川黔湘构造带构造样式及深部动力学制约

苏金宝，董树文，张岳桥，李 勇，陈宣华，崔建军，张交东

1.河海大学地球科学与工程学院，南京 210098

2.中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081

3.中国地质科学院，北京 100037

0 引言

川黔湘构造带位于扬子块体东部，可分为川东隔档式褶皱带、川黔隔槽式褶皱带、雪峰山基底隆升构造带（简称雪峰山构造带）和湘桂穹盆叠加褶皱带4部分（图1）。雪峰山构造带恰位于华南重力梯度带上，同时也是华夏与扬子块体的构造结合带。研究区构造演化复杂，华南构造演化的研究长期存在争论，如华夏与扬子块体的拼合时间，以及板内变形机制等［1］。自从 Hsü等［2］提出华南造山带形成于中生代陆陆碰撞造山以来，更多的学者质疑华南存在中生代洋壳，而更倾向于中生代的印支与燕山构造事件的陆内造山作用［3－7］。研究者对于这种陆内造山的深部结构也存在不同的认识：Yan等［8］认为研究区是薄皮构造与厚皮构造多层滑脱变形的构造样式；丁道桂等［9］认为雪峰山构造带不同于薄皮与厚皮构造，而是一种过渡类型的基底拆离构造，拆离面位于中地壳；Chen［10］认为是华南中生代扬子向NW逆冲而华夏向SE向逆冲的对称式构造样式。研究区变形复杂，如何从川东隔档式褶皱转变成隔槽式褶皱［3］，它们与雪峰山构造隆升又是怎样的过渡关系，前人虽已做过大量的研究，但这一问题仍需要进一步深入讨论。

近年来很多实验模型用于调查多层缩短的构造样式。这些模型指示在挤压应力场下，上地壳变形以简单的平面斜坡式几何学方式传播或多重叠加变形。而对于下地壳流变性特征，构造往往变得更加复杂。以往主要通过地表地质研究和浅层地壳地球物理探测研究认为，典型的大陆板内变形是地台基底与盖层共同卷入变形的厚皮构造，变形主要发生在地壳中部脆－韧转换带之上。近年研究［11－12］发现，大陆板内变形因变形区域地壳和岩石圈流变学分层结构不同，可使变形发生在中上部地壳层次，也可发生在整个地壳尺度或者整个岩石圈尺度上。岩石圈受挤压，岩石圈地壳可发育不同波长的纵弯弯曲变形与岩石圈褶皱［11，13－17］，以及陆内的俯冲与滑脱等变形［18－19］。Ampferer［20］与 Laubscher［21］认 识 到 当恢复挤压缩短带变形时，经常会产生上地壳缩短量相对于其下部基底层缩短的不平衡。褶皱与冲断层作为地壳加厚机制是与地壳水平缩短相伴生的，地壳上部脆性层的平衡往往基于上部地层的拆离，即浮起的大陆岩石圈抵挡了俯冲并从下地壳与地幔岩石圈中拆离出来，因此还要形成一个下地壳的根达到上、下地壳间的平衡。地壳内的解耦拆离使造山带上部脆性层构造样式与下部韧性根带差异明显［22］，甚至产生相反的结构如鳄鱼嘴式的结构等。这种解耦拆离有助于地壳碰撞造山的平衡，岩石圈内的不同层位的拆离导致造山带大比例变化的特点。多数大陆岩石圈俯冲被认为是大洋岩石圈俯冲的延续［23－24］，而雪峰山构造带作为远离大洋板块边缘的陆内造山，其深部与浅部存在怎样的耦合，是否存在俯冲的根？研究区出露基底与褶皱冲断构造提供了板内变形的良好记录。笔者建立了研究区详细的地质剖面，参考地震深反射剖面，结合地球物理数据，讨论其深部可能的变形模式。

1 地质背景

图1 研究区和邻区地层与构造框架图以及地质剖面Fig.1 Geological map showing the general strata and structural framework of the study area and adjacent regions and geological section

