冲绳海槽在发育阶段、地壳性质、扩张性质及构造环境等方面，与西太平洋一系列弧后盆地存在区别，甚至在全球性边缘海盆视角上也具有其独特性(李乃胜等，1998).因此，对冲绳海槽构造活动性的研究将对边缘海盆的成因及演化具有补充意义.构造活动性是构造演化表征的基本方面，体现于构造演化过程之中，而冲绳海槽的构造演化史目前存在诸多争议，由此看来对冲绳海槽构造活动性的研究不仅是解剖构造演化动力机制引擎的关键，还是认识其构造演化史的必要之匙.另外，冲绳海槽热液活动发育，早已成为人们从海洋腹地发掘资源的目标之一，而构造背景是控制水热活动的重要因素(Ishizuka et al.，2002).在海底探测过程中，人们在冲绳海槽发现了锰结核、硫化物、黑烟囱等矿产痕迹，随着对该区海底构造认识的不断更新，也逐渐将这些海底矿产资源的形成同热液活动建立起联系，试图认清热液成矿机理及分布规律，其经济意义和科学意义不言而喻.

冲绳海槽总体构造活动强烈，但科学家们对各段构造活动性强弱的认识有所分歧.最先普遍认为冲绳海槽构造活动南强北弱，后来有学者对此提出质疑，认为北段也在地震活动、海底热流值、活断层与张裂地堑发育情况等方面体现出强烈的构造活动性(李乃胜等，1998).然而我们认为，对于冲绳海槽南、中、北各段构造活动强度的异同，需从深部构造活动和浅部构造活动两方面区别看待.本文将利用热模拟的方法，以研究区域居里点深度及海底热流值为约束，研究冲绳海槽各段构造活动特征的差异，并在裂陷性质、火成岩特征、断裂性质、热液活动分布及地震活动性等方面与模拟结果进行对比分析.

冲绳海槽是东亚大陆边缘SW—NE向展布的狭长槽状盆地，北浅南深，中新世以来琉球弧后扩张形成，200 m等深线大致刻画了这一槽状地貌单元(图 1).其西南端与北东端分别与台湾岛和日本岛相连，西滨宽阔平坦的东海大陆架，东邻琉球岛弧.该区莫霍面深度约为16~22 km(张训华等，2013)，岩石圈厚度约为40 km左右(朱介寿等，2003)，重力异常南高北低.依据该区构造地质特征，人们一般以宫古断裂带和吐噶喇断裂带为界将冲绳海槽分为南(SOT)、中(MOT)、北(NOT)三段，各段的地质地球物理特征有所差异.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域构造背景 NOT-冲绳海槽北段; MOT-冲绳海槽中段; SOT-冲绳海槽南段; GFZ-宫古断裂带; TFZ-吐噶喇断裂带. Fig. 1 Tectonic setting of the research area NOT-Northern Okinawa trough; MOT-Middle Okinawa trough; SOT-Southern Okinawa trough;GFZ-Gonggu fault zone; TFZ-Tokara fault zone.

冲绳海槽具有“东西分带、南北分块”的构造特征，NE、NNE及NW向断裂发育，以NE、NNE向断裂为主.断裂构造性质复杂，有切割较深的岩石圈深断裂、壳型大断裂，也有众多切割较浅的一般性断裂.在冲绳海槽内发育了大量犁型正断层及裂谷地貌，并在裂谷轴部发育了次一级张裂型地堑构造(槽中槽).沉积层厚度有由北向南逐渐变薄的趋势，SOT深水处有基岩出露(周志远等，2013).但柱状样分析结果显示，晚更新世以来的沉积速率由北向南趋势性增加，西坡沉积速率大于东坡(李军，2007).似乎说明自晚更新世以来SOT相对于MOT的整体沉积速率更快、拉张速率更大，拉张速率的影响远超过沉积速率效应，以至于海槽中央基底岩石直接出露于海底.

