王聰浩，劉佳，陶春輝，李偉

1.成都理工大學沉積地質研究院 成都 610059

2.自然資源部第二海洋研究所海底科學重點實驗室，杭州 310012

3.浙江大學地球科學學院，杭州 310027

西南印度洋脊（SWIR）是南極洲板塊和非洲板塊的分界線，東起羅德里格斯三聯(lián)點，西至布維三聯(lián)點，是世界上擴張速率最緩慢的洋脊之一（擴張速率約為1.2～1.8 cm/a）[1-2]。SWIR整體上具有超慢速洋脊的一般特征：巖漿活動匱乏，平均洋殼厚度較薄，拆離斷層等構造活動較為發(fā)育[3]。 然而，最近的地球物理觀測結果發(fā)現(xiàn)，位于Indomed和Gallieni轉換斷層之間的27洋脊段（約50.6°E）具有超厚的洋殼（＞10 km）[4]（圖1a），并且發(fā)育尚未固結的巖漿房[5]（圖2）。中國大洋航次歷年海底熱液調查發(fā)現(xiàn)該洋脊段存在活動的中高溫熱液活動和多金屬硫化物礦化現(xiàn)象（即斷橋熱液區(qū)）。最近，Chen等[6]通過綜合地球物理探測對27洋脊段（50°28′E）的地形構造進行了解譯，發(fā)現(xiàn)該區(qū)域發(fā)育多個巖漿單元，總體具有高頻巖漿噴發(fā)和低構造應變的特征，經歷了兩次間隔約300 Ka的巖漿旋回。Yang等[7]發(fā)現(xiàn)該洋脊段存在一類高鋁的玄武巖，具有不相容元素虧損而同位素富集的特征，如高206Pb/204Pb（17.990～18.277）、低143Nd/144Nd（0.512 983～0.513 002），并且這種富集的同位素組成和洋脊南側的克洛澤洋島玄武巖值接近。作者認為該類玄武巖的形成與洋脊-克洛澤熱點相互作用有關，且深部熔體與下部洋殼存在強烈相互作用。而Yu和Dick[8]則認為此類同位素組成富集而微量元素配分虧損的地球化學特征可能與岡瓦納大陸裂解后殘留在印度洋上地幔中的古老的富集地幔殘塊有關。玄武巖中的礦物斑晶（如橄欖石，單斜輝石，斜長石等）能夠記錄更多的巖漿過程，或可以為討論巖漿深部過程、地幔源區(qū)性質等提供更多的證據(jù)。前人的工作多集中于全巖粉末樣品，基于斑晶的工作較為匱乏。本文選取SWIR 27洋脊段（50.4°E）中富含長石斑晶的兩個玄武巖樣品為研究對象，報道了全巖主微量元素和斜長石斑晶的礦物化學特征，據(jù)此探討其對該洋脊段深部巖漿過程以及地幔源區(qū)屬性等方面的指示意義。

圖1 研究區(qū)水深圖a.西南印度洋中脊（SWIR）中心水深圖，Crozet群島在Indomed和Gallieni轉換斷層以南約900 km（IFZ-GFZ用黑色虛線表示），紅色五角星表示Mount Jourdanne火山位置；b.為a中紅色矩形標出的區(qū)域，為西南印度洋中脊（SWIR）50.4°E水深圖。Fig.1 Bathymetry of the study areasa.Bathymetry of the central Southwest Indian Ridge (SWIR).Crozet Archipelago is located ~900 km south of the Indomed and Gallieni FZs (IFZ-GFZ,denoted by the black dashed lines).The red star represents the location of the Mount Jourdanne volcanic; b.bathymetry of SWIR (50.4°E) marked by the red rectangle in figure a.

圖2 西南印度洋中脊（SWIR）27段巖漿房示意圖[5]Fig.2 Schematic diagram of magma chamber in Segment 27 of SWIR[5]

1 樣品和分析方法

1.1 樣品

本文研究的樣品是由中國大洋第30和第34航次在西南印度洋脊27段通過電視抓斗采集獲取，采樣位置如圖1b所示。巖石樣品呈灰黑色，致密塊狀構造，斑狀結構發(fā)育，斑晶多具有新鮮核部，表面因與海水接觸而遭受不同程度蝕變。玄武巖樣品中斑晶主要為斜長石，大多數(shù)斑晶具有自形結構，粒徑0.5～7.0 mm。鏡下可見長石多具有聚片雙晶結構和熔體包裹體，部分長石斑晶發(fā)育環(huán)帶（圖3）?；|成分主要為斜長石，輝石次之，此外還有少量玻璃質，橄欖石斑晶更少，鏡下觀察較為新鮮，無明顯蝕變現(xiàn)象。

