2021, Vol. 37
2. 陕西省矿产地质调查中心, 西安 710068;
3. 广西隐伏金属矿产勘查重点实验室, 桂林理工大学地球科学学院, 桂林 541006
2. Shaanxi Center of Mineral Geological Survey, Xi'an 710068, China;
3. Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, College of Earth Sciences, Guilin University of Technology, Guilin 541006, China
近年来，幔源岩浆在花岗岩成因过程中的重要性和普遍性已经得到越来越多的证实。徐夕生等(1999)认为研究花岗岩的成因，首先要认识到物质来源和驱动热源两个基本问题的重要性，认识到壳幔作用的重要形式可能是玄武岩浆的底侵作用，它关系到地幔对地壳在成分和热源两方面的贡献。王德滋和周金城(1999)曾提出东南沿海的I型花岗岩的Sr、Nd值也表明在其形成过程中有不同程度的地幔物质的卷入，A型花岗岩产于拉张构造环境，且普遍受到不同程度的上地幔物质成分的影响，而且玄武岩浆的底侵作用为A型花岗岩的形成提供了所需的热源(800~900℃)。范蔚茗等(2003)提出岩石圈伸展-减薄和软流圈物质上涌是华南中生代岩浆作用形成的主要机制。具体到燕山期花岗岩，有资料显示，华南燕山期的岩浆活动与太平洋板块俯冲之间存在内在的成因联系。从前人花岗岩出露面积统计表中可以得出，从燕山早期到晚期，强过铝质花岗岩的比例在不断减小，而准铝质花岗岩的比例在不断增加，说明了太平洋板块俯冲引起的地幔物质熔融对花岗质岩浆形成的影响在增强(孙涛, 2006)。因此，地幔物质在花岗岩形成过程中的作用是一直以来被学术界热烈讨论的科学问题。
闽浙沿海地区广泛发育晚中生代花岗质岩浆作用，形成了长约800km，宽约60~80km，沿NE-NNE方向延伸的花岗岩带。已有资料表明，该带花岗岩普遍具偏高的εNd(t)值和偏低的Nd模式年龄(Chen and Jahn, 1998; Chen et al., 2004; Qiu et al., 2004; Zhou et al., 2006)，指示幔源组分对该带花岗岩的形成具有很主要的作用，但由于以往的研究多是基于全岩地球化学资料而开展，所获得的的Nd同位素组成是一种平均结果，因而对幔源物质参与花岗岩成岩的演化方式缺乏有效限定(邱检生等, 2012)。相比之下，锆石Hf同位素就成为了更好的示踪剂(Lesher, 1990; Kemp et al., 2007; Yang et al., 2007; 闫晶晶等, 2017)，锆石Hf同位素分析技术可以同时获得不同来源和不同结晶阶段锆石的Hf同位素组成，对于识别多组分来源花岗岩的成因非常有效，因而广泛应用于花岗岩成因研究中(Belousova et al., 2006; Sun et al., 2010; Phillips et al., 2011; Xie et al., 2011)。锆石Hf同位素分析技术的应用为壳幔演化和花岗岩成因研究提供了新思路和新途径。受控于南澳-长乐深断裂的福州复式岩体，在岩石类型上，其钙碱性和碱性岩石都有出露，构成了I-A型岩石系列(王德滋, 1985)，因岩石系列较为少见，故受到国内外学者的重视。近年来对福州复式岩体的A型花岗岩研究取得了很大的进展，但在福州复式岩体I-A型复合花岗岩的研究并不多，存在很大的争议。目前，对福州复式岩体的I-A型复合花岗岩的成因存在两种截然不同的观点，一种是认为其具有相同的源区，A型花岗岩是I型花岗岩经长期分异演化的产物(周珣若, 1994; 周珣若等, 1997; 邱检生, 2000)；一种是它们属于不同的成岩事件，即不同的物质来源和成岩机制。但目前为止研究的内容多集中在岩石、矿物和同位素地球化学等方面(黄萱等, 1986; 洪大卫等, 1995; 林瑶瑕, 1987; 凌洪飞等, 1999; 张贵山, 2007; 汪洋等, 2013; Chen et al., 2019)，而系统的年代学研究工作较少，真正涉及福州复式岩体的锆石U-Pb定年结果则更少，并且缺乏锆石Lu-Hf同位素分析。因此，本文选择福州复式岩体为研究对象，在系统的全岩地球化学研究基础上，结合锆石U-Pb定年及Lu-Hf同位素分析，进一步探讨幔源组分在花岗岩成岩过程中的作用，讨论其成因，并为理解华南岩石圈的演化提供新的证据。
