印度洋Carlsberg洋脊玄武巖巖石地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義

淳明浩，于增慧，翟世奎*

(1. 中國(guó)海洋大學(xué) 海洋地球科學(xué)學(xué)院 海底科學(xué)與探測(cè)技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東 青島 266100；2.中國(guó)石油集團(tuán)工程技術(shù)研究院，天津 300451)

印度洋Carlsberg洋脊玄武巖巖石地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義

淳明浩1,2，于增慧1，翟世奎1*

(1. 中國(guó)海洋大學(xué) 海洋地球科學(xué)學(xué)院 海底科學(xué)與探測(cè)技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東 青島 266100；2.中國(guó)石油集團(tuán)工程技術(shù)研究院，天津 300451)

本文對(duì)采自印度洋Carlsberg脊14個(gè)站位的新鮮玄武巖樣品進(jìn)行了常量和微量元素組成分析，旨在研究巖漿源區(qū)地幔的性質(zhì)以及巖漿作用過(guò)程。研究結(jié)果表明：該區(qū)玄武巖為典型的源于虧損型地幔的大洋中脊玄武巖，不同樣品經(jīng)歷了不同程度的結(jié)晶分異作用，演化過(guò)程主要受控于橄欖石的結(jié)晶分異作用，部分樣品中有單斜輝石結(jié)晶分異作用的影響，斜長(zhǎng)石的結(jié)晶分異作用不顯著；玄武巖巖漿來(lái)源于虧損型尖晶石二輝橄欖巖地幔的熔融，主微量元素組成中尚未見(jiàn)到富集型組分混入的證據(jù)；源區(qū)地幔不同比例的熔融作用及其后巖漿演化過(guò)程的差異是造成不同樣品間地球化學(xué)性質(zhì)差異的主要原因，彼此獨(dú)立的局部巖漿作用過(guò)程是巖漿作用差異的主控制因素。Carlsberg脊玄武巖整體與全球標(biāo)準(zhǔn)大洋中脊玄武巖(N-MORB)平均組分相近，不同脊段間巖漿源區(qū)地幔的組成、熔融程度(比例)和熔融深度等無(wú)明顯差異，這種特征向南直到CIR的北段。

印度洋；Carlsberg脊；玄武巖；巖石地球化學(xué)；地幔熔融；結(jié)晶演化

1 引言

洋中脊玄武巖(簡(jiǎn)稱MORB)是由地球深部橄欖巖地幔熔融產(chǎn)生[1—5]。洋中脊下部橄欖巖上地幔減壓熔融形成的原始玄武質(zhì)巖漿通常不是直接噴出洋底，而是在噴出之前經(jīng)歷了不同程度的結(jié)晶分異和巖漿混合等作用過(guò)程[6]，這些過(guò)程會(huì)導(dǎo)致巖石或礦物的組成發(fā)生變化[7]。因此，MORB的礦物及巖石地球化學(xué)組成既可以指示原始巖漿源區(qū)地幔的特性，也可以指示MORB形成過(guò)程中的物化條件[1, 8—11]。已有研究表明，MORB中的同位素和不相容元素組成特征可以反映巖漿源區(qū)地幔的性質(zhì)及熔融過(guò)程，而主量元素則可以指示地幔熔融的程度和巖漿演化過(guò)程[12]。

已有研究結(jié)果表明，印度洋中脊玄武巖具有獨(dú)特的巖石地球化學(xué)特征，其巖漿源區(qū)和巖漿的演化過(guò)程由于受“印度洋型地?！奔爸屑箶U(kuò)張速率差異的影響而具有特殊性[7, 13—15]。然而，先前對(duì)印度洋中脊(IOR)的研究主要集中在西南印度洋脊(SWIR)、東南印度洋脊(SEIR)、中印度洋脊(CIR)及羅德里格三聯(lián)點(diǎn)(RTJ)等區(qū)域[16—19]，對(duì)Carlsberg 洋脊(簡(jiǎn)稱CR，如3.6°N與5.4°N等區(qū)域)的研究[20—22]明顯不足。早期的研究認(rèn)為CR 玄武巖因其具有標(biāo)準(zhǔn)大洋中脊玄武巖(N-MORB)的特征[23—25]而與印度洋其他脊段的玄武巖明顯不同。近期通過(guò)對(duì)CR及CIR玄武巖的同位素組成和沿脊軸的對(duì)比研究，證明CR是印度洋脊的延伸，玄武巖源區(qū)地幔仍然受到岡瓦那大陸裂解時(shí)期陸殼混入的影響[7]。本文對(duì)整個(gè)CR軸部附近14個(gè)站位采集的玄武巖樣品進(jìn)行了常量和微量元素組成分析，重點(diǎn)研究了CR巖漿源區(qū)特征和巖漿作用過(guò)程，分析了巖石地球化學(xué)特征沿脊軸的變化，并將CR脊段玄武巖和其他擴(kuò)張脊玄武巖進(jìn)行了對(duì)比分析，探討了巖漿作用的區(qū)域性差異。

2 地質(zhì)背景、樣品及分析方法

CR是印度板塊和索馬里板塊的邊界[26]，在晚古新世(約55 Ma BP)塞舌爾板塊從印度板塊分離過(guò)程中開(kāi)始形成[27]。該洋脊起始于10°N附近的Owen 破碎帶，向東南方向一直延伸到赤道附近[28]，擴(kuò)張速率為24～26 mm/a，為慢速擴(kuò)張脊[26]。沿脊軸分布有轉(zhuǎn)換斷層和非轉(zhuǎn)換不連續(xù)帶，水深變化較大，垂直擴(kuò)張軸呈現(xiàn)慢速擴(kuò)張洋脊特有的陡峭V字形裂谷[29]。出露巖石以玄武巖為主，同時(shí)存在超基性巖、輝長(zhǎng)巖及輝綠巖等巖石類型[20]。本文巖石樣品為利用電視抓斗取得，水深介于2 009～3 690 m之間，采樣站位分布見(jiàn)圖1。樣品均為未見(jiàn)明顯蝕變的新鮮塊狀玄武巖。

