Interaction between hydrosphere and lithosphere in subduction zones
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摘要: 俯冲带系统是研究地球水圈-岩石圈相互作用的天然实验室。俯冲板片所携带的水进入俯冲带系统，显著影响俯冲板片上地幔蛇纹石化程度、岛弧岩浆活动以及俯冲带地震机制等构造动力学过程。沿着环太平洋俯冲带，由主动源地震探测得到的板片含水量结果可以很好地解释区域相关地震观测，同时由被动源地震探测到的上地幔低速异常区域都与俯冲板片断层发育区相一致。多道反射地震探测与数值模拟都揭示了俯冲板块正断层广泛存在，可穿透莫霍面，深度可达海底下至少20 km。俯冲板块正断层为流体进入地壳与上地幔提供了重要通道，导致上地幔蛇纹石化程度达到1.4%，甚至更高。在洋壳俯冲过程中，随着温压增加，在不同深度脱水形成不同性质流体与地幔反应。通过俯冲带流体包裹体和交代成因矿物等的研究发现水岩相互作用广泛存在。本文旨在回顾俯冲板片含水量探测及水岩相互作用研究，简述近年来取得的重要进展以及对将来相关研究的启示。Abstract: The Subduction system is a natural laboratory to investigate the interaction between the Earth’s hydrosphere and lithosphere. Water carried in by down-going slabs significantly affects the tectono-dynamic processes in the subduction zones, for examples the mantle serpentinization of the subducting slab, formation of magmas and active volcanic arcs, and the seismogenic behaviors of the subduction zone. Along the circum-Pacific subduction zones, the regional seismic phenomena can be well explained by the water content estimated from active source seismic experiments, and the low-velocity anomalies of the upper mantle detected by passive source seismic surveys are consistent with the fault development on the subduction slabs. Both the multichannel seismic reflection exploration and numerical simulation reveal that normal faults exist widely on subduction slabs, which may penetrate the Moho and reach a depth as deep as 20 km at least below the seafloor. Those normal faults can provide channels for fluid to enter the crust and upper mantle, resulting in serpentinization up to 1.4 wt% or even higher of the upper mantle. As the temperature and pressure increase during the subduction process, fluids with different characters may be released from dehydration and interact with the mantle at different depths. The water-rock interaction exists extensively at subduction zones as revealed by studies of fluid inclusions and metasomatic minerals. This paper highlights the recent research progress on water content detection and water-rock interaction of subduction slabs and discusses implications for future researches on hydrosphere-lithosphere interaction.
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近23年的调查研究，使我们认识到分布于洋中脊、弧后盆地、岛弧以及热点等环境的海底热液活动发育在多种围岩类型之上，包括超基性岩石、基性岩石、中性岩石、酸性岩石和沉积物，且海底热液流体循环受到了岩浆去气作用、流体-岩石/沉积物相互作用和流体-海水混合等过程的影响，获取了岩浆、岩石、海水和沉积物的物质贡献，产生了高温、低氧、高或低pH值、富含Fe、Mn、Cu、Zn、Pb、Hg、As等元素以及气体组分（甲烷、氢等）的喷口流体，形成了热液柱、硫化物、含金属沉积物和蚀变岩石等热液产物，并影响了海水、沉积、岩石和生物环境，从而组成了海底热液系统[1]。同时，海底热液喷口区的地质、物理及化学特征为了解海底热液系统的形成和演化、确定海底热液成矿物质来源和重建成矿过程提供了重要线索。为此，我们已先后对东太平洋海隆（East Pacific Rise, EPR）13°N附近的玄武岩和火山玻璃样品、东海陆架边缘玄武岩和冲绳海槽南端流纹岩中的角闪石进行了研究，揭示了EPR 13°N附近玄武质岩浆的演化过程，划分了EPR 13°N附近玄武岩中斜长石微斑晶和玄武质玻璃边缘的化学蚀变类型，明确了东海陆架边缘玄武质岩浆形成过程中的温度、压力和氧逸度条件，揭示了冲绳海槽南端流纹岩中角闪石的结晶环境及成因，这对深入认识洋中脊和弧后盆地热液活动期间的蚀变过程和化学交换，明确洋中脊、东海和冲绳海槽岩浆活动的形成、演化具有重要的意义，有助于了解大陆架与弧后盆地形成演化过程的内在联系以及冲绳海槽南北差异的形成机制，评估全球洋壳蚀变过程中的整体地球化学收支情况，并可为海底热液活动的物源体系及硫化物等热液产物形成机理研究提供工作基础[1]。
