华夏地块东南缘南华纪岩浆事件的发现及地质意义

2019-07-16黄家龙

福建地质 2019年2期

黄家龙

(福建省地质调查研究院，福州，350013)

1 区域地质背景

研究区地处欧亚大陆东南缘的华南大陆东南部，大地构造分区属华夏地块东南缘[1]。主体位于武夷山南段，其北侧为南平—宁化构造岩浆带，总体属构造隆起区，前寒武纪变质基底出露较为广泛。研究区前泥盆纪基底是在华夏地块基础上逐步演化而来的，经历华夏地块的形成与裂解、华夏地块与扬子地块碰撞拼合转化为新的华夏造山系[2-4]。随着近几年来对华夏地块东南部的寻乌—长汀—明溪一线地质调查研究的深入，新发现了越来越多的南华纪时期岩浆事件的年代学信息，从而引起了众多学者的思考，即在年轻的华夏造山系中是否能够识别出新元古时期造山作用的地质记录，这些岩浆事件与新元古代Rodinia全球超大陆构造存在怎样的响应关系？也即新元古代Rodinia全球超大陆构造的汇聚与裂解在华夏地块中是否保存？大洋板块在新元古代是否向华夏地块发生俯冲汇聚？而关键问题是基于研究华夏地块及相邻地区是否存在新元古代时期造山作用的地质记录。

位于华夏地块东南部的研究区，沿江西寻乌进入福建长汀—明溪一线呈北东向带状展布，长260 km，宽10～30 km；主体处于明溪—武平坳陷带内[5]，东北与南平—宁化岩浆带相抵，东、西分别与胡坊—永定隆起和桃溪隆起相邻，西南端延入江西(图1)。该带卫星照片上线性影像明显，南部见有一系列北北东向断裂、片理化带、岩墙群等，单条断裂延伸长而且平直，长达百余千米，区域属武平—光泽北北东向断裂带南段；北部则发育有一系列北东东向断裂、岩浆岩带等，属南平—宁化构造-岩浆带西段。近几年来，中国地质调查局沿寻乌—长汀—明溪一线部署了多个项目的1∶5万区域地质调查及专题研究工作，在福建长汀南部胡寨、江西寻乌坝顶等地区，原前泥盆纪变质岩系中新解体出多个变质侵入体；在江西寻乌长畲、福建长汀张地、明溪盖洋等地，原震旦纪变质岩中新厘定了一套变质火山岩系，使该区成为研究华夏地块构造演化发展的重要窗口。

图1 研究区构造位置图(据舒良树(2006)修编)Fig.1 Structural location map of the study area

通过研究区内新发现变质侵入体及变质火山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素的研究表明，二者均形成于南华纪；利用变质侵入体、变质火山岩组合及岩石化学、地球化学数据对其形成构造环境进行的探讨表明：寻乌—长汀—明溪一带南华纪时期存在一个活动陆缘火山弧，与板块的俯冲作用密切相关。古陆缘弧的发现为华夏地块的物质组成及演化发展研究提供了新证据和新认识。

2 南华纪岩浆事件群的发现

2.1 南华纪花岗质片麻岩体

2.1.1 花岗质片麻岩体的发现及其特征

研究区花岗质片麻岩体的确定是在野外地质调查工作基础上，根据已遭受强烈变形、变质作用改造的花岗质片麻岩岩相学特征、典型的片麻状构造和矿物组成、残留的花岗结构、含有围岩捕虏体以及残留的侵入地质关系等特征，从变质岩系中解体出的。研究区目前已发现的花岗质片麻岩主要分布于福建长汀的胡寨地区及江西寻乌的坝顶地区，均为近年来开展1∶5万区调时所发现，这些古侵入岩体形态多样，单个岩体的出露规模不大，但分布较广；目前在长汀南部胡寨、林田、戴面及寻乌东北部的坝顶、李坑等地均有发现。长汀南部一带已发现的片麻岩体出露面积约15.0 km2，呈岩株或岩瘤状侵入到新元古代早期的桃溪岩组中；寻乌东北地区发现的片麻岩体出露约2.5 km2，与新元古代中期寻乌岩组呈构造片理平行接触。

花岗质片麻岩体属变质侵入体，岩性有二长片麻岩、斜长片麻岩、斜长变粒岩、二长变粒岩及钾长变粒岩等，原岩为花岗岩、二长花岗岩及花岗闪长岩。片麻岩体剪切变形强烈，普遍发育片麻状构造、条纹状构造，岩石中多保留有清晰的花岗岩块状外貌。片麻岩和变粒岩均呈粒状变晶结构，野外具块状构造，前者结晶矿物粗大、后者则相对细小。造岩矿物由石英(20%～45%)、斜长石(25%～55%)、钾长石(5%～45%)、黑云母(1%～16%)、白云母(5%)组成，坝顶片麻岩体中还偶见柱状、针状的矽线石(3%)。矿物分布均匀，长轴具定向排列，片麻岩矿物粒径以1～2 mm为主，变粒岩粒径则多为0.1～0.8 mm；斜长石多具聚片双晶、卡纳复合双晶；钾长石则发育格子状双晶。花岗质片麻岩体中锆石种类相对简单，主体锆石呈现为单一成因类型的近自形短柱状或粒状形态。片麻岩体中发育疏密程度不等的透入性片麻理，与围岩桃溪岩组或寻乌岩组变质岩的流劈理产状一致，且变质变形特征相似，表明片麻岩体就位后与围岩一同卷入了后期构造运动的改造作用。

