冲绳海槽位于东海陆架和琉球岛弧之间, 是张裂于东亚大陆边缘的初生弧后盆地。其形成演化过程受菲律宾海板块俯冲、欧亚大陆边缘向东蠕散以及台湾弧-陆碰撞等多重因素的影响, 十分复杂。前人通过大量调查研究工作, 揭示了冲绳海槽及邻区的构造发育特征(金翔龙等, 1987; Letouzey et al, 1985), 提出了冲绳海槽的形成演化模式(Lee et al, 1980; Kimura, 1985; Sibuet et al, 1987, 1998; Park et al, 1998; Gungor et al, 2012), 探索了海槽形成演化的地球动力学机制(李家彪, 2008; 高金耀等, 2008; 李三忠等, 2013; 孟林等, 2016; 李家彪等, 2017), 但许多问题仍然存在争议。地震地层学研究表明, 海槽南段的形成时代晚于北段和中段(Park et al, 1998; 郭军华, 2004), 这一穿时性演化主要表现为在多条北西向平移断层分隔控制下的分段张裂过程, 但目前对于边界断裂的位置、各分段的形成时代以及张裂作用在不同分段之间的跃迁过程仍然知之甚少。部分学者提出中中新世冲绳海槽中-北段的初始张裂发生于西部的陆架前缘坳陷(Lin et al, 2005; Gungor et al, 2012), 晚中新世向东跃迁至龙王隆起带以东, 但目前对于陆架前缘坳陷和龙王隆起带的构造特征以及张裂活动向东跃迁的方式和机制仍然缺少足够的认识。冲绳海槽西南与台湾碰撞造山带相连, 弧后张裂和弧-陆碰撞这两种截然不同的地球动力学过程在本区发生转换和过渡(Teng, 1990, 1996)。对于冲绳海槽向西的前展过程, 是通过宜兰平原“楔入”台湾造山带(Hou et al, 2009; Lai et al, 2009; Huang et al, 2012), 还是波及了自东海陆架至琉球岛坡的整个海槽宽度(Wang et al, 2000), 仍需要更多的证据才能进一步论证。

东海陆架边缘是东海陆架与冲绳海槽之间的过渡带, 地形上自陆架区向东经陆坡(冲绳海槽西坡)延伸至海槽槽底西部, 构造上跨钓鱼岛隆起带和冲绳海槽两大构造单元。冲绳海槽中-北段的裂陷作用始于中中新世钓鱼岛隆起带东侧的构造薄弱带(Le Pichon et al, 1997), 晚中新世张裂中心向东迁移, 陆架边缘和海槽西部进入整体沉降阶段(Gungor et al, 2012)。陆架边缘南部紧邻台湾碰撞造山带, 其地形和构造发育特征早期受台湾碰撞造山过程的影响, 而后期受冲绳海槽快速张裂过程的改造。因此, 东海陆架边缘的构造和地层发育特征记录了关于冲绳海槽初始张裂过程、弧后张裂与弧陆碰撞的转换和过渡等重要构造地质事件的关键信息。

鉴于此, 本文以多道地震和重磁资料为基础, 结合前人公开的海底地形数据以及相关研究成果, 对东海陆架边缘自北向南不同分段的地形地貌、地层发育、断裂展布、岩浆岩分布以及基底形貌等特征进行了分析和对比。在此基础上, 对冲绳海槽中-北段的初始张裂过程、NW向断裂带的分割控制作用以及钓鱼岛隆起带南部不存在大规模基底隆起的原因等关键科学问题进行了探讨。本项研究为进一步理解冲绳海槽的形成演化、揭示中国东部大陆边缘在晚新生代期间的板块相互作用过程奠定了基础。

