IODP385-U1550單斜輝石指示加利福尼亞灣瓜伊馬斯盆地海底擴張早期MORB深部結晶作用

張天翔, 頡 煒*

IODP385-U1550單斜輝石指示加利福尼亞灣瓜伊馬斯盆地海底擴張早期MORB深部結晶作用

張天翔1, 2, 頡 煒1, 2*

(1. 河海大學 自然資源部海洋災害預報技術重點實驗室, 江蘇 南京 210024; 2. 河海大學 海洋學院, 江蘇 南京 210024)

洋中脊玄武巖(MORB)分離結晶深度是控制其成分變化以及洋殼增生的關鍵因素之一。為了探究海底擴張早期洋中脊巖漿分離結晶的最深深度, 本文對國際大洋發現計劃(IODP)385航次在加利福尼亞灣瓜伊馬斯盆地U1550站位獲得的玄武質巖漿巖樣品進行了詳細的巖石學和礦物學研究。U1550站位巖心主要由拉斑玄武巖、輝綠巖以及輝綠巖捕虜體組成, 其單斜輝石主要為普通輝石, 透輝石次之。單斜輝石?熔體溫壓計計算得出U1550玄武巖單斜輝石結晶溫度(1126～1170 ℃, 誤差±45 ℃)和壓力(–0.5～5.4 kbar, 誤差±1.4 kbar)相對輝綠巖及輝綠巖捕虜體單斜輝石(1158～1212 ℃, 誤差±45 ℃; 1.6～5.9 kbar, 誤差±1.4 kbar)均較低, 結晶深度(0～17.8 km)相對后者(5.3～19.5 km)較淺。與全球其他洋脊段MORB單斜輝石相比, U1550單斜輝石具有更陡峭的冷卻軌跡。綜合研究表明, 在海底擴張早期, 擴張速率很可能均為慢速擴張, 其巖漿結晶深度可超過10 km。這暗示著在海底擴張早期巖石圈地幔厚度很厚, 地幔部分熔融產生巖漿的終止深度也相對更深, 導致巖漿結晶深度深, 部分巖漿難以抵達淺部洋殼。但不同于慢速?超慢速擴張成熟洋脊段, 海底擴張早期深部巖漿房巖漿供給可能并不匱乏, 而是這些巖漿房很可能位于更深的部位。

IODP 385; 加利福尼亞灣; 海底擴張早期; 單斜輝石; 巖漿深部結晶

0 引 言

洋中脊玄武巖(mid-oceanic ridge basalts, MORB)是地球內部向地表輸送的最主要物質, 是洋殼和大洋巖石圈的重要組成部分, 在全球板塊構造體系中扮演著十分重要的角色。大洋地幔在洋中脊下方發生減壓熔融形成原始巖漿上涌, 并在向上運移過程中發生分離結晶、巖漿混合等演化作用最終形成MORB, 因此MORB是了解大洋地幔源區性質和大洋巖石圈物質組成及演化過程的絕佳研究對象(Gale et al., 2013; 張國良等, 2017; 牛耀齡, 2022)。其中, MORB分離結晶的最深深度是控制其成分變化以及洋殼增生(oceanic crust accretion)的關鍵因素之一, 代表洋中脊巖漿開始結晶的深度和地幔巖發生部分熔融生成洋中脊巖漿的終止深度(兩者往往一樣或相近), 可以限定洋殼增生的最大深度, 因為下洋殼的形成與MORB分離結晶出的礦物堆晶作用密切相關(Coogan, 2014; White and Klein, 2014)。同時, 洋中脊巖漿的分離結晶作用主要由熱傳導冷卻(conductive cooling)和熱損失(heat loss)驅動, 而驅動下洋殼結晶的大部分熱損失又與熱液循環(hydrothermal circulation)密切相關。

前人根據對巖漿結晶壓力、洋脊擴張速率和巖漿供應量三者關系的研究指出, 控制洋中脊巖漿結晶深度的一級因素主要為洋脊擴張速率和巖漿供應量: 擴張速率的快慢控制著深部熱傳導冷卻和熱損失, 以及提供巖漿上升通道的斷裂帶(fracture zone)的發育; 巖漿供給量控制洋殼內部淺部巖漿房(magma chamber)和熔體透鏡體(melt lens)的發育(Michael and Cornell, 1998; Herzberg, 2004; Wanless and Behn, 2017)。在快速擴張洋脊和巖漿供應充足的慢速擴張洋脊(如大西洋靠近冰島地幔柱的Reykjanes洋脊段), 淺部巖漿房和熔體透鏡體非常發育, 巖漿分離結晶作用主要發生在洋殼內部, 巖漿記錄的結晶深度相對較淺(往往不超過深約6～7 km的莫霍面); 而在典型的慢速?超慢速擴張洋脊及一些洋中脊斷裂帶(fracture zones)附近, 深部巖石圈具有更強的熱傳導冷卻和熱損失, 巖漿供應量不足, 淺部巖漿房和熔體透鏡體不發育或短暫存在, 巖漿分離結晶作用不局限于下洋殼深度, 可以超過10 km, 甚至可以深達30 km(Sleep and Barth, 1997; Michael and Cornell, 1998; Herzberg, 2004; Eason and Sinton, 2006)。Bennett et al. (2019)通過斜長石熔體包裹體研究也指出超慢速Gakkel洋中脊最深的巖漿結晶深度可高達16.4 km。但也有一些學者通過橄欖石熔體包裹體的研究認為在慢速?超慢速擴張洋脊巖漿結晶深度應該也不超過10 km(Shaw et al., 2010; Colman et al., 2015; Wanless et al., 2015)。這些關于洋中脊巖漿結晶深度的認識均聚焦在海底擴張成熟期的洋脊段(比如東太平洋洋隆EPR、大西洋洋中脊MAR、西南印度洋洋中脊SWIR和北冰洋Gakkel洋脊等), 但對于尚處在海底擴張早期的洋脊段研究甚少。海底擴張早期洋中脊巖漿分離結晶的最深深度是多少？是否可達巖石圈地幔深度至今尚不清楚。目前, 可以借助地球物理和地球化學方法研究洋中脊巖漿結晶深度問題。其中, 地球物理方法主要利用地震波速度變化反映巖漿產生與結晶的大致位置(Detrick et al., 1990; Singh et al., 2006; Combier et al., 2015), 但無法對巖漿演化過程進行精細描述。地球化學方法包括全巖主量元素、礦物熔融包裹體和單礦物分析。MORB中的礦物簡單直接, 記錄著巖漿分離結晶和巖漿混合等作用的豐富信息(Streck, 2008; 葛振敏等, 2020; 楊錦等, 2022)。其中, 單斜輝石在MORB中廣泛發育, 并且可以在地幔到地表的不同深度范圍內結晶, 對溫度和壓力有很強的敏感性, 因此常常被用來計算巖漿的結晶壓力與溫度, 其攜帶的原位信息可以反演巖漿結晶過程的物理化學狀態(Villiger et al., 2007; Putirka, 2008; 羅雕等, 2022)。

