走滑匯聚是華南廣西運(yùn)動(dòng)的成因？

關(guān)鍵詞 廣西運(yùn)動(dòng)；物源分析；碎屑多礦物U-Pb年代學(xué)；古地理重建；華南

第一作者簡介 張杰，男，2000年出生，碩士研究生，沉積大地構(gòu)造學(xué)，E-mail： zhangjie089015@163.com

通信作者 徐亞軍，男，教授，E-mail： xuyajun19@163.com

中圖分類號(hào) P542.2 文獻(xiàn)標(biāo)志碼 A

0 引言

造山運(yùn)動(dòng)是相鄰的巖石圈板塊在地球表面發(fā)生相對(duì)位移，產(chǎn)生水平方向上的擠壓力，導(dǎo)致巖石急劇變形而大規(guī)模隆起形成山脈的運(yùn)動(dòng)[1]。這種相對(duì)位移是巖石圈板塊在地球表面的古地理位置發(fā)生改變而產(chǎn)生絕對(duì)位移的結(jié)果。因此，恢復(fù)造山期之前相關(guān)板塊的古地理位置有助于判斷板塊相對(duì)位移的方式：垂直于造山帶方向上的擠壓縮短或者平行于造山帶方向上的走滑匯聚[2]。這是揭示造山運(yùn)動(dòng)過程以及動(dòng)力學(xué)機(jī)制的重要依據(jù)。

組成東亞、東南亞的諸多塊體都起源于岡瓦納北緣，并隨著古—新特提斯洋的開合最終增生到亞洲大陸上，恢復(fù)這些塊體在早古生代岡瓦納大陸匯聚時(shí)的絕對(duì)位置和相對(duì)位置對(duì)于理解岡瓦納大陸邊緣的地質(zhì)演化過程至關(guān)重要[3?4]。華南板塊是東亞最重要的親岡瓦納板塊之一。該板塊的東南部在早古生代（460～420 Ma）經(jīng)歷了強(qiáng)烈的造山運(yùn)動(dòng)。該期造山運(yùn)動(dòng)最早被命名為“廣西運(yùn)動(dòng)”[5]，形成的造山帶先后被稱為“華南加里東褶皺帶”[6]、“華南早古生代造山帶”[7]或者“武夷—云開造山帶”[8]。該期造山事件的動(dòng)力學(xué)機(jī)制存在較大的爭議，爭論的核心在于造山作用的性質(zhì)是陸內(nèi)造山還是板緣碰撞造山。雖然這兩種造山運(yùn)動(dòng)模型爭論的焦點(diǎn)是圍繞揚(yáng)子地塊和華夏地塊之間[9?11]或者華夏以東地區(qū)在早古生代是否存在洋盆[12?13]，但兩者均強(qiáng)調(diào)造山運(yùn)動(dòng)是揚(yáng)子地塊和華夏地塊之間垂直于造山帶的相對(duì)位移引起。然而，揚(yáng)子地塊和華夏地塊在岡瓦納北緣的絕對(duì)位置并沒有得到很好的限定[14?17]，這將直接影響兩者相對(duì)位移方向以及造山作用運(yùn)動(dòng)學(xué)和動(dòng)力學(xué)機(jī)制的確定。

近年來，定量化的數(shù)據(jù)評(píng)估[18?22]和大樣本分析技術(shù)的發(fā)展[23]使得碎屑多礦物U-Pb年代學(xué)成為研究沉積源—匯系統(tǒng)和限定板塊古地理位置的重要工具[24]?；诖?，匯編了華南板塊寒武系—志留系碎屑鋯石、碎屑獨(dú)居石U-Pb年代學(xué)和Hf同位素?cái)?shù)據(jù)，利用大樣本分析技術(shù)重新評(píng)估了這些碎屑沉積物的源區(qū)，分別恢復(fù)了揚(yáng)子地塊和華夏地塊在早古生代不同時(shí)期的古地理位置，通過古地理位置的變化來判斷兩者相對(duì)位移與造山帶走向之間的關(guān)系，并結(jié)合已有的區(qū)域地質(zhì)資料，討論華南廣西運(yùn)動(dòng)的運(yùn)動(dòng)學(xué)特征，提出一種全新的動(dòng)力學(xué)模型。

1 地質(zhì)概況

華南板塊由揚(yáng)子和華夏兩個(gè)塊體組成。華南板塊北部以秦嶺—大別造山帶與華北板塊相連，西北和松潘—甘孜地體以龍門山斷裂為界，西南界限為哀牢山—松馬縫合帶，東部與太平洋相連。揚(yáng)子地塊和華夏地塊在新元古代發(fā)生碰撞[25?27]（ca. 820 Ma），形成江南造山帶。在此之后，伴隨著全球范圍內(nèi)Rodinia超大陸的裂解，華南板塊進(jìn)入陸內(nèi)裂谷演化階段[28?29]（ca. 815～680 Ma），成為超大陸解體形成的全球裂谷系統(tǒng)的重要部分。

寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)揚(yáng)子地塊和華夏地塊均處于臺(tái)地—淺海沉積環(huán)境[30?31]，揚(yáng)子地塊廣泛發(fā)育碳酸鹽臺(tái)地沉積，形成了巨厚的碳酸鹽巖沉積序列夾硅質(zhì)巖、碳質(zhì)頁巖組合；華夏地塊則主要接受陸源碎屑沉積，發(fā)育淺海斜坡相沙泥質(zhì)巖，向西北方向碳酸鹽巖含量逐漸增多。這種穩(wěn)定的沉積格局一直持續(xù)到晚奧陶世[32]。之后，華夏地塊和江南地區(qū)（揚(yáng)子地塊東南緣）發(fā)生了一次大規(guī)模的造山運(yùn)動(dòng)——廣西運(yùn)動(dòng)（圖1）。這次造山運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致華夏地區(qū)缺失志留系，前志留紀(jì)巖石發(fā)生強(qiáng)烈的變形和變質(zhì)作用。武夷和云開穹隆區(qū)變質(zhì)級(jí)別達(dá)麻粒巖相[33]。江南地區(qū)變質(zhì)—變形作用不如華夏地區(qū)強(qiáng)烈，主要沿大斷裂帶發(fā)生走滑作用，形成沿?cái)嗔褞Х植嫉拿永鈳r帶[34?37]。變質(zhì)作用研究顯示，麻粒巖相變質(zhì)作用的時(shí)間介于440～430 Ma，韌性剪切變形冷卻時(shí)間介于440～410 Ma[38]。廣西運(yùn)動(dòng)使得地殼顯著加厚，發(fā)生部分熔融進(jìn)而產(chǎn)生強(qiáng)烈的花崗巖漿活動(dòng)，影響范圍波及整個(gè)華夏和江南地區(qū)。巖漿活動(dòng)的時(shí)代集中在460～400 Ma[38]?；◢弾r漿活動(dòng)以過鋁質(zhì)S型花崗巖為主，巖漿鋯石較負(fù)的εH（f t）值和太古宙—中元古宙的二階段模式年齡表明其來自古老地殼的部分熔融[39?42]。I型和A型花崗巖分布較為局限[43?47]。一些巖石學(xué)的研究[48]已經(jīng)證實(shí)古老的巖石圈地幔對(duì)I型花崗巖的形成有重要貢獻(xiàn)。前人在武夷—云開一帶報(bào)道了少量中基性巖漿活動(dòng)[9?11，49]，時(shí)代集中在420～400 Ma[38]，大部分與A型花崗巖同期，共同指示加厚地殼的后造山伸展[50]。

廣西運(yùn)動(dòng)在志留紀(jì)晚期結(jié)束[51]。泥盆系濱淺海相石英砂巖不整合覆蓋在華南板塊主體之上，標(biāo)志著新一輪海侵的開始。石炭紀(jì)—二疊紀(jì)華南板塊進(jìn)入相對(duì)穩(wěn)定發(fā)展階段，華夏區(qū)、江南區(qū)和揚(yáng)子區(qū)被相似的淺海相碳酸鹽巖、硅質(zhì)巖和少量的碎屑巖覆蓋，標(biāo)志著一個(gè)真正統(tǒng)一的南方古地理格局開始出現(xiàn)。早—中三疊世，受古特提斯洋關(guān)閉的影響，華南板塊北部和南部分別受到華北板塊和東南亞諸板塊南北向擠壓。華南地區(qū)發(fā)生了廣泛的陸內(nèi)變形[52?54]和花崗巖漿作用（245～205 Ma）[55?57]，上三疊統(tǒng)—下侏羅統(tǒng)陸相砂礫巖呈角度不整合覆蓋在早期巖石之上。晚侏羅世—早白堊世，受古太平洋板塊向東亞大陸巖石圈之下消減的影響，華南中東部被NE—SW向構(gòu)造疊加[58?59]，發(fā)育了大量的140～100 Ma的侵入巖和火山巖[60?62]以及多個(gè)NE—SW向的裂谷盆地[58，63?64]。數(shù)千米的上白堊統(tǒng)—古近系紅色碎屑巖夾堿性玄武巖充填在裂谷盆地之中，并被100～70 Ma的堿性花崗巖侵入[65]。

