1、1东海陆架盆地南部区域地质背景1）陆架盆地及邻区板块构造特征：东海及其邻域处于东亚地块东部，其早期地质历史发展过程，与欧亚古陆、冈瓦纳古陆（印度-澳大利亚板块）等古板块的综合作用有关。尤其是中生代以来，东海及其邻域的构造发展史与欧亚板块、印度板块与太平洋板块的相对运动及相互作用密切相关。东海盆地一般认为是亚洲古陆华南地块向海的延伸，二叠纪末期，华南地块及其东南沿海地区褶皱成陆，并与扬子古陆初步接近对接。印支阶段进一步碰撞伴随有大规模的花岗岩浆侵位，同时形成了一系列强烈向北（东）推覆的逆掩断层。印支运动封闭了整个古特提斯体系，造就了统一的欧亚古陆，并初步形成了欧亚板块。印支运动之后，亚洲大陆及其
2、邻区进入新的全球构造板块构造发展阶段（燕山- 喜马拉雅期），总体表现为联合古陆的解体、东亚大陆边缘一系列 NE-NNE 走向断陷盆地与隆起带和西太平洋边缘沟-弧 -盆体系的形成。在中国东南沿海地区，自中侏罗世（J 2）开始，库拉板块 NNE 向的俯冲所产生的挤压作用使得 NE 和 NNE 向的平移断层发生左行走滑和斜滑，造成扭动变形（形成了华夏新华夏构造体系。形成了广泛分布的火山岩带和大规模的花岗岩岩体。朝鲜半岛的岭南地区也表现出类似的构造活动性，广布的燕山早期中酸性火山岩酸性花岗岩可与福建沿海地区相对比。大量的研究表明：现在处于东海东南缘的台湾地区发育的太鲁阁高温低压变质带和玉里低温高压变质
3、带，形成于晚侏罗世至早白垩世（J 3-K1）的南澳运动（相当于燕山运动的第幕和第幕）。其可与琉球群岛甑岛-石垣变质带和西南日本的领家- 三波川变质带相对比，它们乃是早期太平洋板块向欧亚大陆之下俯冲的结果，后期改造破坏了该双变质带展布的连续性。这说明了台湾地区在晚侏罗世至早白垩世属于安第斯型活动大陆边缘。东海陆架盆地是以新生代沉积为主的中-新生代复合型盆地，板块构造上处于华南地块向海的延伸部位。在华南地块的西北为扬子地块，东北部为日本弧后海盆，东部区为典型的大陆边缘沟、弧、盆体系（见图 3-2-1）。但作为迭置新生代盆地载体的中生界，由于埋藏深度较大，钻井揭露较少，对其全貌的研究尚无开展。早中侏
4、罗世太平洋水域的板块活动状况，从大陆形变规律判断，这一时间的运动学、动力学特征，正如李四光（1973）所指出的，东亚大陆相对于太平洋发生了左行扭动。由此推想，库拉板块这时已开始向北隐没，与此2同时，西伯利亚板块作经向挤压，大陆南侧的特提斯洋向北俯冲，从而导致了涉及深层次的“ 压性改造”。由于转换作用，此时以郯庐为代表的断裂体系加速左行走滑。其后，滨太平洋陆缘造山活动已迁移到大陆以东，而西侧的“印度突出体”则快速北进与欧亚板块碰撞，并持续向北推挤。中国大陆东南缘的向洋“突出”（陈焕疆，1990），与造山后的松驰作用联合，出现了陆块的“张性构造”。陆缘海和岛弧的形成也与伸展作用有关。2）地壳结构根
5、据长江口-琉球海沟地学断面资料（刘光鼎主编，1992） ，可将东海区域岩石圈板块划分为欧亚大陆板块和菲律宾海大洋板块（图 3.1.1） 。欧亚大陆板块又再划分出四个块体，由西向东为：东南大陆块体、东海陆架块体（其上发育东海陆架盆地） 、冲绳（海槽）块体（具弧后盆地性质） 、琉球（岛弧）块体。东南大陆块体和东海陆架块体间以长乐南澳断裂带拼接，东海陆架块体与冲绳（海槽）块体间为男女群岛-赤尾屿断裂带，琉球（岛弧）块体以东为琉球海沟俯冲带。东南大陆块体和东海陆架块体地壳属同一大陆型地壳，厚度为 3027km。图 3-2-1 东海区域构造背景图3东海陆架盆地范围内的地壳厚度变化不大（图 3.1.2）
6、，莫霍面与基底起伏具良好的镜像关系。而冲绳（海槽）块体和琉球（岛弧）块体则具过渡型地壳的特征，其中冲绳海槽之下地壳厚度为 1420km，琉球（岛弧）块体地壳厚度为2530km。菲律宾海大洋板块具典型的洋壳性质，厚度 812km。菲律宾海大洋板块以东相隔小笠海沟、马里亚纳海沟即是太平洋板块（图 3.1.3） 。A东海陆架块体d东海陆架盆地图 3.1.1 长江口琉球海沟地学断面解释图图 3.1.2 东海陆架盆地地壳厚度图4图 3.1.3 东海陆架盆地板块构造位置图另外，据深部重力、磁力地震资料，东海陆架区空间重力异常变化平缓，重力异常值在-1010 -32010 -3cm/s 之间，其中凹陷带出现
