东海洋陆过渡带中—新生代构造变形及动力学机制

杨传胜，杨长清，杨艳秋，孙晶，颜中辉，王建强

1. 中国地质调查局青岛海洋地质研究所，青岛 266071

2. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室，青岛 266237

洋陆过渡带涵盖典型的活动陆缘俯冲带和被动陆缘洋陆转换带，是研究大洋与大陆地球动力过程、动力学机制的关键，长期以来一直是国际地学前沿研究问题。它涵盖了海沟至大陆边缘遭受洋-陆相互影响、改造的地带，具有复杂地壳的特征，可划分为以下两部分：（1）大陆边缘遭受了与洋陆相互作用密切相关的强烈改造与明显错位的地区；（2）陆缘增生体，包括了近源或异源的陆壳、岛弧碎块及组分不同的洋壳碎块构成的陆缘混杂堆积[1]。

从全球范围来看，西太平洋及毗邻欧亚大陆为开展洋陆过渡带综合研究的最理想地区[2]，除独有的双俯冲系统外，还兼具最老地壳、最宽陆架与边缘海、最深海沟、最完整沟-弧-盆体系，为整个环太平洋带不可或缺的重要组成，具有得天独厚的大地构造位置。同时，带内记录有丰富的生物地层学证据与地质历史信息，表明源于古特提斯域的增生地体展布于亚洲大陆东缘及北美地区，该格局形成于特提斯域解体后的中生代时期，单用现今太平洋板块俯冲予以解释明显证据不足[1]。本文基于近10年来的浙闽粤地区地质勘查、东海综合地球物理调查，以东海陆架盆地南部及毗邻浙南、福建、粤东北为主要研究区（图1），综合前人相关研究成果，以板块构造理论为指导，运用构造分析、平衡剖面、数值模拟、物理模拟等技术方法，总结浙闽粤地区构造变形、演化，开展东海陆架盆地南部中—新生代构造变形及动力学研究，进一步探讨洋陆过渡带中—新生代构造演化及动力学机制。

1 区域地质背景

东海陆架盆地位于浙江省、福建省及广东省以东，西邻浙闽隆起区，东为钓鱼岛隆褶带。整体岩石圈减薄的西太平洋三角位置，夹持于欧亚板块、印度板块以及太平洋板块之间，为全球巨型汇聚中心地带[3]。区域上，该区总体位于华南板块东南缘，基底为华夏地块的向海延伸。

中、新生代以来，华南大陆相继遭受燕山期与喜马拉雅期一系列强烈、复杂、性质迥异的陆内、板块构造等叠加改造，更是表现出了其独特的大陆复合构造再造面貌[2,4-6]，多类型、多时期火山—岩浆活动与构造变形交织叠加，挤压、伸展与剪切走滑构造相伴而生[7-8]。综合来看，华南大陆中、新生代构造属性主导为板块构造及其远程效应和大陆内部陆块间相互作用共同造就了现今的构造格局[9]。

2 浙闽粤地区中生界构造变形

基于对浙江南部、福建地区、广东东部及东北部等地区的地质调查[10]，总结了区内中、新生界构造变形，划分了区域不整合面与主要构造层，分析了区内岩浆岩发育期次及断裂展布。

图1 海域和陆区研究区位置图Fig.1 Location map of the study area

2.1 区域不整合面

与毗邻的东海盆地相比，浙闽粤地区表现出了更加复杂的构造特征、更加多样的沉积类型，中生界发育、分布各有差异，海相、陆相、海陆过渡相等多种沉积类型共存，火山活动多期频繁，断裂发育且分布广泛[10-12]。

中生代以来，浙闽粤地区主要经历了印支、燕山和喜山期3期大规模构造运动，进而发育了一系列与之匹配的区域不整合面，具体有4大区域性不整合：（1）中—晚三叠世之间的不整合，为区内最为重要的一次构造事件，对应于印支运动；（2）中—晚侏罗世之间的不整合，对应于燕山运动第I幕，奠定了中国现今构造格局的形成基础；（3）早白垩世早期—早白垩世晚期之间的不整合，对应于燕山运动第II幕；（4）晚白垩世—古近纪之间的不整合，对应于燕山运动第III幕—喜山运动第I幕，导致了古近系的广泛缺失[13]。区域上，同期构造运动造成了角度不整合、喷发不整合、平行不整合等多种样式的南北展布。

