印度洋Carlsberg洋脊玄武岩岩石地球化学特征及其地质意义

淳明浩，于增慧，翟世奎*

(1. 中国海洋大学 海洋地球科学学院 海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东 青岛 266100；2.中国石油集团工程技术研究院，天津 300451)

印度洋Carlsberg洋脊玄武岩岩石地球化学特征及其地质意义

淳明浩1,2，于增慧1，翟世奎1*

(1. 中国海洋大学 海洋地球科学学院 海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东 青岛 266100；2.中国石油集团工程技术研究院，天津 300451)

本文对采自印度洋Carlsberg脊14个站位的新鲜玄武岩样品进行了常量和微量元素组成分析，旨在研究岩浆源区地幔的性质以及岩浆作用过程。研究结果表明：该区玄武岩为典型的源于亏损型地幔的大洋中脊玄武岩，不同样品经历了不同程度的结晶分异作用，演化过程主要受控于橄榄石的结晶分异作用，部分样品中有单斜辉石结晶分异作用的影响，斜长石的结晶分异作用不显著；玄武岩岩浆来源于亏损型尖晶石二辉橄榄岩地幔的熔融，主微量元素组成中尚未见到富集型组分混入的证据；源区地幔不同比例的熔融作用及其后岩浆演化过程的差异是造成不同样品间地球化学性质差异的主要原因，彼此独立的局部岩浆作用过程是岩浆作用差异的主控制因素。Carlsberg脊玄武岩整体与全球标准大洋中脊玄武岩(N-MORB)平均组分相近，不同脊段间岩浆源区地幔的组成、熔融程度(比例)和熔融深度等无明显差异，这种特征向南直到CIR的北段。

印度洋；Carlsberg脊；玄武岩；岩石地球化学；地幔熔融；结晶演化

1 引言

洋中脊玄武岩(简称MORB)是由地球深部橄榄岩地幔熔融产生[1—5]。洋中脊下部橄榄岩上地幔减压熔融形成的原始玄武质岩浆通常不是直接喷出洋底，而是在喷出之前经历了不同程度的结晶分异和岩浆混合等作用过程[6]，这些过程会导致岩石或矿物的组成发生变化[7]。因此，MORB的矿物及岩石地球化学组成既可以指示原始岩浆源区地幔的特性，也可以指示MORB形成过程中的物化条件[1, 8—11]。已有研究表明，MORB中的同位素和不相容元素组成特征可以反映岩浆源区地幔的性质及熔融过程，而主量元素则可以指示地幔熔融的程度和岩浆演化过程[12]。

已有研究结果表明，印度洋中脊玄武岩具有独特的岩石地球化学特征，其岩浆源区和岩浆的演化过程由于受“印度洋型地幔”及中脊扩张速率差异的影响而具有特殊性[7, 13—15]。然而，先前对印度洋中脊(IOR)的研究主要集中在西南印度洋脊(SWIR)、东南印度洋脊(SEIR)、中印度洋脊(CIR)及罗德里格三联点(RTJ)等区域[16—19]，对Carlsberg 洋脊(简称CR，如3.6°N与5.4°N等区域)的研究[20—22]明显不足。早期的研究认为CR 玄武岩因其具有标准大洋中脊玄武岩(N-MORB)的特征[23—25]而与印度洋其他脊段的玄武岩明显不同。近期通过对CR及CIR玄武岩的同位素组成和沿脊轴的对比研究，证明CR是印度洋脊的延伸，玄武岩源区地幔仍然受到冈瓦那大陆裂解时期陆壳混入的影响[7]。本文对整个CR轴部附近14个站位采集的玄武岩样品进行了常量和微量元素组成分析，重点研究了CR岩浆源区特征和岩浆作用过程，分析了岩石地球化学特征沿脊轴的变化，并将CR脊段玄武岩和其他扩张脊玄武岩进行了对比分析，探讨了岩浆作用的区域性差异。

2 地质背景、样品及分析方法

CR是印度板块和索马里板块的边界[26]，在晚古新世(约55 Ma BP)塞舌尔板块从印度板块分离过程中开始形成[27]。该洋脊起始于10°N附近的Owen 破碎带，向东南方向一直延伸到赤道附近[28]，扩张速率为24～26 mm/a，为慢速扩张脊[26]。沿脊轴分布有转换断层和非转换不连续带，水深变化较大，垂直扩张轴呈现慢速扩张洋脊特有的陡峭V字形裂谷[29]。出露岩石以玄武岩为主，同时存在超基性岩、辉长岩及辉绿岩等岩石类型[20]。本文岩石样品为利用电视抓斗取得，水深介于2 009～3 690 m之间，采样站位分布见图1。样品均为未见明显蚀变的新鲜块状玄武岩。

