通常我们将造山带分为两种：碰撞型和增生型，而这两种经典造山带的形成均建立在相对刚性的大陆板块基础上。太古代之后大陆的演化不仅包括新生地壳的加入，也包括部分已有的大陆岩石圈在构造重新活动中被重新改造(Holdsworth et al., 2001)。这种演化所带来的结果是大陆板块中不可避免的保留了先前构造的遗迹，成为相对薄弱的区域，易于形成陆内变形，从而产生陆内造山。与碰撞型和增生型造山带类似，陆内造山带也记录了大规模的构造变形、低级至高级变质作用和陆壳重熔形成的花岗岩，典型实例如澳大利亚的Petermann造山带和Alice Spring造山带、欧洲的比利牛斯山、北美洲的Laramide造山带以及中国的天山(Dickinson and Snyder，1978; Choukroune，1992; Allen et al., 1999; Hand and Sandiford，1999; English and Johnston，2004; Raimondo et al., 2010)。这些造山带最显著的特点就是位于远离板块边界几百甚至上千千米的内陆地区，无法通过传统的板块间俯冲、碰撞理论来解释。人们尝试用过许多模型来解释陆内造山带，平板俯冲和远程效应成为较为常用的两种动力学机制(Dickinson and Snyder，1978; Hendrix et al., 1992; Avouac et al., 1993; English and Johnston，2004)，同时先前存在的薄弱构造带也是产生陆内变形的重要原因之一(Choukroune，1992; Hand and Sandiford，1999)。

在中国也有很多典型的陆内造山带，如燕山造山带、新生代的天山、以及华南武夷山地区(Hendrix et al., 1992; Davis et al., 1998，2001; Charvet et al., 2010)。相对于中国的其他地区，华南板块经历了期次最多也最为复杂的构造过程，其中早中生代是华南构造变形最为强烈的时期，当时的板块边缘被造山带所包围，而板块内部强烈的构造变形、区域性的变质作用以及大规模的花岗岩的生成和侵位，均显示着华南板块经历了强烈的大陆再造过程(图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 华南板块构造简图Fig. 1 Sketch map of tectonics of the South China Block

与华南板块周缘经历的多个方向强烈变形相比较，板块内部现今保存的构造形迹主要是以NE-SW为主，说明NW-SE向构造事件对华南板块构造格架的定型起到了决定性的作用。但是针对这一构造的形成，无论是构造几何学还是年代学，都存在着争议。最早Hsü et al.(1988)认为早中生代华南经历了类似阿帕拉契亚型的远程推覆，板溪群为华南造山带所产生的碰撞杂岩，但大量地质学证据表明，板溪群与上下地层关系为连续的沉积接触，而非构造接触(Gupta et al., 1989; Rowley et al., 1989)；Yan et al.(2003)的研究表明，雪峰山和武陵山是飞来峰构造，形成于晚中生代；Wang et al.(2005)通过在雪峰山的构造学和年代学研究认为，雪峰山在早中生代处于以走滑为主的扭压环境之中，属于华北与印支板块挤压下形成的扭压褶皱山系。Li and Li(2007)通过对华南中生代花岗岩年代学进行全面的总结，将整个华南1300km宽的褶皱带归结为古太平洋板块的平板俯冲，类似于北美Laramide的造山带。虽然太平洋板块俯冲是否在早中生代就开始现在还有不同的观点(Engebretson et al., 1985; Li et al., 2006)，而且也缺少详细的构造学证据作为支持，但毋庸置疑，这给华南早中生代(印支期)构造演化提供了新的思路，即陆内造山的动力来源是在板块东南缘的挤压。本文通过对雪峰山和九岭地区的构造和年代学数据的综合分析，研究华南板块的陆内变形，并对华南地区中生代的地球动力学演化进行初步的探讨。 2 地质背景 2.1 显生宙构造事件

