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热带海洋学报 >

2024 , Vol. 43 >Issue 4: 42 - 56

DOI: https://doi.org/10.11978/2023137

海洋地质学

西菲律宾海乌尔达内塔洋底高原火山岩地球化学和地幔源区特征

  • 陈馨 , 1, 2 ,
  • 张国良 , 1, 2, 3
展开
  • 1.中国科学院海洋研究所, 深海研究中心, 山东 青岛 266071
  • 2.中国科学院大学, 北京 100049
  • 3.中国科学院海洋大科学中心, 山东 青岛 266071
张国良, 研究员。email:

陈馨(1999—), 女, 从事海洋地质学研究。email:

Copy editor: 孙翠慈

收稿日期: 2023-09-23

  修回日期: 2023-10-18

  网络出版日期: 2023-12-18

基金资助

国家重点研发计划项目(2022YFF0801000)

国家自然科学基金项目(91858206)

国家自然科学基金项目(41876040)

收起

Geochemistry and mantle source characteristics of volcanic rocks in the Urdaneta Plateau of the West Philippine Sea

  • CHEN Xin , 1, 2 ,
  • ZHANG Guoliang , 1, 2, 3
Expand
  • 1. Center of Deep Sea Research, Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China
  • 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
  • 3. Center for Ocean Mega-Science, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China
ZHANG Guoliang. email:

Copy editor: SUN Cuici

Received date: 2023-09-23

  Revised date: 2023-10-18

  Online published: 2023-12-18

Supported by

National Key Research and Development Plan Project(2022YFF0801000)

National Natural Science Foundation of China(91858206)

National Natural Science Foundation of China(41876040)

Fold

摘要

自始新世以来, 西菲律宾海板块经历了复杂的地质演化过程, 在盆地形成过程中伴随有大量板内火山岩形成, 板内火山岩主要表现为洋底高原, 这些板内火山岩之间的联系一直是研究关注的重点。其中, 本哈姆隆起和乌尔达内塔两个洋底高原因其构造位置特殊是研究西菲律宾海盆内板内火山岩相互关系的良好切入点。本次研究对在乌尔达内塔高原获得的10个火山岩样品进行了电子探针矿物分析, 全岩主量元素、微量元素及同位素分析。分析结果表明我们获得的乌尔达内塔高原火山岩为碱性玄武岩, 其地幔归一化微量元素模式具有典型洋岛玄武岩特征; 具有较高的(Sm/Yb)N值(1.89~3.92), 指示源区可能存在石榴子石。结合前人研究获得的西菲律宾海盆板内火山岩数据, 我们发现乌尔达内塔高原碱性玄武岩具有与本哈姆隆起拉斑玄武岩相似的Sr-Nd-Hf同位素组成, 但具有明显低的206Pb/204Pb同位素组成; 西菲律宾海盆内碱性洋岛玄武岩与拉斑洋岛玄武岩的Sr-Nd-Hf同位素组成范围几乎相同, 但铅同位素组成存在明显差异, 碱性洋岛玄武岩的铅同位素比值范围更大。西菲律宾盆地形成环境复杂, 板内火山岩形成时可能受到盆地扩张作用和地幔柱的影响, 我们利用同位素数据模拟了地幔柱与扩张中心相互作用对板内碱性玄武岩的影响, 模拟结果表明碱性火山岩的低206Pb/204Pb值不能通过与地幔柱有关的富集组分和与海盆扩张作用有关的亏损组分混合实现, 表明乌尔达内塔高原碱性火山岩具有一个相对独立的地幔源区, 形成时已远离扩张中心, 不受扩张作用影响。另一方面, 乌尔达内塔高原碱性玄武岩形成时晚于拉斑玄武岩1~2Ma, 并且部分熔融程度更低, 乌尔达内塔高原拉斑玄武岩和碱性玄武岩可能分别对应岩浆活动的主要阶段和晚期阶段。因此, 我们认为乌尔达内塔高原与本哈姆隆起岩浆活动的主要阶段可能具有相同的地幔源区, 两高原受同一地幔柱影响; 在乌尔达内塔高原岩浆活动的晚期阶段, 乌尔达内塔高原则具有相对独立的源区。

关键词： 西菲律宾海盆; 乌尔达内塔高原; 碱性玄武岩; 同位素; 地幔源区

本文引用格式

陈馨 , 张国良 . 西菲律宾海乌尔达内塔洋底高原火山岩地球化学和地幔源区特征[J]. 热带海洋学报, 2024 , 43(4) : 42 -56 . DOI: 10.11978/2023137

Abstract

Since the Eocene, the West Philippine Sea Plate has undergone complex geological evolution, accompanied by a large amount of magmatism during the basin formation process, forming a large number of intraplate volcanic rocks. The intraplate volcanic rocks mainly occur in the ocean floor plateau, and the interrelationships between these intraplate volcanic rocks have always been a focus of research attention. Among them, the Benham Rise and the Urdaneta Plateau are good entry points for studying the interrelationships between volcanic rocks within the ocean floor plateaus in the West Philippine Basin due to their unique tectonic positions. This study conducted electron probe mineral analysis on 10 volcanic rock samples obtained from the Urdaneta Plateau, including major, trace, and isotopic analyses of the whole rock. The analysis results indicate that all the volcanic rocks in the Urdaneta Plateau we obtained are alkaline basalts, and their mantle normalized trace element patterns exhibit typical oceanic island basalt characteristics; They have high (Sm/Yb)N values (1.89~3.92), indicating the possible presence of garnet in the source area. Based on the volcanic rock data obtained from previous studies on the seafloor of the West Philippine Basin, we found that the Sr-Nd-Hf isotope composition range of alkaline island basalts and tholeiitic island basalts in the West Philippine Basin is almost the same, but there is a significant difference in lead isotope composition, with a larger range of lead isotope ratios for alkaline island basalts. These alkaline basalts from the Urdaneta Plateau have Sr-Nd-Hf isotopic compositions similar to those of the Benham Rise tholeiitic basalts, but have significantly lower 206Pb/204Pb isotopic compositions. The formation environment of the West Philippine Basin is complex, and the formation of intraplate volcanic rocks may be influenced by basin expansion and mantle plumes. We simulated the impact of the interaction between mantle plumes and expansion centers on intraplate alkaline basalts based on isotope values. The simulation results show that 206Pb/204Pb values cannot be achieved by mixing enriched components related to mantle plumes with depleted components related to basin expansion, this indicates that the alkaline volcanic rocks in the Urdaneta Plateau have a relatively independent mantle source area, which was formed far from the spreading center and not affected by the spreading process. The formation of alkaline basalts in the Urdaneta Plateau occurred 1~2 Ma later than tholeiitic basalts, and the degree of partial melting was lower. The tholeiitic and alkaline basalts in the Urdaneta Plateau may correspond to the main and late stages of magmatic activity, respectively. Therefore, we believe that the main stages of magmatic activity in the Urdaneta Plateau and the Benham Rise may have the same mantle source region, and the two plateaus are influenced by the same mantle plume; in the late stage of magmatic activity on the Urdaneta Plateau, there is a relatively independent source area.

