徐榮 劉勇勝 張艷飛 鄒宗琪 張軍波

無論在地表還是在地球內(nèi)部，碳都是最重要的元素之一。碳不僅是生命之源，也是影響地幔中巖石部分熔融的主要揮發(fā)分之一(Hammouda and Keshav, 2015; Litasov and Shatskiy, 2018; Yaxleyetal., 2019)。毫無疑問，碳在地球表層和地球內(nèi)部圈層之間的循環(huán)對地表氣候的長期演化起到了關(guān)鍵作用，并且對地球的宜居性具有重要指示意義(McKenzieetal., 2016)。板塊俯沖和火山脫氣作用被認為是控制地球深部碳循環(huán)的最主要地質(zhì)過程(Dasgupta and Hirschmann, 2010)。海底熱液蝕變以及變質(zhì)作用都可能會使得鈣質(zhì)碳酸鹽以孔洞或脈體形式沉淀到玄武質(zhì)洋殼中(Alt and Teagle, 1999)。一般情況下，蝕變洋殼中的CO2平均含量約為2%～3%，但最上面500m甚至可能含有高達～6% 的CO2(Staudigel, 2003)。在俯沖帶，這些含有碳酸鹽的蝕變洋殼玄武巖會經(jīng)歷高壓榴輝巖相變質(zhì)作用，形成碳酸鹽化的洋殼榴輝巖(Yaxley and Brey, 2004)。這些碳酸鹽化的蝕變洋殼榴輝巖可以通過俯沖作用再循環(huán)進入深部地幔，最終可能會導致地幔在巖石學、礦物學和地球化學上存在顯著的不均一性(Dasguptaetal., 2006; Dasguptaetal., 2004; Jackson and Dasgupta, 2008; Thomsonetal., 2016)。由于在地幔溫壓條件下，相比周圍的橄欖巖地幔來說，碳酸鹽化玄武質(zhì)榴輝巖的固相線溫度更低并且它們的熔融產(chǎn)率要更高，因此會優(yōu)先發(fā)生部分熔融(Dasguptaetal., 2004, 2005; Hammouda, 2003; Yaxley and Brey, 2004; Yaxley and Green, 1994)，產(chǎn)生的熔體最終可能會形成大陸板內(nèi)堿性玄武巖、堿性洋島玄武巖、火成碳酸巖以及金伯利巖等硅不飽和堿性巖(Dasguptaetal., 2006; Gerbode and Dasgupta, 2010; Kiseevaetal., 2012, 2013; Mallik and Dasgupta, 2013, 2014; Sun and Dasgupta, 2019; Treiman and Essene, 1983)。由此可見，了解碳酸鹽化玄武質(zhì)榴輝巖在地幔溫壓條件下的部分熔融行為對我們示蹤深部碳循環(huán)以及認識俯沖板片的命運具有重要指示意義。我們注意到碳酸鹽沉積物直接俯沖到深部地幔也可以形成碳酸鹽化榴輝巖組分，并且可能對地幔不均一以及幔源巖漿的組成有重要貢獻(Grassi and Schmidt, 2011a, b; Grassietal., 2012; Thomsen and Schmidt, 2008; Tsuno and Dasgupta, 2012; Tsunoetal., 2012)。但是由于這些碳酸鹽化沉積物榴輝巖總體來說是富鉀的，因此它們對鉀質(zhì)巖的形成可能更加重要(Wangetal., 2017)。由于本文主要聚焦于鈉質(zhì)的板內(nèi)堿性玄武巖，因此如無特別說明，本文所涉及的碳酸鹽化榴輝巖都是指碳酸鹽化玄武質(zhì)洋殼榴輝巖。

前人早期對碳酸鹽化榴輝巖的實驗研究多集中在俯沖板片的溫壓條件下，用來約束碳酸鹽化蝕變玄武質(zhì)洋殼的命運(Dasguptaetal., 2004, 2005; Hammouda, 2003; Thomsonetal., 2016; Yaxley and Brey, 2004; Yaxley and Green, 1994)。此后，一些實驗進一步研究了地幔溫壓條件下碳酸鹽化榴輝巖的部分熔融行為，主要用以制約碳酸鹽化榴輝巖對板內(nèi)堿性玄武質(zhì)巖漿地幔源區(qū)的潛在影響(Dasguptaetal., 2006; Gerbode and Dasgupta, 2010; Kiseevaetal., 2012, 2013; Mallik and Dasgupta, 2013, 2014)。沈曉潔和張立飛(2009)系統(tǒng)總結(jié)了碳酸鹽化榴輝巖的研究進展，主要包括巖石學特征、地質(zhì)產(chǎn)狀、高溫高壓實驗固相線的確定以及相平衡理論計算研究等。Zhangetal. (2012)綜述了碳酸鹽化榴輝巖的熔融實驗，總結(jié)出低程度部分熔融會先后產(chǎn)生碳酸鹽熔體和富Ti的熔體，這些熔體可能在洋島玄武巖(OIB)的形成過程中起到了重要作用。本文在此基礎(chǔ)上進一步梳理了地幔溫度-壓力條件下碳酸鹽化榴輝巖部分熔融實驗結(jié)果，主要側(cè)重于熔體成分與天然堿性玄武巖的比較。最后，我們還總結(jié)了板內(nèi)幔源玄武質(zhì)巖石地幔源區(qū)中存在碳酸鹽化榴輝巖組分貢獻的一些天然樣品研究實例。

