孟凡雪 赵梦云 孟元库

1. 山东科技大学地球科学与工程学院,青岛 266590 2. 青岛海洋科学与技术试点国家实验室,海洋地质过程与环境功能实验室,青岛 266061

幔源玄武质岩浆及幔源包体是探究深部地质作用的重要窗口,其地球化学特征可以用来反演源区的组成,为研究地幔演化提供重要线索。但幔源包体出露相对有限,因此,幔源玄武质岩浆是认识深部地幔最重要最直接的研究对象。其中,大洋玄武岩与大陆玄武岩相比,没有上覆陆壳影响,因此能够更直观的揭示地幔源区性质,是研究地幔源区组成和演化的理想样品,尤其是大洋玄武岩元素和同位素研究,为认识地球化学分异和地幔对流提供重要制约。

洋中脊玄武岩是离散板块边界地幔物质上涌减压熔融的结果,最初被认为起源于不相容元素亏损且相对较均一的浅部软流圈地幔(Zindler and Hart, 1986; Castillo and Batiza, 1989; Castilloetal., 1998; Niuetal., 1999; Regelousetal., 1999)。但随着研究程度的深入,发现洋中脊玄武岩显示较大的微量元素和放射性同位素变化范围,表明其地幔源区从熔体包裹体尺度到盆地尺度都是不均一的(Dupré and Allègre, 1983; Hart, 1984; Zindleretal., 1984)。代表亏损地幔熔融残余的深海橄榄岩同样显示较大的组分变化范围,进一步证实地幔不均一性在不同尺度上普遍存在(Salters and Dick, 2002; Ciprianietal., 2004)。正常或亏损洋中脊玄武岩(N-MORB)被认为源自亏损软流圈地幔,而富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)成因尚未厘清。经典的洋中脊-地幔柱模型,即富集的地幔柱物质直接运移到洋脊下方发生熔融,被用来解释热点附近E-MORB成因(Schillingetal., 1983; Niu and Hekinian, 2004; Galeetal., 2013),而远离热点的E-MORB一般认为是富集组分的贡献(Watersetal., 2011)。此外,一种可能的远端地幔柱-洋中脊相互作用模型也被用来解释E-MORB成因,即地幔柱物质以低程度熔融的熔体交代上覆亏损地幔的形式迁移至离地幔柱较远的洋脊位置,熔融形成E-MORB(Weietal., 2020)。

近年来研究表明,在慢速-超慢速扩张洋中脊附近有同位素富集的N-MORB产出,其在全球洋中脊玄武岩中是非常特殊的,这些洋脊周围多有地幔柱分布,且地幔柱与洋中脊距离较远(约500～1200km)。因此,这些同位素富集的N-MORB可能是远距离地幔柱-洋中脊相互作用的地球化学指标(Yangetal., 2017),对其成因认识有助于更全面理解MORB成因、源区性质和地幔柱-洋脊相互作用过程。综上,MORB地幔源区性质和演化尚未得到较好地约束,对地球上两大动力系统(板块构造和地幔柱)之间的相互作用的方式和程度理解也还远远不够。而幔源岩浆系统的全岩主微量元素和同位素地球化学综合研究,有望为理解大洋上地幔组成和演化历史,以及地幔柱-洋脊相互作用提供新的视角。

大洋玄武岩同位素研究主要聚焦于Sr-Nd-Pb同位素。近年来,随着分析测试技术的进步,Hf同位素研究也逐渐被关注(Agranieretal., 2005; Debailleetal., 2006; Longetal., 2019; Zhangetal., 2021),为理解地幔源区性质提供更多信息。与Sr-Pb同位素相比,Hf同位素不易受到后期海水蚀变影响,且在相同时间内176Hf/177Hf变化范围大于143Nd/144Nd,因此能更好的记录地幔早期亏损幔源岩浆的提取。且近年来,Hf同位素研究为揭示地幔源区古老难熔组分的存在提供重要证据,古老岩石圈残余组分中Pb和Sr含量极低,因而依托Pb-Sr同位素手段无法成功进行甄别,Hf同位素为真正理解地幔组成提供关键信息。鉴于上述,本文选取大西洋中脊26°S洋脊及海山玄武岩典型样品进行系统的Sr-Nd-Pb-Hf同位素研究,并结合已发表的元素地球化学和部分Sr-Nd-Pb同位素数据,旨在从新的角度探讨玄武岩成因和地幔源区组成,为地幔不均一性成因认识提供依据,进一步理解地幔柱-洋脊相互作用对大洋玄武岩成因的制约。

