沖繩海槽構(gòu)造演化及其與巖漿、熱液和沉積作用的關(guān)系：研究進(jìn)展與展望

劉 偉， 孫鈺杰， 鄭涵月， 辛孟燃， 何 煒，魏 桐， 郭詩(shī)岳，陳思放， 劉雯文， 馮雨歌

南方科技大學(xué) 海洋科學(xué)與工程系，深圳 518055

俯沖背景下形成的溝-弧-盆體系是研究板塊構(gòu)造理論中板塊俯沖和弧后擴(kuò)張過(guò)程的天然實(shí)驗(yàn)室。其中弧后擴(kuò)張盆地具有獨(dú)特的大地構(gòu)造位置和極其復(fù)雜的地球動(dòng)力學(xué)過(guò)程，因此是研究板塊俯沖和弧后擴(kuò)張過(guò)程的理想場(chǎng)所（周祖翼等,2001; 潘桂棠等, 2012; Magni, 2019）。

沖繩海槽是一個(gè)典型的初始弧后擴(kuò)張盆地，它由于菲律賓海板塊向西北方向的歐亞板塊俯沖而形成（金翔龍等, 1983; 吳自銀等, 2004; 李家彪等, 2017）。其構(gòu)造活動(dòng)復(fù)雜，巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈，熱液發(fā)育，沉積作用多變（尚魯寧等, 2014; 宗統(tǒng)等, 2016; 曾志剛等, 2016; 竇衍光等, 2018; Zhao et al., 2019）。前人的研究多集中在構(gòu)造、巖漿、熱液或者沉積某一單一領(lǐng)域，本文結(jié)合前人的研究成果，在簡(jiǎn)述沖繩海槽復(fù)雜的構(gòu)造過(guò)程的基礎(chǔ)上，對(duì)沖繩海槽的構(gòu)造演化與巖漿、熱液和沉積作用的關(guān)系進(jìn)行探討，并對(duì)下一步在該區(qū)進(jìn)行系統(tǒng)的地球科學(xué)研究工作做出展望。

1 地質(zhì)背景

東海及其臨區(qū)在構(gòu)造上分為三隆兩凹（圖1），自西向東分別為浙閩隆起帶、東海陸架盆地、釣魚(yú)島隆褶帶、沖繩海槽和琉球島弧隆起帶。沖繩海槽地處東海大陸架東部，琉球島弧西側(cè)，南接臺(tái)灣北部，北達(dá)日本九州島。海槽全長(zhǎng)大約1300 km，整體呈NNE走向，往南部漸變?yōu)镹EE至E-W走向。北部水深較淺，北端深度僅幾百米，南部水深較深，最深可達(dá)2324 m（許東禹等, 1997）。

吐噶喇海峽（斷裂）和宮古海峽（斷裂）將沖繩海槽分為北、中、南三段（金翔龍和喻普之, 1987）。各段構(gòu)造格局不同。北段由西向東可細(xì)分為三個(gè)亞單元（Liu et al., 2016），分別為北緣陸架坳陷（Northern Frontal Continental Shelf Depression，簡(jiǎn)稱NFD）、北部龍王隆起帶（Northern Longwang Ridge，簡(jiǎn)稱NLR）和吐噶喇坳陷（Tokara Depression，簡(jiǎn)稱TOD）。中央段由南緣陸架坳陷（Frontal Continental Shelf Depression，簡(jiǎn)稱SFD）、南龍王脊（Southern Longwang Ridge，簡(jiǎn)稱SLR）和伊平屋坳陷（Iheya Depression，簡(jiǎn)稱IHD）組成。南段則主要由海槽凹陷（Trough Depression，簡(jiǎn)稱TRD）組成。海槽西側(cè)為東海陸坡，寬度大約為11～70 km。東海陸坡北段坡度相對(duì)較平緩，中段坡度較陡直，南段則坡度不一，發(fā)育各種斷塊臺(tái)地和海底峽谷（Yu and Lee, 1998；吳自銀等, 2004; 趙月霞等,2011）。海槽中部為槽底，地形較復(fù)雜，分布著洼地、海山和海底平原。海槽東側(cè)發(fā)育著琉球島弧，島弧西部為火山內(nèi)弧，東部為非火山外弧。

沖繩海槽發(fā)育兩組斷裂帶，一組平行海槽走向，為NE向，另一組垂直海槽走向，為NW向。NE走向斷裂主要表現(xiàn)張性正斷層特征，在海槽北部較發(fā)育，中斷和南段則發(fā)育相對(duì)稀疏，NE走向斷裂主要發(fā)育在沉積層中，缺少大型的深入基底斷層。NW向斷裂則規(guī)模較大，斷面近平直，切割NE向斷裂。

沖繩海槽的地層劃分主要依賴于地震資料，Kimura和Masaaki （1985）將中北部海槽劃分為5層。Park等（1998）則識(shí)別出海槽南部的7個(gè)主要地震單元。Liu等（2016）依據(jù)廣泛發(fā)育的3個(gè)不整合面，將地層綜合劃分為4層：第四系海相層、上新統(tǒng)淺海沉積層、中新統(tǒng)濱海沉積層、前中新統(tǒng)聲學(xué)基底層，3個(gè)不整合面從老至新代表了花東運(yùn)動(dòng)、龍井運(yùn)動(dòng)、琉球運(yùn)動(dòng)。

