海南岛乐东地区志仲岩体锆石U-Pb年代学、Hf同位素研究及其构造意义

温淑女，梁新权，范蔚茗，王岳军，池国祥，梁细荣，周云，蒋英

(1.中国科学院广州地球化学研究所，同位素地球化学国家重点实验室，广东 广州510640;2.中国科学院大学，北京 100049;3.Department of Geology，University of Regina，Regina，Saskatchewan，Canada S4S 0A2)

0 引言

花岗岩作为组成大陆地壳的重要组成部分，其岩浆作用是大陆地壳内部热和物质传递最主要的机制。近年来，随着大陆动力学研究的兴起，花岗岩的研究受到越来越多的关注，成为探索大陆岩石圈结构、组成与演化的有效探针。通过对花岗岩的研究可以追踪壳－幔相互作用的演化轨迹，进而解译大陆生长、演化的历史。因而，探索花岗岩的成因及其与大陆地壳生长或深部的壳－幔相互作用过程，是花岗岩研究的一个重要前沿课题。海南岛出露有大面积晚古生代－中生代花岗质岩石，对于其精细的时空分布和成因机制，尚缺乏统一的认识。海南岛地处欧亚板块、印度板块及太平洋板块的交接部位，是古特提斯构造域和滨太平洋构造域的叠置区，具有极其复杂的构造－岩浆作用和大地构造演化历史。因此，对区域上花岗质岩浆开展研究工作，为正确理解海南岛在中国东南部和东南亚地区晚古生代－中生代构造和古地理格局具有重要的意义(杨树锋等，1989;Hsü et al.，1990;夏邦栋等，1991;方中等，1993;Metcalfe et al.，1993;陈海泓和肖文交，1998;李献华等，2000a，2000b)。前人对海南岛内广泛分布的海西－印支期花岗岩开展了一些年代学、岩石学以及地球化学等方面的研究工作(夏邦栋等，1990;马大铨等，1991;俞受鋆，1992;方中等，1992，1995;付建明，1996;王大英和云平，1999;许德如等，2003;云平等，2004，2005;李孙雄等，2005)。然而，由于传统研究方法和技术的局限性，如花岗岩的形成时代主要采用Rb-Sr、锆石U-Pb稀释法、颗粒锆石逐层蒸发等方法获得了变化较大的形成年龄。同时基于单一的全岩Sm-Nd同位素结果，可能记录的是经过多次地质事件后、被重置而均一化的混合结果，很难有效识别其岩浆源区的真实信息，特别是壳－幔相互作用的信息。因此，无法有效的约束岛内海西－印支期的花岗质岩浆作用精细的时空展布特征，也就限制了对其物质来源、岩浆演化序列及成岩大地构造背景的理解。

近年来，随着高精度锆石微区年代学和Hf同位素研究的发展，对海南岛内海西－印支期花岗岩的研究再次引起众多学者的关注(谢才富等，2005，2006a，2006b;Li et al.，2006;陈新跃等，2011;周佐明等，2011)。目前在花岗岩的成因机制、产出构造背景等研究取得了一些重要的进展。然而，由于海南岛植被覆盖严重、风化强烈等因素，新鲜的花岗岩露头较少，所以在研究程度上仍较局限。而且，对锆石原位Hf同位素的研究还相对缺乏。由于锆石抗风化和干扰的能力强，其Hf同位素体系具有很高的稳定性，并且大多数锆石中含有0.5% ～2%的Hf，而Lu的含量极低，Lu/Hf比值较低(176Lu/177Hf比值通常小于0.002)，由176Lu衰变生成的176Hf极少，因而所测定锆石的176Lu/177Hf比值基本代表了其形成时体系(即源区)的Hf同位素组成，从而为讨论其源区属性和成因提供了重要信息(Patchett et al.，1982;Knudsen et al.， 2001;Kinny and Mass，2003)。配合其微区的U-Pb年龄测定，锆石的微区Hf同位素数据可以对该锆石的成因演化提供重要的制约参数(吴福元等，2007)。因此，为了更好的讨论花岗岩的岩浆源区及成因过程，对花岗岩中锆石Hf同位素组成的研究也尤为重要。

