劉飛 楊經(jīng)綏 馮光英 牛曉露 李觀龍 張超凡

二疊-三疊紀(jì)之交是華南和華北板塊及鄰區(qū)重要的地質(zhì)活躍期，發(fā)生了華南板塊與華北板塊碰撞、印支地塊與華南板塊碰撞、Sibumasu地塊向印支-華南板塊增生、日本島弧從歐亞板塊裂離、峨眉山地幔柱活動和全球生物大滅絕等重要地質(zhì)事件，并伴隨古太平洋向歐亞大陸俯沖、古特提斯洋和古亞洲洋消減閉合等一系列洋、陸演化過程(Huetal., 2017; Kim and Ree, 2013; Metcalfe, 2021; Wakitaetal., 2021; Wangetal., 2018; 沈樹忠等, 2019; 吳福元等, 2020; 許志琴等, 2021; 楊經(jīng)綏等, 2021; 朱日祥等, 2022)。在此期間，華南板塊、華北板塊和東北陸塊出露了大量與陸陸碰撞和大陸伸展相關(guān)的巖漿巖(Chenetal., 2011; Gaoetal., 2017; Lietal., 2006; Wangetal., 2013; Yinetal., 2022; 陳婕, 2020; 陳澤超等, 2013; 程順波等, 2018; 杜兵盈等, 2022; 焦騫騫等, 2020; 李響等, 2021; 周岱等, 2021a, b)，形成華南三疊紀(jì)大規(guī)模的W-Sn-Nb-Ta-Li等多金屬礦床(Huangetal., 2020; Lietal., 2021;Maoetal., 2021; 舒良樹等, 2021)，以及華北板塊北部210～247Ma金礦帶(Baietal., 2019; Wenetal., 2020; Yuetal., 2020)。中國中東部晚古生代-早中生代巖漿巖的成因、巖漿演化過程等研究逐漸清晰，但它們的構(gòu)造動力學(xué)背景、轉(zhuǎn)換機(jī)制和轉(zhuǎn)換時間仍存在爭議：有學(xué)者認(rèn)為這些巖漿巖與二疊紀(jì)古太平洋(或泛大洋)向歐亞大陸俯沖和板片后撤有關(guān)(Dilek and Tang, 2021; Fran?oisetal., 2022; Huetal., 2015, 2017; Kim and Ree, 2013; Li and Li, 2007; Shenetal., 2018a, b; Wangetal., 2021b; Yinetal., 2022; Zhangetal., 2022; 杜兵盈等, 2022)，也有學(xué)者認(rèn)為與古特提斯洋俯沖閉合及華南板塊與印支地塊碰撞和碰撞后伸展有關(guān)(Caoetal., 2022; Metcalfe, 2013; Svetlitskayaetal., 2022; Xiaetal., 2022; Yanetal., 2017; Yinetal., 2022)，或與峨眉山地幔柱活動有關(guān)(周岱等, 2021a)。對于碰撞和伸展構(gòu)造的轉(zhuǎn)換時間，普遍認(rèn)為同碰撞時間為230～247Ma(Wangetal., 2016; Xuetal., 2022; Yuetal., 2022)，但碰撞后伸展階段的時代存在爭議：部分學(xué)者認(rèn)為華南板塊南部的伸展時間發(fā)生在200～235Ma(Maoetal., 2013; Zhaoetal., 2013)，或開始于244～250Ma(謝才富等, 2005, 2006; 周岱等, 2021b)。

海南島位于華南板塊南端，出露大量晚古生代-早中生代巖漿巖，它不僅是古特提斯洋和古太平洋構(gòu)造域交匯的重要區(qū)域，也是探討華南克拉通中生代早期從擠壓向伸展構(gòu)造轉(zhuǎn)換的理想研究區(qū)。本文在總結(jié)中國東部二疊-三疊紀(jì)與俯沖、碰撞和碰撞后伸展相關(guān)巖漿巖數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上，對海南島中部巖漿巖開展了地質(zhì)調(diào)查，報道了金波輝綠巖脈及其圍巖二長花崗巖的鋯石U-Pb年齡、全巖地球化學(xué)和Sr-Nd同位素數(shù)據(jù)，追溯了它們的巖漿源區(qū)、成因和構(gòu)造背景，探討了中國東部二疊-三疊紀(jì)從擠壓至伸展的構(gòu)造轉(zhuǎn)換過程，該研究對認(rèn)識晚古生代以來古太平洋和古特提斯洋在中國東部的構(gòu)造動力學(xué)背景具有重要限定意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景和樣品特征

顯生宙以來的中國大陸位于特提斯洋、(古)太平洋和古亞洲洋三大構(gòu)造域之中，長期處于全球巨型動力學(xué)體系匯交部位，它由華北、華南和塔里木板塊及其它諸多小陸塊拼合而成，是全球大陸構(gòu)造演化和深部作用最復(fù)雜的大陸(董樹文等, 2014; 許志琴等, 2010; 張國偉等, 2011；圖1a)。華北板塊是世界上最古老的克拉通之一，保存有3.8Ga陸殼殘余，由鄂爾多斯和冀魯遼兩大太古宙陸核于～1.85Ga沿華北中部造山帶碰撞拼合完成克拉通化(Zhaoetal., 2005)，中元古代之后便進(jìn)入了穩(wěn)定克拉通發(fā)展階段，直到晚古生代一直保持基本穩(wěn)定的特征(Chuetal., 2009; 翟明國, 2010; 朱日祥等, 2011)。晚二疊世至早三疊世，華北板塊與北部的西伯利亞板塊沿索倫縫合帶最終拼合(劉飛等, 2013a; 牛曉露等, 2015)，并受到東側(cè)古太平洋板塊的俯沖影響，形成那丹哈達(dá)(完達(dá)山)地體以及與俯沖相關(guān)的晚二疊-早三疊世巖漿巖(Liangetal., 2021; 杜兵盈等, 2022; 李三忠等, 2017; 周建波等, 2018)。

圖1 歐亞大陸東部地質(zhì)簡圖(a,區(qū)域構(gòu)造據(jù)Lin et al., 2018; Mao et al., 2014; Metcalfe, 2021; Shu et al., 2021; Wang et al., 2022; 劉飛等, 2019)和海南島區(qū)域地質(zhì)簡圖(b,據(jù)Dilek and Tang, 2021修改)

華南板塊由揚子陸塊與華夏陸塊于新元古代(820～980Ma)沿江南造山帶焊接拼合形成(Linetal., 2008; Shuetal., 2021; Yaoetal., 2019; 王孝磊等, 2017)，分布在羅迪尼亞超大陸邊緣，經(jīng)歷了短暫(760～810Ma)造山帶伸展作用后，轉(zhuǎn)入以南華系為標(biāo)志的蓋層沉積演化階段，一直延續(xù)到以淺海相巖石為代表的晚古生代至中三疊世地層(230～400Ma)(Metcalfe, 2021)。期間，早古生代加里東期和中生代印支期(220～240Ma)分別發(fā)生強烈的造山作用，形成區(qū)域性構(gòu)造角度不整合和廣泛的巖漿作用，并且從晚三疊世開始整個區(qū)域轉(zhuǎn)為陸相沉積。華南板塊與華北板塊于～247Ma發(fā)生初始碰撞(Maetal., 2021a)，并在 225～240Ma發(fā)生陸陸碰撞形成蘇魯-大別超高壓變質(zhì)帶(葛肖虹等, 2009)。華南板塊與南部的印支地塊被哀牢山-松馬縫合帶分隔，向西與松潘-甘孜地體以龍門山斷裂為界(Wangetal., 2018)。在華南板塊南側(cè)大量出露晚二疊-早三疊世花崗質(zhì)巖石，普遍被解釋為陸內(nèi)造山的產(chǎn)物。

