古太平洋板片晚二叠-早三叠世俯冲后撤：来自海南岛弧岩浆作用的制约*

刘飞 杨经绥 冯光英 牛晓露 李观龙 张超凡

二叠-三叠纪之交是华南和华北板块及邻区重要的地质活跃期，发生了华南板块与华北板块碰撞、印支地块与华南板块碰撞、Sibumasu地块向印支-华南板块增生、日本岛弧从欧亚板块裂离、峨眉山地幔柱活动和全球生物大灭绝等重要地质事件，并伴随古太平洋向欧亚大陆俯冲、古特提斯洋和古亚洲洋消减闭合等一系列洋、陆演化过程(Huetal., 2017; Kim and Ree, 2013; Metcalfe, 2021; Wakitaetal., 2021; Wangetal., 2018; 沈树忠等, 2019; 吴福元等, 2020; 许志琴等, 2021; 杨经绥等, 2021; 朱日祥等, 2022)。在此期间，华南板块、华北板块和东北陆块出露了大量与陆陆碰撞和大陆伸展相关的岩浆岩(Chenetal., 2011; Gaoetal., 2017; Lietal., 2006; Wangetal., 2013; Yinetal., 2022; 陈婕, 2020; 陈泽超等, 2013; 程顺波等, 2018; 杜兵盈等, 2022; 焦骞骞等, 2020; 李响等, 2021; 周岱等, 2021a, b)，形成华南三叠纪大规模的W-Sn-Nb-Ta-Li等多金属矿床(Huangetal., 2020; Lietal., 2021;Maoetal., 2021; 舒良树等, 2021)，以及华北板块北部210～247Ma金矿带(Baietal., 2019; Wenetal., 2020; Yuetal., 2020)。中国中东部晚古生代-早中生代岩浆岩的成因、岩浆演化过程等研究逐渐清晰，但它们的构造动力学背景、转换机制和转换时间仍存在争议：有学者认为这些岩浆岩与二叠纪古太平洋(或泛大洋)向欧亚大陆俯冲和板片后撤有关(Dilek and Tang, 2021; Françoisetal., 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)，也有学者认为与古特提斯洋俯冲闭合及华南板块与印支地块碰撞和碰撞后伸展有关(Caoetal., 2022; Metcalfe, 2013; Svetlitskayaetal., 2022; Xiaetal., 2022; Yanetal., 2017; Yinetal., 2022)，或与峨眉山地幔柱活动有关(周岱等, 2021a)。对于碰撞和伸展构造的转换时间，普遍认为同碰撞时间为230～247Ma(Wangetal., 2016; Xuetal., 2022; Yuetal., 2022)，但碰撞后伸展阶段的时代存在争议：部分学者认为华南板块南部的伸展时间发生在200～235Ma(Maoetal., 2013; Zhaoetal., 2013)，或开始于244～250Ma(谢才富等, 2005, 2006; 周岱等, 2021b)。

海南岛位于华南板块南端，出露大量晚古生代-早中生代岩浆岩，它不仅是古特提斯洋和古太平洋构造域交汇的重要区域，也是探讨华南克拉通中生代早期从挤压向伸展构造转换的理想研究区。本文在总结中国东部二叠-三叠纪与俯冲、碰撞和碰撞后伸展相关岩浆岩数据的基础上，对海南岛中部岩浆岩开展了地质调查，报道了金波辉绿岩脉及其围岩二长花岗岩的锆石U-Pb年龄、全岩地球化学和Sr-Nd同位素数据，追溯了它们的岩浆源区、成因和构造背景，探讨了中国东部二叠-三叠纪从挤压至伸展的构造转换过程，该研究对认识晚古生代以来古太平洋和古特提斯洋在中国东部的构造动力学背景具有重要限定意义。

1 区域地质背景和样品特征

显生宙以来的中国大陆位于特提斯洋、(古)太平洋和古亚洲洋三大构造域之中，长期处于全球巨型动力学体系汇交部位，它由华北、华南和塔里木板块及其它诸多小陆块拼合而成，是全球大陆构造演化和深部作用最复杂的大陆(董树文等, 2014; 许志琴等, 2010; 张国伟等, 2011；图1a)。华北板块是世界上最古老的克拉通之一，保存有3.8Ga陆壳残余，由鄂尔多斯和冀鲁辽两大太古宙陆核于～1.85Ga沿华北中部造山带碰撞拼合完成克拉通化(Zhaoetal., 2005)，中元古代之后便进入了稳定克拉通发展阶段，直到晚古生代一直保持基本稳定的特征(Chuetal., 2009; 翟明国, 2010; 朱日祥等, 2011)。晚二叠世至早三叠世，华北板块与北部的西伯利亚板块沿索伦缝合带最终拼合(刘飞等, 2013a; 牛晓露等, 2015)，并受到东侧古太平洋板块的俯冲影响，形成那丹哈达(完达山)地体以及与俯冲相关的晚二叠-早三叠世岩浆岩(Liangetal., 2021; 杜兵盈等, 2022; 李三忠等, 2017; 周建波等, 2018)。

图1 欧亚大陆东部地质简图(a,区域构造据Lin et al., 2018; Mao et al., 2014; Metcalfe, 2021; Shu et al., 2021; Wang et al., 2022; 刘飞等, 2019)和海南岛区域地质简图(b,据Dilek and Tang, 2021修改)

华南板块由扬子陆块与华夏陆块于新元古代(820～980Ma)沿江南造山带焊接拼合形成(Linetal., 2008; Shuetal., 2021; Yaoetal., 2019; 王孝磊等, 2017)，分布在罗迪尼亚超大陆边缘，经历了短暂(760～810Ma)造山带伸展作用后，转入以南华系为标志的盖层沉积演化阶段，一直延续到以浅海相岩石为代表的晚古生代至中三叠世地层(230～400Ma)(Metcalfe, 2021)。期间，早古生代加里东期和中生代印支期(220～240Ma)分别发生强烈的造山作用，形成区域性构造角度不整合和广泛的岩浆作用，并且从晚三叠世开始整个区域转为陆相沉积。华南板块与华北板块于～247Ma发生初始碰撞(Maetal., 2021a)，并在 225～240Ma发生陆陆碰撞形成苏鲁-大别超高压变质带(葛肖虹等, 2009)。华南板块与南部的印支地块被哀牢山-松马缝合带分隔，向西与松潘-甘孜地体以龙门山断裂为界(Wangetal., 2018)。在华南板块南侧大量出露晚二叠-早三叠世花岗质岩石，普遍被解释为陆内造山的产物。