新元古代，扬子地块和华夏地块沿江绍断裂带拼合成华南板块，并形成了江南造山带(Charvet et al., 1996; Li et al., 2002，2007)。在接受了震旦纪至志留纪的连续沉积后，早古生代华南板块经历了一次区域性的构造事件，主要表现在高级变质作用(于津海等，2007; Wan et al., 2010)，强烈的构造变形(舒良树等，1997; 舒良树，2006; Faure et al., 2009; Charvet et al., 2010)以及大范围的岩浆活动(周新民，2007; Li et al., 2010)。Faure et al.(2009)和Charvet et al.(2010)分别通过在江西和福建的工作得出早古生代陆内造山从460Ma开始，持续了近20My，440Ma之后为造山后伸展引起的混合岩化和岩浆作用。这一期构造不仅在云开地区有清晰的记录(Wang et al., 2007a; Lin et al., 2008)，还影响到了越南与我国交界的Song Chay地区(Roger et al., 2000)。

早中三叠世，华南板块进入又一个构造活跃期，处于四面围限、各向挤压的应力场之下。在其北缘，华南板块向华北板块之下俯冲，形成了出露大量超高压变质岩的秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带(Hacker and Wang，1995; Faure et al., 1999)。西缘，龙门山构造带记录了早中生代逆冲作用和大规模的岩浆活动(Harrowfield and Wilson，2005; Roger et al., 2008)。在西南缘，一条从云南一直延伸到广西、越南的造山带分隔了华南板块和印支板块(Carter et al., 2001; Lepvrier et al., 2011)。板块东部早三叠纪之前的岩石全部卷入了构造变形，晚三叠世-早侏罗世的陆相沉积不整合地覆盖在老地层之上，并发育了大量的造山后岩浆岩(陈卫锋等，2006; Chen et al., 2007; Wang et al., 2007b; Li and Li，2007; Chu et al., 2012c)。

侏罗纪至白垩纪，华南板块上构造主要以伸展走滑作用为主，表现为NE-SW向的走滑或者正断作用，伸展穹窿，同构造岩浆作用以及断陷盆地的形成(Gilder et al., 1991; Lin et al., 2000; Zhou and Li，2000; Shu et al., 2009)。尤其在华南板块东南缘，由于太平洋板块的俯冲作用，形成了大面积的花岗岩和火山岩，极大地改造了燕山期之前的构造形迹(Zhou and Li，2000; Zhou et al., 2006)。 2.2 雪峰山-九岭地层单元

雪峰山-九岭地区出露的最老地层为中-新元古代冷家溪群或双桥山群，主要由砂岩、砾岩、粉砂岩、千枚岩和板岩组成(江西省地质矿产局，1984; 湖南省地质矿产局，1988)。新元古代(板溪群或落可栋组)至震旦系，这一地区表现为近3km厚的砂岩、粉砂岩和泥岩，是新元古代晋宁(四堡)期造山作用后的产物(Wang and Li，2003; Wang et al., 2012)。板溪群与下部冷家溪群在北部呈不整合接触，但向南逐渐转变成假整合乃至整合接触。一直到志留系，雪峰山-九岭地区未有明显的沉积间断。寒武纪至早志留世，沉积物源既有来自扬子地块，又有来自华夏地块，表明研究区在这一时期位于地势较低的浅海环境，而NW和SE两侧的地势较高，为本区提供了物源(Wang et al., 2010)。志留纪末至早中泥盆世，华南经历了大规模的造山作用，主要体现在区域性地层缺失，即中晚泥盆统直接覆盖在早古生代地层之上。但在研究区，从东到西，体现出一种渐变态势，即从角度不整合逐渐转变为假整合接触关系，而且在不整合两边并没有出现明显的构造变形的差异。早古生代末期，研究区在晚泥盆世-石炭纪-二叠纪-早三叠世的浅海至滨海相环境下沉积了几千米厚的灰岩、白云岩和碎屑岩。以上地层均卷入了早中生代的构造变形之中，发育了强烈的褶皱和逆冲推覆构造(湖南省地质矿产局，1988; Wang et al., 2005; Chu et al., 2012a，b; Shu et al., 2009)。