2.1.2 花岗质片麻岩体形成时代的确定

研究区内胡寨花岗质片麻岩侵入于新元古代早期的桃溪岩组中，且遭受变形变质作用改造而呈片麻岩形式出露，岩石特征明显不同于研究区内的志留纪及其之后的未变质的岩体，故其形成时代应为新元古代早期-前志留纪。

此次研究在福建长汀西华山北北东510 m的小溪边，于侵入桃溪岩组的胡寨花岗质片麻岩中采集了锆石U-Pb同位素测年样品(样号TW5287-1)，挑选了29颗锆石，呈黄色、浅玫瑰色透明，经LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试分析表面年龄和微量元素分析结果(表1)。测试点定位于锆石的环带部位，尽量避开锆石内部的裂隙、包裹体和不同成因的区域，以便获得准确的年龄信息。28颗锆石CL图像显示多呈不完整的次棱角柱状、粒状，个别呈长柱状，晶形发育较好；锆石都具有较为清晰的振荡环带，显示岩浆锆石的特征；个别晶体边缘处显示有流体改造边的叠加(图2)；28个测点Th和U含量变化范围较大，分别为33×10-6～417×10-6及36×10-6～297×10-6，Th/U比值为0.49～2.89，平均为1.28，亦显示了岩浆锆石的特征。

图2 TW5287-1锆石阴极发光照片Fig.2 Zircon cathodoluminescence photography of TW5287-1

图3 TW5287-1 锆石U-Pb同位素年龄谐和图及加权平均值图Fig.3 Zircon U-Pb isotopic age harmonic map and weighted average map of TW5287-1

28颗锆石的206Pb/238U和207Pb/235U表面年龄，数据点全部落入谐和线上或附近很小的区域内，表明锆石在形成后U-Pb体系是封闭的，基本上没有U、Pb的丢失或加入。胡寨花岗质片麻岩的206Pb/238U年龄值可划分为2个群落，序号1～24锆石测点的206Pb/238U表面年龄较为接近，为710.0～759.1 Ma，在误差范围之内基本一致，加权平均年龄为(737.2±4.5)Ma(MSWD=1.4，1σ)(图3)，年龄值与相应的谐和曲线图年龄基本一致，表明胡寨花岗质片麻岩是在737.2 Ma左右形成的，从而确定了胡寨花岗质片麻岩体是南华纪岩浆固结结晶的产物。序号25～28的4颗锆石与序号1～24的锆石对比，206Pb/238U表面年龄明显较大，为790.2～798.8 Ma，且一致性好，加权平均年龄为(793±10)Ma(MSWD=0.14)，该锆石可能是岩浆侵位年龄或者是捕获了围岩的锆石。

此外，序号29锆石图像显示锆石呈浑圆粒状，韵律环带不明显，应是捕获围岩的锆石，207Pb/206Pb表面年龄值为(2 319.7±38.28)Ma，暗示了该区深部或曾经可能还存在有古元古界的结晶基底。

在江西寻乌坝顶、李坑一带新发现的花岗质片麻岩体，与新元古代中期的寻乌岩组(锆石U-Pb同位素年龄为707 Ma)呈构造片理平行接触，且与其发生同构造变质变形作用，二者变质程度、变形特征基本一致。坝顶花岗质片麻岩中采集LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年结果，锆石可分3个群落：其一，有7颗呈自形-半自形短柱状锆石，发育振荡环带，Th/U比值高，为0.62～2.75，明显属岩浆锆石，加权平均年龄(722±8.2)Ma(MSWD=0.27)，代表了花岗质片麻岩体的结晶年龄。其二，有14颗呈半自-自形晶短柱状锆石，环带结构不明显，Th/U比值较小，平均值为0.09(多数为0.03～0.15，另有2颗为0.24，0.25)，显示变质锆石特征，加权平均年龄(443±3.9)Ma(MSWD=0.14)应是加里东期构造热事件的响应。其三，5颗略呈浑圆状锆石207Pb206Pb表面年龄为(1 555±43)Ma～(2 161±26)Ma，应为围岩中捕获的锆石。

在长汀戴面村150 m处的胡寨花岗质片麻岩体中[6]，也曾获得LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素成岩年龄为(729.4±8.6)Ma。此次研究在区内新发现的胡寨、戴面、坝顶片麻岩体中获得的同位素年龄为(722±8.2)Ma～(737.2±4.5)Ma，表明该期岩体形成的地质时代为早-中南华世，也是迄今为止在华夏地块东南部发现的较为古老的侵入体。