Key words： West Philippine Basin; Urdaneta Plateau; alkaline basalt; isotopes; mantle source

菲律宾海板块位于欧亚板块、印澳板块和太平洋板块的交界处, 是西太平洋的边缘海之一。在西菲律宾海盆的形成过程中, 伴随着扩张作用出现了大量的板内火山活动, 主要集中出现在本哈姆隆起、乌尔达内塔高原、冲大东隆起以及盆地北部中生代古地体张裂形成的大东盆地(Hilde et al, 1984; Hickey-Vargas, 1991, 1998a, b; Hall, 2002; Yan et al, 2011; 石学法 等, 2013)。板内火山岩对研究板内岩浆活动及其源区的组成演化以及对板块构造的重建具有至关重要的作用, 前人研究在西菲律宾海盆内发现了洋中脊玄武岩 (mid-ocean ridge basalt, MORB)、洋岛玄武岩(ocean island baslt, OIB)等多种类型的板内玄武岩(Hickey-Vargas, 1998a, b; Savov et al, 2006; Ishizuka et al, 2013; Yin et al, 2021)。深海钻探计划(deep-sea drilling program, DSDP) 31、 58、59航次在西菲律宾海盆进行了多次钻孔取样, 其中31航次的292站位在本哈姆隆起获得了具有OIB微量元素特征的拉斑玄武岩, 具有富集的同位素组成, 其斜长石39Ar/40Ar定年年龄在36.2~35.6Ma(Hickey-Vargas, 1998a, b); 而58航次446站位在大东盆地同时获得了碱性玄武岩和拉斑玄武岩, 并且都表现出OIB微量元素特征, 其玄武岩39Ar/40Ar定年年龄50.1~41.3Ma (Hickey-Vargas, 1991, 1998a, b)。DSDP 59航次447站位获得了具有大洋拉斑玄武岩 (MORB)微量元素特征的玄武岩, 被中渐新世 (29~34Ma) 沉积物覆盖, 但沉积物与玄武岩之间可能存在间隔(Kroenke et al, 1980)。日本合法大陆架调查项目通过配备深海钻孔机系统 (dring machine system, DMS) 和挖泥船的R/V Hakurei-maru 2号在冲大东隆起以及乌尔达内塔高原采集了火山岩样品, 发现两高原均发育有具有OIB特征的碱性玄武岩和拉斑玄武岩(Ohara et al, 2007; Ishizuka et al, 2013)。
西菲律宾海盆中存在本哈姆隆起、乌尔达内塔高原、冲大东隆起等洋底高地, 其中本哈姆隆起和乌尔达内塔高原较为特殊, 两高原位于中央盆地断裂(central basin fault, CBF)的两侧, 并且与CBF之间的距离几乎相等。已有研究认为本哈姆隆起、乌尔达内塔高原、冲大东隆起等由过量岩浆活动形成的海底高地, 其形成过程可能与地幔柱有关(Hickey-Vargas, 1998a, b; Okino et al, 1999; Deschamps et al, 2002), 但这些洋底高原的形成是否与同一地幔柱有关仍存在争议。本哈姆隆起、乌尔达内塔高原两高原是研究这一科学问题的良好切入点。前人关于两高原之间的相互关系进行了大量的研究, 发现两者具有对应的海底磁异常条带, 它们形成时可能位于同一位置(Hilde et al, 1984); 西菲律宾海盆的构造重建也得出了两高原形成时位于同一构造位置的结论(Hall et al, 1995; Deschamps et al, 2002, 2008; Okino et al, 2003); Ishizuka等(2013)通过对本哈姆隆起与乌尔达内塔高原的火山岩进行地球化学特征的对比分析, 发现两高原玄武岩具有相似的同位素组成和年龄, 认为两高原可能起源于同一地幔源区, 形成时可能受同一地幔柱的影响。但前人的研究主要集中在本哈姆隆起, 因此, 要回答两高原之间是否存在成因联系的问题, 必须对乌尔达内塔高原的形成和演化进行详细研究。
本研究报道了在乌尔达内塔高原获得的火山岩样品(S1-T)的主量-微量元素含量和同位素组成数据, 结合已发表的西菲律宾海盆板内火山岩数据, 旨在1)明确乌尔达内塔高原火山岩的源区特征; 2)探讨乌尔达内塔高原和本哈姆隆起之间的形成关系; 3)为恢复西菲律宾海盆的构造演化提供数据支持。

1 地质背景与样品信息

菲律宾海板块由一系列俯冲带包围, 包括琉球海沟、伊豆小笠原马里亚纳海沟、雅浦海沟、帕劳海沟以及菲律宾俯冲带。菲律宾海板块由九州帕劳脊分为东菲律宾板块和西菲律宾板块, 东菲律宾板块主要由四国海盆和帕里西维拉海盆组成; 西菲律宾海板块主要由西菲律宾海盆(west Philippine basin, WPB)及其南北部的中生代古地体组成(Hilde et al, 1984; Hickey-Vargas, 1991, 1998a, b; Hall, 2002; Yan et al, 2011; 石学法 等, 2013)。西菲律宾板块由一系列的俯冲带包围构成, 北侧有琉球海沟, 西侧是菲律宾俯冲带, 东南侧为帕劳海沟, 东部由古伊豆小笠原马里亚纳弧的残余脊九州帕劳脊构成。西菲律宾海盆位于西菲律宾板块的中央, 与北部的中生代古地体由冲大东脊隔开, 和南部的中生代帕劳海盆由阿玉海槽隔开(Taylor et al, 2004; Haraguchi et al, 2011)。在西菲律宾海中心存在着一个停止扩张的扩张中心-中央盆地断裂(CBF), 海底磁条带研究表明该扩张中心停止扩张于~33Ma前(Hilde et al, 1984), 岩石学定年研究表明该扩张中心内部玄武岩K-Ar年龄约28.1~27.4Ma(Fujioka et al, 1999)。在CBF的西北部存在着一个与该扩张中心垂直的吕宋断裂带, 乌尔达内塔高原位于CBF东北部, 吕宋断裂带的东部, 是西太平洋中一个相对较小但却十分重要的扩张洋底高原, 拉斑玄武岩40Ar/39Ar定年年龄为41.6~39.79Ma; 碱性玄武岩40Ar/39Ar定年年龄为38.09~35.87Ma(Ishizuka et al, 2013), 大小约200×300km, 由多个海底等深高地形成(Deschamps et al, 2002)。 在CBF的西南部也存在着一个洋底高原本哈姆隆起, 其表面相对平坦, 面积约250×300km, 大小与乌尔达内塔高原相似, 但水深更浅, 隆起程度更高。海底磁条带变化显示本哈姆隆起形成的年龄与乌尔达内塔高原相似(Hilde et al, 1984), 拉斑玄武岩斜长石40Ar/39Ar定年年龄36.2~35.6Ma(Hickey-Vargas, 1998a)。
本次研究的10个样品是通过国家基金委西太平洋多圈层相互作用板块俯冲起始机制科学考察共享航次(2018, 科学号)在乌尔达内塔高原水深最浅的位置(128°29′18.18E, 21°27′36.63″N; 水深1859m)通过电视抓斗采样获得, 位置见图1b。
图1 a. 菲律宾海板块地质图; b. 西菲律宾海盆地质图

该图基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2021)5449号的标准地图制作, 底图无修改。红点表示本次研究采样位置, 白点表示前人研究采样位置, 黄点表示DSDP和ODP钻探计划(Ocean Drilling Program, ODP) 站点; 数据来源(Hickey-Vargas, 1998a, b; Savov et al, 2006; Ishizuka et al, 2013; Yogodzinski et al, 2018)

Fig. 1 (a) Geological map of the Philippine Sea Plate; (b) geological map of the West Philippine Basin (showing sample locations).

