孟林, 張訓(xùn)華*, 溫珍河, 孟祥君, 王明健

1 青島海洋地質(zhì)研究所, 青島 266071 2 海洋國(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 266071

?

沖繩海槽南段與中、北段構(gòu)造活動(dòng)性對(duì)比的熱模擬研究

孟林1,2, 張訓(xùn)華1,2*, 溫珍河1,2, 孟祥君1,2, 王明健1,2

1 青島海洋地質(zhì)研究所, 青島 266071 2 海洋國(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 266071

受新生代太平洋板塊弧后擴(kuò)張劇烈活動(dòng)的地緣特性影響,沖繩海槽構(gòu)造特征復(fù)雜,南、中、北段在熱液活動(dòng)、斷裂性質(zhì)、火成巖特性、擴(kuò)張時(shí)代等方面存在顯著不同,因此認(rèn)識(shí)該區(qū)各段構(gòu)造活動(dòng)性對(duì)查清其復(fù)雜地質(zhì)特征具有重要意義.本文依據(jù)前人通過(guò)磁異常反演得到的居里面深度資料,利用熱模擬的方法,對(duì)沖繩海槽各段深、淺構(gòu)造活動(dòng)性進(jìn)行了探討.模擬結(jié)果表明,南段軟流層構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)度約為中、北段的6倍,而巖石圈淺層構(gòu)造活動(dòng)卻相對(duì)較弱.該結(jié)論與前人所得到的地質(zhì)地球物理資料相符,主要表現(xiàn)為:相對(duì)于中、北段,南段在海槽總體演化歷程上裂陷較深;海底火成巖巖漿源區(qū)較深,結(jié)晶分異程度較弱,同化混染程度較強(qiáng);切穿沉積基底的大型斷裂較為發(fā)育,而沉積層內(nèi)部的小型斷裂分布相對(duì)稀疏;沉積層巖漿侵入活動(dòng)較弱,海底所呈現(xiàn)出的熱液活動(dòng)區(qū)數(shù)量較少;現(xiàn)代地震活動(dòng)較多,震源深度較大.根據(jù)模擬結(jié)果與實(shí)際資料的對(duì)比分析我們可以推測(cè): (1) 沖繩海槽北段可能還有一些熱液區(qū)沒(méi)有被探測(cè)到,也可能在歷史演化進(jìn)程中失去活力,或者被第四系沉積物覆蓋; (2) 南段存在孕育更多熱液活動(dòng)區(qū)的潛力.

構(gòu)造活動(dòng)性; 熱模擬; 海底熱流; 熱液活動(dòng); 沖繩海槽

1 引言

沖繩海槽在發(fā)育階段、地殼性質(zhì)、擴(kuò)張性質(zhì)及構(gòu)造環(huán)境等方面,與西太平洋一系列弧后盆地存在區(qū)別,甚至在全球性邊緣海盆視角上也具有其獨(dú)特性(李乃勝等,1998).因此,對(duì)沖繩海槽構(gòu)造活動(dòng)性的研究將對(duì)邊緣海盆的成因及演化具有補(bǔ)充意義.構(gòu)造活動(dòng)性是構(gòu)造演化表征的基本方面,體現(xiàn)于構(gòu)造演化過(guò)程之中,而沖繩海槽的構(gòu)造演化史目前存在諸多爭(zhēng)議,由此看來(lái)對(duì)沖繩海槽構(gòu)造活動(dòng)性的研究不僅是解剖構(gòu)造演化動(dòng)力機(jī)制引擎的關(guān)鍵,還是認(rèn)識(shí)其構(gòu)造演化史的必要之匙.另外,沖繩海槽熱液活動(dòng)發(fā)育,早已成為人們從海洋腹地發(fā)掘資源的目標(biāo)之一,而構(gòu)造背景是控制水熱活動(dòng)的重要因素(Ishizuka et al., 2002).在海底探測(cè)過(guò)程中,人們?cè)跊_繩海槽發(fā)現(xiàn)了錳結(jié)核、硫化物、黑煙囪等礦產(chǎn)痕跡,隨著對(duì)該區(qū)海底構(gòu)造認(rèn)識(shí)的不斷更新,也逐漸將這些海底礦產(chǎn)資源的形成同熱液活動(dòng)建立起聯(lián)系,試圖認(rèn)清熱液成礦機(jī)理及分布規(guī)律,其經(jīng)濟(jì)意義和科學(xué)意義不言而喻.

沖繩海槽總體構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈,但科學(xué)家們對(duì)各段構(gòu)造活動(dòng)性強(qiáng)弱的認(rèn)識(shí)有所分歧.最先普遍認(rèn)為沖繩海槽構(gòu)造活動(dòng)南強(qiáng)北弱,后來(lái)有學(xué)者對(duì)此提出質(zhì)疑,認(rèn)為北段也在地震活動(dòng)、海底熱流值、活斷層與張裂地塹發(fā)育情況等方面體現(xiàn)出強(qiáng)烈的構(gòu)造活動(dòng)性(李乃勝等,1998).然而我們認(rèn)為,對(duì)于沖繩海槽南、中、北各段構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)度的異同,需從深部構(gòu)造活動(dòng)和淺部構(gòu)造活動(dòng)兩方面區(qū)別看待.本文將利用熱模擬的方法,以研究區(qū)域居里點(diǎn)深度及海底熱流值為約束,研究沖繩海槽各段構(gòu)造活動(dòng)特征的差異,并在裂陷性質(zhì)、火成巖特征、斷裂性質(zhì)、熱液活動(dòng)分布及地震活動(dòng)性等方面與模擬結(jié)果進(jìn)行對(duì)比分析.

2 地質(zhì)-地球物理特征

沖繩海槽是東亞大陸邊緣SW—NE向展布的狹長(zhǎng)槽狀盆地,北淺南深,中新世以來(lái)琉球弧后擴(kuò)張形成,200 m等深線大致刻畫(huà)了這一槽狀地貌單元(圖1).其西南端與北東端分別與臺(tái)灣島和日本島相連,西濱寬闊平坦的東海大陸架,東鄰琉球島弧.該區(qū)莫霍面深度約為16～22 km(張訓(xùn)華等,2013),巖石圈厚度約為40 km左右(朱介壽等,2003),重力異常南高北低.依據(jù)該區(qū)構(gòu)造地質(zhì)特征,人們一般以宮古斷裂帶和吐噶喇?dāng)嗔褞榻鐚_繩海槽分為南(SOT)、中(MOT)、北(NOT)三段,各段的地質(zhì)地球物理特征有所差異.

沖繩海槽具有“東西分帶、南北分塊”的構(gòu)造特征,NE、NNE及NW向斷裂發(fā)育,以NE、NNE向斷裂為主.斷裂構(gòu)造性質(zhì)復(fù)雜,有切割較深的巖石圈深斷裂、殼型大斷裂,也有眾多切割較淺的一般性斷裂.在沖繩海槽內(nèi)發(fā)育了大量犁型正斷層及裂谷地貌,并在裂谷軸部發(fā)育了次一級(jí)張裂型地塹構(gòu)造(槽中槽).沉積層厚度有由北向南逐漸變薄的趨勢(shì),SOT深水處有基巖出露(周志遠(yuǎn)等,2013).但柱狀樣分析結(jié)果顯示,晚更新世以來(lái)的沉積速率由北向南趨勢(shì)性增加,西坡沉積速率大于東坡(李軍,2007).似乎說(shuō)明自晚更新世以來(lái)SOT相對(duì)于MOT的整體沉積速率更快、拉張速率更大,拉張速率的影響遠(yuǎn)超過(guò)沉積速率效應(yīng),以至于海槽中央基底巖石直接出露于海底.

圖1 研究區(qū)域構(gòu)造背景NOT-沖繩海槽北段; MOT-沖繩海槽中段; SOT-沖繩海槽南段; GFZ-宮古斷裂帶; TFZ-吐噶喇?dāng)嗔褞?Fig.1 Tectonic setting of the research areaNOT-Northern Okinawa trough; MOT-Middle Okinawa trough; SOT-Southern Okinawa trough; GFZ-Gonggu fault zone; TFZ-Tokara fault zone.

菲律賓海板塊向歐亞大陸之下俯沖可引發(fā)地幔物質(zhì)上涌,沖繩海槽處于強(qiáng)烈的弧后擴(kuò)張狀態(tài),以致使沖繩海槽巖石層明顯減薄,上地幔蓋層缺失,低速層已直接觸及莫霍面(郝天珧等,2004).較早的研究(Taylor and Karner, 1983)表明,琉球海溝俯沖角度隨深度變大,最深可達(dá)250 km.在沖繩海槽北段,菲律賓海板塊近乎以垂直于琉球海溝的方向向下俯沖,俯沖速率為5 cm·a-1左右,貝尼奧夫帶位于海槽軸部之下150～200 km左右;在沖繩海槽南段,菲律賓板塊的俯沖方向不是很明顯,俯沖速率較北段大,大約為7 cm·a-1,貝尼奧夫帶深度約為150 km左右(Shinjo et al., 1999).最新地震資料統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明,琉球海溝俯沖帶俯沖方向?yàn)镹W;俯沖帶寬度大約為400～500 km,由北往南俯沖寬度變大;俯沖深度為200～300 km,俯沖角度約為29°～33°,俯沖深度和角度變化較為穩(wěn)定.板塊俯沖作用可通過(guò)改變弧后盆地構(gòu)造格局和影響巖漿形成演化兩個(gè)途徑來(lái)影響熱液活動(dòng)及其成礦(Beier et al., 2010; Park et al., 2010).斷裂和裂隙系統(tǒng)可構(gòu)成海底流體運(yùn)移通道,從而控制著熱液流體的運(yùn)移.

