章廣 邱小平,2 李曉敏 陳可

(1.福州大學(xué)紫金礦業(yè)學(xué)院，福州，350116； 2.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京，100037)

基性巖墻是由來(lái)自幔源的玄武質(zhì)巖漿沿著張性裂隙侵位而形成的[1，2]，其代表著大陸拉張環(huán)境與巖石圈的減薄和地殼的拉張有著不可忽視的關(guān)系[3]。分析其包含的豐富幔源信息，對(duì)研究區(qū)域大地構(gòu)造格局和時(shí)空演化具有明確的指示意義。

福建地處中國(guó)大陸東南緣，是環(huán)太平洋構(gòu)造帶的重要組成部分，其巖漿活動(dòng)和構(gòu)造演化具有獨(dú)特的研究意義[4，5]。近年來(lái)，福建在晚中生代以來(lái)的基性巖墻方面的研究已經(jīng)取得了一些重要進(jìn)展。內(nèi)陸如永泰、文成等地區(qū)，晚中生代(90～94 Ma)輝綠巖脈是華南地區(qū)全面伸展拉張背景下，軟流圈地幔上涌，并與富集巖石圈地幔相互作用并發(fā)生部分熔融的產(chǎn)物[6]；而新生代(4.96～0.72 Ma)玄武巖主要出露于明溪一帶，是起源于上地幔的近似原始玄武巖漿經(jīng)過(guò)較低程度的分離結(jié)晶作用而形成[7]。這些內(nèi)陸地區(qū)的基性巖漿巖相對(duì)富集大離子親石元素，虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素，主要形成于大陸板內(nèi)拉張和裂谷環(huán)境。

對(duì)福建沿海的湄洲島、晉江、鼓山、金門等地的中生代基性巖脈年代學(xué)和地球化學(xué)研究發(fā)現(xiàn)，巖石屬于高鉀鈣堿性系列，形成時(shí)代主要集中在90～95 Ma[8-11]。福建沿海新生代玄武巖主要分布在漳浦—龍海一帶，呈北東向展布，巖性主體為拉斑玄武巖，形成年齡在16.57～19.26 Ma[12]。這些基性巖漿巖都是在華南構(gòu)造伸展的不同階段，由經(jīng)洋殼俯沖消減、脫水改造的地幔楔濕的部分熔融巖漿形成。

前人的研究成果對(duì)探討中—新生代中國(guó)東南部和福建的構(gòu)造格局和地幔組成均有重要指導(dǎo)意義。該次研究項(xiàng)目是對(duì)閩西南上杭白堊紀(jì)紅盆的基性巖墻進(jìn)行系統(tǒng)的巖石學(xué)、元素地球化學(xué)研究，探討上杭地區(qū)基性巖墻的巖石成因、成巖的構(gòu)造環(huán)境以及對(duì)區(qū)域大地構(gòu)造環(huán)境的指示意義。

1 地質(zhì)背景和巖石學(xué)特征

1.1 基性巖墻的基本地質(zhì)特征

上杭盆地處于閩西南坳陷西南側(cè)，上杭—云霄斷裂帶的西北段，是形成于中生代的陸相走滑拉分盆地[13]，西南側(cè)的梯子嶺斷裂和西北的悅洋—古石背斷裂共同控制了北西向上杭盆地的形成與演化(圖1)。梯子嶺斷裂控制著盆地的西南緣，斷裂的西南部主要為燕山期侵入巖，東北部主要沉積一套白堊紀(jì)晚期沙縣組粉砂巖，形成時(shí)代在100 Ma左右。悅洋—古石背斷裂位于區(qū)域的東北部，控制著早白堊世悅洋—古石背火山斷陷盆地的發(fā)育，形成了一系列北西向串珠狀展布的火山機(jī)構(gòu)。前人測(cè)得早白堊世寨下組上段的K-Ar年齡為112 Ma*福建省區(qū)域地質(zhì)調(diào)查隊(duì)，1∶5萬(wàn)上杭幅地質(zhì)圖說(shuō)明書，1997。，代表這一時(shí)期區(qū)域內(nèi)火山活動(dòng)的大致時(shí)間。