1 构造地质背景

东海位于中国大陆和琉球海沟之间, 具有“三隆两盆”的构造格局(图 1)。自西向东分别为浙闽隆起、东海陆架盆地、钓鱼岛隆起带、冲绳海槽和琉球岛弧。东海陆架盆地是一个中-新生代叠合盆地, 新生界最大厚度超过10km, 以陆相冲积和河流-湖泊沉积物为主(赵金海, 2004; 杨文达等, 2010)。晚白垩世裂陷之前, 东海陆架盆地可能是一个弧前盆地(Li et al, 2007, 2012), 充填了自西向东逐渐增厚的晚三叠-早白垩世沉积层(杨长清等, 2012), 这些中生界地层在现今盆地南部残留较厚(李刚等, 2012; 龚建明等, 2012, 2014)。晚白垩世-中新世, 东海陆架盆地经历了两期裂陷作用(晚白垩世-早始新世、渐新世-早中新世)和两期挤压抬升(晚始新世-早渐新世玉泉运动、中-晚中新世龙井运动), 在晚中新世之后, 进入裂后沉降阶段, 东海的裂陷中心向东跃迁至冲绳海槽(Lee et al, 2006; 索艳慧等, 2012; 李家彪等, 2017)。

冲绳海槽西以钓鱼岛隆起带为界与东海陆架盆地相隔, 东临琉球岛弧, 北端与日本九州岛中部的别府-岛原地堑相连(Fabbri et al, 2004), 南端与台湾碰撞造山带相接。以鱼山-久米断裂带为界, 冲绳海槽中段和北段以“分散式”张裂为主(Gungor et al, 2012), 存在多个断陷中心, 形成了一系列左行雁列状排列的地堑和半地堑(Letouzey et al, 1985; Fabbri et al, 2004)。南段以“集中式”张裂为主, 形成了明显的中央地堑及两侧对称的正断层(Park et al, 1998)。

钓鱼岛隆起带自日本五岛列岛延伸至台湾东北(Wageman et al, 1970; 李桂群等, 1995; 李学伦等, 1997), 鱼山-久米断裂带以北的中-北段表现为宽阔平坦的基底隆起, 基底平均埋深约2000m, 以元古代变质岩为主, 可能包含古生界和中生界沉积岩、变质岩, 并遭受了中新生代岩浆作用的改造(杨文达等, 2010; Gungor et al, 2012)。鱼山-久米断裂带以南的隆起带南段宽度窄、埋深大, 包含大量岩浆侵入体(Chen et al, 1995; Wang et al, 1999)。紧邻钓鱼岛隆褶带中-北段东侧的冲绳海槽西北部存在窄而深的陆架前缘坳陷, 宽约30km, 基底最大埋深超过10km(Lin et al, 2005), 其东侧被龙王隆起所限。台湾碰撞造山带自东向西可以划分为海岸山脉、大南澳杂岩、中央山脉、西部麓山带和海岸平原, 分别与碰撞拼贴的吕宋岛弧、碰撞前的大陆边缘基底、变质的第三系沉积层序、前陆冲断带和前陆盆地相对应(Hsu et al, 1995; Huang et al, 2000, 2008)。

2 东海陆架边缘的构造特征

本次所使用的多道地震剖面(图 2)主要来源于中石化上海海洋石油局第一海洋地质调查大队在1984—2001年间采集的多道地震数据, 详细的采集参数见尚鲁宁(2014)。重磁数据(图 3)来源于“中国东部海区及邻域地质地球物理地球化学系列图”(张洪涛等, 2010)重磁数据库, 由中国地质调查局青岛海洋地质研究所收集和整理。通过对上述地球物理资料的重新解释, 进一步阐明了东海陆架边缘的构造特征。