對(duì)于沖繩海槽的地殼屬于陸殼、過(guò)渡殼還是洋殼的性質(zhì),科學(xué)家們見(jiàn)解不一.有的學(xué)者認(rèn)為沖繩海槽屬于陸殼,北部地殼厚度約18～30 km(Hirata et al., 1991),海槽中部沉積層厚度約2～3 km(Nagumo et al., 1986).Shinjo和Kato(2000)認(rèn)為,相對(duì)一般意義上的海底擴(kuò)張而言,沖繩海槽仍然處于裂谷階段,沖繩海槽南部剛剛開(kāi)始擴(kuò)張.有些學(xué)者則指出沖繩海槽屬于大陸裂谷階段或大陸裂谷發(fā)展的高級(jí)階段(Kimura et al., 1986； 高德章等,2003).郝天珧等(2004)指出,沖繩海槽與中國(guó)東部和琉球島弧地區(qū)的特點(diǎn)均不同,地殼屬于過(guò)渡型地殼,同大洋地殼的許多特點(diǎn)頗為相似.張訓(xùn)華和尚魯寧(2014)根據(jù)現(xiàn)有的折射/廣角反射地震資料分析認(rèn)為,沖繩海槽絕大部分地區(qū)為減薄的陸殼;由于折射地震覆蓋范圍有限且海槽內(nèi)有厚層沉積物覆蓋,因此并不能排除洋殼存在的可能.

俯沖區(qū)巖漿活動(dòng)涉及到地殼和地幔之間的物質(zhì)交換,在殼幔之間長(zhǎng)期的物質(zhì)組成平衡中扮演著重要角色(Bourdon et al., 2003).沖繩海槽內(nèi)部火山活動(dòng)強(qiáng)烈,分別在海槽東坡和中心張裂軸處發(fā)育有兩條現(xiàn)代火山鏈,廣泛發(fā)育了從酸性到基性不同類(lèi)型的火山巖,具有以流紋巖和玄武巖為主的“雙峰式”特征.巖漿房發(fā)育在上地幔內(nèi)部或殼幔過(guò)渡帶上(李乃勝,1995),南段巖漿源區(qū)較中、北段深.李巍然等(1997)利用Ne′-O1′-Q′系相圖投影估算得到,沖繩海槽南段與那國(guó)地塹形成玄武巖原始巖漿的地幔部分熔融發(fā)生深度在33～66 km之間;中段硫磺地塹、伊平屋地塹、伊士名海洼、粟國(guó)地塹處該熔融發(fā)生在約27 km.利用French MgO-Al2O3-P與礦物組合關(guān)系圖得到,沖繩海槽與那國(guó)地塹玄武巖礦物組合平衡系形成深度在16～25 km之間,中段在8.1～9.1 km之間.微量元素地球化學(xué)結(jié)果表明,沖繩海槽之下的熔融源區(qū)受到來(lái)自俯沖板片的改造作用較弱,不大可能為弧下交代地幔楔部分熔融的產(chǎn)物,應(yīng)為俯沖板片作用下流體交代的軟流圈地幔熔融的產(chǎn)物;Sr-Rd同位素、O同位素(Honma et al., 1991)分析結(jié)果表明,熔融源區(qū)的地幔類(lèi)型介于軟流圈地幔和交代地幔楔之間,為受到俯沖改造的虧損地幔(郝天珧等,2004).海槽北段火山巖分布分散,研究程度低,出露流紋巖或英安巖等酸性巖石;海槽中段火山活動(dòng)最為發(fā)育,流紋巖、英安巖、安山巖及玄武巖在區(qū)內(nèi)都有出現(xiàn),中段也是海槽火山研究程度最高的地區(qū);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.一般認(rèn)為沖繩海槽地區(qū)的浮巖是玄武巖漿結(jié)晶分異及陸殼同化混染的產(chǎn)物(Honma et al, 1991; 李巍然等,1997; 翟世奎等,1997; Shinjo and Kato, 2000; 張家強(qiáng)等,2000;于增慧等,2001).

沖繩海槽內(nèi)有大量熱液活動(dòng)區(qū)分布.早在1988年人們?cè)贗zena Hole發(fā)現(xiàn)了沖繩海槽的第一個(gè)熱液活動(dòng)區(qū),并將之命名為“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等熱液區(qū)先后被發(fā)現(xiàn).雖然沖繩海槽北段缺少巖漿活動(dòng),但是吐噶喇火山島上存在一些海底破火山口,拖網(wǎng)得到礫巖、火山渣、浮石等火成巖,有的富含As、Mo (Yokose et al., 2009),說(shuō)明海槽北段也存在熱液活動(dòng)潛力(Ishibashi et al., 2015).熱液活動(dòng)的存在揭示了地下流體與海水之間的物質(zhì)與能量交換,從而暗示了斷裂等流體運(yùn)移路徑的存在.另外,熱液活動(dòng)區(qū)及其周邊熱流值分布極不均勻,說(shuō)明在沉積層之下存在能夠孕育小范圍對(duì)流活動(dòng)的蓄水層,厚度大約只有數(shù)百米.在如此小的范圍內(nèi),上升流與下降流相距不遠(yuǎn),因此使得海底熱流值在空間上發(fā)生急劇變化.數(shù)值模擬研究表明(Gruen et al., 2014),巖漿流體與海水的相互作用有利于礦物沉積,巖漿流體強(qiáng)烈影響水熱系統(tǒng)的動(dòng)力學(xué)特征及熱結(jié)構(gòu),因此,巖漿作用對(duì)海底熱液活動(dòng)影響重大.有關(guān)沖繩海槽熱液活動(dòng)與板塊俯沖、地殼性質(zhì)和巖漿作用之間的關(guān)系,以及對(duì)熱液活動(dòng)深部動(dòng)力機(jī)制的認(rèn)識(shí),人們還知之甚少.

3 研究方法

本文將利用熱模擬的方法研究沖繩海槽深部構(gòu)造活動(dòng)特征.基于Slugsed一維沉積-熱模擬軟件(Hutnak and Fisher, 2007)對(duì)淺部構(gòu)造活動(dòng)的模擬結(jié)果表明沉積速率、蓄水層對(duì)流活動(dòng)及沉積層底部巖漿侵入等淺表過(guò)程對(duì)海底熱流影響重大,結(jié)合沖繩海槽南、中、北段構(gòu)造活動(dòng)特征及熱流值分布特征發(fā)現(xiàn),沖繩海槽中段的淺部構(gòu)造活動(dòng)性十分強(qiáng)烈.對(duì)深部構(gòu)造活動(dòng)的模擬是本文的重點(diǎn),模擬基于FEPG生成的瞬態(tài)熱傳導(dǎo)方程計(jì)算程序(梁國(guó)平和唐菊珍,2011),模擬過(guò)程中通過(guò)施加不同的底部溫度邊界條件來(lái)代表不同的深部構(gòu)造活動(dòng).

3.1 模型及參數(shù)

沖繩海槽及其鄰域的巖石圈厚度大約為40～80 km,其中海槽區(qū)厚40 km左右(朱介壽等,2003).利用玄武巖固相線獲得的最新資料表明(吳健生等,2014),全區(qū)熱巖石圈底界深度一般在62～112 km之間變化,熱巖石圈底界深度自西向東由東海陸架盆地至沖繩海槽總體由深變淺,等深線形態(tài)呈NE向展布.沖繩海槽在擴(kuò)張之前的巖石圈厚度應(yīng)與東海陸架相當(dāng),本文中取60 km.隨著海槽張裂,現(xiàn)如今的巖石圈厚度減薄至約40 km.我們建立400 km×60 km的二維模型(如圖2),并將其離散為30600個(gè)四邊形單元網(wǎng)格、30954個(gè)計(jì)算節(jié)點(diǎn),在居里點(diǎn)變化區(qū)域(15～25 km深度范圍)采取網(wǎng)格加密處理,以模擬該區(qū)更為精細(xì)的溫度結(jié)構(gòu)變化.模型由沉積層和基底層構(gòu)成,其中沉積層厚度為2 km,模型參數(shù)如表1所示.

3.2 邊界條件與初始條件

海底溫度固定為0 ℃,巖石圈底部溫度在構(gòu)造演化過(guò)程中發(fā)生變化,因此設(shè)定為變化的溫度邊界,溫度變化與巖石圈底部隆升速率有關(guān).若軟流層絕熱溫度梯度為0.39 ℃/km,則溫度變化同巖石圈底部隆升速率之間遵循函數(shù)關(guān)系dT=0.39r×dt.鑒于沖繩海槽張裂中心處相對(duì)于兩側(cè)抬升速率較大,我們將溫度變化量在空間上看作二次函數(shù)關(guān)系,其中在模型中心取極大值.設(shè)定巖石圈抬升速率如圖3所示.