圖1 研究區(qū)采樣站位分布及水深圖Fig.1 The sampling locations and bathymetric map of study area

將樣品破碎之后在蒸餾水中超聲振蕩1 h(每15 min換一次水)，之后在烘箱中60°C恒溫烘干。首先磨制巖石薄片，在Olympus BX71偏光顯微鏡下進(jìn)行觀測(cè)，并拍照特征照片。顯微薄片的觀察鑒定在中國(guó)海洋大學(xué)海底科學(xué)與探測(cè)技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，常量元素及微量元素組成分析在廣州澳實(shí)分析檢測(cè)公司進(jìn)行。常量元素組成分析采用硼酸鋰-硝酸鋰熔融后進(jìn)行X熒光光譜分析(XRF)，儀器型號(hào)型號(hào)PANalytical Axios，準(zhǔn)確度(RE)<2%，精密度(RD)<5%。將0.66 g樣品(200目以下)加入包含硝酸鋰在內(nèi)的助熔劑，充分混合后，進(jìn)行高溫熔融，將熔融物倒入鉑金模子形成扁平玻璃片后，用X熒光光譜儀分析；同時(shí)稱取1 g試樣在1 000℃下測(cè)定燒失量(LOI)。測(cè)試過(guò)程中標(biāo)準(zhǔn)樣品為SARM-45。微量和稀土元素測(cè)定采用硼酸鋰熔融后進(jìn)行電感耦合等離子體質(zhì)譜(ICP-MS)分析，儀器型號(hào)Agilent7700X，準(zhǔn)確度(RE)<10%，精密度(RD)<10%。將0.2 g樣品(200目以下)加入到偏硼酸鋰/四硼酸鋰熔劑中，混合均勻，在1 025℃以上熔爐中融化。熔液冷卻后，用硝酸、鹽酸和氫氟酸定容，再用等離子體質(zhì)譜儀分析。測(cè)試過(guò)程中標(biāo)準(zhǔn)樣品為OREAS-146。

3 鑒定分析結(jié)果

3.1 巖相學(xué)特征

CR玄武巖以隱晶質(zhì)和斑晶質(zhì)結(jié)構(gòu)為主，斑晶質(zhì)巖石中基質(zhì)主要為間隱結(jié)構(gòu)和?；豢椊Y(jié)構(gòu)，少數(shù)樣品有玻璃質(zhì)基質(zhì)(圖2a、b)。斑晶包括斜長(zhǎng)石和橄欖石，偶爾可見(jiàn)單斜輝石，但含量極少。其中斜長(zhǎng)石斑晶最常見(jiàn)，可占斑晶總量的80%～90%，呈板條狀、柱狀及長(zhǎng)條狀等形態(tài)(圖2a、b、c、d)，可見(jiàn)聚晶或雙晶，大斑晶中發(fā)育熔蝕麻點(diǎn)及裂紋現(xiàn)象(圖2a、b)。橄欖石斑晶較少，以長(zhǎng)條狀或粒狀形式存在，多生長(zhǎng)在斜長(zhǎng)石斑晶間隙，顆粒較小(圖2c、d)。從樣品背散射圖像(BSE)中可知個(gè)別樣品(B31)基質(zhì)中有極少黃鐵礦(圖2c)，在B26與B35樣品以及B20樣品中見(jiàn)有極少量鉻尖晶石，獨(dú)立存在或與橄欖石共生(圖2d)。

圖2 玄武巖樣品部分典型結(jié)構(gòu)和礦物(正交偏光及背散射圖像)Fig.2 Typical textures and represent minerals of CR basalt (cross-polarized light and BSE)Ol-橄欖石；Pl-斜長(zhǎng)石；GM-基質(zhì)；Py-黃鐵礦；Sp-尖晶石Ol-Olivine; Pl-Plagioclase; GM-Groundmass; Py-Pyrite; Sp-Spinel

3.2 主量元素組成

表1 玄武巖中主量元素組成(%，濕質(zhì)量百分比)及特征參數(shù)

圖3 玄武巖主量元素巖石分類圖[30]Fig.3 TAS diagram of studied basalts[30]CR-CR脊參考數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)來(lái)自PetDB數(shù)據(jù)庫(kù)；G-NMORB-全球N-MORB參考數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[5]CR-Carlsberg Ridge reference data, from PetDB Database; G-NMORB-Global Normal Ocean Ridge Basalts reference data, from Reference[5]

圖4 玄武巖AFM巖石系列判別圖[30]Fig.4 AFM diagram of studied basalts[30]CR-CR脊參考數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)來(lái)自PetDB數(shù)據(jù)庫(kù)；G-NMORB-全球N-MORB參考數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[5]CR-Carlsberg Ridge reference data, from PetDB Database; G-NMORB-Global Normal Ocean Ridge Basalts reference data, from Reference[5]

圖5 玄武巖的Mg#值沿緯度的變化Fig.5 Mg# variation of basalts along the latitudeSCIR-南中印度洋脊，NCIR-北中印度洋脊，以上數(shù)據(jù)來(lái)自PetDB數(shù)據(jù)庫(kù)。N-MORB-正常型洋中脊玄武巖，IOR-印度洋中脊N-MORB參考值[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]

圖6 玄武巖中主量元素與MgO含量相關(guān)圖(R2代表全部樣品的相關(guān)系數(shù)的平方)Fig.6 The correlation diagram of major elements and MgO (R2 represents the squared correlation coefficients of all samples)CR-CR脊參考數(shù)據(jù)，來(lái)自PetDB數(shù)據(jù)庫(kù)；N-MORB-正常型大洋中脊玄武巖，G-NMORB-全球正常型大洋中脊玄武巖，IOR-印度洋中脊正常玄武巖參考值[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]

