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东亚大陆在中生代经历了一次构造体制的转换，即由古亚洲洋构造系和古特提斯构造系向太平洋构造系转换[1, 2]。东亚大陆东部边缘在这种构造体系转换下，由安第斯型大陆边缘逐渐过渡到现今的沟-弧-盆体系[3]，而位于东亚大陆前缘的东海陆架盆地必定会受到这种大的构造体制转变的强烈影响(图 1)。因此，深入对东海陆架盆地的研究，有助于更好地理解东亚大陆在中生代构造体制的转换过程。
东海陆架盆地油气资源丰富，前人对新生代地层有长期深入的研究[3-5]，提出了较为完善的新生代盆地演化机制[6-12]。但是，沉积盆地表现出的双层结构特征反映了中、新生代盆地构造的差异性[13]，而这种差异是盆地在演化过程中经历不同动力学背景下所产生的。目前，对中生代的成盆过程和动力学机制存在不同的观点[14-18]。但一般认为，东海陆架盆地中生代演化在区域上经历了伸展裂解的成盆过程和大规模的岩浆事件[17, 19-21]。在此时期，从钻井获得的侵入岩种类来看，有基性岩，还有碱性岩类。其岩浆的来源包括壳源、幔源和壳幔混源[5, 22]，这同时也反映了复杂的深部构造过程。一些观点[4]认为中生代以来东海陆架盆地的演化受控于太平洋板块向欧亚板块俯冲的运动方向的变化以及印度板块作用造成的地壳蠕散。张旗等[23]认为中国东部中生代大规模岩浆活动与太平洋板块的向西俯冲无关，而很可能与强烈的地幔柱活动有关。另一些研究[3]认为对东海陆架盆地演化产生影响的是伊泽奈崎板块的俯冲，但洋壳的俯冲是否能产生如此大规模的岩浆事件是一个值得深入讨论的问题。此外，俯冲地幔楔中的地幔流动所造成的浅表盆地响应之间的关系如何同样不清楚。因此，有必要对研究区的中生代构造演化进行深入研究。
关于盆地构造演化的数值模拟, 国际上从20世纪70年代开始, 提出了不同的理论模型。国内关于盆地演化的数值模拟时间则相对较短[10, 24]。近来，一些新的模型和算法开始涌现，Gery[25]通过数值模拟对地幔熔融体的上涌与浅表地层的响应关系进行了初步探讨。Vogt等[26]对活动大陆边缘地壳的生长进行了数值模拟研究。李忠海等[27-33]应用此算法，对大洋俯冲带的地幔变形和地震波各向异性进行了数值模拟方面的研究。该方法可以对一些地学的理论设想和演化模式进行定量、半定量分析，研究盆地演化的本质动力学机制及探讨特定地球动力学过程中重要物理参数的影响。尤其是需要考虑深部地壳结构和较长地质历史演化时，地壳所表现出来的黏弹性、塑性的流变学特性，该方法是一种较好的研究手段。
通过对研究区内的地震剖面进行平衡剖面反演，可以获得中生代时期的盆地结构、岩浆活动和断裂组合样式。因此，本文试图通过结合现有的地质研究成果和岩石物性参数，利用数值模拟在地质流变学研究方面的优势，模拟中生代的构造演化过程。大多数前人的数值模拟研究，关注点在于东海陆架盆地和华南板块大区域上的地球动力学过程，较少将研究焦点集中在特定的小区域上。但是，东海海盆区油气资源丰富，前人在石油地质、沉积学和地质结构方面有长期研究，已有大量工作可作为研究应力场特征、构造运动模式和盆地演化控制因素等的基础。如利用反射地震技术反映区域应力状态和沉积层结构，利用平衡剖面技术恢复中生代早期沉积盆地结构[34]，利用钻井岩心获得的密度反映不同盆地层位的密度值[35]。研究区地球物理参数较易获得，这些都为模型设置提供了很多宝贵的参数。因此，也使得研究区的中生代盆地演化进行精细的数值模拟研究成为可能。
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基于2D有限差分并结合marker-in-cell技术，建立有限元差分数值模型[36]，利用matlab软件进行求解模型计算满足连续性方程、动量守恒及能量守恒方程等，并根据地质条件获得模型随时间演化的动态序列。此种方法构建的数值模型可以研究岩石圈应力-应变及盆地演化中的一些特殊现象，如随时间演化、温度变化过程中脱水、部分熔融等。通过求解给定材料参数和一定边界条件下的基本方程，可以得到不同时间、不同位置及不同深度物质运动和变形的结果。模型将遵循以下三种平衡关系方程：
(1) 遵守不可压缩的连续性方程(物质守恒方程):
$ {div}(\vec v) = 0 $
式中，$\vec{v}$表示模型中质点的运动方向。当为二维模型时，该式可表达为：
$ {\rm{\partial }}{v_x}/{\rm{\partial }}x + {\rm{\partial }}{v_z}/{\rm{\partial }}z = 0 $
(2) 遵守Navier-Stokes方程(动量守恒方程):
