吳福元, 2 萬(wàn)博 趙亮, 2 肖文交 朱日祥

1. 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 1000292. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院，北京 1000491.

2017年8月4日，國(guó)家自然科學(xué)基金委員會(huì)發(fā)布〈特提斯地球動(dòng)力系統(tǒng)〉重大研究計(jì)劃2017年度項(xiàng)目指南，標(biāo)志特提斯研究開始進(jìn)入一個(gè)新的階段。該重大研究計(jì)劃最初于2012年由朱日祥帶領(lǐng)一個(gè)小組開始醞釀，2014年進(jìn)入實(shí)質(zhì)性論證階段。原擬名稱為〈絲路滄海與資源能源〉，后考慮為區(qū)別于〈一帶一路〉而改為現(xiàn)名稱。但特提斯，這個(gè)古老的地質(zhì)術(shù)語(yǔ)，它究竟隱含何等重要的科學(xué)問(wèn)題，以及中國(guó)科學(xué)家圍繞特提斯這一主題，究竟要開展哪些方面的重要工作，都是我國(guó)地學(xué)界高度關(guān)注的重要問(wèn)題。因此，本文從特提斯的概念和它的基本地質(zhì)特征出發(fā)，闡述它的形成演化規(guī)律、資源環(huán)境效應(yīng)、以及在地球形成演化進(jìn)程中的研究意義。

1 特提斯概述

特提斯(Tethys)，又名特提斯洋(Tethyan Ocean)，或特提斯海(Tethyan Sea)，是一個(gè)較為古老的地質(zhì)概念。它原由奧地利地質(zhì)學(xué)家Eduard Suess于1893年提出，其詳細(xì)的歷史由來(lái)可參見相關(guān)論述(eng?r, 1984)。1885年，Eduard Suess的女婿，德國(guó)地質(zhì)學(xué)家Melchior Neumayr經(jīng)研究發(fā)現(xiàn)，在歐亞大陸以南和南美-非洲大陸以北，從加勒比海越過(guò)大西洋，從西歐經(jīng)阿爾卑斯山、土耳其-伊朗高原、喜馬拉雅山直至東南亞的廣大地域，普遍發(fā)育侏羅紀(jì)海相地層，表明當(dāng)時(shí)這一東西向地帶存在過(guò)海洋，他將這個(gè)古老的海洋命名為中央地中海(Centrales Mittelmeer)。Suess首先將上述海洋存在的時(shí)代向前推至三疊紀(jì)，并賦予這一生物地理單元以構(gòu)造含義，即將上述橫貫歐亞大陸的古海洋定義為北方安加拉大陸(Angara) 與南方岡瓦納大陸(Gondwana)之間的殘留海，并用希臘神話中的特提斯(Tethys)來(lái)命名它。在希臘神話中，特提斯是一位女神。作為海神(Oceanus)的妹妹和妻子，她一直生活在大洋之中，因而她的真容從未被其他人見過(guò)。Suess借用這一名稱，用以描述地質(zhì)歷史時(shí)期已經(jīng)消失的海洋，并指出正是這個(gè)特提斯海的消亡，才形成了現(xiàn)今西至阿爾卑斯，東至東南亞的一系列巨型山脈。

板塊構(gòu)造理論提出前后，人們發(fā)現(xiàn)Pangea超大陸東部向東開口的海灣就是特提斯存在的地方(Wilson, 1963, 圖1a)。如，我國(guó)著名地質(zhì)學(xué)家黃汲清先生就持類似的觀點(diǎn)(黃汲清和陳炳蔚, 1987, 圖1b)。在這一認(rèn)識(shí)基礎(chǔ)上，不少學(xué)者通過(guò)對(duì)Pangea大陸的重建，就特提斯洋的大小、形態(tài)及演化歷史進(jìn)行了大量工作，取得了豐碩成果(Bullardetal., 1965)。

圖1 特提斯復(fù)原圖Fig.1 Reconstruction of the Tethys

圖2 古特提斯洋的演化及新特提斯洋打開的弧后擴(kuò)張與板塊拖拽模式Fig.2 Paleo-Tethyan evolution and the spreading models of the Neo-Tethys by back-arc or slab-pull

但是，在這些早期研究過(guò)程中，人們發(fā)現(xiàn)一個(gè)來(lái)自特提斯定義本身的矛盾。Suess定義的特提斯是一個(gè)存在于三疊紀(jì)-侏羅紀(jì)的海洋，即該大洋形成于2.5～1.5億年左右的中生代。然而，Pangea超大陸是由北方的勞亞大陸和南方的岡瓦納大陸在3.2億年以前沿歐洲的華力西(又稱海西)造山帶拼合而成的，其最終定位的時(shí)間在古生代-中生代之交的2.5億年左右。作為南北兩大陸間已消失大洋的殘留，特提斯洋顯然應(yīng)該是2.5億年之前的古生代形成的。St?cklin (1968)通過(guò)伊朗的工作發(fā)現(xiàn)，伊朗北部Alborz地區(qū)和南部Zagros分別存在中生代和新生代兩次區(qū)域不整合事件，這與當(dāng)時(shí)歐洲學(xué)者廣泛認(rèn)知的歐洲地質(zhì)特征明顯不同，因而在此基礎(chǔ)上創(chuàng)造性地提出了古特提斯(Paleo-Tethys) 和新特提斯(Neo-Tethys)的概念(St?cklin, 1974)。土耳其著名地質(zhì)學(xué)家Celaleng?r認(rèn)為(eng?r, 1979)，北方勞亞和南方岡瓦納大陸之間在晚古生代時(shí)應(yīng)該是時(shí)代較老的古特提斯洋(Paleo-Tethys)，該大洋主要通過(guò)向南北兩側(cè)的消減而萎縮。特別是，該大洋在向南的俯沖過(guò)程中，使南側(cè)岡瓦納大陸發(fā)生弧后擴(kuò)張，進(jìn)而形成新特提斯洋(Neo-Tethys)。顯而易見，當(dāng)時(shí)南北兩大陸之間存在兩個(gè)大洋，即北側(cè)的古特提斯和南側(cè)的新特提斯，古、新特提斯洋之間的大陸被稱之為基梅里大陸(Cimmerian continent)。在地質(zhì)歷史中，北側(cè)的古特提斯大約在中生代早期關(guān)閉，基梅里大陸與北側(cè)勞亞大陸碰撞，形成基梅里造山帶。南側(cè)的新特提斯洋在中生代一直發(fā)生向北的俯沖消減，并于新生代早期通過(guò)南北兩大陸的碰撞而關(guān)閉，并形成現(xiàn)今的阿爾卑斯-喜馬拉雅造山帶(圖2)。

圖3 特提斯構(gòu)造域空間邊界Fig.3 Distribution of the Tethyan domain

因此，我們目前一般定義古特提斯為晚古生代形成的大洋。這樣，學(xué)者們就把特提斯洋范圍內(nèi)存在的更古老大洋稱之為原特提斯或始特提斯(ProtoTethys)。本文作者未能查清這一概念是何人何時(shí)首先提出，但讀到的文獻(xiàn)明顯是國(guó)外早于國(guó)內(nèi)。如Minato and Hunahashi (1970)將歐亞大陸內(nèi)的洋統(tǒng)稱為Tethys，將元古代的洋稱之為Proto-Tethys。與此不同的是，Whittington and Hughes (1972)則將Suess所定義之特提斯范圍內(nèi)廣泛出露的奧陶紀(jì)海相地層命名為Proto-Tethys。在國(guó)內(nèi)，潘裕生(1989)將昆侖地區(qū)震旦紀(jì)-奧陶紀(jì)洋盆定義為原特提斯。無(wú)論如何，目前對(duì)原特提斯洋的研究相對(duì)有限，對(duì)它演化歷史的了解還不夠全面和完善。在歐洲，Eduard Suess命名的特提斯形成于中生代，應(yīng)該歸屬新特提斯范疇，又稱阿爾卑斯特提斯(Alpine Tethys)。在它之前的顯生宙大洋有兩個(gè)，一個(gè)是北方勞亞大陸和南方岡瓦納大陸之間的大洋，它在石炭紀(jì)(ca. 330～360Ma)閉合形成歐洲華力西造山帶，并造成Pangea超大陸的形成，該大洋被命名為Rheic(瑞克)洋。很顯然，Rheic洋就是古特提斯洋的前身或側(cè)向延伸。歐洲更早的大洋是英國(guó)-挪威的加里東造山帶，它是北美-格陵蘭與東歐大陸之間已消失的Iapetus洋。在很大程度上，中國(guó)地質(zhì)學(xué)家比較熟悉古、原特提斯洋，而歐美地質(zhì)學(xué)家則比較熟悉Rheic和Iapetus洋，但兩者之間如何對(duì)比銜接，卻是很少討論的問(wèn)題。在希臘神話中，Iapetus、Rheic(來(lái)自Rhea)和Tethys都是泰坦家族長(zhǎng)幼有序的兄妹，Iapetus還是另一個(gè)神話人物Atlas的父親，而大西洋的名字就是來(lái)自Atlas。因此，Iapetus在中文文獻(xiàn)中又常被譯成古大西洋。

2 特提斯演化的基本特征

在討論特提斯的地質(zhì)特征之前，我們有必要先厘定特提斯的空間范圍。按照Suess早期的概念。特提斯是指北方安加拉大陸和南方岡瓦納大陸之間的海洋。傳統(tǒng)上說(shuō)，安加拉大陸是指以西伯利亞(Siberia)為主體的大陸。古生代晚期，它與歐洲的波羅的地盾(Baltic，又稱東歐或俄羅斯地盾/地臺(tái)/克拉通)沿烏拉爾造山帶拼合，然后再與更西部的北美勞倫-格陵蘭(Laurentia-Greenland) 大陸一同組成北方的勞亞大陸(Laurasia)。其中北美-格陵蘭與波羅的地塊的拼合是在早古生代通過(guò)Iapetus洋的關(guān)閉而實(shí)現(xiàn)的。然而，自波羅的大陸向東，在北方大陸與岡瓦納大陸之間還存在一個(gè)大致連續(xù)的古老塊體，它包括西部的卡拉庫(kù)姆地塊(Karakum)、中部的塔里木地塊和東部的華北地塊，eng?r and Natal’in (1996)將其稱之為中間單元(Intermediate Units, 圖3a)，Zuza and Yin (2017)將其稱之為Balkatach(Baltica-Karakum-Tarim-North China, 圖3b)地塊。雖然我們目前仍無(wú)法準(zhǔn)確厘定這些塊體是否與岡瓦納大陸存在親緣性，但它們更可能是北側(cè)勞亞大陸的一部分。也由于這一原因，目前大部分學(xué)者將中間塊體南側(cè)的大洋厘定為特提斯，而中間塊體北側(cè)的大洋歸于古亞洲洋(又稱Altaids或中亞造山帶，圖3)。但黃汲清和陳炳蔚(1987)則將北側(cè)大洋稱之為古亞洲特提斯，而將南側(cè)大洋稱之為特提斯本部。

就歐亞大陸來(lái)說(shuō)，我們暫時(shí)接受北側(cè)波羅的-卡拉庫(kù)姆-塔里木-華北為勞亞大陸的組成部分，這一復(fù)合大陸與南側(cè)岡瓦納屬性的非洲、阿拉伯、印度、澳大利亞等塊體間夾持的的廣袤地域即為特提斯，也就是現(xiàn)今阿爾卑斯-喜馬拉雅-東南亞造山帶的發(fā)育范圍(Yin and Harrison, 2000)。顯然，中國(guó)是特提斯最為發(fā)育國(guó)家，因此我們以中國(guó)境內(nèi)不同時(shí)代縫合帶為主線，看看不同地區(qū)特提斯洋的形成及兩側(cè)塊體的地質(zhì)演化情況(圖4)。

圖4 中國(guó)大陸境內(nèi)及鄰區(qū)主要特提斯縫合帶及其塊體劃分Fig.4 Tethyan sutures and blocks in China and and the adjacent regions

2.1 西昆侖造山帶

新疆西南部的西昆侖山一帶，是我國(guó)地質(zhì)研究程度最低的地區(qū)(潘裕生, 1990)。它自北而南可以劃分為北昆侖地體、庫(kù)地縫合帶、南昆侖地體、康西瓦縫合帶和巴顏喀拉(甜水海)地體。北昆侖地體由大片太古-中元古代古老變質(zhì)巖系、新元古代沉積巖和早古生代花崗巖構(gòu)成，被認(rèn)為曾是塔里木地塊的一部分，早古生代時(shí)轉(zhuǎn)變?yōu)槟蟼?cè)大洋俯沖形成的活動(dòng)大陸邊緣。南昆侖地體組成復(fù)雜，是否可以對(duì)其進(jìn)一步構(gòu)造單元細(xì)分，存有爭(zhēng)議。地塊內(nèi)發(fā)育大量的變質(zhì)沉積巖及大理巖，原認(rèn)為屬中、新元古代地層，現(xiàn)多認(rèn)為是早古生代的增生雜巖(肖文交等, 1998)。康西瓦一帶孔茲巖系沉積于古生代初期，后被505Ma花崗巖侵入，并顯示晚古生代-早中生代變質(zhì)改造(許志琴等, 2004; 張傳林等, 2019)。此外，該地塊內(nèi)古生代-早中生代花崗巖大量發(fā)育。

南北昆侖地體之間是著名的奧依塔格-庫(kù)地-蘇巴什北縫合帶，帶內(nèi)最著名的是庫(kù)地蛇綠巖。布孜完溝的橄欖巖新鮮，其內(nèi)部發(fā)育的輝長(zhǎng)巖和輝石巖脈體給出526～494Ma的時(shí)代。鄰近的依西克溝發(fā)育玄武巖-安山巖-流紋巖，對(duì)其時(shí)代和是否是上述蛇綠巖的組成部分，爭(zhēng)議較大?？p合帶內(nèi)還發(fā)育有大片高級(jí)變質(zhì)巖系，以前多被認(rèn)為屬于古老的變質(zhì)地體，但不排除是變質(zhì)的增生雜巖。北昆侖地體南部發(fā)育大量440Ma左右的花崗巖，被認(rèn)為是庫(kù)地洋向北俯沖形成的巖漿弧，但被410Ma的碰撞型巖體所切割。因此，目前普遍認(rèn)為，庫(kù)地洋盆大約在440～410Ma左右閉合。

西昆侖南部的康西瓦一直被認(rèn)為是古特提斯發(fā)育的地區(qū)，它向東與東昆侖的阿尼瑪卿縫合帶相接。區(qū)內(nèi)出露一系列蛇綠巖塊體，可歸類為早古生代蒙古包-普守蛇綠巖和晚古生代康西瓦-蘇巴什南蛇綠巖?？p合帶北側(cè)的南昆侖地體同時(shí)發(fā)育與上述兩套蛇綠巖向?qū)?yīng)的400～510Ma和210～240Ma的花崗巖，其中表征造山后的A-型花崗巖時(shí)代為400Ma，少部分花崗巖形成于370Ma。此外，該地塊內(nèi)部發(fā)育有泥盆紀(jì)和三疊紀(jì)兩套磨拉石建造，但相互關(guān)系未能見及。因此，目前多認(rèn)為該縫合帶經(jīng)歷了長(zhǎng)時(shí)間向北的俯沖，或存在兩次大洋的俯沖及塊體碰撞事件。另一可能性是，早古生代花崗巖的形成部分來(lái)自于北側(cè)庫(kù)地洋向南俯沖的貢獻(xiàn)(Zhangetal., 2019b; 張傳林等, 2019)。

2.2 阿爾金山早古生代造山帶

阿爾金山也是我國(guó)地質(zhì)研究程度較低的地區(qū)之一。但超高壓變質(zhì)巖的發(fā)現(xiàn)，使得對(duì)該地區(qū)的研究顯著增多(張建新等, 2007)?？傮w來(lái)看，區(qū)內(nèi)由北而南由阿北地塊、北阿爾金縫合帶、阿中地塊和南阿爾金縫合帶組成。阿北地塊實(shí)際上是塔里木地塊的一部分，其基底為高角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)的太古宙-古元古宙米蘭巖群、新太古代TTG片麻巖和各類古元古代花崗片麻巖，蓋層為未變質(zhì)的中晚元古代安南壩群。北阿爾金縫合帶，又稱紅柳溝-拉配泉縫合帶，主要由古生代俯沖混雜巖、中高級(jí)變質(zhì)的阿爾金巖群、少量呈透鏡狀產(chǎn)出的高壓-超高壓變質(zhì)巖(榴輝巖)-鎂鐵-超鎂鐵雜巖-花崗巖和少量碎屑巖組成?；◢徠閹r時(shí)代900～940Ma，鎂鐵-超鎂鐵巖原巖時(shí)代730～780Ma，高壓變質(zhì)作用時(shí)代～500Ma。

阿中地塊，又稱阿爾金地塊，主要由中晚元古代淺變質(zhì)-未變質(zhì)片巖-千枚巖、礫巖-砂巖-灰?guī)r等組成，具體時(shí)代難以限定。塊體的南部發(fā)育大量榴輝巖，其變質(zhì)作用時(shí)代與北側(cè)縫合帶相同，均為～500Ma。該地塊以南為南阿爾金縫合帶，主要為早古生代俯沖碰撞混雜巖(劉良等, 2013, 2015)。

2.3 祁連-柴達(dá)木-東昆侖造山帶

祁連是我國(guó)最經(jīng)典的造山帶，研究積累豐厚(宋述光等, 2013)。自北而南，其主要的地質(zhì)體有阿拉善地塊、北祁連縫合帶、中祁連地塊、南祁連縫合帶和歐龍布魯克-全吉地塊。阿拉善地塊一般被認(rèn)為是華北克拉通的一部分，而祁連地塊主要由中-晚元古代的變質(zhì)巖及相關(guān)沉積巖組成，顯示格林威爾期的造山作用及其后的裂谷或板內(nèi)作用，南部的歐龍布魯克-全吉地塊出露有太古-古元古代變質(zhì)基底和未變質(zhì)的南華系-早古生代沉積蓋層。北祁連縫合帶組成復(fù)雜，大體可劃分為早古生代蛇綠混雜巖(南帶熬油溝、玉石溝、中帶大岔大阪、北帶九個(gè)泉和走廊南山，時(shí)代490～560Ma，有由南向北變新的趨勢(shì))、表征大洋俯沖的高壓-低溫藍(lán)片巖/硬柱石榴輝巖(460～520Ma)、志留紀(jì)復(fù)理石和分布在縫合帶南北兩側(cè)地塊上的島弧巖漿巖(時(shí)代446～510Ma，反映雙向俯沖作用)。根據(jù)這些資料，北祁連洋應(yīng)該在420Ma左右結(jié)束。南祁連縫合帶研究程度稍低，出露的蛇綠巖以拉脊山為代表，時(shí)代在480～510Ma。帶內(nèi)發(fā)育大量早古生代火山-沉積巖及硅質(zhì)巖和灰?guī)r，代表了一套洋殼-增生楔巖石組合，其大洋閉合時(shí)代可能在435Ma之前，比北祁連略早。南北祁連洋閉合后，區(qū)內(nèi)廣泛分布的是泥盆紀(jì)磨拉石建造。

柴達(dá)木地塊是一個(gè)主體被沉積物覆蓋的構(gòu)造單元，目前可用以限定其基底組成的物質(zhì)記錄來(lái)自昆侖北坡的金水口群(昆北地體)(陸松年等, 2006)。在柴達(dá)木以北，柴達(dá)木與祁連地塊間的柴達(dá)木北緣縫合帶目前記錄的主要地質(zhì)事件是460Ma左右代表洋殼俯沖的高壓變質(zhì)作用、423～440Ma代表大陸深俯沖的超高壓變質(zhì)巖(魚卡-錫鐵山-都蘭榴輝巖)和造山帶石榴橄欖巖(綠梁山勝利口)，以及代表活動(dòng)大陸邊緣的區(qū)域巴羅式變質(zhì)作用/深熔作用(420～460Ma)和各類花崗質(zhì)巖漿活動(dòng)(360～440Ma，造山后垮塌成因)(宋述光等, 2013)。這些證據(jù)表明，柴北緣洋是在423～440Ma之前消失的，與阿爾金地區(qū)的情況類似，然后被泥盆紀(jì)磨拉石覆蓋。

柴達(dá)木以南的東昆侖地區(qū)演化歷史復(fù)雜(姜春發(fā)等, 1992; Wuetal., 2016; Dongetal., 2018; 裴先治等, 2018)。傳統(tǒng)上，這里被認(rèn)為以晚古生代大洋演化為主，但最近幾年不斷發(fā)現(xiàn)早古生代地質(zhì)活動(dòng)的證據(jù)。由于環(huán)境惡劣，精細(xì)地質(zhì)調(diào)查與研究的難度較大，導(dǎo)致區(qū)內(nèi)構(gòu)造單元?jiǎng)澐植缓芙y(tǒng)一，甚至令人眼花繚亂。大多數(shù)人接受的地質(zhì)組成單元包括昆北地體、昆中縫合帶、昆南地體和西大灘-阿尼瑪卿縫合帶等。昆北地體是柴達(dá)木地塊的南緣，它的西部南緣即為祁漫塔格帶，金水口巖群為地體的變質(zhì)基底。昆中洋以西部的納赤臺(tái)群混雜巖和東部的清水泉蛇綠巖為代表，洋盆大約在520～580Ma打開，450～510Ma俯沖, 并于440Ma左右關(guān)閉。昆南地體以大規(guī)模發(fā)育弧巖漿雜巖為特征，變質(zhì)基底為苦海巖群。西大灘-阿尼瑪卿洋以布青山混雜巖為代表，出現(xiàn)早古生代和晚古生代兩套蛇綠巖，洋盆最后關(guān)閉的時(shí)代在240～250Ma前后。

東昆侖地質(zhì)有以下幾點(diǎn)值得注意：第一，昆中洋兩側(cè)地塊基底金水口巖群和苦海巖群具有相同的碎屑鋯石年齡，反映昆北和昆南地體兩者以前可能屬同一整體。結(jié)合相對(duì)短暫的擴(kuò)張時(shí)間，因而有昆中洋為小洋盆之說(shuō)；第二，最近在昆北地體的金水口群中多處發(fā)現(xiàn)高壓-超高壓變質(zhì)的榴輝巖(Mengetal., 2013)。盡管對(duì)其變質(zhì)原巖還存有爭(zhēng)議，但其變質(zhì)年齡主要分布于410～430Ma，與柴北緣榴輝巖的變質(zhì)年齡基本一致(Songetal., 2018)；第三，昆南縫合帶以前一直被認(rèn)為是古特提斯大洋(姜春發(fā)等, 1992; Yangetal., 1996)，但最近發(fā)現(xiàn)也存在早古生代蛇綠巖的蹤跡。其中尤以布青山蛇綠巖為代表，它同時(shí)存在寒武紀(jì)和石炭紀(jì)兩期蛇綠巖(劉戰(zhàn)慶等, 2011; 裴先治等, 2018)，且早期蛇綠巖被泥盆紀(jì)弧巖漿巖侵入(邊千韜等, 1999)；第四，東昆侖地區(qū)巖漿活動(dòng)極其強(qiáng)烈，這在特提斯構(gòu)造域內(nèi)實(shí)為罕見(莫宣學(xué)等, 2007)。巖石以花崗巖為主，主體時(shí)代為二疊-三疊紀(jì)(ca. 240～260Ma)，次為早古生代(ca. 380～450Ma)，反映兩次大的巖漿作用旋回；第五，東昆侖地區(qū)發(fā)育晚泥盆世和晚三疊世兩套磨拉石建造。上述特征表明，區(qū)內(nèi)存在兩次不同的造山事件，分別代表了早古生代昆中洋和晚古生代阿尼瑪卿洋的關(guān)閉及對(duì)應(yīng)兩側(cè)大陸的碰撞拼合。

2.4 秦嶺造山帶

秦嶺是中國(guó)的“脊梁”，它在中國(guó)大陸區(qū)域地質(zhì)演化中的地位怎么強(qiáng)調(diào)都不過(guò)分。從北向南，其最主要的地質(zhì)體是北部的華北克拉通、中部的北秦嶺地體和南秦嶺地體，以及南部的揚(yáng)子克拉通，其間通過(guò)寬坪、商丹和勉略三個(gè)縫合帶相接。南秦嶺大多認(rèn)為具揚(yáng)子克拉通屬性，但北秦嶺的屬性長(zhǎng)期存疑。多年的工作已經(jīng)證明，北秦嶺是一個(gè)既不同于華北，也不同于揚(yáng)子的獨(dú)立塊體。其內(nèi)部組成復(fù)雜，發(fā)育格林威爾期的地質(zhì)記錄，并發(fā)育500Ma左右的高壓-超高壓變質(zhì)巖(秦嶺群)，及大量奧陶-志留紀(jì)花崗巖。

北秦嶺和華北之間的界限長(zhǎng)期懸而未決，其間的寬坪巖群主要為一套綠片巖相-角閃巖相的拉斑玄武巖、淺海碎屑巖和碳酸鹽，長(zhǎng)期被認(rèn)為是形成在華北克拉通之上的一套元古代被動(dòng)陸緣火山-沉積雜巖。但最近的物源示蹤排除了這一結(jié)論，即它應(yīng)該是一套蛇綠混雜巖(Dongetal., 2014)，形成于早古生代(ca. 440～490Ma)，且其變質(zhì)沉積巖的源區(qū)與華北克拉通無(wú)任何關(guān)聯(lián)(Caoetal., 2016)。寬坪巖群南側(cè)的二郎坪巖群為一套角閃巖相變質(zhì)的基性-酸性火山巖、碎屑沉積巖和碳酸鹽，時(shí)代為早古生代，目前多認(rèn)為代表了南側(cè)商丹洋向北俯沖形成的弧后盆地。考慮在華北克拉通南緣不發(fā)育任何早古生代變形、變質(zhì)與巖漿活動(dòng)，一般認(rèn)為寬坪洋向南消減到北秦嶺地體之下(Dong and Santosh, 2016; Lietal., 2018b)。但這一模型無(wú)法解釋的是, 北秦嶺地體中～500Ma高壓-超高壓變質(zhì)巖的形成，除非寬坪洋形成得更早，或它是北秦嶺地體向南沿商丹帶俯沖而折返所致?？紤]可能的構(gòu)造錯(cuò)位，我們傾向于認(rèn)為，寬坪洋可能是通過(guò)向北的俯沖而消亡的(吳元保和鄭永飛, 2013)，這一俯沖體系與目前的華北南緣并非原地系統(tǒng)，可能已被后期的構(gòu)造所錯(cuò)位。

南北秦嶺地體之間的是商丹縫合帶，它通過(guò)西秦嶺關(guān)子鎮(zhèn)蛇綠巖與更西部的柴北緣縫合帶相連。關(guān)子鎮(zhèn)蛇綠巖中輝長(zhǎng)巖鋯石年齡為518Ma，與柴北緣蛇綠巖相同。在商丹縫合帶內(nèi)，以前認(rèn)定的蛇綠巖當(dāng)屬松樹溝雜巖，但目前認(rèn)為它更可能是造山帶橄欖巖(Nieetal., 2017)。丹鳳巖群可能是商丹帶的蛇綠混雜堆積, 所保留的物質(zhì)記錄表明該洋盆可能在470～520Ma左右打開，隨后發(fā)生向北的俯沖, 形成北秦嶺早古生代花崗巖(年齡范圍400～507Ma，主體420～460Ma，王曉霞等, 2015)。大約在420Ma左右，商丹洋關(guān)閉，形成泥盆紀(jì)劉嶺群前陸盆地沉積。

南秦嶺與揚(yáng)子克拉通之間的勉略帶，一般認(rèn)為向西與阿尼瑪卿縫合帶相接。但出人意料的是，目前在勉略帶中一直未發(fā)現(xiàn)古生代蛇綠巖的存在，以前認(rèn)定的蛇綠巖現(xiàn)在都被確認(rèn)為新元古代巖漿雜巖。但勉略帶之北，三疊紀(jì)巖漿作用極為強(qiáng)烈，這是勉略洋向北俯沖直至三疊紀(jì)關(guān)閉的重要證據(jù)。繼續(xù)向東，古特提斯的遺跡不見蹤影，留下的表征板塊俯沖的只有大別-蘇魯?shù)貐^(qū)大面積發(fā)育的高壓-超高壓變質(zhì)巖，但不排除大別山北麓的北淮陽(yáng)雜巖是當(dāng)時(shí)大洋向北俯沖形成的增生雜巖。

在上述簡(jiǎn)述的演化歷史中，秦嶺與大別山之間桐柏地區(qū)的地質(zhì)歷史與兩側(cè)地塊難以對(duì)比，但卻為秦嶺的地質(zhì)演化提供了重要資料。已有研究發(fā)現(xiàn)(劉曉春等, 2015)，桐柏地區(qū)至少經(jīng)歷了兩次大洋的形成、俯沖與增生過(guò)程。其中早古生代大洋的歷史與秦嶺寬坪洋一致，即大約在420～440Ma關(guān)閉。而晚古生代大洋位于南部，大約與商丹洋對(duì)應(yīng)。其存在的證據(jù)有：其一，區(qū)內(nèi)存在與商丹帶劉嶺群相當(dāng)?shù)哪蠟澈Ｏ鄰?fù)理石雜巖，形成時(shí)代限定在泥盆紀(jì)；第二，區(qū)內(nèi)淺變質(zhì)龜山雜巖的變質(zhì)時(shí)代為300～320Ma；其三，蘇家河、熊店等地的榴輝巖記錄了晚志留世(410～425Ma)原巖和石炭紀(jì)(320Ma)變質(zhì)的年代學(xué)信息。而地球化學(xué)研究揭示，該榴輝巖為洋殼成因(Wuetal., 2009)。也就是說(shuō)，該大洋早古生代晚期形成，310～340Ma時(shí)發(fā)生洋殼俯沖變質(zhì)作用，然后在250～270Ma發(fā)生大陸碰撞，230～250Ma時(shí)榴輝巖折返至地表。目前需要回答的問(wèn)題是，此次大洋俯沖為何未在北秦嶺或華北南緣形成晚古生代巖漿弧，或許與Yin and Nie (1996)所說(shuō)的構(gòu)造錯(cuò)位有關(guān)？

