黃子航，肖媛媛

1. 中國科學院海洋研究所海洋地質(zhì)與環(huán)境重點實驗室，青島 266071

2. 中國科學院大學，北京 100049

3. 青島海洋科學與技術(shù)國家實驗室，青島 266061

4. 中國科學院海洋大科學研究中心，青島 266071

玻安巖經(jīng)常在前弧暴露，且具有高硅、高鎂、低鈦以及極低的微量元素含量等地球化學特征，其形成常與板塊俯沖初始過程的巖漿作用有著重要聯(lián)系，例如伊豆–小笠原–馬里亞納（Izu-Bonin-Mariana，IBM）、湯加等地[1-6]。玻安巖的地球化學特征反映其形成于地幔楔方輝橄欖巖在相對較淺部位的部分熔融，這種特殊的形成位置要求了較高的熱量輸入以及必要的俯沖流體加入難熔且虧損的地幔源區(qū)[7-8]。典型的玻安巖巖漿活動常分布于大洋匯聚板塊邊緣，含水玻安巖巖漿與俯沖板片組分進入地幔源區(qū)緊密相關(guān)?，F(xiàn)代島弧中，玻安巖地層與似洋中脊玄武巖（或稱為前弧玄武巖）存在明顯的時間先后順序，即前弧玄武巖在玻安巖之前產(chǎn)出，并與橄欖巖–輝長巖–變質(zhì)火山巖段同時出現(xiàn)在前弧地區(qū)（IBM和Tonga-Kermadec），這些巖石之間的產(chǎn)出時間順序和成因聯(lián)系標志著俯沖初始階段的巖漿作用過程[9-12]。而另一方面，玻安巖也被發(fā)現(xiàn)于古大洋板片俯沖體系。Pearce等[13]提出了SSZ（supra-subduction zone）型蛇綠巖代表了俯沖古洋殼的碎片，例如包括Troodos、Oman、祁連在內(nèi)的蛇綠巖均為與俯沖相關(guān)的巖石，記錄了大洋巖石圈的殘留，并且可能包含了俯沖上盤的洋殼擴張過程（島弧及弧后盆地的形成）。所以這類玻安巖巖漿可能形成于活動的擴張脊與海溝碰撞所形成的“板片窗”區(qū)域[14]。

不同玻安巖的地球化學特征反映了玻安質(zhì)巖漿不同的形成條件，記錄了俯沖板片組分對玻安巖巖漿源區(qū)的差異性貢獻。前人研究認為，伊豆–小笠原–馬里亞納俯沖體系的玻安巖形成于板塊俯沖初始階段，而大岔大坂玻安巖則形成于板塊俯沖初始后的弧后擴張過程之中[3-4,9,15]。因此，本文將對比產(chǎn)出于這兩種構(gòu)造環(huán)境的不同類型玻安巖的地球化學特征和成因差異，通過系統(tǒng)的主量、微量元素及Sr同位素組成對比分析，側(cè)重討論板塊俯沖組分對玻安巖巖漿源區(qū)不同的物質(zhì)貢獻，從而深入理解這兩種玻安巖的成因差異及其地球動力學指示意義。

1 地質(zhì)背景

祁連造山帶是典型的古大洋俯沖帶，保存著較為完好的蛇綠巖序列[16]，造山帶位于華北板塊西南緣的阿拉善地塊與中祁連地塊之間（圖1a），西北部被阿爾金左行走滑斷裂切割，北界以走廊過渡帶與阿拉善地塊相連，南界以托萊山大型右行平移剪切帶與中祁連地塊毗鄰[17]。本文研究的大岔大坂玻安巖單元分布于北祁連造山帶中，其向北被石炭紀—二疊紀的沉積巖系與九個泉弧后盆地蛇綠巖帶隔開，向南逆沖到北祁連俯沖火山雜巖帶上[15]，其整體剖面可大致分為上部的蛇綠巖單元和下部的玻安巖單元（圖1b），二者之間可能存在斷層發(fā)育，玻安巖單元以枕狀熔巖為主，普遍發(fā)育有氣孔和杏仁構(gòu)造，Xia等[18]認為玻安巖單元的形成時代為505～487 Ma。學者對大岔大坂玻安巖的形成環(huán)境仍有不同看法，認為可能形成于弧間盆地[19]或島弧[20]或弧后盆地[21]等地區(qū)。伊豆–小笠原弧標志著菲律賓海板塊的東部邊緣（圖2），東以伊豆–小笠原海溝為界，西以四國海盆為界，具有東西向延伸的廣闊火山帶，是太平洋板塊向西俯沖所致[22]。

