大地构造演化各阶段

2431 在华南地区普遍存在太古宙—古元古代的结晶基底

在江南—雪峰隆起带的中段益阳所出露的古、中元古代玄武质科马提岩代表了古大洋高原有一系列古火山。这些火山热点是通过一个上升的深地幔柱部分熔融方式直接从深地幔中析出物质，组成了古扬子陆块古、中元古代具原始地幔性质的生长层。

地球物理探测表明：沿雪峰隆起东、西两侧大断裂带，分布着数个强重力异常低值，如通道南山顶为-115×10-5m/s2，黔阳白马山异常低值为-110×10-5m/s2（蒋洪堪等，1992；金昕等，1997）。结合电阻率异常，西侧武陵—凤凰一带上地幔存在高电阻体，可达1000Ω·m以上，块体延伸约140km；东侧黔阳一带也有地幔高电阻体，电阻率达1000Ω·m，块体延伸可达170km，组成一形似碟状的高阻块体。地壳电阻率大于5000Ω·m，表明存在古、中元古代低温、高阻岩石，属于低热流冷块。如在娄底 涟源邵阳一带地表热流密度值平均为2624mW/m2，深部热流值平均为965mW/m2（张术根等，1996）。莫霍面温度为258～295℃（袁学诚等，1989）。在雪峰两侧各有一平行的低阻带（约50Ω·m），它们是超基性岩喷溢和侵位的通道裂解带（陈心才，1996；方剑，1999）。

2432 晋宁旋回是地壳的又一次开合运动

晋宁运动使整个江南块体与扬子块体拼贴、裂谷封闭、块体从而趋向稳定，转入准地台式沉积（郭令智等，1980 ，1984）。在湘桂海盆，该旋回早期的裂陷作用形成了广西的丹州群、湖南的马底驿组和高涧群，并使湘桂海盆转化为稳定的大陆边缘沉积。江南块体和扬子块体拼贴，使江南古陆逐步趋向稳定，而湘桂海盆及闽浙赣粤海盆的特征分化更加明显，大概以茶陵—郴州、四会—吴川断裂为界。界线以东为闽浙赣粤海盆，基底为华夏块体；以西为湘桂海盆，基底为扬子块体。江南块体和扬子块体于晋宁期拼贴后，闽浙赣粤海盆的构造系统由原来的北东向转为北东东—东西向，海盆进入了双大陆边缘裂陷槽活动阶段（北部边缘—位于江南古陆隆起带西南侧，受控于铅山—弋阳—宜春断裂系；南部边缘位于华夏块体的西北边缘，受控于南平—宁化，南康—瑞金，信丰—南雄，河源—广州断裂系）（李继亮，1993）。中、新元古代出现的第一次海洋封闭沉积序列，是武陵运动的直接结果，其变形特征与全球一致的陆—陆碰撞后的格局不同，碰撞后的古地理格局仍然是北陆南海，这是侧相拼贴增生的结果（殷鸿福，1999）。与此相对应，冷家溪群与上覆地层之间的接触关系，在湘北、湘西为高角度不整合、角度不整合；而在湘中则变为整合接触、连续沉积或浊流海底削蚀不整合。由武陵运动造就的北陆南海、北高南低的古地理及同沉积断裂控制了新元古代—早古生代的沉积特征。综上所述，晚元古代时期，湖南的大地构造环境应是陆内裂谷海盆，板溪群是此裂陷海盆内，不同构造相位的正常陆源—火山碎屑岩沉积，不是构造混杂岩，也不是构造嵌入的残留洋片。

2433 加里东运动对华南大地构造格局的形成起到了重要的作用

加里东运动导致了扬子陆块和华夏板块的最终拼合，形成华南统一的大陆板块。湖南泥盆纪盆地是加里东旋回的第一个沉积盆地的一部分，关于其大地构造背景主要有这么两种认识：①湖南泥盆纪盆地是处于被动大陆边缘环境（舒良树等，1995）；②加里东运动导致扬子陆块和华南褶皱带对接碰撞，并发生前陆挠曲作用，湖南泥盆纪盆地为前陆盆地（袁学诚，1989）。本文认同前陆盆地之说，并在此基础上探讨其演化过程特点。