进一步，在海底热液产物研究方面，进行了热液流体中REE对海底热液过程的示踪分析，揭示了海水对EPR 13°N附近热液硫化物中元素的改造情况，提出了两种新的计算热液柱温度异常值的方法，建立了龟山岛热液区自然硫烟囱体的形成模式，并分别探讨了大西洋TAG热液区和冲绳海槽Jade热液区中热液硫化物以及龟山岛热液区自然硫烟囱体中REE、硫、铅、锇与稀有气体的来源和演化，明确了冲绳海槽Jade热液区硫化物的形成年代，认识到热液柱颗粒物的快速沉淀导致了EPR 13°N附近Si-Fe-Mn羟基氧化物中的低REE含量和偏高的Mn含量，分析了EPR热液硫化物的资源潜力。进而指出了EPR 13°N附近热液Fe-羟基氧化物中元素富集的机理、海水和热液柱的物质供给以及与其他海区Fe-羟基氧化物不同的原因，论证了PACMANUS热液区中Si-Fe-Mn氧化物显微结构的形成过程、Si-Fe-Mn羟基氧化物的成因以及Si-Mn质核和Si质核的形成过程及其与生物活动的关系，阐述了EPR 13°N附近热液柱和冲绳海槽热液活动对沉积作用的影响，以及含金属沉积物中的物质组成及其元素赋存状态和来源[1]。同时，取得了若干新认识，包括：① 明确喷口流体中Re和Os更倾向于进入Fe–Cu–硫化物矿物相中；② 高温流体环境中沉淀的硫化物能够保持原始热液流体的He同位素组成，而低温流体环境中沉淀的硫化物、硫酸盐、蛋白石则不能；③ 相对较低的温度（＜116 ℃）、氧化和酸性流体环境条件有利于形成自然硫烟囱体；④ “汤圆”形成模式是浅海热液区自然硫球的主要形成机制；⑤ 提出海底热液活动、冷泉及天然气水合物的“同源异汇”假说。上述认识及假说为海底热液地质过程及其资源环境效应研究提供了理论基础[2]。进一步，将东太平洋海隆作为地球系统的窗口，从分析热液硫化物和玄武岩的矿物、元素和同位素组成，揭示蚀变玄武岩中矿物的化学组成变化，阐述海底热液活动对水体和沉积环境的影响状况，剖析海底热液循环系统及其成矿模式，以及构建Fe-羟基氧化物成因模式等多个角度展示了东太平洋海隆热液地质的研究进展，为了解以流体为桥梁的跨圈层动力过程与物质能量循环这一重大科学问题，服务于东太平洋海隆硫化物资源调查、环境保护等重大需求提供了研究支撑[3]。
总之，了解弧后盆地、岛弧和洋中脊热液区中热液系统及其硫化物等热液产物的化学组成特征及其岩浆环境，对于深入研究深、浅海热液活动的演化规律、流体循环以及陆上古代类似矿床和全球现代热液成矿作用均具有重要的意义，也有助于更深入地认识热液硫化物的成因以及海底热液系统中微生物与金属元素相互作用的过程[1]。
1. 西太平洋俯冲体系中热液系统及其岩浆环境研究的意义与现状
1.1 研究意义
俯冲带是地表圈层与地球深部圈层之间进行化学交换和物质迁移的主要场所[4-10]。一方面，大洋板片及其上覆沉积物保存了与海洋、大气和大陆相互作用的地球化学记录，这些物质通过俯冲带向地幔输送，控制着地球深部的元素、同位素及挥发份组成特征与变化规律[4]，另一方面，岛弧和弧后盆地的岩浆活动与热液活动是地球深部物质向地表输出的重要窗口[11]。西太平洋是全球最著名的汇聚板块边缘之一，发育有独特的沟-弧-盆构造体系和弧后盆地热液系统，其中琉球俯冲带（洋-陆俯冲）和马里亚纳俯冲带（洋-洋俯冲）岩浆、热液活动频繁，蕴藏丰富的硫化物资源，是国家调查海底战略性资源的重要区域之一，也是研究俯冲系统中流固界面跨圈层物质和能量循环的天然实验室。厘清琉球俯冲带和马里亚纳俯冲带中各成分端元对岩浆的物质贡献，认识挥发份及金属元素在俯冲板片脱水、岩浆演化及海底热液过程中的行为，阐明金属元素在俯冲带岩浆和热液硫化物中的富集规律，从而揭示板块俯冲、岩浆作用与热液活动之间的联系和相互作用方式，将有助于深入认识西太平洋俯冲体系地表圈层与地球深部圈层的关联机制，对于理解西太平洋俯冲体系的物质循环具有十分重要的意义。
1.2 国内外研究现状
（1）俯冲系统对岩浆系统的物质贡献研究
经过几十年的研究，科学家对俯冲系统中的物质循环已经有了基本的认识：在俯冲带，俯冲板片携带沉积物等进入地幔楔，并随着温度和压力的升高而发生脱水、熔融，进一步，俯冲流体、熔体交代地幔，诱发岩浆活动[4-10]，且受俯冲组分的影响，岛弧和弧后盆地岩浆往往富含大离子亲石元素（K、Rb、Th、Ba、U等）和挥发份（H2O、CO2、SO2、F、Cl等），同时，放射性成因同位素也表现出富集的特征[11-19]。随着分析测试技术的进步，一些新型的非传统同位素（如B、Li、Tl、Ba、Cl、Fe、Mg、Mo等）被应用到俯冲组分的示踪研究中[20-27]，进一步明晰了俯冲组分对俯冲带岩浆活动的影响机制。近年来，一些学者针对俯冲沉积组分进入地幔的方式提出了新的观点，他们认为俯冲的沉积物并没有发生熔融，而是与俯冲板片、地幔岩石发生机械混合形成混杂岩（mélange），然后通过底辟作用进入地幔楔[28-29]，这种观点也得到了岛弧火山岩地球化学[30]和实验岩石学研究[31-32]的支持。
马里亚纳俯冲带和琉球俯冲带是西太平洋“洋-洋俯冲”和“洋-陆俯冲”体系的典型代表。研究表明，马里亚纳岛弧及海槽玄武岩与洋中脊玄武岩（MORB）具有相似的组成特征，且受俯冲组分的影响，其具有较高含量的大离子亲石元素和挥发份组成[14, 17, 33]。另一方面，Nd-Hf同位素体系指示马里亚纳俯冲带下部地幔具有印度洋型地幔的特征[34]，受俯冲沉积物的影响最为明显[35-36]。此外，蛇纹岩、蚀变洋壳和沉积物孔隙流体对该区域岩浆的挥发份组成也有重要贡献[37-39]。不仅如此，琉球岛弧-冲绳海槽靠近亚洲大陆，俯冲组分更加复杂多样，受其影响，下部地幔呈现多个地幔端元的混合特征，亏损地幔端元包括太平洋型（N-MORB型）地幔[40]和印度洋型地幔[41]；富集地幔端元包括OIB型E-MORB[42]、EM1和EM2型富集地幔[40, 43-44]。随着冲绳海槽的扩张，其下部地幔逐渐向N-MORB型地幔演化[40, 44]。同时，微量元素及同位素（Sr、Nd、Pb、Li、Tl等）地球化学研究表明，冲绳海槽南部地幔比中部地幔受到了更多俯冲组分的贡献[43, 45]。
