冲绳海槽构造演化及其与岩浆、热液和沉积作用的关系：研究进展与展望

刘 伟， 孙钰杰， 郑涵月， 辛孟燃， 何 炜，魏 桐， 郭诗岳，陈思放， 刘雯文， 冯雨歌

南方科技大学 海洋科学与工程系，深圳 518055

俯冲背景下形成的沟-弧-盆体系是研究板块构造理论中板块俯冲和弧后扩张过程的天然实验室。其中弧后扩张盆地具有独特的大地构造位置和极其复杂的地球动力学过程，因此是研究板块俯冲和弧后扩张过程的理想场所（周祖翼等,2001; 潘桂棠等, 2012; Magni, 2019）。

冲绳海槽是一个典型的初始弧后扩张盆地，它由于菲律宾海板块向西北方向的欧亚板块俯冲而形成（金翔龙等, 1983; 吴自银等, 2004; 李家彪等, 2017）。其构造活动复杂，岩浆活动强烈，热液发育，沉积作用多变（尚鲁宁等, 2014; 宗统等, 2016; 曾志刚等, 2016; 窦衍光等, 2018; Zhao et al., 2019）。前人的研究多集中在构造、岩浆、热液或者沉积某一单一领域，本文结合前人的研究成果，在简述冲绳海槽复杂的构造过程的基础上，对冲绳海槽的构造演化与岩浆、热液和沉积作用的关系进行探讨，并对下一步在该区进行系统的地球科学研究工作做出展望。

1 地质背景

东海及其临区在构造上分为三隆两凹（图1），自西向东分别为浙闽隆起带、东海陆架盆地、钓鱼岛隆褶带、冲绳海槽和琉球岛弧隆起带。冲绳海槽地处东海大陆架东部，琉球岛弧西侧，南接台湾北部，北达日本九州岛。海槽全长大约1300 km，整体呈NNE走向，往南部渐变为NEE至E-W走向。北部水深较浅，北端深度仅几百米，南部水深较深，最深可达2324 m（许东禹等, 1997）。

吐噶喇海峡（断裂）和宫古海峡（断裂）将冲绳海槽分为北、中、南三段（金翔龙和喻普之, 1987）。各段构造格局不同。北段由西向东可细分为三个亚单元（Liu et al., 2016），分别为北缘陆架坳陷（Northern Frontal Continental Shelf Depression，简称NFD）、北部龙王隆起带（Northern Longwang Ridge，简称NLR）和吐噶喇坳陷（Tokara Depression，简称TOD）。中央段由南缘陆架坳陷（Frontal Continental Shelf Depression，简称SFD）、南龙王脊（Southern Longwang Ridge，简称SLR）和伊平屋坳陷（Iheya Depression，简称IHD）组成。南段则主要由海槽凹陷（Trough Depression，简称TRD）组成。海槽西侧为东海陆坡，宽度大约为11～70 km。东海陆坡北段坡度相对较平缓，中段坡度较陡直，南段则坡度不一，发育各种断块台地和海底峡谷（Yu and Lee, 1998；吴自银等, 2004; 赵月霞等,2011）。海槽中部为槽底，地形较复杂，分布着洼地、海山和海底平原。海槽东侧发育着琉球岛弧，岛弧西部为火山内弧，东部为非火山外弧。

冲绳海槽发育两组断裂带，一组平行海槽走向，为NE向，另一组垂直海槽走向，为NW向。NE走向断裂主要表现张性正断层特征，在海槽北部较发育，中断和南段则发育相对稀疏，NE走向断裂主要发育在沉积层中，缺少大型的深入基底断层。NW向断裂则规模较大，断面近平直，切割NE向断裂。

冲绳海槽的地层划分主要依赖于地震资料，Kimura和Masaaki （1985）将中北部海槽划分为5层。Park等（1998）则识别出海槽南部的7个主要地震单元。Liu等（2016）依据广泛发育的3个不整合面，将地层综合划分为4层：第四系海相层、上新统浅海沉积层、中新统滨海沉积层、前中新统声学基底层，3个不整合面从老至新代表了花东运动、龙井运动、琉球运动。