該次研究的巖墻均位于上杭盆地內(nèi)，侵入在不同巖性的圍巖中。上杭第五中學(xué)對(duì)面的輝綠巖巖墻(后文稱五中基性巖墻)侵入于沙縣組泥質(zhì)粉砂巖之中，巖墻寬1.8 m，長(zhǎng)10 m左右，傾向170°，傾角85°。巖墻中部可見一條寬約0.4 m的橄欖石、輝石包體富集帶，從中部往邊部包體數(shù)量逐漸減少，直至完全消失(圖2-a,b)。上杭七峰山輝綠玢巖巖墻(后文稱七峰山基性巖墻)位于七峰山雙子火山北部火山機(jī)構(gòu)的通道邊部，侵入于早白堊世寨下組上段流紋質(zhì)晶屑凝灰?guī)r中，巖墻寬1.5 m，長(zhǎng)15 m左右，傾向140°，傾角87°。在火山通道的上部，由于火山口的崩塌，巖墻產(chǎn)狀發(fā)生變化，寬度約為0.5 m，傾向?yàn)?20°，傾角變?yōu)?0°左右(圖2-c)。

1.2 巖石學(xué)特征

七峰山輝綠玢巖：巖石呈灰綠、黑綠色，具有輝綠結(jié)構(gòu)、含長(zhǎng)結(jié)構(gòu)、斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造、杏仁構(gòu)造。礦物成分主要為斜長(zhǎng)石(40%)、正長(zhǎng)石(10%)、紫蘇輝石(30%)、玉髓或方解石杏仁體(約10%)，副礦物為不透明磁鐵礦等(10%)。基質(zhì)主要為斜長(zhǎng)石、紫蘇輝石和少量的正長(zhǎng)石。斜長(zhǎng)石呈自形柱狀及細(xì)長(zhǎng)柱狀，紫蘇輝石呈他形粒狀充填在斜長(zhǎng)石組成的三角形空隙中(圖2-d)。斑晶主要為斜長(zhǎng)石和正長(zhǎng)石，粒徑大部分在1 mm左右，局部可見巨大的斑晶(2～3 mm)(圖2-e)。杏仁體形狀不規(guī)則，多數(shù)為橢圓形，粒徑1～5 mm，大部分充填有灰白色玉髓，及少量的方解石，局部可見石英晶洞(圖2-f)。巖石整體蝕變較弱，部分輝石發(fā)生滑石化，長(zhǎng)石發(fā)生高嶺土化蝕變。

五中輝綠巖：巖石為黑綠色，具輝綠結(jié)構(gòu)、微粒含長(zhǎng)結(jié)構(gòu)、纖柱狀-不等粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。礦物成分主要為斜長(zhǎng)石(50%)、正長(zhǎng)石(5%)、紫蘇輝石(30%)、橄欖石(5%)、黑色不透明金屬礦物及榍石(10%)等。其中，斜長(zhǎng)石呈針柱狀，具拉長(zhǎng)定向(流動(dòng)構(gòu)造)，見有高嶺土化現(xiàn)象。輝石和橄欖石以他形粒狀充填在斜長(zhǎng)石構(gòu)成的空隙中(圖2-g)，紫蘇輝石發(fā)生滑石化，橄欖石發(fā)生伊丁石化和蛇紋石化。巖墻的中心含有二輝橄欖巖包體和普通輝石較大晶體，包體呈淺灰綠色，風(fēng)化較強(qiáng)，與輝綠巖接觸界限清晰，長(zhǎng)軸為0.5～3 cm，外形呈橢圓球形(圖2-h)。包體的礦物成分主要為輝石、石英、橄欖石和榍石，橄欖石大部分發(fā)生綠泥石化、蛇紋石化，僅見少量的晶體，輝石也發(fā)生一定程度的風(fēng)化，包體中含有少量石英。

2 樣品分析方法

挑選新鮮巖石進(jìn)行主量元素和微量元素分析。主量元素分析在國(guó)家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心完成，采用PANalytical公司的PW4400型X射線熒光光譜儀(XRF)進(jìn)行測(cè)試分析。微量元素分析在國(guó)家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心的Thermo公司X-series型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)上進(jìn)行測(cè)試，實(shí)驗(yàn)方法及流程[14，15]。樣品經(jīng)GBW07122標(biāo)樣監(jiān)控,絕大部分樣品相對(duì)誤差小于5%，個(gè)別元素(如Ta)超過(guò)10%。

