关于板溪群

华南地区的华夏系~

在秦岭-大别山系以南的华南地区,华夏构造体系分布相当广泛,以规模巨大的隆起带为主体,构造成分以复式褶皱和断裂为主,也有花岗岩-混合岩带、热动力变质带、韧性剪切带。按形成时期华夏构造体系可以划分出加里东期和印支期两期,由于受到其他构造体系的限制和强烈干扰,多呈S形分布。另外,在前震旦纪系中还存在一些古北东向构造带。华南地区的华夏构造体系包括3个一级隆褶带,从西向东为龙门山-玉龙雪山隆褶带、天目山-九岭山-雪峰山隆褶带、闽-赣-粤隆褶带,以第二带规模最大,第三带次之。3个隆褶带之间为大型的川黔古生代坳褶带及湘桂粤赣晚古生代坳褶带,构成北东向“三隆二坳”的华夏系构造格局。
(1)龙门山-玉龙雪山隆褶带
该带总体呈北东向伸展,向东北抵汉中,与北西西向祁连-大别带相交接,被秦岭纬向带所斜接复合,向西南经康定与北西向丹巴复背斜和川滇经向带反接复合,过川滇经向带后经锦屏山、玉龙雪山,西南延至点苍山东侧,与北西向的哀牢山构造带反接复合。它横断扬子-塔里木地块中部,又被川滇经向带分割为两段,东北段称龙门山断褶带、西南段称盐源-丽江断褶带,以广泛发育推覆构造为其特征。

图2.28 辽南-徐淮型震旦纪S型海盆示意图(据李自坤,1985,修改)

①龙门山断褶带:北起陕南勉县,经广元-茂汶、灌县-宝兴、天全,斜插入川滇经向带达泸定以远,长达500km、宽仅25~40km由北东向的褶皱、扭压性断裂、挤压破碎带组成,总体呈北40°~50°东方向延展。组成该构造带的主要构造形迹是4个复背斜、3个复向斜和4条规模巨大的走向压性、扭压性断裂带。4个复背斜分别称轿子顶-牟托复背斜、彭灌-九里岗复背斜、宝兴复背斜和天井山复背斜。前三者之核部出露前震旦纪及晋宁-澄江期中酸性岩浆岩,两翼由震旦系-三叠系组成,它们呈多字型斜列,系主构造带遭受逆钟向扭动作用所致。3个复向斜是武安复向斜、盐井-五龙复向斜、唐王寨-仰天窝复向斜,卷入地层为震旦系-三叠系,其间未见角度不整合,单个褶皱轴向北45°~60°东,两端作S状弯转,雁列轴北45°东。4条巨大断裂是青川断裂带、茂纹断裂带、北川-映秀断裂带和江油-灌县断裂带,它们走向为北45°~60°东,延长200~400km左右,前三条切割三叠系及以前的岩层、岩体,后一条切割了侏罗系,断面均倾向北西,倾角一般50°~80°;北川-映秀断裂南段倾角仅20°,断面波状弯曲,斜冲擦痕常被水平擦痕掩盖,断裂构造岩发育,断裂带在剖面上呈叠瓦状。根据其变形特点和切割地层关系,这些断裂主要形成于印支期,燕山期还有所活动,而喜马拉雅期则表现为逆冲推覆与顺时针向水平错移(图2.29)。它们与青藏高原隆升向东推挤和经向带挽近活动具有成生联系。
②盐源-丽江断褶带:它斜贯于川滇经向带与三江经向带之间,过去称为扬子地块西缘坳陷,它大体被夹持于北东向的金河-箐河断裂带与小金河断裂带之间,是古生代以来长期处于缓慢沉降的地带,盖层发育齐全,最厚达16500m,尤以泥盆系和石炭系发育良好,带内基底岩系未出露,震旦系-三叠系中统的沉积建造多属扬子型,晚三叠世以来则与扬子型有差异。从变形特点看,可分为金河-永胜褶断束与盐源-鹤庆坳褶束两个次级单元。从区域建造资料分析,盐源-丽江断褶带主要在印支运动褶皱隆升,而加里东运动也对本区有重要影响,使其两端缺失志留系,一些地区泥盆系平行不整合于震旦系灯影组之上。
③龙门山-玉龙雪山断裂带:此系任纪舜所划的龙门-玉龙深断裂。总体呈北东向,斜贯川、滇两省,北东端达汉中一带,南西段直抵哀牢山断裂带,其后期活动是否超过哀牢山而抵滇西南,认识尚不一致。

图2.29 彭县天台山-白鹿顶飞来峰构造剖面图(据《四川省区域地质志》,1991)


图2.30 盐源推覆构造剖面图(据《四川省区域地质志》,1991)

