1樓：中地數媒
2.4.3.1 在華南地區普遍存在太古宙—古元古代的結晶基底
在江南—雪峰隆起帶的中段益陽所出露的古、中元古代玄武質科馬提巖代表了古大洋高原有一系列古火山。這些火山熱點是通過乙個上公升的深地幔柱部分熔融方式直接從深地幔中析出物質，組成了古揚子陸塊古、中元古代具原始地幔性質的生長層。
地球物理探測表明：沿雪峰隆起東、西兩側大斷裂帶，分布著數個強重力異常低值，如通道南山頂為-115×10-5m/s2，黔陽白馬山異常低值為-110×10-5m/s2（蔣洪堪等，1992；金昕等，1997）。結合電阻率異常，西側武陵—鳳凰一帶上地幔存在高電阻體，可達1000ω·m以上，塊體延伸約140km；東側黔陽一帶也有地幔高電阻體，電阻率達1000ω·m，塊體延伸可達170km，組成一形似碟狀的高阻塊體。
地殼電阻率大於5000ω·m，表明存在古、中元古代低溫、高阻岩石，屬於低熱流冷塊。如在婁底 漣源邵陽一帶地表熱流密度值平均為26.24mw/m2，深部熱流值平均為9.
65mw/m2（張術根等，1996）。莫霍面溫度為258～295℃（袁學誠等，1989）。在雪峰兩側各有一平行的低阻帶（約50ω·m），它們是超基性巖噴溢和侵位的通道裂解帶（陳心才，1996；方劍，1999）。
2.4.3.2 晉寧旋迴是地殼的又一次開合運動
晉寧運動使整個江南塊體與揚子塊體拼貼、裂谷封閉、塊體從而趨向穩定，轉入準地台式沉積（郭令智等，1980 ，1984）。在湘桂海盆，該旋迴早期的裂陷作用形成了廣西的丹州群、湖南的馬底驛組和高澗群，並使湘桂海盆轉化為穩定的大陸邊緣沉積。江南塊體和揚子塊體拼貼，使江南古陸逐步趨向穩定，而湘桂海盆及閩浙贛粵海盆的特徵分化更加明顯，大概以茶陵—郴州、四會—吳川斷裂為界。
界線以東為閩浙贛粵海盆，基底為華夏塊體；以西為湘桂海盆，基底為揚子塊體。江南塊體和揚子塊體於晉寧期拼貼後，閩浙贛粵海盆的構造系統由原來的北東向轉為北東東—東西向，海盆進入了雙大陸邊緣裂陷槽活動階段（北部邊緣—位於江南古陸隆起帶西南側，受控於鉛山—弋陽—宜春斷裂系；南部邊緣位於華夏塊體的西北邊緣，受控於南平—寧化，南康—瑞金，信豐—南雄，河源—廣州斷裂系）（李繼亮，1993）。中、新元古代出現的第一次海洋封閉沉積序列，是武陵運動的直接結果，其變形特徵與全球一致的陸—陸碰撞後的格局不同，碰撞後的古地理格局仍然是北陸南海，這是側相拼貼增生的結果（殷鴻福，1999）。
與此相對應，冷家溪群與上覆地層之間的接觸關係，在湘北、湘西為高角度不整合、角度不整合；而在湘中則變為整合接觸、連續沉積或濁流海底削蝕不整合。由武陵運動造就的北陸南海、北高南低的古地理及同沉積斷裂控制了新元古代—早古生代的沉積特徵。綜上所述，晚元古代時期，湖南的大地構造環境應是陸內裂谷海盆，板溪群是此裂陷海盆內，不同構造相位的正常陸源—火山碎屑岩沉積，不是構造混雜巖，也不是構造嵌入的殘留洋片。
2.4.3.3 加里東運動對華南大地構造格局的形成起到了重要的作用
加里東運動導致了揚子陸塊和華夏板塊的最終拼合，形成華南統一的大陸板塊。湖南泥盆紀盆地是加里東旋迴的第乙個沉積盆地的一部分，關於其大地構造背景主要有這麼兩種認識：①湖南泥盆紀盆地是處於被動大陸邊緣環境（舒良樹等，1995）；②加里東運動導致揚子陸塊和華南褶皺帶對接碰撞，並發生前陸撓曲作用，湖南泥盆紀盆地為前陸盆地（袁學誠，1989）。
本文認同前陸盆地之說，並在此基礎上**其演化過程特點。
