东海陆架盆地沉降中心迁移演化机制

连小翠

（中海石油（中国）有限公司上海分公司，上海 200335）

东海位于亚洲东南部，东以琉球群岛至台湾岛与西太平洋的菲律宾海相邻，南以台湾岛南端鹅銮鼻至广东的南澳岛之间的连线与南海相通，北以济州岛至长江口连线与黄海沟通。地质上，东海可分为两个盆地，东侧为冲绳海槽盆地，西侧为东海陆架盆地，均是西太平洋活动大陆边缘构造体系的一部分。其中，东海陆架盆地是我国陆架上最大的中、新生代沉积盆地[1]。东海陆架盆地的西侧是闽浙隆起区，东侧是钓鱼岛隆褶带，从西至东呈现为凹—凸—凹的格局，南北差异明显，平面上表现为东西分带、南北分块的特征[2-5]。

东海陆架盆地蕴藏着丰富的油气资源，具有良好的勘探前景，一直是油气勘探开发极为关注的区域。自1974年以来，前人通过以地震为主的较系统的地质调查与勘探（包括重、磁等地球物理调查以及寻找油气为目的的钻井），对东海陆架盆地进行了比较深入的综合研究，取得了丰硕的研究成果和认识[6-15]，表明东海陆架盆地形成演化具有构造活动多期性、复杂性等特点。但很少涉及盆地沉降中心的特点及其迁移演化规律方面的研究。

本文通过对区域地震资料进行系统的解释分析，揭示了东海陆架盆地不同时期地质界面的埋深变化特征，分析了沉降中心的迁移规律，并结合地球深部动力学背景，探讨了沉降中心迁移的成因机制。

1 区域地质背景

东海陆架盆地位于欧亚板块东南缘，处于华南陆块（包括西部的扬子地块和东部的华夏地块）之上。其基底是华夏地块在东海陆架的延伸，也是西太平洋大陆边缘构造域的重要组成部分。在大地构造位置方面，东海陆架盆地位于闽浙隆起区以东，钓鱼岛隆褶带以西，南接台西盆地，北部以隆起形式与南黄海盆地相邻。

前人研究表明，东海陆架盆地新生界基底包括前泥盆变质岩系、中生代花岗岩、少量古生界、中生界及白垩系。盆地新生界基底总体表现为“东西分带、南北分块”的平面结构特征。断裂对新生界基底的分布有至关重要的作用，断裂走向的不同造成了东、西部坳陷带新生界基底表现出“东西分带”的平面特征。西部坳陷带新生界基底以中生代岩浆岩和沉积岩为主，被NE向断裂错断；东部坳陷带新生界基底以前泥盆系变质岩为主，被NNE向断裂错断。NW向断裂则造成了前新生界“南北分块”的构造面貌。盆地一级构造单元总体可以划分为“两个坳陷带和一个隆起带”，即从西至东依次为西部坳陷带、中央隆起带和东部坳陷带。其中，西部坳陷带自北向南依次为长江坳陷（包含昆山凹陷、常熟凸起、金山北凹陷和金山南凹陷）、台北坳陷（包括钱塘凹陷、椒江凹陷、丽水凹陷和福州凹陷）；中央隆起带自北向南依次为虎皮礁隆起、海礁隆起、渔山东隆起、渔山南低凸起和福州隆起；东部坳陷带自北向南依次为福江凹陷、西湖凹陷和钓北凹陷（图1）。

东海陆架盆地受库拉—太平洋板块活动以及菲律宾板块的形成与扩张、印度板块与欧亚板块碰撞的远程效应等多种因素的影响，使得东海陆架盆地处在多个板块相互作用的交叉部位，构造活动极为频繁和复杂[16-21]。东海陆架盆地新生代构造演化大体可划分为三个阶段：断陷期、拗陷—反转期和整体沉降期，东、西部坳陷带构造演化阶段的时代界定不同（表1）。西部坳陷带主控断裂多未切穿T80（古新统顶界），古新世末瓯江运动后断裂活动基本停止，故将古新世时期（对应T100-T80反射波组）称为西部坳陷带的断陷期；T80界面以上地层，断层活动明显减弱，始新统瓯江组和温州组地层多发生了褶皱变形，缺失始新世平湖组地层，且渐新世花港组地层仅局部有残存，故渐新统沉积时期西部坳陷带可能发生了隆升剥蚀，可将始新世-渐新世（对应T80-T20反射波组）定为西部坳陷带的拗陷-反转期；T20之上地层多水平沉积，变形微弱，西部坳陷带进入了稳定沉降期。东部坳陷带多数控制沉积的断裂未切穿T30（始新统顶界），T30之后活动微弱，形成了地堑-半地堑的构造格局，故将始新世中晚期（对应T40-T30反射波组）定为东部坳陷带的断陷期；T30之上，坳陷带内部断裂多发生逆冲反转，地层被挤压、褶皱、抬升，直至被T10界面剥蚀夷平，故将渐新世至中新世时期（对应T30-T10反射波组）定义为东部坳陷带拗陷-反转期；T10之上盆地广泛披覆近水平沉积的上新统三潭组和更新统东海群，地层未发生明显变形，上新世至更新世东海陆架盆地整体进入了区域沉降阶段。