该断裂的主要组分有东北段的小金河断裂、北川-映秀断裂和茂汶断裂,西南段称小金河-三江口断裂、金棉-丽江断裂和箐河断裂,一般均属深大断裂。总的走向为北东向。古生代-三叠纪由南向北沉积环境逐渐加深,沉积厚度逐渐加大。西南段的箐河-金河断裂在新元古代曾有过较强的活动。华力西晚期沿几条断裂也发生过较强的活动,沿箐河断裂、小金河-三江口断裂、金棉-丽江断裂均有基性岩浆的喷发和侵入活动。这些特征表明,这一组断裂在古生代-三叠纪有过明显的拉张活动。该断裂系向东北经盐源一带,在川滇经向带西侧逐渐偏北,呈北北东向,渐与经向构造体系的雅砻江断裂带斜接-重接复合,沿带逆冲推覆构造和飞来峰发育(图2.30)。
川西北龙门山段,主要有茂汶深断裂,北川-映秀深断裂和江油-灌县大断裂。北川-映秀深断裂带为前人所称之龙门山主中央断裂,它走向北东,长达400km以上。断裂带平面上多分叉复合,断面波状,并有叠置的推覆岩片夹于其间。龙门山断裂带的基本特征是:推覆挤压带后部上叠岩片经受韧剪切形变,中部以韧性形变为主伴有脆性形变,前部下置岩片属脆性形变;从变形特点看,后部为动力变质,有中压动热渐进变质带及混合岩化现象,中部仅沿剪切带的劈理、片理中出现新生应力矿物或变质矿物,前缘岩片基本上无变质作用;从运动学特征看,剪切滑移而伴生的拖曳柔性剪切褶皱轴面、滑移剪切擦痕、砾石拉伸线理、矿物旋转方位等均一致指示推覆岩片自西北向东南方向逆冲运动;从推覆时间看,自西而东从印支末期开始,经燕山期至喜马拉雅期,表现了构造应力多阶段多期次连续向东南挤压、迁移、依次推叠的过程。
龙门山-玉龙雪山构造带最显著的结构特点是,沿构造带推覆构造或推覆体广泛发育。它的主体部分基本上是由众多的推覆体和飞来峰所组成,尤其是龙门山地区,可以说是由推覆体堆砌而成的推覆山脉。航磁资料表明,该构造带处于区域性北东向负异常带,其中的局部升高的线性异常和连续负异常梯度带显示了主要断裂带的位置,异常带内基本上不存在强磁异常,即使在已出露的岩浆岩体上磁异常仅90nT,且呈自行圈闭的孤立异常,这说明该磁性体延深有限。横穿“彭灌杂岩”的重、磁剖面证明杂岩体延深不大,为漂浮“无根”的杂岩体。该带的褶皱变形变质作用,主要发生在印支运动期间,它是在印支运动挤压变形逆冲的基础上,主要断裂转为逆冲推覆,发展成形于燕山期,定位于喜马拉雅期,形成规模不等的推覆构造和飞来峰,沿龙门山-玉龙雪山构造带的前缘不仅有侏罗纪、白垩纪磨拉石建造,也有古近-新近纪、第四纪磨拉石建造,表明这个推覆带的发展具有长期性和多阶段性。推覆构造的冲断带在剖面上多呈犁式,倾向西北,倾角在地表一般为50°~60°,向下往往变得很缓,仅5°~10°。据石油地震资料,龙门山区在地表下21km左右有一低速层,是理想的主滑移面,关于推覆体位移距离,根据飞来峰现在的位置与其岩性、时代相似的根带位置,推算其最大位移距离为30~40km。由于该带挤压推覆发生于地壳浅部,无深层次构造背景,所以无相应的岩浆活动和超变质作用,但主断裂带后部及中部已有中高压渐进动热变质作用、混合岩化和应力矿物出现。青川大断裂中有蓝闪石相高压变质岩带和顺片理分布的花岗岩脉群带,同位素年龄为223Ma,亦属构造动力变质产物。
(2)天目山-九岭山-雪峰山隆褶带
该带是华南华夏构造体系的主体,包括江南隆起及其边侧的褶断带。古生界褶皱(包括部分新元古界褶皱)为主的北东向构造保存较完整,形成一个较连续的反S型华夏系构造带。隆褶带核部为前震旦纪浅变质岩,古生代及早、中三叠世地层组成其宽大的两翼,向东隐伏于苏南平原之下,并继续向黄海和东海之下延伸。北东向苏州隐伏断裂带是其重要成分。该带向南西横贯黔中地区。该隆褶带内的华夏系构造,除定型于印支期的华夏系晚期构造外,还有由下古生界组成的华夏系早期构造,两者轴向一致,变形相似,但强度不一,它们以加里东运动为界面;另外,还归并了由中新元古界组成的古北东向构造带,它们的方位相近,继承性活动十分明显。该隆褶带在早古生代时期是东南沿海活动性沉积区(槽区)与西部稳定沉积区(台区)的分界带,至晚古生代初期,又是东南部“华夏古陆”的西北边界。由于后期受到其他构造体系的严重干扰,使其方位偏转,形态奇特,南北翼很不协调,甚至被掩覆而不连贯,组成北东-北东东-北东向的反S形构造。主要组成成分如下。
