琼东南盆地松南低凸起晚三叠世花岗岩潜山形成和演化

Formation and Evolution of the Late Triassic Granite Buried Hill in the Songnan Low Uplift, Qiongdongnan Basin

摘要

为了进一步研究松南低凸起花岗岩潜山演化过程，对Y8⁃A井基底二长花岗岩进行年代学、主微量、Sr⁃Nd⁃Pb⁃Hf同位素、磷灰石裂变径迹和锆石（U⁃Th）/He分析.LA⁃ICP⁃MS锆石U⁃Pb定年结果为235.6±4.8 Ma，基性岩脉⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年龄为141.57±0.63 Ma.花岗岩主微量元素特征表明其为高钾钙碱性、过铝质S型花岗岩.花岗岩（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i比值为0.707 93~0.709 44，ε_Nd（t）值为-4.45~-6.39，ε_Hf（t）值为-5.6~1.5.磷灰石裂变径迹年龄为66.3±5.6 Ma，锆石（U⁃Th）/He单颗粒年龄为（82.05±1.99）~（45.93±1.14） Ma.综合研究表明，二长花岗岩形成于印支与华南碰撞拼合后的后碰撞背景，热史反演结果表明花岗岩潜山的演化可分为侵位冷凝、缓慢冷却、较快冷却、近地表剥露和沉降埋藏5个阶段.

Abstract

To further study the evolution process of the Songnan Low Uplift granite buried hill, the basement monzogranite in well Y8-A are analysed by chronology, major and trace, Sr-Nd-Pb-Hf isotopes, apatite fission track, and zircon (U-Th)/He methods. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating is 235.6±4.8 Ma. The mafic dikes ⁴⁰Ar/³⁹Ar flateau age is 141.57±0.63 Ma. These granites belong to high potassium calc alkaline and peraluminous S-type granite. Their (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i, ε_Nd(t), and ε_Hf(t) values are 0.707 93-0.709 44, -4.45 to -6.39, and --5.6 to 1.5, respectively. The apatite fission track age is 66.3±5.6 Ma, and the single zircon (U-Th) /He particle age ranges from (82.05±1.99) to (45.93±1.14) Ma. The comprehensive study shows that the monzogranite was formed in the post-collision background after the collision between Indochina and South China. The thermal history inversion results show that the evolution of granite buried hill can be divided into five stages:emplacement, slow cooling, fast cooling, near-surface denudation and sediments burial.

Graphical abstract

关键词

琼东南盆地 / 松南低凸起 / 花岗岩潜山 / 岩石成因 / 构造演化 / 岩石学 / 年代学.

Key words

Qiongdongnan basin / Songnan low uplift / granite buried hill / petrogenesis / tectonic evolution / petrology / geochronology

0 引言

琼东南盆地位于华南板块南端、印支地块和太平洋板块交汇部位，中-新生代受古特提斯构造域和古太平构造域影响，经历了复杂的洋壳俯冲、闭合、块体增生与碰撞、洋壳扩张等地质过程（毛建仁等，2014；Zheng et al.，2019；吴福元等，2020；李三忠等，2022；徐长贵等，2024）.近年来随着中国海油的大力勘探开发，琼东南盆地在花岗岩潜山勘探方面取得重大突破（施和生等，2019；张功成等，2023），同时为研究基底花岗岩提供了更多新的资料.前人对琼东南盆地基底花岗岩进行了一系列研究，研究表明花岗岩形成时代主要为晚二叠世、三叠纪和白垩纪，而在花岗岩岩石成因类型和形成构造背景这些科学问题的认识上还存在争议，如三叠纪花岗岩是古特提斯洋壳俯冲形成、还是板块碰撞-碰撞后伸展形成、还是古太平洋板块俯冲形成（钟佳和王岩泉，2022；Mi et al.，2023；胡林等，2024；徐长贵等，2024）.另外，盆地基底花岗岩潜山中发育岩浆岩脉（周虎等，2024），这些岩脉对于幔源岩浆活动和伸展构造环境具有一定的指示意义.此外，盆地基底花岗岩锆石（U⁃Th）/He和磷灰石裂变径迹年代学研究报道较少（Tang et al.，2024），缺乏花岗岩潜山剥露成山演化过程研究.因此，本文对松南低凸起Y8⁃A井基底花岗岩进行锆石U⁃Pb年代学、主微量元素、Sr⁃Nd⁃Pb⁃Hf同位素、磷灰石裂变径迹和锆石（U⁃Th）/He年代学分析，进一步完善松南低凸起花岗岩潜山成岩-成山-埋藏演化过程研究，以期为区域构造演化和盆地花岗岩潜山研究提供新的约束.

