張建新 路增龍 毛小紅 滕霞, 2 周桂生 武亞威 郭祺, 2ZHANG JianXin, LU ZengLong, MAO XiaoHong, TENG Xia, 2, ZHOU GuiSheng, WU YaWei and GUO Qi, 2

1. 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

2. 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京 100871

1. Key Laboratory of Deep-Earth Dynamics of Ministry of Natural Resources, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Science, Beijing 100037, China

2. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China

在顯生宙的造山帶中通常分布著一些古老大陸殘塊，這些塊體大多有著復(fù)雜的地質(zhì)演化歷史，不僅記錄有大陸裂解形成大洋之前克拉通形成演化過程，也記錄大洋形成過程以及大洋閉合后卷入造山帶的構(gòu)造熱事件。在青藏高原東北緣的祁連-阿爾金-昆侖早古生代造山系中，就包夾有一些前寒武紀(jì)大陸塊體，這些大陸塊體主要由前寒武紀(jì)變質(zhì)基底和新元古代-古生代以來的沉積蓋層組成，分布在早古生代縫合帶之間，被稱之為“微陸塊”或“地塊”(陸松年, 2002)。這些微陸塊的組成、性質(zhì)和演化既蘊(yùn)含有超大陸聚散的重要信息，也對原特提斯體系的洋陸格局及造山類型和造山機(jī)制有重要啟示意義(張建新等, 2015; 王超等, 2018; Zhangetal., 2017, 2019b; Lietal., 2018a及相關(guān)文獻(xiàn))。然而，這些大陸塊體的歸屬及形成時代長期存在爭議。早期主要認(rèn)為這些由前寒武紀(jì)變質(zhì)基底組成的地塊是早古生代造山作用之前從華北板塊或塔里木板塊裂解出來(馮益民和何世平, 1996; 葛肖虹和劉俊來, 2000)，與華北地塊或塔里木地塊具有親緣性；近20余年來，一些學(xué)者認(rèn)為這些塊體與華南陸塊具有一定的親緣性(郭進(jìn)京等, 1999; Wanetal., 2001, 2006; 萬渝生等, 2003; 張建新等, 2003; 陸松年, 2002; 陸松年等, 2006; Luetal., 2008; Tungetal., 2007, 2012, 2013; Yuetal., 2013; Pengetal., 2019)。近年來，部分學(xué)者提出這些塊體具有岡瓦納大陸起源性質(zhì)，并認(rèn)為是在新元古代中期羅迪尼亞(Rodinia)超大陸裂解過程中，從超大陸的岡瓦納北部分離出來，并形成原特提斯洋，在早古生代晚期隨原特提斯洋閉合而拼貼在一起(Lietal., 2018a; Zhaoetal., 2018及相關(guān)文獻(xiàn))。在一些新元古代晚期-早古生代古大陸重建模式中，這些微陸塊被歸為“東亞陸塊群”(Cawood and Buchan, 2007)，或是“匈奴地體群”(Hunic Terranes)的組成部分(von Raumer and Stampfli, 2008; Stampflietal., 2013)，部分塊體可能在早古生代才從岡瓦納大陸分離，并游離于岡瓦納大陸北部周圍(peri-Gondwana)，與岡瓦納大陸主體以原特提斯洋或東瑞克洋(East Rheic)所分離(Stampfli and Borel, 2002; Stampflietal., 2013)。因此，近年來，雖然這些塊體起源于岡瓦納大陸已得到多數(shù)學(xué)者的共識，但何時從岡瓦納大陸分離仍有很大爭議，起源于岡瓦納大陸哪一部位也難以確定。本文擬在梳理已有的研究資料的基礎(chǔ)上，結(jié)合我們近年來在祁連地塊、歐龍布魯克地塊、柴達(dá)木地塊及中阿爾金地塊等微陸塊所獲得的新的研究資料，重新討論青藏高原東北緣早古生代造山系中前寒武紀(jì)微陸塊的起源，并簡要探討其對原特提斯洋起源的新啟示。

1 地質(zhì)概況

青藏高原東北緣早古生代造山系被巨型的阿爾金斷裂所穿切，其主要由早古生代俯沖-增生和碰撞造山所形成的物質(zhì)所組成(張建新等, 2015及相關(guān)文獻(xiàn))，其北側(cè)為阿拉善-敦煌地塊，南側(cè)以昆中斷裂帶(縫合帶)為界，與南昆侖印支造山帶分隔(圖1)?？紤]到斷裂兩側(cè)的主要巖石構(gòu)造單元可以對比，其主要包括北祁連-北阿爾金早古生代俯沖-增生雜巖帶、柴北緣-南阿爾金早古生代俯沖-碰撞雜巖帶、東昆侖北早古生代俯沖-碰撞雜巖帶以及夾在其間的前寒武紀(jì)變質(zhì)地塊。此外，在南祁連的拉脊山、木里及黨河南山等出露有早古生代基性-超基性巖、海相火山巖及相關(guān)碎屑巖，早期的工作認(rèn)為其為裂谷或小洋盆性質(zhì)(夏林圻等, 1996)，近年來，一些學(xué)者認(rèn)為其具有蛇綠混雜巖及弧相關(guān)的巖石組合特征(Fuetal., 2018及相關(guān)文獻(xiàn))，Songetal. (2017)稱之為“秦-祁增生雜巖”，本文不做詳細(xì)闡述，可參考相關(guān)文獻(xiàn)。前寒武紀(jì)變質(zhì)地塊將在后面進(jìn)行闡述，下面簡要介紹與早古生代造山作用有關(guān)的俯沖、增生及碰撞有關(guān)的巖石構(gòu)造單元。

圖1 青藏高原東北緣阿爾金-祁連-柴北緣早古生代造山系及前寒武紀(jì)變質(zhì)基底分布簡圖(據(jù)張建新等, 2015修改)Fig.1 Geological sketch map of the Altun-Qilian-North Qaidam orogenic system in the northeastern Qinghai-Tibet Plateau, showing the distribution of the Precambrian basement (modified after Zhang et al., 2015)

1.1 北祁連-北阿爾金俯沖增生雜巖帶

北祁連-北阿爾金俯沖增生雜巖帶分布在阿拉善-敦煌地塊和祁連-阿爾金地塊之間(圖1)。以發(fā)育早古生代蛇綠混雜帶及高壓/低溫變質(zhì)帶為特征。其中北阿爾金俯沖增生雜巖帶主要呈近EW向分布在紅柳溝-拉配泉一帶，主要由淺變質(zhì)火山巖、火山碎屑巖及碎屑巖等組成，并夾有具有蛇綠巖特征的寒武紀(jì)-奧陶紀(jì)超基性巖(蛇紋巖)、基性巖墻群和枕狀熔巖(楊經(jīng)綏等, 2008)以及含藍(lán)片巖和低溫榴輝巖的HP/LT變質(zhì)巖片分布在其中(Zhangetal., 2005)，片巖和榴輝巖中的白云母Ar-Ar定年獲得491～520Ma的年齡(張建新等, 2007)。此外，與俯沖增生雜巖相伴生的還有晚寒武世-奧陶紀(jì)弧花崗巖(戚學(xué)祥等, 2005; 吳才來等, 2007)。

北祁連俯沖增生雜巖帶中除具有典型的蛇綠巖和HP/LT變質(zhì)巖外，還發(fā)育早古生代島弧巖漿雜巖及弧后盆地巖石組合，構(gòu)成完整的“弧-溝-盆”古板塊構(gòu)造體系(許志琴等, 1994; 張建新等, 1997, 1998; Xiaetal., 2003; Zhangetal., 2012)，其中最老的MOR型蛇綠巖發(fā)育在北祁連南緣的玉石溝一帶，時代為533～568Ma(史仁燈等, 2004a; Songetal., 2013)，而大多數(shù)蛇綠巖則形成于島弧或弧后環(huán)境，具有SSZ性質(zhì)，時代為500Ma左右(孟繁聰?shù)? 2010; Xiaetal., 2012)。北祁連HP/LT變質(zhì)帶的時代為463～489Ma(Zhangetal., 2007b)。島弧巖漿巖主要由基性、中性及酸性火山巖及深成侵入巖組成，時代為450～510Ma(張建新等, 1997; Wangetal., 2005; Wuetal., 2011; Chenetal., 2014)。弧后盆地分布在北祁連北部，在肅南九個泉一帶發(fā)育有較完整的蛇綠巖序列，可見完整的堆晶輝長巖和枕狀熔巖組合(張旗等, 1997, 1998)，構(gòu)成北祁連北蛇綠巖帶，時代為490Ma左右(Xia and Song, 2010)。不整合在這套蛇綠巖套之上為一套志留紀(jì)殘余海盆地層，主要由具深海扇濁流沉積特征的復(fù)理石所組成，多不整合覆蓋于弧后盆地的火山巖之上。