①天目山-怀玉山隆褶带:为天目山-九岭山-雪峰山隆褶带的北东段,位于苏、皖、赣毗邻的怀玉山、天目山区,由天目山-怀玉山复式隆起带及一系列断裂带和一些花岗岩岩体组成,包括安吉-祁门-景德镇复背斜带及其南、北边侧的杭州-开化复向斜带、宣城-东至复向斜带等3个I级构造带。安吉-祁门-景德镇复背斜带为北东向,轴部大体位于祁门-景德镇一带,由中元古界板溪群、双桥山群浅变质岩及震旦系组成,两翼为下古生界及下、中三叠统。由古生界组成的天目山复背斜带是其东延部分,再向东隐没于江苏平原之下。宣城-东至复向斜带包括牌楼复向斜、七都复背斜、太平复向斜等一系列开阔型褶皱,轴向北40°~60°东,主要由古生界组成,背斜轴部为前寒武系或寒武系,向斜核部为志留系或二叠系、三叠系。杭州-开化复向斜带,由北50°东的杭州-开化复向斜以及南翼的临浦-寿昌、兰溪-江山复向斜和北翼的武康-鲁村、长兴-孝丰复向斜组成,并由下古生界及上古生界和中、下三叠统分别构成轴向相近的早、晚两期华夏系构造形迹。
该隆褶带内与之伴生的区域性断裂也很发育,主要有江南、皖浙赣、赣东北、江山-绍兴等“深”大断裂,它们主倾东南,多期活动和推覆、滑覆特征明显。以江南、江山-绍兴断裂带为例简介之。
——江南大断裂带:斜贯于皖南山区,经宣城、东至,向西与江西修水-德安深断裂相接,向北延至江苏溧阳一带,切割印支期侵入岩,沿断裂带为航磁异常递变带。它形成于加里东期,对古生界岩相、厚度和生物群有明显控制作用,定型于印支期。
——江山-绍兴“深”断裂带:该带规模巨大,长280km,宽约10km,略呈S形,航磁表现为宽达数千米的异常带。沿断裂带多期变形变质、岩浆活动强烈,但古生代-中生代早期的活动可归属华夏构造体系。该断裂带北西侧双桥山群和东南侧陈蔡群韧性变形强烈,逆冲断裂发育,形成叠瓦式对冲构造带及宽达10km的混合石英闪长岩带、片理化混合斜长花岗岩带及千糜岩带,并有大量透镜状超基性岩产出。该断裂多被视为是江南、华夏两个古陆块在晋宁期和加里东期对接碰撞的产物。值得指出的是,被志棠组不整合覆盖的前震旦系变质基底中的上述北东向挤压性构造是有别于早、晚期华夏系的古北东向构造带。
②幕阜山-九岭山隆褶带:为天目山-九岭山-雪峰山隆褶带的中段,主体为由幕阜山复背斜带和九岭山复背斜带组成的隆褶带,其南、北侧分别为萍乡-乐平复向斜带及湖口-通山复向斜带。复背斜轴部为中新元古界浅变质岩系及花岗质杂岩体,两翼为古生界及下三叠统;复向斜轴部主要为下三叠统,两翼为古生界。幕阜山复背斜带走向为北东-北东东,略呈向西北凸出的弧形。其南面尚有武功山复背斜带与之相随。
在幕阜山-九岭山隆褶带边侧,同向断裂带十分发育,修水-德安、宜丰-南昌、萍乡-广丰等断裂带是其代表。它们多期活动明显,有些还具强烈的推覆、滑覆特征。修水-德安断裂带位于九岭隆起北缘,构造混杂岩块发育,韧性变形明显,控制古生界沉积及燕山期花岗岩带展布。宜丰-南昌断裂带位于九岭隆起南缘,倾向北西,倾角大于60°,由一系列叠瓦式逆冲断层组成,脆韧性变形十分明显,并控制中元古代火山岩带及中新生代基性-超基性杂岩带展布。宜丰-南昌断裂与其南的上高七宝山-高安新街逆冲断裂带,在印支-燕山期向南逆冲,共同构成双带式逆冲扇或双重逆冲构造(图2.31),组成九岭南缘逆冲推覆构造(朱志澄等,1987)。萍乡-广丰断裂位于武功山隆起北缘,为扬子地块与华南褶皱系的分界断裂,并对应深部构造变异带,对新元古界、下古生界的沉积厚度有明显控制作用,此外还有基性超基性岩体产出。