图1 研究区采样站位分布及水深图Fig.1 The sampling locations and bathymetric map of study area

将样品破碎之后在蒸馏水中超声振荡1 h(每15 min换一次水)，之后在烘箱中60°C恒温烘干。首先磨制岩石薄片，在Olympus BX71偏光显微镜下进行观测，并拍照特征照片。显微薄片的观察鉴定在中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室完成，常量元素及微量元素组成分析在广州澳实分析检测公司进行。常量元素组成分析采用硼酸锂-硝酸锂熔融后进行X荧光光谱分析(XRF)，仪器型号型号PANalytical Axios，准确度(RE)<2%，精密度(RD)<5%。将0.66 g样品(200目以下)加入包含硝酸锂在内的助熔剂，充分混合后，进行高温熔融，将熔融物倒入铂金模子形成扁平玻璃片后，用X荧光光谱仪分析；同时称取1 g试样在1 000℃下测定烧失量(LOI)。测试过程中标准样品为SARM-45。微量和稀土元素测定采用硼酸锂熔融后进行电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)分析，仪器型号Agilent7700X，准确度(RE)<10%，精密度(RD)<10%。将0.2 g样品(200目以下)加入到偏硼酸锂/四硼酸锂熔剂中，混合均匀，在1 025℃以上熔炉中融化。熔液冷却后，用硝酸、盐酸和氢氟酸定容，再用等离子体质谱仪分析。测试过程中标准样品为OREAS-146。

3 鉴定分析结果

3.1 岩相学特征

CR玄武岩以隐晶质和斑晶质结构为主，斑晶质岩石中基质主要为间隐结构和玻基交织结构，少数样品有玻璃质基质(图2a、b)。斑晶包括斜长石和橄榄石，偶尔可见单斜辉石，但含量极少。其中斜长石斑晶最常见，可占斑晶总量的80%～90%，呈板条状、柱状及长条状等形态(图2a、b、c、d)，可见聚晶或双晶，大斑晶中发育熔蚀麻点及裂纹现象(图2a、b)。橄榄石斑晶较少，以长条状或粒状形式存在，多生长在斜长石斑晶间隙，颗粒较小(图2c、d)。从样品背散射图像(BSE)中可知个别样品(B31)基质中有极少黄铁矿(图2c)，在B26与B35样品以及B20样品中见有极少量铬尖晶石，独立存在或与橄榄石共生(图2d)。

图2 玄武岩样品部分典型结构和矿物(正交偏光及背散射图像)Fig.2 Typical textures and represent minerals of CR basalt (cross-polarized light and BSE)Ol-橄榄石；Pl-斜长石；GM-基质；Py-黄铁矿；Sp-尖晶石Ol-Olivine; Pl-Plagioclase; GM-Groundmass; Py-Pyrite; Sp-Spinel

3.2 主量元素组成

表1 玄武岩中主量元素组成(%，湿质量百分比)及特征参数

图3 玄武岩主量元素岩石分类图[30]Fig.3 TAS diagram of studied basalts[30]CR-CR脊参考数据，数据来自PetDB数据库；G-NMORB-全球N-MORB参考数据，数据来自文献[5]CR-Carlsberg Ridge reference data, from PetDB Database; G-NMORB-Global Normal Ocean Ridge Basalts reference data, from Reference[5]

图4 玄武岩AFM岩石系列判别图[30]Fig.4 AFM diagram of studied basalts[30]CR-CR脊参考数据，数据来自PetDB数据库；G-NMORB-全球N-MORB参考数据，数据来自文献[5]CR-Carlsberg Ridge reference data, from PetDB Database; G-NMORB-Global Normal Ocean Ridge Basalts reference data, from Reference[5]

图5 玄武岩的Mg#值沿纬度的变化Fig.5 Mg# variation of basalts along the latitudeSCIR-南中印度洋脊，NCIR-北中印度洋脊，以上数据来自PetDB数据库。N-MORB-正常型洋中脊玄武岩，IOR-印度洋中脊N-MORB参考值[5]SCIR-South Central Indian Ridge, NCIR-North Central Indian Ridge, data from PetDB Database; N-MORB-Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, IOR-Indian Ocean Ridge Basalt[5]