1 地幔溫壓條件下碳酸鹽化榴輝巖的部分熔融實驗

Dasguptaetal. (2006)用含5% CO2的貧硅榴輝巖SLEC1(表1)在3GPa和1010～1400℃條件下進行了部分熔融實驗。他們發(fā)現(xiàn)熔融反應(yīng)最開始主要是碳酸鹽優(yōu)先發(fā)生部分熔融形成碳酸鹽熔體，并且在碳酸鹽消耗完之前，熔體比例基本上是固定的。當碳酸鹽消耗完之后，開始產(chǎn)生硅酸鹽熔體，同時之前產(chǎn)生的一部分碳酸鹽熔體會因為溶解進入硅酸鹽熔體中而被消耗，所以會出現(xiàn)碳酸鹽熔體和硅酸鹽熔體不混溶的現(xiàn)象。隨著部分熔融程度的升高，硅酸鹽的熔體比例進一步增加，碳酸鹽熔體也會進一步消耗，最終碳酸鹽熔體全部消耗完，只剩下硅酸鹽熔體。實驗得到的中-高程度部分熔融熔體成分與部分堿性O(shè)IB如黃長巖和霞石巖成分具有相似的SiO2、FeO、MgO、CaO、TiO2和Na2O含量以及CaO/Al2O3比值。盡管如此，實驗熔體成分中MgO含量一般不超過14%，但是很多天然堿性O(shè)IB樣品具有更高的MgO含量，因此這些具有更高MgO含量的天然樣品不可能僅僅是碳酸鹽化榴輝巖熔融的產(chǎn)物。Dasguptaetal. (2006)認為一種可能就是天然堿性O(shè)IB地幔源區(qū)還存在其他巖性，例如橄欖巖或者碳酸鹽化的橄欖巖，這些不同巖性的熔體發(fā)生混合可以合理解釋大部分堿性O(shè)IB的成分變化。另一種可能是碳酸鹽化榴輝巖熔體交代地幔橄欖巖形成碳酸鹽化的橄欖巖，之后再發(fā)生部分熔融。然而，他們認為后者無法解釋為何原始的黃長巖多飽和逆實驗無法獲得四相平衡的石榴石橄欖巖。Gerbode and Dasgupta (2010)用含5% CO2的富硅MORB型榴輝巖G2C(表1)在2.9GPa和1000～1500℃條件下進行了部分熔融實驗，得到的熔融反應(yīng)也是先產(chǎn)生碳酸鹽熔體，然后是硅酸鹽熔體和碳酸鹽熔體不混溶，最后只形成硅酸鹽熔體。該實驗產(chǎn)生的熔體成分與HIMU型洋島玄武巖比較類似，主要反映在低SiO2，高FeO、CaO和Na2O含量特征上。不同之處在于實驗熔體成分具有更高的Al2O3含量并且更低CaO/Al2O3比值以及MgO含量。作者認為天然堿性O(shè)IB的成因可能涉及到橄欖巖+碳酸鹽化榴輝巖的混合源區(qū)在更高壓力下發(fā)生減壓熔融以及隨后的熔體-橄欖巖反應(yīng)和熔體-熔體混合等過程。

表1 碳酸鹽化榴輝巖高溫高壓實驗中初始物質(zhì)成分(wt%)