$ {\rm{\partial }}\sigma _{ij}^\prime /{\rm{\partial }}{x_j} - {\rm{\partial }}P/{\rm{\partial }}{x_i} + \rho {g_i} = 0 $
式中，i, j分别为模型中x, z中任意一个方向上的索引，σ′ ij表示模型中(i, j)点某一方向上的偏应力，xj和xi分别表示空间方向坐标，P表示模型中某一点压力，ρ表示模型中某一点密度，g表示重力加速度。
(3) 遵守热守恒方程：
$ \rho {C_p}{\rm{D}}T/{\rm{D}}t = - {\rm{\partial }}{q_i}/{\rm{\partial }}{x_i} + {H_r} + {H_s} + {H_a} $
$ \rho {C_p}{\rm{d}}T/{\rm{d}}t = - {\rm{\partial }}{q_i}/{\rm{\partial }}{x_i} + {H_r} + {H_s} + {H_a} $
$ {q_i} = - k(C,P,T){\rm{\partial }}T/{\rm{\partial }}{x_i} $
$ {H_s} = \sigma _{ij}^\prime {\dot \varepsilon _{ij}} $
$ H_{a}=T_{\alpha} \mathrm{d} P / \mathrm{d} t $
式中, Cp表示热容量，T表示质点温度，t表示时间，qi表示为模型x、y、z中任意一个方向上的热通量，k(C, P, T)表示在计算过程中与岩石组成、温度、压力相关的热传导系数，Hr表示辐射热，Hs表示计算过程中的物质剪切生热，$\dot \varepsilon $′ij表示偏应变率，Ha表示绝热增温或降温，α表示岩石的热膨胀系数，dP/ dt表示压力随时间变化的导数。
数值模拟程序可以计算包括地壳和地幔的各部分的物质熔融[28-33, 37]。物质熔融过程分别与侵入岩石类型、密度和流变学参数相关。如果在恒定压力下，假定根据关系式随温度线性增加的熔体体积分数M>0.1时，近似认为部分熔融体积比例与温度存在如下线性关系：
$ \begin{array}{*{20}{l}} {M = 0, T < {T_{{\rm{solutus }}}}, }\\ {M = \frac{{T - {T_{{\rm{selitus }}}}}}{{{T_{{\rm{liqualus }}}} - {T_{{\rm{solidus }}}}}}, {T_{{\rm{solitas }}}} < T < {T_{{\rm{linuidus }}}}}\\ {M = 1, T > {T_{{\rm{linualdas }}}}} \end{array} $
Tsolidus和Tliquidus分别代表特定岩性的固相线温度和液相线温度。
部分熔融岩石的有效密度取决于如下熔融比例：
$ \rho_{\mathrm{eff}}=\rho_{\mathrm{solid}}-M\left(\rho_{\mathrm{solid}}-\rho_{\mathrm{molid}}\right) $
ρsolid和ρmolten分别代表固相岩石和熔融岩石的密度，它们同时也是关于温度和压力的函数，遵循着如下公式：
$ {\rho _{P,T}} = {\rho _0}\left[ {1 - \alpha \left( {T - {T_0}} \right)} \right]$ $\left[ {1 + \beta \left( {P - {P_0}} \right)} \right] $，ρ0代表岩石在P0 =0.1 MPa和T0 =298 K温压条件下的标准密度；α和β分别代表热膨胀系数和可压缩系数。
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为了研究一个特定的地球动力学问题，首先，基于研究区域的动力学过程、背景和地质特征，建立初始数值模型。模型空间宽度为600 km，深度为200 km(图 2)。网格经过不规则网格离散化处理，其分辨率为801×201，同时，设置了共2.5×106个随机分布的marker点。
图 2 东海盆地中生代初始模型
Figure 2. Initial Mesozoic numerical model for the East China Sea Continental Shelf Basin