菲律宾海板块向欧亚大陆之下俯冲可引发地幔物质上涌，冲绳海槽处于强烈的弧后扩张状态，以致使冲绳海槽岩石层明显减薄，上地幔盖层缺失，低速层已直接触及莫霍面(郝天珧等，2004).较早的研究(Taylor and Karner，1983)表明，琉球海沟俯冲角度随深度变大，最深可达250 km.在冲绳海槽北段，菲律宾海板块近乎以垂直于琉球海沟的方向向下俯冲，俯冲速率为5 cm·a^-1左右，贝尼奥夫带位于海槽轴部之下150~200 km左右;在冲绳海槽南段，菲律宾板块的俯冲方向不是很明显，俯冲速率较北段大，大约为7 cm·a^-1，贝尼奥夫带深度约为150 km左右(Shinjo et al.，1999).最新地震资料统计结果表明，琉球海沟俯冲带俯冲方向为NW;俯冲带宽度大约为400~500 km，由北往南俯冲宽度变大;俯冲深度为200~300 km，俯冲角度约为29°~33°，俯冲深度和角度变化较为稳定.板块俯冲作用可通过改变弧后盆地构造格局和影响岩浆形成演化两个途径来影响热液活动及其成矿(Beier et al.，2010; Park et al.，2010).断裂和裂隙系统可构成海底流体运移通道，从而控制着热液流体的运移.

对于冲绳海槽的地壳属于陆壳、过渡壳还是洋壳的性质，科学家们见解不一.有的学者认为冲绳海槽属于陆壳，北部地壳厚度约18~30 km(Hirata et al.，1991)，海槽中部沉积层厚度约2~3 km(Nagumo et al.，1986).Shinjo和Kato(2000)认为，相对一般意义上的海底扩张而言，冲绳海槽仍然处于裂谷阶段，冲绳海槽南部刚刚开始扩张.有些学者则指出冲绳海槽属于大陆裂谷阶段或大陆裂谷发展的高级阶段(Kimura et al.，1986； 高德章等，2003).郝天珧等(2004)指出，冲绳海槽与中国东部和琉球岛弧地区的特点均不同，地壳属于过渡型地壳，同大洋地壳的许多特点颇为相似.张训华和尚鲁宁(2014)根据现有的折射/广角反射地震资料分析认为，冲绳海槽绝大部分地区为减薄的陆壳;由于折射地震覆盖范围有限且海槽内有厚层沉积物覆盖，因此并不能排除洋壳存在的可能.

俯冲区岩浆活动涉及到地壳和地幔之间的物质交换，在壳幔之间长期的物质组成平衡中扮演着重要角色(Bourdon et al.，2003).冲绳海槽内部火山活动强烈，分别在海槽东坡和中心张裂轴处发育有两条现代火山链，广泛发育了从酸性到基性不同类型的火山岩，具有以流纹岩和玄武岩为主的“双峰式”特征.岩浆房发育在上地幔内部或壳幔过渡带上(李乃胜，1995)，南段岩浆源区较中、北段深.李巍然等(1997)利用Ne′-O1′-Q′系相图投影估算得到，冲绳海槽南段与那国地堑形成玄武岩原始岩浆的地幔部分熔融发生深度在33~66 km之间;中段硫磺地堑、伊平屋地堑、伊士名海洼、粟国地堑处该熔融发生在约27 km.利用French MgO-Al₂O₃-P与矿物组合关系图得到，冲绳海槽与那国地堑玄武岩矿物组合平衡系形成深度在16~25 km之间，中段在8.1~9.1 km之间.微量元素地球化学结果表明，冲绳海槽之下的熔融源区受到来自俯冲板片的改造作用较弱，不大可能为弧下交代地幔楔部分熔融的产物，应为俯冲板片作用下流体交代的软流圈地幔熔融的产物;Sr-Rd同位素、O同位素(Honma et al.，1991)分析结果表明，熔融源区的地幔类型介于软流圈地幔和交代地幔楔之间，为受到俯冲改造的亏损地幔(郝天珧等，2004).海槽北段火山岩分布分散，研究程度低，出露流纹岩或英安岩等酸性岩石;海槽中段火山活动最为发育，流纹岩、英安岩、安山岩及玄武岩在区内都有出现，中段也是海槽火山研究程度最高的地区;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.一般认为冲绳海槽地区的浮岩是玄武岩浆结晶分异及陆壳同化混染的产物(Honma et al，1991; 李巍然等，1997; 翟世奎等，1997; Shinjo and Kato，2000; 张家强等，2000;于增慧等，2001).

