西南印度洋中脊地质构造对地幔部分熔融的影响：深海橄榄岩尖晶石成分证据

陈 灵，初凤友，朱继浩，董彦辉，余 星，王 巍，李正刚

国家海洋局海底科学重点实验室／国家海洋局第二海洋研究所，杭州 310012

0 引言

洋中脊地幔在上涌过程中发生减压熔融，产生的熔体上升形成洋壳。由于矿物的熔融条件不同，地幔熔融以部分熔融形式进行［1］。作为地球上最重要的物质迁移过程之一，地幔部分熔融及熔体迁移是全球洋中脊研究的热点问题［2］。地幔部分熔融程度受地幔化学成分、温度、洋中脊几何形态、扩张速率以及地质构造等多种因素的影响［3－6］。西南印度洋中脊（SWIR）属典型的慢速－超慢速扩张洋中脊（扩张速率14～18mm／a），转换断层普遍发育，洋脊分段性明显［7－8］。本文深海橄榄岩样品由中国“大洋一号”调查船2010年使用电视抓斗采集，采样区位于Gallieni转换断层与Gazelle转换断层之间的洋脊段（52°20′-53°30′E，长90km，分段编号为24），洋脊扩张速率14mm／a［7］（图1）。由于采样区附近未发现热点，在小区域范围内（90km）可认为地幔化学成分及温度是均一的［9］。此外，不同于附近其他洋脊段，洋脊段24走向（近东西向）与洋脊扩张方向（近南北向）垂直，为垂向扩张，排除了洋脊斜向扩张对地幔部分熔融程度的影响［7］。因此，洋脊段24是探讨转换断层、洋脊分段性等地质构造特征与地幔部分熔融程度关系的理想场所。深海橄榄岩作为洋中脊地幔部分熔融的残留体，其尖晶石Cr＃（Cr／（Cr＋Al））随地幔部分熔融程度的增大而增大，是地幔部分熔融程度的有效指标［10－11］。笔者主要通过橄榄岩的尖晶石成分，从地质构造的角度探讨地幔部分熔融。

1 分析测试与结果

样品为二辉橄榄岩，部分站位的样品出现岩浆脉体，由于岩浆脉体和斜长石的出现表明橄榄岩可能遭受后期低温低压再平衡及地幔熔体的改造作用，使橄榄岩不再代表单纯的熔融残留体，因此选择研究区不包含岩浆脉体的6个站位的橄榄岩样品进行研究［12－13］（图1b），每个站位的样品制作2件（总计12件）光薄片用于岩相学鉴定。镜下观察未见斜长石，矿物组成主要包括斜方辉石、单斜辉石、橄榄石和蛇纹石，尖晶石在这些样品中普遍存在。未蚀变的尖晶石在单偏光镜下显示褐黄色，蚀变的尖晶石呈现不透明黑色。尖晶石颗粒裂隙发育，以他形不规则叶片状为主，也可出现蠕虫状结构和港湾状结构，多被橄榄石蚀变形成的蛇纹石包围。部分尖晶石沿颗粒边缘或裂隙发生蚀变，在电子背散射图像下呈现高亮边缘线，而未蚀变的尖晶石在电子背散射图像下亮度相对较暗（图2）。未受蚀变影响的尖晶石颗粒中心部位可作为残留地幔组分，用于指示地幔部分熔融程度［14］。

图1 采样站位图Fig.1 Location of the sample sites

尖晶石成分测试在国家海洋局海底科学重点实验室的Jeol JXA－8100型电子探针上完成，加速电压为15kV，测试电流为20nA，使用中国微束分析委员会研制的氧化组组合标样进行定量分析，数据进行ZAF校正。每个站位的橄榄岩样品测试4～11颗（总计42颗）尖晶石，结果见表1。

图2 尖晶石电子背散射图像Fig.2 Backscatter images of spinels

研究区6个站位尖晶石平均Cr＃的变化范围为0.194～0.329（表1），位于全球深海橄榄岩中尖晶石（Cr＃为0.1～0.6）的低Cr＃区域；TiO2质量分数为0.01%～0.09%，低于0.1%，而遭受后期岩浆作用影响的含斜长石橄榄岩中尖晶石TiO2质量分数一般大于0.1%，可达2%以上，并且具有相对更高的Cr＃（图3），由此可知本文样品未遭受后期岩浆作用影响，可用于指示地幔部分熔融程度［13］。利用Hellebrand［10］的经验公式 F＝0.1ln（Cr＃）＋0.24计算出的地幔部分熔融程度为7.6%～13.0%，小于全球洋中脊的平均值（16%），并且不同站位间地幔部分熔融程度出现大幅度变化，可能与研究区特殊的地质构造对地幔部分熔融的影响有关［16］。

