挥发份对高硅岩浆演化趋势的制约：以东南沿海白垩纪晚期花岗岩类岩石为例*

陈璟元 杨进辉 张吉衡 周夏冰 杨志国

1.长安大学地球科学与资源学院，西安 710054 2.中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029 3.中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 100049

水和其他挥发份是岩浆系统的重要组成部分，它们的含量常常会强烈影响岩浆的化学和物理性质，如岩浆的相平衡关系、粘度和密度等，也会影响火山的喷发类型、岩石的部分熔融方式、岩浆的演化过程以及岩浆从源区向上运移的过程(Wyllie and Wolf, 1994; Holtzetal., 2001; Huppert and Woods, 2002; England and Katz, 2010; Groveetal., 2012; Planketal., 2013; Lee and Bachmann, 2014; Nandedkaretal., 2014; Weinberg and Hasalová, 2015; Zhengetal., 2016; Laumonieretal., 2017; Glazner, 2019; Collinsetal., 2020; Pourteauetal., 2020; Popaetal., 2021)。在部分熔融过程中，根据水和其他挥发份的存在形式可以分为水致熔融、脱水熔融及相对干体系的熔融，水和其他挥发份的存在及产生形式会影响熔融温度、相平衡、熔体的物理化学性质(Holtz and Johannes, 1991; Patio Douce and Johnston, 1991; Nandedkaretal., 2014；Weinberg and Hasalová, 2015；Collinsetal., 2020)。其中，水致熔融是指有外来流体参与的部分熔融过程，外来流体使得源区岩石的固相线温度降低，使得部分熔融过程甚至能够在角闪岩相温压条件下产生大量熔体(Yardley and Barber, 1991; Weinberg and Hasalová, 2015)。脱水熔融主要是指源区岩石含有的黑云母、白云母或角闪石等含水矿物发生了脱水，使得源区岩石熔点降低进而发生较高程度的部分熔融(Holtz and Johannes, 1991; Patio Douce and Johnston, 1991)。前人研究表明，不同含水量的岩石经过部分熔融产生的熔体化学组成可能存在显著差异，而当含水量相同时，部分熔融产生熔体的组成主要受原岩成分所控制，水致熔融和脱水熔融产生的熔体的化学组成也存在显著差别(Nandedkaretal., 2014；Weinberg and Hasalová, 2015)。然而，地壳深部自由水较少，而大部分的水主要存在于含水矿物之中，所以地壳深部的部分熔融通常以脱水熔融为主(Clemensetal., 2021)。前人常常用干体系部分熔融或者有其他挥发份(特别是富F或者Cl)参与的部分熔融过程来解释正长岩或者A型花岗岩成因，如Collinsetal.(1982)认为A型花岗岩是经过熔体抽取的麻粒岩相下地壳在富F和Cl等挥发份条件下经过再次部分熔融的产物。另外，大量的实验岩石研究表明浅部地壳长英质岩石在高温下的部分熔融可以产生富硅的A型花岗岩(Skjerlie and Johnston, 1993; Patio Douce, 1997)。在分离结晶过程中，水及挥发份会影响岩浆的粘度、密度、矿物平衡关系及结晶顺序。以玄武质岩浆为例，含水的玄武质岩浆一般会先结晶富铁矿物，进而向富硅、富碱、贫铁的方向演化(钙碱性系列)，而贫水的玄武质岩浆会向富铁及适度富硅的方向演化(拉斑系列)(Sisson and Grove, 1993)。近年来的模拟计算也表明，水对岩浆房内熔体的演化具有非常重要的影响，富水熔体从岩浆储库向外的抽离更快速，而且易于在岩浆房顶部聚集形成大规模的更富熔体的岩浆储库，而贫水岩浆从岩浆储库中抽离需要更长时间，抽提出的熔体规模也相对有限(Hartungetal., 2019)。因此，理解水及挥发份在岩浆产生及演化过程中的作用，对理解岩浆的产生、演化及运移非常关键。

高硅花岗岩(HSGs)(SiO2>75%)富集强不相容性元素，与稀有金属矿床紧密共生，是大陆上地壳的重要组成部分，其成因蕴含着大陆地壳演化和稀有金属成矿的重要信息，在反演大陆地壳改造和演化方面起着至关重要的作用(Lee and Morton, 2015; Wuetal., 2017; Chenetal., 2021，2022)。最新的关于高硅花岗岩的研究表明它们可能是在浅部地壳岩浆储库内熔体-晶体分离作用的产物，然而绝大多数的高硅花岗岩与其堆晶岩具有相似的结构、构造及主量元素组成，使得与高硅花岗岩成分互补的堆晶岩难以识别(Lee and Morton, 2015; Deeringetal., 2016; Hartungetal., 2017; Schaenetal., 2017; Chenetal., 2021)。我国东南沿海发育大规模的白垩纪花岗岩类岩石，其中有大量的花岗质岩石为高硅花岗岩，大部分的学者认为这些花岗岩的形成和活动大陆边缘背景下古太平洋板块的俯冲有关(Zhouetal., 2006; Chenetal., 2021)。关于这些花岗岩类岩石的成因，前人认为很多过程和这些岩石的形成有关，主要包括幔源基性岩浆分异、高温基性岩浆诱使陆壳发生部分熔融产生的富硅岩浆与基性岩浆混合、深部地壳岩石(包括变质辉长岩-麻粒岩相岩石)部分熔融及浅部地壳岩石高温低压条件下的部分熔融等过程(Qiuetal., 2004; Chenetal., 2013, 2014, 2017, 2019a, b; Liuetal., 2013, 2018; Lietal., 2014a; Zhaoetal., 2015, 2021a; 刘亮等, 2013)。近年来，越来越多的学者用晶粥体及穿地壳岩浆系统模型来解释岩浆演化过程，他们认为俯冲带岩浆的产生和演化和下地壳的热异常带密切相关(Annenetal., 2006, 2008, 2015; Solanoetal., 2012；Chenetal., 2021；Wangetal., 2021)。通过对中性及演化程度较高的俯冲带岩石研究表明，岩浆成分的变化和地壳内部存在的晶粥体密切相关(Lee and Bachmann, 2014; Lee and Morton, 2015)。贫水及富水的堆晶岩在岛弧(或大陆弧)地壳剖面上经常出现，前人研究表明它们是水及其他挥发份含量不同的岩浆储库在地壳深部堆晶作用的产物(Jagoutz and Klein, 2018)。岩浆储库的水及其他挥发份含量不同使得堆晶过程中矿物结晶顺序不同，这一机制在控制岩浆演化过程中起到了至关重要的作用(Duceaetal., 2015; Jagoutz and Klein, 2018)。

