中亚造山带东部微陆块在Columbia—Rodinia超大陆演化中的岩浆—沉积记录

王志伟,刘振宇,杨振宁,张立杨,王智慧,徐备,李灿清,孙瑜欣,徐引,朱泰昌

1)河北地质大学河北省战略性关键矿产资源重点实验室,石家庄,050031;2)河北地质大学地球科学学院,河北省战略性关键矿产研究协同创新中心,石家庄,050031;3)云南省核工业二○九地质大队,昆明,650000

内容提要：中亚造山带东部分布有多个具有前寒武纪基底的微陆块(额尔古纳、兴安、松嫩和佳木斯地块),其上存在大量元古宙地质记录,包括2.5～2.4 Ga、1.8 Ga、1.5～1.4 Ga、0.9～0.6 Ga岩浆事件和中—新元古代沉积序列,它们是回答微陆块与Columbia和Rodinia超大陆演化联系和地球中年期演化的关键对象。额尔古纳、兴安和松嫩地块发育相似的2.5～1.8 Ga基底岩石且其间缺少古老的蛇绿岩,它们可能构成了一个联合陆块,其陆核至少在2.7 Ga前已经形成,从华北克拉通北部裂解出去并在其周缘演化,2.5 Ga和1.8 Ga经历了洋陆俯冲作用,未参与克拉通化过程。1.87～1.80 Ga岩浆作用很可能是Columbia超大陆周缘俯冲作用于古老的微陆块之下的产物;兴安地块西部和白乃庙岛弧带1.45～1.32 Ga A型花岗岩—流纹岩组合及其向陆缘Hf同位素持续亏损的趋势与劳伦南部Granite—Rhyolite Province和波罗的克拉通西南Fennoscandia十分相似,可能是Columbia超大陆周缘俯冲后撤伸展的产物,俯冲后撤和陆下地幔上涌共同促进了Columbia超大陆的伸展和裂解。兴安地块西部发育岩石组合、碎屑锆石年龄和Hf同位素变化与格林威尔造山有关的同碰撞和碰撞后沉积序列相似的沉积地层,而且碎屑锆石微量元素和Hf同位素随时代的系统性变化也揭示了1.10～0.98 Ga地壳明显加厚,伴有大量古老地壳物质重熔,0.9～0.8 Ga地壳持续减薄,以古老地壳再造为主,这与Rodinia超大陆聚合阶段格林威尔造山(1080～980 Ma)及随后的垮塌伸展过程基本吻合。松嫩地块东北部954 Ma正长花岗岩很可能是松嫩与佳木斯地块陆—陆碰撞后阶段沉积岩部分熔融的产物,可能代表了Rodinia超大陆碰撞聚合在中亚造山带东部的响应。超大陆周缘前进式俯冲引发佳木斯地块与松嫩—兴安—额尔古纳联合陆块在954 Ma前碰撞拼贴,同时在外缘的佳木斯地块上产生953～939 Ma中钾—高钾钙碱性基性—中性—酸性岩组合,920～880 Ma在各地块上广泛发育中酸性钙碱性岩浆作用。从850 Ma开始,后撤式俯冲导致大量高温的钙碱性酸性岩、双峰式岩浆岩组合产出于松嫩和额尔古纳地块上,直至777 Ma和697 Ma之前开始不断裂解产生古牡丹江洋和古新林洋,而且790～560 Ma期间在额尔古纳地块西北缘、松嫩地块东缘均发育被动大陆边缘沉积,记录了Rodinia超大陆的聚合、伸展—裂解过程。另外,中亚造山带东部乃至全球其他块体上大量1.5～1.3 Ga和1.0～0.7 Ga与超大陆聚合、伸展—裂解有关的“低谷期”地质记录被不断发掘出来,暗示了地球中年期并不是前人认为的构造宁静期。

超大陆(Supercontinent),是由全球绝大多数陆块构成的统一的超级大陆。这个概念以及潘吉亚超大陆首先由魏格纳在20世纪初提出(Wegener,1912)。直到板块构造理论提出后,20世纪70～80年代英国古地磁学家Piper等人基于全球主要古老地盾(劳伦、波罗的、澳大利亚、西伯利亚、印度、南美和非洲)相似的古地磁极移曲线,提出了元古宙也存在超大陆的假说。后续大量的研究提出潘吉亚之前存在多个超大陆,包括Kenorland(2.7～2.1 Ga;Williams et al.,1991)、Columbia或Nuna(2.1～1.5 Ga;Hoffman,1991;Rogers et al.,2002;Zhao Guochun et al.,2003,2004;赵国春等,2022)、Rodinia(1.2～0.7 Ga)、Gondwana或Pannotia(0.75～0.52 Ga),而Gondwana近年来也被认为是一个巨大陆(Megacontinent),因为它并不是全球性的大陆(Wang Chong et al.,2020)。超大陆的最终聚合往往会产生全球规模的碰撞造山作用,造成强烈的地壳缩短、高级变质作用、S型花岗岩侵位,例如1.1～0.9 Ga格林威尔碰撞造山作用(Cawood et al.,2016; Hoffman,2019; Spencer et al.,2021);超大陆的裂解则可以产生大陆边缘裂谷带、放射状基性岩墙群(侵入到不同块体内)和大火成岩省(Li Zhengxiang et al.,2008)。目前,Rodinia和Gondwana聚合和裂解过程是研究最为充分的。

另一方面,哥伦比亚(Columbia)和罗迪尼亚(Rodinia)超大陆旋回发生在地球中年期(Earth’s middle age,1.8～0.75 Ga),这一地质时期传统上被称为平静的10亿年(boring billion)(Holland,2006),全球被动大陆边缘不甚发育,缺少冰川沉积和条带状铁建造以及磷酸盐沉积,古海水没有明显的Sr同位素异常;陆内和板块边界内侧非造山岩浆活动(A型花岗岩、斜长岩—纹长二长岩—紫苏花岗岩—花岗岩AMCG组合)发育,造山型金矿分布较少(Cawood et al.,2014),花岗岩年龄峰期和新增生地壳占比整体偏低,被认为是没有大量新生地壳物质产生的结果(Taylor et al.,1995;Condie,1998)。另外,一些学者建立了锆石微量元素与地壳厚度及造山作用的联系,也得出了地球中年期是造山宁静期的认识,造山作用分布有限,剥蚀和沉积速率也较低(Tang Ming et al.,2021;Zhu Ziyi et al.,2020,2022)。然而,地球中年期确实是一个构造活动的宁静期吗?近年来大量岩浆作用、变质作用和地质演化的研究结果对此提出了挑战(Spencer et al.,2021;Wang Zhiwei et al.,2022a,b)。

前人的古地磁、岩石学、古地理重建等工作表明,华北、华南和塔里木均为哥伦比亚(Columbia)和罗迪尼亚(Rodinia)超大陆的组成部分。例如华北西部陆块和东部陆块1.85 Ga碰撞事件与Columbia最终聚合吻合,华北克拉通1.8～1.6 Ga熊耳—燕辽裂谷带及AMCG组合(斜长岩—纹长二长岩—紫苏花岗岩—花岗岩)、环斑花岗岩、A型花岗岩、广泛分布的基性岩墙群,均与Columbia超大陆的裂解有关(陆松年等,2002;Zhao Guochun et al.,2003,2013;耿元生等,2019)。华夏和扬子地块1.3～0.9 Ga与造山运动有关的岩浆—变质作用、830～750 Ma岩浆活动和裂谷沉积是其参与Rodinia超大陆最终聚合和裂解的地质记录(陆松年,1998;Li Zhengxiang et al.,2008;李献华,2012;李献华等,2021)。

作为东亚大陆的重要组成部分,中亚造山带是全球最大的显生宙增生造山带,其中分布有多个具有前寒武纪基底的微陆块,其上存在大量元古宙地质记录,是回答它们与Columbia和Rodinia超大陆演化联系和地球中年期演化的天然实验室。中亚造山带东部也被称为兴蒙造山带,前人将其从西向东划分为额尔古纳地块、兴安地块(或兴安—艾力格庙地块)、松嫩地块(也称松辽地块)和佳木斯地块(也称佳木斯—兴凯地块)(图1;李双林等,1998;徐备等,2014;许文良等,2019)。虽然这些块体主体是以显生宙蛇绿岩带为界线划分的,但近年来在缝合带内也识别出大量新元古代蛇绿岩组合,而且地块内部确实含有前寒武纪古老地质体和岩石圈地幔,因此本文沿用该划分方案。

图1 中亚造山带大地构造位置示意图(a)(据Safonova et al.,2014修改)和中国东北地区前寒武纪微陆块分布图(b)(据Xu Bei et al.,2015和Zhou Jianbo et al.,2018修改)

越来越多的前寒武纪地质记录在上述地块内被识别出来,包括2.5～2.4 Ga、1.8 Ga、1.5～1.4 Ga、0.9～0.6 Ga岩浆事件和中—新元古代沉积作用。这些地质记录是揭示中亚造山带东部微陆块基底组成及其与超大陆演化联系的关键对象。不同于潘吉亚超大陆的重建,它有保存完整的相对年轻的地质记录和可靠的古地磁证据,前寒武纪微陆块尤其是卷入到造山带内的,普遍受到后期造山作用的叠加改造,地质记录不完整,也缺乏可靠的古地磁资料,重建它们在相对古老的超大陆中的位置及演化过程是相对困难且充满争议的。然而从全球范围来看,在古老大陆边缘、大洋板块内部、造山带内均存在大量的微陆块,它们都是与大陆的裂解作用有关,随后增生拼贴到大陆边缘,或被大洋岩石圈捕获,或被相对年轻的造山带包卷(李三忠等,2018)。在超大陆重建过程中,它们都发挥了至关重要的作用,因为它们是超大陆边缘裂解、周缘俯冲增生的直接产物(Cawood et al.,2010;Zhao Guochun et al.,2018)。

