南海北部新生代陆缘张裂带的形成是东亚大陆边缘构造演化史中的一个重大事件。关于这些张裂带的形成机制和演化模式有多种观点(Karig，1971；Taylor＆Hayes，1980；Tapponnier et al.，1982)。这些模式的共同特点主要是考虑侧向上的板块相互作用，并主要围绕着南海中央海盆的海底扩张来论述问题，而对陆缘区的大地构造演化和深部壳幔相互作用，大陆岩石圈变形作用力的多元性、多源性和大陆对驱动力响应程度的复杂性考虑不足。事实上，南海北部陆缘张裂开始于晚白垩世—古新世，南海北部含油气盆地主要形成于晚白垩世—古近纪，而南海中央海盆的海底扩张一般认为是发生在晚渐新世—中中新世(32～17Ma B.P.)，它们在形成时间上有个先后关系。此外，南海北部陆缘张裂的成因很难与大洋板块俯冲造成的“弧后扩张”相联系，初始张裂在时间上也不与印度板块和欧亚板块的碰撞相吻合。如何解释南海北部陆缘张裂的原因?笔者认为，这不仅要考虑区域上板块构造动力场的二维平面空间，还要考虑深部壳幔相互作用的纵向上的第三维空间，并且要在与区域构造演化背景相结合的时空四维结构中进行讨论。根据地质、地球物理和岩石地球化学资料，本文试图论证：南海北部陆缘初始张裂起因于造山后拉伸塌陷，是岩石圈拆沉的地壳响应。
岩石圈拆沉(delamination)是大陆动力学研究中的一个概念(Bird，1979；Nelson，1992)。现代地球物理学勘探资料揭示，一部分显生宙造山带的地壳比地盾区还薄，而像喜马拉雅、阿尔卑斯等年轻造山带却有明显的山根，暗示着一部分老造山带的山根已经坍塌掉了。这种山根的去除被称为拆沉，它与造山后期的拉伸裂陷相联系(Kay et al.，1993；Houseman，1996)。碰撞造山或大洋板块俯冲引起的陆缘造山可以造成大陆岩石圈的增厚，造山带岩石圈的局部增厚则使其根部造成失稳状态。上覆巨厚的山脉将产生附加的向下体力，造山带两侧的挤压力传递到加厚的岩石圈，也可以产生向下的分力，再因软流圈中水平力遇到岩石圈根时受阻，会折向下方并引起局部热流体湍流，均可以产生拆沉，使增厚岩石圈地幔甚至部分下地壳发生剥离沉入软流圈。也有人认为增厚的造山带岩石圈底部拆沉主要是密度差造成的重力失稳所引起的(Platt et al.，1994)，然后由于软流圈物质上涌和均衡调整，导致造山带地壳拉伸塌陷，转化为张裂带。
5.4.1 南海北部陆缘在中生代晚期曾形成具有巨厚陆壳和岩石圈根的造山带
大量的区域地质调查已经查明，中国东南沿海和南海北部陆缘在中生代晚期为一造山带，或称之为华夏型后地台造山带(陈国达，1988)，或称之为碰撞造山带(卢华复等，1993)。从现有的资料来看，该区在中生代晚期不仅曾形成一个造山带，而且曾形成一个具有高大而宽阔山系、巨厚陆壳和岩石圈根的造山带，证据如下。
(1)火成岩岩石学
南海北部陆缘广泛分布着燕山期高钾钙碱性火成岩系列，闽粤沿海和海南岛分布的燕山期高钾钙碱性Ⅰ型火山-侵入岩可分为早、晚两期：早期(J3—K1)距今160～123Ma；晚期(K1—K2)距今123～75Ma。在这些火成岩(特别是中酸性岩石)的稀土元素分布型式中，一个重要的特征是许多具无负Eu异常，如闽东南辉长岩—闪长岩—石英闪长岩—花岗闪长岩—火山岩系列的δEu为0.96～1.16(王厚亮等，1990)，粤东英安岩—闪长岩系列的δEu为0.96～1.0，海南石英辉长闪长岩—石英二长岩—花岗闪长岩的δEu为0.99～1.37(汪啸风等，1991)。这种在稀土特征上基本不具负Eu异常的中酸性火成岩，反映当时曾有过增厚陆壳的造山带(邓晋福等，1996)。利用Condie(1976)提出的公式：
