漫话“古亚洲洋”(2)

漫话“古亚洲洋”（2）
胡经国
㈣、古亚洲洋发展过程
1、概述
资料显示，古亚洲洋是与大洋发育有关的造山带。

在这类与大洋发育有关的造山带中，蛇绿岩因其对于恢复古板块构造格局、重建造山带演化过程、深源成矿作用等方面研究带来的重要信息，20余年来一直受到地质学界的广泛重视，成为板块构造和岩石圈动力学研究不可缺少的环节（肖序常，1995；赵宗溥，1984；张旗等，1998）。

但是，随着对全球许多地区的蛇绿岩研究资料的积累，人们认识到，现存的多数特提斯蛇绿岩，只是大洋或边缘海盆地在闭合以后古洋壳的残骸记录（Coleman R G.，1984；张旗，1994）。

正如地震层析成像填图所证实的那样（Marump，1994），绝大部分大洋岩石圈已经通过俯冲方式再循环重新回到地幔中去了。

因此，现今人们所观察到的蛇绿岩所记录的古构造演化史是不完整的和残缺的。

根据板块构造和造山带的演化模式，这个过程包括以下几个阶段，即：大陆拉张阶段（包括大陆裂谷阶段）、洋盆扩张阶段、俯冲阶段、碰撞阶段和碰撞后阶段（张旗等，1999）。

通过火成岩构造组合的研究，识别各个阶段火成岩组合特征（产出时间、空间、来源和形成环境的特征），并且与蛇绿岩的信息结合起来，配合高精度的同位素测年和地质时间信息，就可以厘定出完整的构造－岩浆事件序列，恢复特提斯演化过程、构筑造山带演化历史，也可为探讨大陆/大洋岩石圈转换、岩石圈深部过程、大陆动力学研究、成矿过程（肖庆辉等，1993）等提供有用的信息。

古亚洲洋的构造演化一直延续到晚古生代。

沿南天山－北山－锡林浩特一带的洋盆于早石炭世和早二叠世先后闭合；沿索朗克尔－索伦山－西拉木伦一带的洋盆于晚二叠世初封闭，结束了古亚洲洋的演化历史。

按其发育历史和构造位置，可大体分为：阿尔泰－萨彦－蒙古－鄂霍次克构造带、巴尔喀什－兴安构造带和乌拉尔－南天山构造带等三个大的构造带。

2、发展演化阶段
⑴、古洋盆的打开
关于中国新疆北部及中亚地区震旦纪双峰式火山岩发育的资料（Avdeyev，1984；新疆维吾尔自治区地质矿产局，1993；iL，2001），以及蛇绿岩的同位素年代学资料（Kwon et al.，1989；肖序常等，1992；张驰等，1992；黄建华等，1995；帕拉提等，1995；黄萱等，1997；杨海波等，2005），表明中国新疆北部及中亚地区的古洋盆至少是在震旦纪打开的。

但是，鉴于在西伯利亚、中朝、印度等陆块内部中元古代早期裂陷槽的发育；Khain等（2002）报道东南萨彦岭发育1020Ma的蛇绿岩；在区域事件上，
在元古代，劳亚古陆开始分裂；到早寒武纪，古北美与古欧洲之间出现古大西洋（即Iapetus洋）；在古北美与古非洲（冈瓦纳古陆）之间出现前阿巴拉契亚洋；结合原大西洋－古亚洲洋构造域（或北半球古大洋构造域）形成于中、新元古代，早古生代期间主要是洋盆消减、大陆边缘陆壳增生，形成中间地块；晚古生代时期主要是残余洋盆的闭合、弧－弧或弧－陆碰撞，以及大陆碰撞与超碰撞（Winedle，1984；张允平等，2010）的认识。

因此，古亚洲洋古洋盆的打开至少可以推到中元古代，即是在经历了哥伦比亚超大陆、罗迪尼亚超大陆两次裂解的基础上形成的。

⑵、古洋盆俯冲与闭合
①、古洋盆俯冲作用
已有的古地磁探测资料（Smethurst et al.，1998；杨振宇等，1998；李永安等，1999）、有关地层中所含有的古生物——珊瑚化石(王宝瑜，1981，1986，1987，1988，1990，1994，1995，1998；蔡土赐，1988a、b，1989a、b，1991a、b，1993，1996，1997），以及塔里木盆地北缘的泥盆纪红层等资料都表明，中国新疆北部及邻区前身古洋盆及其周缘古陆，在古生代期间长期位于从低纬度到中纬度地区。

