中国东南部花岗岩类的Nd模式年龄与地壳演化
沈渭洲 凌洪飞 李武显 王德滋
摘要 中国东南部不同时代花岗岩类Nd模式年龄的空间分布具有一定的规律性,
即tDM>1 800 Ma的花岗岩体主要分布于浙西南-闽西北、武夷山两侧和万洋山-诸广山3个区域内,
而tDM＜1 600 Ma的中生代花岗岩体则主要分布于赣杭构造带、南岭纬向构造带和浙闽沿海3个带内.
对这一空间分布格局的形成作了初步探讨.
结合基性、超基性岩石的年代学数据,
认为中国东南部地壳生长具幕式特征, 其中以早-中元古代地壳生长事件最为重要.
关键词 花岗岩类 Nd模式年龄 地壳形成事件 低tDM花岗岩带
中国东南部
1 方法原理及其局限性
地壳岩石的Nd模式年龄是基于地幔物质被提取进入大陆壳后所经历的壳内作用(包括侵蚀、沉积、变质及熔融)过程中,
其Sm/Nd值保持不变. 在这一前提条件下, 地壳岩石Sm-Nd同位素组成的变化将反映它们从地幔储库中分离时间的差异.
通常认为, 相对于亏损地幔(DM)计算的Nd模式年龄(tDM)更能反映地壳岩石从地幔储库中提取以来所经历的时间[1].
目前对亏损地幔Nd同位素组成及其演化特征还存在不同的看法,
以及在地幔物质被提取进入大陆地壳后所经历的壳内作用过程中, Sm和Nd之间有可能发生进一步分馏,
导致计算的Nd模式年龄偏离真实的地壳形成年龄. 因此, 在对Nd模式年龄数据进行解释时,
一般应考虑到约 200 Ma的不确定性.
锆石是一种相当稳定的副矿物, 在壳内作用过程中, 其U-Pb同位素体系一般能保持封闭.
因此, 火成岩、沉积岩与变质岩中继承锆石(或捕获锆石)的U-Pb年龄也被用于探讨大陆地壳的形成与演化[2,3].
但由于目前还无法区分所研究的继承锆石是地幔岩浆作用的产物,
还是大陆壳重熔岩浆作用形成的, 因此应用继承锆石U-Pb年龄来研究大陆壳形成与演化也具有不确定性.
由此可知, 利用Nd模式年龄来研究大陆壳的形成与演化是大尺度和粗线条的,
它和地幔岩浆作用产物精细的年代学研究是有区别的.
但若和继承锆石U-Pb年龄,
特别是和基性、超基性岩石精细的年代学数据相结合, 花岗岩类的Nd模式年龄对于研究大陆壳的形成与演化是十分有效的.
这在对美国西部[4]、西南部[5]以及加拿大格林维尔省[6]花岗岩类的研究中得到了充分的证实.
对华南花岗岩类的Nd模式年龄研究始于80年代末期,
近期已引起人们普遍的关注[7～12]. 现有的研究表明,
华南花岗岩类Nd模式年龄的空间分布总体上表现出向东南沿海逐渐变年轻的趋势；华南陆壳具幕式生长特征；华南地区可划分出若干个地壳年龄省,
并存在一些tDM年龄低, εNd值较高, ISr值变化大,
且呈NE向分布的花岗岩带,
后者在空间上与中生代盆地的展布方向相吻合.
2 地质背景
如图1所示,
本文研究区包括浙江、福建和江西全省及毗邻的皖南、湘东和粤北地区.
横贯本区的浙赣铁路线可近似作为研究区内一级大地构造单元的分界线.
位于浙赣线北侧的叫扬子地块, 位于其南侧的称华夏地块.
根据最新的年代学资料,
这两个地块的基底都是由早元古代和中元古代变质岩组成.
华夏地块有早元古代八都群、麻源群和中元古代陈蔡群(龙泉群)和马面山群,
扬子地块有早元古代星子群和中元古代双桥山群和上溪群.