海南岛以五指山和鹦哥岭为隆起中心，中间高耸四周低平(图1b)。根据古生物、地形地貌、岩浆岩、地层和铁、金等矿产分布特征，海南岛普遍被认为是自古新世以来由于印度-欧亚板块碰撞的远程效应而从华夏地块南端的北部湾裂离出去的(Caietal., 2017; Xiaetal., 2022; Zhu, 2016; 梁光河, 2013)，大规模逆时针旋转发生在23～40Ma，该过程与南海洋盆的构造演化密切相关(许志琴等, 2016)。

海南岛主要断裂带有三组走向，分别呈北东、近东西和北西向(图1b)，其中北东向断裂主要为一系列断隆和断陷构造线，它们可能形成于早中生代-古生代或更早时期；近东西走向的断裂主要有王五-文教、昌江-琼海、尖峰-吊罗和九所-陵水等断裂带(许德如等, 2006)。王五-文教断裂以北主要出露新生代玄武质岩石，以南至九所-陵水断裂主要出露中元古代抱板群、新元古代石碌群和石灰顶组等前寒武结晶基底、寒武系和奥陶系浅变质页岩、砂岩和板岩等地层，以及晚古生代砂岩、板岩夹变火山岩、灰岩等(何慧莹等, 2016; 许德如等, 2000; 于亮亮, 2016)。抱板群是目前海南岛最老地层，包括下部戈枕村组混合岩化斜长片麻岩(原岩以中酸性火山岩为主夹杂砂岩、泥岩等)和上部峨文岭组为类复理石沉积韵律发育的片岩和石英岩类(原岩为泥岩、砂质泥岩和砂岩等)(胡军等, 2020; 龙文国等, 2005; 张业明等, 2005)，整体经历了高绿片岩相至高角闪岩相、局部达麻粒岩相区域变质作用(高维等, 2022)，形成时代约为1450～1800Ma(Xuetal., 2013, 2015; 马大铨等, 1997)，混合岩化的时代在1364～1457Ma之间(李孙雄等, 2013)，这些地质特征与西华夏地块云开地区高洲杂岩中的变质火山沉积岩系十分类似(张业明等, 2005)。石碌群和石灰顶组为一套浅海相变质含铁火山碎屑岩和镁质碳酸盐岩建造，前者沉积时代为830～960Ma(许德如等, 2007)，赋存有沉积变质型铁矿和热液型铜镍钴等多金属矿(陈沐龙等, 2011)，可能形成于华南地幔柱活动导致罗迪尼亚超大陆裂解的陆缘盆地环境(Xuetal., 2014)。石灰顶组以石英砂岩或石英岩为主的类磨拉石建造，下部发育冰积砾岩，上部发育间冰期的含砾泥岩，推测在罗迪尼亚大陆聚合前海南岛与劳伦大陆有密切关系，而华南则处于澳大利亚和东南极之间(于亮亮, 2016)。

沿昌江-琼海断裂带附近的邦溪-军营、儋州南丰松涛水库-屯昌晨星农场一带出露石炭-二叠系碎屑岩夹变质火山岩和硅质岩等火山-沉积建造(李孙雄等, 2007)，又称邦溪-晨星变质岩带，或者邦溪-晨星混杂岩带(李献华等, 2000; 周云等, 2021)。该套岩石普遍发育线理、片理和片麻理等构造，主要构造线呈NNE走向(Xuetal., 2007; 许德如等, 2006)，包含269Ma变基性岩(斜长角闪岩)、270Ma玄武岩、早石炭世(328～350Ma)和早古生代(433～453Ma、514～527Ma)以及元古代(1165Ma)等岩石，主要为洋岛玄武岩(OIB)型、正常洋中脊玄武岩(N-MORB)型和岛弧型火山岩(Lietal., 2002; Xuetal., 2007, 2008; Zhouetal., 2021; 周云等, 2021)。该混杂岩被普遍解释为古特提斯洋闭合后印支地块与华南板块之间的缝合带，并与哀牢山-宋马缝合带相连(李献华等, 2000)。最近在海南岛东北端的木栏头-潮滩鼻发现了石炭纪原岩为MORB大洋属性的榴辉岩，其原岩年龄364Ma，峰期变质年龄330～340Ma，退变质年龄300～310Ma，被解释为古特提斯洋向大陆俯冲的一系列高压变质产物(Liuetal., 2021; Xiaetal., 2022; 刘晓春等, 2021)。

海南岛侵入岩广泛发育，具有元古代、早古生代、晚古生代和中生代等多期岩浆活动特征(Yinetal., 2022)，约占全岛面积的48.96%，其中以海西-印支期花岗岩类分布最为广泛(图1b、图2)，占侵入岩总面积73%，其次为燕山期的花岗岩类，约占侵入岩总面积26%，元古代和早古生代花岗岩类零星出露(海南省地质调查院, 2012(1)海南省地质调查院. 2012. 海南省区域地质志. 海口: 1-950)。早二叠世(270～287Ma)花岗岩类主要分布于海南岛昌江邦溪-霸王岭-石碌-长塘岭、乐东县大安水库-毛阳-长征农场、万宁县新风岭及袁水水库-岗岭；中二叠世(261～265Ma)花岗岩主要分布在东方市、昌江县、通什市及万宁乐来一带；晚二叠世(251～259Ma)分布在乐东-五指山-万宁禄马-东方大田-儋州西庆等。早中三叠世(228～251Ma)花岗岩类主要分布在万宁进岭和袁水-儋州-琼中-乐东万车和尖峰-昌江保梅岭等。晚三叠世花岗岩类主要分布在昌江-霸王岭和琼海的迈州岭和排岭等地(海南省地质调查院, 2012)。总的来看，二叠-三叠纪花岗岩类沿着东方-昌江-白沙-儋州、乐东-五指山-琼中-屯昌、万宁-琼海三个带呈北北东走向分布(图1b)。

