在本节我们根据上节得到的有关华北和华南东部地区新生代岩石圈热演化史的模型，计算当地岩石圈粘度(viscosity)结构、过剩地壳粘度和岩石圈有效弹性层厚度(EET)的演化；并以此为基础讨论相关的岩石圈热状态和流变学特征演化的动力学后果，及其对华北和华南地区东部新生代以来大地构造演化、地壳改造过程和大尺度构造地貌特征形成的制约和影响。
一、岩石圈粘度的计算及结果
表5-2 热演化模型对应的过剩地壳粘度(ηc/ηm)和EET的变化 Table5-2 The variation ofηc/ηmand EET corresponding to the thermal evolutionmodels
我们根据本书第三章的方法计算岩石圈的屈服强度包络线(YSE)，其地壳分层模型与上节热演化研究所用的相同，而地壳与地幔各层岩石流变率的取值亦与本书第三章所用的参数相同，具体参数值请参考笔者的博士学位论文。计算中采用的应变率为10-15s-1(参见汪洋以及Wang Yang，2001)。岩石圈的粘度采用计算得到的屈服强度值除以应变率的2倍得到(Turcotte和Schubert，1982)。再采用数值积分平均法，按地壳和岩石圈地幔分别求取各自的平均粘度值，然后根据Neugebauer(1983，见Morgan and Baker，1983)的定义，以地壳粘度(ηc)与岩石圈地幔粘度(ηm)之比ηc/ηm为过剩地壳粘度。过剩地壳粘度的含义是相对于岩石圈地幔而言地壳粘度过剩的程度(Neugebauer，1983，见Morgan and Baker，1983)。同时，我们也计算了热演化各阶段中岩石圈有效弹性层厚度(EET)，以期定量表征岩石圈热演化过程中流变学强度的变化特征。表5-2和图5-3、5-4是相应的计算结果。图5-3中地温线的年代标注的含义与上节图5-1相同。
据表5-2、图5-3和图5-4可以看出：在我们定义的深部热事件发生时，由于高温导致岩石圈地幔部分的粘度显著降低，而地壳部分的地温尚未受到扰动，其粘度值不变，致使此时岩石圈的地壳过剩粘度(ηc/ηm)为170，达到102～103的数量级。同样地，此时岩石圈的EET值较稳态地温线对应的时期大为降低，但地壳仍然是能干层。
图5-3 “热”模型对应的岩石圈粘度剖面演化
Fig.5-3 The viscosity profile of lithosphere corresponding to the“hot”model
图5-4 “冷”模型对应的岩石圈粘度剖面演化
Fig.5-4 The viscosity profile of lithosphere corresponding to the“cold”model
在“热”模型的加热阶段，由于岩石圈地幔部分的温度结构保持不变，其粘度一直很低；故而虽然地壳被加热、粘度降低，但过剩地壳粘度值一直在20以上，即属于10～102数量级。由于上节我们已经说明，在“热”模型加热阶段演化到15～30Ma之后，岩石圈热状态基本处于稳态，所以即使加热的时段再长，也不会导致岩石圈过剩地壳粘度值的显著变化；但此时下地壳强度急剧减小，EET值显著降低。进入热松弛阶段后，由于温度的降低，地幔粘度显著增大，过剩地壳粘度增加降低。但在10Ma以内的时段内过剩地壳粘度仍然大于10，到15Ma时其值才低于10。岩石圈的冷却导致下地壳和上地壳裂陷强度的增加，从而EET值逐渐增大；但到15Ma之前其值小于上地壳厚度15km，到30Ma时EET值仍未超过30km相左右的地壳厚度。
在“冷”模型中，大致在热松弛开始后5～10Ma之间的时期(约7.5Ma)过剩地壳粘度才低于10；而EET值大于“热”模型热松弛相应阶段的数值，其5Ma时EET值即已大于上地壳厚度。从图5-4可以看出下地壳部分在5Ma时仍然具有相当的强度。同时，在10Ma之后，“冷”模型对应的岩石圈EET值已大于20km，在25Ma时已接近30km。
二、岩石圈粘度和流变学特征演化的地质意义