2 構(gòu)造演化過(guò)程

地殼結(jié)構(gòu)是構(gòu)造演化研究的基礎(chǔ)。前人對(duì)沖繩海槽的地殼結(jié)構(gòu)做了大量探測(cè)工作（Vajk, 1964;金翔龍等, 1983; 李乃勝等, 1990; 喻普之等, 1989;周祖翼等, 2001; 江為為等, 2002, 2003; 郝天珧等,2004; 韓波, 2008; 尚魯寧等, 2014; 張訓(xùn)華等, 2014;孟祥君等, 2015），發(fā)現(xiàn)沖繩海槽地殼厚度相對(duì)于東海陸架和琉球島弧明顯減薄，海槽地殼北厚南薄。北部厚約27 km；南部厚度大都小于20 km，局部?jī)H13 km；中部未探測(cè)到莫霍面，但下地殼內(nèi)的異常低速表明下地殼已經(jīng)受到破壞。Yan和Shi（2014）通過(guò)對(duì)沖繩海槽的巖漿巖研究，認(rèn)為海槽北部處于陸殼拉伸階段，中部處于裂谷階段，而南部已進(jìn)入初始海底擴(kuò)張階段。根據(jù)沖繩海槽重力場(chǎng)特征、地震反射特征、海底磁異常特征和玄武巖特征，張訓(xùn)華等（2014）認(rèn)為沖繩海槽的大部分地殼性質(zhì)屬于減薄的陸殼，南部可能出現(xiàn)洋殼。沖繩海槽中南段發(fā)育的磁異常條帶顯示出洋殼特征（Lee et al., 1980）。但是這些磁異常條帶也可能是基性巖漿沿?cái)嗔褞秩朐斐?，而與海底擴(kuò)張形成的洋殼無(wú)關(guān)（Sibuet et al., 1987）。

圖1 沖繩海槽及鄰區(qū)構(gòu)造格架圖（修改自 Liu et al., 2016）Fig.1 Structural map of the Okinawa Trough and adjacent regions (modified from Liu et al., 2016)

從大的構(gòu)造格局看，沖繩海槽是東海的一部分，其形成演化自然受控于東海的構(gòu)造演化。在早白堊世之前, 華南大陸東緣為古太平洋，而不是現(xiàn)今的陸緣海。侏羅紀(jì)—早白堊世，古太平洋向歐亞大陸俯沖，在華南東緣形成安第斯型陸緣，在現(xiàn)今表現(xiàn)為閩浙中生代巖漿巖帶。晚白堊世至中始新世，太平洋板塊轉(zhuǎn)為NNW向運(yùn)動(dòng)，華南陸緣及東海處原始的陸架海處于被動(dòng)陸緣階段，即陸緣海誕生。中始新世以來(lái)，太平洋板塊的俯沖方向發(fā)生變化，由NNW轉(zhuǎn)向NWW，太平洋在華南東緣東海處的俯沖重新開(kāi)始，形成老的溝-弧-盆體系。中中新世以來(lái)，東海進(jìn)入?yún)^(qū)域沉降，菲律賓海板塊與華南東緣發(fā)生碰撞，古琉球島弧開(kāi)始發(fā)生裂離，形成釣魚(yú)島隆褶帶和現(xiàn)今的琉球島弧，沖繩海槽作為新的弧后盆地也隨之形成（李家彪等, 2017）。

沖繩海槽處于弧后擴(kuò)張的早期階段，但具體到?jīng)_繩海槽的構(gòu)造演化史，有諸多爭(zhēng)論。金翔龍等（1983）和Lee 等（1980）認(rèn)為沖繩海槽形成于晚中新世，其主要構(gòu)造演化過(guò)程為隆升（中晚中新世）、開(kāi)裂（中新世—上新世）、張裂（上新世—更新世）和擴(kuò)張（全新世）。Kimura（1985）和Sibuet 等（1987）認(rèn)為沖繩海槽形成于更新世。尚魯寧（2014）總結(jié)了上述兩種觀點(diǎn)，認(rèn)為這一爭(zhēng)論的原因在于沖繩海槽南北構(gòu)造存在差異，沖繩海槽現(xiàn)今還未演化成統(tǒng)一的擴(kuò)張中心，南北海槽的構(gòu)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）；而南部裂陷主要開(kāi)始于第四紀(jì)（Park et al., 1998; Wu et al.,2007; Shang et al., 2017）。

