东太平洋海隆近赤道区玄武岩岩石地球化学与地幔源区特征❋

韩宗珠， 刘 涵， 李 敏， 孙晓霞， 来志庆， 边 宇， 林学辉

(1.中国海洋大学海洋地球科学学院，山东 青岛 266100；2.中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东 青岛 266100；3. 中国地质调查局青岛海洋地质研究所，山东 青岛 266100)

东太平洋海隆近赤道区玄武岩岩石地球化学与地幔源区特征❋

韩宗珠1，2， 刘 涵2， 李 敏2， 孙晓霞1，2， 来志庆1，2， 边 宇2， 林学辉3

(1.中国海洋大学海洋地球科学学院，山东 青岛 266100；2.中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东 青岛 266100；3. 中国地质调查局青岛海洋地质研究所，山东 青岛 266100)

本文对东太平洋海隆赤道地区北部和南部的9件玄武岩样品进行了详细的岩相学和主量、微量元素及Sr-Nd-Pb同位素分析研究，结果表明：MgO含量为7.32%～10.22%，Na2O为3.03%～3.59%，K2O为0.23%～0.57%，CaO为10.96%～12.39%，Al2O3为11.40%～13.76%，该区玄武岩均属于亚碱性玄武岩，具有MORB型的稀土及微量元素特点，原始岩浆均经历了橄榄石和斜长石的分离结晶。轻重稀土元素含量均较低，LREE/HREE比值为0.61～0.97，(La/Yb)N比值为0.72～1.76，(La/Sm)N比值为0.60～1.30，(Gd/Yb)N为0.99～1.16。Sr-Nd-Pb同位素特征更接近N-MORB，其中，87Sr/86Sr 和143Nd/144Nd比值更接近DM源区，而Pb的三种同位素比值要明显高于DM源区，更为接近EM源区。研究表明岩浆起源于尖晶石橄榄岩区，来源于较为亏损的地幔，NEPR玄武岩可能混有HIMU源区，SEPR玄武岩除了混合有HIMU成分外，可能还有少量的EMⅡ成分。

东太平洋海隆；玄武岩；岩浆作用；结晶分异作用

洋中脊玄武质岩浆形成于大洋中脊扩张导致的上地幔减压部位，该部位是地球海底岩浆活动最强烈的地区。由于较少受到成分复杂的陆壳影响，使得洋中脊玄武岩携带了关于洋中脊地区上地幔物质组成的重要信息[1]。此外，洋中脊玄武质岩浆在上升迁移过程中都会经历不同程度的结晶分异和岩浆混合作用[2-4]，导致地球化学组成上表现出多样性的特征。因此洋中脊玄武岩的地球化学特征可以反映洋中脊幔源岩浆的形成和演化过程，同时也可以反映岩浆在上升迁移过程中所发生的一系列变化[5]。前人针对东太平洋海隆地区进行了许多研究[6-9]，但就东太平洋海隆内部分区的对比研究较少，故本文对东太平洋海隆赤道附近2个不同区段的洋中脊玄武岩样品进行了研究，通过岩石学、主量、微量元素以及Sr-Nd-Pb同位素地球化学的研究，来探讨东太平洋海隆不同区段玄武岩的岩浆起源深度、结晶分异过程以及地幔源区性质的共性和差异，为进一步认识快速扩张洋脊不同区域背景下玄武岩的成因和起源提供有力佐证。

1 区域地质背景

东太平洋海隆(EPR)是典型的快速扩张洋中脊，大致沿南-北向延伸，其西侧为太平洋板块，东侧从北向南依次为北美板块、Cocos板块、Nazca板块和南美板块[10]。 与慢速和超慢速扩张洋脊相比，EPR不发育中央裂谷，其地形特征为轴部具有隆起带，洋脊两翼较平缓，高差变化小，岩浆活动强烈(见图1)。EPR广泛分布洋中脊玄武岩，超基性岩和侵入岩很少出露，岩石一般较新鲜，海底表面一般没有沉积物的覆盖。近洋脊处通常出露正常型洋中脊玄武岩，远离洋脊处产出富集型洋中脊玄武岩甚至碱性玄武岩[10]。EPR的扩张速率从北端的约80 mm/a向南逐渐增加为约160 mm/a，洋脊广泛分布不连续带，最主要的不连续带为转换断层[11]。此外，在洋脊相交的位置常形成三联点(见图1)，最著名的三联点是在EPR东翼赤道北部附近(2°N)，近东西向的加拉帕戈斯(Galapagos)扩张中心作为Cocos板块和Nazca板块的分离边界，其西端与东太平洋海隆相交，使得该地区具有复杂的构造特征，形成一个脊-脊-脊型三向连接构造(Galapagos Triple Junction)，在这里，EPR的地形地貌、构造以及洋脊扩张速率等均发生了变化。因此，为了查明快速扩张的洋中脊三联点处和正常洋中脊区段的玄武质岩浆起源深度、演化过程以及地幔成分的共性和差异性，项目组选取东太平洋海隆赤道北部1.23°N(简写为NEPR)和赤道南部5.7°S(简写为SEPR)附近的玄武岩进行相关研究(见图1)。

