吳福元, 2 萬博 趙亮, 2 肖文交 朱日祥

1. 中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室，北京 1000292. 中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 1000491.

2017年8月4日，國家自然科學基金委員會發(fā)布〈特提斯地球動力系統(tǒng)〉重大研究計劃2017年度項目指南，標志特提斯研究開始進入一個新的階段。該重大研究計劃最初于2012年由朱日祥帶領一個小組開始醞釀，2014年進入實質性論證階段。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〉而改為現名稱。但特提斯，這個古老的地質術語，它究竟隱含何等重要的科學問題，以及中國科學家圍繞特提斯這一主題，究竟要開展哪些方面的重要工作，都是我國地學界高度關注的重要問題。因此，本文從特提斯的概念和它的基本地質特征出發(fā)，闡述它的形成演化規(guī)律、資源環(huán)境效應、以及在地球形成演化進程中的研究意義。

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)，是一個較為古老的地質概念。它原由奧地利地質學家Eduard Suess于1893年提出，其詳細的歷史由來可參見相關論述(eng?r, 1984)。1885年，Eduard Suess的女婿，德國地質學家Melchior Neumayr經研究發(fā)現，在歐亞大陸以南和南美-非洲大陸以北，從加勒比海越過大西洋，從西歐經阿爾卑斯山、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)育侏羅紀海相地層，表明當時這一東西向地帶存在過海洋，他將這個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代向前推至三疊紀，并賦予這一生物地理單元以構造含義，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。Suess借用這一名稱，用以描述地質歷史時期已經消失的海洋，并指出正是這個特提斯海的消亡，才形成了現今西至阿爾卑斯，東至東南亞的一系列巨型山脈。

板塊構造理論提出前后，人們發(fā)現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，我國著名地質學家黃汲清先生就持類似的觀點(黃汲清和陳炳蔚, 1987, 圖1b)。在這一認識基礎上，不少學者通過對Pangea大陸的重建，就特提斯洋的大小、形態(tài)及演化歷史進行了大量工作，取得了豐碩成果(Bullardetal., 1965)。

圖1 特提斯復原圖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，在這些早期研究過程中，人們發(fā)現一個來自特提斯定義本身的矛盾。Suess定義的特提斯是一個存在于三疊紀-侏羅紀的海洋，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，特提斯洋顯然應該是2.5億年之前的古生代形成的。St?cklin (1968)通過伊朗的工作發(fā)現，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，這與當時歐洲學者廣泛認知的歐洲地質特征明顯不同，因而在此基礎上創(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)。土耳其著名地質學家Celaleng?r認為(eng?r, 1979)，北方勞亞和南方岡瓦納大陸之間在晚古生代時應該是時代較老的古特提斯洋(Paleo-Tethys)，該大洋主要通過向南北兩側的消減而萎縮。特別是，該大洋在向南的俯沖過程中，使南側岡瓦納大陸發(fā)生弧后擴張，進而形成新特提斯洋(Neo-Tethys)。顯而易見，當時南北兩大陸之間存在兩個大洋，即北側的古特提斯和南側的新特提斯，古、新特提斯洋之間的大陸被稱之為基梅里大陸(Cimmerian continent)。在地質歷史中，北側的古特提斯大約在中生代早期關閉，基梅里大陸與北側勞亞大陸碰撞，形成基梅里造山帶。南側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南北兩大陸的碰撞而關閉，并形成現今的阿爾卑斯-喜馬拉雅造山帶(圖2)。

圖3 特提斯構造域空間邊界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，學者們就把特提斯洋范圍內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首先提出，但讀到的文獻明顯是國外早于國內。如Minato and Hunahashi (1970)將歐亞大陸內的洋統(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廣泛出露的奧陶紀海相地層命名為Proto-Tethys。在國內，潘裕生(1989)將昆侖地區(qū)震旦紀-奧陶紀洋盆定義為原特提斯。無論如何，目前對原特提斯洋的研究相對有限，對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，一個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(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向延伸。歐洲更早的大洋是英國-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，中國地質學家比較熟悉古、原特提斯洋，而歐美地質學家則比較熟悉Rheic和Iapetus洋，但兩者之間如何對比銜接，卻是很少討論的問題。在希臘神話中，Iapetus、Rheic(來自Rhea)和Tethys都是泰坦家族長幼有序的兄妹，Iapetus還是另一個神話人物Atlas的父親，而大西洋的名字就是來自Atlas。因此，Iapetus在中文文獻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，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/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Iapetus洋的關閉而實現的。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大致連續(xù)的古老塊體，它包括西部的卡拉庫姆地塊(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。雖然我們目前仍無法準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勞亞大陸的一部分。也由于這一原因，目前大部分學者將中間塊體南側的大洋厘定為特提斯，而中間塊體北側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)則將北側大洋稱之為古亞洲特提斯，而將南側大洋稱之為特提斯本部。

就歐亞大陸來說，我們暫時接受北側波羅的-卡拉庫姆-塔里木-華北為勞亞大陸的組成部分，這一復合大陸與南側岡瓦納屬性的非洲、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，中國是特提斯最為發(fā)育國家，因此我們以中國境內不同時代縫合帶為主線，看看不同地區(qū)特提斯洋的形成及兩側塊體的地質演化情況(圖4)。

圖4 中國大陸境內及鄰區(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，是我國地質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-中元古代古老變質巖系、新元古代沉積巖和早古生代花崗巖構成，被認為曾是塔里木地塊的一部分，早古生代時轉變?yōu)槟蟼却笱蟾_形成的活動大陸邊緣。南昆侖地體組成復雜，是否可以對其進一步構造單元細分，存有爭議。地塊內發(fā)育大量的變質沉積巖及大理巖，原認為屬中、新元古代地層，現多認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-早中生代變質改造(許志琴等, 2004; 張傳林等, 2019)。此外，該地塊內古生代-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-庫地-蘇巴什北縫合帶，帶內最著名的是庫地蛇綠巖。布孜完溝的橄欖巖新鮮，其內部發(fā)育的輝長巖和輝石巖脈體給出526～494Ma的時代。鄰近的依西克溝發(fā)育玄武巖-安山巖-流紋巖，對其時代和是否是上述蛇綠巖的組成部分，爭議較大。縫合帶內還發(fā)育有大片高級變質巖系，以前多被認為屬于古老的變質地體，但不排除是變質的增生雜巖。北昆侖地體南部發(fā)育大量440Ma左右的花崗巖，被認為是庫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，目前普遍認為，庫地洋盆大約在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。縫合帶北側的南昆侖地體同時發(fā)育與上述兩套蛇綠巖向對應的400～510Ma和210～240Ma的花崗巖，其中表征造山后的A-型花崗巖時代為400Ma，少部分花崗巖形成于370Ma。此外，該地塊內部發(fā)育有泥盆紀和三疊紀兩套磨拉石建造，但相互關系未能見及。因此，目前多認為該縫合帶經歷了長時間向北的俯沖，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自于北側庫地洋向南俯沖的貢獻(Zhangetal., 2019b; 張傳林等, 2019)。

2.2 阿爾金山早古生代造山帶

阿爾金山也是我國地質研究程度較低的地區(qū)之一。但超高壓變質巖的發(fā)現，使得對該地區(qū)的研究顯著增多(張建新等, 2007)?？傮w來看，區(qū)內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、中高級變質的阿爾金巖群、少量呈透鏡狀產出的高壓-超高壓變質巖(榴輝巖)-鎂鐵-超鎂鐵雜巖-花崗巖和少量碎屑巖組成?；◢徠閹r時代900～940Ma，鎂鐵-超鎂鐵巖原巖時代730～780Ma，高壓變質作用時代～500Ma。

阿中地塊，又稱阿爾金地塊，主要由中晚元古代淺變質-未變質片巖-千枚巖、礫巖-砂巖-灰?guī)r等組成，具體時代難以限定。塊體的南部發(fā)育大量榴輝巖，其變質作用時代與北側縫合帶相同，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-柴達木-東昆侖造山帶

祁連是我國最經典的造山帶，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-晚元古代的變質巖及相關沉積巖組成，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-古元古代變質基底和未變質的南華系-早古生代沉積蓋層。北祁連縫合帶組成復雜，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、北帶九個泉和走廊南山，時代490～560Ma，有由南向北變新的趨勢)、表征大洋俯沖的高壓-低溫藍片巖/硬柱石榴輝巖(460～520Ma)、志留紀復理石和分布在縫合帶南北兩側地塊上的島弧巖漿巖(時代446～510Ma，反映雙向俯沖作用)。根據這些資料，北祁連洋應該在420Ma左右結束。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，時代在480～510Ma。帶內發(fā)育大量早古生代火山-沉積巖及硅質巖和灰?guī)r，代表了一套洋殼-增生楔巖石組合，其大洋閉合時代可能在435Ma之前，比北祁連略早。南北祁連洋閉合后，區(qū)內廣泛分布的是泥盆紀磨拉石建造。

柴達木地塊是一個主體被沉積物覆蓋的構造單元，目前可用以限定其基底組成的物質記錄來自昆侖北坡的金水口群(昆北地體)(陸松年等, 2006)。在柴達木以北，柴達木與祁連地塊間的柴達木北緣縫合帶目前記錄的主要地質事件是460Ma左右代表洋殼俯沖的高壓變質作用、423～440Ma代表大陸深俯沖的超高壓變質巖(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)，以及代表活動大陸邊緣的區(qū)域巴羅式變質作用/深熔作用(420～460Ma)和各類花崗質巖漿活動(360～440Ma，造山后垮塌成因)(宋述光等, 2013)。這些證據表明，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，然后被泥盆紀磨拉石覆蓋。

柴達木以南的東昆侖地區(qū)演化歷史復雜(姜春發(fā)等, 1992; Wuetal., 2016; Dongetal., 2018; 裴先治等, 2018)。傳統(tǒng)上，這里被認為以晚古生代大洋演化為主，但最近幾年不斷發(fā)現早古生代地質活動的證據。由于環(huán)境惡劣，精細地質調查與研究的難度較大，導致區(qū)內構造單元劃分不很統(tǒng)一，甚至令人眼花繚亂。大多數人接受的地質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基底。昆中洋以西部的納赤臺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左右關閉。昆南地體以大規(guī)模發(fā)育弧巖漿雜巖為特征，變質基底為苦海巖群。西大灘-阿尼瑪卿洋以布青山混雜巖為代表，出現早古生代和晚古生代兩套蛇綠巖，洋盆最后關閉的時代在240～250Ma前后。

東昆侖地質有以下幾點值得注意：第一，昆中洋兩側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。結合相對短暫的擴張時間，因而有昆中洋為小洋盆之說；第二，最近在昆北地體的金水口群中多處發(fā)現高壓-超高壓變質的榴輝巖(Mengetal., 2013)。盡管對其變質原巖還存有爭議，但其變質年齡主要分布于410～430Ma，與柴北緣榴輝巖的變質年齡基本一致(Songetal., 2018)；第三，昆南縫合帶以前一直被認為是古特提斯大洋(姜春發(fā)等, 1992; Yangetal., 1996)，但最近發(fā)現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，它同時存在寒武紀和石炭紀兩期蛇綠巖(劉戰(zhàn)慶等, 2011; 裴先治等, 2018)，且早期蛇綠巖被泥盆紀弧巖漿巖侵入(邊千韜等, 1999)；第四，東昆侖地區(qū)巖漿活動極其強烈，這在特提斯構造域內實為罕見(莫宣學等, 2007)。巖石以花崗巖為主，主體時代為二疊-三疊紀(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閉及對應兩側大陸的碰撞拼合。

2.4 秦嶺造山帶

秦嶺是中國的“脊梁”，它在中國大陸區(qū)域地質演化中的地位怎么強調都不過分。從北向南，其最主要的地質體是北部的華北克拉通、中部的北秦嶺地體和南秦嶺地體，以及南部的揚子克拉通，其間通過寬坪、商丹和勉略三個縫合帶相接。南秦嶺大多認為具揚子克拉通屬性，但北秦嶺的屬性長期存疑。多年的工作已經證明，北秦嶺是一個既不同于華北，也不同于揚子的獨立塊體。其內部組成復雜，發(fā)育格林威爾期的地質記錄，并發(fā)育500Ma左右的高壓-超高壓變質巖(秦嶺群)，及大量奧陶-志留紀花崗巖。

北秦嶺和華北之間的界限長期懸而未決，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，長期被認為是形成在華北克拉通之上的一套元古代被動陸緣火山-沉積雜巖。但最近的物源示蹤排除了這一結論，即它應該是一套蛇綠混雜巖(Dongetal., 2014)，形成于早古生代(ca. 440～490Ma)，且其變質沉積巖的源區(qū)與華北克拉通無任何關聯(lián)(Caoetal., 2016)。寬坪巖群南側的二郎坪巖群為一套角閃巖相變質的基性-酸性火山巖、碎屑沉積巖和碳酸鹽，時代為早古生代，目前多認為代表了南側商丹洋向北俯沖形成的弧后盆地?？紤]在華北克拉通南緣不發(fā)育任何早古生代變形、變質與巖漿活動，一般認為寬坪洋向南消減到北秦嶺地體之下(Dong and Santosh, 2016; Lietal., 2018b)。但這一模型無法解釋的是, 北秦嶺地體中～500Ma高壓-超高壓變質巖的形成，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]可能的構造錯位，我們傾向于認為，寬坪洋可能是通過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)，可能已被后期的構造所錯位。

南北秦嶺地體之間的是商丹縫合帶，它通過西秦嶺關子鎮(zhèn)蛇綠巖與更西部的柴北緣縫合帶相連。關子鎮(zhèn)蛇綠巖中輝長巖鋯石年齡為518Ma，與柴北緣蛇綠巖相同。在商丹縫合帶內，以前認定的蛇綠巖當屬松樹溝雜巖，但目前認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，商丹洋關閉，形成泥盆紀劉嶺群前陸盆地沉積。

南秦嶺與揚子克拉通之間的勉略帶，一般認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)現古生代蛇綠巖的存在，以前認定的蛇綠巖現在都被確認為新元古代巖漿雜巖。但勉略帶之北，三疊紀巖漿作用極為強烈，這是勉略洋向北俯沖直至三疊紀關閉的重要證據。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-蘇魯地區(qū)大面積發(fā)育的高壓-超高壓變質巖，但不排除大別山北麓的北淮陽雜巖是當時大洋向北俯沖形成的增生雜巖。

在上述簡述的演化歷史中，秦嶺與大別山之間桐柏地區(qū)的地質歷史與兩側地塊難以對比，但卻為秦嶺的地質演化提供了重要資料。已有研究發(fā)現(劉曉春等, 2015)，桐柏地區(qū)至少經歷了兩次大洋的形成、俯沖與增生過程。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關閉。而晚古生代大洋位于南部，大約與商丹洋對應。其存在的證據有：其一，區(qū)內存在與商丹帶劉嶺群相當的南灣海相復理石雜巖，形成時代限定在泥盆紀；第二，區(qū)內淺變質龜山雜巖的變質時代為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(320Ma)變質的年代學信息。而地球化學研究揭示，該榴輝巖為洋殼成因(Wuetal., 2009)。也就是說，該大洋早古生代晚期形成，310～340Ma時發(fā)生洋殼俯沖變質作用，然后在250～270Ma發(fā)生大陸碰撞，230～250Ma時榴輝巖折返至地表。目前需要回答的問題是，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)所說的構造錯位有關？

