華南新元古代多地體匯聚—拼貼與資源效應

關鍵詞 華南板塊；新元古代；俯沖增生；多地體匯聚；資源效應

第一作者簡介 李軍勇，男，1993年出生，博士后，巖石學，E-mail： ljy@nju.edu.cn

通信作者 王孝磊，男，博士，教授，E-mail： wxl@nju.edu.cn

中圖分類號 P542.2 文獻標志碼 A

0引言

華南板塊東鄰太平洋板塊、北以秦嶺—大別—蘇魯造山帶與華北板塊相連、南以哀牢山—松馬縫合帶與印支板塊相鄰、西以龍門山推覆帶與松潘—甘孜地體相接，主要由揚子和華夏兩個陸塊組成，是東亞重要的古老板塊之一[1]。它經歷了自太古宙以來多階段的塊體增生和再造，以及不同性質與規模的構造運動的復合、疊加與改造[2?4]，被卷入地球歷史上幾個主要的超大陸和巨大陸的聚合和離散過程。盡管目前對于華夏陸塊東部的構造屬性存在一些爭議[5?7]，華南板塊的主體構造格架總體上被認為在新元古代時期形成，并伴隨著西北側的揚子陸塊和東南側的華夏陸塊沿江南造山帶拼接[8?14]。分布于揚子陸塊和華夏陸塊的前寒武紀巖石共同記錄了從太古宙陸核形成、古元古代碰撞造山、中元古代大陸裂解，到新元古代增生造山和裂解等一系列構造演化信息[14?20]。這些前寒武紀基底巖石單元和構造框架奠定了華南的地殼物質基礎，且作為顯生宙成巖成礦的物質和構造基礎，具有重要的研究價值[2，4，21]。尤其是，近年來前寒武紀巖石學、地球化學、地質年代學和地球物理的研究一致表明，揚子陸塊和華夏陸塊本身在地殼物質組成上均非“鐵板一塊”，可能存在多個不同基底配置的地體（或微陸塊）的拼合[3，20，22?26]，而新元古代（主要在ca. 1.0～0.6 Ga）作為華南被卷入全球構造運動較顯著的時期，很可能是地體（或微陸塊）相互匯聚的重要時期，值得深入研究。

在全球碎屑鋯石和巖漿鋯石的年齡頻率分布圖中，新元古代早—中期并沒有呈現出明顯的峰[27]，但該期巖石卻在華南板塊出露良好且分布廣泛（圖1）。其中，巖漿巖的時代斷續分布在1 000～620 Ma，并伴有860～542 Ma連續的沉積巖記錄，以及一些新元古代早—中期（880～750 Ma）的中—高級變質巖記錄。這些巖石主要分布在板塊邊界，總體上表現為兩類出露形式：（1）中—上地殼尺度的雜巖體，主要分布在現今的攀西—漢南帶、秦嶺—大別—蘇魯造山帶中[28?33]；（2）上地殼尺度的火山—沉積巖和花崗巖體，主要分布在江南造山帶和華夏陸塊中[4，10，13?14]。此外，揚子陸塊的陸核地區（崆嶺地區）和四川盆地內部超深鉆孔巖心也記錄了這個時期的巖漿和沉積過程[34?37]。由于該階段巖漿巖的地球化學特征多樣、年齡跨度大，且沉積巖的組成特征、物源和沉積背景也不盡相同，關于它們的成因解釋、構造背景及其對應的地殼演化過程長期以來存在爭議。近年來，筆者和一些學者提出，這些巖石的形成可能主要與新元古代的增生型造山作用有關，反映了長時間尺度的大洋巖石圈俯沖（和/或回卷）作用引發的地殼增生、再造和重塑過程[13，38?40]。本文在梳理華南新元古代增生型造山作用關鍵證據的基礎上，聚焦華南新元古代時期的多地體匯聚—拼貼過程，并探討該過程如何影響顯生宙資源的形成和分布。

