2016, Vol. 35
2. 浙江大学 地球科学系, 杭州 310027;
3. 福建省地质调查研究院, 福州 350013
, LI Zi-long2, XU Wei-guang3, YE Hai-min1, ZHAO Xi-lin1, HU Yi-zhou2, ZHOU Jing2, MAO Jian-ren1
2. Department of Earth Sciences, Zhejiang University, Hangzhou 310027, China;
3. Fujian Institute of Geological Survey, Fuzhou 350013, China
华南地质构造的复杂性在于华南陆块周边存在印支陆块、华北陆块和太平洋板块的围限。华南陆块由华夏地块和扬子克拉通在新元古代沿江南造山带碰撞拼合形成(Zhang and Zheng，2013)，华南陆块与华北陆块在三叠纪沿秦岭-桐柏-红安-大别-苏鲁造山带碰撞拼贴形成统一的中国大陆东部(Wu and Zheng，2013)。古生代时期古特提斯洋盆消失和中生代时期古太平洋板块俯冲都对华南地质产生了重要影响(Zheng et al.，2013)。控制亚洲显生宙构造演化的三大动力体系(古亚洲洋体系、特提斯-古太平洋体系和印度洋-太平洋体系)在华南都有强烈表现(任纪舜，2002； 图 1)，造成华南地壳表现出复杂的构造变形样式(张岳桥等，2009； 舒良树，2012； 潘桂棠等，2014)。新生代时期构造运动使原有的地质和地貌被强烈破坏和改造，由于缺少中生代古太平洋板块俯冲的直接证据使得恢复中生代地质演化的难度进一步加大。
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图 1 亚洲地质构造体系简图(据任纪舜，1997) Figure 1 Simplified geological map showing the tectonic system of Asian(after Ren Jishun，1997) |
华南中生代地质研究现状是构造-岩浆活动的模式多，争议更多，中生代岩浆活动时空和迁移演化等基本地质特征有待查明。因此，以目前中国的科研条件和科研积累，以及中国独具特色的大陆构造，具有得天独厚的基础，中国地质科学家完全可以立足中国大陆构造，对比全球，提出新观点，创建新理论，引领大陆动力学这一前缘领域，推动地球科学发展(张国伟等，2013)。
1 华南中生代岩浆岩时空分布特征和迁移性华南陆缘濒临太平洋西岸，太平洋板块西向俯冲碰撞的效应是不可避免的，如何有效地限制这种效应？确定中生代时期古太平洋板块俯冲方向、角度和速率是如何随时间而变化的？哪些地质地球化学记录可以用来构建多块体形成和演化的构造历史？
根据近年来有关印支期和燕山早、晚期岩浆岩高精度同位素年龄数据和地球化学资料，结合深部地球物理探测成果，使我们对华南中生代岩浆岩的时空分布、成因类型和物质来源有了较深入的了解。如何将华夏地块和长江中下游地区以及与大别-苏鲁造山带大致同时代的岩浆-成矿活动处于同一个动力学体系内来解释，确定华南岩浆岩时空展布和成分变化规律。我们依据华南中生代岩浆岩空间分布显示既有呈面型分布的花岗岩区，又有呈带状分布的火山-侵入岩带特征，据此可将华南中生代岩浆岩时空分布上分为“两区四带”，即两个花岗岩分布区： 三叠纪花岗岩区和中侏罗世花岗岩区，三条挤压-伸展型火山-侵入岩带： 钦(州湾)-杭(州湾)(东段)(J2-K1)(又称： 赣杭带)； 长江中下游地区(J3-K1)； 东南沿海的区(K);一条伸展型火山-侵入岩带，即南岭带(J1)。这 “两区四带”构造体系的归属各不相同，归属古特提斯构造体系的有三叠纪花岗岩区(不包括东南沿海地区)和南岭带(J1)； 属于古太平洋构造体系的依次有钦-杭带东段(J2-K1)、中侏罗世花岗岩区(J2)和东南沿海地区(K1-K2)； 属于古亚洲构造体系和古太平洋构造体系叠加复合的有长江中下游地区(J3-K1)。华南中生代岩浆岩这种时空间分布特征体现了岩浆活动具有多块体汇聚和多方向挤压-伸展的特点，并造成多期多阶段性和迁移性。以下按时间顺序分别叙述:
1.1 三叠纪花岗岩分布区(T)华南印支期花岗岩呈面状主要分布于广西、海南、广东、江西、福建和湖南等内陆省区(图 2)，约占华南花岗岩出露总面积的12.3%。Mao等(2013) 大致以绍兴-萍乡-郴州-合浦断裂和邵武-河源断裂为界，将华南印支期花岗岩划分为华南内陆带、武夷-云开山脉带和东南沿海带(图 2)，为便于考察华南陆块与华北陆块和印支陆块之间的俯冲-碰撞-伸展构造过程，对比了苏鲁-韩国带的印支期花岗岩。Mao等(2013) 和刘凯等(2014) 认为，在华南内陆带和武夷-云开山脉带印支期花岗岩由壳源型过铝质花岗岩和弱过铝质的碱长花岗岩、二长花岗岩组成。花岗岩分布没有明显规律，大多数呈零星分布，其中有构成复式岩体的，也有单独产出的，主要受控于古特提斯构造构造体系。