2 构造演化过程

地壳结构是构造演化研究的基础。前人对冲绳海槽的地壳结构做了大量探测工作（Vajk, 1964;金翔龙等, 1983; 李乃胜等, 1990; 喻普之等, 1989;周祖翼等, 2001; 江为为等, 2002, 2003; 郝天珧等,2004; 韩波, 2008; 尚鲁宁等, 2014; 张训华等, 2014;孟祥君等, 2015），发现冲绳海槽地壳厚度相对于东海陆架和琉球岛弧明显减薄，海槽地壳北厚南薄。北部厚约27 km；南部厚度大都小于20 km，局部仅13 km；中部未探测到莫霍面，但下地壳内的异常低速表明下地壳已经受到破坏。Yan和Shi（2014）通过对冲绳海槽的岩浆岩研究，认为海槽北部处于陆壳拉伸阶段，中部处于裂谷阶段，而南部已进入初始海底扩张阶段。根据冲绳海槽重力场特征、地震反射特征、海底磁异常特征和玄武岩特征，张训华等（2014）认为冲绳海槽的大部分地壳性质属于减薄的陆壳，南部可能出现洋壳。冲绳海槽中南段发育的磁异常条带显示出洋壳特征（Lee et al., 1980）。但是这些磁异常条带也可能是基性岩浆沿断裂带侵入造成，而与海底扩张形成的洋壳无关（Sibuet et al., 1987）。

图1 冲绳海槽及邻区构造格架图（修改自 Liu et al., 2016）Fig.1 Structural map of the Okinawa Trough and adjacent regions (modified from Liu et al., 2016)

从大的构造格局看，冲绳海槽是东海的一部分，其形成演化自然受控于东海的构造演化。在早白垩世之前, 华南大陆东缘为古太平洋，而不是现今的陆缘海。侏罗纪—早白垩世，古太平洋向欧亚大陆俯冲，在华南东缘形成安第斯型陆缘，在现今表现为闽浙中生代岩浆岩带。晚白垩世至中始新世，太平洋板块转为NNW向运动，华南陆缘及东海处原始的陆架海处于被动陆缘阶段，即陆缘海诞生。中始新世以来，太平洋板块的俯冲方向发生变化，由NNW转向NWW，太平洋在华南东缘东海处的俯冲重新开始，形成老的沟-弧-盆体系。中中新世以来，东海进入区域沉降，菲律宾海板块与华南东缘发生碰撞，古琉球岛弧开始发生裂离，形成钓鱼岛隆褶带和现今的琉球岛弧，冲绳海槽作为新的弧后盆地也随之形成（李家彪等, 2017）。

冲绳海槽处于弧后扩张的早期阶段，但具体到冲绳海槽的构造演化史，有诸多争论。金翔龙等（1983）和Lee 等（1980）认为冲绳海槽形成于晚中新世，其主要构造演化过程为隆升（中晚中新世）、开裂（中新世—上新世）、张裂（上新世—更新世）和扩张（全新世）。Kimura（1985）和Sibuet 等（1987）认为冲绳海槽形成于更新世。尚鲁宁（2014）总结了上述两种观点，认为这一争论的原因在于冲绳海槽南北构造存在差异，冲绳海槽现今还未演化成统一的扩张中心，南北海槽的构造演化是不同步的。北—中部裂陷作用始于中新世中晚期（Lin et al., 2005； Gungor et al., 2012）；而南部裂陷主要开始于第四纪（Park et al., 1998; Wu et al.,2007; Shang et al., 2017）。

