Состав базальта: Феномен базальта

ГЕОХИМИЯ И ЗНАЧЕНИЕ ПОТОКОВ БАЗАЛЬТА

Были химически проанализированы пробы, взятые из трех основных базальтовых интервалов. Образцы были взяты из ядер 210-1277A-1W, 3R, 4R и 5R в положениях, перечисленных в таблицах T1, и T2. Образец из керна 210-1277A-1W взят из изолированного куска базальта (поток 4). Образцы из керна 210-1277A-3R взяты из двух массивных лавовых потоков 2 и 3. Образец из керна 210-1277A-4R представляет собой кусок базальта, интерпретируемый как часть нижележащего лавового потока 1, из которого был взят еще один образец. в Core 210-1277A-5R. Образцы были тщательно отобраны, чтобы охватить вертикальный диапазон базальтов и исключить обломочные отложения, а также интервалы с гидротермальными прожилками и окислениями. Однако весь базальт из керна 210-1277A-1W сильно изменен и богат вторичным карбонатом.

Первичная минералогия и изменения

Базальты были изучены в шести шлифах, представляющих ряд видимых текстур. Образцы из потока 4 значительно больше изменены, чем образцы из потоков ниже. Самый верхний образец (210-1277A-1W-1, 36–39 см) демонстрирует хорошо закристаллизованную зернистую интерсертальную структуру с микровкраплениями плагиоклаза вместе с небольшими гранулами непрозрачной руды. Кристаллы плагиоклаза относительно неизменны, тогда как мезостаз в основном замещен карбонатом.Другой образец из этого потока (образец 210-1277A-1W-1, 101–104 см) похож, но иногда содержит крупные вкрапленники плагиоклаза. Рассеянные мелкие миндалины преимущественно карбонатные и хлоритовые. Еще один образец из этого керна (образец 210-1277A-1W-1, 38–41 см) включает рассеянные микровкрапленники авгита, частично замещенные кальцитом.

Образцы из потоков 2 и 3 менее изменены. Верхние уровни потока 3 (образцы 210-1277A-3R-1, 132–134 см и 3R-2, 36–39 см) демонстрируют текстуру расстеклованного стекла (вариолит) с перистым плагиоклазом и редкими вкрапленниками ферромагнезия, замещенными хлоритом, карбонатом. , и непрозрачные рудные минералы.Под ним базальт потока 2 (например, образец 210-1277A-3R-2, 106–109 см) более кристаллический, с зернистой межсертной структурой, определяемой микровкрапленниками плагиоклаза и клинопироксена (авгита). Многие отдельные кристаллы плагиоклаза изменены, а мезостаз частично хлоритизирован, но вторичного карбоната гораздо меньше, чем в вышележащем потоке. Базальты потока 1 в шлифе не изучены.

Аналитические методы и результаты

Девять образцов базальта были проанализированы на основные и следовые элементы с помощью рентгеновской флуоресценции (XRF) в Институте наук о Земле Гранта Эдинбургского университета (Соединенное Королевство) с использованием метода Фиттона и др.(1998) (Таблица Т1 ). Потери при возгорании варьируются от 3,43 до 26,37 мас.%. Высокие значения CaO (например, 130 мас.%) объясняются обилием вторичного кальцита, что наблюдается в шлифах (см. Ниже).

Прецизионность и точность химического анализа стандартным методом XRF может варьироваться; тем не менее, можно получить высокоточные данные, особенно при использовании специально разработанного и протестированного метода XRF, как описано Fitton et al.(1998). Этот метод применялся к базальтам из самых разных областей и возрастов, включая Исландию и рифленую окраину Восточной Гренландии. Если предполагается, что образцы содержат очень низкие значения несовместимых микроэлементов, аналитические условия и калибровка для этих элементов оптимизированы для низких концентраций, в зависимости от ситуации. Позиции фона помещаются как можно ближе к пикам, и используется длительное время счета как для пиков, так и для фоновых позиций. Если скорость счета фона измеряется по обе стороны от пика, как в большинстве определений микроэлементов, время счета делится поровну между двумя положениями.Корректировка матрицы и калибровка спектрометра выполнялись, как указано Fitton et al. (1998). Прецизионность микроэлементов ранее оценивалась путем многократного анализа нескольких проб из участка 152 ODP, что дало точность аналитических значений, равную количеству опубликованных международных стандартов, указывающих на высокий уровень точности (Fitton et al., 1998). Сравнения показывают, что точность и точность анализа базальтов с использованием вышеупомянутого модифицированного метода XRF выгодно отличается от данных масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) (см. Таблицу 2 в Fitton and Godard, 2004).В данном случае почти идентичные результаты были получены при повторном анализе одного образца (см. Таблицу T1 ). В результате приведенные ниже интерпретации оправдываются аналитической точностью и точностью имеющихся данных XRF.

Чтобы подтвердить и расширить результаты XRF-анализа, семь образцов были проанализированы на основные элементы, следовые элементы и редкоземельные элементы (РЗЭ) с помощью ICP-MS с использованием метода цельной породы (Таблица T2 ).Анализ был проведен в ACME Analytical Laboratories Ltd., Ванкувер, Канада. Кросс-графики данных для оксидов или элементов отдельных элементов (здесь не показаны) подтверждают, что очень похожие значения были получены как для методов XRF, так и для ICP-MS. Из элементов, которые являются наиболее важными для различения тектонических условий извержения, значения Nb несколько выше при анализе с помощью ICP-MS, чем с помощью XRF, тогда как значения Zr немного ниже. Однако такие небольшие различия не влияют на толкования, приведенные ниже.