扬子与华夏块体的拼合时间一般认为是在格林威尔期（1.10～0.90Ga）［25－28］或新元古代（0.87～0.82Ga）［29－31］。扬子变质基底主要由云母片岩、片岩、绢云母泥砂岩复理石及硅质岩和成层较好的杂砂岩－板岩组成［7－8，32］。扬子与华夏块体碰撞后发育新元古—古生代裂谷，为中心最大可达13km厚的深海碳酸岩碎屑岩和边部2～5km厚的浅海碳酸岩沉积［33－34］。沉积盖层主要是寒武系黑色页岩、砂岩、灰岩夹白云岩，奥陶系厚层灰岩夹白云岩黏土粉砂岩，志留系页岩及砂岩，泥盆系砂岩与粉砂岩，石炭系碎屑岩与灰岩，二叠系灰岩等［8］。下三叠统为灰岩夹泥灰岩页岩，此后以陆相地层为主。研究区经历多期构造事件，如：加里东构造事件使上泥盆统角度不整合在志留系之上［7，35－37］；三叠纪的脆韧性变形及华南广泛岩浆事件被认为是印支事件的产物［6，38－43］；燕山期形成后碰撞陆内山间盆地与陆内伸展盆地［44－45］。

研究区是以NE走向为主的构造带，宽约550 km，从东向西存在4条主要的区域尺度断裂带（图1）：城步—新化断裂、大庸断裂、金佛山—齐岳山断裂、华蓥山断裂［6，8］。因变形强度与区域位置不同致使各部位对于区域构造形成不同的响应，发育不同的构造样式。

2 构造样式分析

2.1 川东隔档式褶皱带

华蓥山断裂带是川东重要的基底边界断裂，地表上主要表现为一系列NE—SW向右阶排列的线性褶皱。川东褶皱带在平面上呈NNE走向，靠近川东北呈NW凸起的弧形构造，而在川东南呈扫帚分散样式。航磁资料显示，断裂带向南西延伸进入南部断褶皱带，终止在云南SN向的小江断裂带上，向北东延伸隐伏于大巴山前陆构造带之下。从褶皱构造样式推断，该断裂带以挤压逆冲为主，兼有右旋走滑分量［46］。褶皱背斜出露三叠系，在华蓥山处出露最老地层为寒武系。褶皱背斜相对向斜而言较窄，地层倾角较陡，一般为60°～85°，背斜近对称。向斜在靠近背斜处较陡，其他部位较缓近水平，呈箱式结构，故又称隔档式褶皱。整体结构与著名的Alps侏罗山极其相似。背斜内发育一些断层，但断层断距一般较小，向上传播逐渐转为膝折带因而未改变背斜对称尖顶式构造样式（图2）［47］。

图2 门2井—门8井井下构造剖面Fig.2 Geological profile across drills Men2and Men8

这种隔档式褶皱的出现必然存在下部滑脱层来调节上部褶皱缩短。根据岩性差异，Yan等［8］认为存在多层滑脱。下寒武统筇竹寺组为黑色炭质页岩夹膏盐岩，厚200m，上奥陶—下志留统为灰绿、黄绿、灰黑色页岩和粉砂岩，厚451m，这两层均为良好的滑脱层，这已被油田剖面及钻井所证实。基于此，笔者结合野外露头与1∶20万地质图绘制了地质剖面，并参考井与油田剖面向下合理延拓，剖面如图3。主滑脱面位于寒武系底，并发育相应前冲与后冲断层向上传播。

