鄭世帥 徐夕生

南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京 210023

火山巖和侵入巖的成因聯(lián)系是理解巖漿體系形成與演化的關(guān)鍵性問題(Reubi and Blundy, 2009; Xuetal., 2021)。近些年來，學(xué)術(shù)界高度關(guān)注火山巖與侵入巖的成因聯(lián)系(Glazneretal., 2015; Kelleretal., 2015; Bachmann and Huber, 2016, 2019; Cashmanetal., 2017; Jacksonetal., 2018; Yanetal., 2020)。2019年在南京大學(xué)舉辦的第9屆Hutton花崗巖會(huì)議上，大型花崗巖與酸性火山巖雜巖體的巖漿過程研究(Magmatic processes of large granitoid plutons and felsic volcanic complexes)便是會(huì)議的重要議題之一。目前，有關(guān)酸性火山巖與侵入巖的成因聯(lián)系的觀點(diǎn)，可以概括為兩類：(1)“緊密聯(lián)系”(晶粥模型)，即火山巖為噴出的分異熔體，具有相對更高的結(jié)晶分異程度，而花崗巖代表未噴發(fā)的晶粥，或者說是流紋質(zhì)熔體提取后，巖漿房中殘余液相和晶體的混合物(Bachmann and Bergantz, 2004, 2008; Hildreth, 2004; Bachmannetal., 2007; Lee and Morton, 2015; Bachmann and Huber, 2016, 2019; Cashmanetal., 2017)；(2)“松散聯(lián)系”，巖漿在中下地殼產(chǎn)生之后，受不同因素(如水含量等)控制，侵入巖是未噴發(fā)、未分異的火山巖的對應(yīng)物，火山巖與侵入巖具有不同的巖漿起源方式和形成過程(Glazneretal., 2004, 2008, 2015; Tappaetal., 2011)。

一般來講，具有成因聯(lián)系的火山巖和侵入巖不易同時(shí)保留在同一空間。破火山內(nèi)出露的火山巖與淺成侵入巖則為硅質(zhì)巖漿演化的研究提供了一個(gè)窗口，從而受到許多關(guān)注(如Deeringetal., 2016; Yanetal., 2016, 2018a, b, 2020)。最近的研究顯示，中國東南沿海雁蕩山、云山(破火山)火山-侵入雜巖均支持學(xué)術(shù)界流行的“晶粥”模型，即火山巖與侵入巖為同一巖漿演化和分異的產(chǎn)物，兩者存在“時(shí)、空、源”一致基礎(chǔ)上的“液-固互補(bǔ)”的緊密聯(lián)系(Yanetal., 2016, 2018a, b, 2020)，可為“晶粥”模型提供重要的進(jìn)一步約束(Wuetal., 2017)。

小雄破火山位于浙東臨海-三門一帶，破火山內(nèi)較好地出露多個(gè)侵入體與多期次的火山巖(翁祖山和俞方明, 1999)。作為浙閩沿海晚白堊世巖漿活動(dòng)的典型產(chǎn)物，小雄火山-侵入雜巖被認(rèn)為是中國東南沿海晚中生代大規(guī)模巖漿活動(dòng)結(jié)束的標(biāo)志(邢光福等, 2009; He and Xu, 2012)。一方面，前人針對小雄火山-侵入雜巖的研究或是側(cè)重在巖相學(xué)描述(翁祖山和俞方明, 1999)，或者偏重單獨(dú)某一類巖石的研究，如正長斑巖(He and Xu, 2012; Taoetal., 2020)、酸性火山巖(Lietal., 2020; 高麗等, 2020)，而將火山巖與侵入巖系統(tǒng)對比研究的程度不高。另一方面，中國東南沿海的破火山雜巖在形成時(shí)代、巖石組合等方面存在差異，對其形成的“晶粥”模型細(xì)節(jié)過程有待于進(jìn)一步探討。為此，本文選擇小雄火山-侵入雜巖為研究對象，開展了系統(tǒng)的巖相學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)、全巖地球化學(xué)、Nd-Hf同位素以及鋯石微量元素等分析和研究，旨在深入探討破火山內(nèi)火山巖與侵入巖之間的成因聯(lián)系和巖漿演化過程。

1 地質(zhì)概況及巖石學(xué)特征

白堊紀(jì)(燕山晚期)是中國東南部巖漿活動(dòng)的高峰期，通常被認(rèn)為形成于古太平洋板塊對華南板塊俯沖消減作用的構(gòu)造背景下(Lapierreetal., 1997; Zhou and Li, 2000; Zhouetal., 2006; Liuetal., 2014, 2016)。巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物主要分布在浙閩粵沿海(東華夏地塊)，構(gòu)成了一條長約2000km的巨型火山-侵入雜巖帶，是環(huán)太平洋陸緣巖漿活動(dòng)帶的重要組成部分(王德滋等, 2000; Zhouetal., 2006; 徐夕生等, 2020)。該帶自北向南依次分布多個(gè)保存較為完好的環(huán)狀火山構(gòu)造，如括蒼山、南雁蕩山、寧德、戴云山、平和、潮安，每個(gè)環(huán)狀火山構(gòu)造區(qū)由規(guī)模不等的若干破火山或火山穹隆構(gòu)成(Zhouetal., 2006; Xuetal., 2021)。其中，小雄破火山位于浙東臨海-三門一帶(圖1a)，平面形態(tài)近圓形，地層產(chǎn)狀圍斜內(nèi)傾，發(fā)育環(huán)狀斷裂及放射狀斷裂，是一典型的晚白堊世環(huán)狀火山構(gòu)造(翁祖山和俞方明, 1999)。

圖1 小雄破火山地質(zhì)簡圖(a)與小雄組地層柱狀圖(b) (據(jù)翁祖山和俞方明, 1999)Fig.1 Geologic sketch map of the Xiaoxiong caldera (a) and simplified stratigraphy column of the Xiaoxiong Formation (b) (after Weng and Yu, 1999)

