论从俯冲增生杂岩带重建洋板块地层主要类型与序列:以青藏特提斯二叠系为例

张克信,何卫红,徐亚东,张雄华,宋博文,寇晓虎,王国灿,

(1.中国地质大学地质调查研究院,湖北 武汉 430074;2.中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室,湖北 武汉 430074;3.中国地质大学地球科学学院,湖北 武汉 430074)

从板块构造观点出发,审视地球演化史,自元古宙以来地球表面洋的面积总比陆地面积大,并且洋与陆的位置在不断变化(李江海等,2014;潘桂棠等,2016;张克信等,2016,2020;Zhao et al.,2018;Zhang et al.,2018)。分布于大陆造山带区的古缝合带(又称蛇绿混杂岩带、俯冲增生杂岩带)是地史时期大洋或古大陆边缘小洋盆消亡的残迹(潘桂棠等,2019)。

在稳定的克拉通盖层区形成的地层只包括了沉积成因的(含沉积变质的)地层,虽然拓展包括了一部分火山喷出岩,如熔岩类、火山碎屑岩和火山灰等层状火山岩,其形成的力学机制基本上是重力机制,即向地心方向受重力作用逐渐累积,因而由此产生了传统地层学的叠覆律等五定律(层序叠加律、原始连续律、原始水平律、化石层序律、瓦尔特相律)。在造山带区的缝合带、增生杂岩带和克拉通变质基底中,许多地层体的形成并非仅重力作用所致,热力作用、机械力作用及它们间的相互复合作用形成的地层体随处可见(张克信等,2001,2003)。在克拉通盖层区应用了300多年的传统地层学理论与方法,应用于经过古洋盆和洋-陆转换带强烈变动和构造混杂的造山带区时已显得力不从心。在造山带研究中,如何正确重建造山带洋板块地层序列是亟待解决的关键问题,为了解决这一问题,国际上洋板块地层学(Ocean Plate Stratigraphy,简称OPS)应运而生(Isozaki et al.,1990;Cawood et al.,2009;Kusky et al.,2013)。

洋板块地层学是对地史时期古大洋(大洋盆地)和古大陆边缘具洋壳的盆地(弧后和弧间盆地)在各种构造环境中形成的火成-沉积原生建造序列重建的地层学分支学科(Isozaki et al.,1990;张克信等,2016,2020)。OPS是指洋壳从洋中脊一直到海沟俯冲带之间形成的火成岩基底序列,以及沉淀在洋底基底序列之上的沉积岩和火山岩的盖层序列(Kusky et al.,2013;李光明等,2020)。OPS生成后在洋盆关闭历程中被传送进入海沟。在海沟中,部分被俯冲消减进入地幔,部分通过刮削拼贴、底劈拼贴和构造折返等方式堆积在海沟与弧前之间,形成俯冲增生杂岩(楔)带(subductionaccreation complex,简称SAC)。因此,如何从SAC中重建OPS序列是当前国际地学研究热点(Wakita,2012;Kusky et al.,2013)。OPS序列重建的关键是从SAC中划分出属于不同构造环境的亚类,在精细划分亚类的基础上,按不同的亚类分别进行OPS序列重建。本文以青藏特提斯二叠纪OPS为例,提出并论述了从SAC中划分OPS亚类的方案和各亚类的OPS序列模型。

洋板块地层序列记录了洋底从其形成到消亡过程中的地质演化历史。洋板块地层学是理解现今缝合带和造山带地区古环境和古海洋历史的重要手段,也是重建造山带破碎岩片原始层序的有效方法,为蛇绿混杂岩地区区域地质填图、编图和深入开展研究提供了理论基础(Isozaki et al,1990;Wakita and Metcalfe,2005;Kusky et al,2013)。

1 洋板块地层主要类型与序列重建模型

洋板块地层序列重建是洋板块地层学研究的核心。洋板块地层学的命名和定义者Isozaki et al.(1990)、Kusky et al.(2013)等学者认为,OPS是一个从玄武岩到浊积岩的序列,这个序列描绘了以下五个过程(图1):(1)在洋中脊,洋板块新生,形成自下向上的地幔超基性岩→辉长岩→洋中脊玄武岩序列;(2)随洋板块向洋中脊两侧扩张延伸,洋中脊玄武岩下沉被远洋沉积(燧石层)覆盖(无陆源碎屑混入);(3)洋壳之下的地幔柱热点产生洋岛玄武岩(OIB),之上被碳酸盐岩(如礁灰岩)覆盖(无陆源碎屑混入);(4)在海山及其周围沉积了碳酸盐岩(如灰岩)、碳、锰、凝灰质泥岩和(放射虫)硅质岩(无陆源碎屑混入);(5)洋板块迁移到海沟附近时,放射虫燧石层之上开始接受半远洋含陆源碎屑的硅泥质、粗碎屑浊积和滑混沉积(有陆源碎屑混入)。

