王力圓 彭向東 黃亮亮2 林木森 張文慧

1. 福州大學紫金礦業(yè)學院，福州 3501162. 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 1000291.

圖1 福州地區(qū)巖漿巖分布示意圖(a)華南地區(qū)構(gòu)造簡圖;(b)采樣位置地質(zhì)簡圖Fig.1 Simplified map showing the distribution of granitoids in Fuzhou area, Fujian Province(a) simplified tectonic unit map of South China; (b) the schematic geological map of Fuzhou area

華南地區(qū)燕山期以來發(fā)生了強烈的構(gòu)造事件與巖漿活動，其巖漿巖具幕式多期次活動特點(謝桂青等, 2005; Lietal., 2014;毛建仁等, 2014;李三忠等, 2018)。該地區(qū)廣泛出露的巖漿巖為揭示其成因演化進而探討大地構(gòu)造背景與地球動力學過程提供了重要信息。前人研究表明，幔源巖漿底侵及殼幔相互作用在華南晚中生代火成巖成因過程中扮演著重要角色(Guoetal., 2012; Liuetal., 2014, 2016; Zhaoetal., 2016)；同時，巖漿活動受到古太平洋板片俯沖/后撤的影響這一觀點已達成廣泛共識，即俯沖板片的后撤誘發(fā)的幔源巖漿底侵可能是該地區(qū)中酸性侵入巖形成的主要機制(Sunetal., 2007; 徐夕生, 2008; Zhengetal., 2013; Lietal., 2014)。此外，不同方向的構(gòu)造變形以及巖漿巖時空分布特征表明華南中生代巖漿巖是多板塊匯聚和多向擠壓-伸展造山的產(chǎn)物(Wangetal., 2013)。白堊紀時期，福建沿海地區(qū)殼幔相互作用尤其強烈，由此引發(fā)了廣泛發(fā)育的白堊紀巖漿活動，中酸性火山-侵入巖是幔源巖漿與其誘發(fā)熔融產(chǎn)生的殼源長英質(zhì)巖漿通過不同程度的混合作用形成(Xuetal., 1999; Chenetal., 2013)。

本文以福州大學校園內(nèi)的長安山閃長巖和流紋巖為研究對象，結(jié)合鋯石年代學數(shù)據(jù)、巖石地球化學特征及鋯石Hf同位素組成，揭示巖漿過程和巖石成因機制。綜合前人研究成果，探討巖漿活動過程中殼幔相互作用的形式和強度，進而為福建沿海晚中生代構(gòu)造演化過程提供制約。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

圖2 長安山流紋巖和閃長巖野外照片(a-c)流紋巖上覆于閃長巖；(d)花崗質(zhì)細晶巖脈穿插閃長巖，接觸部位具有綠泥蝕變；(e)輝綠巖脈穿插閃長巖；(f)靠近流紋巖與閃長巖接觸部位，酸性細晶巖脈沿閃長巖裂隙穿插；(g)流紋巖流紋構(gòu)造非常發(fā)育；(h、i)閃長巖與流紋巖接觸界線，靠近流紋巖一側(cè)流紋構(gòu)造明顯，靠近閃長巖一側(cè)片理化現(xiàn)象明顯，遠離界線流紋構(gòu)造和片理化現(xiàn)象逐漸減弱Fig.2 Outcrop photos of the diorite and rhyolite from Changanshan

研究區(qū)位于華南陸塊東南，基底隸屬華夏陸塊，構(gòu)造上位于長樂-南澳斷裂帶以西(圖1a)。福建沿海地區(qū)晚白堊世普遍發(fā)育與俯沖作用產(chǎn)生的伸展背景有關巖石組合如A型花崗巖(Chenetal., 2013；Zhaoetal., 2015)、基性巖墻(Zhaoetal., 2007;丁聰?shù)? 2015)。東南沿海發(fā)育的I-A型復合花崗巖體被認為是構(gòu)造轉(zhuǎn)換的巖石學標志之一，指示區(qū)域背景由擠壓向伸展環(huán)境轉(zhuǎn)換(Zhaoetal., 2016; Chenetal., 2019a, b)。東南沿海閩浙地區(qū)在伸展作用下，發(fā)育眾多受北東向斷層控制的斷陷盆地，且斷陷盆地內(nèi)發(fā)育厚層的火山-沉積巖，可分為上、下兩個火山巖系(Shuetal., 2009)。福建東部沿海下火山巖系主要為南園組，年齡為145～130Ma左右；上火山巖系主要為石帽山群，年齡在110～90Ma左右(Guoetal., 2012)。本文樣品采自福州市閩侯縣福州大學旗山校區(qū)校園內(nèi)的長安山(圖1b)，主要包括閃長巖和石帽山群的火山巖。