大致以鱼山-久米断裂带为界, 冲绳海槽中-北段及邻区构造特征与海槽南段存在显著不同, 体现了二者构造演化过程的差异。地震剖面显示, 钓鱼岛隆起带中-北部表现为宽阔的基底隆起, 上覆上新统和第四系沉积层(Gungor et al, 2012; 尚鲁宁, 2014)。基底表面总体较为平坦, 略微向西倾斜, 最高点位于27°N, 126°E附近(尚鲁宁, 2014), 与正高空间重力异常极大值对应(图 3)。上新统和第四系沉积层内部呈现平行-亚平行连续反射或透明反射结构, 披覆于基底之上。钓鱼岛隆起带东侧, 基底向冲绳海槽急剧下降。陆架边缘、陆坡和槽底西部堆积了巨厚的沉积物。冲绳海槽西南部北侧的陆架边缘之下沉积层厚度大, 基底隆起不明显, 但发育大量岩浆岩侵入体。冲绳海槽西侧陆坡区的海底地形、地层展布和构造发育等特征沿海槽走向方向存在显著变化, 自北向南大致可以分为5种类型:

(1) S1型陆坡主要分布于29.5°N以北(图 2), 由于断块隆脊的存在(范奉鑫等, 2000), 陆坡形态较为复杂(图 4)。地震剖面显示, 断块隆脊两侧被倾向相反的铲式正断层所限, 其形成主要受断块差异性升降的控制。断块隆脊西侧的小盆地具有半地堑结构, 充填了较厚的上新统-第四系沉积层, 声波基底不明显, 可能存在中新统地层。断块隆脊之上覆盖有较厚的第四系地层, 可以与两侧地层进行对比, 表明第四纪期间断块的抬升速率较低。断块底部和两侧发育大量岩浆岩侵入体, 岩浆上涌可能促进了后期断块的抬升。

(2) S2型陆坡坡度较缓, 主要分布于冲绳海槽中段的28°—29.5°N(图 2)。陆坡具有平滑的地形剖面, 缺少明显的陆架坡(图 5)。陆架边缘和陆坡之下堆积了巨厚的沉积层, 上新统地层最厚处位于上陆坡之下, 而第四系地层最厚处位于中—下陆坡, 表明沉积中心在上新世/更新世边界发生了向东的迁移。上新统-第四系地层内发育倾向海槽的密集高角度正断层, 断层垂向落差较小, 而中新统地层则主要局限于倾向西北的铲式断层控制的半地堑内, 表明本区的伸展断陷活动强度在中新世/上新世边界发生了改变。

(3) S3型陆坡宽度较窄且坡度较陡, 发育明显的陆架坡折(图 6), 主要分布于27°—28°N(图 2)。陆坡地形较为崎岖, 存在多条小型海底峡谷(Wu et al, 2014)。中新统地层局限于声学基底上的半地堑内(图 6)。上新统地层厚度较为稳定, 最厚处位于陆架边缘之下。受冲绳海槽西坡边界断层的影响, 上新统/更新统边界在陆坡区自西向东逐级下降了约1000m, 表明在上新世区域均衡沉降之后, 更新世早期发生了强烈的断陷作用, 这一裂陷活动与Kimura(1985)提出的冲绳海槽第二幕裂陷相对应。槽底西部受上达海底的正断层影响, 发育陡坎地形, 表明本区现今仍存在较强的断裂活动。

(4) S4型陆坡主要分布于26°—27°N(图 2), 陆坡中部发育海脊(图 7)。与S1型陆坡不同, S4型陆坡海脊的形成主要受岩浆上拱的影响, 两侧并未发现规模较大的边界断层。岩浆岩侵入体之上的上新统-第四系沉积层内发育岩浆拱顶作用产生的小型正断层。海脊西侧小凹陷内发育密集的板式正断层, 断距较小, 对沉积层厚度影响不大, 断陷结构不明显。海脊之上的上新统地层厚度较为稳定, 并未发生减薄, 而第四系地层, 尤其是上更新统地层发生了强烈减薄甚至缺失, 表明岩浆侵入和海脊的形成可能发生于晚更新世。

(5) S5型陆坡分布于冲绳海槽西南部(图 2), 上陆坡窄且陡, 下陆坡较宽(图 8)。陆架坡折以南, 声波基底的顶部崎岖不平, 发育掀斜断块和岩浆岩侵入体。基底之上的沉积层受断层、岩浆岩体以及海底峡谷的切割和吞噬, 发生了强烈变形, 海底广泛发育断崖、台地以及海底滑坡。陆坡之下声波基底的埋深小于西侧的东海陆架盆地和东侧的冲绳海槽, 基底最高点位于下陆坡东部。冲绳海槽内的沉积层变形微弱, 自槽底边缘向海槽轴部增厚。

