章广 邱小平,2 李晓敏 陈可

(1.福州大学紫金矿业学院，福州，350116； 2.中国地质科学院地质研究所，北京，100037)

基性岩墙是由来自幔源的玄武质岩浆沿着张性裂隙侵位而形成的[1，2]，其代表着大陆拉张环境与岩石圈的减薄和地壳的拉张有着不可忽视的关系[3]。分析其包含的丰富幔源信息，对研究区域大地构造格局和时空演化具有明确的指示意义。

福建地处中国大陆东南缘，是环太平洋构造带的重要组成部分，其岩浆活动和构造演化具有独特的研究意义[4，5]。近年来，福建在晚中生代以来的基性岩墙方面的研究已经取得了一些重要进展。内陆如永泰、文成等地区，晚中生代(90～94 Ma)辉绿岩脉是华南地区全面伸展拉张背景下，软流圈地幔上涌，并与富集岩石圈地幔相互作用并发生部分熔融的产物[6]；而新生代(4.96～0.72 Ma)玄武岩主要出露于明溪一带，是起源于上地幔的近似原始玄武岩浆经过较低程度的分离结晶作用而形成[7]。这些内陆地区的基性岩浆岩相对富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，主要形成于大陆板内拉张和裂谷环境。

对福建沿海的湄洲岛、晋江、鼓山、金门等地的中生代基性岩脉年代学和地球化学研究发现，岩石属于高钾钙碱性系列，形成时代主要集中在90～95 Ma[8-11]。福建沿海新生代玄武岩主要分布在漳浦—龙海一带，呈北东向展布，岩性主体为拉斑玄武岩，形成年龄在16.57～19.26 Ma[12]。这些基性岩浆岩都是在华南构造伸展的不同阶段，由经洋壳俯冲消减、脱水改造的地幔楔湿的部分熔融岩浆形成。

前人的研究成果对探讨中—新生代中国东南部和福建的构造格局和地幔组成均有重要指导意义。该次研究项目是对闽西南上杭白垩纪红盆的基性岩墙进行系统的岩石学、元素地球化学研究，探讨上杭地区基性岩墙的岩石成因、成岩的构造环境以及对区域大地构造环境的指示意义。

1 地质背景和岩石学特征

1.1 基性岩墙的基本地质特征

上杭盆地处于闽西南坳陷西南侧，上杭—云霄断裂带的西北段，是形成于中生代的陆相走滑拉分盆地[13]，西南侧的梯子岭断裂和西北的悦洋—古石背断裂共同控制了北西向上杭盆地的形成与演化(图1)。梯子岭断裂控制着盆地的西南缘，断裂的西南部主要为燕山期侵入岩，东北部主要沉积一套白垩纪晚期沙县组粉砂岩，形成时代在100 Ma左右。悦洋—古石背断裂位于区域的东北部，控制着早白垩世悦洋—古石背火山断陷盆地的发育，形成了一系列北西向串珠状展布的火山机构。前人测得早白垩世寨下组上段的K-Ar年龄为112 Ma*福建省区域地质调查队，1∶5万上杭幅地质图说明书，1997。，代表这一时期区域内火山活动的大致时间。

该次研究的岩墙均位于上杭盆地内，侵入在不同岩性的围岩中。上杭第五中学对面的辉绿岩岩墙(后文称五中基性岩墙)侵入于沙县组泥质粉砂岩之中，岩墙宽1.8 m，长10 m左右，倾向170°，倾角85°。岩墙中部可见一条宽约0.4 m的橄榄石、辉石包体富集带，从中部往边部包体数量逐渐减少，直至完全消失(图2-a,b)。上杭七峰山辉绿玢岩岩墙(后文称七峰山基性岩墙)位于七峰山双子火山北部火山机构的通道边部，侵入于早白垩世寨下组上段流纹质晶屑凝灰岩中，岩墙宽1.5 m，长15 m左右，倾向140°，倾角87°。在火山通道的上部，由于火山口的崩塌，岩墙产状发生变化，宽度约为0.5 m，倾向为120°，倾角变为40°左右(图2-c)。

