弧后盆地玄武巖的成分變化及其成因*

俞恂 陳立輝

1. 同濟(jì)大學(xué)海洋與地球科學(xué)學(xué)院，海洋地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，上海 2000922. 西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系，大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，西安 710069

弧后盆地是指島弧靠近大陸一側(cè)的深海盆地，又稱邊緣海盆地，與海溝、島弧構(gòu)成溝-弧-盆體系，是主動大陸邊緣重要的組成部分(Taylor, 1995; Taylor and Martinez, 2003; Christieetal., 2006)?；『笈璧鼐哂星逦难蠹箻?gòu)造，并有海山分布，其上部洋殼主要由玄武巖組成，被稱為弧后盆地玄武巖(BABB)。作為地幔部分熔融的產(chǎn)物，弧后盆地玄武巖記錄了區(qū)域構(gòu)造演化和深部過程及其淺部響應(yīng)的信息。弧后盆地玄武巖與全球開闊大洋洋中脊玄武巖(MORB)相似，主要都產(chǎn)自于擴(kuò)張的洋中脊，部分形成于裂谷，以拉斑玄武巖為主，具有相似的全巖SiO2和全堿(Na2O+K2O)含量等(Taylor, 1995; Taylor and Martinez, 2003; Christieetal., 2006; Galeetal., 2013; 石學(xué)法和鄢全樹, 2013; White and Klein, 2014)。兩者之間也存在顯著的區(qū)別。首先，兩者產(chǎn)出的構(gòu)造環(huán)境存在明顯差異，MORB形成于典型的離散型板塊邊界，弧后盆地玄武巖產(chǎn)自于匯聚型板塊邊界。其次，弧后盆地是在陡傾俯沖下海溝向大洋方向遷移擴(kuò)張而成，其地球化學(xué)組成具有分期性。在演化早期，板塊俯沖的貢獻(xiàn)比較明顯，弧后盆地玄武巖往往具有明顯的島弧玄武巖的微量元素地球化學(xué)特征。在演化晚期，俯沖物質(zhì)的影響降低，弧后盆地玄武巖的微量元素特征接近MORB(Gribbleetal., 1998; Peateetal., 2001; Taylor and Martinez, 2003; Pearce and Stern, 2006; 楊婧等, 2016)。再者，開闊大洋玄武巖的成分往往與洋脊擴(kuò)張速度有關(guān)，而弧后盆地玄武巖的成分更多受擴(kuò)張中脊相對于俯沖帶的距離影響(Taylor, 1995; Taylor and Martinez, 2003; Christieetal., 2006)。此外，弧后盆地玄武巖的成因中還需要考慮水的影響，不同水含量影響地幔的部分熔融程度、礦物的分異順序以及洋殼的增生速度等(Danyushevsky, 2001; Kelleyetal., 2006; Langmuiretal., 2006; Bézosetal., 2009; Kelley and Cottrell, 2009)。

全球弧后盆地主要集中分布于太平洋的兩側(cè)和地中海地區(qū)，其中以西太平洋邊緣的弧后盆地最為典型(圖1)，約占全球弧后盆地面積的75%(Taylor, 1995; Christieetal., 2006; 石學(xué)法和鄢全樹, 2013; 曾志剛等, 2016)。西太平洋邊緣共分布大小不等約二十余個(gè)弧后盆地，詳細(xì)信息可參見表1。由于大洋鉆探的鉆孔較多(圖1a)，西太平洋地區(qū)的弧后盆地相對于其他地區(qū)的研究程度更高(Taylor, 1995; Taylor and Martinez, 2003; Christieetal., 2006; 石學(xué)法和鄢全樹, 2013; 曾志剛等, 2016)。該地區(qū)的弧后盆地經(jīng)歷了三個(gè)擴(kuò)張幕(Karig, 1971; 任建業(yè)和李思田, 2000; 石學(xué)法和鄢全樹, 2013)：(1)第一擴(kuò)張幕發(fā)生于始新世，形成了如西菲律賓海盆等弧后盆地；(2)漸新世至中新世為第二擴(kuò)張幕，形成了如四國海盆等弧后盆地；(3)晚中新世至第四紀(jì)為第三擴(kuò)張幕，形成了目前正在拉張的如沖繩海槽和馬里亞納海槽等弧后盆地。另外，該地區(qū)的弧后盆地主要有兩類構(gòu)造背景：以陸殼為基底的弧后拉張和以洋殼為基底的弧后拉張(圖1a和1b)，其中有個(gè)別海盆屬于洋殼為基底向陸殼為基底轉(zhuǎn)變的過渡背景(表1)。由此可見，西太平洋地區(qū)弧后盆地在時(shí)空分布上具有代表性，在基底屬性上具有多樣性，是研究弧后盆地成因和弧后盆地巖漿作用的理想對象。

表1 西太平洋地區(qū)主要弧后盆地匯總

圖1 西太平洋地區(qū)弧后盆地分布圖(a)和不同基底弧后盆地卡通圖(b)(a)底圖來自GeoMapApp 3.6.6(www.geomapapp.org)，紅色字體代表大陸基底弧后盆地，黃色字體代表大洋基底弧后盆地. 大洋鉆探獲得的邊緣海海盆洋殼基底的站位統(tǒng)計(jì)來自國際大洋發(fā)現(xiàn)計(jì)劃官網(wǎng)(www.iodp.org). DSDP-Deep Sea Drilling Project; ODP-Ocean Drilling Program; IODP-Integrated Ocean Drilling Program/International Ocean Discovery Program. (b)簡圖參考自Martinez and Taylor (2006)Fig.1 Distribution of back-arc basins in the Western Pacific (a) and cartoon for back-arc basins from different basement settings (b)

本文以西太平洋地區(qū)弧后盆地洋殼玄武巖為研究對象，通過數(shù)據(jù)收集和分析，展示該地區(qū)弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)組成特征及其變化規(guī)律，探討其與典型MORB的區(qū)別和聯(lián)系。并對比了不同構(gòu)造背景(大陸基底和大洋基底)和不同盆地演化階段弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)特征、演化規(guī)律及其影響因素?；趯『笈璧匮髿ば纬傻纳畈亢蜏\部機(jī)制的認(rèn)識，針對未來弧后盆地和弧后盆地玄武巖的研究提出了三個(gè)方面的關(guān)鍵科學(xué)問題。

1 弧后盆地的分類

根據(jù)弧后盆地?cái)U(kuò)張中心相對于島弧的位置，可以將弧后盆地的擴(kuò)張類型分為三類(Martinez and Taylor, 2006)。第一類盆地是由弧后發(fā)生裂解形成的弧后盆地，弧后盆地位于弧-陸之間，一側(cè)是島弧，另一側(cè)則可能是大陸。該類弧后盆地形成的玄武巖在靠近島弧一側(cè)具有明顯的弧巖漿的信號，而在相反的方向上島弧巖漿的信號微弱。日本海海盆和沖繩海槽即為這種類型的弧后盆地(Kimura, 1985; Shinjoetal., 1999; Okamuraetal., 2005; Hoang and Uto, 2006; Nohda, 2009; Chenetal., 2015a, b; Hiraharaetal., 2015; Yuetal., 2016)。第二類盆地是由島弧中央發(fā)生裂解形成的弧后盆地，新生盆地落在了活動弧與殘留弧之間，此類弧后盆地形成的早期玄武巖具有弧巖漿的信號。勞海盆和西菲律賓海盆等即為該類型的弧后盆地(Hilde and Lee, 1984; Tayloretal., 1995; Zellmer and Taylor, 2001; Hickey-Vargasetal., 2006)。第三類盆地是在島弧前發(fā)生拉張形成并逐漸演變而成的弧后盆地，是由俯沖作用導(dǎo)致的弧前邊緣的伸展減薄裂解。該類弧后盆地玄武巖形成的洋殼普遍存在俯沖帶物質(zhì)的影響，這種類型的弧后盆地可見于伊豆-小笠原裂谷(Hochstaedteretal., 2000; Tollstrupetal., 2010; Straubetal., 2015)。

弧后盆地在時(shí)間演化上也存在分階段的特征，可以概括為四個(gè)階段(Taylor, 1995)：(1)初始裂谷階段(initial rifting)，島弧或者弧后或者弧前開始裂開形成裂谷，裂谷內(nèi)巖漿作用密集，這些巖漿具有弧巖漿的特點(diǎn)。典型案例如新西蘭的陶波盆地和沖繩海槽的北端(Coleetal., 1995; Hoang and Uto, 2006; Yuetal., 2016)；(2)持續(xù)拉張階段(continued stretching)，盆地被持續(xù)加寬，形成更大的沉降，大量巖漿噴出于盆地，形成不對稱的分布。如沖繩海槽的中部(Hoang and Uto, 2006; Yuetal., 2016)；(3)初始擴(kuò)張階段(initial spreading)，巖漿擴(kuò)張中心形成，擴(kuò)張過程與全球開放大洋接近。典型案例如沖繩海槽的南部和哈維盆地等(Gamble and Wright, 1995; Hoang and Uto, 2006; Toddetal., 2010; Yuetal., 2016)；(4)成熟擴(kuò)張階段(mature spreading)，形成成熟的海底擴(kuò)張中心， 產(chǎn)出與全球洋中脊玄武巖相似的洋殼。典型案例如馬努斯海盆、馬里亞納海槽中部和北斐濟(jì)海盆等(Taylor, 1979; Auzendeetal., 1995; Straubetal., 2015)。

