碳酸盐化榴辉岩对板内碱性玄武岩源区的贡献*

徐荣 刘勇胜 张艳飞 邹宗琪 张军波

无论在地表还是在地球内部，碳都是最重要的元素之一。碳不仅是生命之源，也是影响地幔中岩石部分熔融的主要挥发分之一(Hammouda and Keshav, 2015; Litasov and Shatskiy, 2018; Yaxleyetal., 2019)。毫无疑问，碳在地球表层和地球内部圈层之间的循环对地表气候的长期演化起到了关键作用，并且对地球的宜居性具有重要指示意义(McKenzieetal., 2016)。板块俯冲和火山脱气作用被认为是控制地球深部碳循环的最主要地质过程(Dasgupta and Hirschmann, 2010)。海底热液蚀变以及变质作用都可能会使得钙质碳酸盐以孔洞或脉体形式沉淀到玄武质洋壳中(Alt and Teagle, 1999)。一般情况下，蚀变洋壳中的CO2平均含量约为2%～3%，但最上面500m甚至可能含有高达～6% 的CO2(Staudigel, 2003)。在俯冲带，这些含有碳酸盐的蚀变洋壳玄武岩会经历高压榴辉岩相变质作用，形成碳酸盐化的洋壳榴辉岩(Yaxley and Brey, 2004)。这些碳酸盐化的蚀变洋壳榴辉岩可以通过俯冲作用再循环进入深部地幔，最终可能会导致地幔在岩石学、矿物学和地球化学上存在显著的不均一性(Dasguptaetal., 2006; Dasguptaetal., 2004; Jackson and Dasgupta, 2008; Thomsonetal., 2016)。由于在地幔温压条件下，相比周围的橄榄岩地幔来说，碳酸盐化玄武质榴辉岩的固相线温度更低并且它们的熔融产率要更高，因此会优先发生部分熔融(Dasguptaetal., 2004, 2005; Hammouda, 2003; Yaxley and Brey, 2004; Yaxley and Green, 1994)，产生的熔体最终可能会形成大陆板内碱性玄武岩、碱性洋岛玄武岩、火成碳酸岩以及金伯利岩等硅不饱和碱性岩(Dasguptaetal., 2006; Gerbode and Dasgupta, 2010; Kiseevaetal., 2012, 2013; Mallik and Dasgupta, 2013, 2014; Sun and Dasgupta, 2019; Treiman and Essene, 1983)。由此可见，了解碳酸盐化玄武质榴辉岩在地幔温压条件下的部分熔融行为对我们示踪深部碳循环以及认识俯冲板片的命运具有重要指示意义。我们注意到碳酸盐沉积物直接俯冲到深部地幔也可以形成碳酸盐化榴辉岩组分，并且可能对地幔不均一以及幔源岩浆的组成有重要贡献(Grassi and Schmidt, 2011a, b; Grassietal., 2012; Thomsen and Schmidt, 2008; Tsuno and Dasgupta, 2012; Tsunoetal., 2012)。但是由于这些碳酸盐化沉积物榴辉岩总体来说是富钾的，因此它们对钾质岩的形成可能更加重要(Wangetal., 2017)。由于本文主要聚焦于钠质的板内碱性玄武岩，因此如无特别说明，本文所涉及的碳酸盐化榴辉岩都是指碳酸盐化玄武质洋壳榴辉岩。

前人早期对碳酸盐化榴辉岩的实验研究多集中在俯冲板片的温压条件下，用来约束碳酸盐化蚀变玄武质洋壳的命运(Dasguptaetal., 2004, 2005; Hammouda, 2003; Thomsonetal., 2016; Yaxley and Brey, 2004; Yaxley and Green, 1994)。此后，一些实验进一步研究了地幔温压条件下碳酸盐化榴辉岩的部分熔融行为，主要用以制约碳酸盐化榴辉岩对板内碱性玄武质岩浆地幔源区的潜在影响(Dasguptaetal., 2006; Gerbode and Dasgupta, 2010; Kiseevaetal., 2012, 2013; Mallik and Dasgupta, 2013, 2014)。沈晓洁和张立飞(2009)系统总结了碳酸盐化榴辉岩的研究进展，主要包括岩石学特征、地质产状、高温高压实验固相线的确定以及相平衡理论计算研究等。Zhangetal. (2012)综述了碳酸盐化榴辉岩的熔融实验，总结出低程度部分熔融会先后产生碳酸盐熔体和富Ti的熔体，这些熔体可能在洋岛玄武岩(OIB)的形成过程中起到了重要作用。本文在此基础上进一步梳理了地幔温度-压力条件下碳酸盐化榴辉岩部分熔融实验结果，主要侧重于熔体成分与天然碱性玄武岩的比较。最后，我们还总结了板内幔源玄武质岩石地幔源区中存在碳酸盐化榴辉岩组分贡献的一些天然样品研究实例。

