福州闽侯地区长安山闪长岩和流纹岩的成因及地质意义

2020-08-12王力圆彭向东黄亮亮2林木森张文慧

岩石学报 2020年6期

王力圆彭向东黄亮亮2 林木森张文慧

1. 福州大学紫金矿业学院，福州 3501162. 中国科学院地质与地球物理研究所，北京 1000291.

图1 福州地区岩浆岩分布示意图(a)华南地区构造简图;(b)采样位置地质简图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

华南地区燕山期以来发生了强烈的构造事件与岩浆活动，其岩浆岩具幕式多期次活动特点(谢桂青等, 2005; Lietal., 2014;毛建仁等, 2014;李三忠等, 2018)。该地区广泛出露的岩浆岩为揭示其成因演化进而探讨大地构造背景与地球动力学过程提供了重要信息。前人研究表明，幔源岩浆底侵及壳幔相互作用在华南晚中生代火成岩成因过程中扮演着重要角色(Guoetal., 2012; Liuetal., 2014, 2016; Zhaoetal., 2016)；同时，岩浆活动受到古太平洋板片俯冲/后撤的影响这一观点已达成广泛共识，即俯冲板片的后撤诱发的幔源岩浆底侵可能是该地区中酸性侵入岩形成的主要机制(Sunetal., 2007; 徐夕生, 2008; Zhengetal., 2013; Lietal., 2014)。此外，不同方向的构造变形以及岩浆岩时空分布特征表明华南中生代岩浆岩是多板块汇聚和多向挤压-伸展造山的产物(Wangetal., 2013)。白垩纪时期，福建沿海地区壳幔相互作用尤其强烈，由此引发了广泛发育的白垩纪岩浆活动，中酸性火山-侵入岩是幔源岩浆与其诱发熔融产生的壳源长英质岩浆通过不同程度的混合作用形成(Xuetal., 1999; Chenetal., 2013)。

本文以福州大学校园内的长安山闪长岩和流纹岩为研究对象，结合锆石年代学数据、岩石地球化学特征及锆石Hf同位素组成，揭示岩浆过程和岩石成因机制。综合前人研究成果，探讨岩浆活动过程中壳幔相互作用的形式和强度，进而为福建沿海晚中生代构造演化过程提供制约。

1 区域地质背景

图2 长安山流纹岩和闪长岩野外照片(a-c)流纹岩上覆于闪长岩；(d)花岗质细晶岩脉穿插闪长岩，接触部位具有绿泥蚀变；(e)辉绿岩脉穿插闪长岩；(f)靠近流纹岩与闪长岩接触部位，酸性细晶岩脉沿闪长岩裂隙穿插；(g)流纹岩流纹构造非常发育；(h、i)闪长岩与流纹岩接触界线，靠近流纹岩一侧流纹构造明显，靠近闪长岩一侧片理化现象明显，远离界线流纹构造和片理化现象逐渐减弱Fig.2 Outcrop photos of the diorite and rhyolite from Changanshan

研究区位于华南陆块东南，基底隶属华夏陆块，构造上位于长乐-南澳断裂带以西(图1a)。福建沿海地区晚白垩世普遍发育与俯冲作用产生的伸展背景有关岩石组合如A型花岗岩(Chenetal., 2013；Zhaoetal., 2015)、基性岩墙(Zhaoetal., 2007;丁聪等, 2015)。东南沿海发育的I-A型复合花岗岩体被认为是构造转换的岩石学标志之一，指示区域背景由挤压向伸展环境转换(Zhaoetal., 2016; Chenetal., 2019a, b)。东南沿海闽浙地区在伸展作用下，发育众多受北东向断层控制的断陷盆地，且断陷盆地内发育厚层的火山-沉积岩，可分为上、下两个火山岩系(Shuetal., 2009)。福建东部沿海下火山岩系主要为南园组，年龄为145～130Ma左右；上火山岩系主要为石帽山群，年龄在110～90Ma左右(Guoetal., 2012)。本文样品采自福州市闽侯县福州大学旗山校区校园内的长安山(图1b)，主要包括闪长岩和石帽山群的火山岩。