3 地球化學(xué)特征

3.1 巖石化學(xué)特征

上杭盆地基性巖墻主量元素分析結(jié)果(表1)可以看出，盆地內(nèi)的基性巖墻6件樣品中SiO2含量為42.60%～46.57%，平均值為45.04%；K2O含量為1.64%～2.20%，平均值1.90%；Na2O含量為0.34%～3.14%，平均值為2.12%；K2O+Na2O含量為2.54%～4.94%，平均值為4.03%。樣品整體表現(xiàn)為富Na和高w(Na2O)/w(K2O)比值(0.15～1.79)的特征。此外，這些基性巖具有Al2O3含量偏低(13.68%～15.44%)，與閩浙地區(qū)中生代基性火成巖高Al特征明顯不同[16]，但與明溪、雷瓊等地區(qū)新生代基性巖特征十分接近[17]。6個(gè)樣品燒失量(H2O++CO2)整體偏高(6.83%～11.34%)，表明這些樣品受到了相當(dāng)程度的后期改造和變化，考慮K、Na等活動(dòng)性較強(qiáng)的堿金屬元素可能會(huì)在地質(zhì)作用過(guò)程中有一定程度的活化轉(zhuǎn)移[18]。因此，選擇活性較為穩(wěn)定的Zr、Nb、Y等元素參與巖石化學(xué)分類，得到Nb/Y-Zr/(TiO2×104)(圖3-a)和Nb/Y-SiO2(圖3-b)巖石分類圖解[19]，表明上杭盆地基性巖墻的樣品均落在堿性玄武巖區(qū)域內(nèi)，屬于堿性玄武巖巖石系列。據(jù)資料求得KO1=1.17～5.93(KO1=MgO+2TiO2-3K2O)，屬于大陸玄武巖[20]。氧化指數(shù)OX=FeO/(FeO+Fe2O3)[21]為0.65～0.86，反映巖體定位較淺，形成于相對(duì)氧化的介質(zhì)環(huán)境。

表1 上杭盆地基性巖墻主量元素分析結(jié)果(%)

注：WZ—上杭縣第五中學(xué)對(duì)面輝綠巖墻；QF—上杭縣七峰山輝綠巖墻。Mg#=100×Mg/(Mg+Fe2+)(摩爾比)。

3.2 稀土元素

據(jù)上杭盆地基性巖墻稀土元素分析結(jié)果(表2)[22]。ΣREE含量為168.92×10-6～218.05×10-6，平均值為195.74×10-6，變化范圍較大，但低于中生代福建玄武巖的稀土元素總量(247.80×10-6～296.80×10-6)。w(LREE)/w(HREE)=4.92～7.66，[w(La)/w(Yb)]N=6.82～13.44，δEu=0.91～1.04，中國(guó)東南地區(qū)中—新生代基性巖墻的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化REE配分模式圖中(圖4)明顯表現(xiàn)為L(zhǎng)REE富集的右傾模式，無(wú)明顯的Eu虧損，除了樣品QF-2、QF-3為Eu的弱虧損，反映了七峰山基性巖經(jīng)歷了一定程度的斜長(zhǎng)石分離結(jié)晶作用。

SiO2與輕稀土(LREE)和δEu無(wú)明顯的相關(guān)性，這種現(xiàn)象表明巖漿演化和地殼混染過(guò)程不是控制稀土元素演化的主要因素，輕稀土(LREE)的含量一定程度上反映了原始巖漿富集的特征[23]。

3.3 微量元素

上杭盆地基性巖墻的微量元素在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖5)，可見多數(shù)樣品的微量元素含量要比原始地幔值高，樣品的標(biāo)準(zhǔn)化曲線趨勢(shì)大致相似，總體上富集LREE、Pb，選擇性虧損大離子親石元素(LILE)如Rb、K、Sr、Th虧損而Ba富集和相對(duì)弱虧損Hf、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE)，而高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb和Ta表現(xiàn)為正異常，這與俯沖有關(guān)的玄武巖的顯著負(fù)Nb、Ta異常存在明顯差異，反而具有大陸裂谷玄武巖的微量元素分配特征[24]。樣品中Sr的負(fù)異常，可能是長(zhǎng)石結(jié)晶出來(lái)的結(jié)果，且斜長(zhǎng)石分異程度低于25%[25]。這種微量元素的特征，可能是富集地幔巖漿受地殼混染的作用，也可能是富集巖石圈地幔部分熔融或不同源區(qū)混合作用所致。

表2 上杭盆地基性巖墻的微量元素分析結(jié)果(×10-6)

注：球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值引自Sun et al.，1989；b數(shù)據(jù)引自劉從強(qiáng)等,1995、盧清地等,2000；c數(shù)據(jù)引自盧清地等,2000；d數(shù)據(jù)引自董傳萬(wàn)等,2011；e數(shù)據(jù)引自韓江偉等,2009。