大陸裂解形成的年輕擴張盆地(如加利福尼亞灣、紅海、亞丁灣等)很可能記錄著海底擴張早期的洋殼組分和洋中脊巖漿作用的關鍵信息。紅海(Red Sea)和亞丁灣(Gulf of Aden)是典型的海底擴張早期或洋殼胚胎期的產物, 分別于約5 Ma和17 Ma開始裂解并形成新的洋殼(Garfunkel and Beyth, 2006; Bonatti et al., 2015), 而加利福尼亞灣在10 Ma左右開始裂解(Sumy et al., 2013; 李三忠等, 2019), 灣內的瓜伊馬斯盆地則在約7 Ma開始裂解并形成新的洋殼(Lizarralde et al., 2007, 2011; Miller and Lizarralde, 2013; Teske et al., 2021)。瓜伊馬斯盆地位于加利福尼亞灣南北部的交界處, 是海灣南部最北端的擴張海盆。盆地中發育廣泛且又劇烈的洋中脊巖漿作用以及熱液活動(Curray and Moore, 1982; Lizarralde et al., 2007, 2011; Teske et al., 2021)。國際大洋發現計劃于2019年在瓜伊馬斯盆地進行科考, 即IODP385航次?？瓶即诖似陂g共進行了8個站位的鉆探工作, 其中的U1550屬于在軸洋中脊站位, 取得了海底擴張早期MORB巖心樣品(Teske et al., 2021)。本文通過對U1550巖心樣品中單斜輝石進行詳細的微區原位主量元素分析, 計算單斜輝石結晶的溫度與壓力條件, 為探討海底擴張早期洋中脊巖漿分離結晶的物理化學特征及最深結晶深度提供重要線索, 對認識并理解尚處于擴張早期的洋中脊巖漿作用具有重要意義。

1 地質背景與樣品描述

加利福尼亞灣是東太平洋北部的一個狹長的邊緣海, 位于北美大陸和下加利福尼亞半島之間, 屬于非常年輕的(轉換型)被動大陸邊緣裂谷(Curray and Moore, 1982; Mercier de Lépinay et al., 2016; 汪品先, 2018; 孫珍等, 2021)。海灣呈NW-SE走向, 長約1300 km, 寬100～150 km, 呈北窄南寬喇叭狀。灣內由一系列狹長的右旋轉換斷層和短小的新生洋脊組成, 隸屬于東太平洋海隆(EPR)最北端(圖1a)?；贕ripp and Gordon (2002)開發的洋中脊板塊邊界模型(HS3-NUVEL1A)計算, 灣內洋脊的擴張速率明顯低于EPR主體洋中脊的擴張速率, 按Dick et al. (2003)的分類應屬于慢速擴張洋中脊(全擴張速率約 48 mm/a)。加利福尼亞灣北部仍以陸殼為主, 主要構造作用是大陸裂解, 南部以洋殼為主, 主要構造作用是洋脊?轉換斷層共同主導的海盆擴張(Atwater and Stock, 1998; Dixon et al., 2000; Plattner et al., 2007; Zhang et al., 2009; Sumy et al., 2013)。

圖中各洋脊段的全擴張速率基于 Gripp and Gordon (2002)開發的洋中脊板塊邊界模型(HS3-NUVEL1A)計算所得。圖(a)和(b)的海洋測深底圖引自GeoMapAPP(Ryan et al., 2009); 圖(c)據IODP 385航次報告(Teske et al., 2021)修改, 圖1c中 U1545-1552 是 IODP385 的航次站位, 477～481是DSDP64的航次站位(DSDP64 航次報告 Curray and Moore, 1982)。

30 Ma之前整個加利福尼亞海岸是一條統一的俯沖帶。這條俯沖帶將北美板塊與一個現今已經破碎的法拉隆(Farallon)板塊分隔開。法拉隆板塊在30 Ma左右沿著北美海岸向北美板塊之下發生向東的斜向俯沖, 分隔太平洋板塊和法拉隆板塊的洋脊也發生俯沖, 導致太平洋板塊開始直接與北美板塊接觸(圖 2a)。20 Ma前, 由于太平洋板塊以較高的速率向NNE向運動, 從而在與北美板塊相接觸的區域演化成圣安德烈斯右旋走滑斷層。而原先的法拉隆板塊則分裂成兩個次級微板塊, 即胡安德富卡板塊和科科斯板塊。伴隨著法拉隆板塊的俯沖, 門多西諾(Mendocino)和里維拉(Riviera)三節點分別向北和向南躍遷, 圣安德烈斯走滑斷層也多次向東躍遷, 其長度向北和向南發生了拓展(圖 2b)。20～10 Ma期間, 加利福尼亞一帶的俯沖作用完全停止, 被圣安德烈斯走滑斷層所替代(圖 2c)。在 10 Ma左右, 圣安德烈斯走滑斷層向東躍遷進入墨西哥西側內陸, 導致斷層縮短, 形成圣安德烈斯走滑斷層大拐彎(big bend)。屬于島弧型陸殼的下加利福尼亞(Baja California)開始以約 43～48 mm/a 的速度從北美板塊分離, 向北漂移并入太平洋板塊體系內, 從而開啟了現今的加利福尼亞灣裂谷和轉換斷層系統(圖 2d; Atwater and Stock, 1998; Dixon et al., 2000; Plattner et al., 2007; 李三忠等, 2019)。