基底变质岩之上覆盖着晚元古代浅变质岩和显生宙沉积岩.
图1
中国东南部花岗岩类的Nd模式年龄分布图
Ⅰ～Ⅲ代表中生代花岗岩类3个低tDM带.
图中数据点稀缺地区为沉积岩、变质岩和第四系分布区
研究区内不同时代和不同成因类型花岗岩类分布极为广泛.
经广大地质研究人员近80年的努力, 业已查明,
中国东南部花岗岩浆活动具明显的多旋回性,
包括吕梁期、晋宁期、加里东期、海西-印支期和燕山期.
其中以燕山期花岗岩浆活动最为强烈, 它遍布整个研究区域,
空间分布上主要受NE和NNE向大断裂控制.
研究区内花岗岩类的物质来源复杂, 不同成因类型花岗岩类发育齐全,
其中以S型花岗岩为主并主要分布于上虞-政和-大埔断裂以西的大陆板块内部,
I和A型花岗岩类主要分布于浙闽沿海地区及板内大断裂带附近, M型花岗岩类则沿江绍断裂带分布.
3 样品和数据来源
为了使中国东南部花岗岩类(包括酸性火山岩)的Nd模式年龄制图真实、可信,
本文在前人研究基础上又补充采集了58个花岗岩体(包括少量酸性火山岩)样品(Sm-Nd同位素分析由中国科学院地质研究所同位素实验室完成),
以使样品的空间分布更趋合理, 更具代表性.
本文所引用的数据是在国内外刊物上正式发表的.
这些数据或是在国外的实验室, 或是在国内几个权威的实验室测试的.
在一个岩体有多个数据的情况下, 一般仅选择一个具代表性的.
为了最大限度减少因地壳演化阶段内Sm-Nd分馏对Nd模式年龄计算值产生的影响,
本文采用陈江峰等人[12]给出的两阶段模式年龄计算参数对所使用的数据重新进行计算.
4 讨论
4.1 不同时代花岗岩类Nd模式年龄特征
如图2所示, 在前中生代花岗岩体中,
早元古代吕梁期花岗岩具有最古老的tDM年龄 (2 829～2526 Ma)[13,14],它们仅分布于浙西南八都群出露区域内,
而且与其中片麻岩的tDM年龄 (3 319～2 608 Ma)比较相似.
在晚元古代晋宁期花岗岩体中,
沿江绍断裂带分布的晋宁期花岗岩具有最低的tDM年龄(1 184～1
169 Ma)[15], 且与该区出露的双溪坞群细碧角斑岩的值(1 281～ 1
158 Ma)十分相似；沿扬子地块东南缘分布的晋宁期花岗岩体具有较高的tDM年龄(1
748～ 1 636 Ma)[15], 它们也与所在区域内基底变质沉岩的值(皖南上溪群为1
697～1 406 Ma), 赣西北九岭群为1 715～1 650 Ma)相吻合.
在古生代花岗岩体中, 除上犹(1 487 Ma)、陡水(1 508 Ma)[7]及墩头(1
315 Ma)[16]岩体具有较低的tDM年龄外,
其余岩体均具有较高的tDM年龄(2 298～1 679 Ma, 个别达2 689 Ma),
且与它们所在区域内出露的基底变质岩的值(2 608～1 615 Ma)亦相一致.
上述这些特征表明, 前中生代花岗岩体主要是由地壳物质衍生的.
图2 中国东南部花岗岩类Nd模式年龄频率直方图
中生代花岗岩体的Nd模式年龄变化大(2
281～784 Ma), 在频率直方图上, 它呈单一的正态分布,
与前中生代花岗岩体呈多峰分布区别明显(图2). 中生代花岗岩体Nd模式年龄空间分布的一个最明显的特征是tDM＜1
600 Ma的花岗岩体呈明显的带状分布(图1).
除浙闽沿海的中生代花岗岩体因tDM年龄较低(一般＜1 400 Ma＝,εNd值较高(一般＞-6),
ISr值较低（一般 ＜0.709), 反映受到地幔组分影响较明显外,
其余中生代花岗岩体可能也主要来源于所在区域内的基底变质岩.
