华夏古陆

华夏古陆构造古地理~

在浙西和赣东北震旦纪、古生代岩相古地理调查的基础上，通过对陆缘沉积环境、砂岩模式成分、微量元素及稀土元素特征研究，探讨了该区震旦纪—古生代的构造古地理状况（Guo et al.，2003；梁鼎新等，1993）。本文所称华夏古陆之范围，只涉及浙东和闽北部分，它相当于通常所指的由前震旦纪变质地块构成的“华夏古陆”的西北边缘带部分。
5.3.1 华夏古陆是浙皖海盆东南缘陆源区
华夏古陆是浙皖海盆东缘沉积碎屑的主要源区，这是在震旦纪和古生代时期华夏古陆存在的有力佐证。虽然受印支运动影响，华夏地块沿江山-绍兴深断裂向北西逆冲，浙皖海盆边缘的沉积相带部分断失，但通过系统的岩相古地理分析，仍可找到显生宙华夏古陆继续存在的确切依据：①在浙江诸暨-江山-江西上饶一线，早震旦世早期的冲积扇广泛发育。由紫红色厚层砾岩、含砾长石粗砂岩组成的辫状河流沉积，厚度由南东向北西递减。古流向在北西向-南西向之间，离散度110 °左右（梁鼎新，1990）。②浙江江山、余杭一带中奥陶世广泛发育瘤状灰岩，它形成于碳酸盐台地浅水部位，水体半浑浊。其发育程度和层位的区域变化规律表明，泥质浑水系来自海盆东侧的华夏古陆（郭福生等，1993a）。③晚奥陶世晚期，长坞组、于潜组浊积岩系在浙西组成一个向西撒开的浊积扇体，据槽模和斜层理所作的古流向统计，临安、江山、兰溪一带的古流向为正西或南西向（梁鼎新等，1992）。对浙西晚志留世沉积所做的砾径分布图上也反映了上述流向。④早石炭世江山、兰溪一带的叶家塘组为粗碎屑岩组成的辫状河流沉积，但在常山、衢州以西，出现大面积的滨海沼泽沉积，已见Lingula等海相动物化石。晚石炭世早期，藕塘底组（浙西）、“叶家湾组”（赣东北）以滨岸河流沉积为主，在华夏古陆北西边缘组成一条狭长的碎屑岩带，有时夹碳酸盐岩形成混合沉积，向西迅速变为浅海台地相的黄龙灰岩（图5-4）（郭福生，1993）。⑤在闽西南下石炭统林地组和上石炭统船山组先后向东超覆，是华夏古陆滨岸界线变动的动态记录（林增品，1983）。

图5-4 晚石炭世威宁期华夏古陆及其西侧海盆岩相带分布图

Ⅰ—陆源碎屑岩及混合沉积区；Ⅱ—碳酸盐台地
5.3.2 华夏古陆古生代古地理状态演变
晋宁运动以后，华夏古陆呈持续的隆起状态，除燕山期火山岩和零星的陆相盆地堆积外，缺失盖层沉积，因而在探讨古陆的古地理变迁时，只能求助于盆缘沉积环境、沉积物组成及其成熟度的变化等。
对巴马哈滩的研究表明，现代碳酸盐沉积除了温度及水文条件外，没有陆源碎屑的侵扰也是一个重要条件（刘宝珺等，1985）。因此，清水海岸和浑水海岸的变迁是古陆剥蚀强弱的一个典型标志。震旦纪以来，古陆西北边缘经历过多次清水海岸和浑水海岸的交替（图5-5）。沉积相序的系统研究是在浙江江山地区开展的，该区缺失志留纪和泥盆纪沉积，奥陶系与上覆石炭系呈平行不整合接触，故图5-5海岸线不连续。