1.2 岩石学特征

七峰山辉绿玢岩：岩石呈灰绿、黑绿色，具有辉绿结构、含长结构、斑状结构，块状构造、杏仁构造。矿物成分主要为斜长石(40%)、正长石(10%)、紫苏辉石(30%)、玉髓或方解石杏仁体(约10%)，副矿物为不透明磁铁矿等(10%)。基质主要为斜长石、紫苏辉石和少量的正长石。斜长石呈自形柱状及细长柱状，紫苏辉石呈他形粒状充填在斜长石组成的三角形空隙中(图2-d)。斑晶主要为斜长石和正长石，粒径大部分在1 mm左右，局部可见巨大的斑晶(2～3 mm)(图2-e)。杏仁体形状不规则，多数为椭圆形，粒径1～5 mm，大部分充填有灰白色玉髓，及少量的方解石，局部可见石英晶洞(图2-f)。岩石整体蚀变较弱，部分辉石发生滑石化，长石发生高岭土化蚀变。

五中辉绿岩：岩石为黑绿色，具辉绿结构、微粒含长结构、纤柱状-不等粒结构，块状构造。矿物成分主要为斜长石(50%)、正长石(5%)、紫苏辉石(30%)、橄榄石(5%)、黑色不透明金属矿物及榍石(10%)等。其中，斜长石呈针柱状，具拉长定向(流动构造)，见有高岭土化现象。辉石和橄榄石以他形粒状充填在斜长石构成的空隙中(图2-g)，紫苏辉石发生滑石化，橄榄石发生伊丁石化和蛇纹石化。岩墙的中心含有二辉橄榄岩包体和普通辉石较大晶体，包体呈浅灰绿色，风化较强，与辉绿岩接触界限清晰，长轴为0.5～3 cm，外形呈椭圆球形(图2-h)。包体的矿物成分主要为辉石、石英、橄榄石和榍石，橄榄石大部分发生绿泥石化、蛇纹石化，仅见少量的晶体，辉石也发生一定程度的风化，包体中含有少量石英。

2 样品分析方法

挑选新鲜岩石进行主量元素和微量元素分析。主量元素分析在国家地质实验测试中心完成，采用PANalytical公司的PW4400型X射线荧光光谱仪(XRF)进行测试分析。微量元素分析在国家地质实验测试中心的Thermo公司X-series型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)上进行测试，实验方法及流程[14，15]。样品经GBW07122标样监控,绝大部分样品相对误差小于5%，个别元素(如Ta)超过10%。

3 地球化学特征

3.1 岩石化学特征

上杭盆地基性岩墙主量元素分析结果(表1)可以看出，盆地内的基性岩墙6件样品中SiO2含量为42.60%～46.57%，平均值为45.04%；K2O含量为1.64%～2.20%，平均值1.90%；Na2O含量为0.34%～3.14%，平均值为2.12%；K2O+Na2O含量为2.54%～4.94%，平均值为4.03%。样品整体表现为富Na和高w(Na2O)/w(K2O)比值(0.15～1.79)的特征。此外，这些基性岩具有Al2O3含量偏低(13.68%～15.44%)，与闽浙地区中生代基性火成岩高Al特征明显不同[16]，但与明溪、雷琼等地区新生代基性岩特征十分接近[17]。6个样品烧失量(H2O++CO2)整体偏高(6.83%～11.34%)，表明这些样品受到了相当程度的后期改造和变化，考虑K、Na等活动性较强的碱金属元素可能会在地质作用过程中有一定程度的活化转移[18]。因此，选择活性较为稳定的Zr、Nb、Y等元素参与岩石化学分类，得到Nb/Y-Zr/(TiO2×104)(图3-a)和Nb/Y-SiO2(图3-b)岩石分类图解[19]，表明上杭盆地基性岩墙的样品均落在碱性玄武岩区域内，属于碱性玄武岩岩石系列。据资料求得KO1=1.17～5.93(KO1=MgO+2TiO2-3K2O)，属于大陆玄武岩[20]。氧化指数OX=FeO/(FeO+Fe2O3)[21]为0.65～0.86，反映岩体定位较浅，形成于相对氧化的介质环境。

表1 上杭盆地基性岩墙主量元素分析结果(%)

