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地球科学的发展已逐渐进入对地球多圈层相互作用研究的新阶段。地球系统科学将地球看成是一个由地核、地幔、岩石圈、水圈、大气圈、生物圈等相互作用的圈层构成的统一系统[1]。虽然近几十年来通过一系列国际合作对地球各圈层进行了研究，并建立了诸如大气动力学、岩石圈动力学、海洋动力学等学说，但是多圈层间相互作用尚缺乏相应的知识框架和理论体系。这一问题的解决有赖于对各圈层边界的结构组成、运动状态及物质和能量交换机制的深入了解，而这种了解目前还受到观测手段的严重制约。从地质与地球物理学领域来看，目前最主要的多圈层研究就是地球水圈-岩石圈相互作用。
地球水圈与岩石圈相互作用直接影响地球表层系统演化与人类活动、内部系统的动力学过程以及圈层间物质和能量交换。对于地球表层系统来说，最重要的物质就是水分子。水由氢、氧元素组成，这两种元素都是宇宙中丰度最高的元素。水在地球上表现为固、液、气三相共存，这是地球作为行星最大的特征。地球水圈与岩石圈相互作用主要分为表面和内部水循环，前期研究表明地球内部水总量可能达到地表的5～10倍[2-3]。水也是地质动力构造作用的主要介质，在塑造地球表面和岩石圈中扮演着最重要的角色。随着板块构造的开始，水就已经通过大洋和大陆岩石圈的俯冲、拆沉，洋中脊、岛弧、热点等的火山活动进出地球内部[4]。不管水在岩石圈中是以孔隙流体、分子水还是结构羟基等形式存在，其在地球内部演化动力学过程中对物质运移、分异和地震属性特征等均有重要的影响。
国家自然科学基金委“西太平洋地球系统多圈层相互作用重大研究计划”的启动和实施为我国科学家提供了一个多学科交叉研究西太平洋地球系统多圈层相互作用的平台，其科学意义重大。俯冲板片含水量的多少对俯冲系统岩石圈速度结构的影响、俯冲板片正断层通道对地幔蛇纹石化程度的影响以及俯冲带不同深度流体成分对其水岩相互作用影响，这些与水圈-岩石圈相互作用对俯冲系统影响的相关科学问题都亟需解决。
近年来，科学家在地球水圈-岩石圈相互作用、俯冲板块正断层、俯冲系统水岩相互作用机制和俯冲板片含水量地震探测等研究方面都取得了不少创新成果。本文旨在结合这些近期成果，以俯冲带系统的水运移为纽带，通过对俯冲板片含水量的地震结构探测、俯冲板片挠曲导致的正断层分布数值模拟、俯冲系统壳幔岩石地球化学分析，总结俯冲板片含水量探测及水岩相互作用研究进展。通过探讨水在俯冲构造地球动力学系统中所起的关键作用，促进对俯冲带水圈-岩石圈相互作用研究的整体系统认识。
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俯冲带是地表物质返回地球深部的主要通道，其俯冲动力与循环对流模式是板块构造理论的基石和经典。俯冲带系统是研究地球水圈-岩石圈相互作用机制最直接的构造窗口，板块俯冲将水从地表带入地球内部，迁移演化，再通过火山喷发等形式返回地表（图1）。地球内部的这种水迁移既是板块运动的结果，又对地球内部动力学过程产生深刻影响。水和二氧化碳等随着大洋岩石圈与沉积物进入地幔，促使地幔物质发生熔融，产生新的岩浆。岩浆经过上涌、结晶、脱气和喷发，形成岛弧。目前对于地球内部水的认识主要来自于对俯冲带区域的地球物理、地球化学和岩石矿物学等方面的研究[3]。研究俯冲带系统水的循环方式对于探讨水从俯冲带进入、储存和运移，再通过冷泉、热液和岩浆活动等方式重回地球表层的循环过程[5-6]，以及地球水圈-岩石圈相互作用机制至关重要。
图 1 俯冲带水循环简易示意图
Figure 1. Schematic model of water cycle in a subduction zone
俯冲板片在下沉过程中受到自身重力以及上覆板块的相互作用产生弯曲变形，在距离海沟数十至上百千米处形成了地形上的凸起，被称为海沟外缘隆起。从外缘隆起区到海沟轴部，俯冲板块内部从顶部的张应力逐步变化到底部的压应力，其中上半部产生的拉张应力场导致的外缘隆起区产生了大量俯冲板块正断层[7]。研究表明，由于板片弯曲产生的正断层在俯冲带地球动力学中具有重要的作用，包括俯冲板块上地幔的蛇纹石化、板内地震、板片流体、由浅层正断层引发的海啸等[7-9]。