回過(guò)頭再來(lái)看，秦嶺商丹縫合帶南側(cè)分布有一套淺變質(zhì)的武關(guān)雜巖。它的主要巖石類型有變質(zhì)碎屑巖、泥質(zhì)片巖、大理巖和斜長(zhǎng)角閃巖，代表了一種活動(dòng)陸緣弧前盆地的沉積巖石建造(Yanetal., 2016)。研究發(fā)現(xiàn)，該雜巖記錄有350～370Ma的弧巖漿作用和310～340Ma的碰撞造山變質(zhì)作用(Chenetal., 2014; Yanetal., 2016)，后者與河南桐柏山熊店榴輝巖代表的洋殼俯沖變質(zhì)年齡相當(dāng)，代表了商丹洋閉合或者南北秦嶺碰撞的年代。如果這一說(shuō)法成立，商丹帶可能顯示兩次碰撞過(guò)程，其中的丹鳳巖群和武關(guān)雜巖分別記錄了兩次大洋的形成與演化，分別相當(dāng)于原特提斯和古特提斯洋，它們分別在400Ma和250Ma左右關(guān)閉。未來(lái)應(yīng)加強(qiáng)對(duì)此套雜巖，包括整個(gè)秦嶺大地構(gòu)造單元?jiǎng)澐值脑傺芯亢驮僬J(rèn)識(shí)(王宗起等, 2009)。

2.5 金沙江-哀牢山-松馬縫合帶

西藏境內(nèi)的金沙江縫合帶位于人煙稀少的藏北高原，研究程度較低。它的北側(cè)是巴顏喀拉-松潘-甘孜地體，南側(cè)為羌塘地體。金沙江縫合帶向南被稱之為哀牢山縫合帶(晚期被新生代紅河斷裂所改造)，其東側(cè)為華南揚(yáng)子地塊，西側(cè)為昌都-思茅地塊(印支地塊的中國(guó)境內(nèi)部分)。帶內(nèi)著名的蛇綠巖為青海境內(nèi)的西金烏蘭、西藏-四川交界的金沙江治多，以及云南境內(nèi)的東竹林、共卡、白馬雪山、雙溝等。相伴生的深海放射蟲硅質(zhì)巖及同位素年代學(xué)測(cè)定顯示，這些蛇綠巖主要形成于泥盆紀(jì)-石炭紀(jì)，少數(shù)形成于二疊紀(jì)(250～380Ma; Jianetal., 2008, 2009; Zhangetal., 2014)。與洋殼消減相關(guān)的火成巖發(fā)育在縫合帶兩側(cè)，時(shí)代集中在二疊-三疊紀(jì)。

哀牢山縫合帶向南進(jìn)入越南境內(nèi)后被稱之為松馬(SongMa)縫合帶。

金沙江-哀牢山-松馬縫合帶閉合的時(shí)間，目前大多認(rèn)為在二疊紀(jì)末期，縫合帶兩側(cè)生物對(duì)比支持該認(rèn)識(shí)。但對(duì)該大洋俯沖的極性問(wèn)題，目前爭(zhēng)議較大。無(wú)論是構(gòu)造學(xué)研究，還是巖石地球化學(xué)工作，西向、東向、或雙向俯沖的觀點(diǎn)，都有各自的實(shí)踐者和捍衛(wèi)者。縫合帶西側(cè)的江達(dá)-德欽-維西大型花崗巖基是被認(rèn)為金沙江洋向西俯沖的最主要證據(jù)，但這一結(jié)論目前也受到質(zhì)疑，不排除它是造山后或碰撞后成因的可能(Wangetal., 2014)。但無(wú)論如何，大家都贊成該帶在二疊紀(jì)末期已經(jīng)閉合，然后在三疊紀(jì)開始發(fā)育造山后的磨拉石建造。該磨拉石建造與前期變質(zhì)變形巖石間的不整合就是著名的印支運(yùn)動(dòng)(Carteretal., 2001; Lepvrieretal., 2008; Faureetal., 2014a)。

近年來(lái)，哀牢山-松馬縫合帶繼續(xù)南延的去向問(wèn)題成為研究的熱點(diǎn)。針對(duì)我國(guó)海南島南部二疊紀(jì)蛇綠巖和島弧巖漿建造的發(fā)現(xiàn)，不少學(xué)者提出上述縫合線經(jīng)我國(guó)海南島后，開始轉(zhuǎn)向東融入太平洋體系，成為制約華南二疊紀(jì)地質(zhì)演化的古太平洋的一部分(Heetal., 2018; Shenetal., 2018)。如果這一認(rèn)識(shí)成立的話，該大洋當(dāng)時(shí)是向北俯沖的，從而導(dǎo)致了華南南部活動(dòng)大陸邊緣的出現(xiàn)(Lietal., 2012)。顯然，這一認(rèn)識(shí)的科學(xué)意義非常值得肯定，應(yīng)該得到更多工作的證實(shí)或證偽。

金沙江-哀牢山縫合帶之北，還存在一個(gè)甘孜-理塘縫合帶，兩者之間就是著名的義敦島弧。就甘孜-理塘縫合帶自身，一般認(rèn)為它是形成于晚古生代的大洋，其洋殼時(shí)代通過(guò)帶內(nèi)的青海南部扎河蛇綠巖、四川西部甘孜蛇綠巖和云南東北部香格里拉洛吉蛇綠巖而被具體限定到二疊紀(jì)-早三疊世(閆全人等，2005)。該大洋向南的消減，形成義敦島弧。但是，我們?cè)敢庵赋?，義敦島弧保留有華南地塊上特有的峨眉山大火成巖省的記錄(Songetal., 2004)，且其南部發(fā)育與松潘-甘孜造山帶相同的三疊紀(jì)穹窿構(gòu)造。因此，我們更傾向于認(rèn)為，甘孜-理塘可能是一個(gè)晚二疊-早三疊世發(fā)育時(shí)限較短的小洋盆，極有可能是金沙江向揚(yáng)子之下俯沖形成的弧后盆地。目前的資料難以說(shuō)明義敦是一個(gè)大洋俯沖形成的島弧，因?yàn)樵摰貕K上主期巖漿活動(dòng)的時(shí)代與松潘-甘孜造山帶內(nèi)三疊紀(jì)穹窿的時(shí)代一致，不排除為造山后演化階段的產(chǎn)物。如果這一情況屬實(shí)，義敦島弧的稱謂則需要適當(dāng)修訂。

順便提及金沙江-哀牢山縫合帶北側(cè)巴顏喀拉(可可西里)-松潘-甘孜地體的基底性質(zhì)問(wèn)題。該地體呈狹窄的條形分布，主體被三疊紀(jì)復(fù)理石所覆蓋。大約在三疊紀(jì)末期，海水才退出全區(qū)。隨后，其沉積地層發(fā)生強(qiáng)烈褶皺變形。盡管如此，除局部地區(qū)外，該地塊的基底仍未出露。有限資料顯示，東部松潘-甘孜地體與揚(yáng)子克拉通相近。但西部的巴顏喀拉與東部有所不同。如在西昆侖地區(qū)，區(qū)內(nèi)分布的甜水海地體作為巴顏喀拉地體的組成部分，同時(shí)發(fā)育900～1000Ma和500Ma左右的地質(zhì)事件，顯示與岡瓦納大陸有所相似的特征(Liuetal., 2019)。但共同的是，巴顏喀拉和松潘-甘孜地區(qū)都發(fā)育大量三疊紀(jì)花崗巖，并伴隨大型的鋰礦床(白龍山和甲基卡)。

值得指出的是，在印支地塊內(nèi)部(越南南部)，最近幾年厘定出東西向展布的Tam Ky-Phuoc Son Sepon(三歧-色潘) 縫合帶，它分割北部的長(zhǎng)山地塊(Truong Son)和南部的昆嵩地塊(Kontum)。帶內(nèi)發(fā)育有早古生代Hiep Duc蛇綠巖，縫合帶兩側(cè)，特別是北側(cè)發(fā)育早古生代花崗巖和變質(zhì)巖，因而它無(wú)疑是一個(gè)早古生代的造山帶，但在三疊紀(jì)受到過(guò)疊加改造(Nakanoetal., 2007; Tranetal., 2014; Shietal., 2015; Gardneretal., 2017; Faureetal., 2018; Nguyenetal., 2019)。

2.6 龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連縫合帶

西藏境內(nèi)的龍木錯(cuò)-雙湖縫合帶，分割北側(cè)的北羌塘(羌北，又稱東羌塘)和南側(cè)的南羌塘(羌南，又稱西羌塘)地體，由原長(zhǎng)春地質(zhì)學(xué)院李才教授命名(李才, 1987)。由于對(duì)它的認(rèn)識(shí)主要來(lái)自于羌塘中部的變質(zhì)隆起，故該縫合帶又被稱之為中羌塘或羌塘縫合帶。帶內(nèi)分布的蛇綠巖，目前確定有四期，分別是480～520Ma、430～460Ma、340～370Ma和270～285Ma，但它們之間的相互關(guān)系難以厘定(李才等, 2016)。由于以大小不同的巖塊形式存在，這些巖石是否都是蛇綠巖的組成部分還需要進(jìn)一步資料的支持。

除蛇綠巖之外，該縫合帶內(nèi)還大量發(fā)育表征大洋板塊俯沖的藍(lán)片巖、榴輝巖，以及與之相關(guān)的斜長(zhǎng)角閃巖和麻粒巖，俗稱中羌塘變質(zhì)地體。詳細(xì)的年代學(xué)測(cè)定表明，這些藍(lán)片巖和榴輝巖的變質(zhì)時(shí)代主要集中在220～240Ma，但高壓麻粒巖卻給出422～427Ma的變質(zhì)年齡，反映區(qū)內(nèi)應(yīng)該經(jīng)受過(guò)兩次大型的構(gòu)造變動(dòng)。

該縫合帶曾被認(rèn)為是分割北方勞亞大陸和南方岡瓦納大陸的重要界限。北羌塘地體主要發(fā)育泥盆-二疊紀(jì)的砂巖、頁(yè)巖與灰?guī)r，其中石炭-二疊紀(jì)地層含溫水型華夏植物群。而南羌塘地塊主要寒武紀(jì)-志留紀(jì)和石炭紀(jì)-二疊紀(jì)兩套地層構(gòu)成，其中前者由淺變質(zhì)的灰?guī)r、砂巖和板巖所構(gòu)成，代表了一套被動(dòng)陸緣的沉積建造。石炭紀(jì)-二疊紀(jì)沉積巖中發(fā)育有火山巖，其重要特征是發(fā)育冰川沉積，并見早二疊世冷水生物群。因此，南羌塘被認(rèn)為是岡瓦納大陸的一部分。上述特征表明，南北羌塘可能具有完全不同的形成歷史(李才等, 2016)。但Gehrelsetal. (2011)研究發(fā)現(xiàn)，南北羌塘古生代沉積巖的碎屑鋯石年齡完全一致，且與拉薩和喜馬拉雅地塊一致，從而提出它們都應(yīng)該來(lái)自于岡瓦納大陸。古地磁研究顯示，北羌塘地體大約是在330Ma左右從岡瓦納大陸裂解出來(lái)的(Songetal., 2017)。除此之外，南羌塘內(nèi)還發(fā)育岡瓦納大陸特有的450～550Ma的玄武巖與花崗巖，以及280Ma左右的輝綠巖墻群。南北羌塘碰撞拼合以后，晚三疊世-新生代沉積巖覆蓋在南北羌塘之上構(gòu)成蓋層，且其底部出現(xiàn)214Ma的流紋巖(李才等, 2016)，表明南北羌塘的聚合在晚三疊世已經(jīng)完成。

龍木錯(cuò)-雙湖縫合帶延伸向東，一般認(rèn)為與云南境內(nèi)的昌寧-孟連縫合帶相接(鐘大賚, 1998)。該縫合帶東側(cè)的印支地塊主體被中生代盆地所覆蓋，但近幾年研究發(fā)現(xiàn)，它具有很復(fù)雜的演化歷史(van Tranetal., 2020)。同南羌塘地塊類似，縫合帶西側(cè)的Sibumasu地塊(又稱滇緬地塊，中國(guó)境內(nèi)部分稱保山地塊)不僅發(fā)育寒武紀(jì)-志留紀(jì)地層，還發(fā)育大量500Ma的花崗巖，也同時(shí)發(fā)育表征其岡瓦納大陸屬性的冰川沉積，以及大陸裂解成因的玄武巖(Morley, 2018)。

就昌寧-孟連縫合帶本身，帶內(nèi)大量發(fā)育的石炭紀(jì)-二疊紀(jì)蛇綠巖(銅廠街、牛井山等)、二疊紀(jì)洋島海山巖石組合、及三疊紀(jì)藍(lán)片巖表明它應(yīng)該是古特提斯大洋閉合的位置(Jianetal., 2009; Fanetal., 2015)，這也被近年來(lái)大量發(fā)現(xiàn)的榴輝巖所證實(shí)(Wangetal., 2019a)。但值得指出的，緊鄰縫合帶東側(cè)原屬印支地塊的元古代瀾滄群，近年來(lái)發(fā)現(xiàn)它其實(shí)是一套早古生代火山-沉積建造(Nieetal., 2015)。聯(lián)系原瀾滄江帶早古生代弧型巖漿巖的發(fā)現(xiàn)(Lehmannetal., 2013)，這里應(yīng)該存在過(guò)原特提斯大洋的痕跡。王保弟等(2013)在帶內(nèi)還分辨出原特提斯南汀河蛇綠巖(439～444Ma)，同時(shí)代的蛇綠巖在灣河和牛井山也有報(bào)道。根據(jù)這些新的資料，他們提出昌寧-孟連帶是原-古特提斯連續(xù)演化的大洋，先后形成東側(cè)原特提斯和西側(cè)古特提斯大洋增生雜巖(王保弟等, 2018)。

該縫合帶繼續(xù)向南進(jìn)入緬甸東部、泰國(guó)和馬來(lái)西亞境內(nèi)，并一直延伸至印度尼西亞，被稱之為Chiang Rai-Bentong-Raub(清邁-本洞-勞勿)縫合帶。盡管這些地區(qū)覆蓋嚴(yán)重，但近幾年積累的資料已經(jīng)證實(shí)縫合帶的存在及兩側(cè)塊體性質(zhì)的不同。Sone and Metcalfe (2008)將該區(qū)劃分為西部的Inthanon增生雜巖帶、縫合帶東部的Sukhothai弧及更東部的Indochina復(fù)合地體。其中Sukhothai弧向北相當(dāng)于我國(guó)云南的臨滄巖體，向南與馬來(lái)半島盛產(chǎn)錫礦的花崗巖相連；Sukhothai弧與Indochina地體的界限相當(dāng)于我國(guó)的瀾滄江縫合帶，它向南與泰國(guó)的Nan和Sra Kaeo縫合帶相連。但國(guó)內(nèi)文獻(xiàn)多數(shù)認(rèn)為，瀾滄江并非寬闊的大洋，而可能只是昌寧-孟連洋向東俯沖形成的弧后盆地。但在早期的文獻(xiàn)中，確實(shí)也有學(xué)者將其與昌寧-孟連帶等同。

2.7 班公湖-怒江-騰沖縫合帶

班怒縫合帶是北側(cè)羌塘地塊與南側(cè)拉薩地塊的界限，屬新特提斯大洋。Metcalfe (1994)將其稱之為中特提斯(Meso-Tethys)，后被較多采用；但潘桂棠等則將其與龍木錯(cuò)-雙湖帶一起歸屬古特提斯(Panetal., 2012)。古地磁資料顯示，該大洋最寬時(shí)可達(dá)5000km左右，因而是一個(gè)名副其實(shí)的大洋(孫知明等, 2019)。該縫合帶內(nèi)蛇綠巖塊體眾多，代表性的有班公湖、改則、東巧、安多、丁青等巖體。年代學(xué)資料顯示，這些蛇綠巖主要形成在150～190Ma的侏羅紀(jì)，與上覆深海硅質(zhì)巖所含放射蟲化石給出的年代一致，少數(shù)年代較老的數(shù)據(jù)有待進(jìn)一步資料的核實(shí)。

班怒帶爭(zhēng)議較多，主要集中在班怒洋的時(shí)代、消亡歷史與方式等方面。就大洋形成時(shí)代，蛇綠巖給出的洋殼形成時(shí)代為侏羅紀(jì)，與由深海沉積放射蟲硅質(zhì)巖給出的時(shí)代一致，但縫合帶兩側(cè)地層古生物對(duì)比更贊同它應(yīng)該形成于二疊紀(jì)(～269Ma, 張以春等, 2019)。就大洋的閉合時(shí)代，目前絕大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為它大約發(fā)生在110～140Ma左右，且存在自東向西逐漸閉合的特征(Kappetal., 2007)。但就大洋俯沖方向，大部分學(xué)者認(rèn)為它和區(qū)內(nèi)其它縫合帶一樣向北(常承法和鄭錫瀾, 1973)，但部分學(xué)者堅(jiān)持認(rèn)為其俯沖應(yīng)是向南或者是雙向俯沖，并認(rèn)為正是向南的俯沖，才導(dǎo)致了雅魯藏布洋的打開，以及拉薩地塊上侏羅紀(jì)-白堊紀(jì)岡底斯巖漿弧的形成(潘桂棠等, 1983; Panetal., 2012; Zhuetal., 2016; Kapp and DeCelles, 2019)。導(dǎo)致這一分歧的主要原因是指示俯沖極性的配套地質(zhì)要素發(fā)育不全，因而目前對(duì)俯沖極性的認(rèn)識(shí)主要來(lái)自巖漿巖的地球化學(xué)資料。如果拋開這一約束，有學(xué)者最近提出，班怒帶是在早侏羅世才打開的，且其本身并非一廣闊的大洋，它甚至可能只是雅魯藏布洋的弧后盆地(宋揚(yáng)等, 2019)。看來(lái)，班怒帶還需要更深入的研究。

在班怒帶南部～50km，出露另一套名為獅泉河-永珠-阿索的蛇綠巖帶。有學(xué)者將其厘定為北、中拉薩地體的界限。但該蛇綠巖時(shí)代與班怒帶基本類似，因而也有不少學(xué)者將其視作班怒帶的一部分。實(shí)際上，班怒帶和永珠-阿索帶之間仍有蛇綠巖體分布。因此，上述兩帶之間的地域是否可視為一個(gè)大的增生雜巖，留待今后討論。

班怒帶向東如何延伸有一定的爭(zhēng)議。它延至藏東后，一般認(rèn)為向南沿高黎貢帶分布，并一直向南經(jīng)云南璐西進(jìn)入緬甸境內(nèi)。依據(jù)蛇綠巖年代學(xué)資料，Liuetal. (2016)認(rèn)為緬甸的密支那蛇綠巖應(yīng)該就是班怒帶的延伸所在，密支那東側(cè)侏羅紀(jì)巖漿弧的發(fā)育支持這一解釋。但遺憾的是，上述縫合線在緬甸繼續(xù)南下后，目前還缺乏可以確認(rèn)縫合帶屬性的蛇綠巖等資料。

2.8 雅魯藏布-印緬縫合帶

位于西藏南部的雅魯藏布縫合帶是中國(guó)境內(nèi)新特提斯洋最晚閉合的殘留，他向東經(jīng)過(guò)東構(gòu)造結(jié)延入印度和緬甸境內(nèi)，與那兒的那加山-西緬縫合帶相連(Liuetal., 2016)。據(jù)估計(jì)，該大洋在白堊紀(jì)期間，曾達(dá)到7000km的寬度，是名副其實(shí)的寬闊大洋。縫合帶本身主要由大小不同的蛇綠巖混雜巖構(gòu)成，其中日喀則一帶的蛇綠巖規(guī)模較大、層序完整，是世界上超慢速擴(kuò)張型蛇綠巖發(fā)育最好的地區(qū)(吳福元等, 2014)。但這些蛇綠巖形成在115～135Ma非常短的時(shí)間范圍內(nèi)，明顯年輕于其北側(cè)班怒帶中的蛇綠巖。在該蛇綠巖之南，發(fā)育一套以硅質(zhì)巖為代表的深海沉積，其時(shí)代主要在侏羅紀(jì)至白堊紀(jì)初期，部分地區(qū)發(fā)現(xiàn)中三疊世安尼期(～240Ma)放射蟲硅質(zhì)巖，表明該大洋可能是在三疊紀(jì)初期開始發(fā)育的(王玉凈等, 2002; Chenetal., 2019)。

雅魯藏布縫合帶南側(cè)為特提斯喜馬拉雅地體，是印度大陸的組成部分。顯生宙以來(lái)，它一直是岡瓦納大陸的被動(dòng)陸緣，因而發(fā)育穩(wěn)定的碎屑巖-碳酸巖建造。縫合帶北側(cè)的拉薩地體，是近年來(lái)青藏高原研究的重點(diǎn)，因而有多項(xiàng)重要進(jìn)展。第一，根據(jù)洛巴堆-米拉山斷裂和永珠-納木錯(cuò)蛇綠巖帶，拉薩地體可被劃分為南拉薩(又稱岡底斯巖基)、中拉薩和北拉薩(又稱班戈巖基)三個(gè)次級(jí)塊體。其中南、北拉薩地體以新生地殼物質(zhì)添加為主要特征(Zhuetal., 2011a)，只有中拉薩地體才顯示古老地殼信息；第二，中拉薩地塊內(nèi)部存在寒武系-奧陶系的角度不整合以及大量500Ma左右的巖漿活動(dòng)。結(jié)合晚石炭-早二疊世地層中冰蹟巖和冷水型生物群的發(fā)育，拉薩地塊無(wú)疑來(lái)源于岡瓦納大陸。但它來(lái)源于岡瓦納的具體位置目前爭(zhēng)議較大。傳統(tǒng)觀點(diǎn)認(rèn)為，它來(lái)源于南側(cè)的印度大陸；但根據(jù)碎屑鋯石的特征峰，Zhuetal. (2011b)提出其來(lái)源于澳大利亞西北部；而Zhangetal. (2012)則認(rèn)為，拉薩地體變質(zhì)基底的念青唐古拉群，具有與東、西岡瓦納大陸拼合的莫桑比克帶基本一致的巖石組合與變質(zhì)-巖漿作用過(guò)程，因而拉薩地塊應(yīng)來(lái)源于岡瓦納大陸更靠西北的位置；第三，近年在拉薩東部發(fā)現(xiàn)晚二疊世變質(zhì)的松多榴輝巖(Yangetal., 2009a)，結(jié)合區(qū)內(nèi)大量三疊紀(jì)花崗巖的發(fā)育和二疊紀(jì)地層中弧型火山巖的出現(xiàn)(Zhuetal., 2010)，表明古特提斯域的南界并不是以前認(rèn)定的龍木措-雙湖縫合帶，而是已到達(dá)班怒帶以南地區(qū)；第四，拉薩地體中-新生代巖漿作用及其強(qiáng)烈，岡底斯就是世界著名的巖漿弧，它保留大量雅魯藏布洋向北俯沖的地質(zhì)記錄，如侏羅紀(jì)葉巴組、白堊紀(jì)桑日群/旦師庭組及新生代林子宗群等，以及與它們時(shí)代相當(dāng)?shù)拇罅壳秩霂r(Jietal., 2009)。近來(lái)報(bào)道，雅江洋向北俯沖形成的弧巖漿作用甚至可能從三疊紀(jì)就已開始(Wangetal., 2016a)。再向北，中拉薩地體早白堊世則弄群、北拉薩地體早白堊世多尼組和班戈花崗巖分布面積巨大，它們多被認(rèn)為是班怒洋向南俯沖的產(chǎn)物(Zhuetal., 2016)，但用雅江洋向北俯沖，然后發(fā)生板片回撤也是可供選擇的模型(紀(jì)偉強(qiáng)等, 2009)；第五，拉薩與印度初始碰撞時(shí)間是近年研究的熱點(diǎn)科學(xué)問(wèn)題，所獲得的新認(rèn)識(shí)是印度與拉薩地塊大約在～60Ma碰撞(Wuetal., 2014; Huetal., 2015; 丁林等, 2017)。此后，盡管新特提斯洋殼已經(jīng)消失，但海水仍持續(xù)了一段時(shí)間。隨后，青藏高原才全面隆升與擴(kuò)展，并伴隨喜馬拉雅山的崛起(Dingetal., 2017)。

表1 特提斯域內(nèi)主要原特提斯縫合帶及塊體劃分

表2 古特提斯縫合帶地質(zhì)特征對(duì)比

圖5 特提斯蛇綠巖時(shí)代Fig.5 Formation ages of the Tethyan ophiolites

3 若干重要問(wèn)題討論

3.1 特提斯的劃分與對(duì)比

從上述主要塊體和縫合帶的介紹可以看出，中國(guó)境內(nèi)特提斯域中的蛇綠巖主要形成在3個(gè)時(shí)段。西昆侖、阿爾金、祁連-東昆侖、秦嶺地區(qū)(俗稱秦祁昆，又稱中央造山帶)的蛇綠巖在空間上基本可以相互對(duì)比，自南而北有北阿爾金-北祁連-寬坪縫合帶、南阿爾金-柴北緣-商丹縫合帶、庫(kù)地-昆中縫合帶和康西瓦-阿尼瑪卿-勉略縫合帶。前三條帶中蛇綠巖的時(shí)代主要集中在490～520Ma，而在后一條縫合帶中，除大量發(fā)育的晚古生代蛇綠巖外，也同時(shí)發(fā)育480～530Ma的早古生代蛇綠巖。除上述地區(qū)外，原特提斯蛇綠巖在龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連帶和越南南部的三歧-色潘帶中也有少量發(fā)育。這些早古生代蛇綠巖在我國(guó)文獻(xiàn)中一般被定義為原特提斯洋，它們的閉合基本都發(fā)生在420～440Ma左右，然后發(fā)育泥盆紀(jì)的磨拉石建造(表1、圖5)。

中國(guó)境內(nèi)的康西瓦-阿尼瑪卿縫合帶、金沙江-哀牢山縫合帶和龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連縫合帶主要發(fā)育250～380Ma的晚古生代蛇綠巖，又稱古特提斯洋，但它們同樣存在少許原特提斯時(shí)代的蛇綠巖(表2、圖5)。這些大洋大約在250Ma前后完成閉合，然后發(fā)育三疊紀(jì)磨拉石建造。中國(guó)境內(nèi)最年輕的特提斯是班怒洋和雅魯藏布洋，蛇綠巖分別形成于中生代的侏羅紀(jì)和白堊紀(jì)，又稱新特提斯(圖5)。班怒洋和雅魯藏布洋分別在～110Ma和～60Ma左右閉合，至此完成了中國(guó)大陸的塊體拼合歷史。

從上述歸納可以看出，原特提斯主要位于特提斯造山帶的北部，古特提斯位于中部，而新特提斯位于南部，顯示從北而南特提斯洋由老而新的總體演化趨勢(shì)。稍有例外的是，古特提斯康西瓦-昆南洋和龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連洋均顯示原特提斯和古特提斯共存的特征，但它們是兩個(gè)相互獨(dú)立、或是一個(gè)長(zhǎng)期演化的大洋，目前還缺乏論證。再有，在新特提斯班怒洋和雅魯藏布洋之間的拉薩地塊上，出露有古特提斯松多洋。它在整個(gè)特提斯演化中的意義，目前還不十分明確。

在定義了中國(guó)大陸內(nèi)部的原特提斯、古特提斯和新特提斯時(shí)代之后，這些洋盆的具體地質(zhì)含義是我們需要回答的問(wèn)題，這也是特提斯地球動(dòng)力學(xué)研究的前提。但要回答這一問(wèn)題，我們需要了解境外的地質(zhì)資料(圖6)。目前，對(duì)中國(guó)境內(nèi)各時(shí)代特提斯縫合帶如何向東南亞延伸，中國(guó)學(xué)者相對(duì)熟悉，資料相對(duì)也較多。但對(duì)這些地質(zhì)體如何向西延伸，特別是如何與歐洲的地質(zhì)記錄進(jìn)行對(duì)比，我們則所知甚少。如果認(rèn)為勞倫-波羅的地塊與塔里木-華北組成特提斯的北界，那Avalonia地體與勞倫大陸間的Iapetus洋，以及Avalonia地體與波羅的大陸之間Tornquist洋，應(yīng)該對(duì)應(yīng)于我國(guó)華北-塔里木南部的秦祁昆洋，即我國(guó)的秦祁昆造山帶對(duì)應(yīng)于歐州的加里東造山帶。同樣，勞亞與岡瓦納大陸聚合形成Pangea超大陸，其間的Rheic洋閉合形成歐洲華力西造山帶，該洋在東部的延伸即為我國(guó)境內(nèi)的古特提斯，但后者在古生代晚期-中生代初期才閉合。它們兩者是否真的相同，我們后面將仔細(xì)討論。

