曾志剛 張玉祥 陳祖興 馬 瑤 王曉媛 張丹丹 李曉輝

(1. 中國(guó)科學(xué)院海洋研究所 海洋地質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 青島 266071; 2. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室海洋礦產(chǎn)資源評(píng)價(jià)與探測(cè)技術(shù)功能實(shí)驗(yàn)室, 青島 266061; 3. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049)

西太平洋典型弧后盆地的地質(zhì)構(gòu)造、巖漿作用與熱液活動(dòng)*

曾志剛1,2①?gòu)堄裣?,3陳祖興1,3馬 瑤1王曉媛1,2張丹丹1,3李曉輝1,3

(1. 中國(guó)科學(xué)院海洋研究所 海洋地質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 青島 266071; 2. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室海洋礦產(chǎn)資源評(píng)價(jià)與探測(cè)技術(shù)功能實(shí)驗(yàn)室, 青島 266061; 3. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049)

本文研究了西太平洋典型弧后盆地沖繩海槽和馬努斯海盆的區(qū)域地質(zhì)背景、巖漿巖、噴口流體、熱液柱、沉積物及多金屬硫化物。結(jié)果表明, 沖繩海槽在構(gòu)造和地球物理特征上南北分異, 從北向南地殼厚度減薄, 南部重力異常變化大, 發(fā)育條帶狀磁異常, 中部則具有最高的熱流值。馬努斯海盆的重力異常變化較小, 磁力異常呈東西向展布, 海底擴(kuò)張中心附近出現(xiàn)磁異常條帶。馬努斯海盆已出現(xiàn)洋殼, 沖繩海槽的地殼屬于過渡性地殼, 在中南部的地塹中可能已出現(xiàn)洋殼。

海底熱液活動(dòng); 巖漿作用; 地質(zhì)構(gòu)造; 沖繩海槽; 馬努斯海盆; 弧后盆地

西太平洋從北太平洋的阿留申海溝向南經(jīng)西太平洋的日本海溝、馬里亞納海溝, 一直延伸到南太平洋新西蘭南部的普伊斯哥(Puysegur)海溝, 貫穿南北(秦蘊(yùn)珊和尹宏, 2011), 其中分布著全球約75%的弧后盆地(石學(xué)法和鄢全樹, 2013)。例如, 在陸殼基底上擴(kuò)張而成的沖繩海槽和日本海(Letouzeya and Kimura, 1985; Jolivet et al., 1994); 在洋殼基底上發(fā)育形成的馬里亞納海槽和勞海盆(圖1)。

圖1 西太平洋弧后盆地分布圖(http://www-odp. tamu.edu/publications/prelim/193_prel/193PREL.PDF)Fig.1 The distribution of back-arc basins in the western Pacific

弧后盆地可以構(gòu)成大洋與大陸的天然邊界, 是活動(dòng)大陸邊緣溝-弧-盆體系的重要組成部分, 其形成與板塊俯沖有關(guān)。目前, 有兩種模式用于闡述弧后盆地的擴(kuò)張機(jī)制(Tamaki and Honza, 1991; 任建業(yè)和李思田, 2000), 即:①與地幔對(duì)流有關(guān)的主動(dòng)擴(kuò)張模式(Karig, 1971; Miyashiro, 1986); ②與俯沖帶后撤有關(guān)的被動(dòng)擴(kuò)張模式(Carlson and Melia, 1984)。Taylor(1995)進(jìn)一步將弧后盆地的演化分為 4個(gè)階段: ①初始裂谷階段(initial rifting), 島弧開始裂開; ②持續(xù)拉張階段(continued stretching),裂谷持續(xù)擴(kuò)張, 如沖繩海槽北部; ③初始擴(kuò)張階段(initial spreading), 幔源熔體涌出, 擴(kuò)張中心開始形成, 如沖繩海槽中南部; ④成熟擴(kuò)張階段(mature spreading), 形成成熟的海底擴(kuò)張中心, 如馬努斯海盆、馬里亞納海槽中部和北斐濟(jì)海盆。此外, 西太平洋弧后盆地自中生代末期或新生代早期開始形成以來, 經(jīng)歷了三個(gè)擴(kuò)張幕(任建業(yè)和李思田, 2000): ①第一擴(kuò)張幕發(fā)生于始新世, 如西菲律賓海盆; ②漸新世至中新世為第二擴(kuò)張幕, 如南海和四國(guó)海盆; ③晚中新世至第四紀(jì)為第三擴(kuò)張幕, 如沖繩海槽和馬里亞納海槽。

不同的擴(kuò)張階段及復(fù)雜的動(dòng)力學(xué)背景造就了西太平洋弧后盆地復(fù)雜的地形地貌與構(gòu)造特征(Jolivet et al., 1989; 任建業(yè)和李思田, 2000)。一方面, 盡管構(gòu)造特征各異, 許多弧后盆地的重力異常特征基本上與地形起伏特征相對(duì)應(yīng)(Kogan, 1976); 另一方面, 具有成熟擴(kuò)張中心的弧后盆地發(fā)育條帶狀磁異常與大洋盆地的條帶狀磁異常類似, 如勞海盆、西菲律賓海盆和四國(guó)海盆, 表明弧后盆地?cái)U(kuò)張中心與大洋中脊體系具有相似的地殼增生模式(Weissel et al., 1981)。不僅如此, 一些不成熟的弧后盆地雖然也發(fā)育磁異常條帶, 但不規(guī)則, 如馬里亞納海槽(Weissel et al., 1981)。

作為現(xiàn)代海底熱液活動(dòng)的主要發(fā)育場(chǎng)所之一, 西太平洋弧后盆地具有高的熱流值(Taylor, 1995), 尤其是那些年輕的弧后盆地, 如馬里亞納海槽、沖繩海槽等(Watanabe et al., 1977)。另外, 弧后盆地巖漿作用頻繁(石學(xué)法和鄢全樹, 2013), 不僅為熱液活動(dòng)提供了熱源, 而且其產(chǎn)物火山巖也是揭示弧后盆地地幔源區(qū)類型及熔融程度、巖漿起源及其演變機(jī)制, 以及地殼性質(zhì)轉(zhuǎn)變等地球內(nèi)部動(dòng)力學(xué)過程的重要載體。不僅如此, 海底熱液循環(huán)系統(tǒng)中反應(yīng)帶內(nèi)海水與巖石在高溫下相互作用, 可以改變海水和巖石的化學(xué)物理性質(zhì), 并使遭受改變的海水演變?yōu)闊嵋毫黧w。熱液流體在海底面的噴口釋放, 很快被周圍海水稀釋 104～105倍(Lupton et al., 1985), 稀釋過程中發(fā)生一系列的沉淀、氧化反應(yīng), 同時(shí)噴出的流體以熱液柱的形式挾帶著顆粒物上升幾百米甚至 1000m (Gendron et al., 1993), 直至達(dá)到中性浮力面,然后向側(cè)面擴(kuò)張, 最終形成一個(gè)明顯的、具有幾千米空間尺度的特殊水文及物理化學(xué)層(Lupton and Craig, 1981; Baker and Massoth, 1987; Speer and Rona, 1989)。噴口熱液流體與周圍海水混合形成熱液柱, 并在周圍海水中擴(kuò)散, 這種過程是地球深部物質(zhì)及能量向海洋環(huán)境輸運(yùn)的表現(xiàn)之一, 調(diào)查研究該過程也是全面了解地球上各圈層之間物質(zhì)和能量交換過程及交換量的一個(gè)不可缺少的環(huán)節(jié)。因此,在深入了解噴口熱液流體與熱液柱之間耦合關(guān)系的基礎(chǔ)上, 建立地球深部物質(zhì)和大洋水體的混合及其循環(huán)模式, 揭示地球深部巖漿作用對(duì)大洋水環(huán)境的影響, 明晰熱液體系內(nèi)各組分之間的相互作用、最終歸宿及其對(duì)洋底成礦的影響, 將有助于示蹤熱液活動(dòng)和把握海底熱液循環(huán)的深部過程。目前, 在對(duì)各個(gè)熱液活動(dòng)區(qū)流體和熱液柱調(diào)查研究的過程中,更多的是注重其各自的特點(diǎn)(曾志剛, 2011),對(duì)噴口流體與熱液柱之間耦合關(guān)系的研究相對(duì)較少。

噴口熱液流體或熱液柱上浮和擴(kuò)散, 以及海底多金屬硫化物堆積體的后期蝕變及遭受搬運(yùn)均可導(dǎo)致含金屬沉積物的形成(Bostr?m et al., 1969), 且含金屬沉積物的分布及其特征在不同熱液區(qū)具有差異, 其中的微生物種類和豐度也因含金屬沉積物的不同而具有獨(dú)特性。此外, 弧后盆地?zé)嵋簠^(qū)存在著熱液成礦和蝕變過程, 運(yùn)用礦物、地球化學(xué)手段, 探討熱液蝕變過程中蝕變礦物組合特征、元素的相對(duì)變化及遷移(Whitbread and Moore, 2004; Urqueta et al., 2009), 有助于認(rèn)識(shí)弧后盆地?zé)嵋何g變強(qiáng)度、熱液成礦和蝕變過程中元素遷移規(guī)律及其成礦作用過程。總之, 西太平洋弧后盆地具有復(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造特征、巖漿作用和熱液活動(dòng)過程, 其擴(kuò)張機(jī)制目前尚存爭(zhēng)議, 研究弧后盆地的地質(zhì)構(gòu)造特征、巖漿作用與蝕變過程, 對(duì)于認(rèn)識(shí)西太平洋邊緣海的構(gòu)造演化、洋陸板塊的相互作用和熱液成礦機(jī)理具有重要意義(Karig, 1971; Hilde et al., 1977; Watts et al., 1977; 秦蘊(yùn)珊和尹宏, 2011)。

本文在對(duì)典型弧后盆地沖繩海槽和馬努斯海盆區(qū)域地質(zhì)背景、巖漿巖、噴口流體、熱液柱、沉積物, 以及多金屬硫化物研究的基礎(chǔ)上, 初步揭示熱液區(qū)及鄰區(qū)的地球物理特征、巖石類型及巖漿巖的成因、噴口流體與熱液柱的耦合關(guān)系、含金屬沉積物及其微生物群落結(jié)構(gòu)的特征, 以及熱液成礦和蝕變過程中元素富集的特點(diǎn)。

1 典型弧后盆地?zé)嵋簠^(qū)及其鄰區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造背景

1.1 擴(kuò)張歷史與擴(kuò)張階段

沖繩海槽和馬努斯海盆是西太平洋兩個(gè)正在活動(dòng)的典型弧后盆地, 均存在著海底熱液活動(dòng)(Glasby and Notsu, 2003; Reeves et al., 2011)與巖漿作用(Sinton et al., 2003; Yan and Shi, 2014)。其中, 沖繩海槽位于琉球島弧和東海大陸架之間, 從臺(tái)灣北部的宜蘭平原延伸至九州西南部的海域, 在形狀上呈向SE凸出的弧形, 與琉球海溝、琉球島弧組成一個(gè)完整的溝-弧-盆體系(圖2見文后彩圖)。馬努斯海盆位于西南太平洋俾斯麥海(Bismarck Sea)的東北部, 新愛爾蘭島和新大不列顛島之間, 在構(gòu)造位置上處于北部不活動(dòng)馬努斯海溝和南部活動(dòng)新不列顛海溝之間(圖3見文后彩圖)。沖繩海槽仍處于弧后擴(kuò)張的早期階段(Sibuet et al., 1998), 而馬努斯海盆雖然也較年輕, 但已經(jīng)形成海底擴(kuò)張中心(Martinez and Taylor, 1996), 因此這兩個(gè)弧后盆地代表了西太平洋弧后盆地不同的擴(kuò)張階段。

圖2 沖繩海槽及鄰區(qū)構(gòu)造和地形圖Fig.2 Tectonic and topographic map of the Okinawa Trough and adjacent region斷層引自尚魯寧等, 2016; 巖漿巖資料引自數(shù)據(jù)庫(kù)PetDB (http: //www.earthchem.org/petdb)及GEOROC (http: //georoc. mpch-mainz.gwdg.de/georoc/); 熱液區(qū)位置引自曾志剛, 2011

沖繩海槽的擴(kuò)張與菲律賓海板塊的俯沖有關(guān)(Lee et al., 1980; Kimura, 1985), 其擴(kuò)張可分為三個(gè)階段(Sibuet et al., 1995, 1998)。第一階段, 裂谷作用發(fā)生于中中新世至晚中新世, 表現(xiàn)為琉球非火山活動(dòng)帶和臺(tái)灣-新畿褶皺帶的抬升, 之后發(fā)生構(gòu)造沉降, 發(fā)育正斷層(Letouzey and Kimura , 1986)。在該擴(kuò)張階段,沖繩海槽北部的擴(kuò)張距離約為 50km, 南部的擴(kuò)張距離約為75km(Sibuet et al., 1995)。第一階段擴(kuò)張之后, 沖繩海槽經(jīng)歷了一段 5Ma左右的構(gòu)造穩(wěn)定期(Kimura, 1985)。菲律賓海板塊的俯沖在晚中新世可能發(fā)生中斷(Uto, 1995), 并在晚中新世的末期(約 6Ma)重新俯沖(Seno and Maruyama, 1984), 俯沖方向由北北西變?yōu)楸蔽?Nakamura et al., 1985; Nakada and Kamata, 1991), 板塊的俯沖速率也可能由4～5cm/a變?yōu)?～8cm/a(Seno et al., 1993)。第二階段, 裂谷作用開始于上新世-更新世之交,斷層切割晚上新世-早更新世的沉積地層, 形成掀斜式正斷層, 且斷層方向沿海槽逐漸發(fā)生改變, 在該階段沖繩海槽北部的擴(kuò)張距離約為 25km, 南部的擴(kuò)張距離約為 6km, 此時(shí)沖繩海槽基本成型(Sibuet et al., 1995)。第三階段開始于晚更新世, 并持續(xù)至今(Furukawa et al., 1991), 小規(guī)模正斷層切割晚更新世地層,海槽北部的擴(kuò)張距離約為 6km, 南部的擴(kuò)張距離約為5km(Sibuet et al., 1995), 海槽南部可能已經(jīng)發(fā)生海底擴(kuò)張(Sibuet et al., 1987; Park et al., 1998)。總體來講, 沖繩海槽仍處于弧后擴(kuò)張的早期階段, 但是海槽內(nèi)部從南到北擴(kuò)張程度并不均衡。Yan和 Shi(2014)根據(jù)沖繩海槽的巖漿巖特征指出, 沖繩海槽的北部仍處于陸殼拉伸階段, 中部處于裂谷階段,而南部已進(jìn)入初始海底擴(kuò)張階段。