玄武巖主量元素組成中MgO與各主量元素含量之間相關(guān)性差(見(jiàn)圖6)，即使將樣品按不同的脊段分開(kāi)看，相關(guān)性仍然不好，只有Ⅲ區(qū)樣品中MgO和CaO之間呈現(xiàn)較弱的正相關(guān)關(guān)系(見(jiàn)圖6c)。上述特征表明研究區(qū)樣品可能經(jīng)歷了不同的巖漿演化過(guò)程，即使是同一區(qū)域內(nèi)，不同玄武巖樣品所經(jīng)歷的巖漿演化過(guò)程也有所不同，這很可能反映了不同壓力條件下的巖漿作用[37]?？紤]到慢速擴(kuò)張脊其下基本不存在大型穩(wěn)定巖漿房的事實(shí)[38]，不同脊段玄武巖樣品及同一脊段不同玄武巖樣品應(yīng)該是來(lái)自不同深度地幔經(jīng)歷不同程度熔融所產(chǎn)生的巖漿冷凝結(jié)晶的產(chǎn)物。

3.3 稀土、微量元素組成

玄武巖樣品中稀土元素(REE)總量ΣREE為34.52×10-6～102.91×10-6，平均值為56.94×10-6(n=14)(見(jiàn)表2)，較N-MORB(39.12×10-6)要高[39]，但與“全球N-MORB(G-NMORB)”平均值(53.74×10-6)非常接近[5]。REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式整體呈左傾型式，缺少Eu與Ce異常(δEu平均值0.98，δCe平均值1.05)，(La/Sm)N值為0.74～1.28，平均0.88；(La/Yb)N值為0.76～1.76，平均1.02；(Sm/Nd)N值為0.89～1.04，平均0.98；(Tb/Lu)N值為1.09～1.33，平均1.22，均稍高于N-MORB組成，但與全球N-MORB平均組分相近[5]。

Ⅰ區(qū)的2個(gè)樣品重稀土(HREE)組成特征和配分模式與N-MORB幾乎完全相同，而輕稀土(LREE)則表現(xiàn)出不同程度的相對(duì)富集。這種模式是虧損型地幔不同程度熔融產(chǎn)物的典型模式(圖7a)。Ⅱ區(qū)的5個(gè)樣品REE配分曲線大體重合或平行，REE較N-MORB稍高，呈現(xiàn)N-MORB型巖漿經(jīng)歷不同程度結(jié)晶分異作用的特征(圖7b)。Ⅲ區(qū)樣品的HREE配分模式與N-MORB大體相同，但含量在部分樣品中有所富集，同時(shí)LREE配分模式也隨ΣREE增加大體呈現(xiàn)從左傾逐步到右傾的變化，ΣREE和Eu異常具有一定的負(fù)相關(guān)性，反映了該脊段不同樣品可能代表地幔不同程度熔融產(chǎn)生的巖漿經(jīng)歷不同程度結(jié)晶分離作用的產(chǎn)物(圖7c)。Ⅳ區(qū)的1個(gè)樣品REE配分模式幾乎完全與N-MORB相同，配分曲線大體平行，只是ΣREE略高，反映了虧損型地幔熔融后的結(jié)晶分異過(guò)程(圖7d)。

圖7 樣品稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化及微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化分布圖Fig.7 Distribution patterns of chondrite-normalized REEs and primitive mantle normalized trace elements球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)值數(shù)據(jù)，原始地幔標(biāo)準(zhǔn)值數(shù)據(jù)及N-MORB數(shù)據(jù)值來(lái)自文獻(xiàn)[39]Data of chondrite, primitive mantle and N-MORB after Reference[39]

元素及參數(shù)樣品編號(hào)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標(biāo)準(zhǔn)化值來(lái)自文獻(xiàn)[39]。

原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素配分圖(圖7A、B、C、D)整體類同N-MORB的配分模式，表現(xiàn)出較低的微量元素含量和以虧損大離子親石元素(LILE)及高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE)等不相容元素的特征。除個(gè)別樣品富集U外，不同脊段樣品間的差異與REE呈現(xiàn)的特征完全一致(圖7B、C)。

4 問(wèn)題討論

4.1 海底蝕變作用

盡管盡量選取新鮮玄武巖樣品，但部分樣品外表仍可見(jiàn)類似Fe-Mn氧化物層膜層。分析結(jié)果表明部分樣品中明顯富Fe和Mn。在FeOt-MnO·10-Al2O3三角圖中，樣品投在相對(duì)N-MORB明顯富集Fe和Mn區(qū)間(圖8)。上述特征表明部分樣品可能受到了海水蝕變作用的影響[40]。采自熱液活動(dòng)區(qū)附近的部分樣品(B19、B31及G5)中具有較高的LOI(>1%，濕質(zhì)量百分比)，而且B19樣品中SO3含量高達(dá)3.2%，Cu和Zn等金屬含量也很高。上述特征表明樣品可能受到了熱液蝕變作用的影響，或者混染了少量的硫化物。

U也是海水/巖石反應(yīng)的有效指示元素。在Ⅱ區(qū)和Ⅲ區(qū)的玄武巖樣品中，U含量普遍較高，B19、B31和G5中U的含量更是明顯升高。通常情況下無(wú)論是高溫?zé)嵋何g變，還是海水的低溫蝕變，都會(huì)造成玄武巖中U含量的增加[41—42]，但K會(huì)在低溫蝕變巖中富集，而在高溫蝕變巖中表現(xiàn)虧損[43]。B19、B31和G5中K2O含量并不隨U的增加而明顯變化，仍具有較低的K2O含量(圖9a)，表明巖石樣品可能經(jīng)歷了一定程度的高溫水/巖反應(yīng)[43]。在其他樣品中U-K2O相關(guān)性極好(圖9a)，反映了低溫海水蝕變作用的影響。但是，這種良好的相關(guān)性同樣存在于K2O和Nb之間(Nb在海底蝕變過(guò)程中表現(xiàn)為惰性)(圖9b)，說(shuō)明海水蝕變可能不是樣品相對(duì)富U和K的唯一原因，樣品還可能反映了地幔熔融過(guò)程的影響。

