基于独立成分分析的马里亚纳弧后地幔源区特征研究

于璐瑶田丽艳伍锡昌孙国洪陈凌轩

(1.中国科学院 深海科学与工程研究所,海南 三亚572000;2.中国科学院大学,北京100049;3.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,山东 青岛266003;4.吉林大学 地球科学学院,吉林 长春130012;5.自然资源部 第二海洋研究所,浙江 杭州310012)

作为理解地球系统物质循环和能量传递的窗口之一,俯冲带系统在人类研究和认识地球壳幔相互作用、地球深部动力学过程和岩石圈演化等各方面具有重要的科学意义。西太平洋板块会聚边缘发育有独特的沟-弧-盆构造体系和热液系统,保留着海底板块运动的遗迹,在这些岛弧、边缘海盆或弧后盆地开展地球物理学、岩石学、地球化学、热液矿床及热液口附近生物群体等方面的研究一直是国际海洋地质学界关注的焦点。

马里亚纳海槽是目前正在活动的、位于洋-洋板块(太平洋板块-菲律宾板块)会聚边缘的弧后盆地的典型代表[1],为研究弧后扩张早期演化、弧后盆地岩浆作用以及相关的地球动力学过程提供了良好的场所[2-4]。对马里亚纳海槽玄武岩的研究由来已久,岩石学和地球化学研究结果表明马里亚纳海槽的弧后盆地玄武岩与洋中脊玄武岩(Mid-Ocean Ridge Basalt,MORB)相似,但具有富集大离子亲石元素(Large Ion Lithophile Element,LILE)(Rb,Sr,Ba,Th,U等)及轻稀土元素(Light Rare Earth Element,LREE)和亏损高场强元素(High Field-Strength Element,HFSE)(Nb,Hf,Ta,Zr等)的特征[5-8]。而且,马里亚纳海槽玄武岩这种具有高K,Rb,Ba,Pb,Sr和H2O含量的地球化学特征,与马里亚纳岛弧玄武岩相似,说明其地幔源区也受到俯冲组分的影响[6,9-12];但是与岛弧玄武岩相比,海槽玄武岩受到俯冲组分的影响相对较小[4]。Gribble等[2]和Anderson等[13]进一步发现马里亚纳海槽玄武岩受俯冲组分的影响在弧后地区(17°～15°N)由北向南逐渐降低[9,14-15];Ikeda等[16]研究发现,相比海槽其他区域,19°42′N以南的弧后盆地玄武岩的Ba/Th质量分数比值较高,表明俯冲流体主要影响19°42′N以南的海槽区域,而以高La/Sm、低U/Th和Zr/Nb比值为特征的沉积物熔融成分主要影响21°00′～19°42′N的海槽区域。

Ribeiro等[8]对马里亚纳海槽南部(14°～12°N)玄武岩进行了研究,发现其143Nd/144Nd比值为0.51302～0.51315,而176Hf/177Hf比值为0.28316～0.28329,具有印度洋型MORB地幔特征,也与前人研究的马里亚纳海槽(23°～15°N)Nd/Hf同位素比值结果相似[2,14,17-19],表明马里亚纳海槽玄武岩具有印度洋型MORB地幔的特征。但马里亚纳海槽南部样品Pb同位素比值则表现出不同的趋势,部分样品表现出太平洋型MORB地幔特征,部分样品表现出印度洋型MORB地幔特征,这表明马里亚纳海槽南部岩浆可能是由太平洋型MORB地幔和印度洋型MORB地幔共同补给,而海槽其余地区为印度洋型MORB地幔补给[17-18,20]。

印度洋-太平洋型MORB地幔边界被认为大致与伊豆-小笠原-马里亚纳俯冲带的位置一致[9,21-22],俯冲带的东侧为太平洋型MORB地幔,西侧为印度洋型MORB地幔,在这种观点中,马里亚纳海槽岩浆由印度洋型MORB地幔供给;但也有人认为边界位于千岛-日本-南开-琉球海沟的东部[19,23],由此推论,马里亚纳海槽岩浆则由太平洋型MORB地幔供给。因此,马里亚纳海槽弧后盆地玄武岩的源区究竟是印度洋型还是太平洋型MORB地幔仍然存在争议,这也是本文讨论的核心问题之一。

