盛儉， 蔣詩(shī)藝， 李小軍， 周正華， 楊澤， 朱鵬， 王杰

1 南京工業(yè)大學(xué)交通運(yùn)輸工程學(xué)院， 南京 210009 2 北京工業(yè)大學(xué)建筑工程學(xué)院， 北京 100124 3 中國(guó)地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

在板塊俯沖過程中發(fā)生的水分運(yùn)移，主要包括板塊的水化以及水分隨著俯沖板塊深入到地幔中，并由脫水作用析出，從而影響地幔物質(zhì)的整個(gè)過程.眾所周知，流體(水)對(duì)地質(zhì)體的地球物理性質(zhì)、地質(zhì)災(zāi)害誘發(fā)、地質(zhì)構(gòu)造演化等都有著重要的作用，這種作用不僅表現(xiàn)在巖石圈，而且可以深入到地幔中(Worzewski et al.，2011；Nakajima et al.，2011)，甚至可深達(dá)地幔～600多公里處(Sheng et al.，2016；Zhao and Ohtani，2009；Faccenda，2014).流體(水)推動(dòng)著整個(gè)地球動(dòng)力演化過程，因?yàn)槠淇梢越档蛶r石圈以及地幔物質(zhì)的固液相限(Peacock，1990a，1990b)和提高地質(zhì)體的擴(kuò)散及蠕變(Mei and Kohlstedt，2000a，2000b).在俯沖帶，巖石/地幔固液相限的降低可以使得地幔楔中熱的部分產(chǎn)生地幔熔融，甚至也可以幫助在例如俯沖板塊上部相對(duì)溫度較低的部位也產(chǎn)生熔融(Liao et al.，2017).這些熔融物質(zhì)是整個(gè)動(dòng)力學(xué)演化中的重要因素，同時(shí)是火山島弧產(chǎn)生的主要原因，也是弧后盆地形成的關(guān)鍵因素.俯沖板塊在淺部脫水形成的地幔熔融物質(zhì)，部分上涌后進(jìn)入到弧后區(qū)域內(nèi)，可以進(jìn)一步促進(jìn)弧后盆地的演化.板塊在深部(例如西太平板塊平臥在亞歐板塊下方～660 km處)的脫水為濕地幔羽的上涌(van der Lee et al.，2008)以及內(nèi)陸火山的成因都提供了較為合理的解釋(Zhao and Ohtani，2009；Sheng et al.，2016；馬晗瑞，2016).

在板塊俯沖區(qū)，流體/水分的影響貫穿了整個(gè)動(dòng)力學(xué)過程.目前，板塊在淺(中)部(上地幔)脫水(約200 km深度范圍內(nèi))已經(jīng)獲得了相對(duì)較為完善和可靠的證據(jù)(Worzewski et al.，2011；Nakajima et al.，2011).雖然有人認(rèn)為水分不可能在高溫-高壓條件下被板塊帶入到地幔深部.但越來越多的研究(Sheng et al.，2016；Faccenda，2014；Ohtani et al.，2014)顯示板塊是有能力將水分帶入地幔深部的.如上所述，水分在板塊俯沖過程中有著重要的作用，然而目前大部分研究都主要集中在淺(中)部脫水(Worzewskiet al.，2011；Nakajimaet al.，2011)或深部脫水(Sheng et al.，2016；Faccenda，2014；盛儉等，2018).對(duì)于水分在整個(gè)俯沖中的連續(xù)過程以及地球物理作用的系統(tǒng)研究還較少，本文研究的目的在于利用地球動(dòng)力學(xué)數(shù)值模型模擬板塊的俯沖，將研究的重點(diǎn)放在流體/水分的遷移過程，并探討其地球物理含義.

1 計(jì)算模型

1.1 基本設(shè)置

本文要考慮整個(gè)俯沖過程中水分的運(yùn)移過程，因此在模型垂直方向上要設(shè)置足夠的深度，以滿足分析俯沖板塊深部脫水的要求.在模型水平方向上對(duì)弧后擴(kuò)展的完整性考慮也需要設(shè)置較大尺寸(圖1).模型采用了非均勻的網(wǎng)格劃分方式，俯沖帶附近采用了較高的劃分精度，縱、橫向精度由兩側(cè)的5 km×5 km提升至俯沖帶附近的1 km×1 km.如圖1所示，模型的設(shè)計(jì)主要參照了一般俯沖帶的基本特征(Turcotte and Schubert，2002)，為了可以使俯沖板塊水化，在其上方設(shè)置了厚4 km的黏性水層(Crameri et al.，2012).同時(shí)，為了保證板塊順利地俯沖，在兩個(gè)板塊交界的地方設(shè)置了沉積楔和軟弱帶，這是在進(jìn)行俯沖帶地球動(dòng)力學(xué)數(shù)值模擬時(shí)一種常用的方法(Gerya and Meilick，2011；Baitsch-Ghirardello et al.，2014；盛儉等，2018).由于要考慮底部物質(zhì)運(yùn)移的影響，因此在底部設(shè)置了一個(gè)水平向可自由滑動(dòng)的垂直滲透邊界，其余三邊設(shè)置了自由滑動(dòng)邊界(Sheng et al.，2016；盛儉等，2018；Baumann et al.，2010；馬晗瑞，2016).整個(gè)模型的溫度場(chǎng)由半空間冷卻模型控制(Turcotte and Schubert，2002).模型初期(10 Ma)的板塊匯聚速率為30 mm·a-1，之后模型進(jìn)入自我演化過程.地殼和地幔中相變的密度效應(yīng)是基于地殼和地幔中最重要礦物反應(yīng)的P-T條件以一種簡(jiǎn)化的方式實(shí)現(xiàn)的(Mishin et al.，2008；Sheng et al.，2016).