2.2 构造层划分

浙闽粤地区中生代地层可划分为4大构造层：T1-T2、T3-J2，J3-K11和 K12-K2，其中 T3-J2为燕山早期构造层，其地层展布与构造变形反映了该区燕山早期构造运动的主体面貌，而燕山中期、晚期以及末期的构造变形分别反映于上侏罗统（J3）、下白垩统（K1）与上白垩统（K2）的岩性特征、空间展布及构造样式发育[14]。此外，区内局部发育有古新世地层，零星展布晚白垩世—古近纪小型盆地，其中粤东地区较为发育，说明区内该期整体隆升，地层长期被剥蚀[15]。

2.3 岩浆岩发育

古元古代至第三纪，该区均存在火山活动，详细有吕梁、四堡—晋宁、加里东、海西—印支、燕山及喜马拉雅6个构造岩浆期。沿海燕山期火山弧整体介于长乐-南澳深大断裂带与上虞-政和-大埔-海丰深大断裂带之间，NE-SW向延伸。由海及陆，火山作用逐渐变弱，呈现出酸性、中酸性与中偏碱性的分带现象，火山弧伴有大规模花岗岩类，花岗岩与流纹岩逐渐过渡[16]。从路线出露情况看，岩浆活动频繁，侵入岩与火山岩分布广泛，二者各占总面积的1/3。整体来看，浙闽粤地区中生代火成岩发育广泛、类型齐全，从超基性岩一直到酸性岩均有发育。其中，火山活动、火山构造明显受区域构造控制影响，与断裂展布具有较好的一致性；侵入岩则以花岗岩类为主，燕山中期侵入岩最为发育，燕山晚期次之，总体上具有分布范围广、持续时间长的特征。此外，除花岗岩类外，区内兼有中性岩、基性岩与超基性岩的局部发育。

2.4 断裂展布

古元古代以来，浙闽粤地区经历了晋宁、加里东、印支及燕山多期强烈造山作用，发育了丰富的岩浆活动与构造变形，进而形成了众多区域性深大断裂及断裂构造带，并受后期构造变形改造，表现为性质不同、规模差异。总体上，区内对中—新生代沉积演化影响较大的主要有江山-绍兴断裂带、丽水-莲花山断裂带、八都-三魁断裂带、福安-南靖断裂带和滨海断裂带（图2）[17-18]。

3 构造变形与盆地演化

3.1 地层发育与构造层划分

区域上，东海陆架盆地表现为NNE向隆坳相间，自西向东包括3个新生界二级构造单元、17个三级构造单元[19-20]，盆内中生界可划分为西部断陷与东部坳陷两大构造体系[21]。新生代地层东西厚、中间薄，盆地沉积中心具有向东迁移的特征[22]，盆地南部中生界分布广、厚度大，自西向东逐渐加厚，沉积中心位于基隆凹陷、新竹凹陷一带。

东海陆架盆地南部中、新生代地层自下而上可依次划分为5个地震层序、2大构造层[23]，即新生界构造层、中生界构造层，坳陷内发育较厚的新生代地层。总体上，坳陷各次级构造单元内新生界沉积序列大致相同，厚度各有差异。古新世地层具有全区分布的特点，中部瓯江凹陷沉积厚度最大可达3 700 m[20]。同时，始新世地层的分布亦十分广泛，随着东亚陆缘构造跃迁的影响[24]，其沉积中心位于基隆凹陷，最大厚度可达4 500 m。纵观整个东海陆架盆地，渐新世地层主要发育于东部坳陷[25]，地层厚度为200～1 300 m，而西部坳陷则整体缺失。中新世以来，盆地开始接受广泛沉积，其上地层全区广泛发育。钻井揭示，西部坳陷内中生界发育有下白垩统渔山组以及上白垩统的闽江组与石门潭组[26]，坳陷内未见侏罗纪地层发育，中生界整体厚度为0～3 000 m，最大厚度位于瓯江凹陷东部。同时，闽江凹陷、台北低凸起、基隆凹陷内皆发育有厚度较大的侏罗系福州组与厦门组。

图2 中国东南地区中生代断裂与岩浆活动分布图[18]Fig.2 Distribution of Mesozoic faults and magmatic activities in the Southern China[18]

