熔体包裹体保存了在被捕获瞬间的岩浆熔体组分，是研究岩浆演化系统的重要载体(Kamenetsky and Clocchiatti，1996；De Vivo and Bodnar，2003；Kent，2008)，已广泛应用于揭示原始MORB熔体、残余地幔以及洋中脊岩浆系统等方面的研究中。熔体包裹体的组分比全岩、玻璃更具多样性，更能反映玄武质岩浆系统组分的多样性(Nielsen et al.，1995；Sobolev，1996；Kent et al.，1999；Slater et al.，2001)。但由于熔体包裹体在被捕获前受化学分异作用(Kuzmin and Sobolev，2004；Faure and Schiano，2005；Baker，2008)的影响；在被捕获后受寄主矿物结晶作用、熔体组分扩散作用的影响(Qin et al.，1992；Danyushevsky et al.，2000a；Gaetani and Watson，2002；Cottrell et al.，2002；Portnyagin et al.，2008；Gaetani et al.，2009；Chen et al.，2011)，使得熔体包裹体组分不完全等同于被捕获时的原始岩浆组分，与全岩、玻璃相比，熔体包裹体的化学组成具更大的不确定性。斜长石熔体包裹体极易受捕获后期作用的影响，且很难通过实验或计算进行原组分恢复，使得MORB斜长石熔体包裹体的形成与演化过程到目前还不清楚(Doherty et al.，2012)。

为更进一步弄清MORB斜长石熔体包裹体的形成模式，本文首先讨论Ca/Al值在MORB岩浆演化、熔体包裹体形成时的化学分异作用、形成后期寄主矿物结晶作用与熔体组分扩散作用过程的变化特征；随后结合南大西洋中脊19°(South Mid-Atlantic ridge 19°：SMAR19°)区域附近与PetDB(http://www.earthchem.org/petdb)中的MORB斜长石熔体包裹体样品与数据，讨论Ca/Al值在斜长石熔体包裹体的形成过程中的变化特征及其指示意义；最后指出Ca/Al值在MORB斜长石熔体包裹体研究中具直接指示意义。

SMAR19°S地形整体呈脊-谷-脊的变化特征，其中研究区西北处出露有一较为平整高地，推测由深部物源物质形成，最大深度差约为1200 m(图 1)。该纬度处的洋脊段位于圣赫勒拿火山岛链西南端，被Martin Bac转换断层错断，研究区距离一级脊轴间断(Macdonald et al.，1991)以东约50 km，离Martin Bac断层以南约100 km。利用多波束地形调查数据对脊、谷进行了分析，结果显示Martin Bac转换断层与22°S转换断层之间发育有南北走向的断裂带，本次研究利用的样品位于19°S深谷沿断裂带方向以南约40 km的断裂带上。

图 1

图 1 南大西洋中脊19°S地质特征与采样点位置 Fig. 1 The geological sketch of the SMAR19° South Atlantic with sampling locations

“大洋一号”科考船2011年在执行中国大洋第22航次科考任务中，利用电视抓斗(TVG)在南大西洋(19.34°S～19.57°S)获取到了13个站位的新鲜玄武岩样品。其中TVG25站位的拉斑玄武岩斑晶发育(含量20％～25%)，斑晶主要为斜长石(＞80%)、少量橄榄石(＜20%)以及极少量单斜辉石(＜5%)(图 2)。斜长石斑晶中出现大量群状分布的包裹体，以圆形或椭圆形、尺寸从小于10 μm到大于50 μm(主要15～30 μm)、气泡清晰的熔融包裹体为主(图 2)；少量长条状、短柱状呈定向延展排列的流体包裹体、结晶包裹体。单个或成群分布的与矿物的结晶方位、生长环带有关，而与矿物中微裂隙或愈合裂隙无关。熔体包裹体的脱玻璃化程度不同，除少部分脱玻化程度高呈透明状以外，其余都较低或脱玻化不明显呈暗黑色。

图 2

图 2 SMAR19°拉斑玄武岩斜长石斑晶熔融包裹体特征 Fig. 2 The characteristic of melt inclusions in plagioclase phenocrysts from the SMAR19° MORB (a)TVG25站位MORB手标本；(b)含熔体包裹体包裹体的斜长石斑晶；(c)斜长石熔体包裹体中的大量熔体包裹体；(d)由气泡和玻璃组成的熔体包裹体特征