1 地质背景与岩石特征福州复式岩体位于福建东部沿海，分布于福州-连江一带，面积约为120km2，构造位置处于政和-大埔深断裂以东的浙闽粤沿海中生代断陷活动带(图 1)，该区是中生代活动大陆边缘火山弧的一部分(吴郭泉, 1991)，它由侵入早白垩世南园酸性火山岩的几个岩体组成(Martin et al., 1991)。研究区内岩浆活动非常频繁，地质构造十分复杂，成矿条件优越，矿产资源比较丰富，区内花岗岩以及地质构造特征等地质问题受到国内外学者的共同关注。具体岩石类型、各岩体位置图及详细的采样位置见表 1和图 1。按岩性特征，该复式岩体花岗岩可分为两大类：钙碱性系列和碱性系列。
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图 1 福州复式岩体地质简图及采样位置图(据Zhou et al., 2006; 林清茶等, 2011简化) ①绍兴-江山-萍乡断裂；②长乐-南澳断裂；③政和-大浦断裂；④广昌-寻乌断裂 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 |
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表 1 研究区岩石采样位置及岩石类型汇总表 Table 1 Sample description of the study area |
钙碱性系列主要分布于福州岩体与丹阳岩体。福州岩体共采集2件样品，分别为二长花岗岩(FZ01)和黑云母钾长花岗岩(FZ02)。二长花岗岩(FZ01)，灰白色，中粒花岗结构，块状构造。野外可见钾长花岗岩岩脉。在显微镜下，主要矿物成分为石英(30%)、斜长石(30%)与钾长石(30%)；暗色矿物主要为黑云母含量约8%；副矿物为锆石、磁铁矿等含量约2%。其中，斜长石呈板状可见聚片双晶，发生绢云母化；石英发生裂纹，可见波状消光；钾长石颗粒较大，发育清晰的条纹结构。黑云母钾长花岗岩(FZ02)，浅灰色，粒度较二长花岗岩粗，块状构造。镜下观察为中粗粒花岗结构，主要矿物成分为石英(30%)、钾长石(40%)、斜长石(10%)、黑云母(10%~15%)，副矿物为磁铁矿和锆石(5%)(图 2a)。丹阳岩体共采集3件样品，主要是黑云母二长花岗岩，浅肉红色，块状构造。主要矿物为石英(35%)、钾长石(30%)、斜长石(20%)、黑云母(10%)和少量角闪石等其他矿物(5%)，其中黑云母多已绿泥石化(图 2h)。
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图 2 福州复式岩体花岗岩显微照片 Ae-霓石；As-星叶石；Bi-黑云母；Chl-绿泥石；Ga-石榴子石；Kf-钾长石；Ms-白云母；Rbk-钠闪石；Pl-斜长石；Q-石英 Fig. 2 Microphotographs of Fuzhou composite granite pluton Ae-aegirite; As-astrophyllite; Bi-biotite; Chl-chlorite; Ga-garnet; Kf-K-feldspar; Ms-muscovite; Rbk-riebeckite; Pl-plagioclase; Q-quartz |
碱性系列主要分布于魁岐岩体，共采集13件样品。花岗岩主体为碱性花岗岩，块状构造。主要矿物为石英和条纹长石，含量约占90%，其他矿物主要为霓石、钠闪石，含量约占10%(图 2b, c, e)，岩石中可见条纹长石巨晶(图 2e)。此外还有斑状碱性花岗岩和碱性花岗斑岩，其镜下特征分别为基质可见白云母、星叶石(图 2f)，斑晶可见黑云母(绿泥石化)和少量石榴子石(图 2g)。