海南島以五指山和鸚哥嶺為隆起中心，中間高聳四周低平(圖1b)。根據(jù)古生物、地形地貌、巖漿巖、地層和鐵、金等礦產(chǎn)分布特征，海南島普遍被認(rèn)為是自古新世以來由于印度-歐亞板塊碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng)而從華夏地塊南端的北部灣裂離出去的(Caietal., 2017; Xiaetal., 2022; Zhu, 2016; 梁光河, 2013)，大規(guī)模逆時針旋轉(zhuǎn)發(fā)生在23～40Ma，該過程與南海洋盆的構(gòu)造演化密切相關(guān)(許志琴等, 2016)。

海南島主要斷裂帶有三組走向，分別呈北東、近東西和北西向(圖1b)，其中北東向斷裂主要為一系列斷隆和斷陷構(gòu)造線，它們可能形成于早中生代-古生代或更早時期；近東西走向的斷裂主要有王五-文教、昌江-瓊海、尖峰-吊羅和九所-陵水等斷裂帶(許德如等, 2006)。王五-文教斷裂以北主要出露新生代玄武質(zhì)巖石，以南至九所-陵水?dāng)嗔阎饕雎吨性糯О迦骸⑿略糯等汉褪翼斀M等前寒武結(jié)晶基底、寒武系和奧陶系淺變質(zhì)頁巖、砂巖和板巖等地層，以及晚古生代砂巖、板巖夾變火山巖、灰?guī)r等(何慧瑩等, 2016; 許德如等, 2000; 于亮亮, 2016)。抱板群是目前海南島最老地層，包括下部戈枕村組混合巖化斜長片麻巖(原巖以中酸性火山巖為主夾雜砂巖、泥巖等)和上部峨文嶺組為類復(fù)理石沉積韻律發(fā)育的片巖和石英巖類(原巖為泥巖、砂質(zhì)泥巖和砂巖等)(胡軍等, 2020; 龍文國等, 2005; 張業(yè)明等, 2005)，整體經(jīng)歷了高綠片巖相至高角閃巖相、局部達(dá)麻粒巖相區(qū)域變質(zhì)作用(高維等, 2022)，形成時代約為1450～1800Ma(Xuetal., 2013, 2015; 馬大銓等, 1997)，混合巖化的時代在1364～1457Ma之間(李孫雄等, 2013)，這些地質(zhì)特征與西華夏地塊云開地區(qū)高洲雜巖中的變質(zhì)火山沉積巖系十分類似(張業(yè)明等, 2005)。石碌群和石灰頂組為一套淺海相變質(zhì)含鐵火山碎屑巖和鎂質(zhì)碳酸鹽巖建造，前者沉積時代為830～960Ma(許德如等, 2007)，賦存有沉積變質(zhì)型鐵礦和熱液型銅鎳鈷等多金屬礦(陳沐龍等, 2011)，可能形成于華南地幔柱活動導(dǎo)致羅迪尼亞超大陸裂解的陸緣盆地環(huán)境(Xuetal., 2014)。石灰頂組以石英砂巖或石英巖為主的類磨拉石建造，下部發(fā)育冰積礫巖，上部發(fā)育間冰期的含礫泥巖，推測在羅迪尼亞大陸聚合前海南島與勞倫大陸有密切關(guān)系，而華南則處于澳大利亞和東南極之間(于亮亮, 2016)。

沿昌江-瓊海斷裂帶附近的邦溪-軍營、儋州南豐松濤水庫-屯昌晨星農(nóng)場一帶出露石炭-二疊系碎屑巖夾變質(zhì)火山巖和硅質(zhì)巖等火山-沉積建造(李孫雄等, 2007)，又稱邦溪-晨星變質(zhì)巖帶，或者邦溪-晨星混雜巖帶(李獻(xiàn)華等, 2000; 周云等, 2021)。該套巖石普遍發(fā)育線理、片理和片麻理等構(gòu)造，主要構(gòu)造線呈NNE走向(Xuetal., 2007; 許德如等, 2006)，包含269Ma變基性巖(斜長角閃巖)、270Ma玄武巖、早石炭世(328～350Ma)和早古生代(433～453Ma、514～527Ma)以及元古代(1165Ma)等巖石，主要為洋島玄武巖(OIB)型、正常洋中脊玄武巖(N-MORB)型和島弧型火山巖(Lietal., 2002; Xuetal., 2007, 2008; Zhouetal., 2021; 周云等, 2021)。該混雜巖被普遍解釋為古特提斯洋閉合后印支地塊與華南板塊之間的縫合帶，并與哀牢山-宋馬縫合帶相連(李獻(xiàn)華等, 2000)。最近在海南島東北端的木欄頭-潮灘鼻發(fā)現(xiàn)了石炭紀(jì)原巖為MORB大洋屬性的榴輝巖，其原巖年齡364Ma，峰期變質(zhì)年齡330～340Ma，退變質(zhì)年齡300～310Ma，被解釋為古特提斯洋向大陸俯沖的一系列高壓變質(zhì)產(chǎn)物(Liuetal., 2021; Xiaetal., 2022; 劉曉春等, 2021)。

海南島侵入巖廣泛發(fā)育，具有元古代、早古生代、晚古生代和中生代等多期巖漿活動特征(Yinetal., 2022)，約占全島面積的48.96%，其中以海西-印支期花崗巖類分布最為廣泛(圖1b、圖2)，占侵入巖總面積73%，其次為燕山期的花崗巖類，約占侵入巖總面積26%，元古代和早古生代花崗巖類零星出露(海南省地質(zhì)調(diào)查院, 2012(1)海南省地質(zhì)調(diào)查院. 2012. 海南省區(qū)域地質(zhì)志. ?？? 1-950)。早二疊世(270～287Ma)花崗巖類主要分布于海南島昌江邦溪-霸王嶺-石碌-長塘嶺、樂東縣大安水庫-毛陽-長征農(nóng)場、萬寧縣新風(fēng)嶺及袁水水庫-崗嶺；中二疊世(261～265Ma)花崗巖主要分布在東方市、昌江縣、通什市及萬寧樂來一帶；晚二疊世(251～259Ma)分布在樂東-五指山-萬寧祿馬-東方大田-儋州西慶等。早中三疊世(228～251Ma)花崗巖類主要分布在萬寧進(jìn)嶺和袁水-儋州-瓊中-樂東萬車和尖峰-昌江保梅嶺等。晚三疊世花崗巖類主要分布在昌江-霸王嶺和瓊海的邁州嶺和排嶺等地(海南省地質(zhì)調(diào)查院, 2012)?？偟膩砜?，二疊-三疊紀(jì)花崗巖類沿著東方-昌江-白沙-儋州、樂東-五指山-瓊中-屯昌、萬寧-瓊海三個帶呈北北東走向分布(圖1b)。