7、负异常，凸起带对应于正异常，并在南北方向上等值线出现错断分块特征；布格重力异常也呈 NE向展布，且同样具有分带、分块的特点；磁力异常较为宽缓，总体走向为NENNE，表现为在低磁场背景上出现一些宽缓的团块状正异常。东海陆架区的磁性基底深度在 1-13km 之间，且自西向东由老变新，深度逐渐增加，其中滨岸带发育元古代磁性基底，深度为 1-3km；江山绍兴断裂以东、虎皮礁5海礁断裂与海礁东引断裂以西，则为早古生代变质岩磁性基底，深度多为 1-2km，局部为 3km；海礁东引断裂与钓鱼岛褶皱带之间发育古生代中生代变质岩基底，磁性基底的深度为 3-13km 之间。重力 -地热流反演东海陆架盆地的岩石圈厚
8、度为 80km 左右，深部地震资料揭示其莫霍面埋深大约为 26-30km，小于闽浙隆起的地壳厚度（30-40km） ，但比陆架外缘和冲绳海槽盆地的地壳厚度（19-26km）大；地壳层主要由沉积岩类和花岗质岩类构成，无玄武质岩类。对东海陆架盆地的地壳性质，国内外学者普遍认为，其属典型的大陆型地壳，并可进一步划分为上地壳、中地壳和下地壳三层：（1）上地壳：除中新生代沉积层外，还有密度值为 2.67g/cm3，速度值为5.8-6.0km/s 的古生界浅变质岩系、花岗岩和少量中基性岩体；厚度在 1215km之间，化学成分主要为酸性岩。（2）中地壳：由岩浆岩和变质岩组成（包括酸性岩、片麻岩和辉长岩） ，
9、化学成分以中性岩为主，其密度值为 2.80g/cm3，速度值为 6.4km/s，厚约7km，且由西向东逐渐减薄。（3）下地壳：以麻粒岩为主，属基性岩类，密度值为 2.90g/cm3，速度值为 7.4km/s，厚度一般为 10km，向东减薄。3）重力、磁场特征及基底1）研究区重力场特征：东海陆架盆地区域，水深变化不大，空间重力异常与布格重力异常面貌相似，在此选用空间重力异常用于特征描述与处理解释。从东海陆架盆地空间重力异常图（图 3-2-15，图中两条黑线所夹区域即为所研究的东海陆架盆地西部范围，下同）可见，研究区重力场呈现场值低缓，重力高、重力低镶嵌分布，异常轴向南部主要为 NE 向、北部为
10、NWW 和 NEE向，南北有别的基本特征。北纬 2830以南地区，以 010-5m/s2 等值线圈闭的重力低与 610-5m/s2 等值线圈闭的重力高呈现 NNE、NWW 向两组走向。西部，重力低沿 NNE 方向连续展布，最低重力等值线一般为-2-4（10 -5m/s2） ，在北纬 27附近圈闭等值线则达到-1010 -5m/s2；东部，重力高沿 NNE 方向连续展布；中部，重力高、低镶嵌分布。北纬 2830至北纬 2930地区，异常圈闭等值线走向多变，重力低以 010-5m/s2 等值线圈闭呈现，主要分布在北纬 29以北；重力高以 610-5m/s2 等值线圈闭呈现，主要分布在北纬 29以南
11、。北纬 2930至北纬 3035地区则以重力高分布为主，重力值可达 2010-5m/s2 以上。北纬 3035以北，以连6续展布的重力低分布为主，重力值最低可达-1010 -5m/s2。根据以往的研究认为，重力场形态主要与沉积基底面的起伏相关，重力高对应于基底凸起，重力低则对应于基底下凹，为沉积凹陷区。研究区中生界沉积层平均密度为 2.6103kg/m3,中生界沉积基底地层平均密度为 2.7103kg/m3。鉴于这样的物性前提，运用小波分解技术对空间重力异常进行分解，可获取反映中生界底界面的空间重力异常的三阶细节分布图（图 3-2-16） 。图中的 010-5m/s2 等值线圈闭基本上对应沉积
