1. 海底科學(xué)與探測技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國海洋大學(xué)海洋地球科學(xué)學(xué)院，青島 2661002. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實(shí)驗(yàn)室海洋地質(zhì)功能實(shí)驗(yàn)室，青島 2662373. 浙江地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，杭州 3100121.

華南東部陸緣(包括東海陸架盆地在內(nèi))是西太平洋洋陸過渡帶的重要組成部分。受古太平洋-太平洋板塊俯沖、印度-歐亞板塊碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng)和臺(tái)灣-菲律賓弧陸碰撞的影響，其經(jīng)歷了不同時(shí)期、不同構(gòu)造動(dòng)力體制和不同性質(zhì)應(yīng)力場的復(fù)雜轉(zhuǎn)換過程(李三忠等，2011，2013，2018；張?jiān)罉虻龋?012；Lietal.，2014)。其中，早白堊世中期以來(～135Ma)，古太平板塊俯沖后撤導(dǎo)致的華南巖石圈減薄和陸內(nèi)強(qiáng)烈伸展被廣泛研究和認(rèn)可(李三忠等，2012，2013；舒良樹，2012；李建華等，2014；Suoetal.，2019)，該期伸展以華南內(nèi)陸一系列NE向斷陷盆地的廣泛發(fā)育、大規(guī)模的巖漿侵位和火山活動(dòng)及多金屬礦化作用為典型特征(姚伯初等，2011；舒良樹，2012；張?jiān)罉虻龋?012；崔建軍等，2013；李建華等，2014)。

新生代以來，太平洋板塊代替古太平洋板塊俯沖于歐亞大陸之下并進(jìn)一步俯沖后撤，強(qiáng)烈的伸展裂陷作用向東遷移至中國東部海域，形成了以東海陸架盆地為代表的走滑拉分盆地群(李三忠等，2013)。而此時(shí)華南內(nèi)陸大面積中生界地層被抬升剝露至地表，其中，上白堊統(tǒng)的強(qiáng)烈褶皺變形和剝蝕指示該地區(qū)新生代期間至少有千米量級的上覆蓋層被剝露去頂，反映這一地區(qū)存在相當(dāng)幅度的山脈隆升(李庶波和王岳軍，2016；Suoetal.，2019)。但就其隆升時(shí)間存在爭議，如：(1)Wangetal.(2015)通過對浙江陳蔡地區(qū)石英閃長巖磷灰石裂變徑跡(AFT)的熱歷史模擬，指出陳蔡地區(qū)于66±4 Ma至41±3Ma期間經(jīng)歷了一次隆升冷卻事件。(2)Yanetal.(2009)和閆義等(2016)對華南沿海主要花崗巖巖體進(jìn)行了裂變徑跡及(U-Th)/He年代學(xué)測試分析，發(fā)現(xiàn)沿海地區(qū)年齡較大，分別為60.9±3.6Ma(AFT)和47.5±1.9Ma [(U-Th)/He]；向內(nèi)陸年齡逐漸變小，分別為37.3±2.3Ma(AFT)和15.3±0.5Ma [(U-Th)/He]。(3)李庶波和王岳軍(2016)對華南東部不同時(shí)代花崗質(zhì)巖石鋯石、磷灰石裂變徑跡資料對比，認(rèn)為中生代以來華南東部不同地區(qū)抬升冷卻有明顯差異性：海南花崗巖磷灰石裂變徑跡年齡主要集中在30Ma(Shietal.，2011)，云開大山磷灰石裂變徑跡年齡峰值在60～50Ma(李小明等，2005)，南嶺花崗巖磷灰石裂變徑跡年齡主要集中在60～40Ma，而其余內(nèi)陸地區(qū)多變化于75～50Ma(Shenetal.，2012)。(4)孫東霞等(2019)通過對福建龍海-漳浦地區(qū)的玄武巖年代學(xué)研究顯示，福建東南沿海地區(qū)在中新世中晚期存在一期14.8～10.1Ma的玄武巖噴發(fā)事件。就這些隆升冷卻事件的機(jī)制多籠統(tǒng)地歸結(jié)于太平洋板塊俯沖與印度-歐亞板塊碰撞的影響(閆義等，2016；李庶波等，2018)，但未達(dá)成共識(shí)。此外，位于海域的東海陸架盆地在新生代期間也經(jīng)歷了多次構(gòu)造應(yīng)力場的反轉(zhuǎn)(伸展應(yīng)力轉(zhuǎn)換為擠壓應(yīng)力)，形成了一系列反轉(zhuǎn)構(gòu)造(周祖翼等，2002；張國華和張建培，2015；索艷慧等，2017)，該構(gòu)造反轉(zhuǎn)與華南陸緣隆升的發(fā)生時(shí)間和觸發(fā)機(jī)制是否一致也待研究。

磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)分析能夠有效約束近地表隆升的時(shí)間、過程及時(shí)空變化等方面，其基本原理是對磷灰石顆粒裂變徑跡年齡進(jìn)行研究，確定冷卻速率，恢復(fù)盆地的熱演化過程，進(jìn)而反映隆升剝露歷史(Hendrixetal.，1994；任戰(zhàn)利，1995)。通過統(tǒng)計(jì)礦物(如磷灰石、鋯石等)中238U自發(fā)裂變產(chǎn)生的徑跡個(gè)數(shù)及長度來測定巖石熱年齡(Liuetal.，2013；許立青等，2016)，是一種能夠反映地殼表層構(gòu)造演化過程的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法。前人研究表明(Greenetal.，1986；Laslettetal.，1987)，初始裂變徑跡長度一般為16.3±0.9μm左右(Gleadowetal.，1986)，60℃以下裂變徑跡基本可以長期保留；隨著溫度升高裂變徑跡長度將縮短，至110℃時(shí)完全消失，這種現(xiàn)象被稱為裂變徑跡的退火(Wagner and Van den Haute，1992)，退火區(qū)間一般在60～110℃之間，這個(gè)溫度范圍也被稱為磷灰石裂變徑跡的部分退火帶(APAZ)(Laslettetal.，1987)。目前，這一研究手段被廣泛應(yīng)用于鄂爾多斯、天山、龍門山等地區(qū)中新生代的構(gòu)造-熱演化史研究(任戰(zhàn)利，1995；丁超等，2011；唐哲民等，2011；呂紅華等，2013)。

本文在華南東部浙江省的金華金東區(qū)-臺(tái)州天臺(tái)縣一帶自西向東采集了13塊巖石樣品，分析其磷灰石裂變徑跡年齡，探討其熱演化歷史；利用鉆井及地震剖面等資料，厘定東海陸架盆地的反轉(zhuǎn)時(shí)間，量化構(gòu)造反轉(zhuǎn)所導(dǎo)致的地層剝蝕量；最后，將二者結(jié)果進(jìn)行對比分析，研究新生代期間華南陸緣的隆升與東海陸架盆地的構(gòu)造反轉(zhuǎn)是否為相同時(shí)間、是否具有統(tǒng)一的成因機(jī)制。

圖1 華南陸緣構(gòu)造圖和采樣點(diǎn)位置斷裂名稱：Ⅰ-江山-紹興-萍鄉(xiāng)斷裂；Ⅱ-政和-大埔斷裂；Ⅲ-長樂-南澳斷裂；Ⅳ-海礁-東引斷裂；Ⅴ-西湖-基隆斷裂；Ⅵ-沖繩海槽斷裂.構(gòu)造單元：西部坳陷帶，包括①長江坳陷、②臺(tái)北坳陷和③彭佳嶼坳陷；中央隆起帶，包括④虎皮礁隆起、⑤海礁隆起、⑥漁山隆起和⑦福州隆起；東部坳陷帶，包括⑧福江凹陷、⑨西湖凹陷和⑩釣北凹陷Fig.1 Structural map of eastern continental margin of South China and sampling locationsFault 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

圖2 浙江境內(nèi)橫跨白堊紀(jì)盆地地質(zhì)剖面圖(據(jù)Suo et al.，2019修改)剖面位置見圖1.地層：Ptz-中元古界;K1g-下白堊統(tǒng)館頭組;K1c-下白堊統(tǒng)朝川組;K1f-下白堊統(tǒng)方巖組;K1k-下白堊統(tǒng)殼山組;K1x-下白堊統(tǒng)小平田組;K2t-上白堊統(tǒng)塘上組;K2l-上白堊統(tǒng)兩頭溪組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.

1 地質(zhì)背景

華南板塊位于古亞洲洋、太平洋和特提斯洋三大構(gòu)造域的交接地區(qū)，主要由揚(yáng)子地塊和華夏地塊沿江山-紹興斷裂帶拼合而成(張?jiān)罉虻龋?012)(圖1)。其中生代期間經(jīng)歷了從特提斯構(gòu)造域向?yàn)I太平洋構(gòu)造域的動(dòng)力體制轉(zhuǎn)換，由此形成了復(fù)雜的陸緣盆嶺構(gòu)造和火成巖省(舒良樹和周新民，2002)。具體來說，該地區(qū)自中生代以來經(jīng)歷了以下4個(gè)階段的構(gòu)造演化：(1)晚三疊世-早侏羅世，古太平洋板塊開始俯沖于歐亞板塊之下，形成了一條以陸緣巖漿弧為特征的安第斯型活動(dòng)陸緣(李三忠等，2012；崔建軍等，2013；Xuetal.，

表1東海陸架盆地地層簡表

Table 1 Simple stratigraphic table of the East China Sea Shelf Basin

表2 浙江省采集巖石樣品信息

2017；Li and Li，2007；Suoetal.，2019)。(2)早白堊世中晚期(136～118Ma)，隨著古太平洋板塊的俯沖后撤，華南內(nèi)陸弧后伸展、陸緣巖漿弧垮塌、造山作用相繼結(jié)束，其古構(gòu)造應(yīng)力場由E-W向擠壓轉(zhuǎn)變?yōu)镹W-SE向伸展，區(qū)內(nèi)形成一系列伸展斷陷盆地，并誘發(fā)了大規(guī)模的巖漿侵位和火山活動(dòng)(李建華等，2014)。此后，在經(jīng)歷了短暫的巖漿活動(dòng)寧靜期(117～108Ma)之后，華南地區(qū)發(fā)生了第二次大規(guī)模的地殼伸展，形成一系列白堊紀(jì)伸展斷陷盆地。(3)新生代初期(～60Ma)，華南東部區(qū)域經(jīng)歷了由伸展向擠壓的構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換，其主要?jiǎng)恿W(xué)背景為印度-歐亞板塊匯聚碰撞以及太平洋板塊代替古太平洋板塊的俯沖啟動(dòng)(張族坤等，2019)。這次構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換導(dǎo)致華南至少有千米量級的上覆蓋層被剝露去頂，形成福建和浙江四明山等古夷平面遺跡(許銳，2017)。隨后，太平洋板塊俯沖聯(lián)合印度-歐亞板塊碰撞作用的向東逃逸，導(dǎo)致華南陸緣強(qiáng)烈的伸展裂陷作用向東遷移至東部海域，形成了以東海陸架盆地為代表的右行右階走滑拉分盆地群(李三忠等，2013；索艷慧等，2017)。該盆地群在古新世-中始新世期間經(jīng)歷了全區(qū)均一的斷陷作用。(4)從晚始新世開始，由于“雙板塊”(歐亞和太平洋板塊)向“多板塊”(印度、歐亞、太平洋和菲律賓海板塊)動(dòng)力體制的轉(zhuǎn)換，該盆地群進(jìn)入構(gòu)造的差異性演化階段。其中，東海陸架盆地進(jìn)入了長期的弧后伸展階段，直到上新世開始進(jìn)入?yún)^(qū)域性的沉降過程(任建業(yè)，2018)。