注：WZ—上杭县第五中学对面辉绿岩墙；QF—上杭县七峰山辉绿岩墙。Mg#=100×Mg/(Mg+Fe2+)(摩尔比)。

3.2 稀土元素

据上杭盆地基性岩墙稀土元素分析结果(表2)[22]。ΣREE含量为168.92×10-6～218.05×10-6，平均值为195.74×10-6，变化范围较大，但低于中生代福建玄武岩的稀土元素总量(247.80×10-6～296.80×10-6)。w(LREE)/w(HREE)=4.92～7.66，[w(La)/w(Yb)]N=6.82～13.44，δEu=0.91～1.04，中国东南地区中—新生代基性岩墙的球粒陨石标准化REE配分模式图中(图4)明显表现为LREE富集的右倾模式，无明显的Eu亏损，除了样品QF-2、QF-3为Eu的弱亏损，反映了七峰山基性岩经历了一定程度的斜长石分离结晶作用。

SiO2与轻稀土(LREE)和δEu无明显的相关性，这种现象表明岩浆演化和地壳混染过程不是控制稀土元素演化的主要因素，轻稀土(LREE)的含量一定程度上反映了原始岩浆富集的特征[23]。

3.3 微量元素

上杭盆地基性岩墙的微量元素在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图5)，可见多数样品的微量元素含量要比原始地幔值高，样品的标准化曲线趋势大致相似，总体上富集LREE、Pb，选择性亏损大离子亲石元素(LILE)如Rb、K、Sr、Th亏损而Ba富集和相对弱亏损Hf、Ti等高场强元素(HFSE)，而高场强元素Nb和Ta表现为正异常，这与俯冲有关的玄武岩的显著负Nb、Ta异常存在明显差异，反而具有大陆裂谷玄武岩的微量元素分配特征[24]。样品中Sr的负异常，可能是长石结晶出来的结果，且斜长石分异程度低于25%[25]。这种微量元素的特征，可能是富集地幔岩浆受地壳混染的作用，也可能是富集岩石圈地幔部分熔融或不同源区混合作用所致。

表2 上杭盆地基性岩墙的微量元素分析结果(×10-6)

注：球粒陨石标准化值引自Sun et al.，1989；b数据引自刘从强等,1995、卢清地等,2000；c数据引自卢清地等,2000；d数据引自董传万等,2011；e数据引自韩江伟等,2009。

在Sc、Ni、V、Cr、Co和Ti的原始地幔标准化分布模式图[26](图6)中，可以发现，曲线整体呈“W”型，明显亏损Ni、Cr和Co，显示出地幔衍生岩过渡元素分布的特征[27]。

4 岩石成因讨论

4.1 结晶分异作用

CaO/Al2O3比值随着CaO含量的降低而变小[28](图7)，说明岩浆结晶过程中有单斜辉石的晶出。MgO的含量为3.32%～6.07%，Mg#值为28.18～51.70，平均值为40.44，变化范围较大，且均低于原生玄武岩的Mg#值(Mg#值为68～75)。较低的TiO2含量(2.02%～2.73%)和Mg#值，指示岩浆经历了镁铁质矿物的结晶分异，也说明岩墙为岩浆高度演化后的产物，具有演化玄武岩的特征。

通过双因子图解分析基性岩墙的结晶分异过程，由于MgO在结晶分异中的重要性和较宽的变化范围，通常选择MgO作为参考因子。在以MgO含量为横坐标的双变量图解上(图8)，样品的P2O5、TiO2、CaO与MgO呈正相关关系，FeOt与MgO呈负相关关系，而Al2O3和SiO2与MgO没有明显的相关关系。这些元素与MgO明显的规律性变化，说明基性岩墙的岩浆经历过较强的结晶分异作用存在较弱的地壳混染。而样品Ni(102.00×10-6～217.00×10-6)、Cr(86.00×10-6～179.00×10-6)、Co(34.60×10-6～54.40×10-6)等相容元素的含量变化较大，均与MgO呈大致的正相关关系，也暗示有橄榄石和单斜辉石的结晶分异[29]。

基性岩墙的固结指数(SI)为15.49～28.25，一般地幔源未分异的原生岩浆凝固的岩石，其固结指数值约为40或更大，而小于40的都是地幔源原生岩浆经过分异或者同化而形成的[30]。因此，研究区的岩墙在一定程度上发生了结晶分异或地壳同化混染过程，这与MgO的分析结论相一致。