俯冲板块正断层为流体进入深部岩石圈提供了潜在的运移通道，从而直接影响大洋板块的地球化学成分。水通过断层面运移至俯冲板块的上地幔，使之与地幔橄榄岩发生蛇纹石化作用[10-11]。蛇纹石化作用会降低俯冲板块上部岩石的强度，使其更易发生破裂，造成更多的水被带入深部，经过一系列的地球化学和地球动力学过程后，又以岛弧岩浆的形式释放到地表[12]。俯冲带双地震带的产生和俯冲板块的正断层有关，板块挠曲产生的断层使水渗入并在断层面与矿物反应发生蛇纹石化作用，进而产生浅层双地震带[7]。外缘隆起区正断层含有的大量海水随着俯冲板块进入深部与围岩发生蛇纹石化，这与中源地震的产生有极大关系。因此，研究俯冲板块正断层的流体通道作用对于研究俯冲板块上地幔的蛇纹石化过程、岛弧岩浆活动以及俯冲带地震机制有重要意义。
伴随大洋岩石圈向下俯冲的有海底沉积层、玄武岩、辉长岩，还有地幔中的橄榄岩和蛇纹岩。对早年大洋钻探（DSDP、ODP）的岩芯做了含水量的统计后发现俯冲带海底沉积层的成分与上地壳相似，矿物中的含水量约为7%[13]。俯冲板块在俯冲过程中大部分的水被挤压排出，同时随着温压升高而发生矿物脱水和变质等反应。最终，俯冲板片到了约80 km深处，角闪石发生分解，释放出水分和其他挥发性物质，降低了地幔固相线，使得地幔熔融、岩浆上涌，通过火山喷发和岩浆活动，沿着俯冲带形成火山弧。这个过程使得一部分物质通过岛弧返回地表；另一部分物质随着俯冲板块到达地幔深处。沿着俯冲带发生的物理化学反应，是地球系统的重要过程，被喻为“俯冲工厂”[14]（图2）。
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没有水，就没有俯冲，也没有板块构造，可见地球内部水循环对板块构造理论的重要性。图3描述了普遍具有板片挠曲形成正断层的海洋岩石圈俯冲带构造和深部变质单元概念模型[8]。俯冲相关过程随深度演化大致如下：（1）在靠近俯冲带处，岩石圈板块上地壳含水并发育有正断层，但其下地壳和地幔相对还未变形所以较为干燥；（2）在海沟处，伸展弯曲断裂导致俯冲板片上部约20 km深度内产生水化，较深的逆冲断层并未达到浅表位置，断层也没有水化，可能不会像发生板内地震事件那样重新活化；（3）在上覆板片下方，俯冲板片继续弯曲与发育断层，水化作用可能仍然活跃；（4）随着深度增加温压升高，变质作用使俯冲沉积物中化学结合的大部分水释放，并导致上板块地幔水化；（5）当俯冲洋壳于60～80 km深度脱水时，板内地震活动开始，导致弯曲断层上部重新活化和地震集中在俯冲板片上部；（6）在深度超过100 km位置，榴辉岩化作用完成。在同样深度或稍深位置，板片地幔部分脱水，挠曲断层将重新活化，并在上板块地幔内产生地震。在这个位置，流体可以在适当的温度到达地幔楔，产生部分熔融，从而形成火山弧。如果地幔脱水开始于榴辉岩化作用未完成的深度位置，可能导致俯冲带内双地震带的产生[15]。
俯冲板片所携带的水随着板块俯冲过程进入地球内部，影响着诸多俯冲带相关过程（图3），主要包括：（1）俯冲板片的强度由于板片挠曲形成的正断层而明显减弱，从而影响海沟动力学过程[16-17]；（2）蛇纹石化降低了橄榄岩的剪切强度[18]，从而影响地幔楔的流变学性质[19]；（3）幕式震荡与慢滑移事件与俯冲板块边界及其上方的超压流体有关[20-21]；（4）俯冲板片的脱水脆化可能是板片内部地震活动的原因[22]；（5）通过降低地幔的固相线，水在岩浆和活动火山弧的形成中起着重要作用[23]。
