东海陆架盆地中生代残留地层特征及其构造启示

王 磊，李春峰*,2,3，李珂迪，姚泽伟，陶天生

(1.浙江大学海洋学院，浙江 舟山 316021； 2.浙江大学海南研究院，海南 三亚 572025； 3.青岛海洋科学与技术国家实验室海洋矿产资源实验室，山东 青岛 266237)

0 引言

东海陆架盆地位于欧亚板块东部陆缘，盆地西侧为浙闽隆起区，东侧为钓鱼岛隆起，再往东依次为冲绳海槽和琉球岛弧，盆地东西宽250～300 km，南北长约 1 500 km，整体呈NNE向展布，面积约2.67×105km2，是一个在基底构造层长期改造基础上发育而成的中、新生代具有较大油气潜力的沉积盆地[1-10]。目前东海陆架盆地油气的发现均来自于新生界，主要是因为对中生界的平面展布和垂向结构等特征认识不足，且存在不同的认识[5,11-15]。前人关于东海陆架盆地中生代残留地层平面展布特征的研究几乎全部集中于西部区域，研究方法多为定性或半定量，尤其盆地东部的广泛区域缺少比较精细的定量地层平面展布特征分析。

近年来，随着勘探的逐渐深入，对东海陆架盆地的构造格架、层序地层、沉积环境和地质条件等有了更多的数据资料和新的认识。本文在前人研究的基础上，收集、整理了东海陆架盆地的地震数据(共241条二维测线)和东海钻遇中生界的钻井数据(共31口井)，从钻遇中生界井的地层标定出发，通过对区域剖面中生界地震层序特征的识别和分类，划分出中生界白垩系、侏罗系和前侏罗系的构造层序格架，以此总结了中生代残留地层的平面展布特征和垂向结构，并初步探讨了东海陆架盆地中生代残留地层的时空演变规律及其构造启示，以加深对东海陆架盆地中生界的认识。

1 区域地质背景

东海陆架盆地位于欧亚板块、太平洋板块和菲律宾板块交汇处的东海大陆架之上[2,16-17]，其基底是华夏地块在东海陆架的延伸，也是西太平洋大陆边缘构造域的重要组成部分[3-9,18]。东海陆架盆地构造单元的划分具有以东西分带为主、南北分块为辅的特点，其中二级构造单元共有3个，分别为西部坳陷带、中部低隆起带和东部坳陷带。从南往北，西部坳陷带内依次为彭佳屿凹陷、丽水凹陷、福州凹陷、椒江凹陷、钱塘凹陷、金山南凹陷、常熟凸起、金山北凹陷、昆山凹陷；中部低隆起带发育雁荡凸起、渔山凸起、海礁隆起和虎皮礁隆起；东部坳陷带内分别有钓北凹陷、西湖凹陷和福江凹陷[2](图1)。由于中部隆起带均为低隆起且隆起位置均靠近或位于西部，为了研究方便，本文把中部低隆起带也归于西部坳陷带。

图1 东海陆架盆地主要构造单元(据文献[19-23]修改。)Fig.1 The main structural units of the East China Sea Shelf Basin(modified after article[19-23].)

东海陆架盆地自中生代以来，经历了多个期次的构造运动，这些构造运动对坳陷内部构造演化、构造格局、构造形态、断裂组合以及油气聚集等均具有重要作用。总结参照前人研究，中生代以来陆架盆地一般包括以下3个不同性质的盆地构造演化期：克拉通坳陷或被动陆缘坳陷型盆地、安第斯型陆缘弧前盆地、弧后伸展盆地[3-7,16-18,24-25]。

关于东海陆架盆地中生界，前人已经做了大量的基础性研究工作[4-10]。所有研究者均认为东海陆架盆地中的中生界具有良好油气勘探前景[11-15]。东海陆架盆地中生界发育有一套或多套烃源岩，是寻找后备油气勘探领域的主战场[11-15,26]。中生代时期的东海陆架盆地在欧亚板块、太平洋板块和菲律宾板块的共同作用下，南北走向上形成了多种样式的拉张、挤压和走滑盆地，从而使中生界广泛沉积，其中盆地北部以陆相沉积为主，南部以海陆交互相为主，其地层分布广、厚度大，总体呈现南厚北薄、东厚西薄的特征[15-18,24-26]。

