0 引言

陆内造山带自2010年以来被广泛接受为第三种造山带类型。迄今，报道的最老陆内造山带是华北古元古代的胶辽吉带^[1-2]，但多数发表成果是针对现今陆内造山带，如新生代天山^[3-4]、中生代秦岭^[5-6]等。2010年前对华南加里东期构造变形特征和造山带属性争论的焦点较多，是洋-陆俯冲造山还是陆内造山事件、褶皱变形的幕次、不同地区变形的差异、断层逆冲的方向、力源来自何处等，都未达成一致。近年来，大量研究肯定了这个造山带就是陆内造山带^[7-11]。为此，本文在综合对比全球早古生代造山带的过程中，将其作为特例给予概述，并通过板块重建，讨论华南陆内造山带(图 1)发生的全球背景和深部动因。

1 华南早古生代陆内背景

华南陆块处于古亚洲、特提斯和太平洋三大构造域围限下，总体上以江绍—钦防构造带或郴州—临武断裂为界^[12]，传统上划分为：西北侧的扬子地块和东南侧的华夏地块(图 1)。主要位于江绍—钦防构造带以西的扬子地块具有不同基底、统一盖层，新元古代以来为稳定的克拉通；华夏地块为多块体复杂离散-拼合的中、小陆块群组合体，皆具有新元古代浅变质岩石为主体构成的基底性质^[13-14]。这些地块历经多期次构造运动：新元古代中晚期，扬子和华夏地块沿江山—绍兴带通过双向俯冲增生造山，并拼合形成统一华南陆块，具有增生造山带的浅变质特性^[14-15]；新元古代晚期—早中奥陶世，这个统一的陆块在Rodinia超大陆裂解背景下于815~725 Ma形成了复杂的陆内裂谷格局^[16-17]，华夏地块与扬子地块发生裂解，同时，华夏地块内部也被裂谷分割成3个裂解的次级古陆块，但现有证据表明没有出现洋壳^{[8, 18-19]}；至早古生代末，块体之间再次拼贴，扬子地块向华夏地块之下发生陆内俯冲，造成早古生代的加里东期和晚古生代的印支期两期陆内造山运动，主要分布在扬子地块东半部和华夏地块^{[11, 14, 20-21]}。直至晚三叠世之后，古太平洋板块作用才逐渐显著作用在华南地块东缘。

华南大地构造学、古地理学、地层学及岩石学研究的一个关键性问题是“华南洋”或“南华洋”存在与否的问题。华南洋的时代存在巨大争论，一般认为华南洋是早古生代洋盆，但现今多数基性—超基性岩石和蓝片岩年代学证据可能在新元古代，而不支持存在早古生代华南洋^[22]。由于众多大洋消亡的不确定性证据，导致以往还是认为华南洋早古生代依然存在。认为其存在的观点认为：1)华南洋也称板溪洋，是一个长久的大洋，晚前寒武纪开启、三叠纪消亡，至少经历了600 Ma的漫长历史，江南—雪峰古陆是一个来自华夏古陆的远程推覆体^[23-24]。2)早古生代是一个残留洋，且中元古代开始华南洋就分隔扬子与华夏为独立的两个陆块，1 050~1 000 Ma前的晋宁运动I幕使华南洋向华夏陆块俯冲，在扬子陆块的东南缘形成增生的褶皱带和华夏古陆边缘的沟-弧-盆体系；华夏与扬子之间的古华南洋在扬子陆块的东段880~850 Ma前的晋宁运动Ⅱ幕期间消失，而西段以残留洋盆形式一直延续到加里东期^[25-26]。以往持“华南洋”存在的观点的学者居多^[27-31]，认为华南盆地为一个具有洋壳基底的洋盆，只是由于其上覆盖了巨厚的沉积岩层，导致洋盆在消减过程中不会形成沟-弧-盆系，也不会形成蛇绿混杂岩带。现今研究认为，“华南洋”即使存在，也是新元古代的大洋，对其演化又出现两种不同认识：1)向西单向俯冲消减模式，认为华南洋向扬子下面俯冲，主要依据江南—雪峰古陆出现一些900~840 Ma的花岗岩为I型花岗岩特征^[32]；2)双向俯冲-增生消减模式，由于华南整体晋宁期变质较浅，是类似中亚造山带的那种双向俯冲消减^[15]。