圖3 馬努斯海盆及鄰區(qū)構(gòu)造和地形圖Fig.3 Tectonic and topographic map of the Manus Basin and adjacent region MM: 馬努斯微板塊; MSC: 馬努斯擴(kuò)張中心; METZ: 馬努斯擴(kuò)張轉(zhuǎn)換帶; WIT: Willaumez轉(zhuǎn)換斷層; DT: Djaul轉(zhuǎn)換斷層; WT: Weitin轉(zhuǎn)換斷層; SR: 南部裂谷; SER: 東南裂谷。板塊邊界、斷層、俯沖帶資料引自Thal等, 2014; 巖漿巖資料引自數(shù)據(jù)庫(kù)PetDB(http: //www.earthchem.org/ petdb)及GEOROC(http: //georoc.mpch-mainz.gwdg.de/ georoc/); 熱液區(qū)位置引自曾志剛, 2011

馬努斯海盆也經(jīng)歷了復(fù)雜的擴(kuò)張歷史,最典型的特征是俯沖帶在晚中新世以后發(fā)生了極性反轉(zhuǎn), 即由太平洋板塊的向南俯沖轉(zhuǎn)變?yōu)樗_門海板塊的向北俯沖(Martinez and Taylor, 1996)。在晚中新世(距今約10Ma)之前,太平洋板塊沿馬努斯海溝向西南俯沖, 形成了一條連續(xù)的第三紀(jì)島弧鏈, 這條島弧鏈后來演變成了今天的馬努斯島、新愛爾蘭島、新不列顛島及新幾內(nèi)亞大陸的休恩半島。在距今大約 10Ma, 翁通-爪哇海底高原與新愛爾蘭島、馬努斯海溝和北所羅門弧發(fā)生碰撞, 導(dǎo)致太平洋板塊沿馬努斯海溝的俯沖停止(Martinez and Taylor, 1996)。與此同時(shí), 碰撞導(dǎo)致新愛爾蘭-北所羅門島弧發(fā)生逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)及俯沖極性倒轉(zhuǎn), 所羅門海板塊開始沿新不列顛海溝向北俯沖(Kamenetsky et al., 2001; Sinton et al., 2003; Beier et al., 2015)。在距今3.5～4Ma, 新不列顛島弧-休恩半島與新幾內(nèi)亞大陸碰撞之后發(fā)生逆時(shí)針旋轉(zhuǎn), 導(dǎo)致俾斯麥海盆張開(Taylor, 1979; Falvey and Pritchard, 1985), 在距今約 3.5Ma, 東馬努斯海盆形成。同時(shí), 新不列顛-休恩半島與新幾內(nèi)亞大陸碰撞帶的向東推進(jìn)形成了 3個(gè)大型左旋轉(zhuǎn)換斷層(Willaumez、Djaul、Weitin轉(zhuǎn)換斷層), 造成馬努斯微板塊發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn)(Martinez and Taylor, 1996)。在距今小于0.78Ma, 馬努斯海盆抬升, 在馬努斯微板塊北端的擴(kuò)張轉(zhuǎn)換帶(ETZ)及馬努斯擴(kuò)張中心(MSC)開始出現(xiàn)海底擴(kuò)張(Martinez and Taylor, 1996; Park et al., 2010)。現(xiàn)在馬努斯海盆仍以較快的速度擴(kuò)張(115～145mm/a), 是世界上擴(kuò)張速度最快的海盆之一(Martinet et al., 2003)。此外, 位于馬努斯海盆東部邊緣的東南裂谷巖漿活動(dòng)較活躍,但是缺乏發(fā)育良好的磁異常條帶及線性構(gòu)造,表明其仍處于擴(kuò)張的早期階段(Sinton et al., 2003)。

1.2 地形與構(gòu)造特征

沖繩海槽南北擴(kuò)張程度的不均衡導(dǎo)致了從北向南地形和構(gòu)造特征的差異。許多學(xué)者提出沖繩海槽具有南北分段的特征, 可以吐噶喇?dāng)嗔褞Ш蛯m古斷裂帶(或慶良間斷裂帶)為界, 將沖繩海槽分為北中南 3段(金翔龍和喻普之, 1987; 劉光鼎, 1992; Shinjo et al., 1999;張訓(xùn)華和尚魯寧, 2014; Yan and Shi, 2014)。沖繩海槽的地勢(shì)整體上由北北東向南南西傾斜,北部水深200～1000m, 中部水深1000～2000m,南部更深, 最大水深約為 2300m(張訓(xùn)華和尚魯寧, 2014)。海槽地塹的寬度在南部為 60～ 100km, 向北部變寬, 最大寬度為 230km (Sibuet et al., 1987)。海槽南部沉降速率更快,軸部地塹發(fā)育更好, 海槽北部沉降速率相對(duì)較慢, 槽內(nèi)斷裂比較分散, 裂谷坡度較緩(Gungor et al., 2012)。不僅如此, 斷裂構(gòu)造已成為沖繩海槽最重要的構(gòu)造特征。沖繩海槽發(fā)育兩組斷裂帶(尚魯寧等, 2016)(圖2), 一組平行于海槽走向(縱向斷裂), 呈北東向, 另一組垂直于海槽走向(橫向斷裂), 為北西向?？v向斷裂主要為張性斷裂, 海槽沉積層內(nèi)多發(fā)育密集的正斷層, 但缺少深切基底的大型斷層?？v向斷裂明顯受到橫向斷裂的控制, 在海槽的中部和南部比較稀疏, 多分布在海槽兩側(cè)的島坡、陸坡, 以及海槽軸部附近, 在北部則較為密集, 槽內(nèi)發(fā)育多條左行雁列式斷裂(尚魯寧等, 2016)?？v向斷裂在海槽正北端呈北東東向, 有學(xué)者認(rèn)為, 這些斷裂的東端與日本九州的中央裂谷帶相連(Fabbri et al., 2004)。 Kimura等(1991)從海槽中段到北段劃分出 5段活動(dòng)的中央裂谷, 這些裂谷沿海槽軸部呈雁列式分布, 它們?cè)谠绺率酪呀?jīng)開始活動(dòng),到晚更新世以來形成了現(xiàn)在的裂谷地貌。位于海槽兩側(cè)的斷層切割了上中新統(tǒng)到下更新統(tǒng)的地層, 而切割下更新統(tǒng)以上地層的斷層則局限分布于中央裂谷附近, 說明早更新世以來的擴(kuò)張集中于海槽的軸部。橫向斷裂的規(guī)模較大, 斷面近于直立, 切割槽內(nèi)縱向斷裂及臺(tái)灣-新畿褶皺帶, 從琉球島弧向西北穿過海槽進(jìn)入東海陸架, 有的甚至延伸到中國(guó)大陸的東部(尚魯寧等, 2016)。

馬努斯海盆的地形明顯受構(gòu)造作用的控制, 形態(tài)上近似菱形(Kamenetsky et al., 2001),水深2000～2700m(Taylor, 1979)。馬努斯海盆的擴(kuò)張形成了幾個(gè)重要的構(gòu)造單元(Martinez and Taylor, 1996)(圖3): 馬努斯微板塊、Willaumez轉(zhuǎn)換斷層、Weitin轉(zhuǎn)換斷層、Djaul轉(zhuǎn)換斷層、馬努斯擴(kuò)張轉(zhuǎn)換帶、馬努斯擴(kuò)張中心、東南裂谷和南部裂谷。馬努斯微板塊位于馬努斯海盆的中部, 形狀也近似一菱形, 其邊界非常復(fù)雜: 北部邊界為馬努斯擴(kuò)張中心,東南邊界為南部裂谷, 東北邊界為Djaul轉(zhuǎn)換斷層, 西南邊界則為一擠壓構(gòu)造帶。Willaumez、Djaul、Weitin三大左旋轉(zhuǎn)換斷層為北西—南東走向, 呈左階雁列式分布。西側(cè)的Willaumez轉(zhuǎn)換斷層位于Willaumez隆起帶的東部邊緣, 而后者構(gòu)成了馬努斯海盆的西部邊界。東側(cè)的 Weitin轉(zhuǎn)換斷層從東南裂谷火山脊的最東端向東南延伸, 穿過了新愛爾蘭島的南端。馬努斯擴(kuò)張中心長(zhǎng)度約為120km,北東走向, 呈“S”形, 其南端向西彎曲, 東北端向東彎曲, 不發(fā)育轉(zhuǎn)換斷層及其他橫切斷層, 擴(kuò)張速率快, 南端的平均擴(kuò)張速率大于92mm/a。馬努斯擴(kuò)張轉(zhuǎn)換帶長(zhǎng)度約為 90km,北西走向, 東南端與馬努斯擴(kuò)張中心的西南端相接, 形成一個(gè)“V”形, 西北端與 Willaumez轉(zhuǎn)換斷層相連。南部裂谷為寬闊的斷裂帶, 發(fā)育一個(gè)水深超過 2400m 的地塹, 裂谷向西逐漸變窄。東南裂谷則位于Djaul和Weitin兩個(gè)轉(zhuǎn)換斷層之間, 由一系列地塹組成。

1.3 地球物理特征

1.3.1 重力場(chǎng)特征

沖繩海槽自由空間重力異常為北東走向,北部的空間異常變化較大, 在最北端發(fā)育北東向低異常圈閉; 中部空間異常值為20mGal,伴有高的正異常圈閉; 南部空間異常值為1～20mGal, 伴有低值圈閉(孟祥君等, 2015)。沖繩海槽的布格重力異常呈北北東走向, 北部異常較為平緩, 到南部變化較大, 形成以南部為中心、北北東走向的橢圓形異常圈閉; 深部布格重力異常在東海陸架與沖繩海槽的過渡地區(qū)變化較大, 形成北北東走向的異常梯度帶(江為為等, 2003)。

整個(gè)俾斯麥海的布格重力異常變化較小,異常值為150～180mGal, 向陸地逐漸減小。但是在Willaumez—馬努斯隆起帶和新漢諾威—馬努斯隆起帶兩個(gè)區(qū)域存在布格重力異常的低值, 異常值分別為 130mGal和 150mGal (Connelly, 1976)。馬努斯擴(kuò)張中心的自由空間重力異常隨水深的變淺而逐漸降低, 而均衡重力異常與其地形關(guān)系不大。南部裂谷的東部具有高的均衡重力異常值, 并且這種高異常值向東穿過Djaul轉(zhuǎn)換斷層一直延續(xù)到東南裂谷; 該異常高值區(qū)與東南邊緣島弧的異常低值區(qū)之間形成一條狹窄的重力異常梯度帶(Martinez and Taylor, 1996)。

1.3.2 磁力場(chǎng)特征

沖繩海槽的磁異常表現(xiàn)為北北東向的負(fù)異常, 南北段有塊狀正異常的疊加, 具有明顯的南北分段的特點(diǎn), 海槽南段以正磁異常為主, 北段則以負(fù)磁異常為主(孟祥君等, 2015)。在海槽軸部, 磁異常梯度大、頻率高(江為為等, 2003)。另外, 有學(xué)者提出在海槽的中南段存在條帶狀磁異常, 并將此作為海底擴(kuò)張的證據(jù)(Lee et al., 1980; Kimura, 1985; Sibuet et al., 1987; 梁瑞才等, 2001)。

俾斯麥海的磁力異常具有明顯的東西向展布趨勢(shì), 且在東部的馬努斯海盆區(qū)域表現(xiàn)為廣闊的負(fù)磁異常背景上疊加著強(qiáng)烈的正磁異常(Connelly, 1976)。在馬努斯擴(kuò)張中心附近存在條帶狀磁異常, 并且能夠與地磁轉(zhuǎn)向年表相對(duì)應(yīng)(Taylor, 1979), 最老的地殼對(duì)應(yīng)布容期和松山期之交, 推斷海底擴(kuò)張開始的時(shí)間約為0.78Ma(Martinez and Taylor, 1996)。

1.3.3 熱流特征

沖繩海槽的熱流值具有高且變化大的特征, 低者小于10mW/m2, 高者可達(dá)105mW/m2(Yamano et al., 1989; Kinoshita and Yamano, 1997)?？傮w而言, 高熱流值主要集中在海槽中段, 并沿海槽軸部分布, 熱流值多處于102～103mW/m2; 南、北段的熱流值相對(duì)較低,但局部也有高熱流分布(欒錫武和張訓(xùn)華, 2003)。如此高的熱流值, 可能與活躍的熱液活動(dòng)及巖漿作用有關(guān), 也表明了沖繩海槽現(xiàn)代構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈。由于缺乏馬努斯海盆的熱流數(shù)據(jù), 這里暫不予以介紹。

1.4 巖漿作用與熱液活動(dòng)

沖繩海槽的巖漿作用呈帶狀分布, 類型復(fù)雜, 總體上可分為 3種類型(Sibuet et al., 1998): ①?zèng)_繩海槽東部邊緣的島弧型巖漿作用, 由一系列海底火山及火山島組成, 屬于現(xiàn)今琉球島弧的火山前緣; ②當(dāng)前正在活動(dòng)的沖繩海槽弧后巖漿作用, 主要出現(xiàn)在海槽中部和南部的幾個(gè)雁列式分布的中央地塹中,火山巖的年齡一般小于 1Ma, 有些地塹有新鮮玄武巖噴出; ③斜切弧后火山帶, 一條位于海槽中部, 另一條位于海槽西南端, 可能分別與Daito海脊和加瓜海脊的俯沖有關(guān)。沖繩海槽的熱液活動(dòng)分布在中部和南部, 以中部居多(曾志剛, 2011)(圖2)。海槽中部的熱液區(qū)包括: ①夏島(Natsushima)84-1熱液區(qū), 位于夏島(Natsushima)84-1海丘, 是沖繩海槽第一個(gè)被發(fā)現(xiàn)的熱液區(qū); ②Jade熱液區(qū), 位于Aguni地塹東端的伊是名海洼; ③Minami- Ensei Knoll熱液區(qū), 位于Minami-Ensei海丘; ④Clam熱液區(qū), 位于伊平屋海脊東段北坡的海洼中;⑤伊平屋北熱液區(qū), 位于伊平屋北海丘。南部的熱液區(qū)包括: ①Hatoma Knoll熱液區(qū), 位于Hatoma海丘; ②Dai-Yon Yonaguni熱液區(qū), 位于海槽南端的Dai-Yon Yonaguni海丘; ③唐印熱液區(qū), 位于Yu hua海山。

