中国东部中-新生代的构造背景是中国地质学界最关注的问题之一。自20世纪70年代板块构造学说引入中国后，中国地质学家普遍接受了太平洋板块向欧亚板块俯冲导致中国东部中生代强烈的构造-岩浆活动和相应的成矿作用的观点，乃至成为被中外学者普遍认知的理论至今仍然广泛流传(耿树方等, 2012; Jahn, 1974; John et al., 1990; Hilde et al., 1997; Holloway, 1982; 崔盛芹和李锦蓉, 1983; 黄萱等, 1986; 任纪舜, 1990; Charvet et al., 1994; Lapierre et al., 1997; Zhou and Li, 2000; Chen et al., 2014; Li and Li, 2007; Li et al., 2012, 2013; Sun et al., 2007; 郑永飞, 2008; Engebretson et al., 1985; Ichikawa et al., 1990; Koppers et al., 2001, Maruyama et al., 1997; 毛建仁等, 2014; Wang et al., 2013; Nakajima, 1996; Niu et al., 2015)。但是，实际上是不是这种情况呢？笔者认为，几乎没有多少证据能够证明中国东部岩浆岩与太平洋板块的俯冲有关，那么，为什么中外学术界都这么认为呢？原因可能很多，其中的一个原因是，几乎很少有人认真对比过中国东部与安第斯存在哪些相同和不同之处。日本离我们很近，其实日本的地质情况与中国东部大相径庭，可惜也很少有人注意到这一点。

为了中国东部与安第斯和日本的岩浆岩的对比研究，我们收集了GEOROC数据库中全部日本本州弧和安第斯弧(仅限南美部分，不包括拉丁美洲和北美)新生代岩浆岩的全体数据。对于中国东部，我们选择浙闽地区作为中国东部的代表，主要收集了浙闽地区公开发表的侏罗-白垩纪的全部岩浆岩数据(包括本文作者未发表的数据)。为方便读者了解浙闽岩浆岩的情况，我们做出了一个浙闽地区侏罗纪-白垩纪岩浆岩地球化学和年代学数据图(http://cgwebgis.top/WebGISLRLayout.aspx)。数据收集完成即开展对上述3个地区全部岩浆岩的对比研究，看看能够得出什么认识。初步的研究表明，浙闽完全无法与日本和安第斯对比，中国东部不属于安第斯型造山带，中国东部中生代岩浆活动与板块俯冲作用没有关系。

需要说明的是，我们收集的是全体本州弧、全体安第斯弧和全体浙闽地区的数据。日本本州弧既有岛弧岩浆岩也有弧后岩浆岩；例如，本州弧就包括了不少高镁安山岩(玻安岩、赞岐岩、埃达克岩)，岛弧则有前弧(frontial-arc，早先译为弧前，本文译为前弧，为了与后弧对比)、弧和后弧(rear-arc)的数据。同样，安第斯弧既有陆缘弧岩浆岩也有弧后盆地岩浆岩，弧岩浆岩中埃达克岩比较多。浙闽同样，包括了侏罗纪-白垩纪的全部岩浆岩，浙闽花岗岩大多属于浙闽型花岗岩(张旗等, 2008)，但是，也不乏A型花岗岩和部分埃达克岩的数据。因此，数据反映的并非一种构造背景，而是多种构造背景的综合。

众所周知，日本弧是典型的岛弧结构，岩浆岩(包括玄武岩和中酸性岩浆岩)的地球化学特征明显受板块俯冲的控制。靠近海沟的部位，玄武岩K含量低，向西随着距海沟越来越远，俯冲深度加大，岩浆来源加深，形成的玄武岩的K含量逐渐增加，从低K玄武岩变为中K和高K玄武岩。高K玄武岩主要出露在本州岛靠近日本海的一侧，已经属于弧后盆地构造背景了(Kaneko et al., 1996; Shuto et al., 1993; Tamura and Shuto, 1989; Kimura et al., 2001, 2002; Kanisawa and Yoshida, 1989; Le Bas, 1982)(图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 日本本州东北地区第四纪火山岩化学分带(原图据Nakagawa et al., 1988, 经Kimura et al., 2002修改) 点线是Aoso-Osore、Sekiryo、Moriyoshi和Chokai带之间的界线，从海沟一侧到弧后一侧，实线是地体之间的界线. NK-北上北带；SK-北上南带；NKF-气仙沼断层；AB-阿武隈；TAM-丹波-足尾-美浓岩体；TTL-福岛构造线；HTL-幡川构造线 Fig. 1 Chemical zoning of Quaternary volcanoes in the NE Honshu arc (after Nakagawa et al., 1988; Kimura et al., 2002) The dashed lines represent the boundaries between Aoso-Osore, Sekiryo, Moriyoshi, and Chokai belts; the full lines represent the boundaries between the terranes. NK-North Kitakami; SK-South Kitakami; NKF-Nizume Kesennuma Fault; AB-Abukuma; TAM-Tamba Ashio Mino Terranes; TTL-Tanakura Tectonic Line; HTL-Hatagawa Tectonic Line