迄今，据新元古代地质研究得出的“华南洋”在新元古代末期就消亡的认识被广泛接受；同时，至今还未发现作为大洋消亡直接证据的加里东期蛇绿岩套，以及古生代地质研究结果也提出了更多证据，支持早古生代“华南洋”不存在的观点，主要依据还有：1)郭福祥^[33]提出华南东部震旦—志留纪的大地构造属性为大陆边缘弧和弧背盆地，华南大陆内不存在相应时代的洋盆。2)杨森楠^[34]认为华南裂谷盆地于新元古代开始收缩，志留纪末—泥盆纪盆地封闭，形成加里东期造山带。特别是，以往所认为属古生代华南洋且沿政和—大埔断裂、江山—绍兴断裂、皖南—赣东北、江西新余等分布的加里东期蛇绿岩套或蛇绿岩套组合的岩石，最近经锆石U-Pb年代学测定，其中基性—超基性岩石均无一例外地给出了新元古代年龄信息：如定南鹤子乡甲水橄榄岩实为(996±29)Ma辉长辉绿岩；原陈蔡、政和、建瓯等早古生代超镁铁—镁铁岩被定年为(862±26)、(797±24)、(858±11)和(832±7) Ma；沿江绍或皖南—赣东北地区的蛇绿岩给出了(846±4)、(918±4)、(930±34)、(968±23)Ma等的SHRIMP年龄；雪峰山东侧的浏阳—黔江一带基性—超基性岩则同样给出了800~875 Ma^[22]。以上均没有加里东期年龄信息。总之，近期的研究基于早古生代蛇绿岩缺乏^[35]、花岗岩的地球化学特征也证实基底为陆壳而没有洋壳重熔的迹象^[36]、扬子与华夏地块之间陆内海盆的古生物-古地理特征一致^[37-39]、岩浆活动呈面状分布且多过铝质S型花岗岩^{[8, 11, 14, 40]}、构造变形也呈弥散型面状分布^[7]等特征，认为华南加里东期造山带表现为宽阔的弥散性陆内造山^{[8, 13, 14, 20, 41]}，发生时限为晚奥陶世—早泥盆世。扬子与华夏之间陆内海盆具有连续统一性，而无洋盆的分割^{[9, 20, 42-43]}。Li等^{[16, 44]}、Wang等^[18-19]等研究结果更强调华南陆内性质实际从825 Ma开始就是陆内裂谷。总之，迄今华南早古生代处于陆内环境的认识，基本被地层学、沉积学、古生物学、岩浆岩石学、构造地质学等诸多学科证据证实。

2 华南加里东期岩浆-变质热事件时空特征

云开大山地区混合岩化地层主要是寒武系和云开群，测得下古生界混合岩、混合花岗岩同位素年龄值为552~487 Ma，可能说明加里东早期构造运动在华南南部发生较早^[45]；化州杨梅混合花岗岩的Rb-Sr全岩等时线年龄为(510±10) Ma^[46]；云开大山寒武系类复理石建造发生了绿片岩相的区域变质，形成绢云母及黑云母两条变质矿物带，广东信宜合水片岩、变粒岩Rb-Sr等时线年龄为487 Ma，同时，发育逆掩断层系和同斜褶皱^[47]，而奥陶—志留系却没有发生这种变质。这些测年数据都说明该区存在加里东早期的区域变质和混合岩化作用。

云开地区晚奥陶世还发生了一幕晚加里东期造山幕，其构造-变质-岩浆事件的同位素年龄值为445 Ma左右^[47-48]。劳秋元等^[49]也获得了极为相近的447 Ma的构造-热扰动年龄数据。华夏古陆其他地区在440~400 Ma同样发生过强烈的构造-岩浆热事件，对应云开地区加里东晚期强烈的推覆变形事件^{[20, 50-51]}。从变质岩石空间分布角度而言，加里东期变质岩呈NE向展布于华夏陆块的大部分地区，云开大山和武夷山一带变质作用可达麻粒岩相。如果按照“华南洋”早古生代存在的认识，以玉山—萍乡—茶陵—郴州—灌阳—柳州作为缝合线，扬子与华夏发生洋-陆俯冲碰撞的假设成立，那么高压麻粒岩相的岩石应位于俯冲带上盘，即仰冲盘内。但是最新研究表明，加里东期年龄442 Ma和450 Ma的麻粒岩分别位于这一线两侧的云开大山和湖南道县^[12]。

构造-热事件的另外一种表现就是岩浆作用(图 2)。尽管湖南地区相关的地幔岩显示具有增生特征，但早古生代花岗岩浆作用主要发生在460~410 Ma，大部分属于S型花岗岩^[40]。

华南加里东期花岗岩特征显著：1)总体呈面状展布(图 1)，其西界为安化—溆浦—靖县—罗城断裂(图 2)；2)主要为强过铝质属性；3)由元古宙地壳物质深熔而来，很少有新生幔源物质参与；4)没有发现同期的火山岩。这些特征显然与典型洋-陆俯冲型造山带中带状展布的钙碱性岩浆岩分布趋势不相吻合^[12]。具体而言，加里东花岗岩年龄空间上由东向西逐渐变新，东部加里东期花岗岩形成时代为453~390 Ma，以片麻状岩石为主^[22]，王德滋等^[64]认为它们可能属于深熔的半原地型具流变特征的同构造侵位岩体；西部年龄区间集中在440~400 Ma之间，花岗岩以块状结构为主，并被认为是由古—中元古界经部分熔融形成的壳源型花岗岩类。在赣南、南岭、云开大山地区发现了大量锆石U-Pb年龄为460~380 Ma的强过铝S型花岗岩，绝大多数为板内花岗岩或碰撞型花岗岩^[22]。Wang等^[12]在华南地区所测的加里东花岗岩体的年龄也主要集中在450~400 Ma，对应晚奥陶世到志留纪这一时间段，且地球化学测试结果表明为壳源S型花岗岩，无洋-陆俯冲碰撞属性与带状控制特点，说明是陆内碰撞造山事件的结果。

