陈静 陈双双, 高锐 刘嘉麒

1. 中山大学地球科学与工程学院,广州 510275 2. 南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海),珠海 519080 3. 中国科学院地质与地球物理研究所新生代地质与环境研究室,北京 100029

沙茨基海隆(Shatsky Rise)是位于太平洋西北部的玄武岩大火成岩省,是地球上第三大海洋高原(Sageretal., 1999),其火山活动发生的时间大致开始于晚侏罗世/早白垩世(Geldmacheretal., 2014)。沙茨基海隆附近的磁异常发育强烈,这与翁通爪哇海洋高原(Ontong Java Plateau)、马尼希基海隆(Manihiki Rise)、赫斯海隆(Hess Rise)等其他大型海洋高原较弱的磁异常完全不同(Coffin and Eldholm, 1994; Hoernleetal., 2004, 2010; Mahoneyetal., 1993; Tardunoetal., 1991)。许多海洋高原位于洋中脊或毗邻洋中脊,但海洋高原与同期洋中脊扩张构造的关系一直以来很难确定(Sanoetal., 2012),作为其中具有代表性的、与洋中脊具有紧密关联的海洋高原,研究沙茨基海隆火山活动可以揭示其形成机制是板块驱动机制还是地幔柱起源成因(Sageretal., 2010),对于研究太平洋其他大型海洋高原的起源、形成过程和机制具有重要参考价值。为了解释海洋高原体积和异常海洋地壳增厚,前人提出了地幔柱-洋中脊相互作用模型,但它们相互作用的方式、具体过程以及岩浆地球化学特征尚不清楚(Huangetal., 2018)。

沙茨基海隆火山活动的形成成因主要有三种假说,分别是洋中脊模型假说(Foulger, 2007; Anderson and Natland, 2014)、地幔柱模型假说(Richardsetal., 1989; Duncan and Richards, 1991; Coffin and Eldholm, 1994)和陨石碰撞假说(Rogers, 1982; Ingle and Coffin, 2004)。关于陨石碰撞假说,由于缺少碰撞区域周围产生的大范围冲击痕迹和陨石的证据,并且又无法解释在磁异常M22-M21时期,太平洋-伊泽奈崎(Izanagi)洋中脊发生了角度旋转(约30°),之后又重新定位这一古地理重建的结果,因此陨石碰撞假说基本不能解释包括沙茨基海隆在内的多个海洋高原的形成成因(White and Saunders, 2005; 宋晓晓和李春峰, 2016)。

磁异常条带显示沙茨基海隆起源于伊泽奈崎-法拉隆-太平洋板块三节点附近,且这些磁异常条带横穿火山地块,表明沙茨基海隆形成过程与复杂的洋脊构造必然有密切联系(Huangetal., 2018)。测井资料揭示沙茨基海隆塔木地块(Tamu Massif)的节理倾向、火成岩基底接触边界以及脉体方向等说明其形成机制更符合洋中脊模型假说(吴婷婷等, 2010)。地震折射数据显示,塔木地块的地震速度模型与地壳厚度具有负相关性,表明塔木地块的岩浆来源于较冷地幔物质的上涌,这种异常的地球化学特征也表明了塔木地块的成因与洋中脊模型相符(Korenaga and Sager, 2012)。此外,沙茨基海隆与板块三节点的紧密联系(Nakanishietal., 1999; Sager, 2005)、沙茨基海隆形成之前曾发生明显的板块重组(Nakanishietal., 2015)、沙茨基海隆下方缺乏底侵作用(Korenaga and Sager, 2012)、沙茨基海隆喷发的时间跨度相对较长(Tejadaetal., 2016; Geldmacheretal., 2014)等证据都进一步证明沙茨基海隆的洋中脊模型假说的合理性。然而,沙茨基海隆海洋高原具有大规模岩浆喷发的特征,洋中脊模型假说又难以解释这一现象。

地震剖面及磁异常显示沙茨基海隆的塔木地块是全球最大的海底单体火山,两翼坡度缓和且火山中心稳定,揭示了塔木地块是在同一地点大规模、快速火山喷发形成(Sageretal., 2019)。前人通过分析大型海洋高原周围的地质构造、岩石学特征和地球化学特征,认为短时间内大量岩浆喷发形成海洋高原符合地幔柱模型假说(徐斐和周祖翼, 2003)。沙茨基海隆在3～4Myr的时间间隔内,最小(平均)熔体生产率为0.63～0.84km3/yr,这种大量而又快速的火山喷发可能证实了沙茨基海隆的地幔柱模型假说(Geldmacheretal., 2014)。塔木地块具有较多大规模的、较厚的块状熔岩,而奥里地块(Ori Massif)和希尔绍夫地块(Shirshov Massif)的特征则是小规模火山熔岩较多,这种随着年龄逐渐减少的喷发量和拉长的火山链结构恰好反映了地幔柱从头部到尾部岩浆喷发程度不断减弱的过程(Sageretal., 2011)。塔木地块火山岩中观察到的地球化学非均质性随时间逐渐增强,被认为是由于地幔柱头部强烈的混合和均质化的结果(Farnetanietal., 2002)。奥里地块较富集的火山岩可能是由于地幔深部的再循环洋壳的混入导致的(Hanyuetal., 2015),再循环洋壳随着俯冲板块下降至地幔深处,并随着地幔柱返回地表,Heydolphetal. (2014)认为这一过程可能证实了沙茨基海隆的地幔柱模型假说。然而洋中脊模型假说认为,俯冲洋壳可以滞留在地幔楔,随后熔融形成不均匀的岩浆(Foulger, 2007; Anderson and Natland, 2014),因此再循环洋壳和岩浆异质性不能证明地幔柱模型假说。Sageretal. (2016)通过熔融模型对沙茨基海隆塔木地块进行模拟,结果表明尽管塔木地块存在温度异常,但是温度异常仅有50℃,比正常地幔柱温度低得多;沙茨基海隆的隆起高度最高时只上升至海平面附近,估计的古海拔和沉降程度远远低于地幔柱头模型的预测,与经典地幔柱头模型的预测结果不符(Griffiths and Campbell, 1991; Campbell, 2007),因此地幔柱模型假说无法解释沙茨基海隆的较低温度异常(约50℃)和上升隆起规模较小。另外,塔木地块磁异常图及其反演出火山内部的磁性结构也表明塔木地块既具有扩张洋中脊成因火山的特征,又具有盾状火山的一定特征,是一个混合型的巨型海底火山(Sageretal., 2019)。总之,目前无论是洋中脊模型假说还是地幔柱模型假说均有数据支持,不能仅用洋中脊模型假说或者地幔柱模型假说来简单地解释沙茨基海隆的成因(Sageretal., 2016, 2019; 庞洁红等, 2011; 罗怡鸣等, 2019)。