加里東運動使兩個沉積型別截然不同的陸塊拼合，導致了古生代中期的海洋封閉沉積序列的第二次形成；並以高成熟度、少山間盆地相的磨拉石為標誌。但加里東運動，並未形成造山鏈，而是形成了乙個由江南隆起與武夷—雲開隆起所夾持的中心式盆地。湖南泥盆紀盆地，其基底是由揚子陸塊東南大陸邊緣的前陸撓曲部分組成（包括前陸盆地的構造沉降和負荷沉降部分），盆地西部和北部邊界是揚子陸塊東南大陸邊緣前陸隆起所形成的雪峰古陸、江南古陸、幕阜山古陸；盆地的東部邊界為華夏板塊西緣仰沖所形成的武夷山古陸。
由於造山過程的斜向碰撞及北東向基底斷裂的左行拉張走滑，盆地堆積空間成為一北東向的長條狀。由東向西遷移時，內部的構造分異受前陸盆地，逆衝推覆構造線的影響，而呈南北向展布，並控制了古地理格局，盆內的古地貌為北高南低，東高西低，且在南部欽州、防城一線，可能與古大洋相通。
湖南泥盆紀盆地經歷了加里東和海西兩個大的演化旋迴，它的演化可以追溯到志留紀，這從區域上志留系與奧陶系之間的接觸關係可以得到證實：在湘西北地區，志留系與奧陶系之間為平行不整合；而在湘中、湘南一帶，兩者則為連續沉積接觸。志留系為一套深水濁流相沉積，顯示了兩板塊開始碰撞，發生前陸撓曲、邊緣抬公升，導致區域內志留系與奧陶系之間接觸關係格局的形成。
湖南泥盆系與下伏老地層之間的角度不整合關係，表明加里東造山運動的主幕發生於此時。如江永下泥盆統源口組同寒武系呈高角度不整合；常寧、江華等地亦是如此；而中泥盆統跳馬澗組的下伏最老地層位下志留統。這樣，早晚古生代地層之間的不整合時代應屬於加里東運動（湖南省地質礦產局，1989）。
所以說加里東運動對泥盆紀盆地的形成和演化起了決定性的作用。
在早泥盆世，揚子陸塊與華夏板塊沿紹興—江山—郴州—南寧一線，拼合形成了中國南方早古生代的前陸盆地，並進入前陸盆地的充填、剝蝕和削平階段；隨著海平面的下降，在前泥盆系基底上沉積了源口組和半山組的陸相磨拉石沉積組合；盆地通過充填和進一步的剝蝕削平，到中泥盆世跳馬澗期沉積時，已成為一緩坡的地形，構造相對穩定，控制盆地的有效容納空間為海平面上公升，由此形成了湖南泥盆系的海相沉積盆地的第乙個海侵面（謝竇克等，1997）。在湘中和湘南一帶，起初為陸源碎屑沉積海盆，屬濱淺海環境，以波浪作用為主。岩石為灰白色的石英砂巖、粉砂質泥岩、泥質粉砂岩；在新邵白雲鋪、巨口鋪、城步，隆回關峽等地，主要以潮汐作用為主，該期地層由紫紅色的石英粉砂岩和泥岩、粉砂質泥岩組成巨集觀的砂泥質韻律互層。
而靠北邊和西邊的漣源雷鳴橋、婁底及張家界一帶仍然以河流沉積為主，岩石為紫紅色的含礫砂岩、石英粉砂岩和泥岩組成韻律。盆地演化至棋梓橋期，由於海平面不斷上公升，海侵不斷由東南向西北和東北方向侵進，使得盆地成為統一的淺海盆地環境。在靠近古陸的張家界一帶，為陸源碎屑的濱淺海環境，形成巨厚的石英砂巖夾薄層的泥岩，沉積構造豐富；在其南部海域，早期為黃色、灰色的中厚層狀泥岩、頁岩、鈣質粉砂岩夾泥質粉砂岩，為陸源碎屑沉積的淺海陸架環境，向上逐漸發展成為以泥灰巖、灰泥岩沉積為主，由黑色薄—中層狀鈣質泥岩、含生物屑粉沙質泥灰巖、生物灰岩、泥晶灰岩所組成，它們成互層產出，頂部泥灰巖中，具有明顯的水平層理。
至此除北邊以及西北部靠近古陸區仍為陸源碎屑濱岸沉積環境之外，全省境內形成了統一的碳酸鹽淺海環境（殷鴻福，1999）。
進入佘田橋期後，由於特提斯構造域的拉張效應，使得北東向的基底同生斷裂活動，並產生強烈的拉張兼左滑作用，形成一些北東向的相對抬公升隆起區和沉降區（趙崇賀等，1996）。這些斷裂在湖南境內主要有冷水江—龍勝斷裂帶、欽州—靈山斷裂帶等。沿這些斷裂帶相應地在碳酸鹽陸棚上形成了北東向的新化—城步台間盆地和靈山—衡陽台間盆地，使得湖南泥盆紀盆地進入了台盆**階段，在空間上形成了臺、盆交叉，台中有盆、盆中有台的複雜古地理景觀。
