Distribution, source, and transport of particulate organic carbon in the Yellow River estuary as affected by the water-sediment regulation
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摘要:
黄河是全球输沙量最大的河流之一，陆源颗粒有机碳通量高。然而，近年来流域水库调控对黄河下游水文格局和颗粒有机碳输送产生了重要影响，小浪底水库调水调沙时期成为黄河水沙和有机碳入海的关键时段。为揭示水库调控对河口水动力和有机碳分布的影响机制，基于2020年7月调水期和调沙期黄河口的水动力观测结果，结合沉积物有机碳测试结果，研究了水库调控不同阶段下河口沉积物粒度参数和表层沉积物有机碳的时空分布。研究结果表明，水库不同阶段下悬浮颗粒物的物源和主要扩散、沉积区域的变化，使得黄河口表层沉积物的粒度组成特征发生明显变化；在高径流量的调水期期间，粗颗粒泥沙携带颗粒有机碳在河口距离口门12 km范围内大量埋藏，河口区域表层沉积物的有机碳含量相较于调沙期明显偏低。调水期黄河口陆源有机碳主要来自下游河床冲刷，颗粒较粗，调沙期则转变为水库释放的细颗粒有机碳和流域C3维管植物碎屑。水库调控的不同阶段使得黄河下游河流水动力格局和泥沙运输机制改变，从而引起黄河口沉积有机碳来源和分布的显著变化。因此，人类活动对调节有机碳向海洋的输送及其在近岸海域的分布具有主导性作用。
Abstract:The Yellow River, one of the highest sediment-laden rivers, discharges a huge amount of terrestrial particulate organic carbon (POC) to the sea. However, the reservoir regulations over recent decades have significantly affected the downstream hydrology and POC delivery. The Water-Sediment Regulation Scheme (WSRS) has become a critical time window for the impulse discharges of water, sediment, and POC to the estuary. We investigated the impacts of the WSRS on the estuarine dynamics and POC distribution based on the sampling and observations in the Yellow River estuary in July 2020 corresponding to the two stages (water-regulation stage and sediment-regulation stage) of the WSRS. The distributions of grain-size composition and POC content of surface sediments were presented according to the datasets of in-laboratory analysis. Results indicated that there was a clear turning point of variation in sediment source, grain-size composition, and the POC distribution at the two stages. At the water-regulation stage, the water discharge was high and sediments were relatively coarser and mostly deposited nearshore (＜12 km off the river mouth) with low POC content, while at the sediment-regulation stage, fine-gained sediments were delivered offshore with significant increase in POC content. POC in surface sediments at the water-regulation stage was sourced maily from the lower river erosion, while that at the sediment-regulation stage was composed of the dam-released soil carbon and C3 vascular plant debris. The rapid changes in POC source and distribution in the Yellow River estuary were controlled by the reservoir regulation, which significantly changed the downstream hydrology and sediment transport. Therefore, human intervention can play an important role in regulating the seaward POC delivery and distribution in the coastal sea.