2 中生界层序的划分与标定

2.1 数据来源

本文以中国海洋石油集团有限公司上海分公司提供的东海陆架盆地区域目前最新、最全的二维地震数据和钻井资料为研究基础。其中二维地震测线共计241条，总长度超过32 000 km，覆盖了东海陆架盆地东、西两大坳陷带的绝大部分区域，测线质量总体较好。在钻井资料中有31口钻遇中生界的井可以用于层位标定(图1)。部分钻至基底均是新生界的井也可用作辅助检验地震资料解释结果的正确性。

相较前人的研究，本次研究区域测线的质量和密度均有显著提升，利用这些测线结合钻井等资料，可进一步提高东海陆架盆地中生代残留地层研究的精度和可靠性。

2.2 中生界层序划分

在地震剖面上，通过识别特征反射波组间的接触、组合关系，来确定各波组所代表的地质层位，进而进行地震层序的划分[27]。在参考前人研究成果[28-29]的基础上，通过对地震反射结构、地震层序、地层层序、测井曲线及地质资料的综合分析，并结合东海陆架盆地地震层序的划分情况(表1)，本文共识别划分出6个不同级别的中生代地震反射界面(T100、TK20、TK40、TJ20、TJ60和Tg)。由于前侏罗系(三叠系+少量古生界)的界面反射杂乱、模糊不清且零星出现，不仅难以追踪对比，而且更难以做到对这些反射界面的进一步识别分类。因此本文将剖面上所有侏罗系以下前侏罗系的界面统一记作TJ60，将前侏罗系视作一整套地层来研究。

表1 东海陆架盆地中生代地震、地层对应表Tab.1 Mesozoic seismic horizons and stratigraphy correspondence table in the East China Sea Shelf Basin

2.3 层位标定

本文利用东海陆架盆地内31口钻遇中生界井的分层数据对过井地震剖面进行标定。利用VSP(Vertical Seismic Profiling)测井资料拟合的时间-深度曲线可以确定各井地震反射界面深度对应的双程旅行时间(Two way travel time,TWT)[30]，从而划定反射界面；然后与井旁地震道主要波组特征对比，初步标定地震地质层位。

以A井为例，其分层数据如表2所示。利用分层资料中界面所对应的时间，可以得到剖面上过井处地震反射界面T100、TK20、TK40、TJ20和Tg对应的双程旅行时间(图2)。接着借助地震相相似性和地震地层学原理，向剖面两边延伸标定范围，可以很好地界定整条测线上中生代各地震反射界面，再依据地震波组特征进行引层追踪，如此往复，对全区域反复进行联络追踪，同时在缺少井的区域结合剖面重磁反演等手段进行追踪，最终达到全区二维测线的追踪与闭合。

表2 A井分层资料Tab.2 Stratification data of Well A

图2 钻井-地震标定示意图Fig.2 Schematic diagram of well-seismic integration

2.4 地震相特征

依据识别的6个中生代地震反射界面波组特征以及地震层序划分原则，结合区域地层发育特征，将东海陆架盆地的地震剖面从老到新划分出前侏罗系(Tg—TJ60)，中、下侏罗统(TJ60—TJ20)，上侏罗统(TJ20—TK40)，下白垩统(TK40—TK20)和上白垩统(TK20—T100)5套地层。由于前侏罗纪地震剖面质量差，地层少、不成规律，且无统一层序特征，本文重点研究后4套地层地震相特征，简要推测其沉积相特征。

(1)中、下侏罗统(J1-2)

地震相以中强振、中低连、中低频为主。钱塘凹陷附近，主要以中振、中连、中频地震相为主；盆地西南侧，多以中振、中连、低频地震相为主。盆地内向东和向南地震相的频率总体不断增加，推测盆地东侧以海相沉积为主，西侧则以陆相沉积为主。

(2)上侏罗统(J3)

地震相反射能量中等，连续性一般，层序由几组近似平行反射的波组组成，外部形态呈席状或楔状。其中盆地南部多以弱振、中连、中频地震相为主，推测为海陆过渡相；盆地中部以中振、中连、中频地震相为主，推测为海陆过渡相；其它区域多以弱振、中差连、中低频地震相为主，偏向于以陆相河湖沉积为主。