1 地幔温压条件下碳酸盐化榴辉岩的部分熔融实验

Dasguptaetal. (2006)用含5% CO2的贫硅榴辉岩SLEC1(表1)在3GPa和1010～1400℃条件下进行了部分熔融实验。他们发现熔融反应最开始主要是碳酸盐优先发生部分熔融形成碳酸盐熔体，并且在碳酸盐消耗完之前，熔体比例基本上是固定的。当碳酸盐消耗完之后，开始产生硅酸盐熔体，同时之前产生的一部分碳酸盐熔体会因为溶解进入硅酸盐熔体中而被消耗，所以会出现碳酸盐熔体和硅酸盐熔体不混溶的现象。随着部分熔融程度的升高，硅酸盐的熔体比例进一步增加，碳酸盐熔体也会进一步消耗，最终碳酸盐熔体全部消耗完，只剩下硅酸盐熔体。实验得到的中-高程度部分熔融熔体成分与部分碱性OIB如黄长岩和霞石岩成分具有相似的SiO2、FeO、MgO、CaO、TiO2和Na2O含量以及CaO/Al2O3比值。尽管如此，实验熔体成分中MgO含量一般不超过14%，但是很多天然碱性OIB样品具有更高的MgO含量，因此这些具有更高MgO含量的天然样品不可能仅仅是碳酸盐化榴辉岩熔融的产物。Dasguptaetal. (2006)认为一种可能就是天然碱性OIB地幔源区还存在其他岩性，例如橄榄岩或者碳酸盐化的橄榄岩，这些不同岩性的熔体发生混合可以合理解释大部分碱性OIB的成分变化。另一种可能是碳酸盐化榴辉岩熔体交代地幔橄榄岩形成碳酸盐化的橄榄岩，之后再发生部分熔融。然而，他们认为后者无法解释为何原始的黄长岩多饱和逆实验无法获得四相平衡的石榴石橄榄岩。Gerbode and Dasgupta (2010)用含5% CO2的富硅MORB型榴辉岩G2C(表1)在2.9GPa和1000～1500℃条件下进行了部分熔融实验，得到的熔融反应也是先产生碳酸盐熔体，然后是硅酸盐熔体和碳酸盐熔体不混溶，最后只形成硅酸盐熔体。该实验产生的熔体成分与HIMU型洋岛玄武岩比较类似，主要反映在低SiO2，高FeO、CaO和Na2O含量特征上。不同之处在于实验熔体成分具有更高的Al2O3含量并且更低CaO/Al2O3比值以及MgO含量。作者认为天然碱性OIB的成因可能涉及到橄榄岩+碳酸盐化榴辉岩的混合源区在更高压力下发生减压熔融以及随后的熔体-橄榄岩反应和熔体-熔体混合等过程。

表1 碳酸盐化榴辉岩高温高压实验中初始物质成分(wt%)

不同于Dasguptaetal. (2006)和Gerbode and Dasgupta (2010)在软流圈地幔温压条件下进行的部分熔融实验，Kiseevaetal. (2012)实验模拟了含少量水的碳酸盐化钾质榴辉岩GA1cc(CO2含量为4.4%，表1)在岩石圈地幔温压条件下(3.5～5.0GPa和1050～1400℃)的部分熔融。他们的实验结果表明3.5～5.0GPa时最低程度熔融产生的熔体是富K的高硅熔体(成分近似于粗面安山岩和响岩)，这在之前的碳酸盐化榴辉岩实验中并没有报道过。中-高程度部分熔融产生的熔体都是硅不饱和的硅酸盐-碳酸盐熔体(36%～45%的SiO2)且溶解了显著的CO2(高达～21%)。与其他研究相反，熔体SiO2含量随着部分熔融程度的增加而降低。他们据此提出一个新模型：硅酸盐-碳酸盐熔体成分的完整变化趋势可以由水不饱和的碳酸盐化含钾MORB榴辉岩在同一个部分熔融过程中形成，这也可以解释金刚石中不含Cl或贫Cl流体/熔体包裹体的成分变化。最后，作者还提出低程度的硅酸盐熔体和不混溶的硅酸盐-碳酸盐熔体可能会以不同形式交代上覆的克拉通岩石圈地幔。在此基础上，Kiseevaetal. (2013)进一步研究了碳酸盐化榴辉岩GA1cc以及另一个成分相似的Volga-cc(GA1cc的硅酸盐部分丢失了6.5%的SiO2，表1)在更高温度(1100～1900℃)和压力(9～21GPa)条件下的部分熔融行为。在约5～10GPa深度，固相线温度要高于典型的俯冲带地温梯度，但是在地幔过渡带深度碳酸盐化榴辉岩就会发生部分熔融。低程度熔体都是强碱性碳酸盐熔体，随着部分熔融程度增加会逐渐变得更加富硅。为了模拟更加真实的碳酸盐化蚀变洋壳的俯冲，Thomsonetal. (2016)研究了碳酸盐化榴辉岩成分ATCM1(表1)在高压(>10GPa)条件下的部分熔融。相比于之前的实验，该初始物质成分的SiO2=50.35%、CaO=10.8%、MgO=7.15%、FeO=11.35%、Al2O3=13.66%、Na2O=2.48%、K2O=0.10%和CO2=2.52%，更加接近天然的碳酸盐化MORB样品。实验结果表明，俯冲碳酸盐化洋壳的固相线温度在300～600km深度要明显低于俯冲地温梯度，因此会发生部分熔融，这说明能俯冲进入下地幔的碳含量可能是很少的。实验产生的钠质碳酸盐熔体会与周围还原性的地幔橄榄岩发生反应生成金刚石以及其他一些之前被认为是下地幔或地幔过渡带来源的矿物。