图5-5 古陆海岸性质的地史变化

晚震旦世西峰寺期和晚石炭世—早二叠世海盆边缘碳酸盐台地相广泛分布，厚度不大而且稳定。西峰寺组上部叠层石白云岩沿江山-绍兴一线呈带状分布，为潮坪环境产物，反映了滨线位置及其走向。台地的北西依次出现台地边缘浅滩和深水盆地，陆源碎屑很少进入盆地。中晚寒武世碳酸盐为较深水沉积，离陆岸较远。
早震旦世、晚奥陶世、早石炭世—晚石炭世早期盆缘出现大量的陆源碎屑堆积，厚度大，变化悬殊，是古陆隆起、剥蚀趋于强烈的产物。诸暨-江山-上饶一带，下震旦统志棠组下段是一套紫红色河流沉积。下部由块状砾岩、含砾粗砂岩组成辫状河沉积序列，发育冲刷面、平行层理、逆行沙波层理，普遍见大小不一的泥砾。向上逐渐过渡为二元结构的曲流河亚相，沉积序列由河床滞留沉积、边滩沉积和河漫滩沉积组成。层厚变薄，小型流水波痕发育，水动力明显减弱，是晋宁运动以后，地形在均衡调整作用下不断夷平的结果（梁鼎新，1990）。晚奥陶世长坞期，在浙西广大地区形成平均厚1500 m左右的中细粒碎屑岩系，是古陆经受长期的，但强度不大的剥蚀作用，堆积于盆缘斜坡再经浊流搬运而成（梁鼎新等，1992）。早-中石炭世叶家塘期和藕塘底期，辫状河和滨岸河沉积都由厚层砾岩、含砾砂岩组成，带有明显的山区河流的水动力特征（郭福生等，1993b）。
古陆地形年轻化和衰老化的交替还反映在盆缘沉积物成熟度的变化上。根据浙江江山志棠组、长坞组和藕塘底组80个砂岩薄片统计分析，从早震旦世、晚奥陶世到晚石炭世，砂岩成分成熟度依次增高（表5-2）。斯特拉霍夫（1960）认为，随着陆源区稳定性和化学风化作用的增强，沉积物中的微量元素有向粉砂岩、泥岩明显集中的趋势，因而用规则性系数（即含量明显向粉砂岩、泥岩集中的元素数与参加统计的元素总数的百分比）可表示化学风化作用的强度（刘宝珺等，1985）。计算结果表明，该区元素规则性系数随着地史变化明显增大。上述资料从不同角度反映了古陆形成以后，地形不断成熟，化学风化作用逐步取代物理风化而居主导地位。

表5-2 浙江江山陆源碎屑岩成熟度随地史变化状况

∗ 砂岩成分成熟度简式为（Q/（F＋R）），括号中数字为参加统计的岩石薄片数量；∗∗参加统计的元素为：Ba，Be，Pb，Ga，Ni，V，Zr，Co，Y，Yb，Mn，Ti，Cu，Cr。
5.3.3 华夏古陆构造环境演化
砂岩成分与其所产出的构造背景之间有明显的制约关系（Dickinson et al.，1979）。这种关系是蚀源区的特点、盆地沉积作用性质和源区与盆地的联结特点所决定的，其中首要的是蚀源区的特点，即源区物质组成、古地理面貌和构造活动强度。研究区及邻区早震旦世、晚奥陶世和晚志留世（江西玉山唐家坞组）砂岩在Dickinson三角图解中均落入再旋回造山带物源区，石炭纪和个别晚奥陶世砂岩则投入大陆蚀源区中（图5-6）。与Bhatin（1983）不同构造背景的砂岩化学成分参数比较，也得出类似的结论（表5-3）。早震旦世砂岩是晋宁造山运动后类似磨拉石环境的产物，源区物质组成带有岛弧和弧后盆地特点，古陆有十分年轻化的构造地貌和规模不大的火山活动。晚奥陶世—志留纪受加里东运动影响，华夏古陆曾持续地缓慢抬升，浙皖海盆受江山-绍兴深断裂、开化-临安深断裂、浙皖赣深断裂的控制，呈左行拉张的断陷海盆，古陆北西缘具被动大陆边缘性质。石炭纪砂岩成分反映了稳定大陆的特征。上述各时代的砂岩成分和稀土元素组成均呈明显的单向演化，这与前述的古地理演变十分吻合。由此可进一步推断，在晚震旦世至早石炭世期间，华夏古陆（浙西及闽北部分）没有出现过大规模的构造岩浆活动。

图5-6 砂岩模式成分三角图解

Ⅰ—大陆蚀源区；Ⅱ—再旋回造山带蚀源区；Ⅲ—岛弧型蚀源区
Q—石英颗粒总数；F—长石颗粒总数；L—不稳定岩屑总数；Qm—石英单晶颗粒总数；Lt—石英多晶颗粒总数

表5-3 不同构造环境的砂岩化学成分参数

∗据Bhatia，1983。
晚石炭世早期，在华夏古陆西北缘发育的粗碎屑岩与碳酸盐岩混合沉积，其中下段砂岩为海滩砂，上段为快速堆积的河流砂，呈向上变粗的反序结构。在华南晚石炭世的大规模海侵的背景下，本区的岸进序列具鲜明的特色。由此可见，晚石炭世早期华夏古陆发生过一次明显的差异性隆起，由于古陆隆起与大规海侵同步进行，因而古陆范围与早石炭世比较无明显变动。
早二叠世茅口期后，因地壳运动海水退至杭州-开化以西，闽西南的童子岩组（P1t.）呈明显的海退序列（福建省地质局，1985），古陆范围逐步扩大。早—中三叠世受印支运动影响，古陆范围已扩展至皖南、粤北一带，晚三叠世海水从原华夏古陆范围完全退出。在古陆内部只有晚三叠世—早侏罗世厚度不大的湖沼相含煤沉积。在闽西南有少量玄武岩喷发，属碱性玄武岩与高铝玄武岩过渡类型，属大陆玄武岩。安山岩为高钾安山岩。在里特曼投影图上它们均落在稳定区内（福建省地质局，1985）。晚侏罗世—早白垩世，原华夏古陆范围有大规模的酸性岩浆喷发，在里特曼投影图上全部落入造山区内，本区开始形成活动陆缘环境。
由此可见，华夏古陆（浙东、闽北部分）自震旦纪以来一直处于隆起状态，是晚三叠世以前浙皖海盆南东边缘陆源碎屑的主要供应区。晋宁运动以后，古陆的年轻地貌不断夷平，化学风化作用逐渐增强，盆缘沉积物成熟度不断提高。在震旦纪至古生代期间，华夏古陆只是在加里东中晚期和华力西中期有两次较明显的抬升，内部无重大的构造岩浆活动。加里东期华夏古陆北西缘具被动陆缘性质，晚古生代古陆有稳定大陆特点，中生代末期原古陆范围的构造岩浆活动不断增强，开始形成活动陆缘环境。