The red dot represents the sampling location for this study, the white dot represents the sampling location for previous studies, and the yellow dot represents the DSDP and ODP drilling plan sites; data are from Hickey-Vargas (1998a, b); Savov et al (2006); Ishizuka et al (2013); Yogodzinski et al (2018)

2 分析测试方法

2.1 矿物微区化学分析

选择乌尔达内塔高原火山岩九个样品制靶, 在中国科学院海洋研究所使用JEOL JXA-8230电子探针进行矿物学分析。 测试条件为: 加速电压15kV、电子束流20nA。Si、Na、Al选用硬玉作为标准样品, Mg选择橄榄石作为标准样品, P选择磷灰石作为标准样品, K选择钾长石作为标准样品, Ca选择硅灰石作为标准样品, Ti选择氧化钛作为标准样品。

2.2 全岩主量、微量元素分析

对乌尔达内塔高原的10个火山岩样品经过切割切除蚀变部分之后, 选择样品新鲜部分磨制粉末(< 200目), 测试全岩主量元素、微量元素组成。在青岛斯八达分析测试有限公司使用Axios连续X射线荧光光谱仪在熔融玻璃盘上分析主量元素。在105℃下, 使用四硼酸锂助熔剂(Li2B4O7)在由0.5g样品和5g四硼酸锂组成的混合物中熔融样品。在1000℃下测量烧失量(loss on ignition, LOI)值。测试选用岩石标样GSR-3(玄武岩)、BHVO-2(玄武岩)和BCR-2(玄武岩), 通过测量标准参考物质BHVO-2来监测分析结果的准确性, 分析精度优于10%(Zhang et al, 2023)。
微量元素分析采用贵州同微分析技术有限公司的电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)(Thermal X Series II)进行, 将粉末状样品(50mg)溶于2mL HF和1mL HNO3中, 置于封闭的聚四氟乙烯烧杯中, 温度为100℃, 持续24h。将烧杯置于加热板上, 将溶液蒸发至干。随后, 加入1mL HNO3和2mL HF, 并将样品溶液置于消化弹(特氟龙胶囊和不锈钢弹壳)中。密封的消化弹在185℃的电炉中加热72h。 冷却后, 打开消化弹, 将溶液在110℃的加热板上蒸发至干。随后加入2mL HNO3, 然后将样品干燥以将残余固体转化为硝酸盐。将最终残留物在130℃下溶解在消化弹中的3mL 2mol·L-1 HNO3中12h。在分析之前, 用1%蒸馏HNO3将溶液稀释4000倍。选用W-2a和BHVO-2作为外部标准, 分析精度优于10%(Zhang et al, 2023)。

2.3 同位素分析

选择乌尔达内塔高原几乎不受蚀变影响, 样品较新鲜的5个火山岩(S1-T低磷组)进行Sr-Nd-Pb-Hf同位素分析。为了消除海底蚀变的影响, 用于Sr-Nd-Pb-Hf同位素分析的样品粉末(0.3~0.4g)先在60℃的6mol·L-1 HCl中浸出1h, Nd-Hf同位素分析用的样品粉末各取50 mg直接溶解。化学分离后在海洋科学技术试点实验室(青岛)的Neptune XT(Thermal Fisher Scientific)多收集器(MC-ICP-MS)进行分析。Sr、Nd、Pb和Hf同位素比率分别通过标准NIST-987、JNdi-1、NIST-981和JMC-475的重复分析进行仪器漂移校正。BCR-2和BHVO-2的Sr-Nd-Hf-Pb同位素组成的不确定度均在推荐值不确定度范围内 (Zhang et al, 2023)。

3 结果

3.1 矿物微区化学分析

通过电子探针对S1-T火山岩样品进行矿物学分析, 发现火山岩具有斑状结构, 斑晶主要为斜长石、单斜辉石和钛铁矿, 基质主要包含斜长石、单斜辉石、含Ti-Fe氧化物以及磷灰石(图2)。对乌尔达内塔高原火山岩基质中的长石和辉石进行定名, 长石钙牌号较低, 主要为培长石和拉长石; 辉石主要为普通辉石, 含有少量透辉石和钙铁辉石(图3)。
图2 乌尔达内塔高原火山岩电子探针照片

Pl, 斜长石; Py, 辉石; Ilm, 钛磁铁矿; Apt, 磷灰石

Fig. 2 Electron probe photos of volcanic rocks in the Urdaneta Plateau.

Pl, plagioclase; Py, pyroxene; Ilm, ilmenite; Apt, apatite

图3 乌尔达内塔高原碱性玄武岩长石、辉石定名

An, 钙长石; Ab, 钠长石; Or, 正长石; Wo, 硅灰石; En, 镁斜方辉石; Fs, 铁斜方辉石

Fig. 3 Classification of feldspar and pyroxene in alkaline basalt of the Urdaneta Plateau.

An, anorthite; Ab, albite; Or, orthoclase; Wo, wollastonite; En, enstatite; Fs, ferrosilite

3.2 全岩主量元素

本次研究获得的10个乌尔达内塔高原玄武岩样品(S1-T)的主量元素和微量元素含量(wet, 湿重, wt %)结果见表1和表2。乌尔达内塔高原S1-T火山岩样品具有轻-中等程度的蚀变, 烧失量2.12%~6.12%。根据样品的P2O5含量, 可将样品分为高磷组和低磷组, 其中高磷组具有相对高的P2O5和CaO组成, 烧失量为3.69%~6.12%, 可能是磷酸盐化蚀变的结果; 低磷组磷含量较低, P2O5在0.62%~0.82%之间, 样品相对受蚀变影响较小。S1-T火山岩总碱含量高, Na2O+K2O在4.15%~7.83%之间, 在总碱含量与二氧化硅含量关系图(TAS)中(图4a), 乌尔达内塔高原玄武岩样品全部位于为碱性玄武岩区域, 总碱含量可能受蚀变影响, 为排除蚀变影响, 利用Zr/TiO2×0.0001 vs Nb/Y图(图4b), 在图4b中S1-T低磷组火山岩全为碱性玄武岩, 后续讨论主要关注S1-T低磷组火山岩。西菲律宾海盆内本哈姆隆起、乌尔达内塔高原、冲大东隆起、大东盆地获得的火山岩可分为碱性玄武岩和拉斑玄武岩两个系列, 拉斑玄武岩主量元素分布相对集中, 碱性玄武岩主量元素分布相对分散。在SiO2含量相似的情况下, 与海盆内其他的板内碱性玄武岩相比, S1-T碱性玄武岩具有更低的MgO、Al2O3、CaO、TiO2含量, 更高的Fe2O3含量, S1-T火山岩样品MgO在1.52%~2.09%之间; Al2O3含量在12.3%~12.7%之间; CaO含量在4.41%~6.56%之间; TiO2含量在1.77%~1.88%之间。在哈克图解中(图5), S1-T低磷组火山岩SiO2随MgO含量的降低而增加; TiO2随MgO含量的增加而增加; CaO随MgO含量的降低而增加; Fe2O3随MgO含量的增加而增加, TiO2、Fe2O3随MgO的变化而变化可能与钛磁铁矿的分离结晶有关。
表1 乌尔达内塔高原S1-T火山岩主量元素分析测试结果

Tab. 1 Whole-rock major element compositions of Urdaneta Plateau S1-T Volcanic rocks in %

元素 标样BHVO-2元素含量/% 高磷组元素含量/(wt%) 低磷组元素含量/(wt%)
标准值 测试值 S1-T-1B S1-T-1C S1-T-1F S1-T-2C S1-T-5 S1-T-2A S1-T-2E S1-T-2F S1-T-3 S1-T-6
Na2O 2.22±0.08 2.249 3.28 3.65 3.07 3.26 4.06 3.74 3.21 3.87 3.95 3.60
MgO 7.23±0.12 7.319 1.83 2.74 1.78 3.81 1.19 1.52 2.09 1.75 1.75 1.82
Al2O3 13.5±0.2 13.703 11.92 13.61 12.21 13.26 15.70 12.28 12.48 12.73 12.38 12.29
SiO2 49.9±0.6 51.514 38.60 44.66 36.41 44.26 49.27 51.58 47.34 50.07 50.89 50.20
P2O5 0.27±0.02 0.271 9.61 3.56 11.08 2.29 5.98 0.63 0.65 0.69 0.81 0.62
K2O 0.52±0.01 0.521 1.56 1.12 1.08 1.68 3.73 2.21 2.56 2.14 1.59 2.20
CaO 11.4±0.2 11.514 15.87 10.54 17.35 8.64 10.76 5.59 4.41 5.66 6.56 5.53
TiO2 2.73±0.04 2.428 2.09 2.60 2.29 2.67 1.30 1.77 1.88 1.83 1.79 1.88
MnO 0.167±0.005 0.170 0.08 0.14 0.08 0.14 0.07 0.31 0.18 0.28 0.36 0.36
Fe2O3 12.3±0.2 12.265 9.06 11.25 8.65 14.95 3.84 17.07 18.55 17.06 17.42 18.26
LOI 6.12 5.39 5.76 4.25 3.69 3.25 5.77 4.07 2.12 3.67
Total 100.01 99.27 99.74 99.21 99.59 99.96 99.11 100.13 99.63 100.43
表2 乌尔达内塔高原S1-T火山岩微量元素分析测试结果