印支期花岗岩高精度年龄数据统计确定有两个年龄峰值，即早期(243～233Ma)和晚期(224～204Ma； Mao等，2013)，早期花岗岩具有片理和片麻理构造形成于同碰撞背景，也是华南岩浆作用最强烈的挤压时期，而晚期花岗岩都呈块状是碰撞晚期或后碰撞的产物。～225Ma是个重要的热分界，在湖南省出现小规模的岩浆底侵事件，表明热源发生了重要变化而形成了花岗闪长岩。在华南内陆带和武夷-云开山脉带，由南而北，岩体形成时代逐渐变新，是印支陆块与华南陆块碰撞拼合所引起的挤压应力由南向北传递的结果。在海南岛普遍出露二叠纪花岗岩(图 2)，更能证明空间上由南向北的迁移性。另一方面，在东南沿海带的浙东地区存在232～215Ma的A型花岗岩-霓辉正长岩组合(Sun等，2011； 李万友等，2012； Mao等，2013)。华南陆块东北部和东南部在古生代末期、中生代早期受到了不同构造体制的影响，这个差别是否与古太平洋板块俯冲有关有待于进一步研究。
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①南通-溧阳南-庐山南-瑞昌-崇阳断裂； ②杭州-湘潭-金秀-凭祥断裂(钦杭带西北缘)； ③绍兴-江山-萍乡-梧州-合浦断裂(钦杭带东南缘)； ④余姚-政和-大浦断裂； ⑤祁阳-宁冈-广昌-南平(南岭北部)断裂； ⑥金秀-新丰-兴宁-云霄(南岭南部)断裂；⑦郯城-庐江断裂； ⑧大别山南部断裂； ⑨滁州-嘉兴断裂。 黑色字母和蓝色数字分别为印支期岩体的代号和年龄： BM: 白马山;DR: 大容山;DS: 大爽;F-H: 富城-红山;GDM: 关帝庙;GK: 桂坑;GD: 贵东;JFL: 尖峰岭;JJK: 靖居口;LYB: 龙源坝;SW: 十万大山; SY： 三亚； TS: 唐市; WFX: 五峰仙;WLT: 五里亭;WS: 翁山;WWT: 瓦屋塘;WZS: 五指山;XM: 歇马;XT: 小陶;XZK: 巷子口;YM: 阳明山;ZG: 诸广山; ZYS: 紫云山。数据来源：Lan等(2003) ，徐夕生等(2003) ，邱检生等(2004) ，孙涛等(2003) ，丁兴等(2005) ，王岳军等(2005) ，谢才富等(2005，2006)，Li等(2006) ，孙涛 (2006) ，张敏等(2006) ，Wang等(2007) ，于津海等(2007) ，Chen等(2011) ，Sun等(2011) ，李万友等(2012) ，Mao等(2013) ，刘凯等(2014) 图 2 华南三叠纪花岗岩分布图和早侏罗世岩浆活动范围示意图 Figure 2 The sketch map showing the distribution of the Triassic granites and early Jurassic magmatic rocks in South China |
该阶段岩浆活动分布范围有限，规模小，主要分布在湘南-赣南-闽西-粤北地区，沿南岭山脉东西向构造带展布。南岭山脉受古特提斯构造域后印支运动的影响，是在岩石圈伸展背景下特提构造域构造的延续。由局部新生和古老岩石圈地幔部分熔融所形成的火山-侵入岩，岩石组合为基性-超基性岩和碱性玄武岩、对称型高钛玄武质-流纹质双峰式火山岩以及A 型花岗岩和橄榄安粗岩-正长岩组合(Li等，2003； Wang等，2005，2008，2013； Ye等，2013)。由玄武质岩浆活动引起的底侵作用，可能给中侏罗世大规模花岗质岩浆活动提供了热能(Ye等，2013)。内陆带产有早侏罗世(190～180Ma)的玄武岩，全岩地球化学组成上表现为富集大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE)、亏损放射成因Sr-Nd 同位素，与洋岛玄武岩(OIB)相似(Chen等，2008； Ye等，2013)。
1.3 中侏罗世花岗岩分布区(J2)该阶段花岗岩广泛分布在华夏地块的内陆，出露规模巨大，约占华南所有花岗岩面积的50%以上(图 3)，构成华南燕山期花岗岩的主体。此时，由于华南已进入古太平洋构造体系，与印支期花岗岩分布相比，在钦杭带以西的华南内陆地区分布较少。高精度锆石U-Pb年龄数据主要为170～155Ma(赵希林等，2012； 毛建仁等，2013a)。花岗岩体具有2种不同的分布形态，一种在南岭山脉呈近东西向分布为主，另一种是在武夷山褶皱带两侧呈北东向展布。在分布面积上，后者分布更为广泛。它们既不同于印支期的面型分布，也不同于燕山晚期单一的北东向分布，这种分布特点可能与古太平洋构造体系在初始阶段大致由南往北俯冲继承了南岭山脉近东西构造形迹，随后逐渐反时针旋转迁移有关。中侏罗世花岗质岩石类型以二长花岗岩和黑云母花岗岩为主，伴有少量钾长花岗岩、二云母花岗岩和少量花岗闪长岩。岩石地球化学以富硅和铝，贫镁和钙为特征，具有较高的(87 Sr/86 Sr)i值和较低的εNd(t)值，为典型的S型过铝质花岗岩，晚期高分异的岩株花岗岩广泛分布在华夏地块的内陆。