破火山內(nèi)出露一套偏堿性火山巖系，以往被歸入天臺(tái)群塘上組，翁祖山和俞方明(1999)將其單獨(dú)建組(圖1b)，并在東郭、上七市、擴(kuò)塘山島一帶測制建立了小雄組層型剖面。火山巖總厚約1840m，底部以砂礫巖、砂巖和粉砂巖不整合覆于早白堊世磨石山群(K1M)或永康群(K1Y)火山地層之上，主體巖性為流紋巖、流紋質(zhì)凝灰?guī)r，與下部出露的薄層玄武粗安巖構(gòu)成雙峰式火山巖組合(邢光福等, 2009; 張國全等, 2012)。在層型剖面中，以9#層位(流紋質(zhì)含集塊角礫凝灰?guī)r，厚度約25m)為界，小雄組被翁祖山和俞方明(1999)劃分為上、下兩個(gè)巖性段，兩者之間為整合接觸。本文通過研究，認(rèn)為14#層位(火山角礫集塊巖，厚度超100m)很可能代表了火山噴發(fā)間斷，而且該層位上、下的巖性組合也發(fā)生了變化，火山噴發(fā)的晚階段出現(xiàn)了粗面質(zhì)火山巖與流紋質(zhì)火山巖的“互層”(翁祖山和俞方明, 1999)。因此，本文以9#層位和14#層位為界將小雄組進(jìn)行三分，即下段(K2x1)、中段(K2x2)、上段(K2x3)(圖1b)。破火山內(nèi)的侵入體主要包括花崗斑巖、正長斑巖兩類?；◢彴邘r受東西與北西向兩組斷裂控制，巖體呈不規(guī)則的巖株產(chǎn)出，巖體邊緣相為霏細(xì)狀花崗斑巖(翁祖山和俞方明, 1999)。正長斑巖呈單體面積不大的小巖株在多地產(chǎn)出，如大金山、桃峙、隔溪、上盤等地。

本文樣品的采樣位置示于圖1，代表性巖石樣品的巖相學(xué)顯微照片示于圖2，其基本特點(diǎn)描述如下：(1)玄武粗安巖(K2x1)，具?；豢椊Y(jié)構(gòu)，板條狀斜長石微晶呈交織狀分布在玻璃基質(zhì)中，偶見輝石斑晶(圖2a)，火山玻璃含量較多。(2)流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r(K2x1)，具凝灰結(jié)構(gòu)，火山碎屑物主要由玻屑和少量晶屑組成，膠結(jié)物為脫?；幕鹕交?。晶屑含量較少(<5%)，主要為鉀長石(0.2～0.8mm)，蝕變后呈現(xiàn)土褐色。玻屑呈現(xiàn)雞爪狀、蚯蚓狀(圖2b)。(3)流紋巖(K2x2)，斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶含量較少(～10%)，主要是半自形的鉀長石(0.5～1.2mm)，偶見斜長石晶屑?；|(zhì)由隱晶質(zhì)和石英微晶各自組成條帶，相間排列構(gòu)成流紋構(gòu)造，遇斑晶則繞過(圖2c)。(4)石英粗面巖(K2x3), 斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶含量較少(～10%)，主要為鉀長石(0.5～4.0mm)，熔蝕呈渾圓狀(圖2d)。基質(zhì)可見長條狀鉀長石晶體半定向分布于火山玻璃或隱晶質(zhì)中，構(gòu)成似粗面結(jié)構(gòu)。(5)花崗斑巖，巖石呈現(xiàn)淺肉紅色，斑狀結(jié)構(gòu)。斑晶含量30%～40%，主要由鉀長石、斜長石和少量黑云母組成，粒徑0.3～9mm，斑晶長石為自形、半自形，并可見長石聚斑晶(圖2e)。基質(zhì)為顯微晶質(zhì)結(jié)構(gòu)(霏細(xì)結(jié)構(gòu))，主要是長英質(zhì)礦物，粒徑0.05～0.15mm，長石呈粒狀微晶，常被絹云母交代，其間由石英充填。巖石中的副礦物組合為鋯石-磷灰石。(6)正長斑巖，巖石呈淺肉紅色，似斑狀結(jié)構(gòu)(圖2f)。斑晶主要是半自形狀正長石，大小1～5mm，基質(zhì)為細(xì)粒結(jié)構(gòu)(0.2～0.5mm)。礦物組成為正長石(80%)、石英(5%)、以及少量的斜長石、單斜輝石、磁鐵礦等。

圖2 小雄火山-侵入雜巖的巖相學(xué)正交偏光鏡下顯微照片(a)下段玄武粗安巖; (b)下段流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r; (c)中段流紋巖; (d)上段石英粗面巖; (e)花崗斑巖; (f)正長斑巖. Pl-斜長石；Kf-鉀長石；Or-正長石；Cpx-單斜輝石Fig.2 Microphotographs under CPL of the Xiaoxiong volcanic-plutonic complex

2 分析方法

全巖主量元素分析在南京大學(xué)現(xiàn)代分析中心完成，測試方法為XRF方法，儀器型號(hào)為ARL9800XP+。制樣方法：準(zhǔn)確稱取樣品0.6000±0.0050g及X熒光專用熔融劑(Li2B4O7: LiBO2=67:33)6.6000±0.0050g，然后在Pt-Au坩堝內(nèi)混合均勻后，用加拿大CLAISSE全自動(dòng)燃?xì)馊蹣訖C(jī)自動(dòng)熔融制成玻璃樣片，助溶劑為LiBr(40mg/ml, 0.6ml)。測試條件：X射線工作電壓50kV，電流50mA，每個(gè)元素掃描時(shí)間為20s。全巖微量元素分析在南京聚譜檢測科技有限公司完成，采用Agilent 7700x型的電感耦合等離子質(zhì)譜(ICP-MS)進(jìn)行分析，分析方法及詳細(xì)的分析流程見參考文獻(xiàn)(Lietal., 2021)。分析結(jié)果見表1。

本文的鋯石分選、制靶、CL圖像采集均在南京宏創(chuàng)地質(zhì)勘查技術(shù)服務(wù)有限公司完成，其中，所用場發(fā)射掃描電鏡型號(hào)為TESCAN MIRA3。LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測定和微量元素分析在南京大學(xué)內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室同時(shí)分析完成，采用 iCAP rq ICP-MS及與之連接的 Geolas Pro 193nm激光剝蝕系統(tǒng)。儀器工作參數(shù)：激光脈沖重復(fù)頻率為5Hz，激光束斑直徑為32μm(其中，樣品19XX-02、19XX-05、19XX-50使用的束斑直徑為24μm)。分析過程中，應(yīng)用GEMOC/GJ-1(608.5±1.5Ma，Jacksonetal., 2004)和NIST 610 作為外標(biāo)分別進(jìn)行同位素和微量元素分餾校正，鋯石標(biāo)樣Mud Tank(732±5Ma, Black and Gulson, 1978)作為監(jiān)控樣。每輪共包括20個(gè)分析點(diǎn)，測試開始和結(jié)束前，分別對鋯石標(biāo)樣GJ-1和玻璃標(biāo)樣NSIT 610 分析兩次，中間分析未知樣品16次，其中包括一次已知年齡的鋯石標(biāo)樣Mud Tank的分析。分析的U-Pb同位素?cái)?shù)據(jù)由Glitter(ver.4.4)軟件處理，獲得U-Pb同位素比值、年齡以及微量元素含量。普通Pb校正采用Andersen(2002)的方法進(jìn)行，校正后的結(jié)果用Isoplot程序(Ludwig, 2003)對分析結(jié)果進(jìn)行U-Pb諧和圖的繪制和加權(quán)平均年齡的計(jì)算。