馬努斯海盆內(nèi)巖漿作用活躍, 主要沿一系列裂谷及擴(kuò)張中心分布, 如東馬努斯海盆、南部裂谷、馬努斯擴(kuò)張中心、擴(kuò)張轉(zhuǎn)換帶及一些海山; 巖漿巖成分類型復(fù)雜, 包括島弧型巖漿巖、洋中脊型玄武巖(MORB)、弧后盆地玄武巖(BABB), 以及一系列中酸性火山巖(Sinton et al., 2003)。馬努斯海盆發(fā)育多處海底熱液活動(dòng)區(qū), 其分布在30～2500m的水深范圍內(nèi), 多數(shù)位于東馬努斯海盆, 少數(shù)位于馬努斯海盆的中部(曾志剛, 2011)(圖3)。馬努斯海盆中部的Vienna Wood熱液區(qū), 位于馬努斯擴(kuò)張中心的東北端, 煙囪體具有現(xiàn)代洋中脊熱液硫化物的特征。東馬努斯海盆的熱液區(qū)包括PACMANUS熱液區(qū)、Desmos熱液區(qū)及Susu Knoll熱液區(qū), 其中PACMANUS熱液區(qū)規(guī)模最大, 靠近 Pual海脊的頂部, 包括 Rogers Ruins、Roman Ruins、Snowcap、Maker 14、Satanic Mills和Tsukushi等熱液點(diǎn)(Binns et al., 2007)。

1.5 地殼結(jié)構(gòu)與地殼性質(zhì)

馬努斯海盆具有成熟的海底擴(kuò)張中心(Martinez and Taylor, 1996), 發(fā)育洋中脊特征的條帶狀磁異常(Taylor, 1979), 并有 MORB型玄武巖產(chǎn)出, 地球物理資料顯示, 馬努斯海盆的地殼具有類似洋殼的結(jié)構(gòu)(Connelly, 1976), 表明馬努斯海盆中已經(jīng)出現(xiàn)洋殼。然而, 沖繩海槽的地殼性質(zhì)仍存在爭(zhēng)議(張訓(xùn)華和尚魯寧, 2014)。為此, 可從兩方面分析沖繩海槽的地殼性質(zhì), 一是海槽的中部和南部地塹是否已出現(xiàn)洋殼, 二是海槽其他部分的地殼屬于厚度減薄的陸殼, 還是結(jié)構(gòu)、組成逐漸向洋殼轉(zhuǎn)化的過渡性地殼？

利用地球物理資料對(duì)沖繩海槽地殼厚度的估算結(jié)果表明, 海槽的地殼厚度從北向南逐漸變薄, 北部為21～28km, 中部為16～21km,南部為 13～20km, 與東海陸架(26～30km)和琉球島弧(20～30km)的地殼厚度相比, 海槽中部和南部的地殼已經(jīng)發(fā)生了明顯的減薄(張訓(xùn)華和尚魯寧, 2014), 這與廣角反射/折射地震探測(cè)揭示的沖繩海槽地殼速度結(jié)構(gòu)表現(xiàn)出南北差異一致(張訓(xùn)華和尚魯寧, 2014)。海槽北端地殼分為 4個(gè)主要的速度層(Ludwig et al., 1973; Iwasaki et al., 1990; Nakahigashi et al., 2004), 自上而下為 1.6～3.5km/s(沉積層)、3.5～ 5.0km/s(聲學(xué)基底層)、5.7～6.2km/s(上地殼層)和6.5～7.0km/s(下地殼層)。中段地殼也分為4個(gè)速度層: 1.6～3.2km/s(沉積層)、4.1～ 4.4km/s(聲學(xué)基底層)、～6.0km/s(上地殼層)和～6.8km/s(下地殼層), 但是沒有探測(cè)到下地殼的底界, 表明該地區(qū)可能存在地震波速較低的異常上地幔(李乃勝等, 1998)。海槽南部的地殼結(jié)構(gòu)存在較大的不均一性, 自上而下分為1.8～3.5km/s(沉積層)、4.5～4.9km/s(基底層)、5.8～6.4km/s(上地殼層)和 7.0～7.2km/s(下地殼層), 上下地殼的界限不明顯, 且從海槽邊部到中央, 地殼層明顯變薄, 而沉積層則具有明顯增厚的趨勢(shì)(Hirata et al., 1991)。總之, 沖繩海槽各段上部地殼結(jié)構(gòu)與東海陸架盆地的地殼結(jié)構(gòu)有相似性(欒錫武等, 2001), 但是中南段的下部地殼結(jié)構(gòu)表現(xiàn)出洋殼的特征, 如南部下地殼7.0～7.2km/s的速度層與輝長(zhǎng)質(zhì)巖層相當(dāng)(Christensen, 1978), 顯示沖繩海槽的地殼組成也在逐漸發(fā)生改變。從巖漿巖特征來看,沖繩海槽的玄武巖及中酸性巖的 Sr-Nd同位素組成明顯比陸殼巖石的 Sr-Nd同位素虧損,具有地幔來源的特征(Shinjo et al., 1999; Shinjo and Kato, 2000; 黃朋等, 2006b; Zeng et al., 2010)。這些火山巖在沖繩海槽廣泛分布(Yan and Shi, 2014), 其對(duì)應(yīng)的深成侵入巖及巖漿演化所形成的分異結(jié)晶相則可能構(gòu)成了沖繩海槽地殼的新生組分。以上內(nèi)容表明, 沖繩海槽的大部分地殼在厚度減薄的同時(shí), 地殼成分也發(fā)生了改變, 在地殼屬性上已不是傳統(tǒng)意義上的陸殼, 應(yīng)屬于過渡性地殼。

沖繩海槽中南段中央地塹的地殼雖然比正常大洋地殼厚度大, 但不能排除這些區(qū)域出現(xiàn)洋殼的可能性。另外, 地殼厚度也不是區(qū)分洋殼和陸殼的唯一標(biāo)準(zhǔn), 如大洋盆地中受地幔柱影響的某些地區(qū), 其洋殼厚度超過了18km(White et al., 1992)。一些學(xué)者認(rèn)為, 沖繩海槽中南段地塹中發(fā)育的磁異常條帶, 表明了這些地區(qū)已出現(xiàn)洋殼(Lee et al., 1980; Kimura et al., 1986; 梁瑞才等, 2001)。但是, 這些磁異常條帶也可能是由基性巖脈的侵入造成的, 而與海底擴(kuò)張無(wú)關(guān)(Sibuet et al., 1987)。因此,對(duì)于海槽內(nèi)是否出現(xiàn)洋殼仍需更多的地球物理和巖石學(xué)調(diào)查研究資料證明。

2 典型弧后盆地巖漿巖的成因

2.1 火山巖類型

沖繩海槽從北向南, 各區(qū)段的火山巖類型存在明顯差異。北段主要出露流紋巖和英安巖(Yan and Shi, 2014); 中段主要出露流紋巖和玄武巖, 伴有少量的安山巖(Shinjo et al., 1999; Shinjo and Kato, 2000); 海槽南段主要出露玄武巖或玄武質(zhì)安山巖(李巍然等, 1997; Shinjo et al., 1999; 馬維林等, 2004), 其南端主要分布中酸性火成巖(Chen et al., 1995; Chung et al., 2000)。

東馬努斯海盆受到俯沖帶和擴(kuò)張中心的雙重影響(Moss and Scott, 2001; Ortega-Osorio and Scott, 2001; Yang and Scott, 2002)。巖漿巖在組分上表現(xiàn)為玄武巖至流紋巖的連續(xù)序列(Binns and Scott, 1993; Yang and Scott, 2005),顯著區(qū)別于馬努斯擴(kuò)張中心的洋中脊型玄武巖(Kamenetsky et al., 2001)。

2.2 沖繩海槽火山巖年齡

確定弧后盆地火山巖的年齡對(duì)研究巖漿活動(dòng)的時(shí)代、旋回, 以及對(duì)探討弧后盆地的構(gòu)造成因和演化歷史具有重要意義。

對(duì)于沖繩海槽年輕的火山巖, 前人主要采用K-Ar法(Kimura et al., 1986; Ishikawa et al., 1991; 李巍然等, 1997; Zeng et al., 2010)和U 系組分測(cè)年法(陳麗蓉等, 1993; 黃朋等, 2006a)測(cè)定其年齡, 并劃分巖漿噴發(fā)期次。浮巖作為沖繩海槽內(nèi)分布最為廣泛的火山巖,其形成時(shí)代最年輕。陳麗蓉等(1993)用鈾系不平衡法成功測(cè)出了浮巖的年齡, 結(jié)果表明, 在距今大約7萬(wàn)年、3萬(wàn)年及1萬(wàn)年分別有巖漿噴發(fā), 說明從晚更新世到現(xiàn)在, 沖繩海槽存在著多次火山活動(dòng)。U系測(cè)年結(jié)果顯示, 海槽北部酸性浮巖的年齡為(17.7±2.1)ka和(88.7±5.9)ka,中部酸性浮巖的年齡為(53.7±3.6)ka和(55.4± 3.7)ka(黃朋等, 2006a), 酸性熔巖(流紋巖)的形成年齡為 0.22Ma(Kimura et al., 1986)和(0.112±0.019)Ma(Ishikawa et al., 1991)。海槽內(nèi)玄武巖形成年齡相比酸性浮巖較老, 海槽南部玄武巖的年齡主要為(0.505±0.453)Ma (Ishikawa et al., 1991)和0.37Ma(馬維林等, 2004),中部玄武巖的測(cè)年結(jié)果為(0.29±0.78)Ma和(0.42±0.19)Ma (Kimura et al., 1986), 以及(1.58± 0.42)Ma和0.3Ma(李巍然等, 1997)。用K-Ar法測(cè)得東海陸架北部邊緣玄武巖的年齡為 3.65～ 3.86Ma(Zeng et al., 2010), 顯示了沖繩海槽早期巖漿活動(dòng)及裂開的年代。此外, 由于菲律賓海板塊俯沖始于 8Ma(Hall, 2002), 暗示著現(xiàn)有對(duì)沖繩海槽巖漿活動(dòng)的年代學(xué)研究主要集中在弧后擴(kuò)張期后形成的火山巖, 這限制了我們對(duì)沖繩海槽初期構(gòu)造演化史的認(rèn)識(shí)。

2.3 巖漿起源

俯沖背景下形成的火山巖, 其巖漿物質(zhì)來源相對(duì)復(fù)雜, 不僅涉及上覆地幔楔, 且受到板塊俯沖組分的影響, 包括俯沖蝕變洋殼、深海沉積物(Plank, 2005)和俯沖流體, 甚至在巖漿上升過程中還可能混染了陸殼物質(zhì)。因此,研究巖漿源區(qū)的地幔類型及部分熔融程度,源區(qū)是否存在富集流體或沉積物的改造, 以及殼幔相互作用程度, 已成為理解弧后盆地火山巖成因的重要前提。

2.3.1 源區(qū)地幔類型

目前, 關(guān)于沖繩海槽火山巖的源區(qū)地幔類型仍存在不同看法。例如, 黃朋等(2006b)分析了沖繩海槽北段和中段火山巖的 Sr-Nd同位素組成, 認(rèn)為沖繩海槽巖漿物質(zhì)來源于PREMA地幔源區(qū)。Shinjo等(1999)研究了沖繩海槽玄武巖的Sr-Nd同位素特征, 表明海槽中段玄武巖的地幔源區(qū)具有E-MORB特征。馬維林等(2004)對(duì)比研究了海槽中部和南部的玄武巖, 提出海槽南部源于近虧損或富集型的地幔, 中部源區(qū)地幔性質(zhì)為過渡型。曾志剛等(2009)認(rèn)為, 沖繩海槽北部的玄武巖是由印度洋型地幔與富集的次大陸巖石圈相互作用形成的。Hoang和 Uto(2006)認(rèn)為, 太平洋MORB型地幔與EM Ⅱ型地幔物質(zhì)混合形成了海槽中部的源區(qū)地幔, 并受到少量或無(wú)EMⅠ型地幔物質(zhì)的影響。Yan和 Shi(2014)認(rèn)為,沖繩海槽西南段玄武質(zhì)巖石的源區(qū)地幔主要為虧損地幔(可能為印度洋 MORB型地幔),但受到了 EM Ⅱ型地幔物質(zhì)的影響, 而沖繩海槽中段源區(qū)地幔可能包含以下 3種地幔物質(zhì)的混合: DMM(印度洋型地?；烊玖藰O少量的太平洋型地幔)、EM Ⅰ和 EM Ⅱ型地幔,北段則主要為 DMM(PREMA型地幔)與 EMⅡ型這兩個(gè)地幔源區(qū)物質(zhì)的混合。

上述內(nèi)容表明, 沖繩海槽火山巖的源區(qū)地幔類型主要有虧損地幔和富集地幔兩種。其中, 虧損地幔主要包括印度洋型地幔和太平洋型地幔, 而富集地幔主要為EM Ⅰ和EMⅡ兩種類型。EM Ⅱ型地幔可能是隨菲律賓海板塊俯沖循環(huán)的深海沉積物造成了該源區(qū)的富集, 而 EM Ⅰ型地幔則是板塊俯沖脫水流體交代次大陸巖石圈形成的富集型源區(qū)地幔(Yan and Shi, 2014)。此外, 以上研究均基于沖繩海槽年輕的火山巖, 目前仍缺乏 8Ma以前及海槽基底的巖石樣品分析結(jié)果, 致使對(duì)菲律賓海板塊俯沖前該區(qū)域的地幔性質(zhì)尚不明確, 且沖繩海槽地幔楔本身是否就存在 EM Ⅰ和 EM Ⅱ型富集地幔, 還有待進(jìn)一步研究。不僅如此, 這種富集型地幔特征也有可能是巖漿在向上運(yùn)移過程中混染地殼物質(zhì)造成的, 而非板塊俯沖所挾帶的沉積物造成源區(qū)的富集, 即是否涉及源區(qū)混染和地殼混染的問題也需分析和辨別。為此, Chen 等(1995)曾利用87Sr/86Sr和 εNd與δ18O的混合模擬, 判別出龜山島安山巖是地殼混染而非源區(qū)混染, 且認(rèn)為虧損地?；烊?0%左右的地殼物質(zhì)即可形成沖繩海槽西南端龜山島的安山質(zhì)巖漿。

