老铁们，大家好，相信还有很多朋友对于海底岩浆岩是怎样的和梦到海底岩浆的相关问题不太懂，没关系，今天就由我来为大家分享分享海底岩浆岩是怎样的以及梦到海底岩浆的问题，文章篇幅可能偏长，希望可以帮助到大家，下面一起来看看吧！
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地壳运动，海底扩张，板块碰撞和俯冲以及断裂等作用，使地幔深处的岩浆喷发，形成岩浆岩。
它主要分布在大洋和海底的张裂带，如大洋中脊，海底裂谷等处。
一般新生洋壳的岩石是拉斑玄武岩，偶然也会有碱性玄武岩、粗面岩和流纹岩等。
海底的岩浆岩，以洋中脊、岩浆喷溢的裂谷上的地质年龄较年轻，远离洋中脊和裂谷的岩浆岩的地质年龄较老。
现代与古代海底热水硫化物矿床的流体和金属来源一直是一个有争论的问题（Henley and Thornley,1979;Large,1992;Hannington et al.,1999）。
对于黑矿型矿床，有些学者根据成矿流体与海水的类似性以及热水蚀变带的广泛发育，认为成矿流体来自演变的海水（Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983;Date et al.,1983;Green et al.,1983），成矿物质来自被流体淋漓的下盘岩系（Brauhart el al.,2001）；有些学者则根据硫化物矿床与钙碱性岩系的密切共生关系（Urabe,1987;Stanton,1990）、流体包裹体的高盐度特征（Lecuyer et al.,1999）以及金属元素的流体-熔浆分配实验（Urabe,1985），坚持认为成矿流体来自岩浆去气，成矿金属来自岩浆体系。
最近研究证实，在海底热水活动区，中性成分的岩浆的确可以分凝出以CO2为主的、富金属硫化物的岩浆流体（Yang and Scott,1996）。
然而，岩浆流体对海底热水流体成矿系统产生多大的贡献，尚未很好的限定。
冲绳海槽JADE热水区的硫化物矿床在诸多方面可与日本黑矿类比（Urabe 1987;Hal-bach et al.1989,1993;Rona and Scott,1993；侯增谦和蒲边A郎，1996），因此，通过对其热水流体系统及其水-岩反应产物研究，将有可能对流体及金属物质来源给予新的限定。
下面，从以下几个方面，论证岩浆流体对JADE热水流体系统的可能贡献。
1.浅位岩浆房证据
在冲绳海槽弧后扩张盆地的脊轴部位，发育不断结晶的浅位岩浆房，已得到区域热流测量结果的证实。
在海槽脊轴地堑盆地区，高热流值变化于100～800mW/m2之间（Halbach et al.,1989），在JADE热水活动区，最高热流值达到10100mW/m2（Halbach et al.,1993）。
这表明，JADE热水区下的浅位岩浆房达到最浅位置。
据估计，岩浆房顶部处于海底之下1～
1.5km处（Ishibashi and Urabe,1995）。
类似的浅位岩浆房也在东太平洋超快速扩张中心被发现。
沿此扩张中心，发育一系列活动热水区以及黑烟囱和热水缕（plume），热水活动与浅位岩浆房的对应关系表明，岩浆活动有效地驱动了海底热水流体的运移和循环（Urabe et al.,1995）。
此外，在JADE热水活动区，热水硫化物矿化总是出现于长英质火山强烈活动区，常常与充分分异的钙碱性岩系伴生。
这种现象在其他古代VMS矿床也普遍存在，如在加拿大太古宙VMS矿区（Franklin et al.,1981;Lydon,1988），澳大利亚古生代VMS矿区（Stan-ton,1990;Large,1992）和日本中新世黑矿型VMS矿区（Urabe,1987;Urabe and Marumo,1992）。