因此，本文试图从东南沿海白垩纪花岗岩的特征出发，在综合前人已发表数据的基础上，将花岗岩地球化学成分变化和地壳内岩浆储库性质的变化联系起来，尝试建立不同类型岩石之间的成因联系，进而为华南富硅上地壳的形成提供新的思路。

1 东南沿海白垩纪晚期花岗岩时空分布与岩石组成

华南板块的主体由扬子板块和华夏块体两个构造单元组成，二者沿着北东东走向的长约1500km、宽200km的江南造山带拼合(图1；Charvetetal., 1996; Li and McCulloch, 1996; Zhao and Cawood, 2012)。现在的研究者普遍认为，新元古代早期(900～860Ma)扬子板块和华夏块体沿江南造山带发生碰撞(Charvetetal., 1996; Li and McCulloch, 1996; Zhao and Cawood, 2012)。华南板块最显著的特征是它在显生宙经历了多期次的构造、变质和变形，在这一过程中伴随着多期次岩浆作用(于津海等, 2007; Wangetal., 2013)，主要形成于460～400Ma(峰期440～430Ma)、240～210Ma、190～180Ma、165～155Ma、145～86Ma(Wangetal., 2013；Li and Li, 2007; Lietal., 2014b)。

东南沿海主要是指政和-大浦断裂以东的广大地区，近年来的研究表明该地区可能存在多期次岩浆作用。三叠纪岩浆岩在东南沿海出露有限，以大爽岩体为代表。Maoetal.(2013)通过锆石U-Pb方法确定大爽岩体形成于232Ma，Zhuetal.(2013)通过锆石U-Pb方法确定大爽岩体正长岩和石英二长岩形成于227～226Ma，这些锆石原位定年结果都表明东南沿海存在三叠纪岩浆活动。早侏罗世(190～180Ma)岩浆作用在华南东南沿海零星分布，包括有一些混合岩、花岗岩和少量火山岩(Yuietal., 2009; Lietal., 2012; Liuetal., 2012b)。近年来的研究表明，沿海有一些花岗岩也形成于～160Ma左右(Huangetal., 2013; Zhangetal., 2015；Chenetal., 2017)。白垩纪早期(145～125Ma)岩浆岩在东南沿海地区广泛分布，主要由火山岩和花岗岩组成，火山岩分布广泛，而花岗岩主要在广东东部和长乐-南澳变质带(Yuietal., 1996; Davisetal., 1997;李武显等, 2003; Campbelletal., 2007; 李真等, 2009; Wongetal., 2011; Guoetal., 2012; Liuetal., 2012a, b, 2014a; 张承帅等, 2012; Cuietal., 2013; Zhuetal., 2014)。东南沿海最显著的特征是发育大面积白垩纪晚期侵入岩(图1；Zhouetal., 2006)，主要包括：辉长岩、石英闪长岩、石英二长闪长岩、石英正长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、碱性长石花岗岩及碱性花岗岩，主要形成于115～87Ma(表1)。

115～100Ma期间，东南沿海最发育的侵入岩以二长花岗岩和花岗闪长岩为主，并发育少量辉长岩、辉石闪长岩、石英二长岩、石英正长岩和碱性长石花岗岩(图1)。其中，二长花岗岩最为典型的岩体为丹阳岩体和铺前岩体，而花岗闪长岩以小将岩体和长泰岩体最为典型，这些岩体均含有角闪石，是典型的I型花岗岩。其中，花岗闪长岩中常常发育细粒闪长质包体，而二长花岗岩中偶尔可见花岗闪长质包体(Chenetal., 2013, 2019a, 2021)。辉长岩类岩石主要以角闪辉长岩为主，还包括少量苏长岩和辉长岩，如泉州地区发育的桃花山辉长岩，福州官山辉长岩，平潭莲花山辉长岩，莆田岱千山辉长岩以及漳州岩体中的苏长岩(周新民等, 1994; Zhangetal., 2019；Xuetal., 2021)。其中，角闪辉长岩的角闪石含量可以达到25%～50%，辉石含量仅为5%～10%；斜长石以基性斜长石为主，An值最高可达95(Zhangetal., 2019)。与辉长岩同源并同期，东南沿海出露多个闪长岩体，出露规模均较小，以漳州岩体中的辉石闪长岩和梁弄岩体的石英闪长岩为代表。大量的与闪长岩同期的细粒闪长质包体出露在花岗闪长岩和二长花岗岩之中，它们的矿物和地球化学组成与闪长岩非常类似(Chenetal., 2013, 2021; Liuetal., 2013, 2014a, 2018；刘亮等, 2013)。