考虑到在软流圈地幔中，榴辉岩熔体与地幔橄榄岩之间存在化学以及热不平衡，因此不太可能从源区分离后直接与橄榄岩熔体发生混合或直接喷发。另外由于不含挥发分的榴辉岩和碳酸盐化榴辉岩的固相线温度都低于不含挥发分的橄榄岩，因此在一定的压力区间内榴辉岩熔体可能会与橄榄岩发生反应(Lambartetal., 2012; Yaxley and Green, 1998)。这种反应可能存在两种极端情况：一种是榴辉岩熔体通过与橄榄岩反应而完全消耗，形成所谓的二阶段辉石岩(Herzberg, 2011; Lambartetal., 2013; Sobolevetal., 2005, 2007)；另一种情况是熔体并未消耗完，而是从最初的富硅质-流纹英安质-安山质成分演化为碱性玄武质熔体(Mallik and Dasgupta, 2012)。这些熔体-橄榄岩反应也经常被用来解释地幔化学和岩性不均一的形成(Jackson and Dasgupta, 2008; Sobolevetal., 2005)。基于此，Mallik and Dasgupta (2013, 2014)报道了碳酸盐化榴辉岩产生的碱性玄武质初始熔体BAC或玄武安山质初始熔体ABC(表1)与地幔橄榄岩在3GPa和1375℃条件下发生反应的实验。结果表明化学反应主要为：橄榄石+CO2+熔体1±单斜辉石=斜方辉石+石榴石+熔体2。碱性玄武质初始熔体在反应之后可以演化为黄长岩成分，而玄武安山岩初始熔体在反应之后可以演化为碧玄岩或霞石岩成分。这些反应后的熔体可以直接喷出到地表，又或者以碳酸盐化硅酸盐熔体的形式进一步交代地幔形成更加富集的橄榄岩。这几个实验表明熔体-橄榄岩反应对天然玄武岩成分多样性的形成可能具有重要贡献，尤其是碳酸盐化榴辉岩熔体-橄榄岩反应可解释大部分贫硅玄武岩(如黄长岩、霞石岩和碧玄岩)的成分变化。因此，碱性OIB地幔源区不均一的主要形式可能是俯冲再循环的榴辉岩或者碳酸盐化榴辉岩，而不一定需要所谓的二阶段辉石岩贡献。值得注意的是，这两个实验是在大洋地幔绝热梯度条件下完成的，因此碱性OIB可能形成于正常的地幔潜能温度条件下，而无需高温地幔柱的贡献。

综上所述，尽管前人已经对碳酸盐化玄武岩和榴辉岩进行了大量的高温高压实验岩石学研究，但是报道详细的熔体成分且尝试解答板内碱性玄武质岩石成因的实验仍然十分有限，因此将来进一步的实验岩石学研究是很有必要的。