研究區(qū)為華南陸緣的浙江地區(qū)和東海陸架盆地。浙江省中生代地層占陸地面積55%(包超民，1994)，其余地區(qū)多為第四系覆蓋。受江山-紹興-萍鄉(xiāng)、政和-大埔、長樂-南澳一系列NE向深大斷裂控制，浙江地區(qū)發(fā)育眾多NE向中小型白堊紀(jì)盆地，白堊紀(jì)地層強(qiáng)烈褶皺變形和被削頂，并廣泛出露于地表(圖1、圖2)。東海陸架盆地是一個(gè)在華夏地塊基底之上發(fā)展起來的中、新生代復(fù)合盆地，東鄰釣魚島隆褶帶、西靠浙閩隆起區(qū)，自西向東劃分為西部坳陷帶、中央隆起帶和東部坳陷帶三個(gè)單位(圖1)。盆地新生代地層發(fā)育齊全，總體經(jīng)歷了古新世-始新世斷陷、漸新世-中新世拗陷-反轉(zhuǎn)和上新世以來的沉降期三大構(gòu)造演化階段(Cukuretal.，2011；李三忠等，2013)，其間出現(xiàn)多次構(gòu)造反轉(zhuǎn)(Wangetal.，2017)(表1)。根據(jù)斷裂所切割的層位和沉積厚度分析，東海陸架盆地西部坳陷帶古新世期間斷裂活動(dòng)最為強(qiáng)烈、以較厚的古新統(tǒng)為沉積主體，普遍缺失始新統(tǒng)上段、漸新統(tǒng)和中新統(tǒng)；東部坳陷主控?cái)嗔鸦顒?dòng)時(shí)期為始-漸新世，以巨厚的始-漸新統(tǒng)地層占主導(dǎo)，盆地表現(xiàn)出新生代構(gòu)造演化階段和沉積中心的向東遷移性(索艷慧等，2012；張紹亮等，2014；張國華和張建培，2015)。

圖3 浙江地區(qū)樣品單顆粒徑跡平均長度(柱狀圖)及模擬徑跡長度(曲線圖)Fig.3 The average fission-track lengths of single particle (bar graphs) and simulated fission-track lengths (curve graphs) in Zhejiang Province

表3 磷灰石裂變徑跡實(shí)驗(yàn)結(jié)果

圖4 所有樣品AFT年齡分布柱狀圖Fig.4 Histograms of all samples’ AFT age distribution

2 浙江地區(qū)新生代隆升歷史：磷灰石裂變徑跡及古夷平面證據(jù)

2.1 樣品采集與實(shí)驗(yàn)

本次研究在浙江省金華-臺(tái)州一帶，沿垂直NE向構(gòu)造線方向自西向東采集了13塊樣品，采樣時(shí)盡量考慮使樣品分布于不同海拔高程，以期使其覆蓋浙江省全部高程范圍，特別是在接近盆地中心(最低高程點(diǎn)樣品)和山頂(最高高程點(diǎn)樣品)的部位進(jìn)行較為密集的取樣。樣品巖性以白堊紀(jì)晚期砂巖、凝灰?guī)r為主(表2)，每個(gè)樣品保證足夠的份量以獲取足夠的磷灰石顆粒。磷灰石的挑選工作由河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)研究所實(shí)驗(yàn)室完成，所挑選的磷灰石的裂變徑跡測試工作由中國地質(zhì)大學(xué)(北京)袁萬明團(tuán)隊(duì)完成。本次裂變徑跡定年采用外探測器法，具體操作過程如下：首先將挑選出的磷灰石樣品打磨制成薄片，并利用5.5%HNO3溶液蝕刻，獲得磷灰石自發(fā)徑跡數(shù)據(jù)；其次完成樣品輻照，使235U經(jīng)誘發(fā)裂變，并利用40%HF溶液蝕刻，獲得磷灰石誘發(fā)徑跡數(shù)據(jù)。本次磷灰石樣品定年采用Zeta(ζ)常數(shù)校準(zhǔn)法(Hurford，1990)進(jìn)行測定，樣品標(biāo)準(zhǔn)樣所標(biāo)定的Zeta常數(shù)為410±17.6，詳細(xì)的測試結(jié)果見表3。

圖5 七個(gè)樣品的磷灰石裂變徑跡年齡熱歷史演化模擬圖Fig.5 Simulation graphs of uplift processes from AFT ages of 7 samples

