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