圖2 模型Fig.2 Calculation model

沉積層熱導(dǎo)率W/(m·K)沉積層比熱容J/(m3·K)基底熱導(dǎo)率W/(m·K)基底比熱容J/(m3·K)1.02.4×1063.03.0×106

通過(guò)磁異常反演得到的居里面深度對(duì)應(yīng)著原位巖石的消磁溫度,因此居里面深度近似為一個(gè)溫度界面,大約為530～600 ℃,這是一個(gè)現(xiàn)今熱狀態(tài)的瞬時(shí)溫度界面.受構(gòu)造環(huán)境影響,居里面深度會(huì)隨之變淺或變深.例如,居里面之下存在巖漿侵入,則巖石去磁界面抬升;巖石圈由先前的熱狀態(tài)持續(xù)冷卻,則巖石去磁界面下沉.去磁界面的抬升與下沉在海底磁異常中體現(xiàn)出來(lái),分別對(duì)應(yīng)著反演所得居里面深度的變淺與變深.我們將穩(wěn)態(tài)溫度結(jié)果作為擴(kuò)張之初的初始溫度條件,此時(shí)的居里面深度大約為25 km(如圖2),本文在計(jì)算過(guò)程中取居里面對(duì)應(yīng)溫度為590～600 ℃.

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

沖繩海槽形成時(shí)代不早于中中新世(王舒畋和梁壽生,1986),目前處于早期擴(kuò)張階段(翟世奎和毛雪瑛,1994).梁瑞才等(2001)根據(jù)海槽中央軸區(qū)的地磁異常判斷,海底擴(kuò)張直至現(xiàn)在仍在進(jìn)行,主要發(fā)生在南段,反射地震剖面資料同樣顯示出這一點(diǎn)(Kimura, 1977; Seno, 1977; Herman et al., 1978; Lee et al., 1980),而且海槽正處于加速擴(kuò)張階段(Kimura, 1985, 1996).隨著海洋探測(cè)技術(shù)的發(fā)展及探測(cè)資料的不斷積累,人們對(duì)沖繩海槽形成與演化的認(rèn)識(shí)不斷更新.以往一般將沖繩海槽南北段作為整體,研究其幕式演化歷史(Lee et al., 1980;王舒畋和梁壽生,1986; Sibuet et al., 1987; 吳自銀等,2004);90年代以來(lái),人們開(kāi)始逐漸認(rèn)識(shí)到?jīng)_繩海槽的分段拉張?zhí)卣?李學(xué)倫等,1991;劉保華和徐世浙,1998;趙金海等,2003;周普志和高金耀,2006),一般認(rèn)為沖繩海槽北段拉張時(shí)間早于南段.如今對(duì)沖繩海槽南、北段形成的拉張啟動(dòng)時(shí)間及目前的演化狀態(tài)還不清楚.本文取三種持續(xù)拉張時(shí)間情形進(jìn)行計(jì)算,分別為：Duration A,擴(kuò)張持續(xù)6 Ma;Duration B,擴(kuò)張持續(xù)10 Ma;Duration C,擴(kuò)張持續(xù)12 Ma.各種情形的計(jì)算時(shí)間均延長(zhǎng)至15 Ma,在擴(kuò)張停止后視為巖石圈冷卻階段,此時(shí)將模型底部溫度固定為1300 ℃,延長(zhǎng)計(jì)算時(shí)間的好處是可以模擬像北段擴(kuò)張停止至今的熱演化過(guò)程.

4 結(jié)果分析

依據(jù)以上不同的巖石圈上升速率及持續(xù)擴(kuò)張時(shí)間條件,可得出如表2所示的9種計(jì)算結(jié)果,分別代表沖繩海槽不同的構(gòu)造演化過(guò)程及深部構(gòu)造活動(dòng),據(jù)此我們可以分析沖繩海槽南、北段深部構(gòu)造活動(dòng)性的差異.

表2 9種計(jì)算情形Table 2 Nine cases of calculation

4.1 居里點(diǎn)深度演化

韓波等(2007)通過(guò)磁異常反演得到了沖繩海槽及其鄰區(qū)居里面深度,反演結(jié)果表明沖繩海槽南、中、北段的居里面深度分別平均為18.9 km、20 km和20.2 km,體現(xiàn)出由北向南逐漸變淺的趨勢(shì),南段最淺處只有16～17 km(如圖4所示).自晚白堊世以來(lái),中國(guó)東部海區(qū)普遍經(jīng)歷了拉張裂離運(yùn)動(dòng),形成了盆隆相間構(gòu)造地貌,以ZB、TuB、PB、TB和OT為代表的五條海盆帶分別代表了其五個(gè)不同的張裂時(shí)期,自西向東年齡依次變新(Lin et al., 2005),而對(duì)應(yīng)居里面深度沒(méi)有一致性變化.在拉張應(yīng)力場(chǎng)作用下,如果軟流層物質(zhì)供應(yīng)充足,則會(huì)相對(duì)促進(jìn)居里面的抬升.由此看來(lái),在古新世和中中新世以來(lái)的拉張過(guò)程中軟流層物質(zhì)供應(yīng)充足,而其余張裂期軟流層物質(zhì)供應(yīng)相對(duì)不足.根據(jù)軟流層物質(zhì)的供應(yīng)情況,可將東部海區(qū)劃分為如圖所示三部分,各區(qū)延伸方向大致與裂離方向垂直,這與地震層析成像方法揭示出的NE向速度優(yōu)勢(shì)方向相符(郝天珧等,2006).沖繩海槽居里面深度總體較淺,尤其在南部居里面深度相對(duì)南北兩側(cè)區(qū)域急劇變淺,說(shuō)明該區(qū)巖石層之下的軟流層物質(zhì)供應(yīng)充分.

模擬結(jié)果表明,沖繩海槽在構(gòu)造演化過(guò)程中,由于熱的軟流層物質(zhì)向巖石圈底部侵蝕,巖石圈不斷加熱,從而導(dǎo)致居里深度持續(xù)變淺.拉張持續(xù)時(shí)間越長(zhǎng),則現(xiàn)今居里深度越淺.現(xiàn)今沖繩海槽居里點(diǎn)深度由北及南逐漸變淺.如果北、中、南各段軟流層侵入作用相同,則南段拉張持續(xù)時(shí)間應(yīng)比北段長(zhǎng);而前人研究表明北段開(kāi)始拉張時(shí)間早于南段,說(shuō)明南段經(jīng)歷了更為強(qiáng)烈的軟流層上升活動(dòng).如圖5所示,若南段在6 Ma前開(kāi)始拉張,北段在10～12 Ma前開(kāi)始拉張,北段的居里面深度演化大致對(duì)應(yīng)曲線B2,擴(kuò)張中心處的軟流層上涌速率大約為40 cm·a-1.同樣的上涌速率只能使南段上升至U1點(diǎn),若將南段上升速率分別提高和降低1倍,居里面深度分別抬升和下降約0.8 km.據(jù)此可估算,要想使U1抬升至接近于現(xiàn)實(shí)情形的U2,則南段軟流層上升活動(dòng)大約為北段的6倍.

圖5 居里點(diǎn)深度演化Fig.5 Evolution of Curie depth

4.2 海底熱流變化

我們?cè)跊_繩海槽地區(qū)共收集到463個(gè)海底熱流數(shù)據(jù)(Yasui et al., 1970; Jessop et al., 1976; Lu et al., 1981; Yamano et al., 1986a,b; Kinoshita et al., 1990, 1991;喻普之和李乃勝,1992; Shyu and Liu, 2001; Masaki et al., 2011),若將沖繩海槽分為SOT西段(W-SOT)、SOT東段(E-SOT)、MOT和NOT等四部分(圖1),則各部分的熱流平均值大約分別為49 mW·m-2、82 mW·m-2、634 mW·m-2和60 mW·m-2.沖繩海槽的拉張過(guò)程目前正在進(jìn)行,構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈,海底熱流值應(yīng)當(dāng)高于全球平均水平(～60 mW·m-2);但受巖石圈厚度限制,正常熱流值一般不會(huì)高于120 mW·m-2.據(jù)此我們將實(shí)測(cè)熱流值劃分為異常低值(<60 mW·m-2)、正常值(60～120 mW·m-2)和異常高值 (>120 mW·m-2)三類(lèi),如圖6所示.異常低值主要分布在SOT最西南端、SOT中部和MOT中部地區(qū);異常高值主要分布在SOT中部和MOT中部;NOT實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)較少,總體比正常值偏低.SOT中部和MOT中部熱流值大小極不均勻,熱液活動(dòng)發(fā)育.沖繩海槽的高熱流異常與深部熱物質(zhì)上涌有關(guān).在空間上,除去北部的個(gè)別高值,基本呈現(xiàn)由魚(yú)山—久米—宮古斷裂帶向南北兩側(cè)降低的趨勢(shì),說(shuō)明這一斷裂帶在一定程度上控制了周邊的海底熱流分布,短波線性磁異常的存在說(shuō)明在沖繩海槽之下有線狀巖漿充填作用發(fā)生(李學(xué)倫等,1991).斷裂帶附近熱流值高,說(shuō)明該處有熱異常存在,這種熱異?？赡苡蓴鄬幽Σ辽鸁嶙饔?、斷裂切穿巖石圈底部導(dǎo)致巖漿或熱液沿裂隙上涌等因素引起.部分地區(qū)熱流變化劇烈,如在伊是名海穴附近4 km范圍內(nèi),熱流可高達(dá)10000 mW·m-2、低至10～20 mW·m-2,這種劇烈變化可能由熱液循環(huán)過(guò)程中流體的側(cè)向流動(dòng)引起(李官保等,2006).沖繩海槽地區(qū)高而變化大的熱流異常說(shuō)明該區(qū)處于一個(gè)十分活躍的構(gòu)造環(huán)境中,為熱液活動(dòng)的發(fā)育提供了條件.地殼中放射性元素的異常分布也可以引起局部地殼熱流異常,但區(qū)域性的熱流增大一般認(rèn)為是幔源熱異常造成的.由于重力均衡作用,沖繩海槽在擴(kuò)張的同時(shí)還伴隨著快速沉積充填.地幔上涌、地殼減薄使得海槽熱流值升高,這種高熱流值在海槽中部體現(xiàn)得最為明顯,而巖漿活動(dòng)是造成海槽局部極高熱流值的重要原因.海槽最南端的熱流值低于全球平均水平,這種低值可能是由板塊俯沖吸熱造成的(Uyeda, 1980),也可能與迅速沉積作用有關(guān).