1 区域地质背景及样品特征

琼东南盆地是南海北部呈北东走向的新生代陆缘拉张型盆地（张功成等，2010），其北部为海南岛隆起和神狐隆起，南部为西沙隆起，西部为莺歌海盆地，东部为珠江口盆地.盆地基底可分为前震旦系、震旦系-古生界和中生界基底，其中中生代基底主要为印支期、燕山早期和燕山晚期侵入岩和火山岩（唐历山等，2017）.新生代南海北部变为伸张环境，盆地经历裂陷、裂后热沉降、加速沉降（解习农等，2011）.由于断陷期构造及强烈的断裂活动，盆地可划分为12个凹陷和8个低凸起，其中松南低凸起被松南宝岛凹陷、陵水凹陷和北礁凹陷所环绕（图1a）.松南低凸起花岗岩主要为印支期花岗岩，岩体上覆地层自下而上为渐新统崖城组和陵水组、中新统三亚组、梅山组和黄流组、上新世莺歌海组以及第四系乐东组（图1b）.

本文样品来自松南低凸起Y8⁃A井，钻遇深度为3 294~3 543 m，主要为二长花岗岩，可见基性岩脉.肉红色中细粒碎裂二长花岗岩/二长花岗斑岩（图2a）：岩屑呈肉红色，中细粒花岗结构或斑状结构，主要矿物有斜长石、钾长石、石英和黑云母（图2b，2c）；斜长石，自形-半自形为主，大小在0.5~2.0 mm，可见聚片双晶，有高岭土化，碎裂化、绢云母化蚀变；钾长石，半自形板状，大小在1 mm左右，见微斜长石，部分见卡式双晶，有高岭土化蚀变，碎裂化；石英，半自形粒状，大小在1 mm左右，可见波状消光，单偏光镜下矿物表面较干净；黑云母，他形片状，分布在长石颗粒之间，绿泥石化蚀变，含量较少；岩屑还包含二长斑岩岩屑，斑晶为斜长石，碱性长石.灰黑色蚀变辉绿岩岩脉（图2d）：岩屑呈灰黑色，主要矿物有斜长石、普通辉石（图2e，2f），次要矿物有黑云母，整体碳酸盐化蚀变严重；斜长石，半自形短柱状，大小在0.2~0.5 mm，正低突起，干涉色为一级灰白，有高岭土化、钠黝帘石化蚀变，杂乱分布，似辉绿结构；普通辉石，因蚀变颗粒表面较脏，他形粒状，充填在斜长石粒间，多发生帘石化蚀变；黑云母，褐色、片状，大小在0.2 mm，有绿泥石化.

2 分析方法

花岗岩样品锆石U⁃Pb定年分析，锆石单矿物分选由在河北省廊坊市区域地质调查研究所完成，通过阴极发光（CL）图像对比分析，选择晶形完好、无裂隙及包裹体、环带清晰锆石颗粒用于U⁃Pb年龄和Hf同位素测试.LA⁃ICP⁃MS锆石U⁃Pb同位素测定在自然资源部东北亚实验室完成.锆石U⁃Pb定年测试测试仪器为COMPEx GeoLas Pro型193 nm ArF准分子激光器和Agilent7900型ICP⁃MS仪器，He作为剥蚀物质的载气，仪器最佳化采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NIST 610，采用91500标准锆石外部校正法进行锆石原位U⁃Pb分析，采用32 μm、频率7 Hz的激光束斑.测试数据采用GLITTER软件计算同位素比值和²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb、²⁰⁶Pb/²³⁸U、²⁰⁷Pb/²³⁵U的年龄值，Andersen（2002） 的方法对结果进行普通铅校正，Isoplot4.15宏程序完成协和图、加权平均年龄和年龄频谱图的计算.

花岗岩全岩主微量元素分析，对样品进行挑选、酸处理、清洗、烘干，之后将样品磨碎至200目.主微量元素测试在自然资源部东北亚实验室完成.主量元素化学分析利用日本理学ZSX Primus Ⅱ X射线荧光光谱仪（XRF）分析完成.微量元素和稀土元素分析采用Agilent7500a型电感耦合等离子质谱仪（ICP⁃MS）测定，误差小于5%.具体方法和参数详见刘晔等（2007）和李文庆（2019）.

