石红才，谢 辉，赵维娜，刘唐伟，孔德明

海南岛北部晚中-新生代剥露过程的低温年代学约束

石红才1,2，谢 辉1,2，赵维娜2,3，刘唐伟4，孔德明1,2

（1. 广东海洋大学陆架及深远海气候、资源与环境广东省高等学校重点实验室，广东 湛江 524088；2. 广东海洋大学海洋与气象学院，广东 湛江 524088；3. 西北工业大学青岛研究院，山东 青岛 266200；4. 东华理工大学理学院，江西 南昌 330013）

【目的】研究海南岛大地构造在中-新生代的隆升剥露过程与热演化史，为华南地块的构造演化提供有力证据。【方法】利用磷灰石裂变径迹(AFT)、磷灰石及锆石(U-Th)/He等构造热年代学研究方法，重建海南岛北部岩体的构造-热演化历史，分析侵入岩体在不同构造热演化阶段的冷却剥蚀速率，并进一步探讨岩体隆升过程的动力学过程。【结果】AFT年龄介于（33.3 ± 2.5）～（45.0 ± 3.5）Ma之间，磷灰石平均长度为（12.68 ± 0.28）～（13.04 ± 0.9）μm；磷灰石(U-Th)/He (AHe) 单颗粒年龄（36.3 ± 2.2）～（60.2 ± 3.7）Ma，锆石(U-Th)/He (ZHe) 单颗粒年龄为（79.5 ± 4.9）～（98.4 ± 6.1）Ma及（37.1 ± 2.3）～（59.6 ± 3.7）Ma。联合反演热史揭示，研究区岩体自晚白垩世(约100 Ma) 以来的冷却过程有明显的差异性，可分为4个阶段：1）约100 ～ 45 Ma相对缓慢冷却阶段；2）约45 ～ 35 Ma快速冷却剥蚀阶段；3）约30 ～ 35 Ma至10 Ma缓慢冷却过程；4）约10 Ma以来再次快速冷却剥露。【结论】海南岛北部花岗岩体阶段性抬升冷却与(古) 太平洋板块的俯冲后撤、西南部印度-欧亚大陆碰撞和中新世晚期菲律宾海板块向西俯冲挤压有关。海南岛北部在I、II期(始新世晚期) 剥蚀阶段基本造成总剥蚀量的2/3。

海南岛；裂变径迹；(U-Th)/He；新生代；剥露过程

海南岛大地构造位置位于欧亚板块、印度板块和太平洋板块的汇合部位，属于华南地块南部。由于其独特的大地构造位置和地理位置，在研究中国东南部构造格局演化中有重要地位[1]。自中生代以来，华南先后或同时坐落在两个最具活力的构造域边界——东部（古）太平洋俯冲带和西部印度-欧亚板块碰撞带。两个构造域强烈的单一作用或相互作用引起华南广泛的陆内变形，包括陆内裂谷、大规模断裂带、伸展盆地以及大规模岩浆作用[2-7]。目前已对海南岛中生代花岗岩开展年代学、岩石学、岩相学以及地球化学等研究[8-15]，研究岩浆物质来源、壳-幔相互作用、岩浆演化过程及地球动力学背景有重要意义。

新生代以来，太平洋板块代替古太平洋板块俯冲于欧亚板块之下，并进一步俯冲后撤，因强烈的伸展裂陷作用向东迁移，形成NNE向的走滑拉分断陷盆地群[16]，此时华南大陆大面积中生界地层被抬升或成为裂陷盆地肩部而露至地表，上白垩统的强烈褶皱变形和剥蚀指示该地区新生代期间至少有千米级的上覆地层被剥露去顶，说明该地区存在相当幅度的剥蚀作用[6,17]。海南岛是一长期出露的岛屿，分布有大量的中生代花岗岩，其抬升冷却和剥露历史不仅可反映该岛地貌的演化，可能还可提供南海北部陆缘构造演化、动力学机制和沉积充填耦合方面的信息[8,18]。然而，海南岛新生代以来的剥蚀过程研究较为缺乏，中生代花岗岩记录的大量热演化信息尚未引起足够重视[18]。这些热史信息记载了地壳浅部的剥露过程，是地壳深部构造活动和地表过程的综合结果，是揭示南海西北部边缘构造-热演化过程及地球动力学研究的关键。

