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华夏地块和扬子地块在中元古代晚期-新元古代早期发生碰撞、拼合而形成华南板块。在华南板块形成之后，它经历了多次强度不等的构造运动，导致了多期次的变质作用和地壳深熔作用。这些构造运动在华夏乃至整个华南地块中孕育了数量巨大的各类型花岗岩，并且在闽西北地区促使了大量伟晶岩的产生。闽西北地区伟晶岩是同期构造运动的产物，还是多期构造运动共同作用的结果？闽西北地区伟晶岩和花岗岩之间究竟存在怎样的关系，31号伟晶岩脉与附近的花岗岩是否存在“母子”关系？通过对31号伟晶岩脉及其周边花岗岩的形成时代、源区性质以及构造背景的研究，不但可以讨论伟晶岩脉和花岗岩的成因及其相互关系，还可以示踪造山作用过程并为追溯大陆演化提供依据。 本文通过对南平花岗岩和31号伟晶岩脉地球化学特征的研究，利用花岗岩全岩主量-微量元素和Sr-Nd同位素，伟晶岩铌铁矿U-Pb定年，花岗岩和伟晶岩锆石的CL图像、BSE图像、U-Pb定量、微量元素和Hf同位素组成等实验资料，获得了如下主要认识: 南平花岗岩A/CNK比值为0.88-1.02，属于准铝质;球粒陨石标准化REE配分模式图显示花岗岩为右倾型和Eu负异常;原始地幔标准化的微量元素蛛网图显示花岗岩相对富集高场强元素，且明显亏损Ba、Sr、Eu;在花岗岩类型地球化学分类图解中，显示南平花岗岩为A型花岗岩。 南平A型花岗岩锆石饱和温度的最低估算值为813-866℃，这意味着南平A型花岗岩源于干燥缺水的或难熔的源区。花岗岩主量元素组成与压力关系的图解显示，其主要形成于低压环境条件下。因此，南平A型花岗岩形成于高温-低压条件下。南平A型花岗岩的(DCe4+/DCe3+)锆石比值大多小于100，其平均值约55，δEu比值大多小于0.25，其平均值约0.21。这说明南平花岗岩岩浆源区处于还原状态，而且它在上升侵位的过程中受到较少的地壳上部物质的混染。 南平A型花岗岩锆石显示了清晰的环带结构，其Th/U比值范围为0.23-1.01，这些特征说明，该锆石为岩浆锆石。两个花岗岩锆石样品给出的206Pb/238U加权平均年龄约410Ma，对应的εHf(t）值主要变化于-0.2至-3.3，其两阶段模式年龄为1286-1461Ma。南平花岗岩全岩εNd(t)值变化于-1.23至-2.11，其两阶段模式年龄为1246-1317Ma。南平A型花岗岩的初始岩浆是贫水的，具有较高的温度，表明其地壳物质源区是经历过脱水作用和/或熔体抽离作用的麻粒岩相火成变质岩和/或沉积变质岩。因此，认为南平A型花岗岩浆是由中元古代火成变质岩和少量沉积变质岩部分熔融形成，且在其演化过程中经历了分离结晶作用。 南平A型花岗岩形成于岩石圈地幔拆沉的构造背景下。在岩石圈拆沉期间，新的软流圈地幔物质上涌并填充了由于岩石圈地幔拆沉而腾空的区域。软流圈地幔的上涌会带来巨大的热量，而导致岩石圈地幔部分熔融，并形成变质核心区边缘的辉长岩体。软流圈物质上涌流也增加了地热梯度，从而使得下地壳发生熔融，并形成各种类型的花岗质岩浆。 Ⅰ带是伟晶岩脉最早结晶的结构带，387Ma可以近似代表31号伟晶岩脉侵入迪口组并开始结晶的时间，366.1Ma代表伟晶岩Ⅱ带的结晶年龄，343Ma代表了31号伟晶岩脉Ⅲ带的结晶年龄，31号伟晶岩脉的演化时长约44Ma。 31号伟晶岩脉是通过熔融作用而不是分异结晶作用形成，其εHf(t）值主要变化于-11.5至-14.8，两阶段模式年龄为1838-2053Ma，其源岩是古元古代沉积变质岩。华夏地块向北俯冲到扬子地块之下，并在410Ma之前发生岩石圈地幔拆沉作用，软流圈物质随后上涌并带来巨大的热量，使得华夏地块古元古代沉积变质岩基底发生部分熔融。生成的熔体逐渐聚集在一起并形成岩浆房，岩浆沿着有利的构造部位向上运移、侵位、冷却形成伟晶岩脉。 从物源的角度考虑，南平A型花岗岩浆是由中元古代火成变质岩和少量沉积变质岩部分熔融形成，而31号伟晶岩脉应该是古元古代沉积变质岩部分熔融的产物。它们具有不同的物质来源，因此不可能存在成因联系。但是，二者均形成于造山后的伸展构造背景，为同一造山运动中不同源岩部分熔融的产物。