圖1 數(shù)值模型初始設(shè)置示意圖Fig.1 Initial model geometry

1.2 模型參數(shù)確定

對(duì)于數(shù)值模擬來說，模型參數(shù)正確與否起著決定性作用.在模型參數(shù)確定時(shí)，參考了大量前人的數(shù)據(jù).Turcotte和Schubert(2002)、Bittner和Schmeling(1995)對(duì)俯沖帶物質(zhì)的地球物理介質(zhì)參數(shù)進(jìn)行了包括物質(zhì)的固態(tài)及熔融態(tài)密度(ρ0)、潛在熱量(QL)、熱容(Cp)、熱膨脹率(α)、收縮率(β)等的研究.Ranalli(1995)給出了俯沖帶物質(zhì)的黏聚力(c0)和有效內(nèi)摩擦角(sinφdry)，模型中采用了這些已經(jīng)被廣泛認(rèn)可的參數(shù)(Gerya and Meilick，2011；Baitsch-Ghirardello et al.，2014；盛儉等，2018；馬晗瑞，2016)，模型中涉及的其他一些參數(shù)也參考了前人通過模擬試驗(yàn)所驗(yàn)證(Sheng et al.，2016；馬晗瑞，2016)的研究成果，見表1.

2 水分運(yùn)移過程

2.1 水分運(yùn)移的模擬實(shí)現(xiàn)

模型中水分在俯沖板塊中的析出主要包括孔隙壓縮排水和脫水過程兩部分：

(1)孔隙壓縮排水主要通過深度進(jìn)行控制(Vogt et al.，2012)：

(1)

(2)水化和脫水過程中的水分運(yùn)移主要受控于溫-壓(P-T)條件，以及水分的穩(wěn)定平衡(≤2wt.%H2O).是基于地球物理-化學(xué)條件以及熱動(dòng)力學(xué)平衡假設(shè)來計(jì)算的(Gerya and Meilick，2011；Vogt et al.，2012)，利用Perple_X(Connolly，2005；2009)作為一個(gè)函數(shù)嵌入到我們的模型中，通過P-T條件控制水分運(yùn)移，例如沉積物含水量的P-T條件是Pmax=7 GPa和T=1500 ℃，因?yàn)槌练e物一般不能下沉到更深的地幔中.相比之下，洋殼和地幔物質(zhì)含水量的P-T條件設(shè)置到30 GPa，也就是下地幔的深度，這樣可以模擬包括MTZ在內(nèi)的整個(gè)上地幔及下地幔上層的水分轉(zhuǎn)化(Li et al.，2019).在計(jì)算過程中通過追蹤每個(gè)時(shí)步的P-T變化，從而確定各巖石類型的含水量，最終由拉格朗日水分平流點(diǎn)來實(shí)現(xiàn)，這些水分平流點(diǎn)獨(dú)立向上遷移，直到被水化或被部分熔融作用消耗(0 wt.%H2O)(Gerya and Yuen，2003，2007；Gorczyk et al.，2007；盛儉等，2018；Li et al.，2019；Wang et al.，2018；2019).模型控制熔融過程所采用的方程，同時(shí)考慮了壓力、溫度、水分含量及礦物熔融特征(Katz et al.，2003).

表1 模型地球物理介質(zhì)參數(shù)表Table 1 Material geophysical properties used in the model

2.2 水分運(yùn)移的三個(gè)階段

巖石圈水化的主要機(jī)制是海水滲流到干的基性巖和超基性巖中，隨著含水板塊在負(fù)浮力的作用下發(fā)生俯沖，大部分的板塊在中(淺)部深度(<300 km)發(fā)生脫水并導(dǎo)致地幔巖石發(fā)生部分熔融(石耀霖和張健，1998，2004；Vogt et al.，2012，2013)，造成顯著的巖漿作用并生成火山島弧，對(duì)地幔對(duì)流及其波速等產(chǎn)生影響(Faccenda，2014).板塊深部脫水(>300 km)雖然還有爭(zhēng)議，但越來越多的研究認(rèn)為滲透板塊有能力將水分傳送到下地幔，并在俯沖帶深部發(fā)生脫水作用(Richard et al.，2006；Sheng et al.，2016；馬晗瑞，2016).

在系統(tǒng)分析模擬結(jié)果的基礎(chǔ)上，發(fā)現(xiàn)可以將水分在板塊俯沖中的運(yùn)移分為3個(gè)主要階段：洋殼的水化階段、板塊中(淺)部脫水階段、板塊深部脫水階段.

(1)洋殼水化

洋殼的水化很大一部分是在洋中脊附近完成的.為了考慮該部分的水化作用，在模型中定義洋殼的頂部為一層厚7 km的均勻水化基性巖，其中玄武巖厚2 km，輝長(zhǎng)巖厚5 km，其含水量分別為4 wt.%和1.4 wt.%.模型中洋殼(俯沖板塊)的水化過程主要是水分通過由于俯沖導(dǎo)致板塊彎曲形成的張性斷裂或裂縫滲流/滲透到深部的干鎂鐵質(zhì)和超鎂鐵質(zhì)的巖石中.這種過程在一定程度上是相互促進(jìn)的，張性斷裂的發(fā)育使得水化更充分，水化過程反過來促進(jìn)斷裂的發(fā)育(圖2).蛇紋石化是俯沖帶另一個(gè)重要的洋殼水化方式，發(fā)生在板塊內(nèi)部，在較老的板塊中被觀測(cè)到可以發(fā)育到40 km的深度(Li and Lee，2006)，因此可以將水分保存在洋殼的內(nèi)部.隨著俯沖，洋殼內(nèi)部的溫度受外部地幔物質(zhì)加熱而上升的速度要慢于外部，導(dǎo)致其脫水作用發(fā)生較晚(English et al.，2003)，這被認(rèn)為是一種保證水分進(jìn)入地幔更深處的有效機(jī)制(Li et al.，2008).模型中蛇紋石化的程度是根據(jù)地震層析成像等觀測(cè)數(shù)據(jù)(Ivandic et al.，2010；Contreras-Reyes et al.，2011；van Avendonk et al.，2011)的平均值(10～20 km)進(jìn)行設(shè)置的，巖石圈地幔在這一深度范圍內(nèi)的物質(zhì)超過一個(gè)脆性閥值(如εserp=0.05)將轉(zhuǎn)換為15%蛇紋石化的巖石(2 wt.% H2O)(圖2).