2 巖石學特征

野外產(chǎn)狀總體表現(xiàn)為流紋巖上覆于閃長巖之上(圖2a-c)，少量的后期花崗質(zhì)細晶巖脈和輝綠巖脈沿閃長巖的裂隙充填(2d, e)，閃長巖內(nèi)部被花崗質(zhì)細晶巖脈穿插的兩側(cè)可以看到明顯的烘烤邊和綠泥石化蝕變特征(圖2d)，靠近流紋巖與閃長巖的接觸部位，可見清晰的流紋構(gòu)造圍繞接觸界限發(fā)育，而閃長巖沿接觸帶發(fā)育片理化現(xiàn)象(圖2f，h)。

流紋巖主要呈灰白色、灰紅色，斑狀結(jié)構(gòu)，致密塊狀構(gòu)造，部分巖石流紋構(gòu)造較明顯(圖2g)。斑晶含量約5%～10%，主要由堿性長石、斜長石、石英構(gòu)成。其中，堿性長石斑晶呈半自形-他形，大小為1～2mm，部分粘土蝕變比較強烈，石英具有熔蝕港灣狀?；|(zhì)主要為隱晶質(zhì)或玻璃質(zhì)，普遍具有球粒結(jié)構(gòu)(圖3a, b)，球粒結(jié)構(gòu)主要是由隱晶質(zhì)的長英質(zhì)物質(zhì)脫玻化形成，球粒大小多集中在0.5～1mm，部分球粒呈雙層結(jié)構(gòu)(圖3b)，核部由顯晶質(zhì)的石英長石構(gòu)成，外層由放射狀的長英質(zhì)纖維物質(zhì)組成。部分巖石中的鉀長石斑晶周邊發(fā)育一圈成分相同及光性方位一致的石英礦物，成珠點狀散布在主晶礦物邊部形成珠邊結(jié)構(gòu)(圖3c)，蠕蟲狀的石英雜亂的分布在斜長石中形成蠕蟲結(jié)構(gòu)(圖3d)。

圖3 流紋巖(a-d)與閃長巖(e-i)顯微鏡下照片礦物縮寫：Ol-橄欖石; Aug-普通輝石; Hbl-普通角閃石; Bi-黑云母; Kfs-鉀長石; Pl-斜長石; Q-石英; Mt-磁鐵礦; Chl-綠泥石Fig.3 Photomicrographs showing petrographic features of rhyolite (a-d) and diorite (e-i)Mineral symbols: Ol-olivine; Aug-augite; Hbl-hornblende; Bi-biotite; Kfs-K-feldspar; Pl-plagioclase; Q-quartz; Mt-magnetite; Chl-chorite

閃長巖呈灰黑色塊狀構(gòu)造，半自形粒狀結(jié)構(gòu)，暗色礦物主要為輝石、黑云母及角閃石，可細分為輝石閃長巖，黑云二長閃長巖等。輝石閃長巖為灰黑色，中粗粒結(jié)構(gòu)，致密塊狀構(gòu)造，主要礦物為輝石(25%～30%)，角閃石(10%～15%)，斜長石(45%～50%)，次要礦物為黑云母5%，鉀長石(5%～10%)和少量的橄欖石及其他副礦物(圖3e-g)；輝石為單斜輝石，發(fā)育簡單雙晶，干涉色達到二級藍(圖3e)。角閃石呈他形，為淡綠色，多色性明顯，部分綠泥石化(圖2g)；斜長石聚片雙晶發(fā)育較自形，斜長石成分一般為An66～An85。

黑云二長閃長巖為灰黑色，主要礦物為黑云母(15%～20%)和少量的輝石3%。黑云母形態(tài)不規(guī)則，局部呈熔蝕狀(圖3i)。斜長石(45%～50%)較自形，鉀長石(30%～40%)形態(tài)不規(guī)則，表面發(fā)育黏土蝕變，呈麻點狀(圖3g)，局部他形的鉀長石與較自形的斜長石構(gòu)成二長結(jié)構(gòu)(圖3h)。斜長石聚片雙晶發(fā)育，斜長石成分一般為An60～An80。

3 分析方法

主量元素和微量元素組成在廣州澳實礦物實驗室完成。其中，主量元素分析采用X射線熒光光譜分析(PAN analytical Axios XRF)方法測定，并采用等離子光譜和化學法測定進行互相檢測，分析精度和準確度優(yōu)于1%；稀土元素和微量元素測試儀器為美國Agilent VISTA型號的電感耦合等離子體發(fā)射光譜(ICP-AES)和美國Perkin Elmer Elan 9000型號的電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)，分析精度和準確度優(yōu)于5%, 含量極少(<10-8) 的元素精度優(yōu)于10%。

鋯石顆粒在河北省廊坊區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所采用浮選和電磁方法進行分選，挑選出晶形和透明度較好的鋯石粘貼制成環(huán)氧樹脂樣品靶。鋯石的陰極發(fā)光(CL)顯微照相、鋯石U-Pb定年及鋯石原位微區(qū)Lu-Hf同位素均在武漢上譜分析科技有限責任公司完成。鋯石U-Pb同位素測試采用的激光剝蝕系統(tǒng)為GeolasPro，ICP-MS型號為Agilent7500a，分析的激光束斑直徑32μm，采用國際標準鋯石91500作為外標對同位素分餾進行校正，采用國際標樣NIST610對微量元素含量進行外標，采用29Si作為內(nèi)標元素進行校正。