对日本弧的研究，最近又识别出一类后弧岩浆岩(rear-arc magma; Ishizuka and Nakagawa, 1994; Kuritani et al., 2008)，它不同于弧后(back arc)系统，前者属于弧的范围，而后者形成的动力学过程虽然仍然与俯冲系统有关，但它是个独立的构造单元，代表弧后伸展构造作用。后弧玄武岩(rear-arc basalts)位于前弧和岛弧的后缘(图 2)，后弧岩浆中来自消减带物质的贡献远远不及前弧岩浆作用明显(Ishizuka and Nakagawa, 1994)，表现为Sr、Ba、LREE、Pb、Th、U以及²³⁰Th的明显富集。后弧岩浆的TiO₂含量明显较高，接近N-MORB的特征，而Nb-Ta的亏损不如弧岩浆岩明显，富碱是后弧岩浆岩的一个重要的特点。弧后与伸展作用有关，如马里亚纳冲绳海槽Lau盆地。而后弧岩浆仍然属于岛弧的范畴，具有岛弧岩浆的特征。在Rishiri Volcano，俯冲深度达到约300km(Kuritani et al., 2005; Nakamura et al., 1985; Shibata and Nakamura, 1997; Ishizuka and Nakagawa, 1999)。日本岛弧岩浆作用靠近海沟的是低钾的，远离海沟钾含量增加，在日本本州岛的西北部，大约消减带在300km深度以后即进入弧后地区。

图 2

Fig. 2

图 2 基底花岗岩类同位素与第四纪火山岩Nd-Sr同位素的分布特征比较(a)和火山前后弧基底花岗岩及第四纪熔岩的Nd-Sr同位素组成(b, 据Kimura and Yoshida, 2006) KZ-北上地区；NZ-北部地区；TR-过渡地区；SZ-南部地区；QVF-第四纪前弧；QRA-第四纪后弧 Fig. 2 Distribution of basement granitoids and their isotope zones compared with the Nd-Sr isotopic characteristics of the Quaternary volcanoes (a) and Nd-Sr isotopic compositions of basement granitoids and Quaternary lavas from the volcanic front and rear arc (b, after Kimura and Yoshida, 2006) KZ-Kitakami Zone; NZ-North Zone; TR-Transitional; SZ-South Zone; QVF-Quaternary volcanoes Frontal arc lavas; QRA-Quaternary Rear arc lavas

安第斯弧也具有分带性，从海沟向东随着俯冲深度的增加从弧变为弧后(Kay and Abbruzzi, 1996; Mlynarczyk and Williams-Jones, 2005; Kay and Kay, 2002)。安第斯从西向东可以划分为4个单元(Reutter et al., 1988; Jordan and Gardeweg, 1989; Kraemer et al., 1999)：(1) 早侏罗世-早白垩世；(2) 白垩纪中期；(3) 晚白垩世-始新世和(4) 中新世-全新世。4个单位可以识别出三个弧系统：俯冲带和俯冲杂岩系统、岩浆弧系统以及弧后系统。由于受西部太平洋板块汇聚作用的影响，安第斯总的来说是一个弧的大地构造背景。西Cordillera代表岩浆弧，Altiplano、东Cordillera、Subandean山和Chaco平原位于弧后，而海沟内侧的海岸山脉、智利中央裂谷、智利前Cordillera以及前安第斯洼地则属于弧前系统(图 3、图 4)。

图 3

Fig. 3

图 3 中安第斯构造单元(据Reutter et al., 1988) Fig. 3 The morphostructural units of the Central Andean (after Reutter et al., 1988)

图 4

Fig. 4

图 4 根据地质和地球物理资料绘制的安第斯21°25′S的横剖面 安第斯山地表以下的褶皱和断裂是推测的(Reutter et al., 1988) Fig. 4 Cross section through the Central Andes at 21°25′S showing crustal structures according to geological and geophysical data The subsurface structures of the fold and thrust belt of the Subandean Ranges are hypothetical (Reutter et al., 1988)

安第斯大陆弧经历了4个不同的构造阶段，时间是从侏罗纪到现在。对岩浆弧而言，每个阶段均伴有火山链及深成侵入体的形成。如果单从岩浆活动来考虑，这些阶段是(1) 侏罗纪；(2) 中白垩世；(3) 晚白垩世-始新世和(4) 晚第三纪至第四纪(Coira et al., 1982)。侏罗纪岩浆弧是安第斯旋回的开始，发育在海岸山脉，部分被掩盖在海水之下；白垩纪岩浆弧出露在侏罗纪弧的东部，发育钙碱性的火山岩和侵入岩；在白垩纪的末期和古新世-始新世期间形成的一个重要的岩浆弧出现在智利中央裂谷地区，覆盖在侏罗纪弧之上；现代火山弧是从中新世早期开始的，火山岩发育宽度达200km，直抵西Cordillera进入弧后盆地。这个时期由于A型俯冲作用的发育，也是安第斯一个重要的地壳缩短时期，安第斯抬升的幅度超过了前期的所有阶段。地壳缩短、地壳加厚可能的最终原因是板块汇聚的加速造成的(Pardo-Casas and Molnar, 1987)。安第斯弧地壳缩短是从侏罗纪开始的，俯冲影响的距离接近200km，从海岸山脉到西Cordillera。估计地壳缩短了大约400km，地壳加厚可能主要是地壳缩短造成的。