2 弧后盆地玄武巖地球化學(xué)組成概述

本文匯總了西太平洋地區(qū)不同構(gòu)造背景下、不同演化階段的弧后盆地玄武巖的元素地球化學(xué)和放射成因同位素地球化學(xué)數(shù)據(jù)，并將其與開闊大洋MORB進(jìn)行對比。其中，大陸基底擴(kuò)張形成的弧后盆地以沖繩海槽和日本海海盆的玄武巖為代表，大洋基底拉張形成的弧后盆地以伊豆-小笠原-馬里亞納海槽和勞海盆的玄武巖為代表。本文引用的數(shù)據(jù)主要來自于巖石學(xué)數(shù)據(jù)庫PetDB(http://www.earthchem.org/petdb)。為了實(shí)現(xiàn)新鮮玄武巖樣品之間的對比，本文剔除了燒失量大于3%的樣品數(shù)據(jù)以降低海水蝕變的影響。本文也剔除了SiO2含量大于56%的樣品數(shù)據(jù)以確保引用數(shù)據(jù)均為玄武巖樣品。

在巖性化學(xué)成分分類圖上，弧后盆地玄武巖與MORB具有相似性，整體落在了亞堿性玄武巖的范圍內(nèi)(圖2a)。在MORB成分三分圖上，弧后盆地玄武巖的成分從與N-MORB類似變化到與E-MORB類似(圖2b)，大多數(shù)落在T-MORB和E-MORB區(qū)間內(nèi)。在主量元素相關(guān)圖上，弧后盆地玄武巖相較于MORB，具有更為寬泛的成分變化，如出現(xiàn)了大量MgO含量低于5%的值(圖2c-f)。在全巖MgO含量相似的情況下，弧后盆地玄武巖具有偏高的Al2O3含量(圖2d)以及偏低的TiO2含量(圖2f)；并且呈現(xiàn)出MgO與SiO2的負(fù)相關(guān)，MgO與CaO的正相關(guān)(圖2c, e)。在微量元素蛛網(wǎng)圖上，弧后盆地玄武巖的中稀土和重稀土元素配分模式表現(xiàn)平坦，與MORB一致，但是弧后盆地玄武巖的強(qiáng)不相容元素如大離子親石元素和輕稀土元素表現(xiàn)為從虧損到富集的較大變化，大部分表現(xiàn)出了與弧玄武巖相似的特征(圖3)。相較于MORB，弧后盆地玄武巖具有變化更大的Nb和Ta的異常，并以負(fù)異常為主(圖3)，其中日本海海盆、沖繩海槽和勞海盆出現(xiàn)了部分Nb-Ta無異常甚至正異常的樣品(圖3a, c)。此外，不同于MORB，弧后盆地玄武巖往往具有Ba和Rb的正異常，Sr和Ti的負(fù)異常(圖3)。

圖2 弧后盆地玄武巖地球化學(xué)分類圖(a、b)和主量元素相關(guān)圖(c-f)日本海和沖繩海槽的玄武巖數(shù)據(jù)代表大陸基底弧后盆地玄武巖，伊豆-小笠原-馬里亞納海槽和勞海盆玄武巖代表大洋基底弧后盆地玄武巖，其中勞海盆玄武巖還代表受到地幔柱影響形成的弧后盆地玄武巖. 弧后盆地玄武巖、印度洋和太平洋MORB的數(shù)據(jù)主要篩選自巖石學(xué)數(shù)據(jù)庫(http://www.earthchem.org/petdb). 圖中分離結(jié)晶模擬以合成樣品C01a(MgO=9.25%，SiO2=47.88%，Al2O3=16.67%，CaO=12.77%，TiO2=0.88%；Voigt et al., 2017)為起點(diǎn)，分別模擬了含0%水分的C01a在0.001kbar(藍(lán)色線條)和2kbar(黃色線條)條件下的分離結(jié)晶趨勢線，使用的模擬軟件為Petrolog 3(Danyushevsky and Plechov, 2011). 圖4、圖5、圖8、圖10中樣品符號同此圖Fig.2 Geochemical classification plots (a, b) and major elemental correlation plots (c-f) of back-arc basin basalt

圖3 弧后盆地玄武巖的原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖日本海和沖繩海槽的玄武巖數(shù)據(jù)代表大陸基底弧后盆地玄武巖，伊豆-小笠原-馬里亞納海槽和勞海盆玄武巖代表大洋基底弧后盆地玄武巖，其中勞海盆玄武巖還代表了受到地幔柱影響下形成的弧后盆地玄武巖. 弧后盆地玄武巖的數(shù)據(jù)主要篩選自巖石學(xué)數(shù)據(jù)庫(http://www.earthchem.org/petdb). 平均N-MORB和E-MORB引自Gale et al. (2013)，平均IAB(島弧玄武巖)引自Schmidt and Jagoutz (2017). 原始地幔值引自McDonough and Sun (1995)Fig.3 Plots of primitive mantle-normalized trace elemental patterns for back-arc basin basalt

在放射成因同位素相關(guān)圖上，如Sr-Nd、Nd-Hf、以及Pb-Pb同位素相關(guān)圖，都表現(xiàn)出較大的變化范圍，為兩端元混合或多端元混合的特征(圖4)。相對于太平洋和印度洋MORB而言，弧后盆地玄武巖表現(xiàn)出了整體偏高的87Sr/86Sr(0.7026～0.7055)和偏低的εNd(0～+11)(圖4a, b)。在Nd-Hf同位素相關(guān)圖上，雖然Hf同位素?cái)?shù)據(jù)較少，但是西太平洋地區(qū)大部分弧后盆地玄武巖的數(shù)據(jù)落在了印度洋MORB的區(qū)域(圖4b)。Pb同位素的變化范圍與太平洋和印度洋MORB大致相當(dāng)(圖4c, d)，其中206Pb/204Pb的變化范圍為17.60～19.20，207Pb/204Pb的變化范圍為15.35～15.65，208Pb/204Pb的變化范圍為37.25～39.25。在Pb-Pb同位素相關(guān)圖上，西太平洋地區(qū)弧后盆地玄武巖的主體也落在了印度洋MORB的區(qū)域(圖4c, d)。

圖4 弧后盆地玄武巖的放射成因同位素相關(guān)圖日本海和沖繩海槽的玄武巖數(shù)據(jù)代表大陸基底弧后盆地玄武巖，伊豆-小笠原-馬里亞納海槽和勞海盆玄武巖代表大洋基底弧后盆地玄武巖，其中勞海盆玄武巖還代表受到地幔柱影響形成的弧后盆地玄武巖. 弧后盆地玄武巖、印度洋和太平洋MORB的數(shù)據(jù)主要篩選自巖石學(xué)數(shù)據(jù)庫(http://www.earthchem.org/petdb)Fig.4 Plots of radiogenic isotopes for back-arc basin basalt

3 不同構(gòu)造背景和不同演化階段弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)特征

3.1 大陸基底

3.1.1 大陸裂谷和初始拉張階段——以沖繩海槽為例

沖繩海槽是一個(gè)處于初始拉張階段的弧后盆地和大陸邊緣海盆。它北起日本的九州，南止于中國的臺灣島，是琉球溝-弧體系的重要組成部分(Kimura, 1985; Yan and Shi, 2014; Guoetal., 2016; Zhangetal., 2018)。以～130°E的吐噶喇?dāng)鄬?Tokara fault)和～127°E的宮谷斷層(Miyako fault)為界限，可以將沖繩海槽分為南段、中段和北段三個(gè)部分(Kimura, 1985; Yan and Shi, 2014; Guoetal., 2016; Zhangetal., 2018)。北段地殼厚(～30km)，以流紋巖噴出為主，處于大陸裂谷階段；南段地殼薄(～13km)，以中基性噴出巖為主，處于海盆拉張初始階段；中段的地殼厚度處于南北段兩者之間，從基性的玄武巖，中性的安山巖，到酸性的流紋巖都有出露(Shinjo and Kato, 2000; Hoang and Uto, 2006)。沖繩海槽保存了較為完整的大陸裂解到洋盆初始拉張過程的記錄。受到菲律賓板塊俯沖的影響，該區(qū)陸殼從約20Ma開始發(fā)生破裂(Shinjoetal., 1999)，構(gòu)成了沖繩海槽發(fā)展史的第一階段——裂谷階段；第二期裂谷階段大約發(fā)生在早更新世，在這一階段，陸殼進(jìn)一步發(fā)生裂解；第三階段是弧后盆地的初始拉張階段，從更新世(約2Ma)一直持續(xù)到現(xiàn)在(Sibuetetal., 1998)。由于大陸地殼的存在，沖繩海槽的基性巖漿除了記錄來自地幔楔、俯沖帶的信號外，還具有明顯的陸殼混染的信號，體現(xiàn)在相對于其他弧后盆地玄武巖表現(xiàn)出更高的87Sr/86Sr和更低的εNd值特征(4a)。在微量元素蛛網(wǎng)圖上，沖繩海槽玄武巖具有輕微富集強(qiáng)不相容元素、明顯的Nb-Ta負(fù)異常和Pb正異常等特征(圖3a)。在元素比值上，沖繩海槽玄武巖在具有更低εNd值的同時(shí)還具有低的Ce/Pb和Nb/U比值，并且呈現(xiàn)出正相關(guān)性(圖5a, b)。以上這些特征都暗示除了俯沖物質(zhì)外，玄武巖成因中還存在大陸地殼物質(zhì)混染的貢獻(xiàn)。以上推斷被玄武巖的放射成因He(R/RA)和Sr同位素的負(fù)相關(guān)性以及與勞海盆玄武巖的對比研究所證實(shí)(Yuetal., 2016)。研究進(jìn)一步表明由北向南，地殼混染的信號有明顯的減弱，其中來自于南部的玄武巖基本不受地殼混染的影響(Yuetal., 2016)。雖然部分玄武巖受到了地殼混染的影響，但并不影響其記錄源區(qū)物質(zhì)組成的多樣性。沖繩海槽玄武巖不僅具有異常高的Ba/Nb比值(～100)，Th/Nb比值(～1.3)也相當(dāng)高，說明其源區(qū)既存在俯沖板片釋放的流體的貢獻(xiàn)(帶來大量的Ba)，也存在俯沖板片釋放的熔體的貢獻(xiàn)(帶來額外多的Th)(圖5c, d)。海槽南部的玄武巖比北部的玄武巖具有更高的Ba/Nb和Th/La比值、更低的Ce/Pb比值，暗示南部受到再循環(huán)沉積物的影響要顯著高于北部(Shinjoetal., 1999; Hoang and Uto, 2006)。

