1 引 言

江南古陆构造属性及扬子､华夏板块会聚带在湖南的位置，始终是地学界关注的焦点.江南古陆大地构造性质，黄汲清^[1]认为是在前震旦纪褶皱的基础上形成的加里东褶皱带，陈国达认为是地台的活化区，许靖华等^[2]认为是由印支碰撞造山作用形成的构造混杂带，为阿尔卑斯式远程推覆体.现在较普遍的代表观点认为是“岛弧褶皱带"^[3].扬子-华夏板块结合带即钦-杭结合

扬子-华夏板块结合带即钦-杭结合带的北东段，是由华夏板块和扬子板块于晋宁期碰撞拼贴而成，习称“绍兴—江山—萍乡结合带".但结合带西南段经过湖南的位置认识分歧较大.黄标等^[4]､杨明桂^[5]认为从绍兴经湖南郴州至北海的断裂带，为扬子､华夏两个古板块的加里东期仰冲拼接带，钦—杭晋宁期结合带南西段大致在萍乡—衡阳东—北海一线;陈心才等^[6]提出的从宜春进入湖南后，经衡阳､永州至广西的北部湾;饶家荣等^[7]提出南昌—万载—浏阳—长沙经雪峰隆起带南缘，以桃江—城步断裂带为界，等等.造成分歧的原因，主要是湖南尚没有发现指示板块构造会聚带的典型蛇绿岩套或者构造混杂带等直接证据，加之区域构造变形复杂，基底出露稀缺而不完整，历次构造运动的强度､变形方式和终结形式以及对后期构造变动的影响等，都有别于相邻省区.

显然，确定扬子､华夏板块会聚带在湖南的位置，弄清钦-杭结合带在湖南的走向，对于华南大地构造划分､岩浆成矿作用和基础地质理论研究具有重要意义.由于直接地质证据的缺乏，地球物理资料暨深部构造或可成为探讨钦-杭结合带走向及特征的重要依据.值得指出的是，当前很多研究者认为现代的深部构造形成时代较新，不适宜解释古老时代的构造单元划分问题.但我们认为，现今深部构造(主要是岩石圈三维结构构造)记录了太古代以来地壳变动的全部构造历史，包涵了岩石圈中现代地球物理方法能够测出的构造信息标志;湖南岩石圈尽管经历武陵—雪峰､加里东､印支､燕山等构造事件，岩石圈结构受到多次改造，但仍可为早期构造格局与演化研究提供重要信息.鉴此，本文在汲取前人已有成果的基础上，利用区域重磁､地震､大地电磁测深､地热流等提供的深部构造地球物理信息标志，从研究江南古陆基底性质入手，详细剖析现今扬子—华夏古板块残剩上地幔块体结构构造特征和三维空间分布模式，用多种方法论证湘中地区长期持续存在的岩石圈古俯冲带及其对地壳变动的约束，从而对湖南及周边华南地区岩石圈三维结构进行了解释，对扬子-华夏板块结合带的构造性质､在湖南的位置以及江南古陆构造属性等提出了新的认识.

2 地质背景

湖南地处扬子板块与华夏板块两大地质单元的结合部位，经历了武陵､雪峰､加里东､印支､燕山和喜山等多阶段构造变动，构造复杂，岩浆活动频繁，矿产资源丰富，其中钨､锡､铅､锌､锑､铋等有色金属储量巨大，在中国乃至世界上均占有重要地位.

湖南浏阳文家市发现有变质最深､时代最老的古元古代､新太古代构造混杂(变质)岩组出露.古元古代仓溪岩群，以变基性岩为主，新太古代涧溪冲岩群以变质基性火山岩为主.这套变质岩组出露面积很小，与元古代地层呈断层接触，可能为构造变动从深部带上来的构造混杂体(构造岩片).

元古代冷家溪群为一套陆源碎屑岩夹火山岩建造，火山碎屑占20%左右，属陆缘裂陷环境产物.主要分布在湘东北､湘东地区以及中北部官庄—益阳一带(图 1)，据最新同位素年龄资料，归属于新元古代.板溪群为一套区域浅变质陆缘砂､泥质—火山碎屑岩系，与冷家溪群呈角度不整合.主要分布在怀化—溆铺—双峰—衡阳—攸县一线以北，往南东逐渐过渡为高涧群边缘海盆沉积.高涧群主要为灰､深灰色､黑色泥砂质岩､碳泥质岩､钙泥质岩等类复理石沉积.

南华纪地层分布广，有向北西超覆的特点.

雪峰运动造成湘西和湘西南地区南华系冰碛岩组与板溪群之间的不整合或假整合.雪峰构造事件在雪峰山西部､湘东地区伴有基性､超基性以及中酸性岩浆的侵入和火山喷发活动.

震旦纪开始由北西往南东由台地浅水碳酸盐岩向斜坡钙屑重力流､悬浮沉积碳酸盐､钙泥质､硅泥质沉积等转变，具被动大陆边缘沉积特点.在华夏地块西北缘即衡阳—双牌一线以东的湘东南地区，即华夏地块北西缘，震旦系至奥陶系几乎全为块状长石石英杂砂岩，岩屑杂砂岩夹板岩组成的复理石快速堆积及少量滑塌堆积，显示活动大陆边缘沉积特点.上述两区中间隔着大海，未出现交替沉积.晚奥陶世在扬子地块陆缘带深水区的钙泥质､硅质沉积之上，出现华夏地块陆缘碎屑浊流沉积，可能反映两个古陆块边缘全面接触叠复.

志留系分布于城步—涟源—长沙一线以西(北)，为一套前陆盆地砂､泥质建造.

加里东构造事件造成泥盆纪陆相滨海相砂砾岩不整合在两个陆缘带沉积楔之上，江南古陆与华夏古陆两隆起带中间夹持的中心式晚古生代海盆格局仍然存在.

泥盆系—中三叠统为一套碳酸盐岩为主､碎屑沉积为辅并夹少量硅质岩的陆表海沉积，主要分布在湘西北及湘中南广大地区.上三叠统—侏罗系零星分布于沅陵—浏阳一线以南.