2 大陆板内玄武岩地幔源区中的碳酸盐化榴辉岩组分

前人通过大洋中脊玄武岩(MORB)和洋岛玄武岩(OIB)的微量元素和放射性同位素研究发现地幔中普遍存在着富集组分，如EM1、EM2、HIMU等地幔端元(Hofmann, 1997; Stracke, 2012)。这些富集组分一般被认为来源于洋壳、陆壳、沉积物等地表物质的再循环(Hofmann, 1997; Stracke, 2012; White, 2010; Zindler and Hart, 1986)。前人对洋岛玄武岩中橄榄石斑晶成分的分析则揭示其地幔源区存在不同形式的辉石岩组分，这些辉石岩可能是由俯冲再循环的洋壳榴辉岩熔体与橄榄岩反应所形成(Herzberg, 2011; Sobolevetal., 2005, 2007)。然而，Jackson and Dasgupta (2008)和Dasguptaetal. (2010)通过分析大洋玄武岩的主量元素及其与放射性同位素之间的关系发现HIMU型(高Pb同位素和低Sr同位素组成)碱性玄武岩具有高的FeO、TiO2含量和高的CaO/Al2O3比值以及低的SiO2、Al2O3含量和K2O/TiO2比值。这些特征无法用不含挥发分的橄榄岩以及辉石岩部分熔融来解释，而是指示了地幔源区存在碳酸盐化榴辉岩的贡献。Zhangetal. (2017, 2020)分别在中国南海和太平洋内的卡洛琳海山发现了碳酸盐化榴辉岩熔体存在的证据，并且这些碳酸盐化熔体喷发前经历了显著的岩石圈地幔改造。Beunonetal. (2020)通过分析大洋玄武岩的Zn同位素组分发现具有高的δ66Zn的样品也具有高度Zn含量以及富集的Sr-Nd同位素组成，指示地幔源区存在碳酸盐化榴辉岩的贡献。有意思的是，碳酸盐化榴辉岩还可能以“幽灵碳酸盐”的形式循环进入到洋岛玄武岩的地幔源区(Shietal., 2022; Wangetal., 2018a)。

相比大洋玄武岩来说，大陆板内玄武岩的起源和演化要更加复杂。由于存在较厚的大陆地壳和岩石圈地幔，大陆玄武岩在上升喷发过程中很容易受到陆壳和岩石圈地幔的混染，并且由于大陆岩石圈是以冷而厚的热边界层形式而存在，这些地幔起源的原始岩浆也更容易受到分离结晶等作用的影响，从而改变其原始的地球化学特征。尽管大量研究认为大陆板内低硅碱性玄武岩的地幔源区为碳酸盐化橄榄岩(Caietal., 2022; Heetal., 2019; Huangetal., 2015; Li and Wang, 2018; Liuetal., 2016b, 2020; Oostinghetal., 2016; Pfänderetal., 2012; Yuetal., 2015; Zengetal., 2010; 何叶等, 2020)。但是，近年来也有很多研究通过传统的主-微量元素以及放射性同位素组成提出大陆板内玄武岩地幔源区存在碳酸盐化榴辉岩组分(Hoernleetal., 2006; Liuetal., 2016c; McGeeetal., 2015; Sakuyamaetal., 2013; Timmetal., 2009, 2010; Xuetal., 2017, 2020b, 2018; Zengetal., 2017, 2016; Zouetal., 2022)。此外。Lietal. (2016)和曾罡等(2020)通过橄榄石斑晶和熔体包裹体成分的研究也认为大陆板内霞石岩源区可能存在碳酸盐化榴辉岩。然而，最近的研究表明橄榄石成分变化还可能由地幔熔融温度-压力条件不同所导致(Howarth and Harris, 2017; Matzenetal., 2013, 2017; Xu and Liu, 2016; Xuetal., 2020a)。例如，Xuetal. (2020a)发现峨眉山大火成岩省苦橄岩以及橄榄石斑晶的成分变化可以用橄榄岩地幔在不同的温压条件下熔融来解释，作者并不排斥并支持源区有再循环物质，只是强调再循环物质是以交代橄榄岩而不是以辉石岩的形式存在；而橄榄石斑晶成分主要受熔融/结晶的温度和压力条件控制，这也得到了橄榄石Al温度与Ni含量大致呈正相关的支持(Xu and Liu, 2016)。因此，用橄榄石成分来识别玄武岩地幔源区中的富集组分时可能需要非常小心谨慎。另外，最近非传统稳定同位素如Zn同位素(Jinetal., 2020; Wangetal., 2018b; Xuetal., 2022; Zhuetal., 2021)和Mg同位素(Chengetal., 2018; Jinetal., 2020; Lietal., 2017; Sunetal., 2017; Wangetal., 2016; Yuetal., 2021)的研究也表明大陆板内玄武岩的地幔源区中存在碳酸盐化榴辉岩组分。

由于大陆板内碱性玄武岩的形成可能涉及到橄榄岩+碳酸盐化MORB榴辉岩的混合源区在高压下的部分熔融、以及之后的碳酸盐化熔体-橄榄岩反应或者碳酸盐化熔体-橄榄岩熔体混合等复杂过程，下面简要介绍我们最近的三个研究实例，并分别从不同角度阐述碳酸盐化榴辉岩组分对大陆板内碱性玄武岩地幔源区的重要贡献。

