板内玄武岩来源于再循环碳酸盐化榴辉岩的地球化学证据:以四子王旗新生代玄武岩为例

2023-08-24吴亚东杨进辉朱昱升

岩石学报 2023年9期

吴亚东杨进辉,2 朱昱升

大洋板片俯冲是地表物质循环进入地幔的主要方式。受蚀变作用影响,洋壳通常含有一定比例的碳酸盐(Alt and Teagle, 1999; Jarrard, 2003; Kelemen and Manning, 2015; Plank and Manning, 2019)。在俯冲过程中,一部分碳酸盐会免受变质脱水脱碳及部分熔融作用影响,随洋壳一起进入地球深部并转换为碳酸盐化榴辉岩(Dasguptaetal., 2004)。这些俯冲的碳酸盐化榴辉岩可以在地幔对流过程中再循环返回浅部地幔并被相关的玄武质岩浆活动所‘取样’(Hofmann, 2003)。一些板内玄武岩的地球化学特征也表明它们的源区存在一定比例的再循环碳酸盐化榴辉岩(Dasgupta and Hirschmann, 2010; Wangetal., 2016; Zouetal., 2022)。对这些玄武岩研究的一个重点是再循环的碳酸盐化榴辉岩是以何种机制参与到玄武岩形成过程中。实验岩石学研究表明碳酸盐化榴辉岩具有低的固相线温度,并且随着部分熔融程度的升高,熔体逐渐从碳酸质演化至硅酸质,它们并不与地幔橄榄岩平衡(Dasguptaetal., 2004, 2006; Gerbode and Dasgupta, 2010; Kiseevaetal., 2012, 2013; Thomsonetal., 2016)。据此,许多研究认为碳酸盐化榴辉岩起源的熔体在上升过程中会不同程度的与周围地幔橄榄岩反应(Mallik and Dasgupta, 2013, 2014);甚至完全消耗形成从碳酸盐化橄榄岩至碳酸盐化二阶段辉石岩的一系列次级岩石(Xuetal., 2020, 2022; Zhangetal., 2020; 徐荣等, 2022),它们随后在地幔上涌过程中发生部分熔融。这些过程都会造成最终形成的岩石与最初的熔体在元素和同位素组成上存在显著差异。此外,为了便于分类讨论,本文将榴辉岩和二阶段辉石岩统称为“辉石岩”,用于将以辉石为主的岩性同橄榄岩区分出来。

中国东部广泛发育新生代玄武岩,是西太平洋火山岩带的重要组成部分(Fan and Hooper, 1991; Zhou and Armstrong, 1982)。近年来对这些玄武岩系统性的岩石学和地球化学研究表明它们的源区含有再循环的碳酸盐化洋壳组分(Caietal., 2021; Lietal., 2016, 2017; Liuetal., 2016; Sakuyamaetal., 2013; Xuetal., 2012, 2017, 2018; Zouetal., 2022),因此为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(徐荣等, 2022)。最近对中国东部汉诺坝玄武岩的研究发现其母岩浆为碳酸盐化榴辉岩熔融产生,且岩浆在上升过程中与周围地幔橄榄岩的相互作用是极其有限的(Zouetal., 2022),代表了碳酸盐化榴辉岩参与玄武岩形成的一种极端情形。然而,现在还不清楚这种成因类型的玄武岩是否也在中国东部其他地区存在。另外,这类玄武岩直接记录了再循环洋壳物质的同位素组成,可以有效约束再循环组分的来源。然而,碳酸盐化榴辉岩起源熔体继承了它们源区低的MgO含量和Mg#值这一特征,通过全岩主量元素组成很难将其与常见的演化岩浆区分出来(Zouetal., 2022)。橄榄岩和辉石岩在矿物组成上存在显著差异,造成熔体与源区间微量元素分配系数差异并体现在熔体成分上。因此,全岩微量元素组成提供了一种区分不同岩性起源熔体的方式。重稀土元素和Sc在石榴石中是相容的,造成辉石岩源区起源的熔体具有高的中/重稀土比值(如Gd/Yb比值)及低的Sc含量(Davisetal., 2013; Zouetal., 2022)。源区岩性不同造成的熔体成分差异也会进一步反映在橄榄石斑晶成分上,如辉石岩起源熔体结晶出的橄榄石具有高的NiO和Fe/Mn,以及低的CaO含量(Herzberg, 2011; Sobolevetal., 2007)。基于上述理论,本文对中国东部四子王旗新生代玄武岩开展了全岩主、微量元素和Sr-Nd-Pb-Hf-Mg同位素,以及橄榄石主、微量元素研究,这些研究结果支持四子王旗玄武岩的源区为碳酸盐化榴辉岩。在上述基础上,本次研究进一步探讨其与滞留的西太平洋板片之间的联系。