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Keywords:
- Water-Sediment Regulation /
- POC /
- sediment transport /
- Yellow River estuary
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俯冲带是全球物质循环与热交换的重要场所，俯冲板块在海沟俯冲至地幔深处，促使了复杂的壳幔相互作用的形成和成矿物质的迁移与富集。俯冲带中的弧后盆地扩张中心既属于拉张环境，又受到了俯冲物质的影响[1-2]。因此，研究弧后盆地的火山岩对了解汇聚板块边缘岩浆来源及演化、地幔动力学过程等具有重要意义[3]。
马里亚纳海槽作为正在活跃的、典型的洋内弧后盆地，前人已经开展了相当多的工作[4-9]。Taylor等[4]利用Na8、Fe8、Ti8、H2O和Ba/La之间的关系，建立了马里亚纳弧后扩张的模型；Pearce等[2]和Yan等[5]利用微量元素之间的关系，计算了整个马里亚纳海槽中俯冲流体在未经影响的源区地幔的偏移量；张平阳等[6]和Lai等[7]对海槽中部18°N的斜长石复杂晶体的化学成分进行研究，发现了复杂的岩浆通道系统；Newman等[8]和孙海青等[9]通过研究海槽北部与中部熔体包裹体结晶温度和挥发分的特征，发现H2O和CO2的含量呈负相关，进而说明原始岩浆的成分变化是由于贫H2O的N-MORB型源区组分与富H2O的俯冲板片组分的混合物的熔融造成的。尽管如此，由于马里亚纳海槽复杂的地质背景，不同区域的岩石可能拥有不同的源区，在演化过程中还可能遭受不同的后期作用影响，所以其岩浆演化过程和地幔源区组成一直存在争议，如马里亚纳岛弧岩浆作用是否在海槽扩张期间停止，马里亚纳海槽早期岩浆的性质是否与后期一致等。
同时，前人的工作大多集中在马里亚纳海槽中部与北部，对南部快速扩张区域的岩浆活动研究较少。基于上述问题，本文通过对海槽中南部火山岩主量、微量元素组成的对比与分析，结合该区域内已发表的岩石地球化学数据，对马里亚纳海槽岩石进行了详细的岩石学和地球化学研究，为更好地理解马里亚纳海槽岩浆演化及岩浆的地幔源区特征提供支撑。
1. 区域背景
马里亚纳海槽位于菲律宾海板块东部，南北长约1 300 km，东西最宽处约240 km，平均宽约110 km，呈向东凸出的新月形（图1）。马里亚纳海槽东部紧邻马里亚纳火山岛弧，西部与已经停止活动的西马里亚纳残留脊相邻[10-11]。马里亚纳海槽的扩张速率从北部亚格里罕岛附近的15 mm/a到南部关岛附近的45 mm/a逐渐增加[12]。Pearce等[13]将马里亚纳海槽分为3部分：北马里亚纳海槽（Northern Mariana Trough, NMT 22°～24°N）、中马里亚纳海槽（Central Mariana Trough, CMT 17.6°～22°N）和南马里亚纳海槽（Southern Mariana Trough, SMT 12.5°～17.6°N）。其中，北部处于弧后盆地形成初期，以地壳伸展减薄为主[14]，中部马里亚纳海槽为成熟的弧后扩张中心，火山活动局限在主扩张轴上，最南部（11.5°～13.4°N）类似快速扩张洋脊，轴深约3 km[15]。
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图 1 马里亚纳海槽岩石取样位置黄线为马里亚纳下部俯冲板块深度等高线。Figure 1. Location of the sampling in the Mariana TroughThe yellow line is the depth contour of the lower Mariana subduction plate.2. 材料与方法
2.1 样品
研究样品是“科学”号于2018年执行HOBAB5航次，在马里亚纳海槽中部和南部通过电视抓斗获得的火山岩，样品棱角分明，磨圆度较低，代表样品属于原位基岩，站位信息及样品描述见表1。
表 1 马里亚纳海槽火山岩样品的取样信息Table 1. Sampling information of volcanic rocks in the Mariana Trough样品编号 纬度 经度 水深/m 样品描述 T2-1 18°02′N 144°42′E 3659 Ol + Cpx + Opx + Pl T2-2 18°02′N 144°45′E 3854 Ol + Cpx + Opx + Pl T2-3 18°00′N 144°45′E 4038 Ol + Cpx + Pl T3-2 12°54′N 143°38′E 2974 Ol + Cpx + Opx + Pl 注：Ol为橄榄石，Cpx为单斜辉石，Opx为斜方辉石，Pl为斜长石。 2.2 实验与方法
2.2.1 样品前处理
在进行全岩主微量元素分析前先对样品进行前处理，流程如下：取新鲜火山岩清洗后，利用切割机切割成小块，清洗、烘干，并利用岩石粉碎机将样品粉碎成小于4 mm的碎块，再用超纯水进行超声波清洗，换水，直至水清澈。烘干后用无水乙醇浸泡，并将其放入超声波清洗机内，去除样品有机质。随后将样品放入1 mol/L的稀盐酸溶液中，再置于60℃水浴加热2 h，去除次生碳酸盐和铁锰氧化物等，再次用超纯水进行超声波清洗，换水，烘干。最后利用玛瑙研钵将样品磨成200目的粉末，用于全岩分析测试。
2.2.2 全岩主量元素分析