Neugebauer(1983，见Morgan and Baker，1983)指出：当过剩地壳粘度值在103～104的数量级时，随岩石圈底面的抬升(岩石圈地幔减薄)，上覆地壳也发生抬升；当过剩地壳粘度值在10～102的数量级时，岩石圈底面的抬升，地壳发生减薄，但地表不发生抬升或凹陷；而当过剩地壳粘度值降低到的1～10数量级时，在岩石圈地幔减薄的同时，地壳发生细颈化(necking)减薄作用。
新生代以来，伴随玄武质岩浆活动华北地区东部地壳伸展，形成新生代裂谷盆地，构造地质学研究表明这些盆地主要经历了老第三纪时期断陷和新第三纪以来的凹陷两阶段的演化(徐杰等，1994)；而东南沿海地区的张裂作用则远不及华北地区东部发育。我们认为，华北和华南地区东部新生代以来的构造演化特征及其差异，与其岩石圈热演化过程所导致的过剩地壳粘度和力学强度变化密切相关。
在老第三纪时期，由于岩石圈地幔减薄及其伴随的幔源岩浆活动，导致华北盆地等所在地区的岩石圈热状态处于类似“热”模型的加热阶段。此时过剩地壳粘度值是在10～102的数量级，因此盆地下地壳会随岩石圈地幔的减薄而减薄。根据前面EET值和粘度剖面的结果(表5-2，图5-3，图5-4)，下地壳在高温作用下的韧性变形及流动应当是导致地壳减薄的主要机制。同时由于EET值小，岩石圈的能干层主要是上地壳，所以脆性上地壳将承担大部分的应变，在外力作用下易于发育断层以调节变形，从而形成断陷盆地。在岩浆活动结束后的热松弛阶段，岩石圈地幔和下地壳的强度逐渐增大(这主要表现在EET值的增大上)，上地壳所承担的外力的程度减小，导致在相同应力和应变条件下岩石圈发生变形的难度增加，从而使得盆地逐渐由断陷阶段向热沉降机制制约的凹陷阶段演化。华北盆地的演化大致符合此种模式。苏北盆地、江汉盆地等在老第三纪时期也经历了同样的演化过程。
东南沿海的浙闽粤琼地区由于新第三纪以来玄武岩活动所代表的深部热事件的影响，当地的过剩地壳粘度值在10～102的数量级。这一点不论是采用“热”模型还是“冷”模型都一样，因为“热模型”在加热阶段即热松弛阶段的前10～15Ma时期内，其过剩地壳粘度值均属于10～102的数量级；而“冷”模型热松弛阶段的前7.5Ma左右时段内过剩地壳粘度值也在10以上。华南东部地区新生代玄武岩的同位素资料显示其活动时期绝大部分集中在16～4Ma，而浙江、福建等地玄武岩多发育于上新世(5.5～1.6Ma)(刘若新等，1992)。所以，东南沿海地区地壳在岩石圈地幔抬升时并未发生细颈化的变形，而只是可能有下地壳的减薄。同时，我们根据东南沿海地区在新第三纪时期并未发育大型裂陷盆地的事实推断，这是由于当地经历的深部热事件的持续时间短暂，因而岩石圈的强度较大(EET值较高，参见表5-2)所致。
苏北盆地在新第三纪时期可能也受到了以其周边地区发育的中新世(23～5.5Ma)玄武岩为代表的深部热事件的影响。由于苏北盆地新第三纪以来并未出现断陷活动的明显迹象，我们认为当地新第三纪深部热事件的影响持续时间短暂。
因此，华北地区东部新生代盆地经历的老第三纪时期断陷和新第三纪以来的凹陷两阶段演化过程受到岩石圈粘度结构和流变学结构演化的强烈制约。而东南沿海地区晚新生代以来没有强烈的裂陷活动则很可能与其岩石圈强度高于华北地区东部的特点有关，而这又是新第三纪时期深部热事件持续的时间短暂所导致的结果。
通过上述讨论，我们同时可以看出：华北盆地等地以及东南沿海地区新生代以来的地壳减薄的原因，不一定是所谓的下地壳拆沉(delamination)作用所致。下地壳在深部热事件导致的地壳加热过程中发生韧性变形使之向四周地区流动的机制，很可能是导致华北盆地、苏北盆地、江汉盆地等地下地壳厚度较薄的主要因素。在此情况下，下地壳变形的后果表现为整体的减薄，而不一定仅仅丢失其最下部的层位(lowermost layer)。因此，Gao等(1998a)采用地壳拆沉作用研究中国大陆东部地壳成分演化的方法和结论很可能只适用于造山带地区，而不适用于华北盆地等在克拉通地壳基础上经历了新生代岩浆活动和伸展变形的地区。显然，对此问题的进一步研究将有助于我们对中国大陆东部地区新生代以来地壳结构和成分演化的认识，而具体的过程尚有待于今后的研究。
三、岩石圈热演化的构造地貌学意义
中国大陆东部的海岸线以杭州湾为界，北部以砂质海岸为主，而南部以基岩型海岸为主，其中山东半岛和辽东半岛也发育岩岸。出现这种不同海岸类型地理分布格局的原因是什么?
