海南洋殼型高溫榴輝巖：基本特征及待解問題

劉曉春 胡娟 陳龍耀 陳意 王偉 夏蒙蒙 韓建恩 胡道功LIU XiaoChun, HU Juan, CHEN LongYao, CHEN Yi, WANG Wei, XIA MengMeng, HAN JianEn and HU DaoGong

1. 中國地質科學院地質力學研究所，北京 100081

2. 自然資源部古地磁與古構造重建重點實驗室，北京 100081

3. 中國科學院地質與地球物理研究所，北京 100029

1. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China

2. Key Laboratory of Paleomagnetism and Tectonic Reconstruction of Ministry of Natural Rescources, Beijing 100081, China

3. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China

榴輝巖常產于匯聚板塊的邊界，是鑒別古板塊縫合帶的重要標志性巖石之一。由于榴輝巖形成于下地殼至上地幔的深度，并多保存有較完整的P-T演化記錄，可對造山帶的構造過程提供較好的制約，因而對其研究日益受到重視。特別是20世紀80年代超高壓(以柯石英的出現為標志)榴輝巖及相關巖石被發現之后(Chopin, 1984; Smith, 1984)，至今對高壓/超高壓變質作用和大洋/大陸板片深俯沖過程的研究方興未艾。無論是在增生型還是碰撞型造山帶，尋找榴輝巖這種特征巖石都是地質學家們的一個主要任務，并且在世界上絕大多數的匯聚板塊邊界造山帶中都獲得了成功。在我國，經地質工作者多年的努力，在幾條重要的巨型造山帶，如天山-北山造山帶、阿爾金-昆侖-祁連-秦嶺造山帶、桐柏-大別-蘇魯造山帶和青藏高原-喜馬拉雅造山帶等，都發現了豐富的榴輝巖(Zhangetal., 2007; Liouetal., 2009)。一般來講，可以把榴輝巖劃分為洋殼型和陸殼型兩類，前者的原巖來源于洋殼，由大洋俯沖/增生形成，在我國的典型代表是西天山和北祁連榴輝巖；后者的原巖來自于陸殼，由大陸俯沖/碰撞形成，典型代表是大別山和蘇魯榴輝巖。洋殼型榴輝巖也可產于大陸碰撞帶中，如歐洲華力西造山帶中的某些榴輝巖(Bernard-Griffithsetal., 1985; Paquetteetal., 1989; Medarisetal., 1995)，并有榴輝巖記錄了從大洋俯沖轉化為大陸碰撞的演化過程，如柴北緣榴輝巖(Songetal., 2006)。我國學者已對不同造山帶中的高壓/超高壓榴輝巖及相關巖石開展了大量的精細研究工作，這對中國造山帶研究水平的提升起到了很大的促進作用。

2018年，我們在針對海南島北部的活動構造開展區域地質調查時，在文昌北部主體被第四系覆蓋的木欄頭地區也發現了榴輝巖，初步的調查結果已由夏蒙蒙等(2019)報道，稍詳細的變質巖石學研究由Liuetal. (2021)給出。我們知道，有關海南島的大地構造單元劃分、各單元的構造屬性以及地質演化歷史等一直存在很大的爭議(楊樹鋒等, 1989; Hsüetal., 1990; Chenetal., 1992; Metcalfeetal., 1993; Lietal., 2002a)，對海南島與東古特提斯和古太平洋板塊的構造演化關系也存在諸多不同的看法(Metcalfe, 1996, 2013; Lietal., 2006, 2012; Cai and Zhang, 2009; Zhangetal., 2011; Faureetal., 2016, 2017; Heetal., 2018a, b; Shenetal., 2018)，榴輝巖的發現可以為上述爭議性問題的解釋提供重要的借鑒。然而，從初步的研究結果看，海南榴輝巖存在多種特殊性，如露頭的孤立性，大洋屬性但高溫變質，以及石炭紀變質等，這些特殊性為榴輝巖的構造解釋帶來很大的不確定性。特別是，石炭紀高壓變質作用在東南亞古特提斯構造域尚未見報道，其與廣布的三疊紀變質事件具有怎樣的聯系？又怎樣制約了東古特提斯的構造演化？這些問題均值得去深入探究。本文首先對海南榴輝巖的基本地質特征進行了概要總結，而后對與榴輝巖自身和引申出來的、尚未解決的科學問題進行了詳細的分析和討論，以利于下一步深入研究工作的開展。

1 區域地質背景

海南島地處南海西北部，以瓊州海峽與華南大陸相隔。在大地構造位置上，它位于歐亞板塊、印度板塊和太平洋板塊的交接部位(圖1a, b)，受特提斯構造域和太平洋構造域兩大地球動力學系統的控制，具有復雜的構造演化歷史。海南島的前寒武紀結晶基底主要由抱板群、石碌群和石灰頂組構成，其中抱板群的主要巖性是經歷角閃巖相變質的約1.43Ga巖漿巖和沉積巖；石碌群是經歷綠片巖相變質的約1.44～1.43Ga沉積巖和火山巖；石灰頂組由約1.2～1.0Ga的石英巖和石英片巖組成，角度不整合于石碌群之上(汪嘯風等, 1991a; Lietal., 2002b, 2008; Yaoetal., 2017; Zhangetal., 2019)。古生代地層主要由砂巖、粉砂巖、頁巖和少量灰巖、火山巖夾層組成，一般經歷了極低級變質作用；中生代地層主要是白堊紀紅層，由湖相碎屑巖組成(汪嘯風等, 1991b; 夏邦棟等, 1991a; Jiangetal., 2015a; 張立敏等, 2017)。花崗質巖石的出露面積約占全島的40%，其中約60%為晚二疊世-三疊紀(約270～230Ma)花崗巖，其它為侏羅紀和白堊紀(約150～70Ma)花崗巖(汪嘯風等, 1991c; Lietal., 2006; 陳新躍等, 2011; Wangetal., 2012; Jiang and Li, 2014; Yanetal., 2017; Shenetal., 2018; Heetal., 2020)。海南島的構造體系以東西向為主，由北向南依次發育王五-文教、昌江-瓊江、尖峰-吊羅和九所-陵水斷裂，由西向東則發育北東向的戈枕和白沙斷裂(廣東省地質礦產局, 1988; 汪嘯風等, 1991a; Metcalfeetal., 1993; Metcalfe, 1996)。根據這些斷裂的發育，不同學者對海南島進行了構造單元劃分，有以九所-陵水斷裂為界的南北兩分(楊樹鋒等, 1989)、以昌江-瓊海斷裂為界的南北兩分(Hsüetal., 1990)和以白沙斷裂為界的東西兩分(Metcalfeetal., 1993; Metcalfe, 1996)等幾種地體劃分模式。

圖1 東南亞地質構造簡圖(a，據Sone and Metcalfe, 2008; Wang et al., 2018修改)及海南島地質簡圖(b，據廣東省地質礦產局, 1988; Shen et al., 2018修改)路徑①、②、③、④、⑤代表古特提斯縫合帶向東延伸的可能方向，其中路徑①據Cai and Zhang (2009)，路徑②據Li et al. (2002a)，路徑③據Faure et al. (2016)，路徑④和⑤據Metcalfe (1996)Fig.1 Tectonic sketch map of Southeast Asia (a, modified after Sone and Metcalfe, 2008; Wang et al., 2018) and simplified geological map of Hainan Island (b, modified after BGMRG, 1988; Shen et al., 2018)Path ①, ②, ③, ④ and ⑤ represent the predicted eastward extensional directions of the Paleo-Tethyan suture zones. Path ① after Cai and Zhang (2009); Path ② after Li et al. (2002a); Path ③ after Faure et al. (2016); Paths ④ and ⑤ after Metcalfe (1996)

