88 ka以来冲绳海槽北部古环境演化：来自元素地球化学的证据

朱爱美，石学法，2*，邹建军，2，张辉，吴永华，2，刘焱光，2

(1.国家海洋局 第一海洋研究所 海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室，山东 青岛266061; 2.青岛国家海洋科学技术实验室 海洋地质过程与环境功能实验室，山东 青岛266061)

88 ka以来冲绳海槽北部古环境演化：来自元素地球化学的证据

朱爱美1，石学法1，2*，邹建军1，2，张辉1，吴永华1，2，刘焱光1，2

(1.国家海洋局 第一海洋研究所 海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室，山东 青岛266061; 2.青岛国家海洋科学技术实验室 海洋地质过程与环境功能实验室，山东 青岛266061)

对CSH1岩心全样沉积物样品进行元素地球化学分析，揭示了过去88 ka冲绳海槽北部沉积物成分、水动力条件及陆源碎屑物质源区风化历史。冲绳海槽北部碎屑沉积物母岩主要以长英质为主，在MIS 1期沉积物存在大量火山源物质。过去88 ka，沉积物源区风化程度较弱，但是自冰消期以来有逐渐增强的趋势。沉积物Zr/Nb比值表明在MIS 1期和MIS 5.1期水动力较为强烈，这与黑潮增强的时间一致，可能是指示黑潮强度的一个指标。冲绳海槽北部陆坡沉积物陆源碎屑贡献在低海平面时期显著增加，而在MIS 1和MIS 5.1期生源贡献显著增加。冲绳海槽北部沉积物成分变化明显受到黑潮和入海径流的调节，实际上受海平面和东亚季风的制约。

元素地球化学；黑潮；海平面；东亚季风；冲绳海槽北部

1 引言

海洋沉积物中生源和非生源成分变化分别反映了海洋表层生产力的输出及非生源物质的产生、搬运、沉积、埋藏等相关过程的变化，这与区域环境和气候密切相关。在长时间尺度上，理解沉积物中生源分和非生源组分变化是认识沉积层序的形成过程及开展地层模拟的基础。冲绳海槽毗邻东海陆架，是现代黑潮北上的必经通道，海洋沉积物中既富含源自周边大陆的风化碎屑物质也有源自海洋的生源成分。随着海平面、黑潮和东亚季风的变化，冲绳海槽沉积物生源和非生源组分必然发生显著的变化。但是在冲绳海槽北部关于沉积物组分性质、变化规律及其控制因素的研究报道仍然十分有限。

前人对冲绳海槽区域水文特征和碎屑物质来源及演化历史进行了大量的研究[1—9]，指出末次间冰期以来冲绳海槽表层水温、盐度、温跃层深度及碎屑物质源区与现今都存在显著的差异。在本项研究中，我们将冲绳海槽北部生源和非生源组分记录延长到88 ka，试图揭示冰期/间冰期旋回中冲绳海槽北部沉积过程对区域环境及气候变化的响应过程。

2 材料与方法

2.1 样品采集

CSH1 孔( 31°13.7′N，128°43.4′E)位于冲绳海槽北端，水深703 m，在现代对马暖流主流轴附近。国家海洋局第一海洋研究所1998年10月利用“向阳红09”号考察船采集了重力柱状岩心(图1)，岩心长17.3 m，。前人已经对该岩心中的浮游有孔虫、表层海水温度、盐度、花粉及古地磁进行了分析测试。基于AMS14C测年数据和有孔虫氧同位素比对方法，17.3 m长的CSH1岩心共恢复了87 ka以来的沉积记录[10]。依据年龄控制点，最高沉积速率为64.7 cm/ka，出现在H3事件期间，低沉积速率出现在海平面快速上升时期，如早全新世(距今12.3～7.5 ka，9.2 cm/ka)和MIS 4.22-MIS 3.3期(距今64～50.2 ka，7.4 cm/ka)，表明冲绳海槽北部陆源物质沉积通量在冰期/间冰期旋回尺度上发生了显著的变化。

图1 CSH1孔岩心位置及目前东海黑潮流系图Fig.1 The location of CSH1 core and the present Kuroshio and its branches in the East China Sea

