IODP385-U1550单斜辉石指示加利福尼亚湾瓜伊马斯盆地海底扩张早期MORB深部结晶作用

2024-01-16张天翔

大地构造与成矿学 2023年6期

张天翔, 颉炜*

张天翔1, 2, 颉炜1, 2*

(1. 河海大学自然资源部海洋灾害预报技术重点实验室, 江苏南京 210024; 2. 河海大学海洋学院, 江苏南京 210024)

洋中脊玄武岩(MORB)分离结晶深度是控制其成分变化以及洋壳增生的关键因素之一。为了探究海底扩张早期洋中脊岩浆分离结晶的最深深度, 本文对国际大洋发现计划(IODP)385航次在加利福尼亚湾瓜伊马斯盆地U1550站位获得的玄武质岩浆岩样品进行了详细的岩石学和矿物学研究。U1550站位岩心主要由拉斑玄武岩、辉绿岩以及辉绿岩捕虏体组成, 其单斜辉石主要为普通辉石, 透辉石次之。单斜辉石‒熔体温压计计算得出U1550玄武岩单斜辉石结晶温度(1126～1170 ℃, 误差±45 ℃)和压力(–0.5～5.4 kbar, 误差±1.4 kbar)相对辉绿岩及辉绿岩捕虏体单斜辉石(1158～1212 ℃, 误差±45 ℃; 1.6～5.9 kbar, 误差±1.4 kbar)均较低, 结晶深度(0～17.8 km)相对后者(5.3～19.5 km)较浅。与全球其他洋脊段MORB单斜辉石相比, U1550单斜辉石具有更陡峭的冷却轨迹。综合研究表明, 在海底扩张早期, 扩张速率很可能均为慢速扩张, 其岩浆结晶深度可超过10 km。这暗示着在海底扩张早期岩石圈地幔厚度很厚, 地幔部分熔融产生岩浆的终止深度也相对更深, 导致岩浆结晶深度深, 部分岩浆难以抵达浅部洋壳。但不同于慢速‒超慢速扩张成熟洋脊段, 海底扩张早期深部岩浆房岩浆供给可能并不匮乏, 而是这些岩浆房很可能位于更深的部位。

IODP 385; 加利福尼亚湾; 海底扩张早期; 单斜辉石; 岩浆深部结晶

0 引言

洋中脊玄武岩(mid-oceanic ridge basalts, MORB)是地球内部向地表输送的最主要物质, 是洋壳和大洋岩石圈的重要组成部分, 在全球板块构造体系中扮演着十分重要的角色。大洋地幔在洋中脊下方发生减压熔融形成原始岩浆上涌, 并在向上运移过程中发生分离结晶、岩浆混合等演化作用最终形成MORB, 因此MORB是了解大洋地幔源区性质和大洋岩石圈物质组成及演化过程的绝佳研究对象(Gale et al., 2013; 张国良等, 2017; 牛耀龄, 2022)。其中, MORB分离结晶的最深深度是控制其成分变化以及洋壳增生(oceanic crust accretion)的关键因素之一, 代表洋中脊岩浆开始结晶的深度和地幔岩发生部分熔融生成洋中脊岩浆的终止深度(两者往往一样或相近), 可以限定洋壳增生的最大深度, 因为下洋壳的形成与MORB分离结晶出的矿物堆晶作用密切相关(Coogan, 2014; White and Klein, 2014)。同时, 洋中脊岩浆的分离结晶作用主要由热传导冷却(conductive cooling)和热损失(heat loss)驱动, 而驱动下洋壳结晶的大部分热损失又与热液循环(hydrothermal circulation)密切相关。

前人根据对岩浆结晶压力、洋脊扩张速率和岩浆供应量三者关系的研究指出, 控制洋中脊岩浆结晶深度的一级因素主要为洋脊扩张速率和岩浆供应量: 扩张速率的快慢控制着深部热传导冷却和热损失, 以及提供岩浆上升通道的断裂带(fracture zone)的发育; 岩浆供给量控制洋壳内部浅部岩浆房(magma chamber)和熔体透镜体(melt lens)的发育(Michael and Cornell, 1998; Herzberg, 2004; Wanless and Behn, 2017)。在快速扩张洋脊和岩浆供应充足的慢速扩张洋脊(如大西洋靠近冰岛地幔柱的Reykjanes洋脊段), 浅部岩浆房和熔体透镜体非常发育, 岩浆分离结晶作用主要发生在洋壳内部, 岩浆记录的结晶深度相对较浅(往往不超过深约6～7 km的莫霍面); 而在典型的慢速‒超慢速扩张洋脊及一些洋中脊断裂带(fracture zones)附近, 深部岩石圈具有更强的热传导冷却和热损失, 岩浆供应量不足, 浅部岩浆房和熔体透镜体不发育或短暂存在, 岩浆分离结晶作用不局限于下洋壳深度, 可以超过10 km, 甚至可以深达30 km(Sleep and Barth, 1997; Michael and Cornell, 1998; Herzberg, 2004; Eason and Sinton, 2006)。Bennett et al. (2019)通过斜长石熔体包裹体研究也指出超慢速Gakkel洋中脊最深的岩浆结晶深度可高达16.4 km。但也有一些学者通过橄榄石熔体包裹体的研究认为在慢速‒超慢速扩张洋脊岩浆结晶深度应该也不超过10 km(Shaw et al., 2010; Colman et al., 2015; Wanless et al., 2015)。这些关于洋中脊岩浆结晶深度的认识均聚焦在海底扩张成熟期的洋脊段(比如东太平洋洋隆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), 但对于尚处在海底扩张早期的洋脊段研究甚少。海底扩张早期洋中脊岩浆分离结晶的最深深度是多少？是否可达岩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学方法研究洋中脊岩浆结晶深度问题。其中, 地球物理方法主要利用地震波速度变化反映岩浆产生与结晶的大致位置(Detrick et al., 1990; Singh et al., 2006; Combier et al., 2015), 但无法对岩浆演化过程进行精细描述。地球化学方法包括全岩主量元素、矿物熔融包裹体和单矿物分析。MORB中的矿物简单直接, 记录着岩浆分离结晶和岩浆混合等作用的丰富信息(Streck, 2008; 葛振敏等, 2020; 杨锦等, 2022)。其中, 单斜辉石在MORB中广泛发育, 并且可以在地幔到地表的不同深度范围内结晶, 对温度和压力有很强的敏感性, 因此常常被用来计算岩浆的结晶压力与温度, 其携带的原位信息可以反演岩浆结晶过程的物理化学状态(Villiger et al., 2007; Putirka, 2008; 罗雕等, 2022)。