结合现有地震剖面的地壳结构特征，可以看到华南陆块和东海陆架盆地的地壳结构基本相同，地壳厚度也没有太大差异。莫霍面与上覆地壳结构有良好的镜像关系。东海陆架盆地具有典型的上地壳、中地壳、下地壳的3层地壳结构，厚度为30~27 km，其与东侧的冲绳海槽的地壳结构有很大的差异[38-40]。因此，在模型中，设定上地壳地层平均厚度13km，中地壳平均9 km和下地壳平均12km。对于上地壳的密度参考高德章[35]给出的白垩纪(T50—T60)钻井岩心密度值，设定上地壳的密度为2.70 g/cm3。盆地两侧为高地形，中间为侏罗纪的初始沉积盆地。而对于中下地壳，采用中地壳的密度为2.80 g/cm3，下地壳的密度为2.90 g/cm3作为密度参数。在90~100km处，设置了一个含水地幔物质层。在模型中上地壳的表面，设置了低密度的“黏性空气层”，其平均厚度为10km，用于在表面和模型顶部之间形成自由的地壳表面。黏性空气层和上地壳之间的接触表面模拟地貌变化，该接触面的变化代表了近似的地表侵蚀和沉降。在低地势处的空气层下方(8~13km深度)，设置了低黏度的一个海水层，相应参数见表 1，2和3。
物质 状态 ρ0/kg·m-3 Cp/J·kg-1·K-1 K/W·-1·K-1 Tsolidus/K Tliquidus/K Hr/μW·m-3 α/K-1 β/MPa 黏滞性流变性质 塑性流变性质 Sin(FI0) Sin(FII) 空气 - 1 3.33×106 200 - - 0 0 0 A* 0 0 水 - 1 000 3.33×106 200 - - 0 0 0 A* 0 0 沉积层 固相 2 700 1 000 K1 T1 T3 2.0 3×10-5 1×10-5 B* 0.03 0.03 部分熔融 2 400 上地壳 固相 2 700 1 000 K1 T1 T3 1 3×10-5 1×10-5 B* 0.2 0.2 部分熔融 2 400 中地壳 固相 2 800 1 000 K1 T1 T3 1 3×10-5 1×10-5 C* 0.2 0.1 部分熔融 2 500 下地壳 固相 2 900 1 000 K1 T1 T3 0.5 3×10-5 1×10-5 D* 0.2 0.00 部分熔融 2 600 岩石圈地幔 固相 3 300 1 000 K2 T2 T4 0.022 3×10-5 1×10-5 D* 0.6 0.6 部分熔融 2 700 含水地幔 固相 3 300 1 000 K2 T2 T4 0.022 3×10-5 1×10-5 E* 0.6 0.6 部分熔融 2 700 Table 2. Physical property parameter formula used in 2-D numerical experiments
物性参数标号 物性参数公式 K1 [0.64+807/(TK+ 77)]×exp(0.000 04×P) K2 [0.73+1 293/(TK+ 77)]×exp(0.000 04×P) T1 889+17 900/(P+54)+20 200/(P+54)2, P∠1 200 MPa T2 831+0.06×P, P>1 200 MP 1 394+0.132 899×P-0.000 0051 04×P2 T3 1 262+ 0.09P T4 2 212+0.030 819×(P-10 000) 不同的颜色表示不同的地层。使用不同的颜色区分沉积物，绿色代表上地壳、浅蓝色代表中地壳、深蓝色代表下地壳、紫色代表岩石圈地幔、红色代表熔融物质。每个网格节点均被分配了特定的材料参数和物理参数，初始材料和温度场如图 2所示，各种岩石类型和性质见表 1、表 2和表 3。
根据需要研究的地质问题加载具体的边界条件。模型中的初始温度在不同梯度的地壳和岩石圈地幔中线性地增加。温度场从地表的0℃线性增加到大陆岩石圈基底处的650℃(大约为模型的50 km深度处)，模型底部的温度边界的温度为1 400 ℃。
已有地震剖面揭示，东海陆架盆地中生代沉积盆地特征为向陆倾斜的地堑、半地堑盆地，反映为一种主要受东侧拉伸的构造环境。在中生代期间，主要影响东海陆架盆地的构造事件不是现今太平洋板块的俯冲，而是伊泽奈崎板块早期的俯冲和俯冲带后撤[24]。那么东海陆架盆地南部坳陷中生代主要区域应力场变化的方向为NW—SE向。因此，设定模型剖面方向为NW—SE向，在此方向上，不但便于施加符合地质应力的边界条件，而且，可以清晰地看出断裂发育特征和盆地演化过程。模型的速度边界条件设置为模型东侧边界向东的单侧拉伸。
基于东海陆架盆地南部的多条地震剖面，通过平衡剖面技术，计算出盆地的中生代伸展量。计算结果显示，南段、北段具有不同的拉伸量，中生代盆地水平拉伸率为0.43~0.53[34], 取0.5作为中生代盆地伸长率。为了减少模型边界效应的影响，设置模型宽度为600km，模型对应的伸展量应为300km。模型运算时间对应于早侏罗世，终止于晚白垩纪，演化时限约为100Ma, 推导出模型的拉伸速率为2.5mm/a。不同的温度结构会直接影响模型演化阶段的流变学参数，而一般壳幔边界温度为500~650℃。因此，本文模型分别设置壳幔边界温度为550℃低温温度结构和650℃高温温度结构，并结合有无岩浆房，共设置了三种不同的边界条件。不同模型的边界条件分别为低温模型的拉伸速率为2.5mm/a，无岩浆房；高温模型的拉伸速率为2.5mm/a，无岩浆房；地幔上涌模型的拉伸速率为2.5 mm/a，有岩浆房。
