海底熔巖風(fēng)化作用及其地質(zhì)意義

鄢全樹,張平陽,石學(xué)法,3,張海桃

(1.國家海洋局第一海洋研究所,山東青島266061;2.海洋沉積與環(huán)境地質(zhì)國家海洋局重點實驗室,山東青島266061; 3.青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實驗室海洋地質(zhì)過程與環(huán)境功能實驗室,山東青島266061)

海底熔巖風(fēng)化作用及其地質(zhì)意義

鄢全樹1,2,3*,張平陽1,2,石學(xué)法1,2,3,張海桃1,2

(1.國家海洋局第一海洋研究所,山東青島266061;2.海洋沉積與環(huán)境地質(zhì)國家海洋局重點實驗室,山東青島266061; 3.青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實驗室海洋地質(zhì)過程與環(huán)境功能實驗室,山東青島266061)

海底熔巖風(fēng)化作用過程的研究對于澄清元素地球化學(xué)遷移具有重要的意義。首先簡要介紹了海底熔巖風(fēng)化作用及鑒定標(biāo)志。在細(xì)致的巖相學(xué)工作前提下,利用指示風(fēng)化程度的特征風(fēng)化礦物如橙玄玻璃、黏土礦物(蒙脫石和蒙皂石)、沸石(鈣十字沸石)以及鐵的氧化物和氫氧化物,結(jié)合燒失量(L.O.I),K2O/(K2O+Na2O)比值和Fe2O3/(FeO+Fe2O3)比值等識別風(fēng)化巖石的化學(xué)鑒別指標(biāo),辨識了馬里亞納海槽熔巖(弧后盆地玄武巖,BABB)和火山玻璃、西太平洋海山省(白堊紀(jì)堿性洋島玄武巖,OIB)及中生代洋殼(洋脊玄武巖,MORB)的風(fēng)化程度,探討了風(fēng)化作用的原因及其對巖石地球化學(xué)數(shù)據(jù)的影響。結(jié)果表明,與超過5 Ma的海山和洋殼玄武巖相比,馬里亞納海槽玄武質(zhì)熔巖風(fēng)化程度很低,僅基質(zhì)中的隱晶質(zhì)和玻璃質(zhì)及玄武巖的玻璃質(zhì)邊緣略微橙玄玻璃化,其余基本保持新鮮巖石結(jié)構(gòu)。馬里亞納海槽熔巖和火山玻璃的很低的風(fēng)化程度是因其在海底經(jīng)歷的風(fēng)化作用時間很短。最后,我們指出,馬里亞納海槽處海底熔巖風(fēng)化作用沒有造成顯著的元素遷移,對精確獲得其全巖的元素和同位素地球化學(xué)數(shù)據(jù)不產(chǎn)生明顯影響,而對超過5 Ma的海底熔巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)解釋時要謹(jǐn)慎。

海底風(fēng)化作用;玄武巖;馬里亞納海槽;燒失量;元素遷移

海底熔巖的蝕變過程主要包括風(fēng)化作用、變質(zhì)作用、熱液作用以及巖漿活動后期的低級變質(zhì)作用。研究海底熔巖蝕變的產(chǎn)物是為了理解全球海水的化學(xué)平衡[1]、洋殼中流體的循環(huán)和其中涉及的對洋殼結(jié)構(gòu)的改變[2]以及海水從基底巖石中提取物質(zhì)的運(yùn)移及再沉降[3]等。海底熔巖的蝕變程度會對其全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)的解釋產(chǎn)生顯著的影響,已有眾多學(xué)者致力于計算海水-玄武巖反應(yīng)中元素交換量[4-5]。玄武巖與海水的反應(yīng)通常使玄武巖獲得K,Cs,Rb,B,Li和18O這些元素進(jìn)入蝕變作用形成的礦物相,而玄武巖則流失Ca, Fe,Mn,Cu,Zn,Mg和Si等進(jìn)入海水[6]。另外,海水-玄武巖的反應(yīng)對玄武巖中稀土元素的配分模式也會產(chǎn)生一定影響[7]。

按照環(huán)境溫度可以將海水-玄武巖反應(yīng)大致分為兩大類[6]:發(fā)生于70℃以下的低溫蝕變作用(洋底風(fēng)化作用);發(fā)生于70～400℃的高溫蝕變作用(熱液作用、巖漿活動后期的早期低級變質(zhì)作用)。熱液作用、巖漿活動后期的早期低級變質(zhì)作用等高溫蝕變作用一般僅僅局限于大洋中脊、板內(nèi)火山以及弧后擴(kuò)張中心等發(fā)生巖漿活動的區(qū)域附近,持續(xù)時間較短(100～10 000 a);而廣泛發(fā)生于海水-玄武巖接觸部位的、由海水對熔巖的風(fēng)化作用引起的海底玄武巖低溫蝕變更為普遍、持續(xù)時間更久(＞10 000 a)。但是,海底熔巖風(fēng)化作用較難與基底巖石的低級變質(zhì)作用、沉積成巖作用區(qū)分開,并且?guī)r漿后期過程(初生變質(zhì)作用)產(chǎn)生的蝕變礦物也容易與風(fēng)化作用產(chǎn)生的蝕變礦物相混淆。另外,疊加于風(fēng)化作用之上的海底熱液作用也可以改變原本指示風(fēng)化作用的礦物[1-7]。因此,鑒別海底玄武巖的風(fēng)化作用,應(yīng)將對蝕變礦物巖相學(xué)的觀察與化學(xué)鑒定指標(biāo)結(jié)合起來進(jìn)行判定。本文簡要介紹了海底熔巖的風(fēng)化作用及鑒定標(biāo)志,通過與西太平洋海山省(白堊紀(jì)堿性玄武巖,OIB-洋島玄武巖)及中生代洋殼(洋脊玄武巖-MORB)的數(shù)據(jù)進(jìn)行對比,分析了馬里亞納海槽擴(kuò)張中心熔巖(弧后盆地玄武巖-BABB)的風(fēng)化程度及原因,為進(jìn)一步對該區(qū)域玄武巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)進(jìn)行解釋時提供重要參考。