100～86Ma期间，东南沿海发育大量的碱性长石花岗岩，前人将其定义为A型花岗岩或者高分异I型花岗岩(图1；Chenetal., 2013, 2014, 2019a, b; Lietal., 2014a; Zhaoetal., 2015, 2021a)。这些岩体大部分分布于浙江沿海、福建东北部及福建-广东两省交界处，代表性岩体主要有福州地区的清凉山岩体、旗山岩体、太姥山岩体和笔架山岩体以及漳州附近的新村岩体、白石山岩体、塔潭岩体等。这些岩体大部分规模较小，但是数量众多，岩体中也不发育暗色包体，但均发育晶洞构造和文象结构，长石以条纹长石为主，暗色矿物以黑云母为主。另外，这些花岗岩在很小的范围内就可能有极大的粒度变化，其中石英颗粒粒度变化极大，部分石英发育雪球结构。与碱性长石花岗岩同期，东南沿海地区出露多处斑状结构的二长斑岩及正长斑岩，这些二长斑岩及正长斑岩主要出露于火山-侵入杂岩的破火山口及火山岩盆地之中，代表性的岩体为雁荡山火山-侵入杂岩、云山火山-侵入杂岩及小雄盆地出露的侵入岩(图2；邢光福等，2009; Yanetal., 2016, 2018b)。这些斑岩之中，偶尔可见暗色包体。另外，与二长斑岩和正长斑岩同期且成分呈互补关系的流纹岩中可见堆晶特征的侵入岩包体。

图2 东南沿海白垩纪花岗岩中发育的代表性堆晶结构

2 东南沿海典型岩体——以雁荡山火山-侵入杂岩为例

雁荡山火山-侵入杂岩是东南沿海火山-侵入岩带最为典型的代表，火山-侵入杂岩外围发育环状断裂(图3；余明刚等，2008；Yanetal., 2016)。火山-侵入杂岩中心相为石英二长斑岩和石英正长斑岩，侵入岩外围发育火山岩。环状断裂内发育的侵入岩有罗川、山乔头和白岗尖岩体，主要以石英二长斑岩为主，其中含有暗色包体。环状断裂外发育东皋和半山岩体，东皋岩体为石英二长斑岩，而半山岩体为石英正长斑岩。这些石英二长斑岩和石英正长斑岩含有40%～60%的斑晶，斑晶以斜长石、碱性长石和少量黑云母、角闪石、辉石和石英为主。碱性长石和斜长石以聚合斑晶形式出现，基质主要为细粒隐晶质。雁荡山火山-侵入杂岩中的火山岩以熔结凝灰岩和流纹岩为主。火山岩中可以见到后期侵入的基性脉岩，也可以见到具有堆晶特征的侵入岩包体。

图3 雁荡山火山-侵入杂岩示意图

雁荡山火山-侵入杂岩的包体、正长斑岩和二长斑岩和火山岩在Harker图解上显示存在SiO2成分间断。随着SiO2含量升高，TiO2、Al2O3、MgO、CaO和Fe2O3含量降低，全碱(K2O+Na2O)含量先升高后降低。随着Rb/Sr比值上升，这些岩石的Eu/Eu*、Zr/Hf、Sr/Y和La/Yb比值和Ba和Sr含量降低，其Rb、Nb、Hf、U、Ga等含量升高(Yanetal., 2016)。这些岩石具有相似的锆石εHf(t)变化范围，其锆石微量元素具有相似的变化趋势，表明这些岩石的母岩浆来自于同一个岩浆房，可能经历了相同的演化过程，只是其演化晚期固结历史不同(Yanetal., 2016, 2018a)。正长斑岩和二长斑岩具有高的Eu/Eu*值和极低的Rb/Sr比值，具有高的CaO、Fe2O3、MgO、Al2O3、Ba和Sr含量，具有低的Rb含量，显示出堆晶岩的特征(图2、图4)。这些特征表明它们是岩浆演化过程中由岩浆房中的斜长石、碱性长石和角闪石等矿物堆晶所形成。火山岩具有正的Rb异常和强烈的负Sr和Eu异常，表明其形成过程中经历了斜长石的分离结晶。与正长斑岩和二长斑岩相比，火山岩具有低的Ba的含量，这一特征被认为是碱性长石分离结晶所产生。另外，随着全岩的Rb/Sr比值上升，它们全岩Zr/Hf比值逐渐降低，表明其形成过程中，经历了锆石的分离结晶(图4)。因此，我们认为正长斑岩和二长斑岩是由岩浆晶粥体中的堆晶作用形成，而富硅的火山岩可能是从晶粥体中抽取的熔体喷出地表所形成。

图4 雁荡山火山-侵入杂岩SiO2-Zr/Hf(a)和Eu/Eu*-Rb/Sr(b)协变图解(数据来自Yan et al., 2016)