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深蓝色数字为年龄变化范围； ①等数字为主要断裂编号，同 图 2 图 3 华南燕山期花岗岩年龄变化趋势示意图(据毛建仁等； 2014) Figure 3 The sketch map showing the age trend of granitic rocks in South China(after Mao Jianren et al.，2014) |
钦杭带的位置大致等同与华夏地块与扬子克拉通碰撞形成的江南造山带(图 3)，以江西和湖南省界为界，分为东、西两段，东段简称赣-杭带(杨明佳和梅勇文，1997； 徐磊，2012)。在赣-杭带分布着众多埃达克质岩体及其有成因联系的大型铜铁金矿床(秦社彩等，2006； 顾明光等，2011； 邱骏挺等，2011； 厉子龙等，2013； 毛建仁等，2013b)，表明该地区存在有同构造挤压的地壳增厚事件。毛建仁等(2013b)将赣-杭带内的侵入岩浆活动初步划分为3个阶段：①埃达克质石英闪长岩-花岗闪长岩(175～151Ma； 图 4a)； ②I-S 型花岗岩(150～136Ma)； ③A2型花岗岩(133～123Ma)。Li等(2013) 将浙西北地区的晚中生代花岗质岩石分为晚侏罗世花岗闪长岩(约149Ma)和早白垩世A2型花岗岩(129～123Ma)，两类岩石于不同的构造背景下形成。
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(a)赣杭带资料来源： 船坑、铜山岩体和桐村、黄柏坑和宋家庄岩体的地球化学数据分别据文献毛建仁等(2013) 和张德会等(2013) ;闲林埠和栅溪岩体的地球化学数据分别据文献厉子龙等(2012) ;儒洪、黄石潭、九里岗、三清山和河桥岩体的地球化学数据分别据文献Li等(2013) ，张招崇等(2007) ；(b)九瑞(邓家山、封山洞、东雷湾岩体)和鄂东(阳新、灵乡岩体)地区埃达克质岩石据Li等(2013) 图 4 赣杭带东段和九瑞-鄂东地区埃达质克岩石的(La/Yb)N-YbN图 Figure 4 (La/Yb)N-YbN diagrams of adakitic rocks in Eastern Qin-Hang belt and Jiurui-Eastern Hubei areas |
周涛发等(2012) 将长江中下游地区的岩浆活动与成矿作用划分为3个阶段(不包含宁镇山脉)： ①高钾钙碱性英安质-流纹质火山-侵入杂岩及埃达克质岩石和铜铁矿床(145～136Ma)； ②橄榄安粗岩系列粗安岩-粗面岩与铜金矿床(135～127Ma)； ③碱性系列的响岩、正长岩和A型花岗岩及铁矿床(126～123Ma)。Wang等(2014) 将长江中下游地区(含宁镇山脉)的岩浆-成矿活动分为4个阶段，即145～140Ma、142～135Ma、135～125Ma和110～100Ma，后者主要指宁镇地区与铜铁矿关系密切的埃达克质岩石，并强调指出其与宁芜地区的双峰式火山岩和A型花岗岩有约15Ma的岩浆活动间断，意味着是新的造山运动的开始。
宋传中等(2011) 强调了长江中下游的双向挤压构造变形，桐柏-大别造山带是由北向南逆冲，九岭-江南隆起带由南向北逆冲，长江构造对接带(长江中下游成矿带)位于其中； 并从脆-韧性变形的白云母测得大别山南缘由北向南逆冲时间约为151Ma(Ar-Ar法)，这种脆-韧性断层切割了先期面理，由此命名为长江复合构造带。潘桂棠等(2014) 称其为下扬子台缘逆掩推覆带，变形时代为中侏罗纪-白垩纪(J2-K)，将其南缘的江南造山带称为江南变质基底逆掩推覆带，变形时代同样为中侏罗纪-白垩纪(J2-K)。国家地壳探测工程项目在长江中下游地区实施的地震反射剖面揭示了上地壳和中、下地壳间的冲断-褶皱带，在张八岭隆起区有一系列逆掩推覆构造(Dong et al.，2013);在庐江-枞阳火山盆地五条反射地震剖面反映了燕山期地壳挤压-伸展构造，存在一系列北西-南东向冲断-褶皱带和叠覆状的挤压构造变形。以及正断层、拆离构造和盆地等伸展构造变形(Lü et al.，2013) ； 在远震断层扫描(2D和3D)显示明显的地震各向异性(Lü et al.，2013) 。这些结果意味着长江中下游成矿带在晚中生代岩浆-成矿过程中，深部存在加厚岩石圈拆沉和幔源岩浆底侵的多层岩浆(Jiang et al.，2013;Shi et al.，2013)。
1.6 东南沿海火山-侵入岩带(J3-K1)东南沿海火山-侵入岩带位于东亚大陆与太平洋板块的过渡带的浙闽粤沿海地区，同位素年龄集中在2个阶段： 145～124Ma和120～85Ma(陆志刚等，1997； 王德滋和周金城，1999； 王德滋等，2002； 邱检生等，2012； 毛建仁，2013)，分为下、上两套火山岩系。下火山岩系分布更为广泛，浙江境内称磨石山群(浙东)，福建境内称南园群，广东境内称高基坪群，下火山岩系火山岩通常会遭受韧性变形而具片理和片麻理构造(如闽东沿海的长乐-南澳一带)。上火山岩系呈角度不整合上覆于下火山岩系之上，以玄武岩-流纹岩双峰式组合和红层沉积为特征，常发育在早白垩世晚期断陷沉积盆地中，统称为石帽山群。下、上火山岩系都有相对应的侵入岩，前者为高钾钙碱性花岗闪长岩-花岗岩(毛建仁，1995)，后者又进一步细分为3组: 同造山(120～115Ma)片麻状过铝质英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩组合、后造山(110～99Ma)中钾深成高铝辉长岩、高钾I 型浅成花岗岩类以及非造山(94～85Ma)A型晶洞花岗岩、双峰式岩脉和基性岩脉群(Chen et al.，2004)。