Tab. 2 Whole-rock trace element compositions of Urdaneta Plateau S1-T Volcanic rocks in ppm

元素 高磷组微量元素含量/ppm 低磷组微量元素含量/ppm
S1-T-1B S1-T-1C S1-T-1F S1-T-2C S1-T-5 S1-T-2A S1-T-2E S1-T-2F S1-T-3 S1-T-6
Sc 33.9 31.7 24.9 30.8 10.9 31.2 32.9 32.5 33.8 32.7
V 97.3 141 104 217 57.3 18.8 36.6 23.1 17.5 25.2
Cr 18.4 22.8 7.58 24.2 27.1 120 32.2 40.4 81 79.7
Ni 16.4 20 12.4 17.8 38.4 57.6 28.9 24.1 37.9 51
Cu 48.2 39.5 49.6 46.7 48.7 47 114 61.2 45.6 79.1
Zn 139 237 180 163 105 216 275 234 233 229
Ga 20.6 25.2 20.7 23.9 27 24.6 20.1 23.4 25.3 22.6
Rb 29.5 18.7 20 31.4 45.9 47.4 53.5 43.4 27.9 44.9
Sr 746 616 771 420 679 413 366 425 459 405
Y 671 325 622 160 227 59.1 56.1 63.3 93.3 59.7
Zr 230 209 258 187 358 320 329 323 322 334
Nb 38.1 46.1 48.7 33.4 85.8 64.9 45.4 65.8 65.2 67.5
Cs 0.647 0.518 0.59 0.535 0.275 0.82 1.52 0.847 0.449 0.909
Ba 224 362 204 265 902 571 338 508 587 472
La 381 163 274 91.4 107 39.7 34.4 39.8 55.8 38
Ce 193 121 169 87.5 90.7 85.4 69.6 75.8 94.7 95.2
Pr 69.2 35.3 43.4 24.3 21.4 10.7 9.23 10.6 14.7 10.3
Nd 311 160 196 113 91.9 47.5 41.8 48 65.9 46.5
Sm 67.7 36.3 41.6 27.3 19 11.7 10.5 11.9 16.1 11.6
Eu 22.3 11.7 13.9 8.89 5.77 4.69 4.2 4.78 6.09 4.61
Gd 88.8 44.5 61 31 23.5 12.6 11.4 13 17.8 12.5
Tb 12.8 6.36 8.94 4.35 3.44 1.95 1.75 1.97 2.71 1.92
Dy 75.2 36.7 56.2 23.7 21.1 11 9.95 11.2 15.5 10.9
Ho 15.6 7.56 12.6 4.52 4.65 2.12 1.91 2.17 3.02 2.11
Er 40 19.4 33.7 11.1 12.6 5.51 4.92 5.6 7.79 5.45
Tm 5.22 2.57 4.46 1.42 1.73 0.789 0.699 0.798 1.09 0.772
Yb 28.2 13.9 23.9 7.56 9.42 4.69 4.11 4.7 6.28 4.57
Lu 4.36 2.13 3.76 1.13 1.48 0.706 0.62 0.704 0.945 0.687
Hf 5.09 6.17 5.9 4.28 7.81 7.86 8.21 8.08 8.03 8.22
Ta 2.71 3.59 3.11 2.15 4.82 3.9 2.16 4.07 4.03 4.19
Pb 7.54 5.93 8.18 3.14 4.98 3.23 6.44 2.62 4.5 11.4
Th 3.72 4.88 4.19 2.8 7.68 5.52 5.84 5.72 5.64 5.86
U 2.34 0.934 3.35 0.546 2.05 0.896 0.745 0.784 0.901 0.779
图4 a. 西菲律宾海盆火山岩总碱含量与二氧化硅 (TAS)分类图; b. S1-T火山岩Zr/TiO2×0.0001 vs Nb/Y分类图

本哈姆隆起和大东盆地火山岩数据来自Hickey-Vargas(1998a, b); 乌尔达内塔高原火山岩数据来自Ishizuka 等(2013)和Lelikov等(2016); 冲大东隆起数据来自Ishizuka 等(2013)

Fig. 4 (a) Total alkalis vs SiO2 (TAS) diagram of volcanic rocks of the West Philippine Basin; (b) Zr/TiO2×0.0001 vs Nb/Y of S1-T volcanic rocks.

Data of volcanic rocks of Benham Rise and Daito Basin are from Hickey-Vargas (1998a, b); data of volcanic rocks of Urdaneta Plateau are from Ishizka et al (2013) and Lelikov et al (2016); data of volanic rocks of Oki-Daito Rise are from Ishizuka et al (2013)

图5 乌尔达内塔高原火山岩主量元素关系图

a. SiO2; b. TiO2; c. Al2O3; d. Fe2O3; e. CaO; f. P2O5；本哈姆隆起和大东盆地火山岩数据来自Hickey-Vargas (1998a, b); 乌尔达内塔高原火山岩数据来自Ishizuka 等(2013) 和Lelikov等(2016); 冲大东隆起数据来自Ishizuka等(2013)

Fig. 5 MgO content versus (a) SiO2, (b) TiO2, (c) Al2O3, (d) Fe2O3, (e) CaO, (f) P2O5 for West Philippine Basin Volcanic rocks.

Data of volcanic rocks of Benham Rise and Daito Basin are from Hickey-Vargas (1998a, b); data of volcanic rocks of Urdaneta Plateau are from Ishizuka et al (2013) and Lelikov et al (2016); data of volcanic rocks of Oki-Daito Rise are from Ishizuka et al (2013)

3.3 全岩微量元素

在稀土元素(rare earth element, REE)球粒陨石标准化配分模式图中(图6a), S1-T火山岩也可分为两组, 一组为高磷组, 具有明显的Ce负异常和Y正异常, 与西太平洋海山获得的磷块岩具有相同的稀土元素特征(潘家华 等, 2002), 是次生磷酸盐化的结果; 一组为低磷组, S1-T低磷组碱性火山岩稀土元素具有典型OIB特征(Sun et al, 1989), Ce和Y无明显异常, 稀土元素富集, 轻重稀土(light REE, LREE; heavy REE, HREE)明显分馏, 相对富集轻稀土元素, LREE/HREE的值介于1.71~2.19之间。在微量元素地幔均一化配分模式图中(图6b), S1-T低磷组碱性火山岩具有典型OIB特征, 但其表现出明显的Sr负异常, Ti负异常以及Zr、Hf轻微负异常, 这些元素异常可能与长石、钛磁铁矿的分离结晶有关。S1-T低磷组碱性火山岩的微量元素特征与西菲律宾海盆内洋底高原的碱性系列火山岩相似, 但与拉斑系列火山岩相比, 碱性系列火山岩微量元素整体更富集。
图6 a. 西菲律宾海盆火山岩稀土元素配分模式图; b. 微量元素配分模式图

本哈姆隆起和大东盆地火山岩数据来自Hickey-Vargas(1998a, b); 乌尔达内塔高原火山岩数据来自Ishizuka等(2013)和Lelikov 等(2016); 冲大东隆起数据来自Ishizuka等(2013); 海水(×1010)数据来自Alibo等(1999); 磷块岩数据来自潘家华等(2002)

Fig. 6 (a) Rare earth element patterns of volcanic rocks in the West Philippine Basin; (b) trace element patterns.

