哑铃状复合球粒体，代表着火山玻璃脱玻化过程中球粒体阶段的完成(图10d、图10-4)。

球粒体的形成主要受2大因素制约，其一为球粒结构的形成环境；其二为球粒体内矿物组合的形成条件。球粒结构作为脱玻化作用中一种普遍结构，广泛赋存于白垩纪以来的酸性火山碎屑岩之中[26]。流纹岩脱玻化模拟实验表明，在常压水热条件下，在240 ℃～700 ℃的温度区间内均发育球粒结构，且球粒体中普遍存在微晶石英和碱性长石纤维的矿物组合[27]。而低温亚稳定态的α方石英、PO鳞石英的结晶温度集中于70 ℃～200 ℃，且会于更高温度下转化为石英[28-29]。但本研究中的球粒体矿物组成并未出现微晶石英，说明其结晶温度应低于200 ℃[30]。综上认为本研究中以α方石英、PO鳞石英、正长石纤维组成的球粒体为富玻璃质流纹岩在早成岩阶段脱玻化作用影响下，在体系封闭、低压、低温(70 ℃～200 ℃)水热环境中形成的。

图10 球粒体脱玻化阶段模式图a.流纹质晶屑熔结凝灰岩代表未经表生蚀变的原始火山喷出岩，对应右图1；b.脱玻化过程中残余的火山玻璃，对应右图2，代表局部脱玻化阶段；c.球粒体边缘的po-鳞石英晶簇，对应右图3，代表单球粒体阶段；d.呈哑铃状融合的复球粒体，对应右图4，代表叠加增生阶段Fig.10 Devitrification in Spherulitic crystallization

4.2 Waiotapu地热区酸性火山岩表生蚀变特征及其模式探讨

本研究发现Waiotapu地热区酸性火山岩的表生蚀变阶段具有一定的特殊性，主要表现为4点：1)地热区内火山活动频繁，气体(主要为水蒸气和硫化氢)与碎屑物质呈断续式从火山喷口中喷出。2)蚀变矿物地球化学组成十分稳定，为火山玻璃脱玻化或热水生物沉淀而成的结构亚稳定矿物(α方石英、PO鳞石英、正长石等)，其主要化学组成依然为SiO2、Al2O3、K2O，与原始酸性火山岩矿物化学组成基本一致，未出现长石发生沸石化、黏土化和碳酸盐、硅质热液脉的填充的现象，代表着研究区酸性火山岩的表生蚀变体系是较为封闭的。3)表生蚀变矿物形态结构十分完整。通过扫描电镜的观察我们发现球粒体中的α方石英、PO鳞石英、正长石纤维结构完整，晶体集合连续叠置生长，未发生大规模的断裂与错位，代表了其未经过外动力介质的搬运，其表生蚀变始终发生于原地堆积处。4)研究区热水来源较为单一且普遍发生水岩反应。Waiotapu地热区内的热水主要来源于充沛的大气降水[31]，研究区内地热水87Sr/86Sr比值高达0.709 61，与基岩相近，表明地热水与壳源基岩发生过水岩反应[32]。综上建立如下的模式图(图11)。

大气降水落入地表，沿酸性火山岩中的连通气孔或微裂隙下渗，在岩浆的加热作用下，以蒸汽的形式折返回地表并在折返过程中与围岩发生水岩反应，促使上覆已冷凝固结的酸性火山岩发生蚀变。其中喷口边缘处的流纹质熔结凝灰岩，因发育大量塑性玻屑及明显的假流动构造，为高温流纹质岩浆溢流出地表后在塑性流动过程中与空气接触冷却结晶而成，代表酸性火山岩冷凝固结阶段的产物。球粒流纹岩因其发育由α方石英、PO鳞石英、正长石构成独特的球粒结构，为表生蚀变阶段热水作用期的标志产物。另外，值得注意的是在早期岩浆结晶矿物之中，出现了紫苏辉石—钛磁铁矿(钛铁矿)的典型基性岩矿物组合，代表了末期流纹质岩浆喷发时仍携带有原始深源岩浆组分。

5 结论

(1) 新西兰北岛Taupo火山带Waiotapu地热区第四纪小型火山喷口堆积物组成为：球粒流纹岩、流纹质晶屑熔结凝灰岩、硫磺土。其中球粒流纹岩中的矿物组合为：α方石英-PO鳞石英—正长石、酸性斜长石(主要为奥长石)、紫苏辉石—含钛磁铁矿(钛铁矿)；流纹质晶屑熔结凝灰岩的矿物组合为：酸性斜长石、塑性玻屑；硫磺土的矿物组合：单质硫、长英质岩屑。

图11 Waiotapu地热区酸性火山岩表生蚀变阶段模式图Fig.11 Supergene reformation in Waiotapu

(2) 球粒流纹岩中的球粒体是由先结晶的富玻璃质的流纹岩，在低压、低温(70 ℃～200 ℃)、水热条件下，其中的火山玻璃逐渐脱玻化形成的，为酸性火山岩表生蚀变阶段热水作用期的产物；流纹质熔结凝灰岩为酸性火山岩冷凝固结阶段冷却成岩期的产物。

(3) Waiotapu地热区折返式热水作用模式的建立，为酸性火山岩早成岩期表生蚀变过程的研究提供了良好的现代对比实例。

致谢 衷心感谢评审专家对本文提出的宝贵修改意见，对本文的改进带来极大的帮助。