本文推测地幔柱-洋中脊相互作用模型能够更合理地解释沙茨基海隆火山活动的成因,该模型既能够解释沙茨基海隆火山活动的地球化学特征,又能解释沙茨基海隆的低沉降等问题。沙茨基海隆特殊的构造环境更容易发生地幔柱与洋中脊的接触和相互作用,扩张的洋中脊产生巨大的拉张应力,提供足够的抽吸力促使富集致密的地幔柱物质上升和喷发(Korenaga, 2005)。随后,这种密度较高的岩浆物质会在静态环境中下沉,导致沙茨基海隆的低沉降现象(Korenaga, 2005; Sageretal., 2019)。本文将通过岩石地球化学的证据来进一步确认地幔柱-洋中脊相互作用模型,选择了沙茨基海隆的塔木地块Site U1347和Site 1213火山岩、奥里地块Site U1349火山岩、希尔绍夫地块Site U1346火山岩,并对这些火山岩进行全岩主量、微量元素、Sr-Nd-Pb同位素成分分析。尽管前人已经有大量研究对沙茨基海隆基底玄武岩的岩性和地球化学特征进行分析(Sanoetal., 2012; Heydolphetal., 2014; Husenetal., 2013; Miyoshietal., 2015; Tejadaetal., 2016),但是沙茨基海隆不同类型火山岩的成因和富集地幔源区的成分来源仍存在一定争议。前人将沙茨基海隆基底火山岩分为四种岩石类型,即正常型、低Ti型、高Nb型和U1349型。正常型玄武岩和U1349型火山岩都具有相对较为亏损的不相容元素含量和较为富集的同位素成分,这种不耦合的微量元素和同位素成分应该如何解释?本次研究将尝试对此进行深入讨论。尽管不可否认地,本文重复分析了沙茨基海隆白垩纪玄武岩的全岩成分,但是本次研究是首次利用地球化学方面的证据来证实沙茨基海隆的地幔柱-洋中脊相互作用。正是由于这个研究意义,在本次研究中进行了重复数据分析。

1 地质背景

沙茨基海隆位于距离日本岛1500km的西北太平洋,面积约为4.8×105km2,仅次于翁通爪哇海洋高原(Ontong Java Plateau)和凯尔盖朗海洋高原(Kerguelen Plateau)。沙茨基海隆火山活动开始于白垩纪早期,主要由塔木地块(Tamu Massif)、奥里地块(Ori Massif)、希尔绍夫地块(Shirshov Massif)三个大型火山地块,以及一个从其北侧延伸的帕帕宁海脊(Papanin ridge)组成,它们呈现南西-北东向线性排列,这一排列特征与地幔柱喷发结果是一致的,在相对运动快速的太平洋板块上,存在着位置相对固定的地幔柱(图1; Sageretal., 1999)。沙茨基海隆位于日本西南-东北方向磁异常带和夏威夷西北-东南方向磁异常带的交汇处(Hildeetal., 1976; Sageretal., 1988; Nakanishietal., 1999),利用地磁数据和测深数据对沙茨基海隆的原始构造背景和演化历史进行了时间和空间的重建(Nakanishietal., 1999; Sageretal., 1999)。古地理重建结果表明,沙茨基海隆起源于太平洋板块、法拉隆板块和伊泽奈崎板块的板块三节点,整个海洋高原的岩浆作用与板块三节点由西南向东北方向迁移的运动轨迹密切相关。沿着板块三节点的运动轨迹,短时间内发生了大规模的火山活动,由此形成了沙茨基海隆的三个大型火山地块。塔木地块是沙茨基海隆最大的火山地块(约2.5×106km3),也是前人研究中预测的地幔柱头的喷发产物,位于沙茨基海隆的最南端且位于磁异常条带M21-M19之间(约148～145Ma, Tominaga and Sager, 2010; Sageretal., 2019)。较小的奥里地块和希尔绍夫地块分别位于塔木地块的北部和东北部(奥里地块约0.7×106km3,希尔绍夫地块约0.6×106km3),奥里地块位于磁异常条带M16附近(～141±1Ma),希尔绍夫地块位于磁异常条带M14附近(～138.5Ma; Nakanishietal., 1999; Tominaga and Sager, 2010)。因此三个火山地块的形成时间顺序由早到晚分别是塔木地块、奥里地块和希尔绍夫地块(图1)。塔木地块存在大量较厚的熔岩流,类似于在翁通爪哇高原发现的熔岩流和大陆洪流玄武岩,可能由大量玄武质岩浆喷发而形成。相反,在奥里地块和希尔绍夫地块,熔岩流则相对较薄,主要喷发产物为枕状玄武岩(Sageretal., 2013)。

图1 西北太平洋沙茨基海隆等深线图和大洋钻孔位置分布图(据Tejada et al., 2016修改)