鋯石Lu-Hf同位素分析是在南京聚譜檢測科技有限公司完成。分析采用配備193nm ArF 準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)的多接收器型號(hào)電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)進(jìn)行測試，詳細(xì)分析步驟及流程見文獻(xiàn)(Wuetal., 2006; Gengetal., 2017)。測試過程中每隔5顆樣品鋯石，依次測試1顆標(biāo)準(zhǔn)鋯石(包括GJ-1、91500、Ple?ovice、Mud Tank、Penglai)，以檢驗(yàn)鋯石Hf同位素比值的數(shù)據(jù)質(zhì)量。全巖Nd同位素分析在南京大學(xué)內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室測定，測試儀器為Neptune plus型多接收等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)。詳細(xì)的分離和測定流程見文獻(xiàn)(Lietal., 2021)。Nd同位素比值測定采用146Nd/144Nd=0.7219進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化。實(shí)驗(yàn)過程中使用國際巖石標(biāo)準(zhǔn)參考物質(zhì)(BCR-2、BHVO-2、AGV-2)對整個(gè)化學(xué)和測試流程進(jìn)行了監(jiān)控。

表1 小雄火山-侵入雜巖全巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結(jié)果

續(xù)表1

續(xù)表1

圖3 小雄火山-侵入雜巖鋯石U-Pb諧和圖及代表性鋯石的陰極發(fā)光圖像圖中紅色圓圈表示鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年點(diǎn)位, 黃色圓圈表示鋯石Hf同位素測試點(diǎn)位Fig.3 CL images of representative zircons and zircon U-Pb diagrams for the Xiaoxiong volcanic-plutonic complexRed circles indicate the spots of zircon LA-ICP-MS U-Pb dating, and yellow circles indicate the spots of zircon Hf isotope analyses

圖4 小雄火山-侵入雜巖的巖石類型和巖石系列(a、b) TAS圖解 (底圖據(jù)Le Bas et al., 1986; Middlemost, 1994); (c) A/NK-A/CNK圖解; (d) K2O-SiO2圖解 (巖系邊界據(jù)Rickwood, 1989)Fig.4 Geochemical classification of the Xiaoxiong volcanic-plutonic complex(a, b) TAS classification diagram (after Le Bas et al., 1986; Middlemost, 1994); (c) A/NK vs. A/CNK diagram; (d) K2O vs. SiO2 diagram (the series boundaries are after Rickwood, 1989)

圖5 小雄火山-侵入雜巖的哈克圖解Fig.5 Harker diagrams of the Xiaoxiong volcanic-plutonic complex

圖6 小雄火山-侵入雜巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線 (a、c) 和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖 (b、d) (標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonouh, 1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a, c) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (b, d) of the Xiaoxiong volcanic-plutonic complex (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年代學(xué)

本文共選取了小雄火山-侵入雜巖中10件樣品進(jìn)行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年，鋯石定年結(jié)果見圖3。小雄火山-侵入雜巖不同旋回火山巖，以及正長斑巖、花崗斑巖中的鋯石特征基本類似，均呈長度約80～150μm的短柱狀晶體，自形或半自形，具有清晰的震蕩環(huán)帶，并且具有高的Th/U比值(>1)。

對小雄組下段玄武粗安巖(19XX-05)中的17顆鋯石進(jìn)行了分析，17個(gè)分析點(diǎn)都位于諧和線上或附近，206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為98±0.8Ma(MSWD=2.10; 圖3a)另外，對下段流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r(19XX-02)中的21顆鋯石進(jìn)行了分析，21個(gè)分析點(diǎn)都位于諧和線上或附近，206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為97±1.1Ma(MSWD=1.60; 圖3b)，此年齡與劉磊等(2017)在同一地點(diǎn)采樣并發(fā)表的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡96±2Ma較為一致。需要說明的是，本次研究的小雄組中段流紋巖樣品(XX-09*、XX-06*)為Liuetal.(2012)以及劉磊等(2017)文中研究的樣品，已有發(fā)表的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡，分別為95±1Ma和93.8±0.6Ma。另外，Lietal.(2020)定年的小雄組流紋巖樣品(SC109-1、SC110-11)也采自中段，LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分別是92.1±2Ma和91.5±1.2Ma。

本次研究還對上段(擴(kuò)塘山島)流紋巖和石英粗面巖分別進(jìn)行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年，經(jīng)計(jì)算獲得的206Pb/238U年齡加權(quán)平均值分別為89±1.1Ma(MSWD=0.07; 圖3c)、88±1.1Ma(MSWD=0.85; 圖3d)。因此，小雄組火山巖形成于98～88Ma，并具有98～96Ma(K2x1)、95～92Ma(K2x2)、～88Ma(K2x3)三個(gè)噴發(fā)旋回的特點(diǎn)。

花崗斑巖僅出露于盆地北部，本文選取2個(gè)樣品(19XX-54-1、19XX-59)進(jìn)行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年，兩個(gè)樣品分別獲得21個(gè)和19個(gè)分析點(diǎn)數(shù)據(jù)，這些分析點(diǎn)都位于諧和線上或附近，經(jīng)計(jì)算獲得的206Pb/238U年齡加權(quán)平均值分別為90±0.9Ma(MSWD=0.59; 圖3e)和90±1.1Ma(MSWD=0.31; 圖3f)。正長斑巖主要呈單體面積不大的小巖株產(chǎn)出，我們對采自出露面積較大的大金山(19XX-42、19XX-43-1)、桃峙(19XX-33)、上盤(19XX-65)的4個(gè)樣品進(jìn)行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年，經(jīng)計(jì)算獲得的206Pb/238U年齡加權(quán)平均值分別為88±1.4Ma(MSWD=0.17; 圖3g)、88±1.3Ma(MSWD=0.17; 圖3h)、87±1.1Ma(MSWD=0.50; 圖3i)、89±1.5Ma(MSWD=0.24; 圖3j)。與邢光福等(2019)與He and Xu (2012)發(fā)表的小雄正長斑巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡87.9±1.2Ma、87.8±1.6Ma較為一致。本次研究則表明，采自不同巖株的正長斑巖其結(jié)晶年齡是高度一致的(～88Ma)。