對(duì)于沖繩海槽中—北段，早中新世之前存在統(tǒng)一的東海陸架東緣古隆起（圖2）。早中新世菲律賓海板塊的俯沖作用誘發(fā)古隆起產(chǎn)生了構(gòu)造薄弱帶，為后續(xù)的斷陷作用奠定了基礎(chǔ)。中中新世，沿先前的構(gòu)造薄弱帶發(fā)生斷陷作用，斷裂帶產(chǎn)生的巖漿活動(dòng)，形成了古龍王火山弧隆起帶。晚中新世，斷陷向東躍遷，古龍王火山弧隆起帶成為殘留弧，西側(cè)的斷陷盆地為弧后盆地。上新世至今，海槽東部的琉球火山前鋒帶（火山內(nèi)?。┬纬纱笠?guī)模巖漿作用，西部的斷陷活動(dòng)減弱，但未完全停止（Gungor et al., 2012; 尚魯寧, 2014）。

對(duì)于沖繩海槽南段，中中新世之前同樣存在統(tǒng)一的古隆起（圖2）。中中新世，菲律賓海板塊向歐亞板塊俯沖，造成古隆起抬升并發(fā)生剝蝕，形成中晚中新世區(qū)域不整合面，同時(shí)產(chǎn)生構(gòu)造薄弱帶。晚中新世，沿構(gòu)造薄弱帶產(chǎn)生初始的裂陷作用。但該裂陷作用持續(xù)到上新世便發(fā)生停止而與東海陸架一起區(qū)域性沉降。上新世末—更新世初，隨著俯沖的進(jìn)行，沖繩海槽南段發(fā)生熱隆升，并波及東部的琉球島弧和西部的東海陸架。更新世至今，海槽沿先前隆升作用產(chǎn)生的構(gòu)造薄弱帶和斷層，發(fā)生快速裂陷和擴(kuò)張，并產(chǎn)生大規(guī)模巖漿活動(dòng)（尚魯寧, 2014）。

關(guān)于沖繩海槽南北構(gòu)造演化差異的原因，可能與菲律賓海板塊南北俯沖差異和臺(tái)灣碰撞造山作用有關(guān)。菲律賓海板塊向琉球島弧俯沖時(shí)，北部的俯沖方向垂直于海溝走向，而南部則存在較大的平移分量，為斜向俯沖。就俯沖速率而言，俯沖北慢南快；就俯沖深度而言，北部的俯沖深度要大于南部的俯沖深度。這就導(dǎo)致海槽南部的地殼相對(duì)北部，更容易向海底擴(kuò)張形成的洋殼方向發(fā)展。臺(tái)灣造山作用雖然有“弧-陸碰撞”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）。但無(wú)論哪種模型，都不否認(rèn)臺(tái)灣的碰撞造山作用一方面抑制了海槽的向西前展，另一方面引起的塊體旋轉(zhuǎn)則加速了海槽南段的被動(dòng)張裂。此外，加瓜海嶺和大東海嶺的俯沖（Sibuet et al.,1998）、加瓜海臺(tái)的碰撞（尚魯寧, 2014）也對(duì)南北構(gòu)造演化造成了影響。

圖2 沖繩海槽南北構(gòu)造差異演化模式圖 （據(jù)尚魯寧，2014）Fig.2 Tectonic evolution of the northern and southern Okinawa Trough

3 構(gòu)造與巖漿作用關(guān)系

3.1 沖繩海槽巖漿巖發(fā)育特征

沖繩海槽火成巖主要有流紋巖、英安巖、安山巖及玄武巖四大類?；鸪蓭r分布具有地域差異性。海槽北段火山巖出露流紋巖或英安巖等酸性巖石，分布較散。海槽中段火山活動(dòng)最為發(fā)育，流紋巖、英安巖、安山巖及玄武巖都有出露，且分布集中。而海槽南段出露的巖石主要為玄武巖或玄武質(zhì)安山巖等較基性的巖石（黃朋等，2006）。雖然海槽的火山巖類型復(fù)雜，但總體以基性玄武巖和酸性（流紋）英安巖為主（國(guó)坤等， 2016）。沖繩海槽玄武巖和玄武巖玻璃大都位于靠近拉斑玄武質(zhì)巖系的一側(cè)和鈣堿性的交界處（宗統(tǒng)等, 2016），這說(shuō)明沖繩海槽兼具大洋中脊巖漿特征和弧后盆地巖漿特征，因而同時(shí)具有大洋拉斑玄武巖和弧后盆地鈣堿玄武巖的雙重性質(zhì)。沖繩海槽的酸性浮巖可定名為流紋英安巖或流紋巖，其具有一定的島弧環(huán)境特征，但是與島弧玄武巖不具有成因聯(lián)系（國(guó)坤等, 2016）。