研究区位于白沙县金波乡英歌采石场内(图2)。采坑内可见多条灰黑色辉绿岩脉侵入于粗粒二长花岗岩中，本文开展了两处露头的野外观察和系统采样工作。露头1和2相距约100m。露头1的GPS坐标：19°17′15.18″N、109°11′41.67″E、181m，辉绿岩脉走向约20°，宽约0.8～1.0m不等(图3a)，采样20HN02-1～8。露头2的GPS坐标：19°17′12.83″N、109°11′44.32″E、177m，辉绿岩脉走向70°至90°不等，主体近东西走向(图3b)，此露头的岩脉宽度变化较大，从2～8cm至0.8～1.0m不等(图3c, d)，最宽可达约2m，采样20HN02-9～20。辉绿岩呈灰黑色，细粒斑状结构，块状构造，局部可见黄铜矿和黄铁矿聚集体(图3e)。二长花岗岩露头较好，风化程度较低，风化面呈黄褐色，新鲜面呈灰白色，似斑状结构，斑晶主要为钾长石和石英，钾长石粒度较大，普遍在0.5～3cm之间(图3f)，角闪石等暗色矿物含量较低，一般呈相对细小颗粒或不规则细脉状分布于长英质颗粒之间。显微镜下，露头1和2基性岩脉均为辉绿玢岩，呈细粒似斑状结构和辉绿结构，斑晶主要为斜长石(图4a, b)，基质主要为半自形-他形单斜辉石、斜方辉石和斜长石，此外可见少量角闪石和暗色矿物，其中角闪石晶形较好，呈独立矿物存在。露头2基性岩脉整体蚀变较强，斜长石斑晶较露头1略小， 斜长石多为自形晶， 单斜辉石呈半自形-他形晶充填在斜长石间架结构中形成典型的辉绿结构，普遍可见辉石的绿泥石化(图4c, d)，以及斜长石的绿帘石化和高岭土化(图4d)，局部可见黄铜矿和黄铁矿分布其中(图3e、图4c)。露头1和2花岗岩均较为新鲜，中粗粒结构、粒状镶嵌结构、包含结构等，矿物组合未发育定向性结构，主要矿物组成为钾长石(35%～40%)和斜长石(10%～15%)，石英(45%～50%)(图4e)，暗色矿物含量较低，主要为角闪石和黑云母(图4f)，此外还可见榍石、锆石等副矿物，镜下可见长石不同程度绢云母化。

图2 金波花岗岩的区域地质图

图3 金波粗粒二长花岗岩和辉绿岩脉的野外照片

图4 金波二长花岗岩和辉绿岩的显微镜下照片

2 测试方法

全岩主、微量元素和Sr、Nd同位素测试在南京聚谱检测科技有限公司完成。样品消解流程如下：(1)酸法消解：称取40mg全岩粉末置于聚四氟乙烯溶样弹中，加入0.5mL浓硝酸和1.0mL浓氢氟酸，溶样弹经钢套密封后放入195℃烘箱加热3天，确保彻底消解。盛放消解液的溶样弹在电热板上蒸至湿盐状，加入1mL内标Rh，再加入5mL 15%硝酸，重新密闭溶样弹，放入195℃烘箱过夜；(2)约6mL消解液转移至离心管中， 经天平称重。取一部分适当稀释 (相对于固体重量，稀释因子2000倍)，以溶液雾化形式送入Agilent 7700x ICP-MS测定微量元素；取另一部分适当稀释(相对于固体重量，稀释因子500倍)，以溶液雾化形式送入Agilent 5110 ICP-OES测定除Si以外的Na、Mg、Al、P、K、Ca、Ti、Mn和Fe等主量元素；(3)碱熔消解：称取30mg全岩粉末置于银坩埚中，加入150mg氢氧化钠粉末，均匀混合，在650℃马沸炉加热20min。熔融物经盐酸中和，转移至离心管中，经天平称重。取一部分适当稀释(相对于总固体重量，稀释因子250倍)，以溶液雾化形式送入Agilent 5110 ICP-OES测定Si元素。原地质矿产部岩石类GSR、水系沉积物GSD标物作为主量元素的质控盲样；美国地质调查局USGS岩石类标物BHVO-2和AGV-2作为微量元素的质控盲样。以上待测样品被随意放入两个盲样作为比对检测，测试结果见表1。

表1 海南金波辉绿岩、二长花岗岩的全岩主量(wt%)和微量元素(×10-6)成分

续表1

Sr同位素化学前处理与质谱测定流程如下：(1)硅酸质岩石粉末置于聚四氟乙烯溶样弹中，加入0.5mL浓硝酸与1.0mL浓氢氟酸，溶样弹经钢套密封后放入195℃烘箱加热3天，确保彻底消解。消解液在电热板上蒸干，转化为1.5mL 1.5mol/L的HCl介质；(2)样品溶液经Biorad AG50W-X8阳离子交换柱，先淋洗出高场强元素，接着用2.0mol/L HCl去除基体元素和Rb，接着用2.5mol/L HCl淋洗接收Sr组分。此步骤的Sr组分可能含有其它杂质元素，经蒸干转化为2.5mol/L HNO3介质，再经Sr特效树脂进一步提纯，最后以纯水淋洗并接收Sr组分。Sr特效树脂使用1次后即抛弃；(3)纯Sr组分被蒸干后，先用1.0mL 2%稀硝酸溶解，将其作为母液；取其中100μL稀释成1.0mL，在Agilent 7700x四极杆型ICP-MS上测定Sr准确含量；再用2%稀硝酸将Sr母液稀释成2.0mL 50×10-9的Sr；(4)上机溶液经Cetac Aridus Ⅱ膜去溶系统引入，在Nu Plasma Ⅱ MC-ICP-MS上测定87Sr/86Sr同位素比值。测定过程中，采用86Sr/88Sr=0.1194 内部校正仪器质量分馏，Sr同位素国际标准物质NIST SRM 987作为外标校正仪器漂移。

Nd同位素化学前处理与质谱测定流程如下：(1)样品溶液经Biorad AG50W-X8阳离子交换柱，先淋洗出高场强元素，接着用2.0mol/L HCl去除基体元素和Rb，然后用2.5mol/L HCl去除Sr，最后用6.0mol/L HCl淋洗并接收总稀土组分；(2)总稀土组分经蒸干后转化为0.12mol/L HCl介质，滴进LN交换柱，先用0.12mol/L HCl淋洗出轻稀土LaCePr，接着用0.18mol/L HCl淋洗并接收Nd，最后用0.4mol/L HCl淋洗出Sm；(3)Nd组分被蒸干后，先用1.0mL 2%稀硝酸溶解，将其作为母液；取其中100μL稀释成1.0mL，在Agilent 7700x四极杆型ICP-MS上测定元素准确含量；再用2%稀硝酸将母液稀释成2.0mL 50×10-9的Nd；(4)上机溶液经Cetac Aridus Ⅱ膜去溶系统引入，在Nu Plasma Ⅱ MC-ICP-MS上测定Nd同位素比值。测试过程中，采用146Nd/144Nd=0.7219内部校正仪器质量分馏，Nd同位素国际标准物质JNdi-1作为外标校正仪器漂移。Sr、Nd同位素测试结果见表2。

