科科斯脊玄武岩斜长石矿物化学及地质意义

葛振敏，鄢全树,2,3*，赵仁杰,3，施美娟

( 1. 自然资源部第一海洋研究所 海洋沉积与环境地质重点实验室，山东 青岛 266061；2. 青岛海洋科学与技术试点国家实验室 海洋地质过程与环境功能实验室，山东 青岛 266061；3. 山东科技大学 地球科学与工程学院，山东 青岛 266590)

1 引言

大多数的无震脊，记录了板块运移到地幔柱之上时，热点长期活动的历史[1]。位于东太平洋的科科斯(Cocos)脊，被认为是加拉帕戈斯(Galápagos)地幔柱热点活动的产物(图1a)，但是该区域由于热点邻近科科斯-纳兹卡(Nazca)扩张中心而具有复杂的构造演化历史[6-14]。综合大洋钻探计划（IODP）334和344航次在中美洲哥斯达黎加(Costa Rica)西部海域实施钻探，并在U1381站位两个钻孔（A孔和C孔）获得了正在沿着中美洲海沟俯冲的科科斯脊片段的基底玄武岩样品[15](图1a)。前人对科科斯脊开展了一些调查研究，比如深海钻探计划(DSDP)16航次158站位曾在科科斯脊西北部进行过钻探取样，并获得基底岩石样品[16]；1999年德国太阳号SO 144-3航次对加拉帕戈斯与中、南美洲之间的无震脊和海山进行了系统的岩石取样[6]。目前的研究主要是通过全岩主微量元素及同位素手段对科科斯脊的构造演化过程进行了一定的探讨[6-7]，识别出了科科斯脊的地幔源区与加拉帕戈斯热点的关系，但是仍缺乏详细的基底玄武岩中单矿物组分的数据资料，对岩浆房的演化过程尚缺乏明确的认识。

地幔岩石部分熔融形成的玄武质岩浆从源区上升至喷发地表期间，会经历如分离结晶和同化混染等岩浆过程[17]。全岩组分是多个岩浆作用过程叠加的产物[18]，因此在揭示岩浆过程的研究中，相对于全岩组分，玄武岩内单矿物具有独特的作用，它们会记录复杂的岩浆演化历史。对于大洋玄武岩来说，母岩浆离开源区后上升到地表期间，分离结晶作用是导致岩浆组分演变的最主要的过程。洋底玄武岩中可能包含多种形式的矿物晶体，如：（1）斑晶，直接从寄主玄武质岩浆中结晶出来，（2）循环晶，起源于与寄主岩浆同源的岩浆，但不是从寄主岩浆中直接生长出来的，且在进入寄主岩浆前已经循环了一次或多次的矿物晶体[19]，以及（3）捕虏晶，被玄武质岩浆捕获的、与该岩浆不同源的地幔源区处或围岩的矿物晶体[20-21]。此外，洋底玄武岩中通常会出现一些矿物微晶，它是在岩浆减压及喷发的过程中成核并快速生长起来的[21]。斜长石是拉斑玄武岩中的主要矿物之一，地幔源区部分熔融生成的基性岩浆在上升到地表期间，不断演化的岩浆在较宽的温度-压力范围条件下均可以结晶出斜长石矿物。根据CaMgSi2O6-CaAl2Si2O8相图，位于共结点与An端点之间的基性岩浆，在温度下降时，将会优先晶出斜长石，到达共结点之后，辉石开始与斜长石共同晶出，形成间粒结构，并持续结晶，若岩浆喷出地表冷却较快，剩余熔体来不及结晶，从而形成间隐结构或玻基斑状结构[22]。同时，由于在斜长石晶体中(Ca2+)(Al3+)(Na+)(Si4+)的等价离子交换具有较慢的扩散速率[23]，斜长石斑晶通常具有生长环带，是岩浆成分演化以及岩浆动力学的良好记录[24-27]。因此对基性岩浆中的斜长石斑晶和微晶化学成分及结构开展研究，将为岩浆房的演化过程及演化机理提供重要信息。本文对科科斯脊基底玄武岩中的斜长石斑晶和微晶进行了系统的主微量元素分析，计算了斜长石形成的温度条件，探讨了斜长石斑晶与微晶的成因信息和岩浆演化过程，为完整理解科科斯脊成因及地质演化提供了重要线索。