综合以上资料分析认为，加里东期岩浆-变质热事件具有自东向西迁移演变的特点，在其东侧的华夏地区开始于中、晚奥陶世，而至湘中及雪峰山地区始于早志留世中期，并于早泥盆世末期全面终结。该构造事件的发展与演变伴随有广泛的构造-岩浆事件效应，其中岩浆作用源于中上地壳物质的深熔作用，没有幔源物质的贡献，深熔作用又反作用于变形，导致下地壳发生了广泛的流变。这些花岗质岩石自东而西由片麻岩类到块状花岗岩、时代由老而新(中奥陶世—早泥盆世)、空间上呈面状展布、没有相关的中基性岩浆伴随产出。岩浆作用局限分布在雪峰山东侧，不越过靖州—溆浦一线，而以不整合面接触关系为代表的沉积响应范围则略宽于岩浆作用范围，其微角度不整合西界波及到修水—沅陵—麻阳—三都一线。

3 华南加里东期变形特征

华南早古生代地层出露众多，且其变形较为强烈，是受加里东期变形影响较大的地区(图 3)。通过构造筛分，郝义等^[7]系统分析了加里东期角度不整合时空变化、变形特性和变形强弱的时空分布，这有助于确定加里东期构造动力机制。

3.1 加里东期角度不整合时空分布

华南寒武纪地层全区广泛分布，但其余下古生界都遭受不同程度的剥蚀。华南地区可能先后经历了寒武纪末—奥陶纪初的郁南运动、中奥陶世末的都匀运动、晚奥陶世的崇余运动、晚奥陶世末—早志留世的北流运动、志留纪末的广西运动。1)郁南运动^[65]最主要的表现是：云开地区的褶皱隆升，武夷—云开一带的中酸性岩浆活动；大明山、大瑶山、雪峰山等地区也受到了不同程度的褶皱隆升作用；南盘江坳陷、桂中坳陷内仅部分地区有寒武系出露，缺失奥陶系和志留系也是该期运动的重要表现。在广西云开地区郁南运动最主要表现是发育一套较厚的底砾岩：岑溪县筋竹至广东郁南一带奥陶系底部或下部砾岩中含有变质的砂、页岩和花岗岩的砾石；博白县黄陵一带下奥陶统下部有厚达数百米的含砾石长石砂岩；大明山地区下奥陶统底部亦有厚45 m的砾岩存在^[45]。丘元禧^[47]发现在广东的德庆和郁南一带也发现寒武系和奥陶系之间有明显间断，奥陶系底部的罗洪组以砾岩为主，厚达500 m，不整合于下伏地层之上。2)都匀运动^[66]，是位于扬子稳定区的贵州省中南部地区加里东期相对强烈的一幕运动。它导致的沉积间断造成了上奥陶统的缺失、中奥陶统的剥蚀缺失及下奥陶统不同程度的剥蚀，志留系与中—下奥陶统平行不整合—小角度不整合接触。同时，由于受到区域挤压形成了近东西轴向的宽缓褶皱及相应的逆冲断裂，它所形成的古构造、古地貌对早志留世的沉积起到了重要的控制作用。3)崇余运动^[67]是据赣南崇义、大余山区晚奥陶世沙村群底砾岩之下的不整合提出的，发生于晚奥陶世卡拉道克期。该运动可能引起了湘赣地区早古生代地层的强烈褶皱。4)北流运动^[65]，该运动在桂东南地区表现较强，主要是使云开和大明山—大瑶山隆起进一步上升，其间的钦州—玉林坳陷剧烈深陷，在坳陷带两侧产生两条NE向断裂带，即博白—岑溪断裂带与灵山—藤县断裂带，这两条断裂带对志留纪及其以后的沉积岩相有着明显的控制作用。北流运动只引起了广西部分地区的隆起和凹陷，褶皱变形相对较弱。5)广西运动^[68]是一次波及面广的一幕褶皱变形，以线状褶皱为主。这些褶皱活动导致广西泥盆系普遍呈角度不整合超覆于下古生界及其他老地层的不同层位上，在大瑶山、大明山和西大明山等地，下泥盆统莲花山组与寒武系或奥陶系接触；桂西德保至隆林一带，郁江组与寒武系接触；在桂北地区，中泥盆统信都组或东岗岭组甚至上泥盆统超覆于寒武系及其他老地层之上^[45]。志留纪末的广西运动大体和欧洲的加里东运动时间对应。但是，随着莲花山组为非造山产物的发现^[69]，广西运动的含义发生变化，现在常用的广义的广西运动特指早古生代华南的造山运动^[57]，在不同地区开启时间不一致且存在由南往北剪刀式扩展^[41]，收缩时则由东向西构造变形减弱的特征^[7]。华南加里东运动波及范围的西界为修水—沅陵—麻阳—三都一线^{[7, 70]}。区内断裂主要为NE—NNE向，自SE向NW具有不同特征：断裂带由韧性向脆韧性过渡变化，韧性剪切带变形年龄为437~416 Ma^[71-72]；角度不整合类型由高角度不整合—小角度不整合渐变为微角度不整合或平行不整合，角度不整合时代从南部的晚泥盆世角度不整合，到中部的中泥盆世角度不整合，北部江南—雪峰隆起剥蚀与泥盆纪地层不整合接触(图 4)。