(2)板塊淺(中)部脫水

密度大且溫度低的水化洋殼在俯沖過程中與地幔楔摩擦生熱以及被其傳導(dǎo)加熱，當(dāng)溫度持續(xù)升高到一定程度時(shí)，其內(nèi)部的礦物(如角閃石等)釋放水分的過程是板塊淺(中)部(<300 km)脫水的主要機(jī)制，目前已經(jīng)被越來越多的地球物理方法觀測(cè)到(Worzewski et al.，2011；Nakajima et al.，2011).這些水分?jǐn)U散到地幔楔內(nèi)，降低了地幔物質(zhì)的熔點(diǎn)，使其固液相限與所處地溫線相交而產(chǎn)生部分熔融及巖漿作用，在地表上表現(xiàn)為形成火山島弧.脫水量的不斷增多，伴隨著巖石圈地幔的伸展而上升，引起上覆大陸板塊的地殼減薄，在地表形成了新的火山地殼.根據(jù)研究，這種脫水大部分發(fā)生在洋殼俯沖到60～150 km左右的深度(石耀霖和張健，1998，2004；Vogt et al.，2012，2013)，如西南日本的菲律賓板帶主要發(fā)生在60～100 km，而東北日本的太平洋俯沖帶(老并且冷的俯沖板塊)脫水深度達(dá)到了120～150 km.俯沖帶角度也可能會(huì)對(duì)這一深度造成一定的影響，但一般不會(huì)超過200 km.當(dāng)橄欖巖(地幔物質(zhì))中含有少量(<1～2%)的流體或熔融物質(zhì)時(shí)，其地震波傳播速度將顯著降低(Thybo，1997；Karato，1998).因而地震層析成像等觀測(cè)方法(Zhao et al.，2004；Zhao and Tian，2013)觀測(cè)到的板塊上方淺(中)部地幔楔中存在的地震波低速帶，被認(rèn)為是淺(中)部脫水和部分熔融的間接證據(jù).

圖2 模型在9.2 Ma時(shí)的成分場(chǎng)及黏度場(chǎng)的部分截圖(注：圖中白色箭頭代表速度)Fig.2 Partial screenshot of component field and viscosity field of the model at 9.2 Ma

(3)板塊深部脫水

盡管水分的存在會(huì)促進(jìn)地幔巖石部分熔融，但根據(jù)瑞利-泰勒不穩(wěn)定性，密度小的水分會(huì)向上運(yùn)移而不能影響地幔深部，使得熔融作用也往往主要發(fā)生在巖石圈底部(Richard and Iwamori，2010).俯沖板塊是否有能力發(fā)生深部脫水，板塊所攜帶的水分含量、水分在俯沖板塊中的溶解度和擴(kuò)散率均是重要參數(shù).模型中設(shè)置初始俯沖板塊的洋殼由2 km厚的飽水玄武巖(4 wt.%H2O)以及5 km厚的輝長(zhǎng)石(1.4 wt.%H2O)組成，洋殼下方設(shè)置為干的軟流圈物質(zhì)，地幔物質(zhì)則設(shè)為干的橄欖巖，含水及脫水過程中水分運(yùn)移均自由演化.

水化的板塊(>1 wt.%H2O)俯沖到地幔深部，致密含水鎂質(zhì)硅酸鹽(DHMS)通過一系列的轉(zhuǎn)換(A-H相)(Ohtani et al.，2014)，阻止相對(duì)溫度較低的板塊內(nèi)部的脫水作用.另外，蛇紋石化在板塊內(nèi)部?jī)?chǔ)水，受地幔加熱作用緩慢，脫水作用發(fā)生較晚，這些可以使板塊攜帶的水分在淺(中)部并沒有完全被消耗掉.從圖3a可以看到，大約0.4～0.8 wt.%的水分可以運(yùn)移到地幔深部，到達(dá)～660 km的相變面附近.板塊俯沖到平臥階段，平臥的板塊被逐漸加熱使其內(nèi)部開始發(fā)生脫水作用而析出更多水分，這些水分由于向上遷移使得洋殼上部再次被水化(0.4～0.6 wt.%)，甚至可以達(dá)到～0.9 wt.%H2O(圖3b).洋殼內(nèi)部脫水所析出的水分中不能被本身水化過程及部分熔融作用所消耗掉的部分，將上浮并濕潤(rùn)板塊上部的地幔楔(圖3c).這部分沒有消耗的水分如果足夠多，甚至可以運(yùn)移0.4～0.5 wt.%的水分到大陸板塊下方(圖3d)，這些水分將造成大陸板塊下方的部分熔融并形成巖漿房(Sheng et al.，2016； Zhao and Ohtani，2009；Faccenda，2014；盛儉等，2018).