2 分析方法锆石单矿物的挑选是在河北省区域地质矿产调查研究所完成的。锆石的制靶和阴极发光图(CL)照射都是在中国科学院地质与地球物理研究所完成的，CL图像在电子探针实验室用LEO 1450VP型号扫描电子显微镜照取，分析电压为1.5kV，分辨率3.5nm/30kV。锆石U-Pb同位素定年是在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA-ICP-MS分析完成的，激光剥蚀系统为GeoLas 2005，电感耦合等离子质谱(ICP-MS)为Agilent7700X。在等离子体中心气流(Ar+He)中加入少量氮气以提高仪器灵敏度、降低检出限和改善分析精密度。激光斑束直径为32μm。具体的仪器操作条件和数据处理方法见Liu et al.(2008, 2010)。锆石U-Pb定年过程中采用91500作为内标校正同位素分馏，每隔6个数据点分别用2个91500标样校正。
主量元素和微量元素的测试分析工作是在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成的。主量元素采用XRF-1800波长扫描型X射线荧光光谱仪进行样品测定，测试精度优于4%。微量元素使用Agilent 7700X ICP-MS分析完成，测试精度优于5%~10%。测试过程中采用内标和外标综合控制测试质量的方法，同时测定空白样(Blank)、USGS国际标准物质AGV-2、BHVO-2、BCR-2和GSR-1以及实验室内标In，具体的样品处理过程见Liu et al. (2008)。
锆石Hf同位素的测定是在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成的，所有测点都是在已经完成锆石U-Pb年龄测试点原位或者是与年龄分析点相同的环带上通过激光等离子质谱进行的，激光束直径为44μm，剥蚀频率为8Hz，每8个测点添加1个91500标样进行控制，详细的仪器操作条件和数据处理方法见Hu et al. (2012)。εHf计算采用176Lu衰变常数为1.865×10-11y-1(Scherer et al., 2001)，球粒陨石现今值176Hf/177Hf=0.282772和176Lu/177Hf=0.0332(Blichert-Toft and Albarède, 1997)。亏损地幔Hf模式年龄(tDM)以现今亏损地幔值176Hf/177Hf=0.28325、176Lu/177Hf=0.0384计算，二阶段Hf模式年龄(tDM2)计算采用上地壳平均值176Lu/177Hf=0.015(Vervoort and Blichert-Toft, 1999)。
3 分析结果 3.1 锆石U-Pb定年共对福州复式岩体的4件样品进行了LA-ICP-MS U-Pb定年，年龄分析结果见表 2，其中，钙碱性系列1件样品，碱性系列3件样品。几乎所有进行定年的锆石样品都显示清晰的振荡环带结构(图 3)，锆石的Th/U比值均大于0.1，是典型的岩浆成因锆石(Hoskin and Schaltegger, 2003)，粒度在20~250μm之间；其锆石U-Pb年龄见图 4。为了更明显地突出钙碱性系列和碱性系列花岗岩类的区别，本文还引用了前人钙碱性系列花岗岩的2件样品的年龄数据进行研究，下面将对定年样品逐一介绍。
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表 2 福州复式岩体花岗岩类样品锆石U-Pb年龄数据 Table 2 Zircon U-Pb ages data of granitoid samples from Fuzhou composite pluton |
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图 3 福州复式岩体花岗岩锆石CL图像 黄色圆圈表示锆石定年测点位置，黄色数字表示测点年龄(Ma) Fig. 3 Zircons CL images of Fuzhou composite granite pluton The yellow circles represent the dating sites of the zircons, and the yellow numbers represent the dating sites (Ma) |