褶皱卷入的最新地层为上侏罗统、三叠系—侏罗系，地层连续沉积，没有大的不整合，那么川东隔档式褶皱的挤压时代应发生在白垩纪前。

2.2 川黔隔槽式褶皱带

该带东起石门—慈利—保靖断裂（大庸断裂），西至渝东金佛山—齐岳山断裂，走向NEE与NE向，宽约为220km的构造区。川黔隔槽式褶皱与川东褶皱带正相反，表现为宽阔的箱式背斜与尖棱向斜。背斜核部主要出露寒武系—奥陶系，最老核部露头出现元古宇，如梵净山背斜（图4a）。梵净山背斜同样表现为箱式背斜特点，即顶部平缓，向两端变陡，区别在于核部古生界完全剥失。向斜相对狭窄呈线状，核部残留晚三叠世—中侏罗世陆相地层，其上被早白垩世砾岩层不整合覆盖，指示褶皱构造主要定型于中、晚侏罗世的燕山运动早期［48］。从构造组合特征看，该区褶皱构造构成一个不对称的弧形构造（图1），弧顶位于川东褶皱带，呈扁平状突向NW；褶皱向南终止在广西NW—SE向紫云—罗甸断裂带。褶皱变形形态不规则，其形成受基底构造的制约。

褶皱背斜卷入了元古宇基底，说明川黔褶皱带已不是单纯的薄皮构造，而是厚皮构造。那么薄皮与厚皮构造的转化则是要关注的问题。金佛山位于川东薄皮褶皱带与川黔厚皮构造带之间，绘制地质剖面如图4b。厚皮构造与薄皮构造是连续的褶皱变形，两者之间冲断距离较小。隔槽式褶皱向NW挤压，底部逆冲断层必然与隔档式褶皱的底部滑脱面相连，以调节隔档式褶皱缩短变形。隔档褶皱基底滑脱面在5km以下，说明隔槽式褶皱的寒武系底拆离面要超过5km深，同时金佛山寒武系已隆升至地表2km，说明金佛山下的逆冲断层至少已深切入基底约7km。梵净山地质剖面（图4a）恢复板溪群与震旦系厚度应在3km左右，说明金佛山下的冲断层卷入较厚基底，是厚皮构造。向SE这条断层逐渐水平拆离至中下地壳，这已被深部探测深反射剖面所验证（图5）。梵净山剖面（图4a）也证实梵净山元古宇并不是一个推覆体，其隆升显然是受深部厚皮基底挤压变形控制，整个隔槽式褶皱区均为基底卷入式褶皱。

2.3 雪峰山构造带

雪峰山构造带以出露前寒武系为特点，作为江南造山带的西段［49］，其成因一直以来受到地质学家的关注。雪峰山构造带变形复杂，经历多期构造事件，部分出露地层已发生构造置换。

雪峰山构造带同样以NE向为主，复式褶皱组合雁列或近似雁行排列。如由东向西依次有坪下—石桥铺复背斜、淘金坪—龙鼻桥复背斜、溆浦—大坪复背斜等平行斜列或近似雁行排列。区内发育多条NE向断层，断裂多为压扭性，平面展布亦显示雁列状平行斜列，且密集成带分布。受NE向断裂控制的白垩纪盆地也显示雁行排列特征（图1）。NE向冲断层也均具有平行斜列特征，密集成带分布。如由东向西的松柏洞—大水田断裂带、双坪—小金厂断裂带、黄狮洞—油洋桥断裂带、黄岩—溆浦断裂带、潭湾—吕家坪断裂带等。除NE向断裂外还发育NNE向断裂，如黄茅园—溆浦断裂、燕子滩—黄化坪断裂带。这些断裂倾角都较大，一般都在60°以上，最高者近直立，这造成挤压的垂向隆升加大。结合地质露头剖面并参考穿过雪峰山的地震深反射长剖面，绘制了金佛山至雪峰山的地质构造剖面（图6）。图6a为芷江至川黔褶皱带边界的老基底出露构造剖面，区内发育多条逆冲断层，相邻水平距离较小但都有较大的垂向断距，若恢复地层厚度，最大剥蚀厚度要超过7km。雪峰山基底向西与川黔褶皱带的接触表现为连续的褶皱变形，有逆冲但水平断距不大。区内有雁列式褶皱与断裂分布，发育多条逆冲断层且较陡，地层发生倒转。恢复新元古代板溪群剥失与深部结构如图6b所示，板溪群的构造组合上变形较强，其下部结构似为花状的样式，这与李三忠等［37］推测的深部走滑结构一致。

图3 川东褶皱带地质剖面Fig.3 Geological profile across the Chuandong fold belt

图4 地质剖面图Fig.4 Geological profile

图5 雪峰山构造带深部结构地质剖面Fig.5 Geological section of deep－level structures across Xuefengshan tectonic belt