在图 4中，几个构造单元的主要特征如下(Reutter et al., 1988)：从东向西，(1) 查科(Chaco)前陆盆地单元。这是一个活跃的陆相沉积盆地，由晚第三纪和更新世沉积组成(查科组)，覆盖在早第三纪和白垩纪地层之上、或直接覆盖在三叠纪-石炭纪厚的古生代沉积层的顶部；(2) 下安第斯(Subandean Range)单元。其与前陆盆地的界线由地表新的构造确定，其地层柱与查科非常相似，下古生界地层的厚度从东向西逐渐增加，在东Cordillera最厚达15km，作为一个新近系和第四系上覆褶皱的产物，前陆沉积盆地逐渐向东移到现在的位置；(3) 东Cordillera单元。不同于下安第斯，该单元出露有更多更深层位的地层(如古生代和前寒武纪)，在阿根廷西北部前寒武纪地层广泛分布；(4) Altiplano单元。Altiplano主要由新生代沉积物组成，明显不同于东Cordillera。Puna和Altiplano的西部边界以西Cordillera火山弧为界，界线很不规则。Altiplano和Puna单元被夹持于东西两个Cordillera之间，系由一个内陆高原和几个活跃的山间沉积盆地组成；(5) 西Cordillera单元。主要由中新世-全新世的火山弧组成，以流纹质凝灰岩和安山岩为主；(6) 前安第斯凹陷(Preandean depression)单元。晚始新世和渐新世强烈的构造挤压造成了晚白垩世和始新世地层的褶皱和断裂，中新世和上新世进一步的压缩使之堆积了巨厚的沉积物；(7) 智利前Cordillera单元。该单元为一高耸的山脉(最高达4000m)，从地形上即可清楚地与西Cordillera和前安第斯凹陷分开。从构造上说是一个典型的岛弧结构。前Cordillera单元的前侏罗系历史与前两个单元类似，不同年龄的古生代沉积和侵入岩被晚石炭世至三叠纪的火山岩和沉积物覆盖。三叠纪晚期的海侵形成了厚的碳酸盐岩沉积，侏罗纪的古地理格局一般解释为硅铝壳之上的弧后盆地。大约在侏罗-白垩系界线期间，海相沉积逐步被厚达数千米的陆相碎屑物取代，整合或不整合地被中酸性和酸性的火山岩覆盖。火山岩的分布表明，在早白垩世海岸山脉岩浆弧消失之后，在前侏罗纪的弧后盆地之上又出现了一个新的岩浆弧；(8) Longitudinal裂谷。这是一个白垩纪时期的南北向的纵向裂谷，是一个构造上的洼地。中新世和更年轻的沉积并不厚，少量中生代和古生代地层的出现表明，该构造单元经历了强烈构造变动，随后在中新世之前遭受侵蚀；(9) 海岸山脉。这是侏罗纪和早白垩世的岩浆弧，由安山岩(厚度超过10km)和大的闪长岩基组成。火山岩覆盖在早侏罗世海相沉积、三叠纪和上古生界沉积、古生代花岗岩及(可能是寒武纪的)变质基底之上。侏罗纪火山岩有海相沉积夹层，表明火山岩处于海平面之下。侏罗纪早期的火山岩伴随着地壳大规模的沉降以及巨大闪长岩基的侵入。次一期的岩浆活动发生在早白垩世，主要是英云闪长岩和花岗闪长岩的小岩体沿南北向断层侵入(Reutter et al., 1988)。

上述横穿安第斯的大剖面表明，在会聚板系统中，地壳最大的缩短量存在于俯冲带环境，即在上覆板块和下降板块之间。在安第斯山脉中部的活动大陆边缘，部分构造被淹没于海水之下，因此，有些情况仍然是不清楚的(Reutter et al., 1988)。此外，Stern et al. (1990)也提出了一个安第斯横剖面图，也认为距离海沟从弧向板内演化的特征(见该文的图 4)。

该区数据主要来自公开发表的国内外文献，部分为本文作者尚未发表的，时代限于侏罗-白垩纪。鉴于部分早期文献的地球化学数据可能不够精确，本文选择的中文文献主要在2000年以后发表的(英文文献不限)，对于2000年以前的中文文献，则视实验室的情况部分予以录入。收集文献截止于2015年，共收集文献172篇，摘录样品数据1936条。全部数据按照GEOROC数据库的格式录入(https://yunpan.cn/cRqZtRAbdspgz，提取码：4561)。

数据筛选按照下述方法进行：1) 剔除非侏罗纪-白垩纪的数据；2) 剔除岩浆岩中的脉岩、伟晶岩、包体以及沉积成因的变质岩数据；3) 剔除不符合岩浆岩可能允许范围的数据，例如，某些元素含量达到矿床标准的数据，某些元素高于正常含量大约10倍的数据以及显而易见分析错误的数据等。经过以上筛选，获得有效样品数据1284条，其中中酸性岩数据1056条，中-基性岩体样品数据228条。

本文研究浙闽地区岩浆岩的时空分布，是以岩体或(火山岩)岩层为单位的(图 5)，一个岩体由于成分、结构构造不同，我们取岩体和火山岩(以组为单位)的平均值；有些岩体(岩组)研究的文献很多，有些岩体研究的文献少，不论多寡，一个岩体(火山岩的岩组)均取一个平均值。在此基础上对其时空分布进行研究。经过以上筛选，保留有效岩体(火山岩组)的数据203条，其中中酸性岩数据170条，中-基性岩体样品数据33条。