3 讨论 3.1 冲绳海槽中-北段弧后张裂过程与方式

目前普遍认为, 冲绳海槽的张裂作用发生于中—晚中新世以来(Kimura, 1985; Sibuet et al, 1987; Park et al, 1998; 郭军华, 2004; Gungor et al, 2012; 尚鲁宁, 2014)。冲绳海槽张裂之前, 钓鱼岛隆起带、冲绳海槽前中新世基底以及琉球岛弧连为一体, 共同构成镶边于东亚大陆边缘的古隆起(Kizaki, 1986; Park et al, 1998; Gungor et al, 2012; )。在构造属性上, 这一古隆起可能是与太平洋板块和菲律宾海板块依次向欧亚板块之下俯冲形成的古岛弧。Le Pichon等(1997)认为, 钓鱼岛隆起带的东侧在30—15Ma存在一条右旋走滑断裂, 中-北冲绳海槽的初始张裂沿该断裂发生。Lin等(2005)提出冲绳海槽中-北段的初始张裂发生于陆架前缘凹陷, 之后跃迁张裂中心跃迁至龙王隆起带以东, 使得龙王隆起带和陆架前缘凹陷成为东海最年轻的一对残留岛弧和弧后盆地组合。Gungor等(2012)通过地震地层对比, 认为陆架前缘凹陷内声波基底之上最老的地层为中中新世, 而龙王隆起带以东的最老地层为晚中新世, 因此张裂作用的跃迁发生于中/晚中新世边界附近。

我们的地震剖面显示, 冲绳海槽西侧陆坡附近的中新统地层大多局限于声波基底之上受铲式正断层控制的地堑和半地堑内, 而上新统和第四系沉积层内以发育高角度板式正断层为主, 断面较为平直, 断层两盘落差小, 对沉积层厚度的影响不大。这一特征表明, 中新世/上新世边界附近, 冲绳海槽发生了由强烈断陷作用向缓和的裂后沉降作用的转变。然而, 这并不意味着海槽西部构造活动趋于停止, 密集的小型断层、大型边界断层和岩浆岩侵入体的存在, 表明海槽西部陆坡及邻区仍然存在较强的断陷和岩浆作用。从陆架边缘延伸至海槽轴部的地震剖面显示, 上新统和第四系总体上具有披覆形的外部形态, 与下部中新统地层相比, 厚度变化较小, 断层对沉积层结构和厚度的影响较小, 仅海槽轴部和东部受大范围岩浆活动的影响, 发生变形和缺失。因此, 中新世/上新世边界附近, 海槽的张裂方式发生了明显的转变, 但是并没有表现出明显的向东跃迁的特点, 而是张裂活动从局限于海槽西部, 向东扩展到整个海槽宽度上。这与海槽中-北段分散断陷而非集中断陷的张裂方式相吻合。换言之, 海槽在上新世—第四纪期间的绝大部分张量由全海槽宽度上广泛分布的板式正断层协调, 只是不同位置的张裂活动强度和断层发育密度存在差别。

3.2 北西向断裂带对陆架边缘构造特征的影响和控制

东海存在多条NW-NWW向的断裂带(柴利根, 1986; 李乃胜, 1988; 焦荣昌, 1988; 刘光鼎, 1992; Hsu et al, 1996; 尚鲁宁等, 2016)。这些断裂带在重磁异常图上表现为正高重磁异常带或梯度带, 切割并错断了NE-NNE向重磁异常带(图 3)。在地震剖面上与负花状构造伴生(Kong et al, 2000), 每条断裂带由多条次级雁列状走滑断层组成(Shang et al, 2016)。这些断裂带对东海的构造格局、形成演化和构造应力场起到了重要的分隔控制和转换协调作用, 使得东海在原有东西分带构造格局的基础上叠加了南北分块的特点。主要的NW-NWW向断裂带包括吐噶喇断裂带、舟山-国头断裂带、鱼山-久米断裂带和宫古断裂带。