通过对雪峰山两侧关键地质事件不整合界线的地质调查，发现华南加里东期构造事件所影响的空间范围互有差别。修水—沅陵—麻阳—三都一线和靖州—溆浦断裂两条线将雪峰山及两侧地区分为三大区域，每个区域的加里东不整合面都独具特征(图 3)。位于靖州—溆浦断裂东南侧的泥盆纪地层分别与震旦系、寒武系、奥陶系和志留系呈高角角度不整合接触，主要的野外出露点有：湖南益阳牛轭湾、安化驿头铺、安化青山冲、安化木子、安化山茶村、新化炉观、怀化铜湾、洞口及广西融安融水一带，其泥盆系底部常发育有底砾岩，特别是在益阳、安化木子一带砾岩厚度较大、砾石砾径较大；在安福山庄可见到中泥盆统石英岩、泥质砂岩直接不整合于山庄加里东期花岗岩体之上，在接触面发育如三南地区陡水岩体与中泥盆统接触处所见之假花岗岩，在中泥盆统底部见砂砾岩。这种加里东期角度不整合在衡阳衡东县金龙山恫口可见中泥盆统跳马涧组砾岩与下伏板溪群板岩为高角度不整合接触，在涟源附近中泥盆统跳马涧组石英砂岩与下志留统页岩为高角度不整合接触，在邵阳西寨口中泥盆统跳马涧组砾岩与上奥陶统高角度不整合接触。洞口—新化以东地区，主要表现为泥盆系与寒武、奥陶系呈高角度不整合接触，角度通常大于50°。在邵东、新宁、双牌等地，主要为中泥盆统与奥陶系的高角度不整合接触，而在南部永福、融安、荔浦、大瑶山等地，则主要为中、下泥盆统与寒武系的高角度不整合接触。

总体上，寒武系大面积在雪峰山—江南隆起带南部分布，其他下古生界剥蚀强烈，研究区中部奥陶系大面积零星分布，而志留系在雪峰山—江南隆起带以北和以西残留，与泥盆系平行不整合分布。其他加里东期角度不整合的空间分布及其变化为：南部下泥盆统角度不整合于震旦系、寒武系、奥陶系、志留系不同地层之上，向北中—下泥盆统角度不整合于板溪群、震旦系、寒武系之上，再向北石炭系角度不整合在板溪群、震旦系、寒武系、奥陶系之上，至西北雪峰山区二叠系不整合在板溪群、震旦系和下古生界之上。总体表现为加里东期构造运动之后海水是由南往北侵入的。

3.2 华南南部EW向构造成因

华南南部的大明山至大瑶山、大桂山一带，构造线近于EW向，断裂不甚发育。EW向褶皱形态由南向北由紧闭向宽缓过渡^{[7, 70]}，也可以推断加里东期变形是由南向北逐渐拓展的。据丘元禧^[47]研究，郁南运动形成云开地区由南向北的推覆构造，沿古断裂带发生的混合岩化时限为510 Ma左右，即寒武纪末—奥陶纪初。在广东罗定泗沦—扶合一带，混合岩化以前的近平卧褶皱和褶叠层的走向为EW，轴面北倾，这可能是自北向南的反向推掩作用。通过同位素年代学和构造形迹研究，也发现云开地块加里东早期以南北向水平挤压变形为主^[73-74]，这和大明山—大瑶山地区近EW走向、轴面北倾的寒武系线形褶皱带相一致。虽然湘赣边境地区也存在一些NW、NWW向的下古生界褶皱，而震旦纪到早奥陶世秦岭板块处于构造的扩张期^[75]，所以也可能湘赣边境地区这些NW、NWW向的褶皱是由于秦岭—大别微陆块对扬子地块之间的挤压作用所形成的早期构造形迹。

