張 田，張建培，張紹亮，余逸凡，唐賢君

（中海石油（中國）有限公司上海分公司，上海 200030）

有限元數(shù)值模擬技術(shù)在西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶形成機制研究中的應(yīng)用

張 田，張建培，張紹亮，余逸凡，唐賢君

（中海石油（中國）有限公司上海分公司，上海 200030）

在西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶區(qū)域地質(zhì)背景研究成果的基礎(chǔ)上，基于有限元數(shù)值模擬技術(shù)，設(shè)計合理的有限元應(yīng)力場模型和邊界條件，模擬了西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶的構(gòu)造演化過程，探討其成因模式。西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶的構(gòu)造演化過程可劃分為3個階段：（1）背斜帶的初始形成階段（始新世末，約32 Ma）：在太平洋板塊NWW-SEE向俯沖作用下，西湖凹陷的北部和中部地區(qū)分別形成了“A”背斜構(gòu)造帶和“B”背斜構(gòu)造帶兩個不同高度的小背斜帶；（2）背斜帶的生長階段（漸新世末，約23 Ma）：在太平洋板塊持續(xù)俯沖作用下，北部的“A”背斜構(gòu)造帶開始不斷的向北擴展抬升，直至福江低凸起，背斜面積不斷擴大。中部的“B”背斜構(gòu)造帶則不斷的向南擴展抬升，當(dāng)其擴展至西湖凹陷南部時，衍生出“C”背斜構(gòu)造帶和“D”背斜構(gòu)造帶兩個小的背斜帶；（3）背斜帶的成型階段（中新世末，約10 Ma）：北部的“A”背斜構(gòu)造帶停止擴張，但垂向上仍繼續(xù)抬升，抬升高度大于其它背斜構(gòu)造帶；中部和南部的“B”、“C”和“D”背斜構(gòu)造帶彼此連通，形成一個統(tǒng)一的大背斜構(gòu)造帶，由此東海陸架盆地西湖凹陷的中央反轉(zhuǎn)帶演化成型。

西湖凹陷；中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶；形成機制；有限元數(shù)值模擬

東海陸架盆地形成于巖石圈減薄的亞洲大陸邊緣，盆地早期具有拉伸盆地的構(gòu)造格架特征，后期經(jīng)多次擠壓反轉(zhuǎn)作用產(chǎn)生一系列反轉(zhuǎn)構(gòu)造，包括多期的反轉(zhuǎn)斷層和伴生的反轉(zhuǎn)背斜或斷褶等構(gòu)造形跡，其規(guī)模大、類型多的特點，在中國東部中、新生代盆地中較為少見。經(jīng)多年勘探、開發(fā)工作證實東海陸架盆地內(nèi)的西湖凹陷已發(fā)現(xiàn)的油氣儲量90%與反轉(zhuǎn)構(gòu)造有關(guān)。因此，眾多學(xué)者和油氣勘探人員對東海陸架盆地反轉(zhuǎn)構(gòu)造格局、沉積特征、以及油氣聚集規(guī)律等都作了一些有意義的探索和研究工作。例如，王國純（1995，1998）[1,2]論述了東海陸架盆地反轉(zhuǎn)構(gòu)造的成因機制；劉衛(wèi)紅等（2009）[3]研究了西湖凹陷構(gòu)造演化歷史，提出了盆地構(gòu)造演化模式；馮曉杰等（2003）[4]通過對東海陸架盆地結(jié)構(gòu)研究，得出西湖凹陷在中新世為雙斷式斷陷盆地，同時也得到東海陸架盆地構(gòu)造演化規(guī)律；項圣根（2001）[5]利用鉆井、地質(zhì)、測試和分析化驗等資料，對西湖凹陷春曉構(gòu)造油氣儲層巖性、物性、油氣顯示、儲層溫度和壓力場特征等進行了分析研究 ；周祖翼等（1994，2002）[6,7]從磷灰石裂變徑跡和流體包裹體等古溫標的方法研究了東海盆地反轉(zhuǎn)構(gòu)造的剝蝕厚度，并提出反轉(zhuǎn)構(gòu)造強度具有“北強南弱”的特征；陳志勇等（2003）[8]對西湖凹陷的構(gòu)造反轉(zhuǎn)期次及分布做了深入研究，分析了西湖凹陷反轉(zhuǎn)構(gòu)造油氣成藏的有利條件；胡芬等（2003）[9]應(yīng)用流體包裹體及碳同位素組成等集中研究了西湖凹陷平湖構(gòu)造帶油氣運聚特征，并與凹陷內(nèi)的中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶的油氣運聚特征進行對比；張敏強等（2005）[10]解析了西湖凹陷中南部晚中新世反轉(zhuǎn)構(gòu)造的結(jié)構(gòu)特征，分析了該區(qū)反轉(zhuǎn)構(gòu)造的油氣運聚規(guī)律等。