图6 雪峰山构造带地质剖面图Fig.6 Geological sections in Xuefengshan tectonic belt

华南块体地壳厚度变化明显，以雪峰山为界向西增厚，地壳厚为33～44km，雪峰山以东地壳减薄，一般为30km左右。布拉格重力异常从雪峰山向西为－20～－100mGal。莫霍面向西加深形成一个地幔斜坡。岩石圈厚度也变化较大，华夏块体厚为100km，而扬子块体厚为140～170km［50］。川东褶皱带与川黔褶皱带地层总缩短量为78～88 km［8，51］。

从川黔隔槽式褶皱的最西端至雪峰山是卷入了基底变形的厚皮褶皱，雪峰山基底隆升带在平面与剖面上看也并不是完全逆冲到西部隔槽式褶皱上。两者是连续的厚皮挤压构造，雪峰山地区隆升量相对较大，超过了7km。基底隆升最高处位于凤凰与怀化间的沅麻盆地，并有新元古代冷家溪群出露（图6a），后又被白垩系覆盖。向两端隆升量减少，整体是一个花状结构，中、上地壳隆升，20km下的下地壳相对平稳。这种花状的基底结构控制了川黔隔槽式褶皱与雪峰山构造带。

区内地层间角度不整合主要是中泥盆统或中—上石炭统与下伏地层、上三叠统—下侏罗统与下伏地层、白垩系与下伏地层。从地层接触关系看，区内经多期的构造活动，第一期为早古生代末，第二期为晚三叠世前，第三期在侏罗纪后，白垩纪陆相碎屑岩类沉积显著地受北东向构造控制，且与下伏地层高角度不整合，说明区内NE向构造在白垩纪前已成熟。

2.4 湘桂褶皱带

湘桂褶皱带主要出露上古生界与中生界，位于城步－新化断裂以东，整体沿雪峰山呈现向NWW方向凸出的弧形分布。地层褶皱变形轴面多倾向SE，整体指示向NW的挤压。雪峰山东缘逆冲断层与湘桂褶皱带逆冲断层相连，形成对冲构造［52］。区内褶皱轴向主要有2个方向，即近EW轴向和NE轴向，并形成穹窿式叠加褶皱［43，53］。古生界发育较厚，断层相关褶皱现象极其常见。邻近雪峰山，下古生界有倒转。区内中泥盆统不整合在下古生界之上，下侏罗统不整合在下伏地层之上。同时区内发育大量的印支期与燕山期花岗岩体（图1）。

3 陆内俯冲与基底拆沉

3.1 下地壳对冲与岩石圈褶皱

岩石圈性质一般来自板块内的矿物成分、温度梯度与压力条件等信息［54－55］。评估岩石流变信息主要靠在高温高压实验下分析矿物岩石的性质［56－57］。实验表明，冷的上部大陆地壳（主要是石英、长石等矿物）是脆性的，变形受断裂所控制。在10～20km下，温度为300～400℃，大陆地壳是在固体状态下的塑性变形而非折断破裂。事实上地震主要发生在15～20km以上，可能是因为脆韧性转换发生在这一深度。上地幔顶部以橄榄岩为主，表现为脆性可能经受一些断裂现象，而岩石圈下部层位则表现为韧性的变形。相应的强度剖面揭示这种强弱分布［57］，岩石圈可化为多层的 流变体［55］。Burov 和Yamato［58］指出高的板块运动速率（3～5cm/a）与低的莫霍温度（＜550℃）容易产生整个岩石圈的俯冲，而处于之间莫霍面温度（550～650℃）结合较低的下地壳强度容易产生壳－幔间的解耦拆离（图7a）。数值模拟与对比模型表明地壳强度及与其下的刚性或韧性地幔的耦合性决定了变形结构样式。地壳变形样式受几何边界条件限制，如对称或不对称的地幔岩石圈缩短相应产生对称或非对称的造山带，同时地壳变形受控于地壳性质以及地壳向地幔的俯冲程度。造山的过程伴随脆韧层之间的解耦拆离，挤压的程度导致下部解耦程度，即会因解耦程度不同造成地壳向地幔的俯冲。大比例结构的造山带很明显要涉及到岩石圈卷入的流变性，但流变层不一定与莫霍面一致［61］。影响大陆碰撞带演化的其他因素还有汇聚速率、岩石圈流变性、浮力与板块内压力［62－63］；另外 De Franco等［64－65］指 出 大 陆 碰 撞 带 起初阶段最相关的因素还是板块接触的几何学与耦合关系。也就是说板块接触关系可能在早期决定了整个岩石圈能否整个俯冲、拆离或没有俯冲。对于岩石圈的俯冲，Tagawa等［66］指出弱的板块边界可能比岩石圈流变性更重要。许多数值与物理模型证实大陆碰撞过程中的板块边界形状影响岩石圈的俯冲［64－65，67－69］。数值模拟（图7a）显示岩石圈上地壳褶皱，并与下地壳解耦使下地壳向下俯冲。模型代表一个冷的单一层地壳，其中地壳的1/3部分被俯冲。下部1/3处，地壳解耦拆离。