花岗岩全岩Sr⁃Nd⁃Pb同位素分析，对样品进行挑选、酸处理、清洗、烘干、磨碎至200目，元素质量分数和同位素比值分别在Agilent 7700x四级杆型ICP⁃MS和Nu Plasma Ⅱ 多接收电感耦合等离子质谱仪（MC⁃ICP⁃MS）上测定.同位素比值测定选取NIST SRM 987、JNdi⁃1、NIST SRM 981分别作为Sr、Nd、Pb的外表来校正仪器的漂移.具体方法和参数详见郝宇杰等（2020）.

锆石Lu⁃Hf同位素分析，在LA⁃ICP⁃MS锆石定年的基础上，根据锆石阴极发光（CL）图像，进行Lu⁃Hf同位素分析定点，测试仪器为激光剥蚀多接收等离子质谱仪（COMPEx GeoLas Pro型193nm ArF准分子激光器和Neptune Plus），激光斑束为44 μm，8 Hz，剥蚀时间为26 s，He气作为载气.ε_Hf（t）的计算采用¹⁷⁶Lu衰常数为1.867×10^-11 a^-1，球粒陨石现今的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.282 785、¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf=0.033 6（Blichert⁃Toft et al.，1997）.Hf亏损地幔模式年龄（t_DM1）的计算采用现今的亏损地幔¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.283 25和¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf=0.038 4（Griffin et al.，2000）.两阶段Hf模式年龄（t_DM2）计算，采用大陆地壳平均的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf=0.015（Griffin et al.，2002）.

对基性岩脉样品进行破碎，碎至60~80目，镜下挑选除去斑晶.将样品置于5%的稀硝酸中浸泡，用离子水清洗后，低温烘干；将待测样品、标样及用于校正K₂SO₄、CaF₂、KCl按一定次序置于真空石英瓶中，进行中子照射；照射工作在岷江试验堆（MJTR）进行，其J值的误差<1‰，分析精度优于2‰，相关参数详见Zhang et al. （2023）；质谱分析是在Argus VI⁃MC型质谱仪上进行，每个峰值均采集20组数据；中子照射过程中所产生的干扰同位素校正系数通过分析照射过的K₂SO₄和CaF₂获得，其（³⁶Ar/³⁷Ar₀）_Ca=0.000 369 1，（⁴⁰Ar/³⁹Ar）_K=0.028 738 6，（³⁹Ar/³⁷Ar）_Ca=0.000 860 2.³⁷Ar经过放射性衰变校正，⁴⁰K衰变常数λ=5.543×10^-10a^-1.采用Ar-Ar CALC Version 2.40进行Ar⁃Ar年龄计算，得到坪年龄、等时线年龄、反等时线年龄信息.

3 结果

3.1　锆石U⁃Pb定年

Y8⁃A井花岗岩锆石共分析30个测试点，其中谐和点有16个，测试数据见附表1和图3.样品锆石晶体呈柱状，自形程度高，长短轴比介于1∶1~1∶2.锆石CL图显示锆石具有明显清晰的振荡环带（图3），其Th含量为128×10^-6~377×10^-6，U含量为201×10^-6~1 673×10^-6，Th/U比值介于0.19~0.63，表明锆石为岩浆结晶成因.在U⁃Pb谐和图中，谐和数据点均落在谐和线或其附近（图4），表明锆石没有遭受明显的后期构造-热事件影响.16个锆石²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄变化范围介于（221.4±5.2）~（248.8±5.8） Ma，加权平均年龄为235.6±4.8 Ma（MSWD=2.6，n=16），代表了该岩体的结晶年龄，表明Y8⁃A井花岗岩形成于晚三叠世早期.

3.2　主微量元素

Y8⁃A井6件二长花岗岩样品主量元素分析结果见附表2.SiO₂含量为71.43%~75.78%，Al₂O₃含量为14.07%~16.47%，TiO₂含量为0.15%~0.25%，MgO含量为0.01%~0.09%，CaO含量为0.30%~0.38%，Fe₂O₃含量为0.25%~0.45%，FeO含量为0.13%~0.36%，K₂O含量为4.63%~5.25%，Na₂O含量为3.68%~4.36%，P₂O₅含量为0.01%~0.02%，MnO含量为0.00%~0.01%.烧蚀量介于0.86%~1.09%，表明样品蚀变程度较低.碱质含量K₂O+Na₂O介于8.30%~9.59%，在岩石判别图解上样品分别落入到花岗岩区域（图5a）.在SiO₂-K₂O图解上，样品落入高钾钙碱性系列（图5b）.铝过饱和指数（A/CNK）介于1.21~1.26，A/NK介于1.27~1.33，样品落入过铝质区域（图5c）.SiO₂与Al₂O₃、CaO、K₂O、TiO₂、FeO、MgO、P₂O₅含量呈负相关（图6）.