磷灰石裂变径迹（AFT），磷灰石(U-Th)/He（AHe）、锆石(U-Th)/He(ZHe)等低温热年代学技术是研究地壳表层几千米岩石剥露过程的有效手段，有同时记录热历史信息和冷却年龄的特点，已广泛用于造山带及矿床隆升、剥蚀及热史演化研究[8,17,19-20]，通过矿物特定温度范围约束岩石冷却-剥蚀的时间和速率。AFT系统封闭温度为100 ～ 120℃，相应部分退火带(PAZ)为60～120℃[21-22]；AHe系统封闭温度约75℃，相应部分滞留带约40 ～ 80℃[23]；ZHe系统封闭温度约170～190℃，相应部分滞留带约110～180 ℃[24]，对近地表(3 ～ 6 km) 的地貌演化过程非常敏感。为获取海南岛北部晚中生代以来的冷却抬升及构造演化过程，本研究利用磷灰石裂变径迹，磷灰石、锆石(U-Th)/He低温热年代学技术，研究海南岛北部花岗岩体自晚中生代以来的构造冷却剥蚀事件，重建海南岛北部花岗岩体的构造-热演化历史，分析岩体剥露速率的变化特征，进一步探讨海南岛北部花岗岩体冷却剥露过程及其地球动力学意义。

1 地质背景

海南岛是中国东南陆缘海域中最大岛屿之一，与华南大陆以琼州海峡相隔，其构造演化过程明显受太平洋构造域和特提斯构造域两大地球动力学系统控制。中生代以来，有十分复杂、强烈地质构造演化历史[25-28]。海南岛主要以长城系变火山岩和砂泥质变沉积岩组成结晶基底，属于中元古代抱板岩群(分为戈枕村组和俄文岭岩组)，时代为1 400 ～ 1 800 Ma[28]。其他沉积地层极不发育，仅占全岛面积的18.6%，剩余出露部分基本为岩浆岩[29]。海南岛在地质演化过程中经历了晋宁、加里东、海西、印支、燕山和喜马拉雅运动等多期构造运动。多次强烈的构造运动，使本区形成各种各样的构造形迹。总的来说，晋宁运动、加里东运动和海西运动主要使岩层发生了褶皱作用，并伴随强烈的断裂作用和酸-基性岩浆的侵入；印支运动和燕山运动除地层褶皱显著加强外，主要表现为强烈的断裂作用和大规模的酸性岩浆侵入和喷发活动，喜马拉雅运动则以断块作用和基性岩浆喷发为特征[30]。不同期次构造运动的叠加使得海南岛的构造活动相当复杂。海南岛的构造样式主要表现为大的断裂，构造线方向为东-西向和北东-南西向，其次为北西向。东西向构造自北到南主要包括王五-文昌断裂、昌江-琼海断裂、尖峰-吊罗断裂和九所-陵水断裂[8-9,25,27-28]。北东-南西向构造主要为北东-南西走向的白沙断裂和戈枕断裂。这些构造可能形成于古生代-中生代或更早时期[31]。

海南岛有大面积岩浆岩分布，出露面积约占全岛陆域面积的72%，其中侵入岩约占全岛面积49%[32]，火山岩约占全岛面积23%，主要为中酸性、酸性侵入岩和酸性至基性火山岩(图1，据文献[8, 10]修改)[33]。海南岛最早的中元古代和新元古代侵入岩仅占海南岛面积的0.46%。在岛内的石碌-公爱地区出露有中元古代花岗质岩石，锆石SHRIMP U-Pb 定年获得形成年龄为1 400 ～ 1 460 Ma[25-26]。海西-印支期花岗岩出露最多，超过全岛岩浆岩总面积的一半，岩体形成时代为220 ～ 280 Ma[27,34]。燕山期花岗岩占海南岛面积的13%，主要分布在白沙断裂以南，岩性主要为黑云母二长花岗岩和花岗闪长岩，年龄为80 ～ 160 Ma[35]。海南岛地层出露相对较全，除泥盆系和侏罗系暂时没有证据可考证之外，其余的从远古代到第四纪地层皆有分布。由于海南岛的构造活动频繁，加之伴随的大量、多期次的岩浆侵位和喷发，海南岛地层大都受到后期岩浆的不同程度破坏。