3.2 元素地球化學(xué)特征

3.2.1 流紋質(zhì)火山巖主、微量元素

小雄組流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r和流紋巖具有高的SiO2含量(>75%)，在TAS圖解中均落入流紋巖區(qū)域(圖4a)。全堿含量也比較高(ALK=6.38%～9.31%)，而且相對富鉀(K2O=3.55%～6.06%)，在SiO2-K2O圖解中落入高鉀鈣堿性系列(圖4d)?；鹕綆r的A/CNK值集中在1.06～1.52之間，為過鋁質(zhì)巖石(圖4c)。從哈克圖解(圖5)可以看出，巖石Al2O3含量為10.69%～13.19%，CaO含量為0.05%～0.63%，相對貧鎂、鐵(MgO=0.01%～0.40%, FeOT=0.26%～0.98%)，鈦、磷含量也較低(TiO2=0.10%～0.19%, P2O5=0.01%～0.10%)。同時(shí)，火山巖的104×Ga/Al值(<2.74)與Zr+Nb+Ce+Pb含量(<372×10-6)均較低，從而區(qū)別于典型的A型花崗巖的地球化學(xué)特征(Whalenetal., 1987)。流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r與流紋巖的稀土元素配分曲線基本一致(圖6a)，具有中等的Eu負(fù)異常(Eu/Eu*=0.15～0.38)，并且(La/Yb)N值較低，為5.93～12.13。在微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖6b)，火山巖表現(xiàn)出Rb、Th、U、K、Pb的正異常，Nb、Ta、Ti、Sr、P、Ba的負(fù)異常。

3.2.2 花崗斑巖主、微量元素

相對于中段的流紋巖，花崗斑巖的SiO2含量稍低，為67.97%～69.76%，同樣具有富堿的特征(ALK=9.48%～10.42%)，在SiO2-K2O圖解中，位于高鉀鈣堿性系列與橄欖安粗巖系列的分界線附近(圖4d)。它們的A/CNK值為0.95～1.02，屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)(圖4c)。巖石Al2O3含量為15.09%～15.81%，CaO含量為1.00%～1.22%，鎂、鐵含量偏低(MgO=0.49%～0.70%, FeOT=1.52%～1.73%)。小雄花崗斑巖具有較低的Nb(11.20×10-6～11.59×10-6)、Ce(97×10-6～107×10-6)、Y(16.9×10-6～17.6×10-6)含量以及低的104×Ga/Al值(2.16～2.45)，需要指出的是，花崗斑巖具有較高的Zr(278×10-6～316×10-6)含量。在稀土元素配分曲線上(圖6c)，與中段流紋巖不同的是，花崗斑巖Eu的負(fù)異常(Eu/Eu*=0.92～0.96)較弱，稀土總量(∑REE=214×10-6～238×10-6)較高，而(La/Yb)N值(21.17～22.83)較低。在微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖6d)，花崗斑巖顯示了與流紋巖相對“互補(bǔ)”的特征，表現(xiàn)為Rb負(fù)異常和Ba的正異常。Sr、P、Ti同樣表現(xiàn)出弱虧損的特征。

3.2.3 正長斑巖主、微量元素

正長斑巖的SiO2含量較低(60.82%～64.23%)，在TAS圖解中投影點(diǎn)均落入正長巖區(qū)域(圖4b)，同時(shí)更為富堿富鉀(ALK=10.30%～12.31%，K2O=5.70%～7.36%)，屬于橄欖安粗巖系列(圖4c)。正長斑巖的A/CNK值為0.85～0.95，屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)(圖4d)。另外，巖石Al2O3含量為15.80%～17.11%，CaO含量為1.39%～2.61%，MgO含量為0.79%～1.92%, FeOT含量為2.84%～4.55%。同時(shí)，正長斑巖具有較高的104×Ga/Al值(2.43～3.36)以及高的Zr+Nb+Ce+Y含量(714×10-6～869×10-6)，具有A型花崗巖的地球化學(xué)親緣性(Whalenetal., 1987)。正長斑巖所有的分析樣品稀土配分曲線基本一致(圖6c)，表現(xiàn)為輕稀土富集的右傾曲線，(La/Yb)N為22.89～31.32)，Eu/Eu*值較高(0.76～1.04)，部分樣品出現(xiàn)了Eu的弱正異常。此外，正長斑巖的稀土總量(∑REE=438×10-6～510×10-6)也比較高。在微量元素元素蛛網(wǎng)圖上(圖6d)，正長斑巖所有分析樣品同樣具有一致的配分形式，即富集Rb、Th、K、Ba等大離子親石元素和Zr、Hf、Pb元素，虧損Nb、Ta、Ti等高場強(qiáng)元素。

3.3 全巖Nd同位素與鋯石Hf同位素

小雄火山-侵入雜巖Nd-Hf同位素分析結(jié)果見表2、表3。

表2 小雄火山-侵入雜巖的鋯石Hf同位素組成

續(xù)表2Continued Table 2測點(diǎn)號(hào)年齡(Ma)176Hf177Hf1SE176Lu177Hf176Yb177Hf176Hf177Hf()iεHf(t)1SEtDM1(Ga)tDM2(Ga)250.2824690.0000210.0031520.1232540.282463-9.20.71.171.7126960.2824990.0000120.0022300.0907260.282495-8.10.41.101.64270.2825010.0000220.0042390.1636520.282493-8.20.81.161.64XX-09?(流紋巖, K2x2),據(jù)劉磊等(2017)10.2825780.0000120.0031780.1085050.282572-5.40.41.011.4720.2825640.0000150.0015280.0604940.282561-5.80.50.991.4940.2825350.0000110.0034290.1238150.282529-6.90.41.081.5750.2825260.0000180.0055920.2328090.282516-7.40.61.171.5980.2825700.0000200.0068860.378160.282558-5.90.71.141.50100.2825820.0000170.0013420.0522310.282580-5.20.60.961.4511950.2825860.0000180.0011090.0422050.282584-5.00.60.951.44120.2826200.0000170.0022270.0955940.282616-3.90.60.921.37130.2826090.0000240.0055850.2242970.282599-4.50.81.041.41140.2826280.0000170.0022900.0956370.282624-3.60.60.911.35150.2825760.0000220.0048190.2070620.282567-5.60.81.061.48180.2825750.0000180.0018540.0790390.282572-5.40.60.981.47190.2826070.0000160.0051710.1890290.282598-4.50.61.031.41200.2825720.0000180.0028170.0968160.282567-5.60.61.011.48XX-06?(流紋巖, K2x2),據(jù)Liu et al.(2012)10.2825940.0000180.0025670.0795870.282590-4.80.60.971.4320.2825430.0000180.0023700.0787370.282539-6.60.61.041.5530.2825850.0000140.0040350.1553120.282578-5.20.51.031.4640.2825810.0000180.0023630.0799350.282577-5.30.60.991.4670.2825730.0000140.0023620.0980760.282569-5.60.51.001.4880.2825740.0000170.0028130.1194080.282569-5.60.61.011.4890.2825990.0000160.0019950.0803910.282596-4.60.60.951.4210940.2825780.0000170.0016870.0718020.282575-5.30.60.971.46110.2825970.0000140.0019420.0807440.282594-4.70.50.951.42120.2825640.0000180.0041230.1813380.282557-6.00.61.061.51140.2825880.0000170.0037000.2102270.282582-5.10.61.011.45150.2826420.0000170.0019780.082090.282639-3.10.60.891.32180.2824460.0000170.0046040.2012510.282438-10.20.61.261.77190.2826340.0000120.0022280.082510.282630-3.40.40.901.3419XX-54-1(花崗斑巖)10.2826110.0000150.0022870.0548600.282728-4.30.50.941.3920.2826120.0000130.0019510.0467810.282728-4.20.50.931.3930.2825820.0000120.0018400.0439390.282728-5.30.40.971.4640.2825580.0000120.0008170.0191220.282728-6.10.40.981.5150.2825830.0000130.0012400.0294320.282728-5.20.40.951.456900.2825650.0000110.0014930.0347070.282728-5.90.40.991.5070.2825700.0000130.0021530.0523090.282728-5.70.50.991.4980.2825670.0000130.0015210.0361190.282728-5.80.50.981.4990.2825560.0000110.0017870.0435280.282728-6.20.41.011.52100.2825830.0000140.0016030.0380600.282728-5.20.50.961.45