通过以上资料可以看出，加里东早期的郁南运动是云开地块由南向北的挤压推覆引起的，该运动使云开地区褶皱隆升，海域范围缩小。大明山、大瑶山寒武系近EW向的褶皱隆起带便是在此时形成的。桂北九万大山、元宝山一带只出现一些宽缓的EW向褶皱，并且只见寒武系出露而无奥陶系分布。寒武系与奥陶系呈整合接触也可以说明加里东早期郁南运动并未影响到桂东北的越城岭一带。此外，南盘江坳陷、桂中坳陷内仅部分地区有寒武系出露，缺失奥陶系和志留系也是郁南运动的重要表现。

3.3 华南东北部NE—NNE向加里东构造成因

钦州—玉林地区在郁南运动中出现凹陷，但是，也可见泥盆系覆盖的下古生界还是卷入了变形，说明这里是加里东晚期变形的产物。桂西过渡区褶皱较为宽缓，不同地区构造方向和形态表现不一：桂北九万大山—越城岭一带主要为NNE向，融安至龙胜之间褶皱紧密倒转，断裂发育，构成一组西倾的叠瓦状逆冲断裂群，九万大山、元宝山一带可能受元古宙基底构造的制约，褶皱较开阔。云开大山地区褶皱、断裂发育，总体呈NE向，局部NEE向或近SN向。

然而，吴浩若^[69]通过分析泥盆系莲花山组下面的砾岩认为其不是磨拉石，而且很可能只有沉积间断，没有不整合，莲花山组及相应地层不是磨拉石建造，因而，广西运动在志留纪末发生就失去了重要依据。他认为广西运动并非来自扬子地块和华夏地块的碰撞，很可能是云开地块和桂滇地块在寒武纪末—早奥陶世初会聚的结果。而扬子地块和华夏地块的会聚过程应发生于晚奥陶世—早志留世^[76]，主要影响湘赣地区，志留纪末，广西地区可能并无造山运动。广西运动的规模与范围均有限，并未导致早古生代地层发生普遍的紧闭褶皱^[37]。所以，根据前人的研究可以推测，华夏与扬子地块挤压碰撞的时间主要集中在晚奥陶世—早志留世，时间上对应崇余运动，属于晚期加里东运动，该运动是陆内碰撞造山运动。运动的结果产生了许多与这一时间相对应的花岗岩体、泥盆系底部的砾岩以及早古生代地层中的一些NE—NNE向的褶皱带，主要分布在湘赣两省及广西东北部的元宝山、越城岭一带。云开地区受晚加里东期变形的影响，也发生了相应的变质-岩浆热事件。

3.4 加里东期变形的时空变化

通过以上分析可以得出，大明山、大瑶山地区近EW向的寒武系褶皱是云开地块在晚寒武—早奥陶世由南向北推覆挤压而形成的，该事件与郁南运动相对应。而桂东北元宝山、越城岭、湘赣边境地区NE—NNE向早古生代地层的褶皱、云开地区的构造-岩浆热事件以及华南大量加里东期花岗岩体的形成都是由于华夏地块与扬子地块在晚奥陶—早志留世沿郴州—临武断裂碰撞挤压的结果，该事件与崇余运动相对应。湘赣边境地区NE向的下古生界褶皱又对早期近EW向褶皱进行了叠加改造，从而局部表现为NW、NWW向。加里东期总体构造线方向早期为近EW向，现今出露的一些NW—NWW向、NE向褶皱是后期叠加改造的结果。再往西，雪峰山西缘受加里东运动影响较弱，变形机制类似米仓山地区，都是在造山带的前缘形成类前陆盆地，只是时间有先后。加里东运动波及的范围往西不越过修水—沅陵—麻阳—三都一线。据此说明，加里东期构造是由南向北、由东向西逐渐拓展，变形强度由强到弱。

总之，陆内变形的最大特点是：首先，面状弥散性宽阔构造带；其次，就是角度不整合多而不均差异分布；第三，显著的变形递变特征。这在塔里木盆地同期也有类似体现。

4 华南加里东期沉积-古地理特征

华南主要的早古生代地层有：寒武系、奥陶系、志留系。寒武系大面积在研究区南部分布，其他下古生界剥蚀强烈，研究区中部奥陶系大面积零星分布。志留系在雪峰山—江南隆起带以北和以西保留，且与泥盆系平行不整合分布(图 3)。