Guo等(2012) 通过对闽粤沿海火山岩区大量中酸性火山岩(其中12个英安岩，22个流纹岩)的锆石U-Pb 定年获得3组年龄，其中2套火山岩系的年龄分别为143～130Ma(峰值为133Ma，高基坪群和南园群)和104～95Ma(峰值为99Ma，石帽山群)； 值得关注的是第3组年龄为168～145Ma，主要分布在南部的粤东沿海地区。
2 华南中生代岩浆活动与构造演化研究新进展郑永飞等(2013) 提出板块构造理论三个发展阶段的论点:(1) 从大陆漂移、海底扩张到大洋俯冲；(2) 从大洋俯冲到大陆俯冲和碰撞造山；(3) 从大陆碰撞、陆缘造山到陆内再造。同时也认为华南中生代岩浆活动不是活动大陆边缘，而是陆内再造，指出华南是研究“板块登陆”的最佳实验室。近年来，通过华南与周边地区有关中生代地质的对比研究(毛建仁，2013a)，表明尽管华南陆块中生代紧邻西太平洋俯冲带，但东缘尚未发现有新生的弧型地壳(Zheng et al.，2013)，华南中生代地质表现为陆内再造，不同于大洋岛弧和大陆边缘弧所表现的基本岩石学特点(张国伟等，2013； Zhang and Zheng，2013； Zheng et al.，2013)。
2.1 中生代多板块汇聚已有共识Dong等(2015) 根据近年来有关构造地质学、年代学、岩石学、地球化学和深部地球物理学的最新资料和研究，综述了中国东部晚中生代(约170～120Ma)多板块汇聚与晚侏罗世陆内变形，将燕山运动的主幕划分为2个阶段(约170～135Ma和135～120Ma)，作者强调了在中晚侏罗世-早白垩世(约170～135Ma)，形成了3个大陆边缘的造山带，包括北边的蒙古-鄂霍次克海造山带，东边的古太平洋大陆边缘增生造山带和西边的班公湖-怒江河造山带。这些造山过程形成大规模陆内叠覆构造和逆掩断层，以及发育同构造花岗岩，埃达克质岩和混合岩。该时期在东亚大陆频繁发生构造隆升和剥蚀，导致缺乏大规模的侏罗纪末沉积地层。早白垩世中期(135～120Ma)在3个造山带中增厚的岩石圈垮塌，地壳伸展，导致变质核杂岩的广泛分布。由于岩石圈的崩溃造成一系列拉伸型红层盆地和大量幔源岩浆活动以及金属成矿作用的发育。他们认为早白垩世晚期-晚白垩世中晚期(120～80Ma)约为燕山运动的后幕，由于古太平洋板块俯冲方向发生了急剧变化，并已进入了古太平洋板块正向俯冲为主的俯冲-碰撞-伸展过程。Dong等(2015) 进一步强调晚中生代海洋板块(包括古太平洋板块，中特提斯大洋板块和蒙古-鄂霍次克大洋板块)在东亚汇聚(俯冲和碰撞)，加上随后的大陆碰撞，导致三大造山带的形成，以至在大陆边缘的总长度大于10000km。同时，造山活动从大陆边缘转移到大陆内部，在不同方向的山脉系形成了宽度大于1000km的变形带和岩浆岩带。
Mao等(2011，2013)提出了华南印支期多板块汇聚的碰撞-伸展模式(Mao et al.，2013) 。即Sibumasu地块与印支板块-华南陆块以碰撞增生为代表的印支构造运动发生在258～243Ma，伸展构造以在海南岛东南部形成三叠纪(239～221Ma)铝质A 型花岗岩-正长岩组合为代表，在华南内陆带和武夷-云开山脉带形成三叠纪两期花岗岩(243～233和224～204Ma)，在晚期花岗岩中有少量新生地壳组分加入； 推测华南大陆受到古太平洋板块向西俯冲的时间约在早三叠世，虽然在浙闽沿海尚未发现有代表三叠纪由俯冲产生的岩浆岩组合，但最近印支期变形-变质作用迹象多有发现，如在华夏地块的浙西南地区发现有260～230Ma期间的角闪岩相变质作用以及该时期逆冲断层、塑性剪切带，在浙东沿海出露有232～215Ma年龄的A 型花岗岩-霓辉正长岩组合是伸展构造的产物(Sun et al.，2011; 李万友等，2012; Mao et al.，2013)，目前还不断发现有印支期白云母花岗岩和辉绿岩等。华北与华南陆块之间的碰撞-变质峰期稍晚于扬子地块西南缘，大约发生在240～225Ma(Zheng et al.，2008)，在苏鲁-韩国带形成的辉长岩-花岗岩-正长岩-碱性A型花岗岩组合(高天山等，2004; Cho et al.，2008; Yang et al.，2005)代表了伸展垮塌事件。因此，在董树文等(2007) 提出“东亚侏罗纪多块体汇聚”的基础上，Mao等(2013) 提出华南在印支期就已完成了多板块汇聚。