大陆裂解形成的年轻扩张盆地(如加利福尼亚湾、红海、亚丁湾等)很可能记录着海底扩张早期的洋壳组分和洋中脊岩浆作用的关键信息。红海(Red Sea)和亚丁湾(Gulf of Aden)是典型的海底扩张早期或洋壳胚胎期的产物, 分别于约5 Ma和17 Ma开始裂解并形成新的洋壳(Garfunkel and Beyth, 2006; Bonatti et al., 2015), 而加利福尼亚湾在10 Ma左右开始裂解(Sumy et al., 2013; 李三忠等, 2019), 湾内的瓜伊马斯盆地则在约7 Ma开始裂解并形成新的洋壳(Lizarralde et al., 2007, 2011; Miller and Lizarralde, 2013; Teske et al., 2021)。瓜伊马斯盆地位于加利福尼亚湾南北部的交界处, 是海湾南部最北端的扩张海盆。盆地中发育广泛且又剧烈的洋中脊岩浆作用以及热液活动(Curray and Moore, 1982; Lizarralde et al., 2007, 2011; Teske et al., 2021)。国际大洋发现计划于2019年在瓜伊马斯盆地进行科考, 即IODP385航次。科考船在此期间共进行了8个站位的钻探工作, 其中的U1550属于在轴洋中脊站位, 取得了海底扩张早期MORB岩心样品(Teske et al., 2021)。本文通过对U1550岩心样品中单斜辉石进行详细的微区原位主量元素分析, 计算单斜辉石结晶的温度与压力条件, 为探讨海底扩张早期洋中脊岩浆分离结晶的物理化学特征及最深结晶深度提供重要线索, 对认识并理解尚处于扩张早期的洋中脊岩浆作用具有重要意义。

1 地质背景与样品描述

加利福尼亚湾是东太平洋北部的一个狭长的边缘海, 位于北美大陆和下加利福尼亚半岛之间, 属于非常年轻的(转换型)被动大陆边缘裂谷(Curray and Moore, 1982; Mercier de Lépinay et al., 2016; 汪品先, 2018; 孙珍等, 2021)。海湾呈NW-SE走向, 长约1300 km, 宽100～150 km, 呈北窄南宽喇叭状。湾内由一系列狭长的右旋转换断层和短小的新生洋脊组成, 隶属于东太平洋海隆(EPR)最北端(图1a)。基于Gripp and Gordon (2002)开发的洋中脊板块边界模型(HS3-NUVEL1A)计算, 湾内洋脊的扩张速率明显低于EPR主体洋中脊的扩张速率, 按Dick et al. (2003)的分类应属于慢速扩张洋中脊(全扩张速率约 48 mm/a)。加利福尼亚湾北部仍以陆壳为主, 主要构造作用是大陆裂解, 南部以洋壳为主, 主要构造作用是洋脊‒转换断层共同主导的海盆扩张(Atwater and Stock, 1998; Dixon et al., 2000; Plattner et al., 2007; Zhang et al., 2009; Sumy et al., 2013)。

图中各洋脊段的全扩张速率基于 Gripp and Gordon (2002)开发的洋中脊板块边界模型(HS3-NUVEL1A)计算所得。图(a)和(b)的海洋测深底图引自GeoMapAPP(Ryan et al., 2009); 图(c)据IODP 385航次报告(Teske et al., 2021)修改, 图1c中 U1545-1552 是 IODP385 的航次站位, 477～481是DSDP64的航次站位(DSDP64 航次报告 Curray and Moore, 1982)。

30 Ma之前整个加利福尼亚海岸是一条统一的俯冲带。这条俯冲带将北美板块与一个现今已经破碎的法拉隆(Farallon)板块分隔开。法拉隆板块在30 Ma左右沿着北美海岸向北美板块之下发生向东的斜向俯冲, 分隔太平洋板块和法拉隆板块的洋脊也发生俯冲, 导致太平洋板块开始直接与北美板块接触(图 2a)。20 Ma前, 由于太平洋板块以较高的速率向NNE向运动, 从而在与北美板块相接触的区域演化成圣安德烈斯右旋走滑断层。而原先的法拉隆板块则分裂成两个次级微板块, 即胡安德富卡板块和科科斯板块。伴随着法拉隆板块的俯冲, 门多西诺(Mendocino)和里维拉(Riviera)三节点分别向北和向南跃迁, 圣安德烈斯走滑断层也多次向东跃迁, 其长度向北和向南发生了拓展(图 2b)。20～10 Ma期间, 加利福尼亚一带的俯冲作用完全停止, 被圣安德烈斯走滑断层所替代(图 2c)。在 10 Ma左右, 圣安德烈斯走滑断层向东跃迁进入墨西哥西侧内陆, 导致断层缩短, 形成圣安德烈斯走滑断层大拐弯(big bend)。属于岛弧型陆壳的下加利福尼亚(Baja California)开始以约 43～48 mm/a 的速度从北美板块分离, 向北漂移并入太平洋板块体系内, 从而开启了现今的加利福尼亚湾裂谷和转换断层系统(图 2d; Atwater and Stock, 1998; Dixon et al., 2000; Plattner et al., 2007; 李三忠等, 2019)。

