当两个陆块发生拼合碰撞时，主要的构造变形发生在陆块的边缘，形成碰撞构造造山带，碰撞挤压使地壳缩短增厚。
上地壳低绿片岩相，地温一般小于300℃，以脆性变形、以构造“岩片”的逆冲推覆和叠置方式使地壳增厚[1];常发生断裂动力变质作用形成断层角砾岩和糜棱岩，局部可能因受地幔流体渗入而发生"断裂混合岩化作用"[2],形成条带状分布的混合岩或交代成因的原地型花岗岩。
中地壳高绿片岩-低角闪岩相，地温300～550℃左右，石英、长石具柔性或韧性，主要表现为韧性变形，上地壳多数断裂在此层消失或以铲式断裂形成近于水平的巨大构造滑脱层(或构造拆离面)[3],底界深度在20～35km；中地壳的变质作用以韧性剪切糜棱岩化作用和韧性剪切混合岩化作用("断裂混合岩化作用")为主，形
成糜棱岩和交代成因的混合岩、花岗岩，局部可能是因地幔流体的渗入富集而发生深熔作用，形成重熔岩浆并上侵形成重熔型花岗岩。
下地壳中性或基性中压高角闪岩-麻粒岩相，地温约500～750℃,以塑性变形堆积增厚[1],底部深度35～50km。常发生混合岩化作用形成各种混合岩，进一步发生深熔作用时，形成600～800℃的重熔岩浆并沿地壳薄弱地带上侵，侵位于中、上地壳或喷出地表。
在碰撞异常强烈的造山带，还发育加厚下地壳-中性高压麻粒岩相，其地温在700～900℃,由塑性物质流堆积增厚[1];厚度近陆壳厚度的一半(约35km),底界莫霍面深度60～90km，可形成超高压变质岩，深熔作用较强，形成规模较大的熔浆。
板块的俯冲作用，使碰撞带的岩石圈、刚性地幔的结构及稳定性遭受破坏，产生了地幔流体的上升通道；俯冲板块的脱水脱气作用，使俯冲碰撞带的地幔流体渗入作用增强。增厚后的岩石圈地幔在重力和活性流体的作用下熔融而发生拆沉作用，岩石圈底部被消融减薄。碰撞造山带一般具有厚壳薄幔型岩石圈结构，由于地幔岩浆热和地壳花岗质岩石增厚升温的作用，碰撞带岩石圈同时具有热壳热幔型特征[1]。
缩短增厚后的造山带地壳，经混合岩化作用和熔浆分异作用，酸度增强，密度减小、浮力增强；同时在壳内重熔岩浆和岩石圈地幔拆沉熔浆的作用下，造山带获得了巨大的热浮力，发生强烈的隆升作用和剥蚀作用。
当陆块间的碰撞挤压作用减弱时，增厚后的地壳就发生水平方向上的伸展作用，造山带核部抬升折返、剥蚀出露，两侧伸展拆离、发育拆离滑脱构造，地壳被拉伸而变薄。同时，由于地壳应力的松弛、压力降低，壳内熔浆(或混入一定量幔源岩浆)发生上侵和喷出活动，形成造山期后岩浆岩，前期以过酸性岩-酸性岩为主，后期由于地幔变浅及幔源熔浆的混入，中、基性岩增多，出现壳幔混源型花岗岩类。
当造山带受到的挤压作用进一步减弱或消失时，沉没于地幔中的古洋壳俯冲带在热浮力的作用下折返，形成上升地幔流，地幔上拱变浅，残留造山带则发生裂谷作用，再次裂陷成海槽甚至扩张成洋盆，期间以伴有一定规模的幔源基性火山喷出活动为特征，张裂过程所形成的裂谷盆地或大陆边缘盆地，有较高的地热场，构造滑脱层较浅。
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中国的中部、青藏高原及东部地区具有较典型的克拉通陆块、陆内造山带及裂谷带型岩石圈结构，其一些特征如上表。至于对韧性剪切带，混合岩，花岗岩形成环境的研究，一些文献的数据成果如下：
秦岭造山带商丹糜棱岩带：东西延伸近千公里，最大出露宽度达2公里，三叠纪至早白垩世，角闪岩相左行韧性剪切变形的温压环境是：530℃，650MPa(Reischmann等,1990)。(周健勋等,1996,地质科学,Vol.31,№.1)。