选择粒径大于2 mm的斜长石斑晶，通过透射偏光寻找到包裹体，再在反射镜下找到出露于探针片表面的包裹体，然后挑选背散射电子图像中成分均一的熔体包裹体进行测试分析。为获得较高的元素分析精度，斜长石和熔体包裹体主量元素电子探针分析时间均为5 min。标准样品采用SPI国际标准，样品修正方法采用ZAF法。所用电子探针型号为EPMA-1600型电子探针，电子探针工作条件：加速电压25 kV，探针电子束流10 nA，束斑10 μm。测试过程通过标准样品检测仪器稳定性，含量1.0以上的主量元素重复性好于±1%。上述实验在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室电子探针实验室完成。

熔体包裹体中SiO₂含量为47.19%～51.13%；MgO含量为11.37%～17.26%；FeO含量为13.37%～16.4%；Mg^#含量范围0.57～0.68(表 1)与地幔橄榄石(Fo≥89.6)不平衡，表明熔体包裹体组分在被斑晶捕获前已经历了分离结晶作用。CaO含量为10.54％～12.05%；Al₂O₃含量为4.76％～10.8%；CaO、Al₂O₃的质量百分数比值(Ca/Al值)为1.0～2.5，表明包裹体组分经历了Al₂O₃丢失过程。如图 3所示，MgO与Al₂O₃呈负相关，MgO与CaO呈弱正相关、与Na₂O弱负相关，MgO与FeO相关性不明显，表明熔体包裹体组分与MORB岩浆演化趋势之间差异显著。

表 1

表 1 SMAR19°洋中脊玄武岩熔融包裹体主量元素组成 Table 1 Compositions of major elements of the melt inclusions in plagioclase of the South Mid-Atlantic ridge 19° basalt (%) No. SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MgO MnO CaO Na2O K2O Cr2O3 NiO Total Ca/Al Mg# MI1 51.38 0.92 7.14 14.57 13.71 0.26 10.77 0.71 0.10 0.10 0.00 99.66 1.51 0.63 MI2 50.66 0.92 5.82 14.81 14.53 0.29 10.79 0.44 0.12 0.11 0.01 98.50 1.85 0.64 MI3 50.94 1.02 6.40 14.46 14.09 0.25 10.95 0.35 0.12 0.11 0.00 98.69 1.71 0.64 MI4 50.95 0.73 7.10 13.37 14.96 0.23 11.43 0.43 0.09 0.11 0.01 99.41 1.61 0.67 MI5 47.63 2.51 6.38 16.07 13.68 0.30 10.87 0.96 0.11 0.05 0.03 98.59 1.70 0.61 MI6 50.2 0.94 6.93 13.38 14.28 0.25 11.46 0.67 0.98 0.09 0.01 99.19 1.65 0.66 MI7 50.51 0.80 5.83 14.10 15.01 0.28 11.49 0.46 0.09 0.12 0.02 98.71 1.97 0.66 MI8 49.06 1.10 5.73 14.15 14.98 0.24 12.05 0.46 0.05 0.15 0.02 97.99 2.10 0.66 MI9 50.05 0.73 6.82 13.87 14.35 0.25 11.53 0.34 0.11 0.10 0.01 98.16 1.69 0.65 MI10 51.13 0.70 9.06 12.88 13.43 0.21 11.50 1.20 0.06 0.19 0.01 100.37 1.27 0.65 MI11 48.36 2.26 4.76 15.95 16.54 0.28 11.70 0.37 0.09 0.13 0.01 100.45 2.46 0.65 MI12 48.56 2.20 6.28 14.23 15.30 0.25 11.20 0.62 0.09 0.08 0.00 98.81 1.78 0.66 MI13 49.00 2.33 5.12 15.97 13.64 0.30 11.86 0.61 0.15 0.17 0.00 99.15 2.32 0.61 MI14 47.12 2.35 4.61 14.77 17.26 0.30 11.13 0.55 0.10 0.13 0.00 98.32 2.41 0.68 MI15 50.95 1.04 10.8 12.94 11.41 0.26 10.94 1.28 0.10 0.06 0.01 99.79 1.01 0.61 MI16 49.91 1.17 9.70 14.69 11.37 0.28 10.54 1.19 0.14 0.07 0.03 99.09 1.09 0.58 MI17 47.50 1.84 5.64 15.14 15.02 0.30 11.76 0.37 0.05 0.28 0.02 97.92 2.09 0.64 MI18 48.15 1.79 6.13 14.43 15.79 0.27 11.45 0.36 0.08 0.12 0.05 98.62 1.87 0.66 MI19 49.21 1.64 6.15 15.92 14.10 0.26 10.61 0.46 0.12 0.17 0.01 98.65 1.73 0.61 MI20 48.65 1.75 6.21 14.92 15.85 0.30 11.81 0.54 0.05 0.22 0.00 100.3 1.90 0.66 MI21 47.19 1.97 5.59 15.93 15.65 0.31 11.32 0.54 0.06 0.10 0.02 98.68 2.03 0.64 MI22 49.64 1.55 7.87 15.03 11.83 0.31 11.37 0.50 0.13 0.14 0.03 98.40 1.44 0.59 MI23 49.31 1.69 5.74 16.43 12.18 0.29 11.42 0.69 0.13 0.12 0.02 98.02 1.99 0.57 MI24 50.71 2.05 6.76 14.97 13.57 0.24 11.92 0.43 0.08 0.07 0.00 100.8 1.76 0.62 Average 49.45 1.50 6.61 14.71 14.27 0.27 11.33 0.61 0.13 0.13 0.01 99.02 1.71 0.63 注：Ca/Al=CaO/Al2O3(%)；Mg#=Mg/(Mg+Fe2+)(mol)。