圖3 不同時(shí)刻模型水分運(yùn)移質(zhì)量百分比(wt.% H2O)示意圖(盛儉 等，2018)Fig.3 Water transport mass ratio of model at different times (wt.% H2O)(Sheng et al.，2018)

3 水分運(yùn)移的地球物理含義

3.1 洋殼水化

從大的尺度進(jìn)行分析，洋殼的水化主要發(fā)生在洋中脊隆起及轉(zhuǎn)換斷層處和俯沖板塊向下俯沖彎曲的部位(海溝附近)以及地幔柱上涌的熱點(diǎn)處.在洋中脊隆起、轉(zhuǎn)換斷層以及地幔柱上涌的熱點(diǎn)處的水化主要是巖漿作用將水分保存在巖漿巖中，由于水分的不兼容性以及集中性，這部分的水化量相對(duì)較小(Faccenda，2014).比如洋中脊處深部的輝長(zhǎng)巖幾乎是干的(0～1wt.%H2O)，深海鉆探計(jì)劃(DSDP)鉆探點(diǎn)417(北大西洋，109 Ma地殼年齡)中含水量大致在(2.6±1.5)wt.%H2O(Alt and Honnorez，1984).在俯沖板塊向下俯沖彎曲的部位(海溝附近)，由于板塊彎曲產(chǎn)生斷裂從而水分淋濾進(jìn)板塊內(nèi)部以及蛇紋石化作用將水分帶入板塊中，是俯沖板塊水化的主要機(jī)制，板塊的水化過程還包含了很多重要的地球物理機(jī)制及過程.

圖4 偏光顯微鏡下橄欖巖顆粒間因蛇紋石化產(chǎn)生的貫通裂隙(Faccenda，2014)(S—蛇紋石化、OI—橄欖巖顆粒)Fig.4 Perforated fissure between olivine particles due to serpentine under polarized microscope(Faccenda，2014)

(1)水分滲流通道

洋殼冷卻導(dǎo)致的熱壓力以及俯沖板塊在海溝附近彎曲造成其上部拉應(yīng)力的增加都將致使板塊產(chǎn)生斷裂或裂縫.從偏光顯微鏡下可以觀察到橄欖巖顆粒間由于蛇紋石化產(chǎn)生的貫通的細(xì)小裂縫，形成了網(wǎng)格狀的滲水通道(圖4).deMartin and Hirth(2004)發(fā)現(xiàn)在板塊冷卻/減壓以及熱收縮作用下，這些橄欖巖顆粒間的細(xì)小裂縫互相貫通直至可以在巖石圈地幔頂部形成水分的滲流通道.如圖5所示，可以發(fā)現(xiàn)在淺部這些裂縫通道要比在深部發(fā)育，這是由于在高地溫梯度、大顆粒和低圍壓下這些裂縫滲水通道更容易形成.在局部放大的模型應(yīng)變場(chǎng)圖(圖6)上可以看到這些斷裂可以深達(dá)30 km左右.Korenaga(2007)通過黏-彈性熱力學(xué)分析認(rèn)為在板塊冷卻產(chǎn)生的大拉張力作用下，這種裂縫在100 Ma冷卻年齡的板塊內(nèi)可以延伸達(dá)30 km(甚至可能達(dá)到50 km).這種機(jī)制解釋了板塊上水分滲流通道的形成.

(2)流體的滲流

構(gòu)造應(yīng)力在靜力學(xué)和動(dòng)力學(xué)兩方面都影響著板塊/巖石的滲透性(Sibson，1994).靜力場(chǎng)使斷裂或張裂縫處形成應(yīng)力集中，并造成滲透的各向異性，從而影響滲透性.流體由于巖石在拉伸環(huán)境下的膨脹以及等壓力變形而易于被壓入到張性裂縫中.事實(shí)上，脆性張斷裂中的應(yīng)力往往要小于周邊巖體(Mancktelow，2008)，壓力差的存在使得流體由周邊巖體(高應(yīng)力)向脆性斷裂(低應(yīng)力)中遷移.由這種壓力差形成的流體遷移在地質(zhì)上經(jīng)常表現(xiàn)為含水礦物在斷層帶內(nèi)的沉淀形成明顯的晶體/礦物定向排列的現(xiàn)象(CPO).McLellan等(2004)用這種現(xiàn)象解釋了熱液礦物總是在斷層帶中產(chǎn)出的地質(zhì)現(xiàn)象.脆性張斷裂與周邊巖體間的這種壓力差引起的水分遷移在數(shù)值模型的模擬過程中也可以被觀察到，表現(xiàn)為向下壓入的孔隙水.

(3)水化反應(yīng)

水化反應(yīng)是指水分由裂縫等滲流通道進(jìn)入到板塊/地質(zhì)體后，與周邊板塊/地質(zhì)體發(fā)生的的一種相互作用.這種相互作用，一方面濕潤(rùn)了與水分接觸的周邊板塊/地質(zhì)體；另一方面造成了周邊板塊/地質(zhì)體體積及構(gòu)造應(yīng)力狀態(tài)的改變而產(chǎn)生斷裂或裂縫，促使水分進(jìn)入到這些新的斷裂或裂縫中形成新的接觸面，產(chǎn)生新的水化反應(yīng).水化反應(yīng)的上述性質(zhì)大大加速了板塊的水化速率(Jamtveit et al.，2000).超基性巖石中水化反應(yīng)和蛇紋石化作用能使得其體積膨脹約50%，比如在偏光顯微鏡下可以看到橄欖巖(OI)由于水化及蛇紋石化作用產(chǎn)生的相互貫通的階梯狀/多變形狀裂縫.這些由于水化反應(yīng)/水分遷移造成的裂隙對(duì)水分遷移速率以及巖石礦物的沉積速率都起著重要作用(Iyer et al.，2008).

