特提斯地球动力学

吴福元, 2 万博 赵亮, 2 肖文交 朱日祥

1. 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室，北京 1000292. 中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 1000491.

2017年8月4日，国家自然科学基金委员会发布〈特提斯地球动力系统〉重大研究计划2017年度项目指南，标志特提斯研究开始进入一个新的阶段。该重大研究计划最初于2012年由朱日祥带领一个小组开始酝酿，2014年进入实质性论证阶段。原拟名称为〈丝路沧海与资源能源〉，后考虑为区别于〈一带一路〉而改为现名称。但特提斯，这个古老的地质术语，它究竟隐含何等重要的科学问题，以及中国科学家围绕特提斯这一主题，究竟要开展哪些方面的重要工作，都是我国地学界高度关注的重要问题。因此，本文从特提斯的概念和它的基本地质特征出发，阐述它的形成演化规律、资源环境效应、以及在地球形成演化进程中的研究意义。

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)，是一个较为古老的地质概念。它原由奥地利地质学家Eduard Suess于1893年提出，其详细的历史由来可参见相关论述(engör, 1984)。1885年，Eduard Suess的女婿，德国地质学家Melchior Neumayr经研究发现，在欧亚大陆以南和南美-非洲大陆以北，从加勒比海越过大西洋，从西欧经阿尔卑斯山、土耳其-伊朗高原、喜马拉雅山直至东南亚的广大地域，普遍发育侏罗纪海相地层，表明当时这一东西向地带存在过海洋，他将这个古老的海洋命名为中央地中海(Centrales Mittelmeer)。Suess首先将上述海洋存在的时代向前推至三叠纪，并赋予这一生物地理单元以构造含义，即将上述横贯欧亚大陆的古海洋定义为北方安加拉大陆(Angara) 与南方冈瓦纳大陆(Gondwana)之间的残留海，并用希腊神话中的特提斯(Tethys)来命名它。在希腊神话中，特提斯是一位女神。作为海神(Oceanus)的妹妹和妻子，她一直生活在大洋之中，因而她的真容从未被其他人见过。Suess借用这一名称，用以描述地质历史时期已经消失的海洋，并指出正是这个特提斯海的消亡，才形成了现今西至阿尔卑斯，东至东南亚的一系列巨型山脉。

板块构造理论提出前后，人们发现Pangea超大陆东部向东开口的海湾就是特提斯存在的地方(Wilson, 1963, 图1a)。如，我国著名地质学家黄汲清先生就持类似的观点(黄汲清和陈炳蔚, 1987, 图1b)。在这一认识基础上，不少学者通过对Pangea大陆的重建，就特提斯洋的大小、形态及演化历史进行了大量工作，取得了丰硕成果(Bullardetal., 1965)。

图1 特提斯复原图Fig.1 Reconstruction of the Tethys

图2 古特提斯洋的演化及新特提斯洋打开的弧后扩张与板块拖拽模式Fig.2 Paleo-Tethyan evolution and the spreading models of the Neo-Tethys by back-arc or slab-pull

但是，在这些早期研究过程中，人们发现一个来自特提斯定义本身的矛盾。Suess定义的特提斯是一个存在于三叠纪-侏罗纪的海洋，即该大洋形成于2.5～1.5亿年左右的中生代。然而，Pangea超大陆是由北方的劳亚大陆和南方的冈瓦纳大陆在3.2亿年以前沿欧洲的华力西(又称海西)造山带拼合而成的，其最终定位的时间在古生代-中生代之交的2.5亿年左右。作为南北两大陆间已消失大洋的残留，特提斯洋显然应该是2.5亿年之前的古生代形成的。Stöcklin (1968)通过伊朗的工作发现，伊朗北部Alborz地区和南部Zagros分别存在中生代和新生代两次区域不整合事件，这与当时欧洲学者广泛认知的欧洲地质特征明显不同，因而在此基础上创造性地提出了古特提斯(Paleo-Tethys) 和新特提斯(Neo-Tethys)的概念(Stöcklin, 1974)。土耳其著名地质学家Celalengör认为(engör, 1979)，北方劳亚和南方冈瓦纳大陆之间在晚古生代时应该是时代较老的古特提斯洋(Paleo-Tethys)，该大洋主要通过向南北两侧的消减而萎缩。特别是，该大洋在向南的俯冲过程中，使南侧冈瓦纳大陆发生弧后扩张，进而形成新特提斯洋(Neo-Tethys)。显而易见，当时南北两大陆之间存在两个大洋，即北侧的古特提斯和南侧的新特提斯，古、新特提斯洋之间的大陆被称之为基梅里大陆(Cimmerian continent)。在地质历史中，北侧的古特提斯大约在中生代早期关闭，基梅里大陆与北侧劳亚大陆碰撞，形成基梅里造山带。南侧的新特提斯洋在中生代一直发生向北的俯冲消减，并于新生代早期通过南北两大陆的碰撞而关闭，并形成现今的阿尔卑斯-喜马拉雅造山带(图2)。

图3 特提斯构造域空间边界Fig.3 Distribution of the Tethyan domain

因此，我们目前一般定义古特提斯为晚古生代形成的大洋。这样，学者们就把特提斯洋范围内存在的更古老大洋称之为原特提斯或始特提斯(ProtoTethys)。本文作者未能查清这一概念是何人何时首先提出，但读到的文献明显是国外早于国内。如Minato and Hunahashi (1970)将欧亚大陆内的洋统称为Tethys，将元古代的洋称之为Proto-Tethys。与此不同的是，Whittington and Hughes (1972)则将Suess所定义之特提斯范围内广泛出露的奥陶纪海相地层命名为Proto-Tethys。在国内，潘裕生(1989)将昆仑地区震旦纪-奥陶纪洋盆定义为原特提斯。无论如何，目前对原特提斯洋的研究相对有限，对它演化历史的了解还不够全面和完善。在欧洲，Eduard Suess命名的特提斯形成于中生代，应该归属新特提斯范畴，又称阿尔卑斯特提斯(Alpine Tethys)。在它之前的显生宙大洋有两个，一个是北方劳亚大陆和南方冈瓦纳大陆之间的大洋，它在石炭纪(ca. 330～360Ma)闭合形成欧洲华力西造山带，并造成Pangea超大陆的形成，该大洋被命名为Rheic(瑞克)洋。很显然，Rheic洋就是古特提斯洋的前身或侧向延伸。欧洲更早的大洋是英国-挪威的加里东造山带，它是北美-格陵兰与东欧大陆之间已消失的Iapetus洋。在很大程度上，中国地质学家比较熟悉古、原特提斯洋，而欧美地质学家则比较熟悉Rheic和Iapetus洋，但两者之间如何对比衔接，却是很少讨论的问题。在希腊神话中，Iapetus、Rheic(来自Rhea)和Tethys都是泰坦家族长幼有序的兄妹，Iapetus还是另一个神话人物Atlas的父亲，而大西洋的名字就是来自Atlas。因此，Iapetus在中文文献中又常被译成古大西洋。

2 特提斯演化的基本特征

在讨论特提斯的地质特征之前，我们有必要先厘定特提斯的空间范围。按照Suess早期的概念。特提斯是指北方安加拉大陆和南方冈瓦纳大陆之间的海洋。传统上说，安加拉大陆是指以西伯利亚(Siberia)为主体的大陆。古生代晚期，它与欧洲的波罗的地盾(Baltic，又称东欧或俄罗斯地盾/地台/克拉通)沿乌拉尔造山带拼合，然后再与更西部的北美劳伦-格陵兰(Laurentia-Greenland) 大陆一同组成北方的劳亚大陆(Laurasia)。其中北美-格陵兰与波罗的地块的拼合是在早古生代通过Iapetus洋的关闭而实现的。然而，自波罗的大陆向东，在北方大陆与冈瓦纳大陆之间还存在一个大致连续的古老块体，它包括西部的卡拉库姆地块(Karakum)、中部的塔里木地块和东部的华北地块，engör and Natal’in (1996)将其称之为中间单元(Intermediate Units, 图3a)，Zuza and Yin (2017)将其称之为Balkatach(Baltica-Karakum-Tarim-North China, 图3b)地块。虽然我们目前仍无法准确厘定这些块体是否与冈瓦纳大陆存在亲缘性，但它们更可能是北侧劳亚大陆的一部分。也由于这一原因，目前大部分学者将中间块体南侧的大洋厘定为特提斯，而中间块体北侧的大洋归于古亚洲洋(又称Altaids或中亚造山带，图3)。但黄汲清和陈炳蔚(1987)则将北侧大洋称之为古亚洲特提斯，而将南侧大洋称之为特提斯本部。

就欧亚大陆来说，我们暂时接受北侧波罗的-卡拉库姆-塔里木-华北为劳亚大陆的组成部分，这一复合大陆与南侧冈瓦纳属性的非洲、阿拉伯、印度、澳大利亚等块体间夹持的的广袤地域即为特提斯，也就是现今阿尔卑斯-喜马拉雅-东南亚造山带的发育范围(Yin and Harrison, 2000)。显然，中国是特提斯最为发育国家，因此我们以中国境内不同时代缝合带为主线，看看不同地区特提斯洋的形成及两侧块体的地质演化情况(图4)。

图4 中国大陆境内及邻区主要特提斯缝合带及其块体划分Fig.4 Tethyan sutures and blocks in China and and the adjacent regions

2.1 西昆仑造山带

新疆西南部的西昆仑山一带，是我国地质研究程度最低的地区(潘裕生, 1990)。它自北而南可以划分为北昆仑地体、库地缝合带、南昆仑地体、康西瓦缝合带和巴颜喀拉(甜水海)地体。北昆仑地体由大片太古-中元古代古老变质岩系、新元古代沉积岩和早古生代花岗岩构成，被认为曾是塔里木地块的一部分，早古生代时转变为南侧大洋俯冲形成的活动大陆边缘。南昆仑地体组成复杂，是否可以对其进一步构造单元细分，存有争议。地块内发育大量的变质沉积岩及大理岩，原认为属中、新元古代地层，现多认为是早古生代的增生杂岩(肖文交等, 1998)。康西瓦一带孔兹岩系沉积于古生代初期，后被505Ma花岗岩侵入，并显示晚古生代-早中生代变质改造(许志琴等, 2004; 张传林等, 2019)。此外，该地块内古生代-早中生代花岗岩大量发育。

南北昆仑地体之间是著名的奥依塔格-库地-苏巴什北缝合带，带内最著名的是库地蛇绿岩。布孜完沟的橄榄岩新鲜，其内部发育的辉长岩和辉石岩脉体给出526～494Ma的时代。邻近的依西克沟发育玄武岩-安山岩-流纹岩，对其时代和是否是上述蛇绿岩的组成部分，争议较大。缝合带内还发育有大片高级变质岩系，以前多被认为属于古老的变质地体，但不排除是变质的增生杂岩。北昆仑地体南部发育大量440Ma左右的花岗岩，被认为是库地洋向北俯冲形成的岩浆弧，但被410Ma的碰撞型岩体所切割。因此，目前普遍认为，库地洋盆大约在440～410Ma左右闭合。

西昆仑南部的康西瓦一直被认为是古特提斯发育的地区，它向东与东昆仑的阿尼玛卿缝合带相接。区内出露一系列蛇绿岩块体，可归类为早古生代蒙古包-普守蛇绿岩和晚古生代康西瓦-苏巴什南蛇绿岩。缝合带北侧的南昆仑地体同时发育与上述两套蛇绿岩向对应的400～510Ma和210～240Ma的花岗岩，其中表征造山后的A-型花岗岩时代为400Ma，少部分花岗岩形成于370Ma。此外，该地块内部发育有泥盆纪和三叠纪两套磨拉石建造，但相互关系未能见及。因此，目前多认为该缝合带经历了长时间向北的俯冲，或存在两次大洋的俯冲及块体碰撞事件。另一可能性是，早古生代花岗岩的形成部分来自于北侧库地洋向南俯冲的贡献(Zhangetal., 2019b; 张传林等, 2019)。

2.2 阿尔金山早古生代造山带

阿尔金山也是我国地质研究程度较低的地区之一。但超高压变质岩的发现，使得对该地区的研究显著增多(张建新等, 2007)。总体来看，区内由北而南由阿北地块、北阿尔金缝合带、阿中地块和南阿尔金缝合带组成。阿北地块实际上是塔里木地块的一部分，其基底为高角闪岩相-麻粒岩相变质的太古宙-古元古宙米兰岩群、新太古代TTG片麻岩和各类古元古代花岗片麻岩，盖层为未变质的中晚元古代安南坝群。北阿尔金缝合带，又称红柳沟-拉配泉缝合带，主要由古生代俯冲混杂岩、中高级变质的阿尔金岩群、少量呈透镜状产出的高压-超高压变质岩(榴辉岩)-镁铁-超镁铁杂岩-花岗岩和少量碎屑岩组成。花岗片麻岩时代900～940Ma，镁铁-超镁铁岩原岩时代730～780Ma，高压变质作用时代～500Ma。

阿中地块，又称阿尔金地块，主要由中晚元古代浅变质-未变质片岩-千枚岩、砾岩-砂岩-灰岩等组成，具体时代难以限定。块体的南部发育大量榴辉岩，其变质作用时代与北侧缝合带相同，均为～500Ma。该地块以南为南阿尔金缝合带，主要为早古生代俯冲碰撞混杂岩(刘良等, 2013, 2015)。

2.3 祁连-柴达木-东昆仑造山带

祁连是我国最经典的造山带，研究积累丰厚(宋述光等, 2013)。自北而南，其主要的地质体有阿拉善地块、北祁连缝合带、中祁连地块、南祁连缝合带和欧龙布鲁克-全吉地块。阿拉善地块一般被认为是华北克拉通的一部分，而祁连地块主要由中-晚元古代的变质岩及相关沉积岩组成，显示格林威尔期的造山作用及其后的裂谷或板内作用，南部的欧龙布鲁克-全吉地块出露有太古-古元古代变质基底和未变质的南华系-早古生代沉积盖层。北祁连缝合带组成复杂，大体可划分为早古生代蛇绿混杂岩(南带熬油沟、玉石沟、中带大岔大阪、北带九个泉和走廊南山，时代490～560Ma，有由南向北变新的趋势)、表征大洋俯冲的高压-低温蓝片岩/硬柱石榴辉岩(460～520Ma)、志留纪复理石和分布在缝合带南北两侧地块上的岛弧岩浆岩(时代446～510Ma，反映双向俯冲作用)。根据这些资料，北祁连洋应该在420Ma左右结束。南祁连缝合带研究程度稍低，出露的蛇绿岩以拉脊山为代表，时代在480～510Ma。带内发育大量早古生代火山-沉积岩及硅质岩和灰岩，代表了一套洋壳-增生楔岩石组合，其大洋闭合时代可能在435Ma之前，比北祁连略早。南北祁连洋闭合后，区内广泛分布的是泥盆纪磨拉石建造。

柴达木地块是一个主体被沉积物覆盖的构造单元，目前可用以限定其基底组成的物质记录来自昆仑北坡的金水口群(昆北地体)(陆松年等, 2006)。在柴达木以北，柴达木与祁连地块间的柴达木北缘缝合带目前记录的主要地质事件是460Ma左右代表洋壳俯冲的高压变质作用、423～440Ma代表大陆深俯冲的超高压变质岩(鱼卡-锡铁山-都兰榴辉岩)和造山带石榴橄榄岩(绿梁山胜利口)，以及代表活动大陆边缘的区域巴罗式变质作用/深熔作用(420～460Ma)和各类花岗质岩浆活动(360～440Ma，造山后垮塌成因)(宋述光等, 2013)。这些证据表明，柴北缘洋是在423～440Ma之前消失的，与阿尔金地区的情况类似，然后被泥盆纪磨拉石覆盖。

柴达木以南的东昆仑地区演化历史复杂(姜春发等, 1992; Wuetal., 2016; Dongetal., 2018; 裴先治等, 2018)。传统上，这里被认为以晚古生代大洋演化为主，但最近几年不断发现早古生代地质活动的证据。由于环境恶劣，精细地质调查与研究的难度较大，导致区内构造单元划分不很统一，甚至令人眼花缭乱。大多数人接受的地质组成单元包括昆北地体、昆中缝合带、昆南地体和西大滩-阿尼玛卿缝合带等。昆北地体是柴达木地块的南缘，它的西部南缘即为祁漫塔格带，金水口岩群为地体的变质基底。昆中洋以西部的纳赤台群混杂岩和东部的清水泉蛇绿岩为代表，洋盆大约在520～580Ma打开，450～510Ma俯冲, 并于440Ma左右关闭。昆南地体以大规模发育弧岩浆杂岩为特征，变质基底为苦海岩群。西大滩-阿尼玛卿洋以布青山混杂岩为代表，出现早古生代和晚古生代两套蛇绿岩，洋盆最后关闭的时代在240～250Ma前后。

东昆仑地质有以下几点值得注意：第一，昆中洋两侧地块基底金水口岩群和苦海岩群具有相同的碎屑锆石年龄，反映昆北和昆南地体两者以前可能属同一整体。结合相对短暂的扩张时间，因而有昆中洋为小洋盆之说；第二，最近在昆北地体的金水口群中多处发现高压-超高压变质的榴辉岩(Mengetal., 2013)。尽管对其变质原岩还存有争议，但其变质年龄主要分布于410～430Ma，与柴北缘榴辉岩的变质年龄基本一致(Songetal., 2018)；第三，昆南缝合带以前一直被认为是古特提斯大洋(姜春发等, 1992; Yangetal., 1996)，但最近发现也存在早古生代蛇绿岩的踪迹。其中尤以布青山蛇绿岩为代表，它同时存在寒武纪和石炭纪两期蛇绿岩(刘战庆等, 2011; 裴先治等, 2018)，且早期蛇绿岩被泥盆纪弧岩浆岩侵入(边千韬等, 1999)；第四，东昆仑地区岩浆活动极其强烈，这在特提斯构造域内实为罕见(莫宣学等, 2007)。岩石以花岗岩为主，主体时代为二叠-三叠纪(ca. 240～260Ma)，次为早古生代(ca. 380～450Ma)，反映两次大的岩浆作用旋回；第五，东昆仑地区发育晚泥盆世和晚三叠世两套磨拉石建造。上述特征表明，区内存在两次不同的造山事件，分别代表了早古生代昆中洋和晚古生代阿尼玛卿洋的关闭及对应两侧大陆的碰撞拼合。

2.4 秦岭造山带

秦岭是中国的“脊梁”，它在中国大陆区域地质演化中的地位怎么强调都不过分。从北向南，其最主要的地质体是北部的华北克拉通、中部的北秦岭地体和南秦岭地体，以及南部的扬子克拉通，其间通过宽坪、商丹和勉略三个缝合带相接。南秦岭大多认为具扬子克拉通属性，但北秦岭的属性长期存疑。多年的工作已经证明，北秦岭是一个既不同于华北，也不同于扬子的独立块体。其内部组成复杂，发育格林威尔期的地质记录，并发育500Ma左右的高压-超高压变质岩(秦岭群)，及大量奥陶-志留纪花岗岩。

北秦岭和华北之间的界限长期悬而未决，其间的宽坪岩群主要为一套绿片岩相-角闪岩相的拉斑玄武岩、浅海碎屑岩和碳酸盐，长期被认为是形成在华北克拉通之上的一套元古代被动陆缘火山-沉积杂岩。但最近的物源示踪排除了这一结论，即它应该是一套蛇绿混杂岩(Dongetal., 2014)，形成于早古生代(ca. 440～490Ma)，且其变质沉积岩的源区与华北克拉通无任何关联(Caoetal., 2016)。宽坪岩群南侧的二郎坪岩群为一套角闪岩相变质的基性-酸性火山岩、碎屑沉积岩和碳酸盐，时代为早古生代，目前多认为代表了南侧商丹洋向北俯冲形成的弧后盆地。考虑在华北克拉通南缘不发育任何早古生代变形、变质与岩浆活动，一般认为宽坪洋向南消减到北秦岭地体之下(Dong and Santosh, 2016; Lietal., 2018b)。但这一模型无法解释的是, 北秦岭地体中～500Ma高压-超高压变质岩的形成，除非宽坪洋形成得更早，或它是北秦岭地体向南沿商丹带俯冲而折返所致。考虑可能的构造错位，我们倾向于认为，宽坪洋可能是通过向北的俯冲而消亡的(吴元保和郑永飞, 2013)，这一俯冲体系与目前的华北南缘并非原地系统，可能已被后期的构造所错位。

南北秦岭地体之间的是商丹缝合带，它通过西秦岭关子镇蛇绿岩与更西部的柴北缘缝合带相连。关子镇蛇绿岩中辉长岩锆石年龄为518Ma，与柴北缘蛇绿岩相同。在商丹缝合带内，以前认定的蛇绿岩当属松树沟杂岩，但目前认为它更可能是造山带橄榄岩(Nieetal., 2017)。丹凤岩群可能是商丹带的蛇绿混杂堆积, 所保留的物质记录表明该洋盆可能在470～520Ma左右打开，随后发生向北的俯冲, 形成北秦岭早古生代花岗岩(年龄范围400～507Ma，主体420～460Ma，王晓霞等, 2015)。大约在420Ma左右，商丹洋关闭，形成泥盆纪刘岭群前陆盆地沉积。

南秦岭与扬子克拉通之间的勉略带，一般认为向西与阿尼玛卿缝合带相接。但出人意料的是，目前在勉略带中一直未发现古生代蛇绿岩的存在，以前认定的蛇绿岩现在都被确认为新元古代岩浆杂岩。但勉略带之北，三叠纪岩浆作用极为强烈，这是勉略洋向北俯冲直至三叠纪关闭的重要证据。继续向东，古特提斯的遗迹不见踪影，留下的表征板块俯冲的只有大别-苏鲁地区大面积发育的高压-超高压变质岩，但不排除大别山北麓的北淮阳杂岩是当时大洋向北俯冲形成的增生杂岩。