Ckm=18.2K60+0.45 (5.1)
式中C为陆壳厚度；K60为SiO2=60%时的K2O含量。进行计算的结果表明，闽东南沿海在早白垩世晚期的地壳厚度约为54km(周珣若等，1994)，粤东沿海在晚侏罗世—早白垩世时的地壳厚度约为50km，海南在侏罗纪—白垩纪时的地壳厚度约为60km(邹和平，1997)。
(2)岩相古地理
岩相古地理研究表明，在早白垩世晚期—晚白垩世早期，浙闽粤东部地区(即所谓的“华夏古陆”地区)曾迅速上升为沿岸山系(陈丕基，1997)或华夏山系。沿岸山系西坡山前地带，于干旱环境下形成的河湖相红色岩层之上，紧接着形成的是一套数百米至2000m左右的上白垩统山麓洪积相块状砂砾岩粗碎屑堆积，如浙江的方岩组，福建的赤石组和粤北的丹霞组。在粤北的丹霞组砂岩中，可见大型的风成交错层理。沿岸山系以西的江汉盆地、衡阳盆地和吉安盆地，晚白垩世时是一个热带—亚热带干旱、炎热的半沙漠和盐湖化地区，上白垩统为红色碎屑沉积并含风成沙粒、风蚀三棱石、石膏，局部形成岩盐。而在丽水—海丰断裂带以东，沿岸山系主脊东侧地形较缓，只有一些小型山间盆地散布，其中有早白垩世晚期—晚白垩世早中期的中、酸性火山岩与沉积砂砾岩间互成层堆积，如粤东的官草湖组。这些地层中所产的植物化石，以常出现Weichseliα为特征，是一种干旱生境指示植物(Cao，1994)。这些事实说明，在早白垩世晚期—晚白垩世，中国东南沿海和现今东海、南海北部曾有过一个高大而宽阔的山系，如同一道屏障完全挡住了东来的太平洋暖湿气流。根据现代东南沿海山地的平均高度，加上被剥蚀下来的类磨拉石堆积厚度，再考虑到成岩过程中的体积压缩，推测当时这条山系的高度为3500～4000m，东西宽度近500km(陈丕基，1997)。根据均衡原理，这样一条宏伟的山系或高原，当具有巨厚的地壳。汪品先(1998)进一步指出，中国(西藏—台湾剖面)至少在古新世时仍是东部高于西部的地势，与今天的西高东低相反。
(3)地球物理
图5.16 闽南地区岩石圈等厚线图(等厚线单位为km)(王培宗等，1994)
地球物理资料揭示，总体而言，现今南海北部及其沿岸地区的地壳(厚度一般小于30km)和岩石圈(厚度一般小于100km)均明显减薄(Wu et al.，1999)，但在福建南部沿海却存在软流圈顶面深凹陷(最大深度达180km)(王培宗，1993)(图5.16)。这种局部岩石圈厚度很大的现象以岩石圈根的残留来解释较为合理。局部地区的岩石圈根残迹得以保留说明它形成时间不会很古老，最可能是燕山期闽台微大陆碰撞(卢华复等，1993)的产物，这进一步说明区域上在中生代晚期形成的造山带不仅具有巨厚的陆壳，而且还有巨厚的岩石圈根。
5.4.2 南海北部陆缘张裂始于华夏陆缘造山带的拉伸塌陷
上述资料反映，南海北部陆缘在中生代晚期曾形成宏伟的造山带，因其主要分布在所谓的“华夏古陆”地区，故可称之为华夏陆缘造山带。在南海珠江口盆地，钻探揭示盆地基底岩石大量为燕山期花岗岩，这些花岗岩的化学成分变化与粤东同期花岗岩类相同(图5.17)。在东沙群岛附近，新生界之下存在一套已褶皱变形的中生界陆相沉积反射层，推断为侏罗系(姚伯初等，1995)。由此说明，现今的南海北部海域大部在燕山期也同样发生过强烈的褶皱造山运动，是华夏陆缘造山带的组成部分。