加里东运动使两个沉积类型截然不同的陆块拼合，导致了古生代中期的海洋封闭沉积序列的第二次形成；并以高成熟度、少山间盆地相的磨拉石为标志。但加里东运动，并未形成造山链，而是形成了一个由江南隆起与武夷—云开隆起所夹持的中心式盆地。湖南泥盆纪盆地，其基底是由扬子陆块东南大陆边缘的前陆挠曲部分组成（包括前陆盆地的构造沉降和负荷沉降部分），盆地西部和北部边界是扬子陆块东南大陆边缘前陆隆起所形成的雪峰古陆、江南古陆、幕阜山古陆；盆地的东部边界为华夏板块西缘仰冲所形成的武夷山古陆。由于造山过程的斜向碰撞及北东向基底断裂的左行拉张走滑，盆地堆积空间成为一北东向的长条状。由东向西迁移时，内部的构造分异受前陆盆地，逆冲推覆构造线的影响，而呈南北向展布，并控制了古地理格局，盆内的古地貌为北高南低，东高西低，且在南部钦州、防城一线，可能与古大洋相通。

湖南泥盆纪盆地经历了加里东和海西两个大的演化旋回，它的演化可以追溯到志留纪，这从区域上志留系与奥陶系之间的接触关系可以得到证实：在湘西北地区，志留系与奥陶系之间为平行不整合；而在湘中、湘南一带，两者则为连续沉积接触。志留系为一套深水浊流相沉积，显示了两板块开始碰撞，发生前陆挠曲、边缘抬升，导致区域内志留系与奥陶系之间接触关系格局的形成。湖南泥盆系与下伏老地层之间的角度不整合关系，表明加里东造山运动的主幕发生于此时。如江永下泥盆统源口组同寒武系呈高角度不整合；常宁、江华等地亦是如此；而中泥盆统跳马涧组的下伏最老地层位下志留统。这样，早晚古生代地层之间的不整合时代应属于加里东运动（湖南省地质矿产局，1989）。所以说加里东运动对泥盆纪盆地的形成和演化起了决定性的作用。

在早泥盆世，扬子陆块与华夏板块沿绍兴—江山—郴州—南宁一线，拼合形成了中国南方早古生代的前陆盆地，并进入前陆盆地的充填、剥蚀和削平阶段；随着海平面的下降，在前泥盆系基底上沉积了源口组和半山组的陆相磨拉石沉积组合；盆地通过充填和进一步的剥蚀削平，到中泥盆世跳马涧期沉积时，已成为一缓坡的地形，构造相对稳定，控制盆地的有效容纳空间为海平面上升，由此形成了湖南泥盆系的海相沉积盆地的第一个海侵面（谢窦克等，1997）。在湘中和湘南一带，起初为陆源碎屑沉积海盆，属滨浅海环境，以波浪作用为主。岩石为灰白色的石英砂岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩；在新邵白云铺、巨口铺、城步，隆回关峡等地，主要以潮汐作用为主，该期地层由紫红色的石英粉砂岩和泥岩、粉砂质泥岩组成宏观的砂泥质韵律互层。而靠北边和西边的涟源雷鸣桥、娄底及张家界一带仍然以河流沉积为主，岩石为紫红色的含砾砂岩、石英粉砂岩和泥岩组成韵律。盆地演化至棋梓桥期，由于海平面不断上升，海侵不断由东南向西北和东北方向侵进，使得盆地成为统一的浅海盆地环境。在靠近古陆的张家界一带，为陆源碎屑的滨浅海环境，形成巨厚的石英砂岩夹薄层的泥岩，沉积构造丰富；在其南部海域，早期为、灰色的中厚层状泥岩、页岩、钙质粉砂岩夹泥质粉砂岩，为陆源碎屑沉积的浅海陆架环境，向上逐渐发展成为以泥灰岩、灰泥岩沉积为主，由黑色薄—中层状钙质泥岩、含生物屑粉沙质泥灰岩、生物灰岩、泥晶灰岩所组成，它们成互层产出，顶部泥灰岩中，具有明显的水平层理。至此除北边以及西北部靠近古陆区仍为陆源碎屑滨岸沉积环境之外，全省境内形成了统一的碳酸盐浅海环境（殷鸿福，1999）。

