东海中段钓鱼岛隆起的内部结构与演化

李珂迪，李春峰，姚泽伟，陶天生

(浙江大学 海洋学院，浙江 舟山 316021)

0 引言

东亚大陆边缘受到太平洋板块和菲律宾海板块俯冲作用以及印度板块向欧亚板块碰撞的联合影响，自西向东形成了浙闽隆起、东海陆架盆地、钓鱼岛隆起、冲绳海槽等一系列构造单元[1-5](图1)。钓鱼岛隆起位于东海陆架盆地东侧，向东南弧形突出，分隔了大陆边缘裂谷盆地(东海陆架盆地)和弧后裂谷盆地(冲绳海槽)[6-7]。钓鱼岛隆起是一个由先期存在的古隆起经过裂解与多期岩浆活动改造而成的基底隆起带[7-8]，其形成过程与东海陆架盆地东部边界的演化密切相关[9-10]。研究钓鱼岛隆起内部结构特征和演化可以为东亚大陆边缘和西太平洋俯冲演化的研究提供有利参考。

图1 东海及邻区地形与构造区划图(据文献[15-19]修改)Fig.1 Topographic and tectonic map of the East China Sea and adjacent regions(modified from articles[15-19])

然而，由于相关的地质与地球物理资料较少，前人对钓鱼岛隆起的初始形成时间和性质的认识存在明显的差异，一种观点认为古隆起在中生代时已经隆升，为晚侏罗世-早白垩世欧亚板块俯冲而成的前缘增生隆起[7]，经历了早白垩世沿着台湾-琉球带发育的陆缘岩浆作用[11]。另一种观点认为古钓鱼岛隆起在新生代才开始形成，为太平洋板块中始新世重新开始向西俯冲形成的大陆边缘岩浆弧[12]。

此外，前人对钓鱼岛隆起新生代的演化与其西侧西湖凹陷改造过程的认识也存在明显的不足。新生代以来，西湖凹陷东部边缘存在多期岩浆侵入活动，导致凹陷东部地层的抬升与钓鱼岛隆起的加宽，西湖凹陷原型盆地的东部边界应在现今钓鱼岛隆起内部，隆起内残留从西湖凹陷东缘剥离出来的沉积层[10,13]。然而，对于西湖凹陷东缘发生大规模抬升的时期存在争议，有始新世末[9]和渐新世末[7,10,14]两种观点，并且古隆起原始西边界的位置还待进一步厘定，钓鱼岛隆起残余沉积层的分布与其演化过程也有待进一步探究。

本文主要利用重磁数据，结合反射地震资料，详细对比分析了中段钓鱼岛隆起和西湖凹陷东部边缘的构造特征，圈定了主要残余凹陷的分布，阐明了钓鱼岛隆起内部分带性，确定了西湖凹陷原型盆地东边界的位置，提出了中段钓鱼岛隆起的演化模式。

1 地质背景

东海陆架盆地是发育在华南基底上以晚白垩世-新生代沉积为主的中-新生代叠合盆地[20-21]。晚白垩世盆地的西部凹陷带开始裂陷，古新世裂陷中心转移到东部西湖凹陷内，中始新世西湖凹陷可能由于太平洋板块的转向等原因进入热沉降和构造反转期[3,22]。东海陆架盆地在断陷结束后发生了一系列岩浆活动，存在晚渐新世-早中新世的玄武岩[17,23]。中新世东部凹陷带整体进入区域沉降阶段，张裂中心向东移动到冲绳海槽弧后盆地。

冲绳海槽是发育于陆壳上的弧后拉张盆地，以鱼山-久米断裂为界(图1)，其南北构造特征不同[24]。中北部冲绳海槽在中-晚中新世张裂，以“分散张裂”为主发育了广泛分布的断裂，磁异常特征不明显；南部张裂发生于早更新世，以“集中张裂”为主发育轴对称地堑，存在明显的磁异常[1,2,15,18,25]。冲绳海槽北部西缘的晚中新世地层整合关系表明东海陆架盆地的挤压运动并没有同时发生在冲绳海槽，中间的钓鱼岛隆褶带是一个应力转换区，阻挡了挤压作用的传播[11,25]。