回過頭再來看，秦嶺商丹縫合帶南側分布有一套淺變質的武關雜巖。它的主要巖石類型有變質碎屑巖、泥質片巖、大理巖和斜長角閃巖，代表了一種活動陸緣弧前盆地的沉積巖石建造(Yanetal., 2016)。研究發(fā)現，該雜巖記錄有350～370Ma的弧巖漿作用和310～340Ma的碰撞造山變質作用(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年齡相當，代表了商丹洋閉合或者南北秦嶺碰撞的年代。如果這一說法成立，商丹帶可能顯示兩次碰撞過程，其中的丹鳳巖群和武關雜巖分別記錄了兩次大洋的形成與演化，分別相當于原特提斯和古特提斯洋，它們分別在400Ma和250Ma左右關閉。未來應加強對此套雜巖，包括整個秦嶺大地構造單元劃分的再研究和再認識(王宗起等, 2009)。

2.5 金沙江-哀牢山-松馬縫合帶

西藏境內的金沙江縫合帶位于人煙稀少的藏北高原，研究程度較低。它的北側是巴顏喀拉-松潘-甘孜地體，南側為羌塘地體。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)，其東側為華南揚子地塊，西側為昌都-思茅地塊(印支地塊的中國境內部分)。帶內著名的蛇綠巖為青海境內的西金烏蘭、西藏-四川交界的金沙江治多，以及云南境內的東竹林、共卡、白馬雪山、雙溝等。相伴生的深海放射蟲硅質巖及同位素年代學測定顯示，這些蛇綠巖主要形成于泥盆紀-石炭紀，少數形成于二疊紀(250～380Ma; Jianetal., 2008, 2009; Zhangetal., 2014)。與洋殼消減相關的火成巖發(fā)育在縫合帶兩側，時代集中在二疊-三疊紀。

哀牢山縫合帶向南進入越南境內后被稱之為松馬(SongMa)縫合帶。

金沙江-哀牢山-松馬縫合帶閉合的時間，目前大多認為在二疊紀末期，縫合帶兩側生物對比支持該認識。但對該大洋俯沖的極性問題，目前爭議較大。無論是構造學研究，還是巖石地球化學工作，西向、東向、或雙向俯沖的觀點，都有各自的實踐者和捍衛(wèi)者?？p合帶西側的江達-德欽-維西大型花崗巖基是被認為金沙江洋向西俯沖的最主要證據，但這一結論目前也受到質疑，不排除它是造山后或碰撞后成因的可能(Wangetal., 2014)。但無論如何，大家都贊成該帶在二疊紀末期已經閉合，然后在三疊紀開始發(fā)育造山后的磨拉石建造。該磨拉石建造與前期變質變形巖石間的不整合就是著名的印支運動(Carteretal., 2001; Lepvrieretal., 2008; Faureetal., 2014a)。

近年來，哀牢山-松馬縫合帶繼續(xù)南延的去向問題成為研究的熱點。針對我國海南島南部二疊紀蛇綠巖和島弧巖漿建造的發(fā)現，不少學者提出上述縫合線經我國海南島后，開始轉向東融入太平洋體系，成為制約華南二疊紀地質演化的古太平洋的一部分(Heetal., 2018; Shenetal., 2018)。如果這一認識成立的話，該大洋當時是向北俯沖的，從而導致了華南南部活動大陸邊緣的出現(Lietal., 2012)。顯然，這一認識的科學意義非常值得肯定，應該得到更多工作的證實或證偽。

金沙江-哀牢山縫合帶之北，還存在一個甘孜-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，一般認為它是形成于晚古生代的大洋，其洋殼時代通過帶內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-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，我們愿意指出，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穹窿構造。因此，我們更傾向于認為，甘孜-理塘可能是一個晚二疊-早三疊世發(fā)育時限較短的小洋盆，極有可能是金沙江向揚子之下俯沖形成的弧后盆地。目前的資料難以說明義敦是一個大洋俯沖形成的島弧，因為該地塊上主期巖漿活動的時代與松潘-甘孜造山帶內三疊紀穹窿的時代一致，不排除為造山后演化階段的產物。如果這一情況屬實，義敦島弧的稱謂則需要適當修訂。

順便提及金沙江-哀牢山縫合帶北側巴顏喀拉(可可西里)-松潘-甘孜地體的基底性質問題。該地體呈狹窄的條形分布，主體被三疊紀復理石所覆蓋。大約在三疊紀末期，海水才退出全區(qū)。隨后，其沉積地層發(fā)生強烈褶皺變形。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)內分布的甜水海地體作為巴顏喀拉地體的組成部分，同時發(fā)育900～1000Ma和500Ma左右的地質事件，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，它分割北部的長山地塊(Truong Son)和南部的昆嵩地塊(Kontum)。帶內發(fā)育有早古生代Hiep Duc蛇綠巖，縫合帶兩側，特別是北側發(fā)育早古生代花崗巖和變質巖，因而它無疑是一個早古生代的造山帶，但在三疊紀受到過疊加改造(Nakanoetal., 2007; Tranetal., 2014; Shietal., 2015; Gardneretal., 2017; Faureetal., 2018; Nguyenetal., 2019)。

2.6 龍木錯-雙湖-昌寧-孟連縫合帶

西藏境內的龍木錯-雙湖縫合帶，分割北側的北羌塘(羌北，又稱東羌塘)和南側的南羌塘(羌南，又稱西羌塘)地體，由原長春地質學院李才教授命名(李才, 1987)。由于對它的認識主要來自于羌塘中部的變質隆起，故該縫合帶又被稱之為中羌塘或羌塘縫合帶。帶內分布的蛇綠巖，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一步資料的支持。

除蛇綠巖之外，該縫合帶內還大量發(fā)育表征大洋板塊俯沖的藍片巖、榴輝巖，以及與之相關的斜長角閃巖和麻粒巖，俗稱中羌塘變質地體。詳細的年代學測定表明，這些藍片巖和榴輝巖的變質時代主要集中在220～240Ma，但高壓麻粒巖卻給出422～427Ma的變質年齡，反映區(qū)內應該經受過兩次大型的構造變動。

該縫合帶曾被認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-二疊紀的砂巖、頁巖與灰?guī)r，其中石炭-二疊紀地層含溫水型華夏植物群。而南羌塘地塊主要寒武紀-志留紀和石炭紀-二疊紀兩套地層構成，其中前者由淺變質的灰?guī)r、砂巖和板巖所構成，代表了一套被動陸緣的沉積建造。石炭紀-二疊紀沉積巖中發(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，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，從而提出它們都應該來自于岡瓦納大陸。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的(Songetal., 2017)。除此之外，南羌塘內還發(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成蓋層，且其底部出現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完成。

龍木錯-雙湖縫合帶延伸向東，一般認為與云南境內的昌寧-孟連縫合帶相接(鐘大賚, 1998)。該縫合帶東側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，它具有很復雜的演化歷史(van Tranetal., 2020)。同南羌塘地塊類似，縫合帶西側的Sibumasu地塊(又稱滇緬地塊，中國境內部分稱保山地塊)不僅發(fā)育寒武紀-志留紀地層，還發(fā)育大量500Ma的花崗巖，也同時發(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，帶內大量發(fā)育的石炭紀-二疊紀蛇綠巖(銅廠街、牛井山等)、二疊紀洋島海山巖石組合、及三疊紀藍片巖表明它應該是古特提斯大洋閉合的位置(Jianetal., 2009; Fanetal., 2015)，這也被近年來大量發(fā)現的榴輝巖所證實(Wangetal., 2019a)。但值得指出的，緊鄰縫合帶東側原屬印支地塊的元古代瀾滄群，近年來發(fā)現它其實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(Lehmannetal., 2013)，這里應該存在過原特提斯大洋的痕跡。王保弟等(2013)在帶內還分辨出原特提斯南汀河蛇綠巖(439～444Ma)，同時代的蛇綠巖在灣河和牛井山也有報道。根據這些新的資料，他們提出昌寧-孟連帶是原-古特提斯連續(xù)演化的大洋，先后形成東側原特提斯和西側古特提斯大洋增生雜巖(王保弟等, 2018)。

該縫合帶繼續(xù)向南進入緬甸東部、泰國和馬來西亞境內，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)覆蓋嚴重，但近幾年積累的資料已經證實縫合帶的存在及兩側塊體性質的不同。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復合地體。其中Sukhothai弧向北相當于我國云南的臨滄巖體，向南與馬來半島盛產錫礦的花崗巖相連；Sukhothai弧與Indochina地體的界限相當于我國的瀾滄江縫合帶，它向南與泰國的Nan和Sra Kaeo縫合帶相連。但國內文獻多數認為，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。但在早期的文獻中，確實也有學者將其與昌寧-孟連帶等同。

2.7 班公湖-怒江-騰沖縫合帶

班怒縫合帶是北側羌塘地塊與南側拉薩地塊的界限，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-雙湖帶一起歸屬古特提斯(Panetal., 2012)。古地磁資料顯示，該大洋最寬時可達5000km左右，因而是一個名副其實的大洋(孫知明等, 2019)。該縫合帶內蛇綠巖塊體眾多，代表性的有班公湖、改則、東巧、安多、丁青等巖體。年代學資料顯示，這些蛇綠巖主要形成在150～190Ma的侏羅紀，與上覆深海硅質巖所含放射蟲化石給出的年代一致，少數年代較老的數據有待進一步資料的核實。

班怒帶爭議較多，主要集中在班怒洋的時代、消亡歷史與方式等方面。就大洋形成時代，蛇綠巖給出的洋殼形成時代為侏羅紀，與由深海沉積放射蟲硅質巖給出的時代一致，但縫合帶兩側地層古生物對比更贊同它應該形成于二疊紀(～269Ma, 張以春等, 2019)。就大洋的閉合時代，目前絕大多數學者認為它大約發(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，大部分學者認為它和區(qū)內其它縫合帶一樣向北(常承法和鄭錫瀾, 1973)，但部分學者堅持認為其俯沖應是向南或者是雙向俯沖，并認為正是向南的俯沖，才導致了雅魯藏布洋的打開，以及拉薩地塊上侏羅紀-白堊紀岡底斯巖漿弧的形成(潘桂棠等, 1983; Panetal., 2012; Zhuetal., 2016; Kapp and DeCelles, 2019)。導致這一分歧的主要原因是指示俯沖極性的配套地質要素發(fā)育不全，因而目前對俯沖極性的認識主要來自巖漿巖的地球化學資料。如果拋開這一約束，有學者最近提出，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(宋揚等, 2019)?？磥恚嗯瓗н€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。有學者將其厘定為北、中拉薩地體的界限。但該蛇綠巖時代與班怒帶基本類似，因而也有不少學者將其視作班怒帶的一部分。實際上，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議。它延至藏東后，一般認為向南沿高黎貢帶分布，并一直向南經云南璐西進入緬甸境內。依據蛇綠巖年代學資料，Liuetal. (2016)認為緬甸的密支那蛇綠巖應該就是班怒帶的延伸所在，密支那東側侏羅紀巖漿弧的發(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境內新特提斯洋最晚閉合的殘留，他向東經過東構造結延入印度和緬甸境內，與那兒的那加山-西緬縫合帶相連(Liuetal., 2016)。據估計，該大洋在白堊紀期間，曾達到7000km的寬度，是名副其實的寬闊大洋?？p合帶本身主要由大小不同的蛇綠巖混雜巖構成，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非常短的時間范圍內，明顯年輕于其北側班怒帶中的蛇綠巖。在該蛇綠巖之南，發(fā)育一套以硅質巖為代表的深海沉積，其時代主要在侏羅紀至白堊紀初期，部分地區(qū)發(fā)現中三疊世安尼期(～240Ma)放射蟲硅質巖，表明該大洋可能是在三疊紀初期開始發(fā)育的(王玉凈等, 2002; Chenetal., 2019)。

雅魯藏布縫合帶南側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，它一直是岡瓦納大陸的被動陸緣，因而發(fā)育穩(wěn)定的碎屑巖-碳酸巖建造?？p合帶北側的拉薩地體，是近年來青藏高原研究的重點，因而有多項重要進展。第一，根據洛巴堆-米拉山斷裂和永珠-納木錯蛇綠巖帶，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)三個次級塊體。其中南、北拉薩地體以新生地殼物質添加為主要特征(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。結合晚石炭-早二疊世地層中冰蹟巖和冷水型生物群的發(fā)育，拉薩地塊無疑來源于岡瓦納大陸。但它來源于岡瓦納的具體位置目前爭議較大。傳統(tǒng)觀點認為，它來源于南側的印度大陸；但根據碎屑鋯石的特征峰，Zhuetal. (2011b)提出其來源于澳大利亞西北部；而Zhangetal. (2012)則認為，拉薩地體變質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-巖漿作用過程，因而拉薩地塊應來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)現晚二疊世變質的松多榴輝巖(Yangetal., 2009a)，結合區(qū)內大量三疊紀花崗巖的發(fā)育和二疊紀地層中弧型火山巖的出現(Zhuetal., 2010)，表明古特提斯域的南界并不是以前認定的龍木措-雙湖縫合帶，而是已到達班怒帶以南地區(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記錄，如侏羅紀葉巴組、白堊紀桑日群/旦師庭組及新生代林子宗群等，以及與它們時代相當的大量侵入巖(Jietal., 2009)。近來報道，雅江洋向北俯沖形成的弧巖漿作用甚至可能從三疊紀就已開始(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，它們多被認為是班怒洋向南俯沖的產物(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(紀偉強等, 2009)；第五，拉薩與印度初始碰撞時間是近年研究的熱點科學問題，所獲得的新認識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消失，但海水仍持續(xù)了一段時間。隨后，青藏高原才全面隆升與擴展，并伴隨喜馬拉雅山的崛起(Dingetal., 2017)。

表1 特提斯域內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特征對比

圖5 特提斯蛇綠巖時代Fig.5 Formation ages of the Tethyan ophiolites

3 若干重要問題討論

3.1 特提斯的劃分與對比

從上述主要塊體和縫合帶的介紹可以看出，中國境內特提斯域中的蛇綠巖主要形成在3個時段。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-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文獻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)育泥盆紀的磨拉石建造(表1、圖5)。

中國境內的康西瓦-阿尼瑪卿縫合帶、金沙江-哀牢山縫合帶和龍木錯-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)育三疊紀磨拉石建造。中國境內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和白堊紀，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。稍有例外的是，古特提斯康西瓦-昆南洋和龍木錯-雙湖-昌寧-孟連洋均顯示原特提斯和古特提斯共存的特征，但它們是兩個相互獨立、或是一個長期演化的大洋，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。它在整個特提斯演化中的意義，目前還不十分明確。

