华南早古生代陆内造山演化*

宋美佳 关致敏

（1.山西大同大学建筑与测绘工程学院 山西大同 037003；2.山西大同大学化学与化工学院 山西大同 037009）

近十几年来，华南早古生代造山带的构造属性一直是地学界争论的焦点。华南陆块西邻特提斯构造域，北接秦岭—大别造山带，东邻太平洋构造域，西南方向与印支板块相接（舒良树，2012；Shu et al.，2015，2021），长期处于全球板块聚合离散的中心，先后受原特提斯洋、古特提斯洋和古太平洋构造域多次碰撞拼贴与拉张裂解的影响（Wang et al.，2013；Zhang et al.，2013）。因此，华南陆块经历了多期次的岩浆活动和构造变形事件，形成如今的构造格架。

早古生代期间，华南陆块（尤指华夏陆块与江南造山带区域）广泛发育岩浆活动和变质变形作用。前人对其地层、岩浆作用、构造活动和成矿机制进行了大量的研究，取得了丰硕的研究成果（舒良树，2006；Wang et al.，2013；Zhang et al.，2013；Shu et al.，2015，2021）。但目前对于华南在早古生代时期的构造属性，学界存在两种截然不同的认识：一种认为洋—陆俯冲碰撞造山（Lin et al.，2018）；另一种认为其造山性质应属陆内或板内造山运动（Wang et al.，2010，2013；Shu et al.，2015，2021；Xu et al.，2016）。此外，对于华南陆块构造变形的幕次、断层逆冲的方向以及动力学背景等问题，学界也没有一致的结论，而厘清华南早古生代的构造属性对于该时期全球的构造格架的认识有重要意义。因此，本文收集了地层学、岩浆作用及其来源、变质变形作用等方面地质证据，旨在讨论该时期华南陆块的构造演化过程。

1 沉积环境特征

华南早古生代地层广泛发育（图1），但大部分前泥盆纪岩层经历了不同程度的风化剥蚀而出现沉积间断，因此华南普遍发育泥盆纪地层与下伏地层之间的角度不整合面（舒良树，2006）。20 世纪研究认为华南经历了两次大的海侵—海退旋回（陈代钊等，1994）。现今学者通过地层学的精细对比和研究，将华南分为江南区（扬子块体东南缘）、华夏区以及两者之间的过渡区域这3 个沉积构造单元（Shu et al.，2021）。江南区在早古生代为稳定的滨浅海环境，其中寒武系—奥陶系为碳酸盐台地，志留系为快速堆积的巨厚碎屑物。从华夏区东部向北西方向延伸，存在连续的寒武系—奥陶系沉积作用（Wang et al.，2010）。华夏区早寒武世期间以滨海—浅海环境沉积形成的长石砂岩、砂岩、碳质泥岩夹薄层灰岩为主，中寒武世—中奥陶世期间则属浅海—半深海环境，形成了巨厚的泥砂质碎屑岩，上奥陶世开始地壳抬升，导致山前出现垮塌岩石的巨厚堆积。嗣后，长期的构造隆升导致了华夏全区志留系的缺失。总体上看，从江南区到过渡区再到华夏区，华南早古生代造山前的沉积地层由台地相碳酸盐岩到斜坡相灰岩—碎屑岩逐渐过渡转变（Chen et al.，2012；舒良树，2012），并没有沉积相的突变，反映一个稳定的浅海—斜坡沉积环境（舒良树等，2008）。此外，前人研究发现华南的雪峰山以东至井冈山一带，笔石生物相带与沉积地层具有连续一致的演变规律（Rong et al.，2010）。

图1 中国东南部地质简图（据Yao et al.，2014 修改）Fig.1 Simplified geological map of Southeast China（modified from Yao et al.，2014）

由于华南早寒武世—中奥陶世期间形成的沉积物其厚度由北西向南东逐渐增厚（Rong et al.，2010），但其古水流方向却为南东向北西（Wang et al.，2010；舒良树，2012；Shu et al.，2014），故部分学者认为华夏存在一个由俯冲作用形成的前陆盆地，其成因与来自东部的构造荷载有关（Li et al.，2010；Lin et al.，2018）。然而，研究者们在华南均未发现同期的熔岩与近源粗粒火山碎屑岩（Shu et al.，2014，2018）、蛇绿岩套和含鲍马序列的浊积岩等深海或大洋相关的沉积物（Wang et al.，2013；Zhang et al.，2013；Shu et al.，2015，2021；Song et al.，2015）。可见，华南在早古生代时期没有洋盆的相关记录，或者华南的裂解并未到达岩石圈以下的深度，应为连续统一的大陆。

