华南东部陆缘(包括东海陆架盆地在内)是西太平洋洋陆过渡带的重要组成部分。受古太平洋-太平洋板块俯冲、印度-欧亚板块碰撞的远程效应和台湾-菲律宾弧陆碰撞的影响，其经历了不同时期、不同构造动力体制和不同性质应力场的复杂转换过程(李三忠等, 2011, 2013, 2018；张岳桥等，2012；Li et al., 2014)。其中，早白垩世中期以来(~135Ma)，古太平板块俯冲后撤导致的华南岩石圈减薄和陆内强烈伸展被广泛研究和认可(李三忠等, 2012, 2013；舒良树，2012；李建华等，2014；Suo et al., 2019)，该期伸展以华南内陆一系列NE向断陷盆地的广泛发育、大规模的岩浆侵位和火山活动及多金属矿化作用为典型特征(姚伯初等，2011；舒良树，2012；张岳桥等，2012；崔建军等，2013；李建华等，2014)。

新生代以来，太平洋板块代替古太平洋板块俯冲于欧亚大陆之下并进一步俯冲后撤，强烈的伸展裂陷作用向东迁移至中国东部海域，形成了以东海陆架盆地为代表的走滑拉分盆地群(李三忠等，2013)。而此时华南内陆大面积中生界地层被抬升剥露至地表，其中，上白垩统的强烈褶皱变形和剥蚀指示该地区新生代期间至少有千米量级的上覆盖层被剥露去顶，反映这一地区存在相当幅度的山脉隆升(李庶波和王岳军，2016；Suo et al., 2019)。但就其隆升时间存在争议，如：(1)Wang et al.(2015)通过对浙江陈蔡地区石英闪长岩磷灰石裂变径迹(AFT)的热历史模拟，指出陈蔡地区于66±4 Ma至41±3Ma期间经历了一次隆升冷却事件。(2)Yan et al.(2009)和闫义等(2016)对华南沿海主要花岗岩岩体进行了裂变径迹及(U-Th)/He年代学测试分析，发现沿海地区年龄较大，分别为60.9±3.6Ma(AFT)和47.5±1.9Ma [(U-Th)/He]；向内陆年龄逐渐变小，分别为37.3±2.3Ma(AFT)和15.3±0.5Ma [(U-Th)/He]。(3)李庶波和王岳军(2016)对华南东部不同时代花岗质岩石锆石、磷灰石裂变径迹资料对比，认为中生代以来华南东部不同地区抬升冷却有明显差异性：海南花岗岩磷灰石裂变径迹年龄主要集中在30Ma(Shi et al., 2011)，云开大山磷灰石裂变径迹年龄峰值在60~50Ma(李小明等，2005)，南岭花岗岩磷灰石裂变径迹年龄主要集中在60~40Ma，而其余内陆地区多变化于75~50Ma(Shen et al., 2012)。(4)孙东霞等(2019)通过对福建龙海-漳浦地区的玄武岩年代学研究显示，福建东南沿海地区在中新世中晚期存在一期14.8~10.1Ma的玄武岩喷发事件。就这些隆升冷却事件的机制多笼统地归结于太平洋板块俯冲与印度-欧亚板块碰撞的影响(闫义等，2016；李庶波等，2018)，但未达成共识。此外，位于海域的东海陆架盆地在新生代期间也经历了多次构造应力场的反转(伸展应力转换为挤压应力)，形成了一系列反转构造(周祖翼等，2002；张国华和张建培，2015；索艳慧等，2017)，该构造反转与华南陆缘隆升的发生时间和触发机制是否一致也待研究。

磷灰石裂变径迹热年代学分析能够有效约束近地表隆升的时间、过程及时空变化等方面，其基本原理是对磷灰石颗粒裂变径迹年龄进行研究，确定冷却速率，恢复盆地的热演化过程，进而反映隆升剥露历史(Hendrix et al., 1994；任战利，1995)。通过统计矿物(如磷灰石、锆石等)中²³⁸U自发裂变产生的径迹个数及长度来测定岩石热年龄(Liu et al., 2013；许立青等，2016)，是一种能够反映地壳表层构造演化过程的低温热年代学方法。前人研究表明(Green et al., 1986；Laslett et al., 1987)，初始裂变径迹长度一般为16.3±0.9μm左右(Gleadow et al., 1986)，60℃以下裂变径迹基本可以长期保留；随着温度升高裂变径迹长度将缩短，至110℃时完全消失，这种现象被称为裂变径迹的退火(Wagner and Van den Haute，1992)，退火区间一般在60~110℃之间，这个温度范围也被称为磷灰石裂变径迹的部分退火带(APAZ)(Laslett et al., 1987)。目前，这一研究手段被广泛应用于鄂尔多斯、天山、龙门山等地区中新生代的构造-热演化史研究(任战利，1995；丁超等，2011；唐哲民等，2011；吕红华等，2013)。

