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地壳岩浆的化学分异、冷藏和再动员

自然体积564，页面405 - 409 (2018）引用本文

主题

摘要

地壳岩浆的形成、储存和化学分异在火成岩地质学和火山学中具有重要意义。最近的数据正在挑战一个多世纪以来一直支撑地壳岩浆活动模型的高熔点“岩浆房”范式，相反，岩浆通常储存在低熔点的“泥状储层”中。1，2，3.，4，5，6，7，8，9．糊状储层由紧密堆积的晶体组成的多孔和可渗透框架，在孔隙空间中存在熔体1，10．然而，地壳岩浆活动的许多共同特征还没有被“室”或“泥状储层”的概念所解释1，11．在这里，我们表明反应性熔体流动是一个关键的，但迄今为止被忽视的过程，在地壳泥状储层中，由浮力熔体向上渗透，并与晶体反应引起10．溶体在泥状储层中的反应性流动产生低结晶度、化学上有差异的(硅质)岩浆，这些岩浆上升形成较浅的侵入体或喷发到地表11，12，13．这些岩浆可能含有更古老的晶体，储存在较低甚至亚固体温度下，与晶体化学数据一致6，7，8，9．由反应性熔体流动引起的局部体积组成的变化，而不是温度的大幅升高，产生了熔体分数的迅速增加，使这些冷或冷储存的晶体重新活化。反应性流动也可以在来自中地壳和下地壳储层的岩浆成分中产生双峰性14，15．反应流产生的微量元素剖面与目前暴露在地表的一个经过充分研究的油藏中观察到的微量元素剖面相似16．我们认为，岩浆的储存和分异主要发生在长寿命的泥质储层中的反应性熔体流动，而不是通过通常调用的岩浆房中的分馏结晶过程14．

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图1:储层生长期和活跃期温度、熔体分数、体积组成和不相容微量元素浓度随深度的变化。
图2:岩浆的冷藏和快速再动员。
图3:地壳岩浆储层中反应性熔体流动的地球化学后果。
图4:低熔体分数下浮力熔体的反应流动。

数据可用性

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下载参考

确认

M.D.J.和J.B.感谢NERC赠款NE/P017452/1“从弧岩浆到矿石(FAMOS:矿物系统方法”的资助。本文为FAMOS贡献F05。M.D.J.还感谢伦敦帝国理工学院地球科学与工程系的休假支持，在此期间进行了本文报道的部分研究。R.S.J.S.感谢Leverhulme信托荣誉奖学金的支持。

审核人信息

自然感谢O. Bachmann, C. Till和其他匿名审稿人对这项工作的同行评审所做的贡献。

作者信息

作者及隶属关系

  1. 伦敦帝国理工学院地球科学与工程系，英国伦敦

    杰克逊博士

  2. 英国布里斯托尔大学地球科学学院

    J.布兰迪，R. S. J.斯帕克斯

作者
  1. 杰克逊博士
    查看作者出版物

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  2. j . Blundy
    查看作者出版物

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  3. 斯帕克斯
    查看作者出版物

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贡献

m.d.j编写了代码并给出了数值结果。J.B.建立了相平衡模型，并将其与实验数据进行了校正。R.S.J.S.为这项研究提供了背景信息。所有作者共同设计了所展示的数值实验，并起草了手稿文本。M.D.J.准备了这些数据。

相应的作者

对应到杰克逊博士．

道德声明

相互竞争的利益

作者声明没有利益竞争。

额外的信息

出版商的注意:施普林格自然对出版的地图和机构从属关系中的管辖权主张保持中立。

扩展的数据图形和表格

扩展数据图1模型系统的相行为和组成。

一个，模拟的玄武岩和地壳的静态熔体分数随温度的变化，从所选初始体成分的二元相图中提取。还显示了在压力范围内元灰岩和玄武岩的实验平衡熔化/结晶数据12，73，74400 - 900 MPa。三角形表示来自ref的数据。73；圆圈表示来自ref的数据。74；正方形表示来自ref的数据。12．静态熔体分数是指在熔体和晶体没有相对运动的情况下得到的熔体分数，因此整体成分保持不变。b、SiO2内容与温度在这里建模。中所示的实验数据也相应于一个．c，从数值模型中获得的熔体分数与温度的关系(数据提取自补充视频1在3个时间点(侵入门槛开始后的0.97 Myr, 1.39 Myr和1.66 Myr)，如图所示。1和扩展数据图。3 b．熔体中的反应流动使温度和熔体分数脱钩:在低温下可以发现高熔体分数，在低温下反应熔体流动导致熔体的体积组成演变，反之亦然。