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从模拟结果可以看出，东海陆架盆地南部侏罗纪盆地早期总体表现为断裂活动较少，断层多为向西倾的北东向正断层。在深部结构上，由于拉张速度较快，中下地壳物质先发生张裂，均为正断层性质，且对沉积起控制作用，沉降中心在闽江凹陷(图 3a)。模拟35~55 Ma之间的演化可以看出，白垩纪盆地总体为断陷型盆地，断裂活动较为发育，盆地面积反而较侏罗纪盆地减小，这主要与地幔物质上涌有关。早期主控断层为向西倾的北东向正断层，但随着模型继续演化，在主体盆地西侧出现向海倾的大断层。同时，沉降中心向东迁移到基隆凹陷，并转换为沉积盆地的沉积沉降中心(图 3b)。
图 3 低温模型盆地演化物质场变化
Figure 3. Material field evolution of the low temperature reference model under basin extension
在模拟演化后期(65~95 Ma), 此前发育于基隆凹陷东缘向陆倾的正断层继续生长，最终发展为切穿岩石圈的大断裂(图 3c, 图 3d)。在这种情况下，温度等值线显示，盆地中心下方存在高温区，但在基隆凹陷下部的温度尚未达到岩浆形成所需要的最低温度值。在这种模式下，东海陆架盆地的拉伸导致盆地下部的岩石圈减薄，同时伴随着断陷盆地的形成，但在盆地下部没有发现岩浆活动，而且沉积物的厚度远大于地震剖面所揭示的残存中生界厚度(图 3d)。
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模拟结果显示，侏罗纪盆地早期(0~35 Ma), 东海陆架盆地南部总体为断陷型盆地，盆地沉积受断层控制。盆地主要发育向海倾的正断层，断裂活动较少。在深部结构上，中下地壳物质先发生张裂，且均为正断层性质(图 4a)。在模拟演化的35~55Ma之间，白垩纪盆地总体为断陷型盆地，断裂活动较为发育。而且在盆地演化到55Ma左右，基隆凹陷以东断裂发展为超岩石圈深大断裂，对沉积起控制作用，因而，基隆凹陷沉积厚度最大(图 4b)。在模拟演化后期(55~75Ma), 早期大多数NNE向陆倾的断层，在拉伸过程中，生长断层的角度逐渐减小，而沉积物则逐渐增厚(图 4c)。莫霍面附近可见岩石圈部分破坏(图 4d)。相对于低温模型，在此模型中明显可以看到在高温区，地幔物质的减压熔融并快速上涌。
图 4 高温模型盆地演化物质场变化
Figure 4. Material field evolution of the high temperature reference model under basin extension
东海陆架盆地的岩浆来源复杂，为壳幔混源、壳源，伸展构造环境[5, 22]下壳幔边界温度范围一般在450~650 ℃之间，若岩浆作用的主控因素为伸展构造背景下地幔物质的减压熔融，那么，在高温模型中，可以看出，在活动前期不会出现大规模岩浆活动，经过长时间演化过程后地幔物质上涌才会出现，这与地幔物质的减压熔融所需要的熔融温度和对应的潜热较高有关。而且，在此模型中，由于强烈的地幔物质上涌造成的对盆地的顶托作用，使得在盆地演化的后期，盆地范围存在一定的减小，直到整个东海陆架盆地的地壳发生破坏，这与现今相对完整的东海陆架盆地地壳结构不相符。所以，应当还有其他因素影响了岩浆的形成和盆地结构的演化。
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从盆地演化角度来看，模拟结果(0~35 Ma)可以对应于侏罗纪盆地形成早期。东海陆架盆地南部的瓯江凹陷带、闽江斜坡带和基隆凹陷带应为统一的前弧盆地，尚未出现明显分异。此时，可以看到东海陆架盆地下地壳已经有地幔物质的上涌底侵，但对盆地结构的影响较小，未见大规模的岩浆侵入。这与燕山早期岩浆岩主要分布在西南侧、偏于陆内, 而在海相盆地内较少这一认识较为吻合[37]。盆地结构主要受到伸展环境的影响，使得前中生界基底开始大规模的张裂(图 5a, 图 5b)。
图 5 地幔上涌模型盆地演化物质场变化
Figure 5. Material field evolution of the mantle upwelling reference model under basin extension