將熱流值投影到?jīng)_繩海槽中軸(圖6a A-A′)可以顯示出海槽延伸方向的熱流值變化特征,如圖6b所示：南段熱流值最低,且具有一定程度的震蕩特征;中段熱流值最高且震蕩嚴(yán)重,全區(qū)熱流平均值最高點(diǎn)位于該段.北段數(shù)據(jù)較少,熱流值特征在圖中難以體現(xiàn).將熱流值投影到垂直于海槽延伸方向(圖6a B-B′)則可以顯示中國(guó)東部海區(qū)伸展方向的熱流變化特征.從圖6c可以看出,自大陸架盆地至菲律賓海盆西北邊緣,沖繩海槽熱流值最高,并向兩側(cè)逐漸降低,反映了沖繩海槽為當(dāng)前中國(guó)東部海區(qū)的裂離中心.

如圖7所示的海底熱流模擬結(jié)果表明,在沖繩海槽構(gòu)造演化過(guò)程中,大尺度構(gòu)造活動(dòng)使得海底熱流持續(xù)升高;持續(xù)擴(kuò)張時(shí)間越長(zhǎng)、巖石圈底部隆升速率越快,則計(jì)算所得的現(xiàn)今熱流值越高.但12 Ma年后的海底熱流仍不超過(guò)80 mW·m-2,說(shuō)明地表熱流受大尺度構(gòu)造影響不大,主要受淺層地質(zhì)因素影響.

圖6 沖繩海槽熱流特征(a) 實(shí)測(cè)熱流值分布. NOT-沖繩海槽北段,MOT-沖繩海槽中段,SOT-沖繩海槽南段,W-SOT-沖繩海槽南段的西部, E-SOT-沖繩海槽南段的東部, GFZ-宮古斷裂帶, TFZ-吐噶喇?dāng)嗔褞В?(b) 沿剖面A-A′的熱流值變化； (c) 沿剖面B-B′的熱流值變化.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′.

圖7 海底熱流演化Fig.7 Evolution of the seafloor heat flux

以上綜合結(jié)果表明,沖繩海槽在構(gòu)造演化過(guò)程中,南段相對(duì)于北段軟流層活動(dòng)較為強(qiáng)烈,而巖石圈表層構(gòu)造活動(dòng)較弱.對(duì)于沖繩海槽各段構(gòu)造活動(dòng)性強(qiáng)度上的異同,不能一概而論,應(yīng)從深、淺構(gòu)造區(qū)別對(duì)待.

4.3 模擬結(jié)果與實(shí)際資料對(duì)比分析

(1) 中新世末上新世初,沖繩海槽經(jīng)歷了海槽運(yùn)動(dòng)Ⅰ幕,致使沖繩海槽與琉球海溝地區(qū)產(chǎn)生大量巖漿活動(dòng)及串珠狀裂陷盆地,北、中段與南段的上新統(tǒng)充填厚度分別大約為2000 m和1400 m,據(jù)此推測(cè)北、中段裂隙比南段要大;上新世末發(fā)生構(gòu)造運(yùn)動(dòng)Ⅱ幕,上新統(tǒng)輕微褶皺,更新世早期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)有所變化,海槽南段裂陷速度超過(guò)北段,南、北段的更新-全新統(tǒng)厚度分別達(dá)1700 m和350～500 m,若干個(gè)裂陷盆地逐漸連接為一個(gè)統(tǒng)一的大海槽,在海槽中軸和北、中段東側(cè)分別形成兩條火山帶(金翔龍和喻普之,1987).海槽的裂陷主要受“地幔流抽離提供裂陷空間”這一深部構(gòu)造活動(dòng)控制,南段較強(qiáng)的軟流層活動(dòng)為更快的裂陷速率提供了條件.

沖繩海槽北段貝尼奧夫帶水平俯沖深度不到200 km,俯沖速率不足5 cm·a-1,水平延展還不到海槽中央;而南段的貝尼奧夫帶俯沖深度達(dá)300 km,俯沖速度超過(guò)6 cm·a-1,水平延展越過(guò)海槽中央(黃培華等,1994),南段因菲律賓海板塊較大的俯沖速度和強(qiáng)度導(dǎo)致了沖繩海槽地區(qū)更為劇烈的地球動(dòng)力效應(yīng),從而使得巖漿活動(dòng)規(guī)模及強(qiáng)度比中、北段要大,高金耀等(2002)通小尺度地幔流動(dòng)力分析證實(shí)了這一點(diǎn).大型巖漿活動(dòng)帶需要充足、持續(xù)地巖漿供應(yīng),局部巖漿活動(dòng)可能只受巖石層淺部斷裂控制而沿?cái)鄬臃植?海槽中央的大型火山帶與海槽南段之下所經(jīng)歷的更為強(qiáng)烈的軟流層活動(dòng)相對(duì)應(yīng),而中、北段東側(cè)的大型火山帶與俯沖激發(fā)的軟流層活動(dòng)中心東移有關(guān).

(2) 模擬過(guò)程中我們發(fā)現(xiàn),海槽南段裂陷較深,說(shuō)明有更深的地幔物質(zhì)隆升經(jīng)歷部分熔融形成巖漿,因巖漿源區(qū)較深,在上升過(guò)程中可以同上層地殼"充分"發(fā)生作用,因而同化混染程度較高.另外,海槽南段裂陷速度高達(dá)中、北段的6倍,尤其在晚更新世以來(lái)裂陷速度更大,巖漿向地表運(yùn)移過(guò)程中來(lái)不及“充分”結(jié)晶分異,導(dǎo)致巖漿演化程度較低.實(shí)際資料分析(馬維林等,2004)也表明,海槽南段的玄武巖樣品屬基性程度較高的鈣堿性系列拉斑玄武巖,成分較為均一穩(wěn)定,巖漿來(lái)源較深,結(jié)晶分異程度較低,同化混染程度較高;而中段樣品主要為酸性程度較高的石英拉斑玄武巖,成分變化較大,巖漿來(lái)源較淺,結(jié)晶分異程度較高,同化混染程度較低.

(3) 海槽北段北西向斷裂對(duì)北北東向斷裂和基底構(gòu)造的作用明顯小于海槽南段.海槽北段的局部構(gòu)造基本呈北北東向展布,而南段早期的北東向帶狀構(gòu)造在后期北西向構(gòu)造活動(dòng)的強(qiáng)烈改造作用下,局部構(gòu)造大都取向北西(劉展等,2006).南段北西向縱斷層規(guī)模大于北段(李乃勝,1988),海槽南段對(duì)流層深部構(gòu)造活動(dòng)遠(yuǎn)強(qiáng)于北段,由此看來(lái),南段相對(duì)于北段額外的深部構(gòu)造作用是導(dǎo)致北西向構(gòu)造活動(dòng)的根本原因.

如圖8所示,受深、淺構(gòu)造活動(dòng)的綜合影響,沖繩海槽內(nèi)部斷裂發(fā)育.選取7條地震解釋剖面進(jìn)行對(duì)比分析,這些剖面來(lái)源于兩部分:一是由中科院海洋所在沖繩海槽南段獲得的多道地震反射解釋剖面,包括A-A′、B-B′、C-C′和D-D′,如圖9a—d(郭軍華,2004);一是由KIGM(Korea Institute of Geoscience and Mineral Resources)在沖繩海槽中、北段獲得的多道地震反射剖面,包括E-E′、F-F′和G-G′,如圖9e—g(Gungor et al., 2012). 在數(shù)據(jù)采集過(guò)程中,前者的氣槍沉放深度為10 m, 最大炮檢距為600 m,道間距為12.5 m,發(fā)震間隔為50 m,最大記錄長(zhǎng)度為6 s;后者的氣槍沉放深度為5 m, 最大炮檢距為900 m,道間距為12.5 m,發(fā)震間隔為25 m,最大記錄長(zhǎng)度為7 s.另外, 前者解釋結(jié)果比較精細(xì),地震層序劃分對(duì)比表見(jiàn)表3;后者未對(duì)聲學(xué)基底以上的地層進(jìn)行細(xì)分.兩者解釋精細(xì)度的不同對(duì)結(jié)論沒(méi)影響.從圖中可以看出,海槽南段切穿基底的斷裂相對(duì)于中、北段更為發(fā)育,但中、北段的淺層斷裂比南段更為發(fā)育.原因可能是南段受深部構(gòu)造活動(dòng)的強(qiáng)烈影響,導(dǎo)致斷裂發(fā)育較深,乃至切穿沉積基底;中、北段則在沉積層內(nèi)斷裂密集分布,而切穿沉積基底的較大斷裂相對(duì)較少,說(shuō)明其所受到的淺部構(gòu)造活動(dòng)影響更為顯著.