Y8⁃A井6件花岗岩样品稀土和微量元素分析结果见附表2.样品稀土元素总含量（REE）介于12.34×10^-6~28.44×10^-6，平均值为19.32×10^-6，（La/Yb）_N=1.76~3.22，样品显示弱的Eu正异常（δEu=0.95~1.39）.球粒陨石标准化稀土元素配分曲线显示（图7a），样品轻稀土相对富集（LREE/HREE介于2.63~4.62），轻、重稀土分馏明显，显示右倾的稀土配分模式.原始地幔标准化微量元素蛛网图上（图7b），样品显示相对富集Rb、U、K、Pb、Sr、Zr、Hf元素，相对亏损Nb、Ta、La、Ce、Pr、P元素.

3.3　Sr⁃Nd⁃Pb 同位素

Y8⁃A井二长花岗岩Sr⁃Nd⁃Pb同位素组成见附表3.6件样品的初始Sr、Nd同位素组成用其对应的锆石U⁃Pb年龄值236 Ma进行校正计算.测得⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值为0.724 408~0.730 238，平均值为0.726 530.¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值为0.512 225~0.512 291，平均值为0.512 264.校正计算后初始（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i比值为0.707 93~0.709 44，平均值为0.708 61；初始（¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd）_i值为0.512 007~0.512 106，平均值为0.512 061；ε_Nd（t）值为-4.45~-6.39，平均值为-5.33；二阶段模式年龄t_DM2介于1 373~1 527 Ma，平均值1 442 Ma.在⁸⁶Sr/⁸⁷Sr-ε_Nd（t）图解中，样品落在海南岛二叠纪花岗岩区域，部分落在三叠纪花岗岩区域（图8a，8b）.

6件样品测得²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb值为18.981~19.356，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb值为15.673~15.695，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值为38.833~38.930.根据成岩年龄236 Ma计算，（²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb）_i值为18.453~18.830，（²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb）_i值为15.646~15.664，（²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb）_i值为38.631~38.702，μ值为9.90~10.17，∆β值为23.14~24.54，∆γ值为46.67~49.29.样品Pb同位素趋势与海南岛三叠纪花岗岩趋势相似（图8c，8d）.

3.4　锆石Lu⁃Hf同位素

在锆石U⁃Pb同位素分析的基础上，选取16个点进行锆石Hf同位素分析，分析数据见附表4和图9.测得¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值介于0.282 478~0.282 698，平均值为0.282 555；¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值介于0.000 717~0.010 860，平均值为0.002 330；锆石ε_Hf（t）值介于-5.6~1.5，平均值为-2.8；Hf同位素单阶段模式年龄（t_DM1）介于888~1 096 Ma，二阶段模式年龄（t_DM2）介于1 162~1 612 Ma.

3.5　 ⁴⁰Ar/³⁹Ar 定年

Y8⁃A基性岩脉样品测试数据详见附表5，样品得到⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年龄为141.57±0.63 Ma，正反等时线年龄分别为140.1±1.6 Ma和140.0±1.5 Ma，坪年龄和等时线年龄差距不大（图10）.⁴⁰Ar/³⁶Ar初始比值为366±70，略高于大气氩⁴⁰Ar/³⁶Ar初始比值的295.5，说明测试结果有较好的可信度.