1 地质背景和样品概况

研究区位于大西洋中脊26°S附近,洋脊向西的扩张速率为19.3mm/y,向东的扩张速率为16.3mm/y(Carbotteetal., 1991),属于典型的慢速扩张洋脊。与快速扩张洋脊(90～180mm/y)相比,慢速扩张脊基本不受俯冲带影响,因此,主要形成N-MORB。本文研究区介于25°10′S～26°35′S之间,洋脊长约100km,其北部和南部分别以Rio Grande转换断层和Moore断裂带为界(图1b)。研究区已开展较为详细的地质和地球物理研究(Carbotteetal., 1991; Blackman and Forsyth, 1991; Grindlayetal., 1992)。研究表明,研究区中部附近显示高地形,脊轴在海平面之下2600m深度,从中部分别向北和向南到转换断层附近,脊轴在海平面之下的深度逐渐加深到4100m左右(Regelousetal., 2009)。研究区近期的板内岩浆活动位于北部的Saint Helena、Trinidade(分别距离26°S洋脊约1400km和1600km)以及南部的Tristan da Cunha和Gough岛(分别距离26°S洋脊约1300km和1700km)(图1a)。一般认为,北部Saint Helena型同位素组成和南部Tristan-Gough型同位素组成的边界位于大西洋中脊26°S地区附近(Fontignie and Schilling, 1996)。

图1 南大西洋海底地形图显示大西洋中脊26°S的位置(a)及研究区详细的采样位置(b)

本文研究的样品采自1987年RV Conrad RC2802航次(Batizaetal., 1989),其中,19件新鲜的玄武岩玻璃采自沿洋脊的14个拖网位置(图1b红点位置),每个拖网点位之间平均间距为6～7km。所有洋脊玄武岩样品均位于脊轴2km范围之内,其年龄均小于0.1Ma。此外,本文还对采自洋脊两翼的5件新鲜的海山玄武岩玻璃样品进行研究(1、6、7点位;图1b黄点位置)。这些海山样品的年龄并未确定,但根据海山之下的洋壳年龄代表海山形成年龄的上限,推测海山玄武岩年龄不老于2Ma(点位6、7位于约1.8Ma洋壳之上,点位1下方洋壳年龄为2.0Ma)。

前人已经对本文研究的样品进行了主微量元素(Batizaetal., 1988, 1989; Niu and Batiza, 1994; Regelousetal., 2009)和部分样品Sr-Nd-Pb-He同位素研究(Castillo and Batiza, 1989; Grahametal., 1996; Regelousetal., 2009)。从已有的主微量元素数据来看,本次研究的样品都是典型的亏损型洋中脊玄武岩(N-MORB)(图2),主量元素变化可能和橄榄石、斜长石、单斜辉石低压条件下分离结晶有关(Niu and Batiza, 1994)。同位素数据表明,研究区地幔存在不均一性,同位素变化范围较大,海山样品相对于洋脊玄武岩具有更富集的Sr-Nd-Pb同位素组成(Castillo and Batiza, 1989; Grahametal., 1996; Regelousetal., 2009)。

图2 研究区洋脊及海山玄武岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

2 分析方法

本次研究主要对上述洋脊和海山24件玄武岩玻璃进行全岩Hf同位素研究,并对其中部分样品进行Sr-Nd-Pb同位素分析。所有样品的Sr-Nd-Pb同位素分析测试均在澳大利亚昆士兰大学放射性同位素实验室完成。24件玄武岩样品Hf同位素分析测试均在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成,其中9件样品在澳大利亚昆士兰大学放射性同位素实验室进行分析测试和结果对比。