图 5

Fig. 5

图 5 浙闽地区侏罗-白垩纪岩浆岩时空分布 (a)侏罗-白垩纪岩浆岩时代分布；(b)侏罗-白垩纪不同时代岩浆岩分布；(c)全部岩浆岩SiO2分布；(d) I、S型花岗岩分布；(e)花岗岩Na2O/K2O分布；(f)花岗岩K2O分布；(g)花岗岩Al2O3分布；(h)花岗岩MgO分布；(i)花岗岩Pb分布；(j)花岗岩CaO/Na2O分布；(k)花岗岩Rb/Sr分布；(l)花岗岩TZr(℃)分布 Fig. 5 Spatial and temporal distribution of Jurassic-Cretaceous magmatic rocks in the Zhengjiang-Fujian region (a) age distribution of Jurassic-Cretaceous magmatic rocks; (b) distribution of Jurassic-Cretaceous magmatic rocks in different ages; (c) SiO2 distribution diagram of the magmatic rocks; (d) I, S distribution diagram of the granite; (e) Na2O/K2O distribution diagram of the granite; (f) K2O distribution diagram of the granite; (g) Al2O3 distribution diagram of the granite; (h) MgO distribution diagram of the granite; (i) Pb distribution diagram of the granite; (j) CaO/Na2O distribution diagram of the granite; (k) Rb/Sr distribution diagram of the granite; (l) TZr (℃) distribution diagram of the granite

浙闽地区广泛分布晚中生代火山岩，燕山期火山岩分布面积达41134km²，以酸性、中酸性岩类为主，尤以熔结凝灰岩广泛发育；侵入岩分布面积达5568.05km²，其中燕山早期侵入岩面积为3379.21km²，以酸性与酸偏碱性岩类为主，燕山晚期侵入岩面积为2188.84km²(浙江省地质矿产局, 1989)。将本文统计的浙闽地区侏罗-白垩纪中酸性花岗岩和火山岩数据投图表明，浙闽地区侏罗纪火成岩(黄色区域)相对白垩纪的较少，表明白垩纪是浙闽地区火成岩形成的鼎盛时期(图 5a)。全部浙闽地区侏罗-白垩纪岩浆岩以80~100Ma(黄色区域)、140~160Ma(浅绿色区域)分布最多(图 5b)，无明显的分带性。全部浙闽地区侏罗-白垩纪岩浆岩按照SiO₂含量划分投图，结果显示浙闽地区广泛分布双峰式火山岩(图 5c)。

A/CNK和C/ACF是两种划分I、S型花岗岩的方法，将本文的花岗岩划分为I型花岗岩(A/CNK < 1.1，C/ACF > 0.3) 和S型花岗岩(A/CNK > 1.1，C/ACF < 0.3) 进行投图(图 5d)。从投图来看，浙闽地区的花岗岩大多数以I型花岗岩为主，分布范围较广，而S型花岗岩(图 5d的黄色区域)的分布相对较少。投图所得结果和洪大卫等(2007)以及李献华等(2007)的认识一致。

一般认为，Na₂O/K₂O的比值可以反映源岩的性质，Na₂O/K₂O < 1是钾质的，Na₂O/K₂O在1左右为高钾钙碱性的，Na₂O/K₂O > 2是钠质的(张旗和李承东, 2012)。本文按照Na₂O/K₂O比值将花岗岩分为Na₂O/K₂O < 0.8、0.8 < Na₂O/K₂O < 1.2和Na₂O/K₂O > 1.2三类进行投图(图 5e)。投图表明，Na₂O/K₂O < 0.8和0.8 < Na₂O/K₂O < 1.2(图 5e的浅绿色区域)的花岗岩分布范围较大，而Na₂O/K₂O > 1.2(图 5e的黄色区域)的分布范围较小，说明浙闽地区的花岗岩主要以钾质和高钾钙碱性系列为主。根据K₂O的含量，本文将花岗岩分为低K₂O( < 2%)、中K₂O(2%~4%)和高K₂O(4%~6%)三类投图(图 5f)。从图中看，高K₂O的花岗岩(4%~6%)分布最广，其次为中K₂O的花岗岩(图 5f的黄色区域)，分布较少的为低K₂O的花岗岩(图 5e的浅绿色区域)，其结果和图 4的基本一致。根据Al₂O₃含量可将花岗岩分为低Al₂O₃(11%~14%)、中Al₂O₃(14%~16%)和高Al₂O₃(16%~18%)三类投图(图 5g)。从图 5g看，低Al₂O₃(11%~14%)的花岗岩分布最广，其次为中Al₂O₃的花岗岩(图 5g的浅绿色区域)，分布较少的为高Al₂O₃的花岗岩(图 5g的黄色区域)，说明此地区花岗岩的Al₂O₃含量主要集中在11%~16%。根据MgO含量将花岗岩分为低MgO( < 1%)、中MgO(1%~3%)和高MgO(3%~4%)三类投图(图 5h)。从图中看，低MgO( < 1%)花岗岩分布范围最大，中MgO花岗岩(图 5h的浅绿色区域)分布较少，高MgO花岗岩(图 5h的黄色区域)分布最少。与图 5g相比，低MgO( < 1%)、中MgO(1%~3%)、高MgO(3%~4%)花岗岩和相对低的Al₂O₃(11%~14%)、中Al₂O₃(14%~16%)、高Al₂O₃(16%~18%)花岗岩的分布范围基本一致。说明该地区由底侵玄武岩部分熔融产生的安山岩类较少，并且占主导地位的花岗岩以壳源为主。根据Pb含量将花岗岩分为低Pb( < 20×10^-6)、中Pb(20×10^-6~40×10^-6)和高Pb( > 40×10^-6)三类投图(图 5i)。投图结果显示，中Pb(20×10^-6~40×10^-6)花岗岩分布范围最广，高Pb( > 40×10^-6)花岗岩(图 5i的黄色区域)相比低Pb( < 20×10^-6)花岗岩(图 5i的浅绿色区域)分布范围稍多，也说明该地区花岗岩主要以壳源为主。研究表明，岩石的CaO/Na₂O的比值能够有效的示踪花岗岩的源区成分，贫长石、富粘土的泥质岩部分熔融产生CaO/Na₂O < 0.3的熔体，富长石、贫粘土的砂质岩部分熔融产生CaO/Na₂O > 0.3的熔体(Sylvester, 1998), 本文根据CaO/Na₂O比值将花岗岩划分为CaO/Na₂O < 0.3和CaO/Na₂O > 0.3两类并进行投图(图 5j)，投图结果显示，CaO/Na₂O < 0.3的花岗岩(图 5j的浅绿色区域)分布范围较广，而CaO/Na₂O > 0.3(图 5j的绿色三角形和圆)的分布相对较少。大陆岩石一般具有较高的Rb和Rb/Sr比值，本文根据Rb/Sr比值将花岗岩分为Rb/Sr < 1、1 < Rb/Sr < 5和Rb/Sr > 5三类并投图(图 5k)。投图结果显示，Rb/Sr > 5的花岗岩(图 5K的黄色区域)分布范围最广，Rb/Sr < 1的花岗岩(图 5k的浅绿色区域)分布则相对较少，也说明该地区花岗岩主要以壳源为主。