MTJ. 门多西诺三节点; RTJ. 里维拉三节点; JF. 胡安德富卡板块; LA. 洛杉矶。

瓜伊马斯盆地位于加利福尼亚湾南部和北部的交界处, 是海湾南部最北端的扩张海盆, 记录着从大陆裂解伸展过渡到海底扩张的地质演化信息(图1b)。盆地发育厚约 1～2 km富含有机质的沉积物, 且发育大规模的岩浆作用和热液活动。相对于典型的洋中脊多发育在轴(on-axis; 距脊轴＜5 km)的喷出玄武岩, 瓜伊马斯盆地同时发育丰富的离轴(off-axis; 0至＞50 km)玄武岩和浅层侵入岩——玄武质岩床和岩墙(Curray and Moore, 1982; Lizarralde et al., 2007, 2011; Miller and Lizarralde, 2013; Teske et al., 2021)。

国际大洋钻探发现计划IODP385航次U1550站位位于瓜伊马斯盆地内最长洋中脊的轴部(图1b)。本次研究的4个岩心样品取自该站位的A孔和B孔(图3a), 两孔所在位置的海水深度约2000 m, 与DSDP64航次的481站位钻孔相邻。A孔和B孔均打到了玄武岩层, 并打到玄武岩层约3 m长就终孔。A孔玄武岩层位于海底以下204 m(～204 mbsf)处, 回收到约1.2 m玄武质岩心; B孔玄武岩层位于～170 mbsf处, 获得约1.6 m玄武质岩心。所获岩心主要呈细粒显晶质‒隐晶质结构(图3b), 矿物粒度大多部分＜2 mm,少数粒度可高达5 mm。在U1550A钻孔中, 玄武质岩从上到下从隐晶质玄武岩过渡到粒度较粗的辉绿岩(或称粒玄岩, 图3f), 矿物粒度逐渐变大, 在几厘米手标本尺度中呈短程渐变关系, 指示较缓慢的岩浆结晶过程。在U1550B钻孔中, 辉绿岩呈捕虏体的形式被隐晶质玄武岩捕获, 暗示至少有两期岩浆脉期次作用(magma pulses; 图3b、c)。玄武质岩心相对新鲜, 海水蚀变作用较弱, 不发育或发育很少的气孔或杏仁, 但发育很多细小的方解石脉(图3b)。

为了便于后续讨论, 本文将所获岩心分为玄武岩、U1550A辉绿岩以及辉绿岩捕虏体三类。玄武岩主要呈灰黑色, 块状构造, 发育斑状和填间结构等, 斑晶以斜长石和单斜辉石为主(图3c、d、e)。斜长石斑晶约占2%～20%, 粒径为0.5～3 mm, 多为针状, 呈中空骸晶结构, 少量呈柱状或者板状, 可见聚晶结构。单斜辉石斑晶约占1%～8%, 粒径为0.2～1 mm, 多呈不规则它形‒半自形粒状, 也发育骸晶结构。基质为隐晶质‒玻璃质结构, 主要由针状斜长石(含量5%～50%)、粒状单斜辉石(含量2%～30%)微晶(＜0.2 mm)和玻璃(含量5%～50%)组成, 含少量的磁铁矿、黄铁矿和碳酸盐矿物等。U1550A辉绿岩及捕虏体呈灰色‒灰黑色, 块状构造, 发育辉绿结构或粒玄结构、含长嵌晶结构(图3b、c、f)。主要矿物为斜长石(含量50%～70%)和单斜辉石(含量25%～45%), 其中斜长石呈自形‒半自形长条状, 粒径为1～5 mm, 单斜辉石多为它形‒半自形板状, 粒度为0.5～3 mm。副矿物主要为磁铁矿和少量黄铁矿等。

2 分析方法与结果

2.1 分析方法

选取最新鲜的样品开展全岩地球化学分析。先用砂纸对岩心样品表面进行打磨去皮, 再用去离子水洗净, 晾干后使用刚玉碎样机破碎成粒径为0.5 cm左右的小碎粒, 再使用1%稀盐酸浸泡以去除样品中的碳酸盐杂质, 去离子水洗净后再次晾干, 最后用玛瑙钵研磨至 200目以下粉末以备全岩化学分析。全岩主量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司利用日本理学 PrimusⅡ X射线荧光光谱仪(XRF, ZSXPrimusⅡ)分析完成。实验流程如下: ①将200目样品置于105 ℃烘箱中烘干12小时; ②称取～1.0 g烘干样品置于恒重陶瓷坩埚中, 在1000 ℃马弗炉中灼烧2小时, 取出待冷却至室温再称量, 计算烧失量(LOI); ③分别称取6.0 g助熔剂(Li2B4O7︰LiBO2︰LiF=9︰2︰1)、0.6 g样品、0.3 g氧化剂(NH4NO3)置于铂金坩埚中, 在1150 ℃熔样炉中熔融14分钟, 取出坩埚转移到耐火砖上冷却, 然后将玻璃片取出以备XRF测试, 分析精度优于5%。