2.1 含碳酸盐的榴辉岩熔体-橄榄岩反应与大陆板内碱性玄武岩成因

尽管已有大量研究表明深部碳循环可以对板内岩浆的形成起到关键作用，但是对深部碳循环引起地幔熔融的具体过程仍然不是很清楚。此外，地幔中初始碳酸盐化熔体的形成以及随后这些熔体与地幔之间发生的反应是影响板内玄武岩岩石学及地球化学特征的重要过程，但是对这些过程具体细节的认识也十分有限。Xuetal. (2020b)通过对中国东部新生代低硅碱性玄武岩地球化学的系统研究，发现这些低硅碱性玄武岩的地幔源区普遍存在着碳酸盐熔体的贡献。简单的分离结晶、部分熔融、岩浆混合等过程无法完整的解释这些碱性玄武岩的成分变化。结合最近的实验岩石学、地球物理学、地球化学(包括非传统稳定同位素)研究结果，作者提出碳酸盐化的硅酸盐熔体与地幔橄榄岩在深部软流圈中发生反应可以合理解释这些玄武岩的成分变化(图1)。

图1 中国东部新生代低硅碱性玄武岩原始岩浆成分与模拟的碳酸盐化MORB榴辉岩熔体-橄榄岩反应后熔体成分(Mallik and Dasgupta, 2014)的对比(据Xu et al., 2020b修改)蓝线是模拟的加入碳酸盐化榴辉岩熔体比例(0～35%)等值线，红线是源区CO2含量(0～2.0%)等值线Fig.1 Primary magma compositions of alkali basalts from eastern China compared with modeled isopleths (Mallik and Dasgupta, 2014) of melt compositions from MORB-eclogite melt-peridotite reaction (modified after Xu et al., 2020b)The blue and red lines with numbers represent eclogite melt fraction (0～35%) and amount of CO2 (0～2%) in the source, respectively

图2 简单的相图模型(据Xu et al., 2020b修改)在正常地幔潜能温度条件下(带箭头虚线)，且岩石圈-软流圈边界(LAB，红色矩形区域)较深时，由于不含挥发分的橄榄岩固相线较高(黑色实线)无法发生熔融. 但是深部碳酸盐化地幔固相线较低(黄色实线、蓝色虚线、黑色虚线)会发生部分熔融产生少量低程度碳酸盐熔体. 该熔体上升迁移遇到上地幔中的榴辉岩(粉色、红色、灰色、浅蓝色线)时会导致这些榴辉岩发生熔融，产生碳酸盐化硅酸盐熔体. 由于这些碳酸盐化的硅酸盐熔体与软流圈地幔不平衡，因此它们会继续与地幔橄榄岩发生反应，导致熔体成分继续发生变化，形成所看到的硅不饱和碱性玄武岩Fig.2 P-T plot showing the solidus of volatile-free peridotite, carbonated peridotite, volatile-free eclogite (G2, GA2, NAM-7 and Res2), carbonated eclogite (SLEC1, GA1 and a model composition) and silica-deficient pyroxenite MIX1G (modified after Xu et al., 2020b)For a normal mantle potential temperature of 1350℃, no volatile-free melting will occur, but deep melting of the carbonated mantle will generate a small amount of incipient carbonatite melt. This low-degree carbonatite melt migrates upward to encounter shallow-seated volatile-free MORB eclogite domains, and ultimately induces fluxed melting to produce carbonated silicate melt. At a low ratio of carbonate to eclogite, the composition of the carbonated silicate melt obtained would be akin to basaltic andesite. The shallow red horizontal field represents the depth of the LAB beneath eastern China

该模型(图2)认为地幔过渡带内滞留的碳酸盐化俯冲板块由于固相线较低会发生脱碳酸盐化熔融作用而优先形成碳酸盐熔体。碳酸盐熔体由于粘度低，密度轻，因此会在软流圈地幔中上升迁移。当它们遇到由于早期俯冲作用而分布在上地幔中的榴辉岩时，就会诱发榴辉岩发生部分熔融形成碳酸盐化硅酸盐熔体。这些碳酸盐化的硅酸盐熔体在化学成分以及热力学上都与周围的地幔橄榄岩是不平衡的，因此在上升迁移过程中它们会与软流圈地幔橄榄岩发生反应，消耗橄榄岩±单斜辉石，生成斜方辉石+石榴石，从而导致熔体成分从碳酸盐化的硅饱和熔体演化为我们所看到的硅不饱和的天然碱性玄武岩成分(图1)。该模型也可以合理解释这些碱性玄武岩的空间分布(尽管这些板内碱性玄武岩出露的体积相对较小但是分布面积却十分广泛)与现今地球物理资料观察到的上地幔存在大尺度的低地震波速异常和高的电导率相一致。有意思的是，我们还发现全球大面积出露的大陆板内强碱性玄武岩主要集中在中国东部、澳大利亚东南部以及欧洲中西部(Pilet, 2015)，而全球地震层析成像结果表明这些大陆板块之下的地幔过渡带中均被发现存在着俯冲的滞留大洋板块(Goesetal., 2017)。因此该研究表明全球大陆板内强碱性玄武岩的成因与过渡带内滞留板块的脱碳熔融作用可能是密切相关的，碳酸盐化硅酸盐熔体-软流圈橄榄岩反应可能是形成大陆板内碱性玄武岩的重要途径(Xuetal., 2020b)。此外，也有很多研究表明含富集组分的软流圈熔体在穿过大陆岩石圈时也可能与岩石圈地幔发生反应导致熔体成分进一步发生变化(Leietal., 2021; Liuetal., 2016a, 2017; Xuetal., 2022)。