12、凹陷范围，负等值线的展布则刻划了沉积分布的内部形态。依据空间重力异常三阶细节反演，便可求取研究区中生界沉积基底面深度图（图 3-2-17） 。由图可见，研究区内重力资料推测的沉积基底面埋深在 1-8.5km，埋深小于 4km 的地区为基底凸起区，大于4km 的地区则为基底下凹区。基底下凹呈现 NE、 NWW 两组走向，总体上沿NE 方向连续展布，但南北有别。依据下凹的特征不同，在 NE 方向可分为三个区段。I 段：北纬 2830以南，下凹呈 E 字形展布，西部呈 NNE 方向连续展布，由三个埋深大于 5km 的下凹组合而成，最南端下凹埋深大于 8km；东部则凸凹相间展布，下凹埋深在 5km 左
13、右，呈现 NW 轴向，凸起埋深则在 3km 左右。II段：北纬 2830至北纬 2930，下凹呈南窄北宽的 E 字形分布，与 I 段之间在NW 方向呈现 40km 的错断。西部为 NNE 走向、埋深大于 5km 的下凹；东部基底起伏轴向为 NWW 向，凹凸相间分布，呈现三凹二凸的格局。III 段：北纬2930至北纬 3020，呈现轴向 NWW 的二凸一凹格局，下凹埋深大于 5km，凸起埋深在 3km 左右。IV 段：北纬 3020以北，下凹埋深大于 5km，呈半弧形凹凸相间展布，弧形中心位于北纬 3125、东经 12515，为一埋深大于 6km 的下凹。7图 3-2-15 东海陆架盆地空间重力
14、异常小波分解三解细节图图 3-2-16 东海陆架盆地空间重力异常小波分解三解细节图8图 3-2-17 东海陆架盆地沉积基底面深度图2）研究区磁力场特征：研究区磁力场总体表现为宽缓正、负异常分布（图 3-2-18） ，主要走向为NNE 向。依据异常特征南北又可分为三个区带。北纬 2910以南地区，西部的负异常沿 NNE 方向基本连续展布，负异常一般可达 -100nT 左右，伴生的正异常位于各个负异常的南侧，异常值为 100-200nT，其展布范围比伴生负异常展布范围小；东部的正负异常相间分布。北纬 2910以北至北纬 3045范围内，以小范围的正负伴生异常分布为特征，单个异常范围仅几十 km2，
15、正异常值为100-200nT，负异常值 -100-200nT。北纬 3045以北地区，则以宽缓正异常分布为主，负异常圈闭范围小，仅在北纬 3130及北纬 32附近分布。图 3-2-18 东海陆架盆地磁力 异常图采用变倾角化极技术，获得了磁力 Z异常（图 3-2-19）。磁力 Z异常正等值线密集带一般可推测为磁性体在平面的投影边界。由图可见，北纬 28以南地区 150nT 等值线圈闭的正异常规模较大，推测磁性体在 NNE 方向上连续展布，延伸可达 120km 左右，宽度 50km 左右。北纬 28至北纬 2910范围内，150nT 等值线圈闭的正异常宽度仅为 15km 左右，在 NE 方向上同样
16、连续展布，推测磁性体规模相对前者要小。北纬 2910至北纬 3110地区，150nT 等值线圈9闭的正异常零星分布，单体范围仅为 20km2 左右，表明此区域磁性体规模小，分散独立分布。北纬 3110以北地区以正异常分布为主，表明此区域磁性体发育并且规模大。图 3-2-19 东海陆架盆地磁力 异常图3）研究区基底结构探讨整个东海陆架盆地的基底性质，一直是众多学者争论和探讨的问题。现有钻井资料揭示的盆地最古老地层为中元古代温东群片麻岩，如地处盆地南部的灵峰 1 井在 2373-2691m 揭露了厚约 300m 的温东群黑云母角闪斜长片麻岩，密度值为 2.75g/cm3，变质岩年龄值为 1608-
17、1806Ma（Rb-Sr 法），位于灵峰 1 井北面的温州 6-1-1 井也钻遇了一套以黑云母角闪斜长片麻岩类为主的片麻岩系，年龄值为 1200-1260Ma（ Rb-Sr 法），在盆地北端，日本所钻的 JDZ-V-2 井和韩国所钻的 KV-1 井也揭露了片麻岩。这些变质岩的时代大致与我国浙闽沿海的元古代陈蔡群（Rb-Sr 法年龄 1830Ma）和建瓯群（ Rb-Sr 法年龄 1822Ma）相当，同时其重磁特征也与周边地区有较大的相似性。此外，陆架盆地内的众多钻井揭示了火成岩基底，如金华 36-3-1、温州 4-1-1、温州 15-1-1、温州 20-1-1、温州 26-1-1、温州 33-1