如图1所示, tDM＞1 800 Ma的花岗岩体主要分布于浙西南-闽西北、武夷山两侧和万洋山-诸广山3个区域内.
前两个区域与八都群、麻源群等古老变质岩的出露范围基本一致,
但在万洋山-诸广山区域内,
古老变质岩可能由于巨厚古生代地层的覆盖而被深埋于地下.
汤湖和挂东等花岗岩体含有2 471～2 400 Ma继承锆石[17]就足以证实这种推测是合理的.
这表明, 这些具有古老Nd模式年龄的花岗岩体是由先存古老地壳部分熔融形成的.
4.2 中国东南部的地壳形成事件
虽然地壳岩石的Nd模式年龄及其中继承锆石U-Pb年龄的频率分布可为查明大陆壳的形成时间提供重要的依据,
但确切的地壳形成事件通常只能借助于地幔来源基性、超基性岩石精细的年代学研究才能厘定.
由图3可知, 中国东南部花岗岩类的Nd模式年龄及各类地壳岩石中继承锆石的U-Pb年龄[3,17～19]呈明显的多峰形式分布,
反映中国东南部大陆壳具幕式生长特征. 现结合已有的年代学数据,
对中国东南部的地壳形成事件讨论如下.
图3 中国东南部花岗岩类Nd模式年龄及各类
地壳岩石中继承锆石U-Pb年龄频率直方图
花岗岩类数据来源同图1, 继承锆石U-Pb年龄数据引自文献[3, 8, 17～19]
4.2.1
晚太古代形成事件 太古代是全球地壳的一个最重要的形成时期,
大约有半数以上的地壳是在这一时期形成的[17]. 在华北地区,
太古代地壳的分布相当广泛[17]. 但在中国东南部区域,
虽然一些Sm-Nd全岩等时年龄显示有晚太古代地壳存在,
如建宁伊家湾斜长角闪岩为 2 682±148 Ma[20],
浦城丘源斜长角闪岩为2 678±41 Ma[21], 但由于这些等时线的147Sm/144Nd值变化小(＜0.02),
年龄误差大, 因而可信度较低.
对建宁伊家湾斜长角闪岩中结晶锆石采用SHRIMP法测定的U-Pb年龄1 766±19
Ma[22]显著偏低更进一步证实, 使用这些等时年龄应非常慎重.
在华南地区有可信同位素年龄数据证实有晚太古代地壳存在的唯一地区是扬子板块核部的崆岭杂岩,
其中TTG片麻岩中锆石U-Pb年龄为2 900～2 600 Ma, 斜长角闪岩的Sm-Nd全岩等时年龄为2
742±83 Ma. 显然,
仅仅由崆岭杂岩作为蚀源区不可能在远离扬子板块核部的中国东南部广大地区内发现有那么多晚太古代Nd模式年龄和继承锆石U-Pb年龄数据.
那么, 除崆岭杂岩以外的晚太古代地壳在哪里?是至今仍未发现还是因为它们出露范围不大而早已被剥蚀掉?它们最初是和扬子板块相对应的一个独立的古板块(华夏板块)还是以一些微陆块形式存在于扬子板块以南的古华南洋中?
这是一个迄今尚未完全解决并值得进一步研究的十分重要的问题.
4.2.2 早-中元古代地壳形成事件 早-中元古代1 900±200 Ma是研究区域内一次最重要的地壳形成事件,
区内广泛分布的八都群、麻源群与星子群正是这一地壳形成事件产物,
其主要依据如下.