随着盆地进一步演化，其构造活动大体对应于渔山运动(燕山运动二幕)。其运动形式以拉张为主，规模上比基隆运动更强、更广，形成瓯江－丽水断陷，因而东海陆架盆地南部盆地开始新一轮的沉降。地震剖面揭示[34]，断层多表现为单断式，沉积盆地为半地堑。沉积盆地的基本构造格架雏形已经形成，伴随着广泛的岩浆活动。正如模拟结果所示，在闽江凹陷继续沉降的同时，由于地幔物质上侵过程中使其上覆物质发生变形，造成自南至北的隆起区，其中，雁荡低凸起和闽江凹陷的斜坡带在此阶段开始形成(图 5c)。同时，岩浆继续向瓯江凹陷和闽江凹陷的下地壳侵入，在岩浆上涌通道的顶部聚集形成了一个蘑菇状的岩浆侵入体。这是由于低密度的岩浆遇到相对冷的下地壳而不断聚集产生的。
在模拟演化后期(55~95Ma)，瓯江凹陷的沉积物来源可能就是来自陆相的沉积物。早侏罗世的瓯江断陷带，在基隆运动后处于拉张环境，不断接受沉积，岩浆作用控制了盆地的沉积过程，也代表了一期的隆起事件。具体表现为闽江凹陷带显著地整体抬升，在剖面上呈现为东厚西薄的斜坡带。岩浆上涌过程中，由于快速侵入到冷且粘度大的刚性下地壳时，减压作用显著，熔融速率迅速提高，进而形成蘑菇状岩浆房(图 5d)。
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平衡剖面技术是构造恢复的一种重要手段，可以把剖面上的变形构造通过几何原则复原，不仅可以获取各构造演化阶段收缩或伸展量的时空变化特征，而且可以获得各构造演化阶段的盆地结构特征。通过将模拟结果与平衡剖面进行对比, 可以更好地判断哪一种条件更加符合区域实际情况。
在地幔上涌模型中, 可以看到东海陆架盆地下地壳位置处已经有地幔物质的上涌(图 6a)，相对应于此阶段的体应变场来看(图 7a)，岩浆活动已经侵入到了闽江凹陷西边界的下地壳，但其对盆地结构的影响较小，平衡剖面中表现为上地壳浅表系统发育被一系列正断层所切割的侏罗纪沉积层(图 6b、图 7b)。在闽江斜坡带继续沉降的同时，由于熔融的地幔物质量少，在其上侵过程中未见明显的上覆沉积层受控于岩浆作用。
图 6 平衡剖面与物质场模拟结果对比
Figure 6. Comparison between balanced cross-sections and simulation results of material field
图 7 平衡剖面与体应变场模拟结果对比
Figure 7. Comparison between balanced cross-sections and simulation results of bulk strain field
在模型演化到35Ma时, 可以看到东海陆架盆地下地壳位置处热的地幔物质的上涌量更大(图 6c)，相对应于此阶段的体应变场来看(图 7c)，岩浆活动区上方已经形成了两条向陆倾的体积应变高值带，其对盆地结构已经产生了影响，平衡剖面中表现为上地壳浅表系统侏罗纪晚期和白垩纪早期的地层发育于老的侏罗纪沉积层之上(图 6d、图 7d)。同时，可见岩浆侵入到侏罗纪早期地层中，这也同样反映了更为强烈的岩浆活动。在闽江斜坡带继续沉降的同时，由于熔融的地幔物质密度比周围地幔小而具有很强的上浮力，在其上侵过程中使上部物质发生变形。
在扩张后期可以看到东海陆架盆地下地壳位置处热的地幔物质的上涌量更大，并向海一侧发展(图 6e)，相对应于此阶段的体应变场来看(图 7e)，岩浆活动区上方已经形成了三条向陆倾的体积应变高值带。由于岩石圈减薄，为盆地的沉积物提供了沉积空间。与此同时，由于压力降低利于地幔物质的上涌和岩浆熔融的发生，所以可以见到沉降中心受到岩浆的侵入。这也就解释了地震剖面所揭示的沉积中心处对应的正是岩石圈减薄程度最大的地方，也正好是地幔物质和岩浆上涌程度最大的地方。此时，岩浆快速向上侵入，这与此阶段的平衡剖面有很好的对应性(图 6f、图 7f)。
通过对比还可发现, 在低温模型和高温模型中, 不同地层界面和断裂特征与平衡剖面恢复的盆地结构特征均没有较好的对应关系。由此可见, 第三种边界条件可能更加符合东海陆架盆地中生代演化的真实情况。
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东亚大陆在中生代经历了一次构造体制的转换，即由安第斯型大陆边缘逐渐过渡到现今的沟-弧-盆体系[18, 23, 38]。东亚陆缘随后从中生代早期到55 Ma期间的俯冲不存在争论，但对中生代早期大面积的伊泽奈崎板块低角度俯冲和后期俯冲后撤对盆地演化的具体影响，还存在不同的认识。