目前利用锆石饱和温度计来计算花岗岩浆结晶温度的方法被广泛认同的，本文利用Watson and Harrison (1983)提出，Miller et al. (1999)修正后的锆石饱和温度计方法将浙闽地区花岗岩按照T_Zr(℃)划分为T_Zr(℃) < 800℃、800℃ < T_Zr(℃) < 840℃和T_Zr(℃) > 840℃三类并进行投图(图 5l)。由图看出，T_Zr(℃) < 800℃的花岗岩(图 5l的浅绿色区域)和T_Zr(℃) > 840℃的花岗岩(图 5l的黄色区域)为主，且二者的分布范围基本一致，而800℃ < T_Zr(℃) < 840℃的花岗岩分布则较少。

从图 6看，日本(图 6a)是典型的岛弧背景，以玄武岩最发育，其次为玄武-安山岩，再次为苦橄岩和安山岩，花岗岩最不发育；安第斯(图 6b)是典型的大陆弧背景，安山岩最发育，玄武-安山岩次之，花岗岩最不发育；浙闽(图 6c)是典型的大陆特征，酸性和超酸性的花岗岩最发育，玄武岩和安山岩最不发育。浙闽似乎具有某种双峰式分布的特征(图 7c、图 8c)，不具有安第斯型的特征。

图 6

Fig. 6

图 6 日本(a)、安第斯(b)、浙闽(c)岩浆岩SiO2直方图 Fig. 6 SiO2 histogram of magmatite in Japan (a), Andes (b) and Zhejiang-Fujian region (c)

图 7

Fig. 7

图 7 日本(a)、安第斯(b)、浙闽(c)岩浆岩SiO2-Na2O/K2O图 Fig. 7 SiO2-Na2O/K2O diagram of magmatite in Japan (a), Andes (b) and Zhejiang-Fujian region (c)

图 8

Fig. 8

图 8 日本(a)、安第斯(b)、浙闽(c)岩浆岩SiO2-K2O图 Fig. 8 SiO2-K2O diagram of magmatite in Japan (a), Andes (b) and Zhejiang-Fujian region (c)

在图 8中，日本(图 8a)的玄武岩主要是拉斑和钙碱性的，安山岩主要是钙碱性的，花岗岩则有钙碱性和高钾钙碱性的；安第斯(图 8b)似乎有两个趋势，一个是钙碱性的，从玄武岩到安山岩，另一个是从钙碱性到高钾钙碱性的，从玄武岩到花岗岩；浙闽(图 8c)的玄武岩很少，但是分别属于钙碱性和高钾钙碱性的，而花岗岩则是高钾钙碱性的，少量是钾玄质的。

图 9和图 10是三个地区平均值(表 1)的微量元素蛛网图和REE分布图。从图看出，它们都亏损Nb-Ta，富集Th、Pb、K、U等元素，显示弧的特征，亦即陆壳的特征，在许多论文中均提及陆壳混染的强烈印记。

图 9

Fig. 9

图 9 日本(a)、安第斯(b)、浙闽(c)岩浆岩原始地幔标准化微量元素平均值蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 9 Primitive mantle-normalized trace element patterns of magmatite in Japan (a), Andes (b) and Zhejiang-Fujian region (c) (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

图 10

Fig. 10

图 10 日本(a)、安第斯(b)、浙闽(c)岩浆岩球粒陨石标准化稀土元素平均值配分图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 10 Chondrite-normalized REE patterms of magmatite in Japan (a), Andes (b) and Zhejiang-Fujian (c) region (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 日本、安第斯、浙闽地区主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)平均值含量表 Table 1 Average value of major (wt%), trace (×10-6) element content in Japan, Andes and Zhejiang-Fujian region

表 1 日本、安第斯、浙闽地区主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)平均值含量表 Table 1 Average value of major (wt%), trace (×10-6) element content in Japan, Andes and Zhejiang-Fujian region