在上述简述的演化历史中，秦岭与大别山之间桐柏地区的地质历史与两侧地块难以对比，但却为秦岭的地质演化提供了重要资料。已有研究发现(刘晓春等, 2015)，桐柏地区至少经历了两次大洋的形成、俯冲与增生过程。其中早古生代大洋的历史与秦岭宽坪洋一致，即大约在420～440Ma关闭。而晚古生代大洋位于南部，大约与商丹洋对应。其存在的证据有：其一，区内存在与商丹带刘岭群相当的南湾海相复理石杂岩，形成时代限定在泥盆纪；第二，区内浅变质龟山杂岩的变质时代为300～320Ma；其三，苏家河、熊店等地的榴辉岩记录了晚志留世(410～425Ma)原岩和石炭纪(320Ma)变质的年代学信息。而地球化学研究揭示，该榴辉岩为洋壳成因(Wuetal., 2009)。也就是说，该大洋早古生代晚期形成，310～340Ma时发生洋壳俯冲变质作用，然后在250～270Ma发生大陆碰撞，230～250Ma时榴辉岩折返至地表。目前需要回答的问题是，此次大洋俯冲为何未在北秦岭或华北南缘形成晚古生代岩浆弧，或许与Yin and Nie (1996)所说的构造错位有关？

回过头再来看，秦岭商丹缝合带南侧分布有一套浅变质的武关杂岩。它的主要岩石类型有变质碎屑岩、泥质片岩、大理岩和斜长角闪岩，代表了一种活动陆缘弧前盆地的沉积岩石建造(Yanetal., 2016)。研究发现，该杂岩记录有350～370Ma的弧岩浆作用和310～340Ma的碰撞造山变质作用(Chenetal., 2014; Yanetal., 2016)，后者与河南桐柏山熊店榴辉岩代表的洋壳俯冲变质年龄相当，代表了商丹洋闭合或者南北秦岭碰撞的年代。如果这一说法成立，商丹带可能显示两次碰撞过程，其中的丹凤岩群和武关杂岩分别记录了两次大洋的形成与演化，分别相当于原特提斯和古特提斯洋，它们分别在400Ma和250Ma左右关闭。未来应加强对此套杂岩，包括整个秦岭大地构造单元划分的再研究和再认识(王宗起等, 2009)。

2.5 金沙江-哀牢山-松马缝合带

西藏境内的金沙江缝合带位于人烟稀少的藏北高原，研究程度较低。它的北侧是巴颜喀拉-松潘-甘孜地体，南侧为羌塘地体。金沙江缝合带向南被称之为哀牢山缝合带(晚期被新生代红河断裂所改造)，其东侧为华南扬子地块，西侧为昌都-思茅地块(印支地块的中国境内部分)。带内著名的蛇绿岩为青海境内的西金乌兰、西藏-四川交界的金沙江治多，以及云南境内的东竹林、共卡、白马雪山、双沟等。相伴生的深海放射虫硅质岩及同位素年代学测定显示，这些蛇绿岩主要形成于泥盆纪-石炭纪，少数形成于二叠纪(250～380Ma; Jianetal., 2008, 2009; Zhangetal., 2014)。与洋壳消减相关的火成岩发育在缝合带两侧，时代集中在二叠-三叠纪。

哀牢山缝合带向南进入越南境内后被称之为松马(SongMa)缝合带。

金沙江-哀牢山-松马缝合带闭合的时间，目前大多认为在二叠纪末期，缝合带两侧生物对比支持该认识。但对该大洋俯冲的极性问题，目前争议较大。无论是构造学研究，还是岩石地球化学工作，西向、东向、或双向俯冲的观点，都有各自的实践者和捍卫者。缝合带西侧的江达-德钦-维西大型花岗岩基是被认为金沙江洋向西俯冲的最主要证据，但这一结论目前也受到质疑，不排除它是造山后或碰撞后成因的可能(Wangetal., 2014)。但无论如何，大家都赞成该带在二叠纪末期已经闭合，然后在三叠纪开始发育造山后的磨拉石建造。该磨拉石建造与前期变质变形岩石间的不整合就是著名的印支运动(Carteretal., 2001; Lepvrieretal., 2008; Faureetal., 2014a)。

近年来，哀牢山-松马缝合带继续南延的去向问题成为研究的热点。针对我国海南岛南部二叠纪蛇绿岩和岛弧岩浆建造的发现，不少学者提出上述缝合线经我国海南岛后，开始转向东融入太平洋体系，成为制约华南二叠纪地质演化的古太平洋的一部分(Heetal., 2018; Shenetal., 2018)。如果这一认识成立的话，该大洋当时是向北俯冲的，从而导致了华南南部活动大陆边缘的出现(Lietal., 2012)。显然，这一认识的科学意义非常值得肯定，应该得到更多工作的证实或证伪。

金沙江-哀牢山缝合带之北，还存在一个甘孜-理塘缝合带，两者之间就是著名的义敦岛弧。就甘孜-理塘缝合带自身，一般认为它是形成于晚古生代的大洋，其洋壳时代通过带内的青海南部扎河蛇绿岩、四川西部甘孜蛇绿岩和云南东北部香格里拉洛吉蛇绿岩而被具体限定到二叠纪-早三叠世(闫全人等，2005)。该大洋向南的消减，形成义敦岛弧。但是，我们愿意指出，义敦岛弧保留有华南地块上特有的峨眉山大火成岩省的记录(Songetal., 2004)，且其南部发育与松潘-甘孜造山带相同的三叠纪穹窿构造。因此，我们更倾向于认为，甘孜-理塘可能是一个晚二叠-早三叠世发育时限较短的小洋盆，极有可能是金沙江向扬子之下俯冲形成的弧后盆地。目前的资料难以说明义敦是一个大洋俯冲形成的岛弧，因为该地块上主期岩浆活动的时代与松潘-甘孜造山带内三叠纪穹窿的时代一致，不排除为造山后演化阶段的产物。如果这一情况属实，义敦岛弧的称谓则需要适当修订。

顺便提及金沙江-哀牢山缝合带北侧巴颜喀拉(可可西里)-松潘-甘孜地体的基底性质问题。该地体呈狭窄的条形分布，主体被三叠纪复理石所覆盖。大约在三叠纪末期，海水才退出全区。随后，其沉积地层发生强烈褶皱变形。尽管如此，除局部地区外，该地块的基底仍未出露。有限资料显示，东部松潘-甘孜地体与扬子克拉通相近。但西部的巴颜喀拉与东部有所不同。如在西昆仑地区，区内分布的甜水海地体作为巴颜喀拉地体的组成部分，同时发育900～1000Ma和500Ma左右的地质事件，显示与冈瓦纳大陆有所相似的特征(Liuetal., 2019)。但共同的是，巴颜喀拉和松潘-甘孜地区都发育大量三叠纪花岗岩，并伴随大型的锂矿床(白龙山和甲基卡)。

值得指出的是，在印支地块内部(越南南部)，最近几年厘定出东西向展布的Tam Ky-Phuoc Son Sepon(三歧-色潘) 缝合带，它分割北部的长山地块(Truong Son)和南部的昆嵩地块(Kontum)。带内发育有早古生代Hiep Duc蛇绿岩，缝合带两侧，特别是北侧发育早古生代花岗岩和变质岩，因而它无疑是一个早古生代的造山带，但在三叠纪受到过叠加改造(Nakanoetal., 2007; Tranetal., 2014; Shietal., 2015; Gardneretal., 2017; Faureetal., 2018; Nguyenetal., 2019)。

2.6 龙木错-双湖-昌宁-孟连缝合带

西藏境内的龙木错-双湖缝合带，分割北侧的北羌塘(羌北，又称东羌塘)和南侧的南羌塘(羌南，又称西羌塘)地体，由原长春地质学院李才教授命名(李才, 1987)。由于对它的认识主要来自于羌塘中部的变质隆起，故该缝合带又被称之为中羌塘或羌塘缝合带。带内分布的蛇绿岩，目前确定有四期，分别是480～520Ma、430～460Ma、340～370Ma和270～285Ma，但它们之间的相互关系难以厘定(李才等, 2016)。由于以大小不同的岩块形式存在，这些岩石是否都是蛇绿岩的组成部分还需要进一步资料的支持。

除蛇绿岩之外，该缝合带内还大量发育表征大洋板块俯冲的蓝片岩、榴辉岩，以及与之相关的斜长角闪岩和麻粒岩，俗称中羌塘变质地体。详细的年代学测定表明，这些蓝片岩和榴辉岩的变质时代主要集中在220～240Ma，但高压麻粒岩却给出422～427Ma的变质年龄，反映区内应该经受过两次大型的构造变动。

该缝合带曾被认为是分割北方劳亚大陆和南方冈瓦纳大陆的重要界限。北羌塘地体主要发育泥盆-二叠纪的砂岩、页岩与灰岩，其中石炭-二叠纪地层含温水型华夏植物群。而南羌塘地块主要寒武纪-志留纪和石炭纪-二叠纪两套地层构成，其中前者由浅变质的灰岩、砂岩和板岩所构成，代表了一套被动陆缘的沉积建造。石炭纪-二叠纪沉积岩中发育有火山岩，其重要特征是发育冰川沉积，并见早二叠世冷水生物群。因此，南羌塘被认为是冈瓦纳大陆的一部分。上述特征表明，南北羌塘可能具有完全不同的形成历史(李才等, 2016)。但Gehrelsetal. (2011)研究发现，南北羌塘古生代沉积岩的碎屑锆石年龄完全一致，且与拉萨和喜马拉雅地块一致，从而提出它们都应该来自于冈瓦纳大陆。古地磁研究显示，北羌塘地体大约是在330Ma左右从冈瓦纳大陆裂解出来的(Songetal., 2017)。除此之外，南羌塘内还发育冈瓦纳大陆特有的450～550Ma的玄武岩与花岗岩，以及280Ma左右的辉绿岩墙群。南北羌塘碰撞拼合以后，晚三叠世-新生代沉积岩覆盖在南北羌塘之上构成盖层，且其底部出现214Ma的流纹岩(李才等, 2016)，表明南北羌塘的聚合在晚三叠世已经完成。

龙木错-双湖缝合带延伸向东，一般认为与云南境内的昌宁-孟连缝合带相接(钟大赉, 1998)。该缝合带东侧的印支地块主体被中生代盆地所覆盖，但近几年研究发现，它具有很复杂的演化历史(van Tranetal., 2020)。同南羌塘地块类似，缝合带西侧的Sibumasu地块(又称滇缅地块，中国境内部分称保山地块)不仅发育寒武纪-志留纪地层，还发育大量500Ma的花岗岩，也同时发育表征其冈瓦纳大陆属性的冰川沉积，以及大陆裂解成因的玄武岩(Morley, 2018)。

就昌宁-孟连缝合带本身，带内大量发育的石炭纪-二叠纪蛇绿岩(铜厂街、牛井山等)、二叠纪洋岛海山岩石组合、及三叠纪蓝片岩表明它应该是古特提斯大洋闭合的位置(Jianetal., 2009; Fanetal., 2015)，这也被近年来大量发现的榴辉岩所证实(Wangetal., 2019a)。但值得指出的，紧邻缝合带东侧原属印支地块的元古代澜沧群，近年来发现它其实是一套早古生代火山-沉积建造(Nieetal., 2015)。联系原澜沧江带早古生代弧型岩浆岩的发现(Lehmannetal., 2013)，这里应该存在过原特提斯大洋的痕迹。王保弟等(2013)在带内还分辨出原特提斯南汀河蛇绿岩(439～444Ma)，同时代的蛇绿岩在湾河和牛井山也有报道。根据这些新的资料，他们提出昌宁-孟连带是原-古特提斯连续演化的大洋，先后形成东侧原特提斯和西侧古特提斯大洋增生杂岩(王保弟等, 2018)。

该缝合带继续向南进入缅甸东部、泰国和马来西亚境内，并一直延伸至印度尼西亚，被称之为Chiang Rai-Bentong-Raub(清迈-本洞-劳勿)缝合带。尽管这些地区覆盖严重，但近几年积累的资料已经证实缝合带的存在及两侧块体性质的不同。Sone and Metcalfe (2008)将该区划分为西部的Inthanon增生杂岩带、缝合带东部的Sukhothai弧及更东部的Indochina复合地体。其中Sukhothai弧向北相当于我国云南的临沧岩体，向南与马来半岛盛产锡矿的花岗岩相连；Sukhothai弧与Indochina地体的界限相当于我国的澜沧江缝合带，它向南与泰国的Nan和Sra Kaeo缝合带相连。但国内文献多数认为，澜沧江并非宽阔的大洋，而可能只是昌宁-孟连洋向东俯冲形成的弧后盆地。但在早期的文献中，确实也有学者将其与昌宁-孟连带等同。

2.7 班公湖-怒江-腾冲缝合带

班怒缝合带是北侧羌塘地块与南侧拉萨地块的界限，属新特提斯大洋。Metcalfe (1994)将其称之为中特提斯(Meso-Tethys)，后被较多采用；但潘桂棠等则将其与龙木错-双湖带一起归属古特提斯(Panetal., 2012)。古地磁资料显示，该大洋最宽时可达5000km左右，因而是一个名副其实的大洋(孙知明等, 2019)。该缝合带内蛇绿岩块体众多，代表性的有班公湖、改则、东巧、安多、丁青等岩体。年代学资料显示，这些蛇绿岩主要形成在150～190Ma的侏罗纪，与上覆深海硅质岩所含放射虫化石给出的年代一致，少数年代较老的数据有待进一步资料的核实。

班怒带争议较多，主要集中在班怒洋的时代、消亡历史与方式等方面。就大洋形成时代，蛇绿岩给出的洋壳形成时代为侏罗纪，与由深海沉积放射虫硅质岩给出的时代一致，但缝合带两侧地层古生物对比更赞同它应该形成于二叠纪(～269Ma, 张以春等, 2019)。就大洋的闭合时代，目前绝大多数学者认为它大约发生在110～140Ma左右，且存在自东向西逐渐闭合的特征(Kappetal., 2007)。但就大洋俯冲方向，大部分学者认为它和区内其它缝合带一样向北(常承法和郑锡澜, 1973)，但部分学者坚持认为其俯冲应是向南或者是双向俯冲，并认为正是向南的俯冲，才导致了雅鲁藏布洋的打开，以及拉萨地块上侏罗纪-白垩纪冈底斯岩浆弧的形成(潘桂棠等, 1983; Panetal., 2012; Zhuetal., 2016; Kapp and DeCelles, 2019)。导致这一分歧的主要原因是指示俯冲极性的配套地质要素发育不全，因而目前对俯冲极性的认识主要来自岩浆岩的地球化学资料。如果抛开这一约束，有学者最近提出，班怒带是在早侏罗世才打开的，且其本身并非一广阔的大洋，它甚至可能只是雅鲁藏布洋的弧后盆地(宋扬等, 2019)。看来，班怒带还需要更深入的研究。

在班怒带南部～50km，出露另一套名为狮泉河-永珠-阿索的蛇绿岩带。有学者将其厘定为北、中拉萨地体的界限。但该蛇绿岩时代与班怒带基本类似，因而也有不少学者将其视作班怒带的一部分。实际上，班怒带和永珠-阿索带之间仍有蛇绿岩体分布。因此，上述两带之间的地域是否可视为一个大的增生杂岩，留待今后讨论。

班怒带向东如何延伸有一定的争议。它延至藏东后，一般认为向南沿高黎贡带分布，并一直向南经云南璐西进入缅甸境内。依据蛇绿岩年代学资料，Liuetal. (2016)认为缅甸的密支那蛇绿岩应该就是班怒带的延伸所在，密支那东侧侏罗纪岩浆弧的发育支持这一解释。但遗憾的是，上述缝合线在缅甸继续南下后，目前还缺乏可以确认缝合带属性的蛇绿岩等资料。

2.8 雅鲁藏布-印缅缝合带

位于西藏南部的雅鲁藏布缝合带是中国境内新特提斯洋最晚闭合的残留，他向东经过东构造结延入印度和缅甸境内，与那儿的那加山-西缅缝合带相连(Liuetal., 2016)。据估计，该大洋在白垩纪期间，曾达到7000km的宽度，是名副其实的宽阔大洋。缝合带本身主要由大小不同的蛇绿岩混杂岩构成，其中日喀则一带的蛇绿岩规模较大、层序完整，是世界上超慢速扩张型蛇绿岩发育最好的地区(吴福元等, 2014)。但这些蛇绿岩形成在115～135Ma非常短的时间范围内，明显年轻于其北侧班怒带中的蛇绿岩。在该蛇绿岩之南，发育一套以硅质岩为代表的深海沉积，其时代主要在侏罗纪至白垩纪初期，部分地区发现中三叠世安尼期(～240Ma)放射虫硅质岩，表明该大洋可能是在三叠纪初期开始发育的(王玉净等, 2002; Chenetal., 2019)。

雅鲁藏布缝合带南侧为特提斯喜马拉雅地体，是印度大陆的组成部分。显生宙以来，它一直是冈瓦纳大陆的被动陆缘，因而发育稳定的碎屑岩-碳酸岩建造。缝合带北侧的拉萨地体，是近年来青藏高原研究的重点，因而有多项重要进展。第一，根据洛巴堆-米拉山断裂和永珠-纳木错蛇绿岩带，拉萨地体可被划分为南拉萨(又称冈底斯岩基)、中拉萨和北拉萨(又称班戈岩基)三个次级块体。其中南、北拉萨地体以新生地壳物质添加为主要特征(Zhuetal., 2011a)，只有中拉萨地体才显示古老地壳信息；第二，中拉萨地块内部存在寒武系-奥陶系的角度不整合以及大量500Ma左右的岩浆活动。结合晚石炭-早二叠世地层中冰蹟岩和冷水型生物群的发育，拉萨地块无疑来源于冈瓦纳大陆。但它来源于冈瓦纳的具体位置目前争议较大。传统观点认为，它来源于南侧的印度大陆；但根据碎屑锆石的特征峰，Zhuetal. (2011b)提出其来源于澳大利亚西北部；而Zhangetal. (2012)则认为，拉萨地体变质基底的念青唐古拉群，具有与东、西冈瓦纳大陆拼合的莫桑比克带基本一致的岩石组合与变质-岩浆作用过程，因而拉萨地块应来源于冈瓦纳大陆更靠西北的位置；第三，近年在拉萨东部发现晚二叠世变质的松多榴辉岩(Yangetal., 2009a)，结合区内大量三叠纪花岗岩的发育和二叠纪地层中弧型火山岩的出现(Zhuetal., 2010)，表明古特提斯域的南界并不是以前认定的龙木措-双湖缝合带，而是已到达班怒带以南地区；第四，拉萨地体中-新生代岩浆作用及其强烈，冈底斯就是世界著名的岩浆弧，它保留大量雅鲁藏布洋向北俯冲的地质记录，如侏罗纪叶巴组、白垩纪桑日群/旦师庭组及新生代林子宗群等，以及与它们时代相当的大量侵入岩(Jietal., 2009)。近来报道，雅江洋向北俯冲形成的弧岩浆作用甚至可能从三叠纪就已开始(Wangetal., 2016a)。再向北，中拉萨地体早白垩世则弄群、北拉萨地体早白垩世多尼组和班戈花岗岩分布面积巨大，它们多被认为是班怒洋向南俯冲的产物(Zhuetal., 2016)，但用雅江洋向北俯冲，然后发生板片回撤也是可供选择的模型(纪伟强等, 2009)；第五，拉萨与印度初始碰撞时间是近年研究的热点科学问题，所获得的新认识是印度与拉萨地块大约在～60Ma碰撞(Wuetal., 2014; Huetal., 2015; 丁林等, 2017)。此后，尽管新特提斯洋壳已经消失，但海水仍持续了一段时间。随后，青藏高原才全面隆升与扩展，并伴随喜马拉雅山的崛起(Dingetal., 2017)。

表1 特提斯域内主要原特提斯缝合带及块体划分

表2 古特提斯缝合带地质特征对比

图5 特提斯蛇绿岩时代Fig.5 Formation ages of the Tethyan ophiolites

3 若干重要问题讨论

3.1 特提斯的划分与对比

从上述主要块体和缝合带的介绍可以看出，中国境内特提斯域中的蛇绿岩主要形成在3个时段。西昆仑、阿尔金、祁连-东昆仑、秦岭地区(俗称秦祁昆，又称中央造山带)的蛇绿岩在空间上基本可以相互对比，自南而北有北阿尔金-北祁连-宽坪缝合带、南阿尔金-柴北缘-商丹缝合带、库地-昆中缝合带和康西瓦-阿尼玛卿-勉略缝合带。前三条带中蛇绿岩的时代主要集中在490～520Ma，而在后一条缝合带中，除大量发育的晚古生代蛇绿岩外，也同时发育480～530Ma的早古生代蛇绿岩。除上述地区外，原特提斯蛇绿岩在龙木错-双湖-昌宁-孟连带和越南南部的三歧-色潘带中也有少量发育。这些早古生代蛇绿岩在我国文献中一般被定义为原特提斯洋，它们的闭合基本都发生在420～440Ma左右，然后发育泥盆纪的磨拉石建造(表1、图5)。

中国境内的康西瓦-阿尼玛卿缝合带、金沙江-哀牢山缝合带和龙木错-双湖-昌宁-孟连缝合带主要发育250～380Ma的晚古生代蛇绿岩，又称古特提斯洋，但它们同样存在少许原特提斯时代的蛇绿岩(表2、图5)。这些大洋大约在250Ma前后完成闭合，然后发育三叠纪磨拉石建造。中国境内最年轻的特提斯是班怒洋和雅鲁藏布洋，蛇绿岩分别形成于中生代的侏罗纪和白垩纪，又称新特提斯(图5)。班怒洋和雅鲁藏布洋分别在～110Ma和～60Ma左右闭合，至此完成了中国大陆的块体拼合历史。

从上述归纳可以看出，原特提斯主要位于特提斯造山带的北部，古特提斯位于中部，而新特提斯位于南部，显示从北而南特提斯洋由老而新的总体演化趋势。稍有例外的是，古特提斯康西瓦-昆南洋和龙木错-双湖-昌宁-孟连洋均显示原特提斯和古特提斯共存的特征，但它们是两个相互独立、或是一个长期演化的大洋，目前还缺乏论证。再有，在新特提斯班怒洋和雅鲁藏布洋之间的拉萨地块上，出露有古特提斯松多洋。它在整个特提斯演化中的意义，目前还不十分明确。

在定义了中国大陆内部的原特提斯、古特提斯和新特提斯时代之后，这些洋盆的具体地质含义是我们需要回答的问题，这也是特提斯地球动力学研究的前提。但要回答这一问题，我们需要了解境外的地质资料(图6)。目前，对中国境内各时代特提斯缝合带如何向东南亚延伸，中国学者相对熟悉，资料相对也较多。但对这些地质体如何向西延伸，特别是如何与欧洲的地质记录进行对比，我们则所知甚少。如果认为劳伦-波罗的地块与塔里木-华北组成特提斯的北界，那Avalonia地体与劳伦大陆间的Iapetus洋，以及Avalonia地体与波罗的大陆之间Tornquist洋，应该对应于我国华北-塔里木南部的秦祁昆洋，即我国的秦祁昆造山带对应于欧州的加里东造山带。同样，劳亚与冈瓦纳大陆聚合形成Pangea超大陆，其间的Rheic洋闭合形成欧洲华力西造山带，该洋在东部的延伸即为我国境内的古特提斯，但后者在古生代晚期-中生代初期才闭合。它们两者是否真的相同，我们后面将仔细讨论。