1.2 柴北緣-南阿爾金俯沖碰撞雜巖帶

柴北緣-南阿爾金俯沖-碰撞雜巖帶分布在祁連-阿爾金地塊和柴達(dá)木地塊之間，被阿爾金斷裂分割為兩部分。其中南阿爾金俯沖-碰撞雜巖帶呈東西向分布于阿爾金山西南緣的江尕勒薩依-巴什瓦克一帶，以經(jīng)歷超高壓(UHP)變質(zhì)作用的榴輝巖和石榴橄欖巖為特征(Zhangetal., 2002, Liuetal., 2002)。它們以透鏡體分布在主體的片麻巖中，超高壓變質(zhì)帶形成時代為485～500Ma(Zhangetal., 2001; Liuetal., 2012)，并普遍經(jīng)歷了450Ma左右的巴羅式變質(zhì)作用疊加(Zhangetal., 2014)，并有同時代(440～460Ma)的碰撞型花崗巖侵入(曹玉亭等, 2010; 康磊等, 2013)。柴北緣俯沖碰撞雜巖帶西起塞什騰山，東至都蘭北部沙柳河-阿爾茨托山。UHP榴輝巖分布在魚卡-落鳳坡、錫鐵山和都蘭沙柳河等地，石榴橄欖巖出露在綠梁山勝利口。UHP變質(zhì)作用時代集中在460～423Ma(Zhangetal., 2017; Songetal., 2014及相關(guān)文獻(xiàn))。一些研究還表明，柴北緣超高壓帶中有許多與板塊俯沖及碰撞有關(guān)的I型和S型花崗巖，其形成時代也為早古生代，在柴北緣西段，鋯石SHRIMP U-Pb定年獲得兩種花崗巖的年齡分別為496Ma和446Ma(吳才來等, 2001, 2004)。在柴北緣東段的都蘭地區(qū)識別出具有埃達(dá)克質(zhì)的英云閃長巖和花崗巖兩期不同性質(zhì)的巖漿巖，其時代分別為415～436Ma和390Ma(Yuetal., 2012; Wangetal., 2014及相關(guān)文獻(xiàn))。

在柴北緣，還存在一套淺變質(zhì)火山巖，與含榴輝巖和石榴橄欖巖單元成斷層接觸。通過對柴北緣地區(qū)灘澗山群火山巖的研究，認(rèn)為其原巖具有島弧環(huán)境特征，形成時代集中在460～515Ma(袁桂邦等, 2002; 史仁燈等, 2004b; 朱小輝等, 2014)，說明在碰撞造山之前洋殼俯沖產(chǎn)生的火山島弧形成時間可能是寒武紀(jì)-中奧陶世。

1.3 東昆侖北早古生代俯沖碰撞雜巖帶

東昆侖造山帶可根據(jù)昆中斷裂帶(縫合帶)為界，劃分為北昆侖和南昆侖構(gòu)造帶，其中北昆侖帶以出露前寒武紀(jì)變質(zhì)基底、大量早古生代巖漿巖及少量蛇綠巖為特征(姜春發(fā)等, 2000; Dongetal., 2018及相關(guān)文獻(xiàn))。近年來，在原認(rèn)為的前寒武紀(jì)變質(zhì)基底中識別出變質(zhì)年齡為早古生代晚期的榴輝巖(Mengetal., 2013; 祁生勝等, 2014; 祁曉鵬等, 2016; Songetal., 2018)，因此，我們認(rèn)為北昆侖帶具有俯沖-碰撞雜巖帶性質(zhì)，包括原特提斯洋俯沖有關(guān)的蛇綠巖和弧巖漿巖，也具有少量與大陸深俯沖(？)及碰撞造山有關(guān)的榴輝巖及相關(guān)巖石。

2 祁連地塊前寒武紀(jì)變質(zhì)基底的組成及年代格架

祁連地塊分布于北祁連俯沖增生雜巖帶和拉脊山-木里-黨河南山增生雜巖(？)之間，又稱為中祁連地塊，其前寒武紀(jì)變質(zhì)基底主要分布在西段的野馬南山-疏勒南山區(qū)、中段的湟源-大通地區(qū)、東段的馬銜山地區(qū)，以中段大通-湟源地區(qū)的前寒武紀(jì)基底研究程度最高。根據(jù)巖石組合和變質(zhì)程度的差異，祁連地塊變質(zhì)基底可以分為深變質(zhì)基底和淺變質(zhì)基底。其中深變質(zhì)基底被稱之為野馬南山群，湟源群和馬銜山群，以角閃巖相相變質(zhì)的表殼巖、斜長角閃巖和花崗片麻巖為特征，局部達(dá)到麻粒巖相，其中花崗片麻巖和部分斜長角閃巖為正片麻巖；淺變質(zhì)基底在祁連地塊的西、中和東段分別稱為黨河群、湟中群和興隆山群，巖石組合主要為砂板巖、千枚巖、片巖和變火山巖，變質(zhì)程度以綠片巖-低綠片巖相為主，推測與深變質(zhì)基底為角度不整合接觸(圖2)。淺變質(zhì)基底被未變質(zhì)的白云巖和灰?guī)r不整合覆蓋，但后者的時代仍不明確。

圖2 祁連地塊前寒武紀(jì)地層及花崗質(zhì)侵入體對比(據(jù)董國安等, 2007修改)資料來源：1: Gehrels et al., 2003a；2: Gehrels et al., 2003b；3: 董國安等, 2007；4: Wan et al., 2001；5: 本次研究；6: 雍擁等, 2008a；7郭進(jìn)京等, 1999；8: Yu et al., 2013；9: Tung et al., 2013；10: Wu et al., 2017；11: Liu et al., 2019；12: Li et al., 2020aFig.2 Precambrian stratigraphic columns in the Qilian block, also shown are the ages of detrital zircons and granitoids (modified after Tung et al., 2007)

已有的工作主要集中于對祁連地塊深變質(zhì)基底的研究，特別是對其中的正片麻巖(包括花崗質(zhì)片麻巖和少量變質(zhì)基性侵入體)進(jìn)行了大量同位素年代學(xué)研究，獲得其原巖巖漿結(jié)晶年齡主要集中在新元古代中-早期，具有920Ma和760Ma兩個年齡峰值，近年來也有一些綜述性文章對此進(jìn)行了較全面的總結(jié)(Tungetal., 2013; Yuetal., 2013; Pengetal., 2019; Lietal., 2020a及相關(guān)文獻(xiàn))，本文在此不再贅述，感興趣可參考相關(guān)文獻(xiàn)。除了新元古代的巖漿時代，我們在祁連地塊中段的北緣新獲得一些中元古代晚期的巖漿年齡。2個含石榴斜長角閃巖采自祁連地塊北緣的大坂山一帶(圖3)，這些斜長角閃巖呈透鏡狀分布在含夕線石(藍(lán)晶石)的黑云片麻巖(湟源群副片麻巖)中。斜長角閃巖中的鋯石具有核邊結(jié)構(gòu)，鋯石核部具有典型巖漿鋯石特征，推測其原巖為輝長巖，鋯石LA-ICPMS U-Pb測定分別獲得其核部年齡為1140±30Ma(MSWD=0.9)和1119±24Ma(MSWD=0.29)，代表其原巖輝長巖的巖漿結(jié)晶年齡(毛小紅等，未刊資料)。地球化學(xué)分析顯示其原巖具有弧基性巖漿巖特征，可能代表了與格林威爾造山事件有關(guān)的弧巖漿活動(毛小紅等，未刊資料)；2個樣品的鋯石邊部具有典型變質(zhì)鋯石特征，所獲得的年齡分別為469±5Ma和 478±4Ma，與祁連地塊北緣早古生代的弧巖漿作用及變質(zhì)作用年齡一致(Pengetal., 2017; Zhangetal., 2019b)。另1個不含石榴子石的斜長角閃巖樣品(Q14-1-6.1)采自祁連地塊北緣的東段甘禪口(圖1)，鋯石也具有核邊結(jié)構(gòu)，但核和邊均具有變質(zhì)鋯石特征(圖4)。鋯石SHRIMP測定結(jié)果給出8個核部的年齡變化在1000±28Ma～1151±63Ma(207Pb/206Pb)之間(表1)，其加權(quán)平均年齡為1068±43Ma(MSWD = 2.7)，反映了與格林威爾造山事件有關(guān)變質(zhì)事件；8個鋯石邊給出的諧合年齡(206Pb/238U)變化在480±9Ma～536±9Ma之間(表1)，其加權(quán)平均年齡為515±17Ma(MSWD=5.9)，代表了早古生代變質(zhì)基底的再活化，與古祁連洋向南俯沖在祁連地塊北緣形成的大陸弧變質(zhì)事件有關(guān)(Pengetal., 2017; Zhangetal., 2019b)。

