朱雪麗 楊金豹 侯青葉 趙志丹

1. 中國地質大學地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，中國地質大學地球科學與資源學院，北京 1000832. 陜西省礦產(chǎn)地質調查中心，西安 7100683. 廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點實驗室，桂林理工大學地球科學學院，桂林 5410061.

近年來，幔源巖漿在花崗巖成因過程中的重要性和普遍性已經(jīng)得到越來越多的證實。徐夕生等(1999)認為研究花崗巖的成因，首先要認識到物質來源和驅動熱源兩個基本問題的重要性，認識到殼幔作用的重要形式可能是玄武巖漿的底侵作用，它關系到地幔對地殼在成分和熱源兩方面的貢獻。王德滋和周金城(1999)曾提出東南沿海的I型花崗巖的Sr、Nd值也表明在其形成過程中有不同程度的地幔物質的卷入，A型花崗巖產(chǎn)于拉張構造環(huán)境，且普遍受到不同程度的上地幔物質成分的影響，而且玄武巖漿的底侵作用為A型花崗巖的形成提供了所需的熱源(800～900℃)。范蔚茗等(2003)提出巖石圈伸展-減薄和軟流圈物質上涌是華南中生代巖漿作用形成的主要機制。具體到燕山期花崗巖，有資料顯示，華南燕山期的巖漿活動與太平洋板塊俯沖之間存在內在的成因聯(lián)系。從前人花崗巖出露面積統(tǒng)計表中可以得出，從燕山早期到晚期，強過鋁質花崗巖的比例在不斷減小，而準鋁質花崗巖的比例在不斷增加，說明了太平洋板塊俯沖引起的地幔物質熔融對花崗質巖漿形成的影響在增強(孫濤, 2006)。因此，地幔物質在花崗巖形成過程中的作用是一直以來被學術界熱烈討論的科學問題。

閩浙沿海地區(qū)廣泛發(fā)育晚中生代花崗質巖漿作用，形成了長約800km，寬約60～80km，沿NE-NNE方向延伸的花崗巖帶。已有資料表明，該帶花崗巖普遍具偏高的εNd(t)值和偏低的Nd模式年齡(Chen and Jahn, 1998; Chenetal., 2004; Qiuetal., 2004; Zhouetal., 2006)，指示幔源組分對該帶花崗巖的形成具有很主要的作用，但由于以往的研究多是基于全巖地球化學資料而開展，所獲得的的Nd同位素組成是一種平均結果，因而對幔源物質參與花崗巖成巖的演化方式缺乏有效限定(邱檢生等, 2012)。相比之下，鋯石Hf同位素就成為了更好的示蹤劑(Lesher, 1990; Kempetal., 2007; Yangetal., 2007; 閆晶晶等, 2017)，鋯石Hf同位素分析技術可以同時獲得不同來源和不同結晶階段鋯石的Hf同位素組成，對于識別多組分來源花崗巖的成因非常有效，因而廣泛應用于花崗巖成因研究中(Belousovaetal., 2006; Sunetal., 2010; Phillipsetal., 2011; Xieetal., 2011)。鋯石Hf同位素分析技術的應用為殼幔演化和花崗巖成因研究提供了新思路和新途徑。受控于南澳-長樂深斷裂的福州復式巖體，在巖石類型上，其鈣堿性和堿性巖石都有出露，構成了I-A型巖石系列(王德滋, 1985)，因巖石系列較為少見，故受到國內外學者的重視。近年來對福州復式巖體的A型花崗巖研究取得了很大的進展，但在福州復式巖體I-A型復合花崗巖的研究并不多，存在很大的爭議。目前，對福州復式巖體的I-A型復合花崗巖的成因存在兩種截然不同的觀點，一種是認為其具有相同的源區(qū)，A型花崗巖是I型花崗巖經(jīng)長期分異演化的產(chǎn)物(周珣若, 1994; 周珣若等, 1997; 邱檢生, 2000)；一種是它們屬于不同的成巖事件，即不同的物質來源和成巖機制。但目前為止研究的內容多集中在巖石、礦物和同位素地球化學等方面(黃萱等, 1986; 洪大衛(wèi)等, 1995; 林瑤瑕, 1987; 凌洪飛等, 1999; 張貴山, 2007; 汪洋等, 2013; Chenetal., 2019)，而系統(tǒng)的年代學研究工作較少，真正涉及福州復式巖體的鋯石U-Pb定年結果則更少，并且缺乏鋯石Lu-Hf同位素分析。因此，本文選擇福州復式巖體為研究對象，在系統(tǒng)的全巖地球化學研究基礎上，結合鋯石U-Pb定年及Lu-Hf同位素分析，進一步探討幔源組分在花崗巖成巖過程中的作用，討論其成因，并為理解華南巖石圈的演化提供新的證據(jù)。

