基于dg的洋中脊玄武岩地幔熔融参数计算

基于dg的洋中脊玄武岩地幔熔融参数计算

20多年来，对洋中脊新生玄武岩岩浆岩的不平衡研究表明，洋中脊柱新生玄武岩通常存在于230个耀斑（（230个耀斑和238u）>1，这意味着冠层辐射强度。o.剩余230个结果表明，在科学上对岩浆形成深度和上升转移率方面没有很好的解释。元素th和u的矿物相分离系数受地幔中u元素和u组成的不同因素的影响，如压力、温度、孔隙度、氧氧饱和度和组成等。然而，在过去的实验研究中，满足这一条件的矿石相只有石头，这是非常重要的。到目前为止，超过85公里（u，2.8km）的余石角玄武岩的剩余230吨岩浆岩的形成仍然受到阻碍。例如，贝蒂尼奥等人和博伦德尔波洛顿等人认为，初始玄武岩岩浆（230吨高）形成于地幔中，与含石头的二氧化钾橄榄岩（230吨低）混合，并形成原始岩浆的剩余230吨。然而，只有参与式岩石和单斜辉石的结合实验表明，只有参与式岩石和单斜辉石的作用才能产生剩余230吨。此外，现在一些地质工作者使用230吨剩余土地幔柱（石头子石稳定层）作为特征指标和证据，并使用剩余230吨余石作为余地幔柱（石头子石稳定层）的解体模型。为了研究洋中脊和阳岛地幔的融合，大多数地质工作者使用了剩下的230吨地幔柱（石头子石稳定层）。此外，现在，一些地质工作者使用剩余230吨作为地幔柱（石头子石稳定层）的来源和证据，并使用剩余230吨英里来研究洋中侧和阳岛地幔的融合速率。我们必须假设一下石角石的存在。现在，使用剩余230天的剩余时间来研究洋中斜和阳岛地幔的融合，但仍然倾向于使用含锆二氧化钾-石-地幔碎屑的模型。特别是，以往的lu-hf和sm-nd相位研究也将玄武岩源区推广到了石质稳定区。然而，近年来的研究表明，lu-hf和sm-nd的相位关系不是由于地幔源区的不平等，而是因为。但是,Wood等通过实验发现在尖晶石-二辉橄榄岩稳定的源区中,U相对Th更易富存于富铝单斜辉石,230Th过剩可以不需要熔体产生于石榴子石稳定的源区,并指出,一般玄武质岩浆要求10%以上的部分熔融,即使有源于石榴子石稳定区含过剩230Th岩浆的混合作用,230Th过剩也会被高部分熔融程度的熔体所掩盖.Landwehr等进一步通过实验指出,在压力>1.0GPa条件下,U和Th在富铝单斜辉石和硅酸盐熔体之间的分配可以形成过剩230Th,并且单斜辉石中DU/DTh比随着压力的升高而线性增大,形成的最高过剩230Th(1.38)与实际观测的洋中脊玄武岩过剩230Th最大值相近.尽管近年实验和理论研究都指出,单斜辉石随着压力升高可以逐渐变得富铝,但目前在洋中脊获得的超基性岩中尚未发现这种富铝单斜辉石,这或者可能是由于上升过程中降压导致的富铝单斜辉石分解,或者上地幔不存在富铝单斜辉石相.由此,过剩230Th形成于富铝单斜辉石的结论尚处于最初的理论和实验阶段,富铝单斜辉石在洋中脊玄武岩过剩230Th形成中的作用需进一步研究.可见,实验岩石学将过剩230Th的形成归因于深部源区石榴子石相熔融或压力大于1.0GPa的富铝单斜辉石相熔融,230Th过剩成因研究很大程度上依赖于实验岩石学结论.由于两种实验结果都需要源区较高的压力(富铝单斜辉石相要求大于1.0GPa,石榴子石相要求大于～2.8GPa),鉴别洋中脊玄武岩过剩230Th的成因存在较大困难.Bourdon等指出高的230Th过剩程度与热力学模型中更大的熔融深度相关但这一模型不能根据压力变化鉴别是何种矿物对230Th产生影响.直到目前,一部分研究认为能在大于1.0GPa压力下部分熔融产生过剩230Th的高铝单斜辉石并不实际存在,从而仍采用石榴子石作为形成过剩230Th的源区;另有一部分研究认为高铝单斜辉石的高压熔融行为与石榴子石相似,并可以产生过剩230Th,只是这种单斜辉石由于对压力的敏感性而不能在低压下保存.