近20年來，海南島地質研究的一個最大進展是在邦溪和晨星地區識別出石炭紀大洋玄武巖。實際上，這些巖石早已被發現，但以前多被認為是元古代或晚古生代陸內裂谷作用的產物(夏邦棟等, 1991b; Fangetal., 1992; 張業明等, 1998; 梁新權等, 2000; 許德如等, 2001)。新的研究一方面對這套淺變質玄武巖開展了不同方法的同位素定年，獲得鋯石U-Pb年齡為330±4Ma，全巖Sm-Nd等時線年齡為333±12Ma，角閃石Ar-Ar坪年齡為328±3Ma，從而確定其形成時代為石炭紀；另一方面開展了系統的地球化學研究，確定其為正常洋中脊玄武巖(N-MORB)，并推測它們形成于一個狹窄的洋盆或弧后盆地環境(唐紅峰, 1999; 李獻華等, 2000; Lietal., 2002a; 許德如等, 2006; Xuetal., 2008; 何慧瑩等, 2016; Heetal., 2018a, b)。石炭紀N-MORB型玄武巖的確立使海南島晚古生代以來的構造演化與古特提斯的演化更加緊密地聯系起來。由于缺乏地質證據，過去對華南與印支陸塊之間的金沙江-哀牢山-馬江(Song Ma)古特提斯縫合帶如何向東延伸的問題存在很大的爭議(Metcalfe, 1996, 2002, 2013)，現在則多贊同其可能與邦溪-晨星構造帶相接(如Lietal., 2002a; Zhangetal., 2011; Faureetal., 2016, 2017; Heetal., 2018a, b; Wangetal., 2018)(參見圖1a)，盡管有關邦溪-晨星洋盆或弧后盆地的關閉時間尚不清楚。

榴輝巖的發現可能會進一步推動海南島顯生宙(特別是石炭紀)的地質研究工作。榴輝巖發現于文昌北部木欄頭地區潮灘鼻的潮間-潮下帶，由于這一地區的絕大部分都被第四紀沉積物所覆蓋，基巖的出露非常有限，所以以前很少受到關注。為查明榴輝巖周邊的區域地質概況，我們調查了木欄頭地區的所有基巖露頭，并檢查了部分鉆孔資料。結果表明，陸上的幾個露頭主要是古生代地層和花崗巖，沿海岸斷續出露一些變質巖和花崗巖基巖或巨型轉石，并見有輝綠巖脈侵入(圖2)。古生代地層主要是淺變質砂巖和粉砂巖，其碎屑鋯石的最小U-Pb年齡峰值約為420Ma(研究團隊，未刊資料)，限定的最大沉積時代為晚志留世。變質巖石的主體是鈣硅酸鹽巖和正片麻巖，其次為斜長角閃巖、副片麻巖、石英巖、大理巖和少量超基性巖團塊，并被很多花崗巖脈和偉晶巖脈所侵入。正片麻巖的原巖年齡主要集中在280～250Ma，個別為1.45Ga，副片麻巖中中-新元古代的碎屑鋯石占有很大比重(研究團隊，未刊資料)。在副片麻巖中可見石榴石、十字石和夕線石產出，表明變質作用達到中壓角閃巖相，由鋯石和獨居石U-Pb定年獲得的變質時代約為245～235Ma(研究團隊，未刊資料)。這些變質巖石成層性較好，片麻理發育，且走向多變，但傾角一般較緩，多為10°～40°。巖石中也發育小型緊閉或開闊褶皺，但由于露頭的不連續性，區域構造框架不易建立。花崗質巖石主要是黑云母二長花崗巖，少數為黑云母鉀長花崗巖，由鋯石U-Pb定年揭示出3期巖漿幕，其時代分別約為255～230Ma、150Ma和100Ma(研究團隊，未刊資料)。輝綠巖脈的侵入年齡為238±1Ma(研究團隊，未刊資料)，這些巖脈也遭受到綠片巖相變質作用的改造，并被大量偉晶巖脈所侵入。

圖2 木欄頭地區地質簡圖(據Liu et al., 2021修改)Fig.2 Simplified geological map of the Mulantou area (modified after Liu et al., 2021)

2 榴輝巖的基本地質特征

2.1 分布范圍和產出特征

如前所述，海南榴輝巖出露于木欄頭地區的潮灘鼻潮間-潮下帶，在其10km范圍內的地表均被第四紀沉積物或海水覆蓋。主要露巖區域東西長約1.5km，南北寬約1.2km，總面積約1.8km2(圖3)。退潮時可見數十個露頭露出海面(圖4a, b)，但大潮時幾乎全部被海水淹沒，岸邊榴輝巖多以巨型巖塊形式產出。據當地漁民介紹，以前出露于海面的基巖露頭更多，但因修建漁港而被炸平。退大潮期間的無人機航拍和實地考察也表明，主要露頭集中區的水下部分基本上是相連的。實際上，潮灘鼻面向海域凸出部的形成即與榴輝巖的產出有關。由此推測，潮灘鼻第四紀沉積物之下的基巖很可能也是榴輝巖。此外，露巖區再向東北約1km以外的深海區域還存在幾個孤立的露頭，由于尚未考察而無法證實其是否也是榴輝巖，但可能性較大，因為這一海域未見其它類型的巖石。

圖3 以無人機航拍圖像為背景的潮灘鼻榴輝巖分布圖Fig.3 Map showing the distribution of eclogites at Caotanbi on a UAV aerial image

榴輝巖一般保存較好，多為新鮮榴輝巖，也含有少量退變成因的榴閃巖和斜長角閃巖。片麻理發育(圖4c)，其優勢走向為北東向，其次為近東西向，也有個別呈北西向，傾角以40°～50°居多，少數較陡，可達70°～80°。值得指出的是，由于大部分基巖長期被海水覆蓋，牡蠣等海洋生物生長較多，所以巖石的組構要素不易觀察和測量，并可能存在一定的誤差。然而，榴輝巖作為一種變質巖石，其產狀不穩定也不足為怪，推測其主體構造線的走向可能大致呈北東至東西向。野外可見某些榴輝巖中發育斑點狀斜長石(圖4d)，部分榴輝巖則發育平行于片麻理的淡色深熔條帶(圖4e)。個別露頭上可見偉晶巖脈或條帶，一般寬2～15cm，多與片麻理平行，少數斜交。其中，在CTB07露頭上觀察到偉晶巖條帶的外圍形成總寬達25cm的斜長角閃巖退變帶(圖4f)，說明偉晶巖的侵位與角閃巖相退變質作用密切相關。此外，可見晚期輝綠巖脈侵入到榴輝巖中，寬度一般10～50cm，其侵位顯然與高壓變質事件無關。