另外, 印度洋-太平洋型地幔是在西太平洋地區(qū)并存的兩大地幔域, 其最明顯的界線在澳大利亞-南極不整合線處(Australian-Antarctic Discordance)(Klein et al., 1988)。印度洋型地幔是虧損地幔(太平洋型地幔)受到大陸下地殼物質(zhì)不同程度混染而形成的(Escrig et al., 2004; Hanan et al., 2004; Meyzen et al., 2005), 其本身就是受俯沖流體交代過的地幔楔, 通過地幔對(duì)流的形式進(jìn)入洋脊的下方(Kempton et al., 2002)。因此, 印度洋型地幔是受過富集組分不同程度混染后的太平洋型地幔(李正剛, 2015), 所以相比于太平洋型地幔, 印度洋型地幔具有更高的87Sr/86Sr比值和更低的143Nd/144Nd比值(圖4; Hart, 1984; Mahoney et al., 1992)。如果源區(qū)是太平洋型地幔但受到俯沖組分的改造, 也可能表現(xiàn)出印度洋型地幔的“假象”, 這表明用Sr-Nd同位素組成區(qū)分兩種地幔比較困難, 遺憾的是, 目前對(duì)沖繩海槽火山巖的同位素組成研究主要集中于Sr-Nd同位素(孟憲偉等, 1999; Shinjo et al., 1999, 2000; 馬維林等, 2004; 黃朋等, 2006b)。此外, Nd-Hf同位素體系受俯沖組分影響較小, 是區(qū)分兩種地幔域最有效的手段(Hergt and Woodhead, 2007; Pearce et al., 2007), 而截至目前在沖繩海槽鮮有報(bào)道。與沖繩海槽玄武巖相比, 馬努斯海盆的玄武巖具有更高的143Nd/144Nd比值和更低的87Sr/86Sr比值, 落入印度洋型MORB區(qū)域附近(圖4見文后彩圖), 其鉛同位素組成具有印度洋型MORB和太平洋型MORB特征(圖5見文后彩圖), 暗示馬努斯海盆存在地幔的不均一性。而且, Beier等(2010)認(rèn)為, 東馬努斯海盆的巖漿源于印度洋型地幔和俯沖組分的混合, 其中俯沖源組分來自所羅門海洋殼(95%)和俯沖沉積物(5%)。

圖4 沖繩海槽、馬努斯海盆火山巖樣品 Sr-Nd 同位素圖解Fig.4 Nd and Sr isotopic compositions of volcanic rocks in the Okinawa Through and Manus Basin.沖繩海槽北部流紋巖引自Zeng et al., 2010; 沖繩海槽中部、南部玄武巖引自Shinjo et al., 1999; 海槽中部流紋巖引自Shinjo and Kato, 2000; 南部流紋巖引自陳祖興等, 數(shù)據(jù)未發(fā)表; 龜山島安山巖引自Chen et al., 1995; 馬努斯玄武巖引自Sinton et al., 2003; 地幔演化線引自DePaolo, 1981; O’Nions et al., 1977; DM、HIMU、EMI和EMII引自Zindler and Hart, 1986; 印度洋型MORB和太平洋型MORB引自Shinjo et al., 1999

2.3.2 地幔部分熔融程度

目前, 主要認(rèn)為沖繩海槽玄武質(zhì)巖石是來自部分熔融的上地幔物質(zhì)(翟世奎和干曉群, 1995; Shinjo et al., 1999; 馬維林等, 2004; 張家強(qiáng)等, 2000)。導(dǎo)致上地幔物質(zhì)發(fā)生部分熔融的原因主要有兩種: 一種類似于洋中脊地區(qū)地幔物質(zhì)的絕熱減壓熔融(McKenzie and Bickle, 1988), 如張家強(qiáng)等(2000)根據(jù)對(duì)海槽中段玄武巖及其堿性熔體包裹體的研究指出,造成海槽上地幔物質(zhì)部分熔融的因素主要是構(gòu)造條件, 即構(gòu)造裂隙引起的地幔物質(zhì)上涌,從而導(dǎo)致減壓熔融。另一種是由于板塊俯沖帶入或釋放的流體降低了地幔物質(zhì)熔點(diǎn)導(dǎo)致的部分熔融(Peate et al., 2001), 如于增慧等(2001)通過對(duì)浮巖巖漿包裹體的研究認(rèn)為, 造成海槽上地幔物質(zhì)部分熔融的因素主要是俯沖板片脫水。與此不同, Beier等(2010)認(rèn)為,馬努斯海盆巖漿形成的主要機(jī)制是減壓熔融作用, 而非俯沖流體誘發(fā)的部分熔融。

圖5 沖繩海槽、馬努斯海盆火山巖鉛同位素組成(Yan and Shi, 2014)Fig.5 Conventional Pb isotope diagram of the Okinawa trough and Manus basin volcanic rocks, modified by Yan和Shi(2014) (a)207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解; (b)208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解。沖繩海槽北部流紋巖引自Zeng et al., 2010; 中部玄武巖引自Hoang and Uto, 2006; 南部流紋巖(數(shù)據(jù)未發(fā)表); 琉球島弧玄武巖引自Shinjo et al., 2000; 龜山島安山巖引自朱秋紅, 2005; 馬努斯玄武巖引自Sinton et al., 2003; 底圖引自Yan and Shi, 2014

圖6 沖繩海槽玄武巖Zr-Nb/Y圖解Fig.6 Zr-Nb/Y diagram of basalts from the Okinawa Trough

目前, 對(duì)導(dǎo)致沖繩海槽上地幔物質(zhì)部分熔融的因素尚未統(tǒng)一, 但根據(jù)玄武巖中微量元素的模擬計(jì)算, 可對(duì)上地幔物質(zhì)的部分熔融程度有初步的認(rèn)識(shí)。從沖繩海槽玄武巖源自尖晶石二輝橄欖巖的部分熔融可見(圖6見文后彩圖), 南部玄武巖部分熔融程度(7%～ 18%)大于中部(6%～14%), 熔融壓力(深度)也大于中部(國(guó)坤, 2016)。中、南部玄武巖部分熔融程度的不同, 可能與擴(kuò)張程度的差異有關(guān)。在東馬努斯海盆, 巖漿巖受俯沖組分影響的特征顯著, 具有非常低的高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE)含量, 這些特征是輕微虧損地幔熔融形成的熔巖所不具備的, 因此其不可能是由相對(duì)虧損程度較低的地幔源區(qū)物質(zhì)熔融產(chǎn)生的(Sinton et al., 2003)。另外, 東馬努斯海盆巖漿巖較低的Y和Zr含量及其異常的Sr和Pb同位素比值等特征, 也不可能由低程度的上地幔物質(zhì)部分熔融作用形成(Sinton et al., 2003)。

2.3.3 俯沖組分的影響

弧后盆地的形成與板塊俯沖作用有關(guān)。一方面板塊俯沖作用導(dǎo)致了弧后地幔的次生對(duì)流, 從而引起弧后張裂, 形成弧后盆地; 另一方面俯沖板塊的脫水去氣作用促進(jìn)了上覆地幔物質(zhì)的部分熔融, 同時(shí)俯沖組分的加入改變了地幔楔的組成(國(guó)坤, 2016)。在沖繩海槽玄武巖微量元素平均值N-MORB標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上, 大離子親石元素(LILE, 如Ba、Rb、K、Sr)和Pb元素表現(xiàn)出富集的特點(diǎn), 而高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE, 如 Nb、Ta、Zr、Hf)呈現(xiàn)出虧損的特征(國(guó)坤, 2016), 這是受板塊俯沖作用影響的巖漿巖所具有的典型微量元素的分布模式(Pearce and Stern, 2006)。與沖繩海槽類似, 馬努斯海盆的巖漿巖也表現(xiàn)出相對(duì)于高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE)和稀土元素(REE)強(qiáng)烈富集 Pb和大離子親石元素(LILE)的特點(diǎn), 表明其地幔源區(qū)中也存在一定量的俯沖組分(Park et al., 2010)。

俯沖組分主要包括俯沖洋殼、俯沖流體及俯沖沉積物(Tatsumi and Takahashi, 2006; Ge et al., 2015)。首先, 可以排除俯沖洋殼對(duì)沖繩海槽和馬努斯海盆巖漿巖的直接貢獻(xiàn), 因?yàn)檠髿さ牟糠秩廴跁?huì)產(chǎn)生埃達(dá)克質(zhì)的巖石(Defant and Drummond, 1990), 目前在沖繩海槽和馬努斯海盆尚未有該類型巖石的報(bào)道。在206Pb/204Pb-207Pb/204Pb[圖5(a)]和206Pb/204Pb-208Pb/204Pb圖解[圖5(b)]中, 沖繩海槽玄武巖呈現(xiàn)出一個(gè)向EMⅡ型地幔演化的趨勢(shì)。EM Ⅱ型地幔與上部大陸地殼有親緣關(guān)系, 反映出沉積物的再循環(huán)(Shinjo et al., 2000), 也表明俯沖沉積物對(duì)沖繩海槽巖漿源區(qū)的貢獻(xiàn)。

對(duì)于如何鑒別俯沖流體與俯沖沉積物的貢獻(xiàn), 本文常采用不同活動(dòng)性質(zhì)的微量元素比值來示蹤, 如用Ba/La、Pb/Ce、Ba/Th比值(流體遷移元素/熔體遷移元素)識(shí)別含水流體,用 La/Sm、Th/Nd比值(熔體遷移元素之間的比值)識(shí)別沉積物熔體(Plank, 2005), 用Pb/Nb、Ba/Nb比值(俯沖遷移元素/俯沖不遷移元素)討論俯沖組分的加入程度(Pearce and Peate, 1995; Pearce et al., 2005; Elliott et al., 1997; 國(guó)坤, 2016)。Shinjo等(1999)研究發(fā)現(xiàn),與沖繩海槽中部玄武巖相比, 南部玄武巖受俯沖組分影響更大。Beier等(2010)認(rèn)為, 東馬努斯海盆巖漿存在俯沖沉積物的影響(圖7見文后彩圖), 且馬努斯海盆玄武巖受俯沖沉積物影響程度大于沖繩海槽玄武巖。

圖7 Ba/Rb-Nb/La俯沖組分判別圖解Fig.7 Ba/Rb vs. Nb/La of volcanic rocks沖繩海槽玄武巖引自Shinjo et al., 1999; 馬努斯玄武巖引自Sinton et al., 2003; 底圖據(jù)Wang et al., 2004

2.4 演化機(jī)制

巖漿演化方式主要有 3種: 結(jié)晶分異作用、同化混染作用及巖漿混合作用。對(duì)于沖繩海槽的玄武巖, 馬維林等(2004)認(rèn)為, 沖繩海槽中、南部玄武巖在巖石學(xué)、巖石化學(xué)方面的差異, 以及各自源區(qū)地幔性質(zhì)的不均一與各自的巖漿演化程度有關(guān), 且中部巖漿結(jié)晶分異程度較高, 同化混染較弱, 而南部巖漿結(jié)晶分異程度較弱, 同化混染較強(qiáng)。李巍然等(1997)研究沖繩海槽南部的橄欖拉斑玄武巖認(rèn)為, 其初始巖漿源自上地幔, 分異程度低,混染作用弱, 是沖繩海槽海底擴(kuò)張導(dǎo)致地幔物質(zhì)快速上涌的結(jié)果, 而海槽中部的玄武質(zhì)巖漿起源于上地幔尖晶二輝橄欖巖的部分熔融, 且?guī)r漿在上升過程中不同程度地受到地殼物質(zhì)的同化和混染作用(張家強(qiáng)等, 2000)。對(duì)于沖繩海槽的中酸性火成巖, 目前大多數(shù)學(xué)者支持其酸性火成巖和基性火成巖具有統(tǒng)一的巖漿物質(zhì)來源, 酸性火成巖是玄武質(zhì)巖漿結(jié)晶分異的產(chǎn)物(孟憲偉等, 1999; Shinjo and Kato, 2000; 于增慧等, 2004; 黃朋等, 2006b; Zeng et al., 2010), 其在演化過程中受到了不同程度的地殼混染, 如 Shinjo和Kato(2000)提出Ⅰ型流紋巖由玄武質(zhì)巖漿結(jié)晶分異而成, Ⅱ型流紋巖由玄武質(zhì)巖漿經(jīng)同化混染和分離結(jié)晶作用(AFC)形成, 且混染程度低; 黃朋等(2006b)認(rèn)為, 形成沖繩海槽北中部酸性火成巖的巖漿主要源于地幔, 且結(jié)晶分異作用是巖漿演化過程中最主要的地質(zhì)作用, 但巖漿不同程度地受到了上地殼與/或俯沖板片物質(zhì)的混入。此外, Zeng等(2010)研究認(rèn)為, 沖繩海槽北部的流紋巖是通過玄武質(zhì)巖漿混染地殼的富集組分形成的。

可見, 在沖繩海槽, 無(wú)論形成玄武巖還是流紋巖的巖漿都不同程度地受到了地殼混染的影響。對(duì)于火山巖記錄的明顯“地殼信號(hào)”,其形成機(jī)制可能有兩種: ①幔源巖漿在上升過程中混染了地殼的物質(zhì); ②隨著板塊俯沖下去的沉積物造成源區(qū)的富集, 即地殼混染與源區(qū)混染(James, 1981; Chen et al., 1995)。沖繩海槽巖漿演化中地殼混染扮演著不可或缺的角色, 而馬努斯海盆的巖漿活動(dòng)則以分離結(jié)晶作用為主(Beier et al., 2015)。