研究區(qū)位于白沙縣金波鄉(xiāng)英歌采石場內(nèi)(圖2)。采坑內(nèi)可見多條灰黑色輝綠巖脈侵入于粗粒二長花崗巖中，本文開展了兩處露頭的野外觀察和系統(tǒng)采樣工作。露頭1和2相距約100m。露頭1的GPS坐標(biāo)：19°17′15.18″N、109°11′41.67″E、181m，輝綠巖脈走向約20°，寬約0.8～1.0m不等(圖3a)，采樣20HN02-1～8。露頭2的GPS坐標(biāo)：19°17′12.83″N、109°11′44.32″E、177m，輝綠巖脈走向70°至90°不等，主體近東西走向(圖3b)，此露頭的巖脈寬度變化較大，從2～8cm至0.8～1.0m不等(圖3c, d)，最寬可達(dá)約2m，采樣20HN02-9～20。輝綠巖呈灰黑色，細(xì)粒斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，局部可見黃銅礦和黃鐵礦聚集體(圖3e)。二長花崗巖露頭較好，風(fēng)化程度較低，風(fēng)化面呈黃褐色，新鮮面呈灰白色，似斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶主要為鉀長石和石英，鉀長石粒度較大，普遍在0.5～3cm之間(圖3f)，角閃石等暗色礦物含量較低，一般呈相對細(xì)小顆?；虿灰?guī)則細(xì)脈狀分布于長英質(zhì)顆粒之間。顯微鏡下，露頭1和2基性巖脈均為輝綠玢巖，呈細(xì)粒似斑狀結(jié)構(gòu)和輝綠結(jié)構(gòu)，斑晶主要為斜長石(圖4a, b)，基質(zhì)主要為半自形-他形單斜輝石、斜方輝石和斜長石，此外可見少量角閃石和暗色礦物，其中角閃石晶形較好，呈獨立礦物存在。露頭2基性巖脈整體蝕變較強，斜長石斑晶較露頭1略小， 斜長石多為自形晶， 單斜輝石呈半自形-他形晶充填在斜長石間架結(jié)構(gòu)中形成典型的輝綠結(jié)構(gòu)，普遍可見輝石的綠泥石化(圖4c, d)，以及斜長石的綠簾石化和高嶺土化(圖4d)，局部可見黃銅礦和黃鐵礦分布其中(圖3e、圖4c)。露頭1和2花崗巖均較為新鮮，中粗粒結(jié)構(gòu)、粒狀鑲嵌結(jié)構(gòu)、包含結(jié)構(gòu)等，礦物組合未發(fā)育定向性結(jié)構(gòu)，主要礦物組成為鉀長石(35%～40%)和斜長石(10%～15%)，石英(45%～50%)(圖4e)，暗色礦物含量較低，主要為角閃石和黑云母(圖4f)，此外還可見榍石、鋯石等副礦物，鏡下可見長石不同程度絹云母化。

圖2 金波花崗巖的區(qū)域地質(zhì)圖

圖3 金波粗粒二長花崗巖和輝綠巖脈的野外照片

圖4 金波二長花崗巖和輝綠巖的顯微鏡下照片

2 測試方法

全巖主、微量元素和Sr、Nd同位素測試在南京聚譜檢測科技有限公司完成。樣品消解流程如下：(1)酸法消解：稱取40mg全巖粉末置于聚四氟乙烯溶樣彈中，加入0.5mL濃硝酸和1.0mL濃氫氟酸，溶樣彈經(jīng)鋼套密封后放入195℃烘箱加熱3天，確保徹底消解。盛放消解液的溶樣彈在電熱板上蒸至濕鹽狀，加入1mL內(nèi)標(biāo)Rh，再加入5mL 15%硝酸，重新密閉溶樣彈，放入195℃烘箱過夜；(2)約6mL消解液轉(zhuǎn)移至離心管中， 經(jīng)天平稱重。取一部分適當(dāng)稀釋 (相對于固體重量，稀釋因子2000倍)，以溶液霧化形式送入Agilent 7700x ICP-MS測定微量元素；取另一部分適當(dāng)稀釋(相對于固體重量，稀釋因子500倍)，以溶液霧化形式送入Agilent 5110 ICP-OES測定除Si以外的Na、Mg、Al、P、K、Ca、Ti、Mn和Fe等主量元素；(3)堿熔消解：稱取30mg全巖粉末置于銀坩堝中，加入150mg氫氧化鈉粉末，均勻混合，在650℃馬沸爐加熱20min。熔融物經(jīng)鹽酸中和，轉(zhuǎn)移至離心管中，經(jīng)天平稱重。取一部分適當(dāng)稀釋(相對于總固體重量，稀釋因子250倍)，以溶液霧化形式送入Agilent 5110 ICP-OES測定Si元素。原地質(zhì)礦產(chǎn)部巖石類GSR、水系沉積物GSD標(biāo)物作為主量元素的質(zhì)控盲樣；美國地質(zhì)調(diào)查局USGS巖石類標(biāo)物BHVO-2和AGV-2作為微量元素的質(zhì)控盲樣。以上待測樣品被隨意放入兩個盲樣作為比對檢測，測試結(jié)果見表1。

表1 海南金波輝綠巖、二長花崗巖的全巖主量(wt%)和微量元素(×10-6)成分

續(xù)表1

Sr同位素化學(xué)前處理與質(zhì)譜測定流程如下：(1)硅酸質(zhì)巖石粉末置于聚四氟乙烯溶樣彈中，加入0.5mL濃硝酸與1.0mL濃氫氟酸，溶樣彈經(jīng)鋼套密封后放入195℃烘箱加熱3天，確保徹底消解。消解液在電熱板上蒸干，轉(zhuǎn)化為1.5mL 1.5mol/L的HCl介質(zhì)；(2)樣品溶液經(jīng)Biorad AG50W-X8陽離子交換柱，先淋洗出高場強元素，接著用2.0mol/L HCl去除基體元素和Rb，接著用2.5mol/L HCl淋洗接收Sr組分。此步驟的Sr組分可能含有其它雜質(zhì)元素，經(jīng)蒸干轉(zhuǎn)化為2.5mol/L HNO3介質(zhì)，再經(jīng)Sr特效樹脂進(jìn)一步提純，最后以純水淋洗并接收Sr組分。Sr特效樹脂使用1次后即拋棄；(3)純Sr組分被蒸干后，先用1.0mL 2%稀硝酸溶解，將其作為母液；取其中100μL稀釋成1.0mL，在Agilent 7700x四極桿型ICP-MS上測定Sr準(zhǔn)確含量；再用2%稀硝酸將Sr母液稀釋成2.0mL 50×10-9的Sr；(4)上機(jī)溶液經(jīng)Cetac Aridus Ⅱ膜去溶系統(tǒng)引入，在Nu Plasma Ⅱ MC-ICP-MS上測定87Sr/86Sr同位素比值。測定過程中，采用86Sr/88Sr=0.1194 內(nèi)部校正儀器質(zhì)量分餾，Sr同位素國際標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NIST SRM 987作為外標(biāo)校正儀器漂移。

Nd同位素化學(xué)前處理與質(zhì)譜測定流程如下：(1)樣品溶液經(jīng)Biorad AG50W-X8陽離子交換柱，先淋洗出高場強元素，接著用2.0mol/L HCl去除基體元素和Rb，然后用2.5mol/L HCl去除Sr，最后用6.0mol/L HCl淋洗并接收總稀土組分；(2)總稀土組分經(jīng)蒸干后轉(zhuǎn)化為0.12mol/L HCl介質(zhì)，滴進(jìn)LN交換柱，先用0.12mol/L HCl淋洗出輕稀土LaCePr，接著用0.18mol/L HCl淋洗并接收Nd，最后用0.4mol/L HCl淋洗出Sm；(3)Nd組分被蒸干后，先用1.0mL 2%稀硝酸溶解，將其作為母液；取其中100μL稀釋成1.0mL，在Agilent 7700x四極桿型ICP-MS上測定元素準(zhǔn)確含量；再用2%稀硝酸將母液稀釋成2.0mL 50×10-9的Nd；(4)上機(jī)溶液經(jīng)Cetac Aridus Ⅱ膜去溶系統(tǒng)引入，在Nu Plasma Ⅱ MC-ICP-MS上測定Nd同位素比值。測試過程中，采用146Nd/144Nd=0.7219內(nèi)部校正儀器質(zhì)量分餾，Nd同位素國際標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)JNdi-1作為外標(biāo)校正儀器漂移。Sr、Nd同位素測試結(jié)果見表2。