本文在西湖凹陷反轉(zhuǎn)構(gòu)造研究成果的基礎(chǔ)上，采用有限元數(shù)值模擬技術(shù)，定量地分析了西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶的形成機制，及其形成過程中的變形機制、應(yīng)力場以及位移場分布特征。為了能夠盡量準確、詳細地描述這一演化過程，筆者考慮了東海陸架盆地巖石圈的流變學(xué)特征、結(jié)構(gòu)上的橫向不均勻性以及溫度對其帶來的影響。應(yīng)用這個數(shù)學(xué)模型可以追蹤到盆地的機制性行為、應(yīng)力—應(yīng)變場的時空分布特征以及與反轉(zhuǎn)構(gòu)造應(yīng)力場緊密相連的盆地地形上的變化。

此外，關(guān)于巖石圈擠壓變形的數(shù)值模擬前人也已經(jīng)做了大量工作。例如，大洋巖石圈撓曲的數(shù)值模擬[11]，大陸巖石圈大尺度褶皺生成的數(shù)值模擬[12]，利用地層剝蝕量對熱機制下的盆地裂谷過程的數(shù)值模擬[13]。在三維數(shù)值模型方面，張東寧等（1994）[14]利用地球物理資料和地質(zhì)資料建立了青藏高原三維彈—黏性有限元模型，并模擬出在印度板塊擠壓下青藏板塊巖石圈的應(yīng)力場及其運動特征。鄭勇等（2005）[15]依據(jù)中國大陸區(qū)域構(gòu)造特征及其橫向上的分層結(jié)構(gòu)，構(gòu)架了中國大陸巖石圈三維空間模型，并對青藏高原隆升過程進行了數(shù)值模擬研究。朱守彪等（2008）[16]利用三維有限元數(shù)值模擬方法模擬出了在印度—澳大利亞板塊俯沖作用下蘇門答臘地區(qū)的應(yīng)力—應(yīng)變場的分布特征，并以此為基礎(chǔ)探討了該區(qū)域的發(fā)震機制。通過上述成果可以看出，前人對巖石圈在擠壓環(huán)境下的數(shù)值模擬研究已經(jīng)做的相當(dāng)充分，但本文的研究模型與上述模型相比仍然具有獨到之處：（1）模型中考慮了東海陸架盆地巖石圈橫向上的不均勻性；（2）考慮了東海陸架盆地巖石圈的流變特征，而沒有采用簡單的彈性材料模型；（3）充分考慮了東海陸架盆地三維空間上的不連續(xù)性。

1 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶形成的地質(zhì)背景

東海陸架盆地位于歐亞板塊東南緣，處于西太平洋邊緣海構(gòu)造活動帶的中部，是環(huán)太平洋構(gòu)造活動帶的重要組成部分和動力學(xué)研究中的關(guān)鍵區(qū)域之一，其形成、演化與印度、歐亞板塊間的碰撞、庫拉—太平洋板塊的活動以及菲律賓板塊的形成與擴張密切相關(guān)。東海陸架盆地自西向東可劃分為三個主要的構(gòu)造單元，分別為西部坳陷帶、中部隆起帶以及東部坳陷帶。其中西湖凹陷位于東部坳陷帶東北部，其西側(cè)為虎皮礁隆起、海礁隆起、漁山東隆起，東側(cè)為釣魚島隆褶帶，北接福江凹陷，南連釣北凹陷，內(nèi)部多發(fā)育反轉(zhuǎn)構(gòu)造（圖1）。根據(jù)地層的剝蝕特征，可將盆內(nèi)反轉(zhuǎn)構(gòu)造的活動期次劃分三期。