在Sc、Ni、V、Cr、Co和Ti的原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化分布模式圖[26](圖6)中，可以發(fā)現(xiàn)，曲線整體呈“W”型，明顯虧損Ni、Cr和Co，顯示出地幔衍生巖過(guò)渡元素分布的特征[27]。

4 巖石成因討論

4.1 結(jié)晶分異作用

CaO/Al2O3比值隨著CaO含量的降低而變小[28](圖7)，說(shuō)明巖漿結(jié)晶過(guò)程中有單斜輝石的晶出。MgO的含量為3.32%～6.07%，Mg#值為28.18～51.70，平均值為40.44，變化范圍較大，且均低于原生玄武巖的Mg#值(Mg#值為68～75)。較低的TiO2含量(2.02%～2.73%)和Mg#值，指示巖漿經(jīng)歷了鎂鐵質(zhì)礦物的結(jié)晶分異，也說(shuō)明巖墻為巖漿高度演化后的產(chǎn)物，具有演化玄武巖的特征。

通過(guò)雙因子圖解分析基性巖墻的結(jié)晶分異過(guò)程，由于MgO在結(jié)晶分異中的重要性和較寬的變化范圍，通常選擇MgO作為參考因子。在以MgO含量為橫坐標(biāo)的雙變量圖解上(圖8)，樣品的P2O5、TiO2、CaO與MgO呈正相關(guān)關(guān)系，F(xiàn)eOt與MgO呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，而Al2O3和SiO2與MgO沒有明顯的相關(guān)關(guān)系。這些元素與MgO明顯的規(guī)律性變化，說(shuō)明基性巖墻的巖漿經(jīng)歷過(guò)較強(qiáng)的結(jié)晶分異作用存在較弱的地殼混染。而樣品Ni(102.00×10-6～217.00×10-6)、Cr(86.00×10-6～179.00×10-6)、Co(34.60×10-6～54.40×10-6)等相容元素的含量變化較大，均與MgO呈大致的正相關(guān)關(guān)系，也暗示有橄欖石和單斜輝石的結(jié)晶分異[29]。

基性巖墻的固結(jié)指數(shù)(SI)為15.49～28.25，一般地幔源未分異的原生巖漿凝固的巖石，其固結(jié)指數(shù)值約為40或更大，而小于40的都是地幔源原生巖漿經(jīng)過(guò)分異或者同化而形成的[30]。因此，研究區(qū)的巖墻在一定程度上發(fā)生了結(jié)晶分異或地殼同化混染過(guò)程，這與MgO的分析結(jié)論相一致。

4.2 地殼組分混染作用

為了判斷玄武巖是否遭受地殼物質(zhì)的混染，通常用各種基于地殼和地幔成分差異的指標(biāo)來(lái)進(jìn)行區(qū)分。對(duì)于上杭盆地的基性巖，在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中，普遍具有Pb的富集現(xiàn)象，說(shuō)明其巖漿受到了地殼物質(zhì)的混染[31]。而五中樣品具有明顯的Nb和Ta正異常，指示巖漿沒有遭受地殼混染，七峰山樣品具有Nb和Ta弱負(fù)異常，提示巖漿受到弱的地殼混染。通過(guò)計(jì)算Nb異常值2NbN/(K+La)N，五中為1.39～1.46，大于1，未受到地殼混染；七峰山為0.75～0.94，小于1，存在Nb虧損，表明巖漿受到地殼混染。然而Lundstrom指出，角閃石±金云母±榍石礦物的分離結(jié)晶可能導(dǎo)致熔體中Nb和Ta減少[32]，這也意味著Nb、Ta的負(fù)異常不一定是地殼混染導(dǎo)致。原始地幔的Th/Ta比值為2.07，大陸地殼約為8[33]?；詭r墻的Th/Ta比值為1.84～2.38，集中在原始地幔附近， Nb/Ta比值為17.65～19.03在原始地幔的Nb/Ta比值(17.5±2.0)范圍內(nèi)[34]，說(shuō)明上杭盆地基性巖墻基本上未受到地殼混染。

綜合以上多個(gè)判別指標(biāo)分析，上杭盆地基性巖墻基本上未受到地殼混染作用，其中七峰山巖墻可能受到較弱地殼混染。與前人認(rèn)為中國(guó)東部沿海的中—新生代基性巖受到地殼混染作用的影響非常有限的結(jié)論相一致[35]，這些資料研究結(jié)果也與野外巖墻和圍巖界線分明的特點(diǎn)是一致的。

4.3 巖漿源區(qū)