1 地質背景與巖石特征

福州復式巖體位于福建東部沿海，分布于福州-連江一帶，面積約為120km2，構造位置處于政和-大埔深斷裂以東的浙閩粵沿海中生代斷陷活動帶(圖1)，該區(qū)是中生代活動大陸邊緣火山弧的一部分(吳郭泉, 1991)，它由侵入早白堊世南園酸性火山巖的幾個巖體組成(Martinetal., 1991)。研究區(qū)內巖漿活動非常頻繁，地質構造十分復雜，成礦條件優(yōu)越，礦產(chǎn)資源比較豐富，區(qū)內花崗巖以及地質構造特征等地質問題受到國內外學者的共同關注。具體巖石類型、各巖體位置圖及詳細的采樣位置見表1和圖1。按巖性特征，該復式巖體花崗巖可分為兩大類：鈣堿性系列和堿性系列。

鈣堿性系列主要分布于福州巖體與丹陽巖體。福州巖體共采集2件樣品，分別為二長花崗巖(FZ01)和黑云母鉀長花崗巖(FZ02)。二長花崗巖(FZ01)，灰白色，中?；◢徑Y構，塊狀構造。野外可見鉀長花崗巖巖脈。在顯微鏡下，主要礦物成分為石英(30%)、斜長石(30%)與鉀長石(30%)；暗色礦物主要為黑云母含量約8%；副礦物為鋯石、磁鐵礦等含量約2%。其中，斜長石呈板狀可見聚片雙晶，發(fā)生絹云母化；石英發(fā)生裂紋，可見波狀消光； 鉀長石顆粒較大，發(fā)育清晰的條紋結構。黑云母鉀長花崗巖(FZ02)，淺灰色，粒度較二長花崗巖粗，塊狀構造。鏡下觀察為中粗?；◢徑Y構，主要礦物成分為石英(30%)、鉀長石(40%)、斜長石(10%)、黑云母(10%～15%)，副礦物為磁鐵礦和鋯石(5%)(圖2a)。丹陽巖體共采集3件樣品，主要是黑云母二長花崗巖，淺肉紅色，塊狀構造。主要礦物為石英(35%)、鉀長石(30%)、斜長石(20%)、黑云母(10%)和少量角閃石等其他礦物(5%)，其中黑云母多已綠泥石化(圖2h)。

表1 研究區(qū)巖石采樣位置及巖石類型匯總表

圖1 福州復式巖體地質簡圖及采樣位置圖(據(jù)Zhou et al., 2006; 林清茶等, 2011簡化)①紹興-江山-萍鄉(xiāng)斷裂；②長樂-南澳斷裂；③政和-大浦斷裂；④廣昌-尋烏斷裂Fig.1 Geological sketch map of Fuzhou composite pluton and sampling location (modified after Zhou et al., 2006; Lin et al., 2011)①Shaoxing-Jiangshan-Pingxiang fault; ②Changle-Nanao fault; ③Zhenghe-Dapu fault; ④Guangchang-Xunwu fault

圖2 福州復式巖體花崗巖顯微照片Ae-霓石；As-星葉石；Bi-黑云母；Chl-綠泥石；Ga-石榴子石；Kf-鉀長石；Ms-白云母；Rbk-鈉閃石；Pl-斜長石；Q-石英Fig.2 Microphotographs of Fuzhou composite granite plutonAe-aegirite; As-astrophyllite; Bi-biotite; Chl-chlorite; Ga-garnet; Kf-K-feldspar; Ms-muscovite; Rbk-riebeckite; Pl-plagioclase; Q-quartz