第一期反轉(zhuǎn)發(fā)生在始新世末（約32 Ma），即由玉泉運動形成的構(gòu)造反轉(zhuǎn)。該期運動是由于太平洋板塊相對歐亞板塊東南緣的斜向俯沖轉(zhuǎn)變?yōu)榱舜瓜蚋_[18,19]，因而造成區(qū)域性構(gòu)造應(yīng)力場發(fā)生急劇變化，最大主應(yīng)力方向由原來的NNW-SSE向轉(zhuǎn)變?yōu)镹WW-SEE向。同時使西部坳陷帶和中部隆起帶全面隆升并遭受嚴重剝蝕，剝蝕厚度一般在200～400 m，最大超過1 000 m[8]，上、下地層間形成了區(qū)域性角度不整合界面。此次運動造成東部坳陷帶局部地區(qū)發(fā)生構(gòu)造反轉(zhuǎn)，但并不強烈。

圖1 西湖凹陷構(gòu)造區(qū)劃示意圖（據(jù)賈健誼等[17]，2002略有修改）

第二期反轉(zhuǎn)發(fā)生在漸新世末（約23 Ma），即由花港運動形成的構(gòu)造反轉(zhuǎn)。該期運動由于受到本州海盆打開形成的影響，而造成盆內(nèi)沿西湖—基隆斷裂帶發(fā)生反轉(zhuǎn)，并使斷裂帶附近地層褶皺、抬升，并遭受剝蝕。

第三期反轉(zhuǎn)發(fā)生在中新世末（約10 Ma），即由龍井運動形成的構(gòu)造反轉(zhuǎn)，是西湖凹陷新生代最強烈、保存最完整的一次構(gòu)造反轉(zhuǎn)。由于該期運動主要受到?jīng)_繩海槽擴張而導(dǎo)致的向西擠壓應(yīng)力場的影響，因此構(gòu)造運動十分強烈，波及范圍廣，反轉(zhuǎn)幅度大，地層剝蝕量較高[20]，且主要沿凹陷的中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶分布。

2 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶形成機制的有限元模擬研究

2.1 模型空間設(shè)計及參數(shù)選擇

本文主要基于東海陸架盆地三維空間結(jié)構(gòu)，采用有限元分析軟件中的三維實體單元構(gòu)建出有限元模型（圖2）?？紤]盆地基底的橫向不均勻性，加入了盆地內(nèi)所有構(gòu)造單元，如長江坳陷、錢塘凹陷、椒江—麗水凹陷、福州凹陷、虎皮礁隆起、海礁隆起、漁山隆起、西湖凹陷和釣北凹陷等。其中基底厚度最大處約33 km，主要位于隆起區(qū)；最薄處約20 km，主要位于各凹陷的沉積中心。這近真實的擬合出了東海陸架盆地中生代基底的空間分布特征。

圖2 東海陸架盆地有限元模型及邊界條件

表1 流變學(xué)模型參數(shù)

2.2 模型邊界條件

根據(jù)西湖凹陷構(gòu)造反轉(zhuǎn)的演化規(guī)律，本模型將東部邊界劃分為南、北兩個部分，并根據(jù)平衡剖面的計算結(jié)果，將其北部邊界設(shè)置為具有5 km的位移，南部邊界具有2 km的位移，計算時間大約為32 Ma，計算步數(shù)為1 000，位移方向設(shè)置為近NWW向；模型的西部邊界位于浙閩隆起帶，由于該區(qū)域明顯受到歐亞板塊的阻擋作用，因此將其設(shè)為固定邊界；模型的北部邊界位于九州島，將其設(shè)為固定邊界；模型的南邊界位于臺灣島，將其設(shè)置為固定邊界；模型的上層表面，將其設(shè)為自由邊界；模型下層底面，垂向?qū)⑵湓O(shè)為固定，而水平方向設(shè)為自由界面。