川东褶皱带与川黔褶皱带地层总缩短量为78～88km［8，51］，加之雪峰山构造带的缩短量，总缩短量约为100km，川黔湘构造带的总缩短量占总长度的20%左右［51］。多数大陆岩石圈俯冲被认为是大洋岩石圈俯冲的延续，这使得下地壳与上地幔通过向下俯冲来平衡上地壳缩短，对于这种造山带20%的缩短量并不大，造山过程中可以吸收掉大部分的缩短量。但对于并非大洋岩石圈俯冲延续的陆内造山带，20%的缩短量使上地幔也难以发生俯冲，下地壳会发生对冲，而岩石圈则轻微地弯曲以保持壳、幔间的平衡。参考深反射剖面，雪峰山下部为花状隆升结构，因而笔者认为在中生代挤压过程中，雪峰山下地壳可能存在向下对冲，地壳加厚使地幔发生轻微的弯曲褶皱使壳、幔缩短平衡，下地壳对冲的位置应位于隆升位置最高的凤凰与怀化下部（图8a）。

3.2 基底下沉

地球物理资料与地震深反射剖面并没有显示存在对冲的山根，但这并不意味着中生代就不存在这种下地壳对冲的根。

图7 岩石圈变形结构图Fig.7 Structural section of lithostheric defromation

图8 研究区深部基底变形Fig.8 Deformation of basement under the study area

地质动力学研究的一个挑战是理解地壳与地幔间的复杂作用，对流的地幔作为热引擎驱动着板块构造的表面运动。地幔耦合蠕变流动可以引起地表的正应力，使地表产生响应事件，即隆起、沉降或动力地形变化［70］。地表地势与地幔动力学之间的联系提供了解释各种阶段大陆造山的重要机制。地幔岩石圈重力不稳定性被认为是解释板内变形的一个机制，Houseman等［71］首次提出在大陆板块汇聚中，地幔岩石圈被分布的岩石圈厚度所均衡调节，紧接着黏性的地壳下部的根被地幔对流移离。密度变大、厚度增加汇聚的岩石圈下部重力不稳，并且在一定条件下可能发展成瑞利泰勒型（Rayleigh Taylortype）地幔下沉，也即岩石圈的拆沉。这种对流移除地幔岩石圈的模式，已经解释了一些岩石圈动力问题。瑞利泰勒型地幔岩石圈不稳定性是假定地壳下部岩石圈密度要比其下部地幔密度大。一般而言，地幔岩石圈发展成瑞利泰勒不稳定型是不确定的。先前的研究指示板内地壳运动可能是由重力岩石圈重力不稳的驱动或深部热地幔的下沉。地壳下层动力学被用于解释推断板块地表的构造变形。Lenardic等［72］指出依靠玄武岩地壳的流变性，地幔下沉可能驱动地壳加厚并推测形成高原。耦合的壳幔模型也指示变形的地壳可改变其下部地幔流动样式，如动力加厚的地壳可以引起壳、幔间热与力学状态的变 化［73－74］。Neil和 Houseman［75］指 出 地 幔 岩石圈下沉可以引起大陆地壳收缩并加厚，这种事件可以解释为没有水平板块边界挤压力的板内造山。由于黏性地幔流动以及下沉，地表隆起、沉降与其相呼应，导致动力地势地形与流动，并引起地壳变形的相互作用（图7b）［76］。