1 地质背景和岩相学特征

在中国东部,从北端的黑龙江省一直到最南端的海南省,均有新生代玄武岩的出露。这些玄武岩主体分布在南北重力梯度带(NSGL)以东,但在NSGL以西地区也有一定规模的出露(图1a)。四子王旗玄武岩位于集宁-汉诺坝火山岩区以西,是中国东部发育的最西侧的新生代玄武岩之一(图1a, b)。这些玄武岩近水平展布且呈平行不整合覆盖于下白垩统沉积岩之上(图1c),全岩K-Ar定年结果表明它们形成于中新世(21.9±1.7Ma;陈燕等, 2004)。

图1 中国东部新生代玄武岩分布及四子王旗玄武岩采样点(a)中国东部新生代玄武岩分布图(据Xia et al., 2019);(b) 41°N体波垂直剖面图像,显示出东亚下方地幔过渡带中滞留的西太平洋板片(据Wei et al., 2012);(c)研究区地质简图及四子王旗玄武岩采样点. NSGL-南北重力梯度带Fig.1 Distribution of Cenozoic basalts in eastern China and sampling location of the Siziwangqi basalts

四子王旗玄武岩呈灰黑色,斑状结构,块状构造,偶见气孔和方解石杏仁体,并含橄榄岩和少量辉石岩捕虏体(图2a)。斑晶主要为橄榄石,直径多在0.1～0.3mm之间(图2a, b);基质由斜长石、辉石、氧化物和少量玻璃组成。岩石中还含有少量(～5%)橄榄石、单斜辉石和斜方辉石捕掳晶,直径多在2～5mm之间,代表了解体的橄榄岩捕虏体(图2b, c)。捕掳晶未见明显的熔蚀现象(图2d)。本次研究采集了两块(19JH127和19JH128)新鲜的、且未见捕虏体和方解石杏仁体的块状玄武岩样品(41°22′26.8″N、111°4′1.1″E)用于后续分析。

图2 四子王旗玄武岩典型照片四子王旗玄武岩手标本照片(a)和典型的橄榄石斑晶和捕掳晶显微照片(b, c; 正交偏光);(d)四子王旗玄武岩中典型捕掳晶背散射图像;(e)四子王旗玄武岩代表性矿物相图(样品19JH127)Fig.2 Typical photographs of the Siziwangqi basalts

2 分析方法

全岩主微量元素、Sr-Nd-Hf同位素和橄榄石主微量元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成;全岩Pb-Mg同位素分析在中国海洋大学完成。全岩主量元素使用X射线荧光光谱仪(AXIOS Minerals)分析,分析精度为～1%(含量>10%)到～10%(含量<1%)。全岩微量元素分析使用安捷伦7500a型四级杆电感耦合等离子体质谱仪完成,分析精度优于10%。全岩Sr-Nd-Pb-Hf-Mg同位素分析采用Neptune Plus型多接收等离子质谱仪完成,详细的实验流程和分析方法见文献(杨岳衡等, 2005, 2007a, b; Anetal., 2014)。此外,为了避免后期蚀变作用对Pb同位素影响,全岩样品粉末首先加入6M盐酸淋滤处理,随后将残余粉末消解用于U-Th-Pb含量和Pb同位素分析。同位素测量过程中使用的标准物质包括BIR-1、BCR-2、BHVO-2和RGM-2,测试获得的同位素比值和推荐值在误差范围内是一致的(电子版附表1)。

橄榄石主微量元素分析分为两个批次进行。橄榄石常规分析在JEOL JXA8100型电子探针上进行,分析采用15kV加速电压、10nA电子束流、1μm束斑直径和10s元素峰位测试时间。这一分析的目的是获得样品中橄榄石斑晶及捕掳晶的元素成分特征及内部成分变化。随后,代表性橄榄石斑晶核部高精度分析使用Cameca SXFive型电子探针进行。主量元素(SiO2、MgO和FeO)分析条件包括25kV加速电压、50nA电子束流和10s元素峰位分析时间;微量元素(CaO、MnO、NiO、Al2O3和Cr2O3)分析条件包括25kV加速电压、300nA电子束流和60～180s元素峰位分析时间;详细的分析流程见Suetal.(2019a)。这一分析的目的是准确获得橄榄石斑晶微量元素组成。橄榄石高精度元素分析过程中,使用橄榄石标准物质MongOLSh11-2(Batanovaetal., 2019)监控分析精度和仪器稳定性:其中SiO2、MgO、FeO、CaO、MnO和NiO的分析精度优于1.5%,Al2O3优于3%,Cr2O3优于12%(附表2)。对于橄榄石斑晶微量元素组成,本文采用高精度分析结果用于后续讨论。