在定義了中國大陸內部的原特提斯、古特提斯和新特提斯時代之后，這些洋盆的具體地質含義是我們需要回答的問題，這也是特提斯地球動力學研究的前提。但要回答這一問題，我們需要了解境外的地質資料(圖6)。目前，對中國境內各時代特提斯縫合帶如何向東南亞延伸，中國學者相對熟悉，資料相對也較多。但對這些地質體如何向西延伸，特別是如何與歐洲的地質記錄進行對比，我們則所知甚少。如果認為勞倫-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，應該對應于我國華北-塔里木南部的秦祁昆洋，即我國的秦祁昆造山帶對應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境內的古特提斯，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。此處通過蛇綠巖制約的大洋形成時代主要集中在侏羅紀(160～165Ma為主, Bortolotti and Principi, 2005; Lietal., 2013; Tribuzioetal., 2016)。從阿爾卑斯向東，該大洋經巴爾干半島進入土耳其北部，然后越過小高加索到達伊朗西部(Robertson, 2002)。盡管有學者建議，該縫合帶繼續(xù)向東經阿富汗及巴基斯坦北部，與我國西藏的班怒帶相連，但實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Indus蛇綠巖與我國的雅魯藏布蛇綠巖帶相接。

通過上述對比和分析，我們不難得出結論，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，其時代大約在480～530Ma左右。原特提斯造山作用結束以后，殘存的龍木措-雙湖洋成為古特提斯的一部分，同時在其北側發(fā)育更年輕的古特提斯洋。這些古特提斯大洋經歷長期演化至古生代末期才關閉，其中蛇綠巖的時代跨度較大，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(150～190Ma)、早白堊世(115～135Ma)和晚白堊世(～90Ma)三期，分屬在三個不同的縫合帶內。這大概就是中國境內特提斯演化的大體過程，我們在后面將對此做更仔細的討論(圖7)。

圖7 中國與鄰區(qū)特提斯構造域演化對比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

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

岡瓦納大陸并非公認的超級大陸，它是古生代早期形成于南半球的巨型大陸，或者說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，其面積占當時全球大陸面積的2/3。從其地質演化特征出發(fā)，岡瓦納大陸具有下述方面的地質特征。第一，岡瓦納大陸存在泛非期地質事件。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，其主要活動時限為550～650Ma，由一系列巖漿和變質事件所組成。但實際上，東西岡瓦納地塊內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、印度和馬達加斯加等塊體構成，其內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，活動時間為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，活動時間為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，它的周緣被大洋環(huán)繞，形成俯沖型活動大陸邊緣或造山帶(Peri-Gondwana orogen)。它在不同地點被賦予不同名稱，如南美和非洲以西(西岡瓦納)的Avalonian造山帶、非洲-阿拉伯板塊北側的Cadomian造山帶、印度北部的Bhimphedian造山帶、澳大利亞東南部的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時間。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，多被劃為沉積巖來源的S-型花崗巖(Cawoodetal., 2007; Wangetal., 2013; Gaoetal., 2019)。因此，很多學者猜測，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烈、弧后盆地雜砂巖沉積巨厚的特點，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S-型花崗巖占優(yōu)的地質特點(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。

上述諸點是目前判定特提斯構造域內各塊體屬性的重要依據。如藏南二疊紀舌羊齒植物群的出現，無疑表明它的岡瓦納大陸屬性，而其北側的基梅里大陸(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，同時還出現二疊紀冷水沉積(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，而且導致它們與岡瓦納大陸分離的新特提斯洋是在二疊紀以后打開的，這就是龍木錯-雙湖-昌寧-孟連縫合線長期以來被認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，包括組成中國大陸的三大塊體，它們與岡瓦納大陸的關系卻長期懸而未決(Zhaoetal., 2018)。

首先是華南地塊，它由西北部的揚子克拉通和東南部的華夏地塊組成。主流觀點認為，揚子和華夏地塊在晉寧期拼合成一個整體，并成為元古代Rodinia超大陸的一部分，隨后進入裂谷演化階段(Lietal., 2010)。但該觀點需要解釋下述資料：第一，華南在傳統(tǒng)上有時被稱之為加里東地臺，因為揚子和華夏的統(tǒng)一蓋層是泥盆紀才出現的。如果揚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，但一直沒發(fā)現它為古老地塊的確切證據。以前認為的很多所謂古老地質體，現都證明是晉寧期甚至更晚的地質體。甚至有學者認為，華夏地塊本身可能就是一個早古生代碰撞增生雜巖(傳統(tǒng)上稱加里東褶皺帶)；第三，揚子與華夏地塊之間的江紹拼合帶，目前越來越多地發(fā)現早古生代曾經存在過大洋及其消失的地質證據。因此，盡管目前還未發(fā)現確切的蛇綠巖，但現有資料不能排除揚子與華夏地塊之間在早古生代存在過大洋。該大洋大約在志留紀閉合，此時揚子與東南部的某個大陸發(fā)生碰撞，完成克拉通化過程，隨后發(fā)育統(tǒng)一的沉積蓋層(Linetal., 2018)。

在上述介紹中，揚子克拉通曾是Rodinia超大陸的組成部分，但我們并沒有回答它是否也參與了岡瓦納大陸的組建。主流觀點認為，華南與岡瓦納大陸關系密切，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)，表明這些塊體當時可能是聯(lián)系緊密的一個整體；第二，在華南南部，確認寒武紀與奧陶紀之間存在明顯的構造變動(郁南運動，時間～488Ma)，該變動的時代與岡瓦納大陸周邊造山作用時代一致；第三，該地塊上古生代以來的沉積巖中，其碎屑鋯石經常顯示有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; 徐亞軍和杜遠生, 2018)；第四，華南不發(fā)育奧陶紀冰蹟巖，但發(fā)育指示冷水的奧陶紀末期赫南特生物群(戎嘉余和黃冰, 2019)；其五，古地磁資料顯示, 在380～750Ma的時間范圍內，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)。但另一種觀點認為：第一，到目前為止，華南塊體還沒有任何確切的泛非期地質事件的報道。實際上，泛非事件發(fā)生的時間主體就是埃迪卡拉紀，而我國華南在這個時段基本表現為穩(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，與我國大陸塊體密切相關的岡瓦納大陸北側，不顯示任何加里東期地質作用的痕跡。因此，我們認為，華南塊體可能并不是岡瓦納大陸的一員。早古生代時，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。

第二個例子是華北克拉通。到目前為止，該克拉通發(fā)現的格林維爾期和泛非期地質事件極為有限。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議的問題(李錦軼等, 2012; 張建新和宮江華, 2018)。目前能夠對華北克拉通做出制約的主要來自于古生物學和古地磁學兩方面的研究結果，它們大多都贊成華北與岡瓦納之間存在親緣關系(楊振宇等, 1999; 黃寶春等, 2008; 林寶玉等, 2018)。最近又有研究發(fā)現，寧夏賀蘭山和內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早期可能與岡瓦納大陸發(fā)生過拼貼。無獨有偶，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，同樣顯示來自于岡瓦納大陸的源區(qū)信息(Kimetal., 2019)。最近有報道提及(謝朝永等, 2019)，華北南緣存在奧陶紀末期的冰期沉積，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系，但肯定沒有華南那樣密切(Huangetal., 2018)。

第三個例子是塔里木克拉通。和揚子克拉通類似，塔里木克拉通也經歷過晉寧期造山事件，其后也發(fā)育與揚子地塊類似的沉積蓋層，但泛非期地質記錄基本缺失。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，推測為古生代早期庫地洋向北俯沖的產物，同時存在泥盆紀磨拉石，但這只能說明塔里木與揚子有很大親緣性，但不能證明它在早古生代與岡瓦納大陸密切關聯(lián)。

除上述主要克拉通塊體外，中國大陸特提斯域內其它中間塊體的屬性判定，也是我們恢復特提斯大洋性質及演化的重要資料。原特提斯造山帶內的南昆侖、南阿爾金、中祁連(包括全吉-歐龍布魯克塊體)、柴達木、昆南和北秦嶺等地體，它們大多發(fā)育中-新元古代地質事件，似乎與揚子克拉通更為接近(陸松年等, 2006)。根據資料，類似的事件在經典的岡瓦納地區(qū)很少發(fā)育，但目前在安多、納木錯和錯那等地均有此時代巖漿和變質作用的報道。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-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子陸塊基底相近。更向南的印支地塊，近年來的研究顯示，它們是由多個更小的陸塊在泥盆紀之前拼合而成(van Tranetal., 2020)，同時發(fā)育奧陶紀-志留紀巖漿弧，顯示與華南地塊相近的特點。但該地塊也同時發(fā)育新元古代-古生代初期的被動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，它們屬于揚子地塊基底爭議不大。第一，該地體向東在川西與揚子地塊自然相接；第二，該地體西部義敦巖漿弧中產出與揚子克拉通完全相同的變質基底(中咱地塊及恰斯群)、古生代沉積蓋層甚至二疊紀峨眉山玄武巖等(Songetal., 2004)。

西部龍木錯-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子克拉通的親緣性，認為其與岡瓦納大陸不存在關系。但Gehrelsetal. (2011)通過碎屑鋯石的研究發(fā)現，北羌塘仍顯示與縫合帶南側南羌塘地體相同的基底組成，從而認為北羌塘在古生代曾是岡瓦納大陸的一部分，金沙江才應該是勞亞和岡瓦納大陸的界限所在，這一認識也得到了古地磁資料的支持(Songetal., 2017)。最近對地塊東部昌都地區(qū)寧多群的研究發(fā)現，該變質基底存在大量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，它原被認為是北方大陸的一部分，或與揚子克拉通較為接近。但最近的研究發(fā)現，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的奧長花崗巖-花崗閃長巖和485～530Ma的輝長巖-輝綠巖侵入(張傳林等, 2019)。甜水海群中低級變質沉積巖的碎屑鋯石，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自岡瓦納大陸周緣的碎塊，只不過它從岡瓦納大陸裂解的時代較早，因而未留下任何晚石炭-二疊紀的冰川記錄。但值得注意的是，甜水海群巖性以中-淺變質的碎屑沉積巖為主，伴少量大理巖，不發(fā)育火山巖，與活動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，因此被推測并非來源于岡瓦納大陸(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志，這就是我們文章開頭認為它們可能屬于北方大陸的重要原因。同時，特提斯域內的龍木錯-雙湖-昌寧-孟連縫合帶確實是一個非常重要的分界線。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在古特提斯擴張前是岡瓦納大陸的組成部分。它們是在二疊紀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、印支及揚子等地塊，它們具有相同的變質基底與沉積蓋層，新元古代晚期-古生代早期以伸展作用為主，但奧陶紀-志留紀的造山作用強烈，并普遍發(fā)育泥盆系與下伏地層的不整合。它們在古生代初期可能不是岡瓦納大陸的組成部分，但它在空間上與岡瓦納大陸相距可能并不太遠，并有可能卷入了岡瓦納大陸北緣的增生造山作用。從現今的地理位置看，揚子克拉通與華北之間為秦嶺原特提斯-古特提斯造山帶，但我們現在仍無確切的證據證明，那就是連接華北與揚子的橋梁。

3.3 原特提斯及其與歐洲的對比

在闡述我國境內的原特提斯特征之前，我們先簡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。漂出來的勞倫和波羅的兩大陸大約在600Ma左右分離產生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洋擴張到約3300km的寬度(van Staaletal., 2012)。此時，西岡瓦納大陸活動陸緣地體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-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，我們對該洋盆發(fā)育的時代及消亡時間認識很不充分(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東部開始，經加拿大東部，后延至英國乃至挪威，其中著名的蛇綠巖有加拿大的Bay of Islands、英國的Ballantrae、Shetland和挪威的Kamoy、Leka等，但它們的形成時代大約在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是它的地質組成序列為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的地臺型被動大陸邊緣沉積，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大陸邊緣建造，與西北非洲-南美克拉通地區(qū)的地質歷史幾乎一致(Murphyetal., 2018)。盡管現在對Avalonia地體的來源與漂移歷史認識有所分歧，但依據古地磁和古生物資料的構造重建大多贊成，它應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)育有藍片巖，主期弧巖漿作用發(fā)生在460～475Ma期間，這就是常說的加里東帶內與巴羅式區(qū)域變質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記錄就是泥盆紀老砂巖(Old Red Sandstone)與下伏變質褶皺地層的不整合，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)，是地質學歷史上第一個被描述的角度不整合，其絕對年代大約是400Ma左右。這套磨拉石還可進一步劃分為早晚兩期，早期發(fā)育規(guī)模小，時代在早泥盆世(410～415Ma)；晚期規(guī)模大、分布廣，時代集中在晚泥盆世(～385Ma起始)。

下面回到我國境內的原特提斯。如果我們將早古生代蛇綠巖作為原特提斯洋存在的證據，那目前厘定的中國大陸境內的原特提斯將是龍木錯-雙湖-昌寧-孟連與華北-塔里木之間廣闊的地域。其內部的縫合線有北阿爾金-北祁連-寬坪、南阿爾金-柴北緣、庫地-昆中-商丹、康西瓦-阿尼瑪卿和龍木錯-雙湖等5條，它們的主要特征可參見表1。我們不擬對上述縫合帶的組成及兩側塊體演化的細節(jié)做仔細的描述，只是指出一下幾點：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，該時代與歐洲Iapetus洋形成時代基本可以對比，或比后者稍微偏老(圖5)；第二，原特提斯域內發(fā)育多處高壓-超高壓變質作用。首先是北秦嶺，它的變質時代大約在～490Ma，比塊體內主期巖漿作用(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，推測是北秦嶺地體向北俯沖到華北或某個未知塊體之下有關，而北秦嶺地體內的花崗巖是由更南側商丹帶向北俯沖的結果，即秦嶺在早古生代存在兩個時代的大洋體系。北祁連發(fā)育洋殼俯沖成因的藍片巖-榴輝巖，其中榴輝巖變質時代為460～490Ma，反映了大洋俯沖的時代。柴達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事件。昆中縫合帶中的清水泉蛇綠巖時代為～520Ma，與該蛇綠巖伴生的麻粒巖相變質作用發(fā)生在508Ma(陸松年等, 2006)。但最近厘定出的高壓-超高壓變質作用發(fā)生在410～430Ma(Songetal., 2018)，對應東昆侖地區(qū)380～450Ma的古生代花崗巖漿作用。在阿爾金，北阿爾金的藍片巖和榴輝巖與北祁連類似，也反映洋殼俯沖，但其變質時代在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，峰期變質時代在485～515Ma(劉良等, 2013)。同北秦嶺類似，此地榴輝巖相變質時代也早于塊體內絕大多數花崗巖形成時代(劉良等, 2015)。從這些情況來看，區(qū)內高壓-超高壓變質作用可能應分為兩期，早期(～500Ma)超高壓變質作用可能與岡瓦納大陸形成有關，而晚期(ca. 420～460Ma)才可能是原特提斯匯聚的產物；第三，這些縫合帶及之間的塊體內大多發(fā)育不同類型的鈣堿性巖漿作用，它們大多被認為是俯沖作用的產物。但蛇綠巖中的殼源巖漿巖有時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演化的產物，或者與蛇綠巖的形成有關，從而導致目前對原特提斯塊洋俯沖起始認識上的困難。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或稍晚的鈣堿性巖漿作用(ca. 475～500Ma)，遠早于Rheic洋的消減時代，是與蛇綠巖相關的更早期弧巖漿作用的產物(Neubauer, 2002; Montesetal., 2010)。從巖漿作用發(fā)育強度來看，結合巖石類型的變化，以秦嶺為代表的原特提斯域內成熟型弧巖漿作用主要集中在470～440Ma，隨后是經常發(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小洋盆組成，整個洋存在的時間約為1億年，它在480～520Ma形成后很快就進入消亡期，最后在～430Ma結束大洋的演化。