进入佘田桥期后，由于特提斯构造域的拉张效应，使得北东向的基底同生断裂活动，并产生强烈的拉张兼左滑作用，形成一些北东向的相对抬升隆起区和沉降区（赵崇贺等，1996）。这些断裂在湖南境内主要有冷水江—龙胜断裂带、钦州—灵山断裂带等。沿这些断裂带相应地在碳酸盐陆棚上形成了北东向的新化—城步台间盆地和灵山—衡阳台间盆地，使得湖南泥盆纪盆地进入了台盆分裂阶段，在空间上形成了台、盆交叉，台中有盆、盆中有台的复杂古地理景观。

到晚泥盆世锡矿山期，由于构造活动变弱，海平面下降，造成了本区广泛的海退，从而形成广泛的向上变浅序列，使得湖南全境成为统一的稳定陆架，陆屑掺和作用表现强烈，原有的台盆相已变为开阔的碳酸盐陆架相，再进一步被潮坪相、三角洲相所取代；到锡矿山晚期碳酸盐浅海大幅度向南收缩，其余均被陆源碎屑浅海和滨岸，陆棚环境代替，而完成了泥盆纪沉积盆地的沉积演化史，奠定了石炭纪的沉积基底（杨明桂，1995）。

尽管早古生代末期，扬子块体与华南加里东褶皱带拼接在一起，形成了稳定的陆壳，但在晚古生代，尤其是在东吴运动时期，这一稳定陆壳在湖南区内具有强烈的活动，是一个较为活动的被动大陆边缘，在早二叠世末—晚二叠世初，江南隆起上升成为古陆，新化株洲断裂以南和双牌—长寿断裂的活动，以及桑植五里溪、衡山滨家坪等地的火山活动，均表明早古生代末期形成的被动大陆边缘在该时期具有较为活动的特点。在新化—株洲断裂以南，龙潭煤系分布的主要地区，沉积相分布具有明显的对称性：以双牌—株洲断裂一线为中心，向东、向西均具有由滨浅海—三角洲过渡相—陆相—剥蚀区的特征。当时的滨浅海沉积位于东安—衡阳—双牌一线西南，呈一向广西全州开口的喇叭状，这种沉积环境和相类分布，也表明该区大部分处于被动大陆边缘，并非稳定大陆边缘沉积。叶红青（1987）利用砂岩的矿物成分和化学成分判别其形成的大地构造环境时，亦指出了湖南区内二叠纪大部分砂岩形成于被动大陆边缘，只有少数砂岩的形成与火山活动有关。

由此可见，华南褶皱带是古扬子陆块与华夏陆块于晋宁运动和加里东运动中拼合而成的，拼合界线在绍兴—江山—萍乡—梧州一线，在加里东运动后进入板内发展阶段；由于加里东期的拼合，并未使华南褶皱带克拉通化，因此整个海西—印支期华南褶皱带活动显示了明显的伸展特点（杨明桂，1994）。表现为地层的岩相厚度变化大，出现较多的深水沉积、复杂的古地理面貌、火山活动较频繁，这些特点充分反映在海西—印支期的华南一些盆地的性质、特点及其演化上，而二叠纪沉积盆地则是其中最具特色的演化阶段。

在古生代中期，扬子与华夏两古陆碰撞，只演化到早期阶段就停止了会聚，因此在碰撞带并未形成推覆堆叠的逆冲山链，而是形成两个边缘隆起所夹持的中心式盆地。两个边缘隆起，一是西北部的江南隆起带（在省内称雪峰隆起），另一是东南部的华夏古陆（也称武夷—云开隆起），中心式盆地则是指湘赣桂粤上叠盆地，其西南端尚存在有未封闭的残留海。晚古生代海水再度侵入，受这种古构造古地理格局的控制，晚古生代沉积序列总体规律是从南西向北东，逐层超覆。早泥盆世的沉积只限于广西至湖南的南部；中泥盆世的沉积可抵达湘赣边界；晚泥盆世的沉积可至浙赣边界；再往北则为石炭纪的沉积（刘五一，1991）。这是由于海水从西南端残留海不断向东北推进的结果，从而构成了“两种基底，同一盖层”的地壳结构。