2 地质背景与斜长石寄主岩石特征

哥斯达黎加地区西侧岸外，科科斯-纳兹卡扩张中心形成的科科斯板块正在沿着中美洲海沟俯冲消减到加勒比(Caribbean)板块之下[9]（图1a）。由于加拉帕戈斯热点和科科斯-纳兹卡扩张中心的相互作用，该热点在科科斯板块上形成了NE-SW向的科科斯脊[6-14]（图1a）。该脊高于周围海底2.5 km，是加厚的地壳，厚度约25 km，是平均洋壳厚度的3倍[7-8,12,15]。该无震脊也与上述科科斯板块一道向东俯冲于加勒比板块之下。

IODP U1381站位位于科科脊正在俯冲的片段上，距离海沟约6 km[15]（图1a）。先前研究显示，该片段北东侧的拉斑玄武岩年龄为13.0～14.5 Ma[11]。本次研究的6个样品取自该站位的A孔和C孔，U1381 A 孔水深2 069.1 m（坐标8°25.715 0′N，84°9.469 0′W）[4]，U1381 C 孔 水 深 2 064.6 m（坐 标 8°25.702 7 ′N、84°9.480 0′W）[5]，岩芯柱状图见图 1b。本次研究的斜长石的寄主岩石均为拉斑玄武岩[28]。岩石样品的总体特征如下：气孔状或块状构造，除了样品1381A-18R2和1381A-20R2不具有斑晶以外，其余样品均为斑状结构，斑晶含量2%～10%。样品1381A-14R2、1381A-16R2、1381C-13X1的斑晶矿物为斜长石和少量单斜辉石，样品1381A-26R1仅见斜长石斑晶。基质主要为填间结构，部分样品为间粒或间隐结构，基质中常见斜长石、单斜辉石微晶，可见磁铁矿等副矿物。斜长石斑晶（0.15 mm×0.35 mm～0.70 mm×1.05 mm）多呈自形、半自形板状（图2b至图2d），也见他形（图2a），斜长石发育聚片双晶，可见多个斜长石斑晶或与辉石斑晶形成联晶（图2a至图2d）。斜长石斑晶可见弱环带结构（图2c，图2d），存在不同程度的熔蚀现象（图2a至图2d）。基质中斜长石微晶（0.01 mm×0.05 mm～0.1 mm×0.4 mm）常呈半自形长条状（图2e，图2f），不定向，可见斜长石微晶与单斜辉石微晶交差生长（图2e），斜长石微晶多具中空骸晶结构（图 2e）。

3 分析方法

本次研究利用电子探针（EPMA）和激光剥蚀电感耦合等离子质谱（LA-ICP-MS）对斜长石分别开展了原位主量元素和微量元素分析测试，具体分析方法如下。

斜长石电子探针分析在自然资源部第一海洋研究所的JXA-8230型电子探针分析仪上完成。仪器分析条件为：加速电压15.0 kV，测试电流1×10-8A。根据点位的情况，分析选用“spot”模式（电子束斑直径1 μm）或“circle”模式（电子束斑直径 10 μm），定量分析检出限约 100×10-6。采用钠长石（Na、Si）、斜长石（Ca、Al）、橄榄石（Mg）、赤铁矿（Fe）、正长石（K）、氧化铬（Cr）、金红石（Ti）、蔷薇辉石（Mn）和硅化镍（Ni）作为标样，分析采用GB/T 15617-2002硅酸盐矿物的电子探针定量分析方法，ZAF(Z、A及F分别代表原子数、吸收以及荧光)校正方法。电子探针分析误差为：＞20% 的元素(SiO2、Al2O3)，允许的相对误差≤5%；3%≤含量≤20%的元素(CaO、Na2O)，允许的相对误差≤10%；1%≤含量≤3%的元素(Na2O)，允许的相对误差≤30%；0.5%≤含量≤1%的元素(MgO、MnO、FeO、TiO2、Cr2O3、NiO、K2O)，允许的相对误差＜50%；总量误差小于±2%。图像分析采用二次电子图像及背散射电子图像。