冲绳海槽内有大量热液活动区分布.早在1988年人们在Izena Hole发现了冲绳海槽的第一个热液活动区，并将之命名为“翡翠”(Halbach et al.，1989).其后，Iheya Ridge上的Clam、Minami-Ensei、Izena Hole上的Hakurei、Hatoma Knoll、Irabu Knoll、Iheya North Knoll、Daiyon-Yonaguni Knoll及Yoron Hole等热液区先后被发现.虽然冲绳海槽北段缺少岩浆活动，但是吐噶喇火山岛上存在一些海底破火山口，拖网得到砾岩、火山渣、浮石等火成岩，有的富含As、Mo(Yokose et al.，2009)，说明海槽北段也存在热液活动潜力(Ishibashi et al.，2015).热液活动的存在揭示了地下流体与海水之间的物质与能量交换，从而暗示了断裂等流体运移路径的存在.另外，热液活动区及其周边热流值分布极不均匀，说明在沉积层之下存在能够孕育小范围对流活动的蓄水层，厚度大约只有数百米.在如此小的范围内，上升流与下降流相距不远，因此使得海底热流值在空间上发生急剧变化.数值模拟研究表明(Gruen et al.，2014)，岩浆流体与海水的相互作用有利于矿物沉积，岩浆流体强烈影响水热系统的动力学特征及热结构，因此，岩浆作用对海底热液活动影响重大.有关冲绳海槽热液活动与板块俯冲、地壳性质和岩浆作用之间的关系，以及对热液活动深部动力机制的认识，人们还知之甚少.

本文将利用热模拟的方法研究冲绳海槽深部构造活动特征.基于Slugsed一维沉积-热模拟软件(Hutnak and Fisher，2007)对浅部构造活动的模拟结果表明沉积速率、蓄水层对流活动及沉积层底部岩浆侵入等浅表过程对海底热流影响重大，结合冲绳海槽南、中、北段构造活动特征及热流值分布特征发现，冲绳海槽中段的浅部构造活动性十分强烈.对深部构造活动的模拟是本文的重点，模拟基于FEPG生成的瞬态热传导方程计算程序(梁国平和唐菊珍，2011)，模拟过程中通过施加不同的底部温度边界条件来代表不同的深部构造活动.

冲绳海槽及其邻域的岩石圈厚度大约为40~80 km，其中海槽区厚40 km左右(朱介寿等，2003).利用玄武岩固相线获得的最新资料表明(吴健生等，2014)，全区热岩石圈底界深度一般在62~112 km之间变化，热岩石圈底界深度自西向东由东海陆架盆地至冲绳海槽总体由深变浅，等深线形态呈NE向展布.冲绳海槽在扩张之前的岩石圈厚度应与东海陆架相当，本文中取60 km.随着海槽张裂，现如今的岩石圈厚度减薄至约40 km.我们建立400 km×60 km的二维模型(如图 2)，并将其离散为30600个四边形单元网格、30954个计算节点，在居里点变化区域(15~25 km深度范围)采取网格加密处理，以模拟该区更为精细的温度结构变化.模型由沉积层和基底层构成，其中沉积层厚度为2 km，模型参数如表 1所示.

图 2

Fig. 2

图 2 模型 Fig. 2 Calculation model

表 1(Table 1)

表 1 模型参数 Table 1 Model parameters 沉积层热导率W/(m·K) 沉积层比热容J/(m3·K) 基底热导率W/(m·K) 基底比热容J/(m3·K) 1.0 2.4×106 3.0 3.0×106

表 1 模型参数 Table 1 Model parameters

海底温度固定为0 ℃，岩石圈底部温度在构造演化过程中发生变化，因此设定为变化的温度边界，温度变化与岩石圈底部隆升速率有关.若软流层绝热温度梯度为0.39 ℃/km，则温度变化同岩石圈底部隆升速率之间遵循函数关系dT=0.39 r×dt.鉴于冲绳海槽张裂中心处相对于两侧抬升速率较大，我们将温度变化量在空间上看作二次函数关系，其中在模型中心取极大值.设定岩石圈抬升速率如图 3所示.

图 3

Fig. 3

图 3 岩石圈底部隆升速率 Fig. 3 Uplift rate of the lithosphere base

通过磁异常反演得到的居里面深度对应着原位岩石的消磁温度，因此居里面深度近似为一个温度界面，大约为530~600 ℃，这是一个现今热状态的瞬时温度界面.受构造环境影响，居里面深度会随之变浅或变深.例如，居里面之下存在岩浆侵入，则岩石去磁界面抬升;岩石圈由先前的热状态持续冷却，则岩石去磁界面下沉.去磁界面的抬升与下沉在海底磁异常中体现出来，分别对应着反演所得居里面深度的变浅与变深.我们将稳态温度结果作为扩张之初的初始温度条件，此时的居里面深度大约为25 km(如图 2)，本文在计算过程中取居里面对应温度为590~600 ℃.