图3 尖晶石Cr＃－w（TiO2）关系图Fig.3 Diagram of Cr＃－w（TiO2）of spinel

2 讨论

洋中脊地幔熔融是地幔绝热上涌的减压熔融过程，随着压力的降低，部分熔融程度逐渐增大。当地幔上涌到近地表热边界层时，由于受到热传导造成的冷却作用影响，上涌地幔温度下降到地幔固相线以下，绝热上涌遭到破坏，部分熔融作用停止［17］。因此部分熔融程度取决于地幔熔融开始到停止的深度范围，然而地幔的起始和终止熔融深度的影响因素很多，包括地幔化学成分、温度和热传导条件等，地幔易熔组分越多、温度越高、热传导越慢则地幔熔融程度越大［3－6］。研究区附近未发现热点（最近的Marion热点离研究区1 600km左右），在不受热点影响的前提下，地幔化学成分及潜在温度在研究区小范围内（90km）可认为是均一的，因此地幔部分熔融程度主要受近地表热传导作用的影响［9，18］。近地表热传导作用受地质构造（转换断层和洋脊分段）和洋脊扩张速率的影响很大，笔者重点讨论前者对地幔部分熔融的影响。

表1 不同站位橄榄岩样品中尖晶石成分Table1 Compositions of spinels in the peridotites from different dredges

2.1 转换断层效应

不同站位橄榄岩中所有尖晶石Mg＃与Cr＃关系见图4。由图可知，不同站位尖晶石Cr＃变化很大（0.18～0.38），每个站位尖晶石的平均Cr＃及对应的部分熔融程度见表1。Ghose通过对大西洋MARK区Kane转换断层南部深海橄榄岩的研究发现，在Kane转换断层处橄榄岩中尖晶石平均Cr＃为0.17，而在远离转换断层处最大可达0.41，相对应的部分熔融程度从6.3%增大到15.1%［6］。基于部分熔融程度如此大范围的变化，Ghose认为MARK区洋脊受转换断层效应的影响，即转换断层处地幔熔融程度低于洋脊不连续带（discontinuity）及洋脊分段中心［6］。

采样站位离Gallieni转换断层的距离与部分熔融程度的关系如图5所示，由近及远依次为D1（22 km，10.4%）、D6（40km，12.3%）、D4（50km，13.0%）、D8（58km，10.6%）、D11（68km，9.2%）和D10（85km，7.6%）。随着采样站位离 Gallieni转换断层距离的增大，地幔部分熔融程度先增大，后减小，部分熔融程度最高的站位D4位于洋脊段24的中部，而部分熔融程度较低的站位D1和D10则分别位于Gallieni和Gazelle转换断层附近。由此可见，地幔部分熔融程度在空间上的变化受研究区2个转换断层的共同控制，使靠近2个转换断层处地幔部分熔融程度低于远离转换断层处，其原因可能是转换断层处受近地表热传导冷却作用影响显著，浅层地幔温度较低，地幔熔融相比远离转换断层处终止于更深的深度，导致较低的地幔部分熔融程度［6］。此外，转换断层处岩石圈相对较厚，由加厚岩石圈形成的顶盖效应也可使地幔上涌停止于更深的深度，从而减小地幔部分熔融程度［19－20］。

转换断层效应对地幔部分熔融程度的影响与转换断层的性质有关，转换断层断距越大，近地表的传导热损失越大，对地幔部分熔融的影响程度也就越大。Gallieni转换断层的断距为105km，大于Gazelle转换断层（85km），因此与转换断层距离相同时，Gazelle转换断层对地幔部分熔融程度的影响应该小于Gallieni转换断层［7］。但是，由图5可知：D11站位与Gazelle转换断层的距离（26km）和D1站位与Gallieni转换断层的距离（22km）大致相等，但其地幔部分熔融程度（9.2%）却小于 D1（10.4%）；D8站位的地幔部分熔融程度（10.6%）虽然与D1站位相当，但D8站位与Gazelle转换断层的距离（36km）要远大于D1站位与Gallieni转换断层的距离。若D8站位及D11站位仅受Gazelle转换断层的影响，其地幔部分熔融程度应该大于D1。为了解释这种异常现象，笔者给出两种可能的推测：一是研究区西侧转换断层缺失，而东侧转换断层密集（图1），由于Gazelle转换断层与东侧其他转换断层的共同作用，使靠近Gazelle转换断层处表现出更低的地幔部分熔融程度；二是在D8站位和D11站位附近，可能存在一个次级转换断层即洋脊不连续带，这个不连续带在Gazelle转换断层的基础上，使D8站位和D11站位地幔部分熔融程度进一步减小，导致研究区地幔部分熔融程度的变化偏离单纯受转换断层影响的趋势（图5）。关于这两种推测的进一步证实还需要地球物理等其他资料的支持。