2 岩石学特征

野外产状总体表现为流纹岩上覆于闪长岩之上(图2a-c)，少量的后期花岗质细晶岩脉和辉绿岩脉沿闪长岩的裂隙充填(2d, e)，闪长岩内部被花岗质细晶岩脉穿插的两侧可以看到明显的烘烤边和绿泥石化蚀变特征(图2d)，靠近流纹岩与闪长岩的接触部位，可见清晰的流纹构造围绕接触界限发育，而闪长岩沿接触带发育片理化现象(图2f，h)。

流纹岩主要呈灰白色、灰红色，斑状结构，致密块状构造，部分岩石流纹构造较明显(图2g)。斑晶含量约5%～10%，主要由碱性长石、斜长石、石英构成。其中，碱性长石斑晶呈半自形-他形，大小为1～2mm，部分粘土蚀变比较强烈，石英具有熔蚀港湾状。基质主要为隐晶质或玻璃质，普遍具有球粒结构(图3a, b)，球粒结构主要是由隐晶质的长英质物质脱玻化形成，球粒大小多集中在0.5～1mm，部分球粒呈双层结构(图3b)，核部由显晶质的石英长石构成，外层由放射状的长英质纤维物质组成。部分岩石中的钾长石斑晶周边发育一圈成分相同及光性方位一致的石英矿物，成珠点状散布在主晶矿物边部形成珠边结构(图3c)，蠕虫状的石英杂乱的分布在斜长石中形成蠕虫结构(图3d)。

图3 流纹岩(a-d)与闪长岩(e-i)显微镜下照片矿物缩写：Ol-橄榄石; Aug-普通辉石; Hbl-普通角闪石; Bi-黑云母; Kfs-钾长石; Pl-斜长石; Q-石英; Mt-磁铁矿; Chl-绿泥石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

闪长岩呈灰黑色块状构造，半自形粒状结构，暗色矿物主要为辉石、黑云母及角闪石，可细分为辉石闪长岩，黑云二长闪长岩等。辉石闪长岩为灰黑色，中粗粒结构，致密块状构造，主要矿物为辉石(25%～30%)，角闪石(10%～15%)，斜长石(45%～50%)，次要矿物为黑云母5%，钾长石(5%～10%)和少量的橄榄石及其他副矿物(图3e-g)；辉石为单斜辉石，发育简单双晶，干涉色达到二级蓝(图3e)。角闪石呈他形，为淡绿色，多色性明显，部分绿泥石化(图2g)；斜长石聚片双晶发育较自形，斜长石成分一般为An66～An85。

黑云二长闪长岩为灰黑色，主要矿物为黑云母(15%～20%)和少量的辉石3%。黑云母形态不规则，局部呈熔蚀状(图3i)。斜长石(45%～50%)较自形，钾长石(30%～40%)形态不规则，表面发育黏土蚀变，呈麻点状(图3g)，局部他形的钾长石与较自形的斜长石构成二长结构(图3h)。斜长石聚片双晶发育，斜长石成分一般为An60～An80。

3 分析方法

主量元素和微量元素组成在广州澳实矿物实验室完成。其中，主量元素分析采用X射线荧光光谱分析(PAN analytical Axios XRF)方法测定，并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测，分析精度和准确度优于1%；稀土元素和微量元素测试仪器为美国Agilent VISTA型号的电感耦合等离子体发射光谱(ICP-AES)和美国Perkin Elmer Elan 9000型号的电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，分析精度和准确度优于5%, 含量极少(<10-8) 的元素精度优于10%。

锆石颗粒在河北省廊坊区域地质矿产调查研究所采用浮选和电磁方法进行分选，挑选出晶形和透明度较好的锆石粘贴制成环氧树脂样品靶。锆石的阴极发光(CL)显微照相、锆石U-Pb定年及锆石原位微区Lu-Hf同位素均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。锆石U-Pb同位素测试采用的激光剥蚀系统为GeolasPro，ICP-MS型号为Agilent7500a，分析的激光束斑直径32μm，采用国际标准锆石91500作为外标对同位素分馏进行校正，采用国际标样NIST610对微量元素含量进行外标，采用29Si作为内标元素进行校正。