图6 特提斯域主要缝合带Fig.6 Major plate/block sutures within the Tethys

新特提斯在欧洲主要沿阿尔卑斯山分布，又称阿尔卑斯特提斯。此处通过蛇绿岩制约的大洋形成时代主要集中在侏罗纪(160～165Ma为主, Bortolotti and Principi, 2005; Lietal., 2013; Tribuzioetal., 2016)。从阿尔卑斯向东，该大洋经巴尔干半岛进入土耳其北部，然后越过小高加索到达伊朗西部(Robertson, 2002)。尽管有学者建议，该缝合带继续向东经阿富汗及巴基斯坦北部，与我国西藏的班怒带相连，但实际上该缝合带延至伊朗后的去向不明(Moghadametal., 2019)。上述缝合带以南，另一条晚白垩世(～90Ma)的蛇绿岩带从希腊、塞浦路斯、土耳其东南部、叙利亚，一直延伸至伊朗南部和阿曼，其代表性的蛇绿岩有我们熟知的塞浦路斯的Troodos、土耳其的Kizidag、伊朗南部Zagros蛇绿岩带(以Kermanshah和Neyriz为代表)，以及阿曼的Semail等岩体。向东越过Makran后，该缝合带与巴基斯坦的Bela-Muslim Bagh-Waziristan缝合带相连，并继续向北东方向经Indus蛇绿岩与我国的雅鲁藏布蛇绿岩带相接。

通过上述对比和分析，我们不难得出结论，北方劳亚大陆与南方冈瓦纳大陆间的大洋原为全球分布的泛大洋，即原特提斯，其时代大约在480～530Ma左右。原特提斯造山作用结束以后，残存的龙木措-双湖洋成为古特提斯的一部分，同时在其北侧发育更年轻的古特提斯洋。这些古特提斯大洋经历长期演化至古生代末期才关闭，其中蛇绿岩的时代跨度较大，大约在250～520Ma之间，其原因我们将在后面讨论。随后冈瓦纳大陆在中生代发生裂解，形成我们熟知的新特提斯。目前资料显示，新特提斯洋壳主要有侏罗纪(150～190Ma)、早白垩世(115～135Ma)和晚白垩世(～90Ma)三期，分属在三个不同的缝合带内。这大概就是中国境内特提斯演化的大体过程，我们在后面将对此做更仔细的讨论(图7)。

图7 中国与邻区特提斯构造域演化对比Fig.7 Comparison of the Tethyan evolution in China and the adjacent regions

3.2 冈瓦纳大陆的属性判定

特提斯地质研究中一个非常重要的问题是域内地块属性的判定，或者说，特提斯域内某块体是否与冈瓦纳大陆存在亲缘关系，是我们重塑其地质演化历史的重要资料(Torsvik and Cocks, 2013)。

冈瓦纳大陆并非公认的超级大陆，它是古生代早期形成于南半球的巨型大陆，或者说是由东西冈瓦纳地块在泛非期间沿东非造山带聚合而成的大陆，其面积占当时全球大陆面积的2/3。从其地质演化特征出发，冈瓦纳大陆具有下述方面的地质特征。第一，冈瓦纳大陆存在泛非期地质事件。前已述及，冈瓦纳大陆由东西冈瓦纳地块沿东非造山带拼合而成。东非造山带(East African Orogenic Belt)，又称莫桑比克造山带，其主要活动时限为550～650Ma，由一系列岩浆和变质事件所组成。但实际上，东西冈瓦纳地块内部也存在众多的泛非期造山带。东冈瓦纳大陆由南极、澳大利亚、印度和马达加斯加等块体构成，其内部的泛非造山带有南极与澳大利亚之间的Pinarra造山带、印度与南极之间的Kuunga等造山带等，活动时间为520～560Ma。在西冈瓦纳大陆，泛非期造山带有东西非洲之间的Damara/Zambezi造山带，非洲与南美之间的Brasiliano造山带，活动时间为510～570Ma。

第二，冈瓦纳大陆周缘存在新元古-早古生代俯冲带。差不多与冈瓦纳大陆形成同时，它的周缘被大洋环绕，形成俯冲型活动大陆边缘或造山带(Peri-Gondwana orogen)。它在不同地点被赋予不同名称，如南美和非洲以西(西冈瓦纳)的Avalonian造山带、非洲-阿拉伯板块北侧的Cadomian造山带、印度北部的Bhimphedian造山带、澳大利亚东南部的Ross-Delamerian造山带(Terra-Australis Orogen)(Murphy and Nance, 1991; Cawoodetal., 2007)。目前初步厘定的造山作用时间跨度较大，早可至600Ma，但主体集中在470～520Ma，明显晚于泛非事件的活动时间。与前述泛非期造山带不同，该大陆边缘弧岩浆作用大量发育。经典的岩浆弧以发育含角闪石的I-型花岗岩为主要特征，而该岩浆弧的主要岩石类型是二云母花岗岩，多被划为沉积岩来源的S-型花岗岩(Cawoodetal., 2007; Wangetal., 2013; Gaoetal., 2019)。因此，很多学者猜测，环冈瓦纳大陆边缘岩浆作用特征与澳大利亚拉克兰褶皱带的情况较为类似，反映了俯冲带后缘拉张强烈、弧后盆地杂砂岩沉积巨厚的特点，抑或早期块体聚集造山向超大陆周边提供了巨多的沉积物(Veevers, 2017)。而持续的拉张使得这些杂砂岩发生熔融，形成区域内S-型花岗岩占优的地质特点(Collins and Richards, 2008; Zhuetal., 2020)。

第三，冈瓦纳大陆在古生代曾发育多次冰期事件(王洪浩等, 2014)。由于位于南半球高纬度地区，冈瓦纳在其演化过程中曾发育多次大的冰期事件，分别发生在晚奥陶世末-早志留世(赫南特冰期，～443Ma)、晚泥盆世-早石炭世和晚石炭世-早二叠世。其中尤以石炭-二叠纪冰期(ca. 280～340Ma)规模大、影响范围广，也由于此次冰期的影响，冈瓦纳大陆发育以腕足类stepanoviella为代表的冷水生物群, 以及以舌羊齿为代表的温凉植物群，与特提斯-华夏区的温水生物群形成显著差别。

上述诸点是目前判定特提斯构造域内各块体属性的重要依据。如藏南二叠纪舌羊齿植物群的出现，无疑表明它的冈瓦纳大陆属性，而其北侧的基梅里大陆(拉萨-腾冲、南羌塘-保山等地块)不仅具有冈瓦纳大陆所具有的基底岩石组成，同时还出现二叠纪冷水沉积(如羌南地块中的展金组与保山地块中的丁家寨组冰蹟岩等)，表明这些块体曾是冈瓦纳大陆的组成部分，而且导致它们与冈瓦纳大陆分离的新特提斯洋是在二叠纪以后打开的，这就是龙木错-双湖-昌宁-孟连缝合线长期以来被认为是劳亚和冈瓦纳大陆分野的重要原因(钟大赉, 1998; 李才等, 2016)。但是，该缝合线以北的块体，包括组成中国大陆的三大块体，它们与冈瓦纳大陆的关系却长期悬而未决(Zhaoetal., 2018)。

首先是华南地块，它由西北部的扬子克拉通和东南部的华夏地块组成。主流观点认为，扬子和华夏地块在晋宁期拼合成一个整体，并成为元古代Rodinia超大陆的一部分，随后进入裂谷演化阶段(Lietal., 2010)。但该观点需要解释下述资料：第一，华南在传统上有时被称之为加里东地台，因为扬子和华夏的统一盖层是泥盆纪才出现的。如果扬子和华夏是晋宁期闭合，那就需要解释为何沉积盖层直到晚古生代才发育；第二，华夏地块尽管提出很早，但一直没发现它为古老地块的确切证据。以前认为的很多所谓古老地质体，现都证明是晋宁期甚至更晚的地质体。甚至有学者认为，华夏地块本身可能就是一个早古生代碰撞增生杂岩(传统上称加里东褶皱带)；第三，扬子与华夏地块之间的江绍拼合带，目前越来越多地发现早古生代曾经存在过大洋及其消失的地质证据。因此，尽管目前还未发现确切的蛇绿岩，但现有资料不能排除扬子与华夏地块之间在早古生代存在过大洋。该大洋大约在志留纪闭合，此时扬子与东南部的某个大陆发生碰撞，完成克拉通化过程，随后发育统一的沉积盖层(Linetal., 2018)。

在上述介绍中，扬子克拉通曾是Rodinia超大陆的组成部分，但我们并没有回答它是否也参与了冈瓦纳大陆的组建。主流观点认为，华南与冈瓦纳大陆关系密切，是冈瓦纳大陆的组成部分。原因如下：第一，华南与冈瓦纳大陆早古生代生物面貌基本一致，即使到中-晚泥盆世，华南、印支、掸邦和东冈瓦纳地体还都具有基本相同的鱼类化石种类(Long and Burrett, 1989; Thanhetal., 1996)，表明这些块体当时可能是联系紧密的一个整体；第二，在华南南部，确认寒武纪与奥陶纪之间存在明显的构造变动(郁南运动，时间～488Ma)，该变动的时代与冈瓦纳大陆周边造山作用时代一致；第三，该地块上古生代以来的沉积岩中，其碎屑锆石经常显示有500～600Ma的年龄信息，一定程度上显示冈瓦纳大陆的属性特征(向磊和舒良树, 2010; Lietal., 2014; Xuetal., 2014; 徐亚军和杜远生, 2018)；第四，华南不发育奥陶纪冰蹟岩，但发育指示冷水的奥陶纪末期赫南特生物群(戎嘉余和黄冰, 2019)；其五，古地磁资料显示, 在380～750Ma的时间范围内，华南大陆与冈瓦纳大陆相距很近。一直到380～400Ma左右的中-晚泥盆世，华南才与冈瓦纳大陆分离(Yangetal., 2004; Xianetal., 2019)。但另一种观点认为：第一，到目前为止，华南块体还没有任何确切的泛非期地质事件的报道。实际上，泛非事件发生的时间主体就是埃迪卡拉纪，而我国华南在这个时段基本表现为稳定大陆边缘沉积，未显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，纬度上的相似性不仅可以解释古生物面貌，甚至也可以解释古气候特征；第三，除东部濒古太平洋边缘外，与我国大陆块体密切相关的冈瓦纳大陆北侧，不显示任何加里东期地质作用的痕迹。因此，我们认为，华南块体可能并不是冈瓦纳大陆的一员。早古生代时，它可能与冈瓦纳大陆中的澳大利亚地块具有相近的纬度，但以原特提斯洋与冈瓦纳大陆相望。晚古生代初期(380～400Ma)，由于古特提斯洋的打开，华南地块与冈瓦纳大陆的纬向分异才变得明显起来。

第二个例子是华北克拉通。到目前为止，该克拉通发现的格林维尔期和泛非期地质事件极为有限。华北克拉通西部的龙首山地区，早古生代地质记录广泛发育，表明祁连造山带可能与其存在密切的空间联系，但龙首山在古生代以前是否是华北甚至是否是阿拉善地块的一部分是有争议的问题(李锦轶等, 2012; 张建新和宫江华, 2018)。目前能够对华北克拉通做出制约的主要来自于古生物学和古地磁学两方面的研究结果，它们大多都赞成华北与冈瓦纳之间存在亲缘关系(杨振宇等, 1999; 黄宝春等, 2008; 林宝玉等, 2018)。最近又有研究发现，宁夏贺兰山和内蒙古卓资山西部的中上奥陶统碎屑岩含有500～700Ma的碎屑锆石(Wangetal., 2016b)，表明华北克拉通西部在奥陶纪早期可能与冈瓦纳大陆发生过拼贴。无独有偶，朝鲜半岛南部太白盆地寒武-奥陶系砂岩也含有600Ma左右的碎屑锆石，同样显示来自于冈瓦纳大陆的源区信息(Kimetal., 2019)。最近有报道提及(谢朝永等, 2019)，华北南缘存在奥陶纪末期的冰期沉积，值得今后注意。从这些信息可以看出，华北与冈瓦纳大陆在空间上可能有一定的关系，但肯定没有华南那样密切(Huangetal., 2018)。

第三个例子是塔里木克拉通。和扬子克拉通类似，塔里木克拉通也经历过晋宁期造山事件，其后也发育与扬子地块类似的沉积盖层，但泛非期地质记录基本缺失。在西昆仑地区，塔里木地块南缘发育有早古生代花岗岩，推测为古生代早期库地洋向北俯冲的产物，同时存在泥盆纪磨拉石，但这只能说明塔里木与扬子有很大亲缘性，但不能证明它在早古生代与冈瓦纳大陆密切关联。

除上述主要克拉通块体外，中国大陆特提斯域内其它中间块体的属性判定，也是我们恢复特提斯大洋性质及演化的重要资料。原特提斯造山带内的南昆仑、南阿尔金、中祁连(包括全吉-欧龙布鲁克块体)、柴达木、昆南和北秦岭等地体，它们大多发育中-新元古代地质事件，似乎与扬子克拉通更为接近(陆松年等, 2006)。根据资料，类似的事件在经典的冈瓦纳地区很少发育，但目前在安多、纳木错和错那等地均有此时代岩浆和变质作用的报道。因此，原特提斯造山的那些块体在早期很可能都是Rodinia超大陆的一部分，后在Rodinia裂解过程中，于古生代早期增生到华北-塔里木板块南缘。目前不太明确的是康西瓦-阿尼玛卿和龙木错-双湖之间的诸地体，它包括东部的思茅、松潘-甘孜地体，以及西部的北羌塘-昌都和甜水海块体。

东部昌宁-孟连带与哀牢山带间的思茅地块是更大的印支地块的一部分。它主体被中、新生代沉积物所覆盖，零星出露的变质基底岩石显示8～9亿年的成岩年龄，其岩石年代和组合与扬子陆块基底相近。更向南的印支地块，近年来的研究显示，它们是由多个更小的陆块在泥盆纪之前拼合而成(van Tranetal., 2020)，同时发育奥陶纪-志留纪岩浆弧，显示与华南地块相近的特点。但该地块也同时发育新元古代-古生代初期的被动陆缘建造与聚合事件，显示出与冈瓦纳大陆相似的特征。金沙江与昆仑-秦岭之间的块体是义敦和松潘-甘孜地体，它们属于扬子地块基底争议不大。第一，该地体向东在川西与扬子地块自然相接；第二，该地体西部义敦岩浆弧中产出与扬子克拉通完全相同的变质基底(中咱地块及恰斯群)、古生代沉积盖层甚至二叠纪峨眉山玄武岩等(Songetal., 2004)。

西部龙木错-双湖与金沙江缝合带之间的是北羌塘-昌都地体。李才等(2016)曾多次论述北羌塘地体与扬子克拉通的亲缘性，认为其与冈瓦纳大陆不存在关系。但Gehrelsetal. (2011)通过碎屑锆石的研究发现，北羌塘仍显示与缝合带南侧南羌塘地体相同的基底组成，从而认为北羌塘在古生代曾是冈瓦纳大陆的一部分，金沙江才应该是劳亚和冈瓦纳大陆的界限所在，这一认识也得到了古地磁资料的支持(Songetal., 2017)。最近对地块东部昌都地区宁多群的研究发现，该变质基底存在大量6～10亿年的年龄信息，并存在530Ma的后期事件(何世平等, 2011, 2013)。早古生代主要为一套滨浅海-局域海沉积，然后被泥盆系不整合覆盖(杜德勋等, 1997)。这些特征均表明，昌都地块与扬子大陆具有更好的亲缘性。

金沙江缝合带以北的巴颜喀拉或甜水海地体，它原被认为是北方大陆的一部分，或与扬子克拉通较为接近。但最近的研究发现，甜水海地体中的麻扎杂岩具有太古代的形成年龄，并被830～840Ma的奥长花岗岩-花岗闪长岩和485～530Ma的辉长岩-辉绿岩侵入(张传林等, 2019)。甜水海群中低级变质沉积岩的碎屑锆石，最年轻的U-Pb年龄峰在600～700Ma左右，表明其沉积时代在530～600Ma之间(Huetal., 2016; Zhangetal., 2018)。侵入甜水海群的花岗岩形成于485～530Ma(Huetal., 2016; Liuetal., 2019)，并伴有同时代的火山岩(张辉善等, 2020)。这些特征表明，甜水海地体有可能是来自冈瓦纳大陆周缘的碎块，只不过它从冈瓦纳大陆裂解的时代较早，因而未留下任何晚石炭-二叠纪的冰川记录。但值得注意的是，甜水海群岩性以中-浅变质的碎屑沉积岩为主，伴少量大理岩，不发育火山岩，与活动陆缘弧后盆地建造区别甚大，且发育泥盆系与下伏地层的角度不整合，因此被推测并非来源于冈瓦纳大陆(张传林等, 2019)。

从上述讨论可以看出，华北和塔里木克拉通在古生代期间基本不显示冈瓦纳大陆的确切标志，这就是我们文章开头认为它们可能属于北方大陆的重要原因。同时，特提斯域内的龙木错-双湖-昌宁-孟连缝合带确实是一个非常重要的分界线。该线以南所谓的基梅里大陆，即拉萨-腾冲地块和南羌塘-保山地块，我们有较可信的资料证明它们在古特提斯扩张前是冈瓦纳大陆的组成部分。它们是在二叠纪以后才与冈瓦纳大陆分离的。该线以北与华北-塔里木之间的秦祁昆、北羌塘-昌都、松潘-甘孜、印支及扬子等地块，它们具有相同的变质基底与沉积盖层，新元古代晚期-古生代早期以伸展作用为主，但奥陶纪-志留纪的造山作用强烈，并普遍发育泥盆系与下伏地层的不整合。它们在古生代初期可能不是冈瓦纳大陆的组成部分，但它在空间上与冈瓦纳大陆相距可能并不太远，并有可能卷入了冈瓦纳大陆北缘的增生造山作用。从现今的地理位置看，扬子克拉通与华北之间为秦岭原特提斯-古特提斯造山带，但我们现在仍无确切的证据证明，那就是连接华北与扬子的桥梁。

3.3 原特提斯及其与欧洲的对比

在阐述我国境内的原特提斯特征之前，我们先简单介绍欧洲的加里东造山事件。中元古代形成的Rodinia超大陆在新元古代发生裂解，劳伦、波罗的和西伯利亚等块体脱离核心大陆向北半球漂移，剩下的块体组合形成冈瓦纳大陆。漂出来的劳伦和波罗的两大陆大约在600Ma左右分离产生Iapetus洋，它们向西并与南半球的西冈瓦纳大陆相望。大约500Ma左右，Iapetus洋扩张到约3300km的宽度(van Staaletal., 2012)。此时，西冈瓦纳大陆活动陆缘地体Avalonia开始向北漂移，其后缘拉张形成Rheic洋。随Avalonia地体的不断北漂，Rheic洋不断扩大，Iapetus洋不断消减缩小。大约在450Ma左右，Avalonia地体首先与和波罗的大陆开始碰撞，导致其间Tornquist洋消失，形成Thor缝合带(Torsvik and Rehnström, 2003)。随后联合的Avalonia地体-波罗的大陆与劳伦大陆碰撞，形成北美南部-英国-挪威的阿巴拉契亚-加里东造山带，并使劳伦和波罗的大陆之间的Iapetus洋消失(McKerrowetal., 2000; Deweyetal., 2015; Torsvik, 2019)。从英国加里东带向北，波罗的与格陵兰大陆间的Scandia加里东造山带大约在435Ma左右发生碰撞后，波罗的大陆仍向Laurentia大陆下俯冲, 随后折返形成著名的挪威高压-超高压变质岩(400～410Ma为主)。

位于波罗的与Avalonia地体间的Tornquist洋很显然具有非常重要的意义，但遗憾的是，它在欧洲的出露及其有限，且由于后期阿尔卑斯造山作用的影响，我们对该洋盆发育的时代及消亡时间认识很不充分(Gawêdaetal., 2017; Mazuretal., 2018)。但就劳伦与波罗的大陆之间的Iapetus洋，它的初始裂开起始于Rodinia超大陆的裂解，并保留大量520～620Ma裂解作用的岩石记录(Cawoodetal., 2001; Gumsleyetal., 2020)。其残存的蛇绿岩从美国东部开始，经加拿大东部，后延至英国乃至挪威，其中著名的蛇绿岩有加拿大的Bay of Islands、英国的Ballantrae、Shetland和挪威的Kamoy、Leka等，但它们的形成时代大约在470～500Ma(图5)，比裂解年龄约年轻50～100Myr。

就Avalonia地体本身，支持它起源于冈瓦纳大陆的主要证据是它的地质组成序列为760～650Ma的弧后双峰式岩浆岩、570～640Ma主期弧岩浆岩、540～600Ma裂谷岩浆及沉积盆地建造、和480～530Ma的地台型被动大陆边缘沉积，并且在新元古宙和寒武系之间存在角度不整合，这是典型的泛非期活动大陆边缘建造，与西北非洲-南美克拉通地区的地质历史几乎一致(Murphyetal., 2018)。尽管现在对Avalonia地体的来源与漂移历史认识有所分歧，但依据古地磁和古生物资料的构造重建大多赞成，它应该是冈瓦纳大陆西部环周边造山带的组成部分，～500Ma后才离开冈瓦纳大陆向北漂移。

在英国中部，Avalonia与劳伦大陆碰撞形成加里东造山带(McKerrowetal., 2000; Deweyetal., 2015)。以435Ma左右的中-晚志留世发生块体碰撞为界，该造山作用可划分为早期俯冲阶段和晚期碰撞阶段。早期俯冲作用起始于490Ma左右，俯冲方向多变，发育有蓝片岩，主期弧岩浆作用发生在460～475Ma期间，这就是常说的加里东带内与巴罗式区域变质作用相伴的老花岗岩(Old granite)。晚期碰撞阶段以大量发育380～430Ma的碰撞后岩浆岩为主要特征，其中的花岗岩又被命名为新花岗岩(Newer granite)。加里东造山作用的最显著地质记录就是泥盆纪老砂岩(Old Red Sandstone)与下伏变质褶皱地层的不整合，它广泛分布于苏格兰西北部、挪威、格陵兰、爱尔兰和加拿大东部等地(McClayetal., 1986)，是地质学历史上第一个被描述的角度不整合，其绝对年代大约是400Ma左右。这套磨拉石还可进一步划分为早晚两期，早期发育规模小，时代在早泥盆世(410～415Ma)；晚期规模大、分布广，时代集中在晚泥盆世(～385Ma起始)。