冲绳海槽西侧陆坡不同分段之间在海底地形、地层展布和构造发育特征等方面的显著差异, 与北西向断裂带及其活动性存在密切关系。北西向断裂带一方面构成了不同分段之间的边界, 分隔和协调了两侧不同断块之间的相对运动; 另一方面, 断裂带的存在改变了分段内部的断裂、岩浆活动强度和沉积物供应状态。吐噶喇断裂带是冲绳海槽北段和中段的界线, 同时也分隔了S1和S2两种不同类型的陆坡。29°N附近, 钓鱼岛隆起带存在基底凹陷(龚建明等, 1997; Gungor et al, 2012), 其东侧紧邻陆架前缘坳陷的沉积中心, 基底最大埋深超过8000m(Gungor et al, 2012)。这两处基底凹陷的形成, 均与舟山-国头断裂带的走滑伸展作用有关。本次通过对比分析认为, 宽缓的S2型陆坡的形成, 与中新世-上新世期间大量陆源碎屑沉积物通过钓鱼岛隆起带基底凹陷向冲绳海槽输入导致的补偿性沉积作用有关。鱼山-久米断裂带是冲绳海槽中段和南段的界线, 断裂带以南的S5型陆坡区存在多条规模较大的海底峡谷, 其形成与NW向断裂的右行走滑活动有关。

3.3 钓鱼岛隆起带南段的定义及形成机制

钓鱼岛隆起带中-北段表现为宽阔平坦的基底隆起, 具有较高的空间重力异常和磁异常。在鱼山-久米断裂带以南, 与这一基底隆起相对应的正高空间重力异常逐渐向西变窄并尖灭(图 3a)。地震剖面也显示, 东海陆架边缘南段之下并不存在大规模基底隆起(图 8), 表明钓鱼岛南段与中-北段构造特征存在显著差异。目前对钓鱼岛隆起带南段的位置和构造属性认识, 仍存在争议。Kong等(2000)基于反射地震剖面和空间重力异常的解释结果, 认为钓鱼岛隆起带的南段主要表现为沉积地层的褶皱和隆升, 属于东海陆架盆地内部的构造单元, 形成于中中新世晚期至晚上新世, 但是在第四纪早期发生了塌陷和解体(Kong et al, 2000)。高金耀等(2008)认为冲绳海槽南段北侧存在两条近E-W向的基底隆起, 分别是北东侧的钓鱼岛-赤尾屿隆起带和南东侧的棉花构造带。而台湾北火山带的存在(Chen et al, 1995; Wang et al, 1999), 也容易导致将钓鱼岛隆起带南段归于纯粹的岩浆岩带, 这与钓鱼岛隆起带中北部以变质岩为主的基底隆起在构造属性上存在显著区别。

地震剖面显示(图 8), 冲绳海槽南段S5型陆坡及东海陆架边缘之下的声波基底埋深小于东海陆架盆地和冲绳海槽, 表现为基底隆起。与钓鱼岛隆起带中-北部的基底隆起相比, 本区的声波基底埋藏更深, 基底顶面起伏较大, 包含大量的岩浆岩侵入体。我们认为, 这一基底隆起从根本上分隔了东海陆架盆地和冲绳海槽, 是真正的钓鱼岛隆起带南段。

如果将东海陆架坡折视为冲绳海槽在地形上的西边界, 将钓鱼岛隆起带声波基底的东缘视为冲绳海槽在构造上的西边界, 则这两种边界无论是海槽中-北段还是海槽南段均存在显著的偏差(图 9)。通过南、北地震剖面的对比可见, 中-北段的地形边界位于构造边界以东, 而南段的地形边界位于构造边界以西。在海槽中-北段, 这种差异主要受控于海槽张裂过程与沉积物供给速率的相互关系, 海槽西部和陆坡区的构造环境相对平静, 充足的陆源碎屑沉积物供给引起的陆架坡折向海槽方向迁移。而在南段, 这种差异则体现了台湾碰撞造山和冲绳海槽向西前展两种截然不同的地球动力过程的转换和过渡。

