孟中玙  王建刚

晚古生代时期，北方劳亚大陆（主体为现今欧亚大陆）和南方冈瓦纳大陆（包含现今的印度、澳大利亚和南极洲等陆块）沿欧洲华力西造山带拼合，导致了Pangea超大陆的形成。在劳亚大陆和冈瓦纳大陆之间存在着一个大致沿古赤道分布、向东开口的喇叭状大洋，称为特提斯洋 (Tethys)。在特提斯洋的演化过程中，一些小型陆块（如南羌塘、拉萨、印度）先后从南侧冈瓦纳大陆裂离、向北漂移并最终与劳亚大陆碰撞，形成了独特的“传送带式”古地理演化过程。小型陆块裂解导致新的洋盆分支打开，现今位于我国西藏的班公湖-怒江缝合带和雅鲁藏布缝合带被认为是这些分支洋盆的遗迹。

在我国西藏地区，特提斯洋按照时空演化可以进一步分为古特提斯 (Paleo-Tethys)、中特提斯 (Meso-Tethys) 和新特提斯 (Neo-Tethys) (图1a)。这里所说的新特提斯洋，是指雅鲁藏布缝合带对应的洋盆分支 (图1b)。一般认为，新特提斯洋的打开以拉萨地块从冈瓦纳大陆的裂解为标志。之后，拉萨地块向北漂移，新特提斯洋盆不断扩张。晚侏罗世-早白垩世某一时刻，拉萨地块与欧亚大陆碰撞。至此，新特提斯洋演化至最大规模，南北宽度达数千公里。早白垩世时期，冈瓦纳大陆完全裂解，印度大陆向北漂移，新特提斯洋进入消减阶段。古近纪早期，印度大陆与欧亚大陆碰撞，新特提洋关闭。

图1  (a) 早侏罗世特提斯洋古地理格局示意图 (修改自Gehrels et al., 2011)； (b) 青藏高原构造纲要图 (修改自 Metcalfe, 2013; Li et al., 2019)。

古特提斯缝合带：AKMSZ.阿尼玛卿-昆仑-勉略缝合带；JSSZ.金沙江缝合带；LSSZ.龙木错-双湖缝合带。中特提斯缝合带：BNSZ.班公湖-怒江缝合带。新特提斯缝合带：YZSZ.雅鲁藏布缝合带。KF.喀喇昆仑断裂; ATF.阿尔金断裂。

新特提斯洋在其演化过程中，完整经历了大陆伸展、大洋打开、洋盆扩张、洋壳俯冲和大陆碰撞的威尔逊旋回过程。因此，重建新特提斯洋的演化历史，对于我们深入理解板块构造的运行过程具有重要意义。更为关键的是，相对于其它的造山带，与新特提斯演化有关的地质记录具有更好的出露和保存条件，因此成为地球动力学研究的天然实验室。

1. 新特提斯洋的打开时间：现状及争议

大洋的打开是新特提斯演化的起点。针对这一重要时间节点，前人从不同的学科角度开展了大量的研究工作，研究方向包括裂解有关的基性岩浆活动、最老的大洋岩石记录、古生物地理、古地磁以及大洋俯冲岩浆作用等等 (图2)。然而，目前对于新特提斯洋的初始打开时间还有很大的争议。不同学科方法约束新特提斯洋打开时间的理论基础、核心依据和局限性如下：

图2  不同学科方法所提出的新特提斯洋打开时间。

（1）裂解有关基性岩浆活动

大陆裂解过程中，岩石圈减薄、软流圈上涌和减压熔融导致基性岩浆活动。理论上讲，这些基性岩浆活动的时间接近大洋的打开时间。因此，根据大洋两侧大陆边缘保存的基性岩，可以限制大洋的打开时间。目前已报道的印度大陆北缘和拉萨地块的基性岩包括：特提斯喜马拉雅Bhote Kosi玄武岩，时代为中二叠世Roadian-Wordian期，具有类似OIB的地球化学特征 (Garzanti et al., 1999)；特提斯喜马拉雅上三叠统地层中的双峰式侵入岩，时代为 ~230 Ma，具有板内岩浆地球化学特征 (Huang et al., 2018)；拉萨地块南缘碧玄质侵入体，时代为 ~262 Ma，源区为岩石圈地幔 (Zeng et al., 2019)。

