科科斯脊玄武巖斜長石礦物化學及地質意義

葛振敏，鄢全樹,2,3*，趙仁杰,3，施美娟

( 1. 自然資源部第一海洋研究所 海洋沉積與環境地質重點實驗室，山東 青島 266061；2. 青島海洋科學與技術試點國家實驗室 海洋地質過程與環境功能實驗室，山東 青島 266061；3. 山東科技大學 地球科學與工程學院，山東 青島 266590)

1 引言

大多數的無震脊，記錄了板塊運移到地幔柱之上時，熱點長期活動的歷史[1]。位于東太平洋的科科斯(Cocos)脊，被認為是加拉帕戈斯(Galápagos)地幔柱熱點活動的產物(圖1a)，但是該區域由于熱點鄰近科科斯-納茲卡(Nazca)擴張中心而具有復雜的構造演化歷史[6-14]。綜合大洋鉆探計劃（IODP）334和344航次在中美洲哥斯達黎加(Costa Rica)西部海域實施鉆探，并在U1381站位兩個鉆孔（A孔和C孔）獲得了正在沿著中美洲海溝俯沖的科科斯脊片段的基底玄武巖樣品[15](圖1a)。前人對科科斯脊開展了一些調查研究，比如深海鉆探計劃(DSDP)16航次158站位曾在科科斯脊西北部進行過鉆探取樣，并獲得基底巖石樣品[16]；1999年德國太陽號SO 144-3航次對加拉帕戈斯與中、南美洲之間的無震脊和海山進行了系統的巖石取樣[6]。目前的研究主要是通過全巖主微量元素及同位素手段對科科斯脊的構造演化過程進行了一定的探討[6-7]，識別出了科科斯脊的地幔源區與加拉帕戈斯熱點的關系，但是仍缺乏詳細的基底玄武巖中單礦物組分的數據資料，對巖漿房的演化過程尚缺乏明確的認識。

地幔巖石部分熔融形成的玄武質巖漿從源區上升至噴發地表期間，會經歷如分離結晶和同化混染等巖漿過程[17]。全巖組分是多個巖漿作用過程疊加的產物[18]，因此在揭示巖漿過程的研究中，相對于全巖組分，玄武巖內單礦物具有獨特的作用，它們會記錄復雜的巖漿演化歷史。對于大洋玄武巖來說，母巖漿離開源區后上升到地表期間，分離結晶作用是導致巖漿組分演變的最主要的過程。洋底玄武巖中可能包含多種形式的礦物晶體，如：（1）斑晶，直接從寄主玄武質巖漿中結晶出來，（2）循環晶，起源于與寄主巖漿同源的巖漿，但不是從寄主巖漿中直接生長出來的，且在進入寄主巖漿前已經循環了一次或多次的礦物晶體[19]，以及（3）捕虜晶，被玄武質巖漿捕獲的、與該巖漿不同源的地幔源區處或圍巖的礦物晶體[20-21]。此外，洋底玄武巖中通常會出現一些礦物微晶，它是在巖漿減壓及噴發的過程中成核并快速生長起來的[21]。斜長石是拉斑玄武巖中的主要礦物之一，地幔源區部分熔融生成的基性巖漿在上升到地表期間，不斷演化的巖漿在較寬的溫度-壓力范圍條件下均可以結晶出斜長石礦物。根據CaMgSi2O6-CaAl2Si2O8相圖，位于共結點與An端點之間的基性巖漿，在溫度下降時，將會優先晶出斜長石，到達共結點之后，輝石開始與斜長石共同晶出，形成間粒結構，并持續結晶，若巖漿噴出地表冷卻較快，剩余熔體來不及結晶，從而形成間隱結構或玻基斑狀結構[22]。同時，由于在斜長石晶體中(Ca2+)(Al3+)(Na+)(Si4+)的等價離子交換具有較慢的擴散速率[23]，斜長石斑晶通常具有生長環帶，是巖漿成分演化以及巖漿動力學的良好記錄[24-27]。因此對基性巖漿中的斜長石斑晶和微晶化學成分及結構開展研究，將為巖漿房的演化過程及演化機理提供重要信息。本文對科科斯脊基底玄武巖中的斜長石斑晶和微晶進行了系統的主微量元素分析，計算了斜長石形成的溫度條件，探討了斜長石斑晶與微晶的成因信息和巖漿演化過程，為完整理解科科斯脊成因及地質演化提供了重要線索。