冲绳海槽形成时代不早于中中新世(王舒畋和梁寿生，1986)，目前处于早期扩张阶段(翟世奎和毛雪瑛，1994).梁瑞才等(2001)根据海槽中央轴区的地磁异常判断，海底扩张直至现在仍在进行，主要发生在南段，反射地震剖面资料同样显示出这一点(Kimura，1977; Seno，1977; Herman et al.，1978; Lee et al.，1980)，而且海槽正处于加速扩张阶段(Kimura，1985，1996).随着海洋探测技术的发展及探测资料的不断积累，人们对冲绳海槽形成与演化的认识不断更新.以往一般将冲绳海槽南北段作为整体，研究其幕式演化历史(Lee et al.，1980;王舒畋和梁寿生，1986; Sibuet et al.，1987; 吴自银等，2004);90年代以来，人们开始逐渐认识到冲绳海槽的分段拉张特征(李学伦等，1991;刘保华和徐世浙，1998;赵金海等，2003;周普志和高金耀，2006)，一般认为冲绳海槽北段拉张时间早于南段.如今对冲绳海槽南、北段形成的拉张启动时间及目前的演化状态还不清楚.本文取三种持续拉张时间情形进行计算，分别为：Duration A，扩张持续6 Ma;Duration B，扩张持续10 Ma;Duration C，扩张持续12 Ma.各种情形的计算时间均延长至15 Ma，在扩张停止后视为岩石圈冷却阶段，此时将模型底部温度固定为1300 ℃，延长计算时间的好处是可以模拟像北段扩张停止至今的热演化过程.

依据以上不同的岩石圈上升速率及持续扩张时间条件，可得出如表 2所示的9种计算结果，分别代表冲绳海槽不同的构造演化过程及深部构造活动，据此我们可以分析冲绳海槽南、北段深部构造活动性的差异.

表 2(Table 2)

表 2 9种计算情形 Table 2 Nine cases of calculation Duration A Duration B Duration C Condition 1 A1 B1 C1 Condition 2 A2 B2 C2 Condition 3 A3 B3 C3

表 2 9种计算情形 Table 2 Nine cases of calculation

韩波等(2007)通过磁异常反演得到了冲绳海槽及其邻区居里面深度，反演结果表明冲绳海槽南、中、北段的居里面深度分别平均为18.9 km、20 km和20.2 km，体现出由北向南逐渐变浅的趋势，南段最浅处只有16~17 km(如图 4所示).自晚白垩世以来，中国东部海区普遍经历了拉张裂离运动，形成了盆隆相间构造地貌，以ZB、TuB、PB、TB和OT为代表的五条海盆带分别代表了其五个不同的张裂时期，自西向东年龄依次变新(Lin et al.，2005)，而对应居里面深度没有一致性变化.在拉张应力场作用下，如果软流层物质供应充足，则会相对促进居里面的抬升.由此看来，在古新世和中中新世以来的拉张过程中软流层物质供应充足，而其余张裂期软流层物质供应相对不足.根据软流层物质的供应情况，可将东部海区划分为如图所示三部分，各区延伸方向大致与裂离方向垂直，这与地震层析成像方法揭示出的NE向速度优势方向相符(郝天珧等，2006).冲绳海槽居里面深度总体较浅，尤其在南部居里面深度相对南北两侧区域急剧变浅，说明该区岩石层之下的软流层物质供应充分.

图 4

Fig. 4

图 4 冲绳海槽及其邻区的海底至居里面厚度 阴影区域代表海盆.Ps-软流层物质供应充足，Ss-软流层物质供应不足. Fig. 4 Thickness between the seafloor and the Curie interface in the Okinawa trough and its surroundings The shadow area represents the basin. Ps is plentiful supply of asthenosphere material; Ss is insufficient supply of asthenosphere material.