表2 金波二長花崗巖和輝綠巖的全巖Sr、Nd同位素成分

鋯石分選在首鋼地質(zhì)勘察院完成，采用常規(guī)粉碎、重液浮選和電磁選方法篩選出鋯石精樣，在雙目鏡下挑選鋯石顆粒。鋯石環(huán)氧樹脂制靶和鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像拍攝在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所大陸構(gòu)造與動力學(xué)實驗室進(jìn)行。鋯石U-Pb定年在南京宏創(chuàng)地質(zhì)勘查技術(shù)服務(wù)有限公司微區(qū)分析實驗室使用激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICPMS)完成。激光剝蝕平臺采用Resolution SE型193nm深紫外激光剝蝕進(jìn)樣系統(tǒng)(Applied Spectra，美國)，配備S155型雙體積樣品池。質(zhì)譜儀采用Agilent 7900型ICPMS(Agilent，美國)。采用束斑直徑50μm、剝蝕頻率10Hz、能量密度3.5J/cm2、掃描速度3μm/s的激光參數(shù)剝蝕NIST 612，調(diào)節(jié)氣流以獲得高的信號強度(238U～6×105cps)、低的氧化物產(chǎn)率(ThO/Th<0.2%)。選用100μm束斑線掃NIST 610對待測元素進(jìn)行P/A調(diào)諧?？偟膾呙钑r間約為0.23s。鋯石樣品固定在環(huán)氧樹脂靶上，拋光后在超純水中超聲清洗，分析前用分析級甲醇擦拭樣品表面。采用5個激光脈沖對每個剝蝕區(qū)域進(jìn)行預(yù)剝蝕(剝蝕深度～0.3μm)，以去除樣品表面可能的污染。在束斑直徑30μm、剝蝕頻率5Hz、能量密度2.5J/cm2的激光條件下分析樣品。數(shù)據(jù)處理采用Iolite程序(Patonetal., 2010)，鋯石91500作為校正標(biāo)樣，GJ-1作為監(jiān)測標(biāo)樣，每隔10～12個樣品點分析兩個91500標(biāo)樣及一個GJ-1標(biāo)樣。通常采集20s的氣體空白，35～40s的信號區(qū)間進(jìn)行數(shù)據(jù)處理，按指數(shù)方程進(jìn)行深度分餾校正(Patonetal., 2010)。以NIST 610作為外標(biāo)，91Zr作為內(nèi)標(biāo)計算微量元素含量。本次實驗過程中測定的91500(1061.5±3.2Ma，2σ)、GJ-1(604±6Ma，2σ)年齡在不確定范圍內(nèi)與推薦值一致。鋯石U-Pb定年結(jié)果見表3。

表3 金波二長花崗巖和輝綠巖的鋯石U-Pb定年結(jié)果

續(xù)表3

3 測試結(jié)果

3.1 全巖地球化學(xué)

全巖地球化學(xué)測試的樣品包括二長花崗巖(n=7)、輝綠巖(n=9)以及被基性巖漿混合的花崗巖(n=3)。侵入二長花崗巖的輝綠巖樣品較新鮮，全巖LOI=0.63%～4.05%，平均1.71%。露頭1、2輝綠巖的SiO2、Al2O3、CaO、K2O、Na2O和P2O5的成分差異不大，SiO2為48.17%～49.52%，平均48.33%，Al2O3為14.41%～15.61%，平均15.00%，CaO為7.45%～10.40%，平均9.06%，Na2O為1.83%～3.53%，平均2.55%，K2O為0.98%～4.68%，平均2.75%，P2O5為0.40%～0.49%，平均0.44%。然而露頭1、2輝綠巖的TiO2、MgO、MnO、FeOT的含量差異明顯，露頭1樣品的TiO2(1.07%～1.18%)和FeOT(8.78%～10.05%)含量相比露頭2樣品(TiO2=2.65%～3.06%和FeOT=10.58%～12.74%)低，而露頭1輝綠巖的MgO(8.60%～9.41%)、Mg#值(62.31～65.02)和MnO(0.29%～1.16%)含量比露頭2樣品(MgO=4.24%～5.39%、Mg#值=40.09～45.86和MnO=0.23%～0.30%)高。

金波花崗巖的全巖成分燒失量較低(LOI=0.52%～1.19%，平均0.91%)。露頭1、2花崗巖樣品普遍具有較高的SiO2(71.62%～73.72%)、Al2O3(12.99%～14.21%，平均13.73%)、CaO(0.62%～2.34%，平均1.51%)、Na2O(2.94%～4.76%，平均3.37%)和K2O含量(1.83%～6.05%，平均4.85%)，而TiO2(0.16%～0.32%)、MgO(0.33%～0.44%)、FeOT(1.40%～2.37%)和MnO(0.04%～0.06%)含量較低。Na2O/K2O介于0.49～2.60之間，平均0.89， 相對富K。A/CNK=0.97～1.03。此外露頭2的3個花崗巖樣品(20HN02-15、-18和-19)，由于被少量基性巖漿混入(圖3b, d, f)，其地球化學(xué)成分存在顯著的混合特征，主量元素含量普遍位于二長花崗巖和輝綠巖之間(表1)。在SiO2-(K2O+Na2O)圖解中亦同樣顯示類似的規(guī)律，散布于正長巖和二長巖的范圍內(nèi)(圖5a)，此外露頭1內(nèi)的花崗巖和輝綠巖樣品的Na2O+K2O含量普遍比露頭2樣品含量低，所有花崗巖樣品落入亞堿性系列范圍，而大部分輝綠巖落入堿性系列范圍(圖5a)?？紤]到K和Na元素含量易受后期蝕變的影響，使用Nb/Y-Zr/TiO2圖解進(jìn)行進(jìn)一步巖性判別，露頭2中輝綠巖樣品落入堿性玄武巖和亞堿性玄武巖的分界線上，結(jié)合這些樣品TiO2含量普遍大于2.6%，判斷其為堿性輝綠巖；而露頭1輝綠巖分布在亞堿性玄武質(zhì)巖和安山巖的分界線上(圖5b)，在(K2O+Na2O)-FeOT-MgO分類圖上落入鈣堿性玄武巖系列范圍內(nèi)(圖5c)。露頭1二長花崗巖樣品絕大部分為中鉀至高鉀鈣堿性系列，而露頭2花崗巖樣品為鉀玄巖系列(圖5d)，露頭1和2花崗巖的A/CNK值介于0.97～1.03之間，為準(zhǔn)鋁質(zhì)花崗巖(圖5e)。在SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)分類圖解中，所有樣品屬于鐵質(zhì)花崗巖，除了受基性巖漿混合的3個花崗巖樣品外，其它樣品均分布在A、I和S型花崗巖的重疊區(qū)(圖5f)。

圖5 金波二長花崗巖和輝綠巖的巖石分類圖解

露頭1、2輝綠巖的稀土和微量元素含量和配分模式差異較大，露頭1中輝綠巖TiO2含量平均值低(1.13%)的4個樣品的稀土元素(∑REE)總量在362.4×10-6～391.7×10-6之間，而露頭2 中TiO2含量平均值較高(2.88%)的輝綠巖∑REE在99.20×10-6～125.0×10-6之間，(La/Yb)N比值分別為22.40～24.21和4.23～6.13。前者更加富集輕稀土元素，但具有明顯負(fù)Eu異常(δEu=2EuN/(SmN+GdN), 0.70～0.73)(圖6a)；后者除了樣品20HN02-10顯示稍微負(fù)Eu異常(δEu=0.88)外，其它樣品均接近正Eu異常(δEu=0.94～1.01)(圖6a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中，露頭1輝綠巖樣品具有明顯Th、U、Zr、Rb、Pb、Nd和Sm正異常，以及顯著Nb、Ta和Ba負(fù)異常，而露頭2的輝綠巖具有Th弱負(fù)異常和Rb、Pb、Nb和Ta的正異常(圖6b)。

圖6 金波輝綠巖和二長花崗巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a、c)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b、d)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