2.2 南华纪变质火山岩

2.2.1 变质火山岩的发现及其特征

随着地质调查研究工作的深入及同位素测试方法的提高，在福建长汀张地、长坝、冷火坑、廖屋、明溪盖洋、宁化方田及江西寻乌长畲等地，新划分出一套变质中酸-酸性火山碎屑岩、熔岩组合。区内各地该组合岩石的变质变形程度略有差异，变质具南深北浅、变形呈南强北弱的特点。

(1)北部福建长汀、明溪、宁化等地变质火山岩系岩石变形弱，变质浅，原岩的结构、构造多有保留。宏观上以层理不发育，呈厚-块状为特征，微观上可见有残余的石英、长石晶屑或斑晶。1∶5万长汀幅地质图将长汀张地一带变质火山岩系划为楼前组，下部岩性以浅灰-灰色厚-块状变质英安质晶屑凝灰岩、变质英安质晶屑岩屑凝灰岩、变质英安流纹质晶屑凝灰岩为主，夹厚层变质凝灰质砂岩、变质沉凝灰岩及浅灰-灰白色薄-中层变质泥岩、变质含硅质泥岩；上部为中-厚层变质凝灰质砂岩、变质沉凝灰岩、变质英安流纹质晶屑凝灰岩、变质流纹质岩屑晶屑凝灰岩夹变质凝灰质泥岩、变质硅质泥岩，火山喷发表现为自强→弱的活动特征，岩浆演化呈中酸性→酸性的演化规律。1∶5万隔川幅地质图将长汀长坝、冷火坑、廖屋等地变质火山岩组合划为南岩组上段，岩性为浅灰-灰绿色变质英安质晶屑凝灰岩、变质流纹岩呈厚-块状的夹层或韵律层产出于变质(凝灰质)细砂岩、变质(凝灰质)粉砂岩、变质(凝灰质)泥岩、变质沉凝灰岩、千枚岩、变质硅质泥岩中，火山活动较弱，体现喷发与休眠间歇交替的特点。明溪盖洋和宁化方田等地变质火山岩组合为浅肉红-深灰色块状变质流纹质(晶屑)凝灰岩、变质流纹岩、变质流纹质熔结凝灰岩夹变质英安质晶屑(熔结)凝灰岩、薄层变质沉凝灰岩、绢云千枚岩、变质凝灰质粉砂岩，原岩为中酸性-酸性火山岩夹火山沉积岩。此外，在明溪湖上等地近火山喷发中心尚出露有变质熔结凝灰岩、变质火山角砾岩、变质集块岩等。

(2)南部江西寻乌长畲与福建武平东留等地变质火山岩岩石变形强、变质深，造岩矿物已全部重结晶，原岩的结构、构造已全部消失，1∶5万东留圩幅地质图划属寻乌岩组中段，岩性为厚层斜长浅(变)粒岩、二长浅(变)粒岩(原岩为酸性火山岩)，呈夹层产于副变质的片岩、变粒岩之中。

2.2.2 变质火山岩地质时代的厘定

研究区内南华纪变质火山岩组合多未见底(少数同前南华纪变质岩系呈韧性断层接触)，上与震旦系整合(或片理平行)接触。在长汀张地南华纪变质火山岩间的薄层变质泥岩夹层中产有较多的微古植物：Trematosphaeridiumholtedahlii，Trematosphaeridiumminutum，Laminaritesantiquissimus，Polyporatasp.，Trachysphaeridiumsimplex，Reticulatasporitessp.，Micrconcentricadiotyotum，Protoleiosphaeridiumsp.，Taeniatumsp.，Lignumsp.，Micrhystridiumsp.，Leiominusculasp.，Turuchanicasp.。其中部分是峡东南华纪常见分子，但Micrhystridiumsp.等分子则见于峡东陡山沱组、灯影组，这为长汀张地南华纪变质火山岩时代提供了依据[7]。该次研究也在武平东留镇、寻乌长畲一带南华纪变质火山岩组合中的云母片岩夹层采获较丰富的疑源类化石，计有14属22种6个未定种，组合特征为：①以塔纳藻属占据优势地位，其中Tanarium?Minimum，Tanariumconoideum，Tanariumirregulare，Tanariumsp.具有较高的含量；②瘤面球形藻属、粗面球形藻属、原始瘤突球藻属、连球藻属、古椭圆球形藻属、巢面球形藻属、巴甫林藻属、厚缘小球藻属含量较低；③以单球类化石分子为主，纹饰简单；小型具刺疑源类化石大量出现。通过与华北燕山地区新元古代龙山组中产出的化石类型所代表的疑源类化石组合特征[8，9]、中国南方扬子板块震旦纪陡山沱组小型具刺疑源类化石组合特征[10]以及安徽淮南地区青白口系与震旦系之交的疑源类化石[11]进行对比，可以确定样品的时代为南华纪早期—早震旦世早期。

LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄测定也是该次研究的重要手段和技术支撑，在长汀张地浅灰色变质英安流纹质晶屑凝灰岩和寻乌长畲块状斜长浅粒岩中(原岩为酸性火山岩)各采集了一件同位素测年样品。前者中获得13颗玫瑰色短柱状、粒状锆石，具清晰程度不等的环带结构，Th/U比值为0.71～1.67，为岩浆锆石的特征；206Pb/238U和207Pb/235U表面年龄谐和性较好，数据点均落在谐和线上或者附近区域，206Pb/238U加权平均年龄为(732.1±7.4)Ma(MSWD=2.2)，具有95%的置信度，可靠性高，代表了该变质火山岩的形成年龄[12]。后者中获得10颗环带结构清晰的浅玫瑰色自形、半自形锆石，Th/U比值为0.5～2.4，为典型的岩浆锆石；206Pb/238U和207Pb/235U表面年龄谐和性较好(≥90%)，数据点较为集中的落在谐和线及其附近，206Pb/238U加权平均年龄为(707±8.6)Ma(MSWD=0.95)，具有95%的置信度，可靠性较高，代表该区酸性火山岩的形成年龄。

此外，福建省地质调查研究院(2016年)在开展1∶5万隔川、朋口幅区域地质矿产调查时，在长汀社公边北侧的变质流纹英安质晶屑凝灰岩及长汀廖屋东北1 km处的变质流纹岩中利用LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年，获得前者成岩年龄为(774.8±5.1)Ma，后者年龄为(754.7±5.2)Ma。中国地质调查局南京地质调查中心(2015年)在武夷地区俯冲增生杂岩与洋-陆转换过程研究专题中于明溪县盖洋地区楼前组中获得变质流纹岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄为(734.7±3.3)Ma。

以上分析表明，寻乌—长汀—明溪一线新发现或新厘定分布较广的变质火山岩层位，形成年龄为(707±8.6)Ma～(774.8±5.1)Ma，表明该期火山活动形时期为早-中南华世。

综上所述，研究区南华纪地壳较为活跃，岩浆活动频繁，出现了较为强烈的岩浆侵入-喷发事件。从岩浆侵入-喷发事件分析，早期火山活动强烈，火山喷发规模大，形成了大面积分布的火山岩组合；晚期火山活动减弱，转为间歇性喷发，形成火山岩、火山碎屑沉积岩旋回性韵律组合。从早到晚构成一个由强→弱的火山-沉积喷发旋回，岩浆演化则呈现中酸性→酸性的演化特征。岩浆喷发主要为强烈普林尼型喷发，偶有酸性岩浆的宁静式喷溢。

3 构造环境讨论

3.1 花岗岩体的构造环境

花岗岩类型是研究地球动力学环境随时间演变的有效途径之一，一定类型的花岗岩侵入体往往与一定的地球动力学环境密切相关[13，14]。以下通过该区的地球化学多种参数(表2)和图解的相互约束，来探讨南华纪花岗质片麻岩体的形成构造环境。

图4 花岗质片麻岩的R1-R2图解Fig.4 R1-R2 diagram of granitic gneiss1—地幔分离；2—板块碰撞前；3—碰撞后的抬升； 4—造山晚期；5—非造山； 6—同碰撞期； 7—造山期后

3.1.1 利用常量元素判别

从南华纪花岗质片麻岩体主元素分析结果可以看出，岩石化学的突出特点是SiO2含量较高，一般为68.08%～73.43%。除序号6的样品外，其他样品CIPW标准矿物中都出现了刚玉(含量大于1)；A/CNK比值大于1.1；属强过铝质花岗岩。大部分样品的w(K2O)/w(Na2O)比值大于1，表明岩石相对富钾；序号1，3样品则相对富钠。样品w(Al2O3)/w(Ti2O)比值较低，小于67(仅序号2为100)，非常类似“高温型”碰撞带花岗岩类岩石的成分特点(Sylvester，1998)；而w(CaO)/w(Na2O)比值高，部分大于0.3，表明花岗岩原岩可能有不成熟砂质成分[15]。里特曼指数值(σ)均明显小于3.3，表明岩石属钙碱性岩系。在标准矿物An-Ab-Or图解中，显示花岗质片麻岩的原岩具有多种岩石类型，绝大多数为花岗岩，少数为花岗闪长岩(序号6)。ACF图解投影结果显示花岗质片麻岩为“S”型，在标准矿物Q-Ab-Qr图解中，所有样品基本落入岩浆共熔区范围内，表明南华纪花岗岩类岩石为岩浆侵入成因花岗岩类。在岩石形成的构造环境判别图R1-R2中，全部样品点均落在同碰撞花岗岩区或附近(图4)，无一落入非造山花岗岩区或造山期后花岗岩区，说明该区花岗岩的形成和造山作用具有密切的成生联系。此外，该区南华纪侵入岩中花岗岩与花岗闪长岩共生在一起，为γδ-γ组合，邓晋福等[16]认为其一般代表大陆边缘岩浆弧靠内陆一侧的内带环境。