模拟结果表明，冲绳海槽在构造演化过程中，由于热的软流层物质向岩石圈底部侵蚀，岩石圈不断加热，从而导致居里深度持续变浅.拉张持续时间越长，则现今居里深度越浅.现今冲绳海槽居里点深度由北及南逐渐变浅.如果北、中、南各段软流层侵入作用相同，则南段拉张持续时间应比北段长;而前人研究表明北段开始拉张时间早于南段，说明南段经历了更为强烈的软流层上升活动.如图 5所示，若南段在6 Ma前开始拉张，北段在10~12 Ma前开始拉张，北段的居里面深度演化大致对应曲线B2，扩张中心处的软流层上涌速率大约为40 cm·a^-1.同样的上涌速率只能使南段上升至U1点，若将南段上升速率分别提高和降低1倍，居里面深度分别抬升和下降约0.8 km.据此可估算，要想使U1抬升至接近于现实情形的U2，则南段软流层上升活动大约为北段的6倍.

图 5

Fig. 5

图 5 居里点深度演化 Fig. 5 Evolution of Curie depth

我们在冲绳海槽地区共收集到463个海底热流数据(Yasui et al.，1970; Jessop et al.，1976; Lu et al.，1981; Yamano et al.，1986a，b; Kinoshita et al.，1990，1991;喻普之和李乃胜，1992; Shyu and Liu，2001; Masaki et al.，2011)，若将冲绳海槽分为SOT西段(W-SOT)、SOT东段(E-SOT)、MOT和NOT等四部分(图 1)，则各部分的热流平均值大约分别为49 mW·m^-2、82 mW·m^-2 、634 mW·m^-2和60 mW·m^-2.冲绳海槽的拉张过程目前正在进行，构造活动强烈，海底热流值应当高于全球平均水平(~60 mW·m^-2);但受岩石圈厚度限制，正常热流值一般不会高于120 mW·m^-2.据此我们将实测热流值划分为异常低值( ＜60 mW·m^-2)、正常值(60~120 mW·m^-2)和异常高值(>120 mW·m^-2)三类，如图 6所示.异常低值主要分布在SOT最西南端、SOT中部和MOT中部地区;异常高值主要分布在SOT中部和MOT中部;NOT实测数据较少，总体比正常值偏低.SOT中部和MOT中部热流值大小极不均匀，热液活动发育.冲绳海槽的高热流异常与深部热物质上涌有关.在空间上，除去北部的个别高值，基本呈现由鱼山—久米—宫古断裂带向南北两侧降低的趋势，说明这一断裂带在一定程度上控制了周边的海底热流分布，短波线性磁异常的存在说明在冲绳海槽之下有线状岩浆充填作用发生(李学伦等，1991).断裂带附近热流值高，说明该处有热异常存在，这种热异常可能由断层摩擦生热作用、断裂切穿岩石圈底部导致岩浆或热液沿裂隙上涌等因素引起.部分地区热流变化剧烈，如在伊是名海穴附近4 km范围内，热流可高达10000 mW·m^-2、低至10~20 mW·m^-2，这种剧烈变化可能由热液循环过程中流体的侧向流动引起(李官保等，2006).冲绳海槽地区高而变化大的热流异常说明该区处于一个十分活跃的构造环境中，为热液活动的发育提供了条件.地壳中放射性元素的异常分布也可以引起局部地壳热流异常，但区域性的热流增大一般认为是幔源热异常造成的.由于重力均衡作用，冲绳海槽在扩张的同时还伴随着快速沉积充填.地幔上涌、地壳减薄使得海槽热流值升高，这种高热流值在海槽中部体现得最为明显，而岩浆活动是造成海槽局部极高热流值的重要原因.海槽最南端的热流值低于全球平均水平，这种低值可能是由板块俯冲吸热造成的(Uyeda，1980)，也可能与迅速沉积作用有关.

图 6

Fig. 6

图 6 冲绳海槽热流特征 (a)实测热流值分布. NOT-冲绳海槽北段，MOT-冲绳海槽中段，SOT-冲绳海槽南段，W-SOT-冲绳海槽南段的西部，E-SOT-冲绳海槽南段的东部，GFZ-宫古断裂带，TFZ-吐噶喇断裂带；(b)沿剖面A-A′的热流值变化；(c)沿剖面B-B′的热流值变化. Fig. 6 Heat flux characteristics of the Okinawa trough (a)Distribution of observed heat flux. NOT-Northern Okinawa Trough; MOT-Middle Okinawa Trough; SOT-Southern Okinawa Trough; W-SOT-Western part of the Southern Okinawa Trough; E-SOT-Eastern part of the Southern Okinawa Trough; GFZ-Gonggu Fracture Zone; TFZ-Tokara Fracture Zone；(b)Heat flux variation along profile A-A′；(c)Heat flux variation along profile B-B′.