關(guān)于海槽巖漿巖的地幔源區(qū)、俯沖物質(zhì)貢獻(xiàn)和巖漿演化模式，一直是學(xué)術(shù)界研究的熱點(diǎn)。國(guó)內(nèi)科學(xué)家對(duì)海槽巖漿巖的研究始于20世紀(jì)80年代對(duì)柱狀巖心中浮巖的研究。翟世奎等（1986,1994）通過(guò)對(duì)浮巖的斑晶礦物學(xué)特征的分析，認(rèn)為灰白色浮巖巖漿是源于地幔的拉斑玄武質(zhì)巖漿經(jīng)結(jié)晶分異和地殼混染形成的，巖漿活動(dòng)有自酸性向基性演化的趨勢(shì)。國(guó)外科學(xué)家特別是日本學(xué)者也做了大量工作。Shinjo等（1999, 2000）認(rèn)為海槽存在E-MORB型地幔源區(qū)；火山巖具有雙峰式的分布特征，其中流紋巖分為兩種類型，1型流紋巖為玄武質(zhì)巖漿分離結(jié)晶后產(chǎn)生的，2型流紋巖則受到了地殼混染作用。Ishizuka等（1990）認(rèn)為巖漿源區(qū)有可能從島弧型地幔轉(zhuǎn)變到N-MORB型地幔。最近幾年，中國(guó)科學(xué)家在沖繩海槽的研究中取得了較大進(jìn)展。Guo等（2016, 2017, 2018a,b）認(rèn)為海槽巖漿巖的地幔物質(zhì)來(lái)源于多個(gè)地幔端元，既有虧損地幔端元，也有富集地幔端元。海槽南端酸性巖受地殼污染程度大于海槽中北槽段。海槽的巖漿房為雙層結(jié)構(gòu)（淺部巖漿房和深部巖漿房），巖漿經(jīng)歷了多級(jí)分異演化。Zhang等（2019）認(rèn)為俯沖組分對(duì)沖繩海槽南段地幔源區(qū)的貢獻(xiàn)要大于中北段。Zhang等（2018）對(duì)傳統(tǒng)認(rèn)為的“沖繩中海槽流紋巖是玄武巖巖漿結(jié)晶分異的產(chǎn)物”提出新的認(rèn)識(shí)，認(rèn)為玄武巖巖漿結(jié)晶分異的產(chǎn)物是安山巖而不是流紋巖。

目前對(duì)海槽內(nèi)火山巖的定年數(shù)據(jù)較為稀少。翟世奎（1986）對(duì)柱狀巖心中五個(gè)浮巖層劃分出三個(gè)大的火山噴發(fā)旋回，但并未對(duì)火山噴發(fā)的時(shí)間做出限定。陳麗蓉等（1993）利用U系定年法測(cè)得海槽中段的酸性火山巖年齡，結(jié)果表明在距今約70 ka、30 ka和10 ka發(fā)生三次大的火山噴發(fā)旋回。黃朋等（2006）同樣利用U系測(cè)年法測(cè)得位于海槽北段東、西側(cè)的酸性浮巖年齡為17.7±2.1ka和88.7±5.9 ka，而海槽軸部的火成巖年齡為53.7±3.6 ka和55.4±3.7 ka。這顯示從晚更新世以來(lái)，沖繩海槽一直存在一期廣泛的火山活動(dòng)。此外，黃朋等（2006）還發(fā)現(xiàn)定年時(shí)的得到的Th0（放射性同位素未衰變前的初始含量）數(shù)據(jù)在海槽中、北段值相似，而在海槽中、南段過(guò)渡帶的火山巖Th0值與中、北段明顯不同，這可能指示了海槽南段的火山活動(dòng)特征不同于北、中段，并進(jìn)一步推斷其巖漿房可能不是完全封閉的，使其Th0不同于其他測(cè)年樣品。Chen等（2018）對(duì)沖繩海槽南部的英安巖進(jìn)行U-Th/He定年，認(rèn)為菲律賓板塊俯沖脫水造成的海槽南部的鎂鐵質(zhì)巖漿作用發(fā)生于 0.28 Ma。

綜合國(guó)內(nèi)外的一些定年數(shù)據(jù)（圖3），沖繩海槽的火山活動(dòng)可追溯到4 Ma，分成3～4 Ma、 1～3 Ma和 ＜1 Ma 三個(gè)階段。其中，第三階段（＜1 Ma）火山活動(dòng)最廣泛，這表明晚更新世時(shí)海槽各區(qū)都處在相似的張性環(huán)境下。然而，海槽南部和釣魚(yú)島隆起帶南段的火山活動(dòng)目前只能追溯至3～2 Ma，這可能是呂宋島弧12 Ma時(shí)向北與歐亞板塊碰撞造成的，碰撞暫時(shí)終止了海槽南段的張開(kāi)直至3～2 Ma。

圖3 沖繩海槽及鄰區(qū)火山巖年齡分布（修改自黃朋等，2006）Fig.3 The ages of volcanic rocks in the Okinawa Trough