大洋钻探计划(Ocean Drilling Program, ODP)198航次Site 1213钻孔位于塔木地块东南侧,约有47m火山岩岩芯,Mahoneyetal. (2005)获得塔木地块首个可靠的放射年龄数据(144.6±0.8Ma),与塔木地块北侧的磁异常带M19时间大致相同(Sager, 2005)。随后国际大洋钻探计划(International Ocean Discovery Program, IODP)324航次在沙茨基海隆三大火山地块陆续完成5个钻孔,首次对基底火山岩进行了广泛采样,分别是塔木地块的Site U1347和Site U1348、奥里地块的Site U1349和Site U1350、希尔绍夫地块的Site U1346。Site U1347钻孔位于塔木地块东南位置,约有159.9m火山岩岩芯,主要由块状玄武岩和枕状玄武岩的互层组成(Expedition 324 Scientists, 2010a)。Site U1348钻孔位于塔木地块北侧,约有120m火山碎屑岩,但并未发现致密块状的火山熔岩(Expedition 324 Scientists, 2010b)。Site U1349钻孔位于奥里地块山脊处,约有85.3m火山岩岩芯,主要由薄层的块状玄武岩组成(Expedition 324 Scientists, 2010c)。Site U1350钻孔位于奥里地块东侧,约有172.7m火山岩岩芯,主要由枕状玄武岩组成(Expedition 324 Scientists, 2010d)。 Site U1346钻孔位于希尔绍夫地块山脊处,约有52.6m火山岩岩芯,主要由枕状玄武岩组成(Expedition 324 Scientists, 2010e)。

2 分析方法

进行测试的样品均为较新鲜的、没有包裹体和侵入体的火山岩样品,为避免岩石表面风化的影响,已除去样品表面可能风化的部分,仅保留岩石样品的中间新鲜部分,并反复清洗并烘干,粉碎至200目,用于后续的全岩主量、微量元素及同位素分析。

在核工业北京地质研究所的分析实验室,使用Phillips PW1400 X射线荧光光谱仪(XRF)和FINNIGAN MAT感应耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)分别测试了沙茨基海隆玄武岩的全岩主量元素和微量元素。利用外标法测定主量元素成分,对于含量大于10%的主量元素,精度为1%,含量小于1%的主量元素,精度为5%。利用酸溶法测定稀土和微量元素成分。准确称取40mg样品粉末于Teflon溶样罐中,加入0.5mL HNO3、1mL HF,超声振荡后蒸发近干。再加入0.5mL HNO3、1.5mL HF,置于烘箱高温保温数天后蒸发近干。再次加入2.0mL HNO3置于烘箱保温,冷却后转移至50mL容量瓶,加入1mL 500×10-9In内标,用1% HNO3稀至刻度,摇匀待测。利用标准曲线法,以In内标校准仪器漂移。对于含量大于10×10-6的微量元素,误差小于5%,含量小于10×10-6的微量元素,误差小于10%。

在中国科学院地质与地球物理研究所Finnigan MAT262质谱仪上进行了全岩Sr-Nd同位素分析。前处理在配备100级操作台的千级超净室完成。将200目样品置于105℃烘箱中烘干12h,准确称取粉末样品100～200mg置于Teflon溶样弹中,依次缓慢加入1～3mL高纯HNO3和1～3mL高纯HF,将Teflon溶样弹放入钢套,拧紧后置于190℃烘箱中加热24h以上,待溶样弹冷却,开盖后置于140℃电热板上蒸干,然后加入1mL HNO3并再次蒸干,用1.5mL的HCl(2.5M)溶解蒸干样品,待上柱分离。用离心机将样品离心后,取上清液上柱,柱子填充AG50W树脂,用2.5M HCl淋洗去除基体元素,最终用2.5M HCl将Sr从柱上洗脱并收集,收集的Sr溶液蒸干后等待上机测试。树脂残留物质通过4.0M HCl淋洗可获得REE溶液,接收的REE溶液蒸干后,柱子填充LN树脂,用0.18M HCl淋洗去除基体元素,最终用0.3M HCl将Nd从柱上洗脱并收集,收集的Nd溶液蒸干后等待上机测试。由于样品具有相对稍高的Rb含量,经过AG50W树脂分离后,需进行二次Sr特效树脂分离。一次分离获得的溶液首先转换为3M HNO3介质,然后样品上柱。柱子填充Sr特效树脂,采用3M HNO3淋洗去除干扰元素,最终用MQ H2O将Sr从柱上洗脱并收集,收集的Sr溶液蒸干后等待上机测试。基于86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏校正。国际标准NBS987给出87Sr/86Sr比值为0.710236±11(n=4),国际标准JNdi-1给出143Nd/144Nd比值为0.512106±9(n=4),BCR-2重复分析结果给出87Sr/86Sr比值为0.705034±13,143Nd/144Nd比值为0.512620±8,Sr、Nd全流程本底分别为2×10-10g和5×10-11g。