圖3 玄武巖手標本和鏡下照片a.30III-TVG14手標本; b.34IV-TVG07手標本; c.30III-TVG14鏡下單偏光; d.30III-TVG14鏡下正交偏光; e.34IV-TVG07鏡下單偏光; f.34IVTVG07鏡下正交偏光; Plag: 斜長石。Fig.3 Pictures of the basalt samples in this studya.Photo of sample 30III-TVG14; b.photo of 34IV-TVG07; c.single polarization light photo of 30III-TVG14; d.crossed polarized light photo of 30III-TVG14;e.single polarization light photo of 34IV-TVG07; f.crossed polarized light photo of 34IV-TVG07.plag: plagioclase.

1.2 分析方法

首先去除巖石樣品表面的蝕變部分，選取新鮮塊體進行破碎處理，然后將破碎好的巖石放入盛有去離子水的燒杯中，置入超聲波清洗器清洗至去離子水不再渾濁，烘干后用瑪瑙研缽磨至小于200目，以供分析測試。樣品的主微量元素組成測試通過波長色散X射線熒光光譜儀進行，在武漢上譜分析科技有限責任公司完成，儀器型號為ZSXPrimusⅡ。測試選取安山巖、玄武巖、花崗閃長巖和輝長巖標樣（GSR-2、GSR-3、GSR-9、GSR-10）進行標控，分析結果表明，主量元素組成的精準度＞5%。使用安捷倫7700e ICP-MS儀器對溶解的樣品溶液進行微量元素分析，測試選取安山巖、玄武巖、花崗閃長巖和輝長巖標樣（GSR-2、GSR-3、GSR-9、GSR-10）進行標控，分析結果表明，微量元素組成的精準度高于5%。主微量元素分析結果見表1、表2。

表2 西南印度洋中脊27段含長石斑晶玄武巖微量元素含量Table 2 Trace element concentrations of plagioclase-hosted basalt from Segment 27, SWIR

玄武巖中的斜長石斑晶背散射圖像采集和化學組成在自然資源部第二海洋研究所海底科學重點實驗室采用JEOL-JXA-8 100型電子探針分析獲取。分析條件為: 加速電壓15 kV、試樣電流20 nA和聚焦光束1 μm。分析中采用的天然和合成標準用于指定元素：橄欖石 (Si、Mg)、磷灰石 (Ca、P)、赤鐵礦(Fe)、鈉長石 (Na、Al)、正長石 (K)、紅白云石(Mn)、金紅石(Ti)和Tugtupite (Cl)。使用ZAF校正對原始數(shù)據(jù)進行校正。長石探針分析結果見表3。

2 結果

此次測試的兩塊玄武巖（34IV-TVG07和30IIITVG14）樣品SiO2含量分別為49.16%和49.50%，MgO含量分別為6.76%和6.52%。樣品燒失量為負，表明分析樣品非常新鮮。相比該區(qū)其它玄武巖來說[8]，兩個樣品具有高Al的特征，Al2O3含量分別為18.25% 和17.83%（表1）。34IV-TVG07和30IIITVG14的全巖 Mg# (Mg#=Mg/(Mg+Fe)×100)分別為61.4 和 58.5，低于原生巖漿含量（約 72）[9-10]，說明樣品經歷了顯著的結晶分異作用。玄武巖的球粒隕石標準化稀土元素在圖4中給出，且全部落在前人的數(shù)據(jù)范圍之內（圖4）。樣品的REE具有輕稀土虧損的特征，34IV-TVG07和30III-TVG14的(La/Sm)N值分別為0.49和0.54，(Ce/Yb)N值分別為0.61和0.72，(Sm/Yb)N比值分別為0.99和1.04（N代表球粒隕石標準化，球粒隕石數(shù)據(jù)來自Sun和McDonough[11]），與典型的N-MORB類似，表明LREE和HREE之間的分異程度較低。兩個樣品的Eu*（Eu*=2EuCH/(SmCH+GdCH)，CH代表球粒隕石標準化）值分別為0.98和0.95。

圖4 西南印度洋中脊27洋脊段玄武巖微量元素圖a.稀土元素球粒隕石標準化圖; b.微量元素原始地幔標準化蛛網圖灰色陰影區(qū)域表示來自IFZ-GFZ段MORB的文獻數(shù)據(jù)[7-8]，球粒隕石數(shù)據(jù)來自文獻[11]，原始地幔數(shù)據(jù)來自文獻[12]，OIB，N-MORB和E-MORB來自文獻[11]。Fig.4 Trace element distribution of basalts from segment 27, SWIRa.Chondrite normalized rare earth element (REE); b.primitive mantle normalized trace element patterns of the basalts from Segment 27.Grey shaded fields represent MORB data in the literature form the IFZ-GFZ section[7-8], chondrite data are from reference [11], primitive mantle data are from reference [12], OIB,N-MORB, and E-MORB are from reference [11].