2.3 模型初始條件

由于本文有限元模型采用了穩(wěn)態(tài)冪指數(shù)流變速率公式來描述東海陸架盆地的塑性流變學(xué)行為，而該種塑性材料的變形與其溫度場密切相關(guān)，因此如何計算得出東海陸架盆地的初始溫度場是在模擬計算過程中必須考慮的。

初始溫度場的計算：對于絕對溫度T而言，在忽略其不斷演化的情況下，該值的高低將決定巖石圈和上地幔橫向和縱向上的不均勻性，而這種不均勻性又表現(xiàn)為不同區(qū)域間不同的流變學(xué)行為。本文中，初始溫度場模型參數(shù)的選擇見表2，將模型底面溫度設(shè)為700 ℃、頂面溫度設(shè)為0 ℃，并以此計算出東海陸架盆地的溫度場，然后將該溫度場作為初始溫度條件，求解穩(wěn)態(tài)冪指數(shù)流變速率模型。從初始溫度場分布特征來看，溫度異常高區(qū)主要集中在各凹陷處，該計算結(jié)果與東海陸架盆地的實際情況較為吻合。

表2 初始溫度場模型參數(shù)

2.4 模擬結(jié)果

在盆地內(nèi)反轉(zhuǎn)構(gòu)造的最直接表象就是地層褶皺的生成，而在模型中此種構(gòu)造現(xiàn)象則表現(xiàn)為垂直位移上的變化。當(dāng)垂向位移值正向越大時，表明盆內(nèi)地層抬升的高度越高，褶皺越強烈，即反轉(zhuǎn)越強烈。反之，當(dāng)垂向位移值負向越小時，表明地層越向下彎曲，形成向斜。根據(jù)數(shù)值模型中的這一特征，本文模擬了東海陸架盆地在32 Ma至今間垂直位移場的時空分布特征，并以32 Ma（始新世末）、23 Ma（漸新世末）和10 Ma（中新世末）三個時間節(jié)點為基礎(chǔ)分別對其加以論述。

2.4.1 32 Ma（始新世末）時東海陸架盆地垂直位移場分布特征

圖3為32 Ma時東海陸架盆地垂直位移場的分布特征圖。從圖中可以看出，在太平洋板塊由NNW向轉(zhuǎn)為近NWW向俯沖的初期，東海陸架盆地各構(gòu)造單元的垂向位移量差異較大。其中西部坳陷帶的整體起伏較為平穩(wěn)，中部隆起帶不同區(qū)域間垂向位移變化較大，東部坳陷帶的垂向位移變化較為劇烈。東部坳陷帶南部的釣北凹陷表現(xiàn)為平穩(wěn)的整體抬升。在該段時期內(nèi)整個西湖凹陷的垂直位移表現(xiàn)為“兩背斜多洼陷”的分布特征。

圖3 32 Ma（始新世末）垂直位移場分布圖

2.4.2 23 Ma（漸新世末）時東海陸架盆地垂直位移場分布特征

圖4為23 Ma時東海陸架盆地垂直位移場的分布特征圖。從圖中可以看出，東海陸架盆地內(nèi)部的西部坳陷帶、中部隆起帶以及釣北凹陷的垂向位移量與上一個時間節(jié)點相比略有抬升，但總體保持平穩(wěn)。垂向運動最劇烈的區(qū)域依然位于東部坳陷帶的西湖凹陷，其地形特征由原來的“兩背斜多洼陷”轉(zhuǎn)變?yōu)椤八谋承倍嗤菹荨薄?/p>