1 新元古代全球構造演化和華南的響應

新元古代是地球歷史上一個重要的過渡階段，即由中元古代的“造山減弱”[41]、“造山沉寂”[42]或廣泛的“熱造山作用”[43]轉變為顯生宙全球范圍活躍的現代板塊構造體制[44?46]。該時期廣泛出現了深俯沖相關的巖石和構造單元，例如線性分布的陸緣弧和弧后盆地、蛇綠巖、藍片巖和冷的榴輝巖等[45，47?48]，暗示了活躍的匯聚造山作用。該時期也是全球超大陸和巨大陸演化的重要階段，包括了羅迪尼亞超大陸的最終形成、完全裂解以及隨后的岡瓦納巨大陸聚合過程[49?51]。

羅迪尼亞超大陸主體的聚合發生在ca. 1100～900Ma，伴隨早期階段內部大陸的碰撞造山和晚階段外圍陸塊的逐步匯聚作用。到了新元古代中期，全球進入長時期以裂解為主導的構造過程。近年來，研究者發現從羅迪尼亞超大陸裂解到岡瓦納巨大陸聚合期間，地球具有地幔二階結構（Degree-2），包括兩個赤道附近的上升流和沿著經線分布的環超大陸俯沖帶（圖2）[52?53]。伴隨著超大陸裂解，其外圍的陸塊相繼向外遷移，同時被卷入長期的增生型造山作用，例如印度西北部（至少ca. 1 000～820 Ma）[54]、塔里木（ca. 950～600 Ma）[55]、西非（ca. 880～680 Ma）[56]等。直到新元古代末期，地球又進入新一輪巨大陸的聚合階段。華南的揚子和華夏陸塊通常被認為處于羅迪尼亞超大陸的邊緣地區。其中，揚子陸塊西緣和西北緣被認為與印度西北緣、馬達加斯加和塞舌爾地區類似，長期處于主動大陸邊緣的環境，并與環繞羅迪尼亞超大陸的開闊大洋巖石圈發生相互作用[57]。地幔二階結構模型能夠較好地解釋新元古代早—中期全球大陸碰撞記錄（如超高壓變質巖等）的相對缺乏[47]，也反映了從羅迪尼亞超大陸裂解出去的板塊（或微陸塊）與大洋板塊長時間尺度的相互作用過程。同時，在該模型的背景下，由于大洋和大陸板片的遷移速度不同以及俯沖大洋板片回卷（或斷離）等因素，主動大陸邊緣常常伴隨著周期性的前進型和后撤增生型造山作用。

2華南新元古代的多地體格局

華南的多地體格局可能在中元古代晚期已初步塑造。隨著全球哥倫比亞超大陸的裂解，華南板塊在古元古代晚期—中元古代以伸展—裂谷型構造為主，且該過程主要表現在揚子陸塊的南部：經歷了至少三期（～1.7 Ga，～1.5 Ga和～1.05 Ga）短暫的裂谷巖漿作用，伴隨巨厚的盆地沉積[20]。與之不同的是，揚子陸塊北部地區在古元古代（ca.1.85 Ga之前）完成克拉通化后[58]，較少地被卷入哥倫比亞超大陸裂解的構造和巖漿活動；其具有厚的巖石圈根（gt;160 km）[59?60]，缺失古元古代—新元古代早期大套的沉積記錄，暗示了這個階段長期以穩定大陸巖石圈存在的背景。

中元古代晚期的裂解事件可能成功促使了板塊裂解，導致揚子陸塊內部及邊緣出現一系列蛇綠巖套（如石棉、廟灣和贛東北蛇綠巖）（其構造就位時間要晚于蛇綠巖套巖石的結晶時間）[61?64]和不同地區分布的被動大陸邊緣火山—沉積記錄（如揚子陸塊西南緣的昆陽群和會理群，揚子陸塊北緣的馬槽園群、神農架群和打鼓石群，揚子陸塊東南緣的田里巖群和鐵砂街群等）[19，65?67]，表明當時可能已經廣泛出現海陸格局和潛在的多個地體（圖3）。新元古代，被動陸緣向主動陸緣轉換，華南板塊出現了更多主動大陸邊緣的巖石構造單元，包括：（1）蛇綠巖套，如前人報道的三岔子蛇綠巖、花山蛇綠巖[68?69]；（2）洋內弧巖漿巖，如通木梁火山巖、雙溪塢火山巖、長壩火山巖、大洪山火山巖等[70?73]；（3）大陸弧及相關弧后沉積盆地，如“攀西—漢南”鈣堿性巖漿巖帶、江南造山帶褶皺地層等[10?11]；（4）增生雜巖記錄，如大洪山增生雜巖、長壩增生雜巖、黃水河增生雜巖等[40，73?75]。