(3)下白垩统(K1)

地震相以中振、较连续的平行反射波为主，该地震层序外部形态呈席状或楔状。其中盆地南部以中振、差连、中频地震相为主，推测以陆相沉积为主；福州凹陷处以强振、差连、中频地震相为主，推测以陆相河湖沉积为主；其它区域地震相较为孤立零散，多以弱振、中差连、中低频为主，偏于陆相沉积。

(4)上白垩统(K2)

在盆地南部以强振、差连、高频地震相为主，推测为海相沉积；盆地中部主要以弱振、中连、中频地震相为主，推测以海陆过渡相为主；其它区域地震相较为孤立零散，多以弱振、中差连、中低频为主，偏于陆相沉积。

3 中生代残留地层特征

3.1 中生代残留地层平面展布特征

3.1.1 前侏罗系(Pre-J)平面展布特征

前侏罗系整体遭受后期严重剥蚀，残留地层较少且分布不广，主要零星分布于丽水凹陷、雁荡凸起和福州凹陷，厚度不大，总体为150～300 m(图3)。在雁荡凸起内，前侏罗系残留主要分布在中部，向西连接丽水凹陷内的前侏罗系残留，厚度大约为 150～300 m，西侧存在剥蚀边界，遭受严重的后期剥蚀。福州凹陷内的前侏罗系残留分布最广，凹陷西北侧的前侏罗系残留延伸至渔山凸起，厚度最大可达300 m以上，平均厚度约为150 m。

图3 东海陆架盆地前侏罗系残留厚度Fig.3 Residual thickness of the Pre-Jurassic in the East China Sea Shelf Basin

3.1.2 中、下侏罗统(J1-2)平面展布特征

中、下侏罗统残留相对于前侏罗系的分布范围扩大许多，主要分布于钱塘凹陷、渔山凸起、福州凹陷和雁荡凸起，厚度多为300～600 m(图4)。在钱塘凹陷内，北边残留的中、下侏罗统厚度约300 m，南侧残留的中、下侏罗统连接渔山凸起内的残留地层，厚度一般为300～600 m，局部超过600 m。在渔山凸起内，北侧中、下侏罗统残留厚度较大，平均在500 m以上，东侧则被剥蚀殆尽；南侧与福州凹陷交界处，局部残留地层厚度也超过600 m。福州凹陷内中、下侏罗统残留分布广泛，厚度一般为300～600 m，最大厚度不超过900 m，凹陷中部遭受严重剥蚀，残留地层被剥蚀殆尽。丽水凹陷、雁荡凸起以及椒江凹陷内也零星分布残留的中、下侏罗统，厚度一般为0～300 m，局部可达600 m以上。

图4 东海陆架盆地中、下侏罗统残留厚度Fig.4 Residual thickness of the Middle and Lower Jurassic in the East China Sea Shelf Basin

3.1.3 上侏罗统(J3)平面展布特征

上侏罗统残留相对于中、下侏罗统的分布范围进一步扩大，主要分布于钱塘凹陷、椒江凹陷、丽水凹陷、雁荡凸起、福州凹陷、渔山凸起、西湖凹陷以及钓北凹陷，总体厚度为400～600 m，最大厚度可达 1 000 m(图5)。在钱塘凹陷内，东北侧上侏罗统残留厚度较小，为200 m左右；南侧与渔山凸起交界处的残留地层厚度较大，最大厚度在600 m以上。椒江凹陷南侧的上侏罗统残留厚度较大，最大为700 m，平均为400～600 m。丽水凹陷内的上侏罗统残留主要分布于东北部，平均厚度超过600 m，凹陷西侧的上侏罗统则被剥蚀殆尽。雁荡凸起内的上侏罗统残留主要分布于北部，平均厚度为200～600 m，最大厚度可达 800 m。西湖凹陷内存在一个上侏罗统残留厚度中心，最大厚度达到800 m，平均厚度为200～600 m。渔山凸起内上侏罗统残留分布广泛，从北到南在渔山凸起和钱塘凹陷、雁荡凸起、福州凹陷的交界处存在厚度中心，最大厚度达700～800 m，总体厚度为200～600 m。钓北凹陷内也广泛分布上侏罗统残留，但整体厚度不大，为0～400 m，最大厚度达600～700 m。