堿性系列主要分布于魁岐巖體，共采集13件樣品?；◢弾r主體為堿性花崗巖，塊狀構造。主要礦物為石英和條紋長石，含量約占90%，其他礦物主要為霓石、鈉閃石，含量約占10%(圖2b, c, e)，巖石中可見條紋長石巨晶(圖2e)。此外還有斑狀堿性花崗巖和堿性花崗斑巖，其鏡下特征分別為基質可見白云母、星葉石(圖2f)，斑晶可見黑云母(綠泥石化)和少量石榴子石(圖2g)。

2 分析方法

鋯石單礦物的挑選是在河北省區(qū)域地質礦產(chǎn)調查研究所完成的。鋯石的制靶和陰極發(fā)光圖(CL)照射都是在中國科學院地質與地球物理研究所完成的，CL圖像在電子探針實驗室用LEO 1450VP型號掃描電子顯微鏡照取，分析電壓為1.5kV，分辨率3.5nm/30kV。鋯石U-Pb同位素定年是在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室利用LA-ICP-MS分析完成的，激光剝蝕系統(tǒng)為GeoLas2005，電感耦合等離子質譜(ICP-MS)為Agilent7700X。在等離子體中心氣流(Ar+He)中加入少量氮氣以提高儀器靈敏度、降低檢出限和改善分析精密度。激光斑束直徑為32μm。具體的儀器操作條件和數(shù)據(jù)處理方法見Liuetal. (2008, 2010)。鋯石U-Pb定年過程中采用91500作為內標校正同位素分餾，每隔6個數(shù)據(jù)點分別用2個91500標樣校正。

主量元素和微量元素的測試分析工作是在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成的。主量元素采用XRF-1800波長掃描型X射線熒光光譜儀進行樣品測定，測試精度優(yōu)于4%。微量元素使用Agilent 7700X ICP-MS分析完成，測試精度優(yōu)于5%～10%。測試過程中采用內標和外標綜合控制測試質量的方法，同時測定空白樣(Blank)、USGS國際標準物質AGV-2、BHVO-2、BCR-2和GSR-1以及實驗室內標In，具體的樣品處理過程見Liuetal. (2008)。

鋯石Hf同位素的測定是在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成的，所有測點都是在已經(jīng)完成鋯石U-Pb年齡測試點原位或者是與年齡分析點相同的環(huán)帶上通過激光等離子質譜進行的，激光束直徑為44μm，剝蝕頻率為8Hz，每8個測點添加1個91500標樣進行控制，詳細的儀器操作條件和數(shù)據(jù)處理方法見Huetal. (2012)。εHf計算采用176Lu衰變常數(shù)為1.865×10-11y-1(Schereretal., 2001)，球粒隕石現(xiàn)今值176Hf/177Hf=0.282772和176Lu/177Hf=0.0332(Blichert-Toft and Albarède, 1997)。虧損地幔Hf模式年齡(tDM)以現(xiàn)今虧損地幔值176Hf/177Hf=0.28325、176Lu/177Hf=0.0384計算，二階段Hf模式年齡(tDM2)計算采用上地殼平均值176Lu/177Hf=0.015(Vervoort and Blichert-Toft, 1999)。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb定年

共對福州復式巖體的4件樣品進行了LA-ICP-MS U-Pb定年，年齡分析結果見表2，其中，鈣堿性系列1件樣品，堿性系列3件樣品。幾乎所有進行定年的鋯石樣品都顯示清晰的振蕩環(huán)帶結構(圖3)，鋯石的Th/U比值均大于0.1，是典型的巖漿成因鋯石(Hoskin and Schaltegger, 2003)，粒度在20～250μm之間；其鋯石U-Pb年齡見圖4。為了更明顯地突出鈣堿性系列和堿性系列花崗巖類的區(qū)別，本文還引用了前人鈣堿性系列花崗巖的2件樣品的年齡數(shù)據(jù)進行研究，下面將對定年樣品逐一介紹。