表 1 SMAR19°洋中脊玄武岩熔融包裹体主量元素组成 Table 1 Compositions of major elements of the melt inclusions in plagioclase of the South Mid-Atlantic ridge 19° basalt

图 3

图 3 SMAR19°斜长石斑晶熔体包裹体主量元素哈克图解 Fig. 3 Harker diagrams of major elements of the melt incluisons in plagioclase phenocrysts of the SMAR19° MORB

斜长石斑晶中SiO₂含量为45.04％～53.50%；CaO含量为17.31％～21.69%；Al₂O₃含量为22.81％～35.49%；Ca/Al值为0.5～0.95；An值范围81.2～87.4(倍长石)(表 2)。斜长石斑晶比模拟岩浆具有更高的Al₂O₃、CaO含量，而熔体包裹体比模拟岩浆具有更低的Al₂O₃、CaO含量。模拟岩浆的Al₂O₃(15%)、CaO(13%)含量分别为岩浆模拟实验中无水MORB岩浆在仅有Ol+Plag结晶(Cpx未开始结晶)分异过程中的最小、最大含量(Niu and Batiza，1997)。

表 2

表 2 南大西洋19°洋中脊玄武岩斜长石斑晶主量元素组成 Table 2 Compositions of major elemente of the plagioclase phenocrysts in the South Mid-Atlantic ridge 19° basalt (%) No. SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MgO MnO CaO Na2O K2O Cr2O3 NiO Total An Host1 47.96 0.03 33.42 0.34 0.21 0.00 17.02 1.97 0.01 0.00 0.00 100.96 81.2 Host2 47.52 0.03 33.60 0.32 0.17 0.01 17.31 1.65 0.01 0.00 0.01 100.63 84.0 Host3 53.50 0.00 22.81 0.32 0.36 0.01 21.69 1.65 0.02 0.02 0.01 100.39 86.8 Host4 46.51 0.03 33.62 0.33 0.22 0.01 17.83 1.72 0.03 0.01 0.00 100.31 83.8 Host5 46.38 0.02 33.83 0.64 0.25 0.02 17.54 1.60 0.04 0.01 0.01 100.34 84.6 Host6 48.85 0.04 32.03 0.42 0.23 0.01 17.44 1.86 0.01 0.03 0.00 100.92 82.4 Host7 47.77 0.07 33.03 0.41 0.24 0.00 17.68 1.27 0.01 0.00 0.01 100.49 87.4 Host8 46.36 0.02 34.23 0.39 0.25 0.00 17.65 1.95 0.01 0.01 0.00 100.87 81.9 Host9 47.45 0.02 33.49 0.37 0.30 0.00 17.39 1.74 0.02 0.01 0.01 100.80 83.3 Host10 48.13 0.03 32.67 0.36 0.27 0.01 17.51 1.90 0.02 0.00 0.00 100.90 82.2 Host11 46.64 0.04 34.20 0.32 0.28 0.00 17.56 1.81 0.01 0.00 0.00 100.86 82.9 Host12 46.24 0.04 34.52 0.42 0.28 0.01 17.61 1.85 0.01 0.01 0.01 101.00 82.6 Host13 45.84 0.04 34.84 0.37 0.29 0.01 17.66 1.69 0.03 0.01 0.01 100.79 83.9 Host14 45.44 0.04 35.17 0.33 0.30 0.00 17.71 1.73 0.02 0.00 0.00 100.74 83.7 Host15 45.04 0.04 35.49 0.35 0.30 0.01 17.77 1.77 0.01 0.02 0.00 100.80 83.4 Average 47.31 0.03 33.13 0.38 0.26 0.01 17.82 1.74 0.02 0.01 0.00 100.72 83.6 注：An=CaO/(CaO+2×Na2O)(mol)。