Data of volcanic rocks of Benham Rise and Daito Basin are from Hickey-Vargas (1998a, b); data of volcanic rocks of Urdaneta Plateau are from Ishizuka et al (2013) and Lelikov et al (2016); data of volcanic rocks of Oki-Daito Rise are from Ishizuka et al (2013); data of seawater (×1010) from Alibo et al (1999); data of phosphorite from Pan et al (2002)

3.4 Sr-Nd-Pb-Hf同位素

乌尔达内塔高原低磷组火山岩样品的Sr-Nd-Pb-Hf同位素组成见表3, 五个火山岩样品具有相对集中的同位素组成范围, 206Pb/204Pb同位素比值为18.555~18.562, 207Pb/204Pb同位素比值为15.578~15.586; 208Pb/204Pb同位素比值为38.771~38.798; 87Sr/86Sr同位素比值为0.703924~0.704014; 143Nd/144Nd同位素比值为0.512878~ 0.512896; 176Hf/177Hf值为0.283019~0.283024。在εHf-εNd和εNd-87Sr/86Sr图中(图7c、d)西菲律宾海盆内的碱性玄武岩和拉斑玄武岩的Sr、Nd、Hf同位素组成范围明显重叠, 我们的样品的Sr、Nd、Hf同位素也与海盆内其他板内玄武岩相似。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb、208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图中(图7a、b)西菲律宾海盆内碱性玄武岩和拉斑玄武岩之间存在明显差异, 碱性系列玄武岩同位素组成分布相对分散, 拉斑系列玄武岩同位素组成分布相对集中。S1-T火山岩铅同位素值与前人研究获得的乌尔达内塔碱性玄武岩相似, 位于整个海盆内碱性玄武岩的铅同位素最低值区域。
表3 乌尔达内塔高原S1-T火山岩同位素分析测试结果

Tab. 3 Isotope analysis and testing results of S1-T volcanic rocks in the Urdaneta Plateau

同位素 标样同位素比值 本研究样品同位素比值
BCR-2 BCR-2 BCR-2 BHVO-2 BHVO-2 BHVO-2 S1-T-2A S1-T-2E S1-T-2F S1-T-3 S1-T-6
87Sr/86Sr 0.705015 0.705013 0.705017 0.703467 0.703483 0.703491 0.704014 0.703942 0.703979 0.703924 0.703987
±2σ 0.000006 0.000006 0.000006 0.000006 0.000006 0.000005 0.000006 0.000006 0.000006 0.000006 0.000006
143Nd/144Nd 0.512647 0.512648 0.512961 0.512983 0.512893 0.512896 0.512884 0.512893 0.512878
±2σ 0.000004 0.000005 0.000005 0.000005 0.000005 0.000006 0.000003 0.000004 0.000004
208Pb/204Pb 38.7192 38.2587 38.7709 38.7772 38.7981 38.7855 38.773
±2σ 0.0019 0.0017 0.0009 0.0012 0.0009 0.0011 0.0011
207Pb/204Pb 15.6241 15.536 15.5779 15.581 15.5863 15.5803 15.5794
±2σ 0.0007 0.0006 0.0004 0.0004 0.0003 0.0004 0.0004
206Pb/204Pb 18.7528 18.6681 18.5575 18.5547 18.5622 18.561 18.5565
±2σ 0.0008 0.0007 0.0004 0.0005 0.0004 0.0004 0.0005
176Hf/177Hf 0.282867 0.282871 0.282877 0.283096 0.283088 0.283079 0.283022 0.283021 0.283024 0.283023 0.283019
±2σ 0.000005 0.000005 0.000004 0.000003 0.000005 0.000003 0.000004 0.000004 0.000004 0.000004 0.000004
图7 同位素相关性图解

数据来源(Hickey-Vargas, 1998a, b; Pearce et al, 1999; Hickey-Vargas et al, 2005; Savov et al, 2006; Ishizuka et al, 2013; Yogodzinski et al, 2018); 绿色圆点曲线表示以WPB MORB平均值(黄色带十字圆点)为亏损组分端元加入到以446A-18-5(红色十字加粗)为富集组分端元的二元混合模拟结果, 图a、b中0.9~0.98之间每增加0.02设一个点

Fig. 7 Isotope correlation diagram.

Data from Hickey-Vargas (1998a, b); Pearce et al (1999); Hickey-Vargas et al (2005); Savov et al (2006); Ishizuka et al (2013); Yogodzinski et al (2018). Green curve represents the binary mixing simulation results of adding the WPB MORB average (yellow with cross dots) as the depleted component endpoint to the enriched component endpoint with 446A-18-5 (red cross bold). In Fig. a & b, one point is set for every 0.02 increase between 0.9 and 0.98

4 讨论

4.1 海底蚀变

本次研究获得的S1-T火山岩样品从海底获得, 暴露在海水环境中, 可能受到不同程度的蚀变影响, 因此, 在讨论其岩浆演化和源区特征之前, 必须先讨论蚀变引起的全岩化学变化。海水蚀变在海洋环境中十分常见, Hart(1973)认为海水蚀变对于玄武岩主要元素来说, K2O的含量会显著增加, MgO、SiO2、CaO、MnO的含量会略有下降, 而Na2O、A2O3、TiO2的含量保持不变。微量元素Ba、V、Cs、U增加, Co、Cr减少, Cu、Ga、Sc、Zn基本不变。Staudigel等(1981)报道海水蚀变不会影响Fe2O3(T)和TiO2, 但K2O、Cs的含量会增加; 稀土元素的含量会减少, 但它们的模式一般不会改变。Zhang等(2014)认为海水蚀变不会影响TiO2的含量, 会导致Cs、Ba、U含量增加, Th含量降低。对稀土元素和高场强元素(high-field-strength element, HSFEs, 如Nb、Hf)的影响较小。综上所述, 海水蚀变对Na2O、Al2O3、TiO2、Fe2O3(T)等主量元素， Nb、Zr、Hf等高场强元素和稀土元素没有显著影响。
磷酸盐化是一种特殊的海底蚀变, 在暴露海底的环境中较为常见, 前人研究磷酸盐化对海洋铁锰结壳、富钴结壳的影响发现, 磷酸盐化会导致明显的Y正异常(Koschinsky et al, 1997; 任江波等, 2017a); 对海洋磷酸盐进行研究发现磷酸盐稀土模式反映了海水特征(Elderfield et al, 1986; Wright et al, 1987; Jarvis et al, 1994; Lécuyer et al, 2004), 海洋磷酸盐会继承海水中稀土元素的特征, 主要表现为明显的负Ce异常和较高的Y/Ho比(任江波 等, 2017b, 2019)。对西太平洋海山磷酸盐研究发现, 西太平洋海山普遍存在次生磷酸盐化, 具体表现为高的CaO/P2O5, Y/Ho比值以及明显的Ce负异常(潘家华 等, 2002, 2007)。高Y/Ho比值和明显的Ce负异常是次生磷酸盐化的显著特点, 但高Y/Ho比值受多种因素影响(例如CO2和富卤素源部分熔融产生的岩浆也可能具有较高的Y/Ho比(Zhang et al, 2017), 因此我们Ce/Ce*[CeN2/(LaN×PrN)]作为指标, Ce/Ce*< 0.7表示样品受到磷酸盐化的影响(Liu et al, 2020); S1-T高磷组火山岩Ce/Ce*< 0.7, 这部分样品将不用于后续讨论。以下我们将着重讨论不受磷酸盐化影响的S1-T低磷组火山岩样品, 并选取HSFEs和REEs等不易受海水蚀变影响的元素作为指标。