圖5 弧后盆地玄武巖的Nd同位素和微量元素比值相關(guān)圖日本海和沖繩海槽的玄武巖數(shù)據(jù)代表大陸基底弧后盆地玄武巖，伊豆-小笠原-馬里亞納海槽和勞海盆玄武巖代表大洋基底弧后盆地玄武巖，其中勞海盆玄武巖還代表地幔柱影響下形成的弧后盆地玄武巖. 弧后盆地玄武巖、印度洋和太平洋MORB的數(shù)據(jù)主要篩選自巖石學(xué)數(shù)據(jù)庫(http://www.earthchem.org/petdb)Fig.5 Plots of Nd isotope versus trace elemental ratios for back-arc basin basalt

3.1.2 成熟拉張階段——以日本海為例

日本海弧后盆地是在35Ma從原日本弧破裂拉張而來。玄武巖Ar-Ar年代學(xué)結(jié)果顯示日本海拉開的時(shí)間為～21Ma至～15Ma(Nohda, 2009)。海床的擴(kuò)張由北向南發(fā)生傳遞，形成了日本海東北部的洋殼，而西南部仍然伴隨著弧陸殼的減薄和破裂(Tamakietal., 1992; Nohda, 2009; Yoshida, 2013)。日本海主要有兩個(gè)弧后盆地，分別是西側(cè)日本海盆和東側(cè)大和海盆。不同于日本海盆，大和海盆的洋殼并沒有顯示清晰的條帶狀磁異常，暗示大和海盆的拉張是混亂、高頻的(Isezaki, 1986)。值得注意的是，大和海盆的洋殼厚度約為14km，是日本海盆的兩倍(Hirataetal., 1989)。日本海盆和大和海盆玄武巖樣品是通過ODP第127和128航次獲得的。日本海的弧后盆地玄武巖有兩種類型，一種非常虧損強(qiáng)不相容元素，另一種富集強(qiáng)不相容元素(圖3a)(Cousens and Allan, 1992; Nohdaetal., 1992; Cousensetal., 1994; Nohda, 2009)。富集型玄武巖的出現(xiàn)指示地幔源區(qū)存在富集組分，如再循環(huán)的洋殼和/或沉積物，而虧損型玄武巖是由虧損的地幔楔在高溫狀態(tài)下高程度熔融形成(Hiraharaetal., 2015)。日本海海盆雖然是大陸基底上形成的洋盆，但其主量元素組成上除了具有較低的CaO和較高的Al2O3含量外，與全球MORB具有一定的相似性(圖2)，說明成熟拉張的洋殼在成分上與全球MORB是相似的。此外，在MgO含量(>6%)相同的情況下，日本海玄武巖相較于沖繩海槽玄武巖表現(xiàn)出更低的SiO2和更高的TiO2含量(圖2c, f)，這可能說明陸殼物質(zhì)對日本?；『笈璧匦鋷r的影響已經(jīng)減弱，或者日本海玄武巖地幔源區(qū)的部分熔融程度在減小。在微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖3a)，日本海玄武巖也與正常的MORB具有相似性，區(qū)別于沖繩海槽玄武巖，并沒有表現(xiàn)出強(qiáng)不相容元素富集和Nb-Ta明顯負(fù)異常的特征(圖3a)。相對于沖繩海槽，日本海玄武巖在具有更高εNd值的同時(shí)表現(xiàn)出更高的Ce/Pb和Nb/U比值(圖5a, b)，暗示大陸陸殼混染對于成熟擴(kuò)張形成的弧后盆地玄武巖的影響已經(jīng)變小。另外，相對于沖繩海槽，在具有相似εNd值的基礎(chǔ)上，日本海玄武巖具有更低的Ba/Nb和Th/Nb比值(圖5c, d)，可能說明成熟拉張形成的洋殼受俯沖板片釋放流體/熔體的影響減弱。

3.2 大洋基底

不同于以大陸為基底拉張形成的弧后盆地，洋內(nèi)拉張形成的弧后盆地不用考慮陸殼對于玄武巖巖漿作用的影響。然而，大洋基底弧后盆地玄武巖表現(xiàn)出了變化范圍更大的Ce/Pb和Nb/U比值(圖5a, b)，說明俯沖沉積物在大洋基底弧后盆地玄武巖成因中起到重要影響。因此，大洋基底弧后盆地玄武巖是了解俯沖體系下物質(zhì)循環(huán)的理想對象，比如馬里亞納海槽和勞海盆，都是研究物質(zhì)循環(huán)的熱點(diǎn)區(qū)域(Taylor and Martinez, 2003; Pearce and Stern, 2006)。這里以伊豆-小笠原-馬里亞納海槽為案例，了解大洋基底弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)組成和演變。

伊豆-小笠原-馬里亞納火山弧作用在約52Ma啟動(Whittakeretal., 2007)。然而第一個(gè)島弧張裂和弧后拉張的時(shí)間卻發(fā)生在ca.30～15Ma，形成帕里西維拉和四國兩個(gè)弧后盆地(圖1、表1)。第二個(gè)階段的拉張約從7Ma開始，形成現(xiàn)今的伊豆-小笠原裂谷和馬里亞納海槽(Karig, 1971; Straubetal., 2015)。伊豆-小笠原裂谷位于北部，處于裂谷階段，形成于火山弧前緣(Straubetal., 2015)；馬里亞納海槽位于南部，從島弧中拉開，海槽的兩側(cè)分別是正在活動的馬里亞納島弧和已經(jīng)停止火山作用的西馬里亞納島弧(Karig, 1971)。

3.2.1 裂谷階段——以伊豆-小笠原裂谷為例

伊豆-小笠原裂谷的東端是伊豆-小笠原海溝，西端是四國海盆(圖1)。伊豆-小笠原裂谷由東向西依次是弧前火山、南北向的裂谷帶和西面的海山鏈。這里僅討論南北向裂谷帶中的玄武巖。該裂谷帶中的火山巖均年輕于2Ma，在化學(xué)成分上呈現(xiàn)雙峰式火山的特點(diǎn)(Ishizukaetal., 2003)。伊豆-小笠原裂谷玄武巖在主量元素組成上表現(xiàn)出與其他弧后盆地玄武巖相似的特征(圖2)，在微量元素蛛網(wǎng)圖上表現(xiàn)出富集大離子親石元素含量、Nb-Ta負(fù)異常和Pb正異常等明顯的弧特征(圖3b)，并具有相對均一的放射成因同位素組成(圖4)。伊豆-小笠原裂谷玄武巖雖然εNd值較高(+6～+9)，但Ce/Pb和Nb/U比偏低(圖5a, b)，說明源區(qū)存在俯沖物質(zhì)的影響。相對于其他大洋基底玄武巖，伊豆-小笠原裂谷玄武巖具有更高的Th/Nb比值和更低的Ba/Nb比值(圖5c, d)，說明俯沖洋殼釋放的熔體比其釋放的流體對這些玄武巖成因的貢獻(xiàn)更顯著(Hochstaedteretal., 2000, 2001; Ishizukaetal., 2003)。伊豆-小笠原裂谷玄武巖的同位素之間、同位素與經(jīng)典元素比值之間缺少相關(guān)性，說明其地球化學(xué)特征并非完全來自于俯沖物質(zhì)的影響，可能還記錄了地幔楔本身固有的地球化學(xué)性質(zhì)(Ishizukaetal., 2003)。自東向西，隨著距離海溝位置的變遠(yuǎn)，地幔源區(qū)的部分熔融程度逐漸降低，俯沖物質(zhì)對于地幔楔的貢獻(xiàn)也在減少，表現(xiàn)為Ce/Pb比值的升高和87Sr/86Sr比值的降低(Hochstaedteretal., 2000, 2001)。