(4) 從圖1所示的沖繩海槽地區(qū)熱液活動(dòng)分布(Ishibashi et al., 2015)可以看出,熱液活動(dòng)中心在中段非常發(fā)育,強(qiáng)于南段,可能是與沉積層巖漿侵入活動(dòng)強(qiáng)烈有關(guān),沉積層內(nèi)小微型斷裂的發(fā)育為巖漿的侵入創(chuàng)造了條件.相對(duì)而言,南段則由于淺層構(gòu)造活動(dòng)微弱而抑制了沉積層底辟過(guò)程,劉展等(2006)也指出,南部玄武巖活動(dòng)主要集中于八重山地塹海山區(qū),沒(méi)有形成大規(guī)模的玄武巖侵位;然而,受深部軟流層活動(dòng)影響所形成的大斷裂仍為流體運(yùn)移提供了通道,溢出地表形成熱液活動(dòng).圖中沖繩海槽北段沒(méi)有熱液區(qū)分布,也一直被認(rèn)為缺少火山活動(dòng)(Kimura, 1996),但是吐噶喇火山島上存在一些海底破火山口,拖網(wǎng)得到礫巖、火山渣、浮石等火成巖,有的富含As、Mo (Yokose et al., 2009),說(shuō)明海槽北段也存在熱液活動(dòng)潛力(Ishibashi et al., 2015).依據(jù)本文結(jié)論推測(cè),北段的熱液活動(dòng)應(yīng)當(dāng)強(qiáng)于南段,因此,可能還有一些熱液區(qū)沒(méi)有被探測(cè)到,也可能在歷史演化進(jìn)程中失去活力,或者被第四系沉積層覆蓋.沖繩海槽南段正在經(jīng)歷強(qiáng)烈的拉張運(yùn)動(dòng),強(qiáng)烈的深部構(gòu)造活動(dòng)會(huì)促進(jìn)淺部構(gòu)造活動(dòng),因此可推測(cè),今后一定歷史時(shí)期南段會(huì)孕育出更多的熱液活動(dòng)區(qū).

圖8 沖繩海槽斷裂及選取地震剖面(據(jù)李乃勝,1988修改)Fig.8 Faults and selected seismic profiles in the Okinawa trough (modified from Li,1988)

圖9 地震剖面解釋圖(據(jù)郭軍華, 2004和Gungor et al., 2012修改)Fig.9 Interpretation of seismic profiles (modified from Guo, 2004 and Gungor et al., 2012)

圖10 沖繩海槽地震活動(dòng)性震源位置數(shù)據(jù)來(lái)源于國(guó)家地震科學(xué)數(shù)據(jù)共享中心.GFZ-宮古斷裂帶,TFZ-吐噶喇?dāng)嗔褞?Fig.10 Seismicity of the Okinawa trough Hypocenter location data are from China Earthquake Data Center. GFZ, Gonggu Fracture Zone; TFZ, Tokara Fracture Zone.

年代(Ma)時(shí)期陸架層序海槽盆地層序島弧島坡層序0.0全新世0.7更新世中晚更新世早更新世ⅠⅠⅠⅡⅢ2上新世ⅣⅣⅣ-2Ⅳ-15.3中新世23漸新世36始新世古新世66中生代ⅤⅥⅦGⅤGⅤ-2Ⅴ-1G

(5) 前人研究表明,南側(cè)現(xiàn)代地震活動(dòng)多,震源深度大;北側(cè)相對(duì)較弱,震源深度小(Shiono et al., 1980； 李乃勝,1988； 李學(xué)倫等,1991； 李乃勝等,1998).圖10為從2008年12月至今,震源深度在300 km以淺的三級(jí)以上的地震事件空間分布,插圖顯示了沖繩海槽張裂中心伸展方向上的震源深度分布.從圖中還可以看出,除靠近臺(tái)灣的最西南端外,南段50 km以淺的地震較中、北段少得多,而深源地震比中、北段多,這與南段比中、北段深部軟流層活動(dòng)更強(qiáng),而淺部構(gòu)造活動(dòng)較弱的結(jié)論相符.

5 結(jié)論及討論

對(duì)于沖繩海槽的構(gòu)造活動(dòng)性認(rèn)識(shí),本文建議從深、淺兩種尺度分別進(jìn)行探討.深部構(gòu)造活動(dòng)影響在時(shí)間上具有持久性,在空間上具有大尺度性,在縱向上表現(xiàn)為影響深度較大;相反地,淺部構(gòu)造活動(dòng)則具有短時(shí)、小尺度性,縱向影響深度較淺.深部構(gòu)造活動(dòng)可能與地幔物質(zhì)流動(dòng)有關(guān),而淺部構(gòu)造活動(dòng)包括巖漿侵入、蓄水層流體運(yùn)移等.本文利用熱模擬的方法,以研究區(qū)域居里點(diǎn)深度及海底熱流值為約束,通過(guò)數(shù)值模擬及與實(shí)際資料對(duì)比分析,我們主要得到以下結(jié)論：

(1) 沖繩海槽海底熱流受大尺度構(gòu)造影響不大,主要受淺部地質(zhì)因素影響.在考慮巖石圈底部隆升這一深部構(gòu)造運(yùn)動(dòng)影響下,海底熱流模擬結(jié)果最高還不到80 mW·m-2,并不能解釋沖繩海槽地區(qū)的極高極低熱流值及局部離散嚴(yán)重的特征;但考慮沉積速率、巖漿侵入活動(dòng)等淺部構(gòu)造活動(dòng)影響,小范圍的流體運(yùn)移可導(dǎo)致流體上升區(qū)域熱流值升高、下降區(qū)域熱流值降低,如此則可對(duì)該區(qū)熱流異常特征加以解釋.

(2) 通過(guò)居里點(diǎn)深度資料分析可知,中國(guó)東部海區(qū)的軟流層物質(zhì)的供應(yīng)情況大致呈北東向帶狀分布,與地震層析成像方法揭示出的NE向速度優(yōu)勢(shì)方向相符.沖繩海槽居里面深度較淺,巖石層之下的軟流層物質(zhì)供應(yīng)充分;各段軟流層活動(dòng)也具有差異性,模擬結(jié)果表明沖繩海槽南段軟流層上升活動(dòng)大約為其中、北段的6倍.

(3) 沖繩海槽在構(gòu)造演化過(guò)程中,深部構(gòu)造活動(dòng)南強(qiáng)北弱,而淺部構(gòu)造活動(dòng)南弱北強(qiáng).受此構(gòu)造活動(dòng)特征影響,沖繩海槽南段與中、北段相比,在裂陷性質(zhì)、火成巖特征、斷裂性質(zhì)、熱液活動(dòng)分布及地震活動(dòng)性等方面表現(xiàn)出顯著差異.例如,海槽南段裂陷較深,大斷裂較為發(fā)育,小型斷裂相對(duì)稀疏;海底火成巖巖漿源區(qū)較深,同化混染程度較強(qiáng),淺層巖漿侵入活動(dòng)較弱;地震活動(dòng)較多,震源深度較大.

(4) 早白堊世,東海區(qū)域經(jīng)歷了由被動(dòng)大陸邊緣環(huán)境向安第斯型主動(dòng)大陸邊緣環(huán)境的轉(zhuǎn)換(侯方輝等,2015). 上新世,琉球弧后地區(qū)開(kāi)始產(chǎn)生擴(kuò)張(郭令智等,1983),主動(dòng)大陸邊緣環(huán)境又由安第斯型轉(zhuǎn)向典型西太平洋邊緣型.菲律賓海板塊向歐亞板塊俯沖引發(fā)的地幔楔二次對(duì)流在沖繩海槽處上升,上升流導(dǎo)致上覆巖石圈發(fā)生拱頂、裂陷,沖繩海槽開(kāi)始拉張.拉張中心西側(cè)的NW向地幔流受歐亞大陸蠕散形成的SE向地幔流對(duì)沖影響受到抑制,而東側(cè)的SE向地幔流非但未受抑制,甚至因吸收本該流向NW側(cè)的流體而得以加強(qiáng),促成了島弧向海溝方向的旋張掀斜運(yùn)動(dòng)(林長(zhǎng)松和王英,1999).在沖繩海槽南段,還受到呂宋島向臺(tái)灣碰撞擠壓形成的由南及北向的地幔流作用,從而加劇了南段軟流層物質(zhì)上涌以及巖石圈拉張(高金耀等,2008),最終形成深部構(gòu)造活動(dòng)南強(qiáng)北弱的局面.

致謝 感謝青島海洋地質(zhì)研究所韓波博士為本文提供居里面深度數(shù)據(jù),感謝兩位匿名審稿專(zhuān)家為本文提出建設(shè)性意見(jiàn).本文部分圖件利用GMT (Wessel and Smith, 1991)繪制而成,計(jì)算程序借助了FEPG平臺(tái)(梁國(guó)平和唐菊珍,2011),也謹(jǐn)在此一并表示感謝.

Beier C, Turner S P, Sinton J M, et al. 2010. Influence of subducted components on back-arc melting dynamics in the Manus Basin.Geochem.Geophys.Geosyst., 11(6): Q0AC03, doi: 10.1029/2010GC003037.

Bourdon B, Turner S, Dosseto A. 2003. Dehydration and partial melting in subduction zones: Constraints from U-series disequilibria.J.Geophys.Res., 108(B6): 2291, doi: 10.1029/2002JB001839. Gao D Z, Tang J, Bo Y L. 2003. An integrated profile of geophysical survey and its interpretation in east China Sea.ChinaOffshoreOilGas(Geology) (in Chinese), 17(1): 38-43.