1.地质学证据
研究区位于西太平洋活动大陆边缘的南段，囊括了扬子陆块东南缘的广阔地区，其北 西侧以绍兴-江山-萍乡边界断裂和扬子古陆块接壤，南东边界则为海岸线（图3-1）。 该地区是晚中生代火山-侵入杂岩和沉积盆地广泛分布的地区，研究程度较高。上虞-政 和-大埔断裂在现今地表上是一个前泥盆纪变质基底与晚中生代强烈的岩浆活动区，钙碱 性火山-侵入杂岩广泛分布，它们的地球化学特征指示为活动大陆边缘背景。然而该区前 中生代岩层很少出露，火山-侵入杂岩的基底时代与构造属性还不清楚。其北西侧为大片 前泥盆纪基底隆起区，时代老，地壳厚，广泛出露混合岩、片麻岩和火山岩（杨树锋等， 1995）。在中生代构造-岩浆事件中，这种富硅铝成分的基底岩块，必然会影响到部分熔 融形成的花岗岩浆的成分，致其铝过饱和。事实上，在断裂NW侧的武夷山和赣江以西地 区，确有众多晚侏罗世强过铝质花岗岩类岩体分布，其物质源自古老地壳或沉积岩。此 外，武夷山区还分布了一系列小规模的白垩纪陆相火山-沉积盆地和花岗岩体，它们多呈 NE方向延伸，与西太平洋陆缘火山岩带展布方向一致，暗示白垩纪期间上虞-政和-大 埔断裂两侧的地质构造明显受太平洋动力学体系列化制约。

图3-1 华夏古陆构造位置示意图

2.同位素年龄证据
前人曾对上虞-政和-大埔断裂NW侧出露的大片中高级变质岩做过不少年龄测定工 作，笔者共收集到已发表的前震旦纪年龄数据约200组。虽然有些年龄数据的质量和测试 精度存在一些问题，但在现有技术条件下，它们仍然具有一定的分析参考价值。经过对原 始数据的认真分析，上述数据中确有不少数据测量精度较差，有些发表的数据没有给出误 差范围，年龄值含义混乱，有些属于变质的年龄，有些则是继承锆石的年龄或代表俘获的 古老地壳组分的年龄等。在本文中，它们均已被筛选剔除。具有参考价值的数据展示在表 3-1中，共66组，包括Sm-Nd、40Ar-39Ar、Rb-Sr、单颗粒锆石U-Pb 、207Pb/206Pb和 K-Ar等方法。结合构造变形特征、同位素成分分区、变质岩石组合及其时空分布，一个 粗略的古地理区域可被圈定。如北起萍乡-江山-绍兴断裂，西到四会-吴川断裂，东界 已入东海，南界不清。集中分布在浙东南-闽西北、赣中-赣南和云开大山三个地区（图3-2）。笔者通过综合研究和对比，认为这三个古陆碎块分布区可能是华夏古陆裂解 后保存至今的残块。暂称闽浙赣粤古陆区，以别于震旦纪裂解前的大型古陆块。