在中国科学院地质与地球物理研究所VG354质谱仪上进行了全岩Pb同位素分析。前处理在配备100级操作台的千级超净室完成。将200目样品置于105℃烘箱中烘干12h,准确称取粉末样品100～120mg置于Teflon溶样弹中,先后依次缓慢加入1～3mL高纯HNO3和1～3mL高纯HF,将Teflon溶样弹放入钢套,拧紧后置于190℃烘箱中加热24h以上,待溶样弹冷却,开盖后置于140℃电热板上蒸干,然后加入1mL HNO3并再次蒸干,用1.0M HBr溶解样品,待上柱分离。用离心机将样品离心后,取上清液上柱,柱子填充AG树脂,用1.0M HBr淋洗去除基体元素,最终用6.0M HCl将Pb从柱上洗脱并收集,收集的Pb溶液蒸干后等待上机测试。铅流程本底小于200pg,铅同位素测试采用美国Thermofisher公司Triton Plus型热电离质谱仪。纯化好的样品采用微量盐酸溶解,并加点1μL硅胶和磷酸混合发射剂于铼灯丝表面,质谱测量温度为1250±50℃。国际标样NIST981被用于监控质谱仪状态,铅同位素质量分馏校正系数为每质量单位1.2‰,该校正系数源于对国际标样NBS981的长期大量分析所获得的数据。基于NBS981国际标准样品给出的204Pb/206Pb比值(0.059003±0.000084)、207Pb/206Pb比值 (0.914490±0.000017) 和208Pb/206Pb比值 (2.166910±0.000097)进行Pb同位素分馏校正。BCR-2重复分析结果给出206Pb/204Pb比值为18.760±0.003、207Pb/204Pb比值为15.622±0.002、208Pb/204Pb比值为38.722±0.005。Pb同位素全流程本底小于1ng,206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值的平均不确定度2σ分别为0.3%、0.2%和0.6%。

3 分析结果

3.1 主量、微量元素成分

沙茨基海隆火山岩具有较低的全碱含量(Na2O+K2O=2.01%～2.85%;表1;图2a)以及较低的K2O含量(0.08%～0.27%;图2b),与夏威夷拉斑玄武岩具有较相似的全碱含量和K2O含量。在TAS图解中沙茨基海隆火山岩主要落在拉斑玄武岩的分类范围内(图2a)。尽管沙茨基海隆火山岩具有相对较低的烧失量(LOI=0.65%～4.98%),但是为避免海水蚀变对岩性判断的影响,我们利用SiO2-Zr×10000/TiO2岩性图解来进一步判断(图2c),结果也显示沙茨基海隆火山岩主要属于碱含量较低的拉斑玄武岩(或亚碱性玄武岩)。沙茨基海隆火山岩具有较大变化范围的Mg#值(Mg#=100(Mg/(Mg+Fe2+)=45～65)和MgO含量(6.49%～12.30%),具有较小变化范围的SiO2含量(44.69%～48.07%;图2a)。在哈克图解中,沙茨基海隆火山岩的MgO含量和其他主量和微量元素之间显示很好的相关关系(图3)。沙茨基海隆火山岩的MgO含量和SiO2、TiO2、CaO、P2O5、Na2O含量之间存在负相关关系,MgO含量和La、Sm、Th含量之间也存在负相关关系,MgO含量和FeOT含量之间存在正相关关系(图3)。在沙茨基海隆地区的奥里地块中,相比较于Site U1350火山岩,Site U1349火山岩具有极低的主量和微量元素成分(如TiO2、P2O5、La、Sm、Th;图3)。在沙茨基海隆地区的塔木地块中,相比较于Site 1213火山岩,Site U1347火山岩具有相对较高的主量和微量元素含量(图3)。

表1 沙茨基海隆Site 1213、Site U1346、Site U1347、Site U1349火山岩样品的全岩主量元素(wt%)及微量元素(×10-6)分析结果

图2 沙茨基海隆火山岩的TAS图解及岩性图解

图3 沙茨基海隆火山岩的哈克图解

在球粒陨石标准化稀土元素配分图解中,塔木地块的Site1213和Site U1347火山岩、希尔绍夫地块的Site U1346火山岩具有较亏损的轻稀土元素,相对较平缓的稀土元素配分((La/Yb)N=1.17～1.62;表1),没有表现出明显Eu异常(δEu=2Eu/(Sm+Gd)=0.99～1.29),与正常洋中脊玄武岩N-MORB具有略相似的稀土元素配分模式,但它们的稀土元素含量又略高于N-MORB稀土元素含量(图4a, b, e; Sun and McDonough, 1989)。奥里地块的Site U1349火山岩具有明显亏损的轻稀土元素和较富集的重稀土元素,显示了明显分异的稀土元素配分((La/Yb)N=0.25),与正常洋中脊玄武岩N-MORB具有极相似的稀土元素配分模式,但它们的稀土元素含量远远低于N-MORB含量(图4c; Sun and McDonough, 1989)。奥里地块的Site U1350火山岩则显示了较大变化范围的、且较为富集的稀土配分图解,从富集洋中脊玄武岩E-MORB到正常洋中脊玄武岩N-MORB的稀土配分模式都有分布(图4d)。

图4 沙茨基海隆火山岩球粒陨石标准化稀土配分图解

在原始地幔标准化不相容元素图解中,塔木地块的Site1213和Site U1347火山岩、希尔绍夫地块的Site U1346火山岩具有较亏损的大离子亲石元素和较富集的高场强元素,与正常洋中脊玄武岩N-MORB具有较为相似的不相容元素配分模式(图5a, b, e; Sun and McDonough, 1989),且Site U1346火山岩表现出明显的Rb、Ba、U、K、Sr正异常(图5)。奥里地块的Site U1349火山岩具有较亏损的大离子亲石元素,显示了明显分异的不相容元素配分,与正常洋中脊玄武岩N-MORB具有极相似的不相容元素配分模式,但它们的不相容元素含量远远低于N-MORB的含量(图5c; Sun and McDonough, 1989)。这些Site U1349火山岩显示明显的Rb、Ba、U、K、Pb、Sr正异常,且具有相对较低的(Nb/La)PM(0.66～1.03),暗示其具有与正常洋中脊玄武岩N-MORB相关的地球化学特征(图5c)。奥里地块的Site U1350火山岩则显示了较大变化范围的不相容元素图解,具有相对较富集的高场强元素和较大变化的大离子亲石元素,从富集洋中脊玄武岩E-MORB到正常洋中脊玄武岩N-MORB的不相容元素配分模式都有分布(图5d)。