白垩系—古近系为一套陆相断陷盆地红色碎屑建造，主要分布于沅麻､洞庭､长沙､平江､衡阳､攸县､茶陵—兴永等盆地.

花岗岩分布于华容—安化—通道一线以东地区，主要有武陵期､加里东期､印支期､燕山期等.

3 江南古陆中段结晶基底为古火山锥型岛弧基底隆起 3.1 结晶基底推断依据

湘东北浏阳文家市地区古元古代､新太古代构造混杂(变质)岩组，为基本无序的变质沉积—火山岩系，是江南古陆雪峰—洞庭—幕阜基底隆起(重力高)中出露地表的基底构造岩块，为区域结晶基底存在的直接证据.该套岩组属绿片岩—角闪岩相，原岩多为熔结凝灰岩､玄武岩､富铁镁质基性火成岩，是在大洋拉张环境下形成的以拉斑玄武岩为主的变质火山岩，其原岩形成时代为古元古代和新太古代，湖南地调院测得变质火山岩的Sm-Nd全岩等时线年龄，仓溪岩群1975~2090 Ma，相当滹沱纪;涧溪冲岩群为2594±49 Ma，属新太古代.贾宝华等^[8]认为这套变质沉积—火山岩系形成于小洋盆构造环境，将构造混杂体称为文家市蛇绿混杂岩带，属碰撞造山蛇绿岩套残片，唐晓珊等^[9]认为属湖南早前寒武纪结晶基底岩片.

现有深部地质地球物理资料显示，江南古陆雪峰地块有相对稳定的古元古代—太古代古老结晶基底，已出露的元古代冷家溪群为褶皱基底构造层，不整合其上的新元古代板溪群为其第一盖层，因此具有“双基底"的特殊地壳结构.

图 2是根据袁学诚^[10]提供的麻阳地区陆壳反射地震线划图改编的推断结果，这是我们认识江南古陆雪峰地块深部是否存在古元古､太古代结晶基底的主要依据.

从图 2可知，麻阳以东2.5~6s间(深6~7km以下)无任何反射，表明该段缺失沉积岩和沉积变质岩等沉积有序的地层.我们认为原岩可能由中基性火山岩—主要为玄武岩类的基性岩经变质的深变质杂岩组成，应属太古代结晶基底^[11].由此认为麻阳以东雪峰地块存在—个太古代古陆块，是一个太古代古隆起结晶块体，年代早于2500 Ma，属该区隐伏A 型克拉通“陆核"，至少在中元古代以前未接受沉积，麻阳以西，应为“川湘黔裂陷槽"^[10].

在该剖面西部凤凰地区大地电磁测深在此地面以下约5km 处，发现电阻率为2900~5300Ωm 的高阻体，向深部延深至34km 的上地幔，产状近于直立，宽约21km.据蒋洪堪等提供的资料^[12]，高阻可能与岩石基性和超基性成分增多有关，高阻体出现在上地幔顶部—鄂湘黔岩石圈断裂带和麻阳—澧县地壳断裂带的交汇部位;爆破地震在该处地壳底部发现幔源物质—中基性岩浆的上侵，存在垂直向上的岩浆运移通道，推断可能为古火山口上升通道.据壳底P 波速度分析，其中下部属玄武岩类，或富铁镁质的超基性岩侵入体.

麻阳以西深12~16km 段，呈现巨厚古元古代火山变质岩系，是接受来至北部凤凰古火山喷发的就近火山堆积物.北部吉首—古丈间盘草和东部雄山—合水一带，地表出露大量北北东向青白口纪基性—超基性岩带，这些岩体群落于低缓航磁异常区，航磁推断大约5km 以下存在一个巨型磁性柱体，深延至下地壳，间接反映了凤凰—吉首基性—超基性岩浆作用和海底古火山活动的存在.该区古火山活动大致始于1800 Ma前，据冷家溪—板溪群火山碎屑沉积特点分析，应属间歇式喷发，到武陵期前后这段时间，为古火山活动的最盛时期.

凤凰—吉首高阻､中低磁性隐伏超基性岩体群，中基性火山深变质杂岩具有高密度属性，重力显示局部重力高，反映了基底隆起，属古火山锥型基底隆起，航磁显示50~60nT 的低缓弱磁异常.

3.2 结晶基底隆起为古火山锥型岛弧基底隆起

麻阳中新生代的断陷盆地，未出现重力低，显示为明显的重力高，我们认为反射地震确定的深约7km的结晶基底隆起属高密度､高阻､弱磁刚性块体，与其下的莫霍面隆起，是共同引起麻阳重力高的深部主要地质原因.据此推断了麻阳､桃源､益阳､湘潭和衡阳五处局部结晶基底隆起.

利用中波长尺度区域重力异常，以麻阳地区反射地震确定的结晶基底深度为基准，对湖南省结晶基底顶界面起伏形态进行反演，得到结晶基底顶界面深度图(图 3).在麻阳反映深度为7.0km，与地震确定的深度一致，因此可以认为湖南结晶基底顶界面深度图，能大体反映湖南结晶基底构造全貌.

根据反射地震､大地电磁测深和重磁资料的综合研究分析，确认江南古陆雪峰—九岭地块结晶基底隆起，中下地壳为相对高速层，具高阻､高密度､弱磁等物理特性，为相对富铁镁质的中基性—超基性火山深变质岩类物质.古元古代以来，一系列多期次基性—超基性火山岩形成的古火山口的熔岩溢流物，成为类似蘑菇状､多重叠置的岩盘，可能就是一些被深埋的古(复)火山锥，共同组成一个雪峰弧形古火山群，构成江南古陆古火山岛链.

古元古代开始，江南古陆边缘处于裂谷构造环境，地壳呈拉张伸展状态，沿大围山—连云山—益阳—桃源—麻阳和湘潭､衡阳一线产生海底扩张带，从海底火山喷发，岩浆溢流､逐步演化为海山､海岭直至露出海面形成火山岛(链).武陵构造碰撞事件后，火山锥型结晶基底隆起，火山活动及其伴随的基性—超基性岩浆活动一直持续到加里东期.从地表所见元古代火山—沉积变质岩系可知，似乎中酸性火山岩较多，但隐伏古火山锥主要为海底玄武岩熔岩､伴有基性岩浆侵入体，它相对于周围沉积变质岩类，呈现高密度､高阻､具磁性等特性.文家市地区发现的富铁镁质变质基性火山岩属于火山锥的组成部分，不过它是以构造混杂体形式出露地表.