根据对研究区地震剖面[34]的分析发现，中生代多发育向陆倾的控盆断裂，盆地结构为以受生长断层控制的箕状断陷盆地为主，而且沉降中心或沉积厚度由陆向海逐渐迁移或增厚[27]。李三忠等[3]对中国东部160 Ma左右的岩浆岩时空分布分析表明，安第斯型大陆边缘发育大量岩基，如华北的丹东、郭家岭和华南大量该时期的岩体，特别是浙闽沿海安山岩、英安岩、流纹岩、花岗闪长岩的时代为170~130 Ma[20]。从岩浆岩角度分析，空间上是总体平行复原后的古太平洋俯冲带。而且中国东南部中生代岩浆岩年龄由西向东(由陆向海)逐渐变新，岩浆岩年龄范围为120~70 Ma，伴随伸展作用迁移也呈带状迁移的规律变化[21]。这些证据均反映了伊泽奈崎板块北西向俯冲到东亚陆缘并随后逐渐俯冲后撤的过程。本文的二维拉张模型可类比于伊泽奈崎板块俯冲后撤导致的盆地拉张。通过分析低温模型和高温模型的模拟结果可以发现，在模型拉伸量一定的情况下，低温模型不能产生足够的岩浆量，而高温模型造成了东海陆架盆地岩石圈结构的破坏，这与现今东海陆架盆地保留相对完好的三层地壳结构不相符[41, 42]。
研究区S波三维速度结构表明，中国东部海域的岩石层地幔存在明显的横向非均匀性，在东南沿海存在深达软流圈地幔的柱状通道, 并与上部地壳火山活动和岩体侵入位置对应[39, 40]。而且燕山中、晚期岩浆岩分区大致以丽水—莲花山断裂带、八都—三魁断裂带为界，以东地区为沿海岩浆区，较发育超基性岩侵入及同时的大规模基性火山喷发。晚燕山期(130~70 Ma), 东南大陆边缘发育双峰式火山活动和基性岩脉侵入[41], 这很可能代表着与之相对应的洋壳物质或地幔物质熔融形成的基性岩浆侵入活动。这种软流圈或上地幔物质上涌形成的柱状通道或蘑菇云构造，势必会对岩石圈地幔和地壳结构产生影响。正如地幔上涌模型的盆地演化后期(图 6e, 7e)，上地幔物质上涌产生的大规模岩浆作用于闽江凹陷之下，由此导致了闽江凹陷的进一步抬升，形成了东厚西薄的斜坡带，而基隆凹陷进一步沉降，形成新的沉积中心。
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针对岩浆作用的问题，低温模型和高温模型没有解决沉积盆地的演化和岩浆相结合的特征, 也都不能解释大规模岩浆事件的成因。由此可见，应有其他因素影响岩浆的形成和盆地结构的演化。
东海陆架南部盆地的重磁异常反映，部分低凸起成因与深部强磁性和中等密度岩浆岩体向上侵入有关，也就是说可能为大规模岩浆活动导致的隆起构造[42]。同时，滕吉文[43]等通过对区域内的瑞利波频散与剪切波三维速度结构分析发现，在深度150km以下出现一高速体, 该高速体东侧为一透镜状的低速体, 这均反映了深部岩石圈地幔物质参与了东海陆架盆地的构造演化过程，而不是单纯的俯冲板块的运动对浅表区域应力场产生影响进而控制东海陆架盆地的演化。
根据朱介寿[38]的纵向S波地震层析剖面可以更加清晰地看到，在120°~126°E之间的东海陆架盆地下方存在着蘑菇状的地幔物质向下地壳底部上涌底侵的现象，而且，多条剖面均能发现西太平洋低速岩石圈地幔的存在(图 8)[39, 44]。在研究区内的低速岩石圈地幔在250km之下恢复为上地幔层状结构[45]，这说明岩浆物质不是由于深部地幔柱作用产生的。而蘑菇状的地幔物质其深度在80~150km之间，此深度为板块俯冲的脱水深度[46]。因此，针对岩浆作用的方式可能并不是之前考虑的在简单拉伸环境下导致的地幔物质上涌和随后减压熔融后形成岩浆，而很可能是由于伊泽奈崎板块俯冲脱水导致的岩浆熔融(图 9)。
图 9 东海陆架盆地中生代成盆机制图
Figure 9. The Mesozoic basin forming mechanism of the East China Sea Shelf Basin
从模拟结果对比分析，地幔上涌模型中可以产生足够多的岩浆量并形成中生代期间的大规模爆发式岩浆活动，而且，岩浆活动也对盆地结构起到一定的控制性作用。在中生代期间，东海陆架盆地处于拉伸减薄的过程，并有许多正断层组合相伴生。同时，这加剧了地幔岩浆物质的上涌过程和大规模火山－侵入杂岩的发育[5]。东海陆架盆地的岩浆来源复杂，根据现有地表出露和可获得的岩浆岩分析可知，存在壳幔混源和壳源两种岩浆来源[5]。由于地幔岩浆物质上涌后温度很高，会使得下地壳部分物质熔融，生成壳源岩浆和壳幔混源岩浆。这也解释了东海陆架盆地岩浆来源的复杂性。
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(1) 层状水化地幔在拉伸环境下，会对地壳结构造成破坏，这与现今相对完整的东海陆架盆地三层地壳结构不符合。高温模型和低温模型的模拟结果反映出中生代东海陆架盆地的区域性伸展不是盆地演化过程的唯一主控因素。
(2) 研究区内的低速岩石圈地幔可能是由于伊泽奈崎板块俯冲脱水导致的地幔熔融。其深部动力过程作用于浅表地壳会导致大规模岩浆事件。模拟结果显示很可能作用于闽江凹陷之下，由此导致了闽江凹陷的进一步抬升，形成现今的斜坡带，而基隆凹陷进一步沉降，形成新的沉积中心。