18、-1、石门潭 1、美人峰 1 及福州 2-1-1 等井钻遇了花岗岩及花岗闪长岩，温州 10-2-1 井与石门潭 1 井钻遇了中性喷出岩，铷锶法测定年龄为 108-112Ma（燕山期），说明这些花岗岩是中生代的侵入体，反映了中生代造山带的特征。闽江凹陷内有三口井（TB13-l-l、FZ10-1-1、FZ13-2-1）10揭示了中生界侏罗-白垩系河湖相地层，这套地层呈东断西超分布，推测厚度可达 5000 米，显示中生代残留盆地的存在。瓯江凹陷主要形成于晚白垩世晚期至第三纪，因而基底是指晚白垩纪晚期以前的地层，也即裂陷期前形成的地层。上述基底岩性与我国东部断陷盆地的基底岩性相似，同属稳定的刚性基底。
19、吕炳全等（2002）基于重力场和磁场特征对东海陆架区的基底类型进行了解释（图 3.1.7），认为舟山国头断裂带以北海区的重、磁场特征与西邻陆上的下扬子褶皱带基本一致，是下扬子褶皱带在海区的延伸，并向东直至西湖凹陷西侧断层，该区域为下扬子褶皱带型基底（A 型）；渔山久米断裂带以南，海区重力场、磁场特征与西邻华南地块相似，属华南地块型基底（B 型）；舟山国头断裂带与渔山久米断裂带之间为 A 型与 B 型的过渡区，而虎皮礁海礁断裂以东的陆架区基底则为 A 型与 C 型（陆架外缘与陆坡高异常区）的过渡区。因此，东海陆架盆地的基底总体特征为晚侏罗-早白垩纪的火成岩和沉积岩构成的“年青基底 ”，元古界古老
20、结晶地质体在其中呈残块状分布。图 3.1.7 东海陆架基底分布图（据吕炳全等修改，2002）4）盆地演化与地球动力学背景1)区域应力场背景中国大陆东、南缘及邻海含油气盆地的成因机制，与中生代以来西太平洋板块的形成和演化，西太平洋板块运动方向及其转变，有很重要的联系。特别11是东缘环西太平洋构造带，属活动大陆边缘沟-弧-盆系统，主要受库拉-太平洋板块以及后来的菲律宾海板块的俯冲作用。而南缘主要受特提斯板块向北的俯冲作用，由活动大陆边缘转换为不活动大陆边缘，其外缘属沟-弧-盆系，内缘则转换为不活动边缘-拉分盆地系统。根据海洋古地磁资料和地磁线理分布以及 DSDP 的研究成果，在 Wilson和 M
21、orgen 关于热点假说的基础上，T.W.C.Hilde 和 S.Uyeda(上田诚也)等详细研究了西太平洋板块运动特征，提出西太平洋及其边缘演化的假说。Hilde 等认为(1976)，中生代时，在太平洋内的扩张脊至少由三条主要脊组成，它们从北西、北东和南面围绕着太平洋板块（图 3.1.4） 。这可由反映中生代反转期的地磁线理表示出来。距今约 185Ma 前太平洋板块形成时期至距今 100Ma 前期间，在西太平洋-印度洋地区有一个重要的特色，那就是联络库拉-太平洋板块和特提斯-印度洋板块的洋脊系统和转换断层系统的存在（图 3.1.5） 。这些洋脊大致呈东西向延伸，并被一系列近南北向的转换断层所
22、错开。这些南北向的转换断层联系着各板块的东西向的扩张脊。这样，东西向扩张脊的扩张，就导致板块沿南北向转换断层发生的相对运动。这个时期，对中国大陆东缘和南缘起着重大作用的是沿着近南北向转换断层的左旋剪切运动，即特提斯板块向北推移和俯冲，以及库拉- 太平洋板块向北北西向的俯冲，中国大陆东缘和南缘受到这两方面板块运动的联合作用，其结果是迫使中国东部大陆边缘向太平洋方向蠕散。大约 100Ma 前( 大致相当于晚白垩世)，随着沿板块边界脊的持续扩张，太平洋板块的范围扩大。它向北远处逐渐运动，并使库拉-太平洋脊的西端俯冲到亚洲大陆边缘日本海的附近。由于活动洋脊附近的岩石圈仍然是热而轻的，必然以很小的倾角，