下面回到我国境内的原特提斯。如果我们将早古生代蛇绿岩作为原特提斯洋存在的证据，那目前厘定的中国大陆境内的原特提斯将是龙木错-双湖-昌宁-孟连与华北-塔里木之间广阔的地域。其内部的缝合线有北阿尔金-北祁连-宽坪、南阿尔金-柴北缘、库地-昆中-商丹、康西瓦-阿尼玛卿和龙木错-双湖等5条，它们的主要特征可参见表1。我们不拟对上述缝合带的组成及两侧块体演化的细节做仔细的描述，只是指出一下几点：第一，这些缝合带中由蛇绿岩反映的原特提斯洋盆主要形成于480～530Ma，该时代与欧洲Iapetus洋形成时代基本可以对比，或比后者稍微偏老(图5)；第二，原特提斯域内发育多处高压-超高压变质作用。首先是北秦岭，它的变质时代大约在～490Ma，比块体内主期岩浆作用(420～460Ma)明显偏老(王浩和吴元保, 2013; 王晓霞等, 2015)。因此，它的成因目前还不好理解，推测是北秦岭地体向北俯冲到华北或某个未知块体之下有关，而北秦岭地体内的花岗岩是由更南侧商丹带向北俯冲的结果，即秦岭在早古生代存在两个时代的大洋体系。北祁连发育洋壳俯冲成因的蓝片岩-榴辉岩，其中榴辉岩变质时代为460～490Ma，反映了大洋俯冲的时代。柴达木北缘的榴辉岩种类较多，记录了从～460Ma大洋俯冲到～420Ma大陆俯冲的过程(宋述光等, 2013)。在东昆仑，目前鉴定出原特提斯至少存在两期变质事件。昆中缝合带中的清水泉蛇绿岩时代为～520Ma，与该蛇绿岩伴生的麻粒岩相变质作用发生在508Ma(陆松年等, 2006)。但最近厘定出的高压-超高压变质作用发生在410～430Ma(Songetal., 2018)，对应东昆仑地区380～450Ma的古生代花岗岩浆作用。在阿尔金，北阿尔金的蓝片岩和榴辉岩与北祁连类似，也反映洋壳俯冲，但其变质时代在490～515Ma左右，明显偏老(张建新等, 2007)。阿尔金南部主要是陆壳俯冲的榴辉岩，峰期变质时代在485～515Ma(刘良等, 2013)。同北秦岭类似，此地榴辉岩相变质时代也早于块体内绝大多数花岗岩形成时代(刘良等, 2015)。从这些情况来看，区内高压-超高压变质作用可能应分为两期，早期(～500Ma)超高压变质作用可能与冈瓦纳大陆形成有关，而晚期(ca. 420～460Ma)才可能是原特提斯汇聚的产物；第三，这些缝合带及之间的块体内大多发育不同类型的钙碱性岩浆作用，它们大多被认为是俯冲作用的产物。但蛇绿岩中的壳源岩浆岩有时与初始岩浆弧难以区分，有些岩石不能排除是前一阶段地质演化的产物，或者与蛇绿岩的形成有关，从而导致目前对原特提斯块洋俯冲起始认识上的困难。这一情况在其它地区也同样存在，如欧洲华力西造山带中存在大量与蛇绿岩同时或稍晚的钙碱性岩浆作用(ca. 475～500Ma)，远早于Rheic洋的消减时代，是与蛇绿岩相关的更早期弧岩浆作用的产物(Neubauer, 2002; Montesetal., 2010)。从岩浆作用发育强度来看，结合岩石类型的变化，以秦岭为代表的原特提斯域内成熟型弧岩浆作用主要集中在470～440Ma，随后是经常发育的390～430Ma的后造山岩浆作用(张成立等, 2013; 王晓霞等, 2015)。这些特征表明，原特提斯可能由多个小洋盆组成，整个洋存在的时间约为1亿年，它在480～520Ma形成后很快就进入消亡期，最后在～430Ma结束大洋的演化。

下面我们通过这些地区磨拉石或前陆盆地建造来讨论原特提斯造山作用结束的时代。在西部新疆地区，塔里木地块在早古生代主要表现为为被动陆缘。早古生代晚期，塔里木地块与北昆仑地体发生拼合，其后形成同时覆盖两构造单元的晚泥盆世奇自拉夫组磨拉石建造。在祁连山，泥盆纪老君山组(又称老君山砾岩)作为粗碎屑磨拉石建造，沉积在早期海相地层之上。最为特征的是广布于柴达木-东昆仑等地的泥盆世牦牛山组，这套灰绿色-紫红色砾岩-砂砾岩建造覆盖在海相复理石建造之上，代表了区域上的碰撞造山事件，其上部层位火山岩起始时代为390～420Ma。在秦岭地区，中-晚泥盆世的刘岭群主要位于商丹缝合线南侧，这套前陆盆地建造反映秦岭早古生代造山作用在380～400Ma以前已经结束。

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

无独有偶，我国华南地区传统上被称之为加里东地台，上志留统-泥盆系与下伏岩石的不整合是华南地区最显著的地质景观，即广西运动。据舒良树(2006)资料，在粤北和赣南地区，晚志留世复成分砾岩角度不整合在褶皱变形、低绿片岩相变质的寒武纪或奥陶纪复理石与细碎屑岩之上，泥盆纪石英质砾岩与晚志留世复成分砾岩呈平行不整合接触；在赣中，泥盆纪花岗质砾岩不整合在奥陶纪板岩化浊积岩之上；在闽北, 泥盆纪天瓦岽组砾岩和石英砂岩不整合覆盖于奥陶纪浅变质岩之上，缺失志留系；在赣北和浙北地区，晚泥盆世或早石炭世粗碎屑岩普遍角度不整合覆盖在强烈褶皱变形的前泥盆系之上。系统的地层学研究揭示(陈旭等, 2014b)，广西运动从东南沿海向扬子内地逐渐发展(大约从455Ma至435Ma)，并由角度不整合逐步过渡为平行不整合。反映大约从志留纪晚期开始，华夏与扬子的构造岩石组合类型才趋于一致，一个真正统一的中国南方古地理格局才开始出现。在此不整合面之下，表征造山作用的不整合还多次发育，如寒武/奥陶纪之间的郁南运动(488Ma)、中晚奥陶世之间的都匀运动/崖县运动(461Ma)、奥陶/志留纪之间的崇余运动/台开运动(444Ma)、中/晚志留世之间的崇义运动(423Ma)等。此外，华南早古生代花岗岩大量发育，时代多在380～460Ma之间，并以430～450Ma为主(舒良树等, 2008; Huang and Wang, 2019)。总之，华南地区早古生代构造与岩浆事件频发，且这些事件发生的时间及序列与秦祁昆地区有很大的可对比性，表明华南应该卷入了原特提斯造山过程。尽管目前对华南早古生代地质演化模式存在激烈争论，但它与冈瓦纳大陆的关系是我国地质学家未来应予以特别关注的重点(殷鸿福等, 1999; 张国伟等, 2013; 任纪舜和李崇, 2016; Cawoodetal., 2018; Faureetal., 2018)。

显而易见，我国秦祁昆-华南地块古生代期间的构造幕次、岩浆作用和磨拉石建造等各项特点均与西欧加里东造山带极为一致，只是两地高压变质作用的时代稍有差别。首先是秦岭和阿尔金地区，主要的高压-超高压变质作用发生在490～510Ma，反映了早期块体间的碰撞；祁连-柴达木地区高压-超高压变质时代主要是460～490Ma的洋壳俯冲和420～460Ma的陆壳俯冲，而挪威陆壳超高压变质作用发生在410Ma。我们不可能指望相距数千千米的两地具有相同的地质演化历史，但将秦祁昆与欧洲加里东造山带进行对比可给我们提供重要的信息。英国的加里东造山带在早古生代主要表现为南部Avalonia地体向北的运动，以及最后与波罗的和劳伦大陆的碰撞。即加里东事件产生的外来地体来自冈瓦纳大陆，而块体的碰撞发生在劳亚大陆的南缘。在中国境内，原特提斯造山作用发生在塔里木-华北地块的南缘，具有与英国加里东带类似的构造背景，但那些原特提斯洋中的地体也是冈瓦纳来源的吗？

最近几年，国内外主流学术观点认为，导致秦祁昆造山带中间地块聚合的早古生代造山作用发生在冈瓦纳大陆北缘，然后在晚古生代由于古特提斯洋的扩张才离开冈瓦纳大陆(许志琴等, 2006; 李三忠等, 2016; Metcalfe, 1994, 2013; Cawoodetal., 2013, 2018; Burrettetal., 2014; Zhaoetal., 2018)。在这一模型中，华北、塔里木和华南等都是冈瓦纳大陆的组成部分，原特提斯洋就是冈瓦纳大陆边缘的弧后盆地，原特提斯造山就是块体拼合致使这些弧后盆地关闭的过程。但另一种观点认为，除华南块体有所争议外，华北和塔里木并非冈瓦纳大陆的组成部分，秦祁昆造山带中的中间块体也多不具有冈瓦纳大陆属性，它们在480～520Ma扩张时就已经离开冈瓦纳大陆，然后一直北上，直至早古生代末期与华北-塔里木克拉通发生聚合(陆松年, 2004, 图8)。

我们提供下面两条线索，供今后研究参考。第一，冈瓦纳大陆聚合后，其四周被大洋所环绕，因而产生470～520Ma左右的环周边造山作用。这一造山作用的主要地质记录有弧岩浆岩、弧后扩张的蛇绿岩以及弧后盆地浊积岩。其中弧后盆地浊积岩主要来自俯冲的岩浆弧以及早期导致冈瓦纳聚合的造山带，因而这些碎屑沉积物含较高比例的新元古代碎屑锆石(Veevers, 2017)。由于这些浊积岩构成此地弧花岗岩的主要原岩，因而导致环冈瓦纳大陆弧岩浆以产出大量S-型花岗岩为特征(Cawoodetal., 2007)。第二，此次环周边造山作用后，冈瓦纳大陆北缘发生裂解，其中最著名的就是西冈瓦纳大陆北侧的Avalonia地体大约在500Ma时向北漂移，在其南侧形成Rheic洋。此后，冈瓦纳大陆北缘以被动陆缘为主，未见及加里东期造山作用的记录。例外的是冈瓦纳大陆的东南缘，那儿的Terra Australis造山作用可划分为490～520Ma的Ross-Delamerian、380～450Ma的Lachlan和260～300Ma的New England三个阶段(Cawood and Buchan, 2007)。其中世界著名的Lachlan造山带在480Ma的弧地体拼贴后，主要表现为岩浆弧的反复扩张与挤压，并产生420～440Ma(峰值430Ma)的S-型花岗岩和410～440Ma(峰值415Ma)的I-型花岗岩，标志造山作用结束的A-型花岗岩发生在375～395Ma(Gray and Foster, 2004)。显然，这一造山作用序列与我国秦祁昆地区相差较大，但确实与我国华南较为接近。第三，前已述及，原特提斯造山作用主要发育在塔里木地块南缘，而根据古地磁资料，420Ma原特提斯造山作用结束时，塔里木地块的古纬度是～10°，而此时的冈瓦纳大陆在南半球高纬度地区，反映其间有广阔的古特提斯大洋相隔。

下面我们回到另一个重要问题上，即华北是否参与了原特提斯造山作用。根据前述的讨论，原特提斯造山作用主要表现为500～550Ma左右的蛇绿岩和440～500Ma的弧岩浆作用，380～420Ma之间的后造山演化及磨拉石表明此时造山作用已经结束。显然，不同块体由于所处造山带的位置不同，所经历的地质事件有所差异，因而留下的地质记录也不尽相同。陈旭和米切尔(1996)曾对比过北美阿巴拉契亚和我国华南广西运动发生的时间，并发现它们与我国华北和塔里木地块中古生代平行不整合时代基本一致，从而暗示它们可能为一次全球性的构造事件。诚然，与华南相比，我国华北古生代地层及相关的构造研究要逊色得多。但回答华北是否参与了原特提斯造山作用，实际上就是准确厘定华北地区中奥陶世与上石炭世之间平行不整合的时代，以及合理地理解它的成因。这一不整合，又称假整合，在华北地块范围内普遍存在。除局部周边地区外，该不整合不同地点层位相差不大，因而在我国地质界又被认为是一次“造陆运动”，以示与造山作用的区别。日本学者最早曾提出“太行运动”这一名称，但后来被废弃(尹赞勋等, 1965)，我们建议以后采用“华北不整合”或“华北古生代不整合”来描述这一地质现象。关于该不整合的时代，目前还没有精细的限定。一般认为，华北奥陶纪的最高层位是马家沟组之上的峰峰组或与其相当的阁庄组和八陡组，其顶部时代通过笔石和牙形刺被限定在现今的晚奥陶世Katian早期(陈旭和米切尔, 1996; 陈旭等, 2014a)，其绝对年龄大约在450～456Ma左右。至于该不整合的成因，前人曾提出可能为北侧古亚洲洋向南或南侧秦岭洋向北俯冲而致(赵越等, 2017)，但该模型无法解释上述不整合各地层位相差不大的事实。我们曾根据金伯利岩的发育，提出华北的上述隆升可能是由深部地幔柱上升而引发(Yangetal., 2009b)，但精确定年发现，这些金伯利岩形成于480Ma左右(Lietal., 2011a)，早于华北不整合开始形成的时间。因此，根据现有资料，用原特提斯造山作用来解释华北不整合的成因可能是一个更有竞争力的模型。在这一点上，华北与华南有所类似，两者发生的时间一致。而且，广西运动的不整合在我国东南地区尽管是角度不整合，但在扬子地块内部表现的却是与华北一样的平行不整合，只是此地沉积间断的时间要短于华北而已(陈旭等, 2014b)。当然，同华南类似，华北寒武-奥陶纪地层中也存在多个次级平行不整合，如文献中经常见到的怀远运动、冶里上升等。

尽管如此，表征原特提斯造山作用存在的岩浆活动在华北地块南缘并不发育，也不出现造山后的磨拉石，不整合面之上近1.4亿年的沉积间断也为完整认识其古生代地质历史带来了很多困难。但新的发现总是在提供重要信息。首先，华北地块西缘鄂尔多斯地区奥陶纪沉积显示下部台地碳酸岩和上部复理石的二元结构，两者的转换发生在458Ma左右，明显显示造山作用的介入(Wangetal., 2016b)；第二，在华北西南部多个地点，其奥陶系灰岩中鉴别出数层火山灰，时代集中在449～458Ma(王振涛等, 2015)。华南地区，奥陶纪-志留纪地层中火山灰也大量发育，其具体年代大约在428～453Ma(胡艳华等, 2009; Yangetal., 2019)。同样的情形发育在北美大陆东南缘、波罗的地块西缘及英国境内，因为那儿的Iapetus 洋也向两侧俯冲，形成的火山灰时代主要集中在420～490Ma左右，其中尤以454～456Ma的几次大喷发最为醒目(Huffetal., 1992, 1996)。这些特殊类型的地质体，为华北、华南和其它块体的对比提供了重要线索。因此，现有资料暗示，华北地块大约在450Ma左右通过西部边缘与其它块体关联，进而参与原特提斯造山作用(李锦轶等, 2012)。

华北是否参与原特提斯造山作用还涉及它与北秦岭地体的关系问题。我们基本接受宽坪洋和商丹洋都是原特提斯大洋，它们可能都发生过向北的俯冲作用。但这一俯冲作用在华北南缘基本无所显示，不仅华北南缘不显示大规模的岩浆作用，连沉积地层也少有活动大陆边缘的反映，唯一的一个早古生代岩浆活动记录就是～480Ma的洛阳牡丹石(Zhuetal., 2018)。但在华北南缘，出露一套特征的含不同类型砾岩的陶湾群碎屑岩，该套地层应该隐含有华北南缘早古生代期间造山作用的记录，值得今后注意(王宗起等, 2009)。此外，最近对华北南缘断裂变形时代的确定暗示，区内可能揭示出更多早古生代构造甚至岩浆活动的信息(王静雅等, 2019)。

从这一叙述可以看出，原特提斯闭合或者加里东期造山，对中国大陆的形成产生了重要影响。但此次事件的本质与西欧加里东造山带还存在一定差别。即我国华南地块在早古生代与冈瓦纳大陆的澳大利亚在空间上联系紧密，其间可能不存在宽阔的大洋，而欧洲Avalonia地块和我国境内的秦祁昆地块由于南侧Rheic洋和古特提斯洋的扩张而远离冈瓦纳大陆，这可能就是原特提斯洋真正的构造含义(图8)。因此，有学者建议将上述造山作用命名为“泛华夏造山作用：Pan-Huaxia Orogen”(陆松年, 2004，原文提议采用Pan-Huaxia Orogen，但文后英文摘要采纳的是Pan-Cathaysian Orogen)。考虑此时形成的大陆仍只占中国国土的部分面积，我们暂时建议还是称其为“原特提斯造山作用”。

作为补充，我们愿意介绍日本东京大学矶崎行雄(Yukio Isozaki)研究组最近几年对日本及俄罗斯远东地区的研究结果(Isozaki, 2019, 及其参考文献)。他们的研究显示，日本除发育我们熟知的晚古生代地质记录外，还在多处发育有580～590Ma和450～470Ma的两期蛇绿岩、500～520Ma的增生杂岩、440～510Ma的花岗岩、450～480Ma的蓝片岩。早古生代碎屑沉积岩和碳酸盐也在多地发育，并含有421～456Ma期间的多层火山灰。志留纪末期，岩浆活动逐渐趋于平息，直至早泥盆世地层中开始出现砾岩及其它浅水沉积，其间的不整合表示造山作用的结束。作者据此推测，日本可能与俄罗斯远东的布列亚和兴凯地块，以及我国东北的佳木斯地块等，一起构成华南东部早古生代增生大陆边缘。实际上，关于佳木斯、布列亚和兴凯地块来源于冈瓦纳大陆的认识提出较早(Wildeetal., 1997)，但它们是否是原特提斯的组成部分，值得我们未来予以重视。在中国境内的佳木斯地块东部，最早的沉积盖层属早泥盆世，它不整合覆盖在～500Ma的花岗岩之上，其间还未见有其它时代的岩浆作用，与原特提斯造山作用稍有差别。

3.4 古特提斯形成时代

古特提斯是整个特提斯的主体。在中国境内，主要的古特提斯缝合带有康西瓦-昆南-阿尼玛卿-勉略缝合带、金沙江-哀牢山缝合带和龙木错-双湖-昌宁-孟连缝合带。正如前面所陈述的那样，这些缝合带中的蛇绿岩主体形成于晚古生代，但也存在490～520Ma的蛇绿岩，而后者与原特提斯蛇绿岩的年龄相当(Martínezetal., 2012)。这样就引出一个问题，即古特提斯洋究竟是何时形成的。或者说，古特提斯与原特提斯是否存在成生联系。

回答这一问题显然并非易事，我们可通过欧洲华力西造山带中的蛇绿岩来对这一问题进行探讨。前面已经述及，导致欧洲华力西造山带形成的原因是非洲和欧洲大陆之间约4000km宽Rheic洋的消亡。这个洋大约是在500Ma左右随Avalonia地体的北漂而张开并逐渐增大的。该洋闭合以后，其西部为Ouachita-Alleghanian残留洋，东部为古特提斯洋，即古特提斯洋实际上就是Rheic洋的残留。华力西造山带内部构造单元的划分有“两分法”、“三分法”，甚至“多分法”等方案。“两分法”就是北侧为Avalonia大体，南侧为冈瓦纳大陆，中间为Rheic洋(Nanceetal., 2010; Kroner and Romer, 2013)；而“三分法”在北侧的Avalonia地体和南侧的冈瓦纳地体之间划分出一个中部过渡性地体(包括Iberia、Armorica、Massif Central、Bohemia等地块)，三者之间分别为北侧的Rheic和南侧的Variscan缝合带(Matte, 2001; Faureetal., 2009, 2014b)。而“多分法”则认为，冈瓦纳和Avalonia之间有若干块体，因而其间也存在多个海洋(Frankeetal., 2017)。典型地区的解剖已经显示，华力西造山带的板块碰撞发生在340～360Ma，其后进入一个较长时间的造山后演化阶段(270～340Ma)。对华力西造山带中残存蛇绿岩的年龄进行归总后发现，这些蛇绿岩主要形成于3个时代，即470～500Ma、370～420Ma和320～340Ma(图5)。其中第三阶段的蛇绿岩，它仅在葡萄牙南部的Beja-Acebuches一带有所分布。有学者认为它代表了华力西造山带形成以后局部拉张形成新的有限洋盆，但也有学者认为它可能是与后造山过程相关的岩浆建造(Azoretal., 2008; Pinetal., 2008)，并非真正意义上的蛇绿岩。但无论何种观点，人们都不否认前两个阶段蛇绿岩的存在。

第一阶段蛇绿岩的时代与Iapetus洋的时代完全一致，也与我国秦祁昆带蛇绿岩的时代相当，而第二阶段蛇绿岩是华力西造山带的主体，两者之间的关系非常值得研究。在葡萄牙南部，上述两套蛇绿岩同地产出，分别被称之为下蛇绿岩和上蛇绿岩，两者之间被410Ma的高压-低温变质作用所分割(Arenas andMartínez, 2015)。对于下蛇绿岩，人们毫无争议地认为是Rheic洋初始裂解-扩张的产物(Nanceetal., 2010)；但对上蛇绿岩，多数学者认为是Rheic洋持续扩张的产物(Ballèvreetal., 2014)，部分学者认为是Rheic洋闭合后重新打开的产物(Arenas and Martínez, 2015)，但也有人认为是Rehic洋向南俯冲产生的弧后扩张洋，即古特提斯(Ribeiroetal., 2007; Shaw and Johnston, 2016)。在后一模型中，人们将下蛇绿岩对应于北侧的Rheic缝合带，而将上蛇绿岩对应于南侧的Variscan或古特提斯缝合带。此时，两者之间的中间地块为Rheic洋向南俯冲的岩浆弧。如果这一模式成立的话，那在欧洲的华力西造山带，Rheic洋和古特提斯是共存的，这就是Gérard Stampfli 古地理复原图中，强调将古特提斯作为Rheic洋南侧大洋的原因(Stampfli, 1996; Stampfli and Borel, 2002; Stampflietal., 2002, 2013)。顺便提及，有限的资料显示，区内370～420Ma蛇绿岩中的镁铁质岩石显示富集地幔来源的特点(如Moeche蛇绿岩)，与蛇绿岩来源于亏损地幔特点有所不同。