圖4 海南榴輝巖的野外產狀(a)低潮期CTB09及其東北部榴輝巖露頭遠景；(b)CTB04露頭榴輝巖近景；(c)CTB09露頭榴輝巖中發育片麻狀構造；(d)CTB06露頭榴輝巖中發育斑點狀斜長石；(e)CTB01露頭榴輝巖中發育淡色深熔條帶；(f)CTB07露頭偉晶巖條帶兩側的斜長角閃巖退變帶Fig.4 Field occurrences of eclogites from Hainan Island(a) panoramic view of eclogites of CTB09 and its northeastern outcrops at low tide; (b) close-up view of eclogite of CTB04 outcrop; (c) gneissic structure developed in eclogite from CTB09 outcrop; (d) spotted plagioclase grains developed in eclogite from CTB06 outcrop; (e) leucocratic bands developed in eclogite from CTB01 outcrop; (f) retrograde zone of amphibolite on two sides of a pegmatite vien in eclogite from CTB07 outcrop

2.2 巖石學及P-T演化

我們對潮間-潮下帶25個較大的榴輝巖露頭進行了登陸考察。早期已對在岸邊3個露頭(CTB01、CTB02和CTB03)采集的8件榴輝巖樣品的巖相學特征進行了詳細描述(Liuetal., 2021)，本文根據新獲得的樣品進行了補充。所有樣品均展示了相似或相近的礦物組成以及近于一致的演化過程，根據礦物共生和反應結構，可大致劃分出四個變質演化階段，即綠簾角閃巖相進變質階段、榴輝巖相/榴輝巖-高壓麻粒巖過渡相峰期變質階段、角閃巖相退變質階段和綠片巖相退變質階段。

綠簾角閃巖相進變質階段：主要體現在石榴石的成分環帶及其內豐富的礦物包裹體上(圖5a)。多數榴輝巖樣品中的石榴石都展示了化學成分環帶，表現為從核到邊Mg增高，Fe和Ca降低，指示了進變質演化，但Mn的“鈴形”環帶已不見保存(Liuetal., 2021)；少數富鎂榴輝巖中的石榴石環帶缺失，說明其成分已在峰期變質過程中被均一化。石榴石中常見的礦物包裹體為綠輝石、普通角閃石、綠簾石/黝簾石、斜長石、石英、磷灰石、金紅石、鈦鐵礦、榍石和黃鐵礦(圖5b-d)，少數樣品中可見綠泥石、白云母、藍晶石、鉀長石、方解石和鋯石(圖5e)，有關這些包裹體的分布和成分特征已由Liuetal. (2021)詳細介紹，其中最重要的特征是斜長石包裹體的普遍性，而綠輝石則集中出現在石榴石的幔-邊部。通過進一步的觀察，這里再補充以下幾點：(1)石英包裹體內有時含有渾圓狀或多邊形綠輝石小顆粒(參見圖5b)，雖然對這種結構的具體含義尚不知曉，但其硬玉分子(Jd)含量稍低于基質中的綠輝石，表明低Na綠輝石的形成略早；(2)部分綠泥石包裹體的形狀比較規則(參見圖5e)，并可與白云母連生，說明其是早期包裹體，而非晚期蝕變形成；(3)白云母的成分主要是多硅白云母(Si=3.38～3.41)，但在樣品CTB14-1中也檢測出一顆低Si白云母(Si=3.14)，不排除為晚期退變成因或經歷了改造。此外，在裂隙發育的石榴石中，可見多晶包裹體中有晚期綠泥石、綠簾石和陽起石生長(圖5f)，進一步證明了后期退變的影響。由于石榴石核部的成分已發生改變，所以我們無法使用這種礦物來估算早期變質階段的P-T條件，根據角閃石-斜長石溫壓計和包含多硅白云母+藍晶石+黝簾石+斜長石+石英的變質反應估算出的大致P-T區間為620～680℃、0.87～1.11GPa(Liuetal., 2021)，這與早期的綠簾角閃巖相包體礦物組合相吻合。

圖5 海南榴輝巖石榴石中的礦物包裹體(a)樣品CTB02-4中石榴石核部包裹綠簾石、石英和磷灰石，背散射(BSE)圖像揭示石榴石具明顯的成分環帶；(b)樣品CTB03-1中石榴石包裹綠輝石、石英和金紅石，石英中含有渾圓狀綠輝石小顆粒；(c)樣品CTB01-1中石榴石包裹斜長石、石英和金紅石，斜長石可呈自形晶體；(d)樣品CTB22-1中石榴石幔-邊部包裹綠輝石、斜長石、金紅石、鈦鐵礦和黃鐵礦，金紅石常與鈦鐵礦連生；(e)樣品CTB04-4中石榴石包裹綠泥石、白云母、藍晶石、鉀長石、石英和金紅石；(f)樣品CTB14-1中石榴石包裹綠輝石、透輝石、普通角閃石、斜長石、鉀長石、石英以及綠泥石、綠簾石和陽起石，后三種礦物明顯具有晚期生長特征，綠輝石被透輝石取代. 礦物代號：Act-陽起石;Ap-磷灰石;Chl-綠泥石;Di-透輝石;Ep-綠簾石, Grt-石榴石;Hbl-普通角閃石;Ilm-鈦鐵礦;Kfs-鉀長石;Ky-藍晶石;Ms-白云母;Omp-綠輝石;Pl-斜長石;Py-黃鐵礦;Qtz-石英;Rt-金紅石Fig.5 Mineral inclusions in garnets from eclogites from Hainan Island(a) epidote, quartz and apatite inclusions in the core of garnet from sample CTB02-4. Backscattered electron (BSE) image shows compositional zoning in garnet; (b) omphacite, quartz and rutile inclusions in garnet from sample CTB03-1. Quartz contains tiny inclusions of rounded omphacite; (c) plagioclase, quartz and rutile inclusions in garnet from sample CTB01-1, among which some plagioclase inclusions occur as idiomorphic crystals; (d) omphacite, plagioclase, rutile, ilmenite and pyrite inclusions in the mantle and rim of garnet from sample CTB22-1, and rutile can be intergrown with ilmenite; (e) chlorite, muscovite, kyanite, K-feldspar, quartz and rutile inclusions in garnet from sample CTB04-4; (f) omphacite, hornblende, plagioclase, K-feldspar, quartz as well as chlorite, epidote and actinolite inclusions in garnet from sample CTB14-1, from whihc late growth of chlorite, epidote and actinolite is clearly indicated, and omphacite is replaced by diopside. Mineral abbreviations: Act-actinolite; Ap-apatite; Chl-chlorite; Di-diopside; Ep-epidote; Grt-garnet; Hbl-hornblende; Ilm-ilmenite; Kfs-K-feldspar; Ky-kyanite; Ms-muscovite; Omp-omphacite; Pl-plagioclase; Py-pyrite; Qtz-quartz; Rt-rutile