图1 东海陆架盆地构造单元划分简图Fig.1 Sketch map of the planar structure, the East China Sea Shelf Basin

2 盆地结构特征

东海陆架盆地东、西部坳陷带的凹陷结构具有一定的差异性。这种差异性的结构特征，奠定了盆地沉降中心迁移的基础。

西部坳陷带受其东缘断裂带控制明显，整体表现为“东断西超”的单断式箕状断陷样式，如北部长江坳陷的金山北、金山南凹陷，南部台北坳陷的钱塘、丽水、椒江和福州凹陷（图2a、2b、2c），个别凹陷如长江坳陷中的昆山凹陷则同时受凹陷东西两侧断裂控制，表现为双断式断陷样式（图2a）。

东部坳陷带的构造演化受其东缘西湖-基隆断裂和西缘平湖主断裂的控制显著，其中西湖-基隆断裂为一长期活动断裂，平湖主断裂主要活动期在渐新统花港组沉积之前，因此，导致东部坳陷带剖面构造样式表现为双层结构：以T30反射界面（即渐新统花港组底界）为界，下部总体表现为双断式断陷样式，上部表现为东断西超的单断式箕状断陷样式（图2a、2b）。

图2 东海陆架盆地NW-SE向典型地质剖面结构特征（剖面位置见图1）Fig.2 Typical geology profiles in the direction of NW-SE, the East China Sea Shelf Basin (profiles position shown in Fig.1)

从东海陆架盆地各构造单元的断陷样式及其分布特征可以看出，盆地的断陷迁移具有如下规律：古新世时期，西部坳陷带整体表现为东断西超的单断式箕状断陷样式，仅昆山凹陷表现为双断式断陷样式；始新世时期，盆地的这种剖面构造样式逐渐向东迁移至东部坳陷带，使得东部坳陷带开始形成双断式断陷样式；渐新世和中新世末，剖面构造样式进一步向东迁移至东海陆架盆地东侧的冲绳海槽盆地。这样的迁移规律造成了东部坳陷带现今这种单断式箕状断陷样式叠置于双断式断陷样式之上的双层结构特征。

表1 东海陆架盆地构造演化简表Table 1 Tectonic evolution of the East China Sea Shelf Basin

3 沉降中心迁移特征

沉降中心是盆地演化研究中的重要内容之一，是指某一盆地演化时期，沉积盆地沉降幅度最大的部位，一般此部位有最大的水深，也为沉积速率最大的部位，充填有最大的沉积厚度。

在不同的盆地演化时期，沉积、沉降中心具有明显的迁移规律，二者时而一致，时而不同。在盆地初始裂陷期，沉积、沉降中心往往重合。随着盆地构造演化的进行，两者将发生相应变化，沉降中心逐渐向盆地中心迁移；而沉积中心则取决于物源情况。

对整个东海陆架盆地的构造演化阶段研究表明，盆地呈现出东、西部坳陷带演化的差异性，分别对盆地的东、西部坳陷带进行构造演化阶段划分，通过综合对比，从而大体总结出东海陆架盆地的三个构造演化阶段为：断陷期、拗陷期、沉降期。各阶段沉降中心的迁移演化具有一定的规律性。

（1）断陷期沉降中心特征

东海陆架盆地断陷期是从晚白垩世至始新世末期。在此期间，曾发生过至少3次构造运动，主要有白垩纪末—古新世初的雁荡运动、古新世—始新世间的瓯江运动、始新世—渐新世间的玉泉运动等。从T90、T80界面埋深图可以看出，早古新世地层主要分布在西部坳陷带的西侧（长江坳陷的昆山凹陷、台北坳陷的丽水—椒江凹陷）（图3a、3b），盆地总体展布方向为NE向，并且具有以断裂控制为主的特点，多个沉降中心形成，且彼此分割。而最大沉降中心位于台北坳陷的丽水凹陷偏南部附近，埋藏深度达5000m以上，长江坳陷昆山凹东侧也达到5000m。NNE及NE向断裂在西部坳陷带极为发育，大多数为具有控制沉积、沉降同生长断裂性质。