圖4 23 Ma（漸新世末）垂直位移場分布圖

2.4.3 10 Ma（中新世末）時東海陸架盆地垂直位移場分布特征

圖5為10 Ma時東海陸架盆地垂直位移場的分布特征圖。從圖中可以看處，西部坳陷帶、中部隆帶以及釣北凹陷仍然略有抬升，總體保持平穩(wěn)。而西湖凹陷則垂向運動起伏劇烈，其內(nèi)部所有的背斜均在前期基礎(chǔ)上繼續(xù)抬升演化。其中位于西湖凹陷北部的“A”背斜構(gòu)造帶，最大抬升高度約為400 m，明顯高于前期，但背斜面積由于受到周邊洼陷的控制而未發(fā)生明顯變化。位于西湖凹陷中部、南部的“B”、“C”和“D”背斜構(gòu)造帶同樣發(fā)生了明顯抬升，而且抬升高度自北向南逐漸降低，背斜面積逐漸擴大，整體上形成一個彼此間相互貫通的統(tǒng)一的大背斜構(gòu)造帶，也即是現(xiàn)今的西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶。

圖5 10 Ma（中新世末）垂直位移場分布圖

通過上文論述，已經(jīng)明確了模型中三個時間節(jié)點上垂向位移場的空間分布特征，將其與東海陸架盆地區(qū)域地質(zhì)背景相結(jié)合，便可推論出西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶的構(gòu)造演化過程。本文將其劃分為以下三個階段：

第一階段對應(yīng)于背斜帶的初始形成階段（始新世末，約32 Ma）：在太平洋板塊NWW-SEE向俯沖作用下，東海陸架盆地西湖凹陷的北部和中部地區(qū)分別形成了兩個高度不等的小背斜帶，其中北部較高的背斜帶對應(yīng)于“A”背斜構(gòu)造帶的雛形階段，而中部較低的背斜則對應(yīng)于“B”背斜構(gòu)造帶的雛形階段。同時，由于這兩個背斜帶的隆起抬升作用，導(dǎo)致了周邊地層的撓曲下降，從而形成了一系列受先期南北向、東傾斷層控制下的洼陷帶，這些洼陷帶對未來反轉(zhuǎn)區(qū)的進一步的擴展抬升起到了一定的限制性作用。

第二階段對應(yīng)于背斜帶的生長階段（漸新世末，約23 Ma）：在太平洋板塊持續(xù)俯沖作用下，北部的“A”背斜構(gòu)造帶開始不斷的向北擴展抬升，直至福江低凸起，背斜面積不斷擴大。而中部的“B”背斜構(gòu)造帶則不斷的向南擴展抬升，當(dāng)其擴展至西湖凹陷南部時，衍生出兩個小的背斜帶。這兩個小的背斜帶自北向南分別對應(yīng)于“C”背斜構(gòu)造帶和“D”背斜構(gòu)造帶。圍繞這些背斜帶的周緣依然分布著一系列受斷層控制的洼陷，這些洼陷伴隨背斜的抬升不斷向下?lián)锨?/p>

第三階段對應(yīng)于背斜帶的成型階段（中新世末，約10 Ma）：由于受到周邊洼陷的控制，北部的“A”背斜構(gòu)造帶停止擴張，但在垂向上繼續(xù)劇烈抬升，其抬升高度明顯高于其它背斜構(gòu)造帶。與此同時，中部和南部的三個背斜構(gòu)造帶仍然不斷的擴張?zhí)?，直至三者間彼此貫通，形成一個統(tǒng)一的大背斜帶，由此東海陸架盆地西湖凹陷的中央反轉(zhuǎn)帶演化成型。

3 結(jié)論

本文基于有限元數(shù)值模擬技術(shù)，結(jié)合西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶形成的區(qū)域地質(zhì)背景，設(shè)計了有限元應(yīng)力場模型和邊界條件，模擬了西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶的構(gòu)造演化歷史，并將其構(gòu)造演化過程劃分為3個階段：

（1）背斜帶的初始形成階段（始新世末，約32 Ma）：在太平洋板塊NWW-SEE向俯沖作用下，西湖凹陷的北部和中部地區(qū)分別形成了兩個不同高度的小背斜帶：“A”背斜構(gòu)造帶和“B”背斜構(gòu)造帶。