榴輝巖相/榴輝巖-高壓麻粒巖過渡相峰期變質階段：榴輝巖的峰期變質礦物組合是石榴石+綠輝石+普通角閃石+石英+金紅石，含或不含黝簾石和(或)斜長石(圖6a, b)。不同的樣品主要體現在礦物含量的多寡和有無，我們將不含斜長石的樣品稱為榴輝巖，少數含有斜長石的樣品稱為石榴綠輝麻粒巖(Liuetal., 2021)或高壓麻粒巖(夏蒙蒙等, 2019)。綠輝石中Jd含量的變化范圍在15%～32%之間，低于正常的高壓/超高壓榴輝巖，并含有一定數量的契爾馬克分子(Ca-Ts=4%～10%)，這也是海南榴輝巖的重要特征之一。在主體礦物中，石榴石、綠輝石和石英的共生關系毋庸置疑，但普通角閃石和斜長石的生長時間可能持續較長。原生的普通角閃石呈特征的褐色，并在結構上與其它榴輝巖相礦物平衡共生。然而，也有相當一部分普通角閃石結晶成較大的晶體，其邊緣呈充填狀(圖6c)，顯然形成稍晚。斜長石的情況更為復雜，少數斜長石顆粒可與石榴石和(或)綠輝石構成約120°交角的穩定共生結構(Liuetal., 2021)，但也有個別具有低二面角的充填狀顆粒(圖6d)，且多數斜長石以斑點狀或條帶狀的集合體形式產出，盡管其與其它基質礦物仍平直接觸(圖6e)。實際上，野外觀察到的淡色條帶即主要由斜長石集合體構成，表明他們是由熔體結晶形成的。熔體的發育還表現為圍繞石榴石、綠輝石、普通角閃石和黝簾石等礦物形成了斜長石薄膜(圖6f)以及具有低二面角的尖狀斜長石小顆粒，表明榴輝巖高峰變質時經歷了一定數量的部分熔融。由傳統的石榴石-綠輝石-斜長石-石英溫壓計獲得峰期變質條件為750～880℃、1.8～2.2GPa，而更精確的相平衡模擬限定含和不含斜長石樣品的P-T條件均在820～860℃、1.70～1.82GPa范圍內，進而推測海南榴輝巖是榴輝巖-高壓麻粒巖過渡相變質作用的產物(Liuetal., 2021)。

圖6 海南榴輝巖峰期礦物組合及深熔結構(a)樣品CTB21-1中的峰期礦物組合石榴石+綠輝石+石英+金紅石；(b)樣品CTB03-8中的峰期礦物組合石榴石+綠輝石+普通角閃石+黝簾石；(c)樣品CTB15-1中普通角閃石充填在石榴石和綠輝石粒間；(d)樣品CTB22-1中具有低二面角的斜長石充填在石榴石和綠輝石粒間；(e)樣品CTB14-1中與綠輝石伴生的條帶狀斜長石集合體；(f)樣品CTB12-1中石榴石、黝簾石和石英周圍的斜長石薄膜. 礦物代號：Zo-黝簾石Fig.6 Peak metamorphic mineral assemblages and anatectic textures of eclogites from Hainan Island(a) mineral assemblage of garnet+omphacite+quartz+rutile from sample CTB21-1; (b) mineral assemblage of garnet+omphacite+hornblende+zoisite from sample CTB03-8; (c) interstitial hornblende between garnet and omphacite from sample CTB15-1; (d) interstitial plagioclase with low dihedral angles between garnet and omphacite from sample CTB22-1; (e) a banded plagioclase aggregate associated with omphacite from sample CTB14-1; (f) plagioclase films around garnet, zoisite and quartz from sample CTB12-1. Mineral abbreviation: Zo-zoisite

角閃巖相和綠片巖相退變質階段：榴輝巖展示了豐富的退變反應結構，主要以發育各種冠狀體和后成合晶為特征。石榴石常被綠色普通角閃石取代或鑲邊(圖7a)，并可形成雙層后成合晶結構(圖7b)，外層(I階段)主要由粗粒斑點狀或蠕蟲狀普通角閃石+斜長石構成，內層(II階段)由細粒蠕蟲狀普通角閃石+斜長石±綠泥石±綠簾石構成，與后成合晶礦物相接觸的石榴石邊部常顯示Mg的降低和Fe的升高。綠輝石也發育雙層后成合晶結構(圖7c)，外層(I階段)由粗粒低Na綠輝石/高Na透輝石+斜長石±普通角閃石構成，內層(II階段)由細粒透輝石+斜長石±陽起石構成，有時整個綠輝石顆粒已全部被蠕蟲狀透輝石+斜長石±普通角閃石后成合晶所取代，但仍能保持原始綠輝石的形狀(圖7d)。普通角閃石的退變主要表現為邊部(特別是與石榴石接觸部位)由褐色轉變成綠色(圖7e)，黝簾石的邊部被褐色高Fe黝簾石細粒集合體所取代(圖7f)，金紅石則被榍石鑲邊或取代。此外，榴輝巖中常發育一系列的水化細脈，其內多形成綠泥石+陽起石+綠簾石±鈉長石等低溫變質礦物。以上礦物反應結構關系表明，榴輝巖的退變是一個連續的演化過程，I階段后成合晶中低Na綠輝石的最大Jd含量可達25%，指示綠輝石的早期分解發生在>1.3～1.4GPa條件下(假設溫度約700～800℃)，相當于高壓麻粒巖相。退變最徹底的榴輝巖已完全轉變為由細粒普通角閃石+斜長石+榍石±石英構成的斜長角閃巖，其形成的P-T條件為700～730℃、0.71～0.85GPa(Liuetal., 2021)。II階段退變礦物組合中常含有綠泥石、陽起石和綠簾石，與水化細脈中的礦物組成相似，表明榴輝巖的最晚期退變只發生在綠片巖相條件下。

圖7 海南榴輝巖中發育的退變反應結構(a)樣品CTB12-1中石榴石被綠色普通角閃石環繞；(b)樣品CTB03-7中石榴石邊緣發育的雙層后成合晶結構，外層由粗粒斑點狀普通角閃石+斜長石構成，內層由細粒蠕蟲狀普通角閃石+斜長石±綠泥石構成；(c)樣品CTB03-3中綠輝石邊緣發育的雙層后成合晶結構，外層由粗粒高Na透輝石+斜長石+普通角閃石構成，內層由細粒透輝石+斜長石±陽起石構成；(d)樣品CTB19-1中由蠕蟲狀高Na透輝石+斜長石+普通角閃石構成的原生綠輝石假象；(e)樣品CTB03-7中褐色普通角閃石的邊緣被綠色普通角閃石取代；(f)樣品CTB03-7中黝簾石的邊緣被褐色高Fe黝簾石細粒集合體取代Fig.7 Retrograde reaction textures developed in eclogites from Hainan Island(a) green hornblende around garnet from sample CTB12-1; (b) garnet replaced by double-layered symplectites composed of patchy intergrowth of green hornblende+plagioclase in the outer layer and vermicular intergrowth of green hornblende+plagioclase±chlorite in the inner layer from sample CTB03-7; (c) omphacite replaced by double-layered symplectites consisting of relatively coarse-grained Na-rich diopside+plagioclase+hornblende in the outer layer and fine-grained diopside+plagioclase±actinolite in the inner layer from sample CTB03-3; (d) an omphacite pseudomorph composed of vermicular intergrowths of Na-rich diopside+plagioclase+hornblende from sample CTB19-1; (e) brown hornblende rim replaced by green hornblende from sample CTB03-7; (f) zoisite rim replaced by a fine-grained aggregate of brown Fe-rich zoisite from sample CTB03-7