晚三叠世至早侏罗世的沉积相发生了明显的变化，从浅海-滨海相转变成陆相沉积，红色砾岩和砂岩局部地分布在山间盆地之中，不整合于老地层之上。中晚侏罗世至白垩纪陆相砂岩发育在半地堑或走滑拉分盆地之中，均与整个华南燕山期的构造岩浆活动相对应(江西省地质矿产局，1984; 湖南省地质矿产局，1988; Zhou et al., 2006; Shu et al., 2009)。 3 构造变形 3.1 雪峰山

雪峰山地区广泛分布着晚元古代至早三叠世的沉积盖层，经历了强烈的早中生代的挤压褶皱作用，并在中三叠世产生了区域性的不整合面(湖南省地质矿产局，1988)。与此类似，在早古生代末期，雪峰山地区也存在早古生代的一期构造事件，但是此次事件在雪峰山构造影响较弱。

在详细的野外地质考察基础上，我们将雪峰山早中生代造山带分为两个主要构造单元(图 2)：西部区和东部区。两个构造单元之间以雪峰山主逆冲断层(MXT)为界限，同时这个断层也是区域上的劈理前缘，导致下部韧性变形岩石被逆冲至地表。断层以西，没有劈理发育或者仅仅存在于少数褶皱的转折位置；而在断层以东，发育了大量的透入性劈理构造，同时伴随着NE-SW走向的褶皱、逆冲断层以及NW-SE向拉伸线理等构造现象。而在整个雪峰山褶皱的沉积盖层之下，存在一个区域性基底滑脱带，以糜棱岩化的石英岩和云母片岩为主，出露于花岗岩周边，受到岩体抬升作用而揭露至地表。基底滑脱带经历了强烈的韧性变形，运动学指向NW，将沉积盖层与基底变质岩解耦。

图 2

Fig. 2

图 2 雪峰山地质图 MXT-雪峰山主逆冲断层；BFB-反冲构造边界；CLF-郴州-临武断裂Fig. 2 Geological map of Xuefengshan MXT: Main Xuefengshan Thrust; BFB: Back-folding Boundary; CLF: Chenzhou-Linwu Fault

我们对雪峰山西北缘地区进行了详细的地质考察(图 2和图 3a)。这一区域的构造线方向以NNE-SSW为主，形成了大规模的箱型褶皱，新元古代至志留纪地层均卷入了褶皱，变形以脆-韧性为主，如褶皱、膝折或方解石脉变形(图 4a)。北部，逆冲断裂带切过研究区，寒武纪或奥陶纪岩石被逆冲推覆至志留纪泥页岩之上(图 3a)。大规模的箱状褶皱表明构造变形较强，但变现多集中背斜和向斜的翼部，核部区域地层水平。翼部地层近直立，普遍发育不对称褶皱，性质为滑脱褶皱，滑脱方向指向向斜核部。本区域即使是出露最深的中晚元古代冷家溪群也仅仅经历过低级变质作用(葡萄石-绿纤石相变质作用)，由此可见西部区处于整个雪峰山造山带构造层次的上部，缺少韧性变形和中高级变质作用。

图 3

Fig. 3

图 3 雪峰山构造剖面图(据Chu et al., 2012a修改)Fig. 3 Cross-sections of Xuefengshan(modified after Chu et al., 2012a)

图 4

Fig. 4

图 4 雪峰山地区构造野外及显微照片 (a)密集发育的S型方解石脉，指示了向SE的顺层滑脱作用；(b)灰岩中倾向SE的第一期渗透性劈理构造(S1)，指示了上部指向NW的运动学；(c)D2期极性SE的不对称褶皱，同时存在倾向NW的轴面劈理；(d)第三期构造D3发育的直立褶皱与直立劈理(S3)；(e)灰岩中发育的逆冲断层，断层下盘形成了褶皱作用；(f)基底滑脱带中糜棱岩化的岩石，可见长石旋转残斑，周围新生的石英构成压力影，运动学极性NWFig. 4 Field and photomicrographic photos of structures in Xuefengshan (a)well developed S-type calcite veins indicating a top-to-the SE layer parallel collapse;(b)penetrative S1 cleavage dipping to the SE in limestone with top-to-the NW kinematics;(c)SE-verging asymmetrical fold of the D2 event with NW-dipping axial planar cleavage;(d)upright fold and cleavage(S3)developed in the D3 event;(e)a thrust fault in limestone with folds in the footwall;(f)mylonitized rocks of the basal decollement. The NW-verging kinematics is shown by quartz pressure shadows and feldspar porphyroclast