钓鱼岛隆起带北起日本五岛列岛，南至台湾北部，南北延伸约1 000 km，面积46 000 km2[7,26-27]。该隆起以元古宙变质岩为基底，遭受了多次岩浆活动的改造[28]，构造上被NW向的吐噶喇断裂和鱼山-久米断裂分为北、中、南三段(图1)。中段和北段钓鱼岛隆起基底广泛抬升并向西倾斜，上覆上新世-第四纪地层[16,27]。南段钓鱼岛隆起宽度窄，基底埋深较中段和北段深，海底在第四纪时受到NW向走滑断层错动、菲律宾海板块后撤和台湾造山后伸展塌陷的影响发生坍塌解体[16,27,29]。受资料限制，本文的研究范围主要位于中段钓鱼岛隆起的中南部。

2 数据来源

本文使用的重力异常数据截取自Geosat和ERS-1卫星获得的空间重力异常网格(V28.1)[30]，网格精度为1’×1’。总磁异常数据来自日本地质调查局与东亚其他国家的研究人员共同编制的东亚磁异常图[31]。

多道反射地震数据由中国海洋石油集团有限公司上海分公司提供，地震剖面总长约6 500 km，覆盖了钓鱼岛隆起与西湖凹陷的大部分区域。本文从中选取了3条典型地震剖面，其中A与B剖面分布于中段钓鱼岛隆起北部，C剖面位于中段钓鱼岛隆起南部(图1)。参考东海盆地地层层序表[14,32-33](图2)，解释了T10、T12、T20、T30、T40和Tg，共6个主要不整合面。

地层系统界系统组地震反射界面年代/Ma演化阶段新生界第四系东海群新近系上新统三潭组中新统柳浪组玉泉组龙井组古近系渐新统花港组始新统平湖组宝石组八角亭组古新统中生界上白垩统基底T0T10T12T20T30T40T80T100Tg2.65.31323.3324756.56596区域沉降拗陷—反转断 陷

3 中段钓鱼岛隆起的重磁异常特征

由于沉积岩的密度和磁化率一般低于火成岩，因此，岩浆活动剧烈的地区表现为高磁异常，发育残余沉积层的地区对应低重力异常。本文利用重磁资料来刻画钓鱼岛隆起的内部结构。

中段钓鱼岛隆起的空间重力异常全为正值，在10～70 mGal之间，呈近NE向条带状分布，总体上由NW向SE异常值逐渐增大(图3a)。中段钓鱼岛隆起内存在快速变化的NE向重力异常梯度带，将隆起分为东、西两区，梯度带两侧具有明显不同的重力场特征。西区的重力异常值在40 mGal以下，其西缘存在NE向串珠状极大值条带，单个高点的重力异常幅值可达30～35 mGal。该极大值条带以东出现多个重力异常值小于25 mGal的极小值区域，这些极小值主要分布于北部。因此西区可以进一步分成西 Ⅰ 极大值带和西 Ⅱ 极小值带两个亚区。东区的重力异常值总体高于30 mGal，中段钓鱼岛隆起的重力异常最大值位于该区南部，自北向南重力场急剧升高，带内可以追寻出一条极大值连线，最大值在南部，约为60 mGal。

图3 中段钓鱼岛隆起空间重力异常(a)及磁异常三维解析信号振幅(b)Fig.3 Free-air gravity anomaly(a) and 3-D analytical signal amplitude of magnetic anomaly(b) of the middle segment of the Diaoyudao Uplift

受斜磁化方向影响，总磁异常ΔT不能准确确定磁源体位置，而磁异常的解析信号模受磁化方向影响较小，可以更准确地反映磁源体的分布。三维解析信号[34]可以表示为

(1)

解析信号模可以表示为

(2)