图6 玄武岩中主量元素与MgO含量相关图(R2代表全部样品的相关系数的平方)Fig.6 The correlation diagram of major elements and MgO (R2 represents the squared correlation coefficients of all samples)CR-CR脊参考数据，来自PetDB数据库；N-MORB-正常型大洋中脊玄武岩，G-NMORB-全球正常型大洋中脊玄武岩，IOR-印度洋中脊正常玄武岩参考值[5]CR-Carlsberg Ridge reference data, from PetDB Database; N-MORB-Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, G-NMORB-Global Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, IOR-Indian Ocean Ridge Basalt[5]

玄武岩主量元素组成中MgO与各主量元素含量之间相关性差(见图6)，即使将样品按不同的脊段分开看，相关性仍然不好，只有Ⅲ区样品中MgO和CaO之间呈现较弱的正相关关系(见图6c)。上述特征表明研究区样品可能经历了不同的岩浆演化过程，即使是同一区域内，不同玄武岩样品所经历的岩浆演化过程也有所不同，这很可能反映了不同压力条件下的岩浆作用[37]。考虑到慢速扩张脊其下基本不存在大型稳定岩浆房的事实[38]，不同脊段玄武岩样品及同一脊段不同玄武岩样品应该是来自不同深度地幔经历不同程度熔融所产生的岩浆冷凝结晶的产物。

3.3 稀土、微量元素组成

玄武岩样品中稀土元素(REE)总量ΣREE为34.52×10-6～102.91×10-6，平均值为56.94×10-6(n=14)(见表2)，较N-MORB(39.12×10-6)要高[39]，但与“全球N-MORB(G-NMORB)”平均值(53.74×10-6)非常接近[5]。REE球粒陨石标准化配分模式整体呈左倾型式，缺少Eu与Ce异常(δEu平均值0.98，δCe平均值1.05)，(La/Sm)N值为0.74～1.28，平均0.88；(La/Yb)N值为0.76～1.76，平均1.02；(Sm/Nd)N值为0.89～1.04，平均0.98；(Tb/Lu)N值为1.09～1.33，平均1.22，均稍高于N-MORB组成，但与全球N-MORB平均组分相近[5]。

Ⅰ区的2个样品重稀土(HREE)组成特征和配分模式与N-MORB几乎完全相同，而轻稀土(LREE)则表现出不同程度的相对富集。这种模式是亏损型地幔不同程度熔融产物的典型模式(图7a)。Ⅱ区的5个样品REE配分曲线大体重合或平行，REE较N-MORB稍高，呈现N-MORB型岩浆经历不同程度结晶分异作用的特征(图7b)。Ⅲ区样品的HREE配分模式与N-MORB大体相同，但含量在部分样品中有所富集，同时LREE配分模式也随ΣREE增加大体呈现从左倾逐步到右倾的变化，ΣREE和Eu异常具有一定的负相关性，反映了该脊段不同样品可能代表地幔不同程度熔融产生的岩浆经历不同程度结晶分离作用的产物(图7c)。Ⅳ区的1个样品REE配分模式几乎完全与N-MORB相同，配分曲线大体平行，只是ΣREE略高，反映了亏损型地幔熔融后的结晶分异过程(图7d)。

图7 样品稀土元素球粒陨石标准化及微量元素原始地幔标准化分布图Fig.7 Distribution patterns of chondrite-normalized REEs and primitive mantle normalized trace elements球粒陨石标准值数据，原始地幔标准值数据及N-MORB数据值来自文献[39]Data of chondrite, primitive mantle and N-MORB after Reference[39]

