俯冲带是地球上最复杂的构造部位，是软流圈、岩石圈、水圈、大气和生物圈之间质量和能量交换的动态场所。地表大多数突发性地质现象均发生于此，包括爆发性的火山活动、强地震、快速的地貌演变和复杂的造山过程等^[1-2]，对地球表面和内部的演化具有重要意义。同时，它维持着地球内部和外部之间长期的物质-能量收支平衡^[3]。沉积物的成岩作用以及流体活动是理解俯冲带各种地质过程的关键因素，它控制了俯冲带的几何形状^[4]、俯冲带类型^[5]，并影响俯冲带界面的力学性质和地震发生的深度^[6-7]。

在板块俯冲初始的阶段，沉积物受到挤压发生压实脱水，伴随发生的低温成岩作用主要包括离子吸附和解吸附、火山灰蚀变、有机质降解等。随着俯冲深度的增加，开始出现能够显著改变俯冲带压力场的含水矿物的脱水，主要包括A型蛋白石向CT型蛋白石以及蒙脱石向伊利石的转变^[8-9]。这些成岩反应能够显著改变流体和岩石（沉积物）的物理化学性质，如火山灰蚀变可能会引起硅质胶结物的形成，从而影响沉积物孔隙度、渗透率和抗剪强度^[10-11]。大量石英胶结物的形成改变岩石的摩擦特性，可能导致板片俯冲速度的减弱。同时，这些力学性质增强的沉积物可能还会影响进入俯冲带内板块边界和增生楔的变形特征^[12]。而水岩反应过程释放的流体不仅对俯冲带板块界面的机械耦合程度有直接影响^[13]，同时也会改变俯冲带的热结构，进而促进成岩和变质作用的发生^{[6, 14]}。

慢滑移事件形成于俯冲界面摩擦性质的亚稳态区域，很多学者认为高的孔隙流体压力是引发慢滑移事件的重要因素。海洋沉积物快速埋藏、构造加载以及矿物脱水均可导致高孔隙流体压力的形成。研究发现，板块界面上的慢滑移事件源区通常伴随异常低的地震波速和高的P波与S波比值（V_P/V_S），这就意味着高孔隙流体压力可能是由于俯冲板片脱水和流体活动所导致，孔隙空间流体的聚集能够大幅降低有效应力，从而促进慢滑移事件的发生^[15-17]。因此，认识俯冲带沉积物所发生的成岩作用对于理解俯冲过程的温压场变化和沉积物（岩石）变形特征有着重要作用。

放射性Sr同位素（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）是海洋沉积物水岩作用的敏感示踪剂。海洋沉积物中的不同组分物质，如陆源碎屑、生物成因方解石、火山碎屑及洋壳具有差别很大的Sr含量和同位素组成，它们与水之间的水岩反应能够显著改变孔隙流体Sr含量及其同位素组成。陆源碎屑物质具有典型的放射性成因的高⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr约0.7119～0.7133），而火山碎屑（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr约0.706）和洋壳（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr约0.703）则呈现典型非放射性成因的低⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值，生物成因方解石则基本记录古海水的Sr同位素组成（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr约0.7075～0.7092）^[18]。卡斯卡迪亚增生楔ODP 889、892、1244、1251站位除了发现典型黏土矿物脱水导致的孔隙流体淡化的现象外，放射性Sr同位素还显示来自深部的、与俯冲洋壳反应后流体的贡献^[19-20]。受青藏高原大量陆源风化剥蚀产物输入的影响，苏门答腊俯冲板块片上的IODP 1480站位研究发现，强烈的陆源硅酸盐矿物风化使得海底以下1 000 m内孔隙流体⁸⁷Sr/⁸⁶Sr显著升高（高达0.7132），而1 000 m以下受基底洋壳蚀变的影响，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr明显降低^[21]。此外，沉积物中碳酸盐矿物重结晶会释放出大量Sr，这些Sr基本反映的是地质历史时期略低于现代海水的古海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr组成^[22-23]。因此，孔隙流体⁸⁷Sr/⁸⁶Sr通常记录的是现代海水（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr约0.70917）与不同端元物质间的水岩作用产物的混合。