图5 沙茨基海隆火山岩原始地幔标准化不相容元素配分图解

3.2 Sr-Nd-Pb同位素成分

沙茨基海隆火山岩表现出相对较富集的同位素成分,具有相对较高的87Sr/86Sr同位素比值(0.702986～0.703991)和相对较低的143Nd/144Nd同位素比值(0.513034～0.513194; 表2),这些同位素成分主要处于洋岛玄武岩OIB的同位素成分范围内,且较接近高U/Pb比值的HIMU型富集地幔端元(图6; Hofmann, 1988; Zindler and Hart, 1986),与夏威夷拉斑玄武岩的Sr-Nd同位素成分较为相似(图6; Koppersetal., 2003)。

表2 沙茨基海隆Site 1213、Site U1346、Site U1347、Site U1349火山岩样品的全岩Sr-Nd-Pb同位素分析结果

图6 沙茨基海隆火山岩的87Sr/86Sr-143Nd/144Nd同位素图解

沙茨基海隆火山岩大多位于北半球参考线附近(NHRL; 图7; Hart, 1984),具有相对较高的Pb同位素比值(206Pb/204Pb=18.324～19.018;207Pb/204Pb=15.439～15.508;208Pb/204Pb=37.853～38.488; 表2)。这些火山岩具有相对较富集的Pb同位素,明显高于亏损地幔DMM的Pb同位素成分(图7),与夏威夷玄武岩的Pb同位素成分较为相似(图7; Koppersetal., 2003),说明沙茨基海隆火山岩必然受到了某些富集成分的混入。沙茨基海隆火山岩较高的Pb同位素成分也显示出HIMU地幔端元混入的趋势(图7)。

图7 沙茨基海隆火山岩的207Pb/204Pb-206Pb/204Pb和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb同位素图解

4 讨论

4.1 岩浆后期蚀变作用的影响

样品烧失量(LOI)以及相容元素和不相容元素的比值(如Rb/Nb和K/Ti比值)是识别岩浆后期蚀变程度的有效指标(Chenetal., 2021)。本文研究沙茨基海隆火山岩样品具有相对较低的烧失量(0.65%～4.98%; 表1),具有相对较低的Rb/Nb(0.10～3.66)和K/Ti(0.07～0.28)比值(表1),表明这些样品可能并没有受到明显的岩浆后期蚀变作用的影响。岩浆后期蚀变作用通常会造成相对较高的Sb和Sr含量、较亏损的Ba含量、以及较高的Sr/Ba比值(MacKenzieetal., 2007),本次研究的沙茨基海隆火山岩却恰好具有非常低含量的Sb值(0.01×10-6～0.06×10-6)和较低的Sr/Ba比值(4.50～12.34),这可能也说明了不明显的蚀变作用的影响。Kelleyetal. (2005)曾提出,碱相关元素(如Li、K、Rb、Cs)和U会很容易受到轻微蚀变作用的影响,Ca、Pb、Si和Fe也会受到蚀变作用的一定程度影响,而剩余的其他元素则并不易受蚀变作用影响。大多数不相容元素(如稀土元素、高场强元素、一些大离子亲石元素)的浓度和不相容元素比值(如Th/La、Zr/Y、Th/Y、Sm/Th、Th/Nd和La/Sm) 通常被认为很难受到岩浆后期蚀变作用的影响(Hastieetal., 2007),且由于沙茨基海隆火山岩全岩与新鲜火山玻璃的不相容元素浓度非常相似(Sanoetal., 2012),以上这些证据都表明本文研究的沙茨基海隆火山岩几乎并没有明显岩浆后期蚀变作用的影响。

此外,本文利用等值线图(isocon diagrams)来进一步判断热液蚀变作用的影响(Hernández-Uribeetal., 2020; Grant, 2005)。等值线图就是通过比较具有最小烧失量的U1347A-27R-1样品(CO)与其余样品(CA)之间的主微量和同位素含量变化。大多数元素(如,FeOT、MgO、Al2O3、CaO和Pb同位素)紧紧围绕在斜率为1的斜线附近,说明这些元素并没有受到明显蚀变作用影响(Grant, 2005; Tschegg and Grasemann, 2009)。那些落在斜率为1的斜线上方的元素,说明蚀变作用可能导致这些元素变得富集;而那些落在斜率为1的斜线下方的元素,蚀变作用导致它们变得亏损(Tschegg and Grasemann, 2009)。等值线图可以看出,除了Rb、Ba、Cr、Zr、Y这几个元素受到蚀变影响,其余大多数元素都并没有明显受到蚀变作用的影响(图8)。

图8 具有最小烧失量的U1347A-27R-1样品(CO)与其余具有较高烧失量的样品(CA)之间的等值线图

Allan and Gorton (1992)提出可根据主微量元素、同位素成分与烧失量LOI之间的相关关系来判断这些成分是否会受到蚀变作用影响。结果发现,本文沙茨基海隆火山岩的87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、208Pb/204Pb、207Pb/204Pb、206Pb/204Pb同位素比值分布不均匀,与烧失量之间并没有明显的相关关系(图9),这也就说明沙茨基海隆火山岩的同位素成分可能并没有受到明显海水蚀变作用的影响(Allan and Gorton, 1992)。不相容元素比值(如Th/Y, Nb/Y, La/Sm)保持恒定,并没有随着Sr-Pb同位素成分发生变化,与Sr-Pb同位素没有明显的相关关系(图10),这一点更进一步证实这些同位素数据并不受蚀变作用的影响。

图9 沙茨基海隆火山岩的87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、208Pb/204Pb、207Pb/204Pb、206Pb/204Pb同位素比值与烧失量之间的相关关系