图3-2 裂解后的前泥盆纪陆块位置示意图

上述三个地区的前震旦纪基底岩石变质程度差别很大，浙东南-闽西北结晶基底变质 程度很高，由元古代片麻岩、花岗岩片麻岩、混合岩、片岩、变粒岩、浅粒岩等所组成， 原岩为一套中基性火山岩-火山碎屑沉积岩组合。浙东南称八都群、龙泉群（陈蔡群）， 闽西北称麻源群、马面山群、吴墩组，走向近东西，出露在陈蔡、遂昌、龙泉、建瓯、建 阳、蒲城、政和、南平、建宁、泰宁等地。年龄数据表明此陆块主要是在中、新元古代形 成的（江西省地质矿产局，1984；孔祥生等，1995）。值得注意的是，近年一些学者通过 测试，发现并报道了一些变质岩区的早元古代测年值，年龄范围在1800～2100Ma之间（浙江省地质矿产局，1989；袁宗信等，1989；甘晓春等，1995，1996；胡雄健，1992； 李献华，1998；张晓阳等，2000）。赣中-赣南地区基底变质程度相对较低，由绿片岩相 变质的火山碎屑岩、细碧岩、玄武岩、安山岩、流纹岩等岩石所组成，混合岩化基本未 见，走向近南北。其变质基底时代相对较新，称中-新元古代铁砂街群、潭头群、周潭 群、神山群。永丰潭头、弋阳梅树湾、余江马荃、弋阳铁砂街、乐安相山以及兴国等到地 变石英角斑岩、变流纹岩、变英安岩和斜长角闪岩等测得的同位素年龄数据主要集中在 1000～1200Ma时段内（表3-1）（韩仲仁等，1998；刘邦秀等，2001；余达淦，1990； 程海等，1991；邓国辉，1997；胡恭仁等，1998；吴新华等，2000；金文山等，1997）。 近年发表的年代学资料表明（刘邦秀等，2001，余达淦，1990；李献华等，1998），赣中 基底最早在1900～1800Ma间就已初具规模。云开大山地区变质基底由混合片麻岩、混合 花岗岩和基底性火山岩所组成，走向北东。时代和赣中-赣南相近，大多数年龄值为新元 古代（表3-1）。这三个华南前震旦纪陆块的年龄分布揭示，华南古陆（或称华夏古陆） 的发生、发展和演化，是从北东向南西方向进行的。但是其变质程度的演化规律并不十分 清楚。
表3-1 中国东南部前寒武纪岩石同位素年龄表


续表


续表


笔者收集到的早元古代测年数据（袁宗信等，1989；甘晓春等，1995，1996；胡雄 健，1992；李献华，1998；张晓阳等，2000；Yu et al.，2009），但绝大多数的年龄数据集 中在1.9～1.7Ga时间段（表3-1）。例如武夷山北缘变质岩浆岩19亿左右的LA ICPMS 锆石U-Pb年龄：龙泉淡竹片麻状花岗岩（1888±7）Ma、清远城边下际片麻状花岗岩（1888±7）Ma、松源里庄石榴黑云二长花岗岩（1875±9）Ma（Yu et al.，2009）；诸暨 陈蔡片麻花岗闪长岩单锆石U-Pb年龄（1754±40）Ma（孔祥生等，1995）；建宁上坪 天井坪组角闪岩的SHRIMP法锆石U-Pb年龄（1766±19）Ma（Li et al.，1999）；龙泉 汤源八都群斜长角闪岩锆石207Pb/206Pb年龄（1831±0.5）Ma（胡雄健等，1991）。
中元古代年龄数据较少，测年方法也有待提高。有关数据包括：弋阳铁砂街群变英安 岩单粒锆石蒸发法年龄（1196±6）Ma（程海等，1991）；诸暨陈蔡斜长角闪岩Rb-Sr等 时线年龄（1129±23）Ma（孔祥生等，1995）；建瓯叶坑变石英角斑岩单锆石U-Pb年 龄（1100±19）Ma（甘晓春等，1993）；江西余江周潭群斜长角闪岩锆石Pb-Pb年龄（1190±19）Ma（余达淦，1990）、政和马面山角闪变粒岩40Ar/39Ar年龄（1129±16）Ma（甘晓春等，1993）。其原岩是海相碎屑岩和基性与酸性火山岩（福建地质矿产局，1985）。
新元古代测年数据多，分布范围广。可分为早期和晚期两组（表3-1），早期年龄在 9亿～10亿年间，和陆块聚合事件有关；晚期集中在8.5亿～8.0亿年间，和大陆裂解事 件密切。早期年龄包括武夷山西缘定南鹤子变质花岗岩的岩浆锆石U-Pb年龄为（993± 10）Ma（刘邦秀等，2001）、永丰潭头变石英角斑岩单颗粒锆石207Pb/206Pb表面年龄为（1027±36）Ma（韩仲仁等，1998）、粤西云开群斜长角闪岩Sm-Nd法年龄（917±69）Ma（李献华等，1993）、兴宁县径南变流纹岩SHRIMP锆石U-Pb年龄（972±8）Ma（Shu et al.，2008）。晚期年龄主要有（均SHRIMP锆石U-Pb年龄）：政和县变质流纹岩（818±9）Ma（Li et al.，2005）、建瓯县辉长岩（853±4）Ma（Shu et al.，2011）、政和县 城辉绿岩（795±7）Ma（Shu et al.，2008）、褚暨陈蔡变玄武岩（857±7）Ma（Shu et al.， 2011），和沿江绍断裂带分布的S形花岗岩的岩浆锆石U-Pb年龄值830～790Ma基本一 致（Li X H et al.，1999；Li Z X et al.，2003，2009；Zhong et al.，2005；Wang，2007）。
浙闽粤沿海地区基底的时代研究程度较低。在温州东侧，东海的灵峰-井片麻岩岩心 全岩Rb-Sr年龄1806Ma（沈渭洲等，1999），推测东海大陆架之下存在元古代古陆块。
据此，中国东南部变质基底的岩浆锆石年龄集中分布在19亿～16亿和11亿～8亿两 个时间段内。代表研究区当时发生的强烈构造-岩浆热事件。前者相当于形成全球哥伦比 亚超大陆的构造热事件，后者对应于全球罗迪尼亚超大陆的聚合与裂解事件，指示扬子与 华夏的碰撞-裂解过程。
3.碎屑锆石U-Pb年龄谱：多期构造演化信息
利用LA-ICP-MS分析技术，对南岭东段赣南地区泥盆纪和奥陶纪粗碎屑岩中的六 件样品（表3-2）进行了碎屑锆石的U-Pb年代学研究，获得该区前泥盆纪地壳演化的 丰富信息。300组测年数据年龄谱显示（Xiang et al.，2010；Yao et al.，2011），年龄数 据集中在2300～2600Ma（峰值2470Ma）、900～1100Ma（峰值980Ma）、700～900Ma（峰 值800Ma）、650～520Ma（峰值580Ma）和450～400Ma（峰值440Ma）这五个时间段内（图3-3），并发现一颗3.5Ga年龄值的碎屑锆石，是华夏北部岩石中保留的最老地壳年 龄信息。
表3-2 样品采样位置与地质特征