3.2.2 裂谷到成熟擴(kuò)張階段——以馬里亞納海槽為例

馬里亞納海槽沿其伸展軸可以被分為四個(gè)部分，北部火山構(gòu)造帶(23.1°～22.1°N)、南部火山構(gòu)造帶(22.1°～21.0°N)、中央地塹(21°～19.7°N)和擴(kuò)張脊(19.7°N以南)(Ikedaetal., 2016)。兩個(gè)火山構(gòu)造帶的巖漿作用是弧后盆地裂谷階段的產(chǎn)物，在元素地球化學(xué)特征上與馬里亞納島弧巖漿作用存在相似性(Sinton and Fryer, 1987; Gribbleetal., 1996, 1998)。其他兩個(gè)部分的玄武巖表現(xiàn)出了接近于MORB的元素地球化學(xué)特征，代表了弧后盆地拉張成熟階段的洋殼(Taylor and Martinez, 2003; Ikedaetal., 2016)。因此，馬里亞納海槽的玄武巖記錄了大洋基底下拉張形成的弧后盆地的完整過程。對比其他海盆玄武巖，馬里亞納海槽玄武巖具有如下地球化學(xué)特征：1)在主量元素成分上基本覆蓋了本文所選弧后盆地玄武巖樣品的變化范圍(圖2)；2)在微量元素蛛網(wǎng)圖上具有明顯的Nb-Ta負(fù)異常，強(qiáng)不相容元素的富集程度變化較大，其變化范圍明顯要大于伊豆-小笠原的裂谷玄武巖(圖3b)；3)在放射成因同位素上，它們相比伊豆-小笠原裂谷玄武巖具有更大的變化范圍，但是其Sr-Nd同位素組成整體比大陸基底弧后盆地玄武巖更為虧損，具有偏低的87Sr/86Sr和偏高的εNd值(圖4)；4)微量元素比值上，馬里亞納海槽玄武巖與伊豆-小笠原裂谷玄武巖具有相似性，表現(xiàn)出相似的Ce/Pb、Nb/U、Ba/Nb和Th/Nb等比值(圖5)；與勞海盆玄武巖不同的是馬里亞納海槽玄武巖與伊豆-小笠原裂谷玄武巖都指向同一個(gè)演化趨勢，且在微量元素比值和Nd同位素的相關(guān)圖上區(qū)別于大陸基底形成的玄武巖，并未表現(xiàn)出相關(guān)性(圖5)。此外，馬里亞納海槽玄武巖從北向南(24.0°～15.0°N)存在明顯的成分變化規(guī)律。視縱坐標(biāo)的緯度為時(shí)間序列，馬里亞納海槽自北向南清楚的展現(xiàn)了由裂谷向成熟洋殼過渡的玄武巖地球化學(xué)組成演變趨勢(圖6)。在馬里亞納海槽拉張初期(北部的玄武巖為代表)，玄武巖具有低的MgO含量(圖6a)和Ce/Pb比值(圖6c)，高的Ba含量(圖6b)和Ba/Nb比值(圖6d)，說明大洋基底弧后盆地玄武巖在形成初期的演化程度高，并受到較多俯沖板片釋放物質(zhì)的影響；到了成熟擴(kuò)張時(shí)期，玄武巖則具有升高的MgO(圖6a)、降低的Ba含量(圖6b)和Ba/Nb比值(圖6d)，以及接近全球開闊大洋MORB的Ce/Pb比值(圖6c)，說明隨著洋殼擴(kuò)張?jiān)絹碓匠墒?，玄武巖的地球化學(xué)成分逐漸接近MORB，板片俯沖帶來的地球化學(xué)影響逐漸減弱。

圖6 馬里亞納海槽玄武巖地球化學(xué)成分隨緯度變化圖圖中展示了馬里亞納海槽北部裂谷階段玄武巖、南部成熟洋殼玄武巖和兩者之間過渡帶玄武巖的地球化學(xué)成分. 圖中數(shù)據(jù)引自Pearce et al. (2005)Fig.6 Variations in geochemical composition of basalts in Mariana Trough with latitude

大陸基底和大洋基底弧后盆地玄武巖地球化學(xué)成分的對比表明，以大陸為基底裂解形成的弧后盆地玄武巖不僅僅要考慮地幔楔性質(zhì)的影響、俯沖板片物質(zhì)的輸入，還要考慮大陸巖石圈在玄武巖成因中扮演的角色。相比而言，大洋基底形成的弧后盆地玄武巖主要受控于地幔楔的性質(zhì)和俯沖板片物質(zhì)的輸入。兩者相同的是，從裂谷到海盆成熟擴(kuò)張階段，玄武巖受到俯沖板片物質(zhì)的貢獻(xiàn)在減少，地幔源區(qū)部分熔融程度在變小。對于不同基底類型的弧后盆地，隨著擴(kuò)張的進(jìn)行，弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)成分都在向開闊大洋MORB靠近。

3.3 地幔柱活動的影響

弧后盆地除了輸出俯沖板片帶來的再循環(huán)物質(zhì)外，還可能受地幔柱影響，輸出來自深部地幔的物質(zhì)。地幔柱位于俯沖邊界大洋這一側(cè)，由于俯沖過程中板片的破裂、板片的折返等，導(dǎo)致了大洋一側(cè)的地幔柱物質(zhì)逃逸加入弧后盆地之下的地幔(Leatetal., 2004; Tianetal., 2011; Nebel and Arculus, 2015)。目前為止，地幔柱影響下的弧后拉張，最為典型的案例是勞海盆和美洲南端的東斯科舍(East Scotia)海盆。此處以勞海盆為例探討地幔柱對弧后盆地玄武巖的影響。

勞海盆是由古湯加島弧(約45Ma形成)張裂形成，在～6Ma時(shí)形成裂谷，在～4Ma時(shí)海底擴(kuò)張開始(Taylor, 1995; Zellmer and Taylor, 2001)。同時(shí)，在～4Ma的時(shí)候路易斯維爾(Louisville)海山鏈在湯加島弧的最北端發(fā)生斜向俯沖。勞海盆具有多個(gè)擴(kuò)張中心，以中央擴(kuò)張中心(Central Lau Spreading Center)、東部擴(kuò)張中心(Eastern Lau Spreading Center)和瓦盧法海嶺(Valu Fa Ridge)為主要擴(kuò)張中心(Taylor andMartinez, 2003)。在地理位置上，它們的相互關(guān)系是東部擴(kuò)張中心向南遷移形成瓦盧法海嶺，東部擴(kuò)張中心向北躍遷形成了中央擴(kuò)張中心。瓦盧法海嶺以南沒有海底擴(kuò)張發(fā)生，以島弧的張裂為主。中央擴(kuò)張中心的北部還有數(shù)個(gè)小規(guī)模的擴(kuò)張中心，例如羅漢博海堤(Rochambeau Bank)。在巖石地球化學(xué)組成上，瓦盧法海嶺的巖石主要具有弧巖漿的地球化學(xué)特征，中央擴(kuò)張中心和東部擴(kuò)張中心噴發(fā)的巖漿與大洋MORB相似，而勞海盆中央擴(kuò)張中心北部的巖石多以E-MORB為特征，其中羅漢博海堤的玄武巖具有類似于洋島玄武巖(OIB)的地球化學(xué)特征(Taylor and Martinez, 2003)。勞海盆巖漿作用受到俯沖板片后撤和熱的深部地幔物質(zhì)上涌的共同作用，海盆北部玄武巖主要受到了地幔柱活動的影響，而其南部玄武巖受控于板片俯沖，總體表現(xiàn)出越往南俯沖板片物質(zhì)影響越明顯的特征(Hawkins, 1995; Escrigetal., 2009)。

玄武巖主量元素地球化學(xué)對比表明勞海盆玄武巖具有變化范圍最大的元素組成，其中部分玄武巖樣品具有高的MgO含量(>10%)(圖2)。在微量元素蛛網(wǎng)圖上，勞海盆玄武巖的地球化學(xué)特征從類似N-MORB變化到類似E-MORB型，表現(xiàn)為強(qiáng)不相容元素的相對富集、Nb和Ta的正異常和普遍的Pb負(fù)異常，這與其他弧后盆地玄武巖略有差別(圖3c)。在放射成因同位素組成上，勞海盆玄武巖在大洋基底弧后盆地玄武巖的對比中表現(xiàn)出范圍更大的不均一性，比伊豆-小笠原-馬里亞納海槽的玄武巖具有變化范圍更大的87Sr/86Sr、εNd和εHf值(圖4a, b)。相對于本文引用的其他弧后盆地，勞海盆玄武巖具有接近于全球MORB的Ce/Pb和Nb/U比值(圖5a, b)。在Nd同位素和Ba/Nb、Th/Nb比值相關(guān)圖上，勞海盆玄武巖具有兩個(gè)演化趨勢(圖5c, d)。其中一個(gè)趨勢與其他弧后盆地玄武巖一致，在Nd同位素不變的情況下，Ba/Nb和Th/Nb比值快速上升，代表了俯沖物質(zhì)的貢獻(xiàn)。另一個(gè)趨勢是在Ba/Nb和Th/Nb比值較低的基礎(chǔ)上，Nd同位素組成快速降低，暗示勞海盆玄武巖的源區(qū)中可能含有來自深部地幔的物質(zhì)，比如EM2組分(Tianetal., 2011; Luptonetal., 2012; Lytleetal., 2012)。勞海盆玄武巖的惰性氣體同位素研究證實(shí)其地幔源區(qū)中存在地幔柱信號(Luptonetal., 2012; Lytleetal., 2012; Nebel and Arculus, 2015)。圖7顯示勞海盆玄武巖源區(qū)具有三端元混合的特征，地幔源區(qū)除了含有虧損地幔物質(zhì)(以東太平洋隆起為代表)外還存在具高3He/4He(R/RA)組成的FOZO地幔端元物質(zhì)和低εNd值的EM2地幔端元物質(zhì)。其中，F(xiàn)OZO和EM2地幔端元與由地幔柱形成的薩摩亞(Samoa)洋島玄武巖的地球化學(xué)特征是一致的，證實(shí)了薩摩亞(Samoa)地幔柱對勞海盆玄武巖的影響。

圖7 勞海盆玄武巖的He同位素與Nd同位素比值相關(guān)圖圖中勞海盆玄武巖以紫色圓圈標(biāo)記，數(shù)據(jù)引自Volpe et al. (1988)，Workman and Hart (2005)和Tian et al. (2011). 薩摩亞(Samoa)洋島玄武巖的數(shù)據(jù)范圍引自Tian et al. (2011). 東太平洋隆起玄武巖數(shù)據(jù)引自PetDB數(shù)據(jù)庫(http://www.earthchem.org/petdb). 各地幔端元的3He/4He(R/RA)組成參考Tian et al. (2011)，Lupton et al. (2012)和Lytle et al. (2012)Fig.7 Plot of He isotope versus Nd isotope for the Lau basin basalt