綜合中元古代晚期到新元古代早—中期的地質記錄，筆者認為，華南在新元古代存在多個地體（或微陸塊）長期增生的海陸格局，而地體邊界可由上述主動和被動大陸邊緣巖石單元大致約束。揚子陸塊北部（或北揚子）可能代表了新元古代早期匯聚作用的中心（匯聚時間跨度大，ca. 1 000～730 Ma），其周圍的地體（包括哥倫比亞超大陸裂解相關的地體、洋島弧、洋殼殘片等）相繼增生到北揚子，伴隨著主動大陸邊緣的向外遷移而擴張，大陸不斷增生，最終造就了現今華南板塊的大體格局（圖3）。

3新元古代匯聚作用的關鍵證據

華南板塊在新元古代早期（ca. 1 000～900 Ma）的構造背景以匯聚為主，不同的構造模式在此認識上并無太大的爭議。該時期的巖石記錄相對較少，主要以島弧巖漿巖和蛇綠巖殘片的形式零星分布在揚子陸塊的西、中、北、東部地區。新元古代早—中期（880～720 Ma），揚子陸塊的構造、巖漿和沉積活動非?；钴S，開始出現大規模的巖漿巖和沉積序列：其西緣和西北緣以攀西—漢南巖漿巖雜巖帶（單個雜巖體上分布有不同時代不同類型的巖漿巖，伴有較少的變質巖）為主，而東南緣記錄了揚子陸塊和華夏陸塊之間的聚合和裂解過程相關的巖漿—沉積序列（江南造山帶）。關于它們的成因解釋、構造背景及其對應的地殼演化過程存在爭議。這些爭論主要圍繞兩種不同的構造和巖漿演化模型展開：（超級）地幔柱驅動的伸展型構造巖漿過程和造山作用驅動的匯聚型構造巖漿過程，兩種模型在構造體制影響的時間上也有不同的解釋。

筆者結合最近幾年自身和其他學者的研究，認為華南新元古代早—中期可能分為兩個階段，至少在早階段（ca. 880～810 Ma）活躍的構造、巖漿和沉積活動與多地體匯聚—拼貼及其相關的增生型造山作用有關。下面列舉幾個關鍵的證據。

3.1弧前沉積物的弧內快速循環

匯聚型大陸邊緣的構造演化常伴隨著顯著的地殼物質再循環。傳統上，地殼物質循環被認為主要通過俯沖的大洋板片進行。在這個過程中，大洋板片可以攜帶洋殼沉積物和從陸殼底部剝蝕下來的物質進入地幔深度，在深部發生部分熔融，產生的熔體底辟上升加入上部板塊的底部[76?77]。近年來，許多學者發現地殼物質再循環也可以在弧陸殼內部進行，該過程則通常是通過弧前或弧后的大規模擠壓型斷層，將淺部地殼的物質運移并底墊到更深部的地殼中[78?79]。該過程可埋藏地表沉積物超過30 km的深度，并伴隨著沉積物的變質或者部分熔融[79]。以上殼外和殼內兩種地殼循環機制在世界上主要的大陸弧均有報道，包括澳洲拉克蘭造山帶、日本島弧以及科迪勒拉陸弧系統[80?82]。

