福建迪口地区前坑村岩体和罗村岩体成因及其构造背景

2022-02-15李龙明赵希林

合肥工业大学学报（自然科学版） 2022年1期

王波, 李龙明, 赵希林, 刘航, 王磊, 韩旭

(1.合肥工业大学资源与环境工程学院,安徽合肥 230009; 2.中国地质调查局南京地质调查中心,江苏南京 210016)

中生代时期,中国东南部发育大量的岩浆活动[1-2],形成了一系列分布广泛的花岗质火山-侵入杂岩,覆盖面积达2.4×105km2。在这些出露的火成岩中,绝大多数都为花岗质火成岩,镁铁质侵入岩露头较少,并且在形成大量花岗岩的同时,也伴随着巨量金属钨、锡、钼、铋和铜、铅、锌等的成矿作用,因此研究人员对中国东南部中生代火成岩的构造演化进行了一系列研究。

中国东南部中生代的岩浆活动大致可以分为2个时期[3],即早燕山时期(J2-J3)和晚燕山时期(K1)。前者主要包括沿NE—SW走向分布的侏罗纪时期的岩石,如南岭及其邻近地区的岩石;而后者主要包括沿NNE走向分布的早白垩世时期岩石,如沿海地区的岩石。依据其具体的年龄划分,早燕山时期形成的岩石又可以分为2个条带,因此中国东南部中生代的火成岩可以分为3个条带[3],这3个条带的岩石从内陆到沿海逐渐年轻。为了解释中国东南部中生代火成岩的空间分布特征,研究人员对这些火成岩岩石从年龄、成因及动力学机制等方面进行了系统的研究,目前普遍认为中国东南部中生代的岩浆活动主要受古太平洋板块俯冲的影响,但是对于古太平洋板块俯冲的方式存在争议,主要的俯冲模式和相关问题有:① 正常俯冲模式[4];② 浅俯冲及俯冲角度的变化[2];③ 平板俯冲[5]。

福建省位于中国东南沿海,其内部发育大量的中生代火成岩,但对这些火成岩研究相对较少,相关资料有20世纪80年代初的地质调查报告[6]。本文以福建迪口地区的前坑村岩体与罗村岩体为研究对象,通过对其岩相学、地质年代学及地球化学的研究,揭示福建地区火成岩的成因及构造演化,为理解古太平洋板块的俯冲方式提供新的线索及依据。

1 地质背景

华南大陆由扬子板块与华夏板块沿江山—绍兴断裂带拼贴而成。华夏板块主要分为武夷地块、赣中南地块及云开地块3部分[7]。武夷地块的主体位于福建省。

福建省地质简图如图1所示(据文献[8]修改)。福建省境内主要分布政和—大埔断裂、南平—宁化构造岩浆带、闽西北断裂、福安—南靖断裂及长乐—南澳断裂5个构造带。其中,政和—大埔断裂与南平—宁化构造岩浆带把福建省分为以下3个次级构造单元：以政和—大埔断裂为界限,福建省可分为东武夷微地块和西武夷微地块；而南平—宁化构造岩浆带将西武夷微地块分为北武夷微地块和南武夷微地块。福建省内部的火成岩主要分布于闽东地区,呈NNE方向条状分布,明显受控于闽西北断裂、政和—大埔断裂、福安—南靖断裂及长乐—南澳断裂。

图1 福建省地质简图

福建省境内岩石类型多样,沉积岩与变质岩的总和与火山岩出露面积相当,各占全省面积的1/3。沉积岩与变质岩主要为闽西北地区前寒武纪时期的岩石(变质岩和巨厚沉积岩)和中西部地区寒武系—志留系、泥盆系—第四系的变质岩、沉积岩。而火成岩分布较广,除了出露面积最大的燕山期火成岩,还有加里东期、印支期及海西期的火成岩。燕山期火成岩的岩浆活动方式根据其火山作用过程和构造属性可以分为2种,其对研究中国东南部中生代火成岩有重大意义。

本文研究区为福建西北部的迪口地区,位于龙泉—建瓯构造混杂岩带内,在政和—大埔断裂与闽西北断裂之间,地质简图如图2所示[6]。区域内出露大量混杂岩(即迪口岩组),主要由基质与岩块组成,基质主要以斜长变粒岩、黑云变粒岩及云母石英片岩为主,原岩多为砂质岩类;岩块种类较多,包括加里东期、印支期及燕山期的火成岩岩体,岩性主要以花岗质岩石(二长花岗岩和二长闪长岩)为主,并存在很少量的安山质火成岩。