圖8 樣品FeOt-MnO·10-Al2O3圖[40]Fig.8 FeOt-MnO·10-Al2O3 diagram of samples[40]N-MORB-正常型洋中脊玄武巖，E-MORB-富集型洋中脊玄武巖，數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[39]N-MORB-Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, E-MORB-Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt, data from Reference[39]

圖9 樣品U-K2O及Nb-K2O相關(guān)圖Fig.9 U-K2O and Nb-K2O diagram of samplesN-MORB-正常型洋中脊玄武巖，E-MORB-富集型洋中脊玄武巖，數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[39]N-MORB-Normal Mid-Ocean Ridge Basalt, E-MORB-Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt, data from Reference[39]

4.2 巖漿的結(jié)晶分異作用

在巖漿結(jié)晶演化過(guò)程中，橄欖石的結(jié)晶分離會(huì)導(dǎo)致巖漿中FeOt隨著MgO降低而升高[44]。如圖10a所示，在MgO/FeOt比值和MgO之間具有很好的線性正相關(guān)(前述3個(gè)蝕變樣品稍微偏離趨勢(shì)線)，反映了橄欖石結(jié)晶分異作用的存在。圖10a還表明Ⅱ區(qū)的樣品代表了結(jié)晶演化程度最低的巖漿產(chǎn)物。在巖漿的結(jié)晶演化中，Ni相對(duì)Cr更優(yōu)先進(jìn)入橄欖石相，橄欖石的結(jié)晶分異將導(dǎo)致Ni/Cr比值隨之減小[45]。Ⅱ區(qū)不同樣品間Ni含量隨著MgO含量的降低而迅速降低，Ni/Cr比值也隨之減小(見(jiàn)圖11a、d)；與此同時(shí)，CaO/Al2O3比值隨MgO含量降低則幾乎不變(圖10b)；而在橄欖石結(jié)晶中表現(xiàn)為不相容性的元素Zr和Nb則隨著Ni和Cr的降低而有所增加(見(jiàn)圖11e、f)。上述特征均表明Ⅱ區(qū)的玄武巖巖漿經(jīng)歷了以橄欖石為主的結(jié)晶分異作用。

圖10 樣品MgO/FeOt-MgO及CaO/Al2O3-MgO相關(guān)性圖解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，以上數(shù)據(jù)來(lái)自PetDB數(shù)據(jù)庫(kù)CR-Carlsberg Ridge, SCIR-South Central Indian Ridge, NCIR-North Central Indian Ridge, data from PetDB database

圖11 樣品Ni-MgO、Sr-MgO、Cr-MgO及Ni/Cr-MgO、Ni-Zr及Cr-Nb相關(guān)性圖解Fig.11 Diagrams of Ni-MgO, Sr-MgO, Cr-MgO, Ni/Cr-MgO, Ni-Zr, and Cr-Nb of samples

在不同脊段的不同樣品間，橄欖石結(jié)晶分異作用的差異不明顯，在鏡下也很少見(jiàn)到大顆粒的橄欖石斑晶。從圖11中可以看出，隨著MgO含量降低，Ⅰ區(qū)和Ⅲ區(qū)的樣品均表現(xiàn)為Ni含量基本不變(見(jiàn)圖11a)，Cr含量卻迅速降低(見(jiàn)圖11c)和Ni/Cr比值隨之有所升高的特征(見(jiàn)圖11d)。由于Ni和Cr在橄欖石中分配系數(shù)均較高，且Ni的分配系數(shù)高于Cr，而在單斜輝石中Ni的分配系數(shù)明顯低于Cr[46]。因此，Ni/Cr比值隨MgO含量降低而升高反映了存在單斜輝石的結(jié)晶分異作用[47]，這與CaO含量隨MgO含量降低而降低的特征相一致(見(jiàn)圖6c)。由于Al2O3含量隨MgO含量降低變化不明顯，以及在斜長(zhǎng)石中會(huì)富集的Sr隨著MgO的降低呈升高的趨勢(shì)(圖10b)，說(shuō)明斜長(zhǎng)石不是控制Ⅰ區(qū)和Ⅲ區(qū)的巖漿演化的主要結(jié)晶礦物。相比相容元素Ni和Cr的變化，不相容元素Nb和Zr的變化更為顯著(見(jiàn)圖11e和f)，這表明地幔的熔融程度是控制巖漿組分差異的主要因素。因此，Ⅰ區(qū)和Ⅲ區(qū)樣品為地幔不同熔融程度巖漿演化形成的產(chǎn)物，巖漿演化過(guò)程主體受控于橄欖石的結(jié)晶分異作用，部分樣品受到單斜輝石結(jié)晶分異作用的影響。Ⅳ區(qū)的1個(gè)樣品投在Ⅰ區(qū)和Ⅲ區(qū)玄武巖質(zhì)巖漿的演化趨勢(shì)線上(見(jiàn)圖11)，表明其經(jīng)歷了與Ⅰ區(qū)和Ⅲ區(qū)的樣品相似的巖漿演化過(guò)程。