本文在华南东部浙江省的金华金东区-台州天台县一带自西向东采集了13块岩石样品，分析其磷灰石裂变径迹年龄，探讨其热演化历史；利用钻井及地震剖面等资料，厘定东海陆架盆地的反转时间，量化构造反转所导致的地层剥蚀量；最后，将二者结果进行对比分析，研究新生代期间华南陆缘的隆升与东海陆架盆地的构造反转是否为相同时间、是否具有统一的成因机制。

华南板块位于古亚洲洋、太平洋和特提斯洋三大构造域的交接地区，主要由扬子地块和华夏地块沿江山-绍兴断裂带拼合而成(张岳桥等，2012)(图 1)。其中生代期间经历了从特提斯构造域向滨太平洋构造域的动力体制转换，由此形成了复杂的陆缘盆岭构造和火成岩省(舒良树和周新民，2002)。具体来说，该地区自中生代以来经历了以下4个阶段的构造演化：(1)晚三叠世-早侏罗世，古太平洋板块开始俯冲于欧亚板块之下，形成了一条以陆缘岩浆弧为特征的安第斯型活动陆缘(李三忠等，2012；崔建军等，2013；Xu et al., 2017；Li and Li, 2007；Suo et al., 2019)。(2)早白垩世中晚期(136~118Ma)，随着古太平洋板块的俯冲后撤，华南内陆弧后伸展、陆缘岩浆弧垮塌、造山作用相继结束，其古构造应力场由E-W向挤压转变为NW-SE向伸展，区内形成一系列伸展断陷盆地，并诱发了大规模的岩浆侵位和火山活动(李建华等，2014)。此后，在经历了短暂的岩浆活动宁静期(117~108Ma)之后，华南地区发生了第二次大规模的地壳伸展，形成一系列白垩纪伸展断陷盆地。(3)新生代初期(~60Ma)，华南东部区域经历了由伸展向挤压的构造体制转换，其主要动力学背景为印度-欧亚板块汇聚碰撞以及太平洋板块代替古太平洋板块的俯冲启动(张族坤等，2019)。这次构造体制转换导致华南至少有千米量级的上覆盖层被剥露去顶，形成福建和浙江四明山等古夷平面遗迹(许锐，2017)。随后，太平洋板块俯冲联合印度-欧亚板块碰撞作用的向东逃逸，导致华南陆缘强烈的伸展裂陷作用向东迁移至东部海域，形成了以东海陆架盆地为代表的右行右阶走滑拉分盆地群(李三忠等，2013；索艳慧等，2017)。该盆地群在古新世-中始新世期间经历了全区均一的断陷作用。(4)从晚始新世开始，由于“双板块”(欧亚和太平洋板块)向“多板块”(印度、欧亚、太平洋和菲律宾海板块)动力体制的转换，该盆地群进入构造的差异性演化阶段。其中，东海陆架盆地进入了长期的弧后伸展阶段，直到上新世开始进入区域性的沉降过程(任建业，2018)。

图 1

Fig. 1

图 1 华南陆缘构造图和采样点位置 断裂名称：Ⅰ-江山-绍兴-萍乡断裂；Ⅱ-政和-大埔断裂；Ⅲ-长乐-南澳断裂；Ⅳ-海礁-东引断裂；Ⅴ-西湖-基隆断裂；Ⅵ-冲绳海槽断裂.构造单元：西部坳陷带，包括①长江坳陷、②台北坳陷和③彭佳屿坳陷；中央隆起带，包括④虎皮礁隆起、⑤海礁隆起、⑥渔山隆起和⑦福州隆起；东部坳陷带，包括⑧福江凹陷、⑨西湖凹陷和⑩钓北凹陷 Fig. 1 Structural map of eastern continental margin of South China and sampling locations Fault names: Ⅰ-Jiangshan-Shaoxing-Pingxiang Fault; Ⅱ-Zhenghe-Dabu Fault; Ⅲ-Changle-Nanao Fault; Ⅳ-Haijiao-Dongyin Fault; Ⅴ-Xihu-Jilong Fault; Ⅵ-Okinawa Trough Fault. Tectonic units: Western Depression Belt includes ① Changjiang Depression, ② Taibei Depression and ③ Pengjiayu Depression; Central Uplift Belt includes ④ Hupijiao Uplift, ⑤ Haijiao Uplift, ⑥ Yushan Uplift and ⑦ Fuzhou Uplift; Eastern Depression Belt includes ⑧ Fujiang Sag, ⑨ Xihu Sag and ⑩ Diaobei Sag