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确定地幔水的存储和运移是探索地球动力学演化的关键。在地球内部，氢主要以结构羟基和分子水的形式存在于矿物或熔体中。对于含水矿物来说，氢主要占据正常的结构位置，是矿物化学式中不可或缺的一部分，通常占百分之几的质量百分比，如金云母、角闪石和绿泥石等，此称之为显性水。对于名义上无水矿物来说，尽管其化学式中不含氢，但是在矿物结构位置和晶格缺陷中可以含有微量的结构水和分子水，这些矿物中的水含量从十万分之一到千分之一（质量百分比）不等，如橄榄石、辉石和石榴石等。尽管名义上无水矿物的水含量比含水矿物要低得多，但是由于其构成地幔岩石的主体，因而可能构成了深部地幔最主要的隐性水储库[24]。这些微量水的存在也会对地幔矿物乃至岩石体系的诸多物理和化学性质产生极其显著影响，如降低流变强度和地震波速，增强电导率和热传导率，降低熔融温度，加快矿物中阳离子扩散速率等[2-3]。此外，水的存在决定大陆地壳的形成，影响地幔对流，也是全球板块构造运动的先决条件[25]。
上下地幔含水量的不同与矿物的构成有关。总体上看，上地幔含水比较丰富，为（50～200）×10−6，下地幔比较贫乏，不超过20×10−6，而含水量最大的是410～660 km的地幔过渡带。上地幔的主要成分是橄榄石，橄榄石的储水能力随着深度的增加而增大：从10 km的25×10−6增加到410 km的1 400×10−6，因此上地幔含水量向下递增。进入410 km深度的地幔过渡带后，许多实验矿物学研究表明，水可以储存在地幔过渡带的某些含水相中，包括相A、相E以及瓦兹利石和林伍德石[26-27]，这说明有可观的水被俯冲板块带到了深部地幔，各种高密度含水镁硅酸盐是在地幔条件下重要的含水矿物相。在金伯利岩的金刚石中发现了含水的林伍德石包裹体，指示地幔过渡带中含有的水可能比原先预想的要多得多。因此，有可观数量的水被俯冲板块带到了地幔过渡带甚至下地幔，导致其成为地幔储水的主力。
基于地震层析数据和电导率剖面，得出欧洲下方的地幔过渡带是相对干的，而西太平洋俯冲下的地幔过渡带是相对湿的，含有约0.1%～1%的水[28-29]。由于地幔过渡带矿物组合水含量与下地幔差距较大，加之冷的水化物质的对流下降，下地幔顶部也可能存在流体或富挥发性岩浆，但是橄榄石类的矿物由于过高的温度和压力都变得不稳定，导致下地幔的储水能力急剧下降。含水的δ-H固溶体相可能是下地幔最重要的含水相，它的存在降低了布氏岩和过钙钛矿的铝含量，并因此改变了下地幔的物理性质[30]。此外，水可以通过滞留板片的重力滑移继续向下地幔和核幔边界运移。
前人对地幔水含量已进行过大量地球化学研究，但往往主要关注克拉通和非克拉通地区，即通过金伯利岩或碱性玄武岩所携带的橄榄岩包体或通过玄武岩水含量对地幔源区进行间接推测[2, 31]，亦有过少量大洋岩石圈地幔水含量研究。相比之下，对地幔楔橄榄岩中含水量的研究更为罕见（图4）。数值模拟表明，俯冲带水的分布（俯冲板片和地幔楔）会影响不同深度水的释放和水向深部地幔的迁移[32]。因而，了解俯冲板片和地幔楔两者的水分布情况对俯冲带水分布的认识至关重要。对于大陆俯冲带之上地幔楔的信息，只能通过被折返的超高压变质岩携带至地表的地幔楔橄榄岩来获得[33]。对于大洋地幔楔水分布情况，前人主要通过岛弧岩浆岩和地幔包体的研究来获得。这些研究显示，大洋俯冲带之上的地幔楔中的水分布很不均一，且受到大洋俯冲带流体交代的地幔楔具有显著增高的水含量。以上研究往往缺乏配套的矿物组成和P-T条件限制。因而，对大洋地幔楔橄榄岩中各种矿物，特别是名义无水矿物，进行水含量研究能够制约橄榄岩储存水的能力，了解地幔楔水分布情况，同时为我们识别橄榄岩中地壳来源的流体提供了一个新的研究思路。
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俯冲板片中含的水通常由储存在孔隙空间中的自由水和二次水化蚀变形成的结构水两部分组成，前者在俯冲系统的浅层位置就被释放出来。在板片俯冲之前和俯冲开始时，进入海洋岩石圈板片的水是俯冲带内运移的水的主要来源[34]。俯冲板片中所含的水可以看作是沉积层和高孔隙度上地壳中的孔隙水（其中大部分在浅层弧前区域释放）、断层中的孔隙水、沉积层黏土矿物中的化学结构水、二次水化蚀变引起的上下地壳中的化学结构水以及由地幔橄榄岩蛇纹石化形成的上地幔中的含水矿物所携带的结构水的总和。全球俯冲板片含水量数值模拟结果显示，海洋岩石圈地幔所携带的水是进入俯冲系统水的主要来源[35]，然而岩石圈上地幔顶部结构通常是受地震结构反演约束较差的区域。