硫化物矿化对钙碱性酸性岩的选择性常常被看作岩浆对成矿流体系统产生贡献的间接证据（Urabe,1987;Lydon,1988;Large,1992）。
长英质岩浆在充分分异和早期脱气阶段可以分凝出以CO2为主的岩浆水（Burnham and Ohmoto,1980），其常常呈气泡形式封存于火山玻璃和含气泡熔融包裹体内（Yang and Scott,1996），但也偶而圈闭在脉状硫化物的流体包裹体中（Hou and Zhang,1998）。
这种岩浆流体被认为直接注入海底热水流体系统，从而使喷射的流体极度富集CO2、CH4和H2S（Urabe et al.,1995）。
在JADE热水区，热水喷口上方的喷射流体含有高CH4（最高浓度8800 nL/L）的流体，黑烟囱活动区附近发育CO2水合物管和CO2喷口，并正在排泄富CO2流体（Sakai et al.,1990）。
这些富CO2流体和CO2-烃类流体被广泛地圈闭在硫化物和含矿主岩中。
这些证据表明，JADE区热水流体系统以极度富气为特征。
这些气体以CO2为主，含少量的CH4和H2S，主要来自浅位岩浆房。
2.流体氦富集证据
如果来自岩浆系统的CO2和H2O直接注入JADE热水流体系统，那么，正在排泄的富CO2流体应具有长英质岩浆或岩石的R/Ra比值。
Sakai等（1990）直接测定了富CO2流体和黑烟囱流体的R/Ra比值，前者变化于5.8～6.6之间，后者约为6.5，并得出结论：富CO2流体来自岩浆脱气作用。
我们直接测定了含矿火山岩系和各种热水沉积物的氦同位素比值（表5-4）。
遭受不同程度蚀变的长英质火山岩具有较小的3He/4He比值变化范围（0.75×10-5～
1.22×-5）。
其R/Ra比值（3He/4He样品与3He/4He大气之比）变化于5.3～8.7之间（表5-4），显著不同于世界范围的壳源花岗岩和酸性火山岩（＜＜5.0;Mamyin et al.,1974；图5-5）。
一件英安流纹岩样品的R/Ra比值为5.4，类似于典型的岛弧安山岩（Mamyin et al.,1974;Hilton et al.,1993）。
两件英安流纹岩样品的R/Ra比值介于7.3～8.7之间，类似于典型的MORB的R/Ra比值（8;Craig and Lupton,1976；图5-5）。
显然，这些含矿主岩的R/Ra比值与JDAE区热水流体的R/Ra比值大致相当。
JADE热水区的硫化物和重晶石的R/Ra比值变化于2.6～12.4之间（表5-4），从含矿主岩内的脉状矿化带经块状硫化物带至海底硫化物-硫酸盐堆积丘，R/Ra比值逐渐减小（图5-5）。
海底氧化硅＋硫酸盐丘具有较小的R/Ra值变化（4.4～6.0），稍低于黑烟囱流体的R/Ra比值，暗示高温的黑烟囱流体因被海水稀释而发生氧化硅和硫酸盐沉淀。
块状硫化物的R/Ra比值变化于2.4～10.1之间，其平均值为5.6，总体类似于氧化硅＋硫酸盐堆积丘（表5-4）。
硫化物烟囱的R/Ra比值显示清楚的侧向分带，从黄铜矿＋黄铁矿中心带经富闪锌矿过渡带至氧化硅＋硫酸盐外墙，R/Ra比值由8.0变至2.6，其均值在6.2左右，十分接近于JADE区的黑烟囱流体的R/Ra比值（6.5;Sakai et al.,1990）。
由于烟囱的生长机制主要受温度梯度和流体混合过程控制（Goldfarb et al.,1983;Tivey and McDuff,1990;Tiveyet al.,1990;Herzig et al.,1993;Tivey,1995），因此，R/Ra比值的侧向分带可以用热流体与冷海水的不同程度混合作用来解释。
假定初始的高温流体的R/Ra比值接近于长英质岩浆的R/Ra比值（8.7），海水的R/Ra比值接近于大气，那么，烟囱硫化物和氧化硅和硫酸丘的R/Ra比值则要求，在热水流体系统中来自长英质岩浆的氦分别占到60%和40%。