(3) 岩浆物质不是由于深部地幔柱作用产生的。区域性伸展和伊泽奈崎板块俯冲脱水导致的岩浆上涌两大因素共同控制下，影响了东海陆架盆地南部中生代的演化。
NUMERICAL SIMULATION OF MESOZOIC TECTONIC PROCESSES IN THE SOUTHERN PART OF EAST CHINA SEA CONTINENTAL SHELF BASIN
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摘要: 采用I2VIS有限差分方法，模拟了东海陆架盆地南部中生代的盆地演化过程。数值模型的构建主要基于研究区域内现有的地震剖面、测井、层析成像等资料获得的中生代地层结构特征。根据模拟结果，对比已知的岩浆侵入特征和断裂组合规律，定量分析了在不同边界条件下，各阶段盆地演化的岩浆断裂及沉积特征，并探讨了影响盆地构造特征的主要因素。得出以下认识：(1)通过改变模型的边界条件发现，层状含水地幔在拉伸环境下，会对地壳结构造成破坏，中生代东海陆架盆地区域性伸展不是盆地演化过程的唯一主控因素。(2)东海陆架盆地中生代的成盆过程及属性与中生代时期上地幔物质流动有着密切关系。(3)中生代的地幔物质流动导致的大规模岩浆事件很可能作用于闽江凹陷之下，由此导致了闽江凹陷的进一步抬升，形成现今的斜坡带，而基隆凹陷进一步沉降，形成凹陷的沉积中心。基于以上结论，认为区域性伸展和上地幔物质流动导致的岩浆上涌两大因素共同控制下，影响了东海陆架盆地南部中生代的演化。Abstract: The I2VIS finite difference and mark-in-cell technique is used to simulate the evolution of Mesozoic basins in the southern part of the East China Sea Continental Shelf Basin. The numerical model was constructed based on the existing seismic profiles, drilling and tomographic data of the study area. Based on the simulation results, the magmatic intrusion and sedimentation during the basin evolution are quantitatively analyzed under different boundary conditions, and the main factors affecting the tectonic evolution of the basin are discussed. As the results, following conclusions are obtained: 1) The change of the boundary conditions for the models indicates that the stratified aquifer mantle will destroy the crustal structure under tensile environment, and the regional extension of the Mesozoic East China Sea Continental Shelf Basin is not the only master factor to the basin evolution. 2) Mesozoic basins are closely related to the material flow in upper mantle during the Mesozoic Era. 3) The large-scale magmatic events caused by the Mesozoic mantle flow are likely to affect the Minjiang Depression, leading the Depression turning to uplift, the formation of the present-day slope zone, and further settling of the Jilong Depression to become a depression center. The regional evolution and magma upwelling caused by the upper mantle flow have indeed influenced the evolution of the Mesozoic basin in the southern part of the East China Sea Continental Shelf Basin.