全岩主量元素分析测试在核工业北京地质研究所使用X射线衍射光谱仪（Rigaku RIX2000，测试精度小于5%），以Li2B4O7-LiNO3为助熔剂，采用熔融玻璃片进样方式测得。马里亚纳海槽全岩样品主量元素数据见表2。
表 2 马里亚纳海槽火山岩的主量元素和微量元素组成Table 2. Major and trace element compositions of the volcanic rocks from the Mariana Trough样品 T2-1-01 T2-1-02* T2-1-03* T2-2-01 T2-2-02* T2-3-01 T2-3-02* T3-2-01 T3-2-02* T3-2-03* 主量
元素/%SiO2 51.81 52.75 53.67 47.27 52.03 48.86 51.09 56.55 56.55 56.57 TiO2 1.08 1.08 1.04 1.28 1.14 1.2 1.1 1.56 1.64 1.6 Al2O3 16.7 16.17 15.58 16.16 16.32 17.71 18.19 15.05 14.98 14.88 Fe2O3T 9.15 9.36 9.21 9.46 8.42 8.33 8.02 10.09 10.3 10.12 MnO 0.159 0.16 0.16 0.156 0.14 0.142 0.14 0.194 0.19 0.19 MgO 5.59 5.67 5.63 6.62 6.94 6.24 6.67 2.74 2.78 2.83 CaO 10.27 10.25 9.92 12.82 10.86 11.68 10.88 6.02 6.51 6.41 Na2O 3.09 2.98 2.99 3.78 2.74 3.35 2.9 3.85 4.02 3.97 K2O 0.634 0.6 0.49 0.548 0.5 0.529 0.44 0.93 0.86 0.82 P2O5 0.156 0.17 0.16 0.141 0.15 0.149 0.16 0.23 0.24 0.24 LOI 0.83 0.8 1.05 1.17 0.65 1.23 0.32 2.27 1.9 2.3 总量 99.47 99.99 99.9 99.41 99.9 99.42 99.9 99.48 99.97 99.92 微量元素/10-6 Li 3.86 3.46 6.01 2.67 3.41 4.62 3.41 2.85 5.65 6.53 Be 0.854 0.648 0.694 0.470 0.615 0.789 0.588 0.544 0.865 0.92 Sc 29.4 33.5 33.4 27.4 35.6 21.4 30.2 27.9 22.7 25.4 V 239 263 263 199 247 157 218 204 171 169 Cr 24.5 30.2 29.7 165 244 23.4 217 184 1.83 1.78 Co 25.4 33.2 32.9 20.4 33.6 16.8 31.7 22.9 18.8 19.2 Ni 19.3 27.5 26.7 45.1 85.9 10.5 92.6 56.6 3.16 3.19 Cu 33.1 42.3 42.8 30.1 55.8 21.4 41.8 30.0 20.9 21.2 Zn 62.3 68.9 69 47.1 62.3 82.3 58.8 50.9 101 107 Ga 15.8 16.6 16.5 13.6 16.2 17.4 16.3 14.8 20 21.2 Rb 13.8 9.93 9.94 4.39 6.73 7.43 6.07 5.05 8.95 8.89 Sr 251 233 230 153 208 137 235 193 161 165 Y 21.1 24.8 24.7 17.6 26.2 34.1 24.2 19.2 48.7 49.2 Zr 79.0 81.3 80.8 67.4 93.1 133 91.1 76.1 161 159 Nb 3.51 2.98 2.98 2.49 3.26 3.48 2.74 2.40 4.39 4.5 Cs 0.215 0.148 0.141 0.069 0.0907 0.123 0.101 0.086 0.154 0.163 Ba 129 64.9 64.5 27.5 39.6 51.8 46.1 36.2 70.4 71.5 La 11.4 7.05 7.05 4.20 5.38 6.08 5.55 4.91 7.26 7.15 Ce 22.4 16 16 10.1 13.6 16.0 13.9 11.9 20.1 19.8 Pr 3.07 2.41 2.41 1.57 2.14 2.56 2.18 1.84 3.24 3.26 Nd 13.9 11.5 11.5 7.93 10.6 13.4 10.7 9.50 16.7 16.8 Sm 3.50 3.3 3.25 2.47 3.18 4.24 3.12 2.79 5.3 5.5 Eu 1.21 1.2 1.2 0.905 1.17 1.43 1.14 1.03 1.79 1.8 Gd 3.69 3.95 3.92 2.75 3.94 4.74 3.76 3.06 6.93 6.78 Tb 0.641 0.675 0.673 0.527 0.697 0.950 0.653 0.576 1.24 1.27 Dy 3.75 4.16 4.14 3.21 4.33 6.01 4.09 3.55 7.9 7.74 Ho 0.889 0.883 0.88 0.779 0.933 1.46 0.861 0.854 1.72 1.64 Er 2.27 2.5 2.51 