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中国东南部花岗岩成因与地壳演化

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中国东南部花岗岩成因与地壳演化王德滋, 沈渭洲(南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室,南京大学地球科学系,江苏南京210093)摘 要:中国东南部不同时代花岗岩类的分布十分广泛,各类花岗岩的出露面积达200000km 2以上。

其中,前侏罗纪花岗岩大部分具有较低的 (N d,t )、较高的N i (87Sr )/N i (86Sr)和较古老的N d 模式年龄,相似于周围的前寒武纪基底变质岩。

因此,它们的主体属壳源型,其成因可能主要同华夏地块与扬子地块之间的多次碰撞拼贴有关,由当时被加厚的地壳在降压条件下部分熔融形成。

燕山期花岗岩在中国东南部分布最广。

其中,呈东西向展布的燕山早期花岗岩(南岭花岗岩)被认为是与印支运动有联系的后造山花岗岩组合,多数具壳源型特征。

而主要分布于东南沿海的燕山晚期花岗岩则不同,它们具有较高的 (N d,t )、较低的N i (87Sr)/N i (86Sr)和相对年轻的Nd 模式年龄,反映其源区中含有较多的地幔组分。

它们的形成可能同太平洋板块俯冲、玄武岩浆底侵以及由此引起的地壳深熔和壳幔混合有关。

根据花岗岩的Nd 模式年龄以及地壳岩石中继承锆石U P b 年龄,认为中国东南部地壳具幕式生长特征,古 中元古代为主要的生长期。

关键词:花岗岩;Nd 同位素;地壳演化;中国东南部中图分类号:P558.665 文献标识码:A 文章编号:10052321(2003)03020912收稿日期:20030216;修订日期:20030216基金项目:国家自然科学基金资助项目(40272036,40132010)作者简介:王德滋(1927 ),男,教授,博士生导师,中国科学院院士,长期从事花岗岩研究。

0 引言中国东南部不同时代的花岗岩类分布十分广泛。

自元古宙至晚中生代,花岗岩规模(体积)逐步增长,至燕山期达到高峰。

本文涉及的区域包括浙江、福建、江西全境以及广东、湖南和安徽的一部分,花岗岩的出露面积达200000km 2,约占该区总面积的1/5。

研究花岗岩的形成必须从三方面加以审视: 成岩物质来源;!构造环境;∀壳幔作用。

由于燕山期花岗岩类在空间分布上处于优势地位,它与前侏罗纪花岗岩类既有联系,又存在一定的差异。

因此,本文在评述时,将前侏罗纪花岗岩类归为一类,而将燕山期花岗岩类予以单列。

从构造演化的角度来审视,中国东南部前侏罗纪花岗岩的形成可能与两个地块即华夏地块与扬子地块的多次碰撞拼贴有关,而晚中生代花岗岩,特别是燕山晚期花岗岩的形成则与太平洋板块向欧亚板块的俯冲消减有密切联系。

从成岩物质来源的角度来衡量,花岗岩作为大陆地壳的主要组成者,其成因一方面与深部变质基底的性质和组成有联系,另一方面又不同程度地受到来自地幔物质与能量传输的影响,后者往往表现为岩浆混合作用、玄武岩浆的底侵作用等。

在花岗岩的研究方法上,我们强调地质、地球物理和地球化学的有机结合。

因为花岗岩的成因不仅是一个岩石学问题,而且是一个地质问题。

从地球化学的角度研究花岗岩,多元同位素体系示踪,特别是Nd 同位素示踪是研究花岗岩成因与地壳演化之间关系的有效手段。

本文即试图运用这种手段从一个侧面剖析中国东南部花岗岩成因及其与地壳演化的关系。

1 花岗岩的时空分布从全球构造角度来看,中国东南部处于欧亚板块和太平洋板块的交接部位,地质背景复杂,构造运动强烈,不同时代、不同类型花岗岩的分布十分广泛[1~3]。

目前已确切查明的花岗岩浆活动包括吕梁期(1900Ma #)、晋宁期(1000~800Ma)、加里东期(540~360M a)、海西 印支期(360~195Ma)第10卷第3期2003年9月地学前缘(中国地质大学,北京)Earth Scien ce Frontiers (China University of Geosciences,Beij ing)Vol.10No.3Sept.2003和燕山期(195~65Ma),其中以燕山期岩浆活动最为强烈(图1)。