图2.31 宜丰敖桥-上高七宝山构造剖面图

③雪峰山-雷公山隆褶带:属天目山-九岭山-雪峰山隆褶带的西南段,以大型隆褶带为主,同向断裂带也很发育,被沅麻盆地分隔,北东段与区域东西向构造带联合,形成向西北凸出的巨大“雪峰弧型构造带”。它也可划分早、晚两期:早期华夏系由中、新元古界和下古生界组成,形迹清晰;晚期华夏系发育于早期华夏系坳陷带内,由上古生界及下、中三叠统组成,因受中华夏系和新华夏系干扰破坏,形态很不完整。从北东向南西包括武陵山褶断带、安化-桃江褶断带、黔东南褶断带和雪峰山褶断带等4个Ⅲ级构造带。
丘元禧等研究了江南-雪峰地区的层滑作用,在雪峰隆起端的湘桂黔毗邻区,发现和厘定了加里东期的褶皱推(滑)覆构造。构造样式主要为近平卧的褶皱和逆掩叠瓦构造扇,它以板溪群为主体包括震旦系、寒武系、奥陶系组成巨型平卧褶皱的上翼,宽约300km并被上古生界不整合覆盖,前缘带位于独山-施秉和凯里桂丁-镇远之间,发育一系列南东顷的叠瓦式冲掩构造带。如在镇远施洞口至新城凉土凹一线,由五六条南东倾的北东向逆断层组成向西冲掩的叠瓦式构造扇,其中施洞口断层可见板溪群逆掩于寒武系之上,飞来峰、构造窗构造发育,丘元禧等认为是加里东期扬子地块东南边缘的碰撞挤贴所形成的大陆边缘褶皱山系和褶皱推(滑)覆构造。不言而喻,该期的层滑作用主要是早期华夏系构造应力场的产物。
(3)闽-粤-赣隆褶带(武夷-云开隆褶带)
展布于闽西、赣东及粤西、桂东南等地,主要由前震旦系、下古生界变质岩和混合岩为核部的复式背斜带,上古生界为核部的复式向斜带及断裂带组成。由于受南岭纬向构造带的复合改造及中华夏系和新华夏系构造的强烈干扰,而呈不甚连续的反S形,构成平行于怀玉-九岭-雪峰巨型隆褶带的又一个大型隆褶带。西永安至粤东梅县一带,是一个叠加在加里东隆褶带之上的海西-印支坳陷带,习称“永梅凹陷”。主体为北东向,晚古生代沉积了厚达4500m的单陆屑建造组合夹含煤建造和碳酸盐岩建造,上古生界组成过渡型褶皱并有永梅热动力变质带。
◎云开隆褶带:为闽-粤-赣隆褶带的西南段,位于粤西桂东南的云开大山-六万大山地区,主体是由震旦纪、早古生代变质岩和混合岩组成的复背斜带,边侧还发育北东向上古生界褶皱及一些深大断裂带,包括东部和西部的大云雾山复背斜带和六万大山复背斜带,以及边侧的下古生界复向斜带。大云雾山复背斜带,即习称的“云开台隆”及其边侧深断裂对古生代沉积有明显控制作用,前震旦系和下古生界主要为活动型复理式沉积,厚约10000m。加里东晚期逐渐隆升,并发生强烈的区域变质、混合岩化作用及岩浆活动。六万大山复背斜带,构成钦州海西槽地的中部隆起带(六万大山隆起),并控制六万大山印支期花岗岩带的展布;两侧的钦州-灵山一带及博白-岑溪一带,志留纪-早二叠世沉积了厚10000m的类复理石建造,构两条北东向坳陷带。在云开隆起边侧还发育一些北东向复向斜带,主要有阳春春湾(图2.32)、高要-清远、花县复向斜等,它们由上古生界组成,是云开地区华夏系构造的组成部分。

图2.32 阳春春湾复向斜示意图(据《广东省区域地质志》,1988)

另外,在云开隆起和十万大山隆起边侧,北东向深大断裂十分发育,如吴川-四会、岑溪-博白、灵山-钦州等深大断裂带。它们多期活动明显,并具韧性变形、热动力变质及多期次的滑脱拆离特征。它不但对古生界及加里东期、印支期花岗岩有明显控制作用,而且还控制侏罗纪、白垩纪盆地的成生发展。但是它们在早、晚古生代的活动形迹应是华夏构造的表现,中生代以来被归并为华南山字型前弧东翼的组成成分。
纵贯海南岛中部的琼中隆褶带,可能是云开隆褶带的延伸部分。主体为北东向琼中复背斜带,主要由元古宙和早古生代变质岩组成,轴部位于安定、琼中、乐东一带,因被加里东-华力西期琼中混合花岗岩和燕山期花岗岩所侵占,褶皱保存极不完整。北东向的南坤园向斜和儋县向斜是其代表。
在华南华夏构造体系3个Ⅰ级隆褶带之间的2个Ⅰ级坳褶带中,华夏系构造也较发育川黔古生代坳褶带中的华夏构造体系,大多被中华夏系和新华夏系复合利用,但华蓥山、七曜山两条北东向断裂带是该坳褶带华夏构造体系的主干构造,它们对古生代北东向四川盆地的奠定起重要作用。在湘桂粤赣晚古生代坳褶带的湘南-桂东北及桂西北地区,早、晚两期华夏系构造均可见及。如潇水流域可见由寒武系浅变质岩组成的紧闭型北东向褶皱,并被泥盆系所不整合。由上古生界组成的宽缓型褶皱亦较为发育,并有断层伴生。上述以加里东运动面为分划面的上、下是两类北东向褶皱及伴生断层,应分别是早、晚两期华夏构造的组分。
综上所述,中国东部华夏构造体系有如下一些基本特征:
1)华夏系以塑性形变为特征,常形成走向北东的大型复式隆褶带和坳陷带,伴有压性、压扭性大断裂带,大断裂多具继承性,并有中酸性侵入岩带和动力变质带产出。
2)华夏系主要定型于印支运动,在华南江南-雪峰隆褶带及其东南地区可以分早、晚两期。早期为加里东运动晚期形成的北东向隆褶带和坳陷带,伴有花岗岩带和动力变质带,主要见于武夷山-云开隆褶带;晚期为印支运动所形成,华南地区上、下古生界为角度不整合。两期褶皱带构造线方向基本一致,而在扬子地区、华北及东北地区东部广大地区,加里东运动以隆升为主,无明显变形变质作用及岩浆侵入活动。印支运动在中国东部形成了广泛的北东向隆褶带和坳褶带,变形变质作用大体一致。由于华南地区两期变形变质的叠加作用,因而呈现出华夏系东强西弱和南强北弱的表象。
3)构造动力变质带和侵入岩带分布的不均一性。由于华夏系波及不同地块,因而常在波及区内不同地块间形成强大的构造动力变质带和中酸性侵入岩带,如武夷山-云开隆褶带西侧的动力变质-混合岩带、花岗岩带;大别东缘-胶南高压超高压动力变质带;张广才岭-老爷岭构造岩浆带等。同时韧性剪切性的大断裂带较为常见,它们一般都具继承性活动,对古生代和早中三叠世岩相建造有明显控制作用。
4)华夏构造体系,多遭受强烈的复合改造。华夏系形成后受到后期构造体系的复合改造,使其变位或变形,故其位态奇特,或断续相循,或形成S型、反S型或弧形展布,如雪峰弧、九岭弧、阳春S型复向斜等。加之华夏系隆褶带、坳褶带形成之后遭受过多次强烈的抬升,发生向边侧的多期次和多层次滑脱拆离,常显示隆起带向旁侧坳陷带的层滑作用,但以指向北西前陆坳陷的推滑作用为主,形成雪峰、九岭等弧型构造或龙门山带的推覆构造带等。
5)华夏系构造带对古生代和早中三叠世岩相建造和沉积矿产,加里东期、印支期岩浆岩带及有关的内生和变质矿产有重要控制作用。如古生代的铁、煤和海相油气等,在受华夏系海槽控制的华南古生界和中下三叠统的浅海相沉积层中,普遍有油气显示,其中构造变动不大的平缓隆起区以及中生代推覆构造的披盖区带,可能是有利的海相油气聚集区带。
6)华夏构造体系的主要构造区(带)在深层构造中有明显反映,但主要为北东向幔隆(坳)区和幔坡带相对应,特别是雪峰-九岭华夏系弧型隆褶带等对应弧型幔隆区(带),地壳厚度为30~40km,表明它们是深切地壳的区域构造体系。