斜长石的LA-ICP-MS分析测试在北京科荟测试技术有限公司完成。所用仪器为德国的Anlyitik Jena PQMS Elite型ICP-MS及与之配套的美国ESI NWR 193 nm准分子激光剥蚀系统。激光剥蚀过程中采用He为载气进行剥蚀，激光束斑直径为35 μm，深度为5 μm，频率为 10 Hz，单点分析时间为 80 s，其中 15 s的空白背景采集，45 s连续剥蚀采集，20 s清洗进样系统。实验过程中斜长石采用的标准物质为SRM612。每分析5～15个样品点分析一组标准物质，数据结果采用内标法用Glitter进行处理，选用内标元素Si。大多数元素的测试准确度小于5%，分析精度大于10%。

图 1 科科斯脊及邻近地区简要地质图及IODP U1381站位位置[2-3] (a)，U1381A孔和C孔岩芯柱状简图(mbsf：海底以下深度，单位：m)[4-5] (b)Fig. 1 Tectonic setting of the Cocos Ridge and the adjacent area[2-3] (a), schematic lithostratigraphic summary of holes U1381A and C[4-5](mbsf: meter below seafloor) (b)

4 结果

4.1 斜长石种属及主量元素特征

电子探针测试所得斜长石平均成分见表1。此次研究的斜长石具有较宽的An值范围（41～89），斜长石斑晶An值较高，部分斑晶边部及微晶An值较低（图3）。U1381 A孔斜长石种类与U1381 C孔类似（图3），主要为培长石、拉长石及中长石，与大洋拉斑玄武岩特征相符合[29]。

斜长石斑晶An值在42～89之间，平均值为80，种属主要为培长石，部分为中长石及拉长石（表2）。根据An值的高低及是否具有环带结构，斜长石斑晶可分为以下3类：第一种斜长石斑晶An值可达80以上，在背散射图像上不具有环带结构，例如斑晶1381A-14R2-pl-04（图 2a，表 2）；第二种斜长石斑晶具有核-边结构的环带，由较宽的、具高An值（＞80）的核部和相对较窄的、具低An值的边部构成，例如斑晶 1381C-13X1-pl-06（图 2d，表 2），边部发育可能不完全，例如斑晶 1381C-13X1-pl-01（图 2c，表 2）；第三种斜长石斑晶An值较低（＜80），背散射图像上不见明显的环带，An值从核部向边部逐渐降低，例如斑晶1381A-16R2-pl-01（图 2b，表 2）。

斜长石微晶An值介于41～76，平均值60，以拉长石为主，也见培长石及中长石（图3）。不同样品间斜长石斑晶和微晶An值存在一定的差异，对于单一样品来讲，斜长石斑晶An值要高于基质中斜长石微晶，即CaO含量下降，而Na2O含量上升，符合斜长石矿物成分在岩浆上升过程中的演化规律[30]。

图 2 典型斜长石矿物的背散射电子(BSE)图像Fig. 2 Backscattering electron (BSE) images of representative plagioclases

4.2 斜长石微量元素特征

本文研究对样品1381A-14R2、1381C-13X1中斜长石斑晶和基质中微晶，以及样品1381A-20R2中微晶进行了原位微量元素测试，结果见表3。U1381 A孔与U1381 C孔斜长石斑晶及微晶的微量元素特征类似，但不同样品间具有一定的差异。

表 2 典型斜长石斑晶电子探针分析组分(wt%)Table 2 EPMA compositions (in wt %) of typical plagioclase phenocrysts

样品1381A-14R2、1381C-13X1中斜长石斑晶具有比较一致的稀土配分形态（图4）。斜长石斑晶稀土总量在 1.35×10-6～1.95×10-6之间，平均值为 1.63×10-6，从斑晶的核部到边部，稀土总量呈振荡变化，变化范围较小（表3）。斜长石斑晶LREE/HREE的变化范围在10.86～15.15之间，平均值为13.17；(La/Yb)N在11.51～26.19之间，平均值为17.50（表3），稀土配分曲线呈右倾型（图4），明显富集轻稀土，亏损重稀土（图4）。δEu变化范围为7.81～16.84，平均值为11.80（表 3），具有明显的 Eu 正异常（图 4）。