3 分析结果

3.1 全岩主、微量元素和同位素特征

表1 四子王旗新生代玄武岩的主量元素(wt%)、微量元素(×10-6)和Sr-Nd-Pb-Hf-Mg同位素组成Table 1 The measured whole rock major element (wt%), trace element (×10-6), and Sr-Nd-Pb-Hf-Mg isotope compositions of Cenozoic Siziwangqi basalts

图3 四子王旗玄武岩TAS图解(a, 据Le Bas et al., 1986)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b,标准化值据McDonough and Sun, 1995)数据来源:NSGL西侧新生代玄武岩数据来自于Cai et al. (2021), Guo et al. (2014, 2016), Li et al. (2017), Qian et al. (2015), Tang et al. (2006), Xu et al. (2017), Wang and Liu (2021), Zhang et al. (2012)和Zou et al. (2022),图4、图5、图9同;Mangaia玄武岩数据来自于GEOROC数据库(https://georoc.eu/georoc/new-start.asp)Fig.3 Total alkali versus SiO2 diagram (a, after Le Bas et al., 1986) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b, normalization value after McDonough and Sun, 1995) for the Siziwangqi basalts

图4 四子王旗玄武岩同位素组成特征(a)87Sr/86Sr-εNd;(b) εNd-εHf,地球趋势线据Vervoort et al. (2011);(c)206Pb/204Pb-208Pb/204Pb;(d)εNd-δ26Mg.正常地幔δ26Mg范围据Teng (2017)Fig.4 Isotopic characteristics of the Siziwangqi basalts

图5 四子王旗玄武岩微量元素比值和同位素组成关系图解(a)Ti/Eu-Gd/Yb;(b)Ti/Eu-Ba/Th;(c)Ba/Th-εNd;(d)Gd/Yb-εNdFig.5 Correlation diagrams of trace element ratios and isotopic compositions of the Siziwangqi basalts

3.2 橄榄石化学组成

橄榄石主、微量元素分析结果详见附表3。四子王旗玄武岩中的橄榄石斑晶呈现“钟形”的正环带结构,具有宽且均一的核部和窄的边部,且核部和边部之间成分是渐变的(图6a)。这一现象可以通过在岩浆上升和冷却过程中早期结晶的橄榄石斑晶与后期演化熔体间相互作用所解释。橄榄石斑晶核部的Fo值介于72.2～80.3之间,显著低于橄榄石捕掳晶的Fo值(～91;图6b)。相较之下,橄榄石捕掳晶可见更复杂的核-幔-边结构(图6b)。其中,橄榄石捕掳石核部具有高且均一的Fo值和低的CaO(<0.1%)含量,代表了原始的捕掳晶成分特征。而橄榄石捕掳晶幔部显示出显著的成分变化: 其中靠近边部的一侧成分相对恒定且位于橄榄石斑晶核部的成分范围内,反映了橄榄石捕掳晶被岩浆捕获后的增生过程;而靠近核部一侧呈现出连续的成分变化,反映了橄榄石捕掳晶的扩散-增生过程(Gordeychiketal., 2018, 2021)。橄榄石捕掳晶边部成分特征及变化规律与橄榄石斑晶相一致,即记录了橄榄石捕掳晶增生边与演化熔体之间的相互作用。

图6 典型的四子王旗玄武岩橄榄石斑晶(a)和捕掳晶(b)成分剖面Fig.6 Typical compositional profiles of olivine phenocryst (a) and xenocryst (b) of the Siziwangqi basalts

四子王旗玄武岩橄榄石斑晶核部的微量元素组成呈现出明显变化,其中NiO、CaO、MnO和Al2O3含量分别为0.095%～0.227%、0.16%～0.46%、0.21%～0.42%和0.023%～0.04%,Fe/Mn比值介于57～90之间。随着橄榄石Fo值降低,橄榄石的NiO含量和Fe/Mn比值降低而MnO和CaO含量升高,这一现象与橄榄石分离结晶相一致(图7)。

图7 四子王旗玄武岩橄榄石斑晶成分图MORB和Koolau的数据来自Sobolev et al. (2007);Mangaia和Tubuai的数据来自Weiss et al. (2016);Bermuda的数据来自Mazza et al. (2019)Fig.7 Diagrams of olivine phenocryst compositions of the Siziwangqi basalts