为了揭示慢滑移事件成因机制，国际大洋发现计划（IODP）375航次于2018年3月在新西兰Hikurangi俯冲带北部执行钻探和安装海底井控观测装置（CORK）。通过刻画俯冲板块、靠近变形前缘活动逆冲断层以及慢滑移事件源区的上覆板块的物理和化学性质、水文地质和构造特征以及热结构，揭示慢滑移事件的成因机制。

本文通过对Hikurangi俯冲带分别位于俯冲的太平洋板块站位（U1520）和变形前缘逆冲断层站位（U1518）的孔隙流体的放射性Sr同位素（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）研究，结合孔隙流体的主量元素分析，识别沉积物发生的主要成岩作用，刻画俯冲板块的水文地质特征，有助于认识Sr在俯冲带的循环过程，并为阐明俯冲带慢滑移事件的成因机制提供重要参考。

1.   研究区概况

在新西兰Hikurangi俯冲带北部，太平洋板块以4.5～5.5 cm/a的速度沿Hikurangi海槽向西俯冲进入新西兰北岛的下方^[24]（图1）。俯冲块体主要由白垩纪海底高原（大火成岩省）组成，洋壳厚度为12～15 km，面积约为3.6×10⁶ km²，平均深度为2 500～4 000 m。高原位于Hikurangi海槽轴线的外侧，上面覆盖有约1 km厚的中生代至新生代的沉积层，被认为部分由陆源沉积物组成，在南部增加到大于5 km厚^[25]。Hikurangi俯冲带北部大部分是非增生型汇聚边缘，俯冲板片上发育多个海山，形成了一个粗糙的俯冲界面，且局部由于海山俯冲，呈现前缘剥蚀的特征^[25]。近几十年来GPS观测结果显示Hikurangi北部的慢滑移事件频发，约每18～24个月发生一次。最近的一项海底大地测量实验表明，在IODP 375航次钻探区的海底以下小于2 km发生了慢滑移，并一直延伸到海沟海底^[26]。

图  1  研究区和采样站位位置^[27]

Figure  1.  Location of the study area and drilling sites^[27]

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2.   材料与方法

本文研究的孔隙流体样品通过2018年3月IODP 375航次在新西兰Hikurangi俯冲带北部钻探获得，选取位于太平洋俯冲板块的U1520站位和变形前缘逆冲断层的U1518站位共173个孔隙流体样品开展研究（图1）。孔隙流体样品通过钛合金压榨装置收集，利用0.2 μm的滤膜过滤后保存待测。

孔隙流体中的SO₄²⁻、Ca²⁺、Mg²⁺和Sr²⁺含量均在JOIDES Resolution钻探船上地球化学实验室测试。孔隙流体SO₄²⁻含量用3.2 mM Na₂CO₃和1.0 mM NaHCO₃混合液作为淋洗液，25 mM H₂SO₄为再生液，由瑞士万通Metrohm 850型离子色谱仪测定。将国际标准海水（IAPSO）稀释不同倍数后建立标准曲线，测试误差小于1%。孔隙流体Ca²⁺、Mg²⁺和Sr²⁺含量用ICP-OES（Agilent 5110 ICP-OES）测定。Ca²⁺、Mg²⁺测试误差小于1%，Sr²⁺测试误差小于2%。放射性Sr同位素测试在美国俄勒冈州立大学完成，取约4 mL孔隙流体，先经离子交换树脂对Sr进行分离纯化，然后利用多接收电感耦合等离子质谱（MS-ICP-MS，Nu Plasma II）对⁸⁷Sr/⁸⁶Sr进行测定，样品⁸⁷Sr/⁸⁶Sr用美国国家标准局标准物质NBS 987（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.710245）标准化矫正。

