海南島印支-燕山期花崗巖年代學格架與成因*

江小燕 衛巍 李獻華,3

花崗巖是大陸地殼的重要組成部分,其形成和演化反映了殼幔相互作用中物質、能量的傳輸和轉化,記錄了地球分異演化和大陸地殼形成與演化及相關地球深部過程等重要信息,是研究地球動力學的重要“巖石探針”(吳福元等,2007)。華南陸塊在晚古生代至中生代期間,發育大規模的巖漿活動(圖1a)、變質作用及構造變形,形成了廣泛分布的巖漿巖及豐富的礦產資源(Zhou and Li, 2000; Zhouetal., 2006; Li and Li, 2007; Lietal., 2012a, 2014, 2020; Maoetal., 2013a; Weietal., 2023)。華南是我國花崗巖研究程度較高的區域,由于該地區花崗巖與大規模金屬成礦作用關系密切,長久以來持續受到地質學家們的關注與研究。但仍有如下一些關鍵問題需要持續深入研究:(1)形成時代:20世紀時已有大量的利用全巖或單礦物K-Ar、Ar-Ar和Rb-Sr等同位素定年方法得出的一批年齡數據,但這些同位素體系的封閉溫度較低,所得到的年齡誤差較大,只能提供大致的形成年齡或者是巖體后期遭受熱事件的年齡,無法對花崗巖精確的時空分布規律提供有效約束。近年來,隨著鋯石微區定年技術的使用,已得到了一批精細的花崗巖年代學數據。而不同學者通過對花崗巖年齡數據進行綜合得出不同的時空分布規律,如Li and Li (2007)得到華南中生代花崗巖隨時間有從沿海向內陸遷移的趨勢,進而提出古太平洋平板塊俯沖模型。而Wangetal.(2013a)則認為華南大陸三疊紀花崗巖無明顯時空分布規律,是碰撞造山的產物。因此,建立精確的時空格架,厘定不同類型花崗巖及其巖石組合的時空關系十分必要。(2)巖石類型:華南中生代巖漿巖以花崗巖為主,且大部分具有很高的SiO2含量(>70%)。這些花崗巖具有一些共同地球化學特征,這些特征除與源區組成物質相關外,很可能與巖漿形成過程有關(Wangetal., 2000)。華南中生代很多花崗巖與單一的沉積巖或火成巖熔融形成的S型或I型花崗巖存在差異。很難確定花崗巖源巖的地球化學特征,導致成因類型也難以厘定(邱檢生等, 2005, 2008; 李獻華等,2007),甚至同一個花崗巖體可以被先后判定為I型、A型或者S型,以至于對巖體的成因和構造解釋均有差異(如佛岡巖體;李獻華等,2007)。因此,準確厘定花崗巖類型是進一步確定其成因和源區性質,合理解析華南中生代構造演化歷史的前提條件。(3)構造背景:古太平洋板塊俯沖模式能夠較好的解釋華南晚中生代的巖漿活動的時空分布規律(Li and Li, 2007; Lietal., 2012b),但用該模式解釋華南晚中生代巖漿活動也存在一些困難,如與經典安第斯型活動大陸邊緣弧以安山巖為主不同,華南晚中生代的火成巖以酸性火山巖占主導(Wangetal., 2013)。另一種主要觀點是:華南內陸印支期花崗巖,斜向逆沖和左旋張扭等陸內變形是其西南側特提斯洋閉合后印支與華南陸塊碰撞,以及北部的華北與華南碰撞的遠程效應的結果(Zhouetal., 2006; Maoetal., 2013b; Wangetal., 2013a;王岳軍等,2022)。另外,古太平洋板片向華南陸塊俯沖的起始時間以及結束時間,以及晚古生代以來的巖漿活動特征與古太平洋板塊的俯沖之間的關系也需要進一步的研究。

圖1 華南印支-燕山期巖漿巖分布簡圖(a,據Li et al., 2012a)及海南島地質簡圖(b,據Li et al., 2006)Fig.1 Schematic map showing the distribution of Mesozoic magmatic rocks distribution in South China (a, modified after Li et al., 2012a) and schematic geological map of Hainan Island (b, modified after Li et al., 2006)

海南島位于華南陸塊南端,其構造位置靠近古太平洋俯沖帶,出露大規模印支-燕山期花崗巖(圖1b),是探討華南花崗巖成因的理想研究區。然而,海南島經歷了多期次的構造運動,發育多期次巖漿活動和構造事件及其疊加以及由此產生的殼幔相互作用、巖漿分異演化等,從而給認識該地區巖漿時空分布和源區屬性等帶來困難。而這些因素也造成了對海南島巖漿構造活動研究認識的復雜局面,使得對于諸如印支-燕山期花崗巖精細的時空分布、成因機制和侵位時的構造體制等關鍵問題上仍存在著諸多爭議(Lietal., 2006; Xieetal., 2006; Jiang and Li, 2014; Yanetal., 2017; Shenetal., 2018; Heetal., 2020;Dilek and Tang, 2021; 劉飛等,2022)。以上問題可以概括為以下幾點:(1)花崗巖年代學格架及成因類型的進一步明確;(2)印支期巖漿活動是印支板塊碰撞為主導還是受古太平洋構造域的控制?(3)燕山期巖漿活動的具體期次及持續時間如何?因此,需要對海南島花崗巖的研究工作進行綜合梳理,準確厘定海南島花崗巖的時空分布,解析花崗巖的源區特征和成巖過程,以更深入地探討華南在印支-燕山期期間的巖漿作用對構造演化的響應和指示?；谏鲜隹紤],本文歸納總結了近年來有關海南島印支-燕山期的花崗巖年齡(微區原位鋯石U-Pb年齡)和地球化學(全巖主微量元素、Sr-Nd同位素及鋯石Hf-O同位素)數據,并結合本文作者針對海南島花崗巖的工作,深入討論了海南島印支-燕山期花崗巖形成的地球動力學過程。

1 區域地質背景

顯生宙以來,中國由華北、華南和塔里木及其他諸多小陸塊拼合而成,位于古太平洋、古特提斯洋和古亞洲洋三大構造域之中,是全球大陸構造演化和深部作用最復雜的大陸(許志琴等,2010;董樹文等,2014)。華南陸塊由東南部的華夏陸塊和西北部的揚子克拉通于新元古代沿江南造山帶拼合焊接而成(圖1a),北部與華北陸塊相鄰,西南部被哀牢山-松馬縫合帶與印支地塊分隔,向西以龍門山斷裂為界與松潘-甘孜地體相鄰(Lietal., 2009; Cawoodetal., 2018)。華南陸塊經歷了漫長而復雜的地質演化,包括多次強烈的板塊拼貼、拉張裂解和多旋回、多期次的構造-巖漿活動事件(Li and Li, 2007; Faureetal., 2009; Lietal., 2014; Cawoodetal., 2018, 2020; Shuetal., 2021)。