(1) 如图3所示, 花岗岩类Nd模式年龄和地壳岩石中继承锆石U-Pb年龄在早-中元古代时期呈明显的峰值分布.
(2) 区内基性-超基性岩石可信的年龄数据介于1 900±200 Ma范围内：如建宁伊家湾斜长角闪岩中结晶锆石U-Pb年龄1
766±19 Ma[22], 建阳麻沙斜长角闪岩与变粒岩的Sm-Nd全岩等时年龄2
116±22 Ma, 龙泉朱黄变基性火山岩的Sm-Nd全岩等时年龄2 014±43 Ma,
龙泉汤源斜长角闪岩中锆石U-Pb年龄1 831±0.7 Ma,
庐山星子群斜长角闪岩中锆石U-Pb年龄1 869±40 Ma和怀宁洪镇斜长角闪岩Sm-Nd内部等时年龄1
895±72 Ma等.
(3) 侵入八都群或与之呈过渡关系的花岗岩体中锆石U-Pb年龄均介于2
000～1 800 Ma之间：如渤海花岗闪长岩为1 871±30 Ma,
坑下片麻状花岗岩为1 872±18 Ma, 下际二长花岗岩为1 975±80 Ma,
里庄二长花岗岩为1 870±36 Ma,田后花岗闪长岩为1 832±80 Ma,
三枝树片麻状花岗岩为1 863±44 Ma,淡竹花岗闪长岩为1 837±67 Ma,
泉坑二长花岗岩为1 889±95 Ma[18]. 这些年龄数据清楚表明,
八都群是早元古代地壳形成事件产物.
(4) 一些变质岩的变质年龄也介于2 000～1 800 Ma之间:
如东海灵峰井正片麻岩的Rb-Sr全岩等时年龄为1 806 Ma,
岱山大衢岛片岩的Rb-Sb全岩等时年龄为1 972 Ma,
遂昌龙殿陈蔡群变质岩的Rb-Sr全岩等时年龄为1 813 Ma.
虽然对这些年龄数据的解释还不完全一致,
但它们的原岩形成于早元古代是很清楚的.
4.2.3 中元古代地壳形成事件 在图3中, 在1 400 Ma附近有一个明显的峰值.
精细的年代学研究表明, ～1 400 Ma的地壳在研究区内的分布还是比较广的,
如福建泰宁宝石变角斑岩锆石U-Pb年龄1 438±41 Ma, 浙江龙泉斜长角闭岩Sm-Nd全岩等时年龄1
376±82 Ma, 陈蔡群斜长角闪岩Sm-Nd全岩等时年龄1 279±57 Ma,
龙泉群斜长角闪岩Sm-Nd全岩等时年龄1 347±39 Ma, 浙西南斜长角闪岩Sm-Nd全岩等时年龄1
356±134 Ma等.
4.2.4 中-晚元古代地壳形成事件 虽然在图3中花岗岩类Nd模式年龄和继承锆石U-Pb年龄在中-晚元古代时期(1
000±100 Ma)并没有形成峰值分布, 但在研究区内,
这一时期地壳形成事件还是比较明显的,
且主要分布于扬子板块东南缘： 如绍兴西裘细碧角斑岩Sm-Nd内部等时年龄1
012±28 Ma, 开化松木坞群细碧岩锆石U-Pb年龄950±25 Ma, 伏川蛇绿岩Sm-Nd内部等时年龄1
204±30 Ma, 樟树墩蛇绿岩Sm-Nd内部等时年龄1 034±24 Ma,
宜丰组细碧角斑岩Sm-Nd全岩等时年龄1 036±27 Ma,
德兴铁罗山组基性火山岩Sm-Nd全岩等时年龄1 113±53 Ma,
建瓯马面山群变石英角斑岩中锆石U-Pb年龄1 100±19 Ma等.