4.3 巖漿源區(qū)特征

如前所述，研究區(qū)玄武巖的主、微量元素組成與N-MORB的組成相似，而且?guī)缀跛械厍蚧瘜W(xué)參數(shù)的平均值均與全球N-MORB的平均值接近，以上特征表明巖漿源區(qū)以虧損型地幔為主。然而作為印度洋中脊的一部分，CR是否受富集型地幔組分影響或源區(qū)地幔是否具有印度洋型地幔特征是一個(gè)值得討論的問(wèn)題。

研究區(qū)大部分樣品具有較低的K2O含量，但也有少量樣品的K2O含量較高(最高達(dá)0.7%，濕質(zhì)量百分比)，似乎表明CR下伏地幔具有一定的不均一性。在研究洋中脊玄武巖時(shí)，K8/Ti8比值可以很好地指示巖漿源區(qū)地幔性質(zhì)[5]，較大的K8/Ti8比值通常表明洋中脊下存在富集型地幔[48]。研究區(qū)樣品的K8/Ti8比值多與N-MORB參考值接近(見(jiàn)圖12)，進(jìn)一步表明樣品的源區(qū)地幔以虧損地幔為主。然而，也有兩個(gè)樣品(B35和B39)具有較高的K8/Ti8比值，同時(shí)具有較高的(La/Sm)N值。這兩個(gè)樣品的K8/Ti8比值甚至高于E-MORB的K8/Ti8比值，表明其源區(qū)可能有富集型地幔組分的混入[48—49]。K2O含量在巖漿作用過(guò)程中受地幔熔融程度和巖漿結(jié)晶分異作用的影響，其中地幔熔融程度越低，K2O含量越高[48]，低程度地幔熔融所產(chǎn)生的巖漿同樣會(huì)具有較高的(La/Sm)N比值。

由于微量元素Ce/Yb比值對(duì)尖晶石橄欖巖的熔融非常敏感，通?？捎肅e/Yb-Ce相關(guān)圖來(lái)判斷巖漿源區(qū)地幔的性質(zhì)[1]。從圖13a中可以看出，Ce/Yb-Ce數(shù)據(jù)點(diǎn)均投在尖晶石二輝橄欖巖區(qū)域，大體沿熔融線分布，表明玄武質(zhì)巖漿來(lái)源于虧損型尖晶石二輝橄欖巖地幔的熔融，其中K8/Ti8和(La/Sm)N值最高的樣品具有最低的地幔熔融程度。

Nb和U及Ce和Pb在巖漿作用過(guò)程中不相容性相近，在熔融作用過(guò)程中表現(xiàn)出相似的地球化學(xué)行為。此外，由于U和Pb在陸殼中顯著富集，因此Nb/U和Ce/Pb比值可用來(lái)判別源區(qū)地幔中是否存在陸殼物質(zhì)的混入，即前文述及的是否具有印度洋型地幔特征。本文樣品由于受到了不同程度的蝕變作用影響，U含量作為判斷指標(biāo)的有效性降低。K8/Ti8和(La/Sm)N比值最高的兩個(gè)樣品中Nb/U比值(分別為43和30)未明顯減小，表明源區(qū)地幔未受陸殼物質(zhì)影響。相比Nb，Zr在巖漿作用過(guò)程中不相容性較強(qiáng)，Zr/Nb比值會(huì)隨著熔融程度的加大而升高。在Zr/Nb-Zr相關(guān)圖上(見(jiàn)圖13b)，隨著熔融程度的增加(Zr/Nb比值增大)，樣品數(shù)據(jù)點(diǎn)向N-MORB參考值[39]附近靠近，但大部分樣品數(shù)據(jù)點(diǎn)落在源區(qū)地幔更低比例熔融的D-MORB參考值[50]附近。如果利用Zr/Nb比值最高的樣品(源區(qū)地幔熔融程度最大)組成近似反映源區(qū)地幔組成，本區(qū)玄武巖的源區(qū)地幔相比N-MORB源區(qū)地幔表現(xiàn)出更強(qiáng)的虧損特性，這與Gale等[50]近期給出的D-MORB的源區(qū)地幔組成更為接近。

圖12 玄武巖的K8/Ti8比值沿緯度的變化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，以上數(shù)據(jù)來(lái)自PetDB數(shù)據(jù)庫(kù)；N-MORB-正常型洋中脊玄武巖，E-MORB-富集型洋中脊玄武巖，G-NMORB-全球正常型洋中脊玄武巖，IOR-印度洋中脊玄武巖，數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[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]

圖13 樣品Ce/Yb-Ce與Zr/Nb-Zr圖解Fig.13 Diagrams of Ce/Yb-Ce and Zr/Nb-Zr of samplesN-MORB-正常型洋中脊玄武巖，E-MORB-富集型洋中脊玄武巖，OIB-洋島玄武巖石數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[39]；D-MORB-過(guò)渡型大樣中脊玄武巖數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[50]；UC-上部陸殼，LC-下部陸殼數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[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]

總之，從樣品主、微量元素組成上尚不能判斷有富集型組分混入的跡象，表明源區(qū)地幔組成不是研究區(qū)玄武巖性質(zhì)差異的主要控制因素，地幔不同程度的熔融作用及巖漿后期的結(jié)晶演化過(guò)程是造成樣品間差異的主要原因。部分樣品中較高的K8/Ti8及(La/Sm)N比值應(yīng)該是地幔相對(duì)低比例熔融作用的結(jié)果。

4.4 不同洋脊(段)地幔熔融作用的差異

已有研究表明，洋脊擴(kuò)張速率與基底玄武巖的元素組成存在有顯著的相關(guān)性[1]。CR脊半擴(kuò)張速率介于11～16 mm/a之間，屬于慢速擴(kuò)張洋脊，其擴(kuò)張速率低于其南部緊鄰的CIR，而且擴(kuò)張速率向南逐步增大，到RTJ三聯(lián)點(diǎn)附近半擴(kuò)張速率增加至約27 mm/a[7, 15, 28, 51—52]。為了討論擴(kuò)張速率與洋脊玄武巖性質(zhì)之間的相互關(guān)系，本文比較了CR不同脊段以及CR和南部CIR之間在地幔熔融程度及熔融深度上的差異。