表1 祁連地塊北緣斜長角閃巖(樣品Q14-1-6.1)鋯石SHRIMP U-Pb定年數(shù)據(jù)表Table 1 Zircon SHRIMP U-Pb dating data of amphibolite (Sample Q14-1-6.1) in the northern Qilian block

圖3 祁連地塊中段地質(zhì)簡圖及樣品位置年齡數(shù)據(jù)資料來源：1: 雍擁等, 2008a; 2: 郭進(jìn)京等, 1999; 3: Liu et al., 2019; 4: Yu et al., 2013Fig.3 Geological sketch map of the middle Qilian block, showing the sample locations and published dating data

圖4 斜長角閃巖(樣品Q14-1-6.1)的鋯石U-Pb定年結(jié)果Fig.4 Zircon U-Pb concordia plots of amphibolite (Sample Q14-1-6.1)

另外，祁連地塊的變沉積巖(副片麻巖)的研究資料相對較少。董國安等(2007)獲得在托勒牧場附近野馬南山群副片麻巖的碎屑鋯石年齡主要集中在1.4～1.8Ga之間，最小的碎屑鋯石年齡為1016Ma。陸松年等(2009)獲得中祁連中段湟源群中糜棱巖化云母石英片巖的碎屑鋯石年齡主要變化于1157～2548Ma之間，并出現(xiàn)～1456Ma和～1703Ma兩個高頻區(qū)，并根據(jù)侵入到其中的片麻狀花崗巖917Ma的年齡，將湟源群的形成時代限定在～1456Ma和917Ma之間。最近，Lietal. (2020b)通過對湟源群的云母片巖的碎屑鋯石年代學(xué)測定，獲得其年齡變化在928～2895Ma之間，并主要集中在1.4～1.8Ga之間，與野馬南山群的碎屑鋯石年齡相似；對其中1個含石榴子石的長英質(zhì)片麻巖的鋯石測定，獲得的年齡主要集中在913～960Ma，作者解釋其為碎屑鋯石(Lietal., 2020b)，但根據(jù)作者提供的巖相學(xué)描述和鋯石CL圖像，不排除其原巖為正片麻巖的可能。

本文對大通黑泉水庫附近的湟源群中1個副片麻巖樣品的碎屑鋯石進(jìn)行了LA-ICPMS U-Pb定年，來進(jìn)一步確定湟源群的時代(測定方法和數(shù)據(jù)見電子版附表1)。副片麻巖樣品QL11-17-8.1中的鋯石大多具有次圓狀和渾圓狀外形，并存在許多細(xì)小不規(guī)則狀的鋯石顆粒，具碎屑鋯石的典型特征。60個測點(diǎn)的207Pb/206Pb表面年齡變化在1176±19Ma～2492±11Ma之間，Th/U比值為0.08～2.25(附表1)。絕大部分測點(diǎn)年齡集中在1473Ma，少量分布在1.6～1.8Ga，也見少量鋯石給出～2.5Ga的207Pb/206Pb年齡(圖5)。結(jié)合前人研究資料，我們認(rèn)為湟源群的形成應(yīng)為中元古代。

圖5 祁連地塊湟源群副片麻巖(樣品QL11-17-8.1)碎屑鋯石U-Pb年齡Fig.5 Concordia diagram and histogram for the distribution of U-Pb zircon ages of paragneiss (Sample QL11-17-8.1) from Huangyuan Group in the Qilian block

3 化隆微地塊前寒武紀(jì)變質(zhì)基底的組成及年代格架

化隆微地塊主要分布于拉脊山以南的貴德、尖扎、化隆和循化地區(qū)(圖6)，早期認(rèn)為其為祁連地塊的組成部分，考慮到它與祁連地塊以早古生代增生雜巖分隔，本文把它劃分出來?；∥⒌貕K的前寒武紀(jì)基底被稱之為化隆群(或化隆雜巖)，下組以混合片麻巖和混合巖為主，夾少量片麻巖和片巖；中組以片麻巖類和變粒巖類為主，夾少量角閃巖；上組由斜長角閃巖、綠簾斜長角閃巖、黑云斜長角閃巖、黑云斜長片麻巖和變粒巖等組成。早期由于缺乏高精度年代學(xué)資料，關(guān)于化隆巖群的形成時代一直存在較多爭議，如一些觀點(diǎn)認(rèn)為化隆群可以與柴北緣達(dá)肯達(dá)坂群和鄰區(qū)馬銜山群對比，被認(rèn)為形成于新太古代-古元古代(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1991; 徐學(xué)義等, 2008)；郭進(jìn)京等(1999)等通過對湟源群和化隆群巖石組合、構(gòu)造變形和變質(zhì)作用特征等方面的對比研究，認(rèn)為化隆群是湟源群的下伏巖系,形成時代應(yīng)在古元古代；近十余年來，由于年代學(xué)方法的更新及數(shù)據(jù)的增加，對化隆群及相關(guān)深成侵入體的時代逐漸清晰。陸松年等(2009)通過對化隆巖群白云母石英巖進(jìn)行了碎屑鋯石SHRIMP和LA-ICP-MS U-Pb年齡研究，結(jié)果表明存在大量1800Ma的碎屑鋯石，最年輕的碎屑鋯石出現(xiàn)在1400～1250Ma之間，認(rèn)為化隆巖群不可能是新太古代-古元古代的沉積，而最大可能是中元古代晚期的產(chǎn)物；徐旺春等(2007)通過對化隆群黑云母斜長片麻巖和侵入化隆群弱片麻狀花崗巖鋯石年代學(xué)研究認(rèn)為，化隆群形成時代為新元古代早期(徐旺春等, 2007; 何世平等, 2011)。Yanetal. (2015)通過對化隆群(雜巖)的含石榴子石斜長角閃巖和石英巖中的碎屑鋯石U-Pb定年，獲得碎屑鋯石具有1.47～1.78Ga的年齡峰值，最年齡的碎屑鋯石年齡為967～964Ma，并被940～850Ma的花崗質(zhì)正片麻巖所侵入(徐旺春等, 2007; Lietal., 2018c)。最近，F(xiàn)uetal. (2019)獲得化隆群中斜長角閃巖的巖漿鋯石年齡為1121±27Ma(MSWD=0.4)，解釋其代表了中元古代晚期的弧巖漿作用時代。我們對化隆群的2個副變質(zhì)巖樣品的碎屑鋯石進(jìn)行了LA-ICPMS U-Pb定年(測定方法和定年數(shù)據(jù)表見電子版附表2)。其中二云母片麻巖(樣品AQ12-8-4.2)采自化隆縣城南約12km(圖6)，52個碎屑鋯石測點(diǎn)的207Pb/206Pb表面年齡變化在1128±43Ma～3113±17Ma之間(附表2)，大部分集中在1452和1834Ma(圖7)，與前人的結(jié)果基本一致。另一樣品(石榴云母石英片巖AQ12-11.2.1)采自青海李家峽水庫附近(圖6)，45碎屑鋯石測點(diǎn)的207Pb/206Pb表面年齡變化在787±3Ma～2640±5Ma之間，大部分測點(diǎn)年齡集中在787Ma左右，少量分布在1830Ma和2582Ma。因此，部分化隆群的形成時代可能為新元古代。值得注意的是，與祁連地塊北緣相似，鋯石U-Pb年齡測定顯示一些化隆群副片麻巖具有早古生代變質(zhì)事件的記錄(Yanetal., 2015; 作者未發(fā)表數(shù)據(jù))。