3 噴口流體與熱液柱的耦合關(guān)系

3.1 噴口流體

海底熱液噴口流體一般偏酸性, 溫度相對(duì)較高, 化學(xué)組成多樣, 明顯受深部來源物質(zhì)和海水的影響。按溫度可將噴口流體分為高溫(＞300°C)流體、中溫(100～300°C)流體和低溫(＜100°C)流體(Glasby and Notsu, 2003)。噴口流體的溫度變化范圍較大, 低可至 3°C(Von Damm, 1995), 高可達(dá)464°C。在西太平洋, 海底高溫?zé)嵋合到y(tǒng)主要出現(xiàn)在弧后盆地?cái)U(kuò)張中心(如勞海盆、北斐濟(jì)海盆、馬里亞納海槽和沖繩海槽), 其pH低至1.52。在勞海盆和馬努斯海盆中, 噴口流體在相對(duì)高溫的情況下具有高Cl濃度的特點(diǎn)。關(guān)于噴口流體的成因, 普遍接受的是海水與巖石或/和沉積物相互作用的產(chǎn)物, 其與巖漿的侵位深度、巖漿房及輸出物質(zhì)的物理化學(xué)特征、構(gòu)造格架和流體運(yùn)移的動(dòng)力學(xué)特征有關(guān)。

3.1.1 沖繩海槽噴口流體特征

沖繩海槽的熱液活動(dòng)區(qū)主要集中分布于斷裂構(gòu)造發(fā)育、巖漿活動(dòng)頻繁的中部。在熱液活動(dòng)區(qū), 流體一般沿海底的斷裂和裂隙噴出或涌出(翟世奎等, 2001)。伊是名海洼東北坡的 Jade熱液區(qū)被豐富的塊狀硫化物、硫酸鹽煙囪體或熱液丘狀體所占據(jù), 個(gè)別黑煙囪體噴出溫度高達(dá) 320°C的熱液流體, 含細(xì)粒的硫化物顆粒, 而大多數(shù)低溫(＜220°C)煙囪體中流出的是“清澈的”流體。位于伊平屋海脊東部的Clam熱液活動(dòng)區(qū), 清澈的熱液流體從煙囪體或熱液丘狀體(高 1～2m)的裂隙中溢出,最高溫度可達(dá)220°C。南奄西海丘熱液活動(dòng)區(qū)與 Jade熱液區(qū)相似, 分布著 3個(gè)較大的煙囪體群, 所噴出的熱液流體最高溫度為 280°C左右, 接近于當(dāng)?shù)睾Ｋ姆悬c(diǎn)285°C。Hatoma Knoll熱液區(qū)的流體溫度變化范圍為 195～ 236°C(Kishida et al., 2004)。

沖繩海槽的海底熱液流體中普遍富含Li、K、Rb、Ba、Mn、Fe、Zn、Pb、SiO2、H2S等多種組分, 為富含金屬元素的酸性高溫流體, 且含有較豐富的NH3, 反映出該熱液流體曾與沉積物中的有機(jī)質(zhì)發(fā)生過反應(yīng)。同時(shí), 沖繩海槽酸性火山巖與海水的相互作用使得熱液流體中的K相對(duì)富集(Sakai et al., 1990)。此外, 沖繩海槽噴口流體中CO2含量與Mg含量呈現(xiàn)出負(fù)的線性關(guān)系, 進(jìn)一步證實(shí)了該區(qū)存在巖漿去氣作用和流體-巖石相互作用。

Jade熱液區(qū)所噴出的熱液流體含有大量的CO2氣泡。其中, 86%的CO2氣泡為巖漿成因, 其余的來自硫化氫、甲烷及氫氣之間的平衡反應(yīng)。沖繩海槽熱液流體的87Sr/86Sr比值異常高, 接近于海水或海槽區(qū)的沉積物, 說明在熱液循環(huán)過程中, 除了熱液與基底火山巖的反應(yīng)外, 熱液在噴出海底之前還發(fā)生了與沉積物的蝕變反應(yīng)和與海水的混合作用。

Zeng等(2013)報(bào)道了沖繩海槽西南端龜山島熱液區(qū)的黃泉流體、白泉流體, 以及由兩泉流體分別噴出形成的熱液柱中硼(B)的含量和同位素組成。結(jié)果表明, 黃泉中的B含量從0mbsl(水平面以下米數(shù))的 4.01mg/L 到8.2mbsl的 4.52mg/L(圖8), 且黃泉(噴口流體溫度為 108°C)中 B的最大含量為 4.64mg/L, δ11B為 36.22‰±0.09‰。白泉中的 B含量從0mbsl(水平面以下米數(shù))的 3.97mg/L 到15.1mbsl的4.59mg/L(圖8), 且白泉(噴口流體溫度為51°C)中B的最大含量4.59mg/L, δ11B為33.27‰±0.22‰。

圖8 白色泉和黃色泉中從噴口流體到熱液柱的pH變化圖(Zeng et al., 2013)Fig.8 Variation of pH (a), boron concentration (b), and δ11B value (c) from hydrothermal fluid to plume in the white spring and the yellow spring (from Zeng et al., 2013) (a) pH變化圖; (b) B含量變化圖; (c) δ11B值變化圖

Wang等(2013)對(duì)龜山島熱液區(qū)熱液流體中pH和稀土元素的特征進(jìn)行了分析, 結(jié)果顯示, 龜山島黃泉流體的 pH較低, 白泉流體由于附近孔隙較發(fā)育, 導(dǎo)致其 pH高于黃泉流體。龜山島熱液區(qū)中熱液流體的∑REE濃度為813～1212ng/L, 熱液流體中 REE的富集反映了熱液流體與周圍巖石之間存在著相互作用,盡管如此, 實(shí)驗(yàn)研究表明, 熱液流體并未完全繼承宿主巖石中 REE的配分模式, 其組成主要受流體物理化學(xué)性質(zhì)(如溫度、pH、氧化還原組成、有效配體)、富含稀土元素礦物的沉淀和溶解、次生礦物形成, 以及礦物顆粒表面吸附等因素的控制(Wang et al., 2013)。

龜山島熱液區(qū)中黃泉熱液流體具有輕微的Eu負(fù)異常, 可能與其相對(duì)低溫(108°C)有關(guān)(Wang et al., 2013)。此外, 溫度是控制Eu3+/ Eu2+氧化還原電位的重要因素, 低溫更利于Eu以+3價(jià)的形式存在。而且研究表明, 低溫酸性流體(<120°C)中REE主要以3價(jià)自由離子的形式存在(Craddock et al., 2010)。因此,在低溫條件下, 龜山島熱液區(qū)黃泉熱液流體中的Eu和其他REE相同, 主要表現(xiàn)為+3價(jià),從而使得Eu異常減弱或幾乎消失。白泉附近的裂隙較為發(fā)育, 相對(duì)富氧的海水不斷下滲,與海底下的流體混合, 增強(qiáng)了流體的相對(duì)氧化性, 降低了流體的溫度, 從而使龜山島熱液區(qū)白泉流體的溫度(51°C)比黃泉流體更低, 處于相對(duì)氧化的狀態(tài), 致使白泉流體中的 Eu主要以+3價(jià)存在, 進(jìn)而導(dǎo)致無(wú)Eu異常(Wang et al., 2013)。

3.1.2 馬努斯海盆噴口流體特征

馬努斯海盆內(nèi)分布著 4個(gè)正在活動(dòng)的熱液區(qū)和 1個(gè)停止活動(dòng)的熱液區(qū)(Binns et al., 2007)。其中, PACMANUS (Papua New Guinea-Australia-Canada-MANUS)熱液區(qū)位于東馬努斯海盆西部, 是已知東南裂谷帶上最大的熱液區(qū), 分布著多個(gè)熱液活動(dòng)點(diǎn), 每個(gè)熱液點(diǎn)的直徑為100～200m。盡管PACMANUS熱液區(qū)各熱液點(diǎn)之間距離只有幾百米, 但是不同熱液點(diǎn)之間噴口流體的溫度、化學(xué)組成都有明顯的差異(Roberts et al., 2003; Reeves et al., 2011)。硫化物煙囪體噴口噴出的黑色-灰色流體的溫度為220～276°C, 且端元流體酸性非常強(qiáng)(pH=2.5～3.5, 25°C), 并具有較高的K/Ca比值, 其Mn、Fe、Pb的含量也較洋中脊熱液流體的含量高。同時(shí), PACMANUS熱液區(qū)噴口流體的鹽度也具有較大的變化范圍, 暗示流體經(jīng)歷了相分離過程, 表明煙囪體下部的溫度可能超過 350°C(Bach et al., 2003)。此外, PACMANUS熱液區(qū)噴口流體的呈現(xiàn)負(fù)值, 說明在 Pual火山脊下部有巖漿組分加入(Reeves et al., 2011)。某些噴口流體的pH(25°C, 2.6～2.7)較低, CO2含量較高(達(dá) 274mmol/kg),值(低至-2.7‰)較低, 均說明在巖漿演化過程中有酸性揮發(fā)分進(jìn)入熱液流體(Reeves et al., 2011)。

在東馬努斯海盆DESMOS熱液區(qū)則發(fā)現(xiàn)了富含硫酸鹽的低溫(88～120°C或120°C以上)酸性(pH≤2.1)熱液流體, 并在噴口附近觀測(cè)到了大量的硫酸鹽(≥32.8mmol/L, 高于其在海水中的值28mmol/L)和單質(zhì)硫沉淀, 且該處的熱液流體具有極低的 δD(H2O, -8.1‰)和δ34S(H2S, -5.6‰)值(Gamo et al., 1997), 顯示出巖漿中出溶的 SO2發(fā)生了歧化反應(yīng), 并與巖漿流體混合。此外, DESMOS熱液區(qū)中的熱液流體可能與陸上火山作用相關(guān)的酸性熱液流體的起源類似(Gamo et al., 1997)。而且, 與Mg含量為 0的典型熱液流體端元不同, DESMOS熱液流體中富含Mg(46～52 mM), 這可能是由于酸性流體使 Mg從鎂硅酸鹽礦物中溶解出來的結(jié)果。

3.2 熱液柱

熱液噴口噴出的熱液流體會(huì)以熱液柱的形式在海水中漂移一段時(shí)間。雖然每個(gè)熱液區(qū)的噴口流體化學(xué)特征不完全相同, 但共同點(diǎn)是這些噴口流體的物理化學(xué)性質(zhì)都明顯不同于周圍的海水。當(dāng)熱液流體夾帶周圍海水上升形成熱液柱時(shí), 雖然熱液流體被稀釋或者期間發(fā)生某些物理化學(xué)反應(yīng), 但熱液柱仍能顯示出與周圍海水明顯不同的化學(xué)特征(曾志剛, 2011)。熱液柱與周圍海水的不同主要表現(xiàn)為物理、化學(xué)方面的異常, 即溫度、鹽度、濁度異常, 以及NH4+、CH4、H2、Mn和Fe等異常。此外, 按照熱液柱能否形成中性浮力面, 可將其分為兩大類: 成熟熱液柱, 即深水熱液柱;非成熟熱液柱, 即不具中性浮力面的熱液柱。關(guān)于熱液柱的形態(tài), 一般認(rèn)為可呈橢圓體、透鏡體和不規(guī)則狀, 或者類似一個(gè)旋轉(zhuǎn)的透鏡或漩渦。

熱液柱的上升高度一般為 200～400m, 其結(jié)構(gòu)與噴口流體的活動(dòng)狀況及水深有關(guān)。在深水環(huán)境, 噴口流體持續(xù)噴出, 所形成的熱液柱具有典型的“頸”和“帽”結(jié)構(gòu); 若噴口流體階段性噴出, 加之不同階段的噴口流體在流速、流量和組成上有差別, 可使同一地段的熱液柱在“頸”和“帽”上呈現(xiàn)多層結(jié)構(gòu)。噴口流體噴出海底形成熱液柱后, 熱液柱與周圍海水在相互混合的同時(shí), 也會(huì)產(chǎn)生熱液柱的擴(kuò)散和旋轉(zhuǎn)運(yùn)動(dòng), 形成獨(dú)特的溫度、濁度、光透射和鹽度等物理特征, 并會(huì)對(duì)上覆水體產(chǎn)生影響,這種影響也可通過熱液柱的水體化學(xué)特征反映出來,如He同位素組成、CH4、NH4+、Mn和Fe含量等。此外, 影響熱液柱分布、擴(kuò)散的因素有很多, 主要為海流、Rossby半徑、熱液柱上升高度、潮汐流和海底地形等(曾志剛, 2011)。

3.2.1 沖繩海槽熱液柱特征

在沖繩海槽的調(diào)查采樣中, 曾分別對(duì)現(xiàn)代海底熱液噴溢點(diǎn)和附近非熱液噴溢點(diǎn)上方的水體進(jìn)行采樣?？梢钥闯? 熱液噴溢點(diǎn)上方海水中的Zn2+、Cd2+、Pb2+、Cu2+離子濃度明顯高于非熱液噴溢點(diǎn)上方水體中相應(yīng)離子的濃度。

沖繩海槽西南端龜山島熱液區(qū)白泉和黃泉熱液柱中B含量及其同位素研究(Zeng et al., 2013)的結(jié)果顯示, 白泉熱液柱 B含量(3.94～ 4.17mg/L)相對(duì)黃泉熱液柱(4.01～4.14mg/L)顯示出稍微大的范圍(圖9), 兩泉熱液柱中B含量均比遠(yuǎn)離龜山島熱液區(qū)海水中的 B含量(3.81mg/L)稍高。黃泉熱液流體中B含量范圍(4.10～4.64mg/L)大于白泉熱液流體中 B含量范圍(4.28～4.59mg/L)(圖9), 兩泉熱液流體中B含量都明顯高于周圍海水, 且兩泉噴口流體中的 B含量明顯高于各自對(duì)應(yīng)的熱液柱中B的含量(圖9)。不僅如此, 黃泉熱液柱中δ11B值為40.37‰±0.21‰, 白泉熱液柱中δ11B值為40.05‰±0.15‰, 兩種熱液柱中 δ11B 值相似,它們稍低于周圍海水中的 δ11B 值 40.05‰± 0.01‰。黃泉噴口流體中δ11B值處于36.22‰± 0.09‰與 36.84‰±0.11‰之間, 而白泉噴口流體中的 δ11B值范圍較寬, 為 33.27‰±0.22‰至36.73‰±0.24‰(圖9)。此外, 龜山島熱液區(qū)噴口流體和熱液柱中的B含量和δ11B值與東勞海盆擴(kuò)張中心噴口流體(B含量范圍: 5.49～ 11.99mg/L, δ11B值范圍: 17.4～30.2‰)相比, B含量和δ11B值范圍較小。