將玄武巖中Na2O及FeOt等值按照巖漿結(jié)晶分異作用趨勢(shì)校正到一固定MgO值(一般選擇MgO=8%，濕質(zhì)量百分比)，以去除結(jié)晶分異作用的影響[31]。校正之后的Na8及Fe8等值分別可以很好的指示地幔部分熔融程度與熔融深度。較小的Na8值指示了較大的熔融程度，而較大的Fe8則對(duì)應(yīng)較大的熔融深度[1]。為了使樣品更好的反映原始巖漿特征，去除受海水蝕變作用影響明顯的3個(gè)樣品。計(jì)算結(jié)果表明，研究區(qū)玄武巖較N-MORB具有較低的Na8值，與“全球N-MORB(G-NMORB)”型玄武巖的平均水平[5]相當(dāng)。本區(qū)玄武巖Na8平均值為2.83(n=11)，比快速擴(kuò)張的EPR平均值(約2.72)[5]高，比中、慢速擴(kuò)張的MAR平均值(約2.75)[5]稍高，比慢速、超慢速擴(kuò)張的IOR平均值(約2.95)[5]低(圖14a)。由此可見(jiàn)，CR源區(qū)地幔熔融程度具有全球平均水平，比快速擴(kuò)張的EPR和中慢速擴(kuò)張的MAR要低，但高于超慢速和慢速擴(kuò)張的IOR，這與計(jì)算的部分熔融程度Fmelt(14.6%～16.8%)結(jié)果相一致(圖14c)。研究區(qū)玄武巖Fe8平均值(約10.57，n=11)較N-MORB的Fe8值(約9.5)[5]要高，仍與“全球N-MORB”型玄武巖Fe8值(約10)[5]的平均水平相當(dāng)(圖14b)。由Fe8值計(jì)算的熔融壓力表明本區(qū)初始熔融壓力平均為18.45×108Pa(n=11)，仍介于EPR(約19.28×108Pa)、MAR(約19.38×108Pa)和IOR(約15.79×108Pa)[5]之間。研究區(qū)熔融初始深度和熔融結(jié)束深度之間的壓力差(初始?jí)毫o與終止壓力Pf差值，見(jiàn)表1)ΔP平均值為5.18×108Pa(n=11)，較快速擴(kuò)張的EPR壓力差(約6.39×108Pa)低，也低于中、慢速擴(kuò)張的MAR壓力差(約5.93×108Pa)，高于慢速、超慢速擴(kuò)張的IOR壓力差(約4.27×108Pa)[5](圖14d)。

圖14 玄武巖Na8、Fe8、Fmelt及ΔP值沿緯度的變化Fig.14 Variations of Na8, Fe8, Fmelt and ΔP along the different latitudeCIR-中印度洋脊，數(shù)據(jù)來(lái)自PetDB數(shù)據(jù)庫(kù)；N-MORB-正常洋中脊玄武巖，E-MORB-富集洋中脊玄武巖數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[34]；G-NMORB-全球正常型洋中脊玄武巖，IOR-印度洋中脊玄武巖，數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[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]

整體上看，CR各脊段之間巖石地球化學(xué)性質(zhì)差異不大。但是，在同一脊段不同樣品間卻存在有一定的差異。上述特征表明CR各脊段源區(qū)地幔性質(zhì)差別不大，不同程度的熔融作用以及彼此獨(dú)立的局部巖漿作用過(guò)程是玄武巖性質(zhì)差異的主要控制因素。此外，從樣品采集位置與軸部水深對(duì)應(yīng)關(guān)系來(lái)看，各脊段的玄武巖采樣點(diǎn)水深大體相同，這可能也是各脊段的玄武巖整體缺少明顯變化的原因之一(見(jiàn)圖14e)。另一方面，從圖14中也可以看出CR這種地球化學(xué)均一性特征向南持續(xù)到CIR的北段，只在南段的RTJ附近出現(xiàn)Na8值的的逐步降低即熔融程度的逐步升高，同時(shí)伴隨Fe8值的逐步升高和熔融作用壓力差的增大。這種沿脊軸的變化特征與擴(kuò)張速率指示的變化特征是一致的。

5 結(jié)論

(1)CR玄武巖為拉斑玄武巖，其主量、稀土及微量元素化學(xué)組成與N-MORB平均組分相近，整體上具有典型的源于虧損型地幔的大洋中脊玄武巖的特征。

(2)CR玄武巖巖漿來(lái)源于尖晶石二輝橄欖巖地幔的熔融，主微量元素組成中尚未見(jiàn)到富集型組分混入的證據(jù)，源區(qū)地幔不同比例的熔融作用及其后巖漿演化過(guò)程的差異是造成不同樣品間地球化學(xué)性質(zhì)差異的主要原因，K8/Ti8及(La/Sm)N比值的升高是慢速擴(kuò)張脊下地幔相對(duì)低比例熔融作用的結(jié)果。

(3)CR玄武巖經(jīng)歷了不同程度的巖漿結(jié)晶分異作用，巖漿演化過(guò)程主體受控于橄欖石的結(jié)晶分異作用，部分樣品受單斜輝石的結(jié)晶分異作用影響，斜長(zhǎng)石的結(jié)晶分異作用不顯著。

(4)CR源區(qū)地幔平均熔融程度和熔融深度與G-NMORB平均水平相當(dāng)，這種均一性特征沿中脊軸部向南持續(xù)到CIR的北段，但在CIR的南段源區(qū)地幔熔融程度較高和熔融深度較大。同一脊段不同樣品在巖石化學(xué)組成上存在有一定的差異，彼此獨(dú)立的局部巖漿作用過(guò)程是造成這種差異的主要原因。

[1] Klein E M，Langmuir C H. Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal thickness[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth，1987，92(B8): 8089-8115.