稀土元素含量在武汉上谱分析科技有限责任公司利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成。实验流程如下: ①将200目样品置于105 ℃烘箱中烘干12小时; ②准确称取粉末样品50 mg置于Teflon溶样弹中; ③先后依次缓慢加入1 mL高纯HNO3和1 mL高纯HF; ④将Teflon溶样弹放入钢套, 拧紧后置于190 ℃烘箱中加热24小时以上; ⑤待溶样弹冷却, 开盖后置于140 ℃电热板上蒸干, 然后加入1 mL HNO3并再次蒸干; ⑥加入1 mL高纯HNO3、1 mL MQ水和1 mL内标In(浓度为1 μg/g), 再次将Teflon溶样弹放入钢套, 拧紧后置于190 ℃烘箱中加热12小时以上; ⑦将溶液转入聚乙烯料瓶中, 并用2% HNO3稀释至100 g以备ICP-MS测试。使用GB/T14506.30-2010《硅酸盐岩石化学分析方法》来测试样品的元素含量。对于＞10 μg/g的稀土元素, 分析精度一般优于5%, 对于＜10 μg/g的稀土元素, 分析精度一般优于8%。

单斜辉石主量元素分析测试在两个实验室完成。其中一部分数据在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室JEOL JXA-8530F电子探针(EPMA)分析仪上完成。仪器分析条件为: 加速电压25 kV, 测试电流为10 nA。根据点位的情况, 分析选用“spot”模式(束斑直径1 μm)或“circle”模式(束斑直径10 μm)。选取标样为: 正长石(K)、铬透辉石(Ca、Cr、Mg、Si)、斜长石(Na)、镁铝榴石(Ti、Al、Fe、Mn)、橄榄石(Ni)。另一部分数据在中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室JEOL JXA-8230电子探针分析仪上完成。仪器分析条件为: 加速电压15 kV, 测试电流为20 nA, 分析选用“spot”模式(束斑直径1 μm)。选取标样为: 正长石(K、Na)、透辉石(Ca、Si)、镁铝榴石(Fe)、方镁石(Mg)、铁铝榴石(Al)、金红石(Ti)、蔷薇辉石(Mn)。

2.2 全岩主量元素特征

U1550钻孔样品全岩主量和微量元素组成见表1。U1550钻孔样品的烧失量(LOI)为0.37%～0.98%, 暗示其或多或少受到了海水或热液蚀变的影响, 与岩相学观察一致。在下文的图解和讨论中, 所有主要氧化物均已扣除烧失量, 换算成100%硅酸盐成分, 并且全铁均换算为FeOT。玄武岩主量元素成分变化较小(SiO2=49.36%～50.22%; MgO=6.88%～7.29%; FeOT=9.16%～9.93%; Mg#=56～59), 具有相对较低的CaO(10.66%～11.75%)和较高的Al2O3(15.94%～16.83%)含量。与玄武岩相比, U1550A辉绿岩含有相等的MgO(6.92%)和FeOT(9.93%), 具有相似的Mg#(56), 但具有较低的SiO2(49.36%), 稍高的CaO(11.75%)。辉绿岩捕虏体暂无全岩主量元素数据。总体来说, 本次研究的样品落在前人已发表的瓜伊马斯盆地N-MORB数据范围内。在TAS分类图解中, 玄武岩和U1550A辉绿岩均落在亚碱性岩浆范围内(图4a), 在AFM岩浆分类图解中, 玄武岩和辉绿岩均为拉斑玄武质岩浆(图4b)。结合样品的稀土元素组成(全岩(La/Sm)N＜1), U1550钻孔玄武岩为典型的在轴N-MORB。

表1 瓜伊马斯盆地IODP385航次U1550钻孔玄武岩和辉绿岩的全岩主量(%)和稀土元素(μg/g)组成

瓜伊马斯N-MORB数据引自PetDB数据库。

2.3 单斜辉石的成分特征

玄武岩中细粒单斜辉石斑晶SiO2=45.40%～50.66%, FeOT=9.16%～13.36%, MgO=10.56%～14.70%, CaO= 18.96%～21.96%, Mg#范围为61～73(表2)。在辉石分类图解中, 样品测点主要落在透辉石和普通辉石区域(图5a), 端元为Wo40.9～47.3En31.5～41.6Fs15.4～22.5。U1550A辉绿岩中的单斜辉石SiO2=49.31%～50.80%, FeOT=7.66%～9.74%, MgO=14.17%～15.12%, CaO=20.44%～21.81%, Mg#范围为72～78。在辉石分类图解中, 样品的测点主要落在普通辉石区域(图5a), 端元为Wo41.8～44.2En40.0～43.2Fs12.5～15.3。辉绿岩捕虏体中单斜辉石SiO2=48.24%～50.14%, FeOT=6.82%～7.36%, MgO=14.42%～15.13%, CaO=20.03%～22.14%, Mg#为78～79, 相对富Mg, 主要为普通辉石(图5a), 端元为Wo42.0～45.3En40.9～43.9Fs11.1～15.7。与玄武岩中的单斜辉石斑晶相比, 辉绿岩中的单斜辉石含有较低的TiO2(1.20%～1.97%)和Na2O(0.36%～0.48%); 与U1550A辉绿岩中单斜辉石相比, 捕虏体中的单斜辉石则有较高的TiO2和相似的Na2O (图4b、c)。

表2 瓜伊马斯盆地IODP385航次U1550钻孔玄武岩和辉绿岩中单斜辉石主量元素组成(%)

图5 瓜伊马斯盆地U1550钻孔单斜辉石Wo-En-Fs分类图解(a;底图引自Morimoto et al., 1988)、单斜辉石Mg#与TiO2(b)及Na2O(c)的相关图