Интерпретация химических анализов

Первоначальная интерпретация данных по основным элементам и микроэлементам была проведена с использованием данных XRF. Чтобы помочь оценить объемный химический состав, образцы были нанесены на диаграмму Zr / Ti против Nb / Y (рис. F7 ). Это позволяет классифицировать породы с использованием только неподвижных элементов. Все образцы относятся к области андезитов / базальтов. Один из образцов (AR130 в таблице T1 ), однако, был исключен из дальнейшего рассмотрения, поскольку он содержит множество небольших карбонатных жилок на основании визуального осмотра и поэтому считается более измененным (хотя его включение не изменило бы интерпретацию) .

Поскольку все образцы изменены в разной степени, любая интерпретация тектонической обстановки извержения должна основываться на относительном содержании основных и микроэлементов, которые считаются неподвижными в условиях низкосортных гидротермальных изменений, типичных для Участка 1277 (Пирс). и Cann, 1973). Крупные ионные литофильные (LIL) элементы Sr, K, Rb и Ba обычно подвижны по сравнению с элементами с высокой напряженностью поля (HFS) Nb, Nd, Ti, Y и Cr (Pearce, 1982).Недавняя работа на окраине Восточной Гренландии (участок 152) также показала, что K, Rb и Ba относительно подвижны, тогда как Si, Sc, Al, Fe, Zn, V и Nb менее подвижны (Larson et al., 1998 ). Иттрий, обычно считающийся неподвижным в таких условиях морского дна, оказался неподвижным в Зоне 917, но подвижным в Зоне 918. Подвижность была объяснена разложением клинопироксена в этих базальтах (Larson et al., 1998). Базальты Зоны 1277 обычно содержат вкрапленники клинопироксена, большинство из которых в шлифах остаются неизменными, за исключением Потока 4.

Образцы были также нанесены на несколько геохимических диаграмм, которые, как известно, полезны для различения тектонических условий базальтовых пород. На графике Ti / Zr от Y (рис. F8A ) базальты в основном располагаются в области базальтов срединно-океанических хребтов (MORB), причем один образец находится только в области базальта внутри плиты, а другой – в области базальта. только в пределах базальтового поля островной дуги. На диаграмме V-Ti (Рис. F8B ) все образцы попадают в поле базальта океанического дна.На диаграмме Ti / 100, Zr и 3Y (Рис. F8C ) все образцы попадают в объединенное поле MORB, известково-щелочного базальта и толеитов островной дуги. На диаграмме 2Nb – Zr / 4 – Y (рис. F8D ) все базальты попадают в объединенное нормальное (N-) поле MORB-вулканической дуги (т.е. поле D).

Построенные на паучьих графиках, нормализованных по MORB (рис. F9A ), неподвижные элементы демонстрируют тенденцию MORB с небольшим относительным истощением Nb, что характерно для обедненного MORB.Базальт из самого верхнего потока 4 (керн 210-1277A-1R) немного богаче элементом HFS Cr по сравнению с базальтом из нижележащих потоков 2 и 3 (керны 210-1277A-3R – 5R), но другие элементы HFS имеют немного истощены по сравнению с этими потоками. Относительное обогащение LIL элементами Sr, K, Rb и Ba во всех потоках можно отнести к изменению, потому что эти элементы, как правило, подвижны, как отмечалось выше, хотя нельзя исключить влияние земной коры на расплав (см. Ниже).

Когда три наименее измененных образца (<10 мас.% CaO; см. Таблицу T1 ) с двух нижних вулканических уровней (потоки 2 и 3; керны 210-1277A-3R-5R) наносятся вместе, они образуют плотную группировку ( Рис. F9B ). Nb показывает небольшое увеличение обогащения по сравнению с MORB, но уменьшение по сравнению с обогащением неподвижными микроэлементами с более высокой молекулярной массой (например, Ce). Эта «отрицательная аномалия ниобия» вряд ли возникнет в результате дифференциального изменения, поскольку широко распространено мнение, что Nb неподвижен в преобладающих условиях морского дна (например,г., Пирс, 1982, 1983). Кроме того, как отмечалось выше, точность и точность анализа с использованием метода увеличенного времени счета (Fitton et al., 1998) позволяет рассматривать отрицательную аномалию Nb как реальную особенность, а не как артефакт анализа.

Как отмечалось выше, семь образцов были также проанализированы методом ICP-MS для всей породы (таблица T2 ), чтобы расширить результаты XRF-анализа. Образцы наносятся в пределах или около поля MORB на большинстве стандартных тектонических дискриминационных диаграмм (например,g., Zr / Y в зависимости от Zr [Рис. F10A ], Ti в сравнении с V [Рис. F10B ] и Ti / 100 в зависимости от Zr и 3Y [Рис. F10C ]). На графике Hf / 3 по сравнению с Th по сравнению с Ta (Wood, 1980) образцы образуются в областях обогащенного (E-) MORB / внутриплитного толеита, N-MORB и островодужного толеита (рис. F10D ). . График зависимости образца / MORB от элемента указывает на паттерны, близкие к MORB или слегка обогащенные (рис. F11A ). Низкие нормированные значения Nb, в частности, по отношению к Th и Ce, которые также являются относительно неподвижными элементами, подтверждают наличие отрицательной аномалии Nb, о чем свидетельствуют данные XRF.Наконец, графики, нормализованные по хондриту, показывают N-MORB-подобные или слегка обогащенные структуры (рис. F11B ).