3.2 構(gòu)造活動(dòng)對(duì)沖繩海槽巖漿巖分布的控制作用

沖繩海槽火山（巖漿）活動(dòng)可分為3個(gè)類型（Sibuet et al., 1998）。第一類為弧火山（巖漿）作用（arc volcanism），可形成一系列線性的火山弧和火山島鏈。在沖繩海槽內(nèi)分布最為廣泛，其一直從日本南部延伸到臺(tái)灣東北，主要位于琉球群島以東，沖繩海槽邊緣以西，是一種連續(xù)活動(dòng)的火山弧。進(jìn)一步對(duì)該火山弧下覆區(qū)域進(jìn)行地震剖面分析，可以發(fā)現(xiàn)火山弧位置大多位于俯沖帶中傾斜的貝尼奧夫地震帶上，說(shuō)明是菲律海板塊俯沖作用形成了弧火山。第二類為弧后火山（巖漿）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斷層出現(xiàn)，外形特征狹長(zhǎng)，巖漿侵入年齡可能不到數(shù)萬(wàn)年，由于常見(jiàn)于中心地塹內(nèi)的深洼地內(nèi)，又被稱為弧后裂谷火山作用。在沖繩海槽中部和南部發(fā)育較多。第三類為斜切弧后火山（巖漿）作用（cross-backarc volcanism），由于大量的弧后巖漿侵入弧后活動(dòng)大陸裂谷而形成的。其主要發(fā)育在海槽西南段（以A區(qū)為代表，圖1）和中段（以B區(qū)為代表，圖1）。考慮到A區(qū)為加瓜海嶺的直接延伸處，這一巨大的相交弧后火山作用與位于80～100 km深的弧后盆地下方的加瓜海嶺極有可能存在關(guān)聯(lián)。B區(qū)處于大東海嶺的直接延伸處，其火山活動(dòng)的成因與海槽西南部A區(qū)的斜切弧后火山活動(dòng)的成因相似：都為加瓜海嶺和大東海嶺俯沖，造成斷層在海槽西南部A區(qū)和中段B區(qū)的巖石圈傳播，繼而過(guò)量巖漿作用通過(guò)與弧后大陸裂谷的地殼正斷層相連的通道到達(dá)海底。

總得來(lái)看，根據(jù)沖繩海槽玄武巖的性質(zhì)，沖繩海槽既有大洋中脊巖漿也有弧后盆地巖漿作用的特征。沖繩海槽火山活動(dòng)期主要從4 Ma開(kāi)始，一直延續(xù)到現(xiàn)代發(fā)育?；r漿、弧后巖漿和斜切弧后巖漿作用，分別與菲律賓海板塊俯沖形成的島弧、弧后盆地和海陵的俯沖有關(guān)。

4 構(gòu)造與熱液作用關(guān)系

4.1 沖繩海槽熱液分布特征

日本于1984年在沖繩海槽伊平屋脊夏島84 海丘發(fā)現(xiàn)的煙囪體拉開(kāi)了沖繩海槽熱液調(diào)查的序幕。隨后經(jīng)過(guò)中國(guó)、日本兩國(guó)的多年調(diào)查，先后在伊平屋脊東端（1986年）、伊平屋脊東端北坡CLAM區(qū)（1988年）、伊是名海洼（1988年）、南奄西海丘（1988年）、伊平屋北海丘（1995年）、鳩間海丘（1999年）、龜山島（1999年）、伊是名海洼西南部洼底（2003年）、與論海丘（2010年）、伊平屋北海丘（2010年）、第四與那國(guó)海丘（2000年）、多良間海丘（2005年）、雨花海丘（2014年）發(fā)現(xiàn)了熱液活動(dòng)區(qū)（圖4）。其中龜山島熱液區(qū)由中國(guó)臺(tái)灣中山大學(xué)1999年發(fā)現(xiàn)（Chen et al., 2005），雨花海丘唐印熱液區(qū)由中國(guó)科學(xué)院海洋研究所2014年發(fā)現(xiàn)（Zeng,2015; Zeng et al., 2017）。

圖4 沖繩海槽海底熱液活動(dòng)區(qū)分布（修改自尚魯寧等，2018）Fig.4 The distribution of hydrothermal zone in the Okinawa Trough

從發(fā)現(xiàn)的熱液口位置來(lái)看，其分布與弧巖漿作用、弧后巖漿作用和斜切弧后巖漿作用息息相關(guān)。海槽中北段NNE 向分布的海山鏈上發(fā)育南奄西海丘熱液區(qū)，該區(qū)與海槽裂陷作用形成的巖漿活動(dòng)相對(duì)應(yīng)。伊平屋中央地塹發(fā)育伊平屋脊CLAM 、夏島84海丘和伊平屋北海丘熱液區(qū)，該區(qū)與弧后巖漿作用相對(duì)應(yīng)。琉球火山前鋒則發(fā)育與論海丘、伊是名海洼、多良間海丘和鳩間海丘熱液區(qū)，該區(qū)與島弧巖漿活動(dòng)相對(duì)應(yīng)。南部海槽張裂中心與琉球火山前鋒的交接地帶發(fā)育伊良部海丘、第四與那海丘和龜山島熱液區(qū)，該區(qū)與弧巖漿和弧后巖漿共同作用相對(duì)應(yīng)。臺(tái)灣東北部則發(fā)育雨花海丘熱液區(qū)，該區(qū)與斜切弧后巖漿作用相對(duì)應(yīng)（A區(qū)）。因此，不難看出海槽的熱液活動(dòng)在東側(cè)較發(fā)育，其與弧巖漿作用和弧巖漿-弧后巖漿共同作用地帶相對(duì)應(yīng)，這是由于菲律賓海板塊俯沖導(dǎo)致的地殼拉張作用與豐富的弧巖漿供應(yīng)同時(shí)發(fā)生，使南部海槽中央地塹與火山前鋒交接地帶成為熱液活動(dòng)發(fā)育的有利地區(qū)。