（2）背斜帶的生長階段（漸新世末，約23 Ma）：在太平洋板塊持續(xù)俯沖作用下，北部的“A”背斜構(gòu)造帶開始不斷的向北擴展抬升，直至福江低凸起，背斜面積不斷擴大。中部的“B”背斜構(gòu)造帶則不斷的向南擴展抬升，當(dāng)其擴展至西湖凹陷南部時，衍生出兩個小的背斜帶：“C”背斜構(gòu)造帶和“D”背斜構(gòu)造帶。

（3）背斜帶的成型階段（中新世末，約10 Ma）：北部的“A”背斜構(gòu)造帶停止擴張，但垂向上仍繼續(xù)抬升，抬升高度大于其它背斜構(gòu)造帶；中部和南部的“B”、“C”和“D”背斜構(gòu)造帶彼此貫通，形成一個統(tǒng)一的大背斜構(gòu)造帶，由此西湖凹陷的中央反轉(zhuǎn)帶演化成型。

[1] 王國純. 中國近海盆地的正反轉(zhuǎn)構(gòu)造及其石油地質(zhì)意義[J].中國海上油氣（地質(zhì)），1995，9(1):33-40.

[2] 王國純. 中國近海盆地正反轉(zhuǎn)構(gòu)造含油氣淺析[J]. 中國海上油氣（地質(zhì)），1998，12(3):145-148.

[3] 劉衛(wèi)紅，林暢松，郭澤清，等. 東海陸架盆地西湖凹陷新生代反轉(zhuǎn)構(gòu)造樣式及其形成機制初探[J]. 地質(zhì)科學(xué)，2009，44(1):74-87.

[4] 馮曉杰，蔡東升，王春修，等. 東海陸架盆地中新生代構(gòu)造演化特征[J]. 中國海上油氣（地質(zhì)），2003，17(1):33-37.

[5] 項圣根. 東海西湖凹陷春曉構(gòu)造[J].海洋石油，2001(1):21-25.

[6] 周祖翼.反轉(zhuǎn)構(gòu)造[J].地質(zhì)科技情報，1994，13(1):3-10.

[7] 周祖翼，賈健誼，李家彪，等.東海西湖凹陷反轉(zhuǎn)構(gòu)造定量研究：來自裂變徑跡分析數(shù)據(jù)的約束[J].海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì)，2002，22(1):63-67．

[8] 陳志勇，葛和平.西湖凹陷反轉(zhuǎn)構(gòu)造與油氣聚集[J].中國海上油氣（地質(zhì)），2003，17(1):20-24．

[9] 胡芬，葉加仁.東海西湖凹陷流體動力場與油氣成藏作用[J].天然氣工業(yè)，2003，23(1):16-19．

[10] 張敏強，鐘志洪，夏斌，等.東海西湖凹陷中南部晚中新世構(gòu)造反轉(zhuǎn)與油氣運聚[J].中國海上油氣，2005，17(2):73-79.

[11] Beekman F, Bull J M. Crustal falut reactivation facilitating lithospheric folding/bucking in the Central Indian Ocean[J]. Spec. Publ.Geo.Soc.lond., 1996, 99:251-263.

[12] Stephenson R A, Cloetingh S. Some examples and mechanical aspects of continental lithosphere folding[J]. Tectonophysics, 1991, 188:27-37．

[13] Bruvov E B, Poliakov A. Erosion and rift dynamics: new thermomechanical aspects of post-rift evolution of extensional basins[J]. Earth Planet. Sci. lett, 1997, 150:7-26．

[14] 張東寧，許忠淮. 青藏高原現(xiàn)代構(gòu)造應(yīng)力狀態(tài)及構(gòu)造運動的三維彈粘性數(shù)值模擬[J]. 中國地震，1994，10(2):136-143.

[15] 鄭勇，傅容珊，熊熊. 中國大陸及周邊地區(qū)現(xiàn)代巖石圈演化動力學(xué)模擬[J]. 地球物理學(xué)報，2006，49(2):415-427.