商丹断裂南侧糜棱岩形成的温压环境：温度360～550℃；起始压力500～600MPa，相当于17.5～21km的深度；终止压力400～500MPa，相当于14～17.5km的深度，过程呈递减变形变质。(胡能高,1989,地质论评,Vol.35,№.5)。
大别山东南麓：马庙、虎踏石加里东期(448、470MaB.P)中压绿帘角闪岩相变质作用，温度约750℃；231MaB.P区域退变质作用期的低绿片岩相变质作用，温度300～350℃。张八岭地区印支期(210±30MaB.P)发育巨型韧性剪切带，形成压力5～7千巴，深度大于5km，绿片岩相温度350～400℃。(桑宝梁等,中国区域地质,1987年,第四期)。
桐柏-大别造山带随县群绿帘-蓝片岩相韧性剪切带是印支期华北与杨子两板块俯冲-碰撞作用的产物，形成温度400～425℃，压力0.6～0.7GPa。(张泽明等,1996,地球科学,Vol.21,№.3)。
安徽太湖石马韧性剪切带经历多次构造热事件：早期以韧性变形为主，熔-流包裹体均一温度540～620℃；中期区域变质阶段气-液两相包裹体均一温度283～338℃；晚期脆性变形阶段气-液两相沸腾包裹体均一温度300～350℃；晚期张性构造热事件流体包裹体温度变化迅速，378～170℃。(杨巍然等,1996,地球科学,Vol.21,№.3)。
长江中下游地壳重熔花岗岩的成岩温度700～900℃，侵入时间比华北-扬子板块的碰撞时间滞后50Ma以上，幔源成因的花岗岩成岩温度较高，达800～1100℃。(马振东等,1997,地球科学,Vol.22,№.1)。
青海可可西里北缘韧性剪切带，形成时温度为400℃，差异应力约为30MPa。(边千韬等,1996,地质科学,Vol.31,№.2)。
新西兰南岛Alpine断裂，20Ma以来右行平移达600km(Walcott,1979);10Ma以来平移约350km，上升剥蚀了至少20km(Kampetat,1989),隆升地段出露了中压角闪岩相岩石，形成温度510℃～570℃，压力高于0.7GPa(Findlay,1985)。(赵越等,1996,地质科学,Vol.31,№.1)。
东北地区古老变质岩系形成的温压条件：绿片岩相，280℃、0.2～0.4GPa；低角闪岩相，600℃、0.3～0.5GPa；高角闪岩相，700℃、0.6～0.8GPa；麻粒岩相，800℃、1.0GPa。(赵海玲,1996,地球科学,Vol.21,№.6)。
胶东东部昆嵛山混合杂岩形成温度(主要代表134.3MaB.P的):围岩黑云母片岩535℃；混合花岗岩中残留的黑云母片岩575℃；混合花岗岩665～695℃，斑状花岗岩高于700℃，后两者形成时水压0.2～0.4GPa。根据实验岩石学研究，水压为0.2GPa，T=680℃时，花岗质组分部分熔融。(于津海,1989,地质论评,Vol.35,№.4)。
福建的侵入岩：加里东期，400～490MaB.P，290～300℃，为交代混合岩化而成的花岗岩；海西-印支期，195～350MaB.P，240～290℃，变质交代型花岗岩；燕山早期有明显的中性-中酸性-酸性演化规律,锶初始比值0.7100～0.7658，158～165MaB.P的为变质交代型，140～160MaB.P期间的，石英固化包裹体初熔温度600～700℃，为重熔型；燕山晚期有明显的超基性、基性、中性-酸性-酸碱性演化规律，锶初始比值0.7034～0.7069，构成沿海幔源同熔分异型花岗岩，第一二阶段的，石英固化包裹体初熔温度550～780℃，属同熔型花岗岩，第三阶段的，固化包裹体初熔温度680～750℃，均一温度780～1150℃，属幔源同熔分异型。(李根坤等,中国区域地质,1987年,第三期)。