到晚泥盆世錫礦山期，由於構造活動變弱，海平面下降，造成了本區廣泛的海退，從而形成廣泛的向上變淺序列，使得湖南全境成為統一的穩定陸架，陸屑摻和作用表現強烈，原有的台盆相已變為開闊的碳酸鹽陸架相，再進一步被潮坪相、三角洲相所取代；到錫礦山晚期碳酸鹽淺海大幅度向南收縮，其餘均被陸源碎屑淺海和濱岸，陸棚環境代替，而完成了泥盆紀沉積盆地的沉積演化史，奠定了石炭紀的沉積基底（楊明桂，1995）。
儘管早古生代末期，揚子塊體與華南加里東褶皺帶拼接在一起，形成了穩定的陸殼，但在晚古生代，尤其是在東吳運動時期，這一穩定陸殼在湖南區內具有強烈的活動，是乙個較為活動的被動大陸邊緣，在早二疊世末—晚二疊世初，江南隆起上公升成為古陸，新化株洲斷裂以南和雙牌—長壽斷裂的活動，以及桑植五里溪、衡山濱家坪等地的火山活動，均表明早古生代末期形成的被動大陸邊緣在該時期具有較為活動的特點。在新化—株洲斷裂以南，龍潭煤系分布的主要地區，沉積相分布具有明顯的對稱性：以雙牌—株洲斷裂一線為中心，向東、向西均具有由濱淺海—三角洲過渡相—陸相—剝蝕區的特徵。
當時的濱淺海沉積位於東安—衡陽—雙牌一線西南，呈一向廣西全州開口的喇叭狀，這種沉積環境和相類分布，也表明該區大部分處於被動大陸邊緣，並非穩定大陸邊緣沉積。葉紅青（1987）利用砂岩的礦物成分和化學成分判別其形成的大地構造環境時，亦指出了湖南區內二疊紀大部分砂岩形成於被動大陸邊緣，只有少數砂岩的形成與火山活動有關。
由此可見，華南褶皺帶是古揚子陸塊與華夏陸塊於晉寧運動和加里東運動中拼合而成的，拼合界線在紹興—江山—萍鄉—梧州一線，在加里東運動後進入板內發展階段；由於加里東期的拼合，並未使華南褶皺帶克拉通化，因此整個海西—印支期華南褶皺帶活動顯示了明顯的伸展特點（楊明桂，1994）。表現為地層的巖相厚度變化大，出現較多的深水沉積、複雜的古地理面貌、火山活動較頻繁，這些特點充分反映在海西—印支期的華南一些盆地的性質、特點及其演化上，而二疊紀沉積盆地則是其中最具特色的演化階段。
在古生代中期，揚子與華夏兩古陸碰撞，只演化到早期階段就停止了會聚，因此在碰撞帶並未形成推覆堆疊的逆衝山鏈，而是形成兩個邊緣隆起所夾持的中心式盆地。兩個邊緣隆起，一是西北部的江南隆起帶（在省內稱雪峰隆起），另一是東南部的華夏古陸（也稱武夷—雲開隆起），中心式盆地則是指湘贛桂粵上疊盆地，其西南端尚存在有未封閉的殘留海。晚古生代海水再度侵入，受這種古構造古地理格局的控制，晚古生代沉積序列總體規律是從南西向北東，逐層超覆。
早泥盆世的沉積只限於廣西至湖南的南部；中泥盆世的沉積可抵達湘贛邊界；晚泥盆世的沉積可至浙贛邊界；再往北則為石炭紀的沉積（劉五一，1991）。這是由於海水從西南端殘留海不斷向東北推進的結果，從而構成了「兩種基底，同一蓋層」的地殼結構。
在整個晚古生代的沉積序列中，以含珊瑚、腕足類等生物的灰岩為主，屬於碳酸鹽台地上的淺水型沉積。由於受微型陸塊擴張的影響，自中泥盆世開始出現了一系列北東及北西向的小型斷陷盆地，盆地內以黑色泥灰質及矽泥質沉積為主。生物主要為浮游型，屬於深水滯流環境沉積，從而構成台盆相間的現象；二疊紀，在微型陸塊擴張的基礎上，盆地中心的東南側出現了較大的深水相沉積區（下二疊統當衝組與上二疊統大隆組矽質巖分布區），這是陸源物質**匱乏的區域。
三疊世早期，湘中的西部及其西北廣大地區為含底棲生物的泥灰巖沉積及鹹化淺海沉積，原陸源物質匱乏的矽質巖沉積區卻沉積了陸源碎屑濁積礫岩（唐曉珊等，1994），這個帶的出現，與晚三疊世的陸相磨拉石堆積結合，說明了海水已經從省境內全面撤出，全省範圍全面上公升成陸，從此進入中—新生代構造演化階段。
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