益阳古火山锥型结晶基底隆起，是古火山群唯一地表能见到的直接证据.益阳市南郊石咀塘—桃花岭一带，在元古界冷家溪群下部发育2000余米厚的变质基性火山岩，出露面积达20km².该基性火山岩系以熔岩为主，主体岩性为玄武岩类，呈岩流产出，具有枕状构造特征.据湖南地调院提供的资料，曾获同位素年龄15~18亿年，最大30亿年，最近获得的SHRIMP锆石U-Pb年龄为825 Ma.

益阳基性火山岩出露区有50~60nT 航磁异常显示，并呈现(-12~-20)×10-5 m/s2 重力高，与周边重力场存在-10×10-5m/s2 的重力落差，主要为该区基性火山岩类岩体及结晶基底隆起的综合反映.

3.3 古火山岛链岩石学依据

江南古陆雪峰地块北东向元古代火山—侵入岩呈带分布，多属亚碱性玄武岩类，MgO､Ni､Cr含量及Al₂O₃/TiO₂ 比值高，具有岛弧火山岩的特征.其中位于南昌—大围山—长沙—桃江—城步古俯冲带附近､赋存于冷家溪群地层中的元古代南桥玄武岩—辉绿岩，为钙碱性火山岩，高度亏损K2O，不相容的高场强元素，如Nb，Zr，Hf，Ti等和稀土元素丰度低，单颗粒锆石蒸发法²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄为1271±2 Ma.周金城等^[13]认为是“九岭古岛弧"存在的新的证据，为沿古俯冲带分布的洋壳残片，属“九岭古岛弧"向西的延伸.

益阳地区火山岩总体属钙碱性系列，具有高MgO､富Cr､贫不相容元素､稀土元素总量较低､轻重稀土元素分异不明显等特点，表明火山岩主要来源于深度较大､部分熔融程度较高的亏损上地幔区.

益阳元古代玄武岩，具科马提质玄武岩的特性，研究最多，跨年代年龄数据多，不同观点认识也多.肖禧砥(1983)^[14]认为湖南益阳元古代变基性火山熔岩，系拉斑玄武岩—玄武岩质科马提岩建造，形成于幼年期江南海沟—岛弧系中段弧间扩张的海沟边壁;贺安生等(1992)^[15]认为玄武质科马提岩，具有蛇绿岩套属性，与古板块消减带有关;郭乐群等(2003)^[16]测得玄武质科马提岩Sm-Nd全岩等时线年龄为3028±47 Ma，属中､新太古代洋中脊—岛弧火山岩;拉斑玄武岩年龄为2216±38 Ma，属古元古代，认为古扬子微板块东南存在多岛弧洋盆;车勤建等(2005)^[17]认为益阳石咀塘火山岩形成于大洋构造环境，大渡口火山岩形成于岛弧构造环境，反映该地区经历了从洋壳形成到俯冲的构造演化过程;周金城等(2009)^[18]认为益阳科马提质玄武岩是形成于岛弧环境的高MgO 玄武岩.

最新获得的SHRIMP锆石U-Pb年龄为825Ma.我们认为益阳古火山活动中心处在常德—安仁转换带与扬子､华夏板块俯冲碰撞对接带(板块融合带)中，主要经历了从武陵—雪峰到加里东期的演化，构造环境极为复杂，我们称它为益阳古火山锥型结晶基底隆起，即认为它具有太古代海洋地壳的属性，从早期海底扩张引发海底火山岩浆作用，到中新元古代渐演变为火山岛弧.

新元古代扬子板块东南缘岛弧岩浆活动的时间约为(878~822)Ma^[18]，其中(872~835)Ma发生岛弧岩浆火山—陆源碎屑沉积作用.火山活动包括基性—超基性岩的侵入､基性—酸性火山喷发.

据柏道远等(2010)^[19]对近年来有关火成岩高精度年龄数据进行的总结，江南造山带岩浆—火山作用主要发生在武陵期(晋宁期)和雪峰期(板溪期)，南华纪末火山作用强度大大减弱.不同地区不同的沉积､岩浆事件代表了不同的构造环境.如湘西安江地区^[20]的镁铁质—超镁铁质岩的喷出岩全岩钐—钕等时线同位素年龄值为(868±30)Ma，侵入岩为(855±6)Ma，与板内裂谷带海底扩张有关.

湘东北的新元古代强过铝花岗岩体与江西九岭岩体具有相似的特征，它们沿江南造山带呈带状分布，其形成与华夏和扬子板块之间的碰撞事件有关^[21].湘东北元古代花岗岩体分布较广，长三背和大围山强过铝花岗岩，多形成于碰撞挤压环境.长三背岩体锆石蒸发法207Pb/204Pb年龄为(929±6)Ma，Nd模式年龄为(2491±2)Ma，残留锆石的年龄表明该地区可能存在新太古代—古元古代的基底^[22].张邦源岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄(816±4.6)Ma^[22]，岩石基性程度较高，为壳—幔混合型成因，属镁质过铝质钙碱性花岗岩系列，地球化学特征显示属岛弧火山岩系.

4 扬子､华夏陆块岩石圈结构构造特征

根据朱介寿等^[23]提供的华南地区不同深度水平截面面波层析资料，在华南地区斜穿整个扬子､华南地块图切了两条长剖面，它们是龙门山—台湾岛和邛崃山—东山岛古板块构造的垂向面波速度断面和推断断面图.其中，龙门山—台湾岛扬子､华夏壳下岩石圈古板块构造推断断面图(图 4)简称A 剖面，长3210km;邛崃山—东山岛扬子､华夏壳下岩石圈古板块构造推断断面图(图 5)简称B 剖面，长2940km，北西/南东方向，前者302°/122°，后者300°/120°，大体平行，剖面间距约180km.图 4､图 5给出扬子､华夏古板块纵向断面详细结构构造特征.