鈣堿性系列選取了福州巖體花崗巖樣品(FZ02)進行測年分析，F(xiàn)Z02共測得18個年齡點，在剔除繼承鋯石年齡以及不諧和年齡之后，15個測點的U-Pb加權平均年齡為106.72±0.80Ma(2σ, MSWD=0.76；圖4a)。林清茶等(2011)對丹陽巖體黑云母二長花崗巖共測得11個年齡點，在剔除繼承鋯石年齡以及不諧和年齡之后， 10個測點的U-Pb加權平均年齡為101.3±5.2Ma(2σ，MSWD=3.7；圖4c)；林清茶等(2011)對福州巖體黑云母鉀長花崗巖共測得12個年齡點，在剔除繼承鋯石年齡以及不諧和年齡之后， 9個測點的U-Pb加權平均年齡為111.3±1.3Ma(2σ，MSWD=0.91；圖4e)。

堿性系列選取了魁岐巖體堿性花崗巖(FZ04、FZ10)和斑狀堿性花崗巖(FZ15)3件樣品進行測年。FZ04共測得18個年齡點，在剔除繼承鋯石年齡以及不諧和年齡之后， 12個測點的U-Pb加權平均年齡為93.03±0.8Ma(2σ，MSWD=1.08；圖4b)。樣品FZ10共測得18個年齡點，在剔除繼承鋯石年齡以及不諧和年齡之后， 14個測點的U-Pb加權平均年齡為93.10±1.5Ma(2σ，MSWD=0.66；圖4d)。樣品FZ15共測得18個年齡點，在剔除繼承鋯石年齡以及不諧和年齡之后， 14個測點的U-Pb加權平均年齡為95.40±0.73Ma(2σ，MSWD=0.95；圖4f)。

表2 福州復式巖體花崗巖類樣品鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)

續(xù)表2

3.2 元素地球化學

表3 福州復式巖體的主量(wt%)和微量(×10-6)元素測試數(shù)據(jù)

續(xù)表3

圖3 福州復式巖體花崗巖鋯石CL圖像黃色圓圈表示鋯石定年測點位置，黃色數(shù)字表示測點年齡(Ma)Fig.3 Zircons CL images of Fuzhou composite granite plutonThe yellow circles represent the dating sites of the zircons, and the yellow numbers represent the dating sites (Ma)

圖4 福州復式巖體花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖圖4c, e據(jù)林清茶等, 2011數(shù)據(jù)繪制Fig.4 Zircons U-Pb concordian diagrams of Fuzhou composite granite plutonFig.4c and Fig.4e are drawn according to the data of Lin et al., 2011

圖5 福州復式巖體和福建花崗巖樣品的地球化學圖解(a)全巖TAS圖解(Middlemost, 1994)；(b) SiO2-K2O圖解(Rickwood,1989)；(c) A/CNK-A/NK圖解(Maniar and Piccoli, 1989)；FG-副長石輝長巖；FMd-副長石二長閃長巖；FMs-副長石二長正長巖；MG-二長輝長巖；Md-二長閃長巖. 福建花崗巖數(shù)據(jù)引自Yang et al., 2018，圖6、圖7同F(xiàn)ig.5 Geochemical diagrams of Fuzhou composite pluton and Fujian granite samples(a) TAS diagram (Middlemost, 1994); (b) SiO2 vs. K2O diagram (Rickwood, 1989); (c) A/CNK vs. A/NK diagram (Maniar and Piccoli, 1989). FG-foid gabbro; FMd-foid monzodiorite; FMs-foid monzosyenite; MG-monzogabbro; Md-monzodiorite. Data of granites in Fujian Province from Yang et al., 2018, also in Fig.6 and Fig.7

本文對所有18件樣品進行了全巖微量元素地球化學分析，所有樣品均較為新鮮，測試結果詳見表3。從球粒隕石標準化稀土元素配分圖可以看出(圖7a)，鈣堿性系列所有樣品均顯示輕稀土明顯富集，重稀土相對虧損，稀土元素配分曲線右傾顯著，Eu負異常中等(δEu=0.53～0.68)，稀土元素總量在335.3×10-6～823.9×10-6，平均值為591.0×10-6。從原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖可以看出(圖7b)，所有樣品均顯示Rb、Th、U、K、Pb等元素相對富集，Ba、Sr以及高場強元素Nb、Ta、P、Ti相對虧損。