OPS重建后自下而上的序列为枕状玄武岩(MORB型或OIB型)、灰岩(礁灰岩为主)、硅质岩、硅质页岩和碎屑浊积岩(含大量粗粒砂岩)(图1),而这个序列与海沟到洋中脊自远而近、自老而新的洋板块地层物质组成形成过程一致(Wakita and Metcalfe,2005)。

本文以上述国际上对洋板块地层的形成过程和序列重建模型为蓝本(框架),按对接带型(主大洋关闭的缝合带)和叠接带型(边缘海小洋盆关闭的缝合带)两大类进一步补充和细化了洋板块地层形成的各地质单元及其模式化的重建序列(图1)。补充的主要内容是卷入俯冲增生杂岩带中的洋内弧、裂离地块、弧间盆地和弧后盆地的地层序列(图1)。

本文引用的对接带和叠接带概念最初由中国地质科学院地质研究所(1985)提出,用于区分两类不同的板块缝合带。对接缝合带(简称对接带):指两个相对的古大陆边缘区相互接近,使其间的大洋地壳及过渡地壳陆续形成褶皱带,最后完全拼接时的结合带;叠接缝合带(简称叠接带):指古大陆边缘经过拉伸、张裂、地块移离,形成具有岛弧及边缘海的主动边缘,并向大陆俯冲消减,形成弧陆碰撞或弧弧碰撞的增生带。潘桂棠和肖庆辉(2015)继承了中国地质科学院地质研究所(1985)关于对接带和叠接带的划分理念,将中国陆域造山系中的缝合带划分为对接带和结合带(结合带等同于叠接带),并以大地构造相的识别与划分为主线,首次编制出版了1∶2500000比例尺的中国大地构造图。张克信等(2018,2020)列述了如何区分对接带和叠接带,认为对接带是大洋最终消亡的残迹,叠接带是弧后、弧间小洋盆消亡的残迹。

由大洋盆地的岩石圈俯冲消减、直至最终关闭过程中遗留的各个单元的残迹所重建的层序称为对接带型洋板块地层,其中主要包含7个单元,分别是洋脊-海岭(新洋壳产生的区域)、远洋深海平原、洋岛-海山、洋内弧、海沟(老洋壳俯冲消减区域)。可发育两种类型的海沟,其一是洋壳对洋壳俯冲时发育在以洋壳为基底的洋内弧弧前海沟,其二是洋壳对陆壳俯冲时发育在以陆壳为基底的火山岛弧弧前海沟(图1)。这些单元在洋盆关闭过程中最终均进入增生杂岩楔遭受强烈的构造混杂(图1)。对接带型洋板块地层的主要任务是从增生杂岩楔中识别和分离出上述7个单元,将它们恢复到原始位置,并重建原始的(混杂前的)建造序列,所重建的各个单元的洋板块地层序列分别称之为洋脊-海岭亚型、深海平原亚型I和亚型II、洋岛海山亚型、洋内弧亚型和海沟亚型(图1)。

图1 洋板块地层形成的构造环境、形成过程、主要类型与序列重建模型(据Kusky et al.,2013,张克信等,2016,2020修改)Fig.1 A model showing the tectonic settings and the formation-process of OPS(after Kusky et al.,2013;Zhang et al.,2016,2020)

由古大陆边缘经过拉伸裂离,形成具有岛弧及边缘海小洋盆的主动边缘,小洋盆(弧后和弧间盆地)经俯冲消减,形成弧陆碰撞或弧弧碰撞的增生带、直至最终关闭过程中遗留的各个单元的残迹所重建的层序称为叠接带型洋板块地层,主要包含弧间和弧后盆地及其相对应的亚型(图1)。

需特别指出的是,按洋板块地层定义,洋板块地层是针对具洋壳盆地内的火山-沉积序列重建。因此,对洋内散布的裂离地块、主动(活动)大陆边缘具陆壳基底的弧前盆地、火山弧等地质单元,不能归入洋板块地层研究范畴(图1)。洋内弧和洋岛-海山是在洋壳基底之上建造的地质单元,属洋板块地层研究范畴(图1)。弧间和弧后盆地是具有洋壳(其残片为SSZ型蛇绿岩)的边缘海盆地,是洋板块地层研究范畴;弧后和弧间盆地中的洋板块地层类型和各种类型的原生建造序列与对接带内(主大洋盆地)的洋板块地层类型和各种类型的原生建造序列相似(图1)。