圖6 特提斯域主要縫合帶Fig.6 Major plate/block sutures within the Tethys

新特提斯在歐洲主要沿阿爾卑斯山分布，又稱阿爾卑斯特提斯。此處通過(guò)蛇綠巖制約的大洋形成時(shí)代主要集中在侏羅紀(jì)(160～165Ma為主, Bortolotti and Principi, 2005; Lietal., 2013; Tribuzioetal., 2016)。從阿爾卑斯向東，該大洋經(jīng)巴爾干半島進(jìn)入土耳其北部，然后越過(guò)小高加索到達(dá)伊朗西部(Robertson, 2002)。盡管有學(xué)者建議，該縫合帶繼續(xù)向東經(jīng)阿富汗及巴基斯坦北部，與我國(guó)西藏的班怒帶相連，但實(shí)際上該縫合帶延至伊朗后的去向不明(Moghadametal., 2019)。上述縫合帶以南，另一條晚白堊世(～90Ma)的蛇綠巖帶從希臘、塞浦路斯、土耳其東南部、敘利亞，一直延伸至伊朗南部和阿曼，其代表性的蛇綠巖有我們熟知的塞浦路斯的Troodos、土耳其的Kizidag、伊朗南部Zagros蛇綠巖帶(以Kermanshah和Neyriz為代表)，以及阿曼的Semail等巖體。向東越過(guò)Makran后，該縫合帶與巴基斯坦的Bela-Muslim Bagh-Waziristan縫合帶相連，并繼續(xù)向北東方向經(jīng)Indus蛇綠巖與我國(guó)的雅魯藏布蛇綠巖帶相接。

通過(guò)上述對(duì)比和分析，我們不難得出結(jié)論，北方勞亞大陸與南方岡瓦納大陸間的大洋原為全球分布的泛大洋，即原特提斯，其時(shí)代大約在480～530Ma左右。原特提斯造山作用結(jié)束以后，殘存的龍木措-雙湖洋成為古特提斯的一部分，同時(shí)在其北側(cè)發(fā)育更年輕的古特提斯洋。這些古特提斯大洋經(jīng)歷長(zhǎng)期演化至古生代末期才關(guān)閉，其中蛇綠巖的時(shí)代跨度較大，大約在250～520Ma之間，其原因我們將在后面討論。隨后岡瓦納大陸在中生代發(fā)生裂解，形成我們熟知的新特提斯。目前資料顯示，新特提斯洋殼主要有侏羅紀(jì)(150～190Ma)、早白堊世(115～135Ma)和晚白堊世(～90Ma)三期，分屬在三個(gè)不同的縫合帶內(nèi)。這大概就是中國(guó)境內(nèi)特提斯演化的大體過(guò)程，我們?cè)诤竺鎸?duì)此做更仔細(xì)的討論(圖7)。

圖7 中國(guó)與鄰區(qū)特提斯構(gòu)造域演化對(duì)比Fig.7 Comparison of the Tethyan evolution in China and the adjacent regions

3.2 岡瓦納大陸的屬性判定

特提斯地質(zhì)研究中一個(gè)非常重要的問(wèn)題是域內(nèi)地塊屬性的判定，或者說(shuō)，特提斯域內(nèi)某塊體是否與岡瓦納大陸存在親緣關(guān)系，是我們重塑其地質(zhì)演化歷史的重要資料(Torsvik and Cocks, 2013)。

岡瓦納大陸并非公認(rèn)的超級(jí)大陸，它是古生代早期形成于南半球的巨型大陸，或者說(shuō)是由東西岡瓦納地塊在泛非期間沿東非造山帶聚合而成的大陸，其面積占當(dāng)時(shí)全球大陸面積的2/3。從其地質(zhì)演化特征出發(fā)，岡瓦納大陸具有下述方面的地質(zhì)特征。第一，岡瓦納大陸存在泛非期地質(zhì)事件。前已述及，岡瓦納大陸由東西岡瓦納地塊沿東非造山帶拼合而成。東非造山帶(East African Orogenic Belt)，又稱莫桑比克造山帶，其主要活動(dòng)時(shí)限為550～650Ma，由一系列巖漿和變質(zhì)事件所組成。但實(shí)際上，東西岡瓦納地塊內(nèi)部也存在眾多的泛非期造山帶。東岡瓦納大陸由南極、澳大利亞、印度和馬達(dá)加斯加等塊體構(gòu)成，其內(nèi)部的泛非造山帶有南極與澳大利亞之間的Pinarra造山帶、印度與南極之間的Kuunga等造山帶等，活動(dòng)時(shí)間為520～560Ma。在西岡瓦納大陸，泛非期造山帶有東西非洲之間的Damara/Zambezi造山帶，非洲與南美之間的Brasiliano造山帶，活動(dòng)時(shí)間為510～570Ma。

第二，岡瓦納大陸周緣存在新元古-早古生代俯沖帶。差不多與岡瓦納大陸形成同時(shí)，它的周緣被大洋環(huán)繞，形成俯沖型活動(dòng)大陸邊緣或造山帶(Peri-Gondwana orogen)。它在不同地點(diǎn)被賦予不同名稱，如南美和非洲以西(西岡瓦納)的Avalonian造山帶、非洲-阿拉伯板塊北側(cè)的Cadomian造山帶、印度北部的Bhimphedian造山帶、澳大利亞?wèn)|南部的Ross-Delamerian造山帶(Terra-Australis Orogen)(Murphy and Nance, 1991; Cawoodetal., 2007)。目前初步厘定的造山作用時(shí)間跨度較大，早可至600Ma，但主體集中在470～520Ma，明顯晚于泛非事件的活動(dòng)時(shí)間。與前述泛非期造山帶不同，該大陸邊緣弧巖漿作用大量發(fā)育。經(jīng)典的巖漿弧以發(fā)育含角閃石的I-型花崗巖為主要特征，而該巖漿弧的主要巖石類型是二云母花崗巖，多被劃為沉積巖來(lái)源的S-型花崗巖(Cawoodetal., 2007; Wangetal., 2013; Gaoetal., 2019)。因此，很多學(xué)者猜測(cè)，環(huán)岡瓦納大陸邊緣巖漿作用特征與澳大利亞拉克蘭褶皺帶的情況較為類似，反映了俯沖帶后緣拉張強(qiáng)烈、弧后盆地雜砂巖沉積巨厚的特點(diǎn)，抑或早期塊體聚集造山向超大陸周邊提供了巨多的沉積物(Veevers, 2017)。而持續(xù)的拉張使得這些雜砂巖發(fā)生熔融，形成區(qū)域內(nèi)S-型花崗巖占優(yōu)的地質(zhì)特點(diǎn)(Collins and Richards, 2008; Zhuetal., 2020)。

第三，岡瓦納大陸在古生代曾發(fā)育多次冰期事件(王洪浩等, 2014)。由于位于南半球高緯度地區(qū)，岡瓦納在其演化過(guò)程中曾發(fā)育多次大的冰期事件，分別發(fā)生在晚奧陶世末-早志留世(赫南特冰期，～443Ma)、晚泥盆世-早石炭世和晚石炭世-早二疊世。其中尤以石炭-二疊紀(jì)冰期(ca. 280～340Ma)規(guī)模大、影響范圍廣，也由于此次冰期的影響，岡瓦納大陸發(fā)育以腕足類stepanoviella為代表的冷水生物群, 以及以舌羊齒為代表的溫涼植物群，與特提斯-華夏區(qū)的溫水生物群形成顯著差別。

上述諸點(diǎn)是目前判定特提斯構(gòu)造域內(nèi)各塊體屬性的重要依據(jù)。如藏南二疊紀(jì)舌羊齒植物群的出現(xiàn)，無(wú)疑表明它的岡瓦納大陸屬性，而其北側(cè)的基梅里大陸(拉薩-騰沖、南羌塘-保山等地塊)不僅具有岡瓦納大陸所具有的基底巖石組成，同時(shí)還出現(xiàn)二疊紀(jì)冷水沉積(如羌南地塊中的展金組與保山地塊中的丁家寨組冰蹟巖等)，表明這些塊體曾是岡瓦納大陸的組成部分，而且導(dǎo)致它們與岡瓦納大陸分離的新特提斯洋是在二疊紀(jì)以后打開的，這就是龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連縫合線長(zhǎng)期以來(lái)被認(rèn)為是勞亞和岡瓦納大陸分野的重要原因(鐘大賚, 1998; 李才等, 2016)。但是，該縫合線以北的塊體，包括組成中國(guó)大陸的三大塊體，它們與岡瓦納大陸的關(guān)系卻長(zhǎng)期懸而未決(Zhaoetal., 2018)。

首先是華南地塊，它由西北部的揚(yáng)子克拉通和東南部的華夏地塊組成。主流觀點(diǎn)認(rèn)為，揚(yáng)子和華夏地塊在晉寧期拼合成一個(gè)整體，并成為元古代Rodinia超大陸的一部分，隨后進(jìn)入裂谷演化階段(Lietal., 2010)。但該觀點(diǎn)需要解釋下述資料：第一，華南在傳統(tǒng)上有時(shí)被稱之為加里東地臺(tái)，因?yàn)閾P(yáng)子和華夏的統(tǒng)一蓋層是泥盆紀(jì)才出現(xiàn)的。如果揚(yáng)子和華夏是晉寧期閉合，那就需要解釋為何沉積蓋層直到晚古生代才發(fā)育；第二，華夏地塊盡管提出很早，但一直沒(méi)發(fā)現(xiàn)它為古老地塊的確切證據(jù)。以前認(rèn)為的很多所謂古老地質(zhì)體，現(xiàn)都證明是晉寧期甚至更晚的地質(zhì)體。甚至有學(xué)者認(rèn)為，華夏地塊本身可能就是一個(gè)早古生代碰撞增生雜巖(傳統(tǒng)上稱加里東褶皺帶)；第三，揚(yáng)子與華夏地塊之間的江紹拼合帶，目前越來(lái)越多地發(fā)現(xiàn)早古生代曾經(jīng)存在過(guò)大洋及其消失的地質(zhì)證據(jù)。因此，盡管目前還未發(fā)現(xiàn)確切的蛇綠巖，但現(xiàn)有資料不能排除揚(yáng)子與華夏地塊之間在早古生代存在過(guò)大洋。該大洋大約在志留紀(jì)閉合，此時(shí)揚(yáng)子與東南部的某個(gè)大陸發(fā)生碰撞，完成克拉通化過(guò)程，隨后發(fā)育統(tǒng)一的沉積蓋層(Linetal., 2018)。

在上述介紹中，揚(yáng)子克拉通曾是Rodinia超大陸的組成部分，但我們并沒(méi)有回答它是否也參與了岡瓦納大陸的組建。主流觀點(diǎn)認(rèn)為，華南與岡瓦納大陸關(guān)系密切，是岡瓦納大陸的組成部分。原因如下：第一，華南與岡瓦納大陸早古生代生物面貌基本一致，即使到中-晚泥盆世，華南、印支、撣邦和東岡瓦納地體還都具有基本相同的魚類化石種類(Long and Burrett, 1989; Thanhetal., 1996)，表明這些塊體當(dāng)時(shí)可能是聯(lián)系緊密的一個(gè)整體；第二，在華南南部，確認(rèn)寒武紀(jì)與奧陶紀(jì)之間存在明顯的構(gòu)造變動(dòng)(郁南運(yùn)動(dòng)，時(shí)間～488Ma)，該變動(dòng)的時(shí)代與岡瓦納大陸周邊造山作用時(shí)代一致；第三，該地塊上古生代以來(lái)的沉積巖中，其碎屑鋯石經(jīng)常顯示有500～600Ma的年齡信息，一定程度上顯示岡瓦納大陸的屬性特征(向磊和舒良樹, 2010; Lietal., 2014; Xuetal., 2014; 徐亞軍和杜遠(yuǎn)生, 2018)；第四，華南不發(fā)育奧陶紀(jì)冰蹟巖，但發(fā)育指示冷水的奧陶紀(jì)末期赫南特生物群(戎嘉余和黃冰, 2019)；其五，古地磁資料顯示, 在380～750Ma的時(shí)間范圍內(nèi)，華南大陸與岡瓦納大陸相距很近。一直到380～400Ma左右的中-晚泥盆世，華南才與岡瓦納大陸分離(Yangetal., 2004; Xianetal., 2019)。但另一種觀點(diǎn)認(rèn)為：第一，到目前為止，華南塊體還沒(méi)有任何確切的泛非期地質(zhì)事件的報(bào)道。實(shí)際上，泛非事件發(fā)生的時(shí)間主體就是埃迪卡拉紀(jì)，而我國(guó)華南在這個(gè)時(shí)段基本表現(xiàn)為穩(wěn)定大陸邊緣沉積，未顯示任何碰撞造山作用的特征；第二，古生物面貌的相似性可以多解，緯度上的相似性不僅可以解釋古生物面貌，甚至也可以解釋古氣候特征；第三，除東部瀕古太平洋邊緣外，與我國(guó)大陸塊體密切相關(guān)的岡瓦納大陸北側(cè)，不顯示任何加里東期地質(zhì)作用的痕跡。因此，我們認(rèn)為，華南塊體可能并不是岡瓦納大陸的一員。早古生代時(shí)，它可能與岡瓦納大陸中的澳大利亞地塊具有相近的緯度，但以原特提斯洋與岡瓦納大陸相望。晚古生代初期(380～400Ma)，由于古特提斯洋的打開，華南地塊與岡瓦納大陸的緯向分異才變得明顯起來(lái)。

第二個(gè)例子是華北克拉通。到目前為止，該克拉通發(fā)現(xiàn)的格林維爾期和泛非期地質(zhì)事件極為有限。華北克拉通西部的龍首山地區(qū)，早古生代地質(zhì)記錄廣泛發(fā)育，表明祁連造山帶可能與其存在密切的空間聯(lián)系，但龍首山在古生代以前是否是華北甚至是否是阿拉善地塊的一部分是有爭(zhēng)議的問(wèn)題(李錦軼等, 2012; 張建新和宮江華, 2018)。目前能夠?qū)θA北克拉通做出制約的主要來(lái)自于古生物學(xué)和古地磁學(xué)兩方面的研究結(jié)果，它們大多都贊成華北與岡瓦納之間存在親緣關(guān)系(楊振宇等, 1999; 黃寶春等, 2008; 林寶玉等, 2018)。最近又有研究發(fā)現(xiàn)，寧夏賀蘭山和內(nèi)蒙古卓資山西部的中上奧陶統(tǒng)碎屑巖含有500～700Ma的碎屑鋯石(Wangetal., 2016b)，表明華北克拉通西部在奧陶紀(jì)早期可能與岡瓦納大陸發(fā)生過(guò)拼貼。無(wú)獨(dú)有偶，朝鮮半島南部太白盆地寒武-奧陶系砂巖也含有600Ma左右的碎屑鋯石，同樣顯示來(lái)自于岡瓦納大陸的源區(qū)信息(Kimetal., 2019)。最近有報(bào)道提及(謝朝永等, 2019)，華北南緣存在奧陶紀(jì)末期的冰期沉積，值得今后注意。從這些信息可以看出，華北與岡瓦納大陸在空間上可能有一定的關(guān)系，但肯定沒(méi)有華南那樣密切(Huangetal., 2018)。

第三個(gè)例子是塔里木克拉通。和揚(yáng)子克拉通類似，塔里木克拉通也經(jīng)歷過(guò)晉寧期造山事件，其后也發(fā)育與揚(yáng)子地塊類似的沉積蓋層，但泛非期地質(zhì)記錄基本缺失。在西昆侖地區(qū)，塔里木地塊南緣發(fā)育有早古生代花崗巖，推測(cè)為古生代早期庫(kù)地洋向北俯沖的產(chǎn)物，同時(shí)存在泥盆紀(jì)磨拉石，但這只能說(shuō)明塔里木與揚(yáng)子有很大親緣性，但不能證明它在早古生代與岡瓦納大陸密切關(guān)聯(lián)。

除上述主要克拉通塊體外，中國(guó)大陸特提斯域內(nèi)其它中間塊體的屬性判定，也是我們恢復(fù)特提斯大洋性質(zhì)及演化的重要資料。原特提斯造山帶內(nèi)的南昆侖、南阿爾金、中祁連(包括全吉-歐龍布魯克塊體)、柴達(dá)木、昆南和北秦嶺等地體，它們大多發(fā)育中-新元古代地質(zhì)事件，似乎與揚(yáng)子克拉通更為接近(陸松年等, 2006)。根據(jù)資料，類似的事件在經(jīng)典的岡瓦納地區(qū)很少發(fā)育，但目前在安多、納木錯(cuò)和錯(cuò)那等地均有此時(shí)代巖漿和變質(zhì)作用的報(bào)道。因此，原特提斯造山的那些塊體在早期很可能都是Rodinia超大陸的一部分，后在Rodinia裂解過(guò)程中，于古生代早期增生到華北-塔里木板塊南緣。目前不太明確的是康西瓦-阿尼瑪卿和龍木錯(cuò)-雙湖之間的諸地體，它包括東部的思茅、松潘-甘孜地體，以及西部的北羌塘-昌都和甜水海塊體。

東部昌寧-孟連帶與哀牢山帶間的思茅地塊是更大的印支地塊的一部分。它主體被中、新生代沉積物所覆蓋，零星出露的變質(zhì)基底巖石顯示8～9億年的成巖年齡，其巖石年代和組合與揚(yáng)子陸塊基底相近。更向南的印支地塊，近年來(lái)的研究顯示，它們是由多個(gè)更小的陸塊在泥盆紀(jì)之前拼合而成(van Tranetal., 2020)，同時(shí)發(fā)育奧陶紀(jì)-志留紀(jì)巖漿弧，顯示與華南地塊相近的特點(diǎn)。但該地塊也同時(shí)發(fā)育新元古代-古生代初期的被動(dòng)陸緣建造與聚合事件，顯示出與岡瓦納大陸相似的特征。金沙江與昆侖-秦嶺之間的塊體是義敦和松潘-甘孜地體，它們屬于揚(yáng)子地塊基底爭(zhēng)議不大。第一，該地體向東在川西與揚(yáng)子地塊自然相接；第二，該地體西部義敦巖漿弧中產(chǎn)出與揚(yáng)子克拉通完全相同的變質(zhì)基底(中咱地塊及恰斯群)、古生代沉積蓋層甚至二疊紀(jì)峨眉山玄武巖等(Songetal., 2004)。

西部龍木錯(cuò)-雙湖與金沙江縫合帶之間的是北羌塘-昌都地體。李才等(2016)曾多次論述北羌塘地體與揚(yáng)子克拉通的親緣性，認(rèn)為其與岡瓦納大陸不存在關(guān)系。但Gehrelsetal. (2011)通過(guò)碎屑鋯石的研究發(fā)現(xiàn)，北羌塘仍顯示與縫合帶南側(cè)南羌塘地體相同的基底組成，從而認(rèn)為北羌塘在古生代曾是岡瓦納大陸的一部分，金沙江才應(yīng)該是勞亞和岡瓦納大陸的界限所在，這一認(rèn)識(shí)也得到了古地磁資料的支持(Songetal., 2017)。最近對(duì)地塊東部昌都地區(qū)寧多群的研究發(fā)現(xiàn)，該變質(zhì)基底存在大量6～10億年的年齡信息，并存在530Ma的后期事件(何世平等, 2011, 2013)。早古生代主要為一套濱淺海-局域海沉積，然后被泥盆系不整合覆蓋(杜德勛等, 1997)。這些特征均表明，昌都地塊與揚(yáng)子大陸具有更好的親緣性。

金沙江縫合帶以北的巴顏喀拉或甜水海地體，它原被認(rèn)為是北方大陸的一部分，或與揚(yáng)子克拉通較為接近。但最近的研究發(fā)現(xiàn)，甜水海地體中的麻扎雜巖具有太古代的形成年齡，并被830～840Ma的奧長(zhǎng)花崗巖-花崗閃長(zhǎng)巖和485～530Ma的輝長(zhǎng)巖-輝綠巖侵入(張傳林等, 2019)。甜水海群中低級(jí)變質(zhì)沉積巖的碎屑鋯石，最年輕的U-Pb年齡峰在600～700Ma左右，表明其沉積時(shí)代在530～600Ma之間(Huetal., 2016; Zhangetal., 2018)。侵入甜水海群的花崗巖形成于485～530Ma(Huetal., 2016; Liuetal., 2019)，并伴有同時(shí)代的火山巖(張輝善等, 2020)。這些特征表明，甜水海地體有可能是來(lái)自岡瓦納大陸周緣的碎塊，只不過(guò)它從岡瓦納大陸裂解的時(shí)代較早，因而未留下任何晚石炭-二疊紀(jì)的冰川記錄。但值得注意的是，甜水海群巖性以中-淺變質(zhì)的碎屑沉積巖為主，伴少量大理巖，不發(fā)育火山巖，與活動(dòng)陸緣弧后盆地建造區(qū)別甚大，且發(fā)育泥盆系與下伏地層的角度不整合，因此被推測(cè)并非來(lái)源于岡瓦納大陸(張傳林等, 2019)。

從上述討論可以看出，華北和塔里木克拉通在古生代期間基本不顯示岡瓦納大陸的確切標(biāo)志，這就是我們文章開頭認(rèn)為它們可能屬于北方大陸的重要原因。同時(shí)，特提斯域內(nèi)的龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連縫合帶確實(shí)是一個(gè)非常重要的分界線。該線以南所謂的基梅里大陸，即拉薩-騰沖地塊和南羌塘-保山地塊，我們有較可信的資料證明它們?cè)诠盘靥崴箶U(kuò)張前是岡瓦納大陸的組成部分。它們是在二疊紀(jì)以后才與岡瓦納大陸分離的。該線以北與華北-塔里木之間的秦祁昆、北羌塘-昌都、松潘-甘孜、印支及揚(yáng)子等地塊，它們具有相同的變質(zhì)基底與沉積蓋層，新元古代晚期-古生代早期以伸展作用為主，但奧陶紀(jì)-志留紀(jì)的造山作用強(qiáng)烈，并普遍發(fā)育泥盆系與下伏地層的不整合。它們?cè)诠派跗诳赡懿皇菍呒{大陸的組成部分，但它在空間上與岡瓦納大陸相距可能并不太遠(yuǎn)，并有可能卷入了岡瓦納大陸北緣的增生造山作用。從現(xiàn)今的地理位置看，揚(yáng)子克拉通與華北之間為秦嶺原特提斯-古特提斯造山帶，但我們現(xiàn)在仍無(wú)確切的證據(jù)證明，那就是連接華北與揚(yáng)子的橋梁。

3.3 原特提斯及其與歐洲的對(duì)比

在闡述我國(guó)境內(nèi)的原特提斯特征之前，我們先簡(jiǎn)單介紹歐洲的加里東造山事件。中元古代形成的Rodinia超大陸在新元古代發(fā)生裂解，勞倫、波羅的和西伯利亞等塊體脫離核心大陸向北半球漂移，剩下的塊體組合形成岡瓦納大陸。漂出來(lái)的勞倫和波羅的兩大陸大約在600Ma左右分離產(chǎn)生Iapetus洋，它們向西并與南半球的西岡瓦納大陸相望。大約500Ma左右，Iapetus洋擴(kuò)張到約3300km的寬度(van Staaletal., 2012)。此時(shí)，西岡瓦納大陸活動(dòng)陸緣地體Avalonia開始向北漂移，其后緣拉張形成Rheic洋。隨Avalonia地體的不斷北漂，Rheic洋不斷擴(kuò)大，Iapetus洋不斷消減縮小。大約在450Ma左右，Avalonia地體首先與和波羅的大陸開始碰撞，導(dǎo)致其間Tornquist洋消失，形成Thor縫合帶(Torsvik and Rehnstr?m, 2003)。隨后聯(lián)合的Avalonia地體-波羅的大陸與勞倫大陸碰撞，形成北美南部-英國(guó)-挪威的阿巴拉契亞-加里東造山帶，并使勞倫和波羅的大陸之間的Iapetus洋消失(McKerrowetal., 2000; Deweyetal., 2015; Torsvik, 2019)。從英國(guó)加里東帶向北，波羅的與格陵蘭大陸間的Scandia加里東造山帶大約在435Ma左右發(fā)生碰撞后，波羅的大陸仍向Laurentia大陸下俯沖, 隨后折返形成著名的挪威高壓-超高壓變質(zhì)巖(400～410Ma為主)。

位于波羅的與Avalonia地體間的Tornquist洋很顯然具有非常重要的意義，但遺憾的是，它在歐洲的出露及其有限，且由于后期阿爾卑斯造山作用的影響，我們對(duì)該洋盆發(fā)育的時(shí)代及消亡時(shí)間認(rèn)識(shí)很不充分(Gawêdaetal., 2017; Mazuretal., 2018)。但就勞倫與波羅的大陸之間的Iapetus洋，它的初始裂開起始于Rodinia超大陸的裂解，并保留大量520～620Ma裂解作用的巖石記錄(Cawoodetal., 2001; Gumsleyetal., 2020)。其殘存的蛇綠巖從美國(guó)東部開始，經(jīng)加拿大東部，后延至英國(guó)乃至挪威，其中著名的蛇綠巖有加拿大的Bay of Islands、英國(guó)的Ballantrae、Shetland和挪威的Kamoy、Leka等，但它們的形成時(shí)代大約在470～500Ma(圖5)，比裂解年齡約年輕50～100Myr。

就Avalonia地體本身，支持它起源于岡瓦納大陸的主要證據(jù)是它的地質(zhì)組成序列為760～650Ma的弧后雙峰式巖漿巖、570～640Ma主期弧巖漿巖、540～600Ma裂谷巖漿及沉積盆地建造、和480～530Ma的地臺(tái)型被動(dòng)大陸邊緣沉積，并且在新元古宙和寒武系之間存在角度不整合，這是典型的泛非期活動(dòng)大陸邊緣建造，與西北非洲-南美克拉通地區(qū)的地質(zhì)歷史幾乎一致(Murphyetal., 2018)。盡管現(xiàn)在對(duì)Avalonia地體的來(lái)源與漂移歷史認(rèn)識(shí)有所分歧，但依據(jù)古地磁和古生物資料的構(gòu)造重建大多贊成，它應(yīng)該是岡瓦納大陸西部環(huán)周邊造山帶的組成部分，～500Ma后才離開岡瓦納大陸向北漂移。

在英國(guó)中部，Avalonia與勞倫大陸碰撞形成加里東造山帶(McKerrowetal., 2000; Deweyetal., 2015)。以435Ma左右的中-晚志留世發(fā)生塊體碰撞為界，該造山作用可劃分為早期俯沖階段和晚期碰撞階段。早期俯沖作用起始于490Ma左右，俯沖方向多變，發(fā)育有藍(lán)片巖，主期弧巖漿作用發(fā)生在460～475Ma期間，這就是常說(shuō)的加里東帶內(nèi)與巴羅式區(qū)域變質(zhì)作用相伴的老花崗巖(Old granite)。晚期碰撞階段以大量發(fā)育380～430Ma的碰撞后巖漿巖為主要特征，其中的花崗巖又被命名為新花崗巖(Newer granite)。加里東造山作用的最顯著地質(zhì)記錄就是泥盆紀(jì)老砂巖(Old Red Sandstone)與下伏變質(zhì)褶皺地層的不整合，它廣泛分布于蘇格蘭西北部、挪威、格陵蘭、愛爾蘭和加拿大東部等地(McClayetal., 1986)，是地質(zhì)學(xué)歷史上第一個(gè)被描述的角度不整合，其絕對(duì)年代大約是400Ma左右。這套磨拉石還可進(jìn)一步劃分為早晚兩期，早期發(fā)育規(guī)模小，時(shí)代在早泥盆世(410～415Ma)；晚期規(guī)模大、分布廣，時(shí)代集中在晚泥盆世(～385Ma起始)。

