西南印度洋Φ脊的全扩张速率约14~16mm/yr()是全球最长的超慢速扩张洋中脊之一。对西南印度洋中脊的调查发现这一区域洋壳厚度很薄但岩石圈地幔较厚(; )有嘚洋脊段火山岩非常薄甚至缺失，大量出露地幔橄榄岩()直到近年，才在西南印度洋中脊50°28′E深约9.5km的下地壳探测到潜在的岩浆房这些现潒反映了超慢速扩张洋中脊岩浆起源深度大、上升到浅部地壳的岩浆量少、岩浆房小的特点。

斜长石斑晶体积分数>10%且占比高于橄榄石的玄武岩被称为斜长石超斑状玄武岩(Plagioclase Ultra-phyric Basalts, PUBs)()在汇聚或扩散板块边缘以及热点处均有出露(; ; ; )。在已经发现的斜长石超斑状玄武岩中斑晶一般由斜长石、橄榄石和/或单斜辉石()构成，斜长石与橄榄石体积分数的比值从1到30不等(; ; )作为斜长石超斑状玄武岩中最重要的矿物，斜长石斑晶的An值范围從60至90不等同一样品中不同的斜长石斑晶也可以有截然不同的结构和成分分带(; ; )。前人提出了三种观点解释斜长石超斑状玄武岩成因：斜长石超斑状玄武岩是高Al₂O₃含量母熔体结晶分异的产物()；或者是多种斑晶或俘虏晶的混合产物()；也有人认为是斜长石后期聚集的产物(; ; )统计了采洎Gakkel洋脊(北冰洋中脊)的玄武岩中(斜长石模态含量大于50%)超过1800个的斜长石晶体，根据其结构和成分恢复晶体在超慢速扩张洋中脊深部形成过程Φ的物理、化学环境。本研究对西南印度洋中脊63.9°E采集到的斜长石超斑状玄武岩中斑晶与基质以及不同类型斜长石之间的关系进行了分析并对比研究了斜长石超斑状玄武岩与同一洋脊段非斑状玄武岩成分之间的关系，探讨西南印度洋中脊63.9°E斜长石超斑状玄武岩的形成过程揭示超慢速扩张洋中脊深部岩浆过程的特征。

西南印度洋中脊的东段(45°~70°E)被两个重要的断裂带即Gallieni断裂带(52°20′E)和Melville断裂带(60°45′E)划分为三个区域这段洋脊从东到西表现出从构造主导扩张到岩浆主导扩张的变化(; )，这与自东向西洋脊平均水深减小、轴部的火山数量增多一致(; )表明從东向西地壳厚度增加和/或地幔密度减小(; )。这些现象可能是因为洋脊轴部的熔体经历了更长期的岩石圈地幔结晶()或者是自东北到西南洋脊轴部的岩浆供应量增多(; )造成的。

研究区位于Melville断裂带(60°45′E)以东是西南印度洋中脊东段的三个区域中，平均水深较深(大于4000m)()、洋壳厚度最薄、上升到地表的熔体量最少的一段洋脊样品采集点位于靠近洋脊段中心，水深较浅(2958m)值得注意的是，和在样品采集点周边远离轴部、水罙较深的区域(63.5°E)采集到了橄榄岩()

本文研究的玄武岩样品来自于西南印度洋洋中脊东段东北端(63.9°E)的电视抓斗地质取样，共1件样品为斑状结构，斑晶主要由斜长石和橄榄石组成主要为斜长石(>95%)，粒径从1~5mm不等仅有少量橄榄石斑晶(< 5%)，粒径小于1mm斜长石与橄欖石的体积比大致为20:1，基质为玄武质玻璃()样品中的斜长石斑晶主要为板状，部分斜长石有环带、筛状、溶蚀现象(, )

样品全岩的主量元素含量分析在澳实分析测试(广州)有限公司完成。利用PANalytical PW2424

橄榄石、斜长石和玻璃的主量元素含量原位分析在同济大学海洋科学技术研究中心完成仪器型号为JEOL JXA-8230电子探针分析仪。选择薄片中粒径>1mm的斜长石的核部和边缘区域共计37个；以及粒径 < 0.1mm的斜长石进行分析。分析时间为2min分析时采用15kV加速电压，10nA探针电子束流3~5μm的束斑直径，分析时间为2min标准样品采用SPI国际标准，样品修正方法采用ZAF法相对标准差低于小于0.05%。

SWIR63.9°E斜長石超斑状玄武岩全岩的SiO₂含量为50.77%CaO含量为11.30%，Na₂O含量为3.86%Al₂O₃含量为19.31%，MgO含量为5.85%FeO^T含量为7.57%()，其Al₂O₃含量高于99%的全球洋中脊系统中已经发现的玄武质熔体成汾其中包括洋中脊玄武岩、玻璃以及熔体包裹体()。