图1 海南岛区域地质图[8,10]及岩浆分布

2 岩体特征及样品信息

为了解海南岛北部晚中生代以来的构造隆升剥露过程，在海南岛北部沿其E-W向剖面从内陆-沿海分别在儋州岩体、屯昌岩体、梅岭及龙楼岩体获取8个样品，均位于王五-文教断裂与昌江-琼海断裂之间，并尽量远离断裂带(表1)，但部分样品中未能获得足够有效的磷灰石颗粒，以进行(U-Th)/He和裂变径迹年代学测试。

表1 样品信息

龙楼岩体位于文昌市龙楼镇，其花岗岩有明显弱变质特征（图2），呈变晶结构，块状构造。斑晶石英多他形粒状，粒径较大；斜长石多呈半自形-自形板状，微弱泥化，可见典型的中长石环带结构；钾长石亦多呈半自形板柱状，泥化微弱，常见钾长石卡式双晶，并包裹少量自形细粒斜长石。钾长石外围可见散射状石英，呈环带状分布，推测为文象结构变质而成。基质多由石英、长石和少量黑云母微晶及隐晶质组成，且间层定向排列，部分石英结晶相对较好，其质量分数约35%。该岩体结晶年龄约73 Ma[11]，为目前海南岛地区最年轻花岗岩岩体。

屯昌花岗闪长岩分布于海南岛中部琼中县至屯昌县一带，平面上呈近NNE向展布，该岩体面积约250 km2，锆石U-Pb年龄介于88 ～ 108 Ma[37]。主体岩石类型为中细-细中粒角闪黑云花岗闪长岩，局部可过渡为角闪黑云二长花岗岩或角闪黑云石英闪长岩。角闪石多呈自形长柱状，黑云母常以自形的六边形与角闪石共生，表明岩浆早期富水。斜长石灰白色，半自形板状或他形粒状，正、反环带均发育，部分具韵律环带。岩石呈深灰色，半自形粒状结构，块状构造。岩石中的有多种环带结构的长石特征以及主岩与包体中不平衡的矿物特征，均反映了岩浆在结晶过程中经历了动荡的物理化学环境，这些现象通常为岩浆混合作用的标志。

儋州岩体为黑云母正长花岗岩，岩石呈灰白色-浅肉红色，似斑状结构，块状构造；岩石可见较多的变质特征，其石英、斜长石、钾长石在不同程度上发生变晶现象，可见较多有变质现象的钾长石和斜长石，岩石整体为变余花岗结构。石英晶形多为他形，颗粒较细小，石英颗粒之间呈缝合线状接触；钾长石可见典型的卡式双晶，部分为微斜长石，具有典型的格子双晶；斜长石具聚片双晶纹，且发生弯折现象，说明经历了后期变质改造过程，部分斜长石发生微弱的绢云母化。吕昭英等[14]研究表明，该岩体年龄为（237.6 ± 2.0）Ma，而葛小月[36]分析认为，儋县二长花岗岩岩基形成于186 Ma。

(a) 中长石的环带结构；(b) 石英变斑晶；(c) 变余花岗结构，可见斜长石具弯折特征；(d) 微斜长石的格子双晶；(e) 斜长石发育微弱的绢云母化；(f) 钾长石卡式双晶

3 实验方法

3.1 样品测试

样品经用传统方法进行粗选、磁悬浮、重液分选等标准流程，分离出所需磷灰石及锆石单颗粒矿物。磷灰石裂变径迹测试在墨尔本大学低温热年代学实验室TrackWorks 平台(蔡司AxioImager 显微镜，总放大倍数为1 000、3.20万像素AVT奥斯卡F-320C 摄像机) 完成，使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱法(LA-ICP-MS) 测定U含量。利用环氧树脂将磷灰石矿物颗粒固定于树脂载玻片之上，制成薄片，利用抛光机研磨抛光，使磷灰石颗粒内表面最大化出露，在20℃室温条件下将薄片放置于5.0 mol/L的HNO3溶液中蚀刻20 s，使磷灰石切面上的自发径迹显露。使用AUTOSCAN系统显微镜，挑选出每件样品颗粒大小合适、径迹分布均匀、表面干净的单颗粒磷灰石进行自发径迹数量、计数面积、围限径迹长度以及对应样品径迹直径（par）的测量与计算，同时记录对应单颗粒径迹的统计区域。每件样品需至少测试20个以上有效单颗粒磷灰石的自发径迹数量和面积。最后，采用准分子激光剥蚀系统(LA) 和Agilent 7900型四极杆电感耦合等离子体质谱仪(Q-ICPMS) 联机对上述单颗粒磷灰石裂变径迹记录区进行238U浓度微区测试。