海南島是位于我國南緣的大陸型島嶼,以瓊州海峽與華南大陸相連,位于歐亞板塊、印度-澳大利亞板塊和太平洋板塊的交接部位,具有特殊的大地構造位置,受到特提斯構造域和太平洋構造域的雙重作用,經歷了多期次復雜的地殼演化歷史(Lietal., 2002; 葛小月,2003;圖1)。多次強烈的構造運動使海南島形成了東西向、南北向、北東向、北北東向和北西向多種構造形跡(圖1b)。這些不同方向的構造形跡,是控制海南島不同時期沉積建造和巖漿活動的主要構造(汪嘯風等, 1991a)。海南島地層發育較全,除侏羅系尚無可靠證據外,自元古代至第四紀地層皆有分布,但由于后期巖漿活動和構造運動的破壞,不同時代的地層多呈“島狀”展布(汪嘯風等,1991a)。抱板群是目前海南島出露的最老地層,其下部的戈枕村組為混合巖化的斜長片麻巖,其上部的峨文嶺組為片巖和石英巖類,變質程度為高綠片巖相至高角閃巖相、局部達麻粒巖相,原巖可能為復理石沉積,形成時代約為1800～1420Ma(馬大銓等,1997; 龍文國等,2005; Yaoetal., 2017)。石碌群是中元古代的一套火山-碎屑-碳酸鹽序列,其中凝灰巖中的鋯石定年結果為1439Ma(Lietal., 2008; Yaoetal., 2017)。石灰頂組為一套淺海相變質含鐵火山碎屑巖和鎂質碳酸鹽巖建造,最大沉積年齡被限定為1200Ma(Lietal., 2008; Yaoetal., 2017)。下古生界出露齊全,包括寒武系及奧陶系的淺變質頁巖、砂巖、粉砂巖、板巖和下志留統砂巖(姚華舟和黃照先,1999;曾慶鑾等,2003)。上古生界包括泥盆系灰巖、砂巖、粉砂巖及泥巖,石炭系板巖、變火山巖和二疊系灰巖、砂巖等(唐作友和馮少南,1998;胡寧等,2002;龍文國等,2007)。中生界主要為下三疊統粗碎屑巖、泥頁巖及廣泛分布的白堊系紅色粗碎屑巖夾泥巖、頁巖、火山巖等(汪嘯風等, 1991a)。新生界地層出露較全,其中古近紀是一個多中心、多物源、多環境、多旋回的復雜沉積體系,以砂巖和黏土沉積為主,新近系發育多期火山巖(汪嘯風等, 1991a)。

海南島巖漿活動強烈,具有多期次活動特征。侵入體的總面積為12420km2,約占全島面積的37%,90%以上為花崗巖類巖石。其中,以印支-燕山期花崗巖類分布最為廣泛(圖1b),元古代和早古生代花崗巖類零星出露(汪嘯風等, 1991b;海南省地質調查院,2012(1)海南省地質調查院. 2012. 海南省區域地質志. ?？? 1-950)。噴出巖以新生代玄武巖為主,主要分布在王五-文教斷裂以北(汪嘯風等, 1991a)。二疊紀侵入巖面積約為5200km2,以中酸性巖石為主,主要巖性包括石英閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖等,部分具有片麻狀構造(Lietal., 2006; 溫淑女等,2013;Shenetal., 2018; Heetal., 2020)。早二疊世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-長征農場、萬寧縣新風嶺及袁水水庫-崗嶺,中二疊世花崗巖主要分布在東方市、昌江縣、通什市及萬寧樂來一帶,晚二疊世花崗巖類分布在樂東、五指山、萬寧祿馬、東方大田和儋州西慶等地(海南省地質調查院,2012;圖1b)。三疊紀侵入巖面積(約6900km2) 比二疊紀侵入巖面積略大,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、 霓輝石正長巖和石英正長巖,少量輝綠巖、閃長巖和輝長巖等(謝才富等,2006;唐立梅等,2010a;Tangetal., 2013; Yanetal., 2017; Shenetal., 2018;劉飛等,2022)。早-中三疊世花崗巖類主要分布在萬寧進嶺和袁水-儋州-瓊中-樂東和尖峰-昌江保梅嶺等,晚三疊世花崗巖類主要分布在昌江-霸王嶺和瓊海邁州嶺、排嶺等地(海南省地質調查院,2012;圖1b)。侏羅紀巖漿巖出露十分有限。白堊紀巖漿巖廣泛分布,主要為高鉀鈣堿性花崗巖(部分含有閃長質包體)及高鉀鈣堿性中酸性火山巖和雙峰式火山巖,基性巖多以巖脈的形式產出(葛小月等,2003;唐立梅等, 2010b;Wangetal., 2012a; Jiang and Li, 2014; Yanetal., 2017; Dilek and Tang, 2021)?；◢弾r體主要有千家、保城、吊羅山和屯昌復式巖體,另外有一些小巖體如昌化、龍樓、雅亮和天涯海角等(汪嘯風等, 1991b;海南省地質調查院,2012;圖1b)?？傮w來看,海南島晚中生代的侵入巖體主要分布在海南島東南部和西南部,東北部零星出露小巖株(圖1b)。

2 海南島印支-燕山期花崗巖巖相學特征

2.1 印支期花崗巖巖相學特征

海南島印支期花崗巖主要類型有黑云母二長花崗巖和黑云母花崗閃長巖,少數石榴石花崗巖、電氣石花崗巖和二云母花崗巖。根據巖石構造,可以分為片麻狀構造和塊狀構造花崗巖:(1)片麻狀構造花崗巖為早-中二疊世花崗巖,主要分布在島中部地區。中粒-中粗粒巨斑狀花崗結構/中細粒似斑狀花崗結構,斑晶為鉀長石(粒度較大,普遍在0.5～3cm 之間,自形-半自形,沿NE或NEE向定向排列),為同構造花崗巖(葛小月,2003;Lietal., 2006)。主要組成礦物有石英、鉀長石、斜長石,黑云母和角閃石等暗色礦物含量較低,一般呈相對細小顆粒分布于長英質顆粒之間。其中,斜長石半自形-他形,可見聚片雙晶,有些可見簡單的巖漿環帶結構;石英多為細粒集合體;黑云母為片狀,多色性明顯,多呈細粒集合體或鱗片狀集合體出現。副礦物有褐簾石、磷灰石、榍石、鋯石、磁鐵礦等(汪嘯風等, 1991b;葛小月,2003);(2) 塊狀構造花崗巖主要為三疊紀花崗巖,礦物組合無定向,為似斑狀結構(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)、中粗粒結構、粒狀鑲嵌結構等。主要礦物組成為鉀長石、斜長石和石英,暗色礦物主要為角閃石和黑云母。此外還可見褐簾石、磷灰石、榍石、鋯石、鐵鈦氧化物等副礦物(汪嘯風等, 1991b;葛小月,2003)。

2.2 燕山期花崗巖巖相學特征

晚中生代花崗巖巖性主要為黑云角閃二長花崗巖、黑云母二長花崗巖、黑云母正長花崗巖和黑云母花崗閃長巖。主要為塊狀構造,根據結構可以大致分為:(1)似斑狀結構。斑晶為堿性長石,基質為中細?；◢徑Y構。礦物包括堿性長石、斜長石和石英,次要礦物為黑云母和角閃石,副礦物有磷灰石、鋯石和榍石等。堿性長石主要為條紋長石,多為條紋結構,卡斯巴雙晶發育;斜長石見柱狀和板狀,聚片雙晶發育;石英呈他形分布于長石和暗色礦物之間(汪嘯風等, 1991b;葛小月,2003)。(2)花崗結構。主要礦物為堿性長石、斜長石和石英,次要礦物為黑云母和角閃石,副礦物有磷灰石、鋯石和榍石等。其中,堿性長石呈他形板柱狀,主要為條紋長石和微斜長石;斜長石呈自形-半自形板狀,發育聚片雙晶;石英呈他形粒狀,充填于其他礦物空隙之間;黑云母呈自形-半自形鱗片狀;角閃石為半自形-自形,部分綠泥石化。局部可見嵌晶結構,斜長石以及石英被包裹在鉀長石內,且斜長石被鉀長石熔蝕(汪嘯風等,1991b;葛小月,2003)。

