文丨小菲有點煩
編輯丨小菲有點煩
前言
海洋鑽探計劃在Site1256的三段活動通過片狀堤壩，向下進入最上層的輝長岩。輝長岩上方最低約60m的岩脈通過以麻粒岩相條件下形成的雙輝石區域為特徵的變質疊印轉化為「花崗岩岩脈」。
由雙輝石平衡溫度在930°C和1050°C之間，這意味著花崗岩區內的條件適合含水深熔，有可能產生長斜錳礦成分的部分熔化。粒粒細胞疊印的井下演化表現為結構、相組成和計算的平衡溫度的系統變化，這與更深熱源的熱變質作用一致。
初始粒細胞階段
位於花崗岩堤壩下方的持久熱源可提供數千年的熱能。最有可能的此類源是位於片狀堤壩部分底部的穩態、高層軸向岩漿室。將粒粒岩脈的間隔解釋為覆蓋AMC的動態導電邊界的一部分。
海洋鑽探計劃1256D洞由第206航段發起，並由綜合海洋鑽探計劃的第309和312遠征繼續進行。站點1256位於東赤道太平洋的Cocos板塊的15Ma洋殼上，該板塊形成於超高速擴張的東太平洋隆起。
1256D孔穿透整個上洋殼，穿過約250米厚的沉積物序列、約800米厚的熔岩系列和相對較薄的約350米厚的片狀堤壩複合體，最後延伸約100米進入最上層輝長岩由兩個被堤壩隔開的個體組成。
選擇該地點是為了利用擴散速率與軸向低速帶深度之間的反比關係，從地震實驗推斷，這些低速帶被認為是現在凍結為輝長岩的岩漿房。在IODP遠征期間，首次遇到312輝長岩是在1406.6mbsf處，在低速區深度與現代洋中脊擴散率相關性外推到磁力測量暗示的超快擴散率所預測的深度範圍內數據。
岩脈-輝長岩轉變在其結構水平上對應於熔體透鏡體的活動岩漿系統，與片狀岩脈部分及以上的低溫對流熱液系統之間的重要邊界層，1256D孔為這一重要區域的岩石學和地球化學調查提供了第一個現場通道。
1256D孔在完整的洋殼部分恢復了從低溫、相對無水蝕變到高溫熱液蝕變的轉變。蝕變等級從噴出物向下增加到岩脈，在熔岩中具有低溫蝕變階段，在上部岩脈中發展為綠泥石和其他綠片岩礦物。
初期含水部分熔化
在片狀堤壩內，井下蝕變程度增加，陽起石在1300mbsf以下變得比綠泥石更常見，在1350mbsf以下出現綠褐色真正的角閃石，表明熱液溫度接近~400°C。片狀堤壩的最低60m部分至完全再結晶，形成了獨特的花崗岩紋理特徵，導致它們被稱為「花崗岩堤壩」。
在極少數情況下，可以在這些聚集體中發現斜方輝石顆粒。形成粒粒細胞域的第二階段變質相的成分與初級火成岩相的成分明顯不同。斜長石在圖像中具有斑點狀多孔外觀，反映了從初級富An斜長石到次級、更多鈉長石斜長石的反應。
這種紋理是粒母細胞域的另一個特徵。在最初的成粒細胞階段，在輝石的原始變化過程中形成了預先存在大小的氧化物顆粒結合形成更大的顆粒，由共生的鈦鐵礦和磁鐵礦組成。這些粒晶相氧化物的結構和成分不同於初級氧化物。
紋理類型的堤壩內的初始粒粒細胞階段。斜長石基質包圍的單斜輝石、角閃石、鈦鐵礦和石英的變質聚集體。光學顯微鏡照片，平面偏振光。單斜輝石的TiO2和Al2O3含量極低，顯然是變質起源。
骨料中的白點也是鈦鐵礦，周圍的斜長石呈現斑點狀、多孔的外觀，反映了從富含An含量的初級斜長石到富含Ab的次級斜長石的反應，這是粒粒細胞結構域的特徵。由角閃石、斜長石、鈦鐵礦和石英組成的初始花崗岩域內的「角閃岩」斑塊。
具有共存的鈦鐵礦和磁鐵礦的花崗岩域內的二次氧化物顆粒，非常適合應用於氧化物熱氧氣壓計。其特徵是在光學顯微鏡下可見較大的粒細胞聚集體，並形成連續的粒細胞網絡。無法再檢測到富含Al2O3和Cr2O3的主要基質單斜輝石成分。
成熟的粒粒母細胞堤壩的一個特徵是粒粒母細胞域與「干」和「濕」副生共存，甚至在同一部分內也是如此。典型的「干」共生是斜長石-斜長石-鈦鐵礦-磁鐵礦，「濕」共生通常是角閃石占主導地位的角閃石。
溫度和氧化還原條件隨花崗岩堤內深度的演變。有關所用地溫計和氧氣壓計的詳細信息，同一深度的兩個符號與同一樣本中不同紋理域的估計有關。原生岩漿岩的氧化還原值來自熔岩池的樣本與輝長岩的接觸點。