因此,关于新生大洋玄武岩过剩230Th的源区控制因素仍存在不同见解洋中脊玄武岩过剩230Th的成因研究需要结合实际观测数据,以进一步详细研究不同压力条件和矿物相对过剩230Th的影响.本研究利用全球各主要洋中脊和洋岛(热点)玄武岩230Th-238U不平衡数据与据常量元素计算的源区熔融参数(熔融深度和程度)的相关性、(226Ra/230Th)与(230Th/238U)的相关性和稀土元素特征,以分析形成新生洋中脊和洋岛玄武岩的过剩230Th的控制因素,并试图验证近年来的单斜辉石理论是否可解释实际观测玄武岩的过剩230Th.1洋中脊玄武岩地球化学特征研究所用洋中脊玄武岩的过剩230230Th和常量元素数据来自近几年的研究论文.尽管已发表的数据中包括各洋中脊和洋岛玄武岩中大量常量元素,但是同时具有230Th-238U不平衡数据的样品却很少,并且同一玄武岩样品的230Th-238U不平衡和常量元素数据多单独地被发表.尽管如此,本研究搜集了同时具有常量元素和230Th-238U不平衡数据的洋中脊玄武岩样品178个,包括大西洋洋中脊(NorthMAR)、胡安德福卡洋中脊(JuandeFuca)、东太平洋海隆(EPR)、Garrett转换断层和东Scotia洋中脊;洋岛玄武岩样品114个,包括冰岛、亚速尔岛、Canary岛和Kenya岛.为了更精确地校正低压分异结晶作用,经过去除重复数据和MgO含量<5wt%和>10wt%的数据后,分别获得了洋中脊玄武岩115组和洋岛玄武岩76组常量元素和230Th-238U不平衡数据,其中洋中脊玄武岩230Th-238U不平衡数据中84组是通过质谱测量,31组为通过α谱测量,洋岛玄武岩230Th-238U不平衡数据均为通过质谱测量.洋中脊和洋岛玄武岩过剩230Th-过剩226Ra数据分别为58对和63对,其中洋中脊玄武岩分别来自东太平洋海隆、Garrett脊、Gorda脊和胡安德福卡脊;洋岛玄武岩分别来自亚速尔岛、Canary岛、冰岛、夏威夷岛和Comore岛.大西洋洋中脊、东太平洋海隆和洋岛玄武岩的稀土元素数据均来自PetDB数据库.尽管新生玄武岩的230Th-238U不平衡可能一定程度上也受到喷出年龄的影响,但是洋中脊新生火山带(宽约500m)的年龄一般对于快速扩张洋中脊为<5ka(扩张速率～10cm/a),慢速扩张洋中脊为<25ka(扩张速率～2cm/a),这对于半衰期为75.2ka的230Th来说,后期衰变对过剩230Th影响很小.尽管洋岛地区不存在脊状新生火山带,但洋岛玄武岩多数过剩230Th很高,且过剩226Ra(半衰期1602a)普遍存在,表明喷出年龄均很小.2岩石形成和迁移对原油系统不平衡的限制2.1初始熔融压力p0的正相关分析实验岩石学表明玄武岩Na2O含量和CaO/Al2O3分别与源区部分熔融程度呈负相关和正相关,且受熔融压力的影响可忽略不计.上地幔矿物相组成一般被认为相对稳定,而地幔熔融形成的Na2O和CaO/Al2O3几乎不受源区不均一性影响,因此Na8和Ca8/Al8(分别为相对MgO=8wt%校正地壳分异作用后的Na2O和CaO/Al2O3含量)可以良好地指示地幔部分熔融程度.玄武质岩浆FeOt和SiO2含量分别明显随上地幔熔融压力增大而升高和降低,而受地幔部分熔融程度和地幔不均一性影响甚小,因此Fe8和Si8(相对MgO=8wt%校正地壳分异作用后的FeOt含量)可以指示和计算源区初始熔融压力(P0)本研究初始熔融压力计算是根据Niu和Batiza.Fe8和Si8均对熔融压力很敏感,而两者随熔融压力变化趋势相反,因此Si8/Fe8比值可用于指示熔融压力Niu和Batiza总结了大量实验岩石学结论,指出Si8/Fe8与初始熔融压力和部分熔融程度呈良好的线性关系.通过拟合多个部分熔融实验结论,获得以下初始熔融深度计算式:为了计算P0,还需要确定部分熔融程度(Fmelt),因为实验岩石学表明Na8和Ca8/Al8均与部分熔融程度呈良好相关性,而几乎不受地幔熔融压力影响.