圖5 板塊水化及淺部脫水過程模型演化結(jié)果Fig.5 Evolutionary results of plate hydration and shallow dehydration process model

圖6 模型中局部放大的應(yīng)變場(chǎng)圖Fig.6 locally amplified strain field map in the model

俯沖帶水化的動(dòng)力學(xué)過程可作為解釋很多地球物理/地質(zhì)現(xiàn)象的機(jī)制，例如上述的在板塊上水分滲流通道的形成、熱液礦產(chǎn)伴隨斷裂產(chǎn)出并沿?cái)鄬臃较虬l(fā)生明顯的晶體/礦物定向排列現(xiàn)象，以及水化反應(yīng)控制巖石中水分遷移及礦物沉積的速率等.

3.2 板塊淺(中)部脫水

含水板塊(洋殼)向下俯沖的過程中，其所受到的溫-壓條件也相應(yīng)發(fā)生變化，在逐漸升高的溫度和壓力下，含水板塊中的水分析出的現(xiàn)象就是板塊脫水.洋殼上部的孔隙水和在粘土及沸石中的弱結(jié)合水(H2O-)以及沉積物中的水分基本上在沉積增生楔和弧前盆地下部較淺處都已經(jīng)排出(Staudigel et al.，1995).結(jié)構(gòu)水(H2O+)將在更深處通過變質(zhì)脫水作用析出.大部分脫水作用都受控于溫度.因此，冷的板片的脫水發(fā)生深度將大于熱的板片的脫水深度.如上所述，含水板塊淺(中)部的脫水主要是析出孔隙水的過程，這已經(jīng)被眾多的地球物理觀測(cè)數(shù)據(jù)所證實(shí)，例如俯沖帶內(nèi)低電阻率帶(Worzewski et al.，2011)，高縱/橫波波速比(Vp/Vs)(Nakajima et al.，2011)以及雙地震帶(DSZ)的存在(Brudzinski et al.，2007).蛇紋石(13 wt.%H2O)、綠泥石(13 wt.%H2O)、滑石(4.8 wt.%H2O)、水鎂石(31 wt.%H2O)和角閃石(2.1 wt.%H2O)是淺部(～50 km)和低壓(P<2 GPa)條件下高飽和橄欖巖的主要含水礦物.在深度大約為50～150 km(2 GPa5 GPa時(shí)，相變?yōu)橄嘧冸A段 A(12 wt.%H2O)，在壓力為5～7 GPa，溫度在600 ℃到700 ℃時(shí)，蛇紋石、綠泥石和滑石相變?yōu)橄嘧冸A段?(13 wt.%H2O)(Fumagalli et al.，2001).室內(nèi)高溫-高壓試驗(yàn)(Okamoto and Maruyama，2004；Litasov and Ohtani，2014)證明大部分板片(除了部分溫度特別低的俯沖帶，如西太平洋板塊等)在300 km深度內(nèi)已經(jīng)全部脫水完成(Iwamori，2004；van Keken et al.，2011).因此，板塊脫水大部分是發(fā)生在淺(中)部的，其具有如下一些重要的地球物理含義.

(1)火山島弧及弧后盆地的形成

圖7展示了板塊淺部脫水的模型演化結(jié)果，從圖中可以看到水分從洋殼、沉積物中析出，濕潤(rùn)周邊的地幔物質(zhì)并形成部分熔融.這部分的熔融物質(zhì)上涌，在海溝前方造成火山弧地殼的抬升，并在該處發(fā)育較為強(qiáng)烈的巖漿作用，從而形成了火山島弧，現(xiàn)今的日本群島就是在這種機(jī)制下形成的(Turcotte and Schubert，2002).這部分機(jī)制已經(jīng)被廣為接受，并有了眾多的地質(zhì)/地球物理證據(jù)，因此不再贅述.

弧后盆地的形成及發(fā)育過程主要受控于不同的俯沖機(jī)制，但是板塊的淺(中)部脫水對(duì)于弧后盆地的發(fā)育同樣有著至關(guān)重要的作用(Nakakuki and Mura，2013；Sheng et al.，2018).水分不斷在淺(中)部釋放，使得新生的火山地殼由于水分作用產(chǎn)生的部分熔融而不斷減薄，最后形成一個(gè)地幔物質(zhì)得以發(fā)生減壓熔融的頸狀缺口，減壓熔融導(dǎo)致缺口進(jìn)一步擴(kuò)展.頸狀缺口的不斷擴(kuò)大降低了巖石圈的強(qiáng)度以及洋殼(俯沖板塊)與陸殼(上覆板塊)間的耦合，導(dǎo)致了俯沖在負(fù)浮力作用下開始后撤，陸殼被迫伸展以填補(bǔ)由于洋殼后撤形成的空區(qū)，形成了弧后擴(kuò)展(圖8)(Turcotte and Schubert，2002).海洋板塊繼續(xù)向下俯沖的主要驅(qū)動(dòng)力是其受到的負(fù)浮力，主要的阻力來自于板塊抵抗彎曲的張力和洋殼俯沖與地幔物質(zhì)間的摩擦力(Funiciello，2003)，在板塊俯沖過程中阻力的增大速率遠(yuǎn)小于負(fù)浮力，直到洋殼俯沖到～660 km相變面，洋殼受到了新的阻力為止.在這一過程中，板塊俯沖和后撤的速度持續(xù)增大，加快了陸殼的伸展，使其下部產(chǎn)生顯著的減壓熔融.地表處觀察到的類似于洋中脊玄武巖(MORB)的弧后盆地玄武巖(BABB)就是由淺(中)部脫水產(chǎn)生的部分熔融和弧后擴(kuò)展的減壓熔融所形成的.