(陳 靖 編輯)

1 海底熔巖風(fēng)化作用及鑒定標(biāo)志

海底熔巖風(fēng)化作用是指海底熔巖建造在長期低溫海水中引起玄武巖的蝕變現(xiàn)象,因此,研究海底風(fēng)化作用應(yīng)考慮采樣地特有的物理化學(xué)條件,且風(fēng)化作用是與時間密切相關(guān)的過程[8]。海底環(huán)境溫度范圍通常為0～5℃,而Anderson等[9]對沉積巖心中的黏土礦物和鈣質(zhì)脈體的δ18O范圍的研究,發(fā)現(xiàn)環(huán)境溫度變化小于20℃。壓力變化范圍也很小,通常不會超過600 bar。在這樣的物理條件下,自生礦物主要限于黏土和沸石族礦物,且僅發(fā)現(xiàn)很少幾種由海底風(fēng)化作用形成的沸石類礦物(蒙脫石和蒙皂石)。海底風(fēng)化作用可以因海水循環(huán)于噴溢的熔巖流表面、沉積物間隙以及洋殼斷裂或巖石裂隙之中而影響到一定深度的洋殼,因而研究海水風(fēng)化必須要首先要辨識出樣品是埋藏于沉積物中,還是因洋殼的斷裂、熔巖流噴溢于洋殼表面而暴露于海水?如形態(tài)各異的枕狀熔巖(管狀、塊狀、長枕狀、丘狀的枕狀熔巖等)可以形成不連貫的堆疊體,這些熔巖流之間的空隙可以作為上部洋殼中水循環(huán)的潛在通道。然而,對海底風(fēng)化作用能夠達(dá)到的洋殼深度的認(rèn)識依然是推測性的[10]。此外,包裹在玄武巖樣品表面的有機(jī)物在風(fēng)化作用中起到重要作用[11-13],但是當(dāng)考慮漫長的地質(zhì)歷史時間尺度時,該因素對風(fēng)化程度的影響是次要的,海水在洋殼斷裂和巖石裂隙中長期地循環(huán)是影響熔巖風(fēng)化程度的主要因素[14]。

判定海底熔巖是否經(jīng)歷了海底風(fēng)化作用,主要依賴于巖石學(xué)特征、主量元素、微量元素含量和同位素(Sr,O,Li和B等)等方面[15-17]。早期對來自海底、由拖網(wǎng)或者大洋鉆探計劃(ODP)獲取的熔巖的研究發(fā)現(xiàn),暴露在海底的玄武巖與海水之間的反應(yīng)極為普遍[15-18]。玄武巖與海水反應(yīng)最常見的產(chǎn)物有橙玄玻璃、黏土礦物(蒙脫石和蒙皂石)、沸石(鈣十字沸石)以及鐵的氧化物和氫氧化物[8,15]。發(fā)生蝕變的原巖的結(jié)構(gòu)是決定巖石風(fēng)化程度和風(fēng)化礦物組合的重要因素[19]。玄武質(zhì)熔巖玻璃外緣可能自噴發(fā)至海底后便持續(xù)地受到蝕變作用的影響[20],橙玄玻璃是該過程最早形成的穩(wěn)定的風(fēng)化產(chǎn)物[21-23]。結(jié)晶程度更好的巖石內(nèi)部常呈現(xiàn)階梯式地蝕變過程[15]:首先隱晶質(zhì)和玻璃質(zhì)組成的結(jié)晶較好的內(nèi)部基質(zhì)與充填的氣孔共同蝕變,鈦磁鐵礦在礦物蝕變早期轉(zhuǎn)變?yōu)榇懦噼F礦;接下來的階段橄欖石發(fā)生蝕變轉(zhuǎn)變?yōu)樗丸F氧化物以及蒙脫石類礦物;最終殘留最耐風(fēng)化的斜長石、輝石。

然而,在缺失可以鑒定蝕變程度的特征礦物的情況下,全巖組分是一個重要的參考指標(biāo)。對風(fēng)化巖石的化學(xué)研究表明,鉀離子在海水和巖石之間的交換,結(jié)合風(fēng)化巖石中的水含量,是最明顯且有效地指示蝕變的參數(shù)。Hekinian[8]利用K2O/(K2O+Na2O)和H2O的協(xié)變圖解來區(qū)分變質(zhì)作用和風(fēng)化作用:Na含量的升高可引起K2O/(K2O+Na2O)比值降低;且水的質(zhì)量分?jǐn)?shù)超過2%,即可認(rèn)為具有變質(zhì)玄武巖的特征。Matthews[24]利用Fe2O3/(FeO+Fe2O3)比值對一些在風(fēng)化作用中易受影響的氧化物如CaO,Mg O,K2O和H2O進(jìn)行投圖,結(jié)果表明,若氧化物Fe2O3/(FeO+Fe2O3)比值大于0.55,玄武巖就不能被視為新鮮的巖石?？傊?風(fēng)化的玄武巖常表現(xiàn)出CaO和MgO的丟失伴隨著K2O,H2O含量和Fe2O3/(FeO+Fe2O3)比值增大。