研究基性巖的地球化學(xué)特征，可以判斷巖漿的源區(qū)。大陸玄武巖漿主要來(lái)源于巖石圈地幔和軟流圈地幔，或者是二者的部分熔融。軟流圈地幔部分熔融形成的基性巖沒有明顯的Nb、Ta虧損(Nb/La>1)，主要產(chǎn)出于板內(nèi)裂谷環(huán)境。原始地幔和MORB的Nb/La比值分別為1.04和0.93，而大陸地殼平均Nb/La比值為0.4，上杭盆地基性巖墻則為1.03～1.51，接近于中國(guó)東部沿海新生代玄武巖的Nb/La比值(1.35～2.17)[36]，明顯高于大陸地殼平均值，與原始地幔相近，表明其巖漿直接來(lái)自軟流圈地幔的部分熔融。

Zr/Ba比值大于0.2的玄武巖源區(qū)來(lái)自軟流圈地幔，小于0.2的則來(lái)自巖石圈地幔[37]。上杭盆地基性巖的Zr/Ba比值大部分為0.40～1.04，除QF-3樣品外，表明其源區(qū)來(lái)自軟流圈地幔。

上杭盆地基性巖墻一些強(qiáng)不相容元素比值相當(dāng)均一，如La/Sm比值為3.2～4.0、Th/K比值為0.002～0.004、Nb/La比值為1.0～1.5，表明其源區(qū)可能是一種均勻交代的地幔。此外，部分熔融過(guò)程中，一些微量元素的熔體/礦物分配系數(shù)存在較大差異，借此可以判別地幔源區(qū)的礦物組合。因此，利用La/Yb-Sm/Yb圖解(圖9)可以區(qū)分源區(qū)是尖晶石相還是石榴石相。上杭盆地基性巖墻熔體主要是由石榴石橄欖巖不同程度(7%～15%)的熔融而產(chǎn)生，石榴石橄欖巖地幔是上杭盆地基性巖的一個(gè)必要源區(qū)。

綜上所述，上杭盆地基性巖墻屬于堿性巖石系列，KO1<7.5。CaO/Al2O3-CaO圖以及MgO的Harker圖解說(shuō)明了巖墻為巖漿高度演化后的產(chǎn)物，具有演化玄武巖的特征，并經(jīng)歷了鎂鐵質(zhì)礦物的結(jié)晶分異。而樣品微量元素的特征指示巖墻巖漿來(lái)自軟流圈與石榴石橄欖巖地幔低程度熔融體混合的結(jié)果，在侵位的過(guò)程中基本上未受到地殼混染的作用。

5 構(gòu)造背景及意義

根據(jù)以上資料分析，巖墻選擇性富集大離子親石元素、LREE、Pb和相對(duì)弱虧損Hf、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素，由此表現(xiàn)出與消減帶有關(guān)的巖石地球化學(xué)特征，暗示了巖石圈地幔的富集作用與俯沖板片的改造作用相關(guān)。但是，在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖沒有出現(xiàn)消減帶典型的Nb-Ta槽，并且在指示基性巖漿形成構(gòu)造背景的TiO2/Al2O3-Zr/Al2O3圖解(圖10)和Zr-Zr/Y圖解[39](圖11)中顯示研究區(qū)的基性巖均落在板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境，顯示基性巖漿并非產(chǎn)出于真正的島弧或活動(dòng)大陸邊緣，其顯示的富集型地幔特點(diǎn)，可能與早期的俯沖板片有關(guān)。而根據(jù)玄武巖類Th/Zr-Nb/Zr圖解[40](圖12)，上杭盆地基性巖墻主要產(chǎn)出于陸內(nèi)初始裂谷，同時(shí)也反映了巖墻產(chǎn)出的構(gòu)造環(huán)境來(lái)自較深的軟流圈地幔。

將上杭盆地基性巖墻與明溪、湄洲島、龍海、雷瓊等地玄武巖地球化學(xué)特征進(jìn)行對(duì)比分析[41]，發(fā)現(xiàn)這些地區(qū)在稀土元素特征上較為接近，均表現(xiàn)為右傾的輕稀土富集模式，無(wú)明顯的Eu虧損。在微量元素特征上，湄洲島、龍海玄武巖明顯富集大離子親石元素，相對(duì)虧損Nb、Ta。在微量元素標(biāo)準(zhǔn)化圖解上呈現(xiàn)典型的Nb-Ta槽，Pb正異常，表現(xiàn)出典型的與消減帶有關(guān)的巖石地球化學(xué)特征。而明溪玄武巖微量元素特征與研究區(qū)十分相近，樣品的標(biāo)準(zhǔn)化曲線趨勢(shì)大致相似，總體上選擇性富集大離子親石元素、Pb和相對(duì)虧損Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素，而Nb、Ta表現(xiàn)為正異常，均具有大陸裂谷玄武巖的微量元素分配特征。上杭盆地基性巖墻在巖性特征、形成時(shí)代、背景等方面，與明溪基性巖十分相近，形成時(shí)代約為上新世—更新世，構(gòu)造背景為陸內(nèi)裂谷環(huán)境[42]。