2 樣品與分析

2.1 樣品選擇及巖石學特征

本文的取樣點位于下部的玻安巖單元，采集的樣品在野外及手標本觀察呈灰黑色，致密塊狀構(gòu)造，難以觀察到斑晶（圖3a），多數(shù)樣品具有典型的枕狀構(gòu)造。在偏光顯微鏡下可以觀察到其為隱晶質(zhì)、玻璃質(zhì)結(jié)構(gòu)（圖3b），部分樣品在鏡下可觀察到基質(zhì)的蝕變特征，還有一些出現(xiàn)了定向排列的氣孔構(gòu)造，挑出未明顯蝕變的樣品進行下一步的地球化學分析。

圖 1 北祁連造山帶地質(zhì)圖(a)與大岔大坂玻安巖系剖面圖和本文采樣點位置(b)[23]Fig.1 Geological map of the North Qilian Orogenic Belt (a), and the cross-section of the Dachadaban boninite series (b)

圖 2 伊豆–小笠原–馬里亞納弧系統(tǒng)地質(zhì)圖(a)和小笠原弧具體細節(jié)及本文在數(shù)據(jù)庫中所獲得的數(shù)據(jù)點對應樣品位置(b)修改自Geochem網(wǎng)站，點位來源于Li等[5]以及Ishizuka等[24]。Fig.2 Geological map of the Izu-Bonin-Mariana arc system (a) and details of the Bonin arc segment and sample point obtained in the database (b)Modified from Geochem, sample point from Li et al[5] and Ishizuka et al[24].

圖 3 大岔大坂玻安巖的手標本照片(a)和鏡下顯微照片(b)Fig.3 Hand specimen (a) and microscopic photographs (b) of boninite from Dachadaban

本文選擇的伊豆–小笠原–馬里亞納（IBM）俯沖體系的巖石樣品化學組成數(shù)據(jù)來源于地球化學數(shù)據(jù)庫（PetDB，http://www.earthchem.org/petdb；Georoc，http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc）以及Li等[5]的研究，對應樣品分布于小笠原群島的Mukojima及Chichijima島。所選數(shù)據(jù)對應的樣品也是保留有未發(fā)生蝕變的基質(zhì)和斑晶，并且沒有二次礦物結(jié)晶。

2.2 分析方法

2.2.1 主量元素

大岔大坂玻安巖單元樣品的主量、微量元素分析均在中國科學院海洋研究所大洋巖石圈與地幔動力學超凈實驗室完成。稱取約50 mg烘干的樣品粉末和250 mg的LiBO4于鉑金坩堝中，在1 050 ℃的馬弗爐中加熱30分鐘后取出，在本生燈上加熱樣品形成液滴，并倒入50 mL 5%的HNO3溶液中，最后稀釋樣品溶液至稱樣重的2 000倍。使用Agilent-5100型電感耦合等離子體發(fā)射光譜儀（ICPOES）進行主量元素分析測試，所用的監(jiān)控標樣為美國地質(zhì)調(diào)查局（USGS）的巖石標樣AGV-2和BCR-2，分析精度和準確度優(yōu)于5%，詳細分析流程見Chen等[25]。

2.2.2 微量元素

稱取大約50 mg樣品置于Teflon杯中，加入0.5 mL HNO3+ 1.5mL HF，在烘箱中190 ℃下加熱12 h進行初溶。之后將樣品蒸干并加入1 mL的HNO3，重復兩次進行再次溶解。隨后，加入1 mL HNO3+ 4 mL超純水在190 ℃下加熱2 h復溶。最后，用2%的HNO3稀釋樣品溶液至100 g。樣品微量元素測定選用Agilent 7900 型四極桿電感耦合等離子體質(zhì)譜儀（ICP-MS），并選用美國地質(zhì)調(diào)查局（USGS）巖石樣品BCR-2、BHVO-2、W-2A、AGV-2和GSP-2做標樣。分析精度優(yōu)于5%，準確度優(yōu)于10%，詳細分析流程見Chen 等[25]。