4.1 扬子陆块

岩石圈厚度约180~220km，现今岩石圈上地幔以其4.50~4.70km/s的高速刚性地幔块体的存在为显著标志，刚性地幔块体规模大，长1190km左右，厚80~100km;据速度特征和黔东､湘西金刚石包体分析，高速地幔岩可能以石榴石二辉橄榄岩为主，高速体东南段，从90km 一直深延至固结层，深250km 不见底;扬子岩石圈刚性地幔块体顶部速度从上到下呈匀速增加，略向北西缓倾斜，速度大约从3.90~4.45km/s的上升段，上地幔顶部地幔岩石，推断以尖晶石二辉橄榄岩为主;高速体底部200km 左右，因软流层低速(4.30km/s)熔融体物质上涌，扬子残剩古板块上地幔遭受“侵蚀"，岩石圈略有减薄，局部厚约150km;扬子地块软流层不发育，不连续，甚至无软流层，有软流层显示的部分也仅厚20~80km.但整个块体，除东南侧与华夏板块岩石圈碰撞，受强烈挤压形成边缘幔内韧性剪切带外，总体扬子古板块岩石圈遭受破坏程度较轻，显示相对稳定岩石圈构造属性.

4.2 华夏陆块

岩石圈上地幔速度一般为4.40~4.45km/s，A 剖面两端各有一个4.50~4.60km/s的局部高速地幔块体，顶深80~100km，底深140~170km，向北西陡倾斜;但B剖面90km 处的残剩地幔高速体规模小.朱介寿､蔡学林等(2005)^[23]研究了福建闽清和明溪的地幔包体后，将华夏地块中段岩石圈上地幔分为三层:56~80km 为尖晶石二辉橄榄岩层;60~83km 为尖晶石/石榴子石二辉橄榄岩的过渡带;68~130km 为石榴子石二辉橄榄岩.据此认为高速地幔块体岩石，推断为石榴子石二辉橄榄岩.华夏残剩古板块上地幔块体速度普遍在4.40~4.45km/s之间，经过改造后的上地幔块体并非呈层状，我们认为它可能属于尖晶石—石榴子石二辉橄榄岩的混合带.

在区域上40~55km 处(图 6)，上地幔顶部出现北东向低速韧软性上地幔岩?，这是经燕山期改造后的新生地幔，长约1260km，宽120~300km.岩?中部和北部出现两个低速熔融体，中心大致在湖南宁远保安圩和江西临川南，永丰至鹰潭一带，推断此低速带为残留在上地幔顶部的岩浆房，名为郴州残留岩浆房和临川残留岩浆房.这两个残留岩浆房是南岭中生代岩浆大爆发的发源地，为大规模区域成矿作用提供了矿源和热源.

在广东河源至福州一带，深70~100km 处，呈现低速带，A､B剖面(图 4､5)均有显示.上地幔呈熔融状态，名为龙岩残留岩浆带，它是东南沿海新生代古火山—岩浆作用的策源地.

A､B剖面东南段深70~100km 处，存在一个184×128km²规模､4.30~4.35km/s的低速熔融体.它的存在及其下软流层物质的上涌，使华夏残剩原始地幔颈缩，厚度减小，形态不规则.很显然华夏岩石圈板块在向北西俯冲碰撞中遭受过强烈挤压构造变形，三个局部高速块体属构造挤压形成的“砾状幔块"，其长轴垂直于最大挤压应力方向.华夏残剩古板块岩石圈厚度150~230km，底部软流层厚约60~80km，在A 剖面俯冲舌仅20km，这是华夏残剩古板块软流层涌入板块结合带的通道.

根据速度特征等综合因素考虑，扬子､华夏岩石圈下的软流层岩石层可能以石榴石方辉橄榄岩为主.

4.3 赣湘桂结合带

为上地幔凹陷带(古俯冲楔形带)，北东走向，与元古代—古生代巨厚沉积增生楔分布的同一性，反映了岩石圈古俯冲带的存在.赣湘桂为主体的岩石圈以低速､低(中)阻､低温为其显著特点，成为两板块的壳下岩石圈板块融合带，岩石圈底部直接与速度大于4.45km/s的固结层相接.由于软流层物质上涌，新生地幔交代置换原生地幔，形成由两个4.15~4.30km/s的低速透镜体组成的类似袁学诚^[24]所称的“蘑菇云"状上地幔.湘中低速带并非软流层，岩石圈上地幔与软流层融合，为两块体结合带.由于软流层物质上涌，新老地幔交代置换，因板块俯冲碰撞，地壳叠复加厚，并进入上地幔，改变了原始上地幔成分，使地幔速度､温度和电阻率降低.板块结合带壳下岩石圈“葫芦状"(地震)构造幔块(体)，或许是扬子板块与华夏板块碰撞结合带地震岩石圈构造的典型.

新生地幔融合带宽约330km，在低速带的顶上部，A､B 两剖面深45~70km 处，均呈现未改造的残剩高速地幔块体的存在.岩石圈上地幔岩性，参照剖面经过处南侧的宁远､道县地区玄武岩深源包体形成的温压条件认为低速带的顶上部60km 左右处的残剩高速地幔块体为尖晶石二辉橄榄岩^[23].整个板块结合带显示低速，我们认为可能属以橄榄岩为主的地幔岩，因为橄榄岩的速度相对较低.

在4.35km/s低速板块融合带北西､东南侧，分别与扬子､华夏地块的高速残剩古板块以巨型幔内韧性剪切带融接，产状近乎直立，形成非常明显的高角度岩石圈不连续面，A､B 两条剖面均反映了这个岩石圈高角度不连续带的存在，北西部与斜穿整个中国大陆的大兴安岭—太行山—武陵山—中越边境白合地区的重力梯度带完全吻合，它是一条超大型密度､速度梯度变异带，长度大于4000km.它不仅仅只是扬子､华夏古板块现今岩石圈上地幔结合带的西部边界，而且成为分割中国大陆现今岩石圈块体不同构造类型的标志线.

东部幔内韧性剪切带与江西万载—湖南浏阳文家市—水口山—双牌重力变异带及地温梯度变异带一致，所以它是速度､密度､温度梯度变异带，属东部高角度岩石圈不连续带.