3.   结果

3.1   主要岩性特征

U1518站位划分了3个岩性地层单元（图2a），地层年龄均属于第四纪。岩性单元I（Unit I）又划分出两个次级单元（Unit IA和IB）。岩性单元IA（0～197.7 mbsf）主要为含砂质泥岩、粉质砂岩以及极细的砂，顶部有火山灰层。岩性单元IB（197.7～304.5 mbsf）主要为稀薄的泥岩和极细的粉砂岩。岩性单元Ⅱ（Unit Ⅱ）（304.5～370.4 mbsf）主要为浅绿灰色泥岩与薄层粉砂岩、砂质粉砂岩交替出现。在岩性单元Ⅱ中存在两个断层带分别是304.5～322.4 mbsf处的Pāpaku断层带和351.2～361.7 mbsf的次级断层带。岩性单元Ⅲ（Unit Ⅲ）（370.4～492.4 mbsf）可分为两个次级单元（Unit IIIA和Unit IIIB），由泥岩组成，含粉砂岩和砂质粉砂岩的薄层，最显著的特点是出现大量块体搬运沉积，IIIB中块体搬运沉积出现的频率比IIIA明显要少^[28]。

图  2  岩性柱状图及孔隙流体SO₄^2-、Ca²⁺、Mg²⁺、Sr²⁺浓度以及放射性Sr同位素组成（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）^[28-29]

a. U1518站位，b. U1520站位。

Figure  2.  Lithologic column and SO₄^2-、Ca²⁺、Mg²⁺、Sr²⁺ concentrations and radiogenic Sr isotope composition in pore fluid（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）^[28-29]

a. Site U1518, b. Site U1520.

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U1520站位岩性较为复杂，可划分为6个岩性地层单位，地层年龄从白垩纪至全新世。岩性单元Ⅰ（Unit I）（0～110.5 mbsf）主要为绿灰色半深海泥，夹有丰富的深灰色泥岩和砂岩层。岩性单元Ⅱ（Unit Ⅱ）（110.5～222.0 mbsf）主要为半深海泥与泥岩互层。岩性单元Ⅲ（Unit Ⅲ）（222.0～509.8 mbsf）主要为粉砂质黏土—黏土质泥岩，常见火山灰层。岩性单元Ⅳ（Unit Ⅳ）（509.8～848.5 mbsf）主要为碳酸盐岩相沉积，包括浅绿—灰色泥灰岩、浅棕灰色钙质泥岩和浅棕色白垩岩。岩性单元Ⅴ（Unit Ⅴ）（848.5～1 016.2 mbsf）主要为颗粒状的火山碎屑岩。岩性单元 Ⅵ（Unit Ⅵ）（1 016.2～1 045.8 mbsf）主要为交替出现的火山碎屑砾岩、玄武岩和泥岩，颜色呈深蓝灰色—绿灰色^[29]。

3.2   孔隙流体SO₄^2-、Ca²⁺、Mg²⁺、Sr²⁺浓度以及⁸⁷Sr/⁸⁶Sr随深度变化

U1518站位孔隙流体SO₄²⁻浓度从顶部的28.1 mM迅速下降至8 mbsf的0 mM，该深度为U1518站位的硫酸盐甲烷转换带（SMTZ），随后SO₄²⁻浓度始终为0。孔隙流体中Ca²⁺浓度从海底附近的10.4 mM迅速下降到SMTZ之下的3.1 mM，达到最低值后开始缓慢增加，在74.9 mbsf处增加到5.12 mM。之后Ca²⁺浓度变化相对较小，且始终低于6 mM。Mg²⁺浓度的整体变化趋势与Ca²⁺浓度相似，从海底附近的海水值迅速下降到SMTZ之下的25 mM，随着深度的增加Mg²⁺浓度始终保持在25 mM左右相对恒定。U1520站位孔隙流体中SO₄²⁻浓度从3 mbsf的19.7 mM迅速下降至27.8 mbsf处的0 mM，该位置为U1520站位的SMTZ深度。在446 mbsf以下，SO₄²⁻浓度开始增加，在523 mbsf处达到21 mM，540～848 mbsf处SO₄²⁻浓度先略微降低后又缓慢回升至近海水值，848 mbsf之下的火山碎屑岩层中，其浓度基本保持不变。Ca²⁺和Mg²⁺浓度在浅层均随深度的增加而降低。Ca²⁺浓度在123 mbsf之下开始缓慢增加，以463.6 mbsf为转折点开始Ca²⁺浓度大幅度增加，在725.3 mbsf处达到最大值（27.8 mM），随后开始下降，在884 mbsf降低至15 mM，在此之下Ca²⁺浓度有小幅度增加。而Mg²⁺浓度则持续降低，在474.5 mbsf处出现与Ca²⁺浓度变化呈镜像的大幅度降低，在690 mbsf处达到最小值（14.6 mM），随后开始大幅升高，至863.4 mbsf处达到42.6 mM后Mg²⁺浓度基本保持恒定。