表 2 南大西洋19°洋中脊玄武岩斜长石斑晶主量元素组成 Table 2 Compositions of major elemente of the plagioclase phenocrysts in the South Mid-Atlantic ridge 19° basalt

在PetDB中以“Spreading center→Basalt→Plag→Melt inclusion”为逐级挑选条件，共收集MORB斜长石斑晶熔体包裹体数据366组。将数据按加热-未加热-未知加热(PetDB未显示是否加热)分为3类进行Ca/Al值比较(图 4)。3类熔体包裹体中Ca/Al值分布规律相同，Ca/Al值在0.5～1.5均有分布，其中加热与未加热测试中Ca/Al>0.85的熔体包裹体数所占比例相似(约45%)。加热与未加热熔体包裹体组分随Ca/Al值变化特征一致，Na₂O、Al₂O₃随Ca/Al值的升高而降低；CaO含量随Ca/Al值的升高而先升高，当Ca/Al值升高到1.0以后含量保持稳定(图 5)。由此推断熔体包裹体的 Ca/Al值测试结果与加热条件无关。进一步结合前人结果：斜长石熔体包裹体均一后能提供可靠的MgO、Al₂O₃、CaO、Na₂O、K₂O含量和结晶温度估计值(McNeill，1997；Danyushevsky et al.，2000a，2000b；Slater et al.，2001)，从而室温实验室条件下进行斜长石斑晶熔体包裹体电子探针测试可提供准确的Ca/Al值。

图 4

图 4 加热条件对Ca/Al值特征的影响 Fig. 4 The variation of Ca/Al ratios of the melt inclusions under different heating or unheating conditions 数据来源于PetDB：Http://www.earthchem.org/petdb

图 5

图 5 熔体包裹体中Ca/Al值与CaO，Na2O和Al2O3含量的关系特征(*加热数据；数据来源于PetDB：Http://www.earthchem.org/petdb) Fig. 5 The relationship between Ca/Al ratios of the melt inclusions and their respective CaO，Na2O，Al2O3 contents

基于元素在固体/熔体中的配分系数，岩浆中Al₂O₃在熔融初期浓度最高，随熔融程度的增加其浓度逐渐降低。CaO在熔融初期含量低，随着单斜辉石的熔融，岩浆中的CaO含量增加，直至熔融残余固相中不再有单斜辉石时CaO浓度达最大值并随之下降(Jaques and Green，1980；Klein and Langmuir，1987)。因此，部分熔融产生的岩浆中的Ca/Al值具有以下趋势：熔融开始时最小，随熔融程度增加，持续增加至单斜辉石完全熔融，随后随熔融程度的增加而逐渐降低(由于少量Al₂O₃残留在斜方辉石中，故熔融岩浆内的Ca/Al值高于源岩中的相应值)。随熔融程度继续增加，斜方辉石中的Al₂O₃进入到熔体，Ca/Al比值明显减少；然而如果残余固相中还存有单斜辉石，随部分熔融程度的增加，Ca/Al比值便将持续增大，如图 6所示。当熔体包裹体中Ca/Al值大于二辉橄榄岩部分熔融所形成岩浆的最大Ca/Al值(～0.85)时，熔体包裹体组分不能代表未分异的原始岩浆组分。