3 海南島印支-燕山期花崗巖年代學格架

3.1 印支期花崗巖年代學格架

華南陸塊印支期花崗巖分布廣泛,但是出露面積有限(圖1a)。主要為過鋁質黑云母花崗巖和二云母花崗巖,而準鋁質花崗巖相對較少(Zhouetal., 2006; Li and Li, 2007; Wangetal., 2007)。海南島是華南陸塊印支期花崗巖出露的主要區域(Lietal., 2006)。到目前為止,此階段華南花崗巖的年代學格架及時空分布仍存有爭議:一種觀點認為此期花崗巖分為兩個階段,呈面狀分布,沒有明顯的時空規律(Zhouetal., 2006; Wangetal., 2007; Yuetal., 2007);另外一種觀點是此期巖漿活動連續,不分期次,具有從沿海向內陸逐漸變年輕的趨勢(Li and Li, 2007; Lietal., 2012b)。鑒于此,本文對該期海南島花崗巖體的高精度年齡數據進行總結(電子版附表1),旨在構建可靠的年代學格架,為華南陸塊印支期花崗巖的時空分布提供佐證。

圖2 海南島(a)和華南(b)花崗巖年齡分布頻譜圖Fig.2 Histograms and cumulative probability plots of isotopic ages for granites from Hainan Island (a) and South China (b)

海南島印支期花崗巖遍布全島,早期數據以Rb-Sr等時線法較多,高精度數據多集中于二疊紀中晚期巖漿事件的年齡(謝才富等,2005; Lietal., 2006; Xieetal., 2006; 溫淑女等,2013),而對于大面積的三疊紀花崗巖還需更多精確年齡數據的約束。

圖3 侏羅紀銅鼓嶺花崗巖巖體鋯石SIMS U-Pb年齡圖Fig.3 SIMS U-Pb concordia age plot for zircons from the Jurassic Tongguling granite

綜合近年的微區原位鋯石U-Pb定年結果表明,海南島印支期花崗巖始于早二疊世,集中在中-晚二疊世。目前年齡較老的二疊紀花崗質巖石主要分布在海南島中南部五指山及其鄰區(花崗巖年齡分布于278～254Ma范圍內;Lietal., 2006; Xieetal., 2006;溫淑女等,2013;Shenetal., 2018;Heetal., 2020;劉飛等,2022)。即海南島中南部二疊紀中酸性侵入巖形成時間較早,且持續時間較長。三疊紀花崗巖年齡分布范圍是250～231Ma(葛小月,2003;謝才富等,2006;Yanetal., 2017; Shenetal., 2018; Heetal., 2020; Dilek and Tang, 2021;劉飛等,2022;齊重向等,2023)。巖體遍布全島,巖體呈NE、NEE方向展布?；谝陨蠑祿?海南島印支期花崗巖年齡范圍是278～231Ma,呈連續分布趨勢,以240Ma為主峰期,以及一個次峰270Ma(圖2a)。三疊紀華南大陸上花崗巖的時代范圍為ca. 250～200Ma (圖2b)。海南島位于華南陸塊的更靠海的位置,其巖漿活動時間為ca. 250～230Ma(圖2a)。與華南大陸東南福建、浙江沿海三疊紀花崗巖的活動時代(ca. 250～230Ma)相同,而內陸湖南、江西等地卻出露較年輕的(ca. 230～200Ma)花崗巖體(Li and Li, 2007)。所以總體看來,三疊紀時期海南島巖漿活動與華南東南部在形成時代上顯示出基本一致的特性。

3.2 燕山期花崗巖年代學格架

燕山期是華南陸塊巖漿活動最為強烈的時期,大面積發育的花崗巖使得華南成為大花崗巖省之一(Huangetal., 2015)。除“巖漿間歇期”(ca.125～115Ma),巖漿活動幾乎連續發生(Jiangetal., 2015)。巖漿活動帶大多數與海岸線平行分布,北東向延伸可達1000km(圖1a)?；◢弾r類型主要為二長花崗巖、正長花崗巖和花崗閃長巖,其中白堊紀花崗巖伴隨大量火山巖(Zhouetal., 2006; Li and Li, 2007; Lietal., 2014; Huangetal., 2015)。

海南島燕山期花崗質巖漿活動相對較弱,主要發生于白堊紀,侏羅紀花崗巖漿活動十分有限。早期研究認為海南島沒有侏羅紀花崗巖漿活動(汪嘯風等, 1991b),直到葛小月(2003)在儋縣巖基北部識別出186Ma的花崗巖,表明海南島存在燕山早期的巖漿活動。之后,黃芳燕(2017)發現在陵水斷裂帶上的勤賽地區分布有侏羅紀輝長巖-正長巖套(八寶坡正長巖165.2±1.6Ma)。另外,Xuetal.(2014)報道的亞龍灣地區的碎屑鋯石中有明顯的ca.155Ma的年齡峰值,Jiangetal.(2015)報道白沙盆地鹿母灣群砂巖中的碎屑鋯石存在ca.170Ma的侏羅紀峰值年齡。本文作者在東北部銅鼓嶺海邊識別出161.2±1.2Ma的高鉀鈣堿性I型花崗巖(本文數據見電子版附表2、圖3)。這些發現都表明海南島存在一定規模的侏羅紀巖漿活動。

早期的研究認為海南島燕山晚期的白堊紀巖漿活動發生在ca.110Ma和ca.90Ma兩個時期(Rb-Sr等時線; 汪嘯風等, 1991b)。近些年,已報道的高精度鋯石微區原位U-Pb年齡數據顯示,海南島白堊紀的巖漿活動主要發生于110～90Ma(唐立梅, 2010;Wangetal., 2012a;梁飛剛, 2013; 陳沐龍, 2014; 付王偉等, 2014)。本文作者利用高精度的SIMS鋯石U-Pb定年方法在海南島東南部和南部地區識別出118Ma的花崗巖(華南主陸巖漿間歇期ca. 125～115Ma),在昌江地區識別出若干個ca.95Ma的小花崗巖體(待發表數據)。值得注意的是,海南島東北部73Ma的龍樓巖體,是迄今為止報道的最為年輕的華南中生代花崗巖體,可能暗示華南燕山期巖漿活動持續至ca.70Ma(Jiang and Li, 2014)?？傊?白堊紀花崗巖發育于ca.120Ma,ca.110～90Ma和ca.70Ma三個時期(圖2a),集中于ca. 110～100Ma。缺失150～120Ma的巖漿巖,而這個時期巖漿活動在華南大陸則比較發育(圖2b)。由此可見,在燕山期期間,海南島與華南大陸可能具有不同的巖漿活動期次。

綜上所述,海南島印支期巖漿活動可能起始于 ca. 280Ma持續至ca. 230Ma,無間歇性。而燕山期巖漿活動不連續,呈幕式出現。其中,侏羅紀巖漿活動極少,白堊紀花崗巖大致可分為三期:ca. 120Ma,ca.110～90Ma和ca.70Ma。與華南大陸內部花崗巖活動的差別表現為:(1)海南島印支期花崗巖起始時間早于華南大陸;(2)海南島燕山期花崗巖呈階段性出現,與華南大陸內部“巖漿間歇期”并不吻合。