东部区出露了密集发育劈理的绿片岩相变质的板岩、变砂岩，这里的变质作用和变形最为强烈，是雪峰山的核心区域。新元古代-早古生代地层构成山脉主体，呈现大型的背斜形态。背斜的核心为冷家溪群，以经历了低绿片岩相变质作用的变砂岩为主。在东部区的东缘，主要为泥盆纪到早三叠世的沉积岩所覆盖，发育了褶皱和轴面劈理，灰岩中发育断裂构造。早三叠世薄层灰岩分布在向斜的核部，局部可见紧闭褶皱和尖棱褶皱。东部区的变质程度最深，但高级变质岩如角闪岩、混合岩等在研究区内并未出露。

安化地区位于东部区的北部，主要出露强烈劈理化的中晚元古代的砂岩和泥质岩(图 2)。安化以北的冷家溪群和板溪群砂岩、泥岩之中发育了走向NE、向SE陡倾的渗透性劈理S₁，这一期劈理局部替代S₀原生层理成为最显著的面状构造(图 3b)，如互层的灰岩与泥岩卷入褶皱变形，灰岩脆性破裂与泥岩的劈理共同组成了S₁(图 4b)。作为雪峰山造山带变形最为强烈的区域之一，安化地区还发育了雪峰山的后2期构造变形，分别为上部指向SE的韧性剪切(图 4c)以及直立褶皱(图 4d)，改造了第一期主构造变形。而进入到晚古生代地层之中，构造变形则以第一期为主(图 3b)，发育了大量的断层和褶皱(图 4e)。Wang et al.(2005)通过对主要断层的构造工作，认为在怀化-沅陵断裂和靖县-溆浦断裂间构造以NW向逆冲为主，SE向变形是次级的反冲构造，并对新元古代地层中的强应变岩石进行Ar-Ar定年，获得了194.7±0.3Ma的全岩年龄。而我们依据野外获得的构造叠加关系认为，极性SE的韧性剪切改造了极性NW的构造，如劈理等，因此二者并不是同期形成的(Chu et al., 2012a)。而且，安化南部大神山岩体侵位于褶皱地层之中(图 2和图 3b)，Xu et al.(2014)对其进行锆石SHRIMP测年后结果为211Ma，因此这与韧性变形时间有近20Ma的差距，我们认为Wang et al.(2005)所获得的Ar-Ar年龄应该代表了冷却年龄，而不是变形的时间，真正的构造时间应早于211Ma。

在西部区与东部区之下，存在着一个韧性变形强烈的滑脱面。韧性变形岩石主要在花岗岩周边出露，而又以城步地区出露面积最大(图 2)。城步地区位于雪峰山造山带的南部，主要由苗儿山早古生代岩体和早中生代岩体，及新元古代浅变质岩组成。这一地区新元古代岩石由板岩、片理化砂岩和含石榴石二云母片岩组成，经历了绿片岩相变质作用，发育了渗透性的面理构造，并由于早中生代花岗岩的侵位而形成背斜构造(图 3c)。NW-SE方向拉伸线理以及NE-SW方向的细褶纹广泛发育在强变形的糜棱岩化岩石之中，并且均指示了上部指向NW的韧性变形(图 4f)。因此，城步地区为雪峰山地表出露出的造山带最深的单元，代表了一条基底深变质岩之上的强应变带，上部指向NW的剪切为主要特征，但是与盖层变形类似，这些石英岩和云母片岩也被后期构造所叠加，受到直立褶皱的改造。例如糜棱岩和云母片岩的面理乃至矿物拉伸线理均被褶曲，广泛发育了近直立的轴面劈理(Chu et al., 2012b)。