对于冲绳海槽中—北段，早中新世之前存在统一的东海陆架东缘古隆起（图2）。早中新世菲律宾海板块的俯冲作用诱发古隆起产生了构造薄弱带，为后续的断陷作用奠定了基础。中中新世，沿先前的构造薄弱带发生断陷作用，断裂带产生的岩浆活动，形成了古龙王火山弧隆起带。晚中新世，断陷向东跃迁，古龙王火山弧隆起带成为残留弧，西侧的断陷盆地为弧后盆地。上新世至今，海槽东部的琉球火山前锋带（火山内弧）形成大规模岩浆作用，西部的断陷活动减弱，但未完全停止（Gungor et al., 2012; 尚鲁宁, 2014）。

对于冲绳海槽南段，中中新世之前同样存在统一的古隆起（图2）。中中新世，菲律宾海板块向欧亚板块俯冲，造成古隆起抬升并发生剥蚀，形成中晚中新世区域不整合面，同时产生构造薄弱带。晚中新世，沿构造薄弱带产生初始的裂陷作用。但该裂陷作用持续到上新世便发生停止而与东海陆架一起区域性沉降。上新世末—更新世初，随着俯冲的进行，冲绳海槽南段发生热隆升，并波及东部的琉球岛弧和西部的东海陆架。更新世至今，海槽沿先前隆升作用产生的构造薄弱带和断层，发生快速裂陷和扩张，并产生大规模岩浆活动（尚鲁宁, 2014）。

关于冲绳海槽南北构造演化差异的原因，可能与菲律宾海板块南北俯冲差异和台湾碰撞造山作用有关。菲律宾海板块向琉球岛弧俯冲时，北部的俯冲方向垂直于海沟走向，而南部则存在较大的平移分量，为斜向俯冲。就俯冲速率而言，俯冲北慢南快；就俯冲深度而言，北部的俯冲深度要大于南部的俯冲深度。这就导致海槽南部的地壳相对北部，更容易向海底扩张形成的洋壳方向发展。台湾造山作用虽然有“弧-陆碰撞”模型（Ho et al., 1986; Teng et al., 1990, 1996; Huang et al.,1992, 1997, 2000）和“弧-弧碰撞”模型（Hsu and Sibuet, 1995; Hsu et al., 1996; Sibuet et al., 1997）。但无论哪种模型，都不否认台湾的碰撞造山作用一方面抑制了海槽的向西前展，另一方面引起的块体旋转则加速了海槽南段的被动张裂。此外，加瓜海岭和大东海岭的俯冲（Sibuet et al.,1998）、加瓜海台的碰撞（尚鲁宁, 2014）也对南北构造演化造成了影响。

图2 冲绳海槽南北构造差异演化模式图 （据尚鲁宁，2014）Fig.2 Tectonic evolution of the northern and southern Okinawa Trough

3 构造与岩浆作用关系

3.1 冲绳海槽岩浆岩发育特征

冲绳海槽火成岩主要有流纹岩、英安岩、安山岩及玄武岩四大类。火成岩分布具有地域差异性。海槽北段火山岩出露流纹岩或英安岩等酸性岩石，分布较散。海槽中段火山活动最为发育，流纹岩、英安岩、安山岩及玄武岩都有出露，且分布集中。而海槽南段出露的岩石主要为玄武岩或玄武质安山岩等较基性的岩石（黄朋等，2006）。虽然海槽的火山岩类型复杂，但总体以基性玄武岩和酸性（流纹）英安岩为主（国坤等， 2016）。冲绳海槽玄武岩和玄武岩玻璃大都位于靠近拉斑玄武质岩系的一侧和钙碱性的交界处（宗统等, 2016），这说明冲绳海槽兼具大洋中脊岩浆特征和弧后盆地岩浆特征，因而同时具有大洋拉斑玄武岩和弧后盆地钙碱玄武岩的双重性质。冲绳海槽的酸性浮岩可定名为流纹英安岩或流纹岩，其具有一定的岛弧环境特征，但是与岛弧玄武岩不具有成因联系（国坤等, 2016）。