分析认为，2300～2600Ma是全球陆核生长事件的特征年龄值，说明华夏陆块存在太 古代的结晶基底物质，在新太古代晚期曾经发生过岩浆活动，对全球陆核生长事件有着积 极的响应。1100～900Ma为全球Rodinia大陆聚合的特征年龄值，出露在华夏南东缘的 972Ma流纹岩层以及同期基性变质岩可与该年龄值匹配，可能揭示华夏陆块曾是Rodinia 大陆的一部分。900～700Ma对应着Rodinia大陆的裂解过程，这期事件的地质标志如花岗 岩、基性岩墙、裂谷型沉积作用等，在研究区多处广泛分布。650～520Ma对应泛非事件，是东、西冈瓦纳块体拼合，形成原始冈瓦纳大陆的一次事件；虽然此事件在地表表现不明 显，但样品中至少19组该时段的年龄数据，足以反映华南当时对泛非事件的积极响应； 寒武纪莱德利基虫特征化石群落的大面积分布，也表明它明显的冈瓦纳大陆亲缘性。 450～400Ma是全球早古生代晚期造山作用的特征年龄，研究区大量分布的志留纪-早泥 盆世S形花岗岩体以及对应的岩浆锆石测年值，是华夏陆块在早古生代晚期发生强烈造山 作用的物质与年龄证据，其形成的褶皱造山带成为晚古生代以来沉积盆地的重要物质 源区。

图3-3 赣南六件样品碎屑锆石的年龄频谱图

4.华夏陆块在全球构造中的位置：陆块亲缘性探讨
利用近10多年发表的大量较高质量测年数据（Xiang et al.，2010；Yu et al.，2009， 2010；Harley et al.，1997；Mishra et al.，1999；Boger et al.，2000；Jayananda，2000； Fitzsimons et al.，2000；Kelly et al.，2002；Carson et al.，2002；Mondal et al.，2002； Hokada et al.，2003；Hokadaet al.，2004；Gehrels，et al.，2003；Griffin et al.，2004； Veevers et al.，2005；Ireland et al.，1998；Berry et al.，2001 ；Rino et al.，2004），笔者等 在中国东南部圈定出三个元古代古陆残块的露头范围，即分布于浙西南-闽西北地区的武 夷块体、江西境内的赣中-赣南块体（井冈山-诸广山块体，或南岭块体）和云开块体。 这些残块具有一定范围，具有相似的元古代岩石组合，据此可以概略恢复并重建为一个更 大的块体-华夏陆块，即元古代Rodinia大陆的一部分。鉴于各个残块之间虽有南华纪— 早古生代沉积区分布，但地层序列中并不含有火山岩以及洋壳碎块，因而认为发生在 850Ma以来的Rodinia大陆裂解事件，在该区只是一种地壳范围内的伸展减薄，并未发生 岩石圈尺度的裂解。近年的古地磁研究成果表明，自新元古代成冰纪到中志留世（750～ 380Ma），华南岩石圈并未裂离（Yang et al.，2004），为这一认识的重要佐证。
图3-4展示了华夏陆块南北两部分与世界七个地区前寒武纪年龄谱的对比。从中可 以看出，华夏陆块南北两部分的年龄谱基本上是一致的，不仅峰值时间相似，而且源区时 间下限也基本相同，表明这两个区块属于同一块体。
和印度东部-南极洲东部块体相比，其两个主峰（约2500Ma、约950Ma）、一个次级 峰（约3300Ma）和两个小峰（约550Ma、约1650Ma）都能在研究区找到很好的对应， 唯一明显不同是印度东部-南极洲东部块体缺少约800Ma裂解期的信息。推测正是这次 全球裂解事件，造成了两个块体的大规模分离。
对比最好的是大、小喜马拉雅块体，其五个年龄峰值（约980Ma、约800Ma、约 2520Ma、700～500Ma、约1700Ma），和研究区的非常一致，表明两者在源区物质和构造 演化方面亲缘性非常密切。
和澳大利亚西部相比，存在两点显著差异：(1)西澳块体缺失约800Ma超大陆裂解期 的信息，(2)其两个主峰（约2700Ma、约1200Ma）、一个小峰（约1800Ma），在研究区找 不到对应值。和澳大利亚东南部的差别则是：(1)该区缺失约800Ma超大陆裂解事件的信 息，(2)泛非事件的表现（约600Ma）特别显著，(3)其两个主峰（约1800Ma、约 1200Ma），在华夏陆块没有对应值，推测该区聚合时间要比华夏早得多。
最后，研究区和块体、北美块体无论是在发生重大构造事件的时间上，还是在地壳演 化上，都有显著差异，不能对比。南美是形成于2000～2700Ma的古老克拉通块体，北美 则是形成于约2700Ma和1800～1200Ma的古老基底。
据此认为，华夏陆块在新元古代裂解之前，和印度东部-南极洲东部块体以及大、小 喜马拉雅块体是彼此相连的，具有非常一致的构造演化历史。这项成果，证实华夏陆块是 新元古代罗迪尼亚超大陆的一个重要组成部分。