元素及参数样品编号B15B19B20B21B24B26B31B33B35B39G2G3G4G5La5 804 605 204 103 904 002 624 506 7011 604 503 103 104 50Ce15 9014 8015 3011 5010 8010 907 8515 0015 7029 5012 909 409 3012 40Pr2 501 872 561 881 781 721 241 942 314 182 241 491 622 00Nd13 509 4013 409 809 909 106 7710 7011 2020 5011 908 609 0010 80Sm4 193 014 393 223 382 982 293 423 376 003 832 792 803 38Eu1 611 151 621 271 291 180 961 201 171 941 401 171 171 20Gd6 264 396 204 964 854 202 564 864 497 375 753 843 924 50Tb1 160 801 160 900 910 720 590 830 791 261 020 680 750 88Dy7 304 987 345 785 494 763 605 464 847 516 394 434 645 40Ho1 501 041 521 241 221 080 811 151 041 741 460 960 991 18Er4 593 064 623 633 553 052 233 443 235 163 843 113 023 79Tm0 680 450 630 500 470 430 380 450 450 780 560 390 430 46Yb4 002 953 943 413 182 862 272 963 274 723 862 912 903 48Lu0 640 420 630 520 520 450 340 470 450 650 520 400 430 45ΣREE69 6352 9268 5152 7151 2447 4334 5256 3859 01102 960 1743 2744 0754 42LREE43 5034 8342 4731 7731 0529 8821 7336 7640 4573 7236 7726 5526 9934 28HREE26 1318 0926 0420 9420 1917 5512 7919 6218 5629 1923 4016 7217 0820 14δEu0 960 970 950 970 971 021 210 900 920 890 911 091 080 94δCe1 021 241 021 011 001 021 061 240 981 040 991 071 011 01(La/Sm)N0 890 990 760 820 740 870 740 851 281 250 760 720 710 86(La/Yb)N1 041 120 950 860 881 000 831 091 471 760 840 760 770 93(Sm/Nd)N0 950 981 001 001 041 001 030 980 920 890 980 990 950 96(Tb/Lu)N1 231 291 251 181 191 091 171 201 191 321 331 151 181 33Y38 6026 5039 3031 2030 3028 7023 2531 4030 8047 5037 9028 5027 9031 60Sc38 4032 7034 8036 3035 7034 4026 3735 7035 7033 4036 9033 4034 8036 50Rb2 202 502 101 501 102 100 911 306 509 602 800 601 300 80Ba22 2026 9020 5016 4010 3033 5023 4020 1063 9012414 2017 5015 3014 30Th0 400 420 310 250 200 280 150 330 640 950 210 190 120 57Nb4 803 003 903 602 703 102 062 707 4011 703 102 102 103 30Ta0 270 170 230 210 160 190 120 150 440 660 190 140 140 18Sr145147127119123134109146190217128119128129P8105809106005805104306005801330700470500580Zr134931421081058270 1699100206123818394Hf3 602 804 003 103 002 401 892 802 405 003 402 402 202 60U0 120 220 090 120 100 100 570 110 170 390 080 080 090 31Ni87 7015214897 40181132 572 94122127 596 90120 5214 0166 5171 5Cr145236225209279238321218198143206326279256Ti10600749010400820079607140556083707620118509570706072308300K1800140015001200120011006059003100590016008001100600

(La/Sm)N、(La/Yb)N、(Sm/Nd)N及(Tb/Lu)N标准化值来自文献[39]。

原始地幔标准化的微量元素配分图(图7A、B、C、D)整体类同N-MORB的配分模式，表现出较低的微量元素含量和以亏损大离子亲石元素(LILE)及高场强元素(HFSE)等不相容元素的特征。除个别样品富集U外，不同脊段样品间的差异与REE呈现的特征完全一致(图7B、C)。

4 问题讨论

4.1 海底蚀变作用

尽管尽量选取新鲜玄武岩样品，但部分样品外表仍可见类似Fe-Mn氧化物层膜层。分析结果表明部分样品中明显富Fe和Mn。在FeOt-MnO·10-Al2O3三角图中，样品投在相对N-MORB明显富集Fe和Mn区间(图8)。上述特征表明部分样品可能受到了海水蚀变作用的影响[40]。采自热液活动区附近的部分样品(B19、B31及G5)中具有较高的LOI(>1%，湿质量百分比)，而且B19样品中SO3含量高达3.2%，Cu和Zn等金属含量也很高。上述特征表明样品可能受到了热液蚀变作用的影响，或者混染了少量的硫化物。

U也是海水/岩石反应的有效指示元素。在Ⅱ区和Ⅲ区的玄武岩样品中，U含量普遍较高，B19、B31和G5中U的含量更是明显升高。通常情况下无论是高温热液蚀变，还是海水的低温蚀变，都会造成玄武岩中U含量的增加[41—42]，但K会在低温蚀变岩中富集，而在高温蚀变岩中表现亏损[43]。B19、B31和G5中K2O含量并不随U的增加而明显变化，仍具有较低的K2O含量(图9a)，表明岩石样品可能经历了一定程度的高温水/岩反应[43]。在其他样品中U-K2O相关性极好(图9a)，反映了低温海水蚀变作用的影响。但是，这种良好的相关性同样存在于K2O和Nb之间(Nb在海底蚀变过程中表现为惰性)(图9b)，说明海水蚀变可能不是样品相对富U和K的唯一原因，样品还可能反映了地幔熔融过程的影响。