近期，筆者對華南板塊西緣黃水河群中出露的條帶狀混合巖開展了年代學和巖石成因學分析，發現該混合巖原巖為一套新元古代的弧前沉積巖，其中的碎屑鋯石年齡集中在ca. 830～870 Ma，深熔年齡為829±23～814±14 Ma（圖4）[29]。其中的鋯石普遍有核邊結構，邊部鋯石的δ18O值（9.3‰～13.4‰）顯著高于鋯石核部（圖4），表明樣品可能經歷過地表的低溫水—巖交換反應。相平衡模擬顯示其深熔溫度和壓力分別為～670 ℃和5.9～8.1 kbar，對應的地溫梯度（83～114 ℃/kbar或者25～34 ℃/km）與有持續巖漿供給的大弧地殼的地溫梯度相吻合。以上結果表明，在華南板塊西緣記錄了如下的匯聚型物質循環過程：弧前沉積物在地表完成沉積后，在很短的時間尺度內（lt;10 Myr）被運移至地殼深部的弧前地區并發生深熔作用，而運移通道很可能是陸內的推覆斷層系統而不是俯沖板片上方“隧道”。這樣的弧內推覆相關的變質深熔過程在世界許多典型的陸弧系統中可以見到[78?79]。

3.2 俯沖帶變質作用

俯沖帶變質作用可以根據發生的位置劃分為俯沖板塊型和上覆板塊型。前者發生在俯沖帶下盤的洋殼，由于俯沖洋殼通常具有較低的地溫梯度（5～15 ℃/km），因而變質作用的溫壓比（T/P）也很低；后者發生在俯沖帶上盤，受控于俯沖板片角度、俯沖速率等因素，上盤不同區域位置可能對應不同的地溫梯度，因而變質溫壓比可能具有較大的范圍（15～50 ℃/km）[83]。較早在江南造山帶德興—西灣一帶發現的藍閃石片巖和硬玉石英片巖，其礦物對溫壓計算顯示其屬于高壓低溫變質作用的產物，藍閃石K-Ar定年結果為866±14 Ma，可能反映了新元古代的俯沖板塊型變質作用[84]。近年來，在攀西—漢南雜巖帶和南秦嶺北部地區，已陸續報道了與新元古代匯聚造山作用有關的中、高級變質作用。它們的變質時代介于880～760 Ma，包括在彭灌雜巖中報道的860～810 Ma的角閃巖相變質作用[29]，米倉山雜巖中報道的ca. 800 Ma的角閃巖相—麻粒巖相變質作用[28]，元謀—米易雜巖中報道的880～760 Ma的綠簾角閃巖相—角閃巖相變質作用[30?31]，大紅山群中報道的ca. 845 Ma的角閃巖相變質作用[85]，和南秦嶺的陡嶺地體中報道的ca. 817 Ma的角閃巖相變質作用[33]等。這些變質作用具有相對低溫、中—高壓的特點，與大陸弧的地溫梯度或者熱俯沖地溫梯度一致（圖5a），很可能指示了新元古代大洋巖石圈的俯沖效應。

近期，筆者在華南板塊西緣黃水河群中同樣發現了一套新元古代正片麻巖，其展現出一致的新元古代變質年齡（ca. 830 Ma）[40]。變質巖中發育一套特征的低溫、高壓、富水變質礦物組合（包括多硅白云母、陽起石、鎂質角閃石、綠簾石、綠泥石等）（圖5b，c）。其中多硅白云母是典型的俯沖帶變質礦物之一。對其礦物相平衡模擬顯示其經歷了中壓、低溫的峰期變質作用（溫度約為550 ℃；壓力8～9 kbar），可能對應了上覆板塊型俯沖變質作用[85]。

3.3新元古代增生雜巖

增生雜巖形成于大洋巖石圈的俯沖地帶，其巖石組合通常較復雜，可包含俯沖板片和俯沖上盤剝蝕下來的物質、洋弧、蛇綠巖殘片、洋底高原、古老大陸板塊、增生后花崗巖、高級變質巖（達到麻粒巖相）、高壓—超高壓變質巖和碎屑沉積盆地等[86]。華南典型的新元古代增生雜巖記錄可能保存在江南造山帶、揚子北緣以及攀西—漢南帶和南秦嶺的部分區域中。下面選取代表性增生雜巖進行介紹。