2.00 2.64 3.82 2.45 2.19 4.99 4.84 Tm 0.348 0.386 0.381 0.317 0.408 0.614 0.374 0.335 0.774 0.754 Yb 2.20 2.36 2.35 1.99 2.52 3.88 2.32 2.11 4.82 4.69 Lu 0.349 0.364 0.364 0.316 0.385 0.611 0.358 0.334 0.757 0.75 Hf 1.96 2.03 2.02 1.74 2.24 3.19 2.18 1.94 4.09 4.12 Ta 0.184 0.183 0.18 0.160 0.207 0.213 0.179 0.154 0.284 0.32 Pb 1.73 1.07 1.05 1.37 0.856 1.39 0.989 1.03 1.39 1.4 Th 1.29 0.668 0.675 0.357 0.427 0.476 0.47 0.427 0.537 0.505 U 0.443 0.426 0.241 0.139 0.243 0.197 0.184 0.162 0.233 0.243 注：*数据来自文献[16]。 2.2.3 全岩微量元素分析
首先将样品粉末烘干，取40 mg粉末，加入特氟龙消解罐中，向罐中依次加入1.5 L浓氢氟酸和0.5 mL浓硝酸，封盖并放在加热板至150 ℃加热24 h。放凉至液体不会喷出，打开盖子将剩余液体加热蒸干，然后加入1 mL浓硝酸和1 mL超纯水，封盖，放在加热板至150 ℃加热24 h至样品完全溶解，再加入超纯水定容至40 g。然后，将样品在青岛斯八达分析测试有限公司使用ELAN9000电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）进行测试分析。外部标样包括GBW07314、GBW07315、GBW07316、BHVO-2、BCR-2，测试精度小于5%。全岩微量元素数据见表2。
3. 结果
3.1 全岩主量元素地球化学特征
为了更加详细地了解马里亚纳海槽中、南部岩浆活动的差异，我们将马里亚纳海槽南部分为南段（Southern Segment of the Southern Mariana Trough, SSMT 12°～15°N）和北段（Northern Segment of the Southern Mariana Trough, NSMT 15°～17.6°N）。从图2中可以看出，CMT主要发育中低钾钙碱性系列玄武岩、玄武质安山岩，NSMT主要发育一套低钾岛弧拉斑系列玄武岩，少量玄武质安山岩，SSMT主要发育一套中低钾钙碱性系列玄武质安山岩，外加少量玄武岩、安山岩。总体而言，NSMT的岩石较CMT来说更偏基性，SSMT的岩石酸性程度最高。
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图 2 马里亚纳海槽火山岩分类图解Figure 2. Petrological diagrams of bulk rocks in the Mariana Trough与洋中脊玄武岩（N-MORB）相比，马里亚纳海槽玄武岩、玄武质安山岩的Na2O（平均值为3.157%）、K2O（平均值为0.399%）含量更高，说明源区有俯冲组分的加入；较高的FeO*（平均值为9.388%）、TiO2（平均值为1.311%）含量说明母岩浆具有较低的氧逸度。对比海槽的不同区域，SSMT样品的SiO2、Na2O、K2O、P2O5含量的平均值最高，其次为CMT，NSMT最低。另外，排除磁铁矿分异的影响后，CMT的Al2O3最高，FeO*、TiO2含量最低，NSMT的FeO*、TiO2含量最高，Al2O3位于二者之间，SSMT的Al2O3含量最低，FeO*、TiO2含量位于二者之间（表2）。
3.2 全岩微量元素地球化学特征
马里亚纳海槽火山岩的微量元素分布如图所示。CMT、NSMT、SSMT火山岩的球粒陨石标准化稀土元素分布模式相似，表现出明显的右倾型及轻稀土（LREE）富集、重稀土（HREE）分馏不明显的特征（图3）。CMT、NSMT、SSMT玄武岩样品的(La/Yb)N值分别为0.90～3.71、0.48～2.03、0.81～1.11，玄武质安山岩分别为1.07～2.62、1.57、0.60～7.82。总的来说，NSMT稀土配分模式更为平坦，SSMT轻稀土富集程度最高，CMT位于两者之间，并不呈现出由南向北递减的变化，这可能与地幔亏损/富集程度有关[19]。
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图 3 马里亚纳海槽火山岩原始地幔标准化的微量元素蛛网图（a, c, e）和球粒陨石标准化的稀土元素配分模式图（b, d, f）Figure 3. Trace element of volcanic rocks from the Mariana Trough (a,c,e) and REE distribution patterns from the Mariana Trough (b,d,f)将样品微量元素数据进行原始地幔（Primitive Mantle，PM）标准化后做蜘蛛图解。图3中显示，海槽中、南部岩石的微量元素分布模式相似，均表现为富集Ba、Rb、U、Pb以及Sr等大离子亲石元素（LILE）而亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素（HFSE），并呈现出K的峰值等特征，具有典型的岛弧玄武岩特征[20]。
4. 讨论