图 6

图 6 二辉橄榄岩部分熔融熔体成分变化(修改自Jaques and Green，1980；Klein and Langmuir，1987) Fig. 6 The variation of compositions of the melt derived from the partial melting of buchnerite(modified after Jaques and Green，1980；Klein and Langmuir，1987)

MORB地幔源区亏损不相容元素和挥发分组分，为无水玄武质熔体(Niu，1999；Niu et al.，2002)。熔体的堆晶组合分异演化路径为橄榄石-Ol(纯橄岩)→Ol+斜长石-Pl(橄长岩)→Ol+Pl+单斜辉石-Cpx(辉长岩)(Gaetani et al.，1993；Niu and O'Hara，2008)。岩浆分异过程中MgO含量逐渐降低，Ol+Pl结晶过程中岩浆里的CaO含量增加，演化至MgO=8%时，Cpx开始结晶，此时岩浆中的CaO达到最大值；随着Cpx的结晶，岩浆中的CaO值降低。在MgO＞4%之前，岩浆中的Al₂O₃随分异结晶作用逐渐降低。在Ol+Pl结晶过程中Ca/ Al值增加，演化至MgO=8%时，Cpx开始结晶，Ca/ Al比值达到最大值(＜0.85)；随Cpx结晶，岩浆中的Ca/ Al值降低，如图 7所示，在无水MORB岩浆分离过程中，当熔体包裹体中Ca/Al值大于MORBs演化岩浆中的最大Ca/Al值(～0.80)时，熔体包裹体组分不能代表无水MORB的岩浆演化组分。

图 7

图 7 无水MORB岩浆分离结晶岩浆Ca/Al值变化(修自牛耀龄，2013) Fig. 7 The variation of Ca/Al ratios of the melt derived from thethe fractionation crystallization of the anhydrous MORB (modified after Niu，2013)

全球范围洋脊水深与MORB化学组成存在明显的相关性，这是因为从浅脊到深脊地幔橄榄岩源区越来越富集，富集程度的源区的部分熔融导致了以上的相关性。随洋脊水深增加，MORB熔体中Al、Na、Ti升高，Ca和Ca/Al值降低，与越来越富集的地幔橄榄岩源区相一致。洋中脊之下的软流圈地幔由于板块扩张而上升，在深脊处比浅脊处的软流圈物质密度大，从而深脊之下的上升速率相对浅脊更慢，进而深脊下的传导冷却作用深度更大，致使冷的热边界层更厚，熔融停止深度更大，最终导致部分熔融程度更低，造成深脊之下较浅脊具有更多不太亏损的主量元素组成(Niu and O'Hara，2008；牛耀龄，2013)。

选取PetDB数据库中具有水深资料的熔体包裹体，Ca/Al在不同水深地区分布特征不同(图 8)。5000～4375 m水深处，熔体包裹体样品中的Ca/Al值为0.51～0.80；3675～2800 m水深处，Ca/Al值为0.70～1.0；水深2775 m处的Ca/Al值为0.95～1.6；水深2750 m处的Ca/Al值为0.57～0.78；水深小于1800 m处的Ca/Al值为0.85～1.3。SMAR19°研究区样品水深2400～2800 m，熔体包裹体的Ca/Al值为1.0～1.9。因此Ca/Al值整体表现为深脊处(5000～2775 m)的值较小，浅脊处(小于2800 m)的值较大。然而在水深2750 m处熔体包裹体的Ca/Al值分布范围较广(图 8)，同时也反映了斜长石斑晶熔体包裹体的Ca/Al值在受洋脊水深影响(部分熔融程度)的同时也受其他因素的影响。

图 8

图 8 熔体包裹体中Ca/Al值与洋脊水深的关系 Fig. 8 The relationship between the depth of the Mid-ocean ridge below sea level and the Ca/Al ratios in plagioclase-hosted melt inclusions