2 地質背景與斜長石寄主巖石特征

哥斯達黎加地區西側岸外，科科斯-納茲卡擴張中心形成的科科斯板塊正在沿著中美洲海溝俯沖消減到加勒比(Caribbean)板塊之下[9]（圖1a）。由于加拉帕戈斯熱點和科科斯-納茲卡擴張中心的相互作用，該熱點在科科斯板塊上形成了NE-SW向的科科斯脊[6-14]（圖1a）。該脊高于周圍海底2.5 km，是加厚的地殼，厚度約25 km，是平均洋殼厚度的3倍[7-8,12,15]。該無震脊也與上述科科斯板塊一道向東俯沖于加勒比板塊之下。

IODP U1381站位位于科科脊正在俯沖的片段上，距離海溝約6 km[15]（圖1a）。先前研究顯示，該片段北東側的拉斑玄武巖年齡為13.0～14.5 Ma[11]。本次研究的6個樣品取自該站位的A孔和C孔，U1381 A 孔水深2 069.1 m（坐標8°25.715 0′N，84°9.469 0′W）[4]，U1381 C 孔 水 深 2 064.6 m（坐 標 8°25.702 7 ′N、84°9.480 0′W）[5]，巖芯柱狀圖見圖 1b。本次研究的斜長石的寄主巖石均為拉斑玄武巖[28]。巖石樣品的總體特征如下：氣孔狀或塊狀構造，除了樣品1381A-18R2和1381A-20R2不具有斑晶以外，其余樣品均為斑狀結構，斑晶含量2%～10%。樣品1381A-14R2、1381A-16R2、1381C-13X1的斑晶礦物為斜長石和少量單斜輝石，樣品1381A-26R1僅見斜長石斑晶。基質主要為填間結構，部分樣品為間粒或間隱結構，基質中常見斜長石、單斜輝石微晶，可見磁鐵礦等副礦物。斜長石斑晶（0.15 mm×0.35 mm～0.70 mm×1.05 mm）多呈自形、半自形板狀（圖2b至圖2d），也見他形（圖2a），斜長石發育聚片雙晶，可見多個斜長石斑晶或與輝石斑晶形成聯晶（圖2a至圖2d）。斜長石斑晶可見弱環帶結構（圖2c，圖2d），存在不同程度的熔蝕現象（圖2a至圖2d）。基質中斜長石微晶（0.01 mm×0.05 mm～0.1 mm×0.4 mm）常呈半自形長條狀（圖2e，圖2f），不定向，可見斜長石微晶與單斜輝石微晶交差生長（圖2e），斜長石微晶多具中空骸晶結構（圖 2e）。

3 分析方法

本次研究利用電子探針（EPMA）和激光剝蝕電感耦合等離子質譜（LA-ICP-MS）對斜長石分別開展了原位主量元素和微量元素分析測試，具體分析方法如下。

斜長石電子探針分析在自然資源部第一海洋研究所的JXA-8230型電子探針分析儀上完成。儀器分析條件為：加速電壓15.0 kV，測試電流1×10-8A。根據點位的情況，分析選用“spot”模式（電子束斑直徑1 μm）或“circle”模式（電子束斑直徑 10 μm），定量分析檢出限約 100×10-6。采用鈉長石（Na、Si）、斜長石（Ca、Al）、橄欖石（Mg）、赤鐵礦（Fe）、正長石（K）、氧化鉻（Cr）、金紅石（Ti）、薔薇輝石（Mn）和硅化鎳（Ni）作為標樣，分析采用GB/T 15617-2002硅酸鹽礦物的電子探針定量分析方法，ZAF(Z、A及F分別代表原子數、吸收以及熒光)校正方法。電子探針分析誤差為：＞20% 的元素(SiO2、Al2O3)，允許的相對誤差≤5%；3%≤含量≤20%的元素(CaO、Na2O)，允許的相對誤差≤10%；1%≤含量≤3%的元素(Na2O)，允許的相對誤差≤30%；0.5%≤含量≤1%的元素(MgO、MnO、FeO、TiO2、Cr2O3、NiO、K2O)，允許的相對誤差＜50%；總量誤差小于±2%。圖像分析采用二次電子圖像及背散射電子圖像。