（1） 江南造山帶是新元古代時期發生在揚子陸塊東南緣以島弧地體拼接為主的增生型造山帶（如王孝磊等[87]）。江南造山帶東段包含一系列新元古代早期（ca. 970～850 Ma）的新生洋?。ㄒ噪p溪塢群為主，包括弧火山巖、閃長巖、花崗閃長巖、少量的鎂鐵質—超鎂鐵質巖套和深海燧石巖）[13]、新元古代早期的贛東北蛇綠巖套（ca. 1 000～970 Ma），它們可能代表了新元古代增生到揚子陸塊東南緣的一套洋殼巖系[20，87]。

（2） 揚子陸塊北緣的大洪山地區也出露了一套新元古代的俯沖增生雜巖[74?75]，包括濁積巖、海山玄武巖、洋盆硅質巖和蛇綠巖等洋殼巖石單元，并與ca. 870～800 Ma巖漿巖密切伴生。這些巖石呈現出無根的構造混雜巖特點，遭受了強烈的構造變形，褶皺、逆沖斷裂發育。Huang et al.[72]對其中的長英質火山巖的測年結果為ca. 970 Ma，Shi et al.[69]對其中蛇綠巖套中的輝長巖定年結果為ca. 947 Ma，表明該洋殼巖石單元的時代很可能為新元古代早期。

（3） 揚子陸塊西北緣的勉略帶中包含新元古代早期的三岔子蛇綠巖殘片（ca. 950～930 Ma）[68]和長壩洋弧巖漿巖（ca. 985～950 Ma）[73]，代表了洋殼巖石圈的巖石組合。該帶中發育的ca. 900 Ma的斜長花崗巖和其后的大陸弧巖漿記錄，代表了該洋殼巖石圈在新元古代中期已增生到活動大陸邊緣。

（4） 筆者在揚子陸塊西緣攀西—漢南雜巖帶內的黃水河群中厘定了一套原巖為ca. 1 400 Ma的正片麻巖，變質年齡為ca. 830 Ma，變質峰期溫壓為550 ℃、8～9 kbar[40]。該時代的巖漿和鋯石記錄在揚子陸塊均比較少見，可能代表了一套外來的地殼物質增生到揚子陸塊西緣，伴隨著新元古代的擠壓推覆至中地殼深度。

總體來看，華南新元古代增生雜巖以早期的洋殼和島弧巖塊為主，伴有少量的外來巖石單元。較老的增生雜巖（ca. 1 000～900 Ma）普遍與較年輕的（ca. 880～810 Ma）巖漿巖和變質巖在空間上密切伴生，一方面反映了活動大陸邊緣長期的構造、增生和巖漿過程，另外一方面也暗示著增生雜巖在新元古代早中期已經就位到大陸邊緣并參與了隨后的構造過程。這些增生地體大都具有虧損的放射性同位素特征，被認為是揚子陸塊周緣廣泛出露的具有“新生”同位素特征的花崗巖的潛在源區[88?89]。

3.4 新元古代擠壓變形事件

華南板塊與新元古代擠壓變形記錄以區域不整合面的形式顯著表現在江南造山帶和大洪山地區的地層中[2，9，87，90]。江南造山帶內分布的新元古代地層大體可以將此區域不整合面分為上下兩部分：下部地層以冷家溪群（湖南）、雙橋山群（贛北—皖南）、上溪群（皖南）、溪口巖群（皖南—贛東北）、梵凈山群（黔東北）和四堡群（桂北）等為代表，發育尖楞褶皺、傾豎褶皺、緊閉倒轉褶皺等；上部地層包括從板溪群、丹洲群等以來的地層，產狀平緩，褶皺寬緩（見安徽、江西、湖南、廣西、貴州等各省/區區域地質志）[2，9，13]。近年來的年代學工作相繼證實了該代表性的區域不整合面時代可能在820 Ma 左右或者介于ca. 820～815 Ma。揚子陸塊北緣的大洪山地區表現出類似的情況，出露的地層有中元古代晚期的打鼓石群與新元古代花山群下段洪山寺組均存在明顯的褶皺變形，而花山群上段地層六房咀組變形較弱，暗示了該地區存在新元古代中期的構造擠壓過程，對應了增生匯聚作用（ca. 830～810 Ma）[90]。