圖7 小雄火山-侵入雜巖全巖εNd(t)-SiO2圖解(a)和鋯石εHf(t)-t圖解(b)東華夏地塊地殼基底演化域據(jù)Xu et al. (2007); 文獻(xiàn)數(shù)據(jù)引自Li et al. (2020)Fig.7 εNd(t) vs. SiO2 diagram (a) and εHf(t) vs. t diagram (b) of the Xiaoxiong volcanic-plutonic complexThe Hf isotopic evolutionary field shown for the crustal basement of the Cathaysia Block (after Xu et al., 2007); literature data after Li et al. (2020)

表3 小雄火山-侵入雜巖樣品全巖Nd同位素分析結(jié)果

結(jié)合前人發(fā)表數(shù)據(jù)，可以看出小雄組流紋質(zhì)火山巖Nd-Hf同位素組成變化較大，而且自下而上全巖εNd(t)值、鋯石εHf(t)值均呈現(xiàn)出升高的趨勢(圖7)。其中，下段流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r的全巖εNd(t)值為-8.3～-7.2，tDM2(Nd)為1.57～1.48Ga；鋯石εHf(t)值為-11.8～-7.2，tDM2(Hf)為1.87～1.58Ga。中段流紋巖的全巖εNd(t)值變化范圍較窄，為-5.84～-5.32，tDM2(Nd)為1.37～1.33Ga；鋯石εHf(t)值為-10.1～-0.5，tDM2(Hf)為1.67～1.16Ga。相對于小雄組下段流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r，中段流紋巖具有相對虧損的Nd-Hf同位素組成，指示巖漿形成過程中卷入了更多的新生幔源組分。

本文研究的2個(gè)花崗斑巖樣品顯示出一致的Nd-Hf同位素組成，全巖εNd(t)值為-5.44～-5.18，tDM2(Nd)為1.33～1.31Ga；鋯石εHf(t)值為-6.7～-4.2，tDM2(Hf)為1.55～1.39Ga。因此，花崗斑巖與中段流紋巖的Nd-Hf同位素組成較為接近，表明兩者可能具有相同的巖漿起源。此外，兩類侵入體的全巖Nd-Hf同位素組成并不一致，正長斑巖更為虧損，其全巖εNd(t)值為-3.83～-2.98，tDM2(Nd)為1.33～1.13Ga；鋯石εHf(t)值為-4.3～0.5，tDM2(Hf)分別為1.40～1.09Ga。

3.4 鋯石微量元素

小雄火山-侵入雜巖樣品鋯石微量元素相關(guān)圖解見圖8，數(shù)據(jù)見電子版附表1。兩類侵入體中鋯石的微量元素特征是：(1)正長斑巖中的鋯石Ti含量相對較高，反映正長斑巖成巖溫度要高于花崗斑巖。這與全巖鋯飽和溫度的計(jì)算結(jié)果相一致：正長斑巖為876～838℃，花崗斑巖為838～827℃。(2)正長斑巖鋯石Hf含量(4288×10-6～ 6117×10-6)略低于花崗斑巖鋯石Hf含量(5378×10-6～7043×10-6)(電子版附表1)。(3)正長斑巖與花崗斑巖中的鋯石Th/U比值相近，且變化范圍較大，為1.05～3.06；而 Zr/Hf、Y/Dy比值則明顯不同。(4)正長斑巖和花崗斑巖的鋯石顆粒都具有Eu負(fù)異常，但前者的鋯石Eu/Eu*值明顯較低，為0.12～0.53。

圖8 小雄火山-侵入雜巖的鋯石微量元素協(xié)變圖解(a) Ti-Hf圖解; (b) Zr/Hf-Eu/Eu*圖解; (c) Th/U-Hf圖解; (d) Y/Dy-Eu/Eu*圖解. 圖(a)中鋯石Ti溫度計(jì)算據(jù)(Ferry and Watson, 2007), 其中, αTiO2取0.75, αSiO2取1Fig.8 Trace element correlation diagrams for zircons from the Xiaoxiong volcanic-plutonic complex(a) Ti vs. Hf diagram; (b) Zr/Hf vs. Eu/Eu* diagram; (c) Th/U vs. Hf diagram; (d) Yb/Gd vs. Eu/Eu* diagram. Dashed lines in Fig.8a represent estimated temperatures for a given Ti concentration, calculated from the Ti-in-zircon thermometer (Ferry and Watson, 2007) assuming αTiO2=0.75 and αSiO2=1

花崗斑巖與中段流紋巖的鋯石微量元素組成則顯示出如下的變化：(1)相對于花崗斑巖，流紋巖中鋯石的Ti含量、Eu/Eu*值以及Zr/Hf、Th/U比值偏低。(2)在Eu/Eu*-Zr/Hf圖解中，花崗斑巖與流紋巖鋯石成分呈現(xiàn)出明顯的正相關(guān)關(guān)系，表明巖漿演化過程中存在斜長石與鋯石的分離結(jié)晶。(3)在Eu/Eu*-Y/Dy圖解中，相對于花崗斑巖，流紋巖中鋯石Y/Dy值隨著Eu/Eu*值的降低還出現(xiàn)了升高的趨勢，表明巖漿演化過程中可能還存在富集中稀土的礦物相(如磷灰石或榍石)的分離。