4 海南島印支-燕山期花崗巖地球化學特征及巖石類型

4.1 印支期花崗巖地球化學特征及巖石類型

二疊紀花崗巖的主量元素變化范圍較大:SiO2(64.0%～75.2%)、Al2O3(12.6%～16.8%)、CaO (0.24%～4.63%)、Na2O (1.91%～4.47%)、K2O (1.99%～8.41%),TiO2(0.07%～1.34%)、MgO (0.24%～2.15%)和MnO (<0.08%)含量相對較低(電子版附表3)。在TAS圖解中多落入亞堿性范圍(圖4a),鋁飽和指數A/CNK值變化范圍 0.91～1.23,從準鋁質到強過鋁質(圖4b),以高鉀鈣堿性為主(圖5)。Harker圖解中,SiO2與TiO2、Al2O3、CaO、MgO和P2O5呈負相關關系(圖5)。雖然這種負相關關系存在多解性,但很可能暗示隨著巖漿演化,斜長石、鈦鐵氧化物和磷灰石等均發生了明顯的結晶分異作用。球粒隕石標準化稀土元素配分圖表現出右傾的稀土配分模式(圖6a),具有明顯Eu負異常。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中,富集大離子親石元素,相對虧損Nb、Ta、Ba、 Sr和Eu (圖6b)?；◢弾r全巖鋯飽和溫度大部分低于800℃。全巖Sr-Nd同位素顯示ISr值變化范圍是0.7039～0.7174,εNd(t)值為-3.1～-9.3,二階段模式年齡1.29～1.78Ga(圖7;電子版附表4)。鋯石微區原位Hf同位素εHf(t)變化從-7.2到2.8(圖8),對應的地殼模式年齡為1.1～1.7Ga(電子版附表5)。

三疊紀花崗巖多為塊狀構造,大面積分布在島內不同區域?；◢弾r的主量元素中SiO2(64.7%～78.9%)、Na2O (2.4%～3.87%)和K2O (3.12%～6.50%)變化范圍較大(附表3),在TAS圖解中落入亞堿性范圍(圖4a)。在SiO2-K2O圖中落入高鉀鈣堿性和鉀玄質區域(圖5)。Al2O3含量從10.9%到15.6%,鋁飽和指數A/CNK值變化范圍 0.88～1.31,從準鋁質到強過鋁質(圖4b)。其他主量元素變化范圍較大,如CaO含量在0.35%～4.14%之間變化,而TiO2(0.06%～1.16%)、MgO (0.03%～1.73%)、MnO (<0.11%)和P2O5(0.01%～0.35%,大部分<0.1%)含量相對較低。Harker圖解中,SiO2與Al2O3、CaO、TiO2、MgO和P2O5呈負相關關系(圖5)。稀土元素配分模式表現出右傾的趨勢(圖6a),以及明顯的Eu負異常。微量元素蛛網圖顯示明顯的Nb、Ta、Sr和Ba 負異常(圖6b)?；◢弾r全巖鋯飽和溫度變化范圍大,從648℃至884℃。在Ga/Al比值和HFSE(Zr+Nb+Ce+Y)判別圖中,部分三疊紀花崗巖落入A型花崗巖區域(圖9)。海南島三疊紀花崗巖的全巖ISr值變化于0.7027～0.7186,εNd(t)值為-1.1～-8.9(圖7)。與二疊紀花崗巖相比,三疊紀的鋯石微區原位Hf同位素變化范圍更大,εHf(t)值變化從1.6到-13.4(圖8a),相應的模式年齡為0.98～1.73Ga(附表5),表明源區由存留年齡為中-古元古代的基底物質組成。少量鋯石微區原位δ18O值較高,為8.9‰～11.4‰(圖8b)。

圖4 海南島印支-燕山期花崗巖TAS圖解(a)和A/CNK-A/NK圖解(b)Fig.4 TAS (a) and A/CNK vs. A/NK (b) diagrams of Indosinian-Yanshannian granites in Hainan Island

圖5 海南島印支-燕山期花崗巖Harker圖解圖5e中實驗巖石學數據來源: 中高鉀玄武質巖石據Sisson et al. (2005); 角閃巖據Patio Douce (1999), Rapp et al. (1991)和Wolf and Wyllie (1994); 英云閃長巖據Singh and Johannes (1996); 變硬砂巖據Montel and Vielzeuf (1997).(f)Fe*=(FeO+0.9Fe2O3)/(FeO+0.9Fe2O3+MgO),據Frost and Frost (2008)Fig.5 Harker-type major and trace element plots for the Indosinian-Yanshannian granites in Hainan IslandData sources for different protoliths of the experimental melts in Fig.5e: medium to high-K basaltic rocks from Sisson et al. (2005); amphibolites from Patio Douce (1999), Rapp et al. (1991) and Wolf and Wyllie (1994); tonalites from Singh and Johannes (1996); metagraywacks from Montel and Vielzeuf (1997). (f) Fe*=(FeO+0.9Fe2O3)/(FeO+0.9Fe2O3+MgO) from Frost and Frost (2008)

圖6 海南島印支-燕山期花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(標準化數值來自Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE diagrams and primitive mantle-normalized trace element diagrams of the Indosinian-Yanshannian granites in Hainan Island (normalization values from Sun and McDonough, 1989)

圖8 海南島印支-燕山期花崗巖鋯石Hf同位素圖解(a)及O同位素圖解(b)Fig.8 Plots of zircon εHf(t) vs. age (a) and δ18O vs. age (b) for the Indosinian-Yanshannian granites in Hainan Island

圖9 海南島印支-燕山期花崗巖A型花崗巖類型判別圖解(據Whalen et al., 1987)FG代表分異花崗巖; OGT代表未分異的M-,I-和S型花崗巖Fig.9 Discrimination diagrams for the Indosinian-Yanshannian A-type granites in Hainan Island (after Whalen et al., 1987)FG: fractionated felsic granite; OGT: unfractionated M-, I- and S-type granites

4.2 燕山期花崗巖地球化學特征及巖石類型

海南島侏羅紀花崗巖出露極為有限,本文報道作者識別出的一個侏羅紀161Ma花崗巖體的露頭(圖3),巖體由粗粒黑云母花崗巖組成。綜合前人工作中發現的182Ma黑云母二長花崗巖數據,探討侏羅紀花崗巖的地球化學特征及巖石成因。在TAS圖解中侏羅紀巖漿巖落入花崗巖系列(圖4a),為準鋁質到弱過鋁質(ACNK=0.98～1.06; 圖4b)。其SiO2=70.3%～73.8%,Al2O3=13.4%～14.9%,CaO=1.51%～2.20%,P2O5=0.04%～0.11%(附表3),具有高鉀鈣堿性特征(圖5e)。FeOT/(MgO+FeOT)比值0.72～0.85,落入鎂質花崗巖范圍(圖5f)。TiO2、Al2O3、K2O和P2O5與SiO2呈現明顯的負相關系(圖5)。微量元素以高Sr、Ba、Zr元素含量及低Nb、Ta含量為特征。球粒隕石標準化稀土元素配分圖上,樣品的稀土元素配分曲線呈右傾趨勢,呈LREE富集,HREE虧損的模式,具有相對弱到中等的Eu負異常(0.40～0.79)(圖6e)。原始地幔標準化圖解中,富集Rb、Th-U,虧損Nb-Ta、Sr(圖6b)。Ga/Al比值變化范圍2.06～2.80,Zr+Ce+Y+Nb總量小于350×10-6(僅有一個樣品為399.7×10-6,但其Ga/Al比值為2.44)(圖9)。根據Boehnkeetal.(2013)修正的全巖鋯飽和溫度計算公式,獲得的溫度為692～759℃。兩個侏羅紀巖體的ISr為0.7062～0.7160,εNd(t)為-9.8～-3.6(圖7),相應的二階段模式年齡1.2～1.8Ga。作者對銅鼓嶺花崗巖進行的微區原位鋯石Hf-O同位素分析結果顯示,它們具有較為均一的Hf-O同位素組成,176Hf/177Hf為0.282642～0.282787,εHf(t)值從3.8到-2.0(主要集中在-1～0之間)(圖8),對應的大陸地殼模式年齡為0.96～1.27Ga。δ18O值變化為6.3‰～7.2‰(圖8)。綜合以上地球化學特征,海南島侏羅紀花崗巖為I型花崗巖,巖漿演化過程中經歷了一定程度的分離結晶作用。