原位微区锆石Hf同位素分析采用的仪器为Neptune Plus多接收器电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)和193nm准分子激光剥蚀系统(GeoLasPro HD)，以氦气为载气，并在剥蚀池之后引入少量氮气以提高Hf元素灵敏度。采用单点剥蚀模式，Hf同位素测试点位置与锆石U-Pb定年点位相同或靠近，分析激光斑束直径为44μm，能量8mJ/cm2，频率8Hz。使用锆石标样91500和GJ-1用于监控分析过程中Hf同位素干扰校正，本次实验锆石91500与JG-1分别获得176Hf/177Hf值为0.282316±0.000011 (2σ)和0.282034±0.000014 (2σ)。

表1 长安山闪长岩和流纹岩的LA-MC-ICP-MS 锆石U-Pb定年数据

续表1

图4 长安山闪长岩和流纹岩代表性锆石CL图像实线白圈表示锆石定年测点位置，虚线黄圈表示Hf同位素分析位置Fig.4 CL images for representative zircons of the Changanshan diorite and rhyolites

4 分析结果

4. 1 锆石U-Pb 年龄

本文选取了2个流纹岩样品和1个闪长岩样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，分析结果见表1。流纹岩(SZ1)中锆石多数呈短柱状，少部分为长柱状，自形到半自形晶形，颗粒大小约50～120μm，长宽比介于2:1～1:1之间，锆石韵律环带构造发育(图4a)。锆石Th/U比值为1.10～2.31，且样品中锆石振荡环带清晰，为典型的岩浆成因锆石。共选择20颗锆石进行定年，20颗锆石的206Pb/238U年龄分布在95.7～102Ma之间，去除2个不谐和测点后(12、14)，选取18颗锆石加权平均年龄为98.6±0.7Ma(MSWD = 1.6)(图5a)。

流纹岩样品(SZ2)的锆石颗粒呈短柱状-长柱状，长宽比从2:1到1:1，CL图像显示颗粒内部具有宽缓的岩浆结晶环带(图4b)，Th/U比值较高，为1.15～2.26，具有典型岩浆结晶锆石的特点。锆石颗粒的206Pb/238U年龄值在95.3～101Ma之间，17个协和度较好的分析点年龄加权平均值为98.6±0.6Ma(MSWD=1. 8)(图5b)，上述2个流纹岩样品年龄接近，代表了火山岩的形成年龄。

表2 长安山闪长岩和流纹岩锆石Hf同位素测试结果

图5 长安山闪长岩和流纹岩锆石U-Pb谐和图及加权平均年龄图Fig.5 Zircons U-Pb concordian diagrams and weighted average ages plots of the Changanshan diorite and rhyolites

闪长岩(SZ3)锆石形态不规则，多数锆石为短柱状，内部结构均匀，部分具宽板状韵律环带(图4c)，Th/U比值为0.7～1.18。选取24个分析点进行锆石测年，测点的谐和度都较高，获得的206Pb/238U年龄变化范围为105～109Ma，24个测点的年龄加权平均为107.2±0.3Ma (MSWD=1.2)(图5c)，代表了闪长岩的结晶年龄。

4.2 锆石Hf同位素

锆石原位Lu-Hf同位素分析，分析点位于或靠近锆石U-Pb定年测点位置，分析结果见表2。对流纹岩样品(SZ1)已测年的11颗锆石和闪长岩样品(SZ3)已测年的14颗锆石进行了Lu-Hf 同位素分析，每个测点的εHf(t)值和模式年龄根据U-Pb年龄计算。流纹岩样品的初始176Hf/177Hf变化于0.282634～0.282742。εHf(t)值相对集中变化较小为-2.7～+1.1，平均值为-1.06，单阶段模式年龄tDM1为757～901Ma，二阶段模式年tDM2为1089～1331Ma，远大于其结晶年龄98Ma。

