中新生代岩浆活动与构造演化

南岭东段中-新生代构造-岩浆演化~

20世纪初，翁文灏（1919）曾指出，南岭花岗岩与长江中下游的花岗岩有所不同， 前者与钨、锡矿床有关，后者与铁、铜矿床关系密切。随后的半个多世纪，众多地学工作 者对南岭地区岩浆岩进行了广泛研究，先后建立了花岗岩的多时代地质框架（黄汲清， 1945；南京大学地质系，1981），确认了花岗岩成因类型（徐克勤等，1960，1963， 1989），总结了与花岗岩有关的稀有和有色金属矿产的成因关系和成矿规律（莫柱荪等， 1980；程裕淇，1994；陈毓川等，1989；裴荣富等，1999），探讨了深部地壳性状和岩浆 岩的成因机制和演化规律（王德滋和周新民，2002；周新民等，2000；黄萱等，1986；沈 渭洲等，1989；Zhou et al.，2000；Jahn et al.，1990；Martin et al.，1994；Lappierre et al.，1997；Chen et al.，1998；Hong et al.，1998），认识到南岭过铝花岗岩是多时代、 多成因，由地壳物质经混合岩化、花岗岩化及部分熔融（深熔）作用形成的（徐克勤等， 1960，1963；南京大学地质学系，1981；地矿部南岭项目花岗岩专题组，1989）。
然而，以往对南岭花岗岩的研究较多地关注其形成方式及其与矿产的关系，而对占南 岭花岗岩2/3以上的过铝花岗岩的成因机制、大地构造意义以及构造-岩浆演化等问题未 能给予足够的重视；因而导致有关南岭岩浆岩，尤其是晚中生代岩浆岩的起源、成因及其 构造制约等仍然众说纷纭，莫衷一是，有的观点和资料甚至相互矛盾。对华南花岗岩形成 的构造背景的认识出现了多种不同的观点。一部分学者认为，中国东南部中-新生代的大 规模岩浆活动是受由地幔柱活动引起的（谢窦克等，1996；李子颖等，1998；毛景文等， 1999；路凤香等，2000）；李献华等（1997）综合粤北的基性岩脉和相关的花岗岩、火山 岩，以及盆地资料，认为华南白垩纪构造应力场以拉张应力为主；周新民等（2000）、 Zhou et al.（2000）从大尺度视野，审视了中国东南部晚中生代花岗岩和火山岩岩浆活动， 认为中国东南部晚中生代大部分岩浆活动都发生在由消减作用诱发的伸展构造应力体制 中，是岩石圈消减作用与玄武岩底侵作用、地壳深熔作用相综合作用的结果；张旗等（2001）则认为中国东部晚中生代岩浆活动与地壳拉张环境下岩石圈减薄导致的软流圈上 涌及其引发的玄武岩底侵作用有关，而与古太平洋板块的俯冲作用无关，中国东部不属于 环太平洋构造-岩浆带。由此可见，对南岭地区强过铝花岗岩形成的构造背景、成因机制、 构造-岩浆演化及其与成矿的关系的认识仍然存在许多分歧，尚有待于进一步的深入研究。
南岭东段地处太平洋板块与欧亚大陆板块的结合部位，是构造体制转换位置之一（舒良树等，2002）。区内发育有时代、性质和特点互不相同的两套重要构造体制（任纪 舜等，1990，1998），先后经历了新元古代、早古生代、晚古生代—早中生代和晚中生代 等多期构造-岩浆热事件，构造活动强烈，岩浆活动频繁，岩浆岩分布广泛，类型复杂， 时代齐全，存在多期多阶段活动的特征，在形成时代上具有从内陆向沿海由老变新的趋势（图7-1）。活动时代最早可追溯到中元古代四堡运动，最晚直到新生代构造事件，其间 经历早古生代、晚古生代—早中生代和晚中生代等多个阶段（表7-1），在区内形成了一 系列呈EW向和NE-NNE向展布的岩浆岩带，它们在空间展布上受特提斯和环太平洋两 种构造体制影响明显。中-新生代以来，该区构造-岩浆活动主要受太平洋构造体制的控 制，在区内形成了大量准铝和过铝质花岗岩（表7-2）。其中准铝质（铝饱和指数A/CNK 比值为1.0～0.9）、弱过铝（1.1～1.0）和强过铝（＞1.1）的岩体分别为36％，42％和 22％。强过铝花岗岩主要分布在武夷山以西，特别是罗霄山—诸广山两侧和南岭西段，准 铝质（钙碱性和过碱性）花岗岩主要在武夷山以东和南岭东段，弱过铝花岗岩则在武夷 山两侧都有分布（周新民等，2000）。
南岭地区过铝质花岗岩对深入认识南岭东段构造-岩浆演化及其与铀成矿的关系具有 十分重要的意义。强过铝花岗岩一直被认为主要侵位于两个大陆岩石圈聚合所引起的地壳 增厚区，是构造演化过程中碰撞造山作用的重要标志（Pearce et al.，1984；Harris et al.， 1986），区内广泛分布的中-新生代过铝质花岗岩是太平洋构造体制下强烈的构造活动与 岩浆作用耦合的结果。大量研究表明（Miller，1985；Ayres et al.，1997；Pearce et al.， 1984；Searle，1997），原先被认为形成于碰撞挤压构造背景下的强过铝花岗岩与伸展构造 有关，而南岭东段花岗岩型和火山岩型铀矿床几乎都形成于大陆裂解的伸展环境。孙涛（2003a）对南岭东段6个代表性的强过铝花岗岩形成的构造背景、物质来源及成因演化 等研究后，认为南岭东段中生代强过铝花岗岩形成于228～208Ma和159～155Ma两个时 代，分别属于早中生代和中-晚侏罗世，其中早中生代强过铝花岗岩形成于早中生代运动 的后碰撞的伸展环境，中-晚侏罗世的则形成于古太平洋板块向欧亚板块之下俯冲背景的 弧后伸展环境。张敏（2003）对南岭中段大东山、佛岗、九峰和连阳等中-晚侏罗世花 岗岩的地球化学特征及其成因和演化研究后表明，上述岩体具典型的后造山S形花岗岩地 球化学特征和高钾钙碱性特点，其岩浆源区来自华南早中元古代从原始地幔中分异出来的 地壳，源区地壳部分熔融形成的花岗质岩浆在演化过程中有大量流体参与，并显示出主体 岩浆分异演化形成补体的可能性。这表明，本区强过铝质岩浆可能是由准铝质或弱过铝质 岩浆演化而来，亦即南岭地区早中元古代地壳通过部分熔融作用形成的原始岩浆，经长时间分异和演化形成强过铝质岩浆可能是南岭东段强过铝花岗岩形成的重要途径之一。这一 认识符合所有的花岗岩类型，准铝质、过铝质和过碱质花岗岩都可以在成因上通过演化联系起来的观点（Bonin，1998）。