2 匯編數(shù)據(jù)處理

在過去的二十年里，不斷改進(jìn)的同位素測年技術(shù)在地球科學(xué)領(lǐng)域的快速傳播有力地促進(jìn)了碎屑礦物年代學(xué)的發(fā)展，發(fā)表U-Th-Pb年代學(xué)數(shù)據(jù)的出版物呈指數(shù)級(jí)增長。然而，不同樣本的分析顆粒數(shù)目的差異[21]，取樣和礦物分選的偏差[66]以及具有相同年齡模式的不同潛在物源[67]均導(dǎo)致利用小樣本數(shù)據(jù)集進(jìn)行源—匯分析時(shí)存在重要缺陷，極大地影響了碎屑礦物U-Pb 年代學(xué)作為精確的古地理重建指標(biāo)的應(yīng)用。

碎屑礦物U-Pb年代學(xué)本質(zhì)上是一種基于統(tǒng)計(jì)學(xué)的抽樣調(diào)查，其能否代表所屬地層的真實(shí)物源，在很大程度上取決于碎屑礦物的測試數(shù)量。在利用LA-ICP-MS進(jìn)行物源分析的碎屑鋯石測試時(shí)，測試數(shù)量一般被設(shè)置為60～120顆[21，68]，以保證檢測失敗率（p，即某一年齡組分無法被檢測到的概率）小于5%。對(duì)于年齡組成更為復(fù)雜的碎屑巖，則需要更多的樣本量以確保占比較低的年齡組分被檢測到。統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)，碎屑鋯石的測試數(shù)量滿足n≥300時(shí)，才能使得比例小于2% 的年齡組分的檢測失敗率降至1% 以下[67]。大樣本數(shù)據(jù)集（一般指測試數(shù)據(jù)ngt;1000）在識(shí)別出占比較低的年齡組分的同時(shí)，還可以在進(jìn)行年齡相似性統(tǒng)計(jì)指標(biāo)的計(jì)算時(shí)大幅度地提升各年齡組分估計(jì)的準(zhǔn)確度[18]。

在對(duì)碎屑礦物U-Pb年代學(xué)數(shù)據(jù)進(jìn)行解釋之前，需要進(jìn)行數(shù)據(jù)評(píng)估以得到最終的單顆粒年齡，包括選取最佳臨界年齡和不諧和度的篩選兩個(gè)過程。Gibson et al.[24]利用U-Pb年代學(xué)常用的相似性量化指標(biāo)計(jì)算了應(yīng)用不同臨界年齡的同一樣本的相似性，以驗(yàn)證不同樣本容量對(duì)于最佳臨界年齡選取的影響。結(jié)果表明，樣本容量越高，最佳臨界年齡的選擇對(duì)利用大樣本數(shù)據(jù)集進(jìn)行年齡對(duì)比和樣本相似性統(tǒng)計(jì)指標(biāo)的計(jì)算的影響越小。

在碎屑礦物的U-Pb年齡測試中，三組同位素比值對(duì)應(yīng)年齡間的差異用不諧和度來表示。在實(shí)際的篩選過程中，不諧和度并非直接觀測，而是通過不同同位素年齡的比值或絕對(duì)值的差異等來計(jì)算[69?70]。由于同位素年齡存在誤差，不諧和度受其影響也含有誤差。

3華南下古生界碎屑物源分析

3.1揚(yáng)子地塊西緣寒武系—奧陶系碎屑物源分析

550～500Ma的年齡峰是揚(yáng)子西緣的一個(gè)特征年齡峰（圖3a-1），同時(shí)期華南內(nèi)部沒有規(guī)模性的巖漿事件，僅在云南報(bào)道有少量的埃迪卡拉紀(jì)—寒武紀(jì)（555～525 Ma）的凝灰?guī)r夾層[71?73]。揚(yáng)子西緣這一時(shí)期的碎屑鋯石具有自形程度較高，年齡圖譜表現(xiàn)為結(jié)晶年齡與沉積年齡一致的特點(diǎn)[14]，顯示出近距離搬運(yùn)的特征。Hf同位素?cái)?shù)據(jù)顯示揚(yáng)子西緣550～500 Ma碎屑鋯石的ε_Hf（t）值介于-8.2～10.05，大多落在了球粒隕石均一儲(chǔ)庫和虧損地幔演化線之間（圖4a），表明其巖漿源區(qū)以新生地殼物質(zhì)為主，并有部分古老地殼物質(zhì)的再循環(huán)。上述特點(diǎn)指示揚(yáng)子西緣550～500 Ma的碎屑鋯石可能的來源為近源的活動(dòng)的大陸島弧源區(qū)，與揚(yáng)子地塊鄰近的一些源自岡瓦納大陸的東亞塊體的巖漿事件年齡[74?76]和揚(yáng)子西緣這一時(shí)期的碎屑鋯石年齡不一致。拉薩地體的巖漿活動(dòng)（568～488 Ma）記錄在時(shí)間上與揚(yáng)子西緣這一時(shí)期的碎屑鋯石U-Pb年齡接近，但是其廣泛分布的、顯示出以較負(fù)的ε_Hf（t）值為主的強(qiáng)過鋁質(zhì)花崗巖與揚(yáng)子西緣同時(shí)期的碎屑鋯石記錄并不一致。Chen et al.[14]認(rèn)為可能的源區(qū)為靠近揚(yáng)子地塊西緣的伊朗—土耳其Cadomian 巖漿弧而非東岡瓦納埃迪卡拉紀(jì)—寒武紀(jì)的同造山碎屑。沿伊朗—土耳其邊緣展布的Cadomian 巖漿弧在新元古代晚期至早古生代初期產(chǎn)出了大量的572～528 Ma鈣堿性巖漿巖和550～500 Ma的火山碎屑[77?79]（圖3a-2），與揚(yáng)子西緣碎屑鋯石U-Pb年齡和Hf同位素的對(duì)比結(jié)果（圖4b）表現(xiàn)出較好的一致性。