MTJ. 門多西諾三節點; RTJ. 里維拉三節點; JF. 胡安德富卡板塊; LA. 洛杉磯。

瓜伊馬斯盆地位于加利福尼亞灣南部和北部的交界處, 是海灣南部最北端的擴張海盆, 記錄著從大陸裂解伸展過渡到海底擴張的地質演化信息(圖1b)。盆地發育厚約 1～2 km富含有機質的沉積物, 且發育大規模的巖漿作用和熱液活動。相對于典型的洋中脊多發育在軸(on-axis; 距脊軸＜5 km)的噴出玄武巖, 瓜伊馬斯盆地同時發育豐富的離軸(off-axis; 0至＞50 km)玄武巖和淺層侵入巖——玄武質巖床和巖墻(Curray and Moore, 1982; Lizarralde et al., 2007, 2011; Miller and Lizarralde, 2013; Teske et al., 2021)。

國際大洋鉆探發現計劃IODP385航次U1550站位位于瓜伊馬斯盆地內最長洋中脊的軸部(圖1b)。本次研究的4個巖心樣品取自該站位的A孔和B孔(圖3a), 兩孔所在位置的海水深度約2000 m, 與DSDP64航次的481站位鉆孔相鄰。A孔和B孔均打到了玄武巖層, 并打到玄武巖層約3 m長就終孔。A孔玄武巖層位于海底以下204 m(～204 mbsf)處, 回收到約1.2 m玄武質巖心; B孔玄武巖層位于～170 mbsf處, 獲得約1.6 m玄武質巖心。所獲巖心主要呈細粒顯晶質?隱晶質結構(圖3b), 礦物粒度大多部分＜2 mm,少數粒度可高達5 mm。在U1550A鉆孔中, 玄武質巖從上到下從隱晶質玄武巖過渡到粒度較粗的輝綠巖(或稱粒玄巖, 圖3f), 礦物粒度逐漸變大, 在幾厘米手標本尺度中呈短程漸變關系, 指示較緩慢的巖漿結晶過程。在U1550B鉆孔中, 輝綠巖呈捕虜體的形式被隱晶質玄武巖捕獲, 暗示至少有兩期巖漿脈期次作用(magma pulses; 圖3b、c)。玄武質巖心相對新鮮, 海水蝕變作用較弱, 不發育或發育很少的氣孔或杏仁, 但發育很多細小的方解石脈(圖3b)。

為了便于后續討論, 本文將所獲巖心分為玄武巖、U1550A輝綠巖以及輝綠巖捕虜體三類。玄武巖主要呈灰黑色, 塊狀構造, 發育斑狀和填間結構等, 斑晶以斜長石和單斜輝石為主(圖3c、d、e)。斜長石斑晶約占2%～20%, 粒徑為0.5～3 mm, 多為針狀, 呈中空骸晶結構, 少量呈柱狀或者板狀, 可見聚晶結構。單斜輝石斑晶約占1%～8%, 粒徑為0.2～1 mm, 多呈不規則它形?半自形粒狀, 也發育骸晶結構?；|為隱晶質?玻璃質結構, 主要由針狀斜長石(含量5%～50%)、粒狀單斜輝石(含量2%～30%)微晶(＜0.2 mm)和玻璃(含量5%～50%)組成, 含少量的磁鐵礦、黃鐵礦和碳酸鹽礦物等。U1550A輝綠巖及捕虜體呈灰色?灰黑色, 塊狀構造, 發育輝綠結構或粒玄結構、含長嵌晶結構(圖3b、c、f)。主要礦物為斜長石(含量50%～70%)和單斜輝石(含量25%～45%), 其中斜長石呈自形?半自形長條狀, 粒徑為1～5 mm, 單斜輝石多為它形?半自形板狀, 粒度為0.5～3 mm。副礦物主要為磁鐵礦和少量黃鐵礦等。

2 分析方法與結果

2.1 分析方法

選取最新鮮的樣品開展全巖地球化學分析。先用砂紙對巖心樣品表面進行打磨去皮, 再用去離子水洗凈, 晾干后使用剛玉碎樣機破碎成粒徑為0.5 cm左右的小碎粒, 再使用1%稀鹽酸浸泡以去除樣品中的碳酸鹽雜質, 去離子水洗凈后再次晾干, 最后用瑪瑙缽研磨至 200目以下粉末以備全巖化學分析。全巖主量元素分析在武漢上譜分析科技有限責任公司利用日本理學 PrimusⅡ X射線熒光光譜儀(XRF, ZSXPrimusⅡ)分析完成。實驗流程如下: ①將200目樣品置于105 ℃烘箱中烘干12小時; ②稱取～1.0 g烘干樣品置于恒重陶瓷坩堝中, 在1000 ℃馬弗爐中灼燒2小時, 取出待冷卻至室溫再稱量, 計算燒失量(LOI); ③分別稱取6.0 g助熔劑(Li2B4O7︰LiBO2︰LiF=9︰2︰1)、0.6 g樣品、0.3 g氧化劑(NH4NO3)置于鉑金坩堝中, 在1150 ℃熔樣爐中熔融14分鐘, 取出坩堝轉移到耐火磚上冷卻, 然后將玻璃片取出以備XRF測試, 分析精度優于5%。

稀土元素含量在武漢上譜分析科技有限責任公司利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成。實驗流程如下: ①將200目樣品置于105 ℃烘箱中烘干12小時; ②準確稱取粉末樣品50 mg置于Teflon溶樣彈中; ③先后依次緩慢加入1 mL高純HNO3和1 mL高純HF; ④將Teflon溶樣彈放入鋼套, 擰緊后置于190 ℃烘箱中加熱24小時以上; ⑤待溶樣彈冷卻, 開蓋后置于140 ℃電熱板上蒸干, 然后加入1 mL HNO3并再次蒸干; ⑥加入1 mL高純HNO3、1 mL MQ水和1 mL內標In(濃度為1 μg/g), 再次將Teflon溶樣彈放入鋼套, 擰緊后置于190 ℃烘箱中加熱12小時以上; ⑦將溶液轉入聚乙烯料瓶中, 并用2% HNO3稀釋至100 g以備ICP-MS測試。使用GB/T14506.30-2010《硅酸鹽巖石化學分析方法》來測試樣品的元素含量。對于＞10 μg/g的稀土元素, 分析精度一般優于5%, 對于＜10 μg/g的稀土元素, 分析精度一般優于8%。