4 討論

4.1 流紋質(zhì)火山巖-花崗斑巖的起源和成因

4.1.1 流紋質(zhì)火山巖的巖漿起源

理論上講，高硅的火山巖可以由低硅玄武質(zhì)巖漿直接分離結(jié)晶而來(Peccerilloetal., 2003)。但在本研究區(qū)，一方面，玄武粗安巖出露的厚度要遠(yuǎn)小于流紋質(zhì)火山巖，噴發(fā)時(shí)代也明顯較早；另一方面，玄武粗安巖與流紋質(zhì)火山巖不相容元素的比值也存在明顯區(qū)別(如Th/Nd: 0.12～0.16 對 0.41～1.00, 邢光福等, 2009)。事實(shí)上，整個(gè)中國東南部的晚中生代巖漿活動(dòng)都以長英質(zhì)巖漿作用為主，中、基性火成巖相對較少，這說明大部分長英質(zhì)巖漿不可能是由幔源基性巖漿直接分異而來(Zhou and Li, 2000)。因此，可以認(rèn)為研究區(qū)玄武粗安巖與流紋質(zhì)火山巖具有獨(dú)立的起源。

小雄組流紋質(zhì)火山巖高硅(SiO2=75%～80%)、過鋁質(zhì)(A/CNK=0.97～1.52)的特征，暗示著可能主要為地殼起源(Chappell and White, 2001)。劉磊等(2017)對研究區(qū)小雄組下覆地層早白堊世磨石山群(K1M)的研究表明，其中的流紋質(zhì)凝灰?guī)r樣品(～128Ma)具有較為一致的鋯石Hf同位素組成(εHf(t)=-16.4～-13.6)和古元古代地殼模式年齡(tDM2=2.19～2.01Ga)，指示源區(qū)主要為古老的地殼基底物質(zhì)(圖9)。與下覆地層中的流紋質(zhì)凝灰?guī)r相比，小雄組火山巖的Hf同位素組成總體相對虧損，而且全巖εNd(t)值與鋯石εHf(t)值呈現(xiàn)出隨時(shí)間由早到晚升高的趨勢。這表明小雄組火山巖不可能單純起源于基底地殼物質(zhì)的熔融，成巖過程中應(yīng)有虧損的幔源組分的參與，而且貢獻(xiàn)比例逐漸增大。事實(shí)上，整個(gè)浙東南地區(qū)白堊紀(jì)火山巖全巖εNd(t)值與鋯石εHf(t)值都呈現(xiàn)出隨時(shí)間由早到晚逐漸升高的趨勢，這被解釋為虧損地幔來源組分在巖石成因中的貢獻(xiàn)越來越大(Liuetal., 2012, 2014)。通過對閩粵兩省中生代長英質(zhì)火山巖的研究，Guoetal.(2012)同樣揭示了在巖石成因中漸進(jìn)的殼幔相互作用。

圖9 小雄火山-侵入雜巖鋯石tDM2年齡分布浙東南地區(qū)碎屑鋯石年齡譜線據(jù)Xu et al. (2007), 陰影部分表示古元古代花崗巖及變質(zhì)巖所屬的年齡區(qū)間據(jù)Liu et al. (2012)Fig.9 Zircon tDM2 age distribution of the Xiaoxiong volcanic-plutonic complexThe U-Pb age spectra of detrital zircon populations from southeastern Zhengjiang (after Xu et al., 2007); the shaded region indicates ages of the Paleoproterozoic granitoids and coeval metamorphic rocks (after Liu et al., 2012)

一般來講，幔源組分參與花崗質(zhì)巖石成巖過程的方式主要有兩種：一是“源區(qū)混合”的方式，即幔源巖漿與其誘發(fā)的地殼物質(zhì)部分熔融形成的長英質(zhì)巖漿在地殼深部混合形成殼?；煸磶r漿(Xuetal., 1999; Griffinetal., 2002; 邱檢生等, 2011)，當(dāng)然，這種殼?；煸磶r漿可以繼續(xù)經(jīng)歷高程度結(jié)晶分異從而形成高硅花崗巖(邱檢生等, 2005, 2008)。二是“初生地殼”的方式，即幔源巖漿首先侵入到地殼基底巖石中形成初生地殼，在后期熱事件的影響下，這種既有初生地殼又有古老基底地殼構(gòu)成的混合地殼源巖發(fā)生部分熔融(李真等, 2009; Lietal., 2020)。我們注意到，本區(qū)流紋巖的全巖Nd同位素相對均一，而鋯石Hf同位素組成高度不均一，這一同位素解耦的特點(diǎn)最可能為殼、幔兩種巖漿混合的結(jié)果(Griffinetal., 2002; Yangetal., 2007)。由于鋯石Lu-Hf同位素體系的封閉溫度較之全巖Sm-Nd體系的封閉溫度高，加之鋯石結(jié)晶較早，因此鋯石Hf同位素組成可以記錄殼?；旌蠋r漿兩端元的初始信息；隨著混合作用的進(jìn)一步進(jìn)行，殼幔巖漿相互混合逐漸達(dá)到均一化，該階段信息被Sm-Nd同位素體系記錄，因而全巖εNd(t)值變化范圍較小(邱檢生等, 2008, 2011)。

因此，我們認(rèn)為在該研究區(qū)，虧損的幔源巖漿在早白堊世主要是作為熱源誘發(fā)了上覆地殼的重熔，形成了小雄組的下覆地層火山巖(K1M)。晚白堊世時(shí)，底侵的幔源巖漿不僅提供熱量，更發(fā)展為直接的物質(zhì)貢獻(xiàn)形式參與小雄組流紋質(zhì)火山巖母巖漿的起源。與下段流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r相比，中段流紋巖的Nd-Hf同位素組成要較為虧損，表明這種殼幔相互作用是漸進(jìn)的，流紋巖巖漿中混入了更多的虧損幔源組分。

4.1.2 高硅流紋巖的形成：分離結(jié)晶作用

近年來的研究表明，巖漿儲(chǔ)庫在地殼中絕大部分時(shí)間主要以高結(jié)晶度的“晶粥”形式存在(一般大于40%～50%)，晶體和熔體可以通過沉降壓實(shí)方式有效地分離，高硅流紋質(zhì)巖漿被解釋為從地殼淺部富晶體巖漿房(晶粥)中提取的熔體匯聚而成(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004)。“晶粥”模型的提出為高硅(貧晶)流紋巖的產(chǎn)生提供了一種可行的解釋機(jī)制，分離結(jié)晶過程在富晶體巖漿房中扮演了重要的角色(Lee and Morton, 2015; Bachmann and Huber, 2016, 2019; Cashmanetal., 2017)。