中国东北地区已积累了大量中—新元古代岩浆活动和沉积作用的研究数据,但前期研究均集中在单个块体的区域构造演化上,将其与超大陆的聚合和裂解相联系。目前仍缺少全面整合多个块体的岩浆岩和沉积岩时空分布、以及地块之间演化联系的研究,因此,目前并不清楚中亚造山带东部几个前寒武纪微陆块在中—新元古代是作为一个整体还是单独演化?如何参与Columbia和Rodinia超大陆演化?鉴于此,本文将在前期工作基础上,综合前人对中亚造山带东部前寒武纪微陆块上0.9～0.6 Ga岩浆和沉积作用的时空分布和地球化学数据的时空变异及区域对比研究工作,探讨前寒武纪基底岩石组合及时空分布、构造亲缘性、何时及如何参与到Columbia和Rodinia超大陆演化中,同时为地球中年期演化提供中亚造山带东部的制约。

1 微陆块基底构成及亲缘性

1.1 微陆块基底构成

目前的研究已经确定了中亚造山带东部前寒武纪微陆块基底由新太古代—新元古代多期岩浆岩(2.5～2.4 Ga、1.8 Ga、1.5～1.4 Ga、0.9～0.6 Ga)和中—新元古代沉积岩组成(图1和图2)。虽然有报道黑龙江龙江地区存在新太古代2699 Ma二长花岗岩,但大部分锆石遭受后期改造偏离谐和线,且n(207Pb)/n(206Pb)年龄变化范围较大(介于2391～2794 Ma),锆石特征不明,其形成年龄还有待进一步验证(Wu Xinwei et al.,2018)。

图2 中亚造山带东部微陆块岩浆和沉积记录柱状图

1.1.1岩浆岩记录

(1) 2.5～2.4 Ga,该期中基性—酸性岩浆岩已被证实存在于中亚造山带东部微陆块内(图1和图2)。额尔古纳地块北部钻孔中发现有新太古代变质中基性岩和花岗岩,呈一定规模的捕掳体残留于中生代火山岩中(邵军等,2015;Liu Huichuan et al.,2021)。其中新太古代斜长角闪岩(2537～2565 Ma),原岩为辉长岩/玄武岩,除了富集大离子亲石元素外,其他特征与N-MORB基本一致,可能是受俯冲流体交代的岩石圈地幔在～65 km高程度(20%)部分熔融的产物,而2481～2539 Ma变质闪长岩明显富集轻稀土和大离子亲石元素,亏损重稀土和高场强元素,岩浆起源于新生基性下地壳的部分熔融;Nd—Hf同位素出现解耦,与大洋沉积物加入到地幔源区有关,暗示了它们形成于与俯冲有关的伸展环境(Liu Huichuan et al.,2021)。龙江地区近年来也报道有2579 Ma奥长花岗岩、2480 Ma石英二长岩和2544 Ma二长花岗岩,它们相对亏损的锆石Hf同位素组成揭示了其岩浆起源于中—新太古代新生地壳的部分熔融(图3a;钱程等,2018;吴新伟等,2022),该作者在乌兰浩特也识别出一套古元古代(2029 Ma)斜长角闪岩,其中产出了大量2.5 Ga捕获锆石。此外,Han Shijiong等(2019)报道了佳木斯地块穆棱地区存在2539 Ma斜长角闪岩,同样显示出弧岩浆岩属性及亏损的锆石Hf同位素组成(图3a),表明其形成也与俯冲作用有关。

图3 中亚造山带东部微陆块内前寒武纪岩浆岩锆石Hf同位素(a)、Zr饱和温度(b)和Sr/Y(c)随时间变化图解(据Zhang Liyang et al.,2022修改)

(2)1.8 Ga,该期岩浆活动在兴安地块东北部和松嫩地块零星发育(图1和图2)。如兴安地块东北部(也有学者认为是额尔古纳地块东北部)1872～1741 Ma片麻状花岗质岩石具有负的εHf(t)值(平均为-6.18),是中太古代(2.8～3.0 Ga)古老地壳物质再造的产物(图3a;孙立新等,2013;张超等,2018;Li Gongyu et al.,2019)。张超等(2018)报道龙江地区发育1808 Ma A型二长花岗岩,表现出与兴安地块同时代花岗岩相似的锆石Hf同位素组成(图3a)。松嫩地块南部也存在古元古代结晶基底,由1.8 Ga变辉长岩—闪长岩—花岗岩构成(Wang Ying et al.,2006;Pei Fuping et al.,2007),也有学者认为它们是南部华北克拉通的推覆体,而松嫩地块东南部塔东地区1859 Ma片麻状花岗岩的发现确定了该地块存在1.8 Ga岩浆事件(许文良等,2019)。

(3)1.5～1.4 Ga,该期酸性岩浆活动仅在兴安地块西部和华北板块北缘白乃庙岛弧带上有报道(图1和图2;孙立新等,2018,2020;Han Jie et al.,2017;Yang Zhenning et al.,2021;Li Changhai et al.,2021;Wang Zhiwei et al.,2022 a,b)。兴安地块西部苏左旗地区报道有1516 Ma细粒二长花岗岩,其锆石εHf(t)值变化于2.8～8.5,二阶段模式年龄TDM2介于1.82～2.02 Ga(图3a;孙立新等,2013)。苏左旗南部和阿巴嘎旗还分布有较大面积的1399～1360 Ma A型花岗岩,作者近年来在二连南部和东北部也发现1450 Ma正长花岗岩和1385 Ma变质流纹岩,它们共同构成了一套A型花岗岩—流纹岩组合,岩浆结晶温度较高,在810～939℃(图3b),均具有相对亏损的锆石Hf同位素组成以及向西更加亏损的趋势,作者认为这一变化可能与俯冲横向增生有关(Yang Zhenning et al.,2021;Wang Zhiwei et al.,2022a,b),也有学者提出其为陆内伸展机制的产物(孙立新等,2018,2020;Han Jie et al.,2017)。Li Changhai等(2021)和Ma Haitao等(2022)在吉林南部辽源地区首次发现中元古代钙碱性二云母花岗闪长岩—二长花岗岩(1444～1321 Ma),正的锆石εHf(t)值和年轻的二阶段模式年龄暗示了它们的岩浆起源于新生地壳物质的部分熔融,岩浆结晶温度为854～914℃,属于高温花岗岩,同时通过统计发现白乃庙岛弧带早古生代酸性岩主体具有中元古代(1.5～1.3 Ga)的二阶段模式年龄,暗示了该岛弧带是在元古宙基底上发育的(Li Changhai et al.,2021)。

(4)0.9～0.7 Ga,与古—中元古代岩浆活动相比,拉伸纪岩浆活动更加强烈,在中亚造山带内多个微陆块均有分布(图1和图2)。

额尔古纳地块是中亚造山带东部微陆块中新元古代岩浆活动最为频繁的,可划分为964～947 Ma、929～880 Ma、850 Ma、819 Ma、792～737 Ma,前四期岩性以花岗岩为主,而后者岩石组合以辉长岩—花岗岩组成的双峰式侵入岩组合为特征(许文良等,2019;Wu Fuyuan et al.,2011;Gou Jun et al.,2013;Tang Jie et al.,2013;Zhao Shuo et al.,2016;Liu Huichuan et al.,2020)。Liu Huichuan等(2020)以850 Ma为界划分为两个阶段,认为964～887 Ma酸性岩浆岩可能是大陆弧岩浆作用的产物,而850 Ma后大量A型花岗岩和双峰式火成岩记录了持续的伸展过程(图3)。

兴安地块东北部和西部零星发育有新元古代早期的岩浆活动。地块西部苏左旗921 Ma I型黑云母二长花岗岩侵入到新元古代昌特敖包组内,Yang Zhenning等(2021)基于富水与高温(844～857℃)的岩浆性质认为它们是大陆弧的组成部分(图3)。此外,该地块中东部也有少量847～767 Ma花岗质片麻岩和740 Ma变质辉长岩的报道(孙立新等,2013;周文孝等,2013;Zhou Jianbo et al.,2011,2018),兴安地块向西可延伸至英巴地区、蒙古南部托托尚地块和南戈壁地块,前人已经报道存在952～905 Ma二云母花岗岩和石榴子石电气石花岗岩(周印章等,2013;Yarmolyuk et al.,2005)。

松嫩地块新元古代岩浆活动主要分布于东部小兴安岭和张广才岭地区。近年来相继识别出了5期新元古代花岗质侵入体:954～950 Ma、929～911 Ma、895 Ma、856～841 Ma、790 Ma。前三期以钙碱性二长岩—石英二长岩—花岗闪长岩—正长花岗岩为主,主体以古元古代地壳为源区,不同的是954～950 Ma过铝质花岗岩显示出埃达克质岩的地化特征,岩浆起源于黏土富集的硬砂岩部分熔融,可能与松嫩地块与佳木斯地块陆—陆碰撞过程有关,而929～895 Ma中酸性岩的形成与加厚下地壳的部分熔融有关(图3c),可能是大陆边缘弧岩浆作用的产物(Zhang Liyang et al.,2022;Luan Jinpeng et al.,2017a,2019)。而841 Ma花岗岩及790 Ma双峰式侵入岩组合可能形成于非造山或造山后环境(图3;王少轶等,2014;Luan Jinpeng et al.,2017b,2022)。

佳木斯地块也报道有布列亚953～920 Ma变质辉长岩—花岗岩、佳木斯898～891 Ma和757～751 Ma片麻状花岗岩,佳木斯花岗岩后期遭受了563～476 Ma高级变质作用的叠加改造(Yang Hao et al.,2017,2018)。俄罗斯布列亚953～920 Ma双峰式变质岩浆岩可能是松嫩地块与佳木斯地块陆—陆碰撞后伸展的产物(Sorokin et al.,2019)。0.89 Ga正长花岗岩岩浆起源于低压下沉积岩部分熔融,可能形成于活动大陆边缘环境,而佳木斯地块752 Ma A型花岗岩、777 Ma斜长角闪岩(原岩为MORB型辉长岩或玄武岩)与757 Ma变质玄武岩共同构成了双峰式岩浆岩组合,形成于拉张环境(图3;颉颃强等,2008;Khanchuk et al.,2010;Yang Hao et al.,2017,2018)。