中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室全岩Hf同位素分离采用一次阴离子色谱流程,该方法基于Yangetal. (2010),树脂为Ln-spec特效树脂。Hf同位素分析测试在Neptune Plus多接收电感耦合等离子质谱仪完成。Hf同位素质量分馏校正到179Hf/177Hf=0.7325。实验室用国际标样JMC 475来监控仪器状态。多次重复测量JMC 475给出平均值为176Hf/177Hf=0.282154±4(2σ,n=11)。美国地质调查局标准参考物质AGV-2,BHVO-2和BCR-2分析结果分别为176Hf/177Hf=0.282977±0.000002,176Hf/177Hf=0.283094±0.000003,176Hf/177Hf=0.282859±0.000003,在误差范围内与推荐值一致。标样多次测量结果表明,仪器稳定性良好,数据精确可靠。

澳大利亚昆士兰大学Sr-Nd-Pb-Hf化学分离和提纯流程根据Makishimaetal. (2008),Míková and Denková (2007)方法改进,取大约2mL样品溶液分别用Sr-spec、Thru-Spec和Ln-Spec特效树脂纯化,详细分离流程见Weietal. (2022)。同位素比值测定在放射性同位素实验室Nu Plasma多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)完成。样品测得的86Sr/88Sr、146Nd/144Nd、179Hf/177Hf数据分别进行质量分馏校正到86Sr/88Sr=0.1194、146Nd/144Nd=0.7219、179Hf/177Hf=0.7325。

同位素测试过程中用Sr同位素国际标样NBS987和实验室内部标样Ames Nd Metal进行监测。国际标样NBS987测得的结果为87Sr/86Sr=0.710245±8(n=4,2σ)。实验室17个Nd Metal标样平均值为143Nd/144Nd=0.511966±16(n=20,2σ),相当于Nd国际标样JNdi-1143Nd/144Nd=0.512113±9(n=20,2σ)。本次测量的Nd Metal标样平均值为143Nd/144Nd=0.511965±12(n=8,2σ)。10×10-6Hf ICP solution多次测量平均值176Hf/177Hf=0.282145±6(n=16,2σ),相当于国际标样JMS-475平均值176Hf/177Hf=0.282160±6(n=16,2σ)。本次样品分析同批次重复测试的Hf实验室内部标样平均值为176Hf/177Hf=0.282146±5(n=29,2σ)。此外,对美国地质调查局国际标样BCR-2分析结果为87Sr/86Sr=0.705006±8,143Nd/144Nd=0.512636±6,176Hf/177Hf=0.282862±5,与推荐值在误差范围内一致。

化学分离纯化的Pb溶液中加入4×10-9的铊(205Tl/203Tl=0.23875)用来进行质量分馏校正。Pb同位素国际标样NBS981多次重复分析的平均值为208Pb/204Pb=36.7083±59,207Pb/204Pb=15.4934±17,206Pb/204Pb=16.9413±20(n=7,2σ)。测得的Pb同位素数据校正到NBS981标准208Pb/204Pb=36.7220,207Pb/204Pb=15.4963,206Pb/204Pb=16.9405(Galer and Abouchami, 1998)。

两家实验室Hf同位素分析结果在误差范围内基本一致,表明数据真实可靠(图3)。

图3 两家实验室全岩Hf同位素分析结果对比

3 分析结果

3.1 全岩Hf同位素

大西洋中脊26°S玄武岩样品Hf同位素分析结果见表1。大西洋中脊26°S脊轴玄武岩样品Hf同位素组成相对较均一,176Hf/177Hf=0.283032～0.283161,εHf=12.5～13.8。来自点位1的海山玄武岩样品与洋中脊玄武岩样品Hf同位素组成相似,但来自点位6、7的海山玄武岩相对于洋脊轴部玄武岩具有更富集的Hf同位素组成(εHf=9.2～9.7)。