关于海槽岩浆岩的地幔源区、俯冲物质贡献和岩浆演化模式，一直是学术界研究的热点。国内科学家对海槽岩浆岩的研究始于20世纪80年代对柱状岩心中浮岩的研究。翟世奎等（1986,1994）通过对浮岩的斑晶矿物学特征的分析，认为灰白色浮岩岩浆是源于地幔的拉斑玄武质岩浆经结晶分异和地壳混染形成的，岩浆活动有自酸性向基性演化的趋势。国外科学家特别是日本学者也做了大量工作。Shinjo等（1999, 2000）认为海槽存在E-MORB型地幔源区；火山岩具有双峰式的分布特征，其中流纹岩分为两种类型，1型流纹岩为玄武质岩浆分离结晶后产生的，2型流纹岩则受到了地壳混染作用。Ishizuka等（1990）认为岩浆源区有可能从岛弧型地幔转变到N-MORB型地幔。最近几年，中国科学家在冲绳海槽的研究中取得了较大进展。Guo等（2016, 2017, 2018a,b）认为海槽岩浆岩的地幔物质来源于多个地幔端元，既有亏损地幔端元，也有富集地幔端元。海槽南端酸性岩受地壳污染程度大于海槽中北槽段。海槽的岩浆房为双层结构（浅部岩浆房和深部岩浆房），岩浆经历了多级分异演化。Zhang等（2019）认为俯冲组分对冲绳海槽南段地幔源区的贡献要大于中北段。Zhang等（2018）对传统认为的“冲绳中海槽流纹岩是玄武岩岩浆结晶分异的产物”提出新的认识，认为玄武岩岩浆结晶分异的产物是安山岩而不是流纹岩。

目前对海槽内火山岩的定年数据较为稀少。翟世奎（1986）对柱状岩心中五个浮岩层划分出三个大的火山喷发旋回，但并未对火山喷发的时间做出限定。陈丽蓉等（1993）利用U系定年法测得海槽中段的酸性火山岩年龄，结果表明在距今约70 ka、30 ka和10 ka发生三次大的火山喷发旋回。黄朋等（2006）同样利用U系测年法测得位于海槽北段东、西侧的酸性浮岩年龄为17.7±2.1ka和88.7±5.9 ka，而海槽轴部的火成岩年龄为53.7±3.6 ka和55.4±3.7 ka。这显示从晚更新世以来，冲绳海槽一直存在一期广泛的火山活动。此外，黄朋等（2006）还发现定年时的得到的Th0（放射性同位素未衰变前的初始含量）数据在海槽中、北段值相似，而在海槽中、南段过渡带的火山岩Th0值与中、北段明显不同，这可能指示了海槽南段的火山活动特征不同于北、中段，并进一步推断其岩浆房可能不是完全封闭的，使其Th0不同于其他测年样品。Chen等（2018）对冲绳海槽南部的英安岩进行U-Th/He定年，认为菲律宾板块俯冲脱水造成的海槽南部的镁铁质岩浆作用发生于 0.28 Ma。

综合国内外的一些定年数据（图3），冲绳海槽的火山活动可追溯到4 Ma，分成3～4 Ma、 1～3 Ma和 ＜1 Ma 三个阶段。其中，第三阶段（＜1 Ma）火山活动最广泛，这表明晚更新世时海槽各区都处在相似的张性环境下。然而，海槽南部和钓鱼岛隆起带南段的火山活动目前只能追溯至3～2 Ma，这可能是吕宋岛弧12 Ma时向北与欧亚板块碰撞造成的，碰撞暂时终止了海槽南段的张开直至3～2 Ma。

图3 冲绳海槽及邻区火山岩年龄分布（修改自黄朋等，2006）Fig.3 The ages of volcanic rocks in the Okinawa Trough