图2 迪口地区地质简图

2 样品采集及分析测试方法

所有样品采集于迪口地区的前坑村岩体和罗村岩体。前坑村岩体位于迪口西南角,侵入于建瓯构造混杂岩中,文献[6]将其侵位时代定为燕山早期。为了进一步确定该岩体侵位年龄,本研究在前坑村采集样品DK18-1(26°40′14″N,118°19′25″E),岩石表面受到水流冲刷,出露较好,岩石整体呈灰白色,斑状结构,斑晶主要为钾长石与斜长石,含少量石英斑晶,斑晶大小不一；基质以正长石为主,其次为斜长石及石英,含少量云母；将其定名为花岗斑岩,其镜下特征如图3a所示。

图3 迪口地区岩石显微镜下照片

罗村岩体位于迪口东北角,文献[6]将其形成时代定为燕山早期。本研究在罗村东北侧附近采集样品DK18-5(26°48′2″N,118°28′57″E),岩石新鲜面呈浅肉红色,中细粒结构,主要由钾长石、斜长石、石英组成,含少量云母；将其定名为花岗岩,其镜下特征如图3b所示。

样品的锆石挑选、制靶及岩石粉末加工委托廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司进行。制靶结束后进行锆石显微照相和阴极发光(cathodoluminescence,CL)照相,根据CL图像,每个样品选取30颗锆石进行激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(laser ablation inductively coupled plasma mass spectrometry,LA-ICP-MS) U-Pb定年测试。锆石的U-Pb年代学测试在合肥工业大学资源与环境工程学院进行,此次测试的标样标准、实验原理及详细的测试方法见文献[9]。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex-ver3完成。

全岩主量、微量元素测试均在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。主量元素使用X射线荧光光谱(X-ray fluorescene spectrometry,XRF)分析,微量元素使用LA-ICP-MS进行分析,具体的操作方法见文献[10]。

全岩Sr-Nd同位素比值分析测试在中国科学技术大学的中国科学院壳幔物质与环境重点实验室完成,详细的化学流程和同位素比值测试参见文献[11]。

3 分析测试结果

3.1 锆石U-Pb定年

对前坑村岩体的花岗斑岩样品(DK18-1)与罗村岩体的花岗岩样品(DK18-5)进行锆石U-Pb年代学测试,由结果分析可知,2个样品的锆石普遍为高U锆石。锆石的CL图像如图4所示,锆石多呈自形和半自形,结晶程度较高,可见震荡环带,锆石大小不一,其长度为100～200 μm,长宽比为2∶1,这表明其为岩浆锆石[12]。

图4 部分锆石CL图像

依据其CL图像及谐和度,选取无明显裂缝和包裹体、具有高谐和度与低误差的锆石结果作为此次分析测试结果,见表1、表2所列。

表1 迪口地区前坑村岩体和罗村岩体锆石U-Pb年代学分析结果

表2 迪口地区前坑村岩体和罗村岩体锆石Th、U质量分数及比值结果

锆石的w(Th)/w(U)值一般只是衡量其是否为岩浆锆石的一个参考,不能作为判断标准[13],因此,即使罗村花岗岩锆石的该比值集中分布于0.07～0.12,除了一些极少数分析测试点的w(Th)/w(U)值小于0.10,大部分测试点都大于0.10,这些锆石也为岩浆锆石;而前坑村花岗斑岩的锆石w(Th)/w(U)值在0.25～0.33之间,表明其为典型的岩浆锆石。因此,这些锆石年龄能够代表这些岩石形成年龄。

迪口地区前坑村花岗斑岩和罗村花岗岩的U-Pb谐和年龄图、加权平均年龄图分别如图5、图6所示。花岗斑岩(DK18-1)、花岗岩(DK18-5)的加权平均年龄分别为(140.75±0.92) Ma、(131.70±1.70) Ma,对应的平均平方加权偏差(mean square weighted deviation,MSWD)分别为0.52、1.50。