圖6 化隆微地塊地質(zhì)簡圖及采樣位置Fig.6 Geological sketch map of the Hualong micro-block, showing the sample locations

圖7 化隆群副片麻巖的碎屑鋯石LA-ICP MS U-Pb年齡諧和圖Fig.7 Zircon U-Pb concordia plots of paragneisses from the Hualong Group

4 “歐龍布魯克地塊”的組成、年代格架及其解體

“歐龍布魯克地塊”(又稱全吉地塊)位于柴達(dá)木盆地以北，呈狹長帶狀展布在全吉山-德令哈-烏蘭一帶，原定的“歐龍布魯克地塊”南部以柴北緣高壓-超高壓變質(zhì)帶為界與柴達(dá)木地塊相隔，北以宗務(wù)隆構(gòu)造帶與(南)祁連造山帶相隔(圖1)，其前寒武紀(jì)基底主要由德令哈雜巖、達(dá)肯大坂巖群及萬洞溝巖群所組成，其上被南華系-震旦系全吉群以及早古生代以來的沉積巖系所不整合覆蓋(陸松年, 2002; Luetal., 2008)。最近幾年的資料顯示，烏蘭北部地區(qū)原認(rèn)為是歐龍布魯克地塊的深變質(zhì)巖石其原巖主要為中新元古代巖石，一些學(xué)者把它從歐龍布魯克地塊中解體出來，稱之為“烏北地塊”(Wangetal., 2016)?？紤]到這些深變質(zhì)巖石普遍經(jīng)歷了早古生代的低壓-高溫變質(zhì)作用，并伴隨早古生代弧巖漿巖的侵位(李秀財(cái)?shù)? 2015; Lietal., 2018b; Luetal., 2018; Wangetal., 2018)，我們也稱之為烏蘭北早古生代弧變質(zhì)-巖漿雜巖帶(圖8)。

圖8 歐龍布魯克地塊東部及相鄰地質(zhì)單元簡圖年齡數(shù)據(jù)來源：1: Yu et al., 2017; 2: Lu et al., 2018; 3: Gong et al., 2012; 4: Gong et al., 2019; 5: Sun et al., 2020; 6: Chen et al., 2013; 7: Chen et al., 2009; 8: 路增龍等, 2017; 9: Xiao et al., 2020; 10: Yu et al., 2019; 11: Wang et al., 2016; 12: Wang et al., 2018; 13: Li et al., 2019a; 14: 李秀財(cái)?shù)? 2015; 15: Li et al., 2018b; 16: 康珍等, 2015; 17: 路增龍, 2018Fig.8 Geological sketch map of the Oulongbuluke block, showing the locations of published dating data

新厘定的歐龍布魯克地塊與烏北地塊(早古生代弧變質(zhì)-巖漿單元)以斷層分隔(圖8)。其中的德令哈雜巖分布于全吉山、德令哈東及烏蘭南部等地，主要由條帶狀二長花崗質(zhì)和花崗閃長質(zhì)片麻巖組成，具有條帶狀或眼球狀構(gòu)造，變質(zhì)基性巖以不同規(guī)模和形態(tài)的殘塊賦存于其中，在全吉山、德令哈東和烏蘭南部均發(fā)現(xiàn)有基性麻粒巖透鏡體分布在花崗質(zhì)片麻巖中(路增龍等, 2017; Yuetal., 2017)。鋯石年代學(xué)測定顯示花崗質(zhì)片麻巖的巖漿鋯石年齡2.30～2.47Ga，并具有1.9～1.93Ga的變質(zhì)增生邊(Yuetal., 2017; Luetal., 2018及相關(guān)文獻(xiàn))。達(dá)肯大坂巖群主要由副片麻巖夾石榴斜長角閃巖等組成，具有明顯的混合巖化，形成時代可能晚于德令哈雜巖，但二者共同經(jīng)歷了1.96～1.82Ma的區(qū)域變質(zhì)事件(Chenetal., 2009, 2012, 2013; Gongetal., 2012; Liaoetal., 2014; 路增龍等, 2017; Yuetal., 2017; Luetal., 2018)。歐龍布魯克地塊的正片麻巖和副片麻巖被1.80～1.83Ga的基性巖脈所侵入(Chenetal., 2013; Liaoetal., 2014)。在歐龍布魯克地塊西部還有1.78Ga的環(huán)斑花崗巖的侵位(Wangetal., 2015)。萬洞溝群主要出露于歐龍布魯克地塊的西部，主要有兩類巖石組合：一為碳質(zhì)絹云片巖、鈣質(zhì)片巖和碳質(zhì)大理巖；一為斑點(diǎn)狀千枚巖夾透鏡狀大理巖。于鳳池等(1994)曾在萬洞溝群中測得1022±64Ma(變質(zhì)年齡)的Rb-Sr全巖等時線年齡和1150±280Ma的全巖Pb-Pb年齡，因此將其歸屬中元古代(于鳳池等, 1994; 陸松年, 2002; 陸松年等, 2006)。全吉群主要分布在柴達(dá)木盆地北緣北帶的全吉山-歐龍布魯克山一帶，角度不整合在古元古代德令哈雜巖和達(dá)肯大坂群之上，與上部含有腕足類化石的寒武系阿木尼克組呈平行不整合。全吉群主要為一套沉積巖夾少量火山巖組合，從下到上大體上為“礫巖-含礫砂巖-碳酸鹽巖-雜砂巖-礫巖”。自下而上可劃分為麻黃溝組、枯柏木組、石英梁組、紅藻山組、黑土坡組、紅鐵溝組、皺節(jié)山組等7個巖石地層單元(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1991)。陸松年(2002)及李懷坤等(2003)根據(jù)單顆粒鋯石U-Pb同位素年齡推測全吉群所夾火山巖玄武安山巖的形成時代為738±28Ma，因此將時代其歸為新元古代。近年來一些學(xué)者利用鋯石LA-ICPMS方法測得全吉群紅藻山組所夾凝灰?guī)r和豆?fàn)钅規(guī)r的鋯石U-Pb年齡為～1.64Ga，并得到1730Ma和1733Ma的最小碎屑鋯石年齡，將全吉群下限限定在中元古代早期，并由此將“全吉運(yùn)動”(全吉群與達(dá)肯達(dá)坂德令哈雜巖的不整合)由原先限定的740～700Ma提前至古元古代晚期-中元古代早期，認(rèn)為其應(yīng)該與華北克拉通的呂梁運(yùn)動對應(yīng)，而非之前所認(rèn)為的揚(yáng)子克拉通的晉寧運(yùn)動(張海軍等, 2016)。張海軍等(2016)還根據(jù)紅藻山組與上覆地層之間存在古風(fēng)化殼及區(qū)域不整合，且全吉群上部發(fā)育埃迪卡拉紀(jì)化石及冰磧巖等特征，認(rèn)為全吉群應(yīng)該解體，紅藻山組及以下地層為中元古界“長城系”，黑土坡組及以上地層才是“南華系-震旦系”。當(dāng)然，這樣的劃分仍需進(jìn)一步的工作的來驗(yàn)證或修正。