Сравнение базальтового состава

Аналитические результаты из Участка 1277 можно сравнить с составом базальтов из нескольких репрезентативных районов, включая окраину Иберии, Юго-Западный Индийский хребет, Восточно-Тихоокеанское поднятие, Гобанский отрог, берег Хаттон, хребет Рейкьянес и композиционный массив исландских базальтов (рис. . F12 ). Базальты Участка 1277 химически схожи с базальтами Гобанского отрога и находятся в пределах поля базальтов Восточно-Тихоокеанского поднятия и некоторых базальтов Юго-Западного Индийского хребта. Однако они отличаются от обогащенных базальтов, характерных для исландского массива, поскольку они демонстрируют более высокую степень плавления мантии, которая, как широко считается, связана с мантийным плюмом Северной Атлантики (Kempton et al., 2000).

Как отмечалось выше, базальты на окраине Ньюфаундленда располагаются в пределах или рядом с полем базальтов от Гобанского отрога (Deep Sea Drilling Project [DSDP] Leg 80), , что представляет собой рано сформировавшуюся океаническую кору, расположенную у основания континентального шельфа. , к юго-западу от Британских островов (de Graciansky, Poag, et al., 1985). В этой области узкая переходная зона океан-континент характеризуется разрывным герцинским фундаментом, образованным керном на Участке 549, переходящим латерально в «переходную» кору на Участке 551, а затем в рано сформировавшуюся океаническую кору на Участке 550. Ниже мела верхнего мела на Участке 551A Вскрыто 58,9 м базальтовых потоков и подушек с розовыми и белыми известковистыми заполнениями. Кроме того, на Участке 550 было обнаружено 33 м базальтов, подушечной лавы, гиалокластита и небольших известняков предполагаемого позднего альба.Поскольку базальты Ньюфаундленда попадают в более широкие диапазоны составов базальтов Восточно-Тихоокеанского поднятия и Юго-Западного Индийского хребта, они совместимы только по химическим причинам с происхождением, связанным со спредингом морского дна; тем не менее, их залегание над эксгумированной мантией и переслоение богатых серпентинитом массовых потоков в Зоне 1277 сильно отличается от «нормальной» океанической коры.

Базальты Участка 1277, как правило, более истощены, чем базальты на окраине Иберии, которые варьируются от MORB до переходных (T-) MORB и E-MORB.Опубликованные значения REE в базальтах Иберии, проанализированные методом ICP-MS (Seifert et al. 1997; Cornen et al., 1999), варьируются от 3,20 до 29,5 частей на миллион. В результате поле составов на диаграмме Nb / Y против Zr / Y (Рис. F12 ) является большим и перекрывается с некоторыми обогащенными базальтами под влиянием плюмов (например, Исландия), а также похоже на некоторые базальты континентальных паводков. . Следует проявлять осторожность при интерпретации анализов Иберии, поскольку они были сделаны на обломках внутри серпентинитовых брекчий и могли быть получены из нескольких различных тектонических условий, связанных с рифтогенезом и ранним распространением морского дна, как обобщено в следующем разделе.

Вулканические породы, связанные с одновременной субдукцией (например, базальты вулканической дуги), обычно демонстрируют четко выраженную отрицательную аномалию Nb, как это видно в современных лавах, извергнутых над зонами субдукции (например, Pearce, 1982). Однако компонент субдукции, выводимый из химического анализа, не всегда может относиться к современному магматизму. Там, где субдукционные флюиды взаимодействуют с мантией, химическая подпись субдукции может быть включена в литосферную мантию.Этот компонент субдукции может сохраняться до тех пор, пока он не будет высвобожден из литосферной мантии во время некоторого более позднего тектонического события (например, события растяжения, не связанного с исходной обстановкой субдукции). Хорошим примером является позднекайнозойский базальтовый магматизм на западе США, который демонстрирует признаки субдукционной составляющей в литосфере (например, Fitton et al., 1988). Ранее небольшие отрицательные аномалии Nb в базальтах банки Горриндж на южной окраине Иберии интерпретировались как эффект «загрязнения» расплава субконтинентальной мантией или расслоенной мантийной литосферой (Cornen et al., 1996), предполагая, что принцип унаследованной компоненты субдукции может быть широко применим. Однако в качестве предостережения могут возникать небольшие отрицательные аномалии Nb, которые не связаны с известной субдукцией (например, в некоторых срединно-океанических условиях хребта из-за нормальных колебаний частичного таяния). В принципе, Nb может также предпочтительно включаться в некоторые богатые титаном минералы независимо от субдукции (например, рутилсодержащие пироксениты, взятые локально из-под абиссальной равнины Иберии) (см. Cornen et al., 1999).

Вероятно, что отрицательная аномалия Nb, наблюдаемая на графиках, нормализованных по MORB для базальтов Зоны 1277, представляет собой химическую подпись, унаследованную от субконтинентальной мантии, которая была затронута более ранним событием субдукции в этом регионе. Вероятное происхождение влияния субдукции было бы связано с закрытием океанов Япетус или Рейка. К аналогичным выводам пришли Мнтенер и Манатшал (2006) на основании состава нижележащих перидотитов.