福建晋江地区的混合花岗岩及浅粒岩分布于闽粤沿海变质带中，变质带北至平潭南至南澳，长达400km，宽40～50km，西北为变质火山岩带，中间为浅粒岩及混合花岗岩带，东南边缘为混合岩带。40Ar／39Ar同位素年龄表明，混合岩和浅粒岩形成于99～98MaB.P，后期的北西向韧性剪切则是发生于75MaB.P。(富云莲等,1989,地质论评,Vol.35,№.6)
闽粤叠合盆地宁化-泉州剖面早三叠世末、早侏罗世末地壳古热结构：早三叠世末，中地壳316～541℃，下地壳450～697℃，莫霍面850～920℃；早侏罗世末，中地壳367～590℃，下地壳525～744℃，莫霍面800～905℃。(杨起等,1996,地球科学,Vol.21,№.3)。
诸广山中生代花岗：主要活动于印支期(约220MaB.P)和燕山期(155MaB.P),加里东期二长花岗岩通过小比例(40％)的部分熔融演化形成印支期花岗岩组合，加里东期花岗闪长岩通过大比例(80％)的部分熔融演化形成燕山期花岗岩组合。燕山期黑云母花岗岩在2×108Pa水蒸气压力下的初熔温度为680℃；用锆石地质温度计公式计算，印支期黑云母花岗岩形成于765℃，燕山期黑云母花岗岩约为780℃。(李献华,1992,广东地质,Vol.7,№.2)。
铜陵马山石英闪长岩体(143MaB.P)结晶温度约为900～1000℃，认为属同熔型；粤北大宝山花岗闪长岩体(121.4MaB.P)结晶温度约为700℃，属改造型，和华南改造型重熔-再生型花岗形成温度低于900℃是吻合的。(何金祥等,1996,地球科学,Vol.21,№.3)。
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| 图4 南海北部及大陆岩浆分布图(中科院南海海洋研究所) |
浙江省广布中生代岩浆岩，侵入岩与火山岩宏观上似互为过渡，有的成"圈层构造"，具有同时性与同源性；自西(北)往东(南)有活动强度增大，时代渐新，岩石成分SiO2递增，碱质递减的特点；燕山晚期闪长岩稍增，玄武岩明显增多，酸度侵入岩比火山岩大。东南部高潮在100～120Ma和70～80Ma。晚侏罗世火山岩锶初始比值0.7064～0.7121，缙云前村燕山晚期碱长花岗斑岩锶初始比值0.7103。岩浆不是来自上地幔，亦不是硅铝层地壳的重熔，主要的可能是下地壳部分物质的熔融，混杂了上地幔派生岩浆和上部地壳物质。(俞云文,中国区域地质,1987年,第四期)。
关于华南花岗岩类的成因。徐克勤先生认为是地槽或坳陷堆积物的混合岩化作用及幔源熔浆的混入作用的产物，并根据有无幔源熔浆的混入，划分为陆壳改造型（S型）和过渡性地壳同熔型（I型）花岗岩，但一般所指的地槽、坳陷，往往是大陆边缘或两个陆块之间硅铝层较薄的裂陷沉降带，较多的资料显示，强烈的混合岩化作用常发生在地槽封闭或坳陷回返后的碰撞造山过程。也有不少学者十分注重断裂变质作用，认为混合岩、壳源重熔型花岗岩是断裂活动的产物，是断裂剪切升温混合岩化的结果，混合岩化作用主要沿断裂带发生，甚至形成于上地壳，但华东南广泛分布的花岗岩类岩体多数是呈大面积的片块出露的，它们更可能是混合岩化后被断裂整体抬升、剥露于地表的结果。杜乐天研究员认为，地壳低速体、酸性岩浆的成因则取决于氧型幔汁(OHACONS)的渗入，岩浆是地幔流体上涌渗入后，对地幔岩、地壳岩进行交代和富化等作用的次生态变产物，但这种幔汁并不是硅、铝质岩浆，而是HACONS超临界态化合物系统，主要是挥发份，幔汁中钠、钾碱金属的化合物是挥发的，碱交代作用是岩浆作用和热液作用的核心机制[14]。分析认为：混合岩、交代型花岗岩是在中地壳温压环境下，发生剪切变形和混合岩化作用的产物；重熔型花岗岩是下、中地壳在深熔作用下，形成熔浆，上侵于中、上地壳的产物；它们主要是碰撞造山过程花岗质岩石增厚升温、剪切增温及地幔流体渗入、交代作用的结果。而所指的同熔型花岗岩则是下地壳熔浆混入一定量幔源熔浆及地幔流体后上侵的产物，它主要形成于近火山弧地带的俯冲拼贴阶段（I型）和造山期后的阶段（A2型)。在相同的温压环境下，混合岩化作用的强弱及岩浆作用的发生取决于地幔流体沿俯冲破坏带或剪切构造带的渗入。