中－晚志留世的图瓦贝动物群化石仅仅见于中国新疆北部准噶尔盆地北东的东准噶尔及其北东地区（张梓歆等，1983；王宝瑜，1990）、南蒙古蛇绿岩带两侧（Kulkov，1993）、中国东北贺根山蛇绿岩带以北地区（苏养正，1981）。

而在中朝陆块北缘、天山、西准噶尔和中亚地区的同时代的地层中，则迄今未见该动物群的化石。

亚洲大陆晚石炭世开始发育的安加拉和华夏两个植物群的混生现象，只在晚二叠世的地层中才出现（窦亚伟等，1985；吴绍祖，1993）。

一般认为，蛇绿岩是洋壳残片，是洋壳俯冲的记录。

在萨彦岭地区和蒙古西部，除了1020Ma的蛇绿岩之外，还发育有600～500Ma的蛇绿岩（Buchan et al.，2002）。

在那里，活动陆缘岩系从新元古代开始发育（Kuzmichev et al.，2001；Salnikova et al.，2001）；但是，以寒武纪的分布最为广泛。

在俄罗斯萨彦岭和山区阿尔泰、中国的西准噶尔南部和南天山北缘，这些蛇绿岩都伴生有榴辉岩和蓝片岩。

其中，西准噶尔唐巴勒蓝片岩的Ar-rA年龄为458～470Ma（张立飞，1997），南天山北部的蓝片岩Ar-rA年龄为350Ma（肖序常等，1992）、榴辉岩的Sm-Nd年龄为345Ma（Gao et al.，2003）。

中国新疆北部及中亚地区的活动陆缘杂岩，始自奥陶纪持续到石炭纪（Avdeyev，1984；Li et al.，2003；李锦轶，0204a）。

弧前增生杂岩是古洋盆存在和收缩俯冲的直接记录。

在中国新疆北部，这类地质体见于南天山线性造山系、北天山巴音沟、西准噶尔萨尔托海、东准噶尔卡拉麦里山、阿尔泰山前的锡泊渡至乔夏哈拉一带。

在这些地区，海洋岩石圈残片被构造包裹在泥盆纪和早石炭世弧前沉积岩系中。

准噶尔盆地东北缘，在卡拉麦里蛇绿岩带以南，中志留统至下石炭统下部为连续沉积，岩性以陆缘碎屑岩为主，夹有少量碳酸盐岩，其中化石丰富，厚度不大，具有被动陆缘沉积岩系的特征。

其上的下石炭统山梁砾石组为厚度达1600米的砾岩（中国新疆维吾尔自治区区域地层表编写组，1981；中国新疆维吾尔自治区地质矿产局，1993，1999），具有同造山磨拉石的特征。

玻安岩是对于确定蛇绿岩及与其伴生岩石的构造环境和相应的弧－盆演化
的过程、了解壳幔演化的早期历史等都具有重要意义的岩石（Sun S，et al.，1989；Fan J，et al.，1997；Kerrich R，et al.，1998；Puchtel Z S，et al.，1999）。

在蛇绿岩中，只要发现了玻安岩，那么就可以确定该蛇绿岩受到了消减作用的影响（张旗等，2000）。

目前，已发现的几乎所有的玻安岩都产于弧前环境（Hickey R L et al.，1982；Crawford A J et al.，1989），在时间上主要出现于岛弧或弧后盆地演化的初期阶段（Cameron W E，et al.，1979；Hickey R L，et al.，1982；Beccaluva L，et al.，1988；Crawford A J，et al.，1989；张旗，1990），典型岩石组合往往是Harz（方辉橄榄岩）－IAT（岛弧拉斑玄武岩）－Boninite（高镁安山岩），常常代表初始俯冲时形成的不成熟洋内岛弧。

据报道，西昆仑库地蛇绿岩中依莎克群火山岩（袁超等，2002）、北祁连山大岔达坂蛇绿岩（张旗，1998；冯益民，1995）中发现玻安岩。

中国内蒙古大石寨镇周边的志留纪玄武岩(439±3)Ma，依据地球化学证据（郭锋，2009）可分为2组：第一组玄武岩相对高TiO2、MgO和相容元素而低Sr、Th，可能来源于俯冲流体改造而且同位素组成极为亏损的大洋岩石圈地幔源区。