表5-4冲绳海槽JADE热水区代表性的火山岩、块状硫化物、烟囱硫化物和氧化硅-重晶石的氦同位素分析结果
Cp—黄铜矿；Py—黄铁矿；Sp—闪锌矿；Gn—方铅矿；Te—砷黝铜矿；Ba—重晶石；Q—石英；Am—非晶硅；Plag—斜长石；Kf—钾长石；G1—玻璃；Mt—磁铁矿；Cpx—单斜辉石；Ol—橄榄石
与MORB和幔源长英质火山岩相比，产于火山岩内的浸染状硫化物有异常高的R/Ra比值（>8.7），甚至高于现代海底正在排泄的黑烟囱流体（Lupton et al.,1980;Welhan and Craig,1983;Merlivat et al.,1987;and Jean-Baptiste and Fouquet,1996 Craig,1983;Kim et al.,1984;Merlivat et al.,1987;Jean-Baptiste and Foupquet,1996;Craig et al.,1987;Ishibashi et al.,1994）。
这是因为，3He在硫化物的流体包裹体中异常富集（表5-4）。
然而，JADE热水区硫化物具有较低的U丰度（0.93×10-6～5.6×10-6）和Th丰度（0.41×10-6～2.16×10-6），排除了放射性成因氦导致3He富集的可能性。
这暗示热水流体系统中的3He富集可能与原生地幔或富集地幔（如地幔热柱）的氦贡献有关。
为了进一步确定过剩氦的来源，我们同时分析了样品的20Ne/22Ne和40Ar/36Ar比值（表5-4）。
块状硫化物的流体包裹体的20Ne/22Ne比值（10.7～1
1.3）与MORB和地幔热柱的有关比值接近（12.5;O'Nions and Tolstiklin,1994），其20Ne丰度[（0.5～2.7）×10-8cm3STPg-1]与MORB[（0.8～3.9）×10-10cm3STPg-1]和地幔热柱（例如，Loihi plume[（0.5～8.0）×10-10cm3STPg-1]类似（Allegre et al.,1986），其40Ar/36Ar比值（287～345）处于大气（295.5）与地幔热柱（360～425）之间，显著低于MORB（13000～25250）（Allegre et al.,1986）。
这些资料表明，圈闭在流体包裹体中的He、Ne和Ar气体有两个来源，即大气源和地幔源。
图5-5来自不同源区的火成岩（a）和弧后-洋脊环境的热水流体（b）的R/Ra比值
火成岩的氦同位素资料来自Mamyin et al.,1974;Craig et al.,1978;Craig and Lupton,1976;Kaneoka and Takaoka,1980;Polyak et al.,1993;Scarsi and Craig,1996;and Marty et al.,1996；现代海底热水活动区流体的氦同位素资料来自Craigetal.,1978;Ishibashietal.,1994;Luptonetal.,1980;Welhanand
大气与深海海水在3He/4He、20Ne/4He和40Ar/4He比值上的类似性表明，两者有着统一的成因（Allegre et al.,1986;O’Nions and Tolstiklin,1994）。
块状硫化物与MORB在40Ar/36Ar和20Ne/4He比值上的显著差异，反映这些惰性气体的源区是原生地幔，或者是富集地幔，但不是亏损地幔（MORB）。
大部分块状硫化物样品处于海水与Loihi地幔热柱混合线上（图5-6），反映了热水流体系统中的惰性气体具有混合源特征。
假定原生地幔与海水是惰性气体的来源区，简单的物质平衡计算表明，在JADE热水区的流体系统中，在总体积中，23%的He,42%的Ne和21%的Ar来自地幔源区。