原位微區(qū)鋯石Hf同位素分析采用的儀器為Neptune Plus多接收器電感耦合等離子質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)和193nm準分子激光剝蝕系統(tǒng)(GeoLasPro HD)，以氦氣為載氣，并在剝蝕池之后引入少量氮氣以提高Hf元素靈敏度。采用單點剝蝕模式，Hf同位素測試點位置與鋯石U-Pb定年點位相同或靠近，分析激光斑束直徑為44μm，能量8mJ/cm2，頻率8Hz。使用鋯石標樣91500和GJ-1用于監(jiān)控分析過程中Hf同位素干擾校正，本次實驗鋯石91500與JG-1分別獲得176Hf/177Hf值為0.282316±0.000011 (2σ)和0.282034±0.000014 (2σ)。

表1 長安山閃長巖和流紋巖的LA-MC-ICP-MS 鋯石U-Pb定年數(shù)據(jù)

續(xù)表1

圖4 長安山閃長巖和流紋巖代表性鋯石CL圖像實線白圈表示鋯石定年測點位置，虛線黃圈表示Hf同位素分析位置Fig.4 CL images for representative zircons of the Changanshan diorite and rhyolites

4 分析結(jié)果

4. 1 鋯石U-Pb 年齡

本文選取了2個流紋巖樣品和1個閃長巖樣品進行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年，分析結(jié)果見表1。流紋巖(SZ1)中鋯石多數(shù)呈短柱狀，少部分為長柱狀，自形到半自形晶形，顆粒大小約50～120μm，長寬比介于2:1～1:1之間，鋯石韻律環(huán)帶構(gòu)造發(fā)育(圖4a)。鋯石Th/U比值為1.10～2.31，且樣品中鋯石振蕩環(huán)帶清晰，為典型的巖漿成因鋯石。共選擇20顆鋯石進行定年，20顆鋯石的206Pb/238U年齡分布在95.7～102Ma之間，去除2個不諧和測點后(12、14)，選取18顆鋯石加權(quán)平均年齡為98.6±0.7Ma(MSWD = 1.6)(圖5a)。

流紋巖樣品(SZ2)的鋯石顆粒呈短柱狀-長柱狀，長寬比從2:1到1:1，CL圖像顯示顆粒內(nèi)部具有寬緩的巖漿結(jié)晶環(huán)帶(圖4b)，Th/U比值較高，為1.15～2.26，具有典型巖漿結(jié)晶鋯石的特點。鋯石顆粒的206Pb/238U年齡值在95.3～101Ma之間，17個協(xié)和度較好的分析點年齡加權(quán)平均值為98.6±0.6Ma(MSWD=1. 8)(圖5b)，上述2個流紋巖樣品年齡接近，代表了火山巖的形成年齡。

表2 長安山閃長巖和流紋巖鋯石Hf同位素測試結(jié)果

圖5 長安山閃長巖和流紋巖鋯石U-Pb諧和圖及加權(quán)平均年齡圖Fig.5 Zircons U-Pb concordian diagrams and weighted average ages plots of the Changanshan diorite and rhyolites

閃長巖(SZ3)鋯石形態(tài)不規(guī)則，多數(shù)鋯石為短柱狀，內(nèi)部結(jié)構(gòu)均勻，部分具寬板狀韻律環(huán)帶(圖4c)，Th/U比值為0.7～1.18。選取24個分析點進行鋯石測年，測點的諧和度都較高，獲得的206Pb/238U年齡變化范圍為105～109Ma，24個測點的年齡加權(quán)平均為107.2±0.3Ma (MSWD=1.2)(圖5c)，代表了閃長巖的結(jié)晶年齡。

4.2 鋯石Hf同位素

鋯石原位Lu-Hf同位素分析，分析點位于或靠近鋯石U-Pb定年測點位置，分析結(jié)果見表2。對流紋巖樣品(SZ1)已測年的11顆鋯石和閃長巖樣品(SZ3)已測年的14顆鋯石進行了Lu-Hf 同位素分析，每個測點的εHf(t)值和模式年齡根據(jù)U-Pb年齡計算。流紋巖樣品的初始176Hf/177Hf變化于0.282634～0.282742。εHf(t)值相對集中變化較小為-2.7～+1.1，平均值為-1.06，單階段模式年齡tDM1為757～901Ma，二階段模式年tDM2為1089～1331Ma，遠大于其結(jié)晶年齡98Ma。

閃長巖樣品的結(jié)果與流紋巖的相似，其初始176Hf/177Hf變化于0.282645～0.282720，14個測點εHf(t)值變化較小為-2.1～+0.5，平均值為-0.97，其中大部分為負值，只有2個為正值，單階段模式年齡tDM1為746～846Ma，二階段模式年齡tDM2為1133～1301Ma。