下面回到我國(guó)境內(nèi)的原特提斯。如果我們將早古生代蛇綠巖作為原特提斯洋存在的證據(jù)，那目前厘定的中國(guó)大陸境內(nèi)的原特提斯將是龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連與華北-塔里木之間廣闊的地域。其內(nèi)部的縫合線有北阿爾金-北祁連-寬坪、南阿爾金-柴北緣、庫(kù)地-昆中-商丹、康西瓦-阿尼瑪卿和龍木錯(cuò)-雙湖等5條，它們的主要特征可參見表1。我們不擬對(duì)上述縫合帶的組成及兩側(cè)塊體演化的細(xì)節(jié)做仔細(xì)的描述，只是指出一下幾點(diǎn)：第一，這些縫合帶中由蛇綠巖反映的原特提斯洋盆主要形成于480～530Ma，該時(shí)代與歐洲Iapetus洋形成時(shí)代基本可以對(duì)比，或比后者稍微偏老(圖5)；第二，原特提斯域內(nèi)發(fā)育多處高壓-超高壓變質(zhì)作用。首先是北秦嶺，它的變質(zhì)時(shí)代大約在～490Ma，比塊體內(nèi)主期巖漿作用(420～460Ma)明顯偏老(王浩和吳元保, 2013; 王曉霞等, 2015)。因此，它的成因目前還不好理解，推測(cè)是北秦嶺地體向北俯沖到華北或某個(gè)未知塊體之下有關(guān)，而北秦嶺地體內(nèi)的花崗巖是由更南側(cè)商丹帶向北俯沖的結(jié)果，即秦嶺在早古生代存在兩個(gè)時(shí)代的大洋體系。北祁連發(fā)育洋殼俯沖成因的藍(lán)片巖-榴輝巖，其中榴輝巖變質(zhì)時(shí)代為460～490Ma，反映了大洋俯沖的時(shí)代。柴達(dá)木北緣的榴輝巖種類較多，記錄了從～460Ma大洋俯沖到～420Ma大陸俯沖的過(guò)程(宋述光等, 2013)。在東昆侖，目前鑒定出原特提斯至少存在兩期變質(zhì)事件。昆中縫合帶中的清水泉蛇綠巖時(shí)代為～520Ma，與該蛇綠巖伴生的麻粒巖相變質(zhì)作用發(fā)生在508Ma(陸松年等, 2006)。但最近厘定出的高壓-超高壓變質(zhì)作用發(fā)生在410～430Ma(Songetal., 2018)，對(duì)應(yīng)東昆侖地區(qū)380～450Ma的古生代花崗巖漿作用。在阿爾金，北阿爾金的藍(lán)片巖和榴輝巖與北祁連類似，也反映洋殼俯沖，但其變質(zhì)時(shí)代在490～515Ma左右，明顯偏老(張建新等, 2007)。阿爾金南部主要是陸殼俯沖的榴輝巖，峰期變質(zhì)時(shí)代在485～515Ma(劉良等, 2013)。同北秦嶺類似，此地榴輝巖相變質(zhì)時(shí)代也早于塊體內(nèi)絕大多數(shù)花崗巖形成時(shí)代(劉良等, 2015)。從這些情況來(lái)看，區(qū)內(nèi)高壓-超高壓變質(zhì)作用可能應(yīng)分為兩期，早期(～500Ma)超高壓變質(zhì)作用可能與岡瓦納大陸形成有關(guān)，而晚期(ca. 420～460Ma)才可能是原特提斯匯聚的產(chǎn)物；第三，這些縫合帶及之間的塊體內(nèi)大多發(fā)育不同類型的鈣堿性巖漿作用，它們大多被認(rèn)為是俯沖作用的產(chǎn)物。但蛇綠巖中的殼源巖漿巖有時(shí)與初始巖漿弧難以區(qū)分，有些巖石不能排除是前一階段地質(zhì)演化的產(chǎn)物，或者與蛇綠巖的形成有關(guān)，從而導(dǎo)致目前對(duì)原特提斯塊洋俯沖起始認(rèn)識(shí)上的困難。這一情況在其它地區(qū)也同樣存在，如歐洲華力西造山帶中存在大量與蛇綠巖同時(shí)或稍晚的鈣堿性巖漿作用(ca. 475～500Ma)，遠(yuǎn)早于Rheic洋的消減時(shí)代，是與蛇綠巖相關(guān)的更早期弧巖漿作用的產(chǎn)物(Neubauer, 2002; Montesetal., 2010)。從巖漿作用發(fā)育強(qiáng)度來(lái)看，結(jié)合巖石類型的變化，以秦嶺為代表的原特提斯域內(nèi)成熟型弧巖漿作用主要集中在470～440Ma，隨后是經(jīng)常發(fā)育的390～430Ma的后造山巖漿作用(張成立等, 2013; 王曉霞等, 2015)。這些特征表明，原特提斯可能由多個(gè)小洋盆組成，整個(gè)洋存在的時(shí)間約為1億年，它在480～520Ma形成后很快就進(jìn)入消亡期，最后在～430Ma結(jié)束大洋的演化。

下面我們通過(guò)這些地區(qū)磨拉石或前陸盆地建造來(lái)討論原特提斯造山作用結(jié)束的時(shí)代。在西部新疆地區(qū)，塔里木地塊在早古生代主要表現(xiàn)為為被動(dòng)陸緣。早古生代晚期，塔里木地塊與北昆侖地體發(fā)生拼合，其后形成同時(shí)覆蓋兩構(gòu)造單元的晚泥盆世奇自拉夫組磨拉石建造。在祁連山，泥盆紀(jì)老君山組(又稱老君山礫巖)作為粗碎屑磨拉石建造，沉積在早期海相地層之上。最為特征的是廣布于柴達(dá)木-東昆侖等地的泥盆世牦牛山組，這套灰綠色-紫紅色礫巖-砂礫巖建造覆蓋在海相復(fù)理石建造之上，代表了區(qū)域上的碰撞造山事件，其上部層位火山巖起始時(shí)代為390～420Ma。在秦嶺地區(qū)，中-晚泥盆世的劉嶺群主要位于商丹縫合線南側(cè)，這套前陸盆地建造反映秦嶺早古生代造山作用在380～400Ma以前已經(jīng)結(jié)束。

圖8 特提斯演化示意圖(據(jù)Torsvik et al., 2014; Torsvik, 2019修改)Fig.8 Tethyan reconstruction in the Phanerozoic (modified after Torsvike et al., 2014; Torsvike, 2019)

無(wú)獨(dú)有偶，我國(guó)華南地區(qū)傳統(tǒng)上被稱之為加里東地臺(tái)，上志留統(tǒng)-泥盆系與下伏巖石的不整合是華南地區(qū)最顯著的地質(zhì)景觀，即廣西運(yùn)動(dòng)。據(jù)舒良樹(2006)資料，在粵北和贛南地區(qū)，晚志留世復(fù)成分礫巖角度不整合在褶皺變形、低綠片巖相變質(zhì)的寒武紀(jì)或奧陶紀(jì)復(fù)理石與細(xì)碎屑巖之上，泥盆紀(jì)石英質(zhì)礫巖與晚志留世復(fù)成分礫巖呈平行不整合接觸；在贛中，泥盆紀(jì)花崗質(zhì)礫巖不整合在奧陶紀(jì)板巖化濁積巖之上；在閩北, 泥盆紀(jì)天瓦崠組礫巖和石英砂巖不整合覆蓋于奧陶紀(jì)淺變質(zhì)巖之上，缺失志留系；在贛北和浙北地區(qū)，晚泥盆世或早石炭世粗碎屑巖普遍角度不整合覆蓋在強(qiáng)烈褶皺變形的前泥盆系之上。系統(tǒng)的地層學(xué)研究揭示(陳旭等, 2014b)，廣西運(yùn)動(dòng)從東南沿海向揚(yáng)子內(nèi)地逐漸發(fā)展(大約從455Ma至435Ma)，并由角度不整合逐步過(guò)渡為平行不整合。反映大約從志留紀(jì)晚期開始，華夏與揚(yáng)子的構(gòu)造巖石組合類型才趨于一致，一個(gè)真正統(tǒng)一的中國(guó)南方古地理格局才開始出現(xiàn)。在此不整合面之下，表征造山作用的不整合還多次發(fā)育，如寒武/奧陶紀(jì)之間的郁南運(yùn)動(dòng)(488Ma)、中晚奧陶世之間的都勻運(yùn)動(dòng)/崖縣運(yùn)動(dòng)(461Ma)、奧陶/志留紀(jì)之間的崇余運(yùn)動(dòng)/臺(tái)開運(yùn)動(dòng)(444Ma)、中/晚志留世之間的崇義運(yùn)動(dòng)(423Ma)等。此外，華南早古生代花崗巖大量發(fā)育，時(shí)代多在380～460Ma之間，并以430～450Ma為主(舒良樹等, 2008; Huang and Wang, 2019)?？傊A南地區(qū)早古生代構(gòu)造與巖漿事件頻發(fā)，且這些事件發(fā)生的時(shí)間及序列與秦祁昆地區(qū)有很大的可對(duì)比性，表明華南應(yīng)該卷入了原特提斯造山過(guò)程。盡管目前對(duì)華南早古生代地質(zhì)演化模式存在激烈爭(zhēng)論，但它與岡瓦納大陸的關(guān)系是我國(guó)地質(zhì)學(xué)家未來(lái)應(yīng)予以特別關(guān)注的重點(diǎn)(殷鴻福等, 1999; 張國(guó)偉等, 2013; 任紀(jì)舜和李崇, 2016; Cawoodetal., 2018; Faureetal., 2018)。

顯而易見，我國(guó)秦祁昆-華南地塊古生代期間的構(gòu)造幕次、巖漿作用和磨拉石建造等各項(xiàng)特點(diǎn)均與西歐加里東造山帶極為一致，只是兩地高壓變質(zhì)作用的時(shí)代稍有差別。首先是秦嶺和阿爾金地區(qū)，主要的高壓-超高壓變質(zhì)作用發(fā)生在490～510Ma，反映了早期塊體間的碰撞；祁連-柴達(dá)木地區(qū)高壓-超高壓變質(zhì)時(shí)代主要是460～490Ma的洋殼俯沖和420～460Ma的陸殼俯沖，而挪威陸殼超高壓變質(zhì)作用發(fā)生在410Ma。我們不可能指望相距數(shù)千千米的兩地具有相同的地質(zhì)演化歷史，但將秦祁昆與歐洲加里東造山帶進(jìn)行對(duì)比可給我們提供重要的信息。英國(guó)的加里東造山帶在早古生代主要表現(xiàn)為南部Avalonia地體向北的運(yùn)動(dòng)，以及最后與波羅的和勞倫大陸的碰撞。即加里東事件產(chǎn)生的外來(lái)地體來(lái)自岡瓦納大陸，而塊體的碰撞發(fā)生在勞亞大陸的南緣。在中國(guó)境內(nèi)，原特提斯造山作用發(fā)生在塔里木-華北地塊的南緣，具有與英國(guó)加里東帶類似的構(gòu)造背景，但那些原特提斯洋中的地體也是岡瓦納來(lái)源的嗎？

最近幾年，國(guó)內(nèi)外主流學(xué)術(shù)觀點(diǎn)認(rèn)為，導(dǎo)致秦祁昆造山帶中間地塊聚合的早古生代造山作用發(fā)生在岡瓦納大陸北緣，然后在晚古生代由于古特提斯洋的擴(kuò)張才離開岡瓦納大陸(許志琴等, 2006; 李三忠等, 2016; Metcalfe, 1994, 2013; Cawoodetal., 2013, 2018; Burrettetal., 2014; Zhaoetal., 2018)。在這一模型中，華北、塔里木和華南等都是岡瓦納大陸的組成部分，原特提斯洋就是岡瓦納大陸邊緣的弧后盆地，原特提斯造山就是塊體拼合致使這些弧后盆地關(guān)閉的過(guò)程。但另一種觀點(diǎn)認(rèn)為，除華南塊體有所爭(zhēng)議外，華北和塔里木并非岡瓦納大陸的組成部分，秦祁昆造山帶中的中間塊體也多不具有岡瓦納大陸屬性，它們?cè)?80～520Ma擴(kuò)張時(shí)就已經(jīng)離開岡瓦納大陸，然后一直北上，直至早古生代末期與華北-塔里木克拉通發(fā)生聚合(陸松年, 2004, 圖8)。

我們提供下面兩條線索，供今后研究參考。第一，岡瓦納大陸聚合后，其四周被大洋所環(huán)繞，因而產(chǎn)生470～520Ma左右的環(huán)周邊造山作用。這一造山作用的主要地質(zhì)記錄有弧巖漿巖、弧后擴(kuò)張的蛇綠巖以及弧后盆地濁積巖。其中弧后盆地濁積巖主要來(lái)自俯沖的巖漿弧以及早期導(dǎo)致岡瓦納聚合的造山帶，因而這些碎屑沉積物含較高比例的新元古代碎屑鋯石(Veevers, 2017)。由于這些濁積巖構(gòu)成此地弧花崗巖的主要原巖，因而導(dǎo)致環(huán)岡瓦納大陸弧巖漿以產(chǎn)出大量S-型花崗巖為特征(Cawoodetal., 2007)。第二，此次環(huán)周邊造山作用后，岡瓦納大陸北緣發(fā)生裂解，其中最著名的就是西岡瓦納大陸北側(cè)的Avalonia地體大約在500Ma時(shí)向北漂移，在其南側(cè)形成Rheic洋。此后，岡瓦納大陸北緣以被動(dòng)陸緣為主，未見及加里東期造山作用的記錄。例外的是岡瓦納大陸的東南緣，那兒的Terra Australis造山作用可劃分為490～520Ma的Ross-Delamerian、380～450Ma的Lachlan和260～300Ma的New England三個(gè)階段(Cawood and Buchan, 2007)。其中世界著名的Lachlan造山帶在480Ma的弧地體拼貼后，主要表現(xiàn)為巖漿弧的反復(fù)擴(kuò)張與擠壓，并產(chǎn)生420～440Ma(峰值430Ma)的S-型花崗巖和410～440Ma(峰值415Ma)的I-型花崗巖，標(biāo)志造山作用結(jié)束的A-型花崗巖發(fā)生在375～395Ma(Gray and Foster, 2004)。顯然，這一造山作用序列與我國(guó)秦祁昆地區(qū)相差較大，但確實(shí)與我國(guó)華南較為接近。第三，前已述及，原特提斯造山作用主要發(fā)育在塔里木地塊南緣，而根據(jù)古地磁資料，420Ma原特提斯造山作用結(jié)束時(shí)，塔里木地塊的古緯度是～10°，而此時(shí)的岡瓦納大陸在南半球高緯度地區(qū)，反映其間有廣闊的古特提斯大洋相隔。

下面我們回到另一個(gè)重要問(wèn)題上，即華北是否參與了原特提斯造山作用。根據(jù)前述的討論，原特提斯造山作用主要表現(xiàn)為500～550Ma左右的蛇綠巖和440～500Ma的弧巖漿作用，380～420Ma之間的后造山演化及磨拉石表明此時(shí)造山作用已經(jīng)結(jié)束。顯然，不同塊體由于所處造山帶的位置不同，所經(jīng)歷的地質(zhì)事件有所差異，因而留下的地質(zhì)記錄也不盡相同。陳旭和米切爾(1996)曾對(duì)比過(guò)北美阿巴拉契亞和我國(guó)華南廣西運(yùn)動(dòng)發(fā)生的時(shí)間，并發(fā)現(xiàn)它們與我國(guó)華北和塔里木地塊中古生代平行不整合時(shí)代基本一致，從而暗示它們可能為一次全球性的構(gòu)造事件。誠(chéng)然，與華南相比，我國(guó)華北古生代地層及相關(guān)的構(gòu)造研究要遜色得多。但回答華北是否參與了原特提斯造山作用，實(shí)際上就是準(zhǔn)確厘定華北地區(qū)中奧陶世與上石炭世之間平行不整合的時(shí)代，以及合理地理解它的成因。這一不整合，又稱假整合，在華北地塊范圍內(nèi)普遍存在。除局部周邊地區(qū)外，該不整合不同地點(diǎn)層位相差不大，因而在我國(guó)地質(zhì)界又被認(rèn)為是一次“造陸運(yùn)動(dòng)”，以示與造山作用的區(qū)別。日本學(xué)者最早曾提出“太行運(yùn)動(dòng)”這一名稱，但后來(lái)被廢棄(尹贊勛等, 1965)，我們建議以后采用“華北不整合”或“華北古生代不整合”來(lái)描述這一地質(zhì)現(xiàn)象。關(guān)于該不整合的時(shí)代，目前還沒(méi)有精細(xì)的限定。一般認(rèn)為，華北奧陶紀(jì)的最高層位是馬家溝組之上的峰峰組或與其相當(dāng)?shù)拈w莊組和八陡組，其頂部時(shí)代通過(guò)筆石和牙形刺被限定在現(xiàn)今的晚奧陶世Katian早期(陳旭和米切爾, 1996; 陳旭等, 2014a)，其絕對(duì)年齡大約在450～456Ma左右。至于該不整合的成因，前人曾提出可能為北側(cè)古亞洲洋向南或南側(cè)秦嶺洋向北俯沖而致(趙越等, 2017)，但該模型無(wú)法解釋上述不整合各地層位相差不大的事實(shí)。我們?cè)鶕?jù)金伯利巖的發(fā)育，提出華北的上述隆升可能是由深部地幔柱上升而引發(fā)(Yangetal., 2009b)，但精確定年發(fā)現(xiàn)，這些金伯利巖形成于480Ma左右(Lietal., 2011a)，早于華北不整合開始形成的時(shí)間。因此，根據(jù)現(xiàn)有資料，用原特提斯造山作用來(lái)解釋華北不整合的成因可能是一個(gè)更有競(jìng)爭(zhēng)力的模型。在這一點(diǎn)上，華北與華南有所類似，兩者發(fā)生的時(shí)間一致。而且，廣西運(yùn)動(dòng)的不整合在我國(guó)東南地區(qū)盡管是角度不整合，但在揚(yáng)子地塊內(nèi)部表現(xiàn)的卻是與華北一樣的平行不整合，只是此地沉積間斷的時(shí)間要短于華北而已(陳旭等, 2014b)。當(dāng)然，同華南類似，華北寒武-奧陶紀(jì)地層中也存在多個(gè)次級(jí)平行不整合，如文獻(xiàn)中經(jīng)常見到的懷遠(yuǎn)運(yùn)動(dòng)、冶里上升等。

盡管如此，表征原特提斯造山作用存在的巖漿活動(dòng)在華北地塊南緣并不發(fā)育，也不出現(xiàn)造山后的磨拉石，不整合面之上近1.4億年的沉積間斷也為完整認(rèn)識(shí)其古生代地質(zhì)歷史帶來(lái)了很多困難。但新的發(fā)現(xiàn)總是在提供重要信息。首先，華北地塊西緣鄂爾多斯地區(qū)奧陶紀(jì)沉積顯示下部臺(tái)地碳酸巖和上部復(fù)理石的二元結(jié)構(gòu)，兩者的轉(zhuǎn)換發(fā)生在458Ma左右，明顯顯示造山作用的介入(Wangetal., 2016b)；第二，在華北西南部多個(gè)地點(diǎn)，其奧陶系灰?guī)r中鑒別出數(shù)層火山灰，時(shí)代集中在449～458Ma(王振濤等, 2015)。華南地區(qū)，奧陶紀(jì)-志留紀(jì)地層中火山灰也大量發(fā)育，其具體年代大約在428～453Ma(胡艷華等, 2009; Yangetal., 2019)。同樣的情形發(fā)育在北美大陸東南緣、波羅的地塊西緣及英國(guó)境內(nèi)，因?yàn)槟莾旱腎apetus 洋也向兩側(cè)俯沖，形成的火山灰時(shí)代主要集中在420～490Ma左右，其中尤以454～456Ma的幾次大噴發(fā)最為醒目(Huffetal., 1992, 1996)。這些特殊類型的地質(zhì)體，為華北、華南和其它塊體的對(duì)比提供了重要線索。因此，現(xiàn)有資料暗示，華北地塊大約在450Ma左右通過(guò)西部邊緣與其它塊體關(guān)聯(lián)，進(jìn)而參與原特提斯造山作用(李錦軼等, 2012)。

華北是否參與原特提斯造山作用還涉及它與北秦嶺地體的關(guān)系問(wèn)題。我們基本接受寬坪洋和商丹洋都是原特提斯大洋，它們可能都發(fā)生過(guò)向北的俯沖作用。但這一俯沖作用在華北南緣基本無(wú)所顯示，不僅華北南緣不顯示大規(guī)模的巖漿作用，連沉積地層也少有活動(dòng)大陸邊緣的反映，唯一的一個(gè)早古生代巖漿活動(dòng)記錄就是～480Ma的洛陽(yáng)牡丹石(Zhuetal., 2018)。但在華北南緣，出露一套特征的含不同類型礫巖的陶灣群碎屑巖，該套地層應(yīng)該隱含有華北南緣早古生代期間造山作用的記錄，值得今后注意(王宗起等, 2009)。此外，最近對(duì)華北南緣斷裂變形時(shí)代的確定暗示，區(qū)內(nèi)可能揭示出更多早古生代構(gòu)造甚至巖漿活動(dòng)的信息(王靜雅等, 2019)。

從這一敘述可以看出，原特提斯閉合或者加里東期造山，對(duì)中國(guó)大陸的形成產(chǎn)生了重要影響。但此次事件的本質(zhì)與西歐加里東造山帶還存在一定差別。即我國(guó)華南地塊在早古生代與岡瓦納大陸的澳大利亞在空間上聯(lián)系緊密，其間可能不存在寬闊的大洋，而歐洲Avalonia地塊和我國(guó)境內(nèi)的秦祁昆地塊由于南側(cè)Rheic洋和古特提斯洋的擴(kuò)張而遠(yuǎn)離岡瓦納大陸，這可能就是原特提斯洋真正的構(gòu)造含義(圖8)。因此，有學(xué)者建議將上述造山作用命名為“泛華夏造山作用：Pan-Huaxia Orogen”(陸松年, 2004，原文提議采用Pan-Huaxia Orogen，但文后英文摘要采納的是Pan-Cathaysian Orogen)?？紤]此時(shí)形成的大陸仍只占中國(guó)國(guó)土的部分面積，我們暫時(shí)建議還是稱其為“原特提斯造山作用”。

作為補(bǔ)充，我們?cè)敢饨榻B日本東京大學(xué)磯崎行雄(Yukio Isozaki)研究組最近幾年對(duì)日本及俄羅斯遠(yuǎn)東地區(qū)的研究結(jié)果(Isozaki, 2019, 及其參考文獻(xiàn))。他們的研究顯示，日本除發(fā)育我們熟知的晚古生代地質(zhì)記錄外，還在多處發(fā)育有580～590Ma和450～470Ma的兩期蛇綠巖、500～520Ma的增生雜巖、440～510Ma的花崗巖、450～480Ma的藍(lán)片巖。早古生代碎屑沉積巖和碳酸鹽也在多地發(fā)育，并含有421～456Ma期間的多層火山灰。志留紀(jì)末期，巖漿活動(dòng)逐漸趨于平息，直至早泥盆世地層中開始出現(xiàn)礫巖及其它淺水沉積，其間的不整合表示造山作用的結(jié)束。作者據(jù)此推測(cè)，日本可能與俄羅斯遠(yuǎn)東的布列亞和興凱地塊，以及我國(guó)東北的佳木斯地塊等，一起構(gòu)成華南東部早古生代增生大陸邊緣。實(shí)際上，關(guān)于佳木斯、布列亞和興凱地塊來(lái)源于岡瓦納大陸的認(rèn)識(shí)提出較早(Wildeetal., 1997)，但它們是否是原特提斯的組成部分，值得我們未來(lái)予以重視。在中國(guó)境內(nèi)的佳木斯地塊東部，最早的沉積蓋層屬早泥盆世，它不整合覆蓋在～500Ma的花崗巖之上，其間還未見有其它時(shí)代的巖漿作用，與原特提斯造山作用稍有差別。

3.4 古特提斯形成時(shí)代

古特提斯是整個(gè)特提斯的主體。在中國(guó)境內(nèi)，主要的古特提斯縫合帶有康西瓦-昆南-阿尼瑪卿-勉略縫合帶、金沙江-哀牢山縫合帶和龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連縫合帶。正如前面所陳述的那樣，這些縫合帶中的蛇綠巖主體形成于晚古生代，但也存在490～520Ma的蛇綠巖，而后者與原特提斯蛇綠巖的年齡相當(dāng)(Martínezetal., 2012)。這樣就引出一個(gè)問(wèn)題，即古特提斯洋究竟是何時(shí)形成的?；蛘哒f(shuō)，古特提斯與原特提斯是否存在成生聯(lián)系。

回答這一問(wèn)題顯然并非易事，我們可通過(guò)歐洲華力西造山帶中的蛇綠巖來(lái)對(duì)這一問(wèn)題進(jìn)行探討。前面已經(jīng)述及，導(dǎo)致歐洲華力西造山帶形成的原因是非洲和歐洲大陸之間約4000km寬Rheic洋的消亡。這個(gè)洋大約是在500Ma左右隨Avalonia地體的北漂而張開并逐漸增大的。該洋閉合以后，其西部為Ouachita-Alleghanian殘留洋，東部為古特提斯洋，即古特提斯洋實(shí)際上就是Rheic洋的殘留。華力西造山帶內(nèi)部構(gòu)造單元的劃分有“兩分法”、“三分法”，甚至“多分法”等方案?！皟煞址ā本褪潜眰?cè)為Avalonia大體，南側(cè)為岡瓦納大陸，中間為Rheic洋(Nanceetal., 2010; Kroner and Romer, 2013)；而“三分法”在北側(cè)的Avalonia地體和南側(cè)的岡瓦納地體之間劃分出一個(gè)中部過(guò)渡性地體(包括Iberia、Armorica、Massif Central、Bohemia等地塊)，三者之間分別為北側(cè)的Rheic和南側(cè)的Variscan縫合帶(Matte, 2001; Faureetal., 2009, 2014b)。而“多分法”則認(rèn)為，岡瓦納和Avalonia之間有若干塊體，因而其間也存在多個(gè)海洋(Frankeetal., 2017)。典型地區(qū)的解剖已經(jīng)顯示，華力西造山帶的板塊碰撞發(fā)生在340～360Ma，其后進(jìn)入一個(gè)較長(zhǎng)時(shí)間的造山后演化階段(270～340Ma)。對(duì)華力西造山帶中殘存蛇綠巖的年齡進(jìn)行歸總后發(fā)現(xiàn)，這些蛇綠巖主要形成于3個(gè)時(shí)代，即470～500Ma、370～420Ma和320～340Ma(圖5)。其中第三階段的蛇綠巖，它僅在葡萄牙南部的Beja-Acebuches一帶有所分布。有學(xué)者認(rèn)為它代表了華力西造山帶形成以后局部拉張形成新的有限洋盆，但也有學(xué)者認(rèn)為它可能是與后造山過(guò)程相關(guān)的巖漿建造(Azoretal., 2008; Pinetal., 2008)，并非真正意義上的蛇綠巖。但無(wú)論何種觀點(diǎn)，人們都不否認(rèn)前兩個(gè)階段蛇綠巖的存在。

第一階段蛇綠巖的時(shí)代與Iapetus洋的時(shí)代完全一致，也與我國(guó)秦祁昆帶蛇綠巖的時(shí)代相當(dāng)，而第二階段蛇綠巖是華力西造山帶的主體，兩者之間的關(guān)系非常值得研究。在葡萄牙南部，上述兩套蛇綠巖同地產(chǎn)出，分別被稱之為下蛇綠巖和上蛇綠巖，兩者之間被410Ma的高壓-低溫變質(zhì)作用所分割(Arenas andMartínez, 2015)。對(duì)于下蛇綠巖，人們毫無(wú)爭(zhēng)議地認(rèn)為是Rheic洋初始裂解-擴(kuò)張的產(chǎn)物(Nanceetal., 2010)；但對(duì)上蛇綠巖，多數(shù)學(xué)者認(rèn)為是Rheic洋持續(xù)擴(kuò)張的產(chǎn)物(Ballèvreetal., 2014)，部分學(xué)者認(rèn)為是Rheic洋閉合后重新打開的產(chǎn)物(Arenas and Martínez, 2015)，但也有人認(rèn)為是Rehic洋向南俯沖產(chǎn)生的弧后擴(kuò)張洋，即古特提斯(Ribeiroetal., 2007; Shaw and Johnston, 2016)。在后一模型中，人們將下蛇綠巖對(duì)應(yīng)于北側(cè)的Rheic縫合帶，而將上蛇綠巖對(duì)應(yīng)于南側(cè)的Variscan或古特提斯縫合帶。此時(shí)，兩者之間的中間地塊為Rheic洋向南俯沖的巖漿弧。如果這一模式成立的話，那在歐洲的華力西造山帶，Rheic洋和古特提斯是共存的，這就是Gérard Stampfli 古地理復(fù)原圖中，強(qiáng)調(diào)將古特提斯作為Rheic洋南側(cè)大洋的原因(Stampfli, 1996; Stampfli and Borel, 2002; Stampflietal., 2002, 2013)。順便提及，有限的資料顯示，區(qū)內(nèi)370～420Ma蛇綠巖中的鎂鐵質(zhì)巖石顯示富集地幔來(lái)源的特點(diǎn)(如Moeche蛇綠巖)，與蛇綠巖來(lái)源于虧損地幔特點(diǎn)有所不同。

歐洲華力西造山帶強(qiáng)烈的后期改造，使得不同時(shí)代蛇綠巖原始位置的恢復(fù)極為困難，因而難以對(duì)上述兩種可能性做出判斷。但在我國(guó)境內(nèi)的康西瓦-昆南-阿尼瑪卿和龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連縫合帶內(nèi)，不同時(shí)代蛇綠巖只在單一的縫合帶內(nèi)出露，為我們討論上述問(wèn)題提供了重要對(duì)象。一種可能性是，兩套不同時(shí)代蛇綠巖可能屬于兩個(gè)獨(dú)立演化的大洋。第一，單一的大洋應(yīng)該具有連續(xù)的洋殼擴(kuò)張歷史，而在東昆侖和龍木錯(cuò)，蛇綠巖的時(shí)代也不連續(xù)，且兩套蛇綠巖之間還存在表征造山作用的高壓變質(zhì)事件(圖5)；第二，無(wú)論是在歐洲還是青藏境內(nèi)，單一大洋消亡應(yīng)該具有的時(shí)間連續(xù)的增生雜巖和巖漿弧并不發(fā)育，取而代之的是時(shí)間明顯不同的巖石建造。如在東昆侖地區(qū)，其巖漿作用明顯可劃分為390～460Ma和210～280Ma兩個(gè)大的演化階段，而在280～390Ma之間，巖漿作用基本不見蹤跡，同樣的現(xiàn)象也見于云南的昌寧-孟連帶；第三，在柴達(dá)木-東昆侖地區(qū)，與兩套不同時(shí)代蛇綠巖相伴生的是出現(xiàn)兩套磨拉石建造，分別是泥盆紀(jì)的牦牛山組(400～423Ma)和三疊紀(jì)的鄂拉山組(～220Ma)，同時(shí)還出現(xiàn)兩套表征拉張作用的后造山-非造山巖漿作用記錄(Chenetal., 2020)。在龍木錯(cuò)-雙湖縫合帶，也分別出現(xiàn)泥盆紀(jì)拉竹弄組和三疊紀(jì)望湖嶺組兩套磨拉石建造(夏軍等, 2006)，且在第一套磨拉石之前還發(fā)生過(guò)一次高壓麻粒巖相的變質(zhì)作用(～425Ma, Zhangetal., 2014)。這些特征表明，上述兩套不同時(shí)代的蛇綠巖可能并非代表連續(xù)演化的單一大洋，而更可能是演化相互獨(dú)立的兩個(gè)大洋，代表了兩次大洋形成至消亡的演化事件。實(shí)際上，中國(guó)主體大陸顯生宙地質(zhì)就是以這兩次大的構(gòu)造事件作為其演化的主要特征。