本文针对海南岛乐东县志仲岩体中的两个黑云母二长花岗岩进行了精确的LA-ICP-MS锆石微区U-Pb定年及其Hf同位素组成的研究，并结合前人研究成果，探讨其形成时代、成因机制及其对海南岛大地构造和岩石圈演化的约束。

1 地质背景和岩相学特征

海南岛是一大陆型岛屿，以琼州海峡与华南大陆相连。该区地层除侏罗系外，从中元古界至第四系，均见出露(汪啸风等，1991a)。中、新元古界抱板群和石碌群主要出露于抱板、大蟹岭、冲卒岭、上安、黄竹岭、石碌等地(张仁杰等，1991;张业明和张仁杰，1997)，是本区出露最古老的地层，由高绿片岩相－角闪岩相变质岩组成。下古生界出露齐全，包括寒武系及奥陶系的浅变质页岩、砂岩、粉砂岩、板岩和下志留统砂岩，其中寒武系仅发育于三亚和万宁地区(姚华舟和黄照先，1999;姚华舟等，1999;曾庆銮等，2003，2004)。上古生界包括有泥盆系灰岩、砂岩、粉砂岩及泥岩，石炭系板岩、变火山岩和二叠系灰岩、砂岩等，主要分布在九所－陵水断裂以北(虞子治，1989;陈培哲等，1997;唐作友和冯少南，1998;胡宁等，2001;张仁杰等，2002;龙文国等，2007)。中生界主要有分布于岛东的下三叠统粗碎屑岩、泥页岩及广泛分布的白垩系红色粗碎屑岩夹泥页岩、火山岩等。海南岛构造形迹复杂，主要以东西向及北东向构造为主，其次为北西向。东西向构造自北向南以王五－文昌、昌江－琼海、尖峰－吊罗及九所－陵水断裂带为代表，北东向构造主要有戈枕断裂和白沙断裂(汪啸风等，1991b)(图1)。

海南岛岩浆活动强烈，岩浆岩分布广泛，具有多期次活动特征。侵入岩占全岛面积的51% ，喷出岩占全岛面积的13%。侵入岩以中－酸性岩为主，其中以海西－印支期花岗岩类分布最为广泛，占全岛面积的40%;其次为燕山晚期的花岗岩类，岩性主要为花岗闪长岩和黑云母二长花岗岩。喷出岩以新生代玄武岩为主，主要分布在王五－文教断裂以北。此外，有少量的元古代和加里东期的花岗岩和基性－超基性火山岩出露(雷裕红，2005)。目前初步填图发现，早二叠世侵入岩体有五指山(包括便文村、什败、行干、什暗、方满等石英闪长岩、二长岩岩体)和育才(包括红水岭辉长辉绿岩、毫老发、抱郎、志仲、乘顺岭等地细粒含斑黑云(二云)二长花岗岩和石英闪长岩)两个超单元;中二叠世有通什侵入岩超单元，包括山牛塘、通什、中林岭、黄山水库等石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩等侵入体;晚二叠世有道票岭和禄马两个花岗岩超单元，包括保国、那佩、东岭、白茶、大田等7个二云母花岗岩侵入体;早三叠世有尖峰1个超单元，包括尖峰岭、黑领、瘦岭、进岭等4个正长花岗岩或花岗斑岩侵入体;中三叠世有袁水、立才、六连岭、万宁4个超单元，包括石墩、长安、六连岭、前锋、结尾等14个黑云母花岗岩或角闪石黑云母二长花岗岩侵入体。显然，广泛分布的早二叠世－中三叠世花岗岩的时空分布以及地球化学性质和形成背景尚有很大的研究空间。

本次研究的两个花岗岩样品(HN0832和HN0909)均采自海南岛乐东县育才超单元志仲岩体(图1)，该岩体呈北东东向展布，侵入下志留统空列村组，北侧和南侧分别被印支晚期及燕山晚期花岗岩侵入。前人所测得的该岩体同位素年龄有锆石Pb-Pb等时线法282±11 Ma及U-Pb谐和曲线下交点253±2 Ma(马大铨等，1991)，年龄值变化较大。样品 HN0832 采自乐东志仲镇(109°14'35″E，18°37'42″N)，岩性为细粒－中粗粒巨斑状黑云母二长花岗岩，片麻状构造，中粒－中粗巨斑状花岗结构，斑晶为钾长石，其主要矿物组成有石英(～30%)、钾长石(～33%)、斜长石(～29%)、黑云母(～8%)，副矿物有磷灰石、榍石、锆石、磁铁矿等。样品HN0909采自乐东千家镇木棉村 (109°10'05″E，18°38'40″N)，岩性为中粒角闪黑云母二长花岗岩，片麻状构造，中细粒似斑状花岗结构，斑晶为钾长石，其主要矿物组成包括有石英(～28%)、钾长石(～35%)、斜长石(～28%)、黑云母(～7%)、角闪石(～2%)，副矿物为榍石、锆石、磷灰石等。具体采样位置见图1。