图5 前坑村岩体与罗村岩体的锆石U-Pb谐和一致曲线

图6 前坑村岩体与罗村岩体的加权平均年龄

3.2 主、微量元素

对迪口地区前坑村花岗斑岩和罗村花岗岩各选2个样品进行主、微量测试,4个样品都比较新鲜,烧失量(loss on ignition,LOI)(0.60～0.78)较低,主量元素质量分数见表3所列,矿物成分质量比见表4所列，主量元素图解如图7所示。

表3 前坑村岩体与罗村岩体主量元素质量分数单位:%

表4 前坑村岩体与罗村岩体矿物成分质量比单位:%

图7 前坑村岩体与罗村岩体的主量元素图解

前坑村花岗斑岩与罗坑花岗岩有相似的主量元素特征,具体特征如下:

(1) 高硅。w(SiO2)为76.4%～76.9%;较高的分异指数(differentiation index,DI)(95.74～95.92)和较低的固结指数(solidification index,SI)(0.62～0.71)表明,迪口地区花岗岩都经历了高程度的分异演化作用;在CIPW标准矿物计算的Q′-ANOR图解(图7a)中,都位于碱长花岗岩区域。

(2) 富碱。岩石w(Na2O+K2O)为8.12%～8.46%,且钾含量较高,w(K2O)为4.35%～4.88%,w(K2O)/w(Na2O)为1.15～1.34;里特曼指数(δ)为1.94～2.17,小于3.30,为钙碱性岩,并且在SiO2-K2O图解(图7b)中,样品都位于高钾钙碱性系列。岩石的碱度率指数(alkalinity rate, AR)为4.92～5.52,表明岩石碱含量较高。

(3)w(Al2O3)为12.6%～12.7%,弱过铝质,A/CNK为1.08～1.11,在A/CNK-A/NK图解(图7c)中,样品都落入过铝质区域。

(4) 岩石的镁铁质成分较低,w(TFe2O3)为0.85%～1.04%,w(MgO)为0.059%～0.067%,Mg#为12～15,反映了岩石中的暗色矿物较少;其余氧化物质量分数都很低,除w(CaO)外,w(TiO2)、w(P2O5)、w(MnO)都低于0.1%。

迪口地区前坑村岩体和罗村岩体样品的稀土、微量元素分析结果见表5所列,稀土元素四分组效应参数见表6所列，稀土、微量元素图解如图8所示。2种样品具有相似的地球化学特征。迪口地区花岗质样品的稀土元素(rare earth element,REE)总质量分数(∑REE)为(68.20～89.17)×10-6,轻稀土元素(light rare earth element,LREE)总质量分数(∑LREE)为(53.75～60.58)×10-6,重稀土元素(heavy rare earth element, HREE)总质量分数(∑HREE)为(14.44～29.28)×10-6。整体上稀土元素质量分数DK18-1比DK18-5少。样品的∑LREE/∑HREE为 1.99～3.72,(La/Yb)N为0.88～2.97,表明LREE相对富集。

表5 前坑村岩体与罗村岩体微量元素分析结果

表6 前坑村岩体与罗村岩体稀土元素四分组效应参数

从稀土元素球粒陨石标准化图解(图8a)可以看出,花岗斑岩样品(DK18-1)与花岗岩样品(DK18-5)具有相似的稀土元素地球化学特征,轻、重稀土分布都较为平坦,分异较低,但存在极强的Eu负异常(δEu 为0.10～0.12),意味着可能存在极强的斜长石分离结晶作用。在微量元素原始地幔标准化蛛网图解(图8b)中,所有样品的Ba、Sr、Ti等元素表现为相对亏损,表明这些岩石可能经历了钾长石、斜长石及钛铁矿的分离结晶,而所有样品的Rb、Th、U、K、Pb等元素表现为相对富集,这些特征意味着岩浆演化过程中发生了高度的分离结晶作用。

由图8a可知,花岗质样品都具有海鸥型稀土元素四分组效应(tetrad effect)。

图8 前坑村岩体与罗村岩体的稀土元素、微量元素图解

为了定量识别海鸥型四分组效应,依据文献[14-15]的方法计算出了量化特征参数T1、T3、t1、t3及TE1,3。由表6可知,T1、T3均大于0,t1、t3均大于1,这进一步表明了稀土元素四分组效应的特征,而且TE1,3大于1,表明所有花岗质样品的稀土四分组效应较强。极强的四分组效应也意味着高度分离结晶作用的存在。