4.3 巖石地球化學特征

本文獲得的10件流紋巖和2件閃長巖的主量和微量元素測試結(jié)果見表3。由于本次采集的閃長巖樣品和熊欣等(2011)采自同一研究區(qū)，為了更全面的了解閃長巖的地球化學特征，本文整理分析了熊欣等(2011)在該區(qū)的地球化學分析數(shù)據(jù)。

4.3.1 流紋巖

流紋巖具有高的SiO2含量為75.12%～78.55%(平均值77.32%)，K2O含量較高，為4.01%～5.30%，指示較高的演化程度。全堿(K2O+Na2O)含量較高，為7.70%～9.03%，平均值為8.39%，明顯貧MgO(0.01%～0.13%)、貧Fe2O3T(0.96%～1.19%)和貧TiO2(0.09%～0.13%)。在TAS圖解上落在亞堿性流紋巖區(qū)域(圖6a)，在SiO2-K2O圖中樣品顯示了高K的特征，巖石屬高鉀鈣堿性系列(圖6c)。CaO含量較低，為0.04%～0.6%(平均值0.20%)，樣品的Al2O3含量較低，為11.84%～13.23%，A/NK值為1.08～1.13，除1個樣品A/CNK值為0.99外，其他流紋巖樣品的A/CNK為1.01～1.10，屬弱過鋁質(zhì)巖石(圖6d)。

流紋巖的球粒隕石標準化稀土元素配分曲線基本一致，表現(xiàn)為輕稀土富集的右傾曲線(圖7a)。除了2個樣品外(SZ1-3、SZ1-6稀土總量分別為69.52×10-6和79.14×10-6)，其他樣品具有較高的稀土總量(102.0×10-6～184.9×10-6)和(La/Yb)N比值(3.62～11.29)，總體上配分模式相似且明顯富集輕稀土元素，其LREE/HREE比值介于3.35～9.86之間。流紋巖具明顯的負Eu異常(δEu=0.09～0.46)，與高演化的酸性巖漿一致。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖7b)，流紋巖具有相似的配分模式，相對富集大離子親石元素(Rb、K、Th、U)，相對虧損Ba、Nb、Sr、Ti和P等高場強元素。

4.3.2 閃長巖

本文采集了2件閃長巖樣品，結(jié)合熊欣等(2011)閃長巖地球化學分析數(shù)據(jù)來討論。研究區(qū)閃長巖SiO2含量為 52.52%～58.02%(平均值55.0%)，K2O含量為0.91%～2.95%。TAS圖解中樣品投點主要落在閃長巖區(qū)域(圖6b)。巖石為中鉀-高鉀鈣堿性系列閃長巖(圖6c)。Al2O3含量的變化范圍為15.94%～18.25%，A/CNK值較低為0.80～0.91，屬于準鋁質(zhì)巖石(圖6d)。TiO2含量較低為0.89%～1.05%，具有稍高的MgO (3.80%～5.53%)含量和Mg#(50～60)值，Na2O/K2O比值為1.28～6.84，為富鈉閃長巖。

閃長巖稀土總量(114.6×10-6～169.2×10-6)和流紋巖接近(圖7c)，在球粒隕石標準化稀土元素配分圖上顯示出比流紋巖更加富集輕稀土的特征(La/Yb)N=10.84～14.72)，未見明顯的Eu異常(δEu=0.77～1.03)。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖7d)，閃長巖與流紋巖表現(xiàn)出大體一致的曲線特點，表現(xiàn)為相對富集大離子親石元素(Rb、Th、U)和相對虧損Ba、Nb、Ti 和P等高場強元素。但與流紋巖相比，閃長巖的Sr、P、Ti虧損較弱，Nb虧損較強，顯示出Nb負異常的典型大陸地殼微量元素配分模式。閃長巖中的Cr (48.4×10-6～73.6×10-6)、Ni(35.7×10-6～47.5×10-6)含量較高，Sr (373×10-6～843×10-6)、Y(14.3×10-6～20.1×10-6)含量中等，具有較低的Sr/Y(26.1～50.5)比值。

5 討論

5.1 閃長巖巖石成因

福州早白堊世晚期長安山閃長巖虧損Hf、Ti、P、Zr等高場強元素，富集大離子親石元素，并且強烈虧損Nb、Ta元素，顯示了該閃長巖具有典型的島弧巖漿巖的特征。閃長巖具有高Cr、高Ni、低Sr/Y比值且虧損重稀土元素等特征，在Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN圖解上，閃長巖落入經(jīng)典島弧巖漿巖區(qū)域，表明該區(qū)的閃長巖并不是埃達克巖而是正常的弧巖漿巖(圖8)。大多數(shù)樣品具有較微弱的Eu負異常(圖7c)，表明斜長石不受巖漿結(jié)晶分異作用的控制。