2 分析方法

新鲜的全岩样品粉碎至0.3～0.1 mm的粒级，经淘洗分选、磁选和重液分离获得富集锆石的重砂。在双目显微镜下挑选出晶形好，无裂隙、透明干净的自形锆石颗粒，在玻璃板上用环氧树脂固定，并抛磨至锆石核部出露，然后进行反射光和透射光照相，并做阴极发光(CL)成像分析，并根据CL图像显示的锆石内部结构选定位置进行微区U-Pb定年和Hf同位素分析。锆石阴极发光图像在中国科学院广州地球化学研究所的JXA-8100电子探针仪器上完成，分析电压为15 kv，电流为3×10－8A。锆石U-Pb定年及Lu-Hf同位素测定工作均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。锆石U-Pb定年工作所用的等离子体质谱仪(ICP-MS)为美国Varian公司生产的820-MS型。锆石原位Lu-Hf同位素测定采用英国Nu Instruments公司生产的Nu Plasma HR多接收器电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)。采用的激光剥蚀系统为德国MicroLas公司生产的GeoLas 200M，该系统由德国Lambda Physik公司的Compex 102 ArF准分子激光器(波长193 nm)以及MicroLas公司光学系统组成。

图1 海南岛地质简图(图中年龄数据引自Li et al.，2006;谢才富等，2006a;陈新跃等，2012)Fig.1 Simplified geological map of Hainan Island(the noted ages are from Li et al.，2006;Xie et al.，2006a;Chen et al.，2012)

锆石原位Lu-Hf同位素分析与锆石U-Pb定年及微量元素分析的ICP-MS使用同一台激光剥蚀系统，对样品进行一次性剥蚀完成，分别由ICP-MS与MC-ICP-MS两台仪器同时采集各自的信号进行测定(Yuan et al.，2008)。激光剥蚀以He作为剥蚀物质的载气，束斑直径为44 μm，激光频率为10 Hz，脉冲能量90 mJ，每个分析点的气体背景采集时间为30 s，信号采集时间为40 s。数据分析前用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610进行仪器的最佳化。锆石年龄采用国际标准锆石91500进行同位素比值分馏校正，每隔5个样品分析点测定一个标样，以保证标样和样品的仪器条件完全一致。在20次锆石分析前后各测一次外标GSE-1G，以29Si作内标来校正锆石中U、Th和Pb等元素的含量，详细的实验流程和仪器参数可参见文献(Yuan et al.，2004)。数据处理采用 GLITTER 4.4 程序(Jackson et al.，2004);加权平均年龄及谐和图的绘制采用ISOPOLT 3.0(Ludwig et al.，2003)完成，分析及计算误差均为1σ。

Lu-Hf同位素组成测定用采用176Lu/175Lu=0.02669(Bievre and Taylor，1993)和176Yb/172Yb=0.5886(Chu et al.，2006)进行同位素异位干扰校正计算测定样品的176Lu/177Hf和177Hf/177Hf比值。在样品测定期间，以标样91500作为外部标准，其176Hf/177Hf推荐值为 0.2823075 ±58(2σ)(Wu et al.，2006)，Mon-1、GJ-1 作为外部参考标准，其176Hf/177Hf推荐值为 0.282739 ± 26(2σ)(Woodhead and Hergt，2005)和0.282015 ± 19(2σ)(Elhlou et al.，2006)。εHf的计算采用176Lu 的衰变常数为 1.867 × 10－11a－1(Scherer et al.，2001)。εHf(t)和Hf模式年龄计算中采用的球粒陨石和亏损地幔的176Hf/177Hf比值分别为0.282772(Blichert-Toft and Albarede，1997)和0.28325(Griffin et al.，2002)，二阶段模式年龄计算中采用平均地壳的fcc为 －0.55(Griffin et al.，2002)。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