(5)0.6 Ga,目前仅在额尔古纳和兴安地块之间的新林—喜桂图缝合带报道有少量镁铁—超镁铁质岩(图2和图3)。新林蛇绿岩中出露了蛇纹石化橄榄岩、辉长岩、辉绿岩,其中辉长岩形成时代为669 Ma,高Y和Yb及低U/Yb与洋壳来源锆石特征一致,同时辉长岩还显示出N-MORB的地化特征(Gou Jun et al.,2020)。Feng Zhiqiang等(2018)也在此缝合带阿里河混杂岩带内识别出嘎仙697 Ma变质辉长岩、628 Ma辉石岩,吉峰647 Ma辉长岩;辉石岩和辉长岩具有岛弧岩浆属性和强烈亏损的Hf同位素组成,玄武岩和辉绿岩除有Nb、Ta和Ti亏损外,整体显示出OIB特征,暗示了其源区经历了软流圈和岩石圈相互作用,以上地化特征与洋内俯冲作用是吻合的,它们代表了超俯冲带蛇绿岩的残片。

另一方面,兴蒙造山带微陆块中存在新太古代—古元古代基底物质也得到了近年来岩石圈地幔研究的证实,如Deng Fei等(1992)和Zhang Yanlong等(2011)报道了兴安地块和松嫩地块新生代玄武岩中地幔橄榄岩捕虏体存在新太古代(2.7～2.6 Ga)、古—中元古代(2.1～1.9 Ga、1.6～1.4 Ga)Re亏损模式年龄,Guo Peng等(2017)报道了佳木斯—兴凯地块新生代玄武岩中地幔橄榄岩捕虏体也存在古元古代Re亏损模式年龄(1.9 Ga)。

1.1.2沉积记录

(1)中元古界。中元古代沉积作用(1.4 Ga和1.00～0.92 Ga)较为特殊,目前仅报道在兴安地块西部出露(图1和图2),以宝音图群和艾力格庙群变质碎屑岩夹碳酸盐岩和火山岩为代表。

宝音图群大面积分布在内蒙中部苏左旗—锡林浩特一带,岩石组合在空间上变化较大。在苏左旗地区以乌花敖包岩组的斜长片麻岩夹大理岩、阳起石片岩、绿帘绿泥石片岩和石英片岩,以及昌特敖包组黑云斜长片麻岩、石英岩、大理岩、斜长角闪岩等为主(孙立新等,2013;Yang Zhenning et al.,2021)。在苏左旗南部乌花敖包岩组石英片岩被1.4 Ga片麻状花岗岩侵入,其沉积时代可以限定在1405～1392 Ma,碎屑锆石的物质来源主要为研究区花岗质岩石风化的产物(Yang Zhenning et al.,2021)。在锡林浩特一带,宝音图群被称为锡林郭勒杂岩,岩石组合为黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、磁铁石英岩、石榴子石黑云二长片麻岩等(内蒙古地质矿产局,1991;葛梦春等,2011),目前已从中解体出了新元古代(800～740 Ma)变质辉长岩(周文孝等,2013;作者未发表资料)。

艾力格庙群分布于二连浩特西南部艾力格庙地区,向西可延伸至蒙古托托尚—南戈壁和我国阿拉善北部地区,岩石组合为石英岩、云母石英片岩、大理岩和变质流纹岩及其凝灰岩等(内蒙古地质矿产局,1991;周印章等,2013)。对艾力格庙群碎屑锆石年龄、火山岩锆石U-Pb年龄(923 Ma)和地层叠置关系的研究表明艾力格庙群是由两套不同时代和不同岩性地层组成的,艾力格庙群下段以石英岩和变质酸性火山岩及凝灰岩为主,石英岩中有大量格林威尔期(1.1～1.0 Ga)、1.6～1.4 Ga锆石,其沉积时限为1003～923 Ma。其中1.6～1.4 Ga碎屑锆石物质来源为近源的同时期花岗岩—流纹岩,而1.1～1.0 Ga岩浆活动在中亚造山带东部尚未发现(Wang Zhiwei et al.,2022a)。吉尔吉斯斯坦北天山也存在少量1.1 Ga花岗岩和英安岩—流纹岩,但它们均具有富集的Nd—Hf同位素组成(Kröner et al.,2013),与艾力格庙群中碎屑锆石高放射性成因Hf同位素组成明显不同,排除其作为源区物质的可能,因此作者提出它们很有可能来源于中亚造山带微陆块以外的源区(Wang Zhiwei et al.,2022a),但也不排除近源物质供给的可能性。

(2)新元古界。新元古代沉积记录在中亚造山带东部几个微陆块上均有分布,但大部分被显生宙花岗岩侵入及地层覆盖,出露规模有限(图1和2)。

额尔古纳地块西部发育新元古界额尔古纳河群和佳疙疸组。额尔古纳河群由下部大理岩和上部变质石英砂岩及云母石英片岩等组成,碎屑岩锆石U-Pb定年和地层覆盖关系揭示了其沉积时代介于738～712 Ma(Zhang Yihan et al.,2014)。佳疙疸组主要由板岩、千枚岩、结晶灰岩、炭质板岩夹变质砂岩和安山岩组成,锆石U-Pb年代学研究显示碎屑锆石年龄主要介于790～990 Ma,地层的沉积作用发生在790～757 Ma之间(Zhao Shuo et al.,2016)。碎屑锆石年龄和Hf同位素组成表明两套沉积的物质来源于区域上同时代的岩浆岩。二者均为相对稳定的大陆边缘海相沉积。

兴安地块新元古界包括地块西部的艾力格庙群上段、昌特敖包组和东北部的兴华渡口群。二连地区艾力格庙群上段以变质细碎屑岩和大理岩为主,其中的细粒绢云母石英片岩碎屑锆石年龄以923、876 Ma为主要峰期,1.7～1.4 Ga为次要峰期,同时记录了750 Ma变质事件,兴安地块上同时期的岩浆岩为它们提供了碎屑物质,沉积时代介于827～750 Ma(Wang Zhiwei et al.,2022a)。苏左旗北部昌特敖包组石英岩和黑云母斜长片麻岩分别给出了1237、930 Ma的原岩最大沉积时代,它们均在921 Ma黑云母二长花岗岩侵位前完成沉积(Yang Zhenning et al.,2021)。兴华渡口群以富铝系列片岩和片麻岩、斜长角闪岩、大理岩和磁铁石英岩为主,变质碎屑岩给出了大量1.0～1.2 Ga、1.6～1.8 Ga和2.5～2.6 Ga岩浆成因碎屑锆石年龄和798 Ma、628 Ma、500 Ma变质锆石年龄,结合847～767 Ma花岗质片麻岩的存在,暗示了其在847 Ma之前已完成沉积,后期遭受了～500 Ma高级变质作用改造(苗来成等,2007;Zhou Jianbo et al.,2011)。兴华渡口群碎屑岩具有混合物源的特征,1.0～1.2 Ga物质可能来源于外部块体,1.6～1.8 Ga物质由本地块同时期花岗岩提供,而2.5～2.6 Ga碎屑物质可能来源于地块东侧龙江以及北侧额尔古纳地块太古宙基性岩和花岗岩。

在松嫩地块东北部沉积了新元古代东风山群亮子河组和桦皮沟组、晨明组火山—沉积建造。亮子河组由下部的磁铁石英岩、变质玄武安山岩(916 Ma)组成(Zhang Liyang et al.,2022),上部由云母石英片岩和大理岩组成,碎屑锆石年代学研究表明峰期年龄有821 Ma、1.2～1.6 Ga、1.8 Ga和2.5 Ga,上部沉积时代介于821～752 Ma(Wang Feng et al.,2014)。桦皮沟组以大理岩、云母石英片岩、石英岩等为主,碎屑锆石峰期年龄为752 Ma、821 Ma、852 Ma、921 Ma,Wang Feng等(2014)基于地层覆盖关系认为其于752～560 Ma发生沉积。晨明组以厚层石灰岩及泥岩为特征,产藻类化石,沉积时代介于新元古代晚期—早寒武世,是一套被动大陆边缘的浅海相沉积。地块南部发育了塔东群朱墩店组斜长角闪岩、斜长片麻岩、大理岩和云母石英片岩等,碎屑岩给出了751～749 Ma、855 Ma、914 Ma的峰期年龄和少量格林威尔期碎屑锆石(付俊彧等,2021;Wang Feng et al.,2014),基于726 Ma变质辉长岩的存在(许文良等,2019),暗示其沉积时限为751～726 Ma。此外,伊春黑龙宫组和红山组中也鉴别出新元古代沉积建造,沉积时代分别为805～561 Ma和747～561 Ma(高福红等,2016)。总体来看,0.7～0.9 Ga、1.8 Ga的碎屑物质主要源区物质为松嫩地块上的同时期岩浆岩,1.2 Ga锆石尚不清楚是否存在近源物源区或是来自外部块体,2.5 Ga碎屑物质可以由龙江和额尔古纳地区同时代岩浆岩提供。

在佳木斯—兴凯地块西缘,Luan Jinpeng等(2017b)对变质沉积岩的研究揭示了西麻山组二云母石英片岩原岩沉积年龄可能介于994～927 Ma,从马家街组中识别出最大沉积年龄分别为1151 Ma和927 Ma的变质细砂岩,其中还出现了大量1.1～1.6 Ga碎屑锆石,与兴安地块西部艾力格庙群碎屑锆石的年龄和Hf同位素组成十分相似,很可能也是两套不同时代的沉积岩,鉴于区域上存在898～891 Ma片麻状花岗岩(Yang Hao et al.,2017,2018),它们很可能在898 Ma之前已经完成沉积。

1.2 微陆块与周围块体的联系

中亚造山带东部前寒武纪微陆块的来源一直是研究的热点和争论的焦点。实际上,微陆块的亲缘性是一个复杂的问题,因为块体在后期不同阶段可能经历与来源块体明显不同的演化历史,可能与其他块体存在相互作用或者联系。因此我们要厘清其来源,再以演化的思维来探讨其演化过程及其与其他块体的联系。