研究表明，H2O在岛弧与洋中脊具有不同的性质，在洋中脊H2O是“被动”加入的，因此随着H2O的加入，地幔熔融程度降低，但起始的熔融深度和熔融范围会增加[21-22]。在岛弧中，H2O是“助熔剂”，促进了地幔熔融程度，但并不会增加地幔的起始熔融深度[23-24]。在弧后盆地中，其岩浆活动既具有类似洋中脊的绝热减压熔融过程的熔融模式，又受到了俯冲作用的影响，具有类似岛弧的加水熔融的熔融模式[23,25-26]。因此研究俯冲流体在不同阶段弧后盆地的性质对更全面地了解俯冲板片的物质循环提供了帮助。
马里亚纳海槽作为正在活跃的弧后盆地，具有显著的弧后扩张中心，扩张速率由北向南逐渐增加，而扩张速率作为控制洋中脊岩浆作用的主要因素，与地幔熔融程度、熔融范围密切相关[27]。进一步，海槽与洋中脊不同，其岩浆作用的强度不仅受扩张速率控制，而且与俯冲作用有关[28-32]。因此研究扩张速率与俯冲作用对马里亚纳海槽岩浆作用的影响，对了解弧后扩张中心洋壳的增生模式具有重要意义。
4.1 地幔源区性质
弧后盆地岩浆作用不仅受到俯冲流体的控制，而且其本身的源区地幔性质更是研究俯冲物质与地幔相互作用的基础[1-2,23,33]。
4.1.1 地幔源区富集/亏损程度
高场强元素以及重稀土元素因为其主要赋存于一些稳定矿物中所以被视为俯冲不活动元素，且无法通过俯冲作用进入源区地幔[1-2,25,33]。尽管如此，Hf由于俯冲沉积物中的变质锆石发生部分熔融导致Hf的释放和迁移，所以Hf可能为俯冲活动元素[34-38]。因此，选择Zr/Nb比值来反映地幔的富集/亏损程度。
由简单批式熔融模型和Zr、Nb分配系数可得[39]：
$$ \rm C^{l}_{\rm{Zr}}/C^{l}_{\rm{Nb}}=C^{0}_{\rm{Zr}}/C^{0}_{\rm{Nb}}\times[(0.9966{\rm F}+D_{Nb})/(0.967F+D_{Zr})] $$ (1) 式中，ClZr/ClNb代表原始岩浆的Zr/Nb比值，C0Zr/C0Nb代表地幔的Zr/Nb比值，F代表熔融程度，D代表元素的分配系数。由公式（1）可知，岩浆的Zr/Nb比值主要取决于地幔的Zr/Nb比值，样品的Zr/Nb比值可以近似地作为源区地幔的Zr/Nb比值。
从Zr/Nb比值与纬度变化关系（图4）可以看出，由SSMT到NSMT有一个明显的先升高再降低的趋势，NSMT到CMT再逐渐下降至18°N左右，向北部缓慢上升，前人认为，这可能与海槽由南向北的扩张有关[2,40]，且SSMT地幔最为亏损，CMT地幔较N-MORB更为富集，NSMT位于二者之间，展现了明显的地幔不均一性。
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图 4 马里亚纳海槽火山岩的Zr/Nb比值随纬度变化图解Figure 4. Latitude variation of Zr/Nb ratios in volcanic rocks from the Mariana Trough4.1.2 地幔熔融程度
目前了解地幔的熔融程度主要有两种方法，一种通过上地幔熔融残留物的化学成分进行直接计算[39,41]，另一种是利用地幔熔融产物的化学组成进行反演[39]。本文样品的绝大多数为玄武岩和玄武质安山岩等中-基性岩石，因此需要进行反演计算。在弧后盆地，由于俯冲作用的影响，对于地幔熔融程度的计算普遍选择俯冲过程中迁移能力较弱的弱不相容元素（如Ti和Yb等）。本文选择了Ti元素对地幔熔融程度进行计算。
前人大多是利用Fe8、Ti8等来对地幔熔融程度进行计算，但是有些学者认为，在MgO=8%时不能代表原始的地幔组成，需要进一步的校正[42]。因此本文采用与Fo=90（即橄榄石Mg/（Mg+Fe）的比值）平衡时的原始岩浆的Ti和Fe元素的含量用于计算。
计算之前，首先需要将样品校正到原始岩浆的成分，本文选用PRIMELT3MEGA.XLSM软件[43]进行校正，首先选择MgO＞6.5%的样品，这一步是尽量消除斜长石和钛铁氧化物结晶分异的影响，之后计算出与Fo=90时平衡的原始岩浆的组成。最后利用批式熔融公式F=[( C0Ti/ ClTi)*DTi]/(1- DTi)计算得到部分熔融程度，其中C0Ti代表地幔源区Ti的含量，ClTi代表原始岩浆Ti的含量，DTi代表元素Ti的分配系数。根据上述Zr/Nb比值，相对N-MORB更为亏损的SSMT和部分NSMT选择利用Workman和Hart[44]的更为亏损的亏损地幔中Ti的含量（C0Ti=650×10−6），其余选择正常的亏损地幔值（C0Ti=716.3×10−6），从而消除了地幔不均一的影响。
沿扩张中心，在熔融程度-纬度图解中（图5），部分熔融程度并不随着扩张速率的增加而增加，这说明马里亚纳海槽的地幔熔融程度不仅受扩张速率的控制，而且可能还存在其他的影响因素，猜测这可能与俯冲作用有关。
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图 5 马里亚纳海槽火山岩熔融程度随纬度变化图解Figure 5. Latitude variation of volcanic melting degree in the Mariana Trough4.1.3 地幔熔融深度
前人认为，利用轻重稀土的配分模式可以大致区分岩浆的起源深度[45-46]，在球粒陨石标准化 (Tb/Yb)N-(La/Sm)N图解中（图6），本研究中所有的样品均位于尖晶石橄榄岩范围内(Tb/Yb)N＜1.5。