从元古宙以来,随着构造活动带总体向东南方向(即向洋)迁移,花岗岩的形成时代趋向年轻。

但应当指出,有些花岗岩的分布可能会出现相对于构造活动带迁移的反向(向内陆)超越[4],从而造成华南地区广泛出现多期、多阶段的复式花岗岩体。

1.1 前侏罗纪花岗岩前侏罗纪花岗岩包括吕梁期、晋宁期、加里东期和海西 印支期花岗岩。

其中最古老的吕梁期花岗岩仅分布于浙西南的龙泉 遂昌 松阳 庆元 景宁一带的狭小区域内(图1),除形成以条带状混合岩为主的花岗质混合岩外,还形成一些规模较小、岩性较均一的花岗岩体,如遂昌大柘含辉石花岗闪长岩、龙泉淡竹花岗闪长岩、龙泉花桥二长花岗岩钾长花岗岩、庆元下际二长花岗岩、松阳里庄二长花岗岩和景宁渤海碱长花岗岩等。

它们都属高钾型,以钙碱性系列为主,大都具有混合花岗岩的特点[5]。

目前对花桥、淡竹和大柘等岩体的同位素研究表明,它们具有较低的 (Nd,t)值(-6.2~-3.0)、较高的N i(87Sr)/N i(86Sr)值(0.7083~0.7117)和古老的Nd模式年龄(2.83~ 2.53Ga),与被它们侵入的八都群片麻岩在岩体形成时的 (Nd,t)值(-9.8~-4.2)和Nd模式年龄(3.20~2.61Ga)较为一致。

这些特征表明,吕梁期花岗岩可能是在古元古代中-高温角闪岩相变质作用后期,随着区域热流和构造应力的增强,使八都群片麻岩发生混合交代和选择性重熔的基础上形成[6]。

晋宁运动是中国东南部地区一次重要的褶皱造山运动,它影响到整个江南地背斜(或江南古陆,属扬子地块东南缘)。

伴随着这一强烈构造运动形成的晋宁期花岗岩均分布于扬子地块东南缘(图1)。

其中沿绍兴 江山断裂带(即华夏地块与扬子地块之间的碰撞缝合带)分布的晋宁期花岗岩,如浙江的西裘、璜山、桃红、河山、王家宅和北山等岩体以及江西的西湾岩体,它们都是些偏中性的小岩体,具有高的 (Nd,t)值(2.0~ 5.4),低的N i(87Sr)/N i(86 Sr)值(0.7011~0.7033)、低的 18O值(6.3∃~ 6.7∃)和年轻的Nd模式年龄(1.20~1.13Ga)[7]。

这些同位素特征与时间、空间上密切伴生的双溪坞群细碧角斑岩和樟树墩蛇绿岩的值( (Nd,t)= 3. 0~5.0,N i(87Sr)/N i(86Sr)=0.7018~0.7047, 18 O=5.7∃,t DM=1.28~ 1.16Ga)[7]十分相似。

这种相似意味着,这些具正 (Nd,t)值的晋宁期花岗岩来源于和细碧角斑岩或蛇绿岩相同的亏损地幔源区,是在华夏地块与江南古岛弧碰撞拼贴过程中,由图1 中国东南部花岗岩类的Nd模式年龄分布图(数据引自文献[7,12~15,26,27,29,31])Fig.1 Distribution of the Nd model ages of granitoids in Southeast China起源于上地幔的岩浆形成的,在成因类型上应归属于M型[8]。

位于浙西(石耳山岩体)、皖南(休宁岩体、歙县岩体与许村岩体)与赣北(九岭岩体)地区的晋宁期花岗岩具有过铝质化学成分(A/NKC= 1.20~1.40),含有强过铝指示矿物堇青石,交代残留体与深源捕虏体常见[9]。

它们具有稍低的 (Nd,t)值(-0.4~-2.2),稍高的N i(87Sr)/ N i(86Sr)值(0.7040~0.7064),高的 18O值(10.5∃~11.7∃)和较古老的Nd模式年龄(1.75 ~1.52Ga)。