欧洲华力西造山带强烈的后期改造，使得不同时代蛇绿岩原始位置的恢复极为困难，因而难以对上述两种可能性做出判断。但在我国境内的康西瓦-昆南-阿尼玛卿和龙木错-双湖-昌宁-孟连缝合带内，不同时代蛇绿岩只在单一的缝合带内出露，为我们讨论上述问题提供了重要对象。一种可能性是，两套不同时代蛇绿岩可能属于两个独立演化的大洋。第一，单一的大洋应该具有连续的洋壳扩张历史，而在东昆仑和龙木错，蛇绿岩的时代也不连续，且两套蛇绿岩之间还存在表征造山作用的高压变质事件(图5)；第二，无论是在欧洲还是青藏境内，单一大洋消亡应该具有的时间连续的增生杂岩和岩浆弧并不发育，取而代之的是时间明显不同的岩石建造。如在东昆仑地区，其岩浆作用明显可划分为390～460Ma和210～280Ma两个大的演化阶段，而在280～390Ma之间，岩浆作用基本不见踪迹，同样的现象也见于云南的昌宁-孟连带；第三，在柴达木-东昆仑地区，与两套不同时代蛇绿岩相伴生的是出现两套磨拉石建造，分别是泥盆纪的牦牛山组(400～423Ma)和三叠纪的鄂拉山组(～220Ma)，同时还出现两套表征拉张作用的后造山-非造山岩浆作用记录(Chenetal., 2020)。在龙木错-双湖缝合带，也分别出现泥盆纪拉竹弄组和三叠纪望湖岭组两套磨拉石建造(夏军等, 2006)，且在第一套磨拉石之前还发生过一次高压麻粒岩相的变质作用(～425Ma, Zhangetal., 2014)。这些特征表明，上述两套不同时代的蛇绿岩可能并非代表连续演化的单一大洋，而更可能是演化相互独立的两个大洋，代表了两次大洋形成至消亡的演化事件。实际上，中国主体大陆显生宙地质就是以这两次大的构造事件作为其演化的主要特征。

但是，我们也不能否认另外一种可能性，即不同时代蛇绿岩的共存实质上是长期演化的单一大洋的历史。第一，尽管大洋的扩张是连续的，但不同时代扩张形成的洋壳是不同的，只有特定时代的大洋岩石圈可以在俯冲带被保存下来，绝大部分洋壳都被俯冲进入地球深部而不会在俯冲带出现，因而难以出现时代连续的蛇绿岩与增生杂岩；第二，上述两套磨拉石的出现很难说是一个单一大洋演化的结果。磨拉石的出现一般与块体碰撞相伴随，且岩石同时分布在碰撞带两侧的地块上。如在东昆仑，阿尼玛卿缝合带北侧的昆南地体上出现两套磨拉石，不能排除它是北侧昆中缝合带两侧块体碰撞的结果。如果这一假说成立，古特提斯的形成应该在520Ma左右的早古生代就已开始，并一直持续到晚古生代。从这个角度来看，以时代来划分大洋可能有一定的局限性，将古特提斯仅限于晚古生代形成的大洋可能并不合适，取而代之的应以地域和时代来共同约束大洋的属性。原特提斯造山作用使域内的原特提斯洋在430Ma左右全部关闭。此时，原特提斯域以南的区域仍为大洋。该大洋在欧洲被称之为Rheic洋，在亚洲就是古特提斯。

究竟哪种方式是特提斯域内的真实情形，是我们很难准确回答的重要问题。就泥盆系与下伏地层的不整合，它不仅分布在康西瓦-阿尼玛卿缝合带的北侧，也见于缝合带南侧的甜水海、北羌塘-昌都和印支地块上，但在龙木错-双湖-昌宁-孟连以南的基梅里大陆上并未出现。因此，龙木错-双湖-昌宁-孟连洋是一个长期演化的原特提斯-古特提斯洋盆，而康西瓦-阿尼玛卿洋很可能是早古生代晚期关闭、晚古生代早期又重新开启的洋盆。至于后来形成的金沙江-哀牢山，我们认为同康西瓦-阿尼玛卿洋类似，它们很可能都是在龙木错-双湖洋向北俯冲过程产生的弧后扩张洋盆。

但是，细心的读者一定还是会对北羌塘的解释存疑。我们已经在前文讨论，地层与古生物对比赞同该块体更可能是亚洲大陆的一部分，或与扬子块体有更好的亲缘性(李才等, 2016)。Gehrelsetal. (2011)对北羌塘晚古生代-早中生代若干层位碎屑沉积岩进行了研究，发现其碎屑锆石不存在亚洲大陆特征的300～500Ma的年龄值，但其年龄分布特征反而与南羌塘一致。更重要的是，作者在该块体中还发现有石炭纪冰蹟岩。作者因而提出，冈瓦纳与劳亚的分界线可能是金沙江缝合带。古地磁资料显示，北羌塘地块在～300Ma时位于南纬22°左右(Songetal., 2017)，与冈瓦纳大陆应相距甚近。这里有两种揭示方案：第一，北羌塘与南羌塘在晚古生代是冈瓦纳大陆的组成部分，冈瓦纳-劳亚大陆的界限应是金沙江缝合带。甚至正如Kappetal. (2000)所提出的那样，龙木措-双湖缝合带都不存在，它是北侧金沙江缝合带俯冲物质向南折返的产物。该模式面临的问题是，羌塘中部变质地体规模巨大，折返模式难以让人信服；第二种可能性是，南北羌塘分属不同的块体，因为它们两者在早古生代演化历史、晚古生代生物面貌和古环境等方面完全不同，如北羌塘发育原特提斯造山作用和华夏生物群，南羌塘发育特征的冰期沉积与冷水生物群等。在这种情况下，Gehrelsetal. (2011)所采集的北羌塘冰蹟岩样品归属则需要重新认定。新的古地磁研究已经表明，北羌塘地体在晚古生代期间具有与华南地块基本相同的运移轨迹(Maetal., 2019)。因此，北羌塘仍与扬子地块关联，只是它当时和华南一样，更靠近冈瓦纳大陆。这一模式需要对北羌塘石炭纪冰蹟岩的存在予以解答，同时对碎屑锆石的年龄予以合理的解释。实际上，最近发表的年代学数据已经表明，以前的测试可能有一定的局限性(李才等, 2016; Pengetal., 2019)。

图9 土耳其-伊朗大地构造图(据Okay and Tüysüz, 1999简化；插图据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-新特提斯共存问题

古特提斯的演化对中国大陆的形成具有举足轻重的影响，其中非常重要的一项就是古、新特提斯是否共存的问题。Stöcklin (1974)在提出古、新特提斯概念的时候，就提出伊朗北部的古特提斯演化结束以后，南面的新特提斯才开始启动，古、新特提斯不存在时间上共存的问题。我国学者黄汲清和陈炳蔚(1987) 也持有类似的看法，他们认为中国大陆境内劳亚大陆与冈瓦纳大陆间的古特提斯在晚二叠世完成闭合。然后，冈瓦纳大陆北缘在三叠纪开始新特提斯洋的形成。因此，古、新特提斯之间不存在共存。同时，他们把古、新特提斯之间的地带命名为“互换构造域”(Interchange domain)。但绝大多数学者赞同engör (1979)的模型，即古特提斯向南的俯冲导致新特提斯的打开(图2)，因此两者在时间上共存、成因上相连，两者之间的空间地域被称之为基梅里大陆。在这一模型中，古特提斯一直到中侏罗世才彻底封闭，而新特提斯在早二叠世就已打开。从这一研究现状可以看出，古、新特提斯是否共存问题从这两个名词刚开始提出就一直存在至今。

下面我们就看看伊朗和土耳其的具体情况(图9)。伊朗在地质上主要由北部的欧亚大陆、中部的伊朗地块和南部的阿拉伯大陆所构成，地块之间分别为北部的Alborz和南部的Zagros缝合带。北部的地块实际上是卡拉库姆地块(现Turan地块) 的组成部分，但主要被新生代沉积物所覆盖。中部的中伊朗地块被认为是基梅里大陆的一部分，这也被近来发现它大量发育520～600Ma的岩浆建造所证实，显示了明确的冈瓦纳大陆属性(Moghadametal., 2017)。伊朗北部的Alborz缝合带主要发育古生代蛇绿岩，其代表性岩体有Mashhad、Rasht、Anarak和Takab等，其时代大约分布在260～380Ma之间(Moghadametal., 2014)。结合伴生的深海沉积物，这里显然是一个晚古生代形成的大洋，即古特提斯。该大洋形成后发生向北的俯冲，形成330Ma左右的增生杂岩和Rasht榴辉岩(Bagheri and Stampfli, 2008; Rossettietal., 2017)。但对大洋闭合的时代，目前还有所争议(Natal’in andengör, 2005)。根据蛇绿岩中发育200～217Ma碰撞后花岗岩的侵入地质关系，现在推测此地的大陆碰撞至少发生在220Ma以前。伊朗南部的Zagros缝合带蛇绿岩较多，主体时代为白垩纪(80～110Ma为主)，部分蛇绿岩可早至侏罗纪晚期(Moghadametal., 2015)。尽管如此，Zagros缝合带北侧的Sanandaj-Sirjan岩浆弧从侏罗纪就开始发育(Agardetal., 2011; Chiuetal., 2013)。结合伴生的深海沉积，南侧新特提斯的形成大约三叠纪晚期-侏罗纪早期。从上述介绍的结果来看，伊朗境内北部古特提斯板块碰撞发生在220Ma之前，而南侧大洋发育在220Ma之后。因此，可以肯定，伊朗北部古特提斯关闭时，南侧的新特提斯还未打开，古、新特提斯在时间上没有交叉，Stöcklin (1974)早年的结论现在仍然有效。

在上述地质单元中，大高加索缝合带和安卡拉-埃尔津詹缝合带非常值得注意。大高加索缝合带主要沿格鲁吉亚-阿塞拜疆北部的大高加索山分布，被认为是分割北侧Avalonia地体和南侧Pontides的重要边界。目前讨论的核心问题是，该带究竟是原特提斯洋、Rheic洋还是古特提斯洋(Okay and Nikishin, 2015; Rolland, 2017)。但遗憾的是，由于研究程度的限制，目前对该带的了解非常有限。但有几条线索可供讨论(Adamiaetal., 2011; Somin, 2011)：第一，该带的基底是古生代高级变质岩，不少花岗片麻岩获得530～540Ma的年龄，且普遍经历过330～350Ma的变质作用改造；第二，带内发育新元古代-早古生代和泥盆-石炭纪两个时代的蛇绿岩，与华力西造山带内蛇绿岩时代组合一致；第三，带内发育时代为300～320Ma的榴辉岩，其伴生的岩石包括超镁铁岩、变火山岩和石榴云母片岩(Perchuk and Philippot, 1997; Philippotetal., 2001)。这一岩石组合特征与变质年代与伊朗境内的Rasht榴辉岩类似，也属于一套洋壳岩石组合，但此处上覆的磨拉石建造从中-晚石炭世就已开始，这是华力西造山作用的典型特征。因此，大高加索可能是Rheic洋经过的地方(Okay and Nikishin, 2015)。如果区内有古特提斯的话，它应该位于更南边的缝合带内。至于Pontides带中的奥陶纪岩浆弧，它目前被归于Istanbul地体(图9)，是更早期从冈瓦纳大陆北缘裂解的碎块(Okayetal., 2008)。

安卡拉-埃尔津詹缝合带是土耳其境内最重要的构造单元，它西起土耳其西部的伊兹密尔(Izmir)，然后向东沿土耳其北部分布，经小高加索山后进入伊朗。它的北侧为Pontides地体，南侧为Anatolide-Tauride地块。带内广泛分布有二叠纪、侏罗纪和白垩纪三个时期的蛇绿岩, 因而是古特提斯与新特提斯兼顾的长期活动带，与蛇绿岩伴生的二叠纪-三叠纪、侏罗纪和白垩纪三个阶段的增生杂岩。对该带的研究主要集中在两个问题上：第一，该带大洋的俯冲消减是向北还是向南进行的；第二，它北侧的Pontides是否是engör (1979)所说的基梅里大陆。关于消失大洋的俯冲方向，目前有较多讨论(Robertsonetal., 2004)，我们不再赘述，只是强调一条，由构造填图确定的该俯冲带的极性是向北而不是向南。关于Pontides地块的基底，目前它有西边希腊境内的Strandja地块和土耳其境内的Sakaya地块。Strandja和Sakaya地体的共同之处是发育泥盆-石炭纪(ca. 320～400Ma)变质基底(Topuzetal., 2007, 2010; Okayetal., 2008; Eyubogluetal., 2010)，其上覆盖三叠-侏罗纪沉积盖层，周边伴有二叠纪、三叠纪和侏罗纪的增生杂岩，目前未发现泛非期乃至更老的变质基底，因而不是基梅里大陆。因此，Pontides不是来自冈瓦纳大陆的基梅里地块，它和安卡拉-埃尔津詹缝合带一起可归并为一个大的长时期活动的增生杂岩。三叠纪-侏罗纪确实有板块的增生，并伴有榴辉岩的形成，但那不是大陆的碰撞，它是特提斯洋长期俯冲的一幕(Okayetal., 2002)。顺便提及，Strandja地块内部有一个高级变质的Rhodope地块出露，块体内还发育有含柯石英，甚至金刚石的榴辉岩。但该地体并不古老，它是爱琴海新生代伸展构造变形期间剥露的中生代为主的地质体(Jolivetetal., 2013)，也具有华力西期基底，从而与土耳其南部Tauride地块中Menderes和Kirsehir块体的基底性质有很大不同。

中国是特提斯最为发育的国家，但对古、新特提斯是否共存这一问题始终未予以系统而认真的讨论。或者说，目前还不存在被大多数学者所认可的结论。导致这种情况出现的原因仍是大洋形成时代厘定的困难，以及对如何厘定板块碰撞时间有所分歧。对于大洋拉开的时间，很多学者采用裂谷岩石建造来予以说明。我们认为，很多裂谷与大洋的发育关系并不密切。即使是某一大洋的形成由大陆裂谷开始，它应该先形成被动陆缘建造。随海水加深，出现深水沉积，进一步才出现洋壳。在这一情形下，代表海洋岩石圈的蛇绿岩才是确认大洋已经形成的重要地质记录。诚然，蛇绿岩时代的确定并非易事。传统方法较多采用位于蛇绿岩上部的深海硅质岩来约束蛇绿岩的最小时代，但需要对硅质岩的沉积属性予以约束，以防它是早期拉张过程中形成的深水沉积。幸运的是，近年来同位素测年技术的快速发展，使得蛇绿岩形成时代方面的资料大量增加。虽然并非所有蛇绿岩均可准确定年，但这毕竟为我们讨论大洋形成时代提供了重要信息。就板块碰撞时间的厘定，尽管采用的方法很多，但大多只能给出较宽的时间范围。板块碰撞一般是指大洋岩石圈的消失，但海相沉积仍可持续一段时间。磨拉石一般指示造山作用的结束，但它明显晚于板块的碰撞时代。周缘前陆盆地沉积可能是目前少有的能够准确确定碰撞时代的地质记录，但遗憾的是，这项工作目前在我国还开展得较为有限。因此，我们在后面的讨论中尽量结合前陆盆地沉积和磨拉石建造来制约板块的缝合时代。相反，目前不少学者采用的利用岩浆岩及其地球化学成分来判定俯冲、碰撞和碰撞后等构造环境的方法，我们在这里较少采用。

目前厘定出的我国境内的古特提斯缝合线有华北-华南之间的勉略-大别-苏鲁缝合线、华南-印支地块间的金沙江缝合线和印支-滇缅地块间的昌宁-孟连缝合线。就华北和华南的拼合问题，学术界积累的资料较多。其中大别-苏鲁超高压变质作用的时代被确定在225～240Ma(郑永飞, 2008)，暗示华北与华南的拼合应该发生在2.5亿年左右。向西，该缝合线一般认为应与秦岭的勉略缝合带相接，代表了扬子与秦岭地体的拼合。与大别-苏鲁发育大量高压-超高压变质岩石不同，勉略带以发育强烈的岩浆作用为特征。对这些岩浆岩属性的厘定发现，勉略带最终的缝合应该发生在240～250Ma之间。此后，该区进入造山后演化阶段，并发育晚三叠世鄂拉山群磨拉石。再向西，勉略带一般认为应与康西瓦-阿尼玛卿带相连。那儿晚二叠世格曲组、早三叠世洪水川组和晚三叠世鄂拉山组都曾被认为属于磨拉石，由此约束的板块拼合时代大约在240～260Ma之间，与东部块体碰撞时代相当。

第二条古特提斯缝合线是华南与印支地块间的金沙江-哀牢山缝合线。它向南进入越南境内，并被称之为松马缝合线(Songma)。该缝合线最近几年受到较多关注，其俯冲型岩浆作用为245～255Ma，而碰撞和碰撞后岩浆作用时代分别为235～249Ma和212～234Ma(Zietal., 2013)，反映块体缝合时代也应该在2.5亿年左右。争议较多的是该消失大洋的俯冲极性问题。多数学者认为，哀牢山洋向南俯冲至越南下方，但也有部分学者赞成其向北俯冲到华南地块之下，或存在双向俯冲。向北，金沙江缝合线的缝合时代资料相对缺乏，其俯冲型岩浆作用发生在260Ma左右，随后被215～250Ma的造山后岩浆作用所取代。大多认为金沙江洋向西俯冲在昌都地块之下，但也有学者认为，包括义敦岛弧在内的金沙江一带岩浆岩是由于更南侧龙木措-双湖洋北向俯冲的产物(Yangetal., 2011, 2012)。沿该缝合带的不同地区，晚三叠世巴贡组、苟鲁组山克错组、土门格拉群、甲丕拉组、石钟山组等磨拉石建造发育。因此，该缝合带的缝合时间在2.5亿年左右，且不存在明显的东西向年龄变化。

第三条古特提斯缝合线就是昌宁-孟连缝合带，它也被认为是冈瓦纳大陆的北界(钟大赉等, 1998)，因而受到学术界较多关注。特别是近几年，数个地点高压变质蓝片岩-榴辉岩的发现为该缝合带的研究注入了新的活力。通过近期的研究已经确认，这些岩石高压变质作用发生的时间约为238～246Ma(Fanetal., 2015; Wangetal., 2019a)，由此限定的该缝合带的缝合时代大约在240Ma左右。造山后临沧火山岩的时代为240～245Ma。结合晚三叠世三岔河组磨拉石建造的出现，昌宁-孟连缝合带的缝合时间应该是240～245Ma。向西，该缝合带可与藏北的龙木错-双湖缝合带相接。李才等(2016)在羌塘腹地发现一套整合的二叠-三叠纪地层，自下而上是晚二叠世热觉查卡组、早三叠世康鲁组和硬水泉组。特别是，康鲁组上部出现紫红色复成分砾岩和紫红色岩屑砂岩。砾岩中砾石主要包括灰岩、玄武岩和安山岩，分选和磨圆均较差。更上部硬水泉组中钙质砂岩的碎屑锆石年龄测定显示，它们具有一组260～280Ma的年龄峰。详细研究发现，该时段锆石特征与镁铁质岩石的锆石接近，而与长英质岩石中的锆石相差甚大。但是，此时代的镁铁质岩石质只发育在缝合带南部的羌南地块上。牙形石给出硬水泉组的沉积时代在奥伦尼克期，其相当的绝对年龄在245～250Ma。因此，如果这一材料属实的话，龙木错-双湖带大洋的闭合应该在硬水泉组沉积之前已经发生，即上述板块碰撞很可能发生250Ma之前。

从上述中国境内三条缝合线的对比可以看出，它们初始缝合的时代大约都在2.5亿年左右，且具有较好的等时性。较为一致的还有，这些缝合带在造山以后均不同程度地发育三叠纪，特别是晚三叠世的磨拉石建造，这就是前人不断强调的深刻影响中国的印支运动。但是，我们愿意指出，大洋缝合时代的限定确实并非易事。一般说来，大洋的闭合是指两侧大陆碰撞，其间大洋岩石圈消失的时间。很多情况下，尽管大洋岩石圈已俯冲完毕，但并不表明此时海水已全部退出，缝合带中还可以出现残留海，发育碰撞带前陆盆地沉积。持续的汇聚才造成山脉隆起，进而接受风化、剥蚀，然后才形成表征造山作用结束的陆相磨拉石建造。在西藏腹地的羌塘地区，根据物源分析给出的大洋闭合时代应该在250Ma左右，但其洋壳俯冲成因榴辉岩的峰期变质时代为230～243Ma，覆盖在增生杂岩之上的望湖岭组磨拉石时代在214Ma，与榴辉岩-蓝片岩的折返年龄一致。从这一数据可以看出，从大陆碰撞到磨拉石的形成，大约有～35Myr的时长，东昆仑、挪威等多地区的情况也大致如此，这大概就是同碰撞-后碰撞持续的时间。

从中国向西，古特提斯是否能够进入欧洲是一个较少被讨论的问题(Pereiraetal., 2015)。绝大多数学者认为，如果接受非洲大陆与欧洲大陆沿华力西造山带拼合形成Pangea超大陆的话，欧洲就不存在古、新特提斯共存之说，因此我们暂不讨论这一话题。但在这两者之间，古-新特提斯共存的地域有土耳其和伊朗。就土耳其来说，它是engör (1979)最先论证古-新特提斯共存的地区，我们在前面对这一问题已经做过讨论，不再赘述。在伊朗，其北部的Alborz缝合线标志伊朗中部地块与北侧卡拉库姆地块的碰撞。但由于露头覆盖影响，伊朗北部古特提斯缝合带地质历史的恢复进展缓慢。最新的资料显示，伊朗北部碰撞时间可以限定在晚三叠世诺利期(Zanchietal., 2016)，与10年前早侏罗世闭合的结论稍有不同(Natal’in andengör, 2005)。