华夏古陆前中生代岩浆活动产物分布零星，以元古宙和加里东期为主要活动时期。

（一）元古宙

1.超基性岩

元古宙超基性岩主要分布于福建龙泉-南平的麻源群、八都群与龙北溪群、龙泉群北北东走向界线两侧约20～60km范围内。产于麻源群中的有浦城包处、龙泉狮子坑、建阳北坜、吴忠、顺昌黄源5处，产于龙北溪群中的有政和长城和王母山2处，多呈小岩体群出露。岩体一般呈透镜状、豆荚状，与围岩多呈整合侵入接触，并与围岩同变质而具同向之片理构造。自变质作用强烈，普遍蛇纹石化，后期热液作用进而出现透闪石化、滑石化、绿泥石化。岩体中心多蚀变成各种蛇纹岩，边缘多为透闪石岩、滑石岩等。

原岩岩石类型以辉橄岩为各岩体的主体，其次是橄榄辉石岩，纯橄榄岩少，辉石岩类多于岩体之边缘。岩石化学成分SiO₂ 37％～43％、MgO₂7％～38％，均属超基性岩，m/f比值一般＞6.5，属镁质超基性岩，仅王母山超基性岩部分属铁质超基性岩。在IUGS（1989）Ol-Opx-Cpx图解上多为斜方辉石橄榄岩，仅母山岩体为二辉橄榄岩。

本区元古宙超基性岩可能有两期，第一期为侵入麻源群的岩体，与围岩同变质，具和谐的片理构造，被加里东期花岗岩侵入（北坜岩体被K-Ar年龄为420 Ma的白云母化花岗岩侵入），其中包处岩体全岩Sm-Nd等时线年龄为1566.9 Ma±110 Ma，可能为蚀变变质年龄，原岩年龄略晚于麻源群，相当古元古代晚期；第二期为产于龙北溪群中的长城和王母山超基性岩，时代可能相当中元古代中-晚期。

2.花岗岩

时代为新元古代，主要分布于武夷隆起带轴部浦城-洋源一线北段一带，大致呈北东-北北东向分布。在浦城渔梁至九牧地区有杉坊、坟窟、富满潭、吴垱等7个小岩体。在山下、石陂一带有邵村、水源寺及小串等岩体。岩体面积一般＜0.5km²，最大的小串岩体可达20km²。围岩为麻源群，可见岩体穿切围岩片理。岩体内常见捕虏大量变质围岩，岩石普遍具片麻状构造，常见受韧性剪切形成的眼球状构造。另外，在福建东部沿海构造变质带中的上楼眼球状二长花岗岩中，获得单锆石U-Pb同位素年龄1135 Ma±10 Ma（1 ：5万平潭、高山等幅区调报告）。

杉坊岩体单锆石U-Pb年龄为865 Ma±16 Ma，山下一带透明针状锆石U-Pb不一致曲线上交点年龄906 Ma±83 Ma，相当于晋宁早期。

（二）加里东期

沿江西省萍乡-绍兴构造带以南的武山-北武夷山区，发育大量的加里东期花岗岩，主要有：英云闪长质片麻岩、花岗闪长质片麻岩、二长花岗质片麻岩组合—片麻状二云母花岗闪长岩和片麻状二云母二长花岗岩，少量片麻状斜长花岗岩—花岗闪长岩、二长花岗岩、钾长花岗岩组合—二长花岗岩、正长花岗岩组合（图2-24）。形成时代从早奥陶世—中晚奥陶世—中晚志留世—晚志留世。