闪长岩样品的结果与流纹岩的相似，其初始176Hf/177Hf变化于0.282645～0.282720，14个测点εHf(t)值变化较小为-2.1～+0.5，平均值为-0.97，其中大部分为负值，只有2个为正值，单阶段模式年龄tDM1为746～846Ma，二阶段模式年龄tDM2为1133～1301Ma。

4.3 岩石地球化学特征

本文获得的10件流纹岩和2件闪长岩的主量和微量元素测试结果见表3。由于本次采集的闪长岩样品和熊欣等(2011)采自同一研究区，为了更全面的了解闪长岩的地球化学特征，本文整理分析了熊欣等(2011)在该区的地球化学分析数据。

4.3.1 流纹岩

流纹岩具有高的SiO2含量为75.12%～78.55%(平均值77.32%)，K2O含量较高，为4.01%～5.30%，指示较高的演化程度。全碱(K2O+Na2O)含量较高，为7.70%～9.03%，平均值为8.39%，明显贫MgO(0.01%～0.13%)、贫Fe2O3T(0.96%～1.19%)和贫TiO2(0.09%～0.13%)。在TAS图解上落在亚碱性流纹岩区域(图6a)，在SiO2-K2O图中样品显示了高K的特征，岩石属高钾钙碱性系列(图6c)。CaO含量较低，为0.04%～0.6%(平均值0.20%)，样品的Al2O3含量较低，为11.84%～13.23%，A/NK值为1.08～1.13，除1个样品A/CNK值为0.99外，其他流纹岩样品的A/CNK为1.01～1.10，属弱过铝质岩石(图6d)。

流纹岩的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线基本一致，表现为轻稀土富集的右倾曲线(图7a)。除了2个样品外(SZ1-3、SZ1-6稀土总量分别为69.52×10-6和79.14×10-6)，其他样品具有较高的稀土总量(102.0×10-6～184.9×10-6)和(La/Yb)N比值(3.62～11.29)，总体上配分模式相似且明显富集轻稀土元素，其LREE/HREE比值介于3.35～9.86之间。流纹岩具明显的负Eu异常(δEu=0.09～0.46)，与高演化的酸性岩浆一致。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图7b)，流纹岩具有相似的配分模式，相对富集大离子亲石元素(Rb、K、Th、U)，相对亏损Ba、Nb、Sr、Ti和P等高场强元素。

4.3.2 闪长岩

本文采集了2件闪长岩样品，结合熊欣等(2011)闪长岩地球化学分析数据来讨论。研究区闪长岩SiO2含量为 52.52%～58.02%(平均值55.0%)，K2O含量为0.91%～2.95%。TAS图解中样品投点主要落在闪长岩区域(图6b)。岩石为中钾-高钾钙碱性系列闪长岩(图6c)。Al2O3含量的变化范围为15.94%～18.25%，A/CNK值较低为0.80～0.91，属于准铝质岩石(图6d)。TiO2含量较低为0.89%～1.05%，具有稍高的MgO (3.80%～5.53%)含量和Mg#(50～60)值，Na2O/K2O比值为1.28～6.84，为富钠闪长岩。

闪长岩稀土总量(114.6×10-6～169.2×10-6)和流纹岩接近(图7c)，在球粒陨石标准化稀土元素配分图上显示出比流纹岩更加富集轻稀土的特征(La/Yb)N=10.84～14.72)，未见明显的Eu异常(δEu=0.77～1.03)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图7d)，闪长岩与流纹岩表现出大体一致的曲线特点，表现为相对富集大离子亲石元素(Rb、Th、U)和相对亏损Ba、Nb、Ti 和P等高场强元素。但与流纹岩相比，闪长岩的Sr、P、Ti亏损较弱，Nb亏损较强，显示出Nb负异常的典型大陆地壳微量元素配分模式。闪长岩中的Cr (48.4×10-6～73.6×10-6)、Ni(35.7×10-6～47.5×10-6)含量较高，Sr (373×10-6～843×10-6)、Y(14.3×10-6～20.1×10-6)含量中等，具有较低的Sr/Y(26.1～50.5)比值。