Результаты для Участка 1277 также можно сравнить с аналитическими данными для двух силлов щелочного диабаза альб-сеноманского возраста, которые были извлечены из самых низких уровней соседнего Участка 1276 (рис. F2 ). Полученные в результате нормализованные по MORB картины были интерпретированы как отражающие щелочной магматизм «горячих точек»> 25 млн лет. моложе вероятного возраста магматизма на Участке 1277 (Hart, Blusztajn, 2006). Изотопы Sr, Nd и Pb и относительное обеднение Nb и Ta в силлах, как видно на нормализованных многоэлементных графиках, наводят на мысль о добавочном компоненте материала земной коры.Следовательно, возможно, что на состав расплавов вдоль окраины Ньюфаундленда, включая участки 1276 и 1277, повлияло присутствие континентальной коры и / или эксгумированной литосферной мантии. Исследования сейсмической рефракции предполагают, что переходная зона океан-континент на окраине Ньюфаундленда, вероятно, включает утонченную континентальную кору, которая образовалась на более поздних стадиях континентального распада (Van Avendonk et al., 2006).

Если предположить, что MORB в Зоне 1277 включает в себя компонент субдукции в литосфере, это имеет важные последствия для базальтов, которые были извергнуты во время разрушения континентов и теперь сохраняются в орогенных поясах, обнаженных на суше.Базальты Зоны 1277 представляют собой один из немногих известных примеров фундамента, заложенного на самой ранней стадии распространения морского дна (Фиттон, в печати). Эти условия по своей природе редко доступны для изучения в современных подводных рифтовых окраинах, которые покрыты толстыми глубоководными отложениями. Вместо этого они чаще встречаются на тектонически размещенных древних рифтовых окраинах (например, Robertson, 2007).

В нескольких орогенных поясах (например, в океанах Тетис и Япет) тектоническая обстановка рифтинга является спорной.Например, триасовые вулканические породы Греции, связанные с рифтогенезом океана Неотетис, были объяснены с точки зрения либо нормального рифтогенеза, не связанного с субдукцией (Dornsiepen and Manutsoglu, 1996), либо рифтогенеза, связанного с субдукцией (задуговая) (Pe -Пайпер и Пайпер, 2002). Присутствие сигнатуры субдукции, особенно отрицательной аномалии Nb, было принято как свидетельство того, что этот рифтинг произошел в обстановке, связанной с одновременной субдукцией (Pe-Piper and Piper, 2002, и ссылки в нем).Однако полевые геологические условия в регионе совместимы с обстановкой континентального рифта, не связанной с активной субдукцией (Robertson et al., 1991; Robertson, 2006). Другой пример – рифтогенез, открывший океан Япетус, сохранившийся в Квебеке, области, где субдукционная химия объясняется ассимиляцией земной коры во время рифтогенеза и континентального распада (Camir et al., 1995). Химический анализ базальтов Участка 1277 показывает, что отчетливые отрицательные аномалии Nb могут возникать в условиях рифтовой окраины, не связанной с одновременной субдукцией.

Температура магм

Можем ли мы определить литологию источника базальта?

Значение FC3MS может идентифицировать большинство базальтов, полученных из пироксенита

Большое количество экспериментов по плавлению различных перидотитов и пироксенитов при различных условиях плавления, о которых сообщалось за последние три десятилетия, параметризовано в нашем исследовании (дополнительные рис.1–5). На обычно используемых простых графиках плавление пироксенита, за исключением некоторых с низким содержанием MgO (<5 мас.%), Высоким содержанием SO ₂ (> 60 мас.%), Высоким содержанием TiO ₂ (> 6 мас.%) И высоким содержанием FeO ( > 15 мас.%), Может перекрываться перидотитовыми расплавами, если предположить, что на все расплавы могут влиять фракционирование и накопление оливина. Важно отметить, что C-OIB можно сгруппировать либо в расплавы перидотита, либо на расплавы пироксенита на простых графиках и проекциях (дополнительные рисунки 1–4). Эта трудность также была осознана в недавней обзорной работе Lambart и соавторов ²² по маркерам вклада пироксенита в состав основных элементов океанических базальтов, которые обычно заставляют нас полагать, что расплавы пироксенита и перидотита в основном представляют собой неразличима, и идентификация литологии источника C-OIB кажется невозможной на основе основных элементов (дополнительная информация).Однако удивительно, что большинство пироксенитовых расплавов можно идентифицировать из-за их более высокого отношения FeO / CaO (если не указано иное, FeO относится к общему FeO) при заданном соотношении MgO / SiO ₂ , и эти два отношения в целом показывают положительную и отрицательную корреляцию. для перидотитовых и пироксенитовых расплавов соответственно (рис. 1а). Почти все перидотитовые и пироксенитные расплавы при заданном давлении демонстрируют отрицательную корреляцию между MgO / SiO ₂ и FeO / CaO перед расплавлением клинопироксена (рис.1). Когда летучие вещества, такие как H ₂ O, CO ₂ , флюид CHO и метасоматические минералы, такие как амфибол и флогопит, присутствуют в источнике перидотита, полученные расплавы значения FC3MS либо равны, либо ниже, чем у нелетучего перидотита. плавится (рис. 1 и дополнительные рис. 12 и 13). Параметризованные результаты экспериментальных перидотитовых расплавов, показанные на рис. 1, также применимы к теоретическим расчетам (дополнительный рис. 13). Кроме того, отношения MgO / SiO ₂ и FeO / CaO в перидотитовых расплавах в целом положительно коррелируют с давлением (дополнительный рис.14), что очень похоже на влияние давления на соотношение FeO / MnO (дополнительный рисунок 15), но значение FC3MS (FeO / CaO-3 * MgO / SiO ₂ , все в мас.%) Не зависит от давления. (Дополнительный рис. 16).