3.2 构造活动对冲绳海槽岩浆岩分布的控制作用

冲绳海槽火山（岩浆）活动可分为3个类型（Sibuet et al., 1998）。第一类为弧火山（岩浆）作用（arc volcanism），可形成一系列线性的火山弧和火山岛链。在冲绳海槽内分布最为广泛，其一直从日本南部延伸到台湾东北，主要位于琉球群岛以东，冲绳海槽边缘以西，是一种连续活动的火山弧。进一步对该火山弧下覆区域进行地震剖面分析，可以发现火山弧位置大多位于俯冲带中倾斜的贝尼奥夫地震带上，说明是菲律海板块俯冲作用形成了弧火山。第二类为弧后火山（岩浆）作用（backarc volcanism），是弧后盆地裂谷期形成的火山作用，通常沿弧后凹陷的正断层出现，外形特征狭长，岩浆侵入年龄可能不到数万年，由于常见于中心地堑内的深洼地内，又被称为弧后裂谷火山作用。在冲绳海槽中部和南部发育较多。第三类为斜切弧后火山（岩浆）作用（cross-backarc volcanism），由于大量的弧后岩浆侵入弧后活动大陆裂谷而形成的。其主要发育在海槽西南段（以A区为代表，图1）和中段（以B区为代表，图1）。考虑到A区为加瓜海岭的直接延伸处，这一巨大的相交弧后火山作用与位于80～100 km深的弧后盆地下方的加瓜海岭极有可能存在关联。B区处于大东海岭的直接延伸处，其火山活动的成因与海槽西南部A区的斜切弧后火山活动的成因相似：都为加瓜海岭和大东海岭俯冲，造成断层在海槽西南部A区和中段B区的岩石圈传播，继而过量岩浆作用通过与弧后大陆裂谷的地壳正断层相连的通道到达海底。

总得来看，根据冲绳海槽玄武岩的性质，冲绳海槽既有大洋中脊岩浆也有弧后盆地岩浆作用的特征。冲绳海槽火山活动期主要从4 Ma开始，一直延续到现代发育。弧岩浆、弧后岩浆和斜切弧后岩浆作用，分别与菲律宾海板块俯冲形成的岛弧、弧后盆地和海陵的俯冲有关。

4 构造与热液作用关系

4.1 冲绳海槽热液分布特征

日本于1984年在冲绳海槽伊平屋脊夏岛84 海丘发现的烟囱体拉开了冲绳海槽热液调查的序幕。随后经过中国、日本两国的多年调查，先后在伊平屋脊东端（1986年）、伊平屋脊东端北坡CLAM区（1988年）、伊是名海洼（1988年）、南奄西海丘（1988年）、伊平屋北海丘（1995年）、鸠间海丘（1999年）、龟山岛（1999年）、伊是名海洼西南部洼底（2003年）、与论海丘（2010年）、伊平屋北海丘（2010年）、第四与那国海丘（2000年）、多良间海丘（2005年）、雨花海丘（2014年）发现了热液活动区（图4）。其中龟山岛热液区由中国台湾中山大学1999年发现（Chen et al., 2005），雨花海丘唐印热液区由中国科学院海洋研究所2014年发现（Zeng,2015; Zeng et al., 2017）。

图4 冲绳海槽海底热液活动区分布（修改自尚鲁宁等，2018）Fig.4 The distribution of hydrothermal zone in the Okinawa Trough

从发现的热液口位置来看，其分布与弧岩浆作用、弧后岩浆作用和斜切弧后岩浆作用息息相关。海槽中北段NNE 向分布的海山链上发育南奄西海丘热液区，该区与海槽裂陷作用形成的岩浆活动相对应。伊平屋中央地堑发育伊平屋脊CLAM 、夏岛84海丘和伊平屋北海丘热液区，该区与弧后岩浆作用相对应。琉球火山前锋则发育与论海丘、伊是名海洼、多良间海丘和鸠间海丘热液区，该区与岛弧岩浆活动相对应。南部海槽张裂中心与琉球火山前锋的交接地带发育伊良部海丘、第四与那海丘和龟山岛热液区，该区与弧岩浆和弧后岩浆共同作用相对应。台湾东北部则发育雨花海丘热液区，该区与斜切弧后岩浆作用相对应（A区）。因此，不难看出海槽的热液活动在东侧较发育，其与弧岩浆作用和弧岩浆-弧后岩浆共同作用地带相对应，这是由于菲律宾海板块俯冲导致的地壳拉张作用与丰富的弧岩浆供应同时发生，使南部海槽中央地堑与火山前锋交接地带成为热液活动发育的有利地区。