(底图据文献[12，13]修改; ●:NEPR采样点位置; ○:SEPR采样点位置。after Niu amp; Hekinian,1997; Gregg et al.,2006; ●：Sampling point location of NEPR；○:Sampling point location of SEPR.)

图1 东太平洋海隆区域构造图
Fig.1 Distribution diagram of study area along East Pacific Rise

2 样品采集和岩相学特征

通过大洋一号第 22 航次科考获得本研究所需洋中脊玄武岩样品。在肉眼观察及岩相学鉴定工作的基础上，本文对其进行了主量、微量元素成分的分析测试工作, 并测定了其中4个样品的Sr、Nd、Pb同位素组成。

在两个区域中共获得玄武岩样品9 块，其中NEPR区共有5块样品，编号为22VIII-S032-TVG06、22VIII-S033-TVG07、22VIII-S038-TVG10、22VIII-S039-TVG11、22VIII-S040-TVG12；SEPR区共4块样品，编号为22VII-S003-TVG02、22VII-S004-TVG03、22VII-S008-TVG06、22VII-S014-TVG09(见表1)，具体的采样位置如表1所示。

表1 研究区玄武岩样品信息

NEPR和SEPR研究区玄武岩均经受了一定程度的风化作用，其特征基本一致(见图2)。风化面呈红褐色，新鲜面为灰黑色，块状构造，并且发育气孔状构造，斑状结构，少数样品发育球颗结构。斑晶占5%～20%，主要为斜长石，粒径约0.05～0.3 mm，细长条状、板状，偶见橄榄石和辉石斑晶，橄榄石粒径约为0.03～0.07 mm，辉石粒径约0.06～0.1 mm。基质为间隐结构、间粒间隐结构，成分主要为斜长石和辉石的细小晶粒，呈细长柱状杂乱排布，在间隙中填充暗色隐晶质。少见球颗结构，由纤维状辉石和斜长石微晶构成束状、帚状球颗结构。

(a-e：NEPR 样品；f-i：SEPR 样品。a-e：NEPR；f-i：SEPR.)

3 分析方法

在中国海洋大学X射线荧光光谱分析实验室完成了样品主量元素的测试工作，使用SPECTRO XEPOS台式偏振X射线荧光光谱仪进行测试分析。使用的测试方法为TurboQuant-Geo，且该方法的适用范围较宽，方法较为成熟。

在青岛海洋地质研究所实验中心进行样品的微量元素测试工作，使用仪器为ICP-AES，内标采用In Re 1mg/mL，分析精度优于5%。

4 岩石地球化学特征

4.1 主量元素

研究区玄武岩样品的主量元素分析数据见表2。它们的MgO含量较高，为7.32%～10.22%，指示大部分玄武岩的分异程度较低；Na2O含量较高，为3.03%～3.59%；K2O含量较低，为0.23%～0.57%；CaO含量较高，为10.96%～12.39%；Al2O3含量也较高，为11.40%～13.76%。可见，2个采样区的玄武岩均属于富CaO、Al2O3，贫碱的基性岩浆类型。在TAS岩石分类图解(见图3a)中，所有岩石均落入亚碱性玄武岩区域；在AFM图解中(见图3b)，所有样品均属于拉斑玄武岩演化系列。因此，NEPR和SEPR研究区的玄武岩岩石化学成分类型均属于拉斑玄武岩系列。

在MgO与其他主量元素的双变量协变图解(见图4)中，各种氧化物与MgO之间呈现较好的线性关系，其中除Al2O3、CaO与MgO呈正相关之外，其余均与MgO呈现负相关关系，指示出较好的结晶分异趋势。在CaO/Al2O3-MgO的相关性图解中，两者之间呈负相关，指示随着分异程度的增加，辉石含量与长石含量之间的相对含量在逐渐减小。