图8 样品FeOt-MnO·10-Al2O3图[40]Fig.8 FeOt-MnO·10-Al2O3 diagram of samples[40]N-MORB-正常型洋中脊玄武岩，E-MORB-富集型洋中脊玄武岩，数据引自文献[39]N-MORB-Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, E-MORB-Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt, data from Reference[39]

图9 样品U-K2O及Nb-K2O相关图Fig.9 U-K2O and Nb-K2O diagram of samplesN-MORB-正常型洋中脊玄武岩，E-MORB-富集型洋中脊玄武岩，数据引自文献[39]N-MORB-Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, E-MORB-Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt, data from Reference[39]

4.2 岩浆的结晶分异作用

在岩浆结晶演化过程中，橄榄石的结晶分离会导致岩浆中FeOt随着MgO降低而升高[44]。如图10a所示，在MgO/FeOt比值和MgO之间具有很好的线性正相关(前述3个蚀变样品稍微偏离趋势线)，反映了橄榄石结晶分异作用的存在。图10a还表明Ⅱ区的样品代表了结晶演化程度最低的岩浆产物。在岩浆的结晶演化中，Ni相对Cr更优先进入橄榄石相，橄榄石的结晶分异将导致Ni/Cr比值随之减小[45]。Ⅱ区不同样品间Ni含量随着MgO含量的降低而迅速降低，Ni/Cr比值也随之减小(见图11a、d)；与此同时，CaO/Al2O3比值随MgO含量降低则几乎不变(图10b)；而在橄榄石结晶中表现为不相容性的元素Zr和Nb则随着Ni和Cr的降低而有所增加(见图11e、f)。上述特征均表明Ⅱ区的玄武岩岩浆经历了以橄榄石为主的结晶分异作用。

图10 样品MgO/FeOt-MgO及CaO/Al2O3-MgO相关性图解Fig.10 Diagrams of MgO/FeOt-MgO and CaO/Al2O3-MgO of samplesCR-CR脊，SCIR-南中印度洋脊，NCIR-北中印度洋脊，以上数据来自PetDB数据库CR-Carlsberg Ridge, SCIR-South Central Indian Ridge, NCIR-North Central Indian Ridge, data from PetDB database

图11 样品Ni-MgO、Sr-MgO、Cr-MgO及Ni/Cr-MgO、Ni-Zr及Cr-Nb相关性图解Fig.11 Diagrams of Ni-MgO, Sr-MgO, Cr-MgO, Ni/Cr-MgO, Ni-Zr, and Cr-Nb of samples

在不同脊段的不同样品间，橄榄石结晶分异作用的差异不明显，在镜下也很少见到大颗粒的橄榄石斑晶。从图11中可以看出，随着MgO含量降低，Ⅰ区和Ⅲ区的样品均表现为Ni含量基本不变(见图11a)，Cr含量却迅速降低(见图11c)和Ni/Cr比值随之有所升高的特征(见图11d)。由于Ni和Cr在橄榄石中分配系数均较高，且Ni的分配系数高于Cr，而在单斜辉石中Ni的分配系数明显低于Cr[46]。因此，Ni/Cr比值随MgO含量降低而升高反映了存在单斜辉石的结晶分异作用[47]，这与CaO含量随MgO含量降低而降低的特征相一致(见图6c)。由于Al2O3含量随MgO含量降低变化不明显，以及在斜长石中会富集的Sr随着MgO的降低呈升高的趋势(图10b)，说明斜长石不是控制Ⅰ区和Ⅲ区的岩浆演化的主要结晶矿物。相比相容元素Ni和Cr的变化，不相容元素Nb和Zr的变化更为显著(见图11e和f)，这表明地幔的熔融程度是控制岩浆组分差异的主要因素。因此，Ⅰ区和Ⅲ区样品为地幔不同熔融程度岩浆演化形成的产物，岩浆演化过程主体受控于橄榄石的结晶分异作用，部分样品受到单斜辉石结晶分异作用的影响。Ⅳ区的1个样品投在Ⅰ区和Ⅲ区玄武岩质岩浆的演化趋势线上(见图11)，表明其经历了与Ⅰ区和Ⅲ区的样品相似的岩浆演化过程。