3.1.2 利用微量元素判别

南华纪花岗质片麻岩的稀土元素含量分析结果可以看出。各样品的稀土总量普遍较高，最低为67.59×10-6，最高可达248.25×10-6。轻重稀土比值(LREE/HREE)为5.35～15.13，LaN/YbN比值为7.1～28.3，显示强烈的轻重稀土分馏特征，岩石明显富集轻稀土，具明显的中等负铕异常，δEu值为0.53～0.82。

花岗质片麻岩的微量元素显示，Ni/Co比值为1.42～3.76(平均2.10)，远小于上地幔Ni/Co比值(9.3)，接近地壳Ni/Co比值(3.5)；Rb含量为96.13～306.7,平均值为183.2，与地壳(90)最接近；U/Th比值0.08～0.55，平均值为0.22，接近地壳U/Th比值范围(0.29)[17]。Rb/Sr均值为1.7和Rb/Nb均值为8.7，明显高于中国东部[18]Rb/Sr和Rb/Nb比值(分别为0.31，6.8)和全球上地壳的平均值[19](分别为0.32 和4.5)，反映南华纪花岗质岩浆源自成熟度较高的陆源物质。微量元素经原始地幔标准化后的微量元素蛛网图，总体显示Rb、Ba、Th、K、Ta、La、Ce、Nd、P、Nf、Zr、Sm、Tb、Y大部分元素明显富集，而Nb、Sr、Ti元素相对负异常，曲线总体呈右缓倾的特征与火山弧花岗岩的微量元素特征较为接近(图5)；而曲线与非造山花岗岩特征则明显不同。元素从Rb至Y相对于原始地幔比值呈现从强富集到弱富集的变化，并出现了Ba、Nb、Sr、Ti相对负异常，与成熟弧花岗岩相似。

图5 南华纪花岗岩与不同构造背景花岗岩的微量元素比值蛛网图(原始地幔据Wood，1979)Fig.5 Trace element ratio spider web map of Nanhua period granites and granites with different tectonic backgrounds1—正常弧花岗质岩石；2—成熟弧花岗岩；3—非造山花岗岩；4—该区南华纪花岗岩

3.1.3 利用Sr-Nd同位素判别

江西寻乌坝顶花岗质片麻岩(样号3166-2)全岩Sr、Nd同位素分析结果(表3)，87Sr/86Sr比值为0.732 082；ISr值为0.703 07；147Sm/144Nd比值为0.114 1；143Nd/144Nd比值为 0.511 778；εNd(t)值为-9.17，TDM模式年龄为2 096 Ma，二阶段模式年龄T2DM为2 152 Ma。一般用二阶段模式可在很大程度上减少地壳部分熔融阶段n(Sm)/n(Nd)分馏对模式年龄的影响。模式年龄代表了物质进入地壳以来所经历的时间，为地壳存留年龄，不代表岩浆事件的时间。花岗岩类岩石一般被认为是中下地壳主要是下地壳部分熔融的产物，坝顶岩体模式年龄说明了该区南华纪花岗岩体可能来源于古元古代地壳；换而言之，在华夏地块中可能存在古元古代的古老地壳，上述坝顶岩体和胡寨岩体发现有丰富的古元古代的捕获锆石也是佐证。

3.2 火山岩的构造环境

由于火山岩类型及地球化学特征决定其源区及成岩过程，而源区及形成过程又与其形成的构造环境密切相关，笔者利用南华纪火山岩的物质组成及地球化学特点来讨论其形成的构造环境。

表3 研究区岩浆岩Rb-Sr、Sm-Nd及同位素组成

研究区北部福建长汀、明溪、宁化等地南华纪火山岩的主要岩性为变质流纹质晶屑凝灰岩、变质流纹岩、变质流纹质熔结凝灰岩夹变质英安质晶屑(熔结)凝灰岩，变质火山岩中还夹有一些薄层变质沉凝灰岩、绢云千枚岩、变质凝灰质粉砂岩等。岩石的变质程度总体较低，原岩结构、构造多有残余。研究区南部江西寻乌地区南华纪火山岩变质稍深，岩性为含黑云斜长浅粒岩、黑云二长变粒岩等，造岩矿物分布较均匀，长石含量高、石英含量少，副矿物中可见延伸度较大的自形锆石、磷灰石等，岩石化学成分具正变质岩的特征，原岩为酸性火山岩类。总之，研究区内南华纪火山岩为钙碱性英安岩-流纹岩类组合。

3.2.1 利用造岩元素判别

图6 南华纪变质火山岩lgτ—lgδ图解(A.Rittmann，1970)Fig.6 lgτ-lgδdiagram of Nanhua period metamorphosed volcanic rocks