4 影響弧后盆地玄武巖地球化學(xué)多樣性的因素

通過對比不同構(gòu)造背景、不同演化階段弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)組成，發(fā)現(xiàn)大陸基底下形成的弧后盆地玄武巖需要考慮大陸地殼混染的影響。除此之外，巖漿演化對于玄武巖地球化學(xué)變化的影響也是不可忽視的(Danyushevsky, 2001; Langmuiretal., 2006; Bézosetal., 2009; Kelley and Cottrell, 2009)。因此，我們將從巖石成因機(jī)制的角度，重新將弧后盆地玄武巖地球化學(xué)成因的多樣性歸納為以下四種機(jī)制：(1)地幔源區(qū)的多樣性；(2)地幔源區(qū)的部分熔融程度；(3)大陸地殼的同化混染或者大洋巖石圈的熔體-巖石反應(yīng)；(4)玄武巖巖漿的自身演化。

4.1 地幔源區(qū)多樣性

Pearce and Stern (2006)通過使用弧后盆地玄武巖的微量元素比值發(fā)現(xiàn)弧后盆地玄武巖的源區(qū)存在三種不同來源的地幔物質(zhì)，分別為地幔楔中的初始地幔物質(zhì)，俯沖板片釋放的流體/熔體，以及外來的地幔物質(zhì)(比如上地幔的不均一性或者地幔柱活動)。例如，馬里亞納海槽玄武巖在剔除了俯沖板片釋放物質(zhì)對于玄武巖地幔源區(qū)的影響之后，地幔楔在Nd-Hf同位素組成上還呈現(xiàn)兩端元混合的特征(Woodheadetal., 2012)。板片俯沖不僅影響了弧玄武巖的地幔源區(qū)，也對弧后盆地的地幔源區(qū)有重要影響(Sinton and Fryer, 1987; Falloonetal., 1992; Gribbleetal., 1996; Kamenetskyetal., 1997; Shinjoetal., 1999; Hochstaedteretal., 2000, 2001; Macphersonetal., 2000; Peateetal., 2001; Ishizukaetal., 2003; Tianetal., 2008, 2011; Escrigetal., 2009; Toddetal., 2010; Ikedaetal., 2016)。在弧后盆地位置，一般認(rèn)為俯沖板片主要以釋放流體或者熔體的形式交代上覆地幔，上覆地幔發(fā)生減壓和含水部分熔融即形成弧后盆地玄武巖。流體既可能來自于俯沖洋殼也可以來自沉積物，而俯沖熔體多數(shù)來自于俯沖的沉積物(Escrigetal., 2009; Toddetal., 2010; Tianetal., 2011; Ikedaetal., 2016)。也有人認(rèn)為俯沖沉積物還可能直接參與到弧后盆地地幔源區(qū)的部分熔融(Ishizukaetal., 2003)。對于弧后盆地玄武巖揮發(fā)分(比如CO2)的研究還表明，很大一部分洋殼表層揮發(fā)分會隨著板片的俯沖進(jìn)入到弧后盆地的地幔源區(qū)，暗示了板片表面的揮發(fā)分在弧巖漿活動的過程中并沒有完全逃逸(Sanoetal., 1998; Newmanetal., 2000)。除了以上來源，近些年的研究表明深部地幔物質(zhì)對弧后盆地玄武巖地幔源區(qū)的貢獻(xiàn)不能忽視，越來越多的研究發(fā)現(xiàn)地幔柱/熱點(diǎn)物質(zhì)對于弧后盆地的影響可能比前人認(rèn)識的要大，比如上述薩摩亞(Samoa)地幔柱對于勞海盆玄武巖的影響(Tianetal., 2011; Luptonetal., 2012; Lytleetal., 2012; Nebel and Arculus, 2015)。為了直觀地體現(xiàn)這種地幔源區(qū)的多樣性，我們將弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)投在了Pb-Sr和Pb-Nd同位素相關(guān)圖上(圖8)。首先，弧后盆地玄武巖都具有一個(gè)同位素虧損的端元，與太平洋和印度洋MORB的共同虧損端元相似，表現(xiàn)出低87Sr/86Sr、206Pb/204Pb和高εNd的特征；其次，弧后盆地玄武巖的成分演變趨勢可以被劃分為EM1型和EM2型(圖8)，即弧后盆地玄武巖地幔源區(qū)的富集組分和OIB的源區(qū)具有一定的相似性，暗示了地幔源區(qū)物質(zhì)來源的復(fù)雜性。以大洋為基底拉張形成的弧后盆地玄武巖落在了DMM和EM2兩端元混合的趨勢上。相比而言，以大陸為基底拉張形成的弧后盆地玄武巖整體還表現(xiàn)出指向EM1型地幔端元的趨勢?；『笈璧匦鋷r表現(xiàn)出來的不同地幔端元組分的特點(diǎn)既有可能來自形成過程中俯沖物質(zhì)貢獻(xiàn)和大陸地殼混染，也有可能來自于深部地幔柱物質(zhì)的影響。

圖8 弧后盆地玄武巖Pb-Sr同位素(a)和Pb-Nd同位素(a)相關(guān)圖日本海和沖繩海槽的玄武巖數(shù)據(jù)代表大陸基底弧后盆地玄武巖，伊豆-小笠原-馬里亞納海槽和勞海盆玄武巖代表大洋基底弧后盆地玄武巖，其中勞海盆玄武巖還代表地幔柱影響下形成的弧后盆地玄武巖. 弧后盆地玄武巖、印度洋和太平洋MORB的數(shù)據(jù)主要篩選自巖石學(xué)數(shù)據(jù)庫(http://www.earthchem.org/petdb). 圖中由全球MORB和OIB勾勒出的地幔端元引自王小均等(2019)Fig.8 Plots of Pb vs. Sr (a) and Pb vs. Nd (b) isotopic compositions for back-arc basin basalt

4.2 地幔源區(qū)的部分熔融程度

弧后盆地玄武巖地幔源區(qū)的部分熔融程度主要受溫度和壓力的控制(Taylor, 1995; Christieetal., 2006; Galeetal., 2013; White and Klein, 2014)，也受俯沖板片來源流體的影響(Gribbleetal., 1996; Macphersonetal., 2000; Hochstaedteretal., 2001; Kelleyetal., 2006; Langmuiretal., 2006; Pearce and Stern, 2006)。MORB的地幔源區(qū)含水量越高，起始熔融深度就越大，越深的源區(qū)反而發(fā)生更低程度的熔融。低程度熔融區(qū)雖然拓寬了地幔熔融區(qū)的范圍，但是降低了整個(gè)地幔熔融區(qū)的平均熔融程度，從而導(dǎo)致水含量和熔融程度間存在明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系，形成的MORB具有TiO2含量升高的特征且表現(xiàn)出一定的石榴子石效應(yīng)(Kelleyetal., 2006; Langmuiretal., 2006)。而在弧后盆地中，地幔源區(qū)的水含量越高，部分熔融程度越高，弧后盆地玄武巖具有的TiO2含量降低，且未見石榴子石效應(yīng)(Kelleyetal., 2006; Langmuiretal., 2006)。弧后盆地玄武巖地幔源區(qū)的部分熔融還可以從兩個(gè)角度進(jìn)行認(rèn)識：部分熔融的模式和控制部分熔融的因素。Langmuiretal. (2006)將弧后擴(kuò)張中心地幔熔融區(qū)分成兩個(gè)部分，靠近島弧一側(cè)的為“濕熔融區(qū)”，遠(yuǎn)離島弧一側(cè)的為“干熔融區(qū)”。兩個(gè)區(qū)的范圍比例受到俯沖帶距離的控制，隨著弧后擴(kuò)張中心的不斷發(fā)育并逐漸遠(yuǎn)離島弧，“干熔融區(qū)”范圍增大，“濕熔融區(qū)”范圍縮小。“干熔融區(qū)”發(fā)生減壓熔融，形成貧H2O、富Fe的巖漿，而“濕熔融區(qū)”發(fā)生減壓和加H2O的熔融，形成富H2O、貧Fe的巖漿?；『笈璧匦鋷r正是這兩種性質(zhì)巖漿發(fā)生不同程度混合的產(chǎn)物(Langmuiretal., 2006)。然而Kelleyetal. (2006)則認(rèn)為這種分區(qū)是沒有意義的，因?yàn)楹糠秩廴谠诨『笈璧刂衅毡榇嬖凇τ诨『笈璧匦鋷r地幔源區(qū)部分熔融的控制因素，Klein and Langmuir (1987)認(rèn)為地幔潛能溫度決定了地幔的平均熔融程度以及巖漿量。Niu and O’Hara (2008)則認(rèn)為部分熔融程度受控于地幔的富集和虧損程度，地幔的富集和虧損決定了地幔上涌速率，越是虧損的地幔由于密度小而具有更快的上涌速率，從而導(dǎo)致更高程度的部分熔融。勞海盆玄武巖地幔源區(qū)部分熔融程度研究表明，遠(yuǎn)離俯沖帶的玄武巖源區(qū)的部分熔融程度受控于地幔潛能溫度的控制，但是靠近俯沖帶的玄武巖源區(qū)的部分熔融程度還受控于俯沖流體加入的影響(李正剛, 2015)。因此，對于弧后盆地玄武巖而言，盡管地幔部分熔融程度主要由地幔潛能溫度決定(Wiensetal., 2006)，但是對于同一個(gè)弧后盆地或者更小尺度的同一個(gè)擴(kuò)張中心而言，俯沖流體的加入無疑是影響熔融程度的更為主要的因素，也極有可能是控制洋殼厚度的主要因素(Martinez and Taylor, 2002)。