图7-1 中国东南部晚中生代火成岩分布（据周新民等，2000）

表7-1 南岭花岗岩形成时代表


南岭地区早中生代花岗岩主要形成于距今230～205Ma之间，中-晚侏罗世的岩浆活 动开始于180Ma左右，其间205～180Ma的岩浆活动记录较为少见（表7-3；图7-2）。 这一期间的岩浆活动相对宁静期正是特提斯构造域和太平洋构造域在南岭地区发生转换的 过渡时期，代表着特提斯构造域的结束和太平洋构造域的开始（孙涛等，2003b）。
如前所述，古太平洋板块对欧亚板块的俯冲碰撞最初发生于早中生代造山运动。早侏 罗世，太平洋板块对欧亚板块的高速低角度俯冲，对大陆造成了强烈的挤压，伴随着挤压 应力的进一步加强，在大陆一侧深部莫霍面附近形成了宽度较大的水平的减压面。在这种 减压背景下，发生了源区地壳物质的部分熔融作用，并形成了准铝质或弱过铝质原始岩浆，它们在水平减压面以岩床形式反复侵入并滞留于中、下地壳。至晚中生代早期，随着俯冲 角度变陡和俯冲速度变缓，太平洋板块对欧亚板块的挤压应力逐渐减小，在大陆一侧地壳 产生了与俯冲带走向近于平行的直立张裂减压面。此时，形成于早期低角度俯冲时以岩床 形式滞留于中-下地壳的准铝质或弱过铝质花岗质岩浆，在经历了从早中生代到中-晚侏 罗世岩浆活动宁静期的长时间分异演化后，分异演化成为过铝质岩浆，沿这一时期直立的 构造薄弱减压面以主动形式向上侵位，发生底侵或底辟作用，形成了南岭东段大面积分布 的过铝质花岗岩。大东山、佛岗、九峰和连阳等中-晚侏罗世花岗岩所具有的高钾钙碱性 特点（张敏，2003），是后造山S形花岗岩的重要特征（Chappell et al.，1992），它为后 造山S形花岗岩能够形成于岩石圈减薄和伸展的地球动力学背景提供了有力的证据。
表7-2 南岭地区部分已发表年龄数据花岗岩体铝饱和指数（A/CNK）