4.2 構(gòu)造活動(dòng)對(duì)熱液發(fā)育的控制作用

構(gòu)造地質(zhì)過(guò)程控制了巖漿演化和斷裂發(fā)育，進(jìn)而控制了熱液的形成分布。海底熱液偏酸性、溫度一般較高（分為高于300度的高溫流體、100～300度的中溫流體、低于100度的低溫流體）、化學(xué)組成多樣（富含K、Li、Pb、Rb、Ba、Mn、Fe、Zn、Pb、SiO2、H2S等多種組分），明顯受到了深部來(lái)源物質(zhì)的影響。熱液中CO2與Mg的含量表現(xiàn)為負(fù)線性關(guān)系，這說(shuō)明熱液區(qū)存在巖漿去氣作用和流-巖相互作用（曾志剛, 2016）。在沖繩海槽熱液活動(dòng)區(qū)，流體沿海底斷裂和裂隙噴出或涌出(翟世奎等,2001)，噴出過(guò)程中會(huì)與海水、沉積物相作用。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）。除了富含金屬元素外，熱液中NH3也富集，表明熱液流體與沉積物中的有機(jī)質(zhì)發(fā)生過(guò)反應(yīng)（曾志剛, 2016）。同時(shí)，沖繩海槽熱液的87Sr/86Sr相當(dāng)高，和海水或沉積物的87Sr/86Sr相似，這也表明了熱液在噴出海底前與海水和沉積物發(fā)生過(guò)作用。此外，沖繩海槽的熱液與洋中脊熱液明顯不同。沖繩海槽的熱液富集K、Li、Pb等元素（Sakai et al., 1990），而洋中脊熱液則貧氣和富Ca（Chiba et al., 1993, 1996），這說(shuō)明弧后擴(kuò)張和洋中脊擴(kuò)張這兩種不同的構(gòu)造過(guò)程會(huì)通過(guò)控制巖漿熱源而控制熱液的組成。

熱源、流體和斷裂系統(tǒng)是形成熱液的必備條件。沖繩海槽深部巖漿活動(dòng)的上涌為熱液提供了熱源，巖漿脫水去氣形成的高溫流體和下滲海水共同構(gòu)成了熱液的流體系統(tǒng)，熱源驅(qū)動(dòng)熱液流體的循環(huán)，其流動(dòng)通道為構(gòu)造活動(dòng)控制的海底張性斷裂系統(tǒng)。

5 構(gòu)造與沉積作用關(guān)系

5.1 沖繩海槽淺部沉積作用特征

沉積作用受構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、海平面升降、氣候變化和沉積物供給的影響。沖繩海槽四周的隆起區(qū)分別為中國(guó)大陸東部、臺(tái)灣島、琉球島弧、日本九州島、朝鮮半島，長(zhǎng)江、黃河、東海陸架的側(cè)向搬運(yùn)、臺(tái)灣造山帶的侵蝕、琉球島弧、九州島和朝鮮半島的物源均有可能是潛在的復(fù)雜物源區(qū)。而且海槽水深較深，洋流復(fù)雜，這導(dǎo)致了其沉積環(huán)境的復(fù)雜性。

關(guān)于沖繩海槽北部的物源，蔣富清等（2008）通過(guò)對(duì)Y127 孔的稀土元素分析，認(rèn)為在15～11.1 ka，沉積物源主要來(lái)自長(zhǎng)江，海平面變化和母源性質(zhì)影響了沉積物稀土元素的特征。11.1 ka至今，物源來(lái)源于火山活動(dòng)產(chǎn)生的火山物質(zhì)、生源碎屑和少量黃河來(lái)源的沉積物。朱愛(ài)美等（2015）對(duì)CSH1孔進(jìn)行稀土元素分析，認(rèn)為8 ka以來(lái)沖繩海槽北部沉積物存在火山碎屑的貢獻(xiàn)，MIS2-MIS5a（MIS，即Marine Isotope Stages，深海氧同位素階段）以來(lái)自中國(guó)上地殼的陸源碎屑為主。在冰消期早期、末次冰盛期及MIS3、MIS5a期，也檢測(cè)出來(lái)自臺(tái)灣河流物質(zhì)輸入的信號(hào)。Li等（2015）通過(guò)對(duì)PC-1孔的Sr-Nd同位素分析，認(rèn)為22.3～14.8 ka期間，物源主要來(lái)自黃河。14.8～7.3 ka期間，物源主要來(lái)自東海陸架。7.3 ka至今物源主要來(lái)自臺(tái)灣。Zhao等（2017）對(duì)IODP U1429站位巖芯進(jìn)行主微量元素和黏土礦物分析，認(rèn)為沖繩海槽北部沉積物主要由34～8 ka的黃河提供，8 ka至今的物源則主要來(lái)自九州島。Jiang等（2019）通過(guò)對(duì)海槽北部Y127孔和中部E017孔的Sr、Nd同位素分析，認(rèn)為沉積物18～10.5 ka時(shí)主要來(lái)源于的長(zhǎng)江，此時(shí)海平面較低和大陸架上水道發(fā)育廣泛。在10.5～7.0 ka期間，海平面上升導(dǎo)致長(zhǎng)江、黃河的泥沙輸入海槽增加。同時(shí)，大規(guī)模的火山活動(dòng)也為海槽貢獻(xiàn)了大量的物質(zhì)。在7.0 ka至今期間，除了黃河的重要貢獻(xiàn)外，黑潮的加強(qiáng)還導(dǎo)致臺(tái)灣向海槽沉積物輸入量的增加。