圖9 海底熱液系統(tǒng)中熱液流體和熱液柱中的B含量和δ11B值圖(Zeng et al., 2013)Fig.9 Boron concentrations and δ11B values of hydrothermal fluids and plumes from seafloor hydrothermal system (modified from Zeng et al., 2013) Y: 黃泉; W: 白泉; KST: 龜山島; EPR: 東太平洋海隆; MAR: 大西洋中脊; JdFR: 胡安德富卡洋脊;趨勢(shì)線表示熱液流體中δ11B值隨擴(kuò)張速率的減小而增大

3.2.2 馬努斯海盆熱液柱特征

馬努斯海盆分布著多處熱液活動(dòng)區(qū), 首次在東馬努斯海盆發(fā)現(xiàn)熱液區(qū)是基于熱液柱中異常的 CH4和3He含量。東馬努斯海盆的熱液柱呈現(xiàn)明顯的多層結(jié)構(gòu)(Gamo et al., 1993): 深層熱液柱水深約為 1700m, 淺層熱液柱水深約為 1100m, 中層熱液柱水深為1400m左右。熱液柱表現(xiàn)出CH4、Mn、Al、δ3He的正異常及pH的負(fù)異常, 但是不同深度的熱液柱具有不同的物理和化學(xué)特征。深層熱液柱具有更強(qiáng)的CH4、Mn、Al正異常(比背景值高約 100倍), 且其 pH負(fù)異常也更明顯(異常值約為-0.1)。深層熱液柱的CH4/Mn比值(0.02～ 0.05)比淺層熱液柱的CH4/Mn比值(0.29)低一個(gè)數(shù)量級(jí), 與全球其他地區(qū)的熱液柱相比, 該地區(qū)的深層熱液柱也具有較低的 CH4/Mn比值。同時(shí), 該區(qū)域深層熱液柱具有非常高的Al正異常, 甚至比TAG熱液區(qū)的熱液柱高兩個(gè)數(shù)量級(jí), Gamo等(1993)認(rèn)為, 其歸因于噴口流體具有非常低的 pH, 從而能夠溶解大量的Al, 而Resing和Sansone(1996)則認(rèn)為, 高Al異常與巖漿作用有關(guān)。不僅如此, 深層熱液柱還表現(xiàn)出溫度正異常, 異常最大值為0.03°C。而且不同時(shí)間的觀測(cè)結(jié)果表明, 深層熱液柱的存留時(shí)間較長(zhǎng), 至少可穩(wěn)定存在4年, 而淺層熱液柱的出現(xiàn)具有間歇性。Resing和Sansone(1996)認(rèn)為, 淺層熱液柱的間歇性出現(xiàn)與火山噴發(fā)或地震活動(dòng)有關(guān)。此外, 馬努斯海盆中部也存在深層熱液柱(約為2400m), 表現(xiàn)出CH4和Mn的正異常, 但是無(wú)Al和pH的異常。

3.3 沖繩海槽噴口流體與熱液柱之間的關(guān)系

3.3.1 熱液柱顆粒物對(duì)噴口流體與熱液柱關(guān)系的指示

已有研究表明, 熱液柱中顆粒物的粒徑變化范圍為<0.05μm 或0.05～59.5μm, 組成復(fù)雜, 可以由Fe-羥基氧化物、Fe氫氧化物、Fe氧化物、有機(jī)質(zhì)、碎屑礦物顆粒和富含多元素(Fe、Ni、Cr、Sr、Al、Cu、Zn、Si、K、Ca、S等)的顆粒物組成。熱液柱中的顆粒物主要有兩種形成過程: ①首先Fe和Cu元素以硫化物顆粒物的形式在上浮熱液柱中存在; ②隨后 Fe的氧化導(dǎo)致 Fe氫氧化物顆粒的形成(Edmond and German, 2004)。熱液柱中顆粒物的微量元素主要有初始噴口流體和周圍海水兩個(gè)來源(German et al., 2002), 這些元素可分成3類: ①親銅元素等以硫化物形式沉淀并在熱液柱中快速消失, 該過程是由于元素優(yōu)先沉降或者是由于氧化分解; ②在海水中主要以氧陰離子形式存在的元素與Fe氫氧化物共沉淀, 并表現(xiàn)出不變的元素/Fe比值; ③顆粒物活性元素, 如Be、Y、Th和REE, 與Fe的曲線表現(xiàn)出正彎曲, 表明這些元素從海水中被持續(xù)吸收到沉降的氫氧化物顆粒上(Klinkhammer et al., 1983; Olivarez and Owen, 1991; Rudnicki and Elderfield, 1993; Edmond and German, 2004), 指示了噴口流體與海水的混合。

3.3.2 沖繩海槽西南端龜山島熱液區(qū) B元素及其同位素對(duì)噴口流體與熱液柱關(guān)系的指示

Zeng等(2013)對(duì)沖繩海槽西南端龜山島熱液區(qū)噴口流體及熱液柱的研究發(fā)現(xiàn), 噴口流體pH范圍為2.29～5.11, 而熱液柱的pH范圍為5.51～6.15。熱液柱和噴口流體的pH明顯低于周圍海水的 pH (8.02), 且從海底噴口流體至海表面的熱液柱 pH顯示出增加的趨勢(shì)(Zeng et al., 2013)。熱液柱和噴口流體B含量與pH(R2=0.95～0.99, P<0.01)和δ11B(R2=0.91～ 0.97, P<0.01)呈顯著負(fù)相關(guān)。從噴口流體到熱液柱, pH、B含量和B同位素組成顯著相關(guān), B含量隨著pH的增加而減少, 這一關(guān)系暗示熱液柱δ11B/B和pH/B比值在從噴口處的流體到熱液柱的小距離范圍內(nèi)(<15m)處于一個(gè)穩(wěn)定的值, 表明熱液柱中B含量和 B同位素組成能夠用來描述海水環(huán)境中熱液柱化學(xué)組成的變化。

4 含金屬沉積物及其微生物群落結(jié)構(gòu)特征

4.1 含金屬沉積物特征

含金屬沉積物常分布于擴(kuò)張洋中脊兩翼或者軸部地區(qū), 以及正在發(fā)生海底熱液活動(dòng)或者以前產(chǎn)生過海底熱液活動(dòng)的區(qū)域, 其富含F(xiàn)e、Mn、Cu、Pb、Zn和 As, 虧損 Al和Ti(楊耀民等, 2011)。含金屬沉積物在各個(gè)大洋中均有分布, 以熱液活動(dòng)區(qū)為中心, 呈輻射狀分布于熱液區(qū)及其鄰近區(qū)域, 且含金屬沉積物在太平洋分布最廣泛, 厚度最大, 印度洋和大西洋次之, 北冰洋極少。

4.1.1 沖繩海槽含金屬沉積物

由于沖繩海槽的現(xiàn)代海底熱液產(chǎn)物類型及熱液流體的成分與其他海區(qū)(如洋中脊、勞海盆等)不同, 加之熱液系統(tǒng)的差異性, 以及沖繩海槽內(nèi)具有豐富的陸源、火山源和生物源沉積, 使得沖繩海槽的含金屬沉積物具有顯著特性。在沖繩海槽南部, 熱液柱中的Mn優(yōu)先進(jìn)入氧化相, 形成細(xì)粒富Mn的熱液沉淀物,并進(jìn)入沉積物中, 形成富Mn的沉積物(Hsu et al., 2003)。翟世奎等(2007)對(duì)沖繩海槽中部的沉積物進(jìn)行了地球化學(xué)研究, 結(jié)果表明, 沖繩海槽的海底熱液活動(dòng)導(dǎo)致其區(qū)內(nèi)沉積物中富集多種微量元素, 且Mn、Pb、Sb和Hg元素尤為富集。

4.1.2 西南太平洋含金屬沉積物

在西南太平洋弧后盆地(馬努斯海盆、北斐濟(jì)盆地和勞海盆)中, 含金屬沉積物稀少、厚度較薄, 且主要分布于熱液活動(dòng)區(qū)。同時(shí),由于非生物成因物質(zhì)的高沉積速率所產(chǎn)生的稀釋作用, 致使含金屬沉積物中熱液物質(zhì)含量低。以Al元素的沉積速率作為成巖物質(zhì)的指標(biāo), 那么其堆積速率可達(dá) 20～250mg/(cm2·ka),甚至更高(Walter et al., 1990; Daesslé et al., 2000; Daesslé and Cronan, 2002), 且西南太平洋中Al的沉積速率明顯高于東南太平洋含金屬沉積物的沉積速率, 東南太平洋的含金屬沉積物的平均沉積速率為1.75mg/(cm2·ka)。此外, 西南太平洋中熱液活動(dòng)區(qū)非碳酸鹽成因的沉積物中, Fe、Mn和其他元素的高含量(表1)與富含金屬元素的熱液流體相關(guān), 其與東太平洋海隆的含金屬沉積物相比, Fe、Mn和Cu含量較低。

表1 西南太平洋熱液活動(dòng)區(qū)非碳酸鹽成因的沉積物中的化學(xué)元素平均含量Tab.1 Average contents of chemical elements in carbonate-free matter of sediments from the areas of hydrothermal activity in the Southwest Pacific

4.2 微生物群落結(jié)構(gòu)特征

全球范圍內(nèi)洋中脊、弧后盆地, 以及陸內(nèi)裂谷中熱液活動(dòng)廣泛存在(吳世迎, 2000)。在西太平洋, 熱液活動(dòng)及熱液環(huán)境中的微生物得到廣泛關(guān)注。研究表明, 在熱液噴口周圍生活著密集的嗜熱微生物和超嗜熱微生物(Deming and Baross, 1993), 且不同區(qū)域微生物群落的種類及豐度不同。

4.2.1 沖繩海槽的微生物群落

前人對(duì)沖繩海槽微生物的研究做了大量工作。對(duì)沖繩海槽伊平屋北和脊部深海沉積物中細(xì)菌和古菌的多樣性研究發(fā)現(xiàn), 沉積物樣品中的微生物群落由細(xì)菌主導(dǎo), 其中變形菌門的多樣性最高, 隨后是綠彎菌門、厚壁菌門、酸桿菌門、放線菌門、芽單胞菌門和硝化螺旋菌門, 這些加起來占了總分類的64.6%。相比之下, 古菌的多樣性較低, 以奇古菌門為主, 占據(jù)了總分類的 22.9%(Zhang et al., 2015)。

4.2.2 馬努斯海盆的微生物群落

馬努斯海盆的熱液區(qū)不僅含有豐富的微生物類群, 且存在著未被認(rèn)識(shí)的新物種。格根塔娜(2010)對(duì)馬努斯海盆熱液區(qū)沉積物中細(xì)菌和古菌進(jìn)行了多樣性分析, 結(jié)果顯示, 熱液區(qū)沉積物中古菌含有8種類群, 以深海古菌類群(MBG-B)為主。細(xì)菌類群多樣性較高, 一共有15個(gè)門類, 包括變形菌門(Proteobacteria)、擬桿菌門(Bacteroidetes)、硝化螺旋菌門(Nitrospiraceae)、螺旋體門(Spirochaetaeeae)、芽單胞菌門(Gemmatimonadetes)、放線菌門(Actinobacteria)、綠彎菌門(Chloroflexi)、綠茵門(Chlorobi)、疣微菌門(Verrucomicrobia)、疣霉 菌 門 (Planctomycete)、 脫 鐵 桿 菌 門(Deferribacteres)及4個(gè)待定門類。其中, 變形菌門又包括 α-、γ-、δ-、β-和 ε-變形菌綱, 且以γ-和δ-變形菌綱為主。

深海熱液活動(dòng)對(duì)生物群落的存亡有著重要影響。海底熱液活動(dòng)呈現(xiàn)出階段性, 并且具有不穩(wěn)定性和突變性, 可能在短時(shí)間內(nèi)經(jīng)歷噴發(fā)或消亡過程(付偉等, 2005)。Suzuki等(2004)對(duì)西太平洋熱液已停止活動(dòng)的黑煙囪體樣品進(jìn)行了研究, 發(fā)現(xiàn)熱液停止噴發(fā)后, 構(gòu)成黑煙囪體結(jié)構(gòu)的硫化物能提供足夠的能量供一些化能自養(yǎng)微生物生長(zhǎng), 形成一個(gè)與先前黑煙囪體中熱液活動(dòng)時(shí)期不同的微生物群落, 因此推測(cè)黑煙囪體的細(xì)菌和古菌群落結(jié)構(gòu)在熱液噴發(fā)停止后發(fā)生了明顯改變(王麗玲等, 2008)。

5 熱液成礦和蝕變過程中的元素富集特點(diǎn)

通過總結(jié)沖繩海槽及馬努斯海盆巖石樣品的分布情況, 并利用統(tǒng)計(jì)方法對(duì)多金屬硫化物樣品中主成礦元素包括Cu、Pb、Zn、Au和Ag及REE等元素進(jìn)行分析和歸納, 初步總結(jié)了沖繩海槽和馬努斯海盆等弧后盆地?zé)嵋撼傻V和蝕變過程中的元素富集特征。

5.1 沖繩海槽熱液區(qū)金屬元素富集特征

在沖繩海槽熱液區(qū), 分布富Zn型、Pb-Zn型、Ba-Pb-Zn型、Si-硫化物型、Si-硫酸鹽型和Si-硫化物-硫酸鹽型等至少6種類型的熱液產(chǎn)物(曾志剛, 2011)。

曾志剛等(2009)對(duì)沖繩海槽 Jade熱液區(qū)的多金屬硫化物中主成礦元素進(jìn)行研究, 結(jié)果表明, 多金屬硫化物中 Zn、Pb、Cu和 Fe含量分別達(dá)到65%、6%、6%和19%, 且大多屬富Zn型硫化物(圖10)。同時(shí), 沖繩海槽Jade熱液區(qū)的多金屬硫化物具有相對(duì)高 Cd含量,低Al、Sr、Te、Ba和Tl含量, 以及Mn、Ag、Au、Hg和 Bi含量一致的特點(diǎn)。與東太平洋海隆21°N、13°N、16°43′S、7°24′S和1°50′S,胡安德富卡洋脊中南勘探者洋脊, 以及勞海盆的富Zn型硫化物相比, 沖繩海槽Jade熱液區(qū)的多金屬硫化物具有相對(duì)高Ag、Cd、Au、Hg和Bi含量, 低Cr、Co、Ni、Cs、Tl和U含量, 以及Mn、Sr、Ga、In和Ba含量一致的特點(diǎn)。此外, 沖繩海槽 Jade熱液區(qū)的多金屬硫化物具有較低的 Li、Be、Sc、V、Rb、Zr、Nb、Hf和Ta含量, 且遠(yuǎn)低于陸殼。