4.3 岩浆源区特征

如前所述，研究区玄武岩的主、微量元素组成与N-MORB的组成相似，而且几乎所有地球化学参数的平均值均与全球N-MORB的平均值接近，以上特征表明岩浆源区以亏损型地幔为主。然而作为印度洋中脊的一部分，CR是否受富集型地幔组分影响或源区地幔是否具有印度洋型地幔特征是一个值得讨论的问题。

研究区大部分样品具有较低的K2O含量，但也有少量样品的K2O含量较高(最高达0.7%，湿质量百分比)，似乎表明CR下伏地幔具有一定的不均一性。在研究洋中脊玄武岩时，K8/Ti8比值可以很好地指示岩浆源区地幔性质[5]，较大的K8/Ti8比值通常表明洋中脊下存在富集型地幔[48]。研究区样品的K8/Ti8比值多与N-MORB参考值接近(见图12)，进一步表明样品的源区地幔以亏损地幔为主。然而，也有两个样品(B35和B39)具有较高的K8/Ti8比值，同时具有较高的(La/Sm)N值。这两个样品的K8/Ti8比值甚至高于E-MORB的K8/Ti8比值，表明其源区可能有富集型地幔组分的混入[48—49]。K2O含量在岩浆作用过程中受地幔熔融程度和岩浆结晶分异作用的影响，其中地幔熔融程度越低，K2O含量越高[48]，低程度地幔熔融所产生的岩浆同样会具有较高的(La/Sm)N比值。

由于微量元素Ce/Yb比值对尖晶石橄榄岩的熔融非常敏感，通常可用Ce/Yb-Ce相关图来判断岩浆源区地幔的性质[1]。从图13a中可以看出，Ce/Yb-Ce数据点均投在尖晶石二辉橄榄岩区域，大体沿熔融线分布，表明玄武质岩浆来源于亏损型尖晶石二辉橄榄岩地幔的熔融，其中K8/Ti8和(La/Sm)N值最高的样品具有最低的地幔熔融程度。

Nb和U及Ce和Pb在岩浆作用过程中不相容性相近，在熔融作用过程中表现出相似的地球化学行为。此外，由于U和Pb在陆壳中显著富集，因此Nb/U和Ce/Pb比值可用来判别源区地幔中是否存在陆壳物质的混入，即前文述及的是否具有印度洋型地幔特征。本文样品由于受到了不同程度的蚀变作用影响，U含量作为判断指标的有效性降低。K8/Ti8和(La/Sm)N比值最高的两个样品中Nb/U比值(分别为43和30)未明显减小，表明源区地幔未受陆壳物质影响。相比Nb，Zr在岩浆作用过程中不相容性较强，Zr/Nb比值会随着熔融程度的加大而升高。在Zr/Nb-Zr相关图上(见图13b)，随着熔融程度的增加(Zr/Nb比值增大)，样品数据点向N-MORB参考值[39]附近靠近，但大部分样品数据点落在源区地幔更低比例熔融的D-MORB参考值[50]附近。如果利用Zr/Nb比值最高的样品(源区地幔熔融程度最大)组成近似反映源区地幔组成，本区玄武岩的源区地幔相比N-MORB源区地幔表现出更强的亏损特性，这与Gale等[50]近期给出的D-MORB的源区地幔组成更为接近。

图12 玄武岩的K8/Ti8比值沿纬度的变化Fig.12 K8/Ti8 ratio variations of basalts along the latitudeCR-CR脊，SCIR-南印度洋中脊，NCIR-北印度洋中脊，以上数据来自PetDB数据库；N-MORB-正常型洋中脊玄武岩，E-MORB-富集型洋中脊玄武岩，G-NMORB-全球正常型洋中脊玄武岩，IOR-印度洋中脊玄武岩，数据来自文献[5]CR-Carlsberg Ridge, SCIR-South Central Indian Ridge, NCIR-North Central Indian Ridge, data from PetDB Database；N-MORB-Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, E-MORB-Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt, G-NMORB-Global Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, IOR-Indian Ocean Ridge Basalt, data from Reference [5]

图13 样品Ce/Yb-Ce与Zr/Nb-Zr图解Fig.13 Diagrams of Ce/Yb-Ce and Zr/Nb-Zr of samplesN-MORB-正常型洋中脊玄武岩，E-MORB-富集型洋中脊玄武岩，OIB-洋岛玄武岩石数据来自文献[39]；D-MORB-过渡型大样中脊玄武岩数据来自文献[50]；UC-上部陆壳，LC-下部陆壳数据来自文献[52]N-MORB-Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, E-MORB-Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt, OIB-Ocean Island Basalt, data from Reference [39]; D-MORB-Transitional Mid-Ocean Ridge Basalt, data from Reference [50]; UC-Upper Crust, LC-Lower Crust, data from Reference [52]