西伯利亚克拉通Kitoy地体发育最古老的3.4 Ga酸性麻粒岩,经历了2.6 Ga麻粒岩相变质作用(Poller et al.,2005),克拉通南部Sharyzhalgay隆起也出露有3388～3311 Ma TTG岩石,它们具有正的锆石εHf(t)值,二阶段模式年龄反映了3.6～3.45和3.35 Ga经历了两次重要的地壳增生事件(Turkina et al.,2013)。Turkina等(2012)还识别出2662 Ma基性和2694 Ma酸性麻粒岩,二者分别经历了1881 Ma和2540 Ma高级变质作用,同时作者报道存在2540 Ma花岗岩,后期遭受了1849 Ma高级变质作用。麻粒岩原岩形成于古老陆块活动大陆边缘环境。Irkut和Kitoy均存在同时代变质作用(2.6 Ga)和同碰撞花岗岩(2.5 Ga),表明二者在新太古代发生碰撞;组成西伯利亚的几个老陆核West Aldan、Daldyn和Sharyzhalgay隆起从新太古代开始碰撞拼合(2.7～2.5 Ga),最终完成克拉通化的时间在～2.0～1.85 Ga(Turkina et al.,2012)。

塔里木克拉通上目前报道最古老的岩石是3.7 Ga英云闪长质片麻岩,3.6～3.2 Ga、2.9 Ga岩石仅有极个别报道,克拉通南部和北部均发育3.2～3.0 Ga闪长岩和TTG岩石,2.8 Ga开始出现高钾花岗岩,2.74～2.5 Ga角闪岩(变质辉长岩)、闪长岩、TTG和高钾花岗岩,2.4～2.2 Ga高钾花岗岩及克拉通南部埃达克质花岗岩(Ge Rongfeng et al.,2022)。塔里木在1.93～1.8 Ga发育广泛的角闪岩—麻粒岩相高级变质作用(Lu Songnian et al.,2008),同时伴生有1.92～1.85 Ga I型花岗岩和1.85～1.78 Ga A型花岗岩及基性岩墙。1.55～1.40 Ga、1.1～1.0 Ga以及0.93～0.84 Ga基性—中性—酸性岩浆岩零星分布于塔里木克拉通东北缘和西南缘,而0.78～0.61 Ga基性—酸性侵入岩广泛分布于克拉通内(蔡志慧等,2019;Zhang Chuanlin et al.,2013)。

华北克拉通发育的岩浆活动更为复杂,包括有3.8～3.6 Ga奥长质石英闪长岩—奥长花岗岩,2.8～2.7 Ga花岗岩—绿岩带,2.6～2.5 Ga TTG片麻岩、镁铁质—超镁铁质岩,2.5 Ga同构造紫苏花岗岩、花岗岩和少量双峰式火成岩,2.3～2.0 Ga双峰式火山岩和板内岩浆岩,同时也经历了复杂的高级变质作用(3.56 Ga、3.3～3.0 Ga、2.7～2.6 Ga、2.5 Ga、1.95～1.85 Ga)(Zhao Guochun et al.,2013;沈其韩等,2016)。同位素研究显示华北克拉通在2.8～2.7 Ga经历了最重要的一期地壳增生事件。部分学者认为多个微陆块在2.7～2.5 Ga碰撞拼贴形成华北克拉通基底,古元古代进入裂谷阶段,并在1.95～1.85 Ga再次碰撞(Zhai Mingguo et al.,2003,2010,2011)。另一种观点认为阴山和鄂尔多斯陆块、龙岗和狼林陆块分别在1.95 Ga和1.90 Ga碰撞形成西、东部陆块,在1.85 Ga东西陆块最终碰撞拼合(Santosh,2010; Yin Changqing et al.,2011; Zhao Guochun et al.,2003,2005,2012,2013; Kusky,2011)。在1.75～1.68 Ga期间华北克拉通北部产出了代表伸展环境的环斑花岗岩、斜长岩、纹长花岗岩等,1.6～1.4 Ga燕辽裂谷带沉积岩内也夹有少量凝灰岩和斑脱岩(耿元生等,2019),也有报道存在1.32～1.2 Ga燕辽基性大火成岩省、1.32 Ga A型花岗岩(Zhang Shuanhong et al.,2012,2017;Shi Yuruo et al.,2012)。另外,Peng Peng等(2015)在华北克拉通上也识别出大量925～810 Ma基性岩墙群。

通过对比可以发现,上述3个克拉通、中亚造山带东部微陆块均发育2.5 Ga、1.8 Ga岩浆活动。但微陆块内发育不同的岩石组合,包括2.5 Ga变质基性岩—闪长岩—花岗岩、1.8 Ga变辉长岩—闪长岩—花岗岩,而且尚未发现2.5和1.8 Ga同构造花岗岩和高级变质作用。从弱亏损的同位素组成和中太古代二阶段模式年龄(2.8～3.1 Ga)来看,酸性岩主要是来源于更加古老地壳物质的再造,与华北克拉通北部特征基本一致(图3a;Sun Guozheng et al.,2022)。Liu Yongjiang等(2021)和吴新伟等(2022)也认为松嫩地块发育2.7 Ga、2.5 Ga、2.0 Ga、1.8 Ga岩浆活动与华北克拉通的岩浆事件及锆石Hf同位素组成相似,表明其与华北克拉通经历了相似的演化历史。另外,中亚造山带东部微陆块(包括额尔古纳、兴安、松嫩)发育相似的2.5～1.8 Ga基底岩石且其间缺少古老的蛇绿岩,它们可能构成了一个联合古陆。华北克拉通北缘白乃庙岛弧带也发育2.5～1.8 Ga和1.4～1.3 Ga岩浆活动,同样显示出高放射性成因的锆石Hf同位素组成特征(郭云鹏等,2018;钱程等,2018;Li Changhai et al.,2021; Ma Haitao et al.,2022; Du Jiyu et al.,2023)。基于上述结果,本文认为中亚造山带东部微陆块陆核至少在2.7 Ga前已经形成,可能从华北克拉通北部裂解出去,并在其周缘演化,未参与克拉通化过程,而在2.5和1.8 Ga可能经历了洋陆俯冲作用,诱发了古老岩石圈地幔和陆壳的部分熔融。不同的是,2.5 Ga陆壳相对较厚,岩浆温度较低(图3),可能与太古宙不同的板块构造样式(厚的洋壳俯冲于厚陆壳之下)有关(Ge Rongfeng et al.,2022)。

古元古代末期(1.7～1.6 Ga)华北克拉通进入区域伸展阶段形成大量AMCG组合,而中亚造山带东部微陆块相对缺乏同期的岩浆记录。1.4～1.3 Ga期间,白乃庙岛弧带至华北克拉通北部均发育A型花岗岩(Shi Yuruo et al.,2012; Zhang Shuanhong et al.,2012; Li Changhai et al.,2021),同时华北北部还发育燕辽基性大火成岩省(张拴宏等,2022;Zhang Shuanhong et al.,2017)。从空间上来看,从克拉通北部—白乃庙岛弧带,1.4～1.3 Ga花岗岩表现从富集到亏损的同位素组成变化,这可能意味着经历过横向增生作用,燕辽基性岩普遍具有Nb、Ta和Ti亏损的特征可能也证明了这一推论,这一时期还发育了白云鄂博裂谷带,本文认为华北克拉通北部及周缘微陆块可能整体处于俯冲后撤的伸展环境下。兴安地块西部也发育较大面积的1.4～1.3 Ga A型花岗岩—流纹岩,也以高放射性成因锆石Hf同位素为特征,同时存在一套以近源物源为主的碎屑岩和碳酸盐岩沉积,也显示出与弧后盆地类似的动力学过程有关(Yang Zhenning et al.,2021;Wang Zhiwei et al.,2022a)。

尽管华北克拉通和中亚造山带东部尚未发现1.1～0.98 Ga岩浆和变质作用,但大量1.0～0.8 Ga碎屑岩和碳酸盐岩广泛发育于华北克拉通北部—东部及兴安地块西部,包括华北克拉通白云鄂博群呼吉尔图组、狼山群、土门群,兴安地块艾力格庙群(Hu Bo et al.,2012;Hu Jianmin et al.,2014; Liu Chaohui et al.,2017)。实际上,相似的沉积岩在中天山—伊犁地块、西伯利亚克拉通南缘均有分布(Gladkochub et al.,2006;Huang Zongying et al.,2019; Huang Hu et al.,2019)。上述沉积地层中均含有大量1.1～0.98 Ga碎屑锆石,很可能是外源成因的,暗示了这些克拉通及微陆块虽然没有直接参与格林威尔造山运动,但是接受了与之相关的沉积物质。在0.95～0.85 Ga期间,华北克拉通相对稳定,但在中亚造山带东部微陆块上发育了大量的岩浆活动,954 Ma过铝质花岗岩可能是松嫩地块与佳木斯地块陆—陆碰撞过程的产物,而微陆块上0.94～0.85 Ga大面积钙碱性岩浆活动可能与俯冲作用相关(Tang Jie et al.,2013; Zhang Liyang et al.,2022;Luan Jinpeng et al.,2017a,2019; Liu Huichuan et al.,2020)。这显示出新元古代中亚造山带东部微陆块与华北克拉通北部经历了明显不同的构造演化过程。

2 微陆块与Columbia超大陆演化的联系

在大多数超大陆重建模型中,2.0～1.8 Ga和1.7～1.2 Ga分别经历了Columbia超大陆的碰撞聚合和伸展—裂解过程,而1.10～0.98 Ga、0.9～0.55 Ga分别对应了Rodinia超大陆碰撞聚合与伸展—裂解阶段。Columbia超大陆的聚合导致了全球大多数克拉通内发育大规模的高级变质作用,随后,超大陆内部发育1.6～1.3 Ga的裂谷带和非造山岩浆作用,而超大陆外部则以发育长周期大陆弧和增生造山带为特征(Rogers et al.,2002;Zhao Guochun et al.,2004;Pisarevsky et al.,2014;Meert et al.,2017)。Rodinia聚合经历了1.1 Ga的碰撞前板内岩浆作用,1090～980 Ma的高级变质作用和沿格林威尔造山带的变形作用,随后的碰撞后伸展及周缘俯冲过程(Hynes et al.,2010;Cawood et al.,2016),825～800 Ma超级地幔柱可能触发了Rodinia北部的初始伸展和裂解,整个过程具有穿时性,可延伸至～550 Ma(Li Zhengxiang et al.,2008;Cawood et al.,2016)。