Wang等(2013) 在综合了华南有关显生宙沉积作用、岩浆活动、构造变形和变质作用等大量地质观察的基础上，提出了华南中生代构造多阶段演化模式，该模式的核心是华南印支期陆内造山受华南周边多块体的影响，华南燕山运动仍然受到其周边多块体相互作用的约束。
Zhai等(2016) 认为华北克拉通破坏不仅是由于古太平洋板块的俯冲，在很大程度上受陆内动力学所控制，如相邻的欧亚大陆板块和印度板块。挤压应力主要在中侏罗纪-晚侏罗纪早期，从晚侏罗世早期-白垩纪，张性应力占据主导地位。强烈的地壳和地幔相互作用导致岩浆底侵作用，促使地壳和地幔显著减薄。克拉通岩石圈地幔已为富集的软流层地幔流体所替换，下地壳岩浆底侵作用伴随有大规模的地壳熔融。
综上所述，可认为对华南以至整个中国东部中生代岩浆成因的动力学已有共识，由单一的古太平洋板块俯冲是不可能形成如此多方向和如此宽(>1000km)的构造变形以及岩浆岩带，它们是多板块汇聚和多向挤压-伸展造山的产物。
2.2 华南中酸性岩浆岩不是洋壳俯冲的直接产物Zheng等(2013) 强调，华南中生代岩浆活动在物质成分上继承自前寒武纪造山带地壳和地幔岩石圈，在地球动力学启动机制上受太平洋板块俯冲/后撤影响，在大地构造上是古大陆边缘物质在新的陆内构造背景下的再造(变形、变质和熔融)。
Mao等(2014) 指出具有弧型微量元素分布(LILE和LREE富集、HFSE亏损)的岩石不一定是洋壳俯冲引起地幔熔融的大洋弧或者大陆弧岩石。这取决于岩浆形成的时间，如果早期弧型岩石再次部分熔融，所形成的岩石也表现出弧型微量元素分布特征，这是火成岩岩石地球化学的“继承性”(薛怀民等，1996； Zhao and Zheng，2009； Wang et al.，2013)。位于赣杭带赣东北地区的银山火山-侵入杂岩和德兴斑岩型铜矿的成矿岩体研究成果表明，两者都是具有类似弧型地球化学特征的英安质-流纹英安质岩石，可能是江南造山带新元古代洋壳俯冲形成的新生地壳部分熔融的产物(Liu et al.，2012； Wang et al.，2012)。
Liu等(2014) 提出在早白垩世晚期-晚白垩世中晚期(112～100Ma)，是闽浙沿海壳幔相互作用的最强烈时期，中酸性火山-侵入岩是幔源岩浆与其诱发熔融产生的壳源长英质岩浆通过不同程度的混合作用所形成，这些岩石可以通过幔源岩浆或直接分离结晶形成，主体是壳幔岩浆混合作用的产物，或在上升侵位过程中经历不同程度的分异演化形成花岗岩。古太平洋板块后撤式俯冲作用诱发幔源岩浆底侵是导致这些中酸性侵入岩形成的主要机制。
由此可见，关于华南中生代中酸性岩浆岩的成因基本已达成共识，大部分地质学家都认为华南中生代大面积岩浆岩成因的动力源来自于大洋板块俯冲/后撤，但不可能直接起源于大洋板块，多块体间和华夏地块内微陆块群的动力学不平衡和相互运动形成的构造断裂、圈层滑脱以及高的地温梯度是岩浆岩形成的主要原因。
2.3 与日本和韩国对比研究的启示大量地质事实证明，华南中生代地质完全不同于环太平洋不同于西岸的日本岛弧和台湾岛弧的中-新生代地质。后者大洋板块俯冲迹象无论从深部地球物理还是地表地质都已有共识。东亚中生代岩浆活动的时空分布和演化有平缓俯冲段和倾斜俯冲段(毛建仁等，2014b)。周边板块俯冲方向和旋转造成区域性挤压-伸展应力场的变化以及对岩浆活动时空分布的影响。在韩国存在有约48Ma的岩浆活动沉寂期(158～110Ma)，日本约45～50Ma的岩浆活动沉寂期(170～120Ma)，而此时正是华南“燕山期岩浆-成矿活动大爆发期”。在170～120Ma期间，日本和韩国的岩浆活动间歇期被认为是古太平洋板块向东亚大陆边缘缓角度斜向快速俯冲造成的(20～30.0cm/a； Hee and Kwon，2005)。目前，华南中生代岩浆活动的研究强调了单一板块俯冲及其俯冲角度的变化，而忽略了大洋板块俯冲方向和旋转对陆内应力场变化、岩浆活动和构造变形方面的表现。
2.4 中国东部和青藏高原所特有的埃达克质岩Moyen(2009) 在““adakitic信号”的含义： 高Sr/Y和La/Yb比值”一文中阐述了埃达克岩的起因以及被广泛应用后术语变化等问题。埃达克岩一词目前是被描述为一大群(组)的岩石，但唯一共同的特征就是高Sr/Y和La/Yb值。由于中国独具特色的大陆构造，在青藏高原和中国东部特有的大部分Mg#值为20～70，Sr/Y值为20～40，K/Na值为0.5～2的中性或酸性火成岩石。为避免引起混乱，区别由Defant和Drummond(1990) 定义的埃达克岩或高硅埃达克岩(HSA)，Moyen(2009) 建议对这类岩石加修饰词，称为“C型”埃达克岩、K质埃达克岩或埃达克质岩，或用高Sr/Y值精确表达(相当于中等Sr/Y值，即20～40) 。这组岩石的特点是需要在高压条件下熔融(1.5～2.0GPa)，成岩过程中石榴子石起了重要作用(或熔融残留或分离结晶)。