2.2.3 Sr同位素

Sr同位素測試前處理工作基本步驟與微量元素測試前處理步驟一致，定容后的溶液采用Sun等的方法對Sr元素進行分離純化[26]，分離純化后的溶液樣品寄送至武漢上譜科技責任有限公司，使用多接收器電感耦合等離子質(zhì)譜儀（Nu plasma Ⅱ MCICP-MS）進行Sr同位素測量。86Sr/88Sr歸一化比為0.119 4，并采用國際標樣NBS-987（Sr）作為標準監(jiān)測儀器漂移。對國際標樣進行重復測試，得出87Sr/86Sr平均值為0.710 239±0.000 010（n= 5，2σ，NBS-987），在推薦值范圍內(nèi)。隨樣品一起進行前處理和分析測試的USGS國際標樣BCR-2和BHVO-2的Sr同位素也均在推薦范圍之內(nèi)（據(jù)GeoReM，http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/sample_query_pref.asp）。

3 結(jié)果

3.1 主量元素

由于IUGS火山巖分類方案只適用于陽離子氧化物（即不適用于H2O和CO2），并要求這些氧化物總和為100%，而在氧化條件下熔融樣品，會將Fe氧化的質(zhì)量損失計算為燒失量，因此本文的主量元素數(shù)據(jù)均運用Pearce[27]的方法進行校正，這一步是為了消除蝕變和脫氣作用的影響。后文中分析的數(shù)據(jù)均為校正后的數(shù)據(jù)。

通過對祁連大岔大坂地區(qū)上部玻安巖單元的23個新鮮枕狀熔巖樣品進行分析，結(jié)果如圖4所示，3個樣品屬于玻安質(zhì)玄武巖（其MgO和TiO2含量符合國際地科聯(lián)對玻安巖的定義，然而SiO2含量小于52%，前人將其命名為玻安質(zhì)玄武巖[28]）；12個樣品屬于上文所述IUGS定義（MgO＞8%，TiO2＜0.5%，SiO2＞52%）的玻安巖[29]，均具有較高的MgO含量（8.75%～16.51%），Mg#（0.55～0.71）和較低的TiO2含量（0.27%～0.49%）；其余8個樣品的MgO含量較玻安巖低（3.65%～7.20%），其中7個樣品與玻安巖具有同樣低的TiO2含量（0.4%～0.5%）。采集到的樣品在TAS圖解中均分布于玄武巖–玄武安山巖–安山巖–玄武粗安巖的范圍內(nèi)（圖4c），并且所有樣品均屬于鈣堿性玄武巖（圖4d），并未發(fā)現(xiàn)拉斑玄武巖產(chǎn)出。數(shù)據(jù)庫中選擇的伊豆–小笠原樣品為符合IUGS定義的玻安巖，并且均屬于鈣堿性系列巖石，因此不在分類圖中具體標出。

3.2 微量元素與Sr同位素

本次研究分析測試的大岔大坂玻安巖樣品微量元素組成特征與前人報道相似[18]。CI型碳質(zhì)球粒隕石標準化稀土元素（REE）蛛網(wǎng)圖顯示（圖5a），大岔大坂玻安巖輕稀土元素（LREE）呈現(xiàn)虧損特征，稀土元素總量較低，∑REE為(3.35～6.31)×10-6，略高于CI型碳質(zhì)球粒隕石（2.51×10-6）[32]。REE內(nèi)部分餾程度較弱，(La/Sm)N=0.48～0.87，(Gd/Yb)N=0.82～0.95（CI型碳質(zhì)球粒隕石標準化）[32-33]。大岔大坂玻安巖還表現(xiàn)出了流體活動性元素（如Ba、Sr、Pb等）較為富集的特征，但Nb、Ta等元素虧損（圖5b）。大岔大坂玻安巖(87Sr/86Sr)i變化范圍為0.703 645～0.706 494，平均值為0.705 42。伊豆–小笠原玻安巖同樣顯示了流體活動性元素（如Ba、Sr、Pb等）較為富集的特征（圖5b藍色區(qū)域）。但與大岔大坂玻安巖不同的是，伊豆–小笠原玻安巖具有“U”型稀土配分模式和LREE富集（圖5a），并存在Zr、Hf元素的輕微富集（圖5b）。伊豆–小笠原玻安巖(87Sr/86Sr)i變化范圍為0.703 275～0.705 706，平均值為0.704 523。