4 讨论

4.1 原生岩浆组成

在使用全岩成分恢复原生岩浆组成之前,需考虑岩浆上升过程中混染作用及冷却后蚀变作用对全岩成分的潜在影响。与样品19JH128相比,样品19JH127具有更高的Rb含量和87Sr/86Sr比值,但是它们的高场强元素含量和Nd-Pb-Hf同位素组成是一致的(表1)。由于全岩Nd-Hf同位素比值不易受蚀变作用影响,且本研究采用淋滤后残余粉末进行Pb同位素测定来避免蚀变作用对全岩Pb同位素影响,因此样品19JH127部分高的活动性元素含量和高的Sr同位素比值最有可能是由后期蚀变作用所造成的。相较之下,样品19JH128的87Sr/86Sr比值位于NSGL西侧的新生代玄武岩亏损的Sr同位素端元一侧,且全岩Sr-Nd同位素组成位于地幔趋势线上,表明该样品的Sr同位素受蚀变作用影响可以忽略不计。四子王旗玄武岩含有丰富的地幔捕掳体,表明岩浆上升速度快,与地壳岩石经历了极有限的相互作用过程,因此受地壳混染的影响可忽略不计。这一解释与四子王旗玄武岩的Sr-Nd-Hf同位素组成位于亏损的同位素端元一侧相符。岩浆上升过程中与岩石圈地幔中橄榄岩之间的相互作用则会显著改变岩浆的元素和同位素组成,如造成岩浆Ba/Th、Ti/Eu和δ26Mg的升高,以及Gd/Yb和εNd的降低(Wang and Liu, 2021; Zouetal., 2022)。这与观察到的四子王旗玄武岩成分特征不符(图5)。

然而,四子王旗玄武岩普遍含有地幔捕掳晶,它们的存在会改变全岩的化学和同位素组成(图2)。这可以通过橄榄石斑晶与全岩间Fe-Mg交换平衡反映出来:即在橄榄石Fo值与全岩Mg#相关关系图上(图8),与橄榄石斑晶最高Fo值平衡的熔体Mg#值要显著低于全岩Mg#值,表明地幔捕虏晶的存在提高了全岩的Mg#值。另外一个值得注意的是橄榄石捕掳晶增生边的Fo值与橄榄石斑晶的最高Fo值相近(图6b)。这一现象表明橄榄石斑晶形成于捕虏晶被捕获之后,即全岩成分的变化是由于熔体中混入不同比例的捕掳晶所致。由于这些地幔捕掳晶代表了解体的地幔橄榄岩捕掳体,因此可以通过从全岩中扣除一定比例的地幔捕虏体直至其与最高Fo值的橄榄石斑晶平衡来恢复初始熔体成分。在计算过程中,假定橄榄石-熔体间Fe-Mg交换系数为0.3,熔体的Fe2+/FeT=0.85,地幔橄榄岩主量元素组成据Zhangetal.(2021)。另外,由于四子王旗地幔橄榄岩捕虏体并未经强烈的熔/流体改造(Zhangetal., 2021),本文采用正常地幔的Mg同位素组成(δ26Mg=-0.25±0.04‰;Teng, 2017)来重建初始熔体的δ26Mg值。计算结果表明全岩中含有～4%的地幔捕掳晶,这一结果与岩相学观察相一致。据此恢复的熔体的MgO含量、Mg#值和δ26Mg值分别为6.74%、55和-0.55±0.03‰(表2)。值得注意的是,上述计算过程中并未考虑橄榄石结晶前熔体与捕掳晶间Fe-Mg交换作用(如图6b)对初始熔体成分的影响。由于Fe-Mg扩散作用仅限于捕掳晶最边部(<30μm; 图6),且全岩具有低的捕掳晶含量,表明其对初始熔体的成分影响较小。另一方面,这一过程会升高熔体的MgO含量,造成熔体液相线温度的提高(～26℃/1% MgO; Putirka,2008),从而促进熔体中橄榄石的结晶,因此最原始的橄榄石结晶将发生在显著的Fe-Mg扩散作用之前。综上,虽然现有数据并不能完全排除Fe-Mg交换作用对熔体成分的影响,但是可以确定的是恢复的熔体成分接近于实际的初始熔体成分,且恢复的MgO和Mg#代表了初始熔体成分的上限,因此并不会影响后续的讨论结果。此外,由于地幔捕掳晶具有低的不相容元素含量(Zhangetal., 2021),它们的加入并不会改变熔体的不相容元素比值和Sr-Nd-Pb-Hf同位素比值。

表2 估计的四子王旗玄武岩原生岩浆主量元素(wt%)和Mg同位素组成Table 2 Estimated major element (wt%) and Mg isotopic compositions of primary melt of Siziwangqi basalts