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| 图5 广东省变质岩分布略图(刘公民) |
分布于岑溪-博白断裂以东、吴川-四会断裂以西，北起广宁-四会、南至廉江，区内在广宁的石涧、云浮大绀山、信宜-高州、天堂山-塘蓬、北流隆盛-米场等地分别分布了以加里东期黑云母花岗岩为中心，向外依次为均质混合岩、眼球状或条带状混合岩、混合片麻岩、片麻岩等渐变性混合岩组合[5],岩相以角闪岩相为主，中心和边缘分别见麻粒岩相和绿片岩相[6]，年龄值500Ma±15Ma和445±20Ma[11]。高州云炉混合岩中未发生混合岩化的片麻岩的成岩温度为600℃，条带状花岗岩的成岩温度为687～692℃[5],岩区可见麻粒岩(950MaB.P)和紫苏花岗岩(450MaB.P)[7],认为这些岩体形成于中、下地壳温压环境。
沿云开混合岩区的西北和东南边缘还发育加里东期边缘韧性剪切带列阵，西北有灵山-陆川-凤山韧性剪切带，东南有大王山韧性剪切带[8],剪切带内侧为混合岩，外侧为浅变质的盖层。韧性剪切带属当时中地壳的滑脱构造，形成于云开区加里东期造山运动中的逆冲推覆和造山期后的伸展拆离。
至于云开地区加里东期的沉积环境，蔡立国等认为包括云开地区在内的华东南地区在震旦纪至中奥陶世为深海盆环境，沉积了巨厚的远源浊积岩夹火山岩建造，晚奥陶世至泥盆纪包括云开地区在内的华夏陆块由于受扬子台地的俯冲而上升为陆[13];杨家騄等认为中寒武世云开地区处于陆棚环境；丘元禧认为加里东期，北流地体、云开地体、粤东隆起、琼中地块、崖县地体等开始为岛隆、岛链、水下隆起、浅海、海湾环境(云开地区可能为水下隆起或岛隆环境),随后，郁南运动、北流运动、广西运动使这些地体发生了拼贴碰撞，并形成了华夏陆块[10]。这里还认为：震旦纪至中奥陶世，华南、古南海地槽可能位于古冈瓦纳大陆的北部附近(约20～35°S地带),广泛接受了浅海相细碎屑岩、硅质岩沉积。加里东早期地球自转加快，由于扬子板块(来自于北半球)的深海盆前锋(其东南边缘深海盆地)的南向俯冲，"华夏陆块"经过多岛隆、微陆块的拼贴后于晚奥陶世上升为陆；晚志留世至早泥盆世地球自转减速加快，由于古冈瓦纳大陆的北向伸展漂移和华北板块的继续南向推进，古西滨太平洋板块系广泛发生了拼合造山运动。云开地区加里东期混合岩、花岗岩则是形成于板块、地体间的俯冲、拼合、碰撞过程中的地壳增厚升温作用。
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| 图6 云开大山及其邻区加里东期构造演化示意图(丘元禧) |
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| 图7 断裂变质作用示意剖面图(刘公民) |
有研究认为，吴川-四会变质带为断裂变质作用的产物，大王山等地的花岗岩是上部地壳部分熔融、沿断裂上侵的结果[6]。本文认为，如此宽阔的上地壳断裂混合岩化带在空间上是难以想象的，认为混合岩化带应形成于加里东晚期中地壳环境下的韧性剪切混合岩化作用，大王山等岩体可能是从下地壳上侵到中地壳的产物，而东南、西北两侧的边缘断裂则属当时中地壳上部的滑脱构造，变质带呈条带状分布是因后期(印支-燕山期)多次沿吴川-四会断裂带的推覆与剥蚀。