具有幔源特征的这些惰性气体，虽然可能直接来自地幔脱气，但更可能像CO2那样，从幔源岩浆分异的长英质岩浆中脱气分凝出来。
由于惰性气体比较稀少，因此，其迁移可能是与主气流相伴的。
图5-6冲绳海槽JADE热水区块状硫化物中包裹体的20Ne/4He-R/Ra图（a）和40Ar/36Ar-3He/4He图（b）（据曾志刚，2002）
3.流体异常高温证据
不同构造背景的黑烟囱流体通常保持一个长期稳定的热状态（Campbell et al.,1988）。
高温黑烟囱流体温度范围为300～400℃，通常稳定在350℃长达数年之久。
在JADE热水区，黑烟囱流体的海底测量温度为220～320℃，类似于洋中脊环境的黑烟囱流体。
然而，在海底下部脉状矿化带内，金属矿物和脉石矿物中捕获的流体包裹体却记录了一个较高的温度范围。
假定JADE热水区海水深度为1400～1500m，压力校正将使测量的均一温度提高20～30℃，因此，流体包裹体的圈闭温度远远高于黑烟囱流体的喷射温度。
这表明，JADE热水流体系统有高达422℃的初始流体温度。
流体对流循环过程中的温度降低，可能与海底下部多孔渗透性火山碎屑层内发生的热流体与冷海水混合有关。
Ishibashi and Urabe（1995）提出，JADE热水区下部的岩浆房顶面处于海底之下1～
1.5km范围，取该区海水深度为1500m，可以估计，岩浆房顶面的静水压力为25～30MPa。
海底热水流体的氧化硅含量可以被用做压力计半定量地估计流体-岩石反应压力（Bowers et al.,1988）。
假定JADE热水区热水流体在较稳定的热和化学稳定条件下与石英达到了平衡，那么，黑烟囱流体中的SiO2浓度（10.8～12.5mmol/L;Ishibashi and Urabe,1995）则限定了大致的压力，约为25MPa。
这个估计压力表明，在JADE区，主流体-岩石反应带位于浅位岩浆房顶部的高温破裂带位置（图5-7）。
图5-7冲绳海槽JADE热水区热水流体的p-t-SiO2演化途径（a）和对流循环模式（b）
实线为石英在0.5mol/L NaCl溶液中的溶解度等压线；长虚线为石英在
1.1mol/L的NaCl溶液中的溶解度等压线。
圆点曲线是海水的两相边界线；短虚线为JADE区的静水压力。
黑实线为岩浆房的静岩压力，代表了主水-岩反应带位置。
PC是海水的临界点。
点A和B分别是0.5mol/L的NaCl溶液（≈海水）在达到SiO2浓度为12.5mmol/L的等值线时的最高和最低温度。
点C是
1.1mol/L的NaCl溶液（2倍于海水）在达到SiO2浓度为12.5mmol/L的等值线时的温度。
点D是溶液温度达到360℃、SiO2浓度变化于16.0～17.0mmol/L之间时的压力。
点F是溶液温度达到422℃、SiO2浓度达到12.5mmol/L时的压力。
E和H分别显示热水流体通过绝热冷凝和传导冷凝上升的途径
主流体-岩石反应带的流体温度可以根据热水流体中的SiO2浓度和石英溶解度来估计（图5-7）。
在25MPa条件下，流体-岩石反应过程要将加热的海水的SiO2浓度提高到12.5mmol/L，而盐度基本保持不变（0.5mol/L NaCl），那么，石英的溶解度等压线将限定流体的最高温度和最低温度分别为385℃（点A）和300℃（点B）。
点A非常接近于海水的气-液两相边界，这种流体在达到海底喷射之前，必定会发生沸腾，但流体沸腾的证据在包裹体观察中并未发现。
如果加热海水的SiO2浓度达到12.5mmol/L，那么，其盐度将是正常海水的两倍（
1.1mol/L NaCl），这种被加热的海水流体将处在气-液两相区内，低温截距将低于300℃（点C），这是与实际观测资料不一致的。
尽管点C和B的温度与JADE区的流体观测温度一致，但显著低于流体包裹体的均一温度（350～392℃）。
