齐靓，徐亚军，Peter. Cawood

01. 引言

超大陆的形成在地球的演化历史中扮演着至关重要的角色，它对地球的内部圈层相互作用，如地壳生长、地幔演化、全球尺度的成矿作用，以及全球海平面变化、气候变化和生命的爆发等过程具有极其重要的影响。超大陆的聚合与裂解也必然伴随着弧-陆碰撞、陆-陆碰撞和裂谷发育等一系列板块汇聚和造山过程。这些不同阶段的俯冲、汇聚和拉张过程会产生不同特征的沉积与岩浆记录。Columbia（或称为Nuna）与 Rodinia 超大陆以及 Gondwana 大陆都经历了非常漫长的地质演化历史（图1）。在这些阶段形成的沉积物或岩浆岩极易遭受后期的构造热事件改造，使得与超大陆聚合、裂解相关的地质记录原始信息被改变。因此，前人对 Columbia和Rodinia 超大陆的板块重建仍存在许多不确定性。其中，对华南板块在超大陆的位置一直都是国内外学者争论的焦点^[1-5] 。新元古代是华南陆壳活化的重要时期，经历了扬子与华夏地块的陆-陆碰撞及碰撞后拉张作用，并在扬子与华夏地块内部保存了较为完整的新元古代中-晚期（820-545 Ma）与 Rodinia 超大陆聚合-裂解、Gondwana大陆聚合相关的岩浆活动和沉积记录，是重建Rodinia超大陆的重要场所。

图1  （a）Columbia（约1.8 Ga）、（b） Rodinia 超大陆（约700 Ma）与 （c）Gondwana 大陆复原图（约500 Ma）（1a修改自Zhao et al., 2002; 1b修改自Hoffman, 1991; 1c修改自Meert et al., 2008）

02. 恢复古板块位置的方法？

我们可利用包括古地磁、古生物、地质事件对比与地层对比等地质信息来恢复古板块在超大陆中的位置。其中，运用古地磁方法可以迅速而简便地获得板块的古纬度和古方位，是迄今为止最为有效和可信的手段。然而，由于前寒武纪岩石？样品中普遍缺乏高精度的古地磁数据，使得前人对于 Rodinia 超大陆的板块重建仍存在许多不确定性，但运用古地磁方法比较地块的古地磁视极移路径也可以估算古陆块的相对运动量，因此，通过对比不同板块极移曲线的拟合可以确定板块之间的相对位置。近年来，一些学者通过对比古地磁数据也为复原前寒武纪华南古地理位置提供更多的证据，例如：来自湖南马底驿组富赤铁矿红层（约820 Ma）、扬子地块宜昌地区晓峰岩墙群（约820 Ma ）、扬子西缘盐边岩墙群（约825 Ma）、云南澄江组红层（约800 Ma 以及印度Malani岩浆岩（约770-750 Ma）和Harohalli岩墙（815 Ma）的古地磁证据表明，华南板块与印度板块在新元古代中-晚期可能具有相似的由中高纬度向低纬度过渡的板块运动特征^[4]，可能存在着一定地理亲缘性。

此外，古生物证据也可以提供全球的古生物及古生物群化石分布面貌，为恢复古板块位置提供有效信息。例如，前人利用不同板块在地史时期记录下的同种相似的古生物面貌和生态系统，有效的重建了Pangea超大陆（图2）。然而，由于前寒武纪全球普遍缺乏古生物化石的有效信息，这也就意味着我们需要利用其它有效手段来恢复古板块的位置。沉积物作为陆壳物质风化剥蚀的产物，在地球历史中广泛存在，并保留着地球的岩浆活动和造山事件的记录。碎屑锆石年龄谱对比分析可以为时空上具可对比意义的地块或地层提供亲缘性的决定性证据，因此通过对不同板块相同时代地层的对比以及碎屑岩物源分析，可为超大陆的重建提供重要的证据。