單斜輝石主量元素分析測試在兩個實驗室完成。其中一部分數據在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室JEOL JXA-8530F電子探針(EPMA)分析儀上完成。儀器分析條件為: 加速電壓25 kV, 測試電流為10 nA。根據點位的情況, 分析選用“spot”模式(束斑直徑1 μm)或“circle”模式(束斑直徑10 μm)。選取標樣為: 正長石(K)、鉻透輝石(Ca、Cr、Mg、Si)、斜長石(Na)、鎂鋁榴石(Ti、Al、Fe、Mn)、橄欖石(Ni)。另一部分數據在中國科學院廣州地球化學研究所礦物學與成礦學重點實驗室JEOL JXA-8230電子探針分析儀上完成。儀器分析條件為: 加速電壓15 kV, 測試電流為20 nA, 分析選用“spot”模式(束斑直徑1 μm)。選取標樣為: 正長石(K、Na)、透輝石(Ca、Si)、鎂鋁榴石(Fe)、方鎂石(Mg)、鐵鋁榴石(Al)、金紅石(Ti)、薔薇輝石(Mn)。

2.2 全巖主量元素特征

U1550鉆孔樣品全巖主量和微量元素組成見表1。U1550鉆孔樣品的燒失量(LOI)為0.37%～0.98%, 暗示其或多或少受到了海水或熱液蝕變的影響, 與巖相學觀察一致。在下文的圖解和討論中, 所有主要氧化物均已扣除燒失量, 換算成100%硅酸鹽成分, 并且全鐵均換算為FeOT。玄武巖主量元素成分變化較小(SiO2=49.36%～50.22%; MgO=6.88%～7.29%; FeOT=9.16%～9.93%; Mg#=56～59), 具有相對較低的CaO(10.66%～11.75%)和較高的Al2O3(15.94%～16.83%)含量。與玄武巖相比, U1550A輝綠巖含有相等的MgO(6.92%)和FeOT(9.93%), 具有相似的Mg#(56), 但具有較低的SiO2(49.36%), 稍高的CaO(11.75%)。輝綠巖捕虜體暫無全巖主量元素數據?？傮w來說, 本次研究的樣品落在前人已發表的瓜伊馬斯盆地N-MORB數據范圍內。在TAS分類圖解中, 玄武巖和U1550A輝綠巖均落在亞堿性巖漿范圍內(圖4a), 在AFM巖漿分類圖解中, 玄武巖和輝綠巖均為拉斑玄武質巖漿(圖4b)。結合樣品的稀土元素組成(全巖(La/Sm)N＜1), U1550鉆孔玄武巖為典型的在軸N-MORB。

表1 瓜伊馬斯盆地IODP385航次U1550鉆孔玄武巖和輝綠巖的全巖主量(%)和稀土元素(μg/g)組成

瓜伊馬斯N-MORB數據引自PetDB數據庫。

2.3 單斜輝石的成分特征

玄武巖中細粒單斜輝石斑晶SiO2=45.40%～50.66%, FeOT=9.16%～13.36%, MgO=10.56%～14.70%, CaO= 18.96%～21.96%, Mg#范圍為61～73(表2)。在輝石分類圖解中, 樣品測點主要落在透輝石和普通輝石區域(圖5a), 端元為Wo40.9～47.3En31.5～41.6Fs15.4～22.5。U1550A輝綠巖中的單斜輝石SiO2=49.31%～50.80%, FeOT=7.66%～9.74%, MgO=14.17%～15.12%, CaO=20.44%～21.81%, Mg#范圍為72～78。在輝石分類圖解中, 樣品的測點主要落在普通輝石區域(圖5a), 端元為Wo41.8～44.2En40.0～43.2Fs12.5～15.3。輝綠巖捕虜體中單斜輝石SiO2=48.24%～50.14%, FeOT=6.82%～7.36%, MgO=14.42%～15.13%, CaO=20.03%～22.14%, Mg#為78～79, 相對富Mg, 主要為普通輝石(圖5a), 端元為Wo42.0～45.3En40.9～43.9Fs11.1～15.7。與玄武巖中的單斜輝石斑晶相比, 輝綠巖中的單斜輝石含有較低的TiO2(1.20%～1.97%)和Na2O(0.36%～0.48%); 與U1550A輝綠巖中單斜輝石相比, 捕虜體中的單斜輝石則有較高的TiO2和相似的Na2O (圖4b、c)。

表2 瓜伊馬斯盆地IODP385航次U1550鉆孔玄武巖和輝綠巖中單斜輝石主量元素組成(%)

圖5 瓜伊馬斯盆地U1550鉆孔單斜輝石Wo-En-Fs分類圖解(a;底圖引自Morimoto et al., 1988)、單斜輝石Mg#與TiO2(b)及Na2O(c)的相關圖

3 討 論

3.1 U1550鉆孔玄武巖和輝綠巖的差異

U1550鉆孔玄武巖和輝綠巖均呈現N-MORB (全巖(La/Sm)N＜1)的特征, 指示其應該來自于同一巖漿源區。U1550A輝綠巖和玄武巖的全巖成分相似, 但單斜輝石則呈現出一定的成分差異。U1550A輝綠巖的單斜輝石Mg#較高(72～78), 相對富Mg, 而玄武巖的單斜輝石Mg#較低(61～73), 相對富Fe, 暗示與U1550A輝綠巖單斜輝石平衡的母巖漿更接近原始巖漿成分。這與輝綠巖具有較低的全巖SiO2含量相一致。同時, 從U1550A輝綠巖到玄武巖, 隨著Mg#降低, 單斜輝石的TiO2和Na2O含量大致呈線性升高趨勢(圖5b、c), 也表明U1550玄武巖相對于輝綠巖更演化, 經歷了更高程度的結晶分異作用, 而輝綠巖則應形成于Mg#較高的近原始巖漿。在U1550B鉆孔中, 輝綠巖呈捕虜體的形式被隱晶質玄武巖捕獲(圖3b、c)。玄武巖發育斑狀和填間結構, 斜長石斑晶多呈骸晶結構, 單斜輝石斑晶多為細粒不規則狀, 且多發育玻璃基質, 而輝綠巖捕虜體中礦物粒度較粗, 且多發育輝綠結構或粒玄結構、含長嵌晶結構(圖3c), 不發育玻璃基質。綜上所述, 我們認為U1550玄武巖與U1550A輝綠巖應代表上洋殼的玄武巖層(Layer 2A), 而輝綠巖捕虜體則來源于上洋殼輝綠巖巖墻(Layer 2B), 這些樣品均適合單斜輝石溫壓計(Putirka et al., 1996; Neave and Putirka, 2017)的計算。但由于U1550鉆孔不發育玻璃冷凝邊, 且斑晶多為粒度長但非常窄的中空骸晶結構的針狀斜長石斑晶, 以及粒度小的中空骸晶結構的它形?半自形輝石斑晶, 暗示其結晶快速且與熔體未完全發生分異, 甚至可能是原位結晶的產物。故在后續的討論中, 我們用全巖成分(未扣除斑晶成分)來代替與單斜輝石平衡的熔體成分來計算。由于缺少輝綠巖捕虜體的全巖成分, 但U1550A輝綠巖的單斜輝石與捕虜體單斜輝石具有相似的主量成分, 故本文將U1550A輝綠巖的全巖成分作為捕虜體的平衡熔體進行溫壓計算。