图2 代表性锆石颗粒CL图像Fig.2 CL images of representative zircons

大部分锆石以浅棕、浅褐及褐色为特征，无色和紫色锆石少见。透明至半透明，以半透明为主，晶体自形程度较高，多为柱状或短柱状，颗粒长度从150 μm到270 μm，长宽比变化于 1.5 ～3 之间。在阴极发光图像上(图2)，大部分锆石具有岩浆振荡环带，且部分具有核部结构，少数具有扇形分带结构，显示典型岩浆成因锆石特征(吴元保等，2004)。

锆石U-Pb同位素分析结果列于表1，其年龄谐和图见图3。样品HN0832共进行了21个点的分析，具有较高且变化较大的Th、U含量，分别为520～1048 μg/g 和2214 ～3516 μg/g，Th/U 比值变化范围为0.23～0.41，暗示其岩浆成因的特征(吴元保等，2004)。从U-Pb谐和图(图3a)中可见，所有点均落在谐和线及其附近，表明这些锆石形成以来，U-Pb体系保持封闭，没有发生放射成因Pb或U的丢失或加入。21个分析点206Pb/238U表观年龄变化于267～276 Ma，加权平均年龄为 272.4 ±1.5 Ma(95%置信度，MSWD=0.45)，代表了该花岗岩的结晶年龄。

样品HN0909共进行了20个点的分析，与样品HN0832相比，除两个分析点具有较高的Th和U含量(HN0909-05:Th=667 μg/g;U=1988 μg/g;Th/U=0.34 和HN0832-16:Th=1185 μg/g;U=2133 μg/g;Th/U=0.56)外，其他分析点的Th、U含量普遍较低，分别为88 ～562 μg/g和460 ～1703 μg/g。Th/U比值为0.16～0.40，具有岩浆成因的特征。在U-Pb谐和图上(图3b)，大多数点落在谐和线及其附近。其中样品点HN0909-04和HN0909-19明显偏离谐和线，表现为207Pb/235U的比值偏大，可能与207Pb的含量难以测准有关。样品点HN0909-05和HN0909-16稍微偏离谐和线，且年龄值较小，很可能由于其Th、U含量较高，常引起锆石的非晶质化作用，锆石形成时的封闭体系遭破坏，导致了Pb丢失，影响同位素比值的测定。其余16个分析点的206Pb/238U年龄变化于262～284 Ma，其加权平均年龄为271.7±3.0 Ma(95%置信度，MSWD=3.7)，代表该岩石的形成年龄。

表1 海南岛乐东地区志仲岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素测试结果Table1 LA-ICP-MS zircon U-Pb results for the Zhizhong granite from the Ledong area in Hainan Island

图3 样品HN0832(a)和HN0909(b)的锆石U-Pb谐和图Fig.3 Zircon U-Pb concordia diagrams for samples HN0832(a)and HN0909(b)

图4 样品HN0832和HN0909的锆石εHf值和tDM概率直方图Fig.4 Probability plots of εHfand tDMof samples HN0832 and HN0909

3.2 锆石Lu-Hf同位素

锆石Lu-Hf同位素分析结果和εHf与tDM频谱图分别见表2及图4。所有锆石分析点的176Lu/177Hf比值均小于0.002，表明锆石在形成后具有极低量的放射成因Hf积累。样品HN0832的21个分析点

的176Hf/177Hf比值变化于 0.282503 ～0.282613，加权平均值为 0.282568 ± 0.000012(2σ)，εHf(272 Ma)为-3.7 ～ +0.2，加权平均值为-1.49 ±0.42。二阶段 Hf模式年龄(tDM2)变化于 1.29～1.53 Ga，峰值为1.41 Ga。样品HN0909 的20 个分析点的176Hf/177Hf比值变化于 0.282554 ～0.282686，加权平均值为0.282612 ±0.000016(2σ)，εHf(272 Ma)值在零左右波动，其中50%大于0，变化于+0.1～+2.8，对应的二阶段模式年龄(tDM2)为 1.12 ～1.29 Ga;其余点的 εHf(272 Ma)值≤0，为-1.8 ～0，Hf二阶段模式年龄(tDM2)变化于1.30 ～1.42 Ga;所有20个点给出的Hf模式年龄峰值为1.33 Ga。