由此可見，海南榴輝巖具有以下2個重要的巖石學特征。其一，榴輝巖形成的溫度高，壓力低，是一種比較特殊的榴輝巖類型。由峰期P-T條件計算出的地熱梯度約為14℃/km，大致相當于60km的埋藏深度。其二，榴輝巖經歷了順時針演化的P-T軌跡(路徑I；圖8)，進變質過程中未經歷低溫高壓的藍片巖相或榴輝巖相變質，退變質過程中也未穿過以斜方輝石的出現為標志的麻粒巖相的穩定區域，即沒有經過近等溫減壓的熱松弛過程。這種特殊性為榴輝巖的構造解釋帶來了困難(見下文)。

圖8 海南榴輝巖變質作用的P-T軌跡(據Liu et al., 2021修改)可能的路徑I據Liu et al. (2021); P-T格子據O’Brien and R?tzler (2003). 黑色斷線代表斜長石的穩定上限，樣品CTB02-4中不含斜長石，樣品CTB03-3中含有斜長石. 礦物代號：Ab-鈉長石;Act-陽起石;And-紅柱石;Chl-綠泥石;Di-透輝石;Ep-綠簾石;Hbl-普通角閃石;Jd-硬玉;Ky-藍晶石;Omp-綠輝石;Pl-斜長石; Qtz-石英;Sil-夕線石Fig.8 P-T path deduced for eclogites from Hainan Island (modified after Liu et al., 2021)Possible Path I is after Liu et al. (2021); the P-T grid is after O’Brien and R?tzler (2003); the dashed lines represent the upper stability limits of plagioclase modeled for plagioclase-free sample CTB02-4 and plagioclase-bearing sample CTB03-3. Mineral abbreviations: Ab-albite; Act-actinolite; And-andalusite; Chl-chlorite; Di-diopside; Ep-epidote; Hbl-hornblende; Jd-jadeite; Ky-kyanite; Omp-omphacite; Pl-plagioclase; Qtz-quartz; Sil-sillimanite

2.3 原巖屬性

從早期對岸邊采集的8件樣品(Liuetal., 2021)和后期在全區采集的32件樣品(詳細數據另文發表)的化學分析結果看，海南榴輝巖的原巖主要是拉斑玄武巖，其SiO2= 43.5%～52.7%，Al2O3=13.7%～18.5%，MgO=6.3%～12.6%，Na2O=1.5%～3.7%，K2O= 0.04%～0.53%，Mg#值為43～74。稀土和微量元素特征表明，約65%樣品具有正常洋中脊玄武巖(N-MORB)的屬性，約20%樣品具有富集洋中脊玄武巖(E-MORB)的屬性，另約15%樣品具有火山弧玄武巖(VAB)的屬性。以355Ma為基礎計算的初始Sr和Nd同位素比值分別為0.7045～0.7073和-2.3～+7.5(只有2個樣品為負值)，表明其來源于虧損的軟流圈地幔。

2.4 原巖和變質時代

為限定海南榴輝巖的原巖和變質作用時代，我們對在岸邊采集的6件保存較好的樣品進行了鋯石分離和SHRIMP U-Pb定年。所有樣品都含有豐富的鋯石，但只有具E-MORB屬性的樣品CTB01-1中的少數鋯石核部保留了不清晰的巖漿成因震蕩環帶，其最老年齡峰值約為355Ma，表明榴輝巖的原巖應形成于石炭紀初期或更早(Liuetal., 2021)。絕大多數的變質鋯石都具有極低的U、Th含量，其中U多小于2×10-6，而對U<0.5×10-6的樣品CTB03-7和CTB03-8中的鋯石，無論是使用SHRIMP還是LA-ICP-MS測試方法都無法給出準確的年齡數據。對另4件樣品中的低U鋯石，我們在SHRIMP定年時增加了Pb和U的掃描計數時間，獲得的年齡數據雖然誤差較大，但與個別高U鋯石給出的年齡結果基本一致。變質鋯石給出兩組年齡數據，分別約為340～330Ma和約310～300Ma，結合鋯石的內部結構和包裹體特征，我們將前者解釋為進變質時代，后者為峰期及退變質時代(Liuetal., 2021)。此外，侵入于榴輝巖的偉晶巖脈中含有357±4Ma的繼承鋯石核部和295±1Ma的深熔成因鋯石邊部(Liuetal., 2021)，并且后者中含有石榴石包裹體，所以推測其形成與退變質作用緊密相關。新的野外觀察表明，偉晶巖脈的周圍發育角閃巖相退變帶(參見圖4f)，進一步支持了上述推論。侵入于榴輝巖中的輝綠巖脈的年齡為245±1Ma(Liuetal., 2021)，考慮到該巖脈也經歷了綠片巖相變質作用，所以推測榴輝巖中最晚期的綠片巖相變質可能與木欄頭地區的三疊紀變質事件有關。

為進一步約束榴輝巖的變質和冷卻時代，我們對U、Th含量相對較高(也僅僅分別為0.11×10-6～0.16×10-6和0.26×10-6～0.28×10-6)的2件非N-MORB屬性樣品(CTB03-3和CTB01-1)開展了SIMS金紅石定年(表1)。樣品CTB03-3中測試的金紅石粒徑為150～300μm，其U含量為0.85×10-6～6.82×10-6，普通鉛206Pb一般小于5%(測點25除外，其206Pb=19.61%)，所有30個測點給出的下交點年齡為292±6Ma(MSWD=1.03)(圖9a)；樣品CTB01-1中測試的金紅石顆粒相對較小，粒徑為70～110μm，其U含量僅為0.05×10-6～1.28×10-6，普通鉛206Pb的變化范圍為1.93%～55.36%，除誤差較大的低U測點6外，其余29個測點給出的下交點年齡為277±12Ma(MSWD=1.5)(圖9b)。一般認為， 在高級變質地體中，金紅石的U-Pb年齡代表其冷卻至U-Pb同位素體系封閉溫度的時代，而封閉溫度又取決于礦物顆粒的大小。金紅石的Pb擴散實驗表明，對于粒徑為100μm的金紅石顆粒，其封閉溫度高達～600℃(Cherniak, 2000)。樣品CTB03-3中的金紅石具有粒大、高U和低206Pb 的特征，獲得的U-Pb年齡精度較高，且接近于偉晶巖脈的侵位年齡，因而對榴輝巖的退變質和冷卻時間提供了較好的制約。與此相比，樣品CTB01-1中的金紅石粒小、低U和高206Pb，獲得的U-Pb年齡相對年輕且誤差較大，只可作為參考。

表1 海南榴輝巖中金紅石的SIMS U-Pb 分析數據Table 1 SIMS U-Pb analyses for rutile from eclogites from Hainan Island

圖9 海南榴輝巖中金紅石的U-Pb諧和圖Fig.9 U-Pb concordia diagrams for rutile from eclogites from Hainan Island

3 尚待解決的科學問題

從以上描述中我們已了解了海南榴輝巖的基本地質特征，其是大洋(少數島弧)拉斑玄武巖在石炭紀經高溫高壓變質作用的產物。該巨型榴輝巖體既不同于正常大洋俯沖/增生所形成的低溫高壓榴輝巖，又與大陸俯沖/碰撞形成的高壓/超高壓榴輝巖有很大的差別，由此引發了一系列有關榴輝巖自身及其引申出的科學問題亟待解決。