3.2 断裂展布

东海陆架盆地主要发育有NE-NNE向、NW向以及少量近EW向3组断裂[27]：（1）NE-NNE向断裂数量多，规模大，分布范围广，它是坳陷乃至盆地内主控断裂，控制了盆地、坳陷的边界及各次级构造单元的分布范围，另有控制局部构造的小型断裂；早期多数为张性断裂，后期有少量压性断裂，该组断裂自西向东发育时代逐渐变新，见于各组地层中；（2）NW向断裂数量不多，多为深断裂与大断裂，持续活动时间较长，为盆地南北分块的主控断裂，如观音-屿那国大断裂、鱼山-久米大断裂以及虎皮礁-吐噶剌大断裂；（3）近EW向断裂是盆内最晚期次的一级断裂，规模与数量均弱于上述两组，主要形成于盆地后期构造活动。

总体上，断裂可分为燕山期、喜山期和继承性断裂（长期持续活动）3期（图3）。燕山期断裂是区内断陷、坳陷形成的主控断裂（图3，断裂②），该期断裂自下而上分别控制了侏罗纪、白垩纪各套地层的沉积，对其发育情况、沉积厚度、分布范围与展布规律等都具有较为明显的控制与制约作用，直接控制了凹陷、凸起的形成与展布。喜山期断裂大都为后期发育与活动，部分为燕山期继承性断裂，主要控制了古新世—中始新世地层沉积（图3，断裂①），始新世后期随着区内整体抬升遭受剥蚀，故该期断层对区内的整体构造格局影响较小，规模也相对较小。

3.3 岩浆岩发育

图3 断裂活动期次典型剖面Fig.3 A typical profile showing active faulting periods

海域岩浆岩多期次发育，涵盖燕山期、喜山早期、喜山中期等多期次侵入和喷发，其中燕山晚期最为广泛，与陆域岩浆岩发育具有较好的一致性。空间展布上，区内岩浆岩主要沿NNE-NE向分布，多沿断裂发育，二者具有较好的对应关系，岩浆岩发育明显受控于断裂的展布。整体上，区内岩浆岩活动具有由陆及海、由北西往南东逐渐变新的规律（表1），可具体划分为浙闽隆起区、中部隆起区、钓鱼岛隆褶带以及琉球岛弧带等4个NE-NNE向展布的岩浆岩带[27]。

3.4 构造样式

中、新生代以来，区内遭受了挤压、伸展、走滑多种构造环境及其转换的影响，不同构造机制交替作用，共同制约了盆内构造样式的发育与展布。区内经历了多期构造演化，不同地质时期的不同构造应力场造就了东海陆架盆地南部构造样式多成因、多期次、多类型的特点。基于构造组合、构造应力及地球动力学背景分析认为，东海陆架盆地南部及邻域发育有伸展、挤压、走滑、反转以及底辟等5类构造样式、12 种构造组合[28]（表 2）。

3.5 中、新生界盆地结构

（1）新生界盆地结构

平面上，新生界盆地地质结构具有“早期南北分块、晚期东西分带”的特征；剖面上，西部表现为“东断西超”的箕状断陷结构，东部则为双层结构，下为地堑式结构，上为“东断西超”的箕状结构，主要有西部坳陷内的瓯江凹陷、晋江凹陷、九龙江凹陷及东侧的闽江凹陷、基隆凹陷等。由于灵峰构造带的阻挡作用，瓯江凹陷分为瓯江西次凹与瓯江东次凹，其中西次凹为典型的单断箕状特征，而东次凹形态较为复杂，为复合型断陷。台西盆地晋江凹陷与九龙江凹陷平面几何形态差异，前者呈条带状展布，而后者呈椭圆状展布，自西向东分为西部缓坡带、中央洼陷带和东部陡坡带（图4）。整体来看，盆内各凹陷主要为同时期半地堑在平面上串、并联及不同时期半地堑在纵向上相互叠置而构成（图 5）。

表1 东海陆架盆地钻井岩浆岩与变质岩（据文献[20]）Table 1 List of volcanic and metamorphic rocks encountered in drilling holes in the ECSSB

表2 东海陆架盆地中生界构造样式Table 2 Classification of Mesozoic structural styles in the ECSSB

（2）中生界盆地结构

平面上，中生界盆地东、西差异分带，西部断陷内长江凹陷、瓯江凹陷、晋江凹陷等整体呈NNE向展布，为断裂发育的典型箕状断陷盆地；剖面上，表现为东断西超的结构，坳陷内掀斜断块、半地堑等构造样式广泛发育（图5）。东部坳陷内的闽江凹陷、基隆凹陷、新竹凹陷等则为坳陷结构，断裂、火成岩欠发育，主要发育有断背斜、挤压背斜、反转构造等中生界构造样式[29]。