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图 4 福州复式岩体花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图 图 4c, e据林清茶等, 2011数据绘制 Fig. 4 Zircons U-Pb concordian diagrams of Fuzhou composite granite pluton Fig. 4c and Fig. 4e are drawn according to the data of Lin et al., 2011 |
钙碱性系列选取了福州岩体花岗岩样品(FZ02)进行测年分析，FZ02共测得18个年龄点，在剔除继承锆石年龄以及不谐和年龄之后，15个测点的U-Pb加权平均年龄为106.72±0.80Ma(2σ, MSWD=0.76；图 4a)。林清茶等(2011)对丹阳岩体黑云母二长花岗岩共测得11个年龄点，在剔除继承锆石年龄以及不谐和年龄之后，10个测点的U-Pb加权平均年龄为101.3±5.2Ma(2σ，MSWD=3.7；图 4c)；林清茶等(2011)对福州岩体黑云母钾长花岗岩共测得12个年龄点，在剔除继承锆石年龄以及不谐和年龄之后，9个测点的U-Pb加权平均年龄为111.3±1.3Ma(2σ，MSWD=0.91；图 4e)。
碱性系列选取了魁岐岩体碱性花岗岩(FZ04、FZ10)和斑状碱性花岗岩(FZ15)3件样品进行测年。FZ04共测得18个年龄点，在剔除继承锆石年龄以及不谐和年龄之后，12个测点的U-Pb加权平均年龄为93.03±0.8Ma(2σ，MSWD=1.08；图 4b)。样品FZ10共测得18个年龄点，在剔除继承锆石年龄以及不谐和年龄之后，14个测点的U-Pb加权平均年龄为93.10±1.5Ma(2σ，MSWD=0.66；图 4d)。样品FZ15共测得18个年龄点，在剔除继承锆石年龄以及不谐和年龄之后，14个测点的U-Pb加权平均年龄为95.40±0.73Ma(2σ，MSWD=0.95；图 4f)。
3.2 元素地球化学钙碱性系列花岗岩共分析5件样品(表 3)，SiO2含量为65.60%~74.23%，Al2O3含量为13.39%~16.12%，K2O为3.95%~4.49%，Na2O为3.60%~4.23%，TiO2含量为0.15%~0.60%，CaO含量为1.21%~3.41%，Fe2O3T含量为1.08%~3.66%。在侵入岩TAS图解中，样品绝大部分落在花岗岩的区域内(图 5a)。从岩石系列上看，样品几乎都落在高钾钙碱性系列区域内(图 5b)，属于准铝质-过铝质岩石(图 5c)，A/CNK为0.97~1.00。在Harker图解(图 6)中，随着岩石样品中SiO2含量的增加，TiO2、Al2O3、Fe2O3T、P2O5、CaO的含量均表现出良好的负相关性。
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表 3 福州复式岩体的主量(wt%)和微量(×10-6)元素测试数据 Table 3 Bulk-rock major (wt%) and trace (×10-6) elements of the Fuzhou composite pluton |
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图 5 福州复式岩体和福建花岗岩样品的地球化学图解 (a)全岩TAS图解(Middlemost, 1994)；(b) SiO2-K2O图解(Rickwood, 1989)；(c) A/CNK-A/NK图解(Maniar and Piccoli, 1989)；FG-副长石辉长岩；FMd-副长石二长闪长岩；FMs-副长石二长正长岩；MG-二长辉长岩；Md-二长闪长岩. 福建花岗岩数据引自Yang et al., 2018, 图 6、图 7同 Fig. 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 |