[16] 朱守彪，邢會林，謝富仁，等. 地震發(fā)生過程的有限單元法模擬——以蘇門答臘俯沖帶上的大地震為例[J]. 地球物理學(xué)報，2008，51(2):460-468．

[17] 賈健誼，顧惠榮. 東海西湖凹陷含油氣系統(tǒng)與油氣資源評價[M]．北京：地質(zhì)出版社，2002.

[18] Northrup C J, Royden L H, Burchf i el B C. Motion of the Pacif i c Plate relative to Eurasia and its potential relation to Cenozoic extension along the eastern margin of Eurasia[J]. Geology, 1995, 23(8):719-722.

[19] Engebretson D C, Cox A, Cordon R G. Relative Motions between Oceanic and Continental Plates in the Pacif i c Basin[J]. Geological Society of America Special Paper, 1985, 206:1-59.

[20] 王毓俊. 東海西湖凹陷油氣勘探新領(lǐng)域探討[J]. 海洋石油，2002(4):9-13．

[21] 鐘增球，索書田，張利，等. 巖石塑性流變學(xué)——大別—蘇魯高壓超高壓變質(zhì)帶的構(gòu)造學(xué)[M]. 北京：中國地質(zhì)大學(xué)出版社，2007.

[22] Karato S, Wu P. Rheology of the upper mantle: a synthesis[J]．Science, 1993, 260:771-778．

[23] Freed A M, Burgmann R. Evidence of power-law flow in the Mojave desert mantle[J]. Nature, 2004, 430:548-551．

[24] Franco D, Govers R, Wortel R. Numerical comparison of different convergent plate contacts: subduction channel and subduction fault[J]. Geophys. J. Int., 2007, 271(1):435-450.

Application of the Finite Element Numerical Simulation Method to the Study on Formation Mechanism of the Central Inverted Structure Zone, Xihu Depression

ZHANG Tian, ZHANG Jianpei, ZHANG Shaoliang, YU Yifan, TANG Xianjun
（CNOOC（China）Co. Ltd., Shanghai, 200030, China）

On the basis of study on regional geological settings for the formation of the central inverted structure zone in Xihu Depression, the fi nite element numerical simulation method has been used for designing the reasonable fi nite element model to analyze the stress fi eld and boundary conditions, and simulate the tectonic evolution history of the central inverted structure zone in Xihu Depression, and make cleat about its genetic model. The tectonic evolution of the central inverted structure zone in Xihu Depression can be divided into three stages. (1) The initial formation stage of anticline belt(late Eocene at about 35 Ma). During this stage, under the control of Pacif i c plate subduction in the direction of NWW-SEE, two anticline belts with different height formed in northern and central regions in Xihu Depression, namely “A” anticline belt and “B” anticline belt; (2) The growth stage of anticline belt(late Oligocene at about 25 Ma). During this stage, by the continuous subduction of Pacif i c plate, “A” anticline belt in northern part started to expand northward and uplifted continuously until to Fujiang lower uplift, and the area of “A” anticline belt has been enlarged continuously. While “B” anticline belt in central started to expand southward and uplifted continuously until to southern region of Xihu depression, then “C” anticline belt and “D” anticline belt developed; (3) The fi nal formation stage of anticline belt(late Miocene at about 10 Ma). During this stage, “A” anticline belt in northern stopped expanding but uplifted continuously, and the uplift height was larger than other anticline belts. While, “B”, “C” and “D” anticline belt in central and southern parts connected to each other, and a single large anticline belt formed, thus the central inverted structure zone was fi nally shaped during this stage.

Xihu Depression; the central inverted structure zone; formation mechanism; fi nite element numerical simulation

TE121.2

A

10.3969/j.issn.1008-2336.2012.04.011

1008-2336（2012）04-0011-06

2012-02-09；改回日期：2012-03-12

張?zhí)?，男?982年生，碩士，工程師，2008年畢業(yè)于南京大學(xué)構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)，從事區(qū)域勘探與石油地質(zhì)綜合研究工作。E-mail：bentian150@sohu.com。