4.3 地殼混染或熔體-巖石反應(yīng)

在Sr、Nd同位素與Pb同位素的相關(guān)圖上，大陸基底弧后盆地玄武巖相比于大洋基底弧后盆地玄武巖表現(xiàn)出更遠(yuǎn)離虧損地幔的特點(diǎn)(圖8)。這一地球化學(xué)特征一部分繼承于地幔源區(qū)，還有一部分來自于大陸地殼混染的影響(Gambleetal., 1996; Hoang and Uto, 2006; Yuetal., 2016)。比如，具有低εNd值的大陸基底弧后盆地玄武巖具有更低的Ce/Pb和Nb/U比值，符合大陸地殼混染的特征(圖5a, b)。因此，大陸基底弧后盆地玄武巖成因中的大陸巖石圈混染無法忽視。對于大洋基底的弧后盆地玄武巖，有兩方面的證據(jù)表明巖石圈中廣泛發(fā)育熔體-巖石反應(yīng)，這種相互作用會影響弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)組成(Kamenetskyetal., 1998; Danyushevskyetal., 2003; Lissenberg and Dick, 2008; Galeetal., 2013)。比如帕里西維拉海盆的哥斯拉大洋核雜巖中的富橄欖石橄長巖就被認(rèn)為是熔體-巖石反應(yīng)的產(chǎn)物。巖石圈地幔中的純橄巖通過與玄武巖質(zhì)熔體發(fā)生反應(yīng)，橄欖石被消耗，結(jié)晶出新的斜長石和透輝石，純橄巖轉(zhuǎn)化為橄長巖(Sanfilippoetal., 2013)。另外，弧后盆地玄武巖橄欖石斑晶中熔體包裹體的成分也支持下洋殼中存在熔體-巖石反應(yīng)，并影響了玄武巖的成分。在MgO含量相似的情況下，部分熔體包裹體具有更高的Al2O3和CaO含量以及相對虧損的強(qiáng)不相容元素組成(比如低的La/Sm比值)的特征(Kamenetskyetal., 1998; Danyushevskyetal., 2003)。單純的分離結(jié)晶模式無法解釋這種主量元素上的變化趨勢(圖2d-f)，而同時(shí)升高的Al2O3、CaO含量和Sr/Sr*比值特征可以用下洋殼深度發(fā)生的熔體-巖石相互作用來解釋(Kamenetskyetal., 1998; Danyushevskyetal., 2003)。

4.4 巖漿演化

弧后盆地玄武巖整體上與開闊大洋MORB一樣以拉斑玄武巖為主，其巖漿演化遵循鮑文反應(yīng)序列。但是，部分弧后盆地玄武巖的演化特點(diǎn)是介于開闊大洋玄武巖和島弧巖漿巖之間，甚至更偏向于島弧巖漿巖的演化模式。在不含水的情況下，弧后盆地玄武巖具有與開闊大洋MORB相似的巖漿演化趨勢線，以橄欖石和斜長石的分離結(jié)晶為始，隨著分離結(jié)晶的進(jìn)行，輝石會加入到結(jié)晶礦物組合中，斜長石由基性長石向中性長石轉(zhuǎn)變，使得巖漿朝著富Fe趨勢發(fā)展，形成拉斑質(zhì)的玄武巖(Herzberg, 2004; Galeetal., 2013; White and Klein, 2014)。熔體包裹體和礦物地球化學(xué)證據(jù)說明弧后盆地玄武巖巖漿經(jīng)常是含水的，其水含量要顯著大于MORB和OIB(Bézosetal., 2009)。在玄武巖巖漿演化過程中，水的存在可以抑制斜長石的結(jié)晶，促使單斜輝石的優(yōu)先結(jié)晶并分離，從而形成具有高Al2O3、低CaO含量特征的玄武巖(Danyushevsky, 2001; Bézosetal., 2009)。此外，玄武巖的水含量和氧逸度之間的關(guān)系表明，隨著地幔源區(qū)中水含量的增加，地幔的氧逸度也會發(fā)生增加，從而改變弧后盆地玄武巖的氧逸度。巖漿氧逸度的改變可以進(jìn)一步影響巖漿的分離結(jié)晶進(jìn)程，促使部分副礦物如鐵鈦氧化物的優(yōu)先分離，從而改造玄武巖巖漿中某些特定元素的含量，比如巖漿向貧乏Fe趨勢演化，形成鈣堿性的玄武巖(Danyushevskyetal., 2001; Arculus, 2003; Bézosetal., 2009; Kelley and Cottrell, 2009)。在一些新生的弧后盆地中，比如大陸基底的沖繩海槽和大洋基底的伊豆-小笠原裂谷，雙峰式火山巖組合常見，部分基性巖漿具有鈣堿性巖漿的演化趨勢(Shinjo and Kato, 2000; Ishizukaetal., 2003)。這說明，弧后盆地形成早期的、距離俯沖帶較近的玄武巖其地幔源區(qū)或者巖漿演化上受到水的影響較大，其演化模式接近于島弧巖漿巖的模式特征。因此，弧后盆地玄武巖巖漿自身的演化比開闊大洋玄武巖的演化更為復(fù)雜，在討論其演化機(jī)制時(shí)需要充分考慮水的影響。

綜上，弧后盆地玄武巖地球化學(xué)組成的多樣性成因與開闊大洋洋中脊玄武巖區(qū)分如下(圖9)：(1)在地幔源區(qū)，弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)組成主要受控于地幔楔的不均一性，地幔楔的不均一性受到地幔楔初始化學(xué)組成和俯沖板片提供物質(zhì)多樣性的控制；此外，地幔柱也會影響地幔楔的地球化學(xué)組成；(2)在地幔源區(qū)的熔融程度上，除了地幔潛能溫度外，弧后盆地玄武巖需要考慮俯沖板片釋放流體的影響，俯沖流體的加入會促進(jìn)弧后盆地玄武巖地幔源區(qū)的進(jìn)一步熔融；(3)在巖漿上升演化過程中，水在弧后盆地玄武巖的分離結(jié)晶過程中起到重要影響，抑制了斜長石的結(jié)晶；在考慮巖石圈中的熔體-巖石相互作用影響的同時(shí)，陸殼基底的弧后盆地玄武巖還需要考慮大陸地殼的混染。

圖9 弧后盆地玄武巖和開闊大洋洋中脊玄武巖地球化學(xué)多樣性成因機(jī)制對比圖Fig.9 Comparative figure on the genetic mechanism for geochemical diversity between back-arc basin basalt and mid-ocean ridge basalt

5 關(guān)鍵科學(xué)問題

5.1 弧后盆地玄武巖與地幔橄欖巖和下洋殼輝長巖的成因聯(lián)系

弧后盆地玄武巖的成因既受控于地幔源區(qū)又受控于巖石圈的巖漿演化。橄欖巖是地幔的主要組成部分，下洋殼輝長巖是幔源巖漿演化的直接產(chǎn)物。因此，橄欖巖和輝長巖都可以提供玄武巖成因的重要信息，這與玄武巖本身的巖石地球化學(xué)信息形成互補(bǔ)。玄武巖、輝長巖和橄欖巖是大洋巖石圈的核心組成，對三者之間成因聯(lián)系的認(rèn)識也是認(rèn)識大洋巖石圈增生的基礎(chǔ)。海洋中大部分橄欖巖是通過深海拖網(wǎng)和深潛獲得(Tisseau and Tonnerre, 1995; Lagabrielleetal., 1998)，還有少量橄欖巖樣品是通過大洋鉆探獲得(Karsonetal., 1997)。此外，拼貼到大陸和大洋之上的蛇綠巖也是研究深海橄欖巖的重要對象。下洋殼輝長巖則主要通過蛇綠巖和大洋核雜巖來獲得。

通過蛇綠巖套中橄欖巖的研究發(fā)現(xiàn)，深海橄欖巖的來源可能需要區(qū)分開闊大洋型和弧后盆地型兩種不同的構(gòu)造環(huán)境。蛇綠巖套根據(jù)橄欖巖的礦物組成被分為二輝橄欖巖型和方輝橄欖巖型(Bodinier and Godard, 2014)。Miyashiro (1975)首次提出方輝橄欖巖型的蛇綠巖是俯沖帶弧后盆地巖石圈的產(chǎn)物。該觀點(diǎn)得到了以下證據(jù)的支持：(1)方輝橄欖巖型蛇綠巖往往位于活動大陸邊緣；(2)蛇綠巖套中的噴出巖具有俯沖帶巖石的地球化學(xué)信號(Pearceetal., 1981)；(3)方輝橄欖巖中存在流體交代的信號(Tamura and Arai, 2006)等。越來越多的研究資料表明，保存在造山帶中的大多數(shù)蛇綠巖也可能來自于俯沖帶上盤的盆地大洋巖石圈(Robertson, 2002; Pearce, 2003)。想要正確認(rèn)識蛇綠巖的成因以及其在板塊構(gòu)造中的意義，弧后盆地玄武巖、輝長巖和相應(yīng)的地幔橄欖巖的研究必不可少?；『笈璧匦鋷r與開闊大洋玄武巖之間存在差異，這種差異也會被表現(xiàn)在與之配套的下洋殼輝長巖和橄欖巖之中。然而，相比于在超慢速、慢速擴(kuò)張洋中脊中普遍出露的地幔橄欖巖，弧后盆地中卻并不常見橄欖巖。大洋核雜巖在弧后盆地系統(tǒng)中也只在三個(gè)地方被報(bào)道，分別是地中海海域的第勒尼安海(Bonattietal., 1990)、西太平洋地區(qū)的帕里西維拉海盆(Parkinson and Pearce, 1998)和南美洲南部的南桑威奇弧后盆地(Pearceetal., 2000)。其中帕里西維拉海盆的哥斯拉大洋核雜巖是目前地球上出露面積最大的核雜巖。大洋鉆探雖然針對帕里西維拉海盆開展了多個(gè)航次的研究(DSDP Legs 6、31和59)，但是目前為止還未開展哥斯拉大洋核雜巖的針對性大洋鉆探工作。相比于其他兩個(gè)地區(qū)，依靠深海拖網(wǎng)，帕里西維拉海盆哥斯拉大洋核雜巖的研究程度已算較高(Sternetal., 1996; Ohara, 2016)。

