中国东南沿海晚白垩世长屿火山的活动过程与古环境意义*

贺振宇 颜丽丽 褚平利 向华 蒋子堃

1.北京科技大学土木与资源工程学院，北京 100083 2.中国地震局地质研究所，北京 100029 3.中国地质调查局南京地质调查中心，南京 210016 4.中国地质科学院地质研究所，北京 100037 5.中国地质科学院，北京 100037

火山活动是唯一能够直接反映地球深部存在岩浆的地球动力学现象，也是地球深部CO2等挥发性物质排放至地表的主要途径，对于地球环境气候演变和宜居性具有重要影响(Miller and Wark, 2008; Edmonds and Wallace, 2017; Fischeretal., 2019)，同时也是地球历史上生命演化的重要制约因素(Jiangetal., 2014; Zhangetal., 2021)。地球上一万年以来的陆上火山集中在环太平洋边缘、非洲东部、地中海周缘和大西洋中央等板块边界位置(Global Volcanism Program, https://volcano.si.edu/)。古老火山一般由于后期构造影响和地表剥蚀作用的改造，可以出露早期火山喷发产物、内部的岩浆通道、岩浆房，甚至伴生的深成侵入体等，从而为揭示火山岩浆系统演化和火山活动过程提供了重要窗口(Lipman, 1984; Medlinetal., 2015; Deeringetal., 2016; Yanetal., 2016)。此外，大型硅质火山喷发一般伴随着塌陷破火山的形成，而由于年轻的破火山内部剥蚀出露较少，相关的喷发作用研究主要基于破火山外部的岩石，相比之下，古老火山在理解破火山形成与演化历史也更具有优势(Lipman, 1997; MacDonaldetal., 2012; Willcocketal., 2013; Casas-Garcíaetal., 2019)。

中国东南沿海地区白垩纪火山活动强烈，在持续约40～50Myr的较长时期内，形成了分布面积达144000km2，总厚度约5000m的大规模酸性火山岩，是地壳岩浆系统研究的重要基地。这些酸性火山岩在中国东南沿海地区呈连续带状分布，构成一条长2000km、宽400km的巨型火山-侵入杂岩带，其中发育了100余个破火山、火山穹窿、火山锥等火山构造，以及20余个火山构造集中分布的大型火山区。研究者们围绕火山地质、区域火山地层对比、火山岩浆系统起源与演化等开展了长期的调查与研究工作(陈克荣等, 1990; 谢家莹等, 1996; 王德滋等, 2000; Zhouetal., 2006; 邢光福等, 2009; Yanetal., 2016; Zhangetal., 2018; Xuetal., 2021; Zhaoetal., 2021)。但是，由于多阶段火山活动的叠加，以及风化剥蚀和构造的影响，对这些古老火山的火山活动精细过程及气候环境效应的研究和认识一直相对薄弱。浙东温州-台州地区是中国东南沿海白垩纪大规模火山喷发的集中地区，在中国东南沿海大规模火山活动研究中具有代表性意义(图1)。本文选择其中保存和出露较好的长屿破火山为研究对象，对其开展系统的岩石学、年代学与地球化学研究，以期揭示长屿火山的岩浆系统演化及火山活动过程，及其对中国东南沿海白垩纪古气候与古环境的启示意义。

1 地质概况与岩石学特征

中国东南部晚中生代受控于古太平洋板块长期多阶段的俯冲作用(Zhouetal., 2006; He and Xu, 2012; Liuetal., 2012; Lietal., 2020)，形成了具有明显阶段性和旋回性的大规模火山活动产物。自晚侏罗世(165～145Ma)火山活动的强度和范围逐步增大，火山岩主要分布在福建、浙江、广东及香港等地；而白垩纪是中国东南部火山活动的高峰期，火山岩集中在浙闽沿海一带，呈连续带状分布(Zhouetal., 2006; Xingetal., 2021)。中国东南沿海白垩纪火山岩通常可分为上、下两个火山岩系，对应了两个主要的火山活动旋回，其时代大致分别为110～87Ma和145～110Ma(He and Xu, 2012; Liuetal., 2012; Xuetal., 2021)。