图2  Pangea超大陆（约250 Ma）(修改自https://pubs.usgs.gov/publications/text/continents.html)

03. “外部”还是“内部”？

有关华南在 Rodinia 超大陆中的争论，一直围绕在两个不同模式展开，即“内部”模式和“外部”模式。支持“内部”模式的学者认为：在 Rodinia 超大陆中心发生了与扬子、华夏拼合相关的中-新元古代造山事件（1300-880 Ma），从而形成了统一的华南板块，而此时华夏地块是西南劳伦大陆的组成部分；从750 Ma 开始，伴随 Rodinia 裂解的同时华南逐渐与超大陆分离，并过渡为一个孤立的板块；580 Ma 时期，在Gondwana 聚合过程中与印度北缘碰撞引起武夷-云开（加里东期）陆内造山作用，导致华南东南部从拉张盆地转变为前陆盆地^[2,3]。另一部分支持“外部”模式的学者认为：扬子与华夏在超大陆的边缘拼合成华南板块（碰撞过程持续至 820-815 Ma）；在此之后直至早古生代，华南一直处于超大陆边缘，与印度北缘或澳大利亚西北部相连^[1,5-6]。二者之间在新元古代沉积记录的差异在于：“内部”模式强调了在 750 Ma 之前华夏地块陆壳组成与劳伦大陆西南部的相似性，以及 750-580 Ma 期间华南没有外部物源供应；而“外部”模式认为，华夏地块至少在 820 Ma开始接收来自印度北部或者澳大利亚西北部的碎屑物源。

图3  Rodinia 超大陆中华南板块的位置: A-内部模式; B-外部模式 (Li et al., 2014)

04. 华南东南部新元古代碎屑岩物源分析

为了讨论新元古代中-晚期（820-541 Ma）华南板块如何参与超大陆演化等全球地质事件，笔者在华南扬子东南缘（三江和锦屏）、华夏西缘（长汀和南雄）、与武夷-南岭（泗州山和鹰扬关）地区，选取拉伸纪晚期-埃迪卡拉纪具有代表性的沉积序列，进行了沉积学、锆石年代学和地球化学等研究（图4、5）。

 图4  华南东南部新元古代中期古地理图及研究剖面位置 (底图修改自王剑等，2019)

 碎屑锆石U-Pb年龄结果显示，华南扬子东南缘、华夏西缘与华夏武夷-南岭地区新元古代中-晚期的年龄谱特征截然不同，因此三个地区的碎屑物质拥有不同的源区（图6）。

图5  研究区地层柱状对比图及采样位置

扬子东南缘：三江和锦屏地区长安组和大塘坡组3件样品的碎屑锆石年龄峰值主要集中于900-700 Ma，仅有少量古元古代、太古宙的碎屑锆石。已有资料表明，在江南造山带、扬子东南缘、扬子西南缘以及华夏地块局部地区，发育大量970-750 Ma岩浆岩^[7]，其成因多认为与板块俯冲作用（扬子西南缘攀西-汉南弧950-750 Ma岩浆岩）、扬子-华夏之间的拼合作用（江南造山带900-825 Ma岩浆岩）、或与华南拼合晚期伸展垮塌和大陆裂谷拉张作用（华南东南部825-700 Ma岩浆岩）相关，也认为是扬子东南缘拉伸系和埃迪卡拉系沉积物的主要物源区。本文扬子东南缘碎屑锆石年龄谱特征与江南造山带具有很高的相似性，且碎屑锆石的εHf(t)值与江南造山带几乎完全重合。由此证明，扬子东南缘新元古代碎屑岩的主要物源区为华南内部江南造山带。