华南中生代花岗岩地质的长期研究揭示，具有高Sr/Y值的中酸性岩石，通常是在挤压后的早期、在松弛构造背景下较高成岩压力条件下形成的(1.5GPa，大于50km深度)，并可作为该地区曾遭受陆内挤压变形导致地壳增厚的标志，通常在同造山阶段岩浆活动的早期会有这种埃达克质岩的出露，如赣杭带、长江中下游地区和东南沿海地区，上述地区的埃达克质岩石的形成时代分别为： 170～165Ma； 145～139Ma，118～115Ma(图 4； Chen et al.，2004； Liu et al.，2012； Wang et al.，2012； Li et al.，2013； 毛建仁等，2013； Mao et al.，2014a)，总是代表了一次造山运动的早期阶段。
3 华南中生代多板块汇聚和多方向挤压-伸展模式 3.1 古太平洋向西俯冲效应的模式主要贡献与完善要点三十多年来，对华南中生代多阶段大规模构造-岩浆活动的动力学背景一直存在争议，提出了众多构造-成因模式，包括: ①与古太平洋板块俯冲无关，有阿尔卑斯型的大陆碰撞假说(Hsü et al.，1998) 、地幔柱假说(谢窦克等，1996，1997;李子颖等，1999;毛建仁等，1999;谢桂青等，2001)、大陆伸展和裂谷假说(Gilder et al.，1996;Li，2000); ②与古太平洋板块俯冲有关，有古太平洋板块俯冲效应(Jahn，1974;Jahn et al.，1990;Zhou and Li，2000;Zhou et al.，2006； Chen et al.，2004)、古太平洋板块平板俯冲假说(Li and Li，2007;Li et al.，2012，2013)，洋脊俯冲假说(Ling et al.，2009;Sun et al.，2010)。由于华南濒临西太平洋，太平洋板块向西俯冲的效应是不可避免的，但中生代时这种效应尚未得到有效限制。古太平洋板块俯冲效应(Zhou and Li，2000;Zhou et al.，2006)主要贡献在于： 确定了在华夏地块175±5Ma时古太平洋板块俯冲是构造-岩浆活动动力学来源； 古太平洋板块俯冲角度变化造成的俯冲/后撤是挤压-伸展型构造-岩浆活动的主要动力学机制。
尚有以下几点需要进一步修正和完善：(1) 大南澳变质杂岩(Tananao)主要是太鲁阁内带和玉里外带组成，Yui等(2012) 研究了台湾大南澳变质杂岩中碎屑锆石及其对沉积物来源和中生代构造的地质意义，从7个变质沉积岩样品中分离了碎屑锆石用于LA-ICP法U-Pb定年。研究结论得出太鲁阁内带和玉里外带不是前人所认为的代表大致同时代的高温/高压双变质带。晚白垩世花岗岩类岩体仅出露在太鲁阁带北部，并可能形成于弧前。玉里外带的高压岩石代表了晚新生代欧亚大陆-吕宋弧碰撞过程中形成的逆冲岩席的岩石碎片。这2个增生杂岩可能仅仅是在白垩纪增生过程中经历了低级变质作用。它们的数据说明： 晚侏罗世形成的太鲁阁带和早白垩世末期形成的玉里变质带与华南中侏罗世花岗岩体不可能同时增生。同时也可以证明它们不可能成为中侏罗世古太平洋板块向西的俯冲带。古太平洋板块俯冲模式(Zhou and Li，2000;Zhou et al.，2006)认为，华南内陆的中侏罗世花岗岩是在俯冲构造背景下由洋壳部分熔融，并造成了玄武质岩浆的底侵作用，由此而引发地壳部分熔融形成了壳源型花岗岩。Zhao等(2004) ，Zhao和Liu(2010) 指出中国东部并不处于洋陆俯冲带附近，而是距离洋陆俯冲带的界线远远超过600km，甚至达到1300km的部位，大洋板块已经俯冲到大陆之下600km的深处，至今还很难说清华南浅部的陆壳变形与俯冲到600km深处的大洋板块有何直接和间接的联系。显然，该模式对于俯冲带的位置和性质需要修正。(2) 该模式认为自175±5Ma古太平洋板块俯冲后由于角度逐渐变陡而一直处于拉张状态。Zhou等(2016) 的研究认为华夏地块在进入古太平洋俯冲构造体系后，至少存在3期短暂的挤压作用，分别是174～170Ma、150～140Ma和120～110Ma，这样就可以合理解释长乐-南澳带的变质变形。Chapin等(2004) 提出板块俯冲方向的变化会造成区域性挤压-伸展应力场的旋转，同时会很快影响到远离板块边缘的陆内。火山活动的区域性间断期可以对应于区域性挤压期，因此，当前要注重区域性火山活动间断期的研究(Wang et al.，2014； Zhou et al.，2016)。(3) 该模式尚难解释同一时代(98～75Ma)的东南沿海和台湾东部地区所处的构造环境，东南沿海为大陆裂解形成双峰式火山岩和A型花岗岩(Chen et al.，2004)，台湾东部为出露在前古近纪大南澳基底变质杂岩中的花岗质岩石，它们主要以花岗闪长岩和石英二长岩为主(Lan et al.，1996)。花岗岩类岩石均已变成正片麻岩，与混合岩、副片麻岩一起组成了太鲁阁变质岩带北部的奇瑶谷、源头山、饭包尖山、大浊水、溪畔和开南冈6个片麻岩体，其年龄主要集中在97～77Ma(Lan et al.,，1996) 。地球化学数据显示这6个片麻状岩体是火山弧环境的壳幔混源花岗岩(图 5)。Wintsch等(2011) 用SIMS分析了南澳Fenniaolin附近的角闪岩中18颗变质成因锆石 206 Pb/238U协和年龄为86±1Ma，确认是接触变质作用的年龄； 同时在源头山(Yuantoushan)花岗闪长岩中测得锆石结晶年龄约为87Ma，表明接触变质作用的时代，结论认为大约在白垩纪中期这种侵入热事件导致了接触变质作用和低温角闪岩相变质作用。台湾的俯冲过程在白垩纪才开始(Jahn et al.，1986； Ernst，1983； Liou and Ernst，1984； Ernst and Jahn，1987； Yui et al.，1989； Chen et al.，2009； Wintsch et al.，2011)。