FeO / CaO в сравнении с MgO / SiO ₂ экспериментальных расплавов на основе перидотита и пироксенита и C-OIB.

(a). Четыре красные линии представляют собой верхний предел составов расплавов, близких к солидусу, для обогащенного железом оливинового вебстерита (HK-66), богатого железом лерцолита (PHN1611) и нормального лерцолита (KLB-1 и KR4003) и расплавов, равновесных с ортопироксеном и оливином соответственно.Пронумерованные синие кружки представляют состав расплавов оливина вебстерита и перидотитов, близкий к солидусному, от 1 ГПа до 7 ГПа, а черные стрелки указывают тенденции плавления при постоянном давлении (дополнительные рисунки 8–10). Область, изображенная красной кривой, представляет собой экспериментальные расплавы перидотита, не содержащие летучие вещества с Mg ^# = 59,5 ~ 68,0. (b) серая стрелка показывает общую тенденцию плавления пироксенита (дополнительный рис. 11). Стрелки с белыми кружками и желтыми квадратами, тренды фракционирования оливина (Ol) и клинопироксена (Cpx) (шаг 10 мас.%) Двух гипотетических исходных расплавов, представляющих первичный щелочной и толеитовый C-OIB (дополнительная таблица 1).Тенденции фракционирования оливкового масла были получены с использованием программного обеспечения PRIMELT2 ³⁵ и в предположении, что Fe ₂ O ₃ / TiO ₂ = 1, поскольку C-OIB может иметь высокую летучесть кислорода. Обычно трудно оценить фракционирование клинопироксена, здесь мы предполагаем равновесную кристаллизацию, а коэффициенты распределения всех основных элементов оцениваются на основе собранных нами экспериментальных результатов (дополнительная таблица 1). Область, изображенная черной кривой, показывает составы EPR-MORB (7.5 мас.% 23 . Данные C-OIB получены из базы данных GEOROCK по состоянию на декабрь 2012 г. (Дополнительная таблица 2). Другой источник данных указан в дополнительной информации.

Расплавы, близкие к солидусу, богатого железом лерцолита PHN1611 оценены с FC3MS ~ 0.60 (рис. 1), что является самым высоким значением FC3MS для всех экспериментальных лерцолитовых расплавов (рис. 1–2). Значение FC3MS для расплавов нормальных мантийных лерцолитов оценивается менее 0,5 (рис. 1). Следует отметить, что величина FC3MS расплавов лерцолита во многом зависит от общего содержания щелочей и степени плавления (рис. 2а, в). Значения FC3MS для большинства расплавов пироксенита могут быть значительно выше, чем для расплавов перидотита при том же общем содержании щелочей, степени плавления и Mg ^# (MgO / (MgO + FeO) * 100, молярное соотношение), а также могут быть выше, чем у расплавов, близких к солидусу. перидотит плавится, даже если пироксенит имеет очень высокую степень частичного плавления (~ 20–50%) (рис.2в). Обращает на себя внимание широкий диапазон Mg ^# как для перидотитовых, так и для пироксенитовых расплавов, хотя обычно предполагается, что первичные магмы мантийного происхождения имеют Mg ^# ~ 70–73. Тем не менее, пироксенитовые расплавы могут иметь очень широкий диапазон Mg ^# , по крайней мере, от 40 до 70 (рис. 2b). Следовательно, первичные магмы мантийного происхождения не обязательно будут иметь высокое содержание Mg ^# и, конечно, могут иметь большие вариации как в Mg ^# , так и в содержании MgO, если мы не предполагаем, что базальтовые магмы находятся в равновесии с типичным мантийным перидотитом.Используя систематические вариации значений FC3MS в зависимости от Na ₂ O + K ₂ O (мас.%), Mg ^# (MgO / (MgO + FeO) * 100, молярное отношение) и степени плавления (F%) Для различных перидотитовых расплавов (дополнительные рисунки 17–23) мы определили верхний предел значения FC3MS для фракционированных перидотитовых расплавов, контролируемых оливином, после фракционирования оливина ~ 10–30 мас.%, когда MgO> 7,5 мас.% или Mg ^# > 50 (рис. 2b и дополнительный рис. 20). Проще говоря, для расплавов перидотита верхний предел значения FC3MS равен 0.65. Наши статистические результаты показывают, что экспериментальные расплавы на основе перидотита и пироксенита составляют -0,07 ± 0,51 (2δ, n = 656) и 0,46 ± 0,96 (2δ, n = 494) в среднем значении FC3MS, соответственно (дополнительный рис. 24а, б и дополнительная таблица 3).

Диаграммы, показывающие значение FC3MS как функции от Na ₂ O + K ₂ O, Mg ^# и степени плавления (%).

Для ясности показаны только данные C-OIB и тренды плавления тринадцати репрезентативных перидотитов и пироксенитов.Подробная точка данных и источник данных приведены на дополнительных рисунках. 17–19. Серые области на (а), (б) и (в) – расплавы перидотита (Mg ^# > 60). Столбики ошибок, показанные на (а) и (с), представляют собой стандартное отклонение для средних пироксенитовых расплавов, а также нормальных и обогащенных перидотитовых расплавов.