随着菲律宾海板块的NW向运动, 台湾碰撞造山作用逐渐向西南迁移(Teng, 1990; Huang et al, 2000; Huang et al, 2012)。现今的主碰撞造山作用位于台湾中部和南部, 台湾东北部则发生了俯冲极性反转、造山期后伸展塌陷和冲绳海槽的向西前展(Teng, 1996; Huang et al, 2012)。目前对于冲绳海槽向西前展的方式, 主要存在两种观点(图 10):一种观点认为冲绳海槽的西端“楔入”台湾并尖灭于宜兰平原, 主要的证据包括(1)冲绳海槽西南端的海底地形表明海槽主体的宽度向西逐渐变窄, (2)宜兰平原发育与海槽走向平行的张性断层以及与冲绳海槽向西前展有关的天然地震活动, (3)强震活动中的同震水平位移方向以及GPS台站记录的不同地区的水平相对运动方向表明, 宜兰平原及邻区的块体运动方向与冲绳海槽南段的张裂方向接近或一致(Hou et al, 2009; Lai et al, 2009; Huang et al, 2012); 另一种观点认为, 冲绳海槽西南部存在自东海陆架边缘至琉球岛坡的整个宽度上的向西前展(Wang et al, 2000), 受此影响, 在冲绳海槽西南部基隆斜坡-宜兰平原-琉球岛弧圈定的楔形区域之外, 东海陆架边缘西南部发生了显著的沉降.

根据地震剖面资料, 我们有理由认为, 钓鱼岛隆起带南段基底构造和S5型陆坡地貌特征的形成, 主要是受冲绳海槽在全宽度上向西的前展影响。即本区的基底隆起曾经埋藏较浅, 可能与钓鱼岛隆起带中-北段类似, 并且其上支撑了平坦的陆架边缘(图 8)。但是后期冲绳海槽南段张裂作用的波及范围变宽, 导致这一基底隆起发生了解体和塌陷, 陆架坡折后退, 原有的规则陆架边缘发生沉降和变形。同时, 台湾北火山带强烈的岩浆作用以及冲绳海槽南部与海槽走向斜交的中央地堑向陆坡区的延伸和切割(高金耀等, 2008)等因素, 也加速了陆架边缘的沉降和变形, 形成起伏较大的声波基底和崎岖的海底地形。

4 结论

利用海底地形、多道地震和重磁资料, 对东海陆架边缘的构造特征进行了综合分析, 并结合前人研究成果, 对冲绳海槽早期张裂过程、北西向断裂带的分隔控制作用以及钓鱼岛隆起带南北构造差异进行了探讨, 得出了如下结论:

(1) 冲绳海槽西侧陆坡存在明显的分段性, 可以划分为5种不同的类型。不同类型的陆坡在地形地貌、地层展布和构造特征等方面存在显著的差异, 体现了构造演化历程和现今构造活动性的差别。

(2) 冲绳海槽中-北段的初始张裂发生于海槽西部的陆架前缘坳陷, 在晚中新世向东扩展至整个海槽宽度。晚中新世至今, 海槽中-北段以分散式张裂为主, 密集的正断层吸收了海槽绝大部分伸展量。

(3) 北西向断裂带对东海陆架边缘不同分段的构造特征和构造活动具有分隔控制和转换协调作用, 控制了不同类型陆坡的形成和发育。

(4) 钓鱼岛隆起带南段的基底隆起大部分位于陆坡区之下。本区曾经存在埋藏较浅的基底隆起, 并且支撑了相对平坦的陆架边缘, 但后期受冲绳海槽在全宽度上向西前展作用的影响, 发生了破坏和沉降, 形成基底起伏较大、海底崎岖不平的陆坡。