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图 6 福州复式岩体花岗岩类样品Harker图解 Fig. 6 Harker diagrams of Fuzhou composite pluton and Fujian granite samples |
碱性系列花岗岩共分析13件样品，SiO2含量为75.77%~ 77.62%，Al2O3含量为11.42%~13.06%，K2O为4.03%~5.19%，Na2O为2.81%~4.57%，TiO2含量为0.06%~0.15%，CaO含量为0.001%~0.58%，Fe2O3T含量为0.76%~1.29%。与钙碱性系列花岗岩类相比，碱性系列花岗岩类具有高硅、高钾、低钙、低钛和低铁的特征。在侵入岩TAS图解中，样品主要落在花岗岩区域内(图 5a)。从岩石系列上看，样品均落在高钾钙碱性系列区域内(图 5b)，属于过碱质(图 5c)，A/CNK为0.88~1.01，平均0.92。在Harker图解(图 6)中，随着岩石样品中SiO2含量的增加，TiO2、Al2O3、Fe2O3T、P2O5、CaO的含量均表现出良好的负相关性。
本文对所有18件样品进行了全岩微量元素地球化学分析，所有样品均较为新鲜，测试结果详见表 3。从球粒陨石标准化稀土元素配分图可以看出(图 7a)，钙碱性系列所有样品均显示轻稀土明显富集，重稀土相对亏损，稀土元素配分曲线右倾显著，Eu负异常中等(δEu=0.53~0.68)，稀土元素总量在335.3×10-6~823.9×10-6，平均值为591.0×10-6。从原始地幔标准化微量元素蛛网图可以看出(图 7b)，所有样品均显示Rb、Th、U、K、Pb等元素相对富集，Ba、Sr以及高场强元素Nb、Ta、P、Ti相对亏损。
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图 7 福州复式岩体花岗岩类样品的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(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 element spider diagrams (b, d) for granites of Fuzhou composite pluton (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
碱性系列花岗岩类样品均显示轻稀土相对富集，重稀土相对亏损，稀土元素配分曲线轻微右倾，Eu负异常非常明显(δEu=0.18~0.42)(图 7c)，稀土元素平均值为534.1×10-6。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 7d)，碱性系列花岗岩类样品均显示Rb、Th、U、K、Pb等元素相对富集，Ba、Sr以及高场强元素Nb、Ta、P、Ti亏损明显。
3.3 锆石Hf同位素本文测定了上述定年的4个花岗岩样品，其结果见表 4。样品FZ02的锆石(176Hf/177Hf)t值为0.282595~0.282713，εHf(t)的值为-3.9~0.2(图 8a)，地幔模式年龄为771~942Ma，地壳模式年龄为1020~1250Ma。样品FZ04的锆石(176Hf/177Hf)t值为0.282751~0.282823，εHf(t)的值为1.3~3.6(图 8b)，地幔模式年龄为633~735Ma，地壳模式年龄为808~950Ma。样品FZ10的锆石(176Hf/177Hf)t值为0.282639~0.282760，εHf(t)的值为2.3~4.8(图 8c)，地幔模式年龄为584~701Ma，地壳模式年龄为756~894Ma。样品FZ15的锆石(176Hf/177Hf)t值为0.282715~0.282773，εHf(t)的值为0.04~2.1(图 8d)，地幔模式年龄为686~764Ma，地壳模式年龄为906~1021Ma。