3.6 平衡剖面分析

东海陆架盆地南部及邻区发育刚性岩层，假设地层厚度、岩层长度变形前后不变，利用“层长不变原则”进行平衡剖面分析[30-31]，对区内各构造单元中、新生代演化过程进行恢复，以获取各地质时期的地层展布与构造变形。

图4 晋江凹陷与九龙江凹陷典型地震解释剖面Fig.4 Typical seismic interpretation profiles in Jinjiang and Jiulongjiang Sags

图5 东海陆架盆地结构典型地震剖面Fig.5 Typical seismic interpretation profiles of basin structure in the ECSSB

图6 东海陆架盆地典型地震测线平衡剖面图Fig.6 Balanced section of typical seismic line in the ECSSB

侏罗纪时期，盆地整体表现为坳陷沉积，局部发育小规模张性断裂，此时瓯江凹陷尚未形成（图6）。白垩纪末期，盆地西部形成了2个独立发育地堑组成的复式地堑，瓯江凹陷随之形成。闽江凹陷与台北低凸起上沉积了较厚的侏罗纪、白垩纪地层，自西向东逐渐加厚，其中瓯江凹陷晚白垩世地层厚度较大，台北低凸起局部发育岩浆岩。受多期构造运动影响，新生代盆地结构更为复杂，瓯江凹陷为复式断陷，西侧为箕状断陷，东侧为复式地堑，东部边界断裂局部见有岩浆活动[29]，台北低凸起上则有2处岩浆岩发育（图6）。

4 动力学机制分析与探讨

4.1 构造环境

I2/3ELVIS为基于Mark-in-Cell方法的有限差分数值模拟方法[32]，是研究岩石圈应力—应变及俯冲带一些特殊现象（如脱水、部分熔融等）随时间、温度变化的一种较好工作手段[33]。本文基于该模型，构建了以三叠纪为初始地质时期的模型，处于坳陷为主的挤压环境下，初步表现出向拉张转换的特点，有助于较好了解东海陆架盆地南部及邻区构造变形与动力学成因，该时期为东亚陆缘类型的重要转换阶段[34-36]。

慢速拉张环境下，体应变场反映出一些形成与即将形成断层的区域，主控断层特点为北西倾向的断层（图7）。快速拉张构造环境下，盆地断层倾向以南东向为主且断距大，沉积地层厚度大于该期地震剖面解释结果，未见雁荡低凸起形成，沉降中心始终为基隆凹陷（图5、图7）。综合物质场、第二应变率不变量和体应变场等因素，认为慢速拉张时盆地断层倾向以向陆倾为主，沉积地层厚度与地震剖面解释结果更为一致，可见慢速拉伸模式较为符合该区中生代构造环境。

4.2 岩浆来源

图7 盆地物质场演化模拟（左：快速拉张；右：慢速拉张）Fig.7 Evolution simulation of the basin material field （Left: fast-stretching; Right: slow-stretching）

东海陆架盆地岩浆来源较为复杂，主要为壳幔混源与壳源，表现为伸展构造环境[27,37]。数值模拟显示，单纯伸展构造环境下，中地壳减压发生熔融，但地幔物质远远未达到熔融温度，即便受中地壳中角闪石脱水影响，形成大规模岩浆活动，仍与现今地壳结构相差较大[38]。假设盆地下伏局部含水地幔层，由于沉积盆地伸展造成盆地下部地壳地幔减压，局部含水地幔的熔融固相线低于周围地幔物质的固相线温度值，造成局部地幔物质熔融并快速上涌，当遇到相对低温、黏度大、刚性的地壳物质时在下地壳部位形成岩浆房，得到了与现今岩浆发育较为一致的结果[10]，见有大规模地幔物质上涌引起岩浆侵入（图8）。基于模拟结果，结合区域综合分析，认为太平洋板块富水洋壳俯冲脱水，一定程度上加速了地幔熔融，可能形成小型地幔柱[39]，进而引发了岩浆沿断裂侵入上部地层，最终形成了区内岩浆岩的发育与展布。