圖7 板塊中部脫水過程模型演化結(jié)果Fig.7 Evolution of the dehydration process model in the middle of the plate

圖8 弧后盆地初始階段模型演化結(jié)果(圖中白色的箭頭代表速度場(chǎng))Fig.8 Evolutionary results of the initial stage model of the post-arc basin(the white arrow in the figure represents the velocity field)

(2)低速異常帶的存在

多種地球物理探測(cè)方法觀測(cè)到在俯沖板塊上存在一個(gè)厚約2～10 km的低波速帶(LVL)(Matsuzawa et al.，1986；Tsuji et al.，2008).這個(gè)低速帶是在板塊脫水過程中產(chǎn)生的高壓孔隙水濕化藍(lán)閃石、硬柱石(Chantel et al.，2012；Mookherjee and Bezacier，2012)、干的輝長(zhǎng)巖(Hacker et al.，2003)而形成的，常被作為俯沖板塊中變質(zhì)玄武巖被水化的證據(jù)(Shiina et al.，2013).縱波波速(Vp)在這個(gè)低速異常帶中降低5%到8%(日本東北部)，甚至可以降低14%(尼加拉瓜).低速異常帶常伴隨出現(xiàn)高縱/橫波速比(Vp/Vs)帶，其范圍大致為40～150 km，這和試驗(yàn)室內(nèi)得到的板塊脫水主要發(fā)生在300 km深度以內(nèi)的結(jié)果是一致的.

另一方面，地震層析成像技術(shù)觀測(cè)到在日本東北、中美洲以及智利北部下方中深度地幔中存在波速降低和高縱/橫波速比(Vp/Vs)現(xiàn)象，推測(cè)這一現(xiàn)象和10%～20%蛇紋石化或俯沖板塊在淺(中)部脫水析出的自由水有關(guān)(Dorbath et al.，2008；Syracuse et al.，2008).在新西蘭北部島嶼和日本伊豆—小笠原海溝下方的太平洋板塊上部(120～180 km)發(fā)現(xiàn)平行于海溝的各向異性帶(Eberhart-Phillips and Reyners，2009；Yu and Wang，2013)，超過該深度之后各向異性帶發(fā)生減弱或殲滅.這種與深度相關(guān)的各向異性帶不能用老構(gòu)造伸展或板塊彎曲變形形成B型橄欖巖構(gòu)造來進(jìn)行解釋，它的解釋需要一種黏-彈性隨深度變化的機(jī)制，而板塊淺(中)部脫水作用可以較好地解釋這一現(xiàn)象(Huang et al.，2011).

(3)對(duì)～410 km不連續(xù)帶的影響

水分可以加速橄欖石到瓦茲利石以及尖晶橄欖石到鈣鈦礦相/方鎂石相轉(zhuǎn)化的動(dòng)力學(xué)過程.在～410 km不連續(xù)帶附近，大量的礦物(尖晶橄欖石和瓦茲利石)可以在其構(gòu)造內(nèi)含有大量的水分(高達(dá)3 wt.% H2O)，而其上、下地幔物質(zhì)的水溶性非常低.存在于地幔中部由俯沖板塊脫水析出的水分被尖晶橄欖石和瓦茲利石所吸收，對(duì)～410 km不連續(xù)帶形成的作用要大于溫度差異的作用(Litasov et al.，2005).根據(jù)高溫試驗(yàn)(Litasov and Ohtani，2014)，如果只考慮水分的影響，～410 km不連續(xù)帶應(yīng)該在壓力更低(1～2 GPa)的地方出現(xiàn)，也就是大約在30～60 km的深度.當(dāng)然，由于克拉伯龍斜率(Clapeyron′s slopes)在不同地震數(shù)據(jù)中的不確定性，目前分辨水分和溫度對(duì)～410 km不連續(xù)帶在地震層析成像資料上形成的異常還存在困難.

板塊中部的脫水量對(duì)～410 km不連續(xù)帶的反射率及層析成像形態(tài)有著很大的影響.如果水分充足，將會(huì)促進(jìn)前期的熔融導(dǎo)致形成厚的橄欖巖-瓦茲利石轉(zhuǎn)換帶，如果板塊脫水不充分，這個(gè)不連續(xù)帶將會(huì)很薄(<40 km)(Huang and Zhao，2006).如果～410 km不連續(xù)帶充分水化，將會(huì)形成厚約7 km的熔融帶，這些熔融物質(zhì)將會(huì)是地幔柱的部分來源(Chen et al.，2002).