露頭1、2二長花崗巖的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解模式亦存在顯著差異，雖然曲線均具有右傾的趨勢，但露頭1花崗巖的(La/Yb)N比值(5.95～26.14，平均11.91)明顯低于露頭2花崗巖的(La/Yb)N比值(14.62～35.47，平均26.34)。除了受輝綠巖巖漿混合的樣品20HN02-18顯示稍高的δEu值(0.80)外，露頭2中其它樣品均具有明顯負(fù)Eu異常(δEu=0.30～0.43，平均0.35)，低于露頭1花崗巖的δEu值(0.28～0.57，平均0.46)(圖6c)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中，所有花崗巖樣品具有明顯Nb、Ta、Ba和Eu負(fù)異常，以及顯著Rb、Pb、Th、U等正異常(圖6d)。相比于露頭1花崗巖Th(平均25.57×10-6)和Sr(平均347.6×10-6)含量，露頭2樣品的Th含量(平均47.81×10-6)較高，但Sr含量(平均260.2×10-6)較低(圖6d)。

3.2 鋯石U-Pb年齡

從露頭1重約20kg的輝綠巖(20HN02-8)和露頭2重約25kg輝綠巖(20HN02-9)中分別分選出600多粒鋯石，隨機(jī)選擇150粒制靶并拍攝CL圖片。兩個樣品的鋯石形態(tài)及其CL顏色類似，鋯石顆粒呈自形至半自形粒狀和柱狀，粒徑主要在50～200μm之間，長寬比約為1:1～1:3。CL照片均顯示灰白色和灰黑色兩種主要顏色，CL圖像具有核部呈灰色寬板狀，邊部發(fā)育較窄的韻律層理，少量具有核邊結(jié)構(gòu)，核部普遍為海綿結(jié)構(gòu)并呈灰黑色(圖7a, b)。樣品20HN02-08的20個有效206Pb/238U測點的年齡位于230～259Ma，加權(quán)平均年齡為245.4±3.8Ma(圖7a)，該年齡與樣品20HN02-09的13個有效206Pb/238U測點的加權(quán)平均年齡242.8±3.1Ma一致(圖7b)。

圖7 鋯石陰極發(fā)光圖像、鋯石的U-Pb年齡協(xié)和圖和加權(quán)平均年齡

從露頭1輝綠巖的圍巖花崗巖約10kg和8kg的兩個樣品(20HN02-4和-7)中分別分選出約600粒和500粒鋯石，兩個樣品的鋯石形態(tài)和CL顏色類似，鋯石顆粒主要呈半自形至自形，主要為粒狀、柱狀至長條狀，粒徑主要在50～240μm之間，長寬比從1:1至1:5不等，CL圖像普遍具有核邊結(jié)構(gòu)，核部顏色較淺成灰白色，呈寬緩帶著紋理或少量無韻律紋，邊部普遍呈黑灰色，細(xì)小韻律紋清晰明顯，普遍可見邊部發(fā)生灰黑色海綿狀蝕變(圖7c, d)，可能指示后期熱液流體的交代作用。樣品20HN02-04的16個有效206Pb/238U測點的年齡介于237～268Ma，加權(quán)平均年齡為255.3±3.0Ma(圖7c)，該年齡與樣品20HN02-07的19個有效206Pb/238U測點的加權(quán)平均年齡255.7±3.2Ma(介于245～268Ma)一致(圖7d)。

3.3 全巖Sr-Nd同位素特征

根據(jù)244Ma和255Ma分別作為金波輝綠巖和花崗巖的Sr、Nd同位素的校正年齡。露頭1輝綠巖脈的(87Sr/86Sr)i=0.707138～0.712797，平均0.710282，(143Nd/144Nd)i=0.511884～0.511965，平均0.511936，εNd(t)值較低，為-7.01～-8.58，虧損地幔模式年齡tDM=1343～2347Ma。(143Nd/144Nd)i值隨燒失量的變化基本不變，而(87Sr/86Sr)i值隨燒失量的升高而增大，指示后期蝕變對87Sr/86Sr比值影響較大，而對143Nd/144Nd影響較弱。而露頭2輝綠巖(87Sr/86Sr)i值變化較大，分布在0.690244～0.717031之間，平均0.706985，(143Nd/144Nd)i=0.512652～0.512730，平均0.512678，εNd(t)值較高，為+6.41～+7.93，tDM=349～733Ma。

花崗巖6個樣品的(87Sr/86Sr)i值變化較大，分布在0.691109～0.710409之間，平均0.704017，(143Nd/144Nd)i=0.511978～0.512230，平均0.512049，εNd(t)均為負(fù)值但變化較大，為-1.52～-6.57，平均-5.08，tDM=1171～2120Ma。

4 討論

4.1 金波輝綠巖的構(gòu)造環(huán)境和源區(qū)特征

露頭1中245Ma輝綠巖和露頭2中243Ma輝綠巖的鋯石U-Pb結(jié)晶年齡相近，但二者巖脈走向(圖3a, b)、主微量和Sr-Nd同位素地球化學(xué)成分均存在顯著不同，暗示它們的構(gòu)造背景和巖石成因存在差異。輝綠巖的構(gòu)造環(huán)境可用Th、Nb、Ta、Ti、Zr、Y和V等高場強元素圖解來判別(Lietal., 2015; Pearce, 2014; 鄧晉福等, 2015; 劉飛等, 2018; 楊婧等, 2016; 俞恂和陳立輝, 2020)。未受地殼物質(zhì)混染的大陸板內(nèi)玄武巖一般具有較高的TiO2和Nb含量，Nb/La比值>1，以及正值εNd(t)，而島弧相關(guān)的玄武質(zhì)巖石一般具有低Nb/La比值(<0.85)和明顯的Nb、Ta和Ti的負(fù)異常和Th的正異常(Xia and Li, 2019)。露頭2輝綠巖樣品的TiO2=2.65%至3.06%，Nb/La比值在1.12～1.55之間，εNd(t)=+6.41～+7.93，在微量元素配分曲線中Nb、Ta和Ti異常不明顯，而Th負(fù)異常顯著(圖6b)，總體顯示大陸板內(nèi)玄武巖的地球化學(xué)特征。而露頭1輝綠巖的Nb/La比值=0.15～0.16，在微量元素配分模式圖中顯示明顯的Nb、Ta和Ti負(fù)異常和Th正異常(圖6b)，顯示與俯沖熔/流體影響的島弧玄武質(zhì)巖石的地化特征。在構(gòu)造判別圖解中也顯示類似的特征，露頭1和露頭2輝綠巖在Ti-Zr-Y圖中分別落入鈣堿性玄武巖和板內(nèi)玄武巖范圍內(nèi)(圖8a)，在Nb-Th圖解(圖8b)和Ta/Yb-Th/Yb圖解(圖8c)中分別顯示大陸島弧玄武巖和堿性玄武巖與OIB過渡性質(zhì)的大陸板內(nèi)玄武巖的特點。在Ti-V圖解中，露頭1輝綠巖投在島弧玄武巖和俯沖板片遠(yuǎn)端的弧后玄武巖或弧前玄武巖區(qū)域，而露頭2樣品分布在洋島和堿性玄武巖范圍內(nèi)(圖8d)。結(jié)合二者的結(jié)晶年齡一致，筆者認(rèn)為露頭1和2輝綠巖形成于大陸島弧-弧后裂解環(huán)境，該巖石組合在東北張廣才嶺和岡瓦納西部和南部造山帶中普遍出露(Fengetal., 2021; Yaoetal., 2021; 劉飛等, 2020)。