我们认为，华北和华南地区东部新生代以来不同的岩石圈热演化过程及其所导致的岩石圈粘度和强度的差异，是产生上述地貌现象的内在物理机制。
如前所述，华北盆地在新第三纪以来已处于热沉降后期阶段，其岩石圈地幔的温度较热事件发生时期或热松弛早期阶段明显降低(图5-3)，导致岩石圈地幔的密度增大，在均衡作用调整下岩石圈整体趋于沉降，而在地形上成为接纳河流沉积物的平原；相对平坦的地表及其沉降使海水易于侵入而形成沉降型的砂质海岸。苏北盆地虽然受到中新世热事件的影响(21～8Ma，参见刘若新等，1992)，但由于其强度比老第三纪的热事件低，根据“冷”模型的模拟结果，现今也已经处于热松弛阶段中期的沉降状态中，而且其过剩地壳粘度值小于10，即使目前受到岩石圈底面抬升的影响，也会由于地壳细颈化变形而使得地表发生凹陷，所以苏北地区也是沉降型的砂质海岸。同样地，上海地区隐伏有晚渐新世和中新世的玄武岩(27～18Ma，参见刘若新等，1992)，无论采用“热”模型还是“冷”模型，当地第四纪以来已处于热沉降阶段，所以当地现在也是沉降型的砂质海岸。
江汉盆地在老第三纪早期有玄武岩的活动(50～60Ma，参见刘若新等，1992)，因此盆地在晚新生代以来一致处于热松弛中后期的沉降阶段。这应当是导致湖北省中部的江汉平原成为长江中游著名低洼地区的深部动力学原因。
东南沿海的浙闽粤琼地区，由于多数地区玄武岩发育于7Ma以来的中新世晚期和上新世甚至是第四纪时期(如雷琼地区)，其过剩地壳粘度值大于10(表5-2)，即使当地受到新第三纪和第四纪岩石圈底面抬升的影响，也不可能由此产生地表凹陷变形。同时，由于进入热松弛的时间短(＜5～10Ma)，东南沿海地区的岩石圈地幔温度高于已进入热沉降阶段后期的华北盆地等地(可比较图5-3中45～60Ma地温线和图5 4中5Ma地温线)；这导致东南沿海地区岩石圈地幔密度相对较低，在均衡作用下岩石圈整体有抬升趋势。因此，东南沿海地区在新生代未发生明显的沉降，形成基岩型海岸。同时在广东珠江三角洲的发育和沉降型河口地貌的发育，可能与三水盆地老第三纪时期深部热事件(60～50Ma岩浆活动发育，参见刘若新等，1992)之后的热沉降过程有关。台湾海峡两侧的澎湖和福建龙海的新第三纪玄武岩发育在8Ma之前(刘若新等，1992)，根据“冷”模型的模拟结果，其过剩地壳粘度已经小于10(表5-2)，地壳有可能在深部过程的影响下发生细颈化变形，这与台湾海峡的张裂性质也相符。
辽东半岛东部和山东半岛发育有新第三纪晚期到第四纪的小规模玄武岩活动(小于6Ma，刘若新等，1992)，代表了规模有限的深部热事件。现今两地处于热松弛阶段早期，岩石圈温度较高，而密度相对于华北盆地(华北平原地区)为低，在均衡作用下尚不会沉降。同时，据“冷”模型模拟结果，当地过剩地壳粘度大于10，因此这两个半岛下面的岩石圈底部即使在第四纪以来发生抬升，也不会致使地壳发生细颈化变形而导致地表凹陷。所以，这两个地区发育基岩型海岸。
中国大陆东北的长白山山脉发育第四纪岩浆活动(刘若新等，1992)。此次深部热事件导致现今当地岩石圈地幔的高温状态，而相应的地幔密度降低，在均衡作用下抬升，从而形成中国东北地区东部突出的正地形山脉区。
上述讨论表明，中国大陆海岸地貌的南北差异以及华北平原、苏北平原和江汉平原等中国东部重要平原区的形成均受到新生代以来岩石圈热演化过程的制约。