小雄組中段流紋巖全巖εNd(t)值(-5.84～-5.32)變化范圍很小，基本上不隨SiO2含量的增加而變化(圖7a)，這表明在淺部巖漿房中分離結(jié)晶作用占據(jù)主導(dǎo)地位，而且在火山巖漿噴發(fā)過程中受地殼混染極其有限。如圖10a, b所示，流紋巖在淺部巖漿房中存在長石的分離結(jié)晶，一些樣品顯示出程度更高的Ba異常，可能表明在巖漿房中經(jīng)歷了更多的鉀長石的分離結(jié)晶。另外，流紋巖中P2O5含量較低(<0.10%)，表明可能存在磷灰石的分離結(jié)晶。作為酸性巖石中常見的副礦物，鋯石中的一些重要微量元素含量及相關(guān)比值的系統(tǒng)變化主要反映的是結(jié)晶熔體的成分和共生礦物相的變化，因此可以作為巖漿分異演化程度的指標(biāo)(賀振宇和顏麗麗, 2021)。如流紋巖鋯石中Eu/Eu*與Zr/Hf呈現(xiàn)正相關(guān)關(guān)系(圖8b)，表明巖漿演化過程中存在斜長石與鋯石的分離(Yanetal., 2018a)。此外，流紋巖中鋯石Yb/Gd、Y/Dy等值隨著Eu/Eu*值的降低而略有升高，這表明在母巖漿演化中可能還存在富集MREE礦物的分離(如磷灰石或榍石)。綜上，小雄流紋巖在地殼淺部富晶體巖漿房中可能經(jīng)歷了高程度的分離結(jié)晶，分離結(jié)晶礦物相可能包括鉀長石、斜長石、鋯石、磷灰石。

圖10 小雄火山-侵入雜巖的元素協(xié)變圖解(a) Rb/Sr-Sr圖解; (b) Ba-Sr圖解; (c) Zr-SiO2圖解; (d) Nb/U-Nb圖解. 分離結(jié)晶礦物矢量圖據(jù)Inger and Harris (1993)和Rollinson (1993); OIB和N-MORB據(jù)Sun and McDonough (1989); Average Crust據(jù)Rudnick and Gao (2003)Fig.10 Element correlation diagrams of the the Xiaoxiong volcanic-plutonic complex(a) Rb/Sr vs. Sr diagram; (b) Ba vs. Sr diagram; (c) Zr vs. SiO2 diagram; (d) Nb/U vs. Nb diagram. Mineral vectors showing fractional crystallization trends (after Inger and Harris, 1993; Rollinson, 1993); OIB and N-MORB (Sun and McDonough, 1989); Average crust (Rudnick and Gao, 2003)

4.1.3 高硅流紋巖與花崗斑巖的成因聯(lián)系

早階段噴發(fā)的流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r具有相對富集的Nd-Hf同位素組成以及較老的模式年齡(tDM2(Hf)=1.87～1.58Ga)，暗示了巖漿起源過程中有更多古老地殼物質(zhì)的參與。因此本文著重討論花崗斑巖與中段流紋巖的成因聯(lián)系。早在二十多年前，王德滋等(2000)就在對中國東南部晚中生代花崗質(zhì)火山-侵入雜巖研究的基礎(chǔ)上提出了時(shí)、空、源一致性的思想。而在晶粥模型中，花崗巖與流紋巖不僅具有時(shí)、空、源一致的特征，還因?yàn)榘l(fā)生在巖漿房中晶體-熔體的分離而構(gòu)成固體-熔體互補(bǔ)關(guān)系(Wuetal., 2017)。

如前所述，花崗斑巖位于小雄破火山口內(nèi)，呈不規(guī)則的巖株產(chǎn)出，出露的小雄組中段(K2x2)為其圍巖(翁祖山和俞方明, 1999)，因此兩者在空間上密切共生。另外，LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年顯示，中段流紋巖與花崗斑巖兩者鋯石結(jié)晶年齡呈連續(xù)的先后關(guān)系(95±1Ma～92±2Ma至90±1.1Ma)。同時(shí)，相似的Nd-Hf同位素組成以及Nb/U比值(圖7、圖10d)，也表明兩者可能來自于同一個(gè)巖漿源區(qū)。而且與“晶粥”模型一致的是，流紋巖具有高硅(>75%)、貧晶(<10vol%)的特征，經(jīng)歷了以長石為主的分離結(jié)晶作用；花崗斑巖則顯示了與流紋巖相對“互補(bǔ)”的微量元素地球化學(xué)特征(圖6)，這與較多的長石聚晶的巖相學(xué)特征(圖2)是一致的，指示了堆晶作用。

研究表明，鋯石中Th、U、Hf、Y、Ti等元素元素含量及Th/U、Eu/Eu*、Zr/Hf等比值的系統(tǒng)變化，可以有效示蹤巖漿混合、分離結(jié)晶等巖漿作用過程(Claiborneetal., 2010; Sampertonetal., 2015; 賀振宇和顏麗麗, 2021)，并被用于建立火山巖與侵入巖的成因聯(lián)系(Deeringetal., 2016; Buretetal., 2017; Yanetal., 2018a, 2020)。相對于花崗斑巖，流紋巖中鋯石的Th、U、Hf、Y含量相對偏高，而Ti含量、Eu/Eu*值以及Zr/Hf比值偏低。這種差異表明火山巖中鋯石是在熔體提取之后結(jié)晶自流紋質(zhì)巖漿，反映了巖漿房的“晶體-熔體”分離過程(Yanetal., 2020, 賀振宇和顏麗麗, 2021)。然而，兩者少部分微量元素重疊的特征可能暗示了火山巖中一小部分鋯石為熔體提取過程捕獲的巖漿房中的鋯石晶體。

因此，本文認(rèn)為中段流紋巖與花崗斑巖來自于同一個(gè)巖漿儲(chǔ)庫。在地殼淺部巖漿房中，持續(xù)的分離結(jié)晶和堆晶作用形成了晶體含量較少的流紋質(zhì)熔體和富集晶體的堆晶體，前者噴出地表形成了流紋巖，后者固結(jié)為花崗斑巖。

4.2 正長斑巖巖漿起源和成因

圖11 小雄正長斑巖的CaO/Al2O3-SiO2圖解Fig.11 CaO/Al2O3 vs. SiO2 diagram of the Xiaoxiong syenite-porphyry