不同于Dasguptaetal. (2006)和Gerbode and Dasgupta (2010)在軟流圈地幔溫壓條件下進行的部分熔融實驗，Kiseevaetal. (2012)實驗模擬了含少量水的碳酸鹽化鉀質(zhì)榴輝巖GA1cc(CO2含量為4.4%，表1)在巖石圈地幔溫壓條件下(3.5～5.0GPa和1050～1400℃)的部分熔融。他們的實驗結(jié)果表明3.5～5.0GPa時最低程度熔融產(chǎn)生的熔體是富K的高硅熔體(成分近似于粗面安山巖和響巖)，這在之前的碳酸鹽化榴輝巖實驗中并沒有報道過。中-高程度部分熔融產(chǎn)生的熔體都是硅不飽和的硅酸鹽-碳酸鹽熔體(36%～45%的SiO2)且溶解了顯著的CO2(高達～21%)。與其他研究相反，熔體SiO2含量隨著部分熔融程度的增加而降低。他們據(jù)此提出一個新模型：硅酸鹽-碳酸鹽熔體成分的完整變化趨勢可以由水不飽和的碳酸鹽化含鉀MORB榴輝巖在同一個部分熔融過程中形成，這也可以解釋金剛石中不含Cl或貧Cl流體/熔體包裹體的成分變化。最后，作者還提出低程度的硅酸鹽熔體和不混溶的硅酸鹽-碳酸鹽熔體可能會以不同形式交代上覆的克拉通巖石圈地幔。在此基礎(chǔ)上，Kiseevaetal. (2013)進一步研究了碳酸鹽化榴輝巖GA1cc以及另一個成分相似的Volga-cc(GA1cc的硅酸鹽部分丟失了6.5%的SiO2，表1)在更高溫度(1100～1900℃)和壓力(9～21GPa)條件下的部分熔融行為。在約5～10GPa深度，固相線溫度要高于典型的俯沖帶地溫梯度，但是在地幔過渡帶深度碳酸鹽化榴輝巖就會發(fā)生部分熔融。低程度熔體都是強堿性碳酸鹽熔體，隨著部分熔融程度增加會逐漸變得更加富硅。為了模擬更加真實的碳酸鹽化蝕變洋殼的俯沖，Thomsonetal. (2016)研究了碳酸鹽化榴輝巖成分ATCM1(表1)在高壓(>10GPa)條件下的部分熔融。相比于之前的實驗，該初始物質(zhì)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鹽化MORB樣品。實驗結(jié)果表明，俯沖碳酸鹽化洋殼的固相線溫度在300～600km深度要明顯低于俯沖地溫梯度，因此會發(fā)生部分熔融，這說明能俯沖進入下地幔的碳含量可能是很少的。實驗產(chǎn)生的鈉質(zhì)碳酸鹽熔體會與周圍還原性的地幔橄欖巖發(fā)生反應(yīng)生成金剛石以及其他一些之前被認為是下地?；虻蒯＿^渡帶來源的礦物。

考慮到在軟流圈地幔中，榴輝巖熔體與地幔橄欖巖之間存在化學以及熱不平衡，因此不太可能從源區(qū)分離后直接與橄欖巖熔體發(fā)生混合或直接噴發(fā)。另外由于不含揮發(fā)分的榴輝巖和碳酸鹽化榴輝巖的固相線溫度都低于不含揮發(fā)分的橄欖巖，因此在一定的壓力區(qū)間內(nèi)榴輝巖熔體可能會與橄欖巖發(fā)生反應(yīng)(Lambartetal., 2012; Yaxley and Green, 1998)。這種反應(yīng)可能存在兩種極端情況：一種是榴輝巖熔體通過與橄欖巖反應(yīng)而完全消耗，形成所謂的二階段輝石巖(Herzberg, 2011; Lambartetal., 2013; Sobolevetal., 2005, 2007)；另一種情況是熔體并未消耗完，而是從最初的富硅質(zhì)-流紋英安質(zhì)-安山質(zhì)成分演化為堿性玄武質(zhì)熔體(Mallik and Dasgupta, 2012)。這些熔體-橄欖巖反應(yīng)也經(jīng)常被用來解釋地幔化學和巖性不均一的形成(Jackson and Dasgupta, 2008; Sobolevetal., 2005)。基于此，Mallik and Dasgupta (2013, 2014)報道了碳酸鹽化榴輝巖產(chǎn)生的堿性玄武質(zhì)初始熔體BAC或玄武安山質(zhì)初始熔體ABC(表1)與地幔橄欖巖在3GPa和1375℃條件下發(fā)生反應(yīng)的實驗。結(jié)果表明化學反應(yīng)主要為：橄欖石+CO2+熔體1±單斜輝石=斜方輝石+石榴石+熔體2。堿性玄武質(zhì)初始熔體在反應(yīng)之后可以演化為黃長巖成分，而玄武安山巖初始熔體在反應(yīng)之后可以演化為碧玄巖或霞石巖成分。這些反應(yīng)后的熔體可以直接噴出到地表，又或者以碳酸鹽化硅酸鹽熔體的形式進一步交代地幔形成更加富集的橄欖巖。這幾個實驗表明熔體-橄欖巖反應(yīng)對天然玄武巖成分多樣性的形成可能具有重要貢獻，尤其是碳酸鹽化榴輝巖熔體-橄欖巖反應(yīng)可解釋大部分貧硅玄武巖(如黃長巖、霞石巖和碧玄巖)的成分變化。因此，堿性O(shè)IB地幔源區(qū)不均一的主要形式可能是俯沖再循環(huán)的榴輝巖或者碳酸鹽化榴輝巖，而不一定需要所謂的二階段輝石巖貢獻。值得注意的是，這兩個實驗是在大洋地幔絕熱梯度條件下完成的，因此堿性O(shè)IB可能形成于正常的地幔潛能溫度條件下，而無需高溫地幔柱的貢獻。