斜長石的LA-ICP-MS分析測試在北京科薈測試技術有限公司完成。所用儀器為德國的Anlyitik Jena PQMS Elite型ICP-MS及與之配套的美國ESI NWR 193 nm準分子激光剝蝕系統。激光剝蝕過程中采用He為載氣進行剝蝕，激光束斑直徑為35 μm，深度為5 μm，頻率為 10 Hz，單點分析時間為 80 s，其中 15 s的空白背景采集，45 s連續剝蝕采集，20 s清洗進樣系統。實驗過程中斜長石采用的標準物質為SRM612。每分析5～15個樣品點分析一組標準物質，數據結果采用內標法用Glitter進行處理，選用內標元素Si。大多數元素的測試準確度小于5%，分析精度大于10%。

圖 1 科科斯脊及鄰近地區簡要地質圖及IODP U1381站位位置[2-3] (a)，U1381A孔和C孔巖芯柱狀簡圖(mbsf：海底以下深度，單位：m)[4-5] (b)Fig. 1 Tectonic setting of the Cocos Ridge and the adjacent area[2-3] (a), schematic lithostratigraphic summary of holes U1381A and C[4-5](mbsf: meter below seafloor) (b)

4 結果

4.1 斜長石種屬及主量元素特征

電子探針測試所得斜長石平均成分見表1。此次研究的斜長石具有較寬的An值范圍（41～89），斜長石斑晶An值較高，部分斑晶邊部及微晶An值較低（圖3）。U1381 A孔斜長石種類與U1381 C孔類似（圖3），主要為培長石、拉長石及中長石，與大洋拉斑玄武巖特征相符合[29]。

斜長石斑晶An值在42～89之間，平均值為80，種屬主要為培長石，部分為中長石及拉長石（表2）。根據An值的高低及是否具有環帶結構，斜長石斑晶可分為以下3類：第一種斜長石斑晶An值可達80以上，在背散射圖像上不具有環帶結構，例如斑晶1381A-14R2-pl-04（圖 2a，表 2）；第二種斜長石斑晶具有核-邊結構的環帶，由較寬的、具高An值（＞80）的核部和相對較窄的、具低An值的邊部構成，例如斑晶 1381C-13X1-pl-06（圖 2d，表 2），邊部發育可能不完全，例如斑晶 1381C-13X1-pl-01（圖 2c，表 2）；第三種斜長石斑晶An值較低（＜80），背散射圖像上不見明顯的環帶，An值從核部向邊部逐漸降低，例如斑晶1381A-16R2-pl-01（圖 2b，表 2）。

斜長石微晶An值介于41～76，平均值60，以拉長石為主，也見培長石及中長石（圖3）。不同樣品間斜長石斑晶和微晶An值存在一定的差異，對于單一樣品來講，斜長石斑晶An值要高于基質中斜長石微晶，即CaO含量下降，而Na2O含量上升，符合斜長石礦物成分在巖漿上升過程中的演化規律[30]。

圖 2 典型斜長石礦物的背散射電子(BSE)圖像Fig. 2 Backscattering electron (BSE) images of representative plagioclases

4.2 斜長石微量元素特征

本文研究對樣品1381A-14R2、1381C-13X1中斜長石斑晶和基質中微晶，以及樣品1381A-20R2中微晶進行了原位微量元素測試，結果見表3。U1381 A孔與U1381 C孔斜長石斑晶及微晶的微量元素特征類似，但不同樣品間具有一定的差異。

表 2 典型斜長石斑晶電子探針分析組分(wt%)Table 2 EPMA compositions (in wt %) of typical plagioclase phenocrysts

樣品1381A-14R2、1381C-13X1中斜長石斑晶具有比較一致的稀土配分形態（圖4）。斜長石斑晶稀土總量在 1.35×10-6～1.95×10-6之間，平均值為 1.63×10-6，從斑晶的核部到邊部，稀土總量呈振蕩變化，變化范圍較小（表3）。斜長石斑晶LREE/HREE的變化范圍在10.86～15.15之間，平均值為13.17；(La/Yb)N在11.51～26.19之間，平均值為17.50（表3），稀土配分曲線呈右傾型（圖4），明顯富集輕稀土，虧損重稀土（圖4）。δEu變化范圍為7.81～16.84，平均值為11.80（表 3），具有明顯的 Eu 正異常（圖 4）。

