1.地质学证据
研究区位于西太平洋活动大陆边缘的南段，囊括了扬子陆块东南缘的广阔地区，其北 西侧以绍兴-江山-萍乡边界断裂和扬子古陆块接壤，南东边界则为海岸线（图3-1）。 该地区是晚中生代火山-侵入杂岩和沉积盆地广泛分布的地区，研究程度较高。上虞-政 和-大埔断裂在现今地表上是一个前泥盆纪变质基底与晚中生代强烈的岩浆活动区，钙碱 性火山-侵入杂岩广泛分布，它们的地球化学特征指示为活动大陆边缘背景。然而该区前 中生代岩层很少出露，火山-侵入杂岩的基底时代与构造属性还不清楚。其北西侧为大片 前泥盆纪基底隆起区，时代老，地壳厚，广泛出露混合岩、片麻岩和火山岩（杨树锋等， 1995）。在中生代构造-岩浆事件中，这种富硅铝成分的基底岩块，必然会影响到部分熔 融形成的花岗岩浆的成分，致其铝过饱和。事实上，在断裂NW侧的武夷山和赣江以西地 区，确有众多晚侏罗世强过铝质花岗岩类岩体分布，其物质源自古老地壳或沉积岩。此 外，武夷山区还分布了一系列小规模的白垩纪陆相火山-沉积盆地和花岗岩体，它们多呈 NE方向延伸，与西太平洋陆缘火山岩带展布方向一致，暗示白垩纪期间上虞-政和-大 埔断裂两侧的地质构造明显受太平洋动力学体系列化制约。
图3-1 华夏古陆构造位置示意图
2.同位素年龄证据
前人曾对上虞-政和-大埔断裂NW侧出露的大片中高级变质岩做过不少年龄测定工 作，笔者共收集到已发表的前震旦纪年龄数据约200组。虽然有些年龄数据的质量和测试 精度存在一些问题，但在现有技术条件下，它们仍然具有一定的分析参考价值。经过对原 始数据的认真分析，上述数据中确有不少数据测量精度较差，有些发表的数据没有给出误 差范围，年龄值含义混乱，有些属于变质的年龄，有些则是继承锆石的年龄或代表俘获的 古老地壳组分的年龄等。在本文中，它们均已被筛选剔除。具有参考价值的数据展示在表 3-1中，共66组，包括Sm-Nd、40Ar-39Ar、Rb-Sr、单颗粒锆石U-Pb 、207Pb/206Pb和 K-Ar等方法。结合构造变形特征、同位素成分分区、变质岩石组合及其时空分布，一个 粗略的古地理区域可被圈定。如北起萍乡-江山-绍兴断裂，西到四会-吴川断裂，东界 已入东海，南界不清。集中分布在浙东南-闽西北、赣中-赣南和云开大山三个地区（图3-2）。笔者通过综合研究和对比，认为这三个古陆碎块分布区可能是华夏古陆裂解 后保存至今的残块。暂称闽浙赣粤古陆区，以别于震旦纪裂解前的大型古陆块。
图3-2 裂解后的前泥盆纪陆块位置示意图
上述三个地区的前震旦纪基底岩石变质程度差别很大，浙东南-闽西北结晶基底变质 程度很高，由元古代片麻岩、花岗岩片麻岩、混合岩、片岩、变粒岩、浅粒岩等所组成， 原岩为一套中基性火山岩-火山碎屑沉积岩组合。浙东南称八都群、龙泉群（陈蔡群）， 闽西北称麻源群、马面山群、吴墩组，走向近东西，出露在陈蔡、遂昌、龙泉、建瓯、建 阳、蒲城、政和、南平、建宁、泰宁等地。年龄数据表明此陆块主要是在中、新元古代形 成的（江西省地质矿产局，1984；孔祥生等，1995）。值得注意的是，近年一些学者通过 测试，发现并报道了一些变质岩区的早元古代测年值，年龄范围在1800～2100Ma之间（浙江省地质矿产局，1989；袁宗信等，1989；甘晓春等，1995，1996；胡雄健，1992； 李献华，1998；张晓阳等，2000）。赣中-赣南地区基底变质程度相对较低，由绿片岩相 变质的火山碎屑岩、细碧岩、玄武岩、安山岩、流纹岩等岩石所组成，混合岩化基本未 见，走向近南北。其变质基底时代相对较新，称中-新元古代铁砂街群、潭头群、周潭 群、神山群。永丰潭头、弋阳梅树湾、余江马荃、弋阳铁砂街、乐安相山以及兴国等到地 变石英角斑岩、变流纹岩、变英安岩和斜长角闪岩等测得的同位素年龄数据主要集中在 1000～1200Ma时段内（表3-1）（韩仲仁等，1998；刘邦秀等，2001；余达淦，1990； 程海等，1991；邓国辉，1997；胡恭仁等，1998；吴新华等，2000；金文山等，1997）。 近年发表的年代学资料表明（刘邦秀等，2001，余达淦，1990；李献华等，1998），赣中 基底最早在1900～1800Ma间就已初具规模。云开大山地区变质基底由混合片麻岩、混合 花岗岩和基底性火山岩所组成，走向北东。时代和赣中-赣南相近，大多数年龄值为新元 古代（表3-1）。这三个华南前震旦纪陆块的年龄分布揭示，华南古陆（或称华夏古陆） 的发生、发展和演化，是从北东向南西方向进行的。但是其变质程度的演化规律并不十分 清楚。
表3-1 中国东南部前寒武纪岩石同位素年龄表