表3 閃長巖和流紋巖的主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析結(jié)果

圖6 流紋巖和閃長巖元素分類圖解(a、b)TAS圖解；(c)K2O vs. SiO2；(d)A /CNK vs. A /NK圖解. 閃長巖引用數(shù)據(jù)來自熊欣等(2011)，圖7-圖9同F(xiàn)ig.6 Chemical classifications of diorites and rhyolites(a, b) TAS diagrams; (c) K2O vs. SiO2 diagram; (d) A /CNK vs. A /NK diagram. Reference data from Xiong et al. (2011), and the same as in Fig.7-Fig.9

圖7 閃長巖和流紋巖球粒隕石標準化稀土元素配分曲線(a、c)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b、d)(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a, c) and primitive mantle-normalized trace elements spidergrams (b, d) of diorites and rhyolites (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

圖8 長安山閃長巖和流紋巖的Sr/Y-Y(a, 底圖據(jù)Castillo et al.,1999)和(La/Yb)N-YbN圖解(b, 底圖據(jù)Martin, 1999)Fig.8 Diagrams showing relationships of Sr/Y vs. Y (a, base map after Castillo et al., 1999) and (La/Yb)N vs. YbN (b, base map after Martin, 1999) for the Changanshan diorites and rhyolites

中性巖石成因一般包括以下幾個模式：(1)幔源玄武質(zhì)熔體結(jié)晶分異作用(模式Ⅰ，Sisson and Grove, 1993)；(2)加厚鐵鎂質(zhì)下地殼的部分熔融作用(模式Ⅱ，Atherton and Petford, 1993)；(3)俯沖板片的部分熔融(模式Ⅲ，Kayetal., 1993)；(4)受流體或熔體交代的地幔楔的部分熔融 (模式Ⅳ，Rogers and Hawkesworth, 1989; Sajonaetal., 1996; Hirose, 1997)。

在Zr/Nb-Zr圖解(圖9c)中，閃長巖樣品顯示出了部分熔融而非分離結(jié)晶的趨勢，也表明幔源玄武質(zhì)熔體結(jié)晶分異(模式Ⅰ)不是該類巖石的主要成因機制。加厚鎂鐵質(zhì)下地殼部分熔融產(chǎn)生的巖石通常具有低MgO含量或Mg#值(Mg#<40，Atherton and Petford,1993)以及低Cr、Ni含量的特征。長安山閃長巖MgO含量不高(3.80%～5.53%)，Mg#值介于50～60之間，高于下地殼部分熔融形成的中酸性巖(通常Mg#<40)但低于俯沖板片部分熔融形成的高鎂閃長巖(通常Mg#>60，McCarron and Smellie, 1998)。俯沖板片的部分熔融和基性下地殼的部分熔融一般會產(chǎn)生埃達克巖。長安山閃長巖是一般的島弧巖漿巖，并不是埃達克巖。此外，閃長巖具有相對高的Cr(48.4×10-6～73.6×10-6)、Ni(35.7×10-6～47.5×10-6)含量，暗示巖漿源區(qū)不太可能由完全有基性下地殼物質(zhì)部分熔融產(chǎn)生，可能混染了殼源的組分。因此，基本上可以排除其來源于下地殼基性物質(zhì)部分熔融(模式Ⅱ)和俯沖板片的部分熔融(模式Ⅲ)這兩個成因。

長安山閃長巖具有中度富集的LREE，且LILE元素(Sr、Ba、Rb、K)含量較高，具有明顯的Sr正異常，以及較高的Th含量。這些特征與來自于南美洲典型的安第斯島弧的安山巖特征相似，這些巖石的巖漿源區(qū)通常認為來自于具有富集特征的地幔源區(qū)，代表著俯沖帶上盤經(jīng)過流體交代的地幔楔部分熔融作用的結(jié)果(Hawkesworthetal., 1991)。

地幔楔的熔融需要俯沖板片的流體加入，閃長巖較高的LREE/HREE比值，暗示源區(qū)受到顯著的俯沖帶流體或者熔體改造，巖漿中俯沖沉積物和板片來源的流體(熔體)可以通過Th的含量和Ba/Th、La/Sm、Th/Yb比值識別(Tatsumi, 2006)。一般有沉積物加入的巖漿具有高Th、Th/Yb比值和低的Ba/La比值，高Ba/Th值(>300)指示俯沖帶流體對巖漿源區(qū)的貢獻顯著高。閃長巖的Ba/Th比值較低(8～50)指示巖漿源區(qū)可能在板片俯沖過程中海洋沉積物的貢獻比板片流體顯著，從Ba/Th-(La/Sm)N和Th/Yb-Ba/La圖解中表現(xiàn)出明顯的沉積物加入的變化趨勢(圖9a，b)，表明巖漿演化早期是富水體系。實驗巖石學表明在水飽和的情況下(約6%)條件下，俯沖消減有關的鈣堿性熔體可結(jié)晶出牌號高達An90-95的鈣長石(Sisson and Grove, 1993)。福建沿海岱前山巖體和平潭巖體的斜長石牌號分別高達An95和An92，高鈣斜長石常以熔蝕核出現(xiàn)，低牌號的斜長石圍繞核部在邊部増生，同樣也反映了母巖漿是富水的(Zhangetal., 2019)。