揚(yáng)子西緣寒武系—奧陶系碎屑沉積物中保存了大量年齡介于850～750 Ma的鋯石（圖3a-1），這一時(shí)期的碎屑鋯石的ε_Hf（ t）值集中在-25.6～19.4。揚(yáng)子西緣新元古代構(gòu)造— 巖漿活動(dòng)十分強(qiáng)烈，于860～740 Ma形成了大量的侵入巖體（圖3a-3、4c）。揚(yáng)子西緣新元古代地層中也保存了大量的拉伸紀(jì)碎屑鋯石，峰值年齡為807 Ma（圖3a-4），ε_Hf（t）值介于-10.02～15.06。這些新元古代巖石中的鋯石U-Pb年齡和Hf同位素與揚(yáng)子西緣寒武系—奧陶系中的同期碎屑鋯石一致（圖4a）。巖相古地理圖[80]顯示寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)時(shí)期，揚(yáng)子地塊東南部為碳酸鹽臺(tái)地沉積，不可能接受來自印度西北緣（圖3a-5）的碎屑供應(yīng)。揚(yáng)子西緣寒武系—奧陶系中也保存了少量1 000～900 Ma的碎屑鋯石，并產(chǎn)生了946 Ma的峰值年齡（圖3a-1），ε_Hf（ t）值介于-6.9～7.41，大多數(shù)為負(fù)值。這一時(shí)期揚(yáng)子西緣沒有規(guī)模性的巖漿事件，而下伏新元古界中保存的1000～900Ma的碎屑鋯石產(chǎn)生了917 Ma的峰值年齡（圖3a-4）。綜上，揚(yáng)子西緣寒武系—奧陶系中保存的新元古代鋯石的主要來源為揚(yáng)子西緣新元古代巖漿巖和沉積巖的再循環(huán)。

揚(yáng)子西緣寒武系—奧陶系中太古代—中元古代的碎屑鋯石含量較低，與下伏新元古界沉積巖中的鋯石年齡特征一致。除此之外，揚(yáng)子西緣、北緣也都報(bào)道有這一時(shí)期的巖漿記錄。例如，代表揚(yáng)子基底的陡嶺雜巖[81]（～2.5 Ga）、魚洞子雜巖[82]（2.7～2.5 Ga）；古元古代中期的南秦嶺后河片麻巖[83]（～2 080 Ma）；中元古代的揚(yáng)子北緣神農(nóng)架群凝灰?guī)r[84?85]（～1.2 Ga）等。上述基性—中酸性巖體主要出露在揚(yáng)子北緣，然而寒武紀(jì)至奧陶紀(jì)期間，揚(yáng)子地塊的主要隆起區(qū)分布在西部和西南邊緣，因此認(rèn)為這些太古代—中古元古代的碎屑鋯石同樣來自于下伏新元古代地層。

上述對(duì)揚(yáng)子西緣寒武系—奧陶系碎屑鋯石U-Pb年齡和Hf同位素?cái)?shù)據(jù)的分析表明揚(yáng)子西緣在這一時(shí)期同時(shí)接受了揚(yáng)子地塊西緣基底和外部伊朗Cadomian巖漿弧兩個(gè)源區(qū)的物源供應(yīng)。