2 洋板块地层序列重建的几个关键时间点的确定

按照威尔逊旋回理论,一个大洋从开裂到闭合碰撞造山的运动演化,经历了胚胎期→初始洋盆期→成熟大洋期→衰退大洋期→残余洋盆期→消亡期共六个演化阶段(图2)。因此,确定各阶段的起始和结束的时间点是洋板块地层序列重建及阐明演化全过程的关键。图2列出了威尔逊旋回洋板块地层建造阶段四个演化期的起始与终止时间点的识别标志。

2.1 对接带生存时限确定

从多条SAC中识别出对接带(主大洋消亡的残迹),是划分OPS亚类型与序列重建的关键。本文认为,一个对接带所代表的大洋盆地从形成至消亡,通常需经历4～8亿年的演化历程,至少大于3亿年。如现今的大西洋的形成,最早可推到大约1.95亿年前的早侏罗世中期开始。但大西洋的两侧至今还是被动大陆边缘,只有扩张而无消减。试想,从大西洋初始拉张到最终消亡,没有4亿年以上的时间是无法完成的!因此,由大洋盆地关闭形成的SAC(对接带),往往会出现持续时间4亿年以上的不同时段的洋壳残片(蛇绿岩)年龄,它们归属于同一大洋不同阶段的产物的可能性最大。不能简单地将同一SAC不同时段的蛇绿岩分割,错误地认为一个时段的蛇绿岩代表一个洋盆,并从同一SAC中分割出多个小洋盆的演化历程,造成一群小洋盆叠加出现,导致始终认识不到制约小洋盆的主大洋在何处。

2.2 叠接带生存时限确定

从图1可看出,弧间和弧后盆地(具洋壳性质的边缘海盆),必须受控于主大洋盆地。换言之,弧间和弧后盆地是主大洋盆地的一侧或两侧在俯冲期间出现的依附盆地。随着俯冲带的阶段性后撤,早先形成的老的边缘海盆将会关闭,并随之形成新的边缘海盆。在一个主大洋俯冲带的控制下,在横向上和纵向上都会形成系列的边缘海盆生长与消亡的残迹,这些由边缘海盆生长与消亡形成的残迹就是叠接带。由于叠接带是主大洋分阶段俯冲拼贴的产物,故单个叠接带(含SSZ型蛇绿岩的缝合带)的寿命相对较短,通常小于3亿年(多数在1亿年左右)。

2.3 初始洋盆(红海型)形成时限确定

如图2所示,初始洋壳的形成时代,可以用:(1)SAC带内年龄最老的E-MORB蛇绿岩的年龄标定;(2)用初始洋壳的前身裂谷火山岩的年龄大致确定洋盆初始形成的时代,但其时代应稍晚于裂谷火山岩的年龄;(3)稍晚于裂谷火山-沉积序列结束的年龄。

2.4 成熟大洋期(大西洋型)形成时限确定

如图2所示,成熟大洋的形成时代,可以用:(1)SAC带内最老的N-MORB蛇绿岩的年龄标定;(2)远洋沉积序列开始出现的年龄;(3)远洋生物组合始现点。

图2 洋板块地层序列重建的几个关键时间点的确定Fig.2 Timing of several key evolutionary stages and their features for reconstruction of oceanic plate stratigraphic sequences

2.5 衰退大洋期(太平洋型)形成时限确定

如图2所示,衰退大洋期(太平洋型)的形成时限,也是大洋俯冲带(海沟)始现的时间点,可识别的标志是:(1)SAC中最老的洋内弧或前弧岩浆岩始现年龄;(2)最老的弧火山-沉积序列的始现年龄;(3)SAC中卷入最老岩片的海沟浊积岩年龄;(4)覆盖SAC的最老的楔顶盆地角度不整合面之上沉积序列的初始年龄(肖文交等,2019);(5)SAC中形成的最老的高压变质年龄(肖文交等,2019);(6)SAC中形成的最老的高温变质年龄(肖文交等,2019);(7)与弧相关盆地中大洋岩石圈岩石最老年龄(肖文交等,2019);(8)大型剪切带中最老的新生矿物的年龄(肖文交等,2019)。

2.6 残余洋盆(地中海型)形成和终止时限确定

如图2所示,残余洋盆初始形成的时间是:(1)远洋沉积序列结束的年龄;(2)远洋生物组合终止的点;(3)最年轻的蛇绿岩年龄。

残余洋盆终止形成的时间,也是洋盆最终关闭的时间,其识别标志是(肖文交等,2019):(1)最小的弧岩浆岩年龄;(2)弧火山-沉积序列的上限年龄;(3)海相沉积序列的结束年龄;(4)海相生物组合分布上限年龄;(5)SAC中卷入最年轻岩片的海沟浊积岩最小年龄;(6)SAC中卷入最年轻的角度不整合面的形成年龄;(7)稍早于前陆盆地沉积序列的底界年龄。