堿性系列花崗巖類樣品均顯示輕稀土相對富集，重稀土相對虧損，稀土元素配分曲線輕微右傾，Eu負異常非常明顯(δEu=0.18～0.42)(圖7c)，稀土元素平均值為534.1×10-6。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖7d)，堿性系列花崗巖類樣品均顯示Rb、Th、U、K、Pb等元素相對富集，Ba、Sr以及高場強元素Nb、Ta、P、Ti虧損明顯。

3.3 鋯石Hf同位素

本文測定了上述定年的4個花崗巖樣品，其結果見表4。樣品FZ02的鋯石 (176Hf/177Hf)t值為0.282595～0.282713，εHf(t)的值為-3.9～0.2(圖8a)，地幔模式年齡為771～942Ma，地殼模式年齡為1020～1250Ma。樣品FZ04的鋯石 (176Hf/177Hf)t值為0.282751～0.282823，εHf(t)的值為1.3～3.6(圖8b)，地幔模式年齡為633～735Ma，地殼模式年齡為808～950Ma。樣品FZ10的鋯石 (176Hf/177Hf)t值為0.282639～0.282760，εHf(t)的值為2.3～4.8(圖8c)，地幔模式年齡為584～701Ma，地殼模式年齡為756～894Ma。樣品FZ15的鋯石 (176Hf/177Hf)t值為0.282715～0.282773，εHf(t)的值為0.04～2.1(圖8d)，地幔模式年齡為686～764Ma，地殼模式年齡為906～1021Ma。

4 討論

4.1 巖石成因

采自福州和丹陽巖體的5件花崗巖樣品，為鈣堿性花崗巖。主量特征表明，巖石屬于準鋁質，A/CNK為0.97～1.00，高鉀鈣堿性巖石系列(圖5a, b, c)，出現(xiàn)標準剛玉分子的樣品含量均小于1%；Hark圖解顯示，P2O5的含量隨著SiO2的增加而降低(圖6d)，表明其具有I型花崗巖的特征，而S型花崗巖中的P2O5的含量是隨著SiO2的增加而增加或者基本不變的，這一特點，被用于區(qū)分I型和S型花崗巖(Chappell, 1999; Wuetal., 2003; Li and Li, 2007)。微量元素顯示，Pb、Rb、U、Th、K等元素相對富集，Ba、Sr以及高場強元素Nb、Ta、P、Ti相對虧損(圖7)。鋯飽和溫度(計算方法據(jù)Watson and Harrison, 1983)為772～807℃，平均為773℃，溫度較低，說明該區(qū)I型花崗巖的形成可能有流體的加入，由下地殼物質部分熔融形成。同時，鋯石Hf同位素特征表明全部測點的εHf(t)主要為負值(-3.9～0.2)，地殼模式年齡為771～942Ma，可以推測巖石是由新元古代的地殼基底物質重熔形成。

早期的研究認為I型花崗巖的形成是由于由殼內變質火成巖熔融造成的(Chappell, 1999)，然而鋯石Hf-O同位素研究顯示I型花崗巖也可能起源于地幔巖漿對沉積物的改造，而不僅僅是簡單的古老地殼基底物質重熔(Kempetal., 2005, 2007)。大規(guī)模基性巖漿的底侵很可能為規(guī)模巨大、分布廣泛的花崗質巖漿的形成提供了所需熱源，雖然目前沒有發(fā)現(xiàn)大規(guī)?；詭r石的出露來證實這一推測，但是近年來鋯石Hf同位素的研究暗示，地幔物質確有參與，這也表明大規(guī)?；詭r漿的底侵是很有可能的(黃會清等, 2008)。而本文Hf同位素的研究表明，該區(qū)I型花崗巖的形成不僅僅是新元古代的地殼基底物質重熔形成，而且還伴隨有少量地幔組分的參與。

圖6 福州復式巖體花崗巖類樣品Harker圖解Fig.6 Harker diagrams of Fuzhou composite pluton and Fujian granite samples