此外,多數(shù)學(xué)者認(rèn)為玄武質(zhì)巖石在海水風(fēng)化作用中最活動的微量元素是Rb,B和Cs。Hart[25]研究海水對玄武巖的化學(xué)作用中,指出枕狀熔巖的外部邊緣相對于內(nèi)部更富集某些大離子親石元素如K,Cs和Rb。而對于那些年輕的火山巖(＜1 Ma)來說,這些大離子親石元素(如K,Rb和Cs)以及Fe3+向著枕狀熔巖內(nèi)部含量增加,枕狀熔巖內(nèi)部的K2O含量甚至可以比玻璃質(zhì)邊緣高出三倍[26-27]。該矛盾可以解釋為:玻璃質(zhì)邊緣具有最為均一的表面,僅有非常小的裂紋或裂隙,所以它們形成了相比于熔巖內(nèi)部更低滲透率的介質(zhì);而結(jié)晶更好的枕狀熔巖內(nèi)部在晶體邊界間具有不連續(xù)性,這些晶體邊界形成了海水滲入的途徑,巖漿冷卻過程中因熱收縮形成的放射狀節(jié)理(枕狀熔巖)同樣也可以作為海水通過脆弱的表面滲入的途徑[8]。

2 馬里亞納海槽熔巖的風(fēng)化程度及原因

研究弧后盆地的巖漿活動通常需要選取一些俯沖活動性元素(如Rb,Ba,Sr,K,Th,U,LREE,P, Pb等)用以示蹤俯沖組分對弧后盆地巖漿作用的影響[28],然而海底的蝕變作用也會造成這些元素的富集或淋失[8]。因此,合理地評估熔巖的風(fēng)化程度對正確地利用和解釋弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)十分重要。一般認(rèn)為高燒失量(L.O.I)是由于熔巖受到強(qiáng)烈的海底蝕變作用所導(dǎo)致的[29],因此本文研究采用燒失量作為熔巖風(fēng)化程度的指標(biāo),探討馬里亞納海槽熔巖的風(fēng)化程度、原因及影響。為了能更全面反映海底風(fēng)化作用對不同年齡海底熔巖組分的影響,我們將西太平洋海山省(白堊紀(jì)堿性玄武巖)(作者待發(fā)表數(shù)據(jù))和西太平洋地區(qū)中生代洋殼(洋脊玄武巖,130～151 Ma)[16-17]樣品的數(shù)據(jù)也一并進(jìn)行了研究。

2.1 區(qū)域地質(zhì)背景、樣品描述及分析方法

馬里亞納海槽是菲律賓海板塊4個弧后盆地(其他3個為西菲律賓海盆、四國海盆和帕里西維拉海盆)中面積最小、時代最年輕的海盆[30]。海槽東西最大寬度約為250 km(143°00'～145°30'E,18°00'N附近),平均寬100～120 km,南北長約1 200 km,呈向東突出的新月形(圖1)。馬里亞納海槽水深變化在2 000～5 000 m,一般水深為3 500～4 500 m[31]。從擴(kuò)張時代上看,馬里亞納海槽屬于西太平洋地區(qū)邊緣海盆3個擴(kuò)張幕中最晚的一個擴(kuò)張幕:晚中新世-第四紀(jì),同一擴(kuò)張幕的邊緣海盆還有沖繩海槽、馬里亞納海槽、北斐濟(jì)、勞海盆、哈維海槽及伍德拉克海等[32]。海槽正處于活躍的擴(kuò)張階段,擴(kuò)張自南向北,弧后擴(kuò)張大約起始于8 Ma,在約5 Ma形成了海底擴(kuò)張[33]。Martinez等[34]沿海槽擴(kuò)張中心走向,將擴(kuò)張軸分為4部分:1)北火山-構(gòu)造活動帶(24°00'～22°06'N);2)南火山-構(gòu)造活動帶(22°06'～21°00'N);3)中央地塹(21°00'～19°42'N);4)慢速海底擴(kuò)張區(qū)(19°42'～15°00'N)。其中前兩部分處于增進(jìn)裂解階段,可能同時“捕獲”了島弧及弧后巖漿作用;后兩部分顯示了良好的海底擴(kuò)張樣式;而海槽13°10'12″N以南擴(kuò)張中心類似于快速擴(kuò)張脊,其巖漿供給可能受靠近島弧因素的影響而增強(qiáng)。海槽擴(kuò)張中心的中央裂谷,火山活動廣布,熱流測量可達(dá)2 W/m2,發(fā)育有海底熱液礦床[35]。

圖1 馬里亞納海槽巖石取樣位置Fig.1 Sampling locations for lavas from the Mariana Trough

本研究所用的玄武巖樣品來自1988-07-08中國-聯(lián)邦德國馬里亞納和西菲律賓海盆海洋地質(zhì)聯(lián)合調(diào)查(簡稱“馬里亞納Ⅰ”計劃)以及1990-07—08中德合作“太陽”號第69航次(簡稱馬里亞納Ⅱ計劃)。在這兩個航次調(diào)查期間,利用拖網(wǎng)(DS)和電視抓斗(TVG)分別在海槽擴(kuò)張中心18°00'N,17°00'N,15°30'N附近獲取了豐富的玄武質(zhì)巖石和玻璃樣品[35-37],本文涉及的玄武質(zhì)巖石塊狀樣品和玻璃樣品取樣位置見圖1,其中89DS來自15°25'N,71GTV來自17°00'N,其余樣品(13DS1,13DS1-V(玻璃), 13DS20,14DS,14DS1,20DS,20DS1,20DS-1-V(玻璃),21DS1,23DS1,23DS2,26DS,27DS, 27DS1,27DS2,27DS2-V(玻璃),30DS1,30DS2,31GTV1,32DS,34DS1,34DS1-V(玻璃),34DS2,42DS,43DS3,43DS4,53DS,64DS4)均來自于18°00'～18°15'N,樣品的詳細(xì)取樣位置及水深信息參見文獻(xiàn)[38]。本研究所涉及的馬里亞納海槽玄武巖樣品的蝕變程度普遍較低,總體特征為灰黑色,斑狀結(jié)構(gòu),氣孔構(gòu)造。鏡下觀察到斑晶礦物主要有斜長石、單斜輝石、橄欖石,斑晶含量在15%～35%,其中斜長石斑晶約占斑晶總量的70%以上。各樣品之間,斑晶礦物在含量、每種斑晶所占比例及斑晶形態(tài)上稍有差別?；|(zhì)主要為火山玻璃和斜長石、單斜輝石、橄欖石微晶等,形成間粒-間隱結(jié)構(gòu)。副礦物有磁鐵礦、尖晶石(很少)。鏡下有時可以觀察到不同玄武巖樣品的玻璃質(zhì)外緣以及基質(zhì)中的火山玻璃呈現(xiàn)黑色-棕色-黃色之間的顏色漸變(圖2b～圖2e),表明玄武質(zhì)火山玻璃正發(fā)生橙玄玻璃化。除31GTV1樣品外(圖2a),玄武巖內(nèi)部基質(zhì)未見因風(fēng)化作用產(chǎn)生的黏土礦物(圖2c)。

