浙东晚白垩世小雄破火山中火山-侵入杂岩的岩石成因*

郑世帅 徐夕生

南京大学地球科学与工程学院，内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京 210023

火山岩和侵入岩的成因联系是理解岩浆体系形成与演化的关键性问题(Reubi and Blundy, 2009; Xuetal., 2021)。近些年来，学术界高度关注火山岩与侵入岩的成因联系(Glazneretal., 2015; Kelleretal., 2015; Bachmann and Huber, 2016, 2019; Cashmanetal., 2017; Jacksonetal., 2018; Yanetal., 2020)。2019年在南京大学举办的第9届Hutton花岗岩会议上，大型花岗岩与酸性火山岩杂岩体的岩浆过程研究(Magmatic processes of large granitoid plutons and felsic volcanic complexes)便是会议的重要议题之一。目前，有关酸性火山岩与侵入岩的成因联系的观点，可以概括为两类：(1)“紧密联系”(晶粥模型)，即火山岩为喷出的分异熔体，具有相对更高的结晶分异程度，而花岗岩代表未喷发的晶粥，或者说是流纹质熔体提取后，岩浆房中残余液相和晶体的混合物(Bachmann and Bergantz, 2004, 2008; Hildreth, 2004; Bachmannetal., 2007; Lee and Morton, 2015; Bachmann and Huber, 2016, 2019; Cashmanetal., 2017)；(2)“松散联系”，岩浆在中下地壳产生之后，受不同因素(如水含量等)控制，侵入岩是未喷发、未分异的火山岩的对应物，火山岩与侵入岩具有不同的岩浆起源方式和形成过程(Glazneretal., 2004, 2008, 2015; Tappaetal., 2011)。

一般来讲，具有成因联系的火山岩和侵入岩不易同时保留在同一空间。破火山内出露的火山岩与浅成侵入岩则为硅质岩浆演化的研究提供了一个窗口，从而受到许多关注(如Deeringetal., 2016; Yanetal., 2016, 2018a, b, 2020)。最近的研究显示，中国东南沿海雁荡山、云山(破火山)火山-侵入杂岩均支持学术界流行的“晶粥”模型，即火山岩与侵入岩为同一岩浆演化和分异的产物，两者存在“时、空、源”一致基础上的“液-固互补”的紧密联系(Yanetal., 2016, 2018a, b, 2020)，可为“晶粥”模型提供重要的进一步约束(Wuetal., 2017)。

小雄破火山位于浙东临海-三门一带，破火山内较好地出露多个侵入体与多期次的火山岩(翁祖山和俞方明, 1999)。作为浙闽沿海晚白垩世岩浆活动的典型产物，小雄火山-侵入杂岩被认为是中国东南沿海晚中生代大规模岩浆活动结束的标志(邢光福等, 2009; He and Xu, 2012)。一方面，前人针对小雄火山-侵入杂岩的研究或是侧重在岩相学描述(翁祖山和俞方明, 1999)，或者偏重单独某一类岩石的研究，如正长斑岩(He and Xu, 2012; Taoetal., 2020)、酸性火山岩(Lietal., 2020; 高丽等, 2020)，而将火山岩与侵入岩系统对比研究的程度不高。另一方面，中国东南沿海的破火山杂岩在形成时代、岩石组合等方面存在差异，对其形成的“晶粥”模型细节过程有待于进一步探讨。为此，本文选择小雄火山-侵入杂岩为研究对象，开展了系统的岩相学、锆石U-Pb年代学、全岩地球化学、Nd-Hf同位素以及锆石微量元素等分析和研究，旨在深入探讨破火山内火山岩与侵入岩之间的成因联系和岩浆演化过程。

1 地质概况及岩石学特征

白垩纪(燕山晚期)是中国东南部岩浆活动的高峰期，通常被认为形成于古太平洋板块对华南板块俯冲消减作用的构造背景下(Lapierreetal., 1997; Zhou and Li, 2000; Zhouetal., 2006; Liuetal., 2014, 2016)。岩浆活动的产物主要分布在浙闽粤沿海(东华夏地块)，构成了一条长约2000km的巨型火山-侵入杂岩带，是环太平洋陆缘岩浆活动带的重要组成部分(王德滋等, 2000; Zhouetal., 2006; 徐夕生等, 2020)。该带自北向南依次分布多个保存较为完好的环状火山构造，如括苍山、南雁荡山、宁德、戴云山、平和、潮安，每个环状火山构造区由规模不等的若干破火山或火山穹隆构成(Zhouetal., 2006; Xuetal., 2021)。其中，小雄破火山位于浙东临海-三门一带(图1a)，平面形态近圆形，地层产状围斜内倾，发育环状断裂及放射状断裂，是一典型的晚白垩世环状火山构造(翁祖山和俞方明, 1999)。

图1 小雄破火山地质简图(a)与小雄组地层柱状图(b) (据翁祖山和俞方明, 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)