研究区南华纪变质火山岩类岩石化学成分SiO2含量稳定在68.80%～75.39%、Al2O3含量相对较高(12.70%～15.38%)、Na2O含量3.06%～4.79%、K2O 3.00%～4.48%(表4，序号1～7)，具富碱(w(K2O+Na2O)=6.50%～8.82%)、贫钙和镁(CaO、MgO含量分别为0.12%～1.10%和0.29%～1.09%)、全铁含量也相对较低(w(Fe2O3+FeO)为1.18%～3.54%)，岩石化学参数DF>0(0.4～3.8)，Na2O>K2O或Na2O≈K2O，显示中酸、酸性火山岩的特征。里特曼指数(δ)介于1.30～2.97<3.3，属亚碱性系列，Al2O3>CaO+Na2O+ K2O，属铝过饱和类型；Na2O-2≤K2O属钾质类型[20]，在SiO2-K2O图解上都投入高钾钙碱性系列火山岩区；在邱家骧(1982)硅-碱图中南华纪火山岩投入钙碱性系列的流纹岩、英安流纹岩、流纹英安岩区。变质火山岩的岩石化学参数在lgτ-lgσ图解中投入消减带(岛弧及活动大陆边缘)火山岩区(图6)，从图上σ值的变化特征分析，同一地区(序号1～5为长汀地区，序号6～8为寻乌地区)南华纪火山岩σ值呈连续不间断的变化，有同源岩浆演化的特征；不同地区南华纪火山岩之间τ值呈间断性的跳跃式变化，与寻乌地区的南华纪火山岩TiO2值较低有关，一般认为是由岩浆熔融了贫钛的地壳岩石或是富钛矿物分离结晶造成了酸性残余熔体Ti亏损。据Jakes等研究[21]：活动陆缘火山岩SiO2含量为56%～75%、FeO*/MgO比值大于2.0、K2O/Na2O>0.6；岛弧火山岩SiO2含量为50%～66%、FeO*/MgO比值小于2.0、K2O/Na2O比值小于0.6。研究区南华纪变质火山岩SiO2含量为68.80%～75.39%、FeO*/MgO比值为2.7～6.6、K2O/Na2O比值为0.75～1.46；特征明显同活动陆缘的火山岩相同。

同时，Jakes等还认为，随着远离海沟进入内陆，消减带火山岩在SiO2含量相同条件下，K2O含量、K2O/Na2O比值和Alk(K2O+Na2O)值向着内陆方向递增，这种空间组成极性指示俯冲方向以及地壳成熟度和地壳厚度的增加。研究内南华纪火山岩的SiO2含量相近，但寻乌地区火山岩K2O含量为3.00%～3.20%，K2O/Na2O比值为0.79～0.86，Alk(K2O+Na2O)值为6.5%～7.2%；而长汀地区南华纪火山岩K2O含量为3.58%～4.48%，K2O/Na2O比值为0.85～1.46，Alk值为7.5%～8.8%；明显递增。表明长汀地区南华纪火山岩的构造位置靠近内陆一侧；反之，寻乌地区火山岩则相对靠大洋一侧；结合研究区活动陆缘中出露的岩浆岩展布的方向分析，大洋板块应大致由东南往西北向大陆板块俯冲消减。

此外，值得一提的是，长汀地区南华纪火山岩中泥质岩类夹层的铝镁含量比值(m)为1<6.61～8.75<10，特征属于陆海过渡性沉积环境。结合火山岩岩石化学牲及lgτ-lgσ图解，可以推断，研究区南华纪时期应属于活动大陆边缘浅海环境。

3.2.2 利用稀土及微量元素判别

南华纪火山岩微量元素的Ni/Co比值为1.17～2.26，远小于上地幔Ni/Co比值(9.3)，接近地壳Ni/Co比值(3.5)；Rb含量为99.9～164.4,平均值为141.6，与地壳(90)最接近；U/Th比值0.14～0.57，平均值为0.21，接近地壳U/Th比值范围(0.29)。同时，岩浆岩中不活动的高场强微量元素和稀土元素由于在溶液中强烈的不活跃性，组合特点可以反映岩石形成的构造环境。基于此，将该区南华纪火山岩的微量元素投入J.A.pearce(1984)的Y-Nb图解中(图7A)，样品落在同构造碰撞和火山弧构造背景区；在Rb-(Y+Nb)和Yb-(La/Yb)图解中，都落入火山弧背景区(图7B、图8)。此外，据赵振华研究[22]，火成岩中高场强微量元素Nb、P、Ti的亏损是岛弧构造环境的标志之一，而洋岛火成岩则不出现上述元素亏损的现象，上述岛弧火成岩的特征可以用La/Nb比值表示，原始地幔La/Nb比值为0.98～1，岛弧岩浆La/Nb比值大于1，该区南华纪火山岩La/Nb比值1.35～1.95，属岛弧岩浆岩特征；在微量元素原始地幔标准化图解上(图9)，南华纪火山岩的曲线与新西兰岛火山弧流纹岩曲线特征较为相似，Nb、Sr、P、Ti元素亏损十分明显。这是因为来自地幔或下地壳的岩浆，上述元素中的Ti、P和Nb在钙钛矿、榍石、磷灰石、金红石和角闪石中富集，这些矿物的分离结晶造成酸性残余熔体亏损Ti、P和Nb。而Sr的亏损则可能是酸性残余熔体的母体岩浆自身就亏损Sr的缘故[23]。