前人大量的研究认为中亚造山带内微陆块产出有1.8～1.3 Ga岩浆活动,可能是Columbia超大陆演化的结果(孙立新等,2013;Han Jie et al.,2017; He Zhenyu et al.,2018)。由于缺乏可靠的古地磁数据,很难确定微陆块在超大陆中的精确位置,但以下3个方面的相似之处为我们探讨中亚造山带东部微陆块在Columbia超大陆中的位置及演化过程提供了可能,①华北、西伯利亚和劳伦在1800～700 Ma期间有相似的古地磁极移曲线,②兴安地块西部发育与劳伦南部可类比的中元古代A型花岗岩—流纹岩组合及同位素变化,③兴安地块1.8～1.3 Ga基底岩石时空分布、长周期的同位素亏损与劳伦南部可对比。

第一,兴安地块东北部1872～1847 Ma I型花岗岩岩浆结晶温度介于802～884℃,产出于与俯冲相关的地壳加厚环境(Sr/Y计算的地壳厚度平均值为52 km),是中太古代(2.8～3.0 Ga)古老地壳物质再造的产物(图3;孙立新等,2013;Li Gongyu et al.,2019)。松嫩地块西部和南部发育1873～1808 Ma变辉长岩—闪长岩—花岗岩、1808 Ma A型二长花岗岩,后者岩浆起源于新—中太古代古老地壳物质的部分熔融(图3a;Wang Ying et al.,2006;Pei Fuping et al.,2007;张超等,2018),其相对高的岩浆结晶温度(893～952℃)和较低的地壳厚度(32～29 km)与伸展背景相吻合(图3)。它们并未经历1.85 Ga高级变质作用,大量超大陆重建模型显示Columbia超大陆周缘在1.8～1.3 Ga期间经历了长周期的洋陆俯冲作用,因此本文认为中亚造山带东部微陆块内1.8 Ga岩浆作用很可能是超大陆周缘俯冲带作用于古老的微陆块之下的产物,1.87～1.85 Ga以地壳挤压增厚为特征,与超大陆聚合过程一致,而1.80 Ga伸展的动力学机制则可能与俯冲后撤有关,其与超大陆内部块体陆陆碰撞后伸展过程共同促进了Columbia超大陆的伸展(图4a)。

图4 元古宙中亚造山带东部微陆块在Columbia和Rodinia超大陆演化中的位置重建(据Zhang Liyang et al.,2022和Wang Zhiwei et al.,2022a修改)

第二,兴安地块基底岩石的时空分布特征(东老西新)、1.4 Ga A型花岗岩—流纹岩组合及锆石Hf同位素的空间变化与劳伦南部基底时空分布(北老南新)、同时期的Granite—Rhyolite Province岩石组合及同位素空间变异具有很好的一致性(图4b;Van Schmus et al.,1996;Petersson et al.,2015; Wang Zhiwei et al.,2022a)。首先,从基底岩石时空分布来看,兴安地块东部出露有1.8～1.7 Ga花岗质岩石,与之相邻的额尔古纳和松嫩还发育了2.5 Ga基性—中性和酸性侵入岩,因此整体显示出东老西新的时空分布格局(图1b)。劳伦古陆南部从北向南分布有Penokean Province(1.9～1.8 Ga变质岩浆和沉积岩)、Yavapai Province(1.8～1.7 Ga花岗岩)、Mazatzal Province(1.7～1.6 Ga大陆弧岩浆岩)、Granite—Rhyolite Province(1.5～1.3 Ga A型花岗岩和流纹岩)(Van Schmus et al.,1996;Petersson et al.,2015)。其次,兴安地块西部苏左旗—阿巴嘎旗和二连浩特地区存在1516 Ma二长花岗岩、1450 Ma A型正长花岗岩、1399～1360 Ma A型花岗岩以及1385 Ma变质流纹岩,它们共同构成了一套A型花岗岩—流纹岩组合,缺乏捕获锆石可能与其较高的岩浆结晶温度(810～939 ℃)有关,同时它们均具有高放射性成因锆石Hf同位素组成(图3),而且锆石Hf同位素显示出从东(阿巴嘎,TDM2峰期为1957 Ma)往西(苏左旗—二连,TDM2峰期为1582 Ma)更加亏损的趋势(孙立新等,2018,2020;Wang Zhiwei et al.,2022a,b)。劳伦南部1.5～1.3 Ga A型花岗岩和流纹岩同样以缺少捕获锆石和较高的形成温度(高于800 ℃)为特征,另外,在Granite—Rhyolite Province内存在一条“Nd—Hf同位素线”,北侧地壳物质更加古老NdTDM>1.5 Ga,南侧岩石NdTDM<1.5 Ga(图4b;Van Schmus et al.,1996;Petersson et al.,2015)。此外,类似的岩石组合和同位素变化在波罗的克拉通西南Fennoscandia、中天山地块均有出现(Roberts et al.,2015;He Zhenyu et al.,2018),在华北克拉通北部及白乃庙岛弧带同样记录了～1.4 Ga钙碱性岩浆活动(Shi Yuruo et al.,2012; Zhang Shuanhong et al.,2012; Li Changhai et al.,2021; Ma Haitao et al.,2022)。在中天山地块1.4 Ga花岗岩的锆石HfTDM2为1.95～1.55 Ga,而其南侧北山造山带的花岗闪长岩锆石HfTDM2较年轻(1.72～1.50 Ga),前人基于岩浆岩的对比研究提出中天山地块与波罗的克拉通西南Fennoscandia具有构造亲缘性(He Zhenyu et al.,2015,2018)。这些中元古代岩浆活动的产生及其同位素的空间变化可能与～1.4 Ga期间Columbia超大陆周缘俯冲有关(Bickford et al.,2015;Roberts et al.,2015;He Zhenyu et al.,2018),是俯冲后撤伸展机制下的产物,这可以得到兴安地块及白乃庙岛弧带1.4 Ga相对较薄的地壳厚度(31～29 km)的支持(图3)。同时,位于Columbia超大陆内部的劳伦、波罗的、澳大利亚、亚马逊、西非、西伯利亚和华北形成了广泛的同时期板内大火成岩省(LIPs,图4a;Ernst et al.,2008;Zhang Shuanhong et al.,2017)。俯冲后撤和陆下地幔上涌共同促进了Columbia超大陆的伸展和裂解。综上,作者支持前人提出的中亚造山带南缘和东部微陆块在1.4～1.3 Ga位于Columbia超大陆边缘,中天山地块紧邻波罗的,而兴安地块西部显示出与劳伦古陆的亲缘性(图4a;Wang Zhiwei et al.,2022a,b)。

另一方面,碎屑锆石Hf同位素随时间演化、与岩浆结晶温度和深度相关的地化指标的系统变化,也揭示出了1.7～1.2 Ga地壳厚度稳定,地壳长期显著增生,与长时期的俯冲作用有关。例如,兴安地块约1.7～1.2 Ga碎屑锆石均具有正的εHf(t)值,且随时代变新正值不断增大(图5)。这一趋势与Grenville Province的岩浆锆石和碎屑锆石的趋势完全吻合,并与全球碎屑锆石εHf(t)数据的变化部分一致(图5;Cawood et al.,2014; Petersson et al.,2015 Spencer et al.,2019)。这表明该时期经历了长期的强烈的地壳增生过程,这与大规模裂谷活动或长期俯冲背景下亏损的幔源岩浆加入有关,这些动力学过程会导致古老下地壳和陆下岩石圈地幔的大规模置换。锆石Ti温度、碎屑锆石La/YbN、Eu/Eu*在同一时间区间的同步变化也支持了类似的动力学过程(图6)。Y和HREEs通常在高压下容易保留在石榴子石中(Lee et al.,2007),然而高压环境下斜长石的分离结晶被抑制,不消耗熔体中Eu,氧化作用也可以增强锆石中Eu的分配(Green,1982;Trail et al.,2012),因此,锆石中La/YbN、Eu/Eu*的增加可以作为地壳增厚的指标(Tang Ming et al.,2021)。兴安地块西部1.7～1.2 Ga碎屑锆石整体表现出较高的La/YbN、Eu/Eu*值和相对高的锆石Ti温度,暗示了该时期地壳厚度较大且基本恒定,可能记录了Columbia超大陆周缘的长期俯冲作用,但1.35～1.27 Ga期间出现相反的变化趋势(图6),与强烈的地壳减薄相关。这也可以得到沉积岩研究的支持,Yang Zhenning等(2021)发现苏左旗宝音图群1405～1392 Ma硅质碎屑岩碎屑锆石累计分布曲线显示出汇聚型盆地沉积的特征,物源主要来自近源同时期花岗质岩石。

图5 中亚造山带东部微陆块中—新元古代沉积岩碎屑锆石年龄频谱图和锆石Hf同位素组成及其与全球碎屑锆石和劳伦南部岩浆及碎屑锆石对比(据Wang Zhiwei et al.,2022a修改;微陆块碎屑锆石年龄数据来自苗来成等2007;高福红等,2016;Zhang Yihan et al.,2014; Wang Feng et al.,2014; Zhao Shuo et al.,2016; Luan Jinpeng et al.,2017b; Yang Zhenning et al.,2021; Wang Zhiwei et al.,2022a;全球碎屑锆石和劳伦南部岩浆和碎屑锆石分别来自Cawood and Hawkesworth,2014; Petersson et al.,2015; Spencer et al.,2015,2019)

图6 兴安地块中—新元古代艾力格庙群碎屑锆石La/YbN (a) and Eu/Eu*(b)变化图解及其与Columbia和Rodinia超大陆演化的联系(中值以50 Ma为间隔计算;据Wang Zhiwei et al.,2022a修改)