图8 四子王旗玄武岩全岩Mg#值和橄榄石斑晶核部Fo值图解其中橄榄石-熔体平衡曲线通过假设橄榄石-熔体Fe-Mg交换系数KD(Fe-Mg)=0.3±0.03和Fe3+/FeT=0.15计算获得Fig.8 Diagram of host whole-rock Mg# values versus Fo contents of olivine core for Siziwangqi basalts

上述结果表明四子王旗玄武岩结晶自一个低MgO和Mg#值的熔体,其并不与地幔橄榄岩相平衡。一种可能的解释是该熔体为原生幔源岩浆经强烈的分异后形成。如果这一结论成立,可以预期的是岩浆分异过程位于地幔深度且发生在橄榄岩捕掳体被捕获之前。然而,熔体在快速上升过程中也应携带一些早期结晶的矿物斑晶至地表,这与测得的橄榄石成分特征不相符。相较之下,一个合理的解释是这一低MgO的熔体代表了幔源原生岩浆,它们的源区并不是典型的地幔橄榄岩。这一解释也与四子王旗玄武岩的地球化学特征相一致(详见4.2节)。

4.2 地幔源区岩性

近年来,对中国东部新生代玄武岩研究表明它们的源区含有大量的再循环物质(Xuetal., 2018)。通过约束玄武岩的源区岩性,可以进一步了解再循环物质与周围地幔橄榄岩之间相互作用过程,从而准确限定再循环物质对玄武岩的物质贡献。橄榄石化学成分提供了一种有效的、且独立于全岩成分的识别不同地幔岩性的方式(Sobolevetal., 2005, 2007)。与典型的橄榄岩(洋中脊玄武岩;MORB)和碳酸盐化橄榄岩(Mangaia、Tubuai和Bermuda玄武岩)起源的熔体结晶出的橄榄石相比,对于一个给定的橄榄石Fo值,四子王旗玄武岩中原始的橄榄石斑晶具有更高的NiO含量、Fe/Mn比值和低的CaO含量(图7)。相较之下,这些橄榄石斑晶的微量元素特征与典型的起源自辉石岩源区(Koolau玄武岩)的熔体结晶出的橄榄石成分特征是相似的。对这一现象最直接的解释是四子王旗玄武岩起源于辉石岩地幔源区。虽然辉石岩-橄榄岩混合地幔以及交代富集的橄榄岩地幔起源的熔体结晶出的橄榄石也会具有高的NiO和Fe/Mn以及低的CaO,但它们位于橄榄岩地幔和纯的辉石岩地幔熔体结晶出橄榄石成分之间(Herzbergetal., 2014; Sobolevetal., 2007),与四子王旗玄武岩的橄榄石斑晶的成分特征不相符。此外,在部分情况下,橄榄石高的NiO和低的CaO含量反映了地幔原生岩浆与演化岩浆混合及后续的分离结晶作用过程(Gleeson and Gibson, 2019; Herzbergetal., 2014),因此这些特征可能不能作为辉石岩地幔源区的指示。然而,如上文所述,四子王旗玄武岩中橄榄石直接结晶自一个低MgO的地幔原生熔体,它们高NiO和低CaO的特征反映了原生岩浆的特征而不是岩浆演化的结果。此外,在橄榄石CaO-Al2O3图解上,橄榄岩地幔与辉石岩地幔起源熔体结晶出的橄榄石具有不同的成分范围,可以明确的区别不同地幔岩性。四子王旗玄武岩中橄榄石的CaO变化范围很大并横跨了橄榄岩与辉石岩起源熔体结晶橄榄石的成分范围(图7d)。但是值得注意的是早期结晶的橄榄石具有低的CaO和高的Al2O3含量(图7b, d),其与起源于辉石岩地幔的Koolau玄武岩结晶出橄榄石类似,支持四子王旗玄武岩为辉石岩部分熔融形成。