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图中显示了华南大陆高铝花岗岩的成分范围(据赵希林等，2013) 图 5 台湾片麻状花岗质岩石Nb-Y和Rb-Y+Nb的构造环境判别图(底图据Pearce et al.，1984) Figure 5 Tectonic discrimination diagrams of granitic rocks in Taiwan Nb-Y and Rb-Y+Nb(framework cited after Pearce et al.，1984) |
Chen等(2009) 研究了澎湖岛西南端的面积约1.8km2的花屿岛(Huahsu)火山岩。花屿岛主要由安山质熔岩和侵入其中的中性岩石(英安岩/花岗闪长岩)和长英质岩石的(流纹岩和花岗岩)组成。花屿各类岩石曾经受到轻度变质作用而普遍呈现绿泥石化或绿帘石化，除了少数的辉石仍保留原状的外，其余的原生矿物大多被交代。岩石都属于岛弧型钙碱性系列的火山岩。LA-ICPMS锆石U-Pb确定钾质蚀变岩为63.3±1.5Ma(n=7； MSWD=2.9) ，以及流纹岩岩脉为58.7±0.8Ma(n=14； MSWD=2.5； Chen等，2009)。另外，根据锆石裂变径迹得到大致相似的年龄，即安山质熔岩为65±3Ma，流纹岩岩脉为61±2Ma(Yang et al.，2008)。Chen等(2009) 确认出露在澎湖地区的花屿安山岩是台湾海峡迄今为止形成的最老火山岩；锆石U-Pb年龄为65～59Ma。
从南海北部边界延伸至台湾西部的花屿岛的高磁异常带，代表了一个发育在新生代最早期的残余火山地质体，可能是在南海打开的早期阶段由于裂谷作用，使其从华南被动大陆边缘漂移而来的。可以推断大约在90±5Ma后，由于南海开裂的早期阶段逐渐形成了一条向东的俯冲带(Chen et al.，2009； Wintsch et al.，2011)，在珠江口盆地中存在有某些始新世-渐新世的裂谷型次级盆地是有力的证据。这是目前一种比较合理的解释(图 6)。
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主要断裂系统： ①政和-大浦断裂; ②长乐-南澳断裂; ③福建近海断裂(据Chen and Chang，1995，有修改)。图中的高磁异常带推断是在南海打开之前，由于大陆边缘裂谷系裂解后发生了漂移所留下的岩浆体痕迹。CL-1: 代表Chia-Li1号井的位置 图 6 在东南亚新生代构造框架中台湾岛和高磁性异常带(深灰色)的和位置(据Chen et al.，2009) Figure 6 The high-magnetic anomaly belt(dark grey)and Taiwan island in the position of the Cenozoic tectonic framework of the Southeast Asia(modified after Chen et al.，2009) |
Mao等(2014a，2014b)提出华南中生代多板块汇聚与陆内挤压-伸展的工作模式，该模式试图揭示华南在周边块体的构造作用下岩浆活动的特点，除受到俯冲碰撞作用及其远程构造效应外，同时还复合有陆内不同块体相互作用的综合结果。应用板块构造体系与陆内构造体系复合的动力学演化模式来探讨华南“板块登陆”问题，力图正确认识华南中生代岩浆岩时空分布和迁移的动力学演化机制。本文重点探讨华南在进入古太平洋构造体系后的俯冲过程，其要点是：
(1) 印支期多板块汇聚后的陆内伸展是受控于特第斯的后印支构造运动的延续，在南岭山脉伸展型火山-侵入岩带形成了基性-超基性岩、双峰式火山岩和A型花岗岩组成的板内裂谷型组合(200～180Ma)；
(2) 古太平洋板块在175±5Ma进入大致由南向北斜向俯冲构造体系，其远程效应导致陆内造山。该阶段引发陆块间强烈挤压，以赣杭带火山-侵入岩带为代表，形成了埃达克质石英闪长岩-花岗闪长岩(175～150Ma； 毛建仁等； 2013b)；