这些特征与该区出露的双桥山群和上溪群变质沉积岩[10,11]相似。

因此,这些花岗岩是在华夏地块与江南古岛弧碰撞造山过程中,大规模构造推覆和地壳增厚产生的热使上述基底变质岩发生部分熔融而形成的[9]。

加里东运动是中国东南部华夏地块和扬子地块之间一次强烈而又广泛发育的地壳运动,导致泥盆系地层不整合覆盖于前泥盆系地层之上。

伴随着这一运动形成的加里东期花岗岩,侵位于震旦系 寒武系地层中,并常在泥盆系地层的底部见有厚度达几十米的花岗质碎屑岩。

岩体呈北北东向或南北向延伸,与震旦系 寒武系地层的区域构造线方向相吻合。

在加里东期花岗岩中,除湘东北的张坊和宏夏桥花岗岩体位于扬子地块边缘外,其余的基本上都位于上虞 政和 大埔断裂以西的华夏地块范围内,主要集中分布于湘 粤 赣交界的万洋山 诸广山地区、武夷山两侧和赣中武功山地区(图1)。

岩性较复杂,除正常花岗岩外,还包括二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩与斜长花岗岩等。

根据现有资料,加里东期花岗岩的 (Nd,t)值(-18.4~- 2.1),N i(87Sr)/N i(86Sr)值(0.707 1~0.7287)和Nd模式年龄(2.69~ 1.32 Ga)[12~15]变化明显,反映它们的源区成分比较复杂。

但绝大多数加里东期花岗岩的Nd Sr同位素组成都和所在区域内中元古代变质沉积岩的值[16,17]相似,表明这些花岗岩主要由中元古代地壳的相当物经部分熔融形成。

少数加里东期花岗岩如浙江墩头以及江西上犹和陡水岩体,具有较高的 (Nd,t)值(>- 4.8)和较低的Nd模式年龄(<1.5Ga),反映这些花岗岩的源区中含有较多的地幔组分。

加里东期花岗岩可能是由华夏地块与扬子地块之间的相互碰撞形成的[18,19],其中加里东早期花岗岩(>420Ma)是华南洋(浙赣湘粤桂大洋)与扬子地块相互作用的产物;加里东晚期花岗岩(<420M a)是华夏地块与扬子地块相互碰撞的产物[19]。

但关于碰撞缝合带的具体位置,目前尚有争议:一是认为在玉山 萍乡 茶陵 郴州 灌阳 柳州一线[20],另一认为在江山 上饶 南城 四会 吴川一线[21]。

但据近期研究,赣中地区基底变质岩的地球化学特征与华夏地块基底极为相似[17]。

因此,前一种认识可能更符合实际。

海西运动,尤其是印支运动,在中国东南部(特别是南岭地区)表现相当强烈。

由于两者在时间上的间隔很近,可以将印支运动视为海西运动的延续,因而可把这一时期形成的花岗岩放在一起讨论。

华南地区的海西-印支期花岗岩主要分布于海西-印支拗陷内(如闽西南、广西钦州湾与海南等),有些分布于后加里东隆起带内部或其边缘(如赣南、粤北和万洋山-诸广山地区)(图1)。

除新虚、灵溪花岗岩的 (Nd,t)较高(>-5.4)和Nd 模式年龄较低(< 1.43Ga)外,其余海西 印支期花岗岩具有较低的 (Nd,t)值(-12.4~-7.2),较高的N i(87Sr)/N i(86Sr)值(0.7084~0.7318)和较古老的Nd模式年龄(2.02~ 1.60Ga)[12,15]。