通过大洋钻探（IODP）可以测量俯冲带沉积层和地壳含水量，但仅对少数几个点的测量限制了它们更广泛的适用性，而其他区域需要通过构造特征和地壳年龄进行推算。除了东太平洋卡斯凯迪亚俯冲带的板片含水量地震探测[36]，其他环太平洋俯冲带研究几乎没有对沉积层和地壳的含水量做过任何定量计算（图5，表1），尤其是孔隙水和结构水含量随深度的变化。
图 5 环太平洋俯冲带地震探测俯冲板片含水量研究
Figure 5. Seismic detection of water content at the subduction zones around the Pacific
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。 近年来，随着主、被动源海底地震仪数据和地震层析成像方法的广泛使用，为估算俯冲板片的含水量打开了一片新天地。基于地震探测数据，利用层析成像方法获取俯冲带速度结构，再根据实验室测量和数值模拟的地震速度到岩性组合再到含水量的理论转换关系（图6）来估算板片含水量，虽然这并不直观，但是由来已久且意义重大。在2003年就有学者提出地幔蛇纹石化（水化作用）程度是造成其地震波低速异常的主要原因，并建立了地幔含水量与地震波速之间的关系式（w%−−0.31ΔV%），指出典型地幔的蛇纹石含量为15%，对应的含水量为4%～5%[37]。同年，利用多道反射地震对中美洲海沟的板片挠曲产生的正断层和地幔的蛇纹石化程度进行研究，结果表明这些正断层对地幔发生蛇纹石化有促进作用，并且断层位置与发生中层地震的位置有良好的对应关系[7]。2007年，在中美洲海沟又利用多道反射地震进行了相同内容的研究，提出这些板片挠曲产生的正断层形成于板片发生俯冲之前，并可以切穿整个洋壳至上地幔顶部，这为地幔发生蛇纹石化等水化作用提供了一个有效的机制，同时指出地震波速是研究岩石圈地幔水化作用最有效的工具[10]。
图 6 地震速度到岩性组合再到含水量的转换关系示意图
Figure 6. Transformation relationship between seismic velocity, lithological association and water content
智利和尼加拉瓜海沟附近的地震低速异常被用于估计俯冲板片地幔的水化程度，也即地幔含水量[39-41]。在尼加拉瓜俯冲带中部近岸，俯冲板块外缘隆起区域上地幔顶部3～4 km的深度发现5%～7%的低速异常，表明裂隙密度增加和/或地幔12%～17%的蛇纹石化程度（也即1.55%～2.17%的水）[40]。通过在科科斯板块上的一条沿着海沟方向的地震测线（离海沟位置约15～20 km），估计了尼加拉瓜俯冲板片下地壳的含水量约为1%，尼加拉瓜中部和西北部近海位置板片的最高地幔蛇纹石化程度为30%（也即3.5%的水），而其东南部最高地幔蛇纹石化程度则为8%～17%（也即1%～2%的水）[41]。智利中南部显示了类似的近海沟和外缘隆起位置的俯冲板片地幔低速异常，其上地幔顶部2 km深度位置只显示了9%的蛇纹石化程度，可能是由于区域厚沉积层阻碍了岩石水化作用[39]。在所有这些上地幔低速区域，都与海底地形上观测到的与俯冲板片挠曲产生的断层发育相一致。