圖10 沖繩海槽Jade熱液區(qū)多金屬硫化物的Cu-Pb-Zn三角圖(曾志剛等, 2009)Fig.10 Cu-Pb-Zn triangle chart of polymetallic sulfide at Jade site in the Okinawa Trough (Zeng et al., 2009)

沖繩海槽 Jade熱液區(qū)的多金屬硫化物中元素之間存在相關(guān)性(曾志剛等, 2009)。例如,在以閃鋅礦為主的多金屬硫化物樣品中, Au與Fe、Sc呈正相關(guān)關(guān)系(R2>0.75), 與Zn、Cd呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(R2>0.84)(圖11), Ag與 Fe、Bi呈正相關(guān)關(guān)系(R2>0.93), 與 Zn、Ga、Cd、V呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(R2>0.83)(圖12)。在重晶石和黃鐵礦組合樣品中, Au、Ag的含量最高, 表明多金屬硫化物中的Au、Ag主要與Fe-硫化物有關(guān), 且低溫階段有利于Au、Ag的富集。另外,當(dāng)?shù)V物組合變化時(shí), 會(huì)對(duì)上述元素之間的相關(guān)性產(chǎn)生明顯影響。在以閃鋅礦為主的多金屬硫化物樣品中, Zn與 Ga、Cd呈正相關(guān)關(guān)系(R2>0.85), 與 Fe、Sc、Bi呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(R2>0.85)(圖13), 同時(shí), Fe與Sc、Bi呈正相關(guān)關(guān)系(R2>0.82)、與 Cd、Ga呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(R2>0.91)(圖14), 均表明Ga、Cd等元素主要存在于Zn-硫化物中, 而Sc、Bi等元素主要存在于 Fe-硫化物中。而且, 在礦物組成不同的樣品中, Fe與Bi及Zn與Cd之間均保持正相關(guān)關(guān)系(圖13, 圖14), 進(jìn)一步說明了Bi和Cd分別存在于 Fe-硫化物和 Zn-硫化物中(Axelsson and Rodushkin, 2001; Abraitis et al., 2004)。另外, 在沖繩海槽Jade熱液區(qū)以閃鋅礦為主的多金屬硫化物中, 稀有元素Zr、Nb、Hf、Ta與 Al元素之間均存在正相關(guān)關(guān)系(R2>0.89)(圖15), 且Hf與U和Mn元素之間也存在正相關(guān)關(guān)系(R2>0.81)(圖16)。礦物組合變化時(shí), 將對(duì)稀有元素Zr、Nb、Hf、Ta與Al元素之間, 以及Hf與U、Mn之間的相關(guān)關(guān)系產(chǎn)生明顯影響(圖15, 圖16)。

對(duì) Jade熱液區(qū)閃鋅礦的流體包裹體的研究表明, 均一溫度為 270～360°C, 鹽度變化不大。該流體可以使Pb、Zn、Fe和Cu等元素遷移, 導(dǎo)致在海底下網(wǎng)脈區(qū)形成復(fù)雜的黝銅礦/砷銅礦和含硫砷鋼礦(曾志剛, 2011)。

圖11 沖繩海槽Jade熱液區(qū)多金屬硫化物中Au與Fe、Sc、Zn、Cd的相關(guān)性1ppm=10–6, 下同F(xiàn)ig.11 Correlations between Au and Fe, Sc, Zn, Cd in polymetallic sulfide at Jade site in the Okinawa Trough

圖12 沖繩海槽Jade熱液區(qū)多金屬硫化物中Ag與Fe、Bi、V、Zn、Ga、Cd的相關(guān)性Fig.12 Correlations between Ag and Fe, Bi, V, Zn, Ga, Cd in polymetallic sulfide at Jade site in the Okinawa Trough

圖13 沖繩海槽Jade熱液區(qū)多金屬硫化物中Zn與Fe、Sc、Bi、Ga、Cd的相關(guān)性Fig.13 Correlations between Zn and Fe, Sc, Bi, Ga, Cd in polymetallic sulfide at Jade site in the Okinawa Trough

沖繩海槽 Jade熱液區(qū)多金屬硫化物的稀土元素組成中, 其輕重稀土元素分餾明顯, LREEs之間的分餾程度要比HREEs之間的分餾程度高, 具 LREEs富集程度相對(duì)較高的特點(diǎn)。結(jié)合硫酸鹽礦物(重晶石和硬石膏)的硫同位素組成測(cè)定結(jié)果, 表明沖繩海槽 Jade熱液區(qū)中含硫酸鹽礦物的多金屬硫化物形成時(shí),海水與流體相互作用, 可導(dǎo)致所形成的含硫酸鹽礦物的多金屬硫化物具有LREEs相對(duì)富集的特點(diǎn)(圖17)。此外, 沖繩海槽的伊平屋脊,煙囪體主要由碳酸鹽、硅酸鹽及少量硫化物組成, 呈黑色或白色。黑色富硫化物部分, 其REEs含量比白色部分高2～3個(gè)數(shù)量級(jí), 具有Eu正異常和 LREE富集的特征, 顯示出與無(wú)沉積覆蓋洋脊噴出的高溫流體相似的REEs特征。白色部分的Eu異常比黑色部分的大, 表明Eu2+比熱液流體中的3價(jià)REEs更活躍, 可以通過交代方解石晶格中的 Sr2+進(jìn)入煙囪體的白色部分中。碳酸鹽形成時(shí), 熱液流體中HREE含量可能比周圍海水的低, 導(dǎo)致煙囪體白色部分中的HREEs略低(Hongo and Nozaki, 2001)。

圖14 沖繩海槽Jade熱液區(qū)多金屬硫化物中Fe與Sc、Bi、Ga、Cd的相關(guān)性Fig.14 Correlations between Fe and Sc, Bi, Cd, Ga in polymetallic sulfide at Jade site in the Okinawa Trough

圖15 沖繩海槽Jade熱液區(qū)多金屬硫化物中Al與Zr、Nb、Hf、Ta的相關(guān)性1 ppb=10?9, 下同F(xiàn)ig.15 Correlations between Al and Zr, Nb, Hf, Ta in polymetallic sulfide at Jade site in the Okinawa Trough

圖16 沖繩海槽Jade熱液區(qū)多金屬硫化物中Hf與Mn、U的相關(guān)性Fig.16 Correlations between Hf and Mn, U in polymetallic sulfide at Jade site in the Okinawa Trough

5.2 馬努斯海盆熱液區(qū)金屬元素富集特征

在東馬努斯海盆的 PACMANUS熱液區(qū)中, 至少分布富 Cu型、富 Zn型、Ba-Zn-Pb型、Si-硫化物型和Si-硫化物-硫酸鹽型5種類型的熱液產(chǎn)物(曾志剛, 2011)。

圖17 沖繩海槽Jade熱液區(qū)多金屬硫化物的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化REE配分模式(曾志剛等, 2009)Fig.17 Chondrite-normalized REE patterns of polymetallic sulfide at Jade site in the Okinawa Trough (Zeng et al., 2009)海水和Jade熱液區(qū)塊狀硫化物的數(shù)據(jù)分別引自Piepgras和Jacobsen(1992)與曾志剛等(2001)的文獻(xiàn)報(bào)道

熱液產(chǎn)物中, 硬石膏具有富集 MREE和HREE, 以及變化的 Eu異常的特征。在PACMANUS熱液區(qū), 流體中逐漸增高的氟化物及增高的硫酸鹽濃度可能影響其REE的絡(luò)合, 同時(shí), 硬石膏中 REE的變化反映了流體中存在著巖漿揮發(fā)分(HF, SO2)的加入, 大部分硬石膏中沒有顯示出正Eu異常, 則表明該區(qū)流體比典型洋中脊熱液系統(tǒng)更加氧化, 而較大的REE含量變化及配分模式可能與流體組分的變化及 REE的絡(luò)合方式有關(guān)(Bach et al., 2003)。PACMANUS熱液區(qū)硬石膏中87Sr/86Sr值為0.7050～0.7086, Mg濃度為20μmol/L, Sr濃度與海水類似(Douville et al., 1999), 說明硬石膏是在熱液流體與海水(87Sr/86Sr= 0.70918)不同程度混合(2%～86%)的過程中形成的(Roberts et al., 2003)。

5.3 Cu、Au元素的富集規(guī)律

眾所周知, 不成熟弧后盆地中巖漿流體的出熔可以直接影響金屬元素, 如Cu、Ag等進(jìn)入海底熱液系統(tǒng), 且不同弧后盆地?zé)嵋簠^(qū)中的巖漿物質(zhì)供應(yīng)程度存在差異。Li等(2016)通過對(duì)馬努斯海盆 Eastern Ridge(ER)和勞海盆Valu Fa Ridge(VFR)中硫化物堆積體Cu和Au的富集特征進(jìn)行對(duì)比研究發(fā)現(xiàn), 當(dāng)大量金屬元素進(jìn)入出熔的蒸汽相時(shí), 可以產(chǎn)生富含金屬元素的巖漿流體(Jenner et al., 2010)。VFR地區(qū)缺乏 Cu-Au富集的硫化物堆積體是由于Cu-Au虧損的巖漿演化產(chǎn)生了較少的含金屬巖漿流體, 但是在ER地區(qū), 巖漿Cu-Au富集,因此有可能產(chǎn)生富含金屬元素的巖漿流體,從而形成Cu-Au元素富集的硫化物堆積體(Li et al., 2016)。

圖18 ER和VFR原始巖漿的氧逸度與S6+/∑S相關(guān)圖(修改自Li et al., 2016)Fig.18 Projection of oxygen fugacity (fO2) for the primary ER and VFR magmas in the S6+/∑S (modified from Li et al., 2016) VFR巖漿的氧逸度落入MORB和BABB的下限區(qū)域。根據(jù)S形成曲線(Jugo et al., 2010)計(jì)算的S6+/∑S值不超過0.42, 表明硫化物在流體中是主要相, 認(rèn)為Cu在VFR巖漿中的連續(xù)虧損是由硫化物從巖漿中連續(xù)遷移造成的

高的氧逸度可以有效避免硫化物的飽和程度, 從而成為Cu在演化巖漿中富集的主要因素(Li et al., 2016)(圖18)。由于沉積物的熔化在地幔中比在蝕變洋殼釋放的含水流體中表現(xiàn)出更為高效的運(yùn)輸氧化物的能力(Parkinson and Arculus, 1999; Evans and Tomkins, 2011),因此俯沖相關(guān)的巖漿由于大量沉積物的輸入應(yīng)具有較高的氧逸度。事實(shí)上, 這些巖漿與富Cu-Au硫化物堆積體的形成相關(guān)。例如, 與富Cu-Au硫化物堆積體相關(guān)的東馬努斯海盆(Binns and Scott, 1993)和南克馬德克群島(De Ronde et al., 2011)等。這些硫化物堆積體都臨近陸地并且在靠近海溝位置都有陸源沉積物不同程度的富集(Plank and Langmuir, 1998)。

水的含量和結(jié)晶壓力的結(jié)合是影響Cu元素富集的次要因素(Li et al., 2016)。由于 Cu元素的富集與斜長(zhǎng)石結(jié)晶同步, 而高的水含量和高壓抑制了斜長(zhǎng)石的結(jié)晶, 同樣也抑制了Cu在巖漿演化過程中的富集。因此, 淺的巖漿房與較深的巖漿房相比具有低的巖漿水含量和較低的壓力, 從而更有利于Cu的富集(Li et al., 2016)。

勞海盆和馬努斯海盆中Cu的行為具有顯著差別(Li et al., 2016)。在馬努斯海盆ER區(qū), Cu最初表現(xiàn)出不相容性, 而在富Cu巖漿流體中含量增加至最初的 5倍。相反, 在勞海盆VFR區(qū)巖漿中, Cu表現(xiàn)為相容性, 并隨巖漿演化含量逐漸減少, 產(chǎn)生貧Cu的巖漿流體。由于 Cu在兩個(gè)盆地中的不同行為, 導(dǎo)致 ER和 VFR中最初巖漿的氧逸度有所差別(Li et al., 2016)。硫化物在VFR巖漿分異早期階段就達(dá)到飽和, 而相對(duì)氧化的 ER巖漿由于 Cu在熔體中的遷移卻沒有經(jīng)歷早期硫化物飽和階段。初始巖漿的氧逸度不同, 可能是由沉積物熔體輸入地幔源區(qū)的不同導(dǎo)致的。另外, 研究發(fā)現(xiàn), 直到斜長(zhǎng)石結(jié)晶, Cu的含量才會(huì)發(fā)生顯著的增加, 表明高水含量和高壓抑制了斜長(zhǎng)石的結(jié)晶, 也不利于Cu在發(fā)生演化的氧化性巖漿中富集(Li et al., 2016)。

通過對(duì)馬努斯海盆和勞海盆中 Cu與 Au的行為進(jìn)行研究, 表明Cu和Au在巖漿演化過程中具有相似的行為特征(Li et al., 2016)。另外, 海底淺部巖漿房具有低的巖漿水含量,更可能產(chǎn)生 Cu-Au富集的巖漿流體, 從而形成富含Cu-Au的硫化物堆積體(Li et al., 2016),這對(duì)海底資源勘探具有一定的指示作用。

6 主要認(rèn)識(shí)