研究區(qū)的閃長巖體靠近福建沿海的基性超基性巖帶(如平潭巖體、漳州巖體、岱前山輝長巖體、南嶼輝長巖)，該帶內(nèi)侵入雜巖體的鐵鎂質(zhì)巖石和長英質(zhì)巖石成巖年齡(97～115Ma左右)與研究區(qū)接近，巖性主要由鈣堿性的輝長巖、閃長巖及花崗巖等構(gòu)成，并常發(fā)育暗色包體和基性巖墻群(Xuetal.,1999; Zhaoetal., 2007; Chenetal., 2013; Zhangetal., 2019)。福建沿海侵入雜巖體中的閃長質(zhì)巖石中普遍發(fā)育高鈣的斜長石，斜長石牌號在基性端元可達An85-An90，在酸性端元可達An50-An86，平均An70)，且發(fā)育不平衡結(jié)構(gòu)(Xuetal., 1999)。長安山閃長巖的斜長石牌號也較高與前述侵入雜巖體類似，這些均表明閃長質(zhì)巖石中高鈣斜長石可能是繼承成因，經(jīng)歷了不同比例的幔源巖漿和殼源酸性巖漿的混合作用。基性巖漿可能來自富集的巖石圈地幔，酸性巖漿來自于中生代晚期古太平洋板塊俯沖引起的伸展背景下，軟流圈地幔上升過程中產(chǎn)生的長英質(zhì)巖漿。

閃長巖具有相對平坦的MREE至HREE稀土配分模式及較高的CaO和Al2O3含量，表明源區(qū)可能來源與相對富集的地幔源區(qū)(即尖晶石二輝橄欖巖或輝石巖)(Yangetal., 2007；Zhaoetal., 2007)。閃長巖的具有較均一的Hf同位素組成，εHf(t)值變化較小為-2.1～+0.5，平均值為-0.97，絕大部分為負的εHf(t)值，也表明閃長巖源區(qū)可能來源于經(jīng)過流體交代富集巖石圈地幔，富集源區(qū)的形成可能與大洋沉積物釋放的流體/熔體交代上覆地幔楔有關。綜上所述，閃長巖的成因可能為富水的幔源巖漿與受幔源巖漿底侵產(chǎn)生的長英質(zhì)殼源巖漿混合而成。

5.2 流紋巖成因及巖漿源區(qū)

流紋巖樣品具有非常高的SiO2(75.12%～78.55%)含量及分異指數(shù)(DI，95.8～97.3)，極低的Fe2O3(0.96%～1.19%)、MgO(0.01%～0.13%)和Mg#(2.1～22.9)，巖石具有海鷗型的稀土元素配分曲線，主要表現(xiàn)為分異的輕稀土元素，強烈的Eu負異常以及相對富集的重稀土元素，均表明流紋巖具有高硅高演化巖漿的地球化學特征，并經(jīng)歷了強烈的結(jié)晶分異作用。酸性巖漿體系中Sr和Eu強相容于斜長石，Rb不相容于斜長石，Sr和Eu的負異常和Rb的正異常與斜長石分離結(jié)晶有關(Klimmetal., 2008)，而Ba強相容于鉀長石，Ba的負異常與鉀長石結(jié)晶有關(Macdonaldetal., 2010)。流紋巖強烈的Eu、Sr、Ba、負異常和Rb的正異常指示巖漿經(jīng)歷了強烈斜長石和鉀長石等礦物的分離結(jié)晶作用。強烈的Ti和P負異?？赡芘c富Ti礦物(榍石和鈦鐵礦)和富磷礦物(磷灰石)的分離結(jié)晶有關。

俯沖板片的部分熔融也可以產(chǎn)生高硅流紋巖，但此種成因模式可以排除主要基于以下證據(jù)：由于沉積巖和俯沖板片的熔融，殘余的金紅石會導致Nb和Ta虧損，形成的巖石具有很高的Nb/Ta比值(高達33，Stolzetal., 1996)，而長安山流紋巖的Nb/Ta比值較小(1.6～15.9)；此外俯沖板片熔融產(chǎn)生的巖漿巖一般具有埃達克巖的性質(zhì)(Defantetal.,1991)，表現(xiàn)為高Sr(>400×10-6)低Y (<19×10-6)和 La/Yb(24～28)比值，而研究區(qū)流紋巖屬于經(jīng)典的弧火山巖，并有較低的Sr和較高的Y，不具有埃達克巖的性質(zhì)，顯然長安山流紋巖不太可能來源于俯沖板片的部分熔融。