花岗岩类总体化学成分上显示为富硅、过铝、低碱的特点。为钙性-钙碱性系列、过铝或者次铝花岗岩，其中以过铝花岗岩为主。氧化物显示出很宽的变化范围，反映了非单一物源的特点，具典型的S型花岗岩的特征。稀土元素特征反映武夷山超单元组合早晚两个超单元曲线的“V”谷的深度大而中期超单元曲线的“V”谷的深度小；微量元素的总体特征是元素的相关性差，地幔相容元素高而不相容元素低，与上地壳的微量元素特征近于一致。

本类花岗岩的Al′指数均＞1.1、Na₂O的含量较低、100Fe^3＋/（Fe^3＋＋Fe^2＋）的值为0.18～0.49；Sm/Nd比值为0.18～0.22，落入大陆地壳的花岗岩（0.104～0.305）的范围；δEu在0.447～0.840之间，也指示岩石是由地壳古老沉积岩的部分熔融形成的，岩石中富含石榴子石、电气石、磷灰石和独居石，出现刚玉、堇青石等富铝矿物，是铝过饱和花岗岩的副矿物组合类型。按照Chappell和White（1974，1983）的花岗岩分类，为S型花岗岩，物源应主要为基底副变质岩。但早期的岩体有Ⅰ型花岗岩的某些特点。这些花岗岩经历剪切深熔作用—俯冲熔融作用—伸展热隆作用—走滑作用与伸展作用，在总体上其反映出的构造环境是碰撞前期-同碰撞-后碰撞的构造环境区。本期花岗岩以地壳重熔型花岗岩为主体，分布遍及加里东期基底出露区，见晚泥盆世天瓦栋组不整合覆盖，是强烈的加里东造山运动的产物，岩体同位素地质年龄383～477 Ma。主要有两个岩带。一为分布于长乐-南澳断裂以东的沿海地区，简称沿海岩带（Ⅰ），其东界可能为滨海断裂。岩带呈北东走向，长约300km，宽约60km。另一为分布于江绍断裂和丽水-大埔断裂之间的广大地区，即武夷山脉及其两侧地区，简称武夷山岩带（Ⅱ）。Ⅱ岩带可进一步划分为3个北东向岩体亚带：

石洲-茶地岩体亚带（Ⅱ₁），分布于龙泉-武平与丽水-大埔断裂之间，以中、小岩体为主，岩体与围岩之间多具明显的侵入关系，同位素地质年龄383～428 Ma；

图2-24 福建及邻区加里东期花岗岩和同位素地质年龄及εNd值分布示意图（据张达等，2004）

管查-万田岩体亚带（Ⅱ₂），分布于龙泉-武平和北武夷山断裂（毛洋头-谢家坪断裂）之间，以大岩基产出为主，岩体与围岩间常发育混合岩和伟晶岩（脉群），兼具侵入接触和混合交代接触两种关系，同位素地质年龄401～460 Ma；

兹竹-乐安岩体亚带（Ⅱ₃），分布于北武夷山断裂与江绍断裂之间，岩石偏中性，与混合岩关系密切，同位素地质年龄450～477 Ma。

本期岩体以二长花岗岩、花岗岩为主体，大岩基主要为二长花岗岩，中、小岩体多为白云母花岗岩，Ⅱ₃岩体亚带有较多的斜长花岗岩和英云闪长岩。在同一岩带内偏基性的岩体往往形成较早，偏酸性的岩体形成较晚，即斜长花岗岩早，二长花岗岩次之，白云母花岗岩最晚。

岩石中钾长石多为最大微斜长石，斜长石为中-更长石，黑云母以铁黑云母为主，白云母为晚生的填隙矿物或由黑云母退变而成。石英中包裹体研究表明，二长花岗岩形成温度较低（仅含气液包裹体），白云母花岗岩形成温度较高，晶质熔融包裹体均一温度700～750℃。

岩石化学成分，Ⅰ 岩带相对富硅、贫铝、富钠，SiO₂平均73.52％，A/CNK值1.060，Na/K值1.298；Ⅱ岩带各亚带平均SiO₂67.84％～71.76％，A/CNK值1.101～1.168，Na/K值0.856～1.050 。稀土元素特征值两岩带也有明显的区别，Ⅰ岩带∑REE含量低（102×10^-6～132×10^-6），L/H值小（6.9～11.9），铕为正异常（δEu ＝1.10～1.22），而Ⅱ岩带∑ REE高（107.8×10^-6～434.4×10^-6），L/H值大（5.7～20.4），具明显的负铕异常（δEu ＝0.26～0.74）。