3.1 單體榴輝巖還是榴輝巖集合體？

我們知道，榴輝巖是一種形成于高壓條件下的高密度基性巖石，這種堅硬的巖石一般呈較小的扁豆狀、透鏡狀、團塊狀或似層狀產出于其它密度相對較低的高壓變質雜巖中，但也有個別榴輝巖體規模較大。世界上單體出露面積最大的榴輝巖體是Hareidland榴輝巖，產于挪威西部片麻巖區，其東西向最長約達6km，寬度0.2～1.5km，總面積約4km2(Mysen and Heier, 1972)。但該榴輝巖體呈巖席狀，厚度僅2～500m，且與其它片麻巖褶皺在一起。中國境內出露最大的榴輝巖體是碧溪嶺榴輝巖，產于大別山超高壓變質帶中，以榴輝巖與石榴橄欖巖的共生為特征。該榴輝巖體呈不規則的橢圓狀，南北向長約2.0km，東西向最寬達1.4km，出露總面積約1.5km2(Zhangetal., 1995; 劉若新等, 1995)。有趣的是，這兩個最大的榴輝巖體都屬于源于層狀侵入體的陸殼型榴輝巖，與其它陸殼成因的巖石緊密伴生，并都經歷了超高壓變質作用，其形成均與陸陸碰撞過程中的陸殼深俯沖作用有關。

從外貌上看，海南榴輝巖更像是一個巨型單體榴輝巖，主要表現為：(1)低潮期露出水面的所有露頭都是榴輝巖，而且其水下部分基本上是可以相連的；(2)所有的榴輝巖均具有單一的礦物組合，說明其巖性成分基本上是均一的；(3)在榴輝巖的分布區域未發現其它類型的伴生巖石。如果這一推測是正確的，那么即便以其最小面積約1.8km2來衡量，那也是國內出露規模最大的榴輝巖體，也許是世界上最大的單體洋殼型榴輝巖。然而，雖然海南榴輝巖原巖的主體是N-MORB型玄武巖，但少量E-MORB和VAB型玄武巖的存在可能不利于單體榴輝巖的解釋。所以，還存在另一種可能性，即海南榴輝巖實際上是多個榴輝巖塊體的集合體，其間的圍巖(無論是正片麻巖還是副片麻巖)由于抗風化能力較弱，且長期被海水侵蝕，所以在地表很難保存，但這種可能性似乎很小。在潮灘鼻岸邊或海中開展鉆探驗證工作，似乎可以解決這一不確定性問題。

3.2 榴輝巖相還是榴輝巖-高壓麻粒巖過渡相巖石？

按照傳統的定義，榴輝巖是一種含有石榴石和綠輝石的玄武質成分的變質巖，其在較寬的溫度范圍內穩定于高壓至超高壓的條件下，斜長石不是榴輝巖的穩定共生相(Green and Ringwood, 1967)；高壓麻粒巖是一種含有石榴石+單斜輝石+斜長石+石英礦物組合的變質基性巖，其典型特征是不含斜方輝石，而單斜輝石中的Ca-Ts含量較高，一般穩定的P-T條件為≥700℃、≥1.0GPa(O’Brien and R?tzler, 2003; Pattison, 2003)。榴輝巖和高壓麻粒巖可以共存于造山帶中的同一構造單元，但二者經常是相轉變關系，即高壓麻粒巖是由榴輝巖在抬升過程中轉變而來，由O’Brien and R?tzler(2003)定義的II型高壓麻粒巖即為范例。然而，有些高壓麻粒巖形成的P-T條件可能會接近甚至超過榴輝巖相的穩定下限，這些高壓麻粒巖一般與榴輝巖伴生，并含有富Ca-Ts 綠輝石，故可稱為榴輝巖-高壓麻粒巖過渡相巖石，最典型的例子來自于歐洲華力西造山帶的加厚根部(típskáetal., 2004; Konopásek and Schulmann, 2005; Puellesetal., 2005; Ferrandoetal., 2008)和新西蘭Fiordland白堊紀巖漿弧的根部(Clarkeetal., 2000, 2013; De Paolietal., 2009, 2012; Chapmanetal., 2015)。榴輝巖與高壓麻粒巖不同的共生或伴生關系指示了不同的構造演化過程。

筆者基于早期在岸邊獲得的有限樣品，曾論證海南榴輝巖也形成于榴輝巖-高壓麻粒巖過渡相的條件(Liuetal., 2021)，其主要證據包括：(1)在經過背散射(BSE)掃描的所有樣品的石榴石中都發現了斜長石包裹體，并且石榴石的幔-邊部可同時包裹與基質中同種礦物成分相似的斜長石和綠輝石，表明石榴石的生長一直處于斜長石的穩定區域；(2)與石榴石和綠輝石等榴輝巖相礦物粒徑相近的斜長石與其它原生礦物平直接觸，并可構成約120°的交角，斜長石顆粒本身也沒有成分環帶，證明其與榴輝巖相礦物平衡共生，而非石榴石或綠輝石的退變產物；(3)實驗研究表明，斜長石的穩定上限主要受控于巖石的化學成分(Ringwood and Green, 1966)，我們的相平衡模擬證明，相對高Al、低Mg的含斜長石樣品中斜長石的穩定上限明顯高于不含斜長石的樣品，而二者給出的峰期變質條件幾乎完全相同(參見圖8；Liuetal., 2021)。所以，認為海南榴輝巖有可能是歐洲華力西造山帶和新西蘭白堊紀巖漿弧之外的又一例典型的榴輝巖-高壓麻粒巖過渡相巖石。

然而，通過對更多榴輝巖露頭的進一步野外觀察和室內鑒定，我們覺得上述結論可能還需仔細斟酌。詳細的巖相學觀察表明，榴輝巖中基質中的斜長石除個別呈單顆粒產出外，大部分以集合體的形式出現，從而構成了野外所見的斑點狀或條帶狀構造(參見圖4d, e)。由深熔熔體結晶所形成的斜長石薄膜常出現在其它榴輝巖相礦物周圍，但未見其環繞斜長石顆粒發育；相反，可見斜長石顆粒的邊緣呈低二面角的尖狀充填在其它礦物之間(參見圖6d)。這說明，相對粗粒的斜長石集合體可能與斜長石薄膜一樣，都是從深熔熔體中結晶出來的。此外，在富Mg榴輝巖樣品中，石榴石常包裹少量典型的榴輝巖相礦物多硅白云母和藍晶石，雖然也發現了與其伴生的高Ca斜長石包裹體(Liuetal., 2021)，但多硅白云母的Si值達到3.38～3.41，常指示相當高的壓力條件。石榴石多發育一個寬窄不一的無或少包體凈邊(參見圖5a-e)，其外部邊緣Mg升高的同時常伴有Ca的降低(Liuetal., 2021)，可能暗示已開始減壓，但不能排除在凈邊的早期仍經歷一個短暫的壓力高峰期，在這一時期基質中的斜長石可能已全部消失，即達到榴輝巖相。