研究区为华南陆缘的浙江地区和东海陆架盆地。浙江省中生代地层占陆地面积55%(包超民，1994)，其余地区多为第四系覆盖。受江山-绍兴-萍乡、政和-大埔、长乐-南澳一系列NE向深大断裂控制，浙江地区发育众多NE向中小型白垩纪盆地，白垩纪地层强烈褶皱变形和被削顶，并广泛出露于地表(图 1、图 2)。东海陆架盆地是一个在华夏地块基底之上发展起来的中、新生代复合盆地，东邻钓鱼岛隆褶带、西靠浙闽隆起区，自西向东划分为西部坳陷带、中央隆起带和东部坳陷带三个单位(图 1)。盆地新生代地层发育齐全，总体经历了古新世-始新世断陷、渐新世-中新世拗陷-反转和上新世以来的沉降期三大构造演化阶段(Cukur et al., 2011；李三忠等，2013)，其间出现多次构造反转(Wang et al., 2017)(表 1)。根据断裂所切割的层位和沉积厚度分析，东海陆架盆地西部坳陷带古新世期间断裂活动最为强烈、以较厚的古新统为沉积主体，普遍缺失始新统上段、渐新统和中新统；东部坳陷主控断裂活动时期为始-渐新世，以巨厚的始-渐新统地层占主导，盆地表现出新生代构造演化阶段和沉积中心的向东迁移性(索艳慧等，2012；张绍亮等，2014；张国华和张建培，2015)。

图 2

Fig. 2

图 2 浙江境内横跨白垩纪盆地地质剖面图(据Suo et al., 2019修改) 剖面位置见图 1.地层：Ptz-中元古界; K1g-下白垩统馆头组; K1c-下白垩统朝川组; K1f-下白垩统方岩组; K1k-下白垩统壳山组; K1x-下白垩统小平田组; K2t-上白垩统塘上组; K2l-上白垩统两头溪组 Fig. 2 Geological profile of the Cretaceous basin in Zhejiang Province (modified after Suo et al., 2019) The profile position is shown in Fig. 1. Strata: Ptz-Mesoproterozoic; K1g-Lower Cretaceous Guantou Fm.; K1c-Lower Cretaceous Chaochuan Fm.; K1f-Lower Cretaceous Fangyan Fm.; K1k-Lower Cretaceous Keshan Fm.; K1x-Lower Cretaceous Xiaopingtian Fm.; K2t-Upper Cretaceous Tangshang Fm.; K2l-Upper Cretaceous Liangxitou Fm.

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 东海陆架盆地地层简表 Table 1 Simple stratigraphic table of the East China Sea Shelf Basin

表 1 东海陆架盆地地层简表 Table 1 Simple stratigraphic table of the East China Sea Shelf Basin

本次研究在浙江省金华-台州一带，沿垂直NE向构造线方向自西向东采集了13块样品，采样时尽量考虑使样品分布于不同海拔高程，以期使其覆盖浙江省全部高程范围，特别是在接近盆地中心(最低高程点样品)和山顶(最高高程点样品)的部位进行较为密集的取样。样品岩性以白垩纪晚期砂岩、凝灰岩为主(表 2)，每个样品保证足够的份量以获取足够的磷灰石颗粒。磷灰石的挑选工作由河北省区域地质矿产研究所实验室完成，所挑选的磷灰石的裂变径迹测试工作由中国地质大学(北京)袁万明团队完成。本次裂变径迹定年采用外探测器法，具体操作过程如下：首先将挑选出的磷灰石样品打磨制成薄片，并利用5.5%HNO₃溶液蚀刻，获得磷灰石自发径迹数据；其次完成样品辐照，使²³⁵U经诱发裂变，并利用40%HF溶液蚀刻，获得磷灰石诱发径迹数据。本次磷灰石样品定年采用Zeta(ζ)常数校准法(Hurford，1990)进行测定，样品标准样所标定的Zeta常数为410±17.6，详细的测试结果见表 3。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 浙江省采集岩石样品信息 Table 2 Primary information upon the collected rock samples in Zhejiang Province 样品号 东经(E) 北纬(N) 高程(m) 岩性 ZJ8 119°41′59″ 29°03′20″ 40 上白垩统砂岩 ZJ9 119°46′38″ 28°57′56″ 105 下白垩统熔结凝灰岩 ZJ10 120°06′49″ 28°49′41″ 173 上白垩统砾岩 ZJ11 120°01′32″ 28°57′31″ 132 下白垩统熔结凝灰岩 ZJ12 120°17′21″ 29°03′12″ 143 上白垩统砾岩 ZJ13 120°19′33″ 29°15′18″ 121 上白垩统熔结凝灰岩 ZJ14 120°24′17″ 29°21′58″ 235 下白垩统砂岩 ZJ15 120°41′12″ 29°28′20″ 123 下白垩统凝灰岩 ZJ16 120°57′00″ 29°32′35″ 57 上白垩统砂岩 ZJ17 120°58′36″ 29°28′32″ 71 上白垩统砾岩 ZJ18 120°48′19″ 29°06′36″ 101 上白垩统凝灰岩 ZJ19 120°58′25″ 29°08′32″ 57 上白垩统凝灰岩 ZJ28 121°01′24″ 29°10′27″ 134 上白垩统凝灰岩

表 2 浙江省采集岩石样品信息 Table 2 Primary information upon the collected rock samples in Zhejiang Province

表 3

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表 3(Table 3)