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Fe由于具有较大的原子量，长期处于深源岩浆中，难以迁移，所以Fe(Fo90)可以近似反映地幔熔融深度[47-49]。有的学者认为，靠近弧侧的地幔，受流体影响，起始熔融深度增大[50]；还有的学者认为，靠近弧侧的地幔，受到了板片冷传导的影响，起始熔融深度降低[23,39]。利用Fe（Fo90）-纬度作图（图7），我们可以观察到，由于海槽由南到北，扩张中心到岛弧的距离呈现先增加后减小的趋势（18°N附近海槽最宽），Fe(Fo90)并没有随着扩张中心与岛弧距离的变化而变化，而是呈现出升高—降低—升高的一个趋势，且越靠近岛弧，起始熔融深度越大。
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图 7 马里亚纳海槽火山岩熔融深度随纬度变化图解Figure 7. Diagram of latitudinal variation of melting depth of volcanic rocks in the Mariana Trough4.1.4 地幔熔融程度与熔融深度的关系
利用Ti(Fo90)、Fe(Fo90)作图（图8），MNT、SSMT和NSMT的样品在Ti(Fo90)-Fe(Fo90)图解上具有一定的相关性。除部分18°N附近样品，CMT地区和SSMT地区Ti(Fo90)-Fe(Fo90)具有较好的负相关关系，说明随着熔融深度的增加，熔融程度越大，接近岛弧的熔融模式，深度的增加可能是因为俯冲流体的加入使固相线温度降低所致[50]。在NSMT地区，部分的样品随着熔融深度的增加，其熔融程度越小，且熔融程度与熔融深度呈现负相关，为典型的洋中脊地幔熔融模式[51]。前人已经证明，马里亚纳海槽18°N地区，由于距离俯冲带距离较远，受到的俯冲作用较弱，甚至部分样品不受到俯冲作用的影响，所以具有洋中脊的特征。但NSMT作为靠近岛弧的弧后盆地，为何其熔融模式具有洋中脊的性质，我们将在下面进行讨论。
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图 8 马里亚纳海槽火山岩Ti(Fo90)-Fe(Fo90)图解Figure 8. Ti(Fo90)-Fe(Fo90) diagram of volcanic rocks in the Mariana Trough4.2 俯冲板块的影响
前人认为，俯冲带岩浆作用是源区地幔性质与俯冲作用共同影响的结果[2,23,33,39]。因此，研究俯冲物质的加入程度与性质，对了解俯冲带岩浆作用具有重要意义。
4.2.1 俯冲组分的识别
洋壳在俯冲过程中，发生脱水和部分熔融等变质作用，而太平洋板块拥有古老的洋壳，在俯冲过程中只发生脱水反应，基本不发生部分熔融作用[52-54]。
Pb、Ba均属于流体迁移元素，Ce、Th均属于熔体迁移元素，因此Ce/Pb与Ba/Th比值均用于指示富水流体的微量元素比值[2-3]。研究区样品的Ce/Pb与Ba/Th比值均高于N-MORB，对于SMT样品来说，它们具有相对N-MORB更为亏损的地幔，因此Ce/Pb与Ba/Th均继承于俯冲流体。对于CMT区域来说，虽然Ce/Pb与Ba/Th比值较N-MORB更为富集，但是除了俯冲流体外，源区的地幔性质也有可能导致Pb和Ba的富集，该部分将在下面进行讨论。在Ce/Pb与Ba/Th比值图中（图9），两者都显示出较好的相关性，且具有相同的俯冲端元。
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图 9 马里亚纳海槽火山岩Ce/Pb-Ba/Th图解Figure 9. Ce/Pb-Ba/Th diagram of volcanic rocks in the Mariana Trough除了洋壳外，俯冲沉积物也是俯冲带的重要组成部分。在俯冲过程中，沉积物不仅发生脱水反应，富集LILE，而且发生了部分熔融作用，富集Th和LREE等在富水流体中溶解度低的元素[55-57]。
例如La/Sm与Th/Nd等熔体迁移元素之间比值通常被用于指示富水熔体。本文与前文数据一致，绝大多数样品均受到了富水熔体的影响且CMT受到了更强烈的富水熔体的影响。同时，SMT存在较CMT更为富集的个别样品，且发现这些样品全部位于SMT南部的快速扩张区域，说明该区域存在俯冲沉积物的高程度熔融。在Ba/Th-Ba/Nb图解中（图10），也同样支持上述观点，在Ba/Th比值相同时，SSMT的Ba/Nb值变化范围很大且不具有明显的连续性，说明该区域可能存在一个以富水熔体为主的端元。
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图 10 马里亚纳海槽火山岩La/Sm-Th/Nd和Ba/Th-Ba/Nb图解Figure 10. La/Sm-Th/Nd and Ba/Th-Ba/Nb diagram of volcanic rocks in the Mariana Trough4.2.2 俯冲流体的加入程度
Pearce[13]认为利用微量元素之间的比值可以计算出俯冲物质加入源区地幔的程度。首先他利用西菲律宾海盆始新世MORB和OIB的样品，来定义一个未受明显俯冲作用影响的地幔，之后总结出关于源区元素比值之间的经验公式：