(U-Th)/He测试亦在墨尔本大学低温热年代学实验室采用标准流程完成。首先基于双目镜挑选形态完整、大小相似的3 ～ 5个单矿物颗粒，随后分别把单矿物放入铌管完成制样。为保证其单颗粒中He完全脱气，对单颗粒样品用3 ～ 5次重复脱气方法。He气提取和分析在AlphachronⅡ氦同位素质谱仪上进行。采用970 nm二极管激光器(Diode Laser)加热提取He气，加热温度约1 300℃，加热持续10 min。样品中释放的4He与3He混合，通过四极杆质谱测定4He/3He值；3He通过4He标准气体标定，最终算得样品中4He含量。4He测量精度高于1%。单矿物U和Th放射性成分含量分析使用ICP-MS装置完成，其标准分析流程误差值小于2％。最后基于单颗粒几何学(即长度与宽度值) 及其校正常量[39]分别计算锆石(U-Th)/He年龄(AHe、ZHe)等。

3.2 裂变径迹与(U-Th)/He热史模拟

为进一步限定研究区低温热演化历史，根据磷灰石裂变径迹单颗粒年龄、par值、封闭裂变径迹长度、磷灰石及锆石He年龄等数据利用HeFTy软件（1.9.1版）进行联合热史反演模拟[19,40-41]。其中，磷灰石裂变径迹采用扇形模型[22]，He年龄则依据Wolf等[23]的磷灰石模型和Reiners[24]的锆石模型。主要依据裂变径迹数据、(U-Th)/He年龄可对构造-热事件的时间进行约束，并作为温度路径设定的依据。首次模拟时设温度路径上的时间（）-温度（）约束边界足够大，根据初始模拟结果逐步缩小-约束边界框，使得最好的温度路径集中。

4 结果与分析

4.1 磷灰石裂变径迹年龄及径迹长度特征

所得3个磷灰石裂变径迹数据见表2。表2可见，3件样品的裂变径迹年龄为 (33.3±2.5) ～ (45.0±3.5) Ma (始新世–渐新世)，且(2)均大于5%，表明同一样品结果来源于同一组分，年龄属于同组年龄。单颗粒年龄差别在统计误差范围内，即为单一构造事件的影响，组合年龄可代表样品抬升冷却年龄，并可较好反映冷却历史[42]。3件样品的单颗粒裂变径迹年龄的雷达图和直方图如图3。2件样品获得裂变径迹长度数据，但数量较少（图3(c)）。平均径迹长度 (12.68±0.28) ～ (13.04±0.9) μm，标准偏差1.8 ～ 2.4 μm，长度分布为单峰型，无歪斜或很小(图3)。总体来说，该地区抬升剥蚀历史相对简单，新生代未受其他热扰动影响，剥露-隆升作用明显。Shi等[8]研究表明，海南岛南部中-新生代花岗岩体磷灰石裂变径迹年龄为(23.5±4.1) ～ (36.6±3.6) Ma，平均径迹长度(12.96±0.36) ～ (13.68±0.12) μm，标准偏差小于1.6 μm，并认为那些样品晚渐新世以来经历了较快的冷却。对比发现，北部岩体AFT年龄较南部地区大，表明该地区岩体冷却抬升至AFT封闭温度的时间较早，岩体间有明显的差异冷却过程；同时与广东粤西沿海地区中生代花岗岩体AFT年龄较一致，比珠江口周缘岩体年龄小[43]，可能说明华南沿海造山带的冷却时间从北往南逐渐传递，似与新生代太平洋板块与欧亚板块相互作用有关。

表2 磷灰石裂变径迹

说明：1）数据为平均值±标准差。

Note: 1) The data were mean±standard deviation.