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表7-3 南岭地区已发表的不同时代花岗岩年龄数据表


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*产铀花岗岩。

图7-2 南岭地区花岗岩同位素年龄直方图

早在20世纪的80年代末，陈毓川等（1989）提出深部地幔物质与热的流通带“热带”和 “热点”是中生代南岭地洼区构造岩浆活动与成矿的原因所在，并研究了热带与热点的时空 演化和迁移规律。谢窦克等（1996）从地幔柱构造入手利用大量的地质-地球化学-地球物 理资料综合研究了华南大陆地壳的生长过程。但总的来说，对华南地幔柱构造作用研究所 开展的工作不多。
华南位于欧亚大陆的东南端，为欧亚板块与太平洋板块交接地带，是欧亚板块东南缘地 壳生长和大陆增生最活跃的大陆边缘，也是核幔质量传输最强烈的构造带。华南在新元古 代时期，比较强烈和明显的地质构造作用事件与约1000 Ma时记录比较清楚的地幔柱构造 作用有关。这一时期为南部扬子古陆块向华北大陆块俯冲，随着俯冲过程在东侧形成郯（城）-庐（江）-九（江）-南（昌）转换断裂（图2-1），在俯冲带南侧，形成近东西向彼此平行 的断陷、隆起带，如长江-大庸-凤凰断陷带、江南-雪峰隆起、绍兴-诸暨-开化-弋阳-万载-醴 陵-攸县活动大陆边缘。这一构造格局控制了新元古代的岩浆活动和早古生代沉积建造。伴随这一灾变性的碰撞造山事件和受地幔柱构造作用的影响产生典型的幔源火山爆发和岩 浆侵入。火山岩浆活动主要受江南-雪峰隆起两侧的裂解构造，特别是江南-雪峰隆起南侧 的裂解带所控制。典型的岩石有基性、超基性的二辉橄榄岩-纯橄岩、方辉橄榄岩、辉长岩、细碧角斑岩、角斑岩、花岗闪长岩、堇青石富斜花岗岩等。这些岩石改造了华南大陆新元古 代以前的太古宙、中元古代岩层，形成区域性强烈不整合。
华南大陆经加里东期造山运动后初具大陆雏形。540 Ma来自赤道附近的华夏洋岛片，逐渐向古扬子板块南缘拼贴，至450 Ma左右最后仰冲到古扬子板块之上，导致古扬子板块 东端向北推移约数百千米，在南昌一九江一带可见江南—雪峰隆起与其西侧部分产生明显 的错位并呈NE-SW向展布（图2-1）。仰冲拼接带大致在相山—江山—南昌—泰和—遂 川—韶关—四会—吴川一线，在其西侧有新元古代蛇绿岩套存在，而东侧不存在；东西两侧 的早古生代地层、古生物和岩相各不相同；中生代火山岩在西侧极少见到，跨过界线东侧大 片出露，表明这条界线从加里东早期就存在，并且是一条切至上地幔的大型边界断裂带（图 2-1）。地震资料（图2-2）也表明，两侧的中、下地壳有抬升逆冲之势，由此可见，这条边界 在深部同样有明显的反映。在此拼接仰冲带以深部具有大陆根深的冷硬块，低速软流层在 200 km左右；而以东的深部陆根浅，陆下为软块，低速软流层在100～40 km之间。伴随华 南大陆加里东期的拼贴组合，在大陆内，特别是在大陆的南端有大规模的花岗岩侵入，拼接 带东侧的隆起仰冲及大规模的火山岩浆作用表明东侧从加里东期以后受地幔柱构造动力作 用和热力影响更加明显。