采自魁岐巖體的13件花崗巖樣品，為堿性花崗巖。巖相學表明，花崗巖主要以鉀長石和石英為主，斜長石很少，暗色礦物主要為堿性礦物；霓石和鈉閃石,個別巖石樣品可見星葉石和白云母(圖2)。主量特征表明花崗巖屬于堿性花崗巖，過堿質-準鋁質，A/CNK為0.88～1.01，平均0.92(圖5)，具有高硅、高堿，低鈣、低鈦的特征。微量元素顯示，Eu負異常非常明顯(δEu=0.18～0.42)，所有樣品均顯示Rb、Th、U、K、Pb、Zr、Hf等高場強元素相對富集，Ba、Sr以及高場強元素Nb、Ta、P、Ti相對虧損，而高的稀土元素總量和“右傾海鷗型”的配分模式(圖7)也是A型花崗巖的重要識別標志之一。10000×Ga/Al比值和Zr+Nb+Ce+Y(圖9)被認為能夠有效地將A型與I，S和M型進行區(qū)分(Whalenetal., 1987; Wuetal., 2003; 吳福元等, 2007)，本文樣品的10000×Ga/Al比值變化范圍較大，主要集中在2.77～4.10之間(圖9a)，魁岐堿性花崗巖大部分落在A型花崗巖的范圍內，也證實了魁岐堿性花崗巖為A型花崗巖的事實。并且因富含堿性暗色礦物，該花崗巖為堿性A型花崗巖。鋯飽和溫度在783.69～890.03℃，平均為833.08℃，明顯高于早白堊世I型花崗巖，推測其可能是在伸展構造背景下，巖石圈減薄引起的軟流圈物質上涌或者地幔巖漿底侵，導致中上部地殼物質熔融形成的堿性A型花崗巖。同時，鋯石Hf同位素特征表明全部測點的εHf(t)均為正值(0.04～4.8)，地殼模式年齡為584～764Ma，可以推測巖石是由新元古代的地殼基底物質重熔形成的花崗質巖漿與上涌地?；旌先廴谛纬傻摹u-Hf同位素組成的分析結果也充分說明該區(qū)堿性A型花崗在成因上受到地幔的約束，是殼幔混合作用的產(chǎn)物(圖10)。

綜上所述，福州復式巖體在成分上主要由早白堊世的I型花崗巖和晚白堊世的堿性A型花崗巖組成，構成特殊的I-A型巖石系列，備受關注。經(jīng)研究表明：(1)福州復式巖體中I型與A型花崗巖在空間上密切共生，在時間上A型花崗巖形成較晚，與I型花崗巖相差10Myr左右(圖4)；(2)福州復式巖體中I型與A型花崗巖在主量、微量、稀土元素和同位素組成等特征上存在明顯差：A型花崗巖比I型花崗巖富硅、富堿，分異指數(shù)(DI)偏高；A型花崗巖比I型花崗巖貧鈣、鎂和鋁，A/CNK略低；根據(jù)CIPW標準礦物計算表明，大多數(shù)A型花崗巖出現(xiàn)少量的霓石(Ae)分子，缺乏(鈣長石)An分子或者是含量很少，而I型花崗巖中有一定的An分子，并且部分樣品中出現(xiàn)剛玉(C)分子，缺乏霓石分子；I型花崗巖的輕重稀土分餾程度較之A型花崗巖明顯，LREE/HREE比值較大，A型花崗巖的負銪異常比I型花崗巖明顯(圖7)，A型花崗巖較之I型花崗巖輕重稀土比值較小的特點，在一定程度上指示其幔源組分的含量可能更高；A型花崗巖較之I型花崗巖具有明顯偏低的Ba、Sr含量(圖7)，A型花崗巖的Rb/Sr、Rb/Ba比值相當于I型花崗巖的數(shù)倍至百倍，充分表明了A型花崗巖經(jīng)歷了高度的分異演化作用；A型花崗巖的Ga/Al比值也明顯高于I型花崗巖等等，這些差異既有巖漿分異演化的影響，同時又有幔源巖漿加入的貢獻。因此，對福州復式巖體的I-A型復合花崗巖的成因研究，作者與前文所提到的第一種觀點一致，認為其具有相同的源區(qū)，且A型花崗巖是I型花崗巖經(jīng)長期分異演化的產(chǎn)物。