圖 4 玻安巖分類圖(a，b)，TAS分類圖[30] (c)及拉斑-鈣堿性分類圖[31] (d)Fig.4 Classifications of boninites (a, b), TAS [30] (c), and tholeiitic and calc-alkaline rocks (d) [31]

圖 5 大岔大坂玻安巖與伊豆–小笠原玻安巖、伊豆–小笠原前弧玄武巖、IBM島弧玄武巖/安山巖的N-MORB標準化微量元素(a)及CI碳質(zhì)球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(b)[33]數(shù)據(jù)來源于文獻[24, 34-35]。Fig.5 Trace elements (a) and (b) REE compositions of Dachadaban boninitic rocks and IBM boninites, IBM forearc basalts, and IBM arc basalts/andesites, normalized to average N-MORB [33]Data source: [24, 34-35].

4 討論

4.1 不同玻安巖的地幔源區(qū)虧損程度

大岔大坂玻安巖與伊豆–小笠原玻安巖具有較高的MgO含量（＞8%），以及較低的Sc、V、Ti元素含量，表明其具有原始巖漿的特點。玻安巖中的Al、Ti以及Zr、Hf、Th、Nb、Ta等元素被認為最不容易受到后期蝕變作用影響，因此這些元素可以用來判斷玻安巖的形成原因[36]。大岔大坂玻安巖與伊豆–小笠原玻安巖均具有Nb、Ta、Ti的負異常，這是太古宙及顯生宙玻安巖的共同特征，也被認為是與俯沖相關(guān)的巖漿作用的關(guān)鍵證據(jù)，這種負異常在全球玻安巖中均可發(fā)現(xiàn)，很大程度上繼承自玻安巖地幔源區(qū)[37]。與典型的島弧玄武巖比較，玻安巖的Yb、Cr等相容性元素含量較低，證明其源區(qū)具有更高程度的熔體抽取。大岔大坂玻安巖、伊豆–小笠原玻安巖和伊豆–小笠原前弧玄武巖的Sm/Yb比值均投在MORB陣列的最低端（圖6a），而IBM島弧玄武巖的Sm/Yb比值與MORB相似，且前人研究玻安質(zhì)巖漿形成深度較淺[7-8,14]，可以排除源區(qū)石榴石對Sm/Yb比值的影響。這說明了玻安巖與島弧玄武巖不同，無法從MORB型地幔源區(qū)熔融產(chǎn)生，相對島弧玄武巖需要更為虧損的地幔源區(qū)。Ti和V是地球化學性質(zhì)相似的過渡元素，主要賦存于輝石中，但V是變價元素，V5+與輝石不相容[7,11]，因此，地幔源區(qū)熔體在高氧逸度條件下應具有較低的Ti/V比值。伊豆–小笠原玻安巖的Ti/V比值最低，大岔大坂玻安巖與伊豆–小笠原前弧玄武巖的Ti/V比值較為相似，且高于伊豆–小笠原玻安巖（圖6b），說明了大岔大坂玻安巖與伊豆–小笠原前弧玄武巖地幔源區(qū)相似的氧逸度和虧損狀態(tài)[38-39]，而伊豆–小笠原玻安巖地幔源區(qū)則由于先期的熔體抽取具有更高的虧損程度，并且因為俯沖初始的重新熔融過程具有更高的氧逸度。