熔体包裹体是矿物在快速生长晶体与熔体交界面形成边界层的过程中由熔体湾的封闭而形成。由于此时边界层组分可能处于非平衡状态，因此包裹体中的元素浓度有可能对全熔体不具有代表性(Faul，1997；Faure and Schiano，2005)。晶体开始快速结晶发育，晶体与熔体交界面开始形成不稳定熔体湾。该过程中晶体与熔体的边界层随晶体的发育逐渐向外移动，同时不相容元素开始富集。晶体生长速率降低，熔体湾逐渐被新生成的晶体所封闭，随之捕获到岩浆形成熔体包裹体。在此期间扩散释放作用过程使晶体前面富集不相容元素的边界层区域变大，富集度大幅降低。玄武岩质熔体包裹体很难避免慢速扩散速率元素在边界层的富集，硅酸盐岩浆中晶体快速生长时边界层宽度通常小于40 μm，由于Al₂O₃斜长石中的高分配系数和硅酸盐熔体中的低扩散率导致边界层中亏损Al₂O₃(Baker，2008)。

快速结晶期边界层富集区的熔体被捕获形成的熔体包裹体不能代表全熔体组分。晶体慢速生长阶段不相容元素开始释放富集程度降低，边界层范围可增至200 μm以上；与此同时边界层中因斜长石结晶而损失的Al₂O₃量与来自外界熔体通过扩散进入边界层的Al₂O₃量差距减小，边界层中Al₂O₃含量自内向外逐渐增加，最终与无限远处熔体达到平衡(图 9)。扩散作用结束10 h后晶体外1～50 μm的熔体中包括Al₂O₃在内的各元素浓度曲线近于平行(Baker，2008)。在硅酸盐熔体中Al₂O₃扩散速率低于CaO(Faure and Schiano，2005)。边界层熔体在被捕获封闭形成熔体包裹体之前未发生扩散作用或扩散作用程度低时，熔体包裹体组分将更能反应边界层以外50 μm以内(斜长石熔体包裹体通常直径所在范围)的熔体成分，而不是全熔体组分。释放扩散作用使得只有直径小于等于15 μm的熔体包裹体中的Ca/Al值才有可能受边界层Al₂O₃亏损的影响(McKenzie，1989)。因此熔体包裹体中的Ca/ Al值在被捕获过程中受边界层的影响很小，在熔体包裹体的大小、边界层中Al₂O₃的亏损程度以及扩散释放作用强度条件的影响存有增大的可能性。

图 9

图 9 斜长石晶体生长过程边界层中的Al元素含量变化特征 Fig. 9 The variation of Al contents in rim of plagioclase in the growing process of plagioclase

熔体包裹体组分除受上述捕获期边界层的影响外，在捕获后期熔体包裹体也会经历对组分有显著影响的过程，进一步降低熔体包裹体反应熔体组分的可靠度。熔体包裹体先于地壳改造过程而形成，含有一系列未经历浅部变化过程的岩浆信息(Kent et al.，2002)，但在被捕获后到喷出之前的自然冷却过程中的寄主结晶作用或与外部环境发生扩散再平衡等作用会改变熔体包裹体组分，这有可能会使熔体包裹体组分不完全等同于岩浆系统组分(Schiano and Bourdon，1999；Spandler et al.，2007；Portnyagin et al.，2008)。在捕获后期，MORB斜长石斑晶熔体包裹体组分主要受包裹体壁上寄主斜长石的结晶作用(Sinton et al.，1993；Nielsen，2011)，以及与外界熔体之间扩散再平衡作用的影响(Schiano，2003)。

熔体包裹体中的岩浆组分在岩浆演化中没有被完全隔离，熔体包裹体将会与寄主矿物或外面熔体之间发生扩散再平衡作用。扩散作用中不同平衡速率的元素或物质发生部分平衡，此时熔体包裹体中的组分不能反映真实的岩浆演化信息。自熔体包裹体的等温平衡扩散公式建立以来，众多研究者利用理论、实验或者观测手段对熔体包裹体的扩散再平衡作用做了更深入的研究。熔体包裹体的平衡速率与寄主晶体组分元素的扩散能力，包裹体与寄主的相对大小，分配系数，冷却速率，以及寄主与包体之间的原始不平衡浓度都有关系(Schiano and Bourdon，1999；Gaetani and Watson，2000，2002)。熔体包裹体与外界岩浆扩散再平衡作用时包裹体/寄主斑晶半径比越大，包裹体熔体中元素在寄主矿物中的分配系数越大，包裹体与寄主越难达到平衡(Qin et al.，1992；Cottrell et al.，2002)。D_CaO^Plag与D_Al2O3^Plag均小于其在硅酸盐熔体中的扩散系数10^-15 cm²/s^-1(Faure and Schiano，2005)(图 10)。在玄武质熔体包裹体与外面熔体在火成岩系统相关的时间尺度里不能达到再平衡(Grove et al.，1984)。因此斜长石斑晶MI中Ca/Al值在捕获后受扩散再平衡的影响可忽略不计。