但是，我們也不能否認(rèn)另外一種可能性，即不同時(shí)代蛇綠巖的共存實(shí)質(zhì)上是長(zhǎng)期演化的單一大洋的歷史。第一，盡管大洋的擴(kuò)張是連續(xù)的，但不同時(shí)代擴(kuò)張形成的洋殼是不同的，只有特定時(shí)代的大洋巖石圈可以在俯沖帶被保存下來(lái)，絕大部分洋殼都被俯沖進(jìn)入地球深部而不會(huì)在俯沖帶出現(xiàn)，因而難以出現(xiàn)時(shí)代連續(xù)的蛇綠巖與增生雜巖；第二，上述兩套磨拉石的出現(xiàn)很難說(shuō)是一個(gè)單一大洋演化的結(jié)果。磨拉石的出現(xiàn)一般與塊體碰撞相伴隨，且?guī)r石同時(shí)分布在碰撞帶兩側(cè)的地塊上。如在東昆侖，阿尼瑪卿縫合帶北側(cè)的昆南地體上出現(xiàn)兩套磨拉石，不能排除它是北側(cè)昆中縫合帶兩側(cè)塊體碰撞的結(jié)果。如果這一假說(shuō)成立，古特提斯的形成應(yīng)該在520Ma左右的早古生代就已開始，并一直持續(xù)到晚古生代。從這個(gè)角度來(lái)看，以時(shí)代來(lái)劃分大洋可能有一定的局限性，將古特提斯僅限于晚古生代形成的大洋可能并不合適，取而代之的應(yīng)以地域和時(shí)代來(lái)共同約束大洋的屬性。原特提斯造山作用使域內(nèi)的原特提斯洋在430Ma左右全部關(guān)閉。此時(shí)，原特提斯域以南的區(qū)域仍為大洋。該大洋在歐洲被稱之為Rheic洋，在亞洲就是古特提斯。

究竟哪種方式是特提斯域內(nèi)的真實(shí)情形，是我們很難準(zhǔn)確回答的重要問(wèn)題。就泥盆系與下伏地層的不整合，它不僅分布在康西瓦-阿尼瑪卿縫合帶的北側(cè)，也見于縫合帶南側(cè)的甜水海、北羌塘-昌都和印支地塊上，但在龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連以南的基梅里大陸上并未出現(xiàn)。因此，龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連洋是一個(gè)長(zhǎng)期演化的原特提斯-古特提斯洋盆，而康西瓦-阿尼瑪卿洋很可能是早古生代晚期關(guān)閉、晚古生代早期又重新開啟的洋盆。至于后來(lái)形成的金沙江-哀牢山，我們認(rèn)為同康西瓦-阿尼瑪卿洋類似，它們很可能都是在龍木錯(cuò)-雙湖洋向北俯沖過(guò)程產(chǎn)生的弧后擴(kuò)張洋盆。

但是，細(xì)心的讀者一定還是會(huì)對(duì)北羌塘的解釋存疑。我們已經(jīng)在前文討論，地層與古生物對(duì)比贊同該塊體更可能是亞洲大陸的一部分，或與揚(yáng)子塊體有更好的親緣性(李才等, 2016)。Gehrelsetal. (2011)對(duì)北羌塘晚古生代-早中生代若干層位碎屑沉積巖進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)其碎屑鋯石不存在亞洲大陸特征的300～500Ma的年齡值，但其年齡分布特征反而與南羌塘一致。更重要的是，作者在該塊體中還發(fā)現(xiàn)有石炭紀(jì)冰蹟巖。作者因而提出，岡瓦納與勞亞的分界線可能是金沙江縫合帶。古地磁資料顯示，北羌塘地塊在～300Ma時(shí)位于南緯22°左右(Songetal., 2017)，與岡瓦納大陸應(yīng)相距甚近。這里有兩種揭示方案：第一，北羌塘與南羌塘在晚古生代是岡瓦納大陸的組成部分，岡瓦納-勞亞大陸的界限應(yīng)是金沙江縫合帶。甚至正如Kappetal. (2000)所提出的那樣，龍木措-雙湖縫合帶都不存在，它是北側(cè)金沙江縫合帶俯沖物質(zhì)向南折返的產(chǎn)物。該模式面臨的問(wèn)題是，羌塘中部變質(zhì)地體規(guī)模巨大，折返模式難以讓人信服；第二種可能性是，南北羌塘分屬不同的塊體，因?yàn)樗鼈儍烧咴谠绻派莼瘹v史、晚古生代生物面貌和古環(huán)境等方面完全不同，如北羌塘發(fā)育原特提斯造山作用和華夏生物群，南羌塘發(fā)育特征的冰期沉積與冷水生物群等。在這種情況下，Gehrelsetal. (2011)所采集的北羌塘冰蹟巖樣品歸屬則需要重新認(rèn)定。新的古地磁研究已經(jīng)表明，北羌塘地體在晚古生代期間具有與華南地塊基本相同的運(yùn)移軌跡(Maetal., 2019)。因此，北羌塘仍與揚(yáng)子地塊關(guān)聯(lián)，只是它當(dāng)時(shí)和華南一樣，更靠近岡瓦納大陸。這一模式需要對(duì)北羌塘石炭紀(jì)冰蹟巖的存在予以解答，同時(shí)對(duì)碎屑鋯石的年齡予以合理的解釋。實(shí)際上，最近發(fā)表的年代學(xué)數(shù)據(jù)已經(jīng)表明，以前的測(cè)試可能有一定的局限性(李才等, 2016; Pengetal., 2019)。

圖9 土耳其-伊朗大地構(gòu)造圖(據(jù)Okay and Tüysüz, 1999簡(jiǎn)化；插圖據(jù)Smith et al., 1981修改)Fig.9 Tectonic map of Turkey and Iran (simplified from Okay and Tüysüz, 1999; the insert map from Smith et al., 1981)

3.5 古-新特提斯共存問(wèn)題

古特提斯的演化對(duì)中國(guó)大陸的形成具有舉足輕重的影響，其中非常重要的一項(xiàng)就是古、新特提斯是否共存的問(wèn)題。St?cklin (1974)在提出古、新特提斯概念的時(shí)候，就提出伊朗北部的古特提斯演化結(jié)束以后，南面的新特提斯才開始啟動(dòng)，古、新特提斯不存在時(shí)間上共存的問(wèn)題。我國(guó)學(xué)者黃汲清和陳炳蔚(1987) 也持有類似的看法，他們認(rèn)為中國(guó)大陸境內(nèi)勞亞大陸與岡瓦納大陸間的古特提斯在晚二疊世完成閉合。然后，岡瓦納大陸北緣在三疊紀(jì)開始新特提斯洋的形成。因此，古、新特提斯之間不存在共存。同時(shí)，他們把古、新特提斯之間的地帶命名為“互換構(gòu)造域”(Interchange domain)。但絕大多數(shù)學(xué)者贊同eng?r (1979)的模型，即古特提斯向南的俯沖導(dǎo)致新特提斯的打開(圖2)，因此兩者在時(shí)間上共存、成因上相連，兩者之間的空間地域被稱之為基梅里大陸。在這一模型中，古特提斯一直到中侏羅世才徹底封閉，而新特提斯在早二疊世就已打開。從這一研究現(xiàn)狀可以看出，古、新特提斯是否共存問(wèn)題從這兩個(gè)名詞剛開始提出就一直存在至今。

下面我們就看看伊朗和土耳其的具體情況(圖9)。伊朗在地質(zhì)上主要由北部的歐亞大陸、中部的伊朗地塊和南部的阿拉伯大陸所構(gòu)成，地塊之間分別為北部的Alborz和南部的Zagros縫合帶。北部的地塊實(shí)際上是卡拉庫(kù)姆地塊(現(xiàn)Turan地塊) 的組成部分，但主要被新生代沉積物所覆蓋。中部的中伊朗地塊被認(rèn)為是基梅里大陸的一部分，這也被近來(lái)發(fā)現(xiàn)它大量發(fā)育520～600Ma的巖漿建造所證實(shí)，顯示了明確的岡瓦納大陸屬性(Moghadametal., 2017)。伊朗北部的Alborz縫合帶主要發(fā)育古生代蛇綠巖，其代表性巖體有Mashhad、Rasht、Anarak和Takab等，其時(shí)代大約分布在260～380Ma之間(Moghadametal., 2014)。結(jié)合伴生的深海沉積物，這里顯然是一個(gè)晚古生代形成的大洋，即古特提斯。該大洋形成后發(fā)生向北的俯沖，形成330Ma左右的增生雜巖和Rasht榴輝巖(Bagheri and Stampfli, 2008; Rossettietal., 2017)。但對(duì)大洋閉合的時(shí)代，目前還有所爭(zhēng)議(Natal’in andeng?r, 2005)。根據(jù)蛇綠巖中發(fā)育200～217Ma碰撞后花崗巖的侵入地質(zhì)關(guān)系，現(xiàn)在推測(cè)此地的大陸碰撞至少發(fā)生在220Ma以前。伊朗南部的Zagros縫合帶蛇綠巖較多，主體時(shí)代為白堊紀(jì)(80～110Ma為主)，部分蛇綠巖可早至侏羅紀(jì)晚期(Moghadametal., 2015)。盡管如此，Zagros縫合帶北側(cè)的Sanandaj-Sirjan巖漿弧從侏羅紀(jì)就開始發(fā)育(Agardetal., 2011; Chiuetal., 2013)。結(jié)合伴生的深海沉積，南側(cè)新特提斯的形成大約三疊紀(jì)晚期-侏羅紀(jì)早期。從上述介紹的結(jié)果來(lái)看，伊朗境內(nèi)北部古特提斯板塊碰撞發(fā)生在220Ma之前，而南側(cè)大洋發(fā)育在220Ma之后。因此，可以肯定，伊朗北部古特提斯關(guān)閉時(shí)，南側(cè)的新特提斯還未打開，古、新特提斯在時(shí)間上沒(méi)有交叉，St?cklin (1974)早年的結(jié)論現(xiàn)在仍然有效。

在上述地質(zhì)單元中，大高加索縫合帶和安卡拉-埃爾津詹縫合帶非常值得注意。大高加索縫合帶主要沿格魯吉亞-阿塞拜疆北部的大高加索山分布，被認(rèn)為是分割北側(cè)Avalonia地體和南側(cè)Pontides的重要邊界。目前討論的核心問(wèn)題是，該帶究竟是原特提斯洋、Rheic洋還是古特提斯洋(Okay and Nikishin, 2015; Rolland, 2017)。但遺憾的是，由于研究程度的限制，目前對(duì)該帶的了解非常有限。但有幾條線索可供討論(Adamiaetal., 2011; Somin, 2011)：第一，該帶的基底是古生代高級(jí)變質(zhì)巖，不少花崗片麻巖獲得530～540Ma的年齡，且普遍經(jīng)歷過(guò)330～350Ma的變質(zhì)作用改造；第二，帶內(nèi)發(fā)育新元古代-早古生代和泥盆-石炭紀(jì)兩個(gè)時(shí)代的蛇綠巖，與華力西造山帶內(nèi)蛇綠巖時(shí)代組合一致；第三，帶內(nèi)發(fā)育時(shí)代為300～320Ma的榴輝巖，其伴生的巖石包括超鎂鐵巖、變火山巖和石榴云母片巖(Perchuk and Philippot, 1997; Philippotetal., 2001)。這一巖石組合特征與變質(zhì)年代與伊朗境內(nèi)的Rasht榴輝巖類似，也屬于一套洋殼巖石組合，但此處上覆的磨拉石建造從中-晚石炭世就已開始，這是華力西造山作用的典型特征。因此，大高加索可能是Rheic洋經(jīng)過(guò)的地方(Okay and Nikishin, 2015)。如果區(qū)內(nèi)有古特提斯的話，它應(yīng)該位于更南邊的縫合帶內(nèi)。至于Pontides帶中的奧陶紀(jì)巖漿弧，它目前被歸于Istanbul地體(圖9)，是更早期從岡瓦納大陸北緣裂解的碎塊(Okayetal., 2008)。

安卡拉-埃爾津詹縫合帶是土耳其境內(nèi)最重要的構(gòu)造單元，它西起土耳其西部的伊茲密爾(Izmir)，然后向東沿土耳其北部分布，經(jīng)小高加索山后進(jìn)入伊朗。它的北側(cè)為Pontides地體，南側(cè)為Anatolide-Tauride地塊。帶內(nèi)廣泛分布有二疊紀(jì)、侏羅紀(jì)和白堊紀(jì)三個(gè)時(shí)期的蛇綠巖, 因而是古特提斯與新特提斯兼顧的長(zhǎng)期活動(dòng)帶，與蛇綠巖伴生的二疊紀(jì)-三疊紀(jì)、侏羅紀(jì)和白堊紀(jì)三個(gè)階段的增生雜巖。對(duì)該帶的研究主要集中在兩個(gè)問(wèn)題上：第一，該帶大洋的俯沖消減是向北還是向南進(jìn)行的；第二，它北側(cè)的Pontides是否是eng?r (1979)所說(shuō)的基梅里大陸。關(guān)于消失大洋的俯沖方向，目前有較多討論(Robertsonetal., 2004)，我們不再贅述，只是強(qiáng)調(diào)一條，由構(gòu)造填圖確定的該俯沖帶的極性是向北而不是向南。關(guān)于Pontides地塊的基底，目前它有西邊希臘境內(nèi)的Strandja地塊和土耳其境內(nèi)的Sakaya地塊。Strandja和Sakaya地體的共同之處是發(fā)育泥盆-石炭紀(jì)(ca. 320～400Ma)變質(zhì)基底(Topuzetal., 2007, 2010; Okayetal., 2008; Eyubogluetal., 2010)，其上覆蓋三疊-侏羅紀(jì)沉積蓋層，周邊伴有二疊紀(jì)、三疊紀(jì)和侏羅紀(jì)的增生雜巖，目前未發(fā)現(xiàn)泛非期乃至更老的變質(zhì)基底，因而不是基梅里大陸。因此，Pontides不是來(lái)自岡瓦納大陸的基梅里地塊，它和安卡拉-埃爾津詹縫合帶一起可歸并為一個(gè)大的長(zhǎng)時(shí)期活動(dòng)的增生雜巖。三疊紀(jì)-侏羅紀(jì)確實(shí)有板塊的增生，并伴有榴輝巖的形成，但那不是大陸的碰撞，它是特提斯洋長(zhǎng)期俯沖的一幕(Okayetal., 2002)。順便提及，Strandja地塊內(nèi)部有一個(gè)高級(jí)變質(zhì)的Rhodope地塊出露，塊體內(nèi)還發(fā)育有含柯石英，甚至金剛石的榴輝巖。但該地體并不古老，它是愛琴海新生代伸展構(gòu)造變形期間剝露的中生代為主的地質(zhì)體(Jolivetetal., 2013)，也具有華力西期基底，從而與土耳其南部Tauride地塊中Menderes和Kirsehir塊體的基底性質(zhì)有很大不同。

中國(guó)是特提斯最為發(fā)育的國(guó)家，但對(duì)古、新特提斯是否共存這一問(wèn)題始終未予以系統(tǒng)而認(rèn)真的討論?；蛘哒f(shuō)，目前還不存在被大多數(shù)學(xué)者所認(rèn)可的結(jié)論。導(dǎo)致這種情況出現(xiàn)的原因仍是大洋形成時(shí)代厘定的困難，以及對(duì)如何厘定板塊碰撞時(shí)間有所分歧。對(duì)于大洋拉開的時(shí)間，很多學(xué)者采用裂谷巖石建造來(lái)予以說(shuō)明。我們認(rèn)為，很多裂谷與大洋的發(fā)育關(guān)系并不密切。即使是某一大洋的形成由大陸裂谷開始，它應(yīng)該先形成被動(dòng)陸緣建造。隨海水加深，出現(xiàn)深水沉積，進(jìn)一步才出現(xiàn)洋殼。在這一情形下，代表海洋巖石圈的蛇綠巖才是確認(rèn)大洋已經(jīng)形成的重要地質(zhì)記錄。誠(chéng)然，蛇綠巖時(shí)代的確定并非易事。傳統(tǒng)方法較多采用位于蛇綠巖上部的深海硅質(zhì)巖來(lái)約束蛇綠巖的最小時(shí)代，但需要對(duì)硅質(zhì)巖的沉積屬性予以約束，以防它是早期拉張過(guò)程中形成的深水沉積。幸運(yùn)的是，近年來(lái)同位素測(cè)年技術(shù)的快速發(fā)展，使得蛇綠巖形成時(shí)代方面的資料大量增加。雖然并非所有蛇綠巖均可準(zhǔn)確定年，但這畢竟為我們討論大洋形成時(shí)代提供了重要信息。就板塊碰撞時(shí)間的厘定，盡管采用的方法很多，但大多只能給出較寬的時(shí)間范圍。板塊碰撞一般是指大洋巖石圈的消失，但海相沉積仍可持續(xù)一段時(shí)間。磨拉石一般指示造山作用的結(jié)束，但它明顯晚于板塊的碰撞時(shí)代。周緣前陸盆地沉積可能是目前少有的能夠準(zhǔn)確確定碰撞時(shí)代的地質(zhì)記錄，但遺憾的是，這項(xiàng)工作目前在我國(guó)還開展得較為有限。因此，我們?cè)诤竺娴挠懻撝斜M量結(jié)合前陸盆地沉積和磨拉石建造來(lái)制約板塊的縫合時(shí)代。相反，目前不少學(xué)者采用的利用巖漿巖及其地球化學(xué)成分來(lái)判定俯沖、碰撞和碰撞后等構(gòu)造環(huán)境的方法，我們?cè)谶@里較少采用。

目前厘定出的我國(guó)境內(nèi)的古特提斯縫合線有華北-華南之間的勉略-大別-蘇魯縫合線、華南-印支地塊間的金沙江縫合線和印支-滇緬地塊間的昌寧-孟連縫合線。就華北和華南的拼合問(wèn)題，學(xué)術(shù)界積累的資料較多。其中大別-蘇魯超高壓變質(zhì)作用的時(shí)代被確定在225～240Ma(鄭永飛, 2008)，暗示華北與華南的拼合應(yīng)該發(fā)生在2.5億年左右。向西，該縫合線一般認(rèn)為應(yīng)與秦嶺的勉略縫合帶相接，代表了揚(yáng)子與秦嶺地體的拼合。與大別-蘇魯發(fā)育大量高壓-超高壓變質(zhì)巖石不同，勉略帶以發(fā)育強(qiáng)烈的巖漿作用為特征。對(duì)這些巖漿巖屬性的厘定發(fā)現(xiàn)，勉略帶最終的縫合應(yīng)該發(fā)生在240～250Ma之間。此后，該區(qū)進(jìn)入造山后演化階段，并發(fā)育晚三疊世鄂拉山群磨拉石。再向西，勉略帶一般認(rèn)為應(yīng)與康西瓦-阿尼瑪卿帶相連。那兒晚二疊世格曲組、早三疊世洪水川組和晚三疊世鄂拉山組都曾被認(rèn)為屬于磨拉石，由此約束的板塊拼合時(shí)代大約在240～260Ma之間，與東部塊體碰撞時(shí)代相當(dāng)。

第二條古特提斯縫合線是華南與印支地塊間的金沙江-哀牢山縫合線。它向南進(jìn)入越南境內(nèi)，并被稱之為松馬縫合線(Songma)。該縫合線最近幾年受到較多關(guān)注，其俯沖型巖漿作用為245～255Ma，而碰撞和碰撞后巖漿作用時(shí)代分別為235～249Ma和212～234Ma(Zietal., 2013)，反映塊體縫合時(shí)代也應(yīng)該在2.5億年左右。爭(zhēng)議較多的是該消失大洋的俯沖極性問(wèn)題。多數(shù)學(xué)者認(rèn)為，哀牢山洋向南俯沖至越南下方，但也有部分學(xué)者贊成其向北俯沖到華南地塊之下，或存在雙向俯沖。向北，金沙江縫合線的縫合時(shí)代資料相對(duì)缺乏，其俯沖型巖漿作用發(fā)生在260Ma左右，隨后被215～250Ma的造山后巖漿作用所取代。大多認(rèn)為金沙江洋向西俯沖在昌都地塊之下，但也有學(xué)者認(rèn)為，包括義敦島弧在內(nèi)的金沙江一帶巖漿巖是由于更南側(cè)龍木措-雙湖洋北向俯沖的產(chǎn)物(Yangetal., 2011, 2012)。沿該縫合帶的不同地區(qū)，晚三疊世巴貢組、茍魯組山克錯(cuò)組、土門格拉群、甲丕拉組、石鐘山組等磨拉石建造發(fā)育。因此，該縫合帶的縫合時(shí)間在2.5億年左右，且不存在明顯的東西向年齡變化。

第三條古特提斯縫合線就是昌寧-孟連縫合帶，它也被認(rèn)為是岡瓦納大陸的北界(鐘大賚等, 1998)，因而受到學(xué)術(shù)界較多關(guān)注。特別是近幾年，數(shù)個(gè)地點(diǎn)高壓變質(zhì)藍(lán)片巖-榴輝巖的發(fā)現(xiàn)為該縫合帶的研究注入了新的活力。通過(guò)近期的研究已經(jīng)確認(rèn)，這些巖石高壓變質(zhì)作用發(fā)生的時(shí)間約為238～246Ma(Fanetal., 2015; Wangetal., 2019a)，由此限定的該縫合帶的縫合時(shí)代大約在240Ma左右。造山后臨滄火山巖的時(shí)代為240～245Ma。結(jié)合晚三疊世三岔河組磨拉石建造的出現(xiàn)，昌寧-孟連縫合帶的縫合時(shí)間應(yīng)該是240～245Ma。向西，該縫合帶可與藏北的龍木錯(cuò)-雙湖縫合帶相接。李才等(2016)在羌塘腹地發(fā)現(xiàn)一套整合的二疊-三疊紀(jì)地層，自下而上是晚二疊世熱覺查卡組、早三疊世康魯組和硬水泉組。特別是，康魯組上部出現(xiàn)紫紅色復(fù)成分礫巖和紫紅色巖屑砂巖。礫巖中礫石主要包括灰?guī)r、玄武巖和安山巖，分選和磨圓均較差。更上部硬水泉組中鈣質(zhì)砂巖的碎屑鋯石年齡測(cè)定顯示，它們具有一組260～280Ma的年齡峰。詳細(xì)研究發(fā)現(xiàn)，該時(shí)段鋯石特征與鎂鐵質(zhì)巖石的鋯石接近，而與長(zhǎng)英質(zhì)巖石中的鋯石相差甚大。但是，此時(shí)代的鎂鐵質(zhì)巖石質(zhì)只發(fā)育在縫合帶南部的羌南地塊上。牙形石給出硬水泉組的沉積時(shí)代在奧倫尼克期，其相當(dāng)?shù)慕^對(duì)年齡在245～250Ma。因此，如果這一材料屬實(shí)的話，龍木錯(cuò)-雙湖帶大洋的閉合應(yīng)該在硬水泉組沉積之前已經(jīng)發(fā)生，即上述板塊碰撞很可能發(fā)生250Ma之前。

從上述中國(guó)境內(nèi)三條縫合線的對(duì)比可以看出，它們初始縫合的時(shí)代大約都在2.5億年左右，且具有較好的等時(shí)性。較為一致的還有，這些縫合帶在造山以后均不同程度地發(fā)育三疊紀(jì)，特別是晚三疊世的磨拉石建造，這就是前人不斷強(qiáng)調(diào)的深刻影響中國(guó)的印支運(yùn)動(dòng)。但是，我們?cè)敢庵赋?，大洋縫合時(shí)代的限定確實(shí)并非易事。一般說(shuō)來(lái)，大洋的閉合是指兩側(cè)大陸碰撞，其間大洋巖石圈消失的時(shí)間。很多情況下，盡管大洋巖石圈已俯沖完畢，但并不表明此時(shí)海水已全部退出，縫合帶中還可以出現(xiàn)殘留海，發(fā)育碰撞帶前陸盆地沉積。持續(xù)的匯聚才造成山脈隆起，進(jìn)而接受風(fēng)化、剝蝕，然后才形成表征造山作用結(jié)束的陸相磨拉石建造。在西藏腹地的羌塘地區(qū)，根據(jù)物源分析給出的大洋閉合時(shí)代應(yīng)該在250Ma左右，但其洋殼俯沖成因榴輝巖的峰期變質(zhì)時(shí)代為230～243Ma，覆蓋在增生雜巖之上的望湖嶺組磨拉石時(shí)代在214Ma，與榴輝巖-藍(lán)片巖的折返年齡一致。從這一數(shù)據(jù)可以看出，從大陸碰撞到磨拉石的形成，大約有～35Myr的時(shí)長(zhǎng)，東昆侖、挪威等多地區(qū)的情況也大致如此，這大概就是同碰撞-后碰撞持續(xù)的時(shí)間。

從中國(guó)向西，古特提斯是否能夠進(jìn)入歐洲是一個(gè)較少被討論的問(wèn)題(Pereiraetal., 2015)。絕大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為，如果接受非洲大陸與歐洲大陸沿華力西造山帶拼合形成Pangea超大陸的話，歐洲就不存在古、新特提斯共存之說(shuō)，因此我們暫不討論這一話題。但在這兩者之間，古-新特提斯共存的地域有土耳其和伊朗。就土耳其來(lái)說(shuō)，它是eng?r (1979)最先論證古-新特提斯共存的地區(qū)，我們?cè)谇懊鎸?duì)這一問(wèn)題已經(jīng)做過(guò)討論，不再贅述。在伊朗，其北部的Alborz縫合線標(biāo)志伊朗中部地塊與北側(cè)卡拉庫(kù)姆地塊的碰撞。但由于露頭覆蓋影響，伊朗北部古特提斯縫合帶地質(zhì)歷史的恢復(fù)進(jìn)展緩慢。最新的資料顯示，伊朗北部碰撞時(shí)間可以限定在晚三疊世諾利期(Zanchietal., 2016)，與10年前早侏羅世閉合的結(jié)論稍有不同(Natal’in andeng?r, 2005)。

如果說(shuō)2.5億年時(shí)古特提斯已全部關(guān)閉，那新特提斯是否已經(jīng)打開就成為另一個(gè)重要問(wèn)題。目前。大多數(shù)學(xué)者接受新特提斯在270～280Ma的早-中二疊世，甚至更早打開的觀點(diǎn)，其主要證據(jù)來(lái)自兩個(gè)方面。其一是古生物學(xué)資料(Zhangetal., 2013)：東南亞滇緬-騰沖地塊和西藏南羌塘-拉薩地塊(即所謂的基梅里大陸)的古生物從晚石炭世-早二疊世的冷水型，逐漸轉(zhuǎn)化為中-晚二疊世的冷暖混生型或溫水型，理應(yīng)反映當(dāng)時(shí)南方高緯度地區(qū)的岡瓦納地塊快速向北低緯度地區(qū)的漂移，即新特提斯的打開。班怒和雅江縫合帶內(nèi)洋島海山中溫水型生物的發(fā)現(xiàn)也支持這一解釋(Shenetal., 2003)。第二是二疊紀(jì)普遍發(fā)育的大陸玄武質(zhì)巖漿作用。根據(jù)目前資料，二疊紀(jì)大陸溢流玄武巖以及相關(guān)的基性侵入體在保山、喜馬拉雅、拉薩、南羌塘、巴基斯坦、阿曼等地廣泛發(fā)育，時(shí)代集中在280～300Ma左右(Zhuetal., 2010; Shellnuttetal., 2011; Zhaietal., 2013; Liaoetal., 2015)。一般認(rèn)為，這些大面積鎂鐵質(zhì)巖漿活動(dòng)多與大陸拉張作用關(guān)系密切，應(yīng)該代表了新特提斯洋的打開。盡管有上述兩方面的證據(jù)，但280Ma左右時(shí)新形成的特提斯洋殼記錄始終未被發(fā)現(xiàn)。更何況，大陸拉張并非意味著大洋一定已經(jīng)打開。在中國(guó)境內(nèi)，新特提斯主要以西藏境內(nèi)的班公-怒江縫合帶和雅魯藏布縫合帶為代表。這兩條縫合帶內(nèi)厘定出的蛇綠巖基本都屬于中生代。在雅魯藏布縫合帶內(nèi)，目前厘定的最老的硅質(zhì)巖為早三疊世(Chenetal., 2019)。古地磁資料也顯示，拉薩地塊從岡瓦納大陸裂解的時(shí)間可能在晚三疊紀(jì)，而非以前認(rèn)為的二疊紀(jì)(Lietal., 2016)。最近國(guó)內(nèi)有數(shù)個(gè)研究小組在班怒帶內(nèi)的洞錯(cuò)蛇綠巖中厘定出高壓變質(zhì)的榴輝巖及其退變的榴閃巖和麻粒巖,他們獲得的該巖石的原巖年代在251～260Ma(王保弟等, 2015; Zhangetal., 2016, 2017a)。并通過(guò)其地球化學(xué)研究厘定其原巖為N-MORB型洋殼巖石，從而提出班怒洋在二疊紀(jì)已經(jīng)打開。我們對(duì)這一認(rèn)識(shí)持謹(jǐn)慎樂(lè)觀態(tài)度，因?yàn)闇?zhǔn)確厘定榴輝巖原巖為N-MORB型巖石是一項(xiàng)難度極高的工作。即使對(duì)普通的輝長(zhǎng)巖甚至玄武巖而言，在沒(méi)有詳細(xì)地質(zhì)資料的約束下，要準(zhǔn)確地確定它的構(gòu)造屬性也并非易事。有研究提出，班怒帶中存在若干洋島成因的二疊紀(jì)基性雜巖，從而支持班怒洋形成于二疊紀(jì)以前。但是，區(qū)別洋島和大陸板內(nèi)巖漿雜巖也并非易事。因此，新特提斯起始于二疊紀(jì)的觀點(diǎn)還沒(méi)有實(shí)質(zhì)性資料的支持。考慮二疊紀(jì)時(shí)期全球顯著的增溫效應(yīng)及可能的洋流影響，我們更傾向于認(rèn)為班怒帶和雅江帶均形成于三疊紀(jì)，而非更早的二疊紀(jì)甚至晚石炭世。