殷鸿福
（中国地质大学，武汉　430074）
摘要　本文讨论了特提斯的三种模式。根据中国及邻区的新资料，提出特提斯的多岛洋模式，它既符合古地磁和古生物地理证据所反映的欧亚大陆与冈瓦纳大陆分隔很远的情况，又符合沉积学证据所反映的深水海洋很少的情况，因为该宽阔的分隔是被岛屿所充满的。
关键词　特提斯　多岛洋
1　特提斯的多岛洋模式
中国大陆的大部分属于广义的特提斯。目前关于特提斯有三种模式。第一种浅海模式认为：根据从阿尔卑斯到喜马拉雅发现的大量底栖生物群、碳酸盐岩及浅海碎屑岩判断，地史时期从未存在过宽阔的分隔欧亚大陆与冈瓦纳大陆的特提斯大洋，而是由陆表海和相对深的海道（seaway）组成。为了解释由古地磁、古气候和古生物地理分隔所判定的南、北超大陆间的宽广距离，此观点需部分借助于由Carey[1]和Owen[2]提出的地球膨胀学说来解释。按浅海模式，原来海并不宽，后来由于地球膨胀使南、北超大陆间距变宽。至于古地磁反映的宽阔距离，他们认为古地磁资料不可靠。但是，据最近地球物理和地质资料，20%甚至40%的膨胀率是太夸张了，我们保守地假定自太古宙以来地球半径膨胀率为20%，则在古特提斯期间（约300Ma前）地球半径的长度应是现代长度的95%，根据公式S=4πr2，可知那个时期的地球表面积应为现代表面积的0.95×0.95=0.9倍，这不足以支持浅海模式。而且，随着古地磁资料的积累，不可避免地要把南、北超大陆远距离分开。
第二种或最流行的关于古特提斯的模式是楔形洋模式，它西端尖灭于西阿尔卑斯山，而向东开口于泛古洋或太平洋，例如，Scotese和McKerrow[3]的图即显示出一个相对“干净”的大洋。这个模式综合了现代古地磁、古气候及古生物资料，但它不能解释为什么在这一广大区域很少发现洋壳证据。目前，以下公认的、证据充分的事实都是反对“干净”模式的：
（1）沿古特提斯发现的大多数生物群和岩相都属于浅海类型。尽管最近报道发现越来越多的复理石、放射虫及其它深水沉积，但沉积物的整体仍然属于陆壳类型，洋壳证据相对很少。
（2）沿古特提斯发现的大多数蛇绿岩属于边缘海和弧后盆地类型，典型的大洋蛇绿岩很少。
这些事实对第二种模式的真实性提出了疑问，并且导致了本文模式的提出，即特提斯多岛洋模式。中国最近积累的资料支持这一模式。过去认为扬子和华北地台间的微大洋是干净的，并且北秦岭、南秦岭分别属于两地台的大陆边缘，但最近研究揭示，在两板块间存在一组过渡地块，它由大别、镇安—淅川、西秦岭组成，它们构成了秦岭微板块[4]（图1），它北以商县—丹凤缝合线，南以勉县—略阳缝合线为界。在秦岭微板块与华北之间，新元古代（震旦纪）到早古生代之间至少存在两排岛弧，南弧由秦岭群组成，北弧由宽坪群组成。此外，岛屿还存在于扬子被动大陆边缘海和陆表海内，因此，该地区并不是一干净的微大洋，而是一个多岛微大洋。