三江—融安断裂带及其以东地区，新元古界丹洲群发育厚2 000 m的细碧角斑岩，其中夹大量层状、似层状基性岩及少量中性和超基性岩；以西的丹洲群厚度突变为300~600 m，未见海底火山岩，基性、超基性侵入体为数不多；震旦系厚度西厚东薄，碎屑岩西细东粗，与丹洲群正好相反。下石炭统则表现为西部较薄约1 000余m，以碳酸盐岩为主；东部较厚2 500 m以上，砂、页岩夹层显著增多^[77]。这种多次跷跷板式的沉积变化反映了三江—融安断裂两侧地壳结构的差异，说明该断裂从雪峰期就开始发育，加里东期、印支期还有活动。该区加里东期都寿城—屯秋断裂北段，寒武系向东逆掩在下泥盆统莲花山组之上。断层两侧，包括南部英山以北未见断层出露的地带，泥盆、石炭系岩相变化明显。断层以东，下泥盆统那高龄组夹白云岩，中泥盆统郁江阶下段为页岩，上泥盆统及下石炭统分别为硅质岩相和碎屑岩相；而该断层以西，那高岭组不夹白云岩，郁江阶下段相变以砂岩为主，上泥盆统及下石炭统急剧相变为碳酸盐岩。该断裂带对元古宙和晚古生代地层的沉积岩性、厚度也具有明显的控制，震旦系碎屑岩西部较细且厚，东部较粗且薄^[77]，说明该断裂继承早期活动在加里东期依然剧烈，在泥盆纪和石炭纪表现为正断层。

龙胜—永福断裂带北段龙胜附近，东侧新元古界丹洲群中有少量基性—超基性侵入岩，西侧却有广泛的中基性海底火山岩及基性—超基性侵入岩，表明其在雪峰期已具有深断裂活动性质，是重要的构造活动边界^[77]。断层东侧永福至黄冕一带，郁江阶厚度约1 500 m，以页岩为主，中泥盆统东岗岭组—下石炭统厚度约400 m，为泥灰岩、硅质岩、碎屑岩相；断层西侧和平墟一带，郁江阶厚度为960 m，以砂岩为主，东岗岭阶—下石炭统厚达2 000余m，为碳酸岩相。但是，该断裂对早古生代地层岩相没有控制作用，说明断裂可能于加里东运动后期再次活动，为正断层，控制了两侧泥盆系和石炭系岩相、厚度的变化，使断层西侧沉降幅度较大; 而龙胜—永福断裂方向与印支期褶皱轴平行，说明在印支与燕山期继续活动，表现为逆冲断层。

根据岩相古地理分析^[78]：湘东南—赣西在衡山、衡阳、新田和桂阳一线以西，下寒武统基本都为页岩-硅质岩盆地相的板岩-变硅质岩组合(图 5)；茶陵、桂东和崇义一线以东基本为巨厚层、浊积岩盆地相的砂泥岩互层，而位于两大体系之间的衡东、耒阳、郴州和汝城一带，则为两种沉积体系的过渡区域，发育了页岩-硅质岩盆地相与浊积岩盆地相的交互沉积，岩石组合主要为砂泥岩互层夹硅质岩、板岩。

到早奥陶世，湘东南—赣西地区岩石组合特征基本趋于一致(图 6)，都由巨厚层砂泥岩、板岩、硅质板岩、暗色含有机质板岩组成，只是各地区各种岩石所占的比率有所差异。因此，下奥陶统岩相古地理展布特征反映该地区在早奥陶世不存在两大古地理体系的截然分界，虽然下奥陶统内部岩石比例存在一定差异，但也表现为有规律的逐渐变化和过渡。

从沉积古地理学角度^[78]，选择新宁—崇义的Z-O₂沉积古地理剖面和遂宁—永兴的Z-O₂沉积古地理剖面(图 7)。通过对比可以看出，郴州—临武断裂带(即江山—绍兴断裂带南段)两侧南华系—寒武系的沉积相指状交叉、过渡现象明显，垂向上则为两种沉积相类型的交互沉积，而下奥陶统沉积相基本趋于一致，没有跳相现象。这说明从南华纪—奥陶纪，扬子地块与华夏地块之间并无大洋分隔。

根据湘赣桂地区加里东期地层的沉积古地理特征研究，湘东南—赣西地区江山—绍兴断裂带两侧不同的沉积体系，在南华纪—晚寒武世都存在过渡、交叉，在过渡区域垂向上表现为两种沉积相类型的交互沉积；而下奥陶统江山—绍兴断裂带两侧沉积相则基本趋于一致，没有跳相现象而成为一统一体。在郴州—临武断裂带、江山—绍兴断裂带两侧的加里东期沉积不存在两大古地理体系的截然跳相现象，而是表现为两侧沉积相带的指状交叉、过渡或完全相同、统一的岩相古地理单元^[78]，由此，进一步认为南华纪—早奥陶世扬子与华夏两大沉积域是相互连通的，在加里东期扬子地块与华夏地块间没有大洋相隔，两者之间也不可能存在陆-陆碰撞造山事件。可见华南加里东造山运动为陆内造山性质，而不是前人所说的洋-陆俯冲事件和陆-陆碰撞造山事件。

