0 引言

自20世纪60年代以来，我国在东海海域进行了大量的地质、地球物理和地球化学调查，并取得了显著的进展。朱夏等^[1-4]从不同地史时期的板块运动和构造活动等方面分析了中国大陆边缘构造特征和中国东部盆地中、新生代盆地发展；陶瑞明等^[5-11]分别从不同角度探讨了东海陆架盆地的形成机制、构造演化特征以及类型划分。这些研究深化了对该地区的壳体性质、构造演化规律以及盆地类型的认识。

中国大陆东部由陆向海(自西向东)地壳厚度逐渐减薄。东海陆架盆地地壳性质属于大陆型地壳，而东海东部及其边缘海域、冲绳海槽为过渡性质地壳，这一地壳性质的转变，表明冲绳海槽才是东海大陆架的自然终结(图 1)。从宏观上看，东海海域大地构造特征的发展、形成及其内部各种地质现象的产生与欧亚、太平洋、印度洋板块之间的相对运动紧密相关。东海陆架盆地的西部仍保留着大陆大地构造特征，只有东海中部、东部及其边缘海域具有大陆边缘大地构造的特点。因此，东海陆架盆地的东西边缘具有不同的大地构造属性及活动演化历史，尤其是东部边缘接壤钓鱼岛隆褶带，对东海陆架盆地东部边界改造深刻，使盆地边界认识成为难点。

东海陆架盆地自西向东可分为西部拗陷(包括长江凹陷、钱塘凹陷、瓯江凹陷等)，中部低凸起(包括虎皮礁凸起、海礁凸起、鱼山凸起等)和东部拗陷(包括福江凹陷、西湖凹陷、基隆凹陷等)3个带(图 1)。西湖凹陷位于东部拗陷内，西以中部低凸起为界，东以钓鱼岛隆褶带为界。

1 问题的提出

西湖凹陷自勘探以来，新生代盆地形成机制一直被反复讨论，学术见解很多。但盆地东部边缘的识别及对盆地沉积充填的控制作用探讨甚少。从技术手段看：其难点之一在于深部地层地震信息模糊，限制了对盆地深部结构(古新统地质结构)的认识，从而限制了对盆地发生初期原型盆地机制的认知；难点之二在于东部边界受后期钓鱼岛岩浆岩带活动深刻改造，凹陷边缘性质模糊，各种资料信息碎片化严重，从而限制了对地层及层序结构的准确把握。陈景达等^[4-5]在前人假说的基础上，系统阐述了西太平洋活动大陆边缘弧-沟系的构造特征，归纳了自早白垩世以来西太平洋板块构造演化历史、构造活动大事件及时间节点。这些重要构造活动事件不仅促成了东海陆架盆地的屡次原型盆地迭代，也对盆地东部边界多次改造，以致早期盆地边缘已难以恢复。

西湖凹陷东部边缘过XH-1井的GH-1主测线，向东延伸深入钓鱼岛隆褶带22 km(测线位置见图 1)，深部地层受岩浆活动破坏较少，沉积地层仍可以识别，为盆地边缘研究提供了一些较好的证据。

2 重要界面认识

从GH-1主测线所揭示的地层原生形态、改造形态和层序界面特征关系(图 2)看，始新统/渐新统分界面T₃⁰、渐新统/中新统分界面T₂⁴，以及中新统/上新统分界面T₂⁰是3个重要界面。分别对应着西湖凹陷新生代3期构造运动：始新世末玉泉运动(T₃⁰)、渐新世末花港运动(T₂⁴)、中新世末龙井运动(T₂⁰)，这些运动在地球动力学上均有对应的构造活动时间和活动机制。

2.1 T₃⁰

T₃⁰界面具有五重属性：始新统/渐新统分界面；原型盆地叠加分界面；断裂系统分界面；一级层序分界面；玉泉运动、花港运动、龙井运动改造界面。这些属性前人^[11-16]文献多有探讨，T₃⁰界面作为一级层序界面已成共识，前人^[17]以此划分构造层序。