3.3 全岩Sr-Nd同位素

根据迪口地区花岗质样品DK18-1与DK18-5的Sr-Nd同位素分析测试结果,ISr为0.68～0.70,低于亏损地幔,表明Sr同位素系统被破坏。因此,本研究只选取Nd同位素,其测试结果见表7所列。样品DK18-1的2个εNd(t)值分别为-10.0、-9.9,对应的TDM2分别为1 749、1 737 Ma。样品DK18-5的2个εNd(t)值分别为-8.3、-8.6,对应的TDM2分别为1 603、1 626 Ma。

表7 前坑村岩体和罗村岩体的Nd同位素分析结果

4 讨论

4.1 成因类型

花岗岩成因类型的判定一直是花岗岩研究的最重要基础问题,而根据花岗岩物质来源为基础的分类方案成为主流,并且划分出了I、A、S和M等4种类型。自然界中存在的M型花岗岩较少,一般只出现于洋壳型蛇绿岩套中,且多为斜长花岗岩,而福建省晚中生代未见蛇绿岩的报道,因此迪口地区花岗质岩石不是M型花岗岩。对于I、S、A型花岗岩的判别比较复杂,尤其是本文样品均为经历了高程度分异演化的花岗岩,其矿物组成和化学成分都接近低共结的花岗岩,因此需结合岩石学、矿物学、地球化学进行综合判别。

本文样品均具有相对低的A/CNK(1.08～1.11),并且显微镜下观察及野外调查都未见到过铝质矿物(如石榴子石、堇青石、原生白云母等),这些与S型花岗岩的强过铝特征不符。另外,S型花岗岩随着分异演化作用的进行,w(P2O5)会逐渐升高,同时会伴随w(Y)、w(Th)降低。本文样品w(P2O5)为0.007～0.012,质量分数较低,而且与S型花岗岩相比w(Y)、w(Th)较高,这些都表明其不可能是S型花岗岩,其成因类型可能是高分异的I型花岗岩或A型花岗岩[16]。

迪口地区花岗质岩石副矿物锆石的Hf质量分数很高,w(Zr)/w(Hf)值极低,锆石的w(U)和w(Th)都极高,类似于热液锆石,而全岩的w(Zr)/w(Hf)(16.59～22.68)、w(Nb)/w(Ta)(9.11～10.34)相对较低,这也表明其经历了高程度分异演化,高分异I型花岗岩可能性较高[17]。

对于A型花岗岩的判别,最常用的方法是以10 000Ga/Al为基础的一系列判别图解[18],根据该方法，A型花岗岩以w(Zr)大于250×10-6、10 000Ga/Al大于2.6及较高的w(Na2O+K2O)/w(CaO)来区别于其他类型花岗岩。前坑村岩体与罗村岩体的成因判别图解如图9所示。

图9 前坑村岩体与罗村岩体的成因判别图解

从图9a、图9b可以看出,迪口地区的花岗质岩石都位于高分异I/S型花岗岩与A型花岗岩的界线处,很难区分其成因类型。但迪口花岗质岩石不同于A型花岗岩的化学成分特征如下:

(1) 岩石的碱铝指数为0.86～0.89,低于A型花岗岩的平均值(0.95)。

(2)w(Zr)和w(Zr+Nb+Ce+Y)较低,分别低于A型花岗岩的下限值250×10-6、350×10-6。在Zr+Nb+Ce+Y-FeOT/MgO图解(图9c)中,所有样品落于高分异I型花岗岩的区域。

(3) A型花岗岩一般被认为形成于高温的环境下。本文通过主量元素及w(Zr)计算得到迪口地区花岗斑岩、花岗岩的tZr分别为730～733 ℃和748～776 ℃,低于典型A型花岗岩的温度(平均值839 ℃),与福建北东部沿海高分异I型花岗岩的形成温度(730～779 ℃)相似。

综上所述,迪口地区前坑村花岗斑岩(DK18-1)与罗村花岗岩(DK18-5)成因类型为高分异I型花岗岩。

4.2 岩石成因

由于此次所采样品较少,哈克图解无法判断岩石经历的分离结晶过程,但是图8展示了Ba、Sr、Ti、Eu等元素的亏损,表明迪口地区花岗斑岩(DK18-1)与花岗岩(DK18-5)已经经历了一些矿物的分离结晶。强烈的Eu负异常一般表示斜长石或钾长石的分离结晶，前者一般导致Sr和Eu的亏损,而后者一般导致Eu和Ba的亏损。