俯冲带岩浆作用一直是国内外学术界关注的焦点，俯冲带研究也存在许多争论和难点(Bourdon et al., 2003; Hawkesworth et al., 1997; Turner, 2002; Ishikawa et al., 2007)，这主要是由岩浆物质来源的复杂性和岩浆形成机制的复杂性决定的(李怀明等, 2009)。俯冲带岩浆的来源中有大量洋壳、洋壳沉积物、陆壳以及地幔楔物质。由于俯冲带岩浆作用的受制因素很多，以及安第斯型岩浆岩广泛的陆壳混染作用，使俯冲带岩浆形成过程很难模拟，虽然岩石地球化学特征可为我们提供一些俯冲的信息(张树明和王方正, 2002)。如图 9和图 10所示，用地球化学特征来厘定或区分安第斯型和陆壳型花岗岩是十分困难的。例如，陆壳混染似乎是安第斯和浙闽共同的特点，从表 1和图 9看，浙闽某些LILE甚至超过安第斯。如果浙闽也是安第斯型，按照岩浆岩类型和地壳厚度，安第斯地壳应该更厚，混染作用应当强于浙闽，可实际情况恰恰相反，说明安第斯型和浙闽型的岩浆来源可能不同，安第斯有俯冲的痕迹，有洋壳物质的加入，有陆壳混染的影响，而浙闽则是陆壳物质部分熔融形成的。

俯冲带岩浆作用一个重要的特征是有流体的带入，流体富大离子亲石元素，流体进入俯冲带上方的地幔楔，使地幔楔富水，部分熔融形成岛弧钙碱性岩石组合(玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩)。而浙闽却是大量花岗岩的活动，明显缺乏玄武岩和安山岩，显然是下地壳底部熔融的特征，而非俯冲带熔融的产物。

岛弧结构比较复杂，最近又提出一类后弧岩浆的术语(rear-arc magma)。后弧玄武岩(rear-arc basalts)不同于弧后玄武岩(back-arc basalts)(Kuritani et al., 2005, 2008; Nakamura et al., 1985; Shibata and Nakamura, 1997; Ishizuka and Nakagawa, 1999)，是一种新的岩石类型。后弧岩浆(rear-arc magmas)代表了弧岩浆过程的一个端元组分，有助于深入了解消减带地质过程。弧后与伸展作用有关，而后弧岩浆仍然属于岛弧的范畴，具有岛弧岩浆的特征。日本岛弧岩浆作用靠近海沟一侧是低钾的，远离海沟钾含量增加，在日本本州岛的西北部，大约消减带在300km深度以后即进入后弧地区。上述作者考察了后弧岩浆的形成过程，包括流体-熔体熔融和减压熔融的贡献，讨论了亏损的源区地幔、蚀变洋壳的消减作用和沉积物对后弧初始岩浆的影响及其地球化学指标(Ishizuka and Nakagawa, 1994)。后弧岩浆表现为Sr、Ba、LREE、Pb、Th和U的富集以及²³⁰Th的明显富集，TiO₂含量明显较高，接近N-MORB的特征，富碱也是后弧岩浆岩的一个重要的特点(图 11)，而Nb-Ta的亏损则没有弧岩浆岩明显。

图 11

Fig. 11

图 11 岛弧结构以及后弧岩浆形成的部位 Fig. 11 Island arc structure and forming position of rear-arc magma

俯冲带一个重要的特征是富水，水携带了丰富的大离子亲石元素，水进入地幔，促使地幔发生部分熔融，即形成了一系列岛弧岩浆。因此，岛弧最重要的特征是富集大离子亲石元素，而富集大离子亲石元素是大陆最本质的特征。因此，从富集大离子亲石元素的角度来说，中国东部花岗岩绝大多数是来自陆壳的部分熔融。

许多人关注地球化学特征，由于岛弧有一些明显不同于陆壳的特征(例如岛弧具有大量洋壳的特征)，因此，地球化学的确可以区分开岛弧与陆壳；另一方面，由于岛弧与陆壳在地球化学方面还存在某些共性(例如富集大离子亲石元素，Nb-Ta亏损)，因此，地球化学就不是特别有效；此外，地球化学的解释也具有多解性。上述因素，造成了中国东部中生代岩浆岩形成环境之争持续了40多年。我们认为，解决这个问题不能仅仅依靠地球化学，更重要的还是地质和地球物理方面的研究，陆壳结构的研究，大地构造格局的研究，岩浆岩时空分布的研究。

岛弧为什么玄武岩多，安第斯为什么安山岩多？日本弧(包括亚洲的许多岛弧)和南美的安第斯弧都是板块俯冲形成的，但是二者是有区别的。日本弧俯冲的角度大，俯冲板片向下弯折厉害，与上覆板块形成低应力的松耦合，这种类型称为马里亚纳型俯冲边界(姚华建等, 2003; 曹明坚等, 2012)。马里亚纳型俯冲阻力小，速度大，板块很快俯冲到深部，在那里脱水，导致地幔发生部分熔融形成基性岩浆，所以，俯冲角度大，形成的玄武岩多。相反，南美和中美的太平洋沿岸山地则是由南极板块、纳斯卡板块和可可斯板块俯冲造成的，其中南极板块、纳斯卡板块俯冲时难以向下弯折，而是与上层板块紧贴在一起，从而形成高应力的紧耦合，称为安第斯型俯冲边界(姚华建等, 2003; 曹明坚等, 2012)。这种俯冲应力高，极容易发生大地震，也导致俯冲造山作用比马里亚纳型更强烈，形成的山脉更高。由于俯冲角度小，速度慢，基本上板块物质都会在俯冲边界附近就形成中酸性岩浆，形成火山带，而较少物质进入极深处形成基性岩浆，因此，安第斯安山岩多，玄武岩和花岗岩较少(Sugisaki, 1972; Sugisaki, 1976; Miyashiro, 1975)。