表2 海南岛乐东地区志仲岩体锆石LA-ICP-MS Lu-Hf同位素分析结果Table2 LA-ICP-MS zircon Lu-Hf results for the Zhizhong granite from the Ledong area in Hainan Island

4 讨论

4.1 岩体的形成时代及岩浆作用特征

关于志仲岩体的形成时代，过去根据岩体之间的侵入接触关系以及传统的锆石Pb-Pb、U-Pb同位素测年结果，将其划分为海西－印支期花岗岩，约为282～253 Ma，年龄值变化较大，具有较大的不确定性。本次获得的两个花岗岩样品的年龄值分别为272.4 ±1.5 Ma和271.7 ±3.0 Ma，在误差范围内一致，表明位于琼中岩基南部的志仲岩体应该形成于约272 Ma，属早二叠世晚期。与前人所报道的位于海南岛北部邦溪地区变质基性岩(269 Ma，Xu et al.，2007)、中部琼中地区过铝质花岗岩(278～269 Ma，谢才富等，2006a)、五指山地区及万宁、陵水等地的片麻状花岗岩的形成时代(262～269 Ma，Li et al.，2006;陈新跃等，2012)相似(见图1)，表明它们属于同期岩浆作用不同幕次的产物，其岩浆作用的特征显示以中酸性侵入岩为主夹少量基性岩浆作用。

4.2 源区属性及其成壳信息

关于海南二叠纪花岗岩的成因及其源区属性前人做过一些研究，如谢才富等(2006a)在琼中地区获得锆石SHRIMP U-Pb年龄为272 Ma的钾玄质侵入岩，明显富集大离子亲石元素和轻稀土元素，强烈亏损Nb和Ta，结合其富集Sr-Nd同位素组成特征(如(87Sr/86Sr)i=0.70859 ～ 0.71425;εNd(t)=－2.77～ －7.49)，认为其来源于 EMⅡ型地幔源区，其源区的富集是与石炭纪－早二叠世华南板块向印支板块俯冲时洋壳及陆源沉积物在深部产生的大量流体 －熔体对亏损地幔的交代有关。Li et al.(2006)在五指山地区获得的锆石SHRIMP U-Pb年龄为267～262 Ma准铝至弱过铝质的花岗片麻岩，地球化学特征指示其为钙碱性I型花岗岩，其初始87Sr/86Sr比值为 0.7074 ～0.7105，εNd(265 Ma)值为－3.07～－7.72，可解释其为玄武质岩浆的分离结晶并混染了部分地壳物质的产物，源区为受到俯冲交代的富集岩石圈地幔。志仲岩体也明显地与琼中和五指山岩体以及菲律宾Mindoro岩体具有一致的岛弧地球化学特征，即相对Ta、Nb、Hf、Zr、Y 和Yb明显富集 K、Rb、Ba、Th、Ce 和Sm(Knittel et al.，2010;Li et al.，2006;Wen et al.，2013 待发表)。这些花岗岩所具有的幔源信息在本次Hf同位素研究中得到进一步证实。两个样品的锆石εHf(t)值变化范围为 －3.7至 +2.8，εHf(t)值有正有负，显示志仲岩体锆石颗粒Hf同位素组成的不均一性和壳幔相互作用特征。根据两阶段Hf同位素模式年龄计算，tDM2(Hf)值变化于 1.12 ～1.53 Ga，形成主要为1.41 Ga的峰值，次要峰值为1.33 Ga，揭示其源区可能主要是由地壳中火成岩物质的重熔而成的。部分锆石的εHf(t)为正值(表2，图5)，说明在其形成过程中有一定比例新生幔源物质的加入。εHf和tDM2在两个样品中有明显的区别，可能是源区不均一、幔源组分加入程度不同所致。这些变化的Hf同位素说明其源区可能为混合的不均一岩浆源区。