4.2 不同俯沖熔/流體對玻安巖巖漿源區(qū)的差異性貢獻

盡管玻安巖具有相似的虧損地幔源區(qū)，但大岔大坂玻安巖具有比伊豆–小笠原玻安巖更低的相容性元素和相應元素比值（例如Zr/Sm比值），可能說明不同俯沖組分對玻安巖巖漿源區(qū)產(chǎn)生的不同影響。前人研究表明，玻安巖最為顯著的地球化學特征就是 “U”型稀土配分模式[41-42]（相對于LREE、HREE而言，MREE較為虧損），而LREE的富集是俯沖熔體組分加入地幔源區(qū)的代表性特征[43]。CI型碳質(zhì)球粒隕石標準化稀土元素蛛網(wǎng)圖顯示（圖5a），伊豆–小笠原玻安巖具有“U”型稀土配分模式特征（(La/Sm)N為1.18，(Sm/Yb)N為0.90），存在LREE輕微富集特征，而大岔大坂玻安巖并未存在LREE富集（(La/Sm)N為0.70），但HREE富集較為顯著（(Sm/Yb)N為0.76）。這種不同于伊豆–小笠原玻安巖的稀土配分模式特征，代表了大岔大坂玻安巖可能與前弧產(chǎn)出的玻安巖不同，LREE代表的俯沖熔體組分對其巖漿地幔源區(qū)的加入十分有限，也說明了產(chǎn)出位置并非位于受俯沖熔體組分充分交代的前弧地區(qū)，而更可能在弧或弧后位置形成，與俯沖初始階段的巖漿作用無關(guān)。

圖 6 Zr/Yb與Sm/Yb比值關(guān)系圖(a)以及Ti/1 000與V元素關(guān)系圖(b)a圖為對數(shù)坐標，全球MORB數(shù)據(jù)來自Jenner和O’ Neill[40]。Fig.6 Variations of Zr/Yb vs Sm/Yb (a), and Ti/1 000 vs V (b)Note the logarithmic scales, the global MORB data are from Jenner and O’Neill[40]

與IBM島弧系統(tǒng)產(chǎn)出的典型前弧玄武巖、島弧玄武巖和玻安巖相比，大岔大坂玻安巖的微量元素配分模式顯示了與伊豆–小笠原玻安巖及島弧玄武巖類似的大離子親石元素和流體活動性元素（Sr、Ba、Pb等）富集的特征（圖5b），表明大岔大坂玻安巖巖漿源區(qū)受到了大量俯沖富水流體的交代。而其稀土元素配分模式特征與前弧玄武巖最為相似，輕重稀土元素分異不顯著，整體上相對平滑，并且二者都虧損高場強元素（HFSE），結(jié)合巖石學特點，其主要礦物組成存在伊豆–小笠原玻安巖中沒有的斜長石，這說明了大岔大坂玻安巖形成時的冷卻速度并不快，斜長石微晶將會率先晶出，這也印證了大岔大坂玻安巖與伊豆–小笠原俯沖初始相關(guān)玻安巖不同的形成原因，巖漿形成深度可能更深。

在全球許多玻安巖樣品中均存在Zr元素的富集，Zr和Sm在富水溶液中均較難遷移，洋中脊玄武巖（MORB）和苦橄巖代表了難熔程度不同的原始地幔熔融產(chǎn)物，其(Zr/Sm)PM比值近似為1（數(shù)據(jù)源于PetDB，http://www.earthchem.org/petdb和Plank and Langmuir[44]，原始地幔標準化[32]），因此(Zr/Sm)PM＞1的玻安巖巖漿地幔源區(qū)一定受到了某些高鋯含量的組分影響。結(jié)合上述Zr和Sm在富水溶液中較難遷移的性質(zhì)和(Zr/Sm)PM比值與Sm元素含量無相關(guān)性的特征，部分玻安巖中的高Zr/Sm比值可以被認為是俯沖板片含水熔體的貢獻，而非富水流體的貢獻[45]。大岔大坂玻安巖（(Zr/Sm)PM為0.83）并不具有與伊豆–小笠原玻安巖類似的高鋯特征（(Zr/Sm)PM為1.17），而是與前弧玄武巖類似，小于1（(Zr/Sm)PM為0.91），說明了大岔大坂玻安巖巖漿源區(qū)與僅和軟流圈地幔上涌有關(guān)的前弧玄武巖類似，受到的含水熔體交代極為有限。