将热流值投影到冲绳海槽中轴(图 6a A-A′ )可以显示出海槽延伸方向的热流值变化特征，如图 6b所示：南段热流值最低，且具有一定程度的震荡特征;中段热流值最高且震荡严重，全区热流平均值最高点位于该段.北段数据较少，热流值特征在图中难以体现.将热流值投影到垂直于海槽延伸方向(图 6a B-B′)则可以显示中国东部海区伸展方向的热流变化特征.从图 6c可以看出，自大陆架盆地至菲律宾海盆西北边缘，冲绳海槽热流值最高，并向两侧逐渐降低，反映了冲绳海槽为当前中国东部海区的裂离中心.

如图 7所示的海底热流模拟结果表明，在冲绳海槽构造演化过程中，大尺度构造活动使得海底热流持续升高;持续扩张时间越长、岩石圈底部隆升速率越快，则计算所得的现今热流值越高.但12 Ma年后的海底热流仍不超过80 mW·m^-2，说明地表热流受大尺度构造影响不大，主要受浅层地质因素影响.

图 7

Fig. 7

图 7 海底热流演化 Fig. 7 Evolution of the seafloor heat flux

以上综合结果表明，冲绳海槽在构造演化过程中，南段相对于北段软流层活动较为强烈，而岩石圈表层构造活动较弱.对于冲绳海槽各段构造活动性强度上的异同，不能一概而论，应从深、浅构造区别对待.

(1) 中新世末上新世初，冲绳海槽经历了海槽运动Ⅰ幕，致使冲绳海槽与琉球海沟地区产生大量岩浆活动及串珠状裂陷盆地，北、中段与南段的上新统充填厚度分别大约为2000 m和1400 m，据此推测北、中段裂隙比南段要大;上新世末发生构造运动Ⅱ幕，上新统轻微褶皱，更新世早期构造运动有所变化，海槽南段裂陷速度超过北段，南、北段的更新－全新统厚度分别达1700 m和350~500 m，若干个裂陷盆地逐渐连接为一个统一的大海槽，在海槽中轴和北、中段东侧分别形成两条火山带(金翔龙和喻普之，1987).海槽的裂陷主要受“地幔流抽离提供裂陷空间”这一深部构造活动控制，南段较强的软流层活动为更快的裂陷速率提供了条件.

冲绳海槽北段贝尼奥夫带水平俯冲深度不到200 km，俯冲速率不足5 cm·a^-1，水平延展还不到海槽中央;而南段的贝尼奥夫带俯冲深度达300 km，俯冲速度超过6 cm·a^-1，水平延展越过海槽中央(黄培华等，1994)，南段因菲律宾海板块较大的俯冲速度和强度导致了冲绳海槽地区更为剧烈的地球动力效应，从而使得岩浆活动规模及强度比中、北段要大，高金耀等(2002)通小尺度地幔流动力分析证实了这一点.大型岩浆活动带需要充足、持续地岩浆供应，局部岩浆活动可能只受岩石层浅部断裂控制而沿断层分布，海槽中央的大型火山带与海槽南段之下所经历的更为强烈的软流层活动相对应，而中、北段东侧的大型火山带与俯冲激发的软流层活动中心东移有关.

(2) 模拟过程中我们发现，海槽南段裂陷较深，说明有更深的地幔物质隆升经历部分熔融形成岩浆，因岩浆源区较深，在上升过程中可以同上层地壳"充分"发生作用，因而同化混染程度较高.另外，海槽南段裂陷速度高达中、北段的6倍，尤其在晚更新世以来裂陷速度更大，岩浆向地表运移过程中来不及“充分”结晶分异，导致岩浆演化程度较低.实际资料分析(马维林等，2004)也表明，海槽南段的玄武岩样品属基性程度较高的钙碱性系列拉斑玄武岩，成分较为均一稳定，岩浆来源较深，结晶分异程度较低，同化混染程度较高;而中段样品主要为酸性程度较高的石英拉斑玄武岩，成分变化较大，岩浆来源较浅，结晶分异程度较高，同化混染程度较低.