破火山内出露一套偏碱性火山岩系，以往被归入天台群塘上组，翁祖山和俞方明(1999)将其单独建组(图1b)，并在东郭、上七市、扩塘山岛一带测制建立了小雄组层型剖面。火山岩总厚约1840m，底部以砂砾岩、砂岩和粉砂岩不整合覆于早白垩世磨石山群(K1M)或永康群(K1Y)火山地层之上，主体岩性为流纹岩、流纹质凝灰岩，与下部出露的薄层玄武粗安岩构成双峰式火山岩组合(邢光福等, 2009; 张国全等, 2012)。在层型剖面中，以9#层位(流纹质含集块角砾凝灰岩，厚度约25m)为界，小雄组被翁祖山和俞方明(1999)划分为上、下两个岩性段，两者之间为整合接触。本文通过研究，认为14#层位(火山角砾集块岩，厚度超100m)很可能代表了火山喷发间断，而且该层位上、下的岩性组合也发生了变化，火山喷发的晚阶段出现了粗面质火山岩与流纹质火山岩的“互层”(翁祖山和俞方明, 1999)。因此，本文以9#层位和14#层位为界将小雄组进行三分，即下段(K2x1)、中段(K2x2)、上段(K2x3)(图1b)。破火山内的侵入体主要包括花岗斑岩、正长斑岩两类。花岗斑岩受东西与北西向两组断裂控制，岩体呈不规则的岩株产出，岩体边缘相为霏细状花岗斑岩(翁祖山和俞方明, 1999)。正长斑岩呈单体面积不大的小岩株在多地产出，如大金山、桃峙、隔溪、上盘等地。

本文样品的采样位置示于图1，代表性岩石样品的岩相学显微照片示于图2，其基本特点描述如下：(1)玄武粗安岩(K2x1)，具玻基交织结构，板条状斜长石微晶呈交织状分布在玻璃基质中，偶见辉石斑晶(图2a)，火山玻璃含量较多。(2)流纹质玻屑凝灰岩(K2x1)，具凝灰结构，火山碎屑物主要由玻屑和少量晶屑组成，胶结物为脱玻化的火山灰。晶屑含量较少(<5%)，主要为钾长石(0.2～0.8mm)，蚀变后呈现土褐色。玻屑呈现鸡爪状、蚯蚓状(图2b)。(3)流纹岩(K2x2)，斑状结构，斑晶含量较少(～10%)，主要是半自形的钾长石(0.5～1.2mm)，偶见斜长石晶屑。基质由隐晶质和石英微晶各自组成条带，相间排列构成流纹构造，遇斑晶则绕过(图2c)。(4)石英粗面岩(K2x3), 斑状结构，斑晶含量较少(～10%)，主要为钾长石(0.5～4.0mm)，熔蚀呈浑圆状(图2d)。基质可见长条状钾长石晶体半定向分布于火山玻璃或隐晶质中，构成似粗面结构。(5)花岗斑岩，岩石呈现浅肉红色，斑状结构。斑晶含量30%～40%，主要由钾长石、斜长石和少量黑云母组成，粒径0.3～9mm，斑晶长石为自形、半自形，并可见长石聚斑晶(图2e)。基质为显微晶质结构(霏细结构)，主要是长英质矿物，粒径0.05～0.15mm，长石呈粒状微晶，常被绢云母交代，其间由石英充填。岩石中的副矿物组合为锆石-磷灰石。(6)正长斑岩，岩石呈浅肉红色，似斑状结构(图2f)。斑晶主要是半自形状正长石，大小1～5mm，基质为细粒结构(0.2～0.5mm)。矿物组成为正长石(80%)、石英(5%)、以及少量的斜长石、单斜辉石、磁铁矿等。

图2 小雄火山-侵入杂岩的岩相学正交偏光镜下显微照片(a)下段玄武粗安岩; (b)下段流纹质玻屑凝灰岩; (c)中段流纹岩; (d)上段石英粗面岩; (e)花岗斑岩; (f)正长斑岩. Pl-斜长石；Kf-钾长石；Or-正长石；Cpx-单斜辉石Fig.2 Microphotographs under CPL of the Xiaoxiong volcanic-plutonic complex

2 分析方法

全岩主量元素分析在南京大学现代分析中心完成，测试方法为XRF方法，仪器型号为ARL9800XP+。制样方法：准确称取样品0.6000±0.0050g及X荧光专用熔融剂(Li2B4O7: LiBO2=67:33)6.6000±0.0050g，然后在Pt-Au坩埚内混合均匀后，用加拿大CLAISSE全自动燃气熔样机自动熔融制成玻璃样片，助溶剂为LiBr(40mg/ml, 0.6ml)。测试条件：X射线工作电压50kV，电流50mA，每个元素扫描时间为20s。全岩微量元素分析在南京聚谱检测科技有限公司完成，采用Agilent 7700x型的电感耦合等离子质谱(ICP-MS)进行分析，分析方法及详细的分析流程见参考文献(Lietal., 2021)。分析结果见表1。