扩展数据图2最大熔体分数随时间的变化。

一个在潜伏期发生单一窗台侵入后b，超过了水库的使用寿命。在一个时，基岩迅速冷却，侵入后63年内熔体分数降至0.7以下(即结晶度超过30%)，225年内基岩凝固。完全凝固前熔体分数的急剧下降是物理现象，代表了共晶结晶过程中凝固前沿的到来。在b在“孵化期”，最大熔体分数在每次侵入窗台后峰值，但在侵入窗台之间迅速下降并降至零。当熔体分数在基岩侵入之间保持大于零时，孵化阶段结束。在“生长阶段”，由于浮力熔体的反应流动，熔融体顶部的最大熔体分数增加。熔体分数的尖峰对应于储层深处持续的基岩侵入。在“活跃期”，熔融部分会增加，直到出现低结晶度(<30%)的岩浆，这可能会迅速离开并上升到较浅的地壳水平。新的窗台侵入停止，一段时间后，浆料顶部的熔体分数也开始减少。总体而言，储层正在降温。这是“衰退期”，在这个阶段的最后，储层已经完全凝固。两幅图的数据均从补充视频中提取1．

扩展数据图3显示了在储层的孕育期和衰微期，温度、熔体分数、体积组成和不相容的微量元素浓度随18公里处地壳剖面深度的变化。

一个， 0.82 Myr。b， 1.66 Myr。快照来自补充视频1．在早期的潜伏期(一个)，个别窗台迅速冷却。在生长阶段(这里没有显示;见图。1)，形成一个持久的岩浆库，但熔体分数低，相对均匀。然而，浮力熔体向上迁移，并开始在水库顶部积累。在活动阶段(这里没有显示;见图。1 b)，形成高熔点层。在后期，在衰退期(b)，地基侵入停止，泥浆冷却凝固。图中阴影区表示当时玄武岩侵入的垂直程度。扩展数据图显示了10 km深度入侵的等效结果。4．

扩展数据图4显示在孕育期和衰亡期，温度、熔体分数、体组成和不相容的微量元素浓度随10公里深地壳剖面深度的变化。

一个， 0.82 Myr。b， 1.66 Myr。快照来自补充视频2．结果在性质上与在18千米深度得到的结果非常相似(扩展数据图。3.)．在潜伏期(一个)，个别窗台迅速冷却。在衰退期(b)，地基侵入停止，泥浆冷却凝固。图中阴影区表示当时玄武岩侵入的垂直程度。

扩展数据图5快照显示了在生长和活跃期，温度、熔体分数、体成分和不相容微量元素浓度随10 km深度的地壳剖面深度的函数。

一个，门槛侵入开始后为0.99 Myr。b， 1.39 Myr。快照来自补充视频2．结果在性质上与在18千米深度得到的结果非常相似。1)．在生长阶段(一个)，形成持久的浆料储层，但熔体分数较低。浮力熔体向上迁移，并开始在水库顶部堆积。在活动阶段(b)时，聚集的熔体形成含有流动岩浆的高熔体分数层。层内熔体的组成演化并富集不相容的微量元素。在糊状的其他地方，熔体分数仍然很低。图中阴影区表示当时玄武岩侵入的垂直范围。

扩展数据图6 10 km深水库岩浆的冷藏和快速再动员。

结果在性质上与在18千米深度得到的结果非常相似。2)．一个，熔体分数作为10公里处重新活化后第一个快照深度的函数(在门槛侵入开始后为1.441 Myr)。阴影区域表示侵入玄武岩。浮力熔体的反应流动产生了向上迁移的高熔体分数层。b，在深度10 km处，温度和熔体分数随时间的函数。在10-10.5 km的深度范围内也得到了类似的结果。早期的窗台侵入物迅速冷却并结晶。这些晶体被保存在亚固相温度的“冷库”中，但随着储层深处的基岩侵入，温度逐渐升高。在温度超过固相层后不久(<0.3 kyr)，高熔体分数层到达该深度，储层重新活化:熔体分数迅速增加，形成低结晶度岩浆。熔体分数增加得更快，比单独熔体可能达到更高的值。c， 12 km深度温度和熔体分数随时间的函数。在10.5 ~ 15 km的深度范围内也得到了类似的结果。熔体分数仍然很低，因为反应流动在这个深度留下了难熔残渣。尽管温度升高，但没有再动员。数据从补充视频中提取2．

图7 10 km深处地壳岩浆储层中反应性熔体流动的地球化学结果。

一个，基性基岩侵入;b，中间基岩侵入。两个图都显示了SiO2低结晶度(结晶率<30%)岩浆含量。固体曲线表示岩浆的组成(熔体+晶体);虚线曲线仅表示熔体成分。在低SiO时达到峰值2与侵入窗台内的岩浆相对应;峰值出现在高SiO2对应于靠近水库顶部的高熔点层内的岩浆。在一个，显示了斯内克河平原(SRP)的实测数据，以供比较29；虽然玄武岩的SiO较低，但两态性明显2内容比这里建模。双峰组成对应于(1)侵入储层的岩浆，(2)通过分异得到的演化程度最高的组成。