烏北地塊(烏蘭北早古生代弧變質(zhì)-巖漿雜巖帶)總體構(gòu)造走向?yàn)楸蔽飨?，北部以斷層或韌性剪切帶與宗務(wù)隆構(gòu)造帶的石炭-二疊系灰?guī)r相隔，南部以呼德生-蓄集鄉(xiāng)北西向斷層與狹義的歐龍布魯克地塊古元古代變質(zhì)基底相鄰(圖8)。它主要由不同類型的深變質(zhì)巖和侵入巖所組成。其中深變質(zhì)巖包括：副片麻巖或片巖(石榴夕線黑云片麻巖、石榴黑云母片巖、堇青石直閃石片巖等)、大理巖、鈣硅酸鹽巖及變基性巖(斜長角閃巖和基性麻粒巖)；侵入巖包括：花崗巖、花崗閃長巖、閃長巖、輝長巖和少量超基性巖等。已有的研究顯示，其中的變質(zhì)侵入體記錄有～1.5Ga、～1.1Ga和～0.9Ga三期前寒武紀(jì)巖漿事件(Wangetal., 2016; 路增龍, 2018; Yuetal., 2019; Xiaoetal., 2020)。部分副片麻巖中還獲得～1.1Ga的變質(zhì)時代(路增龍, 2018; Yuetal., 2019)，并普遍受到了早古生代早期與弧相關(guān)的低壓/高溫變質(zhì)作用疊加。鋯石和獨(dú)居石U-Pb定年顯示，一些深變質(zhì)巖(二輝麻粒巖、含堇青石泥質(zhì)麻粒巖、大理巖和鈣硅酸鹽巖)僅僅記錄早古生代的變質(zhì)年齡，變化在457～505Ma之間(Wangetal., 2018; Lietal., 2019a; 作者未發(fā)表數(shù)據(jù))，其峰期變質(zhì)條件為5.5～7kbar和800～900℃。具有典型低壓-高溫變質(zhì)作用特征(Lietal., 2019a)；這些早古生代的高溫變質(zhì)巖與同時代的輝長巖、超基性巖和中基性侵入巖構(gòu)成了早古生代大陸弧(或弧后)的深部物質(zhì)組成，與柴北緣大陸深俯沖之前洋殼向北俯沖有關(guān)(圖9；Luetal., 2018; Lietal., 2019a)。

圖9 柴北緣東段巖石構(gòu)造單元劃分剖面圖(剖面位置見圖8)(據(jù)Lu et al., 2018修改)Fig.9 The cross section showing the tectonic units of the eastern North Qadiam (modified after Lu et al., 2018)

5 柴達(dá)木地塊的前寒武紀(jì)變質(zhì)基底的組成及年代格架

雖然柴達(dá)木地塊大部分被新生代盆地的沉積物所覆蓋，但地球物理等資料顯示柴達(dá)木盆地的基巖主要由變質(zhì)基底所組成，與柴南緣(東昆侖北帶)所出露的變質(zhì)巖石類似。柴南緣的變質(zhì)基底原命名為金水口群(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1991)，后進(jìn)一步解體為太古代-古元古代白沙河巖群和中元古代小巖廟群(王云山和陳基娘, 1987; 王國燦等, 2004及相關(guān)文獻(xiàn))，主要分布在柴達(dá)木盆地南緣那棱格勒-格爾木-金水口一帶，由角閃巖相-麻粒巖相的變質(zhì)花崗質(zhì)巖石和表殼巖石所組成，夾有變質(zhì)基性巖(斜長角閃巖和基性麻粒巖)。一些學(xué)者認(rèn)為白沙河群主體為太古宙TTG和少量表殼巖所組成，但缺乏可靠的年代學(xué)證據(jù)。近十余年，在昆侖造山帶北部的變質(zhì)基底中，識別出新元古代變質(zhì)花崗質(zhì)侵入體，形成時代主要集中在820～938Ma(陸松年等, 2006; 陳能松等, 2006; 孟繁聰?shù)? 2013; 陳有炘等, 2015)，少量在1.0Ga左右(Heetal., 2016)。一些研究顯示原定為金水口群(白沙河群)的變質(zhì)巖還經(jīng)歷了1.0Ga的變質(zhì)作用和早古生代變質(zhì)疊加(張建新等, 2003; 何凡和宋述光, 2020)。最近幾年，在東昆侖北部的溫泉地區(qū)、夏日哈木、郎木日上游等地的深變質(zhì)巖中陸續(xù)發(fā)現(xiàn)有榴輝巖的出露(Mengetal., 2013; 祁生勝等, 2014; 祁曉鵬等, 2016; Songetal., 2018)，其變質(zhì)時代為410～430Ma(Mengetal., 2013; 祁生勝等, 2014; Songetal., 2018)，原巖時代為新元古代(Mengetal., 2013)。

值得注意的是，最近，我們在柴達(dá)木地塊西端原定為金水口群的變質(zhì)基底中，識別出晚埃迪卡拉-早寒武世的超高溫變質(zhì)巖石(Tengetal., 2020)。超高溫變質(zhì)巖石以Mg-Al麻粒巖為特征，與變泥質(zhì)巖、長英質(zhì)正片麻巖、基性麻粒巖、鈣硅酸鹽巖和含橄欖石大理巖等組成高溫-超高溫變質(zhì)單元(圖10)。超高溫Mg-Al麻粒巖呈層狀或透鏡狀夾于泥質(zhì)片麻巖中，其礦物組合為石榴子石+斜方輝石+夕線石+石英，還含有數(shù)量不等的藍(lán)晶石、鋁直閃石、假藍(lán)寶石、尖晶石、堇青石、金紅石、黑云母等礦物。假藍(lán)寶石見于富鎂的石榴子石內(nèi)，不與石英接觸。石榴子石的鎂鋁榴石組分可達(dá)74mol%，Opx的Al2O3含量最高為8.32%。堇青石和尖晶石主要以冠狀體結(jié)構(gòu)分布在石榴子石或夕線石邊部。相平衡模擬顯示其峰期變質(zhì)條件為P>9kbar、T>915℃；鋯石和獨(dú)居石的U-Pb定年顯示Mg-Al麻粒巖和基性麻粒巖經(jīng)歷了ca. 540～520Ma的麻粒巖相變質(zhì)作用，而長英質(zhì)正片麻巖的原巖年齡為ca. 1137～1122Ma，變質(zhì)年齡為560～510Ma(Tengetal., 2020)。

圖10 柴達(dá)木地塊西端變質(zhì)基底分布及年代學(xué)數(shù)據(jù)簡圖(據(jù)Teng et al., 2020修改)Fig.10 Geological sketch map of the western Qaidam block, showing distribution of metamorphic basement and locations of the dating data (modified after Teng et al., 2020)

6 中阿爾金地塊的組成及年代格架

中阿爾金地塊分布在早古生代北阿爾金俯沖-增生雜巖帶和南阿爾金俯沖碰撞雜巖帶之間(張建新等, 2011)，主要由深變質(zhì)的阿爾金巖群及淺變質(zhì)的中新元古代巴士庫爾干群、塔什大坂群(金雁山群)和索爾庫里群組成(新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1993; 劉永順等, 2009)。巴士庫爾干群、塔什大坂群和索爾庫里群在空間不連續(xù)分布，主要由淺變質(zhì)的碎屑巖、碳酸鹽巖夾少量火山巖所組成，其原巖以濱淺海相的大陸邊緣沉積為主，與北部的早古生代俯沖增生雜巖帶和南部的阿爾金群均為近東西向的斷層接觸關(guān)系。其中碳酸鹽巖中含有疊層石化石(新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1993)。在中阿爾金地塊北部不整合覆蓋有早-中奧陶世生物碎屑灰?guī)r、碎屑巖，區(qū)域范圍內(nèi)缺乏震旦紀(jì)-早寒武世地層。阿爾金巖群是以角閃巖相變質(zhì)為主的變質(zhì)雜巖，其形成時代一直存在爭議，早期把阿爾金巖群的時代定為古元古代甚至太古代(新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1993)，近十余年來，在原定為阿爾金巖群中識別出一些新元古代花崗質(zhì)巖石(花崗片麻巖)，獲得其巖漿結(jié)晶時代主要在900～950Ma，推測與副變質(zhì)巖為侵入接觸關(guān)系(Gehreletal., 2003a; Yuetal., 2013)。我們對且末南的阿爾金群的2個副變質(zhì)巖進(jìn)行碎屑鋯石定年(測定方法和年齡數(shù)據(jù)表見電子版附表3)，白云母石英片巖T08-5-6.1的碎屑鋯石U-Pb定年獲得43個測點(diǎn)的207Pb/206Pb表面年齡變化在1407±9Ma～2685±4Ma之間，具有1465和1831Ma兩個年齡峰(圖11)。另1個二云母石英片巖AQ11-9-14.1的59個碎屑鋯石測點(diǎn)的207Pb/206Pb表面年齡變化在1427±11Ma～2724±11Ma之間，兩個年齡峰值為1441和1711Ma。結(jié)合其被新元古代早期的花崗巖所侵入的特點(diǎn)，推測阿爾金巖群主體的形成時代應(yīng)為中元古代。