綜上所述，盡管前人已經(jīng)對碳酸鹽化玄武巖和榴輝巖進行了大量的高溫高壓實驗巖石學研究，但是報道詳細的熔體成分且嘗試解答板內(nèi)堿性玄武質(zhì)巖石成因的實驗仍然十分有限，因此將來進一步的實驗巖石學研究是很有必要的。

2 大陸板內(nèi)玄武巖地幔源區(qū)中的碳酸鹽化榴輝巖組分

前人通過大洋中脊玄武巖(MORB)和洋島玄武巖(OIB)的微量元素和放射性同位素研究發(fā)現(xiàn)地幔中普遍存在著富集組分，如EM1、EM2、HIMU等地幔端元(Hofmann, 1997; Stracke, 2012)。這些富集組分一般被認為來源于洋殼、陸殼、沉積物等地表物質(zhì)的再循環(huán)(Hofmann, 1997; Stracke, 2012; White, 2010; Zindler and Hart, 1986)。前人對洋島玄武巖中橄欖石斑晶成分的分析則揭示其地幔源區(qū)存在不同形式的輝石巖組分，這些輝石巖可能是由俯沖再循環(huán)的洋殼榴輝巖熔體與橄欖巖反應(yīng)所形成(Herzberg, 2011; Sobolevetal., 2005, 2007)。然而，Jackson and Dasgupta (2008)和Dasguptaetal. (2010)通過分析大洋玄武巖的主量元素及其與放射性同位素之間的關(guān)系發(fā)現(xiàn)HIMU型(高Pb同位素和低Sr同位素組成)堿性玄武巖具有高的FeO、TiO2含量和高的CaO/Al2O3比值以及低的SiO2、Al2O3含量和K2O/TiO2比值。這些特征無法用不含揮發(fā)分的橄欖巖以及輝石巖部分熔融來解釋，而是指示了地幔源區(qū)存在碳酸鹽化榴輝巖的貢獻。Zhangetal. (2017, 2020)分別在中國南海和太平洋內(nèi)的卡洛琳海山發(fā)現(xiàn)了碳酸鹽化榴輝巖熔體存在的證據(jù)，并且這些碳酸鹽化熔體噴發(fā)前經(jīng)歷了顯著的巖石圈地幔改造。Beunonetal. (2020)通過分析大洋玄武巖的Zn同位素組分發(fā)現(xiàn)具有高的δ66Zn的樣品也具有高度Zn含量以及富集的Sr-Nd同位素組成，指示地幔源區(qū)存在碳酸鹽化榴輝巖的貢獻。有意思的是，碳酸鹽化榴輝巖還可能以“幽靈碳酸鹽”的形式循環(huán)進入到洋島玄武巖的地幔源區(qū)(Shietal., 2022; Wangetal., 2018a)。

相比大洋玄武巖來說，大陸板內(nèi)玄武巖的起源和演化要更加復雜。由于存在較厚的大陸地殼和巖石圈地幔，大陸玄武巖在上升噴發(fā)過程中很容易受到陸殼和巖石圈地幔的混染，并且由于大陸巖石圈是以冷而厚的熱邊界層形式而存在，這些地幔起源的原始巖漿也更容易受到分離結(jié)晶等作用的影響，從而改變其原始的地球化學特征。盡管大量研究認為大陸板內(nèi)低硅堿性玄武巖的地幔源區(qū)為碳酸鹽化橄欖巖(Caietal., 2022; Heetal., 2019; Huangetal., 2015; Li and Wang, 2018; Liuetal., 2016b, 2020; Oostinghetal., 2016; Pf?nderetal., 2012; Yuetal., 2015; Zengetal., 2010; 何葉等, 2020)。但是，近年來也有很多研究通過傳統(tǒng)的主-微量元素以及放射性同位素組成提出大陸板內(nèi)玄武巖地幔源區(qū)存在碳酸鹽化榴輝巖組分(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)通過橄欖石斑晶和熔體包裹體成分的研究也認為大陸板內(nèi)霞石巖源區(qū)可能存在碳酸鹽化榴輝巖。然而，最近的研究表明橄欖石成分變化還可能由地幔熔融溫度-壓力條件不同所導致(Howarth and Harris, 2017; Matzenetal., 2013, 2017; Xu and Liu, 2016; Xuetal., 2020a)。例如，Xuetal. (2020a)發(fā)現(xiàn)峨眉山大火成巖省苦橄巖以及橄欖石斑晶的成分變化可以用橄欖巖地幔在不同的溫壓條件下熔融來解釋，作者并不排斥并支持源區(qū)有再循環(huán)物質(zhì)，只是強調(diào)再循環(huán)物質(zhì)是以交代橄欖巖而不是以輝石巖的形式存在；而橄欖石斑晶成分主要受熔融/結(jié)晶的溫度和壓力條件控制，這也得到了橄欖石Al溫度與Ni含量大致呈正相關(guān)的支持(Xu and Liu, 2016)。因此，用橄欖石成分來識別玄武巖地幔源區(qū)中的富集組分時可能需要非常小心謹慎。另外，最近非傳統(tǒng)穩(wěn)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)的研究也表明大陸板內(nèi)玄武巖的地幔源區(qū)中存在碳酸鹽化榴輝巖組分。