(3) 海槽北段北西向断裂对北北东向断裂和基底构造的作用明显小于海槽南段.海槽北段的局部构造基本呈北北东向展布，而南段早期的北东向带状构造在后期北西向构造活动的强烈改造作用下，局部构造大都取向北西(刘展等，2006).南段北西向纵断层规模大于北段(李乃胜，1988)，海槽南段对流层深部构造活动远强于北段，由此看来，南段相对于北段额外的深部构造作用是导致北西向构造活动的根本原因.

如图 8所示，受深、浅构造活动的综合影响，冲绳海槽内部断裂发育.选取7条地震解释剖面进行对比分析，这些剖面来源于两部分:一是由中科院海洋所在冲绳海槽南段获得的多道地震反射解释剖面，包括A-A′、B-B′、C-C′和D-D′，如图 9a—d(郭军华，2004);一是由KIGM(Korea Institute of Geoscience and Mineral Resources)在冲绳海槽中、北段获得的多道地震反射剖面，包括E-E′、F-F′和G-G′，如图 9e—g(Gungor et al.，2012). 在数据采集过程中，前者的气枪沉放深度为10 m，最大炮检距为600 m，道间距为12.5 m，发震间隔为50 m，最大记录长度为6 s;后者的气枪沉放深度为5 m，最大炮检距为900 m，道间距为12.5 m，发震间隔为25 m，最大记录长度为7 s.另外，前者解释结果比较精细，地震层序划分对比表见表 3;后者未对声学基底以上的地层进行细分.两者解释精细度的不同对结论没影响.从图中可以看出，海槽南段切穿基底的断裂相对于中、北段更为发育，但中、北段的浅层断裂比南段更为发育.原因可能是南段受深部构造活动的强烈影响，导致断裂发育较深，乃至切穿沉积基底;中、北段则在沉积层内断裂密集分布，而切穿沉积基底的较大断裂相对较少，说明其所受到的浅部构造活动影响更为显著.

图 8

Fig. 8

图 8 冲绳海槽断裂及选取地震剖面(据李乃胜，1988修改) Fig. 8 Faults and selected seismic profiles in the Okinawa trough(modified from Li，1988

图 9

Fig. 9

图 9 地震剖面解释图(据郭军华，2004和Gungor et al.，2012修改) Fig. 9 Interpretation of seismic profiles(modified from Guo，2004 and Gungor et al.，2012)

表 3(Table 3)

表 3 地震层序划分对比表(Guo，2004) Table 3 Division of seismic sequence(Guo，2004) 年代(Ma) 时期 陆架层序 海槽盆地层序 岛弧岛坡层序 0.0 全新世 Ⅰ Ⅰ 0.7 更新世 中晚更新世 Ⅰ Ⅱ 早更新世 Ⅲ 2 上新世 Ⅳ Ⅳ Ⅳ-2 Ⅳ-1 5.3 中新世 Ⅴ Ⅴ Ⅴ-2 Ⅴ-1 23 渐新世 36 始新世 Ⅵ G G 古新世 Ⅶ 66 中生代 G

表 3 地震层序划分对比表(Guo，2004) Table 3 Division of seismic sequence(Guo，2004)

(4)从图 1所示的冲绳海槽地区热液活动分布(Ishibashi et al.，2015)可以看出，热液活动中心在中段非常发育，强于南段，可能是与沉积层岩浆侵入活动强烈有关，沉积层内小微型断裂的发育为岩浆的侵入创造了条件.相对而言，南段则由于浅层构造活动微弱而抑制了沉积层底辟过程，刘展等(2006)也指出，南部玄武岩活动主要集中于八重山地堑海山区，没有形成大规模的玄武岩侵位;然而，受深部软流层活动影响所形成的大断裂仍为流体运移提供了通道，溢出地表形成热液活动.图中冲绳海槽北段没有热液区分布，也一直被认为缺少火山活动(Kimura，1996)，但是吐噶喇火山岛上存在一些海底破火山口，拖网得到砾岩、火山渣、浮石等火成岩，有的富含As、Mo(Yokose et al.，2009)，说明海槽北段也存在热液活动潜力(Ishibashi et al.，2015).依据本文结论推测，北段的热液活动应当强于南段，因此，可能还有一些热液区没有被探测到，也可能在历史演化进程中失去活力，或者被第四系沉积层覆盖.冲绳海槽南段正在经历强烈的拉张运动，强烈的深部构造活动会促进浅部构造活动，因此可推测，今后一定历史时期南段会孕育出更多的热液活动区.