5 讨论

5.1 闪长岩岩石成因

福州早白垩世晚期长安山闪长岩亏损Hf、Ti、P、Zr等高场强元素，富集大离子亲石元素，并且强烈亏损Nb、Ta元素，显示了该闪长岩具有典型的岛弧岩浆岩的特征。闪长岩具有高Cr、高Ni、低Sr/Y比值且亏损重稀土元素等特征，在Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN图解上，闪长岩落入经典岛弧岩浆岩区域，表明该区的闪长岩并不是埃达克岩而是正常的弧岩浆岩(图8)。大多数样品具有较微弱的Eu负异常(图7c)，表明斜长石不受岩浆结晶分异作用的控制。

表3 闪长岩和流纹岩的主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析结果

图6 流纹岩和闪长岩元素分类图解(a、b)TAS图解；(c)K2O vs. SiO2；(d)A /CNK vs. A /NK图解. 闪长岩引用数据来自熊欣等(2011)，图7-图9同Fig.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

图7 闪长岩和流纹岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a、c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d)(标准化值据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)

图8 长安山闪长岩和流纹岩的Sr/Y-Y(a, 底图据Castillo et al.,1999)和(La/Yb)N-YbN图解(b, 底图据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

中性岩石成因一般包括以下几个模式：(1)幔源玄武质熔体结晶分异作用(模式Ⅰ，Sisson and Grove, 1993)；(2)加厚铁镁质下地壳的部分熔融作用(模式Ⅱ，Atherton and Petford, 1993)；(3)俯冲板片的部分熔融(模式Ⅲ，Kayetal., 1993)；(4)受流体或熔体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图解(图9c)中，闪长岩样品显示出了部分熔融而非分离结晶的趋势，也表明幔源玄武质熔体结晶分异(模式Ⅰ)不是该类岩石的主要成因机制。加厚镁铁质下地壳部分熔融产生的岩石通常具有低MgO含量或Mg#值(Mg#<40，Atherton and Petford,1993)以及低Cr、Ni含量的特征。长安山闪长岩MgO含量不高(3.80%～5.53%)，Mg#值介于50～60之间，高于下地壳部分熔融形成的中酸性岩(通常Mg#<40)但低于俯冲板片部分熔融形成的高镁闪长岩(通常Mg#>60，McCarron and Smellie, 1998)。俯冲板片的部分熔融和基性下地壳的部分熔融一般会产生埃达克岩。长安山闪长岩是一般的岛弧岩浆岩，并不是埃达克岩。此外，闪长岩具有相对高的Cr(48.4×10-6～73.6×10-6)、Ni(35.7×10-6～47.5×10-6)含量，暗示岩浆源区不太可能由完全有基性下地壳物质部分熔融产生，可能混染了壳源的组分。因此，基本上可以排除其来源于下地壳基性物质部分熔融(模式Ⅱ)和俯冲板片的部分熔融(模式Ⅲ)这两个成因。

长安山闪长岩具有中度富集的LREE，且LILE元素(Sr、Ba、Rb、K)含量较高，具有明显的Sr正异常，以及较高的Th含量。这些特征与来自于南美洲典型的安第斯岛弧的安山岩特征相似，这些岩石的岩浆源区通常认为来自于具有富集特征的地幔源区，代表着俯冲带上盘经过流体交代的地幔楔部分熔融作用的结果(Hawkesworthetal., 1991)。

地幔楔的熔融需要俯冲板片的流体加入，闪长岩较高的LREE/HREE比值，暗示源区受到显著的俯冲带流体或者熔体改造，岩浆中俯冲沉积物和板片来源的流体(熔体)可以通过Th的含量和Ba/Th、La/Sm、Th/Yb比值识别(Tatsumi, 2006)。一般有沉积物加入的岩浆具有高Th、Th/Yb比值和低的Ba/La比值，高Ba/Th值(>300)指示俯冲带流体对岩浆源区的贡献显著高。闪长岩的Ba/Th比值较低(8～50)指示岩浆源区可能在板片俯冲过程中海洋沉积物的贡献比板片流体显著，从Ba/Th-(La/Sm)N和Th/Yb-Ba/La图解中表现出明显的沉积物加入的变化趋势(图9a，b)，表明岩浆演化早期是富水体系。实验岩石学表明在水饱和的情况下(约6%)条件下，俯冲消减有关的钙碱性熔体可结晶出牌号高达An90-95的钙长石(Sisson and Grove, 1993)。福建沿海岱前山岩体和平潭岩体的斜长石牌号分别高达An95和An92，高钙斜长石常以熔蚀核出现，低牌号的斜长石围绕核部在边部増生，同样也反映了母岩浆是富水的(Zhangetal., 2019)。