3.2華夏地塊寒武系—奧陶系碎屑物源分析

華夏地塊寒武系—奧陶系碎屑鋯石具有1000～900 Ma 和600～500 Ma 兩期主要的特征年齡峰（圖3b-1）。而華夏地區(qū)僅局部發(fā)育997～755 Ma的巖漿巖，沒有600～500 Ma左右的熱事件記錄。區(qū)域巖相古地理分析顯示，華夏地塊在寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)處于海相環(huán)境，而揚(yáng)子地塊東南部以臺(tái)地相—斜坡相的碳酸鹽巖夾深水相細(xì)碎屑巖為主（圖5a，b），所以新元古代—寒武紀(jì)（1000～500 Ma）的碎屑鋯石只能源自華夏東南緣以外的其他源區(qū)。這也與華夏地塊下古生界古流向資料一致[30，86]。這兩期巖漿事件在東岡瓦納北緣廣泛發(fā)育，分別代表Rodinia超大陸聚合的Grenville 期和Gondwana 大陸聚合的泛非期熱事件。對(duì)比經(jīng)過匯編處理后的大數(shù)據(jù)年齡譜，華夏地塊寒武系—奧陶系的碎屑鋯石年齡譜特征與同期印度東北緣的碎屑鋯石年齡譜相似（圖3b-1，b-2）。Hf同位素組成也同樣支持這一結(jié)論。華夏地塊寒武系—奧陶系中1 000～900 Ma碎屑鋯石的εHf（t）值變化范圍極大，大多為負(fù)值[15，87]，這與特提斯—喜馬拉雅和東南極洲碎屑鋯石的Hf同位素特征一致[88?90]。因此，華夏地塊寒武系—奧陶系沉積序列中高比例的Grenville期和泛非期的碎屑鋯石可能源自印度北緣。

獨(dú)居石是過鋁質(zhì)花崗巖和貧Ca的變質(zhì)巖中的一種副礦物，其產(chǎn)出的源巖類型和形成條件要遠(yuǎn)高于鋯石[80，91]。因此，碎屑獨(dú)居石可以作為碎屑鋯石物源分析的有效補(bǔ)充[92]。多種碎屑礦物組合分析可以更可靠地限定源區(qū)。Xu et al.[16]將華夏地塊南部碎屑獨(dú)居石與潛在源區(qū)火成巖和高級(jí)變質(zhì)巖中獨(dú)居石進(jìn)行了對(duì)比（圖3b）。采集自華夏地塊西南部廣西大明山地區(qū)的碎屑獨(dú)居石顯示出550～500 Ma、1 000～900Ma的年齡峰（圖3b-2），盡管1 000～900 Ma的年齡峰值在印度西北緣（圖3b-3）以及印度東北East Ghats造山帶和南極洲板塊的Rayner造山帶中（圖3b-2）都存在相應(yīng)的獨(dú)居石記錄[93?97]，但是550～500 Ma的特征峰在印度西北緣的沉積記錄中是缺乏的（圖3b-4）。Rayner-East Ghats造山帶與華夏南部寒武系碎屑獨(dú)居石U-Pb年齡圖譜顯著的一致性，不僅建立了華夏地塊與印度北緣的源—匯關(guān)系，更明確地將寒武紀(jì)華夏地塊的古地理位置置于印度東北緣。

3.3揚(yáng)子?xùn)|南緣志留系碎屑物源分析

揚(yáng)子?xùn)|南緣志留系碎屑鋯石年齡譜顯示的460～410 Ma的年齡峰（圖3c-1）與廣西運(yùn)動(dòng)形成的S型花崗巖的年齡相吻合，揚(yáng)子?xùn)|南緣和華夏地區(qū)的志留系古水流數(shù)據(jù)[30，86]也指示向西和西北方向的碎屑輸送，較老（大于440 Ma峰值）的碎屑鋯石則具有與該地區(qū)前志留紀(jì)樣品相似的年齡峰（圖3c-2）。因此，結(jié)合華夏地塊廣泛缺失志留系（圖5c），揚(yáng)子?xùn)|南緣志留系的碎屑來源主要是華夏地塊早古生代同造山花崗巖以及寒武系—奧陶系沉積巖的再循環(huán)。