（2）俯冲带岩浆与热液硫化物中挥发份研究
俯冲带岛弧火山岩比洋中脊和洋岛火山岩更富集H2O、S、Cl、Br和I等挥发份，这些元素在板片脱水或者熔融过程中被释放出来，反映了板片来源流体对原始熔体成分的贡献[46-48]。岛弧岩浆具有高S特征，表明岛弧区域较高的氧逸度提升了熔体携带溶解性硫酸盐的能力[49]。弧后盆地火山岩同样具有较高的Cl和H2O含量，则可能与板片来源流体交代地幔楔有关[48, 50-51]。此外，地幔中超过90%的非放射性稀有气体（Ar、Kr、Xe）和大多数卤素（F、Cl、Br、I）也来自于俯冲作用[52-53]，可用于揭示俯冲带挥发份进入地幔楔的过程及行为[52-57]。同时，海底蛇纹石化过程使蛇纹岩比橄榄岩更富集Cl、S[58-59]和F[60]，且在俯冲过程中，蛇纹石化的大洋岩石圈释放的流体导致了F、Cl和S从板片内转移至岛弧岩浆中[22, 46, 60]。
不仅如此，海底硫化物中卤族元素的含量及比值（Br/Cl、I/Br、I/Cl）也可以用来区分地幔来源物质和海水来源物质对热液流体的影响[61]，同时稀有气体的研究可以为流体来源、流体通量变化以及海底热液过程的研究提供信息[19, 62]。目前俯冲带区域海底硫化物中稀有气体的研究主要集中在冲绳海槽Jade热液区[63-65]、北斐济海盆热液区[63]和马努斯海盆的PACMANUS热液区[66]。研究表明热液区内硫化物的3He/4He比值与热液喷口流体和MORB的值接近，硫化物内的He可能主要来自于热液系统下部的岩浆[63, 65, 67]，且流体包裹体记录了原始热液流体的He同位素组成[67]。此外，冲绳海槽Jade热液区和北斐济海盆热液区中硫化物的流体包裹体内稀有气体Ne、Ar、Kr、Xe的含量表明，其重稀有气体主要来自于周围的海水[65, 67]，且PACMANUS热液区硫化物中流体包裹体的氩同位素组成（40Ar/36Ar，295～310）[66]接近于大气成分（298.56）[68-69]。
（3）金属元素在岩浆演化过程中的行为研究
目前，对俯冲带岩浆中金属元素性质的研究，多集中于Pb、Cu、Au、Ag和Re。结果显示，Pb在俯冲板片脱水过程中具有较强活动性且在岩浆演化过程中表现出强不相容性，因此，马里亚纳与琉球俯冲系统中玄武岩比洋中脊玄武岩富集Pb[45, 70-72]，且演化程度高的流纹岩中Pb含量更高[73-74]。而Cu、Au和Ag在俯冲带岩浆演化的早期均表现为中度不相容性，但其性质受氧逸度的影响较大[75-77]，如在东马努斯海盆Pual Ridge和劳海盆西北部，当岩浆演化到一定阶段时（如Mg#值约40；MgO的含量约7 wt.%），其Cu-Au-Ag含量急剧下降，这是由于磁铁矿的分离结晶将硫酸根（SO42-）还原为硫离子（S2-），引起岩浆中氧逸度条件发生改变，造成硫化物饱和沉淀，从而导致岩浆中Cu、Au、Ag含量的降低[78]。与此不同，劳海盆Valu Fa Ridge岩浆中Cu的含量随着岩浆演化持续降低，主要受控于原始岩浆的氧逸度条件[79]。Re通常比Au、Cu等元素更亲石，尤其在氧逸度较高的岛弧岩浆中，其行为主要受岩浆过程的控制。此外，Re在未去气的岛弧火山岩样品中的含量远高于陆相喷发的岩石，显示其具有强烈的挥发性[80-81]。
（4）岩浆活动对热液系统的物质贡献研究
早期的研究主要认为，海水沿裂隙下渗，被不断加热并从基底岩石中淋滤金属元素，为热液系统提供物质[82-84]。近年来，国内外学者通过岩浆熔体包裹体及同位素示踪等研究表明，岩浆去气/出溶过程能够产生富金属元素和挥发份的不混溶热液流体，从而向热液系统直接提供物质[85-88]。马里亚纳海槽硫化物中的S同位素组成也反映出存在岩浆硫的贡献[89-90]；进一步，弧后扩张中心轴部热液区的流体具有与洋中脊玄武岩相似的He-C同位素组成，且富含碱性元素（如K、Rb和Cs），这均表明热液区玄武质岩浆对热液系统可能存在物质贡献[91]。此外，冲绳海槽中硫化物的REE和S-Sr-Nd-Pb-He同位素组成，不仅表明长英质火山岩和深部地幔等是其主要物源[64-65, 92-99]，其硫化物具较高的He和C同位素组成、热液蚀变岩的高δ18O组成（2.3‰～14.7‰）、而且初始热液流体的δ18O组成与岩浆流体相似、以及高温（330～392 ℃）和高盐度（6.7%～7.5%）流体包裹体发育等证据，均表明长英质岩浆对冲绳海槽热液系统可能存在物质贡献[63, 65, 91-101]。
尽管如此，围绕西太平洋俯冲物质循环研究国际上仍存在一些亟待解决的问题，例如，在俯冲系统对岩浆系统物质贡献方面，我们仍不明确俯冲组分进入地幔楔的方式和控制机制；在陆缘俯冲带（如琉球俯冲带），则难以完全区分俯冲组分贡献与地壳混染对岩浆成分的影响。在俯冲带挥发份研究方面，尚不清楚稀有气体和卤族元素在板片脱水过程中的地球化学行为。在俯冲带岩浆中金属元素行为的研究方面，不了解金属元素（Zn、Cu、Au、Ag等）在“洋-洋”和“洋-陆”俯冲过程中的活动性，不清楚岩浆演化过程中分离结晶、同化混染等地质作用以及氧逸度条件变化对岩浆中金属元素迁移与富集的影响。在俯冲带岩浆活动与热液活动关系方面，仍不清楚岩浆活动对热液系统的物质贡献方式。无疑，这些问题的解决将有助于深入认识西太平洋俯冲系统热液活动和岩浆作用的跨圈层物质交换过程。
为此，我们开展了冲绳海槽热液系统的岩浆环境、马努斯海盆热液柱以及洋中脊和弧后盆地中硫化物和玄武岩的同位素组成研究。
2. 冲绳海槽热液系统的岩浆环境
2.1 海底热液区的岩浆混合过程及时间尺度研究