圖8 金波輝綠巖的構(gòu)造判別圖解

金波輝綠巖的地幔源區(qū)性質(zhì)和巖漿演化過程可以對其構(gòu)造環(huán)境和成因進(jìn)行進(jìn)一步約束。露頭1輝綠巖的MgO(8.60%～9.41%)和Mg#值(62.31～65.02)分別高于現(xiàn)代大洋MORB+BABB的MgO平均值(7.51%, Galeetal., 2013)和大西洋、太平洋和印度洋MORB的Mg#值(52.8～59.7, Wilkinson, 1982)，而與雅魯藏布江縫合帶西段巴爾、錯不扎、普蘭和東波蛇綠巖中侵入地幔橄欖巖的輝綠巖和輝長巖脈的Mg#值(61.47～69.12)(Chengetal., 2018; Liuetal., 2018; 劉飛等, 2013b, 2015, 2018)類似。然而在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化的Ce/Yb-Dy/Yb圖解中，露頭1輝綠巖樣品不同于源自大洋地幔源區(qū)特征的N-MORB，而是分布在源區(qū)受石榴石影響的洋中脊玄武巖(G-MORB)范圍內(nèi)(圖9a)，指示其地幔源區(qū)存在石榴石礦物相。在Sm-Sm/Yb圖解中，露頭1輝綠巖分布在含尖晶石石榴石二輝橄欖巖和石榴石二輝橄欖巖的區(qū)域內(nèi)(圖9b)，而在Yb-Dy/Yb圖解中，則顯示為榴輝巖或石榴石輝石巖約15%左右部分熔融的產(chǎn)物(圖9c)，結(jié)合露頭1輝綠巖具有異常低的εNd(t)值(-7.01～-8.58)和較高的(87Sr/86Sr)t值(0.707138～0.712797)，暗示源區(qū)富集大量殼源物質(zhì)，并通過同化混染作用改變了源區(qū)同位素組成。在(87Sr/86Sr)t-εNd(t)圖解中具有EMI型富集地幔的地球化學(xué)特征(圖9d)，也佐證了露頭1輝綠巖的源區(qū)可能為石榴石輝石巖或榴輝巖。EMⅠ與下地殼成分具有相似性，該特征代表了俯沖再循環(huán)的地殼物質(zhì)，或者由殼源物質(zhì)交代形成富集地幔部分熔融的產(chǎn)物(Rollison, 2000)。總之，露頭1輝綠巖的原始巖漿可能為俯沖地殼物質(zhì)交代混染巖石圈地幔的產(chǎn)物，與其大陸島弧背景的構(gòu)造環(huán)境相吻合。

圖9 金波輝綠巖的地幔屬性判別圖解

相比露頭1樣品，露頭2輝綠巖的TiO2(2.65%～3.06%)和FeOT(10.58%～12.74%)含量較高，而MgO(4.24%～5.39%)和Mg#值(40.09～45.86)較低，遠(yuǎn)低于原始的MORB熔體(MgO約為10.5%，Mg#值>72(Niu, 2016)。在哈克圖解中(圖略)，隨著SiO2含量的增加，MgO、TiO2、FeOT、Cr和Ni含量降低，而Al2O3、CaO、Na2O、Sc和V含量增加，指示其原始巖漿可能經(jīng)歷了橄欖石和單斜輝石分離結(jié)晶作用。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖解中無Eu負(fù)異常，指示斜長石未發(fā)生分離結(jié)晶。露頭2輝綠巖樣品在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中顯示Th負(fù)異常以及Nb、Ta和Ti的弱正異常，εNd(t)值(+6.41～+7.93)較高，暗示初始巖漿未經(jīng)歷顯著的地殼混染過程。(87Sr/86Sr)t值=0.690244～0.717031，平均0.706985，可能是后期蝕變引起的，該推論得到(87Sr/86Sr)t-εNd(t)圖解和顯微鏡下特征的支持，3個樣品均散布在虧損地幔附近，而遠(yuǎn)離上、下地殼與地幔混合的趨勢線，結(jié)合顯微鏡下單斜輝石和斜長石普遍發(fā)生綠泥石化和高嶺土化，反映了礦物蝕變作用導(dǎo)致了Sr同位素成分的差異變化。在Ce/Yb-Dy/Yb圖解中，露頭2輝綠巖樣品落入G-MORB范圍內(nèi)(圖9a)，指示其源自含石榴石相的地幔源區(qū)。在Sm-Sm/Yb和Yb-Dy/Yb圖解中，露頭2輝綠巖分布在含尖晶石石榴石二輝橄欖巖和石榴石二輝橄欖巖的過渡區(qū)域內(nèi)(圖9b)，可能為尖晶石石榴石二輝橄欖巖約2%～4%左右部分熔融的產(chǎn)物(圖9c)。

4.2 金波二長花崗巖的構(gòu)造環(huán)境和成因

去除受基性巖漿混合的3個花崗巖樣品(20HN02-15、-18和-19)，金波二長花崗巖具有較高的SiO2(71.62%～73.72%)、Na2O+K2O(6.60%～9.17%)、Na2O(平均3.37%)、Al2O3(平均14.88%)含量和較高的FeOT/MgO(3.12～6.30)比值，在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖上，所有樣品具有明顯負(fù)δEu值(0.28～0.80，平均0.44，圖6c)及較低的Sr(平均263.6×10-6)含量，δEu和Sr呈正相關(guān)關(guān)系。此外所有花崗巖樣品具有低A/CNK(0.97～1.03)，含少量角閃石、黑云母，強烈虧損Ti、Sr、Ba和P元素，Yb(1.92×10-6～3.67×10-6)和Y(17.34×10-6～38.80×10-6)含量較低，Ba+Sr平均含量為649.3×10-6，除20HN02-5和-7兩個樣品的Sr/Y比值較高(分別為23.18和27.32)外，其它樣品的Sr/Y比值較低(3.84～18.79，平均7.97)(表1)，10000×Ga/Al比值除了受基性巖漿混合的花崗巖(3.19～3.60)較高外，其它所有樣品介于1.73～3.27，平均為2.53(n=7)，這些特征表明金波花崗質(zhì)巖漿經(jīng)歷了斜長石、黑云母、磷灰石、鋯石、鈦鐵礦或金紅石等礦物高程度結(jié)晶分異過程(孫載波等, 2020; 朱弟成等, 2009)。它們與低Sr低Y源區(qū)含水的I型花崗巖類似，顯著不同于A/CNK>1.1和低Yb的S型花崗巖(Lietal., 2022)，以及不同于10000×Ga/Al普遍>2.6、貧水、貧Al和富堿的A型花崗巖(Collinsetal., 2020; Lietal., 2022; Whalenetal., 1987; 王國輝等, 2019; 張旗, 2013)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中，所有花崗巖虧損Nb、Ta、Ti、Sr和Ba，富集Rb、Th、U和Pb(圖6d)，與島弧花崗巖一致，符合高分異I型花崗巖的地球化學(xué)特征(Maetal., 2020; 陳希節(jié)等, 2020; 孫載波等, 2020)。在R1-R2構(gòu)造判別圖解中，除了受基性巖漿混合的3個花崗巖，其它樣品均分布在同碰撞花崗巖范圍內(nèi)(圖10a)，在Y-Sr/Y圖解中顯示經(jīng)典島弧巖漿巖的特點(圖10b)，在Y-Nb圖解(圖10c)中分布在火山弧和同碰撞花崗巖區(qū)域中，并投點在后碰撞伸展垮塌區(qū)內(nèi)(圖10d)。以上圖解反應(yīng)了金波二長花崗巖形成于島弧擠壓環(huán)境向伸展階段過渡，該推論與研究樣品均為壓力較低的低Sr低Y型花崗巖，以及海南島發(fā)育大量二疊紀(jì)晚期高鉀鈣堿性花崗巖巖基(圖1b)相吻合。因為在后造山的伸展垮塌過程中，俯沖相關(guān)的流體和揮發(fā)分的加入以及壓力的降低，有利于巖石的熔融，同時伴隨軟流圈地幔上涌和幔源巖漿的底侵作用，使地殼升溫加熱而進(jìn)一步發(fā)生部分熔融(Maetal., 2021b; 吳福元等, 2007; 張旗等, 2022)。