4.2 构造活动对热液发育的控制作用

构造地质过程控制了岩浆演化和断裂发育，进而控制了热液的形成分布。海底热液偏酸性、温度一般较高（分为高于300度的高温流体、100～300度的中温流体、低于100度的低温流体）、化学组成多样（富含K、Li、Pb、Rb、Ba、Mn、Fe、Zn、Pb、SiO2、H2S等多种组分），明显受到了深部来源物质的影响。热液中CO2与Mg的含量表现为负线性关系，这说明热液区存在岩浆去气作用和流-岩相互作用（曾志刚, 2016）。在冲绳海槽热液活动区，流体沿海底断裂和裂隙喷出或涌出(翟世奎等,2001)，喷出过程中会与海水、沉积物相作用。酸性火山岩与海水的相互作用使得热液流体中的K相对富集（Sakai et al., 1990）。除了富含金属元素外，热液中NH3也富集，表明热液流体与沉积物中的有机质发生过反应（曾志刚, 2016）。同时，冲绳海槽热液的87Sr/86Sr相当高，和海水或沉积物的87Sr/86Sr相似，这也表明了热液在喷出海底前与海水和沉积物发生过作用。此外，冲绳海槽的热液与洋中脊热液明显不同。冲绳海槽的热液富集K、Li、Pb等元素（Sakai et al., 1990），而洋中脊热液则贫气和富Ca（Chiba et al., 1993, 1996），这说明弧后扩张和洋中脊扩张这两种不同的构造过程会通过控制岩浆热源而控制热液的组成。

热源、流体和断裂系统是形成热液的必备条件。冲绳海槽深部岩浆活动的上涌为热液提供了热源，岩浆脱水去气形成的高温流体和下渗海水共同构成了热液的流体系统，热源驱动热液流体的循环，其流动通道为构造活动控制的海底张性断裂系统。

5 构造与沉积作用关系

5.1 冲绳海槽浅部沉积作用特征

沉积作用受构造运动、海平面升降、气候变化和沉积物供给的影响。冲绳海槽四周的隆起区分别为中国大陆东部、台湾岛、琉球岛弧、日本九州岛、朝鲜半岛，长江、黄河、东海陆架的侧向搬运、台湾造山带的侵蚀、琉球岛弧、九州岛和朝鲜半岛的物源均有可能是潜在的复杂物源区。而且海槽水深较深，洋流复杂，这导致了其沉积环境的复杂性。

关于冲绳海槽北部的物源，蒋富清等（2008）通过对Y127 孔的稀土元素分析，认为在15～11.1 ka，沉积物源主要来自长江，海平面变化和母源性质影响了沉积物稀土元素的特征。11.1 ka至今，物源来源于火山活动产生的火山物质、生源碎屑和少量黄河来源的沉积物。朱爱美等（2015）对CSH1孔进行稀土元素分析，认为8 ka以来冲绳海槽北部沉积物存在火山碎屑的贡献，MIS2-MIS5a（MIS，即Marine Isotope Stages，深海氧同位素阶段）以来自中国上地壳的陆源碎屑为主。在冰消期早期、末次冰盛期及MIS3、MIS5a期，也检测出来自台湾河流物质输入的信号。Li等（2015）通过对PC-1孔的Sr-Nd同位素分析，认为22.3～14.8 ka期间，物源主要来自黄河。14.8～7.3 ka期间，物源主要来自东海陆架。7.3 ka至今物源主要来自台湾。Zhao等（2017）对IODP U1429站位岩芯进行主微量元素和黏土矿物分析，认为冲绳海槽北部沉积物主要由34～8 ka的黄河提供，8 ka至今的物源则主要来自九州岛。Jiang等（2019）通过对海槽北部Y127孔和中部E017孔的Sr、Nd同位素分析，认为沉积物18～10.5 ka时主要来源于的长江，此时海平面较低和大陆架上水道发育广泛。在10.5～7.0 ka期间，海平面上升导致长江、黄河的泥沙输入海槽增加。同时，大规模的火山活动也为海槽贡献了大量的物质。在7.0 ka至今期间，除了黄河的重要贡献外，黑潮的加强还导致台湾向海槽沉积物输入量的增加。