A､B 断面图虽然主要反映的是燕山期以来被改造后的现今岩石圈结构，但同时也显现了残剩古板块改造后留下的结构构造印记.

扬子､华夏古板块及其结合带岩石圈构造的特殊性，很难用一个指标描述，多参数度量有助于了解岩石圈构造的本质特征及其构造演化规律.据深部地球物理资料综合分析，我们认为扬子､华夏古板块及其结合带岩石圈几何结构构造样式有三种类型:

(1) 扬子陆块为准克拉通型，总体呈高速高密度高阻中高温稳定型陆块.

(2) 扬子､华夏板块的结合部位，为“蘑菇云"状岩石圈，总体呈低速低密度低(中)阻低温厚度巨大经强烈改造的过渡型(冷)陆块.

(3) 华夏陆块为造山带岩石圈，总体呈低速低密度低阻高温经强烈改造的相对活动型(热)陆块.

5 扬子､华夏岩石圈古俯冲带

岩石圈古俯冲带是研究板块碰撞对接和构造演化的重要依据，也是重建古板块构造的基础.确定古俯冲带的一个重要标志就是岩石圈厚度最大.

研究认为湘中地区岩石圈厚度为华南地区最厚区^{[7， 10， 24]}，这一岩石圈凹陷深度，地热流得到的深度最大，达320km;大地电磁探测1)表明岩石圈底界深度280km，在邵阳—隆回地区得到深度为300km，赣中､湘中､桂西北岩石圈增厚区中心位于南昌､邵阳､河池一线(图 7);大致从江西南昌经湖南文家市—长沙—南宁的古岩石圈增厚区^[25](图 8)与现今岩石圈增厚区大体一致，反映了岩石圈古俯冲带的存在.

方维萱等^[26]研究认为贵州镇远地区金伯利岩—钾镁煌斑岩岩浆源区深度在208~244km，形成温度在1547~1403℃间，该温度和深度范围属软流层，具有形成金刚石矿床的地质条件，显然岩石圈厚度大于200km;湖南宁乡云影窝含金刚石微粒的钾镁煌斑岩区，古岩石圈厚度均需满足200km 条件.因此认为湘中､赣中低阻低速低温壳下岩石圈楔形带，属华夏板块古俯冲带.

从A､B两条剖面中可以清晰看出，华夏残剩壳下岩石圈古板块向扬子岩石圈古板块俯冲，而扬子古板块则呈现西段向西倾斜､东段向东扬起的被动态势.华夏古板块残剩上地幔块体在台湾岛东部与菲律宾海板块结合处，岩石圈厚60km 左右，垂直往下岩石圈突然变厚至170km，产生110km 的落差，再往西大致在东经120°~130°之间的湘中地区，残剩岩石圈厚度达260km 左右;而软流层厚度从东部约220km 往西从170减至100km，到125°左右，厚度仅20km 左右.显然是板块向西的俯冲下插剌穿了软流层，到110°左右，华夏岩石圈古板块上地幔与扬子岩石圈古板块碰撞对接，并与固结层直接融接，在板块结合带块体间相互融合，软流层与岩石圈上地幔几乎完全融合，而无法分出两者间的明显界线，反映了赣湘桂岩石圈古俯冲带的存在.

古俯冲带控制了自元古代以来，从四堡—武陵期到印支期末的古沉积环境的发展演化，古俯冲带是各地质时期的沉积中心，沉积最厚.据湖南地质调查院的地层厚度数据资料，冷家溪群最厚达7600m，雪峰期(如板溪群)､加里东期和海西—印支期等三个构造时期沉积的最大厚度分别都超过了10000m，印支期前各地层最大厚度加起来超过了47000 m(不包括未出露的早中元古代和太古代地层)，已经大大超过了现今湘中地区地壳的总厚(30~45km).当然，由于各地质时期的构造变动､海陆变迁､地质营力的侵蚀作用等，层叠深埋地下的地层实际厚度要远远小于总厚度.但是，从总体地质历史分析，这个沉积中心对应了岩石圈深度凹陷，反映重力作用下岩石圈的下沉和沉积厚度增加.然而在隆起区上述地层总厚度只有6500 m 左右，沉积厚度形成具大反差.被多次改造的沉积增生“楔"在古俯冲带是长期存在的，在元古代或许是弧前海沟的组成部分，至少在加里东构造运动，还存在岩石圈上地幔俯冲“舌"—岩石圈“根"，它也是海西—印支期沉降中心，控制了该时期碳酸盐岩的沉积.华南大规模燕山构造岩浆热事件，岩石圈上地幔遭受强烈改造，地壳减薄，但仍保留了现今湘中“锅底状"岩石圈“根"，即岩石圈古俯冲楔形带(板块消减带).

古俯冲楔形带控制了各地质发展阶段的构造变形，并没有因为板块构造发展演化改变它的运动模式，它始终向西俯冲，而且一直持续到现在，是一个随时间推移连续发展的过程，现今古俯冲碰撞带与当今太平洋板块向西的主俯冲带的主方向完全一致，这是符合板块运动规律的.试想一个厚度超过130km､面积超过120万km² 的巨大､厚重､并已插入软流层的岩石圈刚性板块，俯冲带方向会随时改变?可能有人认为这是“固定论"的思维方式，却又找不到其它证据.从武陵—加里东期的高角度俯冲，

到海西—印支期､燕山—喜山期壳下岩石圈垂直(略偏西)俯冲碰撞，遵循了上地幔回流下降流方式^[24]，壳上碰撞推挤.上地幔块体的小角度变动，必然带来地壳的大变动，表明深部构造控制了浅层构造的发生和发展.

6 扬子､华夏古板块深部结合带位置 6.1 深部板块构造划分

在深入研究华南深部地球物理资料和前人成果的基础上，利用区域重磁､地震､大地电磁测深､地热流等提供的深部构造地球物理信息标志^[27-29]，对该地区岩石圈三维结构构造重新解释，认为扬子､华夏板块武陵期会聚带(拼接带､对接带，也称融合带)边界如下(图 9):

(1)北西边界:东段从安徽歙县—江西景德镇一线开始，大致经南昌､万载，进入湖南大围山—沩山接桃江—城步断裂带，再到广西河池一线.这是扬子大陆板块东南江南古岛弧与中间华南多岛洋古火山锥型海岛､海岭的碰撞对接带.