4.2 地壳组分混染作用

为了判断玄武岩是否遭受地壳物质的混染，通常用各种基于地壳和地幔成分差异的指标来进行区分。对于上杭盆地的基性岩，在微量元素原始地幔标准化蛛网图中，普遍具有Pb的富集现象，说明其岩浆受到了地壳物质的混染[31]。而五中样品具有明显的Nb和Ta正异常，指示岩浆没有遭受地壳混染，七峰山样品具有Nb和Ta弱负异常，提示岩浆受到弱的地壳混染。通过计算Nb异常值2NbN/(K+La)N，五中为1.39～1.46，大于1，未受到地壳混染；七峰山为0.75～0.94，小于1，存在Nb亏损，表明岩浆受到地壳混染。然而Lundstrom指出，角闪石±金云母±榍石矿物的分离结晶可能导致熔体中Nb和Ta减少[32]，这也意味着Nb、Ta的负异常不一定是地壳混染导致。原始地幔的Th/Ta比值为2.07，大陆地壳约为8[33]。基性岩墙的Th/Ta比值为1.84～2.38，集中在原始地幔附近， Nb/Ta比值为17.65～19.03在原始地幔的Nb/Ta比值(17.5±2.0)范围内[34]，说明上杭盆地基性岩墙基本上未受到地壳混染。

综合以上多个判别指标分析，上杭盆地基性岩墙基本上未受到地壳混染作用，其中七峰山岩墙可能受到较弱地壳混染。与前人认为中国东部沿海的中—新生代基性岩受到地壳混染作用的影响非常有限的结论相一致[35]，这些资料研究结果也与野外岩墙和围岩界线分明的特点是一致的。

4.3 岩浆源区

研究基性岩的地球化学特征，可以判断岩浆的源区。大陆玄武岩浆主要来源于岩石圈地幔和软流圈地幔，或者是二者的部分熔融。软流圈地幔部分熔融形成的基性岩没有明显的Nb、Ta亏损(Nb/La>1)，主要产出于板内裂谷环境。原始地幔和MORB的Nb/La比值分别为1.04和0.93，而大陆地壳平均Nb/La比值为0.4，上杭盆地基性岩墙则为1.03～1.51，接近于中国东部沿海新生代玄武岩的Nb/La比值(1.35～2.17)[36]，明显高于大陆地壳平均值，与原始地幔相近，表明其岩浆直接来自软流圈地幔的部分熔融。

Zr/Ba比值大于0.2的玄武岩源区来自软流圈地幔，小于0.2的则来自岩石圈地幔[37]。上杭盆地基性岩的Zr/Ba比值大部分为0.40～1.04，除QF-3样品外，表明其源区来自软流圈地幔。

上杭盆地基性岩墙一些强不相容元素比值相当均一，如La/Sm比值为3.2～4.0、Th/K比值为0.002～0.004、Nb/La比值为1.0～1.5，表明其源区可能是一种均匀交代的地幔。此外，部分熔融过程中，一些微量元素的熔体/矿物分配系数存在较大差异，借此可以判别地幔源区的矿物组合。因此，利用La/Yb-Sm/Yb图解(图9)可以区分源区是尖晶石相还是石榴石相。上杭盆地基性岩墙熔体主要是由石榴石橄榄岩不同程度(7%～15%)的熔融而产生，石榴石橄榄岩地幔是上杭盆地基性岩的一个必要源区。

综上所述，上杭盆地基性岩墙属于碱性岩石系列，KO1<7.5。CaO/Al2O3-CaO图以及MgO的Harker图解说明了岩墙为岩浆高度演化后的产物，具有演化玄武岩的特征，并经历了镁铁质矿物的结晶分异。而样品微量元素的特征指示岩墙岩浆来自软流圈与石榴石橄榄岩地幔低程度熔融体混合的结果，在侵位的过程中基本上未受到地壳混染的作用。

5 构造背景及意义

根据以上资料分析，岩墙选择性富集大离子亲石元素、LREE、Pb和相对弱亏损Hf、Ti等高场强元素，由此表现出与消减带有关的岩石地球化学特征，暗示了岩石圈地幔的富集作用与俯冲板片的改造作用相关。但是，在微量元素原始地幔标准化蛛网图没有出现消减带典型的Nb-Ta槽，并且在指示基性岩浆形成构造背景的TiO2/Al2O3-Zr/Al2O3图解(图10)和Zr-Zr/Y图解[39](图11)中显示研究区的基性岩均落在板内构造环境，显示基性岩浆并非产出于真正的岛弧或活动大陆边缘，其显示的富集型地幔特点，可能与早期的俯冲板片有关。而根据玄武岩类Th/Zr-Nb/Zr图解[40](图12)，上杭盆地基性岩墙主要产出于陆内初始裂谷，同时也反映了岩墙产出的构造环境来自较深的软流圈地幔。