4.2 微量元素

研究区玄武岩样品的微量元素分析测试结果见表3。在微量元素与MgO之间的双变量图解(见图5)中，Rb、Y、Zr与MgO成较为明显的负相关关系，而Cr、Ni则与MgO成正相关关系，其他元素相关关系不明显。在高场强元素的三角分类图解(见图6)中，所有玄武岩均落入正常洋中脊地幔(N-MORB)的范围。在原始地幔标准化图解(见图7a)中，NEPR和SEPR区玄武岩的微量元素分配形式具有相似性，总体呈左倾趋势，相对亏损Ba、Rb、Th和Nb等不相容元素，并具有明显K的正异常，类似于N-MORB型玄武岩的微量元素分配形式。

表2 研究区洋中脊玄武岩主量元素分析结果Table 2 Major elements results of study basalts /×10-2

图3 a：研究区玄武岩TAS分类图解；b：AFM图解Fig.3 a：TAS diagram of study basalts；b: AFM plot of basalts

图4 研究区玄武岩主量元素双变量协变图解Fig.4 The diagram of basalts major elements

/×10-6

续表3

样品编号Sample22VII-S003-TVG0222VII-S004-TVG0322VII-S008-TVG0622VII-S014-TVG0922VIII-S032-TVG0622VIII-S033-TVG0722VIII-S038-TVG1022VIII-S039-TVG1122VIII-S040-TVG12Sr126.95112.15120.28118.03174.44141.09149.89105.70101.79Y23.2247.1323.6530.8729.1922.9536.2937.0736.90Zr72.98160.8071.2896.46110.8276.00129.13113.57110.50Nb1.052.741.050.747.130.112.021.601.49Sn1.771.210.821.801.811.270.801.511.41Ba27.401.741.7427.0579.9319.4816.631.8442.81Hf3.611.723.073.793.672.670.830.832.58Ta5.141.191.195.021.550.330.331.391.39W0.510.270.370.450.340.370.290.290.29Tl0.240.240.240.240.080.130.130.130.13Pb2.128.801.912.653.093.401.036.071.03Th0.240.360.140.110.91.030.230.250.25U0.070.110.050.130.230.150.110.080.09

图5 微量元素双变量协变图解

( N:N型MORB；T:T型MORB；P: P型MORB。N: N-type MORB；T:T-type MORB；P: P-type MORB.)

图6 Zr/Y-Zr/Y-Y/Nb图
Fig.6 Zr/Y-Zr/Y-Y/Nb plot

4.3 稀土元素

研究区玄武岩样品的稀土元素分析结果见表4，分析结果指示，EPR玄武岩的岩石稀土元素总量整体较低，为62.49×10-6～128.31×10-6，同时轻重稀土元素含量也均较低，其LREE/HREE比值为0.61～0.97，指示玄武岩为重稀土元素相对富集型；(La/Yb)N比值为0.72～1.76，(La/Sm)N比值为0.60～1.30，(Gd/Yb)N为0.99～1.16，显示轻重稀土元素之间、轻稀土元素之间以及重稀土元素之间的分馏不明显，而δEu为0.92～1.04，指示玄武岩未指示出较为明显的Eu亏损或者富集特征。在∑REE-MgO相关性图解(见图8)中指示，稀土元素总量与MgO值之间呈现较好的负相关关系，即随着分异程度的升高，稀土元素的总量也随之升高。在稀土元素球粒陨石标准化蛛网图(见图7b)中，所有玄武岩的配分模式均相类似，即轻稀土元素显示略微左倾、重稀土元素平坦的模式，与N-MORB型玄武岩具有相类似的配分模式，但是在总量上显示出一些差异。

(数据引自文献[14].Referenced from [14])

/10-6

续表4

样品编号Sample22VII-S003-TVG0222VII-S004-TVG0322VII-S008-TVG0622VII-S014-TVG0922VIII-S032-TVG0622VIII-S033-TVG0722VIII-S038-TVG1022VIII-S039-TVG1122VIII-S040-TVG12Ho0.901.830.901.211.130.891.361.431.42Er2.745.562.723.633.362.614.134.304.36Tm0.380.780.380.510.480.370.580.610.61Yb2.515.162.543.373.032.393.753.953.96Lu0.370.760.380.510.460.360.570.600.60Y23.2247.1323.6530.8729.1922.9536.2937.0736.90∑REE64.16128.3062.4985.3195.2262.65101.5598.2398.16∑LREE25.9050.6223.7934.3846.9124.9442.3937.4637.61∑HREE38.2677.6838.7050.9348.3137.7159.1660.7760.55LREE/HREE0.680.650.610.680.970.660.720.620.62(La/Yb)N0.880.790.720.781.760.760.930.750.76(La/Sm)N0.750.680.630.671.300.600.730.650.65(Gd/Yb)N1.000.990.991.001.161.091.071.010.99δEu0.921.040.930.960.960.931.001.031.04