那么，浙闽为什么花岗岩多而玄武岩少？我们的认识是：浙闽岩浆作用是来自大陆内部的，与俯冲带没有关系。大陆内部之所以会发生强烈的岩浆作用，主要来自高热的软流圈的上涌作用。如果软流圈上涌止于岩石圈底部，在那里聚集，部分熔融，形成的即为板内玄武岩，玄武岩出露在海洋中，即为洋底高原玄武岩，如翁同爪哇洋底高原；玄武岩如果出露在大陆上，即为大陆溢流玄武岩，如峨眉山玄武岩、德干高原玄武岩等。大陆溢流玄武岩的特征是以规模巨大的玄武岩为主，偶尔也伴有少量花岗岩。相反，如果软流圈上涌突破岩石圈上升到达下地壳底部，在那里加热下地壳使之发生部分熔融，形成的则是花岗岩，在这种情况下，花岗岩是大量的，玄武岩和安山岩即很少。中国东部中生代花岗岩占了绝大多数，显然与俯冲型岩浆活动是不一样的，用板内岩浆作用来解释是比较可信的。

浙闽地区中生代中酸性岩浆活动是否与太平洋板块向西俯冲作用有关一直是学术界关注的问题，许多学者坚持认为与太平洋板块向西俯冲作用有关。如果是这样，那就应当在岩浆岩的分布上有所显示，应当出现类似日本或安第斯结构和成分分带的现象。可惜我们通过对该区全体侏罗纪-白垩纪岩浆岩数据的研究，没有见到任何有从海边向内陆有分带的现象。比如K的投图结果并未显示出近俯冲带的花岗岩为低K拉班质，远离俯冲带的为高K钙钙碱性和钾玄岩质的分布特征，其分布是无序的，这种无序的分布可能受制于源区的特征，而并不显示俯冲带的影响。同样，SiO₂、Al₂O₃的分布也是没有规律的，并不显示从沿海地区向西部山区出现有规律性的变化，也显示不出板块俯冲带的作用。

岛弧和活动陆缘受板块俯冲影响，产出的岩浆岩前者以玄武质岩石为主，后者以安山质岩石为主。通过研究，本区以及整个中国东部地区中生代是以富Si的酸性花岗岩居多，玄武岩及安山岩很少。这种岩石分布规律明显不同于岛弧和活动陆缘的构造背景。从花岗岩类型上来说，岛弧和活动陆缘以I型花岗岩为主，碰撞过程以S型花岗岩为主，岛弧和活动陆缘后部(弧后区)若出现伸展的构造动力学作用，则可出现高钾钙碱性花岗岩(如安第斯造山带后部的阿根廷地区)和A型花岗岩。本区S型花岗岩少，I型花岗岩分布广泛，A型花岗岩很多，集中在沿海地区而不是分布在西部地区，这也很难用板块俯冲来解释。

同样，如果浙闽地区花岗岩形成和太平洋板块俯冲作用有关，那么岩石形成时代的空间分布至少表现出向洋方向的年轻化。但是，从投图的结果来看，并没有这种分布的特征。也有学者基于岩浆岩带向洋年轻化提出了板片后撤的理论，Li and Li (2007)认为古太平洋板块的俯冲在早三叠世甚至晚二叠世就己经开始，并以平板俯冲、大洋一侧板片后撤来解释华南板块内部宽达1300km中生代岩浆岩带的成因，但是Niu (2014)认为平板俯冲是难以形成如此大规模的岩浆带的。另外，太平洋板块向西开始俯冲的时代也是一个重要的问题，已有的证据(Engebretson et al., 1985; Koppers et al., 2001)并不支持太平洋板块在中生代是向西俯冲的认识(邵济安和唐克东, 1995; 唐克东等, 2004; 张旗等, 2008)。看来，中国东部中生代花岗岩类的形成必有他因。

由于华南濒临太平洋西岸，太平洋板块西向俯冲的构造效应是不可避免，在解决这个问题之前，正确认识华南中生代岩浆岩时空分布特征和迁移规律是基础，需要明确确定中生代时期太平洋板块俯冲方向、角度和速率是如何随时间而变化的?这些变化是如何影响了华南地质构造和中生代岩浆岩时空分布特征的?哪些地球化学记录可以用来恢复华南多块体形成和演化的构造历史？