(3) 古太平洋板块俯冲方向旋转条件下的陆内伸展(150～123Ma)，该阶段以长江中下游火山-侵入岩带为代表，其中135Ma是个重要的由挤压向伸展的转换时间，在赣杭带形成了A2型花岗岩(132～123Ma；Mao等，2013)，在华夏地块东南部形成较大规模的下火山岩系酸性火山-侵入杂岩(145～125Ma)。大别-苏鲁造山带早白垩世岩浆活动也发生在这个时期(赵子福和郑永飞，2009)； 受古亚洲洋板块向南运动的影响，151Ma长江中下游开始双向挤压构造变形(宋传中等，2011)，桐柏-大别造山带由北向南逆冲，九岭-江南隆起带由南向北逆冲，长江中下游挤压-伸展型火山-侵入岩带位于其中，形成了埃达克质石英闪长岩-花岗闪长岩(145～139Ma)。由于受双向挤压应力控制，岩浆-成矿是在较短时期内完成(145～123Ma)，远快于相邻的赣杭带(175～123Ma)。由此可见，由于华南远离古亚洲洋，古亚洲洋板块向南运动影响范围有限，赣杭带主要还是受限于古太平洋板块的斜向俯冲。
(4) 大约在120±5Ma，古太平洋板块由西往东的迁移轨迹，发生了约80°的反时针旋转，对华南中生代构造体制产生了重大影响。低角度(小于30度)、较快速率(约20.0cm/a)的正向俯冲，是东亚大陆边缘能形成长大于6，000km的晚中生代宽广火山岩带的重要动力学原因(Maruyama et al.，1986； Engebretson et al.，1985； Koppers et al.，2001，Sun et al.，2007)。根据中国东部的地质事件以及古太平洋板块和伊泽奈奇(Izanagi)板块的迁移史，2个板块间的洋中脊～125Ma时向北迁移了约1，000km(Maruyama et al.，1997，Sun et al.，2007)。台湾钙碱性片麻状花岗质岩石与中生代末的俯冲有关。同时代的钙碱性火山岩是在台湾大南澳基底杂岩中变质安山岩(Lo and Liu，1984，Yui and Wu，1991)。台湾大南澳变质基底杂岩往北可以链接日本丹波带(Tanba)和琉球石垣带(Ishigaki zima)，往南可以连接菲律宾的民都洛带和巴拉望带(Mindoro-Palawan)。它们标志着欧亚大陆东部边缘的变质带是自白垩纪形成的(Jahn et al.，1986； Ernst，1983； Liou and Ernst，1984； Ernst and Jahn，1987； Yui and Lo，1989； Wintsch et al.，2011)。这些变质带表明古太平洋板块向西俯冲在欧亚板块之下，并有效地限定了欧亚大陆的东部边缘。大型左旋韧性走滑剪切带在长乐-南澳带变形年龄为118～110Ma，在台湾纵谷带为100～90Ma，在日本中央构造线为90～87Ma，有从南往北逐渐迁移变新的趋势； 该阶段华南是以东南沿海上火山岩系以及宁镇山脉的挤压-伸展型火山-侵入岩为代表，岩石组合为钙碱性花岗岩类、碱性A型花岗岩和双峰式火山-侵入岩类以及红色断陷盆地，它们是古太平洋板块俯冲角度变陡后撤的产物。
(5) 在85±5Ma后，大致同一时代的东南沿海和台湾地区所处的构造环境完全不同，东南沿海为大陆裂解形成双峰式火山岩和A型花岗岩，而在台湾东部为出露在前古近纪大南澳基底变质杂岩中是6个火山弧型片麻状花岗质岩体(97～77Ma； Lan et al.，2009)，接触变质作用和低温角闪岩相变质作用年龄为87～86Ma(Wintsch et al.，2011)。从南海北部边界延伸至台湾西部花屿岛的高磁异常带，代表了一个发育在新生代最早期的残余火山地质体，推断这个火山地质体是中国东南大陆的一部分，可能是在南海打开的早期阶段由于裂谷作用的从被动大陆边缘漂移而来的，同时在台湾西部发育了一条向东的俯冲带(Chen et al.，2009； Wintsch et al.，2011)。
该工作模式使地质学家长期困惑的有关华南中生代岩浆岩的时空分布特征也找到了比较合理的解释。古太平洋板块从斜向俯冲到正向俯冲是个较大规模构造转换期，对应有岩浆活动间歇期，从浙闽沿海和长江中下游岩浆岩时空分布特点看，分别在120～110Ma和125～110Ma间明显存在约10～15Ma的间断(Wang et al.，2014； Zhou et al.，2016)。
4 结论(1) 根据华南中生代岩浆岩时空分布特征，将其分为“两区四带”，即2个花岗岩分布区： 三叠纪花岗岩区和中侏罗世花岗岩区，3条挤压-伸展型火山-侵入岩带： 钦(州湾)杭(州湾)(东段)(J2-K1)(又称赣杭带)； 长江中下游地区(J3-K1)； 东南沿海地区(K);一条伸展型火山-侵入岩带，即南岭带(J1)。
(2) 华南中生代岩浆岩是多板块汇聚和多向挤压-伸展造山的产物。华南大约在中侏罗世(约175±5Ma)，进入大致由南往北的古太平洋板块斜向俯冲构造体系，120±5Ma后太平洋板块俯冲方向发生了急剧变化，发生了古太平洋板块向西的正向俯冲构造体系； 大约在85±5Ma，由于华南大陆东部成为被动陆缘，与台湾东部处于完全不同的构造环境。较大规模的构造转换期与火山岩浆活动的间断期相对应。
(3) 该模式可以比较合理地解释地质学家长期困惑的有关华南中生代岩浆岩的时空分布和迁移特征。华南大陆具有不同于日本和台湾的中-新生代岛弧地质，是独具特色的大陆地质，中国地质科学家完全可以立足华南大陆地质，创建新理论，推动地球科学发展。
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