图5 东海陆架盆地上侏罗统残留厚度Fig.5 Residual thickness of the Upper Jurassic in the East China Sea Shelf Basin

3.1.4 下白垩统(K1)平面展布特征

残留的下白垩统和上侏罗统的分布范围差不多，但总体厚度有所减小，仍主要分布于钱塘凹陷、椒江凹陷、丽水凹陷、雁荡凸起、福州凹陷、渔山凸起以及西湖凹陷和钓北凹陷，总体厚度为200～400 m，最大厚度达1 000 m(图6)。钱塘凹陷内下白垩统残留相较之上侏罗统明显减薄，平均厚度仅为200 m左右，主要分布在凹陷的中南部。椒江凹陷内下白垩统残留分布于凹陷的西部，平均厚度为200～400 m，最大厚度约为600 m。丽水凹陷内，下白垩统残留主要分布于东北部，平均厚度为200～600 m，最大厚度可达600 m以上。雁荡凸起内的下白垩统残留分布广泛，南部存在一个厚度中心，最大厚度超过600 m，再往南地层遭受了强烈的剥蚀，下白垩统被剥蚀殆尽。渔山凸起内从南至北广泛分布下白垩统，平均厚度为200～600 m；在渔山凸起北部与西湖凹陷交界处以及南部与福州凹陷交界处存在两个厚度中心，平均厚度为400～600 m，最大厚度为700 m。福州凹陷内下白垩统残留整体较厚，平均厚度为400～600 m，最大厚度达800 m。西湖凹陷内下白垩统残留厚度最大，集中分布在凹陷中部，平均厚度为400～600 m，其中存在两个厚度中心，平均厚度均在600 m以上，最大厚度达1 000 m。

图6 东海陆架盆地下白垩统残留厚度Fig.6 Residual thickness of the Lower Cretaceous in the East China Sea Shelf Basin

3.1.5 上白垩统(K2)平面展布特征

相对于下白垩统，上白垩统残留在西部坳陷带(钱塘凹陷、椒江凹陷、丽水凹陷、雁荡凸起、福州凹陷、渔山凸起)内的整体厚度进一步减小，总体厚度为0～400 m，在东部坳陷带(西湖凹陷、钓北凹陷)内则有所变厚，总体厚度为400～600 m。西部丽水凹陷和椒江凹陷交界处的上白垩统残留相对较厚，为400～600 m，最大厚度约为700 m(图7)。福州凹陷内上白垩统残留西薄东厚，凹陷中部及南部与渔山凸起的交界处，残留地层厚度一般为200～600 m,局部最大可达700 m；凹陷西部上白垩统残留厚度为0～200 m，整体较薄。西部坳陷带其余构造单元内的上白垩统由于遭受后期改造较弱，分布广泛，但厚度普遍在200 m以下。西湖凹陷内上白垩统残留分布广泛且厚度较大，平均厚度为400～600 m，最大厚度可达1 000 m，西湖凹陷东侧残留地层被剥蚀殆尽。钓北凹陷内上白垩统残留同样分布较广，在北部和南部存在两个厚度中心，平均厚度为400～600 m，最大厚度可达900 m；其余区域上白垩统残留平均厚度为200～400 m，凹陷中部及东侧残留地层被剥蚀殆尽。

图7 东海陆架盆地上白垩统残留地层厚度Fig.7 Residual thickness of the Upper Cretaceous in the East China Sea Shelf Basin

3.2 中生代残留地层垂向结构特征

3.2.1 南部结构特征

西部坳陷带:残留地层在福州凹陷内分布较集中，总体上西部坳陷带南部中生界发育较为齐全，从东到西广泛发育一系列正断层，表明盆地在构造演化过程中经历了漫长的东西向分阶段拉张应力的作用。同时部分区域垂向结构上显示中生代某时期地层的缺失，表明盆地演化曾经历挤压应力阶段，地层抬升遭受剥蚀。从残留地层垂向结构特征来看，西部坳陷带内的中生界古沉积呈现东厚西薄的特征，其中最厚的地方在雁荡凸起与福州凹陷的交界处，剥蚀前的结构应近似为东厚西薄的楔状结构。强烈区域不整合发生在T100界面(白垩系的顶)之后，推测是燕山运动主期的构造幕所致。