4 讨论

4.1　花岗岩岩石成因及岩浆源区

琼东南盆地松南低凸起Y8⁃A井二长花岗岩LA⁃ICP⁃MS锆石U⁃Pb年龄为235.6±4.8 Ma，形成时代为晚三叠世早期.现今花岗岩根据成因分类通常分为I、S、M、A型（White and Chappell，1983）.对于花岗岩成因类型判断，Y8⁃A井花岗岩为高钾钙碱性、过铝质岩石，高全碱含量（K₂O+Na₂O=8.30%~9.59%）.在花岗岩成因类型10 000 Ga/Al-Nb判别图解中（图11a），样品落入到I & S型花岗岩区域，而非A型花岗岩.在Rb-Th和Rb-Y图解中（图11b，11c），样品Rb与Th和Y呈现负相关性，显示出S型花岗岩特征.A/CNK值为1.21~1.26（平均值为12.3），K₂O/Na₂O值为1.08~1.29（平均值为1.19，其值均大于1.0；Zhao et al.，2015），具有S型花岗岩特征.利用锆石饱和温度计估算Y8⁃A井花岗岩结晶温度，其值介于614~715 ℃（平均值为653 ℃），低于A型花岗岩结晶温度（T_Zr>870 ℃）.因此，本文认为Y8⁃A井晚三叠世早期二长花岗岩属于S型花岗岩.

S型花岗岩是一种以壳源沉积物为源岩经过部分熔融、结晶而产生的花岗岩.从样品稀土元素组成以及稀土配分模式上看，轻重稀土分馏明显，Eu呈弱正异常，且重稀土有略微富集的趋势与前人相比不同（钟佳和王岩泉，2022；Mi et al.，2023），重稀土略微富集趋势可能为岩浆源区含有石榴子石残留相.样品微量元素显示相对富集Rb、U、K、Pb、Sr、Zr、Hf元素，相对亏损Nb、Ta、La、Ce、P元素，表现出壳源特征.²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb值为18.981~19.356，高于18.000；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb值为15.673~15.695，大于15.300，显示铀铅富集的特征；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值为38.833~38.930，低于39.000，显示钍铅微弱亏损；高μ（（9.79~10.17）>9.58）暗示铅同位素基本来源于上地壳，下地壳或上地幔铅可能未参与.在Zartman and Haines（1988）的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和

²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb图解中（图12a~12c），样品点落在上地壳区域内.利用Δβ-Δγ图解可以示踪铅的源区（朱炳泉，1998）（图12d），样品点均落在上地壳铅区域.松南低凸起YL8⁃A井二长花岗岩样品I_Sr值（0.707 93~0.709 44）和ε_Nd（t）值（-4.45~-6.39），具有高I_Sr值和低ε_Nd（t）值特征.在⁸⁶Sr/⁸⁷Sr-ε_Nd（t）图解中（图8a，8b），YL8⁃A样品落在海南岛二叠纪花岗岩区域，部分落在三叠纪花岗岩区域，岩体的二阶段模式年龄t_DM2介于1 373~1 527 Ma，表明中元古代物质对岩浆源区具有明显贡献.锆石Hf同位素研究结果表明（图9），锆石ε_Hf（t）值主要为-5.6~-1.1，平均值为-3.4；Hf同位素二阶段模式年龄（t_DM2）主要为1 326~1 612 Ma，平均值为1 482 Ma，同样暗示岩浆的源区岩石为中元古代地壳物质.另外，在锆石ε_Hf（t）-t图解中（图9），海南岛、越南北部、琼东南盆地二叠纪-三叠纪花岗岩锆石ε_Hf（t）值在早三叠纪之前呈现出随年龄减小，ε_Hf（t）值减小趋势（幔源物质贡献减小），而早三叠纪之后随年龄减小，ε_Hf（t）值增大趋势（幔源贡献物质增大），如海南岛尖峰岭早三叠世花岗岩为后造山环境岩石圈拆沉、热软流圈上涌，使得地壳变杂砂岩或变砂屑岩受到幔源流体富集后发生部分熔融（谢才富等，2006）；海南岛通什地区中三叠世正长花岗岩由石英正长岩结晶分异形成，而石英正长质岩浆可能是来源于EM2的碱性玄武质岩浆在地壳再分异派生的产物（周佐民等，2011）；南海南部NK⁃1井晚三叠世英安岩为中下陆壳古玄武岩物质部分熔融产物（Miao et al.，2021）.

在部分熔融和分离结晶的La-La/Sm、La-La/Y、Th-Th/Nd图解中（图11d~11f），松南低凸起二长花岗岩表现出部分熔融趋势.Harker图解中（图6），SiO₂与Al₂O₃、CaO、K₂O和Sr含量呈负相关，表明钾长石和斜长石可能经历一定程度的分离结晶；与TiO₂、FeO、MgO呈负相关表明黑云母和Fe⁃Ti氧化物可能发生分离结晶；与P₂O₅含量呈负相关，表明磷灰石可能发生一定程度结晶分离.花岗岩CaO/Na₂O值介于0.08~0.09（CaO/Na₂O<0.3为泥质岩重熔，>0.3为砂质岩重熔），表明其是变泥质岩部分熔融的产物.基于岩石地球化学及Sr⁃Nd⁃Pb⁃Hf同位素研究，松南低凸起晚三叠世早期二长花岗岩属于高钾钙碱性、过铝质系列的S型花岗岩，初始岩浆主要来源于上地壳变泥质岩的部分熔融.