图4 研究区不同站位样品中尖晶石Cr＃－Mg＃关系图Fig.4 Diagram of Cr＃－Mg＃of spinel

2.2 洋脊分段

图5 研究区各站位地幔部分熔融程度与离转换断层距离关系Fig.5 The relationship of the degree of mantle melting and distance from the transform fault

西南印度洋中脊广泛分布的转换断层将洋脊分为不同的洋脊段，研究区洋脊段24的2个分段界线为Gallieni转换断层和Gazelle转换断层。洋脊分段中心处站位D4、D6和D8的平均地幔部分熔融程度为12.0%，而分段边缘站位D1、D11和D10为9.1%，地幔部分熔融程度的空间分布特征除了受转换断层的影响外，还可能与洋脊分段所导致的岩浆抽提（melt extration）的不均一性有关，即洋脊分段中心的岩浆抽提作用比洋脊段两端更加强烈，使得分段中心处表现出更大的地幔部分熔融程度。这种沿洋脊轴方向上地幔部分熔融程度的差异在慢速-超慢速扩张洋脊表现得尤为明显［21］。对于这一现象的发生有两种可能的解释：一是地幔部分熔融产生的岩浆在沿洋脊轴方向上向分段中心的运移；二是洋脊分段中心加强的地幔上涌［22］。但是岩浆的运移只能影响玄武岩所反映的地幔部分熔融程度，因为玄武岩代表了洋脊下整个地幔熔融区域的所有岩浆的平均成分，反映了地幔平均部分熔融程度，而橄榄岩大多来自于地幔熔融区域顶端，反映的是地幔的最大部分熔融程度［23］，作为地幔部分熔融残留体，其反映的部分熔融程度不受岩浆运移的影响。而本文的地幔部分熔融程度由深海橄榄岩获得，因此，洋脊分段对研究区地幔部分熔融程度的影响可能是通过分段中心加强的地幔上涌造成。由此可知，洋脊分段中心加强的地幔上涌和转换断层的冷却效应使地幔部分熔融程度分别增大和减小，正是这两种机制的共同作用，导致研究区地幔部分熔融程度在空间上表现出从转换断层处向洋脊分段中心逐渐增大的特征。

2.3 转换断层对地幔部分熔融程度与全球洋脊扩张速率相关性的影响

地幔上涌速率能够影响近地表传导热损失速率从而影响地幔部分熔融程度，上涌速率越快，地幔通过热边界层的时间越短，传导热损失越小，减压熔融停止的深度越浅，部分熔融程度越大［24］。洋脊处地幔上涌由板块扩张导致，因此地幔上涌速率与有效洋脊扩张速率正相关，后者为洋脊扩张速率在垂直于洋脊走向方向上的分量［4］。SWIR东部洋脊沿南北向扩张，总体来说，扩张方向与洋脊走向斜交，为明显的斜向扩张，且Gazelle转换断层东侧洋脊倾斜度（45°）大于 Gallieni转换断层西侧（15°）［7］。研究区位于Gallieni转换断层和Gazelle转换断层之间，其洋脊走向不同于周围其他区段的洋脊，大致为东西方向（图1），因此为垂向扩张，其洋脊扩张速率14mm／a即为有效扩张速率。