早始新世，盆地沉降中心进一步向东部坳陷带迁移，早始新世地层分布范围进一步扩大，扩展到整个西部坳陷带以及东部坳陷带西湖凹陷的北部。沉降中心已经迁移到渔山南低凸起西侧的福州凹陷和东部坳陷带西湖凹陷东北部，沉降中心深度分别达11000m和5000m。西湖凹陷内部发育NNE向正断层。西湖凹陷西部缓坡带呈现地层缓慢超覆，而东部边缘带的西湖—基隆大断裂对凹陷形态有明显控制作用。

中始新世，西部坳陷带总体仍然为东断西超的箕状盆地，但有转变为拗陷的趋势；而东部坳陷带断裂发育，受西湖—基隆大断裂、平湖断裂、宝石—初阳主断裂、钓北凹陷中部西倾断裂、凌云断裂以及台北主断裂等的控制表现为地堑式盆地。整个东海陆架盆地沉降中心处于西湖凹陷北部附近，此外西湖凹陷的南部、钓北凹陷的北部和南部，形成多个沉降中心，这表明整个盆地处于扩展鼎盛期，沉降中心总体呈由西向东、由北向南扩展的趋势。

（2）拗陷—反转期沉降中心特征：晚始新世—渐新世，中央隆起带及长江坳陷、台北坳陷呈大面积抬升剥蚀，普遍缺失始新统平湖组和渐新统花港组，仅在台北坳陷的椒江凹陷有较薄的平湖组地层沉积。东部坳陷带变形特征主要表现为西湖凹陷持续拗陷。晚始新世和渐新世地层残存范围主要分布于东部坳陷带，充填结构表现出由断陷向拗陷的转变，最明显的特点就是断层数量和性质明显变化，而且西湖凹陷西侧NE向正断层不切穿T30界面，表明T30以后断裂活动停止。西湖凹陷内部断层反转形成中央背斜带，表明东部坳陷带已由断陷期结束进入拗陷期。此时，沉降中心在西湖凹陷中央洼陷—反转构造带的北西次洼附近，最大深度6000m，而钓北凹陷北部、南部以及东侧构造带最大深度分别达4600m、4800、6000m，都是东海陆架盆地的次级沉降中心。在整个东部坳陷带已经形成多个沉降中心，向东部、南部迁移的趋势更加明显（图3c）。

早中新世，在长江坳陷东部边缘及台北坳陷西侧边缘，T20界面（中新统底界）显示为明显的角度不整合关系。在西湖凹陷内部均为整合关系，仅在边部花港组尖灭处可见低角度不整合。在西湖凹陷东侧边缘地带，花港组厚度变化比较大，该组变薄或极薄的部位，地层显然受到一定程度的剥蚀，局部可显示角度不整合。中新世盆地范围逐渐扩大，NE向的褶皱变形明显。此时，东海陆架盆地的沉降中心主要有两个：一个是西湖凹陷北西次洼，最大深度达4700m；另一个沉降中心在钓北凹陷东侧构造带上最大深度近5000m，这时最大沉降中心出现在钓北凹陷东部构造带（图3d）。

（3）区域沉降期沉降中心特征：中新世末，在西湖凹陷东侧边缘、钓北凹陷东侧边缘、钓鱼岛隆褶带以及冲绳海槽斜坡地带普遍发育NNE及NWW向两组断裂。NNE向及NWW向断层均表现为正断层性质，对先期油气聚集带有很大影响。钓北凹陷东侧边缘陡坡带中新统柳浪组地层为沉降中心，深度达2000m。冲绳海槽上新统三潭组地层直接覆盖在古新统地层之上，厚度达2500m，冲绳海槽更新统地层厚度达3600m，说明此时的沉降中心已经迁移到东部的冲绳海槽盆地。

综上所述，东海陆架盆地沉降中心迁移的规律是白垩纪末至古新世，沉降中心分布于西部坳陷带的台北坳陷和长江坳陷，具有多个沉降中心；始新世至中新世，沉降中心整体迁移到东部坳陷带的西湖凹陷北部和钓北凹陷；上新世以来，沉降中心迁移到冲绳海槽盆地。总体上东海陆架盆地的沉降中心是自西向东呈带状迁移，这与西太平洋边缘的渤海湾盆地沉降中心的迁移过程非常类似。

图3 东海陆架盆地不同时期界面埋深图（红色虚线为界面剥蚀线）(a) T90界面；(b) T80界面；(c) T30界面；(d) T20界面Fig.3 The interface burying depth of different period in the East China Sea Shelf Basin