图 10

图 10 斜长石熔体包裹体在扩散再平衡过程中Ca、Al的迁移图解(扩散系数引自Grove et al.，1984) Fig. 10 The schematic diagram showing the migration of Ca and Al elements in melts and plagioclase phenocrysts in the diffusion rebalancing process(the diffusion coefficient at the bottom right corner is quoted from Grove et al.，1984)

MORB斜长石斑晶熔体包裹体在捕获后的组分主要受寄主斜长石结晶作用的影响(Nielsen，2011)。包裹体一旦被捕获，随温度降低寄主相将开始在包裹体壁上结晶，这是所有熔体包裹体在冷却过程中熔体与寄主之间都不可避免的过程(Sobolev and Kostyuk，1975；Roedder，1984；Kress and Ghiorso，2004)。熔体包裹体形成后在其相边界层边缘已存有具有成核能力的斑晶，新结晶的寄主将以该点为球心在包裹体壁上生长，可利用BSE或电子探针的组分图像观察。捕获后期斜长石斑晶熔体包裹体中的结晶作用使包裹体中Al，Ca，Na等元素亏损(亏损程度Al>Ca>Na)，同时熔体包裹体周围形成更多的Al环带(Nielsen et al.，1995)，如图 11，PEC斜长石斑晶包裹体中Ca，Al元素的亏损过程。人们利用MELTS程序对包裹体捕获后的结晶作用进行矫正(Kress and Ghiorso，2004)。但能被有效矫正的元素往往都是与寄主矿物相容的元素，而不相容元素比相容元素具有更可靠的熔体包裹体信息来源，因此矫正后的包裹体组分对结晶作用前成分的反应很局限(Kent，2008)。因此斜长石斑晶熔体包裹体中Ca/Al值在捕获后受PEC作用将使包裹体组分中Ca/Al值增加，增加程度由熔体包裹体斑晶大小，斜长石斑晶组分与结晶程度共同决定，而且MELTS程序不能对其正确矫正。

图 11

图 11 斜长石熔体包裹体在PEC过程中亏损Ca，Al元素示意图 Fig. 11 The schematic diagram showing the depleting process of Ca and Al in melt inclusions during the post-entrapment plagioclase crystallization

SMAR19°MORB斜长石斑晶中Al₂O₃平均含量为33.1%，CaO平均含量为17.8%，Ca/Al值平均为0.54；熔体裹体中Al₂O₃平均含量为6.6%，CaO平均含量为11.3%，Ca/Al值平均为1.8。无水MORB岩浆结晶分异过程中，在仅有Ol+Plag结晶(Cpx未开始结晶)情况下，残余岩浆Al₂O₃含量逐渐降低至15%，CaO含量逐渐增加至13%(图 12)。因此在斜长石结晶作用的影响下，被斑晶捕获的熔体包裹体的Al₂O₃含量减少近10%，而CaO含量减少不足2%(图 12)。

图 12

图 12 SMAR19°MORB斜长石斑晶、熔体包裹体、模拟岩浆中Ca、Al含量对比(模拟岩浆数据引自Niu and Batiza，1997) Fig. 12 A comparision of CaO and Al2O3 contents among the plagioclase phenocryst，plagioclase-hosted melt inclusions in the SAMR19° MORB (simulation magma of Niu and Batiza，1997)