综上所述，整个雪峰山地区可划分为西部区和东部区，经历了3期构造变形，主变形期以上部指向NW的剪切为特征。作为雪峰山的主要分界线，同时也是劈理前缘，主逆冲断层在地表主要以逆冲断层和两侧劈理构造的差异性发育为野外特征，深层次韧性变形物质被逆冲至地表。基底滑脱带解耦了上部沉积岩与下部变质岩吸收了浅部变形，使得深部岩石未出露于地表(图 5)。研究区内，由于地壳尺度的地震资料较为缺乏，地壳内部结构尚不清楚。秦葆瑚(1991)曾根据四川黑水至福建泉州的地球物理大断面的地震资料分析给出了雪峰山下的地壳模型，也证明雪峰山地区主要发育了向NW的逆冲构造，但是缺少更为细致的地壳结构模型。而丁道桂等(2007)通过重新解释地震资料之后认为，在地震反射剖面中，一条倾向SE的低速层可能代表了位于东部区之下的深部基底滑脱带，并行成了雪峰山的现今构造格架。因此，我们认为雪峰山主逆冲断层和其他的次级逆冲断层在地下最终都汇入主滑脱带之中。雪峰山造山带中的上部地壳变形，如逆冲断层、褶皱和劈理构造均是主滑脱带之上的薄皮构造，并不是厚皮构造(Yan et al., 2003)。但是在没有详细的地震深部资料的情况下，基底卷入逆冲和褶皱的可能性并不能排除。因此需要更为详尽的地球物理资料来观察雪峰山的下部构造，从而与上部地表的逆冲推覆相耦合。

图 5

Fig. 5

图 5 雪峰山区域构造剖面图(据Chu et al., 2012b修改)Fig. 5 Tectonic section of Xuefengshan(modified after Chu et al., 2012b)

根据岩石组成不同，九岭地区可以分为九岭地块和萍乡盆地(图 6)。九岭地块以元古代沉积岩及浅变质岩为主，而萍乡盆地则出露晚古生代至早中生代沉积岩。九岭地块整体上为一个大型背斜构造，在南缘发育了多条韧性剪切带。与雪峰山不同度是，除了波及新元古代至早三叠世地层的早中生代变形之外，在野外沿韧性剪切带可以观察到两期较早的构造变形，影响了新元古代-早古生代岩石单元。第一期以上部指向NNW的剪切变形为主要特征，发育了大量的不对称褶皱、同斜褶皱及S-C组构(Chu and Lin，2014)。韧性剪切带中花岗岩和砂岩均被强烈变形，石英条带与长石残斑清晰地指示了上部向NNW的运动学(图 7a)。同时，石英颗粒完全被新生重结晶颗粒所代替，而且石英颗粒被强烈拉长，表明变形温度在400~500℃左右。第二期变形也是韧性剪切，近直立的面理和水平线理，以及云母鱼构造表面运动学特征为右行走滑(图 7b)。石英变形特征与第一期构造类似，说明变形温度在400℃以上。由于上述两期变形仅发育在九岭地块中，并未卷入萍乡盆地的晚古生代-早中生代地层，因此可以断定变形时代早于中生代，为早古生代造山作用产物(Chu and Lin，2014)。

图 6

Fig. 6

图 6 九岭构造地质图(a)及剖面(b)Fig. 6 Geological map(a) and cross-section(b)of Jiuling

图 7

Fig. 7

图 7 九岭地区构造野外及显微照片 (a)石英被强烈拉长成S型，指示了上部指向NNW的运动学；(b)黑云母鱼指示右行走滑运动；(c)层理(S0)与劈理S1；(d)极性NW的不对称褶皱Fig. 7 Field and photomicrographic photos of structures in Jiuling (a)stretched S-type quartz grains indicating top-to-the NNW shearing;(b)biotite fish with dextral shear sense;(c)bedding(S0) and cleavage(S1);(d)NW-verging asymmetrical fold