在整个晚古生代的沉积序列中，以含珊瑚、腕足类等生物的灰岩为主，属于碳酸盐台地上的浅水型沉积。由于受微型陆块扩张的影响，自中泥盆世开始出现了一系列北东及北西向的小型断陷盆地，盆地内以黑色泥灰质及硅泥质沉积为主。生物主要为浮游型，属于深水滞流环境沉积，从而构成台盆相间的现象；二叠纪，在微型陆块扩张的基础上，盆地中心的东南侧出现了较大的深水相沉积区（下二叠统当冲组与上二叠统大隆组硅质岩分布区），这是陆源物质供应匮乏的区域。三叠世早期，湘中的西部及其西北广大地区为含底栖生物的泥灰岩沉积及咸化浅海沉积，原陆源物质匮乏的硅质岩沉积区却沉积了陆源碎屑浊积砾岩（唐晓珊等，1994），这个带的出现，与晚三叠世的陆相磨拉石堆积结合，说明了海水已经从省境内全面撤出，全省范围全面上升成陆，从此进入中—新生代构造演化阶段。

经过新田铺镇、巨口铺镇、迎光乡，至隆回的高平镇、金石桥镇。

驾车路线：全程约1310公里

起点：新邵汽车总站

1从起点向正南方向出发，沿G207行驶440米，直行进入新阳路

2沿新阳路行驶50米，过格力NO湘E0601K约160米后，稍向右转进入G207

3沿G207行驶910米，过右侧的聚富家电约160米后，左转进入蔡锷大道

4沿蔡锷大道行驶20公里，直行进入G207

5沿G207行驶44公里，直行进入蔡锷路

6沿蔡锷路行驶21公里，直行进入西湖路

7沿西湖路行驶20公里，稍向左转进入S217

8沿S217行驶32公里，直行上匝道

9沿匝道行驶690米，右前方转弯进入沪昆高速公路

10沿沪昆高速公路行驶487公里，在隆回/S219出口，稍向右转上匝道

11沿匝道行驶900米，在第2个出口，直行进入二桥路

12沿二桥路行驶19公里，左后方转弯进入G320

13沿G320行驶440米，直行进入澄水路

14沿澄水路行驶10公里，右前方转弯进入辰河路

15沿辰河路行驶11公里，直行进入S219

16沿S219行驶596公里，直行进入S312

17沿S312行驶850米，到达终点(在道路左侧)

终点：金石桥中学

新邵县，创建于1952年，由原新化县、邵阳县各析部分组成，并取两县首字以命名。初属邵阳专区，1977年10月改属涟源地区，1983年归属邵阳市。现辖11镇4乡，651个行政村，28个社区(居委会)。全县总人口739万人，有汉、回、苗、满、土家、侗、布依、壮、白、水、维吾尔、僳僳、彝、瑶、藏、黎、布朗、傣、高山等19个民族，其中汉族人口占99%。

石马江号子主要流传在湖南省新邵县迎光、龙溪铺、巨口铺、小塘、新田铺的石马江流域一带，新邵东南部、隆回高坪一带亦有分布。

2008年，石马江号子被确定为湖南省第二批非物质文化遗产名录项目。

石马江源于隆回县，流经新邵的迎光、龙溪铺、巨口铺、小塘、新田铺五个乡镇。在新田铺大禹庙村注入资江。

石马江全长虽仅百余公里，却因流经森林茂密、山势险峻、地形跌宕的雪峰山东脉，因此支流众多，水流湍急，奔腾直泻，极具气势。石马江的美丽与豪放陶冶了两岸人民快乐、坚毅和奔放不羁的性格特色。

石马江号子的产生与著名的梅山文化有着密切的渊源关系。石马江号子最具代表性的虽然是石马江石工号子，但历史最悠久的却是石马江朝圣号子。

朝圣号子现又名“南岳歌”，起源于梅山的祭祀音乐。

梅山文化可上溯至楚辞的《九歌》。据明《肇域志》载：自宋熙宁五年(1072年)开梅山，又将梅山分为上下梅山。上梅山的隆回、大阳、石马、永宁、龙潭五峒(地)置新化县，属邵州(邵阳)。

古代梅山地域辽阔，据清道光年间《宝庆府志•大政纪》载：“上下梅山溪峒，其地千里。东接潭、南接邵;其西则辰，其北则鼎。”(注：潭，潭州，今长沙;邵，邵州，今邵阳;辰，辰州，今沅陵;鼎，鼎州，今常德)而上梅山(新化)、下梅山(安化)则是梅山文化的核心圈。

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