图6  华南东南部碎屑锆石峰值特征统计(1. Yu et al., 2010; 2. Qi et al., 2018 ; 3. Wang et al., 2018 ; 4. Wang et al., 2008 ; 5.Xiong et al., 2018 ; 6. Xue et al., 2019; 7. Wu et al., 2010; 8. 王鹏鸣等, 2013; 9. 王鹏鸣等, 2012; 11.Yang and Jiang, 2019; 12. Wan et al., 2007; 13. Zhu et al., 2019; 14. Ma et al., 2019; 15. Cui et al., 2015; 16. Wang et al., 2013; 17. Sun et al., 2018; 18. Han et al.,2016; 19. Wang et al., 2014; 20. Wang et al., 2010; 21. Yan et al., 2019; 22. Wang et al., 2012; 23. Wang et al., 2012)

华夏地块：武夷南部-南岭一带全部碎屑岩样品和华夏西缘部分砂岩样品，显示出了相似的碎屑锆石年龄峰值，其峰值年龄主要集中于1150-900 Ma之间。这些特征与前人研究所得出的结论一致，认为已有研究所得出华夏地块新元古代-早古生代沉积岩中包含大量Grenville期碎屑锆石的结论一致，但华夏地块仅局部发育少量997-755 Ma的岩浆岩，这些岩浆岩通常被认为与新元古代早期俯冲事件相关，也有部分学者认为这些岩浆岩是华夏地块响应全球Grenville运动的标志。然而，华夏地块新元古代碎屑岩中大量的1150-900 Ma碎屑物源不太可能由原地、有限的岩浆活动提供物源，并且华南内部缺乏1150-1000Ma和730-600 Ma的岩浆事件，因此中元古代晚期-新元古代年龄的碎屑物源应当来自于华南外部。另外，碎屑锆石Hf同位素特征也不支持内部物源的观点，样品中1150-900 Ma锆石的εHf（t）值与华夏内部岩浆岩的εHf（t）值相差较大，但与印度东南部的Eatern Ghats造山带高度重合。

 图7  华南东南部中元古代-新元古代年龄锆石εHf(t)值-年龄图解

值得注意的是，有三件来自华夏西缘地区的样品均具有850-700 Ma的主峰值，以及少量中元古代至太古宙年龄的碎屑锆石，此外，其中一个样品还含有两个特殊年龄峰值：1880-1600 Ma、1300-1200 Ma。由上述可知，江南造山带大量850-700 Ma年龄的岩浆岩为扬子东南缘同时代碎屑岩提供了大量物源，因此，该年龄的碎屑物源区很可能为华南内部。然而，1880-1600 Ma和1300-1200 Ma年龄的岩浆岩在华南内部十分罕见，而华南新元古代碎屑岩中也缺乏该年龄的碎屑锆石年龄峰值。在与其它板块同时期的沉积物进行碎屑锆石年龄谱对比后发现，Lesser Himalaya地区同时期碎屑锆石年龄谱具有极其相似的年龄峰值。另外，该样品中中元古代碎屑锆石εHf (t)值也与印度西北部中元古代沉积岩吻合。由此推测，华夏西缘部分地区可以同时接收华南内部和外部两个方向的物源供应。

图8  华南东南部新元古界与 Gondwana 大陆北缘地体锆石年龄谱对比图

05. 华南新元古代沉积记录对古地理重建的指示

本文华夏武夷-南岭地区成冰纪、埃迪卡拉纪与华夏西缘拉伸纪晚期碎屑岩展示了相同特征的锆石年龄谱，均包含大量来源于华南外部的东冈瓦纳地区1150-870 Ma年龄的碎屑物质。由图8可知，该特征与同时期Greater Himalaya、Lesser Himalaya和Indo- Antarctica地区同时期的碎屑岩锆石年龄谱相似，与North Australia和West Australia相差较大。另外，由MDS分析表明（图9），华南、印度北缘、东南极和澳大利亚板块共存在3个不同的物源体系，分别为：由华南内部江南造山带供给控制的物源体系1、主要受印度北缘Greater Himalaya、Lesser Himalaya及东南极北部（Indo- Antarctica）物源供应的物源体系2、以及与上述均有较大差异的澳大利亚物源体系3。