23、俯冲到大陆边缘下面。在很宽范围内，增加地壳内部温度，岩石遭到熔融，岩浆活动，造成异常宽的火成岩活动带。由于库拉-太平洋脊向大陆边缘斜向俯冲的影响，在亚洲岸带，产生向大洋的拉张运动，日本海和陆架盆地在晚白垩世至早第三纪张开。在日本海由于拉张作用强烈，洋壳形成，形成北东向的扩张脊。晚第三纪时，才停止洋脊扩张，转为沉降。距今大约 45-40Ma 前（大致相当于始新世早期） ；库拉太平洋板块运动由北北西向转变为北西西向，这可由皇帝山-夏威夷热点链的弯曲反映出来，中国东部大陆由原来的受北北西向的斜向俯冲改变为近垂向的北西西向俯冲，使大陆边缘向太平洋方向的蠕散受阻，由于太平洋板块运动转变为北西西向，原来亚
24、洲东南的太平洋板块沿北北西运动的近南北向转换断层成为地壳的薄弱带，12沿着这些原来的转换断层带开始了新的俯冲作用，即转换断层转变为俯冲带、转变为岛弧，弧后的扩张形成西菲律宾盆地。并且洋脊俯冲的结束，拉张作用消失，代之而起的是右旋走滑运动，由于地壳冷却而产生区域性的沉降，始新世起沉积从凹陷中向凸起超覆。由许多断陷统一成大型坳陷，陆架裂陷盆地转为坳陷盆地。在大陆架上发育中始新世的浅海沉积盆地，分布范围广，由西向东，水体加深，沉积变细，堆积了几千米厚的海相碎屑岩。图 3.1.4 （A）距今 190Ma 前西太平洋内板块、洋脊、转换断层和俯冲带的位置（B)大约距今 185Ma 前太平洋板块的起源（据
25、Hide 等， 1977 ） 菲律宾海的形成，从西向东不断拉张，形成不同时代的盆地。大约在 25Ma起（相当于中新世） ，菲律宾海板块向琉球岛弧俯冲，在弧后形成冲绳海槽盆地，它围绕大陆架呈向东南凸出的舟状盆地(图 3.1.6)，冲绳海槽盆地的扩张使东海陆架盆地处于构造相对稳定的被动大陆边缘的陆架区，故一直处于平稳补偿沉降状态，在更开阔的区域中沉积了微微向东倾斜的近于水平的地层。其沉降最大部位也位于陆架盆地东部的坳陷地带。13图 3.1.5 距今 100Ma 前西太平洋内板块、洋脊、转换断层和俯冲带的位置距今 135Ma 前太平洋板块的地磁线理和转换断层格局用点表示图 3.1.6 距今 25Ma
26、 前西太平洋内板块、洋脊、转换断层和俯冲带的位置2）构造演化模式东海陆架盆地是发育于克拉通基底之上的中、新生代叠合盆地。不同学者提出了不同的学术观点：（1）单剪模式对东海陆架盆地演化的研究主要集中在新生代盆地，周志武等（1990） 、Okada 等（1993） 、俞何兴等（1997）提出了单剪模式，在西太平洋边缘的形成演化早期，岩石圈拉伸减薄占主导地位。通常在一个宽阔地带出现脆性断裂和块断作用，以及下地壳上地幔的塑性拉伸变形，岩浆活动一般仅限于岩石圈14的深部，在地壳上部仅是少量火山岩。大陆岩石圈的拉伸过程中，沿斜切整个岩石圈的低角度拆离断层带错移，这种拉伸可以归结为不对称的单剪模式 (图1-
27、6-3)。图 1-6-3 东引岛海盆半地堑（据俞何兴等， 1996）（2）张裂模式邓述予（1992）提出了两期大陆边缘张裂模式（图 1-6-4） 。在晚白垩世，由于西太平洋俯冲带的后退，引起了陆壳的大规模裂陷，形成许多 NE-SW 向的古新世盆地；始新世继续裂陷，形成一系列的 NE-SW 向的伸展断层和半地堑。因此，在东海陆架地区，先后两期发育裂陷盆地。（3）弧后盆地模式王国纯（1987） 、黄旭灿等（1997）认为是弧后盆地(图 1-6-5)。在印支期，太平洋板块向欧亚大陆俯冲速度有所加快，东海陆架盆地所在的大陆边缘因地慢上拱而产生裂隙，地壳深部岩浆上溢，产生陆缘火山岛弧。在浙闽沿海地区发现
28、中生代陆相火山沉积岩与断裂变质作用相伴生，具体表现为红柱石一硅线石高温变质带、混合岩带和花岗岩类三位一体。在琉球群岛见到了高压低温带产物蓝闪石片岩。在燕山期，北东方向的陆缘弧开始分裂解体，形成东海陆架盆地。15图 1-6-4 亚洲东部大陆边缘构造演化（据 Yu 等，1997； Teng，1992；Yu 和 Chi ，1992, 修改)（4）地幔柱模式孙习之等（1991）则建议用伸展构造和地幔柱来解释(图 1-6-6)。印度板块向北漂移，与欧亚板块强烈碰撞，印度板块下插到欧亚板块下面，青藏高原快速隆升。印度板块的下插驱动软流圈向东流动，形成向东流动的幔流或幔舌。在遭遇太平洋板块的下插板片时，推动