斜长石斑晶在自然冷却或均一实验中熔体包裹体的组分均会受到如挥发分扩散、氧化程度变化和与主矿物发生部分再平衡作用的影响而发生改变(Slater et al.，2001)。捕获初期熔体包裹体组分与斑晶未达到平衡，在自然冷却达到平衡的过程中，斑晶与被捕获的熔体包裹体界面处发生物质转移，如在捕获后到喷发前这期间，所有斜长石斑晶和熔体包裹体之间的氢扩散作用都会很强烈，氢很容易从进入包裹体或从中扩散出来(Baker，2008)。随温度降低自然冷却作用加强，熔体包裹体与停止结晶的斜长石斑晶达到平衡被保存下来。熔体包裹体被捕获后与斜长石斑晶发生部分再平衡作用，熔体包裹体作为熔体为斜长石斑晶提供结晶物质直至再平衡作用结束，该过程与岩浆演化中斜长石的结晶分异作用中吸收熔体中Ca、Al、Na等元素的过程相似(Qin et al.，1992；Gaetani and Watson，2000，2002；Simakin et al.，2003；Kohut and Nielsen，2004；Zieg and Lofgren，2006)。

SAMR19°MORB斜长石斑晶(5～15 mm)与熔融包裹体(15～35 μm)尺寸相差巨大，捕获后期斜长石斑晶的结晶作用与扩散再平衡作用对包裹体Ca/Al值起决定性作用(Baker，2008)。斜长石An值为83，Ca[Al₂Si₂O₈]含量大于Na[AlSi₃O₈](少量)，从而熔体包裹体与斑晶达到平衡前，斜长石吸收包裹体中的Al含量将不低于Ca含量的2倍，可使Ca/Al值由0.5升高至1.5及以上。当Ca/Al值大于正常MORBs岩浆演化范围时，熔体包裹体组分是原始或者演化残余岩浆经寄主斜长石结晶作用后的残余组分，不能代表被捕获时的原始熔体组分。因此SMAR19°区域的MORB斜长石熔体包裹体组分经历了捕获后期的改造作用，如斜长石斑晶的结晶作用、与外部熔体之间的扩散再平衡作用等，其组分不能代表被捕获时的原始熔体组分。

在PEC过程中寄主长石的结晶将吸收熔体包裹体组分中的Al，Ca组分，因此在封闭的熔体包裹体中，CaO，Al₂O₃含量的降低将会使得MgO，FeO含量增加。同时，虽然被吸收的CaO，Al₂O₃量很少，但由于包裹体自身微小的体积将使得其剩余熔体中Ca/Al比值发生明显改变(Sobolev and Shimizui，1993；Danyushevsky et al.，2000b，2004)。如果只有斜长石寄主斑晶结晶，那么斜长石中的不相容元素的绝对浓度保持不变，而相对浓度将改变(Nielsen et al.，1995)。由于CaO 与Al₂O₃在斜长石中的分配系数不同(K_Al^Plag>K_Ca^Plag)，寄主斜长石的结晶将造成包裹体中Ca/Al值增加。如图 13所示，SMAR19°MORB斜长石斑晶熔体包裹体中Al₂O₃含量保持与FeO负相关的同时，与MgO含量呈负相关，也指示出了熔体包裹体组分受到捕获后期斜长石斑晶结晶作用的影响。

图 13

图 13 SMAR19°斜长石熔体包裹体组分Al2O3含量与MgO、FeO含量正相关 Fig. 13 The are positive correlation between Al2O3 and respective MgO and FeO contents of the melt inclusions in plagioclase phenocrysts from the SMAR19° MORB

(1)室温实验室中EPMA可准确测得斜长石熔体包裹体的Ca/Al值。(2)MORB斜长石熔体包裹体中Ca/Al值大于0.85(或0.80)时，熔体包裹体不能代表无水MORBs未分异的原始岩浆与结晶分异后的演化岩浆组分；洋中脊水深越深Ca/Al值越低，水深越浅Ca/Al值高。(3)Ca/Al值可指示斜长石熔体包裹体组分受形成过程中受捕获时的化学分异作用与捕获后的寄主结晶作用、扩散再平衡作用的影响。(4)SMAR19°区域的MORB斜长石熔体包裹体组分中Ca/ Al值均大于1.0，指示组分经历了捕获后期强烈的斜长石斑晶结晶作用，不能代表被捕获时的原始熔体。

致谢：感谢大洋科考第22航次为取得南大西洋海底岩石样品所做贡献的全体队员!感谢胡瑞忠、卢焕章、苏文超研究员对本文的耐心指导；感谢董文斗、李兵在试验期间给予的帮助与支持!