针对冲绳海槽中段的物源，金秉福等（2006）通过对DGKS9603 孔的常量、微量和稀土元素分析，认为晚更新世中期以来，物源以陆源沉积为主，末次盛冰期冲绳海槽中部的陆源物质可能主要来自古长江；进入全新世后，生物沉积有所增加。Dou等（2010）对DGKS9604岩心粘土矿物组合进行分析，认为冲绳海槽中段在28～14 ka期间主要由长江提供物源，部分物源由东海陆架提供。在14～8.4 ka期间，物源主要来自东海中—外陆架，占据60%以上，长江物源则减少到30%以下，这与该时期海平面的急剧上升相吻合。8.4～1.5 ka，台湾的黏土矿物主导了海槽中部的物源，这与黑潮进入海槽内的时间相吻合。1.5 ka以来，长江供源的沉积物越来越多，这可能与黑潮的减弱和更大的长江河流通量有关。

至于冲绳海槽南部的物源，Diekmann等（2008）通过对海槽南部ODP U1202站位岩芯进行粒度、黏土矿物和元素XRF分析，认为28～19.5 ka物源主要来自台湾西北部，19.5～11.2 ka物源主要来自中国东部。11.2 ka以来，物源以台湾东北部河流沉积物为主。王玥铭等（2018）对海槽中南部的OKT12孔进行黏土矿物分析，认为16～10 ka时物源主要来自长江和东海陆架，10～4 ka时物源主要来自台湾东北部，4 ka至今物源则来自台湾东南部。

基于以上分析，冲绳海槽浅层的沉积物来源在南部主要以台湾和长江供源为主，中部沉积物则以长江供源为主，北部则以黄河、长江和九州岛供源为主。

5.2 构造活动对冲绳海槽深部沉积的控制作用

不难发现，现有的物源研究主要集中在晚更新统以来的地层，这主要由于海槽内钻井深度有限，IODP U1428站位的深井也只打到～400 ka。Zhao等（2019）等对该井钻遇的岩心进行Sr-Nd同位素、重矿物和黏土分析分析，在排除了海平面变化、沉积物源供给差异的因素后，认为浙闽隆起带的构造活动控制了～416 ka前后的物源转换（图5）。～416 ka之前砂质沉积物占主导，～416 ka之后以泥质沉积物占主导。520～380 ka期间青藏高原的剧烈隆升的远程效应（施雅风等, 1995; 王强等, 1999; 郭正堂等, 2001），可能导致浙闽隆起带在～416 ka发生了大规模沉降（Zhao et al., 2019）。～416 ka之前，浙闽隆起带暴露在中国东海大陆架，阻止了东海和黄海水体的大规模交换，济州海峡为黄海和东海水体的小规模交换地带，并在济州海峡附近产生了大规模潮流沙脊，为冲绳海槽北部提供相对粗粒的砂质沉积物，而且 ～416 ka之前相对 ～416 ka之后古黄河提供的物源离冲绳海槽更近，更容易提供相对粗粒沉积物。 ～416 ka浙闽隆起带沉降后，受陆架海侵作用，潮流沙脊和黄河河口向西迁移，有利于细粒沉积物输入冲绳海槽北部。即使在海平面较低的阶段，东亚边缘海陆架的平坦地形和较低的降雨量也导致黄河流量较低，为冲绳北部海槽提供了细颗粒沉积物。