东部坳陷带：东部坳陷带(钓北凹陷)内盆地中生界残留厚度较大，特别是白垩系(K1、K2)残留较厚。钓北凹陷与渔山凸起交界处残留上白垩统、下白垩统与上侏罗统三套地层，厚约1 500 m；东侧广大区域则只有白垩系残留，厚度约1 000～2 000 m，这表明钓北凹陷张裂形成于白垩纪时期(图8)。

图8 东海陆架盆地南部中生代残留盆地结构Fig.8 Structural characteristics of the Mesozoic residual basins in the southern East China Sea Shelf Basin(剖面位置见图1，下同。)(The profile location was shown in Fig.1, the same below.)

3.2.2 中部结构特征

西部坳陷带:东海陆架盆地中部中生代残留地层经受了后期强烈褶皱变形作用，并遭受强烈剥蚀，形成了特有的两端上翘的“碗状”残留结构。中部地层反映的原型盆地结构特征不够清晰，推测古沉积时的盆地结构类型与南部类似，唯一的区别是其后期被改造剥蚀得更为强烈。

东部坳陷带：中部区域的东部坳陷带(西湖凹陷)内中生代残留地层的垂向特征与南部类似，相对南部，残留地层整体厚度在钓北凹陷内稍薄；同样主要残留两套白垩纪(K1、K2)地层，平均厚度约为 1 000 m。这表明西湖凹陷与钓北凹陷有类似的演化历史(图9)。

图9 东海陆架盆地中部中生代残留盆地结构Fig.9 Structural characteristics of the Mesozoic residual basins in the central East China Sea Shelf Basin

3.2.3 北部结构特征

西部坳陷带:相对于南部和中部而言，东海陆架盆地北部几乎没有沉积中生界或已在后期被剥蚀殆尽。西部坳陷带内，残留的中生界主要分布于昆山凹陷、金山北凹陷和金山南凹陷，平均厚度不大，为 100～200 m，昆山凹陷内厚度较大，为200～1 000 m。强烈区域不整合同样发生在白垩纪沉积之后，推测是燕山运动多期构造幕联合所致。

东部坳陷带:西湖凹陷内仅残留一套上白垩统，厚度为100～200 m。西湖凹陷西部靠近金山南凹陷处发育正断层，使得东侧盆地发生翘倾抬升剥蚀。东海陆架盆地北部区域相对于中部和南部缺失下白垩统，且沉积厚度也较小，推测这与北部区域张裂时间较晚、后期抬升剥蚀严重有关(图10)。

图10 东海陆架盆地北部中生代残留盆地结构Fig.10 Structural characteristics of the Mesozoic residual basins in the northern East China Sea Shelf Basin

4 构造启示

4.1 中生代各时期盆地原型分析

对比图3和图4，中、下侏罗统残留的分布范围相较于前侏罗系开始明显扩大，推测这是由于随着古太平洋板块的俯冲，盆地由被动陆缘坳陷型盆地演变为活动大陆边缘弧前盆地所致。因此，早、中侏罗世和前侏罗纪的残留地层范围的对比揭示了太平洋板块俯冲时间肇始于晚三叠世—早、中侏罗世时期，俯冲前的中生代三叠纪时期盆地原型为被动大陆边缘坳陷型盆地。图5显示上侏罗统残留的范围开始东扩至东部坳陷带，推测是由于太平洋板块开始后撤，使得东部坳陷带开始伸展裂陷所致。因此，太平洋板块开始后撤始于晚侏罗世，盆地由大陆边缘弧前盆地演变为大陆边缘弧后伸展盆地。

4.2 沉降中心的迁移

东海陆架盆地中生代残留地层总体呈NE向展布，呈现东厚西薄、南厚北薄的特征。侏罗纪时期沉降中心位于盆地的中南部(图4和图5)；东部坳陷带自晚侏罗世后开始沉积中生界，白垩纪时期主要沉降中心位于盆地的中东部，全区皆广泛分布。从侏罗纪到白垩纪，东海陆架盆地沉降中心总体呈自西向东迁移趋势。