4.3 构造跃迁与深浅部耦合响应

基于实验模拟与区域地质对比认为，瓯江凹陷与闽江、基隆凹陷性质不同，在盆地演化早期，整体受压扭性环境影响，形成盆地的雏形，但在早白垩世演化期，瓯江凹陷主要受滨海断裂的影响，表现为张扭型盆地，而闽江凹陷和基隆凹陷主要受俯冲带后撤导致的拉伸作用影响，而具有伸展型盆地的特点，间有多期新生代挤压反转。

总体上，东海陆架盆地内中生界呈NE向展布，具有东厚西薄、南厚北薄的规律。侏罗纪时期，西部坳陷系列断陷盆地尚未形成，故无该时期地层形成，沉降中心位于中东部，沉积中心具有向东迁移的特点，全区皆有分布。侏罗纪至白垩纪，东海陆架盆地沉降中心有自西向东迁移的规律[40]。整个燕山期，东海陆架盆地内发育有两大不整合面，分别为早中侏罗世与早白垩世晚期之间的不整合面与晚白垩世与古近纪之间的不整合面[40-41]。

图8 物质场演化结果Fig.8 Evolution of material field

从数值模拟结果来看，若中生代东海陆架区域岩石圈结构中存在含水地幔，不但会造成中侏罗世与早白垩世晚期（140～70 Ma）的中、下地壳的大规模岩浆活动，进而产生岩浆侵入，同时，也会由于含水地幔的上涌，在此期间地壳的部分区域会产生抬升，形成沉积间断，雁荡低凸起的形成可能与之相关，在地层上表现为不整合接触关系。

平衡剖面显示，西部坳陷形成后期，其沉降中心受到岩浆岩活动影响（图6）。早期长江凹陷、瓯江凹陷、钱塘凹陷等形成于自渔山运动后的拉张环境下，之后不断接受沉积。在扩张后期由于岩石圈减薄，为盆地的沉积物提供了沉积空间，沉积厚度最大区域对应岩石圈减薄程度最大处，同时恰为地幔物质上涌程度最大位置。

4.4 盆地及毗邻陆域动力学机制

综合区域构造分析与数值模拟，东海陆架盆地中—新生代成盆过程与Izanagi板块俯冲、海礁-东引至南澳—长乐大断裂运动学性质密切相关，可划分为4个阶段：晚三叠世（?）—侏罗纪大陆边缘坳陷盆地阶段、晚侏罗世—早白垩世早期隆升转换阶段、早白垩世晚期—晚白垩世大陆边缘弧后伸展盆地阶段以及晚白垩世末—新生代活动陆缘走滑拉分盆地发育阶段（图9）。

（1）晚三叠世（?）—侏罗纪

晚三叠世—侏罗纪，浙闽粤地区沉积了较厚的海陆交互相地层，盆地较为发育[16,42]，多呈NE向展布。此时，东海陆架盆地主要为坳陷型盆地，其西侧的滨海断裂推测认为是研究区内一条重要的深大断裂，由海礁—东引大断裂和长乐—南澳断裂组成，其不仅是东南沿海地区中生代岩浆带的东界，而且还是陆架盆地内新生代地层由厚转薄的转折线，同时也是区内前陆盆地的西界[43]。同时，多种证据支持滨海断裂是一条区域性主干断裂[44]，其形成与Izanagi板块斜向俯冲有关。俯冲影响下，整个盆地具有压扭性盆底，闽江凹陷和基隆凹陷应为统一的前弧盆地，物源应主要来自于火山弧地区。该期区域岩浆事件主要集中于滨海断裂的西部，可能与滨海断裂左行压扭的性质有关。同时，断层控制了盆内一系列古隆起的形成，并奠定了前弧盆地西部边界的基本构造格架。

图9 东海陆架盆地南部演化模式图[3]Fig.9 Evolutionary model of the southern ECSSB[3]

（2）晚侏罗世—早白垩世早期

晚侏罗世—早白垩世早期构造活动大体对应于渔山运动（燕山运动二幕）。此时，滨海大断裂由晚侏罗世的右行走滑转换为左行走滑，进入了第二期活动。由于受Izanagi板块俯冲后撤的影响，浙闽粤地区出现大规模岩浆活动，闽江凹陷和基隆凹陷向东伸展扩张，形成地堑或半地堑式的盆地结构特征，但由于距离滨海断裂较远，凹陷内未发现与走滑性质相关的花状构造。伴随着俯冲后撤，与俯冲相关的岩浆事件也不断向东迁移，在闽江、基隆凹陷不断伸展的同时，由于地幔物质上涌和岩浆活动发育，闽江凹陷开始整体抬升，形成自南至北的隆起区，海域缺失部分沉积[12]，基隆凹陷沉积厚度不断增大。