實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示，所有樣品的磷灰石裂變徑跡年齡范圍在19～38Ma之間(表3)，遠(yuǎn)小于其相應(yīng)的巖石地層年齡和前寒武紀(jì)結(jié)晶基底熱事件年齡(表2)，表明所記錄的年齡是巖石在構(gòu)造熱事件中通過部分退火帶的年齡(Greenetal.，1989)。每個(gè)樣品的測試點(diǎn)數(shù)量均大于20顆，且泊松分布檢驗(yàn)概率P(χ2)均大于5%，說明同一樣品的測試結(jié)果來源于同一組分、樣品年齡屬于同組年齡，且樣品發(fā)生了完全退火，可以較好的反映冷卻歷史(Galbraith，1981)。樣品徑跡長度范圍為12.6～13.4μm，長度標(biāo)準(zhǔn)偏差范圍為1.6～2.1μm，平均徑跡長度分布表現(xiàn)為單峰型(圖3)，長度總體較長，且本次實(shí)驗(yàn)的池年齡和中值年齡(表3)結(jié)果一致，推測樣品新生代未受其它熱擾動(dòng)的影響，剝露-隆升作用明顯；樣品的抬升-冷卻較為迅速，其年齡可以指示巖石隨山體抬升的熱隆升過程。此外，樣品的磷灰石裂變徑跡測年結(jié)果和樣品與政和-大埔等深大斷裂的距離未發(fā)現(xiàn)明顯相關(guān)關(guān)系，該地區(qū)的隆升作用與前期斷裂活動(dòng)之間的關(guān)系較小。根據(jù)所有樣品的磷灰石裂變徑跡測試年齡統(tǒng)計(jì)，可以發(fā)現(xiàn)兩個(gè)較為明顯的峰值年齡區(qū)間：28～25Ma和38～31Ma(圖4)，這說明浙江地區(qū)新生代期間可能至少有兩期明顯的快速隆升事件。

2.2 熱歷史反演

對于浙江地區(qū)的新生代熱歷史，本文利用Hefty軟件對測試數(shù)據(jù)進(jìn)行熱歷史演化分析，模擬結(jié)果為一個(gè)相對精確的時(shí)間-溫度相關(guān)變化范圍圖。其中進(jìn)行磷灰石熱史反演的良好擬合曲線(擬合度大于50%)不低于500條，采用K-S檢驗(yàn)對徑跡長度擬合和年齡數(shù)據(jù)擬合程度進(jìn)行驗(yàn)證，共獲得ZJ8等7個(gè)擬合結(jié)果良好的數(shù)據(jù)模型(圖5)，其余六個(gè)樣品由于擬合度低于50%暫不作考慮。

假設(shè)浙江地區(qū)的地表溫度為20℃，新生代平均古地溫梯度為25℃/km(王良書等，1995；王華玉等，2013)。其中，樣品ZJ8的熱歷史模擬結(jié)果(圖5a)顯示，該采樣點(diǎn)的白堊統(tǒng)砂巖樣品分別在34.5～28.5Ma、24.5～18Ma期間經(jīng)歷了兩期快速冷卻事件，之后緩慢隆升至地表，進(jìn)一步計(jì)算表明，其兩期快速冷卻過程剝蝕量約1100m、1020m，剝蝕速率約0.183mm/yr、0.157mm/yr。樣品ZJ9的擬合結(jié)果(圖5b)顯示，該采樣點(diǎn)的下白堊統(tǒng)熔結(jié)凝灰?guī)r在古近紀(jì)晚期存在明顯的快速冷卻階段，其起始時(shí)間雖不能確定，但結(jié)束于27Ma(83℃)，該階段剝蝕速率約0.270mm/yr；之后以較慢速度隆升；5Ma(51.5℃)時(shí)再次開始快速隆升，反演的剝蝕量為1260m，剝蝕速率約為0.252mm/yr。樣品ZJ10的擬合曲線形態(tài)(圖5c)表明，該采樣點(diǎn)的上白堊統(tǒng)礫巖快速隆升的起始時(shí)間不確定，33.5Ma后隆升速率降低，這期間的剝蝕速率為0.172mm/yr；17.5Ma(61℃)開始，隆升速率較快，剝蝕量為520m，剝蝕速率為0.094mm/yr，直至到達(dá)地表。樣品ZJ11的熱歷史模擬結(jié)果顯示(圖5d)，該采樣點(diǎn)的下白堊統(tǒng)熔結(jié)凝灰?guī)r在21Ma時(shí)發(fā)生快速冷卻抬升，至11.5Ma后進(jìn)入緩慢隆升階段，直至抬升至地表；其中，快速冷卻階段剝蝕量為1920m，剝蝕速率約為0.202mm/yr。樣品ZJ14的擬合結(jié)果(圖5e)顯示，該點(diǎn)位下白堊統(tǒng)砂巖從27Ma起快速隆升至地表，期間其剝蝕厚度為3080m，剝蝕速率約0.114mm/yr。ZJ18樣品的模擬結(jié)果(圖5f)顯示，該點(diǎn)位上白堊統(tǒng)凝灰?guī)r在37.5Ma發(fā)生快速冷卻，約33.5Ma(80℃)快速冷卻結(jié)束，之后緩慢隆升，16Ma時(shí)巖體再次快速隆升直至出露地表；其兩次快速冷卻過程的剝蝕量分別為1080m、1880m，相應(yīng)的剝蝕速率約為0.270mm/yr、0.118mm/yr。ZJ28樣品的熱歷史模擬結(jié)果(圖5g)顯示，該點(diǎn)位上白堊統(tǒng)凝灰?guī)r在28Ma發(fā)生快速冷卻，約25Ma(83℃)快速冷卻結(jié)束，之后樣品緩慢隆升，5Ma時(shí)巖體再次快速隆升直至地表；其兩次快速冷卻過程的剝蝕量分別為760m、1440m，相應(yīng)的剝蝕速率約為0.253mm/yr、0.288mm/yr(表4)。