29、下插的太平洋板片向东后退，在亚洲东部环太平洋地区形成热区，即地幔柱，并引起东海地区的裂陷，形成断陷盆地。16图 1-6-5 东海陆缘火山岛弧的发育和东海陆架盆地的形成过程（据王国纯，1986 修改）图 1-6-6 东海大陆边缘地幔柱活动引起盆地裂谷的形成演化 (据 Okada，1999；Yano and Wu， 1995，修改)（5）均一拉伸模式和双层拉伸模式用 Mckenzie (1978) 的均一拉伸模式和 Sclater (1983) 的双层不均匀拉伸模式来解释大陆边缘沉积盆地的形成与沉降机理。两个模式充分考虑了由于岩石圈拉伸减薄引起的地壳均衡补偿以及上地幔上隆后的冷却引起的收缩因素,即
30、重力和热力因素。均一拉伸模式(McKenzie, 1978; Jarvis et al. , 1980) 认为, 在大的区域上水平张应力作用于大陆岩石圈, 地壳因拉张减薄而沉降, 便形成沉积盆地。该模式有几个基本假设: 视岩石圈拉伸为瞬时过程；岩石圈对称减薄；陆壳被完整保留；艾里均衡起主导作用；热沿垂直方向散失；忽略地壳中的放射性热； 岩石圈温度在深度方向上恒定。岩石圈被瞬间拉伸 倍, 即为岩石圈拉伸系数。岩石圈初始沉降(S i)量与(1- 1/ ) 呈线性函数。拉伸结束, 受热岩石圈因冷却而产生收缩沉降 (S t)。构造沉降量(S ) 为初始沉降量(S i)与热收缩沉降量(S t) 之和:
31、S = S i + S t 均一拉伸模式模式较好地解释了盆地的基底沉降, 成为定量分析盆地沉降的基础。但其假设太过于理想化, 现实中岩石圈的拉伸很少是均匀对称地被拉伸。Hellinger 等(1983) 经过研究发现, 在一些地区, 地壳的拉伸幅度和初始沉17降规模都大大小于用均一拉伸模式所推算的下降量。同时, 热收缩引起的沉降量却大大超过用均一拉伸模式推算出来的沉降量。另外, 在大陆边缘盆地, 复杂的一些地质因素也要适当考虑, 比如沿地堑两翼作块断运动时, 因为遭受侵蚀所减小的负荷也应该考虑进来。为此, Hellinger 等(1983)、Sclater 等(1985) 在修正过程中提出了双
32、层拉伸模式。双层拉伸模式把岩石圈划分为脆性、韧性两层, 二者的边界为大陆地壳底部。在岩石圈发生拉伸过程中, 认为地壳的减薄与壳下岩石圈的减薄存在明显的不一致, 壳下岩石圈的减薄幅度明显大于地壳的减薄幅度。显然, 双层拉伸模式比均一拉伸模式要更符合实际情况。因此，从大地构造的角度，如何认识东海陆架盆地的地球动力学背景，产生了很大的分歧。单剪模式强调大陆岩石圈的减薄对沉积盆地的不对称拉伸作用，很好解释了半地堑的形成机制，但对于白垩纪强烈的岩浆活动不能很好地解释；裂陷模式是针对晚白垩世至始新世这一特定时间段的一种现象，确实存在，俯冲带的后退与陆壳裂陷可能出于同一起因的两个结果，其驱动力需要进一步说明
33、；弧后盆地模式很好地解释了火山岩或岩浆岩的分布，但大陆裂谷的形成与弧后扩张的机制有一定的区别，需要说明其动力机制；地幔柱模式较好地解释了岩浆岩的活动以及下插板块的后退，但地幔舌向东蠕动的观点有待于进一步的工作，毕竟从青藏高原到东海近二千公里的距离，地幔舌的活动空间是有限的；均一拉伸或双层拉伸两种模式主要考虑岩石圈拉伸减薄引起的地壳均衡补偿以及上地幔上隆后的冷却引起的收缩因素, 充分考虑了重力和热力因素，但是箕状半地堑成因不是这两个因素所能解释的。上述诸多的观点都有一定的适用范围，在特定的时期或特定的范围，可以很好地解释东海陆架盆地的地球动力背景。分歧的根源在于深部的地质资料非常有限，而且早先的