4.2 地幔源区特征

乌尔达内塔高原火山岩微量元素富集, 具有OIB 特征, 在微量元素配分图中具有Ti负异常、Sr负异常可能与钛磁铁矿和斜长石的分离结晶有关, 与电子探针分析发现的斜长石斑晶和钛磁铁矿斑晶相吻合。根据菲律宾海板块的构造重建, 西菲律宾海盆的洋岛玄武岩形成于较年轻的、薄的海洋地壳, 海盆内存在板内岩浆作用, 形成的板内OIB可分为拉斑系列和碱性系列, 这些板内岩浆作用可能与地幔柱有关(Deschamps et al, 2002; Ishizuka et al, 2013)。乌尔达内塔高原S1-T火山岩样品全为碱性玄武岩(图4), 具有富集的同位素组成, 与前人研究发现的乌尔达内塔高原碱性系列玄武岩具有重叠的同位素组成(图7), 前人认为乌尔达内塔高原碱性火山岩的形成可能与冲大东地幔柱有关(Deschamps et al, 2002; Ishizuka et al, 2013)。
某些微量元素对不会受到岩浆演化过程的影响, 其比值可以反映源区特征, 例如, La/Sm可以反映源区的部分熔融程度, Sm/Yb可以反映源区石榴子石效应, 因此可以用微量元素对相关图解对源区进行判别。尽管La易受到磷酸盐化蚀变的影响, 但从P2O5-LaN图中可以看出本次研究的S1-T低磷组火山岩其La未受到蚀变的影响(图8b), 可以用于反映源区特征。(La/Sm)N值可以表示源区的部分熔融程度, 但除部分熔融程度外, 源区组成也会影响(La/Sm)N值, 我们在乌尔达内塔高原获得的S1-T碱性火山岩具有与之前乌尔达内塔高原碱性火山岩相似的微量元素趋势, 相似的同位素组成, 这些碱性玄武岩可能形成于同一个地幔源区。在LaN-(La/Sm)N关系图中可以看到(图8a), 乌尔达内塔高原玄武岩的(La/Sm)N随着LaN升高而升高, 表明(La/Sm)N受源区部分熔融程度的影响, 随着LaN和(La/Sm)N值升高, 源区部分熔融程度的减小, 碱性玄武岩部分熔融程度比拉斑玄武岩部分熔融程度低。
图8 西菲律宾海盆 (a) LaN-(La/Sm)N; (b)P2O5-LaN; (c) (La/Sm)N-(Sm/Yb)N; (d) (Zr/Hf)N-(Nb/Zr)N相关图

N代表原始地幔标准化值(Sun et al, 1989), 本哈姆隆起和大东盆地火山岩数据来源(Hickey-Vargas, 1998a, b); 乌尔达内塔高原火山岩数据来源(Ishizuka et al, 2013; Lelikov et al, 2016); 冲大东隆起数据来源(Ishizuka et al, 2013)

Fig. 8 LaN-(La/Sm)N (a)，P2O5-LaN (b)，(La/Sm)N-(Sm/Yb)N(c)，(Zr/Hf)N-(Nb/Zr)N (d) of volcanic rocks in the West Philippine Basin.

N represents the primitive mantle-normalized value (Sun et al, 1989); data of volcanic rocks of Benham Rise and Daito Basin are from Hickey-Vargas (1998a, b); data of volcanic rocks of Urdaneta Plateau are from Ishizuka et al (2013); Lelikov et al (2016); data of volcanic rocks of Oki-Daito Rise are from Ishizuka et al (2013)

在(La/Sm)N - (Sm/Yb)N图中(图8c), 西菲律宾海盆内板内玄武岩中碱性玄武岩具有比拉斑玄武岩更高的(La/Sm)N、(Sm/Yb)N值。重稀土元素在石榴子石中更相容, 相较于轻稀土元素, 重稀土元素更倾向于进入石榴子石中, 因此在石榴子石稳定域中地幔熔融产生的熔体具有轻稀土元素相对富集, 重稀土元素相对亏损的特征, 表现为高的Sm/Yb值, 即Sm/Yb值越高源区石榴子石效应越强。Hickey-Vargas(1998b)发现本哈姆隆起292站位获得的拉斑玄武岩其源区可能不存在石榴子石, 而大东海盆446站位获得的玄武岩具有高(Sm/Yb)N值, 其源区可能有石榴子石存在(Hickey-Vargas, 1998b); Lelikov等人在乌尔达内塔高原获得的碱性玄武岩认为其源区可能有石榴子石存在(Lelikov et al, 2016)。乌尔达内塔高原火山岩(Sm/Yb)N值为1.89~3.92(图8b), 介于本哈姆隆起玄武岩和大东海盆玄武岩之间, 与前人研究在乌尔达内塔高原发现的碱性玄武岩具有相似的(Sm/Yb)N值, 表明其源区可能有石榴子石存在。乌尔达内塔高原碱性火山岩(Dy/Yb)N值为2.35~2.47, 相对较高, 也表明其源区中可能存在石榴子石(Yuan et al, 2020)。Nb/Zr也可以反映源区轻重稀土分馏情况, 强不相容元素(Nb、Zr等)具有相似的全岩配分系数, 分离结晶一般不会造成这些元素的强烈分异, 因此可以直接用这些元素的比值来描述源区特征(Dupuy et al, 1992; 徐义刚, 1999), 并且S1-T低磷组火山岩Nb、Zr、Hf 与TiO2之间不存在相关关系, 表明Nb、Zr、Hf不受钛铁矿分离结晶作用的影响, 其(Zr/Hf)N-(Nb/Zr)N可以用来反映源区轻重稀土分馏情况。在(Zr/Hf)N-(Nb/Zr)N图中S1-T低磷组火山岩(Nb/Zr)N高于本哈姆隆起拉斑玄武岩(图8d), 与碱性玄武岩相似, 也表明其源区可能存在石榴子石。

4.3 WPB板内火山岩之间的联系

确定乌尔达内塔高原和本哈姆隆起两高原形成之间的相互关系对研究西菲律宾海盆的演化至关重要。关于西菲律宾海盆的构造重建认为乌尔达内塔高原和本哈姆隆起开始时位于同一构造位置, 后随着海盆扩张作用沿CBF向东西两侧分开, 两高原可能具有相同的地幔源区组成(Hall et al, 1995; Deschamps et al, 2002, 2008; Okino et al, 2003)。Hickey-Vargas (1998a, b)提供了本哈姆隆起292站位拉斑玄武岩的主微量及Sr-Nd-Pb同位素数据, 认为本哈姆隆起的拉斑玄武岩与大东盆地446站位拉斑玄武岩具有相同的地幔源区; Ishizuka等(2013)将乌尔达内塔高原火山岩与本哈姆隆起火山岩的同位素和年龄进行比较, 发现两者具有相似的年龄和同位素组成, 位于扩张轴两侧且与扩张轴等距, 结合构造重建, 认为两者起源于同一地幔柱, 后随海盆扩张作用沿CBF向东西两侧分开。如上3.4节所述, 我们发现拉斑系列玄武岩具有相似的同位素组成; 但碱性系列玄武岩同位素组成相对分散, 与拉斑系列玄武岩同位素组成不同。在同位素比值相关图中(图7), 本哈姆隆起的拉斑玄武岩、大东海盆446站位拉斑玄武岩、乌尔达内塔高原拉斑玄武岩以及冲大东隆起的拉斑玄武岩具有相似的Sr-Nd-Pb同位素组成, 我们认为这些拉斑玄武岩可能形成于同一地幔源区。本研究在乌尔达内塔高原获得的火山岩全部为碱性玄武岩(图4), 并且具有比本哈姆隆起拉斑玄武岩更低的Pb同位素组成和更富集的Hf同位素组成(图7), 比乌尔达内塔高原拉斑玄武岩更低的Pb同位素组成, Pb同位素组成不同表明本哈姆隆起和乌尔达内塔高原两高原的拉斑玄武岩和碱性玄武岩两种系列火山岩的源区存在差异。
S1-T样品具有低206Pb/204Pb值, 在铅同位素图中(图7a、b), 碱性玄武岩同位素组成呈线性分布, 似乎具有与亏损的WPB MORB混合的趋势, 其形成可能受地幔柱和扩张中心相互作用的影响。前人研究也认为西菲律宾海盆内OIB同位素组成呈线性分布, 其形成可能受地幔柱和扩张中心相互作用的影响 (Hickey-Vargas, 2005)。为验证其同位素组成是否受扩张中心亏损组分影响, 我们以碱性玄武岩中同位素组成最富集的446A-18-5 (Hickey-Vargas, 1998a) 作为富集组分端元, 以WPB MORB的平均值作为亏损组分端元进行二元混合模拟, 模拟结果显示要达到S1-T样品具有的低206Pb/204Pb同位素值, 需要在富集组分中加入70%~90%的亏损组分, 这种高比例的混合在自然条件下通常很难实现, 因此可以排除通过混合(地幔柱与扩张中心相互作用)形成, 表明S1-T火山岩形成时乌尔达内塔高原此时可能已经偏离扩张中心, 不受扩张中心地幔亏损组分的影响, 具有一个相对独立的地幔源区。
板内玄武岩多发育有拉斑玄武岩和碱性玄武岩, 并且不同碱度玄武岩之间存在周期性旋回, 拉斑玄武岩主要形成于板内岩浆活动的主要阶段, 碱性玄武岩一般形成于拉斑玄武岩之后几个百万年, 发育于晚期岩浆活动阶段。例如卡洛琳高原拉斑玄武岩是岩浆活动主要阶段的产物, 碱性玄武岩是岩浆活动晚期的产物, 具有不同的同位素组成和更低的部分熔融程度(Zhang et al, 2020); 夏威夷玄武岩岩浆活动也具有两阶段特征, 主要活动阶段发育拉斑玄武岩, 岩浆活动晚期发育碱性玄武岩, 晚于岩浆主要活动阶段0.5~2Ma (Garcia et al, 2010; Phillips et al, 2016; Zhang et al, 2022)。因S1-T样品较小, 我们未获得岩石年龄, 但在S1-T采样位置附近前人采样获得了碱性玄武岩40Ar-39Ar年龄为38.09~35.8Ma, 晚于乌尔达内塔高原拉斑玄武岩(41.6~39.79Ma)1~2Ma(Ishizuka et al, 2013), 同时, 乌尔达内塔高原碱性玄武岩与拉斑玄武岩具有不同的同位素组成, 碱性玄武岩206Pb/204Pb值更低; 并且乌尔达内塔高原碱性玄武岩具有比拉斑玄武岩更低的部分熔融程度(图8a), 因此我们认为乌尔达内塔高原火山岩岩浆活动具有两个阶段, 主要活动阶段发育拉斑玄武岩, 晚期活动阶段发育碱性玄武岩。