3 微陆块与Rodinia超大陆演化的联系

在Rodinia超大陆汇聚阶段,劳伦和波罗的古陆与亚马逊古陆在1090～980 Ma碰撞拼贴,形成了格林威尔造山带,代表了Rodinia超大陆的最终聚合,980～820 Ma在超大陆周缘多个块体上发生了大洋板块俯冲作用,包括劳伦古陆东北缘(Valhalla 造山带),西伯利亚南缘、东非、塔里木北缘和扬子西缘等(Gladkochub et al.,2006;Cawood et al.,2010,2016;Murphy et al.,2013;Ge Rongfeng et al.,2016)。Rodinia超大陆从820 Ma开始大规模伸展,在750 Ma左右开始裂解,可以一直持续到550 Ma,超级地幔柱的出现可能主导了裂解过程,不可忽视的是俯冲回撤的拖拽力也起到了重要作用(Li Zhengxiang et al.,2008;李献华,2012;李献华等,2021;Cawood et al.,2016)。

中亚造山带东部微陆块与蒙古中部Baydrag地块前寒武纪基底组成主体一致(Demoux et al.,2009a,b),古地磁研究显示Baydrag地块805～770 Ma可能位于47±14°N(Levashova et al.,2010,2011),古纬度和地质记录与塔里木、华北和华南相似,位于Rodinia超大陆北部。大量的研究显示,中亚造山带东部发育了Rodinia超大陆聚合—伸展裂解阶段的沉积记录和变质锆石记录,同时还存在与0.95 Ga陆陆碰撞、0.95～0.77 Ga大陆弧、0.76～0.73 Ga板内相关的岩浆活动,这些地质记录是揭示中亚造山带微陆块与Rodinia超大陆演化联系的关键(图3和图4)。

3.1 沉积记录

首先,笔者等已经在兴安地块上识别出可能与格林威尔期造山作用有关的沉积序列,以二连南部艾力格庙群为代表,其下段的石英岩和变质酸性火山岩、上段的变质细碎屑岩和碳酸盐岩形成时代分别为1.00～0.92 Ga和0.87～0.75 Ga,二者的物源存在明显变化,从以格林威尔期年龄主要峰期为主向缺失该事件的新元古代单一峰期转变(Wang Zhiwei et al.,2022a)。两套变质沉积岩中1.50～1.44 Ga、1.13～1.07 Ga和0.92～0.87 Ga年龄峰值与Columbia和Rodinia超大陆旋回的时间跨度吻合较好(图5a;Cawood et al.,2014)。两段地层的岩石组合、碎屑锆石年龄和Hf同位素变化与格林威尔造山带有关的同碰撞和碰撞后沉积序列相似,而且地层下段石英岩中的锆石还存在与劳伦南缘Grenville Province相似的变质记录(1.77～1.60 Ga、1.57～1.41 Ga、1.27～1.12 Ga、1.09～1.00 Ga;Hynes et al.,2010;Spencer et al.,2015,2019;Wang Zhiwei et al.,2022a),而中亚造山带东部普遍缺少上述变质记录和1.1～1.0 Ga岩浆记录,作者认为艾力格庙群下段滨海相硅质碎屑岩可能在格林威尔造山期间沉积于劳伦古陆东南缘Grenville Province附近,接受了大量元古宙变质锆石和格林威尔期碎屑锆石,而上段缺少1.1～1.0 Ga锆石记录的浅海相细碎屑岩—碳酸盐岩建造可能形成于造山后阶段远离造山带的大陆边缘之上。佳木斯地块西缘也报道有类似碎屑锆石年龄组成及物源变化的沉积记录(Luan Jinpeng et al.,2019)。另外,兴安地块西部艾力格庙群碎屑锆石微量元素和Hf同位素随时代的系统性变化,也揭示了1.1～0.8 Ga期间存在明显不同的两个地壳演化阶段:①1.10～0.98 Ga地壳明显加厚,伴有大量古老地壳物质重熔,表现为随时代变新Eu/Eu*、La/YbN持续升高和锆石Ti温度降低、锆石εHf(t)值大斜率快速降低;②0.9～0.8 Ga地壳持续减薄,以古老地壳再造为主,体现为Eu/Eu*、La/YbN持续降低和锆石Ti温度升高、锆石εHf(t)值降低(图6)。这些过程与Rodinia超大陆聚合阶段格林威尔造山(1080～980 Ma)及随后的垮塌伸展过程基本吻合(图6;Wang Zhiwei et al.,2022a)。此外,兴安地块西部苏左旗地区昌特敖包组黑云母斜长片麻岩(沉积时代为930～921 Ma)峰期年龄相对单一,主要峰期为930 Ma,次要峰期为1062 Ma,碎屑锆石年龄累计曲线与俯冲带大陆边缘盆地锆石年龄组成相似,主要来源于由近源同时期大陆弧岩浆岩,可能与Rodinia超大陆周缘俯冲作用有关(Yang Zhenning et al.,2021)。

其次,锆石Hf同位素研究显示兴安地块西部1.2～1.0 Ga外来锆石岩浆源区以古老地壳的再造和混合为主,而0.9～0.8 Ga的地壳演化主要以古元古代地壳的再造为主(图5b),这与根据碎屑锆石Hf—O同位素提出的Grenville造山带地壳演化需要年轻地壳和至少1.8 Ga的古老地壳的混合相一致(Spencer et al.,2019)。1.1～0.8 Ga期间,古老地壳的再造也控制了Rodinia超大陆组成部分(如劳伦、波罗的、塔里木、华南、扬子、北天山、中天山、伊犁等块体)的地壳演化(Kröner et al.,2013;Roberts et al.,2015;Huang Zongying et al.,2019; Huang Hu et al.,2019; Spencer et al.,2019)。1.10～0.98 Ga格林威尔碰撞造山、0.9～0.8 Ga的碰撞后山根垮塌伸展和Rodinia外围古陆块边缘的俯冲增生造山作用,共同主导了持续的古老地壳物质再造(图4c;Roberts et al.,2015;Huang Zongying et al.,2019; Huang Hu et al.,2019; Spencer et al.,2019;Wang Zhiwei et al.,2022a)。因为碰撞过程可以使古老沉积物快速输入到源区,而且可以促进先存古老地壳的部分熔融,进而产生同—后碰撞岩浆作用,如喜马拉雅造山带(Ji Weiqiang et al.,2020)。另外,在新元古代早期,一个长寿命的环Rodinia前进式俯冲系统可能沿劳伦东部、波罗的东部、西伯利亚南缘、南美和西非、东非、塔里木北缘、扬子西缘、伊犁和中天山、兴安、额尔古纳等块体发育了安第斯型大陆弧,触发了大量古老下地壳的再造,同时也有少量年轻地壳物质的加入(Huang Zongying et al.,2019; Huang Hu et al.,2019;Spencer et al.,2019;Wang Zhiwei et al.,2022a;Zhang Shuanhong et al.,2022)。

基于此,我们提出了一个重建方案,即兴安地块在1.4 Ga可能位于Columbia超大陆边缘,劳伦古陆东南缘(图4a),1.00～0.92 Ga在Grenville Province东部沉积了艾力格庙群硅质岩石(图4c)。由于1.10～0.99 Ga波罗的克拉通顺时针旋转,导致劳伦东南部和波罗的北部之间的Asgard海打开,沿劳伦古陆东南边缘的外部增生造山带(Valhalla)启动,形成了980～920和840 Ma钙碱性岩浆活动(Cawood et al.,2010,2016),在Valhalla造山带附近,可能的东北向走滑断层改变了兴安、伊犁和中天山地块原来的位置(图4c),同时这一过程也可能终止了Grenville造山带碎屑的沉积作用,并导致在0.87～0.75 Ga内形成了艾力格庙群上段的细粒碎屑和碳酸盐岩。

中亚造山带东部额尔古纳、松嫩地块还发育了与超大陆裂解有关的沉积记录。例如,额尔古纳地块北部738～712 Ma额尔古纳河群和790～757 Ma佳疙疸组变质碳酸盐岩和细碎屑岩沉积(Zhang Yihan et al.,2014;Zhao Shuo et al.,2016),是稳定的大陆边缘海相沉积。在松嫩地块东北部也沉积了新元古代东风山群亮子河组磁铁石英岩(916 Ma)及变质陆源碎屑岩和碳酸盐岩(821～752 Ma)、新元古代晚期—早寒武世晨明组厚层石灰岩夹泥岩,新元古代晚期桦皮沟组(752～560 Ma)大理岩、云母石英片岩、石英岩等,地块东南部发育了塔东群朱墩店组(751～726 Ma)变质碳酸盐岩和细碎屑岩沉积(Wang Feng et al.,2014)。它们均具有被动大陆边缘浅海相沉积的特征,被动大陆边缘数量增加是Rodinia超大陆裂解的结果(图4d)。

3.2 岩浆记录

中元古代晚期(1.2～1.0 Ga)岩浆岩在中亚造山带内较为罕见,仅在南吉尔吉斯北天山地块发现少量～1.1 Ga具有富集Hf—Nd同位素特征的花岗岩和酸性火山岩。尽管在兴安地块西部中—新元古代艾力格庙群中存在大量的1.2～1.0 Ga碎屑锆石,但在中亚造山带东部尚未发现切确的1.10～0.98 Ga岩浆活动。Wang Zhiwei等(2022a)推测兴安地块西部的格林威尔期碎屑锆石颗粒主要来自劳伦南部的Grenville Province。但我们并不能完全排除本地来源的可能性。