下面我們通過這些地區(qū)磨拉石或前陸盆地建造來討論原特提斯造山作用結束的時代。在西部新疆地區(qū)，塔里木地塊在早古生代主要表現為為被動陸緣。早古生代晚期，塔里木地塊與北昆侖地體發(fā)生拼合，其后形成同時覆蓋兩構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，這套前陸盆地建造反映秦嶺早古生代造山作用在380～400Ma以前已經結束。

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

無獨有偶，我國華南地區(qū)傳統(tǒng)上被稱之為加里東地臺，上志留統(tǒng)-泥盆系與下伏巖石的不整合是華南地區(qū)最顯著的地質景觀，即廣西運動。據舒良樹(2006)資料，在粵北和贛南地區(qū)，晚志留世復成分礫巖角度不整合在褶皺變形、低綠片巖相變質的寒武紀或奧陶紀復理石與細碎屑巖之上，泥盆紀石英質礫巖與晚志留世復成分礫巖呈平行不整合接觸；在贛中，泥盆紀花崗質礫巖不整合在奧陶紀板巖化濁積巖之上；在閩北, 泥盆紀天瓦崠組礫巖和石英砂巖不整合覆蓋于奧陶紀淺變質巖之上，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烈褶皺變形的前泥盆系之上。系統(tǒng)的地層學研究揭示(陳旭等, 2014b)，廣西運動從東南沿海向揚子內地逐漸發(fā)展(大約從455Ma至435Ma)，并由角度不整合逐步過渡為平行不整合。反映大約從志留紀晚期開始，華夏與揚子的構造巖石組合類型才趨于一致，一個真正統(tǒng)一的中國南方古地理格局才開始出現。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/奧陶紀之間的郁南運動(488Ma)、中晚奧陶世之間的都勻運動/崖縣運動(461Ma)、奧陶/志留紀之間的崇余運動/臺開運動(444Ma)、中/晚志留世之間的崇義運動(423Ma)等。此外，華南早古生代花崗巖大量發(fā)育，時代多在380～460Ma之間，并以430～450Ma為主(舒良樹等, 2008; Huang and Wang, 2019)。總之，華南地區(qū)早古生代構造與巖漿事件頻發(fā)，且這些事件發(fā)生的時間及序列與秦祁昆地區(qū)有很大的可對比性，表明華南應該卷入了原特提斯造山過程。盡管目前對華南早古生代地質演化模式存在激烈爭論，但它與岡瓦納大陸的關系是我國地質學家未來應予以特別關注的重點(殷鴻福等, 1999; 張國偉等, 2013; 任紀舜和李崇, 2016; Cawoodetal., 2018; Faureetal., 2018)。

顯而易見，我國秦祁昆-華南地塊古生代期間的構造幕次、巖漿作用和磨拉石建造等各項特點均與西歐加里東造山帶極為一致，只是兩地高壓變質作用的時代稍有差別。首先是秦嶺和阿爾金地區(qū)，主要的高壓-超高壓變質作用發(fā)生在490～510Ma，反映了早期塊體間的碰撞；祁連-柴達木地區(qū)高壓-超高壓變質時代主要是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作用發(fā)生在410Ma。我們不可能指望相距數千千米的兩地具有相同的地質演化歷史，但將秦祁昆與歐洲加里東造山帶進行對比可給我們提供重要的信息。英國的加里東造山帶在早古生代主要表現為南部Avalonia地體向北的運動，以及最后與波羅的和勞倫大陸的碰撞。即加里東事件產生的外來地體來自岡瓦納大陸，而塊體的碰撞發(fā)生在勞亞大陸的南緣。在中國境內，原特提斯造山作用發(fā)生在塔里木-華北地塊的南緣，具有與英國加里東帶類似的構造背景，但那些原特提斯洋中的地體也是岡瓦納來源的嗎？

最近幾年，國內外主流學術觀點認為，導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閉的過程。但另一種觀點認為，除華南塊體有所爭議外，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，它們在480～520Ma擴張時就已經離開岡瓦納大陸，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記錄有弧巖漿巖、弧后擴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自俯沖的巖漿弧以及早期導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)。由于這些濁積巖構成此地弧花崗巖的主要原巖，因而導致環(huán)岡瓦納大陸弧巖漿以產出大量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的Avalonia地體大約在500Ma時向北漂移，在其南側形成Rheic洋。此后，岡瓦納大陸北緣以被動陸緣為主，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，主要表現為巖漿弧的反復擴張與擠壓，并產生420～440Ma(峰值430Ma)的S-型花崗巖和410～440Ma(峰值415Ma)的I-型花崗巖，標志造山作用結束的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秦祁昆地區(qū)相差較大，但確實與我國華南較為接近。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，而根據古地磁資料，420Ma原特提斯造山作用結束時，塔里木地塊的古緯度是～10°，而此時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重要問題上，即華北是否參與了原特提斯造山作用。根據前述的討論，原特提斯造山作用主要表現為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造山作用已經結束。顯然，不同塊體由于所處造山帶的位置不同，所經歷的地質事件有所差異，因而留下的地質記錄也不盡相同。陳旭和米切爾(1996)曾對比過北美阿巴拉契亞和我國華南廣西運動發(fā)生的時間，并發(fā)現它們與我國華北和塔里木地塊中古生代平行不整合時代基本一致，從而暗示它們可能為一次全球性的構造事件。誠然，與華南相比，我國華北古生代地層及相關的構造研究要遜色得多。但回答華北是否參與了原特提斯造山作用，實際上就是準確厘定華北地區(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，在華北地塊范圍內普遍存在。除局部周邊地區(qū)外，該不整合不同地點層位相差不大，因而在我國地質界又被認為是一次“造陸運動”，以示與造山作用的區(qū)別。日本學者最早曾提出“太行運動”這一名稱，但后來被廢棄(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”來描述這一地質現象。關于該不整合的時代，目前還沒有精細的限定。一般認為，華北奧陶紀的最高層位是馬家溝組之上的峰峰組或與其相當的閣莊組和八陡組，其頂部時代通過筆石和牙形刺被限定在現今的晚奧陶世Katian早期(陳旭和米切爾, 1996; 陳旭等, 2014a)，其絕對年齡大約在450～456Ma左右。至于該不整合的成因，前人曾提出可能為北側古亞洲洋向南或南側秦嶺洋向北俯沖而致(趙越等, 2017)，但該模型無法解釋上述不整合各地層位相差不大的事實。我們曾根據金伯利巖的發(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，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間。因此，根據現有資料，用原特提斯造山作用來解釋華北不整合的成因可能是一個更有競爭力的模型。在這一點上，華北與華南有所類似，兩者發(fā)生的時間一致。而且，廣西運動的不整合在我國東南地區(qū)盡管是角度不整合，但在揚子地塊內部表現的卻是與華北一樣的平行不整合，只是此地沉積間斷的時間要短于華北而已(陳旭等, 2014b)。當然，同華南類似，華北寒武-奧陶紀地層中也存在多個次級平行不整合，如文獻中經常見到的懷遠運動、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在華北地塊南緣并不發(fā)育，也不出現造山后的磨拉石，不整合面之上近1.4億年的沉積間斷也為完整認識其古生代地質歷史帶來了很多困難。但新的發(fā)現總是在提供重要信息。首先，華北地塊西緣鄂爾多斯地區(qū)奧陶紀沉積顯示下部臺地碳酸巖和上部復理石的二元結構，兩者的轉換發(fā)生在458Ma左右，明顯顯示造山作用的介入(Wangetal., 2016b)；第二，在華北西南部多個地點，其奧陶系灰?guī)r中鑒別出數層火山灰，時代集中在449～458Ma(王振濤等, 2015)。華南地區(qū)，奧陶紀-志留紀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境內，因為那兒的Iapetus 洋也向兩側俯沖，形成的火山灰時代主要集中在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體，為華北、華南和其它塊體的對比提供了重要線索。因此，現有資料暗示，華北地塊大約在450Ma左右通過西部邊緣與其它塊體關聯(lián)，進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系問題。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)生過向北的俯沖作用。但這一俯沖作用在華北南緣基本無所顯示，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大陸邊緣的反映，唯一的一個早古生代巖漿活動記錄就是～480Ma的洛陽牡丹石(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，最近對華北南緣斷裂變形時代的確定暗示，區(qū)內可能揭示出更多早古生代構造甚至巖漿活動的信息(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，對中國大陸的形成產生了重要影響。但此次事件的本質與西歐加里東造山帶還存在一定差別。即我國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地塊和我國境內的秦祁昆地塊由于南側Rheic洋和古特提斯洋的擴張而遠離岡瓦納大陸，這可能就是原特提斯洋真正的構造含義(圖8)。因此，有學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]此時形成的大陸仍只占中國國土的部分面積，我們暫時建議還是稱其為“原特提斯造山作用”。

作為補充，我們愿意介紹日本東京大學磯崎行雄(Yukio Isozaki)研究組最近幾年對日本及俄羅斯遠東地區(qū)的研究結果(Isozaki, 2019, 及其參考文獻)。他們的研究顯示，日本除發(fā)育我們熟知的晚古生代地質記錄外，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。志留紀末期，巖漿活動逐漸趨于平息，直至早泥盆世地層中開始出現礫巖及其它淺水沉積，其間的不整合表示造山作用的結束。作者據此推測，日本可能與俄羅斯遠東的布列亞和興凱地塊，以及我國東北的佳木斯地塊等，一起構成華南東部早古生代增生大陸邊緣。實際上，關于佳木斯、布列亞和興凱地塊來源于岡瓦納大陸的認識提出較早(Wildeetal., 1997)，但它們是否是原特提斯的組成部分，值得我們未來予以重視。在中國境內的佳木斯地塊東部，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 古特提斯形成時代

古特提斯是整個特提斯的主體。在中國境內，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-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(Martínezetal., 2012)。這樣就引出一個問題，即古特提斯洋究竟是何時形成的?；蛘哒f，古特提斯與原特提斯是否存在成生聯(lián)系。

回答這一問題顯然并非易事，我們可通過歐洲華力西造山帶中的蛇綠巖來對這一問題進行探討。前面已經述及，導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，即古特提斯洋實際上就是Rheic洋的殘留。華力西造山帶內部構造單元的劃分有“兩分法”、“三分法”，甚至“多分法”等方案?！皟煞址ā本褪潜眰葹锳valonia大體，南側為岡瓦納大陸，中間為Rheic洋(Nanceetal., 2010; Kroner and Romer, 2013)；而“三分法”在北側的Avalonia地體和南側的岡瓦納地體之間劃分出一個中部過渡性地體(包括Iberia、Armorica、Massif Central、Bohemia等地塊)，三者之間分別為北側的Rheic和南側的Variscan縫合帶(Matte, 2001; Faureetal., 2009, 2014b)。而“多分法”則認為，岡瓦納和Avalonia之間有若干塊體，因而其間也存在多個海洋(Frankeetal., 2017)。典型地區(qū)的解剖已經顯示，華力西造山帶的板塊碰撞發(fā)生在340～360Ma，其后進入一個較長時間的造山后演化階段(270～340Ma)。對華力西造山帶中殘存蛇綠巖的年齡進行歸總后發(fā)現，這些蛇綠巖主要形成于3個時代，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。有學者認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，但也有學者認為它可能是與后造山過程相關的巖漿建造(Azoretal., 2008; Pinetal., 2008)，并非真正意義上的蛇綠巖。但無論何種觀點，人們都不否認前兩個階段蛇綠巖的存在。

第一階段蛇綠巖的時代與Iapetus洋的時代完全一致，也與我國秦祁昆帶蛇綠巖的時代相當，而第二階段蛇綠巖是華力西造山帶的主體，兩者之間的關系非常值得研究。在葡萄牙南部，上述兩套蛇綠巖同地產出，分別被稱之為下蛇綠巖和上蛇綠巖，兩者之間被410Ma的高壓-低溫變質作用所分割(Arenas andMartínez, 2015)。對于下蛇綠巖，人們毫無爭議地認為是Rheic洋初始裂解-擴張的產物(Nanceetal., 2010)；但對上蛇綠巖，多數學者認為是Rheic洋持續(xù)擴張的產物(Ballèvreetal., 2014)，部分學者認為是Rheic洋閉合后重新打開的產物(Arenas and Martínez, 2015)，但也有人認為是Rehic洋向南俯沖產生的弧后擴張洋，即古特提斯(Ribeiroetal., 2007; Shaw and Johnston, 2016)。在后一模型中，人們將下蛇綠巖對應于北側的Rheic縫合帶，而將上蛇綠巖對應于南側的Variscan或古特提斯縫合帶。此時，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 古地理復原圖中，強調將古特提斯作為Rheic洋南側大洋的原因(Stampfli, 1996; Stampfli and Borel, 2002; Stampflietal., 2002, 2013)。順便提及，有限的資料顯示，區(qū)內370～420Ma蛇綠巖中的鎂鐵質巖石顯示富集地幔來源的特點(如Moeche蛇綠巖)，與蛇綠巖來源于虧損地幔特點有所不同。

歐洲華力西造山帶強烈的后期改造，使得不同時代蛇綠巖原始位置的恢復極為困難，因而難以對上述兩種可能性做出判斷。但在我國境內的康西瓦-昆南-阿尼瑪卿和龍木錯-雙湖-昌寧-孟連縫合帶內，不同時代蛇綠巖只在單一的縫合帶內出露，為我們討論上述問題提供了重要對象。一種可能性是，兩套不同時代蛇綠巖可能屬于兩個獨立演化的大洋。第一，單一的大洋應該具有連續(xù)的洋殼擴張歷史，而在東昆侖和龍木錯，蛇綠巖的時代也不連續(xù)，且兩套蛇綠巖之間還存在表征造山作用的高壓變質事件(圖5)；第二，無論是在歐洲還是青藏境內，單一大洋消亡應該具有的時間連續(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，同樣的現象也見于云南的昌寧-孟連帶；第三，在柴達木-東昆侖地區(qū)，與兩套不同時代蛇綠巖相伴生的是出現兩套磨拉石建造，分別是泥盆紀的牦牛山組(400～423Ma)和三疊紀的鄂拉山組(～220Ma)，同時還出現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-雙湖縫合帶，也分別出現泥盆紀拉竹弄組和三疊紀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)生過一次高壓麻粒巖相的變質作用(～425Ma, Zhangetal., 2014)。這些特征表明，上述兩套不同時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立的兩個大洋，代表了兩次大洋形成至消亡的演化事件。實際上，中國主體大陸顯生宙地質就是以這兩次大的構造事件作為其演化的主要特征。