表 3 磷灰石裂变径迹实验结果 Table 3 Experimental results of apatite fission tracks of the samples 样品号 颗粒数 ρs(105/cm2) (径迹条数) ρi(105/cm2) (径迹条数) ρd(105/cm2) (径迹条数) P(χ2) (%) 中值年龄(Ma) (±1σ) 池年龄(Ma) (±1σ) 平均长度(μm) (径迹条数) ZJ8 35 0.941(143) 3.698(562) 6.979(5949) 100.0 35±4 35±4 13.4±1.8(80) ZJ9 35 0.635(109) 2.606(447) 5.592(5949) 100.0 27±3 27±3 12.9±1.9(50) ZJ10 35 1.054(170) 4.432(715) 7.21(5949) 100.0 33±3 33±3 12.9±2.0(61) ZJ11 37 1.015(128) 4.559(575) 5.9(5949) 99.2 26±3 26±3 13.3±2.0(47) ZJ12 35 1.155(289) 3.64(911) 6.208(5949) 88.3 38±3 38±3 13.3±2.0(102) ZJ13 38 0.984(135) 4.454(885) 6.44(5949) 88.7 19±2 19±2 13.6±1.9(27) ZJ14 37 0.897(143) 4.274(681) 6.671(5949) 99.1 27±3 27±3 13.2±1.9(46) ZJ15 35 0.883(241) 3.242(885) 6.979(5949) 98.8 37±3 37±3 13.3±2.0(106) ZJ16 35 1.133(222) 3.209(629) 5.592(5949) 95.2 38±4 39±4 14.1±1.9(115) ZJ17 36 1.179(355) 3.682(1109) 5.9(5949) 92.53 37±3 37±3 12.9±2.0(61) ZJ18 37 1.098(176) 4.135(663) 6.208(5949) 100.0 32±3 32±3 12.6±2.1(36) ZJ19 36 1.193(142) 4.78(569) 6.517(5949) 98.1 32±3 32±3 13.5±2.1(107) ZJ28 37 1.211(133) 5.255(577) 5.92(5949) 86.6 25±3 25±3 12.6±1.6(32) 注：ρs、ρi分别表示自发径迹密度和诱发径迹密度；ρd表示铀标准玻璃对应的外探测器的诱发径迹密度；P(χ2)表示自由度为(n-1)时χ2的概率

表 3 磷灰石裂变径迹实验结果 Table 3 Experimental results of apatite fission tracks of the samples

实验结果显示，所有样品的磷灰石裂变径迹年龄范围在19~38Ma之间(表 3)，远小于其相应的岩石地层年龄和前寒武纪结晶基底热事件年龄(表 2)，表明所记录的年龄是岩石在构造热事件中通过部分退火带的年龄(Green et al., 1989)。每个样品的测试点数量均大于20颗，且泊松分布检验概率P(χ2)均大于5%，说明同一样品的测试结果来源于同一组分、样品年龄属于同组年龄，且样品发生了完全退火，可以较好的反映冷却历史(Galbraith，1981)。样品径迹长度范围为12.6~13.4μm，长度标准偏差范围为1.6~2.1μm，平均径迹长度分布表现为单峰型(图 3)，长度总体较长，且本次实验的池年龄和中值年龄(表 3)结果一致，推测样品新生代未受其它热扰动的影响，剥露-隆升作用明显；样品的抬升-冷却较为迅速，其年龄可以指示岩石随山体抬升的热隆升过程。此外，样品的磷灰石裂变径迹测年结果和样品与政和-大埔等深大断裂的距离未发现明显相关关系，该地区的隆升作用与前期断裂活动之间的关系较小。根据所有样品的磷灰石裂变径迹测试年龄统计，可以发现两个较为明显的峰值年龄区间：28~25Ma和38~31Ma(图 4)，这说明浙江地区新生代期间可能至少有两期明显的快速隆升事件。

图 3

Fig. 3

图 3 浙江地区样品单颗粒径迹平均长度(柱状图)及模拟径迹长度(曲线图) Fig. 3 The average fission-track lengths of single particle (bar graphs) and simulated fission-track lengths (curve graphs) in Zhejiang Province

图 4

Fig. 4

图 4 所有样品AFT年龄分布柱状图 Fig. 4 Histograms of all samples' AFT age distribution

对于浙江地区的新生代热历史，本文利用Hefty软件对测试数据进行热历史演化分析，模拟结果为一个相对精确的时间-温度相关变化范围图。其中进行磷灰石热史反演的良好拟合曲线(拟合度大于50%)不低于500条，采用K-S检验对径迹长度拟合和年龄数据拟合程度进行验证，共获得ZJ8等7个拟合结果良好的数据模型(图 5)，其余六个样品由于拟合度低于50%暂不作考虑。

图 5

Fig. 5

图 5 七个样品的磷灰石裂变径迹年龄热历史演化模拟图 Fig. 5 Simulation graphs of uplift processes from AFT ages of 7 samples