而第二组玄武岩则低TiO2、MgO和相容元素而高Sr和Th，而熔融源区则明显有俯冲沉积物的贡献。

在中国新疆北部、内蒙古及邻区报道（刘德权等，1993；Dobret sov et al.，2004；赵振华，2007），在中国新疆阿尔泰西部阿舍勒铜矿区中泥盆统阿舍勒组海相火山岩地层中，发现了一套富镁火山岩系（牛贺才，1999）；中国新疆北部富蕴县沙尔布拉克中泥盆统北塔山组的辉石安山岩具有玻安岩的地球化学特征（张海祥等，2003）。

此外，在阿舍勒（富镁英安岩）、阿拉套山、达巴特、西天山阿希、果子沟、东天山土屋－延东、东天山尾亚、企鹅山和312国道东，也已发现了中泥盆世和石炭纪富镁安山岩（赵振华，2007）；在一些蛇绿岩分布区，如西天山巴音沟蛇绿岩区，也发现了富镁安山岩（王强等，2006）。

上述资料表明，古亚洲洋至少存在早古生代、晚古生代（中泥盆世和石炭纪）2次俯冲作用。

中国新疆北部的富镁安山岩、富镁英安岩、富镁闪长岩在形成时代上由北向南变得年轻；在阿尔泰区为泥盆纪，在东、西天山为石炭纪（赵振华，2007）。

中国新疆北部，在大部分与蛇绿岩伴生的深水沉积岩中，都含有放射虫或牙形石化石。

其中，卡拉麦里、北天山巴音沟和南天山库勒湖蛇绿岩伴生的红色碧玉岩中含有石炭纪放射虫化石（（肖序常等，1992；刘羽等，1994；舒良树等，2003），Klemd（2005））。

根据高压变质岩中的白云母的Rb-Sr和40Ar/39Ar定年，确定其变质作用的峰期年龄为310～311Ma。

结合早石炭世至晚二叠世以前，在西拉木伦河－长春－延吉一线南北，具有各自不同的植物地理区系；安加拉植物地理区系和华夏植物地理区系，在晚二叠世和早三叠世才出现混生植物群带。

由此表明，古亚洲洋发生在早古生代（志留纪）、晚古生代（中泥盆世和石炭纪）的2次俯冲作用，是洋内俯冲，洋盆并未闭合。

埃达克岩是与俯冲岩浆作用有关的另外一种重要的岩石（Defant，M.J et al.，1990）。

其独特的岩石地球化学特征及重要的地球动力学意义，近年来引起了国内外地学界的广泛关注（P routeau et al.，2001；Schiano et al.，1995；Yogodzinski et al.，2001；张旗等，2002），成为俯冲带岩浆作用研究的一个非常活跃的前沿领域（如：Yogodzinski et al.，1995；Drummond et al.，1996；Kepezhins-kas et al.，1996；Sajona et al.，2000；and Champion，2000；Wyman
et al.，2000；Aguilón et al.，2001；Polat and Kerrich，2001；Hollings，2002；Bourdon et al.，2002；Defant et al.，2002）。

近年来的研究表明，在特定的热条件下，如年轻的、快速的、斜向的及平缓的洋壳俯冲（Defant et al.，1990；Peacock et al.，1994；Gutscher et al.，2000；Yogodzinski et al.，2001），并且当俯冲深度＞50公里（在压力＞12×108Pa，以(16～22)×108Pa最佳）时，部分熔融形成高Na、Al和Sr，低Y和HREE的埃达克岩其构造位置是火山弧，在时间上常常在俯冲作用的早期。

已有报道，中国新疆北部有两类埃达克岩（赵振华，2006）：第一类是俯冲型，形成于早、中泥盆世－早石炭世晚期，包括埃达克岩、富玄武岩、高富安山岩；第二类是底侵型，形成于中晚二叠世。

第一类埃达克岩分布于西天山的阿拉套山、博罗科努山，中天山的骆驼沟和巴仑台，东天山的土屋－延东，阿尔泰山陆缘南富蕴－青河南，准噶尔盆地中部陆梁，克拉玛依等地。

在阿尔泰陆缘南，苦橄岩与埃达克岩、富玄武岩和高富安山岩密切组合。

第二类埃达克岩分布于西天山的阿吾拉勒山和东天山的三岔口，未发现富玄武岩和高富安山岩组合。

据认为，第二类底侵型埃达克岩很可能与造山带岩石圈去根、软流圈上涌熔融残留榴辉岩相岩石有关（邱瑞照等，2006），属C型埃达克岩。

中国东北部地区识别出来的埃达克岩主要分布在吉林境内，内蒙古和黑龙江境内也有零星报道；分别位于古亚洲洋、滨西太平洋及滨南蒙古－鄂霍次克洋构造带内；发现它们与金和或铜及钼成矿作用有关。