将上杭盆地基性岩墙与明溪、湄洲岛、龙海、雷琼等地玄武岩地球化学特征进行对比分析[41]，发现这些地区在稀土元素特征上较为接近，均表现为右倾的轻稀土富集模式，无明显的Eu亏损。在微量元素特征上，湄洲岛、龙海玄武岩明显富集大离子亲石元素，相对亏损Nb、Ta。在微量元素标准化图解上呈现典型的Nb-Ta槽，Pb正异常，表现出典型的与消减带有关的岩石地球化学特征。而明溪玄武岩微量元素特征与研究区十分相近，样品的标准化曲线趋势大致相似，总体上选择性富集大离子亲石元素、Pb和相对亏损Ti等高场强元素，而Nb、Ta表现为正异常，均具有大陆裂谷玄武岩的微量元素分配特征。上杭盆地基性岩墙在岩性特征、形成时代、背景等方面，与明溪基性岩十分相近，形成时代约为上新世—更新世，构造背景为陆内裂谷环境[42]。

研究区在区域上属于古太平洋构造域。中—晚白垩世(100 Ma)至古新世(56 Ma)太平洋板块向北北西斜向俯冲，这一时期，板块俯冲速度减慢，角度显著增大，使岩浆弧朝洋(东)迁移，并进一步诱发玄武岩浆底侵、岩石圈减薄和地壳引张加剧；此后的始新世晚期—早中新世(40～23 Ma)太平洋板块运动转向北西西向，使中国东南沿海受到了来自南东东方向的挤压和印—澳板块对古亚洲南部陆-陆碰撞挤压的叠加，而后中国东南岩石圈开始高速率的伸展、减薄和减压熔融，产生了少量的板内玄武岩岩浆喷发[43]。中—上新世—中更新世(23～0.8 Ma)受东亚—西太平洋巨型裂谷系和印度洋中脊扩张的叠加影响，中国东部岩石圈地幔隆升、地壳减薄加剧，陆缘、陆内伸展变形相继形成岛弧、陆内裂谷盆地。

上杭白垩纪红色拉张断陷盆地的存在，反映了早白垩世以来区域上处于岩石圈伸展的构造背景。从福建沿海到内陆，从晚中生代—晚新生代(113～5 Ma)，从局部地区到区域性拉张，形成了许多软流圈地幔和富集岩石圈地幔部分熔融的产物[44]。始新世以来，受到印度洋—欧亚大陆碰撞的影响，中国大陆下部的软流圈向东流动，在中国东南沿海大陆边缘受到来自太平洋板块俯冲的阻力而上涌，使华南地区岩石圈开始拉张减薄，形成中国东南沿海地区典型的板内裂谷环境。上涌的软流圈发生减压熔融，并底侵岩石圈地幔，发生部分熔融。软流圈地幔熔体和岩石圈地幔深部熔体混合形成玄武质岩浆，部分岩浆沿着裂谷的构造薄弱带上升侵位形成基性岩墙。上述只是对研究区基性岩墙的初步分析认识，需要通过Sr、Nd和Pb等同位素和年代学的进一步研究予以证实。

6 结论

根据岩石学特征，上杭盆地基性岩墙属于碱性玄武岩系列，是来自软流圈地幔与石榴石橄榄岩地幔低程度(7%～15%)熔融体混合形成的岩浆高度演化后的产物，具有演化玄武岩的特征，并经历了镁铁质矿物的结晶分异。该岩浆主要形成于陆内初始裂谷环境。而岩墙微量元素的特征指示，在侵位的过程中基本上未受到地壳混染的作用。在晚新生代可能受到印度洋板块的影响，软流圈地幔上涌，并底侵岩石圈地幔，发生部分熔融。部分熔融岩浆沿着裂谷的构造薄弱带上升侵位形成基性岩墙。在上杭盆地内发现新生代深源基性岩墙，进一步证明了中国东南沿海地区板内裂谷的存在，对于研究晚新生代太平洋板块和印度洋板块运动具有重要意义。因此，结合精确的年代学和同位素地球化学对区域开展进一步的深入研究是今后研究的主要方向。

本文得到了福州大学紫金矿业学院彭向东教授和刘文元老师的指导帮助，承蒙福建省地质调查研究院卢清地高级工程师审阅，并提出宝贵的修改意见，特此致谢！

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