圖2 馬里亞納海槽玄武巖典型樣品的鏡下特征Fig.2 Petrographic characteristics for representative lava samples from the Mariana Trough

玄武巖全巖及玄武質(zhì)玻璃的化學(xué)分析測試工作在冶金地質(zhì)山東局測試中心完成。主量元素測試將全巖粉末樣燒制成熔片后采用XRF法測試,微量元素測試將全巖粉末樣和挑選的新鮮玄武質(zhì)玻璃消解成溶液后利用ICP-MS法測試,測試樣品的燒失量采用燒灼法。詳細(xì)的分析測試方法及誤差見Yan等[39]。玄武巖及玻璃樣品的部分主量元素、微量元素和燒失量的分析測試結(jié)果以及特征參數(shù)列于表1。另文將詳述全巖詳細(xì)的元素地球化學(xué)數(shù)據(jù)解釋及熔巖巖石成因。

表1 馬里亞納海槽熔巖部分主微量元素、燒失量測試結(jié)果Table1 Major and Trace element compositions for lavas from the Mariana Trough

續(xù)表

2.2 結(jié)果與討論

1)巖石學(xué)特征

低溫環(huán)境下海水-玄武巖之間的反應(yīng)可以促使枕狀熔巖的玻璃邊緣橙玄玻璃化(大洋玄武巖中最常見的組構(gòu))、改變?nèi)蹘r的氧化態(tài)、使巖石水化以及將玄武巖內(nèi)部基質(zhì)中的礦物轉(zhuǎn)變?yōu)槊擅撌ね恋V物。當(dāng)火山熔巖暴露在海底一段時間(＞1 Ma),海水的風(fēng)化作用更易影響到脆弱的枕狀熔巖的玻璃質(zhì)邊緣,而對結(jié)晶程度更好的巖石內(nèi)部相對影響較小。通常,在手標(biāo)本上,顏色漸變可以作為一個很好的指示玄武巖風(fēng)化程度的指標(biāo)。在較老的海底玄武巖(＞10 Ma)中,從海水-熔巖接觸的表面至較為新鮮的內(nèi)部,可以觀察到從淺褐色到灰色之間的顏色漸變[16-17];在相對年輕的玄武質(zhì)熔巖(＜10 Ma)中,這種顏色變化更加劇烈,從深灰色外環(huán)漸變?yōu)闇\灰色新鮮核部[15]。因黏土礦物呈現(xiàn)從綠色至棕色的漸變色,故這些指示的風(fēng)化程度的顏色漸變微觀上符合各種風(fēng)化產(chǎn)物黏土礦物的出現(xiàn)。

馬里亞納海槽軸部玄武巖的巖相學(xué)照片見圖2。從鏡下特征來看,這些玄武巖是相對新鮮的。細(xì)節(jié)上,本次研究中的馬里亞納海槽海底熔巖的風(fēng)化僅處于最初的階段:由隱晶質(zhì)和玻璃質(zhì)組成的、結(jié)晶較好的巖石內(nèi)部基質(zhì)與充填的氣孔共同蝕變形成黃褐色的橙玄玻璃(圖2b和圖2d),但還未形成風(fēng)化成因的黏土礦物。

圖3中3個區(qū)域(未蝕變玄武巖、風(fēng)化&熱液變質(zhì)玄武巖、綠片巖相變質(zhì)玄武巖)來自文獻(xiàn)[8]。插圖顯示了馬里亞納海槽熔巖、西太平洋海山省白堊紀(jì)堿性玄武巖和西太平洋地區(qū)中生代洋脊玄武巖的組分變化趨勢和區(qū)域,數(shù)據(jù)來源:中生代洋殼數(shù)據(jù)來自文獻(xiàn)[16]和文獻(xiàn)[17],西太平洋海山省為作者待發(fā)表數(shù)據(jù),下同。

圖3 K2O/(K2O+Na2O)×100和燒失量(L.O.I)[8]Fig.3 The plot of K2O/(K2O+Na2O)×100 vs.L.O.I[8]