3 洋板块地层序列类型划分与重建实例

3.1 青藏特提斯二叠纪SAC分布

本文以青藏特提斯二叠纪SAC为例(图3,图4),论述从俯冲增生杂岩中进行OPS类型划分与序列重建。

图3是青藏特提斯及邻区古生代期间的构造-地层区划图,图4展示了青藏特提斯及邻区各构造-地层区在二叠纪时期的地层序列及其对比关系,图3和图4编图的具体资料和依据主要引自潘桂棠等(2013)、潘桂棠和肖庆辉(2015)、王立全等(2013)和张克信(2015,2017)。图3突出表达了二叠纪蛇绿岩分布点,图4以绿色突出表达了二叠纪各条SAC在研究区地层格架中的位置和时代依据。如图3所示,青藏特提斯二叠纪SAC分布在六个带中,它们从北向南依次是:(1)宗务隆-甘家C—T1蛇绿混杂岩带(图3中的1-2-1区);(2)西昆仑Z—P蛇绿混杂岩带(图3中的2-1区);(3)东昆仑Qb—T1蛇绿混杂岩带(图3中的2-2区);(4)甘孜-理塘P—T3蛇绿混杂岩带(图3中的3-3区);(5)西金乌兰-金沙江-哀牢山D—T2蛇绿混杂岩带(图3中的3-5区);(6)龙木错-双湖-怒江—K1蛇绿混杂岩带(图3中的4区)。关于上述各带SAC的岩石组合和大地构造环境等特征参见潘桂棠等(2013)、潘桂棠和肖庆辉(2015)、肖庆辉等(2021)、王立全等(2013)和张克信(2015,2017),本文不再赘述。

图3 青藏特提斯及邻区古生代构造-地层区划图(图中AA剖面参见图9)Fig.3 Paleozoic tectonic-stratigraphic division of the Tethyan Qinghai-Tibetan Plateau(The section AA see the Fig.9)

图4 青藏特提斯及邻区二叠纪地层序列与对比数据来源:(1)中国地质调查局地层古生物研究中心,2005;(2)《中国地层典》编委会,2000;(3)甘肃省地质调查院,2021;(4)青海省地质调查院,2021;(5)高振家等,2000;(6)计文化等,2004;(7)朱志新,2021;(8)张鹏伟等,2019;(9)张克信等,2001;(10)张克信,2017;(11)张克信等,1999;(12)冀六祥和欧阳舒,1996;(13)尼玛次仁等,2005;(14)姜春发等,1992;(15)张智勇等,2004;(16)闫全人等,2005;(17)四川省地质调查院,2021;(18)王立全等,2013;(19)简平等,2003;(20)莫宣学等,1993;(21)简平等,1998;(22)钟大赉,1998;(23)凌联海等,2015;(24)朱同兴和董瀚,2010;(25)西藏藏族自治区地质调查院,2021;(26)云南省地质调查院,2021;(27)刘银等,2014;(28)吴彦旺等,2010;(29)朱同兴等,2006;(30)马德胜等,2015;(31)安显银等,2015;(32)耿全如等,2012;(33)李庆武等,2005;(34)李日俊等,1997;(35)段其发等,2006Fig.4 Permian stratigraphic sequences and correlation of the Tethyan Qinghai-Tibetan Plateau

3.2 青藏特提斯二叠纪SAC中OPS亚类划分与序列实例

图5列举了从青藏特提斯二叠纪SAC中识别出的5类OPS亚类及其序列,它们分别是洋中脊及洋脊海岭亚型、深海平原亚型、海山亚型、洋内弧及弧前海沟亚型、陆缘弧弧前海沟亚型。