Gao J Y, Li J B, Lin C S. 2002. Probing into lithospheric tectonic mechanics of southern Okinawa Trough.Oceanol.etLimnol.Sin. (in Chinese), 33(4): 349-355, doi: 10.3321/j.issn:0029-814X.2002.04.002.

Gao J Y, Wang J, Yang G C, et al. 2008. Discussion on back-arc rifting tectonics and its geodynamic regime of the Okinawa Trough.ProgressGeophys. (in Chinese), 23(4): 1001-1012.

Gruen G, Weis P, Driesner T, et al. 2014. Hydrodynamic modeling of magmatic-hydrothermal activity at submarine arc volcanoes, with implications for ore formation.EarthPlanet.Sci.Lett., 404: 307-318, doi: 10.1016/j.epsl.2014.07.041. Gungor A, Lee G H, Kim H J, et al. 2012. Structural characteristics of the northern Okinawa Trough and adjacent areas from regional seismic reflection data: geologic and tectonic implications.Tectonophysics, 522-523: 198-207, doi: 10.1016/j.tecto.2011.11.027.

Guo J H. 2004. Seismic sequences and the tectonic restoration of the southern Okinawa Trough [Master thesis] (in Chinese). Beijing: Graduate University of Chinese Academy of Sciences (Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences).

Guo L Z, Shi Y S, Ma R S. 1983. On the formation and evolution of the Mesozoic-Cenozoic active continental margin and island arc tectonics of the western Pacific Ocean.ActaGeol.Sin. (in Chinese), 57(1): 11-21. Halbach P, Nakamura K-I, Wahsner M, et al. 1989. Probable modern analogue of Kuroko-type massive sulphide deposits in the Okinawa Trough back-arc basin.Nature, 338(6215): 496-499, doi: 10.1038/338496a0.

Han B, Zhang X H, Pei J X, et al. 2007. Characteristics of crust-mantle in East China sea and adjacent regions.ProgressGeophys. (in Chinese), 22(2): 376-382, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2007.02.007.

Hao T Y, Liu J H, Guo F, et al. 2004. Research on crustal structure and lithosphere property in the Okinawa trough area.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 47(3): 462-468, doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.2004.03.015.

Hao T Y, Xu Y, Xu Y, et al. 2006. Some new understandings on deep structure in Yellow Sea and East China Sea.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 49(2): 458-468, doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.2006.02.019.

Herman B M, Anderson R N, Truchan M. 1978. Extensional tectonics in the Okinawa Trough: Convergent Margins. ∥Watkins J S, Montadert L, Dickerson P W, eds. Geological and geophysical investigations of continental margins.Am.Assoc.Pet.Geol.Mem., 29: 199-208.

Hirata N, Kinoshita H, Katao H, et al. 1991. Report on DELP 1988 cruises in the Okinawa Trough, Part Ⅲ: Crustal structure of the southern Okinawa Trough.Bull.Earthq.Res.Inst.,Univ.Tokyo, 66(1): 37-70.

Honma H, Kusakabe N, Kagami H. 1991. Major and trace element chemistry and D/H,18O/16O,87Sr/86Sr and143Nd/144Nd ratios of rocks from the spreading center of the Okinawa Trough, a marginal back-arc basin.Geochem.J., 25(2): 121-136, 10.2343/geochemj.25.121.

Hou F H, Zhang X H, Li G, et al. 2015. From passive continental margin to active continental margin: Basin recordings of Mesozoic tectonic regime transition of the East China Sea shelf basin.OilGeophys.Prospect. (in Chinese), 50(5): 980-990, doi: 10.13810/j.cnki.issn.1000-7210.2015.05.023.

Huang P H, Su W J, Chen J B. 1994. The seismic activity and the stress field of the Okinawa Trough and the Ryukyu Arc.ActaSeismol.Sin. (in Chinese), 16(4): 407-415.

Hutnak M, Fisher A T. 2007. Influence of sedimentation, local and regional hydrothermal circulation, and thermal rebound on measurements of seafloor heat flux.J.Geophys.Res., 112(B12): B12101, doi: 1029/2007JB005022.

Ishibashi J I, Ikegami F, Tsuji T, et al. 2015. Hydrothermal activity in the Okinawa trough back-arc basin: geological background and hydrothermal mineralization. ∥Ishibashi J I, Okino K, Sunamura M, eds. Subseafloor Biosphere Linked to Hydrothermal Systems.Japan:Springer, 337-359, doi: 10.1007/978-4-431-54865-2_27.

Ishizuka O, Yuasa M, Uto K. 2002. Evidence of porphyry copper-type hydrothermal activity from a submerged remnant back-arc volcano of the Izu-Bonin arc: implications for the volcanotectonic history of back-arc seamounts.EarthPlanet.Sci.Lett., 198(3-4): 381-399, doi: 10.1016/S0012-821X(02)00515-0.

Jessop A M, Hobart A, Sckater J G. 1976. The world heat flow data collection-1975. Ottawa: Geothermal Service of Canada.

Jin X L, Yu P Z. 1987. The tectonic features and evolution of the Okinawa Trough.Sci.Chin.Ser.B(in Chinese), (2): 196-203.

Kimura M. 1977. Formation of Okinawa trough grabens.Mem.Geol.Soc.Jpn., (22): 141-157.

Kimura M. 1985. Back-arc rifting in the Okinawa Trough.Mar.Pet.Geol., 2(3): 222-240, doi: 10.1016/0264-8172(85)90012-1.

Kimura M. 1996. Active rift system in the Okinawa Trough and its northeastern continuation.Bull.DisasterPrev.Res.Ins., 45(2-3): 27-38.

Kimura M, Kaneoka I, Kato Y, et al. 1986. Report on DELP 1984 cruises in the middle Okinawa Trough, Part V: Topography and geology of the central grabens and their vicinity.Bull.Earthq.Res.Inst.,Univ.Tokyo, 61(2): 269-310.

Kinoshita M, Yamano M, Kasumi Y, et al. 1991. Report on DELP 1988 cruises in the Okinawa Trough, Part Ⅷ: Heat flow measurements.Bull.Earthq.Res.Inst.,Univ.Tokyo, 66(1): 211-228. Kinoshita M, Yamano M, Post J, et al. 1990. Heat flow measurements in the southern and middle Okinawa Trough onR/VSonne in 1988.Bull.Earthq.Res.Inst.,Univ.Tokyo, 65(3): 571-588. Lee C-S, Shor G G Jr, Bibee L D, et al. 1980. Okinawa Trough: Origin of a back-arc basin.Mar.Geol., 35(1-3): 219-241, doi: 10.1016/0025-3227(80)90032-8.

Li G B, Liu B H, Li N S. 2006. Discussion on some questions in the Geothermics study of the Okinawa Trough.Mar.Sci.Bull. (in Chinese), 25(5): 70-76, doi: 10.3969/j.issn.1001-6392.2006.05.011.

Li J. 2007. Spatial and temporal variation of the sedimentation rates in Okinawa Trough since the late Pleistocene and their controlling factors.Mar.Geol.Quat.Geol. (in Chinese), 27(4): 37-43. Li N S. 1988. On the fracturing structures of the Okinawa Trough.Oceanol.etLimnol.Sin. (in Chinese), 19(4): 347-358.

Li N S. 1995. Geothermics of the Okinawa Trough (in Chinese). Qingdao: Qingdao Press.

Li N S, Li C Z, Jiang L L. 1998. On the tectonic activity of the north Okinawa Trough.Stud.Mar.Sin. (in Chinese), (40): 89-102.

Li W R, Yang Z S, Wang Y J, et al. 1997. The petrochemical features of the volcanic rocks in Okinawa Trough and their geological significance.ActaPetrol.Sin. (in Chinese), 13(4): 538-550.

Li X L, Li G Q, Lin Z H, et al. 1991. Difference in tectonic activity along the Okinawa Trough and its non-synchronous development.J.OceanUniv.Qingdao(in Chinese), 21(2): 111-121.

Liang G P, Tang J Z. 2011. Finite element analysis software platform FEPG.Comput.AidedEng. (in Chinese), 20(3): 92-96, doi: 10.3969/j.issn.1006-0871.2011.03.019.

Liang R C, Wu J L, Liu B H, et al. 2001. Linear magnetic anomalies and tectonic development for the middle Okinawa Trough.ActaOceanolog.Sin. (in Chinese), 23(2): 69-78, doi: 10.3321/j.issn:0253-4193.2001.02.011.

Lin C S, Wang Y. 1999. The tension movement of the Okinawa Trough.ActaOceanolog.Sin. (in Chinese), 21(5): 95-100.

Lin J Y, Sibuet J C, Hsu S K. 2005. Distribution of the East China Sea continental shelf basins and depths of magnetic sources.Earth,planetsandspace, 57(11): 1063-1072, doi: 10.1186/BF03351885.

Liu B H, Xu S Z. 1998. Preliminary study on the model of subsidence and heat flow evolution in the Okinawa Trough.Mar.Geol.Quat.Geol. (in Chinese), 18(1): 59-64.

Liu Z, Zhao W J, Wu S G, et al. 2006. The basement tectonics in south of the Okinawa trough.ProgressinGeophysics(in Chinese), 21(3): 814-824, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2006.03.020.

Lu R S, Pan J J, Lee T C. 1981. Heat flow in the southwestern Okinawa Trough.EarthPlanet.Sci.Lett., 55(2): 299-310, doi: 10.1016/0012-821X(81)90109-6.