研究區(qū)在區(qū)域上屬于古太平洋構(gòu)造域。中—晚白堊世(100 Ma)至古新世(56 Ma)太平洋板塊向北北西斜向俯沖，這一時(shí)期，板塊俯沖速度減慢，角度顯著增大，使巖漿弧朝洋(東)遷移，并進(jìn)一步誘發(fā)玄武巖漿底侵、巖石圈減薄和地殼引張加??；此后的始新世晚期—早中新世(40～23 Ma)太平洋板塊運(yùn)動(dòng)轉(zhuǎn)向北西西向，使中國(guó)東南沿海受到了來(lái)自南東東方向的擠壓和印—澳板塊對(duì)古亞洲南部陸-陸碰撞擠壓的疊加，而后中國(guó)東南巖石圈開始高速率的伸展、減薄和減壓熔融，產(chǎn)生了少量的板內(nèi)玄武巖巖漿噴發(fā)[43]。中—上新世—中更新世(23～0.8 Ma)受東亞—西太平洋巨型裂谷系和印度洋中脊擴(kuò)張的疊加影響，中國(guó)東部巖石圈地幔隆升、地殼減薄加劇，陸緣、陸內(nèi)伸展變形相繼形成島弧、陸內(nèi)裂谷盆地。

上杭白堊紀(jì)紅色拉張斷陷盆地的存在，反映了早白堊世以來(lái)區(qū)域上處于巖石圈伸展的構(gòu)造背景。從福建沿海到內(nèi)陸，從晚中生代—晚新生代(113～5 Ma)，從局部地區(qū)到區(qū)域性拉張，形成了許多軟流圈地幔和富集巖石圈地幔部分熔融的產(chǎn)物[44]。始新世以來(lái)，受到印度洋—?dú)W亞大陸碰撞的影響，中國(guó)大陸下部的軟流圈向東流動(dòng)，在中國(guó)東南沿海大陸邊緣受到來(lái)自太平洋板塊俯沖的阻力而上涌，使華南地區(qū)巖石圈開始拉張減薄，形成中國(guó)東南沿海地區(qū)典型的板內(nèi)裂谷環(huán)境。上涌的軟流圈發(fā)生減壓熔融，并底侵巖石圈地幔，發(fā)生部分熔融。軟流圈地幔熔體和巖石圈地幔深部熔體混合形成玄武質(zhì)巖漿，部分巖漿沿著裂谷的構(gòu)造薄弱帶上升侵位形成基性巖墻。上述只是對(duì)研究區(qū)基性巖墻的初步分析認(rèn)識(shí)，需要通過(guò)Sr、Nd和Pb等同位素和年代學(xué)的進(jìn)一步研究予以證實(shí)。

6 結(jié)論

根據(jù)巖石學(xué)特征，上杭盆地基性巖墻屬于堿性玄武巖系列，是來(lái)自軟流圈地幔與石榴石橄欖巖地幔低程度(7%～15%)熔融體混合形成的巖漿高度演化后的產(chǎn)物，具有演化玄武巖的特征，并經(jīng)歷了鎂鐵質(zhì)礦物的結(jié)晶分異。該巖漿主要形成于陸內(nèi)初始裂谷環(huán)境。而巖墻微量元素的特征指示，在侵位的過(guò)程中基本上未受到地殼混染的作用。在晚新生代可能受到印度洋板塊的影響，軟流圈地幔上涌，并底侵巖石圈地幔，發(fā)生部分熔融。部分熔融巖漿沿著裂谷的構(gòu)造薄弱帶上升侵位形成基性巖墻。在上杭盆地內(nèi)發(fā)現(xiàn)新生代深源基性巖墻，進(jìn)一步證明了中國(guó)東南沿海地區(qū)板內(nèi)裂谷的存在，對(duì)于研究晚新生代太平洋板塊和印度洋板塊運(yùn)動(dòng)具有重要意義。因此，結(jié)合精確的年代學(xué)和同位素地球化學(xué)對(duì)區(qū)域開展進(jìn)一步的深入研究是今后研究的主要方向。

本文得到了福州大學(xué)紫金礦業(yè)學(xué)院彭向東教授和劉文元老師的指導(dǎo)幫助，承蒙福建省地質(zhì)調(diào)查研究院盧清地高級(jí)工程師審閱，并提出寶貴的修改意見，特此致謝！

1 邱家驤.巖漿巖巖石學(xué).北京: 地質(zhì)出版社, 1985.