图3 样品单颗粒年龄放射图(a)、年龄分布直方图(b)及径迹长度分布(c)

表3 磷灰石与锆石(U-Th)/He年龄

表3（续）

注：a) α-ejection校正[39]值；b) 有效铀含量(eU) =(U) + 0.235(Th)[44]；c) 异常值；-A为磷灰石，-Z为锆石样品。

>Notes: a) correction factor of α-ejection[39]; b) effective uranium calculated as(eU) =(U) + 0.235(Th)[44]; c) the outliers; -A means apatite and -Z means zircon.

4.2 (U-Th)/He年龄分布特征

所得4个样品的磷灰石He年龄及2个样品的锆石He年龄见表3。表3可见，4件磷灰石(U-Th)/He样品共有15个单颗粒年龄，介于 (36.3±2.2) ～ (189.5±11.7) Ma，结合对应岩体的锆石U-Pb年龄及He年龄重复性，将某些明显大于或与结晶年龄相近的单颗粒AHe年龄视为异常值，排除异常值后，单颗粒年龄为(36.3±2.2) ～ (60.2±3.7) Ma。单颗粒eU含量及颗粒半径与AHe年龄之间并无明显正相关关系(图4)。研究表明，辐射损伤捕获扩散模型揭示了晶格缺陷对4He扩散的影响模式[45]，并利用辐射损伤积累和退火模型有效解释了磷灰石裂变径迹年龄小于He年龄的现象[46]。磷灰石He年龄还可能受包裹体、裂隙或者U与Th等分布不均等因素影响[47-48]，导致单颗粒AHe年龄相对较分散，与对应的AFT年龄相近或稍大，但也表明这些样品曾经历较快速率的冷却过程。海南岛南部13件样品AHe年龄在16.3 ～ 34.5 Ma[8]。同一样品AHe年龄也显示出与AFT年龄一致或接近的特征。同时由于AHe年龄封闭温度较低，较易受局部构造活动的影响，导致空间分布没有AFT那样有规律。本研究鉴于磷灰石He年龄可能受多重因素的影响，导致单颗粒年龄偏大，而这部分数据不能很好地记录和反映构造剥蚀事件，因此尽量选择样品中年龄值最小的单颗粒来反演热演化历史。

2件锆石(U-Th)/He样品的7个单颗粒年龄分别为(79.5 ± 4.9) ～ (98.4 ± 6.1) Ma及 (37.1 ± 2.3) ～ (59.6 ± 3.7) Ma。HN06锆石He主要集中在96 ～ 98 Ma，比封闭温度更高的锆石裂变径迹年龄约100 Ma稍小或相当[43]，可能反映了该期整体隆升冷却过程，而这一时期（晚白垩世约100 Ma）是华南全面伸展裂陷活动的关键转折期[43]。HN08晚白垩纪后（约73 Ma）结晶侵入形成的岩体，其AFT、AHe及ZHe年龄三者非常接近，说明在其自然冷却之后新生代存在一期快速冷却过程，且剥蚀量较大。

4.3 封闭径迹正态模拟埋藏剥蚀史

联合热史反演模拟结果（图5）表明，海南岛北部岩体均表现出阶段性的冷却剥蚀过程，同时也存在差异。始新世经历了一期统一的快速冷却过程，约10 Ma以来部分岩体还经历了第二期快速冷却过程。总体上，自晚白垩世（约100 Ma）以来的冷却过程可划分为4个阶段：1）约100 ～ 45 Ma相对缓慢冷却阶段，平均冷却速率在0.96 ～ 1.44 ℃/Ma，其中龙楼岩体自约60 Ma开始冷却到ZHe封闭温度，平均冷却速率3.25℃/Ma；2）约45 ～ 35 Ma 快速冷却剥蚀阶段，平均冷却速率在4.0 ～ 10.6 ℃/Ma，其中HN01与HN06在该期冷却剥蚀过程中温度已降至约45 ℃，于AHe封闭温度以内；3）HN04与HN08岩体在约30 ～ 35 Ma至10 Ma缓慢冷却过程，而HN01与HN04直接缓慢冷却至地表环境温度，平均冷却速率在0.63 ～ 1.0 ℃/Ma；4）约10 Ma以来龙楼岩体（HN08）与屯昌岩（HN04）体再次快速冷却剥露直至地表环境温度，平均冷却速率在3.5 ～ 4.0 ℃/Ma。