在九岭地块和萍乡盆地之中，广泛发育了第三期构造。这期构造变形不仅影响了中-新元古代至早三叠世的地层，还将早期构造形成的劈理再次褶皱，形成了叠加构造。第三期构造主要形成了大量的较为宽缓的不对称褶皱，褶皱的翼间角大多在60~120度之间，未见紧闭褶皱或同斜褶皱。在局部地区，可见褶皱同期形成的劈理构造(图 7c)以及断层相关褶皱(图 7d)，运动学均为上部指向NW。总体上，D₃期构造变形所形成的构造层次较高，位于脆-韧性构造过渡域，比雪峰山地区的盖层变形深度还要浅，因此，即使运动学方向与早古生代变形较为接近，仍可以与早期变形区分开。

从整体上看，九岭地区不仅经历了早中生代的挤压变形，还存在早古生代的构造变形痕迹。早古生代变形形成于地下约10km深，而早中生代变形的构造层次则更接近地表，并改造了早期构造，在新元古代地层之中发育了叠加褶皱(图 6b)。由于在九岭南缘地区早古生代地层基本缺失，结合所观察到的韧性变形，我们认为九岭地区的低-中绿片岩相岩石在新元古代已经抬升至地表或近地表区域，而真正的早中生代构造的下部基底变质岩石并未出露，而且由于岩浆活动较弱，同时代强变形岩石及变质岩也未能揭露，所以我们可以推断在早中生代，九岭地区可能也存在一个基底滑脱带，使得上下地壳解耦，深部岩石无法抬升至地表。前人带地球物理数据表面，在大别山南部与九岭地块北缘之下约10km的区域存在一个反射面(Dong et al., 2004)，很有可能对应着一个基底滑脱带，并且向南逐渐加深，最终汇入江山-绍兴断裂带这一薄弱区域。 4 构造年代学

无论是雪峰山还是九岭，主体早中生代变形卷入的地层均为新元古代至早三叠世，表明变形发生在早三叠世之后，为构造变形时间下限提供了一个较好的约束。雪峰山出露了大量的构造变质岩石，通过选取云母片岩中独居石进行电子探针U-Th-Pb测年，我们得到了两个中三叠世年龄(Chu et al., 2012b)，243±9Ma和226±18Ma，证明变质变形作用发生在这一时期内(图 8)。雪峰山-九岭地区广泛发育的三叠纪花岗岩切穿了区域构造形迹，通过精确的锆石SIMS U-Pb测年，花岗岩的结晶年龄在225~215Ma之间(图 8)，与独居石年龄具有很好的协调性，说明在雪峰山-九岭早三叠世造山过程中，构造变形与变质作用发生在245~225Ma之间，而随着挤压作用的结束，造山垮塌，地壳发生部分熔融，花岗岩侵位发生在225~215Ma之间。

图 8

Fig. 8

图 8 雪峰山-九岭年代学投图(数据来自Chu et al., 2012b，c)Fig. 8 Geochronological diagram of Xuefengshan and Jiuling(data from Chu et al., 2012b，c)

详细的野外地质工作表明，雪峰山和九岭都经历了早中生代挤压构造变形，二者的运动学特征相似，均为上部指向NW。从构造单元和岩石组成上看，二者都没有出露深部岩石，而且不发育板缘造山带所特有的蛇绿岩和岛弧岩浆，所以应该属于一条陆内造山带。从变形层次和强度上看，雪峰山都要高于九岭，所以雪峰山应该位于陆内造山带的中部，而九岭则位于边部。

位于核心区的雪峰山以雪峰山主逆冲断层为界，分为西部区和东部区，西部区变形较弱，未经历变质作用，而东部区变形强，经历了低绿片岩相变质作用及韧性变形(Chu et al., 2012a，b)。早中生代挤压作用形成了三期构造变形，分别为上部指向NW的和上部指向SE的剪切，以及水平缩短产生的挤压构造，而且早期倾向SE的劈理被后期NW极性的褶皱所改造，最后被花岗岩侵位切割。