2 路鳳香, 桑隆康, 鄔金華, 等.巖石學(xué).北京: 地質(zhì)出版社, 2002.

3 張貴山, 溫漢捷, 裘愉卓.閩西晚中生代基性巖脈的地球化學(xué)研究.地球化學(xué), 2004, 33(3).

4 黃萱, 孫世華, DePaolo J.D，等.福建省白堊紀(jì)巖漿巖Nd、Sr同位素研究.巖石學(xué)報(bào), 1986, 2(2).

5 吳淦國(guó), 張達(dá), 陳柏林, 等.中國(guó)東南大陸中生代構(gòu)造域的轉(zhuǎn)換及其與成礦的關(guān)系——以閩西南地區(qū)為例.地球科學(xué), 2000, 25(4).

6 秦社彩, 范蔚茗, 郭鋒, 等.浙閩晚中生代輝綠巖脈的巖石成因:年代學(xué)與地球化學(xué)制約.巖石學(xué)報(bào), 2010, 26(11).

7 盧清地, 朱根靈, 秦正永.福建中-新生代玄武巖的地球化學(xué)特征及其成因.地質(zhì)通報(bào), 2000, 19(1).

8 董傳萬(wàn), 周超, 顧虹艷, 等.福建湄州島鎂鐵質(zhì)巖墻群與寄主花崗巖的形成時(shí)差、地球化學(xué)及成因.吉林大學(xué)學(xué)報(bào)(地球科學(xué)版)，2011, 41(3).

9 董傳萬(wàn), 張登榮, 徐夕生, 等.福建晉江中-基性巖墻群的鋯石SHRIMP U-Pb定年和巖石地球化學(xué).巖石學(xué)報(bào), 2006, 22(6).

10 李寄嵎.澎湖地區(qū)玄武巖類與福建地區(qū)基性脈巖之定年學(xué)與地球化學(xué)研究兼論中生代晚期以來(lái)中國(guó)東南地函之演化.臺(tái)北: 臺(tái)灣大學(xué), 1994.

11 Lan C Y, Chung S L , Mertzman S A，et al.Mafic dikes from Chinmen and Liehyu islands of southeast China: Petrochemical characteristics and tectonic implications. Geol. Soc. China, 1995, 38(3).

12 地礦部福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局.福建省區(qū)域地質(zhì)志.北京: 地質(zhì)出版社, 1985.

13 林東燕, 陳鄭輝.福建上杭拉分盆地與紫金山銅金礦床成礦關(guān)系.西安科技大學(xué)學(xué)報(bào), 2011, 31(4).

14 劉穎, 劉海臣, 李獻(xiàn)華.用ICP-MS準(zhǔn)確測(cè)定巖石樣品中的40余種微量元素. 地球化學(xué), 1996, 25(6).

15 李獻(xiàn)華, 劉穎, 涂湘林, 等.硅酸鹽巖石化學(xué)組成的ICP-AES和ICP-MS準(zhǔn)確測(cè)定: 酸溶與堿熔分解樣品方法的對(duì)比.地球化學(xué), 2002, 31(3).

16 李武顯, 周新民.浙閩沿海晚中生代火成巖成因的地球化學(xué)制約.自然科學(xué)進(jìn)展, 2000, 10(7).

17 韓江偉, 熊小林, 朱照宇.雷瓊地區(qū)晚新生代玄武巖地球化學(xué)：EM2成分來(lái)源及大陸巖石圈地幔的貢獻(xiàn).巖石學(xué)報(bào), 2009, 25.

18 Hugh R.R.楊學(xué)明,楊曉勇, 等譯.巖石地球化學(xué).合肥:中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)出版社, 2000.

19 Winchester J.A and Floyd P.A.Geochemical discrimination of different magma and theirdifferentiation products using immobile elements.Chemical Geology, 1977,20.

20 邱家驤，林景仟.巖石化學(xué).北京: 地質(zhì)出版社, 1991.

21 Le Maitre R W.Some problems of the projection of chemical data into mineralogical classifications.Contributions to Mineralogy and Petrology, 1976, 56(2).

