走滑匯聚是華南廣西運動的成因？

關鍵詞 廣西運動；物源分析；碎屑多礦物U-Pb年代學；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，沉積大地構造學，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 P542.2 文獻標志碼 A

0 引言

造山運動是相鄰的巖石圈板塊在地球表面發生相對位移，產生水平方向上的擠壓力，導致巖石急劇變形而大規模隆起形成山脈的運動[1]。這種相對位移是巖石圈板塊在地球表面的古地理位置發生改變而產生絕對位移的結果。因此，恢復造山期之前相關板塊的古地理位置有助于判斷板塊相對位移的方式：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]。這是揭示造山運動過程以及動力學機制的重要依據。

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，恢復這些塊體在早古生代岡瓦納大陸匯聚時的絕對位置和相對位置對于理解岡瓦納大陸邊緣的地質演化過程至關重要[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）經歷了強烈的造山運動。該期造山運動最早被命名為“廣西運動”[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]。該期造山事件的動力學機制存在較大的爭議，爭論的核心在于造山作用的性質是陸內造山還是板緣碰撞造山。雖然這兩種造山運動模型爭論的焦點是圍繞揚子地塊和華夏地塊之間[9?11]或者華夏以東地區在早古生代是否存在洋盆[12?13]，但兩者均強調造山運動是揚子地塊和華夏地塊之間垂直于造山帶的相對位移引起。然而，揚子地塊和華夏地塊在岡瓦納北緣的絕對位置并沒有得到很好的限定[14?17]，這將直接影響兩者相對位移方向以及造山作用運動學和動力學機制的確定。

近年來，定量化的數據評估[18?22]和大樣本分析技術的發展[23]使得碎屑多礦物U-Pb年代學成為研究沉積源—匯系統和限定板塊古地理位置的重要工具[24]。基于此，匯編了華南板塊寒武系—志留系碎屑鋯石、碎屑獨居石U-Pb年代學和Hf同位素數據，利用大樣本分析技術重新評估了這些碎屑沉積物的源區，分別恢復了揚子地塊和華夏地塊在早古生代不同時期的古地理位置，通過古地理位置的變化來判斷兩者相對位移與造山帶走向之間的關系，并結合已有的區域地質資料，討論華南廣西運動的運動學特征，提出一種全新的動力學模型。

1 地質概況

華南板塊由揚子和華夏兩個塊體組成。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。揚子地塊和華夏地塊在新元古代發生碰撞[25?27]（ca. 820 Ma），形成江南造山帶。在此之后，伴隨著全球范圍內Rodinia超大陸的裂解，華南板塊進入陸內裂谷演化階段[28?29]（ca. 815～680 Ma），成為超大陸解體形成的全球裂谷系統的重要部分。

寒武紀—奧陶紀揚子地塊和華夏地塊均處于臺地—淺海沉積環境[30?31]，揚子地塊廣泛發育碳酸鹽臺地沉積，形成了巨厚的碳酸鹽巖沉積序列夾硅質巖、碳質頁巖組合；華夏地塊則主要接受陸源碎屑沉積，發育淺海斜坡相沙泥質巖，向西北方向碳酸鹽巖含量逐漸增多。這種穩定的沉積格局一直持續到晚奧陶世[32]。之后，華夏地塊和江南地區（揚子地塊東南緣）發生了一次大規模的造山運動——廣西運動（圖1）。這次造山運動導致華夏地區缺失志留系，前志留紀巖石發生強烈的變形和變質作用。武夷和云開穹隆區變質級別達麻粒巖相[33]。江南地區變質—變形作用不如華夏地區強烈，主要沿大斷裂帶發生走滑作用，形成沿斷裂帶分布的糜棱巖帶[34?37]。變質作用研究顯示，麻粒巖相變質作用的時間介于440～430 Ma，韌性剪切變形冷卻時間介于440～410 Ma[38]。廣西運動使得地殼顯著加厚，發生部分熔融進而產生強烈的花崗巖漿活動，影響范圍波及整個華夏和江南地區。巖漿活動的時代集中在460～400 Ma[38]。花崗巖漿活動以過鋁質S型花崗巖為主，巖漿鋯石較負的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]。一些巖石學的研究[48]已經證實古老的巖石圈地幔對I型花崗巖的形成有重要貢獻。前人在武夷—云開一帶報道了少量中基性巖漿活動[9?11，49]，時代集中在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]。