如果说2.5亿年时古特提斯已全部关闭，那新特提斯是否已经打开就成为另一个重要问题。目前。大多数学者接受新特提斯在270～280Ma的早-中二叠世，甚至更早打开的观点，其主要证据来自两个方面。其一是古生物学资料(Zhangetal., 2013)：东南亚滇缅-腾冲地块和西藏南羌塘-拉萨地块(即所谓的基梅里大陆)的古生物从晚石炭世-早二叠世的冷水型，逐渐转化为中-晚二叠世的冷暖混生型或温水型，理应反映当时南方高纬度地区的冈瓦纳地块快速向北低纬度地区的漂移，即新特提斯的打开。班怒和雅江缝合带内洋岛海山中温水型生物的发现也支持这一解释(Shenetal., 2003)。第二是二叠纪普遍发育的大陆玄武质岩浆作用。根据目前资料，二叠纪大陆溢流玄武岩以及相关的基性侵入体在保山、喜马拉雅、拉萨、南羌塘、巴基斯坦、阿曼等地广泛发育，时代集中在280～300Ma左右(Zhuetal., 2010; Shellnuttetal., 2011; Zhaietal., 2013; Liaoetal., 2015)。一般认为，这些大面积镁铁质岩浆活动多与大陆拉张作用关系密切，应该代表了新特提斯洋的打开。尽管有上述两方面的证据，但280Ma左右时新形成的特提斯洋壳记录始终未被发现。更何况，大陆拉张并非意味着大洋一定已经打开。在中国境内，新特提斯主要以西藏境内的班公-怒江缝合带和雅鲁藏布缝合带为代表。这两条缝合带内厘定出的蛇绿岩基本都属于中生代。在雅鲁藏布缝合带内，目前厘定的最老的硅质岩为早三叠世(Chenetal., 2019)。古地磁资料也显示，拉萨地块从冈瓦纳大陆裂解的时间可能在晚三叠纪，而非以前认为的二叠纪(Lietal., 2016)。最近国内有数个研究小组在班怒带内的洞错蛇绿岩中厘定出高压变质的榴辉岩及其退变的榴闪岩和麻粒岩,他们获得的该岩石的原岩年代在251～260Ma(王保弟等, 2015; Zhangetal., 2016, 2017a)。并通过其地球化学研究厘定其原岩为N-MORB型洋壳岩石，从而提出班怒洋在二叠纪已经打开。我们对这一认识持谨慎乐观态度，因为准确厘定榴辉岩原岩为N-MORB型岩石是一项难度极高的工作。即使对普通的辉长岩甚至玄武岩而言，在没有详细地质资料的约束下，要准确地确定它的构造属性也并非易事。有研究提出，班怒带中存在若干洋岛成因的二叠纪基性杂岩，从而支持班怒洋形成于二叠纪以前。但是，区别洋岛和大陆板内岩浆杂岩也并非易事。因此，新特提斯起始于二叠纪的观点还没有实质性资料的支持。考虑二叠纪时期全球显著的增温效应及可能的洋流影响，我们更倾向于认为班怒带和雅江带均形成于三叠纪，而非更早的二叠纪甚至晚石炭世。

图10 古-新特提斯古生代末期共存的两种模式(底图据Scotese and Elling, 2017)Fig.10 Two models showing coexistence of the Paleo-Tethys and Neo-Tethys (modified after Scotese and Elling, 2017)

从上述讨论可以看出，第一，中国境内古特提斯闭合主要发生在2.5亿年左右，但西部块体间古特提斯洋闭合可延后到早侏罗世。特别是，北侧康西瓦-阿尼玛卿洋北向和南侧金沙江洋南向的俯冲，在超大陆内部形成古特提斯残留盆地。整个造山作用过程中，四周山体剥蚀的沉积物汇入其中，形成世界上最大的巴颜喀拉-松潘浊积岩盆地。第二，新特提斯打开时代可能在2.5亿年以后。如果上述论点成立的话，地质历史上就不存在古、新特提斯共存问题。鉴于此问题的重要性，我们提出图10的两种模型，供学术界讨论和甄别。特别是新特提斯洋起始打开的时间，值得今后重点关注。

在上述讨论中，我们已得出一个重要结论，即二叠纪末期，北方劳亚大陆和南方冈瓦纳大陆间的东亚块体已经拼合在一起。那时，新特提斯洋还未打开，华北与西伯利亚的拼合也已完成(Xiaoetal., 2003)，一个真正意义上的全球超大陆已经形成(图8)，而基本所有中国境内的地块都参与了这次大陆的聚合，这应该就是我国老一辈地质学家不断强调的我国古生代末期“三足鼎立”的大地构造格局。然而遗憾的是，这一思想并没有在国际学术界得到广泛传播和应用。导致这一现象产生的原因除对这些块体缝合的时代及过程等缺乏系统而细致的论证外，对这一块体不能予以统一的命名也是重要原因之一。据我们掌握的文献，上述块体的名称有华夏大陆(Cathaysia, 郝杰和李曰俊, 1993)、古华夏大陆(Cathaysia, 潘桂棠, 1994)、华夏古陆(Cathaysia, 陈智梁, 1994)、泛华夏大陆群(Pan-Cathaysia, 李兴振等, 1995; 潘桂棠等, 1997)、古华夏古陆群(Paleo-Cathaysia, 罗建宁, 1995)、古中华陆块群(Paleo-Chinese blocks, 任纪舜, 1993, 1994)等。尽管不同研究者赋予这些名称的时代有早古生代和晚古生代之分，但实际上，这些块体的范围就是古生物学界提出的有别于欧美植物群、冈瓦纳植物群、安加拉植物群的华夏植物群的范畴，他们采用的英文名称来自更早期葛利普(A. W. Grabau)提出的华夏大陆(Cathaysia land, 李星学, 1997)。因此，我们建议以后仍采用华夏大陆(Cathaysia)一词来描述二叠纪末期的东亚大陆。现在大家认可的华夏大陆或华夏古陆代表中国东南部古老地块的观点，实际上与葛利普最初的定义相差甚远。中国东南部是否真的存在一个这样的地块，并无确切的证据。

上述关于古特提斯洋于2.5亿年左右闭合的观点，肯定会受到不少读者的质疑，因为在这些缝合带附近，类似大洋俯冲的花岗岩(也包括其它类型的火成岩)在三叠纪还很发育。我们对此的解释是，板块碰撞时间的厘定更多地是依赖于构造学和沉积学的研究，高压变质岩也能为这一问题提供重要的信息。但在运用火成岩组合及其地球化学成分来约束具体大地构造背景时，我们要慎之又慎。第一，很多造山带不发育俯冲期岩浆作用。对这一现象的原因，学术界还未达成共识(McCarthyetal., 2018)，但部分造山带不发生俯冲期岩浆作用，并不新鲜。我们最熟悉的例子包括我国的大别-苏鲁地区以及欧洲的阿尔卑斯山，这两地大陆碰撞前应该存在洋壳的俯冲。至少在阿尔卑斯山，侏罗纪的洋壳到新生代才消失，但与洋壳消减有关的岩浆作用一直少有报道。再有欧洲的华力西造山带，无论是伊比利亚半岛还是法国中央地块，那儿与Rheic洋俯冲消亡有关的岩浆作用极少发育，只是在德国的波西米亚地块，俯冲作用才有所体现，取而代之的是造山带内大量后碰撞或后造山花岗岩的发育；第二，造山带I-型花岗岩不一定指示大洋俯冲。这方面最典型的例子就是英国的加里东带，那儿最主要的花岗岩为含角闪石的I-型，时代为380～430Ma，比碰撞时间约晚20～50Ma。从岩石学角度看，这些后碰撞花岗岩与典型俯冲成因的I-型花岗岩并无明显差别，因而又被命名为I-加里东型，以示与I-科迪勒拉型的区别(Pitcher, 1982)，它的成因目前多认为与板片断离而导致的地幔加热有关(Atherton and Ghani, 2002)；第三，S-型花岗岩与碰撞并无联系。世界著名的澳大利亚Lachlan造山带是当今花岗岩研究的经典，那儿的花岗岩分类被学术界广泛应用。这里S-型花岗岩占整个Lachlan褶皱带花岗岩一半以上的面积，但那儿只有大洋俯冲，没有板块碰撞。在特提斯域内，S-型花岗岩与碰撞无关的典型实例是东昆仑金水口为代表的堇青石花岗岩，它的形成时代在～400Ma左右，明显晚于昆北和昆南地体的拼合时代(ca. 420～440Ma)，但反而与后造山的镁铁-超镁铁岩以及磨拉石的年代基本相当。再比如，我国藏南喜马拉雅的淡色花岗岩，一直被当做印度-亚洲碰撞作用的典型代表，但它主要形成于14～25Ma，远比60Ma的印度-亚洲碰撞时代年轻，且与俯冲大陆物质的折返有关，应该是后碰撞阶段的产物(吴福元等, 2015; Wuetal., 2020)。这方面的例子极为丰富，我们不拟赘叙。考虑这些因素，我们应该结合构造、地层和沉积学等方面的研究成果，重新审视东昆仑、秦岭以及华南地区不同时期花岗岩的构造意义。

4 特提斯演化的资源环境效应

4.1 特提斯域成矿作用

特提斯不仅是基础地质研究的天然实验室，其域内发育的不同类别的资源与能源矿产也是成矿作用研究的重要对象。从成矿作用角度来说，特提斯成矿域是与太平洋成矿域和古亚洲成矿域相对应的全球三大成矿域的组成部分。由于本文作者多不从事成矿作用研究，这里仅提供几项值得关注的问题，供读者参考。

首先，特提斯独特的演化历史一定会体现在它的成矿作用上(Hou and Zhang, 2015)。或者说，特提斯成矿域区别于全球其它成矿域的重要之处，是我们必须要回答的问题。从显生宙开始，特提斯就以大洋的开启、扩张和消亡为其演化的主要节律，因而域内应该形成大量与大洋扩张有关的蛇绿岩型和喷流型矿床，以及与大洋俯冲有关的斑岩型矿床。从蛇绿岩型的铬铁矿床来看，西藏的罗布莎是目前我国铬铁矿最重要的基地，但铬铁矿的供应量不足我国实际需求的5%，而其它地区大量发育的蛇绿岩中却鲜有成规模大型铬铁矿床的发现。甘肃的白银厂是国内外著名的海底喷流型铜多金属矿床，其形成与原特提斯洋弧后裂谷关系密切。但从与俯冲有关的矿床来看，南美安第斯最为发育的大洋俯冲型斑岩铜金矿在特提斯域内少有发现(西藏多不杂-多龙铜金矿可能是这方面的代表)，取而代之的是碰撞后斑岩型铜钼矿床的大量发育，如缅甸的蒙育瓦、藏东的玉龙、藏南的驱龙-甲玛、巴基斯坦Reko Diq、伊朗的萨尔切梅等，它们都是世界级规模的矿床(Hou and Zhang, 2015; Richards, 2015)。目前鉴定出的最早的斑岩型矿床是云南的普朗铜矿，时代大约在220Ma(Lietal., 2011b, 2017)，似乎属于古特提斯洋闭合的产物。但在整个古生代，我们也没有发现什么重要的斑岩型铜矿床，这真的有特殊原因吗(Richards andengör, 2017)？

更深入一步，特提斯域以碰撞后或造山后成矿作用为重要特色。除上面提及的斑岩型矿床外，目前发现的四川甲基卡和新疆的白龙山超大型锂矿都是古特提斯造山后阶段的产物(付小芳等, 2017; Wangetal., 2020)。最新的研究还发现，藏南喜马拉雅有可能成为我国未来重要的Be-Li-Nb-Ta稀有金属基地(王汝成等, 2017)，类似的矿产还同样发育在尼泊尔、印度北部、巴基斯坦、阿富汗等地。即使在时代相对较老的秦岭造山带及松潘甘孜地区，与伟晶岩有关的稀有金属成矿潜力仍然巨大。在这些稀有金属矿产形成的同时，与热液有关的锑、铅、锌、金等金属成矿潜力也不可小觑。特别是云南金顶和喀喇昆仑火烧云特大型矿床的发现，暗示特提斯分布区铅锌找矿潜力巨大，只是目前的研究程度较低而已。

非常值得一提的是近年来发现与勘探的东昆仑夏日哈木矿床，它是目前我国第二大镍矿。该矿床位于昆北地体南侧，产于元古代金水口群变质岩之中，是与橄榄岩-辉长岩-辉石岩伴生的岩浆分异型矿床，成矿时代为早-中泥盆世(ca. 400～420Ma, Songetal., 2016)。区内与该矿床同时产出的地质体还有A型花岗岩和辉绿岩，与矿床密切相关的区内榴辉岩，目前获得其变质时代为410～440Ma(祁生胜等, 2014; Songetal., 2018)。结合区域内磨拉石建造的同时发育以及赋矿岩体本身未经受任何变形，可以判定该矿床是原特提斯造山晚期形成的，与国内后造山成因的红旗岭、喀拉通克、黄山等铜镍矿极为相似。该矿的发现，进一步坚定了我国在造山带中进一步发现更多铜镍资源的信心。

在稀有金属成矿方面，一个引起学术界长期关注的就是东南亚锡矿(陈永清等, 2010)。目前的研究查明，东南亚锡矿主要形成于两个时代，并展布于不同的空间。其一是从我国云南临沧向南延伸进入泰国，并一直延至马来西亚的三叠纪锡成矿带，延伸近3000km。它的形成主要和印支-滇缅地块间造山带的造山后过程有关，是昌宁-孟连及其南延的古特提斯洋闭合的产物。该带在1960～1980年代曾是全球最重要的锡产地，其锡产量占全球的70%左右，其中最为著名的就是马来半岛的锡岛(Cobbingetal., 1986; Schwartzetal., 1995)。但最近在中南半岛的西部发现另一条几乎平行的锡矿带，它北起我国云南腾冲，经缅甸西部，向南延伸至泰国普吉岛。目前探明的储量表明，该带含有较前者更多的锡资源，其中著名的矿点有云南的小龙河、缅甸的Davoy和泰国的普吉岛等。从地质背景上看，该带锡成矿主要发生在晚白垩世，其形成与新特提斯向东的俯冲有关，与南美安第斯锡成矿作用较为类似(Gardineretal., 2016; Lietal., 2018a)。

海水退出和大洋消失的同时，封闭陆表海发育的膏盐沉积是目前钾盐的重要产地，如老挝大量发育的钾盐矿田就是新特提斯洋消失的残留。该残留向西北延伸到我国云南思茅，成为我国国内钾盐寻找与勘探的重要地区。同样，印度-亚洲碰撞，特提斯洋彻底关闭，板块的持续挤压形成规模宏大的青藏高原，而高原内陆湖泊的大量发育使得我国西部钾盐资源丰厚。更为重要的是，这些湖泊沉积物主要来源于稀有金属含量高的青藏高原山体物质的风化剥蚀，这也就决定了我国西部的盐湖也是极为重要的稀有金属储库。

4.2 特提斯域能源矿产

特提斯域油气资源极为丰富，其中著名的有波斯湾和北非。仅就波斯湾一地，其油气资源量约占全球70%左右。在中国境内，四川盆地、南海都是我国重要的油气资源勘探基地。导致该区油气资源如此富集的原因主要是：第一，特提斯是一个长期发育在赤道附近的大洋。无论是原特提斯、古特提斯还是新特提斯，它们的空间位置长期在赤道附近徘徊，充足的阳光为生物的繁盛提供了重要保证；第二，冈瓦纳大陆的多次裂解使特提斯洋具有广阔的被动陆缘。特别是冈瓦纳大陆北缘，它发育有新元古代以来完整的海相地层序列。这些沉积以浅海碎屑岩和碳酸盐为主，属于优质储层；第三，在具有优质储层的同时，大洋的关闭意味着海水逐渐变浅以至消失，这将产生膏盐型沉积，成为油气的良好盖层；第四，随着板块的持续挤压，可形成圈闭，完成优质油气田的各类组合封装工作。中东、北非和我国四川盆地基本上都是上述过程的典型实例，这已被几十年来的勘探实践所证明。但相比之下，我国的藏南地区由于受到印度-亚洲板块的过度挤压，原有的封闭遭到破坏，从而不利于油气资源的保存。在特提斯域外，造山作用造成的山体隆升提供了大量的沉积物质，从而为域外沉积盆地及油气资源的形成提供了重要条件，南亚的孟加拉扇就是这一例子的典型代表。

下面我们看看波斯湾的具体情况。波斯湾在地质构造上由北部的伊朗地体、南部的阿拉伯板块和中间的比特里斯-扎格罗斯缝合带组成。阿拉伯板块，又称Arabia-Nubian地块(阿拉伯-努比亚地盾)，是东西冈瓦纳聚合的泛非造山带的北段。古生代初期，由于受周缘俯冲作用影响，阿拉伯板块成为环冈瓦纳大陆边缘岩浆弧的一部分。Pangea超大陆形成后，该地区成为东侧古特提斯海湾南侧被动陆缘的一部分。大约在180Ma的侏罗纪，早先形成的岩浆弧裂解成为中伊朗地块，其南侧成为新特提斯洋。大约在30Ma左右，新特提斯洋闭合，中伊朗地体与阿拉伯地块碰撞形成扎格罗斯造山带。从上述简单的历史介绍可以看出，波斯湾北部存在过古特提斯和新特提斯两次俯冲。但其南缘的阿拉伯地块大约自500Ma开始，一直发育宽广的被动大陆边缘，沉积自寒武纪以来巨厚的碳酸岩和泥沙质岩石(Hortonetal., 2008)。由于海水较浅，且当时位于赤道附近，这些岩石沉积时生物极其繁盛，构成优质烃源岩。与此同时，还发育二叠纪、侏罗纪和渐新世等多套膏岩层，构成良好的盖层。特别是从渐新世晚期-中新世开始(Koshnawetal., 2019)，阿拉伯板块与欧亚大陆开始碰撞接触，其上的浅海沉积逐渐向陆相沉积转变，形成众多巨厚的潟湖相蒸发岩沉积。在这套沉积发育的同时，板块挤压形成的扎格罗斯造山带发育北部以逆冲构造为主的冲断带，和南部以宽阔向斜-背斜为主的前陆褶皱带(Agardetal., 2011)。这些前陆褶皱带的变形是如此地恰如其分，且在后期基本未遭受破坏和剥蚀，从而构成了波斯湾地区令人惊叹的油气圈闭。

我们再看看四川盆地的情况。正如我们前面介绍的那样，华南大陆主体显生宙以来经历两次大的构造变动，即广西运动代表的泥盆纪原特提斯造山和印支运动代表的三叠纪古特提斯造山。其中扬子克拉通在晋宁期克拉通化后发育两次大范围的海相沉积，其一是南华纪-志留纪，第二是石炭纪-三叠纪。在这两个阶段，华南地区基本被大面积的浅海所覆盖，生物繁盛，形成优质烃源岩，其中尤以二叠纪为甚。二叠纪晚期，东南沿海和康滇地区大面积隆起，加之北部秦岭山系的阻隔，南西-北东走向的四川盆地-下扬子盆地基本成型。三叠纪初期，标志盆地封闭的膏盐沉积在四川盆地西部和北部开始出现，并逐渐向其它方向推进，直至晚三叠世基本结束海相演化历史。在早-中三叠世期间，整个四川盆地均为封闭的蒸发海环境，形成飞仙关组(晚期)、嘉陵江组和雷口坡组巨厚膏盐沉积，成为油气的良好盖层。这一盖层除在周边外，一直多未遭到后期的强力破坏，这就是四川盆地为何富含油气资源的重要原因(马永生, 2006; 金之钧等, 2010)。

但细心的读者也许会发现，目前四川盆地天然气资源的的主力烃源岩是早志留世龙马溪组。该地层，以及更老的烃源岩，为何在志留纪末期的造山作用期间未被破坏。这实际上又和华南原特提斯造山作用发生的位置与方式有关。在华南东南部，泥盆系与下伏地层为角度不整合接触，但在远离聚合带的四川盆地，上述接触关系主要表现为平行不整合，泥盆纪之前的地层还形成大型宽缓褶皱等构造，因而对原有油气资源的破坏有限。显然，对这一现象本身的深入研究，也将是本重大研究计划的重要内容。

我们相信，特提斯对油气资源的控制和影响远不止这些，未来应加强从宏观尺度上认识造山带演化与油气盆地形成的关系，即人们常说的盆山耦合问题。

4.3 特提斯演化及其环境效应

特提斯的形成与消亡是显生宙以来地球上发生的最重大地质事件(图11)，因而对地球的环境产生了重要影响。这种影响主要体现在以下几个方面：第一，特提斯洋的形成与演化决定了地球当时的古地理格局，而海陆分布是影响地球气候的最重要因素。现今欧亚大陆南缘，其气候受副特提斯海(现地中海)控制的情形是我们熟悉的例子。在Pangea超大陆形成前的原古特提斯演化阶段，地球的海陆格局主要是南方的冈瓦纳大陆和北方的劳亚大陆，其间的特提斯洋与泛大洋联通，行星风系构成此时地球的主要气候特征。非洲与欧洲大陆沿华力西造山带拼合形成Pangea超大陆后，东西贯通的全球水道被切断，不仅使地球产生超级季风，而且加剧地球本已趋冷的趋势，进而形成了地球上规模浩大的晚古生代冰期(LPIA)。但随着新特提斯的形成，Pangea超大陆裂解，超级季风演化成为地球上多个区域季风共存的复杂格局。

第二，特提斯在演化过程中可导致特定地域地形上的巨幅变化。这方面最典型的例子就是青藏高原的隆升与喜马拉雅山的崛起。在青藏高原形成以前，地球的大气系统以行星风系为主，而高原的隆升改变了这一格局，并导致了深入影响我们生活的东亚季风的形成，以及亚洲内陆的干旱化(Molnar and England, 1990)。但青藏高原是何时隆升到足以影响地球的气候，是一个还没解决的重大科学问题。古高度是解决这一问题的最佳方法，但古高程的确定却是世界性难题。另一方面，印度与亚洲的碰撞导致了青藏高原的形成和喜马拉雅山的崛起；但同样是碰撞，为何阿拉伯与亚洲间的碰撞形成的是高度只有1500m左右的伊朗-安纳托尼亚高原，而非洲与欧洲的碰撞形成的却是线状的阿尔卑斯山。