传统研究通常采用同位素二维协变关系图来反映不同样品同位素变量的差异,但这些变量可能在共同组成的空间上存在变量的重叠现象,并且对端元限制的条件不足,以致忽略了总体数据结构特征,使得分析结果的可信度降低,因此,可以采用反映多维数据特征的方法来研究同位素特征[25-28]。独立成分分析方法(ICA)是一种在信息科学领域发展起来的相对新型的多元分析方法[29],能将混合的同位素数据分解为相互独立的源,使得被分析多维同位素信号各成分之间的统计依赖性得到了最小化,突出了源信号的本质结构[25]。

本文对采自太平洋中脊、印度洋中脊、马里亚纳海槽、马里亚纳岛弧以及中南劳海盆五个区域的600组玄武岩的同位素比值(87Sr/86Sr-,143Nd/144Nd-,206Pb/204Pb-,207Pb/204Pb-,208Pb/204Pb),进行了独立成分分析,获得了3个独立成分(ICs),结合样本的其他地球化学指标,获得了马里亚纳弧后地幔源区的地球化学组成的新认识。

1 地质背景

伊豆-小笠原-马里亚纳俯冲带位于西太平洋菲律宾板块的东部,长约2800 km,由太平洋板块向菲律宾海板块俯冲向西形成,俯冲角度较大,为研究洋内会聚板块边缘提供了一个良好场所[4,30-31]。马里亚纳海槽东部以马里亚纳群岛火山弧为界,西部以不活跃的西马里亚纳残留脊为界,北部位于活跃的东马里亚纳火山弧和西马里亚纳残留脊相交处[1,32](图1)。海槽东西向最宽处(18°N)约240 km[1,4],南北长约1300 km,自北向南呈向东突出的新月型[33]。在海槽的轴部发育一条南北向的裂谷带(图1),从13°N以北的一系列阶梯状分段排列的盆地(水深约5000 m)过渡到南部相对较浅的山脊(水深约3000 m)。在距今5 Ma左右,由于太平洋板块俯冲和海沟后撤有关的伸展作用[34],马里亚纳岛弧南部的岛弧开裂,形成马里亚纳海槽[33,35-36]。至今马里亚纳海槽的扩张仍在继续,从北向南扩张速度逐渐增加[37],全扩张速率为15～45 mm/a。马里亚纳海槽北段(22°～14°N)扩张中心靠近海槽的东侧,普遍发育裂谷,类似于典型的慢速扩张中心—大西洋中脊[39](全扩张速率＜35 mm/a[38]):22°～21°N扩张脊段的全扩张速率为20～30 mm/a[13,40];18°～14°N的扩张脊段的全扩张速率为29～40 mm/a[39,41]。而马里亚纳海槽南段(14°N以南)扩张中心比海槽其他区域具有较高的岩浆活动,类似于东太平洋快速扩张脊(全扩张速率＞50 mm/a[43])[13,39,42],其扩张脊段的全扩张速率为45 mm/a[44]。

图1 马里亚纳海槽地理位置和数据分布Figure 1 Geographic location and data distribution of the Mariana Trough

2 数据来源及处理方法

2.1 数据处理方法:独立成分分析(ICA)

独立成分分析方法是一种信号分解技术,它可以将混合的多元数据分解成相互独立的成分。FastICA算法是极大化非高斯性的独立成分分析(Independent Component Analysis,ICA)估算方法,在本研究中利用这种算法来分解混合数据提取独立成分(ICs)[24-29]。

在独立成分分析模型中,多元数据被假定为未知潜在变量的线性混合物。假设一个独立成分分析模型:

式中:X为同位素矩阵;S为独立成分矩阵;A为线性混合矩阵,相当于影响同位素比值的地质过程。

因此,S可表述为

式中:W是一个解混矩阵,W=A-1。因此只要确定W,矩阵S即可求出。

根据中心极限定理,非高斯变量的随机混合比原始变量更接近高斯性,独立成分S在所有可能的不相关组分中具有最大的非高斯性。因此我们需要选择合适的W值使得提取出的独立成分统计独立并具有最大非高斯分布。

此外,本文中通过负熵J来度量独立成分的非高斯性:

式中:G(y)=-exp(-y2/2);y是白化和投影的变量;c是任意常数;ν是零均值和单位方差的高斯变量。如果y是高斯分布,负熵J(y)=0;如果y是非高斯分布,负熵J(y)＞0。当负熵J(y)最大时,独立成分s具有最大非高斯分布。