图7 南华纪火山岩Y-Nb图解和Rb-(Y+Nb)图解

图8 南华纪火山岩La/Yb-Yb图解(据Condie,1986)Fig.8 La/Yb-Yb diagram of Nanhua period volcanic rocks

此外，南华纪火山岩所有样品的w(K2O)大于2%，在Pailcy(1981)的K2O-Rb及K2O-La关系图中，所有投影点均落入活动陆缘区。综上所述，南华纪火山岩形成于活动陆缘火山弧环境。

3.2.3 利用Sr-Nd同位素判别

图9 南华纪火山岩与新西兰火山弧火山岩微量元素比值蛛网图(新西兰火山岩数据源自Sivell，1988；原始地幔据Wood，1979)Fig.9 Trace element ratio spider web map of Nanhua period volcanic rocks and Volcanic arc volcanic rocks in New Zealand

图10 南华纪火山岩(样品号：D3210-1)Sr同位素地幔和地壳中演化图解 (afer G.Faure等，1972)Fig.10 Evolution diagram of Sr isotopic mantle and crust of Nanhua period volcanic rocks(sample number:D3210-1)

研究区南部江西寻乌长畲南华纪酸性火山岩(D3210-1)锶同位素初始值87Sr/86Sr为0.708 45，高于壳幔分界值0.706，在Sr同位素地幔和地壳演化图解中(图10)，样品投入大陆壳和玄武岩演化线之间，靠大陆壳生长线，说明火山岩的母岩浆主要来源于地壳，可能有部分地幔物质的注入混染；该样品εSr为86大于0，εNd为0.98接近于0，其含量与中、上地壳火成岩源区的εSr、εNd背景值相近，岩石可能源于中、上地壳，在花岗质岩石的INd和ISr成分及来源图解中也投入壳源区；εNd值接近于零，也反映当时有地幔物质扩散、卷入了火成岩的形成和地壳的增生，但并没有改变火成岩的基本组分；T2DM值为1 320 Ma，表明源区可能为中元古代的陆壳。

图11 南华纪火山岩源区及成岩过程图(据Pearce，1996)Fig.11 Source area and diagenetic process map of Nanhua period volcanic rocks

3.2.4 南华纪火山岩源区及成岩过程分析

此次研究南华纪火山岩源区及成岩过程图(图11)，Pearce(1996)对火成岩的成岩过程的系统研究认为，火成岩岩浆来自地幔和地壳2个端元源区。少数火成岩源自这2个纯端元的熔融和分离结晶，而大多数火成岩岩浆来自这2个端元不同比例的混合。Rb、Y、Nb等微量元素参数能示踪火成岩岩石源区物质及交代富集、部分熔融、分离结晶等成岩过程。此次研究南华纪火山岩在火山岩源区及成岩过程图中基本上投在俯冲带流体→火山弧演化线上，投影点介于下地壳与上地壳之间，且明显靠近上地壳，显示了该区南华纪火山岩浆主要来源于上地壳，并且可能有少量下地壳物质的参与。同时，由于上地壳、下地壳和整个地壳成分均落在投影点所在区域，因此成岩过程较复杂，有俯冲脱水而形成流体所发生的熔融，有俯冲板片熔融形成的熔体，还有受交代富集的地幔的熔融。故该区南华纪火山岩浆可能经历了岩浆混合、混染，分离和均一化过程。

4 讨论

4.1 南华纪岩浆事件与全球超大陆关系

随着20世纪90年代Rodinia超大陆假说的提出，扬子地块及华夏地块等与Rodinia超大陆构造形成演化关系的研究成为热点，并取得一些重要进展。李正祥等[24-28]、李献华[29]主要根据华南地块(包括扬子地块和华夏地块)内新元古代地质事件的研究并与澳大利亚相对比，结合华南地区新元古时期的古地磁极资料，不仅明确了华南地块在全球超大陆中的位置；其研究成果还表明了华南地块在Rodinia超大陆重建研究中具有极其关键的地位。近年来，随着大量高精度同位素年代学数据的获得，对于原有的元古代的地层和火成岩的年代进行了修正和补充，对Rodinia超大陆的形成与随后的裂解与华南地块演化关系的研究又进入了一个高潮，大大促进了研究水平的提高，但是分歧依然存在。在华南地区，850～820 Ma(晋宁运动)扬子地块与华夏地块拼合和新元古代中晚期统一华南大陆板块[30]，被认为是Rodinia超大陆发生聚合作用的一部分；虽其时限明显晚于全球性的Grenville造山运动(1.3～1.0 Ga)，但仍认为可能是Rodinia发生裂解前的最后一次造山运动[31]。扬子地块及华夏地块的一些拼合带内，发育一些830～740 Ma的碰撞汇聚事件[32]，说明在Grenville造山作用之后，与超大陆构造形成有关的陆块汇聚作用，特别是一些小陆块或弧-陆之间的碰撞汇聚仍然存在。由此可见，超大陆的形成并非仅限定于经典Grenville造山事件，这种地质事件的穿时性在超大陆裂解作用过程中的表现也特别明显。