作者近年来开展的花岗岩捕获锆石及Hf同位素研究显示兴安地块西部可能存在1.2～1.0 Ga地壳物质(王志伟等,2022;Wang Zhiwei et al.,2022b)。一方面,我们在侵入艾力格庙群的晚石炭世花岗岩(317 Ma)中发现大量元古宙捕获锆石,形成时代有1827～1768 Ma、1556～1526 Ma、1195～1082 Ma和964 Ma。这些锆石年龄与艾力格庙群碎屑锆石年龄谱存在一定差异,后者主要年龄峰期为923～871 Ma和1597～1003 Ma,次要峰期年龄为1887～1661 Ma和2570～2029 Ma。此外,317 Ma花岗岩中所捕获的元古宙岩浆锆石颗粒与艾力格庙群中具有较宽变质边的同时代碎屑锆石颗粒明显不同,捕获锆石均呈自形和半自形晶,不发育明显的变质边。因此,晚石炭世花岗岩中格林威尔期岩浆成因捕获锆石很可能来自兴安地块之下的结晶基底,而不是来自艾力格庙群的碎屑锆石(王志伟等,2022)。这一结论也可以得到锡林浩特地区大量格林威尔期岩浆成因捕获锆石存在的支持。例如,锡林浩特地区458 Ma花岗岩中也含有大量1005～1199 Ma的岩浆成因捕获锆石(葛梦春等,2011),同时该地区大面积古生代火山岩中也存在大量1.2～1.0 Ga的岩浆成因捕获锆石(笔者未发表资料)。另一方面,我们从二连浩特南部地区384 Ma和281 Ma花岗岩岩浆锆石中获得了1.2～1.0 Ga的HfTDM2,表明其岩浆来源于中元古代地壳物质再造,但锆石εHf(t)值大范围变化暗示了可能存在古老和新生地壳物质混合的可能性。花岗岩中1.2～1.0 Ga捕获锆石二阶段Hf模式年龄(TDM2)主要峰期为1.5 Ga、次要峰期为1.9 Ga,也揭示了古老地壳再造过程(Wang Zhiwei et al.,2022b)。同样,劳伦南部和东部同碰撞—后碰撞沉积序列中1.2～1.0 Ga碎屑锆石也显示出早—中元古代(峰值在1623～1788 Ma)地壳物质再造过程,与Grenville Province同期火成岩的成因相一致(图5)。

尽管中亚造山带东部目前尚未发现与格林威尔造山作用有直接联系的岩浆岩和变质岩,我们最新的研究显示松嫩地块东北部954 Ma正长花岗岩很可能是松嫩与佳木斯地块陆—陆碰撞后阶段沉积岩在地壳深部发生白云母脱水部分熔融的产物,这明显不同于额尔古纳地块同时期大陆弧基性下地壳部分熔融产生的I型花岗岩,因此我们推测松嫩地块上新元古代早期的岩浆活动可能是Rodinia超大陆碰撞聚合后伸展在中亚造山带东部的响应(Zhang Liyang et al.,2022)。松嫩地块基底西部—东南部(2.5 Ga、1.8 Ga)相对东北部(0.95～0.84 Ga)古老,东北部发育0.9 Ga年龄峰期相对单一的火山—沉积建造,与兴安地块东部古老西部年轻的基底分布和0.9 Ga火山—沉积层序相似。但不同的是松嫩地块尚未发现1.4 Ga花岗岩—流纹岩组合及与艾力格庙群类似的1.00～0.92 Ga变质沉积岩,这可能与它们所处的构造位置存在差异有关(图4c;Wang Zhiwei et al.,2022a,b)。另外,松嫩地块东北部还发育有929～927 Ma、917～911 Ma、895 Ma、841 Ma中酸性岩。929～927 Ma正长岩的原始岩浆可能来源于俯冲沉积物交代的富集地幔部分熔融,而917～911 Ma二长花岗岩和正长花岗岩具有加厚基性下地壳部分熔融成因的埃达克质岩石属性(Luan Jinpeng et al.,2017a)。895 Ma和841 Ma片麻状花岗岩是元古宙地壳物质再造的结果,但后一期侵入岩具有更高的岩浆结晶温度、锆石εHf(t)值和更低的Sr/Y及地壳厚度(图3)。这些研究表明洋壳俯冲作用可能在929 Ma之前已经开始,而且Sr/Y比值及其计算的地壳厚度从929 Ma到917 Ma持续加厚(平均厚度40 km,最大可达60 km左右),地壳演化也以古老地壳再造为主(图3;Luan Jinpeng et al.,2017a,2019; Zhang Liyang et al.,2022)。

从空间分布来看,松嫩地块与额尔古纳地块发育相似的0.95～0.84 Ga酸性岩浆活动、相对较高的岩浆结晶温度、Sr/Y及地壳厚度,而且与0.92 Ga兴安地块I型花岗岩特征基本一致(图3;Tang Jie et al.,2013; Liu Huichuan et al.,2020; Yang Zhenning et al.,2021;),兴安地块西延部分英巴地区发育有905 Ma石榴子石电气石花岗岩(周印章等,2013)。它们与佳木斯地块上953～920 Ma和898～891 Ma中钾—高钾钙碱性基性—中性—酸性岩组合、相对较低的岩浆结晶温度、Sr/Y及地壳厚度明显不同(图3;Yang Hao et al.,2017,2018; Sorokin et al.,2019),而且0.95～0.89 Ga岩浆岩还具有更加亏损的Hf同位素组成(图3)。以上结果,结合额尔古纳、兴安和松嫩地块都发育古元古代结晶基底,更可能暗示了它们相对于佳木斯地块处于超大陆更加内部的位置(图4c),松嫩地块较大的地壳厚度继承了前期碰撞造山的影响,位于超大陆边缘的佳木斯地块可能在953 Ma之前便受到洋壳俯冲的影响,板片脱水促进了地幔楔和下地壳的部分熔融,这一推测可以很好解释其相对低的地壳厚度和岩浆结晶温度(Zhang Liyang et al.,2022)。另外,北山南部存在900 Ma麻粒岩相变质作用(>600℃和0.6 GPa;Zong Keqing et al.,2017),它们可能都是Rodinia超大陆周缘俯冲作用产物的代表。

中亚造山带东部几个地块上在880～850 Ma之间基本都存在岩浆间歇期,从850 Ma开始,大量高温的钙碱性酸性岩浆岩、双峰式岩浆岩组合出现在松嫩和额尔古纳地块上,酸性岩Sr/Y值随时间逐渐减小,暗示了地壳厚度从35 km左右持续减小到30 km以下(图3c),额尔古纳地块上792 Ma基性岩岩浆起源于俯冲交代的亏损地幔的部分熔融,同时也显示出板内成因(Tang Jie et al.,2013)。它们可能形成于俯冲带的伸展环境,这与几个地块上酸性岩浆岩随时代变新由弧岩浆岩逐渐向板内成因过渡的趋势相一致(Zhang Liyang et al.,2022)。另外,牡丹江缝合带内777 Ma 具有MORB特征变质基性岩的出现表明佳木斯和松嫩地块之间牡丹江洋已经打开(颉颃强等,2008),而且额尔古纳和兴安之间697～628 Ma已出现洋内俯冲作用,说明新林洋盆在此之前已经打开(Gou Jun et al.,2020; Feng Zhiqiang et al.,2018)。

此外,兴安地块西部新发现750 Ma变质事件,在中亚造山带东部较为罕见,2粒HREE含量较高的750 Ma变质锆石具有较高的Ti温度(756～765℃),未形成典型的高压变质矿物,可能暗示了高T/P变质作用的存在(Wang Zhiwei et al.,2022a)。这一事件伴随着锡林郭勒杂岩中740 Ma元辉长岩的形成(周文孝等,2013)。因此,我们认为750 Ma变质事件可能发生在伸展环境中。同样,在相邻的额尔古纳地块形成了同时期的A型花岗岩(737 Ma)(Tang Jie et al.,2013)。上述事件与劳伦东部边缘裂谷相关记录基本吻合(Cawood et al.,2016)。因此,该中亚造山带东部微陆块上750～740 Ma地质记录可能是Rodinia裂解的产物。

基于以上研究,我们可以建立一个可能的东北地块群参与Rodinia超大陆演化的重建模型。东北地块群可能没有直接参与格林威尔造山,但相对位于内部的兴安地块接受了与造山有关的沉积,超大陆周缘前进式俯冲使得佳木斯地块与兴安地块在954 Ma碰撞拼贴,前进式俯冲作用持续至880 Ma进入间歇期,从850 Ma转变为后撤式俯冲,直至777 Ma和697 Ma之前开始不断裂解分别产生古亚洲洋的两个分支:古牡丹江洋和古新林洋。790～520 Ma期间在额尔古纳地块北缘、松嫩地块东缘均发育被动大陆边缘沉积。

4 微陆块与地球中年期演化

地球中年期(Earth’s middle age,1.8～0.75 Ga)介于两次大氧化事件之间,其地质演化与古环境变化一直是全世界地学领域研究的前沿和热点问题(Holland,2006; Lyons et al.,2014; Cawood et al.,2014)。这一地质时期传统上被称为平静的1.0 Ga(Holland,2006),然而,越来越多岩浆、变质作用和古环境研究挑战和改变了宁静期的传统观点(Zhang Kan et al.,2018; Brown et al.,2019; Canfield et al.,2021; Spencer et al.,2021)。

第一,地球中年期经历了Cloumbia和Rodinia超大陆旋回,发育巨量高温岩浆和变质作用。大量研究显示岩体型斜长岩在整个元古宙均大量产出(Ashwal et al.,2017),与世界范围内大量的高T/P变质作用是耦合的(Harley,2021),而且全球将近三分之二的超高温变质作用均发生在元古宙,尤其是其峰期与Cloumbia和Rodinia超大陆聚合相对应(Brown et al.,2019)。此外,巨量的1.5～1.3 Ga辉长岩、斜长岩、花岗岩及火山岩产出在劳伦南部、波罗的东部、东南极、亚马逊、华夏、华北、塔里木、印度、中天山、兴安等块体上,部分学者认为是地幔上涌至稳定的Columbia超大陆下由于绝热效应导致大规模熔融的结果(Hoffman,2019),也有学者认为它们是超大陆周缘大规模俯冲作用的产物(Bickford et al.,2015; Roberts et al.,2015;Condie,2021;Wang Zhiwei et al.,2022a,b)。