但是，我們也不能否認另外一種可能性，即不同時代蛇綠巖的共存實質上是長期演化的單一大洋的歷史。第一，盡管大洋的擴張是連續(xù)的，但不同時代擴張形成的洋殼是不同的，只有特定時代的大洋巖石圈可以在俯沖帶被保存下來，絕大部分洋殼都被俯沖進入地球深部而不會在俯沖帶出現，因而難以出現時代連續(xù)的蛇綠巖與增生雜巖；第二，上述兩套磨拉石的出現很難說是一個單一大洋演化的結果。磨拉石的出現一般與塊體碰撞相伴隨，且?guī)r石同時分布在碰撞帶兩側的地塊上。如在東昆侖，阿尼瑪卿縫合帶北側的昆南地體上出現兩套磨拉石，不能排除它是北側昆中縫合帶兩側塊體碰撞的結果。如果這一假說成立，古特提斯的形成應該在520Ma左右的早古生代就已開始，并一直持續(xù)到晚古生代。從這個角度來看，以時代來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，取而代之的應以地域和時代來共同約束大洋的屬性。原特提斯造山作用使域內的原特提斯洋在430Ma左右全部關閉。此時，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的真實情形，是我們很難準確回答的重要問題。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，也見于縫合帶南側的甜水海、北羌塘-昌都和印支地塊上，但在龍木錯-雙湖-昌寧-孟連以南的基梅里大陸上并未出現。因此，龍木錯-雙湖-昌寧-孟連洋是一個長期演化的原特提斯-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閉、晚古生代早期又重新開啟的洋盆。至于后來形成的金沙江-哀牢山，我們認為同康西瓦-阿尼瑪卿洋類似，它們很可能都是在龍木錯-雙湖洋向北俯沖過程產生的弧后擴張洋盆。

但是，細心的讀者一定還是會對北羌塘的解釋存疑。我們已經在前文討論，地層與古生物對比贊同該塊體更可能是亞洲大陸的一部分，或與揚子塊體有更好的親緣性(李才等, 2016)。Gehrelsetal. (2011)對北羌塘晚古生代-早中生代若干層位碎屑沉積巖進行了研究，發(fā)現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)現有石炭紀冰蹟巖。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時位于南緯22°左右(Songetal., 2017)，與岡瓦納大陸應相距甚近。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，它是北側金沙江縫合帶俯沖物質向南折返的產物。該模式面臨的問題是，羌塘中部變質地體規(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，因為它們兩者在早古生代演化歷史、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定。新的古地磁研究已經表明，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移軌跡(Maetal., 2019)。因此，北羌塘仍與揚子地塊關聯(lián)，只是它當時和華南一樣，更靠近岡瓦納大陸。這一模式需要對北羌塘石炭紀冰蹟巖的存在予以解答，同時對碎屑鋯石的年齡予以合理的解釋。實際上，最近發(fā)表的年代學數據已經表明，以前的測試可能有一定的局限性(李才等, 2016; Pengetal., 2019)。

圖9 土耳其-伊朗大地構造圖(據Okay and Tüysüz, 1999簡化；插圖據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-新特提斯共存問題

古特提斯的演化對中國大陸的形成具有舉足輕重的影響，其中非常重要的一項就是古、新特提斯是否共存的問題。St?cklin (1974)在提出古、新特提斯概念的時候，就提出伊朗北部的古特提斯演化結束以后，南面的新特提斯才開始啟動，古、新特提斯不存在時間上共存的問題。我國學者黃汲清和陳炳蔚(1987) 也持有類似的看法，他們認為中國大陸境內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，他們把古、新特提斯之間的地帶命名為“互換構造域”(Interchange domain)。但絕大多數學者贊同eng?r (1979)的模型，即古特提斯向南的俯沖導致新特提斯的打開(圖2)，因此兩者在時間上共存、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。從這一研究現狀可以看出，古、新特提斯是否共存問題從這兩個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。北部的地塊實際上是卡拉庫姆地塊(現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為是基梅里大陸的一部分，這也被近來發(fā)現它大量發(fā)育520～600Ma的巖漿建造所證實，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，其時代大約分布在260～380Ma之間(Moghadametal., 2014)。結合伴生的深海沉積物，這里顯然是一個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)。但對大洋閉合的時代，目前還有所爭議(Natal’in andeng?r, 2005)。根據蛇綠巖中發(fā)育200～217Ma碰撞后花崗巖的侵入地質關系，現在推測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，主體時代為白堊紀(80～110Ma為主)，部分蛇綠巖可早至侏羅紀晚期(Moghadametal., 2015)。盡管如此，Zagros縫合帶北側的Sanandaj-Sirjan巖漿弧從侏羅紀就開始發(fā)育(Agardetal., 2011; Chiuetal., 2013)。結合伴生的深海沉積，南側新特提斯的形成大約三疊紀晚期-侏羅紀早期。從上述介紹的結果來看，伊朗境內北部古特提斯板塊碰撞發(fā)生在220Ma之前，而南側大洋發(fā)育在220Ma之后。因此，可以肯定，伊朗北部古特提斯關閉時，南側的新特提斯還未打開，古、新特提斯在時間上沒有交叉，St?cklin (1974)早年的結論現在仍然有效。

在上述地質單元中，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，被認為是分割北側Avalonia地體和南側Pontides的重要邊界。目前討論的核心問題是，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變質巖，不少花崗片麻巖獲得530～540Ma的年齡，且普遍經歷過330～350Ma的變質作用改造；第二，帶內發(fā)育新元古代-早古生代和泥盆-石炭紀兩個時代的蛇綠巖，與華力西造山帶內蛇綠巖時代組合一致；第三，帶內發(fā)育時代為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年代與伊朗境內的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洋經過的地方(Okay and Nikishin, 2015)。如果區(qū)內有古特提斯的話，它應該位于更南邊的縫合帶內。至于Pontides帶中的奧陶紀巖漿弧，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最重要的構造單元，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，經小高加索山后進入伊朗。它的北側為Pontides地體，南側為Anatolide-Tauride地塊。帶內廣泛分布有二疊紀、侏羅紀和白堊紀三個時期的蛇綠巖, 因而是古特提斯與新特提斯兼顧的長期活動帶，與蛇綠巖伴生的二疊紀-三疊紀、侏羅紀和白堊紀三個階段的增生雜巖。對該帶的研究主要集中在兩個問題上：第一，該帶大洋的俯沖消減是向北還是向南進行的；第二，它北側的Pontides是否是eng?r (1979)所說的基梅里大陸。關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，只是強調一條，由構造填圖確定的該俯沖帶的極性是向北而不是向南。關于Pontides地塊的基底，目前它有西邊希臘境內的Strandja地塊和土耳其境內的Sakaya地塊。Strandja和Sakaya地體的共同之處是發(fā)育泥盆-石炭紀(ca. 320～400Ma)變質基底(Topuzetal., 2007, 2010; Okayetal., 2008; Eyubogluetal., 2010)，其上覆蓋三疊-侏羅紀沉積蓋層，周邊伴有二疊紀、三疊紀和侏羅紀的增生雜巖，目前未發(fā)現泛非期乃至更老的變質基底，因而不是基梅里大陸。因此，Pontides不是來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大的長時期活動的增生雜巖。三疊紀-侏羅紀確實有板塊的增生，并伴有榴輝巖的形成，但那不是大陸的碰撞，它是特提斯洋長期俯沖的一幕(Okayetal., 2002)。順便提及，Strandja地塊內部有一個高級變質的Rhodope地塊出露，塊體內還發(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造變形期間剝露的中生代為主的地質體(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塊體的基底性質有很大不同。

中國是特提斯最為發(fā)育的國家，但對古、新特提斯是否共存這一問題始終未予以系統(tǒng)而認真的討論?；蛘哒f，目前還不存在被大多數學者所認可的結論。導致這種情況出現的原因仍是大洋形成時代厘定的困難，以及對如何厘定板塊碰撞時間有所分歧。對于大洋拉開的時間，很多學者采用裂谷巖石建造來予以說明。我們認為，很多裂谷與大洋的發(fā)育關系并不密切。即使是某一大洋的形成由大陸裂谷開始，它應該先形成被動陸緣建造。隨海水加深，出現深水沉積，進一步才出現洋殼。在這一情形下，代表海洋巖石圈的蛇綠巖才是確認大洋已經形成的重要地質記錄。誠然，蛇綠巖時代的確定并非易事。傳統(tǒng)方法較多采用位于蛇綠巖上部的深海硅質巖來約束蛇綠巖的最小時代，但需要對硅質巖的沉積屬性予以約束，以防它是早期拉張過程中形成的深水沉積。幸運的是，近年來同位素測年技術的快速發(fā)展，使得蛇綠巖形成時代方面的資料大量增加。雖然并非所有蛇綠巖均可準確定年，但這畢竟為我們討論大洋形成時代提供了重要信息。就板塊碰撞時間的厘定，盡管采用的方法很多，但大多只能給出較寬的時間范圍。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)一段時間。磨拉石一般指示造山作用的結束，但它明顯晚于板塊的碰撞時代。周緣前陸盆地沉積可能是目前少有的能夠準確確定碰撞時代的地質記錄，但遺憾的是，這項工作目前在我國還開展得較為有限。因此，我們在后面的討論中盡量結合前陸盆地沉積和磨拉石建造來制約板塊的縫合時代。相反，目前不少學者采用的利用巖漿巖及其地球化學成分來判定俯沖、碰撞和碰撞后等構造環(huán)境的方法，我們在這里較少采用。

目前厘定出的我國境內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題，學術界積累的資料較多。其中大別-蘇魯超高壓變質作用的時代被確定在225～240Ma(鄭永飛, 2008)，暗示華北與華南的拼合應該發(fā)生在2.5億年左右。向西，該縫合線一般認為應與秦嶺的勉略縫合帶相接，代表了揚子與秦嶺地體的拼合。與大別-蘇魯發(fā)育大量高壓-超高壓變質巖石不同，勉略帶以發(fā)育強烈的巖漿作用為特征。對這些巖漿巖屬性的厘定發(fā)現，勉略帶最終的縫合應該發(fā)生在240～250Ma之間。此后，該區(qū)進入造山后演化階段，并發(fā)育晚三疊世鄂拉山群磨拉石。再向西，勉略帶一般認為應與康西瓦-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為屬于磨拉石，由此約束的板塊拼合時代大約在240～260Ma之間，與東部塊體碰撞時代相當。

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。它向南進入越南境內，并被稱之為松馬縫合線(Songma)。該縫合線最近幾年受到較多關注，其俯沖型巖漿作用為245～255Ma，而碰撞和碰撞后巖漿作用時代分別為235～249Ma和212～234Ma(Zietal., 2013)，反映塊體縫合時代也應該在2.5億年左右。爭議較多的是該消失大洋的俯沖極性問題。多數學者認為，哀牢山洋向南俯沖至越南下方，但也有部分學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代資料相對缺乏，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。大多認為金沙江洋向西俯沖在昌都地塊之下，但也有學者認為，包括義敦島弧在內的金沙江一帶巖漿巖是由于更南側龍木措-雙湖洋北向俯沖的產物(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，它也被認為是岡瓦納大陸的北界(鐘大賚等, 1998)，因而受到學術界較多關注。特別是近幾年，數個地點高壓變質藍片巖-榴輝巖的發(fā)現為該縫合帶的研究注入了新的活力。通過近期的研究已經確認，這些巖石高壓變質作用發(fā)生的時間約為238～246Ma(Fanetal., 2015; Wangetal., 2019a)，由此限定的該縫合帶的縫合時代大約在240Ma左右。造山后臨滄火山巖的時代為240～245Ma。結合晚三疊世三岔河組磨拉石建造的出現，昌寧-孟連縫合帶的縫合時間應該是240～245Ma。向西，該縫合帶可與藏北的龍木錯-雙湖縫合帶相接。李才等(2016)在羌塘腹地發(fā)現一套整合的二疊-三疊紀地層，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，康魯組上部出現紫紅色復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砂巖的碎屑鋯石年齡測定顯示，它們具有一組260～280Ma的年齡峰。詳細研究發(fā)現，該時段鋯石特征與鎂鐵質巖石的鋯石接近，而與長英質巖石中的鋯石相差甚大。但是，此時代的鎂鐵質巖石質只發(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代在奧倫尼克期，其相當的絕對年齡在245～250Ma。因此，如果這一材料屬實的話，龍木錯-雙湖帶大洋的閉合應該在硬水泉組沉積之前已經發(fā)生，即上述板塊碰撞很可能發(fā)生250Ma之前。

從上述中國境內三條縫合線的對比可以看出，它們初始縫合的時代大約都在2.5億年左右，且具有較好的等時性。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，特別是晚三疊世的磨拉石建造，這就是前人不斷強調的深刻影響中國的印支運動。但是，我們愿意指出，大洋縫合時代的限定確實并非易事。一般說來，大洋的閉合是指兩側大陸碰撞，其間大洋巖石圈消失的時間。很多情況下，盡管大洋巖石圈已俯沖完畢，但并不表明此時海水已全部退出，縫合帶中還可以出現殘留海，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，進而接受風化、剝蝕，然后才形成表征造山作用結束的陸相磨拉石建造。在西藏腹地的羌塘地區(qū)，根據物源分析給出的大洋閉合時代應該在250Ma左右，但其洋殼俯沖成因榴輝巖的峰期變質時代為230～243Ma，覆蓋在增生雜巖之上的望湖嶺組磨拉石時代在214Ma，與榴輝巖-藍片巖的折返年齡一致。從這一數據可以看出，從大陸碰撞到磨拉石的形成，大約有～35Myr的時長，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)的時間。

從中國向西，古特提斯是否能夠進入歐洲是一個較少被討論的問題(Pereiraetal., 2015)。絕大多數學者認為，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，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。就土耳其來說，它是eng?r (1979)最先論證古-新特提斯共存的地區(qū)，我們在前面對這一問題已經做過討論，不再贅述。在伊朗，其北部的Alborz縫合線標志伊朗中部地塊與北側卡拉庫姆地塊的碰撞。但由于露頭覆蓋影響，伊朗北部古特提斯縫合帶地質歷史的恢復進展緩慢。最新的資料顯示，伊朗北部碰撞時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論稍有不同(Natal’in andeng?r, 2005)。