海南島燕山期主體白堊紀花崗巖主量元素變化范圍較大。SiO2為63.3%～77.6%,Al2O3在12.0%～16.8%之間變化、CaO含量為0.14%～3.92%,Na2O和K2O含量分別為2.41%～5.21%和2.75%～6.05%,TiO2(0.03%～0.66%)、MgO (0.03%～2.12%)和P2O5(0.005%～0.27%,大部分<0.1%)含量較低(附表3)。在TAS圖解中,它們落入亞堿性范圍(圖4a),以高鉀鈣堿性為主(圖5e)。A/CNK=0.90～1.17,絕大多數為準鋁質到弱過鋁質(圖4b)。主量元素SiO2與Al2O3、CaO、TiO2、MgO和P2O5呈明顯的負相關關系(圖5)。在球粒隕石標準化圖解中,總體表現出輕稀土富集重稀土虧損(圖6a),但(La/Yb)N比值(0.91～67)及Eu異常程度變化較大。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中,富集大離子親石元素(Rb、Th、U等),虧損高場強元素Nb-Ta(圖6b)。全巖鋯飽和溫度變化范圍667～820℃。大部分樣品具有低的Ga/Al比值和高場強元素含量(Zr+Nb+Ce+Y),落入I型或S型花崗巖區域(圖9)。全巖的初始Sr同位素比值為0.7057～0.7121(大多數點小于0.7090),εNd(t)值變化于-3.9～-7.1(圖7),相應的二階段模式年齡為1.0～1.5Ga之間。這一時期鋯石的Hf同位素組成,176Hf/177Hf值為0.282459～0.282752,εHf(t)值為-6.3至+2.4(圖8),Hf同位素二階段模式年齡為1.0～1.7Ga。具有相對均一的O同位素組成形成高斯分布,δ18O=6.9‰～8.3‰(圖8),平均值為7.4±0.5‰(2SD)。綜合以上地球化學信息表明,海南島白堊紀巖體都屬于I型花崗巖。根據微量元素構造環境判別指標,這些花崗巖很可能形成于島弧或活動陸緣環境(圖10)。

5 海南島印支-燕山期花崗巖源區及成因討論

圖10 海南島印支-燕山期花崗巖構造背景判別圖解(據Pearce et al., 1984)VAG: 火山弧花崗巖; syn-COLG: 同碰撞花崗巖; WPG: 板內花崗巖; ORG: 洋脊花崗巖Fig.10 Tectonic discrimination diagrams for the Indosinian-Yanshannian granites in Hainan Island (after Pearce et al., 1984)VAG: volcanic arc granite; syn-COLG: syncollisional granite; WPG: within-plate granite; ORG: ocean ridge granite

Chappell and White (1974)基于對澳大利亞Lachlan褶皺帶(Lachlan Fold Belt,LFB)的研究,通過特征礦物(如S型花崗巖含有堇青石和石榴子石,I型花崗巖含有角閃石)和地球化學指標(如A/CNK值)將花崗巖分為I型和S型,并提出I型花崗巖源區物質組成為相對均勻的變火成巖,而S型花崗巖的源區物質為變沉積巖。但需要注意的是LFB 的基底物質組成比較單一,所以S型和I型花崗巖的區分比較明顯,其他具有復雜演化歷史的大陸是否可以用特征礦物和A/CNK等指標準確區分I型和S型花崗巖卻尚存疑慮(吳福元等,2015)。如華南大陸經歷多期次構造運動,基底物質組成比較復雜,所以其熔融形成的花崗巖無特別明顯的巖相學和地球化學特征。另外,巖漿演化過程中的結晶分異,也導致花崗巖組分趨近于低共熔花崗巖組分,即近相等的石英和兩種長石含量的花崗巖(Chappell and White, 2001; Jahnetal., 2001;吳福元等,2015)。盡管無明顯的巖相學特征和簡單地球化學參數(如A/CNK)比較難以區分華南的I型和S型花崗巖,但是一些元素的協變關系(如I型花崗巖的SiO2和P2O5呈負相關關系,S型花崗巖的P2O5隨SiO2增加無明顯降低的趨勢;Chappell, 1999;李獻華等,2007)和微區原位同位素數據(如鋯石氧同位素,起源于變沉積物的花崗巖的鋯石δ18O值通常大于9‰,甚至可以達到15‰;Kempetal., 2006)可以對類型的劃分提供有力證據。而A型花崗巖相對較容易區分,因其通常具有堿性暗色礦物或明顯的地球化學特征,如高Ga/Al比值和高場強元素含量(Collinsetal., 1982; Whalenetal., 1987; Eby, 1992)。

5.1 印支期花崗巖源區性質及成因討論

海南島二疊紀花崗巖的鉀長石斑晶定向于NE或NEE方向,并且被發現定向礦物的粒間存在代表殘余熔體存在的微粒交生結構,可能指示了其侵位時受到了區域應力場的作用(謝才富,2002;Lietal., 2006; Xieetal., 2006)。這些花崗巖普遍以準鋁質-弱過鋁質為主,具有大陸島弧I 型花崗巖特征,可能暗示形成于板塊匯聚的擠壓環境(Lietal., 2006; Heetal., 2020;劉飛等,2022)。關于海南二疊紀花崗巖的成因及其源區屬性前人做過一些研究,如Lietal.(2006)在五指山地區識別出的267～262Ma 準鋁至弱過鋁質的片麻狀花崗巖,地球化學特征指示其為鈣堿性I型花崗巖,源區組分為經歷分異的幔源的鎂鐵質-中性巖漿與地殼熔體混合。劉飛等(2022)在海南島中部金波地區識別出的二疊紀花崗巖為高分異I型花崗巖。這些花崗巖在Pearce圖解中分布在火山弧和同碰撞花崗巖區域中(圖10),指示它們可能形成于板塊匯聚的擠壓環境。全巖同位素暗示古-中元古代殼源物質參與了花崗巖巖漿的形成。該認識與海南島晚二疊世通什、大嶺、長塘嶺、石碌等巖體的成因類似(溫淑女等,2013; Yanetal., 2017; Heetal., 2020)。此外,也有少量同期S型花崗巖(呂方等,2023)和A型花崗巖的報道(謝才富等,2005; Yinetal., 2022)。海南島二疊紀花崗巖全巖εNd(t)值為-9.3～-3.1(圖7),鋯石εHf(t)變化為-7.2～2.8(圖8),表明在巖漿過程中除古老地殼組分外,還有虧損同位素特征的基性組分參與。