长屿火山位于浙东温岭市东北，面积约100km2，呈近圆形的塌陷破火山构造，其南部切割东辽火山穹隆(图1、图2)。火山岩呈环形分布，岩层内倾，倾角10°～25°。根据火山岩的岩石学和空间分布特征，可以识别出3个火山喷发阶段，即长屿组一段、二段和三段火山岩(图2)。一段火山岩围绕破火山边缘出露，主要岩性为流纹质角砾熔结凝灰岩(图2、图3a)，厚度约180m，夹有沉凝灰岩；二段火山岩出露在中部，主要岩性为流纹质角砾(熔结)凝灰岩(图3b, c)，厚约220m；三段火山岩出露在破火山的中心，主要岩性为流纹质含角砾强熔结凝灰岩(图3d)，厚约170m。在晋岙-石夫人一带，出露有流纹斑岩穹隆，发育流纹构造和球泡构造(图3e, f)，为火山通道侵出相岩石。围绕流纹斑岩穹隆分布有大量火山集块岩，富含火山集块和角砾(图2、图3g, h)，出露面积约6km2。火山集块直径大多为15～50cm，少数直径可达1m或以上，成分主要为流纹岩，发育流纹构造和斑状结构(图3h)，少量为火山碎屑岩和其他岩石。在西北部的崇国寺一带发育有流纹斑岩岩脉，长2.5km，宽20～40m，倾角近直立，可能为岩浆沿火山塌陷形成的环状断裂侵入形成。

图2 浙东长屿火山地质简图(据冯长根等，1995(2)冯长根, 董尧鸿, 鲍高德, 任荣富.1995.温岭县幅H-51-123-D 1/5万区域地质图.杭州: 浙江省地质矿产厅, 浙江省区域地质调查大队)

一段流纹质角砾熔结凝灰岩呈灰色或灰黄色，熔结凝灰结构，块状构造。火山碎屑以晶屑、玻屑、岩屑和浆屑为主，晶屑含量约15%～20%，以斜长石为主，其次为碱性长石、黑云母、石英等(图4a)，可见碱性长石、斜长石和黑云母晶体聚集形成的聚晶结构(图4b)。发育大量塑性玻屑和浆屑，呈扁平状、透镜状、火焰状，绕晶屑弯曲，形成典型的假流纹构造(图3a)。浆屑长度从2cm到10cm不等，浆屑内部气孔发育，有时有长石和黑云母斑晶(图4a)。岩屑含量约5%～7%，主要为角砾级别，个别较大为集块级别，呈明显的刚性破碎状态，主要为凝灰岩、黑曜岩，少量安山岩、玄武岩等(图3a)。

二段流纹质角砾熔结凝灰岩呈灰色，熔结凝灰结构，玻屑塑性变形明显，绕晶屑弯曲，形成典型的假流纹构造(图4c)。晶屑含量约20%～25%，以斜长石为主，其次为碱性长石、黑云母，少量石英。可见长石和黑云母晶体聚集形成的聚晶结构，暗示了火山岩浆房中高的晶体含量(图4c)。岩屑成棱角状，主要为流纹斑岩、黑曜岩、安山岩、凝灰岩等，反映岩屑来源主要为同源岩石。少量浮岩碎屑内部发育脱玻化形成的球粒结构，可见斜长石、黑云母等斑晶(图4d)。破火山边部的长屿硐天一带，岩石为弱熔结或不熔结，玻屑为刚性，呈弧面多角状、或鸡骨状(图4e)，定向性较弱。晶屑和岩屑组成与熔结凝灰岩一致，但浮岩碎屑相对常见，且相对其他岩屑较软弱，岩石风化表面略凹陷(图3b)。

图3 长屿火山岩野外特征

三段流纹质含角砾强熔结凝灰岩呈灰色，强熔结凝灰结构，塑性玻屑和浆屑被压扁、拉长，绕晶屑、岩屑弯曲，且晶屑、岩屑定向明显。其中，浆屑长度为1cm到5cm，构成强烈的流动构造(图4f)；晶屑约10%～15%，以斜长石为主，其次为碱性长石、黑云母，少量石英(图4f)；岩屑含量约3%～5%，为角砾级别，呈明显的刚性破碎状态，包括凝灰岩、黑曜岩、安山岩、玄武岩等(图3d)。