3.3 板塊深部脫水

很多研究認(rèn)為板塊中所含有的水分基本都會(huì)在淺(中)部被排出，不可能在高溫-高壓條件下被俯沖板塊帶入到地幔深部.在一些較老和較冷的大洋巖石圈板塊中，蛇紋石化作用可以發(fā)生在洋殼內(nèi)部較深處(～40 km的深度內(nèi))(Li and Lee，2006).English等(2003)認(rèn)為俯沖過程中洋殼的表面會(huì)由于周邊地幔物質(zhì)的加熱作用最先發(fā)生脫水，而蛇紋石化的板塊內(nèi)部，相比表面加熱作用緩慢，因此脫水作用發(fā)生較晚.Stalder 和 Ulmer (2001)發(fā)現(xiàn)斜硅鎂石(2.9 wt.%H2O)可以將水分穩(wěn)定的保存到1100 ℃和14 GPa的高溫高壓環(huán)境中.這說明流體/水分可以被保存到～410 km不連續(xù)帶以下，在壓力大于12 GPa時(shí)，斜硅鎂石處于相變階段A以及相變到相變階段E(11.4 wt.%H2O)，當(dāng)壓力繼續(xù)增大到15～17 GPa時(shí)，斜硅鎂石從相變階段E相變到超水相變階段B(5.8 wt.%H2O).高含水鎂硅酸鹽(DHMS)相為相變階段D(10～14 wt.%H2O)，這個(gè)階段可以保持到1200 km以下(Ohtani，2005).在較冷的板塊中一系列的鎂硅酸鹽固-固相變，可以最終幫助高含水鎂硅酸鹽(DHMS)將水分帶入地幔深部(Fumagalli et al.，2001).雖然在自然界中并未觀察到含水鎂硅酸鹽(DHMS)的存在，并且由于地幔中瓦茲利石和尖晶橄欖石的高水溶性，含水鎂硅酸鹽(DHMS)可能也不會(huì)出現(xiàn)(Abgel et al.，2010)，但是高含水鎂硅酸鹽(DHMS)還是給研究提供了一個(gè)水分運(yùn)移到地幔深處的可能性.近期的研究(Ohtani et al.，2004)甚至認(rèn)為DHMS相后還有一個(gè)H相，可以達(dá)到～60 GPa.雖然水分如何被保存/運(yùn)移到地幔深處還存在著爭(zhēng)議，但越來越多的研究認(rèn)為俯沖板塊是有能力將水分帶入地幔深部，并在深部由板塊脫水作用而釋放出來(Brudzinski et al.，2007；Zhao and Ohtani，2009；Sheng et al.，2016).在模型演化過程中，觀察到了板塊的深部脫水現(xiàn)象，水分從平臥在地幔深部的水化板塊中析出，并受到地幔對(duì)流的影響發(fā)生對(duì)流擴(kuò)散.析出的水分充分濕化平臥板塊上部的地幔物質(zhì)，致使這部分濕化的地幔物質(zhì)的固液相限降低到與地溫線相交，從而產(chǎn)生部分熔融(圖9).板塊深部脫水可以較好地解釋部分陸內(nèi)火山(例如長(zhǎng)白山)的成因(Zhao and Ohtani，2009)、部分地區(qū)地幔柱的形成以及深源地震的發(fā)生(Omori et al.，2004).

(1)陸內(nèi)火山作用

在亞歐大陸的東部有著500多座遠(yuǎn)離海溝(～1000 km)的內(nèi)陸火山(劉嘉麒，1999)，根據(jù)地震層析成像等手段的觀測(cè)(Zhao and Ohtani，2009；Zhao and Tian，2013)，太平洋板塊平臥在這些火山～660 km的下方，因此，眾多學(xué)者均認(rèn)為這些火山的起源、發(fā)育以及活動(dòng)與西太平洋板塊—?dú)W亞板塊俯沖系統(tǒng)有關(guān)(Zhao et al.，2004；雷建設(shè)和趙大鵬，2004；劉若新等，1992；樊祺誠(chéng)等，2007；馬晗瑞，2016).然而，大部分俯沖帶有關(guān)的火山(島弧火山)都位于俯沖板塊(洋殼)上方100 km左右，即使俯沖帶角度會(huì)造成一定的影響，但這一深度也不會(huì)超過200 km.顯然，這些火山不同于傳統(tǒng)的俯沖帶火山，應(yīng)該屬于內(nèi)陸火山.Sheng等(2016)討論多種機(jī)制的內(nèi)陸火山成因，并根據(jù)數(shù)值模擬發(fā)現(xiàn)，俯沖板塊深部脫水導(dǎo)致上覆地幔部分熔融進(jìn)而產(chǎn)生巖漿作用是亞歐大陸東部這些火山成因的最為合理的解釋，這一結(jié)果也得到了觀測(cè)數(shù)據(jù)的支持(Zhao et al.，2004；雷建設(shè)和趙大鵬，2004；Zhao and Tian，2013).從板塊深部脫水的角度分析，根據(jù)模擬結(jié)果(圖3)，洋殼(俯沖板塊)通過蛇紋石化作用、高含水鎂硅酸鹽(DHMS)的相變等手段是有能力將水分帶入～660 km的深度，并釋放出來的.板塊在深部脫水釋放的水分，如果足夠充足，將不會(huì)被洋殼自身的水化作用等完全消耗，而會(huì)向上運(yùn)移并在陸殼下方聚集，從而導(dǎo)致部分熔融，進(jìn)而形成巖漿房，引發(fā)陸內(nèi)的火山/巖漿作用(Richard et al.，2006；Sheng et al.，2016；馬晗瑞，2016).

圖9 板塊深部脫水過程模型演化結(jié)果Fig.9 Evolutionary results of the deep slabdehydration process model

(2)拆沉板塊深部脫水

板塊拆沉后的殘余板片平臥在～660 km相變面上經(jīng)?？梢栽诎鍓K俯沖帶被觀測(cè)到(Wortel and Spakman，2000；Chen and Brudzinski，2001)，在適當(dāng)?shù)臏?壓條件下，這些殘余板片也將發(fā)生脫水作用而釋放出水分(圖10)，并造成其上部地幔物質(zhì)的部分熔融.板塊拆沉?xí)r間的早晚控制著拆沉的深度以及隨著殘余板片帶入地幔深部的水分含量(Baumann et al.，2010；Duretz et al.，2011).從數(shù)值模擬模型演化的結(jié)果看，殘余板片逐漸被周邊地幔物質(zhì)加熱，從而發(fā)生脫水作用并析出水分，這些水分濕潤(rùn)了其上部的地幔物質(zhì)，導(dǎo)致這些地幔物質(zhì)由于固液相限降低到與地溫線相交而發(fā)生部分熔融，這些熔融物質(zhì)由于密度較周邊物質(zhì)要小，在浮力的作用下向上遷移，形成了地幔巖漿羽.這些地幔巖漿羽上升到某種程度上可以看作是地幔柱的一種成因方式.另外，從模型演化來看，這些上升的地幔巖漿羽加熱了上覆板塊，在某種條件下使得巖石圈減薄拉伸，在地表形成巖漿作用甚至誘發(fā)新的板塊俯沖，比如Parece-Vela盆地(Funiciello，2003).