圖10 金波二長花崗巖構(gòu)造判別圖解

此外，花崗巖的源區(qū)性質(zhì)進(jìn)一步支持島弧伸展環(huán)境的推論。金波花崗巖的(87Sr/86Sr)i比值(0.691109～0.710409，平均0.704017)較低，εNd(t)值為負(fù)值且變化較大(-1.52～-6.57，平均-5.08)，Th/Ce比值介于0.26～0.47，大于全球俯沖沉積物(GLOSS-Ⅱ)的Th/Ce平均值(0.14)(Plank, 2014)，指示金波花崗質(zhì)巖漿源區(qū)為殼、幔物質(zhì)混合的結(jié)果，其中沉積物以陸源為主(Lietal., 2022)。Nd同位素二階段模式年齡tDM=1171～2120Ma，暗示早、中元古代殼源物質(zhì)參與了花崗巖巖漿的形成，該認(rèn)識與海南島晚二疊世通什、大嶺、長塘嶺、石碌等14個巖體類似(溫淑女, 2013)。

4.3 華南二疊-三疊紀(jì)從擠壓至伸展構(gòu)造轉(zhuǎn)換的限定意義

海南島發(fā)育大量二疊紀(jì)-早三疊世侵入巖，目前年齡較老的二疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石主要分布在海南島中南部，比如南部三亞市志仲287～282Ma巨斑狀黑云母二長花崗巖；西南部昌江縣保山村和美馬嶺287～270Ma英云閃長巖、石碌274Ma二長花崗巖；中南部五指山市順作278Ma石榴石黑云(二云)花崗巖、通什長塘嶺274Ma(角閃)黑云二長花崗巖、方滿272Ma片麻狀細(xì)粒二長巖以及瓊中便文村274Ma黑云二長花崗巖；東南部萬寧市新風(fēng)嶺276Ma含電氣石黑云正長花崗巖等(圖11a)(海南省地質(zhì)調(diào)查院, 2012)。其它介于270～252Ma中、晚二疊世花崗巖散布在樂東、東方、昌江、五指山、萬寧和儋州等地(圖1b)，這些二疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石普遍以準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)為主，具有大陸島弧I型花崗巖特征，形成于板塊匯聚的擠壓環(huán)境(Chenetal., 2011; Gaoetal., 2017; Lietal., 2006; Li and Li, 2007; Yinetal., 2022; 陳婕, 2020; 陳澤超等, 2013; 焦騫騫等, 2020; 溫淑女, 2013)。

圖11 中國東部晚古生-中生代巖漿巖分布地質(zhì)簡圖(據(jù)曾普勝等, 2021; 劉飛等, 2019)

三疊紀(jì)侵入巖面積(約6900km2)比二疊紀(jì)侵入巖面積(約5200km2)稍大，約占海南島侵入巖總面積(約16600km2)的41.5%，主要巖性為(角閃石)黑云母二長花崗巖、黑云母正長花崗巖、花崗閃長巖、花崗斑巖、石英二長巖、霓輝石正長巖、石英正長巖和少量輝綠巖和輝長巖等(Dilek and Tang, 2021; Wangetal., 2013; Yinetal., 2022; 程順波等, 2018; 海南省地質(zhì)調(diào)查院, 2012; 李響等, 2021; 唐立梅等, 2010, 2013; 溫淑女, 2013; 周岱等, 2021a)。其分布區(qū)域與二疊紀(jì)侵入巖類似，大致沿東方-昌江-白沙-儋州、樂東-五指山-瓊中-屯昌、萬寧-瓊海三個帶呈北東走向分布(圖1b)。三疊紀(jì)花崗巖鋯石U-Pb年齡以228～250Ma為主(圖11a)，具有I、A和S型花崗巖等不同地球化學(xué)特點，并發(fā)育雙峰式238Ma輝綠巖和234Ma花崗巖、237～242Ma輝長巖和244Ma霓輝石正長巖等巖石(Dilek and Tang, 2021; 唐立梅等, 2010, 2013; 謝才富等, 2005)，這些特征指示了它們形成于伸展構(gòu)造背景(Caoetal., 2022; Shenetal., 2018; Yanetal., 2017; Yinetal., 2022)。

總的來說，國內(nèi)外學(xué)者對二疊-三疊紀(jì)侵入巖的成因基本達(dá)成共識，即海南島二疊紀(jì)花崗巖形成于俯沖擠壓大陸弧環(huán)境，三疊紀(jì)侵入巖形成于大陸弧垮塌背景下的伸展階段，該結(jié)論與本文研究的金波255～256Ma二長花崗巖及侵入巖其中243～245Ma輝綠巖脈的成因和構(gòu)造環(huán)境的認(rèn)識一致。然而，目前海南島二疊-三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石的構(gòu)造動力學(xué)背景還存在著激烈爭議，爭論的焦點在于這些侵入巖的形成是與古特提斯洋還是與古太平洋俯沖閉合有關(guān)？限定該問題關(guān)鍵之一是要了解晚古生代-早中生代古特提斯洋和古太平洋構(gòu)造演化歷史和海南島溝弧盆構(gòu)造格架。

國內(nèi)外學(xué)者對兩大洋的構(gòu)造演化史進(jìn)行了大量研究，本文僅聚焦于二疊-三疊紀(jì)華南板塊與印支陸塊、華南與華北板塊之間的古特提斯洋，以及歐亞大陸以東的古太平洋的洋陸構(gòu)造演化過程。華南板塊與印支陸塊之間古特提斯洋閉合形成的縫合帶在越南段被稱為“松馬(Song Ma)縫合帶”，或者為Song Chay縫合帶(Lietal., 2021a; Wangetal., 2021a)，其沿北西方向延伸進(jìn)入中國境內(nèi)被稱為“哀牢山-金沙江縫合帶”(吳福元等, 2020; 許志琴等, 2013)。松馬古特提斯洋俯沖以及華南-印支陸陸碰撞形成了著名的印支造山帶(Lietal., 2006)。印支造山帶中地層不整合以及巖漿巖記錄了碰撞前時代約為245～290Ma，同碰撞時間約為230～245Ma，碰撞后伸展時間約為200～230Ma(Hieuetal., 2020; Rossignoletal., 2018; Svetlitskayaetal., 2022; Van Thanhetal., 2019; Zhangetal., 2014)。該時代與墨江-綠春-哀牢山弧巖漿巖記錄的構(gòu)造演化過程類似，即俯沖相關(guān)的巖漿巖年齡為249～288Ma，同碰撞巖漿巖并伴隨同期高壓變質(zhì)作用(Zhangetal., 2014)，年齡為237～249Ma，碰撞后巖漿巖年齡為202～235Ma(Xuetal., 2022; 劉匯川等, 2020; 王保弟等, 2021)，說明哀牢山和松馬造山帶具有一致的構(gòu)造演化背景。然而兩者的同碰撞和后碰撞時代與海南島存在顯著差異，海南島同、后碰撞時間分別為255～245Ma和200～245Ma，明顯早于哀牢山(237～249Ma和202～235Ma)，也早于昌寧-孟連縫合帶的后碰撞造山時代(<224Ma, 王保弟等, 2018; 楊天南等, 2019)。這種差異指示海南島島弧帶與哀牢山-松馬島弧帶可能分別受控于古太平洋和古特提斯構(gòu)造域，并且海南島碰撞后巖漿巖的時代(200～245Ma)與哀牢山-松馬同碰撞巖漿巖的時代(230～245Ma)重合，暗示早中生代哀牢山-松馬古特提斯洋的閉合可能對古太平洋板片的東向后撤產(chǎn)生直接影響。