解析信号模即为解析信号振幅，恒为正值，极大值位于磁源体正上方，本文求取磁异常的三维解析信号振幅来研究钓鱼岛隆起的岩浆岩体分布。结果显示，自西向东解析信号振幅整体变大。解析信号振幅大于10 nT/km的区域可能发育岩浆岩体，岩体的分布范围与前人刻画的中段钓鱼岛隆起边界存在很好的对应关系[7,10](图3b)。中段钓鱼岛隆起南部岩浆岩密集，单个岩浆岩体规模较小；北部岩浆岩分布稀疏，但规模较大(图3b)。

图4 磁源体顶部深度Fig.4 Top depth of magnetic body

4 中段钓鱼岛隆起的地震反射特征

本文对覆盖钓鱼岛隆起的典型反射地震剖面进行解释，识别出了西湖凹陷东缘的地层超覆关系、钓鱼岛隆起内的残余沉积层和岩浆岩，从而总结构造分布规律。

如图5所示，A地震剖面显示中段钓鱼岛隆起为上新统以下的古隆起，上部的第四系与上新统整体呈等厚展布，隆起与西侧的西湖凹陷被一条西倾的大断层分隔(图5c)。该断层以西为西湖凹陷的东部断阶带，发育有较厚的古近纪沉积，其内部主要存在两个明显的不整合面，分别是渐新统花港组的顶界面T20与始新统平湖组的顶界面T30。这两个界面都存在明显的上超下削的特征(图5)。断层东侧的钓鱼岛隆起的构造样式自西向东存在明显的变化。断层下盘发育有较大的岩浆岩体，岩浆岩体整体发育于T20界面以下。该岩体东侧残留较厚的沉积地层，始新统及其下部地层存在宽缓的褶皱变形，其底部被岩浆改造，顶部被T20界面削截，渐新统局部超覆于褶皱顶部东缘的始新统之上。此外，与重力曲线的对比可以发现，该沉积层的发育与较低的重力异常大致对应(图5a)，但重力异常最小值的位置比沉积层最厚的位置更靠东，猜测这是两侧基底不同期次岩浆的密度差异引起的。该沉积层以东又可见大规模岩浆岩体，同时岩浆岩体内部也存在一小型的沉积凹陷，该凹陷内部的沉积层向两侧斜坡超覆沉积，而并未产生明显的褶皱变形，与西区的沉积层存在明显的差异。

图5 A测线空间重力异常和化极磁异常曲线(a)、A测线地震剖面(b)、A测线解释的 地震剖面(c)以及钓鱼岛隆起局部放大图(d)Fig.5 Free-air gravity anomaly and pole-reduced magnetic anomaly curve of line A(a), seismic reflection profile of line A(b), the interpretation of seismic reflection profile of line A(c) and zoomed-in view of the Diaoyudao Uplift(d)

B剖面显示钓鱼岛隆起上覆第四系与上新统，西湖凹陷的边界断裂以东也可识别出被限制在T20界面以下的岩浆岩体，局部小断裂因岩浆上涌而掀斜(图6)。与A剖面不同的是，钓鱼岛隆起西区残留的沉积层较薄，具有明显的高磁异常(图6a)。东区岩浆岩体上部也发育小型凹陷，其底部遭受了岩浆活动的侵入与改造，区内局部可见围岩捕掳体的弱反射。另外，值得注意的是，钓鱼岛隆起东区的岩浆岩体上部T10界面以上的地层发生了变形，这与西区发育的岩浆岩体存在明显的差异，形成了“基底尖峰”。对比重力异常曲线可以发现，该尖峰与高空间重力异常恰好对应(图6a)。

图6 B测线空间重力异常和化极磁异常曲线(a)、B测线地震剖面(b)、B测线解释的 地震剖面(c)以及钓鱼岛隆起局部放大图(d)Fig.6 Free-air gravity anomaly and pole-reduced magnetic anomaly curve of line B(a), seismic reflection profile of line B(b), the interpretation of seismic reflection profile of line B(c) and zoomed-in view of the Diaoyudao Uplift(d)