此外，在攀西—漢南雜巖帶中出露的新元古代深部地殼變質巖（包括混合巖和片麻巖等）可能也記錄了同變質的變形特征。例如Li et al.[29]報道了黃水河群混合巖中發育了同混合巖化的變形，時代在829±23～814±14 Ma，主體的S1 面理平行于原生層理，局部地區的變形S2 褶皺軸面通常呈現東西走向、向南傾斜的產狀，暗示了區域上的南向匯聚作用。新元古代同變質的變形作用還需要進一步研究。

4新元古代長期的大洋俯沖

如前所述，華南板塊在新元古代可能存在多個地體以及廣泛的海陸格局，其內部及周緣地區發育寬廣的活動陸緣，成為見證匯聚型構造—巖漿—沉積—變質和地體增生事件的場所。綜合前人的研究結果，華南板塊在新元古代早期以洋內俯沖作用為主（ca. 1 000～900 Ma），隨后轉變為洋陸俯沖作用為主（ca. 880～810 Ma），并可能持續到ca. 730 Ma，反映了長時間尺度（gt;200 Myr）的大洋板片俯沖和增生型造山過程。筆者認為，增生型造山作用能夠較好地解釋華南新元古代的構造—巖漿和多地體匯聚—拼貼過程，主要證據有以下三個方面：（1）華南缺少新元古代與大陸碰撞造山有關的高壓的藍片巖—榴輝巖相（變質溫壓比lt;10 ℃/km）變質作用，而更多記錄了類似地體增生的“軟”碰撞作用和俯沖帶變質（圖4）；（2）華南大陸在四川盆地下部有著巨厚的巖石圈根（gt;160 km），而其他地區巖石圈較薄[59?60]，暗示著外部地體向揚子陸塊的匯聚缺乏剛性塊體的碰撞；（3）揚子陸塊的新元古代陸緣造山帶以鈣堿性巖漿巖為主，伴隨著零星出露的較老的洋殼巖石序列、被動陸緣火山—沉積物和外來物質，該巖石組合是增生型造山帶的典型特征[86]。

然而，一個比較重要的問題是：為什么華南板塊在新元古代早中期缺乏與大洋板片俯沖作用相關的低溫、高壓（藍片巖相和榴輝巖相）變質作用記錄，而僅保留了蛇綠巖殘片證據？這一方面可能與巖石記錄的保存有關，藍片巖和榴輝巖能夠出露于地表首先需要一個快速的抬升過程，其次需要一個貧退變質流體的保存環境[91?92]。然而，華南板塊的局部地區可能在 ca. 820～810 Ma經歷了從擠壓到伸展過程的轉換，該過程導致的地溫梯度抬升可能促使低溫、高壓變質巖發生變質疊加改造而未被保存。此外，持續的擠壓和陸—陸碰撞環境的缺乏導致藍片巖和榴輝巖不能快速抬升至地表。另外一方面，藍片巖和榴輝巖的缺失可能與新元古代早中期的俯沖還不夠冷有關。已有研究表明[93]，在冷俯沖環境下，俯沖板片上的藍閃石可以保存至240 km深的地區；而在熱俯沖環境下，藍閃石很容易分解，穩定存在于小于40km深的位置。地球自誕生以來持續地冷卻，如果華南新元古代早中期的大洋板片俯沖是熱俯沖，那么藍片巖和榴輝巖將難以穩定存在。