本文的锆石分选、制靶、CL图像采集均在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成，其中，所用场发射扫描电镜型号为TESCAN MIRA3。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定和微量元素分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室同时分析完成，采用 iCAP rq ICP-MS及与之连接的 Geolas Pro 193nm激光剥蚀系统。仪器工作参数：激光脉冲重复频率为5Hz，激光束斑直径为32μm(其中，样品19XX-02、19XX-05、19XX-50使用的束斑直径为24μm)。分析过程中，应用GEMOC/GJ-1(608.5±1.5Ma，Jacksonetal., 2004)和NIST 610 作为外标分别进行同位素和微量元素分馏校正，锆石标样Mud Tank(732±5Ma, Black and Gulson, 1978)作为监控样。每轮共包括20个分析点，测试开始和结束前，分别对锆石标样GJ-1和玻璃标样NSIT 610 分析两次，中间分析未知样品16次，其中包括一次已知年龄的锆石标样Mud Tank的分析。分析的U-Pb同位素数据由Glitter(ver.4.4)软件处理，获得U-Pb同位素比值、年龄以及微量元素含量。普通Pb校正采用Andersen(2002)的方法进行，校正后的结果用Isoplot程序(Ludwig, 2003)对分析结果进行U-Pb谐和图的绘制和加权平均年龄的计算。

锆石Lu-Hf同位素分析是在南京聚谱检测科技有限公司完成。分析采用配备193nm ArF 准分子激光剥蚀系统的多接收器型号电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)进行测试，详细分析步骤及流程见文献(Wuetal., 2006; Gengetal., 2017)。测试过程中每隔5颗样品锆石，依次测试1颗标准锆石(包括GJ-1、91500、Plešovice、Mud Tank、Penglai)，以检验锆石Hf同位素比值的数据质量。全岩Nd同位素分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室测定，测试仪器为Neptune plus型多接收等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)。详细的分离和测定流程见文献(Lietal., 2021)。Nd同位素比值测定采用146Nd/144Nd=0.7219进行标准化。实验过程中使用国际岩石标准参考物质(BCR-2、BHVO-2、AGV-2)对整个化学和测试流程进行了监控。

表1 小雄火山-侵入杂岩全岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

续表1

续表1

图3 小雄火山-侵入杂岩锆石U-Pb谐和图及代表性锆石的阴极发光图像图中红色圆圈表示锆石LA-ICP-MS U-Pb定年点位, 黄色圆圈表示锆石Hf同位素测试点位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

图4 小雄火山-侵入杂岩的岩石类型和岩石系列(a、b) TAS图解 (底图据Le Bas et al., 1986; Middlemost, 1994); (c) A/NK-A/CNK图解; (d) K2O-SiO2图解 (岩系边界据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)

图5 小雄火山-侵入杂岩的哈克图解Fig.5 Harker diagrams of the Xiaoxiong volcanic-plutonic complex

图6 小雄火山-侵入杂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 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 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学

本文共选取了小雄火山-侵入杂岩中10件样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，锆石定年结果见图3。小雄火山-侵入杂岩不同旋回火山岩，以及正长斑岩、花岗斑岩中的锆石特征基本类似，均呈长度约80～150μm的短柱状晶体，自形或半自形，具有清晰的震荡环带，并且具有高的Th/U比值(>1)。

对小雄组下段玄武粗安岩(19XX-05)中的17颗锆石进行了分析，17个分析点都位于谐和线上或附近，206Pb/238U年龄加权平均值为98±0.8Ma(MSWD=2.10; 图3a)另外，对下段流纹质玻屑凝灰岩(19XX-02)中的21颗锆石进行了分析，21个分析点都位于谐和线上或附近，206Pb/238U年龄加权平均值为97±1.1Ma(MSWD=1.60; 图3b)，此年龄与刘磊等(2017)在同一地点采样并发表的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄96±2Ma较为一致。需要说明的是，本次研究的小雄组中段流纹岩样品(XX-09*、XX-06*)为Liuetal.(2012)以及刘磊等(2017)文中研究的样品，已有发表的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄，分别为95±1Ma和93.8±0.6Ma。另外，Lietal.(2020)定年的小雄组流纹岩样品(SC109-1、SC110-11)也采自中段，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别是92.1±2Ma和91.5±1.2Ma。

本次研究还对上段(扩塘山岛)流纹岩和石英粗面岩分别进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，经计算获得的206Pb/238U年龄加权平均值分别为89±1.1Ma(MSWD=0.07; 图3c)、88±1.1Ma(MSWD=0.85; 图3d)。因此，小雄组火山岩形成于98～88Ma，并具有98～96Ma(K2x1)、95～92Ma(K2x2)、～88Ma(K2x3)三个喷发旋回的特点。

花岗斑岩仅出露于盆地北部，本文选取2个样品(19XX-54-1、19XX-59)进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，两个样品分别获得21个和19个分析点数据，这些分析点都位于谐和线上或附近，经计算获得的206Pb/238U年龄加权平均值分别为90±0.9Ma(MSWD=0.59; 图3e)和90±1.1Ma(MSWD=0.31; 图3f)。正长斑岩主要呈单体面积不大的小岩株产出，我们对采自出露面积较大的大金山(19XX-42、19XX-43-1)、桃峙(19XX-33)、上盘(19XX-65)的4个样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，经计算获得的206Pb/238U年龄加权平均值分别为88±1.4Ma(MSWD=0.17; 图3g)、88±1.3Ma(MSWD=0.17; 图3h)、87±1.1Ma(MSWD=0.50; 图3i)、89±1.5Ma(MSWD=0.24; 图3j)。与邢光福等(2019)与He and Xu (2012)发表的小雄正长斑岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄87.9±1.2Ma、87.8±1.6Ma较为一致。本次研究则表明，采自不同岩株的正长斑岩其结晶年龄是高度一致的(～88Ma)。