4廣西運(yùn)動(dòng)的動(dòng)力學(xué)機(jī)制

長期以來，對(duì)于廣西運(yùn)動(dòng)的性質(zhì)存在兩種不同的認(rèn)識(shí)。一種觀點(diǎn)是廣西運(yùn)動(dòng)是典型的洋殼俯沖—碰撞型造山運(yùn)動(dòng)。一些學(xué)者[9?13，49]依據(jù)武夷—云開一帶出露的具有蛇綠巖—島弧巖漿巖特征的中基性巖漿巖（450～430 Ma）以及沿政和—大埔斷裂分布的基性—超基性巖和火山熔巖，提出早古生代華南發(fā)生了洋殼關(guān)閉之后的碰撞造山作用，消減帶位于揚(yáng)子與華夏之間[9?13，49]或是沿著現(xiàn)今華南東南緣[98?100]。另外一種觀點(diǎn)認(rèn)為廣西運(yùn)動(dòng)具有典型的陸內(nèi)造山的特點(diǎn)。主要證據(jù)包括：華夏地塊缺乏碰撞造山帶發(fā)育的島弧巖漿巖、蛇綠巖和高壓低溫變質(zhì)巖，廣泛發(fā)育古老地殼重熔形成的S型花崗巖，以及缺乏新生幔源巖漿的輸入。近年來的研究進(jìn)一步確定了廣西運(yùn)動(dòng)屬于陸內(nèi)造山體制。例如，過去報(bào)道的岑溪縣糯峒蛇綠巖[10]缺少地幔橄欖巖，零星出露的輝綠玢巖可能為三疊世淺成基性巖墻，而非早古生代蛇綠巖[33]。華夏西緣在成冰紀(jì)出現(xiàn)了源自印度北緣和揚(yáng)子地塊的物源交互現(xiàn)象[30，101?102]。郴州—臨武斷裂帶兩側(cè)寒武系—奧陶系也具有指狀交互沉積的特點(diǎn)[103]。這些證據(jù)表明，在早古生代造山作用之前揚(yáng)子地塊和華夏地塊之間并不存在洋盆。

盡管多數(shù)證據(jù)[104?106]支持華南廣西運(yùn)動(dòng)屬于陸內(nèi)造山作用，但是陸內(nèi)造山的動(dòng)力學(xué)機(jī)制一直是未解之謎。Faure et al.[7]認(rèn)為華夏地塊在晚奧陶世沿江山—紹興斷裂向北俯沖，響應(yīng)于南北向的擠壓收縮，基底與蓋層之間發(fā)生韌性滑脫，發(fā)育黑云母—石榴石—藍(lán)晶石的高溫變質(zhì)相礦物組合，上覆前志留紀(jì)地層則形成向南的逆沖褶皺。然而上述角閃巖相—麻粒巖相變質(zhì)作用僅在遠(yuǎn)離江紹斷裂的武夷和云開穹窿區(qū)發(fā)育，沿江紹斷裂廣泛發(fā)育綠片巖相低級(jí)變質(zhì)作用。Li et al.[8]根據(jù)南華裂谷的沉積序列演替提出了前陸盆地模型。他們認(rèn)為華南板塊與印度北緣在埃迪卡拉紀(jì)—寒武紀(jì)早期發(fā)生碰撞[107]，導(dǎo)致華夏地塊向NW方向仰沖至揚(yáng)子?xùn)|南緣，華南內(nèi)部發(fā)生板內(nèi)變形。但是，新元古代晚期—早古生代華夏地塊與印度北緣之間的連接已經(jīng)被兩者之間建立的源—匯系統(tǒng)證明[15，108?112]。加之，印度北緣已報(bào)道的巖漿活動(dòng)的年齡不晚于470 Ma[113]。因此，很難將華南早古生代陸內(nèi)造山運(yùn)動(dòng)同印度北緣的造山作用聯(lián)系起來。Shu et al.[86]依據(jù)華夏地塊武夷山地區(qū)早古生代構(gòu)造變形的扇形逆沖特點(diǎn)，提出南華盆地在晚奧陶世—泥盆紀(jì)沿武夷—云開一線發(fā)生上隆，隨后剝露的同造山花崗巖同時(shí)為造山帶兩側(cè)提供物源。古水流證據(jù)也表明這一時(shí)期造山帶兩側(cè)存在沉積物的雙向搬運(yùn)[101?102]。Shu et al.[86]的準(zhǔn)對(duì)稱式正花狀上隆模型將華南早古生代造山作用歸因于可能的南海地塊向華夏地塊之下的俯沖，然而南海地塊的存在和驅(qū)動(dòng)南海地塊發(fā)生俯沖的動(dòng)力來源均缺乏明確的地質(zhì)證據(jù)。

學(xué)界普遍認(rèn)為陸內(nèi)造山運(yùn)動(dòng)是板塊邊緣構(gòu)造活動(dòng)的遠(yuǎn)程響應(yīng)[114?116]。然而，更早時(shí)期的陸內(nèi)造山事件由于之后的板塊重組導(dǎo)致該時(shí)期的板塊邊緣消失，從而無法評(píng)估陸內(nèi)造山作用的動(dòng)力來源。因此，解釋古老陸內(nèi)造山運(yùn)動(dòng)的動(dòng)力學(xué)機(jī)制的前提在于恢復(fù)同期的板塊邊緣及其構(gòu)造活動(dòng)。具體地說，要確定板塊在全球構(gòu)造格局中的位置[115]，厘清板緣構(gòu)造活動(dòng)與陸內(nèi)變形的時(shí)間順序，從而建立二者的時(shí)空聯(lián)系。