5 陆内造山的动力学机制及全球背景

卢华复^[67]和Guo等^[79]都在赣南崇义—大余山区发现晚奥陶世沙村群底砾岩不整合于寒武系或震旦系之上。此外，郝杰和杨美芳^[80]在该区还发现了大量阳岭砾岩，在赣南祟义阳岭地区，中泥盆统跳马涧组红色砂岩与震旦—下古生界浅变质岩系之间发育—套紫红色含砾砂岩和砾岩，阳岭砾岩上部地层产状平缓，与上覆泥盆系产状差别不大，但与下伏下寒武统高角度不整合，厚度在1~100 m不等；根据牙形石等微古资料，将该套砾岩的地层时代定为志留纪。龚由勋和孙存礼^[81]进一步描述了阳岭砾岩的地层层序、岩性、沉积构造、古生物化石等，判断其成岩时代也为志留纪。因此，可以判断导致阳岭砾岩形成的造山运动在早志留世后期可能已弱化，志留纪后期和泥盆纪早期并无明显造山运动的证据^[69]。其成因为华夏地块向北与扬子地块发生陆内碰撞拼合有关^[81]。阳岭砾岩是加里东造山带中的一套磨拉石相沉积，它的发现及其形成时代可以证实，东南地区应发育有加里东晚期陆内造山带。

陈旭和戎嘉余^[82]根据湖南大庸—桃源—桃江—祁东一线奥陶—志留系的地层工作，提出碎屑楔的出现时代从晚奥陶世卡拉道克晚期开始由SE向NW逐渐变晚，代表广西运动向北西的扩展过程，运动结束于早志留世特里奇末期。崇义在祁东的东南，卡拉道克期的沙村群已出现粗碎屑沉积，与湖南的情况一致。这是华夏地块和扬子地块之间挤压作用开始的标志^[69]。

现有研究资料表明，沿江山—绍兴断裂带两侧加里东期变形强烈，尤其以东部改造强烈。岩浆作用也横跨江山—绍兴断裂带两侧，这和正常的造山带极其不同。早古生代的沉积岩相在江山—绍兴断裂带两侧也呈指状交错，说明期间没有出现洋壳，最多是一个较深的陆内海盆。这也说明晋宁期裂解在华南内部没有发育成洋。那么是什么导致华南内部发生加里东期陆内造山事件呢？

早古生代沉积岩相观测表明，华南地块北部(也就是现在的南秦岭地块)始终是一个被动大陆边缘，特别是寒武纪在巴山弧北侧大量出现基性岩墙，而且奥陶—志留纪岩相表明向北水深加深，这表明其持续的被动陆缘伸展背景；然而，在华南的华夏地块不同，缺乏志留系沉积，大量加里东期角度不整合指示向北逐渐拓展，表明现今华南东南部存在一个动力源，而现今这个动力源在中国境内难以找到。为此要从全球构造古地理角度对比，发现这个动力源。

通过全球板块构造重建(图 8)，大家倾向将早古生代华南陆块总体放在澳大利亚大陆的西侧。但是有两种放置方式：1)现今华南南部靠近澳大利亚西北侧；2)现今华南北部靠近澳大利亚西北部。前述沉积岩相和变形等特征表明，应当是现今华南南部靠近澳大利亚西北侧，可能是华南陆块与澳大利亚拼合过程中，向澳大利亚板块西侧俯冲作用，最终使得应力远场向西传递到华南内部，使得华南内海进入陆内封闭演变阶段。值得一提的是：华南板块在早古生代期间可能包括布列亚—佳木斯—兴凯地块^[85-91]，它们与华南的华夏主体具有诸多相似性和亲缘性，本文我们可以称为“大华南板块”(将另文详述)，或许不是传统认识的一个小板块。而且这个“大华南板块”与冈瓦纳的俯冲－增生记录可能主要保存在日本^[92-96]，因为日本保存了大量的470~435 Ma早古生代岩浆-变质事件^[97]，并可能与原特提斯洋东段关闭有关。日本的晚古生代竹蜓化石和地层也和华南相似，说明早古生代它们就已经增生-碰撞成为一体^[94]，并于晚古生代共同裂离冈瓦纳大陆西北缘^[91]。

加里东期当时各地块的准确位置很难确定。根据有限的古地磁资料、吴浩若^[83]的古地理资料和本文变形规律分析，结合全球板块重建的背景，本文推测华南各块体可能的演化过程如下：前震旦纪时中国南方为统一板块，古纬度大约在南纬20°，震旦纪开始扬子和华夏两个地块逐渐裂解^[35]，扬子地块在中寒武世应该位于南半球低纬度地区^[98]，奥陶纪至早志留世扬子地块的旋转运动不明显，主要表现为向南的平移^[99]，而早古生代云开地块、滇桂地块应该当作扬子板块东南部的内部地块^{[26, 100-101]}。奥陶纪至早志留世华南裂谷盆地发生收缩运动，扬子地块与华夏地块东北部最早结合^[102]，中奥陶世至志留纪华夏地块和扬子地块碰撞在一起^[35]。