研究区的闪长岩体靠近福建沿海的基性超基性岩带(如平潭岩体、漳州岩体、岱前山辉长岩体、南屿辉长岩)，该带内侵入杂岩体的铁镁质岩石和长英质岩石成岩年龄(97～115Ma左右)与研究区接近，岩性主要由钙碱性的辉长岩、闪长岩及花岗岩等构成，并常发育暗色包体和基性岩墙群(Xuetal.,1999; Zhaoetal., 2007; Chenetal., 2013; Zhangetal., 2019)。福建沿海侵入杂岩体中的闪长质岩石中普遍发育高钙的斜长石，斜长石牌号在基性端元可达An85-An90，在酸性端元可达An50-An86，平均An70)，且发育不平衡结构(Xuetal., 1999)。长安山闪长岩的斜长石牌号也较高与前述侵入杂岩体类似，这些均表明闪长质岩石中高钙斜长石可能是继承成因，经历了不同比例的幔源岩浆和壳源酸性岩浆的混合作用。基性岩浆可能来自富集的岩石圈地幔，酸性岩浆来自于中生代晚期古太平洋板块俯冲引起的伸展背景下，软流圈地幔上升过程中产生的长英质岩浆。

闪长岩具有相对平坦的MREE至HREE稀土配分模式及较高的CaO和Al2O3含量，表明源区可能来源与相对富集的地幔源区(即尖晶石二辉橄榄岩或辉石岩)(Yangetal., 2007；Zhaoetal., 2007)。闪长岩的具有较均一的Hf同位素组成，εHf(t)值变化较小为-2.1～+0.5，平均值为-0.97，绝大部分为负的εHf(t)值，也表明闪长岩源区可能来源于经过流体交代富集岩石圈地幔，富集源区的形成可能与大洋沉积物释放的流体/熔体交代上覆地幔楔有关。综上所述，闪长岩的成因可能为富水的幔源岩浆与受幔源岩浆底侵产生的长英质壳源岩浆混合而成。

5.2 流纹岩成因及岩浆源区

流纹岩样品具有非常高的SiO2(75.12%～78.55%)含量及分异指数(DI，95.8～97.3)，极低的Fe2O3(0.96%～1.19%)、MgO(0.01%～0.13%)和Mg#(2.1～22.9)，岩石具有海鸥型的稀土元素配分曲线，主要表现为分异的轻稀土元素，强烈的Eu负异常以及相对富集的重稀土元素，均表明流纹岩具有高硅高演化岩浆的地球化学特征，并经历了强烈的结晶分异作用。酸性岩浆体系中Sr和Eu强相容于斜长石，Rb不相容于斜长石，Sr和Eu的负异常和Rb的正异常与斜长石分离结晶有关(Klimmetal., 2008)，而Ba强相容于钾长石，Ba的负异常与钾长石结晶有关(Macdonaldetal., 2010)。流纹岩强烈的Eu、Sr、Ba、负异常和Rb的正异常指示岩浆经历了强烈斜长石和钾长石等矿物的分离结晶作用。强烈的Ti和P负异常可能与富Ti矿物(榍石和钛铁矿)和富磷矿物(磷灰石)的分离结晶有关。