由于大陸板內(nèi)堿性玄武巖的形成可能涉及到橄欖巖+碳酸鹽化MORB榴輝巖的混合源區(qū)在高壓下的部分熔融、以及之后的碳酸鹽化熔體-橄欖巖反應(yīng)或者碳酸鹽化熔體-橄欖巖熔體混合等復雜過程，下面簡要介紹我們最近的三個研究實例，并分別從不同角度闡述碳酸鹽化榴輝巖組分對大陸板內(nèi)堿性玄武巖地幔源區(qū)的重要貢獻。

2.1 含碳酸鹽的榴輝巖熔體-橄欖巖反應(yīng)與大陸板內(nèi)堿性玄武巖成因

盡管已有大量研究表明深部碳循環(huán)可以對板內(nèi)巖漿的形成起到關(guān)鍵作用，但是對深部碳循環(huán)引起地幔熔融的具體過程仍然不是很清楚。此外，地幔中初始碳酸鹽化熔體的形成以及隨后這些熔體與地幔之間發(fā)生的反應(yīng)是影響板內(nèi)玄武巖巖石學及地球化學特征的重要過程，但是對這些過程具體細節(jié)的認識也十分有限。Xuetal. (2020b)通過對中國東部新生代低硅堿性玄武巖地球化學的系統(tǒng)研究，發(fā)現(xiàn)這些低硅堿性玄武巖的地幔源區(qū)普遍存在著碳酸鹽熔體的貢獻。簡單的分離結(jié)晶、部分熔融、巖漿混合等過程無法完整的解釋這些堿性玄武巖的成分變化。結(jié)合最近的實驗巖石學、地球物理學、地球化學(包括非傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素)研究結(jié)果，作者提出碳酸鹽化的硅酸鹽熔體與地幔橄欖巖在深部軟流圈中發(fā)生反應(yīng)可以合理解釋這些玄武巖的成分變化(圖1)。

圖1 中國東部新生代低硅堿性玄武巖原始巖漿成分與模擬的碳酸鹽化MORB榴輝巖熔體-橄欖巖反應(yīng)后熔體成分(Mallik and Dasgupta, 2014)的對比(據(jù)Xu et al., 2020b修改)藍線是模擬的加入碳酸鹽化榴輝巖熔體比例(0～35%)等值線，紅線是源區(qū)CO2含量(0～2.0%)等值線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

圖2 簡單的相圖模型(據(jù)Xu et al., 2020b修改)在正常地幔潛能溫度條件下(帶箭頭虛線)，且?guī)r石圈-軟流圈邊界(LAB，紅色矩形區(qū)域)較深時，由于不含揮發(fā)分的橄欖巖固相線較高(黑色實線)無法發(fā)生熔融. 但是深部碳酸鹽化地幔固相線較低(黃色實線、藍色虛線、黑色虛線)會發(fā)生部分熔融產(chǎn)生少量低程度碳酸鹽熔體. 該熔體上升遷移遇到上地幔中的榴輝巖(粉色、紅色、灰色、淺藍色線)時會導致這些榴輝巖發(fā)生熔融，產(chǎn)生碳酸鹽化硅酸鹽熔體. 由于這些碳酸鹽化的硅酸鹽熔體與軟流圈地幔不平衡，因此它們會繼續(xù)與地幔橄欖巖發(fā)生反應(yīng)，導致熔體成分繼續(xù)發(fā)生變化，形成所看到的硅不飽和堿性玄武巖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