C剖面中除西湖凹陷边界断裂以东可见一极小凹陷外，钓鱼岛隆起西区无沉积层残留，岩浆岩体被限制于T20界面以下，形成平坦宽阔的基底(图7c)。并且，西区的磁异常和重力异常值均明显高于A、B剖面中的对应区域(图7a)。东区“基底尖峰”隆起幅度变大，范围变宽，未见与A、B剖面类似的小型凹陷，“基底尖峰”处重力异常值高达45 mGal，同时具有高磁异常特征(图7a)。对比发现，“基底尖峰”向南越来越发育，且自北向南，东区隆起内沉积层反射逐渐消失，这是晚期岩浆活动改造了前中新统的结果。

图7 C测线空间重力异常和化极磁异常曲线(a)、C测线地震剖面(b)、C测线解释的 地震剖面(c)以及钓鱼岛隆起局部放大图(d)Fig.7 Free-air gravity anomaly and pole-reduced magnetic anomaly curve of line C(a), seismic reflection profile of line C(b), the interpretation of seismic reflection profile of line C(c) and zoomed-in view of the Diaoyudao Uplift(d)

5 中段钓鱼岛隆起的地质结构

5.1 中段钓鱼岛隆起的分区性

对比分析重磁数据与地震资料可以看到，中段钓鱼岛隆起最西缘的NE向重力异常极大值条带恰好对应边界断裂东侧发育于T20界面之下的岩浆岩体窄条带，该岩浆岩体带以东局部残留较厚的始新统和渐新统，在重力异常上表现为低值区。穿过重力异常的梯度带过渡到具有高重磁异常的东侧，该区发育“基底尖峰”，NE向的重力异常极大值连线与“基底尖峰”的最高点具有良好的对应关系。因此，以“基底尖峰”的西缘为界，可将中段钓鱼岛隆起自西向东划分为西区和东区，其中西区又可细分为西Ⅰ、西Ⅱ区(图8，表1)。西Ⅰ区宽约10.5 km，发育大规模的岩浆岩体，标志着广泛隆升的钓鱼岛隆起西边缘；西Ⅱ区宽约34.6 km，局部残留较厚的沉积层；东区宽约39.3 km，经历了中新世的岩浆活动，且向南岩浆活动的持续时间变长。

图8 中段钓鱼岛隆起内部分带Fig.8 The inner divisions of the middle Diaoyudao Uplift

中段钓鱼岛隆起北部岩浆岩体规模较大，但分布稀疏，T20界面之下残存凹陷区，重力低值区恰好对应主要的残余凹陷，磁源体埋深大的位置与凹陷也有良好的对应关系。南部岩体分布密集，单个岩体规模较小，磁源体埋深比北部浅，具有高重力异常和磁异常解析信号振幅值，地震剖面上残余凹陷分布不明显。因此，中段钓鱼岛隆起可以分为南、北两个亚段(图8，表1)，其转换边界恰好位于NW向的舟山-国头基底走滑断裂处。前人根据重磁资料推断该断裂发育于舟山岛至琉球群岛的国头郡，切割了浙闽隆起至冲绳海槽之间的构造单元[19,35]。中段钓鱼岛隆起南、北亚段的构造差异受控于舟山-国头断裂[36]，北部岩浆沿次级断裂呈阶梯型上涌，不完全改造沉积层，存在大量残余凹陷。相比之下，南部断层密集，岩浆活动剧烈，挤压抬升程度更强，几乎无残余凹陷。

表1 中段钓鱼岛隆起内部分带地球物理特征Tab.1 Geophysical characteristics of the inner divisions of the middle Diaoyudao Uplift

5.2 西湖凹陷的东部边界

钓鱼岛隆起位于晚白垩世太平洋俯冲双变质带内[37]，且是西湖凹陷断陷沉积期的物源区[38]，说明古钓鱼岛隆起最晚形成于晚白垩世。从地震剖面可见中段钓鱼岛隆起的西区残留凹陷，A剖面上的残余沉积层发生褶皱，地层厚度近2 km，顶部被剥蚀且底部被岩浆改造，说明初始沉积的地层厚度更大。隆起内的沉积层有多种可能的来源，但不论是由于顶部不平整的初始古隆起充填沉积，还是由于新生代非张裂中心的钓鱼岛隆起拉张沉积，可能都难以形成厚超2 km的沉积层，因此认为残余凹陷是西湖凹陷渐新统原型盆地经历了岩浆活动的改造而形成的。渐新世末，原始西湖凹陷东缘由于岩浆活动遭受强烈破坏并抬升，使得原始西湖凹陷东边界位于现今钓鱼岛隆起内部。由此认为钓鱼岛隆起的东区属于古隆起的一部分，“基底尖峰”的西缘是原始西湖凹陷的东边界。