图1　晚寒武世秦岭小洋盆

华南地区，除了云南西部被认为属于亲冈瓦纳的以外，过去也认为或多或少是一个整体，但是，最近在浙江—江西交界的弋阳地区的硅质岩中发现早古生代和石炭纪—二叠纪的微体化石，该硅质岩与“元古宙”的蛇绿岩伴生，且与“元古宙”复理石（双桥山或板溪群）相互穿插，还发现晚古生代混杂岩和硅质岩中的放射虫从钦州－防城地区一直延伸到玉林、云浮及更东的英德，此外在西边的广西存在以前认为是辉绿岩岩床的大规模海底玄武岩。这些发现说明分隔华南成不同块体的微海洋或深海的确存在，它们与沉积、古地磁资料一起，描画出地史时期华南是由许多块体构成的。
青藏高原长久以来一直被认为是由缝合线划界的微板块和岛弧组成，如南北羌塘、唐古拉、冈底斯、昌都、兰坪—思茅、保山、腾冲等，最近潘桂棠等[5]的文章认为，上述块体镶嵌图可能还要复杂。早古生代，在古亚洲洋的最盛发展期，它在中国北部显示出类似的多岛洋类型，许多作者认为东南亚在中生代也是这样。图2绘出板块的分布情况（微板块、裂解块体等），它显示出东特提斯的多岛洋情景。

图2　东特提斯区各块体的分布

1—西伯利亚；2—蒙古－额尔古纳；3—塔里木；4—华北（中朝）；5—羌塘；6—拉萨；7—扬子；8—下扬子；9—华夏；10—印支；11—滇缅马；12—印度
2　多岛洋模式的造山运动特征
多岛洋模式的板块运动应该有确定的区别特征，而不应该模仿从大西洋和太平洋模式推导出来的模型。扬子和华北的缝合过程显示如下不同于传统板块碰撞的特征：①华北、秦岭和扬子沿同一方向（北向）移动，但速度及旋转方向不同，最后导致微大洋关闭和板块缝合。这一过程产生的动能（1/2·mv2）比两板块间正面碰撞产生的动能小得多，因为在后一种情况下速度v是两板块的速度之和，而在秦岭v是两块体或板块的速度之差；②扬子和华北缝合过程经历了如下步骤：首先，秦岭群及宽坪群的两岛弧增生到华北边缘，接着，秦岭微板块与新增生的岛弧接触：然后略阳—勉县小洋盆（早古生代可能为裂陷带）消减且关闭，秦岭与扬子接触：最后扬子和华北板块从东到西剪刀形缝合。碰撞不是一触而蹴的，而是一步步完成的，每一单独步骤可能导致：岛屿的拼合、块体增生到大陆边缘或者裂陷槽和微大洋的闭合，每一微型碰撞产生的动能中的质量m是很小的。通过岛屿或块体增生的微型碰撞，由扬子和华北碰撞产生的全部动能可能分成三个或四个部分，每一微型碰撞的速度为两个碰撞块体速率的差额，而不是速度的和，两碰撞块体的质量总额又是很小的，这样，结果就是一个突变转换成一系列渐变，这一过程的每一步产生的能量很少，根本不能同“普通的”板块碰撞产生的能量相比，因此不能引起造山运动是很容易理解的，这就是所谓的“软碰撞”，它是多岛洋特提斯造山运动的一个特征。
第二个区别特征是：在许多情况下，造山运动并不是紧随块体碰撞而发生的，而是可能要延迟100Ma年乃至更长的时间。以秦岭为例，扬子和华北的第一次“软碰撞”发生在志留纪—泥盆纪的过渡期，但扬子北边的大陆边缘直到中三叠世才经历了造山运动，这是因为多数参加碰撞的特提斯块体，由于冈瓦纳的离散而向同一方向（北向）运移。根据牛顿作用力和反作用力原理，由速度不等、同一方向运动引起的每一次碰撞能够加速前面板块向北的漂移，同时反作用力可以减缓后面块体的向北运移，因此每一次碰撞之后就是一个扩张的过程或两块体之间距离加大的过程，这就是中国地质多旋回运动的机制。理论上，造山运动只能发生在前方板块与一固定的板块碰撞并且静止下来时，而且向北漂移的后面块体与前面的块体碰撞并继续产生陆内俯冲，这样才产生挤压。对秦岭来说，华北可能在晚二叠世停止运动，且最后与西伯利亚南缘相碰撞。扬子则继续向北漂移，因此直至中三叠世才发生造山运动。这不同于印度次大陆和亚洲间的碰撞，在这一碰撞中亚洲是一相对固定的超大陆。大约80Ma年前，在与亚洲相碰撞后，印度板块继续陆内俯冲消减，大约20Ma年前开始形成喜马拉雅山，碰撞和造山的时间间隔为60Ma年。可与秦岭相比的是藏北的班公错—东巧—丁青侏罗纪微大洋，它的闭合和缝合时间是侏罗纪末—白垩纪初（大约150Ma年前），而它的抬升或西藏高原北部的形成时间估计在新第三纪后（大约23Ma年前），时间差超过100Ma年。此处这一过程所涉及的两微板块，即羌塘－唐古拉和冈底斯－拉萨，与秦岭的情况相似。
三种模式相比，多岛洋模式对特提斯及其祖先，尤其是东特提斯更合适。古特提斯、中特提斯、新特提斯和现代印度洋都是通过在诸如特提斯大陆（Tethsides）及基梅里大陆（Cim-merides，或Seng?r）等块体群的后部张裂带扩张及开裂，并在冈瓦纳裂解和亚洲增生这一总过程中形成的。现代印度洋是通过扩张及开裂，使包括阿拉伯半岛、印度次大陆和澳大利亚的板块从非洲和南极洲分离出来而形成的。从这个意义上来说可称之为现代特提斯。在从古特提斯洋到印度洋的古代和现代海洋中，一直存在大量的裂解块体，其前面（北边）的板块陆续向欧亚板块增生，而后面（南边）的板块陆续从冈瓦纳大陆裂开。因此，它们一直为多洋，而与大西洋和太平洋不同。这与证实欧亚和冈瓦纳相距很远的古地磁和古生物地理资料相一致，也与深海沉积很少的沉积证据相一致，因为广大区域为岛屿而非大洋所充填。对这种多岛洋式板块运动的过程及机理的研究，或许可以帮助理解地史时期的许多板块运动现象，并且能预测诸如南海－印度尼西亚多岛洋的相似的演化过程。
参考文献
[1]S.W.Carey.The expanding earth——an essay review.Earth Science Review，1975，11（2），12～25.
[2]H.G.Owen.Has the earth increased in size?In:New concepts in global tectonics.S.Chattergee and N.Hotton（eds.）.Lubbock.Tech.Univ.Press，1992.
[3]C.R.Scotese and W.S.McKerrow.Revised world maps and introduction，Palaeozoic palaeogeography and biogeography.Memoir of the Geological Society of London，1990，12，1～24.
[4]殷鸿福，黄定华.早古生代镇淅地块与秦岭多岛小洋盆的演化.地质学报，1995，69（3），193～204.
[5]潘桂棠，陈智槽，李兴振等.东特提斯多弧－盆系统演化模式.岩相古地理，1996，16（2），52～66.