图3 汉诺坝新生代碱性玄武岩和拉斑玄武岩的主量元素成分以及与不同实验熔体成分的对比(据Zou et al., 2022修改)空心符号代表前人发表的全岩数据. 灰色符号表示来自前人对汉诺坝地区玄武岩中橄榄石熔体包裹体分析测试的数据Fig.3 Major element composition of Hannuoba Cenozoic alkaline basalts and tholeiitic basalts, also shown for comparison are experimental silicate melts and carbonated silicate melts (modified after Zou et al., 2022)Open symbols represent whole-rock literature data. Grey symbols represent literature data for olivine-hosted melt inclusions from the Hannuoba basalts

图4 汉诺坝玄武岩元素比值相关图解(据Zou et al., 2022修改)低MgO端元代表的是初始岩浆. 黑色箭头表示碱性玄武岩-岩石圈地幔交代反应趋势. 汉诺坝初始碱性玄武岩具有比前人报道的来自碳酸盐化榴辉岩源区的熔体(南海玄武岩：三角形)具有更显著的碳酸盐化榴辉岩熔体特征Fig.4 Element ratio diagrams for Hannuoba basalts (modified after Zou et al., 2022)The low-MgO end-member is primitive melt. Black lines with an arrow show the trends of alkaline basalts interacted with lithospheric mantle. Hannuoba alkaline basalts exhibit stronger signatures of carbonate-bearing eclogite than reported partial melts of carbonate-bearing eclogite such as the samples from the South China Sea

2.2 俯冲再循环的碳酸盐化榴辉岩熔融形成碱性玄武岩的天然样品证据

如上所述，虽然不同的高温高压实验得到的碳酸盐化MORB部分熔融熔体成分上有较大变化，但是这些熔体均具有低MgO含量(～4-10%)或者Mg#(<62)的特征。然而，目前识别出具有碳酸盐化榴辉岩特征(如高Dy/Yb比值)的初始天然玄武岩样品通常具有高MgO含量(>12%)，而具有碳酸盐化榴辉岩特征的低MgO天然玄武岩样品则通常被认为是岩浆演化的产物。因此，识别出相应的初始天然样品对支持碳酸盐化榴辉岩源区这一广泛提出的模型，以及理解与碳酸盐化蚀变洋壳相关的深部碳循环过程至关重要。

中国东部新生代碱性玄武岩广泛出露于地幔过渡带的滞留板片上方(Huang and Zhao, 2006; Weietal., 2012; Zhao, 2004)。因其具有显著的贫橄榄石源区和碳酸盐组分的地球化学特征而被认为其源区可能与俯冲的蚀变洋壳及沉积物相关 (Lietal., 2017; Xuetal., 2005; Yang and Zhou, 2013; Zengetal., 2021)。特别地，华北汉诺坝玄武岩以碱性和拉斑玄武岩在同一个剖面互层产出而闻名全球(Zhietal., 1990; Zhouetal., 1988)。其中，碱性玄武岩中可见巨量的地幔包体(形成橄榄岩包体岩墙)：将如此大量的包体携带至表层需要碱性玄武岩快速喷发，因而碱性玄武岩可能经历较弱的分离结晶和熔体-橄榄岩相互作用，从而保留有较为初始的成分信息。而碱性和拉斑玄武岩在同一个剖面互层产出更是为研究板内玄武岩巨大的成分变化提供了绝佳的窗口。