侵出相流纹斑岩呈灰紫色、灰黄色，斑状结构，发育流纹构造、珍珠构造或球泡构造等(图4g, h)。基质为隐晶质或玻璃质，发育珍珠状裂纹构造，可见由脱玻化的羽状、放射状雏晶构成的球粒结构(图4g, h)。斑晶含量约3%～5%，主要有斜长石、碱性长石、黑云母和少量石英、Fe-Ti氧化物等，斑晶普遍有熔蚀现象，可见聚晶结构(图4h)。球泡大小约1～5cm(图3f)，部分含有空腔构成石泡。球泡构造的形成一般认为与岩浆高的过冷度以及较高的岩浆挥发分含量有关，这与其产出于岩浆通道位置是一致的(Kshirsagaretal., 2012; Breitkreuz, 2013)。

图4 长屿火山岩的显微岩相学特征

2 锆石U-Pb定年与微量元素

为了限定长屿火山的精确活动时代与岩浆系统演化时限，对6件代表性样品开展了系统的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年与微量元素含量分析，其中包括1件一段凝灰岩样品、2件二段凝灰岩样品、1件三段凝灰岩样品、以及2件侵出相流纹斑岩样品。

锆石采用重砂方法分选，并用环氧树脂胶结、抛光，制成样品靶。CL图像分析在北京锆年领航科技有限公司JAM-IT500扫描电镜和DELMIC阴极发光系统上完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和同步微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。ICP-MS型号为Agilent 7700e，激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成。熔蚀孔径为32μm，剥蚀时间为60s。质量分馏校正采用锆石标样91500，标样GJ-1和Plesovice作为监测标样。微量元素分馏校正采用玻璃标准物质NIST610作外标，标样GJ-1作为监测标样(Liuetal., 2010)。数据离线处理，包括样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年龄计算，采用软件ICPMSDataCal完成(Liuetal., 2010)。用Isoplot程序(Ludwig, 2001)完成年龄计算和谐和图的绘制。锆石U-Pb定年分析结果列于表1，微量元素分析结果见表2。

表1 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年结果

表2 LA-ICP-MS 锆石微量元素分析结果(×10-6)

不同样品中锆石晶体特征和内部结构基本一致，长度约150～200μm，无色，长柱状晶体，可见矿物或熔体包裹体。CL图像显示出较好的震荡环带(图5)，部分锆石发育窄的暗色环带(如：CY21-2-12和CY21-17-1)，反映锆石结晶速率的变化和岩浆补给作用过程(贺振宇和颜丽丽，2021)。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果显示分析点均具有基本一致的206Pb/238U年龄，但是由于低的U含量和207Pb/235U比值，部分分析点偏离谐和线(图6)。长屿早晚三个阶段凝灰岩与侵出相流纹斑岩的206Pb/238U加权平均年龄变化范围为97±2Ma～96±2Ma，反映它们具有误差范围内一致的形成年龄(图6)。

图6 锆石U-Pb谐和图与206Pb/238U加权平均年龄

长屿早晚三个阶段凝灰岩与侵出相流纹斑岩中锆石显示了基本重叠的微量元素组成，且具有较大的变化范围。Ti含量变化于4.73×10-6～33.4×10-6，进一步应用锆石Ti温度计(Ferry and Watson, 2007)计算了锆石的结晶温度。斑晶(晶屑)中石英较少且未见榍石等含Ti矿物，因此，aSiO2和aTiO2分别采用0.9和0.5(贺振宇和颜丽丽，2021)，锆石Ti温度计温度为731～948℃(图7a、表2)。锆石Eu异常程度从弱到强不等(Eu/Eu*=0.91～0.43)，随着Eu/Eu*的增加以及Hf含量的增高，Ti含量、Th/U、Sm/Yb比值降低，Y/Dy比值增高，这些系统变化反映了熔体温度降低，以及斜长石、磷灰石、锆石等的结晶过程(图7)。锆石Ce异常能够半定量的反映岩浆的氧逸度(Trailetal., 2012; 贺振宇和颜丽丽，2021)，计算结果显示样品平均ΔFMQ变化范围为+1.5～+4.4，反映结晶岩浆具有较高的氧逸度(表2)。