东海陆架盆地中生代残留地层厚度中心(图3～图7)与当前的凹陷构造单元(图1)基本吻合，说明地层遭受了后期严重的剥蚀改造。由于雁荡凸起与渔山凸起这两个当今的隆起区残留较多中生界，所以其在中生代时期应为沉降中心，故推测雁荡凸起与渔山凸起区域抬升于新生代时期，且沉积了相当的新生界，使得中生界免于遭受严重的剥蚀。

4.3 中生代沉积盆地构造格架

东海陆架盆地中生代构造格架与现今的构造格架存在显著差异，本文依据中生代各时期总的残留地层厚度，结合残留中生界垂向发育特征，得到东海区域中生代盆地构造格架(图11)。

图11 东海研究区中生代盆地构造格架推断图Fig.11 Inferred structural framework of the Mesozoic basin in study area of the East China Sea

在中生界沉积期，盆地东缘发育有钓鱼岛低隆起。盆地中生界以陆相沉积为主，且存在少量的海相沉积，由此可知该隆起的存在总体上隔绝了盆地与其东侧太平洋的水体交换。然而，由于隆起的幅度低，存在盆地与其东侧太平洋之间的海水交换通道。另外，在中生界沉积期，现今的冲绳海槽并未张裂，当时的钓鱼岛隆褶带与现今琉球隆起为一联合的低隆起。由此可以推测，在中生界沉积期，该低隆起带以东的陆架区及深水区也广泛存在中生界沉积。因此，中生代东海陆架盆地的东侧边界应当位于钓鱼岛隆褶带的东侧(图11)，向东至当时以俯冲岛弧或者海沟为特征的板块边缘。这种边界的划分更为合理，但是由于长期的地质构造演化影响，该边界的精确位置还需要进一步研究。

4.4 误差分析

尽管本文的研究以最新、最全的地震测线和钻井资料为基础，但并不是所有区域都有钻井数据，地震解释存在一定的多解性，同时部分区域地震数据品质较差。从研究方法看，地震测线虽然较多，但本研究的本质依然是以线带面，不可能覆盖所有研究区域，在没有测线或测线稀少的区域，准确度有待进一步提高。

5 结论

(1)通过结合钻井等地质资料对中生界地震界面进行识别与划分，实现了东海陆架盆地中生界层序从西部坳陷带到东部坳陷带的追踪，揭示了中生代各时期残留地层平面展布特征；并按南北分段、东西分带、分剖面走向，详细分析了在西部坳陷带与东部坳陷带中生代残留地层的垂向结构特征，反映出东海陆架盆地东、西坳陷带不同的中生代沉积历史。

(2)通过对比分析中生代各时期残留地层平面展布特征的演变过程，揭示了东海陆架盆地在三叠纪时期盆地原型为被动大陆边缘坳陷型盆地，在早、中侏罗世时期盆地原型为活动大陆边缘弧前盆地，在晚侏罗世—晚白垩世时期盆地原型为大陆边缘弧后伸展盆地。与此相对应，推测古太平洋板块俯冲肇始于晚三叠世—早、中侏罗世时期，太平洋板块后撤始于晚侏罗世。

(3)东海陆架盆地中生界遭受了严重的后期剥蚀改造，残留地层呈NE向展布，总体呈现东厚西薄、南厚北薄的特征。晚侏罗世时期，东部坳陷带受板块后撤的拉张作用开始裂陷演化，自此开始沉积中生界。侏罗纪时期沉降中心位于盆地的中南部，白垩系在全区广泛分布，沉降中心位于盆地的中东部；从侏罗纪到白垩纪，东海陆架盆地沉降中心总体呈自西向东迁移趋势。雁荡凸起与渔山凸起形成于新生代时期且沉积了相当厚的新生界，中生界未遭受严重的剥蚀。

(4)东海陆架盆地在中生代时期的东侧边界应当位于钓鱼岛隆褶带的东侧，向东至当时以俯冲岛弧或者海沟为特征的板块边缘。

致谢本研究钻井数据与地震数据均由中海油上海分公司提供，在此表示感谢！