表2 金波二长花岗岩和辉绿岩的全岩Sr、Nd同位素成分

锆石分选在首钢地质勘察院完成，采用常规粉碎、重液浮选和电磁选方法筛选出锆石精样，在双目镜下挑选锆石颗粒。锆石环氧树脂制靶和锆石阴极发光(CL)图像拍摄在中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学实验室进行。锆石U-Pb定年在南京宏创地质勘查技术服务有限公司微区分析实验室使用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICPMS)完成。激光剥蚀平台采用Resolution SE型193nm深紫外激光剥蚀进样系统(Applied Spectra，美国)，配备S155型双体积样品池。质谱仪采用Agilent 7900型ICPMS(Agilent，美国)。采用束斑直径50μm、剥蚀频率10Hz、能量密度3.5J/cm2、扫描速度3μm/s的激光参数剥蚀NIST 612，调节气流以获得高的信号强度(238U～6×105cps)、低的氧化物产率(ThO/Th<0.2%)。选用100μm束斑线扫NIST 610对待测元素进行P/A调谐。总的扫描时间约为0.23s。锆石样品固定在环氧树脂靶上，抛光后在超纯水中超声清洗，分析前用分析级甲醇擦拭样品表面。采用5个激光脉冲对每个剥蚀区域进行预剥蚀(剥蚀深度～0.3μm)，以去除样品表面可能的污染。在束斑直径30μm、剥蚀频率5Hz、能量密度2.5J/cm2的激光条件下分析样品。数据处理采用Iolite程序(Patonetal., 2010)，锆石91500作为校正标样，GJ-1作为监测标样，每隔10～12个样品点分析两个91500标样及一个GJ-1标样。通常采集20s的气体空白，35～40s的信号区间进行数据处理，按指数方程进行深度分馏校正(Patonetal., 2010)。以NIST 610作为外标，91Zr作为内标计算微量元素含量。本次实验过程中测定的91500(1061.5±3.2Ma，2σ)、GJ-1(604±6Ma，2σ)年龄在不确定范围内与推荐值一致。锆石U-Pb定年结果见表3。

表3 金波二长花岗岩和辉绿岩的锆石U-Pb定年结果

续表3

3 测试结果

3.1 全岩地球化学

全岩地球化学测试的样品包括二长花岗岩(n=7)、辉绿岩(n=9)以及被基性岩浆混合的花岗岩(n=3)。侵入二长花岗岩的辉绿岩样品较新鲜，全岩LOI=0.63%～4.05%，平均1.71%。露头1、2辉绿岩的SiO2、Al2O3、CaO、K2O、Na2O和P2O5的成分差异不大，SiO2为48.17%～49.52%，平均48.33%，Al2O3为14.41%～15.61%，平均15.00%，CaO为7.45%～10.40%，平均9.06%，Na2O为1.83%～3.53%，平均2.55%，K2O为0.98%～4.68%，平均2.75%，P2O5为0.40%～0.49%，平均0.44%。然而露头1、2辉绿岩的TiO2、MgO、MnO、FeOT的含量差异明显，露头1样品的TiO2(1.07%～1.18%)和FeOT(8.78%～10.05%)含量相比露头2样品(TiO2=2.65%～3.06%和FeOT=10.58%～12.74%)低，而露头1辉绿岩的MgO(8.60%～9.41%)、Mg#值(62.31～65.02)和MnO(0.29%～1.16%)含量比露头2样品(MgO=4.24%～5.39%、Mg#值=40.09～45.86和MnO=0.23%～0.30%)高。

金波花岗岩的全岩成分烧失量较低(LOI=0.52%～1.19%，平均0.91%)。露头1、2花岗岩样品普遍具有较高的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%)含量较低。Na2O/K2O介于0.49～2.60之间，平均0.89， 相对富K。A/CNK=0.97～1.03。此外露头2的3个花岗岩样品(20HN02-15、-18和-19)，由于被少量基性岩浆混入(图3b, d, f)，其地球化学成分存在显著的混合特征，主量元素含量普遍位于二长花岗岩和辉绿岩之间(表1)。在SiO2-(K2O+Na2O)图解中亦同样显示类似的规律，散布于正长岩和二长岩的范围内(图5a)，此外露头1内的花岗岩和辉绿岩样品的Na2O+K2O含量普遍比露头2样品含量低，所有花岗岩样品落入亚碱性系列范围，而大部分辉绿岩落入碱性系列范围(图5a)。考虑到K和Na元素含量易受后期蚀变的影响，使用Nb/Y-Zr/TiO2图解进行进一步岩性判别，露头2中辉绿岩样品落入碱性玄武岩和亚碱性玄武岩的分界线上，结合这些样品TiO2含量普遍大于2.6%，判断其为碱性辉绿岩；而露头1辉绿岩分布在亚碱性玄武质岩和安山岩的分界线上(图5b)，在(K2O+Na2O)-FeOT-MgO分类图上落入钙碱性玄武岩系列范围内(图5c)。露头1二长花岗岩样品绝大部分为中钾至高钾钙碱性系列，而露头2花岗岩样品为钾玄岩系列(图5d)，露头1和2花岗岩的A/CNK值介于0.97～1.03之间，为准铝质花岗岩(图5e)。在SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)分类图解中，所有样品属于铁质花岗岩，除了受基性岩浆混合的3个花岗岩样品外，其它样品均分布在A、I和S型花岗岩的重叠区(图5f)。

图5 金波二长花岗岩和辉绿岩的岩石分类图解

露头1、2辉绿岩的稀土和微量元素含量和配分模式差异较大，露头1中辉绿岩TiO2含量平均值低(1.13%)的4个样品的稀土元素(∑REE)总量在362.4×10-6～391.7×10-6之间，而露头2 中TiO2含量平均值较高(2.88%)的辉绿岩∑REE在99.20×10-6～125.0×10-6之间，(La/Yb)N比值分别为22.40～24.21和4.23～6.13。前者更加富集轻稀土元素，但具有明显负Eu异常(δEu=2EuN/(SmN+GdN), 0.70～0.73)(图6a)；后者除了样品20HN02-10显示稍微负Eu异常(δEu=0.88)外，其它样品均接近正Eu异常(δEu=0.94～1.01)(图6a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，露头1辉绿岩样品具有明显Th、U、Zr、Rb、Pb、Nd和Sm正异常，以及显著Nb、Ta和Ba负异常，而露头2的辉绿岩具有Th弱负异常和Rb、Pb、Nb和Ta的正异常(图6b)。

图6 金波辉绿岩和二长花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

露头1、2二长花岗岩的球粒陨石标准化图解模式亦存在显著差异，虽然曲线均具有右倾的趋势，但露头1花岗岩的(La/Yb)N比值(5.95～26.14，平均11.91)明显低于露头2花岗岩的(La/Yb)N比值(14.62～35.47，平均26.34)。除了受辉绿岩岩浆混合的样品20HN02-18显示稍高的δEu值(0.80)外，露头2中其它样品均具有明显负Eu异常(δEu=0.30～0.43，平均0.35)，低于露头1花岗岩的δEu值(0.28～0.57，平均0.46)(图6c)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，所有花岗岩样品具有明显Nb、Ta、Ba和Eu负异常，以及显著Rb、Pb、Th、U等正异常(图6d)。相比于露头1花岗岩Th(平均25.57×10-6)和Sr(平均347.6×10-6)含量，露头2样品的Th含量(平均47.81×10-6)较高，但Sr含量(平均260.2×10-6)较低(图6d)。