这些基性岩均被认为与新特提斯洋的打开有关，但它们的形成时间却存在巨大差异。也就是说，这些岩浆作用可能代表了陆内伸展环境，但具体哪次岩浆作用代表新特提斯洋的打开还不能确定。

（2）最早的洋壳岩石记录

理论上讲，只有在大洋打开之后，才会发育洋壳岩石，包括洋壳基性岩、远洋硅质岩和洋岛等。因此，最早的洋壳有关岩石限定了大洋打开时间的下限，即大洋打开时间不晚于洋壳有关岩石的形成时间。目前所报道的雅鲁藏布蛇绿岩的年龄集中在早白垩世 (约130~120 Ma；吴福元等, 2014; Liu et al., 2016)，但混杂岩带中的洋岛和远洋硅质岩的年龄却多种多样。例如，Fan et al. (2023) 在昂仁地区报道了中二叠世的OIB型玄武岩及其上的碳酸盐岩盖层沉积，两者构成成熟的海山；Liu et al. (2021) 在公珠地区报道了中三叠世的OIB型岩石；Chen et al. (2019) 在泽当地区报道了中三叠世的放射虫硅质岩。

从这些记录看，新特提斯洋似乎早已打开。但是，这些岩石是否是新特提斯洋的洋壳岩石记录还需要进一步确定。例如，仲巴地区发现的晚泥盆世OIB型岩石就被认为是古特提斯洋的残余（Dai et al., 2011）。

（3）古生物地理

理论上讲，空间上相邻或相连的陆块，动物群可以自由迁徙和交换，因此这些陆块倾向于具有相似的生物群落和化石组合。当大陆裂解后，不同的陆块被大洋隔离，由于环境的差异，特别是纬度的差异，生物可能趋异演化，形成古生物地理上的差异 (Zhang et al., 2013)。对大型底栖有孔虫化石的研究发现，早二叠世冰期结束之后，有孔虫化石组合在印度大陆北缘和拉萨地块之间已经存在差异，特别是中二叠世有孔虫组合 Nankinella-Chusenella 仅在拉萨地块发现，而在羌塘地块和印度大陆北缘均未出现 (Zhang et al., 2018)。此外，也有研究显示，拉萨地块中二叠世开始出现暖水型动物 (Zhang Yichun et al., 2010; Xu Haipeng et al., 2019)，与印度大陆北缘中二叠世的冷水型腕足生物群明显不同 (Shen Shuzhong et al., 2000, 2001, 2003)。

（4）古地磁

古地磁研究可以重建大陆的古纬度。在新特提斯洋打开之前，拉萨地块应和东冈瓦纳大陆北缘具有相同的古纬度；大洋打开之后，拉萨地块会逐步向北漂移。理论上讲，通过精细重建大陆的古地磁视极移曲线，可以准确限定新特提斯洋的打开时间。然而，在实际研究过程中，准确获得相关的古地磁数据并不容易，要获得连续的视极移曲线则更难。目前，据不同研究对象的古地磁研究结果，得出的新特提斯洋打开时间并不一致，跨度从早二叠世 (Ran et al., 2012) 至晚三叠世 (Li et al., 2016)。

（5）俯冲带岩浆作用

如前文所述，新特提斯洋打开之后，还经历了扩张、俯冲和闭合过程。大洋俯冲过程中，在活动大陆边缘形成弧岩浆。理论上讲，俯冲作用的时间肯定晚于大洋打开的时间，因此最早的弧岩浆作用可以约束大洋打开时间的下限。目前，在拉萨地块南缘冈底斯弧中发现的最老岩浆岩的时代为早中三叠世，这似乎意味着新特提斯洋打开时间肯定在此之前 (Wang et al., 2016)。然而，这些岩浆岩是否是新特提洋俯冲的产物还需确定。

从已有的研究可以看出，所有地质记录均反映新特提斯洋的打开时间在二叠纪至三叠纪这段时间内，但具体的时间点存在巨大差异，不同观点认定的打开时间的差异可达近100百万年。

2. 新特提斯洋打开的沉积学线索

沉积地层是地质事件忠实的记录者。理论上来讲，大陆裂解必然会引起显著的沉积学响应。这些响应可能包括但不限于沉积环境剧烈变化、沉积物源变化、同沉积火山活动、古地理格局变迁等等。这些地质作用将作为大洋打开的地质证据保存在地层中，尤其是因大洋开启而新形成的大陆边缘盆地中 (图3)。