近年来，国内外一些研究华南大地构造的学者提出，“板溪群是一种构造混杂岩，是中生代造山带推覆构造残留体，板溪群不是一个前震旦纪的变质地层单位，江南古陆不存在”（许靖华，1980），“板溪群和它附近的前寒武纪花岗岩是飞来峰”（许靖华，1987），“整个板溪群，从广西、贵州、湖南、江西到安徽，前寒武纪花岗岩都是推上来的”（许靖华等，1987），“板溪群在湘西这一带也是一个接触（碰撞）带，梵净山是从这个带推过去的”（许靖华等，1987）。由此可见，对板溪群的岩石地层序列的正确认识和年代地层的测定是理解华南大地构造的关键所在，也正是争论的焦点。

那么，板溪群是否存在呢？本文根据雪峰山西北麓进行的1：5万区域地质调查和区域地质研究成果，对板溪群的特征及其与下伏和上覆地层之间的关系作过较详细的研究，现论述如下。

2.1.4.1 板溪群的岩石特征

在20世纪60年代初至70年代末1：20万区域地质和原地矿部1：5万四都坪幅、马底驿幅区调项目成果调查和80年代以来的1：5万区调工作的基础上，唐晓珊等（1994）对板溪群进行了较系统的同位素年代学、古地磁学、层序地层学、生物地层学的研究，并将其定义为：板溪群是指武陵运动不整合面之上，平行不整合于震旦系长安组或富禄组之下，由砾岩、砂岩、板岩、钙质板岩、凝灰岩、变火山岩等构成的岩石系列。武陵运动不整合面之下为冷家溪群。

图2-2 宁乡县金板桥板溪群（Pt₂bx）与冷家溪群（Pt₂lj）接触关系图

①变质粉砂岩；②凝灰质板岩；③条纹状板岩

野外观察表明，板溪群是一套正常的沉积地层序列（图2-2），早期包括马底驿组和五强溪组，现在划分为：横路冲组（Pt₃ h）、马底驿组（Pt₃m）、通塔湾组（Pt₃ t）、五强溪组（Pt₃w）、多益塘组（Pt₃d）、百合垄组（Pt₃bh）和牛牯坪组（Pt₃ ng），是一套形成于被动大陆边缘的由陆相—滨岸相—浅海相—半深海相的由北向南水体逐渐加深的连续相变岩系，而不是形成于活动大陆边缘深海沟中的复理石（湖南省，地质矿产局，1988）。

板溪群内之火山岩，具有典型的大陆裂谷与泛大陆玄武岩属性，都不是来自洋脊的玄武岩（陈旭等，1995）。它们形成于新元古代而不是古生代—中生代碰撞带内的洋壳残片。索书田、侯光久等（1997）认为，板溪群岩层遭受了区域极低级变质作用，发育绿泥石—白云母、伊利石集合体。透射电镜观察证实，基质中平行层理的微米级绿泥石、白云母（伊利石）多呈半自形—自形状，而劈理域中基质矿物以绿泥石为主，白云母（伊利石）较少。马底驿组和五强溪组的代表性岩石中绿泥石—白云母（伊利石）集合体结构和成分的透射电镜观察及X射线能谱成分、定性结构研究说明，绿泥石—白云母（伊利石）集合体中的绿泥石富铁，具高的w（Fe）/w（Fe+Mg）比值（0.56～0.67）。富铁的绿泥石常是沉积岩中成岩变质作用形成的典型特征。这些特征反映了变质环境相当于葡萄石绿纤石相条件，温度大体介于150～300℃之间，压力为138.9～277.8MPa，埋深为5.3～10.7km。震旦系—下古生界岩石也有类似的变质特征，出现有伊利石—蒙脱石、蒙脱石—绿泥石及伊利石—绢云母粘土矿物组合。上述矿物组合及矿物特征是沉积—成岩压实变质作用的结果，且以后遭受过热动力变质作用的改造。