洋中脊及洋脊海岭亚型实例是(图5):(1)西昆仑苏巴什SAC中带和南带北侧:由橄榄岩、辉石岩、辉长岩、辉绿岩席、大洋拉斑玄武岩和硅质灰岩等组成。该蛇绿岩的稀土和微量元素丰度高,低Ti高K,大离子亲石元素(LILF)相对于高强场元素(HFSE)更加富集,表明该蛇绿岩为SSZ型,形成于弧后盆地。与蛇绿岩紧密共生的硅质岩中含2个放射虫组合,下部组合由Alb aillellacf.brushensis,A.cf.macrocephalata,A.aff.nigriniae,A.unusalat,Pseudoalbaillellaaff.annulata等分子组成,为晚石炭世的放射虫组合;上部组合由Albaillella asymmetrica,Follicucullus scholasticu Pseudoalbaillella elongata等分子组成,为中二叠世的放射虫组合(计文化等,2001,2004)。(2)东昆仑南部布青山SAC的中带:由橄榄岩、辉长岩、大洋拉斑玄武岩和硅质灰岩等组成;玄武岩稀土总量较低,在TiO2-∑FeO/∑(FeO+MgO)中均落在高钛拉斑玄武岩区(HT区),表明来自低压岩浆房,属洋中脊产物;在F1-F2图中布青山玄武岩均落在OFB洋底拉斑玄武岩区;布青山辉长岩在Al2O3-CaO-MgO图中均落在镁铁质堆晶岩区,反映它们应属蛇绿岩的成员,随SiO2的增加,MgO逐渐降低(张克信等,2001)。姜春发等(1992)在花石峡东南的下大武地区的该蛇绿混杂岩带中选定玄武岩-安山岩-流纹岩组合测试了同位素年龄,获得了260±10 Ma的Rb-Sr等时线年龄值。(3)四川德格县竹庆浪多-三岔河SAC(属甘孜-理塘SAC):由辉石岩、角闪辉石岩、辉绿岩、玄武岩和放射虫硅质岩组成(图6);甘孜-理塘蛇绿岩的M/F值为4.31～9.14,为铁质超基性岩和镁质超基性岩;Mg/(MgO+TFeO)值为0.71～0.83,与世界典型蛇绿岩的二辉橄榄岩(0.84)和雅鲁藏布江蛇绿岩变质橄榄岩(0.85)比较均略偏低。甘孜-理塘蛇绿混杂岩带中段玄武岩在TiO2/10-MnO-P2O5图解中,28件样品主要落在洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩范围内,个别为钙碱性玄武岩(四川省地质调查院,2021);甘孜县城南7 km处的辉长岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为292±4 Ma(闫全人等,2005)。(4)青海南部西金乌兰SAC(属西金乌兰-金沙江SAC):由辉长岩、辉长辉绿岩、辉绿岩、玄武岩和放射虫硅质岩等组成;在玄武岩的Nb-Zr-Y判别图解中,辉绿岩投点集中在B区(P-MORB.富集型洋脊拉斑玄武岩),1件样品点投入D区(NMORB.正常型洋脊拉斑玄武岩);在玄武岩的TiO2-FeOt/MgO判别图解中,辉绿岩样品投点集中分布在洋底拉斑玄武岩区,依据岩石学、岩石地球化学及构造判别图解,认为形成于洋中脊扩张环境;巴音查乌马辉长岩Rb-Sr等时线年龄为266±41 Ma,西金乌兰玄武岩全岩同位素年龄为274 Ma,与石炭纪—二叠纪放射虫组合Pseudoalbaillellasp.,Latentilistulasp.,Albaillella xiaodongeneis,A.sinuata,Follicacullussp.等共生(青海省地质调查院,2021)。(5)西藏东部嘎金雪山-贡卡-霞若SAC(属西金乌兰-金沙江SAC):由洋脊玄武岩、准洋脊玄武岩与蛇纹岩(原岩为方辉橄榄岩)、堆晶辉长岩、辉绿岩墙和放射虫硅质岩等组成(王立全等,2013;西藏藏族自治区地质调查院,2021)。金沙江蛇绿岩的轻稀土普遍具弱-中等富集,被认为是E-MORB型蛇绿岩(西藏藏族自治区地质调查院,2021)。金沙江带的东竹林层状辉长岩也显示轻稀土弱-中等富集,其Eu和Sr正异常表明斜长石堆晶作用明显,未见继承或捕获锆石,锆石原位Hf同位素具有均一、较正的εHf(t)值(+10.3～+12.6),表明锆石结晶于均一、无混染的岩浆源区,较正的εHf(t)值反映了锆石母岩浆的幔源属性。晚石炭世—早二叠世早期是金沙江弧后洋盆扩展的鼎盛时期,洋盆宽度约为1800 km(莫宣学等,1993)。简平等(2003)在滇西拖顶-霞若、书松、白马雪山、娘九丁、川西徐麦-雪堆等地区的辉长岩和斜长花岗岩中获得328～282 Ma的SHRIMP锆石U-Pb年龄。(6)西藏北部羌塘中西部红脊山SAC(属龙木错-双湖-怒江SAC):由变质橄榄岩、变质堆晶辉长岩、变质基性岩墙群、变质玄武岩、硅质岩和斜长花岗岩组成。玄武岩主量元素含量与典型的NMORB非常相似,稀土元素总量较低,具有轻稀土元素略亏损的近平坦左倾型配分型式,Eu异常不显著。微量元素配分图总体也与N-MORB相似,表明变质基性岩源于N-MORB型亏损地幔源区。与典型的大洋中脊玄武岩相比,微量元素配分图显示出部分大离子亲石元素明显富集和部分高场强元素明显亏损的特征,尤其是Nb的亏损较为明显,表明本区玄武岩受俯冲带物质的影响(邓明荣等,2014)。在龙木错-双湖SAC的果干加年山蛇绿岩中获得辉长岩锆石U-Pb年龄为273±2 Ma(吴彦旺等,2010)。