圖11 中阿爾金地塊副變質(zhì)巖碎屑鋯石U-Pb定年結(jié)果Fig.11 Zircon U-Pb concordia plots of paragneisses from the Central Altun block

7 討論

7.1 前寒武紀(jì)地塊的早古生代再活化

顯生宙造山帶中普遍存在前寒武紀(jì)地塊(微陸塊)，在造山帶的演化過程，其必然遭受與俯沖及碰撞有關(guān)的構(gòu)造熱事件的改造，發(fā)生再活化，這種改造與活化主要通過兩種方式：1)作為早古生代的活動大陸邊緣，被洋殼俯沖有關(guān)的弧巖漿和變質(zhì)作用改造，以大陸弧的形式存在。這種活化既有古老基底的再造(reworking)，也有新生地殼物質(zhì)的生長(rejuvenation)。2)另外一種活化方式發(fā)生在碰撞過程中，以陸內(nèi)變形、增厚地殼的部分熔融和巴羅型區(qū)域變質(zhì)作用及S型花崗巖為特征，這種再活化以古老基底的再造為特征，缺少新生地殼物質(zhì)生長。在青藏高原北部早古生代造山系的前寒武紀(jì)變質(zhì)地塊中，這兩種再活化的方式均存在。在祁連地塊北緣和烏北地塊(烏北早古生代弧巖漿-變質(zhì)單元)，早古生代早期(510～450Ma)均顯示出大陸弧特征，其前寒武紀(jì)基底巖石均遭受了早古生代弧變質(zhì)作用的疊加，并伴隨同時的弧巖漿活動。但祁連地塊北緣和烏北地塊的早古生代再活化也存在差異，祁連地塊北緣的早古生代變質(zhì)作用以中壓/高溫變質(zhì)作用為特征，形成溫壓條件為～10kbar和～800℃(Pengetal., 2017; Zhangetal., 2019b)，最近，我們還發(fā)現(xiàn)了高壓基性麻粒巖和高壓泥質(zhì)麻粒巖的出露(毛小紅等，未發(fā)表數(shù)據(jù))，可能代表早古生代增厚的大陸弧根，表明祁連地塊北緣具有擠壓大陸弧的特征；而烏蘭北的早古生代變質(zhì)作用以低壓/高溫變質(zhì)作用為特征，形成溫壓條件為5.5～7kbar和800～900℃，推測其具有伸展弧性質(zhì)。兩個大陸弧均伴隨早古生代基性到酸性的弧巖漿活動，一些花崗質(zhì)侵入體的鋯石Hf同位素顯示出明顯的正值，顯示出新生地殼物質(zhì)生長(Huangetal., 2015; Pengetal., 2017; Lietal., 2018b)，而一些弧花崗質(zhì)巖石的鋯石Hf同位素為負(fù)值(Lietal., 2018)，反映了前寒武紀(jì)基底的再造。早古生代晚期(420～450Ma)碰撞造山階段的再活化以祁連地塊內(nèi)部最典型，以同碰撞花崗巖的形成(雍擁等, 2008b; Huangetal., 2015)、區(qū)域巴羅型變質(zhì)作用(Lietal., 2019b)以及陸內(nèi)右行走滑變形為特征(戚學(xué)祥等, 2003)。

7.2 前寒武紀(jì)地塊的親緣性與塔里木、華南、阿拉善及華北陸塊的對比

前寒武紀(jì)占據(jù)地球演化歷史的絕大部時間，經(jīng)歷了幾期全球性的構(gòu)造熱事件，主要有2.5～2.7Ga的地殼生長及凱諾蘭(Kenorland)超大陸形成、1.8～2.1Ga的哥倫比亞(Columbia)及0.9～1.2Ga的羅迪尼亞(Rodinia)超大陸形成等(Brown, 2008)，這些全球性構(gòu)造熱事件廣泛記錄在全球不同克拉通及前寒武紀(jì)造山帶中，成為超大陸再造及前寒武紀(jì)克拉通和陸塊親緣性判定的重要標(biāo)志。然而，也正是由于這些事件的全球性分布特征，單一從某一地質(zhì)事件記錄來判定前寒武紀(jì)地塊的親緣性可能會產(chǎn)生片面和不正確的結(jié)論。

在青藏高原北部早古生代造山系的前寒武紀(jì)地塊中，除了歐龍布魯克地塊，普遍經(jīng)歷了新元古代兩期巖漿(變質(zhì))事件。其中新元古代早期(～900Ma)的巖漿事件以花崗質(zhì)巖漿作用為特征(Gehrelsetal., 2003a; 郭進(jìn)京等, 1999; 陸松年, 2002; Luetal., 2008; 雍擁等, 2008a; 董國安等, 2007; Tungetal., 2013; Wanetal., 2001, 2006; 萬渝生等, 2003; 徐旺春等, 2007; Songetal., 2012; Yuetal., 2013; Lietal., 2018c; Pengetal., 2019)，也有少量基性巖漿活動(Tungetal., 2012)。已有的地球化學(xué)資料顯示，在An-Ab-Or分類圖解中，這些新元古代早期花崗片麻巖樣品主要落入花崗閃長巖和石英二長巖區(qū)域，也有少數(shù)樣品為典型的花崗巖，顯示出高K2O鈣堿性花崗巖、I型和S型花崗巖的地球化學(xué)特征(Yuetal., 2013；Liuetal., 2019及相關(guān)文獻(xiàn))。在稀土元素和微量元素標(biāo)準(zhǔn)化配分圖解中，花崗片麻巖樣品富集輕稀土元素和大離子親石元素(如K, Rb和Th等)，而重稀土和高場強(qiáng)元素(Ba、Nb、Ta)則相對虧損?？紤]到這些花崗片麻巖普遍具有低的εNd(t)值(-5.9～-2.5)(Wanetal., 2001; 雍擁等, 2008a)和鋯石εHf(t)(-5.6～+3.9)(Yuetal., 2013)，地殼物質(zhì)的部分熔融作用可能是形成這些花崗片麻巖的主要機(jī)制。結(jié)合少量具有弧巖漿特征的同時代的基性巖漿活動(Tungetal., 2012)，這些新元古代早期的巖漿活動可能形成于活動大陸邊緣環(huán)境(Yuetal., 2013; Pengetal., 2019及相關(guān)文獻(xiàn))。新元古代中晚期(ca. 800～750Ma)巖漿活動同樣包括花崗質(zhì)巖漿巖和少量基性侵入體，被認(rèn)為形成于大陸裂谷環(huán)境(Tungetal., 2013及相關(guān)文獻(xiàn))。

中元古代末期-新元古代早期的巖漿事件普遍被認(rèn)為是與全球羅迪尼亞超大陸形成有關(guān)的格林威爾造山事件的產(chǎn)物。然而，這些ca.900Ma的巖漿事件明顯晚于典型的格林威爾造山事件1.3～1.0Ga(Bogeretal., 2000; Jayanandaetal., 2000)，而是與華南、塔里木地塊以及東印度和東南極的北查爾斯王子造山帶(the Northern Prince Charles Orogenic belt)較為相似(Mezger and Cosca, 1999; Bogeretal., 2000; Fitzsimons, 2000; Kellyetal., 2002; Lietal., 2006, 2009)。