3 东南沿海白垩纪晚期花岗岩类岩石及同期辉长岩地球化学特征

在收集已发表数据的基础上，我们对东南沿海白垩纪晚期花岗岩及其伴生辉长岩的地球化学特征进行了总结(表1)。根据年代学和地球化学特征，东南沿海白垩纪晚期花岗岩类岩石可以分为两大类:(1)115～100Ma的岩石包括辉长岩、闪长岩及暗色包体、花岗闪长岩及二长花岗岩和碱性长石花岗岩；(2)100～86Ma的岩石包括斑岩(主要为石英正长斑岩和石英二长斑岩)和碱性长石花岗岩(图1)。

3.1 115～100Ma花岗岩类岩石及同期辉长岩地球化学特征

辉长岩类岩石具有极低的SiO2(42.9%～53.8%)和全碱含量(K2O+Na2O: 0.86%～5.28%)，极高的CaO(7.09%～12.98%)、MgO(3.23%～14.69%)和Al2O3(22.08%～12.89%)含量和极低的P2O5含量(图5)。随着SiO2含量上升，全碱和P2O5含量上升，CaO、MgO和Al2O3含量降低。辉长岩具有极低的FeOT/MgO、La/Yb和Zr/Hf比值以及Ba、Nb、Th、Rb和Zr含量，较高的Eu/Eu*、Sr/Y比值和Sr含量(图6、图7、图8)。

图5 东南沿海花岗岩类岩石SiO2对K2O+N2O(a)、CaO(b)和P2O5(c)图解以及A/CNK-A/NK协变图(d)

图6 东南沿海花岗岩类岩石10000Ga/Al对FeOT/MgO(a)、Zr+Nb+Ce+Y(b)、Nb(c)和Zr(d)协变图(底图据Whalen et al., 1987)

图7 东南沿海花岗岩类岩石Rb/Sr对FeOT/MgO(a)、Eu/Eu*(b)、La/Yb(c)、Zr/Hf(d)、Sr/Y(e)和Ba(f)协变图

图8 东南沿海花岗岩类岩石Sr对Ba(a)、Rb(b)、Nb(c)、Y(d)、Th(e)和Zr(f)协变图

闪长岩和细粒暗色包体SiO2(50.34%～63.68%)、CaO、P2O5、MgO、P2O5和Al2O3含量变化极大(图5)。随着SiO2含量上升，全碱含量上升，CaO、MgO和Al2O3含量降低。从微量元素特征来看，闪长岩类岩石Eu/Eu*、La/Yb、Zr/Hf和Sr/Y比值和Ba、Zr、Y等元素含量变化极大(图6、图7、图8)。

花岗闪长岩和二长花岗岩类岩石SiO2(61.7%～75.3%)含量变化较大，大部分为准铝质岩石(图5)。随着SiO2含量上升，全碱含量上升，CaO、MgO、TiO2和Al2O3含量降低。这类岩石具有较低的FeOT/MgO、Ga/Al比值和Nb、Zr及Nb+Zr+Ce+Y元素含量，显示出典型I型花岗岩的特征，其La/Yb、Rb/Sr、Eu/Eu*和Zr/Hf比值和Sr、Rb、Ba、Zr和Th等变化较大(图6、图7、图8)。

碱性长石花岗岩为准铝质系列岩石，具有极高的SiO2含量，大部分SiO2含量大于75%，全碱含量约8%～9%(图5)。随着SiO2含量升高，CaO、MgO、TiO2和Al2O3含量降低。大部分的碱性长石花岗岩具有低的Ga/Al、FeOT/MgO、Zr和Nb等元素，显示出I型花岗岩的特征(图6)。这些碱性长石花岗岩具有低的Rb/Sr、Eu/Eu*、La/Yb、Zr/Hf和Sr/Yb比值，具有低的Ba、Sr和Zr含量和高的Rb、Nb、Y和Th等含量(图7、图8)。

3.2 100～86 Ma花岗岩类岩石地球化学特征

斑岩最显著的特征是富碱，其碱含量可以达到8%～12%，SiO2主要集中在60%～70%(图5)。随着SiO2含量上升，其全碱、CaO、P2O5、MgO和Al2O3含量降低。大部分斑岩具有极高的Zr、Sr和Ba含量和Eu/Eu*、La/Yb和Sr/Y比值(图6、图7、图8)。

大部分碱性长石花岗岩为准铝质-弱过铝质系列岩石，有少量为碱性系列岩石(图5)。绝大部分碱性长石花岗岩SiO2含量大于75%。随着SiO2含量上升，全碱、CaO、MgO、TiO2和Al2O3含量降低。大部分的碱性长石花岗岩具有高的FeOT/MgO和Ga/Al比值以及Zr、Nb等高场强元素含量，显示出A型花岗岩的特征(图6)。这些碱性长石花岗岩普遍具有高的Rb、Y和Th和低的Ba、Sr含量和低的Zr/Hf、La/Yb、Eu/Eu*和Sr/Y比值(图7、图8)。

4 东南沿海白垩纪晚期花岗岩类岩石及辉长岩成因

4.1 东南沿海高硅花岗岩的源区

东南沿海地区，地幔来源的辉长岩和闪长岩经常和花岗质岩石密切共生(漳州岩体)。这些基性岩同位素组成和花岗岩有不同的Sr-Nd-Hf-O同位素组成(Chenetal., 2013)，显示其来自于不同源区。前人通过计算表明，如果高硅花岗岩由幔源玄武岩分异产生，其只能产生5vol%的SiO2含量为70%的岩浆(Lee and Morton, 2015)。然而，东南沿海中生代的岩石主要由SiO2>75%高硅花岗岩组成，基性岩出露面积小于所有岩石出露面积的5%，这些特征表明东南沿海高硅花岗岩不可能由幔源基性岩浆直接分异所产生(Xuetal., 1999; Chenetal., 2013)。