图5 青藏特提斯二叠纪OPS类型划分与序列重建实例Fig.5 Permian OPS types and sequence reconstruction of the Tethyan Qinghai-Tibetan Plateau

图6 四川德格县竹庆浪多-三岔河甘孜-理塘俯冲增生杂带洋板块地层类型划分(构造-地层剖面图引自四川省地质调查院,2021)Fig.6 OPS types of the Ganzi-Litang subduction-accretionary complex along the Zhuqinglangduo-Sanchahe,Dege County,Sichuan(revised after Sichuan Geology Survey Insitute,2012)

深海平原亚型实例是(图5):(1)西昆仑苏巴什SAC北带:由辉长岩、片理化的基性火山岩、含凝灰质的放射虫硅质岩组成(计文化等,2004)。所含放射虫Albaillella asymmetrica,A.cf.brushensis,A.cf.macrocephalata,A.aff.nigriniae,A.unusalat,Pseudoalbaillellaaff.annulata,P.elongata和Follicucullus scholasticu等为远洋深海环境的组合。(2)东昆仑南部布青山SAC中带:由枕状玄武岩和紫红色放射虫硅质岩组成。分布于花石峡西南部冻土研究站附近的紫红色硅质岩中,产大量的远洋深海环境的放射虫化石,共获3属6亚种:Pseudoalbaillellascalpratam.postscalprata,Ps.scalprata m.scalprata,Ps.elegans,Ps.sp.cf.Ps.simplex,Ps. sp.,Latentifistulasp. cf.L.patagilaterata。其中Ps.scalpratam.scalprata,Ps.scalpratam.postscalprata和Ps.elegans的数量最多,Pseudoalbaillella属是二叠纪的优势分子(张克信等,1999,2001)。(3)四川德格县竹庆浪多-三岔河SAC(属甘孜-理塘SAC):由深海硅泥质岩、放射虫硅质岩与辉石岩和玄武岩等组成(图6)(四川省地质调查院,2021)。1∶25万石渠幅区调在甘孜-理塘SAC带内的洛须仁烤沟和洛须保绒陇硅质岩中获中二叠世深海相放射虫:Hegleria mammilla,Latentifistulasp.,Pseudoalbaillella longicornis,P.fusiformis,P.scalprata scalprata。(4)青海南部扎河地区通天河SAC(属西金乌兰-金沙江SAC):由具水平层理灰绿、灰黑色薄层状泥岩夹黑色放射虫硅质岩组成,其中放射虫以中二叠世深海相的Pseudoalbaillella longtanensis最为丰富(段其发等,2006)。(5)西藏北部双湖地区才多茶卡一带SAC(属龙木错-双湖-怒江SAC):灰绿色变基性岩、黑色中-薄层含放射虫硅质岩夹黑色页岩,富产二叠纪深海相放射虫分子:Albaillella triangularis,A.levis,Copicyntraakikawaensis,Latentifistulacf.similicutis,Ishigaumobesum,I.trifustis,I.craticula,Neoalbaillellacf.ormithoformis,N.cf.optima,N.cf.gracilis,Neoalbaillellacf.pseudogrypa,Nazarovella scalae,Na.gracilis,Na.phlogedia,Ormistonellarobusta,Trilonchecf.crassispinosa,Triplanospongosmusashiensis。N.ormithoformis和N.optima是晚二叠世长兴阶带化石(图9)(朱同兴等,2006)。

海山亚型的实例是(图5):(1)东昆仑南部布青山SAC:由洋岛玄武岩和生物碎屑灰岩共生组成(图7)(殷鸿福和张克信,2003;张克信等,2004;李瑞保等,2014)。通过岩石地球化学判别,认为布青山SAC中的哥日卓托海山玄武岩与冰岛和夏威夷喷发早期的拉斑玄武岩相似,岩石源区成分判别认为主要是地幔源区的尖晶石二辉橄榄岩部分熔融的产物(李瑞保等,2014)。(2)青海同仁县隆务峡-甘肃夏河甘家乡八角城SAC:由洋岛玄武岩和生物碎屑灰岩-礁灰岩共生组成(图8)(Kou et al.,2009)。(3)四川德格县竹庆浪多-三岔河SAC(属甘孜-理塘SAC):由含有孔虫、苔藓虫、腹足类等化石的灰岩与深海硅泥质岩和放射虫硅质岩共生组成(图6))(四川省地质调查院,2021)。(4)西藏角木日SAC(属龙木错-双湖-怒江SAC):由洋岛玄武岩、灰岩、玄武质凝灰岩、凝灰质角砾岩、玄武质角砾岩和浊积岩共生组成(翟庆国等,2006)。(5)西藏革吉县民卓茶卡班公湖SAC(属龙木错-双湖-怒江SAC的南带):由玄武岩和含中二叠世晚期化石组合灰岩组成(张以春等,2019)。