3.2 全岩Sr-Nd-Pb同位素

本次测试的Sr-Nd-Pb同位素结果,包括已发表的部分样品Sr-Nd-Pb同位素数据见表2。大西洋中脊26°S玄武岩样品Sr-Nd-Pb同位素组成如下:87Sr/86Sr=0.702496～0.703475,143Nd/144Nd=0.512954～0.513143,206Pb/204Pb=18.1347～18.3720,207Pb/204Pb=15.4880～15.5407,208Pb/204Pb=37.7377～38.1744。

表2 大西洋洋脊及海山玄武岩Sr-Nd-Pb同位素分析结果

本文研究的Sr-Nd-Pb-Hf同位素数据和研究区已发表Sr-Nd-Pb同位素数据显示,Hf-Nd同位素之间具有非常好的线性关系(εHf=1.3263εNd+0.9802;R2=0.92)。所有样品均落入由全球洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩限定的Hf-Nd同位素地幔阵列范围内,且样品阵列近平行于地幔阵列趋势线,并处于地幔阵列趋势线下方(即εHf=1.59εNd+1.28;Chauveletal., 2008)(图4)。此外,Hf同位素和Sr-Pb同位素以及部分主微量元素之间也显示出良好的相关关系(图5、图6)。

图4 大西洋洋脊和海山玄武岩Hf-Nd同位素相关关系图(地幔阵列据Vervoort et al., 1999; Chauvel et al., 2008)

图5 大西洋洋脊和海山玄武岩Hf同位素与部分主微量元素含量相关关系图

图6 大西洋洋脊和海山玄武岩Sr-Nd-Pb-Hf同位素相关关系图

此外,Sr-Nd-Pb同位素之间也呈现较好的线性关系:87Sr/86Sr与206Pb/204Pb呈正相关,与143Nd/144Nd负相关(图6)。脊轴玄武岩Sr-Nd同位素组成相对较均一(87Sr/86Sr=0.702496～0.702605,143Nd/144Nd=0.513076～0.513143),Pb同位素尤其是206Pb具有较宽的变化范围(206Pb/204Pb=18.1347～18.3720,207Pb/204Pb=15.4880～15.5140,208Pb/204Pb=37.7377～38.0042)。来自点位1的海山玄武岩样品与洋脊轴部玄武岩样品Sr-Nd-Pb同位素相似,但点位6、7的海山玄武岩样品具有更富集的Sr-Nd-Pb同位素组成(图6),与Hf同位素组成相似。值得注意的是,点位6、7的海山玄武岩样品206Pb/204Pb组成在脊轴玄武岩范围之内,在给定207Pb 和208Pb条件下具有相对低的206Pb/204Pb组成(图6)。此外,来自于点位6、7的4件海山玄武岩样品具有更富集的Sr同位素组成,且略偏离线性关系,可能与后期海水蚀变或其他因素有关。样品同位素数据与先前报道的大西洋中脊3°～46°S的玄武岩数据相吻合(Hananetal., 1986; Fontignie and Schilling, 1996)。

4 讨论

4.1 洋脊及海山玄武岩成因

根据Galeetal. (2013)对洋中脊玄武岩分类定义,本次研究的大西洋洋脊和海山玄武岩样品 (La/Sm)N<0.8(N代表原始地幔标准化值,据Sun and McDonough, 1989),K/Ti<0.14(0.04～0.09),均为N-MORB,是亏损软流圈地幔减压熔融的结果。值得注意的是,本次研究样品的Sr-Nd-Hf同位素组成相对于亏损地幔(DM)端元明显更富集,其中,点位6&7海山玄武岩样品与FOZO或HIMU组分相似(图4、图6)。此外,大西洋洋脊26°S玄武岩样品同位素组成变化范围较大,且Hf同位素和Sr-Nd-Pb同位素以及部分主微量元素之间具有明显的相关关系(图4-图6),表明地幔源区不均一,即地幔源区除亏损地幔端元外,可能有同位素富集组分参与。