对采自冲绳海槽热液区附近的英安岩及其基性岩浆包体内的斜长石进行了详细的矿物学及微区主量元素、微量元素和Sr同位素组成分析。结果显示，英安岩中斜长石斑晶表现出明显的成分环带，即核部具有高An值和高Sr/Ba比值，边部具有低An值和低Sr/Ba比值，且从核部到边部An值与Sr/Ba比值骤降。不仅如此，斜长石斑晶边部具有低Sr/Ba比值且87Sr/86Sr比值与英安岩全岩的Sr同位素组成相似，则表明斜长石边部是在寄主英安质岩浆中结晶的[102]。相比之下，斜长石核部的Sr同位素组成具有两种类型：一种是富集放射性成因Sr同位素组成（87Sr/86Sr=0.70724～0.70791）；另一种具有非放射性成因Sr同位素组成（87Sr/86Sr=0.70535～0.70595），且这两种类型斜长石的核均具有高An值和高Sr/Ba比值的特征[102]。此外，斜长石核部具高Ca/Na比值及其平衡熔体高Sr含量均表明它们与寄主英安质岩浆不平衡，且来自于深部不同的铁镁质岩浆系统，被上升岩浆夹带进入浅层岩浆房[102]。
进一步，使用Mg元素在斜长石中的扩散速率结合扩散方程（菲克第二定律；∂C/∂t=D（∂2C）/（∂X2）），利用有限差分的数值方法模拟计算出钙质斜长石核部进入浅层岩浆房后经历了很长的滞留时间（可达600年），这说明热液区浅部岩浆房具较长的持续时间。同时，包体和寄主英安岩中斜长石不同的Sr同位素组成，尤其是其钛磁铁矿成分的显著差异（钛磁铁矿晶体内阳离子扩散速率快，易达到扩散平衡），则反映了基性岩浆注入浅层岩浆房中形成包体到岩浆喷发必须发生在很短的时间内（几十天），从而抑制了包体与寄主英安岩发生完全化学平衡。因此，基性岩浆的注入很可能触发了英安质岩浆的喷发，且热液区酸性岩浆中具有复杂的、开放体系结晶历史的矿物组合，幔源基性岩浆注入浅层酸性岩浆房内，随后进行的岩浆混合作用，则是控制岩浆化学成分和矿物结构多样性的重要过程且是岩浆喷发的主要诱因[102]。
2.2 海底热液区岩浆活动对热液系统的物质贡献研究
研究西太平洋弧后盆地热液区附近岩浆中硫化物饱和及溶解机制，有助于理解俯冲带岩浆活动对热液系统的物质贡献方式[103]。研究发现，在冲绳海槽南部八重山地堑热液区附近的玄武安山岩中存在岩浆硫化物饱和及溶解现象，且通过全岩地球化学和矿物化学的研究，明晰了硫化物饱和时岩浆房的深度以及寄主岩浆的温度、氧逸度、含水量和S含量等特征，揭示了岩浆分异过程中熔体的S含量增加以及温度降低、熔体成分变化导致硫化物饱和时所需S含量的降低共同驱使玄武安山质岩浆中硫化物饱和，而岩浆上升喷发过程中的挥发份（H2O、S等）去气/出溶作用则导致岩浆携带的硫化物发生溶解。同时，由于岩浆中硫化物作为亲铜元素最主要的寄主矿物，该溶解过程将促使Cu重新进入熔体中，并再分配进入出溶的岩浆流体，从而形成富金属元素的岩浆流体，并在喷发去气过程中直接释放进入海洋中[103]。进一步研究表明，由于岩浆硫化物密度较大，大部分岩浆硫化物不能被上升岩浆携带而沉入岩浆房底部，此过程亦可实现亲铜元素的预富集。后期其他岩浆过程，如氧化性基性岩浆注入岩浆房，导致硫化物氧化溶解，可实现亲铜元素再活化，而岩浆喷发前的去气作用则将该富金属元素的岩浆流体直接贡献于岩浆房上覆的热液系统中[103]。
2.3 岩浆房持续的时间：矿物内元素扩散年代学研究
岩浆房持续的时间尺度对认识岩浆房的稳定性、评估活动火山的活跃程度具有重要意义。扩散计时法将具有元素浓度梯度的矿物作为计时器，加之，由于矿物中的元素扩散再平衡过程符合菲克第二定律，与时间有关，从而可以限定岩浆作用过程的时间尺度，进而指示岩浆房持续的时间。该方法目前已广泛应用于不同的火山岩矿物，如橄榄石和辉石中Fe-Mg元素扩散、斜长石中Mg元素扩散、石英中Ti元素扩散以及锆石中Li元素扩散等，可以记录持续数小时至几百万年的岩浆过程。未来，随着原位分析测试技术的不断发展，与岩浆作用有关的扩散系数，其可用性和精度的增加，以及扩散模型的完善将极大地推动矿物内元素扩散年代学的发展[104]。
2.4 获得冲绳海槽热液区玄武质岩浆来源新证据
橄榄岩源区和辉石岩源区是产生玄武质岩浆的两个重要源区。由于Ni、Ca、Mn等元素在岩浆源区不同矿物内分配系数的差异，使得橄榄石的地球化学成分可以很好地用于鉴别橄榄岩源区和辉石岩源区在玄武质岩浆产生时的贡献程度。近年来研究表明，洋岛玄武岩（OIB）和大火成岩省（LIP）火山岩的产生具有较大源区辉石岩熔融的贡献。然而，由于缺乏高精度橄榄石成分分析，在俯冲带区域及其海底热液活动区关于玄武质岩浆来源的研究较少，且仅有的少量工作集中在堪察加半岛、中墨西哥火山带、中美洲及安第斯南部火山带等区域[105]。
为了更进一步认识俯冲带区域及其海底热液区中火山岩的岩浆源区特征，对采自冲绳海槽热液区火山岩中橄榄石的地球化学分析显示，该区橄榄石具有较低的Ni、Ca含量及Fe/Mn比值，较高的Mn和Mn/Zn比值，除Ca含量外，其余特征与橄榄岩源区相似，低Ca含量落入了辉石岩源区范围。研究发现，俯冲带海底热液区火山岩中橄榄石的Ca含量普遍低于洋中脊玄武岩（MORB），这种特征可能由于俯冲带海底热液区岩浆的高H2O含量降低了Ca在橄榄石内的分配系数，这与弧后盆地橄榄石内熔体包裹体的高H2O含量特征相一致。此外，氧同位素分析结果显示在玄武质安山岩和安山岩中均存在低δ18O值（＜5‰）的橄榄石。低δ18O值的橄榄石在全球范围内分布较少，通常受到高温热液蚀变的影响，在岩浆形成过程中具有重要的指示意义。我们通过对低δ18O值橄榄石的产出特征及其地质背景进行分析，认为低δ18O值的橄榄石不是来自于高温热液蚀变的下洋壳部分熔融，而是同化了高温热液蚀变具低δ18O值的陆壳围岩，这证明了陆壳同化混染在岩浆产生过程中具有重要意义。与低δ18O值的橄榄石相反，冲绳海槽热液区的火山岩普遍具高δ18O值的特征（＞6‰），这可能是岩浆演化后期淋滤了具高δ18O值的陆源物质或发生了低温热液蚀变的结果。详细的橄榄石元素及氧同位素组成分析首次确认了冲绳海槽热液区内具低δ18O值岩浆的存在，打破了火山岩全岩研究的局限，明确了具低δ18O值的岩浆在冲绳海槽火山岩演化过程中的重要贡献，从橄榄石的新角度辨别出陆壳混染对冲绳海槽热液区火山岩的产生具有重要影响[105]。
2.5 透视冲绳海槽热液区深部岩浆房及岩浆演化过程研究