正長巖(包括石英正長巖)是中國東南部晚中生代火成巖組合中重要的巖石類型，He and Xu(2012)通過系統(tǒng)的研究將其形成時(shí)代劃分為早(141～127Ma)、晚(98～86Ma)兩個(gè)階段，并指出早階段正長巖的母巖漿起源于受俯沖沉積物質(zhì)交代的富集地幔，而晚階段母巖漿則形成于受俯沖影響的富集地幔熔融產(chǎn)生的熔體和自軟流圈地幔來源熔體的相互作用，并據(jù)此解釋了正長巖由早階段到晚階段顯著升高的鋯石εHf(t)值。首先，在εHf(t)-t關(guān)系圖上(圖7b)，小雄正長斑巖的投影點(diǎn)均位于東華夏地塊地殼基底演化域的上方，兩階段Hf模式年齡(1.40～1.09Ga)也明顯低于地殼基底的形成年齡(1.87～1.85Ga, Xuetal., 2007)，說明小雄正長斑巖不可能純粹由地殼物質(zhì)的部分熔融產(chǎn)生。此外，小雄正長斑巖樣品中未見捕獲鋯石，而且全巖εNd(t)值隨著SiO2含量的增加未發(fā)生明顯變化(圖7a)，從而表明巖漿在上升過程中沒有受到較大程度的地殼物質(zhì)混染。最后，小雄正長斑巖形成于晚白堊世(～88Ma)，具有較高的鋯石εHf(t)值(最高可達(dá)+0.5)。綜上，本文研究再次證實(shí)小雄正長斑巖的母巖漿起源于富集巖石圈地幔的部分熔融，同時(shí)巖漿源區(qū)還混入了來自虧損的軟流圈地幔組分。

直接由地幔源區(qū)部分熔融形成的巖漿往往是玄武質(zhì)的，因此小雄正長斑巖的形成過程中，必然伴有強(qiáng)烈的分離結(jié)晶作用。小雄正長斑巖具有極弱的Eu異常(Eu/Eu*=0.76～1.04)以及高的Sr、Ba含量，表明斜長石、鉀長石不可能為主要的分離結(jié)晶礦物。在哈克圖解上，可以看到小雄正長斑巖隨著SiO2含量的增加，F(xiàn)eOT、MgO、CaO、TiO2及P2O5的含量快速下降(圖5)，清晰地指示了鎂鐵質(zhì)礦物、磷灰石以及含Ti礦物的分離結(jié)晶作用。需要注意的是，小雄正長斑巖樣品SiO2與CaO/Al2O3呈現(xiàn)明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖11)，表明其成巖過程中富Ca礦物相的分離，因此這里的鎂鐵質(zhì)礦物可能主要是普通輝石。另外，正長斑巖鋯石Y/Dy值相對較低且變化范圍不大(圖8d)，因此這里的含Ti礦物更可能是鈦鐵礦，而不是榍石。綜上，小雄正長斑巖的地球化學(xué)成分變化主要受“普通輝石+磷灰石+鈦鐵礦”的分離結(jié)晶控制。

那么，正長斑巖進(jìn)一步演化是否可以形成花崗斑巖呢？LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年顯示，花崗斑巖結(jié)晶比正長斑巖早約2Myr。當(dāng)然，如果考慮定年技術(shù)本身的誤差(約3%, 徐夕生等, 2020)，這一年齡間隔難以證明兩者是先后關(guān)系。但是，本文認(rèn)為花崗斑巖與正長斑巖可能并不存在直接的成因演化關(guān)系，兩者的起源不同。證據(jù)如下：

(1)從地質(zhì)關(guān)系上來看，小雄花崗斑巖并不是作為正長斑巖的邊緣相產(chǎn)出，兩者之間存在一定的空間距離。前者出露于小雄盆地的北部(浦壩港以北)，后者呈小巖株的形式主要出露于盆地南部(浦壩港以南)。

(2)從同源巖漿分異演化的特點(diǎn)上來看，小雄正長斑巖與花崗斑巖樣品存在SiO2含量的成分間斷(64%～68%)，在哈克圖解上(圖5)各自構(gòu)成獨(dú)立的主量元素相關(guān)關(guān)系。其中，花崗斑巖的K2O、Al2O3、CaO含量明顯低于正長斑巖，暗示可能出現(xiàn)了長石的分離結(jié)晶。但在花崗斑巖中，部分樣品反而具有高于正長斑巖的Sr、Ba含量及Eu/Eu*值，這顯然與同源巖漿分離結(jié)晶演變的特點(diǎn)相悖。另外，花崗斑巖的Nb/U比值(3.48～6.62)明顯低于正長斑巖(13.62～16.60)而接近地殼的平均值(圖10d)。

(3)從同位素組成上來看，相對于正長斑巖，花崗斑巖具有較為富集的Nd-Hf同位素組成，兩者的鋯石二階段Hf模式年齡也有顯著的差別(圖9), 花崗斑巖為1.55～1.39Ga，而正長斑巖為1.40～1.09Ga。

5 結(jié)論

(1)小雄組火山巖形成于98～88Ma，并具有三次沉積-噴發(fā)旋回的特點(diǎn)，年齡分別為98～96Ma(K2x1)，95～92Ma(K2x2)、～88Ma(K2x3)。小雄花崗斑巖形成年齡為90Ma；正長斑巖形成稍晚，約88Ma。

(2)與下段流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r的Nd-Hf同位素組成[εNd(t)=-8.3～-7.2,εHf(t)=-11.8～-7.2]相比，中段流紋巖較為虧損[εNd(t)=-5.84～-5.32,εHf(t)=-10.1～-0.5]。研究表明小雄組流紋質(zhì)火山巖巖漿起源于發(fā)生在深部巖漿房中漸進(jìn)的殼幔相互作用，中段流紋巖巖漿中混入了更多的虧損幔源組分。

(3)小雄組中段流紋巖和花崗斑巖具有相似的Nd-Hf同位素組成，以及“互補(bǔ)”的微量元素地球化學(xué)特征，發(fā)生在淺部巖漿房的分離結(jié)晶作用和堆晶作用可以將兩者聯(lián)系起來，即中段流紋巖是由巖漿房內(nèi)晶體間隙熔體經(jīng)提取、匯聚形成的，而巖漿房中未噴發(fā)的殘余的熔體和晶粥則固結(jié)形成了淺成相的花崗斑巖。

(4)正長斑巖與花崗斑巖并不存在直接的成因演化關(guān)系，兩者應(yīng)是不同的起源。不同巖株的正長斑巖具有高度一致的結(jié)晶年齡(～88Ma)、微量元素特征以及Nd-Hf同位素組成[εNd(t)=-3.8～-3.0,εHf(t)=-4.3～0.5]，表明小雄破火山內(nèi)的正長斑巖具有相同的起源。研究表明，正長斑巖巖漿應(yīng)主要起源于富集巖石圈地幔的部分熔融，巖漿源區(qū)還混入了一些來自軟流圈的虧損地幔組分，巖漿成分演化主要受“普通輝石+磷灰石+鈦鐵礦”的分離結(jié)晶控制。

致謝衷心感謝兩位審稿專家和本刊編輯所提出的意見建議。