图8 研究区玄武岩MgO-∑REE协变图解Fig.8 Diagram of MgO-∑REE of study basalts

4.4 Sr-Nd-Pb同位素

NEPR玄武岩和SEPR玄武岩的Sr、Nd、Pb同位素组成见表5，将研究区玄武岩与DM、EM1、EM2等端元组分和N-MORB进行对比，可以看出研究区玄武岩同位素特征更接近N-MORB，其中，87Sr/86Sr 和143Nd/144Nd比值相比其他源区更接近DM源区，而Pb的三种同位素比值要明显高于DM源区，更为接近EM源区。

5 讨论

5.1 岩浆起源

众所周知，上地幔浅层主要是斜长石橄榄岩区(地

表5 研究区玄武岩Sr-Nd-Pb 同位素分析结果Table 5 Sr-Nd-Pb isotopic compositions of basalts

续表5

样品编号Sample22VII-S014-TVG0922VIII-S032-TVG0622VIII-S033-TVG0722VIII-S039-TVG11DMEM1EM2HIMUN-MORB87Sr/86Sr0.7022970.7024280.7020960.7023300.7020～0.70240.7045～0.7060gt;0.7220.70290.70284±2σ15131314143Nd/144Nd0.5131530.5131700.5133030.5131930.5131～0.51330.51120.5110～0.5121lt;0.512820.51313±2σ81597ξNd(t)10.0460810.3776912.9721210.82635

注： DM、EM、HIMU 数据来自Zindler et al., 1986[15];Weaver,1991[16]。N-MORB数据来自Ito和李彬贤，1988[17]。

Note：The data of DM、EM、HIMU by Zindler et al., 1986;Weaver,1991。The data of N-MORB by Ito and Li BX, 1988.

幔深度lt;30 km)，随着深度增大，逐渐过渡到尖晶石橄榄岩区(地幔深度在30～80 km之间)，深度再增加，石榴石橄榄岩将成为主要岩石(地幔深度gt;80 km)[18]。研究区玄武岩轻稀土亏损、重稀土相对富集的配分模式以及主体上HREE分馏不明显的特点表明其岩浆源区并不存在石榴石的残留，同时不存在Eu的明显负异常表明其岩浆岩区也不存在斜长石的残留，这些均暗示研究区玄武质岩浆不可能起源于斜长石橄榄岩区和石榴石橄榄岩区，而更可能起源于尖晶石橄榄岩区域[2-19]。同时图9可以看出，所有玄武岩样品均落在尖晶石橄榄岩的区域以及亏损地幔端元(DM)附近；在图10中，研究区玄武岩也均落在尖晶石二辉橄榄岩的熔融曲线上。综上所述，东太平洋海隆赤道北部和南部的玄武质岩浆主要是由尖晶石二辉橄榄岩低度部分熔融形成的，起源深度为30～80 km。

(据文献[20]。After [20])

图9 研究区玄武岩143Nd/144Nd-87Sr/86Sr 图解
Fig.9 Diagram of143Nd/144Nd-87Sr/86Sr of study basalts

(据文献[21]。After [21].)

图10 研究区玄武岩(La/Yb)N-(Dy/Yb)N和 La/Yb-Yb 图解
Fig.10 Diagram of (La/Yb)N-(Dy/Yb)Nand La/Yb-Yb of study basalts

5.2 岩浆结晶分异过程

Mg#可以反映玄武岩熔融晶体的分离结晶作用，NEPR和SEPR洋中脊玄武岩的Mg#均介于0.49～0.66之间，均小于0.68，从成分上看，均经历了从原始岩浆(Mg#=0.7)到中等程度岩浆(Mg#=0.4)的分异演化[22]，暗示研究区玄武岩的原始岩浆在其上升运移过程中经历了结晶分异作用。同时La/Sm-La的相关性图解(见图11)也显示研究区洋中脊玄武岩主要是由分离结晶作用而形成。