假设浙江地区的地表温度为20℃，新生代平均古地温梯度为25℃/km(王良书等，1995；王华玉等，2013)。其中，样品ZJ8的热历史模拟结果(图 5a)显示，该采样点的白垩统砂岩样品分别在34.5~28.5Ma、24.5~18Ma期间经历了两期快速冷却事件，之后缓慢隆升至地表，进一步计算表明，其两期快速冷却过程剥蚀量约1100m、1020m，剥蚀速率约0.183mm/yr、0.157mm/yr。样品ZJ9的拟合结果(图 5b)显示，该采样点的下白垩统熔结凝灰岩在古近纪晚期存在明显的快速冷却阶段，其起始时间虽不能确定，但结束于27Ma(83℃)，该阶段剥蚀速率约0.270mm/yr；之后以较慢速度隆升；5Ma(51.5℃)时再次开始快速隆升，反演的剥蚀量为1260m，剥蚀速率约为0.252mm/yr。样品ZJ10的拟合曲线形态(图 5c)表明，该采样点的上白垩统砾岩快速隆升的起始时间不确定，33.5Ma后隆升速率降低，这期间的剥蚀速率为0.172mm/yr；17.5Ma(61℃)开始，隆升速率较快，剥蚀量为520m，剥蚀速率为0.094mm/yr，直至到达地表。样品ZJ11的热历史模拟结果显示(图 5d)，该采样点的下白垩统熔结凝灰岩在21Ma时发生快速冷却抬升，至11.5Ma后进入缓慢隆升阶段，直至抬升至地表；其中，快速冷却阶段剥蚀量为1920m，剥蚀速率约为0.202mm/yr。样品ZJ14的拟合结果(图 5e)显示，该点位下白垩统砂岩从27Ma起快速隆升至地表，期间其剥蚀厚度为3080m，剥蚀速率约0.114mm/yr。ZJ18样品的模拟结果(图 5f)显示，该点位上白垩统凝灰岩在37.5Ma发生快速冷却，约33.5Ma(80℃)快速冷却结束，之后缓慢隆升，16Ma时岩体再次快速隆升直至出露地表；其两次快速冷却过程的剥蚀量分别为1080m、1880m，相应的剥蚀速率约为0.270mm/yr、0.118mm/yr。ZJ28样品的热历史模拟结果(图 5g)显示，该点位上白垩统凝灰岩在28Ma发生快速冷却，约25Ma(83℃)快速冷却结束，之后样品缓慢隆升，5Ma时岩体再次快速隆升直至地表；其两次快速冷却过程的剥蚀量分别为760m、1440m，相应的剥蚀速率约为0.253mm/yr、0.288mm/yr(表 4)。

表 4

Table 4

表 4(Table 4)

表 4 快速隆升事件对比 Table 4 Comparison of rapid uplift events 隆升事件 Ⅰ期 Ⅱ期 Ⅲ期 样品号 隆升时间(Ma) 隆升量(m) 隆升速率(mm/yr) 隆升时间(Ma) 隆升量(m) 隆升速率(mm/yr) 隆升时间(Ma) 隆升量(m) 隆升速率(mm/yr) ZJ8 34.5~28.5 1100 0.183 (24.5~18) 1020 0.157 ZJ9 ~27 0.270 5~0 1260 0.252 ZJ10 ~33.5 0.172 17.5~ (1640) 0.094 ~0 (1640) 0.094 ZJ11 21~11.5 1920 0.202 ZJ14 27~ (3080) 0.114 ~0 (3080) 0.114 ZJ18 37.5~33.5 1080 0.270 16~ (1880) 0.118 ~0 (1880) 0.118 ZJ28 (28~25) 760 0.253 5~0 1440 0.288

表 4 快速隆升事件对比 Table 4 Comparison of rapid uplift events

综合分析7个样品磷灰石裂变径迹反演的最佳拟合曲线(图 5h)和拟合度大于50%的梅红色区域(图 5a-g)，浙江地区至少在晚始新世34.5~33.5Ma、中中新世16~11.5Ma和上新世5Ma左右经历了Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三期快速隆升，隆升活动可能持续至今。三期事件的隆升量基本在千米量级，根据三期的隆升时间及隆升速率，浙江东部地区在Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三期隆升量分别为227m、593m和865m，Ⅰ期平均隆升速率最快、Ⅲ期次之(表 4)。