在地球化学数据的分析中,ICs隐藏在同位素混合数据中,分解得到的ICs没有特定的长度,只能反映数据差异的方向,而ICs的数量是由降维和保留的原始信息决定的。

2.2 数据来源

采用600组来自5个区域的火山岩样品的Sr-Nd-Pb同位素数据,其中53组来自马里亚纳海槽(主要为海槽北部和中部),39组来自马里亚纳岛弧,277组来自太平洋洋中脊,159组来自印度洋洋中脊,72组来自中南劳海盆(西太平洋地区另一个典型的洋-洋俯冲带弧后盆地)。为了能够讨论马里亚纳海槽的地幔源区特征,所采用的火山岩样品数据必须保证具有以下2个特征:1)SiO2＜56%(后文统称为“玄武岩”);2)Sr-Nd-Pb同位素比值(87Sr/86Sr-,143Nd/144Nd-,206Pb/204Pb-,207Pb/204Pb-,208Pb/204Pb)和微量元素(La,Sm,Ba,Th,Nb)数据完整(表1)。所有分析数据来自Pet DB数据库(http:∥www.earthchem.org/petdb)。

表1 600组玄武岩Sr-Nd-Pb同位素比值统计特征Table 1 Statistical characteristics of Sr-Nd-Pb isotopic values of 600 basalts

分析玄武岩Sr-Nd-Pb同位素比值的统计结果见表1,其玄武岩同位素比值之间的关系见图2。由表1和图2a可知,马里亚纳海槽玄武岩和印度洋MORB的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd数据分布范围相似(马里亚纳海槽玄武岩的87Sr/86Sr:0.70264～0.70423,143Nd/144Nd:0.512820～0.513185;印度洋MORB的87Sr/86Sr:0.70266～0.70384,143Nd/144Nd:0.512857～0.513189);相对于其他区域,它们的87Sr/86Sr比值变化范围更大,并且马里亚纳海槽玄武岩的数据点主要集中在87Sr/86Sr比值范围为0.70250～0.70300和0.70300～0.70350两处。

由图2b和图2c可知,印度洋MORB的207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值数据位于北半球参考线(Northern Hemisphere Reference Line,NHRL)[45]之上,具有较高的207Pb/204Pb和208Pb/204Pb值,而太平洋MORB的数据则集中在NHRL附近。马里亚纳海槽玄武岩的207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值数据分布在太平洋MORB和印度洋MORB数据之间,但与印度洋MORB区域重合较多。与中南劳海盆和马里亚纳岛弧玄武岩相比,马里亚纳海槽玄武岩的207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值分布范围更大(207Pb/204Pb:15.615～15.578,208Pb/204Pb:37.370～38.848)。

表1中列出了所研究的玄武岩同位素数据的统计特性。从平均值看,马里亚纳海槽玄武岩、马里亚纳岛弧玄武岩的87Sr/86Sr和206Pb/204Pb比值大于太平洋MORB和印度洋MORB数据值;标准差数据表明,马里亚纳海槽玄武岩的五组Sr-Nd-Pb同位素比值标准差最大。5个区域的总偏态显示研究样本的143Nd/144Nd和206Pb/204Pb比值为负偏态,87Sr/86Sr,207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值则为正偏态。从单个区域观察,则马里亚纳海槽、马里亚纳岛弧、中南劳海盆玄武岩的206Pb/204Pb,207Pb/204Pb和208Pb/204Pb同位素比值为负偏态。太平洋和印度洋MORB五组同位素比值全为正偏态。所有地区的偏态都不为0,且峰度数据都不等于3,表明分析的数据不是高斯分布,满足独立成分分析的条件,因此可以将独立成分分析方法应用到以上数据中。

3 结 果

本文利用ICA计算太平洋洋中脊、印度洋洋中脊、马里亚纳弧后盆地、马里亚纳岛弧、中南劳海盆等地区玄武岩的5组Sr-Nd-Pb同位素数据得到了3个独立成分(ICs),这3个独立成分方差占样本方差的99.9%,在统计方面保留样品的大部分信息,可以真实反映样本的数据特征。表2列出了3个独立成分的统计学特性,图3展示了3个独立成分的相互关系。