随着NEPR和SEPR洋中脊玄武岩中MgO含量的降低， Ni、Cr含量也有明显降低，与MgO存在正相关性；Sr含量的变化趋势相比Ni、Cr的变化趋势不明显，但仍与MgO存在一定的正相关性，这一特征可能是由于橄榄石的分离结晶所致熔体在上升过程或者高位岩浆房中经历了一定量的结晶分异作用。另一方面，从微量元素上看，研究区玄武岩Ba和Sr负异常表明岩浆演化过程中存在斜长石的分离结晶，然而Eu表现出并不明显的异常，说明斜长石的分离结晶作用不强[23]。因此，NEPR和SEPR区洋中脊玄武岩的原始岩浆上升过程中主要经历了橄榄石的分离结晶，同时伴随斜长石相对较弱的分离结晶作用。

图11 研究区玄武岩的La/Sm-La相关性图解Fig.11 Diagram of La/Sm-La in study basalts

5.3 岩浆源区性质

研究区玄武岩贫硅富镁，与幔源原始岩浆相比，具有相对较低的Mg#值、Cr含量和Ni含量，表明本文玄武岩是幔源原始岩浆结晶分异的产物，不可以直接反映岩浆源区——岩石圈地幔的特征。然而，由于Sr、Nd、Pb等元素的放射成因同位素并不随岩浆熔融和其他演化作用而产生分馏，使得这些同位素组成在一定程度上可以反映岩浆源区的组成特征，因此对大洋玄武岩的Sr、Nd、Pb同位素分析可以用来研究玄武质岩浆地幔源区的性质[24]。

EPR玄武岩的εNd值与洋脊玄武岩(+10 ± 1.5)非常接近[25]。在图9中，研究区玄武岩均落入地幔演化线上以及亏损地幔端元(DM)附近，表明其原始岩浆主体上起源于亏损的岩石圈地幔。同时在图12中，研究区玄武岩均落于普通地幔范围内，这在图6中也得到证实。在图 13和图14中，可以明显的看出EPR玄武岩均存在向HIMU源区偏移的趋势，其中SEPR玄武岩明显的向EMⅡ端元偏移。同位素综合分析表明，NEPR玄武岩的地幔源区最为亏损，可能混合有HIMU源区；SEPR中等亏损，除了混合有HIMU成分外，可能还有少量的EMⅡ成分。

除此之外，玄武岩的某些特殊微量元素比值也可以反映其岩浆源区的物质组成特点。研究区玄武岩中Nb/Ta和Zr/Hf平均值分别为15.98和36.62，原始地幔的Nb/Ta值为(17.5±0.5)，Zr/Hf比值为36.27[26]，由此可见，研究区的玄武岩两值均与原始地幔对应值较为相近。研究区玄武岩的Nb/U平均值为42.22，原始地幔Nb/U值约为30，MORB的Nb/U值约为(47±10)[27]，由此可见，研究区的Nb/U值均介于原始地幔与MORB之间，说明岩浆源区可能包含有富集组分[6]。Ce/Pb比值是一种可以用于研究玄武岩源区地球化学性质和混染交代作用的有效工具[28]。研究区玄武岩Ce/Pb值(2.01～14.51)介于陆壳平均值(4)与典型的MORB和OIB的对应值(25±5)之间，与原始地幔值(9)较为接近[29]。Niu and Batiza[13]提出Nb/Th和Ta/U可以用来揭示玄武岩地幔来源。这是由于地幔熔融时Nb/Th和Ta/U不发生分馏，下降的洋壳岩石圈通过一系列的俯冲脱水作用带走了更多的水溶性Th和U，使得和水不相容的Nb和Ta残留，因此所有的幔源大洋玄武岩都应该存在过剩的Nb*和Ta*。EPR玄武岩样品的Nb*和Ta*均大于1，说明研究区玄武岩的岩浆来源可能受到了富集组分的影响。

(据 Zindler amp; Hart., 1986[16]。after Zindler amp; Hart., 1986.)