6 中段钓鱼岛隆起的演化

根据上述对钓鱼岛隆起带的分析，结合前人的研究成果，本文进一步厘定了钓鱼岛隆起带的演化过程，将其演化分为中生代-早新生代的形成、太平洋构造体制下的改造隆升、菲律宾海构造体制下的晚期岩浆活动三个阶段(图9)。

钓鱼岛隆起演化阶段陆架盆地演化阶段区域构造事件拉张分裂晚期局部岩浆活动区域沉降菲律宾海板块俯冲,冲绳海槽张裂。改造隆升,范围展宽整体拗陷反转太平洋板块以NW向俯冲为主。太平洋板块继续WNW向俯冲,南海张开。陆缘弧断陷期早始新世,印度板块与欧亚板块大规模碰撞;中始新世(距今47Ma),太平洋板块俯冲方向变为WNW向。

钓鱼岛隆起演化阶段陆架盆地演化阶段区域构造事件陆缘弧断陷期弧前盆地伊泽奈琦板块消减,太平洋板块NNW向俯冲。伊泽奈琦-太平洋板块NNW向俯冲,俯冲角度逐渐增大。

6.1 中生代-早新生代形成阶段

晚侏罗世-早白垩世，浙闽沿海在古太平洋(伊泽奈琦-太平洋)板块NNW向的低角度俯冲下发育安第斯型大陆边缘火山弧[11-12,39-40]，东海陆架部分为弧前盆地[20](图9a)。

晚白垩世，古太平洋板块俯冲角度增大[41-42]，岩浆活动东移至欧亚板块东缘，形成了新的大陆边缘岩浆弧，该岩浆弧为古钓鱼岛隆起的初始形态，东海陆架盆地的西部凹陷带在弧后拉张的作用下开始形成[22](图9b)。

古新世，在太平洋板块的俯冲作用下，西湖凹陷受东缘NNE向断裂的控制开始张裂，呈东断西超的半地堑结构，其东侧的古隆起表现为断块隆升，为西湖凹陷提供沉积物源，并伴有岩浆活动。同时西部凹陷带断陷结束，逐渐进入拗陷期[3](图9c)。

早始新世，印度板块和欧亚板块的碰撞引起了地幔的向东蠕散，加速了西湖凹陷的张裂。中始新世(距今47 Ma)，太平洋板块俯冲方向由NNW向变为WNW向，俯冲速度增大[43-45]，东亚伸展明显减弱，西湖凹陷断陷结束。此期间古隆起因岩浆活动持续抬升(图9d)。

6.2 太平洋构造体制下的改造隆升阶段

始新世末，南海开启[45-47]，抑制了地幔的向东蠕散，使得东海盆地整体处于被太平洋板块WNW向高角度正向俯冲的弱挤压环境中，西湖凹陷东缘局部地层发育宽缓的褶皱，上超下削的不整合面T30形成。同时伴随局部岩浆活动，改造了西湖凹陷东缘的沉积层。古钓鱼岛隆起也在挤压作用下进一步隆升剥蚀(图9e)。