由于Th具有高度不相容的特征，且在俯沖沉積物中含量極為豐富，因此，Th/Yb比值可以反映俯沖組分是否會將沉積物熔體帶入玻安巖巖漿地幔源區(qū)[2,46-47]。大岔大坂玻安巖(Th/Yb)N比值（NMORB標準化[33]）約為3.79，低于島弧巖漿巖（5.23）及伊豆–小笠原玻安巖（4.46），而高于伊豆–小笠原前弧玄武巖（1.33），說明了大岔大坂玻安巖巖漿源區(qū)中受到的俯沖沉積物熔體的影響也較為有限，印證了(Zr/Sm)PM比值和稀土元素組成共同指示的源區(qū)缺少含水熔體的特征。(Sr/Nd)N與(Th/Yb)N關(guān)系（圖7a）顯示了大岔大坂玻安巖的(Th/Yb)N幾乎不變，僅比MORB值稍高，但(Sr/Nd)N比值存在明顯升高趨勢，相比而言，伊豆–小笠原玻安巖的兩種元素比值為正相關(guān)關(guān)系，隨(Sr/Nd)N的快速增加，(Th/Yb)N緩慢增加，而IBM島弧火山巖的兩種元素比值之間具有明顯的負相關(guān)關(guān)系。這說明加入大岔大坂玻安巖巖漿源區(qū)的俯沖組分并不像加入伊豆–小笠原玻安巖源區(qū)的俯沖熔/流體一樣均處于較高水平，也并非像IBM島弧下源區(qū)俯沖熔/流體一樣為此消彼長的動態(tài)平衡狀態(tài)，而是加入其巖漿源區(qū)的含水熔體極少，富水流體很多。說明前弧大量俯沖含水熔體難以對大岔大坂玻安巖源區(qū)產(chǎn)生影響，巖漿源區(qū)離海溝更遠，而伊豆–小笠原玻安巖巖漿地幔源區(qū)先期就受到了廣泛熔/流體的交代作用。

已知俯沖板片組分（沉積物/蝕變洋殼）產(chǎn)生的富水流體可以選擇性地攜帶流體可遷移元素（如Ba-Rb-Cs-Pb-Sr），且利用海水的Sr同位素組成估計其具有較高的87Sr/86Sr（0.070 75～0.709 0）[48-50]。大岔大坂玻安巖的LILE/LREE比值（如Ba/La）變化幅度很大，且平均（87Sr/86Sr）i高于島弧玄武巖（圖7b），反映了俯沖板片脫水產(chǎn)生的富水流體對大岔大坂玻安巖巖漿的貢獻占主導地位。上述元素及同位素特征共同揭示了大岔大坂玻安巖巖漿源區(qū)可能不同于伊豆–小笠原玻安巖巖漿源區(qū)所代表的俯沖初始階段高溫下熔/流體交代的地幔橄欖巖，而應僅為俯沖富水流體交代而成的水化地幔橄欖巖，且源區(qū)位置不在距離海溝較近的前弧之下，而位于較深的弧下地幔。

圖 7 (Th/Yb)N和(Sr/Nd)N關(guān)系圖(a)以及(Ba/La)N和(87Sr/86Sr)i關(guān)系圖(b)灰色五角星代表俯沖蝕變洋殼/沉積物富水流體[51]。Fig.7 Variations in (Th/Yb)N and (Sr/Nd)N (a), and (Ba/La)N and (87Sr/86Sr)i (b) Gray star represents subducted altered oceanic crust/sediment fluids[51] .

4.3 大岔大坂玻安巖與俯沖初始無關(guān)的形成模型

大岔大坂玻安巖的元素比值特征和微量元素配分模式與伊豆–小笠原等地的玻安巖相比均有較大區(qū)別，其并未強烈富集LREE，沒有顯示明顯的“U”型稀土配分模式特征和Th、Zr、Hf等元素的富集，這說明了大岔大坂玻安巖巖漿源區(qū)未經(jīng)受俯沖大洋沉積物以及俯沖板片熔體的交代，這也意味著該地玻安巖與伊豆–小笠原玻安巖產(chǎn)出的構(gòu)造環(huán)境和所反映的巖漿作用有著較大區(qū)別。具體而言，祁連大岔大坂玻安巖與伊豆–小笠原前弧地區(qū)發(fā)現(xiàn)的玻安巖不同，并非在俯沖初始階段形成，而是形成于俯沖帶演化較為成熟時。因此我們提出形成大岔大坂玻安巖兩種可能的與俯沖初始無關(guān)的模型（圖8）：