利用主动源海底地震仪数据首次定量化了胡安·德富卡俯冲板片携带进入卡斯凯迪亚俯冲带的孔隙水和结构水含量，具体分析了沉积层、上下地壳和岩石圈地幔各自的含水量及其沿着俯冲边缘的空间变化情况，发现该俯冲板片的水主要储存在沉积层和上地壳，而下地壳和地幔比其他任何俯冲带都要干燥[36]。这与基于全球俯冲带含水量模拟的结果不一致[35]，但是这个新发现很好地解释了卡斯凯迪亚俯冲带幕式震颤与慢滑移事件以及其他相关地震现象。通过对比日本海沟与千岛海沟，沿着海沟轴向的地震波速下降和纵横波速度比增加与板片挠曲产生的正断层相一致，同时可以把这些正断层分为两类：再活动深海山断层和新生断层，沟-脊角小于25°～30°时才会重新激活深海山断层，否则会产生新生断层，俯冲板片的水化作用主要发生在新生断层处[42]。在西太平洋马里亚纳海沟中部，利用被动源海底地震仪和海岛流动台站数据记录，通过层析成像反演了俯冲带速度结构，结果显示每百万年每米的俯冲板片地幔水含量高达79 Mt，俯冲总含水量比原先估计的要多4倍以上[43]，这大大超过前人的预期。马里亚纳海沟“挑战者深渊”的主动源地震探测显示，在近海沟20～30 km区域范围内，俯冲板块地壳速度明显下降，这是由断层引起的孔隙变化和裂缝流体填充造成的。俯冲板块和上覆板块最上部地幔的速度降低可以被解释为地幔蛇纹石化，其流体来源于俯冲板块脱水和/或沿断层的流体渗透[44]。
泊松比（ν）是一个经常用来指示岩性、孔隙度、结构和岩石内流体的物理参数，对岩石变质作用的程度比较敏感[45]。岩石内流体含量增加，Vs的减小速度大于Vp，这导致泊松比增加。因此，研究大洋岩石圈的泊松比结构将为其中是否存在流体提供关键性证据。在智利南部，利用二维走时层析成像技术确定了P和S波速度模型，结果发现，上地壳的泊松比从位于地壳顶部的0.33变化到界面处的0.28，而在最下层地壳和最上层地幔中，泊松比分别达到了0.26和0.29[45]。这些特征可以用大洋地壳的风化、蚀变和断裂来解释。上地幔中相对较高的泊松比可能与地幔发生部分水化有关，可能存在蛇纹石化现象。因此，智利中南部外隆起的海洋岩石圈的地震结构与经典的蛇绿岩地壳模型（“正常”大洋地壳）存在显著差异。这些差异主要是由整个大洋地壳的破裂和水化造成的，并与外缘隆起区的断层活动直接相关。另一方面，通过对比垂直剖面（距海沟轴线约为90 km）相交点处最上层地幔P波速度，可以发现Pn各向异性程度较低（＜2%）。同样，在千岛和日本海沟外缘隆起区发现Vp、Vs和Vp/
Vs呈现系统性变化，结果表明，进入大洋板块内的水含量向海沟方向增加，板块顶部的与弯曲有关的裂缝与海水的渗透作用相一致，粗糙的地形、较厚的大洋地壳、低地震波速和高纵横波速度比对应着广泛的断裂和高含水量（水化作用），由此提出，海沟外缘隆起区的板块弯曲和断裂在俯冲带水循环过程中发挥着重要作用[46-47]。 海洋板块内地震速度的降低通常可以用两种机制来解释：裂缝孔隙度的增加（干机制）和除破裂外的含水量和水化程度的增加（湿机制）[41, 47]。由于Vs对湿机制更敏感，所以Vp/Vs比值可用来区分这两种机制，Vp/Vs比值升高表明蛇纹石化程度升高。在日本海沟北部的Vp/Vs比值模型表明，与两侧（Vp/Vs=1.70～1.73）相比，中间部位（Vp/Vs=1.78～1.80）以湿机制为主，说明其含水量最高[47]。剖面上中部地幔Vp值较北部低约5%～6%，较南部低3%～4%。假设Vp的减少是各向同性的，且仅由蛇纹石化引起，则3%～6%的Vp减少相当于蛇纹石化程度增加7%～15%，水含量增加1%～2%。
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俯冲板块挠曲正断层是一类广泛发育在海沟外缘隆起区，由于刚性的大洋岩石圈板块在俯冲过程中弯曲产生的断层。外缘隆起区内的活动正断层反映了大洋岩石圈对这些伸展弯曲应力的脆性流变反应，以及上地幔内先前俯冲岩石圈的拖拽力（即板片拖拽力）[7-9, 48]。观测资料表明，这类正断层可能是海底丘陵断层的重新激活，也可能是产生于离海沟40～75 km、间隔1～10 km的新断层[42, 47]，并且这类断层已经被证实可以改变大洋岩石圈的孔隙度和渗透率结构，并进一步为流体进入地壳和地幔提供了通道[7]。