高硅花岗岩由地壳部分熔融形成的模型主要包括：(1)干的下地壳在高温条件下部分熔融(Collinsetal., 1982)；(2)含水下地壳部分熔融(Beard and Lofgren, 1991; Sissonetal., 2005)；(3)花岗质岩石在浅部地壳高温部分熔融(Skjerlie and Johnston, 1992; Kingetal., 1997; Patio Douce, 1997)。然而，下地壳物质经过大规模部分熔融一般产生的都是闪长质到花岗闪长质的岩浆，很难产生大规模SiO2>75%的岩浆。例如，如果经过熔体抽取的干的麻粒岩相下地壳再次经过部分熔融一般倾向于形成贫硅贫钾的熔体(Frost and Frost, 2011)。实验岩石学表明，含水下地壳经过部分熔融一般产生富钠熔体而不是和高硅花岗岩成分类似的富钾岩浆(Beard and Lofgren, 1991; Sissonetal., 2005)。含水的上地壳物质(如沉积岩等)经过部分熔融也很难产生高钾钙碱性系列的高硅花岗岩(Miller and Mittlefehldt, 1984)。虽然实验岩石学表明上地壳的长英质岩石经过部分熔融能产生高硅花岗质熔体，然而在正常地温梯度下上地壳很难达到产生大规模高硅花岗岩所需的温度(Bachmann and Bergantz, 2004)。另外，东南沿海高硅花岗岩具有非常低的Sr含量和极高的Rb/Sr比值(图7、图8)(如，塔潭岩体最高Rb/Sr比值可以达到490)(Chenetal., 2022)。Hallidayetal.(1991)认为这些具有极低Sr含量和极高Rb/Sr比值的花岗岩不可能由任何地壳岩石经部分熔融形成,而只能由分离结晶产生。因此，我们认为东南沿海富钾的高硅花岗岩不能由地壳岩石直接部分熔融所产生。

从野外特征来看，与高硅花岗岩同期的花岗闪长岩和斑岩之中普遍发育暗色包体，表明幔源岩浆在其形成过程中贡献了物质和能量。从全岩的Nd同位素特征来看，部分花岗岩的Nd同位素要高于辉长岩的Nd同位素组成，表明这些花岗岩形成过程中可能有高Nd同位素组成的富硅物质参与，这些物质可能是东南沿海新生地壳部分熔融所产生(图9)。与辉长岩相比，另外一些花岗岩具有类似古老地壳的Nd同位素组成，表明其形成过程中有古老物质参与。因此，东南沿海花岗岩形成过程中可能至少有三个端元的物质参与，包括幔源基性岩浆、古老地壳物质和新生地壳物质(图9；Chenetal., 2019b)。

4.2 大规模基性岩浆底侵与晶体-熔体分离

东南沿海发育一条基性-超基性岩带，主要由角闪辉长岩组成，形成于100～115Ma。这些辉长岩具有较低的SiO2(42.9%～53.8%)和较高的MgO含量，表明它们主要来自于地幔。前人通过详细的矿物学和同位素研究表明，这些辉长岩主要来自于被俯冲沉积物所交代的地幔楔(Zhangetal., 2019)。与相对原始的辉长岩相比，分异程度较高的辉长岩具有变化交大的全岩εNd(t)，表明其在演化过程中混染了古老陆壳物质或者新生陆壳物质(图9)。

图9 东南沿海花岗岩类岩石87Rb/86Sr对εNd(t)(a)和(87Sr/86Sr)i(b)协变图

随着SiO2含量增加，辉长岩的全碱含量增加，CaO、MgO、Fe2O3和TiO2含量降低。与正常的地幔橄榄岩部分熔融产生的玄武质熔体相比，辉长岩有更高的CaO、Al2O3和Fe2O3含量，而且它们的Eu/Eu*值普遍大于1，具有极高的Sr含量。这些辉长岩中发育大量角闪石和斜长石的聚合斑晶，表明这些辉长岩是基性岩浆结晶过程中形成的早期堆晶相(Deering and Bachmann, 2010)(图7、图8)，堆晶矿物主要为斜长石和角闪石(Zhangetal., 2019)。前人对东南沿海出露的来自下地壳的白垩纪麻粒岩包体的研究表明，这些麻粒岩包体与东南沿海基性-超基性的辉长岩具有相同的形成时代和类似的地球化学组成(Xuetal., 1996; Yuetal., 2003)。地球物理研究表明东南沿海下地壳底部存在一个5km厚的低速、高密度异常带(Zhang and Wang, 2007), 这一异常带可能由基性-超基性岩石所组成。这些特征表明东南沿海下地壳主要由基性岩浆底侵过程中形成的基性-超基性堆晶岩组成。