華南陸塊被認(rèn)為由揚(yáng)子地塊、華夏古陸沿江南造山帶于新元古代拼貼而成，其演化與羅迪尼亞超大陸的聚合裂解密切相關(guān)(Lietal., 2008; 耿元生等, 2020及相關(guān)文獻(xiàn))。在華南地塊，新元古代早期巖漿事件主要記錄在揚(yáng)子地塊的東南、西南和西北緣。青藏高原北部前寒武紀(jì)地塊中的新元古代早期活動大陸邊緣的巖漿活動可與揚(yáng)子陸塊同時代的巖漿活動相比較(Tungetal., 2012)。塔里木地塊同樣記錄了大量的新元古代巖漿事件，如塔里木中部發(fā)現(xiàn)的890～932Ma的花崗質(zhì)巖漿作用，以及庫魯克塔格地區(qū)報(bào)道的1.0～0.9Ga的巖漿事件等(李曰俊等, 2005; Xuetal., 2013)。也正是這次構(gòu)造事件(塔里木運(yùn)動或晉寧運(yùn)動)造成了塔里木變質(zhì)基底最終固結(jié)及克拉通的形成(Luetal., 2008; Xuetal., 2013)。在華北陸塊，新元古代早期則發(fā)育與拉伸裂解有關(guān)的基性巖床和巖墻，沒有與羅迪尼亞超大陸匯聚事件有關(guān)的巖漿記錄。因此，結(jié)合已有的超大陸復(fù)原圖解和古地磁資料，在新元古代早期，青藏高原北部的前寒武紀(jì)地塊與塔里木地塊和華南陸塊具有明顯的親緣性。需要指出的是，從超大陸再造的角度，在新元古代早期，青藏高原北部前寒武紀(jì)地塊的巖漿活動可能并不代表羅迪尼亞超大陸形成的碰撞造山事件，而是與塔里木、華南可能同處于羅迪尼亞超大陸的活動大陸邊緣(Zhaoetal., 2018及相關(guān)文獻(xiàn))。從新元古代中期(～0.8Ga)開始，塔里木和華南均開始出現(xiàn)與羅迪尼亞超大陸裂解有關(guān)的巖漿活動，但不同位置的初始裂解時間以及對800Ma左右?guī)r漿活動的性質(zhì)的解釋仍存在較大爭議，這方面已有大量文章討論(耿元生等, 2020及相關(guān)文獻(xiàn))，在此不再贅述?？傮w上，從已有的資料看，在新元古代中晚期，青藏高原北部前寒武紀(jì)地塊的巖漿活動也可與華南及塔里木對比，可能均與羅迪尼亞超大陸的初始裂解有關(guān)，但這需要仍進(jìn)一步詳細(xì)的工作來加以明確。

正如前面提到的那樣，在祁連地塊、烏北地塊、化隆微陸塊及柴達(dá)木地塊的前寒武紀(jì)基底中，均識別出中元古代晚期(～1.1Ga)的巖漿和變質(zhì)事件。中元古代晚期是格林威爾造山作用(Grenvillian orogeny)的主造山期，在全球范圍內(nèi)，1.3～1.1Ga期間出現(xiàn)了大量的巖漿-變質(zhì)事件記錄。然而，這一時期的巖漿-變質(zhì)事件在不同地區(qū)形成的構(gòu)造背景存在明顯差異，或存在不同的解釋，既有與羅迪尼亞匯聚及超大陸形成的格林威爾造山作用有關(guān)的巖漿-變質(zhì)事件，如：北美的Grenville造山帶(Rivers, 2008, 2015; Johnsonetal., 2020)，巴西東北部1.18～1.15Ga變質(zhì)作用(Tohveretal., 2005)，北美西部1168～1064Ma的巖漿-變質(zhì)作用(Milidragovicetal., 2011)，澳大利亞中部1.3～1.1Ga巖漿-變質(zhì)作用(Whiteetal., 1999)，南美洲西南部的1330～1030Ma變質(zhì)事件(Rapelaetal., 2010)，東南極1170～1060Ma巖漿-變質(zhì)事件(Baueretal., 2003; Jacobs.etal., 2003)等；也有與拉張環(huán)境的基性巖墻群、大火成巖省的形成有關(guān)巖漿事件，如：印度Eastern Dharwar craton的1124～1093Ma巖漿事件(Kumaretal., 2007)，華北的1.21Ga基性巖漿事件(Pengetal., 2013)，澳大利亞中-西部發(fā)育1078～1060Ma的Warakurna大火成巖省(Wingateetal., 2004及相關(guān)參考文獻(xiàn))，非洲南部的Kalahari克拉通發(fā)育1112～1106Ma的板內(nèi)巖漿事件(Hansonetal., 2006)等。結(jié)合巖漿巖地球化學(xué)及同時代的高溫變質(zhì)作用，青藏高原北部前寒武紀(jì)地塊所記錄的1.1Ga的巖漿-變質(zhì)事件可能形成在大陸弧構(gòu)造背景(Fuetal., 2019; Yuetal., 2019)。最近在南塔里木地塊也識別出1.12Ga的花崗質(zhì)巖石，雖然作者解釋其具有A型花崗巖特征，但從地球化學(xué)數(shù)據(jù)看，其部分樣品也投在弧巖漿巖區(qū)域(Zhangetal., 2019a)，考慮到地球化學(xué)的多解性，不排除其形成在弧構(gòu)造環(huán)境。在南中國的揚(yáng)子地塊北緣和西北緣，也分別報(bào)道有1.1Ga的弧巖漿作用(Qiuetal., 2011; 李懷坤等, 2013; Dengetal., 2017)和高溫變質(zhì)作用(Xuetal., 2004)。因此，從中元古代晚期構(gòu)造熱事件看，青藏高原北部大部分前寒武紀(jì)地塊也與(南)塔里木和揚(yáng)子地塊可以對比。結(jié)合前面的討論，從中元古代晚期到新元古代早-中期(1.1～0.9Ga)，青藏高原北部的前寒武紀(jì)地塊可能與揚(yáng)子和塔里木地塊長期分布在Rodinia超大陸的大陸邊緣，作為環(huán)超大陸邊緣大陸弧的組成部分，而不是如一些作者提出的那樣，處在Rodinia超大陸的中心部位(Wenetal., 2018)。

從目前的研究資料看，在青藏高原北部早古生代造山系的前寒武紀(jì)地塊中，僅在歐龍布魯克地塊出露有明確的前中元古代巖石。歐龍布魯克地塊也是青藏高原北部前寒武紀(jì)地塊唯一一個顯示出典型克拉通性質(zhì)的微陸塊，由中-高級變質(zhì)作用的古元古代變質(zhì)基底與覆蓋于其上未變質(zhì)的沉積蓋層組成。其中古元古代的花崗質(zhì)侵入體的形成時代在2.3～2.47Ga，并與變質(zhì)表殼巖一起經(jīng)歷了1.82～1.96Ma的麻粒巖-角閃巖相變質(zhì)作用(Chenetal., 2013; Yuetal., 2017及相關(guān)文獻(xiàn))。盡管仍缺乏可靠的太古代巖石，但侵入體及表殼巖的鋯石Hf同位素特征顯示出新太古代的地殼形成時代，與普遍存在的新太古代繼承性或碎屑鋯石一致。這些特征與華北克拉通西部的阿拉善地塊及塔里木克拉通基底非常相似(張建新和宮江華, 2018; Geetal., 2013)。當(dāng)然，正如前面提到的那樣，新太古代地殼生長和古元古代造山事件廣泛記錄在全球前寒武紀(jì)克拉通中，在華南陸塊的華夏地塊也有零星記錄(翟明國, 2013及相關(guān)文獻(xiàn))，不能簡單作為塊體親緣性判定的標(biāo)志。在歐龍布魯克地塊中，直接不整合在古元古代變質(zhì)基底之上的全吉群原認(rèn)為可與揚(yáng)子克拉通的南華系-震旦系對比(陸松年, 2002; 李懷坤等, 2003)。然而，近年來，在全吉群下部紅藻山組所夾凝灰?guī)r中獲得的鋯石U-Pb年齡為～1.64Ga(張海軍等, 2016)，并認(rèn)為與華北克拉通的中元古界“長城系”相當(dāng)，而根據(jù)全吉群上部發(fā)育埃迪卡拉紀(jì)化石及冰磧巖等特征，才具有“南華系-震旦系”特征。因此，中元古代以前，歐龍布魯克地塊似乎與華北克拉通(特別是阿拉善地塊)和塔里木克拉通具有親緣性，而新元古代與華南陸塊的親緣性更強(qiáng)。然而，考慮到塔里木克拉通同樣具有相似的南華系-震旦系地層，特別是歐龍布魯克地塊具有與塔里木克拉通相似的新元古代時期的冰川沉積(孫嬌鵬等, 2016)，綜合考慮，歐龍布魯克地塊與塔里木克拉通更具親緣性。