如果說2.5億年時古特提斯已全部關閉，那新特提斯是否已經打開就成為另一個重要問題。目前。大多數學者接受新特提斯在270～280Ma的早-中二疊世，甚至更早打開的觀點，其主要證據來自兩個方面。其一是古生物學資料(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，逐漸轉化為中-晚二疊世的冷暖混生型或溫水型，理應反映當時南方高緯度地區(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洋島海山中溫水型生物的發(fā)現也支持這一解釋(Shenetal., 2003)。第二是二疊紀普遍發(fā)育的大陸玄武質巖漿作用。根據目前資料，二疊紀大陸溢流玄武巖以及相關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，時代集中在280～300Ma左右(Zhuetal., 2010; Shellnuttetal., 2011; Zhaietal., 2013; Liaoetal., 2015)。一般認為，這些大面積鎂鐵質巖漿活動多與大陸拉張作用關系密切，應該代表了新特提斯洋的打開。盡管有上述兩方面的證據，但280Ma左右時新形成的特提斯洋殼記錄始終未被發(fā)現。更何況，大陸拉張并非意味著大洋一定已經打開。在中國境內，新特提斯主要以西藏境內的班公-怒江縫合帶和雅魯藏布縫合帶為代表。這兩條縫合帶內厘定出的蛇綠巖基本都屬于中生代。在雅魯藏布縫合帶內，目前厘定的最老的硅質巖為早三疊世(Chenetal., 2019)。古地磁資料也顯示，拉薩地塊從岡瓦納大陸裂解的時間可能在晚三疊紀，而非以前認為的二疊紀(Lietal., 2016)。最近國內有數個研究小組在班怒帶內的洞錯蛇綠巖中厘定出高壓變質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)。并通過其地球化學研究厘定其原巖為N-MORB型洋殼巖石，從而提出班怒洋在二疊紀已經打開。我們對這一認識持謹慎樂觀態(tài)度，因為準確厘定榴輝巖原巖為N-MORB型巖石是一項難度極高的工作。即使對普通的輝長巖甚至玄武巖而言，在沒有詳細地質資料的約束下，要準確地確定它的構造屬性也并非易事。有研究提出，班怒帶中存在若干洋島成因的二疊紀基性雜巖，從而支持班怒洋形成于二疊紀以前。但是，區(qū)別洋島和大陸板內巖漿雜巖也并非易事。因此，新特提斯起始于二疊紀的觀點還沒有實質性資料的支持?？紤]二疊紀時期全球顯著的增溫效應及可能的洋流影響，我們更傾向于認為班怒帶和雅江帶均形成于三疊紀，而非更早的二疊紀甚至晚石炭世。

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，中國境內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，北側康西瓦-阿尼瑪卿洋北向和南側金沙江洋南向的俯沖，在超大陸內部形成古特提斯殘留盆地。整個造山作用過程中，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，新特提斯打開時代可能在2.5億年以后。如果上述論點成立的話，地質歷史上就不存在古、新特提斯共存問題。鑒于此問題的重要性，我們提出圖10的兩種模型，供學術界討論和甄別。特別是新特提斯洋起始打開的時間，值得今后重點關注。

在上述討論中，我們已得出一個重要結論，即二疊紀末期，北方勞亞大陸和南方岡瓦納大陸間的東亞塊體已經拼合在一起。那時，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)，一個真正意義上的全球超大陸已經形成(圖8)，而基本所有中國境內的地塊都參與了這次大陸的聚合，這應該就是我國老一輩地質學家不斷強調的我國古生代末期“三足鼎立”的大地構造格局。然而遺憾的是，這一思想并沒有在國際學術界得到廣泛傳播和應用。導致這一現象產生的原因除對這些塊體縫合的時代及過程等缺乏系統(tǒng)而細致的論證外，對這一塊體不能予以統(tǒng)一的命名也是重要原因之一。據我們掌握的文獻，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, 任紀舜, 1993, 1994)等。盡管不同研究者賦予這些名稱的時代有早古生代和晚古生代之分，但實際上，這些塊體的范圍就是古生物學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自更早期葛利普(A. W. Grabau)提出的華夏大陸(Cathaysia land, 李星學, 1997)。因此，我們建議以后仍采用華夏大陸(Cathaysia)一詞來描述二疊紀末期的東亞大陸?，F在大家認可的華夏大陸或華夏古陸代表中國東南部古老地塊的觀點，實際上與葛利普最初的定義相差甚遠。中國東南部是否真的存在一個這樣的地塊，并無確切的證據。

上述關于古特提斯洋于2.5億年左右閉合的觀點，肯定會受到不少讀者的質疑，因為在這些縫合帶附近，類似大洋俯沖的花崗巖(也包括其它類型的火成巖)在三疊紀還很發(fā)育。我們對此的解釋是，板塊碰撞時間的厘定更多地是依賴于構造學和沉積學的研究，高壓變質巖也能為這一問題提供重要的信息。但在運用火成巖組合及其地球化學成分來約束具體大地構造背景時，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。對這一現象的原因，學術界還未達成共識(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的大別-蘇魯地區(qū)以及歐洲的阿爾卑斯山，這兩地大陸碰撞前應該存在洋殼的俯沖。至少在阿爾卑斯山，侏羅紀的洋殼到新生代才消失，但與洋殼消減有關的巖漿作用一直少有報道。再有歐洲的華力西造山帶，無論是伊比利亞半島還是法國中央地塊，那兒與Rheic洋俯沖消亡有關的巖漿作用極少發(fā)育，只是在德國的波西米亞地塊，俯沖作用才有所體現，取而代之的是造山帶內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的加里東帶，那兒最主要的花崗巖為含角閃石的I-型，時代為380～430Ma，比碰撞時間約晚20～50Ma。從巖石學角度看，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)，它的成因目前多認為與板片斷離而導致的地幔加熱有關(Atherton and Ghani, 2002)；第三，S-型花崗巖與碰撞并無聯(lián)系。世界著名的澳大利亞Lachlan造山帶是當今花崗巖研究的經典，那兒的花崗巖分類被學術界廣泛應用。這里S-型花崗巖占整個Lachlan褶皺帶花崗巖一半以上的面積，但那兒只有大洋俯沖，沒有板塊碰撞。在特提斯域內，S-型花崗巖與碰撞無關的典型實例是東昆侖金水口為代表的堇青石花崗巖，它的形成時代在～400Ma左右，明顯晚于昆北和昆南地體的拼合時代(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。再比如，我國藏南喜馬拉雅的淡色花崗巖，一直被當做印度-亞洲碰撞作用的典型代表，但它主要形成于14～25Ma，遠比60Ma的印度-亞洲碰撞時代年輕，且與俯沖大陸物質的折返有關，應該是后碰撞階段的產物(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，我們應該結合構造、地層和沉積學等方面的研究成果，重新審視東昆侖、秦嶺以及華南地區(qū)不同時期花崗巖的構造意義。

4 特提斯演化的資源環(huán)境效應

4.1 特提斯域成礦作用

特提斯不僅是基礎地質研究的天然實驗室，其域內發(fā)育的不同類別的資源與能源礦產也是成礦作用研究的重要對象。從成礦作用角度來說，特提斯成礦域是與太平洋成礦域和古亞洲成礦域相對應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，這里僅提供幾項值得關注的問題，供讀者參考。

首先，特提斯獨特的演化歷史一定會體現在它的成礦作用上(Hou and Zhang, 2015)。或者說，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題。從顯生宙開始，特提斯就以大洋的開啟、擴張和消亡為其演化的主要節(jié)律，因而域內應該形成大量與大洋擴張有關的蛇綠巖型和噴流型礦床，以及與大洋俯沖有關的斑巖型礦床。從蛇綠巖型的鉻鐵礦床來看，西藏的羅布莎是目前我國鉻鐵礦最重要的基地，但鉻鐵礦的供應量不足我國實際需求的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。甘肅的白銀廠是國內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系密切。但從與俯沖有關的礦床來看，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少有發(fā)現(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、藏南的驅龍-甲瑪、巴基斯坦Reko Diq、伊朗的薩爾切梅等，它們都是世界級規(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，時代大約在220Ma(Lietal., 2011b, 2017)，似乎屬于古特提斯洋閉合的產物。但在整個古生代，我們也沒有發(fā)現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物(付小芳等, 2017; Wangetal., 2020)。最新的研究還發(fā)現，藏南喜馬拉雅有可能成為我國未來重要的Be-Li-Nb-Ta稀有金屬基地(王汝成等, 2017)，類似的礦產還同樣發(fā)育在尼泊爾、印度北部、巴基斯坦、阿富汗等地。即使在時代相對較老的秦嶺造山帶及松潘甘孜地區(qū)，與偉晶巖有關的稀有金屬成礦潛力仍然巨大。在這些稀有金屬礦產形成的同時，與熱液有關的銻、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，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發(fā)現與勘探的東昆侖夏日哈木礦床，它是目前我國第二大鎳礦。該礦床位于昆北地體南側，產于元古代金水口群變質巖之中，是與橄欖巖-輝長巖-輝石巖伴生的巖漿分異型礦床，成礦時代為早-中泥盆世(ca. 400～420Ma, Songetal., 2016)。區(qū)內與該礦床同時產出的地質體還有A型花崗巖和輝綠巖，與礦床密切相關的區(qū)內榴輝巖，目前獲得其變質時代為410～440Ma(祁生勝等, 2014; Songetal., 2018)。結合區(qū)域內磨拉石建造的同時發(fā)育以及賦礦巖體本身未經受任何變形，可以判定該礦床是原特提斯造山晚期形成的，與國內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，進一步堅定了我國在造山帶中進一步發(fā)現更多銅鎳資源的信心。

在稀有金屬成礦方面，一個引起學術界長期關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時代，并展布于不同的空間。其一是從我國云南臨滄向南延伸進入泰國，并一直延至馬來西亞的三疊紀錫成礦帶，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程有關，是昌寧-孟連及其南延的古特提斯洋閉合的產物。該帶在1960～1980年代曾是全球最重要的錫產地，其錫產量占全球的70%左右，其中最為著名的就是馬來半島的錫島(Cobbingetal., 1986; Schwartzetal., 1995)。但最近在中南半島的西部發(fā)現另一條幾乎平行的錫礦帶，它北起我國云南騰沖，經緬甸西部，向南延伸至泰國普吉島。目前探明的儲量表明，該帶含有較前者更多的錫資源，其中著名的礦點有云南的小龍河、緬甸的Davoy和泰國的普吉島等。從地質背景上看，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，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，封閉陸表海發(fā)育的膏鹽沉積是目前鉀鹽的重要產地，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云南思茅，成為我國國內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，而高原內陸湖泊的大量發(fā)育使得我國西部鉀鹽資源豐厚。更為重要的是，這些湖泊沉積物主要來源于稀有金屬含量高的青藏高原山體物質的風化剝蝕，這也就決定了我國西部的鹽湖也是極為重要的稀有金屬儲庫。

4.2 特提斯域能源礦產

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。在中國境內，四川盆地、南海都是我國重要的油氣資源勘探基地。導致該區(qū)油氣資源如此富集的原因主要是：第一，特提斯是一個長期發(fā)育在赤道附近的大洋。無論是原特提斯、古特提斯還是新特提斯，它們的空間位置長期在赤道附近徘徊，充足的陽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陸緣。特別是岡瓦納大陸北緣，它發(fā)育有新元古代以來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)質儲層；第三，在具有優(yōu)質儲層的同時，大洋的關閉意味著海水逐漸變淺以至消失，這將產生膏鹽型沉積，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)質油氣田的各類組合封裝工作。中東、北非和我國四川盆地基本上都是上述過程的典型實例，這已被幾十年來的勘探實踐所證明。但相比之下，我國的藏南地區(qū)由于受到印度-亞洲板塊的過度擠壓，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，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。波斯灣在地質構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)成為東側古特提斯海灣南側被動陸緣的一部分。大約在180Ma的侏羅紀，早先形成的巖漿弧裂解成為中伊朗地塊，其南側成為新特提斯洋。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。從上述簡單的歷史介紹可以看出，波斯灣北部存在過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)育寬廣的被動大陸邊緣，沉積自寒武紀以來巨厚的碳酸巖和泥沙質巖石(Hortonetal., 2008)。由于海水較淺，且當時位于赤道附近，這些巖石沉積時生物極其繁盛，構成優(yōu)質烴源巖。與此同時，還發(fā)育二疊紀、侏羅紀和漸新世等多套膏巖層，構成良好的蓋層。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，板塊擠壓形成的扎格羅斯造山帶發(fā)育北部以逆沖構造為主的沖斷帶，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，從而構成了波斯灣地區(qū)令人驚嘆的油氣圈閉。

我們再看看四川盆地的情況。正如我們前面介紹的那樣，華南大陸主體顯生宙以來經歷兩次大的構造變動，即廣西運動代表的泥盆紀原特提斯造山和印支運動代表的三疊紀古特提斯造山。其中揚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-志留紀，第二是石炭紀-三疊紀。在這兩個階段，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)質烴源巖，其中尤以二疊紀為甚。二疊紀晚期，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。三疊紀初期，標志盆地封閉的膏鹽沉積在四川盆地西部和北部開始出現，并逐漸向其它方向推進，直至晚三疊世基本結束海相演化歷史。在早-中三疊世期間，整個四川盆地均為封閉的蒸發(fā)海環(huán)境，形成飛仙關組(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)。

但細心的讀者也許會發(fā)現，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，為何在志留紀末期的造山作用期間未被破壞。這實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。在華南東南部，泥盆系與下伏地層為角度不整合接觸，但在遠離聚合帶的四川盆地，上述接觸關系主要表現為平行不整合，泥盆紀之前的地層還形成大型寬緩褶皺等構造，因而對原有油氣資源的破壞有限。顯然，對這一現象本身的深入研究，也將是本重大研究計劃的重要內容。

我們相信，特提斯對油氣資源的控制和影響遠不止這些，未來應加強從宏觀尺度上認識造山帶演化與油氣盆地形成的關系，即人們常說的盆山耦合問題。

4.3 特提斯演化及其環(huán)境效應

特提斯的形成與消亡是顯生宙以來地球上發(fā)生的最重大地質事件(圖11)，因而對地球的環(huán)境產生了重要影響。這種影響主要體現在以下幾個方面：第一，特提斯洋的形成與演化決定了地球當時的古地理格局，而海陸分布是影響地球氣候的最重要因素?，F今歐亞大陸南緣，其氣候受副特提斯海(現地中海)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，行星風系構成此時地球的主要氣候特征。非洲與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，不僅使地球產生超級季風，而且加劇地球本已趨冷的趨勢，進而形成了地球上規(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，超級季風演化成為地球上多個區(qū)域季風共存的復雜格局。