加里东运动的早期，南移的华南各块体在向南与冈瓦纳大陆西北缘拼合过程中，首先体现在晚寒武世—早奥陶世云开地块先与冈瓦纳大陆碰撞，随后碰撞由南向北拓展，与桂滇—北越地块与云开地块发生碰撞(图 9a)，使得广西大明山、大瑶山地区近EW向的寒武系紧闭褶皱首先出现；并拓展到扬子地块南缘，形成了华南南部偏北的近EW向的寒武系褶皱，使云开地区褶皱隆升，陆内海域范围缩小，桂北九万大山、元宝山一带缺失奥陶系，此时该区也可能出现一些宽缓的近EW向褶皱。而扬子地块北缘也开始受到秦岭微板块扩张的影响，受两者双重作用力的影响，扬子地块内部出现一些近EW向宽缓褶皱形态，以黔中水下隆起和涟源坳陷内的古隆起为代表，该期变形强度由南往北逐渐减弱。

加里东晚期，华南地块在扬子地块南缘点碰撞后，晚奥陶世—早志留世，扬子地块与华夏地块沿郴州—临武断裂发生收缩挤压。扬子地块受到来自SE向NW的强大挤压力，使得桂北越城岭、元宝山地区，湘赣边境地区以及雪峰山东缘地区出现了一些下古生界卷入的NE—NNE向褶皱(图 9b)，对南部的早期EW向构造进行了叠加改造，该期变形强度由东往西逐渐减弱。同时受这一运动的影响在华南形成了大量面状分布的加里东期S型花岗岩体，并在云开地区产生了构造-岩浆热事件。在雪峰山的东缘，靖州—溆浦断裂、三江—融水断裂、龙胜—永福断裂均表现为西倾东冲的性质，而东侧的城步—新化断裂则表现东倾西冲的性质，在此地形成对冲三角带构造。同时，紧邻雪峰山东缘也有一些轴面西倾东倒的下古生界褶皱出现，可能是受雪峰山刚性块体阻挡形成的反冲构造。

因此，华夏与扬子前震旦纪不属同一大地构造单元，特别是它们的岩石组合也不可对比；晚泥盆世始，二者的岩石组合类型才基本一致，说明加里东期构造事件后各地块碰撞拼合，一个统一的华南陆块的构造-古地理格局才真正形成^[103]。其形成背景是冈瓦纳大陆北缘一系列内部含有裂陷深海盆的陆块向南汇聚的结果，此时华南具体更可能位于澳大利亚大陆的西缘。

6 结论

本文通过系统解剖华南下古生界出露较好且加里东运动比较典型的地区，对其褶皱和断裂形态、相互关系、演化特征，地层间角度不整合时空分布规律和变质岩、岩浆岩的产出规律进行了分析，最终得出以下结论和认识：

1)华南加里东期运动是华南与冈瓦纳碰撞期间的远程效应导致的两阶段陆内造山拓展，总体华南南部的变形轨迹走向为近EW向，华南东部为NE—NNE向，后者是后期华南与冈瓦纳大陆旋转拼合的结果；2)晚奥陶世—早志留世华夏地块与扬子地块的碰撞挤压形成了桂北元宝山、越城岭、湘赣边境地区早古生代地层NE—NNE向褶皱的同时，出现大量面状分布的加里东期花岗岩体，并产生了云开地区的构造-岩浆热事件，并非碰撞造山带的线性展布，而是面状特征，属于板块边缘远程效应导致陆内现存裂解块体间的封闭、增厚、深熔事件，而不是前人所说的华南内部的洋-陆俯冲事件和陆-陆碰撞造山事件；3)加里东期构造是由南向北、由东向西逐渐拓展，变形强度由强到弱，表明动力来源于东南侧板块边界的远程效应。

华南地区加里东期造山与阿帕拉契、挪威—苏格兰、东格陵兰、西伯利亚南缘、东澳大利亚、秦岭—祁连、中—南天山这7个典型地区的加里东期增生或碰撞造山带显著不同，世界上这7个典型增生或碰撞造山带都具有明确的早古生代洋壳俯冲与火山活动过程，都发生过高压—超高压变质。而华南加里东造山带的主要特点为：1)早古生代海盆中至今没有发现块状硫化物矿床，且浊积岩厚度巨大；2)确证无早古生代火山岩、蛇绿岩套以及高压—超高压变质岩；3)早古生代S型花岗岩发育，但I型花岗岩少见。这些现象说明，华南加里东期造山带具有鲜明的地域特色，也反映其独特的全球地球动力学背景——原已裂解的小板块内部在响应其与大板块拼合边界处碰撞时的小板块内部地块间的闭合过程。