[2] McKenzie D，Bickle M J. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere[J]. Journal of Petrology，1988，29(3): 625-679.

[3] Baker M B，Stolper E M. Determining the composition of high-pressure mantle melts using diamond aggregates[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta，1994，58(13): 2811-2827.

[4] Kushiro I，Walter M J. Mg-Fe partitioning between olivine and mafic-ultramafic melts[J]. Geophysical Research Letters，1998，25(13): 2337-2340.

[5] Standish J J，Dick H J B，Michael P J，et al. MORB generation beneath the ultraslow spreading Southwest Indian Ridge (9-25°E): major element chemistry and the importance of process versus source[J]. Geochemistry，Geophysics，Geosystems，2008，9(5): 1-30.

[6] Stolper E. A phase diagram for mid-ocean ridge basalts: preliminary results and implications for petrogenesis[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology，1980，74(1): 13-27.

[7] Ray D，Misra S，Banerjee R. Geochemical variability of MORBs along slow to intermediate spreading Carlsberg-Central Indian Ridge，Indian Ocean[J]. Journal of Asian Earth Sciences，2013，70/71: 125-141.

[8] Niu Yaoling，Batiza R. Trace element evidence from seamounts for recycled oceanic crust in the Eastern Pacific mantle[J]. Earth and Planetary Science Letters，1997，148(3/4): 471-483.

[9] Niu Yaoling，Regelous M，Wendt I J，et al. Geochemistry of near-EPR seamounts: importance of source vs. process and the origin of enriched mantle component[J]. Earth and Planetary Science Letters，2002，199(3/4): 327-345.

[10] Niu Yaoling，O’Hara M J. Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth: a new perspective[J]. Journal of Petrology，2008，49(4): 633-664.

[11] Zhang Guoliang，Zeng Zhigang，Yin Xuebo，et al. Periodical mixing of MORB magmas near East Pacific Rise 13°N: evidence from modeling and zoned plagioclase phenocrysts[J]. Science in China Series D: Earth Sciences，2008，51(12): 1786-1801.

[12] Niu Yanlong，Waggoner D G，Sinton J M，et al. Mantle source heterogeneity and melting processes beneath seafloor spreading centers: the East Pacific Rise，18°—19°S[J]. Journal of Geophysical Research，1996，101(B12): 27711-27733.

[13] Mudholkar A V，Kodagali V N，KameshRaju K A，et al. Geomorphological and petrological observations along a segment of slow-spreading Carlsberg Ridge[J]. Current Science，2002，82(8): 982-989.

[14] Banerjee R，Iyer S D. Genetic aspects of basalts from the Carlsberg Ridge[J]. Current Science，2003，85(3): 299-305.

[15] Raju K A K，Chaubey A K，Amarnath D，et al. Morphotectonics of the Carlsberg Ridge between 62°20′ and 66°20′E，northwest Indian Ocean[J]. Marine Geology，2008，252(3/4): 120-128.

[16] Price R C，Kennedy A K，Riggs-Sneeringer M，et al. Geochemistry of basalts from the Indian Ocean triple junction: implications for the generation and evolution of Indian Ocean ridge basalts[J]. Earth and Planetary Science Letters，1986，78(4): 379-396.

[17] Humler E，Whitechurch H. Petrology of basalts from the Central Indian Ridge (lat.25°23′S，long.70°04′E): estimates of frequencies and fractional volumes of magma injections in a two-layered reservoir[J]. Earth and Planetary Science Letters，1988，88(1/2): 169-181.

[18] Murton B J，Tindle A G，Milton J A，et al. Heterogeneity in southern Central Indian Ridge MORB: implications for ridge-hot spot interaction[J]. Geochemistry，Geophysics，Geosystems，2005，6(3): Q03E20.

[19] Nauret F，Abouchami W，Galer S J G，et al. Correlated trace element-Pb isotope enrichments in Indian MORB along 18°-20°S，Central Indian Ridge[J]. Earth and Planetary Science Letters，2006，245(1/2): 137-152.

[20] Cann J R. Spilites from the Carlsberg Ridge，Indian Ocean[J]. Journal of Petrology，1969，10(1): 1-19.

[21] Banerjee R，Iyer S D. Petrography and chemistry of basalts from the Carlsberg Ridge[J]. Journal of the Geological Society of India，1991，38: 369-386.

[22] Iyer S D，Banerjee R. Mineral chemistry of Carlsberg Ridge basalts at 3°35′-3°41′N[J]. Geo-Marine Letters，1993，13(3): 153-158.

[23] Hekinian R. Rocks from the mid-oceanic ridge in the Indian Ocean[J]. Deep Sea Research and Oceanographic Abstracts，1968，15(2): 195-198.

[24] Subbarao K V，Hekinian R，Chandrasekharam D. Large ion lithophile elements and Sr and Pb isotopic variation in volcanic rocks from the Indian Ocean[M]// Heirtzler J R，ed. Indian Ocean Geology and Biostratigraphy. American Geophysical Union，1977.

[25] Subbarao K V，Kempe D R C，Reddy V V，et al. Review of the geochemistry of Indian and other oceanic rocks[J]. Physics and Chemistry of the Earth，1979，11: 367-399.

[26] Sempéré J-C，Klein E M. New insights in crustal accretion expected from Indian Ocean spreading centers[J]. Eos，Transactions，American Geophysical Union，1995，76(11): 113-116.

[27] McKenzie D，Sclater J G. The evolution of the Indian Ocean since the late cretaceous[J]. Geophysical Journal International，1971，24(5): 437-528.