到了海西期，区域应力场从南北向挤压转为南北向拉张，初期云开加里东造山带发生了期后的折返抬升和伸展作用，地壳被剥蚀、拉伸而变薄，加里东期处于中、下地壳环境的混合岩体系折返到深约10km左右的上地壳；地壳的拉张、陷落使地表可能沦为滨海、浅海环境。到了海西晚期和印支期，钦廉运动和印支运动使华南海槽封闭，发生了地体间的碰撞，地体间各期盖层的推覆在云开混合岩区域形成了系列韧性剪切带列阵。边缘韧性剪切带有西部的灵山-陆川-凤山韧性剪切带和东部的大王山韧性剪切带，云开内部有北东向和北西西向两组韧性剪切带。剪切带变质作用相对较弱，发育各种半塑性糜棱岩和糜棱岩，形成环境主要为上地壳绿片岩相，次为角闪岩相，多为顺层剪切带，围绕信宜-高州杂岩，主要发育于杂岩与云开群之间、云开群与下古生界之间、上、下古生界之间。[8]
关于这些韧性剪切带的成因及时代，有研究认为其形成于加里东造山期后的伸展拆离，与混合岩系的折返抬升及周缘地层岩系的顺层滑落有关，属拆离型韧性剪切带[8]。本文前面的观点则基于以下的分析：
<1>.加里东期混合岩形成于造山带的中、下地壳，深约35km，而发育于混合岩中韧性剪切带(绿片岩相)则形成于约10km深的上地壳，剪切带形成时混合岩已经抬升了25km，如果加里东造山带地壳厚度为60km，剪切带形成时地壳厚度则约为35km，如此厚度的硅铝层已经丧失了上浮隆升的动力。因此认为剪切带的形成与加里东造山带的折返联系性不强。
<2>.发育于上、下古生界界面的韧性剪切带应形成于上古生界沉积成岩之后，应在二叠世至三叠纪；高要腰古花岗质杂岩中糜棱岩的一组同位素年龄值为230Ma±。如果韧性剪切带形成于海西晚期或印支期，因云开地区晚泥盆世至早二叠世还经历了一个裂离沉降阶段，加里东造山带的伸展体制就不可能延续至印支期。
由此认为这些韧性剪切带主要形成于海西晚期-印支期的钦廉运动和印支运动，形成于地体拼合过程中各基底盖层的顺层推覆，并认为造山期后伸展拆离的作用是次要的，因为期间云开混合岩区相对于周围岩层并不具备明显的热浮力优势。
主要沿云开变质地体北侧边界罗定广宁断裂一带分布，它们有高要河台云楼岗花岗岩(392±19Ma)、罗定太平荔枝洞混合花岗岩(316±9Ma)、罗定太平顶混合岩(278±48Ma)、罗定合江变粒-混合岩(264±9Ma)、广宁五和混合岩(263±19Ma)、广宁横山二长花岗岩(253±36Ma)、广宁蚊帐坑二云母花岗岩(243±4Ma)、郁南那蓬混合花岗岩(222±6Ma)[10,11]。它们可能是云开变质地块与北侧块体之间碰撞拼贴过程中，花岗质地壳增厚升温，中、下地壳混合岩化作用的产物。其中，广宁横山花岗岩形成温度大致为500～700℃[6],岩浆可能来自中、下地壳，其与混合岩呈渐变关系，属于半原地型；那蓬混合花岗岩体石英中气热包裹体的均一温度为320～550℃，混合岩化程度呈渐变关系，其属中地壳交代成因花岗岩[2]。
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| 图8 广东地域燕山期构造示意图(丘元禧) |