地表变化强烈地依赖于地幔岩石圈与下地壳的耦合程度。Pysklywec和Cruden［60］用三维对比模型与二维数值模拟了壳、幔耦合动力过程，瑞利泰勒不稳定性强烈地受控于地壳流变性，而瑞利泰勒增长并不是主要受控于地幔岩石圈本身不稳定的几何学，而是受控于地表的影响。地壳加厚或减薄控制着各期阶段的地表沉降与隆升。这个实验很好地解释了板内造山、盆地、复杂的构造结构以及深部地震结构，可能是由于地壳下部地幔岩石圈瑞利泰勒不稳定性引起的地壳变化造成的。密度较大的地壳下部地幔瑞利泰勒不稳定性，很好地解释了Sierra Nevada地区岩基下缺失岩石圈的根，邻区盆地、山脉的伸展与较强的深地壳地震 组 构，以 及 Sierran 山 的 隆 升 与 热 流 等［77－78］。Pysklywec和Cruden［60］的模型与Sierra Neva地区地质有很好的一致性，地幔下沉使上部地壳隆起，而软流圈上涌致使地壳伸展。

因此认为，中生代的下地壳对冲加厚，可以使地幔弯曲，这也有利于壳、幔间的缩短平衡。下地壳很有可能与上地幔发生瑞利泰勒不稳定性的下沉（图8b），这种下沉也使雪峰山地壳厚度减小，使下地壳对冲的山根逐渐消失。下沉也可能导致软流圈地幔在雪峰山以东地区上涌，使华南出现一些中侏罗世陆内裂谷型的A型花岗岩与双峰式火山岩。这类花岗岩的成因全归功于太平洋板块俯冲伸展是有争议的，因而也不能完全否定没有雪峰山地幔下沉影响的可能。

4 讨论

4.1 深部结构与动力背景

Li等［79］指出华南1 300km宽的陆内造山开始于二叠纪时的古太平洋板块平俯冲作用，但是迄今在中国东部没发现印支期缝合线和蛇绿岩、岛弧型岩石建造等相关产物［52］。一些学者把晚二叠世—三叠纪华南大陆的变形与岩浆事件归功于华南块体与华北板块的碰撞以及印支块体与华南块体的碰撞［38，44，80－81］，但难以解 释 这 些 碰 撞 造 山 如 何 传 播 到块体内部，以及造山带走向与碰撞带走向近垂直的现象［8］。也有学者认为早中生代华南块体是由软流圈上涌而伸展形成的［34，82］，而 Wang等［6］认为雪峰山构造带在早中生代是陆内斜向挤压变形形成。这使得雪峰山构造带隆升机制存在动力来源与形成时代上的争论。不同动力来源，使得下地壳对应不同的缩短方式。

第一种情况，岩石圈变形过程中，可能存在扬子块体与华夏块体间陆内俯冲，中、上地壳与下地壳拆离，下地壳向下俯冲的形成模式（图9a）。扬子下地壳俯冲至华夏地壳之下，上地壳仰冲，这种发育模式虽与“阿尔卑斯鸟头式”造山带相似，但并不是远程推覆体，而是邱元禧等［83］所认为的近原地型的陆内俯冲。俯冲的根带可能位于雪峰山的东缘。多数学者认为雪峰山隆起是印支期的产物［6］，那么这个陆内俯冲的根很有可能在燕山期后与华夏块体的岩石圈一样拆沉减薄，造成雪峰山两侧岩石圈与地壳厚度的显著差距。实际上下地壳一般较上地壳与上地幔要软，因而下地壳的俯冲可能是有限的。