总之，从样品主、微量元素组成上尚不能判断有富集型组分混入的迹象，表明源区地幔组成不是研究区玄武岩性质差异的主要控制因素，地幔不同程度的熔融作用及岩浆后期的结晶演化过程是造成样品间差异的主要原因。部分样品中较高的K8/Ti8及(La/Sm)N比值应该是地幔相对低比例熔融作用的结果。

4.4 不同洋脊(段)地幔熔融作用的差异

已有研究表明，洋脊扩张速率与基底玄武岩的元素组成存在有显著的相关性[1]。CR脊半扩张速率介于11～16 mm/a之间，属于慢速扩张洋脊，其扩张速率低于其南部紧邻的CIR，而且扩张速率向南逐步增大，到RTJ三联点附近半扩张速率增加至约27 mm/a[7, 15, 28, 51—52]。为了讨论扩张速率与洋脊玄武岩性质之间的相互关系，本文比较了CR不同脊段以及CR和南部CIR之间在地幔熔融程度及熔融深度上的差异。

将玄武岩中Na2O及FeOt等值按照岩浆结晶分异作用趋势校正到一固定MgO值(一般选择MgO=8%，湿质量百分比)，以去除结晶分异作用的影响[31]。校正之后的Na8及Fe8等值分别可以很好的指示地幔部分熔融程度与熔融深度。较小的Na8值指示了较大的熔融程度，而较大的Fe8则对应较大的熔融深度[1]。为了使样品更好的反映原始岩浆特征，去除受海水蚀变作用影响明显的3个样品。计算结果表明，研究区玄武岩较N-MORB具有较低的Na8值，与“全球N-MORB(G-NMORB)”型玄武岩的平均水平[5]相当。本区玄武岩Na8平均值为2.83(n=11)，比快速扩张的EPR平均值(约2.72)[5]高，比中、慢速扩张的MAR平均值(约2.75)[5]稍高，比慢速、超慢速扩张的IOR平均值(约2.95)[5]低(图14a)。由此可见，CR源区地幔熔融程度具有全球平均水平，比快速扩张的EPR和中慢速扩张的MAR要低，但高于超慢速和慢速扩张的IOR，这与计算的部分熔融程度Fmelt(14.6%～16.8%)结果相一致(图14c)。研究区玄武岩Fe8平均值(约10.57，n=11)较N-MORB的Fe8值(约9.5)[5]要高，仍与“全球N-MORB”型玄武岩Fe8值(约10)[5]的平均水平相当(图14b)。由Fe8值计算的熔融压力表明本区初始熔融压力平均为18.45×108Pa(n=11)，仍介于EPR(约19.28×108Pa)、MAR(约19.38×108Pa)和IOR(约15.79×108Pa)[5]之间。研究区熔融初始深度和熔融结束深度之间的压力差(初始压力Po与终止压力Pf差值，见表1)ΔP平均值为5.18×108Pa(n=11)，较快速扩张的EPR压力差(约6.39×108Pa)低，也低于中、慢速扩张的MAR压力差(约5.93×108Pa)，高于慢速、超慢速扩张的IOR压力差(约4.27×108Pa)[5](图14d)。

图14 玄武岩Na8、Fe8、Fmelt及ΔP值沿纬度的变化Fig.14 Variations of Na8, Fe8, Fmelt and ΔP along the different latitudeCIR-中印度洋脊，数据来自PetDB数据库；N-MORB-正常洋中脊玄武岩，E-MORB-富集洋中脊玄武岩数据来自文献[34]；G-NMORB-全球正常型洋中脊玄武岩，IOR-印度洋中脊玄武岩，数据来自文献[5]CIR-Central Indian Ocean Ridge, data from PetDB Database, N-MORB-Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, E-MORB-Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt, data from Reference [34]; G-NMORB-Global Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, IOR-Indian Ocean Ridge Basalt, data from Reference [5]

整体上看，CR各脊段之间岩石地球化学性质差异不大。但是，在同一脊段不同样品间却存在有一定的差异。上述特征表明CR各脊段源区地幔性质差别不大，不同程度的熔融作用以及彼此独立的局部岩浆作用过程是玄武岩性质差异的主要控制因素。此外，从样品采集位置与轴部水深对应关系来看，各脊段的玄武岩采样点水深大体相同，这可能也是各脊段的玄武岩整体缺少明显变化的原因之一(见图14e)。另一方面，从图14中也可以看出CR这种地球化学均一性特征向南持续到CIR的北段，只在南段的RTJ附近出现Na8值的的逐步降低即熔融程度的逐步升高，同时伴随Fe8值的逐步升高和熔融作用压力差的增大。这种沿脊轴的变化特征与扩张速率指示的变化特征是一致的。