扩展数据图8 10 km深度的中间岩浆侵入形成的水库中岩浆的蓄冷和快速再动员。

结果与侵入玄武岩岩浆的结果在性质上相似。一个，熔体分数作为在11.4 km深度(在基岩侵入开始后的1.28 Myr)重新活化后的第一个快照深度的函数。形成的浮力熔体的反应流动产生了向上迁移的高熔体分数层。b，在11.4 km深度，温度和熔体分数随时间的函数。早期的窗台侵入物迅速冷却并结晶。这些晶体被保存在接近固相温度的“低温储存”中。在1.28 Myr，高熔体分数层到达该深度，储集层重新活化:熔体分数迅速增加，形成低结晶度岩浆。熔体分数增加得更快，比单独熔体可能达到更高的值。在储层深处的熔体分数仍然很低，因为反应流在这个深度留下了难熔渣。

扩展数据图9淤积不足和过度淤积期间侵位的后果。

一个，熔体分数作为欠积过程中深度的函数，在22 km深度重新动员后的第一个快照(在基岩侵入开始后的1.02 Myr)。形成的浮力熔体的反应流动产生了向上迁移的高熔体分数层。b，在22 km深度的欠积过程中，温度和熔体分数随时间的函数关系。在22 ~ 22.5 km的深度范围内也得到了类似的结果。欠积作用使基岩侵入深度从18 km开始逐渐增加;在这种情况下，22公里处的侵入发生在0.75 Myr之前，迅速冷却并结晶。这些晶体被保存在接近固相温度的“低温储存”中。在1.02 Myr时，高熔融分数层到达该深度，储集层重新活化。c，在过度吸积过程中，熔体分数作为深度的函数，在时间快照(在窗台侵入开始后的1.53 Myr)。在这种情况下，高熔融分数层已经迁移到上覆的乡村岩石中。d在靠近活动岩浆库顶部的17.5 km超吸积深度，温度和熔体分数随时间的变化。在17.5 ~ 18 km的深度范围内也得到了类似的结果。岩浆中的晶体来自乡村岩石，在基因上可能与熔体无关。玄武岩基侵入并没有将晶体带入储层，因为侵入发生在储层的更深处。在一个而且c，阴影区域为侵入玄武岩。

图10灵敏度分析。

一个，显示无量纲比例因子值的频率图κ计算公式(12)．输入值在扩展数据表中给出的范围内均匀变化1在简单的蒙特卡罗分析中89．b、孵育激活时间;c、冷藏时间和可喷发岩浆组成。中的错误条和阴影区域b而且c表示改变无量纲比例因子的效果κ超过0.028 <κ< 2160年。培养时间上的误差条在符号大小之内。虚线表示与窗体孵化时间的契合度问−2,在那里问是入侵率。颜色在b而且c表示不同初始炮位深度，分别为10公里、18公里及30公里。模型在侵入的玄武岩中运行了最多20公里。

扩展数据表1数值实验参数
全尺寸表

补充信息

视频1:18千米深岩浆库温度、熔体分数、体积组成和不相容微量元素浓度随深度的时间演化。

储层的孵育期占据了前0.94 Myr:每次基岩侵入后，熔体分数降为零(扩展数据图)。3.)．生长阶段从0.94 Myr前持续到1.08 Myr前，在基底侵入和熔体向上迁移之间，熔体分数仍然大于零。活跃期从1.08密尔前持续到1.66密尔前:形成了一层演化的可喷发岩浆。水库的衰退期结束于1.7亿年前。

视频2:10千米深岩浆库温度、熔体分数、体积组成和不相容微量元素浓度随深度的时间演化。

储层的孵育期占前0.86 Myr，每次侵入基岩后熔体分数降为零。生长阶段从0.94 Myr前持续到1 Myr前，在基岩侵入和熔体向上迁移之间，熔体分数一直大于零。活跃期从1密尔前持续到1.66密尔前:形成了一层可喷发的岩浆。储层的衰退期结束于1.8亿年前。

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杰克逊，医学博士，布兰迪，J. &斯帕克斯，R.S.J.地壳中岩浆的化学分化，冷藏和再动员。自然564， 405-409(2018)。https://doi.org/10.1038/s41586-018-0746-2

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关键字

  • 局部散装成分
  • 熔体分数
  • 活跃的融化
  • 窗台上入侵
  • 侵入深度

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