34、物探数据的精度也相对较低。随着物探技术的不断更新，同时，勘探程度也在不断提高，必将有助于加深区域大地构造和盆地演化的认识。5）东海陆架盆地构造区划回顾原地矿部上海海洋地质调查局（现中石化上海海洋油气分公司）在“六五” 、“七五”期间 22km、44km 、 55km 地震区域普查和面积普查基础上，从中新生代盆地寻找油气角度出发，以中新生代盆地地质构造特征及其沉积地层发育18展布情况为基础，将东海陆架盆地南部从西到东划分为一级构造单元浙闽隆起，三级构造单元瓯江凹陷（包括其南的晋江、九龙江凹陷，当时称为南日岛和彭佳屿凹陷）、雁荡低凸起（包括其南的观音凸起、澎北凸起），闽江凹陷（又称闽江浅凹）、台北
35、低凸起、基隆凹陷（包括其南的新竹凹陷，又称台西凹陷）及最东部的二级构造单元钓鱼岛隆褶带中南段（图 3-2-1）。该区划地质结构总体特征强调东西分带，南北分块。上述区划认识一直持续到“九五” 末，随着时间推移，该区的一些区域资料不断增加，地震采集和处理技术的不断改进和提高，“十五” 期间，在“六五”“七五”期间地质构造区划基础上，以东西分带为主导的构造区划出笼，其主要改进在于将东海陆架西侧从北到南的长江凹陷、钱塘凹陷、瓯江凹陷、晋江凹陷、九龙江凹陷统一称为西部坳陷带，将东海陆架盆地中部从北到南的虎皮礁凸起、渔山凸起、雁荡低凸起、闽江浅凹（前称闽江凹陷）、台北低凸起、观音凸起、澎北凸起一线统称为中
36、部低隆起，而将东海陆架盆地东部从北到南的福江凹陷、西湖凹陷、基隆凹陷及台湾西部陆区到台湾海峡东侧的新竹凹陷统称东部坳陷带（图 3-2-6），东海陆架盆地东部钓鱼岛隆褶带改称为钓鱼岛岩浆岩带。据现今揭示的东海陆架盆地地质构造及中新生代地层情况，上述构造区划基本建立在以新生代盆地地质构造特征及地层建造情况所进行的区划，可能有别于本项目今后以中生代盆地为主的构造区划。19图 3-2-6 东海构造区划图（“六五 ”期间）6）地层特征东海陆架盆地南部主要发育侏罗系、白垩系、古近系、新近系及第四系地层。综合钻井资料，东海陆架盆地中新生界各组的地层特征如下。（1）侏罗系主要分布于闽江凹陷，NE 向展布，总体
37、趋势南厚北薄，在闽江凹陷中最厚可达 3000-4000m，向北变浅，一般 1500-2500m。A、下-中侏罗统福州组(J 1+2f)：福州组为一套暗色碎屑岩夹数层薄煤或碳质泥岩，钻厚 538.5m，未见底，与下伏基底呈不整合接触。 B、上侏罗统厦门组(J 3x)：厦门组为杂色碎屑岩层。上部褐、灰褐、棕褐色泥岩，棕红色泥岩和灰白色、杂色砂岩呈不等厚互层；下部浅灰、灰、灰绿色泥岩及少量棕红色泥岩与浅灰、灰白色砂岩互层。钻遇地层厚度为 440-570m。与下伏地层呈不整合接触。（2）白垩系研究区钻遇的残留厚度小于 200m，分布范围明显大于侏罗系，区内广泛分布。在瓯江凹陷大体上为西薄东厚。西侧一般
38、在数十米至 1000m 以内，东侧厚度可达 3000-4000m，一般也都在 1000m 以上，沉积中心靠近雁荡低凸起，呈NE 向展布。闽江凹陷总体趋势是南厚北薄。闽南最厚可达 4000m，一般 2000-3000m。闽北凹陷最厚 2000m，一般 1000-1500m。台北低凸起上厚 800m 左右，在基隆凹陷中最深也可达 4000m，略呈北北东向展布的条带东西两侧稍有变深趋势，一般 2000-3000m。基隆凹陷中南北变化不大，南部略比北部增厚。A、下白垩统渔山组(K 11y)：渔山组是指一套杂色和红色碎屑岩层，钻井揭露渔山组厚度为 140-400m，为红色碎屑岩，与上覆地层呈假整合接触。
39、B、上白垩统闽江组（K 21m）：闽江组是指渔山组红色碎屑岩之上，石门潭组火山岩、火山碎屑岩夹沉积岩之下的一套碎屑岩层，与上覆地层呈不整合或假整合接触，钻厚 372.5m。岩性为褐灰、灰、浅灰、棕褐色泥岩与浅灰色粉砂岩、砂岩互层，局部夹灰黑色粉砂质泥岩条带。20C、上白垩统石门潭组（K 22s）：以棕红色、棕紫色、深棕色泥岩为主，夹灰色、灰白色砂岩，与上覆地层呈角度不整合接触。富阳一井所揭示石门潭组的底部为绿灰色蚀变玄武岩，下部浅棕色细砂岩、灰白色粉砂岩、浅灰色、灰色泥质粉砂岩与棕褐色泥岩、粉砂质泥岩互层，上部棕褐色泥岩、粉砂质泥岩、绿灰色、灰色粉砂质泥岩与灰白色粉砂岩、浅灰色细砂岩、泥质粉砂