通过不同熔融程度条件下获得的实验岩石学数据,可以拟合出以下部分熔融程度计算式:上式中获得的Fmelt可以结合(1)式以获得初始熔融压力P0.本研究校正地壳分异结晶方法是根据Niu等平均部分熔融程度和初始熔融深度计算是根据Niu和Batiza.在全球洋中脊尺度上,(230Th/238U)表现为与部分熔融程度和初始熔融深度均呈正相关(图1和2).(230Th/238U)随部分熔融程度升高而增大,这似乎与地幔部分熔融导致元素分异的作用相反,因为一般认为更小的部分熔融程度会导致较大的元素分异程度.这种良好的正相关性也可以排除地幔不均一性的影响.实际上,由于230Th/238U配分强烈依赖于其在熔体相/地幔残留相之间的分配系数,近年来的实验证实单斜辉石在高压下(>1.0GPa)具有DU/DTh>1,且随着压力升高DU/DTh值逐渐增大的性质.热力学模型证实更高的地幔潜在温度产生更大的部分熔融程度和深度,因此两者受地幔潜在温度的影响而呈现同步变化,而部分熔融程度较小的变化范围对U-Th分异影响很小,因此,(230Th/238U)受到地幔熔融深度(压力)控制,而看似矛盾的(230Th/238U)-Fmelt正相关关系实际上是由Fmelt和P0的正相关性所引起.尽管不同扩张速率(2～15cm/a)洋中脊玄武岩间表现出了(230Th/238U)与地幔熔融参数明显的相关性,但在单个洋中脊内均表现不明显,这是由于地幔熔融程度和深度主要对扩张速率控制的减压熔融速率的依赖性.前人研究多关注某单个洋中脊内部230Th特征,但由于单个洋中脊内扩张速率变化很小,从而岩浆减压速率和熔融深度变化也很小,因此过剩230Th与地幔熔融参数间的相关性不明显.与洋中脊玄武岩不同,洋岛玄武岩(230Th/238U)与地幔熔融程度(Na8,Fmelt)和深度(Fe8,P0)表现均不明显,暗示其过剩230Th可能并不受地幔熔融条件的控制.另外,洋岛玄武岩相对洋中脊玄武岩平均具有较高的过剩230Th值,却平均具有较低的部分熔融程度(高Na8,低Fmelt).这不符合尖晶石-二辉橄榄岩地幔源区的熔融深度与程度正相关性,而其过剩230Th值更可能是受到地幔源区矿物组成的控制.因为石榴子石-二辉橄榄岩相对尖晶石-二辉橄榄岩,其熔融需要的温度更高,这就导致石榴子石稳定的深部地幔源区反倒具有相对更低的熔融程度,但即使少量的石榴子石(其中DU/DTh高于单斜辉石3倍以上)参与熔融也能形成玄武岩中较高的过剩230Th.过去的研究由于缺乏精确的实验数据,通常通过P-T模拟计算认为尖晶石-石榴子石转换带介于洋壳以下60～80km很宽的深度范围,而近年来越来越多的研究证实,石榴子石只可能在2.8GPa以上是稳定的,并且尖晶石-石榴子石转换带位于0.1～0.2GPa的狭窄压力范围内.初始熔融压力是指地幔发生熔融的最高压力,较高的地幔温度将导致更深的地幔初始熔融压力(深度).本研究计算获得各洋中脊初始熔融压力绝大多数介于1.0～2.5GPa内,且存在初始熔融压力与(230Th/238U)之间的正相关关系.Landwehr等指出单斜辉石中DU/DTh随压力升高而增大,且在压力大于1.0GPa以上时开始出现DU/DTh>1,在尖晶石-二辉橄榄岩稳定的压力范围内最大可达1.38,这一结论大致与图2(b)所示关系相符.另一方面,为了对比洋岛玄武岩和洋中脊玄武岩中过剩230Th与地幔熔融深度(Fe8,P0)之间的相关性,我们采用了同一熔融压力计算公式.由图2可知,尽管在洋岛玄武岩范围内过剩230Th与熔融压力相关性不明显,洋岛玄武岩却相对具有更高的熔融压力和过剩230Th值.计算获得的洋岛玄武岩熔融压力(2.2～3.5GPa)多位于尖晶石-石榴子石转换带附近(2.5～2.8GPa).