Ma W L, Wang X L, Jin X L, et al. 2004. Areal difference of middle and southern basalts from the Okinawa Trough and its genesis study.ActaGeol.Sin. (in Chinese), 78(6): 758-769, doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2004.06.006.

Masaki Y, Kinoshita M, Inagaki F, et al. 2011. Possible kilometer-scale hydrothermal circulation within the Iheya-North field, mid-Okinawa Trough, as inferred from heat flow data.JAMSTECRep.Res.Dev., 12: 1-12, doi: 10.5918/jamstecr.12.1.

Nagumo S, Kinoshita H, Kasahara J, et al. 1986. Report on DELP 1984 cruises in the Middle Okinawa Trough: Part II: Seismic structural studies.Bull.Earthq.Res.Inst.,Univ.Tokyo, 61(2): 167-202.

Park S-H, Lee S-M, Kamenov G D, et al. 2010. Tracing the origin of subduction components beneath the South East rift in the Manus Basin, Papua New Guinea.Chem.Geol., 269(3-4): 339-349, doi: 10.1016/j.chemgeo.2009.10.008.

Seno T. 1977. The instantaneous rotation vector of the Philippine Sea plate relative to the Eurasian plate.Tectonophysics, 42(2-4): 209-226, doi: 10.1016/0040-1951(77)90168-8.

Shinjo R, Chung S L, Kato Y, et al. 1999. Geochemical and Sr-Nd isotopic characteristics of volcanic rocks from the Okinawa Trough and Ryukyu Arc: Implications for the evolution of a young, intracontinental back arc basin.J.Geophys.Res., 104(B5): 10591-10608, doi: 10.1029/1999JB900040.

Shinjo R, Kato Y. 2000. Geochemical constraints on the origin of bimodal magmatism at the Okinawa Trough, an incipient back-arc basin.Lithos, 54(3-4): 117-137, doi: 10.1016/S0024-4937(00)00034-7.

Shiono K, Mikumo T, Ishikawa Y. 1980. Tectonics of the Kyushu-Ryukyu arc as evidenced from seismicity and focal mechanism of shallow to intermediate-depth earthquakes.J.Phys.Earth, 28(1): 17-43, doi: 10.4294/jpe1952.28.17.

Shyu C T, Liu C S. 2001. Heat flow of the southwestern end of the Okinawa Trough.Terr.Atmos.OceanicSci., 12(Suppl.): 305-317. Sibuet J C, Letouzey J, Barbier F, et al. 1987. Back arc extension in the Okinawa Trough.J.Geophys.Res., 92(B13): 14041-14063, doi: 10.1029/JB092iB13p14041.

Taylor B, Karner G D. 1983. On the evolution of marginal basins.Rev.Geophys., 21(8): 1727-1741, doi: 10.1029/RG021i008p01727. Uyeda S. 1980. Review of heat flow studies in the Eastern Asia and Western Pacific region. UESCAP, CCOP/SOPAC Tech. Bull., 3: 153-169.

Wang S T, Liang S S. 1986. Geologic-tectonic characteristics and evolution of Okinawa Trough basin.Mar.Geol.Quat.Geol. (in Chinese), 6(2): 17-29.

Wessel P, Smith W H F. 1991. Free software helps map and display data. EOS Trans.AGU, 72(41): 441-446, doi: 10.1029/90EO00319.

Wu J S, Wang J L, Chen B, et al. 2014. Integrated regional geophysical study on lithospheric structure in eastern China seas and adjacent regions.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(12): 3884-3895, doi: 10.6038/cjg20141203.

Wu Z Y, Wang X B, Jin X L, et al. 2004. The evidences of the backarc spreading and discussion on the key issues in the Okinawa Trough.Mar.Geol.Quat.Geol. (in Chinese), 24(3): 67-76. Yamano M, Uyeda S, Furukawa Y. 1986a. Heat flow measurements in the northern and middle Ryukyu Arc area on R/V SONNE in 1984.Bull.Earthq.Res.Inst.,Univ.Tokyo, 61(2): 311-327.

Yamano M, Uyeda S, Kinoshita H, et al. 1986b. Report on DELP 1984 Cruise in the Middle Okinawa Trough, Part Ⅳ: Heat flow measurements.Bull.Earthq.Res.Inst.,Univ.Tokyo, 61(2): 251-267. Yasui M, Epp D, Nagasaka K, et al. 1970. Terrestrial heat flow in the seas round the Nansei Shoto (Ryukyu Islands).Tectonophysics, 10(1-3): 225-234, doi: 10.1016/0040-1951(70)90108-3.Yokose H, Sato H, Kobayashi T, et al. 2009. Evidence of recent hydrothermal activity in the Amami caldera: discovery of Fe-Mn oxide crusts enriched in As and Mo.∥ Proc. Jpn. Geosci. Union Meeting. Abstract, R219-008.

Yu P Z, Li N S. 1992. Crustal Heat Flow of the East China Sea (in Chinese). Qingdao: Qingdao Press.

Yu Z H, Zhai S K, Zhao G T. 2001. The petrochemical feature of melt inclusion in acid pumice in the Okinawa Trough.Oceanol.EtLimnol.Sin. (in Chinese), 32(5): 474-482, doi: 10.3321/j.issn:0029-814X.2001.05.002.

Zhai S K, Chen L R, Wang Z, et al. 1997. Primary analysis on pumice magmatism model of the Okinawa Trough.Mar.Geol.Quat.Geol. (in Chinese), 17(1): 59-66.

Zhai S K, Mao X Y. 1994. The evolution of magmatic activity in preliminary spreading stage of the Okinawa Trough.Actaoceanolog.Sin. (in Chinese), 16(3): 61-73, doi: 10.3321/j.issn:0253-4193.1994.03.002.

Zhang J Q, Sun Y F, Jiang X L. 2000. Origin and evolution of the alkali basaltic magma in the Okinawa Trough.ActaOceanologicaSinica(in Chinese), 22(6): 63-72, doi: 10.3321/j.issn:0253-4193.2000.06.008.

Zhang X H, Han B, Meng X J, et al. 2013. Gravity and magnetic field features of East China Sea and their geological significance.MineralDeposits(in Chinese), 32(4): 843-853, doi: 10.3969/j.issn.0258-7106.2013.04.015.

Zhang X H, Shang L N. 2014. Study on crustal structure and nature of the Okinawa Trough.PeriodicalofOceanUniversityofChina(in Chinese), 44(6): 72-80.

Zhao J H, Tang J, Wang S J. 2003. Structural evolution of Cenozoic of the Okinawa Trough.OffshoreOil(in Chinese), 23(3): 1-9, doi: 10.3969/j.issn.1008-2336.2003.03.001.

Zhou P Z, Gao J Y. 2006. Summarization of studies on the geothermal field in the East China Sea.JournalofMarineSciences(in Chinese), doi: 10.3969/j.issn.1001-909X.2006.01.008.

Zhou Z Y, Gao J Y, Wu Z C, et al. 2013. Preliminary analyses of the characteristics of Moho undulation and crustal thinning in East China Sea.JournalofMarineSciences(in Chinese), 31(1): 16-25, doi: 10.3969/j.issn.1001-909X.2013.01.002.

Zhu J S, Cao J M, Cai X L, et al. 2003. Study for three-dimensional structure of earth interior and geodynamics in China and adjacent land and sea regions.AdvanceinEarthSciences(in Chinese), 18(4): 497-503, doi: 10.3321/j.issn:1001-8166.2003.04.003.

附中文參考文獻(xiàn)

高德章, 唐建, 薄玉玲. 2003. 東海地球物理綜合探測(cè)剖面及其解釋. 中國(guó)海上油氣(地質(zhì)), 17(1): 38-43.

高金耀, 李家彪, 林長(zhǎng)松. 2002. 南沖繩海槽巖石圈構(gòu)造動(dòng)力作用機(jī)制探討. 海洋與湖沼, 33(4): 349-355, doi: 10.3321/j.issn:0029-814X.2002.04.002.

高金耀, 汪俊, 楊國(guó)春等. 2008. 沖繩海槽弧后張裂構(gòu)造及其動(dòng)力機(jī)制討論. 地球物理學(xué)進(jìn)展, 23(4): 1001-1012.

郭軍華. 2004. 沖繩海槽南部地震層序與構(gòu)造復(fù)原[碩士論文]. 北京: 中國(guó)科學(xué)院研究生院 (海洋研究所).

郭令智, 施央申, 馬瑞士. 1983. 西太平洋中、新生代活動(dòng)大陸邊緣和島弧構(gòu)造的形成及演化. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 57(1): 11-21.

韓波, 張訓(xùn)華, 裴建新等. 2007. 東海及其鄰域殼-幔結(jié)構(gòu)與展布特征. 地球物理學(xué)進(jìn)展, 22(2): 376-382, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2007. 02.007.

郝天珧, 劉建華, 郭鋒等. 2004. 沖繩海槽地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)與巖石層性質(zhì)研究. 地球物理學(xué)報(bào), 47(3): 462-468, doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.2004.03.015.

郝天珧, 徐亞, 胥頤, 等. 2006. 對(duì)黃海-東海研究區(qū)深部結(jié)構(gòu)的一些新認(rèn)識(shí). 地球物理學(xué)報(bào), 49(2): 458-468, doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.2006.02.019.

侯方輝, 張訓(xùn)華, 李剛等. 2015. 從被動(dòng)陸緣到主動(dòng)陸緣—東海陸架盆地中生代構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換的盆地記錄. 石油地球物理勘探, 50(5): 980-990, doi: 10.13810/j.cnki.issn.1000-7210.2015.05.023.