海南島三疊紀花崗巖主微量元素變化范圍較大,類型多樣,具有S型、I型和A型花崗巖。部分花崗巖鋯石微區原位δ18O值較高(9.2‰～11.4‰),說明此部分花崗巖很可能由變質沉積物部分熔融而成,為S型花崗巖。另一部分花崗巖具有堿性長石含量高和黑云母富鐵的礦物學特征,地球化學顯示貧鎂富鐵的特征(圖5),以及高Ga/Al比值(10000×Ga/Al=2.57～4.12)和高HFSE含量(Zr+Nb+Ce+Y=320×10-6～849 ×10-6)(圖9),可以判斷這些巖體為A型花崗巖。三疊紀大部分花崗巖為準鋁質到弱過鋁質,P2O5含量與SiO2含量呈現明顯的負相關系,為高鉀鈣堿性 I型花崗巖(圖5)。同時,三疊紀也發育245～237Ma 基性巖(輝長巖、輝綠巖和閃長巖)和244Ma 霓輝石正長巖等巖石類型(唐立梅等,2010a;Tangetal., 2013;何慧瑩等,2016; Shenetal., 2018; Dilek and Tang,2021;劉飛等,2022)。這些特征指示了它們形成于伸展構造背景。

溫度是花崗巖形成時的重要物理化學條件之一,對巖漿溫度的估算是理解花崗巖成因的重要方面(Watson and Harrison, 1983; Boehnkeetal., 2013)。全巖鋯石飽和溫度計結果顯示印支期花崗巖的鋯石飽和結晶溫度范圍較大。鑒于Zr含量和SiO2含量之間的關系(圖5h),計算的最高鋯石飽和溫度為SiO2含量在約 68%時可能接近代表巖漿初始熔融溫度(Collinsetal., 2016)。所以,初始巖漿溫度可能在750℃左右,低于角閃石或黑云母脫水熔融溫度。如前所述,從同位素地球化學特征上看,海南島此期花崗巖類巖石很可能是地幔玄武質巖漿底侵引起古-中元古代中基性下地殼部分熔融的產物,而較低的鋯石飽和溫度(ca. 750℃)可能暗示了巖漿熔融過程中水的存在。

根據以上分析,結合前人研究,本文提出一個研究區內可能的大規模巖漿巖成巖的模型(圖11)。隨著印支期古太平洋板片向華南大陸內陸平板俯沖,洋底高原南界在大容山附近,由于受力差異在此部位發生板片撕裂(Jiaoetal., 2015),海南島位于正常俯沖角度的大洋板片之上,故海南島在印支期后可能處于板片后撤所造成的伸展環境下。在含水條件下,巖漿初始熔融溫度會大量降低,鈣堿性巖漿初始熔融溫度可能在700℃左右(Collinsetal., 2016)。海南島印支期S型(278～241Ma)與I型(272～233Ma)花崗巖根據全巖鋯飽和溫度計計算得到的巖漿溫度主要在650～750oC范圍之間,與此一致(未發表數據)。Collinsetal.(2016)指出在環太平洋造山帶,巖漿弧底部發生地殼部分熔融的臨界溫度>700℃(0.8GPa),當含水基性巖漿底侵時會引起部分熔融。但基性巖漿固結時,析出水量不足以滿足大量巖石發生水飽和熔融,所以巖漿體系為水不飽和熔融(Weinberg and Hasalová, 2015)。在俯沖帶構造背景下,P-T條件變化或不同含量的轉熔礦物進入熔體時,水致熔融過程可產生不同成分的花崗質熔體,尤其是源區存在多種巖石類型的條件下更為顯著(Holtzetal., 2001; Davidsonetal., 2007; Symingtonetal., 2014)。另有部分A型花崗巖(257～225Ma;未發表數據)可能是已有花崗巖熔體產生析出的源區中殘留麻粒巖相物質在高溫下再次熔融產生。因此,在此古太平洋板片俯沖作用下,海南島印支期發育具有不同地球化學性質的花崗巖。

圖11 海南島早二疊世-三疊紀構造演化卡通圖(據Jiao et al., 2015改編)Fig.11 Cartoon of Indosinian tectonic evolution process of Hainan Island (modified after Jiao et al., 2015)

5.2 燕山期花崗巖源區性質及成因討論

海南島燕山期花崗巖以準鋁質到弱過鋁質為主,不同于S型花崗巖的強過鋁質特征(A/CNK通常大于1.1; Chappell, 1999)。同時,燕山期花崗巖具有低的FeOT/MgO值、Zr、Nb、Y和LREE含量及10000×Ga/Al (<2.7)(圖5、圖9),明顯不同于A型花崗巖(Collinsetal., 1982; Whalenetal., 1987)。另外,鋯石δ18O值不超過8‰(圖8),也低于S型花崗巖δ18O值(Valley,2003)。以上特征表明,海南島燕山期花崗巖以I型花崗巖為主,部分經歷了高分異過程。

圖12 海南島印支-燕山期花崗巖分離結晶過程圖解(據Janou?ek et al., 2004)Pl-長石;Kfs-鉀長石;Bt-黑云母;Ms-白云母;Amp-角閃石;Grt-石榴石Fig.12 Plots of Indosinian-Yanshannian granites in Hainan Island illustrating that fractional crystallization is responsible for chemical variations of the granites (after Janou?ek et al., 2004)Pl-plagioclase; Kfs-K-feldspar; Bt-biotite; Ms-muscovite; Amp-amphibole; Grt-garnet

實驗研究表明角閃巖、變硬砂巖、英云閃長巖和玄武質巖石熔融都可以形成花崗巖類巖石(Rappetal., 1991; Vielzeuf and Montel, 1994; Rapp and Watson, 1995; Singh and Johannes, 1996; Montel and Vielzeuf, 1997; Patio Douce, 1999; Sissonetal., 2005)。而高鉀鈣堿性I型花崗巖通常由鈣堿性和高鉀鈣堿性鎂鐵質或中性巖部分熔融形成(Rappetal., 1991; Roberts and Clemens, 1993; Rapp and Watson, 1995)。Sissonetal.(2005)利用中-高鉀玄武質組分為初始物質,熔融得到的花崗質熔體K2O含量較高(SiO2>65%, Na2O/K2O<1),與燕山期花崗巖中SiO2含量較低的花崗巖成分相似。徐德明等(2006)報道瓊中地區古-中元古代斜長角閃巖、斜長角閃片麻巖的SiO2含量為51.34%～58.94%,屬于基性-中基巖類。K2O/Na2O值較高(>0.6),表現出高鉀的特點,在SiO2vs. K2O 關系圖上落入高鉀鈣堿性系列巖系區。因此,中-高鉀變玄武質巖石最有可能是海南島燕山期I型花崗巖的源巖。

I型花崗巖是殼內變火成巖部分熔融形成的產物(Chappell and White, 2001),也可能有地幔物質的直接參與(于津海等,2005;Kempetal., 2007)。海南島燕山期巖漿活動以長英質為主,目前尚未有大規模與花崗巖伴生的基性組分的發現,這些巖石直接起源于地幔的可能性較小。海南島此期花崗巖全巖Sr-Nd同位素組成(ISr=0.7057～0.7160,εNd(t)=-9.8-～3.6)顯示富集的同位素特征。依據全巖Nd同位素計算的二階段模式年齡和鋯石Hf同位素大陸地殼演化模式年齡表明巖石源區為古元古代晚期到中元古代(1.0～1.8Ga)的地殼物質。已有研究表明海南島最古老的基底包括>1.4Ga的變巖漿巖和變沉積巖(Lietal., 2008),其εNd(t)值范圍為-8.7～-2.7(譚忠福等, 1991; 張業明等, 1997; 許德如等, 2000, 2001, 2006; 雷裕紅等, 2005)。故可能是不同階段的基底巖石部分熔融形成了此期巖漿巖。此期花崗巖鋯石Hf同位素組成(εHf(t)=-6.3～2.4)表明源區有幔源年輕組分加入,暗示這些花崗巖很可能是古老地殼物質與虧損幔源巖漿相互作用的產物。在白堊紀伸展環境下,海南島發育多期次巖漿活動。海南島白堊紀發育的鎂鐵質巖墻群具有與弧相關玄武巖的地球化學屬性,可能是俯沖交代巖石圈地幔部分熔融的產物(葛小月等, 2003;唐立梅等, 2010b;Dilek and Tang, 2021)。在俯沖大陸邊緣的弧環境下,軟流圈持續上涌會促使上覆巖石圈地幔的部分熔融產生基性巖漿。隨后,這些基性巖漿上升并底侵到海南島下地殼底部誘發其部分熔融產生島內高鉀鈣堿性I型花崗巖。

6 海南島印支-燕山期花崗巖的構造背景啟示

前人對海南島印支-燕山期的巖漿活動、變質作用和構造行跡開展了大量工作,但仍有兩個方面存在較大爭議:(1)印支期巖漿活動是印支板塊碰撞為主導(古特提斯構造域)還是受古太平洋俯沖作用(古太平洋構造域)的控制?(2)燕山期巖漿活動的期次及持續時間。

6.1 印支期:古太平洋還是古特提斯構造域?俯沖何時啟動?