$$ \mathrm{l}\mathrm{o}\mathrm{g}(\mathrm{B}\mathrm{a}/\mathrm{Y}\mathrm{b})=1.09\mathrm{l}\mathrm{o}\mathrm{g}(\mathrm{T}\mathrm{a}/\mathrm{Y}\mathrm{b})+1.98 $$ (2) $$ \mathrm{l}\mathrm{o}\mathrm{g}(\mathrm{T}\mathrm{h}/\mathrm{Y}\mathrm{b})=1.07\mathrm{l}\mathrm{o}\mathrm{g}(\mathrm{T}\mathrm{a}/\mathrm{Y}\mathrm{b})+0.12 $$ (3) $$ \mathrm{l}\mathrm{o}\mathrm{g}(\mathrm{N}\mathrm{b}/\mathrm{Y}\mathrm{b})=1.05\mathrm{l}\mathrm{o}\mathrm{g}(\mathrm{T}\mathrm{a}/\mathrm{Y}\mathrm{b})+1.23 $$ (4) $$ \mathrm{l}\mathrm{o}\mathrm{g}(\mathrm{B}\mathrm{a}/\mathrm{Y}\mathrm{b})=1.07\mathrm{l}\mathrm{o}\mathrm{g}(\mathrm{T}\mathrm{h}/\mathrm{Y}\mathrm{b})+1.97 $$ (5) 若Ta与Yb在俯冲作用下不发生改变，那么就可以利用Ta、Yb的值来计算没有发生俯冲作用下样品应该具有的Ba、Th等俯冲活动元素的值，即：
$$ {(\mathrm{B}\mathrm{a}/\mathrm{Y}\mathrm{b})}_{\mathrm{e}}={10}^{(1.09\mathrm{log}\left({\mathrm{T}\mathrm{a}}/{\mathrm{Y}\mathrm{b}}\right)+1.98)} $$ (6) 之后利用实测的数据减去计算出来的没有俯冲影响的数据，再除以实测的数据我们就可以知道由俯冲添加的该元素在样品中所占的百分含量为：
$$ {{X}}_{\mathrm{B}\mathrm{a}}^{\mathrm{S}\mathrm{Z}}=\left[\right({\mathrm{B}\mathrm{a}/\mathrm{Y}\mathrm{b})}_{\mathrm{o}}-\left({\mathrm{B}\mathrm{a}/\mathrm{Y}\mathrm{b})}_{\mathrm{e}}\right]/({\mathrm{B}\mathrm{a}/\mathrm{Y}\mathrm{b})}_{\mathrm{o}} $$ (7) 式中，e代表样品中没经历过俯冲的元素比值，o代表样品实测的值，$ {X}_{\rm{Ba}}^{\rm{SZ}} $代表俯冲添加的x元素所占的质量分数近似为俯冲组分的相对浓度。
利用富水流体添加的Ba、富水熔体添加的Th与纬度作图（图11），可以得到俯冲作用影响程度沿纬度的变化，总体呈现从南到北降低的趋势，但在15°N附近，存在一个异常区，且SSMT、NSMT靠近15°N附近俯冲作用逐渐变弱。
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图 11 马里亚纳海槽俯冲流体加入程度随纬度变化图解Figure 11. Latitudinal variation of subduction fluid addition in the Mariana Trough4.2.3 俯冲流体与源区地幔的相互作用
由上述多个地球化学指标-纬度图可以发现，Ti(Fo90)与Ba（富水流体）、Th（富水熔体）在研究区域具有良好的相关性，说明了俯冲作用是影响马里亚纳海槽地幔熔融程度的关键因素。
利用Ti(Fo90)、Fe(Fo90)与Ba（富水流体）作图（图12）。在Fe(Fo90)-Ba图解中，Ba为负数时，二者呈正相关关系，为正数时，二者相关性不明显。Ti(Fo90)-Ba图解中，Ba为负数时，二者呈正相关关系；为正数时，二者负相关。Fe(Fo90)越高，起始熔融深度越深；Ti(Fo90)越高，地幔熔融程度越低。当Ba为负数时，随着俯冲流体的加入，熔融深度逐渐增加，熔融程度减小；Ba为正数时，随着俯冲流体的加入，熔融程度增加，与熔融深度不相关。假设当Ba为负数时，代表洋中脊的熔融模式，为正数时，代表岛弧的熔融模式，可以观察到与前人在洋中脊与岛弧对H2O性质的研究一致，说明马里亚纳海槽既存在洋中脊的熔融模式又存在岛弧的熔融模式，靠近15°N与18°N时，俯冲组分逐渐变少，地幔熔融程度逐渐减弱，且具有高的地幔熔融深度，进一步说明马里亚纳海槽火山岩的变化可能是由于类似N-MORB的地幔源区与类似岛弧的地幔源区混合造成的。
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图 12 马里亚纳海槽火山岩Ti(Fo90)-Ba（富水流体）与Fe(Fo90)-Ba（富水流体）图解Figure 12. Ti(Fo90)-Ba(water-rich fluid) and Fe(Fo90)-Ba (water-rich fluid) diagram of volcanic rocks in the Mariana Trough5. 结论
（1）马里亚纳海槽中、南部火山岩主要为一套中低钾钙碱性系列岩石，按演化程度排序为SSMT＞CMT＞NSMT。与洋中脊玄武岩相比，海槽火山岩富集LILE、LREE等，亏损HFSE、HREE等。
（2）地幔熔融程度从SSMT到CMT并不呈现连续的下降，而是在15°N附近存在一个异常区，靠近异常区地幔熔融程度变低，与前人认为的由南向北地幔熔融程度逐渐变小不同。此外，可以观察到异常区附近地幔熔融程度与地幔熔融深度呈现负相关，表现出与洋中脊相似的地幔熔融模式，且远离异常区的样品则更接近岛弧的熔融模式。
（3）利用微量元素之间的比值对俯冲物质进行识别，发现SSMT、NSMT、CMT具有相同的俯冲端元，且SSMT可能还存在一个富集富水熔体的端元。进一步观察到海槽15°N、18°N附近俯冲组分的影响变弱。