廣西運動在志留紀晚期結束[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，標志著新一輪海侵的開始。石炭紀—二疊紀華南板塊進入相對穩定發展階段，華夏區、江南區和揚子區被相似的淺海相碳酸鹽巖、硅質巖和少量的碎屑巖覆蓋，標志著一個真正統一的南方古地理格局開始出現。早—中三疊世，受古特提斯洋關閉的影響，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。華南地區發生了廣泛的陸內變形[52?54]和花崗巖漿作用（245～205 Ma）[55?57]，上三疊統—下侏羅統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向構造疊加[58?59]，發育了大量的140～100 Ma的侵入巖和火山巖[60?62]以及多個NE—SW向的裂谷盆地[58，63?64]。數千米的上白堊統—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 匯編數據處理

在過去的二十年里，不斷改進的同位素測年技術在地球科學領域的快速傳播有力地促進了碎屑礦物年代學的發展，發表U-Th-Pb年代學數據的出版物呈指數級增長。然而，不同樣本的分析顆粒數目的差異[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]均導致利用小樣本數據集進行源—匯分析時存在重要缺陷，極大地影響了碎屑礦物U-Pb 年代學作為精確的古地理重建指標的應用。

碎屑礦物U-Pb年代學本質上是一種基于統計學的抽樣調查，其能否代表所屬地層的真實物源，在很大程度上取決于碎屑礦物的測試數量。在利用LA-ICP-MS進行物源分析的碎屑鋯石測試時，測試數量一般被設置為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%。對于年齡組成更為復雜的碎屑巖，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。統計發現，碎屑鋯石的測試數量滿足n≥300時，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]。大樣本數據集（一般指測試數據ngt;1000）在識別出占比較低的年齡組分的同時，還可以在進行年齡相似性統計指標的計算時大幅度地提升各年齡組分估計的準確度[18]。

在對碎屑礦物U-Pb年代學數據進行解釋之前，需要進行數據評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過程。Gibson et al.[24]利用U-Pb年代學常用的相似性量化指標計算了應用不同臨界年齡的同一樣本的相似性，以驗證不同樣本容量對于最佳臨界年齡選取的影響。結果表明，樣本容量越高，最佳臨界年齡的選擇對利用大樣本數據集進行年齡對比和樣本相似性統計指標的計算的影響越小。

在碎屑礦物的U-Pb年齡測試中，三組同位素比值對應年齡間的差異用不諧和度來表示。在實際的篩選過程中，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值的差異等來計算[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的年齡峰是揚子西緣的一個特征年齡峰（圖3a-1），同時期華南內部沒有規模性的巖漿事件，僅在云南報道有少量的埃迪卡拉紀—寒武紀（555～525 Ma）的凝灰巖夾層[71?73]。揚子西緣這一時期的碎屑鋯石具有自形程度較高，年齡圖譜表現為結晶年齡與沉積年齡一致的特點[14]，顯示出近距離搬運的特征。Hf同位素數據顯示揚子西緣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庫和虧損地幔演化線之間（圖4a），表明其巖漿源區以新生地殼物質為主，并有部分古老地殼物質的再循環。上述特點指示揚子西緣550～500 Ma的碎屑鋯石可能的來源為近源的活動的大陸島弧源區，與揚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]和揚子西緣這一時期的碎屑鋯石年齡不一致。拉薩地體的巖漿活動（568～488 Ma）記錄在時間上與揚子西緣這一時期的碎屑鋯石U-Pb年齡接近，但是其廣泛分布的、顯示出以較負的ε_Hf（t）值為主的強過鋁質花崗巖與揚子西緣同時期的碎屑鋯石記錄并不一致。Chen et al.[14]認為可能的源區為靠近揚子地塊西緣的伊朗—土耳其Cadomian 巖漿弧而非東岡瓦納埃迪卡拉紀—寒武紀的同造山碎屑。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），與揚子西緣碎屑鋯石U-Pb年齡和Hf同位素的對比結果（圖4b）表現出較好的一致性。