由图3a和图3b可知,IC1将马里亚纳海槽,中南劳盆地以及印度洋MORB与其他两个区域(马里亚纳岛弧玄武岩和太平洋MORB)分开。其中,75.5%的马里亚纳海槽玄武岩、99%的印度洋MORB和97%的中南劳海盆玄武岩位于IC1＞0的区域;而97.5%的太平洋MORB和72%的马里亚纳岛弧玄武岩位于IC1＜0的区域。此外,马里亚纳海槽玄武岩的IC1平均值位于太平洋MORB和印度洋MORB的IC1数据之间,且更靠近印度洋MORB。从标准差来看,马里亚纳海槽玄武岩数据的标准差最大(0.71)。中南劳盆地玄武岩的偏态具有最大的绝对值(-1.73),且为负偏态,但其他4组数据的分布均为正偏态(表2)。

表2 独立成分的统计特性Table 2 Statistical Characteristics of Three Independent Components

图3 独立成分散点图Fig.3 Scatter plots of independent components

IC2可以区分马里亚纳海槽玄武岩、马里亚纳岛弧玄武岩和太平洋MORB(图3a和图3c);其中83%的马里亚纳海槽玄武岩和95%的马里亚纳岛弧玄武岩分布在IC2＜0的区域,而69%的太平洋MORB分布在IC2＞0的区域。从平均值来看,马里亚纳海槽、马里亚纳岛弧、中南劳海盆玄武岩的IC2平均值都为负值(马里亚纳海槽玄武岩:-0.63;马里亚纳岛弧玄武岩:-1.03;中南劳海盆:-0.01)。印度洋MORB偏态值最大,且为正偏态,其余4组样品均为负偏态(表2)。

IC3可以将洋中脊地区(太平洋洋中脊、印度洋洋中脊)和岛弧-弧后地区(马里亚纳海槽、马里亚纳岛弧、中南劳海盆)的样本区分(图3b和图3c);其中,83.5%的太平洋MORB和全部印度洋MORB位于IC3＞-0.5区域,而63%的马里亚纳海槽玄武岩、93%的马里亚纳岛弧玄武岩和92%的中南劳海盆位于IC3＜-0.5的区域。太平洋MORB的数据分布为负偏态,其他4组数据的分布为正偏态(表2)。

4 讨 论

4.1 IC1的起源

Iwamori等[27,29]对全球大洋玄武岩的同位素特征进行了研究,认为其中有一个IC可以清楚地将太平洋MORB(IC＜0)和印度洋MORB(IC＞0)分开,且该IC与地幔Dupal异常相关。本文中太平洋MORB和印度洋MORB的IC1值的分布区域也存在明显不同,97.3%的太平洋MORB的IC1＜0,而99.3%的印度洋MORB的IC1＞0。(La/Sm)N通常被用于识别MORB是否富集,一般认为低程度的部分熔融和富集地幔物质的加入会导致较高的(La/Sm)N比值[48],因此,可以利用IC1和(La/Sm)N的关系来揭示IC1的起源。

除太平洋MORB以外其他区域的IC1和(La/Sm)N比值存在相关性:印度洋洋中脊、马里亚纳岛弧、马里亚纳海槽玄武岩IC1和(La/Sm)N比值呈正相关,中南劳海盆玄武岩IC1和(La/Sm)N比值呈负相关(图4)。此外,70%的马里亚纳海槽玄武岩数据为(La/Sm)N＞1,(La/Sm)N比值变化范围较大(0.64～4.13),均值为1.55;89%的马里亚纳岛弧玄武岩数据为(La/Sm)N＞1,(La/Sm)N比值变化范围为0.51～1.78,均值为1.41。但76%的印度洋MORB数据为(La/Sm)N＜1,(La/Sm)N比值变化范围为0.36～2.01,(La/Sm)N均值为0.85,81%的太平洋MORB数据为(La/Sm)N＜1,(La/Sm)N比值变化范围为0.32～2.96,(La/Sm)N均值为0.82。

Pearce等[21,49]研究表明马里亚纳海槽岩浆由印度洋型MORB地幔补给,相对于太平洋MORB,印度洋MORB富含轻稀土元素,所以会导致马里亚纳海槽玄武岩数据(La/Sm)N值的增加。俯冲组分的强烈富集会导致轻稀土含量的显著增加,造成(La/Sm)N比值增加[50-53],因此,这2种因素的叠加最终会导致(La/Sm)N值增大。