图7 青海东昆仑南缘布青山俯冲增生杂岩带布青山哥日卓托海山图中C和D引自殷鸿福和张克信(2003),其他图片均引自李瑞保等(2014)。A玄武岩与厚层灰岩共生景观;B枕状玄武岩外貌;C生物碎屑亮晶灰岩,含有孔虫;D藻鲕亮晶灰岩;E玄武岩Ta/Yb—Th/Yb源区判别图;F哥日卓托玄武岩-灰岩实测剖面Fig.7 Buqingshan subduction-accretionary complex at the Gerizhuotuohai Seamount,Southern East Kunlun Mountains,Qinghai

图8 甘肃夏河甘家乡八角城二叠纪海山(属宗务隆山-隆务峡-甘家SAC,Kou et al.,2009)Fig.8 Permian seamount in Bajiaocheng,Ganjia Xiahe County,Gansu(belong to the Zongwulong-Longwuxia-Ganjia SAC,Kou et al.,2009)

洋内弧及弧前海沟亚型的实例是(图5):(1)四川木里县博窝乡SAC(属甘孜-理塘SAC):川西北地质大队2016年开展1:5万东朗乡等6幅区调工作中,在木里县给日公-博窝乡、哈亚牛场、麦日乡-萨利大山、巴尔牧场、东朗乡以东等地,识别出洋内弧单元,呈长条状、透镜状近东西向展布。岩石组成主要是高镁岛弧型玄武岩、碱长流纹岩及碎屑岩(四川省地质调查院,2021)。(2)西藏东部朱巴龙-羊拉-东竹林洋内弧SAC(属西金乌兰-金沙江SAC):由钙碱性系列的安山岩、玄武岩、玄武安山岩、钠化英安岩等组成,以高A12O3、低TiO2为特征。在贡卡、东竹林大寺一带与蛇纹岩、辉长岩、辉绿岩墙、放射虫硅质岩等一起构成增生杂岩带(潘桂棠等,2013;王立全等,2013;西藏藏族自治区地质调查院,2021)。

陆缘弧弧前海沟亚型的实例是(图5):(1)西昆仑苏巴什SAC南带中-南侧:由绢云石英千枚岩和陆源碎屑复理石含大量蛇纹岩、橄辉岩、辉石岩、辉长岩、玄武岩、放射虫硅质岩和灰岩岩块组成(计文化等,2004)。(2)东昆仑南部布青山SAC南带:由浊积岩(具鲍马序列含砾杂砂岩、粗-细粒杂砂岩、粉砂岩、钙碳泥质板岩和凝灰质板岩(图9)、含玄武岩和生物碎屑灰岩等岩块组成(张克信等,1999,2001)。(3)青海同仁县隆务峡-甘肃夏河八角城SAC:由浊积岩(具鲍马序列含砾凝灰质杂砂岩、粗-细粒杂砂岩、粉砂岩、钙泥质板岩和钙硅质板岩)、含蛇纹石化纯橄岩、辉橄岩、橄辉岩、辉长岩、辉绿岩、玄武岩等岩块组成(张克信等,2007;Kouet al.,2009;王绘清等,2009,2010)。(4)四川德格县竹庆浪多-三岔河SAC(属甘孜-理塘SAC):由含陆源碎屑浊积岩(杂砂岩、粉砂岩)与放射虫硅质岩、基性岩和超基性岩共生组成(图6)(四川省地质调查院,2021)。(5)云南永仁县双沟SAC(属哀牢山SAC):由远洋深海硅-灰-泥质岩和半深海近源浊积岩含大量的蛇纹石化变质橄榄岩、堆晶橄榄岩、堆晶辉长岩、块状辉长岩等岩块组成(云南省地质调查院,2021)。(6)西藏果干加年山-桃形湖SAC(属龙木错-双湖-怒江SAC):由绢云母千枚岩、绢云石英片岩为主,夹透镜状灰岩、大理岩、变玄武岩、绿帘石阳起石片岩、榴辉岩和蓝片岩组成(耿全如等,2012)。