揚子西緣寒武系—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），這一時期的碎屑鋯石的ε_Hf（ t）值集中在-25.6～19.4。揚子西緣新元古代構造— 巖漿活動十分強烈，于860～740 Ma形成了大量的侵入巖體（圖3a-3、4c）。揚子西緣新元古代地層中也保存了大量的拉伸紀碎屑鋯石，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—奧陶紀時期，揚子地塊東南部為碳酸鹽臺地沉積，不可能接受來自印度西北緣（圖3a-5）的碎屑供應。揚子西緣寒武系—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，大多數為負值。這一時期揚子西緣沒有規模性的巖漿事件，而下伏新元古界中保存的1000～900Ma的碎屑鋯石產生了917 Ma的峰值年齡（圖3a-4）。綜上，揚子西緣寒武系—奧陶系中保存的新元古代鋯石的主要來源為揚子西緣新元古代巖漿巖和沉積巖的再循環。

揚子西緣寒武系—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，揚子西緣、北緣也都報道有這一時期的巖漿記錄。例如，代表揚子基底的陡嶺雜巖[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）；中元古代的揚子北緣神農架群凝灰巖[84?85]（～1.2 Ga）等。上述基性—中酸性巖體主要出露在揚子北緣，然而寒武紀至奧陶紀期間，揚子地塊的主要隆起區分布在西部和西南邊緣，因此認為這些太古代—中古元古代的碎屑鋯石同樣來自于下伏新元古代地層。

上述對揚子西緣寒武系—奧陶系碎屑鋯石U-Pb年齡和Hf同位素數據的分析表明揚子西緣在這一時期同時接受了揚子地塊西緣基底和外部伊朗Cadomian巖漿弧兩個源區的物源供應。

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）。而華夏地區僅局部發育997～755 Ma的巖漿巖，沒有600～500 Ma左右的熱事件記錄。區域巖相古地理分析顯示，華夏地塊在寒武紀—奧陶紀處于海相環境，而揚子地塊東南部以臺地相—斜坡相的碳酸鹽巖夾深水相細碎屑巖為主（圖5a，b），所以新元古代—寒武紀（1000～500 Ma）的碎屑鋯石只能源自華夏東南緣以外的其他源區。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。對比經過匯編處理后的大數據年齡譜，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。

獨居石是過鋁質花崗巖和貧Ca的變質巖中的一種副礦物，其產出的源巖類型和形成條件要遠高于鋯石[80，91]。因此，碎屑獨居石可以作為碎屑鋯石物源分析的有效補充[92]。多種碎屑礦物組合分析可以更可靠地限定源區。Xu et al.[16]將華夏地塊南部碎屑獨居石與潛在源區火成巖和高級變質巖中獨居石進行了對比（圖3b）。采集自華夏地塊西南部廣西大明山地區的碎屑獨居石顯示出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）都存在相應的獨居石記錄[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—匯關系，更明確地將寒武紀華夏地塊的古地理位置置于印度東北緣。

3.3揚子東南緣志留系碎屑物源分析

揚子東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）與廣西運動形成的S型花崗巖的年齡相吻合，揚子東南緣和華夏地區的志留系古水流數據[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前志留紀樣品相似的年齡峰（圖3c-2）。因此，結合華夏地塊廣泛缺失志留系（圖5c），揚子東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。

4廣西運動的動力學機制

長期以來，對于廣西運動的性質存在兩種不同的認識。一種觀點是廣西運動是典型的洋殼俯沖—碰撞型造山運動。一些學者[9?13，49]依據武夷—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生了洋殼關閉之后的碰撞造山作用，消減帶位于揚子與華夏之間[9?13，49]或是沿著現今華南東南緣[98?100]。另外一種觀點認為廣西運動具有典型的陸內造山的特點。主要證據包括：華夏地塊缺乏碰撞造山帶發育的島弧巖漿巖、蛇綠巖和高壓低溫變質巖，廣泛發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。近年來的研究進一步確定了廣西運動屬于陸內造山體制。例如，過去報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]。華夏西緣在成冰紀出現了源自印度北緣和揚子地塊的物源交互現象[30，101?102]。郴州—臨武斷裂帶兩側寒武系—奧陶系也具有指狀交互沉積的特點[103]。這些證據表明，在早古生代造山作用之前揚子地塊和華夏地塊之間并不存在洋盆。