图3  大洋打开过程示意图。

在已有研究的基础上，我们对印度被动大陆边缘的二叠-三叠系地层进行了系统的梳理，拟从其中找到新特提斯洋打开的沉积学线索。

图4  藏南喜马拉雅造山带构造分带图 (修改自Yin, 2006)。

（1）特提斯喜马拉雅南亚带二叠-三叠系连续沉积记录及显著沉积环境变化

印度北部大陆边缘沉积地层现今保存在特提斯喜马拉雅构造带中，其北部是代表新特提斯洋遗迹的印度河-雅鲁藏布缝合带，南部是代表印度大陆基底变质岩的高喜马拉雅 (图4)。根据岩石组合和沉积环境的差异，以吉隆-康马逆冲断裂（GKT）为界，特提斯喜马拉雅沉积又可以划分南亚带和北亚带：南亚带以滨浅海沉积的碳酸盐岩和碎屑岩组成；而北亚带由深海泥质岩、浊积岩和硅质岩为主。特提斯喜马拉雅南亚带的地层连续，保存完整；而北亚带受构造破坏严重。

通过对特提斯喜马拉雅南亚带聂拉木-定日地区和康马地区二叠-三叠系连续地层的野外剖面实测和沉积学观察，我们恢复了这一时期的地层序列和沉积环境变化。晚石炭世至早二叠世时期，印度大陆北缘发育含砾砂岩、砂岩和页岩等，岩石组合和沉积构造指示滨浅海环境下的冰川沉积。中二叠世开始，印度大陆北缘进入稳定的被动大陆边缘沉积阶段，一直持续到中三叠世。在这一时期，聂拉木-定日地区主要发育碳酸盐台地，偶尔出现滨岸石英砂岩、粉砂岩沉积；而在康马地区，伴随着碳酸盐岩沉积，更多地出现了含陆源碎屑的岩石，包括滨岸石英砂岩、潟湖相泥灰岩等，显示后者受到更多的陆源物质输入的影响。晚三叠世时期，印度大陆北缘发生了明显的沉积环境变化，表现为碳酸盐沉积的完全消失，取而代之的是陆棚相黑色页岩和细砂岩 (Meng et al., 2019)。这种沉积作用一直持续到三叠纪末期，之后沉积类型恢复为滨岸相石英砂岩。

通过对地层的梳理我们发现，印度大陆北缘在石炭-二叠纪冰期结束后，长期表现为稳定的沉积环境。沉积环境显著变化仅发生在晚三叠世 (图5)。

图5  特提斯喜马拉雅南亚带二叠-三叠系岩石组合及沉积环境演变。

（2）晚三叠世伸展作用

印度大陆北缘晚三叠世的沉积环境变化不仅出现在我国藏南地区，还出现在尼泊尔地区以及印度藏斯卡（Zanskar）-斯皮提（Spiti）地区。这些地区均表现为潟湖-潮坪相灰岩和泥灰岩被受风暴影响的陆棚相泥岩、细砂岩覆盖。Sciunnach and Garzanti (2012) 根据印度大陆北缘二叠-三叠系沉积记录，重建这一时期的沉积速率和构造沉降速率。研究显示，三叠纪晚期构造沉降速率显著增加，在诺利期达到最大（50–100 m/Ma）。印度大陆北缘晚三叠世广泛的沉积环境变化以及相应的沉积速率和沉降速率增加，被解释为区域伸展作用。

在浪卡子地区上三叠统特拉组地层中，出现了同沉积的火山活动记录 (图4)。地层中大量出现的火山岩岩屑主要为基性岩和酸性岩，表现为双峰式的特征 (图6a, b)。对基性岩岩屑进行原位地球化学成分分析，发现其具有碱性岩的特征 (图6c)，其稀土元素配分表现为轻稀土富集而重稀土亏损，类似于洋岛玄武岩（OIB） (图6d)。锆石的加权平均年龄为 ~229–223 Ma (图7a-c)，对应的eHf(t)值为+7.5–+13.2 (图7d)，指示明显的地幔物质贡献。在更东部上三叠统郎杰学群地层中，同样发现了双峰式的同沉积火山岩（Huang et al., 2018）。这些火山活动被认为是区域伸展作用的产物。