然而，在不同樣品及同一樣品的不同礦物間，斜長石微晶的稀土配分曲線存在明顯差異（圖4）。樣品1381A-14R2中斜長石微晶稀土元素總量明顯高于斜長石斑晶；具有比斑晶弱的Eu正異常，或基本不具有Eu異常；稀土配分曲線整體較為平整（圖4，表3）。樣品1381A-20R2的斜長石微晶具有比其他樣品中斑晶更高的輕稀土元素含量，及更顯著的Eu正異常（圖4，表3）；樣品1381C-13X1中部分微晶稀土配分曲線與斑晶相似，部分微晶稀土含量較高，且具有比斑晶弱的Eu正異常（圖4）。

與稀土配分情況相似，斜長石斑晶具有比較一致的微量元素分布型式，而斜長石微晶的微量元素分布較為雜亂（圖 5，表 3）。

細節上，從原始地幔標準化后的斜長石微量元素蛛網圖（圖5）中可以看出，斜長石斑晶中，大離子親石元素（LILEs）Ba、Sr表現出顯著富集；高場強元素（HFSEs）Nb、Ta、Zr、Hf則呈明顯虧損。Sr、Ba在造巖礦物中主要以類質同象的形式代替Ca、K。Sr在斜長石中表現為相容性元素[33]，Sr、Ba的富集可能與二者在斜長石中具有較高的分配系數有關。

樣品1381A-14R2中斜長石微晶微量元素分布與斑晶具有明顯的差異，微晶明顯富集不相容元素，部分微晶具有顯著的Sr負異常，在蛛網圖中呈中間凹、兩邊較為平坦的型式（圖5）。樣品1381A-20R2中斜長石微晶具有與樣品1381A-14R2、1381C-13X1中斑晶相似的微量元素分配型式，但是具有更為明顯的Ba、La、Pb、Sr及 Eu正異常（圖 5）。樣品 1381C-13X1中斜長石微晶同樣分為兩種，一種具有與斑晶相似的微量元素分配型式，另一種微晶則具有較高的不相容元素含量（圖 5）。

總體上，斜長石斑晶整體比微晶具有更低的輕稀土元素含量，更強的Eu正異常，以及較低的不相容元素含量，反映斑晶結晶自相對原始的巖漿，而微晶則是演化的最終巖漿噴出地表后淬冷的產物。斑晶核部-邊部以及微晶的母巖漿可能具有連續演化的特征。

圖 4 U1381站位玄武巖中斜長石的稀土元素球粒隕石標準化圖解（球粒隕石數據來自文獻[31]）Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns of the plagioclases in basalts from Site U1381 (CI chondrite values cited from reference [31])

5 討論

5.1 斜長石結晶的溫度條件

從離開源區到上升至地表的過程中，巖漿不斷發生演化，演化的一個關鍵因素是發生了礦物結晶及分離，而礦物結晶的深度和溫度是研究巖漿體系的狀態及演化過程的關鍵[25,30,34]，因此對礦物結晶溫度和壓力的計算對于理解巖漿體系的演化非常重要[34]。Kudo和Weill[35]建立了斜長石礦物溫度計，該溫度計的平均誤差(計算溫度-實測溫度)為-1 K，標準偏差為34 K，公式適用的巖石類型從玄武巖至流紋巖，溫度范圍覆蓋700～1 550℃[35]。由于根據Kudo和Weill[35]計算的溫度通常比實測的要高，Mathez[36]利用天然玄武巖和安山巖數據對Kudo和Weill[35]的溫度計進行了優化。為了比較斜長石斑晶和微晶結晶條件的差異，此次研究利用Mathez[36]的方法對斜長石的結晶溫度進行了計算，計算結果見表4。因為斜長石斑晶形成深度較大，而斜長石微晶是巖漿噴出地表后結晶的產物，斜長石微晶的計算選擇＝0.5×108Pa時的計算公式，斜長石斑晶的計算采用＝1.0×108Pa時的公式[36]。