分布于莲花山断裂的东南侧，呈北东向宽带状展布；变质程度横向变化十分明显，由中心向两侧降低，变质程度与地层层序无关，严格受区内断裂带的控制，数百米内变化急剧；变质地层主要为上三叠统、下侏罗统，少许泥盆系石炭系，变质岩为各种片岩。北段变质温度约300～400℃，地温梯度38～33℃/km，属低压绿片岩相；中段变质温度约550～630℃，地温梯度48～30℃/km，属低-中压绿帘石-角闪岩相；南段变质温度约500～560℃，地温梯度35～28℃/km，属中压绿帘石-角闪岩相[6]。属10～20km深的中地壳变质环境。推测中侏罗世至早白垩世燕山运动早期粤东上三叠统、下侏罗统浅海相地层在逆冲断裂的作用下强烈叠覆增厚，厚度达10～20km以上，区内并形成很高的地热场。伴随着晚侏罗世至早白垩世的构造运动，沿莲花山断裂带有大规模的中酸性岩浆喷发和侵入活动，形成了强力侵位同构造侵入体及后构造被动侵位的花岗岩体，其后又发生了韧性剪切构造活动，形成了规模宏大的韧性剪切变质带[6]，形成深度大致在6～10km。
全长约500km，断裂切割了晚侏罗世火山岩和燕山期花岗岩，常见挤压破碎带[4],南澳西北侧为未变质的火山岩，向东南从低绿片岩相变为低角闪岩相、高角闪岩相，变质原岩被认为是晚侏罗世火山岩和中生代花岗岩[6],变质岩为片岩、片麻岩、混合花岗岩、变粒岩、变质火山岩[4]。变质作用发生于116.5～90MaB.P[6]。断裂带东西两侧的地球物理特性有明显差异。分析认为：混合岩的出露是由于燕山期中地壳构造滑脱层的剥露。晚侏罗世形成的火成岩，伴随着中侏罗世至早白垩世期间大型走滑的俯冲进入10～20km深的中地壳(徐嘉炜认为断裂东侧侏罗纪以来左行走滑达227km),在116.5～90MaB.P发生了混合岩化作用；晚白垩世以来由于太平洋板块的俯冲作用减弱，台湾等岛弧向东裂离，陆缘地幔上隆，使地壳不断被抬升并遭受剥蚀，混合岩便被剥露于地表。
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| 图9 广东省晚侏罗世至第四纪火山岩及 晚侏罗世火山活动带分布略图(刘公民) |
侵入岩以SiO2、碱性组分(K2O+Na2O)含量高(均值分别在73%和8%以上)和Fe、Mg、Ca、Ti的氧化物含量偏低为特征，形成超酸性-碱性花岗岩建造，岩性以酸性、中酸性为主，[4] 锶初始比值多数大于0.710，岩浆主要来源于地幔软流圈变浅、地幔流体渗入及花岗质地壳挤压增厚、剪切升温所引起的下地壳重熔，属壳源重熔型花岗岩。东部晚期（尤其浙闽东部近火山弧地带）在壳下熔浆的底辟作用下，混入一定量的幔源熔浆形成同熔型花岗岩（I型）和造山期后A2型花岗岩，岩性以钙碱性、偏中性为主，锶初始比值0.7034～0.7084。
火山岩总体上属钙碱系列，早期以酸性流纹岩为主，晚期以中酸性钙碱系列的英安岩流纹岩为主，[4] 锶初始比值0.7057～0.7121。喷出岩是下壳重熔岩浆混入一定量地幔物质尤其是挥发份（幔汁)，形成粘度较低的熔浆，沿地壳薄弱地带喷出地表的产物。地幔深浅、混入量大小决定熔浆的酸碱度及喷出强度（流纹岩基性熔浆的混入量只有5.0%～6.4%,邢光福等）。
早、中侏罗世火山活动微弱但侵入活动强烈，岩体主要分布于丽水-海丰-政和断裂以西，赣南、湘、粤北有巨大的侏罗纪早中期岩体分布，岩性以黑云母花岗岩占绝对优势。[4]
晚侏罗世至早白垩世是岩浆活动的鼎盛时期，特别是丽水-政和断裂以东广泛分布此期岩浆岩。侵入岩为中性-中酸性-酸性演化系列；火山岩下部以中、基性为主，上部以酸、中性为主，[4] 粤东晚侏罗世潜火山岩相锶初始比值为0.7135、δO18值为+8.5‰～+11.8‰,火山岩锶初始比值为0.7057～0.7081,[9] 爆发指数有自西向东逐渐增大的趋势。[4]
晚白垩世侵入岩以花岗质深成岩为特色，火山岩为中-基性或酸性，自西北向东南岩浆岩有时代逐渐变新的规律，[4] 浙闽东南部有中、基性岩增多的趋势。火山岩产于同期的断陷盆地中，侵入岩与晚侏罗世至早白垩世火山岩在成因上关系密切，空间上形影相随，并常与侏罗纪早中期岩体组成巨大的复式岩体。[4]