弧后盆地玄武巖與地幔橄欖巖和下洋殼輝長巖之間的成因聯(lián)系同樣也是認(rèn)識弧后盆地洋殼增生模式的關(guān)鍵。大洋洋殼的平均厚度約為6.5km，其結(jié)構(gòu)組成是通過地震反演、大洋鉆探、大洋核雜巖、蛇綠巖套等多種手段多種研究對象獲得的綜合認(rèn)識(White and Klein, 2014)。洋殼的頂層是由玄武巖熔巖組成，熔巖之下為席狀巖墻，而下洋殼則主要由輝長巖組成。其中玄武巖熔巖和席狀巖墻的厚度被認(rèn)為與洋中脊的擴(kuò)張之間存在一定的關(guān)系，快速擴(kuò)張的洋中脊下該兩層的厚度約為1km到1.5km，而慢速擴(kuò)張的洋中脊下該兩層厚度約為2km到3km(Carbotte and Scheirer, 2004)?，F(xiàn)有洋殼結(jié)構(gòu)認(rèn)識主要是通過開闊大洋來獲得，洋殼的增生模式與洋中脊的擴(kuò)張速度之間被認(rèn)為存在一定的關(guān)系。然而，弧后盆地的洋中脊擴(kuò)張存在不對稱(不一致)的特點(diǎn)，在擴(kuò)張的不同階段因?yàn)槭艿讲煌瑒恿W(xué)機(jī)制的影響從而形成厚度不一的大洋巖石圈(Martinez and Taylor, 2006)。比如，日本海的大和海盆和勞海盆中央海盆的地殼地球物理觀察發(fā)現(xiàn)，它們都存在異常厚的洋殼(>10km)，并且下伏地幔還存在熱異常。濕的地幔楔高程度部分熔融以及濕的巖漿復(fù)雜的分離結(jié)晶模式被認(rèn)為是造成弧后盆地洋殼異常厚度的主要原因(Martinez and Taylor, 2006; Hiraharaetal., 2015)。因此，弧后盆地洋殼的增生并不簡單受洋中脊擴(kuò)張速度的影響。高程度部分熔融殘留的橄欖巖、含水分離結(jié)晶形成的下洋殼組分都應(yīng)該記錄了區(qū)別于開闊大洋的巖石學(xué)和地球化學(xué)差異(Taylor, 1995; Taylor and Martinez, 2003; Martinez and Taylor, 2006)。

位于匯聚型板塊邊界又形成于離散型板塊邊界的弧后盆地，其成因的復(fù)雜性要遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過開闊大洋(Taylor, 1995; Christieetal., 2006)?；『笈璧匦鋷r的巖石成因機(jī)制顯然不能簡單套用開闊大洋MORB的巖石成因模式來解釋。如果將開闊大洋巖石圈結(jié)構(gòu)和弧后盆地巖石圈結(jié)構(gòu)相提并論，極有可能影響我們對于地質(zhì)歷史時(shí)期弧后盆地構(gòu)造單元的定性，和對蛇綠巖套構(gòu)造意義的過度解讀。

5.2 地幔柱與弧后盆地的成因聯(lián)系

對于正在擴(kuò)張的開闊大洋洋盆，熱點(diǎn)/地幔柱的影響是普遍存在的。通常認(rèn)為，洋中脊玄武巖是由較為虧損的尖晶石相地幔橄欖巖部分熔融形成，主要由N-MORB組成(Langmuiretal., 1992; Galeetal., 2013)，以貧乏不相容元素組成為特征。然而，隨著研究的深入，具有富集不相容元素組成的E-MORB被越來越多地報(bào)道，分布于全球各大洋(如，Galeetal., 2013; Kimetal., 2017)。洋中脊玄武巖富集不相容元素的特征可以由地幔源區(qū)巖石的部分熔融程度不同造成(Behn and Grove, 2015)。但是，更多研究表明，脊下地幔存在明顯巖性不均一性，石榴子石橄欖巖(Watersetal., 2011)和輝石巖(Gilletal., 2016)常常參與到地幔的部分熔融過程中并影響玄武巖熔體的元素地球化學(xué)的組成。對于E-MORB的放射成因同位素研究還發(fā)現(xiàn)，玄武巖表現(xiàn)出了從虧損到富集的變化，并且其富集同位素特征與周邊的熱點(diǎn)/地幔柱玄武巖相似，暗示E-MORB的成因可能與熱點(diǎn)/地幔柱活動有關(guān)，是熱點(diǎn)/地幔柱與洋中脊系統(tǒng)相互作用的結(jié)果(Schillingetal., 1985; Niuetal., 1999; 鄢全樹和石學(xué)法, 2006)。因此，開闊大洋玄武巖中E-MORB的出現(xiàn)在某種程度上被認(rèn)為與地幔柱的活動存在聯(lián)系。

弧后盆地玄武巖形成過程中也存在地幔柱的影響，但是地幔柱活動是以間接的方式還是直接的方式影響弧后盆地玄武巖存在不同觀點(diǎn)(Leatetal., 2004; Tianetal., 2011; Nebel and Arculus, 2015)。勞海盆的地球物理工作支持地幔柱物質(zhì)通過板片裂縫或者板片兩側(cè)的空隙進(jìn)入到弧后盆地之下的地幔楔中從而影響盆地的演化(Lytleetal., 2012)。但是，地幔柱可能對日本?；『笈璧匦鋷r的形成產(chǎn)生直接影響(Hiraharaetal., 2015)。日本海海盆的玄武巖巖漿活動可以劃分為三個(gè)階段(Poucletetal., 1994)。第一階段(日本海拉張階段前)和第二階段(日本海拉張階段)的火山作用的地幔源區(qū)存在DMM和EM2兩端元混合的特征，表明俯沖太平洋板片對玄武巖源區(qū)的物質(zhì)貢獻(xiàn)。日本海海盆拉張結(jié)束后，地幔源區(qū)又出現(xiàn)了一個(gè)EM1組分信號。這個(gè)EM1端元可能來自于地幔過渡帶，甚至與更深部的地幔柱活動有關(guān)(Kuritanietal., 2011; Sakuyamaetal., 2013; Wangetal., 2017)。

與開闊大洋玄武巖一樣，對于判斷弧后盆地玄武巖地幔源區(qū)是否有地幔柱信號，目前最可靠的地球化學(xué)指標(biāo)是惰性氣體同位素(如圖7)。一方面，弧后盆地玄武巖惰性氣體同位素的數(shù)據(jù)目前還非常有限；另一方面，并不是所有地幔柱都能保存原始地幔的氣體組成，因此需要其他可用的地球化學(xué)替代指標(biāo)，以探討熱點(diǎn)/地幔柱對弧后盆地的影響。本文通過不同海盆數(shù)據(jù)對比發(fā)現(xiàn)，俯沖板片釋放流體或者熔體的貢獻(xiàn)直接影響強(qiáng)不相容元素比值(如(La/Sm)N)對弧后盆地玄武巖MORB性質(zhì)的判定(見圖2b)。但是，相比于開闊大洋E-MORB，由俯沖物質(zhì)影響形成的弧后盆地“E-MORB”型玄武巖還具有Nb-Ta負(fù)異常的特征(圖3)。如果以Nb-Ta負(fù)異常作為標(biāo)準(zhǔn)剔除部分受到俯沖影響形成的弧后盆地玄武巖“E-MORB”，其他具有E-MORB特征的玄武巖地幔源區(qū)極有可能記錄了地幔柱物質(zhì)的影響。本文以Nb/La、La/Sm和Gd/Yb等元素比值作圖(圖10)，其中Nb/La是可以判斷源區(qū)Nb-Ta富集或者虧損程度的指標(biāo)，La/Sm可以反應(yīng)源區(qū)部分熔融程度或者俯沖板片物質(zhì)的貢獻(xiàn)，而Gd/Yb可以反應(yīng)源區(qū)部分熔融深度變化或者石榴子石在源區(qū)中的影響。結(jié)果顯示，勞海盆和沖繩海槽玄武巖中存在典型的E-MORB，具有升高的Nb/La比值，并具有向經(jīng)典OIB和E-MORB演化的趨勢(圖10)；伊豆-小笠原-馬里亞納海槽玄武巖樣品并不存在經(jīng)典的E-MORB，具有降低的Nb/La比值，形成向弧玄武巖(IAB)演化的趨勢，暗示強(qiáng)不相容元素富集的信號來自于俯沖板片的影響(圖10a)。前人研究表明，西太平洋地區(qū)除了勞海盆，潛在的地幔柱物質(zhì)的影響還存在于日本海海盆和曼努斯海盆(Sanoetal., 1998; Macphersonetal., 2000; Shawetal., 2001; Hiraharaetal., 2015)。本文通過數(shù)據(jù)觀察認(rèn)為沖繩海槽玄武巖的地幔源區(qū)可能存在地幔柱物質(zhì)的影響。

