巖石圈解體是大陸動力學研究中的壹個概念(Bird，1979；納爾遜，1992).現代地球物理勘探資料揭示，壹些顯生宙造山帶的地殼比盾區更薄，而喜馬拉雅山、阿爾卑斯山等年輕造山帶則有明顯的山根，表明壹些古老造山帶已經崩塌。這種對山根的去除稱為沈降，與造山晚期的張裂作用有關(Kay et al .，1993；豪斯曼，1996).大洋板塊俯沖造成的碰撞造山或大陸邊緣造山可引起大陸巖石圈增厚，造山巖石圈的局部增厚會使其根部不穩定。覆蓋著巨大厚度的山脈會產生額外的向下的物理力，造山帶兩側的壓縮力會傳遞到加厚的巖石圈，也能產生向下的分力。然後，由於軟流圈內的水平力遇到巖石圈根部時受阻，會向下彎曲，引起局部熱流體擾動，可引起拆離沈降，使增厚的巖石圈地幔甚至部分下地殼剝離，沈入軟流圈。還認為加厚造山帶巖石圈底部的沈降主要是由於密度差引起的重力不穩定(Platt等，1994)，然後由於軟流圈物質的上湧和平衡調整，造山帶地殼被拉伸塌陷，轉化為張性斷裂帶。
5.4.1南海北部大陸邊緣在中生代晚期形成了壹個具有厚陸殼和巖石圈根的造山帶。
大量區域地質調查證實，中國東南沿海和北部大陸邊緣在中生代晚期是壹個造山帶，或稱華夏式後地臺造山帶(陳，1988)，或稱碰撞造山帶(盧華福等，1993)。根據現有資料，該區不僅在中生代晚期形成了壹個造山帶，而且形成了壹個山系高大寬闊、大陸地殼厚、巖石圈根的造山帶。證據如下。
(1)火成巖石學
燕山期高鉀鈣堿性火成巖廣泛分布於南海北部大陸邊緣。分布於閩粵沿海和海南島的燕山期高鉀鈣堿性ⅰ型火山-侵入巖可分為早、晚兩期:早期(JBOY3樂隊-K1)為160 ~ 123 Ma前；晚期(K1-K2)為123 ~ 75 Ma前。在這些火成巖(特別是中酸性巖石)中，壹個重要的特征是許多沒有負的Eu異常，如閩東南的輝長巖-閃長巖-石英閃長巖-花崗閃長巖-火山巖系的δEu為0.96 ~ 1.16(王·等，1990)，粵東的，應時輝長巖-石英二長巖-花崗閃長巖的δEu為0.99 ~ 1.37(王曉峰等，1991)。這種稀土特征基本無負Eu異常的中酸性火成巖，反映了當時存在壹個陸殼增厚的造山帶(鄧等，1996)。使用Condie(1976)提出的公式:
ckm = 18.2 k60+0.45(5.1)
其中c為大陸地殼厚度；K60為二氧化矽=60%時的K2O含量。計算結果表明，閩東南沿海早白堊世晚期地殼厚度約為54km(周君若等，1994)，粵東沿海晚侏羅世-早白堊世地殼厚度約為50km，海南侏羅紀-白堊紀地殼厚度約為60km(鄒和平，1997)。
(2)巖相古地理
巖相古地理研究表明，早白堊世晚期至晚白堊世早期，浙閩粵東部(即所謂的“華夏古陸”地區)快速上升為海岸山系(陳丕基，1997)或華夏山系。沿海山系西坡山前位於幹旱環境下形成的河湖相紅色巖層上，其後為壹套上白堊統山前洪積礫巖的粗碎屑堆積，如浙江方巖組、福建赤石組、粵北丹霞組。粵北丹霞組砂巖中可見大規模的風成層理。沿海山脈以西的江漢盆地、衡陽盆地和吉安盆地晚白堊世為熱帶亞熱帶幹旱、炎熱的半荒漠和鹽漬化地區，上白堊統為紅色碎屑沈積，含風成砂、風成三角沸石和石膏，局部形成巖鹽。而在麗水-海豐斷裂帶以東，沿海山系主脊東側地形相對緩慢，僅零星分布幾個小型山間盆地，其中中酸性火山巖和沈積砂礫巖呈層狀堆積，如粵東的官草湖組。在這些地層中產出的植物化石具有頻繁出現的Weichseliα的特征，是幹旱生境的指示植物(曹，1994)。這些事實表明，在早白堊世晚期-晚白堊世，中國東南沿海和東海北部及南海存在壹個高大寬闊的山系，作為屏障完全阻擋了來自東部的暖濕氣流。根據現代東南沿海山地的平均高度、剝蝕磨拉石的累積厚度、成巖作用時的體積壓縮，推斷當時這壹山系的高度為3500 ~ 4000 m，東西寬近500km(陳丕基，1997)。根據平衡原理，如此壯麗的山系或高原有著非常厚的地殼。王(1998)進壹步指出，中國(藏臺省段)至少在古新世仍是東高西低，與今天的西高東低相反。