然而，在不同样品及同一样品的不同矿物间，斜长石微晶的稀土配分曲线存在明显差异（图4）。样品1381A-14R2中斜长石微晶稀土元素总量明显高于斜长石斑晶；具有比斑晶弱的Eu正异常，或基本不具有Eu异常；稀土配分曲线整体较为平整（图4，表3）。样品1381A-20R2的斜长石微晶具有比其他样品中斑晶更高的轻稀土元素含量，及更显著的Eu正异常（图4，表3）；样品1381C-13X1中部分微晶稀土配分曲线与斑晶相似，部分微晶稀土含量较高，且具有比斑晶弱的Eu正异常（图4）。

与稀土配分情况相似，斜长石斑晶具有比较一致的微量元素分布型式，而斜长石微晶的微量元素分布较为杂乱（图 5，表 3）。

细节上，从原始地幔标准化后的斜长石微量元素蛛网图（图5）中可以看出，斜长石斑晶中，大离子亲石元素（LILEs）Ba、Sr表现出显著富集；高场强元素（HFSEs）Nb、Ta、Zr、Hf则呈明显亏损。Sr、Ba在造岩矿物中主要以类质同象的形式代替Ca、K。Sr在斜长石中表现为相容性元素[33]，Sr、Ba的富集可能与二者在斜长石中具有较高的分配系数有关。

样品1381A-14R2中斜长石微晶微量元素分布与斑晶具有明显的差异，微晶明显富集不相容元素，部分微晶具有显著的Sr负异常，在蛛网图中呈中间凹、两边较为平坦的型式（图5）。样品1381A-20R2中斜长石微晶具有与样品1381A-14R2、1381C-13X1中斑晶相似的微量元素分配型式，但是具有更为明显的Ba、La、Pb、Sr及 Eu正异常（图 5）。样品 1381C-13X1中斜长石微晶同样分为两种，一种具有与斑晶相似的微量元素分配型式，另一种微晶则具有较高的不相容元素含量（图 5）。

总体上，斜长石斑晶整体比微晶具有更低的轻稀土元素含量，更强的Eu正异常，以及较低的不相容元素含量，反映斑晶结晶自相对原始的岩浆，而微晶则是演化的最终岩浆喷出地表后淬冷的产物。斑晶核部-边部以及微晶的母岩浆可能具有连续演化的特征。

图 4 U1381站位玄武岩中斜长石的稀土元素球粒陨石标准化图解（球粒陨石数据来自文献[31]）Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns of the plagioclases in basalts from Site U1381 (CI chondrite values cited from reference [31])

5 讨论

5.1 斜长石结晶的温度条件

从离开源区到上升至地表的过程中，岩浆不断发生演化，演化的一个关键因素是发生了矿物结晶及分离，而矿物结晶的深度和温度是研究岩浆体系的状态及演化过程的关键[25,30,34]，因此对矿物结晶温度和压力的计算对于理解岩浆体系的演化非常重要[34]。Kudo和Weill[35]建立了斜长石矿物温度计，该温度计的平均误差(计算温度-实测温度)为-1 K，标准偏差为34 K，公式适用的岩石类型从玄武岩至流纹岩，温度范围覆盖700～1 550℃[35]。由于根据Kudo和Weill[35]计算的温度通常比实测的要高，Mathez[36]利用天然玄武岩和安山岩数据对Kudo和Weill[35]的温度计进行了优化。为了比较斜长石斑晶和微晶结晶条件的差异，此次研究利用Mathez[36]的方法对斜长石的结晶温度进行了计算，计算结果见表4。因为斜长石斑晶形成深度较大，而斜长石微晶是岩浆喷出地表后结晶的产物，斜长石微晶的计算选择＝0.5×108Pa时的计算公式，斜长石斑晶的计算采用＝1.0×108Pa时的公式[36]。