(1) 西太平洋邊緣海的形成和演化是國(guó)際重大科學(xué)問題, 也是深?？茖W(xué)研究的重要著力點(diǎn)之一。其中, 沖繩海槽和馬努斯海盆均是正在活動(dòng)的弧后盆地, 沖繩海槽處在弧后擴(kuò)張的早期, 而馬努斯海盆的擴(kuò)張程度較高,深入對(duì)比兩個(gè)弧后盆地的地質(zhì)構(gòu)造特征, 有助于揭示西太平洋弧后擴(kuò)張的早期演化規(guī)律。另外, 兩個(gè)弧后盆地的擴(kuò)張演化是多種地質(zhì)作用共同影響的結(jié)果。例如, 沖繩海槽的擴(kuò)張可能受到了菲律賓海板塊俯沖方向和速率的改變, 以及臺(tái)灣地區(qū)弧-陸碰撞等因素的控制,馬努斯海盆在雙俯沖帶背景下可能同時(shí)受到板塊旋轉(zhuǎn)形成的剪切構(gòu)造應(yīng)力的影響。不同控制作用的疊加造就了沖繩海槽和馬努斯海盆各自地殼結(jié)構(gòu)、擴(kuò)張階段、構(gòu)造特征、地球物理特征、巖漿活動(dòng)等方面的區(qū)域性差異, 這正是西太平洋弧后盆地體系構(gòu)造演化復(fù)雜性的一個(gè)縮影。正因如此, 沖繩海槽和馬努斯海盆已成為了解西太平洋弧后擴(kuò)張動(dòng)力學(xué)機(jī)制的天然實(shí)驗(yàn)室。

(2) 在沖繩海槽和馬努斯海盆, 俯沖背景下形成的火山巖巖漿的來源主要為虧損地幔端元物質(zhì)和富集地幔端元物質(zhì)的混合, 虧損地幔端元可以是DM、太平洋型地?；蛴《妊笮偷蒯? 富集地幔端元主要是由于俯沖組分的加入。在減壓熔融或板片脫水熔融的機(jī)制下,地幔楔發(fā)生部分熔融, 巖漿上升過程中發(fā)生分離結(jié)晶作用或有地殼的混染作用。同時(shí), 由于沖繩海槽與馬努斯海盆源區(qū)地幔的不均一性, 部分熔融程度的不同及受俯沖組分影響的差異, 導(dǎo)致同一弧后盆地不同區(qū)段同一類型巖石地球化學(xué)特征的不同。在以上基礎(chǔ)上,進(jìn)一步深入了解弧后盆地巖漿巖的成因有必要著重解決3個(gè)問題, 即巖漿的“源-運(yùn)-儲(chǔ)”問題。“源”, 即巖漿的起源, 對(duì)于弧后盆地主要是俯沖板片及板片之上地幔楔物質(zhì)的部分熔融; “運(yùn)”, 即“源”部分熔融所產(chǎn)生的巖漿, 其在上升過程中發(fā)生演化(分離結(jié)晶、同化混染或巖漿混合); “儲(chǔ)”, 則是巖漿噴出海底后能否“保藏”好, 是否存在蝕變及海水的影響。

(3) 沖繩海槽的噴口流體為富含金屬元素的酸性高溫流體, 其溫度普遍高于 200°C,可高達(dá) 320°C, 富含 Li、K、Rb、Ba、Mn、Fe、Zn、Pb、SiO2、H2S等多種組分, 并且含大量的 NH3和 CO2。沖繩海槽熱液噴溢點(diǎn)上方海水中的Zn2+、Cd2+、Pb2+、Cu2+離子濃度明顯高于正常海水。馬努斯海盆熱液區(qū)不同噴口的熱液流體, 其溫度、pH及化學(xué)組成具有較大差異。PACMANUS熱液區(qū)的流體溫度較高, 為 220～276°C, 酸性較強(qiáng)(pH=2.5～3.5, 25°C), 并具較高的K/Ca比值、Mn、Fe和Pb含量。DESMOS熱液區(qū)以富含硫酸鹽的低溫(≥88～120°C)、酸性(pH≤2.1)的熱液流體為特征, 并在噴口附近發(fā)現(xiàn)了大量的硫酸鹽和單質(zhì)硫沉淀, 其熱液柱則表現(xiàn)出CH4、Mn、Al、δ3He的正異常及pH的負(fù)異常特征。此外, 沖繩海槽西南端龜山島熱液區(qū)噴口流體和熱液柱中 B、δ11B及REE與周圍海水的不同, 其REE的相對(duì)富集反映了熱液流體與周圍巖石之間產(chǎn)生了相互作用, 且噴口流體噴出后與海水混合并不是迅速達(dá)到平衡, 而是需要以熱液柱的形式在海水中漂移一段時(shí)間, 其距離可達(dá)幾百米, 甚至上千米。

(4) 海底含金屬沉積物富含F(xiàn)e、Mn元素,構(gòu)成了獨(dú)特的物理、化學(xué)及生態(tài)環(huán)境, 孕育著獨(dú)特的微生物體系。沖繩海槽和馬努斯海盆的微生物群落呈現(xiàn)出一致性, 均表現(xiàn)為細(xì)菌多樣性高于古菌, 且由細(xì)菌主導(dǎo), 微生物種類有差異。

(5) 在沖繩海槽和馬努斯海盆均分布著富Zn型、Ba-Pb-Zn型、Si-硫化物型和Si-硫化物-硫酸鹽型熱液產(chǎn)物, 與其他海區(qū)的富Zn硫化物相比, 具高Ag、Cd、Au、Hg和Bi含量, 低 Al、Cr、Co、Ni、Sr、Te、Cs、Tl和U含量的特點(diǎn)。沖繩海槽 Jade熱液區(qū)多金屬硫化物中的元素之間存在相關(guān)性, LREEs富集程度相對(duì)較高。與沖繩海槽相比, 馬努斯海盆熱液產(chǎn)物中Pb和Au的含量相對(duì)較低。

7 研究展望

20世紀(jì) 60年代末以來, 科學(xué)家對(duì)西太平洋邊緣海盆開展了大量的調(diào)查研究, 取得了許多重要成果, 但仍有眾多研究工作亟待開展。

(1) 沖繩海槽和馬努斯海盆擴(kuò)張機(jī)制的研究包括以下幾個(gè)方面: ①菲律賓海板塊俯沖方向和速率的改變對(duì)沖繩海槽擴(kuò)張的控制作用; ②臺(tái)灣地區(qū)弧-陸碰撞對(duì)沖繩海槽南部擴(kuò)張的影響機(jī)制; ③沖繩海槽南北差異性構(gòu)造演化的控制因素; ④太平洋板塊與所羅門板塊俯沖對(duì)馬努斯海盆擴(kuò)張的控制作用。此外,爭(zhēng)取“國(guó)際大洋發(fā)現(xiàn)計(jì)劃”(IODP)航次的實(shí)施,獲取基底巖石樣品, 開展年代學(xué)與巖石地球化學(xué)研究, 并與地球物理解析相結(jié)合, 揭示弧后盆地的形成演化機(jī)理。

(2) 弧后盆地火山巖的鋯石 U-Pb年齡和非傳統(tǒng)同位素研究。一方面, 結(jié)晶鋯石可以確定火山巖的形成年齡; 另一方面, 如發(fā)現(xiàn)老的繼承鋯石, 將對(duì)確定弧后盆地基底的年齡、探討其形成歷史與演化過程具有重要意義。同時(shí), 開展沖繩海槽和馬努斯海盆火山巖的非傳統(tǒng)同位素(如Li、Ta等)研究, 可揭示俯沖過程中的殼-幔物質(zhì)循環(huán)過程, 有助于更好地理解弧后盆地火山巖的成因。

(3) 提高熱液噴口實(shí)時(shí)監(jiān)測(cè)傳感器的性能, 獲取高精度的原位噴口流體的組成和物理化學(xué)特征。在此基礎(chǔ)上, 通過實(shí)測(cè)資料和室內(nèi)數(shù)值模擬相結(jié)合, 揭示熱液柱的空間形態(tài)特征及變化過程。

(4) 含金屬沉積物是熱液活動(dòng)的產(chǎn)物之一, 其分布范圍廣泛, 富含 REE等有用元素,對(duì)其規(guī)模、資源潛力, 以及記錄的熱液活動(dòng)信息亟待進(jìn)一步調(diào)查掌握。同時(shí), 對(duì)含金屬沉積物中微生物的分布及多樣性進(jìn)行深入研究,發(fā)現(xiàn)新的微生物種類, 將有助于了解熱液環(huán)境下的生物地球化學(xué)過程。

(5) 調(diào)查弧后盆地多金屬硫化物的分布及規(guī)模, 分析熱液成礦系統(tǒng)中的物質(zhì)來源及元素富集規(guī)律, 揭示熱液成礦和蝕變過程中元素地球化學(xué)行為, 可為開發(fā)、利用海底多金屬硫化物資源提供研究支撐。

致謝 感謝參加HOBAB1、2、3和4航次所有船、隊(duì)員, 以及 973項(xiàng)目(典型弧后盆地?zé)嵋夯顒?dòng)及其成礦機(jī)理)組為采集樣品、數(shù)據(jù)和資料所作出的貢獻(xiàn)。

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Geological Tectonics, Magmatism and Seafloor Hydrothermal Activity in the Back-Arc Basins of the Western Pacific

ZENG Zhi-Gang1,2*, ZHANG Yu-Xiang1,3, CHEN Zu-Xing1,3, MA Yao1, WANG Xiao-Yuan1,2, ZHANG Dan-Dan1,3, LI Xiao-Hui1,3
(1. Key Laboratory of Marine Geology and Environment, Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China; 2. Laboratory for Marine Mineral Resources, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061, China; 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China) *Corresponding author, Email: zgzeng@qdio.ac.cn

The regional geological setting, magmatic rock, vent fluid, hydrothermal plume, metalliferous sediment and polymetallic sulfide of the Okinawa trough and the Manus basin in the western Pacific have been studied. The Okinawa Trough exhibits different tectonic and geophysical characteristics from the north to the south with crustal thickness decreases. The southern part of the trough shows variable gravity anomalies and linear magnetic anomalies, while the middle part owns the highest heat flow value. The gravity anomalies in the Manus Basin exhibit small variations while the magnetic anomalies show a pronounced E-W trend, and there exist linear magnetic anomalies near the seafloor-spreading center. Oceanic crust has already appeared in the Manus Basin, while the most part of the crust in the Okinawa Trough belongs to transitional crust, and oceanic crust probably appears in some grabens in the middle and southern part.The magma source of basalts from Okinawa trough and Manus basin are both formed by partial melting of mantle source and mixed with subduction composition. Intermediate-acid volcanic rocks with the same magma source of basalt, are products of crystallization differentiation of the basaltic magma. Compared to Manus basin volcanic rocks, volcanic rocks in the Okinawa trough are affected by different degree of crustal contamination.Vent fluid in Okinawa Trough is high temperature (up to 320°C), acid fluid and is enriched in metal elements (e.g., Mn, Fe, Zn and Pb). Concentrations of Zn2+, Cd2+, Pb2+and Cu2+in hydrothermal plume of Okinawa Trough are significantly higher than those in seawater. The Manus hydrothermal plume showed positive CH4, Mn, Al and δ3He anomalies and a negative pH anomaly. Compared with the vent fluid (220～276°C, pH=2.5～3.5) of PACMANUS hydrothermal field, the vent fluid of DESMOS hydrothermal field is lower temperature (88～120°C or ≥120°C) and more acid (pH≤2.1). The lower values ofand δD imply the mixing of acid volatile component and magmatic fluid. The distribution and element concentrations of the metalliferous sediments from the Okinawa trough and the Manus basin are different, and the microbial community in the metalliferous sediments from the two areas aslo are different. The hydrothermal products are divided into four types: Zn-rich type, Ba-Pb-Zn type, Si-sulfide type and Si-sulfide-sulfate type in the Okinawa trough and the Manus basin. The Pb and Au concentrations of the polymetallic sulfides in the Manus basin are significantly lower than those in the Okinawa trough.

Seafloor hydrothermal activity; magmatism; geological tectonics; Okinawa trough; Manus basin; back-arc basins

P738

10.12036/hykxjk20160725003

* 資助項(xiàng)目: 典型弧后盆地?zé)嵋夯顒?dòng)及其成礦機(jī)理(2013CB429700); 海底熱液活動(dòng)研究(41325021);熱液系統(tǒng)的物質(zhì)能量輸運(yùn)及其動(dòng)力學(xué)解析(XDA11030302);泰山學(xué)者工程專項(xiàng)(ts201511061); 青島海洋科學(xué)與技術(shù)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室“鰲山人才”計(jì)劃項(xiàng)目(2015ASTP-OS17)

① 通訊作者: 曾志剛, 男, 研究員, 從事海底熱液活動(dòng)研究。E-mail: zgzeng@qdio.ac.cn

2016-07-25, 收修改稿日期: 2016-07-30

沖繩海槽與馬努斯海盆玄武巖的巖漿是由源區(qū)地幔部分熔融產(chǎn)生的原始巖漿與板塊俯沖組分混合構(gòu)成。中酸性巖與基性巖具有相同的巖漿物質(zhì)來源, 是玄武質(zhì)巖漿結(jié)晶分異的產(chǎn)物。與馬努斯海盆火山巖相比, 沖繩海槽火山巖存在不同程度的地殼混染。

沖繩海槽的噴口流體為富含金屬元素(Mn、Fe、Zn、Pb)的酸性高溫(高達(dá)320°C)流體, 其熱液柱中的 Zn2+、Cd2+、Pb2+、Cu2+離子濃度明顯高于正常海水。馬努斯海盆的熱液柱呈現(xiàn)出 CH4、Mn、Al、δ3He正異常及 pH負(fù)異常的特征。與馬努斯海盆PACMANUS熱液區(qū)的噴口流體(220～276°C、pH=2.5～3.5)相比, DESMOS熱液區(qū)的噴口流體溫度(88～120°C或 120°C以上)相對(duì)較低, 酸性更強(qiáng)(pH≤2.1), 二者較低的和δD值表明, 巖漿演化過程中有酸性揮發(fā)分進(jìn)入巖漿流體。沖繩海槽與馬努斯海盆含金屬沉積物的分布及其元素含量特征具有差異, 相應(yīng)地, 兩個(gè)弧后盆地含金屬沉積物中的微生物群落也不同。沖繩海槽和馬努斯海盆熱液區(qū)均具富 Zn型、Ba-Pb-Zn型、Si-硫化物型和Si-硫化物-硫酸鹽型熱液產(chǎn)物。與沖繩海槽的多金屬硫化物相比, 馬努斯海盆中多金屬硫化物的Pb和Au含量較低。