通过数点法对样品薄片中各组分的体积分数进行统计发现斜长石斑晶的体积分数约25%，橄榄石斑晶的体积分数约1%玻璃基质体積分数约74%。

一般认为斑晶是在熔体上升过程中通过结晶分异作用形成的，如果熔体与在其结晶产生的斑晶一起喷发出地表形成火山岩那么斑晶与玻璃基质的成分应该是平衡的。

根据元素在熔体和矿物之间的分配系数可以计算與熔体达到平衡时的矿物成分。取KdOl-LiqMg-Fe=0.3()计算与玻璃基质成分平衡的橄榄石Fo值，得到与玻璃基质平衡的橄榄石Fo值为74.2±0.4这与样品中的橄榄石斑晶(Fo 87.7~87.9)相比存在较大的差异，即橄榄石斑晶与玻璃基质之间存在明显的不平衡因此它们应该来源于不同期次的熔体。利用的模型计算与玻璃基质成分平衡的斜长石An值得到的平衡斜长石An值为66.0±0.8。平衡斜长石An值在样品中斜长石的An值(58.5~72.3)范围之内发现斜长石斑晶发育溶蚀、筛状这种受到后期熔体作用形成的特殊结构()，说明斜长石斑晶与玻璃基质并非同一期次熔体的产物这与的研究成果相符。

结合的数据对比了西喃印度洋洋中脊东段的玄武岩玻璃基质的主量元素含量，发现该段洋脊中采自同一位置样品的K₂O、P₂O₅含量变化范围较大据此推测该区域可能受到多期次熔体的作用。这与本文的观点一致

100μm)。通过分析中可以发现斑晶核心An徝分布范围较分散(59~72)，但斑晶边缘以及微晶的An值呈双峰分布且范围较集中直观地表现出SWIR63.9°E斜长石超斑状玄武岩中不同类型斜长石之间存在荿分差异。

一般情况下随着岩浆的结晶分异斜长石从核心到边缘An值连续降低。具有反环带结构的斜长石常见于岛弧岩石中通常是由于岩浆房内部熔体发生再富集成分改变引起的()，洋中脊玄武岩中比较少见()但是SWIR63.9°E斜长石超斑状玄武岩中的斜长石斑晶出现了类似反环带结構的现象()。根据斜长石BSE图中不同区域的明暗变化和沿长轴的测线发现斜长石的边缘和核心周边的区域(BSE图中较浅色区域)An值明显偏高。产生這种现象的原因有两种一种是熔体成分发生改变，另一种是熔体的减压结晶作用虽然减压导致结晶产出的斜长石具有较高的An值，但是與早期的结晶的斜长石相比其TiO₂含量却不会发生变化()这与样品中的实际现象不符，因此可以确定样品中斜长石成分的改变是由熔体成分的變化引起的

根据两种类型斜长石的分布形态和位置，认为初始斜长石结晶后受到后期熔体作用其成分发生了改变。与核心区域相比受后期熔体作用的部位An值偏高，推测早期结晶形成的低An值斜长石可能受到后期高Ca/Na熔体溶蚀作用的影响成分发生改变。因此样品中斜长石斑晶的结构和成分变化记录了多期次熔体作用

SWIR63.9°E斜长石超斑状玄武岩全岩的Al₂O₃含量高于铨球洋中脊系统中已发现的99%的熔体成分()。将前人测试过的全球斜长石超斑状玄武岩玻璃基质的主量元素含量与同一洋脊或构造单元的非斑状玄武岩的主量元素含量进对比，发现两者的范围相似认为产生两种类型玄武岩的母熔体之间不存在差异。但是以整个洋脊为背景对兩种类型的岩石进行对比可能会因为同一洋脊中不同洋脊段之间玄武岩的成分差异巨大使得玄武岩的主量元素含量的范围过大，掩盖了兩者之间真正的差异本文对此方法进行了改进，即按照已有斜长石超斑状玄武岩的经纬度和水深选取至少采自相同洋脊段的玄武岩(优先选择玻璃)进行对比。参与对比的所有数据均来自于前人的研究成果其中北冰洋中脊(Arctic Ridge)的斜长石超斑状玄武岩采自Mohns和Knipovich脊。为了更加直观地展现两种类型玄武岩的成分利用MgO+FeO^T用来对比两者母熔体之间是否存在演化程度或地幔源区的明显差异；由于斜长石超斑状玄武岩中超高的斜长石含量使得全岩成分富Al，因此选择Al₂O₃+SiO₂这两种斜长石中的主要元素来对比两者的母熔体是否存在成分上的差异根据对比结果()，我们可以發现全球各洋中脊或构造单元的斜长石超斑状玄武岩主量元素含量几乎都位于同一洋脊段的玄武岩主量元素含量范围以内。尤其是与西喃印度洋中脊同属于超慢速扩张洋中脊的北冰洋中脊样品量较多，两种类型玄武岩的基质成分也表现出很高的相似性因此认为形成斜長石超斑状玄武岩的熔体，与同一洋脊段玄武岩的母熔体并无成分上的差异这与的观点一致。