已有研究一般将其归因于同位素相对富集的组分弥散于难熔的亏损地幔源区(Niu and Batiza, 1997)。富集组分被解释为陆壳、洋壳或者沉积物(Hofmann, 1997; Strackeetal., 2003)、大陆岩石圈地幔(Bonattietal., 1992)以及交代的大洋岩石圈地幔(Janneyetal., 2005; Niu and O’Hara, 2009; Niu, 2009; Niuetal., 2011, 2012)等多种可能来源。前人基于对本论文研究样品的Sr-Nd-Pb同位素分析结果,也认为其有大陆下地壳物质贡献(Regelousetal., 2009)。但值得注意的是,无论上述哪种富集组分的参与,不仅会造成MORB样品同位素富集,其元素富集特征也不可避免地会被继承。但本文研究的玄武岩均为同位素富集的N-MORB,与上述模型不符。近期熔体提取事件可能造成微量元素亏损,而同位素体系没有时间演化,而保留了富集的特征。本次研究的大西洋洋脊和海山玄武岩样品Sr-Nd-Hf同位素与其母子体元素比值之间相关性不明显似乎支持这一观点。研究区近期板内岩浆活动位于北部的Saint Helena、Trinidade(分别距离26°S洋脊约1400km和1600km)以及南部的Tristan da Cunha和Gough岛(分别距离26°S洋脊约1300km和1700km)(图1a)。因此,地幔柱-洋脊相互作用可能对研究区洋脊和海山玄武岩形成有重要贡献。

4.2 地幔柱-洋脊相互作用——同位素富集N-MORB组分来源

已有研究认为,大西洋中脊附近Circe、Saint Helena、Tristan da Cunha、Gough和Meteor等热点与附近的南大西洋中脊之间普遍存在柱-脊相互作用(Schillingetal., 1985; Hananetal., 1986; Fontignie and Schilling, 1996)。

研究区大西洋中脊26°S位于划分北部Saint Helena (～1400km)型同位素组成和南部Tristan-Gough(～1300km)型同位素特征的边界附近(Fontignie and Schilling, 1996)。因此,两个地幔柱与洋脊的相互作用可能对研究区玄武岩成因有明显贡献。南大西洋打开之前,Saint Helena地幔柱对南大西洋软流圈地幔的大规模混染(～145Ma)发生在Tristan da Cunha地幔柱(～135Ma)之前(Hananetal., 1986; Wilson, 1992; Fontignie and Schilling, 1996)。随后,由于地幔柱的不断作用,导致Saint Helena和Tristan da Cunha地幔柱对软流圈物质进行了大规模的改造(O’Connor and Duncan, 1990)。随着南大西洋逐渐向西迁移,在70～80Ma期间,南大西洋一直位于Saint Helena和Tristan da Cunha地幔柱之上(Whittakeretal., 2015),南大西洋中脊和Saint Helena及Tristan da Cunha地幔柱之间发生较强烈的相互作用。