图7 长屿火山岩的锆石微量元素组成协变图解

3 地球化学特征

全岩主量和微量元素成分在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。全岩主量元素分析仪器使用日本理学(Rigaku)ZSX Primus Ⅱ型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF)，测试相对标准偏差(RSD)<3%。烧失量通过1000℃烧失后减重法测定。全岩微量元素称取粉末样品50mg置于Teflon溶样弹中，用高纯HNO3和高纯HF进行溶解，然后利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成，测试精度好于10%。主量元素和微量元素分析结果列于表3。

表3 研究样品的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

长屿三个阶段凝灰岩和侵出相流纹斑岩在TAS图解上均位于亚碱性流纹岩的区域(图8a)，具有变化范围较大的SiO2含量(67%～76 %)，总体上二段凝灰岩SiO2含量相对稍低，流纹斑岩SiO2含量相对偏高。它们的铝饱和指数(A/CNK)具有较大的变化范围，为0.76～1.14，但主体为准铝质至弱过铝质(图8b)。在Harker图解上，这些不同阶段火山岩呈现了较好的主量元素和SiO2相关性，与采用rhyolite-MELTS(Gualdaetal., 2012)热力学模拟获得的液相演化线趋势基本一致(图9)。

图8 长屿火山岩的TAS图解(a，底图据Le Maitre et al., 2002)和A/CNK-A/NK图解(b，底图据Maniar and Piccoli, 1989)

图9 长屿火山岩的SiO2对主量元素相关性图解及rhyolite-MELTS热力学模拟结果(据Gualda et al., 2012)

长屿凝灰岩和侵出相流纹斑岩显示了一致的、分异的稀土元素配分曲线，轻稀土相对重稀土富集，但Eu异常较弱(图10a)。在微量元素蛛网图上，显示出明显富集Rb、Ba、Th、U、K等元素，亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti等元素的特点(图10b)。流纹斑岩显示了分异程度相对凝灰岩较高的特征，具有相对高的Rb/Ba和Rb/Sr比值，以及低的Sr、Ti含量和Eu/Eu*比值(图11)，但总体分异程度仍弱于相邻的雁荡山流纹质凝灰岩和流纹岩(图10)。

图10 长屿火山岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a,标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图解(b,标准化值据McDonough and Sun, 1995)

图11 Rb/Ba-Rb/Sr(a)和Eu/Eu*-Sr(b)协变图解

4 讨论

4.1 火山岩浆的形成与演化

长屿各阶段凝灰岩和侵出相流纹斑岩具有高的SiO2含量(67%～76%)，反映火山岩浆为高硅岩浆。关于硅质火山岩浆系统研究近年来的重要进展之一是认识到岩浆房主要由晶粥组成，而不是以熔体为主，深浅多个岩浆房经由管道相连通，形成地壳尺度的岩浆系统(Bachmann and Huber, 2016; Cashmanetal., 2017; 吴福元等，2017; Xuetal., 2021)。晶粥由于具有高的晶体含量(50%～60%)及粘度，其流动性很低，但晶体框架间的熔体会被抽取、汇聚，从而通过晶体-熔体分离过程实现岩浆的分异演化和高硅岩浆的形成(Bachmann and Bergantz, 2004; Miller and Wark, 2008; Cashmanetal., 2017；吴福元等，2017)。虽然目前晶体-熔体分离的机制与控制因素还存在争议，但是普遍观察到的火山-侵入杂岩中火山岩与侵入岩之间的成因联系，以及复式岩体中分异花岗岩与堆晶花岗岩的成因联系均表明了晶体-熔体分离作用在硅质岩浆演化中的关键作用(Dufek and Bachmann, 2010; Bachmann and Huber, 2016; Deeringetal., 2016; Yanetal., 2016, 2018; 吴福元等, 2017; Schaenetal., 2021; Chenetal., 2022a; Luetal., 2022)。