2.2 实验分析

根据年龄框架，对132个全样样品中的22个主微量元素进行了分析。样品在冷冻干燥之前，仔细除去肉眼可见的生物碎壳，然后用玛瑙研磨成粉末。用于主微量元素分析的样品，在密闭的Telfon罐中经HF-HNO3消解后，采用ICP-OES(全谱直读等离子体发射光谱仪)和ICP-MS(等离子体质谱仪)在海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室进行分析。分析过程和方法已被广泛报道[11]。在实验分析过程中，采用空白样、GSD-9标准物质和重复样对分析过程进行质量监控。GSD-9分析结果表明，本文中待分析的22种主微量元素相对标准偏差皆小于5%。

3 结果

3.1 主微量元素

CSH1岩心中22种主微量元素含量及剖面分布趋势详见图2。与平均页岩相比[12]，CSH1岩心中，Ca、Sr、Na明显富集，其他元素贫化(见图2)。在火山灰层处，主微量元素含量呈现不同的趋势。在K-Ah火山灰层，Al、K、Ti、Y、Zr含量上升，而其他元素含量下降。在AT火山灰层，除Al、K等元素外，其他元素含量明显下降。在Aso-4火山灰层，除Ca、Sr、Na外，其他元素含量明显下降。上述结果一方面表明火山碎屑物质的稀释效应，另一方面也表明不同区域所喷发的火山物质成分存在差异。相关分析表明亲石元素、高场强元素之间都存在显著的正相关(Al、K、Mg、Fe、Ti、Cs、Li、Th、Cr、Nb、Ta等)，而与Ca和Sr存在显著的负相关(表1)，表明CSH1岩心沉积物中Ca、Sr来源与亲石元素和高场强元素存在差异，主要来自生物源，随后的因子分析也进一步佐证这一判断。Na与Al、K、Fe、Ti等亲岩元素之间无显著的相关性，这与Na元素在风化、搬运中首先被淋滤有关。高场强元素Y、Zr之间存在强相关性，但是与其他元素相关性较弱，表明与其他高场强元素和亲石元素的来源存在差异。

表1 CSH1岩心主微量元素相关分析表 (p<0.01)

续表

过去88 ka，CSH1岩心主微量元素含量发生剧烈的波动(见图2)。在MIS 5.1期，亲石元素与高场强元素含量逐渐减小，在MIS 5/4过渡期增加，并呈现相似的变化趋势，这与Ca、Sr含量增加的趋势相反，表明生源物质的稀释效应。在MIS 3、MIS 4期，亲石元素和高场强元素保持相对较高的含量。在MIS 2期，部分元素如Fe、Th、Zr、Nb、Y含量在LGM期显著增加，随后逐渐减小。为了剔除粒度和生源组分对元素含量的影响，在剔除火山灰层后，我们对元素含量进行标准化处理。由于Al是典型的碎屑元素，且与其他元素之间存在较强的相关性，选Al作为标准化元素。经标准化处理后(见图3)，元素/Al比值与其对应的元素含量相比，发生了显著的变化，尤其是在MIS 5.1期。

3.2 因子分析

为了揭示元素之间的内在联系，我们采用因子分析对这些元素进行归类。考虑到火山灰层的稀释效应，在进行因子分析时，将含有火山灰层的样品剔除。相关分析表明，P与所有本文中研究的元素无相关性或者相关性非常弱，因此在进行因子分析时也剔除了P。因子分析KMO检验值为0.9，且提取的公因子方差都大于0.7，表明因子分析结果可信度较好。

因子分析结果显示，3个因子累积方差贡献为89.7%，能够代表整个数据集的变化(见表2)。主因子F1方差贡献为38.9%，主要由正因子载荷Fe、Mg、Cr、V、Li、Be、Sc、Co、Ni、Nb、Cs和负因子载荷Na构成，表明这些元素主要富集在含铁的矿物中，而Na元素在风化迁移过程易于淋滤因此为负因子载荷。主因子F2方差贡献为38%，主要由Al、Fe、K、Ti、Li、Be、Cs、Ta和负因子载荷Ca、Sr构成。主因子F3方差贡献为11.2%，主要载荷为Y、Zr、Th。