前坑村岩体与罗村岩体的分离结晶图解如图10所示[19]。图10a、图10b显示迪口地区的花岗质岩石样品已经经历了钾长石与斜长石的结晶分异影响。另外,∑REE的多少往往与副矿物相关,迪口地区花岗质岩石样品的∑REE较低,这表明有一些富含REE的矿物发生了分离结晶作用。根据图10c,样品中稀土含量的变化可能与褐帘石的分离结晶相关。

图10 前坑村岩体与罗村岩体的分离结晶图解

高分异I型花岗岩源区形成的方式有多种,但主要有以下3种解释[20]:① 幔源玄武质岩浆的结晶分异;② 壳源物质的部分熔融;③ 幔源组分与地壳组分混合形成的岩浆。迪口地区的花岗质岩石都不太可能由幔源基性岩浆的结晶分异形成。首先,幔源基性岩浆结晶分异形成的高分异I型花岗岩通常会在周围出露大规模同期的基性岩,而研究区未发现大规模基性岩,仅发现燕山早期的花岗闪长岩;其次,幔源偏碱性基性岩浆经过分离结晶作用会产生过碱质岩浆,而迪口地区花岗质岩石的弱过铝质特征与之不符。

迪口地区花岗质岩石的w(Rb)/w(Sr)为18.05～20.2,明显高于地壳平均值;δEu为0.10～0.12,远小于壳幔型花岗岩(0.84),表明主要起源于地壳物质的部分熔融。此外,迪口地区花岗质岩石较低的w(Sr)/w(Y)、(La/Yb)N及较平坦的重稀土分配曲线表明,其源区熔融时残留相中缺乏石榴子石,而且由图8b可知,所有岩石样品都具有较低的w(Sr)及明显的Eu负异常,Ba、Sr具有明显的负异常,这些特征都表明源区有斜长石残留,从而证明其源区较浅。福建晚中生代花岗质岩体εNd(t)-t图解如图11所示。

A、B—华南成熟度较低的元古代地壳取值线 CHUR—球粒陨石平均值图11 福建晚中生代花岗质岩体εNd(t)-t图解

前坑村花岗斑岩2个样品与罗村花岗岩2个样品的二阶段Nd模式年龄分别为1 737、1 749 Ma和1 603、1 626 Ma,与麻源群地层年龄[24]相近,而且在图11中,前坑村岩体与罗村岩体较负的εNd(t)值(-10.0 ～-8.3)落于华南元古代地壳范围内,这些都表明迪口地区的花岗质岩石可能是以古元古代麻源群变质岩为主的中、下地壳物质部分熔融的产物。

然而,对于幔源组分是否参与了迪口地区花岗质岩石的形成仍需进一步判断。首先,华南多条具低Nd模式年龄的花岗岩带中的花岗岩普遍被认为是地幔物质参与成岩过程的重要表现[3],而迪口地区花岗质岩也具有低于华夏地块基底变质岩的Nd模式年龄(主要为1.8～2.2 Ga[24]),因此,其成岩过程中可能有幔源组分的参与,即其起源于古老基底地壳物质的熔融,而且有地幔组分的加入,并非纯地壳物质的部分熔融。

其次,前坑村与罗村的花岗质岩石具有接近的Nd模式年龄,表明它们具有相同的古老地壳来源,但是其εNd(t)具有一定程度的差异,从图11可以看出,随着时间的推移,迪口地区花岗质岩石的εNd(t)在变大,这与福建地区相同时代形成的花岗岩类似[21,25-26](如大洋-莒舟花岗岩、太华岩体等),这些岩石的形成过程中都经历了壳幔混合作用。由图11可知,随着时间的推移,地幔组分在岩体形成的过程中逐渐增大,即壳幔混合作用加强。因此,本文认为,迪口地区前坑村岩体与罗村岩体起源于古老地壳部分熔融形成的长英质岩浆和少量幔源组分组成的混合源区。