图2-1 华南大陆地质构造与铀成矿富集区示意图（据谢窦克，1996有修改）


图2-2 中国及邻区250 km深度地震S波速度结构图（图例中的正值表示速度高于地球平均值，负值表示速度低于地球平均值，据谢窦克，1996有修改）

在印支期（220 Ma）造山运动期间，由于地幔柱在深部的继续上升作用，导致区域上，特 别是连县—韶关—上杭—泉州一线以南，上三叠统高角度不整合覆盖至下、中三叠统及古生 界、元古宇岩石之上。沉积作用以海退沉积相组合和陆相快速沉积为特征。岩浆作用以钙碱 性二长闪长花岗岩为主，岩石成分以富镁富钛为特点。在侏罗纪至早白垩世（190～125 Ma），即燕山期的早期阶段，随着地幔柱的进一步上升，受热动力作用的影响，区域上产生较强烈 火山喷发和岩浆侵入作用，具有幔源-壳幔源混合-壳源为主的完整岩浆成分谱系。随岩浆 活动时代变新，成分上具有由钙碱性-偏碱性-碱性演化的特点。晚期典型的碱性、偏碱性花 岗岩具有深源的地球化学特点，即锶同位素初始比（87Sr/86Sr）＝0.7002～0.7009；εNd（t）＝ -4.3～ ＋2.88；δ18O＝＋2.0‰～ ＋8.3‰，δD＝ -99‰～ -145‰，且一般强烈富集不相容 元素。与此同时，受上升动力的作用，在区域隆起背景上出现一系列由于断陷作用而形成的 盆地。随热减薄作用进一步加强，热柱顶冠上部进一步裂解，形成一系列铲状断层控制的区 域性大型盆地陆相沉积建造，其中的红色沉积建造则可能是由于地幔柱构造作用，大量的热 量（火山岩浆作用）进入大气，导致气候改变，气温升高，加剧表生作用过程中的氧化作用所形 成。此外，在沉积作用的同时，在盆地中，由于裂解作用导致深源的偏碱性—碱性火山喷出作 用，如形成沉积岩层中的碱性玄武岩及与其同源的基性岩脉——粒玄岩或煌斑岩等。
在晚白垩世（约100 Ma），即燕山造山运动的主幕期间，地幔柱作用进一步加强，地幔— 地核边界产生的热在地幔中以更高的温度活动对流，产生更高温度的岩浆作用，其活动规模 和强度在前述基础上继续扩大，深源无水，成分上受更大深度范围的部分熔融以及更高分馏 的结晶分异作用所控制，以偏碱性、碱性为特点；拉张作用增强，产生裂解构造薄弱带；区域 上伴随各类岩脉的贯入，盆地沉积尤其是红盆建造继续发育，从而构成了南方特有的红盆现 象。地震速度结构分析表明，地壳表面的地质构造作用、火山岩浆活动等与深部的低速带相 对应，进一步证明地幔柱构造作用对地表地质作用的控制。
遥感影像地质解译表明，在华东南湘、赣、粤三省交界地区，发育一个主要由侏罗纪至白 垩纪花岗岩体组成的巨型环状岩体群，称之为华东南巨型环状岩体群（简称环群，图2-3）。环群呈椭圆形，面积约20万km2。环群的边界由一系列的岩基及少数岩株组成，它们分别 是骑田岭岩体、大东山岩体、贵东岩体、陂头岩体、柯树北岩体、朱兰埠岩体、永丰岩体、弹前 岩体、淋洋岩体和千里山岩株群；环群内部出露的岩体既有大型岩基，又有小型岩株，它们分 别是诸广山岩体、鹅形岩体、大埠岩体、油山岩体和西华山岩体等。该环群区域集中了南岭 侏罗纪—白垩纪花岗岩的绝大部分岩体，环群内岩浆活动期次繁多，发育复式岩体，离开环 群，相应时代的花岗岩体明显减少，尤其是沿南岭北东东向构造岩浆岩带，此现象更为明显。显然，该环群不仅代表了巨型岩浆活动中心，而且是众多的W、Sn、Mo、Pb、Zn、U等热液矿 床的聚集区，是深部地幔柱构造作用的产物。

图2-3 华东南巨型环状岩体群分布图

环群包围的区域现在还是地热高场区，沿环内大断裂水温高于60℃的温泉星罗棋布，也发现有数处水温高于80℃的温泉；而同一条大断裂，如南岭东西向断裂、赣州—大余等北 东向大断裂，从环内延伸到环外的部分则很少发现水温大于60℃的温泉。由于中、新生代 地幔柱构造的作用和影响，在华南也产生了各种各样的矿化作用，形成了如W、Sn、Nb、Ta、Sb、Cu、Pb、Zn、Mo、Au、U等矿化，从而使华南成为中国的多金属资源基地。
迄今为止，我国学者尚未对华南地幔柱的成矿作用进行专题研究，但在某些课题的研究 中已经注意到热点及地幔柱的成矿问题（陈毓川等，1989；黎盛斯，1996；王登红，1998；李子 颖等，1999、2002）。王登红（1995）等在研究华南锡矿的过程中，认识到钨、锡多金属矿床及 其相关岩体不但在空间上具规律性分布，而且在时间上自西向东花岗岩体与矿床都逐渐变 老，从个旧的81～147 Ma→大厂130～149 Ma→柿竹园133～182 Ma。其中个旧花岗岩年 龄最新，而个旧以西滇西的锡矿比个旧花岗岩还要年轻，这可能是华南所在的板块在漂 移过程中，一个潜伏地幔柱在地表留下的痕迹。毛景文等（1997）研究表明，柿竹园矿床 中的钨可能来自于核幔边界；黎盛斯（1996）也指出，湘中的锡矿山超大型锑矿跟地幔柱 密切有关。