俯冲带岩浆活动是海底热液地质学研究的热点问题之一，由于俯冲洋壳、俯冲沉积物等物质的影响，俯冲带火山岩往往成分多样，成因复杂。弧后盆地作为重要的俯冲构造单元，其海底热液区火山岩的研究可为进一步明确俯冲带岩浆作用过程提供帮助。传统火山岩全岩的研究由于受到后期岩浆演化及蚀变作用的影响而不能很好地刻画岩浆演化过程。单斜辉石是岩浆演化过程中的早期结晶矿物，可存在于岩浆演化的大部分阶段，且不同结构环带、元素组成的单斜辉石具有不同的成因。因此，火山岩中单斜辉石可以保存岩浆房物理化学状态及其岩浆演化过程信息，指示多期岩浆充填或混合现象，是研究岩浆组成、演化及运移的理想工具[106]。
为此，对采自冲绳海槽热液区的玄武岩、安山岩、粗安岩和流纹岩内单斜辉石进行了详细的岩相学及矿物学研究，并分析了其主量和微量元素地球化学特征。根据环带结构、主量元素及稀土元素组成特征可将不同火山岩中的单斜辉石分为多种类型。其中，玄武岩中类型1的单斜辉石与粗安岩中类型1的单斜辉石在地球化学特征上具相似性，表现出亏损LREEs和无明显Eu异常；玄武岩中类型2的单斜辉石与安山岩及粗安岩中类型2的单斜辉石在地球化学特征上具有相似性，表现出亏损LREEs及明显Eu负异常。进一步，通过对单斜辉石的微量元素模拟发现，不同岩性中的单斜辉石可以通过玄武质岩浆发生单斜辉石+斜长石±斜方辉石±副矿物的分离结晶获得。此外，在安山岩中存在与玄武岩中单斜辉石成分相似的环带，表明了同源岩浆的充填和混合在不同岩性单斜辉石中普遍存在。同时，根据单斜辉石与熔体间元素分配系数获得了基性岩中单斜辉石的平衡熔体成分。进一步，通过对平衡熔体的成分模拟，显示源区岩浆受到明显的俯冲沉积组分的影响，且俯冲熔体的影响强于俯冲流体。其中，首次单斜辉石的详细研究突破了全岩成分对岩浆信息刻画的局限，对明确海底热液区岩浆成分、分析火山岩成因具有重要意义，且基性-中性-酸性岩中系统的单斜辉石研究明确了分离结晶及同源岩浆混合对冲绳海槽热液区内中酸性火山岩成因起着主导地位[106]。
2.6 熔体包裹体地球化学特征对冲绳海槽热液区岩浆演化的指示
传统火山岩全岩成分的研究往往反映的是经历了复杂演化过程（岩浆混合、陆壳混染、蚀变等）后的“混合”熔体，很大程度消减了熔体的差异性并掩盖了岩浆源区及演化过程的信息。相比较而言，火山岩中熔体包裹体因受寄主矿物保护，岩浆后期改造程度小，可提供岩浆演化的瞬时信息，是研究岩浆源区地幔属性及岩浆演化过程的有力工具[107]。
为了明确冲绳海槽弧后盆地内的岩浆演化过程，对采自冲绳海槽热液区火山岩中橄榄石的熔体包裹体进行了详细的元素及同位素地球化学研究，发现相比较于寄主全岩，熔体包裹体表现出更大的元素及Pb同位素组成变化范围。根据元素及Pb同位素组成特征可以将熔体包裹体分为两种类型：低207Pb/206Pb值熔体包裹体和高207Pb/206Pb值熔体包裹体。其中低207Pb/206Pb值熔体包裹体的地球化学特征与全岩的类似，而高207Pb/206Pb值熔体包裹体具有明显高K2O、P2O5、Rb、U含量，低Pb、Cu含量特征。通过对熔体包裹体数据的模拟计算显示其岩浆地幔源区受MORB、来自下陆壳的EMI成分和来自沉积物的EMII成分不同程度的混合，且安山质火山岩主要来自于同源玄武质岩浆的分离结晶，同时受到了部分具有高207Pb/206Pb值，高K2O、P2O5、Rb、U，低Pb、Cu含量熔体的混合，表现出岩浆成分的不均一特征。熔体包裹体中与全岩成分不同的高207Pb/206Pb熔体的存在，表明岩浆演化过程中外来熔体很容易被全岩组分掩盖，导致部分岩浆演化信息的丢失[107]，这突破了火山岩的全岩成分对岩浆演化信息刻画的局限，且首次利用火山岩中熔体包裹体反演冲绳海槽热液区岩浆的演化过程，对明确冲绳海槽热液区中火山岩的成因、充分认识岩浆起源及演化过程具有重要意义。
2.7 弧后盆地热液区的岩浆混合研究
双峰式火山岩是一套以基性岩和酸性岩为主的岩石组合，关于缺少中性岩的原因，仍存在争议。一种解释是，存在大量中性岩浆，但是由于某些原因而未能喷出地表。另一种解释是，中性岩可能是由玄武质岩浆与流纹质岩浆混合而成，因此形成较少。为此，将冲绳海槽中部热液区的安山岩分为A、B、C三种类型，并对C类安山岩开展了详细的矿物学研究，识别出三种截然不同的矿物组合：① 基性矿物组合，② 酸性矿物组合，③ 中性矿物组合。火山岩全岩的主量和微量元素、同位素组成及矿物结晶温度模拟计算，均指示该类安山岩由冲绳海槽的玄武质岩浆和流纹质岩浆以4:6的比例混合而成。结合前人的资料，对B类安山岩进行混合模拟计算，也展示其为玄武岩-流纹岩混合成因，这说明岩浆混合作用在弧后盆地热液区安山岩的成因上扮演了重要角色。此外，还发现冲绳海槽的一组流纹岩也明显受到了岩浆混合的影响，反映岩浆混合作用普遍存在，这与冲绳海槽异常高的热流值及活跃的海底热液活动相耦合，指示岩浆活动对热液活动起重要的控制作用[108]。
2.8 俯冲蛇纹岩对琉球俯冲带南部岩浆活动的影响
蛇纹岩富含水、卤素、稀有气体及多种微量元素，是俯冲带流体的重要来源，在全球地球化学循环中扮演着极为重要的角色。因此，厘清俯冲蛇纹岩对弧岩浆的物质贡献，对于了解俯冲带物质的迁移与循环具有重要的意义[109]。加之，硼（B）同位素是俯冲蛇纹岩的一种有效示踪剂，为此，采用离子探针分析了冲绳海槽（琉球俯冲带）南部八重山地堑、与那国地堑（弧后扩张中心）及伊良部海丘（现代岛弧前缘）热液区中玄武安山岩的B同位素组成和卤素（F和Cl）含量，同时获得了样品的微量元素和Sr-Nd-Pb同位素组成。结果显示，从弧后扩张中心到岛弧前缘，玄武安山岩的B同位素逐渐变重，87Sr/86Sr比值逐渐增大，Cl/K、F/Nd比值及流体活动性元素与不活动元素比值逐渐升高，指示了俯冲流体输入的增多。其中，伊良部海丘热液区中玄武安山岩具有最重的B同位素组成（δ11B= +6.6‰ ± 1.5‰），这只能由板片蛇纹岩中流体加入来解释，表明了蛇纹岩是该俯冲带流体的重要供给源。此外，该玄武安山岩样品的Cl/K、F/Nd比值均与δ11B呈现良好的正相关关系，全球岛弧火山岩也呈现出与其一致的变化趋势，说明俯冲蛇纹岩对弧岩浆的卤素通量也具有重要的贡献[109]。