图5 浙江新生代高Mg玄武岩的Zn-Sr-Nd同位素组成(据Xu et al., 2022修改)红线表示MORB榴辉岩与碳酸盐组分混合形成碳酸盐化榴辉岩. 紫线是亏损地幔橄榄岩熔体与碳酸盐化榴辉岩组分的混合曲线. 蓝线是岩石圈熔体与全球俯冲硅质沉积物组分的混合曲线. 灰线表示软流圈组分与经历过俯冲改造的岩石圈组分之间的混合. LY、XL、XC、TT、SZ代表采样地点，分别为龙游、西陇、新昌、天台、嵊州Fig.5 Zn-Sr-Nd isotopic composition for the Zhejiang high-Mg basalts (modified after Xu et al., 2022)Also shown for comparison are the isotopic compositions of DMM, MORB-eclogite (altered oceanic crust), carbonated eclogite, lithospheric mantle melt and GLOSS (mean composition for subducted sediments). The red line illustrates mixing between MORB-like eclogite and carbonate components to form the carbonated eclogite component. The purple curve represents the mixing line between DMM and carbonated eclogite components. The blue line represents mixing between the lithospheric mantle and GLOSS components and the gray lines illustrate the mixing range between the asthenospheric components and the subduction modified lithospheric component

图6 CaTs-An-Q-En-Fo投影图展示了浙江新生代玄武岩成分、实验熔体成分以及模拟的不同比例和不同CO2含量的碳酸盐化榴辉岩熔体-橄榄岩反应后熔体成分(据Xu et al., 2022修改)投影代码据O’Hara (1968)，联结CaTs-En的橙色线代表石榴石-辉石热障Fig.6 The studied Zhejiang basalts compared to experimentally derived partial melt compositions on the Ca-Tschermak-Anorthite-Quartz-Enstatite-Forsterite (CaTs-An-Q-En-Fo) plane from Diopside (Di) (modified after Xu et al., 2022)The projection scheme after O’Hara (1968). The CaTs-En join is a thermal divide composed of garnet-pyroxene. Also shown are volatile-free peridotite (KLB-1), experimental basaltic andesite composition (BAC; Mallik and Dasgupta, 2012) and modelled isopleths of melt compositions from MORB-eclogite melt-peridotite reaction (Mallik and Dasgupta, 2014). The solid and dashed lines with numbers represent eclogite melt fraction (5%～35%) and amount of CO2 (0～2%) in the source, respectively

Zouetal. (2022)通对汉诺坝玄武岩进行地球化学数据分析，表明汉诺坝新生代碱性玄武岩具有显著的碳酸盐化榴辉岩源区的地球化学特征，其低MgO含量(<5.25%)的端元具有极高的Dy/Yb比值，这是碳酸盐化榴辉岩部分熔融的初始熔体(图3)，而非岩浆高度分异演化的产物。这些碳酸盐化榴辉岩熔体的主量元素变化范围较大(图3)，它们具有高Dy/Yb和Zr/Hf比值和低Ti/Eu和Ba/Th比值(图3)以及重的Zn同位素(Wangetal., 2018b; Xuetal., 2022)等特征。由于低MgO初始熔体与地幔橄榄岩成分不平衡，来自软流圈的碱性玄武岩在迁移至地表的过程中必然需要穿越岩石圈地幔，根据高MgO碱性玄武岩与交代岩石圈地幔相似的特征(如Ba/Th和Sr-Nd同位素)，汉诺坝碱性玄武岩成分的多样性反映了初始熔体与岩石圈的相互作用。而与碱性玄武岩在同一个剖面呈互层状产出的拉斑玄武岩则具有完全不同的主微量和Sr-Nd同位素特征(图3、图4)，表明汉诺坝碱性玄武岩和拉斑玄武岩是来自两个完全不同的地幔源区部分熔融的产物。考虑到熔体-橄榄岩反应会显著稀释熔体的初始榴辉岩信息，我们的动力学模型认为位于软流圈-岩石圈边界附近的不含挥发分的榴辉岩受到来自深部地幔的碳酸盐熔体交代熔融或者含还原碳的榴辉岩由对流地幔携带至软流圈顶部后发生部分熔融形成初始汉诺坝碱性玄武岩。该熔体快速喷发，从而能够保留初始的碳酸盐化榴辉岩特征。

该研究结果为碱性玄武岩形成于俯冲再循环的碳酸盐化蚀变洋壳熔融的成因模型提供了天然样品证据。同时，受熔体-橄榄岩反应程度的不同，来自碳酸岩化榴辉岩的熔体既可以具有高温高压实验预测的碳酸盐化榴辉岩熔体的特征，也可以具有碳酸盐化橄榄岩熔体的特征，进一步说明了熔体-岩石圈相互作用在碱性玄武岩地球化学成分多样性中的重要作用。