长屿火山早晚三个阶段凝灰岩与侵出相流纹斑岩的锆石U-Pb定年结果在误差范围内一致(图6)，反映它们具有较短的岩浆系统演化时限，是由同期火山岩浆活动先后喷发形成的。此外，它们显示了全岩主量元素和微量元素的相关性(图9-图11)，以及类似的斑晶矿物组合(斜长石、碱性长石、黑云母、石英等；图4)，这些地球化学与矿物学特征也表明它们为同源岩浆演化关系，其岩浆来自同一岩浆房。锆石微量元素能够反映与其共同结晶的矿物，以及熔体的成分、温度等变化(Yanetal., 2020; 贺振宇和颜丽丽，2021)。长屿凝灰岩与流纹斑岩中锆石显示了基本重叠的微量元素组成，且具有较大的变化范围，暗示了它们可能为同一岩浆分异的产物(贺振宇和颜丽丽，2021)。锆石Eu异常程度变化较大，且呈现出与Ti含量的正相关性(图7a)，反映斜长石和锆石具有较高的开始结晶温度，且在晶粥中的比例也不断增加。在Ti含量为5×10-6～10 ×10-6之间，岩浆温度约720～790℃，锆石Eu异常最强，反映了斜长石的快速大量结晶，岩浆房应处于结晶程度较高的阶段。随着岩浆温度降低，Y/Dy增高及Sm/Yb降低的趋势反映了可能也有磷灰石、榍石等矿物的结晶作用(图7)。此外，长屿凝灰岩和流纹斑岩的斑晶均显示了以斜长石为主，而石英含量较少的特征(图4)，这反映了岩浆可能具有较高的初始水含量(Scailletetal., 2016)。我们运用相平衡模拟软件GeoPS(Xiang and Connolly, 2022; http://www.geops.org)模拟了矿物结晶相与水含量的关系，所用热力学数据库为Holland and Powell(2011)的升级版(HP62)，矿物及熔体活度模型采用Whiteetal.(2014)。模拟结果显示，低水含量(<1.5%)岩浆中石英开始结晶温度较高且早于钾长石和黑云母，而高水含量岩浆中，石英结晶明显较晚，在岩浆初始水含量>3%岩浆中，石英接近固相线结晶(图12a)。因此，我们认为长屿火山岩浆应具有较高的岩浆水含量，假定水含量为2.5%，在730～705℃结晶矿物的总体分数接近最有利于晶体-熔体分离的岩浆结晶度(50%～70%；Dufek and Bachmann, 2010; Fornietal., 2018)，获得的结晶矿物组合与长屿火山岩斑晶矿物组合基本一致(图12b)。

图12 长屿火山的温度-水含量相图模拟

我们进一步运用MELTS_Excel(Gualda and Ghiorso, 2015)进行了结晶相平衡模拟，压力固定为200MPa，初始水含量为2.5%，氧逸度固定在ΔFMQ，使用样品CY21-18的成分获取初始熔体成分。模拟结果显示(图13)，岩浆开始结晶温度为约950℃，斜长石较早结晶，且比例逐渐增加，之后是磁铁矿和黑云母，钾长石开始结晶温度约780℃，在约740℃时流体开始增加，斜长石结晶减慢，石英开始结晶(图13)。这与锆石微量元素特征和GeoPS模拟的结果基本一致(图7、图12)。

图13 MELTS_Excel相平衡模拟结果(据Gualda and Ghiorso, 2015)

综上，我们认为长屿火山岩的岩浆在浅部地壳经历了进一步的晶体-熔体分离过程，喷发岩浆来自晶粥提取的熔体。值得注意的是，虽然长屿火山岩显示了与东南沿海其他流纹质火山岩(例如：雁荡山)类似的轻重稀土分异特征，但是其Eu异常程度相对较弱(图10a)，并显示了Rb、Ba、Sr等微量元素以及SiO2含量等较大的变化范围(图10b)，我们认为这可能与火山岩中存在较多且含量不等(15%～25%)的晶粥来源晶体(斑晶)有关(图4；Deeringetal., 2011; Cooper and Wilson, 2014; Lee and Morton, 2015)。长屿凝灰岩和流纹斑岩中普遍发育的斜长石、钾长石和黑云母构成的聚晶结构也表明部分晶粥来源晶体随熔体进入了喷发岩浆房(图4b, c, h；Ellisetal., 2014; Wolffetal., 2015)。这暗示了火山岩的岩石化学成分在很大程度上受晶粥来源晶体的组成和含量的影响，一般不能代表喷发时的熔体成分。