同时，伊良部海丘热液区中火山岩的Sr同位素组成相比于其Nd同位素组成更加富集，在Sr-Nd同位素相关图解上表现为数据点落在地幔与沉积物混合线的右侧。这种Sr-Nd同位素解耦的特征在现代岛弧火山岩中很常见，例如马里亚纳岛弧、汤加岛弧、南桑威奇岛弧等。进一步，发现具有Sr-Nd同位素解耦特征的弧火山岩通常具有较重的B同位素组成，而它们所对应的弧后盆地样品其Sr-Nd同位素组成无异常，B同位素也较轻。同时，混合模拟计算显示，俯冲蛇纹岩的加入无法造成弧火山岩Sr同位素组成的异常富集，但蚀变洋壳可以，暗示了俯冲蛇纹岩和蚀变洋壳中的流体可能通常一起对弧岩浆的形成产生影响，这支持了地幔楔流体通道理论，即俯冲蛇纹岩流体并没有广泛交代地幔楔，而是经流体通道穿过地幔，到达弧岩浆源区[109]。
2.9 冲绳海槽地质构造对热液系统的控制机理
海底热液活动一直是当代海洋科学研究的重要前沿领域之一，了解地质构造对海底热液活动的控制作用对于认识热液系统的形成机理及寻找海底硫化物资源具有重要的指示意义。为此，在总结了冲绳海槽中部和南部地形与断裂构造、地壳结构、重磁场、热流及岩浆活动等方面的地质构造特征以及冲绳海槽热液区分布和热液产物基本特征的基础上，通过对比冲绳海槽与马努斯海盆、马里亚纳海槽、北斐济海盆、劳海盆等基底和扩张阶段不同的弧后盆地构造特征的差异，归纳了冲绳海槽地质构造的特殊性，包括过渡性地壳性质、低扩张程度、高热流值、巨厚沉积层及双峰式火山作用等。进一步研究发现冲绳海槽的热液活动不仅受断裂构造、岩浆活动、扩张速率等构造因素的控制，而且也受基岩类型和沉积物盖层等地质条件的影响，且冲绳海槽中部和南部平行和垂直盆地走向的两组断裂带为流体循环提供了通道，大规模的岩浆活动则为热液系统提供了充足的热量。此外，冲绳海槽内广泛分布的酸性火山岩和较厚的沉积盖层与流体相互作用，使得热液产物富含有机质、二氧化碳以及Ag和Au等元素。根据冲绳海槽的扩张速率和地质构造特征，冲绳海槽中部和南部热液活动的发生频率整体上处在慢速扩张中心的范围内，进一步，根据异常高的热流值、发育的岩浆活动和断裂构造等地质构造特征，推测冲绳海槽仍具有发现新热液区的潜力，其中部和南部两组断裂交汇的部位、轴部火山、受海脊俯冲影响的区域以及靠近岛弧一侧的新火山带是最有潜力发现新海底热液活动的区域[110]。
3. 马努斯弧后盆地的热液柱
热液柱的组成不仅可以反映海底热液流体的物理化学特征，而且还可以反映热液区围岩的组成、海底流体-岩石相互作用的条件以及热液柱的扩散过程，且分析热液柱的浊度、pH值、溶解铁和溶解锰浓度数据，有助于了解热液柱的空间分布和物质来源。为此，对2015年“科学”号MANUS航次获得的18个站位的浊度和海流数据以及8个站位的水样进行了分析。明确研究区热液柱的特点是高浊度、高溶解铁及高溶解锰浓度，在PACMANUS和Desmos热液区中热液柱横向扩散至数百米，最大溶解锰浓度分别为0.533 μmol/kg和0.539 μmol/kg，最大溶解铁浓度分别为0.058 μmol/kg和0.133 μmol/kg。其中，Satanic Mills热液柱和Fenway热液柱，分别从海底上升140 m和220 m。同时，在PACMANUS和Desmos热液区观察到热液柱的浊度、溶解铁和溶解锰浓度异常值均高于其他层位，且所有异常均表明存在高铁和高锰流体的输入。不仅如此，还发现PACMANUS热液区中热液柱的浊度、溶解铁和溶解锰浓度均高于Desmos热液区，说明流体中铁和锰的浓度对PACMANUS热液区中热液柱的影响更大，且PACMANUS热液区中的热液柱比Desmos热液区具更高的Cl、溶解铁、溶解锰和更低SO42-含量。同时，距离热液区近的热液柱比距离热液区远的热液柱更年轻。进一步，揭示了热液柱的扩散受深度和底流流速的影响，且热液柱扩散过程中溶解铁浓度异常比溶解锰的维持时间更长。此外，需要强调的是，在热液柱横向扩散过程中，溶解铁浓度异常的扩散速度比溶解锰的扩散速度慢，在PACMANUS热液区中，Satanic Mills热液柱和Fenway热液柱在水深1625 m和1550 m有明显的交叉，且混合热液柱的扩散趋势与海流相关，随着扩散距离的增加，铁和锰对热液柱的影响减弱[111]。
4. 弧后盆地和洋中脊热液硫化物研究
海底火山岩与硫化物中的铁、铜和锌同位素组成研究为理解岩浆、热液和蚀变过程提供了重要工具，有助于确定过渡金属元素的来源和热液活动对岩石环境的影响。为此，分析了西太平洋弧后盆地、东太平洋海隆和印度洋脊中玄武岩与硫化物的铁、铜和锌同位素组成[112]。
在此基础上，明确了洋中脊玄武岩的δ56Fe和δ57Fe值高于海底热液流体的值，而δ66Zn和δ68Zn值则相反，这表明流体-玄武岩相互作用优先将54Fe、66Zn和68Zn结合到流体中，导致了56Fe、57Fe和64Zn在蚀变玄武岩中的富集。大部分硫化物矿物的δ56Fe值（−1.96‰～+0.11‰）处于喷口流体的范围内，但明显低于弧后盆地和洋中脊玄武岩的值，说明硫化物中的Fe主要来源于喷口流体。黄铜矿的δ56Fe和δ57Fe值高于闪锌矿和黄铁矿的值，表明高温硫化物矿物富集56Fe和57Fe，而中低温硫化物则亏损56Fe和57Fe[112]。
此外，硫化物矿物的δ65Cu（−0.88‰～−0.16‰）和δ66Zn（−0.39‰～−0.03‰）值显著低于弧后盆地和洋中脊玄武岩以及热液区喷口流体，反映了63Cu和64Zn优先从流体中去除，并分别进入黄铜矿和闪锌矿中。因此，喷口流体的注入及硫化物矿物的沉淀可导致热液柱、海水和沉积物具相对较重的铜和锌同位素组成[112]。
通过该项研究揭示了流体-岩石相互作用和流体与海水混合对弧后盆地和洋中脊硫化物中Fe-Cu-Zn同位素组成的影响，指出板块俯冲将导致弧后盆地和岛弧岩石具56Fe、57Fe和64Zn富集的特征，促进了海底热液硫化物的元素和同位素地球化学研究，这将有助于我们更好地了解海底硫化物与其基底岩石之间的关系，以及铁、铜、锌在地幔、热液、基底岩石和硫化物之间的迁移过程[112]。
5. 发展趋势
在西太平洋，利用熔体包裹体反演了岩浆的演化过程，对明确冲绳海槽热液区中火山岩的成因、充分认识岩浆的起源及演化过程具有重要意义。进一步，详细的橄榄石元素及同位素组成分析首次确认了弧后盆地热液区中具低δ18O值岩浆的存在，打破了火山岩全岩成分研究对岩浆信息刻画的局限，明确了具低δ18O值的岩浆在冲绳海槽热液区火山岩演化过程中的重要贡献，并从橄榄石角度辨别出陆壳混染对冲绳海槽热液区中火山岩的产生具有重要影响。不仅如此，通过研究单斜辉石，对明确海底热液区岩浆成分、分析火山岩的成因也具有重要意义。