3.2 元素地球化学特征

3.2.1 流纹质火山岩主、微量元素

小雄组流纹质玻屑凝灰岩和流纹岩具有高的SiO2含量(>75%)，在TAS图解中均落入流纹岩区域(图4a)。全碱含量也比较高(ALK=6.38%～9.31%)，而且相对富钾(K2O=3.55%～6.06%)，在SiO2-K2O图解中落入高钾钙碱性系列(图4d)。火山岩的A/CNK值集中在1.06～1.52之间，为过铝质岩石(图4c)。从哈克图解(图5)可以看出，岩石Al2O3含量为10.69%～13.19%，CaO含量为0.05%～0.63%，相对贫镁、铁(MgO=0.01%～0.40%, FeOT=0.26%～0.98%)，钛、磷含量也较低(TiO2=0.10%～0.19%, P2O5=0.01%～0.10%)。同时，火山岩的104×Ga/Al值(<2.74)与Zr+Nb+Ce+Pb含量(<372×10-6)均较低，从而区别于典型的A型花岗岩的地球化学特征(Whalenetal., 1987)。流纹质玻屑凝灰岩与流纹岩的稀土元素配分曲线基本一致(图6a)，具有中等的Eu负异常(Eu/Eu*=0.15～0.38)，并且(La/Yb)N值较低，为5.93～12.13。在微量元素蛛网图上(图6b)，火山岩表现出Rb、Th、U、K、Pb的正异常，Nb、Ta、Ti、Sr、P、Ba的负异常。

3.2.2 花岗斑岩主、微量元素

相对于中段的流纹岩，花岗斑岩的SiO2含量稍低，为67.97%～69.76%，同样具有富碱的特征(ALK=9.48%～10.42%)，在SiO2-K2O图解中，位于高钾钙碱性系列与橄榄安粗岩系列的分界线附近(图4d)。它们的A/CNK值为0.95～1.02，属于准铝质-弱过铝质(图4c)。岩石Al2O3含量为15.09%～15.81%，CaO含量为1.00%～1.22%，镁、铁含量偏低(MgO=0.49%～0.70%, FeOT=1.52%～1.73%)。小雄花岗斑岩具有较低的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，花岗斑岩具有较高的Zr(278×10-6～316×10-6)含量。在稀土元素配分曲线上(图6c)，与中段流纹岩不同的是，花岗斑岩Eu的负异常(Eu/Eu*=0.92～0.96)较弱，稀土总量(∑REE=214×10-6～238×10-6)较高，而(La/Yb)N值(21.17～22.83)较低。在微量元素蛛网图上(图6d)，花岗斑岩显示了与流纹岩相对“互补”的特征，表现为Rb负异常和Ba的正异常。Sr、P、Ti同样表现出弱亏损的特征。

3.2.3 正长斑岩主、微量元素

正长斑岩的SiO2含量较低(60.82%～64.23%)，在TAS图解中投影点均落入正长岩区域(图4b)，同时更为富碱富钾(ALK=10.30%～12.31%，K2O=5.70%～7.36%)，属于橄榄安粗岩系列(图4c)。正长斑岩的A/CNK值为0.85～0.95，属于准铝质(图4d)。另外，岩石Al2O3含量为15.80%～17.11%，CaO含量为1.39%～2.61%，MgO含量为0.79%～1.92%, FeOT含量为2.84%～4.55%。同时，正长斑岩具有较高的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型花岗岩的地球化学亲缘性(Whalenetal., 1987)。正长斑岩所有的分析样品稀土配分曲线基本一致(图6c)，表现为轻稀土富集的右倾曲线，(La/Yb)N为22.89～31.32)，Eu/Eu*值较高(0.76～1.04)，部分样品出现了Eu的弱正异常。此外，正长斑岩的稀土总量(∑REE=438×10-6～510×10-6)也比较高。在微量元素元素蛛网图上(图6d)，正长斑岩所有分析样品同样具有一致的配分形式，即富集Rb、Th、K、Ba等大离子亲石元素和Zr、Hf、Pb元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素。

3.3 全岩Nd同位素与锆石Hf同位素

小雄火山-侵入杂岩Nd-Hf同位素分析结果见表2、表3。

表2 小雄火山-侵入杂岩的锆石Hf同位素组成

续表2Continued Table 2测点号年龄(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∗(流纹岩, K2x2),据刘磊等(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∗(流纹岩, K2x2),据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(花岗斑岩)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

图7 小雄火山-侵入杂岩全岩εNd(t)-SiO2图解(a)和锆石εHf(t)-t图解(b)东华夏地块地壳基底演化域据Xu et al. (2007); 文献数据引自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-侵入杂岩样品全岩Nd同位素分析结果