渐新世晚期，太平洋板块向欧亚板块的俯冲方向以NW向为主[48]，西湖凹陷东缘的始新统平湖组和渐新统花港组抬升剥蚀，形成了T20角度不整合面。西湖凹陷东缘发生大规模岩浆活动，改造了沉积层，破坏了西湖凹陷的东边界，使得隆起范围向西扩展，钓鱼岛隆起西区形成。由于西湖凹陷内部发育一条NNE向大断裂[33]，岩浆沿着断裂上涌至T20界面，形成了西Ⅰ区岩浆岩带，该断裂成为西湖凹陷新的东边界(图9f)。此外，由于舟山-国头断裂至鱼山-久米断裂之间是一个复杂断裂带，该断裂带两侧重磁异常的走向与形态明显不同，莫霍面北深南浅，热流值北低南高，北部基底埋深表现为西高东低，南部中间低、两边高，且断裂带以南受冲绳海槽和台湾北部新构造活动的影响较为强烈[19,35,49]。因此，被舟山-国头断裂所分割的南北两段岩浆上涌的剧烈程度出现差异。北段岩浆活动较弱，残存凹陷较多；南段处于断裂带中，断裂交错发育，为岩浆的上涌提供了有利通道，尤其是在NE与NW向断裂的交界处，岩浆活动更为强烈，广泛同化了西湖凹陷东缘的沉积层，残存凹陷不明显。

6.3 菲律宾海构造体制下的晚期岩浆活动阶段

中中新世，菲律宾海板块俯冲引起岩浆上涌，在古隆起内部开始出现薄弱带[24]，中北部冲绳海槽沿着陆架前缘盆地开始裂陷[16,25]，古隆起分裂为现今的钓鱼岛隆起和琉球隆起，钓鱼岛隆起东区保留了古隆起的火成岩基底。钓鱼岛隆起中北部岩浆活动减弱，而冲绳海槽内部的龙王火山弧开始发育。此时，中南段冲绳海槽还未拉张，俯冲产生的岩浆仍然沿着原有岩浆通道上涌，使得钓鱼岛隆起东区南部发育基底岩浆岩尖峰(图9g)。由于冲绳海槽自北向南张裂，所以越向南钓鱼岛隆起东区岩浆活动持续时间越长，对原始大陆弧火成岩基底的改造越强。

此后，随着冲绳海槽不断向南张裂，钓鱼岛隆起内部岩浆活动逐渐停止，现今东海构造单元的格局已基本成型(图9h)。

7 结论

本文利用重磁和反射地震资料，对中段钓鱼岛隆起及其邻区的深部结构和构造特征进行了研究，着重分析了中段钓鱼岛隆起的内部分带性及其演化过程，主要得出如下结论：

(1)以舟山-国头断裂为界，中段钓鱼岛隆起自北向南可以分为两个亚段。北亚段存在多个重力异常低值区，发育残余凹陷，岩浆岩分布稀疏，但规模较大。南亚段重磁异常均高于北段，无明显残余凹陷，岩浆岩密集，单个岩浆岩规模较小。

(2)中段钓鱼岛隆起自西向东可以分为西、东两区。西区总体重力异常较低，由原始西湖凹陷沉积层改造而成。该区进一步分为Ⅰ、Ⅱ两个亚区，西Ⅰ区存在弱串珠状重力异常极大值，是无沉积层残留的岩浆侵入带；西Ⅱ区内发育多个重力异常极小值，残留原始西湖凹陷始新世和渐新世的沉积层。东区重力异常较高，由古隆起改造而来，发育中新世-上新世的岩浆活动形成的“基底尖峰”，尖峰向南横向变宽，纵向变高。

(3)西湖凹陷的原始东边界是一条NNE向正断裂，该断裂位于钓鱼岛隆起东区“基底尖峰”的西缘。

(4)现今钓鱼岛隆起是多期岩浆活动和伸展张裂共同作用的结果。白垩世由于大陆弧岩浆作用形成的古隆起是钓鱼岛隆起的前身，渐新世末大规模岩浆上涌破坏了西湖凹陷东缘，使得钓鱼岛隆起的范围加宽。中新世-上新世中段钓鱼岛隆起东区持续有岩浆活动，随着东侧冲绳海槽的拉张，隆起内的岩浆活动逐渐停止，岩浆活动转移到冲绳海槽内部的龙王火山脊。

致谢本研究使用的反射地震资料均由中海油上海分公司提供，在此向中海油上海分公司表示感谢。同时感谢审稿专家对本文提出的宝贵意见。