当点B和C处的流体，不论通过绝热上升还是传导冷凝方式，穿过火山岩系到达海底，其温度必定小于300℃，不仅低于喷射的黑烟囱流体温度（320℃），而且比测量的包裹体均一温度低了约100℃。
有两种可能的机制可以解释JADE区热水流体的异常高温：①长英质岩浆的结晶潜热（latent heat）；②岩浆流体向海底热水流体系统的注入。
如果进入主水-岩反应带的循环海水只是从岩浆房顶部的前缘破裂带吸收过剩的热量，那么，加热海水中的SiO2浓度势必迅速增加（见图5-7a）。
假定加热海水的温度由300℃（点B）提高到360℃，其SiO2浓度将由12.5mmol/L增加到16～17mmol/L（点D），显然高于JADE区的观测结果。
如果被加热的海水温度为422℃，SiO2浓度为12.5mmol，那么，主水-岩反应带的深度将增加到海底之下2km处（点F），这显然比岩浆房顶部的前缘破裂带位置还深（图5-7）。
如果高温高盐度的岩浆流体与发生成分演变的冷海水混合，那么，混合流体的温度和盐度都将增高。
因此，JADE热水区的高温（422℃）高盐度（＞6.4%）流体并不支持简单的海水对流循环模式（Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983），相反，它要求岩浆流体对热水流体系统产生重要贡献。
4.流体富δ18O的证据
流体的氧同位素组成可以根据热水石英δ18O值、全岩δ18O值、流体包裹体均一温度和水-岩反应温度来估计。
在JADE热水区，富Zn-Pb-Cu浸染状矿体中热水石英的δ18O值，变化于12.3‰～14.7‰之间（表3-4），与之平衡的高温（350℃）热水流体的δ18O值变化于6.0‰～9.0‰之间，后者显示富δ18O特征。
假定热水系统是相对开放的，在矿物淀积过程中石英的δ18O保持不变，那么，热水流体的初始态和终结态的δ18O组成，则可以根据石英-水的氧同位素交换系数（Matsuhisa et al.,1979）和最高、最低均一温度（表5-3）来估算。
计算结果表明，在热水流体系统的初始演化阶段，与石英平衡的热水流体的δ18O值变化为8.3‰～9.0‰，类似于典型的岩浆流体（δ18O=6‰～8‰；Taylor and Sheppard,1986）。
随着海水的混入和温度的降低，热水流体系统的δ18O值随之降低，变化于
1.9‰～4.0‰之间。
该δ18O值范围接近于黑烟囱流体的δ18O测量值，类似于日本黑矿成矿流体的δ18O值（0～5‰；Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983）。
如果高温阶段的初始流体具有岩浆水的δ18O值（6‰～8‰），可以估计，在JADE热水区，当温度降至200℃时，热水流体系统中的冷海水约占总体积的53%～78%。
根据JADE热水区浸染状硫化物中的包裹体均一温度（200～392℃），估计热水活动中的流体-岩石反应温度介于220～330℃之间。
假定未蚀变的长英质火山岩的δ18O平均值为8.0‰（Taylor and Sheppard,1986），那么，热水蚀变作用则将长英质火山岩的δ18O值由8.0%。
提高到14.1‰，这意味着，在合理的W/R比值（0.5～100）和蚀变温度（200～330℃）下，与岩石发生反应的热水流体，其δ18O值应接近岩浆水的δ18O值（见图3-10a）。
相反，如果海水（δ18O=0.0‰）与新鲜的长英质火山岩（δ18O=8.0‰）发生反应，将要求水-岩反应发生在非常低的温度条件下（180～100℃；见图3-10b），这显然与流体包裹体测温资料不符。
根据石英的δ18O成分（表3-4），如果假定初始流体的