3 讨论

3.1 U1550钻孔玄武岩和辉绿岩的差异

U1550钻孔玄武岩和辉绿岩均呈现N-MORB (全岩(La/Sm)N＜1)的特征, 指示其应该来自于同一岩浆源区。U1550A辉绿岩和玄武岩的全岩成分相似, 但单斜辉石则呈现出一定的成分差异。U1550A辉绿岩的单斜辉石Mg#较高(72～78), 相对富Mg, 而玄武岩的单斜辉石Mg#较低(61～73), 相对富Fe, 暗示与U1550A辉绿岩单斜辉石平衡的母岩浆更接近原始岩浆成分。这与辉绿岩具有较低的全岩SiO2含量相一致。同时, 从U1550A辉绿岩到玄武岩, 随着Mg#降低, 单斜辉石的TiO2和Na2O含量大致呈线性升高趋势(图5b、c), 也表明U1550玄武岩相对于辉绿岩更演化, 经历了更高程度的结晶分异作用, 而辉绿岩则应形成于Mg#较高的近原始岩浆。在U1550B钻孔中, 辉绿岩呈捕虏体的形式被隐晶质玄武岩捕获(图3b、c)。玄武岩发育斑状和填间结构, 斜长石斑晶多呈骸晶结构, 单斜辉石斑晶多为细粒不规则状, 且多发育玻璃基质, 而辉绿岩捕虏体中矿物粒度较粗, 且多发育辉绿结构或粒玄结构、含长嵌晶结构(图3c), 不发育玻璃基质。综上所述, 我们认为U1550玄武岩与U1550A辉绿岩应代表上洋壳的玄武岩层(Layer 2A), 而辉绿岩捕虏体则来源于上洋壳辉绿岩岩墙(Layer 2B), 这些样品均适合单斜辉石温压计(Putirka et al., 1996; Neave and Putirka, 2017)的计算。但由于U1550钻孔不发育玻璃冷凝边, 且斑晶多为粒度长但非常窄的中空骸晶结构的针状斜长石斑晶, 以及粒度小的中空骸晶结构的它形‒半自形辉石斑晶, 暗示其结晶快速且与熔体未完全发生分异, 甚至可能是原位结晶的产物。故在后续的讨论中, 我们用全岩成分(未扣除斑晶成分)来代替与单斜辉石平衡的熔体成分来计算。由于缺少辉绿岩捕虏体的全岩成分, 但U1550A辉绿岩的单斜辉石与捕虏体单斜辉石具有相似的主量成分, 故本文将U1550A辉绿岩的全岩成分作为捕虏体的平衡熔体进行温压计算。

3.2 单斜辉石‒熔体平衡关系判别

单斜辉石是火成岩中广泛发育的造岩矿物, 对温度和压力有很强的敏感性, 因此常常被用来计算岩浆的结晶压力与温度, 进而推算岩浆在地壳中的演化过程(Putirka, 2008)。Putirka et al. (1996)基于在玄武质岩浆中单斜辉石‒熔体间硬玉(NaAlSi2O6; Jd)组分的交换平衡、透辉石(CaMgSi2O6; Di)和钙铁辉石(CaFeSi2O6; Hd)组分与硬玉Jd组分的交换平衡、透辉石和钙铁辉石DiHd与钙契尔马克组分(CaAl2SiO6; CaTs)的交换平衡, 通过实验岩石学方法和地球化学热力学理论中的吉布斯自由能的变化∆r0与平衡常数eq的关系, 即–lneq=∆r0, 将温度和压力与热力学相关的平衡常数联系起来, 从而建立起适用于玄武质岩浆中单斜辉石‒熔体平衡的温压计。后续的研究在此基础上不断利用新的相平衡数据或提高计算精度, 或提出特定岩浆体系下的计算方法(Putirka and Condit, 2003; Putirka, 2008; Neave and Putirka, 2017; Mollo et al., 2018)。

使用单斜辉石‒熔体温压计之前往往要判断单斜辉石与熔体是否平衡。根据温压计原理, 通过单斜辉石原位主量元素, 可以获得单斜辉石中“透辉石+钙铁辉石(DiHd)”、“顽辉石+斜铁辉石(EnFs)”和钙契尔马克组分(CaTs)含量; 而通过熔体成分回归分析可以获得体系内预测的单斜辉石的DiHd+EnFs+ CaTs组分。对比预测和实测组分的切合度(1∶1线; 图6a), 含量相差在20%误差范围内可视为平衡(Putirka et al., 1996; Neave and Putirka, 2017)。此外, 还可以通过测算体系内Fe-Mg分配系数来判断平衡。Roeder and Emslie (1970)发现橄榄石与熔体之间的Fe-Mg交换系数D与温度、氧逸度和熔体成分无关, 且数值区间变化不大(0.3±0.03), 可以用作判断橄榄石‒熔体平衡的标准。后来, 岩石学家将这个方法应用到辉石领域(Topliss and Carroll, 1995; Putirka, 2008), 如单斜辉石D(Fe-Mg)Cpx-liq(0.28±0.08),斜方辉石K(Fe-Mg)Opx-liq(0.29±0.06)。通过测定单斜辉石原位主量元素和玄武岩全岩主量元素, 可以计算出对应的D值(图6b)。但是, 使用D值来判断单斜辉石‒熔体是否平衡也存在一些局限性。例如,K受到系统冷却速率的影响(Hammer, 2008), 当冷却速率较大时, 实验观测到的K值往往偏大。相关实验发现当单斜辉石的生长速率远大于熔体中Fe和Mg的扩散速率时,Fe和Mg都趋向于几乎恒定的Fe/Mg值(Mollo and Hammer, 2017; 罗雕等, 2022)。同时, 冷却速率的变化也会影响单斜辉石及其共生成分的变化(Mollo et al., 2010)。基于这些原因, Mollo et al. (2013)根据平衡实验提出, 将回归分析获得的预测单斜辉石端元与实际测试出的单斜辉石端元做差, 例如ΔDiHd=DiHd预测–DiHd实验, 当差值的绝对值≤0.1时可被认为处于平衡状态。通过上述三个平衡判定标准, 本次研究共获得15组平衡数据对用于以下计算。由于U1550样品的含水量未知, 基于全球MORB含水量的平均值(0.1%～0.3%; Xia et al., 2013),本次的温压计算将样品含水量设定为0.1%。