圖10 古-新特提斯古生代末期共存的兩種模式(底圖據(jù)Scotese and Elling, 2017)Fig.10 Two models showing coexistence of the Paleo-Tethys and Neo-Tethys (modified after Scotese and Elling, 2017)

從上述討論可以看出，第一，中國(guó)境內(nèi)古特提斯閉合主要發(fā)生在2.5億年左右，但西部塊體間古特提斯洋閉合可延后到早侏羅世。特別是，北側(cè)康西瓦-阿尼瑪卿洋北向和南側(cè)金沙江洋南向的俯沖，在超大陸內(nèi)部形成古特提斯殘留盆地。整個(gè)造山作用過(guò)程中，四周山體剝蝕的沉積物匯入其中，形成世界上最大的巴顏喀拉-松潘濁積巖盆地。第二，新特提斯打開時(shí)代可能在2.5億年以后。如果上述論點(diǎn)成立的話，地質(zhì)歷史上就不存在古、新特提斯共存問(wèn)題。鑒于此問(wèn)題的重要性，我們提出圖10的兩種模型，供學(xué)術(shù)界討論和甄別。特別是新特提斯洋起始打開的時(shí)間，值得今后重點(diǎn)關(guān)注。

在上述討論中，我們已得出一個(gè)重要結(jié)論，即二疊紀(jì)末期，北方勞亞大陸和南方岡瓦納大陸間的東亞塊體已經(jīng)拼合在一起。那時(shí)，新特提斯洋還未打開，華北與西伯利亞的拼合也已完成(Xiaoetal., 2003)，一個(gè)真正意義上的全球超大陸已經(jīng)形成(圖8)，而基本所有中國(guó)境內(nèi)的地塊都參與了這次大陸的聚合，這應(yīng)該就是我國(guó)老一輩地質(zhì)學(xué)家不斷強(qiáng)調(diào)的我國(guó)古生代末期“三足鼎立”的大地構(gòu)造格局。然而遺憾的是，這一思想并沒(méi)有在國(guó)際學(xué)術(shù)界得到廣泛傳播和應(yīng)用。導(dǎo)致這一現(xiàn)象產(chǎn)生的原因除對(duì)這些塊體縫合的時(shí)代及過(guò)程等缺乏系統(tǒng)而細(xì)致的論證外，對(duì)這一塊體不能予以統(tǒng)一的命名也是重要原因之一。據(jù)我們掌握的文獻(xiàn)，上述塊體的名稱有華夏大陸(Cathaysia, 郝杰和李曰俊, 1993)、古華夏大陸(Cathaysia, 潘桂棠, 1994)、華夏古陸(Cathaysia, 陳智梁, 1994)、泛華夏大陸群(Pan-Cathaysia, 李興振等, 1995; 潘桂棠等, 1997)、古華夏古陸群(Paleo-Cathaysia, 羅建寧, 1995)、古中華陸塊群(Paleo-Chinese blocks, 任紀(jì)舜, 1993, 1994)等。盡管不同研究者賦予這些名稱的時(shí)代有早古生代和晚古生代之分，但實(shí)際上，這些塊體的范圍就是古生物學(xué)界提出的有別于歐美植物群、岡瓦納植物群、安加拉植物群的華夏植物群的范疇，他們采用的英文名稱來(lái)自更早期葛利普(A. W. Grabau)提出的華夏大陸(Cathaysia land, 李星學(xué), 1997)。因此，我們建議以后仍采用華夏大陸(Cathaysia)一詞來(lái)描述二疊紀(jì)末期的東亞大陸?，F(xiàn)在大家認(rèn)可的華夏大陸或華夏古陸代表中國(guó)東南部古老地塊的觀點(diǎn)，實(shí)際上與葛利普最初的定義相差甚遠(yuǎn)。中國(guó)東南部是否真的存在一個(gè)這樣的地塊，并無(wú)確切的證據(jù)。

上述關(guān)于古特提斯洋于2.5億年左右閉合的觀點(diǎn)，肯定會(huì)受到不少讀者的質(zhì)疑，因?yàn)樵谶@些縫合帶附近，類似大洋俯沖的花崗巖(也包括其它類型的火成巖)在三疊紀(jì)還很發(fā)育。我們對(duì)此的解釋是，板塊碰撞時(shí)間的厘定更多地是依賴于構(gòu)造學(xué)和沉積學(xué)的研究，高壓變質(zhì)巖也能為這一問(wèn)題提供重要的信息。但在運(yùn)用火成巖組合及其地球化學(xué)成分來(lái)約束具體大地構(gòu)造背景時(shí)，我們要慎之又慎。第一，很多造山帶不發(fā)育俯沖期巖漿作用。對(duì)這一現(xiàn)象的原因，學(xué)術(shù)界還未達(dá)成共識(shí)(McCarthyetal., 2018)，但部分造山帶不發(fā)生俯沖期巖漿作用，并不新鮮。我們最熟悉的例子包括我國(guó)的大別-蘇魯?shù)貐^(qū)以及歐洲的阿爾卑斯山，這兩地大陸碰撞前應(yīng)該存在洋殼的俯沖。至少在阿爾卑斯山，侏羅紀(jì)的洋殼到新生代才消失，但與洋殼消減有關(guān)的巖漿作用一直少有報(bào)道。再有歐洲的華力西造山帶，無(wú)論是伊比利亞半島還是法國(guó)中央地塊，那兒與Rheic洋俯沖消亡有關(guān)的巖漿作用極少發(fā)育，只是在德國(guó)的波西米亞地塊，俯沖作用才有所體現(xiàn)，取而代之的是造山帶內(nèi)大量后碰撞或后造山花崗巖的發(fā)育；第二，造山帶I-型花崗巖不一定指示大洋俯沖。這方面最典型的例子就是英國(guó)的加里東帶，那兒最主要的花崗巖為含角閃石的I-型，時(shí)代為380～430Ma，比碰撞時(shí)間約晚20～50Ma。從巖石學(xué)角度看，這些后碰撞花崗巖與典型俯沖成因的I-型花崗巖并無(wú)明顯差別，因而又被命名為I-加里東型，以示與I-科迪勒拉型的區(qū)別(Pitcher, 1982)，它的成因目前多認(rèn)為與板片斷離而導(dǎo)致的地幔加熱有關(guān)(Atherton and Ghani, 2002)；第三，S-型花崗巖與碰撞并無(wú)聯(lián)系。世界著名的澳大利亞Lachlan造山帶是當(dāng)今花崗巖研究的經(jīng)典，那兒的花崗巖分類被學(xué)術(shù)界廣泛應(yīng)用。這里S-型花崗巖占整個(gè)Lachlan褶皺帶花崗巖一半以上的面積，但那兒只有大洋俯沖，沒(méi)有板塊碰撞。在特提斯域內(nèi)，S-型花崗巖與碰撞無(wú)關(guān)的典型實(shí)例是東昆侖金水口為代表的堇青石花崗巖，它的形成時(shí)代在～400Ma左右，明顯晚于昆北和昆南地體的拼合時(shí)代(ca. 420～440Ma)，但反而與后造山的鎂鐵-超鎂鐵巖以及磨拉石的年代基本相當(dāng)。再比如，我國(guó)藏南喜馬拉雅的淡色花崗巖，一直被當(dāng)做印度-亞洲碰撞作用的典型代表，但它主要形成于14～25Ma，遠(yuǎn)比60Ma的印度-亞洲碰撞時(shí)代年輕，且與俯沖大陸物質(zhì)的折返有關(guān)，應(yīng)該是后碰撞階段的產(chǎn)物(吳福元等, 2015; Wuetal., 2020)。這方面的例子極為豐富，我們不擬贅敘?？紤]這些因素，我們應(yīng)該結(jié)合構(gòu)造、地層和沉積學(xué)等方面的研究成果，重新審視東昆侖、秦嶺以及華南地區(qū)不同時(shí)期花崗巖的構(gòu)造意義。

4 特提斯演化的資源環(huán)境效應(yīng)

4.1 特提斯域成礦作用

特提斯不僅是基礎(chǔ)地質(zhì)研究的天然實(shí)驗(yàn)室，其域內(nèi)發(fā)育的不同類別的資源與能源礦產(chǎn)也是成礦作用研究的重要對(duì)象。從成礦作用角度來(lái)說(shuō)，特提斯成礦域是與太平洋成礦域和古亞洲成礦域相對(duì)應(yīng)的全球三大成礦域的組成部分。由于本文作者多不從事成礦作用研究，這里僅提供幾項(xiàng)值得關(guān)注的問(wèn)題，供讀者參考。

首先，特提斯獨(dú)特的演化歷史一定會(huì)體現(xiàn)在它的成礦作用上(Hou and Zhang, 2015)?；蛘哒f(shuō)，特提斯成礦域區(qū)別于全球其它成礦域的重要之處，是我們必須要回答的問(wèn)題。從顯生宙開始，特提斯就以大洋的開啟、擴(kuò)張和消亡為其演化的主要節(jié)律，因而域內(nèi)應(yīng)該形成大量與大洋擴(kuò)張有關(guān)的蛇綠巖型和噴流型礦床，以及與大洋俯沖有關(guān)的斑巖型礦床。從蛇綠巖型的鉻鐵礦床來(lái)看，西藏的羅布莎是目前我國(guó)鉻鐵礦最重要的基地，但鉻鐵礦的供應(yīng)量不足我國(guó)實(shí)際需求的5%，而其它地區(qū)大量發(fā)育的蛇綠巖中卻鮮有成規(guī)模大型鉻鐵礦床的發(fā)現(xiàn)。甘肅的白銀廠是國(guó)內(nèi)外著名的海底噴流型銅多金屬礦床，其形成與原特提斯洋弧后裂谷關(guān)系密切。但從與俯沖有關(guān)的礦床來(lái)看，南美安第斯最為發(fā)育的大洋俯沖型斑巖銅金礦在特提斯域內(nèi)少有發(fā)現(xiàn)(西藏多不雜-多龍銅金礦可能是這方面的代表)，取而代之的是碰撞后斑巖型銅鉬礦床的大量發(fā)育，如緬甸的蒙育瓦、藏東的玉龍、藏南的驅(qū)龍-甲瑪、巴基斯坦Reko Diq、伊朗的薩爾切梅等，它們都是世界級(jí)規(guī)模的礦床(Hou and Zhang, 2015; Richards, 2015)。目前鑒定出的最早的斑巖型礦床是云南的普朗銅礦，時(shí)代大約在220Ma(Lietal., 2011b, 2017)，似乎屬于古特提斯洋閉合的產(chǎn)物。但在整個(gè)古生代，我們也沒(méi)有發(fā)現(xiàn)什么重要的斑巖型銅礦床，這真的有特殊原因嗎(Richards andeng?r, 2017)？

更深入一步，特提斯域以碰撞后或造山后成礦作用為重要特色。除上面提及的斑巖型礦床外，目前發(fā)現(xiàn)的四川甲基卡和新疆的白龍山超大型鋰礦都是古特提斯造山后階段的產(chǎn)物(付小芳等, 2017; Wangetal., 2020)。最新的研究還發(fā)現(xiàn)，藏南喜馬拉雅有可能成為我國(guó)未來(lái)重要的Be-Li-Nb-Ta稀有金屬基地(王汝成等, 2017)，類似的礦產(chǎn)還同樣發(fā)育在尼泊爾、印度北部、巴基斯坦、阿富汗等地。即使在時(shí)代相對(duì)較老的秦嶺造山帶及松潘甘孜地區(qū)，與偉晶巖有關(guān)的稀有金屬成礦潛力仍然巨大。在這些稀有金屬礦產(chǎn)形成的同時(shí)，與熱液有關(guān)的銻、鉛、鋅、金等金屬成礦潛力也不可小覷。特別是云南金頂和喀喇昆侖火燒云特大型礦床的發(fā)現(xiàn)，暗示特提斯分布區(qū)鉛鋅找礦潛力巨大，只是目前的研究程度較低而已。

非常值得一提的是近年來(lái)發(fā)現(xiàn)與勘探的東昆侖夏日哈木礦床，它是目前我國(guó)第二大鎳礦。該礦床位于昆北地體南側(cè)，產(chǎn)于元古代金水口群變質(zhì)巖之中，是與橄欖巖-輝長(zhǎng)巖-輝石巖伴生的巖漿分異型礦床，成礦時(shí)代為早-中泥盆世(ca. 400～420Ma, Songetal., 2016)。區(qū)內(nèi)與該礦床同時(shí)產(chǎn)出的地質(zhì)體還有A型花崗巖和輝綠巖，與礦床密切相關(guān)的區(qū)內(nèi)榴輝巖，目前獲得其變質(zhì)時(shí)代為410～440Ma(祁生勝等, 2014; Songetal., 2018)。結(jié)合區(qū)域內(nèi)磨拉石建造的同時(shí)發(fā)育以及賦礦巖體本身未經(jīng)受任何變形，可以判定該礦床是原特提斯造山晚期形成的，與國(guó)內(nèi)后造山成因的紅旗嶺、喀拉通克、黃山等銅鎳礦極為相似。該礦的發(fā)現(xiàn)，進(jìn)一步堅(jiān)定了我國(guó)在造山帶中進(jìn)一步發(fā)現(xiàn)更多銅鎳資源的信心。

在稀有金屬成礦方面，一個(gè)引起學(xué)術(shù)界長(zhǎng)期關(guān)注的就是東南亞錫礦(陳永清等, 2010)。目前的研究查明，東南亞錫礦主要形成于兩個(gè)時(shí)代，并展布于不同的空間。其一是從我國(guó)云南臨滄向南延伸進(jìn)入泰國(guó)，并一直延至馬來(lái)西亞的三疊紀(jì)錫成礦帶，延伸近3000km。它的形成主要和印支-滇緬地塊間造山帶的造山后過(guò)程有關(guān)，是昌寧-孟連及其南延的古特提斯洋閉合的產(chǎn)物。該帶在1960～1980年代曾是全球最重要的錫產(chǎn)地，其錫產(chǎn)量占全球的70%左右，其中最為著名的就是馬來(lái)半島的錫島(Cobbingetal., 1986; Schwartzetal., 1995)。但最近在中南半島的西部發(fā)現(xiàn)另一條幾乎平行的錫礦帶，它北起我國(guó)云南騰沖，經(jīng)緬甸西部，向南延伸至泰國(guó)普吉島。目前探明的儲(chǔ)量表明，該帶含有較前者更多的錫資源，其中著名的礦點(diǎn)有云南的小龍河、緬甸的Davoy和泰國(guó)的普吉島等。從地質(zhì)背景上看，該帶錫成礦主要發(fā)生在晚白堊世，其形成與新特提斯向東的俯沖有關(guān)，與南美安第斯錫成礦作用較為類似(Gardineretal., 2016; Lietal., 2018a)。

海水退出和大洋消失的同時(shí)，封閉陸表海發(fā)育的膏鹽沉積是目前鉀鹽的重要產(chǎn)地，如老撾大量發(fā)育的鉀鹽礦田就是新特提斯洋消失的殘留。該殘留向西北延伸到我國(guó)云南思茅，成為我國(guó)國(guó)內(nèi)鉀鹽尋找與勘探的重要地區(qū)。同樣，印度-亞洲碰撞，特提斯洋徹底關(guān)閉，板塊的持續(xù)擠壓形成規(guī)模宏大的青藏高原，而高原內(nèi)陸湖泊的大量發(fā)育使得我國(guó)西部鉀鹽資源豐厚。更為重要的是，這些湖泊沉積物主要來(lái)源于稀有金屬含量高的青藏高原山體物質(zhì)的風(fēng)化剝蝕，這也就決定了我國(guó)西部的鹽湖也是極為重要的稀有金屬儲(chǔ)庫(kù)。

4.2 特提斯域能源礦產(chǎn)

特提斯域油氣資源極為豐富，其中著名的有波斯灣和北非。僅就波斯灣一地，其油氣資源量約占全球70%左右。在中國(guó)境內(nèi)，四川盆地、南海都是我國(guó)重要的油氣資源勘探基地。導(dǎo)致該區(qū)油氣資源如此富集的原因主要是：第一，特提斯是一個(gè)長(zhǎng)期發(fā)育在赤道附近的大洋。無(wú)論是原特提斯、古特提斯還是新特提斯，它們的空間位置長(zhǎng)期在赤道附近徘徊，充足的陽(yáng)光為生物的繁盛提供了重要保證；第二，岡瓦納大陸的多次裂解使特提斯洋具有廣闊的被動(dòng)陸緣。特別是岡瓦納大陸北緣，它發(fā)育有新元古代以來(lái)完整的海相地層序列。這些沉積以淺海碎屑巖和碳酸鹽為主，屬于優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層；第三，在具有優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的同時(shí)，大洋的關(guān)閉意味著海水逐漸變淺以至消失，這將產(chǎn)生膏鹽型沉積，成為油氣的良好蓋層；第四，隨著板塊的持續(xù)擠壓，可形成圈閉，完成優(yōu)質(zhì)油氣田的各類組合封裝工作。中東、北非和我國(guó)四川盆地基本上都是上述過(guò)程的典型實(shí)例，這已被幾十年來(lái)的勘探實(shí)踐所證明。但相比之下，我國(guó)的藏南地區(qū)由于受到印度-亞洲板塊的過(guò)度擠壓，原有的封閉遭到破壞，從而不利于油氣資源的保存。在特提斯域外，造山作用造成的山體隆升提供了大量的沉積物質(zhì)，從而為域外沉積盆地及油氣資源的形成提供了重要條件，南亞的孟加拉扇就是這一例子的典型代表。

下面我們看看波斯灣的具體情況。波斯灣在地質(zhì)構(gòu)造上由北部的伊朗地體、南部的阿拉伯板塊和中間的比特里斯-扎格羅斯縫合帶組成。阿拉伯板塊，又稱Arabia-Nubian地塊(阿拉伯-努比亞地盾)，是東西岡瓦納聚合的泛非造山帶的北段。古生代初期，由于受周緣俯沖作用影響，阿拉伯板塊成為環(huán)岡瓦納大陸邊緣巖漿弧的一部分。Pangea超大陸形成后，該地區(qū)成為東側(cè)古特提斯海灣南側(cè)被動(dòng)陸緣的一部分。大約在180Ma的侏羅紀(jì)，早先形成的巖漿弧裂解成為中伊朗地塊，其南側(cè)成為新特提斯洋。大約在30Ma左右，新特提斯洋閉合，中伊朗地體與阿拉伯地塊碰撞形成扎格羅斯造山帶。從上述簡(jiǎn)單的歷史介紹可以看出，波斯灣北部存在過(guò)古特提斯和新特提斯兩次俯沖。但其南緣的阿拉伯地塊大約自500Ma開始，一直發(fā)育寬廣的被動(dòng)大陸邊緣，沉積自寒武紀(jì)以來(lái)巨厚的碳酸巖和泥沙質(zhì)巖石(Hortonetal., 2008)。由于海水較淺，且當(dāng)時(shí)位于赤道附近，這些巖石沉積時(shí)生物極其繁盛，構(gòu)成優(yōu)質(zhì)烴源巖。與此同時(shí)，還發(fā)育二疊紀(jì)、侏羅紀(jì)和漸新世等多套膏巖層，構(gòu)成良好的蓋層。特別是從漸新世晚期-中新世開始(Koshnawetal., 2019)，阿拉伯板塊與歐亞大陸開始碰撞接觸，其上的淺海沉積逐漸向陸相沉積轉(zhuǎn)變，形成眾多巨厚的潟湖相蒸發(fā)巖沉積。在這套沉積發(fā)育的同時(shí)，板塊擠壓形成的扎格羅斯造山帶發(fā)育北部以逆沖構(gòu)造為主的沖斷帶，和南部以寬闊向斜-背斜為主的前陸褶皺帶(Agardetal., 2011)。這些前陸褶皺帶的變形是如此地恰如其分，且在后期基本未遭受破壞和剝蝕，從而構(gòu)成了波斯灣地區(qū)令人驚嘆的油氣圈閉。

我們?cè)倏纯此拇ㄅ璧氐那闆r。正如我們前面介紹的那樣，華南大陸主體顯生宙以來(lái)經(jīng)歷兩次大的構(gòu)造變動(dòng)，即廣西運(yùn)動(dòng)代表的泥盆紀(jì)原特提斯造山和印支運(yùn)動(dòng)代表的三疊紀(jì)古特提斯造山。其中揚(yáng)子克拉通在晉寧期克拉通化后發(fā)育兩次大范圍的海相沉積，其一是南華紀(jì)-志留紀(jì)，第二是石炭紀(jì)-三疊紀(jì)。在這兩個(gè)階段，華南地區(qū)基本被大面積的淺海所覆蓋，生物繁盛，形成優(yōu)質(zhì)烴源巖，其中尤以二疊紀(jì)為甚。二疊紀(jì)晚期，東南沿海和康滇地區(qū)大面積隆起，加之北部秦嶺山系的阻隔，南西-北東走向的四川盆地-下?lián)P子盆地基本成型。三疊紀(jì)初期，標(biāo)志盆地封閉的膏鹽沉積在四川盆地西部和北部開始出現(xiàn)，并逐漸向其它方向推進(jìn)，直至晚三疊世基本結(jié)束海相演化歷史。在早-中三疊世期間，整個(gè)四川盆地均為封閉的蒸發(fā)海環(huán)境，形成飛仙關(guān)組(晚期)、嘉陵江組和雷口坡組巨厚膏鹽沉積，成為油氣的良好蓋層。這一蓋層除在周邊外，一直多未遭到后期的強(qiáng)力破壞，這就是四川盆地為何富含油氣資源的重要原因(馬永生, 2006; 金之鈞等, 2010)。

但細(xì)心的讀者也許會(huì)發(fā)現(xiàn)，目前四川盆地天然氣資源的的主力烴源巖是早志留世龍馬溪組。該地層，以及更老的烴源巖，為何在志留紀(jì)末期的造山作用期間未被破壞。這實(shí)際上又和華南原特提斯造山作用發(fā)生的位置與方式有關(guān)。在華南東南部，泥盆系與下伏地層為角度不整合接觸，但在遠(yuǎn)離聚合帶的四川盆地，上述接觸關(guān)系主要表現(xiàn)為平行不整合，泥盆紀(jì)之前的地層還形成大型寬緩褶皺等構(gòu)造，因而對(duì)原有油氣資源的破壞有限。顯然，對(duì)這一現(xiàn)象本身的深入研究，也將是本重大研究計(jì)劃的重要內(nèi)容。

我們相信，特提斯對(duì)油氣資源的控制和影響遠(yuǎn)不止這些，未來(lái)應(yīng)加強(qiáng)從宏觀尺度上認(rèn)識(shí)造山帶演化與油氣盆地形成的關(guān)系，即人們常說(shuō)的盆山耦合問(wèn)題。

4.3 特提斯演化及其環(huán)境效應(yīng)

特提斯的形成與消亡是顯生宙以來(lái)地球上發(fā)生的最重大地質(zhì)事件(圖11)，因而對(duì)地球的環(huán)境產(chǎn)生了重要影響。這種影響主要體現(xiàn)在以下幾個(gè)方面：第一，特提斯洋的形成與演化決定了地球當(dāng)時(shí)的古地理格局，而海陸分布是影響地球氣候的最重要因素。現(xiàn)今歐亞大陸南緣，其氣候受副特提斯海(現(xiàn)地中海)控制的情形是我們熟悉的例子。在Pangea超大陸形成前的原古特提斯演化階段，地球的海陸格局主要是南方的岡瓦納大陸和北方的勞亞大陸，其間的特提斯洋與泛大洋聯(lián)通，行星風(fēng)系構(gòu)成此時(shí)地球的主要?dú)夂蛱卣鳌７侵夼c歐洲大陸沿華力西造山帶拼合形成Pangea超大陸后，東西貫通的全球水道被切斷，不僅使地球產(chǎn)生超級(jí)季風(fēng)，而且加劇地球本已趨冷的趨勢(shì)，進(jìn)而形成了地球上規(guī)模浩大的晚古生代冰期(LPIA)。但隨著新特提斯的形成，Pangea超大陸裂解，超級(jí)季風(fēng)演化成為地球上多個(gè)區(qū)域季風(fēng)共存的復(fù)雜格局。

第二，特提斯在演化過(guò)程中可導(dǎo)致特定地域地形上的巨幅變化。這方面最典型的例子就是青藏高原的隆升與喜馬拉雅山的崛起。在青藏高原形成以前，地球的大氣系統(tǒng)以行星風(fēng)系為主，而高原的隆升改變了這一格局，并導(dǎo)致了深入影響我們生活的東亞季風(fēng)的形成，以及亞洲內(nèi)陸的干旱化(Molnar and England, 1990)。但青藏高原是何時(shí)隆升到足以影響地球的氣候，是一個(gè)還沒(méi)解決的重大科學(xué)問(wèn)題。古高度是解決這一問(wèn)題的最佳方法，但古高程的確定卻是世界性難題。另一方面，印度與亞洲的碰撞導(dǎo)致了青藏高原的形成和喜馬拉雅山的崛起；但同樣是碰撞，為何阿拉伯與亞洲間的碰撞形成的是高度只有1500m左右的伊朗-安納托尼亞高原，而非洲與歐洲的碰撞形成的卻是線狀的阿爾卑斯山。

青藏高原和喜馬拉雅山令無(wú)數(shù)地球科學(xué)家心向往之，但高寒缺氧又令人望而卻步。作為對(duì)比，地勢(shì)較低的安納托尼亞-伊朗高原由于形成年齡僅12Ma左右，被認(rèn)為是高原發(fā)展的初級(jí)階段，是解開高原成因之謎的重要對(duì)象。然而，同青藏地區(qū)一樣，板塊碰撞時(shí)間認(rèn)識(shí)上的分歧嚴(yán)重制約了這一問(wèn)題的進(jìn)展。實(shí)際上，該問(wèn)題還涉及地質(zhì)學(xué)上的另一個(gè)難解之謎，即大規(guī)模海洋巖石圈的仰沖問(wèn)題。一般說(shuō)來(lái)，海洋巖石圈由于密度較大，它在俯沖過(guò)程中會(huì)進(jìn)入地幔而消亡，但地球上確實(shí)存在大面積海洋巖石圈就位于大陸的具體實(shí)例。就主動(dòng)大陸邊緣來(lái)說(shuō)，代表性的實(shí)例是西太平洋的新喀里多尼亞蛇綠巖，其分布面積近萬(wàn)平方千米，侵位在早期沉積地層之上，其成因與太平洋板塊的俯沖關(guān)系密切。令人費(fèi)解的是就位于被動(dòng)陸源的蛇綠巖殘片，其中尤以阿曼蛇綠巖最為著名，其分布面積超過(guò)一萬(wàn)平方千米。更有甚者，整個(gè)阿拉伯板塊在80～70Ma左右，均發(fā)生新特提斯蛇綠巖向南的仰沖就位。除阿曼蛇綠巖外，從西向東出露的著名蛇綠巖還有塞浦路斯的Troodos蛇綠巖、敘利亞的Baer-Bassit蛇綠巖、土耳其的Kizildag(Hatay)蛇綠巖、伊拉克的Mawat蛇綠巖、伊朗的Kermanshah和Neyriz蛇綠巖等(圖9)。eng?r and Stock (2014)將此次蛇綠巖仰沖就位命名為Ayyubid造山帶，以突出此類事件的重要性。由于裸露的鎂鐵-超鎂鐵巖易于風(fēng)化而吸收大氣CO2，因而這些蛇綠巖的仰沖就位可能是白堊紀(jì)晚期大氣CO2含量有所波動(dòng)的主要原因(Jagoutzetal., 2016)。