綜合分析7個(gè)樣品磷灰石裂變徑跡反演的最佳擬合曲線(圖5h)和擬合度大于50%的梅紅色區(qū)域(圖5a-g)，浙江地區(qū)至少在晚始新世34.5～33.5Ma、中中新世16～11.5Ma和上新世5Ma左右經(jīng)歷了Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三期快速隆升，隆升活動(dòng)可能持續(xù)至今。三期事件的隆升量基本在千米量級，根據(jù)三期的隆升時(shí)間及隆升速率，浙江東部地區(qū)在Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三期隆升量分別為227m、593m和865m，Ⅰ期平均隆升速率最快、Ⅲ期次之(表4)。

2.3 新生代隆升的古夷平面證據(jù)

夷平面是指在地殼長期相對穩(wěn)定的背景下，外力作用對地球表面進(jìn)行削高填低后形成的近似平坦的地貌面(盧炳生等，2013)。一般認(rèn)為，兩次構(gòu)造抬升之間的相對穩(wěn)定階段是夷平作用和古風(fēng)化殼形成時(shí)期；夷平作用結(jié)束之后，進(jìn)入了一個(gè)構(gòu)造不穩(wěn)定期，夷平面和古風(fēng)化殼遭受破壞解體，形成古夷平面遺跡，所以古夷平面遺跡的形成時(shí)代通常代表了構(gòu)造抬升的發(fā)生時(shí)間。古夷平面遺跡是地貌學(xué)的重要基礎(chǔ)理論問題，對地貌演化、構(gòu)造活動(dòng)、高原隆升速率等方面具有重要的研究價(jià)值(崔之久等，1996；李吉均，1999)。浙江東部寧波境內(nèi)的四明山古夷平面于2006年被發(fā)現(xiàn)，并被認(rèn)為是中國東部沿海最寬闊的高海拔夷平面遺跡，是我國東部沿海地區(qū)繼遼東半島巖溶夷平面、福建髙夷平面、粵北地區(qū)夷平面和華北山地甸子梁期夷平面之后的又一發(fā)現(xiàn)(許銳，2017)。經(jīng)過系統(tǒng)的地層疊覆關(guān)系研究、風(fēng)化殼樣品分析和玄武巖測年確認(rèn)，四明山地區(qū)發(fā)育有兩期古夷平面遺跡：第一期夷平面發(fā)育時(shí)間為65.0～32.2Ma，解體和古夷平面遺跡保存時(shí)間為32.2～21.7Ma；第二期夷平面發(fā)育時(shí)間為21.7～10.5Ma，解體和古夷平面遺跡保存時(shí)間為10.5～3.0Ma(Yuetal.，2015；曾罡等，2017)。即四明山所在的浙江東部地區(qū)至少經(jīng)歷了32.2～21.7Ma和10.5～3.0Ma兩期構(gòu)造抬升，這與磷灰石反演結(jié)果大致一致。

表4 快速隆升事件對比

3 東海陸架盆地構(gòu)造反轉(zhuǎn)

反轉(zhuǎn)構(gòu)造是西方石油構(gòu)造地質(zhì)學(xué)界在20世紀(jì)80年代繼伸展構(gòu)造、走滑構(gòu)造之后發(fā)展起來的一個(gè)新的構(gòu)造概念，它是指沉積盆地或造山帶中應(yīng)力場從拉張向擠壓的轉(zhuǎn)換(Buchanan and McClay，1991；陶瑞明，1995)。這種轉(zhuǎn)換導(dǎo)致盆地內(nèi)先存正斷裂逆轉(zhuǎn)形成逆沖斷層或下正上逆的復(fù)合斷層、地層褶皺隆升繼而被風(fēng)化剝蝕等(Turner and Williams，2004)。構(gòu)造反轉(zhuǎn)需要一定動(dòng)力、巖性、環(huán)境和觸發(fā)因素的配合，動(dòng)力學(xué)機(jī)制(如板內(nèi)應(yīng)力場的變更、底辟作用和熱點(diǎn)活動(dòng)等)是其中最重要的因素(楊風(fēng)麗等，2010)。

3.1 反轉(zhuǎn)構(gòu)造的期次

地震剖面揭示，東海陸架盆地西部坳陷帶長江坳陷于古新世末期-始新世初期發(fā)生了構(gòu)造反轉(zhuǎn)，表現(xiàn)為古新統(tǒng)地層發(fā)生強(qiáng)烈褶皺變形并被上覆地層削截、背斜頂部形成部分彎曲張裂區(qū)、隆升幅度約1.2 km、褶皺核部斷層下正上逆(王鋒等，2005)。盆地東部坳陷帶的西湖凹陷是中國東部反轉(zhuǎn)構(gòu)造發(fā)育的典型地區(qū)，自西向東被劃分為西部斜坡帶、中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶和東部斷階帶。前人認(rèn)為西湖凹陷反轉(zhuǎn)構(gòu)造可分為始新世末、漸新世末、中新世末三期(胡望水等，2010)或漸新世末、中新世末兩期(楊風(fēng)麗等，2010)。通過對地震剖面的分析發(fā)現(xiàn)，始新世末期的反轉(zhuǎn)構(gòu)造只發(fā)育在凹陷西部斜坡帶，表現(xiàn)為下正上逆的斷層和弱變形的反轉(zhuǎn)背斜(圖6)。沿中央背斜帶， T12界面以下的始新統(tǒng)、漸新統(tǒng)和下-中中新統(tǒng)地層都卷入了褶皺變形，但褶皺形態(tài)上下一致，只有下-中中新統(tǒng)層被大量削頂；且平衡剖面恢復(fù)發(fā)現(xiàn)，中新世之前的構(gòu)造擠壓反轉(zhuǎn)相當(dāng)微弱、與中新世晚期反轉(zhuǎn)擠壓不可相提并論(圖6)。由此，本文認(rèn)為西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶主要是由最后一期擠壓而成(郭真，2015)，從而形成區(qū)域性的T12不整合界面。故西湖凹陷存在始新世末(～32Ma)和中新世晚期兩期(～10Ma)構(gòu)造反轉(zhuǎn)。