3.2 锆石U-Pb年龄

从露头1重约20kg的辉绿岩(20HN02-8)和露头2重约25kg辉绿岩(20HN02-9)中分别分选出600多粒锆石，随机选择150粒制靶并拍摄CL图片。两个样品的锆石形态及其CL颜色类似，锆石颗粒呈自形至半自形粒状和柱状，粒径主要在50～200μm之间，长宽比约为1:1～1:3。CL照片均显示灰白色和灰黑色两种主要颜色，CL图像具有核部呈灰色宽板状，边部发育较窄的韵律层理，少量具有核边结构，核部普遍为海绵结构并呈灰黑色(图7a, b)。样品20HN02-08的20个有效206Pb/238U测点的年龄位于230～259Ma，加权平均年龄为245.4±3.8Ma(图7a)，该年龄与样品20HN02-09的13个有效206Pb/238U测点的加权平均年龄242.8±3.1Ma一致(图7b)。

图7 锆石阴极发光图像、锆石的U-Pb年龄协和图和加权平均年龄

从露头1辉绿岩的围岩花岗岩约10kg和8kg的两个样品(20HN02-4和-7)中分别分选出约600粒和500粒锆石，两个样品的锆石形态和CL颜色类似，锆石颗粒主要呈半自形至自形，主要为粒状、柱状至长条状，粒径主要在50～240μm之间，长宽比从1:1至1:5不等，CL图像普遍具有核边结构，核部颜色较浅成灰白色，呈宽缓带着纹理或少量无韵律纹，边部普遍呈黑灰色，细小韵律纹清晰明显，普遍可见边部发生灰黑色海绵状蚀变(图7c, d)，可能指示后期热液流体的交代作用。样品20HN02-04的16个有效206Pb/238U测点的年龄介于237～268Ma，加权平均年龄为255.3±3.0Ma(图7c)，该年龄与样品20HN02-07的19个有效206Pb/238U测点的加权平均年龄255.7±3.2Ma(介于245～268Ma)一致(图7d)。

3.3 全岩Sr-Nd同位素特征

根据244Ma和255Ma分别作为金波辉绿岩和花岗岩的Sr、Nd同位素的校正年龄。露头1辉绿岩脉的(87Sr/86Sr)i=0.707138～0.712797，平均0.710282，(143Nd/144Nd)i=0.511884～0.511965，平均0.511936，εNd(t)值较低，为-7.01～-8.58，亏损地幔模式年龄tDM=1343～2347Ma。(143Nd/144Nd)i值随烧失量的变化基本不变，而(87Sr/86Sr)i值随烧失量的升高而增大，指示后期蚀变对87Sr/86Sr比值影响较大，而对143Nd/144Nd影响较弱。而露头2辉绿岩(87Sr/86Sr)i值变化较大，分布在0.690244～0.717031之间，平均0.706985，(143Nd/144Nd)i=0.512652～0.512730，平均0.512678，εNd(t)值较高，为+6.41～+7.93，tDM=349～733Ma。

花岗岩6个样品的(87Sr/86Sr)i值变化较大，分布在0.691109～0.710409之间，平均0.704017，(143Nd/144Nd)i=0.511978～0.512230，平均0.512049，εNd(t)均为负值但变化较大，为-1.52～-6.57，平均-5.08，tDM=1171～2120Ma。

4 讨论

4.1 金波辉绿岩的构造环境和源区特征

露头1中245Ma辉绿岩和露头2中243Ma辉绿岩的锆石U-Pb结晶年龄相近，但二者岩脉走向(图3a, b)、主微量和Sr-Nd同位素地球化学成分均存在显著不同，暗示它们的构造背景和岩石成因存在差异。辉绿岩的构造环境可用Th、Nb、Ta、Ti、Zr、Y和V等高场强元素图解来判别(Lietal., 2015; Pearce, 2014; 邓晋福等, 2015; 刘飞等, 2018; 杨婧等, 2016; 俞恂和陈立辉, 2020)。未受地壳物质混染的大陆板内玄武岩一般具有较高的TiO2和Nb含量，Nb/La比值>1，以及正值εNd(t)，而岛弧相关的玄武质岩石一般具有低Nb/La比值(<0.85)和明显的Nb、Ta和Ti的负异常和Th的正异常(Xia and Li, 2019)。露头2辉绿岩样品的TiO2=2.65%至3.06%，Nb/La比值在1.12～1.55之间，εNd(t)=+6.41～+7.93，在微量元素配分曲线中Nb、Ta和Ti异常不明显，而Th负异常显著(图6b)，总体显示大陆板内玄武岩的地球化学特征。而露头1辉绿岩的Nb/La比值=0.15～0.16，在微量元素配分模式图中显示明显的Nb、Ta和Ti负异常和Th正异常(图6b)，显示与俯冲熔/流体影响的岛弧玄武质岩石的地化特征。在构造判别图解中也显示类似的特征，露头1和露头2辉绿岩在Ti-Zr-Y图中分别落入钙碱性玄武岩和板内玄武岩范围内(图8a)，在Nb-Th图解(图8b)和Ta/Yb-Th/Yb图解(图8c)中分别显示大陆岛弧玄武岩和碱性玄武岩与OIB过渡性质的大陆板内玄武岩的特点。在Ti-V图解中，露头1辉绿岩投在岛弧玄武岩和俯冲板片远端的弧后玄武岩或弧前玄武岩区域，而露头2样品分布在洋岛和碱性玄武岩范围内(图8d)。结合二者的结晶年龄一致，笔者认为露头1和2辉绿岩形成于大陆岛弧-弧后裂解环境，该岩石组合在东北张广才岭和冈瓦纳西部和南部造山带中普遍出露(Fengetal., 2021; Yaoetal., 2021; 刘飞等, 2020)。