绝大多数闪长岩演化程度远高于辉长岩，具有低的CaO、MgO、Fe2O3、TiO2含量，Eu负异常(图6、图7、图8)。与辉长岩相比，大部分的闪长岩类岩石具有低的Eu/Eu*(主要集中在0.5～0.9)和Sr/Y比值，相对高的Rb/Sr比值，另外还具有相对高的Zr、Th、Y、Nb、Rb、Ba含量(图7、图8)。从野外来看，辉长岩和闪长岩在时空上密切共生，二者呈过渡特征，如，前人在漳州岩体和岱千山岩体中观察到辉长岩和闪长岩呈过渡关系；从矿物组成来看，辉长岩和闪长质岩石具有类似的矿物组成；从全岩地球化学特征来看，辉长岩与闪长质岩石(包括闪长岩和暗色包体)具有类似的主、微量元素演化趋势；从矿物学特征来看，辉长岩和闪长岩中的矿物组成呈连续变化；从同位素特征来看，辉长岩与闪长质岩石具有相似的同位素组成。因此，辉长岩和闪长质岩石是由相同的岩浆演化而来(图7、图8、图9)，闪长岩类岩石是从基性的晶粥体中抽离出的富硅熔体结晶而成。

前人对这些辉长岩和闪长质岩石进行了大量的角闪石压力计研究。其中，辉长岩角闪石压力计表明角闪辉长岩的结晶压力为1000～3600Pa，对应的地壳深度约为3～12km(Zhangetal., 2019)。闪长质岩石中的角闪石压力计表明，闪长质岩石结晶的深度主要是5～7km(Liuetal., 2013, 2014a, 2018；刘亮等, 2013)。这些结果表明，闪长质熔体从基性晶粥体中抽离的过程主要发生在中-上地壳。部分角闪辉长岩中的斜长石呈弯曲状态，表明机械压实作用在富硅熔体抽离岩浆储库的过程中起到了非常重要的作用(Bachmann and Bergantz, 2004)。

4.3 浅部地壳晶体-熔体分离与高硅花岗岩形成

4.3.1 富水硅质岩浆储库与钙碱性系列花岗岩形成(115～100Ma)

115～100Ma期间，花岗质岩石主要由花岗闪长岩、二长花岗岩组成和少量的碱性长石花岗岩组成，它们分布区域相似、形成时代相同、同位素组成类似，表明这些岩石来自于相似的岩浆储库(图1、图9)。前人研究表明，这些岩石为钙碱性特征、中-高钾系列的准铝质花岗质岩石。实验岩石学表明低钾系列的变质玄武岩(或者角闪岩、麻粒岩等)经过部分熔融只能产生富Na的花岗质岩石，而不能形成中高钾系列的花岗质岩石，而变质沉积岩经过部分熔融通常形成过铝质系列的花岗质岩石，中-高钾系列的准铝质花岗质岩石只能由中-高钾系列的变质基性岩经过部分熔融形成(Sissonetal., 2005)。因此，我们认为东南沿海115～100Ma的钙碱性系列花岗质岩石的原始岩浆是由中-下地壳的中-高钾系列的基性岩部分熔融所形成(Chenetal., 2013)。

与同期花岗闪长岩和二长花岗岩相比，115～100Ma期间形成的碱性长石花岗岩为准铝质系列，具有高硅(SiO2>75%)、高碱、高钾的特征，较低的Sr、Ba含量，低的Eu/Eu*和La/Yb比值和高的Rb/Sr(1～10)比值，显示出高分异的特征(图6、图7、图8)。与A型花岗岩相比，碱性长石花岗岩具有低的Ga/Al、FeOT/MgO比值，低的Zr和Nb含量，显示出高分异I型花岗岩的特征(图6、图7、图8)。这些地球化学特征也表明，碱性长石花岗岩形成过程中经历了暗色矿物(主要为角闪石和黑云母)、斜长石、碱性长石、富轻稀土的副矿物(独居石、褐帘石、磷灰石和榍石等)和锆石的分离结晶。它们的地球化学特征与区域上不含斑晶的高硅流纹岩极为相似，表明其是从浅部地壳的晶粥体中抽取出来的熔体侵入浅部地壳所形成(Zhangetal., 2018)。

与同期碱性长石花岗岩相比，115～100Ma的花岗闪长岩和二长花岗岩具有低的SiO2含量，高Fe2O3、Al2O3、P2O5、TiO2的含量。而且，这些岩石具有变化较大的SiO2、全碱、Al2O3、P2O5含量和La/Y、Zr/Hf、Eu/Eu*比值，具有低的Rb/Sr(0.1～1)比值和高的Sr、Ba含量(图6、图7、图8)。这些特征表明这些岩石演化过程中主要经历了斜长石、碱性长石、富轻稀土副矿物(独居石、褐帘石、磷灰石和榍石等)和锆石的分离结晶。部分花岗闪长岩和二长花岗岩具有相对高的La/Yb、Zr/Hf、Eu/Eu*比值和高的Sr、Ba含量，与前人认为的堆晶花岗岩具有相似的地球化学特征(图7、图8; Deering and Bachmann, 2010)。从野外特征来看，这部分花岗闪长岩和二长花岗岩普遍具有似斑状结构，其中的斜长石普遍呈聚合斑晶或者嵌晶状，其他矿物大部分为他形，充填在嵌晶状斜长石之间，具有堆晶花岗岩的特征(图2)。因此，我们认为分异程度较低的花岗闪长岩和二长花岗岩是堆晶花岗岩，是岩浆储库中早期堆晶的产物；分异程度较高的花岗闪长岩和二长花岗岩可能是岩浆储库内堆晶相与富含粒间熔体的晶粥体之间的过渡相(Lee and Morton, 2015)。