盡管多數證據[104?106]支持華南廣西運動屬于陸內造山作用，但是陸內造山的動力學機制一直是未解之謎。Faure et al.[7]認為華夏地塊在晚奧陶世沿江山—紹興斷裂向北俯沖，響應于南北向的擠壓收縮，基底與蓋層之間發生韌性滑脫，發育黑云母—石榴石—藍晶石的高溫變質相礦物組合，上覆前志留紀地層則形成向南的逆沖褶皺。然而上述角閃巖相—麻粒巖相變質作用僅在遠離江紹斷裂的武夷和云開穹窿區發育，沿江紹斷裂廣泛發育綠片巖相低級變質作用。Li et al.[8]根據南華裂谷的沉積序列演替提出了前陸盆地模型。他們認為華南板塊與印度北緣在埃迪卡拉紀—寒武紀早期發生碰撞[107]，導致華夏地塊向NW方向仰沖至揚子東南緣，華南內部發生板內變形。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被兩者之間建立的源—匯系統證明[15，108?112]。加之，印度北緣已報道的巖漿活動的年齡不晚于470 Ma[113]。因此，很難將華南早古生代陸內造山運動同印度北緣的造山作用聯系起來。Shu et al.[86]依據華夏地塊武夷山地區早古生代構造變形的扇形逆沖特點，提出南華盆地在晚奧陶世—泥盆紀沿武夷—云開一線發生上隆，隨后剝露的同造山花崗巖同時為造山帶兩側提供物源。古水流證據也表明這一時期造山帶兩側存在沉積物的雙向搬運[101?102]。Shu et al.[86]的準對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動南海地塊發生俯沖的動力來源均缺乏明確的地質證據。

學界普遍認為陸內造山運動是板塊邊緣構造活動的遠程響應[114?116]。然而，更早時期的陸內造山事件由于之后的板塊重組導致該時期的板塊邊緣消失，從而無法評估陸內造山作用的動力來源。因此，解釋古老陸內造山運動的動力學機制的前提在于恢復同期的板塊邊緣及其構造活動。具體地說，要確定板塊在全球構造格局中的位置[115]，厘清板緣構造活動與陸內變形的時間順序，從而建立二者的時空聯系。

過去的研究[14?15，17]通常依據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系起來。匯編的數據顯示，寒武紀—奧陶紀揚子西緣接收了來自伊朗Cadomian巖漿弧的外部物源，而同一時期華夏地塊接收了來自印度東北緣碎屑的輸入。物源分析結果表明，寒武紀—奧陶紀時期揚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到晚奧陶世。志留紀期間，揚子東南緣碎屑鋯石年齡圖譜和古水流數據記錄了來自武夷—云開造山帶S型花崗巖的巖漿鋯石輸入。這表明揚子地塊和華夏地塊在志留紀重新合并形成統一的華南大陸（圖5c）。揚子與華夏地塊在寒武紀—奧陶紀和志留紀兩個時期古地理位置上的相對位移與廣西運動的時空耦合表明，廣西運動是發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子地塊和華夏地塊通過陸內走滑的方式并置，從而導致廣西運動的發生。這種匯聚方式類似于Wang et al.[117]提出的模型，但是由于對揚子地塊和華夏地塊在岡瓦納北緣古地理位置重建結果的差異，認為揚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]研究認為的左行走滑。