这些值又都相似于所在区域内中元古代地壳值[10,16],表明它们主要源自地壳物质。

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5、花岗岩地貌详解

5、花岗岩地貌详解

地貌特征：山峰群立的石林、岩柱、怪石
形成原因：
一些花岗岩高山，由于花岗岩体呈岩株构造，又受 断块抬升作用影响，地势高拔，山体顶部岩体裸露，沿节 理、断裂所形成的冰裂与雪蚀的机械作用，形成山峰群立 在高海拔的山顶，处于0℃以下 的地貌景观。（黄山） 的时间更长，这是形态奇异的 多方向的节理； 岩柱、石林、怪石一般集中在 断块抬升，促使山地中的河流强烈下切和溯源侵蚀； 山顶的原因之一。 冰劈作用。
各种矿物抗风化的能力也不同，如石英是最稳定矿物，在风化过 地势起伏不大，植被覆盖较好，地表径流作用不强，而地下 程中几乎不发生分解，只有机械破碎，形成石英砂，而长石、黑云 母等则易化学分解； 水埋藏较深以及水垂直循环作用强烈进行的地段。 花岗岩常被三组近于直交的节理切成若干方块，在棱和角的地方， 岩石的自由表面积最大，首先遭受风化，棱角逐渐消失变成球形， 形成球状风化。
金龟探海
四、花岗岩丘陵区崩岗侵蚀地貌
红土丘陵——整个丘陵基本上全部或大部分为红色风化壳 所组成。
花岗岩红土丘陵在我国东南部分布面积广泛，最容易发生
散流冲刷与暴流侵蚀，并形成我国南方地区一种独特的灾害 地貌，“崩岗”地貌
1、“崩岗”地貌：
通常指发育在红土丘陵地区（特别是花岗岩丘陵）的冲沟沟
所以能形成高峻的山地。 坚硬致密，属于不透水的岩石，容易产生地表散流 3与暴流的冲蚀。 、具有丰富的节理和裂隙
岩石中的节理和裂隙是水溶液、气体和生物活动的通道和场所， 可以促进风化作用，如： （1）地表水与地下水沿节理活动，逐步发育了比较密集的沟谷和河谷 （2）沿节理进行的风化作用，形成很厚的红色风化壳。
头部分经不断地崩塌和陷蚀作用而形成的一种围椅状侵蚀地
貌。 是一种发育于热带、亚热带山区的严重水土侵蚀地貌。
花岗岩形成的主要地质过程

花岗岩形成的主要地质过程

花岗岩形成的主要地质过程
花岗岩是一种常见的岩石，形成它的过程非常复杂。

花岗岩的形成是一个漫长的演化过程，受到多种因素的影响，特别是地质学和地球物理学中的多变因素，这些因素的作用影响着
花岗岩的形成。

一个典型的花岗岩形成过程由以下几个步骤组成：
第一步，火成岩长期地质演化，从古生界中出来的火山巨岩，经过深部温度压力的改变，
形成火成岩沉积物，然后再经历融解，淋滤和晶型演化等流程。

第二步，熔融演化。

由于地下的温度越来越高，火成岩中的部分矿物熔融，杂质物质向上
迁移成浆型，形成的岩浆具有液化的属性，因此形成了随机的岩料。

第三步，空间迁移演变。

岩浆向上流动并在较低的温度范围内混合，形成花岗岩，这时已
经发生了滤过作用，凝结，形成结晶和二次晶型演化等过程。

第四步，流体迁移演变。

岩浆会通过向上的通道流下来，它也会通过一些隧道和地下洞穴，形成折叠破碎的褶曲构造，进行压实结晶作用，最终形成完整的花岗岩岩体。

第五步，末次改造演化。

火山喷发，流体侵蚀和风化等地质过程中产生元素的影响，使花
岗岩岩体发生变化。

它们在深处受到改造，熔融，熔体运动，残留岩滩填充，土壤侵蚀等
过程的影响，并最终形成上述改造构造的花岗岩岩体。

以上就是花岗岩形成的主要地质过程，使得花岗岩的形成过程复杂而丰富，对了解花岗岩
的由来有着重要的意义。

花岗岩是一种常见的可用来建筑的硬质岩石，它具有良好的热传
导性，使用范围广泛，是一种重要的建筑材料，也是用作坦克道路铺装的优质材料，因此
具有重大的经济价值。

花岗岩的成因与构造环境

花岗岩的成因与构造环境

花岗岩的成因与构造环境花岗岩作为特定地质背景下的产物，它的岩石学、矿物学和地球化学特点应该记录下它形成时的构造背景情况。

这样，如果我们能够通过地表上大量出露的花岗岩获得其形成构造背景信息的话，那将对我们反演构造演化历史提供重要资料。

然而，问题并不如此简单。

即使对一些已知构造环境的花岗岩来说，其源区继承性和熔融分异都会影响最终形成的花岗岩的物质成分，导致与构造环境之间对应性的丢失。

20世纪90年代以来人们已认识到大多数花岗岩是软流圈或岩石圈地幔的热输入到地壳引起地壳和地幔相互作用的产物，地幔可以从派生热流、释放挥发性流体、和地幔来源物质的混合，直到地幔的部分熔融等多种形式参与花岗岩的形成；地幔同地壳相互作用也可以是底侵(underplating)、拆沉(delamination)或俯冲等多种形式。