5 结论

本文测定的S1-T火山岩的全岩主量元素、微量元素以及同位素结果表明, 本次研究获得的乌尔达内塔高原S1-T火山岩样品为碱性玄武岩, 具有斑状结构, 斑晶主要为钛磁铁矿、斜长石和辉石, 基质主要由长石、辉石和Ti-Fe氧化物组成。S1-T碱性火山岩微量元素模式图具有与典型洋岛玄武岩相同的特征, 具有富集的同位素组成, 其形成可能与地幔柱有关。S1-T碱性火山岩具有较高的(Sm/Yb)N值和(Nb/Zr)N值, 与前人研究获得的乌尔达内塔高原碱性火山岩相似, 源区可能含有石榴子石。西菲律宾海盆内拉斑玄武岩同位素组成相似, 碱性玄武岩同位素组成变化较大。S1-T火山岩具有低的206Pb/204Pb同位素组成, 与前人获得的乌尔达内塔高原碱性玄武岩相似, 但明显低于拉斑系列玄武岩206Pb/204Pb同位素值, 乌尔达内塔高原碱性系列玄武岩具有相同的源区。为排除地幔柱与扩张中心相互作用的可能性, 以最富集的碱性玄武岩446A-18-5作为富集组分端元, WPB MORB平均值作为亏损组分端元进行二元混合模拟计算, 计算结果表明S1-T碱性玄武岩低206Pb/204Pb值不能通过混合得到, 表明乌尔达内塔高原碱性玄武岩可能具有一个与拉斑系列玄武岩组成不同, 相对独立的地幔源区。乌尔达内塔高原碱性玄武岩形成时间比该高原拉斑玄武岩晚1~2Ma, 并且部分熔融程更低, 两个系列的玄武岩可能形成于岩浆活动的不同阶段, 拉斑系列玄武岩形成于岩浆活动的主要阶段, 碱性系列玄武岩形成于岩浆活动的晚期阶段。

参考文献

原文顺序 | 文献年度倒序 | 文中引用次数倒序
[1]
潘家华, 刘淑琴, 杨忆, 等, 2002. 西太平洋海山磷酸盐的常量、微量和稀土元素地球化学研究[J]. 地质论评, 48(5): 534-541.

PAN JIAHUA, LIU SHUQIN, YANG YI, et al, 2002. Research on geochemical characteristics of major, trace and rare-earth elements in phosphates from the west pacific seamounts[J]. Geological Review, 48(5): 534-541 (in Chinese with English abstract).

[2]
潘家华, 刘淑琴, 罗照华, 等, 2007. 太平洋海山磷酸盐的产状、特征及成因意义[J]. 矿床地质, 26(2): 195-203.

PAN JIAHUA, LIU SHUQIN, LUO ZHAOHUA, et al, 2007. Modes of occurrence and characteristics of phosphorates on Pacific Guyots and their genetic significance[J]. Mineral Deposits, 26(2): 195-203 (in Chinese with English abstract).

[3]
任江波, 何高文, 姚会强, 等, 2017a. 磷酸盐化作用对富钴结壳中稀土元素的影响[J]. 海洋地质与第四纪地质, 37(2): 33-43.

REN JIANGBO, HE GAOWEN, YAO HUIQIANG, et al, 2017a. The effects of phosphatization on the REY of Co-rich Fe-Mn crusts[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 37(2): 33-43 (in Chinese with English abstract).

[4]
任江波, 韦振权, 2017b. 富稀土磷酸盐的认识及其启示[J]. 地质论评, 63(S1): 13-14.

REN JIANGBO, WEI ZHENQUAN, 2017b. The discovery and implication of REE-rich phosphate in deep-sea[J]. Geological Review, 63(S1): 13-14 (in Chinese with English abstract).

[5]
任江波, 邓希光, 邓义楠, 等, 2019. 中国富钴结壳合同区海水的稀土元素特征及其意义[J]. 地球科学, 44(10): 3529-3540.

REN JIANGBO, DENG XIGUANG, DENG YINAN, et al, 2019. Rare earth element characteristics and its geological implications for seawater from cobalt-rich ferromanganese crust exploration contract area of China[J]. Earth Science, 44(10): 3529-3540 (in Chinese with English abstract).

[6]
石学法, 鄢全树, 2013. 西太平洋典型边缘海盆的岩浆活动[J]. 地球科学进展, 28(7): 737-750.

DOI

SHI XUEFA, YAN QUANSHU, 2013. Magmatism of typical marginal basins (or back-arc basins) in the West Pacific[J]. Advances in Earth Science, 28(7): 737-750 (in Chinese with English abstract).

DOI

[7]
徐义刚, 1999. 拉张环境中的大陆玄武岩浆作用: 性质及动力学过程[M]//郑永飞. 化学地球动力学. 北京: 科学出版社:119-167(in Chinese).

[8]
ALIBO D S, NOZAKI Y, 1999. Rare earth elements in seawater: Particle association, shale-normalization, and Ce oxidation[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 63(3-4): 363-372.

[9]
DESCHAMPS A, LALLEMAND S, 2002. The West Philippine Basin: an Eocene to early Oligocene back arc basin opened between two opposed subduction zones[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 107(B12): 2322.

[10]
DESCHAMPS A, SHINJO R, MATSUMOTO T, et al, 2008. Propagators and ridge jumps in a back-arc basin, the West Philippine Basin[J]. Terra Nova, 20(4): 327-332.

[11]
DUPUY C, LIOTARD J M, DOSTAL J, 1992. Zr/Hf fractionation in intraplate basaltic rocks: Carbonate metasomatism in the mantle source[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56(6): 2417-2423.

[12]
ELDERFIELD H, PAGETT R, 1986. Rare Earth elements in Ichthyoliths: variations with redox conditions and depositional environment[J]. Science of the Total Environment, 49: 175-197.

[13]
FUJIOKA K, OKINO K, KANAMATSU T, et al, 1999. Enigmatic extinct spreading center in the West Philippine backarc basin unveiled[J]. Geology, 27(12): 1135-1138.

[14]
GARCIA M O, SWINNARD L, WEIS D, et al, 2010. Petrology, geochemistry and geochronology of Kaua’i lavas over 4•5 Myr: Implications for the origin of rejuvenated volcanism and the evolution of the Hawaiian plume[J]. Journal of Petrology, 51(7): 1507-1540.