3.2 單斜輝石?熔體平衡關系判別

單斜輝石是火成巖中廣泛發育的造巖礦物, 對溫度和壓力有很強的敏感性, 因此常常被用來計算巖漿的結晶壓力與溫度, 進而推算巖漿在地殼中的演化過程(Putirka, 2008)。Putirka et al. (1996)基于在玄武質巖漿中單斜輝石?熔體間硬玉(NaAlSi2O6; Jd)組分的交換平衡、透輝石(CaMgSi2O6; Di)和鈣鐵輝石(CaFeSi2O6; Hd)組分與硬玉Jd組分的交換平衡、透輝石和鈣鐵輝石DiHd與鈣契爾馬克組分(CaAl2SiO6; CaTs)的交換平衡, 通過實驗巖石學方法和地球化學熱力學理論中的吉布斯自由能的變化?r0與平衡常數eq的關系, 即–lneq=?r0, 將溫度和壓力與熱力學相關的平衡常數聯系起來, 從而建立起適用于玄武質巖漿中單斜輝石?熔體平衡的溫壓計。后續的研究在此基礎上不斷利用新的相平衡數據或提高計算精度, 或提出特定巖漿體系下的計算方法(Putirka and Condit, 2003; Putirka, 2008; Neave and Putirka, 2017; Mollo et al., 2018)。

使用單斜輝石?熔體溫壓計之前往往要判斷單斜輝石與熔體是否平衡。根據溫壓計原理, 通過單斜輝石原位主量元素, 可以獲得單斜輝石中“透輝石+鈣鐵輝石(DiHd)”、“頑輝石+斜鐵輝石(EnFs)”和鈣契爾馬克組分(CaTs)含量; 而通過熔體成分回歸分析可以獲得體系內預測的單斜輝石的DiHd+EnFs+ CaTs組分。對比預測和實測組分的切合度(1∶1線; 圖6a), 含量相差在20%誤差范圍內可視為平衡(Putirka et al., 1996; Neave and Putirka, 2017)。此外, 還可以通過測算體系內Fe-Mg分配系數來判斷平衡。Roeder and Emslie (1970)發現橄欖石與熔體之間的Fe-Mg交換系數D與溫度、氧逸度和熔體成分無關, 且數值區間變化不大(0.3±0.03), 可以用作判斷橄欖石?熔體平衡的標準。后來, 巖石學家將這個方法應用到輝石領域(Topliss and Carroll, 1995; Putirka, 2008), 如單斜輝石D(Fe-Mg)Cpx-liq(0.28±0.08),斜方輝石K(Fe-Mg)Opx-liq(0.29±0.06)。通過測定單斜輝石原位主量元素和玄武巖全巖主量元素, 可以計算出對應的D值(圖6b)。但是, 使用D值來判斷單斜輝石?熔體是否平衡也存在一些局限性。例如,K受到系統冷卻速率的影響(Hammer, 2008), 當冷卻速率較大時, 實驗觀測到的K值往往偏大。相關實驗發現當單斜輝石的生長速率遠大于熔體中Fe和Mg的擴散速率時,Fe和Mg都趨向于幾乎恒定的Fe/Mg值(Mollo and Hammer, 2017; 羅雕等, 2022)。同時, 冷卻速率的變化也會影響單斜輝石及其共生成分的變化(Mollo et al., 2010)?；谶@些原因, Mollo et al. (2013)根據平衡實驗提出, 將回歸分析獲得的預測單斜輝石端元與實際測試出的單斜輝石端元做差, 例如ΔDiHd=DiHd預測–DiHd實驗, 當差值的絕對值≤0.1時可被認為處于平衡狀態。通過上述三個平衡判定標準, 本次研究共獲得15組平衡數據對用于以下計算。由于U1550樣品的含水量未知, 基于全球MORB含水量的平均值(0.1%～0.3%; Xia et al., 2013),本次的溫壓計算將樣品含水量設定為0.1%。