5華南新元古代多地體匯聚的資源效應

匯聚大陸邊緣是物質和元素循環的核心地帶，世界上主要的礦產資源來自匯聚板塊邊緣[94?95]，不同類型的匯聚邊緣（洋—洋俯沖、洋—陸俯沖、陸—陸俯沖和陸—陸碰撞）成礦元素的富集模式不同[95]。中國東南部地區（包括江南造山帶和華夏陸塊）是我國金屬礦產的“大糧倉”。其前寒武紀基底毫無疑問為這些金屬礦床提供了豐厚的成礦物質基礎，是中生代成礦大爆發的“基因”和重要先決條件[96]。然而，目前對該區的基底如何制約金屬成礦尚不清楚?？紤]到匯聚型的地體邊緣可能作為后期熔體和流體遷移的重要通道，從多地體匯聚角度探討該區金屬成礦作用可能是一個新的思路。

郭令智等[97]較早地將中國東南部地區按照地體的概念劃分為16個地體。其后，一些學者把華夏陸塊沿著政和—大浦斷裂劃分為東、西華夏陸塊，兩者具有不同的構造特征、巖石組合和地殼演化歷史[5，24]，該劃分總體為大家所接受。而西華夏陸塊內部又可以根據基底差異劃分為北側的武夷地體和南側的南嶺—云開地體[23]。近期，Zhang et al.[98]利用中生代花崗巖和火山巖的鋯石Hf同位素大數據，在中國東南部識別出多個不同性質（包括古老的、新生的和過渡的三種類型）的地殼單元，進一步支持了中國東南部可能的多地體格局。在中國東南部的古老地體區域，常產出大型—超大型的W-Sn-Nb-Ta和稀土礦床，其成礦母巖可能為先存地殼巖石，由于地殼再造作用釋放出成礦流體[98]；而在新生地殼區，常產出Cu-Au礦，其成礦母巖可能為新生的地殼物質，新生地殼物質的再造促進硫化物分解并釋放Cu和Au進入埃達克質巖漿，埃達克質巖漿在淺部就位形成斑巖型礦床[98?99]。

值得注意的是，不少金屬成礦位于地體結合部位，如湘南、贛南的W-Sn礦和稀土礦，主要位于南嶺—云開地體和武夷地體的結合部位；贛東北的W礦和Cu-Au礦，處于揚子陸塊東南緣與懷玉地體的結合部位；而東南沿海的Cu-Au等一些礦產，主要沿著東、西華夏的界線分布。少量的新元古代錫鈮鉭小礦床被報道于江南造山帶上[100]，也屬于塊體的邊緣?？傮w來看，塊體的邊緣一方面有利于深部地幔物質上涌，提供了充分的熱量給上覆的新生的或者古老或者具有過渡特征的地殼物質，同時也可能釋放流體。而早期的塊體邊緣很可能具有相對較厚的地殼，這就有利于巖漿的產生和長距離的分異，使得成礦元素在熔體分異和流體遷移的過程中雙受益。這些前期的新元古代的多地體匯聚作用可能為成礦流體和熔體運移提供了通道，在熔體上又貢獻了成礦元素的初始富集，因此為中國東南部的晚中生代成礦“大爆發”提供了便利。

6 結論

（1） 華南板塊及其周邊地區在新元古代早中期可能存在廣泛的洋陸格局和多個地體。

（2） 華南板塊記錄了新元古代長期的大洋—大洋巖石圈和大洋—大陸巖石圈的相互作用以及相關的物質循環、俯沖帶巖漿和變質記錄、地體增生、構造變形等活動陸緣地殼演化過程。該時期的地體增生—匯聚作用可能較早以北揚子為匯聚中心，隨后由于地體拼貼主動大陸邊緣的向外遷移而擴張，大陸不斷增生，最終造就了現今的大體格局。

（3） 華南板塊新元古代早中期的多地體匯聚過程為礦產資源形成奠定了物質和結構基礎，從新元古代基底的地體邊界角度探討流體和熔體成礦是將來研究的一個新思路。

致謝 感謝王劍教授的邀約與推動，使本稿得以及時完成。感謝姚衛華博士為?？龅膮f調工作。