多道反射地震资料表明俯冲板块挠曲正断层可以切穿整个洋壳，穿透莫霍面，最深可切至莫霍面之下约20 km，在离海沟30 km以内的正断层数量随着离海沟距离的增加而减少[7, 49-50]。研究表明，俯冲板块正断层的发育特征受到海沟附近的构造应力场控制。通过物理模拟的方法发现由于板片弯曲产生的正断层首先在离海沟一定距离的最大应力区产生，并逐渐沿着走向发育[51]。通过数值模拟的方法研究洋-陆俯冲带的外缘隆起区断层动力学过程，发现俯冲板块年龄、俯冲速度、上下板块耦合程度以及板块拖拽力都显著影响外缘隆起区正断层特征[52]。在模拟俯冲板块受到构造加载的情况下产生正断层的物理过程中，基于将非均衡地形与俯冲板块正断层特征相结合的新方法，反演出马里亚纳海沟俯冲板片正断层深度可达32 km，估算出马里亚纳海沟南部俯冲板片地幔含水量可能是中部和北部的2倍[17, 53]。
西太平洋日本海沟、伊豆-小笠原海沟、马里亚纳海沟与汤加海沟俯冲板片正断层特征（图7）的系统性研究揭示，其正断层的区域最大深度分别可达29、23、32和32 km，表明这些海沟俯冲板片的地壳与上地幔均受到较强的水化与蛇纹石化作用[17]。但以上研究均尚未提出计算俯冲板片正断层通道上的地壳与上地幔含水量的具体方法或结果，并缺乏与地震探测含水量结果的对比研究，因此亟需采取地震探测与数值模拟相互验证的综合手段来精确探测俯冲板片地壳与上地幔含水量，实质性推动俯冲带水循环研究。
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流体活动、元素迁移和化学变异一直是板块俯冲带研究的热点和前沿。认识俯冲带流体活动对理解造山带的地球动力学过程、壳幔物质再循环及其相关的岛弧岩浆作用具有重要意义。水随着俯冲板块进入地球内部，随着俯冲深度的增加，温压不断升高，脱水作用逐渐减弱。但脱水作用的强度，实际上是由很多因素控制的，包括俯冲带热结构、俯冲速率、俯冲板块的年龄、俯冲板块的几何参数等[54-55]。俯冲板块发生低级变质作用，不仅释放出自由水，还将俯冲板块中的一些热液蚀变矿物变成低级变质矿物，这部分矿物既有含水矿物也有名义无水矿物。随着俯冲深度的继续增加，低级变质矿物转化为高级变质矿物，这个过程同样伴有脱水作用。因此，俯冲带变质过程主要是低级变质矿物转化为高级变质矿物的过程（图8），脱水反应可表示为：反应物A+反应物B=生成物C+生成物D+水。随着俯冲深度进一步增加，温压持续加大，甚至超过岩石的湿固相线，这时变质矿物将会发生部分熔融，导致混合岩化，又称超变质作用。在俯冲带的高级变质岩发生部分熔融的过程中，变质矿物发生转熔反应，前一步的生成物C和D变为反应物生成产物E和F外加深熔融体。在部分熔融过程中，水具有高度不相容的性质，并优先分配进入熔体，因此部分熔融是深俯冲板块发生脱水作用的有效途径。
在洋壳俯冲过程中，随着深度增加，温压升高，蚀变玄武岩及其上覆沉积物发生脱水作用而形成富水流体、含水熔体甚至超临界流体。这些释放的流体交代上覆地幔楔橄榄岩并引发部分熔融形成大洋岛弧玄武岩或大陆弧安山岩，从而导致地壳生长乃至大陆增生[56]，而残留的板片将继续下沉进入地幔，从而对地幔的地球化学组成产生影响[57]。可以对大洋中最常见的两类玄武岩，洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩的四端元组成或地球化学储集库进行分析，除去原始地幔部分，以用来解释大洋玄武岩的同位素多样性：亏损洋中脊玄武岩地幔（DMM）、I型富集地幔（EMI）、II型富集地幔（EMII）和high-μ地幔（HIMU）（图2，9）。亏损洋中脊玄武岩地幔具有明显的同位素亏损特征，占据着最浅的上地幔，而其他富集的地幔组分则代表着来自深部热点的岩浆。因此，探讨深地幔中三种富集的地球化学端元元素与俯冲带产生的沉积物、海洋地壳、可能还有镁铁质下地壳等废弃物之间的联系，具有一定的指导意义[58-59]。