图4 磷灰石(U-Th)/He单颗粒年龄与eU含量 (a) 及晶体半径关系 (b)

图5 不同岩体热史反演结果

5 讨论

5.1 岩体剥露速率

岩体的剥露作用指埋藏在地下的岩石在构造活动与地表侵蚀等内外地质营力作用下相对于地表运移，并逐渐出露于地表的过程。目前约束岩体剥露速率的低温热年代学方法主要有热史模拟法、年龄-封闭温度法、矿物对法及年龄-高程法等。本研究采用热史模拟法，运用热年龄数据以及热史模拟约束和计算剥露的程度和速率。古地温梯度则是连接热历史与剥露历史的重要桥梁，通过冷却速率和这一时期的古地温梯度可计算剥露厚度与速率，计算公式为剥蚀速率= 冷却速率/古地温梯度。根据前人在海南岛观测数据平均热流[(66 ± 8) ～ (74 ± 8)] mW/m2及平均地温梯度(23 ± 3)℃/km[8, 49]，本研究假设海南岛在晚中生代以来的平均地温梯度为23 ℃/km，地表温度设定为20 ℃。基于热史模拟结果得到4个阶段的剥蚀厚度及速率（表4）。

表4 海南岛北部各岩体样品冷却剥蚀事件对比

由于样品HN01、HN04热史模拟温度高于对应样品年代记退火带的范围，缺乏热年代学数据或最高古地温的限定，因此算得的晚燕山期快速隆升剥蚀阶段的持续时间、剥蚀厚度与速率的可信度较为有限，但其趋势仍可作为重要参考。计算表明，本文样品所处岩体晚白垩纪-早始新世时期的剥蚀速率为34 ～ 56 m/Ma，剥蚀厚度约1 700 ～ 2 800 m。早始新世后约10 Ma的快速冷却阶段剥蚀厚度约1 700 ～ 3 700 m，渐新世以来剥蚀量总体上较小，约在650 ～ 1 000 m；屯昌与龙楼岩体（HN04、HN08）在10 Ma以来的剥蚀量为1 500 ～ 1 700 m，剥蚀速率150 ～ 170 m/Ma。热史反演结果同时也显示所有样品在III、IV期阶段并不同步，这可能与不同岩体围岩的结构与构造、地形地貌等局部因素有关。总体而言，海南岛北部各岩体自晚白垩世以来（锆石He封闭温度以来）总剥蚀量约6 km以上，在早始新世以来（磷灰石裂变径迹封闭温度以来）总剥蚀量为3 700 m。据Shi等[8]对海南岛南部岩体磷灰石裂变径迹与(U-Th)/He分析，自渐新世以来（约110 ℃）总剥蚀厚度约3 500 m（图1），且超过2 300 m剥蚀量是在渐新世快速剥蚀阶段完成的，其他基本在约5 Ma以来的再次快速抬升剥蚀形成。

5.2 岩体热演化史与构造事件

华南陆块（含海南岛）自古生代以来，经历了加里东期、印支期和燕山期３个地质时期不同地块间的挤压、碰撞、拼合等陆内过程，最终于中生代晚期在内部形成规模巨大的NE向逆冲褶皱系[50]。中生代时，太平洋板块沿NNW方向朝欧亚板块之下俯冲，对华南造成左旋挤压，在早期构造的基础上产生一系列NE向左行走滑深大断裂[51]，伴生了大量酸性侵入岩和火成岩[33]。特别是晚白垩世以来，由于太平洋板块、印度澳大利亚板块对欧亚板块的俯冲方向和速度发生变化[52-53]，三大板块位置发生调整，板块之间相互作用亦发生变化，导致华南陆块内部发生伸展，产生众多的右行张扭走滑断裂[54]，并控制一系列拉分盆地的形成与演化。然而，晚中生代以来岩体的冷却抬升过程约束缺乏有效的年代学数据，本研究的磷灰石裂变径迹、磷灰石与锆石(U-Th)/He数据及热史模拟则为海南岛北部区域构造时空框架的建立提供了新的数据。