第二，特提斯在演化過程中可導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)以行星風系為主，而高原的隆升改變了這一格局，并導致了深入影響我們生活的東亞季風的形成，以及亞洲內陸的干旱化(Molnar and England, 1990)。但青藏高原是何時隆升到足以影響地球的氣候，是一個還沒解決的重大科學問題。古高度是解決這一問題的最佳方法，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數地球科學家心向往之，但高寒缺氧又令人望而卻步。作為對比，地勢較低的安納托尼亞-伊朗高原由于形成年齡僅12Ma左右，被認為是高原發(fā)展的初級階段，是解開高原成因之謎的重要對象。然而，同青藏地區(qū)一樣，板塊碰撞時間認識上的分歧嚴重制約了這一問題的進展。實際上，該問題還涉及地質學上的另一個難解之謎，即大規(guī)模海洋巖石圈的仰沖問題。一般說來，海洋巖石圈由于密度較大，它在俯沖過程中會進入地幔而消亡，但地球上確實存在大面積海洋巖石圈就位于大陸的具體實例。就主動大陸邊緣來說，代表性的實例是西太平洋的新喀里多尼亞蛇綠巖，其分布面積近萬平方千米，侵位在早期沉積地層之上，其成因與太平洋板塊的俯沖關系密切。令人費解的是就位于被動陸源的蛇綠巖殘片，其中尤以阿曼蛇綠巖最為著名，其分布面積超過一萬平方千米。更有甚者，整個阿拉伯板塊在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晚期大氣CO2含量有所波動的主要原因(Jagoutzetal., 2016)。

蛇綠巖為何能發(fā)生向被動陸緣的長距離仰沖，一直沒有很好的答案。學術界在最初提出這一概念時，強調它的發(fā)生可能與大洋消失后的大陸碰撞有關(Coleman, 1971, 1981)，這就是學術界認為阿拉伯與歐亞大陸在晚白堊世碰撞的理論依據(Alavi, 1994)。但這一論斷并沒有得到充分的論證，因而后來產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識(Agardetal., 2011; Zhangetal., 2017b; Koshnawetal., 2019)。顯然，這一認識分歧嚴重阻礙對安納托尼亞-伊朗高原成因的認識。在阿爾卑斯地區(qū)，非洲與歐洲板塊的碰撞時代也未定論。這就是為什么近年來有大量大陸碰撞精細時代研究的主要原因。

圖11 特提斯演化階段與顯生宙重大環(huán)境-生命事件對應關系資料來源：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冰期時溫度采用Frakes et al. (1992)曲線；大火成巖省(LIPS)及生物滅絕強度資料來自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的碰撞及環(huán)境變化，原、古特提斯的消亡也同樣產生了地球上巨幅的地形變化與環(huán)境效應。青藏高原的隆升不僅表現為垂向上的高度變化，更主要的是它向四周的擴展，形成表征地形顯著變化的粗碎屑沉積，如南側與喜馬拉雅山相隨的錫瓦里克礫巖、東側與龍門山相關的大邑礫巖、以及中國西部與山脈相關的西域礫巖、玉門礫巖、積石山礫巖等。相比而言，與新特提斯消亡有關的印度與亞洲碰撞產生的磨拉石建造(西藏柳曲礫巖)，規(guī)模要小得多，甚至遠小于縫合帶附近后來由于山體隆升而形成的岡仁波齊-大竹卡礫巖。同樣，原特提斯洋關閉后的磨拉石建造從塔里木南緣，經祁連山、昆侖山到達秦嶺，然后又在華南的東南部大量出現，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，幾乎覆蓋中國國土。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，它對我國大陸乃至亞洲大陸的地形影響將是何等重要，由此而帶來的風化剝蝕又將吸收多少大氣中的CO2，進而對地球的環(huán)境產生影響。但這方面的研究還遠未開展，我們對它的認識還很為有限。未來應該以原特提斯、古特提斯和新特提斯洋閉合相關的三套礫巖為基礎，開展古地勢研究，以更好地理解地球的古環(huán)境及其變化。

第三，特提斯在演化過程中通過控制碳排放影響了地球氣候。這種碳排放既涉及地球的內部過程，也涉及由于海陸分布和地形起伏而帶來的表層過程。正如圖11所示的那樣，地球顯生宙期間以早古生代、晚古生代和侏羅紀以來三次大的變冷趨勢為顯著特征，并發(fā)育過三次冰期事件，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。盡管對冰期的成因目前學術界觀點分歧較大，但最近的研究顯示，特提斯演化有關的弧巖漿作用可能是導致地球冰期出現的一種主要原因(Macdonaldetal., 2019)，因為弧巖漿作用將通過噴發(fā)柱向地球的大氣釋放大量的SO2，而該氣體在平流層會形成壽命短的氣溶膠，進而反射太陽的熱量而使地球變冷。盡管每次火山噴發(fā)對地球溫度的降低貢獻有限，但大型巖漿弧的長期發(fā)育可導致地球冰期的到來(Soreghanetal., 2019)。原、古、新特提斯洋在俯沖消減過程中，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，當時地球植被大量發(fā)育，這也是奧陶-志留紀、石炭-二疊紀和侏羅-白堊紀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青藏高原的隆升又加速了巖石的風化過程，從而消耗大氣中的CO2，這可能是古生代以來地球由溫室向后來冰室多次轉變的重要原因(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歷了大起大落。不僅有寒武紀的生命大爆發(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化作用，改變了地球大氣氧的含量，從而引發(fā)了寒武紀的生命大爆發(fā)(Squireetal., 2006; Shieldsetal., 2019)。其后的整個特提斯演化期間，地球的生物演化以5次生物大滅絕及其后的生物復蘇為主旋律。

生物大滅絕的起因，是地球科學家以及公眾極為關心的重要科學問題(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，因為每一次滅絕前后地球環(huán)境特征及其變化互不一致。最早的奧陶紀末生物滅絕似乎與同時的冰期及隨后的升溫相關，而其它似乎與大規(guī)模火山事件或隕石撞擊聯(lián)系更密切(Courtillot and Renne, 2003; Houghetal., 2006)。即使是火山事件，二疊紀-三疊紀生物大滅絕發(fā)生在地球升溫的背景下；相反，白堊-第三紀恐龍滅絕發(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-三疊紀間的生物大滅絕最受人矚目，并以我國華南地區(qū)的記錄最為完整、研究最為詳細。研究發(fā)現，此次生物滅絕以升溫、缺氧和海洋酸化為主要特征。高精度年代學測定顯示，該生物滅絕發(fā)生時間與西伯利亞大規(guī)模玄武巖噴發(fā)時代一致，且生物滅絕發(fā)生時限僅為6萬年，是一個極為快速的地質事件(Shenetal., 2011)。因此，目前學術界的主流觀點認為，此次生物滅絕與西伯利亞巨型玄武巖噴發(fā)有關。以我國浙江長興的二疊-三疊紀金釘子剖面為例，生物滅絕前后的兩層火山灰是火山噴發(fā)導致生物滅絕的重要依據。但仔細檢查發(fā)現，這些火山灰與西伯利亞的玄武巖相差甚遠，反而反映一種來自于大陸巖漿弧的高硅巖漿作用(Heetal., 2014; 王曼等, 2018)。

我們不認為僅此次火山灰就可以導致生物的滅絕，因為大量弧巖漿的噴發(fā)會使地球變冷，而不是生物滅絕所發(fā)生時的變熱。我們考慮的是何種機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原圖，2.5億年時的特提斯洋可能是處于一種基本封閉的內陸湖演化階段，這種相對封閉的環(huán)境極有可能就是缺氧和酸化發(fā)生的重要前提，因為廣闊的大洋在短時期內發(fā)生缺氧和酸化基本上是很難實現的。因此，我們推想，古特提斯洋隨俯沖而逐漸消亡，而相對局限海域的發(fā)育在大量弧巖漿作用發(fā)育背景下，逐漸缺氧和酸化，使得其內部的生物難以正常生存，這可能是二疊-三疊紀生物滅絕發(fā)生的重要機制，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)，原作者還對比了25個二疊紀晚期-三疊紀初期的地層剖面，發(fā)現特提斯域內外此時段地層的缺氧程度確實有很大不同，一定程度上支持上述解釋。因此，特提斯域內外地層的生物學與古環(huán)境對比研究，將為這一論斷提供關鍵證據。我們相信，生物滅絕在某種程度上更應該是地球在特定時間內各類地質作用長時期演化的結果(殷鴻福和宋海軍, 2013)，災變事件肯定對生物的生存與進化產生影響，但未必一定是決定性的。

5 特提斯地球動力學

板塊構造是20世紀自然科學的重大成就，也是目前統(tǒng)領固體地球科學的最重要科學理論。板塊構造理論本質是描述剛性板塊的運動規(guī)律，其核心是大洋的成生與消亡。但大洋究竟如何產生并持續(xù)擴張，促使大洋消亡的俯沖帶又是如何啟動等，都是板塊構造理論尚未解決的重要科學問題，也是當前固體地球科學的重大學術前沿。

特提斯的演化主要表現為大洋的產生、消亡以及與之伴隨的塊體匯聚與碰撞，這無疑為板塊構造動力機制研究提供了天然實驗室。就特提斯演化的動力機制，前輩學者做了大量的工作，提出了多種解釋模型。歸結起來，這些模型基本可分為兩大類。其一是傳送帶模型(任紀舜, 1993; Becker and Faccenna, 2011)：即強調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)的互換構造域，都暗示特提斯的演化從南而北推進。這一模型產生的重要理論基礎是大洋形成的弧后盆地可擴展成大洋(圖2)，但對俯沖帶如何產生并沒有給予明確的回答。其二是多島洋模型(潘桂棠等, 1997)：我國地質學家從地質調查的實際出發(fā)，認為廣域的特提斯在古生代初期就是被大量微小陸塊占據的海域，其間為擴張有限的洋盆，這些微小陸塊在整體上可被稱之為泛華夏陸塊群，它們在不同時段與北側勞亞大陸和南側岡瓦納大陸的相互關系不盡相同。

5.1 大洋形成的弧后擴張機制

在板塊構造的理論框架中，大陸裂解形成大洋，但大陸為何裂解并未得到充分說明。根據西太平洋邊緣海大量發(fā)育的實際情況(Uyeda and Kanamori, 1979)，eng?r (1979)創(chuàng)造性地提出了大洋板塊俯沖導致弧后擴張，進而形成大洋的認識。具體到特提斯的形成，eng?r (1979)認為古特提斯向南俯沖是南側新特提斯洋打開的最重要機制(圖2)。

大洋俯沖可產生弧后擴張是公認的事實，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題，特提斯的地質歷史可為這一問題研究提供重要線索。在青藏高原境內，北部為原特提斯，主要的縫合線有祁連-寬坪、柴達木-商丹、庫地-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-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演化期間一直向北。晚古生代發(fā)育期間，其北側原特提斯洋已經結束了俯沖，表明它不可能是北側原特提斯洋的弧后盆地。又如古特提斯中的龍木錯-雙湖縫合帶，盡管用以制約俯沖極性的資料相對有限，但最近在其北側發(fā)現的弧巖漿建造指示其俯沖極性仍向北。支持這一結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，該帶東側在古生代晚期為主動陸緣，而其西側的滇緬地塊當時為被動陸緣。也就是說，特提斯域南部的新特提斯也不是通過古特提斯向南俯沖的弧后盆地而產生的。

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

因此，青藏高原、伊朗高原、以及土耳其地區(qū)的資料顯示，特提斯域內大洋的演化總體上是由北而南推進的，但板塊的總體俯沖方向卻是向北進行的。即古特提斯的打開并非通過原特提斯向南俯沖的弧后擴張而實現的。同樣，也不存在古特提斯向南俯沖產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，多個洋盆同時出現。如原特提斯洋期間至少發(fā)育5個洋盆，古特提斯階段有3個，新特提斯階段至少有2個。原特提斯洋盆演化期間各地質體的空間配置可能已發(fā)生較大的變化，因而對其相互關系的認定存在很大困難。在前面的介紹中，我們曾論及龍木錯-雙湖以北廣大地域在原特提斯造山期間已經聚合，但在古特提斯期間卻出現了康西瓦-阿尼瑪卿-勉略洋和金沙江-哀牢山洋?？滴魍?阿尼瑪卿應該是在原特提斯基礎上重新打開的大洋，因為代表原特提斯碰撞造山的泥盆紀磨拉石在縫合帶兩側均有展布。無獨有偶，金沙江-哀牢山延伸向南至越南境內的SongMa洋，van Tranetal. (2020)也認為是在原特提斯基礎上重新打開的大洋。實際上，金沙江-哀牢山縫合帶西段蛇綠巖很不發(fā)育，洋盆擴展和消減的主要地質記錄見于東部。目前多數學者接受的意見是，該大洋在早期閉合時向西消減俯沖，但在大洋基本關閉的同時，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-雙湖-昌寧-孟連洋的弧后盆地或與它俯沖相關的張性盆地。它們都是小洋盆，與東南亞地區(qū)多個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該是一個有限洋盆。但對金沙江-哀牢山洋還缺乏相應的制約，盡管前人有認定它就是西側昌寧-孟連帶的弧后盆地，但我們還需要進一步的工作來證實或證偽這一判斷。

有一個現象值得我們思考，康西瓦-阿尼瑪卿-勉略帶古特提斯相關的大洋俯沖型巖漿作用僅發(fā)育在二疊紀，未見更老的俯沖型巖漿作用(張傳林等, 2019; 莫宣學等, 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晚期就已經開始發(fā)育(李才等, 2016; Nieetal., 2016)，晚期沉積物中此時期碎屑鋯石的出現也支持這一論點(Haraetal., 2017)。這是否在一定程度上支持上述弧后擴張模式，留以后繼續(xù)討論。

就新特提斯洋本身而言，班怒帶目前爭議較多。盡管多數學者認為，班怒洋是向北俯沖消減的，但部分學者堅持認為它們的俯沖極性應該向南或是雙向的(潘桂棠等, 1983; Panetal., 2012; Zhuetal., 2013, 2016)。我們不擬對這一問題進行全面的討論，只是指出，第一，班怒洋不是北側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形成，它們兩者之間是否存在成生聯(lián)系需要進一步論證。

5.2 地幔柱與大陸裂解

地幔柱可否實現大洋擴張，是一個熱烈討論的問題。大西洋中脊上冰島地幔柱的發(fā)育是支持地幔柱可實現大洋擴張的有力證據，Afar地幔柱和紅海-東非裂谷-亞丁灣組成的三連點也被當作地幔柱促使大陸裂解的經典例子。同樣，超級地幔柱也被認為是導致Rodinia超大陸裂解的重要機制(Lietal., 2008)。但是，地幔柱導致大陸裂解的負面證據也常被學術界提起。第一，很多地幔柱與大陸裂解毫無關聯(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，地幔柱常被當做是板內地質作用的重要標志。第二，模擬計算表明，地幔柱在大陸裂解過程中的貢獻相對有限。