前人研究表明東華夏地塊基底主體形成于早元古代(1.85～1.87Ga，2.10～2.40Ga，Xuetal., 2007)，流紋巖的鋯石εHf(t)變化范圍分別是為-2.7～+1.1，明顯比虧損地幔富集，表明來源于同位素富集的源區(qū)，對應的Hf同位素二階段模式年tDM2為1089～1331Ma，明顯比東華夏地塊基底的年齡年輕(Xuetal., 2007; Yanetal., 2016)，與區(qū)域的地殼生長事件不對應。樣品的鋯石εHf(t)值全部位于華夏地殼基底演化區(qū)域的上方(圖10)，流紋巖也不可能來自于古老地殼的熔融。本區(qū)的高分異流紋巖具有A型花崗巖的特點(圖11)，且成巖年齡和Hf同位素組成與福建沿海的烏山、金剛山、白石山、太姥山、魁歧等眾多晚白堊紀鋁質(zhì)A型花崗巖體接近(Qiuetal., 2004; Zhaoetal., 2015, 2016; Chenetal., 2019a)。表明均起源于地殼源區(qū)，應與拉張伸展構(gòu)造有關，可能是在古太平洋板塊俯沖導致的巖石圈減薄過程中產(chǎn)生。

華南白堊紀火山巖的鋯石Hf同位素組成在時間和空間上表現(xiàn)出有規(guī)律的變化。時間上，由早到晚具有逐漸升高的趨勢，表現(xiàn)為Hf同位素由富集向虧損演化的特征(圖10)?？臻g上，幔源巖漿與地殼基底物質(zhì)的混合作用從內(nèi)陸往沿海逐漸遷移(Guoetal., 2012; Lietal., 2014, 2018)，指示了東南沿海白堊紀巖漿巖中幔源組分在巖漿來源貢獻比例逐漸升高。本區(qū)流紋巖“海鷗型”稀土配分模式和明顯的負Eu異常非常符合在地幔上涌的伸展構(gòu)造環(huán)境中產(chǎn)生的“熱的-干的-還原”的流紋巖類型(Bachmann and Bergantz, 2008)，流紋巖具有相對富集的鋯石Hf同位素組成且變化范圍較小，成巖年齡和同位素地球化學特征也與福建云山破火山雜巖體中的流紋巖類似(Yanetal., 2018)，表明晚白堊世中國東南部的構(gòu)造背景由俯沖-擠壓向古太平洋俯沖板塊后撤導致的伸展環(huán)境轉(zhuǎn)變。綜上所述流紋巖形成在古太平洋俯沖板塊的后撤導致的伸展背景下，母巖漿來源于軟流圈地幔來源熔體和受俯沖影響的富集地幔楔的不同程度的相互作用的結(jié)果，并經(jīng)歷一定程度的分離結(jié)晶而成。

圖9 長安山閃長巖和流紋巖Ba/Th-(La/Sm)N圖(a)、Th/Yb-Ba/La (b)和Zr/Nb-Zr (c)關系圖

圖10 鋯石εHf(t)-年齡圖解陰影區(qū)域表示東華夏地殼基地的Hf同位素演化(據(jù) He and Xu, 2012)，華南白堊紀上巖系和下巖系的流紋質(zhì)火山巖數(shù)據(jù)引自 Liu et al. (2014, 2016), Guo et al. (2012)和Yan et al. (2016, 2018)Fig.10 εHf(t) vs. U-Pb ages for zircons from the Changanshan diorites and rhyolites

圖11 長安山流紋巖的花崗巖判別圖解(據(jù)Whalen et al., 1987)Fig.11 Discriminate diagrams of granites for the Changanshan rhyolites(after Whalen et al., 1987)

5.3 殼?；旌献饔眉暗厍騽恿W意義

中國東南沿海地區(qū)中生代廣泛發(fā)育的巖漿活動的地球動力學機制與古太平洋板塊向歐亞大陸的俯沖消減作用密切相關，巖漿巖不僅具有成巖年齡從內(nèi)陸向海洋方向呈現(xiàn)年輕化的趨勢，同時還具有隨時間從早到晚鋯石Hf同位素由富集逐漸趨向虧損的特征，指示了古太平洋板塊北西向俯沖的過程中由于俯沖角度的變化，在重力拖曳作用下發(fā)生逐步后撤導致海溝向大洋一側(cè)后退，弧后伸展作用控制的區(qū)域由內(nèi)陸向沿海遷移的過程(He and Xu, 2012; Liuetal., 2012, 2014)，不同緯度板片后撤作用發(fā)生的時代并不一致，在白堊世大致表現(xiàn)為南早北晚的非同步后撤(Liuetal., 2016)。

福建沿海晚白堊紀火山巖系εHf(t)值逐漸向正值轉(zhuǎn)變，晚期逐漸接近虧損地幔線，Hf同位素明顯逐漸趨于虧損，與此同時代形成的花崗巖也表現(xiàn)出了相同的同位素特征，105～98Ma之間的花崗巖鋯石的δ18O(6.5‰～4.5‰)接近幔源熔體，εHf(t)主要為負值；87Ma的花崗巖具有正的εHf(t)值(+9.8～+0.7)，δ18O值為6.3‰～3.5‰(Lietal., 2018)，指示東部沿海地區(qū)晚中生代巖石形成過程中可能有不同比例的軟流圈地幔物質(zhì)加入(Yangetal., 2007)。軟流圈物質(zhì)不僅作為熱源上升底侵誘發(fā)地殼基底物質(zhì)部分熔融，還能作為基性端元物質(zhì)與地殼物質(zhì)以不同比例混合發(fā)生顯著的殼幔混合作用。