40、岩、灰质、含灰质粉砂岩互层。（3）古近系A、古新统（E 1）：下古新统月桂峰组(E 11y)由两套粗-细-粗沉积旋回迭加而成，上旋回的砂岩粒度较下旋回的粗且含量高，下旋回以暗褐色、黑褐色泥岩为主，上旋回为浅灰色、灰色、暗灰色、黑灰色泥岩与浅灰色细-中粒砂岩近等厚互层，为湖泊相环境沉积，与下伏石门潭组呈角度不整合接触；上古新统灵峰组(E 21l)岩性以灰色、暗灰色、黑灰色泥岩、粉砂质泥岩为主，夹薄层浅灰色含钙粉砂岩、细砂岩和少量薄层钙质细砂岩，砂岩由细砂向上渐变为粉砂，构成下粗上细的正旋回，与下伏月桂峰组地层呈角度不整合接触；上古新统明月峰组（E 21m）是一套海退环境的含煤岩系沉积，在台北坳陷
41、广泛分布，由下细上粗的两个反旋回迭加而成，顶部夹多层黑色煤层，为浅海-三角洲平原相沉积，与下伏灵峰组呈整合接触。整个古新统地层主要分布于瓯江和基隆凹陷，厚度相差较大，在较深的凹陷中厚度较大，抬升部位厚度较小。而从钻井资料揭示及地震对比来看，分布最广的是上部的明月峰组，在瓯江凹陷厚度一般为 500-1000m，在深凹部位可达 2000m。在雁荡凸起部位厚度略小，一般在 250-500m。在闽江凹陷厚度大部分在 500-1500m 之间，在闽江凹陷南部局部小凹中厚度也可达 2000m。在台北凸起部位厚约 500-1000m。B、始新统（E 2）：下始新统瓯江组(E 12o)厚 60-580m，为滨
42、海相、河流相沉积，与下伏明月峰组呈角度不整合接触；中始新统温州组(E 22w)分上、下两段，上段仅见于瓯江凹陷北部，下段不仅在台北坳陷广泛分布，并可超覆在渔山隆起之上，上、下段地层共厚 175-980m，为滨海相、海岸平原相沉积，与下伏瓯江组呈整合接触；上始新统平湖组(E 32p)岩性为浅棕色、浅黄棕色、浅灰色泥岩夹浅灰色、浅灰绿色泥质粉砂岩及粉、细砂岩，仅见于瓯江凹陷北部，厚 110-180m，为滨海相沉积，与下伏温州组呈整合接触。始新统从瓯江凹陷到基隆凹陷，厚度逐渐加厚，但幅度不大。瓯江凹陷一般为 500-1000m，最厚处也即 1000m，似呈一单斜。雁荡凸起略变薄为 500m左右。闽江
43、凹陷一般在 500-1000m 变化，局部小凹中厚度可达 1500m。至台北21低凸起又变为较薄 500m 左右。在基隆凹陷中部明显变厚，最厚 2000-2500m，向西南向北逐渐变薄，一般在 1000-1500m。C、渐新统（E 3）：花港组(E 3h) 上部以浅灰色泥岩、砂质泥岩、粉-细砂岩为主，底部见一层粗砂岩，含黄铁矿晶体，厚 20-40m，为滨岸、湖泊和海湾沉积，与下伏地层呈不整合接触，分布范围不大，但厚度变化大，在瓯江凹陷该套地层缺失。但从地震反射对比来看，到基隆凹陷厚度明显增大。（4）新近系A、中新统(N 1)：为河流湖泊相沉积，整体为一西薄东厚的楔状体。下部在台北低凸起基隆凹陷
44、之间厚度变化最快。台北低凸起一般厚 400-600m。在基隆凹陷北部 700-900m，基隆凹陷中部 1400-1600m。上部从瓯江凹陷 100m 左右到闽江凹陷变为 200-400m，到基隆凹陷渐变为 1000-1800m。B、上新统 (N2)：三潭组(N 2s)上部为浅灰、灰色泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩夹灰色砂岩；下部为厚层灰白、浅灰色砂砾岩；底部为块状含砾不等粒砂岩，含生物碎屑、炭化木等，厚 200-400m，为湖泊和滨浅海相沉积，与下伏地层呈假整合接触。瓯江凹陷及闽江凹陷有多口井钻遇该层，地震对比整体为楔状，至基隆凹陷厚度增大到 500-1000m。（5）第四纪(Q)瓯江凹陷及闽江凹陷几乎所有钻井皆钻遇，为一套未成岩的灰色粘土、粉砂质粘土与浅灰色砂层、粘土质粉砂层互层组合，底部为富含生物碎屑的含砾粉砂岩层，厚 380-360m，为浅海陆架沉积，与下伏第三系地层呈假整合接触。从地震对比看，向基隆凹陷厚度逐渐增至 1000-1500m。