蛇綠巖為何能發(fā)生向被動(dòng)陸緣的長(zhǎng)距離仰沖，一直沒(méi)有很好的答案。學(xué)術(shù)界在最初提出這一概念時(shí)，強(qiáng)調(diào)它的發(fā)生可能與大洋消失后的大陸碰撞有關(guān)(Coleman, 1971, 1981)，這就是學(xué)術(shù)界認(rèn)為阿拉伯與歐亞大陸在晚白堊世碰撞的理論依據(jù)(Alavi, 1994)。但這一論斷并沒(méi)有得到充分的論證，因而后來(lái)產(chǎn)生阿拉伯與歐亞大陸碰撞發(fā)生在始新世-漸新世、中新世甚至更晚的認(rèn)識(shí)(Agardetal., 2011; Zhangetal., 2017b; Koshnawetal., 2019)。顯然，這一認(rèn)識(shí)分歧嚴(yán)重阻礙對(duì)安納托尼亞-伊朗高原成因的認(rèn)識(shí)。在阿爾卑斯地區(qū)，非洲與歐洲板塊的碰撞時(shí)代也未定論。這就是為什么近年來(lái)有大量大陸碰撞精細(xì)時(shí)代研究的主要原因。

圖11 特提斯演化階段與顯生宙重大環(huán)境-生命事件對(duì)應(yīng)關(guān)系資料來(lái)源：pCO2: Royer et al. (2004)；pO2：Berner and Canfield (1989)；Mean global temperature (relative to present day global mean temperature of 17.5 degrees): Came et al. (2007). Hirnant冰期時(shí)溫度采用Frakes et al. (1992)曲線；大火成巖省(LIPS)及生物滅絕強(qiáng)度資料來(lái)自Ernst (2014)Fig.11 Tethyan evolution and its potential connection to the environmental and mass extinction events in the PhanerozoicpCO2: Royer et al. (2004); pO2: Berner and Canfield (1989); Mean global temperature (relative to present day global mean temperature of 17.5 degrees): Came et al. (2007). Hirnant ice period from Frakes et al. (1992); LIPS and mass extincations from Ernst (2014)

上面我們只是提及新特提斯洋閉合相關(guān)的碰撞及環(huán)境變化，原、古特提斯的消亡也同樣產(chǎn)生了地球上巨幅的地形變化與環(huán)境效應(yīng)。青藏高原的隆升不僅表現(xiàn)為垂向上的高度變化，更主要的是它向四周的擴(kuò)展，形成表征地形顯著變化的粗碎屑沉積，如南側(cè)與喜馬拉雅山相隨的錫瓦里克礫巖、東側(cè)與龍門山相關(guān)的大邑礫巖、以及中國(guó)西部與山脈相關(guān)的西域礫巖、玉門礫巖、積石山礫巖等。相比而言，與新特提斯消亡有關(guān)的印度與亞洲碰撞產(chǎn)生的磨拉石建造(西藏柳曲礫巖)，規(guī)模要小得多，甚至遠(yuǎn)小于縫合帶附近后來(lái)由于山體隆升而形成的岡仁波齊-大竹卡礫巖。同樣，原特提斯洋關(guān)閉后的磨拉石建造從塔里木南緣，經(jīng)祁連山、昆侖山到達(dá)秦嶺，然后又在華南的東南部大量出現(xiàn)，分布面積甚大；而古特提斯造山形成的礫巖分布規(guī)模甚至更大，幾乎覆蓋中國(guó)國(guó)土。按照將今論古的原則，我們可以想象，原特提斯和古特提斯造山將是何等規(guī)模，它對(duì)我國(guó)大陸乃至亞洲大陸的地形影響將是何等重要，由此而帶來(lái)的風(fēng)化剝蝕又將吸收多少大氣中的CO2，進(jìn)而對(duì)地球的環(huán)境產(chǎn)生影響。但這方面的研究還遠(yuǎn)未開展，我們對(duì)它的認(rèn)識(shí)還很為有限。未來(lái)應(yīng)該以原特提斯、古特提斯和新特提斯洋閉合相關(guān)的三套礫巖為基礎(chǔ)，開展古地勢(shì)研究，以更好地理解地球的古環(huán)境及其變化。

第三，特提斯在演化過(guò)程中通過(guò)控制碳排放影響了地球氣候。這種碳排放既涉及地球的內(nèi)部過(guò)程，也涉及由于海陸分布和地形起伏而帶來(lái)的表層過(guò)程。正如圖11所示的那樣，地球顯生宙期間以早古生代、晚古生代和侏羅紀(jì)以來(lái)三次大的變冷趨勢(shì)為顯著特征，并發(fā)育過(guò)三次冰期事件，分別發(fā)生在晚奧陶世末-早志留世、早石炭世-早二疊世和晚新生代。盡管對(duì)冰期的成因目前學(xué)術(shù)界觀點(diǎn)分歧較大，但最近的研究顯示，特提斯演化有關(guān)的弧巖漿作用可能是導(dǎo)致地球冰期出現(xiàn)的一種主要原因(Macdonaldetal., 2019)，因?yàn)榛r漿作用將通過(guò)噴發(fā)柱向地球的大氣釋放大量的SO2，而該氣體在平流層會(huì)形成壽命短的氣溶膠，進(jìn)而反射太陽(yáng)的熱量而使地球變冷。盡管每次火山噴發(fā)對(duì)地球溫度的降低貢獻(xiàn)有限，但大型巖漿弧的長(zhǎng)期發(fā)育可導(dǎo)致地球冰期的到來(lái)(Soreghanetal., 2019)。原、古、新特提斯洋在俯沖消減過(guò)程中，分別形成了著名的秦嶺、昆侖與岡底斯巖漿弧，它們向大氣釋放了巨量SO2，可能顯著影響了地球的氣候環(huán)境。在地球三次大的變冷期間，地球大氣的CO2含量顯著降低，而大氣氧含量顯著上升，當(dāng)時(shí)地球植被大量發(fā)育，這也是奧陶-志留紀(jì)、石炭-二疊紀(jì)和侏羅-白堊紀(jì)煤系和油氣資源繁盛的重要原因。因此，原、古和新特提斯大洋俯沖導(dǎo)致巖漿弧大量發(fā)育，使得地球往趨冷方向發(fā)展。巖漿弧的崛起以及后來(lái)青藏高原的隆升又加速了巖石的風(fēng)化過(guò)程，從而消耗大氣中的CO2，這可能是古生代以來(lái)地球由溫室向后來(lái)冰室多次轉(zhuǎn)變的重要原因(Ruddiman and Kutzbach, 1990)。

4.4 特提斯演化與顯生宙重大生命事件

顯生宙期間，地球上的生命演化經(jīng)歷了大起大落。不僅有寒武紀(jì)的生命大爆發(fā)，也有以恐龍為代表的生物大滅絕。岡瓦納大陸的聚合及隨后的風(fēng)化作用，改變了地球大氣氧的含量，從而引發(fā)了寒武紀(jì)的生命大爆發(fā)(Squireetal., 2006; Shieldsetal., 2019)。其后的整個(gè)特提斯演化期間，地球的生物演化以5次生物大滅絕及其后的生物復(fù)蘇為主旋律。

生物大滅絕的起因，是地球科學(xué)家以及公眾極為關(guān)心的重要科學(xué)問(wèn)題(戎嘉余和黃冰, 2014; 沈樹忠和張華, 2017)。目前肯定的是，這5次滅絕的原因各不相同，因?yàn)槊恳淮螠缃^前后地球環(huán)境特征及其變化互不一致。最早的奧陶紀(jì)末生物滅絕似乎與同時(shí)的冰期及隨后的升溫相關(guān)，而其它似乎與大規(guī)?；鹕绞录螂E石撞擊聯(lián)系更密切(Courtillot and Renne, 2003; Houghetal., 2006)。即使是火山事件，二疊紀(jì)-三疊紀(jì)生物大滅絕發(fā)生在地球升溫的背景下；相反，白堊-第三紀(jì)恐龍滅絕發(fā)生在全球降溫的背景中(圖11)。在這些滅絕事件中，規(guī)模最大的二疊紀(jì)-三疊紀(jì)間的生物大滅絕最受人矚目，并以我國(guó)華南地區(qū)的記錄最為完整、研究最為詳細(xì)。研究發(fā)現(xiàn)，此次生物滅絕以升溫、缺氧和海洋酸化為主要特征。高精度年代學(xué)測(cè)定顯示，該生物滅絕發(fā)生時(shí)間與西伯利亞大規(guī)模玄武巖噴發(fā)時(shí)代一致，且生物滅絕發(fā)生時(shí)限僅為6萬(wàn)年，是一個(gè)極為快速的地質(zhì)事件(Shenetal., 2011)。因此，目前學(xué)術(shù)界的主流觀點(diǎn)認(rèn)為，此次生物滅絕與西伯利亞巨型玄武巖噴發(fā)有關(guān)。以我國(guó)浙江長(zhǎng)興的二疊-三疊紀(jì)金釘子剖面為例，生物滅絕前后的兩層火山灰是火山噴發(fā)導(dǎo)致生物滅絕的重要依據(jù)。但仔細(xì)檢查發(fā)現(xiàn)，這些火山灰與西伯利亞的玄武巖相差甚遠(yuǎn)，反而反映一種來(lái)自于大陸巖漿弧的高硅巖漿作用(Heetal., 2014; 王曼等, 2018)。

我們不認(rèn)為僅此次火山灰就可以導(dǎo)致生物的滅絕，因?yàn)榇罅炕r漿的噴發(fā)會(huì)使地球變冷，而不是生物滅絕所發(fā)生時(shí)的變熱。我們考慮的是何種機(jī)制能使全球缺氧和海洋酸化?；氐綀D10所顯示的古生代-中生代之交的古地理復(fù)原圖，2.5億年時(shí)的特提斯洋可能是處于一種基本封閉的內(nèi)陸湖演化階段，這種相對(duì)封閉的環(huán)境極有可能就是缺氧和酸化發(fā)生的重要前提，因?yàn)閺V闊的大洋在短時(shí)期內(nèi)發(fā)生缺氧和酸化基本上是很難實(shí)現(xiàn)的。因此，我們推想，古特提斯洋隨俯沖而逐漸消亡，而相對(duì)局限海域的發(fā)育在大量弧巖漿作用發(fā)育背景下，逐漸缺氧和酸化，使得其內(nèi)部的生物難以正常生存，這可能是二疊-三疊紀(jì)生物滅絕發(fā)生的重要機(jī)制，西伯利亞玄武巖的噴發(fā)可能只是“壓死駱駝的最后一根稻草”。該模型10年前就被提出(eng?r and Atayman, 2009)，原作者還對(duì)比了25個(gè)二疊紀(jì)晚期-三疊紀(jì)初期的地層剖面，發(fā)現(xiàn)特提斯域內(nèi)外此時(shí)段地層的缺氧程度確實(shí)有很大不同，一定程度上支持上述解釋。因此，特提斯域內(nèi)外地層的生物學(xué)與古環(huán)境對(duì)比研究，將為這一論斷提供關(guān)鍵證據(jù)。我們相信，生物滅絕在某種程度上更應(yīng)該是地球在特定時(shí)間內(nèi)各類地質(zhì)作用長(zhǎng)時(shí)期演化的結(jié)果(殷鴻福和宋海軍, 2013)，災(zāi)變事件肯定對(duì)生物的生存與進(jìn)化產(chǎn)生影響，但未必一定是決定性的。

5 特提斯地球動(dòng)力學(xué)

板塊構(gòu)造是20世紀(jì)自然科學(xué)的重大成就，也是目前統(tǒng)領(lǐng)固體地球科學(xué)的最重要科學(xué)理論。板塊構(gòu)造理論本質(zhì)是描述剛性板塊的運(yùn)動(dòng)規(guī)律，其核心是大洋的成生與消亡。但大洋究竟如何產(chǎn)生并持續(xù)擴(kuò)張，促使大洋消亡的俯沖帶又是如何啟動(dòng)等，都是板塊構(gòu)造理論尚未解決的重要科學(xué)問(wèn)題，也是當(dāng)前固體地球科學(xué)的重大學(xué)術(shù)前沿。

特提斯的演化主要表現(xiàn)為大洋的產(chǎn)生、消亡以及與之伴隨的塊體匯聚與碰撞，這無(wú)疑為板塊構(gòu)造動(dòng)力機(jī)制研究提供了天然實(shí)驗(yàn)室。就特提斯演化的動(dòng)力機(jī)制，前輩學(xué)者做了大量的工作，提出了多種解釋模型。歸結(jié)起來(lái)，這些模型基本可分為兩大類。其一是傳送帶模型(任紀(jì)舜, 1993; Becker and Faccenna, 2011)：即強(qiáng)調(diào)岡瓦納大陸裂解的塊體不斷向北漂移，然后增生到亞洲大陸的南緣。無(wú)論是eng?r (1979)的基梅里大陸，還是黃汲清和陳炳蔚(1987)的互換構(gòu)造域，都暗示特提斯的演化從南而北推進(jìn)。這一模型產(chǎn)生的重要理論基礎(chǔ)是大洋形成的弧后盆地可擴(kuò)展成大洋(圖2)，但對(duì)俯沖帶如何產(chǎn)生并沒(méi)有給予明確的回答。其二是多島洋模型(潘桂棠等, 1997)：我國(guó)地質(zhì)學(xué)家從地質(zhì)調(diào)查的實(shí)際出發(fā)，認(rèn)為廣域的特提斯在古生代初期就是被大量微小陸塊占據(jù)的海域，其間為擴(kuò)張有限的洋盆，這些微小陸塊在整體上可被稱之為泛華夏陸塊群，它們?cè)诓煌瑫r(shí)段與北側(cè)勞亞大陸和南側(cè)岡瓦納大陸的相互關(guān)系不盡相同。

5.1 大洋形成的弧后擴(kuò)張機(jī)制

在板塊構(gòu)造的理論框架中，大陸裂解形成大洋，但大陸為何裂解并未得到充分說(shuō)明。根據(jù)西太平洋邊緣海大量發(fā)育的實(shí)際情況(Uyeda and Kanamori, 1979)，eng?r (1979)創(chuàng)造性地提出了大洋板塊俯沖導(dǎo)致弧后擴(kuò)張，進(jìn)而形成大洋的認(rèn)識(shí)。具體到特提斯的形成，eng?r (1979)認(rèn)為古特提斯向南俯沖是南側(cè)新特提斯洋打開的最重要機(jī)制(圖2)。

大洋俯沖可產(chǎn)生弧后擴(kuò)張是公認(rèn)的事實(shí)，但弧后盆地是否可以演變成類似特提斯那樣的大洋卻是目前并不明確的問(wèn)題，特提斯的地質(zhì)歷史可為這一問(wèn)題研究提供重要線索。在青藏高原境內(nèi)，北部為原特提斯，主要的縫合線有祁連-寬坪、柴達(dá)木-商丹、庫(kù)地-昆中以及康西瓦-阿尼瑪卿；中部以古特提斯為主，主要的縫合線有康西瓦-阿尼瑪卿、金沙江-哀牢山和龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連等；而南部以新特提斯為主，主要分布著班公和雅魯藏布兩條縫合線。就古特提斯域最北的阿尼瑪卿縫合帶而言，該縫合帶的俯沖極性在整個(gè)演化期間一直向北。晚古生代發(fā)育期間，其北側(cè)原特提斯洋已經(jīng)結(jié)束了俯沖，表明它不可能是北側(cè)原特提斯洋的弧后盆地。又如古特提斯中的龍木錯(cuò)-雙湖縫合帶，盡管用以制約俯沖極性的資料相對(duì)有限，但最近在其北側(cè)發(fā)現(xiàn)的弧巖漿建造指示其俯沖極性仍向北。支持這一結(jié)論的是與該帶相連的昌寧-孟連縫合帶，那兒有比較多的資料顯示，該帶東側(cè)在古生代晚期為主動(dòng)陸緣，而其西側(cè)的滇緬地塊當(dāng)時(shí)為被動(dòng)陸緣。也就是說(shuō)，特提斯域南部的新特提斯也不是通過(guò)古特提斯向南俯沖的弧后盆地而產(chǎn)生的。

下面我們來(lái)看看青藏高原以外地區(qū)的資料。首先是伊朗高原，那兒主要由北側(cè)的Alborz古特提斯縫合帶和南側(cè)的Zagros新特提斯縫合帶組成。值得注意的是，鄰近Alborz縫合帶南側(cè)的伊朗中部地塊從未顯示過(guò)任何活動(dòng)大陸邊緣的地質(zhì)演化特征，域內(nèi)的兩條縫合帶都是向北俯沖的。再向西至土耳其境內(nèi)，那兒是古特提斯向南俯沖導(dǎo)致新特提斯擴(kuò)張這一觀點(diǎn)提出的地區(qū)，但近幾年的詳細(xì)地質(zhì)填圖并不支持該觀點(diǎn)。

因此，青藏高原、伊朗高原、以及土耳其地區(qū)的資料顯示，特提斯域內(nèi)大洋的演化總體上是由北而南推進(jìn)的，但板塊的總體俯沖方向卻是向北進(jìn)行的。即古特提斯的打開并非通過(guò)原特提斯向南俯沖的弧后擴(kuò)張而實(shí)現(xiàn)的。同樣，也不存在古特提斯向南俯沖產(chǎn)生弧后新特提斯洋盆的情況。

但是，在每一次大的洋盆發(fā)育階段，多個(gè)洋盆同時(shí)出現(xiàn)。如原特提斯洋期間至少發(fā)育5個(gè)洋盆，古特提斯階段有3個(gè)，新特提斯階段至少有2個(gè)。原特提斯洋盆演化期間各地質(zhì)體的空間配置可能已發(fā)生較大的變化，因而對(duì)其相互關(guān)系的認(rèn)定存在很大困難。在前面的介紹中，我們?cè)摷褒埬惧e(cuò)-雙湖以北廣大地域在原特提斯造山期間已經(jīng)聚合，但在古特提斯期間卻出現(xiàn)了康西瓦-阿尼瑪卿-勉略洋和金沙江-哀牢山洋?？滴魍?阿尼瑪卿應(yīng)該是在原特提斯基礎(chǔ)上重新打開的大洋，因?yàn)榇碓靥崴古鲎苍焐降哪嗯杓o(jì)磨拉石在縫合帶兩側(cè)均有展布。無(wú)獨(dú)有偶，金沙江-哀牢山延伸向南至越南境內(nèi)的SongMa洋，van Tranetal. (2020)也認(rèn)為是在原特提斯基礎(chǔ)上重新打開的大洋。實(shí)際上，金沙江-哀牢山縫合帶西段蛇綠巖很不發(fā)育，洋盆擴(kuò)展和消減的主要地質(zhì)記錄見于東部。目前多數(shù)學(xué)者接受的意見是，該大洋在早期閉合時(shí)向西消減俯沖，但在大洋基本關(guān)閉的同時(shí)，發(fā)生雙向俯沖。這一特征與我們后面將要描述的弧后盆地消亡模式較為接近。因此，康西瓦-阿尼瑪卿-勉略洋和金沙江-哀牢山洋都可能是龍木錯(cuò)-雙湖-昌寧-孟連洋的弧后盆地或與它俯沖相關(guān)的張性盆地。它們都是小洋盆，與東南亞地區(qū)多個(gè)洋盆共存的情況較為類似。古地磁資料顯示(朱日祥等, 1998; Huangetal., 2018)，華北和華南地塊晚古生代期間的古緯度極為接近，至少暗示它們兩者之間的勉略洋應(yīng)該是一個(gè)有限洋盆。但對(duì)金沙江-哀牢山洋還缺乏相應(yīng)的制約，盡管前人有認(rèn)定它就是西側(cè)昌寧-孟連帶的弧后盆地，但我們還需要進(jìn)一步的工作來(lái)證實(shí)或證偽這一判斷。

有一個(gè)現(xiàn)象值得我們思考，康西瓦-阿尼瑪卿-勉略帶古特提斯相關(guān)的大洋俯沖型巖漿作用僅發(fā)育在二疊紀(jì)，未見更老的俯沖型巖漿作用(張傳林等, 2019; 莫宣學(xué)等, 2007; 王曉霞等, 2015)；金沙江帶(包括其東的甘孜-理塘帶)也是如此(Zietal., 2013; Wangetal., 2014)。但在龍木措-雙湖和昌寧-孟連帶，俯沖型巖漿作用從泥盆紀(jì)晚期就已經(jīng)開始發(fā)育(李才等, 2016; Nieetal., 2016)，晚期沉積物中此時(shí)期碎屑鋯石的出現(xiàn)也支持這一論點(diǎn)(Haraetal., 2017)。這是否在一定程度上支持上述弧后擴(kuò)張模式，留以后繼續(xù)討論。

就新特提斯洋本身而言，班怒帶目前爭(zhēng)議較多。盡管多數(shù)學(xué)者認(rèn)為，班怒洋是向北俯沖消減的，但部分學(xué)者堅(jiān)持認(rèn)為它們的俯沖極性應(yīng)該向南或是雙向的(潘桂棠等, 1983; Panetal., 2012; Zhuetal., 2013, 2016)。我們不擬對(duì)這一問(wèn)題進(jìn)行全面的討論，只是指出，第一，班怒洋不是北側(cè)古特提斯洋向南俯沖形成的；第二，班怒洋與雅江洋基本同時(shí)形成，它們兩者之間是否存在成生聯(lián)系需要進(jìn)一步論證。

5.2 地幔柱與大陸裂解

地幔柱可否實(shí)現(xiàn)大洋擴(kuò)張，是一個(gè)熱烈討論的問(wèn)題。大西洋中脊上冰島地幔柱的發(fā)育是支持地幔柱可實(shí)現(xiàn)大洋擴(kuò)張的有力證據(jù)，Afar地幔柱和紅海-東非裂谷-亞丁灣組成的三連點(diǎn)也被當(dāng)作地幔柱促使大陸裂解的經(jīng)典例子。同樣，超級(jí)地幔柱也被認(rèn)為是導(dǎo)致Rodinia超大陸裂解的重要機(jī)制(Lietal., 2008)。但是，地幔柱導(dǎo)致大陸裂解的負(fù)面證據(jù)也常被學(xué)術(shù)界提起。第一，很多地幔柱與大陸裂解毫無(wú)關(guān)聯(lián)，如太平洋中的夏威夷火山島鏈和Ontong Java大火山巖省。也正是由于這一原因，地幔柱常被當(dāng)做是板內(nèi)地質(zhì)作用的重要標(biāo)志。第二，模擬計(jì)算表明，地幔柱在大陸裂解過(guò)程中的貢獻(xiàn)相對(duì)有限。

盡管如此，地幔柱在大陸裂解中的作用不可忽視(Storey, 1995; Zhangetal., 2018)。就與特提斯演化緊密相關(guān)的岡瓦納大陸而言，它從晚古生代開始裂解，先后形成古特提斯、新特提斯和印度洋，初始面積巨大的岡瓦納大陸現(xiàn)在只剩下面積有限的南極大陸。與此同時(shí)，上述裂解的大陸依次向北漂移，使人很難不設(shè)想是否南北大陸下伏地幔也起到重要作用。北方大陸自5億年來(lái)以原-古-新特提斯消亡匯聚為主旋律，而南方岡瓦納下部卻有一個(gè)長(zhǎng)期上涌的超級(jí)熱異常(萬(wàn)博等, 2019)。南北大陸下伏地幔長(zhǎng)期存在南高北低，南熱北冷的差異，這一差異也許有助于南半球的塊體不斷向北漂移。多學(xué)科證據(jù)表明，現(xiàn)今地球的核幔邊界存在兩個(gè)大型剪切波低速省(large low shear wave velocity provinces, LLSVPs, Garnero and McNamara, 2008)，對(duì)蹠位于非洲大陸(命名為Tuzo)和太平洋板塊下方(命名為Jason)。這兩個(gè)低速省可能在Pangea大陸形成之前就已存在，并一直穩(wěn)定保留至今。它們的形成可能與球面二階展布的地幔對(duì)流相關(guān)，也是地球上大火成巖省出現(xiàn)的主要原因所在(Torsviketal., 2014)。在空間位置上，特提斯域剛好夾持在這兩個(gè)低速省之間，其中Tuzo低速省在特提斯構(gòu)造時(shí)期正好位于岡瓦納大陸北部，其對(duì)岡瓦納大陸的裂解貢獻(xiàn)值得關(guān)注(Cande and Stegman, 2011; van Hinsbergenetal., 2011)。

未來(lái)應(yīng)該對(duì)特提斯域內(nèi)可能存在的地幔柱效應(yīng)進(jìn)行大范圍深部地球物理探測(cè)，并從地球化學(xué)角度追索不同時(shí)代特提斯大洋在擴(kuò)張過(guò)程中是否存在上述地幔柱的貢獻(xiàn)，并從動(dòng)力學(xué)模擬角度定量評(píng)價(jià)地幔柱對(duì)大陸裂解的貢獻(xiàn)。

5.3 俯沖帶的形成與躍遷

俯沖帶如何形成是目前最熱門的話題(Stern and Gerya, 2018)。一般說(shuō)來(lái)，古老的被動(dòng)陸緣是俯沖帶最易形成的部位，地質(zhì)證據(jù)也暗示這一地點(diǎn)俯沖起始很合理，但模擬實(shí)驗(yàn)并沒(méi)有證明這一點(diǎn)。因?yàn)楸M管老的被動(dòng)陸緣具有較大的密度差，但由溫度降低帶來(lái)的強(qiáng)度增加明顯抑制了俯沖作用的發(fā)生(Cloetinghetal., 1982)。更何況，目前在全球也沒(méi)有觀察到被動(dòng)陸緣轉(zhuǎn)變成俯沖帶的實(shí)例。第二個(gè)俯沖可能發(fā)生的地方是大洋里的轉(zhuǎn)換斷層(Zhouetal., 2018)。由于錯(cuò)離作用，轉(zhuǎn)換斷層兩側(cè)洋殼時(shí)代不同，當(dāng)時(shí)代明顯不同的兩洋殼接觸時(shí)，兩者間的密度差可導(dǎo)致年老的部分沉到年輕的部分之下，即發(fā)生俯沖。但我們的研究表明(吳福元等, 2019)，目前全球大洋中實(shí)際上不存在這種類型俯沖起始的例子。

以上討論的都是板塊通過(guò)自身的密度差自主產(chǎn)生俯沖的例子，即自發(fā)式俯沖(Spontaneous subduction, Stern, 2004)。還有一種可能性，就是誘發(fā)式俯沖(Induced subduction)。即在外力作用下，板塊邊界發(fā)生重組或調(diào)整而導(dǎo)致俯沖起始。這方面的例子目前認(rèn)識(shí)還相對(duì)有限，最有可能的情況是大洋中脊轉(zhuǎn)化為俯沖帶。我們?cè)敢庠诖颂峒澳壳昂転榱餍械纳呔G巖初始俯沖模型(Whattam and Stern, 2011; Sternetal., 2012; Guilmetteetal., 2018)。顧名思義，該模型認(rèn)為蛇綠巖是通過(guò)初始俯沖來(lái)實(shí)現(xiàn)的，這樣也就合理地解釋了目前全球絕大部分蛇綠巖都具有的俯沖作用的痕跡。本文作者目前還不能很好地理解這一點(diǎn)，因?yàn)檠髿な窍刃纬傻模挥邢冉鉀Q洋殼的形成，然后才有洋殼的俯沖。目前對(duì)塞浦路斯Troodos和阿曼Semail蛇綠巖的精細(xì)研究都發(fā)現(xiàn)，這些蛇綠巖最初都是在洋中脊形成的，然后其洋殼的上部層位出現(xiàn)俯沖作用的跡象(Goodenoughetal., 2014)。因此我們認(rèn)為，蛇綠巖的形成應(yīng)該分為早期洋中脊和晚期俯沖帶兩個(gè)階段。大洋在擴(kuò)張的晚期階段，其擴(kuò)張速率明顯衰減以至停止。這樣在外力作用下，洋中脊就很有可能轉(zhuǎn)化為俯沖帶，從而在早先形成的蛇綠巖中疊加俯沖作用的印跡。該模型不僅合理地解釋了蛇綠巖中玻安巖的成因和變質(zhì)底板的發(fā)育，還可解釋蛇綠巖上部為何不出現(xiàn)俯沖相關(guān)的沉積。但在這種情況下，蛇綠巖的洋中脊形成是初始信號(hào)，而俯沖疊加是二次信號(hào)，兩者不可同日而語(yǔ)。當(dāng)然，如果俯沖起始發(fā)生在洋內(nèi)薄弱帶(如洋中脊)這一模型成立的話，由于洋中脊及其轉(zhuǎn)換斷層大多位于大洋的中間部位，那么俯沖上盤大洋板塊如何消亡是我們不能回避的問(wèn)題。

無(wú)論怎樣，根據(jù)Wilson旋回，大洋勢(shì)必要消亡，俯沖帶注定要產(chǎn)生。西藏南部的雅魯藏布縫合帶，作為新特提斯大洋最晚閉合的一支，保留了完整的大洋擴(kuò)張直至俯沖的地質(zhì)記錄，是開展俯沖起始研究最理想的場(chǎng)所，我們期望中國(guó)學(xué)者在這一領(lǐng)域能夠?yàn)榘鍓K構(gòu)造理論做出實(shí)質(zhì)性貢獻(xiàn)。