图6  特提斯喜马拉雅伸展型火山事件特征。(a-b) 砂质灰岩显微照片，可见基性和酸性火山岩岩屑；(c-d) 基性火山岩屑微量元素地球化学特征图。

图7  火山事件的年龄和Hf同位素。

(a-c) 晚三叠世火山事件锆石U–Pb 加权平均年龄及谐和图；(d) 锆石U–Pb年龄相对丰度及Hf同位素值分布图。

（3）晚三叠世沉积物源和古地理格局重大变化

在特提斯喜马拉雅南亚带晚三叠世发生沉积环境变化的同时，特提斯喜马拉雅北亚带也发生了沉积作用的重大变化，其典型标志就是郎杰学群大规模浊积体系的出现。郎杰学群位于印度大陆东北缘，现今主要分布在中国藏南仁布以东至喜马拉雅东构造结一带 (图4)，与其沉积特征相似的地层还见于东构造结以南缅甸境内。郎杰学群主要由浊积岩组成，目前的分布面积大于10000平方千米。考虑到碰撞带挤压变形，郎杰学群最初的沉积面积和体积可谓巨大。如此大规模沉积体系的出现，毫无疑问与区域构造作用相关。

物源分析表明，印度大陆北缘广泛出现的碎屑岩（包括特提斯喜马拉雅南亚带的曲龙贡巴组、涅如组和特拉组以及北亚带的郎杰学群）具有独特的物源特征：砂岩中含有火山岩岩屑和斜长石等不稳定组分 (图8)；碎屑模式、重矿物组合以及全岩地球化学成分指示造山带物质来源；碎屑锆石含有晚古生代–早中生代年龄组成 (~400–200 Ma，大部分集中在280–220 Ma；图9)。这些特征反映外来物源向印度大陆北缘的输入，其出现也反映了这一时期沉积古地理格局的巨大变化。

图8  特提斯喜马拉雅砂岩碎屑组成三角图。

(a) Q-F-L三角图 (据Garzanti, 2016)。Q.石英；F.长石；L.岩屑；(b) Ls-Lv-Lm三角图。Ls.沉积岩岩屑；Lv.火山岩岩屑；Lm.变质岩岩屑。

图9  特提斯喜马拉雅二叠系-三叠系砂岩物源特征。

(a-f) 砂岩显微照片。Q.石英，Pl.斜长石，Lv.火山岩岩屑；(g) 碎屑锆石U–Pb年龄频谱图。

3. 新特提斯洋打开于晚三叠世？

从印度大陆北缘二叠-三叠系沉积记录看，在冰期结束之后，印度大陆北缘长期处于稳定的沉积环境，直到晚三叠世时期，沉积作用才发生明显的变化。这一变化反映了区域伸展作用，同时出现的还有双峰式火山活动以及古地理-物源体系的巨大变化。如果说新特提斯洋打开在印度大陆边缘沉积地层中有响应的话，那只可能是晚三叠世。

但同时我们也注意到，印度大陆北缘晚三叠世的沉积作用变化相对于大陆裂解这一重大事件来说，仍然显得微弱。这就涉及到新特提斯洋打开的另一个问题：拉萨地块是从何处裂解出来的？传统上对于这个问题有两种模型，一种认为是印度大陆北缘，另一种是澳大利亚大陆西北缘。由于印度大陆北缘的响应相对微弱，同时考虑到晚三叠世沉积体系的古水流特征（近平行于或由北向南垂直于印度北部大陆边缘），印度大陆北缘的沉积作用变化很可能只是新特提洋打开的远程响应，而真正的裂解位置为澳大利亚大陆西北缘。在澳大利亚大陆西北缘同期的沉积物中（如Canning和Northern Carnarvon 盆地），也确实记录了晚三叠世的伸展作用，包括：广泛的同沉积火山活动、正断层，沉积环境由陆相逐渐转变为深海相。

基于目前的观察，我们初步建立印度大陆北缘三叠纪沉积物源变化的解释模型：

早–中三叠世至晚三叠世卡尼 (Carnian) 早期 (图10a)，印度大陆北缘以碳酸盐岩沉积为主，盆地性质稳定，陆源输入有限。源自冈瓦纳造山带的河流向西北自然流入中特提斯洋。