为6.0‰，而且与已蚀变的长英质火山岩发生反应，则可以较好地解释蚀变岩石的全岩δ18O值变化以及根据石英δ18O值资料估计的热水流体的δ18O组成。
因此，可以认为，JADE热水区的岩石和热水石英的δ18O组成，记录了一个两阶段流体演化过程。
早期阶段低温流体以海水为主，晚期阶段高温流体以岩浆水为主。
总之，JADE热水区海底之下1～
1.5km处发育的浅位岩浆房及区域高热流异常、喷射热水流体的极度富气和异常高的CO2和CH4含量、热水流体的异常高温（330～390℃）和较高盐度（6.7%～7.5%）、以及热水流体的富18O特征和高R/Ra比值，均从不同角度证实，来自岩浆的流体对海底热水流体系统产生较大贡献。
我的世界是一款非常好玩的沙盒里游戏，在游戏当中的话有着不同的地形，甚至还有一些隐藏的地图，需要利用一些技巧才可以进入其中，在里面的话有着非常丰富的物资，还有生物，击败它们可以获得大量的稀有资源，非常的好，那么，为什么在游戏当中的时候，海底的岩浆，并没有像地底的岩浆一样，碰到水就变成黑曜石，供玩家进行采集呢。
其实这个原因的话，或许就是因为地形的不同，所以导致这个岩浆河呢，本身就是不同于地底世界的岩浆河，或者是因为，海底世界岩浆河呢范围比较大，无法用水进行浇灭变成黑曜石，就像是我们现实生活当中一样，在有些情况下呢岩浆非常的多，就算是你倒了多少的水，也无法将其熄灭，可以说也是有这么一个道理。
毕竟大家都知道在地底世界的冒险当中呢，尤其是在非常深处的地方，一般都会有着岩浆的出现，而这些岩浆的话我们也是可以发现，数量可以说是比较小的，而且可以发现其源头，所以说，我们只要慢慢的用水桶装水，倒入这些岩浆当中，就可以将其熄灭，变成黑曜石，利用砖石稿的话可以采集，可以说，这是一个非常多玩家都明白的一个道理。
但是在海底世界的时候呢，几乎很少的玩家会到海底的深处去，但是，只要你潜下去就可以发现，因为在海底深处的话，有一些地方会有着岩浆的出现，并且不会变成黑曜石，所以说，这样的存在也是有的，但是数量也是比较少，而且玩家们都知道，因为潜入海底当中的话，是有这呼吸系统的，如果空气没有了的话，那么就会受到伤害，所以说，也是没有多少人可以发现的。
位于阿拉伯半岛和非洲大陆交接处的狭长海域-红海就是世界上温度最高的海，它的平均水温可以达到32摄氏度，几乎可以说完全接近温泉的最低标准了，并且红海的旁边就连接着沙漠，使得人们总是将这一片地区称为一半火一半水，是非常其他的现象。
红海的表面温度大部分时候会比较低一些，因为它的主要温度来源其实就是海底的地壳裂缝，尤其是越靠近岩浆喷发的缝隙时，水的温度会越热，最高可以达到60摄氏度左右，如果人们贸贸然游到附近，很可能会被烫伤，甚至将皮肤烫红也是非常有可能的。
而且红海之所以水温会非常高，其实也和它的地理位置有一定的关系，它的四周几乎被沙漠包围，西边就是著名的世界上最大的沙漠撒哈拉沙漠，所以两侧的地面温度总是非常高，而且这里的降雨量又很少，所以就导致海水的温度无法降到很低，并且每天的蒸发量也很大，而且再加上红海中的盐分过高，比热容小也就使得温度向上的比一般海水更快。
红海之所以会被称为红海，主要是因为水温过高非常适合一种红色海藻的生长，所以才会导致这里的海面远远看起来就是红色的，因此也就得名为红海。
而红藻之所以能够旺盛的生长，其实也是由于海底经常会迸发熔岩，因此海水的矿物质含量非常高，再加上周围被沙漠包围，所以水分蒸发也快，水中的盐分含量也高，所以就使得这种红色海藻总是会疯狂的生长。
北冰洋就是世界上温度最低的海洋，因为这里处于地球的最北端，纬度较高，受到的太阳辐射是全球最少的地区之一，所以常年会凝结出大量的冰川和冰山，导致水温都不会太高，最低的时候达到了零下70摄氏度左右，人类根本无法承受。
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