2)主量元素變化

燒失量(L.O.I)測試結(jié)果(表1)表明,除樣品31GTV和43DS4之外,馬里亞納海槽熔巖的燒失量均小于1%,而且,在同一拖網(wǎng)站位,如13DS,20DS,27DS和34DS,樣品之間的燒失量變化較少(表1和圖3),在誤差范圍內(nèi)幾乎一致,因此,以上特征表明海底風(fēng)化蝕變程度普遍很低。利用K2O/(K2O+Na2O)×100和L.O.I(燒失量)圖解可判別玄武巖海底風(fēng)化蝕變程度,結(jié)果表明,這些玄武巖都屬于僅經(jīng)歷略微風(fēng)化的未蝕變玄武巖(圖3)。與之形成鮮明對比的是,曾經(jīng)在洋中脊系統(tǒng)形成的古老的中生代洋殼(130～151 Ma)的燒失量從0.70%變化到7.0%左右[16-17],顯示了多變的海底風(fēng)化蝕變程度(圖3)。此外,由于西太平洋海山省的巖性均為堿性玄武巖,具有較高的K2O和(K2O+Na2O)含量以及K2O/(K2O+Na2O)比值,因此,圖3中蝕變與未蝕變海底熔巖的經(jīng)典判別虛線可能不能用來判別堿性玄武巖的蝕變程度,而且,筆者對西太平洋海山省的玄武巖研究發(fā)現(xiàn)其L.O.I(燒失量)變化范圍2.2%～8.9%(作者待發(fā)表數(shù)據(jù)),表明其明顯遭受了不同程度的海底風(fēng)化作用。因此,對于相對古老的海底熔巖來說,利用主量元素組分來判定巖石類型(如硅堿圖)通常是不使用的,而應(yīng)該用相對不活動的微量元素圖解來判別巖石類型[39]。

此外,馬里亞納海槽熔巖的Fe2O3/(FeO+Fe2O3)比值變化于0.17～0.29,與燒失量呈正相關(guān)(表1),指示風(fēng)化過程中氧化態(tài)的改變趨勢:風(fēng)化作用使玄武巖的Fe3+含量增加,Fe2+的含量降低。本文研究樣品結(jié)晶分異程度差異較大而風(fēng)化程度很低,除K2O,Na2O,Fe2O3和FeO之外的主量元素含量變化難以反映風(fēng)化作用的影響,這些元素含量變化主要受巖漿結(jié)晶分異的控制。

3)微量元素變化

本次研究中,為辨識風(fēng)化作用對微量元素的影響,主要選取的微量元素主要包括大離子親石元素(如Ba,Rb,Sr)、相容元素(Cr,Co,Ni等過渡族元素)、放射性生熱元素(U和Th)及Pb、高場強(qiáng)元素或不活動元素(Nb,Ti,Zr和Y)以及稀土元素特征參數(shù)(δCe)。以燒失量(L.O.I)作橫坐標(biāo),樣品部分微量元素含量為縱坐標(biāo),得到微量元素與燒失量圖解(圖4～圖6)。

圖4 玄武巖典型微量元素與燒失量(L.O.I)關(guān)系圖解[8]Fig.4 Plots of some trace element compositions versus L.O.I[8]

圖5 玄武巖典型不活動微量元素與燒失量(L.O.I)關(guān)系圖解[8]Fig.5 Plots of immobile trace elements versus L.O.I[8]

在圖4中可見,對于馬里亞納海槽熔巖來說,Ba,Rb,Cs,U,Th和Pb與燒失量呈弱的正相關(guān),Ni,Co和Cr與燒失量呈負(fù)相關(guān),但相關(guān)性不顯著(圖4)。然而,與西太平洋海山省和中生代洋殼的組分變化對比,馬里亞納海槽熔巖的微量元素與燒失量的正相關(guān)關(guān)系不顯著,且微量元素組分只在一個很小的范圍內(nèi)變化。結(jié)合其較低的燒失量(L.O.I),表明這些海底熔巖受到的風(fēng)化作用程度是極低的。與之相對的是隨著L.O.I的增加,中生代洋殼的Ba,Rb,Sr,U,Th和Pb等元素并沒有明顯的變化,而在L.O.I＞3.5%時,Cr,Co和Ni含量有一定的增加,可能受到了風(fēng)化作用的一定的影響,這與其巖相學(xué)特征是一致的[16-17]。而對于西太平洋海山省的堿性玄武巖來說,其組分范圍顯示了較大的變化范圍,其主要原因包括兩個,一方面是海底風(fēng)化作用,另一個為這些熔巖的地幔源區(qū)的不均一性[40],詳細(xì)的討論將在另文中展開。

對于高場強(qiáng)元素或不活動性元素來講,它們通常在高溫巖漿過程中顯示特征的活動性,但在低溫表生過程中通常是表現(xiàn)為不活動的。圖5顯示,在低溫風(fēng)化作用條件下,馬里亞納海槽熔巖的這些元素是不活動的,經(jīng)歷了100 Ma以上的低溫蝕變的中生代洋殼亦如此。因為這些元素在低溫蝕變的不活動性,因此西太平洋海山省熔巖的這些元素所反映的較大的組分范圍(圖5)更可能體現(xiàn)的是地幔源區(qū)組分上的不均一性[40]。