续表
续表
笔者收集到的早元古代测年数据（袁宗信等，1989；甘晓春等，1995，1996；胡雄 健，1992；李献华，1998；张晓阳等，2000；Yu et al.，2009），但绝大多数的年龄数据集 中在1.9～1.7Ga时间段（表3-1）。例如武夷山北缘变质岩浆岩19亿左右的LA ICPMS 锆石U-Pb年龄：龙泉淡竹片麻状花岗岩（1888±7）Ma、清远城边下际片麻状花岗岩（1888±7）Ma、松源里庄石榴黑云二长花岗岩（1875±9）Ma（Yu et al.，2009）；诸暨 陈蔡片麻花岗闪长岩单锆石U-Pb年龄（1754±40）Ma（孔祥生等，1995）；建宁上坪 天井坪组角闪岩的SHRIMP法锆石U-Pb年龄（1766±19）Ma（Li et al.，1999）；龙泉 汤源八都群斜长角闪岩锆石207Pb/206Pb年龄（1831±0.5）Ma（胡雄健等，1991）。
中元古代年龄数据较少，测年方法也有待提高。有关数据包括：弋阳铁砂街群变英安 岩单粒锆石蒸发法年龄（1196±6）Ma（程海等，1991）；诸暨陈蔡斜长角闪岩Rb-Sr等 时线年龄（1129±23）Ma（孔祥生等，1995）；建瓯叶坑变石英角斑岩单锆石U-Pb年 龄（1100±19）Ma（甘晓春等，1993）；江西余江周潭群斜长角闪岩锆石Pb-Pb年龄（1190±19）Ma（余达淦，1990）、政和马面山角闪变粒岩40Ar/39Ar年龄（1129±16）Ma（甘晓春等，1993）。其原岩是海相碎屑岩和基性与酸性火山岩（福建地质矿产局，1985）。
新元古代测年数据多，分布范围广。可分为早期和晚期两组（表3-1），早期年龄在 9亿～10亿年间，和陆块聚合事件有关；晚期集中在8.5亿～8.0亿年间，和大陆裂解事 件密切。早期年龄包括武夷山西缘定南鹤子变质花岗岩的岩浆锆石U-Pb年龄为（993± 10）Ma（刘邦秀等，2001）、永丰潭头变石英角斑岩单颗粒锆石207Pb/206Pb表面年龄为（1027±36）Ma（韩仲仁等，1998）、粤西云开群斜长角闪岩Sm-Nd法年龄（917±69）Ma（李献华等，1993）、兴宁县径南变流纹岩SHRIMP锆石U-Pb年龄（972±8）Ma（Shu et al.，2008）。晚期年龄主要有（均SHRIMP锆石U-Pb年龄）：政和县变质流纹岩（818±9）Ma（Li et al.，2005）、建瓯县辉长岩（853±4）Ma（Shu et al.，2011）、政和县 城辉绿岩（795±7）Ma（Shu et al.，2008）、褚暨陈蔡变玄武岩（857±7）Ma（Shu et al.， 2011），和沿江绍断裂带分布的S形花岗岩的岩浆锆石U-Pb年龄值830～790Ma基本一 致（Li X H et al.，1999；Li Z X et al.，2003，2009；Zhong et al.，2005；Wang，2007）。
浙闽粤沿海地区基底的时代研究程度较低。在温州东侧，东海的灵峰-井片麻岩岩心 全岩Rb-Sr年龄1806Ma（沈渭洲等，1999），推测东海大陆架之下存在元古代古陆块。
据此，中国东南部变质基底的岩浆锆石年龄集中分布在19亿～16亿和11亿～8亿两 个时间段内。代表研究区当时发生的强烈构造-岩浆热事件。前者相当于形成全球哥伦比 亚超大陆的构造热事件，后者对应于全球罗迪尼亚超大陆的聚合与裂解事件，指示扬子与 华夏的碰撞-裂解过程。
3.碎屑锆石U-Pb年龄谱：多期构造演化信息
利用LA-ICP-MS分析技术，对南岭东段赣南地区泥盆纪和奥陶纪粗碎屑岩中的六 件样品（表3-2）进行了碎屑锆石的U-Pb年代学研究，获得该区前泥盆纪地壳演化的 丰富信息。300组测年数据年龄谱显示（Xiang et al.，2010；Yao et al.，2011），年龄数 据集中在2300～2600Ma（峰值2470Ma）、900～1100Ma（峰值980Ma）、700～900Ma（峰 值800Ma）、650～520Ma（峰值580Ma）和450～400Ma（峰值440Ma）这五个时间段内（图3-3），并发现一颗3.5Ga年龄值的碎屑锆石，是华夏北部岩石中保留的最老地壳年 龄信息。
表3-2 样品采样位置与地质特征