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| 图3 东亚边缘大陆俯冲碰撞与裂离扩张的机制示意图 |
关于广东东部众多火山岩相盆地的形成机制，较多的观点认为是由于板块的俯冲软流圈上隆引起的地壳拉张或地壳挤压增厚过程所产生的二次纵张，[4] 晚侏罗世至早白垩世燕山运动中期的火山喷发是下地壳熔浆混入地幔物质后，沿这些纵张薄弱地带活动的结果。这些盆地多位于断裂东南侧，形成向西北倾斜的单面(或箕状)盆地,[4] 本文认为，这些盆地在晚侏罗世至早白垩世是在强压扭性环境下形成的压陷盆地，火山岩相盆地的岩浆岩形成于粤东地槽的逆冲叠覆增厚过程，下地壳岩浆房的排空亏陷对盆地的发育起到促进作用；到了晚白垩世(约120MaB.P)这些压陷盆地才在边缘大陆拉张应力场的作用下转为裂陷盆地。
第一、从广东东部及其东部地槽的演变分析，晚三叠世至早侏罗世为浅海沉积环境，地壳厚度估计只有约25km，中侏罗世至早白垩世隆升为陆，考虑到当时全球海平面比晚三叠世至早侏罗世和现今高100～250m，地壳厚度应比现在(30km)大，估计在40km以上，地壳是在缩短增厚的。
第二、从晚侏罗世至早白垩世喷出岩的特性分析，早期岩性偏于中、基性，晚期偏于酸、中性，说明从早到晚有地幔变深和地壳增厚的趋势；往东有锶初始比值减小、喷发指数增大的趋势，显示俯冲带(或地幔软流圈)则有自西往东变浅的趋势。
第三、晚白垩世火山岩为中-基性或酸性，基性岩有所增多，显示到了晚白垩世地壳开始变薄，地幔软流圈上拱，边缘大陆区域应力场从挤压转为拉张，下地壳重熔岩浆混一定量幔源岩浆后发生了上侵和喷出活动，活动从西往东逐渐变新。
<1>.早、中侏罗世，太平洋板块的俯冲带及边缘大陆内的逆冲断裂倾角较陡，边缘大陆以水平压缩和垂直拉伸方式使地壳硅铝层增厚；花岗质层的增厚升温作用及地幔流体的渗入使中、下地壳局部重熔，岩浆上侵于中、上地壳形成侵入花岗岩(S型)。但期间岩石圈地幔的拆沉作用与岩浆底辟作用尚不强，岩石圈地幔较厚，造就出一种相对的厚壳厚幔型、热壳冷幔型岩石圈，火山作用微弱。
<2>.晚侏罗世至早白垩世，太平洋板块的俯冲作用增强，俯冲角度变得平缓，俯冲带深入到内陆数百公里。俯冲挤压使地槽叠覆增厚，俯冲的削蚀作用及对岩石圈结构的破坏沟通了地幔流体的上升通道，加上俯冲板块的脱水脱气作用使俯冲碰撞带的地幔流体作用增强，导致了岩石圈地幔的拆沉作用或软流圈的顶蚀作用，形成了一个相对的厚壳薄幔型结构和热壳热幔型特征的岩石圈。壳内重熔作用与壳下熔浆的底侵作用导致该期岩浆的侵入活动和喷出活动异常强烈（主要为S型，浙闽东部近火山弧多见I型）。
<3>.晚白垩世，俯冲带向东撤退，倾角变陡，俯冲挤压作用减弱，地壳应力松弛，地幔上拱及岩浆(包括壳内熔浆)的底辟作用使地壳发生自内陆向沿海的伸展拆离，引发拉张裂陷，造山期后残余熔浆的上侵或喷出活动形成了该期岩浆岩(造山期后A2型)。
东南边缘大陆地壳的减薄，是中侏罗世-早白垩世地壳增厚隆升和期后地幔上拱隆升引起的剥蚀作用，以及晚白垩世以来地壳伸展拆离、拉张裂陷的结果。地壳厚度从中侏罗世至早白垩世的50～60km减薄到现今的28～35km。东南地形地貌也由中生代海拔约四千米、宽度约五百千米的闽粤高原山系逐步演变成现今以低山丘陵为主，过程地壳被剥蚀的厚度达到5～15km，闽粤地区燕山期花岗岩广泛出露。
本文写于一九九八年元月,二○○○年九月补充修改 (11000字)
参 考 文 献
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