4.3 中生代花岗岩体的低tDM带及其构造意义
Gilder等人(1996)发现, 华南地区中生代花岗岩体存在一个富Sm和Nd, ?Nd值较高,ISr值高而变化,
呈NE向分布的低tDM带(十-杭带),它在空间上与两个主要的中生代盆地一致.
Chen和Jahn (1997)考虑到万洋山-诸广山地区花岗岩体的tDM年龄均大于1
700 Ma, 将Gilder等人提出的十-杭带肢解成两个带：N1带从赣南的上犹、陡水岩体至赣东北的德兴、灵山岩体,
S2带从湖南的千里山岩体至广西中部的昆仑关岩体,
并同时提出存在另一个NE向带(S3带),
它从赣南的岩背、关西岩体向南西延伸至广西东南部的清湖岩体.
本文在前人研究和补充测定的50多个中生代花岗岩体(包括少量酸性火山岩)Sm-Nd同位素组成基础上,
认为中国东南部中生代花岗岩体存在3个低tDM带.
(1) Ⅰ带始于江西相山, 经东乡、德兴至浙江建德、桐庐, 空间上,
它与赣杭构造带完全一致(图1).
赣杭构造带是一个从晋宁期以来长期活动的构造带, 它的东段(江绍段)是华夏板块与扬子板块的拼贴带.
沿这一拼贴带分布的晋宁期花岗岩体具有低的tDM年龄(1 184～1
169 Ma), 高的εNd(＞4.0)和低的ISr值(＜0.704)[15].
自晚侏罗世, 特别是早白垩世末以来, 赣杭构造带再次发生拉张,
形成红盆断陷带. 见有少量碱性花岗岩体(横峰港边石英正长岩),
但没有双峰式火山岩. 在这一带内除大茅山岩体外,
其余中生代花岗岩体(包括酸性火山岩)的tDM年龄低于1 700 Ma,
εNd值＞-8, ISr值低于0.710.
(2) Ⅱ带位于闽南(永定、上杭、武平)-赣南(寻鸟、安远、龙南、定南)-粤北(南雄、始兴)地区,
并有可能向西经湘南延伸至广西东北部的钟山、贺县地区(这些地区中生代花岗岩的tDM年龄为1
491～1 168 Ma[10, 23]). 它在空间上呈近东西向分布,
与南岭纬向构造带一致. 在这一东西向带内, 有双峰式火山岩(如赣南的龙南、寻乌地区与闽南的永定地区),
晶洞(碱性)花岗岩(如赣南地区的关西、陂头、黄埠、塔背与大峰脑岩体,
闽南永定地区王寿山与大山里岩体)以及粤北地区(翁源、南雄、始兴等地)的基性岩脉带.
根据碱性花岗岩和双峰式火山岩的形成时代推测,
本区自中侏罗世开始已处于拉张构造环境. 在这一带内,
中生代花岗岩体的tDM年龄低于1 600 Ma, εNd值大于-8, ISr值低于(0.706～0.731).
(3) Ⅲ带位于闽、浙沿海地区.
在这一带内有大量晚中生代钙碱性和碱性花岗岩体(如福建乌山、金刚山、新村、魁歧与太姥山等岩体和浙江的平水宫、青田与桃花岛等岩体)和双峰式火山岩(如福建的永泰、德化与闽清盆地,
浙江的山门、新昌、天台与勤县盆地等),
反映本区自早白垩世末以来处于拉张构造环境,
它很可能同太平洋板块向亚洲大陆俯冲引起的弧后拉张有关.
在这一带内, 中生代花岗岩体(包括酸性火山岩)的tDM年龄小于1
600 Ma, εNd值大于-6, ISr值小于0.709.
具有低tDM年龄的中生代花岗岩体除极大部分分布于上述3个带内外,
还有一些呈零星分布, 如江西浒坑(1 477 Ma)与海螺岭(1 500 Ma)等岩体,
浙江的社后(1 421 Ma)[16]与洪公(1 525 Ma)[9]等岩体,
福建的分水关(1 534 Ma)、光泽(1 291 Ma)与小陶(1 473 Ma)[24]等岩体.