(2)南东边界:东段大致从江(山)—绍(兴)断裂开始，经弋阳—新余—萍乡，进入湖南衡东—水口山—双牌—都庞岭，再到广西桂林—柳州一线.这是华夏板块西北俯冲碰撞带与中间多岛华南洋古火山锥型海岛的碰撞对接.

这两边界线之间的区域为扬子､华夏古板块结合带，即所谓钦-杭结合带.

江南古陆边缘现今古元古—新太古代结晶基底隆起带，早期属大陆边缘裂谷环境，名为雪峰—洞庭—九岭海底裂陷槽，海底扩张导致古火山作用，从初期海底喷流，渐演变成(火山锥型)海岭(海山)到露出海面的火山岛弧(链).

6.2 扬子､华夏古板块深部结合带边界划分依据 6.2.1 武陵期构造—岩相依据

板块结合带北西边界东段在湖南浏阳文家市一带有武陵期蛇绿岩套残片，并发育东西向韧性剪切带^[8]，往东与宜丰—歙县构造蛇绿混杂岩带—即杨明桂^[7]提出的浙赣段浏阳—苏州带相接.文家市北面南桥发育具典型N-MORB 特性的玄武岩，系沿古俯冲带分布的洋壳残片^[18];再北有新元古代陆缘挤压碰撞大围山､葛藤岭岩体和长三背岩体，东侧江西有九岭岛弧花岗岩体^[30-32].西部益阳地区发育与古板块消减带有关的岛弧构造环境玄武质科马提岩，具有蛇绿岩套属性^{[13， 17]}，再往西雪峰—九岭古岛弧东侧的城步地区苗儿山一带，有板块俯冲带边缘在碰撞后所形成的二长花岗岩^[19].

板块结合带南东边界东段与杨明桂^[6]提出的萍乡—绍兴断裂带相接，进入湖南后通过湘东古火山岛地块东南侧攸县—水口山—双牌北—都庞岭一线的岩石圈不连续带，属板块隐伏接触带.

钦-杭结合带中的湘东古火山岛地块如前所述是与雪峰—九岭古火山岛弧地块性质不同的另类构造块体.因此，我们将北西､南东边界之间的区域划分为扬子､华夏古板块武陵期结合带，即所谓钦-杭结合带.

大量地质和深部地球物理资料表明，桃江—城步深断裂带是一条深达软流层的岩石圈断裂带^[7]，断裂两侧地壳结构明显不同，岩石圈和地壳的不连续致使其厚度存在巨大落差，它是武陵—加里东期壳下岩石圈古俯冲碰撞带.

武陵期碰撞形成的以潜伏古火山为基底的湘东半岛成为分割扬子､华夏古大陆的分水岭.再度分离的扬子､华夏陆块处于不同的构造沉积环境.湘东半岛以西为弧前裂陷槽，沉积了巨厚雪峰期—早古生代完整地层;湘东半岛以东为裂谷带，沉积了南华纪—奥陶纪地槽活动型地层.从古沉积环境分析，武陵构造事件后结合带南东边界(萍乡—水口山—双牌)成为板溪期､震旦世早期扬子古陆块东缘相对稳定型沉积与华夏古陆块西缘活动型沉积开始的不同沉积环境的分界线，也是湖南加里东期从寒武世—晚奥陶世，稳定型沉积向西退缩､活动型沉积向西迁移的沉积分区控制线.从新元古代至早古生代，湘南､湘东地区震旦纪至奥陶纪几乎全为砂岩夹板岩组成的复理石建造，沉积总厚度大于8000 m.到奥陶纪末，沉积向湘中迁移，在城步—桃江断裂以东的天马山组沉积厚度达670~2000 m.而该断裂带以西的同时期沉积，奥陶系五峰组厚度仅10 m，同时发育一套巨厚的志留纪类复理石沉积，而南东面则缺失志留纪沉积.很明显，板块结合带北西边界，即文家市—城步—桃江碰撞断裂带两侧的古地理沉积环境是完全不同的，这种差异显然受先期扬子板块/板块结合带/华夏板块深部构造格局的控制.结合带中雪峰—加里东期沉积演变，始终受控于文家市—城步—桃江碰撞断裂带和攸县—水口山—双牌断裂带.

6.2.2 结晶基底地壳构造性质不同

地壳厚度与偏基性的下壳层厚度有密切关系，根据湖南爆破地震资料对地壳的统计分析，计算了地壳的视基性度(犑).

扬子板块江南古陆雪峰—洞庭—幕阜—九岭古火山岛弧地块犑≥0.50，最大达0.64，属偏铁镁质型地壳，与以基性古火山岛弧(链)为主体的结晶基底隆起带分布一致，由于基性度高，基性火山岩､基性—超基性岩发育.在湘西通道､黔阳､凤凰､吉首和桃源西部，发现新元古代镁铁质岩带，走向北北东，长约350km.雪峰地块东南缘通道､黔阳一带主要出露新元古代青白口纪(板溪群)基性—超基性岩带.在雪峰地块西北芷江､凤凰､吉首盘草，主要出露新元古代南华纪基性—超基性岩带.新近湖南地质调查院又在沅陵到桃源西部接壤处，竹园—方子垭—叶家山一带新发现南华纪基性—超基性岩带，北东走向，长约80km.这些基性—超基性岩带属板内裂谷型成因，多沿古火山锥结晶基底隆起或旁侧成群､成带分布.

钦杭结合带浏阳—衡阳隐伏古火山岛地块，犑=0.36~0.34，较雪峰—洞庭—幕阜—九岭古火山岛弧地块低，属偏硅铝质的过渡型地壳.

华夏板块一般犑=0.36~0.28，属硅铝质型地壳，很明显，基性度低的地壳，酸性侵入岩发育.