图10 沙茨基海隆火山岩的不相容元素比值对Sr-Pb同位素图解

相比较于Sm-Nd和Lu-Hf同位素体系,U-Th-Pb和Rb-Sr同位素体系更容易受到热液蚀变或海水蚀变的影响,因此本文利用两步过滤方法来挑选有效的Sr-Pb同位素成分(Heydolphetal., 2014)。(1)本文研究的火山岩样品大多具有恒定的Th/U和Rb/Sr比值(图11),但是由于岩浆后期蚀变过程会造成相对较高的U和Rb含量,这就导致一些样品具有相对较低的Th/U比值和相对较高的Rb/Sr比值(Heydolphetal., 2014)。在进行Sr-Pb同位素测试过程中,尽可能排除这些具有异常Th/U和Rb/Sr比值的样品。(2)大多数样品具有与MORB较为相似的Nd/Pb和Nd/Sr比值(图11),但由于Pb和Sr相较于Nd更容易受到流体的影响,导致了一些样品表现出相对较低的Nd/Pb和Nd/Sr比值(Heydolphetal., 2014; 图11),在后续的Sr-Pb同位素讨论中,也尽可能避免这些样品。

图11 沙茨基海隆火山岩的Th-U图解(a)、Nd/Pb-Pb图解(b)、Rb-Sr图解(c)和Nd/Sr-Sr图解(d)

4.2 岩石成因

4.2.1 岩浆源区的性质

沙茨基海隆火山岩主要属于拉斑玄武岩,具有相对较低的全碱含量和K2O含量,与夏威夷拉斑玄武岩的碱含量较为相似(图2)。除了Site U1350火山岩外,其他沙茨基海隆火山岩的稀土元素配分图解和不相容元素配分图解与正常洋中脊玄武岩N-MORB的配分模式较为相似(图4、图5),且Site U1349火山岩的稀土元素和不相容元素的含量远远低于正常洋中脊玄武岩N-MORB的含量(图4c、图5c)。由于不相容元素比值不会轻易受到岩浆演化过程的影响,因此可用于判断其岩浆源区的富集和亏损情况。沙茨基海隆火山岩具有相对较低的Nb/Yb(0.24～2.29)、Tb/Yb(0.20～0.39)、Th/Y(0.01～0.02)比值,和相对较高的Sm/Th(8.88～30.0)比值,这些比值与洋中脊玄武岩N-MORB较为相似,表现出较为亏损的不相容元素比值,但是与富集的洋岛玄武岩OIB的比值相差较大(图12)。然而值得注意的是,沙茨基海隆火山岩却具有较为富集的Sr-Pb同位素成分,与富集的洋岛玄武岩OIB的同位素成分较为一致,且趋近于高U/Pb值的富集HIMU地幔端元的同位素成分(图6、图7)。图10更直观地显示相较于微量元素比值,这些火山岩具有较富集的、不耦合的同位素成分,明显高于平均MORB的同位素成分,与富集洋中脊玄武岩E-MORB和HIMU的同位素成分较为接近(图10)。

图12 沙茨基海隆火山岩的Th/Yb-Nb/Yb图解(a,据Yuan et al., 2010)和Th/Y-Sm/Th图解(b,据Su et al., 2012)

4.2.2 结晶分异与部分熔融作用

沙茨基海隆火山岩具有较大变化的Mg#值(44.50～64.95)和MgO、Cr和Ni含量(6.49%～12.30%; 90×10-6～554×10-6; 55×10-6～269×10-6),哈克图解中MgO与其他主量、微量元素之间存在着明显的相关关系(图3),表明这些沙茨基海隆火山岩可能经历了较明显的结晶分异过程。MgO和SiO2、Na2O、CaO具有很明显的负相关关系,表明了橄榄石和单斜辉石的结晶分异过程(图3)。MgO和TiO2之间也存在着负相关关系,暗示着钛铁氧化物的结晶分异过程(图3)。然而MgO和Al2O3之间并没有明显的相关关系,且没有明显的Eu负异常,这表明并不存在明显的斜长石结晶分异过程。

沙茨基海隆火山岩具有相对较低的Nb含量和较低的Nb/Yb、Gd/Tb、La/Sm比值(图13)、较低含量的稀土元素总量以及较缓的稀土元素分布模式(图4),表明这些火山岩很有可能起源于相对较浅的岩浆源区、且经历了相对较高的部分熔融程度(Chen and Liu, 2018)。为了更准确定量估算岩浆源区的深度以及部分熔融的程度,本文尝试利用稀土元素比值来定量计算(图13; Zhao and Zhou, 2007),这是由于在岩浆演化过程中稀土元素通常表现出较为相似的地球化学行为(Aldanmazetal., 2000)。利用批次部分熔融方程CL/Co=1/(F+D-FP),我们建立了La/Yb-Sm/Yb和(Tb/Yb)PM-(Yb/Sm)PM部分熔融模型(图14)。在这个部分熔融方程中,CL指的是熔体中微量元素的浓度,Co指的是地幔源区微量元素的浓度,D和P代表分配系数,F代表部分熔融程度。虽然稀土元素比值主要是针对相对原始的玄武岩或者火山玻璃,但前人研究也证实稀土元素比值也可对演化程度较高的玄武岩进行准确判断(Suetal., 2012)。在La/Yb-Sm/Yb图解中(图14a),沙茨基海隆火山岩具有相对较低的Sm/Yb(0.53～1.75)和La/Yb(0.34～2.25)比值,表明这些火山岩可能起源于尖晶石二辉橄榄岩稳定存在的、相对较浅的地幔源区,且经历了较高程度的部分熔融作用(>15%;图14a)。(Tb/Yb)PM-(Yb/Sm)PM图解(图14b)也可以得到相似的结论,这些火山岩来源于没有石榴石二辉橄榄岩存在的(石榴石含量几乎为零)相对较浅的地幔源区,且经历较高程度的部分熔融作用(>10%;图14b)。尽管前人研究中的熔融模型表明塔木地块存在较小的温度异常(只有50℃),这么小的温度异常并不符合地幔柱模型(Sageretal., 2016),但是部分熔融模型结果表明,其可能起源于尖晶石二辉橄榄岩稳定存在的地幔源区,且经历了较高程度的部分熔融作用(图14),特别是塔木地块样品与正常MORB相比,起源于较深和较高温的地幔源区,表明其成因必定不能简单地解释为洋中脊模式,这些特征都表明了沙茨基海隆的形成很可能与大型地幔柱作用密切相关。