分析认为，2300～2600Ma是全球陆核生长事件的特征年龄值，说明华夏陆块存在太 古代的结晶基底物质，在新太古代晚期曾经发生过岩浆活动，对全球陆核生长事件有着积 极的响应。1100～900Ma为全球Rodinia大陆聚合的特征年龄值，出露在华夏南东缘的 972Ma流纹岩层以及同期基性变质岩可与该年龄值匹配，可能揭示华夏陆块曾是Rodinia 大陆的一部分。900～700Ma对应着Rodinia大陆的裂解过程，这期事件的地质标志如花岗 岩、基性岩墙、裂谷型沉积作用等，在研究区多处广泛分布。650～520Ma对应泛非事件，是东、西冈瓦纳块体拼合，形成原始冈瓦纳大陆的一次事件；虽然此事件在地表表现不明 显，但样品中至少19组该时段的年龄数据，足以反映华南当时对泛非事件的积极响应； 寒武纪莱德利基虫特征化石群落的大面积分布，也表明它明显的冈瓦纳大陆亲缘性。 450～400Ma是全球早古生代晚期造山作用的特征年龄，研究区大量分布的志留纪-早泥 盆世S形花岗岩体以及对应的岩浆锆石测年值，是华夏陆块在早古生代晚期发生强烈造山 作用的物质与年龄证据，其形成的褶皱造山带成为晚古生代以来沉积盆地的重要物质 源区。
图3-3 赣南六件样品碎屑锆石的年龄频谱图
4.华夏陆块在全球构造中的位置：陆块亲缘性探讨
利用近10多年发表的大量较高质量测年数据（Xiang et al.，2010；Yu et al.，2009， 2010；Harley et al.，1997；Mishra et al.，1999；Boger et al.，2000；Jayananda，2000； Fitzsimons et al.，2000；Kelly et al.，2002；Carson et al.，2002；Mondal et al.，2002； Hokada et al.，2003；Hokadaet al.，2004；Gehrels，et al.，2003；Griffin et al.，2004； Veevers et al.，2005；Ireland et al.，1998；Berry et al.，2001 ；Rino et al.，2004），笔者等 在中国东南部圈定出三个元古代古陆残块的露头范围，即分布于浙西南-闽西北地区的武 夷块体、江西境内的赣中-赣南块体（井冈山-诸广山块体，或南岭块体）和云开块体。 这些残块具有一定范围，具有相似的元古代岩石组合，据此可以概略恢复并重建为一个更 大的块体-华夏陆块，即元古代Rodinia大陆的一部分。鉴于各个残块之间虽有南华纪— 早古生代沉积区分布，但地层序列中并不含有火山岩以及洋壳碎块，因而认为发生在 850Ma以来的Rodinia大陆裂解事件，在该区只是一种地壳范围内的伸展减薄，并未发生 岩石圈尺度的裂解。近年的古地磁研究成果表明，自新元古代成冰纪到中志留世（750～ 380Ma），华南岩石圈并未裂离（Yang et al.，2004），为这一认识的重要佐证。
图3-4展示了华夏陆块南北两部分与世界七个地区前寒武纪年龄谱的对比。从中可 以看出，华夏陆块南北两部分的年龄谱基本上是一致的，不仅峰值时间相似，而且源区时 间下限也基本相同，表明这两个区块属于同一块体。
和印度东部-南极洲东部块体相比，其两个主峰（约2500Ma、约950Ma）、一个次级 峰（约3300Ma）和两个小峰（约550Ma、约1650Ma）都能在研究区找到很好的对应， 唯一明显不同是印度东部-南极洲东部块体缺少约800Ma裂解期的信息。推测正是这次 全球裂解事件，造成了两个块体的大规模分离。
对比最好的是大、小喜马拉雅块体，其五个年龄峰值（约980Ma、约800Ma、约 2520Ma、700～500Ma、约1700Ma），和研究区的非常一致，表明两者在源区物质和构造 演化方面亲缘性非常密切。
和澳大利亚西部相比，存在两点显著差异：(1)西澳块体缺失约800Ma超大陆裂解期 的信息，(2)其两个主峰（约2700Ma、约1200Ma）、一个小峰（约1800Ma），在研究区找 不到对应值。和澳大利亚东南部的差别则是：(1)该区缺失约800Ma超大陆裂解事件的信 息，(2)泛非事件的表现（约600Ma）特别显著，(3)其两个主峰（约1800Ma、约 1200Ma），在华夏陆块没有对应值，推测该区聚合时间要比华夏早得多。
最后，研究区和块体、北美块体无论是在发生重大构造事件的时间上，还是在地壳演 化上，都有显著差异，不能对比。南美是形成于2000～2700Ma的古老克拉通块体，北美 则是形成于约2700Ma和1800～1200Ma的古老基底。
据此认为，华夏陆块在新元古代裂解之前，和印度东部-南极洲东部块体以及大、小 喜马拉雅块体是彼此相连的，具有非常一致的构造演化历史。这项成果，证实华夏陆块是 新元古代罗迪尼亚超大陆的一个重要组成部分。