结合前人发表数据，可以看出小雄组流纹质火山岩Nd-Hf同位素组成变化较大，而且自下而上全岩εNd(t)值、锆石εHf(t)值均呈现出升高的趋势(图7)。其中，下段流纹质玻屑凝灰岩的全岩εNd(t)值为-8.3～-7.2，tDM2(Nd)为1.57～1.48Ga；锆石εHf(t)值为-11.8～-7.2，tDM2(Hf)为1.87～1.58Ga。中段流纹岩的全岩εNd(t)值变化范围较窄，为-5.84～-5.32，tDM2(Nd)为1.37～1.33Ga；锆石εHf(t)值为-10.1～-0.5，tDM2(Hf)为1.67～1.16Ga。相对于小雄组下段流纹质玻屑凝灰岩，中段流纹岩具有相对亏损的Nd-Hf同位素组成，指示岩浆形成过程中卷入了更多的新生幔源组分。

本文研究的2个花岗斑岩样品显示出一致的Nd-Hf同位素组成，全岩εNd(t)值为-5.44～-5.18，tDM2(Nd)为1.33～1.31Ga；锆石εHf(t)值为-6.7～-4.2，tDM2(Hf)为1.55～1.39Ga。因此，花岗斑岩与中段流纹岩的Nd-Hf同位素组成较为接近，表明两者可能具有相同的岩浆起源。此外，两类侵入体的全岩Nd-Hf同位素组成并不一致，正长斑岩更为亏损，其全岩εNd(t)值为-3.83～-2.98，tDM2(Nd)为1.33～1.13Ga；锆石εHf(t)值为-4.3～0.5，tDM2(Hf)分别为1.40～1.09Ga。

3.4 锆石微量元素

小雄火山-侵入杂岩样品锆石微量元素相关图解见图8，数据见电子版附表1。两类侵入体中锆石的微量元素特征是：(1)正长斑岩中的锆石Ti含量相对较高，反映正长斑岩成岩温度要高于花岗斑岩。这与全岩锆饱和温度的计算结果相一致：正长斑岩为876～838℃，花岗斑岩为838～827℃。(2)正长斑岩锆石Hf含量(4288×10-6～ 6117×10-6)略低于花岗斑岩锆石Hf含量(5378×10-6～7043×10-6)(电子版附表1)。(3)正长斑岩与花岗斑岩中的锆石Th/U比值相近，且变化范围较大，为1.05～3.06；而 Zr/Hf、Y/Dy比值则明显不同。(4)正长斑岩和花岗斑岩的锆石颗粒都具有Eu负异常，但前者的锆石Eu/Eu*值明显较低，为0.12～0.53。

图8 小雄火山-侵入杂岩的锆石微量元素协变图解(a) Ti-Hf图解; (b) Zr/Hf-Eu/Eu*图解; (c) Th/U-Hf图解; (d) Y/Dy-Eu/Eu*图解. 图(a)中锆石Ti温度计算据(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

花岗斑岩与中段流纹岩的锆石微量元素组成则显示出如下的变化：(1)相对于花岗斑岩，流纹岩中锆石的Ti含量、Eu/Eu*值以及Zr/Hf、Th/U比值偏低。(2)在Eu/Eu*-Zr/Hf图解中，花岗斑岩与流纹岩锆石成分呈现出明显的正相关关系，表明岩浆演化过程中存在斜长石与锆石的分离结晶。(3)在Eu/Eu*-Y/Dy图解中，相对于花岗斑岩，流纹岩中锆石Y/Dy值随着Eu/Eu*值的降低还出现了升高的趋势，表明岩浆演化过程中可能还存在富集中稀土的矿物相(如磷灰石或榍石)的分离。

4 讨论

4.1 流纹质火山岩-花岗斑岩的起源和成因

4.1.1 流纹质火山岩的岩浆起源

理论上讲，高硅的火山岩可以由低硅玄武质岩浆直接分离结晶而来(Peccerilloetal., 2003)。但在本研究区，一方面，玄武粗安岩出露的厚度要远小于流纹质火山岩，喷发时代也明显较早；另一方面，玄武粗安岩与流纹质火山岩不相容元素的比值也存在明显区别(如Th/Nd: 0.12～0.16 对 0.41～1.00, 邢光福等, 2009)。事实上，整个中国东南部的晚中生代岩浆活动都以长英质岩浆作用为主，中、基性火成岩相对较少，这说明大部分长英质岩浆不可能是由幔源基性岩浆直接分异而来(Zhou and Li, 2000)。因此，可以认为研究区玄武粗安岩与流纹质火山岩具有独立的起源。