但与马里亚纳海槽相比,马里亚纳岛弧距离俯冲带更近,受俯冲组分影响更大,导致岛弧玄武岩的(La/Sm)N比值更大,而图4所示的计算结果却相反,因此排除IC1单独代表俯冲组分的可能。由于本研究的印度洋MORB同位素数据是从筛选后的数据中删去过高或过低同位素比值得到的,因此无法从图4找到(La/Sm)N比值很大的数据。

计算所有筛选后的印度洋MORB数据的(La/Sm)N比值,发现(La/Sm)N比值最大为4.09,与马里亚纳海槽玄武岩(La/Sm)N最大值(4.13)接近。综上所述,马里亚纳海槽较大的(La/Sm)N值主要是受到印度洋型MORB地幔中富集组分的影响[54-56],因此,IC1可以代表来自印度洋型MORB地幔的富集组分。

图4 IC1与(La/Sm)N的关系Fig.4 Scatter plots of IC1 vs.(La/Sm)N

4.2 IC2的起源

Iwamori和Albarède等[25-26,28]对全球大洋玄武岩的研究表明IC2与俯冲带的含水流体产生过程有关。在俯冲过程中洋壳脱水形成的含水流体含有较高含量的Rb,Sr,Ba,K,Pb等大离子亲石元素(LILE),较低含量的Nb,Hf,Ta,Zr等高场强元素。Ba在熔体和流体都易于被携带,而Th只在熔体中易于被携带[3,11,25,49,58-59],所以Ba/Th比值可以代表俯冲洋壳脱水形成的含水流体组分。因此,本文利用IC2和Ba/Th比值进行对比,讨论IC2的起源。

图5 IC2与Ba/Th的关系Fig.5 Scatter plot of IC2 versus Ba/Th

与太平洋MORB和印度洋MORB相比,马里亚纳海槽、马里亚纳岛弧、中南劳海盆玄武岩具有较高的Ba/Th比值(图5),表明马里亚纳海槽受到含水流体的影响。马里亚纳海槽南部(14°42′00″～13°07′56″N)玄武岩比北部(23°15′～18°45′N)玄武岩具有更高的Ba/Th值(南部:200,北部:90),因此,表明海槽南部受到更多俯冲洋壳释放的含水流体的影响,前人研究表明马里亚纳海槽最南部(14°N以南)的弧后地幔更多地受到板块产生的流体的改造[60-62],与本文研究结果一致。除了太平洋MORB以外,其余4个区域的IC2值和Ba/Th比值呈正相关。印度洋MORB和马里亚纳海槽北部玄武岩(Ba/Th≈100附近的样品),从马里亚纳海槽南部(Ba/Th均值为200样品)到马里亚纳岛弧、再到中南劳海盆玄武岩,IC2随着Ba/Th比值增加而增大,Ba/Th值随着IC2的增加而增大,表明IC2与俯冲洋壳含水流体组分呈正相关。Wu等[28]对劳盆地的研究也表明IC2可以指示俯冲板块释放的含水流体组分,与本文结论相同,因此,IC2可以代表俯冲太平洋板块释放的含水流体。

4.3 IC3的起源

由图3b和图3c可知,IC3可以将岛弧-弧后地区和洋中脊玄武岩区分,77%的马里亚纳海槽、90%的马里亚纳岛弧和91%的中南劳海盆玄武岩的IC3＜-0.5,而太平洋、印度洋MORB的IC3＞-0.5(表2)。与MORB相比,弧后盆地玄武岩的形成会受俯冲作用的影响[49]。前人研究表明在俯冲过程中沉积物中的Th会以熔体形式进入地幔,而Nb元素不易于在熔体中迁移[49,20,65],因此,地球化学上通常利用Th/Nb指示俯冲沉积物[3,63-64]。为了讨论IC3的起源,我们试图将IC3与Th/Nb比值进行对比,进而判断IC3的起源。