Расплавы перидотита не могут объяснить значение FC3MS для большинства C-OIB

Интересно, что C-OIB (если не указано иное, C-OIB относится к образцам, которые имеют MgO> 7,5 мас.% В оставшейся части статьи) FC3MS = 0.68 ± 0,34 (2δ, n = 525), щелочной C-OIB FC3MS = 0,65 ± 0,35 (2δ, n = 356) и толеитовый C-OIB FC3MS = 0,70 ± 0,30 (2δ, n = 138) (дополнительные рис. 24c, d и 25 и дополнительная таблица 3), из которых более половины образцов имеют более высокое значение FC3MS, чем верхний предел перидотитовых расплавов, но все значения C-OIB FC3MS попадают в диапазон расплавов пироксенита (рис. 1–3). ). Значения FC3MS C-OIB не коррелируют с содержанием основных элементов SiO ₂ , TiO ₂ , Al ₂ O ₃ и FeO, но демонстрируют слабую отрицательную корреляцию с содержанием MgO и CaO.В частности, C-OIB с низким содержанием SiO ₂ (<43 мас.%) И высоким содержанием FeO (> 13,5 мас.%) Демонстрируют относительно более низкие значения FC3MS (обычно менее 0,65), хотя и имеют наиболее значительные различия по сравнению с перидотитовыми расплавами в простые графики (дополнительные рисунки 1–3). Тем не менее, эти образцы по-прежнему существенно отличаются от всех известных перидотитовых расплавов, представленных на рис. 3а. Поскольку существует верхний предел для значения FC3MS перидотитовых расплавов (рис. 1–3), изобарического плавления, полибарического плавления или смешения расплавов в различных условиях, полученные значения FC3MS для перидотитовых расплавов по-прежнему не могут превышать 0.65 (Дополнительные рисунки 21–22). Высокие значения FC3MS этих относительных примитивных C-OIBs можно объяснить фракционированием значительного количества клинопироксена или частичного плавления пироксенита. Прежде чем представить нашу предпочтительную интерпретацию, мы обсудим, почему фракционирование перидотитовых расплавов клинопироксеном не может разумно объяснить высокие значения FC3MS C-OIB.

Значения FC3MS в зависимости от содержания основных элементов и La / Yb в C-OIB и экспериментальных расплавах, полученных из перидотита и пироксенита.

(a). Синяя и желтая стрелки показывают тенденции фракционирования (увеличение значения FC3MS) и накопления (уменьшение значения FC3MS) оливина. Синие и желтые квадраты, показывающие тенденции фракционирования клинопироксена, из которых большие квадраты представляют гипотетические первичные магмы, синий щелочной базальт, желтый толеитовый базальт. Коричневые темные круги – составы EPR-MORB (7,5 мас.% ≤ MgO <11 мас.%). Красный заполненный алмаз, CO ₂ и флюид CHO представляют расплавы перидотита.(б), группа 1, фуцзянский толеитовый базальт ³⁰ . Группа 2, Тариат щелочной базальт ²⁷ . Группа 3 и группа 4, щелочной базальт Шуанляо ³¹ . Данные всех четырех групп см. В дополнительной таблице 4. Группа 5 и группа 6 – экспериментальные роговообманковые перидотитовые ³² и гранатовые пироксенитовые расплавы ^36,37 соответственно. Фракционирование и накопление оливина, шаг 1 мас.%. Фракционная (FC) и равновесная (EC) кристаллизация клинопироксена, стадия 10 мас.%. Значения FC3MS расплавов трех нефтематеринских пород оцениваются соотношением между значением FC3MS и степенью плавления, показанным на рис.2c. Отношения La / Yb рассчитываются с помощью модели плавления партии, параметры моделирования см. В дополнительной таблице 6. Коэффициенты корреляции (R ² ) рассчитываются с использованием логарифмической линии. Предполагаемые погрешности природных базальтов представляют ± 10% вариации значений FC3MS и соотношений La / Yb, которые, вероятно, являются результатом многих вторичных факторов, включая условия частичного плавления, эволюцию магмы, аналитическую ошибку и разнообразие состава источников и т. Д. Другие объяснения такие же, как на рис. 1.

Для перидотитовой модели базальтов широко принято, что щелочные базальты представляют собой парциальные расплавы более низкой степени, чем толеитовые базальты.Здесь мы предполагаем, что парциальные расплавы ~ 4% и ~ 13% железистого перидотита PHN1611 представляют собой первичные щелочные и толеитовые базальты C-OIB (рис. 2в), и их значения FC3MS оцениваются в ~ 0,4 и ~ 0,2 соответственно. (подробный гипотетический состав см. в дополнительной таблице 1). Для источника перидотита гипотетические значения FC3MS можно рассматривать как верхний предел первичного C-OIB, который выше, чем у большинства первичных MORB ²³ (рис. 1b). Чтобы объяснить значения FC3MS и содержание основных элементов в C-OIB, нам необходимо предположить фракционирование оливина ~ 0-15 мас.% В сочетании с фракционированием клинопироксена ~ 30-40 мас. И ~ 60-70 мас.% Для щелочного C- OIB и толеит C-OIB соответственно (рис.1–3). Тем не менее, если C-OIB действительно являются эволюционировавшими магмами, фракционирующий минерал должен состоять в основном из оливина, а не клинопироксена. Во-первых, подъем и декомпрессия перидотитовых расплавов могут вызвать перенасыщение оливина и недосыщение пироксена. Из перидотитовых расплавов с MgO> 7,5 мас.% Трудно кристаллизовать клинопироксен. Многие предыдущие исследования показали, что C-OIB в основном содержат только вкрапленники оливина или афанита ^24,25,26,27 , которые являются характерными чертами даже для C-OIB с MgO <7.5 мас.% ²⁷ . В частности, щелочные C-OIB обычно несут множество ксенолитов мантийного происхождения, что указывает на то, что эволюция магмы очень ограничена во время подъема в каналы земной коры. Во-вторых, оливин обычно является доминирующим фракционирующим минералом для базальтовых магм, включая MORB и OIB, когда MgO> 7,5 мас.% ^13,28 . C-OIB обычно имеют более высокое содержание щелочи и более низкое содержание CaO, чем MORB при заданном содержании MgO (дополнительный рисунок 4), что расширит поле стабильности оливина за счет клинопироксена, вызывая кристаллизацию клинопироксена в C-OIB. при более низком содержании MgO, чем MORB.