目前,關于海南島印支期巖漿巖的形成于何種構造背景仍存在廣泛的爭議。Lietal.(2006)在海南島識別出ca. 270Ma的高鉀鈣堿性I型、具有原生片麻狀構造的花崗巖,認為其是印支期構造事件的產物,綜合巖相古地理和巖石地球化學特征,提出這些海南島二疊紀片麻狀花崗巖代表古太平洋向華南俯沖的起始。后期學者們通過不同方面的研究工作對此模式提供支持證據。如陳澤超(2013)通過構造解析認為海南島早中生代構造事件的運動學表現為上部指向NE的變形,變形年齡為250～243Ma;Jiangetal.(2015)通過對海南島內最大的陸相盆地中碎屑鋯石的分析,認為海南島巖漿活動是華南陸塊印支期巖漿活動的重要組成部分;Shenetal.(2018)、Dilek and Tang (2021)和劉飛等(2022)對海南島印支期巖漿活動及構造變形的工作也支持此觀點。另一方面,Xieetal.(2006)通過對早-中二疊世偏堿性巖石的研究,提出它們受控于東古特提斯洋北支的閉合。這一觀點也得到了許多學者的支持。如陳新躍(2006)和 Zhangetal.(2011)從構造解析的角度,提出海南島發育的早三疊世NW向韌性剪切帶及中-晚三疊世NE向的褶皺帶和韌性剪切帶,分別是印支板塊與華南陸塊碰撞及后期伸展的結果;其他學者主要通過對花崗巖年代學和地球化學方面的分析工作,認為是古特提斯演化過程中構造-巖漿作用的產物(溫淑女等,2013;Yanetal., 2017; 溫淑女和龐崇進,2018; Heetal., 2020)?？傊?關于控制海南島印支期巖漿活動的構造背景觀點可以分為古太平洋構造域和古特提斯洋構造域兩類。

高鉀鈣堿性花崗巖通常出現在兩種構造環境中:一種是活動大陸邊緣或大陸弧環境;另一種是大陸碰撞導致的地殼加厚后造山垮塌環境(Roberts and Clemens, 1993; Barbarin, 1999)。形成于大陸弧環境下的花崗巖通常富集不相容元素,且元素和同位素顯示出流體或沉積物組分加入的特征(Hildreth and Moorbath, 1988; Luhr, 1992; Roberts and Clemens, 1993)。海南島印支期花崗巖主要為準鋁質-弱過鋁質的高鉀鈣堿性巖石,沒有淡色花崗巖等典型地殼加厚環境下的巖石出露,且富集大離子親石元素。尤其值得注意得是全巖鋯石飽和溫度和鋯石氧同位素暗示存在流體或沉積物組分。另外,海南島二疊紀侵入巖中不僅有典型鈣堿性I 型花崗巖(Lietal., 2006),也出現鉀玄質中性侵入巖(Xieetal., 2006)。其微量元素特征與俯沖有關的鉀玄質巖漿的特征相似,暗示了俯沖的構造背景。此外,也有學者報道形成于伸展構造背景受俯沖流體交代作用影響的富集地幔源區的245～237Ma基性巖(Tangetal., 2013;劉飛等,2022)。

海南島印支期花崗巖可以分為具有片麻狀的同構造特征的(同造山278～250Ma)和塊狀的(后造山245～225Ma)兩個階段(葛小月,2003; Shenetal., 2018;劉飛等,2022)。與此同期,在西菲律賓、日本島和朝鮮半島發育大量282～240Ma與古太平洋俯沖有關的巖漿巖(Knitteletal., 2010; Yietal., 2012; Ogasawaraetal., 2016; Haraetal., 2018)。而受控于古特提斯洋俯沖以及華南-印支陸陸碰撞形成的松馬-哀牢山縫合帶的巖漿活動則分為同造山(250～230Ma)和造山后伸展(240～220Ma)(Faureetal., 2014; Liuetal., 2015; Van Thanhetal., 2019; Hieuetal., 2020; Svetlitskayaetal., 2022; Xuetal., 2022)。從變質作用角度,海南島發育原巖為364Ma的大洋玄武巖、進變質和峰期-退變質的時代分別約為340～330Ma和310～300Ma的榴輝巖(夏蒙蒙等,2019; Xiaetal., 2022;劉曉春等,2022)。與西南日本發育的晚古生代榴輝巖(Hida Gaien 榴輝巖峰期變質年齡347Ma,Yoshidaetal., 2021)類似,但明顯早于松馬-哀牢山榴輝巖的變質年齡(247～230Ma)(Nakanoetal., 2008, 2010; Zhangetal., 2013, 2014a; Jietal., 2020)。此外,考慮到新生代青藏高原隆升造成的大規模走滑(許志琴等,2016;Caietal., 2017),可將海南島復位到北部灣的位置(圖13)。從巖漿巖空間分布來看,海南島印支期巖漿巖整體以NE走向展布方向(圖13),與古太平洋向西北俯沖的大方向吻合,但與古特提斯洋NW-SE向的俯沖近于垂直(劉飛等,2022)。這種俯沖極性差異進一步支持了海南島印支期巖漿巖的形成與古太平洋的俯沖有關。還有一點值得注意的是,海南島西北的廣西十萬大山發育向NNW的逆沖,被認為是古太平洋俯沖的影響(張岳橋等,2009)。綜上,我們傾向于海南島大規模印支期巖漿活動是古太平洋石炭紀-早二疊世向華南陸塊俯沖的產物。

6.2 燕山期花崗巖構造背景:巖漿活動期次以及俯沖持續時間

燕山期海南島內巖漿活動明顯不同于華南大陸的巖漿活動。島內侏羅紀巖漿巖出露十分有限,而白堊紀巖漿活動相對較多。以往的研究顯示白堊紀的花崗質巖漿活動主要發生于ca.110～100Ma(Wangetal., 2012a;Xuetal., 2016; Sunetal., 2018; Dilek and Tang, 2021),而基性巖脈活動有135Ma、117～105Ma和96～81Ma三期(葛小月等,2003;唐立梅等,2010b;Dilek and Tang, 2021)。本文作者通過精細的SIMS U-Pb鋯石年代學研究,識別出島內118Ma、101～93Ma(待發表數據)和73Ma的花崗巖,表明海南島白堊紀花崗質巖漿活動也可分為三期,至少持續至晚白堊世末期73Ma(Jiang and Li, 2014)。