图b阴影区为平衡区间(0.28±0.08; Putirka, 2008)。

3.3 单斜辉石结晶温压计算结果

将筛选后的15组有效数据对(其中玄武岩5组, 辉绿岩10组)进行温压计算。本次研究使用多种温压计的计算结果进行横向对比, 拟选取最佳的温度和压力计。其中, 压力计有以下几种: ①Putirka et al. (1996)的公式P1, 是Putirka等人提出的第一个适用于玄武质岩浆基于硬玉交换体系的单斜辉石‒熔体压力计(为了后续讨论, 将此方法简写为Putirka96P1); ②Putirka (2008)的公式30, 是Putirka等人改良后基于硬玉交换体系的单斜辉石‒熔体压力计(Putirka08Eqn30);③Putirka (2008)的公式32a, 是基于Nimis (1995)模型改进的基于单斜辉石成分的压力计(Putirka08Eqn32a);④Neave and Putirka (2017)中提出的基于硬玉交换体系的压力计(N&P2017)。Mollo et al. (2018)也提出了一个新的高精度单斜辉石‒熔体压力计, 但其方法主要运用于碱性玄武岩的计算, 所以本次研究不予考虑。计算结果显示, Putirka96P1在几乎所有的平衡数据对中都得出了最大的压力值, Putirka08Eqn30的计算结果约比Putirka96P1小1.0～1.6 kbar(图7a)。Eqn32a返回的计算结果在辉绿岩中通常最低, 在玄武岩中规律性相对较差(图7a)。前人通过对比实验数据与压力计计算的结果, 发现Putirka96P1和Putirka08Eqn30拟合的回归线不会经过原点, 意味着这两种方法在高压范围(≥8 kbar)获得的计算结果更可靠, 低压范围内的计算结果往往偏大。Neave and Putirka (2017)指出Putirka08Eqn32a拟合的回归线相对前两个方法较好, 但实验结果显示这种方法得出的压力往往会比实际值高1～2 kbar, 对于＜10 kbar的贫水样品尤其如此。因此, 他们提出了新的单斜辉石‒熔体压力计(N&P2017)。他们搜集了1 atm～20 kbar的数据集进行测试, 发现此方法对拉斑玄武岩的计算精度相对较高, 拟合的回归线接近零点, 适用于更加宽泛的压力范围。虽然本次研究的辉绿岩样品通过N&P2017计算得出的压力相对Putirka08Eqn32a的计算结果偏大或相似, 但玄武岩的计算结果与前人的结果(Neave and Putirka, 2017)一样(图7a)。鉴于本次研究的样品均为拉斑质的N-MORB, 含水量一般都很低, 所以最终选取N&P2017作为本文计算U1550玄武岩与辉绿岩中的单斜辉石结晶压力的最佳压力计(误差为±1.4 kbar)。

图7 不同单斜辉石‒熔体压力计(a)和温度计(b)计算结果对比柱状图

温度计有两种: ①Putirka et al. (1996)的公式T1, 是Putirka等人提出的第一个适用于玄武质岩浆基于硬玉交换体系的单斜辉石‒熔体温度计(Putirka96T1); ②Putirka (2008)的公式33, 是Putirka等人改进后的单斜辉石‒熔体温度计(Putirka08Eqn33), 有效降低了约10～20 ℃的计算误差, 且在后续研究中得到广泛运用。计算结果显示, 玄武岩、单斜辉石和辉绿岩捕虏体三个单斜辉石数据对用Putirka96T1得出的温度普遍偏大, 比Putirka08Eqn33计算出的值高约20～40 ℃(图7b)。因此, 本次研究选取Putirka等人改良后的Putirka08Eqn33作为计算U1550玄武岩与辉绿岩捕虏体中的单斜辉石结晶温度的最佳温度计(误差为±45 ℃)。

温压计算结果显示: 玄武岩中单斜辉石结晶的压力范围在–0.5～5.4 kbar(误差±1.4 kbar), 相当于0～17.8 km(误差±4.6 km)的深度(假定1 kbar≈3.3 km; Putirka and Condit, 2003); 结晶温度主要集中于1126～1170 ℃, 误差±45 ℃(图7c、d)。U1550A辉绿岩以及辉绿岩捕虏体单斜辉石的结晶压力范围在1.6～5.9 kbar(误差±1.4 kbar), 相当于5.3～19.5 km(误差±4.6 km)的深度; 结晶温度主要集中在1158～1212 ℃(误差±45 ℃)。与U1550玄武岩中单斜辉石相比, 辉绿岩中单斜辉石结晶温度与压力更大, 尤其是U1550B孔的辉绿岩捕虏体中的单斜辉石显示最大的结晶温度和压力(图8), 并且玄武岩的结晶压力范围宽, 而辉绿岩相对集中于3～6 kbar。Whattam et al. (2020)同样运用N&P2017压力计和Putirka08Eqn33温度计计算了全球其他洋脊段MORB中单斜辉石(数据引自PetDB数据库, http: //www.earthchem.org/petdb)的结晶温度和压力, 结果显示全球MORB中单斜辉石的结晶压力范围在–1.8～5.4 kbar之间, 约0～17.8 km深, 结晶温度范围在1133～1240 ℃之间。Lissenberg and Dick (2008)研究表明一些富镁单斜辉石也可以通过洋壳内的熔体‒岩石反应(melt-rock reaction)形成“高压”特征, 并且认为单斜辉石Mg#越大, 越“高压”。相对于全球其他洋脊段MORB, U1550玄武岩和辉绿岩(捕虏体)单斜辉石具有较低的Mg#(均＜80), 但反而计算得出较高的结晶压力。另外, 在-Mg#图(图8b)中, 本次研究的样品并没有呈现单一的线性关系, 因此我们认为U1550玄武岩和辉绿岩单斜辉石没有发生熔体‒岩石反应, 其计算所得的压力值可以代表其真实的结晶压力。相对于全球慢速‒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样品中的单斜辉石具有相似的温度和压力的变化范围, 但在给定的温度下, U1550样品中的单斜辉石具有更高的结晶压力或深度, 或者在给定的压力或深度下, U1550样品中的单斜辉石具有更低的结晶温度(图8c), 暗示瓜伊马斯盆地在轴洋脊段MORB具有更陡峭的冷却轨迹。