4.2 长屿火山的时代与活动过程

浙江东部下岩系火山岩(一般称为磨石山群)呈面状分布，而上火山岩系(一般称为永康群或天台群)呈孤立火山盆地叠置在下岩系之上，两个火山岩系之间普遍存在区域性不整合面(谢家莹等，1996)。上、下火山岩系与火山旋回的划分对认识区域火山活动的总体时空演化规律及动力学背景具有重要意义。火山旋回划分主要基于同一旋回(或群组)火山岩的岩性、岩相和地球化学特征的对比(谢家莹等，1996)，但是古火山大多受到后期成岩过程和构造地貌的改造，因而出现了许多火山地层或火山构造的时代归属与同位素年代学研究结果不一致的情况。例如，雁荡山破火山的火山岩以往归为下火山岩系(冯长根等，1997)，但是精确的SHRIMP锆石U-Pb年代学研究表明它们应归属上火山岩系(104～98Ma；余明刚等，2006；Yanetal., 2016)；类似地，以往将长屿火山岩归为下火山岩系西山头组(冯长根等，1995)，然而本文LA-ICP-MS年代学研究了揭示约97～96Ma的锆石结晶年龄(图6)，限定了长屿火山岩应归属上火山岩系，与浙东小雄破火山早期玄武粗安岩和流纹质玻屑凝灰岩(刘磊等，2017；郑世帅和徐夕生，2021)以及闽东云山破火山流纹岩的形成时代基本一致(Yanetal., 2018)。大量区域地质证据表明中国东南沿海白垩纪上火山岩系对应的火山活动旋回(110～87Ma)发生在古太平洋板块后撤式俯冲的伸展构造背景，例如：岩浆系统中亏损地幔来源岩浆的显著贡献(He and Xu, 2012; Liuetal., 2012; Yanetal., 2018; Xuetal., 2021)，玄武岩主要来自贫硅辉石岩地幔源区(Zengetal., 2016)，与大量高硅高分异花岗岩相伴生(Lietal., 2014; Chenetal., 2021, 2022a)，以及莲花山低角度伸展拆离构造带的发育(Lietal., 2020)等等。

长屿火山三个阶段喷发时限很短(图6)且火山岩总厚度较大(约570m)，这种较厚的火山地层的形成一般与破火山内持续的火山碎屑流喷发产物堆积有关(MacDonaldetal., 2012; Willcocketal., 2013; Casas-Garcíaetal., 2019)。三个阶段火山喷发形成的凝灰岩都具有典型的火山碎屑流相的岩相学特征，发育强烈的条纹斑状结构，但具有不同的晶体含量、岩屑含量以及熔结程度等。长屿火山持续的火山碎屑流喷发伴随着快速的岩浆房塌陷，以及缺少普林尼式空落沉积，与火山活动发生在伸展构造背景一致，有利于火山岩浆房的塌陷和破火山的形成(MacDonaldetal., 2012; Willcocketal., 2013; Casas-Garcíaetal., 2019)。

一段凝灰岩代表了火山活动的开始，并且伴随火山喷发，破火山开始塌陷，形成了含岩屑和晶屑的熔结凝灰岩。二段凝灰岩反映火山喷发进一步加强，火山口经历了清扫和扩大，在古火山口附近石夫人一带形成了崩落相堆积的火山集块岩，集块直径大，成分复杂(图3g, h)，火山碎屑流中岩屑和晶屑含量有所增加，火山碎屑流的范围更广泛，在距离火山口较远的长屿一带形成弱熔结或无熔结的凝灰岩，玻屑表现为刚性玻屑，其中可见零星分布的丝炭化木(图14)，反映了火山碎屑流远端仍具有较高的温度(Kentetal., 1981)。在一些剖面上可以观察到火山碎屑流的熔结程度和角砾含量的垂向变化(图3c)，反映了多次连续的火山碎屑流活动。三段凝灰岩反映火山活动进入衰退阶段，火山碎屑流的分布范围也相应减小，凝灰岩中晶屑和岩屑的含量有所降低，但熔结程度最高。之后，可能由于岩浆补给减弱或岩浆中挥发分降低(Edmonds and Herd, 2007; Shinohara, 2008; Cassidyetal., 2018)，火山活动进一步减弱，岩浆沿火山通道侵出形成流纹斑岩穹隆，标志着火山活动的结束。