丘元禧等认为，虽然早中生代的构造也有影响，但是雪峰山的主体构造是早古生代，在其核心区——黔东南-桂北雪峰山逆冲推覆断褶带中发育了大规模准原地的逆冲推覆，之后发生了滑覆构造(丘元禧等，1998，1999)；Yan et al.(2003)认为雪峰山和武陵山分别为飞来峰，并且形成了多层次的逆冲推覆，这与Hsü et al.(1988)的观点类似，即华南板块经历的大规模、长距离的推覆，不同点在于前者认为板溪群在晚中生代被推覆，而后者认为板溪群是早中生代的构造混杂岩。但是实际上，老地层盖在新地层之上也可能是由于地层陡倾出发生切层的重力滑脱现象导致(Faure et al., 1998)。Wang et al.(2005)指出雪峰山形成于早中生代的转换挤压环境下，走滑是构造起因，而挤压则是主要表现形式。但实际上走滑构造切过了晚三叠世花岗岩体，因此是发生在造山后花岗岩侵位之后。结合年代学结果，我们认为这三期变形为三叠纪构造事件在不同时间段的不同体现。

而在九岭地区，早古生代构造变形较为清楚的记录在地表出露岩石之上，表明早古生代事件影响到了这一区域(Faure et al., 2009; Charvet et al., 2010)。在早中生代(中三叠世)，九岭记录了NW-SE向挤压，不仅在萍乡盆地晚古生代-早中生代地层中形成了大规模的逆冲推覆与褶皱，还将九岭地块中早古生代时期形成的面理再次褶皱。整个浅表强变形弱变质岩石单元之下，可能存在的基底滑脱带起到了将上下地壳解耦带作用，使得深部岩石未揭露至地表。造山作用晚期，小规模发育的岩浆活动将这期构造切割，岩体侵位年龄与雪峰山一致，在220Ma左右(Chu and Lin，2014)。因此，九岭与雪峰山共同构成了一条弧形的陆内造山带。

通常情况下，造山带中滑脱带主要发育在能干强度低的岩石如蒸发岩或黑色页岩中，从而吸收了整个区域的构造缩短(Beaumont et al., 1994; Escher and Beaumont，1997; McQuarrie，2004)。在主滑脱带之下，基底岩石没有经历强烈的变形。而在雪峰山-九岭造山带，新元古代至早三叠世沉积盖层之下应当存在着一条区域范围的基底滑脱带，从而吸收了NW-SE向的构造缩短。新元古代早期形成的沉积岩如泥岩和粉砂岩很好的扮演了强应变带的角色，成为雪峰山-九岭的基底滑脱带。在雪峰山地区，基底滑脱带岩石主要有云母片岩、石英岩、变砂岩和少量正片麻岩，经历了绿片岩相变质，糜棱岩化作用明显，代表了基底与盖层之间的强应变带。然而，雪峰山-九岭早中生代造山带的基底岩石至今还未有报道，缺少绿片岩相以上的高级变质岩或混合岩化岩石。

放眼于整个华南板块，其板块边缘在早中生代经历了强烈的构造作用(Hacker and Wang，1995; Harrowfield and Wilson，2005; Lepvrier et al., 2011)。然而陆内造山过程一直存在争议。前人曾经将雪峰山的逆冲推覆体系的成因归为扬子板块和华北板块在晚侏罗世至早白垩世向西的递进变形，但是却忽略了早中三叠世的构造事件，如晚三叠世的造山后期岩体以及区域不整合，并没有与川东白垩纪的构造变形区分开(Yan et al., 2003)。Wang et al.(2005，2007a，b)通过在雪峰山和云开大山的构造学和年代学研究认为，早中生代华南板块在华北板块和印支板块两个刚性块体的作用下，处于以走滑为主的扭压环境之下，形成了走滑挤压山系，雪峰山作为山系的西缘，运动学方向指向NW；而福建省的褶皱冲断带代表了山系的东缘，挤压逆冲方向指向SE，两者组成了双向逆冲构造。但是福建省的挤压构造主要发生在晚侏罗世，而雪峰山主要为早中生代构造，因此二者的形成时间有所不同。大别造山带和印支造山带作为华南板块北缘和南缘重要的碰撞造山带，形成了大规模的逆冲推覆带，然而二者均为NW-SE走向，与雪峰-九岭造山带走向近垂直，很难将二者的成因相联系；龙门山造山带记录了中生代-新生代的构造变形，但是并非碰撞造山带，因此应力影响范围有限。所以，由于动力学方向的不同以及构造影响的范围，这些造山事件都无法解释雪峰山的构造成因。