此外，志仲岩体所有锆石两阶段Hf同位素模式年龄(tDM2(Hf))所显示的年龄峰值与 Li et al.(2006)所获得的五指山片麻岩的Nd模式年龄(1.29～1.54 Ga)，以及与岛内九所 － 陵水断裂以北的海西 －印支期花岗岩 Nd模式年龄(1.3～2.5 Ga)的统计峰值1.4 ～1.6 Ga相近(许德如等，2001;雷裕红等，2005;谢才富等，2006a;Li et al.，2006)，表明该区在中元古代(～1.4 Ga时期)发生过一次重要的成壳事件，这一事件与海南岛内中元古代花岗质岩浆作用(1400 Ma)相吻合(俞受鋆等，1992;丁式江等，1995;梁新权等，1995;龙文国等，2001;Li et al.，2002;许德如等，2006)。因此，该区早二叠世花岗质岩浆作用很可能是中元古代地壳中老的火成岩物质再循环的产物，同时有一定比例新生地幔物质的参与。如同时期变基性岩的存在(Xu et al.，2007)以及区域上花岗岩普遍具有较低的εNd(t)值(谢才富等，2006a;Li et al.，2006)都是其有力佐证。此外，其变化的εHf(t)值，如在εHf(t)－t演化图上，大多数锆石Hf同位素组成落在元古代地壳与亏损地幔演化趋势线之间(图5)，可能暗示壳－幔混合作用是该岩体花岗岩形成的重要方式，也是该区晚古生代花岗质岩石成因的重要机制。

图5 样品HN0832和HN0909的锆石εHf(t)-t投影图Fig.5 Plot of εHf(t)vs t for zircons from samples HN0832 and HN0909

4.3 构造意义

海南岛由于其所处的特殊构造位置，位于特提斯和太平洋两大构造域的交汇处，目前对于其广泛分布的海西－印支期花岗质岩浆的产出构造背景一直存在争议。一部分学者认为岛内广泛发育的海西－印支期岩浆作用与特提斯洋闭合俯冲及随后的印支与华南板块的碰撞拼合有关(李孙雄等，2005;谢才富等，2006a;唐立梅等，2010;陈新跃等，2012);而另一些研究者认为其岩浆作用与古太平洋的西向俯冲有关，属于华南东南沿海大陆岩浆弧的一部分，指示华南印支造山作用可能开始于早二叠世晚期(约270 ～260 Ma)(Li et al.，2006;Li and Li，2007)。我们对于海南岛二叠纪花岗岩的形成构造背景的认识倾向于前者。其理由是:

(1)海南岛所发育的海西－印支期花岗岩，不论岩石类型或地球化学特征，还是形成时代等诸方面，与三江构造带可以进行对比，而与华南造山带明显的不同。至今为止，在华南内部至东南沿岸所发现的印支期花岗岩主要属于中晚三叠世碰撞型或碰撞后花岗岩，如大容山复式花岗岩基和台马紫苏花岗岩都是典型的S型花岗岩(王德滋和刘昌实，1986;邓希光等，2004;Chen et al.，2011)，可能与碰撞挤压逆冲加厚有关;而呈东西向展布的南岭印支期花岗岩，其形成可能滞后于主碰撞期的伸展阶段(王德滋，2004)。相反，在华南与印支板块之间的三江构造带存在大量的与古特提斯洋俯冲、消亡以及板块碰撞有关的二叠纪－三叠纪的岛弧岩浆岩和碰撞花岗岩，时间跨度比较大，如澜沧江构造带南部金红地区与俯冲有关的282～284 Ma花岗闪长质侵入岩(Hennig et al.，2009)、金沙江晚古生代蛇绿岩带南侧 263～268 Ma侵入杂岩体(Jian et al.，2008)、滇西哀牢山构造带中的代表弧后盆地的287 Ma五素火山岩和265 Ma雅轩桥火山岩(Fan et al.，2010)、Truong Son 造山带 272 ～386 Ma的Dienbien杂 岩 体 (Phan et al.，1991;Lan et al.，2000)，等等。海南岛海西－印支期花岗岩形成时代跨度亦大，从早、中、晚二叠世到早、中、晚三叠世均有发育。岩石形成构造背景也多样，从岛弧型花岗岩到碰撞型或碰撞后花岗岩都有发育(Li et al.，2006;Li and Li，2007;谢才富等，2006a;李孙雄等，2005)，与三江构造带所发育的花岗岩可以进行对比。最近，Knittel et al.(2010)报道了菲律宾Mindoro存在具岛弧地球化学特征的二叠纪花岗岩(250～270 Ma)，它可能与海南海西－印支期花岗岩一样亦处于古特提斯构造带上，与古特提斯的形成有关。考虑到红河－哀牢山走滑带新生代的走滑作用(Tapponnier et al.，1990)，海南岛与菲律宾可能在晚古生代处于相近的位置，同时都处于古特提斯演化的构造带上。显然，古太平洋板块的西向俯冲很难解释这些岩浆作用的时空特征。事实上，目前大多数的学者倾向于认为古太平洋板块的西向俯冲可能始于中侏罗世(Engebretson et al.，1985;Zhou et al.，2000;Wang et al.，2005，2007a;Shu et al.，2008;Morley，2012);