图9 雪峰山基底深部可能的结构Fig.9 Probable structures at depth under the Xuefengshan basement

第二种情况，雪峰山中、上地壳变形是受古特提斯洋关闭的结果。这种模式实际上是古特提斯洋俯冲的延续，即中、上地壳与下地壳拆离面的根带应位于华南块体与华北板块碰撞带深部，因而在NW—SE向剖面上看不到俯冲的根带（图9b）。但是，大巴山南北向造山带的范围仅限于大巴山50km，并且应力方向（NE）与剖面上的挤压方向（SE）相垂直，难以形成剖面所示NW向的挤压褶皱。

第三种情况，雪峰山隆升受古太平洋板块俯冲影响。洋壳俯冲过程中的挤压使上地壳褶皱，下地壳与上地壳解耦，下地壳加厚对冲，地壳加厚，同时随挤压岩石圈发生弯曲褶皱（图9c）。后期伸展背景下软流圈上涌致使地幔又发生拆沉。同样基底块体出露在内陆的，如美国Laramide造山带，其基底为核背斜隆起，基底存在切入地壳达24km的深断层，它与盖层共同发生变形的构造样式是典型的厚皮构造［84－85］。

笔者支持雪峰山构造带经历了一个多期构造和隆升过程［86］，印支期雪峰山受特提斯构造域影响发生左行构造挤压变形。川东卷入的最新褶皱地层是上侏罗统，因而川黔湘构造带的定型时代应该在晚侏罗纪，太平洋板块俯冲使雪峰山构造带基底再次复活，川黔湘构造构局也就在此时形成。实际上前人也多认为雪峰山的形成是与古特提斯构造域和太平洋构造域先后作用的产物，但对拆离面存在认识上的差异：朱夏［87］认为江南古陆可能是发生在硅铝层上的，是多层次盖层推掩和基底拆离的薄壳构造样式，以多梯道非平板式的向北西推掩，是印支－燕山运动的产物；丁道桂等［9］认为雪峰山隆起是印支—早燕山运动期间由SE向NW的基底拆离和推覆，是基底水平滑移形成的推覆隆起带，不是陆内造山带的厚皮构造与沉积盖层的薄皮构造，并指出雪峰山下的中—上地壳内有2个壳内高导层，一个位于8～10km深，另一位于20km深并作为雪峰山基底的主体滑移面；Yan等［8］认为雪峰山构造带是典型的基底拆离式厚皮逆冲叠瓦构造形成的陆内造山，向西至川黔隔槽式褶皱带，板溪群推覆到古生界之上，此时厚皮构造转化成川黔薄皮冲断构造；李三忠等［52］认为雪峰山是基底隆升带，印支期是一个大型原位逆冲推覆系统，且深部在中、上板溪群存在一条自SE向NW的推覆滑脱面，倾角平缓，在张家界一带逆冲至地表；李三忠等［45，22］还认为，燕山期在两侧各为一条花状走滑断裂，运动方向相反，因而表现为向南西方向的块体挤出作用，而在挤出的前缘河池和宜州表现为近东西走向的向南逆冲推覆构造，具有多期复合过程形成了剖面上现今的巨型“似花状”构造样式。通过剖面与动力学分析，认为雪峰山隆起是一个有根的厚皮构造，雪峰山隆升最高处的怀化与凤凰之间，也就是雪峰山根带所在，川黔隔槽式褶皱深部也是基底卷入的厚皮构造并与雪峰山构造带一起构成一花状深部结构。下地壳与上地幔的平衡可能通过下地壳向下对冲与岩石圈弯曲以及后期下沉来实现。

4.2 岩石圈褶皱

上地壳变形需要下地壳的缩短来平衡。但对于陆内造山带而言，由于下地壳的岩石温压条件、岩石性质的差异，使得下地壳俯冲进入强度较大的上地幔是不容易的。上地幔同样也需要一定的缩短量来满足地壳的缩短变形，研究区陆内变形缩短量较小，因而岩石圈轻微的弯曲就能解决上地壳的变形。华南块体近200km厚的岩石圈有没有发生褶皱的可能呢？