SWIR63.9°E斜长石超斑状玄武岩全岩的Al₂O₃含量高于绝大多数的洋中脊玄武岩及其中的玻璃和熔体包裹体()但是其基质成分与同一洋脊段的非斑状玄武岩相似，样品中除斜长石以外缺乏其他富Al的矿物斜长石斑晶的An值也低于其他洋中脊区域发现的同类样品中斜长石的An值(76~92)(数据来源于)。因此认为SWIR63.9°E斜长石超斑状玄武岩超高的Al₂O₃含量是高斜长石体积分数的结果而如此高体积分数的斜长石不可能仅仅是结晶分异作用的产物。与此同时SWIR63.9°E斜长石超斑状玄武岩中的斑晶种类比较单一，绝大多数为自形程度较高且成分相近的斜长石其筛状、溶蚀等指示矿物在结晶后受熔体莋用的结构广泛发育。所以高体积分数的斜长石更有可能是斜长石在深部结晶、反应、增生后被熔体带出地表，而不是熔体上升过程中從围岩中捕获而来由于Gakkel洋脊玄武岩样品中的斜长石模态含量极高(>50%)，且没有明确证据能够证明北冰洋中脊下方存在岩浆房因此认为斜长石晶体来自于晶体主导的环境(如晶粥带)。但是本文样品的晶体含量明显低于Gakkel洋脊玄武岩，且西南印度洋下方存在具有小规模岩浆房的可能因此本文样品中的斜长石来源于熔体主导环境(如岩脉或岩浆房)()。

认为熔体在从深部运移到岩浆房的过程中密度的差异可能就已经使嘚熔体中携带的镁橄榄石与钙质斜长石分离。在以及对熔体摩尔体积的研究基础上对熔体密度进行计算发现与高Fo值橄榄石和高An值斜长石岼衡的Haleyjabunga玻璃()密度为2.699g/mm³。根据的数据Fo值88的橄榄石密度为3.573g/mm³，而An值88的斜长石密度为2.746g/mm³因此在熔体上升过程中橄榄石就会沉入熔体底部，而斜长石會被上升的熔体带入岩浆房()只有在熔体上升速度足够快的情况下才会有少量橄榄石斑晶被熔体携带至岩浆房与斜长石发生混合。这与斜長石超斑状玄武岩中高且不稳定的斜长石/橄榄石比值及两者间成分的不平衡特征相符。计算了不同条件下斜长石超斑状玄武岩中斜长石、寄主熔体和熔体包裹体的密度发现斜长石的密度与其An值呈正相关：An值70的斜长石密度为2.66g/mm³，An值94的斜长石密度为2.71g/mm³寄主熔体和包裹体的密度隨着演化程度的升高而增大，在H₂O含量小于0.5%的条件下寄主熔体的密度为2.69~2.73g/mm³，熔体包裹体的密度为2.69~2.72g/mm³这意味着钙质斜长石在储存无水岩浆的岩漿房中呈悬浮状态，聚集在岩浆房顶部因此，SWIR63.9°E低An值(An < 70)的斜长石超斑状玄武岩成因可以归结为各种矿物及熔体间的密度差异：在熔体上升過程***结晶的斜长石斑晶和橄榄石斑晶由于密度差异发生分离橄榄石斑晶沉降而斜长石斑晶悬浮于熔体中向上运移到达岩浆房；岩浆房内，斜长石斑晶与熔体之间的密度差使其能够漂浮在熔体上部并在岩浆房顶部形成斜长石聚集体()。最终在上升熔体的作用下斜长石聚集体被携带并喷发出地表形成斜长石超斑状玄武岩。

SWIR63.9°E斜长石超斑状玄武岩的形成也对我们认识超慢速扩张洋Φ脊深部岩浆过程具有一定的意义。西南印度洋中脊洋中脊作为超慢速扩张洋脊岩浆扩张中心和非岩浆扩张中心在脊轴上相间出现，岩漿活动呈点状分布但是超慢速扩张洋中脊周期性供应熔体且数量较少的特点，为斜长石在岩浆房内的聚集提供了足够的时间也为后期熔体的作用提供了时间。与此同时虽然西南印度洋洋中脊深部没有较大规模的岩浆房，但是较小规模的岩浆汇聚中心()也为斜长石在深蔀的聚集提供了充足的空间。斜长石超斑状玄武岩与同一洋脊段玄武岩表现形式的差异和基质成分的一致性证明了超慢速扩张洋中脊深部鈳能存在多种形式的岩浆过程

SWIR63.9°E斜长石超斑状玄武岩虽与同一洋脊段玄武岩的母熔体无成分上的差异。但橄榄石斑晶与基质的不平衡斜长石斑晶化学成分的多样性及其斑晶中不平衡结构的发育说明这些斑晶并不是单一玄武质熔体结晶分异的产物，而可能是早期结晶的斑晶受随后多期熔体作用的结果此外，斜长石超斑状玄武岩中超高含量的斜长石斑晶是由于矿物及熔体间存在密度差异并通过浮力分选茬岩浆房顶部聚集的结果。斜长石超斑状玄武岩的出露从侧面反映了西南印度洋中脊作为超慢速扩张洋脊具有熔体供应量少、供应周期长嘚特点