U1381 A孔斜长石斑晶结晶温度为1 050～1 253℃，斜长石微晶结晶温度为866～988℃（表4）；U1381C孔斜长石斑晶结晶温度为1 149～1 249 ℃，斜长石微晶结晶温度为1 021～1 033℃（表4）。C孔斜长石结晶温度整体略高于A孔。总体上，该站位斜长石斑晶结晶温度为1 050～1 253℃，斜长石微晶结晶温度为866～1 033℃（表4），因为斜长石斑晶边部的影响，二者的结晶温度计算结果部分重叠，但是斜长石斑晶结晶温度整体高于微晶。因此，以上结果反映本次研究的斜长石矿物分两期形成，斜长石斑晶形成深度相对较深，结晶温度较高，斜长石微晶结晶温度略低于斑晶，推测形成深度较浅，结晶较晚。但斜长石斑晶核部-边部与微晶的结晶温度具有重合的部分，说明斜长石的结晶可能是一个连续的过程。

图 5 U1381站位玄武岩中斜长石原始地幔标准化蛛网图（原始地幔数据来自于文献[32]）Fig. 5 Primitive mantle normalized trace element spidergram of the plagioclases in basalts from Site U1381(primitive mantle values after reference [32])

表 4 斜长石结晶温度范围Table 4 Crystallization temperatures of plagioclases

5.2 斜长石的成因

5.2.1 高An值斜长石斑晶核部的成因

岩浆形成、演化及喷出地表的过程中，可能存在不同批次岩浆补给与岩浆分异，从而形成组分复杂的矿物晶体。影响斜长石组成成分及形态特征的因素是复杂的，包括岩浆的组分、温度、压力及挥发分等，有时是多种因素综合的结果[18,37]。An值的变化通常是所有因素共同作用下的结果，例如，等压条件下温度的降低及等温条件下压力的升高往往会使斜长石更富钠[37]。而对于低碱拉斑玄武岩，结晶最高的An（＞88）的最佳条件为：2×108～3×108Pa，H2O 近饱和状态[38]。高 An 值的斑晶状斜长石可能是演化程度较弱的早期岩浆在深部高压岩浆房中结晶形成的，可能是捕虏晶[39]或循环晶[40]。因此，我们综合考虑An值与斜长石中其他元素（例如，Fe、Ti、Mg、Sr、部分LREE等）的含量来研究斜长石的成因及岩浆体系的演化过程。如果An值的改变仅仅是由于温度或者H2O含量变化引起的，那么这些元素的含量应该保持不变[41]，但是如果An值和Fe等元素同时改变，将会反映岩浆系统化学成分的改变[18]。

此次研究的样品中，高An值（An＞80）的斜长石斑晶核部具有较低的Ti和Fe含量（图6a，图6b），以及较低的不相容元素含量（图5，图6c），表明是岩浆演化早期的产物。大的斜长石斑晶核部元素组分呈振荡变化（图7），反映是在规模较大的岩浆房，受岩浆对流作用影响[18,42]，持续结晶的产物。并且，此次研究的部分斜长石斑晶呈正环带，边部An值较低，具有完整的生长边（图2d）。微量元素组成上，斜长石斑晶核部和边部与微晶具有一定的相似性或演化关系，因此此次研究中的斑晶并非捕虏晶，而是不同批次原始岩浆不断注入岩浆房并持续演化的产物（可能是循环晶）。同时，斜长石联晶的出现，也可能反映热的原始岩浆的连续注入打乱岩浆房内的对流，从而使斜长石上浮到岩浆房顶部形成联晶[37]。

图 6 斜长石中FeOT、TiO2、La随An值变化图解Fig. 6 Plots of An versus FeOT、TiO2、La of plagioclases

图 7 典型斜长石斑晶从核部到边部元素组成变化图解Fig. 7 Schematic diagram of major oxides compositional variations or trace element concentrations of typical plagioclase phenocrysts

5.2.2 斜长石斑晶熔蚀麻点结构及弱的正环带结构的成因

斜长石斑晶通常具有熔蚀麻点结构，可能的原因有：减压上升[43]或/和岩浆混合[44-45]造成的。H2O不饱和的情况下，岩浆快速上涌，压力下降，持续上升，降低了斜长石的稳定性，会使斜长石溶解形成熔蚀麻点结构；而在相同的岩浆上涌速率下，挥发分含量降低，会使熔蚀程度减弱[43,46]。