圖6 西湖凹陷典型剖面及其演化特征剖面位置見圖1；地層代號和地震代號見表1Fig.6 Evolution of the typical profile across the Xihu SagThe profile position is shown in Fig.1, and the strata and seismic codes are shown in Table 1

圖7 構(gòu)造剝蝕量恢復(fù)計(jì)算方法示意圖Fig.7 Schematic diagram of calculation methods of recovering tectonic denudation thickness

3.2 構(gòu)造反轉(zhuǎn)所導(dǎo)致的地層剝蝕量

對反轉(zhuǎn)構(gòu)造的反轉(zhuǎn)強(qiáng)度有反轉(zhuǎn)逆斷距、反轉(zhuǎn)褶皺波幅、盆地縮短率和地層剝蝕量等多種定量表征方法(郭真等，2015)。為了能和浙江地區(qū)磷灰石裂變徑跡所揭示的地層隆升或剝蝕量相對比，有必要對東海陸架盆地內(nèi)反轉(zhuǎn)構(gòu)造所導(dǎo)致的地層剝蝕量進(jìn)行計(jì)算。目前有近二十種恢復(fù)地層剝蝕厚度的計(jì)算方法，較常用的方法可歸納為以下六類:(1)以Wyllie公式為模型計(jì)算的方法(如聲波時(shí)差法、孔隙度法等)(Magara，1976；Heasler and Kharitonova，1996；劉景彥等，2000；牟中海等，2000；吳智平等，2001；何將啟等，2002)；(2)地層對比的方法(如地層對比法、地震地層法、地層趨勢面外推法等)(李偉，1996；韓用兵等，2004)；(3)與古溫有關(guān)的方法(如鏡質(zhì)體反射率法、磷灰石裂變徑跡法、古地溫梯度法、包裹體測溫法等)(何生和王青玲，1989；李偉，1996；胡圣標(biāo)等，1999)；(4)沉積速率法(如沉積速率法、波動(dòng)分析法等)(劉國臣等，1995；李偉，1996；王毅和金之鈞，1999；張一偉等，2000)；(5)宇宙成因核素分析法等(李儲(chǔ)華等，2004)。恢復(fù)地層剝蝕厚度的方法雖然很多，但每種方法都有一定的應(yīng)用條件。例如與古溫標(biāo)相關(guān)的恢復(fù)方法容易受到火成巖噴發(fā)、逆掩斷裂摩擦生熱等構(gòu)造-熱事件的影響，使地層中的最終古地溫記錄與埋深的正相關(guān)性被破壞(何將啟，2004)。聲波時(shí)差法本質(zhì)是根據(jù)孔隙度進(jìn)行計(jì)算，當(dāng)構(gòu)造活動(dòng)帶附近地層中有大量微裂隙時(shí)，所測得的聲波時(shí)差值偏大。李儲(chǔ)華等(2004)認(rèn)為宇宙成因核素分析法的應(yīng)用范圍只能限定在剝蝕面的剝蝕速率不大且年代較近的地質(zhì)體。所以為了更準(zhǔn)確地恢復(fù)地層的剝蝕厚度，提高剝蝕量計(jì)算的可靠度，需要根據(jù)相應(yīng)的地質(zhì)條件使用適合的方法或多種方法進(jìn)行綜合計(jì)算。

本文具備西湖凹陷豐富的二維和三維地震資料基礎(chǔ)，故主要采用了地震剖面顯示的地層結(jié)構(gòu)外延計(jì)算剝蝕厚度，并結(jié)合前人的研究成果加以校驗(yàn)，以期達(dá)到較為準(zhǔn)確的半定量剝蝕量估算。西湖凹陷分別在平湖組沉積末期(T30)和玉泉組沉積末期(T12)經(jīng)歷兩次反轉(zhuǎn)，廣泛發(fā)育背斜隆起并形成了兩次大的區(qū)域角度不整合，由于這兩個(gè)角度不整合界面在地震剖面上呈現(xiàn)出較為清晰的中-強(qiáng)反射特征，界面清晰、同相軸連續(xù)，這種方法較為直接和可靠。假設(shè)沉積速率不發(fā)生突變，則可根據(jù)當(dāng)前的殘留厚度恢復(fù)沉積層原始厚度。在剖面上的計(jì)算，分為三種不同的情況(圖7)：A表示截頂型，褶曲的頂部被剝蝕并且兩側(cè)地層界面仍被保留，則可依兩側(cè)地層的變化趨勢推測被剝蝕層的形狀。假定原始地層界面形狀是光滑的情況下，可選用性質(zhì)較好的Bessel曲線進(jìn)行擬合，估算被剝蝕部分的形狀。B表示缺頂型，剖面的邊部地層被剝蝕，僅在一側(cè)有殘留層面。在這種情況下，假定地層厚度的變化是均勻的，可根據(jù)殘留地層的厚度變化率推算原始厚度，從而按照地層的底界來確定原始頂界的形狀，并估算剝蝕厚度。C表示殘留型，被剝蝕的地層只殘留了一部分，其頂面被剝蝕。假定該地層的厚度變化率與下層的變化率一致，由此可以推算地層厚度，但原始厚度必然大于或等于殘留厚度(何將啟，2004)。通過以上方法建立構(gòu)造趨勢法模型，計(jì)算得出原始地層厚度減去殘留厚度，即可得到地層的剝蝕厚度。據(jù)此方法，本文計(jì)算了T30、T12兩個(gè)不整合界面的剝蝕厚度圖(圖8)；對于古新世末期的隆升幅度則采用王鋒等(2005)的結(jié)果，大約1.2km。