图8 金波辉绿岩的构造判别图解

金波辉绿岩的地幔源区性质和岩浆演化过程可以对其构造环境和成因进行进一步约束。露头1辉绿岩的MgO(8.60%～9.41%)和Mg#值(62.31～65.02)分别高于现代大洋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)，而与雅鲁藏布江缝合带西段巴尔、错不扎、普兰和东波蛇绿岩中侵入地幔橄榄岩的辉绿岩和辉长岩脉的Mg#值(61.47～69.12)(Chengetal., 2018; Liuetal., 2018; 刘飞等, 2013b, 2015, 2018)类似。然而在球粒陨石标准化的Ce/Yb-Dy/Yb图解中，露头1辉绿岩样品不同于源自大洋地幔源区特征的N-MORB，而是分布在源区受石榴石影响的洋中脊玄武岩(G-MORB)范围内(图9a)，指示其地幔源区存在石榴石矿物相。在Sm-Sm/Yb图解中，露头1辉绿岩分布在含尖晶石石榴石二辉橄榄岩和石榴石二辉橄榄岩的区域内(图9b)，而在Yb-Dy/Yb图解中，则显示为榴辉岩或石榴石辉石岩约15%左右部分熔融的产物(图9c)，结合露头1辉绿岩具有异常低的εNd(t)值(-7.01～-8.58)和较高的(87Sr/86Sr)t值(0.707138～0.712797)，暗示源区富集大量壳源物质，并通过同化混染作用改变了源区同位素组成。在(87Sr/86Sr)t-εNd(t)图解中具有EMI型富集地幔的地球化学特征(图9d)，也佐证了露头1辉绿岩的源区可能为石榴石辉石岩或榴辉岩。EMⅠ与下地壳成分具有相似性，该特征代表了俯冲再循环的地壳物质，或者由壳源物质交代形成富集地幔部分熔融的产物(Rollison, 2000)。总之，露头1辉绿岩的原始岩浆可能为俯冲地壳物质交代混染岩石圈地幔的产物，与其大陆岛弧背景的构造环境相吻合。

图9 金波辉绿岩的地幔属性判别图解

相比露头1样品，露头2辉绿岩的TiO2(2.65%～3.06%)和FeOT(10.58%～12.74%)含量较高，而MgO(4.24%～5.39%)和Mg#值(40.09～45.86)较低，远低于原始的MORB熔体(MgO约为10.5%，Mg#值>72(Niu, 2016)。在哈克图解中(图略)，随着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，指示其原始岩浆可能经历了橄榄石和单斜辉石分离结晶作用。在球粒陨石标准化稀土元素配分图解中无Eu负异常，指示斜长石未发生分离结晶。露头2辉绿岩样品在原始地幔标准化微量元素蛛网图中显示Th负异常以及Nb、Ta和Ti的弱正异常，εNd(t)值(+6.41～+7.93)较高，暗示初始岩浆未经历显著的地壳混染过程。(87Sr/86Sr)t值=0.690244～0.717031，平均0.706985，可能是后期蚀变引起的，该推论得到(87Sr/86Sr)t-εNd(t)图解和显微镜下特征的支持，3个样品均散布在亏损地幔附近，而远离上、下地壳与地幔混合的趋势线，结合显微镜下单斜辉石和斜长石普遍发生绿泥石化和高岭土化，反映了矿物蚀变作用导致了Sr同位素成分的差异变化。在Ce/Yb-Dy/Yb图解中，露头2辉绿岩样品落入G-MORB范围内(图9a)，指示其源自含石榴石相的地幔源区。在Sm-Sm/Yb和Yb-Dy/Yb图解中，露头2辉绿岩分布在含尖晶石石榴石二辉橄榄岩和石榴石二辉橄榄岩的过渡区域内(图9b)，可能为尖晶石石榴石二辉橄榄岩约2%～4%左右部分熔融的产物(图9c)。

4.2 金波二长花岗岩的构造环境和成因

去除受基性岩浆混合的3个花岗岩样品(20HN02-15、-18和-19)，金波二长花岗岩具有较高的SiO2(71.62%～73.72%)、Na2O+K2O(6.60%～9.17%)、Na2O(平均3.37%)、Al2O3(平均14.88%)含量和较高的FeOT/MgO(3.12～6.30)比值，在球粒陨石标准化稀土元素配分图上，所有样品具有明显负δEu值(0.28～0.80，平均0.44，图6c)及较低的Sr(平均263.6×10-6)含量，δEu和Sr呈正相关关系。此外所有花岗岩样品具有低A/CNK(0.97～1.03)，含少量角闪石、黑云母，强烈亏损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)含量较低，Ba+Sr平均含量为649.3×10-6，除20HN02-5和-7两个样品的Sr/Y比值较高(分别为23.18和27.32)外，其它样品的Sr/Y比值较低(3.84～18.79，平均7.97)(表1)，10000×Ga/Al比值除了受基性岩浆混合的花岗岩(3.19～3.60)较高外，其它所有样品介于1.73～3.27，平均为2.53(n=7)，这些特征表明金波花岗质岩浆经历了斜长石、黑云母、磷灰石、锆石、钛铁矿或金红石等矿物高程度结晶分异过程(孙载波等, 2020; 朱弟成等, 2009)。它们与低Sr低Y源区含水的I型花岗岩类似，显著不同于A/CNK>1.1和低Yb的S型花岗岩(Lietal., 2022)，以及不同于10000×Ga/Al普遍>2.6、贫水、贫Al和富碱的A型花岗岩(Collinsetal., 2020; Lietal., 2022; Whalenetal., 1987; 王国辉等, 2019; 张旗, 2013)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，所有花岗岩亏损Nb、Ta、Ti、Sr和Ba，富集Rb、Th、U和Pb(图6d)，与岛弧花岗岩一致，符合高分异I型花岗岩的地球化学特征(Maetal., 2020; 陈希节等, 2020; 孙载波等, 2020)。在R1-R2构造判别图解中，除了受基性岩浆混合的3个花岗岩，其它样品均分布在同碰撞花岗岩范围内(图10a)，在Y-Sr/Y图解中显示经典岛弧岩浆岩的特点(图10b)，在Y-Nb图解(图10c)中分布在火山弧和同碰撞花岗岩区域中，并投点在后碰撞伸展垮塌区内(图10d)。以上图解反应了金波二长花岗岩形成于岛弧挤压环境向伸展阶段过渡，该推论与研究样品均为压力较低的低Sr低Y型花岗岩，以及海南岛发育大量二叠纪晚期高钾钙碱性花岗岩岩基(图1b)相吻合。因为在后造山的伸展垮塌过程中，俯冲相关的流体和挥发分的加入以及压力的降低，有利于岩石的熔融，同时伴随软流圈地幔上涌和幔源岩浆的底侵作用，使地壳升温加热而进一步发生部分熔融(Maetal., 2021b; 吴福元等, 2007; 张旗等, 2022)。

图10 金波二长花岗岩构造判别图解

此外，花岗岩的源区性质进一步支持岛弧伸展环境的推论。金波花岗岩的(87Sr/86Sr)i比值(0.691109～0.710409，平均0.704017)较低，εNd(t)值为负值且变化较大(-1.52～-6.57，平均-5.08)，Th/Ce比值介于0.26～0.47，大于全球俯冲沉积物(GLOSS-Ⅱ)的Th/Ce平均值(0.14)(Plank, 2014)，指示金波花岗质岩浆源区为壳、幔物质混合的结果，其中沉积物以陆源为主(Lietal., 2022)。Nd同位素二阶段模式年龄tDM=1171～2120Ma，暗示早、中元古代壳源物质参与了花岗岩岩浆的形成，该认识与海南岛晚二叠世通什、大岭、长塘岭、石碌等14个岩体类似(温淑女, 2013)。