从主测线GH-1看，T₃⁰在盆地边缘受后期改造明显。始新世末钓鱼岛岩浆岩隆褶带大幅隆升，岩浆岩侵吞大量古新统—始新统，需要重塑渐新世盆地东部边界。T₃⁰之下断块掀斜明显(图 2①)，岩浆岩隆褶带内沉积岩捕虏体清晰可见(图 2②)，部分始新统残留在岩浆岩隆褶带(图 2③)。

T₃⁰表现出了多重改造的构造行迹：玉泉运动时期钓鱼岛隆褶带隆升；花港运动时期挤压褶皱(图 2⑤)；龙井运动时期挤压褶皱(图 2⑦)。

T₃⁰界面的落实可以从钻井和地球物理两方面得到证实：1)钻井上，渐新统花港组底部是一套巨厚砂岩体，这套粗碎屑体发育在低位域阶段，区域性可对比；而T₃⁰以下的始新统平湖组为砂泥岩交互地层(图 3)，周边临井也有相似的特征。2)地震相上，渐新统花港组底部巨厚砂岩体对应着杂乱反射的地震相，局部存在弱连续现象；而T₃⁰以下的始新统平湖组砂泥岩交互地层在地震相上显示出良好的连续性，虽然横向上偶尔被后期火成岩改造。说明T₃⁰上下地层在地震相上差异明显(图 2④)。另外，从地震反射终止关系看，在盆地边缘可识别削截、上超等现象，这是盆地边缘比较常见的现象。3)T₃⁰以下地层处于正断裂系统中，虽然个别断裂后期复活延伸至渐新统，甚至中新统，但是一部分断裂仅仅在T₃⁰以下地层才有迹可循。因此，T₃⁰也是上下两套断裂系统的分界^[14]。4)GH-1剖面显示了后期多期挤压对T₃⁰界面的改造。这些构造形变既有发生在渐新世末花港运动的(T₂⁴)(图 2⑤挤压褶皱)，也有发生在中新世末龙井运动的(T₂⁰)(图 2⑦挤压褶皱)，其改造结果不仅使T₃⁰以下地层的同褶皱形变，也使张性断裂转化为压性。

2.2 T₂⁴

T₂⁴界面具有三重属性：渐新统/中新统分界面；二级层序界面；花港运动、龙井运动改造界面。其中，花港运动改造界面涉及到二级层序界面的确立，但前人文献探讨较少。

前人^{[13, 15, 18-19]}文献中，关于花港运动也有分析。梁连喜等^[18]曾解释过西湖凹陷东侧的冲断推覆构造带，强烈的挤压作用使凹陷东部地层发生剥蚀，并产生大规模的逆冲、褶皱。刘景彦等^[13]不仅注意到盆地东缘地带地层强烈抬升翘倾、与上覆地层呈明显的角度不整合，还提到盆地中部据钻井镜煤反射率在T₂⁴界面上存在反射率的跳跃现象，意味着明显的地层缺失。覃建雄等^[15]在研究东海陆架新生代海平面曲线时，明确指出渐新世末的剥蚀特征。而陈志勇等^[19]则认为凹陷东缘剥蚀厚度一般在400 m以上，最大可达2 500多m，并且向西剥蚀量明显减小。

花港运动在盆地边缘挤压形成不对称褶皱(图 2⑤)，此处T₂⁴已形成构造不整合，后期侵蚀已削截背斜顶部。这一褶皱现象发生在向东楔状减薄的地层翼部，凹陷内很少发现。由此可见，花港运动的挤压效应是局部的，多出现在凹陷东侧翼部。花港运动的确存在，其构造背景系太平洋板块向WNW运动加快，南侧东西向洋脊的西段俯冲到亚洲板块之下引发的挤压抬升效应^[4]。

T₂⁴界面由地球物理和钻井两方面资料确立，地震剖面上有不整合面现象(图 2⑤)，而钻井上由XH-1井龙井组(中新统)底部巨厚砂体的底部标定(图 3)。龙井组底部巨厚砂体系辫状河平原沉积，处于低位域及水进域背景，锯齿状箱型GR显示了向上变深的多期的短期旋回叠加，钻井所揭示的界面附近地层特征已由邻区钻井共同确认。