俯沖作用過(guò)程的另外一個(gè)重要問(wèn)題是，俯沖帶如何實(shí)現(xiàn)躍遷。如大洋板塊在俯沖過(guò)程中，如果一個(gè)較大規(guī)模的洋底高原進(jìn)入俯沖帶，它的低密度將導(dǎo)致其卡位于俯沖帶之中而不能被俯沖消亡，而持續(xù)的俯沖擠壓將使俯沖帶躍遷至洋底高原的靠海一側(cè)，形成新的俯沖帶(Niuetal., 2003; Zhangetal., 2019a)。在整個(gè)特提斯構(gòu)造域，原特提斯洋和Iapetus大多在430Ma左右消失，古特提斯在400Ma時(shí)才開始發(fā)育弧巖漿建造從而實(shí)現(xiàn)Rehic洋和古特提斯洋的消減。同樣，中國(guó)和伊朗的古特提斯分別在ca. 250～230Ma左右消亡關(guān)閉，他們后方的新特提斯在230～200Ma左右開始消減(圖7)。因此，在多陸塊、多大洋存在的地區(qū)，前方大洋由于俯沖而消失，而持續(xù)的俯沖可以使后方的大洋開始新的俯沖。

在上述板塊俯沖研究中，尚有眾多問(wèn)題等待回答，其中之一是洋中脊的俯沖。如果洋中脊持續(xù)擴(kuò)張，俯沖的洋中脊將產(chǎn)生熱而低密度的洋殼，從而在一定程度上阻止俯沖作用的進(jìn)行。除非，洋中脊由于某種原因而停止擴(kuò)張，因而俯沖作用持續(xù)進(jìn)行。

5.4 單向裂解與聚合機(jī)制

在特提斯地區(qū)，其地質(zhì)演化的最重要特征是南側(cè)岡瓦納大陸的持續(xù)裂解，以及裂解塊體隨后向北的單向漂移與聚合。一種可能性是上面討論的地幔柱作用，正是該地幔柱的上升及對(duì)上覆巖石圈的擠壓，岡瓦納大陸發(fā)生裂解。而持續(xù)的地幔柱上升，使得大陸不斷裂解，且使裂解的塊體向北運(yùn)動(dòng)。但是，促使地球南半球塊體不斷向北漂移的也可以是向北的板塊的拖拽力?；谀嫌《妊髤^(qū)域的層析成像結(jié)果，Simmonsetal. (2015)識(shí)別出從南極北緣向北連續(xù)俯沖的巨大俯沖板片。該板片停滯在巽他板塊下方的核幔邊界上，在淺部對(duì)應(yīng)于Kerguelen海底高原，很可能是80～140Ma之前就已經(jīng)開始俯沖和后撤的南印度洋板片，是導(dǎo)致東岡瓦納裂解的殘留記錄。這個(gè)“隱藏”的南印度洋俯沖板片，其長(zhǎng)度超過(guò)5000km，可為140Ma以來(lái)東岡瓦納的裂解提供足夠的動(dòng)力。因此，大洋板塊在俯沖消減過(guò)程中，其洋殼部分將轉(zhuǎn)變?yōu)槊芏容^大的榴輝巖加上其巖石圈地幔的負(fù)浮力，這種向下的拖拽力，以及由此產(chǎn)生的地幔本身的吸力，是一個(gè)正反饋的過(guò)程，將使大洋板塊不斷向地球內(nèi)部集中。因此，大洋俯沖一旦啟動(dòng)，大洋消失的命運(yùn)則不可阻擋。隨著這一俯沖過(guò)程的持續(xù)進(jìn)行，后方被牽引的大陸將可能發(fā)生裂解，從而形成新的大洋(Gutiérrez-Alonsoetal., 2008; 萬(wàn)博等, 2019)。當(dāng)前方大陸發(fā)生碰撞時(shí)，俯沖帶將發(fā)生躍遷，后方的大洋在被牽引的一側(cè)產(chǎn)生新的俯沖帶。

一個(gè)重要而未討論的問(wèn)題是，上述大陸的裂解究竟在何處可以產(chǎn)生。就穩(wěn)定的克拉通而言，它的裂解并非易事。然而，如果它的內(nèi)部有明顯的軟弱地帶，外來(lái)力的作用就可以使它發(fā)生破裂，并進(jìn)而導(dǎo)致大陸裂解(Buiter and Torsvik, 2014)。例如，大陸內(nèi)部早先的碰撞帶，它經(jīng)常在后期轉(zhuǎn)化為大陸的裂谷帶，進(jìn)而演化成新生的大洋。北大西洋的裂解主要就是沿著Iapetus洋閉合的加里東造山帶進(jìn)行的(Wilson, 1966)，岡瓦納大陸早期裂解的Avalonia塊體和Rheic洋的形成也是這樣實(shí)現(xiàn)的(Murphyetal., 2006)。在我國(guó)境內(nèi)的特提斯地區(qū)，康西瓦-阿尼瑪卿古特提斯洋的形成就是在前期原特提斯縫合帶基礎(chǔ)上實(shí)現(xiàn)的，故而 Wuetal. (2016)提出了古昆侖(Paleo-Kunlun)和新昆侖(Neo-Kunlun)的概念，其向東的勉略帶就是在新元古代縫合帶基礎(chǔ)上產(chǎn)生，其北的二郎坪弧后盆地很可能在前期就是寬坪縫合帶。再向北，柴達(dá)木和南祁連之間的宗務(wù)隆-隆務(wù)峽構(gòu)造帶也可能是在晚古生代重新打開的小洋盆。上述這些重新打開的洋盆在二疊-三疊紀(jì)完成新一輪的閉合，這可能就是我國(guó)老一輩地質(zhì)學(xué)家的“手風(fēng)琴”模式，只不過(guò)它有了新的含義，而不是原地的反復(fù)“開合”(黃汲清和陳炳蔚, 1987; 姜春發(fā)等, 1992)。早期板塊碰撞帶可能演變?yōu)槲磥?lái)大陸裂解帶這一認(rèn)識(shí)，也得到物性資料的支持。地震波橫波分裂觀測(cè)表明，全球造山帶下方橄欖石晶格優(yōu)勢(shì)方向的a軸一般平行于造山帶的走向，說(shuō)明造山帶的走向是應(yīng)變最強(qiáng)的方向，也證明了造山帶是大陸拼合過(guò)程中主要的應(yīng)變集中帶。

在特提斯域內(nèi)，空間有序的不同時(shí)代縫合線的發(fā)育為這一論斷提供了重要制約。如青藏高原北部原特提斯閉合年代在400～430Ma左右，此后古特提斯開始俯沖；古特提斯大洋基本上都是在2.5億年左右消失的，而后方新特提斯洋的俯沖差不多從此時(shí)開始起始。印度與亞洲碰撞使新特提斯關(guān)閉以后，新的俯沖帶在印度洋北緣又開始發(fā)育，這就是萬(wàn)博等(2019)形象比喻的“單程俯沖列車”。

但是，“單程列車”是否意味著域內(nèi)所有的俯沖帶都是向北運(yùn)動(dòng)呢？盡管殘留板片的痕跡支持特提斯大洋板塊總體上北向俯沖動(dòng)力學(xué)特征，但這依然是非常重要而又不容易回答的問(wèn)題。理論上來(lái)說(shuō)，板塊的運(yùn)動(dòng)與深部地幔的對(duì)流是聯(lián)系在一起的，而地幔的對(duì)流一般是大尺度的，這也是為何絕大多數(shù)地質(zhì)學(xué)家相信青藏高原從北到南的俯沖作用基本都向北這一個(gè)方向進(jìn)行的理論依據(jù)。但是，局部小尺度的地幔對(duì)流確實(shí)是可以發(fā)生的，那它可以導(dǎo)致不同方向的俯沖同時(shí)共存嗎？

首先，我們來(lái)看看不同俯沖帶可以同時(shí)共存的情況。一般說(shuō)來(lái)，我們把同時(shí)共存的兩條縫合帶稱之為雙俯沖帶(Double subduction或Dual subduction)。俯沖方向相同的雙俯沖帶(Mishinetal., 2008; Jagoutzetal., 2015)，我們暫不考慮。對(duì)俯沖方向相反的雙俯沖帶，它可以有兩種不同的表現(xiàn)形式，即相背而行的Divergent double subduction(又稱Double out-dip subduction)，和相向而行的Convergent double subduction(又稱Double in-dip dubduction)(Holtetal., 2017)。為保持不與板塊構(gòu)造理論中其它名詞的混淆，我們建議將其分別簡(jiǎn)稱為相背型俯沖帶及相向型俯沖帶。相背型俯沖帶早就有所研究(Soesooetal., 1997)，它一般發(fā)育在兩側(cè)均消減的大洋演化晚期，現(xiàn)今的太平洋未來(lái)可能就屬于這一情形。相向型俯沖帶相對(duì)研究較少，但實(shí)際上在自然界廣泛發(fā)育。如我國(guó)的臺(tái)灣島，它就有兩個(gè)極性幾乎相反的俯沖系統(tǒng)(Wangetal., 2019b)，其東面是菲律賓海板塊向西的俯沖(琉球-菲律賓俯沖帶)，而其西面就是亞洲向東的俯沖(馬尼拉俯沖帶)。另一個(gè)實(shí)例來(lái)自更南部的菲律賓棉蘭老島。那兒東面的菲律賓海板塊向西俯沖，而東面的蘇拉威西海沿Cotobato海溝向東俯沖(Hall, 2018)。上述相向型俯沖帶發(fā)育地點(diǎn)的共同特征是發(fā)育在弧后地區(qū)，即馬里拉海溝是南海海盆向東的俯沖，Ootobato是蘇拉威西弧后盆地向東的俯沖。我們也可以想象，當(dāng)類似西太平洋的活動(dòng)大陸邊緣發(fā)育溝-弧-盆體系時(shí)，主大洋的不斷俯沖和弧后擴(kuò)張的進(jìn)一步發(fā)育，必然會(huì)導(dǎo)致弧后盆地發(fā)生相向的俯沖，這可能是弧后盆地晚期演化的重要方式。目前的問(wèn)題是，上述兩個(gè)海盆究竟是太平洋板塊向西俯沖衍生的何種類型弧后盆地。

如果這一推理成立，那相向型雙俯沖帶將可能是厘定主大洋-弧后盆地系統(tǒng)的一種重要途徑。具體到特提斯構(gòu)造域，金沙江洋向南的俯沖可能暗示其屬于龍木錯(cuò)-雙湖洋的弧后盆地。這一猜測(cè)是否正確，留待日后檢驗(yàn)。

5.5 增生、碰撞與造山

地球上的造山帶基本可劃分為增生型(accretionary)和碰撞型(collisional)兩大類型(Windley, 1992; Cawoodetal., 2009)。增生型造山帶以俯沖大洋板塊上的地質(zhì)體(如正常洋殼、海山、島弧、微陸塊等) 向大陸邊緣拼貼增生為主要特征，同時(shí)伴隨有新生地殼的添加，它的典型代表是環(huán)太平洋造山帶和特提斯之北的中亞造山帶(eng?retal., 1993, 2018; Jahnetal., 2000; Xiaoetal., 2010)；碰撞造山帶主要是指兩個(gè)大陸的直接接觸，代表性的例子就是阿爾卑斯-喜馬拉雅造山帶(Yin and Harrison, 2000)。但實(shí)際上，上述兩類造山帶是可以轉(zhuǎn)化的?；蛘哒f(shuō)，一個(gè)造山帶在不同的演化階段可以表現(xiàn)為不同的類型。如果現(xiàn)今的太平洋在未來(lái)關(guān)閉，亞洲與美洲碰撞，此時(shí)所形成的造山帶肯定是碰撞造山帶。具體來(lái)說(shuō)，北美科迪勒拉造山帶從內(nèi)陸到沿海的構(gòu)造單元是北美大陸、內(nèi)華達(dá)巖漿弧、Great Valley弧前盆地和Franciscan混雜巖；而在印度-亞洲接觸的雅魯藏布碰撞帶，其北側(cè)活動(dòng)陸源的構(gòu)造單元由北而南分別是拉薩地塊、岡底斯巖漿弧、日喀則弧前盆地和雅魯藏布混雜巖帶，兩者完全可以對(duì)比。就特提斯造山帶本身，原、古、新特提斯每次造山作用都伴生增生楔的發(fā)育，如祁連山、昆侖山等，只是不同地點(diǎn)增生楔發(fā)育的程度不等而已。而就大陸地殼增生來(lái)說(shuō)，東昆侖和岡底斯花崗巖所代表的新生地殼添加都是地球上最為顯著的地區(qū)。因此就整體來(lái)說(shuō)，特提斯就是一個(gè)巨大的由南而北逐步形成的增生型造山帶。從這層意義來(lái)看，造山帶似乎更應(yīng)該根據(jù)活動(dòng)階段劃分為俯沖型和碰撞型。

誠(chéng)然，陸陸碰撞和增生楔-增生楔碰撞所產(chǎn)生的效應(yīng)肯定不同，這就產(chǎn)生了我國(guó)學(xué)者較為熟悉的“硬碰撞、強(qiáng)造山，軟碰撞、弱造山”，增生楔的發(fā)育程度是造山作用強(qiáng)度的主要判別標(biāo)志。也正是由于這一原因，洋板塊地層(Ocean Plate Stratigraphy)成為近幾年造山帶研究的重要內(nèi)容(Safonova and Santosh, 2014)。值得注意的是，南美的安第斯基本不發(fā)育增生雜巖，屬于一種侵蝕型大陸邊緣(Clift and Vannucchi, 2004)。因此，增生楔的發(fā)育與保存是造山帶研究中同等重要的課題。另一方面，被動(dòng)陸緣是否可以發(fā)育增生雜巖是較少討論的問(wèn)題。Moores (1982)曾將蛇綠巖歸并為就位于活動(dòng)大陸邊緣的科迪勒拉型和就位于被動(dòng)大陸邊緣的特提斯型，其中后者的典型實(shí)例就是著名的塞浦路斯和阿曼的蛇綠巖。我們已經(jīng)討論，面積萬(wàn)余平方千米的高密度大洋巖石圈如何就位于大陸地殼之上，是至今學(xué)術(shù)界還未能很好回答的問(wèn)題。

一般說(shuō)來(lái)，大陸碰撞導(dǎo)致地殼加厚，而加厚地殼的重力均衡形成高山或高原。因此，我們大多接受，喜馬拉雅和青藏高原是印度與亞洲大陸碰撞的產(chǎn)物。但實(shí)際上，這一說(shuō)法并不嚴(yán)格。首先，目前約束的印度-亞洲大陸的碰撞發(fā)生在～60Ma，而喜馬拉雅山的崛起在～25Ma，兩者有相當(dāng)長(zhǎng)的時(shí)間間隔；第二，模擬計(jì)算早已提出，單純地殼加厚不足以形成目前高度的青藏高原，巖石圈尺度的拆沉或造山帶垮塌才是青藏高原隆升的重要原因(Molnaretal., 1993)。歐洲加里東、華力西造山帶均以碰撞以后的地質(zhì)演化為特色，也正是由于這一原因，后造山地質(zhì)演化受到世界各國(guó)科學(xué)家的高度關(guān)注(Dewey, 1988; Ménard and Molnar, 1988)。實(shí)際上，與科迪勒拉造山帶相關(guān)的科羅拉多高原和安第斯高原也在很大程度上也與大洋俯沖而導(dǎo)致的地殼拆沉密切相關(guān)(Bird, 1979; Kay and Kay, 1993)。在這一情形下，板塊碰撞并不是使地層立刻褶皺成山，海相沉積仍然存在，表征正地形存在的磨拉石可能會(huì)很晚才產(chǎn)生。由新特提斯關(guān)閉而形成的喜馬拉雅-青藏高原如此，古特提斯和原特提斯洋閉合也是如此。因此，脫胎于槽臺(tái)理論的造山作用研究仍需創(chuàng)新。

圖12 構(gòu)造結(jié)區(qū)域地幔復(fù)雜流動(dòng)模式(據(jù)Salimbeni et al., 2018修改)Fig.12 Complicated mantle flow and slab geometry beneath the tectonic syntax (modified from Salimbeni et al., 2018)

圖13 沿80°E南北向橫跨特提斯構(gòu)域的P波層析成像截面上圖紅色虛線顯示截面的位置；下圖為P波速度擾動(dòng)(%)，模型來(lái)自Simmons et al. (2015)，殘存板片的年齡判斷來(lái)自Simmons et al. (2015)和Hafkenscheid et al. (2006)Fig.13 P wave tomography model along the 80°E transects in the Tethyan tectonic domainThe red dashed line defines the cross section with P-wave perturbations, and the model is from Simmons et al. (2015), the ages of slab relics are by Simmons et al. (2005) and Hafkenscheid et al. (2006)

在青藏高原形成與擴(kuò)張的研究當(dāng)中，滑線場(chǎng)理論曾極大地開闊了人們的視野(Tapponnier and Molnar, 1976)，剛性塊體與連續(xù)介質(zhì)變形的爭(zhēng)論(Tapponnieretal., 2001; Zhangetal., 2004)，以及近幾年盛行的地殼流模式(Roydenetal., 1997)，都極大地豐富了人們對(duì)大陸地殼變形及其擴(kuò)展的認(rèn)識(shí)，是板塊構(gòu)造理論提出后的重要進(jìn)展。近年來(lái)，碰撞造山帶中的片麻巖穹窿又引起人們的高度關(guān)注。這種穹窿不僅在我國(guó)藏南的喜馬拉雅地區(qū)極為發(fā)育，它同樣發(fā)育在擠壓變形極為強(qiáng)烈的帕米爾地區(qū)(Stübneretal., 2013)。在希臘的愛琴海，還發(fā)育特提斯域內(nèi)特征的變質(zhì)核雜巖(Jolivetetal., 2013)。在更老的特提斯造山帶中，這種類型的穹窿也發(fā)育在原特提斯的秦嶺和古特提斯的松潘-甘孜地區(qū)(許志琴和馬緒宣, 2015)，它們不僅是調(diào)節(jié)造山帶不同深度變形的重要紐帶，而且還可能是稀有金屬成礦作用的有利部位，這將為未來(lái)的造山帶研究添加新的活力。

5.6 特提斯深部動(dòng)力學(xué)

特提斯演化是一個(gè)巖石圈尺度的現(xiàn)象，主宰地球緯向大洋開合三個(gè)完整的威爾遜旋回。誠(chéng)然，上述證據(jù)大多從地質(zhì)角度論述，但更深刻的理解特提斯動(dòng)力學(xué)需要結(jié)合全球地質(zhì)觀和全地幔尺度的動(dòng)力學(xué)認(rèn)識(shí)，離不開地球深部地球化學(xué)和地球物理學(xué)約束。特提斯表現(xiàn)為整體的北向俯沖特征，但區(qū)域小尺度的地幔對(duì)流特征也十分明顯。我們已經(jīng)發(fā)現(xiàn)，縫合帶中地幔物質(zhì)的晶格優(yōu)勢(shì)方向與造山帶走向一致，但部分區(qū)域顯示特征的環(huán)狀變形模式。它主要發(fā)育在構(gòu)造結(jié)所在區(qū)域，如地中海、愛琴海以及青藏高原東部，表明這些地域下方復(fù)雜的地幔變形特征。在歐洲板片、Apenninic板片以及Adria板片相互作用的西阿爾卑斯造山帶(Zhaoetal., 2016)，最新的橫波分裂觀測(cè)發(fā)現(xiàn)(圖12)，由于Apenninic俯沖板塊的逐漸后撤，使得軟流圈地幔產(chǎn)生環(huán)狀流動(dòng)，進(jìn)而導(dǎo)致了地中海的打開(Salimbenietal., 2018)。這種局部的地幔湍流在現(xiàn)今的俯沖體系中廣泛存在，可為我們認(rèn)識(shí)復(fù)雜構(gòu)造拼貼區(qū)地表地質(zhì)與深部動(dòng)力學(xué)的聯(lián)系提供新的視野。此外，地幔柱和上覆巖石圈相互作用并導(dǎo)致大陸裂解應(yīng)該使得巖石圈記錄放射狀的地幔流動(dòng)方向，而俯沖板片拖拽導(dǎo)致裂解的兩側(cè)大陸理應(yīng)記錄相同的地幔流動(dòng)方向。因此對(duì)現(xiàn)今被動(dòng)大陸邊緣巖石圈進(jìn)行變形模式研究，能夠幫助判斷地幔柱在大陸裂解當(dāng)中所起的作用，驗(yàn)證這一模式的最有利的位置包括澳大利亞西北緣、印度南緣和馬達(dá)加斯加?xùn)|緣。

另外，全球尺度層析成像圖像表明，北半球包括特提斯構(gòu)造域下伏的上、下地幔深度范圍內(nèi)存在大片相對(duì)低溫的區(qū)域，推測(cè)為具有高速異常特征的殘留俯沖板片。比如印度洋下方100～1000km深度范圍內(nèi)，北部橫波速度相比南部具有更加明顯的低速異常，可能反映北部更加強(qiáng)烈的高溫異?；蚋_作用積累了更高含量的揮發(fā)份物質(zhì)。各向異性速度模型(French and Romanowicz, 2014)也發(fā)現(xiàn)，南印度洋下方地幔水平方向地震波速度高于垂直方向的速度，表明本地區(qū)地幔水平運(yùn)動(dòng)分量強(qiáng)于垂直方向分量。這種大尺度的流變差異，無(wú)疑為特提斯大洋板塊多期次北向俯沖創(chuàng)造了正反饋的效應(yīng)，進(jìn)一步促進(jìn)了俯沖板片的北向運(yùn)動(dòng)。高速異常體整體具有的北向幾何形態(tài)(圖13)，反映特提斯大洋板塊多期次北向俯沖的動(dòng)力學(xué)特征(Bijwaardetal., 1998; Fukao and Obayashi, 2013; Simmonsetal., 2015)。多期次的特提斯大洋板片持續(xù)向北俯沖消減，在上地幔中板片沉降的速度大約為3～4cm/yr、下地幔中沉降的速度為1～2cm/yr，最終導(dǎo)致大量斷裂的俯沖板片停滯在下地幔深度范圍內(nèi)，并造成3倍加厚的堆積。這些板片堆積體通常以垂向下沉為主，被形象的比喻為輪船拋下的“錨”，它們?cè)谙碌蒯５奈恢猛ǔ?biāo)識(shí)了起初“拋錨”的位置(即初期俯沖帶的位置，van der Meeretal., 2010)。而北半球中低緯度下地幔深度廣泛存在的“板片錨”，顯然不支持向南半球?qū)呒{下俯沖開啟弧后盆地的大洋打開模式。通過(guò)測(cè)量這些高速體的幾何形態(tài)和空間位置，結(jié)合古地理信息，可以定量重建特提斯域的俯沖歷史(Replumazetal., 2004; Hafkenscheidetal., 2006)，為特提斯構(gòu)造演化提供了一個(gè)板塊尺度的定量運(yùn)動(dòng)學(xué)框架。

對(duì)蹠而就于核幔邊界的兩個(gè)大型剪切波低速省早在20世紀(jì)70年代末就被地球物理學(xué)家注意到(Dziewonskietal., 1977)，反映了當(dāng)今地球深部地幔的物質(zhì)不均一性。早在上世紀(jì)80年代初，地球化學(xué)家 Dupré and Allègre (1983)注意到南半球部分出露于海底的大洋玄武巖存在大規(guī)模Pb同位素異常并被命名為Dupal異常(Hart, 1984)。隨后有學(xué)者提出地表的Dupal異常和深部的LLSVPs可能存在某種成因聯(lián)系，Dupal異常是地幔上涌繼承的深部地幔信息(Castillo, 1988)。而一個(gè)明顯的矛盾是很多北半球的大洋幔源巖石也存在Dupal異常，如我國(guó)云南的古生代雙溝蛇綠巖(張旗等, 1988)，因此這些巖石是否曾經(jīng)也位于當(dāng)時(shí)的南緯30度附近，在形成時(shí)恰好記錄到該異常，是非常值得研究的問(wèn)題。越來(lái)越多的研究表明，深部地幔LLSVPs可能自顯生宙以來(lái)一直穩(wěn)定存在于核幔邊界，其邊緣是地幔柱起源的主要地區(qū)(Torsvikelal., 2014)。如前所述，原、古、新特提斯均誕生于南半球?qū)呒{大陸的北緣，而檢驗(yàn)這些消亡大洋的玄武巖是否都記錄到了Dupal異常，顯然能夠幫助我們判斷地幔柱在這些大洋形成演化過(guò)程中所扮演的角色。

6 結(jié)語(yǔ)

通過(guò)上述資料的介紹和分析，我們不難發(fā)現(xiàn)：

(1)特提斯是地球顯生宙期間位于北方勞亞大陸和南方岡瓦納大陸之間長(zhǎng)期演化大洋的總稱。根據(jù)演化的歷史，它可劃分為原特提斯、古特提斯和新特提斯三大演化階段，歐洲的Iapetus洋、Rheic洋和阿爾卑斯特提斯洋大致與此相對(duì)應(yīng)；

(2)原特提斯是位于北美勞倫-波羅的-塔里木-華北和岡瓦納大陸之間由Rodinia超大陸裂解而來(lái)的大洋，早古生代岡瓦納大陸北緣裂解塊體的向北漂移使得該洋盆大約在420～440Ma左右關(guān)閉。在中國(guó)境內(nèi)，原特提斯造山作用主要發(fā)育在華北-塔里木以南、龍木錯(cuò)-雙湖以北的昆侖-祁連-秦嶺-華南廣大地區(qū)，以廣泛發(fā)育泥盆系與下伏地層的不整合為標(biāo)志；

(3)原特提斯造山帶南側(cè)為塊體北漂而形成的古特提斯洋，但由于西部塊體漂移的距離顯著高于東部塊體，從而使古特提斯呈現(xiàn)西寬東窄的分布格局。在西部，Rheic洋由于非洲與歐洲大陸330～360Ma左右的碰撞而關(guān)閉，而中國(guó)境內(nèi)的古特提斯洋大約在250Ma左右才完成閉合，并形成三疊系與下伏地層的不整合。古特提斯閉合形成華夏聯(lián)合塊體，并導(dǎo)致全球意義上Pangea超大陸的形成；

(4)新特提斯洋在中國(guó)境內(nèi)主要發(fā)育在西藏南部和云南西部，其擴(kuò)張大約從早三疊世開始。即新特提斯洋開啟之時(shí)，古特提斯洋已經(jīng)關(guān)閉，從而表明兩者在演化的時(shí)間上可能并不重疊。從更大的范圍來(lái)看，新特提斯的關(guān)閉形成了著名的阿爾卑斯山、安納托尼亞-伊朗高原和喜馬拉雅山-青藏高原；

(5)上述原特提斯、古特提斯和新特提斯演化，顯示從早到晚由北而南逐步發(fā)展的趨勢(shì)，具體表現(xiàn)為岡瓦納大陸不斷裂解，塊體不斷向北方漂移，然后增生到亞洲大陸南緣。導(dǎo)致這一現(xiàn)象出現(xiàn)的根本原因是前方大洋板塊俯沖產(chǎn)生的拖拽力。相反，板塊俯沖產(chǎn)生的弧后擴(kuò)張并非大洋形成的重要機(jī)制。從岡瓦納大陸的裂解過(guò)程來(lái)看，地幔柱作為一種板塊構(gòu)造的驅(qū)動(dòng)力，其相對(duì)貢獻(xiàn)有待進(jìn)一步評(píng)價(jià)；

特提斯是和太平洋、古亞洲洋齊名的中國(guó)三大構(gòu)造域之一，它在長(zhǎng)期演化的過(guò)程中，形成了獨(dú)具特色的金屬與能源礦產(chǎn)，其中尤以廣布的后造山金屬成礦作用和巨量的油氣資源富集為特征。三次大的造山作用及其洋陸轉(zhuǎn)化很大程度上影響了地球顯生宙期間的環(huán)境變化與生命演替，并塑造了我國(guó)現(xiàn)今的地貌與氣候格局。特別是，與三次大洋關(guān)閉相關(guān)的弧巖漿作用與地球顯生宙期間的三次變冷事件有較好的對(duì)應(yīng)性，值得進(jìn)一步深入研究。

后記歷史進(jìn)入21世紀(jì)，中國(guó)經(jīng)濟(jì)快速發(fā)展，地質(zhì)調(diào)查與科學(xué)研究取得巨大進(jìn)步。特別是，青藏高原基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查的全面開展，為特提斯的全面研究提供了重要資料。國(guó)家自然科學(xué)基金委員會(huì)《特提斯地球動(dòng)力系統(tǒng)》重大研究計(jì)劃的實(shí)施，為正在面臨轉(zhuǎn)型的中國(guó)地質(zhì)學(xué)家提供了難得的機(jī)遇，即站在全球的高度，重新審視特提斯研究中已取得的認(rèn)識(shí)，定將為未來(lái)我國(guó)固體地球科學(xué)的發(fā)展提供新的契機(jī)。

致謝本文在寫作過(guò)程中曾同潘桂棠、王成善、鄭永飛、金之鈞、侯增謙、丁林、孟慶任、楊振宇、胡瑞忠、馮慶來(lái)、朱弟成、胡修棉、劉傳周、王建剛、翟慶國(guó)等人多次交換過(guò)意見。孟慶任研究員和朱弟成教授認(rèn)真細(xì)致地評(píng)審了本文，并就論文的修改提出了許多建設(shè)性意見，在此一并致謝。由于篇幅有限，本文引用了很多前人發(fā)表的成果，但無(wú)法一一注明，特此致歉。