表1 西南印度洋中脊27段含長石斑晶玄武巖的主量元素含量Table 1 Major element concentrations of plagioclase-hosted basalt from Segment 27, SWIR

電子探針測試結果顯示斜長石的An值范圍變化較大（76.2～87.9）（表3）。斜長石種類為培長石，與典型的大洋拉斑玄武巖特征相符合。Na2O含量為1.32%～2.61%（平 均1.80%）；Al2O3含 量為31.84%～33.96%（平 均33.26%）；CaO 含 量為15.25%～17.42%（平均16.57%）。絕大部分的斜長石斑晶An值基本都在80以上，根據(jù)斜長石An值的核-邊成分變化，可以將斜長石斑晶分為3類：第1類，從核到邊An值逐漸增加，如斑晶34IVTVG07(2)9（圖5 a），第2 類，從核到邊An 值逐漸減少，如斑晶 34IV-TVG07(2)6（圖5 b），第 3 類，斜長石斑晶 An 值從核部到邊部呈現(xiàn)震蕩現(xiàn)象，如斑晶30-III-TVG14(2)4，這些環(huán)帶特征可能與巖漿多期次的注入和混合有關。

圖5 斑晶電子探針分析點位a.斑晶34IV-TVG07(2)9分析點位; b.斑晶34IV-TVG07(2)6分析點位。Fig.5 Electron Microprobe Analysis points of phenocrystsa.Analysis points of phenocryst 34IV-TVG07(2)9; b.analysis points of phenocryst 34IV-TVG07(2)6.

表3 斜長石斑晶電子探針分析結果Table 3 Major element concentrations for plagioclase phenocrysts

續(xù)表3

續(xù)表3

3 討論

3.1 斷橋熱液區(qū)玄武巖長石斑晶的高An值

前人對超慢速擴張西南印度洋脊玄武巖長石斑晶成分的系統(tǒng)分析較少。Li 等[13]報道了西南印度洋洋中脊64°E處的Mount Jourdanne火山斜長石超斑狀玄武巖中的長石組成。此火山玄武巖中的長石斑晶粒徑可達1 cm以上，其An值為60～69。根據(jù)長石微量元素和熔體包裹體成分，Li等[13]認為Mount Jourdanne超斑玄武巖中的長石是由前期巖漿在下部洋殼深度結晶，然后由后期的巖漿機械分離捕獲并噴發(fā)攜帶上來。本文所報道的50.4°E玄武巖中的長石An最高值達87.9（圖6），平均值可達83.6，顯著高于Mount Jourdanne超斑玄武巖斜長石斑晶的An范圍，暗示了與其不同的成因模式。

圖6 斜長石斑晶An值Fig.6 Statistical histogram of An-rich plagioclase

3.2 洋中脊高An值長石的可能成因及對地幔屬性的指示意義

高An值斜長石可以在島弧高鋁玄武巖和某些靠近熱液影響區(qū)域的大洋中脊玄武巖中出現(xiàn)[14-17]。形成高An值斜長石斑晶的可能原因通常包括：①巖漿富水[18]；② 巖漿結晶壓力較高；③ 巖漿具有高Al2O3的特征[14]；④ 母巖漿具有異常高的CaO/Na2O[19]。

高水含量可以顯著提高斜長石的An值，這可能是島弧玄武巖中存在高An值斜長石的原因，但是大洋中脊環(huán)境下水含量很難達到島弧玄武巖的水平[20]。Wang等[21]和Liu等[22]報道了西南印度洋48°～52°E玄武巖淬火玻璃的水含量，其最高值也并未超過0.5%。因此，原始巖漿高含水量不是造成本文樣品高An值的原因?？紤]到50.4°E洋脊段具有比相鄰洋脊段更厚的洋殼厚度，較高的結晶壓力是潛在的成因。然而，根據(jù)Panjasawatwong等[23]的長石結晶實驗結果，增加熔體的Ca#(Ca/(Ca+Na)×100)和Al#(Al/(Al+Si)×100)會增加斜長石的含量，但在更高壓下的結晶實際上會起到相反的作用，即在更高壓力下結晶出的長石反而比在低壓下結晶的長石An值更低。