图6 IC3与Th/Nb的关系Fig.6 Scatter plot of IC3 versus Th/Nb

本研究计算得到的马里亚纳海槽玄武岩的Th/Nb比值为0.07～1.10,均值为0.31;马里亚纳岛弧玄武岩的Th/Nb比值为0.06～1.17,均值为0.53。而印度洋MORB和太平洋MORB的分布范围相似,都分布在Th/Nb＜0.1处,均值分别为0.071和0.067,中南劳海盆玄武岩Th/Nb比值变化范围则较小(0.1～1.2),均值为0.27。因此,与太平洋和印度洋MORB相比,马里亚纳海槽、马里亚纳岛弧、中南劳海盆玄武岩的Th/Nb比值较高。而对马里亚纳海槽玄武岩的研究表明[16,66-67],俯冲沉积物对海槽玄武岩形成会产生影响,进入弧后地幔的俯冲沉积物会导致马里亚纳海槽玄武岩具有更高的Ba/Nb和Th/Nb比值[56]。此外,图6表明,除太平洋MORB以外,其他4个区域的IC3与Th/Nb呈明显的负相关,这4个区域Th/Nb比值随着IC3的减小而增大。根据以上推测,IC3可能指示俯冲沉积物。

独立成分分析方法得出的每个IC必须是相互独立的,所以IC2和IC3不能同时代表与现代俯冲相关的地质过程。前人研究表明马里亚纳海槽玄武岩具有MORB地幔、EMⅡ地幔(Ⅱ型富集地幔端元)的混合特征[15],Willbold和Stracke[68]对洋岛玄武岩的同位素比值和微量元素比值的研究表明,具有EMⅠ、EMⅡ的特征的富集组分可能是与再循环的陆源沉积物或陆壳相关,因此,IC3可能与再循环的俯冲沉积物相关。Iwamori和Nakamura[27]关于大洋玄武岩的研究中也提到,IC3的地理分布与进入地幔再循环系统之前的大陆成分不完全混合相关,Wu等[28]对劳盆地的研究也提出IC3可能代表再循环的俯冲沉积物熔体。因此,我们认为IC3可能同样指示再循环的俯冲沉积物熔体。

4.4 ICs的空间分布

马里亚纳海槽玄武岩的IC1值在纬度和经度方向都表现出明显的变化(图7a):IC1具有从海槽北部到南部逐渐变小的趋势,从西部到东部也呈现逐渐变小的趋势。从整体上看,IC2值由海槽北部至南部呈增大的趋势,但表现出一定分段性。在海槽北部,(24°～21°N),IC2呈现由北向南增大的趋势,在21°N达到最大值;在海槽中部,从20°N向南,继续增大(图7b)。IC3值则从北部到南部数据整体都呈变大的趋势(图7c)。在随经度变化的区域分布上,IC2值在海槽区域内无明显的变化规律,但IC3值表现出从西部到东部增大的趋势(图7b和7c)。

图7 马里亚纳海槽IC1,IC2,IC3的区域分布Fig.7 Regional distribution of IC1,IC2,IC3 in Mariana Trough

前人对于马里亚纳海槽玄武岩地幔源区的争议很大[21-23],我们通过IC1的比值大小和空间分布来探讨马里亚纳海槽玄武岩地幔源区属性。综上,IC1可以用来代表来自印度洋型MORB地幔的富集组分,IC1值越大表明海槽的地幔源区受到来自印度洋型MORB地幔中的富集组分影响越大。根据图7a可知,IC1随纬度的变化特征,马里亚纳海槽的北部比南部受到更多印度洋型MORB地幔富集组分的影响,表明印度洋型MORB地幔可能从北部置换太平洋型MORB地幔,这与Hickey-Vargas[69]和Straub等[70]的研究结果一致。Ribeiro等[8]的研究表明马里亚纳海槽南部(14°～12°N)玄武岩也具有太平洋型MORB地幔的特征,提出了马里亚纳海槽南部的岩浆可能由印度洋型MORB地幔和太平洋型MORB地幔共同补给的观点,但由于ICA数据分布只能说明受IC影响的变化趋势而无法确定IC的边界[28],因此无法对该项结论进行讨论。由于马里亚纳海槽的新月形状,在海槽北部和中部区域(24°～17°N),数据采集位置随经度由西至东的分布,实际对应了其纬度上由北向南的分布,因此IC1值随经度的变化没有实际的地质意义。