大量的野外研究表明花岗闪长岩、二长花岗岩和碱性长石花岗岩之中均发育细粒暗色闪长质包体。这些暗色包体与闪长岩具有类似的地球化学特征，主要由基性岩浆分异而来。前人研究表明这些基性岩的原始岩浆非常的富水，水含量可以达到4%以上(Zhangetal., 2019)。基性岩浆储库结晶过程中最先结晶了富钙斜长石，使得基性岩浆储库内的粒间熔体一直处于水饱和状态，使得富硅中性岩浆异常富水。角闪石压力计表明，这些富水中性岩浆从基性岩浆储库的抽离发生在从中-上地壳(Liuetal., 2013, 2018)。抽离出基性岩浆储库的中性富水岩浆快速侵入上地壳中富硅的岩浆储库之中，然后发生淬冷，形成了富含黑云母和角闪石的细粒闪长质包体。一方面，这些富水中性岩浆为上地壳富硅岩浆储库内的熔体抽离提供了热量，有利于浅部地壳岩浆储库维持在较高温度；另一方面，富水中性岩浆随着侵位上升，释放出大量的水进入富硅岩浆储库，使得高硅熔体降低粘度，有利于熔体与晶体发生分离，进而从挤压特征的岩浆储库内抽离(Hartungetal., 2019)。

4.3.2 富挥发份岩浆储库与碱性系列花岗岩形成(100～86Ma)

100～86Ma期间，东南沿海花岗岩类岩石主要以石英二长斑岩、石英正长斑岩和碱性长石花岗岩为主(表1)。野外观察及前人研究均表明，整个东南沿海地区的这三类岩石在空间上紧密伴生且形成时间相同(表1)。另外，同一大型火山机构内发育的三类岩石均具有类似的同位素组成(如，魁岐岩体及周边岩体；Chenetal., 2019a)。这些特征表明，这些岩石可能来自于相同的岩浆储库，岩浆储库内的分异过程是导致岩性差别的主要机制(Yanetal., 2016, 2018b; Chenetal., 2021)。在硅-碱图上，这些岩石从碱性向亚碱性演化，表明它们的原始岩浆相对富碱(图6)。除了少数碱性花岗岩为过碱性岩石，石英二长斑岩、石英正长斑岩和绝大部分的碱性长石花岗岩均为准铝质到弱过铝质系列岩石。然而，没有岩石能直接部分熔融产生正长岩岩浆和过碱性花岗岩岩浆。从同位素特征来看，石英斑岩和碱性长石花岗岩和基性侵入岩比较类似(图9)。由于大部分花岗岩具有极高的SiO2含量，而只有很少的基性岩相伴生。因此，我们认为这些石英斑岩和碱性长石花岗岩可能是由地壳部分熔融产生的硅质岩浆演化而来。

大量的岩相学和野外观察表明，这些石英二长斑岩和石英正长斑岩中的斜长石主要以聚合斑晶形式出现，而且大量的斜长石或者碱性长石斑晶搭成格架，其他细粒矿物以基质形式呈填隙状分布在长石格架之中(图2)。这些特征表明这些斑岩是岩浆储库内早期结晶矿物的堆晶，而斑晶矿物间的细粒基质是晶体间隙中残留的熔体。从地球化学特征来看，斑岩从碱性特征向亚碱性系列演化，具有相对低的SiO2含量和Rb/Sr(主要集中于0.1～1)比值，高的Fe2O3、TiO2、Al2O3、全碱、Sr、Ba、Zr含量和Eu/Eu*(主要为0.6～1.0)、La/Yb和Zr/Hf比值，这些特征与堆晶花岗岩极为类似(图6、图7、图8)。这些特征表明，斑岩结晶过程中除了经历了少量磁铁矿、辉石堆晶之外，还经历了大量的碱性长石、斜长石、锆石及富轻稀土副矿物的堆晶。

碱性长石花岗岩具有极高的SiO2含量，大部分样品SiO2含量大于75%。另外，大部分碱性长石花岗岩为准铝质系列岩石，只有少量为过碱性。从花岗岩判别图解上可以看出，大部分的碱性长石花岗岩具有高的Ga/Al和FeO/MgO比值和Zr、Nb等高场强元素含量，低的Sr、Ba含量，低的La/Yb和Zr/Hf比值和高的Rb和Rb/Sr(1～200)比值(图6、图7、图8)。这些特征与经过强烈分异的高硅流纹岩极为类似，表明这些花岗岩在演化过程中经历了高度结晶分异。越来越多的研究表明它们可能是从浅部地壳的晶粥体中抽提出来的高硅熔体侵入浅部地壳所形成(Lee and Morton, 2015; Deeringetal., 2016; Hartungetal., 2017; Schaenetal., 2017; Chenetal., 2021)。这些熔体抽取过程中可能经历了磁铁矿、辉石、碱性长石、斜长石、锆石及富轻稀土副矿物(包括磷灰石、独居石等)的分离结晶。这些花岗岩普遍发育文象结构，表明其结晶过程中过冷却度较高。这些花岗岩普遍含有晶洞，粒度变化极大，且含有萤石等矿物，表明岩浆演化晚期岩浆储库非常的富集F/Cl等挥发份，气体压滤作用可能是熔体从岩浆储库中抽离的主要机制(Cooperetal., 2019)。另外，这些碱性长石花岗岩的母岩浆的温度普遍大于800℃，与花岗岩同期的斑岩中偶尔发育暗色包体，这些特征表明幔源基性岩浆的再补给作用也是诱使高硅熔体抽离岩浆储库的重要机制。