近些年来，针对华南中生代褶皱逆冲构造的一种新解释引起极大关注。Li and Li(2007)提出，整个华南板块在早中生代均卷入了陆内造山过程，整个陆内造山带宽达1300km。局限地分布在山间盆地中的晚三叠世陆相或湖滩相沉积代表着造山后的沉积物，而湖南和江西从石炭-二叠纪的厚层白云质灰岩至早三叠世的海相薄层灰岩则表明沉积环境逐渐变浅的一个过程(江西省地质矿产局，1984; 湖南省地质矿产局，1988)。依据这个模式，对应于太平洋板块的平板俯冲，褶皱和逆冲断层的发育、同造山岩浆作用以及前陆盆地的沉积均向华南板块内部迁移。但是，太平洋板块俯冲的开始时间依旧存在争议，一些作者认为西向俯冲一直到~125Ma才开始(Engebretson et al., 1985)，但是其他人却认为板块俯冲从早三叠世甚至是晚二叠世就已经开始了(Li et al., 2006)。除此之外，华南板块上的三叠纪岩体年龄主要分布在235~210Ma，并且分布并没有明显的规律(陈卫锋等，2006; Chen et al., 2007; Wang et al., 2007b; Li and Li，2007; Chu et al., 2012c)。这些岩体的年代学数据并不支持从SE向NW逐渐迁移年轻的岩浆带，进而冲击了平板俯冲最重要的基础，但是三叠纪W或者NW向的古太平洋俯冲作用证据较为充分，不仅仅因为海南岛上存在晚二叠世的岛弧岩浆岩，而且在日本岛弧之上，也存在着晚二叠世至早中三叠世的高压变质作用(Faure and Charvet，1987; Faure et al., 1988; Li et al., 2006)。因此，如同新生代的天山在欧亚和印度大陆碰撞作用下重新活化一样，早中生代的雪峰山造山带就在华南板块东缘的古太平洋板块俯冲作用下而形成。

作者通过详细的构造学和年代学的分析，并综合和前人的工作，提出了新的模式，试图解释华南板块早中生代的构造演化(图 9)。晚二叠世开始，华南板块在经历了长距离的漂移之后，逐渐停滞下来。北侧与华北克拉通发生碰撞，在其东南侧古太平洋板块俯冲，形成了二叠纪末的岛弧岩浆岩，并在板块边缘的区域形成了NW的逆冲构造，或者走滑伸展构造(图 9a)。在三叠纪，约245Ma开始，板块东南缘的挤压应力传递至华南板块内部，一直以薄弱带存在的华夏-扬子古缝合带江山-绍兴断裂/郴州-临武断裂在此时活化，在其西部区域发育大面积的逆冲断层和褶皱，形成了雪峰山-九岭陆内造山带(图 9b)。

图 9

Fig. 9

图 9 华南早中生代陆内构造演化图(据Chu and Lin，2014修改) MOHO-莫霍界面；LVZ-岩石圈底界面Fig. 9 Intracontinental orogenic evolution of the South China Block(modified after Chu and Lin，2014)

综上所述，华南板块内部的构造变形是以陆内造山的形式实现的，其动力学来源于板块边缘的挤压作用而产生的远程效应。整个华南板块内部早中生代发育了长达几百千米、从广西北部经湖南至江西的陆内褶皱带，从而奠定了华南板块现今的构造格架。 6 结论

雪峰山-九岭陆内造山带形成于早中生代，经历了强烈带挤压变形，形成了大规模向NW带逆冲推覆带，构造变形停止后发育了大规模造山后岩浆活动。造山作用可以分为两个阶段，即245~225Ma的挤压变形阶段和225~215Ma的垮塌-岩浆侵位阶段。华南板块这一绵延近千千米的弧形陆内造山带主要发育在江山-绍兴/郴州-临武断裂带之上。这条扬子与华夏地块的古缝合带以潜在的薄弱带形式存在于华南板块之上，早中生代受到古太平洋板块俯冲作用影响而重新活动，形成了雪峰山-九岭陆内造山带。