1.中生代火山岩的构造背景和发育演化

合肥盆地中生代火山岩位于秦岭构造带和东部大陆边缘活动带斜接部位。从岩浆活动时间、岩浆岩的岩石组合、岩石化学及地球化学特征分析，它可能是中国东部燕山期火山-侵入岩带的组成部分。该岩浆岩带自东向西碱性递减，向钙碱性的安山岩-英安岩-流纹岩过渡。根据前人的研究，其演化可以划分成两个旋回：侏罗纪和白垩纪旋回。根据Condie的Hf—Zf图解判断，本区南带火山岩主要落入弧火山岩范围内，而北带火山岩多落入伸展盆地范围内，这一点与晚侏罗世—早白垩世因陆内俯冲导致大别地块隆起并向南滑移，合肥盆地沉陷而形成的局部拉张环境相吻合。火山岩的氧化系数南带为F-0.20-7.33，平均2.00，北带F-0.20-5.50，平均1.56，说明南带火山活动持续时间较长，而北带火山活动相对较短。

花岗岩等侵入岩侵位构造环境是在245～211Ma之间，华北板块与扬子板块陆陆碰撞以后，扬子板块继续向北运动，开始进入陆内俯冲时期，本区燕山晚期侵入岩就是这一构造热事件的产物，具有明显的花岗岩性质。根据R.A.Batchelor的判别方法（利用多阳离子R1-R1对花岗岩侵位构造环境判别）本区侵入岩主要落入碰撞后上升区和造山作用晚期，属于A型深融花岗岩。利用元素活动的差异，Harris等提出的Rb/30-3T2-H花岗岩构造环境判别图解判断，本区的花岗岩主要分布在火山弧区和碰撞后花岗岩区，邻近板内花岗岩边缘，大致是一种汇聚边界背景下的拉张环境。

2.新生代火山岩的构造背景和发育演化

合肥盆地新生代岩浆活动以火山喷出活动为主，侵入活动次之。新生代玄武岩的喷溢活动具有明显的多期性，其时间分布上在古新世—渐新世、新近纪均有活动，其分布则在上述各地层中均有并呈夹层，说明合肥盆地火山活动具有幕式活动的特点，合肥盆地新生代火山活动主要与深大断裂在新生代的重新活动有关，其空间分布明显受到北东、北北东、北西向构造网络的控制，并且切割深度较大，深达上地幔。

我们对合肥盆地代表性样品进行的K-Ar稀释法测年（表3-9）可以看出，拉斑玄武岩的生成年龄为古新世，碱性玄武岩的生成年龄为渐新世，还有一个样品为中新世（张鹏，1998）。

表3-9 合肥盆地新生代火山岩的K-Ar稀释法年龄数据

表3-10 合肥盆地新生代火山岩和辉长岩的Rb-Sr法同位素分析数据

根据合肥盆地的新生代¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd对⁸⁷Sr/⁸⁶Sr图解（表3-10、3-11、图3-31）可以判断原始岩浆源区的同位素地球化学特征。从图中可见，合肥盆地的新生代碱性玄武岩和大蜀山细粒辉长岩无一例外地投在地幔演化范围内（mantle array）以及靠近PREMA区，说明它们的原始岩浆来源于长期亏损而近期又发生富集事件的地幔，但未受到地壳混染（从柏林，王清晨等，1996）。但是，非碱性玄武岩的投影点落在EMII附近，表明它们的原始岩浆受到了相当程度的地壳物质的混染或者来源于受到消减带组分交代的地幔楔。碱性玄武岩和细粒辉长岩的ε_Nd以及⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值分别为2.8～6.2和0.70347～0.70431，而非碱性玄武岩的分别是5.5～9.0和0.70583～0.70678。高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值也说明了合肥盆地的非碱性玄武岩受到了地壳物质的混染。富集EMI一般可归因于下地壳或老地壳物质的加入。当然，这种地壳物质的卷入可以通过消减作用导致的再循环而实现。总的说来，合肥盆地新生代玄武岩形成在一个类似于大洋岛玄武岩的地球化学体制背景下，许多学者认为这是由于扬子板块向华北板块之下消减作用对俯冲带之上的地幔楔的交代改造作用所造成的（张功成，吕锡敏等，1998）。

表3-11 合肥盆地新生代火山岩和辉长岩的Sm-Nd同位素分析数据

图3-31 合肥盆地新生代玄武质岩石与辉长岩¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr图解

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