4.2　大地构造意义

目前南海北部和海南岛三叠纪花岗岩是由古特提斯洋俯冲形成（Yan et al.，2017；徐长贵等，2024；胡林等，2024），还是古太平洋俯冲形成（刘飞等，2022；Mi et al.，2023）；它们形成于挤压碰撞的构造环境，还是处于后造山的构造环境（谢才富等，2005），这些科学问题的认识仍存在争议.因此对于这些问题首先要了解古特提斯洋和古太平洋在南海北部地区构造演化.首先是对于古特提斯洋在南海北部地区的俯冲闭合演化.古特提斯不同洋盆俯冲闭合时限具有差异性，同一洋盆不同地段闭合时限也不同.巩小栋等（2020）认为金沙江结合带晚三叠世石英二长岩形成于金沙江古特提斯洋逐渐闭合后碰撞环境.Fan et al. （2010） 对澜沧江南带岩浆作用研究认为古特提斯洋盆的俯冲闭合在250~225 Ma.李龚健等（2013）认为哀牢山缝合带闭合时限在晚二叠世（~260 Ma），金沙江古特提洋闭合时限为早三叠世（~245 Ma），昌宁-孟连地区古特提洋闭合时限为中三叠世（~235 Ma）.Wang et al. （2018） 认为中-晚三叠世时期金沙江-哀牢山-松马构造带已处于同碰撞-后碰撞的构造背景.Zhang et al. （2014） 在松马构造带中发现230 Ma古特提斯洋俯冲闭合印支和华南板块碰撞形成的榴辉岩.李慧玲等（2023）认为越南昆嵩地体中三叠世花岗岩形成于后碰撞阶段，与马江古特提斯分支洋闭合后印支与华南陆块碰撞拼合有关.罗伟等（2023）认为川西晚三叠世花岗细晶岩形成于松潘-甘孜洋（古特提斯支洋）闭合后的碰撞造山阶段.唐立梅等（2013）认为海南岛东南部兴隆地区238~234 Ma双峰式侵入岩的形成与古特提斯俯冲闭合有关.芶琪钰等（2019）认为海南岛南部三亚荔枝沟地区中三叠世酸性火山岩形成于碰撞闭合后的伸展环境.Yan et al. （2017） 对海南岛二叠、三叠和白垩纪花岗岩研究认为海南岛晚二叠世-中三叠世受古特提斯俯冲影响.Li et al.（2016）对广西钦州中二叠世S型花岗岩分析提出古特提洋东部俯冲始于中二叠世，闭合于中三叠世.周岱等（2021）提出粤西晚三叠世新兴花岗岩可能形成于古特提斯洋东段闭合后陆陆碰撞造山阶段.钟佳和王岩泉（2022）认为琼东南盆地松南低凸起花岗岩形成于华南与印支地块后碰撞阶段.徐长贵等（2024）和胡林等（2024）提出琼东南盆地早三叠世花岗岩形成与古特提斯俯冲汇聚和同碰撞有关，晚三叠世花岗岩形成于碰撞后伸展背景.综上，古特提斯洋在南海北部地区俯冲闭合可能在中三叠世之前完成.基于前人对金沙江-哀牢山-松马构造带、越南地区、海南岛、广西、广东、琼东南盆地地区古特提斯相关研究，认为南海北部地区晚二叠世-早三叠世为古特提斯洋俯冲闭合阶段（图13a），中三叠世为印支-华南地块碰撞阶段（图13b），晚三叠世为碰撞后伸展阶段.

另外，S型花岗岩岩体通常是大洋闭合和陆-陆碰撞使地壳加厚并发生部分熔融的产物（Pearce et al.，1984）.在Y-Nb、Y+Nb-Rb和Rb/30-Hf-3×Ta图解上（图14a~11c），花岗岩样品落入火山弧花岗岩和同碰撞花岗岩交界区域.在R₁-R₂图解上（图14d），样品落在同碰撞花岗岩区域附近.这表明松南低凸起晚三叠世花岗岩可能是碰撞或后碰撞相关的岩浆作用.松南低凸起二长花岗岩形成年龄为晚三叠世早期，而晚三叠世琼东南盆地地区处于后碰撞阶段，加厚地壳发生拆沉，软流圈物质上涌，导致区域的伸展作用，使得变沉积岩发生部分熔融形成花岗岩（图13c）.