Saint Helena热点呈现出高U/Pb、低Rb/Sr的元素组成特征,代表洋岛地幔源区,地幔端元类型为HIMU(Schillingetal., 1985)。相比之下,Tristan da Cunha热点以高Rb/Sr、低U/Pb比值为特征,地幔端元类型为EMI型(Zindler and Hart, 1986)。已有研究显示,大西洋洋中脊5°～27°S玄武岩同位素组成是亏损上地幔与Saint Helena地幔柱混合的结果(Hananetal., 1986;Fontignie and Schilling, 1996)。然而,本文研究的大西洋26°S海山玄武岩的U/Pb和Rb/Sr比值均比脊轴玄武岩低,其中低的Rb/Sr比值可能与海水蚀变相关,而低的U/Pb比值与Tristan da Cunha热点更相似,而非Saint Helena地幔柱。为进一步验证两个地幔柱对研究区玄武岩组成贡献,本文分别选取Saint Helena和Tristan da Cunha两地幔柱作为富集端元与未受热点影响的亏损地幔端元进行两组分混合模拟(图7)。亏损地幔端元组成以及Saint Helena和Tristan da Cunha地幔柱端元同位素组成据Zhangetal. (2021),微量元素组成据Zhangetal. (2021)、Sun and McDonough (1989)和Salters and Stracke (2004)。端元组成计算根据PetDB和GeoROC数据库。模拟采用的亏损端元组成为:206Pb/204Pb=17.721、208Pb/204Pb=37.187、143Nd/144Nd=0.513296、87Sr/86Sr=0.702176、Sr=17×10-6、Nd=0.71×10-6、Pb=0.04×10-6、La=0.23×10-6和Sm=0.27×10-6;Saint Helena地幔柱端元组成为:206Pb/204Pb=20.780、208Pb/204Pb=40.071、143Nd/144Nd=0.512877、87Sr/86Sr=0.702920、Sr=581×10-6、Nd=32.3×10-6、Pb=2.08×10-6、La=31.7×10-6和Sm=6.68 ×10-6;Tristan da Cunha地幔柱端元组成为:206Pb/204Pb=18.546、208Pb/204Pb=39.020、143Nd/144Nd=0.512527、87Sr/86Sr=0.705058、Sr=1078×10-6、Nd=67.01×10-6、Pb=8.47×10-6、La=66.60×10-6和Sm=10.60×10-6。定量模拟表明,大西洋中脊26°S区域受到Saint Helena地幔柱影响相对较小,而Tristan da Cunha地幔柱与洋脊相互作用能很好的解释研究区玄武岩样品Sr-Nd-Pb同位素和微量元素组成,因此,Tristan da Cunha地幔柱物质可能是地幔源区富集组分的可能来源。这与已有研究认为Saint Helena地幔柱作用范围受控于Trinidade F.Z.,其南界位于21°S附近相一致(Zhangetal., 2021)。定量模拟发现,海山玄武岩地幔源区由90%～95%的亏损地幔端元和10%～5%的富集组分混合而成,而脊轴玄武岩富集组分比例小于5%(图7)。

图7 Saint Helena and Tristan da Cunha地幔柱分别与未受地幔柱混染的亏损端元两端元混合模型

本文研究的6、7点位海山玄武岩在Pb-Pb同位素图解上显示出在给定206Pb/204Pb条件下,具有高的207Pb/204Pb和208Pb/204Pb组成的特征,样品投点位于地球等时线右侧、北半球Pb参考线(NHRL)上方,与Dupal异常铅同位素组成相似(图6b)。根据Dupal异常判别标准公式(Hart, 1984):

Δ7/4=[(207Pb/204Pb)样品-0.1084(206Pb/204Pb)样品-13.491]×100

Δ8/4=[(208Pb/204Pb)样品-1.209(206Pb/204Pb)样品-15.627]×100

ΔSr=[(87Sr/86Sr)样品-0.7]×104

点位6、7海山玄武岩样品计算出的相关参数分别为:Δ7/4=5.13～6.53,平均值为5.81;Δ8/4=36.38～41.56,平均值为39.33;ΔSr=30.98～34.75,平均值为32.90(表3)。根据Goldsteinetal. (2008)提出的DUPAL异常标准(Δ8/4>30),本文研究的海山玄武岩样品均显示DUPAL异常。

表3 洋脊及海山玄武岩Dupal异常相关参数计算结果

此外,本文依据Hart (1988)提出的ΔNd判别公式进行计算:ΔNd=(143Nd/144Nd)样品-0.6655227+0.214877×(87Sr/86Sr)样品-9.089348×10-5×(206Pb/204Pb)样品

结果表明,大西洋26°S脊轴和海山玄武岩样品ΔNd=-0.0032～-0.0030,均为负值(表3)。已有研究指出,负的ΔNd值指示EMⅠ组分存在,而正的ΔNd则代表EMⅡ组分。因此,研究区样品的富集组分可能为EMⅠ型,这与同位素定量模拟结果相吻合。因此,Tristan da Cunha地幔柱-洋脊相互作用可能是研究区玄武岩形成的重要机制。