小雄组流纹质火山岩高硅(SiO2=75%～80%)、过铝质(A/CNK=0.97～1.52)的特征，暗示着可能主要为地壳起源(Chappell and White, 2001)。刘磊等(2017)对研究区小雄组下覆地层早白垩世磨石山群(K1M)的研究表明，其中的流纹质凝灰岩样品(～128Ma)具有较为一致的锆石Hf同位素组成(εHf(t)=-16.4～-13.6)和古元古代地壳模式年龄(tDM2=2.19～2.01Ga)，指示源区主要为古老的地壳基底物质(图9)。与下覆地层中的流纹质凝灰岩相比，小雄组火山岩的Hf同位素组成总体相对亏损，而且全岩εNd(t)值与锆石εHf(t)值呈现出随时间由早到晚升高的趋势。这表明小雄组火山岩不可能单纯起源于基底地壳物质的熔融，成岩过程中应有亏损的幔源组分的参与，而且贡献比例逐渐增大。事实上，整个浙东南地区白垩纪火山岩全岩εNd(t)值与锆石εHf(t)值都呈现出随时间由早到晚逐渐升高的趋势，这被解释为亏损地幔来源组分在岩石成因中的贡献越来越大(Liuetal., 2012, 2014)。通过对闽粤两省中生代长英质火山岩的研究，Guoetal.(2012)同样揭示了在岩石成因中渐进的壳幔相互作用。

图9 小雄火山-侵入杂岩锆石tDM2年龄分布浙东南地区碎屑锆石年龄谱线据Xu et al. (2007), 阴影部分表示古元古代花岗岩及变质岩所属的年龄区间据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)

一般来讲，幔源组分参与花岗质岩石成岩过程的方式主要有两种：一是“源区混合”的方式，即幔源岩浆与其诱发的地壳物质部分熔融形成的长英质岩浆在地壳深部混合形成壳幔混源岩浆(Xuetal., 1999; Griffinetal., 2002; 邱检生等, 2011)，当然，这种壳幔混源岩浆可以继续经历高程度结晶分异从而形成高硅花岗岩(邱检生等, 2005, 2008)。二是“初生地壳”的方式，即幔源岩浆首先侵入到地壳基底岩石中形成初生地壳，在后期热事件的影响下，这种既有初生地壳又有古老基底地壳构成的混合地壳源岩发生部分熔融(李真等, 2009; Lietal., 2020)。我们注意到，本区流纹岩的全岩Nd同位素相对均一，而锆石Hf同位素组成高度不均一，这一同位素解耦的特点最可能为壳、幔两种岩浆混合的结果(Griffinetal., 2002; Yangetal., 2007)。由于锆石Lu-Hf同位素体系的封闭温度较之全岩Sm-Nd体系的封闭温度高，加之锆石结晶较早，因此锆石Hf同位素组成可以记录壳幔混合岩浆两端元的初始信息；随着混合作用的进一步进行，壳幔岩浆相互混合逐渐达到均一化，该阶段信息被Sm-Nd同位素体系记录，因而全岩εNd(t)值变化范围较小(邱检生等, 2008, 2011)。

因此，我们认为在该研究区，亏损的幔源岩浆在早白垩世主要是作为热源诱发了上覆地壳的重熔，形成了小雄组的下覆地层火山岩(K1M)。晚白垩世时，底侵的幔源岩浆不仅提供热量，更发展为直接的物质贡献形式参与小雄组流纹质火山岩母岩浆的起源。与下段流纹质玻屑凝灰岩相比，中段流纹岩的Nd-Hf同位素组成要较为亏损，表明这种壳幔相互作用是渐进的，流纹岩岩浆中混入了更多的亏损幔源组分。

4.1.2 高硅流纹岩的形成：分离结晶作用

近年来的研究表明，岩浆储库在地壳中绝大部分时间主要以高结晶度的“晶粥”形式存在(一般大于40%～50%)，晶体和熔体可以通过沉降压实方式有效地分离，高硅流纹质岩浆被解释为从地壳浅部富晶体岩浆房(晶粥)中提取的熔体汇聚而成(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004)。“晶粥”模型的提出为高硅(贫晶)流纹岩的产生提供了一种可行的解释机制，分离结晶过程在富晶体岩浆房中扮演了重要的角色(Lee and Morton, 2015; Bachmann and Huber, 2016, 2019; Cashmanetal., 2017)。

小雄组中段流纹岩全岩εNd(t)值(-5.84～-5.32)变化范围很小，基本上不随SiO2含量的增加而变化(图7a)，这表明在浅部岩浆房中分离结晶作用占据主导地位，而且在火山岩浆喷发过程中受地壳混染极其有限。如图10a, b所示，流纹岩在浅部岩浆房中存在长石的分离结晶，一些样品显示出程度更高的Ba异常，可能表明在岩浆房中经历了更多的钾长石的分离结晶。另外，流纹岩中P2O5含量较低(<0.10%)，表明可能存在磷灰石的分离结晶。作为酸性岩石中常见的副矿物，锆石中的一些重要微量元素含量及相关比值的系统变化主要反映的是结晶熔体的成分和共生矿物相的变化，因此可以作为岩浆分异演化程度的指标(贺振宇和颜丽丽, 2021)。如流纹岩锆石中Eu/Eu*与Zr/Hf呈现正相关关系(图8b)，表明岩浆演化过程中存在斜长石与锆石的分离(Yanetal., 2018a)。此外，流纹岩中锆石Yb/Gd、Y/Dy等值随着Eu/Eu*值的降低而略有升高，这表明在母岩浆演化中可能还存在富集MREE矿物的分离(如磷灰石或榍石)。综上，小雄流纹岩在地壳浅部富晶体岩浆房中可能经历了高程度的分离结晶，分离结晶矿物相可能包括钾长石、斜长石、锆石、磷灰石。