2 岩体年龄与岩浆演化

华南早古生代的岩浆作用广泛发育，国内外学者在华南发现200 余个花岗岩体，面积可达20 900 km2（Zhang et al.，2011；舒良树，2012）。经笔者统计前人研究结果发现（图2），华南的花岗岩体呈弥散型面状展布，且多为强过铝质S 型花岗岩，富含白云母等富铝矿物，结晶年龄集中在443～423 Ma，其Hf 同位素初始值εHf（t）绝大部分呈负值（Song et al.，2015）。这表明华南早古生代岩浆主要来自壳源物质的熔融，几无幔源物质的加入。华南Ⅰ型花岗岩（如大瑶山岩体；Dang et al.，2020）与A 型花岗岩（如付坊南部岩体；Xin et al.，2020）零星出露，总面积不超过400 km2，占全部花岗岩体的比例小于2%（Song et al.，2015；Shu et al.，2021）。此外，学者陆续发现少量的早古生代基性岩出露，如大爽面积极小的基性岩（Wang et al.，2018）、扬子板块东南缘的角闪辉长岩（Zhong et al.，2013），全南县英安岩（Zhang et al.，2017）以及桂东思泰辉长岩（农军年等，2017），但这并非岛弧标志，推测其形成原因与早古生代岩浆侵位受到新生地壳的混染作用有关（Zhong et al.，2013；农军年等，2017；Wang et al.，2018）。

图2 华南早古生代岩体年龄统计结果（修改自Song et al.，2015）Fig.2 The statistical result of the Early Paleozoic pluton ages in South China（modified from Song et al.，2015）

此外，在华南由东向西或由南向北等任何方向上，我们均没有发现华南花岗岩年龄的新老演化趋势（Song et al.，2015）。Wang et al.（2013）亦对华南早古生代花岗岩体的年龄进行了统计，得到花岗岩结晶年龄范围为464～400 Ma，峰值集中在446～420 Ma，没有俯冲碰撞属性和受带状控制的特点。华南未发现具俯冲背景的早古生代弧岩浆岩、俯冲增生杂岩或洋壳残片（舒良树等，2020）。由此可见，华南早古生代的构造—岩浆活动并非源自板块的俯冲作用，而是陆内碰撞造山事件的结果。

3 变质变形作用特征

3.1 变质作用

除扬子陆块东南缘（江南区）中远离断裂带的区域未见变质变形外（Shu et al.，2014），华南早古生代以低绿片岩相变质作用为主，形成大量的泥砂质板岩和千枚岩（舒良树等，2020），仅高州、陈蔡、龙游等局部地区零星地出露绿片岩相—角闪岩相，甚至麻粒岩相变质岩（Chen et al.，2012b；Zhao et al.，2019；Tong et al.，2021），但全区并无高压榴辉岩、高压麻粒岩和高压低温蓝片岩（舒良树等，2020）。近年来，国内外学者运用单矿物Ar-Ar，锆石U-Pb 和独居石EPMA 等测试技术，得到了更多变质岩精确的变质时间，我们总结了近十年测得的变质岩年龄数据（表1）。从表中，我们看到华南早古生代的变质年龄峰值集中在430 Ma（Faure et al.，2009；Shu et al.，2015），与华南早古生代岩浆结晶年龄相近，且在任何方向上没有变质年龄由新到老变化的趋势。

表1 华南早古生代变质年龄汇总Table 1 Summary of Early Paleozoic metamorphic ages

此外，研究者们对华南武夷山北缘、南岭东段等区域的变质岩进行了变质P-T-t轨迹分析，如陈蔡镁铁质麻粒岩相变质岩（Zhao et al.，2016），弋阳镁铁质麻粒岩相变质岩（于津海等，2014），桃溪泥质麻粒岩相变质岩（Yu et al.，2005），龙游石榴角闪岩（Qian et al.，2021）及其围岩（副片麻岩）（Tong et al.，2021；Li et al.，2022）以及建宁斜长角闪岩（Wang et al.，2012），得到的结果均为近等温降压的顺时针轨迹（图3），指示地壳加厚之后发生快速地剥露抬升和最终的冷却，为典型的碰撞造山作用。

图3 华南早古生代变质岩P-T-t 轨迹汇总Fig.3 The summarized P-T-t paths of the metamorphic rocks from South China