該模型(圖2)認為地幔過渡帶內(nèi)滯留的碳酸鹽化俯沖板塊由于固相線較低會發(fā)生脫碳酸鹽化熔融作用而優(yōu)先形成碳酸鹽熔體。碳酸鹽熔體由于粘度低，密度輕，因此會在軟流圈地幔中上升遷移。當它們遇到由于早期俯沖作用而分布在上地幔中的榴輝巖時，就會誘發(fā)榴輝巖發(fā)生部分熔融形成碳酸鹽化硅酸鹽熔體。這些碳酸鹽化的硅酸鹽熔體在化學成分以及熱力學上都與周圍的地幔橄欖巖是不平衡的，因此在上升遷移過程中它們會與軟流圈地幔橄欖巖發(fā)生反應(yīng)，消耗橄欖巖±單斜輝石，生成斜方輝石+石榴石，從而導致熔體成分從碳酸鹽化的硅飽和熔體演化為我們所看到的硅不飽和的天然堿性玄武巖成分(圖1)。該模型也可以合理解釋這些堿性玄武巖的空間分布(盡管這些板內(nèi)堿性玄武巖出露的體積相對較小但是分布面積卻十分廣泛)與現(xiàn)今地球物理資料觀察到的上地幔存在大尺度的低地震波速異常和高的電導率相一致。有意思的是，我們還發(fā)現(xiàn)全球大面積出露的大陸板內(nèi)強堿性玄武巖主要集中在中國東部、澳大利亞東南部以及歐洲中西部(Pilet, 2015)，而全球地震層析成像結(jié)果表明這些大陸板塊之下的地幔過渡帶中均被發(fā)現(xiàn)存在著俯沖的滯留大洋板塊(Goesetal., 2017)。因此該研究表明全球大陸板內(nèi)強堿性玄武巖的成因與過渡帶內(nèi)滯留板塊的脫碳熔融作用可能是密切相關(guān)的，碳酸鹽化硅酸鹽熔體-軟流圈橄欖巖反應(yīng)可能是形成大陸板內(nèi)堿性玄武巖的重要途徑(Xuetal., 2020b)。此外，也有很多研究表明含富集組分的軟流圈熔體在穿過大陸巖石圈時也可能與巖石圈地幔發(fā)生反應(yīng)導致熔體成分進一步發(fā)生變化(Leietal., 2021; Liuetal., 2016a, 2017; Xuetal., 2022)。

圖3 漢諾壩新生代堿性玄武巖和拉斑玄武巖的主量元素成分以及與不同實驗熔體成分的對比(據(jù)Zou et al., 2022修改)空心符號代表前人發(fā)表的全巖數(shù)據(jù). 灰色符號表示來自前人對漢諾壩地區(qū)玄武巖中橄欖石熔體包裹體分析測試的數(shù)據(jù)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

圖4 漢諾壩玄武巖元素比值相關(guān)圖解(據(jù)Zou et al., 2022修改)低MgO端元代表的是初始巖漿. 黑色箭頭表示堿性玄武巖-巖石圈地幔交代反應(yīng)趨勢. 漢諾壩初始堿性玄武巖具有比前人報道的來自碳酸鹽化榴輝巖源區(qū)的熔體(南海玄武巖：三角形)具有更顯著的碳酸鹽化榴輝巖熔體特征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 俯沖再循環(huán)的碳酸鹽化榴輝巖熔融形成堿性玄武巖的天然樣品證據(jù)

如上所述，雖然不同的高溫高壓實驗得到的碳酸鹽化MORB部分熔融熔體成分上有較大變化，但是這些熔體均具有低MgO含量(～4-10%)或者Mg#(<62)的特征。然而，目前識別出具有碳酸鹽化榴輝巖特征(如高Dy/Yb比值)的初始天然玄武巖樣品通常具有高MgO含量(>12%)，而具有碳酸鹽化榴輝巖特征的低MgO天然玄武巖樣品則通常被認為是巖漿演化的產(chǎn)物。因此，識別出相應(yīng)的初始天然樣品對支持碳酸鹽化榴輝巖源區(qū)這一廣泛提出的模型，以及理解與碳酸鹽化蝕變洋殼相關(guān)的深部碳循環(huán)過程至關(guān)重要。

中國東部新生代堿性玄武巖廣泛出露于地幔過渡帶的滯留板片上方(Huang and Zhao, 2006; Weietal., 2012; Zhao, 2004)。因其具有顯著的貧橄欖石源區(qū)和碳酸鹽組分的地球化學特征而被認為其源區(qū)可能與俯沖的蝕變洋殼及沉積物相關(guān) (Lietal., 2017; Xuetal., 2005; Yang and Zhou, 2013; Zengetal., 2021)。特別地，華北漢諾壩玄武巖以堿性和拉斑玄武巖在同一個剖面互層產(chǎn)出而聞名全球(Zhietal., 1990; Zhouetal., 1988)。其中，堿性玄武巖中可見巨量的地幔包體(形成橄欖巖包體巖墻)：將如此大量的包體攜帶至表層需要堿性玄武巖快速噴發(fā)，因而堿性玄武巖可能經(jīng)歷較弱的分離結(jié)晶和熔體-橄欖巖相互作用，從而保留有較為初始的成分信息。而堿性和拉斑玄武巖在同一個剖面互層產(chǎn)出更是為研究板內(nèi)玄武巖巨大的成分變化提供了絕佳的窗口。