图6 不同洋脊尖晶石Cr＃－Mg＃关系图Fig.6 Diagram of Mg＃－Cr＃ of spinel from different ridges

为了探讨全球洋脊扩张速率与地幔部分熔融程度的相关性，将尖晶石与其他不同扩张速率洋中脊的深海橄榄岩中尖晶石Cr＃数据对比。由图6可知，快速扩张太平洋中脊Hess Deep尖晶石Cr＃最高，超慢速扩张北冰洋Gakkel洋脊尖晶石Cr＃则较低，由于转换断层的影响，研究区尖晶石Cr＃出现较大范围的变化，研究区部分站位及 MARK（mid－Atlantic Ridge near Kane fracture zone）区域Kane转换断层处尖晶石Cr＃甚至低于超慢速扩张北冰洋Gakkel洋脊。在剔除研究区D1、D8、D11和D10 4个受转换断层影响显著的站位后，对剩余的站位D4和D6中的尖晶石Cr＃求平均值，并将其对应的地幔部分熔融程度与来自不同扩张速率非转换断层处的样品做对比，结果表明，洋中脊地幔部分熔融程度随洋脊扩张速率的降低而降低，在快速扩张洋脊部分熔融程度变化不明显，而在扩张速率小于25 mm／a时，部分熔融程度下降的速率显著增快。为了验证这种剔除转换断层影响后的变化趋势是否符合基本的观测事实，将其与全球洋脊地壳厚度变化模型对比发现，其变化趋势与全球洋脊地壳厚度随洋脊扩张速率的变化相一致（图7）。而图7中地壳厚度变化模型由地球物理热模拟所获得，可见本文部分熔融变化趋势符合地球物理模型。此外，从地球动力学的角度看，洋脊地壳厚度由洋脊下岩浆供应量决定，慢速扩张脊地幔部分熔融大多停止于大于30km深处，而快速扩张脊则远小于30km，使得快速扩张脊下出现更大的地幔部分熔融区域，导致更大的地幔部分熔融程度，从而为洋壳的形成提供更多的岩浆，因此，快速扩张洋脊平均地壳厚度应该大于慢速扩张洋脊［27］。综上所述，本文由非转换断层处尖晶石Cr＃计算的地幔部分熔融程度随洋脊扩张速率的变化趋势能够很好地与全球洋脊地壳厚度随洋脊扩张速率的变化模型相符合（图7），可见在利用尖晶石Cr＃探讨全球洋脊扩张速率与地幔部分熔融程度的相关性时，应该注意转换断层的影响，通过对转换断层效应的校正，能够更准确地反映洋脊扩张速率与地幔部分熔融程度的相关性。

图7 洋脊扩张速率与地幔部分熔融程度以及地壳厚度关系Fig.7 Relationship of the degree of mantle melting and crustal thickness with the full spreading rate of ocean ridge

3 结论

西南印度洋中脊Gallieni转换断层与Gazelle转换断层之间的洋脊段由尖晶石Cr＃所指示的地幔部分熔融程度在空间上的变化主要受转换断层控制，由于转换断层的冷却作用以及洋脊分段中心加强的岩浆抽提作用的影响，靠近转换断层处地幔部分熔融程度低于洋脊分段中心。研究区断距较小的Gazelle转换断层相对于Gallieni转换断层表现出更强的转换断层效应，表明Gazelle转换断层附近可能存在次级转换断层，此外，Gazelle转换断层东部密集分布的转换断层也是造成这种异常的可能原因。由于转换断层效应可以使同一扩张速率的洋脊地幔部分熔融程度出现大幅度的变化，在研究地幔部分熔融程度与洋脊扩张速率的相关性时，通过对转换断层效应的校正，能够更准确地反映地幔部分熔融程度随洋脊扩张速率的变化趋势。

中国大洋115－21航次为本文提供样品以及多波束地形数据，在此表示感谢。

（References）：

［1］Niu Yaoling.Mantle Melting and Melt Extraction Processes Beneath Ocean Ridges：Evidence from A－byssal Peridotites［J］.Petrol，1997，38：1047－1074.

［2］Hellebrand E.Constraints on Mantle Melting from Major and Trace Element Systematics in Residual A－byssal Peridotites［D］.Mainz：Johannes Gutenberg University，2001.

［3］Seyler M，Cannat M，Me’Vel C.Evidence for Major－Element Heterogeneity in the Mantle Source of A－byssal Peridotites From the Southwest Indian Ridge（52°to 68°E）［J］.Geochem Geophys Geosyst，2003，4：1525－2027.

［4］Dick H J B，Georgen J E，Roex A P，et al.The Influence of Ridge Geometry on Mantle Melting at an Ultra－Slow Spreading Ridge［J］.Eos，1998，919：919－923.

［5］Niu Yaoling，Hekinian R.Spreading－Rate Dependence of the Extent of Mantle Melting Beneath Ocean Ridges［J］.Nature，1997，385：326－329.

［6］Ghose I，Cannat M，Seyler M.Transform Fault Effect on Mantle Melting in the MARK Area（Mid－Atlantic Ridge South of the Kane Transform）［J］.Geology，1996，24：1139－1142.

［7］Sauter D.The Southwest Indian Ridge Between 49°15′E and 57°E：Focused Accretion and Magma Redistribution［J］.Earth Planet Sci Lett，2001，192：303－317.

［8］李小虎，初凤友，雷吉江，等.慢速－超慢速扩张西南印度洋中脊研究进展［J］.地球科学进展，2008，23（6）：595－603.Li Xiaohu，Chu Fengyou，Lei Jijiang，et al.Advances in Slow－Ultraslow－Spreading Southwest Indian Ridge［J］.Advance in Earth Sciences，2008，23（6）：595－603.