2.3 T₂⁰

T₂⁰界面具有5种重属性：中新统/上新统分界面；原型盆地叠加分界面；断裂系统分界面；一级层序分界面；龙井运动改造界面。

龙井运动的地球动力学机制源于晚中新世大陆东缘所发生的一连串构造事件。晚中新世，随着菲律宾海板块西向推移，吕宋火山弧和台湾岛碰撞拼贴；同时，菲律宾海板块向北段琉球海沟俯冲，发生弧后拉裂扩张，产生冲绳海槽盆地。而冲绳海槽扩张对西湖凹陷产生西向挤压走滑，从而形成了西湖凹陷中央巨型褶皱背斜带^[20]。直到上新世以后，冲绳海槽盆地沉降加剧形成新的沉降沉积中心，整个东海陆架盆地成为区域沉降的披盖沉积区，随着上新世海侵而演化成现在的东海陆架。因此，T₂⁰之上系原生地层，之下系改造地层。确定T₂⁰有比较清晰的地震资料，图 2⑧、⑨、⑩这些不整合面特征皆是依据。

上述5种属性中，关于地层分界面过去一般认为，T₂⁰系中新统柳浪组和上新统三潭组分界面。但张建培等^{[12, 21]}认为其应是中中新统玉泉组和上中新统柳浪组的分界，原因是柳浪组及其以上地层在地震剖面上呈原生地层状态。

3 西湖凹陷边缘结构分析

GH-1剖面(图 2)揭示了西湖凹陷边缘3个发展阶段，也是西湖凹陷盆地演化长期已经达成共识的“断陷(T₃⁰以下)、拗陷(T₂⁰-T₃⁰)、区域沉降(T₂⁰以上)”3段论^[11]，T₂⁴仅仅是代表着拗陷期的一次幕式构造反转，但是对每个演化阶段的认识仍存在学术分歧。

3.1 断陷阶段

古新世—始新世西湖凹陷东部边界在哪里？龚建明等^[22]提出钓鱼岛隆褶带中部仍残留古近系。从GH-1剖面(图 2)看，尽管后期岩浆岩改造破坏，钓鱼岛上仍存在断陷结构及充填地层(图 2③)，从这一点说明GH-1向东所及仍不能确定古新世—始新世盆地边界所在。

古新世—始新世东部边界是中生代末新生太平洋板块推动库拉板块NNW向对亚洲大陆东南缘斜向俯冲的背景下形成的^[5]，后期岩浆岩改造破坏严重。钓鱼岛隆褶带上的断陷结构纵深有限，由于后期岩浆岩同化作用强烈，因此，断陷结构的底部完全破坏，只能从地层分布与断裂的关系确认曾经存在的半地堑、地堑结构。这一现象说明两点：一方面是始新世末钓鱼岛隆褶带抬升伴随有大量岩浆岩活动，不仅使钓鱼岛隆褶带上的古近系隆升至剥蚀状态，也从底部侵吞，破坏了地层与结构；另一方面是始新世末的大规模岩浆岩活动对应着太平洋板块转向NWW向俯冲的背景，大陆边缘盆地出现沟-弧体系特征，拉张型被动边缘向挤压型主动边缘转化^{[1, 4]}，以后的盆地演化将这一体系进一步明确、强化。

始新世末俯冲改向所产生的瞬间挤压效应致使东海陆架盆地西部拗陷(长江凹陷、钱塘凹陷和瓯江凹陷等)全面褶皱回返，长期缺失渐新统即是有力证明。而对应这一机制的东部边界就是钓鱼岛隆褶带的抬升。

论盆地原型，本文倾向于何将启等^[8]或者朱立新等^[11]的观点，T₃⁰以下古近纪盆地原型无论是陆内拉张断陷，还是走滑拉张断陷，观点基本一致，只是着眼点不同；中晚始新世(平湖组)无论盆地结构还是地层充填都反映了沉积盆地的断拗转换性质，因此平湖组定义为转换边缘拗陷或者转换陆缘拗陷，意在强调拗陷结构及转换背景(图 4)。