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表 4 福州复式岩体花岗岩类样品锆石Hf同位素分析数据 Table 4 Zircons Hf isotopic data of the granitoids from Fuzhou composite pluton |
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图 8 福州复式岩体花岗岩类样品锆石Hf同位素εHf(t)值的直方图 Fig. 8 Histograms of the εHf(t) of zircon from granitoids in Fuzhou compsite pluton |
采自福州和丹阳岩体的5件花岗岩样品，为钙碱性花岗岩。主量特征表明，岩石属于准铝质，A/CNK为0.97~1.00，高钾钙碱性岩石系列(图 5a, b, c)，出现标准刚玉分子的样品含量均小于1%；Hark图解显示，P2O5的含量随着SiO2的增加而降低(图 6d)，表明其具有I型花岗岩的特征，而S型花岗岩中的P2O5的含量是随着SiO2的增加而增加或者基本不变的，这一特点，被用于区分I型和S型花岗岩(Chappell, 1999; Wu et al., 2003; Li and Li, 2007)。微量元素显示，Pb、Rb、U、Th、K等元素相对富集，Ba、Sr以及高场强元素Nb、Ta、P、Ti相对亏损(图 7)。锆饱和温度(计算方法据Watson and Harrison, 1983)为772~807℃，平均为773℃，温度较低，说明该区I型花岗岩的形成可能有流体的加入，由下地壳物质部分熔融形成。同时，锆石Hf同位素特征表明全部测点的εHf(t)主要为负值(-3.9~0.2)，地壳模式年龄为771~942Ma，可以推测岩石是由新元古代的地壳基底物质重熔形成。
早期的研究认为I型花岗岩的形成是由于由壳内变质火成岩熔融造成的(Chappell, 1999)，然而锆石Hf-O同位素研究显示I型花岗岩也可能起源于地幔岩浆对沉积物的改造，而不仅仅是简单的古老地壳基底物质重熔(Kemp et al., 2005, 2007)。大规模基性岩浆的底侵很可能为规模巨大、分布广泛的花岗质岩浆的形成提供了所需热源，虽然目前没有发现大规模基性岩石的出露来证实这一推测，但是近年来锆石Hf同位素的研究暗示，地幔物质确有参与，这也表明大规模基性岩浆的底侵是很有可能的(黄会清等, 2008)。而本文Hf同位素的研究表明，该区I型花岗岩的形成不仅仅是新元古代的地壳基底物质重熔形成，而且还伴随有少量地幔组分的参与。
采自魁岐岩体的13件花岗岩样品，为碱性花岗岩。岩相学表明，花岗岩主要以钾长石和石英为主，斜长石很少，暗色矿物主要为碱性矿物；霓石和钠闪石, 个别岩石样品可见星叶石和白云母(图 2)。主量特征表明花岗岩属于碱性花岗岩，过碱质-准铝质，A/CNK为0.88~1.01，平均0.92(图 5)，具有高硅、高碱，低钙、低钛的特征。微量元素显示，Eu负异常非常明显(δEu=0.18~0.42)，所有样品均显示Rb、Th、U、K、Pb、Zr、Hf等高场强元素相对富集，Ba、Sr以及高场强元素Nb、Ta、P、Ti相对亏损，而高的稀土元素总量和“右倾海鸥型”的配分模式(图 7)也是A型花岗岩的重要识别标志之一。10000×Ga/Al比值和Zr+Nb+Ce+Y(图 9)被认为能够有效地将A型与I，S和M型进行区分(Whalen et al., 1987; Wu et al., 2003; 吴福元等, 2007)，本文样品的10000×Ga/Al比值变化范围较大，主要集中在2.77~4.10之间(图 9a)，魁岐碱性花岗岩大部分落在A型花岗岩的范围内，也证实了魁岐碱性花岗岩为A型花岗岩的事实。并且因富含碱性暗色矿物，该花岗岩为碱性A型花岗岩。锆饱和温度在783.69~890.03℃，平均为833.08℃，明显高于早白垩世I型花岗岩，推测其可能是在伸展构造背景下，岩石圈减薄引起的软流圈物质上涌或者地幔岩浆底侵，导致中上部地壳物质熔融形成的碱性A型花岗岩。同时，锆石Hf同位素特征表明全部测点的εHf(t)均为正值(0.04~4.8)，地壳模式年龄为584~764Ma，可以推测岩石是由新元古代的地壳基底物质重熔形成的花岗质岩浆与上涌地幔混合熔融形成的。Lu-Hf同位素组成的分析结果也充分说明该区碱性A型花岗在成因上受到地幔的约束，是壳幔混合作用的产物(图 10)。