圖10 弧后盆地玄武巖的Nb/La對La/Sm (a)和Gd/Yb (b)比值相關(guān)圖其中DMM值參考自Workman and Hart (2005)，平均N-MORB和E-MORB參考自Gale et al. (2013)，IAB和OIB的代表值參考自Niu and O’Hara (2003)Fig.10 Plots of Nb/La vs. La/Sm (a) and Nb/La vs. Gd/Yb for back-arc basin basalt

本文的觀察為研究弧后盆地玄武巖提出新問題?；『笈璧匦鋷r中出現(xiàn)的E-MORB是否也可以用來定性地幔柱物質(zhì)的影響？除了俯沖板片裂縫和兩側(cè)空隙，地幔柱活動是否以其他形式影響弧后盆地玄武巖的成因？地幔柱活動在開闊大洋中普遍存在，在弧后盆地中是否也常見？本文認(rèn)為弧后盆地玄武巖成因過程中的地幔柱影響需要被重視。

5.3 俯沖海山對弧后盆地玄武巖成因的貢獻(xiàn)

以玄武巖為主的海山在板片俯沖過程中有一部分物質(zhì)會隨著俯沖進(jìn)入地幔楔甚至是更深部的地幔，不但會造成地幔楔的不均一性，還會以地幔柱的形式造成上部地幔的物質(zhì)不均一性(Ulrichetal., 2012)。勞海盆東北部的洋殼玄武巖具有特殊的同位素特征，以低87Sr/86Sr(0.7035～0.7045)、低143Nd/144Nd(～0.5127)、高206Pb/204Pb(～19.60)和高3He/4He(R/RA)比值(～20)為特征，并且在放射成因Pb同位素和Sr、Nd同位素的相關(guān)圖上落在了虧損地幔與EM1以及HIMU等地幔端元的混合趨勢上，這一同位素特征與湯加島弧東側(cè)的薩摩亞(Samoa)地幔柱明顯不同(薩摩亞地幔柱源區(qū)存在EM2地幔端元物質(zhì))，與受薩摩亞(Samoa)地幔柱影響的勞海盆西北部的洋殼玄武巖地球化學(xué)組成也不同(Priceetal., 2016)。勞海盆東北部洋殼玄武巖高的He同位素組成(3He/4He(R/RA)>20)證實(shí)了其地幔源區(qū)存在地幔柱物質(zhì)的貢獻(xiàn)，但其微量元素蛛網(wǎng)圖上并沒有顯示出Nb-Ta的正異常，甚至有些樣品顯示出了Nb-Ta的負(fù)異常，這些微量元素組成上的差異以及同位素上的特征與湯加島弧東側(cè)正在俯沖的一些庫克-奧斯特拉爾(Cook-Austral)火山鏈玄武巖的地球化學(xué)組成具有相似性，說明該區(qū)域弧后盆地玄武巖源區(qū)還存在與地幔柱有關(guān)的俯沖海山物質(zhì)的貢獻(xiàn)(Falloonetal., 2007; Priceetal., 2016)。

現(xiàn)階段，從弧后盆地玄武巖角度示蹤海山俯沖物質(zhì)循環(huán)對于玄武巖地球化學(xué)組成影響的工作還很稀缺。但是，通過弧后盆地玄武巖數(shù)據(jù)觀察，我們認(rèn)為俯沖海山的影響可能較為普遍(圖10b)。伊豆-小笠原海槽玄武巖表現(xiàn)出在Nb/La降低的同時(shí)，朝著一個(gè)高Gd/Yb比值演變的趨勢(圖10b)。Gd/Yb比值容易受到地幔源區(qū)部分熔融過程中石榴子石殘留的影響，因此Gd/Yb比值是反應(yīng)源區(qū)熔融深度和源區(qū)巖性(比如榴輝巖)的重要指標(biāo)。從圖10b中可以看到，在同時(shí)受到太平洋板塊俯沖的前提下，伊豆-小笠原裂谷玄武巖相對于馬里亞納海槽玄武巖呈現(xiàn)出Nb/La和Gd/Yb比值更好的負(fù)相關(guān)性，并且具有明顯高于弧玄武巖的Gd/Yb比值，這很有可能與伊豆-小笠原區(qū)域海山俯沖、海山OIB部分熔融熔體參與到伊豆-小笠原玄武巖的成因中有關(guān)。通過數(shù)據(jù)觀察得到的這一點(diǎn)推測在弧巖石地球化學(xué)成分記錄上也得到了驗(yàn)證。伊豆-小笠原島弧的西之島(Nishinoshima Island)在過去的2年時(shí)間里持續(xù)噴發(fā)，固結(jié)的島弧巖石記錄到了海山俯沖對于地幔楔地球化學(xué)成分改造的信號，表現(xiàn)為相比于伊豆-小笠原其他地區(qū)的弧巖石，西之島的弧巖石呈現(xiàn)出更為富集高場強(qiáng)元素(Nb、Ta、Zr和Hf)的特征，并且Nb和Ta隨著噴發(fā)的進(jìn)行表現(xiàn)出相對于Zr和Hf的逐漸增加，這些特征被認(rèn)為與西太平洋正在俯沖的具有HIMU特征的小倉原高原(Ogasawara Plateau)海山玄武巖有關(guān)(Sanoetal., 2016)。通過島弧巖石地球化學(xué)成分記錄的角度去觀察俯沖海山對于地幔楔影響的工作還在湯加島弧被報(bào)道。湯加島弧北部的弧巖漿的同位素地球化學(xué)特征顯示，其地幔源區(qū)存在多個(gè)端元混合的特征，特別是在206Pb/204Pb和143Nd/144Nd同位素的相關(guān)圖中，湯加島弧巖漿一端落在了以勞海盆玄武巖和薩摩亞(Samoa)地幔柱為代表的兩端元混合的趨勢上，而另一端則落在了與HIMU地幔端元混合的趨勢上。湯加島弧東側(cè)正在俯沖的庫克-奧斯特拉爾(Cook-Austral)島鏈玄武巖展現(xiàn)出了明顯的HIMU特征。湯加島弧巖石的這種同位素特征證實(shí)了地幔柱來源海山俯沖對于地幔楔地球化學(xué)性質(zhì)的重要改造(Falloonetal., 2007)。

顯然，這樣的例子不僅僅局限于勞海盆和伊豆-小笠原島弧、裂谷。西太平洋地區(qū)存在大量海山(圖1a)，在俯沖過程中由于巖石圈變形造成崩塌，大量的海山物質(zhì)會隨著板片的俯沖進(jìn)入深部地幔楔。不同于由MORB組成的洋殼，海山由OIB組成，具有相對富集強(qiáng)不相容元素的特點(diǎn)，并且在俯沖過程中更易于發(fā)生部分熔融，從而改造地幔楔的地球化學(xué)組成，最終影響弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)成分。相比于海山俯沖的常見性，我們對于海山俯沖所造成的地球化學(xué)影響的認(rèn)識是匱乏的。正因如此，這為我們研究海山俯沖對于弧后盆地玄武巖的影響提出了必要性。事實(shí)上，海山物質(zhì)的循環(huán)不但會影響我們對于弧后盆地玄武巖地球化學(xué)多樣性的認(rèn)識，還會影響我們對于俯沖板片深部再循環(huán)的認(rèn)識。加強(qiáng)海山俯沖對于弧后盆地玄武巖的成因影響的研究將為認(rèn)識弧后盆地玄武巖地幔源區(qū)的多樣性提供補(bǔ)充，同時(shí)也為認(rèn)識地幔深部不同儲庫地球化學(xué)的不均一性提供重要補(bǔ)充。

6 結(jié)語

形成于俯沖帶大背景下的弧后盆地玄武巖，其地球化學(xué)組成具有顯著的多樣性，成因也表現(xiàn)得更為復(fù)雜。首先，弧后盆地玄武巖地球化學(xué)成分的多樣性需要考慮其形成時(shí)的基底屬性(大陸基底或是大洋基底)。其次，除了地幔楔本身的化學(xué)不均一性外，弧后盆地玄武巖的地球化學(xué)成分受到俯沖物質(zhì)組成、俯沖物質(zhì)貢獻(xiàn)形式和深部地幔柱物質(zhì)貢獻(xiàn)等因素的影響。另外，弧后盆地玄武巖的地幔源區(qū)部分熔融模式和巖漿演化還要考慮俯沖加入流體的額外影響?；『笈璧刈鳛榇箨戧憵ぴ錾蜌めＯ嗷プ饔玫闹饕獔鏊涑梢虻纳钊胝J(rèn)識仍然是地球科學(xué)和海洋科學(xué)研究中的核心內(nèi)容之一。在未來的弧后盆地成因研究工作中，弧后盆地玄武巖仍然是研究中的重點(diǎn)和難點(diǎn)。弧后盆地玄武巖的深入研究需要借助于更先進(jìn)的大洋鉆探技術(shù)，范圍更廣，鉆探深度更深的采樣工作需要被推動。在取樣和分析技術(shù)的支撐下，弧后盆地玄武巖的更深入的地球化學(xué)研究將提供弧后盆地和開闊大洋、弧后盆地和大陸邊緣，以及弧后盆地和大陸內(nèi)部的相互關(guān)系，以期在巖石學(xué)、地球化學(xué)和深部動力學(xué)等角度對弧后盆地系統(tǒng)乃至全球俯沖體系有更完整的認(rèn)識。

致謝在本文的寫作過程中，曾罡、王小均、張笑宇和張慧麗提供了非常有價(jià)值的建議，四位匿名審稿專家對本文提出了建設(shè)性的意見和建議，在此一并致謝！