針對(duì)沖繩海槽中段的物源，金秉福等（2006）通過(guò)對(duì)DGKS9603 孔的常量、微量和稀土元素分析，認(rèn)為晚更新世中期以來(lái)，物源以陸源沉積為主，末次盛冰期沖繩海槽中部的陸源物質(zhì)可能主要來(lái)自古長(zhǎng)江；進(jìn)入全新世后，生物沉積有所增加。Dou等（2010）對(duì)DGKS9604巖心粘土礦物組合進(jìn)行分析，認(rèn)為沖繩海槽中段在28～14 ka期間主要由長(zhǎng)江提供物源，部分物源由東海陸架提供。在14～8.4 ka期間，物源主要來(lái)自東海中—外陸架，占據(jù)60%以上，長(zhǎng)江物源則減少到30%以下，這與該時(shí)期海平面的急劇上升相吻合。8.4～1.5 ka，臺(tái)灣的黏土礦物主導(dǎo)了海槽中部的物源，這與黑潮進(jìn)入海槽內(nèi)的時(shí)間相吻合。1.5 ka以來(lái)，長(zhǎng)江供源的沉積物越來(lái)越多，這可能與黑潮的減弱和更大的長(zhǎng)江河流通量有關(guān)。

至于沖繩海槽南部的物源，Diekmann等（2008）通過(guò)對(duì)海槽南部ODP U1202站位巖芯進(jìn)行粒度、黏土礦物和元素XRF分析，認(rèn)為28～19.5 ka物源主要來(lái)自臺(tái)灣西北部，19.5～11.2 ka物源主要來(lái)自中國(guó)東部。11.2 ka以來(lái)，物源以臺(tái)灣東北部河流沉積物為主。王玥銘等（2018）對(duì)海槽中南部的OKT12孔進(jìn)行黏土礦物分析，認(rèn)為16～10 ka時(shí)物源主要來(lái)自長(zhǎng)江和東海陸架，10～4 ka時(shí)物源主要來(lái)自臺(tái)灣東北部，4 ka至今物源則來(lái)自臺(tái)灣東南部。

基于以上分析，沖繩海槽淺層的沉積物來(lái)源在南部主要以臺(tái)灣和長(zhǎng)江供源為主，中部沉積物則以長(zhǎng)江供源為主，北部則以黃河、長(zhǎng)江和九州島供源為主。

5.2 構(gòu)造活動(dòng)對(duì)沖繩海槽深部沉積的控制作用

不難發(fā)現(xiàn)，現(xiàn)有的物源研究主要集中在晚更新統(tǒng)以來(lái)的地層，這主要由于海槽內(nèi)鉆井深度有限，IODP U1428站位的深井也只打到～400 ka。Zhao等（2019）等對(duì)該井鉆遇的巖心進(jìn)行Sr-Nd同位素、重礦物和黏土分析分析，在排除了海平面變化、沉積物源供給差異的因素后，認(rèn)為浙閩隆起帶的構(gòu)造活動(dòng)控制了～416 ka前后的物源轉(zhuǎn)換（圖5）?！?16 ka之前砂質(zhì)沉積物占主導(dǎo)，～416 ka之后以泥質(zhì)沉積物占主導(dǎo)。520～380 ka期間青藏高原的劇烈隆升的遠(yuǎn)程效應(yīng)（施雅風(fēng)等, 1995; 王強(qiáng)等, 1999; 郭正堂等, 2001），可能導(dǎo)致浙閩隆起帶在～416 ka發(fā)生了大規(guī)模沉降（Zhao et al., 2019）。～416 ka之前，浙閩隆起帶暴露在中國(guó)東海大陸架，阻止了東海和黃海水體的大規(guī)模交換，濟(jì)州海峽為黃海和東海水體的小規(guī)模交換地帶，并在濟(jì)州海峽附近產(chǎn)生了大規(guī)模潮流沙脊，為沖繩海槽北部提供相對(duì)粗粒的砂質(zhì)沉積物，而且 ～416 ka之前相對(duì) ～416 ka之后古黃河提供的物源離沖繩海槽更近，更容易提供相對(duì)粗粒沉積物。 ～416 ka浙閩隆起帶沉降后，受陸架海侵作用，潮流沙脊和黃河河口向西遷移，有利于細(xì)粒沉積物輸入沖繩海槽北部。即使在海平面較低的階段，東亞邊緣海陸架的平坦地形和較低的降雨量也導(dǎo)致黃河流量較低，為沖繩北部海槽提供了細(xì)顆粒沉積物。

圖5 浙閩隆起帶演化圖（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)