所以，花岗岩形成与大地构造环境的关系，实际上反映了大地构造演化某一阶段与壳幔相互作用的联系。

此外，人们也认识到花岗岩是造山带的基本组成之一，它们的成分变化除受构造环境影响以外，还受以下主要因素制约：①不同的源岩成分；②不同的熔融条件；③基性和酸性组分之间的化学和物理反应；④地壳混染；⑤岩浆演化机理等。

基于上述考虑，花岗岩成因类型及构造环境研究，仍然是当代花岗岩研究的前沿，但新一代的构造环境分类不仅要考虑源岩和经典的板块构造动力学类型，而且应该在软流圈或岩石圈地幔的热输入到地壳更宽的范围和时间演化上去认识花岗岩形成的构造环境。

应该强调的是，花岗岩是多种地质因素及其相互作用产物，但是，总体上受软流圈或岩石圈地幔的热输入引起地壳和地幔相互作用的控制尤其重要，因此，应该把区域性花岗岩成因与壳幔相互作用、岩石圈三维结构与演化、软流圈上涌以及岩浆源区、局部熔融条件以及岩浆演化机理等相结合。

这样才能建立起一个它们之间相互关系的框架，并通过这一框架追索它们形成时的构造环境以及热流传递的机理及其体制。

在运用综合方法来讨论花岗岩形成构造背景时，我们在讨论花岗岩物质来源的同时，还应更多地考虑花岗岩形成的物理化学条件。

花岗岩成因研究的若干问题

花岗岩成因研究的若干问题

花岗岩成因研究的若干问题一、本文概述《花岗岩成因研究的若干问题》一文旨在探讨花岗岩成因的复杂性及其研究中所涉及的关键问题。

花岗岩作为地壳中最常见的深成侵入岩之一，其形成机制与地壳演化、板块构造、岩浆活动等诸多地质过程紧密相关。

本文将从花岗岩的成因类型、形成条件、物质来源、年代学特征等方面进行深入分析，并探讨当前研究中存在的争议和未来的研究方向。

通过对花岗岩成因的综合研究，有助于更好地理解地壳的物质组成、演化历史以及相关的地质作用过程，为地质学的发展提供新的思路和方法。

二、花岗岩成因的基本理论花岗岩成因的基本理论是地质学领域长期研究的重要课题。

这些理论试图解释花岗岩是如何形成的，以及其形成过程中的各种影响因素。

在探讨花岗岩成因时，我们首先需要理解其岩石学特征和地球化学性质。

岩浆成因理论：这是最为广泛接受的理论之一，认为花岗岩是由地下深处的高温岩浆冷却凝固而成的。

这些岩浆通常富含硅、铝等元素，因此在冷却过程中形成了富含这些元素的花岗岩。

岩浆成因理论得到了大量地质和地球化学证据的支持，包括花岗岩中常见的矿物组成、结构构造以及同位素年龄等。

变质成因理论：这一理论认为，花岗岩是由其他类型的岩石在高温高压条件下变质而成的。

这些原岩可以是沉积岩、火山岩或变质岩等，经过深埋、高温和高压作用后，发生了重结晶和变质作用，最终形成了花岗岩。

变质成因理论在一些特定的地质环境下具有一定的合理性，但并非所有花岗岩都可以由此解释。

混合成因理论：混合成因理论是岩浆成因和变质成因理论的一种综合。

它认为，花岗岩的形成是岩浆作用和变质作用共同作用的结果。

在这个过程中，岩浆和原岩之间发生了混合、交代和重结晶等作用，形成了具有独特特征和成分的花岗岩。

混合成因理论在一些复杂的地质环境下具有较好的解释力，能够涵盖更多种类的花岗岩。

花岗岩成因的基本理论主要包括岩浆成因、变质成因和混合成因三种。

这些理论各有其适用范围和局限性，需要在具体的研究中结合地质背景、岩石学特征和地球化学性质进行综合分析。