4 讨论

4.1 元素来源及母岩性质

海洋沉积物中元素主要来自陆壳风化物质、生源物质及火山碎屑物质，并赋存在不同的矿物相中。因子分析表明，CSH1岩心中元素主要富集在3个不同的矿物相中：以F1因子为代表的富集在亲铁元素组成的矿物相中，以F2因子为代表的富集在黏土矿物相和自生组分相中，及F3因子代表的富集在重矿物相中。因子得分相关散点图显示(见图4)，CSH1岩心沉积物化学特征在不同时期存在显著的差异，表明不同时期沉积物组成发生了显著的变化。由于Al、K、Fe、Ti、Li、Sc、Co、Ni都为亲石元素，它们之间存在显著的正相关，且是F1因子和F2因子的主要载荷，因此CSH1岩心沉积物中上述元素主要来自陆源碎屑，即CSH1岩心沉积物主要成分以陆源碎屑为主。但是，在F2因子中，负因子载荷主要由Ca、Sr构成(表2)，表明其主要来自生源贡献，其值越低表明生源贡献越多。在末次冰消期和MIS 5.1期，F2因子得分减小，表明沉积物中生源贡献增多。F3因子时间序列剖面与F1和F2因子载荷呈现不同趋势，这与Th、Y、Zr主要富集在重矿物相中有关。

图2 CSH1孔中主微量元素时间序列剖面Fig.2 Time series of major and minor elements in core CSH1

表2 CSH1岩芯沉积物元素因子载荷矩阵(方差最大旋转)

Tab.2 Matrix of factor loading (Varimax rotation) of elements in core CSH1

公因子方差F1F2F3Al0 890 330 88-0 04Ca0 95-0 04-0 97-0 02Fe0 980 650 740 08K0 930 380 870 15Mg0 940 790 560 06

续表2

海洋沉积物碎屑组分与源区母岩性质密切相关。利用Roser 和 Korsch[13]提出的沉积物源区判别函数，基于主量元素对CSH1岩心碎屑物质源区进行了分析。结果显示，MIS 2至MIS 5期CSH1岩心碎屑物质主要来自石英质沉积物源区，MIS 1期则落入长英质火山岩源区，表明MIS 1期和其他时期沉积物贡献源存在差别(见图5)。同时我们也注意到，在MIS 3期的一个样品(采自AT火山层位)也落入长英质源区。前人曾指出，在全新世，冲绳海槽北部沉积物含有大量火山碎屑成分[14]。我们利用地球化学判别函数方法首次明确识别出火山碎屑组分。

除了主量元素，微量元素也可以提供源区母岩性质的线索。Cr、Sc多富集在基性和超基性岩中，Th主要富集在酸性岩中，而且在风化、剥蚀、搬运和沉积过程中他们未发生改变，基本保留了源区母岩的性质，是示踪源区母岩特征的良好指标[12]。Cr与Th/Sc相关散点图表明(见图5)，CSH1岩心沉积物碎屑组分更偏向于长英质，即沉积物碎屑组分母岩成分主要由富含SiO2的岩石组成，这与主量元素分析结果一致。由于CSH1岩心沉积物Th/Sc比值与长英质花岗岩更为接近，远小于中国东部花岗岩[15]，因此我们推测冲绳海槽北部碎屑沉积物母岩主要由长英质花岗岩组成。

图4 CSH1岩心主因子F1与F2相关散点图Fig.4 Scatter plots of main Factor 1 and Factor 2 in core CSH1

图5 CSH1岩心沉积物源区地球化学判别图。PAAS数据引自文献[12]，其他数据引起文献[15]Fig.5 Geochemical discrimination plots to obtain possible provenances of sediments for core CSH1. The data for PAAS and other mentioned data cited from reference[12] and [15]，respectively