综上所述,迪口地区花岗质岩石的形成都经历了二阶段的成岩过程,即幔源岩浆与其诱发地壳物质熔融形成的长英质岩浆首先在地壳深部混合形成壳幔混源岩浆,随后这一壳幔混合岩浆又进一步经历了钾长石、斜长石及褐帘石的分离结晶,并最终固结成岩,而且由TE1,3与图10可知,罗村岩体相比于前坑村岩体结晶分异程度更高。

4.3 构造背景

目前对于中国东南部中生代时期的花岗岩,研究成果丰富。中生代时期华南地区经历了一次从EW向古特提斯构造体系向NE向古太平洋构造体系的转折[27-28],并且根据这些花岗岩的年龄、地球化学特征、形成过程及空间分布,中国东南部中生代时期可分为4个火山活动旋回:① 早侏罗世(J1,195～175 Ma),火山岩呈近EW向分布于南岭东段;② 中-晚侏罗世(J2-3,173～146 Ma),火山岩总体呈NE向零星分布于东南沿海地区;③ 早白垩世早期(K1,145～115 Ma),火山岩大面积分布于东南沿海地区和长江中下游地区;④ 早白垩世晚期-晚白垩世(K1-2,113～85 Ma),火山岩分布于沿海断陷盆地内[27]。4个火山活动旋回分别对应印支期造山运动的后造山时期、中-晚侏罗世古太平洋板块强烈俯冲挤压时期、挤压之后早白垩世早期的岩石圈伸展与陆缘弧形成时期、早白垩世晚期-晚白垩世俯冲板块后撤引起的的后造山伸展时期等4个不同的大地构造演化阶段,反映了壳幔作用的变化。

前坑村岩体与罗村岩体年龄分别为(140.75±0.92)、(131.7±1.7) Ma,都落于第3旋回。迪口地区花岗质岩石构造判别图解如图12所示。

图12 迪口地区花岗质岩石构造判别图解

图12中:R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti),R2=(Al+2Mg+6Ga);Si、Na、K、Fe、Ti、Al、Mg、Ga分别代表对应元素的质量分数(均为乘以10-6后的值),Fe按照全铁计算。从图12可以看出,前坑村岩体位于同碰撞花岗岩与后碰撞花岗岩的边界,具有少量的同碰撞花岗岩特征,而罗村岩体完全落于后碰撞花岗岩区域,这也进一步表明随着时间的推移,构造环境从挤压变化到伸展,即从第2旋回演化到第3旋回,意味着此时太平洋板块已经停止了对华南板块的俯冲,俯冲带可能已开始后撤。

除了对应构造环境的变化,本文收集了福建地区第3旋回时期花岗岩的年龄及Nd同位素数据[21-23,29],如大洋-莒舟花岗岩(年龄为133～144 Ma,εNd(t)值为-7.20 ～-8.60)、仙游流纹晶屑凝灰岩(年龄为130 Ma,εNd(t)值为-6.00～-5.30)、太华岩体(年龄为115 Ma,εNd(t)值为-3.68 ～-3.60)、四方花岗闪长岩(年龄为108 Ma,εNd(t)值为-4.88)、罗卜岭花岗闪长岩(年龄为105 Ma,εNd(t)值为-4.64),这些数据表明福建省在早白垩世时期,源区可能有一定的相似性,都是从幔源岩浆与其诱发地壳物质部分熔融产生长英质岩浆混合后结晶分异形成的,并且都形成于岩石圈强烈伸展的环境中。由图11可知,随着时间的推移,壳幔混合作用在加强,即幔源组分在不断增多,这也说明岩石圈伸展越来越强烈,即将进入俯冲板块后撤的后造山伸展期。另外,从福建早白垩世时期形成的花岗岩来看,早白垩世的火山活动具有一定的时空迁移性,其特征如下:火山岩系时代带由SW向NE变新;白垩纪火山活动总体呈由沿海到内陆变新的趋势;火山岩的εNd(t)呈NE向减低趋势,如大洋-莒舟岩体εNd(t)值为-7.20 ～-8.60,而NE向的迪口岩体εNd(t)值为-8.3 ～-10.0,反映壳幔作用具有NE向减弱规律。

综上所述,这些特征表明古太平洋板块俯冲作用是由南往北逐渐推进,且古太平洋板块俯冲带逐渐向东后退。