表4 福州復式巖體花崗巖類樣品鋯石Hf同位素分析數(shù)據(jù)

續(xù)表4

圖7 福州復式巖體花崗巖類樣品的球粒隕石標準化稀土元素配分曲線圖(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 element spider diagrams (b, d) for granites of Fuzhou composite pluton (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

圖8 福州復式巖體花崗巖類樣品鋯石Hf同位素 εHf(t)值的直方圖Fig.8 Histograms of the εHf(t) of zircon from granitoids in Fuzhou compsite pluton

圖9 I型和A型花崗巖判別圖(底圖據(jù)Whalen et al., 1987; Chappell, 1999)Fig.9 Discriminant diagrams of I-type and A-type granites (base map after Whalen et al., 1987; Chappell, 1999)

圖10 福州復式巖體花崗巖鋯石U-Pb年齡- εHf(t)值分布圖Fig.10 Distribution of U-Pb age vs. εHf(t) of zircon in Fuzhou composite pluton

4.2 構造演化

圖11 花崗巖樣品鋯石U/Yb-Hf (a)和U/Yb-Y (b)圖解(底圖據(jù)Grimes et al., 2007)Fig.11 U/Yb vs. Hf (a) and U/Yb vs. Y (b) diagrams of zircon of granites (base map after Grimes et al., 2007)

目前，花崗巖形成于什么樣的構造環(huán)境一直是地質學者們關心的問題。作為特定地質背景下的產(chǎn)物，花崗巖的礦物學、巖石學和地球化學特征，可能會記錄下它形成時的構造背景情況。如前文所說，近年來，地質學家們對中國東部沿海地區(qū)I型或者A型花崗巖的研究取得了豐碩的成果(王德滋, 2004; 盧清地, 2001; 舒良樹和周新民, 2002; 范蔚茗等, 2003; 吳福元等, 2003; 周新民, 2003; 徐夕生, 2008; 李獻華等, 2009; 邱檢生等, 2012等等)；其中中生代花崗巖的研究程度較高，在其動力學背景和模式研究雖然有較大程度的進展，絕大多數(shù)學者認為其與后造山伸展構造背景有關(周金城和陳榮, 2001; 邢光福等, 2009; 楊永峰等, 2010; 董傳萬等, 2011; Chenetal., 2008; Lietal., 2014)。但對I-A型復合巖體的研究較少，現(xiàn)有對其的研究成果總結如下：從本質上說，花崗巖是造山帶構造發(fā)展和構造環(huán)境變遷的巖漿活動體現(xiàn)，構造環(huán)境是這一過程的關鍵約束因素，因為它不僅可以決定巖漿的產(chǎn)生及其化學成分，還可以決定巖漿的動力學行為，而兩者又進一步?jīng)Q定了其熱演化的過程。因此，從某種意義上，從I型花崗巖到A型花崗巖所呈現(xiàn)出的冷卻速率逐漸變快的趨勢，指示可能是花崗巖在區(qū)域構造環(huán)境上由封閉的擠壓性環(huán)境向開放的伸展性環(huán)境轉化的熱演化標志(趙廣濤, 1998)；周珣若等(1997)研究蘇州地區(qū)花崗巖時認為晚侏羅與早白堊時期的I-A型花崗巖不是同源巖漿演化的產(chǎn)物，是因為兩者分別產(chǎn)于擠壓與伸展的不同環(huán)境，而且兩者的巖石成分與巖漿源區(qū)物質及侵位深度的不同有關；楊富全等(2007)提出I-A型復合花崗巖是造山帶中花崗質巖漿活動的普遍現(xiàn)象，是造山帶構造環(huán)境變遷(擠壓-伸展)的重要巖石學標志。