(2)海南邦溪、晨星、美子林等地发育晚古生代变基性火山岩，高度亏损Th、Nb、Ta和轻稀土元素，εNd(t)＞0，与洋中脊玄武岩类似，可能形成于大洋环境(李献华等，2000a，b)。这与金沙江－双沟－Song Ma蛇绿岩在形成时代上(360～300 Ma)基本一致，可能代表了东古特提斯洋东南侧的残片(Gatinsky，1986;Van Due Chuong，1995;Xu et al.，2007)。目前为止，在华南东南沿海以至大陆架尚没有发现同时代的蛇绿岩或基性火山岩出露。

(3)海南岛二叠纪花岗岩以及一些古老的前寒武纪岩石中普遍发育与三江构造带走向一致的印支期NW向定向构造，如琼西公爱及五指山地区NW右行韧性剪切带，其变形年龄为242～245 Ma(陈新跃等，2006;Zhang et al.，2010)。这与三江造山带和越南Truong Son造山带所发育的258～240 Ma NW向右行剪切带在变形时序及构造样式上都非常相似(Lepvrier et al.，1997，2004;Nam et al.，1998;Carter et al.，2001)，暗示它们之间的内在联系。海南岛所存在的NW向韧性构造变形带可能是印支板块与华南板块之间NW向构造体系的南延部分，是古特提斯洋闭合、板块碰撞演化过程中所留下的痕迹。

(4)在越南马江(SONG MA)流域和中国广西右江－十万大山－钦州以及海南等地存在晚二叠世－早三叠世的磨拉石碎屑建造，它们可能是Truong Son印支期造山带前陆盆地沉积组成。马江流域出露晚二叠世－早三叠世砾岩、凝灰质砾岩、砂岩、杂砂岩、细砂岩、粉砂岩和泥质岩等，广西右江－十万大山和广东韶关－肇庆等地发育了类似沉积建造，古水流指向从南－北或西南－北东(Cai and Zhang，2009;Liang et al.，2004;Liang and Li，2005)。海南岛在东方县南龙村和江边乡零星出露早二叠世深水相沉积和晚二叠世海陆交互相中－细碎屑沉积建造，反映了前陆盆地前渊沉积特点。已有的古地磁资料也显示，海南岛发生了由晚石炭世35.8°N－早二叠世21.8°N － 早三叠世16.5°N 的变化，表明海南岛在海西－印支期时发生过大规模的南移或者顺时针旋转(汪啸风等，1991b;Carter et al.，2001;Metcalfe，1999，2000)。

综上，我们认为海南岛早二叠世晚期的岩浆作用应该是古特提斯演化过程中构造岩浆作用的产物，为壳幔相互作用的结果。海南岛现今的地理位置可能与其自晚石炭世开始大规模南移有关。

5 结论

(1)高精度的LA-ICP-MS微区锆石U-Pb定年结果表明，海南岛乐东地区志仲岩体形成于早二叠世晚期，约272 Ma，与岛内变基性火山岩和中酸性侵入岩的形成时间相似，为同期岩浆作用不同幕次的产物。

(2)锆石原位Hf同位素组成暗示志仲花岗质岩浆主要是来源于中元古代火成岩物质的重熔，其对应的二阶段 Hf模式年龄(1.33～1.41 Ga)，暗示了岛内一期重要成壳时间，与区域上花岗岩的Nd模式年龄相吻合。而Hf同位素组成的不均一性和Hf模式年龄的不一致性，可能与源区不均一、新生幔源组分加入程度不同有关。

(3)海南岛内早二叠世晚期花岗岩可能是古特提斯演化过程的产物，并非太平板块西向俯冲的结果。

致谢:衷心感谢海南省地质调查院李孙雄、云平、官军工程师等在野外工作中的热心帮助。

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