古新世—始新世时期，钓鱼岛隆褶带与琉球隆起尚未因冲绳海槽拉张而分离。朱立新等^[11]认为：“盆地东缘有障壁岛存在，应属于转换边缘脊的一部分”，他的盆地原型演化模式中，平湖组是向东增厚的。何将启等^[8]认为，当时的钓鱼岛隆起并不存在，沉积体通过古琉球脊陆缘转换断层与大洋相连。古新世—始新世时期的盆地东部边缘已经基本不复存在，但作为古隆起长期处于风化剥蚀，提供物源的状态的确曾经存在。刘建军等^[23]通过对西湖凹陷平湖组重矿物资料分析认为平湖组沉积时期具有双物源沉积体系的特征。但这一古隆起并未隔绝西湖凹陷与东面大洋的联系，因此平湖组沉积环境中潮坪影响比比皆是^[24-28]。

3.2 拗陷阶段

拗陷阶段起始于玉泉运动(T₃⁰)，终止于龙井运动T₂⁰，中间经历过一次构造回返——花港运动(T₂⁴)。拗陷起始于玉泉运动，形成于大规模的岩浆活动。T₃⁰是一个重大的构造活动面，其背景涉及到大陆东缘转换断层斜向俯冲、菲律宾海板块的楔入挤压迫使古琉球—钓鱼岛隆起自北向南进一步隆升，因此形成了西湖凹陷渐新世东部边界。从GH-1剖面看，T₃⁰以下地层与岩浆岩接触方式为侵入接触关系(图 2⑪)，岩体出现围岩捕虏体(图 2②)。而图 2中处处呈现了侵入体与围岩界线逐渐过渡(渐变接触)，表明岩浆缓慢凝固而发生了同化围岩的现象(图 2⑫)。并且钓鱼岛隆褶带的抬升促成东部边缘一带原生地层上倾(图 2⑫)和断块倾斜(图 2①)。这些特征表明岩浆活动发生在平湖组沉积之后。而花港组(T₂⁴—T₃⁰)与岩浆岩接触方式只有沉积接触关系，地层覆盖于岩浆岩顶部。

拗陷阶段因龙井运动而终止，其活动背景涉及到大陆东缘古琉球隆起裂解、菲律宾洋壳斜向俯冲、萌芽弧后扩张盆地冲绳海槽及后侧陆架边缘拗陷区域性沉降、沟弧盆体制形成。这一系列连锁反应的结果是T₂⁰以下地层被挤压褶皱形变，构造形变地层深达T₃⁰以下局部地层(图 2)，而T₂⁰界面角度不整合现象比比皆是(图 2⑨⑧⑩)。T₂⁰界面上下到处可见削截和上超特征(图 2⑨)，界面之下构造形变与界面之上的地层原生状态形成反差。

龙井运动的挤压对拗陷阶段地层的影响深刻，西湖凹陷中央背斜带从T₃⁰到T₂⁰整体褶皱，上下轴翼基本没有偏移(图 2⑦)；向盆地边缘地层减薄方向上的构造形变呈不对称背斜(图 2⑥)，并向深部减弱。而拗陷中期花港运动构造反转也形成局部褶皱(图 2⑤)，与龙井运动挤压褶皱相比较，规模小且局部发生。前人^[22]文献中，在东部断阶带发现过侵入渐新统花港组而被龙井组沉积接触的侵入体。

以T₂⁴为界可以将拗陷阶段划分出2个构造亚层序(图 4)，从而深化拗陷阶段构造旋回的认识：拗陷阶段陆相盆地每一个沉积旋回或层序的叠加都是盆地扩张、充填、再扩张、再充填的发展记录。陆相盆地可容空间的增长由盆地扩张、源区后退中实现，由可容空间与物源供给的关系决定垂向岩相演化，沉积旋回性呈现垂向向上变细总特征，每个构造旋回也具有体系域4分特点(低位域、水进域、高位域和水退域)^[29]。

然而，还有2个资料需要注意：在花港组发现颜色新鲜的团粒状、胶结物状海绿石，化验资料证实这些海绿石并非标准海相产物，而是短期海泛影响的结果^[30]；西湖凹陷花港组、龙井组存在始新统、古新统海相“再沉积化石”群落^[31-32]。这些资料不仅表明钓鱼岛隆褶带上残留始新统和古新统，而且渐新世已经隆升为物源区。总体上说，拗陷阶段沉积特征属于陆相凹陷充填，但这2个资料既揭示了钓鱼岛隆褶带在渐新世、中新世提供物源，也暗示凹陷东部边缘并不与海完全隔绝，某些地段存在间隙性与海相连的“低门槛”。