IC2可以指示太平洋板块释放的含水流体组分,IC2值越大,表明地幔源区受到俯冲流体的影响越大;而IC3可以代表再循环俯冲沉积物熔体,IC3值越大,表明地幔源区受到再循环沉积物熔体的影响越小。因此,根据IC2和IC3的区域分布,可判别俯冲组分(含水流体和俯冲沉积物熔体)对马里亚纳海槽地幔源区的影响程度。根据图7b所示,尽管IC2值以21°～20°N为界限,表现出一定的分段性,但从整体上看,IC2均值仍具有从海槽北部(24°～21°N)至中部(20°～17°N)增大的趋势,这表明海槽中部地幔源区可能受到更多俯冲流体的影响。而IC3值则从北部到中部数据整体都呈变大的趋势,表明海槽的北部受到再循环沉积物熔体的影响较大(图7c)。Ikeda等[8]对马里亚纳海槽玄武岩研究表明,在中央地堑位置(21°00′～19°42′N),玄武岩以受沉积物熔体影响为主;而在19°42′N以南的扩张脊段,玄武岩以受含水流体影响为主,与本研究结果一致。尽管IC3值呈现从西部到东部增大的趋势,但由于在海槽北部和中部区域(24°～17°N)的扩张中心距离活动岛弧火山前缘的变化并不明显,因此也只是对应IC3随纬度的分布,没有实际的地质意义。

此外,在海槽南部区域(15°～13°N),IC2的值分布范围较大,与海槽的北部和中部相比没有明显的变化;而IC3的数值相较于其他区间的均值处于中值处,因此,关于海槽南部受俯冲组分的影响无法进行讨论。但Pearce等[3]认为来自南部马里亚纳海槽玄武岩明显受到浅俯冲组分(即俯冲流体)的影响;Ishibashi等[71]和Ikehata等[72]也发现马里亚纳海槽南部玄武岩的具有富集大离子亲石元素,而亏损高场强元素(Nb,Ta)的特征表明马里亚纳海槽南部玄武岩可能受到更多板块含水流体的影响。

因此,根据3个IC在海槽内的空间分布可知:1)马里亚纳海槽北部比南部受到更多印度洋型MORB地幔富集组分的影响,表明印度洋型MORB地幔可能从北部置换太平洋型MORB地幔;2)海槽北部地幔源区受到再循环沉积物熔体的影响较大,而中部和南部地幔源区可能受到更多俯冲流体的影响。

5 结 论

利用独立成分分析方法,研究太平洋洋中脊、印度洋洋中脊、马里亚纳海槽、马里亚纳岛弧、中南劳盆地的600组玄武岩Sr-Nd-Pb同位素数据,提取出3个独立成分IC1,IC2和IC3,并得出以下结论:

1)IC1将马里亚纳海槽玄武岩(IC1＞0)与太平洋MORB以及马里亚纳岛弧玄武岩(IC1＜0)区分,并与(La/Sm)N比值呈正相关,IC1代表印度洋型MORB地幔的富集组分。

2)IC2将马里亚纳海槽玄武岩、马里亚纳岛弧玄武岩(IC2＜0)与其他3组(IC2＞0)区分,并与Ba/Th比值呈正相关,IC2可以指示现代太平洋板块俯冲过程产生的含水流体,马里亚纳海槽南部玄武岩比北部玄武岩受到更多含水流体的影响。

3)IC3将马里亚纳海槽玄武岩、马里亚纳岛弧玄武岩、中南劳海盆(IC3＜-0.5)与洋中脊区域(IC3＞-0.5)区分,并与Th/Nb比值呈负相关关系,IC3可能指示再循环俯冲沉积物。

4)借助ICs的比值大小和空间分布,我们认为马里亚纳海槽北部地幔源区受到更多印度洋型MORB地幔富集组分的影响,表明印度洋型MORB地幔可能从北部置换太平洋型MORB地幔。海槽北部地幔源区受到更多再循环俯冲沉积物熔体的影响,而海槽中部和南部则受到太平洋板块释放的含水流体影响较大。

相对传统地球化学方法,独立成分分析具有包含更多数据信息、可以揭示独立地质过程的优势。利用Sr-Nd-Pb同位素比值提出马里亚纳海槽地幔源区特征的3个主要影响因素,但也受到数据量和IC影响范围界定的局限。例如,马里亚纳海槽17°N～15°N和13°N以南样品数据的空白导致独立成分分析无法开展。虽然提出马里亚纳海槽北部受再循环俯冲沉积物熔体影响最大,但无法判断熔体开始影响海槽玄武岩的区域。