一些学者认为海南岛和琼东南盆地晚二叠纪-三叠纪花岗岩的形成与古太平洋俯冲有关.刘飞等（2022）提出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.Mi et al. （2023） 认为琼东南盆地晚二叠世-白垩纪花岗岩具有火山弧特征，与古太平洋板块俯冲有关.但是，目前多数学者认为古特提斯构造域向古太平洋构造域转换时间在早侏罗世（毛建仁等，2014；李三忠等，2022）.Wang and Shu（2012）对福建侏罗-白垩纪火成岩研究认为早侏罗世晚期以后华南东部经历了从特提斯域向古太平洋域的构造过渡.Xu et al.（2019）对广东永安盆地和粤东盆地沉积岩碎屑锆石年龄进行分析，提出早侏罗世是特提斯构造域向古太平洋构造域转变的时间.Tan et al.（2024）对中国东南部中生代构造应力场及福建地区沉积地层研究，认为华南东部早三叠世—中侏罗世早期的构造演化主要受古特提斯构造域控制，而中侏罗世晚期—白垩世的构造演化主要受古太平洋构造域控制.海南岛和琼东南盆地地区三叠纪花岗岩的形成受古特提斯构造域控制的观点依然是目前的主流观点.

4.3　花岗岩岩体热演化史与构造事件

花岗岩岩浆侵位和冷凝后，在内外动力作用下相对于地表运移，并逐渐出露地表.利用锆石U⁃Pb法、⁴⁰Ar/³⁹Ar法、锆石（U⁃Th）/He、磷灰石裂变径迹法年龄结合上覆沉积地层数据，以不同测年矿物的封闭温度为依据，对岩体热史演化进行模拟（王瑜，2004）.锆石U⁃Pb测年法封闭温度850~700 ℃，一般被认为是岩浆侵位年龄；全岩⁴⁰Ar/³⁹Ar测年法封闭温度300~400 ℃，用来定年和揭露地质体冷却和抬升速率；锆石（U⁃Th）/He测年法封闭温度200~160 ℃，可以用来揭露距地表7~5 km深度地质体的冷却年龄和剥露速率；磷灰石裂变径迹测年法封闭温度120~60 ℃，可以用来揭露距地表4~2 km深度地质体的冷却年龄和剥露速率.这一系列的热年代学数据，分别表示近似岩浆侵位年龄（锆石U⁃Pb年龄）、后期改造年龄（岩脉⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄）、岩体一定深度年龄（锆石（U⁃Th）/He年龄）、近地表暴露年龄（磷灰石裂变年龄）.松南低凸起晚三叠世早期二长花岗岩磷灰石裂变径迹年龄为（66.3±5.6） Ma（附表6），锆石（U⁃Th）/He年龄（82.05±1.99） Ma~（45.93±1.14） Ma，排除异常颗粒，认为锆石（U⁃Th）/He年龄为（82.05±1.99） Ma（附表6）.通过HeFTy软件进行热史模拟（图15），花岗岩热史演化可以分为5个阶段：阶段Ⅰ为侵位冷凝阶段，花岗岩岩浆侵位到地壳一定深度经过一段时间岩浆冷凝；阶段Ⅱ为缓慢冷却阶段，岩浆冷凝后在地壳中一定深度受到构造运动抬升，在地壳一定深度受到构造运动影响而发生抬升，期间在早白垩世伴有基性岩脉侵入；阶段Ⅲ为快速冷却阶段，受到构造作用或上覆地层强烈剥蚀快速向地表运移，上覆地层剥蚀速率较快；阶段Ⅳ为近地表阶段，岩体出露地表接受风化剥蚀，花岗岩剥蚀速率相较之前变慢；阶段Ⅴ为埋藏阶段，盆地沉降岩体被沉积物再次覆盖，上覆地层为渐新统黄流组、中新统三亚组、梅山组、黄流组、莺歌海组以及第四纪乐东组.