5 穿地壳岩浆系统与高硅岩浆演化

大部分学者研究表明东南沿海白垩纪晚期大规模岩浆作用的形成和古太平洋板块俯冲有关(Zhouetal., 2006; Li and Li, 2007；Guoetal., 2021)。115～100Ma期间，东南沿海主要发育富水的钙碱性系列岩浆作用，这一时期的幔源岩浆主要来自于俯冲交代的地幔楔，底侵的基性岩浆在中-上地壳发生晶体熔体分离，在中-上地壳产生了基性-超基性的辉长岩堆晶和富水的富硅岩浆。富水基性岩浆的底侵作用使得下地壳发生大规模部分熔融并产生了大规模中酸性岩浆，这些岩浆向中-上地壳运移形成了穿地壳岩浆系统(图10；Cashmanetal., 2017)。从基性岩浆储库抽离的异常富水的闪长质岩浆侵入了中-上地壳的中酸性岩浆储库，为浅部地壳的岩浆演化进一步提供了大量的热和水，有利于浅部地壳岩浆储库长期保持高温状态，使得岩浆储库内的高硅熔体富含流体，促使高硅熔体粘度降低，进而能从挤压状态的岩浆储库内抽离出来，抽离出来的熔体侵入浅部地壳形成了碱性长石花岗岩(图10)。残留在上地壳的岩浆储库异常富水(Zhaoetal., 2021b)，使得残余岩浆储库内斜长石结晶相对滞后并经历了长时期的结晶过程，残余岩浆储库最终冷却结晶形成以花岗闪长岩和二长花岗岩为主的堆晶花岗岩。随着俯冲板片的后撤，在100～86Ma期间，东南沿海处于伸展的构造环境，随着软流圈地幔的上涌，早期被俯冲过程所交代的地幔发生部分熔融产生大量的富F/Cl的挥发份，底侵的富含挥发份的基性岩使得下地壳发生高温部分熔融，最终在地壳内形成了大量富碱的硅质岩浆(Zhaoetal., 2021b)(图10)。随着岩浆储库的就位，从下地壳到上地壳形成了高温的穿地壳岩浆系统(Cashmanetal., 2017)，浅部地壳岩浆储库内特别富集挥发份，浅部熔体受到气体压滤作用进而抽离岩浆储库(图10)。一方面，富硅熔体发生大规模的火山喷发，形成不含斑晶的流纹岩；另一方面，侵入浅部地壳的温度很高的高硅熔体由于富含挥发份，快速冷却，形成了发育文象结构的、富含晶洞的碱性长石花岗岩(图10)。由于这一阶段的岩浆富含以F/Cl为主的挥发份而相对贫水，使得岩浆系统中斜长石最早结晶，然后再结晶碱性长石和石英，使得斜长石和熔体分离较为完全，抽离岩浆储库的高演化的熔体形成分异强烈的碱性长石花岗岩，而对应的堆晶岩为石英二长斑岩和石英正长斑岩。

图10 穿地壳岩浆系统与高硅花岗岩形成模型图(据Chen et al., 2021修改)

6 主要认识

(1)东南沿海白垩纪晚期的侵入岩可以分为两个阶段，其中115～100Ma以钙碱性系列岩石为主，岩石组合为辉长岩-闪长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩-碱性长石花岗岩；而100～86Ma的岩石为碱性系列，岩石组合为石英二长斑岩-正长斑岩-碱性长石花岗岩。

(2)115～100Ma期间，富水基性岩浆在中上地壳发生晶体-熔体分离，形成基性-超基性的堆晶辉长岩；富水基性岩浆底侵诱使地壳部分熔融产生花岗质岩浆，基性岩浆储库演化来的中性富水熔体侵入浅部地壳的酸性岩浆储库，促使浅部岩浆储库发生晶体-熔体分离，形成了以花岗闪长岩和二长花岗岩为主的堆晶花岗岩，而从浅部地壳酸性岩浆储库抽离的高硅熔体侵入地壳形成了高硅特征的碱性长石花岗岩。

(3)100～86Ma期间，随着软流圈上涌，地壳发生高温部分熔融产生富含F/Cl挥发份的酸性岩浆储库，浅部地壳内岩浆储库内的分异产生了具有堆晶特征的二长斑岩和正长斑岩，而富含F/Cl挥发份的高硅熔体侵入浅部地壳形成了含晶洞的碱性长石花岗岩。

(4)东南沿海高硅花岗岩的形成和穿地壳岩浆系统密切相关，高硅花岗岩是由浅部地壳内晶体-熔体分异产生的熔体侵入地壳所形成，而高硅花岗岩的地球化学特征与岩浆储库的挥发份种类和含量密切相关；从富水的岩浆储库抽离的熔体形成具有低高场强元素含量和低Rb/Sr比值的高硅花岗岩，这一过程与俯冲过程有关；而从富F/Cl挥发份的岩浆储库抽离的熔体形成具有高高场强元素含量和高Rb/Sr比值的高硅花岗岩，这一过程和板块后撤及软流圈上涌引发的伸展作用有关。

致谢本文第一作者在近年关于花岗岩的研究过程中，多次得到吴福元老师的指点和教诲。郭锋研究员和贺振宇教授认真细致的评审了本文，并就论文的修改提出了很多建设性意见，使得本文更为完善。纪伟强研究员在稿件组织过程提供了很多帮助。在此一并致谢。