青藏高原和喜马拉雅山令无数地球科学家心向往之，但高寒缺氧又令人望而却步。作为对比，地势较低的安纳托尼亚-伊朗高原由于形成年龄仅12Ma左右，被认为是高原发展的初级阶段，是解开高原成因之谜的重要对象。然而，同青藏地区一样，板块碰撞时间认识上的分歧严重制约了这一问题的进展。实际上，该问题还涉及地质学上的另一个难解之谜，即大规模海洋岩石圈的仰冲问题。一般说来，海洋岩石圈由于密度较大，它在俯冲过程中会进入地幔而消亡，但地球上确实存在大面积海洋岩石圈就位于大陆的具体实例。就主动大陆边缘来说，代表性的实例是西太平洋的新喀里多尼亚蛇绿岩，其分布面积近万平方千米，侵位在早期沉积地层之上，其成因与太平洋板块的俯冲关系密切。令人费解的是就位于被动陆源的蛇绿岩残片，其中尤以阿曼蛇绿岩最为著名，其分布面积超过一万平方千米。更有甚者，整个阿拉伯板块在80～70Ma左右，均发生新特提斯蛇绿岩向南的仰冲就位。除阿曼蛇绿岩外，从西向东出露的著名蛇绿岩还有塞浦路斯的Troodos蛇绿岩、叙利亚的Baer-Bassit蛇绿岩、土耳其的Kizildag(Hatay)蛇绿岩、伊拉克的Mawat蛇绿岩、伊朗的Kermanshah和Neyriz蛇绿岩等(图9)。engör and Stock (2014)将此次蛇绿岩仰冲就位命名为Ayyubid造山带，以突出此类事件的重要性。由于裸露的镁铁-超镁铁岩易于风化而吸收大气CO2，因而这些蛇绿岩的仰冲就位可能是白垩纪晚期大气CO2含量有所波动的主要原因(Jagoutzetal., 2016)。

蛇绿岩为何能发生向被动陆缘的长距离仰冲，一直没有很好的答案。学术界在最初提出这一概念时，强调它的发生可能与大洋消失后的大陆碰撞有关(Coleman, 1971, 1981)，这就是学术界认为阿拉伯与欧亚大陆在晚白垩世碰撞的理论依据(Alavi, 1994)。但这一论断并没有得到充分的论证，因而后来产生阿拉伯与欧亚大陆碰撞发生在始新世-渐新世、中新世甚至更晚的认识(Agardetal., 2011; Zhangetal., 2017b; Koshnawetal., 2019)。显然，这一认识分歧严重阻碍对安纳托尼亚-伊朗高原成因的认识。在阿尔卑斯地区，非洲与欧洲板块的碰撞时代也未定论。这就是为什么近年来有大量大陆碰撞精细时代研究的主要原因。

图11 特提斯演化阶段与显生宙重大环境-生命事件对应关系资料来源：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冰期时温度采用Frakes et al. (1992)曲线；大火成岩省(LIPS)及生物灭绝强度资料来自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)

上面我们只是提及新特提斯洋闭合相关的碰撞及环境变化，原、古特提斯的消亡也同样产生了地球上巨幅的地形变化与环境效应。青藏高原的隆升不仅表现为垂向上的高度变化，更主要的是它向四周的扩展，形成表征地形显著变化的粗碎屑沉积，如南侧与喜马拉雅山相随的锡瓦里克砾岩、东侧与龙门山相关的大邑砾岩、以及中国西部与山脉相关的西域砾岩、玉门砾岩、积石山砾岩等。相比而言，与新特提斯消亡有关的印度与亚洲碰撞产生的磨拉石建造(西藏柳曲砾岩)，规模要小得多，甚至远小于缝合带附近后来由于山体隆升而形成的冈仁波齐-大竹卡砾岩。同样，原特提斯洋关闭后的磨拉石建造从塔里木南缘，经祁连山、昆仑山到达秦岭，然后又在华南的东南部大量出现，分布面积甚大；而古特提斯造山形成的砾岩分布规模甚至更大，几乎覆盖中国国土。按照将今论古的原则，我们可以想象，原特提斯和古特提斯造山将是何等规模，它对我国大陆乃至亚洲大陆的地形影响将是何等重要，由此而带来的风化剥蚀又将吸收多少大气中的CO2，进而对地球的环境产生影响。但这方面的研究还远未开展，我们对它的认识还很为有限。未来应该以原特提斯、古特提斯和新特提斯洋闭合相关的三套砾岩为基础，开展古地势研究，以更好地理解地球的古环境及其变化。

第三，特提斯在演化过程中通过控制碳排放影响了地球气候。这种碳排放既涉及地球的内部过程，也涉及由于海陆分布和地形起伏而带来的表层过程。正如图11所示的那样，地球显生宙期间以早古生代、晚古生代和侏罗纪以来三次大的变冷趋势为显著特征，并发育过三次冰期事件，分别发生在晚奥陶世末-早志留世、早石炭世-早二叠世和晚新生代。尽管对冰期的成因目前学术界观点分歧较大，但最近的研究显示，特提斯演化有关的弧岩浆作用可能是导致地球冰期出现的一种主要原因(Macdonaldetal., 2019)，因为弧岩浆作用将通过喷发柱向地球的大气释放大量的SO2，而该气体在平流层会形成寿命短的气溶胶，进而反射太阳的热量而使地球变冷。尽管每次火山喷发对地球温度的降低贡献有限，但大型岩浆弧的长期发育可导致地球冰期的到来(Soreghanetal., 2019)。原、古、新特提斯洋在俯冲消减过程中，分别形成了著名的秦岭、昆仑与冈底斯岩浆弧，它们向大气释放了巨量SO2，可能显著影响了地球的气候环境。在地球三次大的变冷期间，地球大气的CO2含量显著降低，而大气氧含量显著上升，当时地球植被大量发育，这也是奥陶-志留纪、石炭-二叠纪和侏罗-白垩纪煤系和油气资源繁盛的重要原因。因此，原、古和新特提斯大洋俯冲导致岩浆弧大量发育，使得地球往趋冷方向发展。岩浆弧的崛起以及后来青藏高原的隆升又加速了岩石的风化过程，从而消耗大气中的CO2，这可能是古生代以来地球由温室向后来冰室多次转变的重要原因(Ruddiman and Kutzbach, 1990)。

4.4 特提斯演化与显生宙重大生命事件

显生宙期间，地球上的生命演化经历了大起大落。不仅有寒武纪的生命大爆发，也有以恐龙为代表的生物大灭绝。冈瓦纳大陆的聚合及随后的风化作用，改变了地球大气氧的含量，从而引发了寒武纪的生命大爆发(Squireetal., 2006; Shieldsetal., 2019)。其后的整个特提斯演化期间，地球的生物演化以5次生物大灭绝及其后的生物复苏为主旋律。

生物大灭绝的起因，是地球科学家以及公众极为关心的重要科学问题(戎嘉余和黄冰, 2014; 沈树忠和张华, 2017)。目前肯定的是，这5次灭绝的原因各不相同，因为每一次灭绝前后地球环境特征及其变化互不一致。最早的奥陶纪末生物灭绝似乎与同时的冰期及随后的升温相关，而其它似乎与大规模火山事件或陨石撞击联系更密切(Courtillot and Renne, 2003; Houghetal., 2006)。即使是火山事件，二叠纪-三叠纪生物大灭绝发生在地球升温的背景下；相反，白垩-第三纪恐龙灭绝发生在全球降温的背景中(图11)。在这些灭绝事件中，规模最大的二叠纪-三叠纪间的生物大灭绝最受人瞩目，并以我国华南地区的记录最为完整、研究最为详细。研究发现，此次生物灭绝以升温、缺氧和海洋酸化为主要特征。高精度年代学测定显示，该生物灭绝发生时间与西伯利亚大规模玄武岩喷发时代一致，且生物灭绝发生时限仅为6万年，是一个极为快速的地质事件(Shenetal., 2011)。因此，目前学术界的主流观点认为，此次生物灭绝与西伯利亚巨型玄武岩喷发有关。以我国浙江长兴的二叠-三叠纪金钉子剖面为例，生物灭绝前后的两层火山灰是火山喷发导致生物灭绝的重要依据。但仔细检查发现，这些火山灰与西伯利亚的玄武岩相差甚远，反而反映一种来自于大陆岩浆弧的高硅岩浆作用(Heetal., 2014; 王曼等, 2018)。

我们不认为仅此次火山灰就可以导致生物的灭绝，因为大量弧岩浆的喷发会使地球变冷，而不是生物灭绝所发生时的变热。我们考虑的是何种机制能使全球缺氧和海洋酸化。回到图10所显示的古生代-中生代之交的古地理复原图，2.5亿年时的特提斯洋可能是处于一种基本封闭的内陆湖演化阶段，这种相对封闭的环境极有可能就是缺氧和酸化发生的重要前提，因为广阔的大洋在短时期内发生缺氧和酸化基本上是很难实现的。因此，我们推想，古特提斯洋随俯冲而逐渐消亡，而相对局限海域的发育在大量弧岩浆作用发育背景下，逐渐缺氧和酸化，使得其内部的生物难以正常生存，这可能是二叠-三叠纪生物灭绝发生的重要机制，西伯利亚玄武岩的喷发可能只是“压死骆驼的最后一根稻草”。该模型10年前就被提出(engör and Atayman, 2009)，原作者还对比了25个二叠纪晚期-三叠纪初期的地层剖面，发现特提斯域内外此时段地层的缺氧程度确实有很大不同，一定程度上支持上述解释。因此，特提斯域内外地层的生物学与古环境对比研究，将为这一论断提供关键证据。我们相信，生物灭绝在某种程度上更应该是地球在特定时间内各类地质作用长时期演化的结果(殷鸿福和宋海军, 2013)，灾变事件肯定对生物的生存与进化产生影响，但未必一定是决定性的。

5 特提斯地球动力学

板块构造是20世纪自然科学的重大成就，也是目前统领固体地球科学的最重要科学理论。板块构造理论本质是描述刚性板块的运动规律，其核心是大洋的成生与消亡。但大洋究竟如何产生并持续扩张，促使大洋消亡的俯冲带又是如何启动等，都是板块构造理论尚未解决的重要科学问题，也是当前固体地球科学的重大学术前沿。

特提斯的演化主要表现为大洋的产生、消亡以及与之伴随的块体汇聚与碰撞，这无疑为板块构造动力机制研究提供了天然实验室。就特提斯演化的动力机制，前辈学者做了大量的工作，提出了多种解释模型。归结起来，这些模型基本可分为两大类。其一是传送带模型(任纪舜, 1993; Becker and Faccenna, 2011)：即强调冈瓦纳大陆裂解的块体不断向北漂移，然后增生到亚洲大陆的南缘。无论是engör (1979)的基梅里大陆，还是黄汲清和陈炳蔚(1987)的互换构造域，都暗示特提斯的演化从南而北推进。这一模型产生的重要理论基础是大洋形成的弧后盆地可扩展成大洋(图2)，但对俯冲带如何产生并没有给予明确的回答。其二是多岛洋模型(潘桂棠等, 1997)：我国地质学家从地质调查的实际出发，认为广域的特提斯在古生代初期就是被大量微小陆块占据的海域，其间为扩张有限的洋盆，这些微小陆块在整体上可被称之为泛华夏陆块群，它们在不同时段与北侧劳亚大陆和南侧冈瓦纳大陆的相互关系不尽相同。

5.1 大洋形成的弧后扩张机制

在板块构造的理论框架中，大陆裂解形成大洋，但大陆为何裂解并未得到充分说明。根据西太平洋边缘海大量发育的实际情况(Uyeda and Kanamori, 1979)，engör (1979)创造性地提出了大洋板块俯冲导致弧后扩张，进而形成大洋的认识。具体到特提斯的形成，engör (1979)认为古特提斯向南俯冲是南侧新特提斯洋打开的最重要机制(图2)。

大洋俯冲可产生弧后扩张是公认的事实，但弧后盆地是否可以演变成类似特提斯那样的大洋却是目前并不明确的问题，特提斯的地质历史可为这一问题研究提供重要线索。在青藏高原境内，北部为原特提斯，主要的缝合线有祁连-宽坪、柴达木-商丹、库地-昆中以及康西瓦-阿尼玛卿；中部以古特提斯为主，主要的缝合线有康西瓦-阿尼玛卿、金沙江-哀牢山和龙木错-双湖-昌宁-孟连等；而南部以新特提斯为主，主要分布着班公和雅鲁藏布两条缝合线。就古特提斯域最北的阿尼玛卿缝合带而言，该缝合带的俯冲极性在整个演化期间一直向北。晚古生代发育期间，其北侧原特提斯洋已经结束了俯冲，表明它不可能是北侧原特提斯洋的弧后盆地。又如古特提斯中的龙木错-双湖缝合带，尽管用以制约俯冲极性的资料相对有限，但最近在其北侧发现的弧岩浆建造指示其俯冲极性仍向北。支持这一结论的是与该带相连的昌宁-孟连缝合带，那儿有比较多的资料显示，该带东侧在古生代晚期为主动陆缘，而其西侧的滇缅地块当时为被动陆缘。也就是说，特提斯域南部的新特提斯也不是通过古特提斯向南俯冲的弧后盆地而产生的。

下面我们来看看青藏高原以外地区的资料。首先是伊朗高原，那儿主要由北侧的Alborz古特提斯缝合带和南侧的Zagros新特提斯缝合带组成。值得注意的是，邻近Alborz缝合带南侧的伊朗中部地块从未显示过任何活动大陆边缘的地质演化特征，域内的两条缝合带都是向北俯冲的。再向西至土耳其境内，那儿是古特提斯向南俯冲导致新特提斯扩张这一观点提出的地区，但近几年的详细地质填图并不支持该观点。

因此，青藏高原、伊朗高原、以及土耳其地区的资料显示，特提斯域内大洋的演化总体上是由北而南推进的，但板块的总体俯冲方向却是向北进行的。即古特提斯的打开并非通过原特提斯向南俯冲的弧后扩张而实现的。同样，也不存在古特提斯向南俯冲产生弧后新特提斯洋盆的情况。

但是，在每一次大的洋盆发育阶段，多个洋盆同时出现。如原特提斯洋期间至少发育5个洋盆，古特提斯阶段有3个，新特提斯阶段至少有2个。原特提斯洋盆演化期间各地质体的空间配置可能已发生较大的变化，因而对其相互关系的认定存在很大困难。在前面的介绍中，我们曾论及龙木错-双湖以北广大地域在原特提斯造山期间已经聚合，但在古特提斯期间却出现了康西瓦-阿尼玛卿-勉略洋和金沙江-哀牢山洋。康西瓦-阿尼玛卿应该是在原特提斯基础上重新打开的大洋，因为代表原特提斯碰撞造山的泥盆纪磨拉石在缝合带两侧均有展布。无独有偶，金沙江-哀牢山延伸向南至越南境内的SongMa洋，van Tranetal. (2020)也认为是在原特提斯基础上重新打开的大洋。实际上，金沙江-哀牢山缝合带西段蛇绿岩很不发育，洋盆扩展和消减的主要地质记录见于东部。目前多数学者接受的意见是，该大洋在早期闭合时向西消减俯冲，但在大洋基本关闭的同时，发生双向俯冲。这一特征与我们后面将要描述的弧后盆地消亡模式较为接近。因此，康西瓦-阿尼玛卿-勉略洋和金沙江-哀牢山洋都可能是龙木错-双湖-昌宁-孟连洋的弧后盆地或与它俯冲相关的张性盆地。它们都是小洋盆，与东南亚地区多个洋盆共存的情况较为类似。古地磁资料显示(朱日祥等, 1998; Huangetal., 2018)，华北和华南地块晚古生代期间的古纬度极为接近，至少暗示它们两者之间的勉略洋应该是一个有限洋盆。但对金沙江-哀牢山洋还缺乏相应的制约，尽管前人有认定它就是西侧昌宁-孟连带的弧后盆地，但我们还需要进一步的工作来证实或证伪这一判断。

有一个现象值得我们思考，康西瓦-阿尼玛卿-勉略带古特提斯相关的大洋俯冲型岩浆作用仅发育在二叠纪，未见更老的俯冲型岩浆作用(张传林等, 2019; 莫宣学等, 2007; 王晓霞等, 2015)；金沙江带(包括其东的甘孜-理塘带)也是如此(Zietal., 2013; Wangetal., 2014)。但在龙木措-双湖和昌宁-孟连带，俯冲型岩浆作用从泥盆纪晚期就已经开始发育(李才等, 2016; Nieetal., 2016)，晚期沉积物中此时期碎屑锆石的出现也支持这一论点(Haraetal., 2017)。这是否在一定程度上支持上述弧后扩张模式，留以后继续讨论。

就新特提斯洋本身而言，班怒带目前争议较多。尽管多数学者认为，班怒洋是向北俯冲消减的，但部分学者坚持认为它们的俯冲极性应该向南或是双向的(潘桂棠等, 1983; Panetal., 2012; Zhuetal., 2013, 2016)。我们不拟对这一问题进行全面的讨论，只是指出，第一，班怒洋不是北侧古特提斯洋向南俯冲形成的；第二，班怒洋与雅江洋基本同时形成，它们两者之间是否存在成生联系需要进一步论证。

5.2 地幔柱与大陆裂解

地幔柱可否实现大洋扩张，是一个热烈讨论的问题。大西洋中脊上冰岛地幔柱的发育是支持地幔柱可实现大洋扩张的有力证据，Afar地幔柱和红海-东非裂谷-亚丁湾组成的三连点也被当作地幔柱促使大陆裂解的经典例子。同样，超级地幔柱也被认为是导致Rodinia超大陆裂解的重要机制(Lietal., 2008)。但是，地幔柱导致大陆裂解的负面证据也常被学术界提起。第一，很多地幔柱与大陆裂解毫无关联，如太平洋中的夏威夷火山岛链和Ontong Java大火山岩省。也正是由于这一原因，地幔柱常被当做是板内地质作用的重要标志。第二，模拟计算表明，地幔柱在大陆裂解过程中的贡献相对有限。

尽管如此，地幔柱在大陆裂解中的作用不可忽视(Storey, 1995; Zhangetal., 2018)。就与特提斯演化紧密相关的冈瓦纳大陆而言，它从晚古生代开始裂解，先后形成古特提斯、新特提斯和印度洋，初始面积巨大的冈瓦纳大陆现在只剩下面积有限的南极大陆。与此同时，上述裂解的大陆依次向北漂移，使人很难不设想是否南北大陆下伏地幔也起到重要作用。北方大陆自5亿年来以原-古-新特提斯消亡汇聚为主旋律，而南方冈瓦纳下部却有一个长期上涌的超级热异常(万博等, 2019)。南北大陆下伏地幔长期存在南高北低，南热北冷的差异，这一差异也许有助于南半球的块体不断向北漂移。多学科证据表明，现今地球的核幔边界存在两个大型剪切波低速省(large low shear wave velocity provinces, LLSVPs, Garnero and McNamara, 2008)，对蹠位于非洲大陆(命名为Tuzo)和太平洋板块下方(命名为Jason)。这两个低速省可能在Pangea大陆形成之前就已存在，并一直稳定保留至今。它们的形成可能与球面二阶展布的地幔对流相关，也是地球上大火成岩省出现的主要原因所在(Torsviketal., 2014)。在空间位置上，特提斯域刚好夹持在这两个低速省之间，其中Tuzo低速省在特提斯构造时期正好位于冈瓦纳大陆北部，其对冈瓦纳大陆的裂解贡献值得关注(Cande and Stegman, 2011; van Hinsbergenetal., 2011)。

未来应该对特提斯域内可能存在的地幔柱效应进行大范围深部地球物理探测，并从地球化学角度追索不同时代特提斯大洋在扩张过程中是否存在上述地幔柱的贡献，并从动力学模拟角度定量评价地幔柱对大陆裂解的贡献。

5.3 俯冲带的形成与跃迁

俯冲带如何形成是目前最热门的话题(Stern and Gerya, 2018)。一般说来，古老的被动陆缘是俯冲带最易形成的部位，地质证据也暗示这一地点俯冲起始很合理，但模拟实验并没有证明这一点。因为尽管老的被动陆缘具有较大的密度差，但由温度降低带来的强度增加明显抑制了俯冲作用的发生(Cloetinghetal., 1982)。更何况，目前在全球也没有观察到被动陆缘转变成俯冲带的实例。第二个俯冲可能发生的地方是大洋里的转换断层(Zhouetal., 2018)。由于错离作用，转换断层两侧洋壳时代不同，当时代明显不同的两洋壳接触时，两者间的密度差可导致年老的部分沉到年轻的部分之下，即发生俯冲。但我们的研究表明(吴福元等, 2019)，目前全球大洋中实际上不存在这种类型俯冲起始的例子。

以上讨论的都是板块通过自身的密度差自主产生俯冲的例子，即自发式俯冲(Spontaneous subduction, Stern, 2004)。还有一种可能性，就是诱发式俯冲(Induced subduction)。即在外力作用下，板块边界发生重组或调整而导致俯冲起始。这方面的例子目前认识还相对有限，最有可能的情况是大洋中脊转化为俯冲带。我们愿意在此提及目前很为流行的蛇绿岩初始俯冲模型(Whattam and Stern, 2011; Sternetal., 2012; Guilmetteetal., 2018)。顾名思义，该模型认为蛇绿岩是通过初始俯冲来实现的，这样也就合理地解释了目前全球绝大部分蛇绿岩都具有的俯冲作用的痕迹。本文作者目前还不能很好地理解这一点，因为洋壳是先形成的，只有先解决洋壳的形成，然后才有洋壳的俯冲。目前对塞浦路斯Troodos和阿曼Semail蛇绿岩的精细研究都发现，这些蛇绿岩最初都是在洋中脊形成的，然后其洋壳的上部层位出现俯冲作用的迹象(Goodenoughetal., 2014)。因此我们认为，蛇绿岩的形成应该分为早期洋中脊和晚期俯冲带两个阶段。大洋在扩张的晚期阶段，其扩张速率明显衰减以至停止。这样在外力作用下，洋中脊就很有可能转化为俯冲带，从而在早先形成的蛇绿岩中叠加俯冲作用的印迹。该模型不仅合理地解释了蛇绿岩中玻安岩的成因和变质底板的发育，还可解释蛇绿岩上部为何不出现俯冲相关的沉积。但在这种情况下，蛇绿岩的洋中脊形成是初始信号，而俯冲叠加是二次信号，两者不可同日而语。当然，如果俯冲起始发生在洋内薄弱带(如洋中脊)这一模型成立的话，由于洋中脊及其转换断层大多位于大洋的中间部位，那么俯冲上盘大洋板块如何消亡是我们不能回避的问题。