圖5 浙江新生代高Mg玄武巖的Zn-Sr-Nd同位素組成(據(jù)Xu et al., 2022修改)紅線表示MORB榴輝巖與碳酸鹽組分混合形成碳酸鹽化榴輝巖. 紫線是虧損地幔橄欖巖熔體與碳酸鹽化榴輝巖組分的混合曲線. 藍線是巖石圈熔體與全球俯沖硅質(zhì)沉積物組分的混合曲線. 灰線表示軟流圈組分與經(jīng)歷過俯沖改造的巖石圈組分之間的混合. LY、XL、XC、TT、SZ代表采樣地點，分別為龍游、西隴、新昌、天臺、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

圖6 CaTs-An-Q-En-Fo投影圖展示了浙江新生代玄武巖成分、實驗熔體成分以及模擬的不同比例和不同CO2含量的碳酸鹽化榴輝巖熔體-橄欖巖反應(yīng)后熔體成分(據(jù)Xu et al., 2022修改)投影代碼據(jù)O’Hara (1968)，聯(lián)結(jié)CaTs-En的橙色線代表石榴石-輝石熱障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)通對漢諾壩玄武巖進行地球化學數(shù)據(jù)分析，表明漢諾壩新生代堿性玄武巖具有顯著的碳酸鹽化榴輝巖源區(qū)的地球化學特征，其低MgO含量(<5.25%)的端元具有極高的Dy/Yb比值，這是碳酸鹽化榴輝巖部分熔融的初始熔體(圖3)，而非巖漿高度分異演化的產(chǎn)物。這些碳酸鹽化榴輝巖熔體的主量元素變化范圍較大(圖3)，它們具有高Dy/Yb和Zr/Hf比值和低Ti/Eu和Ba/Th比值(圖3)以及重的Zn同位素(Wangetal., 2018b; Xuetal., 2022)等特征。由于低MgO初始熔體與地幔橄欖巖成分不平衡，來自軟流圈的堿性玄武巖在遷移至地表的過程中必然需要穿越巖石圈地幔，根據(jù)高MgO堿性玄武巖與交代巖石圈地幔相似的特征(如Ba/Th和Sr-Nd同位素)，漢諾壩堿性玄武巖成分的多樣性反映了初始熔體與巖石圈的相互作用。而與堿性玄武巖在同一個剖面呈互層狀產(chǎn)出的拉斑玄武巖則具有完全不同的主微量和Sr-Nd同位素特征(圖3、圖4)，表明漢諾壩堿性玄武巖和拉斑玄武巖是來自兩個完全不同的地幔源區(qū)部分熔融的產(chǎn)物?？紤]到熔體-橄欖巖反應(yīng)會顯著稀釋熔體的初始榴輝巖信息，我們的動力學模型認為位于軟流圈-巖石圈邊界附近的不含揮發(fā)分的榴輝巖受到來自深部地幔的碳酸鹽熔體交代熔融或者含還原碳的榴輝巖由對流地幔攜帶至軟流圈頂部后發(fā)生部分熔融形成初始漢諾壩堿性玄武巖。該熔體快速噴發(fā)，從而能夠保留初始的碳酸鹽化榴輝巖特征。

該研究結(jié)果為堿性玄武巖形成于俯沖再循環(huán)的碳酸鹽化蝕變洋殼熔融的成因模型提供了天然樣品證據(jù)。同時，受熔體-橄欖巖反應(yīng)程度的不同，來自碳酸巖化榴輝巖的熔體既可以具有高溫高壓實驗預測的碳酸鹽化榴輝巖熔體的特征，也可以具有碳酸鹽化橄欖巖熔體的特征，進一步說明了熔體-巖石圈相互作用在堿性玄武巖地球化學成分多樣性中的重要作用。

2.3 厚的大陸巖石圈有利于玄武巖保存軟流圈地幔中碳酸鹽化榴輝巖組分富集的地球化學信號

一般情況下，洋島玄武巖(OIB)具有富集的Sr-Nd同位素特征，同時它們的Zn同位素組成也會高于虧損地幔(DMM)或洋中脊玄武巖(MORB)(即耦合的Zn-Sr-Nd同位素組成)，這表明OIB源區(qū)含有再循環(huán)的碳酸鹽化榴輝巖組分(Beunonetal., 2020)。相反，具有高Zn同位素比值的大陸板內(nèi)玄武巖通常卻表現(xiàn)出虧損的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)。為了闡明大陸板內(nèi)玄武巖Zn-Sr-Nd同位素組成解耦的原因，我們對同時包含耦合和解耦Zn-Sr-Nd同位素特征的浙江新生代玄武巖進行了系統(tǒng)研究(Xuetal., 2022)。這些玄武巖的地球化學組成隨著時間-空間具有系統(tǒng)變化：早期內(nèi)陸的低硅玄武巖具有中等富集的Sr-Nd同位素特征和高的δ66Zn(耦合的Zn-Sr-Nd同位素組成，類似于OIB)；晚期沿海的高硅玄武巖隨著SiO2和87Sr/86Sr的增加以及隨著堿含量和143Nd/144Nd的降低，δ66Zn逐漸顯著降低(解耦的Zn-Sr-Nd 同位素組成)(圖5)。