自显生宙以来，华南并不是一个稳定的陆台，而是经历了多期的构造运动，如加里东期、海西期、印支期与燕山期构造事件［4，37］。这使华南岩石圈厚度随时代发生变化，目前已不可能探知中生代以前的基底结构，因而只能通过古地理环境分析显生宙以来的构造地貌，进而分析其可能的岩石圈厚度变化。

古沉积地理研究（图10a）表明，扬子克拉通寒武纪为浅海碳酸盐岩沉积，其东南侧形成宽阔的边缘海。扬子块体与华夏块体上泥盆纪以上的沉积盖层趋于相近［88－89］。扬子块体前泥盆系与上古生界为平行不整合接触。但在成都、贵阳和昆明区域周围有3个古隆起带，下古生界有不同程度的剥蚀，而湘桂褶皱带以及东南粤赣地区的前泥盆系与上古生界均为角度不整合［90］。志留纪末，华南块体在钦州构造带留下了钦防海槽，古地理总体为北高南低，东西两侧高、中间低，多个盆地被陆地所分割（图10b）。石炭纪至二叠纪海侵使华南块体全部被海水淹没，成为广阔的碳酸盐岩台地，晚二叠世浙闽赣浅东侧和中上扬子块体浅海西侧发育滨岸带沉积，中间仍为湘桂次深海（图10c）。中生代是重要的构造变革时期，华南块体转为陆相沉积，并形成了秦岭—大别造山带、三江造山带、东南沿海造山带等现今构造格局的基本框架（图10d，e）。

图10 华南块体构造古地理与AB线地势Fig.10 Tectonic paleogeography in South China and topography along Line AB

华南沉积构造演化研究（图10）表明，川东至湘桂褶皱带一线自显生宙以来，地形地貌上经历了反复的高低起伏的演化。这种地势起伏应用于板块学说就是其周缘板块作用的结果，但板块作用显然不仅是上地壳的变形，也是地势起伏造成岩石圈厚度的变化。华南岩石圈厚度随时代演化而发生变化，这种变化在地表表现为各时期的盆地与造山带，很可能说明岩石圈受挤压而褶皱弯曲，并在不同时代使岩石圈褶皱波峰传播。自寒武纪始，研究区发生的地势变化，很可能与板块漂移过程中其自身岩石圈地幔与软流圈地幔作用导致岩石圈发生弯曲变形有关。后期的构造挤压使上地壳发生拆离，改变了块体最初地壳表层的构造格局，而深部岩石圈则表现为长期的波动构造现象。晚三叠世，在华南块体北缘秦岭—大别造山带形成之时，华南内部岩石圈的波动使华南中部隆起，晚侏罗世太平洋板块俯冲挤压，岩石圈弯曲褶皱。上地壳强烈变形使下地壳拆离对冲，对冲的“根”发生在褶皱的波谷处，同时地壳加厚使岩石圈进一步弯曲，这也使壳、幔缩短量得以更好地平衡，最终形成现今的构造格局。

5 结论

对川黔湘构造带构造样式、陆内造山模式以及深部结构进行了初步分析。川黔隔槽式褶皱是一个厚皮构造，它与雪峰山构造带构成一个整体，形成一花状结构，隆起在凤凰与怀化之间的沅麻盆地达到最高，向两侧降低，雪峰山构造带整体向川黔逆冲水平距离较小，并以压扭性走滑构造为主要特征。中、晚侏罗世，川黔湘构造带基本定型，中、上地壳褶皱变形，中地壳与下地壳解耦拆离，下地壳向下对冲，形成山根，山根并没有俯冲至地幔。上地幔岩石圈发生弯曲，同时地壳加厚使上地幔达到瑞利泰勒不稳定性，下地壳与上地幔下沉至软流圈，进一步平衡中、上地壳的缩短变形，致使雪峰山地壳厚度又发生减薄。晚中生代，由于太平洋板块俯冲，雪峰山以东岩石圈可能发生拆沉，致使其两侧岩石圈厚度产生差异。

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