4.3 华南二叠-三叠纪从挤压至伸展构造转换的限定意义

海南岛发育大量二叠纪-早三叠世侵入岩，目前年龄较老的二叠纪花岗质岩石主要分布在海南岛中南部，比如南部三亚市志仲287～282Ma巨斑状黑云母二长花岗岩；西南部昌江县保山村和美马岭287～270Ma英云闪长岩、石碌274Ma二长花岗岩；中南部五指山市顺作278Ma石榴石黑云(二云)花岗岩、通什长塘岭274Ma(角闪)黑云二长花岗岩、方满272Ma片麻状细粒二长岩以及琼中便文村274Ma黑云二长花岗岩；东南部万宁市新风岭276Ma含电气石黑云正长花岗岩等(图11a)(海南省地质调查院, 2012)。其它介于270～252Ma中、晚二叠世花岗岩散布在乐东、东方、昌江、五指山、万宁和儋州等地(图1b)，这些二叠纪花岗质岩石普遍以准铝质-弱过铝质为主，具有大陆岛弧I型花岗岩特征，形成于板块汇聚的挤压环境(Chenetal., 2011; Gaoetal., 2017; Lietal., 2006; Li and Li, 2007; Yinetal., 2022; 陈婕, 2020; 陈泽超等, 2013; 焦骞骞等, 2020; 温淑女, 2013)。

图11 中国东部晚古生-中生代岩浆岩分布地质简图(据曾普胜等, 2021; 刘飞等, 2019)

三叠纪侵入岩面积(约6900km2)比二叠纪侵入岩面积(约5200km2)稍大，约占海南岛侵入岩总面积(约16600km2)的41.5%，主要岩性为(角闪石)黑云母二长花岗岩、黑云母正长花岗岩、花岗闪长岩、花岗斑岩、石英二长岩、霓辉石正长岩、石英正长岩和少量辉绿岩和辉长岩等(Dilek and Tang, 2021; Wangetal., 2013; Yinetal., 2022; 程顺波等, 2018; 海南省地质调查院, 2012; 李响等, 2021; 唐立梅等, 2010, 2013; 温淑女, 2013; 周岱等, 2021a)。其分布区域与二叠纪侵入岩类似，大致沿东方-昌江-白沙-儋州、乐东-五指山-琼中-屯昌、万宁-琼海三个带呈北东走向分布(图1b)。三叠纪花岗岩锆石U-Pb年龄以228～250Ma为主(图11a)，具有I、A和S型花岗岩等不同地球化学特点，并发育双峰式238Ma辉绿岩和234Ma花岗岩、237～242Ma辉长岩和244Ma霓辉石正长岩等岩石(Dilek and Tang, 2021; 唐立梅等, 2010, 2013; 谢才富等, 2005)，这些特征指示了它们形成于伸展构造背景(Caoetal., 2022; Shenetal., 2018; Yanetal., 2017; Yinetal., 2022)。

总的来说，国内外学者对二叠-三叠纪侵入岩的成因基本达成共识，即海南岛二叠纪花岗岩形成于俯冲挤压大陆弧环境，三叠纪侵入岩形成于大陆弧垮塌背景下的伸展阶段，该结论与本文研究的金波255～256Ma二长花岗岩及侵入岩其中243～245Ma辉绿岩脉的成因和构造环境的认识一致。然而，目前海南岛二叠-三叠纪花岗质岩石的构造动力学背景还存在着激烈争议，争论的焦点在于这些侵入岩的形成是与古特提斯洋还是与古太平洋俯冲闭合有关？限定该问题关键之一是要了解晚古生代-早中生代古特提斯洋和古太平洋构造演化历史和海南岛沟弧盆构造格架。

国内外学者对两大洋的构造演化史进行了大量研究，本文仅聚焦于二叠-三叠纪华南板块与印支陆块、华南与华北板块之间的古特提斯洋，以及欧亚大陆以东的古太平洋的洋陆构造演化过程。华南板块与印支陆块之间古特提斯洋闭合形成的缝合带在越南段被称为“松马(Song Ma)缝合带”，或者为Song Chay缝合带(Lietal., 2021a; Wangetal., 2021a)，其沿北西方向延伸进入中国境内被称为“哀牢山-金沙江缝合带”(吴福元等, 2020; 许志琴等, 2013)。松马古特提斯洋俯冲以及华南-印支陆陆碰撞形成了著名的印支造山带(Lietal., 2006)。印支造山带中地层不整合以及岩浆岩记录了碰撞前时代约为245～290Ma，同碰撞时间约为230～245Ma，碰撞后伸展时间约为200～230Ma(Hieuetal., 2020; Rossignoletal., 2018; Svetlitskayaetal., 2022; Van Thanhetal., 2019; Zhangetal., 2014)。该时代与墨江-绿春-哀牢山弧岩浆岩记录的构造演化过程类似，即俯冲相关的岩浆岩年龄为249～288Ma，同碰撞岩浆岩并伴随同期高压变质作用(Zhangetal., 2014)，年龄为237～249Ma，碰撞后岩浆岩年龄为202～235Ma(Xuetal., 2022; 刘汇川等, 2020; 王保弟等, 2021)，说明哀牢山和松马造山带具有一致的构造演化背景。然而两者的同碰撞和后碰撞时代与海南岛存在显著差异，海南岛同、后碰撞时间分别为255～245Ma和200～245Ma，明显早于哀牢山(237～249Ma和202～235Ma)，也早于昌宁-孟连缝合带的后碰撞造山时代(<224Ma, 王保弟等, 2018; 杨天南等, 2019)。这种差异指示海南岛岛弧带与哀牢山-松马岛弧带可能分别受控于古太平洋和古特提斯构造域，并且海南岛碰撞后岩浆岩的时代(200～245Ma)与哀牢山-松马同碰撞岩浆岩的时代(230～245Ma)重合，暗示早中生代哀牢山-松马古特提斯洋的闭合可能对古太平洋板片的东向后撤产生直接影响。