Хотя высокие отношения Fe / Mn в C-OIB можно объяснить частичным плавлением перидотита под высоким давлением или характеристиками перидотитовых расплавов с высоким содержанием железа или Fe / Mn ^15,16 , отрицательная корреляция между Fe / Отношения Mn и содержание Yb в C-OIB в Северо-Китайском кратоне несовместимы со значительным фракционированием клинопироксена ²⁶ . Важно отметить, что даже для тех C-OIB с MgO> 10 мас.% И тех, у которых Mg ^# > 60, их средние значения FC3MS равны 0.54 ± 0,31 (2δ, n = 135) и 0,57 ± 0,32 (2δ, n = 238) соответственно (дополнительная таблица 3). Почти половина этих примитивных C-OIB все еще имеет более высокие значения FC3MS, чем расплавы перидотита. Обратите внимание, что широкий диапазон значений FC3MS для пейдотитовых расплавов включает Mg ^# = 60 ~ 68 расплавов (рис. 2b и дополнительный рис. 20). Следовательно, крайне нереалистично предположить фракционирование клинопироксена ~ 30–70 мас.% Для объяснения высоких значений FC3MS C-OIB. Однако следует также отметить, что во многих предыдущих исследованиях с использованием MgO> 6 мас.% C-OIB для определения состава первичных расплавов, уравновешенного с перидотитом, с использованием метода добавления оливина ^25,29 .Хотя расчет в данном исследовании не проводится, C-OIB с MgO> 6 мас.% Значительно отклоняется от тенденций фракционирования оливина в перидотитовых расплавах (рис. 2b), и даже для щелочного C-OIB требуются повышенные значения FC3MS. Фракционирование клинопироксена ~ 50–70 мас.%, Что не только нереалистично, но и противоречит первоначальному предположению о фракционировании под контролем оливина.

Глобальные составы стекла MORB (MgO> 7 мас.%) Показывают, что максимальное увеличение значений FC3MS равно 0.47 относительно скорректированных первичных расплавов, которые находятся в равновесии с типичным мантийным перидотитом и для MORB с MgO> 7,5 мас.%, Увеличение значения FC3MS обычно ниже 0,3 ²³ . Следовательно, если предположить, что это стекло MORB и C-OIB являются производными перидотита и прошли аналогичный процесс фракционирования, то толеитовый (при условии первичного плавления с FC3MS = 0,2) и щелочной (при условии первичного плавления с FC3MS = 0,4) C-OIB тогда будет имеют значения FC3MS менее 0,5 и 0,7 соответственно.Кроме того, EPR-MORB (MgO> 7,5 мас.%) С FC3MS = 0,33 ± 0,20 (2δ, n = 1510) (дополнительная таблица 3), что значительно ниже, чем C-OIB (0,68 ± 0,34 (2δ, n = 525)). Обращает на себя внимание увеличение значений FC3MS EPR-MORB с ~ 0,35 до ~ 0,65 при снижении содержания MgO с 8,5 до 7,5 мас.%, Что сопровождается уменьшением содержания Al ₂ O ₃ и CaO и увеличением FeO. и TiO ₂ содержания. Эти вариации очень похожи на тенденции фракционирования оливина, клинопироксена и плагиоклаза, однако, что также может быть связано с вкладом пироксенитовых расплавов (рис.3а), но в настоящее время сложно проверить и оценить долю пироксенитовых расплавов из-за больших различий в составе расплавов для гетерогенных источников перидотита и пироксенита.