過去的研究[14?15，17]通常依據(jù)碎屑鋯石的特征年齡峰（例如1300～1000 Ma或1000～900 Ma）將早古生代華南的古地理位置同澳大利亞或印度北緣聯(lián)系起來。匯編的數(shù)據(jù)顯示，寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)揚(yáng)子西緣接收了來自伊朗Cadomian巖漿弧的外部物源，而同一時(shí)期華夏地塊接收了來自印度東北緣碎屑的輸入。物源分析結(jié)果表明，寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)時(shí)期揚(yáng)子地塊和華夏地塊分別位于伊朗東北緣和印度東北緣（圖5a）。這種沿著岡瓦納北緣斜列分布的古地理格局一直持續(xù)到晚奧陶世。志留紀(jì)期間，揚(yáng)子?xùn)|南緣碎屑鋯石年齡圖譜和古水流數(shù)據(jù)記錄了來自武夷—云開造山帶S型花崗巖的巖漿鋯石輸入。這表明揚(yáng)子地塊和華夏地塊在志留紀(jì)重新合并形成統(tǒng)一的華南大陸（圖5c）。揚(yáng)子與華夏地塊在寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)和志留紀(jì)兩個(gè)時(shí)期古地理位置上的相對(duì)位移與廣西運(yùn)動(dòng)的時(shí)空耦合表明，廣西運(yùn)動(dòng)是發(fā)生在岡瓦納大陸北緣的一種平行/斜交造山帶走向的走滑匯聚（圖5b），而非垂直于造山帶走向的擠壓收縮作用。

需要指出的是，本文提出早古生代揚(yáng)子地塊和華夏地塊通過陸內(nèi)走滑的方式并置，從而導(dǎo)致廣西運(yùn)動(dòng)的發(fā)生。這種匯聚方式類似于Wang et al.[117]提出的模型，但是由于對(duì)揚(yáng)子地塊和華夏地塊在岡瓦納北緣古地理位置重建結(jié)果的差異，認(rèn)為揚(yáng)子地塊與華夏地塊的拼貼是通過右行走滑完成的，而非Wang et al. [117]研究認(rèn)為的左行走滑。

在地殼變形過程中，先存構(gòu)造邊界（通常是一些大型斷裂），往往作為后期造山過程的“構(gòu)造軟弱帶”和“應(yīng)變集中帶”存在[118?119]。江山—紹興斷裂的早古生代構(gòu)造變形[120]表現(xiàn)為分布廣泛的NE—SW走向的陡傾糜棱面理和低角度的礦物拉伸線理，后者指示剪切過程中的高走滑位移分量。運(yùn)動(dòng)學(xué)指向以NE—SW向的走滑變形為主，并伴隨有SE向NW方向的逆沖作用，形成NE—SW 向的斜向剪切作用。Li et al.[121]研究證實(shí)在451～420 Ma期間，陳蔡地區(qū)和武夷山東段發(fā)生了NE—SW向的斜向剪切作用，并伴隨角閃巖相變質(zhì)作用。這表明江山—紹興斷裂在早古生代造山階段發(fā)生構(gòu)造活化，從新元古代揚(yáng)子地塊與華夏地塊的碰撞邊界轉(zhuǎn)變?yōu)橐粭l以強(qiáng)烈韌性剪切變形和角閃巖相變質(zhì)作用為特征的高應(yīng)變擠壓走滑帶[120?121]。在江山—紹興斷裂帶兩側(cè)的華夏和江南地區(qū)，早古生代韌性剪切構(gòu)造的觀測結(jié)果和年代學(xué)資料進(jìn)一步證實(shí)了這一觀點(diǎn)。在江南造山帶的九嶺地區(qū)，Chu et al.[36]和Li et al.[37]識(shí)別出多條E—W走向和NE—SW走向的韌性剪切帶：前者多為右行走滑變形，后者則以SE向NW方向的逆沖變形為主。韌性剪切變形的時(shí)代為460～420 Ma，變質(zhì)程度達(dá)高綠片巖相。Xu et al.[34?35]在江南造山帶東段的江灣剪切帶和景德鎮(zhèn)剪切帶中，識(shí)別出NE—SW走向的右行走滑剪切帶，并結(jié)合云母39Ar-40Ar定年結(jié)果，確定剪切變形時(shí)代分別為～449 Ma和～447 Ma。在華夏地區(qū)，Shu et al.[123-124]研究發(fā)現(xiàn)武夷山地區(qū)在458～421 Ma發(fā)生強(qiáng)烈的構(gòu)造變形作用，表現(xiàn)為北部向北西，南部向南東的扇形逆沖，同時(shí)伴有走滑韌性剪切。武夷山北緣韌性剪切帶內(nèi)的獨(dú)居石U-Th-Pb定年結(jié)果[7，125]進(jìn)一步確認(rèn)了武夷山北緣于453～433 Ma發(fā)生明顯的NW—SE向擠壓縮短變形。