从裂变径迹年龄来看，海南岛北部各岩体自海岸至内陆AFT年龄逐渐变大，与Yan等[43]在珠江口周缘岩体裂变径迹年龄变化趋势一致。热史反演结果表明，各岩体在新生代以来的冷却过程有明显的阶段性，且存在差异。自100 ～ 50 Ma（晚白垩世-古新世）相对较缓慢的冷却过程与晚白垩世以来古太平洋板块向欧亚板块俯冲之后的后撤所造成的弧后伸展环境有关。在广东、福建等出现形成于板内拉张环境白垩纪基性岩脉（81 ～ 135 Ma），共同指示中国东南部白垩纪以来处于拉张的构造环境。同时中国东部所有早白垩世裂陷盆地在早白垩世晚期（100 ～ 90 Ma）发生了不同程度的构造反转[55]，东亚陆缘的挤压峰值期被定为89 ～ 87 Ma[56]等等。早-晚白垩世之交，岩石圈大规模伸展减薄，从挤压到拉张的构造转换[16]，在一定程度上早期侵入岩体成为裂陷盆地等肩部，造成相对隆升，有助于岩体上部地层风化剥蚀。从表4中I期平均冷却速率来看，现今越靠近海岸的岩体受拉张伸展作用影响越明显。这种自晚侏罗世开始的拉张减薄一直持续到古新世，约54 Ma达到高峰[57]。然而，印度板块在65 Ma开始与欧亚大陆软碰撞，在45 Ma开始硬碰撞，并产生向东南方向的逃逸构造[58]。同时在从55 ～ 53 Ma开始大规模裂解的澳大利亚板块向北漂移[59]及太平洋板块的俯冲作用下，新生代初期华南经历了由伸展向挤压的构造体制转换[60]，随后太平洋板块俯冲后撤，联合印度-欧亚板块碰撞作用的向东逃逸，导致了华南陆缘强烈的伸展裂陷作用并向东迁移，在华南陆缘形成一系列拉分盆地群。这次构造体制转换导致华南内陆大面积中生界地层被抬升至地表，上白垩统的强烈变形及剥蚀指示了该期至少有千米量级的上覆盖层被剥露去顶[6,17]。在海南岛北部岩体形成了50 ～ 35 Ma（始新世）快速冷却剥蚀事件。沉积古地理和古气候资料也显示，中国东南沿海白垩纪高耸的古华夏山脉至始新世中后期可能已大部分被剥蚀夷平[61]。热史反演结果表明，海南岛北部在I、II期剥蚀阶段剥蚀量基本为总剥蚀量的2/3。从晚始新世开始，“双板块”（欧亚和太平洋板块）向“多板块”（印度、欧亚、太平洋和菲律宾海板块）动力体制转换[17]。根据前人及IODP 349的研究结果[5, 62]，南海海盆形成于早渐新世到中-中新世（32 ～ 15 Ma），该阶段的伸展拉张作用主要发生在南海海盆，而在陆缘区保持相对平静。海南岛北部岩体在35 ～ 10 Ma（渐新世-中中新世）期间冷却剥蚀过程则相对较弱，剥蚀量在千米以内。约10 Ma（中中新世以来）渐新世末期，亚洲南部菲律宾岛弧发生向西仰冲。菲律宾岛弧与中国板块东缘在渐新世的碰撞形成了玉里-大南澳缝合带。这一时期向西或向西北向的碰撞、仰冲使得东南沿海开始处于挤压或左旋压扭的构造背景，尤其是中中新世–上新世以来，东海与南海地区出现了统一的构造反转[55]。沿海地区岩体中-中新世IV期冷却剥蚀作用东强西弱的特征可能与中新世晚期菲律宾海板块向西俯冲使得冲绳海槽弧后伸展产生向西的挤压力、且这种挤压应力向陆内传递强度逐渐减弱的过程有关。同时，值得注意的是，自中新世以来开始盛行的亚洲季风等气候环境的巨大变化可能会加速剥蚀，对研究区晚新生代快速剥蚀过程有不可忽视的作用。