古亚洲洋埃达克岩：苏尼特左旗－贺根山缝合带为西伯利亚板块与华北板块的缝合带（唐克东等，1992）。

白音宝力道岩体，推测形成于西伯利亚板块南缘早古生代的岛弧构造环境（徐备等，1997）；依据单颗粒锆石U-Pb年龄439.8±4.3Ma（张炯飞等，2004）认为，埃达克岩形成于奥陶纪。

中国黑龙江多宝山地区早古生代岛弧，位于贺根山缝合带的东北延部分（崔革，1983；唐克东等，1992）；赵一鸣（1997）获得的多宝山铜矿中辉钼矿Re-Qs等时年龄为506±14Ma，表明多宝山铜矿含矿岩——花岗闪长斑岩也形成于早古生代。

中国吉林省中东部地区存在形成于古生代岛弧环境的花岗岩带（方文昌，1992；张炯飞等，2000）；石场屯花岗闪长岩和二道甸子英云闪长岩等埃达克岩，均形成于岛弧构造环境。

西拉木伦河－长春－延吉缝合带，是兴蒙造山带东段一条非常重要的板块碰撞拼合带；大玉山岩体就位于这条拼合带上，属于高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩（孙德有等，2004）。

该岩体具有同构造性质，而岩石中没有新的变质矿物生成，说明该岩体应是在变质峰期稍后侵位的。

该岩体侵位年龄（248Ma）略晚于呼兰群峰期变质年龄（晚二叠世），证明大玉山岩体属同碰撞型花岗岩，是略晚于呼兰群变质峰期侵位的。

它代表了西拉木伦河－长春－延吉缝合带于二叠纪末期发生了最终的碰撞拼合作用（孙德有等，2004）。

滨西太平洋埃达克岩：中国吉林－黑龙江地区东部，属于中生代环太平洋构造带的组成部分（李之彤等，1992；邵济安等，2001；李锦轶，1998；方文昌，1992），已确定的埃达克岩有棉田、东清、朱敦店、大蒲柴河、大黑山、团结沟等。

据其时空分布判断，它们形成于滨西太平洋带的岛弧环境。

滨南鄂霍次克洋埃达克岩：对于蒙古－鄂霍次克构造带，已识别出的埃达克岩较少，如八道卡石英闪长岩甲乌拉和二十一站等，形成时代245～133Ma。

②、古亚洲洋的闭合时代
对于洋盆闭合，岩浆活动是重要标志。

在中国新疆、内蒙古，以及蒙古、中亚等地区，岩浆活动主要是加里东期和华力西期。

其中，又以华力西期最强烈。

中、新生代时期，岩浆活动仅在蒙古中南部、俄罗斯远东、中国东北地区发育。

根据中国新疆境内出露的火成岩体统计，按时代，前震旦纪占13.6%，早古生代占7.9%，晚古生代占69.5%，中生代占8.9%，新生代占0.0001%。

由此可见，在花岗岩类中又以晚古生代花岗岩类占主要地位。

其中，石炭纪花岗岩类最多，占46.9%。

李朋武等（2009），根据古地磁对比分析华北和西伯利亚地块间的古纬度和纬度运移量认为，早二叠世西伯利亚地块开始快速向南漂移，并且于二叠纪末期（大约250Ma）和华北地块发生碰撞，即位于该两地块之间古亚洲洋最终闭合时代为二叠纪末。

李锦轶等（2006）认为，中国新疆北部及邻区的古洋盆关闭的时间，在不同地区是不同的。

位于萨彦岭和蒙古西部的洋盆，于早古生代关闭；位于新疆北部及中亚的洋盆，在石炭纪晚期或二叠纪初期关闭。

在古亚洲洋造山带东部段的延边地区，新的锆石U-Pb年龄数据表明，这些花岗岩于晚古生代到晚中生代期间就位（285～116Ma）；花岗岩被分为四期：早二叠世（285±9Ma），早三叠世（224～245Ma），侏罗纪（192～168Ma）和白垩纪（119～116Ma）。