PREMA：普通地幔；BSE：主体硅酸盐地球；DM：亏损地幔；MORB：洋中脊玄武岩；HIMU：高 U-Pb 比值地幔；EMⅠ：Ⅰ型富集地幔；EMⅡ：Ⅱ型富集地幔

图12 研究区玄武岩εNd-206Pb/204Pb图解
Fig.12 Diagram of εNd-206Pb/204Pb of study basalts

结合以上证据表明，研究区玄武岩均来源于较为亏损的岩石圈地幔，NEPR玄武岩的岩浆源区可能混有HIMU成分，而SEPR玄武岩除了混合有HIMU成分外，可能还有少量的EMⅡ成分加入，这种南北区段岩浆源区的差异可能与东太平洋海隆赤道北部与加拉帕戈斯(Galapagos)扩张中心的连接有直接关系。

(据 Zindleramp;Hart.,1986[16]; Wilsonamp;Downes.,1991[30]; Zartman.，1984[31]。after Zindleramp;Hart.,1986;Wilsonamp;Downes.,1991; Zartman.，1984.)

图13 研究区玄武岩206Pb/204Pb-87Sr/86Sr图解
Fig.13 Diagram of206Pb/204Pb-87Sr/86Sr of study basalts

(据 Allegre et al., 1988[32]。after Allegre et al., 1988.)NHRL：北半球参考线

6 结论

(1)东太平洋海隆赤道地区北部和南部的玄武岩均属于亚碱性低钾拉斑系列，玄武岩的主量、微量元素及同位素组分主体上类似于N-MORB型玄武岩。

(2)东太平洋海隆赤道地区北部和南部玄武岩均经历了橄榄石和斜长石的分离结晶，其中斜长石分离结晶作用不明显。

(3)微量元素和同位素特征显示研究区玄武质岩浆均由尖晶石二辉橄榄岩部分熔融形成，起源于尖晶石橄榄岩的稳定区30～80 km。

(4)东太平洋海隆赤道地区北部和南部的玄武岩来源于亏损的岩石圈地幔，NEPR玄武岩可能混有HIMU源区，而SEPR玄武岩除了混合有HIMU成分外，可能还有少量的EMⅡ成分。这种南北区段岩浆源区的差异可能与东太平洋海隆赤道北部与加拉帕戈斯(Galapagos)扩张中心的连接有直接关系。

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责任编辑 徐 环

MantleSourceFeatruesoftheBasaltsandMagmaActivityAlongtheEquatorialRegionsintheEastPacificRise

HAN Zong-Zhu1,2, LIU Han2, LI Min3, SUN Xiao-Xia1,2, LAI Zhi-Qing1,2, BIAN Yu2, LIN Xue-Hui3

(1. College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China； 2. Key Laboratory of Science and Technology of Submarine Detection, Ministry of Education, Ocean University of China, Qingdao 266100, China； 3.Qingdao Institute of Marine Geology, Qingdao 266071, China)

In order to understand the cause and origin of the basalt in the rapid expansion area, in this study 9 basalts samples near the East Pacific Rise (EPR) were analyzed to investigate the evolutionary process of basalts in this area. we analyzed the mineralogy, whole-rock major, trace elements and Sr-Nd-Pb isotopic compositions. The ratio of MgO is 7.32%～10.22%；Na2O is 3.03%～3.59%；K2O is 0.23%～0.57%；CaO is 10.96%～12.39%, Al2O3is 11.40%～13.76%, This field is made up of subalkaline basalt. They have the characteristics of MORB type of REE and trace elements. The basalts were mantle-derived magmas with the fractional crystallization of olivine and plagioclase. The ratio of LREE/HREE is 0.61～0.97;(La/Yb)Nis 0.72～1.76, (La/Sm)Nis 0.60～1.30, (Gd/Yb)Nis 0.99～1.16. The variation of87Sr/86Sr is 0.702 096～0.702 428；143Nd/144Nd is 0.513 153～0.513 303；208Pb/204Pb is 37.603 2～38.208 7；207Pb/204Pb is 15.489 2～15.566 5；206Pb/204Pb is 17.845 8～18.266 8. It is shows that magma originated in spinel peridotite area. It is derived from the loss of the mantle, including NEPR basalt may be mixed with HIMU source area, SEPR basalt mixed with HIMU and a little EMⅡ.

the East Pacific Rise; basalt; magma activity; crystallization differentiation

P591

A

1672-5174(2018)01-063-13

10.16441/j.cnki.hdxb.20160253

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国家自然科学基金项目(41376053)；中国海洋大学国家大学生创新训练项目(201210423030)资助

Supported by Natural Science Foundation of China(41376053)；The National College Students′ Innovative Training Program of Ocean University of China(201210423030).

2016-07-12；

2016-12-12

韩宗珠(1964-)，男，教授，主要从事岩石学和地球化学教学与科研工作。E-mail：hanzongzhu@ouc.edu.cn