3.3 青藏特提斯二叠纪SAC中OPS序列重建与演化实例

本文以研究基础较好的东昆仑布青山二叠纪俯冲增生杂岩带和西藏北部的双湖二叠纪俯冲增生杂岩带为例(图3、图4、图9),对洋盆不同构造环境下的OPS亚类进行序列重建。布青山和双湖两地的俯冲增生杂岩分别代表了古特提斯大洋的北支(本文简称布青山大洋)和南支(本文简称双湖大洋),存在两期OPS建造,分别是早古生代和晚古生代(张克信等,2001;殷鸿福和张克信,2003;刘战庆等,2011;潘桂棠和肖庆辉,2017)。早古生代的OPS建造不在本文讨论范围中,本文仅讨论晚古生代的二叠纪OPS建造与序列重建。晚古生代阶段,布青山大洋约在石炭纪(332.8±3.1 Ma,刘战庆等,2011)在洋中脊形成辉长岩-玄武岩洋壳建造序列,随洋板块向洋中脊两侧扩张延伸;至早二叠世早期,大洋中脊辉长岩-玄武岩下沉被含Pseudoalbaillellascalpratam .postscalprata,Ps.scalprata m.scalprata,Ps.elegans,Ps.sp.cf.Ps.simplex,Ps. sp.,Latentifistulasp. cf.L.patagilaterata等远洋放射虫硅质岩覆盖(张克信等,1999);随着洋板块向北迁移,远洋放射虫硅质岩之上被中—晚二叠世远洋泥岩覆盖(泥质板岩的K-Ar全岩年龄为252.04±3.86 Ma,张克信等,2001);至早三叠世早期,向北迁移至海沟附近,晚二叠世远洋泥岩层之上被海沟浊积岩覆盖,浊积岩中产孢粉组 合Limatulasporites-Lundbladispora-Cycadospites-Veryhachium(冀六祥和欧阳舒,1996)(图9)。

图9 青藏特提斯二叠纪洋板块地层序列重建图(图中的AA剖面线参见图3)Fig.9 Permian OPS sequence reconstruction of the Tethyan Qinghai-Tibetan Plateau(The section line see the Fig.3)

晚古生代阶段,双湖大洋约在早—中二叠世之交(272.9±1.8 Ma,吴彦旺等,2010)在洋中脊形成辉长岩-玄武岩洋壳建造序列,随洋板块向洋中脊两侧扩张延伸;至晚二叠世晚期(长兴期),大洋中脊辉长岩 -玄武岩下沉被含Neoalbaillellaormithoformis,N.optima,Albaillella triangularis,A.levis,Triplanospongos musashiensis,Ormistonella robusta,Ishigaum obesum,I.trifustis,I.craticula,Latentifistulasimilicutis,Nazarovellascalae,N.gracilis,N.phlogedia,Copicyntra akikawaensis等(朱同兴等,2006)远洋放射虫硅质岩覆盖(图9)。

4 结论

(1)洋板块地层(OPS)生成后在洋盆关闭历程中被传送进入海沟。在海沟中,部分被俯冲消减进入地幔,部分通过刮削拼贴、底劈拼贴和构造折返等方式堆积在海沟与弧前之间,形成俯冲增生杂岩(楔)带(SAC)。对造山带地层调查研究的聚焦点是从SAC中重建OPS序列。

(2)从SAC中开展OPS序列重建的关键环节是,需按OPS形成的构造环境与形成过程,合理划分OPS亚型。

(3)按构造环境,可将OPS划分出对接带型和叠接带型两大类。对接带型可细分为洋脊-海岭、远洋深海平原、洋岛-海山、洋内弧和弧前海沟等亚型;叠接带内的弧后和弧间盆地亦可划分出与接带型相类似OPS亚型。

(4)按照威尔逊旋回理论,一个大洋从开裂到闭合碰撞造山的运动演化,经历了胚胎期→初始洋盆期→成熟大洋期→衰退大洋期→残余洋盆期→消亡期演化共六个阶段。因此,确定各阶段的起始和结束的时间点是OPS序列重建及阐明演化全过程的关键。

(5)以青藏特提斯二叠纪OPS为例,列举了从青藏特提斯二叠纪SAC中识别出的5类OPS亚类及其序列,它们分别是洋中脊及洋脊海岭亚型、深海平原亚型、海山亚型、洋内弧及弧前海沟亚型、陆缘弧弧前海沟亚型。

我等晚辈追随潘桂棠老师从事青藏特提斯地质二十多年,一直受潘老师热情帮助与指导,非常感谢!潘老师热爱青藏,倾心青藏,为青藏大地构造与演化等国际前沿研究、为青藏成矿背景与重大工程地质条件等国家建设急需做出了杰出贡献。潘老师的正直廉洁、严谨学风、勇于创新、倾心奉献我国地质事业的高尚品质是我们晚辈终生学习之榜样。时值潘老师八十岁华诞之际,衷心祝愿潘老师健康长寿,继续指导我等晚辈勇攀青藏特提斯地质高峰。谨以此文敬贺潘桂棠老师八十岁诞辰!