黃培華, 蘇維加, 陳金波. 1994. 沖繩海槽和琉球島弧的地震活動(dòng)與應(yīng)力場(chǎng). 地震學(xué)報(bào), 16(4): 407-415.

金翔龍, 喻普之. 1987. 沖繩海槽的構(gòu)造特征與演化. 中國(guó)科學(xué)B輯, (2): 196-203.

李官保, 劉保華, 李乃勝. 2006. 沖繩海槽地?zé)嵫芯恐腥舾蓡?wèn)題的探討. 海洋通報(bào), 25(5): 70-76, doi: 10.3969/j.issn.1001-6392.2006.05.011.

李軍. 2007. 沖繩海槽晚更新世以來(lái)沉積速率的時(shí)空差異及其控制因素. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 27(4): 37-43.

李乃勝. 1988. 沖繩海槽斷裂構(gòu)造的研究. 海洋與湖沼, 19(4): 347-358.

李乃勝. 1995. 沖繩海槽地?zé)? 青島: 青島出版社.

李乃勝, 李常珍, 姜麗麗. 1998. 沖繩海槽北部的構(gòu)造活動(dòng)性研究. 海洋科學(xué)集刊, (40): 89-102.

李巍然, 楊作升, 王永吉等. 1997. 沖繩海槽火山巖巖石特征及其地質(zhì)意義. 巖石學(xué)報(bào), 13(4): 538-550.

李學(xué)倫, 李桂群, 林振宏等. 1991. 沖繩海槽構(gòu)造活動(dòng)的差異性及其非同步發(fā)展. 青島海洋大學(xué)學(xué)報(bào), 21(2): 111-121.

梁國(guó)平, 唐菊珍. 2011. 有限元分析軟件平臺(tái)FEPG. 計(jì)算機(jī)輔助工程, 20(3): 92-96, doi: 10.3969/j.issn.1006-0871.2011.03.019.

梁瑞才, 吳金龍, 劉保華等. 2001. 沖繩海槽中段線性磁條帶異常及其構(gòu)造發(fā)育. 海洋學(xué)報(bào), 23(2): 69-78, doi: 10.3321/j.issn:0253-4193.2001.02.011.

林長(zhǎng)松, 王英. 1999. 論沖繩海槽的張裂運(yùn)動(dòng). 海洋學(xué)報(bào), 21(5): 95-100.

劉保華, 徐世浙. 1998. 沖繩海槽沉降和熱演化模式初探. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 18(1): 59-64.

劉展, 趙文舉, 吳時(shí)國(guó)等. 2006. 沖繩海槽南部基底構(gòu)造特征. 地球物理學(xué)進(jìn)展, 21(3): 814-824, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2006.03.020.

馬維林, 王先蘭, 金翔龍等. 2004. 沖繩海槽中部和南部玄武巖的區(qū)域性差異及其成因研究. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 78(6): 758-769, doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2004.06.006.

王舒畋, 梁壽生. 1986. 沖繩海槽盆地的地質(zhì)構(gòu)造特征與盆地演化歷史. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 6(2): 17-29.

吳健生, 王家林, 陳冰等. 2014. 中國(guó)東部海區(qū)巖石層結(jié)構(gòu)的區(qū)域綜合地球物理研究. 地球物理學(xué)報(bào), 57(12): 3884-3895, doi: 10.6038/cjg20141203.

吳自銀, 王小波, 金翔龍等. 2004. 沖繩海槽弧后擴(kuò)張證據(jù)及關(guān)鍵問(wèn)題探討. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 24(3): 67-76.

喻普之, 李乃勝. 1992. 東海地殼熱流. 青島: 青島出版社.

于增慧, 翟世奎, 趙廣濤. 2001. 沖繩海槽浮巖中巖漿包裹體巖石化學(xué)成分特征. 海洋與湖沼, 32(5): 474-482, doi: 10.3321/j.issn:0029-814X.2001.05.002.

翟世奎, 陳麗蓉, 王鎮(zhèn)等. 1997. 沖繩海槽浮巖巖漿活動(dòng)模式淺析. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 17(1): 59-66.

翟世奎, 毛雪瑛. 1994. 沖繩海槽早期擴(kuò)張作用中巖漿活動(dòng)的演化. 海洋學(xué)報(bào), 16(3): 61-73, doi: 10.3321/j.issn:0253-4193.1994.03.002.

張家強(qiáng), 孫永福, 姜曉黎. 2000. 沖繩海槽堿性玄武巖漿的起源及演化. 海洋學(xué)報(bào), 22(6): 63-72, doi: 10.3321/j.issn:0253-4193.2000.06.008.

張訓(xùn)華, 韓波, 孟祥君等. 2013. 東海地區(qū)重磁場(chǎng)特征及其地質(zhì)意義. 礦床地質(zhì), 32(4): 843-853, doi: 10.3969/j.issn.0258-7106.2013.04.015.

張訓(xùn)華, 尚魯寧. 2014. 沖繩海槽地殼結(jié)構(gòu)與性質(zhì)研究進(jìn)展和新認(rèn)識(shí). 中國(guó)海洋大學(xué)學(xué)報(bào), 44(6): 72-80.

趙金海, 唐建, 王舜杰. 2003. 沖繩海槽新生代構(gòu)造演化討論. 海洋石油, 23(3): 1-9, doi: 10.3969/j.issn.1008-2336.2003.03.001.

周普志, 高金耀. 2006. 東海地區(qū)地?zé)釄?chǎng)綜述. 海洋學(xué)研究, 24(1): 62-72, doi: 10.3969/j.issn.1001-909X.2006.01.008.

周志遠(yuǎn), 高金耀, 吳招才等. 2013. 東海莫霍面起伏與地殼減薄特征初步分析. 海洋學(xué)研究, 31(1): 16-25, doi: 10.3969/j.issn.1001-909X.2013.01.002.

朱介壽, 曹家敏, 蔡學(xué)林等. 2003. 中國(guó)及鄰近陸域海域地球內(nèi)部三維結(jié)構(gòu)及動(dòng)力學(xué)研究. 地球科學(xué)進(jìn)展, 18(4): 497-503, doi: 10.3321/j.issn:1001-8166.2003.04.003.

(本文編輯 張正峰)

Thermal modeling of tectonic activity contrast between the south part and the middle and north parts of the Okinawa trough

MENG Lin1,2, ZHANG Xun-Hua1,2*, WEN Zhen-He1,2, MENG Xiang-Jun1,2, WANG Ming-Jian1,2

1QingdaoInstituteofMarineGeology,Qingdao266071,China2LaboratoryforMarineMineralResources,QingdaoNationalLaboratoryforMarineScienceandTechnology,Qingdao266071,China

Influenced by the strong back-arc extensional effect along the margin of the Pacific plate in the Cenozoic, the tectonics of the Okinawa trough is very complicated and segmented. Each segment differs from each other in hydrothermal activity, fault characteristics, volcanic rocks and expanding periods. Therefore, recognizing the tectonic activity of each segment of the Okinawa Trough is important to clarify its complex geological features. On the basis of Curie depth derived from magnetic anomaly inversion in previous work, this paper used thermal modeling to explore the deep and shallow tectonic activity of the Okinawa trough. The modeling results indicate that the deep tectonic activity intensity in the asthenosphere of the south segment is about six times that of the middle and north segments, while the shallow tectonic activity intensity is relatively weak. This conclusion is in accordance with lots of existing geological and geophysical data. Compared with the middle and northern Okinawa trough, the southern Okinawa trough (1) underwent a deeper rifting; (2) has a deeper magma source for forming seafloor volcanic rocks, a weaker extent of crystallization differentiation, and a stronger extent of assimilation and contamination with continental crust; (3) developed more large faults cutting through sedimentary basements and fewer small fractures in the interior of sediments; (4) produced weaker magmatic intrusions through sediments; (5) developed fewer hydrothermal activity areas in the seafloor; and (6) possesses stronger current seismicity and deeper hypocenters. Based on the comparative analysis of modeling results and real data, we inferred that (1) in the northern Okinawa trough, some hydrothermal activity areas have not been found so far, or have lost energy during the evolutionary process, or have been covered by the Quaternary strata, and (2) the southern Okinawa trough has a potential to develop more hydrothermal activity areas.

Tectonic activity; Thermal modeling; Seafloor heat flux; Hydrothermal activity areas; Okinawa trough

10.6038/cjg20160915.Meng L, Zhang X H, Wen Z H, et al. 2016. Thermal modeling of tectonic activity contrast between the south part and the middle and north parts of the Okinawa trough.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(9):3302-3317,doi:10.6038/cjg20160915.

國(guó)家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃(973)項(xiàng)目(2013CB429701)資助.

孟林,男,1987年生,博士,主要從事地?zé)釋W(xué)、地球動(dòng)力學(xué)和構(gòu)造地質(zhì)學(xué)等方面的研究.E-mail:menglin09@mails.ucas.ac.cn

*通訊作者 張訓(xùn)華,男,1961年生,研究員,主要從事海洋地球物理和大地構(gòu)造等方面的研究.E-mail:xunhuazh@vip.sina.com

10.6038/cjg20160915

P314，P542

2015-09-02，2016-06-16收修定稿

孟林, 張訓(xùn)華, 溫珍河等. 2016. 沖繩海槽南段與中、北段構(gòu)造活動(dòng)性對(duì)比的熱模擬研究. 地球物理學(xué)報(bào)，59(9):3302-3317,