6.2.3 华夏陆块早元古—太古代变质结晶基底岩石学年龄数据

湖南没有完整结晶基底直接出露，缺乏可对比已知点.但新近在新元古代沉积中发现有古老的捕虏锆石，如在湘南地区已获得相当数量岩浆岩深源包体的年龄数据，其中茶陵—郴州断裂带西部地区，九嶷山花岗岩磨圆状残留锆石SHRIM 法年龄为912~2669 Ma^[33]，宁远太阳山中生代玄武质火山岩内尖晶石二辉橄榄岩包体Sm-Nd全岩—单矿物等时线同位素年龄为2702±19 Ma^[34]，阳明山岩体^[35]Nd模式年龄(1931~1992 Ma)､残留锆石年龄(581~2492Ma)，并获得多组继承/捕虏锆石年龄值(581~2492 Ma);在茶陵—郴州断裂带东侧岩体获得中､古元古代残留锆石年龄数据，其中锡田岩体1648Ma^[36]，骑田岭岩体2621 Ma ^[37]等.这些年龄数据，为湘南地区早元古代甚至太古代变质结晶基底的存在提供了间接证据.说明从郴州到水口山古老基底是连续的，扬子､华夏板块结合带应该在常宁以西，即萍乡—攸县—水口山—双牌北一线的岩石圈不连续带，显然，将茶陵—郴州断裂带作为扬子､华夏板块的分界线是不合理的.

6.2.4 不同地块结晶基底隆起地球物理地球化学特征不同

同样的岛弧地块，基底磁场特征不同，大致以大围山—沩山—桃江—城步断裂为界，分出北西和南东两个磁场特征完全不同的地块(图 10)

扬子板块雪峰—洞庭—幕阜—九岭古火山岛弧地块，分布有航磁Δ犜正异常，尤其化极异常最明显，Δ犜化极上延1､2､5､10､20､50km，异常仍然存在，强度衰减很小.上延500m，强度20~180nT，上延20km，强度10~100nT，上延50km，强度0~60nT.异常区地表出露的冷家溪群､板溪群等浅变质岩及沉积岩均无磁性，说明磁性体埋藏很深，估算顶面深5~6km，与重力反映的结晶基底深度一致.因此，推断为结晶基底富铁镁质深变质岩块引起.

华夏板块以负磁场为主，间有局部正异常，与酸性岩浆活动有关，呈现相对年轻的地壳属性.

赣湘桂(钦杭)结合带，浏阳—衡阳隐伏古火山岛地块，地表出露主要为冷家溪群浅变质岩，湘中出露地层以古生界为主.本区航磁Δ犜上延500m，强度-10~ -60nT，上延20km，强度0~ -40nT，上延50km，强度0~ -30.同样的地层分布区，磁场特征完全不同，具过渡性质，显示两个古火山岛分属不同的深部构造块体.在浏阳连云山—醴陵—衡东一带出现Cr-Ni-Co元素的高度富集带，是有别于雪峰—洞庭—幕阜—九岭等其它地区的一个特殊地球化学区，预示着浏阳—衡阳隐伏古火山岛地块与雪峰—洞庭—幕阜—九岭古火山岛弧地块，归属于不同的构造地球化学环境.铁族类物质集中分布于湘东最老的冷家溪群地层中，表明偏基性的古火山沉积物应相对集中.但事实是湘东冷家溪群地层除脉岩类基性岩脉常见外，古火山凝灰岩较湘东北少见，可能是浏阳—衡阳古火山锥型隆起，并未露出海面，属潜没在海面以下的海底火山锥.

浏阳—衡阳隐伏古火山岛地块处于扬子､华夏两古板块的结合带，因为板块的碰撞对接，造成浏阳—衡阳隐伏古火山岛基底磁场极性和地球化环境的差异.但这种地球物理､地球化学的显著差异，地表地质并没有察觉出来，如果对现今地表地质重新研究､重新认识，华南大地构造有可能取得突破性进展.

现今岩石圈结构构造(图 4，图 5，图 6)反映了扬子､华夏壳下岩石圈古板块残剩上地幔刚性块体和板块结合带不同结构构造的形态特征及块体边界位置，与地表地质大体对应.华夏岩石圈古俯冲带印证了赣湘桂板块结合带(钦杭结合带)的存在(图 6).

6.3 构造演化

扬子地块与华夏地块在湖南段曾被赣湘桂海(洋)(简称华南“多岛洋"^{[31， 38]})及其潜没在海(洋)地壳上的湘东古火山岩隆相隔，即两陆块间存在一个多岛海洋，郭乐群等^[16]称“多岛弧洋盆".由此推断华南中部新元古代造山带属陆—岛弧—岛—陆碰撞造山带.

大约872~835Ma^{[13， 19]}期间，为武陵期(冷家溪期)裂谷盆地沉积阶段，发育以陆源碎屑为主的碎屑岩夹火山—沉积岩建造，同时伴有海底基性火山岩的喷发.深部地球物理资料表明，麻阳､桃源､益阳､湘潭､衡阳一带，至少在1800 Ma前就开始了间隙火山活动，雪峰—洞庭—九岭古火山岛链，岛弧岩浆作用阶段大约发生在878~820 Ma^[19]期间，构造环境受控于华夏板块向NNW 的俯冲.

大约在820 Ma^[19]左右，发生武陵俯冲碰撞造山作用.华夏板块岩石圈俯冲楔形带托带多岛海洋地壳向扬子板块俯冲，华夏陆块边缘海槽首先与潜没在华南“多岛洋"地壳中的湘东火山海岛在海底相接，俯冲向下的下拉力同时推动湘东火山锥型海岛与扬子陆缘雪峰—九岭岛弧北段碰撞对接，湘东古海岛增生到扬子陆块边缘与岛弧合并，在文家市等地形成类蛇绿(岩)构造混杂岩带.西南段是华夏陆块边缘海槽与雪峰—九岭岛弧南段碰撞对接，岛弧及边缘沉积楔一起褶皱上升成陆，从此华南洋关闭，造成板溪群与冷家溪群之间的角度不整合接触，完成了扬子､华夏板块中东段与中间华南“多岛洋"､古火山岛的对接统一，陆间海中的湘潭—衡阳火山锥潜没岛褶皱隆升，成为雪峰期湘东半岛—板块结合带的组成部分.