結(jié)合溫壓計算、主量元素相平衡以及微量元素比值(Xuetal., 2022)，我們提出這些玄武巖的地球化學組成隨時間和空間的變化可以用兩階段地幔熔融過程來解釋：(1)早期的低硅巖漿作用主要發(fā)生在內(nèi)陸，是由含碳酸鹽化榴輝巖的軟流圈地幔在高壓下發(fā)生減壓部分熔融的產(chǎn)物，具有類似碳酸鹽化榴輝巖熔體及其與橄欖巖反應(yīng)后熔體的特征(圖6)。由于較厚的巖石圈限制了虧損地幔的熔融程度，因此具有富集Zn-Sr-Nd同位素特征且更易熔的碳酸鹽化榴輝巖組分的地球化學信號得以保存。(2)晚期巖漿作用大多發(fā)生在巖石圈較薄的沿海地區(qū)。軟流圈進一步減壓熔融到更淺深度，導致虧損橄欖巖基質(zhì)的貢獻逐漸增加，從而稀釋了易熔組分富集的同位素和微量元素地球化學信號。進一步的減壓熔融以及隨后巖石圈地幔的原地熔融可以解釋晚期高硅玄武巖Zn-Sr-Nd同位素的解耦以及主-微量元素含量的變化。我們進一步提出巖石圈厚度變化誘發(fā)的小尺度地幔對流可能是軟流圈減壓熔融得以發(fā)生的動力學機制。我們的研究強調(diào)了：(1)碳酸鹽化榴輝巖組分，即耦合的Zn-Sr-Nd同位素特征只能保存在厚巖石圈之下的深部低程度熔體中；(2)大陸板內(nèi)玄武巖很難完整地記錄軟流圈地幔中碳酸鹽化榴輝巖富集組分的地球化學信號；(3)巖石圈地幔不僅僅起到了蓋層效應(yīng)，還有相應(yīng)的物質(zhì)貢獻(記錄解耦的Zn-Sr-Nd同位素特征)。

這一兩階段地幔熔融模型說明含碳酸鹽化榴輝巖的軟流圈減壓熔融以及隨后的巖石圈原地熔融不僅對板內(nèi)玄武巖地幔源區(qū)中碳酸鹽化榴輝巖富集組分地球化學信號的保存和破壞起到了重要作用，也合理解釋了大陸板內(nèi)玄武巖Zn-Sr-Nd同位素信號的解耦。

3 結(jié)語及展望

高溫高壓實驗巖石學研究表明碳酸鹽化榴輝巖部分熔融形成的熔體不僅可以作為潛在的地幔交代介質(zhì)，還可能是板內(nèi)玄武巖重要的源區(qū)組分，它們與軟流圈橄欖巖發(fā)生反應(yīng)(Xuetal., 2020b)或者與軟流圈橄欖巖熔體發(fā)生混合(Xuetal., 2022)之后形成的熔體可以解釋板內(nèi)堿性玄武巖的成分變化。這些軟流圈來源的熔體在上升時與巖石圈發(fā)生反應(yīng)可以進一步改變?nèi)垠w成分(Xuetal., 2022)。但是目前實驗巖石學的研究仍然十分有限，因此將來需要更多的實驗巖石學研究來約束(1)不同成分的碳酸鹽化榴輝巖在不同溫壓條件下的部分熔融行為及熔體成分；(2)不同類型的碳酸鹽化榴輝巖熔體與橄欖巖反應(yīng)；(3)碳酸鹽化榴輝巖熔體中微量元素的分配行為等。此外，近年來很多學者通過對板內(nèi)玄武巖天然樣品的傳統(tǒng)主-微量元素、放射性同位素、非傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素以及橄欖石斑晶和熔體包裹體組成的研究，也發(fā)現(xiàn)碳酸鹽化榴輝巖組分可以對板內(nèi)玄武巖地幔源區(qū)有顯著貢獻，未來的工作則需要更好的地球化學指標或者利用多指標聯(lián)合示蹤來識別并定量不同類型的再循環(huán)殼源組分。

祝賀周新華研究員八十華誕暨從事地球科學研究六十載。

致謝感謝張宏福教授和楊進輝研究員牽頭組織《巖石學報》“地幔地球化學”專輯。感謝兩位審稿人在評審過程中提出的寶貴意見和建議。