但这里须指出,用于计算洋岛玄武岩初始熔融压力的公式更适用于计算尖晶石-二辉橄榄岩熔融形成的洋中脊和附近海山玄武岩.当源区有难融的石榴子石参与时,部分熔融程度明显降低,根据同一公式计算的熔融压力低估了实际值,因此洋岛玄武岩源区实际压力会更高.可见,根据地幔熔融压力计算,洋岛玄武岩更像是来自石榴子石稳定区,而洋中脊玄武岩初始熔融压力并未到达石榴子石稳定区.Bourdon等通过热力学模型认为(230Th/238U)随地幔熔融深度增加而增大,并认为洋中脊地幔更深的熔融深度对应更多的石榴子石参加熔融.他们提出的深部石榴子石稳定区熔融体(230Th/238U>1)与尖晶石-二辉橄榄岩稳定区熔融体(230Th/238U<1)混合形成过剩230Th的模型一直沿用至今.然而,这种模型可能只适合解释洋岛地区的岩浆形成机制,因为洋岛玄武岩明显具有相对洋中脊玄武岩较高的过剩230Th和熔融压力、较低的熔融程度,且过剩230Th与熔融参数相关性不明显,这正符合石榴子石稳定区熔融特征.相反地,对于初始熔融压力为1.0～2.5GPa的大多数洋中脊玄武岩而言,其较低的过剩230Th和过剩230Th值与地幔熔融程度和深度明显的相关性显示,过剩230Th来自石榴子石源区的混合作用机制显然不适合.2.22主要洋中脊-洋岛玄武质岩浆迁移至洋底时间比较226Ra作为铀系同位素中230Th的子体,过剩226Ra(226Ra/230Th>1)广泛存在于洋中脊和洋岛玄武质岩浆过程中,且近年来被认为具有与岩浆迁移时间相当的半衰期(1602a).已有的实验岩石学表明尖晶石-二辉橄榄岩和石榴子石-二辉橄榄岩部分熔融均可产生相似的初始(226Ra/230Th)比,因此(226Ra/230Th)比可以用于反映岩浆迁移至地表的时间.本研究对比了全球各主要洋中脊(东太平洋海隆、Garrett脊、Gorda脊和胡安德福卡脊)与典型洋岛(亚速尔岛、Canary岛、冰岛、夏威夷岛和Comore岛)地区的(226Ra230Th)-(230Th/238U)相关性(图3).很明显,洋岛玄武岩整体上相对洋中脊玄武岩具有较高的230Th/238U比值但却有较低的(226Ra/230Th)比.尽管多数研究认为过剩226Ra的存在反映了岩浆迁移到洋底的时间在8000a以内(226Ra的5倍半衰期),这将过去认为的岩浆迁移时间缩短了许多,但是玄武质岩浆迁移更精细的时间尺度还尚未建立起来.因为目前尚未有研究表明洋中脊和洋岛玄武质岩浆上升迁移速率在体系上的差别,这里姑且假设洋中脊和洋岛玄武质岩浆迁移的速率相当,如果这一假设正确,则我们观测到的图3中洋岛地区较高的(230Th/238U)比是受到深部较多石榴子石影响的结果,而较低的(226Ra/230Th)比反映的是相对洋中脊玄武质岩浆更长的迁移距离.3地幔矿化合物组成对230吨-238u的不平衡影响3.1源区熔融条件控制元素K在地幔熔融过程中表现为强不相容性,而岩浆中K2O/TiO2比在熔融和演化过程中基本保持不变,因而K2O/TiO2比可以用来指示源区的性质和富集程度.根据图4(a),无论在洋中脊玄武岩中还是在洋岛玄武岩中,过剩230Th值与K2O/TiO2比相关性均不明显,这表明洋中脊和洋岛地区过剩230Th并不受地幔富集程度的直接影响.如果玄武岩来自尖晶石-石榴石转换带或石榴子石稳定的富集型源区则熔融过程将产生很高的K2O/TiO2比;如果洋中脊玄武岩过剩,230Th只受不同程度的石榴子石影响(即过剩230Th只能产生于石榴子石源区,且来自石榴子石源区的含过剩230Th的岩浆与上部230Th亏损的岩浆混合作用),则(230Th/238U)和K2O/TiO2必然会随着石榴子石参与熔融比例而同步变化,而这与图4(a)所示的结果不符.这进一步表明洋中脊玄武质岩浆过剩230Th形成过程不受外来富集组分混合的影响而只受到源区熔融条件控制.