图10 小雄火山-侵入杂岩的元素协变图解(a) Rb/Sr-Sr图解; (b) Ba-Sr图解; (c) Zr-SiO2图解; (d) Nb/U-Nb图解. 分离结晶矿物矢量图据Inger and Harris (1993)和Rollinson (1993); OIB和N-MORB据Sun and McDonough (1989); Average Crust据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 高硅流纹岩与花岗斑岩的成因联系

早阶段喷发的流纹质玻屑凝灰岩具有相对富集的Nd-Hf同位素组成以及较老的模式年龄(tDM2(Hf)=1.87～1.58Ga)，暗示了岩浆起源过程中有更多古老地壳物质的参与。因此本文着重讨论花岗斑岩与中段流纹岩的成因联系。早在二十多年前，王德滋等(2000)就在对中国东南部晚中生代花岗质火山-侵入杂岩研究的基础上提出了时、空、源一致性的思想。而在晶粥模型中，花岗岩与流纹岩不仅具有时、空、源一致的特征，还因为发生在岩浆房中晶体-熔体的分离而构成固体-熔体互补关系(Wuetal., 2017)。

如前所述，花岗斑岩位于小雄破火山口内，呈不规则的岩株产出，出露的小雄组中段(K2x2)为其围岩(翁祖山和俞方明, 1999)，因此两者在空间上密切共生。另外，LA-ICP-MS锆石U-Pb定年显示，中段流纹岩与花岗斑岩两者锆石结晶年龄呈连续的先后关系(95±1Ma～92±2Ma至90±1.1Ma)。同时，相似的Nd-Hf同位素组成以及Nb/U比值(图7、图10d)，也表明两者可能来自于同一个岩浆源区。而且与“晶粥”模型一致的是，流纹岩具有高硅(>75%)、贫晶(<10vol%)的特征，经历了以长石为主的分离结晶作用；花岗斑岩则显示了与流纹岩相对“互补”的微量元素地球化学特征(图6)，这与较多的长石聚晶的岩相学特征(图2)是一致的，指示了堆晶作用。

研究表明，锆石中Th、U、Hf、Y、Ti等元素元素含量及Th/U、Eu/Eu*、Zr/Hf等比值的系统变化，可以有效示踪岩浆混合、分离结晶等岩浆作用过程(Claiborneetal., 2010; Sampertonetal., 2015; 贺振宇和颜丽丽, 2021)，并被用于建立火山岩与侵入岩的成因联系(Deeringetal., 2016; Buretetal., 2017; Yanetal., 2018a, 2020)。相对于花岗斑岩，流纹岩中锆石的Th、U、Hf、Y含量相对偏高，而Ti含量、Eu/Eu*值以及Zr/Hf比值偏低。这种差异表明火山岩中锆石是在熔体提取之后结晶自流纹质岩浆，反映了岩浆房的“晶体-熔体”分离过程(Yanetal., 2020, 贺振宇和颜丽丽, 2021)。然而，两者少部分微量元素重叠的特征可能暗示了火山岩中一小部分锆石为熔体提取过程捕获的岩浆房中的锆石晶体。

因此，本文认为中段流纹岩与花岗斑岩来自于同一个岩浆储库。在地壳浅部岩浆房中，持续的分离结晶和堆晶作用形成了晶体含量较少的流纹质熔体和富集晶体的堆晶体，前者喷出地表形成了流纹岩，后者固结为花岗斑岩。

4.2 正长斑岩岩浆起源和成因

图11 小雄正长斑岩的CaO/Al2O3-SiO2图解Fig.11 CaO/Al2O3 vs. SiO2 diagram of the Xiaoxiong syenite-porphyry

正长岩(包括石英正长岩)是中国东南部晚中生代火成岩组合中重要的岩石类型，He and Xu(2012)通过系统的研究将其形成时代划分为早(141～127Ma)、晚(98～86Ma)两个阶段，并指出早阶段正长岩的母岩浆起源于受俯冲沉积物质交代的富集地幔，而晚阶段母岩浆则形成于受俯冲影响的富集地幔熔融产生的熔体和自软流圈地幔来源熔体的相互作用，并据此解释了正长岩由早阶段到晚阶段显著升高的锆石εHf(t)值。首先，在εHf(t)-t关系图上(图7b)，小雄正长斑岩的投影点均位于东华夏地块地壳基底演化域的上方，两阶段Hf模式年龄(1.40～1.09Ga)也明显低于地壳基底的形成年龄(1.87～1.85Ga, Xuetal., 2007)，说明小雄正长斑岩不可能纯粹由地壳物质的部分熔融产生。此外，小雄正长斑岩样品中未见捕获锆石，而且全岩εNd(t)值随着SiO2含量的增加未发生明显变化(图7a)，从而表明岩浆在上升过程中没有受到较大程度的地壳物质混染。最后，小雄正长斑岩形成于晚白垩世(～88Ma)，具有较高的锆石εHf(t)值(最高可达+0.5)。综上，本文研究再次证实小雄正长斑岩的母岩浆起源于富集岩石圈地幔的部分熔融，同时岩浆源区还混入了来自亏损的软流圈地幔组分。