锶、钕同位素，Ⅰ 岩带岩石富钕、贫锶，ε_Nd值为正值（1.15～3.04），ε_Sr负值（-29.7～-53.6），两阶段模式年龄在1000 Ma左右，暗示原岩可能相当青白口纪—蓟县纪的马面山群含细碧质-石英角斑质火山-沉积岩系。Ⅱ岩带岩石ε_Nd值为负值（-4～-18），ε_Nd值为正值（39.5～212.0），二元混合模式计算得地壳成分（fuc）普遍＞70％，两阶段模式年龄1533～2336，原岩可能为中元古代早期至古元古代晚期的麻源群变质岩系，原岩为一套海相砂泥质岩。

二长花岗岩形成于加里东期主造山期，岩体规模大，二云母花岗岩形成于造山晚期，岩体规模小，其后是白云母伟晶岩的形成，伴有铌、钽、绿柱石等伟晶岩型矿产，如南平西坑和江西石城北等地。

（三）海西期

赣东北东乡铜矿区和永平铜硫矿区均有微弱火山活动的产物，主要为富石英花岗斑岩、贫碱高铝富硅英安流纹斑岩、高钾贫碱富硅富英流纹岩和高钾高铝流纹质英安岩，属富流纹岩系列。岩石的SiO₂＝67.35％ ～78.34％，Al₂O₃＝15.85％，Na₂O＋K₂O＝3.81％～4.94％，K₂O/Na₂O＝3.97～54.1，高硅、富铝、碱质含量低，但钾质富集。

闽台地区本期岩浆岩以地壳重熔型花岗岩为主体，局部有少量石炭纪裂谷型火山岩。

花岗岩有两个岩带（图2-25），一是主要分布于永梅拗陷带，简称永梅带，另一分布于台湾太鲁阁变质岩带北部，简称太鲁阁带。本期花岗岩同位素地质年龄在206～340 Ma，多数属印支期。在闽北浦城一带也有本期岩体出露。

岩体主要沿复式背斜轴部或断裂侵入。永梅拗陷区有红山、伟埔、小陶、真峰顶、桂洋等岩体，组成长约300km、宽约80km的北东向岩带；台湾太鲁阁带有溪畔、开南岗、源头山等岩体，岩带长约50km，宽约15km，岩带呈北北东走向，部分岩体长轴仍保留北东东向。

岩石皆以二长花岗岩为主，其次是花岗岩和花岗闪长岩（下元、吴东山），局部有石英二长岩或石英正长岩（泮地）。台湾太鲁阁带的岩体受区域动力变质作用，岩石中矿物定向、压碎或重结晶，具鳞片花岗变晶结构，片麻状构造。岩石化学成分显示本期花岗岩属富铝的花岗岩，SiO₂一般在65％～71％间，Al/CNK比值多数＞1.1（永梅带0.9～1.25，太鲁阁带1.06～1.24），含标准矿物刚玉，一般含量＞1％（0.8～7.2％），Na/K比值0.74～1.21和1.12～7.29，永梅带岩体相对富碱富钾，太鲁阁带富钠富钙。锶、钕同位素两岩带也有明显不同，永梅带I_Sr值＞0.709（0.7096～0.7318），I_Nd值＜0.51202（0.51169～0.51202）；太鲁阁带I_Sr值0.7031～0.7062，I_Nd值0.51210～0.51218。壳幔物质比例永梅带岩体56：44～93：7，太鲁阁带岩体约45：55。两阶段模式年龄，永梅带岩体集中在1778～2018 Ma间，太鲁阁带岩体在1251～1399 Ma间。上述特征暗示，永梅带岩体源岩为福建古元古代广海盆地陆源碎屑沉积，太鲁阁带源岩相当福建中元古界裂陷槽沉积-火山建造。

图2-25 闽、台海西—印支期花岗岩和同位素地质年龄及εNd值分布示意图（据张达等，2004）

根据Rb-Y＋Nb和主元素的R¹-R²图解，永梅带岩体为板内碰撞型花岗岩或同造山花岗岩，太鲁阁带岩体为岛弧型花岗岩或活动板块边缘花岗岩，反映它们形成于不同的大地构造环境。

石炭纪裂谷型火山岩，分布于永梅拗陷区，丽水-大埔断裂带之北西侧龙岩至梅县一线。在福建马坑中石炭统经畲组滨海相碎屑沉积夹三层高钛玄武岩（平均TiO₂ 2.02％）和3层火山碎屑沉积岩，总厚36.77 m，底部有一层安山质熔结凝灰角砾岩，厚约18 m，并伴有同期的辉长辉绿岩、闪长岩脉，脉岩Rb-Sr等时线年龄330～355 Ma。在广东梅县一带中信组顶部或壶天组底部有一层凝灰岩。它们是马坑式铁矿和玉水式铜、多金属矿的控矿层位。

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