图13 沙茨基海隆火山岩的Nb/Yb-Nb图解(a)和La/Sm-Gd/Tb图解(a)

图14 沙茨基海隆火山岩的Sm/Yb-La/Yb图解(a,据Yuan et al., 2010)和(Tb/Yb)PM-(Yb/Sm)PM图解(b,据Su et al., 2012)

4.3 沙茨基海隆岩浆随时间变化特征

前人的研究已经基本证实了沙茨基海隆的形成时间(Sageretal., 1999; Nakanishietal., 1999),最先形成的是最大的塔木地块,塔木地块的Site 1213和Site U1347火山活动的时间大约在144Ma(Geldmacheretal., 2014; Tejadaetal., 2016),随后火山活动向北移动至奥里地块,奥里地块的Site U1349火山活动时间大约在140～142Ma,随后火山活动继续向北移动至希尔绍夫地块,形成了希尔绍夫地块的Site U1346火山活动(136～137Ma; Mahoneyetal., 2005; Koppersetal., 2010; Geldmacheretal., 2014; Heaton and Koppers, 2014; Tejadaetal., 2016)。但是值得注意的是,奥里地块存在着一个较年轻的火山活动,即134Ma的Site U1350高Nb型玄武岩,这些Site U1350高Nb型火山岩显示了较为异常的地球化学特征(Sanoetal., 2012),本文在讨论该段内容时,暂不考虑Site U1350火山岩。因此通过观察由南向北的Site 1213、Site U1347、Site U1349、Site U1346火山岩的地球化学特征(图15),我们可以大致推断沙茨基海隆岩浆活动随着时间的变化规律。

图15 沙茨基海隆火山岩由南向北的地球化学变化特征

图15展示了沙茨基海隆从南到北、从早到晚的火山活动的微量元素和同位素变化趋势。(1)塔木地块火山活动的微量元素和同位素成分比较均匀一致,Site 1213和 Site U1347火山岩具有比较相似一致的地球化学特征,但是奥里地块火山活动的地球化学成分却相对不均匀,成分含量差异很大,例如Site U1349玄武岩具有高度亏损的微量元素成分,Site U1350高Nb型玄武岩则显示明显富集的微量元素和同位素成分(Sanoetal., 2012)。(2)虽然塔木地块和奥里地块火山活动存在很多的差异,但是两个地块都存在一个共同的特征。它们都具有较为亏损的洋中脊玄武岩N-MORB型的微量元素成分,但具有相对较富集的同位素成分(图4-图7)。图15显示沙茨基海隆火山岩具有相对亏损的不相容元素比值Th/Yb(0.02～0.15)、Sm/Th(8.88～30.0)、Nb/Y(0.03～0.22)比值,与平均MORB的比值较为接近,但明显亏损于富集洋中脊玄武岩E-MORB的比值(图10、图15a-c)。然而值得注意的是,它们同位素成分与洋岛玄武岩OIB和HIMU富集地幔端元的同位素成分较为接近,但与亏损洋中脊玄武岩的同位素成分相差较大(图10、图15d-f),并且同位素成分图解(图6、图7)显示这些同位素成分与富集地幔柱作用的夏威夷玄武岩、俯冲作用形成的富集岛弧火山岩的同位素成分都较为相似。(3)从早期塔木地块(144Ma)到中期奥里地块(140～142Ma),再继续到晚期希尔绍夫地块(136～137Ma)的火山活动,可以发现火山活动的微量元素和同位素成分逐渐由富集变为亏损,继而又变为富集(图15)。造成奥里地块Site U1349火山岩微量元素成分骤然亏损的原因,可能是由于后期高度亏损的地幔岩浆物质的混入导致的(Sanoetal., 2012)。然而由于希尔绍夫地块的唯一钻孔Site U1346只钻取了52.6m厚的火山岩,其浅层火山岩的地球化学特征很难代表整个火山活动的过程,因此以上讨论仅是根据前人和本文数据得出的沙茨基海隆岩浆活动随着时间的变化规律。

4.4 地幔柱-洋中脊的相互作用

前人大量研究证明沙茨基海隆火山活动可能是由于深部地幔柱作用导致的(Geldmacheretal., 2014; Sageretal., 2011; Farnetanietal., 2002; Hanyuetal., 2015; Heydolphetal., 2014; 徐斐和周祖翼, 2003),但洋中脊板块三节点由南向北移动的轨迹与沙茨基海隆的形成过程一致(Sageretal., 1988; Nakanishietal., 1999),这就使得沙茨基海隆火山活动的地球化学特征更为复杂。深部地幔柱上升至地表附近时,如果受到浅部扩张洋中脊的强烈抽吸作用,就会导致深部富集岩浆遭受较高程度的部分熔融作用,于是形成了类似扩张洋中脊的MORB型火山活动产物,例如典型的E-MORB型冰岛火山岩(Schilling, 1973)。以夏威夷火山活动为例,夏威夷火山的成因通常被广泛认为是由于深部地幔柱物质上涌导致的(Courtillotetal., 2003),但是Regelousetal. (2003)提出,当夏威夷地幔柱热点位于太平洋扩张脊附近时,便会产生了较为亏损的、与典型扩张洋中脊玄武岩E-MORB较相似的岩浆产物(Regelousetal., 2003)。