夷平面是指在地壳长期相对稳定的背景下，外力作用对地球表面进行削高填低后形成的近似平坦的地貌面(卢炳生等，2013)。一般认为，两次构造抬升之间的相对稳定阶段是夷平作用和古风化壳形成时期；夷平作用结束之后，进入了一个构造不稳定期，夷平面和古风化壳遭受破坏解体，形成古夷平面遗迹，所以古夷平面遗迹的形成时代通常代表了构造抬升的发生时间。古夷平面遗迹是地貌学的重要基础理论问题，对地貌演化、构造活动、高原隆升速率等方面具有重要的研究价值(崔之久等，1996；李吉均，1999)。浙江东部宁波境内的四明山古夷平面于2006年被发现，并被认为是中国东部沿海最宽阔的高海拔夷平面遗迹，是我国东部沿海地区继辽东半岛岩溶夷平面、福建髙夷平面、粤北地区夷平面和华北山地甸子梁期夷平面之后的又一发现(许锐，2017)。经过系统的地层叠覆关系研究、风化壳样品分析和玄武岩测年确认，四明山地区发育有两期古夷平面遗迹：第一期夷平面发育时间为65.0~32.2Ma，解体和古夷平面遗迹保存时间为32.2~21.7Ma；第二期夷平面发育时间为21.7~10.5Ma，解体和古夷平面遗迹保存时间为10.5~3.0Ma(Yu et al., 2015；曾罡等，2017)。即四明山所在的浙江东部地区至少经历了32.2~21.7Ma和10.5~3.0Ma两期构造抬升，这与磷灰石反演结果大致一致。

反转构造是西方石油构造地质学界在20世纪80年代继伸展构造、走滑构造之后发展起来的一个新的构造概念，它是指沉积盆地或造山带中应力场从拉张向挤压的转换(Buchanan and McClay, 1991；陶瑞明，1995)。这种转换导致盆地内先存正断裂逆转形成逆冲断层或下正上逆的复合断层、地层褶皱隆升继而被风化剥蚀等(Turner and Williams, 2004)。构造反转需要一定动力、岩性、环境和触发因素的配合，动力学机制(如板内应力场的变更、底辟作用和热点活动等)是其中最重要的因素(杨风丽等，2010)。

地震剖面揭示，东海陆架盆地西部坳陷带长江坳陷于古新世末期-始新世初期发生了构造反转，表现为古新统地层发生强烈褶皱变形并被上覆地层削截、背斜顶部形成部分弯曲张裂区、隆升幅度约1.2 km、褶皱核部断层下正上逆(王锋等，2005)。盆地东部坳陷带的西湖凹陷是中国东部反转构造发育的典型地区，自西向东被划分为西部斜坡带、中央反转构造带和东部断阶带。前人认为西湖凹陷反转构造可分为始新世末、渐新世末、中新世末三期(胡望水等，2010)或渐新世末、中新世末两期(杨风丽等，2010)。通过对地震剖面的分析发现，始新世末期的反转构造只发育在凹陷西部斜坡带，表现为下正上逆的断层和弱变形的反转背斜(图 6)。沿中央背斜带，T12界面以下的始新统、渐新统和下-中中新统地层都卷入了褶皱变形，但褶皱形态上下一致，只有下-中中新统层被大量削顶；且平衡剖面恢复发现，中新世之前的构造挤压反转相当微弱、与中新世晚期反转挤压不可相提并论(图 6)。由此，本文认为西湖凹陷中央反转构造带主要是由最后一期挤压而成(郭真，2015)，从而形成区域性的T12不整合界面。故西湖凹陷存在始新世末(~32Ma)和中新世晚期两期(~10Ma)构造反转。

图 6

Fig. 6

图 6 西湖凹陷典型剖面及其演化特征 剖面位置见图 1；地层代号和地震代号见表 1 Fig. 6 Evolution of the typical profile across the Xihu Sag The profile position is shown in Fig. 1, and the strata and seismic codes are shown in Table 1

对反转构造的反转强度有反转逆断距、反转褶皱波幅、盆地缩短率和地层剥蚀量等多种定量表征方法(郭真等，2015)。为了能和浙江地区磷灰石裂变径迹所揭示的地层隆升或剥蚀量相对比，有必要对东海陆架盆地内反转构造所导致的地层剥蚀量进行计算。目前有近二十种恢复地层剥蚀厚度的计算方法，较常用的方法可归纳为以下六类:(1)以Wyllie公式为模型计算的方法(如声波时差法、孔隙度法等)(Magara，1976；Heasler and Kharitonova, 1996；刘景彦等，2000；牟中海等，2000；吴智平等，2001；何将启等，2002)；(2)地层对比的方法(如地层对比法、地震地层法、地层趋势面外推法等)(李伟，1996；韩用兵等，2004)；(3)与古温有关的方法(如镜质体反射率法、磷灰石裂变径迹法、古地温梯度法、包裹体测温法等)(何生和王青玲，1989；李伟，1996；胡圣标等，1999)；(4)沉积速率法(如沉积速率法、波动分析法等)(刘国臣等，1995；李伟，1996；王毅和金之钧，1999；张一伟等，2000)；(5)宇宙成因核素分析法等(李储华等，2004)。恢复地层剥蚀厚度的方法虽然很多，但每种方法都有一定的应用条件。例如与古温标相关的恢复方法容易受到火成岩喷发、逆掩断裂摩擦生热等构造-热事件的影响，使地层中的最终古地温记录与埋深的正相关性被破坏(何将启，2004)。声波时差法本质是根据孔隙度进行计算，当构造活动带附近地层中有大量微裂隙时，所测得的声波时差值偏大。李储华等(2004)认为宇宙成因核素分析法的应用范围只能限定在剥蚀面的剥蚀速率不大且年代较近的地质体。所以为了更准确地恢复地层的剥蚀厚度，提高剥蚀量计算的可靠度，需要根据相应的地质条件使用适合的方法或多种方法进行综合计算。