U1381 A孔斜長石斑晶結晶溫度為1 050～1 253℃，斜長石微晶結晶溫度為866～988℃（表4）；U1381C孔斜長石斑晶結晶溫度為1 149～1 249 ℃，斜長石微晶結晶溫度為1 021～1 033℃（表4）。C孔斜長石結晶溫度整體略高于A孔。總體上，該站位斜長石斑晶結晶溫度為1 050～1 253℃，斜長石微晶結晶溫度為866～1 033℃（表4），因為斜長石斑晶邊部的影響，二者的結晶溫度計算結果部分重疊，但是斜長石斑晶結晶溫度整體高于微晶。因此，以上結果反映本次研究的斜長石礦物分兩期形成，斜長石斑晶形成深度相對較深，結晶溫度較高，斜長石微晶結晶溫度略低于斑晶，推測形成深度較淺，結晶較晚。但斜長石斑晶核部-邊部與微晶的結晶溫度具有重合的部分，說明斜長石的結晶可能是一個連續的過程。

圖 5 U1381站位玄武巖中斜長石原始地幔標準化蛛網圖（原始地幔數據來自于文獻[32]）Fig. 5 Primitive mantle normalized trace element spidergram of the plagioclases in basalts from Site U1381(primitive mantle values after reference [32])

表 4 斜長石結晶溫度范圍Table 4 Crystallization temperatures of plagioclases

5.2 斜長石的成因

5.2.1 高An值斜長石斑晶核部的成因

巖漿形成、演化及噴出地表的過程中，可能存在不同批次巖漿補給與巖漿分異，從而形成組分復雜的礦物晶體。影響斜長石組成成分及形態特征的因素是復雜的，包括巖漿的組分、溫度、壓力及揮發分等，有時是多種因素綜合的結果[18,37]。An值的變化通常是所有因素共同作用下的結果，例如，等壓條件下溫度的降低及等溫條件下壓力的升高往往會使斜長石更富鈉[37]。而對于低堿拉斑玄武巖，結晶最高的An（＞88）的最佳條件為：2×108～3×108Pa，H2O 近飽和狀態[38]。高 An 值的斑晶狀斜長石可能是演化程度較弱的早期巖漿在深部高壓巖漿房中結晶形成的，可能是捕虜晶[39]或循環晶[40]。因此，我們綜合考慮An值與斜長石中其他元素（例如，Fe、Ti、Mg、Sr、部分LREE等）的含量來研究斜長石的成因及巖漿體系的演化過程。如果An值的改變僅僅是由于溫度或者H2O含量變化引起的，那么這些元素的含量應該保持不變[41]，但是如果An值和Fe等元素同時改變，將會反映巖漿系統化學成分的改變[18]。

此次研究的樣品中，高An值（An＞80）的斜長石斑晶核部具有較低的Ti和Fe含量（圖6a，圖6b），以及較低的不相容元素含量（圖5，圖6c），表明是巖漿演化早期的產物。大的斜長石斑晶核部元素組分呈振蕩變化（圖7），反映是在規模較大的巖漿房，受巖漿對流作用影響[18,42]，持續結晶的產物。并且，此次研究的部分斜長石斑晶呈正環帶，邊部An值較低，具有完整的生長邊（圖2d）。微量元素組成上，斜長石斑晶核部和邊部與微晶具有一定的相似性或演化關系，因此此次研究中的斑晶并非捕虜晶，而是不同批次原始巖漿不斷注入巖漿房并持續演化的產物（可能是循環晶）。同時，斜長石聯晶的出現，也可能反映熱的原始巖漿的連續注入打亂巖漿房內的對流，從而使斜長石上浮到巖漿房頂部形成聯晶[37]。

圖 6 斜長石中FeOT、TiO2、La隨An值變化圖解Fig. 6 Plots of An versus FeOT、TiO2、La of plagioclases

圖 7 典型斜長石斑晶從核部到邊部元素組成變化圖解Fig. 7 Schematic diagram of major oxides compositional variations or trace element concentrations of typical plagioclase phenocrysts

5.2.2 斜長石斑晶熔蝕麻點結構及弱的正環帶結構的成因

斜長石斑晶通常具有熔蝕麻點結構，可能的原因有：減壓上升[43]或/和巖漿混合[44-45]造成的。H2O不飽和的情況下，巖漿快速上涌，壓力下降，持續上升，降低了斜長石的穩定性，會使斜長石溶解形成熔蝕麻點結構；而在相同的巖漿上涌速率下，揮發分含量降低，會使熔蝕程度減弱[43,46]。