4.2 碎屑物质源区风化

海洋沉积物中碎屑物质累积与物源区风化过程密切相关。大量的指数被用于评价风化过程，比如化学蚀变指数(CIA)[16]，化学风化指数(CIW)[17]、斜长石蚀变指数(PIA)[18]、Park风化指数(WIP)等[19]。在本项研究中，我们对上述不同的指数都进行了计算，其中PIA、CIW与CIA呈现一致的变化趋势，而WIP与CIA呈现显著的差异。这主要是由于在计算风化指数时，WIP主要考虑碱金属和碱土金属的移动，并假设Al可以移动，而CIA指数假设Al不能移动。对于不同风化指数的优劣我们暂不做评价，但是Price和Velbel[20]的研究显示，WIP最适合应用到母岩不均一的风化剖面中。在本项研究中，我们重点讨论CIA和WIP风化指数。计算结果显示，CSH1岩心中CIA指数小于65%，显示源区风化程度非常弱(见图6)。A-CN-K三角图表明，CSH1岩心沉积物成熟度非常低，即源区物质风化后即被输运至沉积区。在过去88 ka，CIA指数显示，MIS 2至MIS 4期风化蚀变指数高于MIS 1期和MIS 5.1期。WIP指数则与CIA呈现明显不同的趋势，在MIS 1期和MIS 5.1期显著增加。考虑到CSH1岩心沉积物成分发生了变化，而在CIA计算中，假设Al不发生迁移，而在WIP指数计算中，Al是可以发生迁移的，因此我们认为WIP更适合用于评价研究区风化强度。尽管如此，WIP指数也小于65%，这与CIA反映的源区风化强度较弱一致。由于CSH1岩心沉积物成熟度非常低，因此我们认为源区风化主要以物理风化为主。除A-CN-K图解外，Nesbitt 和 Young[21]还介绍了一种用于诊断以暗色矿物和浅色矿物为主的风化过程，A-CNK-FM图解(图6)。尽管该图不能计算风化趋势，但是显示CSH1岩心沉积物组分更靠近A-CNK边线，而非A-FM边线，即表明沉积物主要成分为长英质而非铁镁质，这与源区母岩性质分析结果一致。

图6 化学蚀变指数(CIA)及风化趋势(A-CN-K及A-CNK-FM)三角图。PAAS数据引自文献[12]，其他数据引起文献[15]Fig.6 Chemical index of alteration (CIA) and weathering trends on ternary plots of Al2O3-(CaO+Na2O)-K2O (A-CN-K) and Al2O3-(CaO+Na2O+K2O)-(Fe2O3+MgO)(A-CNK-FM). The data for PAAS and other mentioned data cited from reference [12] and [15]，respectively

图7 水动力分选及沉积物再循环效应评价图以及平均粒径vs Zr/Nb相关散点图. PAAS数据引自文献[12]，其他数据引自文献[15]Fig.7 Evaluation of sedimentary sorting and provenance by plots of Zr/Sc vs Th/Sc，Zr/Nb vs Th/Sc and scatter plot between mean grain size and Zr/Nb. The data for PAAS and other mentioned data cited from ref-erence [12] and [15]，respectively

图8 Th/Sc、Zr/Nb，WIP指数时间序列剖面，并与P.obliquiloculata(普林虫)丰度[10]、海平面[23]及中国东部石笋[24—26]曲线进行比较。灰色条纹指示意义与图2相同Fig.8 Time series profiles of Th/Sc，Zr/Nb and WIP and compared with [10]，P.obliquiloculata contents[10]，sea leve [23] and cave stalagmite [24—26]. Grey bars are the same as in Fig.2

4.3 水动力分选

除了源区母岩成分、风化过程会影响海洋沉积物中碎屑物质成分，在搬运过程中，水动力条件强弱，即沉积物分选也会影响沉积物中碎屑物质的组分。重矿物分选效应可以通过Zr/Sc和Th/Sc比值进行评价[22]。物源分析表明，碎屑沉积物主要源自富含石英的沉积物源区，在此我们尝试用Zr/Nb比值来反应冲绳海槽北部重矿物分异，即水动力分选过程。图7显示，Zr/Nb-Th/Sc所反应的水动力分选趋势与Zr/Sc-Th/Sc的一致。在全新世，CSH1岩心沉积物Zr/Nb比值显著高于MIS 2、3、4期的，表现出强水动力特征。但是，考虑到8 ka以来，沉积物中存在大量火山碎屑物质的贡献，因此这种富集可能与沉积物成分变化有关。冲绳海槽中部的研究表明，全新世以来，冲绳海槽存在来自黑潮搬运物质的贡献[4]。在冲绳海槽北部，增加的Zr/Nb比值与黑潮增强同时发生，因此这种富集可能与黑潮增强所引起的分选效应有关。我们还对沉积物平均粒径与Zr/Nb比值的关系进行了分析。结果显示，在粗颗粒沉积物中，Zr/Nb比值显著增加，同样的现象记录在MIS 5.1期和冰消期的样品中。我们将Zr/Nb比值与黑潮标志种普林虫丰度曲线进行了比对，尤其是在MIS 1期和MIS 5.1期，发现二者呈现一致的变化趋势，表明Zr/Nb比值与黑潮强弱密切相关。