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图 2 东海盆地中生代初始模型
Figure 2. Initial Mesozoic numerical model for the East China Sea Continental Shelf Basin
图 3 低温模型盆地演化物质场变化
Figure 3. Material field evolution of the low temperature reference model under basin extension
图 4 高温模型盆地演化物质场变化
Figure 4. Material field evolution of the high temperature reference model under basin extension
图 5 地幔上涌模型盆地演化物质场变化
Figure 5. Material field evolution of the mantle upwelling reference model under basin extension
图 6 平衡剖面与物质场模拟结果对比
Figure 6. Comparison between balanced cross-sections and simulation results of material field
图 7 平衡剖面与体应变场模拟结果对比
Figure 7. Comparison between balanced cross-sections and simulation results of bulk strain field
图 9 东海陆架盆地中生代成盆机制图
Figure 9. The Mesozoic basin forming mechanism of the East China Sea Shelf Basin
物质 状态 ρ0/kg·m-3 Cp/J·kg-1·K-1 K/W·-1·K-1 Tsolidus/K Tliquidus/K Hr/μW·m-3 α/K-1 β/MPa 黏滞性流变性质 塑性流变性质 Sin(FI0) Sin(FII) 空气 - 1 3.33×106 200 - - 0 0 0 A* 0 0 水 - 1 000 3.33×106 200 - - 0 0 0 A* 0 0 沉积层 固相 2 700 1 000 K1 T1 T3 2.0 3×10-5 1×10-5 B* 0.03 0.03 部分熔融 2 400 上地壳 固相 2 700 1 000 K1 T1 T3 1 3×10-5 1×10-5 B* 0.2 0.2 部分熔融 2 400 中地壳 固相 2 800 1 000 K1 T1 T3 1 3×10-5 1×10-5 C* 0.2 0.1 部分熔融 2 500 下地壳 固相 2 900 1 000 K1 T1 T3 0.5 3×10-5 1×10-5 D* 0.2 0.00 部分熔融 2 600 岩石圈地幔 固相 3 300 1 000 K2 T2 T4 0.022 3×10-5 1×10-5 D* 0.6 0.6 部分熔融 2 700 含水地幔 固相 3 300 1 000 K2 T2 T4 0.022 3×10-5 1×10-5 E* 0.6 0.6 部分熔融 2 700 
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Table 2. Physical property parameter formula used in 2-D numerical experiments
物性参数标号 物性参数公式 K1 [0.64+807/(TK+ 77)]×exp(0.000 04×P) K2 [0.73+1 293/(TK+ 77)]×exp(0.000 04×P) T1 889+17 900/(P+54)+20 200/(P+54)2, P∠1 200 MPa T2 831+0.06×P, P>1 200 MP 1 394+0.132 899×P-0.000 0051 04×P2 T3 1 262+ 0.09P T4 2 212+0.030 819×(P-10 000)
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