未来，监测和了解海底热液系统的物理结构、化学组成、地质过程和生物多样性，将是海底热液地质学研究的热点和前沿[2]。同时，促进海底热液活动探测技术和热液产物测试方法的发展，加快对海底热液区的岩石、喷口流体、热液柱、硫化物、含金属沉积物以及热液循环、生物活动的持续观测与研究[1]。特别是在已有调查工作基础上，开展西太平洋弧后盆地的热液系统及其岩浆环境研究，深入拓展海底热液活动对水体、沉积和生态环境的影响机制研究，探讨俯冲带岩浆源区特征、俯冲组分以及地壳混染对岩浆成分的影响，研究岩浆演化过程及其对热液系统的物质贡献方式，并在验证热液活动、冷泉及天然气水合物的“同源异汇”假说方面获得新的进展，进而为海底硫化物和天然气水合物资源的开发利用提供新的调查研究基础，无疑也将为人类探知海底地质过程及生命活动、保护海底热液环境和合理开发利用海底资源提供有力的工作支撑[2]。
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图 1 俯冲带水循环简易示意图
俯冲板片脱水分为浅部（＜20 km，沉积层脱水）、中部（20～100 km，沉积层和地壳脱水）、深部（＞100 km，壳幔去蛇纹石化脱水导致岛弧岩浆活动）三个阶段，部分水会进入地球更深部进行循环
Figure 1. Schematic model of water cycle in a subduction zone
Slab dehydration or fluid release can be classified into three depth ranges: Shallow (＜20 km) from subducting sediments, intermediate (20～100 km) from sediments and oceanic crust, and deep (＞100 km) from oceanic crust and mantle deserpentinization which triggers arc melting. Some fraction of the initial water content of the subducting plate is retained and recycled to greater depths in the mantle
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图 3 俯冲带岩石圈构造和变质单元概念模型（修改自文献[8]）
黑点表示俯冲板片水化作用，蓝色和红色弯曲箭头分别表示脱水和岩浆作用
Figure 3. Conceptual model of the tectonic structure and metamorphic evolution of a subducting lithosphere (modified from ref.[8])
Black dots shown in the subduction slab indicate hydration, blue and red arrows represent dehydration and magmatism, respectively
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图 4 全球不同构造背景橄榄岩和辉石岩水含量柱状图（修改自文献[33]）
地幔楔辉石岩及单斜辉石和石榴石的水含量高于克拉通、非克拉通及大洋岩石圈橄榄岩或辉石岩的水含量，表明俯冲板片脱水衍生的熔/流体将水向地幔迁移
Figure 4. Histograms of water content of peridotite and pyroxenite from different tectonic settings (modified from ref.[33])
The water content of pyroxenite, clinopyroxene, and garnet from the mantle wedge is higher than that of craton, non-craton and oceanic lithospheric, indicating that the dehydration-derived melt/fluid from subduction plate transports water to the mantle
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图 5 环太平洋俯冲带地震探测俯冲板片含水量研究
红圈表示地震探测俯冲板片沉积层、地壳、地幔，孔隙水和结构水；篮圈表示仅有探测地壳或上地幔结构水
Figure 5. Seismic detection of water content at the subduction zones around the Pacific
Red circles indicate seismic detection of water contents of the sedimentary, crust, mantle, porosity and structural water of the subducting plate; Blue circles represent regions where only structural water in the crustal or upper mantle was seismically detected
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图 6 地震速度到岩性组合再到含水量的转换关系示意图
a. 俯冲带岩石的纵横波速示意图，圆点表示各向同性情况，虚线区域显示各向异性情况下的Vp-Vs区间（修改自文献[12]）；b. 下地壳蚀变矿物组合及其含水量随温度的变化的关系图（修改自文献[38]）
Figure 6. Transformation relationship between seismic velocity, lithological association and water content