4.4 冲绳海槽北部海洋环境演化

过去88 ka，CSH1岩心沉积物成分、元素化学特征发生了剧烈的变化，这与沉积物源区母岩成分、源区气候、碎屑物质扩散的水动力条件以及自生组分含量变化等过程密切相关，为此将我们的元素地球化学记录与已有环境和气候记录进行比对，包括与河流入海径流密切相关的石笋氧同位素所记录的东亚夏季风强度、海平面和反映黑潮强度的普林虫丰度。总体而言，过去88 ka冲绳海槽北部海洋环境在高海平面和低海平面时呈现显著不同的景象。

在MIS 5.1期，CSH1岩心Ca、Sr浓度显著增加，表明此时期冲绳海槽北部表层生产力勃发。沉积物Zr/Nb比值增加，表明黑潮增强。较高的海平面使得黑潮重新流经冲绳海槽北坡，并在爬升时，其所裹挟的粗颗粒物因动力减弱而沉降下来，较细的颗粒物质继续沿着黑潮流路向北运移。这一过程明显增加了冲绳海槽北部沉积物中粗颗粒组分的含量。此时期较高的表层海水温度为表层生产力的勃发创造了良好的条件。

在MIS 4期和MIS 3期，海平面持续下降，CSH1岩心沉积物中生源组分含量及Zr/Nb比值明显低于MIS 5.1期的，显示此时期冲绳海槽北部生产力下降，水动力减弱。这与CSH1岩心中黑潮标志种普林虫相对丰度及表层海水温度减小所指示的意义一致。此时期较低的WIP指数表明碎屑物质源区为干冷气候，风化程度较低(小于60%)。Th/Sc比值显示，在MIS 4期陆源碎屑组分显著增加，这与海平面下降、河口向冲绳海槽陆坡迁移相伴随，导致此时期陆源碎屑贡献增加。

在MIS 3期末期及末次盛冰期(LGM)，海平面显著下降。与这一过程相伴随，生源组分贡献继续减小，并在LGM期下降到最低值，表明此时期表层生产力发育进一步受到抑制；Th/Sc比值呈现逐渐增加的趋势，表明陆源贡献增多。与之相对应，此时期WIP指数显示风化强度增加。由于海平面较低，风化的碎屑物质，被河流直接输运到研究区，这与Th/Sc比值增加相对应。

末次冰消期以来，随着海平面的快速上升，生源组分(Ca、Sr含量)及Zr/Nb比值都快速增加，表明研究区生产力快速增加，黑潮动力增强，这与此时期海表温度快速上升，黑潮标志种普林虫丰度增加所展示的趋势一致。尽管此时期WIP指数与LGM期的类似，但是由于海平面的上升，河口逐渐远离冲绳海槽陆坡，陆源碎屑物质对冲绳海槽的贡献却逐渐减小。

8 ka以来，对马暖流发育成熟[9]，海平面与现今接近。Zr/Nb比值显示此时期冲绳海槽北部水动力增强，WIP指数则指示碎屑物质源区风化程度增强，表明源区可能为暖湿气候。尽管此时期沉积物中存在火山碎屑物质的贡献，但是Th/Sc比值显示碎屑贡献在全新世都增加，这也与此时期较高的海表温度及强风化指数相佐证。

5 结论

(1)冲绳海槽北部CSH1孔沉积物以陆源碎屑为主，但是自冰消期以来及在MIS 5.1期，生源贡献明显增加。陆源和生源组分含量的变化与黑潮和入海径流相关，实质上受海平面和东亚季风的调节。

(2)过去88 ka，冲绳海槽北部沉积物母岩性质主要为长英质，在MIS 1期沉积物存在火山源贡献。风化指数表明冲绳海槽北部沉积物源区风化程度非常弱，但是自冰消期以来有逐渐增强的趋势。

(3)Zr/Nb比值显示在MIS 1期和MIS 5.1期，冲绳海槽北部水动力明显增强，这与黑潮强度增加相对应，可能是指示黑潮强度的一个指标。

[1] Zheng Zhuo，Yang Shixiong，Deng Yun，et al. Pollen record of the past 60 ka BP in the Middle Okinawa Trough: terrestrial provenance and reconstruction of the paleoenvironment[J]. Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2011，307(1/4): 285-300.