通常,稀土元素中的Ce在研究表生作用(如海底風(fēng)化作用)中具有重要的指示意義。一般認(rèn)為,在原始幔源巖石中不會出現(xiàn)Ce異常,出現(xiàn)異常的主要原因是由于其遭受了表生地質(zhì)作用所致。比如前處理不適當(dāng)?shù)暮５兹蹘r樣品因巖石裂隙中殘留鐵錳物質(zhì)而其全巖化學(xué)往往呈現(xiàn)Ce的正異常;此外,在海水(具明顯的負(fù)Ce異常)環(huán)境下,巖石中的固有的Ce3+通常會不同程度地被氧化成Ce4+,從而在全巖化學(xué)中呈現(xiàn)Ce的負(fù)異常,因此Ce的異常指標(biāo)對于所處的氧化還原環(huán)境也具有重要的指示意義。Ce的異常通常以δCe表示, δCe=CeN/(LaN+PrN)1/2,其中CeN, LaN,PrN為球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化后的數(shù)據(jù)。馬里亞納海槽熔巖的δCe值變化范圍為0.95～1.01(表1),無明顯的δCe負(fù)異常,δCe值與燒失量相關(guān)性很差(圖 6),指示海槽熔巖樣品處于相對還原的環(huán)境。與馬里亞納海槽熔巖類似的,中生代洋殼的δCe也在1左右,這與其熔巖所處的深度(＞4 000 m水深)的還原環(huán)境是一致的。與以上兩者相對的是,西太平洋海山省熔巖的δCe值通常＜0.8。這是與它們所處的相對氧化的環(huán)境一致的。這些海山通常呈現(xiàn)為正地形,即高出周圍海底1 000～3 000 m水深,且它們曾經(jīng)接近海平面,后因重力均衡而發(fā)生了下沉,總體上,在這些海山的地質(zhì)演化歷史中,它們均處于相對氧化的環(huán)境中。此外,海底風(fēng)化作用對于古老或年輕熔巖的稀土組元素的影響均不大,而同一地區(qū)熔巖稀土配分樣式類似,稀土總量的差異可能受到了母巖漿離開源區(qū)之后的的結(jié)晶分異作用的影響[16-18,39]。

圖6 δCe與燒失量關(guān)系圖解[8]Fig.6 Plot ofδCe versus L.O.I[8]

值得指出的是,前人對馬里亞納海槽玄武巖樣品的K-Ar定年結(jié)果[41]表明,海槽玄武巖大多數(shù)年齡為1.5～3.5 Ma,最年輕數(shù)據(jù)為(0.66±0.08)Ma,然而對年輕火山巖開展準(zhǔn)確定年比較困難,K-Ar定年方法獲取的年齡往往存在較大的誤差?？傮w上,與同樣處于正在活動的勞海盆[32]類似,馬里亞納海槽弧后擴(kuò)張軸部及附近的玄武巖漿活動是很新的,產(chǎn)生的玄武巖在海底經(jīng)受風(fēng)化作用的時間相對較短,在相對于大陸區(qū)域更穩(wěn)定的海底物理化學(xué)環(huán)境條件下,基本保持了新鮮的巖石結(jié)構(gòu)。

綜上,馬里亞納海槽熔巖的元素與燒失量之間的相關(guān)性,可能指示了海水與玄武巖之間發(fā)生的微弱的相互作用。然而,雖然風(fēng)化作用的影響很弱,但基本符合在海水-玄武巖反應(yīng)過程中這些元素的遷移規(guī)律:濃集大離子親石元素,丟失過渡族金屬元素。微量元素含量變化依然主要受巖漿過程(如母巖漿組分、巖漿結(jié)晶分異等)的控制,風(fēng)化作用基本不對微量元素及其比值造成明顯的影響。

3 結(jié) 論

1)海底熔巖的風(fēng)化作用是在底層海水-玄武巖之間處于低溫以及很窄的溫度-壓力范圍內(nèi)發(fā)生的蝕變作用,常見的產(chǎn)物有橙玄玻璃、黏土礦物(蒙脫石和蒙皂石)、沸石(鈣十字沸石)以及鐵的氧化物和氫氧化物。該過程會對全球海水化學(xué)平衡、洋殼結(jié)構(gòu)以及從洋殼提取的物質(zhì)再循環(huán)產(chǎn)生影響。鑒別大洋玄武巖風(fēng)化程度應(yīng)將特征風(fēng)化礦物的識別與化學(xué)鑒別指標(biāo)結(jié)合起來綜合判定。

2)馬里亞納海槽玄武質(zhì)熔巖風(fēng)化程度很低,僅基質(zhì)中的隱晶質(zhì)和玻璃質(zhì)及玄武巖的玻璃質(zhì)邊緣略微橙玄玻璃化,其余基本保持新鮮巖石結(jié)構(gòu)。馬里亞納海槽玄武巖的低風(fēng)化程度是因其在海底經(jīng)歷的風(fēng)化作用時間很短。風(fēng)化作用對馬里亞納海槽玄武質(zhì)熔巖的巖石地球化學(xué)數(shù)據(jù)不產(chǎn)生明顯影響。

3)對較古老的海底熔巖來說,無論是堿性的洋島玄武巖和低鉀拉斑質(zhì)的洋脊玄武巖,在對這些熔巖開展地球化學(xué)分析研究(特別是對于利用一些經(jīng)典判別圖[18]時)需謹(jǐn)慎,且在Sr同位素組分分析時,需要首先對樣品開展詳細(xì)的酸淋洗工作。

[1] STAUDIGEL H,HART S R.Alteration of basaltic glass:Mechanisms and significance for the oceanic crust-seawater budget[J]. Geochimicaet Cosmochimica Acta,1983,47(3):337-350.

[2] CHRISTENSEN N I,SALISBURY M H.Sea floor spreading,progressive alteration of layer 2 basalts,and associated changes in seismic velocities[J].Earth and Planetary Science Letters,1972,15(4):367-375.

[3] BU W R,SHI X F,PENG J T,et al.Low temperature alteration of ocean island basalts and their contributions to the cycle of the transition metals[J].Haiyang Xuebao,2007,29(5):55-68.卜文瑞,石學(xué)法,彭建堂,等.大洋島嶼玄武巖低溫蝕變作用及其對大洋過渡金屬循環(huán)的貢獻(xiàn)[J].海洋學(xué)報,2007,29(5):55-68.

[4] HART S R,ERLANK A J,KABLE E J D.Sea floor basalt alteration:some chemical and Sr isotopic effects[J].Contributions to Mineralogy and Petrology,1974,44(3):219-230.