格林威尔期经历了全球大规模碰撞造山作用。在1.1～0.9 Ga期间,劳伦古陆南部经历了强烈的地壳缩短、高级变质作用、S型花岗岩侵位,与同时期澳大利亚Albany—Fraser、印度Eastern Ghats、南极Rayner、南非Natal—Namaqua、中非Irumide—Kibaran、亚马逊Rondnia—Sunsas和波罗的Sveconorwegian造山带共同构成了一期全球规模的碰撞造山作用,记录了Rodinia超大陆的最终聚合(Cawood et al.,2016;Hoffman,2019;Spencer et al.,2021),而且塔里木和华南可能也参与其中(Li Zhengxiang et al.,2008)。最新的研究显示,元古宙造山带是热、薄、海拔低的造山带,例如格林威尔造山带地壳平均最厚至60 km,与喜马拉雅碰撞造山带明显不同。大量AMCG组合及高T/P变质作用的出现意味着超大陆之下存在热的岩石圈地幔,较高的热流值决定了格林威尔造山带相对薄的地壳厚度及较低的海拔高度、陆壳侵蚀和风化速率(Brown et al.,2019;Spencer et al.,2021)。

Rodinia超大陆周缘可能存在新元古代环形俯冲增生造山带,主要分布在劳伦古陆东北缘(Valhalla造山带,1.0～0.73 Ga),西伯利亚南缘(900～620 Ma)、波罗的东缘(700～550 Ma)、南美和西非(760～570 Ma)、东非(955～630 Ma)、塔里木北缘(830～800 Ma)和扬子西缘(950～735 Ma)(图4;徐通等,2016;Gladkochub et al.,2006;Murphy et al.,2013;Cawood et al.,2010,2016;Ge Rongfeng et al.,2016)。另外,Rodinia超大陆825～700 Ma之间存在4期裂解事件:820～800 Ma、780～755 Ma、740～720 Ma和650～550 Ma,在825～800 Ma期间可能是超级地幔柱的出现启动了Rodinia的裂解,产生了大陆边缘裂谷带、放射状基性岩墙群(侵入到不同块体内)和大火成岩省(Li Zhengxiang et al.,2008)。澳大利亚和劳伦之间多期次(780～730、650、580 Ma)裂谷作用记录了原太平洋的打开和持续扩张(Mulder et al.,2019)。760～680 Ma岩石圈持续伸展,大量陆内沉积和双峰式火山岩不整合覆盖于中元古代格林威尔造山带上,620～550 Ma以发育大量裂谷岩浆作用为特征,伴随着590～570 Ma巨神海(Lapetus Ocean)的打开和古亚洲洋的持续扩张(Cawood et al.,2016)。

第二,全球锆石数据库低谷是地质记录形成和保存平衡的结果,地球中年期地质记录的体量被严重低估了。数据量不断增长的全球锆石数据库,包括花岗岩、沉积岩以及现代河流沉积物的年龄、Hf—O同位素、微量元素和结晶温度,显示出幕式分布特征(图5a),并被广泛用于揭示重要的构造机制转换、地壳厚度、大陆生长和超大陆旋回等(Dhuime et al.,2012; Condie,2014; Balica et al.,2020; Tang Ming et al.,2021)。然而,幕式分布仍存在争议的关键问题,比如全球数据库锆石年龄低谷是代表了岩浆作用弱,还是后期保存不好的结果?尤其是1.5～1.3 Ga时期是否记录了相对较弱的岩浆活动和地壳生长速率(Dhuime et al.,2012;Cawood et al.,2014)?

首先,近年来,在全球主要的克拉通、特提斯造山带及中亚造山带内一些微陆块上,例如劳伦、波罗的、南极洲、澳大利亚、亚马逊、华夏、伊犁、中天山、兴安地块、白乃庙岛弧带等,越来越多1.5～1.3 Ga A型花岗岩和双峰式火山岩以及大火成岩省、1.0～0.7 Ga岩浆岩和沉积岩被识别出来,尤其是大量碎屑锆石峰期年龄正好与全球数据库低谷相对应(图5a;徐通等,2016;蔡志慧等,2019;Goodge et al.,2008;Ramos,2010;Smits et al.,2014;Petersson et al.,2015;Guo Liang et al.,2017;Wang Wei et al.,2016;Yao Weihua et al.,2017;Huang Zongying et al.,2019; Huang Hu et al.,2019;Pulsipher et al.,2019;Liu Huichuan et al.,2020;Yang Zhenning et al.,2021;Wang Zhiwei et al.,2022a),进一步揭示了全球锆石数据库低谷并不是没有大量新生地壳物质产生的表征(Hawkesworth et al.,2009),它们是较为强烈的岩浆作用、剥蚀和沉积作用的产物,只是在全球尺度上有相对较差的保存状态,其体量被严重低估了(Wang Zhiwei et al.,2022a)。

其次,上述块体在1.5～1.3 Ga均发生显著的地壳生长,而且新生地壳的体量也被低估了。这一时期产生了大量具有高放射性成因同位素组成的与伸展有关的岩浆作用(图4a;Li Zhengxiang et al.,2008;Goodge et al.,2008;Smits et al.,2014;Petersson et al.,2015;Yao Weihua et al.,2017;He Zhenyu et al.,2018)。而且上述块体及华北、扬子、喜马拉雅和拉萨等块体上也存在大量1.5～1.3 Ga以正的εHf(t)值为特征的碎屑锆石,表明它们的物质来源以新生地壳物质为主,含有少量古老和新生地壳混合物质(Smits et al.,2014;Turner et al.,2014;Wang Wei et al.,2016;Guo Liang et al.,2017;Yao Weihua et al.,2017;Liu Chaohui et al.,2017;Huang Zongying et al.,2019; Huang Hu et al.,2019;Spencer et al.,2019)。此外,在兴安地块西部、中天山地块、波罗的Fennoscandia西南部和劳伦南部的增生边缘1.5～1.3 Ga地壳演化普遍存在横向增生,靠近陆内一侧有更多古老地壳物质的贡献,而陆缘以显著的新生地壳形成为特征(图4a;Bickford et al.,2015; Petersson et al.,2015;Roberts et al.,2015),古老地壳物质的加入会导致新生地壳的比例被低估。此外,大火成岩省(LIPs)也记录了1.5～1.3 Ga的大规模地壳生长,基性岩浆通过底侵或喷发也是地幔来源物质加入地壳的重要过程,是制约陆壳和洋壳生长的关键。在劳伦、波罗的、澳大利亚、南极洲、西伯利亚、西非和华北发现了一些1.5～1.3 Ga的LIPs,通常与地幔柱、裂谷有关(图4a; Ernst et al.,2008;Zhang Shuanhong et al.,2017),这意味着这些块体记录了～1.5～1.3 Ga陆壳大规模垂向增生。

上述研究表明,地球中年期存在一定规模的陆—陆碰撞、超大陆周缘长期俯冲、伸展和裂解作用,产生了大量岩浆、变质和沉积记录,而且大量新的1.5～1.3 Ga和1.0～0.7 Ga“低谷期”地质记录被不断发掘出来,这就意味着地球中年期并不是前人认为的宁静时期。

5 总结与展望

前人的研究启示我们,全球数据库可能不适合用于非全球性地质演化过程的示踪,这也是一些研究者发现全球锆石数据库微量元素并不能很好地示踪超大陆聚合过程的原因。如果要用大量数据来揭示超大陆的演化过程,我们应该重视与超大陆演化过程直接相关的区域和地质记录,如与Rodinia聚合有关的同造山期和造山后的岩浆、变质和沉积记录。此外,我们还应考虑是否有古老地壳物质加入到年轻地壳生长过程中,这一过程很容易被忽视,并导致低估了新生地壳的比例,因此要仔细评估Nd—Hf模式年龄的意义。

纵观前人对Cloumbia和Rodinia超大陆的研究,全球主要克拉通的岩浆、沉积和变质记录以及古地磁证据为超大陆重建提供了关键的制约,但同时不可忽视的是超大陆裂解会产生大量微陆块和地体,环超大陆的巨型俯冲带主体作用于超大陆边缘的小块体之上,因此它们也是超大陆重建的关键一环,中亚造山带内的前寒武纪微陆块将为超大陆在北亚的演化提供重要制约。尽管中亚造山带内的微陆块和全球其他古老块体边缘的微陆块或者地体一样,保存并不完整且受后期改造较为强烈,缺少可靠的古地磁数据支持,但越来越多新的岩浆、沉积、变质记录被识别出来,综合多块体地质记录的时空分布,也能为超大陆周缘俯冲增生和伸展裂解提供相对可靠的地质证据。

理解地球内部圈层之间的相互作用,探索地球深部和表层过程是地球深部过程与动力学领域的重要研究内容,其中一个重要的研究方向是大陆聚合和裂解过程、动力学机制及其资源环境效应。首先,中亚造山带东部微陆块在Rodinia聚合阶段是否直接参与格林威尔造山运动尚缺少格林威尔期高级变质作用和岩浆活动的精确限定。前期的工作显示可能存在上述地质事件,未来还需要寻找新的地质记录深入研究,而且微陆块参与超大陆聚合是否与自上而下的环形俯冲的动力学机制(俯冲速率增加或初始俯冲)有关仍不清楚。其次,超大陆裂解的主要动力有俯冲后撤(自上而下)和地幔柱(自下而上),中亚造山带东部新元古代基性岩出露和研究程度有限,目前的研究提出俯冲后撤促进了各陆块的伸展及裂解,但是否有地幔柱的作用还有待进一步研究。另一方面,在中亚造山带东部超大陆演化的表层地质过程响应及其资源与环境效应研究十分匮乏,例如,超大陆碰撞拼合和裂解均会导致海平面上升,而超大陆稳定存在期间保持低的海平面和高的陆域,中亚造山带东部新元古代海平面如何变化?地球中年期不同时期以低的大气氧含量为特征?是否存在增氧事件?是否存在冰碛岩、大火成岩省及地表隆升?与古生物如何协同演化?是否存在与超大陆演化有关的大型矿床?这些都是需要未来系统的工作去探讨的重要科学问题!

致谢：2022年是“中国地质学会成立 100 周年”和“《地质学报》(中、英文 版)创刊 100 周年”,有幸受到《地质论评》编辑部的邀请撰写了该文章,祝愿中国地质学会和《地质学报》(中、英文 版)在新的一百年里再创辉煌,祝愿《地质论评》发展越来越好,更上一层楼。