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图 9 I型和A型花岗岩判别图(底图据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) |
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图 10 福州复式岩体花岗岩锆石U-Pb年龄- εHf(t)值分布图 Fig. 10 Distribution of U-Pb age vs. εHf(t) of zircon in Fuzhou composite pluton |
综上所述，福州复式岩体在成分上主要由早白垩世的I型花岗岩和晚白垩世的碱性A型花岗岩组成，构成特殊的I-A型岩石系列，备受关注。经研究表明：(1)福州复式岩体中I型与A型花岗岩在空间上密切共生，在时间上A型花岗岩形成较晚，与I型花岗岩相差10Myr左右(图 4)；(2)福州复式岩体中I型与A型花岗岩在主量、微量、稀土元素和同位素组成等特征上存在明显差：A型花岗岩比I型花岗岩富硅、富碱，分异指数(DI)偏高；A型花岗岩比I型花岗岩贫钙、镁和铝，A/CNK略低；根据CIPW标准矿物计算表明，大多数A型花岗岩出现少量的霓石(Ae)分子，缺乏(钙长石)An分子或者是含量很少，而I型花岗岩中有一定的An分子，并且部分样品中出现刚玉(C)分子，缺乏霓石分子；I型花岗岩的轻重稀土分馏程度较之A型花岗岩明显，LREE/HREE比值较大，A型花岗岩的负铕异常比I型花岗岩明显(图 7)，A型花岗岩较之I型花岗岩轻重稀土比值较小的特点，在一定程度上指示其幔源组分的含量可能更高；A型花岗岩较之I型花岗岩具有明显偏低的Ba、Sr含量(图 7)，A型花岗岩的Rb/Sr、Rb/Ba比值相当于I型花岗岩的数倍至百倍，充分表明了A型花岗岩经历了高度的分异演化作用；A型花岗岩的Ga/Al比值也明显高于I型花岗岩等等，这些差异既有岩浆分异演化的影响，同时又有幔源岩浆加入的贡献。因此，对福州复式岩体的I-A型复合花岗岩的成因研究，作者与前文所提到的第一种观点一致，认为其具有相同的源区，且A型花岗岩是I型花岗岩经长期分异演化的产物。
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图 11 花岗岩样品锆石U/Yb-Hf (a)和U/Yb-Y (b)图解(底图据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，花岗岩形成于什么样的构造环境一直是地质学者们关心的问题。作为特定地质背景下的产物，花岗岩的矿物学、岩石学和地球化学特征，可能会记录下它形成时的构造背景情况。如前文所说，近年来，地质学家们对中国东部沿海地区I型或者A型花岗岩的研究取得了丰硕的成果(王德滋, 2004; 卢清地, 2001; 舒良树和周新民, 2002; 范蔚茗等, 2003; 吴福元等, 2003; 周新民, 2003; 徐夕生, 2008; 李献华等, 2009; 邱检生等, 2012等等)；其中中生代花岗岩的研究程度较高，在其动力学背景和模式研究虽然有较大程度的进展，绝大多数学者认为其与后造山伸展构造背景有关(周金城和陈荣, 2001; 邢光福等, 2009; 杨永峰等, 2010; 董传万等, 2011; Chen et al., 2008; Li et al., 2014)。但对I-A型复合岩体的研究较少，现有对其的研究成果总结如下：从本质上说，花岗岩是造山带构造发展和构造环境变迁的岩浆活动体现，构造环境是这一过程的关键约束因素，因为它不仅可以决定岩浆的产生及其化学成分，还可以决定岩浆的动力学行为，而两者又进一步决定了其热演化的过程。因此，从某种意义上，从I型花岗岩到A型花岗岩所呈现出的冷却速率逐渐变快的趋势，指示可能是花岗岩在区域构造环境上由封闭的挤压性环境向开放的伸展性环境转化的热演化标志(赵广涛, 1998)；周珣若等(1997)研究苏州地区花岗岩时认为晚侏罗与早白垩时期的I-A型花岗岩不是同源岩浆演化的产物，是因为两者分别产于挤压与伸展的不同环境，而且两者的岩石成分与岩浆源区物质及侵位深度的不同有关；杨富全等(2007)提出I-A型复合花岗岩是造山带中花岗质岩浆活动的普遍现象，是造山带构造环境变迁(挤压-伸展)的重要岩石学标志。