[15]
HALL R, ALI J R, ANDERSON C D, et al, 1995. Origin and motion history of the Philippine Sea Plate[J]. Tectonophysics, 251(1-4): 229-250.

[16]
HALL R, 2002. Cenozoic geological and plate tectonic evolution of SE Asia and the SW Pacific: computer-based reconstructions, model and animations[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 20(4): 353-431.

[17]
Haraguchi S., Ishii T., Kimura JI, et al. 2011. The early Miocene (-25 Ma) volcanism in the northern Kyushu-Palau Ridge, enriched mantle source injection during rifting prior to the Shikoku backarc basin opening. Contributions to Mineralogy Petrology 163, 483-504.

[18]
HART R A, 1973. A model for chemical exchange in the basalt-seawater system of oceanic layer II[J]. Canadian Journal of Earth Sciences, 10 (6): 799-816.

[19]
HICKEY-VARGAS R, 1991. Isotope characteristics of submarine lavas from the Philippine Sea: implications for the origin of arc and basin magmas of the Philippine tectonic plate[J]. Earth and Planetary Science Letters, 107(2): 290-304.

[20]
HICKEY-VARGAS R, 1998a. Origin of the Indian Ocean-type isotopic signature in basalts from Philippine Sea plate spreading centers: an assessment of local versus large-scale processes[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 103(B9): 20963-20979.

[21]
HICKEY-VARGAS R, 1998b. Geochemical characteristics of oceanic island basalts from the Philippine Sea Plate: Implications for the sources of east Asian plate margin and intraplate basalts[M]// FLOWERM F J, CHUNGS L, LOC H, et al. Mantle dynamics and plate interactions in East Asia. Washington: American Geophysical Union, 27: 365-384.

[22]
HICKEY-VARGAS R, 2005. Basalt and tonalite from the Amami plateau, northern West Philippine Basin: new early Cretaceous ages and geochemical results, and their petrologic and tectonic implications[J]. Island Arc, 14(4): 653-665.

[23]
HILDE T W C, LEE C S, 1984. Origin and evolution of the West Philippine Basin: a new interpretation[J]. Tectonophysics, 102(1-4): 85-104.

[24]
ISHIZUKA O, TAYLOR R N, OHARA Y, et al, 2013. Upwelling, rifting, and age-progressive magmatism from the Oki-Daito mantle plume[J]. Geology, 41(9): 1011-1014.

[25]
JARVIS I, BURNETT W C, NATHAN Y, et al, 1994. Phosphorite geochemistry: State-of-the-art and environmental concerns[J]. Eclogae Geologicae Helvetiae, 87(3): 643-700.

[26]
KOSCHINSKY A, STASCHEIT A, BAU M, et al, 1997. Effects of phosphatization on the geochemical and mineralogical composition of marine ferromanganese crusts[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 61(19): 4079-4094.

[27]
KROENKE L, et al, 1980. Initial reports of the deep sea drilling project, volume 59[R]. Washington DC: US Government Printing Office.

[28]
LÉCUYER C, REYNARD B, GRANDJEAN P, 2004. Rare earth element evolution of Phanerozoic seawater recorded in biogenic apatites[J]. Chemical Geology, 204(1-2): 63-102.

[29]
LELIKOV E P, EMELYANOVA T A, 2016. Alkaline basaltic volcanism of the Sea of Japan and the Philippine Sea: Similar and distinct geochemical and genetic features[J]. Doklady Earth Sciences, 468(1): 433-437.

[30]
LIU YUHAO, ZHANG GUOLIANG, ZHANG JI, et al, 2020. Geochemical constraints on CO2-rich mantle source for the Kocebu Seamount, Magellan Seamount chain in the western Pacific[J]. Journal of Oceanology and Limnology, 38(4): 1201-1214.

[31]
YUAN LONG, YAN QUANSHU, LIU YANGUANG, et al. 2020. In Situ Geochemical Compositions of the Minerals in Basaltic Rocks from the West Philippine Basin: Constraints on Source Lithology and Magmatic Processes. Lithosphere, 2020(1): 8878501.

[32]
OHARA Y, TOKUYAMA H, STERN R J, 2007. Thematic Section: Geology and geophysics of the Philippine Sea and adjacent areas in the Pacific Ocean[J]. Island Arc, 16(3): 319-321.

[33]
OKINO K, FUJIOKA K, 2003. The Central Basin Spreading Center in the Philippine Sea: Structure of an extinct spreading center and implications for marginal basin formation[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 108(B1): 2040.

[34]
OKINO K, OHARA Y, KASUGA S, et al, 1999. The Philippine Sea: new survey results reveal the structure and the history of the marginal basins[J]. Geophysical Research Letters, 26(15): 2287-2290.

[35]
PEARCE J A, KEMPTON P D, NOWELL G M, et al, 1999. Hf-Nd element and isotope perspective on the nature and provenance of mantle and subduction components in western Pacific arc-basin systems[J]. Journal of Petrology, 40(11): 1579-1611.

[36]
PHILLIPS E H, SIMS K W W, SHERROD D R, et al, 2016. Isotopic constraints on the Genesis and evolution of basanitic lavas at Haleakala, Island of Maui, Hawaii[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 195: 201-225.

[37]
SAVOV I P, HICKEY-VARGAS R, D’ANTONIO M, et al, 2006. Petrology and geochemistry of West Philippine Basin basalts and early Palau-Kyushu arc volcanic clasts from ODP leg 195, site 1201D: implications for the early history of the Izu-Bonin-Mariana arc[J]. Journal of Petrology, 47(2): 277-299.

[38]
STAUDIGEL H, HART S R, RICHARDSON S H, 1981. Alteration of the oceanic crust: processes and timing[J]. Earth and Planetary Science Letters, 52(2): 311-327.

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

[40]
TAYLOR B, GOODLIFFE A M, 2004. The West Philippine Basin and the initiation of subduction, revisited[J]. Geophysical Research Letters, 31(12): L12602.

[41]
WRIGHT J, SCHRADER H, HOLSER W T, 1987. Paleoredox variations in ancient oceans recorded by rare earth elements in fossil apatite[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 51(3): 631-644.

[42]
YAN QUANSHU, SHI XUEFA, 2011. Geological comparative studies of Japan arc system and Kyushu-Palau arc[J]. Acta Oceanologica Sinica, 30(4): 107-121.

[43]
YIN ZHENGXIN, WANG WEIPING, CHEN LIANG, et al, 2021. Basalt from the extinct spreading center in the West Philippine Basin: New geochemical results and their petrologic and tectonic implications[J]. Minerals, 11(11): 1277.

[44]
YOGODZINSKI G M, BIZIMIS M, HICKEY-VARGAS R, et al, 2018. Implications of Eocene-age Philippine Sea and forearc basalts for initiation and early history of the Izu-Bonin-Mariana arc[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 228: 136-156.

[45]
ZHANG GUOLIANG, SMITH-DUQUE C, 2014. Seafloor basalt alteration and chemical change in the ultra thinly sedimented South Pacific[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 15(7): 3066-3080.

[46]
ZHANG GUOLIANG, CHEN LIHUI, JACKSON M G, et al, 2017. Evolution of carbonated melt to alkali basalt in the South China Sea[J]. Nature Geoscience, 10(3): 229-235.

[47]
ZHANG GUOLIANG, ZHANG JI, WANG SHUAI, et al, 2020. Geochemical and chronological constraints on the mantle plume origin of the Caroline Plateau[J]. Chemical Geology, 540: 119566.

[48]
ZHANG GUOLIANG, WANG SHUAI, HUANG SHICHUN, et al, 2022. CO2-rich rejuvenated stage lavas on Hawaiian Islands[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 23(9): e2022GC010525.

[49]
ZHANG GUOLIANG, YAO JUNHUA, XU FENG, et al, 2023. Origin of the Mussau Trench in the Western Pacific: Geochemical and mineralogical constraints from basalts and serpentinized peridotites[J]. Chemical Geology, 642: 121798.

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