6 结论

1）通过对来自海南岛北部4个岩体4个样品的低温热年代学分析，AFT年龄介于 (33.3 ± 2.5) ～ (45.0 ± 3.5) Ma之间，平均长度为 (12.68 ± 0.28) ～ (13.04 ± 0.9) μm；磷灰石(U-Th)/He (AHe) 单颗粒年龄(36.3 ± 2.2) ～ (60.2 ± 3.7) Ma，锆石(U-Th)/He (ZHe) 单颗粒年龄为 (79.5 ± 4.9) ～ (98.4 ± 6.1) Ma及 (37.1 ± 2.3) ～ (59.6 ± 3.7) Ma。

2）联合反演热史揭示，海南岛北部岩体自晚白垩世(约100 Ma) 以来的冷却过程有明显的差异性，总体上可分为4个阶段：约100 ～ 45 Ma相对缓慢冷却阶段、约45 ～ 35 Ma快速冷却剥蚀阶段、约30 ～ 35 Ma至10 Ma缓慢冷却过程、约10 Ma以来再次快速冷却剥露。

3）结合区域构造动力学环境的研究，认为海南岛北部花岗岩体阶段性抬升冷却与（古）太平洋板块的俯冲后撤、西南部印度-欧亚大陆碰撞和中新世晚期菲律宾海板块向西俯冲挤压有关。海南岛北部约100 Ma以来的剥蚀量在I、II期（始新世晚期）剥蚀阶段基本完成2/3。

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Denudation History of Northern Hainan Island Since Late Mesozoic - Cenozoic: Evidence from Low-Temperature Thermochronology

SHI Hong-cai1,2, XIE Hui1,2, ZHAO Wei-na2,3, LIU Tang-wei4, KONG De-ming1,2

（1,,524088,;2.,524088,;3.,,266200,; 4,,330013,）

【Objective】This study aims to explore the uplift-exhumation and tectonothermal evolution of Hainan Island and provide evidence for tectonic evolution of the South China.【Method】Structural thermochronology methods such as apatite fission track(AFT), apatite and zircon (U-Th)/He were employed to reconstruct the tectonothermal history of the northern Hainan Island, calculate the cooling rate at different stages of thermal history, and analyze the dynamic process of the northern Hainan Island plutons uplift. 【Result】AFT age is between 33.3 ± 2.5 and 45.0 ± 3.5 Ma; the average length of apatite (U-Th)/He (AHe) is between 12.68 ± 0.28 and 13.04 ± 0.9 μm; the single grains age of apatite (U-Th)/He (AHe) is between 36.3 ± 2.2 and 60.2 ± 3.7 Ma; the single grains age of zircon (U-Th)/He (ZHe)from 79.5 ± 4.9 to 98.4 ± 6.1 Ma and 37.1 ± 2.3 to 59.6 ± 3.7 Ma, respectively. The results of thermal history inversion shows that there are obvious differences in the cooling process during the upper cretaceous (about 100Ma), which can divided into four phases: (1) the first slow cooling stage from about 100 to 45 Ma; (2) the first fast-cooling and denudation stage between ca. 45 and 35 Ma; (3) the second slow cooling stage during ca. 35 - 10 Ma; and (4) a second fast cooling and denudation stage since about 10 Ma. 【Conclusion】The different uplift-cooling may be associated with the subduction of the Pacific Plate of South China block, India-Eurasia collision in the southwestern China and the tectonic uplift of the Qinghai-Tibet plateau, and the westward subduction and compression of the Philippine Sea Plate in the late Miocene. The 2/3 of the total denudation was eroded during the I and II denudation stage before late Eocene.

Hainan island; fission track; (U-Th)/He; cenozoic; denudation

P736

A

1673-9159（2022）01-0078-12

10.3969/j.issn.1673-9159.2022.01.011

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2021-07-05

国家自然科学基金(4170805, 41766001, 41606065)；广东海洋大学博士启动项目(E15171)；广东海洋大学海洋科学科研团队项目(002026002004)

石红才（1984―），男，博士，讲师，从事海洋地质与构造地质学研究。E-mail: hcshi@gdou.edu.cn

谢辉（1987―），男，博士，讲师，从事海洋地质学研究。E-mail: xiehuihaoba@163.com

（责任编辑：刘庆颖）