如果以上分析是正確的，那么榴輝巖的峰期演化就可能伴隨有從榴輝巖相到與熔體伴生的高壓麻粒巖相的轉變過程(路徑II；參見圖8)。從這一假設中引申出來的問題是：(1)榴輝巖相峰期變質的壓力到底有多高？從石榴石幔部(包括靠近邊部部位)綠輝石+斜長石共生到基質中綠輝石+斜長石共生經歷的時間(即石榴石凈邊的生長時間)似乎不長，所以推測其形成壓力不太可能高出斜長石的穩定區域很多。海南榴輝巖中綠輝石的最大Jd含量僅為32%，也指示了相對低壓的條件。(2)在石榴石生長過程中有無深熔作用發生？在石榴石的幔-邊部可見少量石英+鉀長石±斜長石(鈉長石)包裹體，這些可能屬于深熔熔體結晶的多晶包裹體或者為早期包裹成因(參見圖5f，因裂隙發育而有退變反應發生)，或者為后期捕獲成因。如果石榴石中含有深熔包體(可能由多硅白云母的脫水熔融形成；Zengetal., 2009; 高曉英等, 2013)，說明深熔作用發生的時間較早，這不利于早期榴輝巖相的推測。(3)為什么基質中的熔體結晶產物幾乎都是斜長石，而缺少石英或鉀長石等其它長英質礦物？榴輝巖的部分熔融可以形成從中酸性到堿性等各種成分的巖漿，但純斜長石堆晶(形成斜長巖)實屬罕見。實際觀察表明，最豐富的斜長石薄膜出現在黝簾石的周圍(參見圖6f)，其次是石榴石和角閃石的周圍，這有可能說明黝簾石的分解可能在榴輝巖的部分熔融過程中起到了重要的作用(Caoetal., 2019)。黝簾石的分解也有利于相對富Ca斜長石的形成，但導致斜長石的堆晶的主要原因除發生在較高的溫壓條件下外，可能還需考慮熔體的丟失問題，其與石榴石的“平衡”共生也可能隱含石榴石(還可能包括充填狀普通角閃石)邊部的轉熔成因問題(Stevenson, 2006)。顯然，有關海南榴輝巖的變質和深熔作用的精細過程尚需進一步深入研究。

3.3 原巖形成于洋盆還是弧后盆地？

雖然在海南榴輝巖中并未獲得精確的原巖形成年齡，但由某些殘留的鋯石巖漿核推測其形成于355Ma之前，這一時代與金沙江-哀牢山-馬江洋的存在時間是一致的。榴輝巖中絕大部分具有N-MORB的屬性，但也有具E-MORB和VAB屬性的樣品(注：這里尚不能排除某些樣品由于深熔作用的影響而導致高場強元素的改變，從而對構造屬性的判別出現偏差，因為在同一露頭上采集的樣品有時顯示出不同的屬性)，似乎類似于弧后盆地環境下形成的巖石組合。但考慮到海南島的前寒武紀變質基底與華南和印支陸塊均存在較大的差別，并不能排除海南陸塊(包含南海中的基底部分)是一個獨立陸塊的可能性。如果金沙江-哀牢山-馬江縫合帶延伸到海南島的南部(Metcalfe, 1996)，那么這一陸塊與華南陸塊之間就有可能存在另一個晚古生代大洋盆地。另一方面，在海南島昌江-瓊海斷裂以北的邦溪-晨星一帶還產出一套時代約330Ma、具有N-MORB屬性的淺變質玄武巖，地球化學示蹤表明其也形成于弧后盆地環境(唐紅峰, 1999; 李獻華等, 2000; Lietal., 2002a; Xuetal., 2008; 何慧瑩等, 2016; Heetal., 2018a, b)。那么，相距超過100km，但原巖同屬于石炭紀的榴輝巖與變質玄武巖具有怎樣的聯系？二者是形成于同一弧后盆地而經歷不同類型變質作用的洋殼殘片，還是邦溪-晨星僅代表北部大洋向南俯沖到海南陸塊之下而形成的小型弧后盆地？由此可見，恢復和重建晚古生代海南島北部的洋-陸構造格局對揭示東南亞古特提斯構造域的構造演化至關重要。

3.4 起因于大洋熱俯沖還是弧陸/陸陸碰撞？

如前所述，海南榴輝巖是形成于壓力相對較低的洋殼型高溫榴輝巖，那么，哪一種構造環境才能使大洋玄武巖在相對較高的地熱梯度條件下發生榴輝巖相(或榴輝巖-高壓麻粒巖過渡相)變質？可用以解釋的模型包括大洋俯沖/增生模型和大陸俯沖/碰撞模型，以下對兩種模型進行了優劣分析。值得指出的是，由于海南榴輝巖露頭的孤立性，僅從榴輝巖自身來解釋其成因有一定的局限性，我們將主要借助于區域大地構造分析來提供佐證。

對于大洋俯沖/增生模型，對其最有利的區域地質事實是：晚古生代是東古特提斯構造域大洋打開的主要時期，并且從約380Ma開始發育島弧巖漿作用，意味著大洋俯沖作用已在這一時期開始發生。所以，在石炭紀沿大洋俯沖帶形成增生型高壓變質雜巖并不為奇。這一假設的最大優勢是不需改變東亞陸塊均在三疊紀早期匯聚在一起的模式，也與許多學者推崇的馬江縫合帶向東延伸到海南島中部的觀點(Lietal., 2002a; Zhangetal., 2011; Faureetal., 2016, 2017; Heetal., 2018a, b; Wangetal., 2018)不相矛盾。然而，雖然某些與大洋俯沖有關的石榴角閃巖或高壓麻粒巖的形成條件可達約700～800℃、1.1～1.5GPa(Sorensen and Barton, 1987; García-Cascoetal., 2008; Rossettietal., 2010; Angiboustetal., 2017)，但統計分析表明，在大洋俯沖帶中榴輝巖的變質溫度很難超過650℃(Erdman and Lee, 2014)。像海南榴輝巖這樣形成于較高地熱梯度下的高壓巖石需要一個比正常的大洋俯沖更加溫暖的環境，這種環境或者由年輕的熱洋殼或洋脊俯沖產生，或者俯沖板片接近于巖漿弧的根部。遺憾的是，由洋殼熱俯沖形成的高壓巖石一般都經歷了逆時針的P-T演化(陳意, 2019)，這與海南榴輝巖的順時針P-T軌跡不相一致。實際上，在全球尚未找到與海南榴輝巖的變質演化類似，但形成于大洋俯沖/增生環境下的榴輝巖實例。當然，海南榴輝巖也許就是一種特殊的巖石類型，它形成于特殊的大洋熱俯沖環境或特殊的機制。

僅從海南榴輝巖的變質特征看，用大陸俯沖/碰撞模型來解釋其成因比較合理，但這與榴輝巖原巖的大洋屬性不相吻合。基于歐洲華力西造山帶中與海南榴輝巖形成條件類似(即同為榴輝巖-高壓麻粒巖過渡相)的早石炭世榴輝巖同時包含了洋殼和陸殼兩種類型，我們提出海南榴輝巖的形成可能與伴隨大洋俯沖而后發生的海南陸塊(或其一部分)與華南陸塊的碰撞有關(Liuetal., 2021)。這一模型既可以合理地解釋海南榴輝巖的高P-T變質環境以及從約340～330Ma到310～300Ma的長時同位素年齡記錄，也能同與大洋俯沖同時代(約330Ma)發育的邦溪-晨星弧后盆地和某些島弧型火山巖(陳新躍等, 2013; Lietal., 2018)完美配套。然而，該模型的一個最大的問題是，迄今尚未發現與榴輝巖相伴生的陸殼成因的高壓變質巖。此外，該假設似乎與海南島石炭紀的沉積相和古地理環境也略有沖突。陳耀欽等(1991)的研究表明，海南島與華南大陸在石炭紀屬于兩個獨立地體，其沉積環境和古生物面貌有很大差異，并且海水從海南島南部向北部逐漸加深，進而推測這一時期海南與華南陸塊之間還存在一個開闊的大洋，而二者最終的碰撞可能發生在中生代。但同樣基于古生物地理和地層學證據，Metcalfe (1988, 1996, 2002, 2013)卻認為印支和華南(包括海南島)陸塊在晚泥盆-早石炭世即已匯聚在一起。所以，海南與華南陸塊在石炭紀對接碰撞也并非是不可能的。