3.2 变形作用

华南早古生代的构造变形在江南区不明显，仅见少量的薄皮褶皱和碎裂流变（舒良树等，2008）；而华夏区的前泥盆纪地层则发生强烈的褶皱变形，使全区大面积泥盆系角度不整合覆盖于下伏寒武系—中奥陶统之上（舒良树，2006，2012；Charvet，2013；舒良树等，2020）。前人总结发现华南早古生代的构造变形具有由南向北过渡迁移的特点（舒良树等，2008；李三忠等，2016），全区构造线以近S-N 与NE 为主，也有近E-W及NEE 向平行于南岭的构造线（Zhang et al.，2013）。经调查发现，褶皱枢纽和轴面多呈NE-SW 向展布（舒良树等，2020），断裂带以NE-NNE 向为主，且断裂带自SW 向NE 呈现韧性向脆—韧性转变的趋势（李三忠等，2016）。Charvet et al.（2010）在江绍断裂带发现奥陶纪形成的准对称正花状构造。华南早古生代岩层中发育的云母鱼等运动学标志表明该时期华南（尤其武夷山地区）以韧性流变为主（舒良树，2006）。研究者以武夷山瑞金—遂昌为轴线，发现其两侧逆冲方向相背，在剖面上呈现扇型的逆冲推覆样式（Shu et al.，2014，2015）。

4 构造属性与动力学背景

综合以上沉积地层特征、岩浆作用及其来源、构造变形特征、变质作用等方面的地质证据，再与俯冲碰撞造山的特征对比（舒良树，2021），我们可以确定华南在早古生代时期的构造属性为陆内造山。但此次构造事件的应力来源、造山作用过程及其动力学背景依然没有定论。

大陆内部造山作用的应力来自哪里？这个问题逐渐成为地学界关注的焦点。目前认为有两种可能，即：1） 由板块边缘碰撞产生的水平应力，远程传播至陆内（Raimondo et al.，2014；Gorczyk and Vogt，2015）；2） 地幔的区域垂向应力（Pysklywec et al.，2000）。针对华南陆内造山的应力来源有很多种推断，学者普遍接受板块边界碰撞导致应力侧向传播的远程效应（舒良树等，2008，2020；Wang et al.，2013；Zhang et al.，2013，2017；Shu et al.，2015，2021；Song et al.，2015；Xu et al.，2016）。

Shu et al（.2014，2021）提出可能的陆内造山演化模型（图4）：晚奥陶世，位于华夏块体南西侧的东南亚陆块向北西方向下冲，扬子板块东南缘则沿南东方向朝华夏块体下冲，华夏块体两侧分别向北西和南东方向逆冲，形成华夏基底上的双向逆冲推覆构造。在华南块体边缘碰撞的动力学背景下，板块边缘碰撞作用产生的挤压应力，以岩石圈为介质传播至华南大陆内部，造成华南此次大规模的陆内造山活动。

图4 华南早古生代陆内造山模型（据Shu et al.，2014 修改）Fig.4 Schematic model of the Early Paleozoic intraplate orogeny in South China（modified from Shu et al.，2014）

对于华南陆内造山的动力学背景，越来越多地质证据表明洋—陆俯冲模式不能解释华南此次造山事件。随后，部分学者通过综合分析滇西—东南亚的早古生代地质记录等方法，推测华南早古生代陆内造山是原特提斯洋闭合、华南板块与冈瓦纳超大陆聚合的响应（李三忠等，2016；Xu et al.，2016；王岳军等，2022①王岳军，钱 鑫，卢向红等.2022.滇西—东南亚原特提斯造山作用.中国科学：地球科学，待刊.；Zhang et al.，2022）。也有研究者认为是华南北侧与秦岭汇聚，华南南侧与越南Khmer 陆块碰撞，板块边缘碰撞产生的应力远程传播至华南陆内，进而引发了早古生代陆内造山（Faure et al.，2018）。

5 结 论

（1）华南早古生代沉积环境为统一的陆内海盆。华南早古生代沉积相自江南区到华夏区呈过渡渐变，无同期蛇绿岩、熔岩和近源粗粒火山碎屑岩、含鲍马序列的浊积岩等洋盆相关的记录。

（2）华南早古生代岩体呈弥散型面状分布，年龄集中在443～423 Ma，在任何方向上均无新老变化迁移的规律。岩浆来自壳源物质的熔融再循环，几乎没有幔源物质的加入。

（3）华南早古生代以中低级区域变质作用为主，变质P-T-t轨迹为顺时针的近等温降压曲线。早古生代变形作用以韧性流变为主，大多数构造线为近S-N 与NE 方向，以武夷山瑞金—遂昌为轴发育双向逆冲推覆的构造模式。

（4）华南早古生代构造事件属于陆内造山，此次造山作用可能是华南边缘的碰撞汇聚产生了应力，侧向远程传播至大陆内部产生的结果。