4.2 南华纪岩浆事件与区域构造形成演化的关系

近10年来，中国地质调查局在华夏地块中部署了一批1∶5万区域地质调查项目，就华夏地块东南地区发现了越来越多的南华纪时期热-构造事件的年代学信息。如长汀胡寨地区“S”型花岗质片麻岩的同位素年龄为(729.4±8.6)Ma～(737.2±4.5)Ma；寻乌坝项地区“S”型花岗质麻岩的年龄为(722±8.2)Ma。长汀张地地区浅变质钙碱性(中)酸性火山岩年龄(732.1±7.4)Ma～(774.8±5.1)Ma；明溪盖洋浅变质钙碱性酸性火山岩年龄为(734.7±3.3)Ma；而寻乌长畲变质酸性火山岩的年龄为(707.7±8.6)Ma。这些热-构造事件是新元古代全球Rodinia超大陆构造在华夏地块的响应印迹，表明了南华纪是华夏地块各微陆或弧-陆之间碰撞汇聚作用的重要时代。华夏与扬子的地层系统在泥盆纪前迥然不同，华夏地块之上未出现类似扬子陆块上发育的南华纪极端寒冷气候条件下发育的冰川地质记录，也没有发育扬子地块之上稳定碳酸盐岩台地也说明了此时，二者并未拼合成统一的大陆，该区活动陆缘型的“S”型花岗岩(γδ-γ)-钙碱性火山岩组合的发现，就是大洋板块→华夏地块→扬子地块的俯冲拼贴作用残留的地质记录。

大洋板块与华夏地块之间发生的俯冲拼贴，应该只是陆-弧之间的“软碰撞”，并无山脉隆升和高级变质作用，2个块体之间处于“联而不合”的状态，寻乌—长汀—明溪一带也未发现有蛇绿混杂岩分布，大洋岩石圈拆沉之后的软流圈上涌和由拆沉所引起的拉张作用导致了上覆岩石圈和陆壳发生部分熔融，产生了该区南华纪的“S”型花岗岩及钙碱性火山岩。由于块体边界的不规则性及不同构造位置驱动力的差异，这种“软碰撞”也是穿时的，从该区的南华纪岩浆岩测年数据分析，研究区南部岩浆岩的同位素年龄为(707.7±8.6)Ma～(722±8.2)Ma，而北部岩浆岩的同位素年龄为(729.4±8.6)Ma～(774.8±5.1)Ma，南部寻乌地区的“软碰撞”明显滞后于北部长汀、明溪等地。

根据南华纪火山岩从江西寻乌地区往福建长汀地区K2O含量明显增加及研究区火山弧北北东向的展布特征，结合舒良树(2006)恢复的前震旦纪块状构造位置分析，古洋盆应位于研究区东南侧，洋壳表现为东南往西北华夏地块俯冲碰撞的特征。

4.3 深部物探资料的证据

区域深部物探在研究福建省地壳-上地幔及深部构造时表明[33]：松溪—明溪—长汀—武平一线深部构造从东到西地幔具有坳陷带→陡坡带→缓隆带及岩石圈顶面具有深凹陷→狭窄隆起带→隆起的分区特点；以之为界，闽中地幔坳陷带莫霍面深度为32～36 km；闽西北地幔缓隆带莫霍面深度明显较浅，深度为30.5～32 km，也反映了老基底的隆起。闽西北、闽中岩石圈电阻率存在前者大于后者的差异，明溪—长汀—武平(寻乌)一带即处在2个不同电性层的接触界面及软流圈上隆的陡变带上，认为这个接触界面及上隆陡变带就是原来古俯冲带的位置，也是属岩石圈断裂带，莫霍面有西高东低的落差，反映该断裂带的深部位置，深部物探资料表明该断面主要倾向北西，浅部产状陡立，深部变缓，推断是在前加里东时期华夏地块东南边缘海盆(洋壳发育不完善)向西北的俯冲，使闽西北地壳逐渐抬升。由于该俯冲带经历了漫长地质年代，几经改造以致差异被“淡化”，但是当断裂向上延伸入地壳，地震资料反映的地壳断裂依据是十分充分的。通过深部物探解释获得成果也与笔者以上的结论是相吻合的，最新地质研究成果也表明了，寻乌—长汀—明溪一线的古俯冲带很可能往东沿南平—宁化构造岩浆带东段延伸，并在建瓯一带与政和—大埔构造带交会。