[2] Xu Hongyan，Chang Fengming，Luo Yunli，et al. Palaeoenvironmental changes from pollen record in deep sea core PC-1 from northern Okinawa Trough，East China Sea during the past 24 ka[J]. Chinese Science Bulletin，2009，54(20): 3739-3748.

[3] Diekmann B，Hofmann J，Henrich R，et al. Detrital sediment supply in the southern Okinawa Trough and its relation to sea-level and Kuroshio dynamics during the late Quaternary[J]. Marine Geology，2008，255(1/2): 83-95.

[4] Dou Yanguang，Yang Shouye，Liu Zhenxia，et al. Provenance discrimination of siliciclastic sediments in the middle Okinawa Trough since 30 ka: constraints from rare earth element compositions[J]. Marine Geology，2010，275(1/4): 212-220.

[5] Jiang Fuqing，Li Anchun，Li Tiegang. Sediment pathway of the East China Sea inferred from an R-mode factor analysis of surface sediments in the Okinawa Trough[J]. Quaternary International，2011，230(1/2): 13-20.

[6] Xu Zhaokai，Li Tiegang，Chang Fengming，et al. Sediment provenance discrimination in northern Okinawa Trough during the last 24 ka and paleoenvironmental implication: rare earth elements evidence[J]. Journal of Rare Earths，2012，30(11): 1184-1190.

[7] Yamamoto M，Kishizaki M，Oba T，et al. Intense winter cooling of the surface water in the northern Okinawa Trough during the last glacial period[J]. Journal of Asian Earth Sciences，2013，69: 86-92.

[8] Kubota Y，Kimoto K，Tada R，et al. Variations of East Asian summer monsoon since the last deglaciation based on Mg/Ca and oxygen isotope of planktic foraminifera in the northern East China Sea[J]. Paleoceanography，2010，25(4): PA4205.

[9] Li Tiegang，Sun Rongtao，Zhang Deyu，et al. Evolution and variation of the Tsushima warm current during the late Quaternary: evidence from planktonic foraminifera，oxygen and carbon isotopes[J]. Science in China Series D: Earth Sciences，2007，50(5): 725-735.

[10] Shi X，Wu Y，Zou J，et al. Multiproxy reconstruction for Kuroshio responses to northern hemispheric oceanic climate and the Asian Monsoon since Marine Isotope Stage 5.1 (～88 ka)[J]. Climate of the Past，2014，10(5): 1735-1750.

[11] Zou Jianjun，Shi Xuefa，Liu Yangguang，et al. Reconstruction of environmental changes using a multi-proxy approach in the Ulleung Basin (Sea of Japan) over the last 48 ka[J]. Journal of Quaternary Science，2012，27(9): 891-900.

[12] Taylor S R，Mclennan S M. The continental crust: its composition and evolution[M]. Oxford: Blackwell Scientific Pub，1985: 328.

[13] Roser B P，Korsch R J. Provenance signatures of sandstone-mudstone suites determined using discriminant function analysis of major-element data[J]. Chemical Geology，1988，67(1/2): 119-139.

[14] 翟世奎，陈志华，徐善民，等. 冲绳海槽北部稀土元素沉积地球化学研究[J]. 海洋地质与第四纪地质，1996，16(2): 47-56.

Zhai Shikui，Chen Zhihua，Xu Shanmin，et al. Geochemical characteristics of rare earth element in the sediments of North Okinawa trough[J]. Marine Geology & Quaternary Geology，1996，12(2): 47-56.

[15] 迟清华，鄢明才. 应用地球化学元素丰度数据手册[M]. 北京: 地质出版社，2007.

Chi Qinghua，Yan Mingcai. The application handbook of geochemical element abundance[M]. Beijing: Geological Publishing House，2007.

[16] Nesbitt H W，Young G M. Early proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites[J]. Nature，1982，299(5885): 715-717.

[17] Harnois L. The CIW index: a new chemical index of weathering[J]. Sedimentary Geology，1988，55(3): 319-322.

[18] Fedo C M，Nesbitt H W，Young G M. Unraveling the effects of potassium metasomatism in sedimentary rocks and paleosols，with implications for paleoweathering conditions and provenance[J]. Geology，1995，23(10): 921-924.

[19] Parker A. An index of weathering for silicate rocks[J]. Geological Magazine，1970，107(6): 501-504.