3.4 单斜辉石结晶温压的指示意义

早期研究认为, 洋中脊下方会发育一个巨大的在轴岩浆房(AMC; axial magma chamber), 岩浆房壁发育均匀的辉长岩, 底部则由一系列层状镁铁‒超镁铁质岩组成。它为上洋壳的岩墙(Layer 2B)和喷出岩(Layer 2A)提供了物质来源, 下洋壳(Layer 3)则从此处结晶增生, 这是经典的无限洋葱洋壳增生模型(infinite onion; Cann, 1974)。一些学者认为这种模型存在一些缺陷, 因为在慢速‒超慢速扩张洋脊, 较低的岩浆供应率并不能支撑大型岩浆房的存在(Sleep, 1975; Kuznir and Bott, 1976)。因此提出无限韭菜洋壳增生模型(infinite leek), 即小批量的岩浆以侵入体的形式供应洋壳增生(Nisbet and Fowler, 1978)。这些模型显示出一个共同的特点: 即岩浆结晶的深度仍位于平均6～7 km厚的洋壳内。地球物理观测指示未蚀变的地幔橄榄岩大规模就位于海底以下10 km左右, 故他们认为即使是在慢速扩张洋中脊, 岩浆的结晶深度和海底热液循环的最深温度应该不超过10 km (Sleep and Barth, 1997)。前人也通过橄榄石熔体包裹体的挥发分(如CO2、H2O等)研究认为洋中脊岩浆结晶作用只局限在下洋壳, 深度一般不超过壳幔边界, 最深的岩浆结晶深度不超过10 km (Colman et al., 2015; Wanless et al., 2015), 即使在超慢速扩张的北冰洋Gakkel洋中脊, 橄榄石记录的最深的岩浆结晶深度不超过9 km(Shaw et al., 2010)。这与地震反射成像探测出的熔体透镜体(melt lens)一般发育在0.76～4.5 km深(Sinton and Detrick, 1992; Van Ark et al., 2007), 最深达到6 km的观测相一致(Chen and Lin, 2004; Wanless and Shaw, 2012)。在快速扩张洋脊, 因岩浆房可以长期稳定存在, 岩浆供给量充足, 下洋壳增生后产生的热量需要很长的时间才可散去, 故快速扩张洋脊背景下的岩浆结晶模型常常带有岩浆房这一特征要素。例如, 前人通过研究阿曼蛇绿岩提出“大岩浆房(large magma chamber)”洋壳增生模型, 源区洋脊下方可发育一个宽约20 km和高4 km的以熔体为主的岩浆房(Pallister and Hopson, 1981; Smewing, 1981)。然而, 相关地球物理资料表明这个模型过于理想化, 实际的以熔体为主的岩浆房(相当于熔体透镜体)可能很小(大致宽约1 km, 高50 m), 但其下可发育规模很大的以晶粥为主的岩浆房。这类模型与早期的“无限洋葱”洋壳增生模型不同之处在于提出大部分岩浆结晶于以熔体为主的浅层岩浆房内, 晶粥向下沉降或向外扩散形成下洋壳, 被命名为“辉长岩冰川(gabbro glacier)”模型(Henstock et al., 1993; Henstock, 2002)。后续一些学者意识到下洋壳的辉长岩(Layer 3)很可能是原位结晶的产物, 故“席状岩床”(‘sheeted sill’ model)模型应运而生(Boudier et al., 1996; Kelemen et al., 1997)。

然而, 一些学者针对慢速‒超慢速扩张洋中脊存在高压结晶作用(Bender et al, 1978; Green et al, 1979), 提出了岩浆作用超过10 km的深部结晶的洋壳增生模型(Elthon et al., 1982; Cannat, 1993, 1996)。近20年, 许多学者通过地球物理观测和玄武岩主量元素压力计研究认为洋中脊岩浆分离结晶作用可以超过10 km, 甚至可以深达30 km(Herzberg, 2004; Villiger et al., 2007; Schlindwein and Schmid, 2016; Wanless and Behn, 2017)。Bennett et al. (2019)通过斜长石熔体包裹体研究也指出Gakkel洋中脊最深的岩浆结晶深度可高达16.4 km, 指示洋中脊岩浆分离结晶作用可以深达岩石圈地幔, 不止局限于下洋壳深度。Michael and Cornell (1998)研究表明洋中脊岩浆结晶作用的压力与扩散速率、岩浆供应成反比。在快速扩张洋中脊和一些慢速扩张洋中脊(如大西洋靠近冰岛地幔柱的Reykjanes洋中脊), 岩浆供应充足, 岩浆结晶作用一般只局限在洋壳内, 结晶深度浅; 然而在典型的慢速‒超慢速扩张洋中脊以及一些洋中脊断裂带(fracture zones)附近, 岩石圈厚且冷, 地幔部分熔融程度小, 产生的熔体相对少且熔体相对富Na, 岩浆供应缺乏, 同时, 地幔部分熔融产生岩浆的终止深度也相对更深, 往往在深部地幔中就开始结晶, 由于结晶深度深, 岩浆难以抵达浅部洋壳。后来, 基于对慢速扩张洋脊产出的橄榄岩体中的辉长岩以及洋脊自身热条件的研究, 提出一种介于前两者之间的模型, 称为“李子布丁(plum pudding)”模型(Cannat, 1993, 1996)。在这个模型中, 慢速扩张洋脊的洋壳由许多小型的岩浆侵入呈成布丁状嵌入在不同深度的地幔或洋壳内。