其中早二叠世（285±9Ma）英云闪长岩、吉林省中部具有同碰撞的地球化学特征大榆树岩体，属于高钾碱性Ⅰ型花岗岩，锆石U-Pb同位素年龄为248±4Ma，可能标志古亚洲洋板块向华北地块之下俯冲；三叠纪同碰撞二长花岗岩反映了碰撞作用发生的时代以及古亚洲洋的最终闭合（李朋武等，2009）。

晚二叠世（255～250Ma），在俄罗斯陆块和安哥拉陆块之间的右旋走滑转换为左旋走滑（Sengör et al.，1993b，1994；Allen，1995）；走滑错移主要集中在Gornostaev剪切带，但是它不仅影响了整个阿尔泰拼贴，而且波及了满洲里造山带。

③、蒙古－鄂霍次克洋张开与闭合
在佳木斯－小兴安岭和汉凯地块晚古生代坳陷分为：乌尔米（Урмий）、马林诺夫（Малинов）和姆拉维耶夫－杜乃（Муравьево-Дунай）。

其中，在乌尔米坳陷发育的是下二叠统陆源碳酸盐岩地层（有机质发育），而上二叠－中三叠统则是陆源碳酸盐岩地层和陆源海相地层，可能是古亚洲洋晚二叠世封闭以后再次张开的记录。

南北向的小金国加里东火山岩带，延伸长600公里，宽30～100公里，位于杰里－保常－小金国地区。

宾顿海西火山岩带，位于哈尔滨东部，覆盖在鄂门勃坳陷和小金国火山岩之上。

该火山岩带沿着南北走向的正断层伸延。

在下－中泥盆统出现火山活动，而在中石炭世则开始陆相火山堆积，其同位素年龄为305Ma（Rb-Sr）；在早二叠世沉积近海相碳酸盐岩建造中含有中、酸性火山岩，其厚度为3000米，这些钙碱性岩石是陆缘火山岩带的特征；晚二叠世和早三叠世被花岗岩类侵入（石英二长岩、花岗闪长岩、正长花岗岩和碱性花岗岩），构成南北走向的岩基。

根据上述资料，结合鄂霍次克洋埃达克岩形成时代245～133Ma，可以推断，蒙古－鄂霍次克洋在三叠纪闭合（也有人称为古亚洲洋的最终闭合）也可以认为是印支运动在该区的体现。

张允平等（2010）认为，在古亚洲洋大地构造旋回演化中，贝加尔旋回、萨拉伊尔旋回、加里东旋回主要体现了古陆壳不断向外增长和中间地块形成的过程；华力西旋回主要是残余洋盆进一步消亡，弧－陆、陆－陆碰撞的作用过程；晚古生代－早中生代构造岩浆活动广泛叠加在先存的大陆边缘、中间地块和造山带上；晚三叠世－中侏罗世的构造作用，与北美和亚洲板块之间的碰撞作用过程有关。

在中生代时期，西西伯利亚盆地经历了重要的伸展阶段，这体现在下－中三叠统玄武岩产出在大量窄的地堑内（Surkov and Jero，1981；Surkov，1986；Aplonov，1988）。

这些伸展构造通常可以与经典裂谷相对比，诸如非洲裂谷系（Surkov，1986）。

异常磁场显示，在Yamal半岛和河口之间，呈现对称的磁异常，这与地磁场的尺度是相关的（Aplonov，1988）。

尽管没有发现特别令人信服证据支持盆地形成一个正常的洋盆（Aplonov，1988），其以东西向伸展为主要过程。

其实，区分洋中脊经典裂谷与西西伯利亚盆地伸展构造的区别并不困难。

前者伸展主要集中在一个带，并且被频繁的转换断层中断。

在西西伯利亚盆地，三叠纪裂谷跨度很大，它们中最大的Kotlogor-Urengoy裂谷，大致呈直线至少延伸2000公里，裂谷链呈现不寻常的几何特征（Sengör，1995a）。

下图为：
阿尔泰造山带和满洲里造山带晚二叠世古构造重建（255～250Ma）（据Sengǒr，1993，修改；图源：网络）
下图为：
古亚洲洋造山带和太平洋造山带交汇地区大地构造示意图，表示区域沉积构造（盆地、凹陷、凹陷群和坳陷）；图源：网络。

2022年7月27日编写于重庆2022年9月15日修改于重庆。