除此以外，海南島、松馬和哀牢山縫合帶中產(chǎn)出的MORB型榴輝巖的年齡也存在顯著不同：出露在海南島北部潮灘鼻-木欄頭附近榴輝巖(圖1b)，原巖島弧玄武巖年齡為364Ma(Xiaetal., 2022)，原巖E-MORB型玄武巖年齡>355Ma，榴輝巖進(jìn)變質(zhì)年齡為330～340Ma，峰期和退變質(zhì)年齡為300～310Ma，金紅石U-Pb年齡為292～297Ma(Liuetal., 2021; 劉曉春等, 2021; 夏蒙蒙等, 2019)，明顯高于松馬-哀牢山榴輝巖的變質(zhì)年齡(230～245Ma)(Nakanoetal., 2010; Zhangetal., 2014)，但與日本Hida Gaien榴輝巖變質(zhì)年齡(347Ma, Yoshidaetal., 2021)類似。另外，日本夜久野(Yakuno)發(fā)育343～385Ma和282～288Ma兩期蛇綠混雜巖(洪文濤等, 2022)，日本島和朝鮮半島發(fā)育大量282～240Ma與大洋俯沖有關(guān)弧巖漿巖(Haraetal., 2018; Ogasawaraetal., 2016; Yietal., 2012)，華南永安盆地中大量260～300Ma碎屑鋯石被認(rèn)為源自與古太平洋俯沖有關(guān)的造山帶(Huetal., 2015)，結(jié)合日本島可能在古生代從華南板塊裂解而來(Isozaki, 2019)，暗示瓊北榴輝巖與Hida Gaien榴輝巖可能具有類似的構(gòu)造背景，其形成與古太平洋(或泛大洋)向歐亞大陸俯沖有關(guān)。該推論也得到黑龍江東部出露晚二疊世-三疊紀(jì)那丹哈達(dá)增生雜巖和同期大量弧巖漿巖(Liangetal., 2021; 杜兵盈等, 2022; 曾振等, 2018)，以及日本二疊紀(jì)Akiyoshi增生雜巖(Isozakietal., 2010)的支持(圖11a)。

從俯沖極性來看，海南島二疊-三疊紀(jì)巖漿巖的走向與古太平洋向歐亞大陸俯沖方向匹配。考慮到新生代海南島發(fā)生了逆時針旋轉(zhuǎn)(Caietal., 2017; Xiaetal., 2022; Zhu, 2016; 梁光河, 2013; 許志琴等, 2016)，我們大致順時針旋轉(zhuǎn)了170°將其復(fù)位到北部灣的位置可見二疊-三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石整體以北東走向展布(圖11b)，該走向與古太平洋向西俯沖的大方向吻合，但與松馬古特提斯洋向華南板塊俯沖的方向及印支造山帶的北西-南東走向近于垂直，這種俯沖極性差異進(jìn)一步支持了海南島二疊-三疊紀(jì)巖漿巖的形成與古太平洋的俯沖有關(guān)。

西側(cè)為島弧，東側(cè)為增生雜巖的弧、盆格局亦與古太平洋的西向俯沖相吻合。二疊紀(jì)邦溪-晨星混雜巖帶廣泛出露變質(zhì)火山巖、硅質(zhì)巖和陸緣碎屑巖等火山-沉積建造，含有N-MORB、OIB和島弧玄武巖型變基性巖，它們的形成時代包括269Ma、270Ma和328～350Ma等(Lietal., 2002; Xuetal., 2007, 2008; Zhouetal., 2021; 李孫雄等, 2007; 李獻(xiàn)華等, 2000; 周云等, 2021)，其中最早年齡接近于潮灘鼻-木欄頭榴輝巖的原巖島弧玄武巖的年齡(364Ma, Xiaetal., 2022)?？偟膩砜?，邦溪-晨星混雜巖帶位于復(fù)位后的海南島東側(cè)，而二疊-三疊紀(jì)島弧巖漿巖帶主體位于西側(cè)(圖1b、圖11b)，結(jié)合混雜巖中一系列北東向斷裂帶可能形成于早中生代-古生代或更早時期(許德如等, 2006)，這種構(gòu)造格局符合古太平洋西向俯沖應(yīng)力方向。

作者在統(tǒng)計華南板塊中、東部晚古生代巖漿巖時空分布時發(fā)現(xiàn)，閩西北斷裂以西的西華夏和揚子板塊大面積出露二疊-三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石，并表現(xiàn)出從北東(杭州-江山)到南西(十萬大山-海南島)巖漿巖年齡逐漸升高的特點(圖11a)，該規(guī)律同樣符合古太平洋板塊西向俯沖的構(gòu)造背景。相比之下，閩西北斷裂以東的東華夏地塊很少發(fā)育該期巖漿巖(圖11a)，我們認(rèn)為它可能是中新生代強烈巨量巖漿作用和多期次構(gòu)造作用將二疊-三疊紀(jì)侵入巖改造或覆蓋，或者東華夏地塊為特提斯域的外來地塊，于中生代早期沿著閩西北走滑斷裂運移就位到西華夏地塊的東部(Linetal., 2018)，兩者焊合后于中新生代共同接受古太平洋的俯沖作用。

5 結(jié)論

(1)露頭1輝綠巖脈走向約20°，鋯石U-Pb年齡245.4±3.8Ma，其圍巖二長花崗巖的鋯石U-Pb年齡為255.3±3.0Ma和255.7±3.2Ma；露頭2輝綠巖脈走向約70°～90°，鋯石U-Pb年齡242.8±3.1Ma。

(2)露頭1輝綠巖TiO2(1.07%～1.18%)和FeOT(8.78%～10.05%)含量低，而MgO(8.60%～9.41%)、Mg#值(62.31～65.02)較高，為鈣堿性系列，具有明顯的Eu負(fù)異常和顯著Th、U、Zr、Rb和Pb等正異常，以及Nb、Ta、Ti和Ba負(fù)異常，(87Sr/86Sr)i=0.707138～0.712797，(143Nd/144Nd)i=0.511884～0.511965，εNd(t)值為-7.01～-8.58，指示其形成于大陸島弧環(huán)境。

(3)露頭2輝綠巖TiO2(2.65%～3.06%)和FeOT(10.58%～12.74%)含量較高，而MgO(4.24%～5.39%)、Mg#值(40.09～45.86)較低，絕大部分樣品具有Eu正異常，Th弱負(fù)異常和Rb、Pb、Nb、Ta和Ti弱正異常，(87Sr/86Sr)i=0.690244～0.717031，(143Nd/144Nd)i=0.512886～0.512915，εNd(t)值為+6.41～+7.93，具有板內(nèi)玄武巖的特征，指示其形成于陸緣裂解環(huán)境。

(4)二長花崗巖含少量角閃石、黑云母，具有較高的SiO2(71.62%～73.72%)、Na2O+K2O(6.60%～9.17%)和Al2O3(平均14.88%)含量，A/CNK(0.97～1.03)值較低，虧損Nb、Ta、Ti、Sr和Ba，富集Rb、Th、U和Pb，為高分異I型島弧花崗巖。

(5)海南島晚二疊-早三疊世侵入巖的走向、碰撞前-同碰撞和碰撞后巖漿巖的時代、榴輝巖的變質(zhì)年齡等均與哀牢山-松馬縫合帶不同，而與日本島弧類似，指示金波晚二疊世二長花崗巖和早三疊世輝綠巖形成于大陸島弧擠壓向伸展過渡的構(gòu)造環(huán)境，為古太平洋板片向歐亞板塊俯沖后撤的產(chǎn)物。早中生代哀牢山-松馬古特提斯洋的俯沖閉合可能對古太平洋板片的東向后撤產(chǎn)生直接影響。

致謝感謝何碧竹研究員組織《青藏高原及鄰區(qū)研究新進(jìn)展》專輯。李海兵研究員和尉建功研究員給予了重要幫助；寫作過程中，與中國地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)查中心周岱高級工程師和黑龍江省地質(zhì)科學(xué)研究所杜兵盈高級工程師進(jìn)行了有益探討，海南省地質(zhì)綜合勘察院梁定勇高級工程師在野外地質(zhì)考察中給予了指導(dǎo)；西北大學(xué)姚金龍教授和中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所馬緒宣副研究員仔細(xì)評審本文并提出了許多寶貴意見，俞良軍主任細(xì)致編查全文并給予非常好的建議，在此一并表示真摯地感謝。