华夏板块在向扬子板块的俯冲中，因东北部最先接触，造成北东段与南西段板块运动的不均衡，以致在常德—安仁一线产生北西向破裂带，成为分割不同构造块体的转换断裂带.俯冲碰撞中俯冲板片下插引发深部地幔物质上涌，与其伴生的拉张作用共同导致了基性—超基性火山岩喷发或侵位，并使基底岩石部分熔融而形成花岗闪长岩.湘东北长三背､大围山和张邦源等岩体，就是会聚板块俯冲带边缘岩浆作用的产物^{[13， 22]}，形成于同碰撞挤压环境.湘西南城步地区^[19]侵入于冷家溪群中的二长花岗岩，也是这一时期于板块俯冲带边缘在碰撞后所形成.

加里东期，从晚奥陶纪开始(大约在440 Ma左右)发生了华夏板块向扬子板块最大规模的板内俯冲碰撞作用，基本完成了全区扬子､华夏板块的统一，不整合其上的泥盆纪及以后沉积组成新的盖层.

7 讨论与结论

江南古陆中段中，湖南沅(江)麻(阳)—洞庭—衡阳弧形重力高主要由古火山锥型结晶基底隆起引起，属江南古陆雪峰—洞庭—幕阜(九岭)新元古—晚太古代古火山锥型隆起，在麻阳､桃源､益阳—南桥一线构成古火山岛链，江南古陆西段是以早元古—太古代为结晶基底的“岛弧褶皱带".浏阳—衡阳间存在湘东残剩古火山锥型结晶基底，属潜没古火山海岛.

给出扬子､华夏残剩古板块上地幔刚性块体的现今空间分布形态，其间的过渡带存在陆间“多岛洋"，简称华南洋.华南中部新元古代造山带属陆—弧—岛—陆碰撞造山带.武陵期，华夏岩石圈板块中部湖南段向扬子板块俯冲，通过其间潜没在华南洋地壳上的湘东古火山锥型海岛与雪峰—九岭古火山岛链相互间碰撞融接，古火山海岛成为现今板块融合带的组成部分，三者岩石圈上地幔纵横向三维结构构造特征完全不同.扬子陆块克拉通型岩石圈总体呈高速高密度高阻中高温稳定型陆块;扬子､华夏板块的结合部位(结合带或过渡带)为过渡型(冷)岩石圈或“蘑菇云状"岩石圈，总体呈低速低密度低(中)阻低温厚度巨大经强烈改造的过渡型陆块;华夏板块为造山带型(热)岩石圈，总体呈低速低密度低阻高温经强烈改造的相对活动型陆块.

存在赣湘桂中部岩石圈古俯冲带，湘中地区岩石圈厚度在华南为最厚区.

扬子､华夏古板块深部结合带在湖南的边界为:北西边界大致在安徽歙县—江西南昌—湖南大围山—沩山—城步—广西河池一线，这是扬子大陆板块边缘古岛弧与赣湘桂中间华南海多岛洋及湘东古火山海岛(主要是海底潜山､海岭)的碰撞对接带;南东边界大致在江(山)—绍(兴)—新余—萍乡—衡东—双牌—桂林—柳州一线.这是华夏板块与中间华南“多岛洋"及湘东古火山海岛的对接带.两板块之间的融合带就是所谓“钦杭结合带"在湖南的位置.

茶陵—郴州断裂不是扬子板块与华夏板块的会聚带，而是华夏板块板内加里东期仰冲断裂带，是南岭钨锡铅锌多金属成矿带中最主要的控岩控矿深断裂带.茶陵—郴州—宜春—樟树断裂与樟树—永新—郴州断裂之间为武功山—诸广山加里东巨型推覆体.茶陵—郴州断裂与萍乡—攸县—双牌岩石圈不连续带之间，在骑田岭､阳明山､九凝山等花岗岩残留锆石及宁远､道县的基性火山岩中，发现有指示深部早元古—太古代连续结晶基底的存在，加之该区元古代至下古代沉积属华夏古陆西北边缘活动性沉积，因此，将茶陵—郴州断裂作为扬子､华夏板块的分界线明显不合适.

华夏残剩古板块上地幔刚性块体顶部低速岩?，是上地幔的高热区，控制了南岭成矿带主要矿床的分布，发育其顶部—地壳底部55km 左右处的郴州残留岩浆房和临川残留岩浆房，为大型—超大型矿床的成矿提供了丰富的矿源和热源，成为南岭深部矿集(聚)区的最佳场所.

扬子板块与华夏板块碰撞拼接缝合带属长期活动的深断裂带，是地壳､上地幔的脆弱带，有利于壳幔成矿物质的运移､集聚成矿.结合带已出露元古界基底含大量火山凝灰岩､基性物质，Cr､Ni､Co铁族元素富足，有别于结合带以外的同时代地层，有幔源物质参与的边缘成矿作用主要特色矿种为铜金(锑)铅锌矿.沿碰撞拼接带分布有锡矿山锑矿､水口山铅锌金银多金属矿､七宝山铜多金属矿､德兴铜金多金属矿;在结合带中分布有留书堂､清水塘､白云铺､东岗山铅锌矿，高家拗､龙山金(锑)矿，川口､司徒铺钨矿，井冲铜矿，洪源—官庄金矿等一批超大型-中大型矿床.重新认识该结合带的存在，对研究区内金(锑)铜铅锌为主的有色､贵金属矿成矿规律，开展成矿､找矿预测具有重要意义.

斜穿整个中国大陆的大兴安岭—太行山—武陵山近南北向重力梯度带湖南段为幔内超大型密度､速度梯度变异带，它不仅是扬子､华夏古板块间过渡带岩石圈被燕山期新生地幔强烈改造后的现今岩石圈上地幔结合带(过渡带)的西部边界，而且是分割中国大陆现今岩石圈一级构造块体的主要标志线.

致谢

作者在参加撰写《湖南省区域地质志》之“岩石圈结构构造"过程中，引发了对湖南区域地质某些热点如古火山岛问题､扬子华夏板块碰撞会聚带位置问题等的强烈关注.论文撰写得到了湖南省地质矿产勘查开发局贾宝华总工程师､湖南省地质调查院院长黄建中教授级高工的支持，笔者多次向中国地质调查局发展研究中心袁学诚教授请教，受益良多，中国地质科学院地球物理研究所管烨研究员给予了帮助.在此一并致谢.