晚三叠世卡尼–诺利 (Carnian–Norian) 期 (图10b)，裂解作用在澳大利亚大陆西北缘发生。沿裂谷走向的岩浆作用导致区域热隆升，迫使古河流体系发生重组并改道向西流入印度大陆北缘，导致印度大陆北缘碳酸盐沉积向碎屑岩沉积的转变，也导致了郎杰学群巨型浊积岩体系的出现。这些河流携带火山岩岩屑、斜长石进入印度大陆北缘盆地，因此在物源特征上明显区分于印度大陆北缘本身的石英砂岩。作为伸展作用的响应，印度大陆北缘沉积速率和沉降速率显著增加。

晚三叠世诺利 (Norian) 晚期–瑞替 (Rhaetian) 期 (图10c)，裂解作用结束，郎杰学群及有关沉积体系的沉积作用结束，印度大陆边缘恢复为稳定的石英砂岩沉积。

图10  冈瓦纳大陆北缘三叠纪古地理演化模式图。

(a) 早-中三叠世–卡尼 (Carnian) 早期：印度大陆北缘以稳定的碳酸盐岩沉积为主；(b) 卡尼–诺利 (Carnian–Norian) 期：裂解作用发生于澳大利亚大陆西北缘，受伸展作用影响，印度大陆北缘发育郎杰学群及有关沉积体系；(c) 诺利 (Norian) 晚期–瑞替 (Rhaetian) 期：裂解作用结束，沉积作用恢复稳定。

4. 争议及未来研究

基于印度大陆北缘二叠-三叠系沉积地层的研究，我们推测新特提斯洋很可能打开于晚三叠世。这一认识可以受到同一时期的双峰式岩浆活动、澳大利亚大陆西北缘同期沉积记录以及部分古地磁数据的支持。但同时，也与一些现有的证据明显不一致。

首先，雅鲁藏布缝合带中现存最古老的海山沉积时代为中二叠世（Fan et al., 2023），最古老的放射虫硅质岩 (Chen et al., 2019) 和OIB型玄武岩 (Liu et al., 2021) 的时代均中三叠世，明显早于我们所认为的大洋打开时间。但在我们的模型中，这些证据是可以兼容的。由于拉萨地块裂解自澳大利亚大陆西北缘，在其裂解之前，这些洋壳岩石可以形成于印度大陆北缘（中）特提斯洋内，只是在后期的洋壳消减、陆-陆碰撞过程中，卷入到雅鲁藏布缝合带之中。

其次，印度大陆北缘和拉萨地块在中二叠世时期已存在古生物地理的差异，这被解释为新特提斯洋打开的结果。我们推断，拉萨地块与印度大陆北缘在空间位置上的差异（e.g., Zhu Dicheng et al., 2011），以及冰期结束后全球气候变化（Yuan Dongxun et al., 2016），可能也是重要的古生物地理影响因素。

再次，部分板内玄武岩的时代、古地磁数据与我们的模型不一致。这涉及到玄武岩本身形成背景的多解性、古地磁数据的可靠性以及不同学科内部的争论等。如前所述，板内玄武岩的出现代表伸展大地构造背景，但它是否与大陆裂解或者具体到新特提斯洋打开存在关联还需更多的工作确认。至于古地磁数据，目前的资料还相当有限，相信随着更多数据的积累，会为新特提斯洋的打开时限提供更可靠的依据。

本文依据印度大陆北缘晚三叠世的沉积环境变化、沉降速率变化、沉积物源变化、古地理格局变化以及同沉积的火山活动，初步提出这一时期的区域伸展作用很可能与新特提斯洋的打开有关。但目前的资料尚不足以充分证明这一认识，要进一步通过沉积记录约束新特提斯洋的打开时间和过程，还需要对拉萨地块之上的二叠-三叠系进行系统厘定，并开展拉萨地块、印度大陆北缘和澳大利亚大陆西北缘同期地层的对比研究。

本文第一作者工作于中国地质调查局天津地质调查中心，第二作者系中国科学院地质与地球物理研究所副研究员。本文属作者认识，相关问题交流可通过邮箱mengzhongyu0716@163.com和wangjiangang@mail.iggcas.ac.cn与本人联系。欲知更多详情，请进一步阅读下列参考文献。

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