由南海北部裂陷盆地中的早期陆相沉积物可直接呈不整合覆盖在包括白垩纪花岗岩在内的老地质体之上的情况来看，结合闽粤沿海中生代断裂变质带(如长乐-南澳断裂带、莲花山断裂带)中各种韧性剪切标志、流动褶皱和混合岩等下部变形层次的构造广泛出露的事实，反映拉伸造盆作用是在陆缘造山带的基础上并在广泛隆起的背景下开始的，而且陆缘张裂之前和张裂初期的地壳上升-剥蚀速度相当之迅速。南海北部陆缘裂陷盆地发育特点表现为(图5.18)，张裂初期形成的为相对弥散、多中心拉伸的盆岭构造带，其中盆的面积有限，而岭则成片。初始裂陷盆地的展布主要沿袭燕山期断裂构造的方向，除莺歌海盆地呈NW向外，其余盆地主要呈NE向分布，表现为初始张裂明显受燕山期造山带地壳结构的不均匀性的控制。在经过多次张裂后，小型裂陷盆地逐渐连通成为裂陷带。裂陷带总体呈NE至NEE向展布，宽度达数百千米，具有后造山拉伸构造带那种宽阔而弥散和呈多中心裂陷的特点(Gaudemer et al.，1988)。闽粤沿海在距今90～97Ma左右形成A型碱长晶洞花岗岩，表征了后造山拉伸塌陷的开始阶段。
图5.17 珠江口盆地燕山期侵入岩氧化物图解及其与粤东同期侵入岩的比较
1—珠江口盆地样品；2～4—粤东样品投影范围，其中：2—燕山早期；3—燕山中期；4—燕山晚期
理论计算已经证明，增厚地壳与相邻正常厚度的地壳之间岩石静压力的明显差异将在增厚地壳一侧产生张应力，地壳竭力在水平方向上发生漫流以减少其自身厚度的非均一性及有关的位能变化(Arthyushkov，1973)。利用Liu et al.(1998)给出的计算增厚地壳造山带海拔高程的公式和计算增厚地壳所具有的拉张力的公式：
h=(ρm-ρc)(Ht-Hr)/ρm(5.2)式中h为高程；Ht和Hr分别为增厚地壳和参照(正常)地壳的厚度；ρm和ρc分别为地幔和地壳密度。
F=ρcgh[Hr+(h+ΔH)/2](5.3)式中F为拉张力；g为重力加速度；ΔH为增厚地壳山根的厚度，ΔH=Ht-Hr-h。对于Airy模型均衡补偿而言，ΔH=hρc/(ρmρc)。如果华夏陆缘造山带在燕山晚期的地壳厚度平均取55km，相邻地区的参照地壳厚度取35km，地壳和地幔密度分别取2800kg/m3和3300kg/m3，由式(5.2)可算得当时华夏山系相对于邻区的高程约为3000m，由式(5.3)可算得造山带增厚地壳产生的相应拉张构造力约为4.2×1012N/m，这一拉张力可与洋中脊向两侧推开的构造力相比较(Bott，1993)。
5.4.3 岩石圈拆沉是南海北部陆缘张裂的重要引发机制
与造山后拉伸塌陷有关的一种重要的深部构造作用是增厚岩石圈底部的拆沉作用。现有的资料表明，岩石圈拆沉是南海北部陆缘张裂的重要引发机制。证据如下。
(1)南海北部许多地段存在高速致密的下地壳底部壳幔混合层(曾维军，1991)，广东普宁麒麟和雷州英峰岭新生代玄武质火山岩中含有辉石和石榴子石麻粒岩相岩石捕虏体。这些岩石被认为是由于拆沉作用使软流圈物质、岩浆和流体上升，当其升达Moho面底部时，因为密度大于地壳岩石而滞留在地壳底部的底侵作用的结果。麒麟辉长岩质麻粒岩捕虏体中的辉石和斜长石的Sm-Nd等时线年龄为112.3Ma±17.8Ma，Rb-Sr等时线年龄为79.1Ma±1.1Ma(徐夕生等，1999)，前者指示了底侵岩浆的结晶年龄，也大致指示了岩石圈拆沉开始的时间，这与沿岸山系的快速隆起和南海北部陆缘的初始张裂时间接近；后者则可能指示晚期热扰动的年龄。另根据矿物温压计算，雷州英峰岭的石榴子石麻粒岩相岩石捕虏体形成深度大于35km，甚至大于50km(于津海等，1998)，这从另一方面说明当时地壳比现今要厚。