样品1381A-14R2含有大量气孔，其中斜长石斑晶呈卵圆状，有明显的熔蚀现象（图2a），且不具有反应边，推测是在岩浆减压上升过程中形成的。样品1381A-16R2中斜长石斑晶熔蚀现象严重，矿物晶型不完整（图2b），且An值较低（表2），可能是受熔蚀再生长影响。样品1381C-13X1中仅含有极少的气孔，该样品中斜长石斑晶熔蚀程度减弱。此外，岩石样品不具有岩浆混合的岩相学证据（例如，斜长石的反环带），因此推测此次研究的样品中斜长石斑晶的熔蚀麻点结构受减压上升的影响。

此次研究中主要见两种斜长石正环带结构。斑晶1381C-13X1-pl-01具有不完全的低An值的边（图2c，表2），且该边部An值与其他元素不具有明显的相关性（图7），可能是与晚期注入的相对原始的岩浆相互作用发生了均一化[30]。斑晶1381C-13X1-pl-06呈正环带结构（图2d，表2），具低An值的、清晰的斜长石矿物生长边可能是晚期高度演化岩浆的结晶产物[47]。

5.3 岩浆作用过程

此次研究的拉斑玄武岩岩石样品中，主要矿物只有斜长石及单斜辉石，因此可以参考Di-Ab-An三元共结体系[6]。根据相律，在该含固溶体的三元共结体系中，只考虑温度作为影响体系平衡的外界因素时，在封闭体系中，只能存在一种斑晶矿物相。由于样品中同时具有斜长石和单斜辉石斑晶，说明是一个开放的体系，可能发生岩浆的对流。

斜长石的组分、结构特征及结晶温度，为系统研究岩浆房的演化及岩浆作用过程提供了有效信息。地幔岩石在合适的物理化学条件下发生部分熔融，部分熔融体在上地幔顶部聚集为原始岩浆，并形成规模较大的岩浆房。高An值的斜长石循环晶，反映在该开放的岩浆房中，可能存在弱的岩浆对流并有原始岩浆不断注入进该岩浆房中，多期岩浆补给使得岩浆成分不断改变。斜长石熔蚀结构的出现，反映岩浆携带部分早期结晶的斜长石斑晶上涌，由于岩浆中携带挥发分的原因，岩浆减压上升过程中岩浆中水压不断上升。岩浆成分因晶出早期晶体（如富钙斜长石）而发生演化，即成为演化岩浆。随后，斜长石斑晶在上升过程中逐渐形成低An值（从不断演化的岩浆中晶出）的边部。岩浆喷发到达地表时，演化程度较高的岩浆，在淬冷条件下晶出低An值的较自形的斜长石微晶，并形成中空骸晶结构。

6 结论

（1）U1381站位科科斯脊基底玄武岩中斜长石斑晶以培长石为主，见少量拉长石及中长石；斜长石微晶以拉长石为主，也见培长石及中长石，符合大洋拉斑玄武岩的特征。部分斜长石斑晶为正环带，多数斑晶在背散射图像上不见明显的环带，但是从核部到边部An值呈高低变化。

（2）斜长石斑晶从核部到边部具有大致一致的微量元素分布特征，整体富集轻稀土，具有明显的Eu正异常，富集Sr、Ba等大离子亲石元素，亏损Nb、Zr、Hf等高场强元素。部分斜长石微晶微量元素配分样式与斑晶相一致，但多数斜长石微晶具有比斑晶更高的不相容元素含量。

（3）斜长石斑晶结晶温度为1 050～1 253℃，斜长石微晶结晶温度为866～1 033℃，斑晶结晶温度略高于微晶，这符合一般大洋板内拉斑玄武岩的岩浆过程。

（4）高An值的斜长石斑晶可能是循环晶，斑晶核部是相对原始岩浆的产物，而斑晶的边部以及微晶是演化岩浆结晶的产物。根据斜长石主微量元素分布特征，熔蚀麻点结构（由于岩浆减压上升造成的）及环带结构，推测科科斯脊基底玄武岩来自于开放的岩浆房，且岩浆房内可能存在原始岩浆的不断注入及岩浆对流。

致谢：感谢中国IODP办公室的资助，感谢权瑞平老师在激光剥蚀电感耦合等离子质谱测试实验中给予的指导和帮助！