（1）高角度俯沖背景下，由于摩擦誘發(fā)的上地幔對流將大部分被反折而形成向上的環(huán)流，并由此造成巖石圈的拉張環(huán)境和較熱的地幔上隆區(qū)，導致了玻安巖巖漿形成的低壓高溫條件。并且成熟俯沖帶地幔楔經(jīng)歷了較為充分的俯沖組分交代作用（主要為富水流體的交代）和先期前弧玄武巖部分熔融導致地幔的較高難熔程度，這種地幔橄欖巖部分熔融最終形成了玻安質(zhì)巖漿（圖8a）。該模型尚未解決的問題是，弧后地區(qū)在沒有足夠多俯沖流體加入的條件下，是否能產(chǎn)生適合水化地幔橄欖巖熔融的溫度和壓力條件。前人研究表明，13%的弧前地幔會在20～60 km的深度被蛇紋巖化[52]。這些淺部蛇紋巖化地幔可通過拖曳–俯沖或俯沖侵蝕作用進入地幔深部, 參與弧后位置幔源巖漿的形成。Zheng[53]的研究表明，俯沖板片的后撤可以誘發(fā)軟流圈的側(cè)向流動，進而導致地幔楔底部和板片的解耦以及溫度升高，可以誘發(fā)弧后深度的板片釋放熔/流體交代上地幔進而形成玄武巖，這些研究均可說明弧后地區(qū)有可以產(chǎn)生玻安巖巖漿作用的客觀條件，這種情況下會先在更靠近海溝的地區(qū)形成島弧玄武巖，之后隨著弧后擴張中心的形成而產(chǎn)生玻安質(zhì)巖漿作用，最后會產(chǎn)生弧后玄武巖，若地層序列較為完整未受破壞，會形成下部島弧玄武巖、中部玻安巖，上部弧后玄武巖的完整層序。

（2）玻安巖可能并不是在弧后擴張中心形成，而是由于俯沖的繼續(xù)進行，弧后地幔對弧下地幔楔進行側(cè)向加熱，導致地幔楔內(nèi)部對流重新啟動，并把熱量帶到地幔楔底部乃至俯沖板片頂部。因此，地幔楔底部和俯沖板片表面會被重新加熱而發(fā)生變質(zhì)脫水，富水流體交代上部地幔楔使其部分熔融形成玻安質(zhì)巖漿，這種情況下難以在玻安巖產(chǎn)出位置附近找到弧后玄武巖，并且其下伏巖石單元應為前弧或島弧玄武巖（圖8b）。

圖 8 祁連造山帶大岔大坂地區(qū)玻安巖可能與俯沖初始無關(guān)的兩種形成模型Fig.8 Two proposed models independent of subduction initiation for the formation of Dachadaban boninite from Qilian Orogeny

5 結(jié)論

（1）祁連造山帶大岔大坂玻安巖強烈富集大離子親石元素，但并未呈現(xiàn)伊豆–小笠原玻安巖具有的“U”型稀土配分模式、輕稀土元素富集以及Zr、Hf元素輕微富集的特征，表明大岔大坂玻安巖較為虧損的地幔源區(qū)沒有俯沖含水熔體組分的加入，而是存在大量俯沖富水流體組分的交代，可能形成于存在弧后擴張作用的島弧成熟階段而非俯沖初始階段。

（2）結(jié)合虧損的地幔源區(qū)和俯沖富水流體組分加入的特征，提出祁連造山帶大岔大坂地區(qū)玻安巖的形成可能與伊豆–小笠原玻安巖指示的俯沖初始無關(guān)：第一種情況，弧后巖石圈的拉張環(huán)境和較熱的地幔上隆區(qū)為玻安巖的形成提供了溫壓條件，充分交代的水化地幔楔和蛇紋巖化地幔也參與了玻安質(zhì)巖漿的形成；第二種情況雖也與弧后擴張中心相關(guān)，但玻安巖的產(chǎn)出位于前弧或弧。弧后地幔對弧下深度地幔楔進行側(cè)向加熱，導致地幔楔內(nèi)部對流重新啟動，角流將弧后地區(qū)的殘余橄欖巖帶入到了前弧–弧下地幔楔，且把熱量帶到地幔楔底部乃至俯沖板片頂部，因此，地幔楔底部和俯沖板片表面會被重新加熱而發(fā)生變質(zhì)脫水，最終導致弧下虧損的地幔橄欖巖部分熔融形成玻安巖。

致謝：中國科學院海洋研究所王曉紅、段夢、龔紅梅協(xié)助進行了地球化學測試，在此一并感謝。