考虑到这一时期盆地演化特征，将“渐新统—中新统”(T₃⁰—T₂⁰)定义为陆内迁移拗陷^[8]更为妥当(图 4)，比较符合多幕扩张、沉降中心转移的演化过程。

3.3 区域沉降阶段

龙井运动后，整个陆架盆地处于应力松弛阶段。中新世末以后，东海陆架区处于整体拉张下沉状态，接受水平沉积的柳浪组、上新统—第四系(图 4)。从整个东海陆架盆地看，地层由大陆性河流相过渡为浅海相沉积^{[14, 33]}，向北略厚。至今海底仍然地势平坦开阔，是我国大陆的自然延伸部分。

总结这一时期构造背景(上新世以来)，菲律宾海板块整体向中国大陆东南缘俯冲，发生弧后扩张，冲绳海槽开裂，钓鱼岛隆褶带与琉球岛弧裂离，引发东海陆架整体沉降。钓鱼岛隆起及其以西同大陆连成整体的稳定沉降单元，沉积近水平状，形成边缘海陆架盆地结构，可定义为弧后陆架边缘拗陷^[11](图 4)。

4 研究意义

盆地边缘往往是盆地最敏感的一部分，关于盆地原型、地层、层序以及构造变动的关键信息既保存在这里，也丢失在这里。因此，盆地边缘剖面研究具有多重意义。

1) 揭示盆地边界演变。图 2不仅揭示了始新世末岩浆岩活动对古新世—始新世盆地东部边界的改造，也落实了渐新世盆地边界。从T₂⁵、T₂⁴、T₂³上超点不断东扩可知陆相盆地发展是跨越式、旋回性的。

2) 厘清层序接触关系，配合钻井识别重大层序界面。不同级别的层序界面在盆地边缘的变化主要是削截和上超。盆地边缘的低位域粗碎屑地震相有较高识别度，与其下伏水退域呈削截关系，向地层上倾方向出现上超，这是盆地边缘识别三级层序界面的有利条件，配合钻井资料则更为可靠。

3) 理顺构造层序序列。前人构造层序划分中，盆地演化3阶段分别归入3个一级构造层序，拗陷阶段花港组、龙井组以及玉泉组—柳浪组分别归于二级构造层序^[34]。从GH-1剖面看，构造活动造成了地层构造形变、盆地边界迁移以及沉积盆地扩张。花港运动(T₂⁴)和龙井运动(T₂⁰)标志着拗陷期两次构造反转，两次运动均有不同的构造形变响应。这两次运动均属挤压性质，虽然地球动力学机制略有差别，但仍视为拗陷阶段的周期性幕式变动。从陆相层序地层学理论而言，一级、二级层序主要依据是区域性构造运动，或构造演化阶段的应力场转换；三级层序依据较大幅度的水深变化。因此，应以花港运动(T₂⁴)作为拗陷期二级构造层序界面(图 4)。只有正确地划分层序，才能准确地把握盆地充填演化过程。

4) 从边缘结构认识盆地原型。西湖凹陷经历了古新世—始新世转换边缘拗陷、渐新世—中新世陆内迁移拗陷、上新世—第四纪弧后陆架边缘拗陷的原型盆地迭代发展史。西湖凹陷东部边缘结构中保存了西湖凹陷与钓鱼岛隆褶带从古近纪到第四纪的相互关系，从更开阔的视野看，是地史发展中多种板块相互牵制、相互作用的关系。至少，边缘剖面所保留的岩浆岩同化作用、捕虏体、渐变接触现象，以及T₂⁵、T₂⁴、T₂³、T₂⁰沉积接触关系，均从钓鱼岛隆褶带演化角度参与在西湖凹陷的盆地原型论证之中。因此，钓鱼岛隆褶带的地质认识，从整体论的角度有助于西湖凹陷盆地属性的理解。