四子王旗玄武岩的全岩组成同样支持上述论述。位于NSGL西侧新生代玄武岩的微量元素组成及同位素组成呈现出良好的相关关系,且四子王旗玄武岩位于极端的微量元素和同位素组成一侧(图3-图5)。这表明四子王旗玄武岩更可能起源于单一的地幔端元组分,而不是不同地幔组分起源熔体混合的产物。四子王旗玄武岩具有显著低于正常地幔的δ26Mg值(图4d)。对于含石榴石地幔源区的部分熔融,熔体倾向于具有轻的Mg同位素组成,但这一过程造成的熔体-源区间δ26Mg差异小于～0.1‰(Zhongetal., 2017; Strackeetal., 2018),不能解释四子王旗玄武岩的δ26Mg组成。因此四子王旗玄武岩轻的Mg同位素组成反映了其源区特征,或者是由于岩浆过程所造成的。分离结晶作用会改变残余熔体的镁同位素组成。然而,根据上文所述,四子王旗玄武岩初始岩浆成分代表了幔源原生岩浆成分,而不是经历一定程度分异的产物。退一步而言,即使分离结晶作用存在,橄榄石分离结晶会造成残余熔体具有重的Mg同位素组成(Liuetal., 2022; Wangetal., 2021),与本研究情形相反。虽然铬铁矿和钛磁铁矿的分离结晶会造成残余熔体具有低的δ26Mg值(Suetal., 2019b; Wangetal., 2021; Xiaoetal., 2023),但是并未观察到这些矿物作为斑晶/微斑晶相存在(图2),因此进一步排除上述可能性。熔体-捕掳晶Fe-Mg交换过程中发生的动力学分馏也会改变熔体的Mg同位素组成(Tengetal., 2011)。但限于全岩中低的捕掳晶比例,以及Fe-Mg交换作用仅限于捕掳晶最边部(如图6b),可以预期的是这一过程对熔体Mg同位素的影响很小。另外,由于全岩为熔体和捕掳晶的混合,因此初始熔体的δ26Mg值要低于全岩的δ26Mg值(～-0.5‰),这同样表明熔体与捕掳晶间Fe-Mg交换作用不是造成四子王旗玄武岩低δ26Mg的主要原因。综上,四子王旗玄武岩轻的Mg同位素组成主要继承自其源区。对这一现象最直接的解释是源区存在再循环的沉积富镁碳酸盐岩或其衍生物(Lietal., 2017)。结合全岩呈现出Zr、Hf、Ti的负异常这一特征,本次研究认为四子王旗玄武岩源区经历了富镁碳酸盐熔体的交代作用(Zengetal., 2010)。

在Sc-Gd/Yb比值图解上,位于NSGL西侧的新生代玄武岩呈现出良好的负相关关系(图9),结合Gd/Yb与εNd间正相关关系,表明上述特征是由源区成分不均一性而不是部分熔融程度差异造成的(图5d)。碳酸盐熔体具有分异的Gd/Yb比值(Bizimisetal., 2003; Hoernleetal., 2002),因此四子王旗玄武岩高的Gd/Yb比值可能是由碳酸盐熔体交代地幔橄榄岩并随后在石榴石相发生部分熔融造成的(图9a;Zengetal., 2010)。然而,由于碳酸盐熔体具有低的Sc含量(Bizimisetal., 2003),单纯的碳酸盐交代作用并不会改变最终形成熔体的Sc含量,这与观察到的Sc与Gd/Yb之间的负相关关系不符(图9a)。事实上,起源于碳酸盐化橄榄岩的熔体(如Mangaia、Tubuai和Bermuda玄武岩)的Sc含量(>20×10-6)与NGSL西侧的高Sc端元玄武岩相近甚至更高(图9a)。为了定量评估这一问题,本次研究应用非模式批式熔融模型来模拟碳酸盐化橄榄岩起源熔体的Sc含量和Gd/Yb比值以及它们在部分熔融过程中的变化(详见图9)。模拟结果表明橄榄岩起源的熔体的Sc含量通常大于20×10-6,并且由于在部分熔融过程中源区石榴石和单斜辉石比例的降低,Sc在熔体中的含量随部分熔融程度升高而逐渐升高(图9a)。这一结果与碳酸盐化橄榄岩起源部分熔体(如Mangaia、Tubuai和Bermuda玄武岩)的Sc含量和Gd/Yb比值相符(图9a)。对于NSGL西侧的新生代玄武岩,其中高Sc和低Gd/Yb的玄武岩可以通过正常地幔橄榄岩熔融产生,这与前人认识相一致(图6a;Wang and Liu, 2021);而四子王旗新生代玄武岩低的Sc含量(～10×10-6)则表明其不太可能为碳酸盐化橄榄岩熔融形成。相较之下,辉石岩主要组成矿物为石榴石和单斜辉石,在发生部分熔融时Sc和Yb主要残留在矿物相中,造成辉石岩起源的部分熔体具有低的Sc含量和高的Gd/Yb比值(Zouetal., 2022)。部分熔融模拟结果表明当辉石岩源区加入1%～5%的碳酸盐熔体且发生8%～15%部分熔融时,形成的熔体与四子王旗玄武岩的Sc含量和Gd/Yb比值相一致(图9b)。