U1518站位Sr²⁺浓度在0～66 mbsf随深度增加快速增大，66～200 mbsf处趋于平稳。伴随着Sr²⁺浓度的增加，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr则由海水值（0.70917）快速减小至60.7 mbsf处的0.70871，在200 mbsf以下，Sr²⁺浓度和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr随深度均呈现小范围波动，变化范围分别为100～134 μM和0.7087～0.7089。

U1520站位中的Sr²⁺浓度在0～40 mbsf处随深度增加而增大，随后基本稳定在110 μM左右。而⁸⁷Sr/⁸⁶Sr在0～40 mbsf处显著降低，之后随着深度的增加至0.709并趋于稳定。在509.8 mbsf以下的岩性单元IV，Sr²⁺浓度开始出现急剧增加，并且在568.3～751.3 mbsf处始终保持较高的浓度（1 300 μM左右），751.3 mbsf之下的Sr²⁺浓度迅速降至134 μM，随后浓度随深度保持稳定并略微增加。在岩性单元IV内伴随着Sr²⁺浓度的显著增加，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr并未出现明显的变化。直到848.5 mbsf之下的岩性单元Ⅴ，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr随深度的增加而大幅降低，达到最小值（0.7063）。

4.   讨论

4.1   火山灰蚀变

U1518和U1520站位岩心观察显示有广泛的灰色火山灰层和深灰色的火山碎屑发育（图3a、b），同时，在显微镜下也观察到大量无色透明的火山玻璃（图3c-e）。U1518站位孔隙流体中Ca²⁺浓度随沉积物深度的增加先急剧下降，随后缓慢增加。而Mg²⁺浓度随深度增加整体呈降低趋势，但不同深度Mg²⁺浓度减小的梯度有明显差别（图2a）。在15.8～44.2 mbsf处孔隙流体中Ca²⁺和Mg²⁺浓度变化呈负相关（图4a）。U1520站位的Ⅱ和Ⅲ单元的孔隙流体Ca²⁺和Mg²⁺浓度变化幅度较小，但与U1518站位相似，也呈现负相关关系。这种Ca²⁺和Mg²⁺的负相关特征在多个OPD/IODP钻探站位均有发现，通常认为与硅酸盐矿物蚀变并伴随自生黏土矿物形成有关^[30-36]。火山成因物质的蚀变，如正长石、火山玻璃蚀变会释放Ca²⁺，同时伴随自生黏土矿物的形成，促使Mg²⁺从孔隙流体中移出进入自生黏土矿物相。由于U1518站位和U1520站位的上部沉积物中富含火山灰，故Ca²⁺浓度的增加伴随Mg²⁺浓度减少的现象可能是由火山物质蚀变驱动。与此相类似的特征在四国盆地的ODP C0012站位、日本海沟ODP 1150站位也显示了由火山物质蚀变导致的Ca²⁺-Mg²⁺浓度负相关的特征^[37]。

图  3  火山灰层及火山玻璃^[28-29]

a. 灰色的火山灰层，b. 火山碎屑砾岩，c-e. 火山玻璃碎片。

Figure  3.  Volcanic ash layer and volcanic glass^[28-29]

a. gray volcanic ash layer, b. pyroclastic conglomerate, c-e. volcanic glass fragments.

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图  4  孔隙流体Ca²⁺与Mg²⁺浓度关系图^[28-29]

a. U1518站位，b. U1520站位。

Figure  4.  Cross-plots of pore-fluid Ca²⁺ vs. Mg²⁺ concentrations^[28-29]

a. Site U1518, b. Site U1520.