此外, 一些古生代花岗岩也具有低的tDM年龄, 如江西的上犹(1
487 Ma)、陡水(1 508 Ma)[7]与浙江墩头岩体(1 315 Ma)[16].
原则上, 低tDM花岗岩体可能主要通过两种方式形成：一是由地壳中存留时间短暂的年轻地壳经部分熔融形成,
另一是在花岗岩体形成过程中发生了壳-幔混合作用.
前一种方式特别适合于解释Ⅰ带的花岗岩体,
因为在赣杭构造带内分布的基底变质岩如双溪坞群和双桥山群都是在中-晚元古代时期形成的岛弧火山-沉积岩系,
含有较多的地幔组分, 且在地壳中存留时间短暂, 其tDM年龄为1
699～1 100 Ma. 同时, 碱性花岗岩零星分布, 双峰式火山岩未见,
表明拉张程度没有Ⅱ、Ⅲ带明显, 从而不利于地幔岩浆作用的发生.
第二种方式特别适合于Ⅲ带, 这不仅因为该带直接位于亚洲大陆边缘,
受太平洋板块俯冲影响强烈, 而且在许多花岗岩体(如漳洲、福州、平潭岛、青田、普陀与大衢山岛等)[27]以及一些双峰式火山岩[28]中,
岩浆混合作用的岩石学与地球化学证据明显. 因而, 壳-幔混合作用可能是闽浙沿海中生代花岗岩体具有低tDM的一个主要原因.
Ⅱ带的情况介于Ⅰ带与Ⅲ带之间, 可能更接近于Ⅲ带.
但因在Ⅱ带中一些具低tDM的花岗岩体却具有高的ISr值(为铜坑嶂岩体为0.729,
帽子顶岩体为0.731[27], 足洞岩体为0.719[28]),
表明这些岩体的壳-幔混合作用发生在花岗岩形成之前,
使放射成因锶有一个相对积累的过程,
即花岗岩可能是由一个相对古老地壳组分和年轻地幔组分组成的混合源区形成的.
5 主要结论
(1) tDM＞1
800 Ma的花岗岩体主要分布于浙西南-闽西北、武夷山两侧和万洋山-诸广山3个区域内,
并与这些区域内出露的古老变质岩的Nd模式年龄及继承锆石U-Pb年龄基本一致,
反映这些花岗岩体是由古老地壳物质部分熔融形成的.
(2) tDM＜1 600 Ma的中生代花岗岩体主要分布于赣杭构造带、南岭纬向构造带和浙闽沿海3个带内.
花岗岩Nd模式年龄的年轻化,
在赣杭构造带中可能主要归因于源区物质在地壳中存留时间短暂,
而在另两个带中,
则可能主要同花岗岩形成过程中或形成之前发生的壳幔混合作用有关.
(3) 基性、超基性岩石的年代学数据以及花岗岩类的Nd模式年龄与继承锆石U-Pb年龄的综合研究表明,
中国东南部地壳具幕式生长特征, 陆壳最初可能形成于晚太古-早元古代时期,
早-中元古代是本区地壳生长最重要时期, 至中、晚元古代,
地壳生长速度明显趋缓.
致谢 本文撰写过程中,
始终得到周新民教授的关心、帮助, 并审阅全文、提出宝贵修改意见,
作者在此表示衷心的谢意.
国家自然科学基金资助项目(批准号:
49632080)
沈渭洲（南京大学地球科学系）（南京大学成矿作用国家重点实验室,
南京210093）
凌洪飞（南京大学地球科学系）（南京大学成矿作用国家重点实验室,
南京210093）
李武显（南京大学地球科学系）
王德滋（南京大学地球科学系）
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1999-02-09收稿, 2000-06-18收修改稿