5 结论

(1)CR玄武岩为拉斑玄武岩，其主量、稀土及微量元素化学组成与N-MORB平均组分相近，整体上具有典型的源于亏损型地幔的大洋中脊玄武岩的特征。

(2)CR玄武岩岩浆来源于尖晶石二辉橄榄岩地幔的熔融，主微量元素组成中尚未见到富集型组分混入的证据，源区地幔不同比例的熔融作用及其后岩浆演化过程的差异是造成不同样品间地球化学性质差异的主要原因，K8/Ti8及(La/Sm)N比值的升高是慢速扩张脊下地幔相对低比例熔融作用的结果。

(3)CR玄武岩经历了不同程度的岩浆结晶分异作用，岩浆演化过程主体受控于橄榄石的结晶分异作用，部分样品受单斜辉石的结晶分异作用影响，斜长石的结晶分异作用不显著。

(4)CR源区地幔平均熔融程度和熔融深度与G-NMORB平均水平相当，这种均一性特征沿中脊轴部向南持续到CIR的北段，但在CIR的南段源区地幔熔融程度较高和熔融深度较大。同一脊段不同样品在岩石化学组成上存在有一定的差异，彼此独立的局部岩浆作用过程是造成这种差异的主要原因。

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The geochemistry and geological significances of basalts from Carlsberg Ridge in Indian Ocean

Chun Minghao1，2，Yu Zenghui1，Zhai Shikui1

(1.TheKeyLabofSubmarineGeosciencesandProspectingTechniques，MinistryofEducation，OceanUniversityofChina，Qingdao266100，China；2.CNPCResearchInstituteofEngineeringTechology,Tianjin300451,China)

Major and ICP-MS trace element compositions have been determined for 14 fresh mid-ocean ridge basalts (MORBs) dredged from Carlsberg Ridge to investigate the nature of mantle source and magmatic process beneath this ridge. These basalts can be classified into the typical normal MORB derived from depleted mantle source and basalts with different geochemistry experienced variable degree of fractional crystallization which is mainly dominated by olivine fractionation，a few of basalts have experienced clinopyroxene fractionation and no significant plagioclase fractionation. The basaltic magma is derived from the depleted spinel lherzolite mantle melting and has no obvious major and trace element geochemical evidence suggested the enriched component mixing into the mantle source. The distinct geochemical characteristics for basalts are mainly controlled by various degree of mantle melting and the subsequently different magmatic evolution processes，and the independent magmatic process in different segments is the main dominating factor for differences of magmatism in this ridge. Major and trace element compositions of MORBs from Carlsberg Ridge are very similar to the average composition of global normal mid-ocean ridge basalt (N-MORB)，there are no significant differences for compositions of mantle sources，and the average degree and depth of mantle melting among segments of Carlsberg Ridge，and this homogeneity feature continues southward to the northern section of the CIR．

Indian Ocean; Carlsberg Ridge; basalts; geochemistry; mantle melting; crystallization evolution

10.3969/j.issn.0253-4193.2015.08.005

2015-02-09；

2015-06-19。

国家重点基础研究发展计划项目(2013CB429702)；中国大洋矿产资源研究开发协会“十二五”重大项目 (DY125-11-R-01，DY125-12-R-03)。

淳明浩(1988—)，男，四川省巴中市人，海洋地质专业。E-mail：chunminghao520@163.com

*通信作者：翟世奎，男，山东省聊城市人，教授，博士生导师，主要从事岩石地球化学研究。E-mail：zhaishki@public.qd.sd.cn

P588.145

A

0253-4193(2015)08-0047-16

淳明浩，于增慧，翟世奎. 印度洋Carlsberg洋脊玄武岩岩石地球化学特征及其地质意义[J].海洋学报，2015，37(8)：47—62，

Chun Minghao，Yu Zenghui，Zhai Shikui. The geochemistry and geological significances of basalts from Carlsberg Ridge in Indian Ocean [J]. Haiyang Xuebao，2015，37(8)：47—62，doi：10.3969/j.issn.0253-4193.2015.08.005