图9 四子王旗玄武岩的Gd/Yb和Sc组成以及与模拟的碳酸盐化橄榄岩(a)和碳酸盐化辉石岩(b)熔体对比对于橄榄岩:模型假设熔融发生在石榴石相,初始矿物组成为Ol0.6+Opx0.12+Cpx0.19+Grt0.09;熔融反应为Ol0.3+Cpx1+Grt0.6=Melt1+Opx0.9(Dasgupta et al., 2007);矿物-熔体间分配系数据Salter and Stracke (2004)和Davis et al. (2013). 对于辉石岩:模型假设源区残余相为石榴石和单斜辉石,且Grt:Cpx=35:65(Wang et al., 2016);矿物-熔体间分配系数据Pertermann et al. (2004). 富镁碳酸盐熔体成分据Hoernle et al. (2002)和Bizimis et al. (2003),橄榄岩和辉石岩成分分别假设与亏损地幔(Salter and Stracke, 2004; Workman and Hart, 2005)和N-MORB(Gale et al., 2013)一致. Mangaia和Tubuai玄武岩数据来自GEOROC数据库(https://georoc.eu/georoc/new-start.asp);Bermuda玄武岩数据来自Mazza et al. (2019). 为了尽可能避免分离结晶作用对全岩Sc含量影响,仅采用MgO>10%(Mangaia和Tubuai玄武岩)和>8%(Bermuda玄武岩)的样品用于讨论. Ol-橄榄石;Opx-斜方辉石;Cpx-单斜辉石;Grt-石榴石;Melt-熔体Fig.9 Gd/Yb and Sc in Siziwangqi basalts, compared with modeled values of carbonated peridotite (a) and carbonated pyroxenite (b)

在确立了四子王旗玄武岩源区为辉石岩之后,另外一个需要考虑的问题是四子王旗玄武岩为碳酸盐化榴辉岩部分熔融直接产生,亦或者是由碳酸盐化榴辉岩起源熔体交代地幔橄榄岩形成的二阶段辉石岩再次发生部分熔融的产物。由于橄榄岩的“缓冲”,二阶段辉石岩产生的部分熔体也会具有高的MgO含量(>10%;Mallik and Dasgupta, 2013, 2014),这不同于四子王旗玄武岩的低MgO特征。对这一现象最直接的解释是源区同样具有低的MgO含量,即源区岩性为碳酸盐化榴辉岩。为了进一步阐明这一问题,本次研究将估计的四子王旗玄武岩原生岩浆主量元素成分转换为标准矿物组分,然后从透辉石组分投影至橄榄石-霞石+钾霞石+钙铝尖晶石-石英拟四元图上(图10;Falloon and Green, 1987)。这一图解:(1)避免了橄榄石结晶前可能发生的Fe-Mg交换作用对原生熔体成分的影响,可以有效确立原生熔体的成分特征;(2)可区分不同源区起源熔体成分特征,有助于准确认识地幔源区岩性(Herzberg, 2011)。从图10中可以看出,四子王旗玄武岩的原生岩浆位于实验测定的碳酸盐化榴辉岩起源的熔体成分范围内,而与碳酸盐化二阶段辉石岩起源的部分熔体显著不同。以上证据表明四子王旗玄武岩源区岩性为碳酸盐化榴辉岩。

图10 四子王旗玄武岩原生熔体成分与实验获得的碳酸盐化辉石岩起源熔体成分在从透辉石[Di]投影的橄榄石(Ol)-霞石+钾霞石+钙铝尖晶石(NeKsCal)-石英(Q)相图中对比投图方式据Falloon and Green (1987). 数据来源:实验获得的碳酸盐化榴辉岩起源熔体结果据Gerbode and Dasgupta (2010)和Kiseeva et al. (2012);碳酸盐化二阶段辉石岩起源熔体据Mallik and Dasgupta (2013, 2014)Fig.10 Comparison between Siziwangqi primary melt compositions and experimental partial melts of carbonated pyroxenite in the phase diagram of olivine-nepheline+kalsilite+calcium-aluminum spinel+quartz projected from diopside

一个潜在问题是碳酸盐化榴辉岩在发生部分熔融时,源区残留硅酸盐相主要为石榴石和单斜辉石,此时熔体并不与橄榄石相平衡(Dasguptaetal., 2004, 2006; Gerbode and Dasgupta, 2010; Kiseevaetal., 2012, 2013)。这似乎与观察到的四子王旗玄武岩液相线矿物为橄榄石相矛盾。这一现象可以通过以下两个方面解释:(1)橄榄石在熔体中的相体积随着压力降低逐渐增大,因此在低压下橄榄石更容易作为液相线矿物出现;(2)熔体中CO2的存在会升高熔体的硅活度。在岩浆上升过程中发生的CO2去气作用会造成熔体硅活度的降低以及液相线温度的升高,有利于橄榄石在低压条件下结晶。