[28] Ray D，Raju K A K，Baker E T，et al. Hydrothermal plumes over the Carlsberg Ridge，Indian Ocean[J]. Geochemistry，Geophysics，Geosystems，2012，13(1): 1-15.

[29] Emslie R F. Liquidus relations and subsolidus reactions in some plagioclase-bearing systems[J]. Carnegie Inst Wash Yearbook，1970，69: 148-155.

[30] Le Bas M J，Le Maitre R W，Streckeisen A，et al. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram[J]. Journal of Petrology，1986，27(3): 745-750.

[31] Niu Yaoling，Batiza R. DENSCAL: program for calculating densities of silicate melts and mantle minerals as a function of pressure，temperature，and composition in melting range[J]. Computers & Geosciences，1991，17(5): 679-687.

[32] Niu Yaoling，Batiza R. An empirical method for calculating melt compositions produced beneath mid-ocean ridges: application for axis and off-axis (seamounts) melting[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth (1978—2012)，1991，96(B13): 21753-21777.

[33] Nielsen R L，Dungan M A. Low pressure mineral-melt equilibria in natural anhydrous mafic systems[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology，1983，84(4): 310-326.

[34] Weaver J S，Langmuir C H. Calculation of phase equilibrium in mineral-melt systems[J]. Computers & Geosciences，1990，16(1): 1-19.

[35] Niu Yaoling，Gilmore T，Mackie S，et al. Mineral chemistry，whole-rock compositions，and petrogenesis of Leg 176 gabbros: data and discussion[C]//Natland J H，Dick H J B，Miller D J. Proceedings of the Ocean Drilling Program，Scientific Results Volume 176，2002.

[36] Jaques A L，Green D H. Anhydrous melting of peridotite at 0-15 Kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology，1980，73(3): 287-310.

[37] Villiger S，Ulmer P，Müntener O. Equilibrium and fractional crystallization experiments at 0.7 GPa; the effect of pressure on phase relations and liquid compositions of tholeiitic magmas[J]. Journal of Petrology，2007，48(1): 159-184.

[38] Macdonald K C. A slow but restless ridge[J]. Nature，1990，384(6297): 108-109.

[39] Sun S-S，McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes[J]. Geological Society，London，Special Publications，1989，42(1): 313-345.

[40] Lonsdale P，Blum N，Puchelt H. The RRR triple junction at the southern end of the Pacific-Cocos East Pacific Rise[J]. Earth and Planetary Science Letters，1992，109(1/2): 73-85.

[41] Kelley K A，Plank T，Ludden J，et al. Composition of altered oceanic crust at ODP Sites 801 and 1149[J]. Geochemistry，Geophysics，Geosystems，2003，4(6): 8910.

[42] Staudigel H，Davies G R，Hart S R，et al. Large scale isotopic Sr，Nd and O isotopic anatomy of altered oceanic crust: DSDP/ODP sites417/418[J]. Earth and Planetary Science Letters，1995，130(1/4): 169-185.

[43] Hart S R. K，Rb，Cs contents and K/Rb，K/Cs ratios of fresh and altered submarine basalts[J]. Earth and Planetary Science Letters，1969，6(4): 295-303.

[44] Ford C E，Russell D G，Craven J A，et al. Olivine-liquid equilibria: temperature，pressure and composition dependence of the crystal/liquid cation partition coefficients for Mg，F(xiàn)e2+，Ca and Mn[J]. Journal of Petrology，1983，24(3): 256-266.

[45] Wilson B M. Igneous Petrogenesis A Global Tectonic Approach[M]. Netherlands: Springer，1989.

[46] Rollinson H R. Using Geochemical Data: Evaluation，Presentation，Interpretation[M]. Routledge，2014.

[47] Niu Yaoling，O’Hara M J. MORB mantle hosts the missing Eu (Sr，Nb，Ta and Ti) in the continental crust: new perspectives on crustal growth，crust-mantle differentiation and chemical structure of oceanic upper mantle[J]. Lithos，2009，112(1/2): 1-17.

[48] Le Roex A P，Dick H J B，Watkins R T. Petrogenesis of anomalous K-enriched MORB from the Southwest Indian Ridge: 11°53′E to 14°38′E[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology，1992，110(2/3): 253-268.

[49] Standish J J. The influence of ridge geometry at the ultraslow-spreading Southwest Indian Ridge (9°-25°E): basalt composition sensitivity to variations in source and process[D]. Massachusetts: Massachusetts Institute of Technology，2006.

[50] Gale A，Dalton C A，Langmuir C H，et al. The mean composition of ocean ridge basalts[J]. Geochemistry，Geophysics，Geosystems，2013，14(3): 489-518.

[51] Tao Chunhui，Wu Guanghai，Deng Xianming，et al. New discovery of seafloor hydrothermal activity on the Indian Ocean Carlsberg Ridge and Southern North Atlantic Ridge-progress during the 26th Chinese COMRA cruise[J]. Acta Oceanologica Sinica，2013，32(8): 85-88.

[52] Fournier M，Petit C，Chamot-Rooke N，et al. Do ridge-ridge-fault triple junctions exist on Earth？ Evidence from the Aden-Owen-Carlsberg junction in the NW Indian Ocean[J]. Basin Research，2008，20(4): 575-590.

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。

國(guó)家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃項(xiàng)目(2013CB429702)；中國(guó)大洋礦產(chǎn)資源研究開(kāi)發(fā)協(xié)會(huì)“十二五”重大項(xiàng)目 (DY125-11-R-01，DY125-12-R-03)。

淳明浩(1988—)，男，四川省巴中市人，海洋地質(zhì)專業(yè)。E-mail：chunminghao520@163.com

*通信作者：翟世奎，男，山東省聊城市人，教授，博士生導(dǎo)師，主要從事巖石地球化學(xué)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洋脊玄武巖巖石地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義[J].海洋學(xué)報(bào)，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