4 沉降中心迁移的动力学背景

在中、新生代时期，由于太平洋板块、欧亚板块和印度—澳大利亚板块之间汇聚速率和方向的改变，欧亚板块东部的应力场相应发生变化，东海陆架盆地的沉降中心也随之发生迁移：

（1）断陷期沉降中心迁移的动力学背景

晚白垩世—古新世，东海陆架盆地曾先后发生过2次构造运动：雁荡运动和瓯江运动。100-70Ma，库拉板块做NNW向俯冲[14,21]，在板块的俯冲下，地幔上拱，使地壳上部发生伸展张裂，引发了东海陆架盆地晚白垩世的雁荡运动。雁荡运动引起东海陆架盆地西部坳陷带总体北西向的伸展作用，导致西部坳陷带最早发生断陷。70-53Ma，太平洋板块向亚洲大陆东南缘斜向俯冲，方向是NNW向，在弧后伸展区产生一系列NE向张扭性断裂[19]。同时，由于印度板块与欧亚板块也开始陆—陆碰撞，使亚洲大陆东南缘整体处在右旋应力场控制下，总体表现为右旋拉分作用下产生的多个分割的箕状断陷组合。而古新世末期的瓯江运动使东海陆架盆地西部坳陷带由伸展作用转为挤压作用，西部坳陷带（主要为长江坳陷）发生第一次挤压反转，使古新统地层发生褶皱并遭受剥蚀，局部出现角度不整合。在这一阶段，沉降中心主要分布于东海陆架盆地西部坳陷带。

55-50Ma早始新世，印度和欧亚板块强烈陆—陆碰撞[21]，东海陆架盆地进入右旋拉分阶段。在拉张力作用下，东海陆架盆地处于急剧的扩张状态，断裂剧烈活动，东海陆架盆地分布范围进一步扩大，已经扩展到整个东部坳陷带。从这一时期开始，西部坳陷带开始进入拗陷阶段，而东部坳陷带开始进入断陷阶段。东海陆架盆地沉降中心处于西部坳陷带的福州凹陷和东部坳陷带的西湖凹陷北部。

43-39Ma，太平洋板块运动方向由NNW向转为NWW向，太平洋板块对亚洲板块东南缘的斜向俯冲改为垂向俯冲[1,14,15]，使东亚大陆的东缘NE向断裂处在右旋的挤压应力状态下，并同时使得西湖凹陷断陷盆地内部隆升开始形成近南北轴向的褶皱，形成区域性角度不整合面，对应东海陆架盆地的玉泉运动。东海陆架盆地西部坳陷带普遍抬升，沉积间断周期长，地层缺失严重，西部坳陷带出现第二次构造反转。断裂在数量、性质上变化明显，T30以后沉降中心向东迁移趋势明显。此时的沉降中心处在东部坳陷带的西湖凹陷北部和钓北凹陷的北部、南部及东侧构造带。

（2）拗陷期沉降中心迁移的动力学背景

渐新世—中新世，青藏高原隆升，太平洋板块俯冲加剧，而在东海陆架盆地挤压应力加强[17]，发生了花港运动以及以后的龙井运动。中中新世，由于太平洋板块的后退式俯冲，东海陆架盆地东部坳陷带东侧地壳张裂，冲绳海槽断陷盆地开始形成，但沉降中心仍在西湖凹陷北部和钓北凹陷东侧构造带。

（3）沉降期沉降中心迁移的动力学背景

中中新世以来，东海陆架盆地进入区域沉降阶段。太平洋板块沿琉球海沟发生第二次大规模向西俯冲[21]，琉球岛弧形成，现今的东海陆架盆地成为统一封闭的盆地。由于俯冲板片角度加大，使得弧后扩张位置东移，钓鱼岛以东处于拉张应力控制下，新的张性断裂体系（如前缘大断裂、冲绳海槽大断裂和琉球大断裂等）开始形成[15]。此时沉降中心迁移到冲绳海槽。

5 结论

通过前文系统研究，可以得出以下几点新认识：

（1）东海陆架盆地沉降中心迁移规律：白垩纪末至古新世，沉降中心分布于西部坳陷带的台北坳陷和长江坳陷，具有多个沉降中心；始新世至中新世，沉降中心整体迁移到东部坳陷带的西湖凹陷北部和钓北凹陷；上新世以来，沉降中心迁移到冲绳海槽盆地。总体上，东海陆架盆地的沉降中心表现为自西向东呈带状的迁移规律。

（2）太平洋板块、欧亚板块、印度板块之间俯冲汇聚引起的构造应力变化，是造成东海陆架盆地沉降中心迁移的根本原因。

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