圖8 西湖凹陷不同時(shí)期的剝蝕量Fig.8 Denudation amounts of different periods in the Xihu Sag

(1)T30界面的剝蝕作用主要發(fā)生在西湖凹陷北端。在西部斜坡帶南部剝蝕量較小，一般在200～400m之間，向北增大，最大可達(dá)800～1300m；東緣和中央構(gòu)造帶也有少量剝蝕，最大可達(dá)400m。T30不整合界面是玉泉運(yùn)動(dòng)的產(chǎn)物，剝蝕量分布表明這一期的構(gòu)造反轉(zhuǎn)主要發(fā)生在西部斜坡帶，自北向南反轉(zhuǎn)強(qiáng)度減小(圖8a)。

(2)T12界面的剝蝕主要分布在中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶。強(qiáng)烈的構(gòu)造反轉(zhuǎn)形成中央背斜，背斜頂部遭受嚴(yán)重剝蝕，最大剝蝕量達(dá)2000m，且北部的剝蝕量明顯地大于南部。T12不整合面是龍井運(yùn)動(dòng)的結(jié)果，北部剝蝕厚度為600～2000m，南部一般小于500m(圖8b)。

總體上，東海陸架盆地經(jīng)歷了三期反轉(zhuǎn)事件：西部坳陷帶的構(gòu)造反轉(zhuǎn)發(fā)生于古新世末-始新世初(～56.5Ma)，此次反轉(zhuǎn)導(dǎo)致位于其北部的長江坳陷隆升約1200m(王鋒等，2005)。東部坳陷帶的西湖凹陷經(jīng)歷了始新世末(～32Ma)和中新世晚期(～10Ma)兩次反轉(zhuǎn)，始新世末期的構(gòu)造反轉(zhuǎn)只波及西部斜坡帶、導(dǎo)致最大可達(dá)1300m的地層剝蝕量；中新世晚期的構(gòu)造反轉(zhuǎn)導(dǎo)致中央背斜帶的形成和最大達(dá)2000m的地層剝蝕量。盆地內(nèi)構(gòu)造反轉(zhuǎn)發(fā)生的時(shí)間西早東晚、反轉(zhuǎn)強(qiáng)度西弱東強(qiáng)。

4 華南東部陸緣新生代隆升機(jī)制

東海陸架盆地與華南沿海地區(qū)處于華夏地塊同一古老基底，中生代具有大致相同的三個(gè)演化階段，但在時(shí)間上海域的演化滯后于陸域(郭真，2015)。本文認(rèn)為其在新生代同樣可以進(jìn)行對比研究：浙江境內(nèi)的磷灰石裂變徑跡反演結(jié)果揭示了晚始新世(34.5～33.5Ma)、中中新世(16～11.5Ma)、上新世以來(5～0Ma)三期快速隆升事件，其隆升量分別為227m、593m和865m；地震剖面揭示東海陸架盆地經(jīng)歷了古新世末-始新世初(～56Ma)、始新世末-漸新世初(～32Ma)和晚中新世(～10Ma)三期構(gòu)造反轉(zhuǎn)，三期反轉(zhuǎn)導(dǎo)致的地層最大剝蝕量分別可達(dá)1200m、1300m和2000m。在時(shí)間上，除古新世末-始新世初(～56Ma)的構(gòu)造反轉(zhuǎn)外，東海陸架盆地的始新世末-漸新世初(～32Ma)和晚中新世(～10Ma)的構(gòu)造反轉(zhuǎn)時(shí)間與浙江晚始新世(34.5～33.5Ma)和中中新世(16～11.5Ma)的隆升時(shí)間具有可對比性。我們將這兩期事件分別定義為晚始新世和晚中新世擠壓事件、但東海陸架盆地地區(qū)有滯后性，說明這兩期擠壓事件分別具有自西向東的遷移性、同一期的隆升或擠壓和反轉(zhuǎn)為同一動(dòng)力來源且都來自西部；在強(qiáng)度上，東海陸架盆地的反轉(zhuǎn)剝蝕量和浙江境內(nèi)的地層隆升量具有可對比性、但前者更強(qiáng)烈，因此需要其他力學(xué)機(jī)制來解釋。

圖9 華南東部陸緣新生代構(gòu)造演化模式圖(據(jù)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)