无论怎样，根据Wilson旋回，大洋势必要消亡，俯冲带注定要产生。西藏南部的雅鲁藏布缝合带，作为新特提斯大洋最晚闭合的一支，保留了完整的大洋扩张直至俯冲的地质记录，是开展俯冲起始研究最理想的场所，我们期望中国学者在这一领域能够为板块构造理论做出实质性贡献。

俯冲作用过程的另外一个重要问题是，俯冲带如何实现跃迁。如大洋板块在俯冲过程中，如果一个较大规模的洋底高原进入俯冲带，它的低密度将导致其卡位于俯冲带之中而不能被俯冲消亡，而持续的俯冲挤压将使俯冲带跃迁至洋底高原的靠海一侧，形成新的俯冲带(Niuetal., 2003; Zhangetal., 2019a)。在整个特提斯构造域，原特提斯洋和Iapetus大多在430Ma左右消失，古特提斯在400Ma时才开始发育弧岩浆建造从而实现Rehic洋和古特提斯洋的消减。同样，中国和伊朗的古特提斯分别在ca. 250～230Ma左右消亡关闭，他们后方的新特提斯在230～200Ma左右开始消减(图7)。因此，在多陆块、多大洋存在的地区，前方大洋由于俯冲而消失，而持续的俯冲可以使后方的大洋开始新的俯冲。

在上述板块俯冲研究中，尚有众多问题等待回答，其中之一是洋中脊的俯冲。如果洋中脊持续扩张，俯冲的洋中脊将产生热而低密度的洋壳，从而在一定程度上阻止俯冲作用的进行。除非，洋中脊由于某种原因而停止扩张，因而俯冲作用持续进行。

5.4 单向裂解与聚合机制

在特提斯地区，其地质演化的最重要特征是南侧冈瓦纳大陆的持续裂解，以及裂解块体随后向北的单向漂移与聚合。一种可能性是上面讨论的地幔柱作用，正是该地幔柱的上升及对上覆岩石圈的挤压，冈瓦纳大陆发生裂解。而持续的地幔柱上升，使得大陆不断裂解，且使裂解的块体向北运动。但是，促使地球南半球块体不断向北漂移的也可以是向北的板块的拖拽力。基于南印度洋区域的层析成像结果，Simmonsetal. (2015)识别出从南极北缘向北连续俯冲的巨大俯冲板片。该板片停滞在巽他板块下方的核幔边界上，在浅部对应于Kerguelen海底高原，很可能是80～140Ma之前就已经开始俯冲和后撤的南印度洋板片，是导致东冈瓦纳裂解的残留记录。这个“隐藏”的南印度洋俯冲板片，其长度超过5000km，可为140Ma以来东冈瓦纳的裂解提供足够的动力。因此，大洋板块在俯冲消减过程中，其洋壳部分将转变为密度较大的榴辉岩加上其岩石圈地幔的负浮力，这种向下的拖拽力，以及由此产生的地幔本身的吸力，是一个正反馈的过程，将使大洋板块不断向地球内部集中。因此，大洋俯冲一旦启动，大洋消失的命运则不可阻挡。随着这一俯冲过程的持续进行，后方被牵引的大陆将可能发生裂解，从而形成新的大洋(Gutiérrez-Alonsoetal., 2008; 万博等, 2019)。当前方大陆发生碰撞时，俯冲带将发生跃迁，后方的大洋在被牵引的一侧产生新的俯冲带。

一个重要而未讨论的问题是，上述大陆的裂解究竟在何处可以产生。就稳定的克拉通而言，它的裂解并非易事。然而，如果它的内部有明显的软弱地带，外来力的作用就可以使它发生破裂，并进而导致大陆裂解(Buiter and Torsvik, 2014)。例如，大陆内部早先的碰撞带，它经常在后期转化为大陆的裂谷带，进而演化成新生的大洋。北大西洋的裂解主要就是沿着Iapetus洋闭合的加里东造山带进行的(Wilson, 1966)，冈瓦纳大陆早期裂解的Avalonia块体和Rheic洋的形成也是这样实现的(Murphyetal., 2006)。在我国境内的特提斯地区，康西瓦-阿尼玛卿古特提斯洋的形成就是在前期原特提斯缝合带基础上实现的，故而 Wuetal. (2016)提出了古昆仑(Paleo-Kunlun)和新昆仑(Neo-Kunlun)的概念，其向东的勉略带就是在新元古代缝合带基础上产生，其北的二郎坪弧后盆地很可能在前期就是宽坪缝合带。再向北，柴达木和南祁连之间的宗务隆-隆务峡构造带也可能是在晚古生代重新打开的小洋盆。上述这些重新打开的洋盆在二叠-三叠纪完成新一轮的闭合，这可能就是我国老一辈地质学家的“手风琴”模式，只不过它有了新的含义，而不是原地的反复“开合”(黄汲清和陈炳蔚, 1987; 姜春发等, 1992)。早期板块碰撞带可能演变为未来大陆裂解带这一认识，也得到物性资料的支持。地震波横波分裂观测表明，全球造山带下方橄榄石晶格优势方向的a轴一般平行于造山带的走向，说明造山带的走向是应变最强的方向，也证明了造山带是大陆拼合过程中主要的应变集中带。

在特提斯域内，空间有序的不同时代缝合线的发育为这一论断提供了重要制约。如青藏高原北部原特提斯闭合年代在400～430Ma左右，此后古特提斯开始俯冲；古特提斯大洋基本上都是在2.5亿年左右消失的，而后方新特提斯洋的俯冲差不多从此时开始起始。印度与亚洲碰撞使新特提斯关闭以后，新的俯冲带在印度洋北缘又开始发育，这就是万博等(2019)形象比喻的“单程俯冲列车”。

但是，“单程列车”是否意味着域内所有的俯冲带都是向北运动呢？尽管残留板片的痕迹支持特提斯大洋板块总体上北向俯冲动力学特征，但这依然是非常重要而又不容易回答的问题。理论上来说，板块的运动与深部地幔的对流是联系在一起的，而地幔的对流一般是大尺度的，这也是为何绝大多数地质学家相信青藏高原从北到南的俯冲作用基本都向北这一个方向进行的理论依据。但是，局部小尺度的地幔对流确实是可以发生的，那它可以导致不同方向的俯冲同时共存吗？

首先，我们来看看不同俯冲带可以同时共存的情况。一般说来，我们把同时共存的两条缝合带称之为双俯冲带(Double subduction或Dual subduction)。俯冲方向相同的双俯冲带(Mishinetal., 2008; Jagoutzetal., 2015)，我们暂不考虑。对俯冲方向相反的双俯冲带，它可以有两种不同的表现形式，即相背而行的Divergent double subduction(又称Double out-dip subduction)，和相向而行的Convergent double subduction(又称Double in-dip dubduction)(Holtetal., 2017)。为保持不与板块构造理论中其它名词的混淆，我们建议将其分别简称为相背型俯冲带及相向型俯冲带。相背型俯冲带早就有所研究(Soesooetal., 1997)，它一般发育在两侧均消减的大洋演化晚期，现今的太平洋未来可能就属于这一情形。相向型俯冲带相对研究较少，但实际上在自然界广泛发育。如我国的台湾岛，它就有两个极性几乎相反的俯冲系统(Wangetal., 2019b)，其东面是菲律宾海板块向西的俯冲(琉球-菲律宾俯冲带)，而其西面就是亚洲向东的俯冲(马尼拉俯冲带)。另一个实例来自更南部的菲律宾棉兰老岛。那儿东面的菲律宾海板块向西俯冲，而东面的苏拉威西海沿Cotobato海沟向东俯冲(Hall, 2018)。上述相向型俯冲带发育地点的共同特征是发育在弧后地区，即马里拉海沟是南海海盆向东的俯冲，Ootobato是苏拉威西弧后盆地向东的俯冲。我们也可以想象，当类似西太平洋的活动大陆边缘发育沟-弧-盆体系时，主大洋的不断俯冲和弧后扩张的进一步发育，必然会导致弧后盆地发生相向的俯冲，这可能是弧后盆地晚期演化的重要方式。目前的问题是，上述两个海盆究竟是太平洋板块向西俯冲衍生的何种类型弧后盆地。

如果这一推理成立，那相向型双俯冲带将可能是厘定主大洋-弧后盆地系统的一种重要途径。具体到特提斯构造域，金沙江洋向南的俯冲可能暗示其属于龙木错-双湖洋的弧后盆地。这一猜测是否正确，留待日后检验。

5.5 增生、碰撞与造山

地球上的造山带基本可划分为增生型(accretionary)和碰撞型(collisional)两大类型(Windley, 1992; Cawoodetal., 2009)。增生型造山带以俯冲大洋板块上的地质体(如正常洋壳、海山、岛弧、微陆块等) 向大陆边缘拼贴增生为主要特征，同时伴随有新生地壳的添加，它的典型代表是环太平洋造山带和特提斯之北的中亚造山带(engöretal., 1993, 2018; Jahnetal., 2000; Xiaoetal., 2010)；碰撞造山带主要是指两个大陆的直接接触，代表性的例子就是阿尔卑斯-喜马拉雅造山带(Yin and Harrison, 2000)。但实际上，上述两类造山带是可以转化的。或者说，一个造山带在不同的演化阶段可以表现为不同的类型。如果现今的太平洋在未来关闭，亚洲与美洲碰撞，此时所形成的造山带肯定是碰撞造山带。具体来说，北美科迪勒拉造山带从内陆到沿海的构造单元是北美大陆、内华达岩浆弧、Great Valley弧前盆地和Franciscan混杂岩；而在印度-亚洲接触的雅鲁藏布碰撞带，其北侧活动陆源的构造单元由北而南分别是拉萨地块、冈底斯岩浆弧、日喀则弧前盆地和雅鲁藏布混杂岩带，两者完全可以对比。就特提斯造山带本身，原、古、新特提斯每次造山作用都伴生增生楔的发育，如祁连山、昆仑山等，只是不同地点增生楔发育的程度不等而已。而就大陆地壳增生来说，东昆仑和冈底斯花岗岩所代表的新生地壳添加都是地球上最为显著的地区。因此就整体来说，特提斯就是一个巨大的由南而北逐步形成的增生型造山带。从这层意义来看，造山带似乎更应该根据活动阶段划分为俯冲型和碰撞型。

诚然，陆陆碰撞和增生楔-增生楔碰撞所产生的效应肯定不同，这就产生了我国学者较为熟悉的“硬碰撞、强造山，软碰撞、弱造山”，增生楔的发育程度是造山作用强度的主要判别标志。也正是由于这一原因，洋板块地层(Ocean Plate Stratigraphy)成为近几年造山带研究的重要内容(Safonova and Santosh, 2014)。值得注意的是，南美的安第斯基本不发育增生杂岩，属于一种侵蚀型大陆边缘(Clift and Vannucchi, 2004)。因此，增生楔的发育与保存是造山带研究中同等重要的课题。另一方面，被动陆缘是否可以发育增生杂岩是较少讨论的问题。Moores (1982)曾将蛇绿岩归并为就位于活动大陆边缘的科迪勒拉型和就位于被动大陆边缘的特提斯型，其中后者的典型实例就是著名的塞浦路斯和阿曼的蛇绿岩。我们已经讨论，面积万余平方千米的高密度大洋岩石圈如何就位于大陆地壳之上，是至今学术界还未能很好回答的问题。

一般说来，大陆碰撞导致地壳加厚，而加厚地壳的重力均衡形成高山或高原。因此，我们大多接受，喜马拉雅和青藏高原是印度与亚洲大陆碰撞的产物。但实际上，这一说法并不严格。首先，目前约束的印度-亚洲大陆的碰撞发生在～60Ma，而喜马拉雅山的崛起在～25Ma，两者有相当长的时间间隔；第二，模拟计算早已提出，单纯地壳加厚不足以形成目前高度的青藏高原，岩石圈尺度的拆沉或造山带垮塌才是青藏高原隆升的重要原因(Molnaretal., 1993)。欧洲加里东、华力西造山带均以碰撞以后的地质演化为特色，也正是由于这一原因，后造山地质演化受到世界各国科学家的高度关注(Dewey, 1988; Ménard and Molnar, 1988)。实际上，与科迪勒拉造山带相关的科罗拉多高原和安第斯高原也在很大程度上也与大洋俯冲而导致的地壳拆沉密切相关(Bird, 1979; Kay and Kay, 1993)。在这一情形下，板块碰撞并不是使地层立刻褶皱成山，海相沉积仍然存在，表征正地形存在的磨拉石可能会很晚才产生。由新特提斯关闭而形成的喜马拉雅-青藏高原如此，古特提斯和原特提斯洋闭合也是如此。因此，脱胎于槽台理论的造山作用研究仍需创新。

图12 构造结区域地幔复杂流动模式(据Salimbeni et al., 2018修改)Fig.12 Complicated mantle flow and slab geometry beneath the tectonic syntax (modified from Salimbeni et al., 2018)

图13 沿80°E南北向横跨特提斯构域的P波层析成像截面上图红色虚线显示截面的位置；下图为P波速度扰动(%)，模型来自Simmons et al. (2015)，残存板片的年龄判断来自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)

在青藏高原形成与扩张的研究当中，滑线场理论曾极大地开阔了人们的视野(Tapponnier and Molnar, 1976)，刚性块体与连续介质变形的争论(Tapponnieretal., 2001; Zhangetal., 2004)，以及近几年盛行的地壳流模式(Roydenetal., 1997)，都极大地丰富了人们对大陆地壳变形及其扩展的认识，是板块构造理论提出后的重要进展。近年来，碰撞造山带中的片麻岩穹窿又引起人们的高度关注。这种穹窿不仅在我国藏南的喜马拉雅地区极为发育，它同样发育在挤压变形极为强烈的帕米尔地区(Stübneretal., 2013)。在希腊的爱琴海，还发育特提斯域内特征的变质核杂岩(Jolivetetal., 2013)。在更老的特提斯造山带中，这种类型的穹窿也发育在原特提斯的秦岭和古特提斯的松潘-甘孜地区(许志琴和马绪宣, 2015)，它们不仅是调节造山带不同深度变形的重要纽带，而且还可能是稀有金属成矿作用的有利部位，这将为未来的造山带研究添加新的活力。

5.6 特提斯深部动力学

特提斯演化是一个岩石圈尺度的现象，主宰地球纬向大洋开合三个完整的威尔逊旋回。诚然，上述证据大多从地质角度论述，但更深刻的理解特提斯动力学需要结合全球地质观和全地幔尺度的动力学认识，离不开地球深部地球化学和地球物理学约束。特提斯表现为整体的北向俯冲特征，但区域小尺度的地幔对流特征也十分明显。我们已经发现，缝合带中地幔物质的晶格优势方向与造山带走向一致，但部分区域显示特征的环状变形模式。它主要发育在构造结所在区域，如地中海、爱琴海以及青藏高原东部，表明这些地域下方复杂的地幔变形特征。在欧洲板片、Apenninic板片以及Adria板片相互作用的西阿尔卑斯造山带(Zhaoetal., 2016)，最新的横波分裂观测发现(图12)，由于Apenninic俯冲板块的逐渐后撤，使得软流圈地幔产生环状流动，进而导致了地中海的打开(Salimbenietal., 2018)。这种局部的地幔湍流在现今的俯冲体系中广泛存在，可为我们认识复杂构造拼贴区地表地质与深部动力学的联系提供新的视野。此外，地幔柱和上覆岩石圈相互作用并导致大陆裂解应该使得岩石圈记录放射状的地幔流动方向，而俯冲板片拖拽导致裂解的两侧大陆理应记录相同的地幔流动方向。因此对现今被动大陆边缘岩石圈进行变形模式研究，能够帮助判断地幔柱在大陆裂解当中所起的作用，验证这一模式的最有利的位置包括澳大利亚西北缘、印度南缘和马达加斯加东缘。

另外，全球尺度层析成像图像表明，北半球包括特提斯构造域下伏的上、下地幔深度范围内存在大片相对低温的区域，推测为具有高速异常特征的残留俯冲板片。比如印度洋下方100～1000km深度范围内，北部横波速度相比南部具有更加明显的低速异常，可能反映北部更加强烈的高温异常或俯冲作用积累了更高含量的挥发份物质。各向异性速度模型(French and Romanowicz, 2014)也发现，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，表明本地区地幔水平运动分量强于垂直方向分量。这种大尺度的流变差异，无疑为特提斯大洋板块多期次北向俯冲创造了正反馈的效应，进一步促进了俯冲板片的北向运动。高速异常体整体具有的北向几何形态(图13)，反映特提斯大洋板块多期次北向俯冲的动力学特征(Bijwaardetal., 1998; Fukao and Obayashi, 2013; Simmonsetal., 2015)。多期次的特提斯大洋板片持续向北俯冲消减，在上地幔中板片沉降的速度大约为3～4cm/yr、下地幔中沉降的速度为1～2cm/yr，最终导致大量断裂的俯冲板片停滞在下地幔深度范围内，并造成3倍加厚的堆积。这些板片堆积体通常以垂向下沉为主，被形象的比喻为轮船抛下的“锚”，它们在下地幔的位置通常标识了起初“抛锚”的位置(即初期俯冲带的位置，van der Meeretal., 2010)。而北半球中低纬度下地幔深度广泛存在的“板片锚”，显然不支持向南半球冈瓦纳下俯冲开启弧后盆地的大洋打开模式。通过测量这些高速体的几何形态和空间位置，结合古地理信息，可以定量重建特提斯域的俯冲历史(Replumazetal., 2004; Hafkenscheidetal., 2006)，为特提斯构造演化提供了一个板块尺度的定量运动学框架。

对蹠而就于核幔边界的两个大型剪切波低速省早在20世纪70年代末就被地球物理学家注意到(Dziewonskietal., 1977)，反映了当今地球深部地幔的物质不均一性。早在上世纪80年代初，地球化学家 Dupré and Allègre (1983)注意到南半球部分出露于海底的大洋玄武岩存在大规模Pb同位素异常并被命名为Dupal异常(Hart, 1984)。随后有学者提出地表的Dupal异常和深部的LLSVPs可能存在某种成因联系，Dupal异常是地幔上涌继承的深部地幔信息(Castillo, 1988)。而一个明显的矛盾是很多北半球的大洋幔源岩石也存在Dupal异常，如我国云南的古生代双沟蛇绿岩(张旗等, 1988)，因此这些岩石是否曾经也位于当时的南纬30度附近，在形成时恰好记录到该异常，是非常值得研究的问题。越来越多的研究表明，深部地幔LLSVPs可能自显生宙以来一直稳定存在于核幔边界，其边缘是地幔柱起源的主要地区(Torsvikelal., 2014)。如前所述，原、古、新特提斯均诞生于南半球冈瓦纳大陆的北缘，而检验这些消亡大洋的玄武岩是否都记录到了Dupal异常，显然能够帮助我们判断地幔柱在这些大洋形成演化过程中所扮演的角色。

6 结语

通过上述资料的介绍和分析，我们不难发现：

(1)特提斯是地球显生宙期间位于北方劳亚大陆和南方冈瓦纳大陆之间长期演化大洋的总称。根据演化的历史，它可划分为原特提斯、古特提斯和新特提斯三大演化阶段，欧洲的Iapetus洋、Rheic洋和阿尔卑斯特提斯洋大致与此相对应；

(2)原特提斯是位于北美劳伦-波罗的-塔里木-华北和冈瓦纳大陆之间由Rodinia超大陆裂解而来的大洋，早古生代冈瓦纳大陆北缘裂解块体的向北漂移使得该洋盆大约在420～440Ma左右关闭。在中国境内，原特提斯造山作用主要发育在华北-塔里木以南、龙木错-双湖以北的昆仑-祁连-秦岭-华南广大地区，以广泛发育泥盆系与下伏地层的不整合为标志；

(3)原特提斯造山带南侧为块体北漂而形成的古特提斯洋，但由于西部块体漂移的距离显著高于东部块体，从而使古特提斯呈现西宽东窄的分布格局。在西部，Rheic洋由于非洲与欧洲大陆330～360Ma左右的碰撞而关闭，而中国境内的古特提斯洋大约在250Ma左右才完成闭合，并形成三叠系与下伏地层的不整合。古特提斯闭合形成华夏联合块体，并导致全球意义上Pangea超大陆的形成；

(4)新特提斯洋在中国境内主要发育在西藏南部和云南西部，其扩张大约从早三叠世开始。即新特提斯洋开启之时，古特提斯洋已经关闭，从而表明两者在演化的时间上可能并不重叠。从更大的范围来看，新特提斯的关闭形成了著名的阿尔卑斯山、安纳托尼亚-伊朗高原和喜马拉雅山-青藏高原；

(5)上述原特提斯、古特提斯和新特提斯演化，显示从早到晚由北而南逐步发展的趋势，具体表现为冈瓦纳大陆不断裂解，块体不断向北方漂移，然后增生到亚洲大陆南缘。导致这一现象出现的根本原因是前方大洋板块俯冲产生的拖拽力。相反，板块俯冲产生的弧后扩张并非大洋形成的重要机制。从冈瓦纳大陆的裂解过程来看，地幔柱作为一种板块构造的驱动力，其相对贡献有待进一步评价；

特提斯是和太平洋、古亚洲洋齐名的中国三大构造域之一，它在长期演化的过程中，形成了独具特色的金属与能源矿产，其中尤以广布的后造山金属成矿作用和巨量的油气资源富集为特征。三次大的造山作用及其洋陆转化很大程度上影响了地球显生宙期间的环境变化与生命演替，并塑造了我国现今的地貌与气候格局。特别是，与三次大洋关闭相关的弧岩浆作用与地球显生宙期间的三次变冷事件有较好的对应性，值得进一步深入研究。

后记历史进入21世纪，中国经济快速发展，地质调查与科学研究取得巨大进步。特别是，青藏高原基础地质调查的全面开展，为特提斯的全面研究提供了重要资料。国家自然科学基金委员会《特提斯地球动力系统》重大研究计划的实施，为正在面临转型的中国地质学家提供了难得的机遇，即站在全球的高度，重新审视特提斯研究中已取得的认识，定将为未来我国固体地球科学的发展提供新的契机。

致谢本文在写作过程中曾同潘桂棠、王成善、郑永飞、金之钧、侯增谦、丁林、孟庆任、杨振宇、胡瑞忠、冯庆来、朱弟成、胡修棉、刘传周、王建刚、翟庆国等人多次交换过意见。孟庆任研究员和朱弟成教授认真细致地评审了本文，并就论文的修改提出了许多建设性意见，在此一并致谢。由于篇幅有限，本文引用了很多前人发表的成果，但无法一一注明，特此致歉。