長安山流紋巖具有相對較高的Ga/Al(×104)比值(2.22～3.04)，在 Whalenetal. (1987)提出的以Ga/Al比值為基礎的判別圖中，部分流紋巖均投入到A型花崗巖區(qū)域(圖11)，表現(xiàn)出A型花崗巖的親緣性特征，也表明該區(qū)在晚白堊世早期可能處于向伸展環(huán)境過渡的階段。中國東部沿海早侏羅世的A型花崗巖類與同期地幔來源的巖石表明古太平洋板塊的俯沖作用在早侏羅世已經(jīng)啟動(Lietal., 2009；Heetal., 2010; Zhuetal., 2010)。從中侏羅世到早白堊世，古太平洋板塊逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)楦呓嵌瓤焖俑_，沿海地區(qū)的巖漿巖形成于低壓環(huán)境，具有較高的鋯飽和溫度和虧損的Nd-Hf同位素組成，幔源巖漿成分增加(邱檢生等, 2012; Sunetal., 2015; Xiaetal., 2016; Zhouetal., 2016)，指示巖石圈伸展作用逐漸增強，軟流圈地幔來源的物質(zhì)貢獻逐漸增多，構(gòu)造環(huán)境轉(zhuǎn)變?yōu)楦_板片后撤誘發(fā)的弧后伸展環(huán)境。

福建地區(qū)侵入巖年齡在125～90Ma之間，其中巖漿作用峰值在115～90Ma之間，巖石具有相似的地球化學特征(Lietal., 2014)。廣泛發(fā)育的晚白堊世A型花崗巖類(單強等, 2014; Zhaoetal., 2015, 2016; Chenetal., 2019a)、雙峰式火山巖和同期的基性巖墻群(丁聰?shù)? 2015)與晚白堊世晚期由俯沖-擠壓轉(zhuǎn)變?yōu)楣盘窖蟾_板塊后撤導致的伸展環(huán)境的構(gòu)造演化過程比較一致，均表明其產(chǎn)生于逐漸増強的伸展環(huán)境(He and Xu, 2012; Zengetal., 2016)。長樂-南澳變質(zhì)帶中的花崗巖和變質(zhì)巖也指示了～108Ma變質(zhì)作用和116～90Ma大規(guī)模巖漿活動的形成應與后碰撞伸展環(huán)境有關(Lietal., 2015a, b)。福建沿海白堊紀花崗巖的Hf-Nd-O同位素組成變化與巖漿水含量有耦合關系，表明地球深部的水循環(huán)在含水玄武質(zhì)底侵作用、大陸地殼熔融和巖漿分異及年輕大陸地殼的生長過程中扮演著重要角色(Lietal., 2018)。

俯沖板塊的后撤會誘發(fā)上覆板塊長期的地殼伸展以及多階段弧后的高熱流活動(Cawoodetal., 2009)。在俯沖板塊后撤階段，伸展作用的增強誘發(fā)了更大規(guī)模的軟流圈上涌和幔源巖漿底侵(Lietal., 2014; Sunetal., 2015; Xiaetal., 2016)，軟流圈地幔上涌帶來軟流圈地幔來源熔體在巖漿活動中的貢獻增加，繼而幔源巖漿越來越虧損，因此，本文認為長安山流紋巖和閃長巖形成于一個典型的伸展和軟流圈上涌的構(gòu)造背景，即弧后伸展環(huán)境。

6 結(jié)論

(1)利用 LA-ICP-MS U-Pb 定年方法獲得福州長安山閃長巖的形成年齡107.2±0.3Ma；2個流紋巖樣品形成年齡一致，為98.6Ma左右。

(2)長安山閃長巖成因可能為富水的幔源巖漿與受幔源巖漿底侵產(chǎn)生的長英質(zhì)殼源巖漿混合而成。

(3)長安山流紋巖成因是在古太平洋板片俯沖后撤導致的伸展背景下，母巖漿來源于軟流圈地幔來源熔體和受俯沖影響的富集地幔楔的不同程度相互作用的結(jié)果，并經(jīng)歷一定程度的分離結(jié)晶而成。

致謝野外工作得到了謝冰彬、肖正逸、林臨心等同學的幫助；在本文撰寫過程中與黎敦朋教授、王翠芝教授進行了諸多討論，受益匪淺；在鋯石U-Pb定年及Hf同位素測試分析中蔡鵬捷博士給予了大力支持和幫助；二位審稿專家提出了寶貴的修改意見和建議；特此一并致謝。