(3)深源地震

關(guān)于我國(guó)東北深源地震與太平洋板塊的關(guān)系存在爭(zhēng)議.Shen and Zhou(2009)認(rèn)為這些深源地震可能與錫霍特阿林大斷裂處的俯沖帶有關(guān)，他們認(rèn)為太平洋板塊由于受到下地幔的高溫高壓影響不可能被俯沖到遠(yuǎn)離海溝1200 km、深度大于600 km的位置引發(fā)地震，然而地球物理方法確實(shí)觀測(cè)到了太平洋板塊俯沖到了這一位置(Zhao et al.，2004；雷建設(shè)和趙大鵬，2004；Zhao and Tian，2013).因此，大部分學(xué)者認(rèn)為我國(guó)東北的深源地震受太平洋板塊的影響(張鳳鳴等，2007；馬銘志等，2006).段永紅等(2005)認(rèn)為這一影響可能是間接的，西太平洋板塊俯沖到歐亞板塊下方，前端裂解為多個(gè)斷塊，并與歐亞板塊下方的地幔物質(zhì)相互碰撞、磨擦生熱，發(fā)生塑性剪切并產(chǎn)生不均勻應(yīng)力，使板塊處相對(duì)較冷的部位發(fā)生破裂而產(chǎn)生地震.除此之外，對(duì)于深源地震的發(fā)震機(jī)理也存在分歧：包括脫水致裂(Raleigh and Paterson，1965)、剪切不穩(wěn)定性和熔融(Karato et al.，2001)以及亞穩(wěn)態(tài)的橄欖石相變致裂(Green，2003；趙素濤等，2012；馬晗瑞，2016).

在模型的演化結(jié)果中可以看到板塊在深部存在著脫水現(xiàn)象(圖9).Omori 等(2004)發(fā)現(xiàn)深源地震與含水鎂硅酸鹽相(DHMS)和氫氧鎂石的分解有關(guān)，提出板塊脫水將導(dǎo)致俯沖板塊橄欖巖發(fā)生地震的假說(Green，2003；趙素濤等，2012).另外，從圖9上還可以觀察到俯沖板塊在地幔轉(zhuǎn)換帶深度有裂隙或斷裂存在.這些裂隙或斷裂可能是由于俯沖到達(dá)一定深度時(shí)，以結(jié)構(gòu)水形式存在于無水礦物(NAMs)中的水不穩(wěn)定脫出，使板塊脫水致裂(斷層)所造成的.脫水致裂的過程所釋放的能量可能會(huì)誘發(fā)深源地震(Raleigh and Paterson，1965).同時(shí)，脫出的水降低了上覆地幔物質(zhì)固液相限，引起部分熔融并逐漸產(chǎn)生巖漿和陸內(nèi)火山作用，這可能是我國(guó)東北地區(qū)深源地震與火山活動(dòng)表現(xiàn)出相關(guān)性的原因(馬晗瑞，2016).Karato 等(2001)認(rèn)為深源地震和俯沖板片剪切不穩(wěn)定性與發(fā)生部分熔融有關(guān)，而水分的存在是深部發(fā)生部分熔融的重要條件.綜上，板塊深部脫水至少是大部分深源地震的成因之一.

4 結(jié)論

本文以我國(guó)東北地區(qū)為例，通過模擬西太平洋板塊向歐亞大陸俯沖的整個(gè)動(dòng)力學(xué)過程，研究板塊俯沖過程中的水分運(yùn)移的全過程.根據(jù)模擬結(jié)果，將水分的遷移過程分為三個(gè)階段：洋殼水化、板塊淺(中)部脫水、板塊深部脫水.分別分析了板塊俯沖過程中這三個(gè)連續(xù)的水分遷移階段的地球動(dòng)力學(xué)過程，并嘗試探討了其中地球物理學(xué)/地球化學(xué)的機(jī)制.結(jié)合板塊俯沖過程中水分遷移動(dòng)力學(xué)過程的模擬結(jié)果，分別從洋殼水化、板塊淺(中)部脫水、板塊深部脫水這三方面討論板塊俯沖過程中水分遷移的地球物理意義.對(duì)于洋殼水化，揭示了水分滲流通道形成、水分滲流以及板塊及地幔物質(zhì)水化反應(yīng)的機(jī)制；對(duì)于板塊淺(中)部脫水，解釋了其對(duì)火山島弧、弧后盆地及低速異常帶形成的作用，以及對(duì)～410 km不連續(xù)帶的影響；對(duì)于板塊深部脫水，從模型演化過程中觀察到的板塊深部脫水現(xiàn)象，推斷出其存在發(fā)生的可能性，闡釋了其與內(nèi)陸火山(如亞洲東部的火山群，長(zhǎng)白山等)形成、地幔柱(巖漿羽)產(chǎn)生及深源地震發(fā)生之間的關(guān)系.

圖10 拆沉后的殘余板片在深部脫水過程模型演化結(jié)果Fig.10 Evolutionary results of the dehydration process of the residual plate after detachment