在华南晚中生代岩浆岩形成方面近几年已有许多文献资料和已形成的共识，如：郑永飞等(2013)根据在华南大陆还没有见到有代表中生代典型洋壳俯冲的岩石组合，缺乏洋岛玄武岩和大陆弧安山岩的地质事实，认为其有别于经典的“岛弧型”和“活动大陆边缘型”。因而，他们提出其动力源来自于古太平洋板块的俯冲/后撤，但岩浆不是直接起源于大洋板块，而是来自于前寒武纪大陆边缘岩石和岩石圈的部分熔融，大地构造背景上不是活动大陆边缘，而是古大陆边缘物质在新的陆内构造背景下再造。Wang et al. (2013)提出华南印支期陆内造山受华南周边多块体的影响，华南燕山运动仍然受到其周边多块体相互作用的约束。毛建仁等(2014)研究表明，华南在中侏罗世(175±5Ma)进入古太平洋板块由南往北斜向俯冲体系，120Ma后古太平洋板块发生大角度左旋，成为向东亚的正向俯冲，形成了上火山岩系。就浙闽沿海而言可分为下和上两套火山岩系，这两套火山岩系是古太平洋不同俯冲方向的产物，并且在上火山岩系成岩与成矿在空间上有了明显差异。

浙闽地区，特别是浙闽沿海的晚中生代火成岩，前人已做大量的研究，也与安第斯型和岛弧型进行过综合对比，并早已得出过“我国浙闽沿海地区火山-侵入杂岩形成的构造背景既不是属于古岛弧，也不属于安第斯型活动大陆边缘或大陆内部区，而是可能属于具有自身特点的“浙闽型”活动大陆边缘”(杜杨松等, 1989)。王德滋和周新民(2002)指出，中国东南大陆边缘的这一属性与南美安第斯型大陆边缘形成了鲜明对照：后者属强烈挤压型，地壳厚度大，岩石组合以安山岩和英云闪长岩为主，与中国东南部的岩石组合明显不同，并将其称为“中国东南大陆边缘与伸展构造作用有关的岩浆岩组合为陆缘伸展减薄构造岩浆岩组合”。

张旗(2013)从11个方面评论了上述关系，明确指出，中生代的中国东部不属于环太平洋构造带，不是安第斯活动陆缘环境，没有岛弧玄武岩和岛弧花岗岩；古地磁资料表明，中生代太平洋基本上不是向西俯冲的，与中国东部中生代大规模岩浆活动无关；即使某个时期是向西俯冲的，由于距离遥远，也不可能对中国东部岩浆活动产生影响；赵大鹏(2001)的模式是存在问题的，地震层析成像资料表明，中国东部大陆下存在一个低速带，它是冷的、干的和重的，不可能有流体释放出来，不可能促使上覆软流圈发生部分熔融和上涌，相反，它的作用是抑制了软流圈的部分熔融，不可能造成中国东部中新生代大规模的岩浆活动。因此，表明中国东部花岗岩的形成与太平洋板块向西俯冲无关。

(1) 日本玄武岩最发育，其次为玄武-安山岩，再次为苦橄岩和安山岩，花岗岩最不发育，具典型的岛弧背景；安第斯安山岩最发育，玄武-安山岩次之，花岗岩最不发育，具典型的大陆弧背景；中国东部(以浙闽地区为代表)花岗岩最发育，其次是玄武岩，表现出双峰式分布的特征，是典型的大陆特征。

(2) 中国东部与日本和安第斯的构造背景完全不同。日本弧俯冲的角度大，速度快，板块很快俯冲到深部，导致地幔发生部分熔融形成基性岩浆，形成大量玄武岩；安第斯俯冲角度小，速度慢，较少物质进入极深处形成基性岩浆，板块物质在俯冲边界形成中酸性岩浆，形成大量安山岩，玄武岩和花岗岩较少；中国东部(浙闽地区)是由于高热的软流圈地幔突破岩石圈阻隔上升到地壳底部，加热下地壳底部使之发生部分熔融，形成大量的酸性花岗岩，而玄武岩和安山岩很少。

(3) 中国东部与日本和安第斯相比没有明显的俯冲作用证据，日本弧岩浆活动是从前弧-岛弧-后弧-弧后，安第斯弧是从弧前杂岩-弧岩浆岩-弧后盆地。而中国东部从花岗岩源区、地球化学特征、时代分布等都未显示明显的分带性，表明中国东部花岗岩的形成与太平洋板块向西俯冲无关。

附件1，浙闽地区侏罗-白垩纪岩浆岩地球化学和同位素年代学数据库(https://yunpan.cn/cRqZtRAbdspgz，提取码：4561)。本数据库为作者根据公开发表的文献收集的，与GEOROC数据库接轨，供读者检索、检查及下载。

附件2，浙闽地区侏罗-白垩纪岩浆岩地球化学和同位素年龄图(http://cgwebgis.top/WebGISLRLayout.aspx)。此图以百度地图为底图，采用相应的软件编制而成，包含了数据库中的全部样品。读者用鼠标点击图中的任意一个点，即可弹出一个数据框，框中列出了该样品点相应的岩浆岩的数据(包括样品号、地理位置、经纬度、岩石名称、主要地球化学指标、同位素年龄数据及尝试方法等)，可任意放大缩小和下载。

后记  中国东部与太平洋板块俯冲究竟有没有关系，是学术界长期争论的焦点，大多数中外科学家均主张有关，而少数学者持相反的见解。现在这种争论似乎已经成了一个死结。为了开阔思路，笔者建议：(1) 开展对太平洋板块中生代以来板块构造格局演变的研究，以了解太平洋板块运动方向及其与中国东部的关系；(2) 实地研究日本和安第斯中-新生代的构造变化、岩浆活动，板块构造格局，对比中国东部中生代岩浆活动，查明它们之间的异同点。本文撰写过程中，得到邢光福总工的支持，仅致以衷心地感谢。同时感谢审稿人对本文的评论和建议，使文章质量得以提高，在此深表感谢！