图14 长屿火山二段凝灰岩中的丝炭化木

4.3 对中国东南沿海晚白垩世古气候与古环境的启示意义

与中国东南沿海大规模火山岩伴生的是与其具有密切时空关系的大面积分布(约为火山岩分布面积的一半)的花岗岩，以及少量破火山中央侵入体。花岗岩体一般侵入上岩系或下岩系火山岩，峰期为125～115Ma和115～90Ma(Lietal., 2014; Liuetal., 2020; Chenetal., 2021, 2022a; Xuetal., 2021)，而中央侵入体一般是破火山复活过程形成的岩株或岩穹，是火山岩浆系统的堆晶和残留部分(Yanetal., 2016, 2018; Xuetal., 2021)。这暗示了中国东南沿海晚白垩世上地壳主要由火山岩组成，来自下地壳热带的岩浆经过地壳岩浆系统多阶段的晶体-熔体分离过程，形成了大规模长时期的硅质火山活动，以及侵位深度不等的花岗岩(Dongetal., 2020; Chenetal., 2021, 2022a; Xuetal., 2021)。因此，中国东南沿海白垩纪火山活动过程同时还导致了大陆地壳的生长与分异。

此外，我们在熔结程度较弱的二段凝灰岩中发现了少量的丝炭化木化石，长度约1～50cm，在露头局部可以观察到树木纹理。在显微镜下可见清晰的树木生长轮和其他次生木质部结构(图14)。在中国地质科学院地质研究所FEI NOVA NanoSEM 450型扫描电镜上进一步观察了其显微结构(图14g-i)，横切面可见生长轮和长方形、方形管胞，弦切面见木射线，径切面见南洋杉式交叉场纹孔，确认为松柏类植物贝壳杉型木属(南洋杉型植物)(段淑英等，2002；Jiangetal., 2021)。现生南洋杉科植物多属于喜湿热环境的高大的常绿乔木，主要分布在南美洲、大洋洲及太平洋诸岛。前人通过古地磁研究，揭示了华南板块在晚白垩世古纬度大约为25°～30°N(黄晟等，2013)。因此，我们初步推测晚白垩世中国东南沿海地区可能为温暖湿润的亚热带山地气候环境，山地发育有高大乔木，后被大规模的火山喷发摧毁了陆地植被系统。而政和-大浦断裂以西的内陆地区晚白垩世广泛发育河湖相红层沉积，为干旱-半干旱的炎热干燥气候环境(陈丕基, 1997；李祥辉等，2009；Jiangetal., 2021)。这种沿海与内陆的气候环境的强烈反差，进一步表明中国东南沿海白垩纪大规模火山作用在古武夷山脉以东地区形成了地形高耸的海岸山脉，从而阻挡了东来的太平洋暖湿气流进入武夷山以西的内陆弧后盆地地区，造成内陆地区的干旱化(陈丕基, 1997；周新民，2003; Wuetal., 2018; Chenetal., 2022b)。前人通过不同方法的古高程定量研究，认为中国东南海岸山脉的海拔高度可能在2500～5000m之间(陈丕基, 1997；夏国清等，2012；Li and Zou, 2017; Chenetal., 2022b)。

5 主要认识

(1)长屿火山喷发方式为典型的火山碎屑流喷发，三个阶段凝灰岩中不同的晶体、岩屑、玻屑等含量以及熔结程度等特征，记录了火山活动从初始到高峰、及减弱的过程；岩浆沿火山通道侵出形成流纹斑岩穹隆标志着长屿火山活动的结束；

(2)系统的LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学研究揭示了长屿火山不同阶段火山岩的形成年龄在误差范围内一致(97～96Ma)，表明它们具有较短的形成时限，是由同期火山岩浆活动先后喷发形成的；

(3)长屿火山岩高且变化较大的SiO2含量(67%～76%)以及分异的锆石微量元素地球化学特征，反映了喷发岩浆来自晶粥提取的高硅熔体，但火山岩中较多且含量不等(15%～25%)的晶屑进一步暗示了部分晶粥来源晶体随熔体进入了喷发岩浆房；

(4)长屿火山岩中南洋杉型丝炭化木的发现初步揭示了晚白垩世中国东南沿海地区为亚热带湿润气候，而不同于内陆地区半荒漠化的炎热干燥气候环境，表明白垩纪大规模火山弧岩浆活动在东南沿海形成了地形高耸的海岸山脉。

致谢感谢吴福元院士在野外考察及研究工作中给予的悉心指导。张吉衡、陈璟元博士审阅了本文并提出许多建设性意见;野外工作得到温岭市方山-长屿硐天旅游开发服务中心的大力协助;在此表示衷心的感谢。