除此以外，海南岛、松马和哀牢山缝合带中产出的MORB型榴辉岩的年龄也存在显著不同：出露在海南岛北部潮滩鼻-木栏头附近榴辉岩(图1b)，原岩岛弧玄武岩年龄为364Ma(Xiaetal., 2022)，原岩E-MORB型玄武岩年龄>355Ma，榴辉岩进变质年龄为330～340Ma，峰期和退变质年龄为300～310Ma，金红石U-Pb年龄为292～297Ma(Liuetal., 2021; 刘晓春等, 2021; 夏蒙蒙等, 2019)，明显高于松马-哀牢山榴辉岩的变质年龄(230～245Ma)(Nakanoetal., 2010; Zhangetal., 2014)，但与日本Hida Gaien榴辉岩变质年龄(347Ma, Yoshidaetal., 2021)类似。另外，日本夜久野(Yakuno)发育343～385Ma和282～288Ma两期蛇绿混杂岩(洪文涛等, 2022)，日本岛和朝鲜半岛发育大量282～240Ma与大洋俯冲有关弧岩浆岩(Haraetal., 2018; Ogasawaraetal., 2016; Yietal., 2012)，华南永安盆地中大量260～300Ma碎屑锆石被认为源自与古太平洋俯冲有关的造山带(Huetal., 2015)，结合日本岛可能在古生代从华南板块裂解而来(Isozaki, 2019)，暗示琼北榴辉岩与Hida Gaien榴辉岩可能具有类似的构造背景，其形成与古太平洋(或泛大洋)向欧亚大陆俯冲有关。该推论也得到黑龙江东部出露晚二叠世-三叠纪那丹哈达增生杂岩和同期大量弧岩浆岩(Liangetal., 2021; 杜兵盈等, 2022; 曾振等, 2018)，以及日本二叠纪Akiyoshi增生杂岩(Isozakietal., 2010)的支持(图11a)。

从俯冲极性来看，海南岛二叠-三叠纪岩浆岩的走向与古太平洋向欧亚大陆俯冲方向匹配。考虑到新生代海南岛发生了逆时针旋转(Caietal., 2017; Xiaetal., 2022; Zhu, 2016; 梁光河, 2013; 许志琴等, 2016)，我们大致顺时针旋转了170°将其复位到北部湾的位置可见二叠-三叠纪花岗质岩石整体以北东走向展布(图11b)，该走向与古太平洋向西俯冲的大方向吻合，但与松马古特提斯洋向华南板块俯冲的方向及印支造山带的北西-南东走向近于垂直，这种俯冲极性差异进一步支持了海南岛二叠-三叠纪岩浆岩的形成与古太平洋的俯冲有关。

西侧为岛弧，东侧为增生杂岩的弧、盆格局亦与古太平洋的西向俯冲相吻合。二叠纪邦溪-晨星混杂岩带广泛出露变质火山岩、硅质岩和陆缘碎屑岩等火山-沉积建造，含有N-MORB、OIB和岛弧玄武岩型变基性岩，它们的形成时代包括269Ma、270Ma和328～350Ma等(Lietal., 2002; Xuetal., 2007, 2008; Zhouetal., 2021; 李孙雄等, 2007; 李献华等, 2000; 周云等, 2021)，其中最早年龄接近于潮滩鼻-木栏头榴辉岩的原岩岛弧玄武岩的年龄(364Ma, Xiaetal., 2022)。总的来看，邦溪-晨星混杂岩带位于复位后的海南岛东侧，而二叠-三叠纪岛弧岩浆岩带主体位于西侧(图1b、图11b)，结合混杂岩中一系列北东向断裂带可能形成于早中生代-古生代或更早时期(许德如等, 2006)，这种构造格局符合古太平洋西向俯冲应力方向。

作者在统计华南板块中、东部晚古生代岩浆岩时空分布时发现，闽西北断裂以西的西华夏和扬子板块大面积出露二叠-三叠纪花岗质岩石，并表现出从北东(杭州-江山)到南西(十万大山-海南岛)岩浆岩年龄逐渐升高的特点(图11a)，该规律同样符合古太平洋板块西向俯冲的构造背景。相比之下，闽西北断裂以东的东华夏地块很少发育该期岩浆岩(图11a)，我们认为它可能是中新生代强烈巨量岩浆作用和多期次构造作用将二叠-三叠纪侵入岩改造或覆盖，或者东华夏地块为特提斯域的外来地块，于中生代早期沿着闽西北走滑断裂运移就位到西华夏地块的东部(Linetal., 2018)，两者焊合后于中新生代共同接受古太平洋的俯冲作用。

5 结论

(1)露头1辉绿岩脉走向约20°，锆石U-Pb年龄245.4±3.8Ma，其围岩二长花岗岩的锆石U-Pb年龄为255.3±3.0Ma和255.7±3.2Ma；露头2辉绿岩脉走向约70°～90°，锆石U-Pb年龄242.8±3.1Ma。

(2)露头1辉绿岩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)较高，为钙碱性系列，具有明显的Eu负异常和显著Th、U、Zr、Rb和Pb等正异常，以及Nb、Ta、Ti和Ba负异常，(87Sr/86Sr)i=0.707138～0.712797，(143Nd/144Nd)i=0.511884～0.511965，εNd(t)值为-7.01～-8.58，指示其形成于大陆岛弧环境。

(3)露头2辉绿岩TiO2(2.65%～3.06%)和FeOT(10.58%～12.74%)含量较高，而MgO(4.24%～5.39%)、Mg#值(40.09～45.86)较低，绝大部分样品具有Eu正异常，Th弱负异常和Rb、Pb、Nb、Ta和Ti弱正异常，(87Sr/86Sr)i=0.690244～0.717031，(143Nd/144Nd)i=0.512886～0.512915，εNd(t)值为+6.41～+7.93，具有板内玄武岩的特征，指示其形成于陆缘裂解环境。

(4)二长花岗岩含少量角闪石、黑云母，具有较高的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)值较低，亏损Nb、Ta、Ti、Sr和Ba，富集Rb、Th、U和Pb，为高分异I型岛弧花岗岩。

(5)海南岛晚二叠-早三叠世侵入岩的走向、碰撞前-同碰撞和碰撞后岩浆岩的时代、榴辉岩的变质年龄等均与哀牢山-松马缝合带不同，而与日本岛弧类似，指示金波晚二叠世二长花岗岩和早三叠世辉绿岩形成于大陆岛弧挤压向伸展过渡的构造环境，为古太平洋板片向欧亚板块俯冲后撤的产物。早中生代哀牢山-松马古特提斯洋的俯冲闭合可能对古太平洋板片的东向后撤产生直接影响。

致谢感谢何碧竹研究员组织《青藏高原及邻区研究新进展》专辑。李海兵研究员和尉建功研究员给予了重要帮助；写作过程中，与中国地质调查局武汉地质调查中心周岱高级工程师和黑龙江省地质科学研究所杜兵盈高级工程师进行了有益探讨，海南省地质综合勘察院梁定勇高级工程师在野外地质考察中给予了指导；西北大学姚金龙教授和中国地质科学院地质研究所马绪宣副研究员仔细评审本文并提出了许多宝贵意见，俞良军主任细致编查全文并给予非常好的建议，在此一并表示真挚地感谢。