圖b陰影區為平衡區間(0.28±0.08; Putirka, 2008)。

3.3 單斜輝石結晶溫壓計算結果

將篩選后的15組有效數據對(其中玄武巖5組, 輝綠巖10組)進行溫壓計算。本次研究使用多種溫壓計的計算結果進行橫向對比, 擬選取最佳的溫度和壓力計。其中, 壓力計有以下幾種: ①Putirka et al. (1996)的公式P1, 是Putirka等人提出的第一個適用于玄武質巖漿基于硬玉交換體系的單斜輝石?熔體壓力計(為了后續討論, 將此方法簡寫為Putirka96P1); ②Putirka (2008)的公式30, 是Putirka等人改良后基于硬玉交換體系的單斜輝石?熔體壓力計(Putirka08Eqn30);③Putirka (2008)的公式32a, 是基于Nimis (1995)模型改進的基于單斜輝石成分的壓力計(Putirka08Eqn32a);④Neave and Putirka (2017)中提出的基于硬玉交換體系的壓力計(N&P2017)。Mollo et al. (2018)也提出了一個新的高精度單斜輝石?熔體壓力計, 但其方法主要運用于堿性玄武巖的計算, 所以本次研究不予考慮。計算結果顯示, Putirka96P1在幾乎所有的平衡數據對中都得出了最大的壓力值, Putirka08Eqn30的計算結果約比Putirka96P1小1.0～1.6 kbar(圖7a)。Eqn32a返回的計算結果在輝綠巖中通常最低, 在玄武巖中規律性相對較差(圖7a)。前人通過對比實驗數據與壓力計計算的結果, 發現Putirka96P1和Putirka08Eqn30擬合的回歸線不會經過原點, 意味著這兩種方法在高壓范圍(≥8 kbar)獲得的計算結果更可靠, 低壓范圍內的計算結果往往偏大。Neave and Putirka (2017)指出Putirka08Eqn32a擬合的回歸線相對前兩個方法較好, 但實驗結果顯示這種方法得出的壓力往往會比實際值高1～2 kbar, 對于＜10 kbar的貧水樣品尤其如此。因此, 他們提出了新的單斜輝石?熔體壓力計(N&P2017)。他們搜集了1 atm～20 kbar的數據集進行測試, 發現此方法對拉斑玄武巖的計算精度相對較高, 擬合的回歸線接近零點, 適用于更加寬泛的壓力范圍。雖然本次研究的輝綠巖樣品通過N&P2017計算得出的壓力相對Putirka08Eqn32a的計算結果偏大或相似, 但玄武巖的計算結果與前人的結果(Neave and Putirka, 2017)一樣(圖7a)。鑒于本次研究的樣品均為拉斑質的N-MORB, 含水量一般都很低, 所以最終選取N&P2017作為本文計算U1550玄武巖與輝綠巖中的單斜輝石結晶壓力的最佳壓力計(誤差為±1.4 kbar)。

圖7 不同單斜輝石?熔體壓力計(a)和溫度計(b)計算結果對比柱狀圖

溫度計有兩種: ①Putirka et al. (1996)的公式T1, 是Putirka等人提出的第一個適用于玄武質巖漿基于硬玉交換體系的單斜輝石?熔體溫度計(Putirka96T1); ②Putirka (2008)的公式33, 是Putirka等人改進后的單斜輝石?熔體溫度計(Putirka08Eqn33), 有效降低了約10～20 ℃的計算誤差, 且在后續研究中得到廣泛運用。計算結果顯示, 玄武巖、單斜輝石和輝綠巖捕虜體三個單斜輝石數據對用Putirka96T1得出的溫度普遍偏大, 比Putirka08Eqn33計算出的值高約20～40 ℃(圖7b)。因此, 本次研究選取Putirka等人改良后的Putirka08Eqn33作為計算U1550玄武巖與輝綠巖捕虜體中的單斜輝石結晶溫度的最佳溫度計(誤差為±45 ℃)。

溫壓計算結果顯示: 玄武巖中單斜輝石結晶的壓力范圍在–0.5～5.4 kbar(誤差±1.4 kbar), 相當于0～17.8 km(誤差±4.6 km)的深度(假定1 kbar≈3.3 km; Putirka and Condit, 2003); 結晶溫度主要集中于1126～1170 ℃, 誤差±45 ℃(圖7c、d)。U1550A輝綠巖以及輝綠巖捕虜體單斜輝石的結晶壓力范圍在1.6～5.9 kbar(誤差±1.4 kbar), 相當于5.3～19.5 km(誤差±4.6 km)的深度; 結晶溫度主要集中在1158～1212 ℃(誤差±45 ℃)。與U1550玄武巖中單斜輝石相比, 輝綠巖中單斜輝石結晶溫度與壓力更大, 尤其是U1550B孔的輝綠巖捕虜體中的單斜輝石顯示最大的結晶溫度和壓力(圖8), 并且玄武巖的結晶壓力范圍寬, 而輝綠巖相對集中于3～6 kbar。Whattam et al. (2020)同樣運用N&P2017壓力計和Putirka08Eqn33溫度計計算了全球其他洋脊段MORB中單斜輝石(數據引自PetDB數據庫, http: //www.earthchem.org/petdb)的結晶溫度和壓力, 結果顯示全球MORB中單斜輝石的結晶壓力范圍在–1.8～5.4 kbar之間, 約0～17.8 km深, 結晶溫度范圍在1133～1240 ℃之間。Lissenberg and Dick (2008)研究表明一些富鎂單斜輝石也可以通過洋殼內的熔體?巖石反應(melt-rock reaction)形成“高壓”特征, 并且認為單斜輝石Mg#越大, 越“高壓”。相對于全球其他洋脊段MORB, U1550玄武巖和輝綠巖(捕虜體)單斜輝石具有較低的Mg#(均＜80), 但反而計算得出較高的結晶壓力。另外, 在-Mg#圖(圖8b)中, 本次研究的樣品并沒有呈現單一的線性關系, 因此我們認為U1550玄武巖和輝綠巖單斜輝石沒有發生熔體?巖石反應, 其計算所得的壓力值可以代表其真實的結晶壓力。相對于全球慢速?超慢速洋脊段MORB(如大西洋洋中脊MAR、西南印度洋洋中脊SWIR和北冰洋Gakkel洋脊等), U1550樣品中的單斜輝石具有相似的溫度和壓力的變化范圍, 但在給定的溫度下, U1550樣品中的單斜輝石具有更高的結晶壓力或深度, 或者在給定的壓力或深度下, U1550樣品中的單斜輝石具有更低的結晶溫度(圖8c), 暗示瓜伊馬斯盆地在軸洋脊段MORB具有更陡峭的冷卻軌跡。