在成粒細胞疊印過程中，改變的堤壩脫水釋放出的含水液體有可能引發部分熔化。根據在水飽和條件和100MPa的壓力下，MORB型成分的變玄武岩的部分熔融開始於875°C的溫度。如果水分活度高，大洋輝長岩會在200MPa的壓力下在900°C開始融化。高水活性是可能的，因為在片狀堤壩底部普遍存在的淺壓力下，矽酸鹽熔體的水溶解度低。
在MORB型系統中由初始含水部分熔化產生的熔體通常是長斜方晶質，在1256D孔1404mbsf附近的岩脈-輝長岩邊界附近，一條20毫米寬的細粒脈具有類似的長斜閃岩成分。
熱建模
對用於測溫的礦物擴散剖面進行詳細研究可以更好地限制1256D孔中保存的片狀堤壩底部的熱歷史。但可以使用一些簡單的考慮因素來指導未來的研究。第一個與花崗岩脈的測溫結果與狹窄輝長岩侵入體的存在之間的關係有關。
對1200°C的熔體和冷卻至350°C的固體玄武岩進行簡單的熱平衡計算表明，給定厚度的橫向連續窗台可以將相似厚度的頂板岩石加熱到約1000°C的溫度。
從冷卻熔體透鏡到上覆岩石的熱量傳遞需要傳導或熱液平流，這兩者都可能導致熱量損失到地殼的較淺層。簡單的一維傳導冷卻模型在初始溫度為350°C時將100m厚的基岩注入圍岩中，不會產生任何顯著厚度的接觸光環。
被孔1256D穿透的窄侵入物無法提供足夠的熱源來產生觀察到的粒細胞疊印。如果初始圍岩溫度為700°C，則在侵入邊界上方約30m的區域可能會產生超過800°C的溫度。這種溫度分布類似於我們的閃石-斜長石測溫法所定義的溫度分布，但顯然不足以解釋「乾燥」的雙輝石組合。
在注入淺岩坎之前，需要進一步限制圍岩的溫度。簡單的一維結構假設也不一定得到單個鑽孔的支持，因為它隱含地假設輝長岩侵入體接近水平。如果該孔偶然與陡峭的岩脈-輝長岩接觸面相交，則可以在相當大的深度間隔內觀察到狹窄的熱光環。
這些考慮強烈表明，導致觀察到的片狀堤壩熱演化的大部分熱量來自海洋地殼深處。如果地殼再加熱發生在軸附近，根據斜長石擴散剖面估計的103–104年的加熱持續時間將對應於從軸到穩定軸向熔體透鏡邊緣的過渡時間。
如果假設在粒粒岩脈中保存的溫度梯度代表熔體透鏡上方的熱結構，則該梯度可用於估計軸向熱通量。測溫結果大約3°Cm的最大熱梯度一致。假設電導率為2WmK，傳導通量為6Wm，1–2公里寬的岩漿房的總熱通量為6–12MWkm脊軸為可用於上覆軸向熱液系統。
該模型不涉及熔體中的結晶潛熱，因此提供了最小的預測供熱。相對於在120mma的全擴散率下的純片狀窗台增生模型的預測，通量估計值也較低，似乎至少一個簡單計算中涉及的假設是不正確的，顯然需要進一步的工作。
在CBL的下部，已達到蝕變岩脈部分熔化的條件，產生長斜輝岩脈。AMC的頂部被粒粒母岩脈的停止同化，並且粒粒母岩脈的碎片被併入岩漿中。說明了站點1256D的岩脈-輝長岩過渡。
在鑽芯中觀察到的上、下輝長岩屏以gb1為標誌，這裡認為它們是來自AMC的岩脈狀侵入體。在其中觀察到單獨的堤防碎片，但在gb1中沒有觀察到。在這裡特徵性的幽靈結構意味著粒粒母細胞堤也被同化，可能是通過合併粒粒母細胞堤的碎片。
孔1256D目前很可能終止於CBL底部上方，在複雜的AMC屋頂區域內，代表凍結AMC的巨大輝長岩位於數米至數十米深處。下部輝長岩中部分吸收的岩脈碎屑的出現提供了停止花崗岩岩脈同化作用的證據。
在這些碎屑中，富含斜方輝石的高級粒粒母岩組合與最深的粒粒母岩脈中出現的非常相似，這意味著這些碎片對應於停止的粒粒母岩脈。S.Miyashita目前正在研究這些碎屑的岩石學和地球化學。
結論
在1256D站點的鑽芯中發現花崗岩堤壩，使能夠首次直接了解快速擴張洋殼中AMC上方片狀堤壩的根部區域。類比於賽普勒斯特羅多斯蛇綠岩的觀察，將粒粒岩堤壩區域解釋為夾在AMC和片狀堤壩之間的動態CBL的一部分。
AMC的向下移動導致基底片狀堤壩的逐漸水化，海水循環形成綠片岩到較低的角閃岩相岩石。AMC的向上移動影響基底岩脈在角閃岩到麻粒岩相條件下進行漸進脫水反應。隨著這種高熱通量逐漸消失，岩漿-熱液邊界再次加深，導致CBL瞬時開裂，進而使海水衍生流體進入，引發「第二次」熱液蝕變。
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