加利福尼亚湾是东太平洋北部一个狭长的边缘海, 属于非常年轻的(转换型)被动大陆边缘裂谷, 湾内由一系列狭长的右旋转换断层和短小的新生洋脊组成, 而瓜伊马斯盆地位于加利福尼亚湾南北部的交界处, 是海湾南部最北端的扩张海盆, 记录着洋脊扩张早期的地质演化信息(图1; Curray and Moore, 1982; Mercier de Lépinay et al., 2016;汪品先, 2018; 孙珍等, 2021)。IODP385航次U1550站位位于瓜伊马斯盆地内最长洋中脊的轴部, 其扩张速率约为 48 mm/a, 属于慢速扩张洋中脊。U1550玄武岩单斜辉石结晶温度和压力的计算结果表明, 玄武岩结晶深度相对分散, 既存在接近洋中脊岩浆喷口的浅层上洋壳区域, 也存在更深的下洋壳和岩石圈地幔源区(深达17.8±4.6 km)。辉绿岩及辉绿岩捕虏体的结晶压力较集中且很大, 最大结晶深度达到约19.5±4.6 km。同时, 相对于全球其他成熟洋脊段MORB, 瓜伊马斯盆地在轴洋脊段MORB具有更陡峭的冷却轨迹(图8c), 暗示其岩浆结晶深度可能超过了20 km。地球物理学家通过解译加利福尼亚湾周边布置的 NARS-Baja、RESBAN等陆地地震台网数据, 显示沿加利福尼亚湾走向的二维S波速度异常剖面在 60～70 km深处分布有一系列代表熔体发育的岩浆房的低速异常体, 瓜伊马斯盆地下方的低速体从75 km一直延伸到20～25 km, 佐证了以上推测(Wang et al., 2009; Zhang et al., 2009; Zhang and Paulssen, 2012)。Bonatti and Seyler (1987)研究认为红海北部(全扩张速率＜15 mm/a)Zabargad辉长岩也形成于海底扩张早期, 其结晶压力可高达8.7 kbar, 即约29 km深。以上讨论表明, 在海底扩张早期, 扩张速率很可能均为慢速扩张, 其岩浆结晶深度与前人研究慢速‒超慢速扩张成熟洋脊段的岩浆结晶深度可超过10 km的观点不谋而合。但不同于慢速‒超慢速扩张成熟洋脊段, 海底扩张早期洋中脊岩浆分离结晶作用具有更陡峭的冷却轨迹。这暗示着在海底扩张早期岩石圈地幔也很厚, 地幔部分熔融产生岩浆的终止深度也相对更深, 导致岩浆结晶深度深, 部分岩浆难以抵达浅部洋壳。但同时瓜伊马斯盆地广泛发育在轴和离轴岩浆作用, 结合地球物理观测资料, 指示海底扩张早期, 深部岩浆房岩浆供给并不匮乏, 这些岩浆房很可能位于更深的部位。

4 结论

(1) U1550岩心样品玄武岩和辉绿岩及捕虏体均属于拉斑系列。玄武岩和U1550A辉绿岩代表上洋壳的玄武岩层(Layer 2A), 而U1550B辉绿岩捕虏体很可能来自上洋壳辉绿岩岩墙(Layer 2B)。玄武岩中细粒单斜辉石斑晶主要为透辉石和普通辉石, 而U1550A辉绿岩和U1550B辉绿岩捕虏体中的单斜辉石主要为普通辉石, 相对富Mg, 低Ti和Na。

(2) 单斜辉石‒熔体温压计计算结果显示: 瓜伊马斯盆地U1550玄武岩的单斜辉石的结晶温度(1126～1170 ℃, 误差±45 ℃)和压力(–0.5～5.4 kbar, 误差±1.4 kbar)相对辉绿岩及辉绿岩捕虏体中单斜辉石(=1158～1212 ℃, 误差±45 ℃;=1.6～5.9 kbar, 误差±1.4 kbar)均较低, 结晶深度(0～17.8 km, 误差±4.6 km)相对后者(5.3～19.5 km, 误差±4.6 km)较浅。与全球其他洋脊段MORB单斜辉石相比, U1550单斜辉石具有更陡峭的冷却轨迹。

(3) 在海底扩张早期, 扩张速率很可能均为慢速扩张, 其岩浆结晶深度可超过10 km, 深达岩石圈地幔深处。这暗示着在海底扩张早期岩石圈地幔很厚, 地幔部分熔融产生岩浆的终止深度也相对更深, 导致岩浆结晶深度深, 部分岩浆难以抵达浅部洋壳。但不同于慢速‒超慢速扩张成熟洋脊段, 海底扩张早期深部岩浆房岩浆供给可能并不匮乏, 这些岩浆房很可能位于更深的部位。

致谢:感谢中国IODP办公室以及IODP385航次全体船员及全体科考人员。感谢中国科学院地球化学研究所李响老师, 中国科学院广州地球化学研究所曹永华老师在实验中给予的指导。评审专家中国科学院海洋研究所张国良研究员和中国科学院广州地球化学研究所杨阳副研究员提出了非常宝贵的修改意见, 在此一并致以衷心的感谢！

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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

国家自然科学基金项目(42276067、41873031)和南方海洋科学与工程广东省实验室(广州)人才团队引进重大专项(GML2019ZD0202)联合资助。

张天翔(1998–), 男, 硕士研究生, 海洋科学专业。E-mail: qifeix@163.com

颉炜(1985–), 男, 副教授, 从事洋中脊岩浆岩地球化学研究。E-mail: weixie@hhu.edu.cn

P67; P595

1001-1552(2023)06-1345-018

10.16539/j.ddgzyckx.2023.01.302