俯冲板片的部分熔融也可以产生高硅流纹岩，但此种成因模式可以排除主要基于以下证据：由于沉积岩和俯冲板片的熔融，残余的金红石会导致Nb和Ta亏损，形成的岩石具有很高的Nb/Ta比值(高达33，Stolzetal., 1996)，而长安山流纹岩的Nb/Ta比值较小(1.6～15.9)；此外俯冲板片熔融产生的岩浆岩一般具有埃达克岩的性质(Defantetal.,1991)，表现为高Sr(>400×10-6)低Y (<19×10-6)和 La/Yb(24～28)比值，而研究区流纹岩属于经典的弧火山岩，并有较低的Sr和较高的Y，不具有埃达克岩的性质，显然长安山流纹岩不太可能来源于俯冲板片的部分熔融。

前人研究表明东华夏地块基底主体形成于早元古代(1.85～1.87Ga，2.10～2.40Ga，Xuetal., 2007)，流纹岩的锆石εHf(t)变化范围分别是为-2.7～+1.1，明显比亏损地幔富集，表明来源于同位素富集的源区，对应的Hf同位素二阶段模式年tDM2为1089～1331Ma，明显比东华夏地块基底的年龄年轻(Xuetal., 2007; Yanetal., 2016)，与区域的地壳生长事件不对应。样品的锆石εHf(t)值全部位于华夏地壳基底演化区域的上方(图10)，流纹岩也不可能来自于古老地壳的熔融。本区的高分异流纹岩具有A型花岗岩的特点(图11)，且成岩年龄和Hf同位素组成与福建沿海的乌山、金刚山、白石山、太姥山、魁歧等众多晚白垩纪铝质A型花岗岩体接近(Qiuetal., 2004; Zhaoetal., 2015, 2016; Chenetal., 2019a)。表明均起源于地壳源区，应与拉张伸展构造有关，可能是在古太平洋板块俯冲导致的岩石圈减薄过程中产生。

华南白垩纪火山岩的锆石Hf同位素组成在时间和空间上表现出有规律的变化。时间上，由早到晚具有逐渐升高的趋势，表现为Hf同位素由富集向亏损演化的特征(图10)。空间上，幔源岩浆与地壳基底物质的混合作用从内陆往沿海逐渐迁移(Guoetal., 2012; Lietal., 2014, 2018)，指示了东南沿海白垩纪岩浆岩中幔源组分在岩浆来源贡献比例逐渐升高。本区流纹岩“海鸥型”稀土配分模式和明显的负Eu异常非常符合在地幔上涌的伸展构造环境中产生的“热的-干的-还原”的流纹岩类型(Bachmann and Bergantz, 2008)，流纹岩具有相对富集的锆石Hf同位素组成且变化范围较小，成岩年龄和同位素地球化学特征也与福建云山破火山杂岩体中的流纹岩类似(Yanetal., 2018)，表明晚白垩世中国东南部的构造背景由俯冲-挤压向古太平洋俯冲板块后撤导致的伸展环境转变。综上所述流纹岩形成在古太平洋俯冲板块的后撤导致的伸展背景下，母岩浆来源于软流圈地幔来源熔体和受俯冲影响的富集地幔楔的不同程度的相互作用的结果，并经历一定程度的分离结晶而成。

图9 长安山闪长岩和流纹岩Ba/Th-(La/Sm)N图(a)、Th/Yb-Ba/La (b)和Zr/Nb-Zr (c)关系图

图10 锆石εHf(t)-年龄图解阴影区域表示东华夏地壳基地的Hf同位素演化(据 He and Xu, 2012)，华南白垩纪上岩系和下岩系的流纹质火山岩数据引自 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

图11 长安山流纹岩的花岗岩判别图解(据Whalen et al., 1987)Fig.11 Discriminate diagrams of granites for the Changanshan rhyolites(after Whalen et al., 1987)

5.3 壳幔混合作用及地球动力学意义

中国东南沿海地区中生代广泛发育的岩浆活动的地球动力学机制与古太平洋板块向欧亚大陆的俯冲消减作用密切相关，岩浆岩不仅具有成岩年龄从内陆向海洋方向呈现年轻化的趋势，同时还具有随时间从早到晚锆石Hf同位素由富集逐渐趋向亏损的特征，指示了古太平洋板块北西向俯冲的过程中由于俯冲角度的变化，在重力拖曳作用下发生逐步后撤导致海沟向大洋一侧后退，弧后伸展作用控制的区域由内陆向沿海迁移的过程(He and Xu, 2012; Liuetal., 2012, 2014)，不同纬度板片后撤作用发生的时代并不一致，在白垩世大致表现为南早北晚的非同步后撤(Liuetal., 2016)。