那么研究區(qū)究竟是處于什么樣的構造環(huán)境？前人研究表明，在侏羅紀時期，華南經(jīng)歷了由古亞洲-特提斯構造域向太平洋構造域的轉換(Li, 2000; 陳潤生和林東燕, 2006; 孫衛(wèi)東等, 2008; Zhouetal., 2006)，可以肯定的是早白堊世華南已處于太平洋板塊俯沖構造背景下了，從本文鋯石微量元素特征(圖11)可以得出研究區(qū)的鋯石為洋殼性質也充分證明了這一點。王強等(2005)通過對華南白堊紀A型花崗巖的研究表明，180～145Ma古太平洋板塊呈NW俯沖，145～85Ma呈NNW向下俯沖，在135～100Ma之間古太平洋板塊俯沖速率增加，角度變大(舒良樹和周新民, 2002)，洋殼與陸殼之間的摩擦力會變小，大陸一側開始由擠壓向伸展轉變。另一個速率增加的可能性是中國東部巖石圈減薄導致軟流圈地幔上涌，使巖石圈地幔發(fā)生部分熔融導致伸展加速。晚白堊世古太平洋板塊俯沖可能停止進入裂谷時期，晚白堊世，華南地區(qū)處于巖石圈進一步伸展的構造背景下(王強等, 2005; He and Xu, 2012)。在伸展情況下，壓力的降低是很有利于巖石的熔融的，同時，地殼的拉張減薄還伴隨著軟流圈的地幔物質上涌和玄武質巖漿的底侵作用，從而使下地殼加熱而進一步發(fā)生部分熔融，這也就是為什么拉張環(huán)境會產(chǎn)生大量花崗巖的重要原因(Collins, 1994; Costa and Rey, 1995; Sylvester, 1989; Boninetal., 1998)。A型花崗巖的奇特之處是，淺部地殼發(fā)生高溫部分熔融，可能就暗示其深部存在熱異常，而這樣的熱異常一般只會在拉張情況下出現(xiàn)。因此，A型花崗巖是判斷伸展背景的重要巖石學標志。A型花崗巖可以指示巖石圈伸展，不同時期的A型花崗巖表明華南在晚中生代期間多期次的處于伸展環(huán)境之中(Wangetal., 2012)。

如前文所說，福州復式巖體I-A型花崗巖具有相同的源區(qū)，本文鋯石Hf同位素的εHf(t)值顯示在110Ma以來，地幔物質的參與對福建地區(qū)晚中生代花崗巖具有很大的貢獻，只是參與的多少不同，這也是造成巖石類型不同的原因之一，而地幔物質參與的差異可能是因為構造環(huán)境的轉變：由早白堊世期間的太平洋板塊大角度俯沖引起地幔物質上涌致使地殼物質部分熔融，到晚白堊世伸展環(huán)境下的巖石圈減薄，地殼物質部分熔融的同時有地幔物質的上涌。

綜合考慮以上特點，作者認為福州復式巖體鈣堿性-堿性系列花崗巖，構成了特有的I-A型復合花崗巖，具有相同的源區(qū)，形成的差異是構造環(huán)境的變遷、幔源巖漿的加入以及巖漿分異演化多種因素綜合作用的結果。

5 結論

(1)LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結果表明，福州巖體和丹陽巖體形成年齡為111～101Ma，是早白堊世多期次巖漿活動作用的產(chǎn)物；魁岐巖體形成年齡為95～93Ma，是晚白堊世巖漿活動的產(chǎn)物。鋯石微量的差異及主微量元素特征顯示早白堊世鈣堿性花崗巖為I型花崗巖，晚白堊世堿性花崗巖為A型花崗巖，構成了I-A型巖石系列。

(2)鋯石Hf同位素組成表明，早白堊世I型花崗巖的εHf(t)值由負到正，地殼模式年齡表明花崗質巖漿源巖來自于新元古代古老地殼的部分熔融，并有少量的地幔組分卷入。晚白堊世A型花崗巖樣品εHf(t)值為正，地殼模式年齡指示花崗質巖漿源巖來自于新元古代古老地殼的部分熔融，并有大量幔源組分的混入。

(3)福州復式巖體I-A型復合花崗巖具有相同的源區(qū)，其形成的差異主要是構造環(huán)境的變遷、幔源巖漿的加入以及巖漿分異演化多種因素綜合作用的結果。

致謝野外工作得到了王麗麗、丁聰、崔園園等同學的幫助；實驗中得到了艾世強、周偉強及陳玲的幫助；兩位審稿專家提出了寶貴的修改意見和建議；在此一并致謝。