盡管海南島的花崗巖活動的時間分布不如華南陸塊內部廣泛,但基性脈巖的活動期次總體上與粵北、江西和福建沿海在古太平洋俯沖后撤的伸展背景下的白堊世基性巖脈(ca. 140Ma、ca. 105Ma、ca. 90～80Ma)的形成時代相對應(李獻華等,1997;葛小月等,2003;唐立梅等,2010b;Dilek and Tang, 2021; Guoetal., 2021)。海南島白堊紀基性脈巖SiO2含量介于49%～57%,高Al2O3、低TiO2含量,屬于高鉀鈣堿性系列巖石,稀土元素配分形式和微量元素配分形式相似于活動大陸邊緣或島弧火山巖,富集的同位素信息暗示源區為EMII型富集地?；蛱潛p地幔與EMII地?；旌闲纬?葛小月等,2003;唐立梅,2010; Dilek and Tang, 2021)。

圖13 華南印支期花崗巖分布圖(據Chen et al., 2014; Li et al., 2012a; Replumaz and Tapponnier, 2003改編)Fig.13 Distribution of Indosinian granintes in the South China Block (modified after Chen et al., 2013; Li et al., 2012; Replumaz and Tapponnier, 2003)

圖14 白堊紀ca.120Ma華南大陸邊緣巖漿活動分布簡圖(據Shao et al., 2015;Hennig-Breitfeld et al., 2021改編)Fig.14 Sketch map of possible location of ca. 120Ma magmatic activities in continental margin of South China (modified after Shao et al., 2015; Hennig-Breitfeld et al., 2021)

華南巖漿活動整體上存在ca.125～115Ma的“巖漿間歇期”(圖2b;Jiangetal., 2015; Lietal., 2015; Weietal., 2015, 2023),但在海南島卻有該段時間內巖漿巖的發現,如白沙盆地鹿母灣群碎屑鋯石年齡存在ca. 120Ma峰期(Jiangetal., 2015),以及本人發現的ca. 118Ma花崗巖體(待發表),均表明存在ca.120Ma的巖漿活動。這與大陸內部巖漿活動的差別暗示這期的巖漿活動很可能主要發生在華南大陸的邊緣或外側(圖14)。盡管華南大陸主要水系中均無ca.120Ma的碎屑鋯石,但在臺灣島南部恒春半島中新世增生楔(Zhangetal., 2014b)以及西菲律賓陸塊變沉積物中(Suggateetal., 2014; Yanetal., 2018; Shaoetal., 2019)均有此期碎屑鋯石。另外,在南海微陸塊中也發現ca. 130～110Ma的花崗巖及火山巖(Yanetal., 2010, 2014; Lietal., 2018)。而在新生代南海張開前,這些微塊體都曾是華南大陸的一部分(Chungetal., 1997; Shaoetal., 2015)。另外,也有學者認為古太平洋俯沖時所馱負的西菲律賓微陸塊與華南的碰撞是造成華南大陸ca. 130～105Ma的向北西的逆沖推覆變形和巖漿活動微弱的主導機制(Faure, 1989; Lietal., 2015; Weietal., 2015, 2023),但西菲律賓陸塊是一個面積稍小的陸塊,該碰撞僅僅影響了華南部分區域,東亞活動陸緣仍處于古太平洋俯沖影響之下(Weietal., 2023及其中參考文獻)。事實上,正是因為古太平洋的俯沖,才導致西菲律賓陸塊不斷靠近華南,并最終在130～110Ma期間與華南發生碰撞(Weietal., 2023)。綜上所述,ca.120Ma期間古太平洋板片的俯沖導致了華南和西菲律賓微陸塊間的增生,造成了長樂-南澳構造帶的變質變形及華南大陸的“巖漿間歇期”,但仍有巖漿弧活動存在。

古太平洋板塊的俯沖主導華南晚中生代巖漿活動及構造演化過程是毋庸置疑的(Li, 2000; Zhou and Li, 2000; Zhouetal., 2006; Li and Li, 2007; Lietal., 2014)。關于華南東南部中生代巖漿活動的截止時間,通常認為是ca. 90～85Ma (Chenetal., 2004, 2008; Wongetal., 2009; Lietal., 2014; Cuietal., 2021),即安第斯型活動大陸邊緣在此時停止,之后轉換進入西太平洋型活動大陸邊緣。另有一種觀點認為古太平洋板塊向華南東南部的俯沖結束于新生代早期56Ma(火山巖;Chenetal., 2016)。Jiang and Li(2014)利用高精度SIMS U-Pb鋯石定年技術測得龍樓花崗巖結晶年齡為晚白堊世晚期坎帕階73Ma,是目前為止華南東南部發現的最為年輕的晚中生代花崗巖。而且,在東亞大陸邊緣的其他地區也識別出了同期的巖漿活動,如韓國94～71Ma的花崗巖以及同期被認為是俯沖產生的玄武巖(Sagongetal., 2005; Martynovetal., 2006; Hwang, 2011; Zhangetal., 2012),日本西南部受俯沖影響的白堊紀巖漿活動持續至70Ma(Nakajima, 1996; Moriokaetal., 2000; Yuharaetal., 2000, 2003; Sonehara and Harayama, 2007)。這些晚白堊世巖漿巖均形成于古太平洋俯沖作用下的活動大陸邊緣。因此,古太平洋板片向華南陸塊俯沖引起的安第斯型巖漿活動可能持續至ca.70Ma。

7 結論

綜合前人有關海南島印支-燕山期花崗巖的數據和作者的研究工作,本文劃分了海南島印支-燕山期花崗巖巖漿活動期次、探討花崗巖的成因類型及區域構造動力學機制,取得的主要認識如下:

(1)通過統計文獻中已發表的高精度年齡數據和作者本人工作得出,大面積分布于海南島中東部地區的印支期花崗巖,形成于278～225Ma,早于華南印支期花崗巖。燕山早期侏羅紀巖體出露極其有限,作者新識別出161Ma的黑云母二長花崗巖。燕山晚期白堊紀花崗巖呈幕式出現,主要集中于ca. 120Ma、ca. 110～90Ma和ca. 70Ma三個階段。其中,海南島龍樓73Ma花崗巖是華南迄今為止發現的最年輕的中生代巖漿巖,代表華南燕山期巖漿活動的結束。

(2)依據地球化學特征,印支期花崗巖可分為S型(278～241Ma)、I型(272～233Ma)和A型(257～225Ma)花崗巖。S型和I型花崗巖的巖漿初始熔融溫度較低(平均<750℃),可能是含水熔融過程的產物。A型花崗巖的巖漿初始熔融溫度較高(>800℃),是脫水熔融的產物,源區可能經歷過前期巖漿的提取。燕山期花崗巖均為高鉀鈣堿性I型花崗巖,為古老基底部分熔融的產物,同位素組成暗示可能存在年輕幔源組分的加入。

(3)結合他人在構造和巖石方面的工作,作者認為海南島印支期(早-中二疊世至中三疊世)為同一期次連續巖漿活動,形成于古太平洋俯沖的構造背景下。燕山晚期,海南島與西菲律賓、日本西南端、朝鮮半島南端和臺灣島的巖漿活動記錄,支持古太平洋俯沖的構造背景,俯沖過程及其所導致的活動大陸邊緣可能持續至ca.70Ma。

致謝感謝海南地調院陳沐龍院長、云平和周進波高級工程師在海南野外工作期間的指導。感謝中國科學院地質與地球物理研究所離子探針實驗室全體人員在實驗中給予的諸多幫助。論文寫作過程中曾同長安大學陳璟元副教授進行了有益的探討;兩位匿名審稿人對完善本文提供諸多建設性建議;俞良軍主任細致編查全文并給予寶貴建議;在此一并表示真摯的感謝。