3.4 單斜輝石結晶溫壓的指示意義

早期研究認為, 洋中脊下方會發育一個巨大的在軸巖漿房(AMC; axial magma chamber), 巖漿房壁發育均勻的輝長巖, 底部則由一系列層狀鎂鐵?超鎂鐵質巖組成。它為上洋殼的巖墻(Layer 2B)和噴出巖(Layer 2A)提供了物質來源, 下洋殼(Layer 3)則從此處結晶增生, 這是經典的無限洋蔥洋殼增生模型(infinite onion; Cann, 1974)。一些學者認為這種模型存在一些缺陷, 因為在慢速?超慢速擴張洋脊, 較低的巖漿供應率并不能支撐大型巖漿房的存在(Sleep, 1975; Kuznir and Bott, 1976)。因此提出無限韭菜洋殼增生模型(infinite leek), 即小批量的巖漿以侵入體的形式供應洋殼增生(Nisbet and Fowler, 1978)。這些模型顯示出一個共同的特點: 即巖漿結晶的深度仍位于平均6～7 km厚的洋殼內。地球物理觀測指示未蝕變的地幔橄欖巖大規模就位于海底以下10 km左右, 故他們認為即使是在慢速擴張洋中脊, 巖漿的結晶深度和海底熱液循環的最深溫度應該不超過10 km (Sleep and Barth, 1997)。前人也通過橄欖石熔體包裹體的揮發分(如CO2、H2O等)研究認為洋中脊巖漿結晶作用只局限在下洋殼, 深度一般不超過殼幔邊界, 最深的巖漿結晶深度不超過10 km (Colman et al., 2015; Wanless et al., 2015), 即使在超慢速擴張的北冰洋Gakkel洋中脊, 橄欖石記錄的最深的巖漿結晶深度不超過9 km(Shaw et al., 2010)。這與地震反射成像探測出的熔體透鏡體(melt lens)一般發育在0.76～4.5 km深(Sinton and Detrick, 1992; Van Ark et al., 2007), 最深達到6 km的觀測相一致(Chen and Lin, 2004; Wanless and Shaw, 2012)。在快速擴張洋脊, 因巖漿房可以長期穩定存在, 巖漿供給量充足, 下洋殼增生后產生的熱量需要很長的時間才可散去, 故快速擴張洋脊背景下的巖漿結晶模型常常帶有巖漿房這一特征要素。例如, 前人通過研究阿曼蛇綠巖提出“大巖漿房(large magma chamber)”洋殼增生模型, 源區洋脊下方可發育一個寬約20 km和高4 km的以熔體為主的巖漿房(Pallister and Hopson, 1981; Smewing, 1981)。然而, 相關地球物理資料表明這個模型過于理想化, 實際的以熔體為主的巖漿房(相當于熔體透鏡體)可能很小(大致寬約1 km, 高50 m), 但其下可發育規模很大的以晶粥為主的巖漿房。這類模型與早期的“無限洋蔥”洋殼增生模型不同之處在于提出大部分巖漿結晶于以熔體為主的淺層巖漿房內, 晶粥向下沉降或向外擴散形成下洋殼, 被命名為“輝長巖冰川(gabbro glacier)”模型(Henstock et al., 1993; Henstock, 2002)。后續一些學者意識到下洋殼的輝長巖(Layer 3)很可能是原位結晶的產物, 故“席狀巖床”(‘sheeted sill’ model)模型應運而生(Boudier et al., 1996; Kelemen et al., 1997)。

然而, 一些學者針對慢速?超慢速擴張洋中脊存在高壓結晶作用(Bender et al, 1978; Green et al, 1979), 提出了巖漿作用超過10 km的深部結晶的洋殼增生模型(Elthon et al., 1982; Cannat, 1993, 1996)。近20年, 許多學者通過地球物理觀測和玄武巖主量元素壓力計研究認為洋中脊巖漿分離結晶作用可以超過10 km, 甚至可以深達30 km(Herzberg, 2004; Villiger et al., 2007; Schlindwein and Schmid, 2016; Wanless and Behn, 2017)。Bennett et al. (2019)通過斜長石熔體包裹體研究也指出Gakkel洋中脊最深的巖漿結晶深度可高達16.4 km, 指示洋中脊巖漿分離結晶作用可以深達巖石圈地幔, 不止局限于下洋殼深度。Michael and Cornell (1998)研究表明洋中脊巖漿結晶作用的壓力與擴散速率、巖漿供應成反比。在快速擴張洋中脊和一些慢速擴張洋中脊(如大西洋靠近冰島地幔柱的Reykjanes洋中脊), 巖漿供應充足, 巖漿結晶作用一般只局限在洋殼內, 結晶深度淺; 然而在典型的慢速?超慢速擴張洋中脊以及一些洋中脊斷裂帶(fracture zones)附近, 巖石圈厚且冷, 地幔部分熔融程度小, 產生的熔體相對少且熔體相對富Na, 巖漿供應缺乏, 同時, 地幔部分熔融產生巖漿的終止深度也相對更深, 往往在深部地幔中就開始結晶, 由于結晶深度深, 巖漿難以抵達淺部洋殼。后來, 基于對慢速擴張洋脊產出的橄欖巖體中的輝長巖以及洋脊自身熱條件的研究, 提出一種介于前兩者之間的模型, 稱為“李子布丁(plum pudding)”模型(Cannat, 1993, 1996)。在這個模型中, 慢速擴張洋脊的洋殼由許多小型的巖漿侵入呈成布丁狀嵌入在不同深度的地?；蜓髿?。

加利福尼亞灣是東太平洋北部一個狹長的邊緣海, 屬于非常年輕的(轉換型)被動大陸邊緣裂谷, 灣內由一系列狹長的右旋轉換斷層和短小的新生洋脊組成, 而瓜伊馬斯盆地位于加利福尼亞灣南北部的交界處, 是海灣南部最北端的擴張海盆, 記錄著洋脊擴張早期的地質演化信息(圖1; Curray and Moore, 1982; Mercier de Lépinay et al., 2016;汪品先, 2018; 孫珍等, 2021)。IODP385航次U1550站位位于瓜伊馬斯盆地內最長洋中脊的軸部, 其擴張速率約為 48 mm/a, 屬于慢速擴張洋中脊。U1550玄武巖單斜輝石結晶溫度和壓力的計算結果表明, 玄武巖結晶深度相對分散, 既存在接近洋中脊巖漿噴口的淺層上洋殼區域, 也存在更深的下洋殼和巖石圈地幔源區(深達17.8±4.6 km)。輝綠巖及輝綠巖捕虜體的結晶壓力較集中且很大, 最大結晶深度達到約19.5±4.6 km。同時, 相對于全球其他成熟洋脊段MORB, 瓜伊馬斯盆地在軸洋脊段MORB具有更陡峭的冷卻軌跡(圖8c), 暗示其巖漿結晶深度可能超過了20 km。地球物理學家通過解譯加利福尼亞灣周邊布置的 NARS-Baja、RESBAN等陸地地震臺網數據, 顯示沿加利福尼亞灣走向的二維S波速度異常剖面在 60～70 km深處分布有一系列代表熔體發育的巖漿房的低速異常體, 瓜伊馬斯盆地下方的低速體從75 km一直延伸到20～25 km, 佐證了以上推測(Wang et al., 2009; Zhang et al., 2009; Zhang and Paulssen, 2012)。Bonatti and Seyler (1987)研究認為紅海北部(全擴張速率＜15 mm/a)Zabargad輝長巖也形成于海底擴張早期, 其結晶壓力可高達8.7 kbar, 即約29 km深。以上討論表明, 在海底擴張早期, 擴張速率很可能均為慢速擴張, 其巖漿結晶深度與前人研究慢速?超慢速擴張成熟洋脊段的巖漿結晶深度可超過10 km的觀點不謀而合。但不同于慢速?超慢速擴張成熟洋脊段, 海底擴張早期洋中脊巖漿分離結晶作用具有更陡峭的冷卻軌跡。這暗示著在海底擴張早期巖石圈地幔也很厚, 地幔部分熔融產生巖漿的終止深度也相對更深, 導致巖漿結晶深度深, 部分巖漿難以抵達淺部洋殼。但同時瓜伊馬斯盆地廣泛發育在軸和離軸巖漿作用, 結合地球物理觀測資料, 指示海底擴張早期, 深部巖漿房巖漿供給并不匱乏, 這些巖漿房很可能位于更深的部位。