4.3 再循环物质来源及意义

在确定四子王旗玄武岩源区为碳酸盐化榴辉岩这一基础上,可以根据全岩放射性同位素组成来约束俯冲洋壳的年龄,进而推测是哪一俯冲板片贡献了该岩浆活动。四子王旗玄武岩具有类似HIMU型玄武岩微量元素分配特征,这通常认为与源区含有俯冲脱水洋壳组分有关(Stracke, 2012; Nebeletal., 2013; Weaver, 1991; Willbold and Stracke, 2006)。典型的HIMU型洋岛玄武岩(OIB; 如Mangaia)通常具有明显偏离地球趋势线的的Hf-Nd同位素特征并具有负的ΔεHf值(Mazzaetal., 2019; Strackeetal., 2003; Nebeletal., 2013)。这一现象通常认为是由于脱水洋壳的Sm与Nd之间的分馏比Lu与Hf之间的分馏要小,造成古老的洋壳物质具有相对更高的εNd值。定量模拟研究表明再循环洋壳的年龄每增加1Ga,其ΔεHf值会降低4～5.5个单位(Chauveletal., 2008; Nebeletal., 2013)。四子王旗玄武岩全岩Nd-Hf同位素组成接近地球趋势线,ΔεHf为-1.5～-0.6(表1),对应的源区再循环洋壳年龄小于375Ma,表明源区为年轻的再循环洋壳物质(图5b)。

全岩Pb同位素组成可以进一步验证上述论述。与Nd-Hf同位素特征类似,四子王旗玄武岩具有较低的Pb同位素组成,不同于典型HIMU型OIB高的放射性成因的Pb同位素组成(如206Pb/204Pb>19.5,208Pb/204Pb>39),指示其源区为年轻的再循环洋壳。为了进一步约束再循环洋壳的来源,本文利用蒙特卡洛模拟(N=20,000)获得了能够重现四子王旗玄武岩Pb同位素组成的可能的再循环洋壳的年龄(t)及对应的μ(238U/204Pb)和Ω(232Th/204Pb)值,具体方法和步骤见Mazzaetal.(2019)。模拟的结果显示对于合理的μ和Ω值(Qianetal., 2022),再循环洋壳物质的年龄小于～240Ma(图11)。这一年龄与华南-华北板块碰撞(郑永飞, 2008)及华北北缘古亚洲洋(Xiaoetal., 2015)最终闭合年龄接近,表明四子王旗玄武岩源区不太可能为古特提斯洋或者是古亚洲洋洋壳物质。相较之下,这一年龄与已俯冲的西太平洋板片年龄相符(Mülleretal., 2016),这意味着四子王旗玄武岩源区最可能为再循环的西太平洋洋壳物质。

图11 四子王旗玄武岩源区再循环洋壳组分Pb模式演化蒙特卡洛模拟结果μ=238U/204Pb,Ω=232Th/204Pb;俯冲洋壳的μ和Ω值(蓝色区域)据Qian et al. (2022)Fig.11 Results of Monte Carlo simulations for Pb model evolution of the recycled oceanic crust in the source of Siziwangqi basalts

如果上述推论合理,一个有趣的现象是四子王旗玄武岩在地理上并不位于现今地球物理观测到的平躺在地幔过渡带中的西太平洋板片之上(图1b),表明西太平洋板片对中国东部新生代玄武岩的物质贡献要大于其地理影响范围,即并不局限在NSGL以东地区。实际上,对NSGL以西的乌拉哈达玄武岩研究也表明其源区存在俯冲的西太平洋板片物质(Sunetal., 2021)。由于现今观察到的俯冲板块滞留在地幔过渡带的时间并不超过20Myr(Liuetal., 2017),而大地幔楔这一构造体制在～110Ma前已经形成(朱日祥和徐义刚, 2019),因此一种可能的解释是俯冲的西太平洋板片曾到达四子王旗地区下方地幔,但是已经向东后撤或者下沉进入下地幔中(Sunetal., 2021);亦或者在地幔对流混合过程中,西太平洋洋壳物质卷入周围地幔并迁移至NSGL以西上地幔区域。无论哪种解释是正确的,本项研究表明俯冲的西太平洋板片在物质上影响到了四子王旗一带的上地幔区域。此外,四子王旗玄武岩距现今海沟距离可达～2200km,这可以作为一个参考来进一步讨论滞留西太平洋板片对上覆地幔的物质影响范围,以及地质历史时期板内玄武岩在成因上与滞留板片可能存在的联系。