（4）在俯冲加入的Ba为负值时，俯冲流体加入程度与地幔熔融程度负相关，与起始熔融深度正相关。在俯冲加入的Ba为正值时，俯冲流体加入程度与地幔熔融程度正相关，与起始熔融深度无关。同时，俯冲流体是控制弧后盆地地幔熔融程度的重要因素，且弧后盆地存在两种各异的地幔熔融模式。
（5）马里亚纳海槽中、南部火山岩的变化可能是由于类似N-MORB的地幔源区与类似岛弧的地幔源区混合造成的，且马里亚纳海槽中、南部地幔熔融程度受地幔富集/亏损程度、俯冲流体加入程度、扩张速率等因素的共同影响。
致谢：感谢HOBAB 5航次期间“科学”号所有船队员为样品采集所作出的贡献。
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图 1 黄河口概况与调水期(a)和调沙期(b)的调查站位分布
Figure 1. Bathymetric map of the Yellow River estuary and deployment of sampling and observation station at water-regulation stage (a) and sediment-regulation stage (b)
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图 2 利津水文站2020年调水调沙期间流量（Q）和悬浮颗粒物浓度（SSC）（a）及粒度参数变化（b）
其中图a阴影代表河口调查时间。
Figure 2. Daily water discharge (Q) and suspended sediment concentration (SSC) (a), parameters of grain-size distribution of suspended sediment (b) at Lijin gauge station during the water-sediment regulation in 2020
The grey stripes (a) indicate the time of field surveys.
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图 3 调水期和调沙期期间黄河口表层沉积物中值粒径（D50）时空分布
Figure 3. Distribution of the median grain size of surface sediment off the Yellow River estuary at water-regulation stage (a) and sediment-regulation stage (b)
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图 4 调水调沙期间黄河口表层沉积物各粒级组分百分含量时空分布
Figure 4. Distributions of fractional percentage of surface sediment off the Yellow River estuary at the water-regulation stage and sediment-regulation stage
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图 5 调水调沙期间黄河口表层沉积物有机碳含量（TOC）、碳稳定同位素（δ13C）和碳氮比（C/N）时空分布
Figure 5. Distributions of total organic carbon (TOC) content, stable isotopes of carbon (δ13C) and carbon-nitrogen ratio (C/N) off the Yellow River estuary at the water-regulation stage and sediment-regulation stage
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图 6 调水期与调沙期表层沉积物TOC与中值粒径分布散点图
Figure 6. Relationships between median grain size of sediment and TOC at water-regulation stage and sediment-regulation stage
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图 7 调水期和调沙期黄河口表层沉积物各组分有机碳贡献分布图
Figure 7. Distributions of percentage of organic carbon source from soil, C3 plant, and marine phytoplankton off the Yellow River estuary at the water-regulation stage and sediment-regulation stage
表 1 TOC含量与各粒级组分含量相关性分析
Table 1 Correlations of TOC content and each fractional percentage of sediment
不同时期黄河口表层沉积物TOC含量 砂含量 粉砂含量 黏土含量 调水期 −0.54 0.10 0.75** 调沙期 −0.90** 0.50 0.94** 注：*为 p＜0.05，** 为p＜0.01。 
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