另一方面,洋岛玄武岩具有较高的K2O/TiO2比和过剩230Th,与洋中脊玄武岩明显区分(图4(a)),这意味着洋岛与洋中脊地区的岩浆源区在矿物组合上明显不同.地幔源区深度变化与K2O/TiO2所代表的源区富集程度也没有必然联系(图4(b)),指示在产生过剩230Th值的洋中脊地幔深度范围内源区矿物组成变化不明显.尽管在洋中脊和洋岛玄武岩各自范围内,过剩230Th受地幔矿物相变化影响不明显,但图4也显示洋中脊和洋岛玄武岩分布在两个明显分割的区域内,可能说明形成过剩230Th的洋岛和洋中脊地幔源区存在明显的矿物相不同.相关研究曾指出洋中脊玄武岩和洋岛(热点)玄武岩在整体上存在(230Th/238U)和K2O/TiO2之间的正相关性,但并未指出洋岛和洋中脊玄武岩之间存在的明显区别,实际上洋岛玄武岩过剩230Th的形成机制不足以代表洋中脊玄武岩过剩230Th的成因.由于低压下(尖晶石-二辉橄榄岩源区)可能存在含石榴子石辉岩岩脉,部分相关研究将洋中脊玄武岩的过剩230Th归因于浅层地幔中的含石榴子石辉岩岩脉,这似乎可以解释图4(a)中(230Th/238U)与K2O/TiO2之间的解耦,却无法解释观测到的地幔熔融深度和(230Th/238U)之间的正相关关系(图2),(230Th/238U)所含洋中脊地幔源区的深度信息也将无法成立.况且,含石榴子石辉岩岩脉在上地幔中含量很低,分布不均匀,不能单一地解释多数玄武岩中均存在的230Th过剩现象.3.2洋中脊玄武岩石/强石榴子石参与熔融过程会致使岩浆强烈富集轻稀土而相对亏损重稀土,残留相含石榴子石越多,稀土元素Ce在岩浆中含量越高,伴随的Ce/Yb也强烈升高.尖晶石-二辉橄榄岩熔融过程中的稀土元素主要富集于并受控于单斜辉石,而单斜辉石的熔融过程对Ce/Yb影响程度远低于石榴子石,因而Ce/Yb-Ce关系可以指示源区是否受石榴子石影响热力学模型认为慢速扩张的大西洋洋中脊相对快速扩张的东太平洋海隆熔融深度浅,受石榴子石影响小,然而,图5(a)显示两个洋中脊Ce/Yb-Ce曲线都与尖晶石-二辉橄榄岩熔融相符,甚至快速扩张的东太平洋海隆相对具有略低的Ce/Yb比,这与更大程度的石榴子石影响是不符合的.相似地,Salters也指出快速扩张洋中脊具更低的Lu-Hf分异程度,也说明快速扩张洋中脊地幔源区没有或更少的石榴子石参与熔融.另外,图5(b)所示的Ce/Yb-Ce关系显示洋岛(热点)玄武岩整体上与尖晶石-二辉橄榄岩熔融曲线发生偏离,表明洋岛玄武岩常受到深源石榴子石影响这也说明,洋岛(热点)玄武岩与正常洋中脊玄武岩源区组成明显不同,因此两种构造背景的玄武岩之间(230Th/238U)与熔融深度的正相关性并不能说明正常洋中脊过剩230Th也来自深源石榴子石的影响.结合近年的富铝单斜辉石/熔体间的U/Th分配实验可知正常洋中脊过剩230Th更可能是来自单斜辉石.随着压力升高,单斜辉石DU/DTh逐渐增大至1.38(2.8GPa)可以解释所观测到的大部分玄武岩(230Th/238U)与熔融深度正相关性.尽管东太平洋海隆地区的地震学研究显示,洋中脊以下至软流圈(200km)的很宽的深度范围内存在着<1%的熔体,但尚未有任何证据表明这种低程度的熔体能够被抽取.另外,这种低程度的熔体在东太平洋海隆和其他多种海底区域深部普遍存在,也说明这种熔体可能未对岩浆形成产生明显的影响.4洋岛玄武岩过剩方面的性质本研究利用全球各主要洋中脊和洋岛玄武岩的(230Th/238U)不平衡和常量元素数据,并进行地幔熔融参数计算.结果显示,快速和慢速扩张洋中脊玄武岩(230Th/238U)整体上表现出与地幔初始熔融深度(Fe8,P0)和平均熔融程度(Na8,Fmelt)成正相关,而无明显差别,表明两者均受到地幔熔融条件的控制.洋岛玄武岩与洋中脊玄武岩明显不同,其(230Th/238U)与地幔初始熔融深度(Fe8,P0)和平均熔融程度