HIMU地幔的特点是高206Pb/204Pb和187Os/186Os，但亏损87Sr/86Sr和143Nd/144Nd。这些同位素特征，特别是高206Pb/204Pb，通常被认为与俯冲带脱水过程中Pb相对于U的亏损有关[60-62]。由于Nd比Sm更容易从俯冲蚀变洋壳中提取出来[62]，所以古代残留的脱水洋壳比HIMU组分具有更高的143Nd/144Nd（图9），这表明HIMU不能仅仅由脱水俯冲壳的贡献而产生。HIMU的同位素特征可以通过深地幔中2 Ga新鲜和脱水的正常洋中脊玄武岩地壳的积累得到合理的解释[62]。II型富集地幔（EMII）由俯冲沉积物演化而来，因为海洋沉积物一般具有高87Sr/86Sr和相对较低的143Nd/144Nd。沉积物脱水及相关元素运移的实验结果已经证明，化学性质变化、脱水的古俯冲海洋沉积物以及俯冲工厂的的一种废弃物可能会演化为一种富含87Sr/86Sr和206Pb/204Pb的组分[63]。在原始地幔中加入少量1 Ga脱水沉积物（约1%）可以获得与EMII端元相同的同位素特征（图9）。I型富集地幔（EMI）则与分层的岛弧镁铁质地壳之间存在联系。为了产生安山岩质的大陆地壳，需要从原始的玄武岩质岛弧地壳中去除长英质熔融体后获得。这种镁铁质下地壳物质有助于深部地球化学储层的演化。地球化学模型考虑了剩余长英质熔融体的影响[64]，表明I型富集地幔（EMI）的Sr-Nd-Pb同位素特征可以用3～4 Ga分层地壳与10%～15%长英质熔体的混合来解释（图9）。
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俯冲板片含水量地震探测、正断层数值模拟与含水量估算以及俯冲系统壳幔内部水岩反应机制是俯冲带水圈-岩石圈相互作用研究的三大重要组成部分。（1）俯冲板片含水量地震探测：主要是通过获取地震剖面纵横波速度，以及横纵波速度比结构，定量化俯冲板片和上覆板片含水量分布特征，并结合断层分布特征和微地震定位结果，从而系统探讨区域水循环路径以及对俯冲过程的影响；（2）正断层数值模拟与含水量估算：首先从高精度多波束地形中识别出俯冲板片正断层的位置、断距等地表特征，然后通过地球动力学模拟马里亚纳海沟俯冲板片正断层产生过程及深部形态，最后根据地震揭示的流体渗透宽度，结合正断层分布形态，估算断层区地壳与上地幔含水量；（3）俯冲系统壳幔内部水岩相互作用：利用采集的岩石样品，对不同特征地幔岩石进行系统的现代岩石学和地球化学测试，确定弧前地幔中名义上无水矿物中水的储存能力及控制因素，认识地幔楔水分布，并识别交代组分的性质和来源，从而探讨俯冲带壳幔内部水岩相互作用。
上述俯冲带水圈-岩石圈相互作用研究的三大组成部分的研究可以回答俯冲带3个关键科学问题：通过地震结构探测回答俯冲板片携带多少水进入俯冲系统，结合断层数值模拟回答水是以何种通道方式进入俯冲系统，通过岩石地球化学分析回答水进入俯冲系统如何影响壳幔组分。这3个问题的解答可以获得定量化进入俯冲系统的总含水量、正断层流体通道、地幔蛇纹石化程度以及俯冲水运移过程和水岩相互作用机制，从而探讨俯冲系统中流体对俯冲动力学过程所起的关键控制作用，取得俯冲系统的水圈-岩石圈相互作用理论研究突破。
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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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
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
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
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
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])
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
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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