（3）早白垩世晚期—晚白垩世

受Izanagi板块西向大角度后退俯冲至欧亚板块之下及区内强烈弧后扩张的影响，白垩纪盆地随之形成，该阶段的构造运动对应于雁荡运动（燕山运动三幕）[45]，为东海陆架盆地的断陷期，奠定了东海陆架盆地新生界构造格局。

该时期，滨海断裂由晚侏罗世至早白垩世的左行走滑转换为右行张扭，瓯江凹陷的盆地性质随之发生改变。受断层控制的雁荡低凸起逐渐形成，并由一个NW-SE向的断层分割开，呈雁列式不连续分布。与此同时，由于俯冲板块的不断后撤，闽江、基隆凹陷持续伸展。在该时期，来自俯冲板块脱水产生的大规模岩浆事件很可能作用于闽江凹陷之下，进而导致了闽江凹陷的进一步抬升，形成现今的台北低凸起，基隆凹陷进一步沉降为沉积中心。

（4）晚白垩世末—新生代

晚白垩世末—古新世，太平洋板块俯冲速率、角度发生改变[46]，板块潜没、回卷与岩浆上升侵入，形成了大规模伸展裂陷。始新世，在印度板块碰撞加剧、太平洋板块俯冲方向变化等作用下[47]，裂陷加剧且伴随沉降中心东移。同时，地幔水化加速地幔熔融，形成下地壳部位的岩浆房并沿断裂向上侵入，一定程度上加剧了裂陷盆地的发育。中中新世，太平洋板块向欧亚板块加速汇聚，区域应力场由右旋张扭改变为左旋压扭[48]，造成了盆地西部坳陷渐新统—下中新统的缺失以及边缘海闭合、构造反转等[49]。新生代地层自西向东呈现出明显的加厚趋势，区内岩浆岩多与NE-NNE向主控断裂伴生发育且具西老东新特点，整体受控于东亚及其大陆边缘新生代构造迁移体系[24]，具有自西向东迁移、变新的宏观规律。

5 结论

（1）中、新生代时期，东海陆架盆地南部及毗邻浙闽粤地区主要经历了印支、燕山和喜山期3大构造运动，形成了一系列区域不整合面，包括喷发不整合、平行不整合及角度不整合。其中，浙闽粤地区主要发育 T1-T2、T3-J2、J3-K11、K12-K2等 4大构造层，晚白垩世—古近纪盆地内零星见古新世地层发育，海域则发育有较为完整的中—新生代地层。同时，区内主要发育有NE-NNE向与NW向2组断裂，海域发育少量EW向断裂。岩浆岩主要发育有印支期、燕山期及喜山期，陆区燕山中期侵入岩最为强烈，海域燕山晚期最为广泛，与断裂展布具有较好的一致性，整体具有由陆及海、由北西向南东逐渐变新的规律。

（2）东海陆架盆地南部发育有伸展构造样式、挤压构造样式、走滑构造样式、反转构造样式以及底辟构造样式等5类构造样式，12种构造组合，新生界盆地具有“东西分带、南北分块”的展布特点，中生代盆地则具有东西差异分带特征。剖面上来看，西部表现为“东断西超”的箕状断陷结构，东部则表现为双层结构特点。

（3）中生代时期，东海区域岩石圈存在含水地幔前提下，不但会造成中侏罗世与早白垩世晚期之间的中、下地壳的大规模岩浆活动，进而产生岩浆侵入，同时由于含水地幔的上涌，地壳部分区域会产生抬升而出现沉积间断。扩张后期由于岩石圈减薄，为盆地的沉积物提供了沉积空间，西部坳陷进而形成并持续接受沉积，沉积厚度最大处对应岩石圈减薄程度最大位置，同时恰为地幔物质上涌程度最大区域。

（4）基于东海陆架盆地南部及邻区构造变形及演化分析，将该区中—新生代构造演化厘定为以下4个阶段：晚三叠世（?）—中侏罗世活动大陆边缘坳陷盆地阶段；晚侏罗世—早白垩世早期隆升转换阶段；早白垩世晚期—晚白垩世大陆边缘弧后伸展盆地阶段以及晚白垩世末—新生代活动陆缘走滑拉分盆地发育阶段。