(5)前人研究表明，南侧现代地震活动多，震源深度大;北侧相对较弱，震源深度小(Shiono et al.，1980； 李乃胜，1988； 李学伦等，1991； 李乃胜等，1998).图 10为从2008年12月至今，震源深度在300 km以浅的三级以上的地震事件空间分布，插图显示了冲绳海槽张裂中心伸展方向上的震源深度分布.从图中还可以看出，除靠近台湾的最西南端外，南段50 km以浅的地震较中、北段少得多，而深源地震比中、北段多，这与南段比中、北段深部软流层活动更强，而浅部构造活动较弱的结论相符.

图 10

Fig. 10

图 10 冲绳海槽地震活动性 震源位置数据来源于国家地震科学数据共享中心.GFZ-宫古断裂带，TFZ-吐噶喇断裂带. Fig. 10 Seismicity of the Okinawa trough Hypocenter location data are from China Earthquake Data Center. GFZ，Gonggu Fracture Zone; TFZ，Tokara Fracture Zone.

对于冲绳海槽的构造活动性认识，本文建议从深、浅两种尺度分别进行探讨.深部构造活动影响在时间上具有持久性，在空间上具有大尺度性，在纵向上表现为影响深度较大;相反地，浅部构造活动则具有短时、小尺度性，纵向影响深度较浅.深部构造活动可能与地幔物质流动有关，而浅部构造活动包括岩浆侵入、蓄水层流体运移等.本文利用热模拟的方法，以研究区域居里点深度及海底热流值为约束，通过数值模拟及与实际资料对比分析，我们主要得到以下结论：

(1) 冲绳海槽海底热流受大尺度构造影响不大，主要受浅部地质因素影响.在考虑岩石圈底部隆升这一深部构造运动影响下，海底热流模拟结果最高还不到80 mW·m^-2，并不能解释冲绳海槽地区的极高极低热流值及局部离散严重的特征;但考虑沉积速率、岩浆侵入活动等浅部构造活动影响，小范围的流体运移可导致流体上升区域热流值升高、下降区域热流值降低，如此则可对该区热流异常特征加以解释.

(2) 通过居里点深度资料分析可知，中国东部海区的软流层物质的供应情况大致呈北东向带状分布，与地震层析成像方法揭示出的NE向速度优势方向相符.冲绳海槽居里面深度较浅，岩石层之下的软流层物质供应充分;各段软流层活动也具有差异性，模拟结果表明冲绳海槽南段软流层上升活动大约为其中、北段的6倍.

(3) 冲绳海槽在构造演化过程中，深部构造活动南强北弱，而浅部构造活动南弱北强.受此构造活动特征影响，冲绳海槽南段与中、北段相比，在裂陷性质、火成岩特征、断裂性质、热液活动分布及地震活动性等方面表现出显著差异.例如，海槽南段裂陷较深，大断裂较为发育，小型断裂相对稀疏;海底火成岩岩浆源区较深，同化混染程度较强，浅层岩浆侵入活动较弱;地震活动较多，震源深度较大.

(4) 早白垩世，东海区域经历了由被动大陆边缘环境向安第斯型主动大陆边缘环境的转换(侯方辉等，2015). 上新世，琉球弧后地区开始产生扩张(郭令智等，1983)，主动大陆边缘环境又由安第斯型转向典型西太平洋边缘型.菲律宾海板块向欧亚板块俯冲引发的地幔楔二次对流在冲绳海槽处上升，上升流导致上覆岩石圈发生拱顶、裂陷，冲绳海槽开始拉张.拉张中心西侧的NW向地幔流受欧亚大陆蠕散形成的SE向地幔流对冲影响受到抑制，而东侧的SE向地幔流非但未受抑制，甚至因吸收本该流向NW侧的流体而得以加强，促成了岛弧向海沟方向的旋张掀斜运动(林长松和王英，1999).在冲绳海槽南段，还受到吕宋岛向台湾碰撞挤压形成的由南及北向的地幔流作用，从而加剧了南段软流层物质上涌以及岩石圈拉张(高金耀等，2008)，最终形成深部构造活动南强北弱的局面.

致谢 感谢青岛海洋地质研究所韩波博士为本文提供居里面深度数据，感谢两位匿名审稿专家为本文提出建设性意见.本文部分图件利用GMT(Wessel and Smith，1991)绘制而成，计算程序借助了FEPG平台(梁国平和唐菊珍，2011)，也谨在此一并表示感谢.