樣品1381A-14R2含有大量氣孔，其中斜長石斑晶呈卵圓狀，有明顯的熔蝕現象（圖2a），且不具有反應邊，推測是在巖漿減壓上升過程中形成的。樣品1381A-16R2中斜長石斑晶熔蝕現象嚴重，礦物晶型不完整（圖2b），且An值較低（表2），可能是受熔蝕再生長影響。樣品1381C-13X1中僅含有極少的氣孔，該樣品中斜長石斑晶熔蝕程度減弱。此外，巖石樣品不具有巖漿混合的巖相學證據（例如，斜長石的反環帶），因此推測此次研究的樣品中斜長石斑晶的熔蝕麻點結構受減壓上升的影響。

此次研究中主要見兩種斜長石正環帶結構。斑晶1381C-13X1-pl-01具有不完全的低An值的邊（圖2c，表2），且該邊部An值與其他元素不具有明顯的相關性（圖7），可能是與晚期注入的相對原始的巖漿相互作用發生了均一化[30]。斑晶1381C-13X1-pl-06呈正環帶結構（圖2d，表2），具低An值的、清晰的斜長石礦物生長邊可能是晚期高度演化巖漿的結晶產物[47]。

5.3 巖漿作用過程

此次研究的拉斑玄武巖巖石樣品中，主要礦物只有斜長石及單斜輝石，因此可以參考Di-Ab-An三元共結體系[6]。根據相律，在該含固溶體的三元共結體系中，只考慮溫度作為影響體系平衡的外界因素時，在封閉體系中，只能存在一種斑晶礦物相。由于樣品中同時具有斜長石和單斜輝石斑晶，說明是一個開放的體系，可能發生巖漿的對流。

斜長石的組分、結構特征及結晶溫度，為系統研究巖漿房的演化及巖漿作用過程提供了有效信息。地幔巖石在合適的物理化學條件下發生部分熔融，部分熔融體在上地幔頂部聚集為原始巖漿，并形成規模較大的巖漿房。高An值的斜長石循環晶，反映在該開放的巖漿房中，可能存在弱的巖漿對流并有原始巖漿不斷注入進該巖漿房中，多期巖漿補給使得巖漿成分不斷改變。斜長石熔蝕結構的出現，反映巖漿攜帶部分早期結晶的斜長石斑晶上涌，由于巖漿中攜帶揮發分的原因，巖漿減壓上升過程中巖漿中水壓不斷上升。巖漿成分因晶出早期晶體（如富鈣斜長石）而發生演化，即成為演化巖漿。隨后，斜長石斑晶在上升過程中逐漸形成低An值（從不斷演化的巖漿中晶出）的邊部。巖漿噴發到達地表時，演化程度較高的巖漿，在淬冷條件下晶出低An值的較自形的斜長石微晶，并形成中空骸晶結構。

6 結論

（1）U1381站位科科斯脊基底玄武巖中斜長石斑晶以培長石為主，見少量拉長石及中長石；斜長石微晶以拉長石為主，也見培長石及中長石，符合大洋拉斑玄武巖的特征。部分斜長石斑晶為正環帶，多數斑晶在背散射圖像上不見明顯的環帶，但是從核部到邊部An值呈高低變化。

（2）斜長石斑晶從核部到邊部具有大致一致的微量元素分布特征，整體富集輕稀土，具有明顯的Eu正異常，富集Sr、Ba等大離子親石元素，虧損Nb、Zr、Hf等高場強元素。部分斜長石微晶微量元素配分樣式與斑晶相一致，但多數斜長石微晶具有比斑晶更高的不相容元素含量。

（3）斜長石斑晶結晶溫度為1 050～1 253℃，斜長石微晶結晶溫度為866～1 033℃，斑晶結晶溫度略高于微晶，這符合一般大洋板內拉斑玄武巖的巖漿過程。

（4）高An值的斜長石斑晶可能是循環晶，斑晶核部是相對原始巖漿的產物，而斑晶的邊部以及微晶是演化巖漿結晶的產物。根據斜長石主微量元素分布特征，熔蝕麻點結構（由于巖漿減壓上升造成的）及環帶結構，推測科科斯脊基底玄武巖來自于開放的巖漿房，且巖漿房內可能存在原始巖漿的不斷注入及巖漿對流。

致謝：感謝中國IODP辦公室的資助，感謝權瑞平老師在激光剝蝕電感耦合等離子質譜測試實驗中給予的指導和幫助！