為了更好地了解高An值斜長石結晶過程，我們用 Petrolog3 軟件進行了結晶模擬計算[24]。表4展示了分別采用本文報道的兩個樣品和本洋脊段具有最高MgO含量的樣品（40II-TVG04，MgO為10.49%）的成分作為巖漿初始成分進行模擬計算獲得的最高長石An值。可以看到，這幾種成分的巖漿在不同壓力下都無法直接結晶形成An值大于81的斜長石斑晶。因此，這些斜長石并非由其寄主巖漿直接結晶產生。

表4 Petrolog3結晶分異模擬計算結果Table 4 Results of Petrolog3 simulation

通過上述分析，初步排除了高水含量和高壓結晶造成50.4°E玄武巖長石高An值的可能性，唯一的可能解釋是形成高An值長石的原始母巖漿本身具有特殊性。Panjasawatwong 等[23]的實驗結果表明，如果原始熔體具有高的CaO/Na2O比值（＞10），在低水含量的情況下也可以結晶出高An值的斜長石。而這類熔體可以由虧損的或者難熔的地幔橄欖巖部分熔融產生。一般來說，經歷過早期熔體提取的地幔可具有這種虧損巖漿組成（低的Na2O含量，高的CaO/Na2O）[22]。實際上，無論是Yang等[7]還是Yu和Dick[8]都認為西南印度洋洋中脊48°～52°E地幔中存在過古老的地幔熔體抽取事件，不同之處在于前者認為該熔體抽取是克洛澤地幔柱的部分熔融，而后者認為是殘存于岡瓦納大陸裂解之前的大陸巖石圈地幔中的古老虧損地幔。Gao等[25]對西南印度洋53°E處直接出露在洋底的橄攬巖進行的元素模擬計算顯示，龍骨區(qū)地幔經歷過古老、富水島弧環(huán)境下的部分熔融。這些古老的虧損型地幔在印度洋打開后，零星分布于上地幔軟流圈中，之后因地幔對流被輸運到洋中脊下方[8]。最近，Liu 等[22]對 SWIR 龍旂超級洋脊段（48°～52°E）的玄武巖玻璃進行了水含量、微量元素和H-B等多同位素分析，結果表明，本研究的27洋脊段玄武巖具有異常高的H2O/Ce比值（＞1 000）, 而一般的洋中脊玄武巖H2O/Ce比值最高僅為200[26]，此外，27洋脊段的巖漿具有較高的δD和較低的Ce/Pb比值特征[22]，均指向了富水的島弧地幔成因。也就是說，多個方面的地球化學證據(jù)顯示了西南印度洋中脊下存在古老的島弧環(huán)境相關的虧損地幔楔殘余，這種島弧特征屬性在斷橋熱液區(qū)所在的27洋脊段尤其顯著[22]。本文所報道的高An值長石斑晶推測正是由此類地幔發(fā)生部分熔融產生的巖漿結晶形成，從而為SWIR地幔源區(qū)的屬性提供了間接佐證。

4 結論

超慢速擴張西南印度洋超慢速洋脊斷橋熱液區(qū)所在的洋脊段（50.4°E）發(fā)育有含大量長石斑晶的玄武巖。大多數(shù)斜長石斑晶具有自形結構，An值較高（76.2～87.9），斜長石斑晶存在正、反和韻律成分環(huán)帶結構。相比西南印度洋 64°E 的Mount Jourdanne火山中的斜長石超斑玄武巖來說，斷橋區(qū)的樣品斜長石斑晶具有高An特征，表明了其斜長石不是由類似的下洋殼輝長巖中的斜長石被后期巖漿直接機械捕獲攜帶上升而形成。Petrolg3軟件的模擬也顯示了這些斜長石無法由其寄主巖漿直接結晶產生。結合實驗巖石學結果，以及西南印度洋中脊地幔中存在古老地幔楔熔融殘余的多方面地球化學證據(jù)，認為斷橋區(qū)玄武巖中的高An值斜長石斑晶成因是由于地幔源區(qū)存在古老虧損的島弧地幔楔殘余，這些不均一的虧損地幔物質熔融形成的原始巖漿隨后發(fā)生結晶分異，形成了斷橋區(qū)的高An值斜長石。