那么研究区究竟是处于什么样的构造环境？前人研究表明，在侏罗纪时期，华南经历了由古亚洲-特提斯构造域向太平洋构造域的转换(Li, 2000; 陈润生和林东燕, 2006; 孙卫东等, 2008; Zhou et al., 2006)，可以肯定的是早白垩世华南已处于太平洋板块俯冲构造背景下了，从本文锆石微量元素特征(图 11)可以得出研究区的锆石为洋壳性质也充分证明了这一点。王强等(2005)通过对华南白垩纪A型花岗岩的研究表明，180~145Ma古太平洋板块呈NW俯冲，145~85Ma呈NNW向下俯冲，在135~100Ma之间古太平洋板块俯冲速率增加，角度变大(舒良树和周新民, 2002)，洋壳与陆壳之间的摩擦力会变小，大陆一侧开始由挤压向伸展转变。另一个速率增加的可能性是中国东部岩石圈减薄导致软流圈地幔上涌，使岩石圈地幔发生部分熔融导致伸展加速。晚白垩世古太平洋板块俯冲可能停止进入裂谷时期，晚白垩世，华南地区处于岩石圈进一步伸展的构造背景下(王强等, 2005; He and Xu, 2012)。在伸展情况下，压力的降低是很有利于岩石的熔融的，同时，地壳的拉张减薄还伴随着软流圈的地幔物质上涌和玄武质岩浆的底侵作用，从而使下地壳加热而进一步发生部分熔融，这也就是为什么拉张环境会产生大量花岗岩的重要原因(Collins, 1994; Costa and Rey, 1995; Sylvester, 1989; Bonin et al., 1998)。A型花岗岩的奇特之处是，浅部地壳发生高温部分熔融，可能就暗示其深部存在热异常，而这样的热异常一般只会在拉张情况下出现。因此，A型花岗岩是判断伸展背景的重要岩石学标志。A型花岗岩可以指示岩石圈伸展，不同时期的A型花岗岩表明华南在晚中生代期间多期次的处于伸展环境之中(Wang et al., 2012)。
如前文所说，福州复式岩体I-A型花岗岩具有相同的源区，本文锆石Hf同位素的εHf(t)值显示在110Ma以来，地幔物质的参与对福建地区晚中生代花岗岩具有很大的贡献，只是参与的多少不同，这也是造成岩石类型不同的原因之一，而地幔物质参与的差异可能是因为构造环境的转变：由早白垩世期间的太平洋板块大角度俯冲引起地幔物质上涌致使地壳物质部分熔融，到晚白垩世伸展环境下的岩石圈减薄，地壳物质部分熔融的同时有地幔物质的上涌。
综合考虑以上特点，作者认为福州复式岩体钙碱性-碱性系列花岗岩，构成了特有的I-A型复合花岗岩，具有相同的源区，形成的差异是构造环境的变迁、幔源岩浆的加入以及岩浆分异演化多种因素综合作用的结果。
5 结论(1) LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，福州岩体和丹阳岩体形成年龄为111~101Ma，是早白垩世多期次岩浆活动作用的产物；魁岐岩体形成年龄为95~93Ma，是晚白垩世岩浆活动的产物。锆石微量的差异及主微量元素特征显示早白垩世钙碱性花岗岩为I型花岗岩，晚白垩世碱性花岗岩为A型花岗岩，构成了I-A型岩石系列。
(2) 锆石Hf同位素组成表明，早白垩世I型花岗岩的εHf(t)值由负到正，地壳模式年龄表明花岗质岩浆源岩来自于新元古代古老地壳的部分熔融，并有少量的地幔组分卷入。晚白垩世A型花岗岩样品εHf(t)值为正，地壳模式年龄指示花岗质岩浆源岩来自于新元古代古老地壳的部分熔融，并有大量幔源组分的混入。
(3) 福州复式岩体I-A型复合花岗岩具有相同的源区，其形成的差异主要是构造环境的变迁、幔源岩浆的加入以及岩浆分异演化多种因素综合作用的结果。
致谢 野外工作得到了王丽丽、丁聪、崔园园等同学的帮助；实验中得到了艾世强、周伟强及陈玲的帮助；两位审稿专家提出了宝贵的修改意见和建议；在此一并致谢。
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