[20] Price J R，Velbel M A. Chemical weathering indices applied to weathering profiles developed on heterogeneous felsic metamorphic parent rocks[J]. Chemical Geology，2003，202(3/4): 397-416.

[21] Nesbitt H W，Young G M. Formation and diagenesis of weathering profiles[J]. The Journal of Geology，1989，97(2): 129-147.

[22] McLennan S M，Hemming S，McDaniel D K，et al. Geochemical approaches to sedimentation，provenance，and tectonics[J]. GSA Special Papers，1993，284: 21-40.

[23] Culter K B，Edwards R L，Taylor F W，et al. Rapid sea-level fall and deep-ocean temperature change since the last interglacial period[J]. Earth and Planetary Science Letters，2003，206(3/4): 253-271.

[24] Wang Y J，Cheng H，Edwards R L，et al. A high-resolution absolute-dated late Pleistocene monsoon record from Hulu Cave，China[J]. Science，2001，294(5550): 2345-2348.

[25] Wang Yongjin，Cheng Hai，Edwards R L，et al. Millennial-and orbital-scale changes in the East Asian monsoon over the past 224，000 years[J]. Nature，2008，451(7182): 1090-1093.

[26] Yuan Daoxian，Cheng Hai，Edwards R L，et al. Timing，duration，and transitions of the last interglacial Asian monsoon[J]. Science，2004，304(5670): 575-578.

Paleoenvironment changes in the northern Okinawa Trough since 88 ka: evidences from element geochemistry

Zhu Aimei1，Shi Xuefa1，2，Zou Jianjun1，2，Zhang Hui1，Wu Yonghua1，2，Liu Yanguang1，2

(1.KeyLaboratoryofStateOceanicAdministrationforMarineSedimentologyandEnvironmentalGeology，FirstInstituteofOceanography，StateOceanicAdministration,Qingdao266061，China；2.QingdaoNationalLaboratoryforMarineScienceandTechnology，FunctionLaboratoryforMarineGeologyandEnvironment，Qingdao266071，China)

Based on the analysis of major and minor elements in bulk sediments of core CSH1，we reconstructed the changes of sediment components，hydrodynamic conditions and weathering history in the provenance of terrigenous materials over the last 88 ka in the northern Okinawa Trough. The results show that the lithology of parent rock of the terrigenous detritus is felsic，and the volcanic detritus contributes significantly to the sediment components during MIS 1. Over the last 88 ka，the weathering in the provenance of terrigenous detribus is weak (WIP<60%) but gradually increases since the last deglacial period. The Zr/Nb ratio indicates the hydrodynamic condition was much stronger during MIS 1 and MIS 5.1 in the northern Okinawa trough，a potential indicator of the strength of the Kuroshio，which occurs synchronically with the intensified Kuroshio. The terrigenous contributions significantly increased during lower sea level，while the biogenic contributions showed high values during MIS 1 and MIS 5.1. The sediment components are regulated by the Kuroshio and the runoff in the northern Okinawa Trough，which in fact are controlled by sea level and the East Asian Monsoon．

elemental geochemistry; Kuroshio Current; sea level; East Asian monsoon; northern Okinawa Trough

10.3969/j.issn.0253-4193.2015.06.006

2014-06-17；

2015-04-25。

中央级公益性科研院所基本科研业务费专项资金资助项目(GY0213G23)；国家自然科学基金项目(41206059，41420104005，40710069004)；亚洲大陆边缘“源—汇”过程与陆海相互作用(GAST-GEOGE-03)。

朱爱美(1982—)，女，江苏省南通市人，工程师 ，主要从事分析化学及海洋地球化学研究。 E-mail:zhuaimei@fio.org.cn

*通信作者：石学法。E-mail:xfshi@fio.org.cn

P736.4

A

0253-4193(2015)06-0058-12

朱爱美，石学法，邹建军，等. 88 ka以来冲绳海槽北部古环境演化：来自元素地球化学的证据[J].海洋学报，2015，37(6)：58—69，

Zhu Aimei，Shi Xuefa，Zou Jianjun，et al. Paleoenvironment changes in the northern Okinawa Trough since 88 ka: evidences from element geochemistry[J]. Haiyang Xuebao，2015，37(6)：58—69，doi：10.3969/j.issn.0253-4193.2015.06.006