南海北部中生代经历了印支期碰撞造山、燕山早期增生造山、燕山晚期压扭造山（李三忠等，2022）.花岗岩LA⁃ICP⁃MS锆石U⁃Pb年龄为235.6±4.8 Ma，表明岩浆侵位时间约在晚三叠世早期，构造背景分析认为岩浆侵位是由古特提斯分支洋壳俯冲所导致，由于印支-华南板块碰撞使得南海北部地壳岩石发生强烈褶皱及韧性剪切变形（高维等，2022；吕方等，2023），岩浆沿断裂上侵冷凝（对应阶段Ⅰ）.早三叠世后古特提斯洋盆基本关闭，古太平洋俯冲开始启动（约200 Ma）（李三忠等，2022）.古太平洋的强烈俯冲表现在中国东南沿海地区广泛发育侏罗-白垩纪NE向分布的侵入岩（毛建仁等，2014），南海北部变为挤压环境，产生一系列NE向左行走滑断裂（熊莉娟等，2012；鲁宝亮等，2015），南海北部及周缘发生增生和压扭造山（对应阶段Ⅱ）.另外板块之间相互作用使得位置发生调整，导致板块内部形成伸展环境，基性岩脉上侵.在海南、广东、福建以及南海北部盆地花岗岩中可见到基性岩脉（陈新跃等，2014；刘飞等，2022）.胡瑞忠等（2007）认为华南地区可能存在6期伸展构造，最早一期为145~135 Ma，而YL8⁃A中基性岩脉年龄与其相对应.此外，曹建劲等（2009）提出广东沿海地区基性岩脉年龄介于146~54 Ma，并将其划分为5期，其中第一期为146 Ma.晚白垩世，西太平洋俯冲带发生后撤，南海北部地区由挤压环境逐步向伸展环境转变，岩石圈大规模伸展减薄，始新世可能为拉张减薄高峰阶段，如在广东沿海发育有基性岩脉（54 Ma）和珠江口盆地发育有侵入岩和火山岩（43 Ma）（祝嵩等，2021；周凤娟等，2023）.另外，构造体制的转换使得华南南部地区中生界地层抬升，使得上覆盖层被强烈剥蚀（Suo et al.，2019），造成相对较快的隆升（对应阶段Ⅲ）.南海北部地区新生代以来经历古南海俯冲消亡、南海洋盆扩张、印度欧亚板块碰撞、菲律宾海板块北西西向运动、海南地幔柱以及红河断裂左旋走滑（雷超等，2015），琼东南盆地受神狐运动、珠琼运动、南海运动、白云运动、东沙运动等影响，经历断陷阶段和拗陷阶段（吴克强等，2023）.古新世-始新世，松南低凸起晚三叠世早期的花岗岩岩体可能已出露地表或在近地表（对应阶段Ⅳ），另外花岗岩岩体剥蚀速率相较于沉积地层较慢.始新世-至今琼东南盆地总体表现为沉降特征（杨军等，2015）（对应阶段Ⅴ），岩体上覆缺失渐新统陵水组地层，表明松南低凸起可能受到南海运动或白云运动的影响.

5 结论

琼东南盆地松南低凸起Y8⁃A井二长花岗岩LA⁃ICP⁃MS锆石U⁃Pb年龄为235.6±4.8 Ma，基性岩脉⁴⁰Ar⁃³⁹Ar坪年龄为141.57±0.63 Ma.二长花岗岩属于高钾钙碱性、过铝质系列的S型花岗岩，初始岩浆主要来源于上地壳变泥质岩的部分熔融.结合前人研究和区域地质背景分析认为花岗岩形成于印支与华南碰撞拼和后的后碰撞背景.

对松南低凸起二长花岗岩进行低温热年代学分析，结果显示磷灰石裂变径迹年龄为66.3±5.6 Ma，锆石（U⁃Th）/He年龄为（82.05±1.99）~（45.93±1.14） Ma.联合热史反演结果揭示，花岗岩岩体的演化可分为侵位冷凝、缓慢冷却、较快冷却、近地表剥露和沉降埋藏5个阶段.

附表见地球科学官网：https：//doi.org/10.3799/dqkx.2025.051

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基金资助

中国海洋石油集团有限公司“十四·五”科技重大项目(KJGG2021⁃0100)

国家科技重大专项(2016ZX050266)

国家重点基础研究发展计划“973”项目(2009CB219400)

国家自然科学基金项目(91528303)

中国海洋石油集团有限公司科技项目(20211⁃KT⁃YXKY⁃05)