(3)地球物理學
圖5.16閩南巖石圈等厚性圖(等厚性單位為km)(王培宗等，1994)。
地球物理資料揭示，北部及其沿海地區的地殼(厚度壹般小於30km)和巖石圈(厚度壹般小於100km)總體上明顯變薄(吳等，1999)，但在福建南部沿海地區軟流圈頂部有壹深凹(最大深度為180km)。用殘留的巖石圈根來解釋這種局部巖石圈很厚的現象比較合理。部分地區保存有巖石圈根的遺跡，表明其形成時間不是很老，極有可能是燕山期閩臺碰撞的產物(盧華福等，1993)，進壹步表明該區中生代晚期形成的造山帶不僅具有非常厚的大陸地殼，而且具有非常厚的巖石圈根。
5.4.2南海北部大陸邊緣的伸展始於華夏大陸邊緣造山帶的伸展和塌陷。
根據上述資料，南海北部大陸邊緣在中生代晚期形成了壹個雄偉的造山帶。因為它主要分布在所謂的“華夏古陸”地區，所以可以稱為華夏大陸邊緣造山帶。在南海珠江口盆地，鉆探揭示盆地內大量基巖為燕山期花崗巖，這些花崗巖的化學成分變化與粵東相同(圖5.17)。在東沙群島附近，新生界之下有壹套褶皺變形的中生代陸相沈積反射層，推斷為侏羅系(姚伯初等，1995)。這表明今天南海北部大部分地區在燕山期也經歷了強烈的褶皺造山作用，是華夏大陸邊緣造山帶的組成部分。根據南海北部裂谷盆地早期陸相沈積可以不整合地直接覆蓋包括白堊紀花崗巖在內的古地質體，結合閩粵沿海中生代斷裂變質帶廣泛出露各種韌性剪切痕跡、流動褶皺和混合巖的事實，反映出伸展造盆是在大陸邊緣造山帶的基礎上，在廣泛隆升的背景下開始的，大陸邊緣在裂谷前後被拉張。南海北緣裂谷盆地的發育特征如下(圖5.18)。伸展初期是壹個相對分散、多中心伸展的盆脊構造帶，盆地面積有限，脊為壹片。初始裂谷盆地的分布主要遵循燕山期斷裂構造的方向，除鶯歌海盆地為北西向外，其余盆地主要為北東向，表明初始張裂明顯受燕山造山帶地殼結構非均質性的控制。經過多次拉張斷裂，小裂谷盆地逐漸連成裂谷帶。裂谷帶壹般呈ne向至NEE方向分布，寬數百公裏，與造山後張性構造帶壹樣具有寬、散、多中心裂谷的特征(Gaudemer et al .，1988)。a型堿長洞穴花崗巖形成於福建和廣東沿海，形成時間約為90 ~ 97 Ma，標誌著造山後拉塌的初始階段。
圖5.17珠江口盆地燕山期侵入巖圖解及其與粵東侵入巖的對比
1-珠江口盆地樣本；2 ~ 4—粵東樣品的投影範圍，其中:2—燕山早期；3-燕山中期；4-燕山晚期
理論計算證明，增厚的地殼與正常厚度的相鄰地殼之間巖石靜壓的明顯差異，會在增厚的地殼壹側產生拉應力，地殼會盡力在水平方向上溢出，以減少其厚度不均壹性和相關的勢能變化(Arthyushkov，1973)。用劉等(1998)計算地殼增厚造山帶高程的公式和計算地殼增厚拉張力的公式:
H=(ρm-ρc)(Ht-Hr)/ρm(5.2)其中H為標高；Ht和Hr分別是加厚地殼和參考(正常)地殼的厚度；ρm和ρc分別是地幔和地殼的密度。
f =ρCGH[Hr+(H+δH)/2](5.3)其中f為拉力；g是重力加速度；δH為增厚地殼的山根厚度，δH = ht-HR-H .δH = Hρc/(ρmρc)進行Airy模型均衡補償。若燕山晚期華夏大陸邊緣造山帶平均地殼厚度為55km，鄰區參考地殼厚度為35km，地殼和地幔密度分別為2800kg/m3和3000kg/m3，則華夏山系相對於鄰區當時的高程可用式(5.2)計算，造山帶地殼增厚所引起的相應張性構造力可用式(5.3)計算。
5.4.3巖石圈拆沈是南海北部大陸邊緣張力的重要觸發機制。
與造山後拉塌有關的壹個重要深部構造作用是巖石圈底部增厚的沈降作用。現有資料表明，巖石圈拆沈是南海北部大陸邊緣張力的重要觸發機制。證據如下。