Sageretal. (2016)对沙茨基海隆火山活动的成因进行了深入讨论,无论是热地幔柱作用的假说,还是扩张洋中脊的减压部分熔融作用的假说,都从前人数据和解释中得到了支持,但也都存在不符合推测的疑点。Sageretal. (2019)提出沙茨基海隆火山活动并不是较短时间快速喷发形成的大面积火山高原,而且存在着明显的低沉降现象,这些都很难用地幔柱作用来解释,而不稳定的岩浆喷发量、较富集成分的岩浆活动也很难用典型的扩张洋中脊作用来解释。所以说沙茨基海隆既不是典型地幔柱作用成因的盾状火山,也不是典型的扩张洋中脊成因火山。因此,结合这两个假说——地幔柱-洋中脊相互作用,可能更合理地解释沙茨基海隆火山活动的形成过程(Korenaga, 2005)。本次研究利用沙茨基海隆白垩纪火山岩的地球化学数据,进一步证实沙茨基海隆地区可能存在着这样的地幔柱-洋中脊相互作用过程。

上述的地球化学特征可以看出,沙茨基海隆火山岩具有相对较亏损的微量元素含量,与N-MORB的微量元素含量较为相似,有少部分样品与E-MORB微量元素含量较为相似(图4、图5),然而,这些火山岩却具有相对较富集的Sr-Pb同位素成分,与HIMU富集地幔端元的同位素成分较相似(图6、图7)。通常情况下,同一岩石样品的微量元素和同位素具有耦合关系,会同时出现富集或亏损的特征,而本文沙茨基海隆火山岩的地球化学数据却表现出了异常的特征,图10可以更直观的展现这样的特征。沙茨基海隆火山岩具有较为亏损的不相容元素比值(Nb/Y=0.03～0.22、La/Sm=0.64～1.48、Th/Y=0.00～0.02),与平均MORB不相容元素比值较为相似(图10; Nb/Y=0.14、La/Sm=1.36、Th/Y=0.01),但是,这些火山岩却具有显著富集的相对较高的87Sr/86Sr和206Pb/204Pb同位素比值(87Sr/86Sr=0.702986～0.703991;206Pb/204Pb=18.324～19.018),这些同位素比值与HIMU的同位素成分较相似(图10),且明显富集于平均MORB的同位素成分(图10)。一般情况下,由于富集地幔物质的参与,会导致岩石样品的微量元素和同位素成分同时变得富集(Yangetal., 2017),然而是怎样的构造环境和岩石成因形成了这些同位素富集的、微量元素亏损的沙茨基海隆拉斑玄武岩。

在沙茨基海隆扩张洋中脊三节点附近,扩张洋中脊会产生强烈的拉张应力,深部相对较富集的地幔柱物质会被浅部海底扩张中心所牵引而产生抽吸作用(Cushmanetal., 2004; Itoetal., 2003; Le Rouxetal., 2002; Schilling, 1973; Schillingetal., 1983),导致了这些富集岩浆与亏损的洋中脊岩浆发生岩浆混合作用,并发生减压、较高程度的部分熔融作用(Hall and Kincaid, 2003; Sleep, 1996)。由于Sm、Rb和U放射性元素的半衰期相对较长,Sr-Nd-Pb同位素成分在较短时间内不容易发生改变。然而相对比地,由于与亏损的洋中脊玄武岩岩浆进行充分的混合作用,导致富集地幔柱岩浆的不相容元素在较短时间内、很大程度上被改变为N-MORB型,因此最终形成了具有富集同位素成分、亏损微量元素成分的沙茨基海隆拉斑玄武岩(Yangetal., 2017)。本次研究猜测这些特殊的同位素富集的N-MORB型拉斑玄武岩是地幔柱-洋中脊相互作用所产生的特有的地球化学特征(Chenetal., 2021; Yangetal., 2017)。

以上分析是结合本文和前人数据所得出的,但本次研究的数据结果并不能完全说明整个沙茨基海隆火山活动的成因。值得注意的是,奥里地块Site U1350高Nb型玄武岩具有明显较高的不相容元素含量、较低的143Nd/144Nd和176Hf/177Hf比值、以及较高的207Pb/206Pb比值,表明这些高Nb火山岩可能来自于深部较富集的地幔源区(Heydolphetal., 2014),与本文讨论的洋中脊-地幔柱相互作用过程并不一致。

5 结论

(1)沙茨基海隆白垩纪拉斑玄武岩,具有较亏损的大离子亲石元素和轻稀土元素,具有与正常大洋中脊玄武岩(N-MORB)较为相似的稀土元素配分和不相容元素配分。但是其Sr-Nd-Pb同位素比值却相对较富集,与富集的岛弧火山岩较为相似,有HIMU型富集地幔端元成分的混入。

(2)沙茨基海隆火山岩可能起源于尖晶石二辉橄榄岩稳定存在的、相对较浅的地幔源区,且经历了较高程度的部分熔融作用(>10%)。

(3)地幔柱-洋中脊相互作用模型可以很好地解释沙茨基海隆拉斑玄武岩较亏损的不相容元素和较富集的同位素成分的特殊地球化学特征。由于来自扩张洋中脊的强大拉张应力的影响,富集的地幔柱岩浆物质将流向洋中脊并发生高程度部分熔融,导致不相容元素的高度亏损,但由于放射成因元素(Sm、Rb和U)的半衰期相对较长,同位素成分较难改变。因此本文推测这些沙茨基海隆同位素富集的N-MORB拉斑玄武岩可能是地幔柱-洋中脊相互作用的产物。

致谢两位审稿人对论文初稿进行了细致审阅和校正,并提出了宝贵的修改意见,在此表示衷心感谢!