Tristan da Cunha地幔柱距离研究区距离大于1000km,结合已有对全球MORB数据统计显示,同位素富集的N-MORB较少,多分布在慢速-超慢速扩张脊(如西南印度洋脊;Yangetal., 2017),其周围多有地幔柱分布,且地幔柱与洋中脊距离较远(约500～1200km)(Yangetal., 2017),这与本文研究的洋脊和海山玄武岩地球化学特征和产出环境非常相似,因此,这类玄武岩可能具有相似的成因模式。远端地幔柱富集物质向洋脊迁移的过程中,富集组分不断发生熔融,因此,残余的地幔柱物质显示不相容元素不同程度亏损的特征,但保留富集的同位素组成,其在洋脊附近产生同位素富集的N-MORB。

通过对南大西洋中脊玄武岩数据元素和同位素研究还发现,在～37°S和～16°S地区,洋脊玄武岩的元素和同位素表现出富集趋势,分别对应Tristan和St. Helena地幔柱附近。而远离地幔柱表现为:从37°S Tristan da Cunha地幔柱附近到20°S显示连续的不相容微量元素和Sr-Nd-Pb-Hf同位素亏损特征(图8)。

图8 南大西洋MORB同位素和不相容微量元素比值相对于纬度变化关系

这一系统组分变化支持远端地幔柱-洋脊相互作用对南大西洋中脊玄武岩形成起到重要作用。此外,37°S的玄武岩特征与Tristan地幔柱有一定相似性,表明Tristan地幔柱物质极有可能与经典地幔柱-洋脊相互作用模型相似,先垂直运移到37°S附近洋脊,再向北沿洋脊走向供应到26°S。事实上,柱-脊相互作用对北大西洋玄武岩形成同样有重要意义(Yuetal., 1997; Dossoetal., 1999; Galeetal., 2013; Weietal., 2020)。因此,地幔柱-洋脊相互作用可能比以往预期的更加普遍,对大洋玄武岩成因有重要意义。

因此,大西洋26°S玄武岩同位素富集的N-MORB可能的成因机制是Tristan da Cunha地幔柱物质向大西洋中脊运移的过程中,岩石圈减薄,地幔柱发生减压熔融,富集熔体交代上覆岩石圈地幔,地幔柱残余物质则逐渐亏损不相容元素,但对于长半衰期同位素体系(Sr-Nd-Pb-Hf)和近期形成的MORB(<2Ma)来讲,放射性同位素衰变累积可忽略不计,同位素组成继承源区富集的特征。因此,最终形成元素亏损的N-MORB保留了地幔柱物质同位素富集的特征。当残余地幔柱组分到达大西洋中脊下方后,与洋脊下伏亏损地幔相互作用,最终形成不相容元素亏损但同位素富集的N-MORB(图9)。同位素富集的N-MORB可能记录了远端柱-脊相互作用和洋脊之下地幔柱物质再熔融过程,为认识地幔不均一性提供了新的岩石和地球化学证据。

图9 洋中脊-地幔柱相互作用简化模型图(据Yang et al., 2017)

4.3 地幔柱-洋脊相互作用对大洋玄武岩成因的启示

板块构造理论的提出对认识岩浆的形成和演化有重要意义,随着板块构造的兴起和发展,岩石学和固体地球化学领域最重要的进展之一是通过对大洋玄武岩Sr-Nd-Pb同位素的研究认识到地幔物质的不均一性(Hananetal., 1986; Castilloetal., 1998; Skolotnevetal., 2006)。广泛分布的洋岛玄武岩(OIB)形成于不相容元素较为富集的地幔域,其同位素的变化幅度和范围需要多个端元(如“DMM”,“EMⅠ”,“EMⅡ”,“HIMU”,“FOZO”,“C”)以不同比例混合来解释(White, 1985; Zindler and Hart, 1986; Hartetal., 1992; Hanan and Graham, 1996)。板块构造理论难以解释板内岩浆活动成因,地幔柱理论被提出来解释如夏威夷等板内OIB成因。经典洋脊-地幔柱相互作用模型也被用来解释地幔柱附近E-MORB成因,即源自地幔柱的富集物质直接运移到洋脊下方,部分熔融形成E-MORB,且在洋中脊处表现为洋壳增厚等地球物理特征(Sleep, 1996; Hall and Kincaid, 2003)。因此,E-MORB常被认为是识别洋中脊-地幔柱相互作用的代表性样品。然而,以往认为,随着距离增加,地幔柱贡献被“稀释”,如中大西洋洋脊33°～35°N之间的E-MORB之前被认为与Azores地幔柱无关(Niuetal., 2001)。但近年研究指出,远端地幔柱物质可能对E-MORB形成有贡献,如Weietal. (2020)对中大西洋洋脊33°-35°N之间的DSDP钻孔MORB样品进行Sr-Nd-Pb同位素分析发现,其同位素组成与距离其约1000km的Azores地幔柱相似,提出Azores地幔柱物质是该区域MORB富集组分最可能的来源。