福建沿海晚白垩纪火山岩系εHf(t)值逐渐向正值转变，晚期逐渐接近亏损地幔线，Hf同位素明显逐渐趋于亏损，与此同时代形成的花岗岩也表现出了相同的同位素特征，105～98Ma之间的花岗岩锆石的δ18O(6.5‰～4.5‰)接近幔源熔体，εHf(t)主要为负值；87Ma的花岗岩具有正的εHf(t)值(+9.8～+0.7)，δ18O值为6.3‰～3.5‰(Lietal., 2018)，指示东部沿海地区晚中生代岩石形成过程中可能有不同比例的软流圈地幔物质加入(Yangetal., 2007)。软流圈物质不仅作为热源上升底侵诱发地壳基底物质部分熔融，还能作为基性端元物质与地壳物质以不同比例混合发生显著的壳幔混合作用。

长安山流纹岩具有相对较高的Ga/Al(×104)比值(2.22～3.04)，在 Whalenetal. (1987)提出的以Ga/Al比值为基础的判别图中，部分流纹岩均投入到A型花岗岩区域(图11)，表现出A型花岗岩的亲缘性特征，也表明该区在晚白垩世早期可能处于向伸展环境过渡的阶段。中国东部沿海早侏罗世的A型花岗岩类与同期地幔来源的岩石表明古太平洋板块的俯冲作用在早侏罗世已经启动(Lietal., 2009；Heetal., 2010; Zhuetal., 2010)。从中侏罗世到早白垩世，古太平洋板块逐渐转变为高角度快速俯冲，沿海地区的岩浆岩形成于低压环境，具有较高的锆饱和温度和亏损的Nd-Hf同位素组成，幔源岩浆成分增加(邱检生等, 2012; Sunetal., 2015; Xiaetal., 2016; Zhouetal., 2016)，指示岩石圈伸展作用逐渐增强，软流圈地幔来源的物质贡献逐渐增多，构造环境转变为俯冲板片后撤诱发的弧后伸展环境。

福建地区侵入岩年龄在125～90Ma之间，其中岩浆作用峰值在115～90Ma之间，岩石具有相似的地球化学特征(Lietal., 2014)。广泛发育的晚白垩世A型花岗岩类(单强等, 2014; Zhaoetal., 2015, 2016; Chenetal., 2019a)、双峰式火山岩和同期的基性岩墙群(丁聪等, 2015)与晚白垩世晚期由俯冲-挤压转变为古太平洋俯冲板块后撤导致的伸展环境的构造演化过程比较一致，均表明其产生于逐渐増强的伸展环境(He and Xu, 2012; Zengetal., 2016)。长乐-南澳变质带中的花岗岩和变质岩也指示了～108Ma变质作用和116～90Ma大规模岩浆活动的形成应与后碰撞伸展环境有关(Lietal., 2015a, b)。福建沿海白垩纪花岗岩的Hf-Nd-O同位素组成变化与岩浆水含量有耦合关系，表明地球深部的水循环在含水玄武质底侵作用、大陆地壳熔融和岩浆分异及年轻大陆地壳的生长过程中扮演着重要角色(Lietal., 2018)。

俯冲板块的后撤会诱发上覆板块长期的地壳伸展以及多阶段弧后的高热流活动(Cawoodetal., 2009)。在俯冲板块后撤阶段，伸展作用的增强诱发了更大规模的软流圈上涌和幔源岩浆底侵(Lietal., 2014; Sunetal., 2015; Xiaetal., 2016)，软流圈地幔上涌带来软流圈地幔来源熔体在岩浆活动中的贡献增加，继而幔源岩浆越来越亏损，因此，本文认为长安山流纹岩和闪长岩形成于一个典型的伸展和软流圈上涌的构造背景，即弧后伸展环境。