陸內(nèi)造山的驅(qū)動(dòng)力通常來自大陸邊緣的板塊俯沖或陸—陸碰撞作用[114?115，126]，且陸內(nèi)變形的發(fā)生時(shí)間通常晚于板緣構(gòu)造事件。碎屑物源分析結(jié)果[127]表明寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)期間，原特提斯洋分支洋盆三岐—福山洋分割了長山—華南—印度聯(lián)合板塊和昆嵩—海南—澳大利亞聯(lián)合板塊（圖5b）。三岐—福山洋在早奧陶世（～485 Ma）發(fā)生初始洋陸俯沖[128?129]。隨著洋殼的持續(xù)消減，俯沖帶在早—中奧陶世逐漸演變?yōu)殡p向俯沖體系[128]。沉積與變質(zhì)記錄[127?128]顯示洋盆在晚奧陶世—早志留世逐漸閉合。海南島與昆嵩兩地保存的 468～450 Ma的高級(jí)變質(zhì)巖[130?132]記錄了兩個(gè)聯(lián)合板塊之間的陸—陸碰撞造山作用，幾乎同步于廣西運(yùn)動(dòng)的啟動(dòng)時(shí)間（～460 Ma）。此外，三岐—福山洋盆的關(guān)閉代表了岡瓦納大陸的最終聚合[111，127]。基于上述碰撞造山作用與陸內(nèi)變形的時(shí)空關(guān)系，可以推斷華南廣西運(yùn)動(dòng)的驅(qū)動(dòng)力可能源自昆嵩—海南—澳大利亞聯(lián)合板塊與長山—華南—印度聯(lián)合板塊的陸—陸碰撞作用，碰撞應(yīng)力向周緣板塊的傳播以及周緣板塊響應(yīng)于岡瓦納大陸最終聚合之后的古地理位置調(diào)整可能導(dǎo)致了揚(yáng)子地塊沿著江山—紹興斷裂向華夏地塊的走滑匯聚，最終導(dǎo)致了廣西運(yùn)動(dòng)的發(fā)生。

5結(jié)論

華南板塊大數(shù)據(jù)碎屑多礦物U-Pb年代學(xué)及Hf同位素對(duì)比結(jié)果顯示，揚(yáng)子西緣寒武系—奧陶系碎屑鋯石具有850～750Ma 和550～500 Ma兩期主要的特征年齡峰，以及1000～900 Ma、1900～1800 Ma和2 550～2400Ma三個(gè)次要年齡峰，ε_Hf（t）值的對(duì)比結(jié)果表明揚(yáng)子西緣主要接收了伊朗Cadomian巖漿弧和揚(yáng)子西緣基底的碎屑輸入。華夏地塊寒武系—奧陶系碎屑鋯石/獨(dú)居石具有1 000～900 Ma 和550～500 Ma兩期主要的年齡峰，分別對(duì)應(yīng)于印度東北部的East Ghats-Rayner造山帶和Kuunga造山帶。揚(yáng)子?xùn)|南緣志留系碎屑鋯石年齡譜顯示的460～410 Ma的年齡峰與華夏地區(qū)過鋁質(zhì)花崗巖漿活動(dòng)的年齡相吻合，大于440 Ma峰值的碎屑鋯石則具有與該地區(qū)前志留紀(jì)樣品相似的年齡峰。

物源分析結(jié)果表明，寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)時(shí)期，華夏地塊和揚(yáng)子地塊分別位于印度東北緣和伊朗東北緣，沿著岡瓦納北緣斜列分布。志留紀(jì)時(shí)期揚(yáng)子地塊和華夏地塊重新合并形成統(tǒng)一的華南大陸。揚(yáng)子地塊與華夏地塊在寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)和志留紀(jì)兩個(gè)時(shí)期古地理位置上的相對(duì)位移與廣西運(yùn)動(dòng)的時(shí)空耦合，表明廣西運(yùn)動(dòng)是發(fā)生在岡瓦納大陸北緣的一種平行/斜交造山帶走向的陸內(nèi)走滑匯聚作用，而非垂直于造山帶走向的擠壓收縮作用。這種走滑匯聚可能是響應(yīng)于岡瓦納最終聚合之后的周緣板塊調(diào)整。

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