[5] HART R.Chemical exchange between sea water and deep ocean basalts[J].Earth and Planetary Science Letters,1970,9(3):269-279.

[6] THOMPSON G.Metamorphic and hydrothermal processes:basalt—seawater interactions[M]∥PLOYD P A.Oceanic basalts.Netherlands:Springer,1991:148-173.

[7] LUDDEN J N,THOMPSON G.An evaluation of the behavior of the rare earth elements during the weathering of sea-floor basalt[J]. Earth and Planetary Science Letters,1979,43(1):85-92.

[8] HEKINIAN R.Petrology of the ocean floor[M].Elsevier,1982.

[9] ANDERSON T F,LAWRENCE J R.Stable isotope investigations of sediments,basalts,and authigenic phases from Leg 35 cores[J/ OL].[2016-12-20].https://www.researchgate.net/publication/237117198_29_STABLE_ISOTOPE_INVESTIGATIONS_OF_ SEDIMENTS_BASALTS_AND_AUTHIGENIC_PHASES_FROM_LEG_35_CORES

[10] HART R A.A model for chemical exchange in the basalt-seawater system of oceanic layer II[J].Canadian Journal of Earth Sciences, 1973,10(6):799-816.

[11] FISK M R,GIOVANNONI S J,THORSETH I H.Alteration of oceanic volcanic glass:textural evidence of microbial activity[J].Science,1998,281(5379):978-980.

[12] SANTELLI C M,EDGCOMB V P,BACH W,et al.The diversity and abundance of bacteria inhabiting seafloor lavas positively correlate with rock alteration[J].Environmental Microbiology,2009,11(1):86-98.

[13] CHEN S,WU Z,PENG X.Experimental study on weathering of seafloor volcanic glass by bacteria(Pseudomonas fluorescens)-Implications for the contribution of bacteria to the water-rock reaction at the Mid-Oceanic Ridge setting[J].Journal of Asian Earth Sciences, 2014,90:15-25.

[14] STAUDIGEL H,HART S R,RICHARDSON S H.Alteration of the oceanic crust:processes and timing[J].Earth and Planetary Science Letters,1981,52(2):311-327.

[15] HONNOREZ J.The aging of the oceanic crust at low temperature[J].The Sea,1981,7:525-587.

[16] JANNEY P,CASTILLO P.Geochemistry of Mesozoic Pacific mid-ocean ridge basalt:Constraints on melt generation and the evolution of the Pacific upper mantle[J].Journal of Geophysical Research,1997,102(B3),5207-5229.

[17] JANNEY P,CASTILLO P.Basalts from the Central Pacific Basin:Evidence for the origin of Cretaceous igneous complexes in the Jurassic western Pacific[J].Journal of Geophysical Research-Solid Earth,1996,101:2875-2893.

[18] YAN Q S,SHI X F,WANG K S,et al.Major,trace element and Sr-Nd-Pb isotopes of Cenozoic alkali basalts from the South China Sea [J].Science in China Series D,2008,51(4):550-566.

[19] PICHLER T,RIDLEY W I,NELSON E.Low-temperature alteration of dredged volcanics from the Southern Chile Ridge:additional information about early stages of seafloor weathering[J].Marine Geology,1999,159(1):155-177.

[20] MOORE J G.Rate of palagonitization of submarine basalt adjacent to Hawaii[J].US Geological Survey Professional Paper,1966,550:163-71.

[21] PEACOCK M A.The vulcano-glacial palagonite formation of Iceland[J].Geological Magazine,1926,63(09):385-399.

[22] STAUDIGEL H,HART S R.Alteration of basaltic glass:Mechanisms and significance for the oceanic crust-seawater budget[J]. Geochimicaet Cosmochimica Acta,1983,47(3):337-350.

[23] STRONCIK N A,SCHMINCKE H U.Palagonite-a review[J].International Journal of Earth Sciences,2002,91(4):680-697.

[24] MATTHEWS D H.Altered basalts from Swallow Bank,an abyssal hill in the NE Atlantic,and from a nearby seamount[J].Philosophical Transactions of the Royal Society of London A:Mathematical,Physical and Engineering Sciences,1971,268(1192):551-571.

[25] HART S R.K,Rb,Cs,Sr and Ba contents and Sr isotope ratios of ocean floor basalts[J].Philosophical Transactions of the Royal Society of London A:Mathematical,Physical and Engineering Sciences,1971,268(1192):573-587.

[26] HEKINIAN R.Chemical and mineralogical differences between abyssal hill basalts and ridge tholeiites in the eastern Pacific Ocean[J]. Marine geology,1971,11(2):77-91.

[27] SCOTT R B,HAJASH A.Initial submarine alteration of basaltic pillow lavas;a microprobe study[J].American Journal of Science, 1976,276(4):480-501.

[28] PEARCE J A,STERN R J.Origin of back-arc basin magmas:Trace element and isotope perspectives[J].Back-Arc Spreading Systems: Geological,Biological,Chemical,and Physical Interactions,2006,166:63-86.

[29] GURENKO A A,HOERNLE K A,HAUFF F,et al.Major,trace element and Nd-Sr-Pb-O-He-Ar isotope signatures of shield stage lavas from the central and western Canary Islands:insights into mantle and crustal processes[J].Chemical Geology,2006,233(1): 75-112.

[30] KARIG D E,ANDERSON R N,BIBEE L D.Characteristics of back arc spreading in the Mariana Trough[J].Journal of Geophysical Research:Solid Earth,1978,83(B3):1213-1226.

[31] BIBEE L D,SHOR G G,LU R S.Inter-arc spreading in the Mariana Trough[J].Marine Geology,1980,35(1):183-197.