22 Sun S S, Mcdonough W F .Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes//Saunders A D, Norry M J(ed.).Magmatism in the Ocean Basin.London: Geological Society, Special Publications, 1989.

23 賈大成, 胡瑞忠, 謝桂青.湘東北中生代基性巖脈巖石地球化學(xué)特征.礦物巖石, 2002, 22(3).

24 侯貴廷.華北基性巖墻群.北京: 科學(xué)出版社,2012.

25 Ernst R E.Modeling of igneous fraction and other processes using Pearce Diagrams.Contr Miner.Petro, 1988, 100(1).

26 Palme H, O'Neill H S C.Cosmochemical Estimates of Mantle Composition//Richard W.Carlson(ed.).Treatise of Geochemistry.Netherland: Elsevier Pergamon Ltd, 2003.

27 李昌年.火成巖微量元素巖石學(xué).北京: 地質(zhì)出版社, 1992.

28 劉叢強(qiáng), 解廣轟, 增田彰正.中國(guó)東部新生代玄武巖的地球化學(xué)-Ⅰ.主元素和微量元素組成: 巖石成因及源區(qū)特征.地球化學(xué), 1995, 24 (1).

29 張成立, 周鼎武, 劉穎宇.武當(dāng)山地塊基性巖墻群地球化學(xué)研究及其大地構(gòu)造意義.地球化學(xué), 1999, 28(2).

30 王培宗, 陳耀安, 曹寶庭, 等.福建省地殼—上地慢結(jié)構(gòu)及深部構(gòu)造背景的研究.福建地質(zhì),1993,12(2).

31 丁振舉, 姚書振, 周宗桂, 等.碧口群不同巖片火山巖微量元素組成差異與古構(gòu)造意義.地球科學(xué): 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)學(xué)報(bào), 2003, 28 (2).

32 Lundstrom C C, Hoernle K, Gill J.U-Series Disequilibria In Volcanic Rocks From The Canary Islands: Plume Versus Lithospheric Melting.Geochimica Et Cosmochimica Acta, 2003, 67(21).

33 Rudnick R, Gao S.Composition of the Continental Crust//Holland H D, Turekian K K(ed.).Treatise of Geochemistry.Netherland: Elsevier Pergamon Ltd, 2003.

34 Jochum K P, McDonough W F, Palme& H et al.Compositional constraints on the continental lithospheric mantle from trace elements in spinel peridotite xenoliths.NAR, 1989, 340(6234).

35 Müller D,Rock N M S, Groves D I.Geochemical Discrimination Between Shoshonitic and Potassic Volcanic Rocks in Different Tectonic Settings: a Pilot Study.Mineralogy and Petrology , 1992, 46(4).

36 謝昕, 徐夕生，鄒海波, 等.中國(guó)東南沿海中—新生代玄武巖微量元素和Nd-Sr-Pb同位素研究.巖石學(xué)報(bào), 2001, 17(4).

37 Ormerod D S, Hawkesworth C J, Leeman R N W et al.Tectonic and magmatic transitions in the Western Great Basin, USA.NAR, 1988, 333(6171).

38 朱昱升, 侯廣順, 楊進(jìn)輝.鶴壁新生代玄武巖源區(qū)及成因:地球化學(xué)和Sr-Nd-Hf同位素證據(jù)//中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，2013.

39 Pearce J A, Norry M J.Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks.Contributions to Mineralogy and Petrology, 1979, 69(1).

40 孫書勤, 汪云亮, 張成江.玄武巖類巖石大地構(gòu)造環(huán)境的Th、Nb、Zr判別.地質(zhì)論評(píng), 2003, 49(1).

41 楊永峰, 董傳萬(wàn), 閆強(qiáng), 等.浙閩沿海晚中生代伸展構(gòu)造作用:來(lái)自福建沿海中-基性巖墻群的證據(jù).礦物巖石, 2010, 30(2).

42 孫偉漢, 賴志敏.福建省新生代火山巖巖石化學(xué)特征及與構(gòu)造地質(zhì)關(guān)系的討論.地球化學(xué), 1980, (2).

43 周新民,徐夕生,董傳萬(wàn), 等.中國(guó)東南部晚中生代火成巖成因:巖石圈消減和玄武巖底侵相結(jié)合的模式.自然科學(xué)進(jìn)展,2000,10(3).

44 葛肖虹, 劉俊來(lái), 任收麥, 等.中國(guó)東部中—新生代大陸構(gòu)造的形成與演化.中國(guó)地質(zhì), 2014, 41(1).