2.3 厚的大陆岩石圈有利于玄武岩保存软流圈地幔中碳酸盐化榴辉岩组分富集的地球化学信号

一般情况下，洋岛玄武岩(OIB)具有富集的Sr-Nd同位素特征，同时它们的Zn同位素组成也会高于亏损地幔(DMM)或洋中脊玄武岩(MORB)(即耦合的Zn-Sr-Nd同位素组成)，这表明OIB源区含有再循环的碳酸盐化榴辉岩组分(Beunonetal., 2020)。相反，具有高Zn同位素比值的大陆板内玄武岩通常却表现出亏损的Sr-Nd同位素特征(即Zn-Sr-Nd同位素的解耦)(Liuetal., 2016b; Wang and Liu, 2021; Wangetal., 2018b)。为了阐明大陆板内玄武岩Zn-Sr-Nd同位素组成解耦的原因，我们对同时包含耦合和解耦Zn-Sr-Nd同位素特征的浙江新生代玄武岩进行了系统研究(Xuetal., 2022)。这些玄武岩的地球化学组成随着时间-空间具有系统变化：早期内陆的低硅玄武岩具有中等富集的Sr-Nd同位素特征和高的δ66Zn(耦合的Zn-Sr-Nd同位素组成，类似于OIB)；晚期沿海的高硅玄武岩随着SiO2和87Sr/86Sr的增加以及随着碱含量和143Nd/144Nd的降低，δ66Zn逐渐显著降低(解耦的Zn-Sr-Nd 同位素组成)(图5)。

结合温压计算、主量元素相平衡以及微量元素比值(Xuetal., 2022)，我们提出这些玄武岩的地球化学组成随时间和空间的变化可以用两阶段地幔熔融过程来解释：(1)早期的低硅岩浆作用主要发生在内陆，是由含碳酸盐化榴辉岩的软流圈地幔在高压下发生减压部分熔融的产物，具有类似碳酸盐化榴辉岩熔体及其与橄榄岩反应后熔体的特征(图6)。由于较厚的岩石圈限制了亏损地幔的熔融程度，因此具有富集Zn-Sr-Nd同位素特征且更易熔的碳酸盐化榴辉岩组分的地球化学信号得以保存。(2)晚期岩浆作用大多发生在岩石圈较薄的沿海地区。软流圈进一步减压熔融到更浅深度，导致亏损橄榄岩基质的贡献逐渐增加，从而稀释了易熔组分富集的同位素和微量元素地球化学信号。进一步的减压熔融以及随后岩石圈地幔的原地熔融可以解释晚期高硅玄武岩Zn-Sr-Nd同位素的解耦以及主-微量元素含量的变化。我们进一步提出岩石圈厚度变化诱发的小尺度地幔对流可能是软流圈减压熔融得以发生的动力学机制。我们的研究强调了：(1)碳酸盐化榴辉岩组分，即耦合的Zn-Sr-Nd同位素特征只能保存在厚岩石圈之下的深部低程度熔体中；(2)大陆板内玄武岩很难完整地记录软流圈地幔中碳酸盐化榴辉岩富集组分的地球化学信号；(3)岩石圈地幔不仅仅起到了盖层效应，还有相应的物质贡献(记录解耦的Zn-Sr-Nd同位素特征)。

这一两阶段地幔熔融模型说明含碳酸盐化榴辉岩的软流圈减压熔融以及随后的岩石圈原地熔融不仅对板内玄武岩地幔源区中碳酸盐化榴辉岩富集组分地球化学信号的保存和破坏起到了重要作用，也合理解释了大陆板内玄武岩Zn-Sr-Nd同位素信号的解耦。

3 结语及展望

高温高压实验岩石学研究表明碳酸盐化榴辉岩部分熔融形成的熔体不仅可以作为潜在的地幔交代介质，还可能是板内玄武岩重要的源区组分，它们与软流圈橄榄岩发生反应(Xuetal., 2020b)或者与软流圈橄榄岩熔体发生混合(Xuetal., 2022)之后形成的熔体可以解释板内碱性玄武岩的成分变化。这些软流圈来源的熔体在上升时与岩石圈发生反应可以进一步改变熔体成分(Xuetal., 2022)。但是目前实验岩石学的研究仍然十分有限，因此将来需要更多的实验岩石学研究来约束(1)不同成分的碳酸盐化榴辉岩在不同温压条件下的部分熔融行为及熔体成分；(2)不同类型的碳酸盐化榴辉岩熔体与橄榄岩反应；(3)碳酸盐化榴辉岩熔体中微量元素的分配行为等。此外，近年来很多学者通过对板内玄武岩天然样品的传统主-微量元素、放射性同位素、非传统稳定同位素以及橄榄石斑晶和熔体包裹体组成的研究，也发现碳酸盐化榴辉岩组分可以对板内玄武岩地幔源区有显著贡献，未来的工作则需要更好的地球化学指标或者利用多指标联合示踪来识别并定量不同类型的再循环壳源组分。

祝贺周新华研究员八十华诞暨从事地球科学研究六十载。

致谢感谢张宏福教授和杨进辉研究员牵头组织《岩石学报》“地幔地球化学”专辑。感谢两位审稿人在评审过程中提出的宝贵意见和建议。