a. Compressional (Vp) and shear (Vs) wave velocities in a subduction zone and crustal rocks, Circles indicate isotropic case, areas in dashed curves show Vp-Vs dispersion of anisotropic case (modified from ref.[12]); b. Alteration mineral assemblages (left axis) in the lower crust and their water content (green line, right axis) as a function of temperature (modified from ref.[38])
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图 7 西太平洋俯冲板片正断层模拟与地震观测对比（修改自文献[17]）
虚线指示模拟得到的理论断裂区最大深度，彩色底图为偏应力分布（红色为拉张应力，蓝色为挤压应力），黑色圆圈为实际观测到的地震分布
Figure 7. Comparison of simulated and seismically detected faults at western Pacific subduction slabs (modified from ref.[17])
Dashed lines indicate the maximum penetration depth of the simulated faults; the colored background show the deviatoric stresses with extension in red and compression in blue; black circles present the observed earthquake epicenters
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图 9 俯冲工厂废弃物的同位素组成（修改自文献[14]）
DMM：亏损的洋中脊地幔；HIMU：高μ地幔；EMI：I型富集地幔；EMII：II型富集地幔；MORB：洋中脊玄武岩；PM：原始地幔。俯冲工厂废弃物再循环和原始地幔的综合贡献可以解释深部地幔储层的演化过程
Figure 9. Isotopic compositions of depleted materials from the subduction factory (modified from ref.[14])
DMM: depleted mid-ocean ridge basalt mantle, HIMU: high-μ mantle, EMI: enriched mantle type I, EMII: enriched mantle type II, MORB: mid-ocean ridge basalt, PM: primitive mantle. Evolution of deep mantle reservoirs may be comprehensively explained by contribution of recycled waste materials from the subduction factory and primitive mantle
表 1 大洋俯冲带地震探测俯冲板片含水量研究统计
Table 1 Water content of subduction slabs detected from seismic surveys
% 俯冲带位置
（年龄/Ma）沉积层 上地壳（2A 层） 上地壳（2B 层） 下地壳 上地幔 孔隙水 结构水 孔隙水 结构水 孔隙水 结构水 孔隙水 结构水 孔隙水 结构水 钻孔和全球平均值 5 2 2 1 卡斯凯迪亚（8） 30 9.2 4.6 2.6 1.1 1.8 0.2 0.8 卡斯凯迪亚（45°50′～47°45′N）（8） − − 3.2 ± 0.4 1.7 ± 0.2 2.4 ± 0.4 0.27 ± 0.05 0.06 ± 0.03 0.008 ± 0.002 0.05 ± 0.03 0.022 ± 0.005[1]
0.036 ± 0.009[2]
0.33 ± 0.15[3]卡斯凯迪亚（44°20′～45°50′N）（9） 4.1 ± 1.8 − 2.8 ± 0.4 1.9 ± 0.2 2.3 ± 0.4 0.28 ± 0.05 0.12 ± 0.03 0.005 ± 0.001 0.08 ± 0.04 0.017 ± 0.006[1]
0.03 ± 0.01[2]
0.6 ± 0.3[3]中智利南部（13） − − − − − − − − 1.9 冲绳海槽西部（20） − − − − − − − − 0[4] 中美洲（哥斯达黎加）（19～22.5） − − − − − − − ＜1 1～2 中美洲（尼瓜拉瓜）（24） − − 5.0 − 1.7 − 0.6 1 3.5＜2.5 中马里亚纳海沟（150） 2.0 中智利（26～30） − − − − − − − − 2.2 中智利北部（40） − − − − − − − − 1.9 智利北部（50） − − − − − − − − 2.5 阿拉斯加（舒马金）（50～55） − − − − − − − − 1.8 阿拉斯加（萨米迪）（50～55） − − − − − − − − ＜1.8 汤加（80） − − − − − − − − 2.7 千叶（130） − − − − − − − − 2.5 日本北部（135） − − − − − − − − 1～2 注：[1]滑石+绿泥石+角闪石组合；[2]蛇纹石+绿泥石+角闪石组合；[3]蛇纹石+绿泥石+角闪石组合，假设无孔隙水存在于地幔中；[4]基于缺乏可分辨的地幔速度异常结果推算。 
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