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⁸⁷Sr/⁸⁶Sr与1/Sr相关图显示U1518和U1520站位岩性单元I−III孔隙流体呈现典型低放射性成因Sr端元与海水Sr端元的混合（图5）。结合Ca²⁺和Mg²⁺浓度变化趋势以及沉积物中广泛分布的火山灰，这一低放射性成因Sr应是由火山灰蚀变所导致。尽管基底玄武岩蚀变同样可以引起类似的Ca²⁺、Mg²⁺、Sr²⁺含量以及⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的变化特征，但考虑到浅部沉积物距离基底较远，基底玄武岩蚀变的Sr同位素信号很难影响到浅部。在小安德列斯火山弧的多个站位沉积物孔隙流体中的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr也显示了受火山物质蚀变导致的Sr含量增加而⁸⁷Sr/⁸⁶Sr降低的特征^[22]。但是，U1520站位894 mbsf以下⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值降低更为显著，这是由于在岩性单元V内的玄武岩蚀变释放的低放射性成因Sr，通过扩散作用影响到上覆岩性单元的放射性Sr同位素组成。类似地，在加勒比海东部ODP 625站位和西部ODP 1001站位也存在基底玄武岩蚀变的现象^[38-39]。

图  5  1/Sr-⁸⁷Sr/⁸⁶Sr关系图^[28-29]

a. U1518站位，b. U1520站位。

Figure  5.  Cross-plots of 1/Sr vs. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr^[28-29]

a. Site U1518, b. Site U1520.

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4.2   碳酸盐沉淀和重结晶

海洋沉积物中有机质硫酸盐还原和甲烷厌氧氧化耦合硫酸盐还原作用，生成碳酸氢根（HCO₃⁻），增加周围孔隙流体的碱度，促进自生碳酸盐岩的沉淀^{[32, 40-43]}。U1518和U1520站位孔隙流体SO₄^2-基本随深度增加而线性降低，分别在14.3和37.3 mbsf的硫酸盐-甲烷转换带（SMTZ）降至为0，Ca²⁺和Mg²⁺浓度在对应深度范围内也逐渐降低，且Ca²⁺浓度在SMTZ降至最低值，表明发生了次生碳酸盐矿物沉淀，消耗了大量孔隙流体Ca²⁺、Mg²⁺。

在U1520站位岩性单元IV中，Ca²⁺浓度快速增加，并伴随着Mg²⁺浓度大幅降低，且Ca²⁺增加与Mg²⁺降低的比例基本为1∶1（图4b）。一般来说，沉积物孔隙流体Ca²⁺-Mg²⁺浓度呈负相关的趋势是由于低温火山灰/玄武岩蚀变或者碳酸盐矿物的重结晶作用所引起^{[30, 44]}。考虑到岩性单元IV是以碳酸钙含量很高的灰岩为主，故认为这种近1∶1的Ca²⁺-Mg²⁺浓度呈负相关的变化可能是由于碳酸盐矿物发生重结晶作用导致。生物成因文石被埋藏后，发生重结晶，Mg²⁺代替Ca²⁺进入方解石晶格中转变为高镁方解石，引起孔隙水Ca²⁺显著增加和Mg²⁺显著降低。同样在翁通爪哇海台ODP 807站位的富碳酸盐岩层位也观测到重结晶导致的Mg²⁺从孔隙流体中移除，而Ca²⁺被释放到孔隙流体中的现象^[45]。因此，Higgins和Schrag提出在利用有孔虫Mg/Ca恢复古海水温度时，若不考虑成岩作用引起的碳酸盐沉积物中Mg含量的增加，有可能会高估了古温度的估算结果^[45]。

另外，海相碳酸盐岩中⁸⁷Sr/⁸⁶Sr基本记录了当时海水的放射性Sr同位素组成，U1520站位岩性单元IV在600～769 mbsf处Sr浓度迅速升高至1 096～1 297 μM，而⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的值基本未发生明显变化（图2b），呈现比现代海水略低的古海水的特征，这也是生物成因方解石发生重结晶作用的证据。