無論是大洋俯沖/增生模型還是大陸俯沖/碰撞模型，只要不是混雜巖底劈(mélange diapir)成因，那么海南榴輝巖都可能代表一條古板塊縫合帶(可稱木欄頭或潮灘鼻縫合帶)。那接下來的問題是，這條古縫合帶是如何延伸的？考慮到大陸裂解與古縫合帶常具有繼承關系(Murphyetal., 2006; Buiter and Torsvik, 2014)，推測其位置最有可能與現今的瓊州海峽深大斷裂大致吻合。然而，我們在榴輝巖北部的三疊紀變質巖中發現了約1.46Ga的巖漿鋯石記錄(研究團隊，未刊資料)，有可能說明抱板群變質基底可能已延伸到木欄頭地區，加之榴輝巖的優勢構造走向是北東向，所以也不排除古縫合帶是沿北東向的白沙斷裂發育的。還有一種可能，如果榴輝巖和邦溪-晨星大洋玄武巖形成于同一個石炭紀弧后盆地，那么木欄頭(或潮灘鼻)古縫合帶就可以直接與邦溪-晨星構造帶相連。當然，目前對邦溪-晨星弧后盆地的閉合時間尚未確定，這將是今后研究工作中的一項重要內容。

3.5 對東、西古特提斯演化的差異性有何啟示？

一般認為，特提斯的演化經歷了原特提斯(早古生代)、古特提斯(晚古生代)和新特提斯(中新生代)三個階段(吳福元等, 2020)，其中古特提斯演化的一個重要特征是古特提斯洋在東西方向關閉時間上的不一致。在西部，北方勞亞大陸和南方岡瓦納大陸之間的瑞克(Rheic)洋在石炭紀(約360～330Ma)關閉，形成歐洲華力西造山帶；而東部，華北、華南、印支和滇緬泰馬陸塊之間的三條古特提斯洋均在三疊紀(約250～230Ma)關閉，形成秦嶺-桐柏-大別-蘇魯、金沙江-哀牢山-馬江和龍木錯-雙湖-昌寧-孟連等三條古縫合帶。大洋關閉和陸陸碰撞的重要標志之一是以榴輝巖為代表的高壓/超高壓變質巖石的廣泛產出，所以，榴輝巖變質時代的確定對大洋關閉時間的限定起了重要作用。古特提斯構造域中陸塊從西向東的穿時碰撞過程，顯然是古特提斯構造演化研究中的重要科學問題，但國內對古特提斯東西對比研究的關注較少(吳福元等, 2020)。

僅從榴輝巖的視野看，石炭紀榴輝巖主要出露在西古特提斯構造域(即歐洲華力西造山帶)(Faryad, 2011)，但東古特提斯構造域也有這一時期榴輝巖產出的記錄。在西亞，西部大高加索(Great Caucasus)Red Cliff榴輝巖的形成時代約為320～300Ma(Perchuk and Philippot, 1997; Philippotetal., 2001)，而東部伊朗Shanderman和Rasht榴輝巖的變質年齡約為350～300Ma(Zanchettaetal., 2009; Rossettietal., 2017)。這兩處洋殼型榴輝巖的一個共同特點是均形成于中低溫高壓變質條件(分別為680℃、1.6GPa和470～510℃、2.1～2.3GPa)，并與藍片巖伴生，其形成與基梅里(Cimmerian continent)-歐亞大陸之間的大洋俯沖/增生有關，其中大高加索縫合帶的閉合時間是在石炭紀，而伊朗Alborz縫合帶的閉合延續到二疊-三疊紀。到東亞，石炭紀榴輝巖僅見于大別山的熊店(Sunetal., 2002; Chengetal., 2009; Wuetal., 2009)，也是中溫高壓(約620℃、2.0GPa)、與大洋俯沖/增生有關的洋殼型榴輝巖，并可與其北部同時代的角閃巖相武關-龜山雜巖構成雙變質帶(Liuetal., 2011, 2013; Chenetal., 2014, 2020)，但華北-華南陸塊之間大洋的最終關閉和陸陸碰撞的時間也是在三疊紀。

雖然東古特提斯洋的主要關閉時間是在三疊紀，但由于勞亞和岡瓦納大陸之間存在多個小陸塊，所以并不排除有些陸塊在更早的時間即已匯聚在一起，Pontides在石炭紀沿大高加索縫合線增生到歐亞大陸邊緣就是一個很好的例子。海南榴輝巖的成因雖然還存在大洋增生和大陸碰撞兩種可能性，但我們認為后一種的可能性更大。至于華南、海南和印支陸塊如何碰撞，我們提出了兩種可能的模式(Liuetal., 2021)：其一是假設華南、海南和印支陸塊分別是古特提斯洋中的獨立塊體，在約340～330Ma華南-海南之間的大洋向南俯沖時，在海南島北部形成邦溪-晨星弧后盆地，在約310～300Ma大洋和弧后盆地同時關閉，華南和海南碰撞形成一個統一的大陸，而后在250～230Ma這個大陸與印支陸塊碰撞，形成金沙江-哀牢山-馬江縫合帶；其二是假設海南與印支屬于同一陸塊，其與華南之間的大洋在石炭紀的向南俯沖導致邦溪-晨星弧后盆地的形成，但當其北部地體與華南碰撞時，弧后盆地繼續擴張，并直至三疊紀才最后關閉，該模式贊同金沙江-哀牢山-馬江縫合帶延伸到海南島中部。無論哪種模式，在木欄頭地區發育的三疊紀角閃巖相變質作用都可被視為這一最終碰撞造山事件的遠程響應。顯然，兩種模式均需要進一步證實或證偽。

4 結語

海南榴輝巖是一種罕見的、形成于相對較高地熱梯度環境下的洋殼型高溫榴輝巖，因其剛剛被發現，且露頭孤立，又形成于出人意料之外的石炭紀時期，所以與榴輝巖自身和引申出的很多科學問題尚不十分清楚。對海南榴輝巖的研究意義不僅體現在東古特提斯構造演化歷史的重建上，由其確立的石炭紀古縫合帶對新生代雷瓊拗陷和瓊州海峽的成因也將有重要的啟示，同時對海南島及鄰區的活動構造研究與地殼穩定性評價也有現實意義。因此，詳細調查和研究海南榴輝巖以及與其相關的石炭紀巖石，進而重建海南島及鄰區的早古生代地質演化歷史勢在必行。

致謝李秋立和凌瀟瀟協助完成了金紅石的U-Pb同位素分析和相關數據處理，在此深表謝意。同時感謝翟慶國研究員和匿名評審者提出的批評和建設性意見，這使本文更加完善。

謹以此文敬賀沈其韓院士百歲華誕！