[32] SHI X F,YAN Q S.Magmatism in typical marginal basins(or back-arc basins)in west Pacific[J].Advances in Earth Sciences,2013, 28(7):737-750.石學(xué)法,鄢全樹.西太平洋典型邊緣海盆的巖漿活動[J].地球科學(xué)進(jìn)展,2013,28(7):737-750.

[33] HAWKINS J W,LONSDALE P F,MACDOUGALL J D,et al.Petrology of the axial ridge of the Mariana Trough backarc spreading center[J].Earth and Planetary Science Letters,1990,100(1):226-250.

[34] MARTíNEZ F,FRYER P,BAKER N A,et al.Evolution of backarc rifting:Mariana Trough,20°-24°N[J].Journal of Geophysical Research:Solid Earth,1995,100(B3):3807-3827.

[35] WU S S,LIU Y G,LI Z L,et al.Studies on petrochemica land mineralogical features in the Mariana Trough hydrothermal area[J]. Journal of Oceanography of Huanghai&Bohai,2001,19(4):22-29.吳世迎,劉焱光,馬里亞納海槽熱液區(qū)巖石礦物學(xué)和巖石化學(xué)特征研究[J].黃渤海海洋,2001,19(4):22-29.

[36] STOFFERS P,WU S,PUTEANUS D.Cruise report SONNE 57-Mariana Back-arc,Fore-arc Region and Philippine Basin[R].1989.

[37] PUTEANUS D,BLOOMER S,WU S.Cruise report SONNE 69-geochemical,hydrochemical and petrographical investigation in the Mariana Back-arc Area under the hydrothermal aspect[R].1990.

[38] ZHANG P Y,YAN Q S.Compositions of plagioclase hosted by basaltic rocks from the Mariana Trough and their petrogenesis significances[J].Advances in Marine Science,2017,35(2):234-248.張平陽,鄢全樹.馬里亞納海槽玄武巖中斜長石礦物化學(xué)及意義[J].海洋科學(xué)進(jìn)展,2017,35(2):234-248.

[39] YAN Q S,CASTILLO P,SHI X F,et al.Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks from Daimao Seamount(South China Sea) and their tectonic implications[J].Lithos,2015,218:117-126.

[40] YAN Q S,SHI X F.Advance and perspective of study on seafloor volcanic rocks in China[J].Bulletin of Mineralogy,Petrology and Geochemistry,2015,34(5):920-930.鄢全樹,石學(xué)法.中國海底火山巖研究進(jìn)展及展望[J].礦物巖石地球化學(xué)通報,2015,34(5): 920-930.

[41] MU Z G,ZHANG C,CHEN C Y,et al.K-Ar ages and geochemistry of basalts from the Mariana Trough[J].Chinese Science Bulletin, 1994,39(20):1889-1892.穆治國,張成,陳成業(yè),等.馬里亞納海槽玄武巖的K-Ar年齡和地球化學(xué)[J].科學(xué)通報,1994,39(20): 1889-1892.

Weathering of Seafloor Lavas and Its Geological Significance

YAN Quan-shu1,2,3,ZHANG Ping-yang1,2,SHI Xue-fa1,2,3,ZHANG Hai-tao1,2
(1.The First Institute of Oceanography,State Oceanic Administration,Qingdao 266061,China;2.Key laboratory of marine sedimentology and environmental geology,SOA,Qingdao 266061,China;3.Laboratory for Marine Geology,Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology,Qingdao 266061,China)

The investigation on the weathering of seafloor lavas plays a significant role on understanding element mobility.First,this paper briefly introduces the ocean floor weathering processes and the characteristics of weathered rocks.Then,we determined the degree of weathering of seafloor lavas(back arc basin basalt,BABB)dredged from Mariana Trough,west Pacific seamount province(Cretaceous oceanic island basalt,OIB)and Mesozoic oceanic crust(mid-oceanic ridge basalt)through detailed petrographic observation(the appearance of palagonite,clay minerals,etc.),and the geochemical indices(the loss on ignition (L.O.I),K2O/(K2O+Na2O)and Fe2O3/(FeO+Fe2O3)values).Finally,we discussed the cause of weathering and its influence on the geochemical data of Mariana Trough basalts.Our results indicate that, compared to submarine lavas older than 5Ma,Mariana Trough basalts suffered very low degree of rock weathering.Only the cryptocrystalline and glassy matrix,and glassy margin of basaltic flow could be altered into palagonite.The low degree of weathering mainly results from the relatively short duration since eruption.We suggest that these on-axis or near-axis submarine lavas from the Mariana Trough did not undergo severe weathering,so the whole rock major-and trace element and radiogenic isotopic compositions of lavas remained almost unchanged.However,the effect of weathering should be removed when the whole chemical compositions of lavas older than 5 Ma are used to interpret the petrogenesis.

submarine weathering;basaltic lavas;loss on ignition;element migration;Mariana trough

March 12,2017

P736

A

1671-6647(2017)03-0369-13

10.3969/j.issn.1671-6647.2017.03.007

2017-03-12

國家自然科學(xué)基金項目——海底巖石學(xué)(41322036)和亞洲大陸邊緣演化及環(huán)境效應(yīng)(U1606401);“全球變化與海氣相互作用”專項——西太平洋俯沖帶及弧后盆地體系(GASI-GEOGE-02);青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實驗室“鰲山人才計劃”項目(2015ASTPES16);中央級公益性科研院所基本科研業(yè)務(wù)費專項資金資助項目——“束星北”青年學(xué)者項目(2016S01);山東省泰山學(xué)者工程項目

鄢全樹(1976-),男,江西廣豐人,特聘研究員,博士,主要從事海底巖漿活動與構(gòu)造演化方面研究. E-mail:yanquanshu@163.com