因此晚更新世以來(lái)，沖繩海槽鄰區(qū)構(gòu)造較為穩(wěn)定，海槽沉積物的物源主要受海平面、氣候和洋流等的控制。而 ～416 ka發(fā)生了浙閩隆起帶的沉降，導(dǎo)致沖繩海槽的沉積物由粗變細(xì)。對(duì)沖繩海槽更老的沉積物與構(gòu)造活動(dòng)的關(guān)系，則由于未有鉆井取芯，還有待下一步的研究。

6 研究展望

迄今為止，沖繩海槽地區(qū)進(jìn)行了多次地質(zhì)調(diào)查，取得了較為豐碩的成果。但現(xiàn)有的研究主要集中在海槽的淺部。IODP打的深鉆也僅有ODP195航次、IODP331航次和IODP346航次。這相對(duì)于淺層的鉆井來(lái)說(shuō)顯得太少。而且IODP的鉆井也未鉆遇到基底，基底樣品的缺失對(duì)沖繩海槽深部構(gòu)造的認(rèn)識(shí)和巖漿演化造成了困難。

（1）在未來(lái)?xiàng)l件允許的情況下，利用IODP的鉆井平臺(tái)或者其他平臺(tái)，進(jìn)行深部鉆探，獲取基底玄武巖。由于海槽水深北淺南深，可考慮先鉆探北部基底，再鉆探南部基底。相信基底樣品的研究會(huì)對(duì)海槽的擴(kuò)張程度和巖漿演化以及熱流發(fā)育起到非常積極的作用。特別是現(xiàn)在針對(duì)海槽南部是否擴(kuò)張產(chǎn)生洋殼還存在爭(zhēng)議，取得基底樣品后相信會(huì)解決這一爭(zhēng)議。

（2） 現(xiàn)有的地球物理測(cè)線主要與海槽垂直，便于探究溝-弧-盆體系的特征，但還缺少近平行于海槽的地震剖面。建議在平行于海槽的方向上布置一條地震測(cè)線，該測(cè)線在海槽中央。這一方面有利于與現(xiàn)有的垂直海槽的地震剖面聯(lián)合對(duì)比，另一方面相對(duì)于垂直海槽走向的地震剖面更易探測(cè)到洋殼。

（3）現(xiàn)在關(guān)于沖繩海槽的研究多集中在某一單一的領(lǐng)域，建議加強(qiáng)構(gòu)造—巖漿—熱液—沉積—古生物等學(xué)科的綜合性研究。本文雖然嘗試通過(guò)構(gòu)造作用來(lái)串聯(lián)起巖漿作用、熱液作用與沉積作用，但探討的還不夠深入。一方面，本文闡述的構(gòu)造對(duì)巖漿巖和熱液發(fā)育的控制主要體現(xiàn)在較大的板塊尺度，與菲律賓海板塊俯沖時(shí)造成的弧后擴(kuò)張的位置（弧后盆地中央和弧后盆地邊緣）有關(guān)。而探討的構(gòu)造對(duì)沉積作用的控制的尺度則較?。ɑ蛘哒f(shuō)時(shí)間尺度較小）。未來(lái)大洋鉆探獲取的長(zhǎng)序列的巖心則適合討論較大尺度的構(gòu)造控制沉積作用。另一方面，本文在巖漿作用、熱液作用和沉積作用三者之間的關(guān)系探討較少，這也是未來(lái)要加強(qiáng)研究的地方。

7 總結(jié)

通過(guò)前人對(duì)沖繩海槽的構(gòu)造演化、巖漿分布、熱液發(fā)育和沉積作用的研究，認(rèn)為：

（1）菲律賓海板塊的西北向俯沖導(dǎo)致了沖繩海槽的形成，沖繩海槽南北構(gòu)造演化差異的原因，可能與菲律賓海板塊南北俯沖差異和臺(tái)灣碰撞造山作用有關(guān)。

（2）沖繩海槽發(fā)育弧巖漿、弧后巖漿和斜切弧后巖漿作用，分別與菲律賓海板塊俯沖形成的島弧、弧后盆地和海嶺的俯沖有關(guān)。

（3）菲律賓海板塊的俯沖形成的巖漿和斷裂系統(tǒng)為沖繩海槽內(nèi)發(fā)育的熱液提供熱源和運(yùn)輸通道，使海槽內(nèi)發(fā)育與各種巖漿活動(dòng)有關(guān)的熱液。

（4）～416 ka發(fā)生了浙閩隆起帶的沉降，導(dǎo)致沖繩海槽北部的沉積物由粗變細(xì)。晚更新世以來(lái)，沖繩海槽鄰區(qū)構(gòu)造較為穩(wěn)定，沉積物受構(gòu)造活動(dòng)的控制不顯著。

（5）對(duì)沖繩海槽深部構(gòu)造、巖漿、熱液和沉積作用的研究還較為欠缺，有賴于更深部的鉆井取芯進(jìn)行研究。

致謝：感謝劉青松教授對(duì)本文的指導(dǎo)，感謝萬(wàn)世明研究員提供圖5的原圖。陳巧、何愛(ài)迪、徐艾、鄒雪蓉、王永欣對(duì)本文的資料收集亦有幫助！