本文具备西湖凹陷丰富的二维和三维地震资料基础，故主要采用了地震剖面显示的地层结构外延计算剥蚀厚度，并结合前人的研究成果加以校验，以期达到较为准确的半定量剥蚀量估算。西湖凹陷分别在平湖组沉积末期(T30)和玉泉组沉积末期(T12)经历两次反转，广泛发育背斜隆起并形成了两次大的区域角度不整合，由于这两个角度不整合界面在地震剖面上呈现出较为清晰的中-强反射特征，界面清晰、同相轴连续，这种方法较为直接和可靠。假设沉积速率不发生突变，则可根据当前的残留厚度恢复沉积层原始厚度。在剖面上的计算，分为三种不同的情况(图 7)：A表示截顶型，褶曲的顶部被剥蚀并且两侧地层界面仍被保留，则可依两侧地层的变化趋势推测被剥蚀层的形状。假定原始地层界面形状是光滑的情况下，可选用性质较好的Bessel曲线进行拟合，估算被剥蚀部分的形状。B表示缺顶型，剖面的边部地层被剥蚀，仅在一侧有残留层面。在这种情况下，假定地层厚度的变化是均匀的，可根据残留地层的厚度变化率推算原始厚度，从而按照地层的底界来确定原始顶界的形状，并估算剥蚀厚度。C表示残留型，被剥蚀的地层只残留了一部分，其顶面被剥蚀。假定该地层的厚度变化率与下层的变化率一致，由此可以推算地层厚度，但原始厚度必然大于或等于残留厚度(何将启，2004)。通过以上方法建立构造趋势法模型，计算得出原始地层厚度减去残留厚度，即可得到地层的剥蚀厚度。据此方法，本文计算了T30、T12两个不整合界面的剥蚀厚度图(图 8)；对于古新世末期的隆升幅度则采用王锋等(2005)的结果，大约1.2km。

图 7

Fig. 7

图 7 构造剥蚀量恢复计算方法示意图 Fig. 7 Schematic diagram of calculation methods of recovering tectonic denudation thickness

图 8

Fig. 8

图 8 西湖凹陷不同时期的剥蚀量 Fig. 8 Denudation amounts of different periods in the Xihu Sag

(1) T30界面的剥蚀作用主要发生在西湖凹陷北端。在西部斜坡带南部剥蚀量较小，一般在200~400m之间，向北增大，最大可达800~1300m；东缘和中央构造带也有少量剥蚀，最大可达400m。T30不整合界面是玉泉运动的产物，剥蚀量分布表明这一期的构造反转主要发生在西部斜坡带，自北向南反转强度减小(图 8a)。

(2) T12界面的剥蚀主要分布在中央反转构造带。强烈的构造反转形成中央背斜，背斜顶部遭受严重剥蚀，最大剥蚀量达2000m，且北部的剥蚀量明显地大于南部。T12不整合面是龙井运动的结果，北部剥蚀厚度为600~2000m，南部一般小于500m(图 8b)。

总体上，东海陆架盆地经历了三期反转事件：西部坳陷带的构造反转发生于古新世末-始新世初(~56.5Ma)，此次反转导致位于其北部的长江坳陷隆升约1200m(王锋等，2005)。东部坳陷带的西湖凹陷经历了始新世末(~32Ma)和中新世晚期(~10Ma)两次反转，始新世末期的构造反转只波及西部斜坡带、导致最大可达1300m的地层剥蚀量；中新世晚期的构造反转导致中央背斜带的形成和最大达2000m的地层剥蚀量。盆地内构造反转发生的时间西早东晚、反转强度西弱东强。

东海陆架盆地与华南沿海地区处于华夏地块同一古老基底，中生代具有大致相同的三个演化阶段，但在时间上海域的演化滞后于陆域(郭真，2015)。本文认为其在新生代同样可以进行对比研究：浙江境内的磷灰石裂变径迹反演结果揭示了晚始新世(34.5~33.5Ma)、中中新世(16~11.5Ma)、上新世以来(5~0Ma)三期快速隆升事件，其隆升量分别为227m、593m和865m；地震剖面揭示东海陆架盆地经历了古新世末-始新世初(~56Ma)、始新世末-渐新世初(~32Ma)和晚中新世(~10Ma)三期构造反转，三期反转导致的地层最大剥蚀量分别可达1200m、1300m和2000m。在时间上，除古新世末-始新世初(~56Ma)的构造反转外，东海陆架盆地的始新世末-渐新世初(~32Ma)和晚中新世(~10Ma)的构造反转时间与浙江晚始新世(34.5~33.5Ma)和中中新世(16~11.5Ma)的隆升时间具有可对比性。我们将这两期事件分别定义为晚始新世和晚中新世挤压事件、但东海陆架盆地地区有滞后性，说明这两期挤压事件分别具有自西向东的迁移性、同一期的隆升或挤压和反转为同一动力来源且都来自西部；在强度上，东海陆架盆地的反转剥蚀量和浙江境内的地层隆升量具有可对比性、但前者更强烈，因此需要其他力学机制来解释。