图5.18 南海北部新生代初裂陷盆地分布图(Zhou et al.，1995)
(2)深部地球物理勘探资料反映，现今南海北部陆缘多数地段的地幔岩石圈厚度甚至比南海中南部的还薄25～33km(Wu et al.，1999)，说明该区除了地壳的减薄外，更重要的是还发生过不均匀的岩石圈底层剥离或拆沉减薄。
(3)南海北部陆缘(包括闽粤沿海和珠江口盆地)，白垩纪至第三纪的岩浆岩总体上由早期钙碱性系列、双峰式系列向晚期OIB型拉斑玄武岩和碱性玄武岩系列演化，Ti、Nb等HFSE含量逐渐增高，Sr、Nd同位素组成由富集型向亏损型发展。岩浆作用的这种发展趋势被认为是岩石圈拆沉或是岩石圈地幔热边界层被软流圈置换过程的反映(England，1993；Platt et al.，1993；Liu et al.，1998)。
(4)岩石圈拆沉的结果之一是引起地壳快速抬升、加剧壳上剥蚀作用、促进上地壳厚度减薄，这与南海北部陆缘张裂开始于广泛而强烈的隆起背景下和该区上地壳减薄明显的特征是一致的。利用Lachenbruch et al.(1990)给出的有关岩石圈地幔厚度变化对地表高程影响的公式：
hm=α(θa-θc)Lm/2 (5.4)
式中hm为岩石圈地幔厚度变化引起的地表高程变化；α为体积热膨胀系数；θa为软流圈温度；θc为地壳底部温度；Lm为岩石圈地幔厚度。由式(5.4)可知岩石圈地幔增厚将造成地表沉降，而岩石圈地幔减薄将引起地表隆起。如取α=3.5×10-5/℃，取θa=1350℃，取θc=640℃，取减薄后的岩石圈厚度为100km，并以现今闽南沿海残留的岩石圈根的底界深度(180km)作为减薄前的岩石圈厚度，可算得岩石圈地幔减薄80km将引起1000m左右的地表抬升。结合前述式(5.2)算得的由地壳厚度增大造成的地表隆起(约3000m)，较好地解释了由地质证据推断的华夏山系高达3500～4000m的原因。
(5)岩石圈拆沉是岩石圈的一种快速减薄，根据研究(邓晋福等，1996)，岩石圈快速减薄模型所展示的过程为：伴随快速减薄，首先有一个快速的区域地壳上隆事件，此时无区域热流异常，只有伴随岩浆活动的局部热异常；在快速减薄停止后，伴随热松弛发生第二次区域上隆事件，热松弛的完成使区域上隆停止，此时形成区域热流异常。岩石圈拆沉并导致软流圈物质上涌，诱发地幔热柱上升。这种过程与南海北部陆缘呈幕式隆起-张裂，形成盆岭构造带和裂后热松弛-冷却沉降(Ru et al.，1986；李思田等，1998)，最终形成陆缘海盆地系的演化历史相吻合。
5.4.4 小结
综上所述，可得出如下认识。
1)火成岩地球化学、岩相古地理和地球物理资料反映，中国东南沿海和南海北部陆缘地带在中生代晚期曾形成具巨厚陆壳和岩石圈根的华夏陆缘造山带，地势上曾形成高大而宽阔的华夏山系；
2)盆地发育历史、地壳-岩石圈深部结构状态、火成岩地球化学演化特征和理论计算结果均表明，南海北部陆缘张裂始于华夏陆缘造山带的拉伸塌陷(约开始于90～97Ma B.P.)，岩石圈拆沉[约开始于112Ma(B.P.)]是陆缘张裂的重要引发机制。
3)南海北部陆缘张裂既不同于弧后扩张，也不受控于大西洋式海底扩张，而是在该区大陆构造演化和深部壳幔相互作用影响下陆缘扩张(南海海洋研究所，1988)的结果。张裂前的构造演化历史及其造成的岩石圈组成、结构和热状态的不均一性，对该区裂陷盆地的形成发育有显著影响；地幔动力学系统，是该区地壳浅部变形和现今活动性的重要制约因素。