新生代期間，中國東部處于印度板塊、歐亞板塊、太平洋板塊和菲律賓海板塊等構(gòu)建的“多板塊體制”之下，印度-歐亞大陸的碰撞、太平洋板塊向西俯沖及其俯沖方向的轉(zhuǎn)變、菲律賓海板塊的楔入等復(fù)雜的板塊運(yùn)動(dòng)過程和多次板塊重組事件導(dǎo)致了中國東部新生代構(gòu)造演化的復(fù)雜性(任建業(yè)，2018)。具體而言，華南東部地區(qū)新生代構(gòu)造演化可以劃分為以下四個(gè)階段：(1)新生代初期(大約60Ma)，太平洋板塊代替古太平洋板塊開始向西俯沖于歐亞大陸之下且板塊運(yùn)動(dòng)速率急劇降低(Mülleretal.，2008)；同時(shí)，中國西南部特提斯洋封閉、印度-歐亞板塊軟碰撞啟動(dòng)，其聯(lián)合效應(yīng)導(dǎo)致中國東部處于右行張扭的構(gòu)造應(yīng)力場作用之下(李三忠等，2012；索艷慧等，2017)(圖9a)。(2)晚始新世開始，印度-歐亞大陸硬碰撞并持續(xù)向北楔入，其遠(yuǎn)程效應(yīng)進(jìn)一步增強(qiáng)了對中國東部的擠壓，導(dǎo)致中國東部由右行張扭構(gòu)造應(yīng)力場轉(zhuǎn)換為右行壓扭構(gòu)造應(yīng)力場(圖9b)，造成了研究區(qū)盆嶺系統(tǒng)不同構(gòu)造響應(yīng)的晚始新世擠壓事件：浙江地區(qū)發(fā)生隆升和剝蝕、東海陸架盆地則發(fā)生構(gòu)造反轉(zhuǎn)；該擠壓應(yīng)力自西向東傳遞，所以浙江的隆升時(shí)間要稍早于其東側(cè)盆地的反轉(zhuǎn)時(shí)間。同時(shí)，印度板塊向北擠入對南海北緣的作用也很明顯、這次隆升過程的表現(xiàn)更為明顯，表現(xiàn)為南嶺花崗巖和云開大山地區(qū)的花崗巖均在～25Ma左右存在一次快速隆升過程(Yanetal.，2009)。(3)中新世開始，澳洲板塊與菲律賓海板塊之間發(fā)生碰撞，菲律賓海板塊被推動(dòng)向北運(yùn)移、順時(shí)針旋轉(zhuǎn)并楔入到太平洋板塊和歐亞板塊之間，中中新世以來，菲律賓海板塊不斷向西俯沖(圖9c)，對東海陸架盆地的構(gòu)造變化有直接影響，致使臺(tái)灣島與呂宋島弧碰撞拼貼，也導(dǎo)致中國東部強(qiáng)烈的擠壓事件(Faureetal.，1991；鄭求根等，2005；Wuetal.，2016)。接近板塊邊緣的東海陸架盆地處于整體擠壓和巖石圈撓曲變形狀態(tài)、構(gòu)造應(yīng)力場轉(zhuǎn)變?yōu)樽笮袎号?，這種擠壓應(yīng)力向陸內(nèi)傳遞且強(qiáng)度變?nèi)?，?dǎo)致盆地內(nèi)的地層剝蝕量大于浙江的地層剝蝕量(索艷慧等，2017)。(4)上新世以來，中國東部海域普遍進(jìn)入穩(wěn)定沉降期(王振峰等，2004)。東海陸架盆地的穩(wěn)定沉降可能是導(dǎo)致浙江地區(qū)表現(xiàn)為5～0Ma期間相對抬升的原因，浙江地區(qū)該期隆升而非真正意義上的構(gòu)造事件。

5 結(jié)論

(1)新生代以來，浙江地區(qū)經(jīng)歷了晚始新世(34.5～33.5Ma)、中中新世(16～11.5Ma)、上新世以來(5～0Ma)三期明顯的快速隆升事件，三期隆升導(dǎo)致的地層剝蝕量分別為227m、593m和865m。

(2)新生代期間，東海陸架盆地經(jīng)歷了古新世末-始新世初(～56Ma)、始新世末-漸新世初(～32Ma)和晚中新世(～10Ma)三期構(gòu)造反轉(zhuǎn)，三期反轉(zhuǎn)導(dǎo)致的地層最大剝蝕量分別可達(dá)1200m、1300m和2000m。

(3)在時(shí)間上，東海陸架盆地的始新世末-漸新世初(～32Ma)和晚中新世(～10Ma)的反轉(zhuǎn)分別滯后于浙江的晚始新世(34.5～33.5Ma)和中中新世(16～11.5Ma)的隆升時(shí)間，說明這兩期擠壓事件分別具有自西向東的遷移性，印度-歐亞板塊碰撞的遠(yuǎn)程擠壓效應(yīng)可能是導(dǎo)致該遷移特征的成因機(jī)制；在強(qiáng)度上，東海陸架盆地的反轉(zhuǎn)剝蝕量和浙江境內(nèi)的地層隆升量具有可對比性、但前者更強(qiáng)烈，中新世晚期菲律賓海板塊向西俯沖導(dǎo)致沖繩海槽弧后伸展產(chǎn)生向西的擠壓力、這種擠壓應(yīng)力向陸內(nèi)傳遞且強(qiáng)度變?nèi)蹩赡苁菍?dǎo)致該特征的原因。

致謝本文采用的東海陸架盆地的地震剖面為中海石油(中國)有限公司上海分公司所提供。感謝兩位匿名審稿人和本刊編輯對本文提出的建設(shè)性修改意見。