新生代期间，中国东部处于印度板块、欧亚板块、太平洋板块和菲律宾海板块等构建的“多板块体制”之下，印度-欧亚大陆的碰撞、太平洋板块向西俯冲及其俯冲方向的转变、菲律宾海板块的楔入等复杂的板块运动过程和多次板块重组事件导致了中国东部新生代构造演化的复杂性(任建业，2018)。具体而言，华南东部地区新生代构造演化可以划分为以下四个阶段：(1)新生代初期(大约60Ma)，太平洋板块代替古太平洋板块开始向西俯冲于欧亚大陆之下且板块运动速率急剧降低(Müller et al., 2008)；同时，中国西南部特提斯洋封闭、印度-欧亚板块软碰撞启动，其联合效应导致中国东部处于右行张扭的构造应力场作用之下(李三忠等，2012；索艳慧等，2017)(图 9a)。(2)晚始新世开始，印度-欧亚大陆硬碰撞并持续向北楔入，其远程效应进一步增强了对中国东部的挤压，导致中国东部由右行张扭构造应力场转换为右行压扭构造应力场(图 9b)，造成了研究区盆岭系统不同构造响应的晚始新世挤压事件：浙江地区发生隆升和剥蚀、东海陆架盆地则发生构造反转；该挤压应力自西向东传递，所以浙江的隆升时间要稍早于其东侧盆地的反转时间。同时，印度板块向北挤入对南海北缘的作用也很明显、这次隆升过程的表现更为明显，表现为南岭花岗岩和云开大山地区的花岗岩均在~25Ma左右存在一次快速隆升过程(Yan et al., 2009)。(3)中新世开始，澳洲板块与菲律宾海板块之间发生碰撞，菲律宾海板块被推动向北运移、顺时针旋转并楔入到太平洋板块和欧亚板块之间，中中新世以来，菲律宾海板块不断向西俯冲(图 9c)，对东海陆架盆地的构造变化有直接影响，致使台湾岛与吕宋岛弧碰撞拼贴，也导致中国东部强烈的挤压事件(Faure et al., 1991；郑求根等，2005；Wu et al., 2016)。接近板块边缘的东海陆架盆地处于整体挤压和岩石圈挠曲变形状态、构造应力场转变为左行压扭，这种挤压应力向陆内传递且强度变弱，导致盆地内的地层剥蚀量大于浙江的地层剥蚀量(索艳慧等，2017)。(4)上新世以来，中国东部海域普遍进入稳定沉降期(王振峰等，2004)。东海陆架盆地的稳定沉降可能是导致浙江地区表现为5~0Ma期间相对抬升的原因，浙江地区该期隆升而非真正意义上的构造事件。

图 9

Fig. 9

图 9 华南东部陆缘新生代构造演化模式图(据Wu et al., 2018修改) Fig. 9 A cartoon showing Cenozoic tectonic evolution along the eastern continental margin of South China (modified after Wu et al., 2018)

(1) 新生代以来，浙江地区经历了晚始新世(34.5~33.5Ma)、中中新世(16~11.5Ma)、上新世以来(5~0Ma)三期明显的快速隆升事件，三期隆升导致的地层剥蚀量分别为227m、593m和865m。

(2) 新生代期间，东海陆架盆地经历了古新世末-始新世初(~56Ma)、始新世末-渐新世初(~32Ma)和晚中新世(~10Ma)三期构造反转，三期反转导致的地层最大剥蚀量分别可达1200m、1300m和2000m。

(3) 在时间上，东海陆架盆地的始新世末-渐新世初(~32Ma)和晚中新世(~10Ma)的反转分别滞后于浙江的晚始新世(34.5~33.5Ma)和中中新世(16~11.5Ma)的隆升时间，说明这两期挤压事件分别具有自西向东的迁移性，印度-欧亚板块碰撞的远程挤压效应可能是导致该迁移特征的成因机制；在强度上，东海陆架盆地的反转剥蚀量和浙江境内的地层隆升量具有可对比性、但前者更强烈，中新世晚期菲律宾海板块向西俯冲导致冲绳海槽弧后伸展产生向西的挤压力、这种挤压应力向陆内传递且强度变弱可能是导致该特征的原因。

致谢      本文采用的东海陆架盆地的地震剖面为中海石油(中国)有限公司上海分公司所提供。感谢两位匿名审稿人和本刊编辑对本文提出的建设性修改意见。