(1)在北部的許多地區，下地殼(曾，1991)底部有高速密集的殼幔混合層。廣東普寧麒麟和雷州迎風嶺新生代玄武質火山巖中含有輝石和石榴石麻粒巖相捕虜體。這些巖石被認為是軟流圈物質、巖漿和流體因沈降而俯沖的結果，當它們到達莫霍面底部時，由於其密度大於地殼巖石，所以它們停留在地殼底部。麒麟輝長巖麻粒巖捕虜體中輝石和斜長石的Sm-Nd等時線年齡為112.3ma 17.8ma，Rb-Sr等時線年齡為79.1ma 1.1ma(徐喜生等，後者可能指示後期熱擾動時代。根據礦物溫度和壓力的計算，雷州迎風嶺石榴石麻粒巖捕虜體的形成深度超過35公裏，甚至超過50公裏(於金海等，1998)，這從另壹方面說明當時的地殼比現在厚。
圖5.18北部新生代早期裂谷盆地分布圖(周等，1995)
(2)深部地球物理勘探資料表明，北部大陸邊緣大部分地區的地幔巖石圈厚度甚至比中南部地區薄25 ~ 33 km(吳等，1999)，表明該區除了地殼變薄外，還發生了巖石圈的不均勻減薄。
(3)南海北緣(包括閩粵沿海和珠江口盆地)，白堊紀至第三紀的巖漿巖壹般由早期的鈣堿性系列和雙峰式系列演化為晚期的OIB拉斑玄武巖和堿性玄武巖系列，Ti、Nb等HFSE含量逐漸增加，Sr、nd同位素組成由富集向虧損發展。巖漿作用的這種發展趨勢被認為是巖石圈解體過程或巖石圈地幔熱邊界層被軟流圈取代的反映(England，1993；普拉特等人，1993；劉等，1998).
(4)巖石圈解體的結果之壹是地殼快速擡升，對地殼的剝蝕加劇，上地殼厚度減小，這與南海北緣的伸展是在廣泛而強烈的隆升背景下開始的，該區上地殼明顯減薄的特征是壹致的。利用Lachenbruch等人(1990)給出的巖石圈地幔厚度變化對地表高程影響的公式:
hm=α(θa-θc)Lm/2 (5.4)
其中hm為巖石圈地幔厚度變化引起的地表高程變化；α是體積熱膨脹系數；θa為軟流圈溫度；θc是地殼底部的溫度；Lm是巖石圈地幔的厚度。方程(5.4)表明，巖石圈地幔增厚會引起地表下沈，而巖石圈地幔變薄會引起地表擡升。若α= 3.5×10-5/℃,θa = 1350℃，θc=640℃，減薄後的巖石圈厚度為100km，閩南沿海剩余巖石圈根的底界深度為(180km)。結合上述公式(5.2)計算的地表隆起(約3000m)，很好地解釋了從地質證據推斷華夏山脈高達3500 ~ 4000 m的原因。
(5)巖石圈解體是巖石圈的快速減薄。據研究(鄧等，1996)，巖石圈快速減薄模型顯示的過程是:伴隨著快速減薄，首先有壹次快速的區域性地殼擡升事件，此時沒有區域性的熱流異常，只有伴隨巖漿活動的局部熱異常；快速減薄停止後，伴隨著熱松弛發生了第二次區域隆升事件，熱松弛的完成停止了區域隆升，此時形成了區域熱流異常。巖石圈拆離導致軟流圈物質上湧，誘發地幔柱上升。這壹過程是與南海北部大陸邊緣的幕式隆張斷裂，形成盆-脊構造帶和斷裂後的熱松弛-冷卻沈降(Ru et al .，1986；李思田等，1998)，最終形成了大陸邊緣海盆體系的演化史。
總結
綜上所述，我們可以得出以下結論。
1)火成巖地球化學、巖相古地理和地球物理資料表明，晚中生代在中國東南沿海和南海北緣形成了陸殼和巖石圈根極厚的華夏陸緣造山帶，地形上形成了高大寬闊的華夏山系。
2)盆地的發展歷史、地殼和巖石圈的深部結構狀態、火成巖的地球化學演化特征和理論計算結果均表明，南海北緣的伸展始於華夏大陸邊緣造山帶的拉塌(約90 ~ 97 Ma b.p .)，巖石圈拆離[約112Ma(B.P.)]為陸地。
3)南海北部的大陸邊緣擴張既不同於弧後擴張，也不受大西洋海底擴張的控制，而是該區大陸構造演化和深部殼幔相互作用影響下的大陸邊緣擴張的結果(南海海洋研究所，1988)。伸展作用前的構造演化歷史及其引起的巖石圈成分、結構和熱狀態的非均質性對該區裂谷盆地的形成和發展具有重要影響。地幔動力學系統是該區地殼淺部形變和現今活動的重要制約因素。