在地殼變形過程中，先存構造邊界（通常是一些大型斷裂），往往作為后期造山過程的“構造軟弱帶”和“應變集中帶”存在[118?119]。江山—紹興斷裂的早古生代構造變形[120]表現為分布廣泛的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。運動學指向以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]研究證實在451～420 Ma期間，陳蔡地區和武夷山東段發生了NE—SW向的斜向剪切作用，并伴隨角閃巖相變質作用。這表明江山—紹興斷裂在早古生代造山階段發生構造活化，從新元古代揚子地塊與華夏地塊的碰撞邊界轉變為一條以強烈韌性剪切變形和角閃巖相變質作用為特征的高應變擠壓走滑帶[120?121]。在江山—紹興斷裂帶兩側的華夏和江南地區，早古生代韌性剪切構造的觀測結果和年代學資料進一步證實了這一觀點。在江南造山帶的九嶺地區，Chu et al.[36]和Li et al.[37]識別出多條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。韌性剪切變形的時代為460～420 Ma，變質程度達高綠片巖相。Xu et al.[34?35]在江南造山帶東段的江灣剪切帶和景德鎮剪切帶中，識別出NE—SW走向的右行走滑剪切帶，并結合云母39Ar-40Ar定年結果，確定剪切變形時代分別為～449 Ma和～447 Ma。在華夏地區，Shu et al.[123-124]研究發現武夷山地區在458～421 Ma發生強烈的構造變形作用，表現為北部向北西，南部向南東的扇形逆沖，同時伴有走滑韌性剪切。武夷山北緣韌性剪切帶內的獨居石U-Th-Pb定年結果[7，125]進一步確認了武夷山北緣于453～433 Ma發生明顯的NW—SE向擠壓縮短變形。

陸內造山的驅動力通常來自大陸邊緣的板塊俯沖或陸—陸碰撞作用[114?115，126]，且陸內變形的發生時間通常晚于板緣構造事件。碎屑物源分析結果[127]表明寒武紀—奧陶紀期間，原特提斯洋分支洋盆三岐—福山洋分割了長山—華南—印度聯合板塊和昆嵩—海南—澳大利亞聯合板塊（圖5b）。三岐—福山洋在早奧陶世（～485 Ma）發生初始洋陸俯沖[128?129]。隨著洋殼的持續消減，俯沖帶在早—中奧陶世逐漸演變為雙向俯沖體系[128]。沉積與變質記錄[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的高級變質巖[130?132]記錄了兩個聯合板塊之間的陸—陸碰撞造山作用，幾乎同步于廣西運動的啟動時間（～460 Ma）。此外，三岐—福山洋盆的關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變形的時空關系，可以推斷華南廣西運動的驅動力可能源自昆嵩—海南—澳大利亞聯合板塊與長山—華南—印度聯合板塊的陸—陸碰撞作用，碰撞應力向周緣板塊的傳播以及周緣板塊響應于岡瓦納大陸最終聚合之后的古地理位置調整可能導致了揚子地塊沿著江山—紹興斷裂向華夏地塊的走滑匯聚，最終導致了廣西運動的發生。

5結論

華南板塊大數據碎屑多礦物U-Pb年代學及Hf同位素對比結果顯示，揚子西緣寒武系—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三個次要年齡峰，ε_Hf（t）值的對比結果表明揚子西緣主要接收了伊朗Cadomian巖漿弧和揚子西緣基底的碎屑輸入。華夏地塊寒武系—奧陶系碎屑鋯石/獨居石具有1 000～900 Ma 和550～500 Ma兩期主要的年齡峰，分別對應于印度東北部的East Ghats-Rayner造山帶和Kuunga造山帶。揚子東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過鋁質花崗巖漿活動的年齡相吻合，大于440 Ma峰值的碎屑鋯石則具有與該地區前志留紀樣品相似的年齡峰。

物源分析結果表明，寒武紀—奧陶紀時期，華夏地塊和揚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。志留紀時期揚子地塊和華夏地塊重新合并形成統一的華南大陸。揚子地塊與華夏地塊在寒武紀—奧陶紀和志留紀兩個時期古地理位置上的相對位移與廣西運動的時空耦合，表明廣西運動是發生在岡瓦納大陸北緣的一種平行/斜交造山帶走向的陸內走滑匯聚作用，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于岡瓦納最終聚合之后的周緣板塊調整。

致謝 衷心感謝審稿專家和編輯部老師審閱全文，并對文章提出寶貴的修改意見和建議！涉及的U?Pb 年齡數據（附表1～4） 可在期刊官網或國家冰川凍土沙漠科學數據中心下載。