直接由地幔源区部分熔融形成的岩浆往往是玄武质的，因此小雄正长斑岩的形成过程中，必然伴有强烈的分离结晶作用。小雄正长斑岩具有极弱的Eu异常(Eu/Eu*=0.76～1.04)以及高的Sr、Ba含量，表明斜长石、钾长石不可能为主要的分离结晶矿物。在哈克图解上，可以看到小雄正长斑岩随着SiO2含量的增加，FeOT、MgO、CaO、TiO2及P2O5的含量快速下降(图5)，清晰地指示了镁铁质矿物、磷灰石以及含Ti矿物的分离结晶作用。需要注意的是，小雄正长斑岩样品SiO2与CaO/Al2O3呈现明显的负相关关系(图11)，表明其成岩过程中富Ca矿物相的分离，因此这里的镁铁质矿物可能主要是普通辉石。另外，正长斑岩锆石Y/Dy值相对较低且变化范围不大(图8d)，因此这里的含Ti矿物更可能是钛铁矿，而不是榍石。综上，小雄正长斑岩的地球化学成分变化主要受“普通辉石+磷灰石+钛铁矿”的分离结晶控制。

那么，正长斑岩进一步演化是否可以形成花岗斑岩呢？LA-ICP-MS锆石U-Pb定年显示，花岗斑岩结晶比正长斑岩早约2Myr。当然，如果考虑定年技术本身的误差(约3%, 徐夕生等, 2020)，这一年龄间隔难以证明两者是先后关系。但是，本文认为花岗斑岩与正长斑岩可能并不存在直接的成因演化关系，两者的起源不同。证据如下：

(1)从地质关系上来看，小雄花岗斑岩并不是作为正长斑岩的边缘相产出，两者之间存在一定的空间距离。前者出露于小雄盆地的北部(浦坝港以北)，后者呈小岩株的形式主要出露于盆地南部(浦坝港以南)。

(2)从同源岩浆分异演化的特点上来看，小雄正长斑岩与花岗斑岩样品存在SiO2含量的成分间断(64%～68%)，在哈克图解上(图5)各自构成独立的主量元素相关关系。其中，花岗斑岩的K2O、Al2O3、CaO含量明显低于正长斑岩，暗示可能出现了长石的分离结晶。但在花岗斑岩中，部分样品反而具有高于正长斑岩的Sr、Ba含量及Eu/Eu*值，这显然与同源岩浆分离结晶演变的特点相悖。另外，花岗斑岩的Nb/U比值(3.48～6.62)明显低于正长斑岩(13.62～16.60)而接近地壳的平均值(图10d)。

(3)从同位素组成上来看，相对于正长斑岩，花岗斑岩具有较为富集的Nd-Hf同位素组成，两者的锆石二阶段Hf模式年龄也有显著的差别(图9), 花岗斑岩为1.55～1.39Ga，而正长斑岩为1.40～1.09Ga。

5 结论

(1)小雄组火山岩形成于98～88Ma，并具有三次沉积-喷发旋回的特点，年龄分别为98～96Ma(K2x1)，95～92Ma(K2x2)、～88Ma(K2x3)。小雄花岗斑岩形成年龄为90Ma；正长斑岩形成稍晚，约88Ma。

(2)与下段流纹质玻屑凝灰岩的Nd-Hf同位素组成[εNd(t)=-8.3～-7.2,εHf(t)=-11.8～-7.2]相比，中段流纹岩较为亏损[εNd(t)=-5.84～-5.32,εHf(t)=-10.1～-0.5]。研究表明小雄组流纹质火山岩岩浆起源于发生在深部岩浆房中渐进的壳幔相互作用，中段流纹岩岩浆中混入了更多的亏损幔源组分。

(3)小雄组中段流纹岩和花岗斑岩具有相似的Nd-Hf同位素组成，以及“互补”的微量元素地球化学特征，发生在浅部岩浆房的分离结晶作用和堆晶作用可以将两者联系起来，即中段流纹岩是由岩浆房内晶体间隙熔体经提取、汇聚形成的，而岩浆房中未喷发的残余的熔体和晶粥则固结形成了浅成相的花岗斑岩。

(4)正长斑岩与花岗斑岩并不存在直接的成因演化关系，两者应是不同的起源。不同岩株的正长斑岩具有高度一致的结晶年龄(～88Ma)、微量元素特征以及Nd-Hf同位素组成[εNd(t)=-3.8～-3.0,εHf(t)=-4.3～0.5]，表明小雄破火山内的正长斑岩具有相同的起源。研究表明，正长斑岩岩浆应主要起源于富集岩石圈地幔的部分熔融，岩浆源区还混入了一些来自软流圈的亏损地幔组分，岩浆成分演化主要受“普通辉石+磷灰石+钛铁矿”的分离结晶控制。

致谢衷心感谢两位审稿专家和本刊编辑所提出的意见建议。