7.3 超大陸再造及對原特提斯洋開啟的限定

盡管仍有爭議，到目前為止，在大多數(shù)新元古代早-中期的羅迪尼亞超大陸的再造模式中，青藏高原北部早古生代造山系的前寒武紀(jì)地塊以及相鄰的塔里木地塊、華南陸塊和其他東亞陸塊與西北澳大利亞、北印度或南極相連或靠近(Lietal., 2008; 李三忠等, 2016; Zhaoetal., 2018及相關(guān)文獻(xiàn))，即屬于后來的東岡瓦納大陸的組成部分。然而，這些塊體何時從東岡瓦納大陸分離出來？由于這些塊體分布在原特提斯洋閉合產(chǎn)物的早古生代造山系中，這一問題必然涉及到原特提斯洋的起源(張建新等, 2015; Lietal., 2018a; 吳福元等, 2020及相關(guān)文獻(xiàn))。目前，一個普遍的認(rèn)識是這些早古生代造山系中的大陸塊體在羅迪尼亞超大陸解體過程中從東岡瓦納的位置開始分離，并形成原特提斯洋。其主要依據(jù)是：1)這些塊體及造山系中保留有新元古代中晚期大陸裂解的地質(zhì)記錄(Luetal., 2008; Songetal., 2010; 張建新等, 2011; Tungetal., 2013; Xuetal., 2016)；2)早古生代造山系中最早的蛇綠巖形成時代在550Ma左右(史仁燈等, 2004a; Songetal., 2013)，顯示原特提斯洋在新元古代晚期已經(jīng)打開；3)先前的資料顯示這些塊體中缺乏岡瓦納大陸拼貼有關(guān)的泛非造山事件(650～530Ma)的地質(zhì)記錄(Zhaoetal., 2018及相關(guān)文獻(xiàn))。泛非造山事件廣泛記錄在東南極、澳大利亞中西部、印度東南部、斯里蘭卡、馬達(dá)加斯加等東岡瓦納大陸的塊體中(Meert, 2003; Meert and Lieberman, 2008及相關(guān)文獻(xiàn))，缺乏泛非造山事件的地質(zhì)記錄暗示青藏高原北部的前寒武紀(jì)塊體可能在泛非期之前可能已從東岡瓦納大陸分離。

然而，我們最近在柴達(dá)木地塊西部新識別出的晚泛非期(晚埃迪卡拉-早寒武世)的超高溫(UHT)變質(zhì)巖石可能改變這一認(rèn)識(Tengetal., 2020)。泛非期UHT變質(zhì)巖廣泛分布在南印度、斯里蘭卡、馬達(dá)加斯加、東南極等泛非造山帶中，被認(rèn)為是岡瓦納大陸最終拼合形成熱造山帶的顯著標(biāo)識，在岡瓦納形成期可能存在一個類似現(xiàn)今青藏高原的造山高原(Clarketal., 2015; Fitzsimons, 2016及相關(guān)文獻(xiàn))，以地殼放射性元素衰變熱為主要熱源，使部分中下地殼緩慢達(dá)到超高溫條件(Clarketal., 2015; Hortonetal., 2016, 2018)。

柴達(dá)木地塊西部UHT變質(zhì)單元以Mg-Al麻粒巖為特征，在巖石組合、形成的溫壓條件、原巖及變質(zhì)時代與岡瓦納大陸最后拼合所形成的泛非造山帶超高溫變質(zhì)單元非常相似(Tengetal., 2020及相關(guān)文獻(xiàn))。因此，柴達(dá)木地塊在泛非造山期可能仍為東岡瓦納大陸的組成部分，這也暗示了其應(yīng)在泛非造山事件之后才從岡瓦納大陸分離。前面已提到，柴達(dá)木地塊與塔里木地塊，特別是南塔里木地塊在前寒武紀(jì)變質(zhì)基底有許多相似之處。一些研究者也提出南塔里木地塊中新元古代地層和寒武紀(jì)地層之間的不整合為泛非造山作用的產(chǎn)物(郭群英等, 2015)，暗示了南塔里木地塊也卷入了泛非造山事件?？紤]到阿爾金斷裂的左行走滑，柴達(dá)木地塊可能與南塔里木地塊相連。在Lietal. (2008)的古大陸再造模式中，從羅迪尼亞超大陸形成到早古生代早期，塔里木地塊一直與西北澳大利亞相連。假如如此，柴達(dá)木地塊和與之相連的(南)塔里木地塊可能在泛非造山事件之后才從東岡瓦納大陸分離，這意味著塔里木-柴達(dá)木地塊之南的古昆侖洋形成在泛非事件之后。到目前為止，古昆侖洋蛇綠巖的最老年齡為530Ma左右(Dongetal., 2018及相關(guān)文獻(xiàn))，這似乎與前面的討論相矛盾。然而，目前所獲得的UHT變質(zhì)巖石的鋯石U-Pb年齡可能并不代表其峰期變質(zhì)時代，柴達(dá)木西部UHT峰期時代可能要早于530Ma(Tengetal., 2020)，UHT峰期變質(zhì)作用本身也可能代表了碰撞造山后的伸展事件。因此，北昆侖洋的打開可能在泛非碰撞造山作用之后。當(dāng)然，這需要更精確的UHT變質(zhì)作用及蛇綠巖形成年齡的確定。綜合以上分析，青藏高原北部一部分前寒武紀(jì)塊體可能在羅迪尼亞解體時從岡瓦納大陸分離，而一些塊體泛非造山期以后(530Ma)才從岡瓦納大陸分開，可能并不存在統(tǒng)一的原特提斯洋，原特提斯洋的打開是穿時的，并存在多個分支洋盆，但其閉合時代幾乎一致，即發(fā)生在早古生代末期，并導(dǎo)致這些微陸塊的最終拼貼，在青藏高原北部以廣泛發(fā)育晚志留世-泥盆紀(jì)磨拉石為特征。

8 結(jié)論

(1)青藏高原北部早古生代造山系中的前寒武紀(jì)地塊普遍遭受早古生代造山事件的改造并發(fā)生再活化。它們或者作為原特提斯洋的活動大陸邊緣，被洋殼俯沖有關(guān)的弧巖漿和變質(zhì)作用改造，以大陸弧的形式存在；或者被早古生代碰撞造山過程中的陸內(nèi)變形、增厚地殼及相關(guān)的區(qū)域變質(zhì)作用、深熔作用和碰撞型花崗巖所改造。

(2)在青藏高原東北部早古生代造山系所夾的前寒武紀(jì)地塊中，僅僅歐龍布魯克地塊保存有早前寒武紀(jì)的變質(zhì)基底，具有典型克拉通性質(zhì)。中元古代以前，歐龍布魯克地塊似乎與華北克拉通(特別是阿拉善地塊)和塔里木克拉通具有相似的基底物質(zhì)組成和年代格架；而從晚中元古代到新元古代，所有的前寒武紀(jì)地塊與華南陸塊和塔里木陸塊的親緣性更強(qiáng)。

(3)青藏高原北部早古生代造山系中的大部分前寒武紀(jì)塊體可能在羅迪尼亞超大陸解體時已從岡瓦納大陸北部分離，而一些塊體(如柴達(dá)木地塊)可能在泛非造山期(530Ma)以后才從岡瓦納大陸分開，晚新元古代-早古生代并不存在統(tǒng)一的原特提斯洋，原特提斯洋的打開是穿時的。

致謝任留東研究員和李懷坤研究員對文章提出了建設(shè)性的修改意見，在此表示感謝！

本文獻(xiàn)給沈其韓院士百歲華誕，并向先生始終如一的嚴(yán)謹(jǐn)治學(xué)態(tài)度和在前寒武紀(jì)及變質(zhì)地質(zhì)學(xué)領(lǐng)域的卓越貢獻(xiàn)致敬！