На рис. 3b для модели перидотита отрицательная корреляция между значением FC3MS и содержанием MgO в выбранных четырех группах C-OIB ^27,30,31 может быть легко объяснена как результат разной степени фракционирования оливина и клинопироксен, а данные для групп 3 и 4, по-видимому, являются результатом фракционирования с преобладанием клинопироксена.Однако пироксенитовые расплавы (группа 6) также могут давать эти тенденции. При этом из расплавов с таким высоким содержанием MgO (например, группа 3, MgO = 8,6–10,8 мас.%; Группа 4, MgO = 11,3–12,8 мас.%) Трудно кристаллизовать клинопироксен. Наиболее важным свидетельством в пользу источника пироксенита является то, что значительная положительная корреляция между значением FC3MS и соотношением La / Yb для данных каждой группы хорошо согласуется с тенденцией плавления модельного среднего пироксенита (рис. 3c). Тенденции плавления пироксенита могут быть объяснены только процессом кристаллизации перидотитовых расплавов, если предположить, что клинопирксен или другие фракционирующие минералы (например, плагиоклаз) имеют чрезвычайно высокий коэффициент распределения Yb минерал / расплав, как и гранат, но это довольно нереально.Кроме того, перидотит из роговой обманки может представлять собой метасоматизированный перидотит, не может давать расплавы с высоким значением FC3MS, хотя он может давать расплавы с высоким соотношением La / Yb (группа 5) ³² . Одновременное рассмотрение FC3MS в сравнении с MgO и FC3MS в сравнении с La / Yb на рис. 3b, c предполагает, что многие известные эволюционировавшие низкомагнезиальные (MgO, ~ 4–10 мас.%, Mg ^# , ~ 50-60) C-OIB в Фактически представляют собой первичные пироксенитовые расплавы. Эти низкомагнезиальные первичные магмы могут также присутствовать в различных типах базальтов, таких как типичный базальт океанических островов и базальт континентальных паводков, хотя их обычно считают эволюционировавшими магмами.Таким образом, следует проявлять осторожность при использовании метода поправки на оливин для получения высокомагнезиальных первичных магм, которые находятся в равновесии с типичным мантийным перидотитом. Одним из важных следствий является то, что скорректированная высокомагнезиальная магма будет переоценивать потенциальную температуру мантии, аналогичный вывод был сделан Пресналлом и Гудфиннссоном ¹⁷ .

Ограничения фазового соотношения для C-OIB

Микроэлементы предполагают, что C-OIB имеют типичную сигнатуру граната, которая обычно приписывается различной степени смешения расплавов гранатового лерцолита и шпинелевого лерцолита ^25,29 .Это объяснение, по-видимому, подтверждается проекциями на фазовых диаграммах, где C-OIB, за исключением некоторых сильно щелочных базальтов, перекрывается с перидотитовыми расплавами, не содержащими летучие вещества (рис. 4). Обратите внимание, что фракционирование оливина на рис. 4а увеличит перекрытие между расплавами C-OIB и перидотитовых расплавов, не содержащих летучие вещества. Тем не менее, все перидотитовые расплавы не могут объяснить высокие значения FC3MS и взаимосвязь между значениями FC3MS и отношениями La / Yb C-OIB (рис. 3). Таким образом, проекции C-OIB на рис.4 показывают, что это в основном частичные расплавы гранатового пироксенита, образовавшегося на котектике [L + Cpx + Gt]. Обратите внимание, что котектика [L + Cpx + Gt] может также содержать небольшое количество шпинели, оливина и ортопироксена из-за различий в объемном составе источника, степени плавления и давлении. Также обратите внимание, что котектика водного перидотита 1,6 ~ 2 ГПа [L + Ol + Cpx + Opx + Gt] аналогична прогнозам щелочного C-OIB, тогда как котектика 3 ГПа [L + Ol + Cpx + Gt] водного перидотита богаче диопсидным компонентом, чем перидотит, не содержащий летучих (дополнительный рис.26б). Хотя водный перидотит при 1,6 ~ 2 ГПа может сделать гранат стабильным и образовывать расплавы, которые перекрываются с проекциями C-OIB на фазовых диаграммах (рис. 4), значения FC3MS этих водных расплавов слишком низкие (~ -0,12–0,01) ³³ , чтобы объяснить высокие значения FC3MS C-OIB. Следовательно, водный перидотит не должен быть хорошим кандидатом в качестве источника C-OIB.

Прогнозы (мол.%) C-OIB по сравнению с экспериментальными расплавами, которые находятся в равновесии с гранатовым пироксенитом и перидотитом.

(а), Проекция от диопсида или в сторону плоскости оливин-кварц-кальций Чермака. (б) – проекция тех же данных, что и в (а), из или в сторону оливина в часть гранат-пироксеновой плоскости. Эта плоскость пироксен-гранат представлена ​​линией Opx-CATS на (а). Код проекции из исх. 2 (см. Дополнительный рис. 4). Области, изображенные пунктирной линией, представляют собой потенциальные базальтовые расплавы, которые находятся в равновесии с пироксенитом граната, а красные стрелки указывают направление снижения температуры расплавов, которые находятся в равновесии с основными остаточными фазами, гранатом и клинопироксеном.Перидотиты, показанные на (а) и (б), являются материнскими породами нелетучих перидотитовых расплавов (≥2 ГПа). Подробные проекции, представленные на дополнительных рисунках. 4, 26 и 27. CATS-CaAl ₂ SiO ₆ , Диопсид-Ca (Mg, Fe) Si ₂ O ₆ , Оливин- (Mg, Fe) ₂ SiO ₄ , Opx (Энстатит) – (Mg, Fe) ₂ Si ₂ O ₆ , Кварц- SiO ₂ , Гроссуляр- Ca ₃ Al ₂ Si ₃ O ₁₂ , Pyrope- ( Mg, Fe) ₃ Al ₂ Si ₃ O ₁₂ , Wo- CaSiO ₃ , Flp- (Na, Ca) (Si, Al) ₄ O ₈ или (Na, K) AlSi ₃ O ₈ , Rut-TiO ₂ , Sp-MgAl ₂ O ₄ .

Для гранатовых пироксенитовых расплавов, образованных на котектике [L + Cpx + Gt], одной важной характеристикой является то, что проекции расплавов больше не регистрируют подробные давления их образования (дополнительный рис.