图5 浙闽隆起带演化图（修改自Zhao et al., 2019）Fig.5 Zhe-Min Uplift evolution in the East Asian marginal Sea(modified from Zhao et al., 2019)

因此晚更新世以来，冲绳海槽邻区构造较为稳定，海槽沉积物的物源主要受海平面、气候和洋流等的控制。而 ～416 ka发生了浙闽隆起带的沉降，导致冲绳海槽的沉积物由粗变细。对冲绳海槽更老的沉积物与构造活动的关系，则由于未有钻井取芯，还有待下一步的研究。

6 研究展望

迄今为止，冲绳海槽地区进行了多次地质调查，取得了较为丰硕的成果。但现有的研究主要集中在海槽的浅部。IODP打的深钻也仅有ODP195航次、IODP331航次和IODP346航次。这相对于浅层的钻井来说显得太少。而且IODP的钻井也未钻遇到基底，基底样品的缺失对冲绳海槽深部构造的认识和岩浆演化造成了困难。

（1）在未来条件允许的情况下，利用IODP的钻井平台或者其他平台，进行深部钻探，获取基底玄武岩。由于海槽水深北浅南深，可考虑先钻探北部基底，再钻探南部基底。相信基底样品的研究会对海槽的扩张程度和岩浆演化以及热流发育起到非常积极的作用。特别是现在针对海槽南部是否扩张产生洋壳还存在争议，取得基底样品后相信会解决这一争议。

（2） 现有的地球物理测线主要与海槽垂直，便于探究沟-弧-盆体系的特征，但还缺少近平行于海槽的地震剖面。建议在平行于海槽的方向上布置一条地震测线，该测线在海槽中央。这一方面有利于与现有的垂直海槽的地震剖面联合对比，另一方面相对于垂直海槽走向的地震剖面更易探测到洋壳。

（3）现在关于冲绳海槽的研究多集中在某一单一的领域，建议加强构造—岩浆—热液—沉积—古生物等学科的综合性研究。本文虽然尝试通过构造作用来串联起岩浆作用、热液作用与沉积作用，但探讨的还不够深入。一方面，本文阐述的构造对岩浆岩和热液发育的控制主要体现在较大的板块尺度，与菲律宾海板块俯冲时造成的弧后扩张的位置（弧后盆地中央和弧后盆地边缘）有关。而探讨的构造对沉积作用的控制的尺度则较小（或者说时间尺度较小）。未来大洋钻探获取的长序列的岩心则适合讨论较大尺度的构造控制沉积作用。另一方面，本文在岩浆作用、热液作用和沉积作用三者之间的关系探讨较少，这也是未来要加强研究的地方。

7 总结

通过前人对冲绳海槽的构造演化、岩浆分布、热液发育和沉积作用的研究，认为：

（1）菲律宾海板块的西北向俯冲导致了冲绳海槽的形成，冲绳海槽南北构造演化差异的原因，可能与菲律宾海板块南北俯冲差异和台湾碰撞造山作用有关。

（2）冲绳海槽发育弧岩浆、弧后岩浆和斜切弧后岩浆作用，分别与菲律宾海板块俯冲形成的岛弧、弧后盆地和海岭的俯冲有关。

（3）菲律宾海板块的俯冲形成的岩浆和断裂系统为冲绳海槽内发育的热液提供热源和运输通道，使海槽内发育与各种岩浆活动有关的热液。

（4）～416 ka发生了浙闽隆起带的沉降，导致冲绳海槽北部的沉积物由粗变细。晚更新世以来，冲绳海槽邻区构造较为稳定，沉积物受构造活动的控制不显著。

（5）对冲绳海槽深部构造、岩浆、热液和沉积作用的研究还较为欠缺，有赖于更深部的钻井取芯进行研究。

致谢：感谢刘青松教授对本文的指导，感谢万世明研究员提供图5的原图。陈巧、何爱迪、徐艾、邹雪蓉、王永欣对本文的资料收集亦有帮助！