4 結 論

(1) U1550巖心樣品玄武巖和輝綠巖及捕虜體均屬于拉斑系列。玄武巖和U1550A輝綠巖代表上洋殼的玄武巖層(Layer 2A), 而U1550B輝綠巖捕虜體很可能來自上洋殼輝綠巖巖墻(Layer 2B)。玄武巖中細粒單斜輝石斑晶主要為透輝石和普通輝石, 而U1550A輝綠巖和U1550B輝綠巖捕虜體中的單斜輝石主要為普通輝石, 相對富Mg, 低Ti和Na。

(2) 單斜輝石?熔體溫壓計計算結果顯示: 瓜伊馬斯盆地U1550玄武巖的單斜輝石的結晶溫度(1126～1170 ℃, 誤差±45 ℃)和壓力(–0.5～5.4 kbar, 誤差±1.4 kbar)相對輝綠巖及輝綠巖捕虜體中單斜輝石(=1158～1212 ℃, 誤差±45 ℃;=1.6～5.9 kbar, 誤差±1.4 kbar)均較低, 結晶深度(0～17.8 km, 誤差±4.6 km)相對后者(5.3～19.5 km, 誤差±4.6 km)較淺。與全球其他洋脊段MORB單斜輝石相比, U1550單斜輝石具有更陡峭的冷卻軌跡。

(3) 在海底擴張早期, 擴張速率很可能均為慢速擴張, 其巖漿結晶深度可超過10 km, 深達巖石圈地幔深處。這暗示著在海底擴張早期巖石圈地幔很厚, 地幔部分熔融產生巖漿的終止深度也相對更深, 導致巖漿結晶深度深, 部分巖漿難以抵達淺部洋殼。但不同于慢速?超慢速擴張成熟洋脊段, 海底擴張早期深部巖漿房巖漿供給可能并不匱乏, 這些巖漿房很可能位于更深的部位。

致謝:感謝中國IODP辦公室以及IODP385航次全體船員及全體科考人員。感謝中國科學院地球化學研究所李響老師, 中國科學院廣州地球化學研究所曹永華老師在實驗中給予的指導。評審專家中國科學院海洋研究所張國良研究員和中國科學院廣州地球化學研究所楊陽副研究員提出了非常寶貴的修改意見, 在此一并致以衷心的感謝！

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Deep Crystallization Processes of MORB During the Early Stage of Seafloor Spreading: Implication from Clinopyroxene of IODP385-U1550 in Guaymas Basin, Gulf of California

ZHANG Tianxiang1, 2, XIE wei1, 2*

(1.MNR Key Laboratory of Marine Hazards Forecasting, Hohai University, Nanjing 210024, Jiangsu, China; 2. College of Oceanography, Hohai University, Nanjing 210024, Jiangsu, China)

The depth of MORB fractional crystallization is one of the key factors to control the MORB composition and oceanic crustal accretion.In order to determine the deepest crystallization depth associated with mid ocean ridge magma process in the early stage of seafloor spreading, we take detailed petrological and mineralogical study on the basaltic rock samples in the Guaymas Basin which were drilled in the site U1550 during the International Ocean Drilling Program (IODP) Expeditions 385. U1550 samples belong to tholeiitic magma, mainly composed of basalt, dolerite and dolerite xenoliths.The clinopyroxene in our samples is predominantly augite and diopside.The crystallization temperature (1126 – 1170 ℃, ±45 ℃) and pressure (–0.5 – 5.4 kbar, ±1.4 kbar) of clinopyroxene in basalt calculated by the clinopyroxene-liquid thermobarometers are both lower than those of dolerite and dolerite xenoliths (1158 – 1212 ℃, ±45 ℃; 1.6 – 5.9 kbar, ±1.4 kbar), and the crystallization depth (0 – 17.8 km) is shallower than the latter (5.3 – 19.5 km). Compared to clinopyroxenes from the other global spreading centers, U1550 clinopyroxenes have a steeper cooling trajectory. Comprehensive studies suggest that in the early stage of seafloor spreading, the spreading rate is likely to be slow, and the depth of magma crystallization can exceed 10 km. It implies thatthe mantle lithosphere was very thick in the early stage of seafloor spreading, and the terminate depth of magma produced the mantle partial melting was relatively deeper, resulting in deep crystallization of magma and difficulty to upwell shallow oceanic crust. However, unlike mature oceanic ridges spread at low speed, the magma supply of deep magma chambers may not be scarce in the early stage of seafloor spreading, instead the magma chamber could be located in deeper depth than we thought.

IODP 385; Gulf of California; early stage of seafloor spreading; clinopyroxene; deep crystallization of magma

2023-03-12;

2023-05-12;

2023-05-25

國家自然科學基金項目(42276067、41873031)和南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州)人才團隊引進重大專項(GML2019ZD0202)聯合資助。

張天翔(1998–), 男, 碩士研究生, 海洋科學專業。E-mail: qifeix@163.com

頡煒(1985–), 男, 副教授, 從事洋中脊巖漿巖地球化學研究。E-mail: weixie@hhu.edu.cn

P67; P595

A

1001-1552(2023)06-1345-018

10.16539/j.ddgzyckx.2023.01.302