4.3   岩性和成岩作用不均一性对俯冲过程的影响

沉积物的物理性质与岩性、成岩作用程度（胶结、压实、固结）以及流体含量与孔隙流体压力密切相关^{[6, 46-47]}。位于俯冲板块上的U1520站位所发生的成岩作用能够使孔隙度、渗透率等出现变化。目前在实验室岩石物理模拟结果推测慢滑移事件发生的部位大致位于U1520站位500～700 mbsf处的碳酸盐层，孔隙流体中的Ca²⁺和Mg²⁺浓度以及⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值的变化特征均表明该处存在显著的碳酸盐重结晶作用。沉积物经过碳酸盐重结晶作用后能够降低碳酸盐原生和次生孔隙度，使沉积物变得更加致密，进而可能对俯冲活动造成影响。在重结晶作用过程中，如果碳酸盐胶结发生在较深的沉积剖面位置，胶结物也会改变沉积物的力学性质，对其渗透性有显著的影响，从而影响流体的流动^[43]。

U1520站位下部岩性单元V为厚层的火山碎屑岩，该层位的火山玻璃和火山碎屑的蚀变可形成性质更为稳定的黏土矿物^[48]，同时，蚀变过程还伴随有硅质胶结物的形成。胶结作用能够改变沉积物的力学性质，少量的成岩胶结物便可以影响沉积物强度，抑制变形和保持孔隙度的力学特性^{[10, 49-52]}。在俯冲带内，沉积物胶结作用可能影响板块边界演化，因为进入俯冲带的沉积物强度控制着沉积物变形的性质和分布，进而影响进入俯冲带后板片的变形特征^[49]。岩性单元V内的硅质胶结物使沉积物免受进一步压实作用而保持较为恒定的孔隙度，导致该深度拥有异常高的孔隙度和渗透率，这为流体的横向运动创造了良好的条件。U1520站位孔隙流体中SO₄²⁻、Ca²⁺、Mg²⁺、Sr²⁺浓度在750～1100 mbsf处均比较接近海水值，表明火山碎屑沉积层具有足够的渗透性以容纳流体流动，使得海水沿火山碎屑层发生横向流动。与此类似，在DSDP的417站位钻探结果也发现海水沿着基底玄武岩发生横向流动的现象^[53]。这些含流体的沉积层进入俯冲带后遭受挤压，若流体不能及时排出，则可形成异常高的流体压力，可能对俯冲界面的慢滑移或地震行为产生重要影响。

由于发生了碳酸盐重结晶作用，U1520站位500～700 mbsf处的碳酸盐层变得尤为致密，而被大量火山碎屑岩充填的下部则出现异常高的渗透率，导致海水灌入并发生横向流动。以上两种现象叠加作用将对U1520站位下部的孔隙流体压力的分布和变化有着重要影响，尤其在进入俯冲带后遭受挤压，可能形成异常高的孔隙流体压力。目前有学者认为俯冲带慢滑移事件与高孔隙流体压力有关^[15-17]，因此，U1520站位岩性和成岩作用的不均一性可能与希库朗伊慢滑移事件的形成存在紧密的联系。

5.   结论

（1）Hikurangi俯冲带沉积物成岩作用主要有火山灰/火山碎屑的蚀变作用伴随自生黏土矿物形成，以及碳酸盐沉淀与重结晶作用。

（2）俯冲板块上的U1520站位岩性单元IV（509.8～848.5 mbsf）发生强烈的碳酸盐矿物重结晶作用，使得沉积物结构变得致密。

（3）岩性单元V（848.5～1 016.2 mbsf）的火山碎屑岩具有高渗透性，可导致海水沿着该层位发生横向流动。

（4）俯冲板块上岩性和成岩作用的强烈不均一性，可能使得进入俯冲带后形成异常高的孔隙流体压力，进而可能与Hikurangi俯冲带频发的慢滑移事件有关。

致谢：感谢IODP 375航次所有船员、科学家和技术人员在样品采集和分析测试过程中给予的帮助。感谢IODP中国办公室提供的航行资助。