2.1.4.2 板溪群的变形特征

加里东运动期间，至少存在3个连续的构造热事件影响雪峰山地区，使板溪群至早古生代岩层发生变形，早期形成NEE—SWW向褶皱，并伴有逆断层，局部发育板劈理；随后由于北西—南东方向主压应力的强烈作用，导致了紧闭褶皱、倒转褶皱的形成；最后构造体制发生转换而产生伸展变形，形成一系列滑脱构造。其运动主期在早志留世至中泥盆世，距今约440～360Ma。伏于角度不整合面之下的冷家溪群，则表现为各种紧闭、倾竖褶皱的发育和透入性的网络状剪切面理。而加里东运动角度不整合面之上的泥盆系（马底驿地区表现为石炭系）、石炭系、二叠系乃至三叠系岩层产状平缓，基本无褶皱。马底驿地区，前寒武系虽遭受多期构造变形，具有低级变质特征，同时也存在滑脱构造，造成地层局部减薄或构造缺失，形成变质核杂岩构造样式，但总体地层格架仍是有序的。中生代时，局部曾发生过逆冲推覆，使板溪群覆盖在新地层之上（李日俊等，1994）。但推覆距离仅有数公里，且全属陆内性质。

表2-1 湖南中—新生界地层表

（据湖南省地质矿产局，1988，编制）

可见，湖南的板溪群是以武陵运动不整合面为底界、以雪峰运动微角度不整合面为顶界的一套地层序列，具备岩石地层、年代地层应有的全部属性，具有完整的排列有序的年代地层格架（图2-3），属新元古代早期，相当于青白口系（纪）。可与广西（天宝山）、贵州（梵净山）、江西（修水）等地的相应沉积组合对比，其上覆的震旦系可与三峡剖面对比。板溪群不整合覆于冷家溪群之上，冷家溪群构成扬子地台基底，板溪群则为“似盖层”。

2.1.4.3 江南古陆是否存在

加里东运动，使湖南地区板溪群及上覆震旦系至下古生界褶皱变形，属于陆内褶皱带，以褶皱变形为主，伴生有高角度逆冲断层组合，并不是一个板间俯冲型或碰撞型造山带。没有大规模阿尔卑斯型的韧性推覆剪切带和构造混杂岩带。加里东运动之后，扬子准地台、华南褶皱系、印支—南海准地台连成一体，最终形成江南古陆。

王鸿祯等（1986）指出，在加里东期以后，华南地区已成为成熟陆壳，中生代的碰撞推覆全属陆内性质，从构造发展史看，华南地区与阿尔卑斯或阿巴拉契亚南段是不能相比的。湘、赣一带，中泥盆统为跳马涧组的滨岸碎屑沉积（含湖南半山组）和棋子桥组的滨岸—台地相的碳酸盐沉积，赣西一带中泥盆统为滨岸或三角洲相的碎屑岩沉积。晚泥盆世时期中下扬子地区形成了以陆相沉积为主的内陆河湖盆地。沿扬子台地向东南，由台地至盆地的生物相—岩相逐渐变深的过程是连续的，且陆棚、斜坡区分明确，是一个被动大陆边缘。早泥盆世时期，华南海域范围仅限于华南海的滇东、黔南、桂、湘南一带，中泥盆世向北、向东扩展，跳马涧期开始有了加里东运动后的第一次海侵，江南古陆为区内提供大量陆源碎屑。

由地震测深获得（蒋洪堪等，1992；袁学诚，1997），在地壳垂向上雪峰古陆地区可划分出由沉积层与“基底层”组成的上壳和扬子古老陆块基底组成的下壳。区内中元古界浅变质岩系的壳内高导层埋深大多在10～20km，呈非连续层状展布，层厚一般3km。秦葆瑚（1991）通过研究地学大断面的综合地球物理与地球化学的资料认为，由地表往下分别是碎屑沉积岩层—中元古界浅变质岩构成的褶皱基底—由成分近似花岗岩或闪长岩的麻粒岩构成结晶基底，其结晶基底埋深为8～12km。由此可见，江南古陆地区为古隆起，华南是较稳定的大陆地壳，加里东海盆是陆表海，整个华南不存在洋壳，并不存在显生宙的碰撞造山运动，也没有像阿尔卑斯型巨大外来体那样的明显证据。

综上所述，可知板溪群是一地区性岩石地层单位，是一套在武陵运动不整合面之上、平行不整合于震旦系之下的由砾岩、砂岩及板岩构成的正常沉积地层，其沉积时限从950±50Ma至800Ma，属新元古代早期，在区域上具有明显的可对比性，不是构造混杂岩。江南古陆地区为古隆起，没有阿尔卑斯型巨大外来体的存在。

图2-3 湖南板溪群与邻区相当岩系的纵横向关系对比图

（据唐晓珊，1994，有改编）

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