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在只剩下面積有限的南極大陸。與此同時，上述裂解的大陸依次向北漂移，使人很難不設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長期上涌的超級熱異常(萬博等, 2019)。南北大陸下伏地幔長期存在南高北低，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。多學科證據表明，現今地球的核幔邊界存在兩個大型剪切波低速省(large low shear wave velocity provinces, LLSVPs, Garnero and McNamara, 2008)，對蹠位于非洲大陸(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流相關，也是地球上大火成巖省出現的主要原因所在(Torsviketal., 2014)。在空間位置上，特提斯域剛好夾持在這兩個低速省之間，其中Tuzo低速省在特提斯構造時期正好位于岡瓦納大陸北部，其對岡瓦納大陸的裂解貢獻值得關注(Cande and Stegman, 2011; van Hinsbergenetal., 2011)。

未來應該對特提斯域內可能存在的地幔柱效應進行大范圍深部地球物理探測，并從地球化學角度追索不同時代特提斯大洋在擴張過程中是否存在上述地幔柱的貢獻，并從動力學模擬角度定量評價地幔柱對大陸裂解的貢獻。

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)。一般說來，古老的被動陸緣是俯沖帶最易形成的部位，地質證據也暗示這一地點俯沖起始很合理，但模擬實驗并沒有證明這一點。因為盡管老的被動陸緣具有較大的密度差，但由溫度降低帶來的強度增加明顯抑制了俯沖作用的發(fā)生(Cloetinghetal., 1982)。更何況，目前在全球也沒有觀察到被動陸緣轉變成俯沖帶的實例。第二個俯沖可能發(fā)生的地方是大洋里的轉換斷層(Zhouetal., 2018)。由于錯離作用，轉換斷層兩側洋殼時代不同，當時代明顯不同的兩洋殼接觸時，兩者間的密度差可導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自身的密度差自主產生俯沖的例子，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)生重組或調整而導致俯沖起始。這方面的例子目前認識還相對有限，最有可能的情況是大洋中脊轉化為俯沖帶。我們愿意在此提及目前很為流行的蛇綠巖初始俯沖模型(Whattam and Stern, 2011; Sternetal., 2012; Guilmetteetal., 2018)。顧名思義，該模型認為蛇綠巖是通過初始俯沖來實現的，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，因為洋殼是先形成的，只有先解決洋殼的形成，然后才有洋殼的俯沖。目前對塞浦路斯Troodos和阿曼Semail蛇綠巖的精細研究都發(fā)現，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俯沖作用的跡象(Goodenoughetal., 2014)。因此我們認為，蛇綠巖的形成應該分為早期洋中脊和晚期俯沖帶兩個階段。大洋在擴張的晚期階段，其擴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底板的發(fā)育，還可解釋蛇綠巖上部為何不出現俯沖相關的沉積。但在這種情況下，蛇綠巖的洋中脊形成是初始信號，而俯沖疊加是二次信號，兩者不可同日而語。當然，如果俯沖起始發(fā)生在洋內薄弱帶(如洋中脊)這一模型成立的話，由于洋中脊及其轉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題。

無論怎樣，根據Wilson旋回，大洋勢必要消亡，俯沖帶注定要產生。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張直至俯沖的地質記錄，是開展俯沖起始研究最理想的場所，我們期望中國學者在這一領域能夠為板塊構造理論做出實質性貢獻。

俯沖作用過程的另外一個重要問題是，俯沖帶如何實現躍遷。如大洋板塊在俯沖過程中，如果一個較大規(guī)模的洋底高原進入俯沖帶，它的低密度將導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，形成新的俯沖帶(Niuetal., 2003; Zhangetal., 2019a)。在整個特提斯構造域，原特提斯洋和Iapetus大多在430Ma左右消失，古特提斯在400Ma時才開始發(fā)育弧巖漿建造從而實現Rehic洋和古特提斯洋的消減。同樣，中國和伊朗的古特提斯分別在ca. 250～230Ma左右消亡關閉，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)擴張，俯沖的洋中脊將產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行。除非，洋中脊由于某種原因而停止擴張，因而俯沖作用持續(xù)進行。

5.4 單向裂解與聚合機制

在特提斯地區(qū)，其地質演化的最重要特征是南側岡瓦納大陸的持續(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動。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)域的層析成像結果，Simmonsetal. (2015)識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，在淺部對應于Kerguelen海底高原，很可能是80～140Ma之前就已經開始俯沖和后撤的南印度洋板片，是導致東岡瓦納裂解的殘留記錄。這個“隱藏”的南印度洋俯沖板片，其長度超過5000km，可為140Ma以來東岡瓦納的裂解提供足夠的動力。因此，大洋板塊在俯沖消減過程中，其洋殼部分將轉變?yōu)槊芏容^大的榴輝巖加上其巖石圈地幔的負浮力，這種向下的拖拽力，以及由此產生的地幔本身的吸力，是一個正反饋的過程，將使大洋板塊不斷向地球內部集中。因此，大洋俯沖一旦啟動，大洋消失的命運則不可阻擋。隨著這一俯沖過程的持續(xù)進行，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; 萬博等, 2019)。當前方大陸發(fā)生碰撞時，俯沖帶將發(fā)生躍遷，后方的大洋在被牽引的一側產生新的俯沖帶。

一個重要而未討論的問題是，上述大陸的裂解究竟在何處可以產生。就穩(wěn)定的克拉通而言，它的裂解并非易事。然而，如果它的內部有明顯的軟弱地帶，外來力的作用就可以使它發(fā)生破裂，并進而導致大陸裂解(Buiter and Torsvik, 2014)。例如，大陸內部早先的碰撞帶，它經常在后期轉化為大陸的裂谷帶，進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現的(Murphyetal., 2006)。在我國境內的特提斯地區(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上實現的，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上產生，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，柴達木和南祁連之間的宗務隆-隆務峽構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-三疊紀完成新一輪的閉合，這可能就是我國老一輩地質學家的“手風琴”模式，只不過它有了新的含義，而不是原地的反復“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)槲磥泶箨懥呀鈳н@一認識，也得到物性資料的支持。地震波橫波分裂觀測表明，全球造山帶下方橄欖石晶格優(yōu)勢方向的a軸一般平行于造山帶的走向，說明造山帶的走向是應變最強的方向，也證明了造山帶是大陸拼合過程中主要的應變集中帶。

在特提斯域內，空間有序的不同時代縫合線的發(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開始起始。印度與亞洲碰撞使新特提斯關閉以后，新的俯沖帶在印度洋北緣又開始發(fā)育，這就是萬博等(2019)形象比喻的“單程俯沖列車”。

但是，“單程列車”是否意味著域內所有的俯沖帶都是向北運動呢？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力學特征，但這依然是非常重要而又不容易回答的問題。理論上來說，板塊的運動與深部地幔的對流是聯(lián)系在一起的，而地幔的對流一般是大尺度的，這也是為何絕大多數地質學家相信青藏高原從北到南的俯沖作用基本都向北這一個方向進行的理論依據。但是，局部小尺度的地幔對流確實是可以發(fā)生的，那它可以導致不同方向的俯沖同時共存嗎？

首先，我們來看看不同俯沖帶可以同時共存的情況。一般說來，我們把同時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。對俯沖方向相反的雙俯沖帶，它可以有兩種不同的表現形式，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)。為保持不與板塊構造理論中其它名詞的混淆，我們建議將其分別簡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)育在兩側均消減的大洋演化晚期，現今的太平洋未來可能就屬于這一情形。相向型俯沖帶相對研究較少，但實際上在自然界廣泛發(fā)育。如我國的臺灣島，它就有兩個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)。另一個實例來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，當類似西太平洋的活動大陸邊緣發(fā)育溝-弧-盆體系時，主大洋的不斷俯沖和弧后擴張的進一步發(fā)育，必然會導致弧后盆地發(fā)生相向的俯沖，這可能是弧后盆地晚期演化的重要方式。目前的問題是，上述兩個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。具體到特提斯構造域，金沙江洋向南的俯沖可能暗示其屬于龍木錯-雙湖洋的弧后盆地。這一猜測是否正確，留待日后檢驗。

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)。但實際上，上述兩類造山帶是可以轉化的?；蛘哒f，一個造山帶在不同的演化階段可以表現為不同的類型。如果現今的太平洋在未來關閉，亞洲與美洲碰撞，此時所形成的造山帶肯定是碰撞造山帶。具體來說，北美科迪勒拉造山帶從內陸到沿海的構造單元是北美大陸、內華達巖漿弧、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，其北側活動陸源的構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，只是不同地點增生楔發(fā)育的程度不等而已。而就大陸地殼增生來說，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)。因此就整體來說，特提斯就是一個巨大的由南而北逐步形成的增生型造山帶。從這層意義來看，造山帶似乎更應該根據活動階段劃分為俯沖型和碰撞型。

誠然，陸陸碰撞和增生楔-增生楔碰撞所產生的效應肯定不同，這就產生了我國學者較為熟悉的“硬碰撞、強造山，軟碰撞、弱造山”，增生楔的發(fā)育程度是造山作用強度的主要判別標志。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，被動陸緣是否可以發(fā)育增生雜巖是較少討論的問題。Moores (1982)曾將蛇綠巖歸并為就位于活動大陸邊緣的科迪勒拉型和就位于被動大陸邊緣的特提斯型，其中后者的典型實例就是著名的塞浦路斯和阿曼的蛇綠巖。我們已經討論，面積萬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，是至今學術界還未能很好回答的問題。

一般說來，大陸碰撞導致地殼加厚，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物。但實際上，這一說法并不嚴格。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，兩者有相當長的時間間隔；第二，模擬計算早已提出，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演化為特色，也正是由于這一原因，后造山地質演化受到世界各國科學家的高度關注(Dewey, 1988; Ménard and Molnar, 1988)。實際上，與科迪勒拉造山帶相關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致的地殼拆沉密切相關(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很晚才產生。由新特提斯關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，脫胎于槽臺理論的造山作用研究仍需創(chuàng)新。

圖12 構造結區(qū)域地幔復雜流動模式(據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(%)，模型來自Simmons et al. (2015)，殘存板片的年齡判斷來自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張的研究當中，滑線場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)介質變形的爭論(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大陸地殼變形及其擴展的認識，是板塊構造理論提出后的重要進展。近年來，碰撞造山帶中的片麻巖穹窿又引起人們的高度關注。這種穹窿不僅在我國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)育特提斯域內特征的變質核雜巖(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，這將為未來的造山帶研究添加新的活力。

5.6 特提斯深部動力學

特提斯演化是一個巖石圈尺度的現象，主宰地球緯向大洋開合三個完整的威爾遜旋回。誠然，上述證據大多從地質角度論述，但更深刻的理解特提斯動力學需要結合全球地質觀和全地幔尺度的動力學認識，離不開地球深部地球化學和地球物理學約束。特提斯表現為整體的北向俯沖特征，但區(qū)域小尺度的地幔對流特征也十分明顯。我們已經發(fā)現，縫合帶中地幔物質的晶格優(yōu)勢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)育在構造結所在區(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發(fā)現(圖12)，由于Apenninic俯沖板塊的逐漸后撤，使得軟流圈地幔產生環(huán)狀流動，進而導致了地中海的打開(Salimbenietal., 2018)。這種局部的地幔湍流在現今的俯沖體系中廣泛存在，可為我們認識復雜構造拼貼區(qū)地表地質與深部動力學的聯(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致大陸裂解應該使得巖石圈記錄放射狀的地幔流動方向，而俯沖板片拖拽導致裂解的兩側大陸理應記錄相同的地幔流動方向。因此對現今被動大陸邊緣巖石圈進行變形模式研究，能夠幫助判斷地幔柱在大陸裂解當中所起的作用，驗證這一模式的最有利的位置包括澳大利亞西北緣、印度南緣和馬達加斯加東緣。

另外，全球尺度層析成像圖像表明，北半球包括特提斯構造域下伏的上、下地幔深度范圍內存在大片相對低溫的區(qū)域，推測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，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烈的高溫異常或俯沖作用積累了更高含量的揮發(fā)份物質。各向異性速度模型(French and Romanowicz, 2014)也發(fā)現，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)地幔水平運動分量強于垂直方向分量。這種大尺度的流變差異，無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，進一步促進了俯沖板片的北向運動。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力學特征(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，最終導致大量斷裂的俯沖板片停滯在下地幔深度范圍內，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”，它們在下地幔的位置通常標識了起初“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岡瓦納下俯沖開啟弧后盆地的大洋打開模式。通過測量這些高速體的幾何形態(tài)和空間位置，結合古地理信息，可以定量重建特提斯域的俯沖歷史(Replumazetal., 2004; Hafkenscheidetal., 2006)，為特提斯構造演化提供了一個板塊尺度的定量運動學框架。

對蹠而就于核幔邊界的兩個大型剪切波低速省早在20世紀70年代末就被地球物理學家注意到(Dziewonskietal., 1977)，反映了當今地球深部地幔的物質不均一性。早在上世紀80年代初，地球化學家 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也位于當時的南緯30度附近，在形成時恰好記錄到該異常，是非常值得研究的問題。越來越多的研究表明，深部地幔LLSVPs可能自顯生宙以來一直穩(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岡瓦納大陸的北緣，而檢驗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程中所扮演的角色。

6 結語

通過上述資料的介紹和分析，我們不難發(fā)現：

(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期演化大洋的總稱。根據演化的歷史，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應；

(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左右關閉。在中國境內，原特提斯造山作用主要發(fā)育在華北-塔里木以南、龍木錯-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志；

(3)原特提斯造山帶南側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左右的碰撞而關閉，而中國境內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，并導致全球意義上Pangea超大陸的形成；

(4)新特提斯洋在中國境內主要發(fā)育在西藏南部和云南西部，其擴張大約從早三疊世開始。即新特提斯洋開啟之時，古特提斯洋已經關閉，從而表明兩者在演化的時間上可能并不重疊。從更大的范圍來看，新特提斯的關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，具體表現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。導致這一現象出現的根本原因是前方大洋板塊俯沖產生的拖拽力。相反，板塊俯沖產生的弧后擴張并非大洋形成的重要機制。從岡瓦納大陸的裂解過程來看，地幔柱作為一種板塊構造的驅動力，其相對貢獻有待進一步評價；

特提斯是和太平洋、古亞洲洋齊名的中國三大構造域之一，它在長期演化的過程中，形成了獨具特色的金屬與能源礦產，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，并塑造了我國現今的地貌與氣候格局。特別是，與三次大洋關閉相關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應性，值得進一步深入研究。

后記歷史進入21世紀，中國經濟快速發(fā)展，地質調查與科學研究取得巨大進步。特別是，青藏高原基礎地質調查的全面開展，為特提斯的全面研究提供了重要資料。國家自然科學基金委員會《特提斯地球動力系統(tǒng)》重大研究計劃的實施，為正在面臨轉型的中國地質學家提供了難得的機遇，即站在全球的高度，重新審視特提斯研究中已取得的認識，定將為未來我國固體地球科學的發(fā)展提供新的契機。

致謝本文在寫作過程中曾同潘桂棠、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、朱弟成、胡修棉、劉傳周、王建剛、翟慶國等人多次交換過意見。孟慶任研究員和朱弟成教授認真細致地評審了本文，并就論文的修改提出了許多建設性意見，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，但無法一一注明，特此致歉。