反之,对于不相容元素亏损的N-MORB来讲,一般认为其来自软流圈地幔减压熔融,源区相对比较均一,但本文研究的大西洋26°S洋脊和海山玄武岩均为N-MORB,并未发现E-MORB,但样品同位素组成相对于亏损地幔来讲显示不同程度富集,可能是远端地幔柱沿脊迁移过程发生熔融的残余物质在洋脊下方再次熔融的结果。这一现象在其他洋脊也有发现,它们共同的特点是洋脊周围有地幔柱,且地幔柱距离较远,MORB显示不相容元素亏损,但同位素富集的特征。因此,地幔柱-洋脊相互作用不仅对E-MORB,其对N-MORB成因也有重要贡献,这对理解地幔柱-洋脊相互作用方式提供新的视角,也对理解地幔不均一性提供新的地球化学证据。地幔柱-洋脊相互作用可能比预期的更普遍,在时间和空间上的影响范围更广,大洋玄武岩(OIB和MORB)成因可能受控于地幔柱和板块构造两大地球动力学系统。

5 结论

(1)大西洋中脊26°S脊轴玄武岩和海山玄武岩均显示同位素富集的N-MORB特征,且具有相对较宽的元素和同位素变化范围,同位素之间显示较好的相关关系,可能是软流圈地幔减压熔融的结果,但有富集组分参与,表明研究区地幔存在不均一性。

(2)结合研究区构造环境、地球化学特征和同位素定量模拟表明Tristan da Cunha地幔柱是研究区富集组分的可能来源,为EMⅠ型地幔特征。点位6、7海山玄武岩样品基本符合Dupal异常边界条件和定量计算结果,进一步支持富集端元为EMⅠ型。

(3)远端地幔柱-洋脊相互作用是研究区玄武岩形成的可能模式,Tristan da Cunha地幔柱距离洋脊大于1000km,地幔柱物质除垂直上升到洋脊产生E-MORB外,沿脊向北移动,运移过程中由于岩石圈厚度向洋脊方向明显变薄,为地幔柱发生减压熔融提供良好条件,发生低程度部分熔融。伴随熔体不断提取,残余的地幔柱物质显示不相容元素亏损特征,但保留同位素组成富集的特征。地幔柱发生熔融之后的残余组分到达大西洋中脊26°S之下,再次发生减压熔融,最终形成不相容元素亏损但同位素富集的N-MORB。

(4)结合全球MORB数据,这种同位素富集的N-MORB多见于慢速-极慢速扩张洋脊,这些洋脊周围都有地幔柱分布,且地幔柱距离洋脊较远,因此其可能有相似的成因,同位素富集的N-MORB可能记录了远端柱-脊相互作用和洋脊之下残余地幔柱物质对玄武岩源区的贡献,为认识地幔不均一性提供新的视角。

(5)地幔柱-洋脊相互作用不仅发生在地幔柱附近,其影响范围比以往预期要大得多,且其不仅对E-MORB成因有重要贡献,对N-MORB成因也有重要意义,这为认识地幔柱-洋脊相互作用和大洋上地幔特征和演化提供新的岩石和地球化学证据。

致谢本文中的洋脊玄武岩和海山玄武岩样品由英国杜伦大学牛耀龄教授提供,在此深表感谢!感谢编辑和审稿人提出的宝贵意见,使文章科学意义得以提升,为文章大大增色。