［9］Shen Y，Forsyth D W.Geochemical Constraints on Initial and Final Depths of Melting Beneath Ocean Ridges［J］.Journal of Geophysical Research，1995，100（B2）：211－237.

［10］Hellebrand E，Snow J E，Dick H J B，et al.Coupled Major and Trace Elements as Indicators of the Extent of Melting in Mid－Ocean－Ridge Peridotites［J］.Nature，2001，410：677－681.

［11］贾大成，邢立新，潘军，等.伊通上地幔剪切带捕虏体中富铝尖晶石的地球化学特征［J］.吉林大学学报：地球科学版，2006，36（4）：497－506.Jia Dacheng，Xing Lixin，Pan Jun，et al.Geochemical Characteristics of the Aluminum－Enriched Spinels in Xenoliths from the Upper Mantle Shear Belt in Yitong，Northeastern China［J］.Journal of Jilin University：Earth Science Edition，2006，36（4）：497－506.

［12］Hellebrand E，Snow J E，Dick H J B，et al.Reactive Crack Flow in the Oceanic Mantle：An Ionprobe Study on Cpx From Vein－Bearing Abyssal Peridotites［J］.Ofioliti，1999，24：106－107.

［13］Dick H J B.Abyssal Peridotites，Very Slow Spreading Ridges and Ocean Ridge Magmatism［J］.Geol Soc London，1989，42：71－105.

［14］Hellebrand E，Snow J E，Mulhe R.Mantle Melting Beneath the Gakkel Ridge（Arctic Ocean）：Abyssal Peridotite Spinel Compositions［J］.Chemical Geology，2002，182：227－235.

［15］Dick H J B，Bullen T.Chromian Spinel as a Petrogenetic Indicator in Abyssal and Alpine－Type Peridotites and Associated Lavas［J］.Contrib Mineral Petrol，1984，86：54－76.

［16］Niu Yaoling，Batiza R.An Empirical Method for Calculating Melt Compositions Produced Beneath Mid－O－cean Ridges：Application for Axis and Off－Axis（Seamounts）Melting［J］.Journal of Gephysical Research，1991（96）：21753－21777.

［17］Niu Yaoling，Charles H L，Rosamond J K.The Origin of Abyssal Peridotites：A New Perspective［J］.Earth and Planetary Science Letters，1997（152）：251－265.

［18］Georgen J E，Lin Jian，Dick H J B.Evidence from Gravity Anomalies for Interactions of the Marion and Bouvet Hotspots with the Southwest Indian Ridge：Efects of Transform Offsets［J］.Earth and Planetary Science Letters，2001，187：283－300.

［19］Fox P J，Gallo D G.A Tectonic Model for Ridge－Transform－Ridge Plate Boundaries：Implications for the Structure of Oceanic Lithosphere［J］.Tectonophysics，1984，104：205－242.

［20］Phipps M J，Forsyth D W.3－D Flow and Temperature Perturbations Due to a Transform Offset：Effects on Oceanic Crustal and Upper Mantle Structure［J］.Journal of Geophysical Research，1988，93：2955－2966.

［21］Whitehead J A，Dick H J B，Schouten H.A Mechanism for Magmatic Accretion Under Spreading Ridges［J］.Nature，1984，312：146－148.

［22］Lin Jian，Purdy G M，Schouten H，et al.Evidence from Gravity Data for Focused Magmatic Accretion Along the Mid－Atlantic Ridge［J］.Nature，1990，344：627－632.

［23］Klein E M，Langmuir C H.Global Correlations of O－cean Ridge Basalt Chemistry with Axial Depth and Crustal Thickness［J］.Journal of Geophysical Research，1987，92：8089－8115.

［24］Niu Yaoling，O’hara M J.Global Correlations of O－cean Ridge Basalt Chemistry with Axial Depth：A New Perspective［J］.Journal of Petrology，2008，49（4）：633－664.

［25］Dick H J B，Natland J H.Late－Stage Melt Evolution and Transport in the Shallow Mantle Beneath the East Pacific Rise［J］.Proc Ocean Drill Program：Sci Results，1996，147：103－134.

［26］Reid I，Jackson H R.Oceanic Spreading Rate and Crustal Thickness［J］.Mar Geophys Res，1981（5）：165－172.

［27］Zhang Yushen，Tanimoto T.Ridges，Hotspots and Their Interaction as Observed in Seismic Velocity Maps［J］.Nature，1992，335：45－49.