图9  利用MDS（multidimensional scaling）多维尺度分析，对比华南与Gondwana大陆北缘地体新元古代碎屑锆石年龄谱之间的异同

综上所述，扬子与华夏自新元古代早期拼合后，华南东南部可以接收到来自华南地块外部供应的物源，即至少从拉伸纪晚期（约750 Ma）开始华南板块一直与印度北部相连，之后在早古生代早期随着Gondwana大陆的聚合作用，华南-印度（Greater India，包含Greater Himalaya以及Lesser Himalaya）-东南极北部（Indo-Antarctica）与澳大利亚-东南极东部（Australo-Antarctica）沿Kuunga造山带拼合^[8]（图10），直到约400-385 Ma古特提斯洋的打开导致华南与其他大陆分离。因此，本文支持超大陆复原模式中的“外部”模式，即华南自拉伸纪晚期至埃迪卡拉纪一直与印度北部相连，处于Rodinia超大陆的边缘或外部，而非中心，在新元古代中-晚期从中高纬度向低纬度运动，而劳伦-澳大利亚在新元古代位于赤道附近，与印度和华南存在一定距离。

图10  华南板块复原图

（a）约900 Ma 时期（底图修改自 Merdith et al., 2017 [6]）；（b）约720 Ma 时期；(c) 埃迪卡拉纪晚期-寒武纪

本文第一作者现为中国地质大学（武汉）地球科学学院博士研究生，第二作者为中国地质大学（武汉）地球科学学院教授，第三作者为澳大利亚Monash University教授。本文属作者认识，相关问题交流可通过邮箱ql_cug@163.com与本人联系。欲知更多详情，请进一步阅读参考文献^[9-10]。

主要参考文献

[1] Cawood P A, Wang Y, Xu Y, et al. Locating South China in Rodinia and Gondwana: A fragment of Greater India Lithosphere? [J]. Geology, 2013, 41(8):903-906.

[2] Li Z X, Zhang L, Powell C M. South China in Rodinia: Part of the missing link between Australia-East Antarctica and Laurentia? [J]. Geology, 1995, 23(5):407.

[3] Yao W H, Li Z X, Li W X, et al. From Rodinia to Gondwanaland: A Tale of Detrital Zircon Provenance Analyses from the Southern Nanhua Basin, South China [J]. American Journal of Science, 2014, 314(1):278-313.

[4] Jing X, Yang Z, Evans D A D, et al. A pan-latitudinal Rodinia in the Tonian true polar wander frame[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2019, 530:115880.

[5] Cawood P A, Wang W, Zhao T, et al. Deconstructing South China and consequences for reconstructing Nuna and Rodinia [J]. 2020:103169.

[6] Merdith A S, Collins A S, Williams S E, et al. A full-plate global reconstruction of the Neoproterozoic[J]. Gondwana Research, 2017:S1342937X16305093.

[7] Yao J, Cawood P A., Shu L, et al. Jiangnan Orogen, South China: A ~970–820 Ma Rodinia margin accretionary belt [J]. Earth-Science Reviews, 2019, 196: 102872.

[8] Xu Y, Cawood P A, Du Y, et al. Terminal suturing of Gondwana along the southern margin of South China Craton: Evidence from detrital zircon U-Pb ages and Hf isotopes in Cambrian and Ordovician strata, Hainan Island [J]. Tectonics, 2015, 33(11-12):2490-2504.

[9] Qi L, Cawood P A, Xu Y, et al. Linking South China to North India from the late Tonian to Ediacaran: Constraints from the Cathaysia Block [J]. Precambrian Research, 2020:105898.

[10] Qi L, Xu Y J, Cawood P A, et al. Reconstructing Cryogenian to Ediacaran successions and paleogeography of the South China Block [J]. Precambrian Res, 2018, 314: 452–467